新疆東天山金灘金礦區安山巖巖石學、地球化學及地質意義

朱余銀，王天國，黃超文，戴塔根，楊柳，CHONG Khai Yuen，杜高峰

?

新疆東天山金灘金礦區安山巖巖石學、地球化學及地質意義

朱余銀1, 2, 3，王天國1, 2，黃超文1, 2，戴塔根1, 2，楊柳4，CHONG Khai Yuen5，杜高峰6

(1. 中南大學有色金屬成礦預測教育部重點實驗室，湖南長沙，410083；2. 中南大學地球科學與信息物理學院，湖南長沙，410083；3. 西南科技大學環境與資源學院，四川綿陽，621010；4. 湖南工程職業技術學院資源工程系，湖南長沙，410015；5. 馬來西亞大學理學院，馬來西亞吉隆坡，50603；6. 中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室，貴州貴陽，550002)

新疆金灘金礦發育一套與成礦密切相關的安山巖，對該安山巖元素質量分數和相關性進行分析。研究結果表明：安山巖中鋯石結構以及Th和U的質量分數之比(Th)/(U)(0.30~1.02)均顯示其為巖漿成因，鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為 (303.65±4.8) Ma，代表安山巖形成時代；安山巖(SiO2) 為54.29%~69.05%，(Al2O3) 為11.27%~19.46%，全堿(K2O+Na2O) 為2.46%~6.81%，(MgO) 為3.60%~10.45%，Mg指數為46~66。安山巖輕稀土元素 (LREE) 富集、輕重稀土元素分異作用明顯，絕大多數樣品具中等Eu負異常 (δ(Eu)=0.44~0.77)和輕微Ce負異常 (δ(Ce)=0.93~0.98)，富集K，Rb，Ba，Th和U 等大離子親石元素，相對虧損Nb和Ti 等高場強元素；巖漿經歷了分離結晶作用，且發生部分熔融；安山巖可能是康古爾塔格洋向南俯沖，洋殼脫水進入地幔楔，被俯沖流體交代的地幔楔部分熔融，同時產生結晶分異作用而形成，而且遭受明顯的陸殼物質混染；東天山地區在晚石炭世依舊存在康古爾洋的俯沖消減作用。

晚石炭世；安山巖；源區性質；金灘金礦

新疆東天山造山帶位于中天山地塊以北，吐哈盆地以南的天山地區[1]，是“中亞巨型成礦帶”的重要組成部分，也是我國重要的銅(鎳)、金、鐵、鉬、銀等多金屬成礦帶之一[2?5]。但該區大地構造屬性長期以來一直眾說紛紜，概括起來可分為4類：晚古生代島弧 帶[6]、晚古生代裂谷或裂陷槽等拉張環境[7]、晚古生代弧后盆地[8]、火山型被動大陸邊緣[9]。金灘金礦床是康古爾塔格地區最主要和最具代表性的金礦床，安山巖是該礦床的直接圍巖和含礦層。本文作者通過LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學研究以對安山巖精確定年，并結合巖石學、地球化學研究，探討其巖漿起源、成巖構造環境，以期深化對東天山地區地質構造演化的認識。

1 地質背景與巖相學

金灘金礦床大地構造位置處于塔里木板塊北部阿奇山—雅滿蘇島弧帶北緣，北鄰康古爾塔格—黃山碰撞變形帶(圖 1(a))[10?13]。區域上出露地層主要為石炭統雅滿蘇組，其巖性為淺海相中—酸性和基性熔巖、火山碎屑巖、陸源碎屑巖和碳酸鹽巖等[10?13]。金灘礦區出露地層主要為雅滿蘇組第一巖性段，巖性為英安巖、流紋巖和英安質凝灰巖等(圖1(b))。英安巖呈深灰—灰褐色，斑狀結構，片狀構造。斑晶主要為斜長石，自形板狀，表面混濁，有不規則裂紋，其內有后期蝕變礦物充填，邊緣因溶蝕成鋸齒狀；有少量石英斑晶，呈粒狀或渾圓狀，粒徑為0.05~0.10 mm，單位面積質量分數為2%~5%。基質成分主要為隱晶石英、斜長石以及少量云母、角閃石，均已強烈絹云母化、綠泥石化，但仍保留斜長石顆粒形態，粒徑為0.10~ 1.00 mm；片狀綠泥石及絹云母纖狀集合體定向排列，片理化明顯，多條石英細脈沿片理方向穿切，脈寬為0.10~0.50 mm。另見少量粒狀鐵質礦物副礦物分布 (圖2)。

2 樣品采集及分析方法

本次研究樣品采自金灘金礦區255 m中段46號勘探線穿脈剖面。其中，選擇2件樣品用于年代學測試，7件樣品用于巖石地球化學分析。所采樣品均為L4主礦體的圍巖，樣品新鮮，無風化。

巖石主量、微量及稀土元素分析由澳實分析檢測(廣州)有限公司完成。主量元素采用硼酸鋰/偏硼酸鋰熔融，采用X熒光光譜 (ME-XRF06) 進行測定；微量元素采用四酸消解，采用等離子光譜 (ME-ICP) 進行分析；稀土元素用硝酸定容，再用等離子體質譜 (ME-MS82) 進行分析。測試過程按DZ/T0130.3—2006“地質礦產實驗室測試質量管理規范”進行，分析精度高于5%。

鋯石定年樣品與巖石地球化學分析樣品相對應。鋯石陰極發光圖像研究在中國科學院廣州地球化學研究所 JXA-8100 電子探針儀上完成，LA-ICP-MS鋯石 U-Pb 年齡測定在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成。詳細分析步驟見文獻[14]。鋯石年齡采用國際標準鋯石 91500 作為外標標準物質，元素質量分數采用NIST SRM 610作為外標，29Si 作為內標。鋯石樣品的 U-Pb 年齡諧和圖繪制和年齡權重平均計算均采用 Isoplot[15]完成。同位素比值標準偏差，加權平均年齡均具有95%以上的置 信度。

(a) 金灘金礦大地構造位置圖；(b) 金灘金礦地質圖

(a) 英安巖，綠泥石化及自形黃鐵礦；(b) 英安巖，蝕變斜長石斑晶；(c) 英安巖, 兩期石英脈穿切；(d) 英安巖，片理化將后期脈體錯斷；(e) 英安巖，次圓狀石英斑晶；(f) 英安巖，基質中強烈絹云母化現象

3 分析結果

3.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年

選取WY-255-002和WY-255-005這2個安山巖樣品進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年分析，測試結果見表1。每個樣品分別測定10個單顆粒鋯石，代表性鋯石的陰極發光CL圖像見圖3。鋯石顆粒形狀規則、晶形較完整，具有典型的巖漿結晶環帶。

表1 金灘金礦安山巖鋯石U-Pb SHRIMP 測年結果

注：1)對應(207Pb)/(206Pb)；2)對應(207Pb)/(235U)；3)對應(206Pb)/(238U)；4)對應(207Pb)/(235U)；5)對應(206Pb)/(238U)。

WY-255-002鋯石年齡/Ma：(a) 296.7±4.5；(b) 295.5±4.5；(c) 304.7±3.2；(d) 296.1±3.2；WY-255-005鋯石年齡/Ma：(e) 299.8±7.1；(f) 305.9±5.2；(g) 308.4±5.2；(h) 317.0±5.2

由表1可知：2個鋯石Th和U的質量分數之比(即(Th)/(U)) 為0.52~1.02和0.30~0.71，遠大于0.10，且(Th) 和(U)之間具有良好的正相關關系，顯示巖漿型鋯石的典型特征。2個鋯石的年齡分別為293.0~305.3 Ma和299.9~317.6 Ma，年齡數據總體比較集中，測點位置與年齡無明顯的直接關系，表明為同一成因和同一時代的鋯石。WY-255-002樣品10個點的測試結果給出的(206Pb)/(238U) 加權平均年齡為(298.8±2.5) Ma (圖4(a)，平均標準權重偏差SWD=1.6)，WY-255-005樣品10個點的測試結果給出的(206Pb)/(238U)加權平均年齡為 (309.0±2.8) Ma (圖4(b)，SWD=0.89)。上述定年結果表明，安山巖的形成時間為 (303.65±4.80) Ma，屬于晚石炭世。

3.2 主量和微量元素地球化學特征

表2所示為金灘金礦安山巖的巖石化學成分質量分析。從表2可見：樣品(SiO2) 質量分數為54.29%~69.05% (平均為61.24%)；(TiO2) 質量分數低，為0.56%~ 0.92%(平均為0.73%)；(Al2O3) 質量分數為11.27%~ 19.46%(平均為14.27%)；(Na2O) 質量分數為1.29%~3.15%(平均為2.25%)，(K2O) 質量分數為0.65%~4.60%(平均為2.17%)，全堿(Na2O+K2O)為2.46%~6.81%(平均為4.43%)；(MgO) 質量分數變化大，為3.60%~10.45% (平均為5.47%)；Mg#指數為46~66。對樣品進行TAS投圖[16](圖 5(a))，樣品(個別除外) 落在Ir-Irvine線下方亞堿性區內。絕大多數樣品的里特曼指數(K2O+Na2O)2/[(SiO2)?43]為0.44~1.65，屬于鈣堿性系列，與(K2O)?(SiO2)圖解[17?18](圖 5(b))和(SiO2)?(Al2O3+CaO+Na2O+ K2O)/(Al2O3+ CaO-(Na2O+K2O))(記為(SiO2)?堿度率)圖解[19](圖 5(c)) 的投圖結果基本一致。因此，礦區安山巖應該屬于亞堿性系列鈣堿性火山巖。

安山巖樣品具有較高的稀土質量分數 ((ΣREE)=47.19×10?6~144.36×10?6)，稀土元素球粒隕石標準化型式較簡單(球粒隕石標準化數據引自文獻[20])，所有樣品都表現出一致的LREE富集的右傾型分布模式(圖6(a))。(LREE)/(HREE)較低，為3.79~8.98 (平均為6.11)，[(La)/(Yb)]N(N表示相應元素質量分數的球粒隕石標準化)為2.82~8.53，[(Gd)/(Yb)]N為1.20~1.58，表明LREE和HREE分異作用明顯，LREE發生明顯富集。δ(Eu) (個別樣品除外) 為 0.44~0.77，具中等Eu負異常；大部分樣品顯示輕微Ce負異常 (δ(Ce) =0.93~0.98)(圖6(b))。

(a) 樣品WY-255-002鋯石U-Pb年齡諧和圖；(b) 樣品WY-255-002鋯石U-Pb年齡加權平均圖；(c) 樣品WY-255-005鋯石U-Pb年齡諧和圖；(d) 樣品WY-255-005鋯石U-Pb年齡加權平均圖

表2 金灘金礦安山巖主量元素和微量元素分析結果(質量分數)

(a) TAS圖解；(b) ω(K2O)?ω(SiO2)圖解；(c) ω(SiO2)?A.R圖解

(a) 球粒隕石標準化稀土元素配分圖；(b) 原始地幔標準化微量元素蛛網圖

在原始地幔標準化的微量元素蛛網圖(原始地幔微量元素標準化數據引自文獻[21])上，安山巖微量元素分配型式表現為向右傾斜的形態。大離子親石元素 (LILE) 普遍富集，強烈富集K，Rb，Ba，Th和U。部分高場強元素Nb和Ti明顯相對虧損，而相容元素Cr，Ni，Co和V表現為強烈虧損。大離子親石元素普遍富集和個別高場強元素 (Ta) 富集可能是巖石蝕變引起的，與鏡下巖礦鑒定結果相吻合。

4 討論

4.1 構造環境

考慮到礦區安山巖有不同程度的蝕變，在開展成巖構造環境研究時，除利用巖石主量元素外，特別選用一些在蝕變和變質作用過程中十分穩定的微量元素進行判別。

礦區安山巖為亞堿性系列鈣堿性火山巖，(Al2O3)/(CaO+K2O+Na2O) (記為A/CNK，其中為物質的量) 為1.24~2.50 (平均為1.74)，屬于鋁過飽和系列，說明礦區安山巖是俯沖帶環境的產物[22]。

礦區安山巖巖石化學系列屬于鈣堿性火山系列。TiO2是比較惰性的組分，是指示成巖構造環境的有效指標，礦區安山巖中的(TiO2) 質量分數為0.56%~0.92% (平均為0.73%)，比MORB(平均為1.5%) 和OIB(平均大于2.0%)的低，而與島弧型火山巖的(TiO2)(平均為0.8%)接近。在原始地幔標準化的微量元素比值蛛網圖(圖6(b))上，大離子親石元素 K，Rb，Ba，Th和U強烈富集，部分高場強元素Nb和Ti明顯相對虧損，Zr和Hf輕微富集，總體表現出與俯沖帶相關的大陸或島弧巖漿作用特征[22?24]。

安山巖(Zr)/(Nb) (1.53~4.33) 落在島弧火山巖的(Zr)/(Nb) (0~60) 范圍內。稀土元素地球化學特征和(La)/(Nb)(1.38~3.38，平均為2.30)均反映安山巖形成于活動大陸邊緣上陸緣島弧[25?26]。(Ba)/(La) (3.73~139.39，平均為35.45) 與島弧火山巖的(Ba)/(La)(大于30.00)相近。[(Rb)/(Yb)]N(0.71~6.59，平均為2.75))與大陸構造背景值一致，明顯異于洋島火山巖。

在(Rb)與(Y+Nb)的關系圖(圖 7(a))和(Sr)/(Y)與(Y) 的關系圖(圖7(b))上，安山巖樣品全部落在島弧火山巖范圍內。從(Zr)/(Y)與(Zr)的關系圖 (圖 7(c))和(La)/(Yb)與(Sc)/(Ni)的關系圖(圖 7(d))可以看出，樣品全部落在活動大陸邊緣區，進一步說明礦區安山巖形成于與俯沖消減作用有關的活動大陸邊緣上陸緣島弧環境，與前人的晚古生代島弧帶的結論一致。

4.2 巖石成因

安山巖樣品的(MgO)，(Cr)，(Ni)和Mg指數絕大多數低于原生巖漿參考值 ((MgO)為10%~12%，(Cr)為250×10?6，(Ni) 為90×10?6~ 670×10?6，Mg指數為68~75)[27?28]，表明母巖漿并不是原始的地幔巖漿，而是發生結晶分異作用后的巖 漿[29]。一般而言，幔源巖漿的(Al2O3)/(TiO2) 為 30左右[30]，礦區安山巖的(Al2O3)/(TiO2) 為14.33~ 24.02，說明源巖漿具有幔源特征。(Zr)/(Hf) (36.15~37.74，平均為36.89)，接近原始地幔平均值((Zr)/(Hf)為33~40)[31]，顯示該區巖漿具有幔源巖漿特征。Ta和Yb主要與地幔部分熔融及幔源性質有關，Th是不相容元素，它們均不易受后期蝕變和變質作用的影響，地幔富集事件對Ta和Th的影響程度相近，火山巖中Ta和Th豐度與火山巖源區組成及火山巖的形成環境有十分密切的關系[24]，因此，(Th)/(Yb)和(Ta)/(Yb)對于區分火山巖的源區性質具有重要意義。區內安山巖具較高的(Th)/(Yb)和(Ta)/(Yb)，平均值分別為2.94和1.41，既顯示活動大陸邊緣特征，同時也暗示其原始巖漿可能來自相對富集的地幔楔的部分熔融。

(a) ω(Rb)與ω(Y+Nb)的關系；(b) ω(Sr)/ω(Y)與ω(Y)的關系；(c) (ω(Zr)/ω(Y))與ω(Zr)的關系；(c) ω(La)/ω(Yb)與ω(Sc)/ω(Ni)的關系

在Harker圖解 (圖略) 中，(Al2O3) ，(MgO) ，(FeOT)，(P2O5)，(TiO2)，(NaO)，(MnO)與(SiO2)呈負相關關系，(CaO)，(K2O)與(SiO2)呈正相關關系，這些氧化物與SiO2存在良好的相關性，表明巖漿的分離結晶作用在巖漿演化中具有主導作用。

與板片俯沖有關的火山巖的(Zr)/(Nb) (質量分數)為10~60，礦區安山巖的(Zr)/(Nb) 為16.39~23.81，表明其形成與板片俯沖有關。從礦區島弧型鈣堿性安山巖、英安巖、流紋巖巖石組合看，安山巖顯然與俯沖板片脫水形成富大離子親石元素的流體交代地幔楔熔融有關[32]。根據一些微量元素質量分數的不同分異趨勢能有效判別流體交代作用和熔體交代作用，(Nb)/(Zr) 與(Th)/(Zr) 的關系圖[33](圖 8(a)) 和(Rb)/(Y) 與(Nb)/(Y) 的關系圖[33](圖 8(b)) 顯示，礦區安山巖具有較明顯的流體交代富集趨勢。

因此，大離子親石元素K，Rb，Ba，T和U等強烈富集，是俯沖板塊脫水而形成的，發生交代地幔楔時，導致楔形地幔也富集這些元素；Sr，Nb和Ti等元素虧損可能與巖漿演化過程中角閃石、斜長石和金紅石的分離結晶作用有關。

在過親石元素H (如Ta，Th，La和Ce等) 和親石元素M (如Zr，Hf和Sm等) 的H-H/M圖解中，水平排列的巖石是由分離結晶形成的，而傾斜排列的巖石是部分熔融所致[33?34]。在這類判別圖中，樣品均為傾斜排列，說明是由于部分熔融作用形成。ROLLISON[35]根據部分熔融定量模式計算出地幔巖在不同熔融程度中形成的熔體的Ce和Sm質量分數，在該模擬圖上，安山巖的部分熔融程度為1%~5%。

(La)/(Nb)與(Ba)/(Nb)關系見圖9。從圖9可見：絕大多數樣品投影在島弧火山巖區，與碎屑沉積物及大陸地殼的分布區較接近，這一特征指示有陸源物質參與了成巖過程。安山巖樣品具有較低的(Sm)/(Nd) (0.18~0.27，小于0.30) 及較高的(Ce)/(Nb)(3.30~7.30，大于1.00) 和(Th)/(Yb) (1.67~5.38，大于1.00)，同樣說明巖漿曾遭受地殼物質的混染[30]。

(a) ω(Nb)/ω(Zr)與ω(Th)/ω(Zr)的關系；(b) ω(Rb)/ω(Y)與ω(Nb)/ω(Y)的關系

圖9 金灘金礦安山巖ω(La)/ω(Nb)與ω(Ba)/ω(Nb)的關系圖(據文獻[34])

4.3 成礦意義

礦區安山巖富集大離子親石元素和具有明顯負Eu異常，暗示安山巖曾經歷過較好的巖漿分異作用過程，在巖漿作用條件下可以形成富集硫化物的長英質硅酸鹽巖漿[36]，這是本區安山巖形成金銅多金屬礦床十分有利的背景條件。經研究發現[37]，礦區安山巖的金質量分數普遍較高，平均達到 25.79×10?9，為地殼金豐度(3.50×10?9)的7.31倍，為成礦帶金背景值(0.97×10?9)的26.59倍，對金成礦十分有利。另外，對金灘金礦的圍巖安山巖和礦石中的硫同位素特征進行研究，結果顯示，礦石硫同位素組成與圍巖安山巖相近，說明兩者同源。上述研究說明，圍巖安山巖為金灘金礦的形成提供了礦源。陳文等[38]通過 Ar-Ar同位素年代學研究認為，秋格明塔什—黃山韌性剪切帶剪切變形作用主活動期為 262.9~242.8 Ma，而金灘金礦床主成礦期范圍為 261.0~246.5 Ma，恰好落在剪切變形作用主活動期的時代范圍之內，明顯晚于圍巖安山巖的形成時期。礦床 H 和 O 同位素研究結果表明成礦流體為巖漿水(或變質水) 與大氣降水的混合源，巖漿水(或變質水) 在上升過程中，混入了大量的大氣降水。

東天山地區板塊俯沖碰撞造山作用形成了秋格明塔什—黃山韌性剪切帶。金灘金礦的空間分布嚴格受斷裂構造的控制，并明顯表現出“多級有序”的特點，不同級別的構造單元對成礦起著不同的控制作用，分別控制礦帶、礦床以及礦體的產出和展布。具體構造控礦特征如下。

1) 韌性剪切帶對礦帶的控制。韌性剪切帶屬于高壓區，根據金的地球化學行為，一般向高應力區遷移，因此，韌性剪切帶聚集金的作用相當明顯[39]。韌性剪切帶形成后，應力得到釋放，已成為構造薄弱地帶，在其后的構造活動中，易于在剪切帶中產生脆—韌性剪切帶、脆性斷裂，為后期的導礦、容礦提供空間。韌性剪切帶一般延深大，可與基底構造(如深大斷裂)連通，為成礦熱循環聚富成礦提供條件。

2) 脆—韌性剪切帶對礦床的控制。金灘金礦盡管受控于區域性韌性剪切帶，但其產出并不是均勻分布在韌性剪切帶內部，而是分布于秋格明塔什—黃山韌性剪切帶南部邊緣的次級脆—韌性變形轉換帶(康古爾—金灘脆—韌性剪切帶)中。由于脆—韌性變形轉換的動力過程對金成礦作用重大，其獨特的時空域則成為運輸反應耦合成礦的有利場所[40]。成礦流體在運移過程中，由韌性變形帶向韌—脆性變形帶遷移時，溫度和壓力會急劇降低，物理化學條件急劇變化，溶液中的成礦元素便有序地沉淀，形成金礦床[41]。

3) 脆性斷裂對礦體的控制。礦區脆—韌性剪切帶形成后，受后期右行直剪作用的影響，在脆—韌性剪切帶中形成數條近于平行、規模大小不等的脆性斷裂，其產狀與脆—韌性剪切帶基本一致，這些斷裂即為金的賦礦空間。秋格明塔什—黃山韌性剪切帶與康古爾—金灘脆—韌性剪切帶以及發育于其中的脆性斷裂溝通，共同構成“y”型成礦構造系統。成礦流體在“y”型構造系統中不斷循環聚集，最終在容礦構造(脆性斷裂)中富集成礦。

5 結論

1) 金灘礦區安山巖的鋯石 U-Pb 年齡為(303.65±4.80) Ma，屬于晚石炭世巖漿活動的產物。

2) 安山巖主要由英安巖、安山巖等組成，顯示亞堿性系列鈣堿性火山巖特征。綜合巖石地球化學特征，認為可能形成于與俯沖碰撞造山作用有關的活動大陸邊緣上的火山島弧環境。

3) 康古爾洋向南俯沖，俯沖板片脫水形成流體(富水和大離子親石元素)進入地幔楔，被俯沖流體交代的地幔楔發生部分熔融，同時產生結晶分異作用而形成安山巖，并在巖漿的演化過程中受到陸殼物質混染，說明東天山地區在晚石炭世依舊存在俯沖消減作用，與俯沖碰撞造山作用有關的島弧型鈣堿性中—酸性火山巖為金灘金礦的形成提供了礦源。

[1] HUANG Xiaowen, QI Liang, GAO Jianfeng, et al. First reliable Re-Os ages of pyrite and stable isotope compositions of Fe (-Cu) deposits in the Hami region, Eastern Tianshan Orogenic Belt, NW China[J]. Resource Geology, 2013, 63(2): 166?187.

[2] SONG Xieyan, WEI Xie, DENG Yufeng, et al. Slab break-off and the formation of Permian mafic-ultramafic instrusions in southern margin of Central Asian Orogenic Belt, Xinjiang, NW China[J]. Lithos, 2011, 127(1/2): 128?143.

[3] QIN Kezhang, SU Benxun, ASAMOAH S P, et al. SIMS zircon U-Pb geochronology and Sr-Nd isotopes of Ni-Cu-bearing- ultramafic intrusions in eastern Tianshan and Beishan in correlation with flood basalts in Tarim Basin (NW China): constraints on a Ca. 280 Ma mantle plume[J]. American Journal of Science, 2011, 311(3): 237?260.

[4] SONG Xieyan, LI Xiangren. Geochemistry of the Kalatongke Ni-Cu-(PGE) sulfide deposit, NW China: implication for the formation of magmatic sulfide mineralization in a postcollisional environment[J]. Mineralium Deposita, 2009, 44(3): 303?327.

[5] 王銀宏, 薛春紀, 劉家軍, 等. 新疆東天山土屋斑巖銅礦床地球化學、年代學、Lu-Hf同位素及其地質意義[J].巖石學報, 2014, 30(11): 3383?3399. WANG Yinhong, XUE Chunji, LIU Jiajun, et al. Geochemistry, geochronology, Lu-Hf isotope and geological significance of the Tuwu porphyry copper deposit in eastern Tianshan, Xinjiang[J]. Acta Petrologica Sinica, 2014, 30(11): 3383?3399.

[6] 李錦軼, 王克卓, 孫桂華, 等. 東天山吐哈盆地南緣古生代活動陸緣殘片: 中亞地區古亞洲洋板塊俯沖的地質記錄[J]. 巖石學報, 2006, 22(5): 1087?1102. LI Jinyi, WANG Kezhuo, SUN Guihua, et al. Paleozoic active margin slices in the southern Turfan—Hami basin: geological records of subduction of the Paleo-Asian Ocean plate in central Asian regions[J]. Acta Petrologica Sinica, 2006, 22(5): 1087?1102.

[7] 李向民, 夏林圻, 夏祖春, 等. 東天山企鵝山群火山巖鋯石U-Pb年代學[J]. 地質通報, 2004, 23(12): 1215?1220. LI Xiangmin, XIA Linqi, XIA Zuchun, et al. Zircon U-Pb geochronology of volcanic rocks of the Qi′eshan Group in the Eastern Tianshan Mountains[J]. Geological Bulletin of China, 2004, 23(12): 1215?1220.

[8] 張良臣, 吳乃元. 天山地質構造及演化史[J]. 新疆地質, 1985, 3(3): 1?14. ZHANG Liangchen, WU Naiyuan. The geotectonic and its evolution of Tianshan[J]. Xinjiang Geology, 1985, 3(3): 1?14.

[9] 何國琦, 李茂松, 劉德權, 等. 中國新疆古生代地殼演化及成礦[M]. 烏魯木齊: 新疆人民出版社, 1994: 50?57. HE Guoqi, LI Maosong, LIU Dequan, et al. Paleozoic crustal evolution and metallogenic in Xinjiang of China[M]. Urumqi: Xinjiang People’s Publishing House, 1994: 50?57.

[10] 王義天, 毛景文, 陳文, 等. 新疆東天山康古爾塔格金礦帶成礦作用的構造制約[J]. 巖石學報, 2006, 22(1): 236?244. WANG Yitian, MAO Jingwen, CHEN Wen, et al. Tectonic constraints on mineralization of the Kanggurtag gold belt in the Eastern Tianshan, Xinjiang, NW China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2006, 22(1): 236?244.

[11] 張立成, 王義天, 陳雪峰, 等. 東天山紅云灘鐵礦床礦物、礦物化學特征及礦床成因探討[J]. 巖石礦物學雜志, 2013, 32(4): 431?449. ZHANG Licheng, WANG Yitian, CHEN Xuefeng, et al. Mineralogy, mineral chemistry and genesis of the Hongyuntan iron deposit in East Tianshan Mountians, Xinjiang[J]. Acta Petrologica et Mineralogic, 2013, 32(4): 431?449.

[12] 舒斌, 馬天林, 陳宣華, 等. 東天山康古爾塔格金礦田控礦構造特征[J]. 地質通報, 2007, 26(2): 166?173. SHU Bin, MA Tianlin, CHEN Xuanhua, et al. Characteristics ore-controlling structures in the Kanggur gold field, East Tianshan, Xinjiang, China[J]. Geological Bulletin of China, 2007, 26(2): 166?173.

[13] 張連昌, 姬金生, 楊興科, 等. 東天山馬頭灘韌性剪切帶型金礦地質特征及成因[J]. 西安工程學院學報, 1998, 20(4): 15?19. ZHANG Lianchang, JI Jinsheng, YANG Xingke, et al. Geological characteristics and genesis of the ductile shear zone-type gold deposit in Matoutan Eastern Tianshan[J]. Journal of Xi′an Engineering University, 1998, 20(4): 15?19.

[14] 柳小明, 高山, 袁洪林, 等. 193 nm LA-ICP-MS 對國際地質標準參考物質中42種主量和微量元素的分析[J]. 巖石學報, 2002, 18(3): 408?418. LIU Xiaoming, GAO Shan, YUAN Honglin, et al. Analysis of 42 major and trace elements in glass standard reference materials by 193 nm LA-ICP-MS[J]. Acta Petrologica Sinica, 2002, 18(3): 408?418.

[15] LUDWIG K R. Isoplot: A plotting and regression program for radiogenic-isotope data[R]. Virginia: U S Geological Survey Open-File Report, 1991: 91?102.

[16] LE MAITRE R W, BATEMAN P, DUDEK A, et al. A classification of igneous rocks and glossary of terms[M]. Oxford: Blackwell, 1989: 206.

[17] WINCHESTER J A, FLOYD P A. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements[J]. Chemical Geology, 1977, 20(4): 325?343.

[18] PEARCE J A, HARRIS N B W, TINDLE A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[J]. Journal of Petrology, 1984, 25(4): 956?983.

[19] IRVINE T N, BARAGAR W R A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks[J]. Canadian Journal of Earth Sciences, 1971, 8(5): 523?548.

[20] BOYNTON W V. Geochemistry of the rare earth elements meteorite studies[C]//HENDERSON P. Rare earth element geochemistry. Amsterdium: Elservier, 1984: 63?114.

[21] SUN S S, MCDONOUGH W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes[C]//SAUNDERS A D, NORRY M J. Magmatism in the ocean basins. London: Geological Society Special Publication, 1989: 313?345.

[22] GILL J B. Orogenic andesites and plate tectonics[M]. Berlin: Springer Verlag, 1981: 282?290.

[23] CONDIE K C. Mantle plume and their record in earth history[M]. London: Cambridge University Press, 2001: 30?43.

[24] ROLLINSON H R. Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation[M]. New York: John Wiley and Sons Inc, 1993: 265?287.

[25] WILSON M. Igneous petrogenesis[M]. Lodon: Springer, 1989: 121?133.

[26] SALTERS V J M, HART S R. The mantle sources of ocean ridges, islands and arcs:the Hf isotope connection[J]. Earth Planet Sci Lett, 1991, 104(2/3/4): 364?380.

[27] WENDLANDT R F, ALTHERR R, NUEMANN E R, et al. Petology, geochemistry,isotopes[C]//OLSEN K H, Continental Rifts: Evolution, Structures, Tectonics. Amsterdam: Elsevier, 1995: 47?60.

[28] FREY F A, GREEN D H, ROY S D. Integrated models of basalt petrogenesis: a study of quartz tholeiites to olivine melilitites from southeastern Australia utilizing geochemical and experimental petrological data[J]. Journal of Petrology, 1978, 19(3): 463?513.

[29] 高林, 陳斌. 魯西地塊濟南輝長巖巖石學、地球化學和Os-Nd-Sr同位素研究[J]. 地球科學與環境學報, 2013, 35(2): 19?31.GAO Lin, CHEN Bin. Study on petrology, geochemistry and Os-Nd-Sr isotopes of Jinan Gabbro in Luxi Block[J]. Journal of Earth Sciences and Environment, 2013, 35(2): 19?31.

[30] 丁建華, 肖成東, 秦正永. 洞子溝地區大紅峪組富鉀火山巖巖石學、地球化學特征[J]. 地質調查與研究, 2005, 28(2): 100?105. DING Jianhua, XIAO Chengdong, QIN Zhengyong. Petrological and geochemical research on Dahongyu ultra-potassic volcanic rocks in Dongzigou Area, Hebei Province[J]. Geological Survey and Research, 2005, 28(2): 100?105.

[31] GREEN T H. Significance of Nb/Ta as indicator of geochemical processes in the crust-mantle system[J]. Chemical Geology, 1995, 120 (3/4): 347?359.

[32] 趙振華, 王強, 熊小林. 俯沖帶復雜的殼幔相互作用[J]. 礦物巖石地球化學通報, 2004, 23(4): 277?284. ZHAO Zhenhua, WANG Qiang, XIONG Xiaolin. Complex mantle-crust interaction in subduction zone[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2004, 23(4): 277?284.

[33] KEPEZHINSKAS P, MCDERMOTT F, DEFANT M J, et al. Trace element and Sr-Nd-Pb isotopic constraints on a three-component model of Kamchatka arc petrogenesis[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1997, 61(3): 577?600.

[34] ALLEGRE C J, MINSTER J F. Quantitative models of trace element in igneous petrology[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1978, 38(5): 1?25.

[35] ROLLISON H R. Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation[M]. Edinburgh: Longman, 1993: 260?275.

[36] ANDREW G T, JOHN A M. Generation of metal-rich felsic magmas during crustal anatexis[J]. Geology, 2003, 31(9): 765?768.

[37] 李彤泰. 東天山康古爾塔格金礦帶地質特征及成礦規律[J]. 黃金地質, 2004, 10(3): 13?16. LI Tongtai. Geological features and metallogenic rules of Kanggurtage gold belt in East Tianshan[J]. Gold Geology, 2004, 10(3): 13?16.

[38] 陳文, 張彥, 秦克章, 等. 新疆東天山剪切帶型金礦床時代研究[J]. 巖石學報, 2007, 23(8): 2007?2016. CHEN Wen, ZHANG Yan, QIN Kezhang, et al. Study on the age of the shear zone-type gold deposit of East Tianshan, Xinjiang,China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(8): 2007?2016.

[39] 王魁元. 韌性剪切帶內元素的聚集和離散及其平衡計算[J]. 國外前寒武紀地質, 1993, 16(4): 73?84.WANG Kuiyuan. The aggregation, discrete, balance calculation of the elements in ductile shear zone[J]. Overseas Precambrian Geology, 1993, 16(4): 73?84.

[40] 鄧軍, 楊立強, 孫忠實, 等. 構造體制轉換與流體多層循環成礦動力學[J]. 地球科學, 2000, 25(4): 397?403.DENG Jun, YANG Liqiang, SUN Zhongshi, et al. Ore-forming dynamics of tectonic regime transformation and multi-layer fluid circulation[J]. Earth science-Journal of China University of Geosclences, 2000, 25(4): 397?403.

[41] 呂古賢, 郭濤. 阜山金礦區構造變形巖相特征與成礦流體構造物理化學特征研究[J]. 地質地球化學, 2001, 29(3): 90?93.Lü Guxian, GUO Tao. Tectono-deformation-facies characteristics and tectono-physicochemistry of metallogenic liquid for Fushan gold deposit[J]. Geology Geochemistry, 2001, 29(3): 90?93.

(編輯 陳燦華)

Petrology, geochemistry and geological significance of andesites of Jintan gold orefield in Eastern Tianshan, Xinjiang

ZHU Yuyin1, 2, 3, WANG Tianguo1, 2, HUANG Chaowen1, 2, DAI Tagen1, 2,YANG Liu4, CHONG Khai Yuen5, DU Gaofeng6

(1. Key Laboratory of Non-ferrous Metalloginic Prediction of Ministry of Education,Central South University, Changsha 410083, China;2. School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China;3. School of Environment and Resources, Southwest University of Science and Technology, Mianyang 621010, China;4. Department of Resources Engineering, Hunan Engineering Polytechnic, Changsha 410015, China;5. Faculty of Science, University of Malaya, Kuala Lumpur 50603, Malaysia;6. State Key Laboratory of Ore Deposit Geochemistry, Institute of Geochemistry,Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550002, China)

A set of andesites closely related to the Au mineralization was developed from Jintan Gold Deposit. Element concentration of the andesites and geochemical correlation analysis were made. According to the results, both the zircons structure of the andesites and(Th)/(U) (0.30?1.02,is element mass fraction) indicate that the zircons are the origin of magma, and the zircon U-Pb age is (303.65±4.8) Ma, which stands for the formation age of andesites. The(SiO2) of andesites is from 54.29% to 69.05%,(Al2O3) is from 11.27% to 19.46% and(K2O+Na2O) is from 2.46% to 6.81%,(MgO) is from 3.60% to 10.45% and Mg index changes from 46 to 66. The light rare earth elements (LREE) of andesites is enriched, and the differentiation between LREE and HREE is obvious. Eu of the vast majority of the sample shows moderate negative anomaly (δ(Eu)=0.44?0.77), while Ce shows slight negative anomalies (δ(Ce)=0.93~0.98). It is enriched in large ion lithophile elements (such as K, Rb, Ba, Th and U), and depleted in high field strength elements (such as Nb and Ti). The magma undergones the fractional crystallization and partial melting. The andesites are probably formed by partial melting of mantle wedge, which is metasomatized by subducting fluids when the Kanggurtag ocean southward subducts, oceanic crust dehydrates and subducts into the mantle wedge. Meanwhile the magma undergones fractional crystallization, and suffers significant continental crust material contamination. Based on comprehensive analysis, subduction of the Kangguer ocean is still underway in the East Tianshan mountain region at the time of Late Carboniferous.

late carboniferous; andesite; source characteristics; Jintan Gold Deposit

10.11817/j.issn.1672?7207.2017.10.020

P595；P597

A

1672?7207(2017)10?2697?12

2016?10?12；

修回日期：2016?12?22

國家重點基礎研究發展計劃(973計劃)項目(2014CB440901)(Project(2014CB440901) supported by the National Basic Research Program(973 Program) of China)

楊柳，博士，從事礦產普查與勘探研究；E-mail：381199286a@sina.com