2013, Vol. 29
三江特提斯是全球最复杂的巨型复合造山带，也是我国最重要的多金属矿集区之一(邓军等，2011b)。作为吸收印度-亚洲大陆碰撞应变的构造调节带(Dewey，1988)，三江数个构造剪切带内发育了一系列金矿床，以哀牢山金矿带和甘孜-理塘金矿带为代表(邓军等, 2010a, b, c)。嘎拉金矿床地处甘孜-理塘结合带(图 1)，与区内的雄龙西、阿加隆洼、西冲龙、曲开隆洼等金矿床/点(郇伟静等，2011；张屿等，2012)构成了川西重要的金属成矿带。该矿带有着与金沙江-哀牢山结合带类似的构造演化背景，具备造山型金矿发育的有利条件；但其地处三江特提斯最东缘，印度-亚洲大陆碰撞至此应力的传递已大大减弱(薛啸峰等，1984)，造成其成矿特点有别于哀牢山造山型金矿带；同时该结合带也是脆-韧性剪切带型与构造蚀变岩型金矿床集中分布的地区(邹光富，1993；侯增谦等，2004)。相对于哀牢山成矿带(Ge et al., 2009；杨立强等，2011)，甘孜-理塘成矿带的研究明显薄弱，因此，在该区开展系统深入的研究非常必要。
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图 1 甘孜-理塘金成矿带区域构造图(据彭兴阶等，2002修改) Fig. 1 Regional geological structure map of the Ganzi-Litang gold metallogenic belt (modified after Peng et al., 2002) |
嘎拉金矿自1989年发现以来，许多研究人员对其矿床地质特征、矿床成因等做了研究。20世纪90年代，研究工作主要集中在对矿床地质特征的基本描述和矿床成因探讨，并进行了少量的矿床定年工作(李开元等，1993；张建龙和付小方，1993；尹显科，1995；付小方和赵勇，1996；张能德等，1998；刘秉光等，1999)。进入21世纪，对嘎拉金矿的研究则主要是从甘孜-理塘金矿带的整体角度进行对比研究(付小方和应汉龙，2003；夏廷高，2006；邹光富和毛英，2007；尤世娜，2007；郇伟静等，2011)。总体上，嘎拉金矿床目前的研究程度仍相对较低：目前公开发表的论文缺乏该矿床系统的地球化学特征研究，对流体包裹体和同位素特征研究非常薄弱；成矿流体的演化规律不甚清晰；该矿床的成因亦有典型脆-韧性剪切带型金矿床(李开元等，1993；张建龙和付小方，1993；邹光富和毛英，2007)、剪切带蚀变岩-硫化物型金矿床(尹显科，1995)以及蛇绿混杂岩建造中的浅成低温热液金矿(晏子贵，2006)等多种观点。这不仅限制了对甘孜-理塘结合带金属矿产成矿规律的总结，而且制约了三江特提斯构造演化在其东缘南北段不同成矿响应的对比研究、对整个复合造山与成矿系统演化的精确刻画。基于此，本文在前人研究的基础上，结合野外调研，从同位素地球化学入手，厘定成矿物质、成矿流体的来源，分析成矿的成矿背景和成因类型，进而探讨嘎拉金矿的成矿过程。
1 区域及矿区地质概况 1.1 区域背景甘孜-理塘结合带北起德格三岔河，向南经玉隆、甘孜、理塘至木里，后转向西延哈巴雪山、玉龙雪山西侧至剑川，在乔后与金沙江断裂带交接；断裂带宽10~15km，延长约为700km，呈北窄南宽的反S型(图 1)。该结合带也被称为甘孜-理塘裂谷带、甘孜-理塘断裂带或缝合带，是一个长期演化的复杂构造带，属于古特提斯洋俯冲消减及扬子陆块与义敦岛弧拼接、碰撞的缝合线。晚二叠-早三叠世表现为大洋裂谷；晚三叠世其洋壳向西俯冲，产生高压变质带，并在其西面形成沟弧盆体系；晚三叠世末弧-陆碰撞，燕山期发育陆内褶皱带及其重熔花岗岩；第三纪发育断陷盆地和推覆构造带；现今主要表现为逆冲推覆、平移剪切带(张能德等，1998；侯增谦等，2004)。
结合带出露地层为一套被构造改造的蛇绿混杂岩，包括卡尔蛇绿岩组和瓦能蛇绿岩组(付小方和赵勇，1996)。其中，卡尔蛇绿岩组为一套构造变形强烈的灰色变质碎屑岩和硅质岩，并夹外来的绿片岩、石英岩和志留纪岩块，代表晚二叠-中三叠世甘孜-理塘洋盆俯冲形成的混杂岩；瓦能组则为具洋壳属性的蚀变基性火山岩夹硅质岩以及砂板岩，局部夹大理石(夏廷高，2006)。
区域内三叠系广布全区，出露面积约占全区总面积的80%，主要由三叠系上统拉纳山组(T3l)、图姆沟组(T3t)、曲嘎寺组(T3q)组成，第三系和第四系仅零星出露(张能德等，1998)。在区域变质作用的改造下，使三叠系的原岩为砂岩、泥岩、基性火山岩及碳酸盐岩，变质为变质砂岩、板岩、千枚岩、绿片岩及结晶灰岩等区域变质岩；总的趋势为从西向东、从南到北，变质程度逐渐降低，千枚岩亚带被板岩亚带所代替。综上岩石组合特征，本区变质相属低温、低绿片岩相，属区域低温动力变质作用形成的单相变质产物(夏廷高，2006)。
1.2 矿区地质嘎拉金矿床位于甘孜-理塘结合带北段由NW向SN的转折部位，矿区出露地层为上三叠统曲嘎寺组(T3q)，主要是一套由透镜状、条带状超基性岩、层状辉长岩、辉绿岩墙、玄武岩、硅质岩、深水浊积岩及结晶灰岩组成的蛇绿混杂岩。按构造-岩石共生组合特点，由NE向SW可以划分为5个构造岩片或构造夹块(图 2)，依次为含基性火山岩夹块的变质复理石岩片(MⅠ)，变基性火山岩岩片(MⅡ)，含辉长、辉绿岩、硅质岩夹块的变质复理石岩片(MⅢ)，含超基性岩夹块的变质复理石岩片(MⅣ)，及结晶灰岩岩片(MⅤ)(付小方和赵勇，1996；张建龙和付小方，1993；尹显科，1995；刘秉光等，1999)。
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图 2 嘎拉金矿床地质简图(据付小方和赵勇，1996) Fig. 2 Geological sketch map of the Gala gold deposit (modified after Fu and Zhao, 1996) |
矿区分布有大致平行的4条剪切带(图 2)，走向NW-SE，倾向45°~80°，倾角50°~70°，为一系列与甘孜-理塘断裂带平行展布的次级、具多期次活动的逆冲推覆脆-韧性剪切断层，具有左行走滑的性质，是主要的控矿构造。它们的活动特点与洋陆碰撞以及陆内汇聚等一系列的构造事件有关，金矿化主要发生在主剪切带所夹持的基性火山岩片两侧的剪切变质带中(刘秉光等，1999)。
嘎拉金矿床的容矿岩石为经构造变形作用强烈改造了的玄武质糜棱岩，此外，在沿主剪切带断续分布的炭质石英绢云千糜岩中也可见到金矿化。
2 矿床地质 2.1 矿体特征嘎拉金矿目前已圈出工业矿体8个，产于海拔3900~4500m的位置，控制金储量达到中型规模。各金矿体多呈长条形透镜状沿剪切带呈NW向断续展布，矿体产状与千糜岩劈理一致，总体向北东陡倾，矿体大小随千糜岩带规模同步消长(图 2)。规模最大的1号矿体，产于F1韧性剪切蚀变带中，长度约为400m，宽为100~150m，厚度为1~30m，已控制斜深150m，矿体地表为氧化矿，至2~10m以下变为原生矿。矿体走向330°~120°，总体产状为倾向45°~50°。矿体平均含金3.4g/t，氧化矿平均含金8g/t，原生矿平均含金为3.4g/t，局部地段达60g/t以上。5号矿体为氧化带规模最大的矿体，出露于海拔4500m左右的地段。其产于F2韧性剪切蚀变带中，已控制长度为700m，宽100~150m，控制深度310m。矿体走向315°~135°，总体产状为倾向45°，倾角65°~80°(邹光富和毛英，2007)。5号矿体平均含金量3.34g/t，局部地段高达20g/t以上(刘秉光等，1999)。1号和5号矿体具有金品位从韧性剪切带中央到两侧边缘由富逐渐变贫的特点。
2.2 矿石类型该矿床金矿石按其氧化程度可分为氧化矿石、半氧化矿石及原生矿石三类。原生矿石一般分布于地表 30m以下。原生富矿石为金-黄铁矿-毒砂型矿石，主要矿石矿物有黄铁矿、毒砂、辉锑矿、黄铜矿等，呈不均匀浸染状分布；脉石矿物主要为白云石、绢云母、绿泥石、方解石、蛇纹石等。常见的矿石结构有结晶结构、交代残余结构、变余砂状结构、碎裂结构、压力影结构等，矿石构造主要为块状、角砾状、浸染状、网脉状、条带状等。
2.3 围岩蚀变及成矿阶段在区域韧性剪切变形的构造背景下，与之伴随发生了普遍的流体交代蚀变作用。与金矿化密切有关的热液蚀变主要表现为碳酸盐化、硅化、铬云母化、绢云母化等，它们在空间上具有一定的分带性，即，在剪切带中部以硅化、绢云母化为主，而剪切带边缘则常见绢云母化、碳酸盐化；各蚀变带一般宽100~300m不等。同时，不同蚀变带具有不同的矿化特点，金矿化强度也不同，从剪切带中部到边部，矿石金品位由高到低(刘秉光等，1999)。
嘎拉金矿床的金矿化富集过程可以分为热液成矿期和表生氧化期，热液期可进一步分为2个成矿阶段：(1)黄铁矿-毒砂-金矿化阶段：是矿床的主要成矿阶段，以黄铁矿、毒砂、铁白云石、铬云母、绢云母、方解石矿物共生组合为特征，形成条带状、脉状、浸染状等矿石；(2)辉锑矿-石英阶段：以辉锑矿、石英、方解石、绿泥石矿物共生组合为特征，形成脉状、网脉状、条带状、浸染状等矿石。表生期的氧化次生改造作用，使原生矿石改造成为氧化矿石或半氧化矿石，在地表环境中形成一套次生矿物组合，如针铁矿、褐针铁矿等，金得到进一步富集。
3 同位素特征 3.1 样品与测试研究涉及的硫化物和石英样品主要来自蚀变岩型矿石或/和含矿石英脉，硫化物多呈微细浸染状产出，石英脉一般规模很小，以细脉状产出。
本文的C-H-O-S同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素地球化学实验室完成。氧同位素是(δ18O石英)用BrF5法制备CO2，将挑选的石英样品研磨到200目，于550~700℃与纯BrF5恒温反应获得氧气，分离杂质获得纯净O2，将其在700℃铂催化下与碳棒逐级反应，收集生成的CO2气体。流体包裹体的氢同位素(δDH2O)是用爆裂法获取包裹体内水，再用金属锌与其反应制备H2，收集生成的H2。流体包裹体CO2中碳同位素(δ13CCO2)是用爆裂法获取包裹体内CO2。黄铁矿、毒砂、辉锑矿的硫同位素是用氧化亚铜在980℃条件将其中的硫氧化为SO2。将纯化后的O2、CO2、H2等气体送MAT-252(H-O同位素)或MAT-253(C同位素)质谱仪分析，SO2送Delta-S质谱仪分析。O-H同位素数据为SMOW标准，包裹体中C同位素为PDB标准；S同位素为CDT标准。Pb同位素比值在中国地质科学院测定，采用多接受器等离子体质谱法(MC-ICP-MAS)，所用仪器为英国Nu Plasma HR，标样为NBS 981。
3.2 氢氧同位素嘎拉金矿床石英的氧同位素及流体包裹体包裹体碳氢氧同位素组成列于表 1，其中氢同位素(δDH2O)的测试对象为石英中流体包裹体的水，碳同位素(δ13CCO2)的测试对象为石英中流体包裹体的CO2，氧同位素(δ18OQ)的测试对象为石英，石英流体包裹体中水的氧同位素(δ18OH2O)是借助石英-水氧同位素平衡交换分馏方程1000lnα石英-水=3.38×106T-2-3.40(200~500℃)(Clayton et al.，1972)，根据校正之后的成矿流体均一温度(260℃)，通过计算获得的。
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表 1 嘎拉金矿床石英及流体包裹体的H-O-C同位素组成(‰) Table 1 Hydrogen, oxygen and carbon isotopes (‰) of the minerals and fluid inclusions in Gala deposit |
从表 1和图 3可以看出，成矿期石英δ18OQ的值介于15.60‰~18.38‰之间，流体的δ18OH2O值介于8.24‰~9.89‰，而δDH2O值为-121.342‰~-126.368‰，与滇西中-新生代大气降水的δD值(-110‰~-90‰，徐启东和莫宣学，2000)相近。δ18O水和δD的值变化范围很小，投影点落在变质水和岩浆水的下方围岩建造水的范围内。考虑D-H与18O-16O相比，前者的质量变化比远远大于后者，且在水岩作用过程中，W/R比值通常很大，这就使得流体与围岩作用之后，成矿流体的氢同位素组成会因流体性质的变化而明显改变，而氧同位素则改变不大。据此推测，成矿热液的来源可能与围岩建造水密切相关，也可能与变质水或岩浆水有关，且成矿过程中有大气降水的参与，使得氢同位素组成发生了明显的漂移。
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图 3 嘎拉金矿床石英中流体包裹体的δD-δ18O关系图 Fig. 3 δD-δ18O diagram of fluid inclusions in the Gala gold deposit |
本区各种流体包裹体样品中CO2含量(11.778mol%)远大于CO和CH4含量(0.127mol%)(燕旎，2012)，即热液系统中CO2为主要含碳组分，CH4和CO对整个流体系统δ13C影响较小，故δ13CCO2可以近似代表整个体系δ13C。嘎拉金矿床12件流体包裹体中CO2的δ13CPDB值介于-2.1‰~-11.3‰之间(表 1)，平均为-6.1‰。将其与各类地质体的δ13CPDB组成(有机质-27‰(Schidlowski，1998)、大气CO2为-7‰~-11‰(Schidlowski，1998)、淡水CO2为-9‰~-20‰(Hoefs，1997)、岩浆系统为-3‰~-30‰(Hoefs，1997)、地壳为-7‰(Faure，1986)、地幔为-5‰~-7‰(Hoefs，1997)、海相碳酸盐为-3‰~+2‰(Hoefs，1997))对比发现，除了与有机质的δ13C值相差很远以外，与其余的地质体的都有较大程度或者部分重叠；这一特点反映了成矿流体的来源可能是非常多样，大气降水、岩浆水、变质水都可能参与成矿过程。
结合氧同位素，对样品进行流体的δ13C-δ18O关系投图(图 4)，底图给出了流体中CO2的三大主要来源的碳氧同位素范围(有机源、海相碳酸盐岩、岩浆-地幔源)，并标出了从这三个物源经五种主要过程产生CO2时其碳氧同位素的变化趋势。可以发现，嘎拉金矿的样品点分布相对集中，分布位置靠近海相碳酸盐一侧，暗示该矿床流体中的CO2主要由海相沉积碳酸盐经溶解作用产生。
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图 4 嘎拉金矿床石英的δ13C-δ18O关系图(底图据刘建明和刘家军，1997) Fig. 4 δ13C-δ18O diagram of fluid inclusions in the Gala gold deposit (after Liu and Liu, 1997) |
前文已介绍，嘎拉金矿区内出露的上三叠统曲嘎寺组(T3q)主要由一套半深海-深海浊流相沉积经浅变质作用形成的灰-深灰色千枚岩、粉砂质板岩、含碳质千枚岩、浅变质岩屑石英砂岩、基性凝灰岩、硅质岩和结晶灰岩构造岩块等组成，这样的地质条件可以满足图 4中海相碳酸盐岩作为成矿流体碳氧同位素来源的条件；同时这也表明，地层建造水或区域浅变质过程中产生的变质水应为嘎拉金矿床成矿流体的主要来源。
3.4 硫同位素嘎拉金矿各类矿石硫化物的δ34S值介于-9.2‰~-4.9‰(表 2)，数据变化范围较小，具有塔式分布特征(图 5)，但峰值集中在-7‰~-5‰。15个黄铁矿样品的δ34S值为-7.7‰~-4.9‰(平均值-6.1‰)，6个毒砂的δ34S值为-6.7‰~-5.9‰(平均值-6.4‰)，2个辉锑矿样品的δ34S值为-9.2‰~-9.0‰(平均值-9.1‰)；1个方铅矿样品的δ34S值为-8.249‰。
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表 2 嘎拉矿床单矿物硫同位素组成(‰) Table 2 Sulfur isotope composition (‰) of ore minerals from the Gala gold deposit |
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图 5 嘎拉金矿床矿石的δ34S (‰)直方图 Fig. 5 Histogram of δ34S (‰) for the Gala gold deposit |
研究(Hoefs，1997；Ohmotto and Rye, 1979)表明，当fO2较低时，流体中硫主要以HS-、S2-存在，所沉淀的黄铁矿δ34S值与整个流体的δ34S相近；当fO2较高时，发生富34S的硫酸盐沉淀，使流体系统和与之平衡的硫化物亏损34S，即黄铁矿等硫化物的δ34S值低于整个体系的δ34S值。流体包裹体成分的研究表明(燕旎，2012)，嘎拉金矿床流体成矿时为弱的还原环境，即，本文所测硫化物的δ34S值可以视作整个流体系统的δ34S∑。
根据上述，该矿床的硫同位素组成低于幔源硫、或者源于深部与岩浆作用有关硫化物的硫同位素组成特征(δ34S=0±3‰，Ohmoto, 1972)，更明显低于蒸发岩(δ34S=10‰~27‰，Rye and Ohmoto, 1974)，明显高于有机物(很低的负值，Poulson and Ohmoto, 1990；Burnie et al.，1972))，但却落在变质岩(δ34S=-20‰~+20‰，Hoefs，1997)和沉积岩(δ34S=-40‰~+50‰，Hoefs，1997)宽广的组成范围内。
考虑到矿区范围内未见蒸发盐类、岩浆岩及有机物等，据此判断它们不可能为矿床的直接硫源或者与其他硫源混合参与成矿作用；因此最可能的情况是，区内大面积出露的遭受浅变质的沉积岩为成矿作用提供了必要的硫源。
3.5 铅同位素如表 3所列，嘎拉金矿床硫化物的铅同位素组成为206Pb/204Pb=18.0001~18.6688，均高于18.000；207Pb/204Pb=15.5105~15.6908，大于15.300；显示铀铅富集的特征；208Pb/204Pb=38.1313~38.9771，总体低于39.000，显示钍铅微弱亏损。矿石铅μ值介于9.33~9.60，高于正常铅μ值范围(8.686~9.238)；而ω介于36.68~38.58，也高于正常铅ω值(35.55±0.59)。以上表明，该矿床铅源物质成熟度较高，且相对富集铀铅，具有上地壳或沉积物的特点。
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表 3 嘎拉矿床硫化物的铅同位素组成 Table 3 Pb isotope composition of ore minerals from the Gala Au deposit |
在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图(图 6)上可以看出：只有一个矿石样品点投在造山带和地幔演化线之间，其余样品点主要落在造山带和上地壳演化线之间，并且大部分点都更靠近上地壳。同样暗示了嘎拉金矿的矿石铅主要来自成熟度较高的物源区，总体上相当于上地壳的物质。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图中，所有的铅同位素投点均落在造山带和下地壳演化线之间，并且更靠近造山带演化线，这类现象通常被解释为亏损铀的下地壳和富集铀的上地壳混合或相互作用后的产物(Doe and Zartman, 1979)。从图中还可以发现，这些矿石样品点基本呈线性分布，并与构造演化线平行，表明成矿后硫化物的铀-钍-铅体系没有发生分离或没有受到其他铀-钍-铅的强烈混染。
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图 6 嘎拉矿床铅同位素模式图(底图据Zartman and Doe, 1981) Fig. 6 The plumbotectonic model for the Gala gold deposit (after Zartman and Doe, 1981) |
据朱炳泉(1998)的研究，钍铅贫化而铀铅富集为化学沉积岩的特征；同时，高的207Pb/204Pb比值也反映了地壳铅的存在。综上，铅同位素信息也表明了成矿物质主要来自于上地壳。基于此，可以判断上三叠统曲嘎寺组为主要的矿源层。特别的，一个落于造山带和地幔演化线之间的样品点，这与甘孜-理塘结合带内广泛发育蛇绿混杂岩，而其组成包含有洋脊玄武岩(尹显科，1995)的区域地质特征相吻合。
3.6 同位素定年嘎拉金矿床的年代学研究工作非常薄弱，目前已有的测试主要是矿石全岩样品的K-Ar、Rb-Sr法定年以及单矿物的裂变径迹法定年(表 4)。4件矿石样品的K-Ar年龄集中在177~158Ma之间，蚀变岩型矿石的Rb-Sr等时线年龄为157±14Ma (张能德等，1998)；26粒锆石的裂变径迹法测年结果为84±6Ma (郇伟静等，2011)。
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表 4 嘎拉金矿床年代学资料统计表 Table 4 Geochronology data of the Gala gold deposit |
尽管前人关于矿石全岩样品的测年工作为上世纪进行，测试精度不及今日，但鉴于K-Ar、Rb-Sr定年法在理论方面发展较早，测试技术较成熟，而且相对于绢云母等单矿物而言，全岩样品对K-Ar或Rb-Sr体系具有更好的封闭性，能反映样品形成的时间，因此，该结果仍具有一定的参考价值。同时，由于不同测年方法的封闭温度不同，如锆石U-Pb体系的封闭温度为850±50℃，黑云母Rb-Sr体系的封闭温度为325±25℃，而锆石裂变径迹的封闭温度为250℃；所以84±6Ma的锆石年龄记录了热液冷却到锆石裂变径迹的封闭温度(250℃)时的年龄(郇伟静等，2011)。而锆石裂变径迹体系的封闭温度正好非常接近嘎拉金矿床的成矿温度(主成矿期峰值260℃附近)，因此测年结果能够代表金矿床的形成年龄，即使考虑后期热事件的叠加，至少反映了该矿床形成年龄的上限，即，成矿不晚于84±6Ma。
综上，基于现有的年代学数据，结合前人甘孜-理塘成矿带形成时代的综合研究(侯增谦等，2004；郇伟静等，2011)，本文认为嘎拉金矿床应形成于170~80Ma范围内，即中侏罗世-晚白垩世，构造上属于燕山晚期。
4 讨论 4.1 成矿物质前文对嘎拉金矿床硫铅同位素的详细分析表明，矿区内大面积出露的遭受浅变质的沉积岩最有可能为成矿作用提供了必要的硫源，上地壳最有可能为成矿作用提供了主要的铅源，区内的蛇绿岩套为成矿作用提供了部分铅源。这从一方面说明了该矿床的成矿物质主要来自于矿区围岩，即上三叠统曲嘎寺组蛇绿混杂岩是形成嘎拉金矿床不可或缺的物质基础。这一认识与前人对区内地层、岩浆岩和矿石中成矿元素的研究成果是一致的，如，前人的研究(邹光富和毛英，2007；晏子贵，2006)已经明确指出，区内晚二叠世-晚三叠世甘孜-理塘大洋蛇绿岩套中As、Cr、Au、Cu、Bi等元素丰度值均高于地壳克拉克值，Au除了在矿石中含量很高外，在绿片岩、板岩、石英脉片岩中都有比较高的含量，这些围岩较有可能为金矿形成提供主要的成矿物质。同时，作者对矿石和围岩的元素地球化学特征也进行了分析，特征元素的分布表明二者具有上较好的一致性(燕旎，2012)，亦可以说明矿石源于矿区地层。综上所述，嘎拉金矿床的金等成矿物质应该主要来自于区域上三叠统曲嘎寺组蛇绿岩套内相关岩片。
4.2 成矿流体前文对石英和流体包裹体的C-H-O同位素的分析已经初步表明，成矿热液很可能来源于俯冲板片下插过程中产生的变质水和/或地层建造水，但流体演化过程中有大气降水的参与。
结合流体包裹体热力学和成分研究(燕旎，2012)，嘎拉金矿床仅发育NaCl-H2O体系的流体包裹体，其均一温度集中在180~240℃之间，爆裂温度可达345℃，盐度变化于1.2%~6.1%NaCleqv，群体成分中CO2含量介于5.714mol%~11.778mol%，平均8.73mol%；表明成矿流体属于中低温、低盐度的流体系统。这些特征与典型的与岩浆热液有关的矿床(陈衍景等，2007)截然不同。同时，嘎拉金矿的流体特征与典型的变质流体(陈衍景等，2007；张静等，2007)也略有不同，如均一温度、CO2含量等。因此，考虑到该矿床很低的氢同位素组成(δDH2O=-121.342‰~-126.368‰)表现出很强的大气降水参与成矿的信息，综合认为，嘎拉金矿床成矿流体为变质/建造水加大气降水的参与。
4.3 成矿背景嘎拉金矿床位于甘孜-理塘结合带内的韧性剪切带中，矿区内韧性剪切变形特征明显，矿区及外围韧性剪切带中的糜棱岩和千糜岩是最有利的成矿和找矿部位(邹光富和毛英，2007)。
从宏观上看，包括甘孜-理塘带在内的义敦岛弧造山带的成矿作用贯穿于造山带形成演化的始终, 其中印支期俯冲造山作用和燕山期碰撞造山作用产生了两个重要的成矿高峰，分别形成了四条重要的具有不同矿床类型和金属组合的成矿带(图 7，侯增谦等，2004)。该造山带在燕山期发生了区域应力场重大转变，由挤压作用体制下的陆陆碰撞转变为造山后的伸展作用体制；在这样的背景下造就了挤压剪切环境下流体成矿亚系统(162~157Ma)(侯增谦等，2004)，而嘎拉金矿床则正好形成于这一背景下。目前已有的年代学数据表明，嘎拉金矿床形成于燕山晚期，恰处在义敦岛弧造山带由陆陆碰撞造山过程的挤压作用体制转变为伸展作用体制的构造背景下。
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图 7 义敦岛弧造山带主要成矿事件的时空坐标(据侯增谦等，2004) Fig. 7 Geochronological framework of major mineralization events in the Yindun arc orogenic belt (after Hou et al., 2004) |
综合上述研究结果，结合区域大地构造演化特点(侯增谦等，2004)，嘎拉金矿床的成矿过程可以概括如下：
晚二叠世末海西晚期(260~250Ma)由于甘孜-理塘洋盆的扩张，蛇绿岩形成，使地幔及地壳深部的金等成矿元素随着蛇绿岩的形成而被带入地壳浅部(许志琴等，1991；侯立玮等，1994)，形成金矿化的初始矿源层，为其后的构造活化成矿准备了一定的成矿物质。
晚三叠世(230~200Ma)，甘孜-理塘洋壳由东向西俯冲，形成义敦岛弧火山岩带，在区内发生大规模的火山喷发，沉积了巨厚的富含金等的火山岩，并构成含金矿源层，为甘孜-理塘结合带金矿的形成准备了比较丰富的成矿元素。在晚三叠世，川西雅江被动大陆边缘与义敦火山岛弧的碰撞作用已沿甘孜-理塘结合带发生，形成碰撞造山带。碰撞造山构造作用为深部金元素及矿源层中金元素的活化迁移提供了动力条件。与此同时，由于板块的俯冲作用，在地壳深部发生韧性剪切作用。岩石中含水矿物及碳酸盐岩等发生去水脱碳形成流体并与大气降水混合形成高温流体，沿剪切带运移，并从围岩中萃取Au、As、Sb等成矿物质，形成含金的成矿流体。使区内金等成矿元素在动力、热力和韧性剪切构造作用下发生活化、迁移和初步富集(Deng et al., 2009, 2011a)。
在侏罗-白垩纪时期(180~85Ma)，转入碰撞后挤压-伸展转变阶段。随着板块的俯冲碰撞，在俯冲带一侧发育同向逆冲断裂带。伴随逆冲作用，矿区内曲嘎寺组蛇绿混杂岩受到强烈的构造作用，发生剪切变形；同时沉积层中发生变质脱水，形成成矿流体(图 8)；成矿流体产生后在构造作用下，也随剪切带向上运移并与围岩发生相互作用，形成相关类型的热液蚀变作用，围岩中的金被进一步萃取、活化、迁移和富集。当扬子板块发生俯冲时，原始的沉积层可以释放高δ13C的CO2进入流体；其可能带有的硫酸盐分解、还原以及沉积的有机硫提供成矿流体系统的δ34S；上三叠统曲嘎寺组地层的沉积物活化和很少的没有受到破坏的洋脊玄武岩提供符合甘孜嘎拉金矿床铅同位素特征的矿石铅。
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图 8 嘎拉金矿床构造成矿模式简图(据侯增谦等，2004修改) Fig. 8 Tectonic-metallogenic model for the Gala gold deposit (modified after Hou et al., 2004) |
当剪切带发展到地壳浅部，由韧性剪切应变阶段转化为脆性应变阶段时，大气降水参与的增多，温度与压力的急剧降低，含金成矿流体中的金开始在剪切带中的有利构造部位沉淀、富集成矿，最终形成嘎拉金矿床。之后，甘孜-理塘地区经历了喜马拉雅期的平移走滑作用，可能会对矿床有一定叠加作用，但不是金的主要形成时期。
从成矿的大地构造背景考虑，结合矿床成因与成矿过程，嘎拉金矿床可被归属于造山型金矿床。
5 结论嘎拉金矿床位于甘孜-理塘结合带北段由NW向SN的转折部位，主要赋矿地层是上三叠统曲嘎寺组，为一套由透镜状、条带状超基性岩、层状辉长岩、辉绿岩墙、玄武岩、硅质岩、深水浊积岩及结晶灰岩组成的蛇绿混杂岩。矿区内韧性剪切变形特征明显，构造以北西向的断裂为主，容矿岩石主要为改造变形强烈的糜棱岩。
对矿区内石英、黄铁矿等单矿物进行的H-O-C-S-Pb同位素测试分析表明，石英的δ18OQ的值介于15.60‰~18.38‰之间，流体的δ18OH2O值介于8.24‰~9.89‰，而δDH2O值为-121.342‰~-126.368‰；流体包裹体中CO2的δ13C值介于-11.3‰~-2.1‰之间；各类矿石硫化物δ34S值介于-9.2‰~-4.9‰，峰值集中在-7‰~-5‰；铅同位素显示铀铅富集的特征。基于C-H-O同位素研究成果，认为嘎拉金矿的成矿热液来源于建造水或变质水，晚阶段有明显大气降水参与的迹象。S-Pb同位素特征显示，金等成矿物质来自于上三叠统曲嘎寺组的蛇绿岩套。
已有的年代学数据表明嘎拉金矿床形成于中侏罗世-晚白垩世，属于燕山晚期，结合区域大地构造演化特点，认为嘎拉金矿床是在义敦岛弧碰撞造山过程中由挤压作用体制转变为伸展作用体制的构造背景下形成的造山型金矿床。
致谢 郇伟静、李娜、马楠、张屿、赵凯等研究生参与了部分野外工作；审稿人对论文的进一步修改提出了宝贵建议；在此一并表示衷心的感谢。| [] | Burnie SW, Schwarcz HP, Croket JH. 1972. A sulfur isotopic study of the white pine mine, Michigan. Economic Geology, 67(7): 895–914. DOI:10.2113/gsecongeo.67.7.895 |
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