东天山古生代斑岩铜矿床成矿规律和构造背景*
2023-03-08何西恒张静邓小华龙灵利陈磊阴元军张志超
何西恒 张静 邓小华 龙灵利 陈磊 阴元军 张志超
斑岩型铜矿是金属Cu的最主要来源，提供了世界约占全球Cu储量的55%，也是全球Mo、Au、W的重要来源(Sillitoe, 2010)。这类矿床具有规模大、品位低、易选冶、露天开采等特点，以细脉浸染状矿石为主要矿石类型，一直备受国内外学者的青睐(Richards, 2003; Sillitoe, 2010)。20世纪70年代，国外学者通过对俯冲带大量斑岩型矿床的对比研究，总结了斑岩型矿床蚀变-矿化的经典模型，即同心环状蚀变和细脉浸染状矿化(Lowell and Guilbert, 1970; Hollisteretal., 1974)，提出了经典的斑岩铜矿床成因模型(Sillitoe, 1972)，建立了俯冲带弧岩浆环境斑岩型矿床成矿理论体系。岩浆弧(岛弧和陆缘弧)是产出大型斑岩铜矿最重要的场所，与板块汇聚的俯冲作用密切相关(Sillitoe, 1972, 2010; Richards, 2003, 2009, 2011)。Cooketal.(2005)通过对世界主要斑岩铜矿带的成矿构造背景研究，发现大洋板片的低角度俯冲非常有利于形成挤压背景下的斑岩铜矿：高角度俯冲产生张性弧, 以马里亚纳弧为代表；缓角度俯冲产生压性弧, 以安第斯弧为代表；前者以发育弧间裂谷为标志的张性弧, 产出VMS 矿床；而后者则以发育中酸性岩浆岩为特征的压性弧, 产出斑岩型矿床(Uyeda and Kanamori, 1979)。
除经典的岛弧及陆缘弧环境外，斑岩铜矿床还可产于碰撞造山带内，甚至产在陆内环境中。Hollisteretal.(1974)研究发现美国阿巴拉契亚造山带形成两期古生代斑岩型矿床，早期为斑岩铜钼矿，晚期为斑岩钼钨矿。陈衍景等(1991)建立了大陆碰撞造山成岩成矿模式，提出陆内俯冲的上盘可依次出现热液矿化带、花岗岩基带和斑岩带，成岩成矿作用主要发生在碰撞造山过程中挤压-伸展转变期。我国大陆碰撞造山带蕴含了大量斑岩型矿床，如秦岭世界级斑岩型钼矿带(李诺等，2007; Lietal., 2015; 陈衍景等，2020)和青藏高原世界级斑岩型铜矿带(侯增谦和杨志明，2009；Houetal., 2015)。
中亚成矿域是全球最大的显生宙增生型造山带，经历了多洋盆、多俯冲带、多方向复式增生造山作用，发育大规模增生成矿作用(肖文交等, 2019)，蕴含了大型-超大型斑岩铜(钼-金)矿床，其中Aktogai-Aidarly(Cu>12Mt)、Erdenet(Cu>11Mt)、Ou Tologoi(Cu>35Mt, Au>1280t)、Kal’makyr-Dalnee(Cu>24Mt, Au >2250t)储量位居世界前30位(Richard, 2003; Cookeetal., 2005)。
东天山造山带位于中亚造山带西南缘，是寻找斑岩铜矿的有利地区(王志良等，2006)。20世纪90年代以来，在东天山发现了土屋-延东大型斑岩铜矿，三岔口和玉海中型斑岩铜矿，灵龙、赤湖、福兴、玉带和四顶黑山等小型斑岩铜矿。前人对这些斑岩型铜矿床的地质特征、成矿流体、地球化学特征、成矿年代学以及矿床成因开展了大量研究工作(芮宗瑶等，2002；张连昌等，2004，2006；韩春明等，2006；王志良等，2006；申萍等，2015；Wangetal., 2016b, 2018a, 2019, 2021, 2022; 王云峰等，2016；Xiaoetal., 2017; Heetal., 2021; Zhangetal., 2022a)。本文系统总结了东天山斑岩铜矿床的地质特征，探讨了成岩成矿物质来源和成矿地球动力学背景，归纳了东天山斑岩铜矿床区域成矿规律，旨在进一步推动新疆东天山地区斑岩铜矿的找矿勘查工作。
1 东天山区域地质背景
天山造山带位于西伯利亚克拉通和塔里木克拉通之间，中亚造山带南缘，是中亚造山带的重要组成部分(图1a)，从北到南可划分为北天山、中天山和南天山(图1b)。东天山造山带位于新疆东部，以卡拉麦里断裂与阿其克库都克断裂为界，分为三个次级构造单元，即最北端的哈尔里克岛弧带、中部觉罗塔格构造带以及南端的中天山地块(Xiaoetal., 2004; 王京彬等, 2006)。觉罗塔格构造带从北往南进一步细分为大南湖-头苏泉岛弧带、康古尔-黄山韧性剪切带和阿奇山-雅满苏弧，分别以东西向展布的康古尔断裂和雅满苏断裂为分界(图1c；秦克章等, 2002)。大南湖-头苏泉岛弧带主要分布有斑岩型铜矿床和VMS型铜锌矿床，康古尔-黄山剪切带赋存有岩浆型铜镍硫化物矿床、斑岩型钼矿床和造山型金矿床，阿齐山-雅满苏带发育大量的海相火山岩型铁矿，中天山地块地层主要为前寒武纪变质岩系，成矿类型主要为矽卡岩型铅锌矿和钨矿(Dengetal., 2017；龙灵利等，2019)。
大南湖-头苏泉岛弧带出露地层主要有中晚奥陶世荒草坡群大柳沟组、早志留世红柳峡组、早泥盆世大南湖组和康古尔塔格组、早石炭世企鹅山群和小热泉子组、晚石炭世底坎儿组和脐山组(王京彬等, 2006；龙灵利等，2019)。中晚奥陶世大柳沟组为一套海相中基性火山岩夹火山碎屑岩，底部为玄武岩，顶部为安山质火山岩。早志留世红柳峡组为一套海相火山沉积岩，主要为英安质角砾凝灰岩和条带状凝灰岩。早泥盆世大南湖组为一套海相火山-沉积岩，主要为海相火山碎屑岩夹中基性火山岩和碳酸盐岩建造，康古尔塔格组为一套磨拉石建造。早石炭世企鹅山群以中酸性火山-碎屑岩为主，底部以玄武岩、玄武安山岩、安山岩、安山质角砾熔岩、凝灰岩为主；中部为含砾岩屑砂岩、凝灰岩、沉凝灰岩、夹玄武岩、安山岩、安山质角砾熔岩，及薄层状、透镜状灰岩；上部为砂岩、粉砂岩、角砾熔岩及复砾石，以及小热泉子组海相火山岩夹火山碎屑岩。晚石炭世底坎儿组为一套海相火山碎屑沉积岩建造，脐山组为一套陆相火山-沉积岩建造，下部以砂岩、砂砾岩和粉砂岩为主，夹碳质泥岩，上部发育一套陆相中酸性火山岩(龙灵利等，2019)。康古尔-黄山剪切带主要出露地层为石炭系干墩组和梧桐窝子组，为一套剪切变形变质强烈的千糜岩、沉凝灰岩、砂砾岩和薄层状灰岩等，局部含火山岩(芮宗瑶等，2002)。阿齐山-雅满苏带出露地层包括早石炭世阿奇山组和雅满苏组，其中，阿奇山组为一套海相火山岩，主要为安山岩、英安质火山岩及火山凝灰岩等，雅满苏组碳酸盐岩主要为灰色微晶灰岩、生物碎屑灰岩、沉凝灰岩、凝灰质砂岩等；晚石炭世地层为一套浅海相火山-沉积岩建造(王志良等，2006)。中天山地块中主要出露前寒武纪地层，主要为中元古界长城系星星峡群和蓟县系卡瓦布拉克群的片岩、片麻岩、混合岩和大理岩(王京彬等, 2006)。
东天山岩浆活动十分强烈，岩浆岩分布范围广泛，岩性有超基性、基性、中型和酸性(图1c)。加里东期侵入岩主要分布在大南湖-头苏泉岛弧带，岩性主要为石英闪长岩、花岗闪长岩、石英闪长玢岩和闪长玢岩(Chenetal., 2017；Sunetal., 2018)。海西期的中酸性岩体分布广泛，与东天山斑岩型铜矿成矿密切相关，主要分布在康古尔-黄山剪切带南北两侧，岩性为斜长花岗斑岩 (英云闪长岩)、石英钠长斑岩和花岗斑岩(Wangetal., 2019, 2021；陈华勇等，2021)。印支期花岗岩主要分布在康古尔-黄山剪切带的东北侧和中天山地块中，分别与斑岩型钼矿和矽卡岩型钨矿成矿关系密切(Dengetal., 2017；Heetal., 2022)。
2 斑岩铜矿时空分布规律
东天山斑岩铜矿主要沿大南湖-头苏泉岛弧带呈东西向展布，含矿岩体主要为斜长花岗斑岩、石英闪长岩、闪长玢岩和石英闪长玢岩(图1c、表1)。岩浆活动主要发生在志留纪、泥盆纪和石炭纪(表2、图2)。根据成岩年代学和成矿年代学数据和矿床地质特征，将东天山斑岩铜成矿作用划分为三期：
表1 东天山斑岩铜矿床地质特征
续表2
图2 东天山斑岩型铜矿床成岩和成矿时间统计图
(1) 志留纪成矿期：志留纪含矿岩体主要在玉带、四顶黑山、三岔口和玉海矿区出露，但仅形成了玉带斑岩型铜矿。玉带矿床位于大南湖-头苏泉岛弧带北侧卡拉塔格矿集区，含铜钼的石英闪长玢岩锆石U-Pb年龄为453Ma，辉钼矿Re-Os模式年龄为449Ma(Sunetal., 2018)；斑状石英闪长岩锆石U-Pb年龄为432Ma(Chenetal., 2017)，闪长玢岩锆石U-Pb年龄为390Ma(Maoetal., 2018)。
(2)泥盆纪-早石炭纪成矿期：发育四顶黑山、三岔口和玉海等矿床。四顶黑山铜矿位于康古尔-黄山剪切带东北侧，含矿岩体花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄为427Ma(Heetal., 2021)，辉钼矿Re-Os模式年龄为410Ma。三岔口铜矿位于大南湖-头苏泉岛弧带东北侧，含矿岩体石英闪长岩和花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄范围为445～430Ma(王超等，2015；Wang and Zhang, 2016；林涛等，2017；Zhangetal., 2022a；Wangetal., 2022)，辉钼矿Re-Os模式年龄为416Ma(林涛等，2017)，辉钼矿Re-Os等时线年龄为363Ma(廖开立和吕昶良，2020)。玉海铜矿位于三岔口铜矿西侧6km处，含矿岩体与三岔口铜矿类似，石英闪长岩和花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄范围为443～428Ma(Wangetal., 2016b, 2018b; 刘帅杰等，2018a)，辉钼矿Re-Os等时线年龄为352Ma(Wangetal., 2016b)。
(3)中-晚石炭纪成矿期：含矿岩体主要产出于土屋、延东、赤湖、福兴和灵龙矿区，形成了土屋、延东、灵龙、赤湖和福兴等重要矿床。土屋铜矿位于大南湖-头苏泉岛弧带中部，吐哈盆地南缘，康古尔断裂以北1～3km，成矿岩体为斜长花岗斑岩(英云闪长岩)，其锆石U-Pb年龄范围为335～333Ma(刘德权等，2003；陈富文等，2005；Shenetal., 2014b；Wangetal., 2015a)，辉钼矿Re-Os年龄为335～334Ma(Wangetal., 2021; Anetal., 2022)。延东铜矿在土屋铜矿西侧3km处，成矿岩体为斜长花岗斑岩(英云闪长岩)和石英钠长斑岩，具有叠加成矿的特征(王云峰等，2016)，早期斜长花岗斑岩的锆石U-Pb年龄范围为340～332Ma(陈富文等，2005；郭谦谦等，2010；Shenetal., 2014a；Wangetal., 2015b, 2018c；Xiaoetal., 2017)，斜长花岗斑岩中绢云母Ar-Ar年龄为333Ma(Wangetal., 2018a)，辉钼矿Re-Os等时线年龄为331Ma(Wangetal., 2018c)；晚期石英钠长斑岩的锆石U-Pb年龄为325Ma(Xiaoetal., 2017；肖兵等，2017)，辉钼矿Re-Os年龄325～322Ma(肖兵等，2017；Wangetal., 2018a)。灵龙铜矿位于土屋铜矿东13km处，成矿岩体为英云闪长岩，其锆石U-Pb年龄为319Ma(Sunetal., 2020)，辉钼矿Re-Os等时线年龄为317Ma(Anetal., 2022)。赤湖铜矿位于灵龙铜矿东侧15km处，库木塔格沙垄以西，含矿岩体斜长花岗斑岩的锆石U-Pb年龄为322Ma(吴华等, 2006)，辉钼矿Re-Os等时线年龄为316Ma(Anetal., 2022)。福兴铜矿位于延东铜矿西侧12km处，含矿岩体斜长花岗斑岩的锆石U-Pb年龄为332Ma(Wangetal., 2016c)。
3 典型斑岩铜矿地质特征
3.1 玉带铜矿
玉带铜矿位于东天山卡拉塔格矿集区西北侧，矿区出露地层为奥陶系大柳沟组和泥盆系大南湖组(Chenetal., 2017; 毛启贵等，2017；Sunetal., 2018)。奥陶系大柳沟组地层主体出露于矿区中南部，大致呈北西-南东向展布，为一套巨厚的海相中基性火山岩建造，岩性以灰绿色安山岩、灰褐色英安岩为主，西部见椭圆状、不规则状玄武岩夹于其中，北侧与石英闪长玢岩的外接触带500～800m范围内，岩石具强硅化、黄铁矿化、褐铁矿化等，该矿化蚀变带长大于3km，宽大于500m。泥盆系大南湖组地层主要出露于矿区北东及西部，与奥陶系大柳沟组呈不整合接触关系，为一套中酸性火山岩、火山碎屑岩建造，岩性以生物碎屑灰岩、凝灰质砂岩、砾岩为主，次为英安岩、火山角砾岩、安山岩等(Chenetal., 2017; Sunetal., 2018)。矿区断裂主要有NNW向、近EW向和NE向三组。矿区侵入岩和火山岩十分发育，侵入岩以中酸性岩为主，次为基性岩和酸性岩，岩性有闪长岩、闪长玢岩、石英闪长玢岩、辉长岩、辉绿岩及霏细岩等，规模大小不等，但多以岩珠状、岩脉状产出。火山岩以中基性岩和中酸性岩为主，其中奥陶系大柳沟组主要为一套中基性火山岩，岩性有玄武安山岩、安山岩；泥盆系大南湖组主要为一套中酸性火山岩，岩性有英安岩、安山岩(图3a，Chenetal., 2017)。
图3 玉带铜矿矿区地质图(a, 据Chen et al., 2017修改)及56勘探线剖面图(b, 据Chen et al., 2017修改)
玉带铜(金、钼)矿床以铜为主，伴生金和钼。矿(化)体主要产于北西西走向的石英闪长玢岩岩枝及其与围岩接触部位(图3b)，岩体全岩矿化，长2.5km，宽几米到300m，平均宽约为250m，探槽刻槽样Cu品位0.10%～0.98%，Au 品位0.08～12g/t，伴生少量大于0.001%的钼矿化，发育少量夹石，控制铜矿(化)体11条，单矿体呈北西西走向条带状，长100～800m，宽几米到50m(毛启贵等，2017)。 玉带矿床地表发育氧化矿体，主要以孔雀石化、黄钾铁矾化、赤铁矿化为主，矿体深部原生铜、钼、金矿体为石英-硫化物脉，呈浸染状、脉状及网脉状，发育钾化、硅化、磁铁矿化等典型斑岩矿床围岩蚀变，石英-黄铜矿-辉钼矿细脉主要赋存于绢英岩化和青磐岩化带(毛启贵等，2017)。矿石矿物主要为黄铜矿、黄铁矿、磁铁矿、辉钼矿和斑铜矿等，脉石矿物有石英、绿泥石、绿帘石、钾长石、黑云母、绢云母、方解石等，成矿期次分为四个阶段：(1)石英-磁铁矿阶段；(2)石英-钾长石-黄铁矿阶段；(3)石英-黄铁矿-黄铜矿-辉钼矿阶段；(4)石英-碳酸盐-石膏阶段(Chenetal., 2017)。
3.2 三岔口铜矿
三岔口铜矿位于东天山大南湖-头苏泉岛弧带的东段。地层出露较少，矿区出露地层主要为石炭系兔子山组、梧桐窝子组和干墩组，第三系葡萄沟组及第四系(秦克章等, 2009)。石炭系兔子山组分布于矿区东北部，岩性主要为石英角斑岩、角斑质凝灰岩，且大部分为残留体，石炭系干墩组碎屑岩位于矿区南侧。矿区整体受北东向主断裂构造控制，有NE向和NW向两组韧性剪切构造发育。 矿区内主要发育加里东期中-酸性侵入岩，约占矿区面积的75%。除部分脉岩外，矿区侵入岩体主要由石英闪长岩、花岗闪长岩、钾长花岗岩等组成(图4a)。
三岔口铜矿分为三岔口和三岔口西两个矿区。三岔口西为三岔口矿体向西延伸的一部分，埋深在200～700m左右，均为隐伏铜矿体(新疆地矿局物化探大队，2010)。目前共圈定铜矿体36个，其中工业矿体18个，低品位矿体18个。铜矿体赋存于志留纪侵入的石英闪长岩体中，矿体主要呈透镜状、板状，单工程见矿最大厚度39m，倾向330°，倾角5°～60°，矿石由细粒浸染黄铜矿、黄铁矿组成(新疆地矿局物化探大队，2010)。矿体局部受后期构造、含矿热液叠加可形成较富的铜钼矿体，围岩蚀变以一套斑岩成矿系统典型蚀变(黑云母化、绢英岩化、青磐岩化)为主，铜矿化主要发育于绢英岩化带内，其矿化蚀变特征和该区西侧的玉海铜钼矿尤为相似，含矿岩体石英闪长岩地表及浅部矿化蚀变为青盤岩化(绿帘石化、绿泥石化)、褐铁矿化、黄铁矿化为主。浅部至中部矿化蚀变以绢英岩化、硅化为主，中深部矿化蚀变以绢英岩化、硅化、黄铜矿化、黄铁矿化为主，深部以钾化、黑云母化为主(图4c)。三岔口西矿区具有典型的斑岩矿化蚀变特征，基于手标本和显微镜下观察，将其成矿阶段划分为：(1)黑云母-磁铁矿-钾长石-绿泥石阶段；(2)石英-绢云母-绿帘石-黄铁矿阶段；(3)绿帘石-绿泥石-石英阶段。
图4 三岔口铜矿矿区地质图(a, 据新疆地矿局物化探大队，2010(1)新疆地矿局物化探大队. 2010. 新疆哈密市三岔口铜矿(西矿段)详查报告修改)、0线勘探线矿体剖面图(b, 据林涛等，2017修改)及0线勘探线蚀变分带剖面图(c, 据Zhang et al., 2022a修改)
三岔口矿区主要发育在受北东向脆韧性剪切带控制的石英闪长岩和花岗闪长岩中，岩体中断裂构造发育，控矿作用明显，变形变质活动强烈。其中I号矿体位于岩体东段，与围岩呈渐变关系, 由浸染状矿石构成，矿石矿物以黄铜矿、黄铁矿为主；II号、III号矿体位于岩体中部，矿化与I号矿体类似；IV号矿体矿石矿物主要为黄铜矿和辉钼矿；V号矿体位于IV号下部，规模较大，东西向延伸约1000m，主要为细脉状和浸染状, 矿体埋深340～570m，厚3～34m，矿石矿物为黄铜矿和辉钼矿；VI 号矿体是矿区目前所发现的规模最大的地表矿体，矿体产于NW与NE向两组断裂的交汇处，在矿体中常见有后期含铜石英脉、网脉贯入(秦克章等, 2009)。三岔口矿区围岩蚀变广泛发育，主要为沸石化、硅化、黑云母化和绿帘石化，其中沸石化是该矿区最主要蚀变，通常沸石化越强矿化也就越强。含矿岩体石英闪长岩受到强烈韧性剪切作用，角闪石、黑云母和石英定向排列，伴随着强糜棱岩化。地层围岩千枚岩化，可见大量晚期石英-硫化物-沸石脉交代志留纪石英闪长岩，同时可见黄铜矿-黄铁矿-磁铁矿脉贯入变形定向排列的石英闪长岩中。基于手标本和显微镜岩相学观察，将其成矿阶段划分为：(1)黄铜矿-斑铜矿-黄铁矿阶段；(2)沸石-黄铜矿-黄铁矿-斑铜矿-绿帘石阶段；(3)沸石-石英-绿帘石-方解石阶段。
3.3 土屋铜矿
土屋铜矿位于吐哈盆地南缘，康古尔断裂以北，矿区发育近东西向、北西向和北东向断裂，出露的地层主要为石炭系企鹅山群、侏罗系西山窑组以及第四系(图5a)，铜矿体主要赋存于企鹅山群地层和石炭纪斜长花岗斑岩中(Wangetal., 2019；陈华勇等，2021)。企鹅山群主要包含三个岩性段：第一段紧邻康古尔断裂，主要由碎屑岩组成；第二段主要由中基性熔岩组成，包括玄武岩、玄武安山岩和安山岩等，夹有英安岩和火山碎屑岩；第三段主要紧邻大草滩断裂，主要由碎屑岩及中酸性火山岩组成，企鹅山群整体上南倾(侯广顺等，2005)。前人获得企鹅山群玄武岩和安山岩锆石U-Pb年龄为346～336Ma之间(张连昌等，2004；侯广顺等，2005)，表明企鹅山群的成岩时间为中石炭世，为成矿前的火山岩。
矿区斜长花岗斑岩和铜矿化关系密切。尽管斜长花岗斑岩仅有少量出露，仅占赋矿岩石的20%左右，但这些岩石几乎全岩矿化，矿化和蚀变以斜长花岗斑岩为中心对称分布(图5b-d)。土屋铜矿主要由两个矿体组成，三分之二的矿体产于斑岩体上覆围岩中，I号矿体位于矿区东北侧，基本产于斜长花岗斑岩中，矿体长1200m，最大埋深100m，矿体形态呈不规则的似透镜状、条带状，剖面形态呈似板状，矿体走向在不同地段变化明显，倾角在不同的深度变化不大，矿体单工程最大厚度27m，最小仅0.6m，一般厚度在3～10m之间，平均厚度9.1m。矿体由碎裂状闪长玢岩型、斜长花岗斑岩型矿石组成，斜长花岗斑岩型矿石主要呈脉状穿插于闪长玢岩型矿体中；II号矿体位于矿区西南侧，东西向延伸，矿体主要赋存于地层(玄武岩、安山岩和凝灰岩)中，小部分赋存于斜长花岗岩中，主要由氧化矿体和原生矿体组成，氧化矿体长990m，厚5～106m，平均厚62.5m；原生矿体厚长900m，厚0.9～141.5m，平均51.7m；III号矿体位于II号矿体西南侧，矿体形态呈不规则的透镜状，沿走向由东向西具膨大-分支-复合狭缩-再分支的现象，沿倾向由地表向深部明显变薄，总体呈“楔”型状，矿体长400m，最大厚度53m，最小7m，平均厚度28.5m，矿体总体走向92°，倾向南，倾角70°～82°，沿倾向产状逐渐变陡(新疆地矿局第一地质大队，2011)。
金属矿物主要包括黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿、辉钼矿、磁铁矿、辉铜矿，脉石矿物有石英、绢云母、绿帘石、绿泥石、黑云母、钾长石、石膏(Wangetal., 2021)。成矿主要与斜长花岗斑岩侵入有关，矿体大都发育绢英岩化，在靠近斜长花岗斑岩的石英-硫化物脉与围岩接触位置两侧，可见明显对称的钾化蚀变，矿体深部发育上百米强硅化带。从下至上、从中心到两侧依次为强硅化带、黑云母-磁铁矿带、石英-绢云母带、青磐岩化带(图5d)。斑岩成矿期成矿阶段划分为：(1)石英-黑云母-磁铁矿-钾长石阶段；(2)石英-多金属硫化物阶段；(3)沸石-石英-硫化物阶段；(4)石英-碳酸盐阶段。
图5 土屋铜矿矿区地质图(a, 据新疆地矿局第一地质大队，2011(2)新疆地矿局第一地质大队. 2011. 新疆维吾尔自治区哈密市土屋铜矿床勘探报告修改)及7号勘探线矿体及蚀变剖面图(b-d, 据潘鸿迪等，2013修改)
4 东天山斑岩铜矿成矿作用与构造演化
4.1 成矿流体性质
东天山斑岩型铜矿床的流体包裹体研究表明，成矿流体为中高温、中高盐度的H2O-NaCl±CO2体系，具有明显的岩浆热液特征。氢氧同位素表明斑岩铜矿床成矿流体以岩浆水为主，后期加入了大气降水。硫同位素显示成矿流体为岩浆热液。
表3 东天山斑岩铜矿床流体包裹体组成特征
东天山斑岩铜矿床具有相似的氢-氧同位素组成(表4、图6)。总体上石英中流体包裹体的δD集中在-56‰～-95‰之间，δ18O水为-8.6‰～9.0‰。不同斑岩铜矿床各成矿阶段石英的氢-氧同位素组成略有差异(表4)，大都位于岩浆水和大气降水线之间，少部分位于岩浆水区域(图6)，表明成矿流体为岩浆水和大气降水的混合热液。土屋铜矿石英中δ18O水值从成矿早阶段到晚阶段具有明显逐渐降低的趋势，早阶段和中阶段的样品点大都落在岩浆水范围，晚阶段的样品点位于岩浆水和大气降水线之间的区域，表明成矿晚期有大气降水的混入(Zhangetal., 2019)。延东、玉海和福兴铜矿的石英氢-氧同位素大都落在岩浆水和大气降水线之间，表明成矿热液为岩浆水和大气降水混合流体(Wangetal., 2016a, 2017；刘帅杰等，2018b)。大气降水可能是沿着区域大断裂或次级断裂以及裂隙渗入到岩石中，与斑岩成矿岩浆热液混合，导致成矿流体温度骤降，使得成矿金属物质沉淀成矿。
图6 东天山斑岩铜矿床成矿流体氢氧同位素组成
表4 东天山斑岩铜矿床氢-氧同位素组成(SMOW标准)
东天山斑岩铜矿床硫化物硫同位素组成见表5和图7。硫同位素显示其具有明显的岩浆硫特征(δ34S值范围为-3.9‰～4.4‰，集中分布于-2‰～2‰)。土屋铜矿主成矿阶段黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、硫砷铜矿和斑铜矿δ34S值为-3.9‰～4.4‰(Hanetal., 2006; Wangetal., 2015a, 2021)。延东铜矿主成矿阶段黄铁矿和黄铜矿δ34S值为-3.3‰～0.8‰(Wangetal., 2017)。三岔口铜矿成矿期的黄铜矿、斑铜矿、铜蓝和辉钼矿δ34S值为-2.7‰～1.9‰(Zhangetal., 2022a)。玉海铜矿主成矿阶段的黄铁矿、黄铜矿和辉钼矿的δ34S值为-3.4‰～0.4‰(刘帅杰等，2018b；Zhangetal., 2022b)。福兴铜矿成矿期的黄铁矿、黄铜矿和辉钼矿的δ34S值为-1.9‰～0.1‰(Wangetal., 2016a)。总之，东天山斑岩铜矿床矿石中的硫化物硫同位素显示具有岩浆硫特征，成矿流体性质应为岩浆热液。
图7 东天山斑岩铜矿床S同位素分布图
表5 东天山斑岩铜矿床硫同位素
4.2 成矿岩体专属性
东天山斑岩型铜矿带的岩体形态相对简单，多呈长条形、椭圆形或不规则状，以岩株、岩瘤和岩枝产出，分为两大类：(1)志留纪-泥盆纪石英闪长岩和石英闪长玢岩，主要在三岔口、玉海、玉带和四顶黑山矿区出露，成矿年龄远小于成岩年龄，故这些岩体在成矿过程中相当于赋矿围岩，真正的成矿斑岩体可能隐伏于矿区深部，因此志留纪石英闪长岩对晚期斑岩成矿贡献不大，也可称为“贫矿岩体”；(2)石炭纪斜长花岗斑岩(英云闪长岩)、石英钠长斑岩和花岗闪长斑岩，主要在土屋、延东、福兴、赤湖、灵龙和帕尔塔格西矿区发育，成岩和成矿年龄相近，应为成矿岩体，可称为“含矿岩体”。
4.2.1 岩体地球化学特征
