2014, Vol. 30
2. 新疆地质矿产开发局第一地质大队, 昌吉 831100
, XUE ChunJi1, LIU JiaJun1, WANG JianPing1, YANG JunTao2, ZHANG FangFang1, ZHAO ZeNan1, ZHAO YunJiang2
2. No.1 Geological Party, Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Exploration, Changji 831100, China
作为中亚造山带晚古生代构造演化的一部分，东天山构造带从泥盆纪到二叠纪经历了一个完整的拉张、俯冲、碰撞造山及后碰撞演化阶段，是全球显生宙构造-岩浆事件以及陆壳增生最显著的地区(Chen et al., 2007，2012; Pirajno， 2009，2013; 翟裕生等，2011)。东天山陆壳增生和改造过程中，伴随着多期次、多类型的壳幔相互作用和多样性的成矿过程，沿康古尔韧性剪切带发育了大规模的石炭-二叠纪花岗岩类(李华芹等，1998; 秦克章，2000; 刘德权等，2003; 陈富文等，2005; 王龙生等，2005; 吴昌志等，2006; 陈文等，2005; 郭谦谦等，2010)和少量的泥盆纪(李亚萍等，2006; 唐俊华等，2007; 周涛发等，2010)与三叠纪(李文明等，2002; Zhang et al., 2005; 周涛发等，2010)花岗岩类，形成了铜、钼、金等金属元素超常富集的多类型成矿系统(Chen et al., 2007，2012; 翟裕生等， 2009，2011; Deng et al., 2011，2013，2014)，造就了土屋-延东铜矿、白山钼矿和康古尔金矿等一系列大型、超大型矿床。在东天山地壳增生和改造过程中，如何形成铜、钼、金等成矿金属元素的超常预富集，目前备受关注。
Hildreth and Moorbath(1988)、Hildreth(2007)和Richards(2003)提出了熔融-同化-贮存-均一化(MASH)模型，具体可以表述为幔源岩浆导致地壳部分熔融(melting)，两种熔浆的相互混染(assimilation)，然后其混合物被装载(storage)到某一空间因混合作用和化学扩散而均一化(homogenisation)。在部分熔融平衡体系中，含流体越多的熔浆表明其部分熔融程度越低，在熔融相图中位于固相线附近，是一种低温岩浆，低温饱和水熔浆是没有上侵能力的(Deng et al., 2001，2004，2007; 罗照华等， 2007，2008，2010)。自然界，最常见的含矿岩浆却是高温岩浆。例如，大部分含矿花岗斑岩仍保留有高温石英斑晶。这种特点一方面说明花岗斑岩岩浆是高温岩浆，另一方面说明花岗斑岩是岩浆快速上升、侵位、冷却、固结的结果(罗照华等，2010; 罗照华，2012)。这些研究成果可能对认识东天山地壳增生和改造过程中形成铜、钼、金等成矿金属元素的超常预富集具有重要启示。新疆东天山土屋-延东斑岩型铜矿床是东天山铜、钼、金等多金属成矿带的重要组成部分，对其开展研究，可为东天山造山带增生-改造过程与成矿作用研究提供宝贵的资料。
土屋和延东斑岩型铜矿床位于新疆东天山康古尔断裂以北，哈密市西南180km处(图 1a)。土屋斑岩铜矿床是新疆地质勘查局第一地质大队1994年进行15万区调时发现的，1997年开展铜矿普查时取得了重大进展，随后又发现了延东、土屋东和延西等铜矿，构成了土屋-延东矿田(申萍等，2012；潘鸿迪等，2013)。该矿田是新疆第一个大型斑岩型铜矿田，一经发现便引起了国内外地质学家的广泛关注，并开展了多方面的研究，取得了重要进展，包括成矿地质背景(芮宗瑶等，2002; 李锦轶，2004; 王京彬和徐新，2006; 申萍等，2012)、矿床地质特征(王福同等，2001；芮宗瑶等，2002；刘德权等，2003；张连昌等，2004；李智明等，2006；张达玉等，2010)、容矿岩石(任秉琛等，2002; Han et al., 2006; 侯广顺和杨贺杰，2009; 申萍等，2012; 潘鸿迪等，2013)及成矿机制等方面(芮宗瑶等，2002; 张连昌等，2004; Han et al., 2006; 郭谦谦等，2010; 申萍等，2012; Wang et al., 2014a)。然而，这些研究对矿床若干重大地质问题，如成岩成矿时代和构造动力学背景的认识仍存在较大分歧(芮宗瑶等，2002；秦克章等，2002；刘德权等，2003；张连昌等，2004；陈富文等，2005)，对岩石成因等研究较少。对这些问题的认识直接影响到对矿床的基本认识和今后的找矿普查方向(刘德权等，2003)。造成这些分歧的原因，在很大程度上与缺乏系统的、高质量的年代学和地球化学数据有关。作为东天山造山带增生-改造过程与成矿作用研究的一部分，本文以土屋斑岩铜矿床为例，主要报道了该矿床含矿岩体的锆石U-Pb年代学、全岩元素地球化学和Lu-Hf同位素数据，并结合详细的野外地质调查和室内岩相学研究，对土屋斑岩铜矿床含矿岩体的成岩成矿时代、岩石成因和地球动力学背景进行了探讨，期望能有助于对土屋-延东矿田斑岩铜矿的深入研究。 1 地质背景及样品 1.1 区域地质概况
东天山多金属成矿带是我国最重要的Au、Cu(Ni)、Fe等矿产富集区之一(Han et al., 2006)，位于乌鲁木齐-库尔勒公路以东，吐哈盆地以南的天山地区。东天山主要包括三个构造单元，从北向南依次为：博格达-哈尔里克构造带、觉罗塔格构造带和中天山地块(Qin et al., 2011)。觉罗塔格构造带又分为梧桐窝子-小热泉子岛弧带、大南湖-头苏泉岛弧带、康古尔-黄山韧性剪切带和阿奇山-雅满苏岛弧带(图 1a)。区域断裂构造发育，自北向南依次有大草滩断裂、康古尔断裂、雅满苏断裂和阿奇克库都克断裂。大草滩断裂以北为下泥盆统大南湖组火山岩和中泥盆统头苏泉组沉积岩；康古尔断裂以南则出露石炭系干墩组和梧桐窝子组，为一套复理石建造，后期叠加强烈的韧性剪切变形；两条大断裂之间主要为石炭系企鹅山群，以中基性火山熔岩为主并夹少量碎屑岩(Yuan et al., 2007)。区域发育了大规模的晚古生代花岗岩类，多呈岩株、岩枝或岩脉状产出，主要为华力西期的斜长花岗岩-花岗闪长岩-二长花岗岩系列和英云闪长岩、闪长玢岩。
 | 图 1 新疆东天山大地构造图和研究区地质简图 (a)-新疆东天山大地构造图(据王京彬等，2006修改)；(b)-土屋-延东矿田地质简图(据申萍等，2012修改)；(c)-土屋斑岩铜矿区地质简图(据潘鸿迪等，2013修改) Fig. 1 Tectonic map of the eastern Tianshan and geological sketch map (a)-tectonic map of the eastern Tianshan(modified after Wang et al., 2006);(b)-geological map of the Tuwu-Y and ong ore field(modified after Shen et al., 2012);(c)-geological sketch map of the Tuwu porphyry copper deposit(modified after Pan et al., 2013) |
土屋铜矿床位于东天山晚古生代大南湖-头苏泉岛弧带中，分布于大草滩断裂与康古尔深大断裂之间，北距大草滩断裂约4.6km(图 1b)。土屋铜矿床包括土屋和土屋东矿区，赋矿地层为下石炭统企鹅山群(Cq)，主要划分为三个岩性组：第一岩性组(紧邻康古尔断裂分布)由陆内碎屑岩、沉凝灰岩组成；第二岩性组为玄武岩、安山岩等，夹英安岩和玄武安山岩；第三岩性组为砂岩、复成分砾岩及少量凝灰岩、安山岩等(王福同等，2001；李智明等，2006；吴兆宁等，2007)。地层总体走向为北东东向，倾向南，倾角43°~63°。侏罗系西山窑组(Jx)出露于矿区北部，岩性主要为砂岩、粉砂岩、泥岩及砾岩等。
矿区内岩浆侵入作用强烈，发育浅成、超浅成中酸性岩体，多呈岩株、岩脉状侵位于石炭系企鹅山群玄武岩和安山岩中，岩性主要为闪长玢岩及英云闪长岩(图 1c)。闪长玢岩体呈不规则状NEE向展布，出露面积大于4km2，大部分被中新生代沉积物覆盖，岩体特征与中基性火山岩相似，应属火山喷发末期浅火山(或浅成)岩浆上侵产物(王福同等，2001)，为主要赋矿围岩。英云闪长岩体呈不规则透镜状产出，走向近东西，剖面上为多个岩脉，出露面积小于0.03km2(王福同等，2001)，为主要含矿岩石。矿区内东西向断裂发育，还有部分南北向、北西向断裂。
土屋铜矿床由两个矿体组成。Ⅰ号矿体(即土屋东矿床)基本产于英云闪长岩中，以0.2×10-2为边界品位圈定矿化体长1300m，宽约8.0~87.1m，地表平均铜品位为0.3%；Ⅱ号矿体(即土屋矿床)位于Ⅰ号矿体西段南侧，赋存于围岩及英云闪长岩中，以0.2×10-2为边界品位圈定矿化体长1400m，宽约7.6~125.0m，平均铜品位0.44%(刘敏等，2009)。土屋铜矿床Ⅰ、Ⅱ号矿体在平面上呈脉状，局部呈透镜状产出，走向近EW，倾向南，倾角61°~67°(图 2)，铜品位一般为0.2×10-2~0.7×10-2，矿化与英云闪长岩有关(刘德权等，2003; 张连昌等，2004; Han et al., 2006)。
 | 图 2 土屋斑岩铜矿床7号勘探线矿体(a)和岩性(b)剖面图(据潘鸿迪等，2013修改) Fig. 2 Cross section along No.7 exploration line with ore body(a) and lithologies(b)in the Tuwu porphyry copper deposit(modified after Pan et al., 2013) |
矿石矿物成分简单，主要为黄铜矿，次为斑铜矿、黄铁矿、辉钼矿、铜蓝等；脉石矿物主要有石英、绢云母、绿泥石及黑云母等。矿石结构主要为中-细粒半自形-他形粒状结构，矿石构造为浸染状、肠状、细脉状、鳞片状及星点-稀疏浸染状。土屋铜矿床围岩蚀变发育，具“中心式”对称面型分带特征，以矿体为中心向两侧依次为石英带、黑云母化带、石英-绢云母带、泥化带及青盘岩化带(王福同等，2001)。
本文岩石样品均采自土屋铜矿区，所采岩石样品岩性分别为安山岩、闪长玢岩及英云闪长岩(图 3a，b)。安山岩为灰绿色和紫红色，斑状结构，主要矿物为斜长石以及少量的黑云母和角闪石，基质主要为石英、斜长石微晶以及少量隐晶质成分，岩石发生了硅化、绿帘石化、绢云母化和孔雀石化(图 3c)等蚀变。闪长玢岩呈灰绿色，具斑状结构，斑晶矿物主要为斜长石(An=41~45)，斜长石呈自形-半自形柱状板状，粒径在0.2~1.5mm之间，有钠长石双晶现象，基质主要为斜长石的微晶和少量隐晶质成分；次生变化为绿泥石化、绢云母化及矿化作用叠加的硅化、碳酸盐化等。英云闪长岩具斑状结构，块状构造(图 3d)，斑晶为斜长石(An=30~40)、石英及少量的黑云母；基质为花岗结构，由斜长石、石英及少量黑云母组成；次生变化为绢云母化和碳酸盐化(图 3e)；矿石矿物主要含黄铜矿，呈浸染状分布(图 3f)。在土屋矿区，英云闪长岩为浅成侵入岩，切穿闪长玢岩岩株。
 | 图 3 土屋斑岩铜矿区、手标本及显微镜下照片 (a)-地表闪长玢岩、安山岩；(b)-地表英云闪长岩；(c)-孔雀石化；(d)-英云闪长岩；(e)-英云闪长岩，具斑状结构，斑晶主要为石英、斜长石，可见绢云母化、碳酸盐化，正交偏光；(f)-浸染状黄铜矿. 矿物缩写：Pl-斜长石；Ser-绢云母；Q-石英；Ccp-黄铜矿 Fig. 3 Representive field photos，h and specimen photo and microphotographs from the Tuwu porphyry copper deposit (a)-diorite porphyrite and and esite in Tuwu area;(b)-tonalitic rocks in Tuwu area;(c)-malachitization;(d)-the h and specimen of tonalitic rock;(e)-microphotograph of tonalitic rock，the phenocrysts are quartz and plagioclase，showing sericitization and carbonatation，CPL;(f)-disseminated chalcopyrite with xenomorphic granular，CPL. Abbreviations: Pl-plagioclase; Ser-sericite; Q-quartz; Ccp-chalcopyrite |
锆石单矿物分选是在河北廊坊区域地质调查研究所通过浮选和电磁选的方法获得。在双目镜下观察分选好的锆石，将晶形好、无裂隙和包裹体的锆石挑出，用环氧树脂制靶。将锆石靶打磨抛光，然后进行反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)分析。锆石阴极发光(CL)显微照相是在中国地质科学院地质研究所电子探针室完成。锆石U-Pb同位素定年在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室完成，所用仪器为Cameca IMS-1280型双离子源多接收器二次离子质谱仪(SIMS)。SIMS锆石U-Pb定年的详细分析流程见Li et al.(2009)，用强度为10nA一次O2-离子束通过-13kV加速电压轰击样品表面，斑束约为20μm×30μm。用非放射性204Pb校正普通铅，由于测得的普通Pb含量非常低，假定普通Pb主要来源于制样过程中带入的表面Pb污染，以现代地壳的平均Pb同位素组成(Stacey and Kramers， 1975)作为普通Pb组成进行校正。单一分析数据的误差为1σ，加权平均年龄计算采用206Pb/238U表面年龄数据，其置信水平95%。数据结果处理采用ISOPLOT软件(Ludwig，2001)。
主量元素和微量元素分析测试工作在中国核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。其中主量元素分析使用Philips PW2404型X荧光光谱仪(XRF)完成，分析精度优于1%；微量元素分析使用德国Finnigan MAT公司生产的Element I型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)完成，分析精度多小于3%。
锆石Lu-Hf同位素测试是在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室Neptune多接收电感耦合等离子质谱仪(MC-ICPMS)和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)上进行的，实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径55μm或40μm，测定时使用锆石国际标样GJ-1作为参考物质，分析点与锆石U-Pb定年点位置相同。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。分析过程中，锆石标准GJ-1的176Hf/177Hf加权平均值为0.282007±0.000007(2σ，n=36)，与文献报道值(侯可军等，2007; Morel et al., 2008)在误差范围内一致。εHf(t)根据每个测点的锆石U-Pb年龄计算，采用的176Lu衰变常数为1.867×10-11a(Soderlund et al., 2004)，利用平均大陆壳的176Lu/177Hf值(=0.015)计算锆石Hf同位素地壳模式年龄(tCDM)。 3 分析结果 3.1 锆石U-Pb年龄
锆石样品分选自英云闪长岩代表性样品TW-005，采自土屋矿区Ⅱ号矿体。本文对样品TW-005进行了SIMS锆石U-Pb定年，分析结果见表 1。锆石多为无色长柱状晶形，长宽比约为21~41，发育清晰的振荡环带(图 4a)。锆石的Th含量为21×10-6~134×10-6，U含量54×10-6~208×10-6，Th/U比值为0.36~0.70，与变质成因锆石Th/U值(通常小于0.1)明显不同，属于典型的岩浆锆石特征(Hoskin and Schaltegger， 2003)。在206Pb/238U和207Pb/235U谐和图上(图 4b)，除第3、4、6、9等4个测点外，其余11个测点均靠近U-Pb谐和线，206Pb/238U年龄范围为331.6~339.9Ma，加权平均年龄为334.7±3.0Ma(MSWD=0.18)，代表了英云闪长岩的结晶年龄。
 | 表 1 东天山土屋地区岩浆岩SIMS锆石U-Pb定年数据Table 1 SIMS zircon U-Pb analysis data of magmatic rocks in the Tuwug area of eastern Tianshan |
 | 图 4 土屋英云闪长岩锆石阴极发光(CL)图像(a)和U-Pb年龄谐和图(b) Fig. 4 Cathodoluminescence(CL)image of representative zircons(a) and concordia diagram(b)for zircons from Tuwu tonalitic rocks |
土屋斑岩铜矿的安山岩、闪长玢岩和英云闪长岩的主量、微量和稀土元素分析数据见表 2。安山岩SiO2含量为53.90%~54.04%，Al2O3含量为17.42%~17.72%，K2O与Na2O含量分别为0.71%~1.14%和2.92%~3.90%。闪长玢岩SiO2含量为56.28%~56.98%，Al2O3含量为16.41%~16.70%，K2O与Na2O含量分别为0.58%~0.83%和2.60%~4.15%。英云闪长岩SiO2含量为64.58%~67.35%，Al2O3含量14.42%~19.03%，K2O与Na2O含量分别为0.87%~3.09%和1.67%~4.33%。土屋斑岩铜矿床岩石样品全碱(Na2O+K2O)含量为3.18%~6.22%，在TAS图解中，安山岩和闪长玢岩样品落入玄武安山岩-安山岩区 域内，英云闪长岩样品全部落入英安岩区域内(图 5a)；在K2O-SiO2图解中，显示样品均属于钙碱性到高钾钙碱性系列岩石(图 5b)。土屋斑岩铜矿床岩石样品的铝饱和指数(A/CNK)为0.90~2.84，指示为偏铝质到过铝质岩石(图 5c)。样品的SiO2与P2O5、MnO、Fe2O3T、MgO、CaO、Al2O3等都呈良好的线性关系(图 6)。
| 表 2 东天山土屋地区岩浆岩全岩地球化学数据(主量元素wt%；微量元素×10-6) Table 2 Major(wt%) and trace(×10-6)element chemistry of magmatic rocks in the Tuwu area of eastern Tianshan |
 | 图 5 土屋主要岩石类型和系列划分图解 (a)-TAS图解(据Le Maitre，2002)；(b)-K2O-SiO2 图解(据Rollinson，1993)；(c)-A/NK-A/CNK图解(据Maniar and Piccoli， 1989).安山岩数据来源于赵泽南等(2014)；英云闪长岩数据来源于李文明等(2002)，张连昌等(2004).图 6、图 8数据来源同此图 Fig. 5 Classification and series diagrams of the Tuwu main rocks (a)-total alkalis vs. silica diagram(Le Maitre，2002);(b)-K2O vs. SiO2 diagram(Rollinson，1993);(c)-A/NK vs. A/CNK plot diagram(Maniar and Piccoli， 1989); Data source of and esite from Zhao et al.(2014); Data sources of tonalitic rocks from Li et al.(2002)，Zhang et al.(2004). Data sources of and esite and tonalitic rocks in Fig. 6 and Fig. 8 are same as in this figure |
 | 图 6 土屋火山岩及英云闪长岩哈克图解 Fig. 6 Harker diagram of the Tuwu volcanic rocks and tonalitic rocks |
安山岩的稀土总量均值为88.97×10-6，闪长玢岩的稀土总量均值为58.43×10-6，英云闪长岩的稀土总量均值为51.87×10-6。在稀土元素球粒陨石标准化配分图中，所有样品均表现轻稀土富集，重稀土亏损(Yb=0.75×10-6~2.49×10-6)，轻重稀土分异明显(图 7a)，其中英云闪长岩较安山岩及闪长玢岩分异更明显。所有岩石样品轻重稀土比值(LREE/HREE)为6.15~12.48，均值为8.26；(La/Yb)N变化范围在3.37~9.34之间，均值为5.40。除安山岩样品TW4803-6及英云闪长岩样品TW32外，其余样品均显示弱的正Eu异常(δEu=1.00~1.14)。在微量元素原始地幔标准化蜘蛛图解中，安山岩、闪长玢岩及英云闪长岩样品均显示相似的特征，均富集K、Rb、Sr、Ba等大离子亲石元素(LILE)，相对亏损Nb、Ta、Ti、Th等高场强元素(HFSE)，明显富集U和Pb(图 7b)。
 | 图 7 土屋英云闪长岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a，标准化值据Boynton，1984)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b，标准化值据Sun and McDonough， 1989) Fig. 7 Chondrite-normalized REE pattern(a，normalization values after Boynton，1984) and primitive mantle-normalized trace element abundance spider diagram(b，normalization values after Sun and McDonough， 1989)for the Tuwu tonalitic rocks |
土屋英云闪长岩锆石Hf同位素测试是在U-Pb定年的基础上进行的，样品TW-005的15个锆石测点的数据结果列于表 3，不考虑测点3、4、6和9，剩余11个锆石测点的176Hf/177Hf变化在0.282757~0.283035之间，对应的εHf(t)值为6.3~16.1，位于亏损地幔演化线附近，由此指示英云闪长岩的岩浆源区可能来自俯冲板片的部分熔融(Chung et al., 2003; 熊小林等，2005; Wen et al., 2008; 罗照华等，2010; He et al., 2011; Guan et al., 2011; 朱志敏等，2013)。样品的Hf同位素亏损地幔模式年龄平均为498Ma，这比锆石的平均U-Pb年龄(335Ma)略大，进一步说明岩浆物质可能来源于俯冲板片的部分熔融。
| 表 3 东天山土屋地区岩浆岩锆石Hf同位素数据 Table 3 Hf isotopic data for zircons from magmatic rocks in the Tuwu area of eastern Tianshan |
已有资料表明，东天山地区花岗岩类主要产于386~230Ma之间，岩浆活动可分为晚泥盆世(386~369Ma)(Zhou et al., 2008; Wang et al., 2009)、早石炭世(349~330Ma)(王京彬和徐新，2006; 顾连兴等，2006; Zhou et al., 2008)、晚石炭世-晚二叠世(320~252Ma)(王京彬和徐新，2006; 韩宝福等，2006; 娄峰和喻亨祥，2007)和早中三叠世(246~230Ma)(Sylvester，1998; 刘新秒，2000; 顾连兴等，2006; Zhou et al., 2008)等4个阶段。前3个阶段岩浆活动具有持续时间逐渐变长、岩浆活动逐渐加剧的特点，并在第三阶段达到顶峰，而第四阶段岩浆活动则明显变弱。花岗岩类岩浆活动在时空分布上表现为：自哈尔里克-大南湖岛弧带→阿奇山-雅满苏岛弧带→康古尔韧性剪切带，岩体侵位由早到晚；自东天山东部→中西部→沿康古尔韧性剪切带，岩体侵位由老到新。与4个阶段花岗岩类岩浆活动有关的成矿作用由早到晚表现为无明显矿化→斑岩型铜矿、火山岩型铁矿→韧性剪切带型金矿、夕卡岩型银(铜)矿→斑岩-石英脉型钼矿的演化特点，其中以斑岩型铜矿和韧性剪切带型金矿最为发育(周涛发等，2010; Wang et al., 2014a)。
本文对土屋英云闪长岩的锆石矿物颗粒的标型内部结构研究表明，锆石颗粒较大，晶型完好，成分单一，具有典型的岩浆型锆石韵律环带结构(图 4a)，说明锆石是在岩浆系统中结晶形成。本次获得土屋英云闪长岩的SIMS锆石U-Pb年龄值为334.7±3.0Ma，代表了土屋英云闪长岩岩浆结晶年代，说明土屋地区英云闪长岩形成时限为早石炭世。该结论与刘德权等(2003)、陈富文等(2005)、郭谦谦等(2010)和Wang et al.(2014b)获得的土屋-延东铜矿床含矿英云闪长岩的成岩年代在340~330Ma一致。
对于成矿时代，芮宗瑶等(2002)获得了土屋-延东铜矿床323Ma的辉钼矿Re-Os年龄；秦克章等(2002)测得土屋-延东矿区内蚀变绢云母K-Ar年龄为341Ma；张连昌等(2004)测得延东矿区细脉浸染状的辉钼矿Re-Os年龄为343Ma；张达玉等(2010)测得延西铜矿床辉钼矿Re-Os年龄为326Ma。从已有的同位素年代学数据可见，土屋-延东铜矿床成矿年代在340~320Ma左右，土屋矿床成矿时代与成岩时代基本一致或稍晚。 4.2 岩石成因
岩石的成因类型和岩浆岩形成的地球动力学过程密切相关，因此对土屋地区英云闪长岩类型的准确判断至关重要。研究表明，埃达克岩是指具有高Sr、低Y等特定地球化学特征的一套中酸性火山岩和侵入岩组合(Kay，1978)。Defant and Drummond(1900)定义埃达克岩的地球化学特征为：SiO2>56%，A12O3>15%，MgO<3%，高Sr(>400×10-6)，贫Y和Yb(Y<18×10-6，Yb<1.9×10-6)，HREE明显亏损。本文数据显示土屋英云闪长岩具有与埃达克岩相似的高Si、Al和Sr，低Y和Yb的特点。在Sr/Y-Y图解和(La/Yb)N-YbN图解中，样品同样落在埃达克岩区域(图 8)。因此，土屋英云闪长岩属于埃达克质岩石，其成因模型可以直接用来解释英云闪长岩体的形成。
 | 图 8 土屋火山岩及英云闪长岩Sr/Y-Y图解(a)和(La/Yb)N-YbN图解(b)(据Defant and Drummond， 1990) Fig. 8 Plots of Sr/Y vs. Y(a) and (La/Yb)N vs. YbN(b)for the Tuwu volcanic rocks and tonalitic rocks(modified after Defant and Drummond， 1990) |
埃达克岩最初是指产于岛弧环境由年轻洋壳部分熔融形成(Defant and Drummond， 1990)。最近研究表明，埃达克质岩石的成因模型可以包括：(1)俯冲洋壳的部分熔融(Defant and Drummond， 1990; Rapp et al., 1999; Defant et al., 2002; Martin et al., 2005; 熊小林等，2005; 王强等，2006; Zhang et al., 2006; Escuder et al., 2007; Wang et al., 2008，2013; Zhu et al., 2009b; Tang et al., 2010; Jiang et al., 2012)；(2)增厚下地壳或拆沉下地壳熔融(Atherton and Petford， 1993; Chung et al., 2003; Hou et al., 2004; 熊小林等，2005; Wen et al., 2008; Huang et al., 2009; He et al., 2011; Guan et al., 2011; 朱志敏等，2013)；(3)镁铁质岩浆分离结晶作用(Macpherson et al., 2006; Richards and Kerrich， 2007; Richards， 2009，2011)；(4)地幔岩浆与地壳岩浆的混合作用(Guo et al., 2007，2009; Streck et al., 2007; Qin et al., 2010; Zhang et al., 2013)等。土屋岩体样品的地球化学特征表明，本区埃达克质岩石最可能来源于俯冲洋壳的部分熔融，证据在于：(1)相对较高的MgO含量(1.28%~3.90%)或Mg#值(50~76)，表明其可能由俯冲洋壳熔融产生，并经历了与地幔楔橄榄岩的相互作用(Drummond et al., 1996; Defant et al., 2002)；(2)在Ce/Yb-Ce图解中(图 9)，土屋埃达克质岩石样品投点沿部分熔融线分布，说明埃达克岩的洋壳熔融成因，与Zhang et al.(2006)分析结果一致；(3)无明显的正Eu异常(Eu/Eu*=0.86~1.14)及锆石εHf(t)为正值(6.3~16.1)，表明具有与俯冲洋壳相似的特征(莫宣学等，2005; Zhu et al., 2009a)；(4)正的εNd(t)值(5.0~9.4)和较低的(87Sr/86Sr)i值(0.70316~0.70378)(芮宗瑶等，2004; Zhang et al., 2006)，表明其Sr-Nd同位素组成接近MORB值，岩浆起源于洋脊玄武质岩石的部分熔融。由此可见，土屋英云闪长岩是俯冲玄武质洋壳部分熔融形成的，埃达克岩熔体形成后与地幔橄榄岩发生较弱的交代作用。土屋斑岩铜矿床的赋矿围岩安山岩和闪长玢岩均属于钙碱性系列岩石(图 5b)，具有相似的微量元素及稀土元素配分模式，指示二者可能具有同源性。此外，在Sr/Y-Y图解(图 8a)和(La/Yb)N-YbN图解(图 8b)中，样品均落在岛弧岩石范围内，表明具有岛弧火山岩的特点，不同于英云闪长岩的埃达克质特征。
 | 图 9 土屋火山岩及英云闪长岩Ce/Yb-Ce图解 安山岩数据来源于Zhang et al.(2006)，Shen et al.(2014)，赵泽南等(2014)；英云闪长岩岩数据来源同图 5 Fig. 9 Diagram of La/Yb vs. La for the Tuwu volcanic rocks and tonalitic rocks Data sources of and esite from Zhang et al.(2006)，Shen et al.(2014)，Zhao et al.(2014). Data sources of tonalitic rocks are same as in Fig. 5 |
因此，土屋斑岩型铜矿床英云闪长岩、安山岩及闪长玢岩的地球化学特征表明，土屋斑岩铜矿床的成矿岩石英云闪长岩具有埃达克质岩石的特征，而赋矿围岩安山岩及闪长玢 岩具有同源岛弧火山岩的特点，二者的地球化学特征有显著的差异，指示为不同期岩浆作用的产物。实验岩石学表明，符合埃达克质岩石地球化学特征的岩浆形成压力至少在1.5GPa(熊小林等，2005; 罗照华等，2010)，即土屋斑岩型铜矿区深部斑岩体的源区熔融深度可能在50km以上。 4.3 地球动力学背景
本文和前人获得的数据均显示，土屋地区岩浆活动大约发生于早石炭世，土屋斑岩铜矿床成矿时代与成岩时代基本一致或稍晚。
新疆北部地区晚古生代构造岩浆活动强烈，经历了板块俯冲、陆-陆碰撞及后碰撞构造演化阶段(王京彬和徐新，2006; 韩宝福等，2006; 娄峰和喻亨祥，2007; Zhou et al., 2008)，早石炭世至晚二叠世期间的大规模构造岩浆活动，不仅使已经形成的地壳被改造，而且地幔岩浆侵入地壳中，使地壳增厚(李锦轶，2004)。根据MASH模型(Hildreth and Moorbath， 1998; Hildreth，2007; Richards，2003)，每一个大型弧火山的基线地球化学信号(baseline geochemical signature)都可以不断被重置，重置过程发生在深部地壳发生重熔和岩浆混合的区域内，因此该区域内存在长时间的幔源岩浆诱捕、贮存和改造过程(Deng et al., 2004，2007; 罗照华等， 2008，2010)。在Wood(1980)构造环境判别图解中，新疆土屋矿区火山岩样品均落入岛弧拉斑玄武岩和岛弧钙-碱性玄武岩区(图 10a，b)；在Pearce et al.(1984)构造环境判别图解及Rb-Hf-Ta构造图解中，英云闪长岩样品均落入火山弧花岗岩区(图 10c，d)，表明土屋火山岩及含矿岩体主体均具有岛弧岩浆岩的特点，形成于板块俯冲的构造环境。
 | 图 10 土屋火山岩及英云闪长岩构造环境判别图解 (a)Hf/3-Th-Ta图解(Wood，1980)；(b)Hf/3-Th-Nb/16图解(Wood，1980)；(c)Rb-Y+Nb图解(Pearce et al., 1984)；(d)Rb/30-Hf-3×Ta图解(Harris et al., 1986). IAT-岛弧拉斑玄武岩；CAB-岛弧钙-碱性玄武岩；WPT-板内拉斑玄武岩；WPAB-板内碱性玄武岩；Syn-COLG-同碰撞花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；WPG-板内花岗岩；ORG-洋中脊花岗岩；Post-COLG-碰撞后花岗岩. 英云闪长岩数据来源同图 5 Fig. 10 Tectonic discrimination diagrams for the Tuwu volcanic rocks and tonalitic rocks (a)Hf/3-Th-Ta diagram(Wood，1980);(b)Hf/3-Th-Nb/16 diagram(Wood，1980);(c)Rb-(Y+Nb)diagram(Pearce et al., 1984);(d)Rb/30-Hf-3×Ta diagram(Harris et al., 1986). N-MORB-normal type mid-ocean ridge basalt; E-MORB-enriched MORB; IAT-isl and arc tholeliite; CAB-calc-alkaline basalts; WPT-within plate tholeliite; WPAB-within plate alkaline tholeliite; Syn-COLG-syn-collision granites; VAG-volcanic arc granites; WPG-within-plate granites; ORG-ocean ridge granites; Post-COLG-post-collision granites. Data sources of tonalitic rocks are same as in Fig. 5 |
早期通常将东天山土屋地区石炭纪岩浆作用解释为：早泥盆纪准噶尔大洋沿卡拉麦里缝合线的南向俯冲(芮宗瑶等，2002)；准噶尔大洋板块在晚古生代向南沿塔里木板块北缘低角度快速俯冲(张连昌等，2004)；康古尔塔格大洋板块在石炭世向南北两侧双向俯冲，在康古尔断裂带以北形成大南湖-头苏泉晚古生代岛弧，以南形成阿奇山-雅满苏晚古生代岛弧(王志良等，2006; Han et al., 2006; 张达玉等，2010)。本文获得的地球化学数据显示，土屋地区英云闪长岩明显富硅，具有亏损Nb、Ta、Ti、Th等，富集K、Rb、Sr、Ba等地球化学特征，指示其母岩浆形成于与俯冲作用有关的构造环境(Anderson et al., 1980; Pearce and Peate， 1995)。英云闪长岩具有埃达克质岩石的特征，并且锆石εHf(t)为正值(+6.3~+16.1)，表明其可能来源于俯冲板片的部分熔融。
结合东天山造山带晚古生代区域构造演化特征(Han and Zhao， 2003; 刘德权等，2003; Han et al., 2006; 王京彬等，2006; 顾连兴等，2006; Zhang et al., 2008; 周涛发等，2010; Wang et al., 2014b)，本文认为土屋斑岩铜矿床成岩成矿机制为：早石炭世时期在北天山洋板块北向俯冲的地球动力学背景下，俯冲到深处的大洋板片熔融形成埃达克质岩浆，在熔融过程中同时析出金属，随埃达克质岩浆一起上升，并与地幔橄榄岩发生交代作用，在岩体顶部富集成矿(图 11)。
 | 图 11 东天山地球动力学背景模式图 Fig. 11 Schematic diagram showing the geodynamic setting in the eastern Tianshan |
(1)SIMS锆石U-Pb定年结果表明，土屋地区含矿岩体大约侵位于335Ma，土屋斑岩铜矿床成矿时代与成岩时代基本一致或稍晚。
(2)地球化学数据显示，土屋斑岩铜矿床中的安山岩、闪长玢岩及英云闪长岩样品均富集K、Rb、Sr、Ba等大离子亲石元素，相对亏损Nb、Ta、Ti、Th等高场强元素，安山岩和闪长玢岩具有同源性及岛弧火山岩的特点，英云闪长岩具有埃达克质岩石的特征。土屋英云闪长岩具不均一的锆石εHf(t)正值(+6.3~+16.1)，表明其可能来源于俯冲板片的部分熔融。
(3)土屋斑岩铜矿床含矿岩体是早石炭世时期在北天山洋板块北向俯冲的地球动力学背景下，俯冲到深处的大洋板片熔融形成埃达克质岩浆，在熔融过程中同时析出金属，随埃达克质岩浆一起上升，并与地幔橄榄岩发生交代作用，在岩体顶部富集成矿。
致谢 野外工作中得到了新疆地质矿产开发局董连慧总工和中亚华金集团陈昌龙副总裁的大力支持和帮助；室内研究中得到了中国地质大学(北京)翟裕生院士、罗照华教授、朱弟成教授和苏犁教授的关心和帮助；论文评审中评审专家对论文初稿提出了宝贵的修改意见；谨致谢忱。| [1] | Anderson RN, Delong SE and Schwarz WM. 1980. Dehydration, asthenospheric convection and seismicity in subduction zones. The Journal of Geology, 88(4): 445-451 |
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