壹、引言
新疆土屋-延東斑巖銅礦被認為是新疆找礦工作的重要突破，先後已有大量工作投入，公開發表的研究成果亦較多。然而，對於成礦時代及其與構造活動的關系，尚有諸多爭議，特別是關於成礦時代問題，認識分歧較大。芮宗瑤等（2002）獲得含礦斑巖（斜長花崗斑巖）Rb-Sr等時線和單顆粒鋯石U-Pb同位素年齡為369～356Ma，屬於泥盆紀末期產物；含礦火山巖Sm-Nd等時線和單顆粒鋯石U-Pb法同位素年齡變化於416～360Ma，屬於泥盆紀；礦石中輝銅礦的Re-Os等時線年齡為（322.7±2.3）Ma，屬於早石炭世產物。赤湖斜長花崗斑巖單顆粒鋯石U-Pb法年齡為（292.1±3.5）Ma和283.5Ma（任秉琛等，2002），新疆地質壹大隊（1995）測得企鵝山群中花崗閃長巖 Rb-Sr 法年齡為（287±42）Ma、淺色石英閃長巖U-Pb法年齡為308.5Ma（芮宗瑤等，2002）。秦克章等（2002）獲得土屋-延東斑巖銅礦蝕變礦化斜長花崗斑巖單顆粒鋯石U-Pb年齡為（356±8）Ma，蝕變巖絹雲母K-Ar年齡為（341.21±4）Ma，含礦石英39Ar/40Ar年齡為（347.3±2.1）Ma，其成巖成礦時代均為早石炭世。土屋銅礦區東部（TC42槽）斜長花崗斑巖中測得的單顆粒鋯石U-Pb同位素諧和曲線年齡為（301±13）Ma，巖體侵位時代為晚石炭世（李文明等，2002）。陳毓川等（2003）認為現有年齡數據變化較大，是反映測試問題還是構造演化本身的復雜性還有待深入探討，但火山巖中包含有多時代的鋯石信息，給確定成巖時代帶來了困難；存在3組相對比較集中的年齡：434～426Ma，334.6～320Ma和260Ma，其中早、晚兩組年齡可能反映兩次巖漿活動事件，而中間壹組年齡很可能代表火山巖形成年代。
總之，對於成礦地層和成礦時代看法不壹，並且均屬於海西期，沒有印支期乃至燕山期成礦作用的證據。本書工作將主要依據鋯石和磷灰石裂變徑跡分析，探討區內成礦時代、成礦期次和構造活動，獲得區內具有多起成礦作用以及印支期和燕山期依然可能成礦的新認識。
二、地質特征
東天山地區在大地構造位置上處於古亞洲洋南緣，是西伯利亞板塊和塔裏木板塊的聚合地區.在長期的演化過程中經歷了極其復雜的裂解和拼合，具有多種多樣的構造環境。研究區新疆土屋-延東大型-特大型斑巖銅礦區，位於康古爾塔格深大斷裂以北、大草灘斷裂以南，地理坐標為東經92°15′～93°05′；北緯42°00′～42°15′，屬於東天山晚古生代大南湖增生拼貼島弧帶。區內以斷裂構造為主，區域性大斷裂大草灘斷裂帶和康古爾塔格斷裂帶穿過本區，總體走向近EW向，在東段略向北偏，呈NEE向。大草灘斷裂以北為下泥盆統大南湖組火山巖和中泥盆統頭蘇泉組沈積巖；康古爾斷裂以南則出露石炭系幹墩組沈積巖；兩條大斷裂之間主要為泥盆（石炭）系企鵝山群，巖性為玄武巖、安山巖、安山質角礫熔巖、火山角礫巖、巖屑砂巖、復成分礫巖和沈凝灰巖等，並且泥盆系地層直接被侏羅系含炭巖系覆蓋（圖1-4-26）。自下而上可劃分為3個巖性段：①基性熔巖夾中性熔巖段：由早期爆發相火山角礫巖、凝灰巖始向上變為巨厚的基性熔巖夾中性熔巖。②火山碎屑-沈積巖段：厚度約500m左右，由火山碎屑和陸源碎屑形成基性凝灰巖、凝灰砂巖、沈凝灰巖、含礫凝灰砂巖、火山質礫巖等，巖相變化較大。③基性熔巖與中性熔巖互層夾火山碎屑巖巖性段：厚度巨大，由數個噴溢期（熔巖）和噴發間歇期（火山碎屑巖）組成（任秉琛等，2002）。地層產狀南傾，傾角43°～63°。區域上廣泛分布有晚古生代侵入巖。另壹特點是在康古爾塔格深大斷裂及其附近，片理化特別發育，其產狀與地層基本壹致。
礦體產於火山碎屑-沈積巖段，礦化圍巖還有閃長紛巖、斜長花崗斑巖及火山-沈積巖。斑巖巖石類型為斜長花崗斑巖和閃長玢巖。這些巖體的產出空間主要集中在火山-沈積巖性段中，巖體呈細脈狀、巖株狀、巖瘤狀產出，斜長花崗斑巖大部分地段被砂礫巖所掩蓋，可見斜長花崗斑巖具有穿切閃長玢巖。在容礦巖中，斑狀-似斑狀結構的鈉質酸性中酸性次火山巖（鈉長石英斑巖、石英斑巖）約占20%，且礦體Cu品位相對較高；粒狀交織結構為主的鈉質中酸性-中基性火山巖、次火山巖（安山玢巖）約占50%；富鋁基性火山巖（高鋁玄武巖）約占20%，賦存其中的礦體的銅品位相對較低；以凝灰結構、碎屑結構為主的鈉質中酸性-中基性火山碎屑巖約占10%（陳文明等，2002）。容礦巖以富鈉富鋁貧鉀為特征，明顯鈉長石化、矽化、綠泥石化、綠簾石化及碳酸鹽化。蝕變帶內有兩個礦體：I號礦體地表控制長1400m，最大寬度135.7m。深部厚度和延深很大。銅品位0.20%～1.92%，平均0.59%，伴有銀金。Ⅱ號礦體地表控制長1300m，最大寬度84.15m。銅平均品位0.30%。礦體呈厚板狀，向南傾斜，傾角65°～81°。土屋銅礦以西10km處的延東銅礦，特征與土屋相同，地表銅含量平均為0.32%，ZK001孔累計礦體現厚約557m，銅平均品位0.5%，伴有鋁、金、銀。礦體與圍巖並無自然邊界，呈漸變關系，表內外礦化連續演變。
圖1-4-26 東天山土屋-延東斑巖銅礦區域地質略圖
（轉引自張連昌等，2004）
三、樣品與實驗結果
穿越土屋-延東大型-特大型斑巖銅礦區及其南北兩側的康古爾塔格斷裂帶和大草灘斷裂帶，進行區域剖面磷灰石和鋯石裂變徑跡采樣分析，研究剖面位於東經92°36′30″～92°40′20″、北緯42°03′21″～42°09′40″範圍內，並且基本垂直區域構造線。
將采集的巖石樣品粉碎，粉碎後的粒徑應與巖石中礦物粒度相適應，通常為60目左右，經傳統方法粗選後，利用電磁選、重液選等手段，進行單礦物提純。鋯石與磷灰石的實驗方法不同。對於鋯石，采用聚全氟乙丙烯熱壓法制樣，將若幹鋯石顆粒放在載玻片上，加熱烘烤4～5min後，用厚約0.5mm的聚全氟乙丙烯塑料片蓋於其上，並以另壹載片壓蓋，使鋯石顆粒嵌入塑料片中。待冷卻後將聚全氟乙丙烯塑料片從載玻片上揭下，即可研磨拋光。利用KOH+NaOH溶液在210℃下蝕刻約25 h揭示自發徑跡，達到專業光學顯微鏡可觀測的程度。采用N2國際標準鈾玻璃法（Bellemans et al.，1994）標定輻造中子註量。對於磷灰石，則是將磷灰石顆粒置於玻璃片上，用環氧樹脂滴固，然後進行研磨和拋光，使得礦物內表面露出。在25℃下用7% HNO3蝕刻30s揭示自發徑跡，將低鈾白雲母外探測器與礦物壹並入反應堆輻照，之後在25℃下40% HF蝕刻20s揭示誘發徑跡，中子註量利用CN5鈾玻璃標定。利用從澳洲進口的AUTOSCAN自動測量裝置，選擇平行c軸的柱面測出自發徑跡和誘發徑跡密度，水平封閉徑跡長度（Gleadow et al.，1986），依據Green（1986）建議的程序測定。根據IUGS推薦的ξ常數法和標準裂變徑跡年齡方程（Hurford and Green，1982）計算年齡值。礦物的裂變徑跡是用高精度光學顯微鏡，在高倍鏡下測量，裂變徑跡的正確識別至關重要。
已經獲得鋯石裂變徑跡分析結果9件（表1-4-7）和磷灰石裂變徑跡分析結果7件（表1-4-8）。除紅化花崗斑巖樣品（K78-3）外，其他樣品的x2檢驗值P（x2）均遠大於5%，表明屬於同組年齡。樣品巖性包括礫巖、片巖、火山巖和花崗斑巖，除1個磷灰石樣（K80）采自大草灘斷裂帶北部外，其他均采自大草灘斷裂帶與康古爾塔格斷裂帶之間的大南湖增生拼貼島弧帶。鋯石裂變徑跡年齡為158～289Ma，其中7個樣集中在200～289Ma，樣品鋯石年齡亦小於其地層時代，反映它們是受後期熱事件影響的結果。斷裂帶內強片理化片巖也為222Ma，強劈理化火山巖為220Ma，土屋礦區成礦花崗斑巖脈年齡最高（276±26）Ma，凝灰巖（289±29）Ma。兩個年齡較小的樣品，均系強蝕變樣，其中K78-3采自探槽內的紅化花崗斑巖，紅化作用是金屬礦物氧化的結果，同時具有較強的矽化，應屬礦化蝕變。因此，鋯石年齡反映了兩期熱事件，即200～289Ma和158～165Ma左右。
表1-4-7 鋯石裂變徑跡分析結果
表1-4-8 磷灰石裂變徑跡分析結果
磷灰石裂變徑跡年齡在64～140Ma之間，其中斷裂帶內強片理化片巖為（97±9）Ma，蝕變安山巖和英安巖分別為（104±10）Ma和（135±14）Ma，2個成礦花崗斑巖分別為（140±13）Ma和（109±10）Ma。礦區北側的礫巖為（132±14）Ma；位於大草灘斷裂帶北部的樣品安山玢巖K80，磷灰石裂變徑跡年齡最小，僅為（64±6）Ma。
四、成礦期次
圖1-4-27不僅反映鋯石裂變徑跡年齡與高程之間的關系，而且顯示各個樣品的年齡分布狀況。由圖1-4-27可見，鋯石年齡呈現3個年齡組，即①289～276Ma，②232～200Ma和③165～158Ma。第①和③年齡組的高程較小，並且變化不大；第②年齡組的高程變化大。與圖1-4-27類似，磷灰石裂變徑跡年齡與高程關系圖（圖1-4-28）同樣顯示3個年齡組：140～132Ma，109～97Ma和64Ma，並且依然是第2年齡組具有較大的高程變化。這壹方面說明鋯石和磷灰石年齡所體現第2年齡組，在區內比較重要和活躍；另壹方面說明鋯石和磷灰石年齡分別反映的3個年齡組，實際上具有對應關系，即從鋯石封閉溫度250℃降至磷灰石封閉溫度100℃時的年齡對應關系（表1-4-9）。
表1-4-9 鋯石和磷灰石裂徑跡分析所反映的3個期次
圖1-4-27 鋯石裂變徑跡年齡與樣品高程關系圖
圖1-4-28 磷灰石裂變徑跡年齡與樣品高程關系圖
礦化閃長玢巖Fe2O3/（FeO+Fe2O3）=0.52～0.53，斜長花崗斑巖Fe2O3/（Fe2O3+FeO）=0.80～0.87，說明巖體的形成和礦化發生於地表淺部。礦區成礦溫度為120～350℃（王福同等，2001）。鋯石裂變徑跡的封閉溫度為250℃，退火帶溫度壹般在200～350℃之間，所以，鋯石裂變徑跡年齡可以代表成礦時代。因此，我們認為土屋銅礦區289～276Ma、232～200Ma和165～158Ma左右的3期熱事件，很可能屬於成礦熱事件。鋯石與磷灰石3個年齡組相互對應，二者縱向持續時間（即從250℃到100℃）從第1期、第2期到第3期，分別約為146Ma、108Ma和100Ma，具有從早到晚持續時間變小的趨勢。與阿爾泰地區相比，土屋銅礦區縱向持續時間較長。樣品主要為礦區礦石和礦化蝕變巖，鄰區樣品年齡與礦區壹致，所以，它們應是成礦活動和區內構造作用的體現，這種特征與阿爾泰地區相符。
土屋銅礦區最新研究成果依據鋯石SHRIMP年齡、輝鉬礦Re-Os等時線年齡、蝕變絹雲母K-Ar年齡和石英Ar-Ar年齡認為，斜長花崗斑巖的成巖時代為361～333Ma，斑巖銅礦的成礦年齡在347～323Ma之間，其主成礦年齡為347～343Ma（張連昌等，2004），主要屬於早石炭世。然而，據新疆地調院的資料，保存完好的賦礦地層內發現有多種晚石炭世動植物化石，例如：Angaropteridium Cordi?ptoroides（Schmaln）Zalessky（小羊齒型準安加拉羊齒），Fusulina sp.（紡錘），Triticites sp.（麥粒）等，證實土屋銅成礦時代不應早於晚石炭世。因此，上述成礦年齡與化石時代有矛盾。之所以如此，原因之壹可能是由於SHRIMP年齡和Ar-Ar年齡的封閉溫度遠比成礦溫度高之故。礦區成礦溫度是120～350℃，鋯石裂變徑跡年齡封閉溫度是250℃，第1期年齡組為289～276Ma，符合賦礦地層化石時代。
當然，上述鋯石裂變徑跡年齡，有可能是後期構造作用使其退火改造後的結果，從而並不代表成礦作用。若果真如此，至少同壹礦區應該具有相同或相近年齡，但事實不盡然。礦區3個成礦斜長花崗斑巖鋯石裂變徑跡年齡為（276±26）Ma，（232±19）Ma，（165±15）Ma，英安巖為（289±29）Ma，安山巖為200Ma。可見，同壹礦區，具有不同的年齡，特別是礦化斜長花崗斑巖的年齡明顯不同，應屬於不同成礦期。鋯石年齡較小的第3期樣品，分別為斜長花崗斑巖礦化脈和礦化蝕變英安巖，均系強蝕變礦石樣，是成礦活動的結果，所以，直接代表成礦時代。例如年齡為165Ma的樣品K78-3，采自探槽內的紅色礦化花崗斑巖，具金屬礦化、面狀矽化和線狀矽化，同時可見被後期礦化脈穿切，而後期礦化脈亦呈紅色，但具線狀碳酸鹽化，無矽化。顯然，K78-3屬於成礦樣品。
本區上述3期成礦作用，與阿爾泰地區的成礦作用時代相符。由於它們均處於相同的大區域構造背景下，所以，具有相同的成礦期次和成礦時代。另外，獲得赤湖斜長花崗斑巖鋯石U-Pb法年齡為（292.1±3.5）Ma和283.5Ma，企鵝山石英閃長巖單顆粒鋯石UPb法年齡為308.52Ma（任秉琛等，2002）；在康古爾塔格韌性剪切帶內發現金成礦時代為244～288Ma（秦克章等，2002），亦說明在早二疊世存在成礦作用的可能性。同時，區域上印支期和燕山期巖漿巖體的存在，說明存在與巖漿活動相應的成礦作用亦在情理之中。
前已述及，鋯石與磷灰石年齡所反映的期次（年齡組）相互對應，而磷灰石裂變徑跡的封閉溫度為100℃，礦區成礦溫度為120～350℃（王福同等，2001），所以，磷灰石裂變徑跡年齡可能代表成礦後的熱活動。已取得兩個礦化斜長花崗斑巖（樣品K71-2和K77）的磷灰石裂變徑跡年齡分別為140Ma和109Ma，這兩個樣的鋯石裂變徑跡年齡分別是276Ma和232Ma，鋯石與磷灰石年齡之差（即兩個樣縱向持續時間）分別為136Ma和123Ma。
土屋礦區具有多期成礦作用，而且持續時間較長，也可在礦床特征上獲得支持。首先，土屋銅礦多期蝕變，並至少具有兩期斑巖礦化蝕變（楊興科等，2002），這與成礦斑巖體年齡不同、且具有不同期次特性相符；再者，礦體賦存於火山-沈積巖段、次火山相閃長玢巖和斜長花崗斑巖中，說明海底熱泉活動、次火山熱液和斜長花崗斑巖的礦化作用，均提供了成礦物質；另外，秦克章等（2002）指出很可能為深部晚期疊加礦化，即本區存在二次礦化值得註意，聯系北部已發現喀拉塔格銅金礦成礦特征及控礦因素的某些相似性，它們極有可能組成壹個斑巖-次火山巖脈狀-淺成低溫成礦帶。因此，多期巖漿活動和礦化疊加，不僅是巨量金屬堆積的主導因素，而且是存在多期礦化以及礦化持續較長的原因所在。
五、構造活動期次
陳文等（2005）最新研究成果表明，前人根據卷入韌性剪切帶的地層及相關的Rb-Sr和K-Ar同位素測年結果推測剪切變形的時代為石炭紀末-二疊紀初，但由於所采用年代學方法的局限性，所獲得的數據範圍大，缺乏精確性。利用最適合測定構造變形時代的40Ar/39Ar法定年技術，證實秋格明塔什-黃山韌性剪切帶具有多期活動，早期擠壓推覆剪切發生於300Ma之後，至280.2Ma終止；晚期右行走滑剪切變形作用助活動期在東段土屋-延東地區（糜棱巖）為247.1～242.8Ma。考慮到糜棱巖的40Ar/39Ar年齡封閉溫度高於鋯石裂變徑跡年齡，所以，300～280.2Ma和247.1～242.8Ma的兩期活動，與上述鋯石裂變徑跡法289～276Ma和232～200Ma的兩期成礦作用，應該是壹致的。當然，鋯石年齡還記錄了165～158Ma的另壹期熱事件。
因此，土屋地區的成礦期次與構造活動期次相壹致，裂變徑跡研究表明總計具有3期。依據區域地質演化特征（Xiao et al.，2003；Laurent-Charvet et al.，2003；Xu et al.，2003），第1期構造-成礦作用與東天山晚古生代板塊俯沖-碰撞有關，之後受碰撞後陸內造山變形作用控制。
圖1-4-29 磷灰石裂變徑跡年齡與樣品距斷裂帶距離間的關系圖
若將樣品南北相距離與磷灰石年齡和鋯石年齡作圖（圖1-4-29，圖1-4-30），則磷灰石年齡對距離圖（圖1-4-29）顯示區內斷裂帶對樣品具有控制作用。在鋯石年齡對距離關系圖（圖1-4-30）上，隨著距離的變化，年齡變化不大，這說明斷裂帶對鋯石年齡的影響不大，原因可能是鋯石年齡的封閉溫度較高，壹致受影響不明顯。不過，銅礦區以南的樣品年齡十分接近，3個樣的年齡在200～222Ma之間，而礦區內的樣品年齡變化較大，在158～289Ma之間（圖1-4-30）。
圖1-4-30 鋯石裂變徑跡年齡與樣品距離的關系圖
圖1-4-31 土屋地區地質演化熱歷史
橫坐標為時間/Ma，縱坐標為溫度/℃。圖中數字分別代表樣號、實測長度和模擬長度、實測年齡和模擬年齡、K-S和GOF（Kolmogorov-Smirnov檢驗值）。K-S和GOF均大於0.5時，說明模擬結果較好。實線代表最佳地質熱歷史路徑，虛線區代表較好的地質熱歷史範圍，點線區代表可接受的地質熱歷史範圍
基於裂變徑跡相關參數和基本地質特征，進行地質熱歷史模擬，采用Ketcham（1999）退火模型和蒙特卡羅法。模擬溫度從高於裂變徑跡退火帶的～130℃到現今地表溫度。依據樣品裂變徑跡年齡特征，確定模擬開始時間。模擬結果見圖1-4-31，各個樣均獲得了最佳的熱歷史路徑（見圖中粗線），虛線區代表反演模擬的較好擬合區，點線區代表可接受的熱歷史範圍。每個圖標出樣品代號、實測徑跡長度和模擬徑跡長度，實測Pooled年齡和模擬Pooled年齡，以及K-S檢驗和GOF年齡擬合參數。當K-S值和GOF值均大於0.5時，壹般認為模擬結果較好。
磷灰石裂變徑跡反演模擬結果總體上呈緩慢冷卻地質熱歷史（圖1-4-31），大致可分為3各階段：首先是較快的冷卻；在150～140Ma左右冷卻速率變緩甚至基本保持不變；到約20Ma開始快速冷卻，直到地表溫度。與礦化蝕變作用有關的樣品K77（斜長花崗斑巖）和K79（英安巖）在20～0Ma的快速冷卻特征不明顯。150～140Ma恰好是構造成礦期的分界時間。
地質熱歷史特點與阿爾泰地區類似。鋯石和磷灰石年齡值完全在阿爾泰鋯石年齡範圍之內。構造期次亦與阿爾泰基本壹致。
綜上特點，認為土屋地區經歷了與阿爾泰地區極為相似的演化過程，具有十分相似的構造活動、成礦作用和地質熱歷史。這可能與他們同受西伯利亞板塊和印支板塊控制有關。
參考文獻
陳文明，曲曉明.2002.論東天山土屋-延東（斑巖）銅礦的容礦巖，礦床地質，第21卷第4期，331～340
陳毓川，王登紅，唐延齡，周汝洪，王金良，李華芹.2003.土屋-延東銅銅礦田與成礦有關問題的討論.礦床地質，22（4）：334～344
李文明，任秉琛，楊興科，李有柱，陳強.2002.東天山中酸性侵入巖漿作用及其地球動力學意義.西北地質，第35卷第4期，41～64
秦克章，方同輝，王書來，朱寶清，馮益民，於海峰，修群業.2002.東天山板塊構造分區、演化與成礦地質背景研究.新疆地質，第20卷第4期，302～308
任秉琛，楊興科，李文明，李有柱，鄔介人.2002.東天山土屋特大型斑巖銅礦成礦地質特征與礦床對比.西北地質，第35卷 第3期：67～75
芮宗瑤，王龍生，王義天，劉玉琳.2002.東天山土屋和延東斑巖銅礦床時代討論.礦床地質，21（1）：16～22
王福同，馮京，胡建衛，王磊，姜立豐，張征.2001.新疆土屋大型斑巖銅礦床特征及發現意義.中國地質，28（1）：36～39，25
張連昌，秦克章，英基豐，夏斌，舒建生.2004.東天山土屋-延東斑巖銅礦帶埃達克巖及其與成礦作用的關系.巖石學報，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
（袁萬明，保增寬，董金泉，高紹凱）