2015, Vol. 31
2. 长安大学地球科学与资源学院, 西安 710052;
3. 沙特巴耶夫地质研究所, 地层实验室, 阿拉木图 050010
2. Collage of Earth Sciences and Resources, Chang'an University, Xi'an 710054, China;
3. Laboratory of Geological Formations, K. Satpaev Institute of Geological Sciences, Almaty 050010, Kazakhstan
斑岩铜矿床提供了世界工业需求量近75%的铜、50%的钼和20%的金以及大多数的铼(Sillitoe，2010)，因此，斑岩铜矿床的研究和勘探一直受到矿床学界和各国政府的高度关注，成为矿床学界经久不衰的研究主题。世界上大多数斑岩矿床产出于环太平洋，包括东太平洋的中安第斯陆缘弧(Kay et al., 1999; Richards et al., 2001; Cooke et al., 2004，2005)和西太平洋岛弧(Sillitoe， 1993，2010; Richards et al., 2001; Kerrich et al., 2000)，在特提斯成矿域内发育一系列与陆陆碰撞有关的斑岩铜矿床，包括冈底斯成矿带和玉龙成矿带(Hou et al., 2003，2004，2009，2011; Qu et al., 2007)。一些经典的模式源于环太平洋成矿域(Lowell and Guilbert， 1970; Hollister et al., 1974; Hedenquist and Richards， 1998; Richards，2003; Cooke et al., 2004; Sillitoe， 2000，2010)和特提斯成矿域(Hou et al., 2003，2004，2009，2011; Qu et al., 2007)。
中亚成矿域西起俄罗斯境内的乌拉尔山脉，向东经哈萨克斯坦、乌兹别克斯坦、吉尔吉斯斯坦以及我国的新疆、甘肃北部、内蒙和蒙古国，至俄罗斯远东和我国东北地区，涵盖了中亚的广袤地区(图 1)，发育许多斑岩铜矿床，其中不乏大型和超大型斑岩铜矿床，从全球角度看，阿克都卡(Aktogai-Aidarly)(Cu>12Mt)，额尔登特(Erdenet)(Cu>11Mt)，欧玉托勒盖(Oyu Tolgoi)(Cu>35Mt，Au>1280t)和阿尔马雷克(Kal’makyr-Dalnee)(Cu>24Mt，Au>2250t)被列入世界前三十位(Richard，2003; Cooke et al., 2005; Seltmann and Porter， 2005; Seltmann et al., 2014)，因此，就斑岩铜矿床而言，中亚成矿域具有与环太平洋和特提斯成矿域同等重要的地位。但是，由于气候、交通、开发要求及研究程度等因素的制约，中亚成矿域的研究广度和深度均远逊于大致同等规模的环太平洋成矿域与特提斯成矿域(涂光炽，1999)。
 | 图 1 中亚成矿域构造简图和主要斑岩铜矿床分布图 Fig. 1 Simplified tectonic map of the Central Asia metallogenic region，showing major porphyry deposits |
目前，许多学者对中亚成矿域斑岩铜矿床进行了研究，包括成矿构造背景(Xiao et al., 2009，2010，2013; Yakubchuk，2005; Zhang et al., 2006; Yakubchuk et al., 2012; Wainwright et al., 2011; Seltmann et al., 2014; Shen et al., 2009，2013; Goldfarb et al., 2013)、矿床地质地球化学(Kudryavtsev，1996; Bespaev and Miroshnichenko， 2004; 聂凤军等， 2004，2010a，b; 江思宏等，2010; 侯万荣等，2010; Shen et al., 2010a，b; Han et al., 2006; Yakubchuk，2005; Seltmann et al., 2014)、成岩成矿年龄(李诺等，2007; Chen et al., 2010，2013; 陈志广，2010; 江思宏等，2010; Shen et al., 2012，2014a，b; Zeng et al., 2014)、成矿流体地球化学(Kudryavtsev，1996; Shen et al., 2010b; Han et al., 2006; Li et al., 2012; Liu et al., 2012)等，取得了丰硕的成果。在此基础上，我们对中亚成矿域9个大型斑岩铜矿床(包括哈萨克斯坦的波谢库尔、努尔卡斯甘、博尔雷、科翁腊德、阿克都卡和科克赛、中国新疆的包古图、土屋-延东，蒙古国的额尔登特等)进行了研究(图 1)，对中亚成矿域斑岩铜矿的基本特征进行了初步总结，包括矿床分类、成矿流体特点、成矿系统、成矿年龄、含矿岩浆和成矿构造背景等，期望为中亚成矿域斑岩铜矿研究的突破提供资料。 1 类型
在中亚成矿域，大型和超大型斑岩铜矿床主要出露于哈萨克斯坦、乌兹别克斯坦、塔吉克斯坦、蒙古国和我国北方地区，包括哈萨克斯坦的波谢库尔、努尔卡斯甘、博尔雷、科翁腊德、阿克都卡和科克赛，乌兹别克斯坦阿尔马雷克，塔吉克斯坦的Taldy Bulak，中国新疆的包古图、土屋-延东，蒙古国的欧玉陶勒盖、额尔登特、查干苏布尔加，中国内蒙古的乌奴格吐山和多宝山等(图 1、表 1)。
 | 表 1 中亚成矿域主要斑岩铜矿床金属储量和品位以及成岩成矿时代(矿床位置见图 1) Table 1 Tonnage and grade age data of major porphyry copper deposits in the Central Asia Metallogenic Domain(refer to Fig. 1 for locations) |
斑岩型铜矿床按所含金属分为斑岩Cu-Au、Cu-Mo、Cu-Mo-Au 等矿床，Au>0.4g/t的斑岩铜矿称为富Au斑岩Cu矿(Sillitoe，1993)，Au>0.2g/t的斑岩铜矿称为斑岩Cu-Au矿(Sinclair，2007)。按照这一分类原则，中亚成矿域斑岩型铜矿床分为富Au斑岩Cu矿床、斑岩Cu-Au矿床、斑岩Cu(Au，Mo)矿床和斑岩Cu-Mo矿床等四种类型。鉴于目前发表的大多数文章将中亚成矿域富Au斑岩Cu矿床归为斑岩Cu-Au矿床(Goldfarb et al., 2013; Seltmann et al., 2014)，为了避免歧义，我们将富Au斑岩Cu矿床和斑岩Cu-Au矿床统称为斑岩Cu-Au矿床。其中，Au>0.4g/t斑岩铜矿床包括哈萨克斯坦的努尔卡斯甘、乌兹别克斯坦的阿尔马雷克、塔吉克斯坦的Taldy Bulak和蒙古国的欧玉陶勒盖；Au>0.2g/t斑岩铜矿床包括哈萨克斯坦的波谢库尔和中国内蒙古的多宝山(图 1、表 1)。
在中亚成矿域，一些斑岩铜矿包含大量的钼(Mo>0.01%)和很少量的金(Au<0.08g/t)，这些矿床属于斑岩Cu-Mo矿床，如哈萨克斯坦的博尔雷、蒙古国的额尔登特和查干苏布尔加、中国的乌奴格吐山等。此外，在中亚成矿域，一些斑岩铜矿包含少量的金(Au<0.2g/t)和或少量的钼(Mo<0.01%)，这些矿床属于Cu(Au，Mo)矿床，如哈萨克斯坦的科翁腊德、阿克都卡和科克赛、中国新疆的包古图、土屋-延东等。 1.2 按成矿特点划分
此外，斑岩型Cu矿床按照矿床特点分为经典的斑岩铜矿床和还原性斑岩铜矿床(Rowins，2000)，后者发育磁黄铁矿和富CH4成矿流体等，显示还原性特点。我们对中亚成矿域斑岩铜矿床进行了研究，首次确定新疆西准噶尔包古图斑岩铜矿为还原性斑岩铜矿(申萍等，2010①
)。因此，中亚成矿域除发育经典的斑岩铜矿床外，还发育少量的还原性斑岩铜矿床。
①申萍等. 2010. 大型斑岩型铜(钼、金)矿床预测和靶区评价技术与应用研究(2006BAB07B01). P137-153
2 典型矿床特点
2.1 斑岩Cu-Au矿床
2.1.1 哈萨克斯坦的波谢库尔
波谢库尔Cu-Au矿床位于中哈萨克斯坦西北部(图 1)，该矿床含有410万吨铜和100吨金(表 1)。矿区出露中下寒武统火山岩和早奥陶纪英云闪长斑岩岩脉。矿化出现在英云闪长斑岩和附近的火山岩中。英云闪长斑岩和附近的火山岩均发生强烈的蚀变，包括黑云母-磁铁矿、石英-绢云母和石英-绢云母-方解石-绿泥石等蚀变(Kudryavtsev，1996)。
2.1.2 哈萨克斯坦的努尔卡斯甘
努尔卡斯甘Cu-Au矿床位于中哈萨克斯坦西北部，波谢库尔矿床西南约200km处(图 1)。该矿床含有393万吨铜和229吨金(表 1)。 矿区出露晚志留-泥盆纪中基性火山-沉积岩和侵入其中的一个花岗岩类杂岩体(Zhukov et al., 1997)，容矿岩石为杂岩体中的闪长岩、二长岩和花岗闪长岩(Zhukov et al., 1997)，矿化类型包括与早期闪长岩有关的细脉浸染状铜矿化和与晚期闪长玢岩和隐爆角砾岩有关的高硫型浅成低温热液金矿化(Zhukov et al., 1997; Seltmann et al., 2014)。斑岩型铜成矿作用与钾化和青磐岩化有关；浅成低温热液金成矿作用与绢云母-绿泥石-方解石蚀变有关(Zhukov et al., 1997; Seltmann et al., 2014)。
2.1.3 塔吉克斯坦的Taldy Bulak
Taldy Bulak Cu-Au矿床位于塔吉克斯坦北部边境处(图 1)。该矿床含有72万吨铜和195吨金(表 1)。矿区出露晚寒武-中奥陶世海相沉积岩、中奥陶世中基性火山岩，中奥陶世闪长斑岩侵入其中(Seltmann et al., 2014)，矿化与闪长斑岩岩株有关。该岩株发育密集的裂隙和强烈的蚀变。
2.1.4 乌兹别克斯坦的阿尔马雷克
阿尔马雷克Cu-Au矿床组位于乌兹别克斯坦首都塔什干东南65km处(图 1)。该矿床组包括Kal’makyr、Dalnee、Sarcheku和Kyzata4个铜矿床，Kal’makyr和Dalnee矿床最大，该矿床组含有2400万吨铜和2250吨金(表 1)。矿区发育泥盆-石炭纪火山-沉积岩和石炭-二叠纪中酸性侵入岩。成矿作用与晚石炭世石英二长斑岩有关，热液蚀变发育，从岩体向外依次出现石英钾长石黑云母化带、石英绢云母绿泥石化带、石英伊利石水白云母化带和青磐岩化带，铜矿化与绿泥石化和黄铁矿化关系密切，钼矿化与绢云母化和绿泥石化有关，金矿化与黄铁矿化和硅化关系密切(薛春纪等，2013)。
2.1.5 蒙古的欧玉托勒盖
欧玉托勒盖Cu-Au矿床位于蒙古首都乌兰巴托南650km处(图 1)。该矿床含有3580万吨铜和1280吨金(表 1)。矿区出露志留纪-泥盆纪中基性火山-沉积岩和侵入其中的一系列二长岩和闪长岩岩株和岩脉，成矿作用与晚泥盆纪石英二长闪长岩和花岗闪长岩有关(聂凤军等， 2010a，b; Wainwright et al., 2011)。热液蚀变包括Ca-Na硅酸盐蚀变、黑云母-磁铁矿、钾长石、石英绢云母化、中级-高级泥化和青磐岩化蚀变，矿化与绢云母化关系密切。
2.1.6 中国内蒙古的多宝山
多宝山Cu-Au矿床位于矿区位于内蒙古嫩江县城北146km处(图 1)。该矿床含有335万吨铜和73吨金(表 1)。矿区出露中奥陶统多宝山组一套滨海-浅海相的火山熔岩和火山碎屑岩、碎屑火山沉积岩组合。侵入岩主要为花岗闪长岩、花岗闪长斑岩，其次为石英闪长岩和更长花岗岩等。与成矿关系密切的是花岗闪长岩和花岗闪长斑岩。热液蚀变从岩体向外依次为石英核、钾硅化带、黑云母-钾长石化带、石英绢云母化、绿泥石化、绿帘石化带、青磐岩化带。石英绢云母化、绿泥石-绢云母化为主要含矿蚀变带(杜琦等，2010)。
2.2 斑岩Cu(Au，Mo)矿床 2.2.1 哈萨克斯坦的科翁腊德
科翁腊德铜矿床位于巴尔喀什湖西北部(图 1)。该矿床含有480万吨铜(表 1)。矿区出露早石炭纪火山-沉积岩，中石炭世托克劳杂岩体侵入其中，容矿岩石是托克劳杂岩体中的花岗闪长斑岩和花岗闪长岩。蚀变包括三种类型：(1)钾化和白云母-石英-电气石蚀变；(2)石英-绢云母和石英-绢云母-硬水铝石蚀变；(3)青磐岩化蚀变和石英-高岭石-泥化蚀变(Kudryavtsev，1996)。脉状和角砾状矿化与绢云母化有关。
2.2.2 哈萨克斯坦的阿克都卡
阿克都卡铜矿床组位于巴尔喀什湖东北部(图 1)，该矿床组包括阿克都卡、阿尔达雷和卡兹卡亚矿床，含有1200万吨铜(表 1)。矿区出露早石炭纪火山岩，科尔达杂岩体侵入其中，容矿岩石是科尔达杂岩体中的英云闪长斑岩。热液蚀变包括英云闪长斑岩中的石英-黑云母蚀变和石英-绢云母蚀变以及围岩中的青磐岩化蚀变。浸染状和少量的脉状矿化与石英-绢云母化蚀变有关。
2.2.3 哈萨克斯坦的科克赛
科克赛铜矿床位于巴尔喀什湖东南部(图 1)。该矿床含有164万吨铜(表 1)。矿区出露早石炭纪酸性火山-沉积岩和侵入其中的英云闪长斑岩岩枝，矿化与英云闪长斑岩岩枝有关。蚀变包括早期的石英-钾长石-绿泥石蚀变、随后的石英-绢云母-绿泥石蚀变和叠加其上的方解石-重晶石蚀变(Seltmann et al., 2004，2014)。
2.2.4 中国新疆的包古图
包古图铜矿床位于新疆西准噶尔地区(图 1)。该矿床含有63万吨铜(表 1)。矿区出露早石炭世中酸性火山-沉积岩，晚石炭世中性侵入岩侵入其中。矿化与中性侵入岩岩株有关(Shen et al., 2010a)。热液蚀变包括岩体内部的黑云母蚀变和围岩的青磐岩化蚀变和叠加其上的晚期的绢云母化。浸染状和少量的脉状矿化与石英-绢云母化蚀变有关。需要说明的是，该矿床与经典的氧化性斑岩型Cu矿具有明显不同的特征，即发育原生磁黄铁矿，成矿流体富含还原性气体CH4(Shen et al., 2010b)，矿床属于还原性斑岩铜矿，其还原特点是由于含矿的中性岩浆侵位时与含碳质围岩发生了同化混染作用所致(Shen and Pan， 2013)。
2.2.5 中国新疆的土屋-延东
土屋-延东铜矿床组位于新疆东天山地区(图 1)。该矿床组包括土屋、土屋东、延东和延西4个铜矿床，含有200万吨铜(表 1)。矿区出露下石炭统火山-次火山岩和石炭纪酸性侵入岩，成矿作用与早石炭世英云闪长斑岩有关(Han et al., 2006; Shen et al., 2014a，b)。热液蚀变从岩体向外依次出现黑云母化带和青磐岩化带，其上叠加有绢英岩化和绿泥石-绢云母化蚀变带，矿化与绢英岩化和绿泥石-绢云母化有关(Shen et al., 2014a，b)。
2.3 斑岩Cu-Mo矿床 2.3.1 哈萨克斯坦的博尔雷
博尔雷Cu-Mo矿床位于巴尔喀什湖西北部，科翁腊德矿床西北约45km处(图 1)。该矿床含有60万吨铜(表 1)。矿区出露石炭纪长英质火山-沉积岩和石炭纪侵入岩，矿化与石炭纪侵入岩有关，包括石英闪长岩、花岗闪长岩和花岗斑岩。蚀变包括钾化和青磐岩化蚀变以及叠加其上的石英-方解石蚀变。
2.3.2 蒙古的额尔登特
额尔登特Cu-Mo矿床位于蒙古首都乌兰巴托西北240km处(图 1)。该矿床含有1100万吨铜和44万吨钼(表 1)。区域出露的前寒武纪和早古生代基底岩石被晚二叠纪色楞额杂岩体侵入，该岩体由花岗岩、辉长岩和闪长岩组成，随后，晚石炭-早三叠纪额尔登特杂岩体(包括闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩)侵入其中，成矿作用与额尔登特杂岩体的闪长岩和花岗闪长岩有关(江思宏等，2010)。热液蚀变从岩体向外出现石英钾长石化带、石英绢云母化带和伊利石白云母化带，矿化与绢云母化关系密切(Gerel and Munkhtsengel， 2005; 江思宏等，2010)。
2.3.3 蒙古的查干苏布尔加
查干苏布尔加Cu-Mo矿床位于蒙古首都乌兰巴托南600km处(图 1)。该矿床含有130万吨铜和4.8万吨钼(表 1)。矿区出露石炭纪中性火山岩和沉积岩以及侵入其中的晚泥盆纪查干苏布尔加岩体，该岩体由正长花岗岩和花岗闪长岩组成(Watanabe and Stein， 2000)，包括闪长岩、花岗岩、花岗闪长斑岩、正长花岗斑岩和二长花岗斑岩，其中后三类岩石与铜矿成矿有密切的空间分布关系。热液蚀变从岩体向外依次为硅化、钾长石化、绢云母化、泥化和青盘岩化，其中绢云母化和硅化与铜矿化关系密切(侯万荣等，2010)。
2.3.4 中国内蒙古的乌奴格吐山
乌奴格吐山Cu-Mo矿床位于内蒙古，据中俄边境30km处(图 1)。该矿床含有223万吨铜和5.4万吨钼(表 1)。矿区出露中生代火山岩，乌奴格吐岩体侵入其中，该岩体主要由石英二长斑岩和流纹质角砾岩筒组成(陈志广，2010)，其中石英二长斑岩与铜矿成矿有密切的空间分布关系。热液蚀变包括内部的石英-钾长石化带和外围的石英-绢云母化带和叠加其上的伊利石-白云母-碳酸盐化带(陈志广，2010)。 3 分析方法及结果
含矿岩体的主量和微量元素分析样品采自7个矿床的中国新疆的包古图铜矿和土屋-延东铜矿，三叠纪形成蒙古国的额尔登特Cu-Mo矿，侏罗纪发育中国内蒙古的乌奴格吐山Cu-Mo矿。显然，中亚成矿域斑岩铜矿形成时间跨度大，自奥陶纪至侏罗纪均有发育，集中在泥盆纪和石炭纪。含矿岩体(波谢库尔、努尔卡斯甘、博尔雷、科翁腊德、阿克都卡、科克赛、额尔登特等)，流体包裹体激光拉曼测量样品采自3个矿床(科翁腊德、包古图、额尔登特)主成矿阶段形成的石英-硫化物脉，年龄样品采自2个矿床的含矿岩体(哈萨克斯坦的科克赛斑岩Cu矿床和蒙古国的额尔登特Cu-Mo矿床)。
| 表 2 中亚成矿域主要斑岩铜矿床含矿岩体常量元素(wt%)和微量元素(×10-6)组成 Table 2 Major element(wt%) and trace element(×10-6)compositions of host rocks from major porphyry copper deposits in the Central Asia Metallogenic Domain |
3.1 分析方法 3.1.1 主量和微量元素分析
挑选了22个岩石弱蚀变的样品，在核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行了岩石化学全分析和微量元素分析。主元素的测定是采用硅酸盐岩石化学分析方法X射线荧光光谱法(XRF)，实验仪器为荷兰FHLISP公司的PW2404顺序扫描型X射线荧光光谱仪；微量和稀土元素测定是采用德国Finnigan-MAT公司生产的ELEMENTI电感耦合等离子体质谱仪。主量元素分析精度和准确度优于5%，微量元素分析精度和准确度一般优于10%，稀土元素优于5%。
3.1.2 SIMS锆石U-Pb定年
对科克赛斑岩Cu矿床和额尔登特斑岩Cu-Mo矿床的含矿岩体进行了SIMS锆石U-Pb定年研究。用磁选和重液分选技术分选出锆石，将其颗粒以及标准锆石TEMORA2和91500一起安装到Temora粘贴在环氧树脂靶上，抛光一半以揭露锆石内部结构。对锆石进行透射光和反射光显微照相以及阴极发光(CL)图象分析，挑选合适的锆石颗粒和靶点部位。锆石U、Th、Pb的测定在中国科学院地质与地球物理研究所CAMECA IMS-1280二次离子质谱仪(SIMS)上进行。详细的分析流程见Li et al.(2009)。
3.1.3 包裹体气相成分分析
选择科翁腊德、包古图、额尔登特成矿阶段形成的石英-硫化物脉中的石英，采用激光拉曼光谱分析技术，在中国科学院地质与地球物理研究所对包裹体气相成分进行了分析，所用仪器为法国HORIBA Scientific生产的LabRam HR800激光共焦显微拉曼光谱仪。
3.2 分析结果 3.2.1 主量和微量元素
7个含矿岩体主量和微量元素分析结果见表 2。
由于热液蚀变发育，不能完全排除蚀变的影响，因此，本次研究选择不活泼元素进行岩石地球化学研究。在Nb/Y-Zr/TiO2图中(图 2)，大部分成分点落在闪长岩、花岗闪长岩区，属于亚碱性系列，少量落在二长岩区，属于碱性系列。结合岩相学研究结果和岩石SiO2含量(表 2)，中亚成矿域斑岩铜矿含矿岩体岩性主要为花岗闪长岩、闪长岩、英云闪长玢岩和二长岩等。
 | 图 2 中亚成矿域主要斑岩铜矿床含矿岩体Zr/TiO2-Nb/Y 图解(据Winchester and Floyd， 1977) 图中Oyu Tolgoi数据来自Dolgopolova et al.(2013)，多宝山数据来自葛文春等(2007)，Tsagaan Suvarga数据来自侯万荣等(2010)；乌奴格吐山数据来自陈志广等(2008)；包古图和土屋-延东数据来自Shen and Pan(2013)，Shen et al.(2014a，b)；其它数据来自本次工作. 图 3数据来源同此图 Fig. 2 Zr/TiO2 vs. Nb/Y classification diagrams of samples analyzed from the host rocks from the main porphyry copper deposits in the Central Asia Metallogenic Domain(after Winchester and Floyd， 1977) |
岩石的稀土配分模式呈右倾型(图 3)，Eu异常不明显，在微量元素标准化蛛网图上(图 3)，富集大离子亲石元素(Cs、Ba、LREE)、亏损高场强元素(Nb、P、HREE)和Ti。
 | 图 3 中亚成矿域主要斑岩铜矿床含矿岩体球粒陨石标准化稀土元素配分图(a，c，e，标准化值据Nakamura，1974)和E-MORB标准化微量元素蜘蛛网图(b，d，f，标准化值据Sun and McDonough， 1989) Fig. 3 Chondrite-normalized REE distribution patterns(a，c，e，normalization values after Nakamura，1974) and E-MORB-normalized trace elements patterns(b，d，f，normalization values after Sun and McDonough， 1989)for the host rocks from porphyry Cu-Au deposits in the Central Asia Metallogenic Domain |
样品中锆石的阴极发光(CL)图像(图 4a，b)研究表明，锆石呈现清晰的韵律环带结构，具有岩浆锆石的特征。测试结果在表 3中。
| 表 3 科克赛斑岩Cu矿床和额尔登特斑岩Cu-Mo矿床含矿岩体锆石SIMS U-Pb数据 Table 3 SIMS U-Pb zircon data for host rocks from the Koksai and Erdenent porphyry deposits |
9HS76-5样品：19个测点中有17个测点落在谐和线上，谐和年龄值为438.3±3.1Ma，MSWD=0.32(图 4c)。因此，438Ma应代表科克赛Cu矿床含矿岩体的侵位年龄，为早志留世。
ME2-1样品：20个测点较集中，落在谐和线上，谐和年龄值为240.8±1.7Ma，MSWD=0.0096(图 4d)。因此，240Ma应代表额尔登特Cu-Mo矿床含矿岩体的侵位年龄，为中三叠世。
 | 图 4 科克赛和额尔登特矿床含矿岩体锆石CL图像(a、b)和锆石U-Pb谐和年龄(c、d) Fig. 4 SEM cathodoluminescence(CL)images of sectioned zircon grains(a，b) and SISM zircon U-Pb concordia plots(c，d)from the host rocks in the Koksai and Erdenent deposits |
对哈萨克斯坦的科翁腊德、新疆的包古图和蒙古国的额尔登特矿床主成矿阶段的含矿石英脉进行了石英流体包裹体岩相学研究，结果表明，流体包裹体主要为气液、气体和含子矿物包裹体等三种类型，子矿物主要是石盐和钾盐，而在科翁腊德和额尔登特矿床石英包裹体中还发育硫化物子矿物(黄铜矿)。在此基础上，采用激光拉曼光谱分析技术进行包裹体气相成分进行了分析，分析结果见图 5。
 | 图 5 中亚成矿域主要斑岩铜矿床石英脉中流体包裹体的激光拉曼光谱图 (a、b)科翁腊德斑岩Cu矿床；(c、d)额尔登特斑岩Cu-Mo矿床；(e、f)包古图斑岩Cu矿床 Fig. 5 Laser Raman spectra of the fluid inclusions of quartz veins from the main porphyry Cu deposits in the Central Asia Metallogenic Domain |
科翁腊德斑岩铜矿成矿流体富含SO2，有少量的CO2(图 5a，b)；额尔登特斑岩铜钼矿床成矿流体富含CO2(图 5c)；包古图斑岩铜矿床成矿流体则富含CH4(图 5g)，有少量CO2(图 5h)。
4 讨论 4.1 成岩成矿年龄
科克赛矿区出露早石炭纪酸性火山-沉积岩和侵入其中的英云闪长斑岩岩枝(Seltmann et al., 2004，2014)。目前对含矿岩体的年龄未见报道。我们进行的SIMS高精度U-Pb定年结果为438.3±3.1Ma，限定了成岩年龄为早志留世。额尔登特石英闪长岩和花岗闪长斑岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为242.4±3.1Ma(江思宏等，2010)，我们进行的SIMS锆石U-Pb年龄为240.8±1.7Ma，与前人研究结果一致。
为了便于对比，我们将中亚成矿域斑岩铜矿含矿岩体的锆石U-Pb年龄和辉钼矿Re-Os年龄列于表 1和图 6中。可见，中亚成矿域斑岩铜矿形成于不同时代，奥陶纪形成哈萨克斯坦的波谢库尔Cu-Au矿、塔吉克斯坦的Taldy Bulak Cu-Au矿、中国内蒙古的多宝山Cu-Au矿，志留纪形成哈萨克斯坦的科克赛铜矿，泥盆纪形成哈萨克斯坦的努尔卡斯甘Cu-Au矿、蒙古国的欧玉陶勒盖Cu-Au矿和查干苏布尔加Cu-Mo矿，石炭纪形成哈萨克斯坦的博尔雷Cu-Mo矿、科翁腊德 铜矿和阿克都卡铜矿、乌兹别克斯坦的阿尔马雷克Cu-Au矿、中国新疆的包古图铜矿和土屋-延东铜矿，三叠纪形成蒙古国的额尔登特Cu-Mo矿，侏罗纪发育中国内蒙古的乌奴格吐山Cu-Mo矿。显然，中亚成矿域斑岩铜矿形成时间跨度大，自奥陶纪至侏罗纪均有发育，集中在泥盆纪和石炭纪。
 | 图 6 中亚成矿域主要斑岩铜矿床铜储量和年龄直方图 数据来自Singer et al., 2008; Seltmann et al., 2014; Seltmann and Porter， 2005; Heinhorst et al., 2000; 薛春纪等，2013; Wainwright et al., 2011; 杜琦等，2010; 葛文春等，2007; Zeng et al., 2014; Liu et al., 2012; 江思宏等，2010; Watanabe and Stein， 2000; 侯万荣等，2010; 陈志广，2010; 李诺等，2007; 芮宗瑶等，2002; Chen et al., 2010，2013; Kudryavtsev，1996; Shen et al., 2012，2014a，b; Yakubchuk et al., 2012和本次研究 Fig. 6 Cu tonnage vs. age for the major porphyry Cu deposits in the Central Asia Metallogenic Domain |
中亚成矿域斑岩铜矿含矿岩体岩性主要为花岗闪长岩、闪长岩和英云闪长玢岩，有少量的二长岩等。已有的研究表明，典型的埃达克岩的SiO2≥56%、Al2O3≥15%、MgO<3%、87Sr/86Sr<0.7040，含有高的Sr含量和低的Y、重稀土元素(如Yb<1.9×10-6、Y<18×10-6)和低的高场强元素(Defant and Drummond， 1990)。在中亚成矿域斑岩铜矿中，一些矿床的含矿岩体具有上述地球化学特点，而一些矿床的含矿岩体并不具有上述地球化学特点，如岩体具有较低的Al2O3和较低的Sr含量等(表 2)。
4.2.2 含矿岩浆来源
中亚成矿域斑岩铜矿含矿岩浆为钙碱性中酸性岩浆和少量的碱性岩浆。在含矿岩体主量、微量元素地球化学研究基础上，结合前人的Sr-Nd同位素数据(陈志广等，2008; 刘刚等，2012; Shen et al. 2009; Shen and Pan， 2013; Heinhorst et al., 2000; Zhang et al., 2006; 侯万荣等，2010; 江思宏等，2010; Dolgopolova et al., 2013)，探讨中亚成矿域斑岩铜矿含矿岩浆来源。
中亚成矿域斑岩铜矿含矿岩体的稀土配分模式呈右倾型(图 3)，Eu异常不明显，富集大离子亲石元素(Cs、Ba、LREE)、亏损高场强元素(Nb、P、HREE)和Ti，所有的岩石具有明显的负Nb异常，表明含矿岩石形成与俯冲有关。大部分岩石具有相对高的Mg#值(>0.4)(表 2)，表明岩石可能源于地幔。乌奴格吐山含矿岩体具有较低的Mg#(<0.4)(陈志广等，2008)，指示玄武质下地壳物质的卷入(Rapp and Watson， 1995)。
前人研究认为，中亚成矿域发育的花岗岩类岩体具有明显的正εNd(t)值，岩体源于新生的洋壳(Jahn，2000; Han et al., 2006; 王京彬和徐新，2006; Solomovich，2007; Zhou et al., 2008; Safonova，2009)。然而，中亚成矿域斑岩铜矿含矿岩体的εNd(t)值却有变化较大(图 7)，具有以下三个特点：(1)大多数含矿岩体具有明显的高的正εNd(t)值，表明含矿岩浆源于新生的洋壳；(2)少量含矿岩体具有低的正的或低的负的εNd(t)值，结合区域地质特点，如哈萨克斯坦的科翁腊德和博尔雷地区西侧出露前寒武纪片麻状花岗岩，中国内蒙古的乌奴格吐山地区出露前寒武纪片麻岩和片岩(Wu et al., 2012)，蒙古国的额尔登特地区出露前寒武纪基底岩石(Seltmann et al., 2014)，表明这些含矿岩体的形成可能有古老的基底物质的参与；(3)个别含矿岩体具有较大变化的正值，如新疆包古图，这是由于含矿岩体形成有围岩同化混染作用的参与所致(潘鸿迪和申萍，2014)。
 | 图 7 中亚成矿域主要斑岩铜矿床含矿岩体εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(a)和钕同位素演化图解(b) 早-中元古代地壳数据来自Hu et al.(2000).Oyu Tolgoi数据来自Dolgopolova et al.(2013)；Erdenet数据来自江思宏等(2010)；Tsagaan Suvarga数据来自侯万荣等(2010)；Borly、Kounr and和Aktogai数据来自Heinhorst et al.(2000)和刘刚等(2012)；乌奴格吐山数据来自陈志广等(2008)；土屋-延东数据来自Zhang et al.(2006)；包古图数据来自Shen et al.(2009)，Shen and Pan(2013)重新计算.矿床符号同图 2 Fig. 7 εNd(t)vs.(87Sr/86Sr)i (a) and Nd isotopic evolution and Nd isotope data(b)of the host rocks for the major porphyry Cu deposits in the Central Asia Metallogenic Domain |
中亚成矿域大多数含矿岩体为钙碱性系列，富集LILEs和LREEs，具有明显的Nb负异常。在Nb/Yb-Th/Yb图中，大多数岩体成分点投影在E-MORB和OIB之间(图 8a)。这些样品也投影在火山弧花岗岩类范围内(图 8b)。因此，中亚成矿域大多数含矿岩体形成于岩浆弧环境。
 | 图 8 中亚成矿域主要斑岩铜矿床含矿岩体Th/Yb-Nb/Yb图解(a，据Pearce and Peate， 1995)和Ta-Yb图解(b，据Pearce et al., 1984) 符号和数据来源同图 2. ORG ocean ridge granites; Post-COLG: post-collisional granites; Syn-COLG: syn-collisional granites; VAG: volcanic arc granites; WPG: within-plate granites Fig. 8 Th/Yb vs. Nb/Yb diagram(a，after Pearce and Peate， 1995) and Ta vs. Yb diagram(b，after Pearce et al., 1984)of samples analyzed from the host rocks for the major porphyry Cu deposits in the Central Asia Metallogenic Domain |
根据本次研究获得的含矿岩体的Mg#值，结合前人的Sr-Nd同位素数据，可见，大多数含矿岩体具有高的Mg#值和高的正的εNd(t)值，形成于岛弧环境，包括哈萨克斯坦的波谢库尔、努尔卡斯甘、阿克都卡，中国新疆的包古图、土屋-延东，蒙古国的欧玉陶勒盖、查干苏布尔加，中国内蒙古的多宝山等；一些含矿岩体具有低的正的或负的εNd(t)值，结合矿区外围出现前寒武纪基底的特点，这些含矿岩体(博尔雷、科翁腊德、额尔登特)形成于陆缘弧或岛弧和陆缘弧过渡的构造环境，少量含矿岩体具有低的Mg#值和低的正的或负的εNd(t)值，这些含矿岩体(乌奴格吐山)形成于陆缘弧环境。哈萨克斯坦的科克赛、乌兹别克斯坦阿尔马雷克和塔吉克斯坦的Taldy Bulak缺乏含矿岩体的Sr-Nd同位素数据，Xiao et al.(2010)提出晚古生代这些地区属于阿拉斯加型岩浆弧，Seltmann and Alla(2009)建议阿尔马雷克斑岩铜矿形成于陆缘弧环境，因此，初步认为这些矿床的含矿岩体形成于陆缘弧环境。
总体上，中亚成矿域大多数斑岩Cu-Au矿床和少量斑岩Cu(Au，Mo)矿床形成于岛弧环境，而阿尔马雷克斑岩Cu-Au矿床形成于陆缘弧环境，斑岩型Cu-Mo矿床(乌奴格吐山、额尔登特)和少量斑岩Cu(Au，Mo)矿床(博尔雷、科翁腊德)形成于陆缘弧或岛弧和陆缘弧过渡的环境。
4.4 成矿流体及来源 4.4.1 两种成矿流体体系
根据我们获得的3个代表性斑岩铜矿成矿流体气相成分的结果(图 5)，结合已发表的哈萨克斯坦斑岩铜矿(Kudryavtsev，1996)、我国土屋(Han et al., 2006)、乌奴格吐山(Li et al., 2012)、多宝山(Liu et al., 2012)的流体为H2O-CO2-NaCl体系的结果，可以认为，中亚成矿域成矿流体包括两种体系，一种是H2O-NaCl-CO2-SO2体系，包括中亚成矿域的大多数斑岩铜矿床，如科翁腊德、额尔登特、土屋、乌奴格吐山和多宝山等；另一种是H2O-NaCl-CH4-CO2体系，如新疆的包古图。因此，中亚成矿域成矿流体存在氧化性和还原性流体系统，以前者为主。
4.4.2 成矿流体来源
已经发表的数据表明，中亚成矿域斑岩铜矿硫化物的硫同位素分布范围较广(图 9)，δ34S介于-8‰~+5‰之间，集中在-3‰~+2‰之间，接近于陨石硫，表明中亚成矿域斑岩铜矿硫化物的硫主要为岩浆硫，少量硫可能来自地层。
 | 图 9 中亚成矿域主要斑岩铜矿床硫化物硫同位素直方图 哈萨克斯坦铜矿据Kolesnikov，1991; 李光明等，2008; 包古图据宋会侠等，2007; Shen et al., 2012; 土屋据Han et al., 2006; 额尔登特据江思宏等，2010 Fig. 9 Histogram δ34S(‰)values for main porphyry Cu deposits in the Central Asia Metallogenic Domain |
中亚成矿域成矿系统包括简单的斑岩系统和少量的斑岩-矽卡岩成矿系统和斑岩-浅成低温热液成矿系统。
一般与斑岩有关的矿化除与岩体有关外，还与岩体侵位的围岩岩性(如碳酸盐岩)有关。在中亚成矿域，大多数岩浆弧中碳酸盐岩不发育，岩体一般侵位于火成岩区，其矿化类型相对单一，形成简单的斑岩成矿系统。但是，在一些地区也有碳酸盐岩存在，当岩体侵位时，碳酸盐岩发生矽卡岩化，并发生金属矿化，形成矽卡岩容矿的多金属矿体，它们与斑岩型铜矿构成了一个斑岩-矽卡岩成矿系统，以乌兹别克斯坦阿尔马雷克矿区为代表，该矿区出露有泥盆-石炭纪碳酸盐岩，矿区发育斑岩型和夕卡岩型矿化(薛春纪等，2013)，以斑岩型矿化为主，构成了一个斑岩-矽卡岩成矿系统。
在中亚成矿域，一些斑岩铜矿床发育高级泥化蚀变，由于高级泥化蚀变是浅成低温热液系统的典型产物，因此，一些斑岩铜矿床中发育斑岩-浅成低温热液成矿系统，以哈萨克斯坦的努尔卡斯甘矿区为代表，该矿区发育与早期闪长岩有关的细脉浸染状铜矿化和与晚期闪长玢岩和隐爆角砾岩有关的高硫型浅成低温热液金矿化(Zhukov et al., 1997; Seltmann et al., 2014)，构成了一个斑岩-浅成低温热液成矿系统。 4.6 与其它成矿域对比
从前述中亚成矿域斑岩铜矿床的特点，并与环太平洋成矿域与特提斯成矿域斑岩铜矿床对比，可以概括出中亚成矿域斑岩铜矿床的下列特征：
(1)中亚成矿域大型-超大型斑岩铜矿床有着广泛的空间分布，自哈萨克斯坦、吉尔吉斯斯坦、乌兹别克斯坦，经过中国新疆北部、蒙古国，一直到中国内蒙东部，总体上，大型和超大型矿床呈散在性分布，带状分布不甚明显，而环太平洋和特提斯成矿域斑岩铜矿床呈明显的带状分布，前者包括东太平洋的中安第斯成矿带和西太平洋成矿带，后者包括冈底斯成矿带和玉龙成矿带。
(2)中亚成矿域斑岩铜矿床成矿作用发生在古生代和中生代，成矿高峰期为泥盆纪和石炭纪。而环太平洋成矿域成矿作用从太古代到新生代，但主要发生于中、新生代，少量前寒武纪的斑岩铜矿出现在澳大利亚(Kirkham and Dunne， 2000; Sinclair，2007)；特提斯成矿域成矿作用发生在晚古生代和中、新生代，以中、新生代为主(Hou et al., 2009，2011)。中亚成矿域既没有前寒武纪的斑岩铜矿床，也没有白垩纪和更新的斑岩铜矿床。
(3)中亚成矿域斑岩铜矿含矿岩体多为钙碱性，少量为碱性，岩性以花岗闪长岩-闪长岩-英云闪长岩为主，有少量的二长岩，大多数含矿岩浆源于新生的洋壳，少量有古老的基底物质的参与或有围岩物质的参与。环太平洋成矿域含矿斑岩复杂(Kerrich et al., 2000)，岛弧环境含矿斑岩是钙碱性的，含矿岩浆起源于新生的洋壳，而陆缘弧环境含矿斑岩多为高钾钙碱性，部分为钾质碱性和钾玄质，含矿岩浆起源于新生的洋壳，有陆壳物质加入。特提斯成矿域含矿斑岩多为高钾钙碱性和钾玄质，以高钾为特征，岩性以花岗闪长岩-二长花岗岩-花岗岩为主，大多数含矿岩浆起源于加厚的新生镁铁质下地壳或拆沉的古老下地壳(侯增谦和杨志明，2009)。
(4)中亚成矿域斑岩铜矿床成矿构造背景主要为岛弧环境，大多数斑岩Cu-Au矿床和少量斑岩Cu(Au，Mo)矿床形成于岛弧环境，斑岩型Cu-Mo矿床和少量斑岩Cu(Au，Mo)矿床形成于岛弧和陆缘弧过渡的环境或陆缘弧环境。环太平洋成矿域成矿构造背景多样：在中安第斯带，斑岩铜矿床形成于陆缘弧环境(Kay et al., 1999; Richards et al., 2001)，在西太平岩，斑岩Cu-Au矿床形成于岛弧环境(Sillitoe，1993; Richards et al., 2001; Kerrich et al., 2000)，而Grasberg和Porgera矿床则形成于俯冲之后的陆缘弧-岛弧碰撞带(MacDonald and Arnold， 1994)，中国东北的一些斑岩Cu-Au矿形成于陆内环境(侯增谦和杨志明，2009)。特提斯成矿域斑岩矿床形成于大陆碰撞带，在晚碰撞构造转换环境发育斑岩Cu、Cu-Mo和Cu-Au矿床，后碰撞地壳伸展环境则主要发育斑岩Cu-Mo矿床(Hou et al., 2003; 侯增谦和杨志明，2009)。
(5)中亚成矿域斑岩铜矿床按所含金属内容分为斑岩型Cu-Au、Cu(Au，Mo)、Cu-Mo等矿床，按成矿特点分为经典的斑岩铜矿和少量的还原性斑岩铜矿，成矿流体发育氧化性和还原性流体系统，以前者为主。环太平洋成矿域以经典的斑岩铜矿床占优势，有少量的还原性斑岩铜矿床，这些还原性斑岩Cu-Au矿床分布于加拿大和澳大利亚等(Rowins，2000)。特提斯成矿域则发育经典的斑岩铜矿床。
(6)中亚成矿域斑岩铜矿床的矿化类型相对单一，成矿系统主要为简单的斑岩成矿系统，一些矿区发育斑岩-矽卡岩成矿系统(如阿尔马雷克)和斑岩-浅成低温热液成矿系统(如努尔卡斯甘)。环太平洋成矿域发育斑岩-浅成低温热液成矿系统，如菲律宾Lepanto-FSE矿区(Hedenquist et al., 1998)。特提斯成矿域一般不发育斑岩-浅成低温热液成矿系统，仅在玉龙矿区浅成低温热液矿化叠加于矿化斑岩上(Hou et al., 2003)，然而，斑岩-矽卡岩成矿系统发育，如驱龙的知不拉、甲马及玉龙等(Hou et al., 2003，2009)。
5 结论
中亚成矿域斑岩铜矿床特征：
(1)成矿时代为古生代和中生代，成矿高峰期为泥盆纪和石炭纪；
(2)含矿岩体为花岗闪长岩、闪长岩、英云闪长岩和少量的二长岩；
(3)含矿岩浆大多数源于新生的洋壳，少量有古老的基底物质和围岩物质参与；
(4)成矿构造背景主要为岛弧，少量为陆缘弧和岛弧向陆缘弧过渡的环境；
(5)矿床可分为三类：斑岩型Cu-Au、Cu(Au，Mo)和Cu-Mo矿床；
(6)成矿流体可分为两类：氧化性H2O-NaCl-CO2-SO2体系和少量的还原性H2O-NaCl-CH4-CO2体系；
(7)成矿系统可分为三类：简单的斑岩系统和少量的斑岩-矽卡岩成矿系统和斑岩-浅成低温热液成矿系统。
致谢 本文一起参加野外工作的还有张林浩、西尔班·佳克巴娃、陈宣华、韩素琴、薛春纪、吕新彪、叶宝莹、施炜、袁峰、安芳等人；研究工作得到新疆维吾尔自治区国家305项目办公室和哈萨克斯坦萨特巴耶夫地质科学研究所的大力支持与帮助；两位审稿人提出了宝贵的修改意见；在此一并感谢！| [1] | Bespaev KA and Miroshnichenko LA. 2004. Atlas of Mineral Deposit Models of the Republic of Kasakhstan. Almaty, Kazakhstan (English edition by Halls C, Seltmann R and Dolgopolova A). London: CERCAMS (Centre for Russian and Central EurAsian Mineral Studies), Natural History Museum, 42 |
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