新疆土屋-延东斑岩铜矿区成矿时代与构造活动的裂变径迹分析 新疆阿尔泰造山带构造作用的锆石裂变径迹分析
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。
参考文献
陈文明，曲晓明.2002.论东天山土屋-延东（斑岩）铜矿的容矿岩，矿床地质，第21卷第4期，331～340
陈毓川，王登红，唐延龄，周汝洪，王金良，李华芹.2003.土屋-延东铜铜矿田与成矿有关问题的讨论.矿床地质，22（4）：334～344
李文明，任秉琛，杨兴科，李有柱，陈强.2002.东天山中酸性侵入岩浆作用及其地球动力学意义.西北地质，第35卷第4期，41～64
秦克章，方同辉，王书来，朱宝清，冯益民，于海峰，修群业.2002.东天山板块构造分区、演化与成矿地质背景研究.新疆地质，第20卷第4期，302～308
任秉琛，杨兴科，李文明，李有柱，邬介人.2002.东天山土屋特大型斑岩铜矿成矿地质特征与矿床对比.西北地质，第35卷 第3期：67～75
芮宗瑶，王龙生，王义天，刘玉琳.2002.东天山土屋和延东斑岩铜矿床时代讨论.矿床地质，21（1）：16～22
王福同，冯京，胡建卫，王磊，姜立丰，张征.2001.新疆土屋大型斑岩铜矿床特征及发现意义.中国地质，28（1）：36～39，25
张连昌，秦克章，英基丰，夏斌，舒建生.2004.东天山土屋-延东斑岩铜矿带埃达克岩及其与成矿作用的关系.岩石学报，20（2）：259～268
Bellemans F.，De Corte F.，Van Den Haute P.1994.Composition of SRM and CN U-doped glasses：significance for their use as thermal neutron fluence monitors in fission track dating.Radiation Measurements，24（2）：153～160
Etcham R A，Donelick R A，Carlson W D.American Mineralogist.1999.Variability of apatite fission-track annealing kinetics：Ⅲ.Extrapolation to geological time scales.84：1235～1255
Gleadow AJW，Duddy IR，Green PF and Lovering J.F.1986.Confined fission track lengths in apatite：A diagnostic tool for thermal history analysis［J］.Contrib.Mineral.Petrol.，94：405～415
Green P.F.1986.On the thermo-tectonic evolution of northern England：evidence from fission track analysis，Geology，5：493～506
Hurford A.J.1982.and Green P.F.，A users′guide to fission-track dating calibration，Earth Planet.Sci.Lett.，59：343～354
Laurent-Charvet，S.，Charvet，J.，Monie，P.，Shu，L.2003.Late Paleozonic strike-slip shear zines in eastern central Asia（NW China）：New structural and geochronological data.Tectonics，22（2）：1009
Mock C，Arnaud N O，Cantagrel J M.1999.Earth Planet Sci Lett.171：107～122
Xiao，W.J.，Zhang，L.-C.，Qin，K.-Z.，Sun，S.，Li，J.-L.2003.Paleozoic accretionary and collisional tectonics of the Eastern Tianshan（China）：Implications for the continental growth of central Asia.American Journal of Science，304：370～395
Xu，X.-W.，Ma，T.-N.，Sun，L.-Q.，Cai，X.-P.2003.Characteristics and dynamic origin of the large-scale Jiaoluotage ductile compressional zone in the Eastern Tiashan Mountains，China.Journal of Structural Geology，25：1901～1915
（袁万明，保增宽，董金泉，高绍凯）
东天山土屋-赤湖斑岩铜矿带~
-、铜矿带地质
东天山土屋-赤湖斑岩铜矿带位于塔里木板块与准噶尔板块对接带北侧，即哈尔力克-大南湖晚古生代陆缘岛弧带，次级构造单元为企鹅山石炭纪增生岛弧（图2-107）。
图2-107 东天山区域构造分区略图
（一）地层
区域地层属两个地层区。以康古尔塔格深大断裂为界，北部为准噶尔地层区之哈尔里克地层小区；南部为北天山地层区之秋格明塔什—黄山地层小区。前者出露地层有泥盆系、石炭系、侏罗系；后者出露地层为石炭系。区内第四系分布较广泛。
泥盆系出露下统大南湖组，分布于成矿带西北，是一套海相-陆相中基性火山熔岩和中酸性火山碎屑岩建造。厚度大于2000m。
石炭系包括企鹅山群（C1-2Q）、梧桐窝子组（C1-2w）和上石炭统干墩组（C2g）和土屋组（C2t）。企鹅山群（C1-2Q）分布于成矿带中偏北部，属哈尔里克地层小区。介于大草滩深大断裂与康古尔塔深大断裂之间，地层南老北新，北部被侏罗系、第四系大面积覆盖。为一套海相中基性火山岩-碎屑岩建造，由两个组构成。第一组（C1-2Q1）岩性组合为（含砾）长石岩屑砂岩、砾岩、千糜岩、沉凝灰岩夹凝灰岩及玄武岩，厚度大于526.06m；第二组（C1-2Q2）主要由一套中—基性火山岩组成，岩性组合为玄武岩、安山岩夹火山角砾岩、长石岩屑砂岩、凝灰岩、沉凝灰岩、复成分砾岩，火山熔岩以连续喷溢形式出现，占总厚度的80%以上，是企鹅山群熔岩最集中的地段，土屋、延东等斑岩型铜（钼）矿即产于侵入于该组次火山岩地层的浅成-超浅成侵入体中，与第一组呈断层接触，厚度1398.23m。
梧桐窝子岩组（C1-2w）分布于成矿带东南角，属秋格明塔什-黄山地层小区。该岩组为一构造混杂堆积带，由韧性基质（千糜岩、砂质千糜岩、片理化长石岩屑砂岩）和构造岩块（蛇绿岩、生物碎屑灰岩）组成。厚度大于1000m。
上石炭统干墩岩组（C2g）大面积分布于成矿带中南部，康古尔塔格深大断裂以南，属秋格明塔什-黄山地层小区。主要为一套半深海-浅海相复理石杂砂岩建造。在韧性剪切递进变质作用下，岩石普遍发生强烈韧性变形，片理及构造透镜体发育。区内出露第一、二岩性段，地层南老北新。第一岩性段（C1-2g1）岩性组合为砂质千糜岩、绢云千糜岩、片理化沉凝灰岩、玻屑凝灰岩、近岩体为角岩，厚度大于8000m。第二岩性段（C1-2g2）岩性组合为砂质千糜岩、片理化糜棱岩化长石岩屑砂岩，局部夹沉凝灰岩及生物碎屑灰岩，近岩体为角岩，厚度大于1000m。干墩岩组千糜岩类岩石恢复原岩为长石岩屑砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩等。
上石炭统土屋组（C2t）仅有小面积分布于土屋铜矿区东北角，属哈尔里克地层小区。为一套动荡水体条件下的残余海盆沉积环境的碎屑岩建造。岩性组合有（含砾）长石岩屑砂岩、沉凝灰岩和生物碎屑灰岩。厚度大于1000m。
中侏罗统西山窑组（J2x）大面积分布于大草滩深大断裂南侧，产状平缓，倾角10°～25°之间，与下伏石炭系地层呈角度不整合接触。岩性组合有粗砂岩、细砂岩、粉砂岩、复成分砾岩、石英砾岩、含铁质结核、铁（硅）化木，夹菱铁矿层及煤层。属内陆湖沼环境沉积的产物。可见厚度小于86m。
第四系（Q）主要分布于北部EW向大沟中，东南角及其他地段少量分布。
（二）构造
成矿带位于准噶尔板块与北天山洋盆的接合地带，即哈尔里尔岛弧带企鹅山石炭纪岛弧中。根据地层时代、沉积建造、褶皱与断裂等特征，区内可划分二个二级构造单元、三个三级构造单元和六个五级构造单元（图2-107、图2-108、表2-61）。
以康古尔塔格深大断裂为界，以北属哈尔里克岛弧带，次级构造单元有大南湖泥盆纪岛弧、企鹅山石炭纪岛弧；以南属秋格明塔什-黄山海沟系，次级构造单元包括梧桐窝子石炭纪蛇绿岩构造混杂堆积带、干墩石炭纪残洋盆地和土屋石炭纪残余海盆。此外，尚有大面积侏罗系含煤沉积建造（南湖凹陷）分布。
上述六个五级构造单元的分布空间、形式不同，其内部构造发育情况亦有差异。褶皱构造主要分布于企鹅山石炭纪岛弧和干墩石炭纪残洋盆地中。断裂构造广泛分布，主要构造线呈近EW向（NEE向），与区域构造线方向基本一致。
企鹅山群总体呈现一倒转的大型复式褶皱。区内出露为褶皱的东部，位于大草滩深大断裂与康古尔塔格深大断裂之间，由企鹅山群第一、二组组成，总体枢纽方向近EW，其核部及两侧浅成侵入体较发育。该褶皱由于遭受断块抬升和后期韧性剪切的改造与破坏，其完整形态已难恢复，仅局部地段残存有次级背、向斜。石炭系梧桐窝子岩组和上石炭统干墩岩组内以形成紧密同斜褶皱、剪切褶皱为主，表现在弱变形域中残留一些褶皱的转折端。
区内断裂较发育，按其展布方向主要分三组：近EW向（NEE向）断裂、NW向断裂、NE向断裂。断裂性质分为韧性断裂、韧-脆性断裂、走滑断裂，部分断裂性质不明。其中近EW向断裂为区内主要构造线，严格控制区内地层、构造及矿产分布。
图2-108 土屋-延东斑岩铜矿所在的区域构造位置示意图
表2-61 区域构造划分一览表
康古尔塔格深大断裂 横贯图幅中部，为准噶尔微型板块和塔里木板块分界断裂。断裂走向近EW向展布。区内延伸长20km，断裂带宽100～300m，倾向S、倾角70°±，具韧-脆性复合性质。断裂带内糜棱岩化、绿帘石化、绿泥石化、硅化发育，构造角砾岩、糜棱岩、石英脉、花岗细晶岩脉等沿断裂带广泛分布。韧性变形标志有变质分异条带、拉伸线理、石香肠、剪切褶皱、揉皱、片理、劈理等。该断裂在航片上、航磁及重力异常图皆有明显显示。
大草滩大断裂 分布于测区北部，为秋格明塔什-黄山韧性剪切影响带的北部边界。走向NEE，在区内延伸长16km，断裂带宽30～100m，地表产状S倾，倾角50°～80°，深部向北倾斜。沿断裂带石英脉、辉绿岩脉、细晶岩脉、糜棱岩化岩石、构造角砾岩、劈理、构造透镜体等成带状广泛分布。断裂经历了由北向南的仰冲推覆、晚期走滑剪切以及后期脆性活动。
秋格明塔什-黄山韧性剪切带 位于康古尔格深大断裂以南，以北与大草滩深大断裂之间为其影响带。该剪切带是两大板块的对接缝合带，至少经历了四个不同变形期次。第一期变形发生在两大板块对接碰撞初期，属地壳较深部构造层次的压扁剪切变形机制；第二期变形形成于碰撞聚合中期，为逆冲推覆简单剪切机制；第三期变形发生在水平走滑阶段，为简单剪切变形机制；第四期变形形成于碰撞闭合末期，属地壳浅部构造层次中的塑—脆性变形机制。区内包括土屋、延东在内的大、中型铜、金等矿床均受韧性剪切影响带的控制。
（三）侵入岩
区内侵入岩不甚发育，主要分布于图幅的北部和东南部，出露面积约52km2，约占图幅面积的13%。岩石类型较齐全，从基性—酸性均有出露，以偏酸性侵入岩为主，它们均属正常系列。侵入体规模小，多为岩株、岩墙、岩脉，形成时代为晚泥盆世至晚二叠世（表2-62）。浅成侵入的次闪长玢岩和斜长花岗斑岩均有强弱不均的铜矿化，土屋铜矿和延东铜矿即产于此类浅成侵入体中。
表2-62 区域侵入岩划分简表
此外，区内脉岩较发育，类型较多，基性—酸性岩脉及石英脉均有出露。基性岩脉主要集中分布于大草滩深大断裂以北；中性岩脉次闪长玢岩及石英脉主要分布于康古尔塔格深大断裂以南，成群成带分布，这些脉带的形成均与剪切作用有关。另在两大断裂之间见少量中酸性岩脉，部分脉岩中可见到零星孔雀石化，与斑岩型铜矿化关系密切。
（四）火山岩
区内火山岩较发育，分布在泥盆系大南湖组、石炭系企鹅山群、梧桐窝子岩组、干墩岩组和土屋组。其中土屋组在该图幅中出露面积不足6km2，火山岩中仅有少量沉凝灰岩分布，以下不再叙述。按火山喷发时代、产出的构造环境以及与地层关系将其划分为大南湖旋回、企鹅山旋回、梧桐窝子旋回和干墩旋回，各旋回之间均以断层接触。
1.大南湖旋回
仅在图幅西北角出露该旋回大南湖组第二段，面积约10km2。火山岩为爆发相的火山角砾岩，喷溢相的安山岩、玄武安山岩及少量玄武岩、英安岩，构成5个喷发韵律，喷发指数72.21%，爆发指数22.3%，属以喷溢为主的间歇式火山活动。火山岩呈面状分布，火山碎屑岩不发育。
大南湖旋回火山岩岩石化学及地球化学特征见表2-63。里特曼指数0.81～2.26，属钙碱性岩系类型。岩石系列为钙碱—拉斑系列。火山岩天然组合为旧金山型。岩石组合为玄武岩—安山岩—英安岩。中性熔岩显示出低Al、Ti，贫K富Na特征。基性熔岩则具高Al、贫Ti、K特点。副矿物组合为榍石型，含石榴子石、孔雀石、角闪石、锆石等。锆石晶形为复四方双锥柱状，见各种形状无色气液包裹体。微量元素及稀土元素特征均反映其属岛弧环境。
表2-63 区域火山岩岩石化学、地球化学特征—览表（wB/%）
2.企鹅山旋回
该旋回火山岩分布在图幅中偏北部，面积约40km2。为一套中基性火山岩-碎屑岩建造。企鹅山群火山岩以第二组最为发育。
第二组由9个韵律构成，主要为喷溢-沉积相。喷溢相为安山岩、玄武岩，有少量爆发相的火山角砾集块岩；沉积相为复成分砾岩。在横向上，玄武岩、安山岩的分布和延伸较连续，两者厚度比例相当。
第一组由6个韵律构成，主要为喷发-沉积相。喷发沉积相为沉凝灰岩，沉积相为长石岩屑砂岩，砾岩和千糜岩；另有少量的爆发相凝灰岩及喷溢相的玄武岩，在横向上延伸性较差。
火山岩岩石化学特征见表2-63。里特曼指数1.42～3.06，属钙碱性岩系类型。岩石系列以钙碱系列为主，碱性和拉斑系列次之，具过渡特征。岩石组合为玄武岩-安山岩-英安岩。微量元素含量及稀土丰度特征均反映其构造位置为岛弧环境。
3.梧桐窝子旋回
分布在图幅的东南角，面积不足4km2。形成于早石炭世至晚石炭世早期。总体为一构造混杂堆积体，即由构造岩块和韧性基质组成。蛇绿岩套出露层位有第二层辉长岩，第四层枕状熔岩。外来岩块为生物碎屑灰岩。韧性基质为千糜岩、砂质千糜岩、片理化长石岩屑砂岩。蛇绿岩块与韧性基质多以韧性断裂接触，构造变形差异甚大，基质韧性变形强烈，普遍遭受剪切，岩块仅发生片理化。
该蛇绿岩套火山岩石化学特征见表2-63。从表中可知，枕状玄武岩具有低K2O、P2O5、TiO2，较高的CaO，与洋脊拉斑玄武岩特征相似。为SiO2不饱和岩石，标准矿物未见石英。里特曼指数1.95，碱度为钙碱性岩石类型。岩石系列以拉斑系列为主。微量元素配分型式为平缓型，稀土曲线为轻稀土亏损型，与洋中脊拉斑玄武岩分布形态一致。火山岩天然组合为黄石公园型。副矿物组合为锆石型，锆石呈浑圆复四方双锥柱状，棱角多被熔蚀，多见无色气液包裹体。
梧桐窝子岩组中的蛇绿岩套原始产出构造环境为洋中脊，具洋中脊扩张型蛇绿岩模式。
4.干墩旋回
该旋回在本图幅出露面积约200km2，其中火山岩约占1/3。岩石普遍受到剪切，片理化、糜棱岩化强烈，原始沉积构造形迹已严重破坏改造，为无序地层。
该旋回火山岩仅有沉凝灰岩和玻屑凝灰岩，呈团状、透镜状分布。火山碎屑岩里特曼指数0.68，属钙碱性岩系类型。
（五）变质作用
以康古尔塔格深大断裂为界，以北属准噶尔变质区，哈尔里克变质带；以南属北天山变质区，秋格明塔什-黄山变质带。区内变质作用的类型分为：区域变质作用、动力变质作用和热接触变质作用。
1.区域变质作用
主要表现为区域埋深变质。以大草滩深大断裂为界，以北属葡萄石—绿纤石相，变质原岩为泥盆系中基性火山岩+酸性火山碎屑岩，岩石变质程度低且不均匀，变形弱，无片理化现象，原始组构大多保持良好。变质矿物主要有葡萄石、绿泥石、绿纤石、绢云母、钠长石、方解石、石英。以南属低绿片岩相，变质原岩为石炭系长石岩屑砂岩+中基性火山岩+火山碎屑岩，变质矿物主要有黝帘石、黑云母、绿泥石、绢云母、钠长石。该变质作用与成矿关系不大。
2.动力变质作用
动力变质作用属后期叠加的区域低温动力变质作用，形成脆—韧性剪切变形。
主变形带呈近EW向展布，分布于康古尔深大断裂以南。表现为岩石片理发育，原始组构破坏较大，以糜棱岩—千糜棱岩组合为代表，变质矿物主要有绿泥石、绿帘石、石英、绢云母、长石、黝帘石、阳起石、黑云母及长石石英粒状集合体。
影响带分布于康古尔深大断裂以北、大草滩断裂以南，在脆—韧性断裂、韧性断裂发展后期，形成较多的构造角砾岩、碎粒岩、和糜棱岩化岩石等。脆—韧性剪切作用形成的变质热液引发的元素交代、活化，并在后期脆性变形形成的扩容空间迁移、富集和定位，是本区重要的成矿作用方式之一。
3.热接触变质作用
区内影响范围小，仅沿各类侵入岩体的边缘分布，属钠长绿帘角岩相，变质原岩为大南湖组第二段的火山岩及土屋组和干墩组的碎屑岩。变质矿物主要有黑云母、石英、阳起石、斜长石、绿泥石、钠长石。
二、典型矿床——土屋铜矿床
土屋铜矿床地处哈密市东南。位于康古尔大断裂北侧的哈萨克斯坦—准噶尔板块与塔里木板块对接带北侧，即哈尔里克-大南湖晚古生代陆缘岛弧带，次级构造单元为企鹅山石炭纪增生岛弧，处在康古尔-黄山韧性剪切带的北部边缘影响带中（图2-109）。矿带长2500m，宽100～300m，总体呈走向近EW向的带状分布，由三个矿体构成。
（一）矿床地质特征
土屋铜矿区主要出露地层为石炭系企鹅山群，包括三个非正式的组。第一组由内源碎屑岩、沉凝灰岩组成，局部夹少量生物灰岩、砂砾岩等。第二组岩性为灰绿—紫红色拉斑玄武岩、安山岩、玄武安山岩等，其间夹有英安岩、火山角砾岩、复成分砾岩和砂岩。第三组岩石组合为灰色—绿灰色砂岩、含砾砂岩、中酸性角砾岩、玄武岩等。铜矿床分布于第二、三组的分界处。
成矿斑岩体是由早期闪长玢岩体和晚期斜长花岗斑岩体组成的复合岩体，呈近EW向长条状分布于似箱状背斜核部。岩体已卷入韧性变形，局部糜棱岩化并矿化。岩体侵入时代为华力西晚期（早二叠世）。
图2-109 土屋-延东一带地质构造简图
含矿岩体产于似箱状背斜的核部，矿（化）带产于韧性剪切带边缘的弱变形域之中或旁侧。
矿体主要赋存于斑（玢）岩体内，少量分布于围岩中。矿体呈似透镜状雁列分布，平、剖面均呈“多”字形排列组合（图2-110）。矿体走向NEE，向S陡倾斜，向W侧状，侧伏角较小。
图2-110 土屋、土屋东铜矿床地质图
矿带中共圈出三个矿体，编号为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ。
Ⅰ号矿体呈平行状分布于Ⅱ号矿体以北、0线以东，并延出勘探区外；控制矿体长1300m，宽度8.00～87.00m，平均宽度38.94m；地表铜品位平均0.3%，钻孔平均品位0.35%，延深大于400m。
Ⅲ号矿体呈平行状位于Ⅱ号矿体西南侧，并与Ⅱ、Ⅰ号矿体总体构成轴向近EW的右行斜列式产出。分布于39～23线之间，控制矿体长380m，呈透镜状。总体走向92°，倾向182°，倾角73°。最大宽度54.05m，最小7.18m，平均22.84m。单样Cu品位主要集中在0.20%～0.70%之间，最高1.69%。单工程Cu品位最高0.58%，最低0.23%，平均0.37%。本次勘探对其深部进行了稀疏（2个钻孔）控制，钻孔中单样主要集中在0.15%～0.35%之间，大于0.5%的单样偶见。证实矿体主要由地表矿组成，深部仅在局部地段可圈出厚度不大的低品位矿体。
Ⅱ号矿体地表控制长990m，分布在TC25至TC14间，控制最大斜深755m。其上部为氧化矿，下部为原生矿。根据钻孔控制发现Ⅱ号矿体原生矿由6个子矿体组成，编号自上至下分别为Ⅱ-①、Ⅱ-②、Ⅱ-③、Ⅱ-④、Ⅱ-⑤和Ⅱ-⑥。其中Ⅱ-③为主矿体，规模最大；Ⅱ-①、Ⅱ-②规模小，呈脉状、似层状排列在主矿体上盘；Ⅱ-④号矿体规模稍大局部尚可圈连工业矿体。Ⅱ-⑤、Ⅱ-⑥规模甚小，均为盲矿体，呈脉状或透镜状赋存于主矿体下盘，主要分布在0线以西。
矿石类型为典型的细脉浸染状铜（钼）建造。矿石金属矿物比较简单，以黄铜矿、黄铁矿为主，偶见少量斑铜矿、铜蓝和辉铜矿。黄铁矿主要发育于矿体顶、底板，主矿体中基本无黄铁矿存在。脉石矿物以新生石英、绢云母为主，其次为绿泥石、长石和碳酸盐矿物。
矿石结构属中—细粒半自形—他形粒状结构。矿石构造：在主矿体中为与石英细脉共存的细脉浸染状、团块状构造，主要见于闪长玢岩体内；在斜长花岗斑岩体中，矿化则以浸染状为主。
矿体蚀变类型齐全，分带明显，矿体及顶板蚀变强度大于底板。自中心向两侧可划分出强硅化带、黑云母带、石英-绢云母带、绢云母（泥化、石膏化）-青磐岩化带。黑云母带基本分布在主矿体内部。
（二）成岩成矿地质年代学
土屋斑岩型铜矿的成岩成矿时代目前尚有分歧，根据1996年1∶5万区调联测（化石及地层对比）。该矿床的容矿岩所赋存的地层确定为下石炭统企鹅山群，显然容矿岩的成岩时代应为早石炭世或晚于早石炭世。
土屋蚀变钠长花岗斑岩K-Ar年龄为（310.95±4.57）Ma，含矿石英39Ar/40Ar年龄为（347.3±2.1）Ma（秦克章，2000），3组锆石的U-Pb表面年龄为358～367Ma，而闪长玢岩获得的2组锆石的U-Pb年龄为391～443Ma（芮宗瑶，2001）；土屋-延东辉钼矿Re-Os等时线年龄为（322.7±2.3）Ma，模式年龄为（318±2）Ma～（325±5）Ma（芮宗瑶，2001）；延东蚀变钠长花岗斑岩中绢云母K-Ar年龄为（341.21±4.9）Ma，而其单颗粒锆石的U-Pb年龄为（356±8）Ma（秦克章，2000）。而任秉琛对土屋斜长花岗斑岩进行锆石U-Pb法测定，获得其年龄值为（301±13）Ma。为此芮宗瑶等认为该矿床的容矿岩形成于泥盆纪。
而李文明等根据容矿岩的综合特征.认为这些同位素年龄较合理的解释是：（443±26）Ma（晚奥陶世）的锆石年龄应为容矿岩中碎屑锆石年龄。而（456±8）Ma、（361±8）Ma的锆石年龄可能是该容矿岩的前身——含铜的中酸性—基性火山岩或矿源层形成年龄。而（341.21±4.9）Ma的K-Ar法年龄与（322.7±2.3）Ma的辉钼矿Re-Os年龄为容矿岩最后形成年龄（蚀变及第一次矿化年龄）。
三、成矿条件和矿床地质模型
斑岩型铜矿床为东天山重要矿床类型。已知产地8处。主要有土屋、延东、土屋东、维权、灵龙和雅满苏等6个铜矿区。成矿条件包括：①产于造山带内，与汇聚阶段的大规模钙碱性花岗岩类有关；②赋矿岩石类型有：石英闪长玢岩、斜长花岗斑岩、花岗斑岩、花岗闪长斑岩、英安岩、二长斑岩、长英质爆破角砾岩等；③矿石建造以Cu-Mo型为主，也有Cu-S型、Cu-Au型等；④成矿斑岩体多是多期次、高侵位的小岩体。斑岩体与附近的深成岩基有直接联系，岩基的剥蚀程度相对较低；⑤围岩蚀变强烈而分带，以矿体为中心向两侧的矿化分带为：石英核（强硅化一绢云母化带）、黑云母化带、石英-绢云母带、泥化带、青磐岩化带，黑云母化与硅化蚀变强烈叠加时，铜元素富集强度增加；⑥区域地球化学场为Cu、Mo、Au、Ni、Co、Zn高背景场；⑦遥感特征：两种色调的交界面，呈透镜状的白色与灰色（或红斑杂色）交接处；⑧地表直接找矿标志：孔雀石化。
矿床地质模型：
矿床成矿过程与板块碰撞造山变形演化相伴随。
造山褶皱和深断裂导致深源钙碱性花岗质岩浆上侵，其前峰（顶部）就位于背斜核部，形成含矿闪长玢岩—斜长花岗斑岩体；
脉动式挤压造山继续进行，韧性断裂沟通深部同源残余含矿岩浆热液上涌，进入高渗透韧性变形带，发生流体循环和少量矿质沉淀；
造山抬升，韧性挤压带转化为脆一韧性剪切带，矿液被“抽吸”到剪切带张性空间，随着温压剧降，矿质沉淀，形成铜矿体。
成矿是在构造运动明显的环境下发生的，矿化明显受断裂构造控制（图2-111）。
图2-111 土屋斑岩铜矿成矿地质模型
获得的19个锆石裂变径迹年龄变化于155～243Ma之间，他们明显地分为2组，分别对应于两个构造活动期，即早期为155～189Ma，晚期为189～243Ma。这与磷灰石裂变径迹年龄反映的62～100Ma和100～160Ma两个构造期完全一致。早期和晚期构造活动期持续的时间分别为54～60Ma和34～38Ma，而这两期构造期之间的间隔时间，则从早到晚由83～89Ma变为89～93Ma。同时，锆石裂变径迹年龄与距特斯巴汗断裂和巴寨断裂的距离有关，反映这两条断裂带对区域构造演化的控制作用。
一、引言
阿尔泰造山带位于中亚壳体与北亚壳体的接合部位，它是加里东-海西阶段形成和发展的陆缘增生型造山带（何国琦等，1991；李锦轶等，1999；谭凯旋，2000）。阿尔泰山区断裂、褶皱和强烈的岩浆活动相当发育（图1-4-5）。区域构造以NW-SE向断裂带为主，自南而北分别是额尔齐斯（Ertix）断裂、特斯巴汗（Tesbahan）断裂、库尔提（Kulti）断裂、巴寨（Basei）断裂和红山咀断裂。这些断裂呈现向北西部撒开、向南东部收敛的特征，具多期次活动，同时发育多期变质、变形。阿尔泰山南缘为泥盆纪火山岩，中部为变质核岩浆岩带，北部边缘为逆冲推覆带。从海西期末至新生代，总体上处于隆升和向南推覆（Wang，1996；Dong，2000）。侵入岩约占全区面积的52%，主要产出于加里东期和海西期（芮行键等，1993）。岩浆岩带、变质带和成矿带的伸展方向均与区域构造线一致，故普遍认为是受构造控制（赵志纯等，2002）。阿尔泰造山带进入陆内造山以来，经历了多期复杂的构造作用。晚石炭纪之后，推覆断层发育，并形成一系列NW走向的逆断层。同时，发育了大陆沉积和伸展盆地。
作为一种热年代学方法，裂变径迹核分析技术近年来发展较快，得到了愈来愈广泛的应用，特别是对构造地质问题的解决，发挥了独特的作用。笔者曾报道通过磷灰石裂变径迹分析研究阿尔泰造山带构造演化的成果（袁万明等，2004），本书则是锆石裂变径迹分析及其构造作用研究，二者研究区域和研究样品相同，故可看作上节的续篇，是对区内构造作用研究的扩展和充实。
二、样品采集与实验方法
研究样品主要采自西部地区，采样剖面大致垂直断裂带走向（图1-4-5），样品岩性为花岗岩、花岗片麻岩和砂岩。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。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，并迅速以另一预热载片压盖，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25h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，辐造中子注量为1×1015中子·cm2。矿物的裂变径迹是用高精度光学显微镜，在100物镜和16倍目镜下测量，裂变径迹的正确识别至关重要。
图1-4-5 阿尔泰地区地质图
1—第四系；2—石炭系；3—泥盆系；4—奥陶系；5—寒武-奥陶系；6—元古界；7—碱性（长石）花岗岩；8—花岗岩；9—闪长岩；10—断层；11—样品位置及编号；12—地名。F1、F2、F3、F4和F5分别为额尔齐斯断裂、特斯巴汗断裂、库尔提断裂、巴寨断裂和红山咀断裂
三、实验结果与构造意义
锆石裂变径迹年龄范围为155～243Ma（表1-4-1），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。
（一）二个构造期
绝大多数样品年龄为155～189Ma，仅有两个样为219Ma和243Ma。在锆石裂变径迹年龄对样品高程关系图上（图1-4-6），年龄数据亦显示分为两组，即155～189Ma和219～243Ma，其中155～189Ma期间样品高程变化大，而早期样品高程基本不变。据图1-4-6样品高程变化特征分析，两个连续的构造期应是155～189Ma和189～243Ma。
表1-4-1 锆石裂变径迹分析结果
图1-4-6 锆石裂变径迹年龄与样品高程关系图
我们认为，这是区内两期构造作用的反映。石炭纪末期（～300Ma）新疆北部三大板块聚成一体，所形成的新疆北部大陆从二叠纪（～250Ma）开始隆起，故又形成非造山花岗岩，上述219～243Ma年龄属于造山后或非造山花岗岩年龄，例如布尔根碱性花岗岩Rb-Sr全岩等时线年龄为253Ma，将军山花岗岩中白云母40Ar/39Ar坪年龄220Ma，RbSr矿物-全岩内部等时线年龄 235Ma，锆石206Pb/238U 值视年龄 245Ma（张前锋等，1994）。另一组155～189Ma的构造活动期，与中生代早期构造岩浆活动有关，例如康布铁堡花岗岩中黑云母40Ar/39Ar坪年龄为（186±6）Ma（胡蔼琴等，1995）和阿勒泰市南阿韦滩二云母花岗岩小岩株172.79Ma的Rb-Sr全岩等时线年龄（李志纯，1996），被认为代表了阿尔泰山前最后一幕构造变质热事件的时间。区域上这一事件可能与西伯利亚地块（Siberia terrain）与中蒙地块（Mongolian and North Chinese terrain）碰撞导致蒙古-鄂霍次克海（Mongol-Okhotsk）洋的闭合有关（e.g.Xu et al.，1997；Zorin，1999；Dobretsov et al.，1996；Van der Beek et al.，1996）。
（二）构造活动时限
锆石裂变径迹年龄所反映的两个构造期155～189Ma和189～243Ma。依据笔者前曾发表的研究成果，同区同批样品的磷灰石裂变径迹年龄同样表明两个构造期，即62～100Ma和100～160Ma（袁万明等，2004）。与锆石裂变径迹特征类似，磷灰石裂变径迹年龄在62～100Ma期间，样品高程变化大，而100～160Ma则基本保持不变。锆石和磷灰石裂变径迹反映的两个构造期年龄之所以不同，是因为这两种矿物的封闭温度不同所致。锆石的裂变径迹封闭温度为250℃左右，而磷灰石裂变径迹的封闭温度为100℃，所以，上述裂变径迹年龄分别相当于～250℃和～100℃时的年龄值；锆石和磷灰石年龄所记录的两个构造期，实际上是相同构造热事件在进入不同温度时段的年龄。
两个构造期的持续时限：无论锆石年龄还是磷灰石年龄，反映的两个构造期持续时限基本一致。早期为243～189Ma（锆石年龄）和160～100Ma（磷灰石年龄），持续时间为54～60Ma；晚期为189～155Ma（锆石年龄）和100～62Ma（磷灰石年龄），持续时间为34～38Ma。
两个构造期间隔时限：即锆石和磷灰石裂变径迹所反映构造期的间隔时限。由于早期是243～189Ma（锆石年龄）和160～100Ma（磷灰石年龄），晚期为189～155Ma（锆石年龄）和100～62Ma（磷灰石年龄），所以，243-160=83Ma，189-100=89Ma，155-62=93Ma。因此，两期构造活动的间隔时限，应从早期的83～89Ma，变为晚期的89～93Ma。
（三）冷却速率与隆升速率
从构造早期至晚期：早期构造活动和晚期构造活动相隔时限分别83～89Ma和89～93Ma，平均为86Ma和91Ma。锆石和磷灰石裂变径迹封闭温度约分别为250℃和100℃，故二者温度差为150℃。因此，早期构造活动冷却速率为150℃/86Ma=1.74℃/Ma，若取平均地温度33℃/km，则相当于隆升速率52.8m/Ma。晚期构造活动冷却速率为150℃/91Ma=1.65℃/Ma，或49.9m/Ma。从构造晚期至现今：晚期构造活动的最小年龄为62Ma，磷灰石裂变径迹封闭温度为100℃，现今地表温度年平均约15℃，温度差为100-15=85℃。据此计算，冷却速率为85℃/62Ma=1.37℃/Ma或41.5m/Ma。因此，锆石和磷灰石裂变径迹所记录的时代以来，即从243Ma至今，平均冷却速率为（1.37～1.74）℃/Ma或41.5～52.8m/Ma，从早到晚有变小的趋势，但总体上变化不大。
若采取样品温差法计算，样品TS81锆石和磷灰石裂变径迹年龄分别为173Ma和80Ma，年龄差为93Ma，温度差为150℃，则在173～80Ma期间的冷却速率为1.61℃/Ma或48.9m/Ma。类似地，TS105年龄为219Ma和134Ma，则速率为1.77℃/Ma或53.5m/Ma；TS87年龄为184Ma和80Ma，速率为1.88℃/Ma或56.8m/Ma；TS97年龄为155Ma和63Ma，速率为1.63℃/Ma或49.4m/Ma。可见，在类似的时段内，该计算结果与上述方法基本一致。
（四）断裂带的控制作用
图1-4-7是锆石裂变径迹年龄与样品距离关系图，表明以巴寨断裂（F2）和特斯巴汗断裂（F6）为界，样点具有明显的正相关性，即在断裂带附近，样品年龄较小；向南逐渐远离断裂带，则样品年龄逐渐变大。本区磷灰石裂变径迹年龄与样品距离关系图亦有同样的趋势（袁万明等，2004）。
由此我们认为，巴寨断裂（F2）和特斯巴汗断裂（F6）对本区构造演化具有明显控制作用，尤其是Tesbahan断裂带的作用，以往重视不够。这样的变化趋势，可能与断裂带在陆内造山之后，断层面向南倾有关。在野外也曾见到多处断裂面向北倾的露头。
四、结论
新疆阿尔泰西段19个锆石裂变径迹样品年龄为155～243Ma，其中明显可分为155～189Ma和189～243Ma两组，并分别对应两个连续的构造活动期。早期与新疆北部大陆从二叠纪（～250Ma）开始隆起，形成非造山花岗岩有关；晚期与区内中生代早期构造岩浆和变质热事件活动有关。与之相对应，磷灰石裂变径迹年龄的两个构造期为62～100Ma和100～160Ma。
图1-4-7 锆石裂变径迹年龄、样品垂直区域断裂带距离、主要断裂带之间的关系
F1—额尔齐斯（Ertix）断裂，F2—特斯巴汗（Tesbahan）断裂，F3—库尔提（Kulti）断裂，F6——巴寨（Basei）断裂
早期和晚期构造期持续时限分别为54～60Ma和34～38Ma。两期构造活动的间隔时限，从早到晚由83～89Ma变为89～93Ma。
从243Ma至62Ma，平均冷却速率为1.744℃/Ma；从62Ma～0，平均冷却速率为1.371℃/Ma。
样品年龄与距特斯巴汗断裂（F2）和巴寨断裂（F4）的距离明显正相关，即在断裂带附近，样品年龄较小；向南逐渐远离断裂带，则样品年龄逐渐变大，这可能与断裂带在陆内造山之后，断层面向南倾有关。以往的磷灰石裂变径迹研究亦有同样的特征。
参考文献
董永观.2000.新疆阿尔泰金矿断裂构造控矿规律研究，火山地质与矿产，21（1）：41～46
王广瑞.1996.新疆北部及邻区地质构造单元与地质发展史.新疆地质，14（1）：12～27
袁万明，董金泉，保增宽.2004.新疆阿尔泰造山带构造活动的磷灰石裂变径迹证据.地学前缘，11（4），461～468
张前锋，胡霭琴，张国新，范嗣昆，蒲志平.1994.阿尔泰地区中、新生代岩浆活动的同位素年龄证据.地球化学，23（3）：269～273
Dobretsov，N.L.，Buslov，M.M.，Delvaux，D.，Berzin，N.A.，Ermikov，V.D..1996.Meso-and Cenozoic tectonics of the Central Asian mountain belt：effects of lithospheric plate interaction and mantle plumes.International Geology Review 38，430～466
Dong Yongguan.2000.Distribution of gold deposits resulted to fault structures in Altay，Xinjiang.Volcanology and Mineral Resources，21（1）：41～46
Van der Beek，P.A.，Delvaux，D.，Andriessen，P.A.M.，Levi，K.G.，1996.Early Cretaceous denudation related to convergent tectonics in the Baikal region，SE Siberia.Journal of the Geological Society（London）153，515～523
Wang Guangrui.1996.Classification of tectonic units and geologic evolution in the northern Xinjing and neighboring area.Xinjiang Geology，14（1）：12～27
Xu，X.，Harbert，W.，Dril，S.，Kravchinsky，V..1997.New paleomagnetic data from the Mongol Okhotsk collision zone，Chita region，south-central Russia：implications for Paleozoic paleogeography of the Mongol-Okhotsk Ocean.Tectonophysics 269，113～129
Yuan Wanming，Dong Jinquan，Bao Zengkuan.2004.Fission track evidences for tectonic activity in Altay Mountains，Xinjiang，north-western China，Earth Science Frontiers，11（4），461～468
Zhang Qianfeng，Hu Aiqin，Zhang Guoxin，Fan Sikun，Pu Zhiping.1994.Evidence from isotopic age for presence of MesozoicCenozoic magmatic activities in Altai region，Xinjiang.Geochimica，23（3）：269～273
Zorin，Y.A.，1999.Geodynamics of the western part of the Mongolia-Okhotsk collisional belt，Trans-Baikal region（Russia）and Mongolia.Tectonophysics 306，33～56
（袁万明，董金泉，保增宽，安银昌）
新疆土屋-延东斑岩铜矿区成矿时代与构造活动的裂变径迹分析
答：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...
新疆北部主要斑岩铜矿带综合找矿模型
答：成矿时代:中泥盆世斑岩型成矿,三叠纪构造—岩浆—流体叠加 成矿作用:成矿金属和硫主体来自岩浆,成矿流体主体来自岩浆分异;中泥盆世斑岩成矿,三叠纪构造—流体—矿化叠加;中温—低温成矿,应为复合斑岩型铜(金钼)矿床。 (二)地球物理-地球化学找矿模型 地球物理:区域上位于吉木乃-二台布格重力高异常区北部边缘...
东天山土屋-赤湖斑岩铜矿带
答：土屋—延东斑岩铜矿找矿远景区属土屋—延东铜地球化学省。新疆地球化学块体研究结果表明，土屋-延东铜地球化学省位于东天山中段哈密市南部土屋—延东一带，主要在土屋铜矿西部，呈沿EW向分布的近椭圆状，面积2217km2。在该块体南侧分布有康古尔Au地球化学巨省，在其上及西部分布有库米什—康古尔Mo地...
(三)区域岩浆岩与成矿的关系
答：如古亚洲成矿域的斑岩型铜矿床均形成于古生代，特别是晚古生代，如东天山的土屋和延东斑岩铜矿的成矿年代为362～310Ma，多宝山斑岩铜矿的成矿年代为290～240Ma；太平洋成矿域的斑岩型铜矿床形成于中生代，如德兴斑岩铜矿的成矿年代为170～100Ma；特提斯成矿域的斑岩型铜矿床形成于新生代，如玉龙和马...
斑岩铜矿地球物理找矿模型
答：一、土屋-延东斑岩铜矿地球物理找矿模型 1.区域地球物理特征 1∶20万布格重力异常总体呈近EW向展布,重力值由南向北增高(图3-41)。中南部为近EW向展布的康古尔重力梯度带,梯度变化2×10-5m/s2/km。该梯度带在土屋、延东铜矿附近分为南北两枝,向东又合二为—。在土屋—延东一带,重力场出现局部膨大,在东部...
东天山土屋-赤湖斑岩铜矿带
答：侵入体规模小,多为岩株、岩墙、岩脉,形成时代为晚泥盆世至晚二叠世(表2-62)。浅成侵入的次闪长玢岩和斜长花岗斑岩均有强弱不均的铜矿化,土屋铜矿和延东铜矿即产于此类浅成侵入体中。 表2-62 区域侵入岩划分简表 此外,区内脉岩较发育,类型较多,基性—酸性岩脉及石英脉均有出露。基性岩脉主要集中分布于...
研究区背景
答：主要成矿时代是石炭纪、二叠纪。斑岩铜矿床主要形成于早石炭世,如土屋-延东-赤湖-三岔口铜矿。 在研究区东部土墩—黄山—镜儿泉一带,分布有黄山、黄山东、黄山南、香山、土墩、二红洼、葫芦等镁铁-超镁铁质杂岩体,沿康古尔塔格断裂及其次级断裂侵位于石炭系干墩组和梧桐窝子组中,这些岩体高度分异,普遍有铜...
(二)新疆土屋-延东铜矿富集区实物地质资料
答：延东铜矿位于土屋铜矿西6 km处。地质大调查工作开展以来,矿区地质找矿取得突破性进展。土屋-延东铜矿富集区的发现与勘查已引起国内外地质学家的广泛关注。 1.矿区地质 矿区位于塔里木板块与准噶尔板块碰撞对接缝合带北侧的石炭纪增生拼贴岛弧带中。南距康古尔塔格深大断裂2km,北距大草滩断裂4.6km。康古尔塔格断裂以...
(一)区域构造对矿床的控制
答：东天山。土屋-延东斑岩铜矿夹持于康古尔塔格大断裂与大草滩大断裂之间，其中康古尔塔格大断裂为哈萨克斯坦地台与塔里木地台之间的分界线，故土屋-延东斑岩铜矿带产于哈萨克斯坦地台的活动陆缘的泥盆纪火山岩带，该带的火山活动、构造岩浆侵位和成矿流体等均受到康古尔塔格大断裂和大草滩大断裂的控制。
资源潜力分析
答：东准噶尔地区具有优越的斑岩铜矿成矿地质条件,通过此次研究及预测,圈定大型矿集区2处、各类靶区9处,斑岩铜矿靶区预测资源量335.95×104t,显示了进一步找矿的潜力。 6.3.5.1 成矿条件 通过此次研究表明,东准噶尔斑岩铜矿带形成于两种岛弧背景,哈腊苏斑岩铜矿带形成于岛弧,而野马泉-琼河坝斑岩铜矿带形成于陆缘弧,...
