2. 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室/南京大学地球科学与工程学院, 南京 210046;
3. 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局, 乌鲁木齐 830000;
4. 有色金属华东地质勘查局, 南京 210007
2. State Key Laboratory for Mineral Deposits Research/School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210046, China;
3. Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources, Urumqi 830000, China;
4. East China Mineral Exploration and Development Bureau, Nanjing 210007, China
0 前言
阿万达金矿区位于新疆拜城县北东52°方向,距县城112 km的黑英山乡卡尔果尔河上游东侧克尔阿万达支沟一带(东经82°57′15″，北纬42°24′00″)，大地构造位置为新疆西南天山造山带，相当于所谓中亚南天山锑-汞-金成矿带[1, 2]的东延部分。中亚南天山锑-汞-金成矿带是世界著名的成矿带之一，其内已发现多个世界级和超大型金矿床，如：乌兹别克斯坦南天山西段的穆龙套金矿(5 246 t[3, 4, 5])、Zarmitan金矿(340 t[5])、Daugyztau金矿(261 t[5])和Kalmakyr金矿(2 798 t[5])，吉尔吉斯斯坦的Kumtor(库姆托尔)金矿(570 t[2, 6])和Taldybulak Levoberezhny金矿(106 t[5])，塔吉克斯坦的Jilau金矿(60 t[5])等。中亚南天山一些大型、超大型金矿的发现，特别是世界级的穆龙套和库姆托尔黑色岩系型/浊积岩型金矿的发现，引起我国地质界的广泛关注。新疆西南天山是中亚南天山的东延部分，但目前已发现的金矿极少，仅有萨瓦亚尔顿金矿(大型[7, 8, 9])、大山口金矿(小型[10])和布隆金矿(小型)以及一些金矿点[5]。
随着近些年区域地质和矿产地质研究的深入，前人已经较系统地研究了新疆西南天山金矿的成矿条件、成矿规律、矿床类型和成矿作用等[2, 5, 11, 12]，且对主要典型金矿床的地质地球化学特征和成因等进行了一定的总结，尤其是对萨瓦亚尔顿金矿的地质特征、地球化学特征、成矿年代学及成因等进行了详尽的探讨[5, 8, 9, 12, 13, 14, 15]，对大山口和布隆金矿等也进行了一定研究[16, 17]。虽然这些研究为新疆西南天山金矿的找矿突破奠定了重要的理论基础，但总体研究程度仍然偏低。阿万达金矿是新疆西南天山最新发现的一个中型金矿床(资源量＞10 t)，其研究程度十分低，除新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第八地质大队的预查报告[18]之外，前人对其没有做过任何研究报道。笔者主要在野外工作的基础上，系统总结阿万达金矿的地质特征，然后有针对性地进行流体包裹体显微测温研究，并结合毒砂地温计等手段，厘定阿万达金矿床的成矿阶段，探讨成矿流体的演化。 1 成矿地质背景及矿区地质特征
阿万达金矿区地处南天山造山带哈尔克古生代弧前增生杂岩带内(图 1)[19, 20]。区域地层发育良好，层序较齐全，由老到新包括元古宇兴地塔格岩群，长城系阿克苏岩群，奥陶系依南里克组，志留系科克铁克达坂组，泥盆系阿尔腾柯斯组，石炭系阿依里河组和野云沟组，二叠系比尤勒包谷孜组和小提坎立克组，三叠系塔里奇克组、黄山街组、克拉玛依组和俄霍布拉克组，侏罗系阿合组，第三系和第四系。区域上侵入岩不发育，主要出露加里东晚期(志留纪)闪长岩和花岗岩。区域上自北向南依次分布姜格拉勒克断层、克勒恶拉不断层、克尔阿万达断层、阿尔腾柯斯断层等区域性断裂构造[19]。
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| 1.第四系冲积砂和砾石层；2.第三系碎屑岩；3.白垩系碎屑岩；4.侏罗系碎屑岩夹少量煤层；5.三叠系碎屑岩夹少量煤层和灰岩；6.二叠系安山岩、安山质角砾岩及碎屑岩；7.石炭系灰岩夹少量砂岩、粉砂岩；8.泥盆系阿尔腾克斯组硅质岩、安山岩、泥灰岩、灰岩夹砂岩；9.志留系科克铁克达坂组灰岩、凝灰质碎屑岩及凝灰岩；10.奥陶系依南里克组大理岩、糜棱岩化大理岩；11.中元古界阿克苏群石英片岩和大理岩；12.古元古界那拉提群斜长片麻岩和长英质糜棱岩；13.古元古界兴地塔格群片麻岩、大理岩和混合岩；14.各时期花岗质侵入岩；15.各时期蛇绿岩；16.区域性断裂；17.推断区域性断裂；18.公路；19.城镇。 图 1 阿万达金矿区域地质简图(据文献[19]修编) Fig. 1 Regional geological map for the Awanda gold deposit (modified after reference[19]) |
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新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第八地质大队的研究[18]表明，阿万达金矿区构造总体为一走向北东东、倾向北北西的陡倾斜单斜构造，地层走向变化不大，地层及片理倾角为56°~80°，南部较陡，北部稍缓(图 2)。断裂构造较发育，区域上喀拉苏阿尔腾柯斯深大断裂带内一系列平行断裂将矿区夹于其间，其中克尔阿万达断层(F1)自西向东贯穿整个矿区，同时也是长城系与奥陶系的接触界线。断层走向与地层走向基本一致，倾向北北西，倾角70°~80°，断层性质为逆冲断层，断层破碎带宽5~10 m，带内断层泥、断层角砾岩、碎裂岩发育。矿区南侧为阿尔腾柯斯断层。矿区范围内火成岩不发育，在地表探槽工程揭露到一条宽20~40 cm、断续延长30 m左右的钠长岩脉，走向近东西向。矿区出露地层由老至新依次为：长城系阿克苏群上岩组大理岩段(ChA2-mb)、片岩段(ChA2-sch)，上奥陶统依南里克组(O3y)和第四系全新统残坡积层(Q4esl)以及洪冲积层(Q4pal)。其中：阿克苏群上岩组大理岩段呈近东西向带状分布于矿区南部，岩性较单一，以灰色条带状大理岩为主，局部偶夹有石英片岩，阿克苏群上岩组片岩段呈近东西向带状分布于矿区中、南部，岩性自下而上为灰色红柱石绢云母片岩、灰色含黄铁矿石英片岩及绢云母石英片岩、深灰色含红柱石绢云母石英片岩等，夹有不稳定的条带状大理岩，与下伏ChA2-mb呈整合接触关系，含金矿化蚀变带即产于本岩段含黄铁矿石英片岩中的次级剪切断裂带内。上奥陶统依南里克组呈北东东向广泛分布于矿区中部和北部，岩性单一，以灰白色、灰色中粗粒大理岩为主，与下伏ChA2-sch地层呈断层接触(图 2)。
新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第八地质大队[18]根据预查工作，在矿区内自南向北共圈出3条矿化蚀变带，分别为AuⅠ、AuⅡ、AuⅢ(图 2)。金矿化带总体倾向北北西，倾角一般为60°~70°，受克尔阿万达断层(F1)次级剪切断裂带控制。金矿化带内已圈出金矿(化)体共6个，长多为200~560 m。矿体平均厚度一般为0.88~3.57 m，最大可达8.72 m。单矿体金的平均品位为(1.02~2.02)×10-6，最高品位为2.94×10-6。
矿石类型主要为石英硫化物片岩型，矿石岩性与围岩基本一致，均为含磁黄铁矿石英片岩、绢云母石英片岩。矿石矿物主要为毒砂、磁黄铁矿、斜方砷铁矿，含少量黄铁矿和硫锑铁矿等；脉石矿物主要为石英和绢云母等。矿石主要呈稀疏浸染状构造、脉状和细脉状构造等，可见少量数毫米宽(极少数脉宽也能达2 cm)的石英-硫化物细脉近乎平行于片理方向发育在矿化绢云母石英片岩内；无论在石英硫化物细脉还是矿化绢云母石英片岩中，浸染状硫化物常呈定向排列，方向与片理方向基本一致。而且，在细脉和片岩中的硫化物无论在手标本还是在显微镜下均无明显区别，因此在阿万达金矿区，笔者认为仅存在一期热液成矿作用。矿石结构主要为他形、半自形结构、交代溶蚀结构等(图 3)。
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| a.磁黄铁矿-毒砂化石英片岩(手标本)；b.含石英脉磁黄铁矿化石英片岩(手标本)；c.石英绢云母片岩中磁黄铁矿呈浸染状构造(反射光-单偏光)；d.红柱石片岩中的磁黄铁矿(Po)晶体(反射光-单偏光)；e.硫化物化石英片岩中自形的毒砂(Apy)晶体(反射光-单偏光)；f.硫化物化石英片岩中黄铁矿(Py)(反射光-单偏光)。 图 3 阿万达金矿区主要矿石组构和矿石矿物特征 Fig. 3 Characteristics of the main textures, structures and ore minerals in the Awanda gold deposit |
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矿区围岩蚀变不太发育，主要集中在裂隙附近出现。蚀变类型主要有硅化、绢云母化，与金矿化关系最为密切；此外还有少量碳酸盐化、绿泥石化等。 3 流体包裹体 3.1 实验样品和实验方法
本次在阿万达金矿区地表探槽和钻孔岩心内共采集了11件含石英-硫化物细脉矿化片岩样品进行流体包裹体显微测温工作，由于包裹体偏小(多数小于3 μm)，其中仅2件样品(AWD-21和AWD-31)可以开展显微测温工作，测试共获得105组流体包裹体显微数据。这两件样品岩性均为产自矿化绢云母石英片岩中的石英-硫化物脉，脉宽达2 cm左右，且大致平行于片理方向，是主成矿期的产物，显微测温结果可以代表阿万达金矿成矿流体的特点。
测试工作在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成。先将样品磨制成厚0.25~0.30 mm的包裹体片，进行流体包裹体岩相学观察，然后选择有代表性的原生包裹体进行显微测温。流体包裹体显微测温所用仪器为英国Linkam生产的THMS-600型显微冷热台(-196~600 ℃)。测试前用人造纯H2O及25%的H2O-CO2包裹体(国际标样)进行系统校正：温度在0 ℃以下时，测试精度为±0.1 ℃;温度在0~300 ℃时，测试精度为±0.0~2.0 ℃；温度在300 ℃以上时，测试精度为±2.0~5.0 ℃。冷冻降温时，利用液氮对包裹体降温，并观察包裹体的变化，包裹体冷冻结束后，缓慢升温，当接近相变点时，控制升温速率，观察记录含CO2三相包裹体的三相点、冰点、笼形化合物熔化温度以及气液两相包裹体的冰点温度等，流程可参见文献[21, 22]。 3.2 流体包裹体岩相学
所测试的流体包裹体主要是矿石中与成矿关系密切的、赋存在石英中的原生流体包裹体。流体包裹体岩相学研究表明：石英中流体包裹体常成群出现，但一般较小，长轴为3~12 μm，主要集中在3~8 μm；形态呈椭圆状、长条状、四边形状及不规则状等。依据室温下包裹体的物理相态和化学组成，将原生包裹体分为类型I(气液两相)和类型Ⅱ(含CO2三相包裹体)(图 4)。
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| a，b，c，d.气液两相包裹体；e，f，g.含CO2两相包裹体；h.不规则三角状含CO2三相包裹体。VCO2.气相CO2；LCO2.液相CO2；VH2O.气相H2O；LH2O.液相H2O。 图 4 阿万达金矿区矿化石英中流体包裹体特征 Fig. 4 Features of fluid inclusions within mineralized quartzs in the Awanda gold deposit |
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类型Ⅰ(气液两相包裹体)：此类型即为NaCl-H2O型包裹体。该类包裹体在样品中较为发育，占包裹体总量的80％~90％，是阿万达金矿的主要包裹体类型。其在石英主矿物中均匀分布，局部成群分布，粒径为3~10 μm，集中在4~8 μm，形态以椭圆状、长条状、不规则状为主，大都呈浑浊状。室温下观察包裹体呈无色透明的气液两相，气液比为15％~40％，集中在15％~30％。
类型Ⅱ(含CO2三相包裹体)：此类包裹体占包裹体总数的10％~20％。室温下包裹体由液相CO2、气相CO2及盐水溶液三相构成，CO2相所占比例变化小，为60%~80%；在CO2相中，气相CO2所占比例一般为10％~60%，主要集中在30％~50％。该类包裹体形态不一，为椭圆状、长条状或三角状，粒径为5~12 μm，集中在3~6 μm。 3.3 包裹体均一温度、盐度
通过已完成的2件流体包裹体样品共105个包裹体显微测温，最终获得流体包裹体的均一温度和盐度(w(NaCl))等参数(表 1)。其中：气液两相包裹体的流体盐度采用Potter等[23]盐度计算公式计算，密度据刘斌等[24]密度计算公式计算；含CO2包裹体的水溶液盐度根据Bozzo等[25]盐度计算公式计算，CO2相的密度根据Touret和Bottinga[26]公式计算。
| 样品号 | 包体
类型 |
粒径/
μm |
气相比
例/% |
CO
2相
比例/ % |
CO
2相
气相比 例/% |
CO
2融
化温度/ ℃ |
冰点温
度/℃ |
笼合物
融化温度/ ℃ |
CO
2部分
均一温度/ ℃ |
最终均一
温度/℃ |
水溶液盐
度/% |
溶液密度/
(g/cm 3) |
CO
2相
密度/ (g/cm 3) |
| AWD-21 | Ⅰ | 2~7 | 15~40 | -14.7~-5.2 | 191~332 | 8.1~18.5 | 0.81~0.98 | ||||||
| AWD-31 | Ⅰ | 3~10 | 15~40 | -17.4~-4.3 | 188~380 | 6.9~20.7 | 0.75~0.99 | ||||||
| AWD-31 | Ⅱ | 4~12 | 60~80 | 30~50 | -59.6~-56.9 | 6.3~8.6 | 23.1~28.7 | 239~347 | 2.8~7.0 | 0.65~0.75 |
含CO2包裹体冷冻至-110 ℃，回温过程中固相CO2的熔化温度为-59.6~-56.9 ℃，低于纯CO2三相点温度(-56.6 ℃)，表明CO2相不纯，可能含其他气体；进一步回温，CO2笼合物在6.3~8.6 ℃熔化，据此估算的水溶液盐度为2.8％~7.0％；继续回温，CO2相在23.1~28.7 ℃全部均一至液相，据此计算CO2相密度为0.65~0.75 g/cm3；然后回温至239~347 ℃后完全均一，全部均一到CO2相。所有样品气液两相包裹体冷冻后回温，得到冰点温度为-17.4~-4.3 ℃，据此计算盐度为6.9%~20.7％；最后回温后至188~380 ℃完全均一，全部均一至液相。 3.3.1 均一温度
据矿化石英中流体包裹体均一温度直方图(图 5a)可知，气液两相包裹体均一温度呈双峰式分布，大致可分为180~270 ℃，270~380 ℃两个温度范围(两组)。根据镜下观察，排除低温组流体包裹体为次生包裹体的可能，两组流体包裹体中气液包裹体无论是在大小还是气液比上均无明显差异，由此推测这两组包裹体均一温度范围反映了成矿流体由高温向中低温的演化，晚阶段较低温度的成矿流体会作用于早阶段高温阶段流体形成的矿石，因而造成同一矿石类型的流体包裹体均一温度直方图出现两个以上峰，反映出两阶段成矿的特点。笔者推断均一温度为270~380 ℃范围的成矿流体是主成矿阶段，此阶段含CO2包裹体的最终均一温度为239~347 ℃，而气液两相包裹体的均一温度范围为270~380 ℃，二者均一温度相近，可能出现含CO2包裹体和气液两相包裹体不混溶，属于NaCl+H2O+CO2体系；而180~270 ℃范围为晚成矿阶段，主要为NaCl+H2O体系(压力降低使CO2发生了逸失)。从后文毒砂地温计研究结果也显示毒砂可能存在高温毒砂和中低温毒砂两类，同样也反映两阶段成矿的特点。
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| 图 5 阿万达金矿矿化石英中流体包裹体均一温度直方图(a)和盐度直方图(b) Fig. 5 Histograms of homogenous temperatures (a) and that of salinities (b) of fluid inclusions from mineralized quartz in the Awanda gold deposit |
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冰点温度计算的气液两相流体包裹体(类型I)盐度表明，成矿流体盐度变化较大，范围为6.9％~20.7％，具中低盐度特点。而含CO2包裹体(类型II)的盐度大都为2.8％~7.0％(图 5b)，主要显示低盐度特点，低于相近均一温度的气液两相包裹体的盐度。总之，矿石中的成矿流体均显示中低盐度的特点。 4 毒砂地温计
毒砂地温计首次由Kretschmar和Scott[27]提出，后由Sharp等[28]重新验证，要求应用于形成温度高于300 ℃的毒砂。随后该毒砂地温计得到了广泛应用[21, 29]。应用毒砂地温计将毒砂As的摩尔比投图于Kretschmar和Scott[27]、Sharp等[28]提出的毒砂稳定区域硫逸度-温度关系图解上，就可估算得出该矿物共生组合的形成温度区间。
阿万达金矿金-石英-硫化物型矿石的稳定矿物共生组合为毒砂+磁黄铁矿+斜方砷铁矿(+黄铁矿)，毒砂中没有发现环带结构。在山东省冶金科学研究测试中心利用电子探针共在14件矿石样品中打了126个毒砂点(表 2)，据此做毒砂中As摩尔比(xAs)直方图(图 6)发现，阿万达金矿的毒砂中As的摩尔比明显呈两个峰分布，一个峰小于31%，另一个峰大于31%。根据毒砂稳定区域硫逸度-温度关系图解(图 7)可知：As摩尔比小于31%的毒砂若投图将获得小于300 ℃的形成温度，不能应用该图解；而大于31%(31.03％~35.33%，均值为32.70%，均方差为0.70%)的毒砂(毒砂+磁黄铁矿+斜方砷铁矿组合)若投图，则可获得345~420 ℃的形成温度，平均为385 ℃。值得注意的是大于31%的毒砂绝大部分集中在AWD-8，AWD-24，AWD-26，AWD-27，AWD-28和AWD-36这6个样品中。如果只用这6个样来计算的话，其As的摩尔比为30.78%~35.33%，均值也为32.75%，均方差为0.71%，和以31%计算的结果几乎一致。
| 样品号 | 测点数 | w B/% | x B/% | ||||
| Fe | S | As | Fe | S | As | ||
| AWD-5 | 9 | 34.8~36.4 | 21.0~25.4 | 34.4~41.7 | 33.84~34.54 | 35.60~41.68 | 24.17~30.27 |
| AWD-8 | 5 | 34.0~35.0 | 18.7~19.9 | 41.6~43.8 | 34.12~34.74 | 32.71~34.47 | 30.78~32.70 |
| AWD-9 | 10 | 35.7~37.7 | 19.7~22.5 | 39.8~44.5 | 33.90~35.88 | 33.23~36.88 | 27.89~32.14 |
| AWD-10 | 6 | 36.0~37.2 | 20.1~22.5 | 40.3~43.7 | 34.78~35.07 | 33.80~36.83 | 28.24~31.42 |
| AWD-11 | 10 | 36.4~37.7 | 21.3~22.3 | 40.4~42.2 | 34.67~35.75 | 35.30~36.60 | 28.37~29.99 |
| AWD-18 | 11 | 36.4~37.8 | 20.8~22.4 | 40.2~42.5 | 34.49~35.61 | 34.61~36.69 | 27.74~30.29 |
| AWD-19 | 11 | 36.4~37.2 | 21.3~22.1 | 40.8~42.0 | 34.59~35.16 | 35.26~36.36 | 28..80~29.80 |
| AWD-24 | 11 | 34.1~36.5 | 17.9~19.6 | 43.8~47.9 | 33.74~35.34 | 30.92~33.16 | 31.58~35.33 |
| AWD-26 | 12 | 35.8~36.3 | 18.4~19.6 | 44.1~45.9 | 34.95~35.46 | 31.32~33.06 | 31.86~33.56 |
| AWD-27 | 12 | 35.8~36.5 | 18.6~19.3 | 44.2~45.4 | 34.85~35.55 | 31.69~32.71 | 32.05~33.09 |
| AWD-28 | 9 | 35.5~36.2 | 18.5~19.3 | 44.7~45.8 | 34.81~35.38 | 31.71~32.67 | 32.24~33.49 |
| AWD-36 | 2 | 34.6~35.7 | 18.1~19.2 | 45.0~47.2 | 34.13~34.75 | 31.12~32.59 | 32.65~34.76 |
| AWD-39 | 9 | 36.7~38.5 | 22.0~27.0 | 34.3~41.4 | 34.20~35.07 | 36.22~42.36 | 23.01~29.14 |
| AWD-60 | 10 | 35.2~36.4 | 20.6~21.8 | 39.3~41.2 | 34.80~35.19 | 34.71~36.41 | 28.75~30.10 |
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| 图例同图5。 图 6 阿万达金矿毒砂中As摩尔比直方图 Fig. 6 Histogram for As mole ratio of arsenopyrites in the Awanda gold deposit |
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由毒砂地温计所估算的很高的形成温度(345~420 ℃)实际上能较好地反映毒砂+磁黄铁矿+斜方砷铁矿(+黄铁矿)组合，因为一般而言，在高温或还原条件下，磁黄铁矿通常要多于黄铁矿[30]。 5 讨论 5.1 捕获压力和捕获温度估算
根据毒砂地温计估算结果来看，矿石中毒砂有两组：中低温组(不宜用毒砂地温计估算形成温度)和高温组(毒砂地温计估算形成温度为345~420 ℃，平均385 ℃)。但无论在显微镜下还是电镜下，这两组毒砂均无大小和结构上的明显区别。即使高温组毒砂绝大部分集中在AWD-8，AWD-24，AWD-26，AWD-27，AWD-28和AWD-36六件样品中，它们和其他样品也没有明显区别，更无明显的穿切交代关系。所以笔者在此仅能认为它们都形成于一个统一的成矿期中，但可能成矿阶段上存在早晚，即它们分别是两个世代的产物，中低温组为中低温阶段流体形成的第一世代毒砂，高温组则为高温阶段流体形成的第二世代毒砂，否则无法解释毒砂地温计获得的温度上的差别。这和流体包裹体显微测温的结论一致，因为气液两相流体包裹体均一温度也显示两个阶段：中低温阶段(均一温度188~270 ℃)和高温阶段(均一温度270~380 ℃)。由此可以推测，均一温度为188~270 ℃的成矿流体是中低温阶段捕获的，而均一温度为270~380 ℃的成矿流体是高温阶段捕获的，毒砂地温计估算的毒砂形成温度可视为后者的捕获温度，由此利用H2O-NaCl等容线可估算高温阶段成矿流体捕获压力。
1)高温阶段捕获压力估算
通过对显微测温的结果进一步分析处理，有望获得成矿流体捕获压力，常用的方法有CO2和H2O等容线相交法等。虽然在AWD-31样品石英中富CO2包裹体和高温阶段气液两相包裹体共存、且均一温度相近，应该存在CO2和水的不混溶，但由于无法同时找到能近似代表纯CO2体系(CO2体积分数≥80%)和纯H2O体系(气液比≤15%，盐度＜5%)的包裹体，所以无法利用等容线相交法估算捕获压力。
不过，笔者注意到，矿石石英中流体包裹体大部分为类型Ⅰ气液两相包裹体，其高温阶段均一温度范围为270~380 ℃，其均一温度平均值为(304±25) ℃，平均盐度为12.9%±3.0%，利用Brown[31]发布的FLINCOR程序，计算此均一温度和盐度条件下H2O-NaCl体系等容线，然后将毒砂地温计估算的捕获温度平均值385 ℃投在等容线上(图 8a)，可获得捕获压力(p)为74~142 MPa，平均104 MPa。
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| a.高温阶段；b.中低温阶段。 图 8 H2O-NaCl体系等容线估算捕获压力图解 Fig. 8 Estimating capturing pressures from the isochore diagram of H2O-NaCl system |
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2)中低温阶段捕获温度估算
矿石石英中流体包裹体大部分为类型Ⅰ气液两相包裹体，其中低温阶段均一温度范围为180~270 ℃，其均一温度平均值为(238±20) ℃，平均盐度为13.0%±3.0%，利用Brown[31]发布的FLINCOR程序，计算此均一温度和盐度条件下H2O-NaCl体系等容线。假设成矿流体从高温阶段向中低温阶段演化时，流体压力未发生大的降低，将高温阶段估算的捕获压力74~142 MPa(平均104 MPa)投在等容线上，可获得捕获温度约为304 ℃(图 8b)，大于中低温阶段最高均一温度(270 ℃)，在合理范围。当然，由于阿万达金矿区中低温阶段成矿流体中几乎没有CO2，所以该阶段成矿流体的捕获压力要小于高温阶段的(压力降低才会导致CO2相逸失)。一般而言，碰撞造山作用的挤压伸展转变期就是大规模成矿时间，其内矿床往往受控于脆性-韧性变形的转变带或转变期[32]，脆性-韧性变形断裂构造内流体压力可从超静岩压力系统变化到低于静岩压力系统[33]。由此推测，中低温阶段成矿流体的捕获温度应该小于用高温阶段流体捕获压力所估算的温度(304 ℃)。
当然，如果用中低温阶段最大的均一温度270 ℃作为最小的捕获温度，同样投在图 8b的等容线上，可获得捕获压力为22~84 MPa(平均52 MPa)，比起高温阶段捕获压力74~104 MPa的确是要低得多。如果要保证成矿深度基本不变的条件，那么这么低的压力应该是属于半开放开放体系的静水压力体系。 5.2 成矿流体物理化学条件及演化
从野外调研和室内矿相学研究来看，阿万达金矿成矿期主要为热液成矿期，后期可能遭受了部分表生氧化作用。结合流体包裹体显微测温和毒砂地温计研究，初步将热液成矿期分为两个成矿阶段，即早阶段为高温成矿阶段，晚阶段为中低温成矿阶段。阿万达金矿区在早阶段(高温阶段)流体包裹体表现为类型I(气液两相包裹体)和类型Ⅱ(含CO2三相包裹体)不混溶特点，至晚阶段(中低温阶段)仅为类型I(气液两相包裹体)。这与典型的造山型金矿成矿流体演化特点接近。结合阿万达金矿的矿床地质特征，并将其与典型造山型金矿特点对比，笔者判断阿万达金矿为中浅成造山型金矿(见下文)。陈衍景等[34]指出，造山型金矿的成矿流体从早阶段到晚阶段流体包裹体的捕获温度和压力会降低，从超静岩压力系统变化到静水压力系统，而流体成分由富CO2演变为水溶液。Wilkinson[35]也指出，在开放体系中，压力降低和不混溶会导致H2O蒸汽和其他挥发分逃逸，残余的液相几乎不含挥发分(CO2、H2S等)。
总之，根据目前流体包裹体显微测温和毒砂地温计研究等推测，阿万达金矿成矿流体同样经历了由高温向中低温两个成矿阶段的演化过程，且流体由静岩压力(封闭体系)向静水压力系统(开放体系)演变。在高温阶段时，成矿流体均一温度为270~380 ℃，捕获温度为345~420 ℃，捕获压力为74~142 MPa，成矿流体以中低盐度H2O-CO2-NaCl体系为主，形成高温毒砂及其他硫化物；中低温阶段时，均一温度为188~270 ℃，捕获温度小于304 ℃但大于270 ℃，捕获压力为52~104 MPa，成矿流体的成分向无CO2的中低盐度水溶液(H2O-NaCl体系，压力降低导致CO2相逃逸)演变，沉淀出低温毒砂及其他硫化物。
高温阶段捕获压力为74~142 MPa，若按静岩压力p=ρgh估算成矿深度h(设岩石密度ρ为2.7 g/cm3，重力加速度g取9.8 m/s2)，结果为2.8~5.4 km。中低温阶段捕获压力大于52 MPa，若按静水压力p=ρgh估算平均成矿深度(设水密度为1.0 g/cm3，重力加速度取9.8 m/s2)，结果平均为5.3 km，和高温阶段估算的成矿深度2.8~5.4 km接近，表明推算合理。 5.3 矿床成因类型简析
阿万达金矿和典型的Groves等[36]定义的造山型金矿对比后发现，阿万达金矿和典型的造山型金矿在地质和地球化学特征上具有很多类似之处：1)阿万达金矿位于晚古生代南天山造山带内，该造山带一般认为是在晚古生代最终闭合，是塔里木板块向北俯冲后与中天山弧碰撞的结果[37, 38, 39, 40]；2)金矿化主要位于所谓阿克苏群片岩段内，矿体受其中次生剪切断裂带控制；3)主要的硫化物包括毒砂、磁黄铁矿以及斜方砷铁矿等，其硫化物总质量分数小于15%；4)围岩蚀变包括硅化、绢云母化和少量弱的碳酸盐化等；5)成矿流体在早阶段(高温阶段)富CO2，均一温度为270~380 ℃，结合毒砂地温计估算此阶段毒砂形成温度平均为385 ℃，据此估算流体捕获压力为74~142 MPa；中低温阶段，流体以水溶液为主，均一温度为180~270 ℃,据高温阶段捕获压力估算中低温阶段流体捕获温度应小于304 ℃但大于270 ℃。总之，根据阿万达金矿的矿床地质特征以及成矿流体演化等来看，其成因应属于中浅成造山型金矿，热液成矿期可分为高温成矿阶段和中低温成矿阶段。 6 结论
1)阿万达金矿3条金矿化带受克尔阿万达断层(F1)的次级剪切断裂控制，其内共圈定出6个透镜状金矿体；矿石类型主要为石英硫化物片岩型，矿石岩性与围岩基本一致；矿石矿物主要为毒砂、磁黄铁矿、斜方砷铁矿，少量黄铁矿和硫锑铁矿；围岩蚀变主要为沿着裂隙发育的硅化和绢云母化。
2)阿万达金矿中矿化石英内主要存在两种类型的包裹体：含CO2三相包裹体和气液两相包裹体，其中以气液两相包裹体居多。流体包裹体显微测温结果表明:气液两相包裹体均一温度为188~380 ℃，呈双峰式分布，盐度为6.9%~20.7%；含CO2包裹体的最终均一温度为238~347 ℃，盐度为2.8%~7.0%。
3)阿万达金矿成矿流体经历了由高温向中低温两个阶段演化，且流体由静岩压力(封闭体系)向静水压力系统(开放体系)发生演变。高温阶段，成矿流体均一温度为270~380 ℃，捕获温度为345~420 ℃，捕获压力为74~142 MPa(以此并按静岩压力估算成矿深度为2.8~5.4 km)，以中低盐度H2O-CO2-NaCl体系为主，形成高温毒砂及其他硫化物；低温阶段，均一温度为188~270 ℃，捕获温度小于304 ℃但大于270 ℃，捕获压力为52~104 MPa ，成矿流体的成分向无CO2的中低盐度水溶液(H2O-NaCl体系，压力降低导致CO2相逃逸)演变，沉淀出低温毒砂及其他硫化物。
4)根据阿万达金矿的矿床地质特征以及成矿流体演化特点，并与典型的造山型金矿对比来看，其成因类型应属中浅成造山型金矿，热液成矿期可分为高温成矿阶段和中低温成矿阶段。
| [1] | 叶庆同. 我国南天山造山带矿床成矿系列和成矿规律[J]. 矿床地质, 1998, 17(增刊):37-40. Ye Qingtong. Metallogenic Series and Metallogenic Regularity of Southwestern Tianshan Orogenic Belt in China[J]. Mineral Deposits, 1998, 17(Sup.):37-40. |
| [2] | 杨建国, 闫晔轶, 徐学义, 等. 西南天山成矿规律及其与境外对比研究[J]. 矿床地质, 2004, 23(1):20-30. Yang Jianguo, Yan Yeyi, Xu Xueyi, et al. Metallogenic Regularity of Southwest Tianshan Mountains in Comparison with Neighboring Countries[J]. Mineral Deposits, 2004, 23(1):20-30. |
| [3] | Wilde A R, Layer P, Mernagh T, et al. The Giant Muruntau Gold Deposit:Geologic, Geochronologic, and Fluid Inclusion Constraints on Ore Genesis[J]. Economic Geology, 2001, 96:633-644. |
| [4] | Yakubchuk A, Cole A, Seltmann R, et al. Tectonic Setting, Characteristics and Regional Exploration Criteria for Gold Mineralization in the Altaid Orogenic Collage:The Tien Shan Province as a Key Example[J]. Society of Economic Geologists, Special Publication, 2002, 9:177-201. |
| [5] | Seltmann R, Jenchuraeva R. Paleozoic Geodynamics and Gold Deposits in the Kyrgyz Tien Shan[M]. London:Natural History Museum, 2001. |
| [6] | Mao J W, Konopelko D, Seltmann R, et al. Post-Collisional Age of the Kumtor Gold Deposit and Timing of Hercynian Events in the Tien Shan, Kyrgyzstan[J]. Economic Geology, 2004, 99:1771-1780. |
| [7] | 杨富全.西南天山金矿成矿条件及成矿机制[D]. 北京:中国地质科学院, 2005. Yang Fuquan. The Metallogenic Environments and Metallogenic Mechanism of Gold Deposit in Southwestern Tianshan Mountains[D]. Beijing:Chinese Academy of Geological Sciences, 2005. |
| [8] | Liu J J, Zheng M H, Cook N J, et al. Geological and Geochemical Characteristics of the Sawaya'erdun Gold Deposit, Southwestern Chinese Tianshan[J]. Ore Geology Reviews, 2007, 32:125-156. |
| [9] | Chen H Y, Chen Y J, Baker M. Isotopic Geochemistry of the Sawayaerdun Orogenic-Type Gold Deposit, Tianshan, Northwest China:Implications for Ore Genesis and Mineral Exploration[J]. Chemical Geology, 2012, 310:1-11. |
| [10] | 鲍庆中, 王宏, 沙德铭, 等. 新疆和静县大山口金矿床成矿流体地球化学特征研究[J]. 西北地质, 2003, 36(2):43-49. Bao Qingzhong, Wang Hong, Sha Deming, et al. Study on the Geochemical Characteristics of Ore-Forming Fluid Inclusion of Dashankou Gold Deposit in Xinjiang[J]. Northwestern Geology, 2003, 36(2):43-49. |
| [11] | 郑明华, 张寿庭, 刘家军, 等.西南天山穆龙套型金矿床产出地质背景与成矿机制[M]. 北京:地质出版社, 2001. Zheng Minghua, Zhang Shouting, Liu Jiajun, et al.Geological Settings and Metallogenic Mechanism of Muruntau-Type Gold Deposits in Southwestern Tianshan Mountains[M]. Beijing:Geological Pubblish House, 2001. |
| [12] | 杨富全, 毛景文, 王义天, 等.新疆西南天山金矿床主要类型、特征及成矿作用[J]. 矿床地质, 2007, 26(4):361-379. Yang Fuquan, Mao Jingwen, Wang Yitian, et al.Major Types, Characteristics and Metallogeneses of Gold Deposits in Southwest Tianshan Mountains, Xinjiang[J]. Mineral Deposits, 2007, 26(4):361-379. |
| [13] | 陈富文, 李华芹. 新疆萨瓦亚尔顿金锑矿床成矿作用同位素地质年代学[J]. 地球学报, 2003, 24(6):563-567. Chen Fuwen, Li Huaqin. Metallogenic Chronology of the Sawayaerdun Gold-Antimony Deposit in Xinjiang[J]. Acta Geoscientica Sinica, 2003, 24(6):563-567. |
| [14] | 郑明华, 刘家军, 张寿庭, 等.萨瓦亚尔顿金矿床的同位素组成特征及其成因意义[J]. 成都理工学院学报, 2002, 29(3):237-245. Zheng Minghua, Liu Jiajun, Zhang Shouting, et al. Isotopic Compostion and Genetic Indication of Sawaya Erdun Gold Deposit, Xinjiang[J]. Journal of Chengdu University of Technology, 2002, 29(3):237-245. |
| [15] | 杨富全, 毛景文, 王义天, 等.新疆萨瓦亚尔顿金矿床年代学、氦氩碳氧同位素特征及其地质意义[J]. 地质论评, 2006, 52(3):341-351. Yang Fuquan, Mao Jingwen, Wang Yitian, et al. Chronology and Geochemical Characteristics of Helium, Argon, Carbon and Oxygen Isotope in Fluid Inclusion of the Sawayaerdun Gold Deposit, Xinjiang, Northwestern China and Their Significance[J]. Geological Review, 2006, 52(3):341-351. |
| [16] | 杨富全, 王义天, 毛景文, 等.新疆阿合奇县布隆石英重晶石脉型金矿地质特征和硫、氦、氩同位素研究[J]. 地质论评, 2004, 31(1):87-98. Yang Fuquan, Wang Yitian, Mao Jingwen, et al.Geological Features and S, He and Ar Isotopic Studies of the Bulong Quartz-Barite Vein-Type Gold Deposit in Akqi County, Xinjiang[J]. Geological Review, 2004, 31(1):87-98. |
| [17] | 董新丰, 薛春纪, 石福品.新疆西天山大山口金矿地质及成矿流体包裹体地球化学[J]. 地学前缘, 2011, 18(5):172-181. Dong Xinfeng, Xue Chunji, Shi Fupin.Geological Characteristics and the Geochemistry of Ore-Forming Fluid Inclusions in Dashankou Gold Deposit, Western Tien Shan, Xinjiang[J]. Earth Science Frontiers, 2011, 18(5):172-181. |
| [18] | 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第八地质大队.新疆拜城县阿万达金矿预查报告[R]. 阿克苏:新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第八地质大队, 2012. Eighth Geological Team, Geology Bureau in Xinjiang Uygur Autonomous Region. Report for Geological Reconnaissance in the Awanda Gold Deposit in Baicheng County, Xinjiang[R]. Akesu:Eighth Geological Team, Geology Bureau in Xinjiang Uygur Autonomous Region, 2012. |
| [19] | 新疆维吾尔族自治区地质调查院. 新疆1:25万喀赞其幅(K44C002004)区域地质调查成果报告[R]. 乌鲁木齐:新疆维吾尔族自治区地质调查院, 2004. Geology Survey in Xinjiang Uygur Autonomous Region. Report for Regional Geological Survey of 1/250 000 Kazanqi Geological Map (K44C002004) in Xinjiang Uygur Autonomous Region, China[R]. Urumqi:Geology Survey in Xinjiang Uygur Autonomous Region, 2004. |
| [20] | 朱志新, 李锦轶, 董莲慧, 等.新疆南天山构造格架及构造演化[J]. 地质通报, 2009, 28(12):1863-1870. Zhu Zhixin, Li Jinyi, Dong Lianhui, et al.Tectonic Framework and Tectonic Evolution of the Southern Tianshan, Xinjiang, China[J]. Geological Bulletin of China, 2009, 28(12):1863-1870. |
| [21] | 丁清峰, 王冠, 孙丰月, 等. 青海省曲麻莱县大场金矿床成矿流体演化:来自流体包裹体研究和毒砂地温计的证据[J]. 岩石学报, 2010, 26(12):3709-3719. Ding Qingfeng, Wang Guan, Sun Fengyue, et al. Ore-Forming Fluid Evolution of Dachang Gold Deposit in Qumalai County, Qinghai Province:Evidence from Fluid Inclusion Study and Arsenopyrite Geothermometer[J]. Acta Petrologica Sinica, 2010, 26(12):3709-3719. |
| [22] | 丁清峰, 金圣凯, 王冠, 等.青海省都兰县果洛龙洼金矿成矿流体[J]. 吉林大学学报:地球科学版, 2013, 43(2):415-426. Ding Qingfeng, Jin Shengkai, Wang Guan, et al. Ore-Forming Fluid of the Guoluolongwa Gold Deposit in Dulan County, Qinghai Province[J]. Journal of Jilin University:Earth Science Edition, 2013, 43(2):415-426. |
| [23] | Potter R W, Clynne M A. Freezing Point Depression of Aqueous Sodium Chloride Solution[J]. Economic Geology, 1978, 73:284-285. |
| [24] | 刘斌, 段光贤. NaCl-H2O溶液包裹体的密度式和等容式及其应用[J]. 矿物学报, 1987, 7(4):345-352. Liu Bin, Duan Guangxian. Density Formula, Volume Formula and Application of NaCl-H2O Fluid Inclusion[J]. Acta Mineralogica Sinica, 1987, 7(4):345-352. |
| [25] | Bozzo A T, Chen J R, Barduhn A J, et al. The Properties of Hydrates of Chlorine and Carbon Dioxide[J]. Desalination, 1975, 16:303-320. |
| [26] | Touret J L R, Bottinga Y. Equation of State for Carbon Dioxide:Application to Carbonic Inclusions[J]. Bull Mineral, 1979, 102:577-583. |
| [27] | Kretschmar U, Scott S D. Phase Relations Involving Arsenopyrite in the System Fe-As-S and Their Application[J]. Canadian Mineralogist, 1976, 14:364-386. |
| [28] | Sharp Z D, Essene E J, Kelly W C.A Re-Examination of the Arsenopyrite Geothermometer;Pressure Considerations and Applications to Natural Assemblages[J]. Canadian Mineralogis, 1985, 23:517-534. |
| [29] | Choi S G, Youm S J. Compositonal Variation of Ar-senopyrite and Fluid Evolution at the Ulsan Deposit, Southeastern Korea:A Low-Sulfidation Porphyry System[J]. The Canadian Mineralogist, 2000, 38:567-583. |
| [30] | Groves D I, Ho S E.Nature and Setting of Primary Gold Deposits:Ore Minerals[C]//Ho S E, Groves D I, Bennett J M. Gold Deposits of the Archaean Yilgarn Block, Western Australia:Nature, Genesis and Exploration Guides.:Univ W Publ, 1990:90-92. |
| [31] | Brown P E. FLINCOR:A Microcomputer Program for the Reduction and Investigation of Fluid-Inclusion Data[J]. Am Mineralogist, 1989, 74:1390-1393. |
| [32] | 陈衍景.造山型矿床、成矿模式及找矿潜力[J]. 中国地质, 2006, 33(6):1181-1196. Chen Yanjing. Orogenic-Type Deposits and Their Metallogenic Model and Exploration Potential[J]. Geology in China, 2006, 33(6):1181-1196. |
| [33] | Kerrich R, Goldfarb R, Groves D, et al.The Chara-cteristics, Origins, and Geodynamics of Supergiant Gold Metallogenic Provinces[J]. Science in China:Series D, 2000, 43(Sup.):1-68. |
| [34] | 陈衍景, 倪培, 范宏瑞, 等.不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征[J]. 岩石学报, 2007, 23(9):2085-2108. Chen Yanjing, Ni Pei, Fan Hongrui, et al. Diagnostic Fluid Inclusions of Different Types Hydrothermal Gold Deposits[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(9):2085-2108. |
| [35] | Wilkinson J J.Fluid Inclusions in Hydrothermal Ore Deposits[J]. Lithos, 2001, 55:229-272. |
| [36] | Groves D I, Goldfarb R J, Gebre-Mariam M, et al. Orogenic Gold Deposits:A Proposed Classification in the Context of Their Crustal Distribution and Relationship to Other Gold Deposit Types[J]. Ore Geology Reviews, 1998, 13:7-27. |
| [37] | Gao J, Klemd R, Qian Q, et al. The Collision Between the Yili and Tarim Blocks of the Southwestern Altaids:Geochemical and Age Constraints of a Leucogranite Dike Crosscutting the HP-LT Metamorphic Belt in the Chinese Tianshan Orogen[J]. Tectonophysics, 2011, 499:118-131. |
| [38] | Gao J, Li M S, Xiao X C, et al. Paleozoic Tectonic Evolution of the Tianshan Orogen, Northwestern China[J]. Tectonophysics, 1998, 287:213-231. |
| [39] | Huang H, Zhang Z C, Kusky T, et al. Continental Vertical Growth in the Transitional Zone Between South Tianshan and Tarim, Western Xinjiang, NW China:Insight from the Permian Halajun A1-Type Granitic Magmatism[J].Lithos, 2012, 155:49-66. |
| [40] | Huang H, Zhang Z C, Kusky T, et al.Geochronology and Geochemistry of the Chuanwulu Complex in the South Tianshan, Western Xinjiang, NW China:Implications for Petrogenesis and Phanerozoic Continental Growth[J]. Lithos, 2012, 140:66-85. |