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。
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)。
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)。
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)。
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。
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)
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
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
含矿岩体在TAS图解上大都投在闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩区域， 低钾拉斑到高钾钙碱性系列均有分布，主要集中于钙碱性系列；
铝饱和指数指示为准铝质到过铝质岩石，具有高硅、富钙、富铝、富钠、贫铁特征(表6、图8)。铝饱和度A/CNK 和碱度指数(A/NK)影响成矿元素在岩浆分离结晶作用过程中的行为，基于统计学数据分析，贫矿岩体大都属于低钾拉斑系列，铝饱和度A/CNK<1.2(平均值1.01)，碱度指数A/NK>2(平均值2.23)；
含矿岩体为钙碱性系列，铝饱和度A/CNK>1.0(平均值1.29)，碱度指数1
表6 东天山斑岩铜矿带含矿岩体化学组成(wt%)
图8 东天山斑岩铜矿与成矿有关岩体岩石地球化学组成
Cu是过渡族金属元素，其行为决定于配合物化学键，八面体晶体场稳定能远大于四面体稳定能，当Cu离子处于岩浆体系各种配位体中，优先进入晶体相中的八面体配位，而配位八面体的数量取决于熔体中Na2O、K2O、CaO 和Al2O3的含量，随着A/CNK值增大，Al2O3含量增加，碱含量降低，进入硅氧四面体的Al3+增多，熔体中四次配位体位置减少，八次配位体数量增加，因而使Cu离子大量进入熔体相并发生迁移，使Cu能够在岩浆中富集后并进入成矿热液流体；
反之Cu离子将分散地进入先结晶的少数八面体位置，而使Cu不能在成矿热液流体中聚集并成矿(金章东和李福春，1998)。综上东天山与斑岩型铜成矿密切相关的岩体多为高硅过铝质钙碱性花岗岩。
4.2.2 岩体源区与成矿
东天山志留纪和石炭纪含矿岩体εNd(t)值和初始(87Sr/86Sr)i范围极为相似(表7、图9)，志留纪含矿岩体的εNd(t)值为3.1～8.4，(87Sr/86Sr)i值为0.7015～0.7051(Chenetal., 2017; Wangetal., 2018b, 2022；
Zhangetal., 2020, 2022a)，石炭纪含矿岩体εNd(t)值变化范围为3.1～7.6，(87Sr/86Sr)i值为0.7016～0.7060(张连昌等，2006；
Gaoetal., 2015; Wangetal., 2016c, 2018c)，与洋中脊玄武岩(MORB)以及环太平洋俯冲洋壳衍生的埃达克质岩组成接近(初始87Sr/86Sr<0.7040，Defant and Drummond, 1990)，表明其来源于俯冲洋壳的部分熔融(Maniar and Piccoli, 1989)。
表7 东天山斑岩铜矿床成矿岩体Sr-Nd同位素组成
图9 东天山斑岩铜矿含矿岩体Sr-Nd同位素图解
东天山与斑岩成矿相关的含矿岩体的Hf同位素组成见表8和图10。志留纪含矿岩体锆石εHf(t)为8.5～19.6，tDM2为320～815Ma(Wang and Zhang, 2016；
Wangetal., 2016b, 2018b, 2022；
Sunetal., 2018；
Zhangetal., 2022a)；
石炭纪含矿岩体锆石εHf(t)为6.9～18.3，tDM2为312～902Ma(Wangetal., 2015a, b, 2016c, 2018c；
Zhangetal., 2016；
Xiaoetal., 2017；
Sunetal., 2020)；
与石炭纪含矿岩体相比，志留纪石英闪长岩明显有更多的点投到亏损地幔区域，表明其形成时有更多地幔组分的加入。
表8 东天山斑岩铜矿床成矿岩体锆石Lu-Hf同位素组成
图10 东天山斑岩铜矿岩体Hf同位素图解
Sr-Nd-Hf同位素特征表明东天山斑岩铜矿的含矿岩体可能是来源于俯冲板片的脱水和部分熔融，流体或熔体携带大量洋壳物质交代上覆地幔楔，部分熔融形成埃达克质岩浆，受浮力作用上升，使得新生下地壳部分熔融形成中酸性斑岩成矿岩浆。
东天山与斑岩铜矿成矿有关的含矿岩体具有轻稀土元素富集、重稀土元素亏损的配分类型，且富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有典型的岛弧岩浆岩特征；
含矿岩体La/Sm比值显示部分熔融演化趋势(图8d)，且具有高Sr低Y埃达克岩特征，表明其源区可能是俯冲大洋板片的部分熔融和被俯冲流体/沉积物交代的地幔楔部分熔融(图11a)。该区所有样品均投在了火山弧花岗岩区域，也表明其形成于板块俯冲的构造环境(图11b)，指示志留纪至石炭纪晚期其一直处于俯冲消减阶段。
图11 东天山斑岩铜矿构造判别图解
东天山造山带古生代构造岩浆活动强烈，经历了板块俯冲、陆陆碰撞以及后碰撞构造演化阶段(秦克章等，2002；
Xiaoetal., 2004；
王京彬等，2006；
周涛发等，2010)。奥陶纪-志留纪，古天山洋向北俯冲，在卡拉塔格一带形成早古生代岛弧带，岛弧发育玉带斑岩型铜矿床，弧后盆地发育红海-黄土坡VMS型矿床(龙灵利等，2019；
Dengetal., 2020)。早-中泥盆世，古天山洋继续向北俯冲，形成与埃达克岩有关的斑岩型铜矿床(三岔口、玉海和四顶黑山)。石炭纪，古天山洋向南北发生双向俯冲，北侧岛弧区形成与中酸性钙碱性埃达克岩有关的斑岩型铜矿床(土屋、延东、灵龙、赤湖和福兴)，弧间盆地形成VMS型矿床(小热泉子)，南侧古天山洋俯冲至中天山地块之下，在其北缘形成阿齐山-雅满苏弧形成海相火山岩型铁矿床(雅满苏)(图12)。
图12 东天山斑岩铜矿带构造演化图(据Xiao et al., 2004; Chen et al., 2017; Wang et al., 2019修改)
叠加成矿作用是指在一些成矿区(带)中，晚期生成的成矿系统叠加在早期成矿系统之上，即时间有早晚，空间上有重叠(翟裕生等，2009)。在中国西南三江地区发育大量复合叠加成矿系统，如：昌宁-孟连缝合带晚石炭世VMS与始新世斑岩-矽卡岩复合成矿、义墩岛弧晚三叠世斑岩型Cu-Au与晚白垩世斑岩-矽卡岩型Cu-Mo复合成矿(Deng and Wang, 2016；
邓军等，2018)。矿床的改造是指早期分散于地层或岩石中的元素以及有用矿物组分(矿化层或矿体)受到后期地质作用的影响，矿石结构构造发生变化，矿物成分和化学成分发生改变，成矿物质发生活化、迁移和再富集，进而导致矿床规模和矿床类型的变化(翟裕生等，2000)。例如，安徽铜陵矿集区冬瓜山为海西期同生沉积块状硫化物，被燕山期岩浆成矿作用叠加而形成，通过岩浆的叠加改造，矿区金品位从0.15g/t富集为16.47g/t(曾普胜等，2005)。
东天山斑岩型铜矿床显示了叠加改造特征。前人对延东铜矿床进行了精细研究，将延东铜矿床成矿期次划分为斑岩成矿期、叠加改造期和表生期，斑岩成矿期的矿化与斜长花岗斑岩相关，叠加改造期与石英钠长斑岩有关，叠加改造期蚀变会对斑岩成矿期蚀变产生叠加和破坏作用，使得斑岩蚀变分带特征变得不明显(王云峰等，2016；
Wangetal., 2019)。三岔口-玉海矿区斑岩铜矿成矿年龄为370～355Ma，而矿区出露的石英闪长岩和花岗闪长岩成岩年龄为445～430Ma，当志留纪石英闪长岩为赋矿围岩时，记录了一套典型斑岩蚀变分带特征(黑云母-磁铁矿化，绢英岩化和青磐岩化)。此外，赋矿围岩石英闪长岩受到强烈韧性剪切作用，角闪石、黑云母和石英呈定向排列，伴随着强糜棱岩化，地层围岩千枚岩化和片麻岩化(秦克章等，2009)，大量石英-硫化物-沸石脉包裹石英闪长岩，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(秦克章等，2009)，表明三岔口铜矿还经历了后期叠加改造作用，形成了高品位铜矿石，其叠加改造机制有待进一步揭示。
斑岩型铜矿床具有品位低、规模大和埋藏浅的特点，一般形成于地壳中1.5～4km的浅成环境(Sillitoe, 2010)。地质体的隆升与剥露是影响矿床保存与变化的关键(翟裕生等，2000；
袁万明，2016；
陈华勇等，2022)。郭召杰等(2002)研究表明，东天山隆起带基底隆升主要在中生代之前，白垩纪之后该区没有发生过快的隆升，现今构造面貌基本继承了中生代的特征。土屋铜矿的保存先后经历了早石炭世的快速冷却，可能与岩浆热传递有关，晚石炭世至晚三叠世的厚埋藏和再加热，主要与沉积后的埋藏有关，晚三叠至古新世以及古新世至今的缓慢冷却，主要受抬升和剥蚀作用控制(Yinetal., 2019)。延东矿床自早石炭世形成后，先后经历了晚二叠世-三叠纪的迅速冷却剥蚀，可能与塔里木板块的羌塘碰撞或北移有关，早-中侏罗世的埋藏沉积，中侏罗世-早白垩世的的快速冷却剥蚀，早-中侏罗世的厚层沉积埋藏、中新生代以来的缓慢抬升剥蚀及干旱的气候是延东矿床保存的关键控制因素(Gongetal., 2021)。三岔口-玉海矿区存在大面积巨厚的志留纪石英闪长岩盖层，推测成矿后隆升少、剥蚀较弱；
但是目前尚无针对三岔口-玉海矿区隆升剥蚀和成矿深度的研究，在将来应加强对该区裂变径迹和U-Th-He低温热年代学工作，用于定量计算其冷却隆升速率和幅度、剥蚀速率和剥蚀量，探讨矿床保存深度和剥蚀量之间的关系，进而恢复矿床的隆升和剥露历史，为大南湖-头苏泉岛弧带寻找斑岩铜矿床和区域成矿潜力评价提供有力依据。
富含金属的岩浆是形成斑岩铜矿床的必备条件，金属可以通过多种途径进入岩浆，包括地幔熔融、从俯冲板片和地壳熔融中迁移，弧岩浆作用中俯冲板片脱水和熔融，板片中含有金属、硫氧化物、水和氯等成分，以流体或硅酸盐熔体形式运移，而俯冲作用可以为弧岩浆提供额外的金属(Hedenquist and Lowenstern, 1994)。显生宙俯冲带上方的火山弧多为斑岩成矿远景区，岩浆上升到地壳并开始结晶，其挥发分将达到饱和，并释放出一种含水、盐、富硫、中等氧逸度的流体，金属会强烈的分配其中，大型斑岩矿床必须需要大量的岩浆和流体来供应及运移金属(Richards, 2021)。
岩石地球化学数据显示，与东天山斑岩铜矿有关的的成矿岩体为中酸性过铝质钙碱性花岗岩，均形成与俯冲岛弧环境，含矿岩体可能是来源于俯冲板片的部分熔融。含矿岩体在斑岩铜矿形成中起决定性作用，围岩如果受到岩浆侵入发生隐爆或构造作用导致其裂隙广泛发育，这些裂隙往往成为深部岩浆热液运移金属的通道和沉淀成矿的场所。斑岩铜矿的成矿深度对于矿体在斑岩体和围岩中分配比例有着密切的关系，成矿深度越浅，矿化体主要赋存在斑岩体中，成矿深度越大，则主要分配在围岩中。多宝山铜矿成矿深度大概4～6km，矿化体90%产于围岩中，新疆土屋-延东铜矿成矿深度与多宝山相似，矿化体在斑岩体和围岩中的比例也比较接近(芮宗瑶等，2002)。三岔口-玉海、四顶黑山铜矿成矿深度相对于土屋-延东铜矿可能更深，且可能由于隆升剥蚀较弱使得该矿带存在巨厚的志留纪石英闪长岩盖层。
综上，大南湖-头苏泉岛弧带内石炭纪钙碱性岩浆岩(斜长花岗斑岩、闪长玢岩)分布区为有利的找矿靶区。志留纪低钾拉斑岩浆岩(石英闪长岩、石英闪长玢岩)受构造作用(主断裂、次级断裂)改造后，是寻找高品位斑岩铜矿的有利远景区。
(1)东天山古生代斑岩铜矿床沿大南湖-头苏泉岛弧带近东西向展布，成矿作用可分为三期：志留纪斑岩铜成矿期(玉带)；
泥盆纪-早石炭世斑岩铜成矿期(四顶黑山、三岔口和玉海)；
中-晚石炭世斑岩铜成矿期(土屋、延东、灵龙、赤湖和福兴)。
(2)围岩蚀变主要有黑云母-磁铁矿化、绢英岩化和青磐岩化，钾化相对较弱。成矿流体为中高温、中高盐度的H2O-NaCl±CO2体系，以岩浆热液来源占主导，后期有大气降水混入。三岔口等矿床显示强烈的后期热液叠加改造成矿特征。
(3)区内古生代斑岩铜矿含矿岩体主要为中酸性过铝质钙碱性花岗岩，成岩时代集中在455～420Ma和365～310Ma两个峰期；
其富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有典型的岛弧岩浆岩特征；
同时具有高Sr/Y比值，显示为埃达克质岩石特征，是俯冲洋壳部分熔融的产物。
(4)该成矿带的形成整体受控于中亚造山带，在多方向、多期次的弧-盆转换的背景下，经历了多次岩浆-热液活动；
研究区中生代之后总体隆升剥蚀缓慢应是古生代斑岩铜矿得以保存的关键控制因素。
(5)东天山大南湖-头苏泉岛弧带内石炭纪钙碱性岩浆岩(斜长花岗斑岩、闪长玢岩)分布区为斑岩铜矿有利找矿靶区；
同时受构造作用强烈(主断裂、次级断裂交汇)的志留纪低钾拉斑岩浆岩(石英闪长岩、石英闪长玢岩)分布区，也是寻找斑岩铜矿的有利远景区。
致谢野外工作得到了新疆维吾尔自治区有色地质勘查局七〇四队、哈密焱鑫铜业有限公司和哈密佰欣矿业有限公司的大力支持和帮助；
室内研究得到了北京矿产地质研究院有限责任公司王玉往教授、长安大学吴昌志教授、中国科学院新疆生态与地理研究所吴艳爽和阿卜力米提·艾白博士、中国地质大学(北京)于立栋和王鑫博士的帮助；
两位匿名审稿人提出的宝贵修改建议，在文章完善和发表过程中发挥了重要作用；
在此一并表示衷心感谢。
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