西天山庫茹爾銅金礦床成礦流體特征及礦床成因

趙凱培，顧雪祥,2*，章永梅,2，彭義偉，王冠南，何 宇，郭建平

(1.中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083；2.中國地質大學(北京)地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 100083；3.成都理工大學 地球科學學院，四川 成都 610059；4.南京大學 內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室，江蘇 南京 210046；5.中國鋁業(yè)集團有限公司，北京 100082；6.新疆維吾爾自治區(qū)有色地質勘查局七〇三隊，新疆 伊寧 835000)

0 引 言

新疆西天山是中國淺成低溫熱液金(鉛鋅)礦床的重要產(chǎn)地。博羅科努成礦帶位于西天山北部，帶內的阿希礦集區(qū)發(fā)育眾多的淺成低溫熱液金(鉛鋅)礦床，包括阿希、京希—伊爾曼德、塔烏爾別克、加曼特、小于贊等金礦床以及塔北、吐拉蘇等鉛鋅礦床。這些礦床具有時空上集中產(chǎn)出、成因上與島弧構造-巖漿活動密切相關的特點[1-5]。

庫茹爾銅金礦床位于新疆西天山伊犁地塊的晚古生代伊什基里克裂谷帶，位于阿希礦集區(qū)以南約60 km處，并在時空產(chǎn)出上與其具有相似的特點。礦床規(guī)模為小型(銅資源量為3×104t，伴生金資源量為2 t)。前人對該礦床的研究主要集中于礦床地質、火山巖地球化學特征及成礦物質來源[6-10]。S(與隕石硫相似)來自于下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組(C1d)火山巖，Au以包體金形式賦存于硫化物中，Cu-Au礦化與晚古生代巖漿活動密切相關。目前，在成礦流體特征及其來源方面的研究較少，且在礦床成因類型的劃分上存在較大爭議：一種觀點認為該礦床屬于淺成低溫熱液礦床；另一種觀點則認為是斑巖-高硫型淺成低溫熱液過渡礦床。本文通過對新疆西天山庫茹爾銅金礦床地質特征研究，發(fā)現(xiàn)其明顯區(qū)別于高硫/低硫型淺成低溫熱液礦床，屬過渡礦床；對流體包裹體開展系統(tǒng)研究，旨在查明成礦流體性質、來源及其演化規(guī)律，探討Au-Cu富集成礦的主要機制；通過與斑巖成礦系統(tǒng)中不同端元礦床的對比分析，限定礦床的成因類型，初步揭示斑巖成礦系統(tǒng)過渡端元形成機制，深化斑巖成礦系統(tǒng)理論認識，推動區(qū)域成礦規(guī)律和礦床控礦要素研究，對尋找深部斑巖體提供參考。

1 區(qū)域地質概況

1.1 區(qū)域地質背景

天山造山帶從哈薩克斯坦和吉爾吉斯斯坦向中國西北延伸超過2 500 km，將其北部的西伯利亞克拉通與南部的塔里木克拉通相連接(圖1)[11-12]。西天山位于中亞造山帶西南邊緣，以北天山、尼古拉耶—那拉提北緣和中南天山縫合線為界，由北到南依次為哈薩克斯坦—伊犁地塊、中天山地塊和南天山增生雜巖帶[圖1(a)]。中國新疆西天山位于北部的準噶爾地塊與南部的塔里木地塊之間[13-15]，庫茹爾銅金礦床大地構造位置即處于哈薩克斯坦—伊犁地塊中部的伊什基里克山北緣[圖1(b)]。

圖(a)引自文獻[11]～[13]；圖(b)引自文獻[16]

西天山庫茹爾地區(qū)晚古生代地層廣泛出露，主要為下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組火山巖，下石炭統(tǒng)阿克沙克組(C1a)碳酸鹽巖及砂巖，上石炭統(tǒng)伊什基里克組(C2y)礫巖、中—酸性熔巖和中二疊統(tǒng)鐵木里克組(P2t)碎屑巖。其中，大哈拉軍山組流紋斑巖、安山巖、安山質角礫凝灰?guī)r以及阿克沙克組灰?guī)r為區(qū)內金礦的主要地層建造[1-4,11-12,17]。新疆西天山的淺成低溫熱液礦床主要產(chǎn)出于早石炭世火山巖和火山碎屑巖中，如阿希、京?！翣柭?、加曼特和庫茹爾等金礦床。

區(qū)域線性構造十分發(fā)育，以褶皺與斷裂為主。其中，伊什基里克復式向斜為區(qū)內最顯著的線性構造，與之伴生的一系列EW向壓扭性斷裂多出現(xiàn)于復式褶皺帶內的向斜與背斜結合部位。區(qū)內的主干斷裂包括伊什基里克山脊基底斷裂和伊什基里克山北坡山前大斷裂，呈近EW向展布，控制了區(qū)內巖漿活動及礦產(chǎn)的空間分布[圖1(b)]，其次級NW向斷裂為本區(qū)主要的控礦構造。

區(qū)內侵入巖主要沿近EW向伊什基里克山脊基底斷裂分布。以海西中—晚期酸性侵入巖為主，呈巖基、巖床、巖脈產(chǎn)于下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組火山巖中，巖性主要為鉀長花崗巖和花崗閃長巖[圖1(b)]。區(qū)內火山巖噴發(fā)時代集中在早石炭世早期、晚石炭世，其中早石炭世火山巖與成礦聯(lián)系密切。早石炭世早期火山巖組成了大哈拉軍山組，也構成了伊什基里克山脈的主體，巖性較單一，以中性熔巖為主，東段表現(xiàn)為中基性—酸性多旋回韻律噴發(fā)特征；晚石炭世火山巖組成了伊什基里克組中—酸性熔巖，區(qū)內呈近EW向分布[6-8,10,18-19]。

西天山造山帶經(jīng)歷多次構造事件，包括古生代俯沖和碰撞、中生代剝蝕和熱沉降以及印度—歐亞大陸碰撞造成的新生代逆沖和抬升，其中古生代巖漿活動與庫茹爾銅金礦床的形成密切相關[11-12,17]。

1.2 礦區(qū)地質特征

庫茹爾銅金礦床位于伊什基里克山東北部，大地構造位于伊犁地塊中部(圖1)。礦區(qū)出露地層單一，主要為下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組火山巖，巖性包括安山質巖屑凝灰?guī)r、角礫凝灰?guī)r、熔結凝灰?guī)r、安山巖和流紋斑巖等(圖2)。其中，安山巖呈面狀分布于礦區(qū)中部，流紋斑巖僅分布于礦區(qū)最南端，凝灰?guī)r在區(qū)內廣泛分布。礦體產(chǎn)于大哈拉軍山組安山質巖屑凝灰?guī)r、安山巖中[6-10]。

礦區(qū)構造單一，主要發(fā)育NW—SE向與NE—SW向兩組斷裂。其中，NW—SE向斷裂為礦區(qū)最主要控礦斷裂，以控制Ⅰ號銅金礦體的斷裂規(guī)模最大，在Ⅰ號銅金礦體處斷裂呈近SN向分布，斷裂被石英脈和石英網(wǎng)脈充填，傾向SW，傾角為20°～70°，地表出露寬度為5～20 m，順NWW向波狀延伸約1 km，與伊什基里克山北坡山前大斷裂近于平行，屬于張扭性斷裂。NE—SW向斷裂的形成時間晚于NW—SE向主控斷裂，為成礦后的張扭性破礦斷裂，傾向NW，傾角為45°～85°，地表出露寬度為1～6 m，長大于800 m。

圖件引自文獻[16]

區(qū)內未見明顯的侵入體出露，僅見受NW—SE向斷裂控制的酸性和基性巖脈，巖性包括石英鈉長斑巖、閃長玢巖和輝綠巖。石英鈉長斑巖主要呈NW—SE向巖脈、巖枝狀分布于礦區(qū)中部，礦化較弱，偶見少量孔雀石、黃鐵礦和黃銅礦呈星點狀分布其中；閃長玢巖主要呈巖枝、巖脈狀分布于礦區(qū)西北部，見有綠泥石化和碳酸鹽化。輝綠巖主要呈脈狀分布于礦區(qū)西北部，多發(fā)育絹云母化。

1.3 礦體地質特征

銅金礦體產(chǎn)于下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組安山質巖屑凝灰?guī)r、安山巖中，主要受NW—SE向斷裂控制(圖3)。礦體形態(tài)以脈狀為主，可見分支復合、間斷等現(xiàn)象(圖2、3)。以Cu品位不低于0.2%和Au品位不低于1×10-6為邊界品位，共圈出銅金礦體群10個，包括銅礦體26個、金礦體2個、銅金礦體3個，其中以Ⅰ號銅金礦體規(guī)模為最大。

圖件引自文獻[16]

Ⅰ號銅金礦體形態(tài)呈舒緩波狀，受近SN向斷裂控制，地表長約210 m，向深部規(guī)模變大。1 000 m標高處，鉆孔ZK102、ZK103和ZK104所控制的礦體長度為400 m，傾向西，傾角為45°～50°。礦體真厚度為0.70～16.39 m，平均為6.64 m。單工程Cu品位最高為0.89%，最低為0.24%，平均為0.42%，伴生Au平均品位為0.41×10-6，礦體向深部Cu品位略變富[6-8]。礦體兩側圍巖蝕變發(fā)育，以硅化、黃鐵絹英巖化和青磐巖化為主。圍巖蝕變水平分帶明顯，由礦體向外側可大致劃分為硅化帶、黃鐵絹英巖化帶和青磐巖化帶(圖4)，以硅化和黃鐵絹英巖化與成礦關系最為密切，青磐巖化分布最為廣泛，使圍巖略顯灰綠色[圖5(a)、(d)、(e)]。

圖4 礦體蝕變分帶

礦石中金屬礦物主要為黃鐵礦、黃銅礦，次為針鐵礦、白鐵礦、藍輝銅礦、輝銅礦和褐鐵礦。其中，黃銅礦呈銅黃色，具他形粒狀結構，粒徑為0.3～2.0 mm，常與黃鐵礦伴生產(chǎn)出[圖6(a)]；黃鐵礦多具半自形晶粒結構，粒徑為0.3～3.0 mm，可見其被黃銅礦包裹或交代[圖6(a)、(i)]。Au主要以包體金的形式與黃鐵礦伴生產(chǎn)出[圖6(g)]。非金屬礦物主要為石英、方解石、綠泥石、絹云母和綠簾石。礦石按結構構造可分為稀疏浸染狀礦石、浸染狀礦石[圖5(d)～(f)]。礦石構造主要為稀疏浸染狀構造、脈狀構造。礦石結構以結晶結構、交代結構和碎裂結構為主(圖6)。

根據(jù)礦物共生組合、礦石結構構造和不同脈體的穿插關系，可將庫茹爾銅金礦床的熱液成礦過程分為3個階段：石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段(Ⅰ階段)，黃銅礦、黃鐵礦等硫化物主要呈浸染狀分布于石英脈中，為主要的成礦階段[圖5(d)]；石英-黃銅礦階段(Ⅱ階段)，黃銅礦多呈細脈浸染狀分布，可見其切穿早期石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金[圖5(g)]；石英-綠泥石/綠簾石-方解石階段(Ⅲ階段)，石英多呈不規(guī)則脈狀，其中可見少量星散狀黃銅礦，見其切穿早期石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金[圖5(h)～(i)]。各階段含礦細脈兩側常見明顯的絹英巖化蝕變暈[圖5(d)～(h)]。

Ccp為黃銅礦；Py為黃鐵礦

2 流體包裹體特征

2.1 樣品采集與分析方法

本文用于流體包裹體研究的樣品采自于鉆孔巖芯及地表，選擇不同成礦階段的12件樣品進行巖相學觀察及顯微測溫實驗。流體包裹體顯微測溫在中國地質大學(北京)地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室礦床地球化學微區(qū)分析室完成，使用儀器為英國Linkam THMS600型冷熱臺與德國ZEISS公司偏光顯微鏡。冷熱臺測溫范圍為-196 ℃～600 ℃，加熱/冷凍速率為0.01～130.00 ℃·min-1，測溫精度在-120 ℃～-70 ℃溫度區(qū)間為±0.5 ℃，在-70 ℃～100 ℃ 溫度區(qū)間為±0.2 ℃，在100 ℃～500 ℃溫度區(qū)間為±2 ℃。在加熱-冷凍過程中設置的控溫速率均小于20 ℃·min-1，在相變點附近速率降低至1 ℃·min-1以下[20]。

2.2 包裹體類型及巖相學特征

寄主礦物石英及方解石中的流體包裹體豐富，以原生包裹體為主，次生包裹體相對較少，包裹體多呈孤立隨機分布于礦物顆粒內部，未見一定的排列順序或切穿礦物顆粒的邊界和裂縫發(fā)育。根據(jù)流體包裹體的巖相學特征及其冷凍-加熱過程中的相態(tài)變化，可將原生包裹體劃分為富液相水兩相包裹體、富氣相水兩相包裹體、CO2-H2O三相包裹體、含石鹽子晶多相包裹體。其中，石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段各類包裹體均有發(fā)育，石英-黃銅礦階段和石英-綠泥石/綠簾石-方解石階段則主要為富液相水兩相包裹體。

(1)富液相水兩相包裹體,為不同成礦階段熱液礦物中最主要的包裹體類型，約占包裹體總數(shù)的85%。在室溫(25 ℃)下，由液相水(LH2O)和氣相水(VH2O)組成[圖7(a)、(f)、(g)、(i)]，形態(tài)多呈橢圓形、長條形、負晶形、圓形及不規(guī)則狀，大小為5～10 μm，氣液比主要集中于5%～20%，呈孤立狀分布于石英或方解石中。在冷凍-加熱過程中，包裹體以氣相消失而達到完全均一。

(2)富氣相水兩相包裹體,含量較低，僅見于石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段石英中，約占包裹體總數(shù)的5%。室溫下，由氣相水和液相水組成[圖7(a)、(e)、(f)]，形態(tài)以橢圓形為主，大小主要為5～10 μm，氣液比大于60%。在加熱過程中，以液相水消失而完全均一。

(3)CO2-H2O三相包裹體,僅見于石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段石英中，含量較少，約占包裹體總數(shù)的3%。室溫下呈液相水、液相CO2(LCO2)、氣相CO2(VCO2)三相，CO2相充填度為10%～70%。包裹體形態(tài)呈圓形、橢圓形或不規(guī)則狀[圖7(c)、(d)]，大小一般為8～20 μm，呈孤立狀分布于石英中。同一視域可見其與富液相水兩相包裹體共存。

(4)含石鹽子晶多相包裹體,僅見于石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段石英中，含量極少，巖相學觀察僅發(fā)現(xiàn)3個，約占包裹體總數(shù)的2%。室溫下包裹體由固相石鹽子晶、氣相水和液相水等三相組成[21]，形態(tài)呈圓形或橢圓形，大小為8～16 μm[圖7(a)、(b)]。

2.3 包裹體顯微測溫

各階段熱液石英和方解石中的原生氣液水兩相包裹體、CO2-H2O三相包裹體和含石鹽子晶多相包裹體顯微測溫研究結果見表1和圖8。利用冰點溫度、NaCl子晶熔化溫度和CO2籠形物消失溫度[22-25]，分別計算獲得了氣液水兩相包裹體、含石鹽子晶多相包裹體和CO2-H2O三相包裹體的鹽度。根據(jù)劉斌等提出的NaCl-H2O溶液包裹體的密度式和等容式[26-27]及Flincor軟件，計算庫茹爾銅金礦床礦區(qū)各階段不同類型流體包裹體的密度(表2)。

石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段富液相水兩相包裹體的冰點溫度為-7.2 ℃～-2.5 ℃，對應鹽度為4.1%～8.5% NaCleq，均值為6.4% NaCleq，主要集中于6.0%～6.9% NaCleq，均一溫度為184 ℃～359 ℃，均值為260 ℃，主要集中于210 ℃～290 ℃；富氣相水兩相包裹體冰點溫度為-4.3 ℃～-3.6 ℃，對應鹽度為5.9%～6.9% NaCleq，均值為6.5% NaCleq，均一溫度為209 ℃～252 ℃，均值為229 ℃；加熱-冷凍過程中完全均一至液相或氣相；氣液相水兩相包裹體密度為0.78～0.98 g·cm-3，均值為0.89 g·cm-3。CO2-H2O三相包裹體的初熔溫度為-59.5 ℃～-56.9 ℃，CO2籠形物消失溫度為6.8 ℃～9.5 ℃，對應鹽度為1.0%～6.0% NaCleq，均值為3.6% NaCleq；CO2部分均一溫度為26.5 ℃～30.1 ℃，部分均一至液相或氣相；CO2-H2O三相包裹體均一溫度為250 ℃～319 ℃，均值為285 ℃，在冷凍-加熱過程中，包裹體以液相CO2消失而達到完全均一；CO2-H2O三相包裹體總密度為0.59～0.69 g·cm-3。兩個含石鹽子晶多相包裹體的氣泡消失溫度為229 ℃～263 ℃，NaCl子晶熔化溫度為216 ℃～238 ℃，對應鹽度為32.7%～33.9% NaCleq，密度為1.08～1.09 g·cm-3。

表1 流體包裹體均一溫度及鹽度測定結果

注：L為富液相水兩相包裹體，V為富氣相水兩相包裹體，C為CO2-H2O三相包裹體。

表2 流體包裹體密度及流體成礦壓力、成礦深度計算結果

注：L-V為氣液水兩相包裹體。

石英-黃銅礦階段氣液水兩相包裹體的冰點溫度為-3.9 ℃～-0.1 ℃，對應的鹽度為0.2%～6.7% NaCleq，均值為3.9% NaCleq，主要集中于2.2%～3.7% NaCleq；均一溫度為144 ℃～212 ℃，均值為169 ℃，主要集中于150 ℃～190 ℃，加熱-冷凍過程中完全均一至液相；密度為0.87～0.96 g·cm-3，均值為0.93 g·cm-3。

石英-綠泥石/綠簾石-方解石階段氣液水兩相包裹體的冰點溫度為-1.8 ℃～-0.1 ℃，對應鹽度為0.1%～3.1% NaCleq，均值為1.6% NaCleq；均一溫度為114 ℃～163 ℃，均值為143 ℃，加熱-冷凍過程中完全均一至液相；包裹體密度為0.93～0.97 g·cm-3，均值為0.94 g·cm-3。

2.4 成礦壓力與成礦深度

根據(jù)邵潔漣等提出的成礦壓力經(jīng)驗計算公式[28]，利用各階段代表性礦物流體包裹體的均一溫度和鹽度[29]計算出庫茹爾銅金礦床各階段流體的成礦壓力和成礦深度(表2)。成礦壓力計算公式為

T0=374+920S

P0=219+2 620S

P=P0Tt/T0

式中：T0為初始溫度；Tt為包裹體的均一溫度；S為流體鹽度；P0為初始壓力；P為流體成礦壓力。

孫豐月等對斷裂帶內流體的數(shù)據(jù)進行了分段擬合，得出了流體成礦壓力和成礦深度之間的關系式[30]：當測得的流體成礦壓力小于40 MPa時，用靜水壓力梯度(10 MPa·km-1)來計算，即H=P/10。其中，H為流體成礦深度。依據(jù)上述關系式可以計算出主成礦階段(Ⅰ階段)靜水成礦壓力對應的成礦深度為1.7～2.6 km。

3 討 論

3.1 成礦流體特征及其演化

石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段以氣液水兩相包裹體為主，含少量CO2-H2O三相包裹體與含石鹽子晶多相包裹體，均一溫度分別為184 ℃～359 ℃、250 ℃～319 ℃、229 ℃～263 ℃，鹽度分別為4.1%～8.5% NaCleq，1.0%～6.0% NaCleq、32.7%～33.9% NaCleq。3類包裹體的密度分別為0.78～0.98、0.59～0.69和1.08～1.09 g·cm-3，總體屬中—低密度。綜上所述，石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段成礦流體屬于中—高溫、中—低和高鹽度、中—低密度的NaCl-H2O-CO2體系。

石英-黃銅礦階段石英中氣液水包裹體均一溫度為144 ℃～212 ℃，集中在130 ℃～190 ℃。相對于石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段，該階段均一溫度明顯降低。氣液水兩相包裹體鹽度為0.2%～6.7% NaCleq，較石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段鹽度明顯下降。流體包裹體密度為0.87～0.96 g·cm-3，屬中—高密度。因此，該階段成礦流體為中—低溫、中—低鹽度、中—低密度的NaCl-H2O體系。

石英-綠泥石/綠簾石-方解石階段方解石中氣液水兩相包裹體的均一溫度為114 ℃～163 ℃，溫度變化范圍較窄。氣液水兩相包裹體的鹽度為0.1%～3.1% NaCleq，密度為0.93～0.97 g·cm-3，為中—高密度。與石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段和石英-黃銅礦階段相比，該階段均一溫度和鹽度進一步降低，成礦流體演化為中—低溫、低鹽度、中—高密度的不飽和NaCl-H2O體系。

流體包裹體的均一溫度和鹽度從石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段向石英-綠泥石/綠簾石-方解石階段呈現(xiàn)出明顯降低的趨勢，密度呈逐漸增大趨勢。3個階段流體包裹體的均一溫度和鹽度均有一定的重合區(qū)間，反映成礦流體的連續(xù)演化過程(圖9)[31-32]。

3.2 成礦流體來源

根據(jù)主成礦階段(石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段)流體包裹體特征(含石鹽子晶多相包裹體與富氣相水兩相包裹體共存、CO2-H2O三相包裹體與富氣相水兩相包裹體共存)，推測初始成礦流體為中—高溫、中—低和高鹽度巖漿熱液[33-35]。中—晚階段流體包裹體以富液相水兩相包裹體為主，溫度及鹽度較早階段流體包裹體呈現(xiàn)出明顯降低的趨勢，表明可能有大氣降水的加入。

底圖引自文獻[31]

郭建平等對庫茹爾銅金礦床氫氧同位素的研究結果[7,10]表明，成礦流體演化至中—晚階段有大氣降水的加入。從已發(fā)表的西天山吐拉蘇盆地內淺成低溫熱液礦床的氫氧同位素資料[36-39]來看，低硫型阿希金礦床和高硫型京?！翣柭陆鸬V床的成礦流體分別以大氣降水和巖漿水為主[3,40-41]。Peng等報道的塔烏爾別克金礦含礦石英脈的δ18OH2O值和δDH2O值遠低于原生巖漿水，成礦流體來源于大氣降水，反映了大氣降水與圍巖之間的相互作用[36]。上述同位素特征表明，吐拉蘇盆地淺成低溫熱液礦床中均有大氣降水的參與，但與斑巖成礦系統(tǒng)聯(lián)系密切的礦床更顯示出巖漿水的特征。

3.3 礦質沉淀機制

流體不混溶、流體沸騰、水巖反應、溫度或壓力的變化及流體的混合作用等是導致成礦流體中金屬沉淀的主要機制。金屬沉淀是成礦物質溶解度降低及發(fā)生水解作用的結果[42-46]。金屬元素主要是以絡合物形式在熱水溶液中遷移[47]。以往實驗研究表明，在斑巖-矽卡巖-淺成低溫熱液成礦系統(tǒng)中，CuCl0絡合物是成礦熱液中Cu最重要的搬運形式[47]。在成礦流體沿斷裂運移、上升過程中，隨著溫度和壓力的逐漸降低而發(fā)生沸騰作用，導致相分離，從而產(chǎn)生出高鹽度的富液相水兩相包裹體和低鹽度的富氣相水兩相包裹體[48-50]。庫茹爾銅金礦床主成礦階段(早階段)發(fā)生流體不混溶作用，主要依據(jù)為：①在同一視域中，可以看到富氣相水兩相包裹體與含石鹽子晶多相包裹體共存[圖7(a)]，兩種包裹體均一溫度相近，鹽度差別較大(分別為5.9%～6.9% NaCleq和32.7%～33.9% NaCleq)，證明它們是在兩種性質不同的流體中捕獲的；②在同一視域中，可以看到富液相水兩相包裹體與CO2-H2O三相包裹體共存[圖7(c)]，說明當時流體發(fā)生了不混溶作用，相分離后，形成以CO2為主的氣相和鹽水溶液相；③氣液比相差較大的氣液水兩相包裹體共存[圖7(e)]，兩種類型包裹體均一溫度相近；④在同一視域中，氣相分數(shù)變化大的富氣相水兩相包裹體和富液相水兩相包裹體共存，具有相近的均一溫度[圖7(f)]。流體不混溶會導致諸如CO2等氣體揮發(fā)性急劇下降[51]，因此,在中—晚階段未見CO2-H2O三相包裹體。CO2逸失提高了流體中金屬元素含量，改變流體的pH值，造成Cu過飽和沉淀[52]。Au可能是以硫氫絡合物形式搬運，在成礦過程中，CO2的存在使得Au含量在成礦流體中趨于最高[53]。不混溶作用致使CO2逸出，pH值升高，引起絡合物分解，導致Au沉淀。野外地質觀察表明，成礦中—晚期幾乎不成礦或成礦很少。成礦流體經(jīng)歷早期流體不混溶作用之后，大氣降水的加入將流體冷卻和稀釋形成低溫、低鹽度流體，導致中—晚階段弱礦化現(xiàn)象。因此，庫茹爾銅金礦床的成礦機制主要為流體不混溶。

3.4 礦床成因

斑巖型礦床與淺成低溫熱液礦床在時空分布上關系密切，常共/伴生產(chǎn)出[46,54]。Sillitoe根據(jù)其成礦溫壓條件、圍巖蝕變、礦體特征和含礦建造，建立了斑巖-淺成低溫熱液成礦系統(tǒng)[55]，包括深部斑巖體及其周圍礦化的斑巖型Cu±Au±Mo 礦床、斑巖體上部/側上部火山巖中發(fā)育的淺成低溫熱液Cu-Au±Ag礦床。此外，當斑巖體與碳酸鹽巖圍巖接觸時，在靠近斑巖體一側還發(fā)育矽卡巖型Cu-Au 礦床，往外依次發(fā)育矽卡巖型Au/Pb-Zn 礦床和交代碳酸鹽型Zn-Pb-Ag±Au 礦床。

由于熱液作用是一個連續(xù)的演化過程，勢必會形成連續(xù)礦化。除形成斑巖型和淺成低溫熱液型的端元礦化以外，還會在深部斑巖體及周圍礦化的斑巖型礦床外側發(fā)育次淺成低溫熱液Zn-Cu-Pb-Ag±Au礦脈或過渡礦脈[49,55-56]，屬斑巖型礦床熱液演化晚期或淺成低溫熱液礦床熱液演化早期的產(chǎn)物。其空間產(chǎn)出位置、脈體形態(tài)和礦物組合具有顯著的特征[49,55-58]：①在斑巖型礦化、過渡型礦化和高硫/低硫型淺成低溫熱液礦化均發(fā)育的成礦系統(tǒng)中，其礦脈間的切穿關系明顯，表現(xiàn)為次淺成低溫熱液礦脈切斷斑巖型礦化期的石英-硫化物脈，并被后期高硫/低硫型淺成低溫熱液礦脈切斷，其脈體更寬、更連續(xù)和更平直；②礦脈位于斑巖成礦系統(tǒng)外側青磐巖化帶中，絹英巖化帶之下，受斷裂和裂隙控制；③脈體兩側發(fā)育強烈的絹英巖化蝕變暈；④礦脈中金屬礦物可見黃鐵礦、斑銅礦、輝銅礦、銅藍、硫鹽礦物及閃鋅礦等，某些礦床可見碲化物，且越靠近高硫型礦床現(xiàn)象越明顯，非金屬礦物以石英為主，其次發(fā)育方解石、絹云母、綠泥石、重晶石、電氣石等。

國外學者報道的次淺成低溫熱液礦脈的研究多集中在流體包裹體方面，結果顯示形成這類脈體的流體成礦溫度為240 ℃～300 ℃，鹽度為3%～25% NaCleq[49,56,59]，接近斑巖型礦化晚期或淺成低溫熱液礦化早期的流體成礦溫度和鹽度。同時，國外學者對其穩(wěn)定同位素開展過研究工作。Lefort等對加拿大西部的Mount Milligan 斑巖型Cu-Au礦化外圍火山巖中的次淺成低溫熱液Au-Pt礦脈的綠泥石、石英、方解石和電氣石進行了氫氧同位素分析[56]，結果顯示18OH2O富集和DH2O虧損，這與現(xiàn)代大氣降水變化不一致，顯示出與巖漿的親緣性。Catchpole等從石英-黃鐵礦-輝鉬礦脈和乳白色石英脈中獲得兩個云母樣品的δ18OH2O值分別為9.1‰和10.4‰，對應的δDH2O值分別為-95‰和-89‰[58]。Maydagan等研究指出碳酸鹽階段的石英δ18OH2O值為9.4‰～13.8‰，其中18OH2O虧損的樣品δ13C值為-9.0‰～-7.9‰，18OH2O富集的樣品δ13C值為-6.4‰～-4.7‰[59]。上述同位素數(shù)據(jù)均顯示熱液流體具有顯著的巖漿特征。

庫茹爾銅金礦床與斑巖型礦床在地質特征方面明顯不同,青磐巖化分布范圍最大，使礦石整體呈灰綠色，并普遍發(fā)育粗粒立方體黃鐵礦；在礦物組成、礦石結構構造、蝕變礦化等方面與高硫型、低硫型礦床存在顯著區(qū)別，未發(fā)現(xiàn)指示高硫型礦化的多孔狀石英、高嶺石、明礬石、硫砷銅礦等特征礦物，也未發(fā)現(xiàn)代表低硫型礦化的冰長石、伊利石、皮殼狀石英等指示性礦物。地質特征表明庫茹爾銅金礦化特征與上述次淺成低溫熱液礦化[49,55-57]十分相似：礦體以石英-硫化物脈形式賦存于下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組凝灰?guī)r中，受斷裂控制；Cu-Au礦化呈脈狀產(chǎn)出，脈體類型單一且平直，以細小含金石英-硫化物脈形式產(chǎn)出，脈體兩側發(fā)育強烈絹英巖化蝕變暈；石英-硫化物脈主要產(chǎn)于黃鐵絹英巖化帶及青磐巖化帶，礦化與硅化、黃鐵絹英巖化關系最為密切；金屬礦物主要為黃鐵礦、黃銅礦，其次為針鐵礦、白鐵礦、藍輝銅礦等；非金屬礦物主要有石英、方解石、綠泥石、絹云母等(圖6)。

流體包裹體特征顯示主成礦階段(石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段)熱液石英中發(fā)育氣液水兩相包裹體、含石鹽子晶多相包裹體和CO2-H2O三相包裹體，均一溫度為184 ℃～359 ℃，氣液水兩相包裹體及含石鹽子晶多相包裹體鹽度分別為4.1%～8.5% NaCleq和32.7%～33.9% NaCleq，流體特征表明初始成礦流體具巖漿熱液特征。庫茹爾銅金礦床流體包裹體特征與典型的低硫型(阿希金礦床)和高硫型(京希—伊爾曼德金礦床)淺成低溫熱液金礦床有著顯著的區(qū)別：庫茹爾銅金礦床發(fā)育CO2-H2O三相包裹體和少量含石鹽子晶多相包裹體；包裹體的均一溫度明顯偏高，最高接近斑巖型礦化期溫度，且流體顯示中—高鹽度的特征。這些特征與國外報道的次淺成低溫熱液礦床流體包裹體特征[49,56]十分相似。

綜合礦床地質特征及成礦流體特征研究，認為庫茹爾銅金礦床成因類型為次淺成低溫熱液礦床。

4 結 語

(1)新疆西天山庫茹爾銅金礦床流體包裹體主要為氣液水兩相包裹體，可見少量含石鹽子晶多相包裹體、CO2-H2O三相包裹體。包裹體的均一溫度和鹽度從石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段(Ⅰ階段)向石英-綠泥石/綠簾石-方解石階段(Ⅲ階段)呈現(xiàn)出明顯降低的趨勢，密度呈逐漸增大趨勢。根據(jù)氣液水兩相包裹體，計算出主成礦階段(石英-黃銅礦-黃鐵礦-自然金階段)成礦深度為1.7～2.6 km，表明該礦床屬淺成環(huán)境。

(2)包裹體巖相學特征、顯微測溫結果及氫氧同位素特征表明，成礦流體演化至中—晚期時，以大氣降水為主。流體不混溶或沸騰作用是導致Au-Cu富集成礦的主要機制。

(3)庫茹爾銅金礦床在礦物組成、熱液蝕變、礦化類型和流體包裹體特征等方面與高硫型、低硫型及斑巖型礦床存在顯著區(qū)別。根據(jù)礦床地質特征及成礦流體特征研究，認為庫茹爾銅金礦床成因類型為次淺成低溫熱液礦床。

野外工作得到了新疆維吾爾自治區(qū)有色地質勘查局七〇三隊梁清棟工程師、陳瑞瑞助理工程師的大力支持與幫助，室內實驗及成文過程中得到了中國地質大學(北京)王佳琳老師、劉麗老師、鄭少華博士研究生、葛戰(zhàn)林碩士研究生、白煒碩士研究生、王勇碩士研究生等的幫助，在此一并表示感謝！