秦雅靜，張莉，鄭義，劉春發(fā)，遲好剛

(1.中國科學(xué)院礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，廣東 廣州510640;2.中國科學(xué)院 研究生院，北京100049;3.招遠(yuǎn)黃金集團(tuán)阿勒泰市招金昆合礦業(yè)有限公司，新疆阿勒泰836500)

新疆薩熱闊布金礦床流體包裹體研究及礦床成因

秦雅靜1，2，張莉1，鄭義1，2，劉春發(fā)1，2，遲好剛3

(1.中國科學(xué)院礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，廣東 廣州510640;2.中國科學(xué)院 研究生院，北京100049;3.招遠(yuǎn)黃金集團(tuán)阿勒泰市招金昆合礦業(yè)有限公司，新疆阿勒泰836500)

新疆薩熱闊布金礦床位于阿爾泰造山帶南緣克蘭火山-沉積盆地內(nèi)，礦體呈脈狀產(chǎn)于康布鐵堡組上亞組地層中(D1k2)。不同成礦階段石英脈中廣泛發(fā)育流體包裹體，可劃分為H2O-CO2包裹體(C型)、純CO2包裹體(PC型)、水溶液包裹體(W型)及含子礦物多相包裹體(S型)四類。測溫結(jié)果顯示，成礦早階段主要發(fā)育C型和PC型包裹體，均一溫度范圍為271～446℃，流體鹽度介于5.9%～8.4%NaCleqv之間;中階段主要發(fā)育C、PC、W和S型包裹體，均一溫度低于早階段，為236～374℃，流體鹽度介于4.8%～15.0%NaCleqv之間;晚階段主要發(fā)育W型包裹體，均一溫度范圍為139～264℃，流體鹽度介于1.1%～6.9%NaCleqv之間。對成礦壓力和深度的估算表明，成礦壓力為90～330 MPa，成礦深度為9～12 km。綜上所述，薩熱闊布金礦成礦流體具有富CO2、中低鹽度的變質(zhì)流體特征，流體沸騰導(dǎo)致了成礦物質(zhì)的沉淀。結(jié)合礦床地質(zhì)特征，薩熱闊布金礦床屬于造山型金礦床。

流體包裹體;薩熱闊布金礦;造山型金礦;阿爾泰造山帶

自Groves et al.(1998)系統(tǒng)論證了造山型金礦的概念后，世界范圍內(nèi)掀起了造山型金礦的研究熱潮。目前對其大地構(gòu)造背景、礦床特征、成礦元素、成礦流體、控礦構(gòu)造和成礦模式都有很好的認(rèn)識(Kerrich et al.，2000)。受造山型金礦研究的啟發(fā)，通過研究造山型金礦省中發(fā)育的斷裂控制的脈狀銀礦、鉛鋅礦、銅礦的地質(zhì)地球化學(xué)特征，陳衍景(2006)提出了“造山型礦床”的概念。“造山型礦床”的提出是對造山型金礦概念的進(jìn)一步拓展，近年來越來越多的造山型礦床被厘定，如河南鐵爐坪銀礦(Chen et al.，2004)、河南內(nèi)鄉(xiāng)縣銀洞溝銀礦(張靜等，2004)、河南冷水北溝鉛鋅礦(祁進(jìn)平等，2007)、內(nèi)蒙古白乃廟銅礦(李文博等，2007)、河南紙坊鉬礦(鄧小華等，2008)、河南大湖金鉬礦床(倪智勇等，2009)、遼寧高家堡子銀礦(王可勇等，2008)等。

中亞造山帶為增生型造山帶或強(qiáng)增生、弱碰撞的大陸造山帶已成為共識，經(jīng)歷了長期的多個大洋板塊的俯沖消減和陸殼增生，于晚石炭世-三疊紀(jì)初發(fā)生碰撞造山(肖文交等，2008;Xiao et al.，2009)。中亞造山帶復(fù)雜的陸殼增生與改造作用必然伴隨著多期次、多類型的殼幔相互作用及多樣性礦床的形成(Sengor and Natal，1996;陳衍景，2000;秦克章，2000;肖文交等，2008及其引文)。阿爾泰造山帶南緣是中亞造山帶的重要組成部分，也是新疆北部重要的金礦床集中地，目前發(fā)現(xiàn)的造山型金礦主要沿額爾齊斯構(gòu)造斷裂帶分布，如多拉納薩依、賽都、薩爾布拉克金礦床等(陳華勇等，2000)。在其北側(cè)的阿爾泰山南緣鐵木爾特多金屬成礦帶內(nèi)，盡管目前發(fā)現(xiàn)了薩熱闊布金礦床以及一系列鉛鋅銅礦床，但僅有鐵木爾特鉛鋅礦被認(rèn)定為造山型礦床(鄭義等，2010)。因此若能確定此區(qū)金礦床為造山型金礦，不僅可以為本區(qū)其他礦床的研究提供一定的依據(jù)，還可以進(jìn)一步為中亞造山帶中造山型礦床的存在提供佐證。

前人分別根據(jù)野外宏觀地質(zhì)特征、圍巖蝕變特征及礦床地球化學(xué)特征對薩熱闊布金礦床提出了不同的成因類型，包括(1)火山噴流沉積改造型(丁汝福等，2001);(2)構(gòu)造蝕變巖型(閆新軍和陳維民，2001);(3)斷裂變質(zhì)巖型(尹意求和李嘉興，2004)及(4)造山型(徐九華等，2005，2007)。因此，需要進(jìn)一步確定薩熱闊布金礦床成因類型，為推進(jìn)礦床地質(zhì)研究和該區(qū)找礦勘查工作提供依據(jù)。

本文在詳細(xì)的野外工作基礎(chǔ)上，運(yùn)用冷熱臺和激光拉曼光譜分析技術(shù)，對各成礦階段石英中的流體包裹體進(jìn)行了詳細(xì)劃分，并系統(tǒng)研究了不同類型流體包裹體熱力學(xué)和成分特征，探討了成礦流體的演化過程，為確定礦床類型提供了更可靠的依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

薩熱闊布金礦位于阿爾泰山南緣金-多金屬成礦帶克蘭火山-沉積盆地內(nèi)，屬于早泥盆世西伯利亞板塊南緣弧后拉張盆地(何國琦等，1995;王京彬等，1998;秦克章，2000;Xiao et al.，2003;肖文交等，2006;Sun et al.，2008;Wan et al.，2010)?？颂m盆地內(nèi)出露的地層主要有中泥盆統(tǒng)阿勒泰鎮(zhèn)組(D2a)和下泥盆統(tǒng)康布鐵堡組(D1k)及少量中上志留統(tǒng)庫魯姆提組(S2-3k1)。庫魯姆提組為一套混合巖、片麻巖夾變質(zhì)砂巖、片巖組合;康布鐵堡組為一套海相中酸性火山巖-火山碎屑巖、陸源碎屑沉積巖-碳酸鹽巖建造;阿勒泰鎮(zhèn)組為一套變質(zhì)粉砂巖、變質(zhì)砂巖、云母石英片巖和千枚巖組合。上述地層單元之間多為斷層接觸(圖1)，發(fā)生變質(zhì)和多期次巖漿侵入活動，區(qū)域變質(zhì)程度達(dá)到中綠片巖相，特征變質(zhì)礦物組合為黑云母-綠泥石-綠簾石-陽起石。區(qū)內(nèi)巖漿巖為奧陶紀(jì)、二疊紀(jì)、三疊紀(jì)和少量侏羅紀(jì)中酸性侵入巖(圖1中未區(qū)分時代)。

圖1 阿爾泰南緣克蘭盆地區(qū)域地質(zhì)及礦產(chǎn)分布圖(據(jù)新疆有色706隊(duì)，2000修改)①新疆有色706隊(duì).2000.新疆阿勒泰市薩熱闊布-鐵米爾特多金屬礦區(qū)地質(zhì)圖(1∶10000).Fig.1 Geological map showing the regional geology and distribution of deposits in the Kelan basin，Altay(Modified after Geological Team 706 of the Xinjiang Bureau of Nonferrous Metals，2000)

克蘭盆地主構(gòu)造呈NW-SE向，以阿勒泰復(fù)式向斜為主體，該向斜長50 km，軸面傾向NE，傾角50°～70°，NE翼倒轉(zhuǎn)，SW翼正常。向斜核部主要發(fā)育中泥盆統(tǒng)阿勒泰鎮(zhèn)組，向兩翼依次為康布鐵堡組和庫魯姆提組。此外，還發(fā)育有很多次級褶皺，走向NW，與區(qū)域褶皺方向一致?？颂m盆地的形成主要受NW向延伸的阿巴宮-庫爾提斷裂控制，該斷裂還控制著大東溝鉛鋅礦、恰夏銅礦、烏拉斯溝鉛鋅銅礦、塔拉特鉛鋅礦、鐵木爾特銅鉛鋅礦、薩熱闊布金礦床等礦床的分布(圖1)?？颂m盆地內(nèi)康布鐵堡組火山凝灰?guī)r中鋯石SHRIMP U-Pb年齡為407 Ma(Chai et al.，2009)。

2 礦床地質(zhì)特征

薩熱闊布金礦床目前圈定的金礦體共有5條，礦體主要呈透鏡狀或脈狀，沿走向有分支復(fù)合現(xiàn)象，呈右行雁列，礦體走向NW-SE，產(chǎn)狀:45°～55°∠65°～80°，順地層展布。其中1號礦體規(guī)模較大，分為1-1、1-2、1-3、1-4、1-5，5 個次級礦脈，其中 1-1 號礦脈(礦石平均品位7.67 g/t)、1-2號礦脈(礦石平均品位10.46 g/t)及5號礦體(礦石平均品位10.39 g/t)相對較大(圖2)。

礦床容礦圍巖為康布鐵堡組上亞組的第二巖性段(D1k22)，其巖性主要為變凝灰?guī)r、綠泥石黑云母石英片巖、大理巖和變鈣質(zhì)砂巖(丁汝福等，2001)(圖3)。

礦床的控礦構(gòu)造為NW向阿巴宮斷裂和克因?qū)m斷裂，均為壓剪性斷裂。其中鐵木爾特斷裂為克因?qū)m斷裂的次級斷裂(圖2)。容礦斷裂在其控礦構(gòu)造內(nèi)呈右行雁行排列，與控礦斷裂帶的交角為3°～15°，形成于控礦斷裂剪切變形期，具明顯的多期活動特征。

礦床礦石類型可分為蝕變巖型、矽卡巖型和石英脈型。圍巖蝕變主要有黃鐵礦化、硅化、矽卡巖化(透閃石、陽起石、紅柱石、黑云母、石榴子石組合)、綠泥石化和碳酸鹽化。黃鐵礦化、硅化與金礦化關(guān)系最密切。礦石中的金屬礦物主要有自然金、銀金礦、黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦和自然鉍;脈石礦物包括石英、鉀長石、斜長石、石榴子石、螢石、方解石、綠泥石，還有電氣石及黏土礦物等。礦石構(gòu)造主要有條帶狀構(gòu)造、細(xì)脈狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造。礦石結(jié)構(gòu)呈它形粒狀結(jié)構(gòu)、脈狀-細(xì)脈狀結(jié)構(gòu)、自形-半自形結(jié)構(gòu)。

3 流體包裹體研究

3.1 樣品與研究方法

圖2 薩熱闊布金礦床地質(zhì)簡圖(據(jù)新疆有色706隊(duì)，2000修改)Fig.2 Geological sketch map of the Sarekuobu Au deposit(Modified after Geological Team 706 of the Xinjiang Bureau of Nonferrous Metals，2000)

圖3 薩熱闊布金礦床9#、25#線勘探剖面圖(據(jù)林世偉，2002修改)Fig.3 Geological profiles of No.9 and 25 prospecting lines of the Sarekuobu Au deposit(Modified after Lin，2002)

本文研究樣品采自薩熱闊布金礦床1號礦體，礦石類型為石英脈型，石英呈脈狀、角礫狀或團(tuán)塊狀。根據(jù)野外和顯微鏡下觀察，據(jù)含礦石英脈的互相穿插關(guān)系，將成礦分為三個階段:早階段，石英發(fā)生明顯揉皺現(xiàn)象(圖4a)，呈角礫狀或透鏡狀(圖4d)，該階段石英重結(jié)晶作用明顯，鏡下呈現(xiàn)波狀消光、邊緣細(xì)粒化等現(xiàn)象(圖4g);中階段，即主成礦階段，石英表現(xiàn)為脈狀，切穿早階段石英并常伴隨綠泥石化，且石英脈中發(fā)育有網(wǎng)脈狀黃鐵礦與黃銅礦(圖4b、e、h)，主要礦物組合為黃鐵礦-綠泥石-綠簾石-石英-云母，在此階段的后期，有螢石石英脈(圖4c、f)出現(xiàn)，與螢石共生的多金屬石英脈中，金品位較高，一般＞10 g/t;晚階段主要形成石英-碳酸鹽細(xì)脈(圖4i)，切穿早中階段礦物，具有晶簇狀或梳狀構(gòu)造，指示石英生長在開放環(huán)境中。

將上述3個階段的14件樣品磨制成厚度約為0.2 mm雙面拋光的薄片進(jìn)行巖相學(xué)和流體包裹體觀察，然后挑選有代表性的包裹體樣品進(jìn)行顯微測溫和激光拉曼光譜分析。包裹體顯微測溫在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，使用Linkam THMSG600型冷熱臺，測溫范圍為 -196～600℃，采用標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)(KNO3、K2CrO3、CCl4以及人工配制的NaCl標(biāo)準(zhǔn)溶液)對儀器進(jìn)行溫度標(biāo)定，400℃時，相對標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)誤差為±2℃，-22℃時誤差為±1℃。流體包裹體測試過程中升溫速率一般為0.2～5℃/min，CO2包裹體CO2的相變點(diǎn)和鹽水包裹體初熔溫度和冰點(diǎn)溫度附近升溫速率為0.2～0.5 ℃ /min。

流體包裹體激光拉曼光譜分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，使用儀器為Renishaw RW-1000型激光拉曼光譜儀，采用514.5 nm的Ar原子激光束，輸出功率為20 mW×100%，波數(shù)范圍為50～4000 cm-1。

對于氣液兩相水溶液包裹體(W型)，測定其冰點(diǎn)，利用冰點(diǎn)-鹽度關(guān)系表(Bodnar，1993)查出相應(yīng)的鹽度;含子礦物的多相包裹體(S型)，利用劉斌和沈昆(1998)提供的包裹體鹽度經(jīng)驗(yàn)公式求得;含CO2三相包裹體(C型)，測定CO2籠合物熔化溫度，利用CO2籠合物熔化溫度與鹽度關(guān)系表(Collins，1979)查得流體鹽度;純CO2型包裹體(PC型)，測定其CO2初熔溫度和均一溫度。根據(jù)顯微測溫數(shù)據(jù)，利用 Flincor流體包裹體處理軟件(Brown and Lamb，1989)，求得成礦流體的密度等數(shù)據(jù)。

3.2 流體包裹體巖相學(xué)研究

根據(jù)包裹體在室溫和冷熱臺上相態(tài)變化將包裹體劃分為四種類型(圖5)，即CO2-H2O包裹體(C型)、純CO2包裹體(PC型)、水溶液包裹體(W型)和含子礦物多相包裹體(S型)。

3.2.1 C 型包裹體

圖4 薩熱闊布金礦礦床地質(zhì)特征Fig.4 Photos showing ore geology of the Sarekuobu Au deposit

此類包裹體分布較為廣泛，早中階段石英樣品中都有大量發(fā)育，約占包裹體總數(shù)的40%。個體一般在4～20 μm，以橢圓形、負(fù)晶形或不規(guī)則狀為主，大多成群分布，部分沿石英裂隙分布。室溫下表現(xiàn)為兩相，降溫至10℃左右出現(xiàn)三相。包裹體中CO2相(LCO2+VCO2)所占比例差別較大，可變化于15%～80%之間。根據(jù)包裹體中CO2相比不同，又可以將此類包裹體分為富CO2型(C1)和富H2O(C2)型(圖5h)，前者CO2相比達(dá)到50%以上，而后者CO2相所占比例＜50%。

3.2.2 PC 型包裹體

此類包裹體主要在早階段和主成礦階段的石英中出現(xiàn)，約占包裹體總數(shù)的35%。個體介于4～20 μm，多呈橢圓狀和負(fù)晶形，也有部分呈不規(guī)則狀存在，有時成群分布在石英顆粒中，有時沿定向愈合裂隙分布，也有單個孤立狀分布。該類包裹體可進(jìn)一步劃分為氣液兩相(PC1)(圖5e)、純氣相包裹體(PC2)(圖5f)。PC1型包裹體室溫下往往較暗，呈棕褐色或黑色，在包裹體中間有一條亮線或者中心有亮點(diǎn)，在降溫過程中會出現(xiàn)氣相的CO2;PC2型包裹體室溫下為單相，呈淡黃色，冷凍過程中沒有氣泡的移動。

3.2.3 W 型包裹體

W型包裹體(圖5a)主要出現(xiàn)在主成礦階段以及晚階段，以晚階段最常見，約占包裹體總數(shù)的20%。大小介于4～12 μm，形態(tài)多樣，常見有圓形、橢圓形和不規(guī)則型等，多成片出現(xiàn)，并且經(jīng)常呈現(xiàn)次生條帶狀沿裂隙發(fā)育。室溫下由氣液兩相構(gòu)成，氣液比一般較小，介于5% ～25%，大部分在15%左右。

3.2.4 S 型包裹體

S型包裹體總體較少，約占包裹體總數(shù)的5%。包裹體大小一般在6～10 μm，多呈圓形、橢圓形或不規(guī)則狀產(chǎn)出。包裹體多數(shù)只含一個子礦物，子礦物種類主要為石鹽。石鹽子晶長軸為2～4 μm，晶型呈立方體狀，呈淡綠色或無色透明，加熱過程中氣泡先消失，子晶最后消失。還有部分包裹體中含有未知透明礦物(圖5d)，升溫至500℃還沒有熔化，推測為捕獲的晶體。

圖5 薩熱闊布金礦床典型流體包裹體顯微照片F(xiàn)ig.5 Microphotographs of typical fluid inclusions in the Sarekuobu Au deposit

上述包裹體在不同階段石英中發(fā)育情況有所不同。早階段石英中的包裹體主要為C型以及PC型;中階段即主成礦階段石英中存在所有類型的包裹體，但以C型和PC型為主，次為W型和S型;晚階段只有W型。有多種組合形式出現(xiàn)，其中全部類型包裹體出現(xiàn)在單礦物同一顆粒中的情況存在，但較為少見。

3.3 流體包裹體顯微測溫研究

本次研究對薩熱闊布金礦石英中流體包裹體進(jìn)行了詳細(xì)的顯微測溫工作，測試結(jié)果見表1，相關(guān)統(tǒng)計(jì)圖見圖6。

3.3.1 早階段石英

早階段石英中觀察到的流體包裹體主要包含C型和PC型，其中C型約占60%，PC型約為40%。

C型室溫下為兩相，降溫至10℃左右時出現(xiàn)三相。純CO2的三相點(diǎn)溫度為-56.6℃，但早階段中測得此類包裹體初熔溫度為-68.5～-56.6℃，大多數(shù)集中于-59.0～-56.6℃之間，但有部分包裹體的初熔溫度低于-60℃，表明CO2相中存在其他氣體，激光拉曼測試證實(shí)CO2相中存在少量的CH4或N2;進(jìn)一步升溫，測得CO2籠合物熔化溫度為5.4～6.9℃，對應(yīng)鹽度為5.9%～8.4%NaCleqv;繼續(xù)升溫CO2部分均一溫度9.4～24.7℃，對應(yīng)的 CO2相密度為0.82～0.98 g/cm3，計(jì)算NaCl-CO2-H2O 體系的總密度0.84～1.01 g/cm3。該類包裹體大部分完全均一到液相，個別為氣相均一，完全均一溫度為271～446℃;部分C型包裹體在均一前發(fā)生爆裂或滲漏，爆裂溫度約為340～400℃。

早階段石英中PC1型和PC2型包裹體均有發(fā)現(xiàn)，其中PC1型包裹體在降溫過程中出現(xiàn)氣泡，大多數(shù)在零度以上出現(xiàn)氣泡，也有少數(shù)包裹體中氣態(tài)CO2的出現(xiàn)小于零度，初熔溫度為-69.1～-56.6℃，說明包裹體成分不僅含有CO2，還存在其他氣體，后經(jīng)激光拉曼測試顯示還有部分CH4或N2，甚至個別包裹體中有些氣體成分中CH4占了大多數(shù)。隨著溫度的升高，氣液相包裹體大多在9.8～20.7℃時達(dá)到部分均一，也有少數(shù)均一溫度低于零度，甚至低于-20℃，包裹體密度為 0.76～1.03 g/cm3。

表1 薩熱闊布金礦床流體包裹體顯微測溫結(jié)果Table 1 Microthermometric data of fluid inclusions in the Sarekuobu Au deposit

圖6 薩熱闊布金礦包裹體均一溫度及鹽度圖解Fig.6 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in the Sarekuobu Au deposit

3.3.2 中階段石英

主成礦階段的石英中發(fā)育了大量的原生流體包裹體，觀察到的四種類型在此階段均有出現(xiàn)，即包括了C型、PC型和W型、S型。其中C型包裹體占該階段所有原生包裹體的大多數(shù)，約為45%，其CO2含量較高，大部分包裹體CO2/H2O大于30%，個別包裹體甚至可達(dá)85%;次之為PC型包裹體，約占35%，其中PC1型與PC2型都有分布;W型包裹體約占總數(shù)的15%，S型包裹體約占總數(shù)的5%。多數(shù)W型及S型包裹體與C型及PC型包裹體共生存在，少數(shù)沿著裂隙發(fā)育，但并沒有穿越單顆粒礦物邊界，可以認(rèn)定為假次生包裹體，并對其進(jìn)行了測溫。

C型包裹體 CO2初熔溫度為 -62.0～-57.3℃;CO2籠合物熔化溫度介于 2.3～6.9℃，對應(yīng)鹽度為5.9%～12.8%NaCleqv;CO2部分均一溫度7.2～27.9℃，計(jì)算得到 CO2相密度為 0.76～1.03 g/cm3，包裹體總密度0.89～1.06 g/cm3;完全均一溫度為257～374℃，均一方式主要為液相均一，極個別為氣相均一(280～309℃);部分C型包裹體在均一前發(fā)生爆裂，爆裂溫度為283～321℃。W型包裹體測得的冰點(diǎn)溫度為-11.0～-2.9℃，對應(yīng)鹽度為4.8%～15.0%NaCleqv，包裹體密度為0.78～0.93 g/cm3;該類包裹體完全均一溫度為236～373℃，均一方式主要為液相均一，極個別為氣相均一(293～351℃)。S型包裹體在升溫過程中，氣泡消失溫度范圍為167～243℃，包裹體通過氣泡先消失子晶后熔化方式均一至液相，石鹽子晶熔化溫度范圍為245～314℃ ，對應(yīng)鹽度為34.4%～39.3%NaCleqv，包裹體密度為 0.94～1.12 g/cm3。未知透明礦物子晶，在包裹體溫度升至500°C時仍未熔化，應(yīng)為捕獲的晶體。

對PC型包裹體進(jìn)行測試，測得初熔溫度介于-69.0～57.0℃，主要集中在 -58.9～-57.0℃之間，CO2部分均一溫度為 -30.0～26.7℃，主要集中在9.7～21.6℃，包裹體密度為0.68～0.98 g/cm3。

3.3.3 晚階段石英

該階段樣品中只發(fā)育W型包裹體，多呈氣液兩相。W型包裹體冷凍后回溫，測得冰點(diǎn)溫度介于-4.3～-0.6℃，對應(yīng)鹽度為 1.1%～6.9%NaCleqv，繼續(xù)升溫后，包裹體向液相均一，完全均一溫度139～264℃，計(jì)算獲得包裹體密度為0.86～0.92 g/cm3。

3.4 激光拉曼測試結(jié)果

激光拉曼光譜測試結(jié)果表明(圖7)，C型包裹體液相成分為H2O，氣相成分主要為CO2(特征拉曼譜峰為1282 cm-1和1386～1390 cm-1)、部分包裹體還含有 CH4(特征拉曼譜峰為2916 cm-1)(圖7a)，這與測溫結(jié)果一致。PC型包裹體主要成分為純CO2(圖7c)，部分包裹體在2913 cm-1或2329 cm-1附近出現(xiàn)峰值，表明其中含有 CH4(2913～1916 cm-1)(圖7d)或N2(2328～2333 cm-1)。W型包裹體中，少數(shù)含有N2(圖7b)。

圖7 流體包裹體激光拉曼圖譜Fig.7 Representative Raman spectra of fluid inclusions

3.5 成礦壓力和成礦深度估算

對于成礦壓力的計(jì)算，主要是選取早中成礦階段中CO2-H2O包裹體熱力學(xué)數(shù)據(jù)為計(jì)算對象，利用Flincor軟件中的Brown and Lamb(1989)公式計(jì)算流體包裹體捕獲壓力。為了減少CH4和N2的影響，在計(jì)算過程中僅選取初熔溫度介于-58.0～-56.6℃之間的包裹體數(shù)據(jù)進(jìn)行計(jì)算。對于早階段形成的包裹體，估算得到的包裹體捕獲壓力為120～330 MPa，最高值為最低值的2.75倍，近似于中上地殼巖石密度值(通常認(rèn)為是2.5～2.8 g/cm3)，表明流體壓力最高值和最低值分別代表靜巖壓力和靜水壓力，估算流體包裹體捕獲深度為12 km。主成礦期形成的包裹體，估算得到包裹體捕獲壓力為90～250 MPa，最高值為最低值的2.78倍，估算得到包裹體捕獲深度為9 km。由此可見，薩熱闊布金礦在早中階段發(fā)生了靜巖壓力與靜水壓力的交替，同斷控造山型礦床的斷層閥模式規(guī)律一致(Sibson et al.，1988;陳衍景，2006;祁進(jìn)平等，2007;李晶等，2007;鄧小華等，2008;張莉等，2009)。在早階段成礦深度約為12 km，到中階段，由流體包裹體估算成礦深度為9 km，說明從早階段到中階段，造山帶地殼快速隆升-剝蝕了3 km，表明成礦作用發(fā)生在強(qiáng)烈的碰撞造山過程當(dāng)中，與造山型礦床特征一致。

4 結(jié)果與討論

4.1 成礦流體特征及其演化

薩熱闊布金礦床中包裹體主要包括四種類型:C型、PC型、W型和S型，成礦流體演化從早到晚具有一定的規(guī)律性。流體成分從早階段CO2-H2ONaCl±CH4±N2體系向晚階段 H2O-NaCl體系演化，CO2、N2、CH4等揮發(fā)分成分含量從早到晚逐漸降低。流體早階段均一溫度為271～446℃，主成礦階段為236～374℃，晚階段為139～264℃，從早階段到晚階段，成礦流體的溫度逐漸降低。早階段C型包裹體鹽度為5.9%～8.4%NaCleqv，中階段C型包裹體鹽度為5.9%～12.8%NaCleqv，W 型包裹體鹽度為4.8%～15.0%NaCleqv，晚階段W型包裹體鹽度為1.1%～6.9%NaCleqv，從早階段到晚階段，成礦流體的鹽度呈現(xiàn)先增高后降低的趨勢，在中階段達(dá)到最高值，甚至出現(xiàn)含子晶包裹體，其形成與流體不混溶或流體沸騰導(dǎo)致的相分離有關(guān)。

綜上所述，薩熱闊布金礦床初始成礦流體為富含CO2、中高溫?zé)嵋海S著溫度逐漸下降和減壓沸騰作用，導(dǎo)致CO2等揮發(fā)氣體逃逸，演化為主成礦階段的中溫含CO2流體，最后階段為低溫、低鹽度的貧CO2流體?？傮w上講，薩熱闊布金礦床成礦流體具有中低鹽度，低密度，富碳質(zhì)，中溫的特點(diǎn)，這些特點(diǎn)與陳衍景等(2007)總結(jié)的造山型礦床或變質(zhì)熱液礦床的流體特征一致。

4.2 流體沸騰與成礦物質(zhì)沉淀

薩熱闊布金礦床主成礦階段的石英中包裹體類型復(fù)雜，同一石英顆粒中可見到C型、PC型、W型和S型包裹體密切共生(圖5g);C型包裹體相比懸殊，均一方式各異，但均一溫度相近;S型包裹體多均一至液相，W型包裹體均一至液相，而此階段中富氣相C型包裹體多均一至氣相，三者均一溫度相近，為沸騰包裹體組合的典型標(biāo)志(盧煥章等，2004)，表明薩熱闊布金礦床成礦過程中有局部的流體沸騰作用。野外及鏡下觀察可以看出，早階段石英受強(qiáng)烈應(yīng)力作用發(fā)生角礫化，中階段熱液貫入形成了多金屬的含金石英脈，環(huán)境開始由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變，進(jìn)入主成礦階段，深部變質(zhì)流體運(yùn)移至巖石脆-韌性轉(zhuǎn)化界面，流體壓力由靜巖壓力轉(zhuǎn)化為靜水壓力，導(dǎo)致流體沸騰或不混溶作用。流體沸騰導(dǎo)致CO2等揮發(fā)分氣體大量逃逸，一方面導(dǎo)致鹽度不斷增高，甚至出現(xiàn)含子晶包裹體;另一方面造成成礦流體物理化學(xué)條件的變化(如流體殘留液相中pH升高，氧化性降低 (Chen et al.，2001)，促使 Au等成礦物質(zhì)的快速沉淀，形成礦床的主要金礦體。晚階段石英-碳酸鹽細(xì)脈出現(xiàn)晶簇狀構(gòu)造，指示著一個開放的環(huán)境，流體沸騰過后，大氣降水不斷混入，富CO2變質(zhì)流體和大氣降水熱液混合，成礦溫度逐漸降低，成礦鹽度也逐漸降低，不同性質(zhì)流體的混合也導(dǎo)致了部分成礦物質(zhì)的沉淀(Kreuzer，2005)，但金礦化已經(jīng)減弱。

4.3 礦床成因類型和成礦構(gòu)造背景

薩熱闊布金礦床具有礦體受斷裂構(gòu)造控制、三階段成礦、成礦流體富CO2和中低鹽度等特征，作者對薩熱闊布金礦床石英脈型礦石中的云母進(jìn)行了40Ar/39Ar激光剝蝕年代學(xué)研究，顯示薩熱闊布金礦成礦年齡為(213.54±2.29)Ma(作者未發(fā)表數(shù)據(jù))，表明成礦作用晚于阿爾泰山地區(qū)晚二疊世-三疊紀(jì)的碰撞造山作用，為晚三疊世，剛好晚于變質(zhì)高峰約50 Ma，上述特征與國內(nèi)外典型造山型金礦床一致(表2)(陳衍景，2006;陳衍景等，2007)，據(jù)此，認(rèn)為薩熱闊布金礦床屬于造山型金礦床。

表2 薩熱闊布金礦床與典型造山型礦床標(biāo)志性特征對比Table 2 Comparisons of major characteristics of the Sarekuobu Au deposit and orogenic deposits

薩熱闊布金礦位于中亞造山帶阿爾泰山南緣，近年來的SHRIMP鋯石U-Pb同位素和Ar-Ar法定年研究，揭示了阿爾泰造山帶花崗巖、花崗質(zhì)片麻巖、基性雜巖、基性麻粒巖等年齡集中在240～270 Ma，指示阿爾泰造山帶在這一時期廣泛存在一次重要的、區(qū)域性的構(gòu)造熱事件(陳漢林等，2006a，b;胡靄琴等，2006)。鄭常青等(2005，2007)對阿爾泰造山帶紅柱石-矽線石型和藍(lán)晶石-矽線石型遞增變質(zhì)帶中的獨(dú)居石進(jìn)行了Th-U-Pb化學(xué)法(CHIME法)定年，獲得261～268 Ma的變質(zhì)時代，認(rèn)為該時代反映了古亞洲洋的閉合時間，遞增變質(zhì)帶的形成與弧陸碰撞的大地構(gòu)造環(huán)境有關(guān)。綜上所述，從二疊紀(jì)到三疊紀(jì)，研究區(qū)經(jīng)歷了古亞洲洋的閉合以及哈薩克斯坦板塊與西伯利亞板塊碰撞等過程(陳漢林等，2006b;肖文交等，2008;Xiao et al.，2008，2009;叢峰等，2007;尹繼元等，2011)，碰撞最強(qiáng)烈時期為晚二疊世到早三疊世。薩熱闊布金礦床成礦年齡為(213.54±2.29)Ma，成礦事件滯后于強(qiáng)烈碰撞造山或峰期變質(zhì)約50 Ma，因此，薩熱闊布金礦床形成于陸陸碰撞體制中擠壓向伸展轉(zhuǎn)變期。

5 結(jié) 論

(1)薩熱闊布金礦床早期石英角礫中包含了C型和PC型包裹體，其均一溫度為271～446℃;主成礦階段的含金石英脈中則大量發(fā)育C型以及PC型包裹體，均一溫度236～374℃，同時伴生少量的W型和S型包裹體;晚階段僅見W型包裹體。薩熱闊布金礦床主成礦階段成礦流體總體上具有富CO2、中低鹽度的特征，這些流體特征與典型的造山型金礦一致。

(2)主成礦階段的石英捕獲了C型、PC型、W型、S型4種原生包裹體，其均一溫度相近，分別向液相和氣相均一，指示主成礦階段發(fā)生過沸騰作用(或不混溶作用)，導(dǎo)致大量成礦物質(zhì)沉淀。

(3)薩熱闊布金礦床為造山型金礦，形成于二疊紀(jì)-三疊紀(jì)的陸陸碰撞體制擠壓向伸展轉(zhuǎn)變期。

致謝:研究工作得到了陳衍景教授的指導(dǎo)，野外工作得到國家305項(xiàng)目辦公室和新疆有色局706隊(duì)的大力支持，陳衍景教授、郭正林總工程師參與了部分野外工作，包裹體研究得到中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所盧煥章教授指導(dǎo)，兩位審稿人武廣研究員和胡芳芳博士對文章提出了寶貴意見，在此一并致謝!

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Fluid Inclusion Studies and the Genesis of the Sarekuobu Gold Deposit，Xinjiang

QIN Yajing1，2，ZHANG Li1，ZHENG Yi1，2，LIU Chunfa1，2and CHI Haogang3
(1.Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou510640，Guangdong，China;2.Graduate University of Chinese Academy of Sciences，Beijing100049，China;3.Zhaojin Kunhe Mining Industry Company，Zhaoyuan Gold Industry Group，Altay836500，Xinjiang，China)

The Sarekuobu Au deposit is located in a Devonian volcanic-sedimentary basin of the Altay orogenic belt.Volcanic rocks and sedimentary strata exposed in the area experienced greenschist-facies metamorphism.According to the interrelation of quartz veins，the hydrothermal ore-forming processes of the deposit can be divided into early，middle and late stages，represented by pyrite-quartz，polymetallic sulfide-quartz and carbonate-quartz veinlets，respectively.The early-stage veins or minerals were structurally deformed and brecciated，indicating a compressional or trans-compressional setting.The middle-stage veinlets intruded and filled the fissures of the earlystage assemblages without deformation，suggesting a tensional shear setting.The late-stage veinlets mostly filled open-space of fissures that crosscut and altered the earlier stage veins.Four types of fluid inclusions(FIs)are distinguished，including aqueous(W-type)，carbonic-aqueous(C-type)，purely carbonic(PC-type)and solid-bearing(S-type).The early-stage quartz contain the C-and PC-type primary FIs，and the homogenization temperatures of the primary C-type fluid inclusions in the early stage quartz range from 271°C to 446°C with salinities ranging from 5.9%to 8.4%NaCleqvThe middle-stage quartz trapped C-，PC-，W-and S-type fluids inclusions with the lower temperatures ranging from 236°C to 374°C and higher salinities ranging from 4.8%to 15.0%NaCleqv.Laser Raman analysis indicate that the gases in fluid inclusions are CO2，CH4and N2.The late-stage quartz veins contain only aqueous fluid inclusions with homogenization temperatures ranging from 139°C to 264°C，and salinities ranging from 1.1%to 6.9%NaCleqv.The low salinity and high CO2content indicate that the ore-forming fluid may be metamorphic fluid.In the middle stage，coexistence and similar homogenization temperature of C-，W-and S-types indicate that metal precipitation may result from fluid boiling and CO2-escaping.The estimated trapping pressures of boiling FIs assemblage range from 90 to 330 MPa，suggesting an alternating lithostatic-hydrostatic fluid-system，controlled by the fault-valve at the depth of 9～12 km.In the middle stage，fluid boiling caused CO2escape and metals precipitation，which resulted in the formation of most of the reserves，and meteoric water added to the oreforming system in the late stage also caused the precipitation of metals.In conclusion，our results show that the Sarekuobu Au deposit in Xinjiang is an orogenic gold deposit.

fluid inclusion;Sarekuobu Au deposit;orogenic Au deposit;Altay orogenic belt

P611;P618.51

A

1001-1552(2012)02-0227-013

2011-10-21;改回日期:2011-12-20

項(xiàng)目資助:本文受國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41072062)、國家973項(xiàng)目(2007CB411303)、國家科技支撐計(jì)劃項(xiàng)目(2007BAB25B03)和中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所知識創(chuàng)新工程領(lǐng)域前沿項(xiàng)目資助。

秦雅靜(1986-)，女，碩士研究生，礦床學(xué)專業(yè)。Email:qin.ya.jing@163.com

張莉，女，博士，副研究員。Email:zhangli@gig.ac.cn