張博文，展新忠，陳川，夏芳，王雯

(新疆大學地質與礦業(yè)工程學院，新疆烏魯木齊830049)

0 引言

斑巖型Cu礦床是金屬Cu的最主要來源，因其巨大的經(jīng)濟價值成為地質學家研究的熱點礦床類型之一．國內(nèi)外大量研究成果表明，巖漿活動強烈的島弧、陸緣弧及中國學者厘定的陸陸碰撞帶[1,2]是這類礦床產(chǎn)出的最重要構造環(huán)境，如西太平洋的印度尼西亞和菲律賓島弧帶分布有Grasberg、Porgera等超大型Cu礦床[3,4]；東太平洋的中安第斯陸緣弧分布有Andina Division、Escondida等超大型Cu礦床[5,6]；岡底斯斑巖型Cu礦成礦帶和玉龍斑巖型Cu礦成礦帶等分布有玉龍、朱諾等超大型Cu礦床[7]；中亞造山帶內(nèi)分布有波謝庫爾、TaldyBulak、歐玉托勒蓋等一系列大型-超大型Cu礦床[8?10]．這些斑巖型Cu礦床成礦特點各有異同，共同構成了全球最為著名的環(huán)太平洋成礦域、特提斯成礦域及中亞成礦域．近年來，隨著中亞成礦域內(nèi)大量斑巖型Cu礦床、Cu-Mo礦床的發(fā)現(xiàn)，該區(qū)域受到了國內(nèi)外學者的廣泛關注[11?13]，而位于中亞成礦域核心區(qū)的西天山斑巖-矽卡巖復合型Cu礦床、Cu-Mo礦床（如喇嘛蘇、3571、萊歷斯高爾、哈爾尕提等）的發(fā)現(xiàn)，讓特有的斑巖型-矽卡巖型成礦系統(tǒng)得到關注[14]，并使得西天山成為找尋此類Cu礦床最有潛力的區(qū)域．

“十二五”期間，科技支撐項目找礦發(fā)現(xiàn)喇嘛蘇外圍Cu礦床，初步認定為斑巖-矽卡巖復合型Cu礦床，資源量（331+332+333）約為40.67萬噸，預測規(guī)模達到中-大型，這既肯定了西天山發(fā)育斑巖型-矽卡巖型成礦系統(tǒng)的普遍性[15]，也佐證了世界著名捷克利鉛鋅銅多金屬成礦帶向東延入中國的可能性[16]．前人對西天山別珍套-科古琴晚古生代島弧帶成礦作用研究集中于喇嘛蘇Cu礦床[17?22]，并認為喇嘛蘇Cu礦是該區(qū)域最大Cu礦床[23]，而喇嘛蘇外圍Cu礦的突破，使該地區(qū)成礦潛力大大提升，也使對該礦床成礦機理的研究迫在眉睫．

本文以喇嘛蘇外圍Cu礦床含礦巖體為對象，開展巖相學、巖石地球化學研究，探討巖石成因及成礦背景，以期為中亞成礦域斑巖-矽卡巖復合型Cu多金屬礦床勘查提供資料．

1 礦區(qū)地質特征

北西天山造山帶（NTOB）位于準噶爾板塊北部與南伊犁-中天山地塊之間，是由準噶爾洋持續(xù)俯沖南伊犁-中天山地塊北緣形成的晚古生代活動陸緣弧演化而來[24].喇嘛蘇外圍Cu礦大地構造位置為賽里木微陸塊北緣的汗吉尕晚古生代島弧帶，礦區(qū)主要出露地層為中元古界薊縣系庫松木切克群下亞群，巖石組合為暗灰色含硅質灰?guī)r、大理巖化灰?guī)r、硅質條帶大理巖化灰?guī)r、泥晶灰?guī)r等.礦區(qū)內(nèi)構造復雜，主體為東西向復式向斜構造，并發(fā)育一系列北北西向、近南北向、北東向斷裂，其中北北西向斷裂是重要的控礦構造，它控制了礦區(qū)主侵入期斑巖體和礦化體的展布．區(qū)內(nèi)的巖漿巖以中酸性侵入巖為主，近北西向成帶展布，形態(tài)多呈巖株、巖枝、巖脈狀，主要類型為花崗閃長斑巖、花崗閃長巖和花崗斑巖，總面積約0.9 Km2，中基性脈巖少量分布，巖性有閃長玢巖和輝綠玢巖等.

地層的層間破碎帶內(nèi)，主要為氧化礦體；平硐揭露的礦體主要在巖體邊部石英脈、巖體與地層的接觸帶及地層的層間構造帶內(nèi)；深部鉆孔揭露的礦體主要富集在矽卡巖化帶內(nèi)．已圈定七條工業(yè)礦體，主礦體沿走向長約100～400 m，寬4～40 m，局部特厚部位礦化帶可達50 m左右，部分鉆探控制礦體傾向延伸約300 m，呈層狀、似層狀、脈狀和局部囊狀產(chǎn)出，銅品位總體為0.30～4.3%，最高品位可達10%以上.礦化成因類型有矽卡巖型和斑巖型．其中斑巖型礦化主要見于礦區(qū)出露斑巖體內(nèi)部及邊部的細脈—網(wǎng)脈狀石英硫化物脈；矽卡巖型礦化主要見于深部盲礦體，賦礦巖石為矽卡巖或矽卡巖化灰?guī)r.該礦床礦石中的原生金屬礦物主要為磁黃鐵礦、磁鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦等，次生礦物有孔雀石、藍銅礦、輝銅礦等，脈石礦物有石英、方解石、長石、透輝石、石榴子石和綠泥石等．圍巖蝕變有矽卡巖化絹云母化、硅化、碳酸鹽化、綠簾石化、綠泥石化、鉀化、鈉長石化等.

2 巖相學特征

喇嘛蘇外圍Cu礦區(qū)出露有花崗閃長斑巖、花崗閃長巖，其次為花崗斑巖，在平硐工程和鉆孔巖芯里見花崗閃長巖及少量的輝綠玢巖巖脈，花崗閃長斑巖在地表獨立組成巖體，深部與花崗閃長巖也發(fā)育在同一巖體中，呈漸變接觸關系.花崗閃長斑巖絹云母化、硅化蝕變強烈，巖體裂隙內(nèi)發(fā)育大量孔雀石化，花崗閃長巖邊部及與地層接觸部位發(fā)育網(wǎng)脈狀、細脈狀石英硫化物脈，顯示花崗閃長斑巖和花崗閃長巖與成礦作用關系密切.花崗斑巖出露范圍較小，發(fā)育一定程度蝕變，礦化現(xiàn)象不明顯；輝綠玢巖，以巖脈產(chǎn)出，切穿花崗閃長巖，未見礦化現(xiàn)象，顯示成礦后期巖漿活動的跡象.花崗閃長斑巖和花崗閃長巖的巖相學特征如下：

花崗閃長巖，新鮮面灰白色，半自形粒狀結構，局部見似斑狀結構，塊狀構造（圖1a），主要由石英、堿性長石、斜長石和角閃石組成，含少量黑云母（<3%）.堿性長石，半自形寬板狀，格子雙晶發(fā)育，含量15%左右，介于0.2×0.3 mm～1.2×2 mm之間，絹云母化蝕變較強；斜長石，呈半自形板狀，顆粒小至0.3×0.3 mm，大到1.5×3 mm，含量約55%左右，發(fā)育連晶、聚片雙晶，普遍發(fā)生絹云母化和碳酸鹽化（圖1c），常沿斜長石裂隙見碳酸鹽微細脈.石英，淡灰色，它形，粒狀，大小0.5～2 mm，含量為20%；角閃石，綠色-淡黃色，它形，大小約0.3～1.5 mm，含量約5%；黑云母，黑褐色，片狀，大小0.2～3 mm，含量2%.

花崗閃長斑巖，風化面呈黃褐色，新鮮面灰白色、淺灰色，似斑狀結構，塊狀構造.斑晶含量約為10%～25%（圖1b），主要有石英（20%左右）、斜長石（30～35%左右）、堿性長石（10～15%）和黑云母（<5%）.石英呈渾圓狀或不規(guī)則粒狀，長軸為0.1 mm～0.4 mm，熔蝕現(xiàn)象明顯（圖1d）；斜長石以中長石為主，呈自形-半自形板狀，長軸為0.3～3 mm，發(fā)育連晶、聚片雙晶，環(huán)帶構造發(fā)育（圖1d），部分已發(fā)生鈉黝簾石化或碳酸鹽化蝕變；堿性長石多為鉀長石，呈半自形板狀，長軸為0.1～1 mm，具卡巴斯雙晶；黑云母，片狀，淺黃、褐紅色，干涉色較強，粒度較小，斑晶長軸為0.1～0.2 mm.基質呈顯微結構，主要由石英和斜長石組成（石英含量約20%、斜長石含量約55%），其次為鉀長石（約25%）.

圖1 喇嘛蘇外圍銅礦成礦巖體樣品顯微照片

3 地球化學特征

本文共測試地球化學樣品11件，分別來自喇嘛蘇外圍銅礦區(qū)6號平硐內(nèi)礦體邊部花崗閃長巖（4件）及地表出露的花崗閃長巖（2件）、花崗閃長斑巖（5件）.巖體測試樣品經(jīng)過手標本蝕變剔除和顯微鏡觀察后，挑選無表生氧化作用及礦化蝕變影響很弱的樣品.巖石主量元素、微量元素及稀土元素分析均在廣州澳實分析測試實驗室完成，分析方法代碼分別為ME-XRF26d、ME-MS41及ME-MS81.

3.1 主量元素

由表1可知，花崗閃長斑巖樣品中SiO2含量變化為57.58～68.27%，Al2O3在15.17～15.52%之間，Na2O和K2O的含量分別為4.66～5.38%和0.44～2.5%，CaO在3.77～11.5%，Ti2O含量變化不大；花崗閃長巖樣品中SiO2含量變化為62.6～67.4%，Al2O3在14.47～17.24%之間，Na2O和K2O的含量分別為3.88～4.81%和1.28～1.91%，CaO在5.33～6.695%，Ti2O含量變化較大，總體顯示花崗閃長斑巖和花崗閃長巖的化學成分變化不大.其中花崗閃長斑巖的Na2O+K2O、K2O/Na2O高于花崗閃長巖，顯示前者更加富堿、富鉀，結合花崗閃長斑巖的固結指數(shù)SI（9.10～11.18）低于花崗閃長巖的SI（10.45～17.69），初步表明花崗閃長斑巖應是同源巖漿分異演化的晚階段產(chǎn)物.

表1 喇嘛蘇外圍Cu礦區(qū)成礦巖體主量元素測試結果（wt%）

在TAS巖石分類圖解上，本區(qū)成礦巖體基本落入花崗閃長巖區(qū)，少數(shù)落在閃長巖區(qū)（圖2）.根據(jù)SiO2-K2O圖解顯示（圖3a），成礦巖體幾乎都屬于鈣堿性系列，堿度率AR為1.48～2.22，其中花崗閃長斑巖較花崗閃長巖具有向高鉀鈣堿性系列過渡的趨勢，總體顯示正常鈣堿性系列特征. 從鋁飽和指數(shù)圖解 （圖3b）可以看出，鋁飽和指數(shù)A/CNK為0.53～0.88<1（表1），巖體樣品均落在準鋁質區(qū)域，主要顯示偏鋁質的巖石特征．

3.2 微量元素

成礦巖體微量元素分析結果見表2，花崗斑巖及花崗閃長巖具有上地殼源區(qū)的特征[28]．由圖4可知，這兩類巖石微量元素配分曲線基本一致，總體富集大離子親石元素（Sr、K、Rb、Th），具有明顯的正異常，而相對虧損高場強元素（Ta、Nb、P、Ti、Y、Yb），具有較明顯的負異常，顯示出火山弧巖漿巖的特征[31]，同時強烈虧損Ba、Zr，富集U，也反映出火山弧花崗巖已發(fā)育到一定的成熟度.

圖2 成礦巖體TAS巖石分類圖（底圖據(jù)參考文獻[25]）

圖3 巖石系列劃分K2O-Si2O圖解和A/NK-A/CNK圖解（據(jù)文獻[26,27]），YT1-花崗閃長巖；YT2-花崗閃長斑巖

由表2可見，花崗閃長斑巖和花崗閃長巖的稀土總量、輕重稀土比值及Eu異?？傮w上一致，稍有差別，有一定變化．稀土總含量（PREE）分別為78.94～100.37×10?6和76.23～110.52×10?6；LREE/HREE 分別為5.04～7.67和6.86～7.50；LaN/YbN分別為4.25～7.32和6.57～7.75；Eu異常（δEu）分別為0.65～0.96和0.66～1.04．球粒隕石標準化配分模式圖顯示，花崗閃長斑巖和花崗閃長巖的配分曲線十分一致，都呈明顯右傾型趨勢，輕稀土較重稀土富集，絕大多數(shù)具有Eu（δEu）較弱負異常（圖5），暗示兩類巖石具有同一源區(qū)，為同一巖漿作用演化形成，而局部的差別反映成巖期后存在一定的分異作用及地質改造.

表2 喇嘛蘇外圍Cu礦區(qū)成礦巖體微量元素、稀土元素測試結果及其相關參數(shù)(10?6)

圖4 微量元素MORB標準化曲線（MORB數(shù)據(jù)來自[29]）

圖5 稀土元素球粒隕石標準化配分曲線（球粒隕石數(shù)據(jù)引自[30]）

4 討論

4.1 成礦構造背景

本區(qū)含礦花崗閃長斑巖、花崗閃長巖具有明顯火山弧花崗巖的特征.現(xiàn)從以上斑巖中選出SiO2含量大于60wt%，鏡下薄片鑒定石英含量大于2%的10個樣品，結合北西天山斑巖Cu礦帶內(nèi)巖體時限約束于顯生宙，在滿足上述投點前提下，進行主要元素巖體構造環(huán)境判定[32].從主要元素判別圖可知（圖6），本區(qū)花崗質巖石全部落在IAG+CAG+CCG（島弧花崗巖類+大陸弧花崗巖類+大陸碰撞花崗巖類）區(qū)內(nèi)，與造山后花崗巖類（POG）、RRG+CEUG（與裂谷有關的花崗巖+大陸造陸抬升有關的花崗巖類）存在明顯差異；另從R1-R2因子辨別圖解可知（圖6d），花崗質巖石大多數(shù)落在破壞性活動板塊邊緣構造環(huán)境，屬于板塊碰撞前花崗巖類.總體上可以看出，本區(qū)的含礦花崗質巖體形成于俯沖-碰撞構造的擠壓環(huán)境，明顯區(qū)別于非造山裂谷及后碰撞的拉張伸展環(huán)境．

圖6 花崗巖類構造環(huán)境主要元素辨別圖解及R1-R2因子辨別圖（底圖參考文獻據(jù)[27,32]）

元素Rb、Y、Yb、Nb、Ta是作為區(qū)分ORG（大洋脊花崗巖）、WPG（板內(nèi)花崗巖）、VAG（火山弧花崗巖）和Syn-COLG（同碰撞花崗巖）的最有效判據(jù)[33]，由圖7可知，本區(qū)花崗質巖石全部落在火山弧花崗巖（VAG）區(qū)內(nèi).由于Nb-Y和Ta-Yb辨別圖解不能較好的將造山后花崗質巖石與火山弧和同碰撞花崗巖相區(qū)分，本文通過Hf-Rb/3-Ta/3的三角圖解擴大碰撞花崗巖的分布區(qū)，將造山后花崗巖更為明確的辨別出來[34]，本區(qū)花崗質巖石基本都落于火山弧花崗巖區(qū)域內(nèi)（圖8）.另外據(jù)Th/Yb-Ta/Yb圖解可知（圖9b），礦區(qū)內(nèi)樣品落在陸緣弧區(qū)域內(nèi)，顯示喇嘛蘇外圍銅礦成礦事件約束于活動大陸邊緣環(huán)境，區(qū)別于大洋島弧環(huán)境，該投點特征恰恰與賦礦圍巖為中元古界老基底陸塊相吻合.

圖8 花崗巖的Hf-Rb/30-Ta×3辨別圖解（底圖據(jù)參考文獻[34]）

圖9 成礦巖體SiO2-Ce辨別圖解及Th/Yb-Ta/Yb辨別圖解(底圖參考文獻據(jù)[35])

前人對西北天山造山帶內(nèi)已知斑巖型Cu礦、斑巖型Mo礦的年代學研究較多，該地區(qū)斑巖型礦床的成巖時限目前大致約束于390～273Ma之間[23,35]，也有學者將西天山和東天山斑巖型Cu-Mo礦床的成巖年齡總結為390～298Ma，成礦年齡為359～286Ma[14].從上述研究表明，西北天山造山帶內(nèi)斑巖型礦床的成礦巖體形成時代均在晚古生代，主要集中于中晚泥盆世、早石炭世及早二疊世.

結合新疆北部區(qū)域構造演化研究表明[36]，從晚古生代開始，西天山地區(qū)伊犁陸塊東北緣的賽里木微陸塊開始進入活動期，與其他陸塊受挾的有限洋盆開始閉合，北側準噶爾洋持續(xù)俯沖，在陸塊邊緣形成別珍套-科古琴晚古生代陸緣島弧帶[14]，相繼發(fā)生大規(guī)模構造-巖漿作用，在該帶內(nèi)侵位形成一系列有利的I型花崗巖，成為喇嘛蘇外圍Cu礦區(qū)的成礦巖體.

4.2 巖漿來源

當前認為，活動大陸邊緣環(huán)境形成的巖漿源區(qū)物質主要來自：（1）俯沖洋殼板片（包括增生楔內(nèi)的沉積物）部分熔融形成的熔體[37]；（2）大陸上地殼物質的同化混染[38]；（3）拆沉的下地殼熔融[39]；（4）富水玄武質巖漿的分離結晶[40].

據(jù)上述巖相學研究，本區(qū)成礦花崗質巖石具有黑云母、角閃石出現(xiàn)而不含白云母等富鋁礦物的特征.由Ce-SiO2辨別圖解可知（圖9a），喇嘛蘇外圍Cu礦的成礦巖體屬偏鋁質（A/CNK為0.53～0.88）的I型花崗巖，并初步認為該巖漿的源區(qū)物質可能不存在上地殼泥質巖石熔融提供[41].由微量元素分析結果可知，兩組成礦巖體的Rb/Sr比值為0.076～0.18，遠遠低于全球上地殼的平均值0.31，而與全球下地殼的平均值0.019相近[42]，暗示其巖漿源區(qū)可能大部分來自下地殼，且Nb/Tb比值為9.5～12.83，低于幔源巖漿值17.5±2，而接近殼源巖漿值11～12，顯示源區(qū)以殼源為主的特征．進一步據(jù)Rb/Sr-Rb/Ba圖解可知，所有樣品點幾乎都落在左下方貧粘土區(qū)的玄武巖范圍內(nèi)（圖10a），總體上顯示本區(qū)成礦巖體具有由下地殼玄武質巖漿派生的花崗巖特征.

高Ba/Th比值（>300）被認為是指示俯沖帶流體對源區(qū)巖漿貢獻的顯著標志[43]，本礦區(qū)巖體樣品Ba/Th值最高為50.3，明顯偏低，說明俯沖帶流體作用對巖漿演化影響不大，同樣高Th和Th/Ce比值常用來識別巖漿是否有俯沖帶沉積物部分熔融形成的熔體[44]，本區(qū)內(nèi)巖體樣品中Th的含量為6.33～7.68×10?6，Th/Ce比值為0.15～0.23，顯示少量洋底沉積物加入巖漿源區(qū)的特征.

由稀土元素分析結果可知，兩類成礦巖體只存在微弱的Eu負異常（δEu為0.66～0.96），說明源區(qū)巖漿幾乎沒有斜長石的殘留.樣品（La/Yb）N比值為4.25～7.75，遠遠高于原始地幔平均值[42]，由（La/Yb）N?δEu圖解得到，巖體樣品的投點絕大多數(shù)落在殼源型區(qū)域內(nèi)（圖10b）.并由主量元素源區(qū)辨別圖解可見，樣品投影點幾乎均落入角閃巖部分熔融區(qū)域，暗示其源區(qū)巖漿由基性下地殼物質低程度熔融形成（圖10c、圖10d）.

圖10 喇嘛蘇外圍Cu礦成礦巖體源區(qū)辨別圖解（底圖參考文獻據(jù)[45-48]）

結合上述推斷，本區(qū)花崗質巖石源巖與下地殼角閃石質巖石有關，由一部分的俯沖洋殼板片熔體貢獻，主要由下地殼富水玄武巖漿的部分熔融參與，這也與西天山帶內(nèi)毗鄰成礦斑巖的源巖中上地殼物質所占比例略低，幔源比例要高一些的觀點一致[23].

5 結論

（1）本區(qū)成礦巖體主要為花崗閃長斑巖及花崗閃長巖，兩者野外產(chǎn)狀關系密切，巖相學及地球化學特征十分相似，應該屬于同源巖漿的產(chǎn)物，且花崗閃長斑巖更富堿高K，可能由于晚期侵位造成.

（2）巖石地球化學特征顯示，本區(qū)成礦巖體屬于典型的偏鋁質鈣堿性I型花崗巖，形成于準噶爾洋持續(xù)向南俯沖賽里木微陸塊的活動大陸邊緣環(huán)境.

（3）本區(qū)成礦巖體源區(qū)物質主要來自下地殼，而上地殼物質及俯沖洋殼（包括洋底沉積物）貢獻較少，形成機制為由洋殼俯沖作用釋放的大量流體交代上覆的楔形地幔，誘發(fā)下地殼的部分熔融，最終成為中酸性的鈣堿性巖漿.

參考文獻：

[1]侯增謙,楊志明.中國大陸環(huán)境斑巖型礦床:基本地質特征、巖漿熱液系統(tǒng)和成礦概念模型[J].地質學報,2009,83(12):1779-1817.

[2]陳衍景.大陸碰撞成礦理論的創(chuàng)建及應用[J].巖石學報,2013,29(1):01-17.

[3]Hedenquist J W,Richards J P.The inf l uence of geochemical techniques on the development of genetic models for porphyry copper deposits[J].Reviews in Economic Geology,1998,10:235-256.

[4]Cooke D R,Hollings P,Walshe J L.Giant porphyry deposits:Characteristics,distributio-n,and tectonic controls[J].Economic Geology,2005,100(5):801-818.

[5]Kay S M,Mpodozis C,Coira B.Neogene magmatism,tectonism,and mineral deposits of the central Andes(22?to 33?S Latitude).In:Skinner BJ(ed.).Geology and Ore Deposits of the Central Andes[J].Society of Economic Geologists Special Publication,1999,7:27-59.

[6]Richards J P,Boyce A J,Pringle M S.Geologic evolution of the Escondida area,northern Chile:A model for spatial and temporal localization of porphyry Cu mineralization[J].Economic Geology,2001,96(2):271-306.

[7]侯增謙,曲曉明,黃衛(wèi),等.岡底斯斑巖銅礦成礦帶有望成為西藏第二條“玉龍”銅礦帶[J].中國地質,2001,28(10):27-29.

[8]Seltmann R,Porter T M,Pirajno F.Geodynamics and metallogeny of the central Eurasian porphyry and related epithermal mineral systems:A review[J].Journal of Asian Earth Sciences,2014,79:810-841.

[9]Wainwright A J,Tosdal R M,Wooden J L,et al.U-Pb(zircon)and geochemical constraints on the age,origin,and evolution of Paleozoic are magmas in the OyuTolgoi porphyry Cu-Au district,southern Mongolia[J].Gondwana Research,2011,19(3):764-787.

[10]聶鳳軍,江思宏,白大明,等.蒙古國南部及鄰區(qū)金屬礦床類型及其時空分布特征[J].地球學報,2010,31(3):267-288.

[11]Zhu Y F,Zhang L F,Gu LB,et al.The zircon SHRMP chronology and trace element geochemistry of the Carboniferous volcanic rocks in western TianshanMountains[J].Chinese Science Bulletin,2005,50:2201-2212.

[12]Shen P,Shen Y C,Liu T B,et al.Geochemical signature of porphyries in the Baogutu porphyry copper belt,western Junggar,NW China[J].Gondwana Research,2009,16(2):227-242.

[13]Goldfarb R J,Taylor R D,Collins G S,et al.Phanerozoic continental growth and gold metallogeny of Asia[J].Gondwana Research,2013,25(1):48-102.

[14]申萍,董連慧,馮京,等.新疆斑巖型銅礦床分布、時代及成礦特點[J].新疆地質,2010,28(4):358-364.

[15]申萍,潘虹迪.中亞成礦域斑巖銅礦床基本特征[J].巖石學報,2015,31(2):315-332.

[16]張曉帆,陳川.新疆重要成礦帶戰(zhàn)略性礦產(chǎn)資源預測與靶區(qū)評價—大型找礦靶區(qū)評價結題報告[R].北京:國家305項目辦公室,2016:142-157.

[17]蔡宏淵,鄭躍鵬,鄧貴安.喇嘛蘇銅礦床斑巖體地質地球化學特征及含礦性評價[J].礦產(chǎn)與地質,1998,12(6):386-392.

[18]董連慧,李鳳鳴.新疆北部斑巖銅礦成礦規(guī)律及找礦方向[J].礦床地質,2006,25(Z):293-296.

[19]賴健清,彭省臨,鐘運鄂,等.新疆溫泉縣喇嘛蘇銅多金屬礦床成因初探[J].有色金屬礦產(chǎn)與勘查,1998,7(5):267-288.

[20]廖啟林,賴健清.新疆北部喇嘛蘇銅礦區(qū)有關巖石的稀土元素地球化學[J].地質找礦論叢,2002,17(3):145-151.

[21]楊軍臣,崔彬,李天福.新疆博樂喇嘛蘇銅礦床地質特征和成因研究[J].地質論評,1998,44(1):23-30.

[22]王核,彭省臨,賴健清.論新疆喇嘛蘇銅礦床的多因復成成礦作用[J].大地構造與成礦學,2001,25(2):149-154.

[23]張東陽,張招崇,薛春紀,等.西天山喇嘛蘇銅礦成礦斑巖的巖石學、地球化學特征及成因探討[J].巖石學報,2010,26(3):680-694.

[24]Xiao W J,Han C M,Yuan C,et al.Middle Cambrian to Permian subduction-ralaterdaccretionaryorogenesis of Northern Xinjiang,NWChina:implications for the tectonic evolution of central Asia[J].Journal of Asian Earth Sciences,2008,32:102-117.

[25]Willson B M.Igneouspetrogenesis a global tectonic approach[M].New York:Springer,1989.

[26]Morrison G W.Characteristics and tectonic setting of the shoshonite rock association[J].Lithos,1980,13:91-108.

[27]Maniar P D,Piccoli P M.Tectonic discrimination of granitoids[J].Geological Society of America Bulletin,1989,10:635-643.

[28]Tayloy S R,Mclennan S M.The composition and evolution of the continental crust:rare earth element evidence from sedimentary rocks[J].Phil Trans R Soc London,1981,A301:381-399.

[29]Foley S F,Peccerillo A.Potassic and ultrapotassic magmas and their origin[J].Lithos,1992,28:181-185.

[30]Sun S,McDonough W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:implications for mantle composition and processes[J].In:Saunders AD and Norry MJ(eds).Magmatism in Ocean Basins Spec Publ Geol Soc Lond,1989,42:313-345.

[31]Sauners A D,Tarney J.Geochemicalcharacteritics of basaltic volcanism within back-arc basins[J].Marginal basin geology,Spec Publ Geol Soc London,1984,16:59-76.

[32]Batchelor R A,Bowden P.Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multi-cationic parameters[J].Chemical Geology,1985,48(1):43-55.

[33]Pearce J A,Harris NBW,Tindle AG.Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[J].Petrol,1984,25:956-983.

[34]Harris NBW,Pearce J A,Tindle A G.Geochemical characteristics of collision-zone magmatism[J].In:Coward M P and Reis A C(eds),Collision tectonics Spec Publ Grol Soc Lond,1986,19:67-81.

[35]張作衡,王志良,左國朝,等.西天山達巴特礦區(qū)火山巖的形成時代、構造背景及對斑巖型礦化的制約[J].地質學報,2008,82(11):1494-1503.

[36]王志良,毛景文,張作衡,等.新疆天山斑巖銅鉬礦地質特征、時空分布及其成礦地球動力學演化[J].地質學報,2006,80(7):943-955.

[37]Defant M J,Drummond M S.Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere[J].Nature,1990,347(6294):662-665.

[38]Macdonald R H,Hawkesworth C J,Heath E.The Lesser Antilles volcanic chain：A study in arc magmatism[J].Earth science Reviews,2000,49(1-4):1-76.

[39]Kay R W,Kay M S.Delamination and delamination magmatism[J].Tectonophysics,1993,2019(1-3):177-189.

[40]Macpherson C G,Dreher S T,Thirlwall M F.Adakites without slab melting:High pressure dif f erentiation of island arc magma,Mindanao,thePhilippines[J].Earth and Planetary Science Letters,2006,243(3-4):581-593.

[41]Winther K T.An experimentally based model for the origin of tonalitic and trondhjemiticmelts[J].Chemical Geology,1996,127(1-3):43-59.

[42]Weaver B L,Tarney J.Empirical approach to estimating the composition of the continental crust[J].Nature,1984,310(5978):575-577.

[43]Devine D.Petrogenesis of the basalt-andesite-dacite association of Grenada,Lesser Antilles island arc revisited[J].Journal of Volcanology and Geothermal Research,1995,69(1-2):1-33.

[44]Plank T,Langmuir C H.The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle[J].Chemical Geology,1989,145(3-4):325-394.

[45]Pearce J A,Peate D W.Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas:Annu[J].Rev Earth Planet Sci,1995,23:251-285.

[46]Sylvester P J.Post-collisional strongly peraluminous granites[J].Lithos,1998,45:29-44.

[47]Altherr R,Holl A,Hegner E,et al.High-potassium,calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides:Northern Vosges(France)and northern Schwarzwald(Germany)[J].Lithos,2000,50(1-3):51-73.

[48]Patino Douce A E.What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas?//Castro A,Fernadez C and VigneresseseJL.Understanding granites:Intergrating new and classical techniques[J].GeologicalSociety,London,Special Publication,1999,168:55-75.