一、引言
新疆土屋-延东斑岩铜矿被认为是新疆找矿工作的重要突破，先后已有大量工作投入，公开发表的研究成果亦较多。然而，对于成矿时代及其与构造活动的关系，尚有诸多争议，特别是关于成矿时代问题，认识分歧较大。芮宗瑶等（2002）获得含矿斑岩（斜长花岗斑岩）Rb-Sr等时线和单颗粒锆石U-Pb同位素年龄为369～356Ma，属于泥盆纪末期产物；含矿火山岩Sm-Nd等时线和单颗粒锆石U-Pb法同位素年龄变化于416～360Ma，属于泥盆纪；矿石中辉铜矿的Re-Os等时线年龄为（322.7±2.3）Ma，属于早石炭世产物。赤湖斜长花岗斑岩单颗粒锆石U-Pb法年龄为（292.1±3.5）Ma和283.5Ma（任秉琛等，2002），新疆地质一大队（1995）测得企鹅山群中花岗闪长岩 Rb-Sr 法年龄为（287±42）Ma、浅色石英闪长岩U-Pb法年龄为308.5Ma（芮宗瑶等，2002）。秦克章等（2002）获得土屋-延东斑岩铜矿蚀变矿化斜长花岗斑岩单颗粒锆石U-Pb年龄为（356±8）Ma，蚀变岩绢云母K-Ar年龄为（341.21±4）Ma，含矿石英39Ar/40Ar年龄为（347.3±2.1）Ma，其成岩成矿时代均为早石炭世。土屋铜矿区东部（TC42槽）斜长花岗斑岩中测得的单颗粒锆石U-Pb同位素谐和曲线年龄为（301±13）Ma，岩体侵位时代为晚石炭世（李文明等，2002）。陈毓川等（2003）认为现有年龄数据变化较大，是反映测试问题还是构造演化本身的复杂性还有待深入探讨，但火山岩中包含有多时代的锆石信息，给确定成岩时代带来了困难；存在3组相对比较集中的年龄：434～426Ma，334.6～320Ma和260Ma，其中早、晚两组年龄可能反映两次岩浆活动事件，而中间一组年龄很可能代表火山岩形成年代。
总之，对于成矿地层和成矿时代看法不一，并且均属于海西期，没有印支期乃至燕山期成矿作用的证据。本书工作将主要依据锆石和磷灰石裂变径迹分析，探讨区内成矿时代、成矿期次和构造活动，获得区内具有多起成矿作用以及印支期和燕山期依然可能成矿的新认识。
二、地质特征
东天山地区在大地构造位置上处于古亚洲洋南缘，是西伯利亚板块和塔里木板块的聚合地区.在长期的演化过程中经历了极其复杂的裂解和拼合，具有多种多样的构造环境。研究区新疆土屋-延东大型-特大型斑岩铜矿区，位于康古尔塔格深大断裂以北、大草滩断裂以南，地理坐标为东经92°15′～93°05′；北纬42°00′～42°15′，属于东天山晚古生代大南湖增生拼贴岛弧带。区内以断裂构造为主，区域性大断裂大草滩断裂带和康古尔塔格断裂带穿过本区，总体走向近EW向，在东段略向北偏，呈NEE向。大草滩断裂以北为下泥盆统大南湖组火山岩和中泥盆统头苏泉组沉积岩；康古尔断裂以南则出露石炭系干墩组沉积岩；两条大断裂之间主要为泥盆（石炭）系企鹅山群，岩性为玄武岩、安山岩、安山质角砾熔岩、火山角砾岩、岩屑砂岩、复成分砾岩和沉凝灰岩等，并且泥盆系地层直接被侏罗系含炭岩系覆盖（图1-4-26）。自下而上可划分为3个岩性段：①基性熔岩夹中性熔岩段：由早期爆发相火山角砾岩、凝灰岩始向上变为巨厚的基性熔岩夹中性熔岩。②火山碎屑-沉积岩段：厚度约500m左右，由火山碎屑和陆源碎屑形成基性凝灰岩、凝灰砂岩、沉凝灰岩、含砾凝灰砂岩、火山质砾岩等，岩相变化较大。③基性熔岩与中性熔岩互层夹火山碎屑岩岩性段：厚度巨大，由数个喷溢期（熔岩）和喷发间歇期（火山碎屑岩）组成（任秉琛等，2002）。地层产状南倾，倾角43°～63°。区域上广泛分布有晚古生代侵入岩。另一特点是在康古尔塔格深大断裂及其附近，片理化特别发育，其产状与地层基本一致。
矿体产于火山碎屑-沉积岩段，矿化围岩还有闪长纷岩、斜长花岗斑岩及火山-沉积岩。斑岩岩石类型为斜长花岗斑岩和闪长玢岩。这些岩体的产出空间主要集中在火山-沉积岩性段中，岩体呈细脉状、岩株状、岩瘤状产出，斜长花岗斑岩大部分地段被砂砾岩所掩盖，可见斜长花岗斑岩具有穿切闪长玢岩。在容矿岩中，斑状-似斑状结构的钠质酸性中酸性次火山岩（钠长石英斑岩、石英斑岩）约占20%，且矿体Cu品位相对较高；粒状交织结构为主的钠质中酸性-中基性火山岩、次火山岩（安山玢岩）约占50%；富铝基性火山岩（高铝玄武岩）约占20%，赋存其中的矿体的铜品位相对较低；以凝灰结构、碎屑结构为主的钠质中酸性-中基性火山碎屑岩约占10%（陈文明等，2002）。容矿岩以富钠富铝贫钾为特征，明显钠长石化、硅化、绿泥石化、绿帘石化及碳酸盐化。蚀变带内有两个矿体：I号矿体地表控制长1400m，最大宽度135.7m。深部厚度和延深很大。铜品位0.20%～1.92%，平均0.59%，伴有银金。Ⅱ号矿体地表控制长1300m，最大宽度84.15m。铜平均品位0.30%。矿体呈厚板状，向南倾斜，倾角65°～81°。土屋铜矿以西10km处的延东铜矿，特征与土屋相同，地表铜含量平均为0.32%，ZK001孔累计矿体现厚约557m，铜平均品位0.5%，伴有铝、金、银。矿体与围岩并无自然边界，呈渐变关系，表内外矿化连续演变。
图1-4-26 东天山土屋-延东斑岩铜矿区域地质略图
（转引自张连昌等，2004）
三、样品与实验结果
穿越土屋-延东大型-特大型斑岩铜矿区及其南北两侧的康古尔塔格断裂带和大草滩断裂带，进行区域剖面磷灰石和锆石裂变径迹采样分析，研究剖面位于东经92°36′30″～92°40′20″、北纬42°03′21″～42°09′40″范围内，并且基本垂直区域构造线。
将采集的岩石样品粉碎，粉碎后的粒径应与岩石中矿物粒度相适应，通常为60目左右，经传统方法粗选后，利用电磁选、重液选等手段，进行单矿物提纯。锆石与磷灰石的实验方法不同。对于锆石，采用聚全氟乙丙烯热压法制样，将若干锆石颗粒放在载玻片上，加热烘烤4～5min后，用厚约0.5mm的聚全氟乙丙烯塑料片盖于其上，并以另一载片压盖，使锆石颗粒嵌入塑料片中。待冷却后将聚全氟乙丙烯塑料片从载玻片上揭下，即可研磨抛光。利用KOH+NaOH溶液在210℃下蚀刻约25 h揭示自发径迹，达到专业光学显微镜可观测的程度。采用N2国际标准铀玻璃法（Bellemans et al.，1994）标定辐造中子注量。对于磷灰石，则是将磷灰石颗粒置于玻璃片上，用环氧树脂滴固，然后进行研磨和抛光，使得矿物内表面露出。在25℃下用7% HNO3蚀刻30s揭示自发径迹，将低铀白云母外探测器与矿物一并入反应堆辐照，之后在25℃下40% HF蚀刻20s揭示诱发径迹，中子注量利用CN5铀玻璃标定。利用从澳洲进口的AUTOSCAN自动测量装置，选择平行c轴的柱面测出自发径迹和诱发径迹密度，水平封闭径迹长度（Gleadow et al.，1986），依据Green（1986）建议的程序测定。根据IUGS推荐的ξ常数法和标准裂变径迹年龄方程（Hurford and Green，1982）计算年龄值。矿物的裂变径迹是用高精度光学显微镜，在高倍镜下测量，裂变径迹的正确识别至关重要。
已经获得锆石裂变径迹分析结果9件（表1-4-7）和磷灰石裂变径迹分析结果7件（表1-4-8）。除红化花岗斑岩样品（K78-3）外，其他样品的x2检验值P（x2）均远大于5%，表明属于同组年龄。样品岩性包括砾岩、片岩、火山岩和花岗斑岩，除1个磷灰石样（K80）采自大草滩断裂带北部外，其他均采自大草滩断裂带与康古尔塔格断裂带之间的大南湖增生拼贴岛弧带。锆石裂变径迹年龄为158～289Ma，其中7个样集中在200～289Ma，样品锆石年龄亦小于其地层时代，反映它们是受后期热事件影响的结果。断裂带内强片理化片岩也为222Ma，强劈理化火山岩为220Ma，土屋矿区成矿花岗斑岩脉年龄最高（276±26）Ma，凝灰岩（289±29）Ma。两个年龄较小的样品，均系强蚀变样，其中K78-3采自探槽内的红化花岗斑岩，红化作用是金属矿物氧化的结果，同时具有较强的硅化，应属矿化蚀变。因此，锆石年龄反映了两期热事件，即200～289Ma和158～165Ma左右。
表1-4-7 锆石裂变径迹分析结果
表1-4-8 磷灰石裂变径迹分析结果
磷灰石裂变径迹年龄在64～140Ma之间，其中断裂带内强片理化片岩为（97±9）Ma，蚀变安山岩和英安岩分别为（104±10）Ma和（135±14）Ma，2个成矿花岗斑岩分别为（140±13）Ma和（109±10）Ma。矿区北侧的砾岩为（132±14）Ma；位于大草滩断裂带北部的样品安山玢岩K80，磷灰石裂变径迹年龄最小，仅为（64±6）Ma。
四、成矿期次
图1-4-27不仅反映锆石裂变径迹年龄与高程之间的关系，而且显示各个样品的年龄分布状况。由图1-4-27可见，锆石年龄呈现3个年龄组，即①289～276Ma，②232～200Ma和③165～158Ma。第①和③年龄组的高程较小，并且变化不大；第②年龄组的高程变化大。与图1-4-27类似，磷灰石裂变径迹年龄与高程关系图（图1-4-28）同样显示3个年龄组：140～132Ma，109～97Ma和64Ma，并且依然是第2年龄组具有较大的高程变化。这一方面说明锆石和磷灰石年龄所体现第2年龄组，在区内比较重要和活跃；另一方面说明锆石和磷灰石年龄分别反映的3个年龄组，实际上具有对应关系，即从锆石封闭温度250℃降至磷灰石封闭温度100℃时的年龄对应关系（表1-4-9）。
表1-4-9 锆石和磷灰石裂径迹分析所反映的3个期次
图1-4-27 锆石裂变径迹年龄与样品高程关系图
图1-4-28 磷灰石裂变径迹年龄与样品高程关系图
矿化闪长玢岩Fe2O3/（FeO+Fe2O3）=0.52～0.53，斜长花岗斑岩Fe2O3/（Fe2O3+FeO）=0.80～0.87，说明岩体的形成和矿化发生于地表浅部。矿区成矿温度为120～350℃（王福同等，2001）。锆石裂变径迹的封闭温度为250℃，退火带温度一般在200～350℃之间，所以，锆石裂变径迹年龄可以代表成矿时代。因此，我们认为土屋铜矿区289～276Ma、232～200Ma和165～158Ma左右的3期热事件，很可能属于成矿热事件。锆石与磷灰石3个年龄组相互对应，二者纵向持续时间（即从250℃到100℃）从第1期、第2期到第3期，分别约为146Ma、108Ma和100Ma，具有从早到晚持续时间变小的趋势。与阿尔泰地区相比，土屋铜矿区纵向持续时间较长。样品主要为矿区矿石和矿化蚀变岩，邻区样品年龄与矿区一致，所以，它们应是成矿活动和区内构造作用的体现，这种特征与阿尔泰地区相符。
土屋铜矿区最新研究成果依据锆石SHRIMP年龄、辉钼矿Re-Os等时线年龄、蚀变绢云母K-Ar年龄和石英Ar-Ar年龄认为，斜长花岗斑岩的成岩时代为361～333Ma，斑岩铜矿的成矿年龄在347～323Ma之间，其主成矿年龄为347～343Ma（张连昌等，2004），主要属于早石炭世。然而，据新疆地调院的资料，保存完好的赋矿地层内发现有多种晚石炭世动植物化石，例如：Angaropteridium Cordi⁃ptoroides（Schmaln）Zalessky（小羊齿型准安加拉羊齿），Fusulina sp.（纺锤），Triticites sp.（麦粒）等，证实土屋铜成矿时代不应早于晚石炭世。因此，上述成矿年龄与化石时代有矛盾。之所以如此，原因之一可能是由于SHRIMP年龄和Ar-Ar年龄的封闭温度远比成矿温度高之故。矿区成矿温度是120～350℃，锆石裂变径迹年龄封闭温度是250℃，第1期年龄组为289～276Ma，符合赋矿地层化石时代。
当然，上述锆石裂变径迹年龄，有可能是后期构造作用使其退火改造后的结果，从而并不代表成矿作用。若果真如此，至少同一矿区应该具有相同或相近年龄，但事实不尽然。矿区3个成矿斜长花岗斑岩锆石裂变径迹年龄为（276±26）Ma，（232±19）Ma，（165±15）Ma，英安岩为（289±29）Ma，安山岩为200Ma。可见，同一矿区，具有不同的年龄，特别是矿化斜长花岗斑岩的年龄明显不同，应属于不同成矿期。锆石年龄较小的第3期样品，分别为斜长花岗斑岩矿化脉和矿化蚀变英安岩，均系强蚀变矿石样，是成矿活动的结果，所以，直接代表成矿时代。例如年龄为165Ma的样品K78-3，采自探槽内的红色矿化花岗斑岩，具金属矿化、面状硅化和线状硅化，同时可见被后期矿化脉穿切，而后期矿化脉亦呈红色，但具线状碳酸盐化，无硅化。显然，K78-3属于成矿样品。
本区上述3期成矿作用，与阿尔泰地区的成矿作用时代相符。由于它们均处于相同的大区域构造背景下，所以，具有相同的成矿期次和成矿时代。另外，获得赤湖斜长花岗斑岩锆石U-Pb法年龄为（292.1±3.5）Ma和283.5Ma，企鹅山石英闪长岩单颗粒锆石UPb法年龄为308.52Ma（任秉琛等，2002）；在康古尔塔格韧性剪切带内发现金成矿时代为244～288Ma（秦克章等，2002），亦说明在早二叠世存在成矿作用的可能性。同时，区域上印支期和燕山期岩浆岩体的存在，说明存在与岩浆活动相应的成矿作用亦在情理之中。
前已述及，锆石与磷灰石年龄所反映的期次（年龄组）相互对应，而磷灰石裂变径迹的封闭温度为100℃，矿区成矿温度为120～350℃（王福同等，2001），所以，磷灰石裂变径迹年龄可能代表成矿后的热活动。已取得两个矿化斜长花岗斑岩（样品K71-2和K77）的磷灰石裂变径迹年龄分别为140Ma和109Ma，这两个样的锆石裂变径迹年龄分别是276Ma和232Ma，锆石与磷灰石年龄之差（即两个样纵向持续时间）分别为136Ma和123Ma。
土屋矿区具有多期成矿作用，而且持续时间较长，也可在矿床特征上获得支持。首先，土屋铜矿多期蚀变，并至少具有两期斑岩矿化蚀变（杨兴科等，2002），这与成矿斑岩体年龄不同、且具有不同期次特性相符；再者，矿体赋存于火山-沉积岩段、次火山相闪长玢岩和斜长花岗斑岩中，说明海底热泉活动、次火山热液和斜长花岗斑岩的矿化作用，均提供了成矿物质；另外，秦克章等（2002）指出很可能为深部晚期叠加矿化，即本区存在二次矿化值得注意，联系北部已发现喀拉塔格铜金矿成矿特征及控矿因素的某些相似性，它们极有可能组成一个斑岩-次火山岩脉状-浅成低温成矿带。因此，多期岩浆活动和矿化叠加，不仅是巨量金属堆积的主导因素，而且是存在多期矿化以及矿化持续较长的原因所在。
五、构造活动期次
陈文等（2005）最新研究成果表明，前人根据卷入韧性剪切带的地层及相关的Rb-Sr和K-Ar同位素测年结果推测剪切变形的时代为石炭纪末-二叠纪初，但由于所采用年代学方法的局限性，所获得的数据范围大，缺乏精确性。利用最适合测定构造变形时代的40Ar/39Ar法定年技术，证实秋格明塔什-黄山韧性剪切带具有多期活动，早期挤压推覆剪切发生于300Ma之后，至280.2Ma终止；晚期右行走滑剪切变形作用助活动期在东段土屋-延东地区（糜棱岩）为247.1～242.8Ma。考虑到糜棱岩的40Ar/39Ar年龄封闭温度高于锆石裂变径迹年龄，所以，300～280.2Ma和247.1～242.8Ma的两期活动，与上述锆石裂变径迹法289～276Ma和232～200Ma的两期成矿作用，应该是一致的。当然，锆石年龄还记录了165～158Ma的另一期热事件。
因此，土屋地区的成矿期次与构造活动期次相一致，裂变径迹研究表明总计具有3期。依据区域地质演化特征（Xiao et al.，2003；Laurent-Charvet et al.，2003；Xu et al.，2003），第1期构造-成矿作用与东天山晚古生代板块俯冲-碰撞有关，之后受碰撞后陆内造山变形作用控制。
图1-4-29 磷灰石裂变径迹年龄与样品距断裂带距离间的关系图
若将样品南北相距离与磷灰石年龄和锆石年龄作图（图1-4-29，图1-4-30），则磷灰石年龄对距离图（图1-4-29）显示区内断裂带对样品具有控制作用。在锆石年龄对距离关系图（图1-4-30）上，随着距离的变化，年龄变化不大，这说明断裂带对锆石年龄的影响不大，原因可能是锆石年龄的封闭温度较高，一致受影响不明显。不过，铜矿区以南的样品年龄十分接近，3个样的年龄在200～222Ma之间，而矿区内的样品年龄变化较大，在158～289Ma之间（图1-4-30）。
图1-4-30 锆石裂变径迹年龄与样品距离的关系图
图1-4-31 土屋地区地质演化热历史
横坐标为时间/Ma，纵坐标为温度/℃。图中数字分别代表样号、实测长度和模拟长度、实测年龄和模拟年龄、K-S和GOF（Kolmogorov-Smirnov检验值）。K-S和GOF均大于0.5时，说明模拟结果较好。实线代表最佳地质热历史路径，虚线区代表较好的地质热历史范围，点线区代表可接受的地质热历史范围
基于裂变径迹相关参数和基本地质特征，进行地质热历史模拟，采用Ketcham（1999）退火模型和蒙特卡罗法。模拟温度从高于裂变径迹退火带的～130℃到现今地表温度。依据样品裂变径迹年龄特征，确定模拟开始时间。模拟结果见图1-4-31，各个样均获得了最佳的热历史路径（见图中粗线），虚线区代表反演模拟的较好拟合区，点线区代表可接受的热历史范围。每个图标出样品代号、实测径迹长度和模拟径迹长度，实测Pooled年龄和模拟Pooled年龄，以及K-S检验和GOF年龄拟合参数。当K-S值和GOF值均大于0.5时，一般认为模拟结果较好。
磷灰石裂变径迹反演模拟结果总体上呈缓慢冷却地质热历史（图1-4-31），大致可分为3各阶段：首先是较快的冷却；在150～140Ma左右冷却速率变缓甚至基本保持不变；到约20Ma开始快速冷却，直到地表温度。与矿化蚀变作用有关的样品K77（斜长花岗斑岩）和K79（英安岩）在20～0Ma的快速冷却特征不明显。150～140Ma恰好是构造成矿期的分界时间。
地质热历史特点与阿尔泰地区类似。锆石和磷灰石年龄值完全在阿尔泰锆石年龄范围之内。构造期次亦与阿尔泰基本一致。
综上特点，认为土屋地区经历了与阿尔泰地区极为相似的演化过程，具有十分相似的构造活动、成矿作用和地质热历史。这可能与他们同受西伯利亚板块和印支板块控制有关。
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（袁万明，保增宽，董金泉，高绍凯）