2. 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局, 乌鲁木齐 830000;
3. 中国地质调查局南京地质调查中心, 南京 210016;
4. 南京大学地球科学与工程学院, 南京 210093
2. Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources, Urumqi 830000, China;
3. Nanjing Center, China Geological Survey, Nanjing 210016, China;
4. School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210093, China
0 引言
造山型金矿，主要指变质地体中受构造控制的变质热液形成的脉状后生金矿床[1]，通常形成于汇聚板块边缘挤压或压扭的构造环境中，矿床受控于脆性—韧性变形的转变带或转变期，其形成时间和空间与板块俯冲或碰撞造山作用过程存在成因上的联系[2-3]。已有研究表明，造山型金矿在成矿地质背景、矿床地质特征、矿床地球化学和成矿流体特征等方面具有极大的一致性：矿床位于俯冲型造山带和碰撞型造山带的变质地体中；矿体主要受控于脆性—韧性构造变形带，常呈脉状产于各类断裂构造中；矿化类型主要为石英-方解石脉型和蚀变岩型；围岩蚀变通常垂向分带不明显但侧向分带往往清晰，以钾化、绢英岩化、硫化及碳酸盐化等为主；成矿流体以区域变质作用形成的变质流体为主，低盐度(< 10%)和富CO2(10% ~ 25%)是该流体的显著特征；形成温度和压力变化范围较大，形成温度一般为200 ~ 500 ℃，大多数大型矿床产在5~15 km深度；造山型金矿床在时间和空间上与造山作用密切相关[2-11]。造山型金矿在全球分布广泛，为世界提供了超过30%的黄金储量。因此，造山型金矿自提出以来一直都是矿床学研究的热点之一。近年来，我国造山型金矿研究也得到了长足发展，秦岭造山带、东昆仑造山带、中亚造山带以及胶东等地区大量脉状金矿被先后论证为造山型金矿[1, 7-11]。
北阿尔金地区位于塔里木克拉通的东南边缘，处于阿尔金构造带与北祁连构造带西段的交汇复合部位，经历了俯冲、折返以及碰撞造山等多期复杂的增生造山过程，遭受了多期变质变形事件的改造，形成了阿尔金北缘脆—韧性剪切带、北阿尔金高压变质带等独特的构造单元[12-24]。在北阿尔金地区已发现了一系列的金矿床和矿化点，这些金矿床(点)类型以受剪切带控制的石英脉型和蚀变岩型为主，如大平沟、红柳沟、祥云、盘龙沟和贝壳滩等金矿床(点)，显示出良好的造山型金矿找矿潜力。然而，目前对于这些金矿床的研究还很薄弱，同时由于缺乏系统的矿床地质和矿床地球化学研究，已有的研究对于该区金矿床的矿床成因类型、成矿时代、成矿物质来源及其成矿机制都存在着争议[25-29]。如对于矿床成因类型，目前存在动力变质热液成因矿床、拆离断层控制矿床和岩浆热液成因矿床等不同认识[25, 27-29]，对于成矿时代也存在加里东期、印支期和早侏罗世等不同观点[25, 28-29]。
大平沟金矿床是北阿尔金地区最典型的金矿床，矿化类型以钾长石-石英脉型和蚀变岩型为主，矿体受近东西向韧性剪切带控制，矿体赋存于太古宇米兰岩群变质岩中，矿床规模可达中型[25]。笔者以大平沟金矿床为例，通过详细的矿床地质、H-O-S-Pb同位素地球化学等研究，探讨该矿床的成矿流体、成矿物质来源、矿床成因类型以及成矿机制，并结合前人的研究，以期为北阿尔金地区金的成矿规律和找矿方向提供新的依据。
1 区域地质背景北阿尔金地区处于塔里木地块东南缘阿尔金断块隆起区北缘，北东与北祁连构造带西段相连，南东与柴达木地块相接，构造位置特殊(图 1a)。阿尔金主体由前寒武纪基底构成，并在南北缘分别发育古生代构造层，中生代及新生代沉积发育较少，主要分布于中部和北部的局部地区。前寒武纪基底包括前寒武纪变质表壳岩和前寒武纪变质侵入体。前寒武纪变质表壳岩包括：新太古界米兰岩群，古元古界阿尔金岩群，中元古界巴什库尔干群、塔昔达坂群，新元古界索尔库里群；前寒武纪变质侵入体按时代分为新太古代和元古宙变质侵入体；阿尔金地区还发育两条蛇绿岩带，北阿尔金蛇绿岩带和南阿尔金蛇绿岩带[13-14, 19](图 1b)。
新太古界米兰岩群主要为各类长英质片麻岩、变粒岩、斜长角闪岩组成的成层无序的深变质表壳岩，呈东西向出露于大平沟—阿克塔什塔格—斯木图一带。中元古界蓟县系浅变质岩系上部主要为灰白色中厚石英岩、浅灰色中厚变细粒长石英砂岩夹千枚状含钙二云石英片岩、深灰色千枚状二云石英片岩和千枚岩夹灰色石英岩等，变质相属绿片岩相。新元古界青白口系索尔库里群为一套变质较弱的滨、浅海相碎屑岩-碳酸盐岩-火山沉积岩[22, 30]。
区域岩浆岩较为发育，岩性从超基性—基性—中酸性岩石均有，其中以中酸性花岗岩类分布最广最多，而超基性—基性岩分布较少。区内主要出露新太古代TTG岩系，古元古代片麻状闪长岩、花岗岩类，早古生代火山岩、二长花岗岩、钾长花岗岩和晚古生代闪长岩-花岗岩类[12, 15, 18-24]。
区域构造以近东西向线性构造为主，岩石发生强烈的塑性和脆性变形，主断裂为阿尔金北断裂和库木塔格断裂，断层间的次级断裂发育。其中阿尔金北缘断裂为一条近东西向的舒缓波状区域性断裂带，长约400 km，断裂面南倾，倾角30°~70°，以此为界，南部(上盘)为褶皱的古生代大陆边缘沉积盖层，北部(下盘)为塔里木盆地的结晶基底[16, 22, 30]。
已有研究显示：阿尔金地块经历了太古宙—古元古代大陆核和结晶基底的形成、中元古代稳定大陆边缘沉积、新元古代末期至早古生代初板块扩张、早古生代板块俯冲－碰撞、晚古生代裂谷扩张及碰撞造山作用，以及伴随各个演化阶段的岩浆活动和变质作用；晚中生代以来，由于印度板块与欧亚板块碰撞造山的远程效应，阿尔金断裂带发生了大规模的左行走滑[13-14, 16, 19-20, 22, 30]。
2 矿床地质特征大平沟金矿区位于新疆若羌县索尔库里地区大平沟下游西侧约2.5 km处，矿区中心地理坐标：91°28′30″E、39°10′10″N。大地构造位置属于北阿尔金地区。矿区出露地层主要为新太古界米兰岩群和第四系。新太古界米兰岩群呈近东西向展布，倾向190°左右，倾角60°~75°，按岩性组合可分为3个岩性段：第一岩性段为灰绿色变粒岩夹片岩，位于矿区北部；第二岩性段为褐灰－褐红色钾长变粒岩，位于矿区中部；第三岩性段为灰绿色片岩夹变粒岩，位于南部。三者以断层接触为主，局部为整合接触。其中褐红色钾长变粒岩为金矿化体的主要围岩(图 2，图 3a)。矿区东部分布有早古生代钾长花岗岩(图 2)，多呈岩枝、岩脉状沿断裂带分布(图 3b)。锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明，钾长花岗岩脉形成年龄为(427.9 ± 8.3)Ma(2σ，MSWD=0.94，n=15，课题组未发表数据)。
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| 据脚注①修编。 图 2 北阿尔金大平沟金矿地质略图 Fig. 2 Simplified geological map of the Dapinggou gold deposit in the northern Altun |
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① 杨风，李学智.大平沟金矿区草测地质图.乌鲁木齐：新疆地质调查院，2004.
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| a.主要围岩钾长变粒岩；b.侵入变粒岩中的钾长花岗岩脉；c. Ⅱ-1矿体；d.钾长石-石英脉型矿石。 图 3 大平沟金矿野外照片 Fig. 3 Representative field photos of the Dapinggou gold deposit |
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矿区内主要发育断裂构造，主要为沿阿尔金北缘断裂带发育的次级断裂和韧脆性剪切带。次级断裂主要为北西向、东西向，其内发育韧脆性剪切带。其中规模较大的韧脆性剪切断裂有3条，多呈发散状、帚状构造，与次级断裂一般呈10°~20°的交角。韧性剪切带呈北西西走向，倾向南南东，倾角65°~85°，岩石普遍发生糜棱岩化和构造动力退变质作用，形成各种糜棱岩和绢云母绿泥石片岩等。韧脆性剪切带内岩石具碎裂结构，个别达初糜棱结构，块状、片状构造。
大平沟金矿床由3个含金蚀变带、5个金矿体组成。其中，Ⅱ、Ⅲ号含金蚀变带各圈出2个矿体(分别是Ⅱ-1、Ⅱ-2和Ⅲ-1、Ⅲ-2矿体)，Ⅰ号含金蚀变带圈出1个矿体(Ⅰ号矿体)[30](图 2)。
Ⅰ号矿体位于大平沟金矿北西向断层北侧，处于Ⅰ号蚀变带中，呈北西向带状展布。矿体赋存于石英脉中，石英脉沿破碎带分布，长120 m，脉宽一般为0.5~2.5 m，倾向200°，倾角70°。矿体平均品位15.91 g/t。石英脉呈灰白色，碎裂结构，块状、碎裂网脉状构造。蚀变较强，普遍见绿泥石化、绿帘石化、绢云母化和高岭土化。矿石类型主要为石英脉型。
Ⅱ-1号矿体位于Ⅱ号矿化蚀变带北端，沿北西向呈分支状展布。规模最大，矿体长500 m，平均真厚度4.54 m，倾向220°，倾角70°~86°(图 3c)。矿体平均品位13.40 g/t。矿石类型为钾长石-石英脉型和破碎蚀变岩型(图 3c，d，图 4a，b)。
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| a.钾长石-石英脉型矿石；b.破碎蚀变岩型矿石；c.矿石中的黄铁矿；d.黄铁矿发生褐铁矿化。Py.黄铁矿；Lim.褐铁矿。 图 4 大平沟金矿矿石照片(a, b)和矿石显微图片(c, d) Fig. 4 Representative ore photos (a, b)and ore photomicrographs (c, d) of the Dapinggou gold deposit |
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Ⅱ-2号矿体位于Ⅱ号矿化蚀变带中部，沿北西向展布。地表矿体长55 m，视厚度1.3 m，真厚度1.27 m，矿体倾向180°~195°，倾角78°。矿体平均品位13.47 g/t。该矿体中钾长石-石英脉宽只有数厘米至数十厘米，成群沿裂隙贯入。岩脉矿化较强，见有褐铁矿、黄铁矿、闪锌矿及少量斑铜矿、孔雀石等。围岩为褐红色变粒岩。矿石类型为钾长石-石英脉型(图 3d)。
Ⅲ-1号矿体位于矿区东南部Ⅲ号矿化蚀变带中，沿近东西向呈舒缓波状展布。矿体规模相对较大，矿体地表长210 m，平均厚度4.14 m，总体走向290°，倾向170°~200°，倾角60°~82°。矿体平均品位5.17 g/t。含金石英脉呈乳白色、灰白色，碎裂结构，块状、网脉状构造。地表黄铁矿化、褐铁矿化强烈，局部地段见有黄铁矿、孔雀石。围岩为褐红色变粒岩。矿石类型为石英脉型和破碎蚀变岩型。
Ⅲ-2号矿体处于Ⅲ号蚀变带中，矿体呈北西向脉状展布，规模较小。矿体长80 m，平均厚度2.41 m，矿体倾向200°，倾角65°~75°。矿体平均品位1.77 g/t。矿石以蚀变岩为主，呈黄褐色，具碎裂结构，片状、网脉状构造。蚀变较强，见有绢云母、绿泥石及钾化。围岩为褐红色变粒岩。矿石类型为破碎蚀变岩型。
根据矿石矿物成分和结构、构造，将矿石划分为如下两类矿石类型。
石英脉型：是主要矿石类型，富矿石。进一步划分为石英脉型和钾长石-石英脉型。
石英脉型主要产于Ⅰ、Ⅲ-1号矿化带中，延伸相对比较长，石英脉中黄铁矿等硫化物含量比较低；其成分主要为石英，体积分数一般为95%~99%。呈他形粒状、粒状、碎裂粒状结构，亚颗粒结构，碎裂、网脉状、块状构造。该金矿石中石英一般具有强烈的韧性变形，形成硅质糜棱岩，石英动态重结晶粒状发育、波状消光明显。矿石品位高，多数为5.40 g/t，肉眼常见自然金，呈包体金、粒间金形式分布。
钾长石-石英脉型主要产于Ⅱ号矿化带中，大多呈透镜状，长度一般不长。容矿岩石为含黄铁矿钾长石-石英脉。矿石品位高，多数为5.13 g/t，肉眼常见自然金。该金矿石中石英一般只具有强烈的韧性变形，长石变形较弱。
蚀变糜棱岩型：产于控矿韧性变形构造带内或两侧一定范围内，其成分与围岩大致相同。主要表现为一种强破碎蚀变的特征。岩石多具破碎、糜棱、碎粒结构，片状、网脉状构造。具有较强的矿化蚀变。蚀变类型有硅化、绢云母化、绿泥石化、高岭土化和碳酸盐化等。矿石品位不高，但较均匀。
原生矿石中金属矿物以黄铁矿为主(图 4c，d)，少量磁铁矿、孔雀石、黄铜矿、自然金、方铅矿、闪锌矿、斑铜矿和钛铁矿等；脉石矿物主要以石英、钾长石、绢云母、绿泥石、高岭石和方解石等为主。黄铁矿是重要的载金金属矿物，多呈半自形—自形立方体，粒度极不均匀，一般为0.001~2.500 mm，个别呈粗大晶体，少量为五角十二面体；常为条带状、团块状和浸染状分布于围岩及石英脉中；褐铁矿化强烈(图 4d)，常表现为残晶，三角形和梯形状。黄铁矿占金属矿物总量的90%。
矿石结构以变晶结构、交代-充填结晶结构为主要类型，其次有填隙结构、碎裂结构。矿石以块状构造、团块状构造、细脉状构造和浸染状构造最普遍，片状构造、条带状构造次之。
矿化带围岩蚀变主要有黄铁矿化、硅化、钾长石化、绢云母化、绿泥石化和碳酸盐化等，其中黄铁矿化、硅化及钾长石化与金矿化最为密切。硅化为区内与金矿化关系最密切的蚀变之一，强度不一：在蚀变糜棱岩型金矿石中，硅化弱至中等，石英呈团块状、不规则零散状分布于金矿石中；在强硅化岩(钾长石-石英脉)中，石英几乎全部交代原岩矿物，形成硅化脉(交代硅质岩)，即含金石英脉。黄铁矿化为广泛发育的蚀变类型，期次多，与金的关系也较复杂。钾长石化也为广泛发育的蚀变类型，也是与其他大多数金矿床有明显差异的蚀变。其蚀变分布特点与硅化相似，强度不一。在蚀变糜棱岩化金矿石中，钾长石化弱至中等，钾长石呈不规则零散状分布于金矿石中；在钾长石-石英脉中，钾长石化达到最强，钾长石晶体比较大，半自形—自形晶，具有格子双晶，与石英共生，形成含金钾长石-石英脉。绢云母化发育普遍，主要见于矿化围岩和蚀变糜棱岩型金矿石中。
根据矿区矿脉穿插关系、矿石的结构构造、矿物组合及生成顺序等特征，可以将大平沟金矿床的成矿作用划分为热液成矿期、表生富集和氧化期。其中，热液成矿期可进一步划分为2个成矿阶段：成矿热液形成阶段，即贫矿化石英-硫化物阶段，矿物组合主要为石英-绿泥石-早期黄铁矿；主成矿阶段，石英-多金属硫化物阶段，矿物组合为黄铁矿-黄铜矿-自然金-石英。
3 分析测试方法 3.1 Pb同位素分析Pb同位素样品采自大平沟金矿的石英脉和钾长石-石英脉矿石，包括1件石英脉样品和2件钾长石-石英脉样品。硫化物单矿物挑选工作在河北廊坊地质研究所实验室完成，从所送样品硫化物中挑选出的硫化物单矿物皆为黄铁矿。
Pb同位素分析样品的化学处理和分析在南京大学内生金属矿床成矿机制国家重点实验室完成。首先取25~50 mg硫化物用纯HNO3+HCl完全溶解，随后蒸干，再用HNO3溶解后再蒸干；然后用HBr溶解后装入有50 mL的AG 1-X8阴离子交换树脂的柱子中进行Pb分离，提取的Pb用第二遍阴离子交换树脂柱子进行再次提纯[31]；最后加入Tl作为稀释剂直接在MC-ICP-MS测量Pb的同位素比值[32]。Pb同位素分析采用Neptune Ⅱ型多接收器等离子质谱仪加装Newware UP213激光剥蚀器完成，结果以NBS982标样的203Tl/205Tl来进行Pb同位素质量分馏校正，误差为2σ。
3.2 S同位素分析从4件大平沟金矿含硫化物矿石样品中分离出了4件黄铁矿单矿物进行S同位素测试。硫同位素分析在东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室完成，分析采用常规燃烧法[33]。把待测矿物碎样，在镜下挑出单矿物，研磨至200目以下，称取10~100 mg待测硫化物样品；然后在1 020 ℃下氧化为SO2，用Flash-EA与MAT-253质谱仪联机测试所得。结果以VCDT标准报出，精度δS≤0.2‰。
3.3 H-O同位素分析从大平沟金矿含金石英脉和钾长石-石英脉中采集了12件石英单矿物样品进行氢氧同位素研究。H-O同位素测试工作在中核集团核工业北京地质研究所分析测试中心完成。石英氧同位素分析采用常规BrF5法[34]：将挑选的石英样品研磨至200目，干燥后取样品10~30 mg；于550~700 ℃与纯BrF5恒温反应而获得氧气，将纯化后的氧气在700 ℃铂催化作用下与碳棒反应，收集生成的CO2气体；然后送质谱测试。石英流体包裹体氢同位素分析采用热爆裂法：通过真空热爆法打开包裹体，分离获得水；然后将获得的水与锌反应，获得氢气；之后送质谱测试。质谱测试仪器为MAT251-EM型号质谱计，采用的国际标准为SMOW，分析精度δ18O为±0.2 ‰，δD为±2 ‰。石英和流体的氧同位素分馏计算公式为1 000ln α=3.38×106/T2-3.4[35]，采用样品流体包裹体显微测温获得平均均一温度。
4 分析结果 4.1 Pb同位素大平沟金矿矿石硫化物黄铁矿206Pb/204Pb值为18.310 1~19.373 9，207Pb/204Pb值为15.587 2~15.654 1，而208Pb/204Pb值为38.119 1~39.143 9(表 1)。根据Pb同位素组成及其特征，一般认为成矿物质Pb的最初来源有幔源、壳源和造山带Pb之分。造山带Pb被认为是地壳Pb与地幔Pb混合的结果。在使用Pb构造模式示踪时，样品投影点落在造山带增长线上方的样品Pb包含上地壳成分；而投影点位于造山带增长线下方的样品Pb则源于地幔或下地壳。在Pb同位素构造模式图(图 5)上，大平沟硫化物投点范围比较集中，其Pb同位素组成靠近造山带Pb增长曲线[36]，反映大平沟金矿中硫化物的Pb来源具有造山型特征。
| 样号 | 206Pb/204Pb | 2σ | 207Pb/204Pb | 2σ | 208Pb/204Pb | 2σ |
| DPG-34 | 18.310 1 | 0.000 5 | 15.587 2 | 0.000 5 | 38.119 1 | 0.001 5 |
| DPG-63 | 19.373 9 | 0.000 6 | 15.654 1 | 0.000 6 | 39.143 9 | 0.001 6 |
| DPG-75 | 18.535 1 | 0.000 7 | 15.608 4 | 0.000 6 | 38.347 8 | 0.001 7 |
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| a. 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解；b. 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解。UC.上地壳；O.造山带；M.地幔；LC.下地壳。 图 5 大平沟金矿硫化物的Pb同位素关系图 Fig. 5 Lead isotopic compositions of sulfides in the Dapinggou gold deposit |
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4件黄铁矿的δ34SVCDT值为6.9‰~8.3‰，非常集中，跟前人[25]所测数据一致(表 2)，说明硫源比较单一，成矿环境和成矿物理化学条件较为稳定。由于大平沟金矿床内含硫矿物主要为黄铁矿，未见硫酸盐矿物，说明成矿热液没有发生强烈的S同位素分馏作用；而且从黄铁矿的矿相学分析，含金石英脉中的黄铁矿应该是同一期结晶形成的，说明S同位素在硫化物不同期次之间的分馏作用也比较弱，所测黄铁矿S同位素组成能够贴近成矿流体的S同位素组成。同时，大平沟金矿中的含金矿石中硫化物δ34SVCDT值与大多数典型造山型金矿的值比较一致(造山型金矿通常为0~9 ‰[2, 37-38])。已有研究显示，地球上有两个最为重要的且S同位素组成均一的S源：一为陨石，其δ34SVCDT平均为0，S主要以还原形式存在；另一为海水，其δ34SVCDT平均为20‰，S主要以氧化形式存在。陆壳中的火成岩、沉积岩和变质岩中的S则可能大于或小于上述两种S源值。大平沟金矿的S同位素组成显示S源正向偏离陨石较大，表明不是深源S，也不是海水来源S，而应该主要为壳源S。
大平沟金矿12件石英脉中石英的δ18OVSMOW值为12.4‰~15.3‰(表 3)，该值在世界各地太古宙—新生代造山型金矿省内含金石英脉的值(δ18O =12‰~22‰[39])范围内。此外，大平沟金矿δ18OVSMOW值的小范围变动表明其是由单一的流体来源形成各个阶段石英的，因为无论δ18OH2O值如何，哪怕仅仅矿化温度100 ℃(例如200~300 ℃)的温差也可引起单一O来源石英的δ18OVSMOW值大概5‰的差值。
| 样号 | δDVSMOW/‰ | δ18OVSMOW/‰ | Th/℃ | δ18OH2O/‰ |
| DPG-33 | -89 | 12.4 | 200.8 | 7.4 |
| DPG-34 | -87 | 13.3 | 200.8 | 8.3 |
| DPG-52 | -67 | 13.4 | 200.8 | 8.4 |
| DPG-53 | -70 | 13.1 | 200.8 | 8.1 |
| DPG-58 | -71 | 12.6 | 200.8 | 7.6 |
| DPG-59 | -66 | 13.7 | 200.8 | 8.7 |
| DPG-63 | -72 | 14.3 | 200.8 | 9.3 |
| DPG-68 | -76 | 15.3 | 200.8 | 10.3 |
| DPG-71 | -70 | 14.1 | 200.8 | 9.1 |
| DPG-72 | -69 | 13.0 | 200.8 | 8.0 |
| DPG-74 | -80 | 13.3 | 200.8 | 8.3 |
| DPG-75 | -97 | 14.2 | 200.8 | 9.2 |
| 注：Th为均一温度。 | ||||
由于从流体包裹体获得的均一温度范围较大，计算与石英平衡的流体δ18OH2O值十分困难[40]，在此我们利用平均均一温度来作为最小圈闭温度计算δ18OH2O值。结果显示，计算的流体δ18O H2O值基本一致，均局限于7.4‰~10.3‰之间，这与各地的造山型金矿的值(δ18OH2O=5‰~10‰[2, 38])基本一致。一般认为，岩浆来源流体的δ18OH2O小于9‰，因此我们初步判断大平沟金矿流体主要为变质流体来源。实际上，如果我们采用通常比平均均一温度更高的值作为圈闭温度的话，计算的δ18OH2O值要比7.4‰~10.3‰还要高。在δDVSMOW-δ18OH2O图(图 6)上可发现，投影点位于变质水为主体并与岩浆水混合流体之下侧，也表明成矿流体以变质水(变质热液)为主，并可能有少量的岩浆水和大气降水混入。
大平沟石英中流体包裹体的H同位素组成范围为-97‰~-66‰，大多数样品的H同位素组成与典型的造山型金矿的值(δDVSMOW=-80‰~-20‰[37])一致，高于典型卡林型金矿的值(δDVSMOW=-160‰~-110‰[40])。个别样品H同位素组成比较低的原因可能是：某些情况下从石英中提取的用于测试δDVSMOW的流体包裹体可能是原生、假次生和次生包裹体的混合物，并非仅仅是原生包裹体；其低的δDVSMOW值通常被认为反映了矿床抬升遭受剥蚀过程中由于大气降水作用而形成的次生包裹体[41]。
5 讨论 5.1 矿床成因类型综合分析以上地质和地球化化学特征，并将大平沟金矿与典型造山型金矿进行对比，我们发现大平沟金矿具有造山型金矿的典型特征，具体详述如下：大平沟金矿位于塔里木地块边缘阿尔金断块隆起区北缘，该区自太古宙以来经历过多次碰撞造山作用；大平沟金矿处在阿尔金北缘断裂的下盘，金矿赋矿围岩太古宇米兰岩群钾长变粒岩、变粒岩和片岩，矿体受近东西向次级断裂带和韧性剪切带控制；矿石矿物主要包括自然金、黄铁矿以及少量褐铁矿、黄铜矿；围岩蚀变主要为硅化、绢云母化、钾长石化以及少量碳酸盐化；含金石英脉与金矿主要围岩的稀土配分相一致，都具有轻稀土强烈富集特征和Eu、Ce异常不明显等特征，显示大平沟金矿成矿物质和流体可能主要来源于变质岩围岩，而该区褐色变粒岩和钾长变粒岩等变质围岩具有较高的金含量，具备提供成矿来源的基础[30](未发表数据)；大平沟金矿石英脉的稀土元素具明显Eu负异常、而Ce无明显异常表明金矿成矿物理化学条件为还原环境, 这与矿石中大量发育黄铁矿等硫化物相一致(课题组未发表数据)；成矿流体为中低盐度(2.6%~15.5%)水溶液(H2O-NaCl体系)，早期可能存在含CO2等挥发分组分的流体，但是由于成矿条件的变化使得挥发分被释放出去[30](未发表数据)；流体包裹体均一温度为71.8~305.7 ℃，估算的压力为13~86 MPa[30](未发表数据)；H-O同位素方面，石英的δ18OVSMOW值、估算的流体δ18OH2O值(7.4‰~10.3‰)和流体δDVSMOW(-97‰~-66‰)与造山型金矿的吻合，表明成矿流体以变质水为主，并可能有少量的岩浆水和大气降水混入；硫化物的δ34SVCDT值也与典型造山型金矿相一致，并且S同位素组成显示，硫源正向偏离陨石较大，表明不是深源S，也不是海水来源S，而应该主要为壳源S；硫化物的Pb同位素组成显示大平沟金矿中硫化物的Pb来源具有造山型特征。
总之，大平沟金矿具有与造山型金矿相似的地质、地质化学特征(表 4)，大平沟金矿应该属于造山型金矿，其形成与太古宙深变质岩有关，矿化受近东西向次级断裂和韧性剪切构造带的控制，成矿流体主要以变质流体为主。
| 特征 | 造山型金矿 | 大平沟金矿床 |
| 构造背景 | 大陆边缘；挤压到转换背景 | 塔里木地块边缘阿尔金断块隆起区北缘 |
| 容矿围岩 | 所有时代不同变质程度的变质地体 | 太古宇米兰岩群钾长变粒岩、变粒岩和片岩 |
| 构造样式 | 韧性-脆韧性逆断层、走滑断层及背斜穹窿 | 沿阿尔金北缘断裂带发育次级断裂和韧脆性剪切带 |
| 矿物组成 | 自然金、黄铁矿、磁黄铁矿、毒砂、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、辉钼矿和辉锑矿等 | 自然金、黄铁矿、黄铜矿和褐铁矿等 |
| 围岩蚀变 | 碳酸盐化、绢云母化、硅化和高温矿床中的似矽卡岩化 | 硅化、绢云母化和钾长石化等 |
| 均一温度/℃ | 200~700 | 71.8~305.7 |
| 盐度/% | 3~10 | 2.6~15.5 |
| 压力/MPa 深度/km | 50~400 2~20 | 13~86 0.5~3.3 |
| 流体δDVSMOW/‰ | -80~-20 | -97~-66 |
| 石英δ18OVSMOW/‰ | 12~22 | 12.4~15.3 |
| 流体δ18OH2O/‰ | 5~10 | 7.4~10.3 |
| 硫化物δ34SVCDT/‰ | 0~ 9 | 6.9~ 8.3 |
| 文献 | [2, 4, 11, 39, 41] | 本文及课题组未发表数据 |
由于金矿成矿年龄直接确定难度很大，并且以往的分析测试方法精确度有限，所以尽管前人对大平沟金矿成矿时代已做了一定的研究并进行了相关讨论，但该矿床的成矿年龄还是存在争议。陈宣华等[27]根据阿尔金北缘断裂中生代正断和伸展作用的时代，推测大平沟金矿床形成于早侏罗世(220~187 Ma)，而阿尔金北缘断裂第二期正断和伸展作用(早白垩世末期)使得大平沟金矿床进一步剥露，并可能有成矿作用的叠加，有利于金的成矿，因此认为大平沟金矿床的主要成矿作用时期为早侏罗世。而杨屹[29]对大平沟金矿含金石英脉样品进行了流体包裹体Rb-Sr定年测定，测得大平沟金矿Rb-Sr等时线年龄为(487±21)Ma，初始87Sr/86Sr为0.710 06±0.000 18，并认为大平沟金矿石英Rb-Sr等时线年龄(487±21)Ma代表其主成矿期成矿流体热液活动时代，成矿时代可能属早奥陶世。然而，用Rb-Sr法进行年龄测试时，由于Rb的流动性较强，极易形成开放系统，从而得到不正确的年龄，因此，Rb-Sr测年结果的准确性往往受到质疑。而选用可靠性更高的高精度Ar-Ar测年法对与金成矿作用密切相关的蚀变矿物如绢云母、钾长石等进行Ar-Ar同位素年龄测定，可以更好地限定金矿的成矿时代。大平沟金矿含金钾长石-石英脉中的钾长石的阶段加热40Ar-39Ar同位素分析显示，8个中间温度(750~1 100 ℃)释热分析所获同位素比值形成了一段稳定的坪，坪年龄为(246.1±2.6)Ma(MSWD = 1.3，包括77.4%的39Ar析出量)(课题组未发表数据)。结合区域地质演化特征，笔者认为大平沟金矿应该形成于印支期早期。
结合已有研究资料和区域地质演化特征，建立了大平沟金矿的成因模式，其成矿过程主要经历了以下4个阶段：太古宙—古元古代，阿尔金地块太古宙—古元古代陆核和结晶基底的形成阶段，伴随着岩浆活动、沉积作用和变质作用等过程矿源岩石(太古宙米兰岩群变质岩)形成，并使得成矿物质得到初步富集；中元古代，稳定大陆边缘沉积、新元古代末期－早古生代初期板块扩张演化过程使成矿物质进行迁移和进一步富集；加里东期板块俯冲－碰撞阶段，在加里东期本区发生了一次大规模的洋壳闭合和板块碰撞作用，引发区内强烈构造变形和岩浆活动，加里东期岩浆活动(如矿区的钾长花岗岩)可能提供了更多的成矿物质来源，而碰撞过程中的高温高压条件和强烈的构造变形过程使原岩中的金等成矿元素被进一步活化迁移和富集；印支期，随着区域性大断裂阿尔金断裂在印支期的强烈走滑剪切运动[42]，引发的构造动力分异作用使得金等成矿元素得到大范围的活化，形成于深部的变质流体沿着断裂带上升并将金等成矿元素从变粒岩等含矿围岩中淋滤出来形成含金热液体系。阿尔金北缘断裂的走滑作用以及正断伸展作用，形成了有利于成矿物质运移和矿质充填的张性低压空间。当含矿热液沿着次级断裂等构造薄弱带运移至地壳浅部的次级断裂破碎带时，导致含金热液沉淀在次级断裂带中形成含金石英脉矿体，并最终造就了大平沟金矿的形成。
6 结论1) 大平沟金矿含金石英脉中石英的δ18OVSMOW值为12.4‰~15.3‰，估算的流体δ18OH2O值介于于7.4‰~10.3‰之间，石英中流体包裹体的氢同位素为-97‰~-66‰，表明成矿流体以变质流体来源为主。
2) 大平沟金矿含金石英脉中硫化物的δ34SVCDT值为6.9‰~8.3‰，与典型造山型金矿的S值一致，主要为壳源S；硫化物的206Pb/204Pb值反映硫化物的Pb来源具有造山型特征；结合本区地质、地球化学等特征，认为大平沟金矿成矿物质主要来源于围岩太古宙深变质岩。
3) 大平沟金矿属于造山型金矿，其形成与印支期近东西向次级断裂和韧性剪切带的活动有关，成矿物质来源于太古宙深变质岩，成矿流体以变质流体为主。
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