趙俊興 蘇本勛 UYSAL Ibrahim AYDIN Faruk 肖燕 SEN Cuneyt回凱旋, 3 秦克章, 3

1. 中國科學院礦產(chǎn)資源研究重點實驗室，中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

2. 中國科學院地球科學研究院，北京 100029

3. 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049

4. Department of Geological Engineering, Karadeniz Technical University, Trabzon 61080

5. 巖石圈演化國家重點實驗室，中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

圖1 特提斯土耳其段主要斑巖型礦床分布圖(據(jù)修改)其中土耳其西部主要為四個成礦階段：1-俯沖階段；2-碰撞階段(Tavanl帶)；3-晚碰撞-后碰撞階段(Biga半島成礦帶)；4-后碰撞伸展階段(Afyon-Konya成礦帶);成礦帶劃分來自Kucu et al. (2019). 本次研究選擇2-4區(qū)域內(nèi)典型礦床開展研究Fig.1 Distribution map of main porphyry deposits of Tethys Turkish section (modified after 2009)The western Turkish is mainly composed of four ore-forming stages: 1-subduction stage; 2-collision stage (Tavanl belt); 3-from late-collision to post-collision stage (Biga Peninsula metallogenic belt); 4-post-collision extension stage (Afyon-Konya metallogenic belt); the division of metallogenic belt refers to Kucu et al. (2019). The typical deposits of 2～4 region were selected to research in this study

1 土耳其西部斑巖礦床構造背景

2 土耳其西部新生代典型斑巖成礦系統(tǒng)基本特征

2.1 Tavanl帶始新世斑巖成礦系統(tǒng)

2.2 Biga半島始新世至漸新世斑巖成礦系統(tǒng)

2.3 Afyon-Konya中新世-上新世斑巖金-鉬-銅礦及淺成低溫成礦系統(tǒng)

3 研究對象和測試方法

鋯石和磷灰石在分選后制靶，并拍攝透反射光照片和選擇無裂縫和礦物-流體包裹體顆粒區(qū)域，以便后續(xù)開展礦物主微量元素測試工作。鋯石和磷灰石的陰極發(fā)光圖像主要在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所使用配置MonoCL4的Nova NanoSEM 450場發(fā)射掃描電子顯微鏡(FSEM)完成。鋯石微量元素含量中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化重點實驗室的Agilent 7500a四級桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀上完成(與193nm ArF準分子激光剝蝕儀聯(lián)機)。每個時間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30s的空白信號和50s的樣品信號。對分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年齡計算)采用軟件ICPMSDataCal(Liuetal., 2008)完成。詳細的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法同Liuetal.(2008, 2010)。鋯石微量元素選點主要為先前鋯石U-Pb定年測試點，激光束斑選擇為44～60μm，略大于之前的年齡測定束斑。鋯石微量元素含量利用NIST610、USGS參考玻璃BCR-2G與BIR-1G作為多外標、Zr作內(nèi)標的方法進行定量計算(Liuetal., 2010)。鋯石微量元素結果見于表2。

表2 土耳其西部新生代斑巖礦床中巖漿巖鋯石LA-ICPMS微量元素數(shù)據(jù)(×10-6)Table 2 The analytical data of LA-ICPMS zircon trace elements from magmatic rocks in the Cenozoic porphyry ore deposits, western Turkey (×10-6)

續(xù)表2Continued Table 2

磷灰石主量元素在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所(IGGCAS)使用JEOL-JXA8100電子探針完成。本次研究工作條件為加速電壓15kV，束流10nA，探針束斑大小為3～5μm，Si、Fe、Mn、Mg、Na、S和Cl的計數(shù)時間為20s，F(xiàn)的計數(shù)時間為40s，Ca和P的計數(shù)時間為10s。選點過程中我們只將感興趣的磷灰石顆粒在電子束下進行移動，以防止F、Cl、Ca和P成分的遷移。Stormeretal.(1993)指出這些元素在EPMA分析中的Kα-X射線計數(shù)率與電子束的照射時間密切相關。所有數(shù)據(jù)均采用ZAF進行校正，所有結果見表3。

表3 土耳其西部新生代斑巖礦床中巖漿巖磷灰石EPMA主量元素數(shù)據(jù)(wt%)Table 3 The analytical data of EPMA apatite major elements from magmatic rocks in the Cenozoic porphyry ore deposits, western Turkey (wt%)

續(xù)表3Continued Table 3

續(xù)表3Continued Table 3

4 測試結果

4.1 鋯石微量元素組成

本次研究共測定333顆鋯石微量元素數(shù)據(jù)，結合全巖數(shù)據(jù)(趙俊興等，未發(fā)表數(shù)據(jù))和Lietal.(2019)的Geo-fO2來計算鋯石鈦飽和溫度和氧逸度(表2)。結果顯示土耳其西部新生代斑巖礦床的成礦巖漿具有如下的特征：(1)鋯石微量元素表明土耳其西部新生代斑巖礦床成礦巖漿大部分落于高水含量-高氧逸度區(qū)間(圖2)；(2)巖漿巖鋯石具有相似的稀土元素配分曲線(圖3)，且暗色包體鋯石較同期巖體有較高的稀土總量(圖3a, d)；(3)絕大部分鋯石的EuN/EuN*位于0.4～0.7之間，斑巖Mo和斑巖Mo-Cu礦相關鋯石在結晶時熔體受斜長石結晶影響更大，具有更低EuN/EuN*比值(圖4a)；(4)利用Ferry and Watson (2007)的鋯石Ti飽和溫度計(假設TiO2活度為0.7)估算土耳其西部斑巖成礦及其相關巖體的形成溫度在650～900℃之間，鋯石Ti溫度顯示巖體結晶溫度表現(xiàn)為：斑巖Au礦>斑巖Cu-Mo=斑巖Mo-Cu礦>斑巖Mo礦，呈現(xiàn)遞減趨勢 (圖4b)；(5)鋯石微量元素顯示(Yb/Gd和Hf/Y-Th/U，圖4c, d)鋯石在巖漿房結晶過程中，其微量元素組成大部分受角閃石±榍石±磷灰石分離結晶控制，該分離結晶控制趨勢與全巖微量元素指示演化受角閃石結晶相控制一致(圖5)；(6)斑巖Au和斑巖Cu-Mo相關巖體鋯石形成時氧逸度高于斑巖Mo和斑巖Mo-Cu礦巖體，結合各巖體形成年齡，鋯石氧逸度Ce4+/Ce3+比值呈現(xiàn)出先降低(斑巖Cu-Mo到斑巖Mo)后升高(斑巖Mo-Cu到斑巖Au)的趨勢(圖4d)。

圖2 鋯石(Ce/Nd)/Y-10000×(Eu/Eu*)/Y圖解其中鋯石微量元素組成圈定高氧逸度-高含水量成礦巖體(△FMQ>2和H2O<12%)與低氧逸度-低含水量(△FMQ<2和H2O<5%)非成礦巖體范圍來自Lu et al. (2016)Fig.2 Zircon (Ce/Nd)/Y vs. 10000×(Eu/Eu*)/Y diagramThe zircon trace element ranges to define high oxygen fugacity-high water content fertile magma (△FMQ>2 and H2O<12%) and low oxygen fugacity-low water content (△FMQ<2 and H2O<5%) infertile suite refer to Lu et al. (2016)

圖3 土耳其西部新生代斑巖礦床巖漿巖鋯石球粒隕石標準化稀土元素配分圖解(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.3 Chondrite-normalization REE patterns of western Turkish Neozoic porphyry deposit magmatic rock zircon (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

圖4 鋯石Hf-EuN/EuN*(a)、Hf-鋯石Ti飽和溫度(b)、Th/U-Yb/Gd(c)和Th/U-Hf/Y(d)之間演化關系圖a中氧化條件演化趨勢來自Dilles et al. (2015)，圖c和d中分離結晶趨勢來自Lee et al. (2021). 圖例見圖2Fig.4 The evolution relationship of zircon Hf vs. EuN/EuN* (a), Hf vs. zircon Ti saturation temperature (b), Th/U vs. Yb/Gd (c) and Th/U vs. Hf/Y (d)The evolution trend of oxidizing condition in Fig.4a refers to Dilles et al. (2015), the fractional crystallization trend in Fig.4c, d refers to Lee et al. (2021). Legends refer to Fig.2

圖5 土耳其西部斑巖礦床中鋯石年齡和鋯石Th/U、Ti溫度、EuN/EuN*和Ce4+/Ce3+比值之間演化關系Fig.5 The evolution relationship of zircon age and zircon Th/U, Ti-in-zircon temperature, EuN/EuN* and Ce4+/Ce3+ ratio in the porphyry ore deposits, western Turkey

4.2 磷灰石主量元素組成

圖6 斑巖礦床中磷灰石中F含量-F/Cl比值(a)和Cl含量-F/Cl比值(b)之間的關系Fig.6 The relationship of apatite F content vs. F/Cl ratios (a) and Cl content vs. F/Cl ratios (b) in porphyry deposits

5 討論

5.1 土耳其西部新生代斑巖系統(tǒng)巖漿氧逸度演化趨勢

通過斑巖成礦帶的構造演化歷史和巖漿巖微量元素-同位素研究，能夠獲得俯沖-碰撞過程中地殼屬性(Sillitoe, 2018)、地殼厚度演化(如, (La/Yb)N比值, Profetaetal., 2015; Zhuetal., 2017; Y/Sr比值, Dengetal., 2018; 巖漿金屬元素含量和俯沖帶地殼厚度關系, Chiaradia, 2014)、斑巖成礦帶的巖石圈結構(如, 同位素填圖, Houetal., 2015b; 地?；蛳碌貧ぐw研究, Wangetal., 2016, Xuetal., 2017)、俯沖板塊邊界信息(如, 配合板塊匯聚速度和地殼縮短估算, Wangetal., 2015)等宏觀要素。

本次研究得到土耳其西部新生代斑巖系統(tǒng)的巖漿氧逸度自晚古新世-早始新世碰撞階段到后碰撞環(huán)境經(jīng)歷先降低后升高的過程(圖5d，Ce4+/Ce3+比值的變化關系)。該特征與西藏岡底斯碰撞環(huán)境斑巖礦床(Wangetal., 2014a, b; Yangetal., 2016)和安第斯型俯沖環(huán)境斑巖礦床(Caoetal., 2016; Lietal., 2017; Angereretal., 2018)的氧逸度演化趨勢不同。西藏岡底斯碰撞環(huán)境和安第斯俯沖型成礦巖漿演化趨勢表明為成礦巖漿含水量和氧逸度均顯著升高，地殼加厚過程可能是控制其氧逸度升高的重要因素(Tangetal., 2020)。因此，估算土耳其西部斑巖礦床成礦巖體及其同期巖漿巖形成時地殼厚度，并結合鋯石氧逸度評價地殼厚度演化過程對巖漿氧逸度的控制過程，是解釋土耳其西部新生代斑巖系統(tǒng)巖漿氧逸度演化趨勢的重要研究內(nèi)容。

本次研究使用Huetal.(2017)在碰撞造山帶巖漿巖研究中提出的地殼厚度估算公式。Huetal.(2017)利用全巖Sr/Y和(La/Yb)N比值以及Crust 1.0模型獲得碰撞帶地殼厚度(H)計算公式估算地殼厚度：H=0.67×Sr/Y+28.21和H=27.78×ln[0.34×(La/Yb)N]，并指出與前人在俯沖島弧帶巖漿巖中獲得的地殼厚度估算模型相比(Chiaradia, 2014; Profetaetal., 2015)，在相同地殼厚度下碰撞環(huán)境的中酸性巖漿巖(SiO2含量為55%～72%)具有較低的Sr/Y和較高的 (La/Yb)N比值(Huetal., 2017)。我們結合前人在土耳其西部地區(qū)發(fā)表的新生代巖漿巖數(shù)據(jù)(選擇SiO2含量在55%～72%)，使用該模型對土耳其西部50Ma以來的斑巖礦床及同期巖漿巖形成時地殼厚度進行估算(圖7)。估算結果表明三條成礦帶內(nèi)成礦與非成礦巖體盡管估算值略有不同，但隨時間演化趨勢基本一致，即Tavanl帶和Biga半島成礦帶在始新世到漸新世巖漿巖形成時地殼厚度估算值略微升高，Afyon-Konya成礦帶早中新世地殼依然有與Biga半島成礦帶相似的估算厚度。但到中晚中新世Afyon-Konya成礦帶的地殼厚度明顯增大。而針對本次研究所選擇的樣品，全巖的(La/Yb)N和估算地殼厚度(圖8a, b)顯示從始新世到早中新世有著地殼逐漸加厚的趨勢。而在漸新世-中新世的Tepeoba斑巖Mo礦、Pnarba斑巖Mo-Cu礦和斑巖Au礦中，從成礦前到成礦期巖漿演化過程明顯經(jīng)歷地殼減薄事件(圖8a, b，隨時間明顯降低的(La/Yb)N)。在該過程中Pnarba斑巖Mo-Cu礦和斑巖Au礦的巖漿氧逸度明顯上升(圖8c)，說明與地殼減薄相關的深部過程可能是控制土耳其西部中新世高氧逸度成礦巖漿形成的重要機制。同時，全巖微量元素(圖9a，b)和鋯石微量元素(圖4d)指示，土耳其西部斑巖礦床成礦巖漿地球化學特征可能主要受到以角閃石為主的分離結晶作用控制。因此，在該地殼減薄過程中可能發(fā)生基性巖漿注入過程，使得成礦期巖漿氧逸度升高。

圖7 土耳其西部斑巖礦床巖體及同時期巖漿巖地殼厚度估算與形成時代演化圖圖中地殼厚度估算公式來自Hu et al. (2017)，并分別利用全巖(La/Yb)N(a)和Sr/Y比值(b)進行估算，其中Tavanl帶巖體數(shù)據(jù)來自Altunkaynak (2007)，Kucu et al. (2019)和Güraslan and Altunkaynak (2019)；Biga半島成礦帶數(shù)據(jù)來自Kucu et al. (2019)；Afyon-Konya成礦帶數(shù)據(jù)來自 et al. (2015), Deliba et al. (2017)和Kucu et al.(2019)Fig.7 The evolution diagrams of western Turkish porphyry deposits rock and contemporary magmatic rock crustal thickness estimation and formation ageThe computational formula of crustal thickness refers to Hu et al. (2017), whole rock (La/Yb)N (a) and Sr/Y (b) ratio was used to calculate respectively, the Tavanl belt rock values refer to Altunkaynak (2007), Kucu et al. (2019) and Güraslan and Altunkaynak (2019); Biga Peninsula metallogenic belt values refer to Kucu et al. (2019); Afyon-Konya metallogenic belt values refer to et al. (2015), Deliba et al. (2017) and Kucu et al. (2019)

圖8 斑巖礦床中各類巖體鋯石年齡-(La/Yb)N(a)、鋯石年齡-地殼估算厚度(b)和巖漿氧逸度-地殼估算厚度(c)圖解△FMQ通過鋯石計算獲得，以平均值和1StDev表示Fig.8 Magmatic zircon age vs. whole-rock (La/Yb)N (a), zircon age vs. crustal estimation thickness (b), magmatic oxygen fugacity (vs. crustal estimation thickness diagrams△FMQ was obtained by zircon calculation, and showed in terms of average and 1StDev

圖9 本次研究的斑巖礦床中各類巖體SiO2-Dy/Yb(a)和SiO2-(La/Yb)N(b)圖解其中角閃石和石榴石演化趨勢來自Davidson et al. (2007)，全巖數(shù)據(jù)來自趙俊興等(未發(fā)表數(shù)據(jù))Fig.9 Different types of magmatic rock SiO2 vs. Dy/Yb (a) and SiO2 vs. (La/Yb)N (b) diagrams in this studyThe evolution trends of amphibole and garnet refer to Davidson et al. (2007). The whole-rock geochemical compositions are cited from Zhao et al. (unpublished data)

5.2 巖漿中揮發(fā)份F-Cl-S演化特征——來自磷灰石組成的約束

斑巖型礦床的金屬元素主要以Cl、S絡合物的形式搬運，以金屬硫化物的形式沉淀。如Cu與Au在熔體中低氧逸度條件下以氯絡合物形式遷移，金在高氧逸度條件下以硫氫絡合物形式遷移，巖漿系統(tǒng)高氯含量有助于提高銅和金的溶解度(Zajacz and Halter, 2009)。而從斑巖銅礦到斑巖鉬礦，巖體酸性程度常與磷灰石F/Cl比值成正比(Mathez and Webster, 2005; 陳雷等, 2017; Zhaoetal., 2020)。因此，研究斑巖礦床成礦物質(zhì)富集-演化過程，有助于理解揮發(fā)分F、Cl、S以及成礦元素本身的地球化學行為(Richards, 2015b)。鑒于巖漿磷灰石和共存熔體處于平衡狀態(tài)，可使用磷灰石和平衡熔體實驗分配系數(shù)從磷灰石成分估算在給定P-T條件下熔體的F和Cl含量(Stocketal., 2016)。近期研究表明，在磷灰石和熔體之間存在F和Cl的非能斯特分配，在確定熔體中F、Cl和/或H2O的濃度時，各種實驗結果和熱力學模型利用磷灰石和熔體之間不同的F和Cl交換系數(shù)(KD)進行估算(Pan and Fleet, 2002; Rikeretal., 2018; Li and Costa, 2020)。然而，該方法要求已知熔體中的三種成分之一(F或Cl或H2O含量)，以便使用交換系數(shù)確定巖漿的揮發(fā)分及水含量。但由于熔體中的F、Cl、H2O含量常需要利用較難找尋的熔體包裹體或火山玻璃進行測定，該類研究對象較難找尋。因此，在本研究中，我們使用鹵族元素在磷灰石與熔體間的分配系數(shù)值來估算巖漿的F和Cl含量?？紤]到巖漿成分(全巖成分熔體的摩爾A/CNK和N/NK)和估計的溫度-壓力條件，我們使用磷灰石與英安質(zhì)-流紋質(zhì)熔體之間的Cl和F分配系數(shù)(A/CNK為0.90～1.05，N/NK為0.60～0.77，Websteretal., 2009; Dohertyetal., 2014)，其所代表的壓力和溫度范圍是50～200MPa和900～924℃。長英質(zhì)硅酸鹽熔體的F濃度方程式為(Websteretal., 2009)：CF(%)=[(磷灰石中的XF)-0.12]/3.02，其中XF表示磷灰石中的摩爾F含量。對于熔體中Cl含量的計算，我們使用Baoetal.(2016)的公式，該公式利用了Websteretal.(2009)和Dohertyetal.(2014)數(shù)據(jù)提供了一個簡單的基于權重的能斯特分配系數(shù)方法：CCl(熔體，%)=CCl(磷灰石，%)×0.16052。我們利用該公式估算熔體Cl含量。對于巖漿的硫含量，巖漿磷灰石中SO3含量主要受溫度、氧化狀態(tài)和硅酸鹽熔體中硫含量的控制(Pengetal., 1997; Parat and Holtz, 2005)?？紤]到熔體中硫含量的變化，早期Pengetal.(1997)利用與溫度相關的磷灰石-熔體分配系數(shù)，開展巖漿相對硫含量的估算，公式為ln(S磷灰石/熔體(%))=21130/T(單位為開氏度)-16.2。Paratetal.(2011)總結前人發(fā)表的實驗數(shù)據(jù)，給出了SO3磷灰石(%)=0.157×lnSO3熔體(%)+0.9834(r2=0.68)。我們假設各巖漿磷灰石從硫酸鹽飽和熔體結晶，利用Paratetal.(2011)的方法估算巖漿硫含量。雖然兩種計算方法會獲得不同的巖漿硫含量，但仍可判斷其總體演化趨勢。

圖10 土耳其西部斑巖礦床中磷灰石的F-Cl含量(a)，及鋯石年齡和對應巖體磷灰石估算的巖漿F(b)、Cl(c)和S(d)含量的演化關系其中巖漿中氟含量計算來自Webster et al. (2009)，巖漿中氯含量計算來自Webster et al. (2009)和Doherty et al. (2014)，巖漿中硫含量計算來自Parat et al. (2011)，圖例見圖7Fig.10 The evolution relationship of apatite F-Cl content (a), zircon age and magmatic F (b), Cl (c), S (d) content calculated from apatite in the corresponding rock in western Turkish porphyry depositThe calculation of F content in magmatic refers to Webster et al. (2009), Cl content calculation refers to Webster et al. (2009) and Doherty et al. (2014), S content calculation refers to Parat et al. (2011). Legends refer to Fig.7

斑巖成礦巖漿是否富硫，目前主要利用巖體中的巖漿礦物(巖漿硬石膏和磷灰石)和同期火山巖中熔融包裹體開展研究。如在成礦相關的斑巖中發(fā)現(xiàn)巖漿硬石膏，表明其形成時巖漿的氧逸度至少大于NNO+0.5，巖漿中硫含量為0.05%～1%(Carrol and Rutherford, 1987; Paratetal., 2011; Xiaoetal., 2012)。而利用高硫含量的磷灰石和硫在磷灰石和熔體間的分配系數(shù)，計算平衡巖漿中的硫含量可達1000×10-6以上(Streck and Dilles, 1998; Liaghat and Tosdal, 2008)，而通過礦床內(nèi)未發(fā)生硫化物飽和的基性端元中熔體包裹體測定硫含量為100×10-6～900×10-6(Seoetal., 2011; Grondahl and Zajacz, 2017; Zhang and Audétat, 2017)，屬于正常的巖漿硫含量范圍。由于高氧逸度使得巖漿中的硫以+6價形式賦存，并記錄在結晶的磷灰石中(Paratetal., 2011)，因此前人在俯沖與碰撞環(huán)境斑巖成礦帶區(qū)域對比研究中發(fā)現(xiàn)成礦期磷灰石常具有較高的SO3含量。如中亞造山帶哈薩克斯坦地區(qū)斑巖銅礦研究(Caoetal., 2016)指出，俯沖作用可以加厚新生下地殼和巖石圈地幔，并使楔形地幔氧逸度不斷升高，較高的氧逸度使得成礦期巖石磷灰石較成礦前具有明顯較高的SO3含量。西藏班公湖-怒江帶俯沖期斑巖銅金礦(Lietal., 2021)和岡底斯后碰撞環(huán)境斑巖銅鉬礦(Tangetal., 2020)中，巖漿的高氧逸度使得成礦巖體中巖漿磷灰石具有較高的硫含量。上述成礦帶的研究與我們在Tavanl帶、Biga半島斑巖成礦帶和Afyon-Konya成礦帶斑巖礦床中觀察到高氧逸度(圖5d)條件下的磷灰石高硫組成相一致。表明在俯沖、碰撞-后碰撞和伸展環(huán)境的斑巖礦床形成過程中，成礦期高氧逸度巖漿中的磷灰石常具有較高的SO3含量。

5.3 觸發(fā)土耳其西部斑巖礦床形成的動力學機制——與新特提斯單向匯聚過程有關

根據(jù)斑巖礦床的形成時代、成礦巖漿的性質(zhì)及與區(qū)內(nèi)(或重大)地質(zhì)事件的時空耦合關系，可以表征斑巖礦床形成時的動力學機制，進而約束板塊之間俯沖、碰撞和陸內(nèi)伸展等一系列構造過程及細節(jié)(Tosdal and Richards, 2001)。例如在洋-陸或洋-洋俯沖環(huán)境中，若成礦有關的埃達克質(zhì)巖石，與高鎂安山巖/富鈮玄武巖、A型花崗巖具有密切的時空關系，則其形成可能與洋脊俯沖有關(Cookeetal., 2005)。依據(jù)安第斯位于平板俯沖正上方或緩俯沖向陡俯沖過渡區(qū)域的眾多超大型斑巖銅礦建立的“平板俯沖模型”(Kay and Mpodozis, 2001; Reichetal., 2003)，斑巖銅礦的形成可能與俯沖帶結構和俯沖板片的幾何形態(tài)有關，如俯沖板片上存在洋底高原(Gutscheretal., 2000; Rosenbaumetal., 2005)，或俯沖板片上的轉換斷層(Richards and Holm, 2013)均可觸發(fā)斑巖銅礦的形成。俯沖帶極性反轉(Solomon, 1990)或者碰撞使得俯沖作用中止的階段(Sillitoe, 1997)，能夠在陸緣弧后背景下形成富金斑巖銅礦。在增生和碰撞造山帶內(nèi)，斑巖礦床形成的時空分布特征可以指示造山帶增生及小陸塊拼合過程(如中亞造山帶西段，秦克章, 2000; Wanetal., 2011, 2017)。通過斑巖礦床的形成時代和區(qū)域上成巖-成礦時代朝縫合帶方向變年輕的現(xiàn)象，可能說明深部發(fā)生俯沖板片回轉過程(slab roll-back，如保加利亞地區(qū)俯沖相關礦床, Von Quadtetal., 2005; 西藏岡底斯主碰撞階段斑巖礦床, Zhaoetal., 2014)。在碰撞型斑巖銅礦則集中分布在后碰撞階段(Houetal., 2004)或擠壓向伸展轉換階段(Qinetal., 2005)，可能與俯沖大陸板片斷離作用有關(slab break-off, De Boorderetal., 1998)。陸內(nèi)環(huán)境的斑巖銅金礦或者斑巖鉬礦，則可根據(jù)其形成時代判斷與陸內(nèi)伸展背景或者走滑轉換背景相關(Wangetal., 2006; Richards, 2009)。更為重要的是，不同的構造動力學背景之間可以相互疊置衍生出復合模型，用來解釋某些大型-超大型斑巖礦床及礦集區(qū)形成機制，如Gaoetal.(2018)利用“洋脊俯沖和俯沖改造的基性下地殼”模型解釋中亞造山帶的部分斑巖礦床形成機制。Dengetal.(2021)提出三江地區(qū)新生代大尺度巖石圈構造變形——地殼差異性旋轉造成殼幔圈層非耦合變形，活化早期預富集的成礦物質(zhì)，形成北衙和玉龍巨型斑巖-矽卡巖礦集區(qū)。由此可見，當斑巖礦床形成于俯沖-碰撞-后碰撞一系列構造演化過程時，觸發(fā)斑巖礦床形成的動力學機制往往是較為復雜的。

鑒于特提斯構造域鮮明的地質(zhì)演化特征是南側岡瓦納大陸不斷裂解、塊體向北漂移并與勞亞大陸持續(xù)聚合(吳福元等, 2020)，該特征被形象稱為“特提斯號”單向列車(Wanetal., 2019)。而這種板塊單向裂解-聚合過程在土耳其-伊朗地區(qū)尤為突出(eng?r and Yilmaz, 1981; Stampfli and Borel, 2004)。數(shù)值模擬研究(Menantetal., 2016)顯示板塊動力學和相關的軟流圈影響著該地區(qū)弧與弧后區(qū)域巖漿活動的形成、運移和排布，而形成的熔體將弱化巖石圈并促進巖石圈的變形及其與軟流圈的耦合。該三維板塊動力學模型強調(diào)俯沖動力學過程與相關的軟流圈流動對礦床在空間和時間上分布的影響，以及在伸展的弧后環(huán)境中變質(zhì)穹窿對含礦流體循環(huán)-集中的重要性(Menantetal., 2018)。由此可見，這種俯沖體制是控制包括土耳其在內(nèi)的白堊紀晚期以來地中海東部俯沖帶的地球動力學和成礦演化重要動力學因素。在該種向北單向俯沖體制控制下，土耳其西部斑巖型礦床形成時代具有向南逐漸變年輕的特點。這反映其形成與分布受控于碰撞后俯沖的新特提斯洋板片(Vardar洋)后撤-回轉過程(slab roll-back)，即地幔楔熱結構在板片后撤-板片回轉過程中發(fā)生改變，熱的軟流圈地幔回流觸發(fā)地幔楔部分熔融，形成Tavanl帶與Biga半島斑巖成礦帶的斑巖型礦床。這種俯沖的洋殼發(fā)生板片回轉和斷裂過程，在土耳其以西的Apuseni-Banat-Timok-Srednogorie成礦帶上形成時代向南遷移島弧性質(zhì)的火山巖和花崗巖，von Quadtetal.(2005)認為這些與鈣堿性巖漿有關的斑巖型Cu-Au礦和淺成低溫礦床可能與碰撞后俯沖板片的回轉過程有關。而在特提斯東段西藏岡底斯斑巖礦床中，僅在古新世-始新世巖漿活動有關的斑巖礦床具有相似時代分布特征(Zhaoetal., 2014, 2016)，并被認為是與俯沖的新特提斯洋殼板片后撤的構造過程相關。這一時期，陸陸碰撞造成俯沖的新特提斯洋板片發(fā)生回轉，引發(fā)的軟流圈回流改變了地幔楔的熱結構，并誘發(fā)同時期藏南林子宗組島弧火山巖向南遷移(Leeetal., 2009)。由此可見，這種新特提斯洋向北俯沖過程中由于陸-陸碰撞形成板片后撤-板片回轉過程是特提斯中-東段形成的斑巖礦床的一類重要觸發(fā)機制。

此后土耳其西部地區(qū)經(jīng)歷了地殼隆升過程(圖7和圖8)，在中新世Afyon-Konya帶形成了以PnarbaMo-Cu礦和Au礦為代表的斑巖型礦床。新近研究指出(Rabayrol and Hart, 2021)，在西安納托利亞中新世成礦作用主要集中在晚中新世(15～9Ma)，之前是成礦較差的早中新世巖漿(21～18Ma)，之后為貧礦的上新世至第四紀堿性巖漿。這種成礦集中期與中-東安納托利亞地區(qū)巖漿巖有明顯差別，即中東部早期為成礦巖漿，隨后巖漿向含水少、氧化程度低和以地幔組分為主的源區(qū)特征演化。這種整體上巖漿活動特征與中新世俯沖的愛琴海與塞浦路斯板塊回轉-撕裂，及阿拉伯板塊斷裂過程有關，該過程往往造成貧水的軟流圈地幔上涌和回流，進而減薄了安納托利亞地區(qū)深部巖石圈地幔(Rabayrol and Hart, 2021)。此時控制該區(qū)域巖漿演化和斑巖礦床形成的動力學條件已由北側Vardar洋俯沖消減造成的Tauride-Anatolide板塊碰撞，轉為由土耳其以南愛琴海板片俯沖控制的伸展區(qū)域。我們的研究指出，在這一中新世深部過程響應下同時期土耳其西部地區(qū)淺部地殼經(jīng)歷了明顯減薄過程(圖8a, b)，深部富集的巖石圈地幔減壓發(fā)生部分熔融(Richards, 2009; Bakeretal., 2016)，形成的巖漿向著更高氧化程度演化(圖5d與圖8c中綠色與黃色)，這類高氧逸度的巖漿條件使得硫元素更容易保存在熔體中(如最高的熔體硫估計量)，為后期成礦提供有利條件。該動力學推論與前人利用地震數(shù)據(jù)獲得土耳其西部地殼厚度(Zhuetal., 2006)與Moho面深度研究結果相一致(Karabulutetal., 2013)，即從Izmir-Ankara-Erzincan縫合帶到Menders Massif再到地中海沿岸，地殼厚度從36km到28～30km減薄至25km，Moho面深度從32km到25km到20km。

因此，我們認為觸發(fā)土耳其西部新生代斑巖礦床形成的動力學機制是：在新特提斯洋向北單向匯聚的背景下，北部始新世-漸新世斑巖礦床受控于碰撞后俯沖的新特提斯洋板片(Vardar洋)后撤-回轉-斷離過程；南部中新世斑巖礦床的形成受控于愛琴海板片俯沖控制的地殼伸展-減薄過程。

5.4 土耳其西部斑巖型礦床形成的深部過程

當關注到斑巖礦床形成的深部殼幔相互作用時，研究的著力點便集中到兩個概念模型：一個是地幔楔部分熔融形成的玄武質(zhì)巖漿MASH過程(熔融-同化-儲存-均一過程，Hildreth and Moorbath, 1988; Richards, 2003; Lietal., 2016)，普遍用來解釋俯沖環(huán)境斑巖系統(tǒng)中酸性巖漿的形成；另一個是深部地殼熱區(qū)過程(Deep Crustal Hot Zone過程，簡稱DCHZ過程，Annenetal., 2006; Kempetal., 2007)，該模型強調(diào)巖漿成分取決于玄武質(zhì)巖漿的侵位深度及與其平衡的地溫梯度，其中富水玄武質(zhì)母巖漿形成于玄武巖分離結晶和地殼圍巖部分熔融過程(由冷卻玄武巖的熱和水造成, Annenetal., 2006)，目前有學者利用該模式解釋特提斯中段碰撞環(huán)境斑巖礦床(Dengetal., 2018; Wanetal., 2018) 和我國華南晚中生代與花崗巖有關礦床(Wangetal., 2021) 形成的深部過程。但應用這兩個概念模型有一定的適用條件：MASH模式需要有持續(xù)的俯沖作用(俯沖流體造成地幔楔部分熔融)并提供穩(wěn)定的熱和基性巖漿，以便在殼幔邊界附近停留和均一化。而DCHZ模式需要考慮到斑巖礦床的形成過程中發(fā)生基性巖漿注入過程(Hattori and Keith, 2001)。 因此，MASH模式更容易解釋北側Izmir-Ankara-Erzincan縫合帶附近的Tavanl與Biga半島斑巖成礦帶斑巖礦床的形成，因為白堊紀-古新世的Pontides斑巖銅礦帶是由Vardar洋向北持續(xù)俯沖形成的，該時期巖漿巖的弧型巖漿特征2009; Kucuetal., 2019)表明至少在古新世該區(qū)域深部仍存在持續(xù)的俯沖作用。加之板片回轉-斷裂形成廣泛的中酸性巖漿作用和混合作用，指示深部MASH模式可能是控制該區(qū)域斑巖礦床形成的重要深部過程。而對于Afyon-Konya帶中Pnarba斑巖Mo-Cu礦(18～17Ma)和斑巖Au礦(16～12Ma)，本研究指出形成該時期其高氧逸度成礦巖漿可能直接繼承于富集的巖石圈地幔部分熔融。伸展過程中地殼減薄造成富集地幔部分熔融形成玄武質(zhì)巖漿，并且該時期熔體Cl含量明顯高于Tavanl與Biga半島斑巖礦床中熔體Cl含量(圖10c)，表明巖漿磷灰石結晶的熔體環(huán)境存在明顯差異。由于深部DCHZ帶內(nèi)底侵的玄武質(zhì)巖漿能夠同時為淺部巖漿房提供S和Cl(Zhuetal., 2018)，本文更傾向于利用DCHZ模式解釋中新世Afyon-Konya帶斑巖礦床形成的深部過程。但在DCHZ過程中底侵玄武巖注入巖漿房的深度和時限則需要下一步更為精細的研究確定。

6 結論

(1)鋯石微量元素表明土耳其西部新生代斑巖礦床成礦巖漿大部分落于高水含量-高氧逸度區(qū)間；鋯石Ti溫度計估算土耳其西部斑巖成礦及其相關巖體的形成溫度在650～900℃之間，結晶溫度表現(xiàn)為斑巖Au礦>斑巖Cu-Mo=斑巖Mo-Cu礦>斑巖Mo礦，呈現(xiàn)遞減趨勢；鋯石微量元素顯示(Yb/Gd和Hf/Y-Th/U)其組成大部分受角閃石±榍石±磷灰石分離結晶控制；從始新世到中新世，鋯石氧逸度Ce4+/Ce3+比值呈現(xiàn)出先降低(斑巖Cu-Mo到斑巖Mo)后升高(斑巖Mo-Cu到斑巖Au)的趨勢，且斑巖Au和斑巖Cu-Mo相關巖體鋯石形成時氧逸度高于斑巖Mo和斑巖Mo-Cu礦巖體。

(2)始新世-漸新世斑巖型Cu-Mo與Mo礦床中巖漿相對具有高F和低Cl組成，中新世伸展環(huán)境形成的斑巖Mo-Cu礦和斑巖Au礦中巖漿Cl含量普遍較高，其中與成礦巖體同期的暗色包體或基性巖脈中磷灰石計算獲得的巖漿硫含量均大于侵入體對應巖漿的硫含量，表明基性巖漿注入可能為巖漿房提供硫。

(3)通過區(qū)域動力學分析和地殼厚度估算，本文認為觸發(fā)土耳其西部新生代斑巖礦床形成的動力學機制是：在新特提斯洋向北單向匯聚的背景下，北部始新世-漸新世斑巖礦床受控于碰撞后俯沖的新特提斯洋板片(Vardar洋)后撤-回轉-斷離過程；南部中新世斑巖礦床的形成受控于愛琴海板片俯沖控制的地殼伸展-減薄過程。北側Izmir-Ankara-Erzincan縫合帶附近的Tavanl與Biga半島斑巖成礦帶始新世-漸新世斑巖礦床的形成與熔融-同化-儲存-均一過程(MASH)有關；深部地殼熱區(qū)過程(DCHZ)與中新世Afyon-Konya帶斑巖礦床有關。

致謝野外工作得到中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所李繼磊副研究員、褚楊副研究員、馮振天博士、劉霞博士、景揭俊博士的幫助；測試工作得到中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所余可龍博士和賈立輝工程師的協(xié)助；成文過程受益于“特提斯地球動力系統(tǒng)重大研究計劃”研究團隊的學術交流，并得到了中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所萬博研究員、曹明堅研究員、胡方泱副研究員和鄒心宇博士，中國科學院青藏高原研究所李金祥研究員的幫助、指導和啟發(fā)；審稿人的寶貴修改意見和建議，以及期刊編輯的精心修改，使文章得以完善。在此筆者及其團隊一并致以誠摯的謝意。

在筆者學生時期對斑巖系統(tǒng)構造背景研究過程中，深得李繼亮老師的幫助和教導，謹以此文紀念李繼亮老師。