西天山成矿带热液型金矿成矿地质条件及成矿物质来源对比

杨鑫朋,余心起,王宗秀,肖伟峰,周 翔

(1.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院,北京 100083;2.中国地质科学院 地质力学研究所,北京100081)

0 引言

中亚天山是世界上著名的金成矿带,已发现诸多大型、超大型金矿床,被称之为“亚洲金腰带”(薛春纪等,2014)。中国西天山紧邻中亚天山,虽已发现许多金矿床,但金矿床的数量和储量都无法与境外中亚天山相比,因此对西天山金矿床的成矿地质背景、控矿条件及成矿规律的研究显得十分重要。近些年来许多学者及单位对西天山金矿床进行了大量的研究工作,然而大部分是围绕着某个具体的金矿床进行研究(Chen et al.,2003;杨富全等,2005;Xiao et al.,2005;Yang et al.,2006;杨建国等,2006;董新丰等,2011;Chen et al.,2012;陈华勇等,2013;安芳等,2014),对整体西天山地区金矿床的对比研究相对薄弱。本文旨在对比西天山地区南部成矿带穆龙套型与北部成矿带浅成低温热液型金矿床特点,并以金矿床的地质特征对比为基础,开展萨瓦亚尔顿、大山口及布隆金矿床主成矿期流体包裹体显微测温,以及这些矿床和伊尔曼德、阿希金矿的S、H、O稳定同位素测试,以便研究这些主要金矿床的成矿流体及成矿物质来源,进一步揭示西天山热液型金矿床成矿规律,探讨西天山区域构造环境演化与金成矿作用的关系。

1 西天山区域构造背景

中国天山山脉以 E88°线为分界线,分为东天山和西天山(李锦轶等,2006)。西天山位于中亚造山带的南部,经历了复杂的增生造山过程,区域构造背景及构造单元的划分至今仍存在着争议。 多数学者将西天山划分为准噶尔-哈萨克斯坦、伊犁-中天山和塔里木板块,其大地构造单元自北向南依次为北天山弧增生体、伊犁地块北缘活动陆缘、伊犁地块、伊犁地块南缘活动陆缘、塔里木北陆缘及塔里木地块(图1),其增生造山过程与古生代南天山洋和晚古生代北天山洋的演化相关(肖序常等,1992;何国琦,1994;高俊等,2009)。寒武纪-早奥陶世,元古宙形成的新疆大克拉通开始裂解,形成大小不等的洋盆,其中北天山洋分割准噶尔板块与伊犁-中天山板块。前寒武纪开始北天山洋打开并持续扩张,奥陶纪北天山洋开始向伊犁地块俯冲,在泥盆纪-石炭纪为俯冲高峰,并引发了一系列的钙碱性岩浆活动。对于北天山洋闭合的时间并没有准确的年代学数据,有学者认为其闭合于早二叠世(王新利等,2013)。南天山洋位于塔里木板块与伊犁-中天山板块之间,寒武纪洋盆开始打开,志留纪末或泥盆纪初南天山洋开始向伊犁地块俯冲,早石炭世末洋盆开始缩小并在石炭纪末-早二叠世发生碰撞造山作用。碰撞过程中形成了大面积带状分布的碰撞花岗岩及韧性剪切带。二叠纪西天山至整个中亚地区进入后碰撞演化阶段。

2 西天山地区金矿床主要类型及分布特征

西天山地区经历了十分复杂的构造演化过程,特别是海西期强烈的构造岩浆活动为金矿的形成创造了有利的条件(沙德铭等,2003)。中亚天山是世界上著名的金成矿带,现已发现了乌兹别克斯坦穆龙套金矿床、吉尔吉斯斯坦库姆托尔金矿床、塔吉克斯坦吉拉乌金矿床等。中国境内西天山是中亚天山的东延部分,与其有着相似的区域构造背景,现已发现萨瓦亚尔顿、萨恨托亥、布隆、阿希、伊尔曼德、卡特巴阿苏等金矿床。因此西天山地区具有很好的找矿前景,也意味着这条“中亚金腰带”向中国境内西天山的延续,这将对今后的找矿工作提供新的方向。

图1 西天山地区大地构造简图(据Gao et al.,2009修改)Fig.1 Sketch tectonic map of the western Tianshan area

西天山地区分布诸多金矿床和金矿(化)点(图2)。对于金矿床类型的划分有多种分类原则,至今没有通用的分类标准。一些学者将容矿岩系、矿体形态、构造环境、温度、矿床成因等作为划分原则,提出了多种划分方案。笔者通过研读前人资料,根据矿床地质特征、产出特点、控矿因素和成矿机制,将新疆西天山金矿床主要划分为穆龙套型、浅成低温热液型、斑岩型、石英-重晶石脉型,如图2显示了西天山金矿床的分布特征。西天山北部成矿带即伊犁-中天山板块北缘主要分布着与火山岩有关的浅成低温热液型矿床及斑岩型矿床。浅成低温热液型矿床中的金矿床是在地壳浅部(一般小于 1.5 km)较低温度(一般为 100~300 ℃,少数情况下可以大于350 ℃)和较低压力(一般为 n×106Pa)条件下形成的热液金矿床,主要指产于陆相火山岩中的浅成低温热液金矿床,部分浅成低温热液金矿床可能产于非火山岩中(Henley,1991)。浅成低温热液型金矿又可进一步划分为冰长石-绢云母型和硅化岩型金矿(沙德铭等,2004)。然而,在西天山南部成矿带即塔里木板块与伊犁-中天山板块的碰撞缝合带主要分布着穆龙套型金矿床,此类金矿床主要赋存于含碳质碎屑岩建造中,脆韧性剪切破碎带是主要的控矿构造及容矿场所。成矿与变质作用、构造变形和岩浆活动密切相关,热液活动贯穿整个成矿期,为金矿的富集沉淀提供了条件,成矿物质及成矿流体具有多来源性。

图2 西天山成矿带金矿分布图Fig.2 Map showing the distribution of gold deposits in the western Tianshan orogenic belt

3 典型金矿床地质特征

3.1 萨瓦亚尔顿金矿床

萨瓦亚尔顿金矿床位于西天山造山带西南端的东阿赖山北部,行政区隶属于新疆乌恰县乌鲁克恰提乡,是我国发现的首个“穆龙套型”金矿,其大地构造位置位于塔里木板块与伊犁-中天山板块的交接部位,费尔干纳大断裂西侧(图3c)。矿床赋存于中上石炭统含碳浅变质碎屑岩中,岩性主要为含碳千枚岩、变质砂岩和变质粉砂岩(图3a),赋矿地层与区域构造线方向大体一致,总体以NE-SW向呈带状展布,此外地层中可见小褶曲和揉皱现象(图3b)。矿区内断裂构造特别是脆韧性剪切带较为发育,矿体和矿化带受次级脆韧性剪切带控制。矿区及外围的岩浆活动较弱。矿区内分布着数十条矿化破碎带,其展布方向与地层走向大体一致,矿体呈板状、似层状或透镜状赋存于破碎蚀变带内。矿石类型以石英细脉和网脉型为主,主要金属矿物为黄铁矿、辉锑矿、毒砂、自然金等。围岩蚀变沿矿化破碎带呈线状分布,主要类型为硅化、黄铁矿化、毒砂化等。对于金矿成矿时代仍存在着争议,多数学者认为成矿作用发生在三叠纪(刘家军等,2002;陈富文和李华芹,2003;杨富全,2005;Liu et al.,2007)。

3.2 大山口金矿床

大山口金矿床位于西天山造山带东段伊犁-中天山板块与塔里木板块缝合带附近,行政区隶属于新疆和静县巴润哈尔莫墩乡。矿床赋存于上志留统-下泥盆统大山口组含碳变质碎屑岩中(图4a),岩性主要为含碳糜棱岩、泥质粉砂岩及变质细砂岩组成的不均匀互层,岩石经受了区域低温变质作用且发生了片理化以及糜棱岩化。地层呈NWW 向带状展布,在大山口组地层中可见受韧性剪切形成的小褶皱(图4b)。海西中晚期的闪长斑岩脉和英安斑岩脉侵位于矿区大山口组内的韧性剪切带中,并遭受了韧性剪切变形作用。矿区内构造活动较为发育,主要控矿构造为发育在大山口组中的韧性剪切带,矿化带及矿体全部位于韧性剪切带中。矿体主要分布在大山口组含碳变质碎屑岩、闪长斑岩脉和英安斑岩脉中,与围岩的界线不清晰。矿体展布方向与韧性剪切带走向一致,倾角较陡。矿体形态以脉状为主,少数为不规则状。矿石类型为蚀变岩型和石英脉型(图4c),主要金属矿物为黄铁矿、黄铜矿、自然金等。围岩蚀变有硅化、黄铁矿化、绢云母化、碳酸盐化等。刘家军等(2004)测得含矿石英脉中石英40Ar/39Ar 坪年龄为 212~207 Ma,据此认为金成矿时代为晚三叠世中期。

图3 萨瓦亚尔顿金矿矿区地质图Fig.3 Geological map of the Sawayaerdun gold deposit

图4 大山口金矿矿区地质图Fig.4 Geological map of the Dashankou gold deposit

3.3 布隆金矿床

布隆金矿床位于塔里木板块北缘柯坪古生代陆棚区,喀拉铁克区域大断裂南东侧,行政区隶属于新疆阿合奇县哈拉奇乡。矿床赋存于晚泥盆世石英砂岩、粉砂岩等浅变质细碎屑岩中(图5a),岩石普遍发生千枚岩化及片理化。矿区内断裂活动较发育,但规模较小,矿体普遍受控于次级 NE向缓倾斜顺层破碎带。矿区及周围未见大规模侵入体。金矿体受层间破碎带控制,主要分布于顺层的石英脉、石英重晶石复脉中,与地层产状基本一致(图5b、c)。矿石类型主要为石英重晶石脉型、石英脉型及角砾岩型。金属矿物有黄铁矿、菱铁矿、自然金等,非金属矿物以重晶石、石英为主。围岩蚀变类型主要有黄铁矿化、硅化、重晶石化、绢云母化等。杨建国等(2006)测得含金石英脉 Rb-Sr等时线年龄为258±15 Ma,成矿时代为晚二叠世早期。

图5 布隆金矿矿区地质图Fig.5 Geological map of the Bulong gold deposit

3.4 阿希金矿床

阿希金矿床位于新疆伊宁县境内,其大地构造位置处于伊犁-中天山板块北部大陆边缘的吐拉苏火山断陷盆地内。矿床赋存于下石炭统大哈拉军山组安山质火山岩和火山碎屑岩中,地层与构造线走向大体一致,呈NW向展布(图6a、c)。矿区构造以火山断裂为主,且多为倾角较大的张裂性断裂(图6b)。矿体受破火山口断裂控制,主要产于古火山口外围的环形断裂中。矿体形态以脉状为主,倾向大致呈E-NE向,倾角较陡,在地表呈带状分布。矿石类型可分为石英脉型、蚀变岩型及角砾岩型。金属矿物有黄铁矿、白铁矿、毒砂、自然金等;非金属矿物以石英、玉髓、绢云母、方解石为主。围岩蚀变较发育,并且具有明显的蚀变分带现象,主要有硅化、绢云母化、青磐岩化、碳酸盐化等。翟伟等(2006)测得阿希金矿成矿时代为晚古生代早期,介于晚泥盆世(363.2±5.7 Ma)到早石炭世之间。

3.5 伊尔曼德金矿床

伊尔曼德金矿床位于新疆伊犁县境内,大地构造位置处于伊犁-中天山板块北部吐拉苏火山断陷盆地西北缘。矿床的赋矿围岩主要为早石炭世火山沉积岩,其岩性为凝灰质砂岩及蚀变凝灰岩。矿区断裂构造十分发育,各次级断裂及盆地基底与盖层的不整合面控制矿体的分布(图7c)。矿区内侵入岩不发育。矿体主要呈透镜状、层状或脉状产出,与围岩产状基本一致,部分矿体已发生氧化而呈红褐色(图7a)。矿石类型以热液角砾岩型为主(图7b),金属矿物有黄铁矿、自然金、黄铜矿等,非金属矿物以石英、重晶石及方解石为主。围岩蚀变较发育,并具有明显的分带现象,主要类型为绢云母化、黄铁矿化、碳酸盐化等。朱亿广(2011)测得金矿的铅等时线年龄为327 Ma,其结果可能代表着金矿容矿地层的形成年龄,因此可大致限制金矿成矿年龄在 330~300 Ma 左右。

图6 阿希金矿矿区地质图Fig.6 Geological map of the Axi gold deposit

图7 伊尔曼德金矿矿区地质图Fig.7 Geological map of the Yelmand gold deposit

4 典型金矿床流体包裹体特征

4.1 样品采集及实验方法

本次实验样品主要采自萨瓦亚尔顿、大山口及布隆金矿床主成矿期含矿石英脉或矿化蚀变岩中。将样品磨制成厚度为0.3 mm双面抛光的包裹体片,用于流体包裹体岩相学观察及显微测温分析。流体包裹体显微测温分析在中国地质大学(北京)地球化学实验室完成,所用仪器为LINKAM THMSG600冷热台,工作温度范围为–196~600 ℃,测试精度在30 ℃以下时为±0.1 ℃,30 ℃以上时为±1 ℃。气液两相包裹体的盐度根据冰点温度和Bodnar给出的盐度-冰点关系表查出,密度及压力根据 MacInnis给出的Excel表格求得(Bodnar,1993;MacInnis et al.,2012)。

4.2 流体包裹体岩相学

本次实验所测萨瓦亚尔顿、大山口以及布隆金矿床的流体包裹体主要发育在石英中,多为原生包裹体,也可见部分呈线状分布的次生包裹体。三个矿床所测的包裹体类型均较为单一,以 H2O+NaCl型为主,其他类型包裹体在本次实验中极为少见。包裹体在室温下为气、液两相的盐水溶液,即由H2O+NaCl(液相)和 H2O(气相)构成,加热均一到液相。包裹体的气液比变化于10%~20%之间,属于富液型包裹体。萨瓦亚尔顿金矿包裹体多为负晶形、椭圆形和长条形,长轴长为 4~9 μm,呈孤立、成群或不定向分布(图8a,8b);大山口金矿包裹体形态多为负晶形或不规则形,长轴长为 4~8 μm,多呈群状或孤立状分布(图8c,8d);布隆金矿包裹体多为负晶形、椭圆形和不规则形,长轴长为4~10 μm,呈群状或孤立状分布(图8e,8f)。

图8 金矿床流体包裹体岩相学特征Fig.8 Photomicrographs of fluid inclusions from the gold deposit

4.3 显微测温

萨瓦亚尔顿、大山口以及布隆金矿的流体包裹体显微测温结果如表1、图9所示。

测得萨瓦亚尔顿109个流体包裹体均一温度变化于130~320 ℃之间,集中在150~240 ℃。测得68个包裹体的冰点温度,依据气液两相包裹体的盐度-冰点关系表算出流体盐度值为0.4%~ 13.7%NaCleq,集中在3.0%~8.0%NaCleq。根据MacInnis et al.(2012)给出的Excel表格求得密度范围为 0.8~1.0 g/cm3。

大山口金矿 38个包裹体样品的均一温度变化于137~212 ℃,主要集中在140~190 ℃。测得36个包裹体的冰点温度,计算出流体盐度值为 0.5%~11.5%NaCleq,主要集中在 6.0%~9.0%NaCleq。流体密度范围为0.9~1.0 g/cm3。

布隆金矿88个样品的均一温度变化于111~325 ℃,集中在150~230 ℃。测得61个包裹体的冰点温度,计算出流体盐度值为 1.9%~17.8%NaCleq,集中在4.0%~10.0%NaCleq。流体密度范围为 0.84~1.0 g/cm3。4.4 成矿压力及深度估算

前人研究显示流体沸腾时其内外压力一致,流体包裹体的均一温度代表着流体形成时的温度,而从均匀流体中捕获的流体包裹体的均一温度只代表流体温度的下限,需进行压力校正(Roedder and Bodnar,1980;Roedder,1984)。本次实验所测试的三个金矿床均未发现沸腾包裹体组合(气液比不同的包裹体共存且具有相似的均一温度),暗示成矿流体未发生明显的沸腾作用,因此在计算其成矿压力时需要进行压力校正。本文采用所测得三个金矿床较高的有效包裹体均一温度进行压力校正,并利用MacInnis et al.(2012)给出的Excel表格估算出成矿压力。由于本次测试包裹体样品均采自与成矿密切相关的含矿石英脉或矿化蚀变岩中,并未对成矿期次进行具体划分,因此只能估算出各个矿床成矿期的成矿压力值范围。其中萨瓦亚尔顿金矿成矿压力约为70~180 MPa,大山口金矿约为30~110 MPa,布隆金矿约为 40~160 MPa(图9)。矿床的成矿深度多是

根据流体包裹体的成矿压力来计算,本文假设流体包裹体在静岩压力条件下被捕获。根据相关文献资料(董新丰等,2011;张德会等,2011),本文采用26 MPa/km的静岩压力来估计流体包裹体捕获的古深度。计算得出萨瓦亚尔顿金矿成矿深度约为 2.7~6.9 km,大山口金矿成矿深度约为 1.2~4.2 km,布隆金矿成矿深度约为1.5~6.2 km。

表1 流体包裹体显微测温结果Table 1 Microthermometric results of the fluid inclusions

图9 萨瓦亚尔顿、大山口、布隆金矿床流体包裹体参数分布直方图Fig.9 Temperature,salinity,and pressure histograms of the fluid inclusions from the Sawayaerdun,Dashankou and Bulong gold deposits

5 典型金矿床稳定同位素特征

5.1 样品采集及实验方法

用于S同位素测试的13件金属硫化物样品采自大山口、萨瓦亚尔顿、伊尔曼德和阿希金矿与成矿有关的石英脉、矿脉以及矿化围岩中。选取代表性样品手工破碎、过筛至 40~60目,在双目镜下挑选得到纯度大于 99%的黄铁矿样品。将挑选好的单矿物样品研磨至200目以下送至实验室分析。样品分析测试在核工业北京地质研究院分析测试中心完成,所用质谱仪型号为MAT253,以VCDT为标准,测试精度±0.2‰,分析结果见表2。

用于测试H、O同位素的10件样品采自于大山口、布隆、萨瓦亚尔顿和阿希金矿成矿期的石英脉以及矿石中。将采集好的样品逐级破碎、过筛,选取粒级在 40~60目的样品在双目镜下挑选石英,使其纯度达到 99%以上。样品经清洗、去吸附水和次生包裹体后进行上机分析。测试工作在核工业北京地质研究院分析测试中心完成,所用质谱仪型号为MAT253,以 VCDT为标准,测试精度±0.2‰。石英O同位素分析采用BrF5法,石英H同位素分析采用锌氢还原法,H-O同位素以SMOW为标准,分析结果见表3。

5.2 S同位素组成

所测试的四个矿床的金属硫化物的S同位素变化范围较窄。在S同位素组成频率直方图中(图10),各矿床硫同位素分布相对集中,除 1件阿希金矿样品 δ34S值为 7.3‰外,其余样品 δ34S值均分布在–2.6‰~3.6‰之间。

5.3 H、O同位素组成

流体包裹体的O同位素是根据寄主矿物石英的O同位素,利用不同成矿阶段、不同矿区流体包裹体均一温度和石英-水体系 O同位素平衡分馏公式,计算得到与石英达到分馏平衡的流体 δ18O水值(Clayton et al.,1972):δ18O=δ18OV-SMOW–1000lnO石英–水=δ18OV-SMOW–3.38×106T–2+3.40。式中 δ18O 为石英分馏平衡时流体水δ18O值,δ18OV-SMOW为根据标准平均大洋水测得的石英 δ18O 值,1000lnO石英-水=3.38×106 T–2–3.40为石英-水氧同位素平衡分馏方程,T为氧同位素平衡温度。将成矿流体的δD与δ18O值投于氢氧同位素图解中,如图11所示。

6 讨论

6.1 矿床地质特征对比

前文详细描述了西天山地区典型金矿床的地质特征,通过对比不同金矿床的成矿地质条件及时空分布规律,可以看出西天山地区热液型金矿床存在许多相似之处。首先,金矿床的形成是区域上多期构造-热事件作用的结果,与不同板块间的俯冲及碰撞造山运动有着紧密的联系。矿床的分布多受区域构造控制,多产于次级断裂破碎带或韧性剪切带中。此外,矿床受地层控制较为明显,多赋存于志留纪、泥盆纪和石炭纪的古生代地层中。成矿时代主要集中在海西-印支期,这段地质时期西天山地区构造运动较为活跃,因此为金矿床的形成提供了有利的成矿背景。

表2 西天山典型金矿床S同位素组成Table 2 S isotopic composition of the western Tianshan gold deposits

表3 西天山典型金矿床H、O同位素组成Table 3 H、O isotopic compositions of the western Tianshan gold deposits

图10 西天山典型金矿床S同位素组成频率直方图Fig.10 Histogram of S isotope of the western Tianshan gold deposit

图11 西天山典型金矿床H、O同位素投影图Fig.11 δ18O vs.δD plot for the western Tianshan gold deposits

通过对若干典型金矿床的详细描述还可以发现,西天山热液型金矿床在南北两个成矿带存在着一些差异。其中分布在伊犁北缘成矿带的金矿床,包括阿希、伊尔曼德金矿,这些金矿床的形成都与石炭系大哈拉军山组火山岩有着密切的关系。矿体主要赋存于火山岩中,并受火山机构所控制,多为产于火山断裂中的脉状矿体。矿石类型为石英脉型或热液角砾型,围岩蚀变较为发育。此类金矿床的形成与火山活动有着必然的联系,为与火山岩有关的浅成低温热液型金矿床;而分布在塔里木板块与伊犁-中天山板块缝合带附近的金矿床,包括有萨瓦亚尔顿、大山口、布隆金矿,这些矿床普遍产于古生代含碳质浅变质细碎屑岩中,受构造控制显著,主要赋存于断裂带及韧性剪切带内或其附近。矿体多成层状或脉状产于构造蚀变破碎带内。矿石类型为石英脉型、网脉型或蚀变岩型,围岩蚀变较发育。根据对此类矿床地质特征的总结以及相关资料的研读,认为萨瓦亚尔顿金矿和大山口金矿均为穆龙套型金矿床,而布隆金矿为石英重晶石脉型金矿床。综上认为西天山南北两个金成矿带在具体矿床类型、成矿地质条件及成矿规律上存在着一定的差异。

6.2 成矿流体性质对比

综合前人获得的阿希金矿和伊尔曼德金矿流体包裹体测试数据(表4),可以对这些金矿的成矿流体特征进行整体对比。通过显微测温数据可知萨瓦亚尔顿金矿床成矿流体具有低温、低盐度及低密度的特点,成矿深度约为 2.7~6.9 km;大山口金矿床成矿流体具有低温、低盐度、低密度的特点,成矿深度约为1.2~4.2 km;布隆金矿床成矿流体具有中-低温、低盐度、低密度特点,成矿深度约为1.5~6.2 km。根据前人对阿希金矿流体包裹体的研究测试,一致认为成矿流体具有浅成、低温、低盐度的特点,成矿温度集中在 120~200 ℃之间,盐度主要集中在2%~3%NaCleq之间,成矿深度约为 0.3~0.9 km,沸腾作用是引起成矿流体中矿质发生沉淀的主要机制(沙德铭,1998;贾斌和毋瑞身,2001;张作衡等,2007;翟伟等,2010)。伊尔曼德金矿成矿流体具有浅成、低温、低盐度的特征,成矿温度集中在180~ 270℃之间,成矿流体呈酸性,并认为具有高硫化型浅成低温热液矿床的特征(肖龙,2002)。根据成矿压力估算成矿深度约 0.4~0.8 km(冯娟萍和王居里,2005)。

通过对比可发现低温、低盐度及低密度是西天山地区不同类型热液型金矿床成矿流体的普遍特征。但分布于伊犁-中天山板块北缘的浅成低温热液型金矿床成矿深度在1 km以内,而分布在塔里木板块与伊犁-中天山板块缝合线附近的热液型金矿床成矿深度在1.2~6.9 km之间。因此西天山南部成矿带热液型金矿床普遍要比北部成矿带分布的浅成低温热液型金矿床的成矿深度大。

6.3 成矿物质来源对比

在矿床学研究中,成矿物质来源是一个基本问题(翟裕生,2001)。阐明成矿物质及成矿流体的来源是认识矿床成因的基础,其中对硫同位素的研究有助于判断成矿物质来源。矿物组合为简单金属硫化物的情况下,矿物中的 δ34S的平均值可代表热液中的总硫值(Ohmoto and Rye,1979)。本次研究的四个金矿床含硫矿物主要为硫化物,因此所测得黄铁矿中的δ34S值可代表热液中的δ34S值。测试结果显示各个矿床的硫同位素分布较为集中,主要分布在–2.6‰~3.6‰之间。根据测试结果可以看出本次所测试的金矿床的δ34S值主要分布在0值附近。Ohmoto and Rye (1979)对世界上一些著名的热液型金矿床的S同位素统计研究显示,成矿热液的δ34S值在 0附近说明矿床在成因上与深部的岩浆热液有关,包括岩浆直接释放出来的硫或从岩浆硫化物中淋滤出来的硫,因此我们推测所测试的四个金矿床的硫主要来源于地幔的深源硫。

水是成矿流体的重要组成部分,H、O同位素常被用来示踪热液矿床的成矿流体来源。本次研究发现西天山不同类型金矿床具有不同的 H、O同位素特征。(1)萨瓦亚尔顿金矿床样品在 δD-δ18O图上主要投在岩浆水以及岩浆水与大气降水之间的区域,显示出成矿流体主要来自于岩浆水等深部流体,随着成矿过程的演化后期有大气降水的混入;(2)大山口金矿床样品的δ18D值为–66.2‰~–61.6‰,符合岩浆水的δ18D值特征,而样品的δ18O值为2.1‰~3.0‰,低于标准岩浆水的δ18O值,其原因可能为后期大气降水增多,水/岩比升高,导致 δ18O 值降低。在δD-δ18O 图解上主要投在岩浆水与大气降水之间的区域,并有向大气降水演化的趋势,分析认为其成矿流体主要为岩浆水,后期混入有部分大气降水;(3)布隆金矿床两个样品的氢氧同位素其中一个样品投图落入到变质水的范围内,另一样品位于大气降水线附近,结合前人资料认为布隆金矿床成矿流体主要为变质水,后期混入了大量的大气降水;(4)阿希金矿床的 δD 值–115.3‰~–105.2‰,δ18O 值为–1.55‰~–1.35‰,在 δD-δ18O 图解上投影点远离岩浆水与变质水区域,其成矿流体具有循环大气降水的特征,因此推断阿希金矿床的成矿流体以大气降水为主。

通过对比可以发现,所测试的各个金矿床的硫均为来源于地幔的深源硫。然而不同类型矿床成矿流体来源却有着很大的差异,北部成矿带的阿希金矿的成矿流体主要为循环的大气降水,具有与火山岩有关的浅成低温热液型金矿的流体特征。南部成矿带萨瓦亚尔顿及大山口金矿的成矿流体早期主要来源于深部的岩浆热液,随着成矿作用的进行混入了大气降水。布隆金矿为一种新型的石英重晶石脉型金矿床,其成矿流体早期主要为变质热液,后期混入了大量的大气降水。

表4 阿希和伊尔曼德金矿流体包裹体前人测试数据Table 4 Published results of the fluid inclusions from the Axi and Yelmand gold deposits

6.4 地球动力学演化与金成矿作用

矿床的形成与区域构造演化有着密切的联系,因此造成西天山热液型金矿床在南北两个成矿带差异的原因与西天山区域构造演化有关。西天山位于中亚造山带的南部,经历了复杂的增生造山过程,其中早古生代晚期-晚古生代南天山洋的演化对西天山地区金矿床的形成起了决定性的作用。伊犁地块北缘的浅成低温热液型金矿床主要赋存在大哈拉军山组火山岩中,这组火山岩在伊犁中天山地区广泛分布,是南天山洋动态消减的产物(周翔等,2015)。因此认为此类金矿床的形成与南天山洋盆在俯冲过程中形成的火山岩有着密切的联系;而西天山南部的金矿床多位于塔里木板块与伊犁-中天山板块的缝合带附近,晚古生代开始南天山洋向北侧伊犁-中天山板块俯冲并最终发生碰撞,在碰撞过程中形成了一系列区域上的深大断裂和韧性剪切带,随后由挤压环境转变为伸展环境并伴随着强烈的火山活动。因此该地区较为活跃的构造运动及岩浆热液活动为金矿床的形成提供了有利的地球动力学背景。西天山南部成矿带是世界著名的中亚南天山金成矿带的东延部分,二者的成矿地质背景、构造环境和演化过程具有很大的相似性,所以具备了中亚南天山大型“穆龙套型”金矿的形成条件,有很好的寻找大型金矿床的前景。

7 结论

(1) 西天山地区热液型金矿床多受区域构造控制,且多赋存于古生代地层中,成矿时代主要集中在海西-印支期。成矿流体普遍具有低温、低盐度及低密度的特征,成矿物质中的硫主要为深源硫。

(2) 西天山热液型金矿床在南北两个成矿带存在一定的差异。北部成矿带浅成低温热液型金矿床赋存于石炭纪火山岩中,矿床的形成与火山活动有着必然的联系,成矿深度在1 km以下,成矿流体主要为循环大气降水;南部成矿带穆龙套型金矿床多赋存于含碳质浅变质细碎屑岩中,矿床的形成与区域上的大断裂或韧性剪切带有着密切的联系,成矿深度约为 1.2~6.9 km,成矿流体主要为岩浆水与大气降水的混合热液。

(3) 西天山地区复杂的区域构造演化历史是造成南北两个成矿带金矿床特征差异的主要原因。西天山北部浅成低温热液型金矿床与南天山洋盆俯冲时形成的岛弧火山岩有关;南部穆龙套型金矿床主要形成于南天山洋俯冲后塔里木板块与伊犁-中天山板块碰撞及碰撞后的构造环境。

致谢:中国地质大学(北京)薛春纪教授在审稿过程中提出了建设性的评审意见和修改建议,使作者受益匪浅;流体包裹体测试得到了中国地质大学(北京)地球化学实验室诸慧燕老师的支持和帮助;硫、氢、氧同位素分析得到了核工业北京地质研究院分析测试中心相关工作人员的协助。在此一并表示衷心感谢！

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