東天山古生代斑巖銅礦床成礦規(guī)律和構(gòu)造背景*

何西恒 張靜 鄧小華 龍靈利 陳磊 陰元軍 張志超

斑巖型銅礦是金屬Cu的最主要來源，提供了世界約占全球Cu儲(chǔ)量的55%，也是全球Mo、Au、W的重要來源(Sillitoe, 2010)。這類礦床具有規(guī)模大、品位低、易選冶、露天開采等特點(diǎn)，以細(xì)脈浸染狀礦石為主要礦石類型，一直備受國內(nèi)外學(xué)者的青睞(Richards, 2003; Sillitoe, 2010)。20世紀(jì)70年代，國外學(xué)者通過對(duì)俯沖帶大量斑巖型礦床的對(duì)比研究，總結(jié)了斑巖型礦床蝕變-礦化的經(jīng)典模型，即同心環(huán)狀蝕變和細(xì)脈浸染狀礦化(Lowell and Guilbert, 1970; Hollisteretal., 1974)，提出了經(jīng)典的斑巖銅礦床成因模型(Sillitoe, 1972)，建立了俯沖帶弧巖漿環(huán)境斑巖型礦床成礦理論體系。巖漿弧(島弧和陸緣弧)是產(chǎn)出大型斑巖銅礦最重要的場所，與板塊匯聚的俯沖作用密切相關(guān)(Sillitoe, 1972, 2010; Richards, 2003, 2009, 2011)。Cooketal.(2005)通過對(duì)世界主要斑巖銅礦帶的成礦構(gòu)造背景研究，發(fā)現(xiàn)大洋板片的低角度俯沖非常有利于形成擠壓背景下的斑巖銅礦：高角度俯沖產(chǎn)生張性弧, 以馬里亞納弧為代表；緩角度俯沖產(chǎn)生壓性弧, 以安第斯弧為代表；前者以發(fā)育弧間裂谷為標(biāo)志的張性弧, 產(chǎn)出VMS 礦床；而后者則以發(fā)育中酸性巖漿巖為特征的壓性弧, 產(chǎn)出斑巖型礦床(Uyeda and Kanamori, 1979)。

除經(jīng)典的島弧及陸緣弧環(huán)境外，斑巖銅礦床還可產(chǎn)于碰撞造山帶內(nèi)，甚至產(chǎn)在陸內(nèi)環(huán)境中。Hollisteretal.(1974)研究發(fā)現(xiàn)美國阿巴拉契亞造山帶形成兩期古生代斑巖型礦床，早期為斑巖銅鉬礦，晚期為斑巖鉬鎢礦。陳衍景等(1991)建立了大陸碰撞造山成巖成礦模式，提出陸內(nèi)俯沖的上盤可依次出現(xiàn)熱液礦化帶、花崗巖基帶和斑巖帶，成巖成礦作用主要發(fā)生在碰撞造山過程中擠壓-伸展轉(zhuǎn)變期。我國大陸碰撞造山帶蘊(yùn)含了大量斑巖型礦床，如秦嶺世界級(jí)斑巖型鉬礦帶(李諾等，2007; Lietal., 2015; 陳衍景等，2020)和青藏高原世界級(jí)斑巖型銅礦帶(侯增謙和楊志明，2009；Houetal., 2015)。

中亞成礦域是全球最大的顯生宙增生型造山帶，經(jīng)歷了多洋盆、多俯沖帶、多方向復(fù)式增生造山作用，發(fā)育大規(guī)模增生成礦作用(肖文交等, 2019)，蘊(yùn)含了大型-超大型斑巖銅(鉬-金)礦床，其中Aktogai-Aidarly(Cu>12Mt)、Erdenet(Cu>11Mt)、Ou Tologoi(Cu>35Mt, Au>1280t)、Kal’makyr-Dalnee(Cu>24Mt, Au >2250t)儲(chǔ)量位居世界前30位(Richard, 2003; Cookeetal., 2005)。

東天山造山帶位于中亞造山帶西南緣，是尋找斑巖銅礦的有利地區(qū)(王志良等，2006)。20世紀(jì)90年代以來，在東天山發(fā)現(xiàn)了土屋-延?xùn)|大型斑巖銅礦，三岔口和玉海中型斑巖銅礦，靈龍、赤湖、福興、玉帶和四頂黑山等小型斑巖銅礦。前人對(duì)這些斑巖型銅礦床的地質(zhì)特征、成礦流體、地球化學(xué)特征、成礦年代學(xué)以及礦床成因開展了大量研究工作(芮宗瑤等，2002；張連昌等，2004，2006；韓春明等，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)。本文系統(tǒng)總結(jié)了東天山斑巖銅礦床的地質(zhì)特征，探討了成巖成礦物質(zhì)來源和成礦地球動(dòng)力學(xué)背景，歸納了東天山斑巖銅礦床區(qū)域成礦規(guī)律，旨在進(jìn)一步推動(dòng)新疆東天山地區(qū)斑巖銅礦的找礦勘查工作。

1 東天山區(qū)域地質(zhì)背景

天山造山帶位于西伯利亞克拉通和塔里木克拉通之間，中亞造山帶南緣，是中亞造山帶的重要組成部分(圖1a)，從北到南可劃分為北天山、中天山和南天山(圖1b)。東天山造山帶位于新疆東部，以卡拉麥里斷裂與阿其克庫都克斷裂為界，分為三個(gè)次級(jí)構(gòu)造單元，即最北端的哈爾里克島弧帶、中部覺羅塔格構(gòu)造帶以及南端的中天山地塊(Xiaoetal., 2004; 王京彬等, 2006)。覺羅塔格構(gòu)造帶從北往南進(jìn)一步細(xì)分為大南湖-頭蘇泉島弧帶、康古爾-黃山韌性剪切帶和阿奇山-雅滿蘇弧，分別以東西向展布的康古爾斷裂和雅滿蘇斷裂為分界(圖1c；秦克章等, 2002)。大南湖-頭蘇泉島弧帶主要分布有斑巖型銅礦床和VMS型銅鋅礦床，康古爾-黃山剪切帶賦存有巖漿型銅鎳硫化物礦床、斑巖型鉬礦床和造山型金礦床，阿齊山-雅滿蘇帶發(fā)育大量的海相火山巖型鐵礦，中天山地塊地層主要為前寒武紀(jì)變質(zhì)巖系，成礦類型主要為矽卡巖型鉛鋅礦和鎢礦(Dengetal., 2017；龍靈利等，2019)。

大南湖-頭蘇泉島弧帶出露地層主要有中晚奧陶世荒草坡群大柳溝組、早志留世紅柳峽組、早泥盆世大南湖組和康古爾塔格組、早石炭世企鵝山群和小熱泉子組、晚石炭世底坎兒組和臍山組(王京彬等, 2006；龍靈利等，2019)。中晚奧陶世大柳溝組為一套海相中基性火山巖夾火山碎屑巖，底部為玄武巖，頂部為安山質(zhì)火山巖。早志留世紅柳峽組為一套海相火山沉積巖，主要為英安質(zhì)角礫凝灰?guī)r和條帶狀凝灰?guī)r。早泥盆世大南湖組為一套海相火山-沉積巖，主要為海相火山碎屑巖夾中基性火山巖和碳酸鹽巖建造，康古爾塔格組為一套磨拉石建造。早石炭世企鵝山群以中酸性火山-碎屑巖為主，底部以玄武巖、玄武安山巖、安山巖、安山質(zhì)角礫熔巖、凝灰?guī)r為主；中部為含礫巖屑砂巖、凝灰?guī)r、沉凝灰?guī)r、夾玄武巖、安山巖、安山質(zhì)角礫熔巖，及薄層狀、透鏡狀灰?guī)r；上部為砂巖、粉砂巖、角礫熔巖及復(fù)礫石，以及小熱泉子組海相火山巖夾火山碎屑巖。晚石炭世底坎兒組為一套海相火山碎屑沉積巖建造，臍山組為一套陸相火山-沉積巖建造，下部以砂巖、砂礫巖和粉砂巖為主，夾碳質(zhì)泥巖，上部發(fā)育一套陸相中酸性火山巖(龍靈利等，2019)?？倒艩?黃山剪切帶主要出露地層為石炭系干墩組和梧桐窩子組，為一套剪切變形變質(zhì)強(qiáng)烈的千糜巖、沉凝灰?guī)r、砂礫巖和薄層狀灰?guī)r等，局部含火山巖(芮宗瑤等，2002)。阿齊山-雅滿蘇帶出露地層包括早石炭世阿奇山組和雅滿蘇組，其中，阿奇山組為一套海相火山巖，主要為安山巖、英安質(zhì)火山巖及火山凝灰?guī)r等，雅滿蘇組碳酸鹽巖主要為灰色微晶灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r、沉凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖等；晚石炭世地層為一套淺海相火山-沉積巖建造(王志良等，2006)。中天山地塊中主要出露前寒武紀(jì)地層，主要為中元古界長城系星星峽群和薊縣系卡瓦布拉克群的片巖、片麻巖、混合巖和大理巖(王京彬等, 2006)。

東天山巖漿活動(dòng)十分強(qiáng)烈，巖漿巖分布范圍廣泛，巖性有超基性、基性、中型和酸性(圖1c)。加里東期侵入巖主要分布在大南湖-頭蘇泉島弧帶，巖性主要為石英閃長巖、花崗閃長巖、石英閃長玢巖和閃長玢巖(Chenetal., 2017；Sunetal., 2018)。海西期的中酸性巖體分布廣泛，與東天山斑巖型銅礦成礦密切相關(guān)，主要分布在康古爾-黃山剪切帶南北兩側(cè)，巖性為斜長花崗斑巖 (英云閃長巖)、石英鈉長斑巖和花崗斑巖(Wangetal., 2019, 2021；陳華勇等，2021)。印支期花崗巖主要分布在康古爾-黃山剪切帶的東北側(cè)和中天山地塊中，分別與斑巖型鉬礦和矽卡巖型鎢礦成礦關(guān)系密切(Dengetal., 2017；Heetal., 2022)。

2 斑巖銅礦時(shí)空分布規(guī)律

東天山斑巖銅礦主要沿大南湖-頭蘇泉島弧帶呈東西向展布，含礦巖體主要為斜長花崗斑巖、石英閃長巖、閃長玢巖和石英閃長玢巖(圖1c、表1)。巖漿活動(dòng)主要發(fā)生在志留紀(jì)、泥盆紀(jì)和石炭紀(jì)(表2、圖2)。根據(jù)成巖年代學(xué)和成礦年代學(xué)數(shù)據(jù)和礦床地質(zhì)特征，將東天山斑巖銅成礦作用劃分為三期：

表1 東天山斑巖銅礦床地質(zhì)特征

續(xù)表2

圖2 東天山斑巖型銅礦床成巖和成礦時(shí)間統(tǒng)計(jì)圖

(1) 志留紀(jì)成礦期：志留紀(jì)含礦巖體主要在玉帶、四頂黑山、三岔口和玉海礦區(qū)出露，但僅形成了玉帶斑巖型銅礦。玉帶礦床位于大南湖-頭蘇泉島弧帶北側(cè)卡拉塔格礦集區(qū)，含銅鉬的石英閃長玢巖鋯石U-Pb年齡為453Ma，輝鉬礦Re-Os模式年齡為449Ma(Sunetal., 2018)；斑狀石英閃長巖鋯石U-Pb年齡為432Ma(Chenetal., 2017)，閃長玢巖鋯石U-Pb年齡為390Ma(Maoetal., 2018)。

(2)泥盆紀(jì)-早石炭紀(jì)成礦期：發(fā)育四頂黑山、三岔口和玉海等礦床。四頂黑山銅礦位于康古爾-黃山剪切帶東北側(cè)，含礦巖體花崗閃長巖的鋯石U-Pb年齡為427Ma(Heetal., 2021)，輝鉬礦Re-Os模式年齡為410Ma。三岔口銅礦位于大南湖-頭蘇泉島弧帶東北側(cè)，含礦巖體石英閃長巖和花崗閃長巖的鋯石U-Pb年齡范圍為445～430Ma(王超等，2015；Wang and Zhang, 2016；林濤等，2017；Zhangetal., 2022a；Wangetal., 2022)，輝鉬礦Re-Os模式年齡為416Ma(林濤等，2017)，輝鉬礦Re-Os等時(shí)線年齡為363Ma(廖開立和呂昶良，2020)。玉海銅礦位于三岔口銅礦西側(cè)6km處，含礦巖體與三岔口銅礦類似，石英閃長巖和花崗閃長巖的鋯石U-Pb年齡范圍為443～428Ma(Wangetal., 2016b, 2018b; 劉帥杰等，2018a)，輝鉬礦Re-Os等時(shí)線年齡為352Ma(Wangetal., 2016b)。

(3)中-晚石炭紀(jì)成礦期：含礦巖體主要產(chǎn)出于土屋、延?xùn)|、赤湖、福興和靈龍礦區(qū)，形成了土屋、延?xùn)|、靈龍、赤湖和福興等重要礦床。土屋銅礦位于大南湖-頭蘇泉島弧帶中部，吐哈盆地南緣，康古爾斷裂以北1～3km，成礦巖體為斜長花崗斑巖(英云閃長巖)，其鋯石U-Pb年齡范圍為335～333Ma(劉德權(quán)等，2003；陳富文等，2005；Shenetal., 2014b；Wangetal., 2015a)，輝鉬礦Re-Os年齡為335～334Ma(Wangetal., 2021; Anetal., 2022)。延?xùn)|銅礦在土屋銅礦西側(cè)3km處，成礦巖體為斜長花崗斑巖(英云閃長巖)和石英鈉長斑巖，具有疊加成礦的特征(王云峰等，2016)，早期斜長花崗斑巖的鋯石U-Pb年齡范圍為340～332Ma(陳富文等，2005；郭謙謙等，2010；Shenetal., 2014a；Wangetal., 2015b, 2018c；Xiaoetal., 2017)，斜長花崗斑巖中絹云母Ar-Ar年齡為333Ma(Wangetal., 2018a)，輝鉬礦Re-Os等時(shí)線年齡為331Ma(Wangetal., 2018c)；晚期石英鈉長斑巖的鋯石U-Pb年齡為325Ma(Xiaoetal., 2017；肖兵等，2017)，輝鉬礦Re-Os年齡325～322Ma(肖兵等，2017；Wangetal., 2018a)。靈龍銅礦位于土屋銅礦東13km處，成礦巖體為英云閃長巖，其鋯石U-Pb年齡為319Ma(Sunetal., 2020)，輝鉬礦Re-Os等時(shí)線年齡為317Ma(Anetal., 2022)。赤湖銅礦位于靈龍銅礦東側(cè)15km處，庫木塔格沙壟以西，含礦巖體斜長花崗斑巖的鋯石U-Pb年齡為322Ma(吳華等, 2006)，輝鉬礦Re-Os等時(shí)線年齡為316Ma(Anetal., 2022)。福興銅礦位于延?xùn)|銅礦西側(cè)12km處，含礦巖體斜長花崗斑巖的鋯石U-Pb年齡為332Ma(Wangetal., 2016c)。

3 典型斑巖銅礦地質(zhì)特征

3.1 玉帶銅礦

玉帶銅礦位于東天山卡拉塔格礦集區(qū)西北側(cè)，礦區(qū)出露地層為奧陶系大柳溝組和泥盆系大南湖組(Chenetal., 2017; 毛啟貴等，2017；Sunetal., 2018)。奧陶系大柳溝組地層主體出露于礦區(qū)中南部，大致呈北西-南東向展布，為一套巨厚的海相中基性火山巖建造，巖性以灰綠色安山巖、灰褐色英安巖為主，西部見橢圓狀、不規(guī)則狀玄武巖夾于其中，北側(cè)與石英閃長玢巖的外接觸帶500～800m范圍內(nèi)，巖石具強(qiáng)硅化、黃鐵礦化、褐鐵礦化等，該礦化蝕變帶長大于3km，寬大于500m。泥盆系大南湖組地層主要出露于礦區(qū)北東及西部，與奧陶系大柳溝組呈不整合接觸關(guān)系，為一套中酸性火山巖、火山碎屑巖建造，巖性以生物碎屑灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖、礫巖為主，次為英安巖、火山角礫巖、安山巖等(Chenetal., 2017; Sunetal., 2018)。礦區(qū)斷裂主要有NNW向、近EW向和NE向三組。礦區(qū)侵入巖和火山巖十分發(fā)育，侵入巖以中酸性巖為主，次為基性巖和酸性巖，巖性有閃長巖、閃長玢巖、石英閃長玢巖、輝長巖、輝綠巖及霏細(xì)巖等，規(guī)模大小不等，但多以巖珠狀、巖脈狀產(chǎn)出?；鹕綆r以中基性巖和中酸性巖為主，其中奧陶系大柳溝組主要為一套中基性火山巖，巖性有玄武安山巖、安山巖；泥盆系大南湖組主要為一套中酸性火山巖，巖性有英安巖、安山巖(圖3a，Chenetal., 2017)。

圖3 玉帶銅礦礦區(qū)地質(zhì)圖(a, 據(jù)Chen et al., 2017修改)及56勘探線剖面圖(b, 據(jù)Chen et al., 2017修改)

玉帶銅(金、鉬)礦床以銅為主，伴生金和鉬。礦(化)體主要產(chǎn)于北西西走向的石英閃長玢巖巖枝及其與圍巖接觸部位(圖3b)，巖體全巖礦化，長2.5km，寬幾米到300m，平均寬約為250m，探槽刻槽樣Cu品位0.10%～0.98%，Au 品位0.08～12g/t，伴生少量大于0.001%的鉬礦化，發(fā)育少量夾石，控制銅礦(化)體11條，單礦體呈北西西走向條帶狀，長100～800m，寬幾米到50m(毛啟貴等，2017)。 玉帶礦床地表發(fā)育氧化礦體，主要以孔雀石化、黃鉀鐵礬化、赤鐵礦化為主，礦體深部原生銅、鉬、金礦體為石英-硫化物脈，呈浸染狀、脈狀及網(wǎng)脈狀，發(fā)育鉀化、硅化、磁鐵礦化等典型斑巖礦床圍巖蝕變，石英-黃銅礦-輝鉬礦細(xì)脈主要賦存于絹英巖化和青磐巖化帶(毛啟貴等，2017)。礦石礦物主要為黃銅礦、黃鐵礦、磁鐵礦、輝鉬礦和斑銅礦等，脈石礦物有石英、綠泥石、綠簾石、鉀長石、黑云母、絹云母、方解石等，成礦期次分為四個(gè)階段：(1)石英-磁鐵礦階段；(2)石英-鉀長石-黃鐵礦階段；(3)石英-黃鐵礦-黃銅礦-輝鉬礦階段；(4)石英-碳酸鹽-石膏階段(Chenetal., 2017)。

3.2 三岔口銅礦

三岔口銅礦位于東天山大南湖-頭蘇泉島弧帶的東段。地層出露較少，礦區(qū)出露地層主要為石炭系兔子山組、梧桐窩子組和干墩組，第三系葡萄溝組及第四系(秦克章等, 2009)。石炭系兔子山組分布于礦區(qū)東北部，巖性主要為石英角斑巖、角斑質(zhì)凝灰?guī)r，且大部分為殘留體，石炭系干墩組碎屑巖位于礦區(qū)南側(cè)。礦區(qū)整體受北東向主斷裂構(gòu)造控制，有NE向和NW向兩組韌性剪切構(gòu)造發(fā)育。 礦區(qū)內(nèi)主要發(fā)育加里東期中-酸性侵入巖，約占礦區(qū)面積的75%。除部分脈巖外，礦區(qū)侵入巖體主要由石英閃長巖、花崗閃長巖、鉀長花崗巖等組成(圖4a)。

三岔口銅礦分為三岔口和三岔口西兩個(gè)礦區(qū)。三岔口西為三岔口礦體向西延伸的一部分，埋深在200～700m左右，均為隱伏銅礦體(新疆地礦局物化探大隊(duì)，2010)。目前共圈定銅礦體36個(gè)，其中工業(yè)礦體18個(gè)，低品位礦體18個(gè)。銅礦體賦存于志留紀(jì)侵入的石英閃長巖體中，礦體主要呈透鏡狀、板狀，單工程見礦最大厚度39m，傾向330°，傾角5°～60°，礦石由細(xì)粒浸染黃銅礦、黃鐵礦組成(新疆地礦局物化探大隊(duì)，2010)。礦體局部受后期構(gòu)造、含礦熱液疊加可形成較富的銅鉬礦體，圍巖蝕變以一套斑巖成礦系統(tǒng)典型蝕變(黑云母化、絹英巖化、青磐巖化)為主，銅礦化主要發(fā)育于絹英巖化帶內(nèi)，其礦化蝕變特征和該區(qū)西側(cè)的玉海銅鉬礦尤為相似，含礦巖體石英閃長巖地表及淺部礦化蝕變?yōu)榍啾P巖化(綠簾石化、綠泥石化)、褐鐵礦化、黃鐵礦化為主。淺部至中部礦化蝕變以絹英巖化、硅化為主，中深部礦化蝕變以絹英巖化、硅化、黃銅礦化、黃鐵礦化為主，深部以鉀化、黑云母化為主(圖4c)。三岔口西礦區(qū)具有典型的斑巖礦化蝕變特征，基于手標(biāo)本和顯微鏡下觀察，將其成礦階段劃分為：(1)黑云母-磁鐵礦-鉀長石-綠泥石階段；(2)石英-絹云母-綠簾石-黃鐵礦階段；(3)綠簾石-綠泥石-石英階段。

圖4 三岔口銅礦礦區(qū)地質(zhì)圖(a, 據(jù)新疆地礦局物化探大隊(duì)，2010(1)新疆地礦局物化探大隊(duì). 2010. 新疆哈密市三岔口銅礦(西礦段)詳查報(bào)告修改)、0線勘探線礦體剖面圖(b, 據(jù)林濤等，2017修改)及0線勘探線蝕變分帶剖面圖(c, 據(jù)Zhang et al., 2022a修改)

三岔口礦區(qū)主要發(fā)育在受北東向脆韌性剪切帶控制的石英閃長巖和花崗閃長巖中，巖體中斷裂構(gòu)造發(fā)育，控礦作用明顯，變形變質(zhì)活動(dòng)強(qiáng)烈。其中I號(hào)礦體位于巖體東段，與圍巖呈漸變關(guān)系, 由浸染狀礦石構(gòu)成，礦石礦物以黃銅礦、黃鐵礦為主；II號(hào)、III號(hào)礦體位于巖體中部，礦化與I號(hào)礦體類似；IV號(hào)礦體礦石礦物主要為黃銅礦和輝鉬礦；V號(hào)礦體位于IV號(hào)下部，規(guī)模較大，東西向延伸約1000m，主要為細(xì)脈狀和浸染狀, 礦體埋深340～570m，厚3～34m，礦石礦物為黃銅礦和輝鉬礦；VI 號(hào)礦體是礦區(qū)目前所發(fā)現(xiàn)的規(guī)模最大的地表礦體，礦體產(chǎn)于NW與NE向兩組斷裂的交匯處，在礦體中常見有后期含銅石英脈、網(wǎng)脈貫入(秦克章等, 2009)。三岔口礦區(qū)圍巖蝕變廣泛發(fā)育，主要為沸石化、硅化、黑云母化和綠簾石化，其中沸石化是該礦區(qū)最主要蝕變，通常沸石化越強(qiáng)礦化也就越強(qiáng)。含礦巖體石英閃長巖受到強(qiáng)烈韌性剪切作用，角閃石、黑云母和石英定向排列，伴隨著強(qiáng)糜棱巖化。地層圍巖千枚巖化，可見大量晚期石英-硫化物-沸石脈交代志留紀(jì)石英閃長巖，同時(shí)可見黃銅礦-黃鐵礦-磁鐵礦脈貫入變形定向排列的石英閃長巖中?；谑謽?biāo)本和顯微鏡巖相學(xué)觀察，將其成礦階段劃分為：(1)黃銅礦-斑銅礦-黃鐵礦階段；(2)沸石-黃銅礦-黃鐵礦-斑銅礦-綠簾石階段；(3)沸石-石英-綠簾石-方解石階段。

3.3 土屋銅礦

土屋銅礦位于吐哈盆地南緣，康古爾斷裂以北，礦區(qū)發(fā)育近東西向、北西向和北東向斷裂，出露的地層主要為石炭系企鵝山群、侏羅系西山窯組以及第四系(圖5a)，銅礦體主要賦存于企鵝山群地層和石炭紀(jì)斜長花崗斑巖中(Wangetal., 2019；陳華勇等，2021)。企鵝山群主要包含三個(gè)巖性段：第一段緊鄰康古爾斷裂，主要由碎屑巖組成；第二段主要由中基性熔巖組成，包括玄武巖、玄武安山巖和安山巖等，夾有英安巖和火山碎屑巖；第三段主要緊鄰大草灘斷裂，主要由碎屑巖及中酸性火山巖組成，企鵝山群整體上南傾(侯廣順等，2005)。前人獲得企鵝山群玄武巖和安山巖鋯石U-Pb年齡為346～336Ma之間(張連昌等，2004；侯廣順等，2005)，表明企鵝山群的成巖時(shí)間為中石炭世，為成礦前的火山巖。

礦區(qū)斜長花崗斑巖和銅礦化關(guān)系密切。盡管斜長花崗斑巖僅有少量出露，僅占賦礦巖石的20%左右，但這些巖石幾乎全巖礦化，礦化和蝕變以斜長花崗斑巖為中心對(duì)稱分布(圖5b-d)。土屋銅礦主要由兩個(gè)礦體組成，三分之二的礦體產(chǎn)于斑巖體上覆圍巖中，I號(hào)礦體位于礦區(qū)東北側(cè)，基本產(chǎn)于斜長花崗斑巖中，礦體長1200m，最大埋深100m，礦體形態(tài)呈不規(guī)則的似透鏡狀、條帶狀，剖面形態(tài)呈似板狀，礦體走向在不同地段變化明顯，傾角在不同的深度變化不大，礦體單工程最大厚度27m，最小僅0.6m，一般厚度在3～10m之間，平均厚度9.1m。礦體由碎裂狀閃長玢巖型、斜長花崗斑巖型礦石組成，斜長花崗斑巖型礦石主要呈脈狀穿插于閃長玢巖型礦體中；II號(hào)礦體位于礦區(qū)西南側(cè)，東西向延伸，礦體主要賦存于地層(玄武巖、安山巖和凝灰?guī)r)中，小部分賦存于斜長花崗巖中，主要由氧化礦體和原生礦體組成，氧化礦體長990m，厚5～106m，平均厚62.5m；原生礦體厚長900m，厚0.9～141.5m，平均51.7m；III號(hào)礦體位于II號(hào)礦體西南側(cè)，礦體形態(tài)呈不規(guī)則的透鏡狀，沿走向由東向西具膨大-分支-復(fù)合狹縮-再分支的現(xiàn)象，沿傾向由地表向深部明顯變薄，總體呈“楔”型狀，礦體長400m，最大厚度53m，最小7m，平均厚度28.5m，礦體總體走向92°，傾向南，傾角70°～82°，沿傾向產(chǎn)狀逐漸變陡(新疆地礦局第一地質(zhì)大隊(duì)，2011)。

金屬礦物主要包括黃銅礦、黃鐵礦、斑銅礦、輝鉬礦、磁鐵礦、輝銅礦，脈石礦物有石英、絹云母、綠簾石、綠泥石、黑云母、鉀長石、石膏(Wangetal., 2021)。成礦主要與斜長花崗斑巖侵入有關(guān)，礦體大都發(fā)育絹英巖化，在靠近斜長花崗斑巖的石英-硫化物脈與圍巖接觸位置兩側(cè)，可見明顯對(duì)稱的鉀化蝕變，礦體深部發(fā)育上百米強(qiáng)硅化帶。從下至上、從中心到兩側(cè)依次為強(qiáng)硅化帶、黑云母-磁鐵礦帶、石英-絹云母帶、青磐巖化帶(圖5d)。斑巖成礦期成礦階段劃分為：(1)石英-黑云母-磁鐵礦-鉀長石階段；(2)石英-多金屬硫化物階段；(3)沸石-石英-硫化物階段；(4)石英-碳酸鹽階段。

圖5 土屋銅礦礦區(qū)地質(zhì)圖(a, 據(jù)新疆地礦局第一地質(zhì)大隊(duì)，2011(2)新疆地礦局第一地質(zhì)大隊(duì). 2011. 新疆維吾爾自治區(qū)哈密市土屋銅礦床勘探報(bào)告修改)及7號(hào)勘探線礦體及蝕變剖面圖(b-d, 據(jù)潘鴻迪等，2013修改)

4 東天山斑巖銅礦成礦作用與構(gòu)造演化

4.1 成礦流體性質(zhì)

東天山斑巖型銅礦床的流體包裹體研究表明，成礦流體為中高溫、中高鹽度的H2O-NaCl±CO2體系，具有明顯的巖漿熱液特征。氫氧同位素表明斑巖銅礦床成礦流體以巖漿水為主，后期加入了大氣降水。硫同位素顯示成礦流體為巖漿熱液。

表3 東天山斑巖銅礦床流體包裹體組成特征

東天山斑巖銅礦床具有相似的氫-氧同位素組成(表4、圖6)?？傮w上石英中流體包裹體的δD集中在-56‰～-95‰之間，δ18O水為-8.6‰～9.0‰。不同斑巖銅礦床各成礦階段石英的氫-氧同位素組成略有差異(表4)，大都位于巖漿水和大氣降水線之間，少部分位于巖漿水區(qū)域(圖6)，表明成礦流體為巖漿水和大氣降水的混合熱液。土屋銅礦石英中δ18O水值從成礦早階段到晚階段具有明顯逐漸降低的趨勢，早階段和中階段的樣品點(diǎn)大都落在巖漿水范圍，晚階段的樣品點(diǎn)位于巖漿水和大氣降水線之間的區(qū)域，表明成礦晚期有大氣降水的混入(Zhangetal., 2019)。延?xùn)|、玉海和福興銅礦的石英氫-氧同位素大都落在巖漿水和大氣降水線之間，表明成礦熱液為巖漿水和大氣降水混合流體(Wangetal., 2016a, 2017；劉帥杰等，2018b)。大氣降水可能是沿著區(qū)域大斷裂或次級(jí)斷裂以及裂隙滲入到巖石中，與斑巖成礦巖漿熱液混合，導(dǎo)致成礦流體溫度驟降，使得成礦金屬物質(zhì)沉淀成礦。

圖6 東天山斑巖銅礦床成礦流體氫氧同位素組成

表4 東天山斑巖銅礦床氫-氧同位素組成(SMOW標(biāo)準(zhǔn))

東天山斑巖銅礦床硫化物硫同位素組成見表5和圖7。硫同位素顯示其具有明顯的巖漿硫特征(δ34S值范圍為-3.9‰～4.4‰，集中分布于-2‰～2‰)。土屋銅礦主成礦階段黃鐵礦、黃銅礦、輝鉬礦、硫砷銅礦和斑銅礦δ34S值為-3.9‰～4.4‰(Hanetal., 2006; Wangetal., 2015a, 2021)。延?xùn)|銅礦主成礦階段黃鐵礦和黃銅礦δ34S值為-3.3‰～0.8‰(Wangetal., 2017)。三岔口銅礦成礦期的黃銅礦、斑銅礦、銅藍(lán)和輝鉬礦δ34S值為-2.7‰～1.9‰(Zhangetal., 2022a)。玉海銅礦主成礦階段的黃鐵礦、黃銅礦和輝鉬礦的δ34S值為-3.4‰～0.4‰(劉帥杰等，2018b；Zhangetal., 2022b)。福興銅礦成礦期的黃鐵礦、黃銅礦和輝鉬礦的δ34S值為-1.9‰～0.1‰(Wangetal., 2016a)?？傊?，東天山斑巖銅礦床礦石中的硫化物硫同位素顯示具有巖漿硫特征，成礦流體性質(zhì)應(yīng)為巖漿熱液。

圖7 東天山斑巖銅礦床S同位素分布圖

表5 東天山斑巖銅礦床硫同位素

4.2 成礦巖體專屬性

東天山斑巖型銅礦帶的巖體形態(tài)相對(duì)簡單，多呈長條形、橢圓形或不規(guī)則狀，以巖株、巖瘤和巖枝產(chǎn)出，分為兩大類：(1)志留紀(jì)-泥盆紀(jì)石英閃長巖和石英閃長玢巖，主要在三岔口、玉海、玉帶和四頂黑山礦區(qū)出露，成礦年齡遠(yuǎn)小于成巖年齡，故這些巖體在成礦過程中相當(dāng)于賦礦圍巖，真正的成礦斑巖體可能隱伏于礦區(qū)深部，因此志留紀(jì)石英閃長巖對(duì)晚期斑巖成礦貢獻(xiàn)不大，也可稱為“貧礦巖體”；(2)石炭紀(jì)斜長花崗斑巖(英云閃長巖)、石英鈉長斑巖和花崗閃長斑巖，主要在土屋、延?xùn)|、福興、赤湖、靈龍和帕爾塔格西礦區(qū)發(fā)育，成巖和成礦年齡相近，應(yīng)為成礦巖體，可稱為“含礦巖體”。

4.2.1 巖體地球化學(xué)特征

含礦巖體在TAS圖解上大都投在閃長巖、花崗閃長巖和花崗巖區(qū)域， 低鉀拉斑到高鉀鈣堿性系列均有分布，主要集中于鈣堿性系列；鋁飽和指數(shù)指示為準(zhǔn)鋁質(zhì)到過鋁質(zhì)巖石，具有高硅、富鈣、富鋁、富鈉、貧鐵特征(表6、圖8)。鋁飽和度A/CNK 和堿度指數(shù)(A/NK)影響成礦元素在巖漿分離結(jié)晶作用過程中的行為，基于統(tǒng)計(jì)學(xué)數(shù)據(jù)分析，貧礦巖體大都屬于低鉀拉斑系列，鋁飽和度A/CNK<1.2(平均值1.01)，堿度指數(shù)A/NK>2(平均值2.23)；含礦巖體為鈣堿性系列，鋁飽和度A/CNK>1.0(平均值1.29)，堿度指數(shù)1

表6 東天山斑巖銅礦帶含礦巖體化學(xué)組成(wt%)

圖8 東天山斑巖銅礦與成礦有關(guān)巖體巖石地球化學(xué)組成

Cu是過渡族金屬元素，其行為決定于配合物化學(xué)鍵，八面體晶體場穩(wěn)定能遠(yuǎn)大于四面體穩(wěn)定能，當(dāng)Cu離子處于巖漿體系各種配位體中，優(yōu)先進(jìn)入晶體相中的八面體配位，而配位八面體的數(shù)量取決于熔體中Na2O、K2O、CaO 和Al2O3的含量，隨著A/CNK值增大，Al2O3含量增加，堿含量降低，進(jìn)入硅氧四面體的Al3+增多，熔體中四次配位體位置減少，八次配位體數(shù)量增加，因而使Cu離子大量進(jìn)入熔體相并發(fā)生遷移，使Cu能夠在巖漿中富集后并進(jìn)入成礦熱液流體；反之Cu離子將分散地進(jìn)入先結(jié)晶的少數(shù)八面體位置，而使Cu不能在成礦熱液流體中聚集并成礦(金章東和李福春，1998)。綜上東天山與斑巖型銅成礦密切相關(guān)的巖體多為高硅過鋁質(zhì)鈣堿性花崗巖。

4.2.2 巖體源區(qū)與成礦

東天山志留紀(jì)和石炭紀(jì)含礦巖體εNd(t)值和初始(87Sr/86Sr)i范圍極為相似(表7、圖9)，志留紀(jì)含礦巖體的εNd(t)值為3.1～8.4，(87Sr/86Sr)i值為0.7015～0.7051(Chenetal., 2017; Wangetal., 2018b, 2022；Zhangetal., 2020, 2022a)，石炭紀(jì)含礦巖體εNd(t)值變化范圍為3.1～7.6，(87Sr/86Sr)i值為0.7016～0.7060(張連昌等，2006；Gaoetal., 2015; Wangetal., 2016c, 2018c)，與洋中脊玄武巖(MORB)以及環(huán)太平洋俯沖洋殼衍生的埃達(dá)克質(zhì)巖組成接近(初始87Sr/86Sr<0.7040，Defant and Drummond, 1990)，表明其來源于俯沖洋殼的部分熔融(Maniar and Piccoli, 1989)。

表7 東天山斑巖銅礦床成礦巖體Sr-Nd同位素組成

圖9 東天山斑巖銅礦含礦巖體Sr-Nd同位素圖解

東天山與斑巖成礦相關(guān)的含礦巖體的Hf同位素組成見表8和圖10。志留紀(jì)含礦巖體鋯石εHf(t)為8.5～19.6，tDM2為320～815Ma(Wang and Zhang, 2016；Wangetal., 2016b, 2018b, 2022；Sunetal., 2018；Zhangetal., 2022a)；石炭紀(jì)含礦巖體鋯石εHf(t)為6.9～18.3，tDM2為312～902Ma(Wangetal., 2015a, b, 2016c, 2018c；Zhangetal., 2016；Xiaoetal., 2017；Sunetal., 2020)；與石炭紀(jì)含礦巖體相比，志留紀(jì)石英閃長巖明顯有更多的點(diǎn)投到虧損地幔區(qū)域，表明其形成時(shí)有更多地幔組分的加入。

表8 東天山斑巖銅礦床成礦巖體鋯石Lu-Hf同位素組成

圖10 東天山斑巖銅礦巖體Hf同位素圖解

Sr-Nd-Hf同位素特征表明東天山斑巖銅礦的含礦巖體可能是來源于俯沖板片的脫水和部分熔融，流體或熔體攜帶大量洋殼物質(zhì)交代上覆地幔楔，部分熔融形成埃達(dá)克質(zhì)巖漿，受浮力作用上升，使得新生下地殼部分熔融形成中酸性斑巖成礦巖漿。

4.3 成礦構(gòu)造背景

東天山與斑巖銅礦成礦有關(guān)的含礦巖體具有輕稀土元素富集、重稀土元素虧損的配分類型，且富集大離子親石元素，虧損高場強(qiáng)元素，具有典型的島弧巖漿巖特征；含礦巖體La/Sm比值顯示部分熔融演化趨勢(圖8d)，且具有高Sr低Y埃達(dá)克巖特征，表明其源區(qū)可能是俯沖大洋板片的部分熔融和被俯沖流體/沉積物交代的地幔楔部分熔融(圖11a)。該區(qū)所有樣品均投在了火山弧花崗巖區(qū)域，也表明其形成于板塊俯沖的構(gòu)造環(huán)境(圖11b)，指示志留紀(jì)至石炭紀(jì)晚期其一直處于俯沖消減階段。

圖11 東天山斑巖銅礦構(gòu)造判別圖解

東天山造山帶古生代構(gòu)造巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，經(jīng)歷了板塊俯沖、陸陸碰撞以及后碰撞構(gòu)造演化階段(秦克章等，2002；Xiaoetal., 2004；王京彬等，2006；周濤發(fā)等，2010)。奧陶紀(jì)-志留紀(jì)，古天山洋向北俯沖，在卡拉塔格一帶形成早古生代島弧帶，島弧發(fā)育玉帶斑巖型銅礦床，弧后盆地發(fā)育紅海-黃土坡VMS型礦床(龍靈利等，2019；Dengetal., 2020)。早-中泥盆世，古天山洋繼續(xù)向北俯沖，形成與埃達(dá)克巖有關(guān)的斑巖型銅礦床(三岔口、玉海和四頂黑山)。石炭紀(jì)，古天山洋向南北發(fā)生雙向俯沖，北側(cè)島弧區(qū)形成與中酸性鈣堿性埃達(dá)克巖有關(guān)的斑巖型銅礦床(土屋、延?xùn)|、靈龍、赤湖和福興)，弧間盆地形成VMS型礦床(小熱泉子)，南側(cè)古天山洋俯沖至中天山地塊之下，在其北緣形成阿齊山-雅滿蘇弧形成海相火山巖型鐵礦床(雅滿蘇)(圖12)。

圖12 東天山斑巖銅礦帶構(gòu)造演化圖(據(jù)Xiao et al., 2004; Chen et al., 2017; Wang et al., 2019修改)

4.4 斑巖銅礦的疊加改造

疊加成礦作用是指在一些成礦區(qū)(帶)中，晚期生成的成礦系統(tǒng)疊加在早期成礦系統(tǒng)之上，即時(shí)間有早晚，空間上有重疊(翟裕生等，2009)。在中國西南三江地區(qū)發(fā)育大量復(fù)合疊加成礦系統(tǒng)，如：昌寧-孟連縫合帶晚石炭世VMS與始新世斑巖-矽卡巖復(fù)合成礦、義墩島弧晚三疊世斑巖型Cu-Au與晚白堊世斑巖-矽卡巖型Cu-Mo復(fù)合成礦(Deng and Wang, 2016；鄧軍等，2018)。礦床的改造是指早期分散于地層或巖石中的元素以及有用礦物組分(礦化層或礦體)受到后期地質(zhì)作用的影響，礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造發(fā)生變化，礦物成分和化學(xué)成分發(fā)生改變，成礦物質(zhì)發(fā)生活化、遷移和再富集，進(jìn)而導(dǎo)致礦床規(guī)模和礦床類型的變化(翟裕生等，2000)。例如，安徽銅陵礦集區(qū)冬瓜山為海西期同生沉積塊狀硫化物，被燕山期巖漿成礦作用疊加而形成，通過巖漿的疊加改造，礦區(qū)金品位從0.15g/t富集為16.47g/t(曾普勝等，2005)。

東天山斑巖型銅礦床顯示了疊加改造特征。前人對(duì)延?xùn)|銅礦床進(jìn)行了精細(xì)研究，將延?xùn)|銅礦床成礦期次劃分為斑巖成礦期、疊加改造期和表生期，斑巖成礦期的礦化與斜長花崗斑巖相關(guān)，疊加改造期與石英鈉長斑巖有關(guān)，疊加改造期蝕變會(huì)對(duì)斑巖成礦期蝕變產(chǎn)生疊加和破壞作用，使得斑巖蝕變分帶特征變得不明顯(王云峰等，2016；Wangetal., 2019)。三岔口-玉海礦區(qū)斑巖銅礦成礦年齡為370～355Ma，而礦區(qū)出露的石英閃長巖和花崗閃長巖成巖年齡為445～430Ma，當(dāng)志留紀(jì)石英閃長巖為賦礦圍巖時(shí)，記錄了一套典型斑巖蝕變分帶特征(黑云母-磁鐵礦化，絹英巖化和青磐巖化)。此外，賦礦圍巖石英閃長巖受到強(qiáng)烈韌性剪切作用，角閃石、黑云母和石英呈定向排列，伴隨著強(qiáng)糜棱巖化，地層圍巖千枚巖化和片麻巖化(秦克章等，2009)，大量石英-硫化物-沸石脈包裹石英閃長巖，同時(shí)可見黃銅礦-黃鐵礦-磁鐵礦脈貫入變形定向排列的石英閃長巖中(秦克章等，2009)，表明三岔口銅礦還經(jīng)歷了后期疊加改造作用，形成了高品位銅礦石，其疊加改造機(jī)制有待進(jìn)一步揭示。

4.5 斑巖銅礦的隆升剝蝕與保存

斑巖型銅礦床具有品位低、規(guī)模大和埋藏淺的特點(diǎn)，一般形成于地殼中1.5～4km的淺成環(huán)境(Sillitoe, 2010)。地質(zhì)體的隆升與剝露是影響礦床保存與變化的關(guān)鍵(翟裕生等，2000；袁萬明，2016；陳華勇等，2022)。郭召杰等(2002)研究表明，東天山隆起帶基底隆升主要在中生代之前，白堊紀(jì)之后該區(qū)沒有發(fā)生過快的隆升，現(xiàn)今構(gòu)造面貌基本繼承了中生代的特征。土屋銅礦的保存先后經(jīng)歷了早石炭世的快速冷卻，可能與巖漿熱傳遞有關(guān)，晚石炭世至晚三疊世的厚埋藏和再加熱，主要與沉積后的埋藏有關(guān)，晚三疊至古新世以及古新世至今的緩慢冷卻，主要受抬升和剝蝕作用控制(Yinetal., 2019)。延?xùn)|礦床自早石炭世形成后，先后經(jīng)歷了晚二疊世-三疊紀(jì)的迅速冷卻剝蝕，可能與塔里木板塊的羌塘碰撞或北移有關(guān)，早-中侏羅世的埋藏沉積，中侏羅世-早白堊世的的快速冷卻剝蝕，早-中侏羅世的厚層沉積埋藏、中新生代以來的緩慢抬升剝蝕及干旱的氣候是延?xùn)|礦床保存的關(guān)鍵控制因素(Gongetal., 2021)。三岔口-玉海礦區(qū)存在大面積巨厚的志留紀(jì)石英閃長巖蓋層，推測成礦后隆升少、剝蝕較弱；但是目前尚無針對(duì)三岔口-玉海礦區(qū)隆升剝蝕和成礦深度的研究，在將來應(yīng)加強(qiáng)對(duì)該區(qū)裂變徑跡和U-Th-He低溫?zé)崮甏鷮W(xué)工作，用于定量計(jì)算其冷卻隆升速率和幅度、剝蝕速率和剝蝕量，探討礦床保存深度和剝蝕量之間的關(guān)系，進(jìn)而恢復(fù)礦床的隆升和剝露歷史，為大南湖-頭蘇泉島弧帶尋找斑巖銅礦床和區(qū)域成礦潛力評(píng)價(jià)提供有力依據(jù)。

4.6 控礦要素與成礦潛力分析

富含金屬的巖漿是形成斑巖銅礦床的必備條件，金屬可以通過多種途徑進(jìn)入巖漿，包括地幔熔融、從俯沖板片和地殼熔融中遷移，弧巖漿作用中俯沖板片脫水和熔融，板片中含有金屬、硫氧化物、水和氯等成分，以流體或硅酸鹽熔體形式運(yùn)移，而俯沖作用可以為弧巖漿提供額外的金屬(Hedenquist and Lowenstern, 1994)。顯生宙俯沖帶上方的火山弧多為斑巖成礦遠(yuǎn)景區(qū)，巖漿上升到地殼并開始結(jié)晶，其揮發(fā)分將達(dá)到飽和，并釋放出一種含水、鹽、富硫、中等氧逸度的流體，金屬會(huì)強(qiáng)烈的分配其中，大型斑巖礦床必須需要大量的巖漿和流體來供應(yīng)及運(yùn)移金屬(Richards, 2021)。

巖石地球化學(xué)數(shù)據(jù)顯示，與東天山斑巖銅礦有關(guān)的的成礦巖體為中酸性過鋁質(zhì)鈣堿性花崗巖，均形成與俯沖島弧環(huán)境，含礦巖體可能是來源于俯沖板片的部分熔融。含礦巖體在斑巖銅礦形成中起決定性作用，圍巖如果受到巖漿侵入發(fā)生隱爆或構(gòu)造作用導(dǎo)致其裂隙廣泛發(fā)育，這些裂隙往往成為深部巖漿熱液運(yùn)移金屬的通道和沉淀成礦的場所。斑巖銅礦的成礦深度對(duì)于礦體在斑巖體和圍巖中分配比例有著密切的關(guān)系，成礦深度越淺，礦化體主要賦存在斑巖體中，成礦深度越大，則主要分配在圍巖中。多寶山銅礦成礦深度大概4～6km，礦化體90%產(chǎn)于圍巖中，新疆土屋-延?xùn)|銅礦成礦深度與多寶山相似，礦化體在斑巖體和圍巖中的比例也比較接近(芮宗瑤等，2002)。三岔口-玉海、四頂黑山銅礦成礦深度相對(duì)于土屋-延?xùn)|銅礦可能更深，且可能由于隆升剝蝕較弱使得該礦帶存在巨厚的志留紀(jì)石英閃長巖蓋層。

綜上，大南湖-頭蘇泉島弧帶內(nèi)石炭紀(jì)鈣堿性巖漿巖(斜長花崗斑巖、閃長玢巖)分布區(qū)為有利的找礦靶區(qū)。志留紀(jì)低鉀拉斑巖漿巖(石英閃長巖、石英閃長玢巖)受構(gòu)造作用(主斷裂、次級(jí)斷裂)改造后，是尋找高品位斑巖銅礦的有利遠(yuǎn)景區(qū)。

5 結(jié)論

(1)東天山古生代斑巖銅礦床沿大南湖-頭蘇泉島弧帶近東西向展布，成礦作用可分為三期：志留紀(jì)斑巖銅成礦期(玉帶)；泥盆紀(jì)-早石炭世斑巖銅成礦期(四頂黑山、三岔口和玉海)；中-晚石炭世斑巖銅成礦期(土屋、延?xùn)|、靈龍、赤湖和福興)。

(2)圍巖蝕變主要有黑云母-磁鐵礦化、絹英巖化和青磐巖化，鉀化相對(duì)較弱。成礦流體為中高溫、中高鹽度的H2O-NaCl±CO2體系，以巖漿熱液來源占主導(dǎo)，后期有大氣降水混入。三岔口等礦床顯示強(qiáng)烈的后期熱液疊加改造成礦特征。

(3)區(qū)內(nèi)古生代斑巖銅礦含礦巖體主要為中酸性過鋁質(zhì)鈣堿性花崗巖，成巖時(shí)代集中在455～420Ma和365～310Ma兩個(gè)峰期；其富集大離子親石元素，虧損高場強(qiáng)元素，具有典型的島弧巖漿巖特征；同時(shí)具有高Sr/Y比值，顯示為埃達(dá)克質(zhì)巖石特征，是俯沖洋殼部分熔融的產(chǎn)物。

(4)該成礦帶的形成整體受控于中亞造山帶，在多方向、多期次的弧-盆轉(zhuǎn)換的背景下，經(jīng)歷了多次巖漿-熱液活動(dòng)；研究區(qū)中生代之后總體隆升剝蝕緩慢應(yīng)是古生代斑巖銅礦得以保存的關(guān)鍵控制因素。

(5)東天山大南湖-頭蘇泉島弧帶內(nèi)石炭紀(jì)鈣堿性巖漿巖(斜長花崗斑巖、閃長玢巖)分布區(qū)為斑巖銅礦有利找礦靶區(qū)；同時(shí)受構(gòu)造作用強(qiáng)烈(主斷裂、次級(jí)斷裂交匯)的志留紀(jì)低鉀拉斑巖漿巖(石英閃長巖、石英閃長玢巖)分布區(qū)，也是尋找斑巖銅礦的有利遠(yuǎn)景區(qū)。

致謝野外工作得到了新疆維吾爾自治區(qū)有色地質(zhì)勘查局七〇四隊(duì)、哈密焱鑫銅業(yè)有限公司和哈密佰欣礦業(yè)有限公司的大力支持和幫助；室內(nèi)研究得到了北京礦產(chǎn)地質(zhì)研究院有限責(zé)任公司王玉往教授、長安大學(xué)吳昌志教授、中國科學(xué)院新疆生態(tài)與地理研究所吳艷爽和阿卜力米提·艾白博士、中國地質(zhì)大學(xué)(北京)于立棟和王鑫博士的幫助；兩位匿名審稿人提出的寶貴修改建議，在文章完善和發(fā)表過程中發(fā)揮了重要作用；在此一并表示衷心感謝。