李昌昊+申萍+潘鴻迪+曹沖

摘要：西準(zhǔn)噶爾是新疆重要的礦產(chǎn)開發(fā)區(qū)域，成礦潛力巨大，礦床類型豐富，主要包括斑巖型銅礦、斑巖型鉬礦和造山帶型金礦。區(qū)域上礦床成礦流體中普遍存在CH4等還原性氣體，明顯區(qū)別于典型的斑巖型礦床和造山帶型金礦。通過(guò)對(duì)已發(fā)表的氣相成分及碳同位素?cái)?shù)據(jù)綜合分析，結(jié)合地質(zhì)作用中CH4等還原性氣體的主要來(lái)源，認(rèn)為新疆西準(zhǔn)噶爾礦床中普遍存在的還原性氣體與圍巖中的含碳質(zhì)地層密切相關(guān)，CH4等還原性氣體主要來(lái)源于有機(jī)質(zhì)熱分解，也有少量還原性氣體可能來(lái)源于深部巖漿或?yàn)榉巧锍梢颉Ｓ捎谶€原性氣體形成于巖漿上升末期或熱液階段，且斑巖型礦床成礦巖漿具有較高的氧逸度（高于鎳氧化鎳（NNO）），所以西準(zhǔn)噶爾在尋找斑巖型銅礦方面具有很大的潛力。

關(guān)鍵詞：斑巖型礦床；造山帶型金礦；還原性氣體；有機(jī)質(zhì)熱分解；費(fèi)托反應(yīng)；含碳質(zhì)地層；新疆

中圖分類號(hào)：P611文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

Abstract： West Junggar is an important mineral exploitation region in Xinjiang. There are many types of deposits， including porphyry Cu deposit， porphyry Mo deposit and orogenic Au deposit. However， the mineralization fluid in these deposits always contain the reducing gas （such as CH4 and C2H6）， which conflict with the characteristics of the typical porphyry deposit and orogenic Au deposit around the world. According to the comprehensive analysis of gas composition， C isotope and source of the reducing gas in geological process， the reducing gas in the mineralization fluid associates with the wall rock containing carbonaceous material， and the reducing gas is produced by thermal decomposition of organic matter. However， a little reducing gas may come from hypomagma or abiogenic process. The reducing gas mainly forms at late magmatism or hydrothermal stage； meanwhile， the metallogenic magma has high oxygen fugacity （more than NiNiO（NNO））. Therefore， West Junggar has great potential to explore huge porphyry Cu deposits.

Key words： porphyry deposit； orogenic gold deposit； reducing gas； thermal decomposition of organic mater； FischerTropsch reaction； carbonaceous stratum； Xinjiang

0引言

新疆西準(zhǔn)噶爾是中亞成礦域北巴爾喀什成礦帶在中國(guó)境內(nèi)的延伸，是新疆重要的Au、Mo、Cu產(chǎn)地[1]。區(qū)內(nèi)礦床類型豐富，包括斑巖型銅礦、斑巖型鉬礦和造山帶型金礦，其中又以包古圖銅礦、蘇云河鉬鎢礦和哈圖金礦儲(chǔ)量規(guī)模最大（均達(dá)到大型礦床規(guī)模）。但是，與同一成礦帶中的北巴爾喀什相比，西準(zhǔn)噶爾斑巖型銅礦的規(guī)模明顯較小，而造山帶型金礦（點(diǎn)）明顯較多。西準(zhǔn)噶爾斑巖型礦床和造山帶型金礦的成礦流體中均出現(xiàn)了較高含量的CH4、C2H6等還原性氣體[211]，但是北巴爾喀什大型—超大型斑巖型銅礦（如科翁臘德、阿克斗卡）成礦流體則為氧化性流體[12]。

斑巖型礦床是世界上重要的Cu、Mo礦產(chǎn)來(lái)源，多形成于島弧背景下，氧化性巖漿是成礦流體中親銅元素和硫的重要來(lái)源[13]。高氧逸度（fo2）巖漿使巖漿源區(qū)的硫以S6+的形式存在；在此條件下，親銅元素溶解度提高，并在巖漿熔融過(guò)程中從源區(qū)中分離進(jìn)入熔體相，在后期的巖漿分異演化過(guò)程中又進(jìn)入流體相，形成含礦流體[14]。但是，隨著對(duì)斑巖型銅礦研究程度的提升，具有還原性特征的斑巖型礦床被逐漸發(fā)現(xiàn)，稱為還原性斑巖型銅礦。其主要特點(diǎn)有：①發(fā)育大量原生磁黃鐵礦；②成礦流體富含CH4等還原性氣體；③巖漿與成礦流體氧逸度較低；④礦床相對(duì)貧Cu、富Au[15]。新疆西準(zhǔn)噶爾斑巖型銅礦并不完全具備還原性斑巖型銅礦的特征，包古圖銅礦和石屋銅金礦中存在有磁鐵礦或流體包裹體中存在赤鐵礦，顯示其原始巖漿或流體的高氧逸度特征。斑巖型鉬礦雖然氧逸度較銅礦偏低，但是蘇云河鉬礦成礦巖體中也存在磁鐵礦和鈦鐵礦伴生的現(xiàn)象。

造山帶型金礦是在時(shí)空上與造山作用有關(guān)的、由變質(zhì)熱液形成的、受構(gòu)造控制的脈狀后生礦床，是重要的金礦來(lái)源[16]。造山帶型金礦成礦流體的主要來(lái)源有變質(zhì)脫流體[17]、深部巖漿流體[18]、深部地下水循環(huán)[19]和地幔脫氣過(guò)程形成的富CO2流體[20]。盡管成礦流體的來(lái)源還有爭(zhēng)議，但是根據(jù)前人的研究結(jié)果，造山帶型金礦成礦流體普遍具有低鹽度和富CO2的特征，流體中CO2含量變化較大，CO2+CH4含量（摩爾分?jǐn)?shù)，下同）為5%～30%或更高[2123]。哈圖金礦早階段和中階段均存在一定含量的CH4[5]，這一現(xiàn)象少見。

綜上所述，西準(zhǔn)噶爾成礦流體中普遍存在還原性氣體的現(xiàn)象是一種區(qū)域特色，這一特征可能是造成同一成礦帶中北巴爾喀什和西準(zhǔn)噶爾礦床類型和規(guī)模存在巨大差異的原因。本文通過(guò)總結(jié)已發(fā)表的關(guān)于西準(zhǔn)噶爾不同類型礦床的氣相成分及同位素分析數(shù)據(jù)，討論不同礦床成礦流體中還原性氣體的來(lái)源，并對(duì)西準(zhǔn)噶爾礦床成礦流體普遍存在CH4等還原性氣體這一事實(shí)進(jìn)行合理解釋，進(jìn)而探討西準(zhǔn)噶爾成礦潛力。

1區(qū)域及礦區(qū)地質(zhì)特征

1.1區(qū)域地質(zhì)特征

西準(zhǔn)噶爾位于新疆西北部，區(qū)域地層以泥盆系和石炭系為主（圖1）。克拉瑪依主要為一套石炭系巨厚的半深?！箨懫孪嗷鹕剿樾汲练e建造，自下而上依次為太勒古拉組、包古圖組和希貝庫(kù)拉斯組[24]；巴爾魯克主要為一套陸源細(xì)碎屑沉積建造，地層自下而上分別為中泥盆統(tǒng)、上泥盆統(tǒng)和下石炭統(tǒng)，其中以中泥盆統(tǒng)地層出露最為廣泛。在區(qū)域上，該地區(qū)斷裂構(gòu)造十分發(fā)育，走向均以NE—SW向?yàn)橹鳎詵|向西依次為達(dá)拉布特?cái)嗔?、瑪依勒斷裂和巴爾魯克斷裂?；◢弾r類發(fā)育主要分為兩種類型：一類為海西中晚期（約300 Ma）巨大的花崗巖基，主要有廟爾溝巖體、克拉瑪依巖體、阿克巴斯套巖體、哈圖巖體、鐵廠溝巖體和紅山巖體[2526]；另一類為小型中酸性巖體，分布范圍廣泛，斑巖型礦床（點(diǎn)）常產(chǎn)于其中（圖1）。

圖件引自文獻(xiàn)[24]，有所修改

1.2礦區(qū)地質(zhì)特征

包古圖銅礦是新疆西準(zhǔn)噶爾目前發(fā)現(xiàn)的最大斑巖型銅礦，礦床儲(chǔ)量達(dá)63×104 t [27]。礦區(qū)地層主要為石炭系包古圖組和希貝庫(kù)拉斯組，巖性主要為凝灰質(zhì)粉砂巖細(xì)砂巖、沉凝灰?guī)r、安山巖和砂巖等。礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，至少可以分為3期，早期近SN向斷裂為本區(qū)主要構(gòu)造斷裂，近EW向和NE向斷裂也很發(fā)育[27]。礦區(qū)內(nèi)侵入巖主要包括早期的閃長(zhǎng)巖巖株和晚期的閃長(zhǎng)玢巖巖脈，早期的閃長(zhǎng)巖巖株包括輝長(zhǎng)閃長(zhǎng)巖、閃長(zhǎng)巖、石英閃長(zhǎng)巖和少量英云閃長(zhǎng)斑巖。熱液蝕變主要包括巖體內(nèi)部的黑云母蝕變、圍巖的青磐巖化蝕變和疊加其上的晚期絹云母化，礦化與黑云母蝕變、石英絹云母化蝕變有關(guān)，成礦階段主要包括鉀化階段和石英絹云母化階段[27]。

石屋銅金礦是新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊(duì)新發(fā)現(xiàn)的斑巖型銅金礦床。礦區(qū)地層主要為中泥盆統(tǒng)巴爾魯克組和下石炭統(tǒng)包古圖組，巖性主要為凝灰?guī)r、安山巖和粉砂巖等。礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，主要為NE向和近EW向斷裂。礦區(qū)內(nèi)侵入體以閃長(zhǎng)巖、石英閃長(zhǎng)巖和石英閃長(zhǎng)斑巖為主，還包括少量英云閃長(zhǎng)斑巖、花崗閃長(zhǎng)斑巖、花崗斑巖。此外，礦區(qū)內(nèi)巖脈發(fā)育，主要為閃長(zhǎng)巖脈、石英霏細(xì)巖脈和輝石橄欖巖脈，走向?yàn)镹E向或EW向。含礦巖株由閃長(zhǎng)巖、石英閃長(zhǎng)巖和閃長(zhǎng)玢巖組成，發(fā)育脈狀、細(xì)網(wǎng)脈狀和浸染狀礦化，礦石礦物主要為黃銅礦、黃鐵礦。蝕變類型包括硅化、綠泥石化、綠簾石化、電氣石化及少量鉀化和絹云母化等。通過(guò)對(duì)礦物共生組合、礦石組構(gòu)及脈體穿插關(guān)系的研究，石屋銅金礦成礦過(guò)程分為3個(gè)階段：①早階段，發(fā)育鉀長(zhǎng)石脈、方解石脈、石英電氣石脈、石英脈等；②主成礦階段，主要為石英黃銅礦黃鐵礦脈、石英綠泥石黃銅礦黃鐵礦脈、石英黃鐵礦脈、石英電氣石黃銅礦黃鐵礦脈；③晚階段，主要為石英脈、方解石（綠泥石）脈。

哈圖金礦為造山帶型金礦，地層主要以中—上石炭統(tǒng)包古圖組和太勒古拉組為主，巖性主要為玄武巖、凝灰?guī)r和凝灰質(zhì)泥巖。礦區(qū)構(gòu)造斷裂發(fā)育，主要為安齊斷裂及其伴生的次級(jí)斷裂，主斷裂方向?yàn)镹EE向、NW向和NEE—EW向，金礦體主要發(fā)育于石英脈、蝕變強(qiáng)烈的玄武巖和少量凝灰?guī)r中，空間上與安齊斷裂的次級(jí)斷裂關(guān)系密切。礦區(qū)內(nèi)圍巖蝕變強(qiáng)烈，從早到晚可分為3個(gè)階段[5]：①石英（黃鐵礦）階段，脈體主要是發(fā)育碳酸鹽、絹云母和綠泥石蝕變暈的乳白色石英，這些脈體常被晚階段具有強(qiáng)烈絹云母化和綠泥石化的脈體穿切；②石英黃鐵礦毒砂階段，脈體主要為多金屬硫化物石英脈，以大量出現(xiàn)自然金為特征；③方解石（±石英±鐵白云石±黃鐵礦）階段。

蘇云河鉬礦是巴爾魯克發(fā)現(xiàn)的大型斑巖型鉬礦。礦區(qū)地層主要是中泥盆統(tǒng)巴爾魯克組，巖性主要為凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)粉砂巖、沉凝灰?guī)r和雜砂巖。礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，主要為NE向和近EW向斷裂。礦區(qū)內(nèi)出露3個(gè)花崗質(zhì)斑巖體，呈巖株?duì)钋秩氲街心嗯杞y(tǒng)火山沉積地層中。礦體主要賦存于巖體與圍巖的外接觸帶，礦化類型以脈狀和網(wǎng)脈狀為主，且有少量浸染狀。礦石礦物主要為輝鉬礦、黃鐵礦、白鎢礦、黃銅礦，且有少量閃鋅礦和方鉛礦。蝕變類型主要為硅化、鉀化、絹云母化、綠泥石化、黑云母化、碳酸鹽化和高嶺土化[7]。根據(jù)礦物共生組合、礦石組構(gòu)和脈體穿插關(guān)系，可以把蘇云河鉬礦成礦過(guò)程分為4個(gè)階段[2]：①鉀化階段，脈體主要為石英磁鐵礦鉀長(zhǎng)石±輝鉬礦±黃鐵礦；②白云母綠泥石化階段，脈體主要為石英輝鉬礦±黃鐵礦；③石英絹云母化階段，脈體主要為石英多金屬脈；④碳酸鹽化階段，脈體主要為石英方解石±黃鐵礦脈。

宏遠(yuǎn)鉬礦是克拉瑪依巖體周邊發(fā)現(xiàn)的斑巖型鉬礦[28]。礦區(qū)地層主要是下石炭統(tǒng)包古圖組和中上三疊統(tǒng)克拉瑪依組，巖性主要為粉砂巖、砂巖、礫巖和泥巖。礦區(qū)內(nèi)構(gòu)造斷裂復(fù)雜，主要受克拉瑪依韌性剪切帶控制，主要為NE向斷裂。宏遠(yuǎn)鉬礦斑巖體巖性主要為似斑狀花崗閃長(zhǎng)巖和微細(xì)粒花崗斑巖，總體呈NEE向展布[28]。礦石礦物以輝鉬礦為主，其次為黃鐵礦、黃銅礦、磁黃鐵礦和毒砂等，呈細(xì)脈狀和稀疏浸染狀分布于巖體中或接觸帶附近[89]。熱液蝕變發(fā)育，包括白云母化、硅化、絹云母化、綠泥石化、碳酸鹽化和電氣石化等。根據(jù)脈體和蝕變特征，可以把宏遠(yuǎn)鉬礦成礦過(guò)程劃分為3個(gè)階段[9]：①早階段，發(fā)育云英巖化蝕變和石英白云母黃鐵礦輝鉬礦細(xì)脈；②主階段，發(fā)育絹云母化蝕變和石英輝鉬礦細(xì)脈、石英輝鉬礦黃銅礦（黃鐵礦）細(xì)脈；③晚階段，發(fā)育石英黃鐵礦（黃銅礦）細(xì)脈和方解石脈。

2討論

2.1地質(zhì)過(guò)程中CH4等還原性氣體的來(lái)源

在地質(zhì)過(guò)程中，CH4等還原性氣體產(chǎn)生的方式主要有微生物作用、有機(jī)質(zhì)熱分解作用和非生物作用。非生物作用主要為費(fèi)托反應(yīng)[29]和地幔去氣作用[30]。費(fèi)托反應(yīng)包括CO2+4H2→CH4+2H2O，CO+3H2→CH4+H2O；地幔去氣作用包括CH4+2O2→CO2+4H2O，C2H6+7O2→4CO2+6H2O。

地層中有機(jī)質(zhì)熱分解作用形成CH4等輕烴物質(zhì)是一種重要的生烴過(guò)程，這一過(guò)程不僅具有巨大的經(jīng)濟(jì)價(jià)值，同時(shí)也利于了解特定的地球化學(xué)特征。Chung等研究表明[3134]：①在相同條件下，溫度越高，由有機(jī)質(zhì)熱分解作用形成的CH4含量越高，而C2H6、C3H8含量越少；②由有機(jī)質(zhì)熱分解作用形成的CH4的δ13C值（δ13CCH4）明顯小于其來(lái)源物的13C值（δ13Corg），即δ13Corg值與δ13CCH4值之差（Δδ13CorgCH4）大于0%，且主要為0%～30‰，δ13CCH4值主要集中于-50‰～-20‰，但是δ13CCH4值也與分解的有機(jī)質(zhì)成熟度密切相關(guān)，有機(jī)質(zhì)成熟度越高，δ13CCH4值越大；③有機(jī)質(zhì)熱分解作用形成的還原性氣體n（CH4）/n（C2H6）值小于100。

微生物作用是自然界碳循環(huán)的重要途徑之一，全球天然氣儲(chǔ)量約20%都是由微生物作用形成的[35]。在整個(gè)微生物作用過(guò)程中，多種微生物的參與起到了至關(guān)重要的作用，比如水解和發(fā)酵細(xì)菌、H+還原細(xì)菌、同型乙酸菌和產(chǎn)甲烷菌[36]。微生物作用形成CH4的溫度不高于120 ℃，并且可以造成巨大的同位素分餾（CO2的δ13C值（δ13CCO2）與δ13CCH4值之差（Δδ13CCO2CH4）為30‰～70‰），δ13CCH4值普遍小于-50‰（可達(dá)-110‰）[33，37]。

非生物作用是CH4等還原性氣體的主要來(lái)源之一，既可以出現(xiàn)在大洋中脊條件下[30，38]，也可以出現(xiàn)在俯沖帶環(huán)境中[29，39]。其形式主要包括地幔來(lái)源CH4、石墨發(fā)生變質(zhì)作用形成CH4、碳酸鹽物質(zhì)熱分解形成CH4、還原CO2形成CH4。費(fèi)托反應(yīng)是非生物作用形成CH4的重要途徑，其反應(yīng)機(jī)理為CO2或CO在催化劑表面形成活性炭物質(zhì)，該物質(zhì)和H2反應(yīng)聚合，最終形成烷烴和烯烴類物質(zhì)[40]。通過(guò)費(fèi)托反應(yīng)還原地幔來(lái)源CO2或深海碳酸鹽形成的CH4可以達(dá)到碳同位素平衡，并且形成的CH4含量明顯高于其他烷烴氣體[29，34，41]。

2.2西準(zhǔn)噶爾還原性氣體來(lái)源

新疆西準(zhǔn)噶爾各類礦床流體包裹體氣相成分分析結(jié)果見表1。包古圖銅礦流體包裹體氣相成分主要為H2O、CO2（含量為146%～1253%）、CH4（029%～1600%），以及少量N2、C2H6（002%～278%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-360‰～-226‰，CO2的δ13CVPDB值集中在-200‰～-68‰，x（CH4）/x（C2H6）值為08～6620。石屋銅金礦流體包裹體氣相成分主要為H2O、CO2（含量為112%～189%）、CH4（010%～017%），以及少量N2、C2H6（003%～018%）。CH4的δ13CVPDB值為-228‰和-233‰，x（CH4）/x（C2H6）值為079～596。

哈圖金礦流體包裹體氣相成分主要為

H2O、CO2（含量為374%～1038%），以及少量N2、CH4（018%～344%）、C2H6（006%～085%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-354‰～-187‰，CO2的δ13CVPDB值集中在-139‰～-97‰，x（CH4）/x（C2H6）值為035～1275。

蘇云河鉬礦流體包裹體氣相成分主要為H2O、CO2（105%～897%），以及少量N2、CH4（006%～079%）、C2H6（0001%～0280%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-299‰～-232‰，CO2的δ13CVPDB值集中在00‰～-103‰，x（CH4）/x（C2H6）值為075～2266。

宏遠(yuǎn)鉬礦流體包裹體氣相成分主要為H2O、CO2（192%～615%），以及少量N2、CH4（020%～082%）、C2H6（000%～061%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-311‰～-264‰，x（CH4）/x（C2H6）值為075～328。其中，δ13CVPDB值為參考國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)VPDB的δ13C值。

由測(cè)試結(jié)果可以看出，以包古圖銅礦、石屋銅金礦、哈圖金礦、蘇云河鉬礦和宏遠(yuǎn)鉬礦為代表的不同類型礦床流體包裹體中均存在有較高含量的還原性氣體，并且西準(zhǔn)噶爾其他礦床（寶貝金礦和吐克吐克銅礦）中也發(fā)現(xiàn)了一定含量的還原性氣體[8]。

在正常條件下，無(wú)論是斑巖型銅礦、斑巖型鉬礦，還是造山帶型金礦，它們的成礦流體均以氧化性流體或富CO2流體為主，不會(huì)出現(xiàn)如此高含量的還原性氣體。包古圖銅礦主要落在了熱分解和高焓地?zé)釟怏w范圍內(nèi)；石屋銅金礦發(fā)生偏離；哈圖金礦主要落在了熱分解范圍內(nèi)，但部分點(diǎn)向下偏移；蘇云河鉬礦落在了靠近熱分解的區(qū)域；宏遠(yuǎn)鉬礦落在了熱分解范圍內(nèi)，但部分點(diǎn)向下偏移[圖2（a）]。各礦床數(shù)據(jù)投點(diǎn)主要落在了熱分解和非生物成因區(qū)域之間，少量進(jìn)入了熱分解或非生物成因區(qū)域[圖2（b）]。因此，新疆西準(zhǔn)噶爾成礦流體中的還原性氣體可能存在著多種形成機(jī)制。

微生物作用是生物圈重要的碳循環(huán)方式，是形成石油等資源的重要途徑，如MVT型礦床也常與盆地鹵水密切相關(guān)。但是，對(duì)于西準(zhǔn)噶爾斑巖型礦床和造山帶型金礦來(lái)說(shuō)，它們的成礦溫度遠(yuǎn)高于微生物作用溫度（低于120 ℃）[4，7，9，45]，且CH4、CO2碳同位素分餾（δ13CCH4值為-360‰～-18.7‰，Δδ13CCO2CH4值為55‰～270‰）明顯低于微生物作用造成的碳同位素分餾?；谝陨显虿⒔Y(jié)合數(shù)據(jù)投圖（圖2），西準(zhǔn)噶爾成礦流體中的CH4等還原性氣體并非來(lái)源于微生物作用，即使存在微生物作用，也只能影響到成礦晚階段流體組分，而不能造成早階段和主階段成礦流體中含有大量的還原性氣體。

Simakov研究認(rèn)為富CO2流體主要存在于地下130 km以內(nèi)，而富CH4流體常出現(xiàn)在200 km以下的軟流圈地幔[46]。地幔去氣作用釋放的CH4以氣相或溶解于流體中并向上運(yùn)移的過(guò)程中，經(jīng)過(guò)氧化的地殼時(shí)會(huì)與O2反應(yīng)形成CO2和H2O[47]，因此，深部地幔去氣作用很難通過(guò)強(qiáng)氧化性上地殼進(jìn)入成礦流體，進(jìn)而成為成礦流體中還原性氣體的主要來(lái)源，尤其是在高氧化性的斑巖型成礦流體中。

包古圖銅礦、宏遠(yuǎn)鉬礦和吐克吐克銅礦位于達(dá)拉布特?cái)嗔涯蟼?cè)，出露地層均為下石炭統(tǒng)火山沉積巖，發(fā)育凝灰?guī)r和粉砂巖等含碳質(zhì)地層；哈圖金礦位于達(dá)拉布特?cái)嗔驯眰?cè)，地層中發(fā)育有凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)泥巖等含碳地層；蘇云河鉬鎢礦和石屋銅金礦位于巴爾魯克山，地層為泥盆統(tǒng)巴爾魯克組火山沉積巖和下石炭統(tǒng)包古圖組火山沉積巖，發(fā)育含碳質(zhì)凝灰?guī)r及粉砂巖。這些礦床的成礦巖體侵入到含碳質(zhì)地層中或是礦體賦存于含碳質(zhì)地層中，為熱分解作用提供了有機(jī)質(zhì)。包古圖銅礦x（CH4）/x（C2H6）值集中在08～703（個(gè)別達(dá)6620），Δδ13CCO2CH4值分布在82‰～250‰，Δδ13CorgCH4值分布在-24‰～110‰；石屋銅金礦x（CH4）/x（C2H6）值集中在079～596，Δδ13CorgCH4值分布在17‰～22‰；哈圖金礦x（CH4）/x（C2H6）值集中在035～1275，Δδ13CCO2CH4值分布在55‰～246‰，Δδ13CorgCH4值分布在-63‰～104‰；蘇云河鉬礦x（CH4）/x（C2H6）值集中在075～2266，Δδ13CCO2CH4值分布在171‰～270‰，Δδ13CorgCH4值分布在-18‰～49‰；宏遠(yuǎn)鉬礦x（CH4）/x（C2H6）值集中在075～328，Δδ13CorgCH4值分布在14‰～61‰（圖3）。

盡管Δδ13CorgCH4值存在一定波動(dòng)，但是大部分測(cè)試結(jié)果與有機(jī)質(zhì)熱分解作用形成的CH4特征相似，即δ13CCH4值主要集中于-50‰～-20‰，x（CH4）/x（C2H6）值低于100。包古圖銅礦地層中含有大量有機(jī)碳（含量為021%～079%，平均為0.45%，樣品數(shù)為10個(gè)）[6]，并且?guī)r體中存在大量明顯的圍巖混染證據(jù)，如出露巖石成分不均勻，斜長(zhǎng)石成分不均勻，中性巖石中有大量長(zhǎng)英質(zhì)包體 [48]。此外，中甸普朗超大型斑巖銅礦成礦流體中也存在大量還原性氣體，這些還原性氣體同樣被認(rèn)為來(lái)自于含碳質(zhì)地層的混染[49]。因此，西準(zhǔn)噶爾成礦流體中普遍存在的CH4等還原性氣體主要來(lái)源于含碳質(zhì)地層中有機(jī)質(zhì)熱分解。

費(fèi)托反應(yīng)是一種重要的非生物成因CH4形成機(jī)制，可以分為高溫費(fèi)托反應(yīng)（300 ℃～350 ℃）和低溫費(fèi)托反應(yīng)（220 ℃～270 ℃），通過(guò)CO或CO2與H2反應(yīng)形成CH4，并且這一反應(yīng)已被證實(shí)可以在熱液條件下進(jìn)行[50]。因此，它可能是西準(zhǔn)噶爾成礦流體中還原性氣體的來(lái)源之一。在地質(zhì)過(guò)程中，非生物成因CH4的判斷標(biāo)準(zhǔn)不明確，Ueno等建議非生物成因δ13CCH4值變化于-26‰～-9‰[35]，Horita等建議非生物成因δ13CCH4值小于生物成因[51]。西準(zhǔn)噶爾斑巖型礦床成礦流體中δ13CCH4值為-360‰～-187‰，但主要小于-25‰，不屬于費(fèi)托反應(yīng)形成CH4的范圍。此外，如果西準(zhǔn)噶爾斑巖型礦床成礦流體中CH4主要來(lái)源于費(fèi)托反應(yīng)，那么成礦流體中不應(yīng)普遍存在C2H6等多碳還原性氣體，但實(shí)際上西準(zhǔn)噶爾斑巖型礦床成礦流體中普遍發(fā)育C2H6。另外，Horita等研究認(rèn)為在200 ℃下由費(fèi)托反應(yīng)形成的CH4的Δδ13CCO2CH4值約為50‰，在300 ℃下則為20‰～30‰[51]。在包古圖銅礦中，主階段成礦溫度集中在170 ℃～400 ℃，Δδ13CCO2CH4值分布在82‰～250‰，且主要低于20‰，這與由高溫費(fèi)托反應(yīng)形成的CH4性質(zhì)存在一定差異。在哈圖金礦中，成礦溫度為213 ℃～285 ℃，未達(dá)到高溫費(fèi)托反應(yīng)的溫度，Δδ13CCO2CH4值分布在55‰～246‰，且集中于15‰～25‰，這也與費(fèi)托反應(yīng)形成的CH4性質(zhì)存在差異。在蘇云河鉬礦中，成礦溫度普遍高于240 ℃，Δδ13CCO2CH4值分布在171‰～270‰，較為符合由高溫費(fèi)托反應(yīng)形成的CH4性質(zhì)。此外，費(fèi)托反應(yīng)在熱液條件下如果沒有合適的催化劑是很難進(jìn)行的：以FeNi礦物（鎳鐵礦）為催化劑只能形成CH4；以FeCr礦物（鉻鐵礦）為催化劑能形成CH4、C2H6和C3H8[5153]。然而，無(wú)論在斑巖型礦床還是造山帶型金礦中，鎳鐵礦和鉻鐵礦均沒有出現(xiàn)，因此，在熱液環(huán)境中是否有合適的催化劑是費(fèi)托反應(yīng)能否順利進(jìn)行的重要因素。另外，無(wú)論是高溫費(fèi)托反應(yīng)還是低溫費(fèi)托反應(yīng)，在反應(yīng)過(guò)程中均需有大量H2（w（H2）/w（CO2）=4∶1，如橄欖石蛇紋石化作用）的存在以保證反應(yīng)順利進(jìn)行[53]，并且在實(shí)驗(yàn)生成物中H2含量仍然很高[50]。但是，斑巖型礦床和造山帶型金礦的熱液過(guò)程中并沒有可以釋放出大量H2的蝕變作用，在流體包裹體氣相成分分析結(jié)果中也未能發(fā)現(xiàn)成礦流體中含有H2，因此，費(fèi)托反應(yīng)不可能作為成礦流體中CH4的主要來(lái)源，但不能排除費(fèi)托反應(yīng)是CH4的來(lái)源之一。其中，w（·）為氣相成分質(zhì)量分?jǐn)?shù)。

包古圖銅礦地層中有機(jī)碳的δ13C值為-258‰～-231‰（平均值為-2498‰，樣品數(shù)為4個(gè)）[6]。Δδ13CorgCH4值大體符合熱分解CH4的特征，但是在各個(gè)礦床中均存在Δδ13CorgCH4值小于0‰的現(xiàn)象（主要集中在-2‰～0‰，個(gè)別達(dá)到-63‰），即CH4相對(duì)于地層有機(jī)質(zhì)更加富集13C。但是，通過(guò)有機(jī)質(zhì)熱分解形成的CH4的δ13C值常低于有機(jī)質(zhì)自身[32]。在斑巖型礦床中常會(huì)出現(xiàn)CH4等烷烴類氣體，這些氣體通常會(huì)被Fe3+氧化而不能保留下來(lái)[14]；在造山帶型金礦中，成礦流體自身同樣也存在著CH4[54]。因此，δ13Corg值小于δ13CCH4值的現(xiàn)象可能與斑巖型礦床或造山帶型金礦自身攜帶的CH4有關(guān)。

2.3斑巖型礦床成礦母巖漿性質(zhì)

Rowins認(rèn)為還原性斑巖型銅金礦床與還原性鈦鐵礦系列I型花崗巖有關(guān)[15]。通過(guò)對(duì)角閃石、黑云母進(jìn)行電子探針分析，新疆西準(zhǔn)噶爾具有還原特點(diǎn)的斑巖型礦床含礦巖漿氧逸度均高于鎳氧化鎳（NNO），顯示了較高的氧逸度（圖4）[9，48，5556]。此外，磁鐵礦和流體包裹體中赤鐵礦子晶的存在均表明了高氧逸度特征，因此，新疆西準(zhǔn)噶爾具有還原特點(diǎn)的斑巖型礦床含礦巖體均屬于氧化性磁鐵礦系列I型花崗巖類，而包古圖銅礦和石屋銅金礦只是具有還原性斑巖型銅礦的部分特征。

HM為赤鐵礦磁鐵礦；NNO為鎳氧化鎳；QFM為石英鐵橄欖石磁鐵礦；MW為磁鐵礦方鐵礦；礦床氧逸度范圍引自文獻(xiàn)[9]、[48]、[55]和[56]；n（·）為離子物質(zhì)的量

2.4CH4等還原性氣體對(duì)礦床的影響

申萍等研究認(rèn)為，北巴爾喀什和西準(zhǔn)噶爾斑巖型礦床均形成于島弧環(huán)境下，原始巖漿均為俯沖板片脫水交代地幔楔發(fā)生部分熔融形成的巖漿[1]，即兩個(gè)地區(qū)在巖漿來(lái)源上沒有明顯差異。在成礦巖漿向上侵位以及后續(xù)的流體出溶和演化階段，西準(zhǔn)噶爾由于大量的含碳質(zhì)地層混染和地層中的有機(jī)質(zhì)熱分解，使得成礦流體中存在大量還原性氣體，成礦流體表現(xiàn)為H2ONaClCH4CO2體系[57]。Xiao等研究認(rèn)為，富有機(jī)質(zhì)（或Fe2+）地層作為還原障出現(xiàn)利于金屬元素沉淀富集（尤其是Au） [5859]，西準(zhǔn)噶爾斑巖型銅礦常伴生較多Au可能與此相關(guān)，但是還需更為詳細(xì)的研究。因此，還原性氣體的存在不能說(shuō)明西準(zhǔn)噶爾斑巖型礦床成礦潛力小，反而這些還原性氣體的存在可能是該區(qū)斑巖型礦床常伴生Au的原因。

哈圖金礦帶是新疆重要的金礦產(chǎn)地，已探明資源量大于100 t[24]，其中哈圖金礦總儲(chǔ)量約56 t[60]，是帶內(nèi)第一大金礦（新疆第二大金礦）。Shen等研究認(rèn)為，哈圖金礦成礦流體以殼源流體為主，但加入了少量幔源流體，圍巖有機(jī)質(zhì)熱分解是形成CH4的重要因素[5]。這種流體混合模式與Uemoto提出的一個(gè)相對(duì)氧化的流體和一個(gè)相對(duì)還原的流體混合導(dǎo)致Au大量沉淀機(jī)理[61]相似。因此，CH4等還原性氣體對(duì)Au的沉淀可能具有促進(jìn)作用，但是仍需進(jìn)一步詳細(xì)的研究。

3結(jié)語(yǔ)

新疆西準(zhǔn)噶爾各類礦床成礦流體中均廣泛出現(xiàn)了CH4等還原性氣體，這些還原性氣體主要來(lái)源于巖漿向上侵位時(shí)含碳質(zhì)圍巖地層中有機(jī)質(zhì)熱分解，也有一部分CH4可能來(lái)源于成礦巖漿或?yàn)榉巧锍梢?。有機(jī)質(zhì)熱分解作用形成還原性氣體這一過(guò)程發(fā)生在成礦母巖漿上升末期或熱液階段，并不影響原始巖漿攜帶成礦元素的能力，因此，西準(zhǔn)噶爾仍然具有尋找大型斑巖型銅礦的潛力。對(duì)于造山帶型金礦，CH4等還原性流體的加入可能對(duì)Au的沉淀起到促進(jìn)作用，但仍需進(jìn)一步的驗(yàn)證。

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