张博文，展新忠，陈川，夏芳，王雯

(新疆大学地质与矿业工程学院，新疆乌鲁木齐830049)

0 引言

斑岩型Cu矿床是金属Cu的最主要来源，因其巨大的经济价值成为地质学家研究的热点矿床类型之一．国内外大量研究成果表明，岩浆活动强烈的岛弧、陆缘弧及中国学者厘定的陆陆碰撞带[1,2]是这类矿床产出的最重要构造环境，如西太平洋的印度尼西亚和菲律宾岛弧带分布有Grasberg、Porgera等超大型Cu矿床[3,4]；东太平洋的中安第斯陆缘弧分布有Andina Division、Escondida等超大型Cu矿床[5,6]；冈底斯斑岩型Cu矿成矿带和玉龙斑岩型Cu矿成矿带等分布有玉龙、朱诺等超大型Cu矿床[7]；中亚造山带内分布有波谢库尔、TaldyBulak、欧玉托勒盖等一系列大型-超大型Cu矿床[8−10]．这些斑岩型Cu矿床成矿特点各有异同，共同构成了全球最为著名的环太平洋成矿域、特提斯成矿域及中亚成矿域．近年来，随着中亚成矿域内大量斑岩型Cu矿床、Cu-Mo矿床的发现，该区域受到了国内外学者的广泛关注[11−13]，而位于中亚成矿域核心区的西天山斑岩-矽卡岩复合型Cu矿床、Cu-Mo矿床（如喇嘛苏、3571、莱历斯高尔、哈尔尕提等）的发现，让特有的斑岩型-矽卡岩型成矿系统得到关注[14]，并使得西天山成为找寻此类Cu矿床最有潜力的区域．

“十二五”期间，科技支撑项目找矿发现喇嘛苏外围Cu矿床，初步认定为斑岩-矽卡岩复合型Cu矿床，资源量（331+332+333）约为40.67万吨，预测规模达到中-大型，这既肯定了西天山发育斑岩型-矽卡岩型成矿系统的普遍性[15]，也佐证了世界著名捷克利铅锌铜多金属成矿带向东延入中国的可能性[16]．前人对西天山别珍套-科古琴晚古生代岛弧带成矿作用研究集中于喇嘛苏Cu矿床[17−22]，并认为喇嘛苏Cu矿是该区域最大Cu矿床[23]，而喇嘛苏外围Cu矿的突破，使该地区成矿潜力大大提升，也使对该矿床成矿机理的研究迫在眉睫．

本文以喇嘛苏外围Cu矿床含矿岩体为对象，开展岩相学、岩石地球化学研究，探讨岩石成因及成矿背景，以期为中亚成矿域斑岩-矽卡岩复合型Cu多金属矿床勘查提供资料．

1 矿区地质特征

北西天山造山带（NTOB）位于准噶尔板块北部与南伊犁-中天山地块之间，是由准噶尔洋持续俯冲南伊犁-中天山地块北缘形成的晚古生代活动陆缘弧演化而来[24].喇嘛苏外围Cu矿大地构造位置为赛里木微陆块北缘的汗吉尕晚古生代岛弧带，矿区主要出露地层为中元古界蓟县系库松木切克群下亚群，岩石组合为暗灰色含硅质灰岩、大理岩化灰岩、硅质条带大理岩化灰岩、泥晶灰岩等.矿区内构造复杂，主体为东西向复式向斜构造，并发育一系列北北西向、近南北向、北东向断裂，其中北北西向断裂是重要的控矿构造，它控制了矿区主侵入期斑岩体和矿化体的展布．区内的岩浆岩以中酸性侵入岩为主，近北西向成带展布，形态多呈岩株、岩枝、岩脉状，主要类型为花岗闪长斑岩、花岗闪长岩和花岗斑岩，总面积约0.9 Km2，中基性脉岩少量分布，岩性有闪长玢岩和辉绿玢岩等.

地层的层间破碎带内，主要为氧化矿体；平硐揭露的矿体主要在岩体边部石英脉、岩体与地层的接触带及地层的层间构造带内；深部钻孔揭露的矿体主要富集在矽卡岩化带内．已圈定七条工业矿体，主矿体沿走向长约100～400 m，宽4～40 m，局部特厚部位矿化带可达50 m左右，部分钻探控制矿体倾向延伸约300 m，呈层状、似层状、脉状和局部囊状产出，铜品位总体为0.30～4.3%，最高品位可达10%以上.矿化成因类型有矽卡岩型和斑岩型．其中斑岩型矿化主要见于矿区出露斑岩体内部及边部的细脉—网脉状石英硫化物脉；矽卡岩型矿化主要见于深部盲矿体，赋矿岩石为矽卡岩或矽卡岩化灰岩.该矿床矿石中的原生金属矿物主要为磁黄铁矿、磁铁矿、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等，次生矿物有孔雀石、蓝铜矿、辉铜矿等，脉石矿物有石英、方解石、长石、透辉石、石榴子石和绿泥石等．围岩蚀变有矽卡岩化绢云母化、硅化、碳酸盐化、绿帘石化、绿泥石化、钾化、钠长石化等.

2 岩相学特征

喇嘛苏外围Cu矿区出露有花岗闪长斑岩、花岗闪长岩，其次为花岗斑岩，在平硐工程和钻孔岩芯里见花岗闪长岩及少量的辉绿玢岩岩脉，花岗闪长斑岩在地表独立组成岩体，深部与花岗闪长岩也发育在同一岩体中，呈渐变接触关系.花岗闪长斑岩绢云母化、硅化蚀变强烈，岩体裂隙内发育大量孔雀石化，花岗闪长岩边部及与地层接触部位发育网脉状、细脉状石英硫化物脉，显示花岗闪长斑岩和花岗闪长岩与成矿作用关系密切.花岗斑岩出露范围较小，发育一定程度蚀变，矿化现象不明显；辉绿玢岩，以岩脉产出，切穿花岗闪长岩，未见矿化现象，显示成矿后期岩浆活动的迹象.花岗闪长斑岩和花岗闪长岩的岩相学特征如下：

花岗闪长岩，新鲜面灰白色，半自形粒状结构，局部见似斑状结构，块状构造（图1a），主要由石英、碱性长石、斜长石和角闪石组成，含少量黑云母（<3%）.碱性长石，半自形宽板状，格子双晶发育，含量15%左右，介于0.2×0.3 mm∼1.2×2 mm之间，绢云母化蚀变较强；斜长石，呈半自形板状，颗粒小至0.3×0.3 mm，大到1.5×3 mm，含量约55%左右，发育连晶、聚片双晶，普遍发生绢云母化和碳酸盐化（图1c），常沿斜长石裂隙见碳酸盐微细脉.石英，淡灰色，它形，粒状，大小0.5∼2 mm，含量为20%；角闪石，绿色-淡黄色，它形，大小约0.3∼1.5 mm，含量约5%；黑云母，黑褐色，片状，大小0.2∼3 mm，含量2%.

花岗闪长斑岩，风化面呈黄褐色，新鲜面灰白色、浅灰色，似斑状结构，块状构造.斑晶含量约为10%∼25%（图1b），主要有石英（20%左右）、斜长石（30∼35%左右）、碱性长石（10∼15%）和黑云母（<5%）.石英呈浑圆状或不规则粒状，长轴为0.1 mm∼0.4 mm，熔蚀现象明显（图1d）；斜长石以中长石为主，呈自形-半自形板状，长轴为0.3∼3 mm，发育连晶、聚片双晶，环带构造发育（图1d），部分已发生钠黝帘石化或碳酸盐化蚀变；碱性长石多为钾长石，呈半自形板状，长轴为0.1∼1 mm，具卡巴斯双晶；黑云母，片状，浅黄、褐红色，干涉色较强，粒度较小，斑晶长轴为0.1∼0.2 mm.基质呈显微结构，主要由石英和斜长石组成（石英含量约20%、斜长石含量约55%），其次为钾长石（约25%）.

图1 喇嘛苏外围铜矿成矿岩体样品显微照片

3 地球化学特征

本文共测试地球化学样品11件，分别来自喇嘛苏外围铜矿区6号平硐内矿体边部花岗闪长岩（4件）及地表出露的花岗闪长岩（2件）、花岗闪长斑岩（5件）.岩体测试样品经过手标本蚀变剔除和显微镜观察后，挑选无表生氧化作用及矿化蚀变影响很弱的样品.岩石主量元素、微量元素及稀土元素分析均在广州澳实分析测试实验室完成，分析方法代码分别为ME-XRF26d、ME-MS41及ME-MS81.

3.1 主量元素

由表1可知，花岗闪长斑岩样品中SiO2含量变化为57.58～68.27%，Al2O3在15.17～15.52%之间，Na2O和K2O的含量分别为4.66～5.38%和0.44～2.5%，CaO在3.77～11.5%，Ti2O含量变化不大；花岗闪长岩样品中SiO2含量变化为62.6～67.4%，Al2O3在14.47～17.24%之间，Na2O和K2O的含量分别为3.88～4.81%和1.28～1.91%，CaO在5.33～6.695%，Ti2O含量变化较大，总体显示花岗闪长斑岩和花岗闪长岩的化学成分变化不大.其中花岗闪长斑岩的Na2O+K2O、K2O/Na2O高于花岗闪长岩，显示前者更加富碱、富钾，结合花岗闪长斑岩的固结指数SI（9.10∼11.18）低于花岗闪长岩的SI（10.45∼17.69），初步表明花岗闪长斑岩应是同源岩浆分异演化的晚阶段产物.

表1 喇嘛苏外围Cu矿区成矿岩体主量元素测试结果（wt%）

在TAS岩石分类图解上，本区成矿岩体基本落入花岗闪长岩区，少数落在闪长岩区（图2）.根据SiO2-K2O图解显示（图3a），成矿岩体几乎都属于钙碱性系列，碱度率AR为1.48∼2.22，其中花岗闪长斑岩较花岗闪长岩具有向高钾钙碱性系列过渡的趋势，总体显示正常钙碱性系列特征. 从铝饱和指数图解 （图3b）可以看出，铝饱和指数A/CNK为0.53∼0.88<1（表1），岩体样品均落在准铝质区域，主要显示偏铝质的岩石特征．

3.2 微量元素

成矿岩体微量元素分析结果见表2，花岗斑岩及花岗闪长岩具有上地壳源区的特征[28]．由图4可知，这两类岩石微量元素配分曲线基本一致，总体富集大离子亲石元素（Sr、K、Rb、Th），具有明显的正异常，而相对亏损高场强元素（Ta、Nb、P、Ti、Y、Yb），具有较明显的负异常，显示出火山弧岩浆岩的特征[31]，同时强烈亏损Ba、Zr，富集U，也反映出火山弧花岗岩已发育到一定的成熟度.

图2 成矿岩体TAS岩石分类图（底图据参考文献[25]）

图3 岩石系列划分K2O-Si2O图解和A/NK-A/CNK图解（据文献[26,27]），YT1-花岗闪长岩；YT2-花岗闪长斑岩

由表2可见，花岗闪长斑岩和花岗闪长岩的稀土总量、轻重稀土比值及Eu异常总体上一致，稍有差别，有一定变化．稀土总含量（PREE）分别为78.94～100.37×10−6和76.23～110.52×10−6；LREE/HREE 分别为5.04～7.67和6.86～7.50；LaN/YbN分别为4.25～7.32和6.57～7.75；Eu异常（δEu）分别为0.65～0.96和0.66～1.04．球粒陨石标准化配分模式图显示，花岗闪长斑岩和花岗闪长岩的配分曲线十分一致，都呈明显右倾型趋势，轻稀土较重稀土富集，绝大多数具有Eu（δEu）较弱负异常（图5），暗示两类岩石具有同一源区，为同一岩浆作用演化形成，而局部的差别反映成岩期后存在一定的分异作用及地质改造.

表2 喇嘛苏外围Cu矿区成矿岩体微量元素、稀土元素测试结果及其相关参数(10−6)

图4 微量元素MORB标准化曲线（MORB数据来自[29]）

图5 稀土元素球粒陨石标准化配分曲线（球粒陨石数据引自[30]）

4 讨论

4.1 成矿构造背景

本区含矿花岗闪长斑岩、花岗闪长岩具有明显火山弧花岗岩的特征.现从以上斑岩中选出SiO2含量大于60wt%，镜下薄片鉴定石英含量大于2%的10个样品，结合北西天山斑岩Cu矿带内岩体时限约束于显生宙，在满足上述投点前提下，进行主要元素岩体构造环境判定[32].从主要元素判别图可知（图6），本区花岗质岩石全部落在IAG+CAG+CCG（岛弧花岗岩类+大陆弧花岗岩类+大陆碰撞花岗岩类）区内，与造山后花岗岩类（POG）、RRG+CEUG（与裂谷有关的花岗岩+大陆造陆抬升有关的花岗岩类）存在明显差异；另从R1-R2因子辨别图解可知（图6d），花岗质岩石大多数落在破坏性活动板块边缘构造环境，属于板块碰撞前花岗岩类.总体上可以看出，本区的含矿花岗质岩体形成于俯冲-碰撞构造的挤压环境，明显区别于非造山裂谷及后碰撞的拉张伸展环境．

图6 花岗岩类构造环境主要元素辨别图解及R1-R2因子辨别图（底图参考文献据[27,32]）

元素Rb、Y、Yb、Nb、Ta是作为区分ORG（大洋脊花岗岩）、WPG（板内花岗岩）、VAG（火山弧花岗岩）和Syn-COLG（同碰撞花岗岩）的最有效判据[33]，由图7可知，本区花岗质岩石全部落在火山弧花岗岩（VAG）区内.由于Nb-Y和Ta-Yb辨别图解不能较好的将造山后花岗质岩石与火山弧和同碰撞花岗岩相区分，本文通过Hf-Rb/3-Ta/3的三角图解扩大碰撞花岗岩的分布区，将造山后花岗岩更为明确的辨别出来[34]，本区花岗质岩石基本都落于火山弧花岗岩区域内（图8）.另外据Th/Yb-Ta/Yb图解可知（图9b），矿区内样品落在陆缘弧区域内，显示喇嘛苏外围铜矿成矿事件约束于活动大陆边缘环境，区别于大洋岛弧环境，该投点特征恰恰与赋矿围岩为中元古界老基底陆块相吻合.

图8 花岗岩的Hf-Rb/30-Ta×3辨别图解（底图据参考文献[34]）

图9 成矿岩体SiO2-Ce辨别图解及Th/Yb-Ta/Yb辨别图解(底图参考文献据[35])

前人对西北天山造山带内已知斑岩型Cu矿、斑岩型Mo矿的年代学研究较多，该地区斑岩型矿床的成岩时限目前大致约束于390～273Ma之间[23,35]，也有学者将西天山和东天山斑岩型Cu-Mo矿床的成岩年龄总结为390～298Ma，成矿年龄为359～286Ma[14].从上述研究表明，西北天山造山带内斑岩型矿床的成矿岩体形成时代均在晚古生代，主要集中于中晚泥盆世、早石炭世及早二叠世.

结合新疆北部区域构造演化研究表明[36]，从晚古生代开始，西天山地区伊犁陆块东北缘的赛里木微陆块开始进入活动期，与其他陆块受挟的有限洋盆开始闭合，北侧准噶尔洋持续俯冲，在陆块边缘形成别珍套-科古琴晚古生代陆缘岛弧带[14]，相继发生大规模构造-岩浆作用，在该带内侵位形成一系列有利的I型花岗岩，成为喇嘛苏外围Cu矿区的成矿岩体.

4.2 岩浆来源

当前认为，活动大陆边缘环境形成的岩浆源区物质主要来自：（1）俯冲洋壳板片（包括增生楔内的沉积物）部分熔融形成的熔体[37]；（2）大陆上地壳物质的同化混染[38]；（3）拆沉的下地壳熔融[39]；（4）富水玄武质岩浆的分离结晶[40].

据上述岩相学研究，本区成矿花岗质岩石具有黑云母、角闪石出现而不含白云母等富铝矿物的特征.由Ce-SiO2辨别图解可知（图9a），喇嘛苏外围Cu矿的成矿岩体属偏铝质（A/CNK为0.53～0.88）的I型花岗岩，并初步认为该岩浆的源区物质可能不存在上地壳泥质岩石熔融提供[41].由微量元素分析结果可知，两组成矿岩体的Rb/Sr比值为0.076～0.18，远远低于全球上地壳的平均值0.31，而与全球下地壳的平均值0.019相近[42]，暗示其岩浆源区可能大部分来自下地壳，且Nb/Tb比值为9.5～12.83，低于幔源岩浆值17.5±2，而接近壳源岩浆值11～12，显示源区以壳源为主的特征．进一步据Rb/Sr-Rb/Ba图解可知，所有样品点几乎都落在左下方贫粘土区的玄武岩范围内（图10a），总体上显示本区成矿岩体具有由下地壳玄武质岩浆派生的花岗岩特征.

高Ba/Th比值（>300）被认为是指示俯冲带流体对源区岩浆贡献的显著标志[43]，本矿区岩体样品Ba/Th值最高为50.3，明显偏低，说明俯冲带流体作用对岩浆演化影响不大，同样高Th和Th/Ce比值常用来识别岩浆是否有俯冲带沉积物部分熔融形成的熔体[44]，本区内岩体样品中Th的含量为6.33～7.68×10−6，Th/Ce比值为0.15～0.23，显示少量洋底沉积物加入岩浆源区的特征.

由稀土元素分析结果可知，两类成矿岩体只存在微弱的Eu负异常（δEu为0.66～0.96），说明源区岩浆几乎没有斜长石的残留.样品（La/Yb）N比值为4.25～7.75，远远高于原始地幔平均值[42]，由（La/Yb）N−δEu图解得到，岩体样品的投点绝大多数落在壳源型区域内（图10b）.并由主量元素源区辨别图解可见，样品投影点几乎均落入角闪岩部分熔融区域，暗示其源区岩浆由基性下地壳物质低程度熔融形成（图10c、图10d）.

图10 喇嘛苏外围Cu矿成矿岩体源区辨别图解（底图参考文献据[45-48]）

结合上述推断，本区花岗质岩石源岩与下地壳角闪石质岩石有关，由一部分的俯冲洋壳板片熔体贡献，主要由下地壳富水玄武岩浆的部分熔融参与，这也与西天山带内毗邻成矿斑岩的源岩中上地壳物质所占比例略低，幔源比例要高一些的观点一致[23].

5 结论

（1）本区成矿岩体主要为花岗闪长斑岩及花岗闪长岩，两者野外产状关系密切，岩相学及地球化学特征十分相似，应该属于同源岩浆的产物，且花岗闪长斑岩更富碱高K，可能由于晚期侵位造成.

（2）岩石地球化学特征显示，本区成矿岩体属于典型的偏铝质钙碱性I型花岗岩，形成于准噶尔洋持续向南俯冲赛里木微陆块的活动大陆边缘环境.

（3）本区成矿岩体源区物质主要来自下地壳，而上地壳物质及俯冲洋壳（包括洋底沉积物）贡献较少，形成机制为由洋壳俯冲作用释放的大量流体交代上覆的楔形地幔，诱发下地壳的部分熔融，最终成为中酸性的钙碱性岩浆.

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