中亚造山带位于欧亚大陆的核心，该造山带与安第斯型、阿尔卑斯-喜马拉雅型造山带有着明显的区别，同时中亚造山带也有着丰富的矿床资源，例如穆龙套金矿、哈姆尔套铬铁矿、金川铜镍矿、阿希金矿、罗布泊钾盐矿等(陈衍景, 2000)。西天山阿吾拉勒地区位于中亚造山带的西南部，是中亚造山带的重要组成部分(李宁波等, 2013)，前人对该地区的花岗岩及火山岩进行了大量的工作，揭示其最突出的特点是普遍具有较低的I_Sr值和正的ε_Nd值，表明年轻的幔源物质广泛参与了花岗岩岩浆的形成，幔源物质的加入对该地区陆壳的生长演化有一定的影响，除形成较厚(>45km)的地壳外，还为该地区矿床的形成提供了物质基础(陈衍景, 2000; Jahn et al., 2000; Hong et al., 2003; 张增杰等, 2003)。但是，阿吾拉勒成矿带西段晚古生代花岗岩的成因机制以及形成时所处的构造背景还存在较大的争议，例如在洋壳俯冲阶段，俯冲洋壳的部分熔融，并且受到来自地幔物质的混染(Wang et al., 2007; Tang et al., 2010)；在后碰撞阶段，受幔源玄武质的岩浆底侵作用的影响，增厚下地壳发生部分熔融(Zhao et al., 2008; Tang et al., 2010)。此外，在阿吾拉勒成矿带中西段分布有较多二叠纪时期铜矿床(如奴拉赛铜矿、群吉萨依铜矿、群吉铜矿、克兹克藏铜矿)。这些铜矿表现为矿点多，规模小的特征(尹意求等, 2005)。前人研究表明，海西期花岗岩与该区成矿作用关系密切(张增杰等, 2003)，同时，赵振华等(2006)也指出该地区铜矿与埃达克岩(如奴拉赛铜矿)有关，但是，该地区有一部分赋矿的岩体(如群吉、群吉萨依钠长斑岩体)并不具有埃达克岩的特征。因此，阿吾拉勒成矿带西段赋矿岩体的特征以及岩体的成矿性还需进一步的研究。本文选取西天山阿吾拉勒成矿带群吉地区A型花岗岩为研究对象，进行岩石学、地球化学、全岩Sr-Nd-Pb同位素及电子探针研究，以揭示该地区晚古生代A型花岗岩的成因、地质意义，通过对岩体的成岩温度、氧逸度和含水性等成矿潜力进行研究，从而为该地区岩体的赋矿性进行一定的评价。

阿吾拉勒成矿带位于伊犁-哈萨克斯坦板块中东部，其总体呈近EW走向，东西长约300km，南北宽约30km，该成矿带主要发育晚古生代地层(图 1a)。群吉位于阿吾拉勒成矿带的西段，该地区主要为石炭系和二叠系地层。石炭系地层不发育，缺失下石炭统，而中上石炭统则发育在阿吾拉勒山的两侧，岩性为海相-海陆交互相中酸性火山岩系和碳酸岩；二叠系地层在该地区较为发育，主要包括以玄武安山岩为主的下二叠统乌郎组，以玄武岩和流纹岩组成的下二叠统塔尔得套组及以砂砾岩为主的上二叠统晓山萨依组(图 1b)。除此之外，该地区还有大量的晚古生代的中酸性岩体出露，例如莫斯早特岩体、圆头山岩体、群吉岩体、群吉萨依岩体等(图 1b)。

图 1

Fig. 1

图 1 西天山主要构造地质单元图(a)及群吉钠长斑岩的分布图(b)(据赵军等, 2012修改) Fig. 1 Geological map of main geological tectonic units in western Tianshan (a) and the Qunji albite porphyry (b) (modified after Zhao et al., 2012)

群吉钠长斑岩呈近南北走向产出，全长1000m，北端宽约220m，南端窄，中间部位宽约80m，其侵入到下二叠统的塔尔得套组地层中，与塔尔得套组玄武岩呈侵入接触关系(图 2)。钠长斑岩，呈褐红色，斑状结构(图 3a)。斑晶主要为钠长石(50%)(分析结果见后文表 1)，呈板状，自形程度高，双晶发育，说明钠长斑岩为结晶分异形成。钠长石粒度大小一般长2mm左右，宽度0.2mm左右。基质主要为长石(20%)、石英(34%)，副矿物有锆石等。

图 2

Fig. 2

图 2 群吉铜矿剖面图(据众邦矿业公司, 2011①) Fig. 2 Profile map of the Qunji copper deposit

图 3

Fig. 3

图 3 矿石矿物镜下特征 (a)斑状结构，斑晶为钠长石，基质为隐晶质，正交偏光；(b)基质中的黄铁矿，多呈自形半自形，被后期矿物交代，反射光；(c)交代结构和出溶结构，黄铁矿被黄铜矿交代，黄铜矿和斑铜矿呈出溶结构，辉铜矿沿斑铜矿边部交代斑铜矿，反射光；(d)斑铜矿矿脉，矿脉几乎由斑铜矿充填，含少量石英，反射光. Ab-钠长石；Py-黄铁矿；Cpy-黄铜矿；Bo-斑铜矿；Cc-辉铜矿 Fig. 3 Petrographic characteristics of albite porphyry and ore mineral (a) porphyritic texture with albite phenocryst and cryptocrystalline matrix (perpendicular polarized light); (b) euhedral-subhedral pyrite in matrix (reflected polarized light); (c) metasomatic texture and exsolution texture, pyrite replacement in chalcopyrite, exsolution chalcopyrite in bornite, bornite replacement in chalcocite (reflected polarized light); (d) vien-type bornite with little quartz (reflected polarized light). Ab-albite; Py-pyrite; Cpy-chalcopyrite; Bo-bornite; Cc-chalcocite

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 群吉碱性斑岩斑晶成分(wt%) Table 1 Chemical compositions of phenocryst of the Qunji alkaline porphyry (wt%)

表 1 群吉碱性斑岩斑晶成分(wt%) Table 1 Chemical compositions of phenocryst of the Qunji alkaline porphyry (wt%)

① 众邦矿业公司.2011.新疆尼勒克县群吉铜矿详查报告

岩石样品经清除表面杂质后破碎成岩屑，在前处理实验室用纯净水反复冲洗至清后用5%的盐酸溶液浸泡10min，加入去离子水在超声波洗槽中清洗15min，并重复2~3次，样品经烘干后用玛瑙研钵磨至200目供化学分析。主量元素和微量元素分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室分别采用X射线荧光法(XRF)和电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)完成，主量元素分析精度大多数优于5%，微量元素分析精度大多优于8%，分析结果见表 2。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 群吉钠长斑岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)地球化学分析数据 Table 2 Major (wt%) and trace elements (×10-6) compositions of the Qunji albite porphyry

表 2 群吉钠长斑岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)地球化学分析数据 Table 2 Major (wt%) and trace elements (×10-6) compositions of the Qunji albite porphyry

Sr、Nd、Pb同位素在核工业北京地质研究院测定。采用ISOPROBE-T热电离质谱仪分析。Sr、Nd同位素测试条件为：相对湿度20%，温度20℃。Sr同位素比值测定的内校正因子采用⁸⁶Sr/⁸⁸Sr=0.1194，标准测量结果：NBS987为0.710250±7。¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值采用¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219校正标准测量结果：SHINESTU为0.512118±3(标准值为0.512110)(赵海杰等, 2010)。Pb同位素获取前首先需在聚四氟乙烯柱中应用250μ AG1-8x阴离子交换树脂提纯Pb。应用1N HBr酸淋洗后，Pb留在交换树脂中，而其余大部分元素则被冲走；之后，应用6N HCl进行Pb的接收。重复提纯两次后，Pb同位素应用单Re灯丝在热离子质谱仪上静态模式测得。Pb与硅胶和磷酸一起上样。实验过程中，标样NBS 981未校正结果如下：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=16.9±0.026(2σ)，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.4±0.029，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=36.5±0.121，全流程空白值0.1。分析结果见表 3、表 4。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 群吉地区钠长斑岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析数据 Table 3 Rb-Sr and Sm-Nd isotopic data for albite porphyry in Qunji area

表 3 群吉地区钠长斑岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析数据 Table 3 Rb-Sr and Sm-Nd isotopic data for albite porphyry in Qunji area

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 群吉钠长斑岩Pb同位素组成 Table 4 Pb isotopic composition of the Qunji albite porphyry

表 4 群吉钠长斑岩Pb同位素组成 Table 4 Pb isotopic composition of the Qunji albite porphyry

钠长石斑晶成分分析在中国科学院矿物学与成矿学重点实验室用JEOL JXA-8230电子探针完成，工作条件为：15kV加速电压，10μA加速电流，束斑大小为1μm。标样为斜长石(Si、Al、Ca)、钾长石(K)、钠长石(Na)、石榴子石(Fe、Mn)、金红石(Ti)、磷灰石(P)。测试结果见表 1。

斑晶主要成分为Si、Al、Na，Ti、Fe、Mg、Mn、Ca、P含量很少，An、Or牌号很低，相反，Ab牌号很高(表 1)，其分子式为NaAl_0.9-1.2Si_3.1-3.9O_7.9-10.1，与钠长石的理论分子式NaAlSi₃O₈相似，表明斑晶为钠长石。

群吉钠长斑岩富硅(65.30%~76.93%)，富钠(3.23% ~7.16%)，富碱(Na₂O+K₂O=6.02%~9.66%)，贫镁(0.13%~0.45%)、贫磷(0.06%~0.08%)、贫钙(0.47%~1.84%)、低Mg^#(0.08~0.23)(表 2)，高FeO^T/MgO值(6.01~21.4)、高(Na₂O+K₂O)/CaO值(4.61~17.7)。在SiO₂-AR图上落于碱性区和过碱性区(图 4a)，符合碱性岩的特征。在铝指数图上，群吉钠长斑岩落于弱铝质-过铝质的过渡区域(图 4b)。

图 4

Fig. 4

图 4 群吉钠长斑岩SiO2-AR (a)和A/NK-A/CNK (b)图解 Fig. 4 SiO2-AR (a) and A/NK-A/CNK (b) diagrams for Qunji albite porphyry

岩体的稀土元素总量为(∑REE=108×10^-6~248×10^-6)，在球粒陨石标准化的分配图解上表现为轻稀土富集的右倾型，(La/Yb)_N为(1.79~8.54)，说明轻稀土与重稀土存在轻微的分异(图 5)。Eu元素负异常，Eu/Eu^*=0.39~0.66。岩体具有高Zr、Nb、Ga、Y、Ce微量元素含量和低Sr、Ba含量(表 2)，在原始地幔标准化的微量元素配分图解上，表现为Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti亏损，而Rb、Th、U、K、Zr和Hf相对富集(图 5)。岩体的10000Ga/Al介于1.89~2.55，平均为2.19。

图 5

Fig. 5

图 5 群吉钠长斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Boynton, 1984)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化数值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spidegrams (normalization values after Sun and Mcdonough, 1989) of the albite porphyry in Qunji

群吉钠长斑岩I_Sr值较低(表 3)，在0.70203~0.70549之间，平均为0.70307。ε_Nd(t=302Ma)为正值(表 3)，范围在+1.54~+2.01之间，平均为+1.70。Sr-Nb同位素组成相对稳定，具有共同的来源。I_Sr和ε_Nd值与天山基底以及巴音沟蛇绿岩的值差别比较明显，但与早石炭世的玄武岩接近(图 6)，因此，钠长斑岩的原岩可能与玄武质岩石有关。f_Sm/Nd平均值为-0.41，单阶段模式年龄t_DM(除样品qj12与地质事实不符)较年轻，在0.63~0.80Ga之间，平均为0.69Ga，与中亚造山带其他地区的岩体类似(如闫永红等, 2013)。

图 6

Fig. 6

图 6 群吉地区不同岩体的ISr-εNd(t)图解 数据来源：群吉萨依据闫永红等，2013；圆头山据李宁波等，2013；莫斯早特据熊小林等，2001；巴音沟蛇绿岩、早石炭世玄武岩、天山基底据Zhu et al., 2009 Fig. 6 ISr-εNd(t) diagram of different rocks in the Qunji area Data source: Qunjisayi granites from Yan et al., 2013; Yuantoushan granites from Li et al., 2013; Mosizaote granites from Xiong et al., 2001; Bayingou ophiolites, Early Carboniferous basalt and Tianshan basement from Zhu et al., 2009

在表 4中，按ε_Nd(t=302Ma)(作者未发表数据)校正后的铅同位素比值有一定程度的降低，斑岩(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t范围为15.1~18.1，平均值为17.1，(²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_t范围为15.4~15.6，平均值为15.5、(²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb)_t范围为36.0~38.0，平均值为37.1，Pb同位素值比较低。非放射成因Pb同位素变化范围较小，表明源区为同位素相对均一的幔源。在(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t-(²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_t图解中，样品点落于北半球参考线的上部，横跨零等时线，介于上地壳和地幔之间(图 7)。在(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t-(²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb)_t图解上样品点比较分散，位于北半球参考线两侧，下地壳演化线之下，靠近地幔和上地壳(图 7)。

图 7

Fig. 7

图 7 群吉钠长斑岩Pb同位素组成图解 DMM：亏损地幔端元，EM(Ⅰ、Ⅱ)：富集地幔端元(Zindler and Hart, 1986)；Geochron：零等时线；NHRL：北半球参考线(Hart, 1984) Fig. 7 Pb isotopic diagrams of the Qunji albite porphyry DMM: depleted mantle component, EMⅠand Ⅱ: enriched mantle (after Zindler and Hart, 1986); Geochron: zero isochron line; NHRL: north hemisphere reference line (after Hart, 1984)

群吉铜矿矿石赋存在钠长斑岩中，矿体产状与钠长斑岩的产状近乎一致，与周围玄武岩的关系很截然(图 2)。矿体呈脉状、扁豆状或透镜状，产状陡，形态变化大(赵军等, 2012)。矿石中铜的平均品位为0.8%，资源量为50万吨。群吉铜矿的矿石类型主要有两种：脉状(图 8a)和浸染状(图 8b)。浸染状矿石分布在矿体的中部，脉状矿石分布在矿体的边缘。浸染状矿石以黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿为主。脉状矿石主要以原生斑铜矿为主，矿脉中与斑铜矿伴生的热液矿物(如石英、方解石等)很少(图 3b)。围岩蚀变主要以钾化为主，且钾化仅出现在脉状矿石的两侧，宽度很小(图 8a)。

图 8

Fig. 8

图 8 群吉铜矿矿石产状及蚀变 (a)脉状矿石，矿石边部发育窄的钾化；(b)浸染状矿石 Fig. 8 Occurrence of ores and alteration of the Qunji copper deposit (a) vein ore, potassium occurrence in the edge of ore; (b) disseminated ore

群吉钠长斑岩基质中可见黄铁矿，多呈立方体状，自形-半自形，且多被后期的矿物交代，形成其他硫化物(图 3b)。矿石矿物主要包括黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿和辉铜矿(图 3c)。在浸染状矿石中，黄铁矿被黄铜矿交代，斑铜矿交代黄铜矿，并与黄铜矿形成固溶体分离结构，辉铜矿沿着矿物的边缘交代斑铜矿。在脉状矿石中，脉体几乎被斑铜矿充填，只有很少量的石英和长石(图 3d)。

群吉钠长斑岩中的斑晶主要为钠长石(图 3a)，主量元素中Na的含量也比较高(表 2)，体现了群吉钠长斑岩富钠的特征。多数学者(如Kaur et al., 2006)认为富钠岩石一般是由岩浆后期由富钠流体蚀变形成的，这种成因的岩石其钠长石通常表现为交代钾长石的结构(Černý, 1991)。群吉钠长斑岩也发育有后期的蚀变作用(图 8a)，但是通过研究，作者认为群吉钠长斑岩非蚀变成因，而是岩浆成因：(1) 群吉钠长斑岩的中的钠长石多呈自形-半自形结构，并且没有发育交代钾长石的结构；(2) 全岩的烧失量(LOI)比较低(＜1.5%)(表 2)；(3) 斑岩的蚀变指数(CIA)为47~52，与新鲜花岗岩的蚀变指数(45~55)(Nesbitt and Young, 1982)一致，应属于新鲜岩石；(4) 蚀变作用通常会导致一些富F、Li、Cl的矿物出现，如黄玉、锂云母等(Cuney et al., 1992; Haapala, 1997)，然而这些矿物在群吉钠长斑岩中很少见；(5) Wedepohl (1978)指出，钠长石化会导致Nb的富集，而群吉钠长斑岩中Nb含量表现为亏损的特征；(6) 后期蚀变由于会淋滤副矿物，这样会使轻稀土亏损，相反，群吉钠长斑岩表现为轻稀土富集的特征。因此，后期蚀变对群吉钠长斑岩的影响是很小的，斑岩应该属于岩浆成因的新鲜岩石。

A型花岗岩由Loiselle and Wones (1979)最早提出，其定义为碱性、贫水和非造山，但随着研究的深入，该定义已被很大程度的扩展(Bonin, 2007)。A型花岗岩作为地学研究的热点之一(Frost et al., 2007; Bonin, 2007)，在岩石学、矿物学、地球化学方面有其独特的特征。在岩石类型上，A型花岗岩包括了从碱性花岗岩到钾长花岗岩，以及石英正长岩、更长环斑花岗岩和紫苏花岗岩等多种岩石类型(Eby, 1990; Nardi and Bonin, 1991; Duchesne and Wilmart, 1997)，不仅包括了碱性岩，还扩大到钙碱性、弱碱性-准铝、弱过铝质甚至强过铝质岩石(廖忠礼等, 2006a, b)。矿物学上，A型花岗岩主要的矿物组合为石英+铁镁质暗色矿物±碱性长石，斜长石缺少或含量少(忻建刚等, 1995)。地球化学成分上，A型花岗岩为富硅、富碱、贫钙、贫镁、高FeO^T/MgO和(K₂O+Na₂O)/CaO比值，富Rb、Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Y、Ga，贫Sr、Ba、Cr、Co、Ni、V，并有Eu负异常，Ga/Al值高(Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987)。稀土元素(除Eu外)含量高，常为轻稀土富集型(陈培荣等, 1998)。

群吉钠长斑岩在矿物学上表现为石英+碱性长石(钠长石)，与A型花岗岩类似。地球化学成分表现为富硅、富碱、贫钙、贫镁、高FeO^T/MgO和(K₂O+Na₂O)/CaO比值，属于过碱性、弱过铝质-过铝质岩石(图 3)，富集Ga、Zr、Hf、Nb、Y、Ce含量(表 2)，贫Sr、Ba(表 2)，Eu负异常(图 5)，轻稀土富集(图 5)。在S-M-I-A判别图解上(图 9)，样品都落于A型花岗岩区域内。因此，群吉钠长斑岩应属于A型花岗岩。

图 9

Fig. 9

图 9 群吉钠长斑岩岩石类型判别图解 Fig. 9 Discrimination diagrams of rock type for the Qunji albite porphyry

由于A型花岗岩在地球化学上容易与高分异的S型花岗岩相混淆，一般认为，相对于A型花岗岩，高分异S型花岗岩具有更高的P₂O₅含量(均值为0.14%)和更低的Na₂O含量(均值为2.81%)(King et al., 1997)。而群吉钠长斑岩具有低的P₂O₅含量(均值为0.06%)和高的钠含量(均值为5.47%)(表 2)，在P₂O₅-SiO₂图解上(图 10a)，P₂O₅与SiO₂也没有表现出线性关系。与一些高分异的Ⅰ型花岗岩相比，群吉钠长斑岩具有高的FeO^T含量(均值为2.9%)，较低的Rb含量(均值为67.6×10^-6)(表 2)以及高的锆饱和温度平均值为880℃(作者未发表)。同时，前人(熊小林等, 2001; 赵振华等, 2006; 李宁波等, 2013; 闫永红等, 2013; 陈根文等, 2015)在研究群吉钠长斑岩侵入的塔尔得套组双峰式火山岩时，得出该区在晚石炭-早二叠纪应为后碰撞阶段。因此，群吉钠长斑岩与高分异的Ⅰ、S型花岗岩有明显的区别，应为A型花岗岩。

图 10

Fig. 10

图 10 群吉钠长斑岩SiO2-P2O5图(a)和Mg#-SiO2图(b, 底图据Douce et al., 1999) Fig. 10 SiO2 vs. P2O5 (a) and Mg# vs. SiO2 (b, after Douce et al., 1999) diagrams for the Qunji albite porphyry

对于A型花岗岩的成因，一直存在着较大的争议(Bonin, 2007; Frost et al., 2007)，成因模式也繁多。目前，A型花岗岩的成因模式主要有：(1) 幔源碱性岩浆分异产生残留的A型花岗质熔体(Loiselle and Wones, 1979; Pearce et al., 1984; Eby, 1990, 1992)；(2) 幔源拉斑质岩浆分异或底侵的拉斑玄武岩低度部分熔融(Turner et al., 1992; Frost and Frost, 1997)；(3) 源自地幔岩石重熔分异形成碱性花岗岩(赵振华等, 1996)；(4) 幔源碱性岩浆与地壳物质作用生成正长岩浆源区，正长岩岩浆进一步分异或与地壳物质混染(Dickin, 1994; Charoy and Raimbault, 1994)；(5) 下地壳岩石经部分熔融抽取了Ⅰ性花岗岩质岩浆后，富F的麻粒岩质残留物再次部分熔融(Collins et al., 1982; Clemens et al., 1986; Whalen et al., 1987)；(6) 地壳火成岩(英云闪长岩和花岗闪长岩)直接熔融(Creaser et al., 1991)。

群吉斑岩具有低的MgO(0.13%~0.45%)、低Cr(1.47×10^-6~27.25×10^-6，平均为11.8×10^-6)、低Co(1.15×10^-6~3.04×10^-6)和低Ni(0.74×10^-6~2.93×10^-6)，表明岩浆并非起源于地幔源区(熊富浩, 2014)。而较低的Al含量以及A/CNK值(表 2)说明其不可能为变质沉积岩部分熔融形成。斑岩具有较高的K₂O(0.94%~5.27%，平均3.17%)和中高的K₂O/Na₂O(0.13~1.32，平均为0.64)，与地壳物质熔融相似(Martin et al., 2005)。群吉钠长斑岩的Sr和Nd同位素组成特征与早石炭世的玄武质岩石非常接近(图 7)，而与西天山古基底岩石的Sr和Nd同位素组成有很大差别，因此该岩体不可能是由天山古基底形成。直接来源于地幔也是不可能的，地幔橄榄岩的直接熔融不可能产生酸性程度达流纹质的岩浆(Green et al., 1980; Defant and Drummond, 1990)。样品正的ε_Nd(t)和低的I_Sr值，说明了岩浆在上升过程中没有遭受明显的地壳混染(闫永红等, 2013)，Rb/Nb=1.3~4.8，小于地壳的相应值(5.9)，因此样品的元素和同位素地球化学特征，没有遭受明显的地壳混染，应是源区特征的反映。群吉钠长斑岩的Sr、Nd同位素表明，该岩体具有亏损地幔的岩浆特点，即低的I_Sr(均值为0.70307)，正的ε_Nd(t=303Ma)(均值为+6.24)(图 6)。同时，Pb同位素特征也指示该岩体具有幔源组分的特征，即低的(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t、(²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_t、(²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb)_t值；且在物源区判别图上(图 11)，样品的投点区域远离上地壳、下地壳，显示其源岩与岛弧物质相近，可能与俯冲物质或洋壳有关。可见，Pb同位素特征与Sr-Nd同位素特征相一致，都揭示了幔源组分的特点。而新生玄武质下地壳熔融产生的熔体将会具有地幔源区的同位素组成，斑岩的f_Sm/Nd及单阶段模式年龄t_DM有意义，t_DM具有与中亚造山带北部相似的较年轻的值(均值0.69Ga)(表 3)，也证实了斑岩的源区为新生的岩石。群吉钠长斑岩表现出高硅、低Mg^#(＜0.25)(图 10b)的特征，实验岩石学表明，玄武质的岩石脱水部分熔融可以产生具有类似特征的熔体(Rapp and Waston, 1995)。因此，群吉钠长斑岩很可能是年轻玄武质下地壳部分熔融形成的。

斑岩体中低的Sr/Y值说明，钠长斑岩在较低的压力(＜10kbar)之下形成(张旗等, 2005)。实验岩石学在低压下模拟的脱水部分熔融方程式为：黑云母/角闪石+Ca(来自斜长石)+石英＝斜方辉石+斜长石+副矿物+熔体(Rapp and Watson, 1995; 张旗等, 2012)。黑云母在低压条件的稳定温度较低(＜820℃)，而角闪石的稳定温度较高(>900℃)。由群吉斑岩中Zr饱和温度得出，锆石的结晶温度大于880℃。因此群吉斑岩不可能为玄武质岩石在有黑云母出现的低压相脱水熔融，而是在角闪岩相脱水熔融形成。同时，在斑岩成因的主量元素判别图解上(图 10b、图 11)样品点集中在角闪岩熔体的区域，而分别远离板片熔体和地幔熔体(图 10b)；变质岩熔体和变质杂砂岩熔体(图 11)以及长英质熔体和变质杂砂岩熔体(图 11)，也表明了群吉钠长斑岩是在角闪岩相脱水熔融形成的。斑岩中低的Sr含量、Eu亏损及低的Ga/Al值，说明岩浆经历了斜长石的分离结晶过程。在正常的低温梯度条件下，地温梯度线不与含H₂O的玄武岩固相线相交，玄武质岩石不能发生熔融；在高地温梯度条件下，地温梯度线能与含H₂O玄武岩固相线相交。而地壳的伸展，可以引起岩石圈的拆沉和地幔隆升，从而导致地温梯度大大增加，同时地幔产生以H₂O为主的去气作用将导致下地壳玄武岩固相线温度大大降低，当地温达到玄武岩固相线温度之上，底侵在地壳底部的玄武质岩石发生部分熔融(熊小林等, 2001)。本区双峰式火山岩的发育及二叠纪大量埃达克岩的产出，表明该地区存在着岩石圈的伸展及地幔物质隆升，导致大量的玄武质地壳部分熔融(熊小林等, 2001)。

图 11

Fig. 11

图 11 群吉钠长斑岩源岩判断图解(据Douce et al., 1999; Altherr and Siebel, 2002) Fig. 11 Genesis discrimination diagrams of the Qunji albite porphyry (after Douce et al., 1999; Altherr and Siebel, 2002)

图 12

Fig. 12

图 12 群吉含矿斑岩锆石(Eu/Eu*)N-Ce4+/Ce3+图解 数据据Ballard et al., 2002; Liang et al., 2006以及作者未发表 Fig. 12 (Eu/Eu*)N-Ce4+/Ce3+ diagram of zircon of the Qunji ore-bearing porphyry Data source: Chile from Ballard et al., 2002; Yulong and Dexing from Liang et al., 2006; Qunji from author, unpublished

因此，群吉钠长斑岩应为岩石圈伸展拆沉、地幔物质隆升，玄武质岩浆底侵下地壳、在异常的地温梯度下年轻玄武质岩石脱水部分熔融形成的，并且岩浆经历了斜长石的分离结晶作用，在侵位的过程中没有受到地壳明显的混染作用。

群吉地区的A型花岗岩成因表明，在晚石炭纪阿吾拉勒成矿带发生了岩石圈的拆沉作用，并引起地幔物质隆升，玄武质岩浆底侵下地壳。由于玄武质岩浆的持续底侵，使得该地区的地壳持续的垂向生长，不断的加厚。当地壳加厚到40km以上时，底侵的玄武质岩石部分熔融形成了该地区早二叠纪的大规模的埃达克岩(熊小林等, 2001; 赵振华等, 2006)。陈根文等(2015)在研究该地区塔尔得套组双峰式火山岩的成因时指出，该地区的双峰式火山岩的成因与岩石圈拆沉和玄武质岩浆底侵作用有关，由此可见，阿吾拉勒成矿带岩石圈拆沉，地幔物质底侵以及地壳的加厚在晚石炭纪就已经发生，而不是前人(赵振华等, 2006)提出的二叠纪。

此外，在阿吾拉勒成矿带西段发育有其他的晚古生代岩体，这些岩体的形成时代为300Ma左右，普遍具有正的ε_Nd(t)和低的I_Sr值(图 6)，t_DM为0.63~0.85Ga，表明了这些岩体也为年轻的玄武质地壳部分熔融形成的。说明阿吾拉勒成矿带西段的基底主要由元古代形成的地壳组成，在该地区晚古生代普遍出现的地幔物质底侵的作用下，该基底脱水部分熔融，形成了阿吾拉勒成矿带西段的晚古生代岩体，同时也说明了该地区在晚古生代地壳以垂向生长为主，有可能也是中亚造山带地壳生长的主要方式。

群吉铜矿的矿石矿物形成顺序为黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、辉铜矿(图 3b)，这样的矿物顺序反映了成矿时流体的氧逸度由高到低的转变，因此，群吉铜矿的成矿流体在成矿的初期其氧逸度是比较低的。而群吉铜矿含矿斑岩锆石Ce⁴⁺/Ce³⁺比值低(＜100，本人未发表数据)，远远小于典型斑岩铜矿成矿斑岩的Ce比值(图 12)，该特征也说明了群吉斑岩为成矿流体提供了低氧逸度的成矿环境，利于成矿物质的转变和沉淀。此外，Wu et al. (2017)通过对西天的斑岩Cu矿和斑岩Mo矿的研究发现，西天山在群吉铜矿形成的同时期，该区的斑岩铜矿(以铜为主的斑岩型矿床)很少。相反，成矿斑岩氧逸度比较低的斑岩型钼矿(以钼为主的斑岩型矿床)则大量出露，因此该地区的成矿环境在群吉钠长斑岩形成时为低氧逸度的环境。

H₂O对于斑岩型矿床十分重要，大量的水分不仅可以溶解大量的成矿物质，形成大型的矿床，而且由于H₂O的大量加入，使得成矿岩浆具有较高的氧逸度(Richards, 2003)。而由群吉铜矿的矿石矿物特征，如蚀变带不发育(图 8a)；矿脉中的也很少发育石英、长石等热液矿物(图 3b)；矿脉呈近平行的产状发育(图 8a)，并没有出现网脉状矿脉；矿石中很少发育含水的矿物(如云母，角闪石等)，可以看出群吉铜矿的含矿流体中含有的水分很少，含矿热液中大部分为金属硫化物。究其原因，可能为：(1) 群吉铜矿含矿群吉铜矿含矿斑岩为A型花岗岩，而A型花岗岩一般含有较少的水分；(2) 群吉斑岩中高的Zr含量，而Zr的含量与岩浆中的水分成反比(Chappell et al., 2004)；(3) 由上述可知群吉铜矿成矿岩浆氧逸度很低，因此该成矿岩浆可能也没有大量的H₂O加入。因此，在这种比较“干”的体系中，后期出溶的含矿流体富有的水分十分有限，因此很难形成较强的蚀变及较多的热液矿物。

综上所述，群吉含矿斑岩为群吉铜矿的形成提供了大量的热量、较少的水分及还原的环境，大量的热量可以使含矿流体充分溶解成矿物质，利于形成大型矿床；较少的水分利于成矿物质原地沉淀成矿，在局部形成品位较高的矿石，但不利于溶解更多的成矿物质；还原环境有利于成矿物质的转变，沉淀成矿。由此可见，群吉斑岩有一定的成矿潜力，但也有不利的因素。

(1) 群吉钠长斑岩具有高硅、高钠、高FeO^T/MgO值、富碱，低Al₂O₃、CaO、MgO含量及Mg^#，同时富集HFSE，轻稀土富集、重稀土相对平坦分布的地球化学特征，在岩石类型上属于A型花岗岩；

(2) Sr-Nb-Pb同位素特征说明斑岩的来源为年轻玄武质下地壳，实验岩石学及主量元素特征表明钠长斑岩为下地壳玄武质岩石在角闪岩相脱水部分熔融形成的，且源区有大量的斜长石残留，在侵位过程中没有受到地壳明显的混染；

(3) A型花岗岩的发现表明该区域晚石炭纪构造环境为碰撞后伸展阶段，并且发生了岩石圈的拆沉及地幔物质底侵，体现了地壳的垂向生长的模式；

(4) 钠长斑岩为群吉铜矿的形成提供了热源及还原、缺水的成矿环境，大量的热以及还原环境有利于成矿物质的溶解以及沉淀，而缺水有利于局部形成品位较高的矿石。