吳興源，劉曉陽(yáng)，趙曉博，任軍平，許康康，孫宏偉，周佐民，龔鵬輝

（1.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心，天津 300170；2.華北地質(zhì)科技創(chuàng)新中心，天津 300170；3.中國(guó)冶金地質(zhì)總局山東正元地質(zhì)勘查院，山東 濟(jì)南 250013）

造山帶中的淡色花崗巖或高分異花崗巖經(jīng)常在時(shí)空上與花崗偉晶巖密切相關(guān)并構(gòu)成花崗巖-偉晶巖巖漿-熱液體系，這一體系中的偉晶巖和/或花崗巖通常以稀有金屬成礦（Li、Rb、Be、Nb、Ta 等）為顯著特征。此外，它們也被視作工業(yè)玻璃、陶瓷和寶石（綠柱石、黃玉、電氣石等）的唯一或者重要來(lái)源（?erny et al.，2005；Glover et al.，2012；Shaw et al.，2016）。中部非洲地區(qū)的傳統(tǒng)中元古代基巴拉造山帶（Kibara Belt）形成于羅迪尼亞超大陸聚合時(shí)期（朱清等，2023），其中發(fā)育大量中元古代—新元古代早期的過(guò)鋁質(zhì)花崗巖及與花崗巖-偉晶巖相關(guān)的礦產(chǎn)，并以標(biāo)志性的稀有金屬（Nb-Ta-Li）、W、Sn 和W 等成礦作用為特色，被稱為基巴拉成礦省（Dewaele et al.，2011，2016；Pohl et al.，2013）。據(jù)現(xiàn)有資料可知，這一地區(qū)在過(guò)去已經(jīng)累計(jì)產(chǎn)出80 萬(wàn)t 錫石（SnO2）、3 萬(wàn)t 鈮鉭鐵礦（50%Ta2O5）、3 萬(wàn)t 黑鎢礦（WO3）和600 t 黃金，伴生有少量輝鉍礦、輝鉬礦、綠柱石和軟錳礦等礦石（Pohl et al.，2013），歷來(lái)都是中部非洲備受關(guān)注的經(jīng)典研究區(qū)之一（Peeters，1956；Varlamoff，1969；Pohl et al.，1991；Dewaele et al.，2008，2009；Van Daele et al.，2018）。

通常認(rèn)為，在基巴拉成礦省內(nèi)部，與成礦直接相關(guān)的花崗巖是新元古代早期的淡色花崗巖（即所謂的G4 花崗巖），而G4 花崗巖在剛果（金）、布隆迪和盧旺達(dá)等國(guó)家均有不同程度的出露，往往被認(rèn)為是區(qū)域上含稀有金屬花崗偉晶巖的成礦母巖，同時(shí)也被證實(shí)與石英脈型W-Sn-Au 成礦作用具有密切的成因聯(lián)系，因此長(zhǎng)期以來(lái)獲得了極大的關(guān)注（Cahen et al.，1979a，1979b；Günther et al.，1989；Ikingura，1989；Tack et al.，2010；Goldmann et al.，2013；Hulsbosch et al.，2014，2016，2017；Lehmann et al.，2014）。然而，盡管過(guò)去數(shù)十年來(lái)前人已經(jīng)對(duì)中部非洲地區(qū)的G4 花崗巖開(kāi)展了大量研究，包括Rb-Sr 測(cè)年、全巖/單礦物地球化學(xué)分析、包裹體測(cè)試等方面的工作，但是長(zhǎng)期缺乏高精度的U-Pb 同位素測(cè)年和Nd-Hf 同位素等高質(zhì)量的地球化學(xué)數(shù)據(jù)支撐，總體上來(lái)看各個(gè)階段的研究成果比較分散、不系統(tǒng)，再加上不同地區(qū)的G4 花崗巖研究程度也不盡相同，導(dǎo)致對(duì)G4 花崗巖的野外判別標(biāo)志、形成時(shí)限、巖石類型、巖石成因以及產(chǎn)出的構(gòu)造背景仍存在不同的認(rèn)識(shí)（Liégeois et al.，1982；Lehmann et al.，1987；Pohl et al.，1991；Rumvegeri et al.，2004；Kokonyangi et al.，2006；Tack et al.，2010；Pohl et al.，2013；Debruyne et al.，2015），直接限制對(duì)本地區(qū)與花崗巖有關(guān)的Nb-Ta-Sn-W 成礦體系的進(jìn)一步理解。近年來(lái)，De Clercq 等（2021）和Nambaje 等（2021a）基于對(duì)盧旺達(dá)境內(nèi)的G4 花崗巖開(kāi)展的系統(tǒng)研究，就G4 花崗巖的巖石類型特征、成因和形成的構(gòu)造背景等問(wèn)題提出一些不同于前人的新認(rèn)識(shí)，從而對(duì)傳統(tǒng)觀點(diǎn)形成了挑戰(zhàn)。鑒于此，筆者結(jié)合正在執(zhí)行的國(guó)家自然科學(xué)基金青年基金項(xiàng)目及商務(wù)部援外項(xiàng)目的工作，對(duì)以往各個(gè)階段關(guān)于G4 花崗巖的文獻(xiàn)、專著或?qū)W位論文等各方面資料進(jìn)行了綜合整理和概括總結(jié)，形成了G4 花崗巖最新的研究進(jìn)展，以期能為國(guó)內(nèi)研究者開(kāi)展花崗巖（花崗偉晶巖）相關(guān)礦產(chǎn)的中外對(duì)比研究提供一定的參考，并且為在該地區(qū)進(jìn)一步尋找相關(guān)類型礦產(chǎn)提供一定的線索或啟示。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

傳統(tǒng)的中元古代基巴拉造山帶（Kibara Belt）是一個(gè)夾持于剛果克拉通、坦桑尼亞克拉通和班韋烏盧地塊之間的楔形逆沖-褶皺變形帶（Tack et al.，2010），其走向總體呈北東-北北東向，涵蓋的地理范圍從剛果（金）東南部、經(jīng)過(guò)布隆迪和盧旺達(dá)，一直延伸到坦桑尼亞西北部和烏干達(dá)西南部，總長(zhǎng)約為1 500 km，最寬處可達(dá)400 km（圖1）（Cahen et al.，1984；Brinckmann et al.，2001；Fernandez-Alonso et al.，2012；Debruyne et al.，2015；劉曉陽(yáng)等，2020；王杰等，2022），該造山帶的構(gòu)造演化通常被認(rèn)為與1.3～0.9 Ga 期間的羅迪尼亞超大陸聚合過(guò)程密切相關(guān)（Li et al.，2008；Villeneuve et al.，2019）。Tack 等（2010）以北東-南西向延伸的古元古代Rusizian-Ubende 帶為界，將最初定義的基巴拉帶劃分為卡拉戈維-安科連帶（KAB，北東段）和狹義的基巴拉帶（KIB，南西段）。近年來(lái)，法國(guó)學(xué)者Villeneuve 等（2019，2022）進(jìn)一步提出，在傳統(tǒng)基巴拉帶北段（卡拉戈維-安科連帶以西）還存在一個(gè)與卡拉戈維-安科連帶同等級(jí)別的構(gòu)造單元，并將其命名為基伍帶（KVB）。然而，不管是卡拉戈維-安科連帶、狹義的基巴拉帶亦或是基伍帶，它們的主體都是由古元古代—中元古代的變質(zhì)碎屑沉積地層（包括石英巖、頁(yè)巖及片巖等）夾少量變質(zhì)火山巖構(gòu)成，并且這些變質(zhì)表殼巖常常被一系列同造山-后造山期的S 型花崗巖和基性巖侵入（圖1）（Cahen et al.，1984；Kokonyangi et al.，2001，2004，2006；Dewaele et al.，2016；De Clercq et al.，2021）。

圖1 中部非洲傳統(tǒng)基巴拉帶區(qū)域地質(zhì)簡(jiǎn)圖（據(jù)Debruyne et al.，2015 修改）Fig.1 Simplified geological map of the Kibaran belt region,Central Africa

在狹義的基巴拉帶中，Cahen 等（1984）基于花崗巖的變質(zhì)變形程度和Rb-Sr 年齡研究結(jié)果，將該地區(qū)的花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)劃分為5 個(gè)不同的階段（A～E group），而侵入卡拉戈維-安科連帶的花崗巖則被劃分成4 個(gè)或5 個(gè)期次（Gerards et al.，1970；Klerkx et al.，1984），并且逐漸形成了G1～G4 期花崗巖劃分方案的主流認(rèn)識(shí)（Cahen et al.，1979a）。在卡拉戈維-安科連帶中，G1 花崗巖往往是一些變形特征明顯的大型巖基，其年齡大約為1 375 Ma（Tack et al.，2010），基伍帶的G1 花崗巖（花崗片麻巖和變形花崗巖）侵位時(shí)代則約為（1 350±50）Ma（Rumvegeri et al.，1990）。G2 花崗巖在卡拉戈維-安科連帶中被認(rèn)為是變形的A 型花崗巖，其形成年代跨度較大（1 360～1 260 Ma）（Ledent，1978；Liégeois et al.，1982；Tack et al.，1994）；在狹義的基巴拉帶中，G2 花崗巖則是定年結(jié)果約為（1 265±15）Ma 的似斑狀花崗閃長(zhǎng)巖（Rumvegeri et al.，1990）。侵入卡拉戈維-安科連帶的G3 花崗巖屬于亞堿性的變形花崗巖，其年齡為1 111～1 220 Ma（Lavreau et al.，1982），基伍帶中的G3 花崗巖則是年齡約為（1 189±69）Ma（Rumvegeri et al.，1990）的二長(zhǎng)花崗巖。最晚期、也是最重要的一期花崗巖就是通常所說(shuō)的G4 花崗巖，也叫淡色花崗巖或者含錫花崗巖，其定年結(jié)果顯得較為分散，為950～1 020 Ma（Cahen et al.，1979a；Brinckmann et al.，1983；Cahen et al.，1984；Dewaele et al.，2015）。雖然G1～G4 期花崗巖的劃分方案長(zhǎng)期以來(lái)已經(jīng)深入人心，但它主要是基于較老的全巖或單礦物Rb-Sr 法建立起來(lái)的，因而其精度和準(zhǔn)確性都需要注意。隨著研究的深入，在狹義的基巴拉帶中，Kokonyangi 等（2004，2006）通過(guò)高精度的單顆粒鋯石SHRIMP U-Pb 定年結(jié)果提出這些花崗巖主要可以劃分為2 個(gè)期次，早期花崗巖（A～D group 或G1～G3）的侵位時(shí)代約為（1 381±8）Ma，而晚期花崗巖（E group或G4）與Rb-Sr 測(cè)定的年齡相差不大。在卡拉戈維-安科連帶中，Tack 等（2010）通過(guò)鋯石SHRIMP U-Pb測(cè)年表明，前人劃分的G1～G3 花崗巖實(shí)際上可以歸并為3 個(gè)期次，第一期是約1 375 Ma 的雙峰式巖漿組合（S 型花崗巖與同期的基性火山-侵入巖），第二期是約1 205 Ma 的A 型花崗巖，第三期則是約986 Ma的含Sn 花崗巖（G4 花崗巖）。最近，Villeneuve 等（2022）將基伍帶中那些1 050～1 070 Ma 的年齡結(jié)果也歸并為G4 花崗巖范疇。

由此可見(jiàn)，傳統(tǒng)的基巴拉造山帶中的花崗質(zhì)巖漿作用并不像早期研究所揭示的那樣具有4～5 個(gè)期次，而最多可能只有3 個(gè)期次，但是新元古代早期的G4花崗巖的存在是毋庸置疑的，并且由于它們與稀有金屬花崗偉晶巖及石英脈型W-Sn-Au 礦床之間的密切成因聯(lián)系，一直以來(lái)都是研究人員關(guān)注的焦點(diǎn)或重點(diǎn)。由于最新的研究并沒(méi)有對(duì)花崗巖的巖漿活動(dòng)期次進(jìn)行重新劃分或命名，再加上長(zhǎng)期以來(lái)形成的習(xí)慣性用法，文中依然沿用了G4 花崗巖的舊稱。

2 G4 花崗巖年代學(xué)研究及其與偉晶巖成礦作用之間的關(guān)系

筆者系統(tǒng)收集目前已有的關(guān)于G4 花崗巖形成年代的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)。例如：全巖或單礦物Rb-Sr 等時(shí)線年齡、鋯石U-Pb 年齡和獨(dú)居石U-Pb 年齡。鑒于G4 花崗巖與偉晶巖之間的密切成因聯(lián)系，筆者也查閱了區(qū)域上有關(guān)花崗偉晶巖形成時(shí)代及其稀有金屬成礦作用的年代學(xué)數(shù)據(jù)來(lái)進(jìn)行比較（表1），包括偉晶巖全巖/單礦物Rb-Sr 年齡或Ar-Ar 年齡、鈮鉭鐵礦U-Pb年齡。

表1 基巴拉帶（狹義）和卡拉戈維-安科連帶中G4 花崗巖、偉晶巖年齡數(shù)據(jù)及鈮鉭鐵礦成礦年齡數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)表Tab.1 Summary age data of the G4 granites,pegmatites and columbite-tantalite mineralization from the Kibara belt (sensu stricto) and Karagwe-Ankole belt

早期報(bào)道的G4 花崗巖年齡數(shù)據(jù)為全巖或單礦物Rb-Sr 等時(shí)線年齡，這些年齡結(jié)果中最老的年齡約為1 020 Ma（Ledent et al.，1965；Ikingura，1989），但絕大多數(shù)為966～989 Ma（Cahen et al.，1979a，1984）。

通常認(rèn)為，花崗巖全巖Rb-Sr 同位素體系的封閉溫度較低（約600 ℃），而鋯石U-Pb 同位素體系的封閉溫度高（大于850 ℃），相比前者，后者更接近巖漿體系的溫度。因此，鋯石U-Pb 年齡結(jié)果也往往具有更高的可信度和精度。關(guān)于G4 花崗巖的鋯石U-Pb年齡記錄，最早是由Tack 等（2010）對(duì)剛果（金）東部Itombwe 地區(qū)的Kasika 花崗巖進(jìn)行鋯石U-Pb 測(cè)年時(shí)提供的，這也是區(qū)域上首次報(bào)道較為精確的G4 花崗巖形成年齡數(shù)據(jù)（986±10 Ma）。De Clercq 等（2021）對(duì)來(lái)自盧旺達(dá)Masango、Mushubati 等地的 G4 花崗巖進(jìn)行了詳細(xì)地鋯石U-Pb 測(cè)年，結(jié)果顯示這些G4 花崗巖的形成年代為959～1 014 Ma。通過(guò)對(duì)比可知，以上鋯石U-Pb 年齡結(jié)果與Nambaje 等（2021a，2021b）報(bào)道的盧旺達(dá)G4 花崗巖鋯石U-Pb 測(cè)年分析數(shù)據(jù)極為一致（945～1 011 Ma）。此外，Nambaje 等（2021a，2021b）還對(duì)盧旺達(dá)Uwinkingi、Musambira 等地的G4花崗巖樣品進(jìn)行了獨(dú)居石U-Pb 定年測(cè)試，獲得這些獨(dú)居石的年齡為971～1 021 Ma?？傮w來(lái)看，G4 花崗巖全巖Rb-Sr 等時(shí)線年齡、鋯石U-Pb 年齡與獨(dú)居石U-Pb 年齡數(shù)值在誤差范圍內(nèi)基本保持一致，可能暗示后期的熱事件（如熱液蝕變、變質(zhì)作用）對(duì)Rb-Sr 同位素體系的改造或干擾比較有限。仔細(xì)觀察不難發(fā)現(xiàn)，這些鋯石在陰極發(fā)光圖像上一般只顯示很弱的振蕩環(huán)帶或者幾乎沒(méi)有顯著的振蕩環(huán)帶，其內(nèi)部常常具有不規(guī)則分帶，同時(shí)發(fā)育明顯的核-邊結(jié)構(gòu)（圖2），很可能為局部變質(zhì)重熔/深熔成因，而不太像是巖漿高度結(jié)晶分異后形成的富揮發(fā)分殘余熔體結(jié)晶出來(lái)的鋯石特征。

圖2 盧旺達(dá)G4 花崗巖的鋯石陰極發(fā)光圖Fig.2 Zircon CL-images of the G4 granite samples from Rwanda

本地區(qū)出露的偉晶巖（尤其是那些具有稀有金屬成礦特征的偉晶巖）一直被視為G4 花崗巖巖漿經(jīng)歷高度結(jié)晶分異演化后的產(chǎn)物，即G4 花崗巖與偉晶巖之間為“母體-子體”關(guān)系。早在20 世紀(jì)60 年代，陸續(xù)有研究人員報(bào)道了盧旺達(dá)花崗偉晶巖的Rb-Sr 等時(shí)線年齡數(shù)據(jù)，結(jié)果表明它們的形成時(shí)代為940～975 Ma（Monteyne-Poulaert et al.，1962；Cahen，1964），而布隆迪的花崗偉晶巖Rb-Sr 等時(shí)線年齡則極為一致，集中在969 Ma 附近（Brinckmann et al.，1983；Lehmann et al.，1994）花崗偉晶巖的最大年齡值為Dewaele 等（2015）報(bào)道的剛果（金）東部Kalima 地區(qū)的偉晶巖白云母Ar-Ar 年齡，其形成年齡為987～1 024 Ma,而最年輕的年齡值則同樣來(lái)自剛果（金）東部地區(qū)，Dewaele 等（2016）對(duì)Manono-Kitotolo 偉晶巖開(kāi)展了白云母Ar-Ar 測(cè)年研究，獲得該偉晶巖的形成年齡為920～940 Ma。

鈮鉭鐵礦U-Pb 年齡是花崗偉晶巖稀有金屬成礦作用的最直接反映，也是判斷成巖作用與成礦作用是否具有時(shí)間關(guān)聯(lián)的重要證據(jù)。前人通過(guò)對(duì)中部非洲地區(qū)不同國(guó)家的（包括烏干達(dá)、剛果（金）、盧旺達(dá)、布隆迪）新元古代早期稀有金屬花崗偉晶巖礦床（點(diǎn)）進(jìn)行鈮鉭鐵礦U-Pb 定年（Romer et al.，1995；Melcher et al.，2008a，2008b，2009；Dewaele et al.，2011），結(jié)果顯示它們的成礦年齡為930～1 029 Ma，且明顯具有一個(gè)960～990 Ma 的峰值。

綜上所述，不同研究手段所揭示的G4 花崗巖形成時(shí)代在誤差范圍內(nèi)是比較一致的，并且與區(qū)域上偉晶巖的年齡以及稀有金屬成礦作用時(shí)間接近，比較直觀地反映了成巖事件及成礦事件二者之間的關(guān)聯(lián)性。如果再結(jié)合G4 花崗巖與偉晶巖分帶在空間上的緊密關(guān)系，以上種種證據(jù)均指示G4 花崗巖是區(qū)域上偉晶巖的成礦母巖。

3 G4 花崗巖的巖石學(xué)及地球化學(xué)特征

3.1 巖石學(xué)特征

G4 花崗巖是由Gerards 等（1970）在研究盧旺達(dá)的花崗巖時(shí)首次提出并加以命名的，通常被認(rèn)為是后造山或晚造山期花崗巖，它們往往侵入到中元古代變質(zhì)碎屑沉積地層及塑性變形的G1～G3 過(guò)鋁質(zhì)花崗巖中（Pohl,1994；Muchez et al.，2014）。這些花崗巖過(guò)去也稱為含錫花崗巖（tin granite 或 stanniferous granite），且被定義為強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)、近等粒結(jié)構(gòu)-細(xì)晶結(jié)構(gòu)或偉晶結(jié)構(gòu)、未發(fā)生變形的淡色花崗巖（leuco-granite），其內(nèi)部常發(fā)育晶洞構(gòu)造，也可見(jiàn)電氣石脈或石英脈，有時(shí)還有少量紫水晶（Gerards et al.，1970；Cahen et al.，1979b；Lavreau et al.，1982；Fernandez-Alonso et al.，1986；Pohl，1994；Pohl et al.，2013；Lehmann et al.，2014；Hulsbosch，2019）。由于遭受強(qiáng)烈的風(fēng)化作用，在它們的表面往往形成一層較厚的磚紅土覆蓋層導(dǎo)致露頭往往較差，因此地質(zhì)學(xué)家們至今也未能在區(qū)域地質(zhì)圖上準(zhǔn)確地勾勒出G4 花崗巖在野外的分布范圍（Günther et al.，1989；Lehmann et al.，2014；Hulsbosch，2019；Villeneuve et al.，2022）。Muchez 等（2014）及De Clercq 等（2021）指出，盧旺達(dá)Gatumba 地區(qū)的G4 花崗巖可見(jiàn)厘米級(jí)～分米級(jí)的石英和長(zhǎng)石晶體，發(fā)育偉晶巖結(jié)構(gòu)且含電氣石晶體（圖3a），也可見(jiàn)石英-長(zhǎng)石交互生長(zhǎng)形成的文象結(jié)構(gòu)（圖3b）。在野外區(qū)分G1～G3 過(guò)鋁質(zhì)花崗巖與G4 花崗巖主要依據(jù)3 個(gè)方面的標(biāo)志：①?gòu)目臻g位置上，G4 花崗巖與偉晶巖型鈮鉭錫礦（Nb-Sn-Ta）及石英脈型鎢礦（W）密切相關(guān)。②從巖石露頭構(gòu)造上，G4 花崗巖基本沒(méi)有發(fā)生變形或者只有輕微變形，一般不發(fā)育面理或線理。③G4 花崗巖常常沿著背斜構(gòu)造的核部或轉(zhuǎn)折端侵入。G4 花崗巖的主要礦物成分一般為石英、微斜長(zhǎng)石、鈉長(zhǎng)石和白云母（偶見(jiàn)黑云母），副礦物則包括磷灰石、電氣石、獨(dú)居石、石榴子石（鐵鋁榴石-錳鋁榴石）、鋯石、鈦鐵礦及磷釔礦。此外，常見(jiàn)的次生熱液蝕變?yōu)殁c長(zhǎng)石化、絹云母化、電氣石化和高嶺土化等（Cahen et al.，1979a；Pohl，1994；Pohl et al.，2013；Lehmann et al.，2014）。

圖3 盧旺達(dá)G4 花崗巖手標(biāo)本、野外露頭及鏡下顯微特征圖（a～b 據(jù)De Clercq et al.，2021；c～f 據(jù)Nambaje et al.，2021a）Fig.3 Hand specimen,field exposures and thin section petrography of the G4 granite from Rwanda

Ikingura（1989）對(duì)坦桑尼亞西北部（卡拉戈維-安科連帶）Bushubi 地區(qū)的含錫花崗巖（G4 花崗巖）進(jìn)行野外調(diào)查的結(jié)果表明，該地區(qū)G4 花崗巖（以 Maleba 巖體為代表）的巖石類型主要有2 種，即二云母花崗巖和白云母花崗巖。Maleba 巖體邊部與圍巖的接觸部位發(fā)育一層較薄的接觸變質(zhì)暈，并且以灰色含鐵質(zhì)千枚巖中的紅柱石變斑晶及絹云母石英角巖的出現(xiàn)為標(biāo)志。Maleba 巖體內(nèi)部發(fā)育大量的石英脈和電氣石條帶，局部石英脈中可見(jiàn)錫石。Ikingura（1989）研究指出，Maleba 巖體內(nèi)部包含4 種巖石類型。①粗粒近等粒結(jié)構(gòu)或略具似斑狀結(jié)構(gòu)的二云母花崗巖。②粗粒近等粒結(jié)構(gòu)或略具似斑狀結(jié)構(gòu)的白云母花崗巖。③中粒等粒結(jié)構(gòu)或略具似斑狀結(jié)構(gòu)的電氣石-黑云母-白云母花崗巖。④電氣石淡色花崗巖。

近年來(lái)，Nambaje 等（2021a）對(duì)盧旺達(dá)境內(nèi)的中元古代S 型花崗巖（G1～G4 花崗巖）進(jìn)行了野外地質(zhì)調(diào)查和系統(tǒng)采樣分析，他們的最新研究結(jié)果顯示盧旺達(dá)G4 花崗巖主要包括2 種類型，分別是白云母花崗巖和白云母二長(zhǎng)花崗巖（圖3c～圖3f）。其中，白云母花崗巖呈細(xì)粒近等粒狀結(jié)構(gòu)，通常不發(fā)育面理，且礦物均未出現(xiàn)拉伸線理或其他定向構(gòu)造，在礦物組成上，白云母占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)（可含少量黑云母）；白云母二長(zhǎng)花崗巖具中粒等粒結(jié)構(gòu)至偉晶結(jié)構(gòu)，不含鎂鐵質(zhì)暗色礦物，也同樣不發(fā)育面理。它們通常侵入那些發(fā)育弱片麻狀構(gòu)造的二云母花崗巖中（G1～G3 花崗巖），并出現(xiàn)文象結(jié)構(gòu)，可見(jiàn)獨(dú)居石、磷灰石、錫石等副礦物。

3.2 地球化學(xué)特征

3.2.1 主量元素

筆者統(tǒng)計(jì)了目前文獻(xiàn)或其他報(bào)告等資料中已發(fā)表的來(lái)自中部非洲地區(qū)（包括盧旺達(dá)、剛果（金）和坦桑尼亞）G4 花崗巖的主（常）量元素地球化學(xué)數(shù)據(jù)（Günther et al.，1989；Ikingura，1989；Hulsbosch et al.，2014；Debruyne et al.，2015；De Clercq et al.，2021；Nambaje et al.，2021a）。通過(guò)分析可知，這些G4 花崗巖樣品的SiO2、全堿（Na2O+K2O）、P2O5含量及Al2O3/TiO2值較高，而TiO2、Fe2O3、MgO、CaO 等含量較低，明顯與中元古代早期（G1～G3）的過(guò)鋁質(zhì)花崗巖有所差異。與Best（2003）推薦的花崗巖平均成分相比，G4 花崗巖仍然表現(xiàn)出貧TiO2、Fe2O3、MnO、MgO、CaO 含量的特點(diǎn)。在侵入巖TAS 圖解上（圖4a），中部非洲地區(qū)G4 花崗巖樣品大多落入花崗巖的范疇，但也有少數(shù)落入石英二長(zhǎng)巖或花崗閃長(zhǎng)巖區(qū)域。同時(shí)，絕大部分樣品的鋁飽和指數(shù)（A/CNK 值）均大于1.10，表明其屬于強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)花崗巖（圖4b），這種特征也反映在 ACF圖解上所有樣品均投到S 型花崗巖范圍（圖4c）。此外，樣品的Fe#值[FeOt/（FeOt+MgO）]為0.61～0.96，橫跨了鐵質(zhì)-鎂質(zhì)花崗巖區(qū)域（圖4d）；在SiO2-（Na2O +K2O-CaO）圖解上（圖4e），這些巖石的跨度范圍也很大，從鈣堿性-堿性均有分布，但主體仍為一套鈣堿性-堿鈣性系列巖石。

圖4 G4 花崗巖巖石地球化學(xué)分類判別圖Fig.4 Geochemical classification diagrams for the G4 granites from the Kibara and Karagwe-Ankole Belt,Central Africa

3.2.2 微量元素

從球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分型式圖中可以看出（圖5a），與G1～G3 過(guò)鋁質(zhì)花崗巖相比，G4 花崗巖的稀土元素總量（ΣREE=4.62×10-6～354.21×10-6）以及輕、重稀土元素的分異程度[（La/Yb）N=1.78～171.26]均比較低，并且其配分曲線整體呈現(xiàn)為較平坦的分布型式，而沒(méi)有表現(xiàn)出G1～G3 花崗巖明顯富集輕稀土元素的右傾型特點(diǎn)，部分樣品的稀土元素配分型式具有類似“四分組”效應(yīng)的特征。通常來(lái)說(shuō)，稀土元素的“四分組”效應(yīng)通常被認(rèn)為是巖漿富含揮發(fā)分，進(jìn)而形成熔體-流體共存的體系并發(fā)生相互作用的結(jié)果（趙振華等,1992）。此外，大部分G4 花崗巖樣品表現(xiàn)為中等-明顯的負(fù)Eu 異常（δEu=0.18～0.96），少量樣品具有微弱的正Eu 異常（δEu=1.09～5.99）很可能是由于含有較大的堿性長(zhǎng)石晶體導(dǎo)致的長(zhǎng)石“堆晶效應(yīng)”。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蜘蛛圖上（圖5b），G4 花崗巖明顯富集Cs、Rb、Th、U、K、Pb、P 和Sm等元素，明顯虧損Ba、Nb、Ta、La、Ce、Sr、Zr、Hf 和Ti 等元素。與不含礦的低Ca 花崗巖平均成分相比（Turekian et al.，1961），這些G4 花崗巖樣品表現(xiàn)出相對(duì)富集Rb、Cs、U、B、Ga、Ge、Y、Sc 和 Pb 等元素，同時(shí)相對(duì)虧損Ba、REE、Nb、Ta、Zr、Hf、V 和 W 等元素的特征。Ikingura（1989）和Hulsbosch（2019）均在研究中指出，與低鈣花崗巖的平均成分相比（B=10×10-6，F(xiàn)=850×10-6）（Turekian et al.，1961），來(lái)自中部非洲地區(qū)的G4 花崗巖具有富B（平均含量為40×10-6）、相對(duì)低F（平均含量為1 020×10-6）的特征。此外，與典型的含Sn 稀有金屬花崗巖相比（通常Sn＞15×10-6）（Lehmann，1990a；De Clercq，2012），大多數(shù)G4 花崗巖樣品的Sn 元素并不顯示強(qiáng)富集或高含量特征，造成這種結(jié)果的原因可能是Sn 元素在晚期的熱液事件改造或交代過(guò)程中被重新溶解，進(jìn)而發(fā)生了活化、遷移（Lehmann，1990b）。

圖5 G4 花崗巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖（a）和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蜘蛛圖（b）Fig.5 (a) Chondrite-normalized REE patterns and (b) primitive mantle normalized spider diagram for the G4 granites

3.2.3 Sr-Nd-Hf 同位素

筆者對(duì)前人已經(jīng)報(bào)道的G4 花崗巖Sr-Nd 同位素分析結(jié)果進(jìn)行了系統(tǒng)收集和整理（表2）。不難發(fā)現(xiàn)，不同地區(qū)G4 花崗巖樣品的87Sr/86Sr 初始比值變化較大，為0.700 2～0.859，那些異常高的87Sr/86Sr 初始比值反映樣品具有較高的Rb/Sr 值，可能來(lái)源于富含黏土礦物的源巖或由于后期事件的改造所致。Nambaje 等（2021a）首次對(duì)盧旺達(dá)境內(nèi)的G4 花崗巖樣品進(jìn)行Sm-Nd 同位素分析，樣品的143Nd/144Nd 值為0.510 739～0.510 874，計(jì)算的147Sm/144Nd 值為0.125～0.217，Nd 同位素初始比值為0.510 105～0.510 203，εNd（t）值為-12.40～-9.90（t=1.00 Ga），平均值約為-11.08，這些特征與Debruyne 等（2015）在剛果（金）報(bào)道的G4 花崗巖基本一致。但是，由于樣品的Sm/Nd 值普遍較高，從而計(jì)算得出的模式年齡（TDM）不合理，明顯偏大。此外，Tack 等（2010）在剛果（金）東部Itombwe 地區(qū)獲得G4 花崗巖（Kasika 巖體）的鋯石εHf（t）值為-19～-3，而這種特征與Nambaje 等（2021a）報(bào)道的盧旺達(dá)G4花崗巖Nd 同位素特征是比較一致的，反映了源區(qū)以古老地殼物質(zhì)為主。

表2 G4 花崗巖Sr-Nd 同位素?cái)?shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)表Tab.2 Summary of Sr-Nd isotope data of the G4 granites

4 巖石成因

長(zhǎng)期以來(lái)，G4 花崗巖獨(dú)特的地球化學(xué)特征常常被歸結(jié)為巖漿長(zhǎng)期分異與熱液流體聯(lián)合作用（Lehmann，1987；Lehmann et al.，1987）或者Rusizian 期變質(zhì)基底（～2.0 Ga）與G1～G3 過(guò)鋁質(zhì)S 型花崗巖作為混合的源區(qū)物質(zhì)發(fā)生部分熔融并經(jīng)歷強(qiáng)烈分離結(jié)晶作用的結(jié)果（Güntheret al.，1989；Pohl，1994；Tack et al.，2010）。筆者將已經(jīng)發(fā)表且數(shù)據(jù)較配套的G4 花崗巖投圖可知（圖6a、圖6b），除了一部分G4 花崗巖樣品落入分異的花崗巖區(qū)域外，剩下的G4 花崗巖卻并未表現(xiàn)出明顯分異的特征。本次統(tǒng)計(jì)結(jié)果顯示，絕大多數(shù)盧旺達(dá)G4 花崗巖（950～1 000 Ma）的鋯石或鋯石增生邊的Th/U 值均小于0.1（圖7），主要表現(xiàn)為變質(zhì)鋯石的特點(diǎn)（Rubatto，2017），與混合巖化作用形成的鋯石Th/U 值大多在0.1 附近或者低于0.1 的特征相似（Rubatto et al.，2009，2013）。De Clercq 等（2021）指出，盧旺達(dá)G4 花崗巖的化學(xué)成分不均一并且含有不同年齡的鋯石捕擄晶暗示這些花崗巖形成于源區(qū)物質(zhì)極為復(fù)雜的局部重熔或深熔作用（類似混合巖化過(guò)程），經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分異作用，但卻并不像傳統(tǒng)觀點(diǎn)認(rèn)為的那樣單純地只是一個(gè)深部規(guī)模較大的巖漿房長(zhǎng)期分異演化最后階段的產(chǎn)物。

圖6 G4 花崗巖巖石成因類型判別圖（據(jù)Whalen et al.，1987）Fig.6 Genetic discrimination diagrams of the G4 granites

圖7 G4 花崗巖鋯石測(cè)點(diǎn)年齡-Th/U 值圖Fig.7 Zircon Th/U ratio vs age plot of all the data-points from the G4 granites

Sylvester（1998）指出，全巖的CaO/Na2O、Rb/Sr 和Rb/Ba 值可以用來(lái)反映強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)花崗巖源區(qū)不同巖性物質(zhì)的比例（含量）變化。若考慮到CaO 對(duì)斜長(zhǎng)石熔融的貢獻(xiàn)以及風(fēng)化過(guò)程中CaO 的損失，那些由富含斜長(zhǎng)石/貧粘土成分的源區(qū)物質(zhì)（成熟度較低的雜砂巖）部分熔融產(chǎn)生的巖漿，其CaO/Na2O 值將明顯高于由富含粘土物質(zhì)的（成熟度高）泥質(zhì)巖部分熔融產(chǎn)生的巖漿（Pati?o Douce et al.，1991，1995；Claire et al.，2019）。而與此不同的是，由富云母或貧斜長(zhǎng)石的源區(qū)巖石（變泥質(zhì)巖）部分熔融產(chǎn)生的熔體將比那些富斜長(zhǎng)石或貧云母的變沉積巖（雜砂巖）部分熔融產(chǎn)生的巖漿則具有更高的Rb/Sr 值和Rb/Ba 值（Harris et al.，1993；Sylvester，1998）。盧旺達(dá)G4 花崗巖的高Rb/Sr 值和Rb/Ba 值都指示其來(lái)自富含黏土的源巖熔融（圖8a）（Sylvester，1998）。進(jìn)一步分析則不難發(fā)現(xiàn)，盧旺達(dá)G4 花崗巖的CaO/Na2O 值較低（圖8b），同時(shí)具有較低的FeOt+MgO+TiO2含量，這些特征也與變泥質(zhì)巖在含水流體存在條件下的部分熔融產(chǎn)物類似（Sylvester,1998；Pati?o Douce，1999；Li et al.，2003；Wang et al.，2019）。此外，盧旺達(dá)G4 花崗巖具有較高的U、K、Rb、Pb 含量，以及較低的Ca、Sr、Ba 含量，也從側(cè)面反映了大陸地殼物質(zhì)在巖漿成因中的貢獻(xiàn)（Nambaje et al.，2021a），這一認(rèn)識(shí)與Ikingura（1989）對(duì)坦桑尼亞西北部Bushubi 地區(qū)的含Sn 花崗巖（G4 花崗巖）進(jìn)行研究后得出的結(jié)論相一致。此外，來(lái)自Nd 同位素方面的證據(jù)揭示不同地區(qū)的G4 花崗巖源區(qū)性質(zhì)相似，具有較穩(wěn)定的εNd（t）值（平均值約為-10），反映了古老地殼物質(zhì)的貢獻(xiàn)，而較高的初始87Sr/86Sr 值也暗示了巖漿形成過(guò)程中陸源碎屑沉積物的貢獻(xiàn)。但是，那些具有異常高初始87Sr/86Sr 值的樣品則很可能是受后期事件改造的影響，因而不具有明確的指示意義（表2）。綜上所述，以上分析表明G4 花崗巖的源區(qū)物質(zhì)以變沉積巖為主，并且?guī)r漿形成方式應(yīng)該是局部的部分熔融或深熔作用。

圖8 G4 花崗巖源區(qū)成分判別圖Fig.8 Magma source discrimination diagram of the G4 granites

從花崗巖全巖Al2O3/TiO2值和Zr 含量可以推斷出過(guò)鋁質(zhì)熔體或巖漿的形成溫度和深度（壓力范圍）。與低溫巖漿相比，高溫巖漿的Al2O3/TiO2含量更低、Zr 含量更高（Watson et al.，1983；Boehnke et al.，2013；Claire et al.，2019）。前人的部分熔融實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明（Sylvester，1998），熔體的Al2O3/TiO2值主要受熔融溫度控制，在沉積物部分熔融形成過(guò)鋁質(zhì)花崗巖熔體的過(guò)程中，由于含Ti 礦物相（黑云母和鈦鐵礦）的逐步分解將導(dǎo)致巖漿中的TiO2含量隨著溫度的升高而逐漸增加。因?yàn)槭褡邮?、斜長(zhǎng)石和鋁硅酸鹽等難熔的含Al 礦物相在部分熔融過(guò)程中保持相對(duì)穩(wěn)定，所以熔體中的Al2O3含量也能保持相對(duì)穩(wěn)定（Claire et al.，2019）。通過(guò)分析可以看出，G4 花崗巖的Al2O3/TiO2值均較高，同時(shí)Zr 含量均較低，而且許多鋯石出現(xiàn)繼承核，說(shuō)明屬于低溫巖漿體系，這一點(diǎn)也和鋯石飽和溫度的計(jì)算結(jié)果相互印證（除少數(shù)幾個(gè)樣品超過(guò)800 ℃外，主體鋯飽和溫度為546～780 ℃）。Lehmann 等（2014）根據(jù)巖體與圍巖之間接觸變質(zhì)暈中的壓力指示礦物紅柱石及空間上緊密共生的稀有金屬花崗偉晶巖內(nèi)部壓力指示礦物鋰輝石的出現(xiàn)，進(jìn)而將盧旺達(dá)G4 花崗巖巖漿體系的侵位壓力值為2.5～4.0 kbar，其對(duì)應(yīng)的侵位深度為10～16 km。Pohl 等（1991）通過(guò)流體包裹體的研究工作，認(rèn)為盧旺達(dá)G4 花崗巖的侵位深度為6～12 km，對(duì)應(yīng)的壓力值為1.6～3.2 kbar。在的Al2SiO5同質(zhì)多像變體的P-T 相圖中，紅柱石出現(xiàn)的壓力值小于4.0 kbar（Holdaway，1971；White et al.，1977），而在London（2018）提出的含鋰鋁硅酸鹽P-T相圖上，鋰輝石出現(xiàn)的壓力值不小于1.5 kbar（圖9）。由此可見(jiàn)，上述不同研究者對(duì)G4 花崗巖巖漿侵位壓力（深度）的定量估算結(jié)果還是比較接近的。

圖9 含鋰鋁硅酸鹽P-T 相圖（據(jù)London，2018 修改）Fig.9 The lithium aluminosilicate phase diagram

5 構(gòu)造背景

早期研究認(rèn)為，傳統(tǒng)的中元古代基巴拉造山帶是形成于剛果克拉通和坦桑尼亞克拉通-班韋烏盧地塊之間的碰撞-縫合帶，并經(jīng)歷了多期造山和花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)（Kampunzu et al.，1986；Rumvegeri，1991）。最新的研究將該造山帶劃分為狹義基巴拉帶、卡拉戈維-安科連帶和基伍帶3 個(gè)部分，并以發(fā)育大量～1 380 Ma 和～1 000 Ma 的巖漿活動(dòng)為特征（Villeneuve et al.，2019）。在狹義基巴拉帶中[剛果（金）東南部]，那些早期的花崗巖及少量基性巖（1 376～1 417 Ma）被認(rèn)為形成于一種活動(dòng)大陸邊緣環(huán)境，G4 花崗巖則形成于大陸碰撞-造山后伸展階段，整個(gè)過(guò)程涉及經(jīng)典的板塊構(gòu)造機(jī)制，包括最初的大洋巖石圈俯沖和最終的陸-陸碰撞作用（Kampunzu et al.，1986；Rumvegeri，1989；Kokonyangi et al.，2004，2006；Debruyne et al.，2015）。前人在基伍帶的工作基礎(chǔ)相對(duì)較薄弱，但是有限的研究結(jié)果表明基伍帶的構(gòu)造演化過(guò)程與狹義基巴拉帶類似（Rumvegeri，1987；Villeneuve et al.，2022）。與此不同，在相鄰的卡拉戈維-安科連帶中，同期的巖漿活動(dòng)（～1 375 Ma 的雙峰式巖漿作用）卻被認(rèn)為形成于一種陸內(nèi)環(huán)境（Klerkx et al.，1987;Pohl，1994；Fernandez-Alonso et al.，1998，2012；Tack et al.，2010）。Fernandez-Alonso 等（2012）提出，隨著原剛果克拉通（proto-Congo Craton；～1.80 Ga）的形成，狹義基巴拉帶和卡拉戈維-安科連帶都位于克拉通內(nèi)，處于一種陸內(nèi)盆地的構(gòu)造背景，并且在狹義基巴拉帶中并未發(fā)現(xiàn)相應(yīng)的蛇綠巖及遠(yuǎn)洋深水沉積，認(rèn)為俯沖-碰撞模型是不合理的。在Tack 等（2010）和Fernandez-Alonso 等（2012）的模型中，G4 花崗巖的形成是由于贊比亞伊魯米德造山運(yùn)動(dòng)（～1.0 Ga）的應(yīng)力傳導(dǎo)“遠(yuǎn)程效應(yīng)”引發(fā)地殼增厚的結(jié)果，而巖漿作用發(fā)生在隨后的地殼伸展-松弛階段。隨著研究的不斷深入，越來(lái)越多的證據(jù)表明卡拉戈維-安科連帶同樣經(jīng)歷了與狹義基巴拉帶類似的俯沖-碰撞造山過(guò)程，從而對(duì)Tack 等（2010）的模型提出了挑戰(zhàn)（Koegelenberg et al.，2015；Nambaje，2021；Nambaje et al.，2021a；Van Daele et al.，2021）。例如，Koegelenberg 等（2014）指出，卡拉戈維-安科連帶中大約1.0 Ga 時(shí)的碰撞擠壓事件導(dǎo)致一系列緊閉褶皺和逆沖斷層的發(fā)育，這次新元古代早期的變形事件（D2）被認(rèn)為是與G4 花崗巖侵位同期的。Günther 等（1989）認(rèn)為傳統(tǒng)基巴拉帶中的含錫花崗巖（G4 花崗巖）與產(chǎn)出于非造山環(huán)境裂谷帶內(nèi)的尼日利亞含錫花崗巖及后造山伸展背景的歐洲中部厄爾士山（Erzgebirge）地區(qū)的含錫花崗巖明顯不同，基巴拉帶的G4 花崗巖很可能形成于一種擠壓構(gòu)造背景，對(duì)應(yīng)同造山階段。為此，筆者對(duì)前人已經(jīng)發(fā)表的剛果（金）、布隆迪、盧旺達(dá)和烏干達(dá)等國(guó)家的G1～G3 花崗巖以及G4 花崗巖樣品進(jìn)行了地球化學(xué)投圖。結(jié)果顯示，G1～G3花崗巖與G4 花崗巖基本上落入同碰撞花崗巖或火山弧花崗巖范圍（圖10a～圖10c），并屬于活動(dòng)大陸邊緣環(huán)境（圖10d）。但是，從構(gòu)造演化階段的角度來(lái)看，G1～G3 花崗巖應(yīng)該屬于同碰撞花崗巖，而G4 花崗巖屬于同碰撞-后碰撞花崗巖，對(duì)應(yīng)羅迪尼亞超大陸的最終聚合事件。此外，少數(shù)來(lái)自盧旺達(dá)的A 型花崗巖（～1 370 Ma）落入板內(nèi)花崗巖區(qū)域則可能反映了弧后伸展環(huán)境，說(shuō)明發(fā)生了巖石圈拆沉及軟流圈上涌，這個(gè)動(dòng)力學(xué)過(guò)程與Debruyne 等（2015）的模型也是比較吻合的。

圖10 G4 花崗巖構(gòu)造環(huán)境判別圖Fig.10 Tectonic discrimination plots for the G4 granites from the Kibara and Karagwe-Ankole Belt

6 成巖成礦過(guò)程

G4 花崗巖是區(qū)域上稀有金屬花崗偉晶巖的成礦母巖，并且也與熱液石英脈型W-Sn 礦具有密切的成因聯(lián)系（Pohl et al.，1991，2013；Pohl，1994；Romer et al.，1995）。已有研究表明，在工作程度較高的盧旺達(dá)Gitarama-Gatumba 地區(qū)，花崗偉晶巖與G4 花崗巖在時(shí)間-空間上緊密相連。如果以G4 花崗巖的成分為起始點(diǎn)，通過(guò)瑞利分離結(jié)晶模擬巖漿演化過(guò)程，結(jié)果顯示從黑云母?jìng)ゾr、二云母?jìng)ゾr、白云母?jìng)ゾr到礦化偉晶巖的演化程度越來(lái)越高，它們分別代表母巖漿（G4 花崗巖熔體）發(fā)生0～69%、69%～92%、92%～98%及98%分離結(jié)晶作用的產(chǎn)物（Hulsbosch et al.，2014；吳興源等，2020）。在G4 花崗巖分異演化形成偉晶巖的過(guò)程中，與造巖礦物不相容的成礦元素Sn、W、Nb 和Ta 在殘余熔體中不斷富集，當(dāng)體系中的水達(dá)到飽和后，發(fā)生熔體-流體不混溶作用，隨即開(kāi)始出溶中等鹽度巖漿流體（Hulsbosch et al.，2016）。W 由于較高的溶解度傾向于進(jìn)入流體，并以鎢酸根絡(luò)合物的形式遷移，而Sn 則傾向于進(jìn)入熔體相中，只有當(dāng)體系的Cl 含量足夠高時(shí)才會(huì)選擇性地進(jìn)入流體相中（Hulsbosch，2019）。因此，盡管這種巖漿流體同時(shí)具有W 和Sn 的成礦潛力，但是隨著G4 花崗巖巖漿體系的不斷演化，出溶的流體形成W 礦的潛力越來(lái)越低，而形成Sn 礦的潛力則越來(lái)越高。這些出溶的流體沿著早期的構(gòu)造薄弱帶（斷裂、節(jié)理、層理）侵位，并與不同巖性的圍巖發(fā)生水-巖反應(yīng)，成礦元素最終沉淀、富集成礦，形成石英脈型礦床（Muchez et al.，2014；Hulsbosch，2019）。在G4 花崗巖體系出溶含W 流體的同時(shí)，已經(jīng)過(guò)渡為巖漿-熱液體系，此時(shí)殘余熔體極為富集一些被稱為“結(jié)構(gòu)調(diào)節(jié)劑”的元素（Nb、Ta、Sn、B 和 P），使熔體具有極低的密度、粘度和表面張力，以及較高的擴(kuò)散率、反應(yīng)活性和流動(dòng)性，它們進(jìn)一步分異演化就形成了從黑云母?jìng)ゾr一直到含稀有金屬偉晶巖的分帶組合。

7 結(jié)論

（1）G4 花崗巖年齡為921～1 021 Ma，G4 花崗巖的形成時(shí)代與偉晶巖年齡以及偉晶巖內(nèi)部稀有金屬（Sn-Nb-Ta-Li）成礦作用時(shí)間接近，反映了成巖事件及成礦事件二者之間的關(guān)聯(lián)性，指示G4 花崗巖是區(qū)域上偉晶巖的成礦母巖。

（2）G4 花崗巖為近等粒結(jié)構(gòu)-細(xì)晶結(jié)構(gòu)或偉晶結(jié)構(gòu)的淡色花崗巖，巖石類型包括二云母花崗巖、白云母二長(zhǎng)花崗巖、白云母花崗巖等，由于強(qiáng)烈風(fēng)化導(dǎo)致難以在野外準(zhǔn)確圈定范圍。

（3）G4 花崗巖的SiO2、全堿（Na2O+K2O）、P2O5含量及Al2O3/TiO2值較高，而TiO2、TFe2O3、MgO、CaO等含量較低，鋁飽和指數(shù)較高，主體為一套鐵質(zhì)、鈣堿性-堿鈣性系列巖石；G4 花崗巖的稀土元素配分曲線整體較為平坦，明顯富集Cs、Rb、Th、U、K、Pb、P 和Sm，虧損Ba、Nb、Ta、La、Ce、Sr、Zr、Hf 和Ti。

（4）G4 花崗巖的初始87Sr/86Sr 值較高、全巖εNd（t）值均為負(fù)值，鋯石多含捕擄晶并且鋯石Th/U 比值顯示變質(zhì)來(lái)源的特征，其源區(qū)物質(zhì)以變泥質(zhì)巖為主，巖漿形成方式主要是局部的部分熔融或深熔作用，而并不像過(guò)去認(rèn)為的那樣是一個(gè)深部規(guī)模較大的巖漿房長(zhǎng)期分異演化最后階段的產(chǎn)物，G4 花崗巖的演化與區(qū)域成礦作用存在直接關(guān)聯(lián)。結(jié)合區(qū)域構(gòu)造演化研究，推測(cè)這些花崗巖很可能形成于基巴拉造山作用的同碰撞-后碰撞階段。