2016, Vol. 32
西天山位于中亚造山带西南部(图 1a，高俊等，2009)，跨我国新疆西部、吉尔吉斯斯坦、乌兹别克斯坦、哈萨克斯坦东南部和塔吉克斯坦北部，金铜锌铅矿产丰富，构成世界巨型成矿带(薛春纪等，2014a)，发育“亚洲金腰带”(图 1b，薛春纪等，2014b; Zhao et al.，2015)，呈现出巨大的找矿潜力(薛春纪等，2015)。新疆西天山吐拉苏是重要浅成低温热液型金矿集区(赵晓波等，2012，2014; Chen et al.，2012; Zhao et al.，2014a，b)，但处在相似地质环境中的依什基里克地区却一直没有重要金矿发现(杨富全等，2005; 董连慧，2005)。博故图金矿金平均品位2.01×10-6，金资源量约30t，是最近在依什基里克成矿带东段发现的重要金矿床。前人对博故图金矿床的区域地质、矿床地质、控矿构造和勘探地球物理-地球化学等开展过初步研究(朱以惠，2003; 胡庆雯，2007; 周志坚等，2013①(①周志坚，沈光明，孙永国，林鹏波，杨成. 2013. 新疆特克斯县博故图金矿详查设计. 乌鲁木齐: 新疆天博勘查技术有限责任公司，10-29); 陈克强等，2007; 姚铁等，2015)。但成矿流体和物质来源、成矿时代等尚不清楚。
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图 1 中亚造山带地理位置(a)、西天山造山带大地构造及大型金矿床分布图(b)(据高俊等，2009; 薛春纪等，2014b修改) Fig. 1 Location of the Central Asian Orogenic Belt(a)and sketch map of tectonic and gold deposit distribution in western Tien Shan orogenic belt(b)(after Gao et al.，2009; Xue et al.，2014b) |
孙升升等: 西天山博故图金矿床H-O-S-Pb同位素示踪和Re-Os法测年本文以博故图金矿区火山岩地层、蚀变围岩、不同类型矿石以及含金脉石英为研究对象，开展系统野外地质调查观测、岩相学和矿相学观察、电子探针分析、H-O-S-Pb同位素组成分析、矿石中载金黄铁矿Re-Os同位素测年等研究，试图揭示矿石中金的赋存状态，示踪成矿流体和金属来源，测定金成矿时代，理解矿床成因类型，为新疆西天山金矿地质找矿突破提供新的参考。
2 区域地质背景西天山是多个古亚洲洋生成、发展、演化、消亡的产物(何国琦和朱永峰，2006; Abzalov，2007; Gao et al.，2007; 高俊等，2009; 朱志新等，2013)，大致经历了古陆形成、俯冲增长、碰撞造山和陆内成盆4个重要演化(薛春纪等，2014a，b，2015)。在区域构造中，西天山从北向南分为北天山、中天山、南天山3个构造单元(图 1b)。博故图金矿床产在北天山依什基里克成矿带东段(图 1b)。
北天山位于北天山断裂和尼古拉耶夫-那拉提山北缘断裂之间，主要包括哈萨克斯坦-伊犁板块及其南、北活动大陆边缘。区域早古生代受到Terskey洋北向俯冲控制，在伊犁板块南缘形成明显的增生岛弧带(Bazhenov et al.，2003; Konopelko et al.，2008; Gao et al.，2009; Zhao et al.，2015)，奥陶纪Terskey洋关闭(朱宝清等，2002; 韩宝福等，2004)，中天山和北天山发生碰撞形成中天山-伊犁板块，被那拉提山北缘断裂分割。晚泥盆-早石炭世受到北天山洋南向俯冲控制(周鼎武等，2004)，在伊犁板块北缘出现博罗霍洛增生岛弧带(徐学义等，2006; 徐新等，2006; 龙灵利，2007; Xiao et al.，2013)，形成包括阿希在内的吐拉苏浅成低温热液型金矿集区(赵晓波等，2012，2014; Chen et al.，2012; Zhao et al.，2014a，b)。伴随南天山洋于石炭纪末期的关闭，造山过程在北天山南缘和中天山南、北缘形成大型韧性-韧脆性变形带(Gao et al.，2003; 王超等，2007; Li et al.，2011; Wang et al.，2011; 薛春纪等，2014a，b，2015)，发现有萨瓦亚尔顿(刘家军等，2002; 陈华勇等，2007)、卡特巴阿苏(杨维忠等，2013; 张祺等，2015)等大型金矿床。
依什基里克成矿带位于伊犁板块中南部，区域出露的地层主要是石炭纪火山岩和沉积岩，其次是二叠纪火山岩(朱志新等，2012; 白建科等，2015)以及少量侏罗系陆相碎屑沉积建造(图 2)。早石炭世由于天山洋俯冲，形成在区域内大量出露的大哈拉军山组火山岩，包括西段主要出露的玄武岩、安山岩(钱青等，2006)和东段主要出露的安山岩、流纹岩和凝灰岩(刘静，2007; 茹艳娇等，2012)，它们受区域断裂构造影响，大致呈近东西向带状展布，构成了依什基里克成矿带的主体。下石炭统阿克沙克组呈角度不整合覆盖在大哈拉军山组之上，岩性为浅海相碎屑岩、生物碎屑灰岩，含多种腕足、珊瑚等生物化石，其时代属早石炭世唯宪期。上石炭统依什基里克组不整合覆于阿克沙克组之上，岩石组合是玄武岩、流纹岩和沉凝灰岩，双峰式火山岩石组合特点明显，沉凝灰岩中见腕足类化石，指示浅海沉积环境；依什基里克组之上不整合覆盖上石炭统东图津河组浅海相碎屑岩和灰岩，富含双壳、腕足、珊瑚、腹足类及植物化石。下二叠统乌郎组不整合覆盖于大哈拉军山组之上，由橄榄玄武岩、杏仁状玄武安山岩、流纹岩等偏碱性陆相火山岩组成(杨俊泉等，2009; 朱志敏等，2010)；上二叠统晓山萨依组为河流相砂砾岩-粉砂岩组合。侏罗系水西沟群是河流-沼泽相含煤碎屑岩地层。
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图 2 西天山依什基里克成矿带东段地质矿产图(据天博勘查技术有限公司，2012①(①天博勘查技术有限公司. 2012. 新疆特克斯县博故图金矿详查设计修改)) Fig. 2 Geological map in the East Yishijilike metallogenic belt, western Tien Shan |
区域内石炭系、二叠系变形呈现出依什基里克复式背斜，核部由大哈拉军山组火山岩组成，两翼出露阿克沙克组灰岩，轴向近东西方向。与背斜轴平行，区域内发育近东西向为主的断裂，而北西向断裂构造形成稍晚(图 2)。区域侵入岩主要沿依什基里克复式背斜核部分布，组成东西向延伸的侵入岩带(图 2)，时代为华力西晚期，岩性包括花岗斑岩、闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、钾长花岗岩、石英钠长斑岩等。博故图金成矿与NW和EW向断裂构造、石英钠长斑岩等关系密切(图 3)。
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图 3 博故图金矿区地质图(据天博勘查技术有限公司，2014①(①天博勘查技术有限公司. 2014. 博故图金矿一号金矿床地形地质图)) Fig. 3 Geological map of the the Bogutu gold deposit |
博故图金矿区出露下石炭统大哈拉军山组和阿克沙克组，地层主体倾向SW，倾角20°~50°。大哈拉军山组分下亚组(C1da)和上亚组(C1db)。下亚组分布在矿区中部和北部，由流纹岩、流纹质凝灰岩、流纹质角砾凝灰岩组成；上亚组产于矿区南部，由安山岩、英安岩、安山质凝灰岩、凝灰质砂岩组成。阿克沙克组分布于矿区西南缘，主要是含珊瑚和双壳类化石的灰岩。金矿体主要赋存于大哈拉军山组下亚组。矿区出露侵入体主要为石英钠长斑岩和少量钾长花岗岩、辉绿岩，主要侵入到大哈拉军山组下亚组中，石英钠长斑岩在空间上与金矿化及金矿体关系密切。矿区北西向断裂破碎带发育，断裂破碎带通过的地方，地层和岩体均发生硅化蚀变或被石英方解石脉充填，石英钠长斑岩中多见黄铁矿和毒砂，它们共同构成金矿体或矿化体。
矿区发育EW向韧-脆性剪切带和NW向压扭性断裂两组构造(图 3，聂江涛等，2008)。EW向断裂从矿区南部穿过，形成数十米宽的构造断裂破碎带，产状183°~215°∠50°~65°。 NW向断裂近平行展布，断裂带延伸长度1~2km，宽10~120m，产状215°~245°∠50°~75°，上盘岩石破碎明显。两组断裂带分别与石英钠长斑岩或辉绿岩及相应金矿体空间关系密切，而且走向一致(图 3)。
矿区共圈定金矿体42条，多呈脉状、透镜状沿EW向断裂或NW向断裂分布，也几乎与地层平行，在延深和走向上分枝复合、尖灭再现、膨胀收缩特点明显(图 4)。Ⅰ1号金矿体规模最大，是目前主要开采对象，金矿化沿NW向断裂带产于石英钠长斑岩、流纹质凝灰岩、安山质凝灰岩中；金矿体与围岩无明显界限，须靠样品化验圈定；矿体长1050m，斜深666m，厚度2.08~31.85m(平均9.49m)平均品位1.2×10-6~3.46×10-6，最高品位40×10-6。
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图 4 博故图金矿36号勘探线剖面图(据天博勘查技术有限公司，2013①(①天博勘查技术有限公司. 2013. 新疆特克斯县博故图金矿一号金矿床36号勘探线设计剖面图)) Fig. 4 Geological section of No.36 prospecting line of the Bogutu gold deposit |
矿区围岩蚀变的地质产状呈现两种情况。一是矿区大哈拉军山组火山岩和火山碎屑岩普遍发生面状分布的绿泥石化-绿帘石化-碳酸盐化，即青磐岩化，不直接伴随金矿化或金矿体的形成。另一种是沿断裂破碎带分布的线状热液蚀变，通常由金矿体向两侧围岩依次出现硅化-黄铁绢英岩化-青磐岩化的蚀变分带现象；硅化带宽度10~20m，以硅化、黄铁矿化为主，向两侧在边部发育常见宽度0.5~1m的断层泥，断层泥中多见浸染状黄铁矿；黄铁绢英岩化带宽20~50m，蚀变矿物有黄铁矿、绢云母、绿泥石；青磐岩化带即上述第一种围岩蚀变的地质产状。
野外和显微镜下观察可见，早阶段围岩蚀变主要是与热液交代作用相伴形成微晶石英、黄铁矿等蚀变矿物组合，形成含金蚀变岩，矿石品位较低，表现为含浸染状黄铁矿的硅化岩(图 5a，b)；中晚阶段金成矿表现为热液沿断裂破碎带的交代充填，形成大量石英硫化物细脉、网脉(图 5b-h)，穿插早阶段含浸染状黄铁矿的含金蚀变岩，石英脉多呈烟灰色(图 5d-f)，金属矿物以黄铁矿、毒砂为主(图 5h)，其次为方铅矿、黄铜矿、银金矿(图 5i-l)，黄铁矿主要呈他形-半自形粒状结构，浸染状和细脉、网脉状分布，毒砂以自形晶分布在石英脉中，交代黄铁矿呈包含结构(图 5j)。还见更晚成矿阶段石英方解石脉穿插前阶段石英硫化物细脉的情况(姚铁等，2015)，脉石英呈乳白色，含自形晶方铅矿和少量黄铁矿、闪锌矿。
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图 5 博故图金矿区矿石手标本及显微照片 (a)硅化绿泥石化石英钠长斑岩中粗粒黄铁矿(Py1)；(b)蚀变凝灰岩中细粒浸染状黄铁矿(Py2)被石英黄铁矿细脉(Py3)穿插错断；(c)细粒浸染状黄铁矿(Py2)被晚阶段石英脉穿过，反射单偏光；(d)蚀变凝灰岩中充填石英硫化物脉；(e)石英硫化物脉中烟灰色石英晶洞；(f)蚀变凝灰岩中充填石英硫化物脉，边部为微晶石英，中间为粗粒叶片状石英，透射单偏光；(g)青磐岩化凝灰岩中充填粗粒黄铁矿脉(Py3)；(h)石英脉中他形黄铁矿(Py3)被长柱状毒砂交代，反射单偏光；(i)半自形黄铁矿(Py3)被方铅矿交代包裹，反射单偏光；(j)银金矿包裹于黄铁矿(Py3)晶体内，黄铁矿被自形毒砂交代包裹，背散射图片；(k)银金矿包裹与石英中，反射单偏光；(l)银金矿赋存在毒砂与黄铁矿(Py3)间隙中，他形黄铁矿被自形毒砂交代包裹，反射单偏光. Py-黄铁矿；Apy-毒砂；Gn-方铅矿；El-银金矿 Fig. 5 The hand specimen and micrographs of ores from the Bogutu gold deposit |
矿石中金有可见金和不可见金两种赋存状态。可见金主要是银金矿，被包裹于石英、黄铁矿中，或分布在黄铁矿与毒砂粒间或其裂隙内(图 5j-l)；不可见金可能以显微包裹体形式捕获于载金矿物晶格缺陷内，能谱扫面分析显示，金不均匀分布在黄铁矿和毒砂中(图 6)；另外，还个别见辉银矿、辉锑银矿、方铅矿中含有少量包裹金的现象。
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图 6 博故图金矿区石英硫化物金矿石中黄铁矿和毒砂的能谱扫描结果 (a)As元素在毒砂中均匀分布，在黄铁矿边缘有少量分布；(b)S元素在黄铁矿边缘含量较低，含量在黄铁矿与毒砂接触部位明显渐变；(c)Fe元素在黄铁矿边缘含量较低；(d)Au元素不均匀分布在毒砂和黄铁矿中，石英中也有极少量存在. Py-黄铁矿；Apy-毒砂 Fig. 6 Electron probe scanning graphs of As，S，Fe，Au of quartz-sulfide vein in the Bogutu gold deposit |
为示踪博故图金成矿流体和金属来源，对矿区不同类型矿石和岩石进行了H-O-S-Pb同位素组成分析；为测定金成矿时代，对矿石中载金黄铁矿进行了Re-Os同位素组成分析。
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表 1 博故图金矿石中石英H-O同位素组成分析结果 Table 1 H- and O-isotopic compositions of the quartz in Bogutu gold ores |
用于H-O和Re-Os同位素组成分析的样品均来自矿区Ⅰ号主矿体露天采坑。S、Pb同位素组成分析的黄铁矿样品采自Ⅰ号主矿体露天采坑，方铅矿采自Ⅰ号主矿体露天采坑和Ⅱ号金矿体，钾长花岗岩采于Ⅱ号金矿体南部，EW向断裂带上，石英钠长斑岩采于Ⅰ号金矿点北部。所有样品新鲜未风化。将样品用蒸馏水清洗晾干，粉碎至60~80目，淘洗并低温烘干，然后在双目镜下逐粒挑选石英、黄铁矿、方铅矿单矿物，纯度达99%以上。石英H-O同位素和矿石硫化物S-Pb同位素组成分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成；岩石铅同位素分析，先在北京大学造山带与地壳演化实验室进行前处理，然后在西北大学大陆动力学实验室完成仪器分析；载金黄铁矿Re-Os同位素测年在国家地质实验测试中心Re-Os同位素实验室完成。
用于H-O同位素组成分析的样品为石英硫化物脉和石英方解石脉中的石英(表 1)。样品经蒸馏水清洗后，首先除去吸附水和次生包裹体。H同位素测试采用真空热爆裂法从样品中提取原生流体包裹体中的H2O，使之在400℃条件下与Zn反应制取H2，然后质谱仪分析氢同位素组成，以SMOW为标准，δD分析精度±2‰；氧同位素测试采用常规BrF5法，以SMOW为标准，δ18O分析分析精度±0.2‰。所用仪器型号为MAT-253EM型质谱仪。
用于S、Pb同位素组成分析样品的地质产状和性质见表 2。S同位素组成分析时，硫化物样品用Cu2O作氧化剂进行样品制备，用MAT-251气体同位素质谱仪测定，检测方法和依据为DZ/T0184.14-1997《硫化物中硫同位素组成的测定》，
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表 2 博故图金矿区矿石硫化物S-Pb同位素和岩石铅同位素组成分析结果 Table 2 S- and Pb-isotopic compositions of ore sulfide minerals and Pb-isotopic compositions of rocks in Bogutu gold district |
采用V-CDT国际标准，δ34S分析精度为±0.2‰。铅同位素分析时，先用混合酸(HF+HClO4)溶样，用强碱性阴离子交换树脂分离，检测方法和依据为GB/T 17672—1999《岩石中铅锶钕同位素测定方法》，矿石硫化物Pb同位素组成分析在ISOPROBE-T型热电离质谱仪完成，岩石Pb同位素组成分析在Nu Plasma多接受等离子体质谱仪上完成，Pb同位素比值分析精度为±0.2‰。
用于Re-Os同位素组成分析的4件黄铁矿样品采自石英硫化物脉。分析时，先称量0.7g粉末样品和适量的185Re-190Os混合稀释剂，用细颈漏洞将样品和稀释剂先后加入Carius管中，然后依次加入5mL 10mol/L HCl、15mL 16mol/L HNO3和3mL 30% H2O2，溶液冻实后用液化石油气和氧化火焰加热密封，将Carius管放入电烤箱，升温至200℃，恒热24h后取出，浸入液氮-乙醇(-80~-50℃)冷冻液中。将冰冻好的Carius管打开，放到蒸馏瓶中，用MiLi-Q水吸收通过蒸馏分离出的OsO4。将蒸馏残液蒸干后，加入10mL 10mol/L NaOH，转入离心管，加入10mL丙酮，离心后取上层清液转入Teflon分液漏斗中，加入2mL 5mol/L NaOH，取上层丙酮相，加适量浓硝酸和30% H2O2，加热蒸干后萃取Re，将Re、Os分别进行点带测试。测试仪器是负离子热表面电离质谱仪(N-TIMS)，利用JCBY标样监控分析精度(周利敏等，2012)。本次实验中，Re空白为0.0012×10-9，Os空白为0.0001×10-9，187Os/188Os=0.0111。
4.2 H-O同位素分析结果11件石英单矿物样品的H-O同位素组成分析结果见表 1。其δ18O石英值为10.8‰~15.4‰，石英中流体包裹体水的δD值为-116.3‰~-94.1‰。流体的氢同位素即为石英中流体包裹体水的氢同位素，氧同位素则需根据石英单矿物的氧同位素和不同成矿阶段的成矿温度计算得出。流体包裹体测温工作在中国地质科学院矿产资源研究所流体包裹体实验室完成，测试仪器为Linkam THMSC 600型冷热台，测试方法为冷冻均一法，流体包裹体类型主要是富液相包裹体，均一温度为129~238℃，石英硫化物脉中石英的流体包裹体均一温度为167℃，而石英方解石脉中石英的流体包裹体均一温度为156℃。由于博故图金矿床的成矿温度较低，根据Clayton et al.(1972)提出的较低温度范围的石英-水体系氧同位素分馏平衡方程，计算得出石英平衡流体δ18O水-SMOW值为-4.2‰~1.4‰。
4.3 S-Pb同位素分析结果博故图金矿石中硫化物矿物的硫同位素组成分析结果见表 2。硫化物矿物的δ34SV-CDT范围为-7.5‰~5.8‰，均值为0.45‰，接近于原始地幔硫(0±3‰)，其中13件黄铁矿样品硫同位素组成变化不大，δ34SV-CDT范围为0.9‰~5.8‰，极差为4.9‰，均值为3.5‰；7件方铅矿样品硫同位素组成也集中，δ34SV-CDT在-7.5‰~-1.8‰，极差为5.7‰，均值为-5.3‰。硫同位素的均值具有以下特征：δ34S石英硫化物脉中黄铁矿>δ34S蚀变凝灰岩中浸染状黄铁矿>δ34S蚀变石英钠长斑岩中浸染状黄铁矿>δ34S硅化岩中方铅矿>δ34S石英方解石脉中方铅矿。
博故图金矿石中硫化物矿物和矿区岩浆岩铅同位素组成分析结果见表 2。硫化物矿物中放射性成因Pb含量极低，当成矿年龄较小时，一般不用进行Pb同位素校正；本文岩浆岩Pb同位素组成数据按照区域出露花岗岩年龄(t=342.5Ma，朱志敏等，2012)进行校正。12件黄铁矿样品206Pb/204Pb变化范围为18.243~18.345，平均值为18.291； 207Pb/204Pb 变化范围为15.565~15.633，平均值为15.597；208Pb/204Pb 变化范围为38.021~38.263，平均值为38.156。7件方铅矿的206Pb/204Pb变化范围为18.298~18.535，平均值为18.367；207Pb/204Pb 变化范围为15.614~15.753，平均值为15.663；208Pb/204Pb 变化范围为38.200~38.647，平均值为38.371。石英钠长斑岩Pb同位素组成变化较大，206Pb/204Pb变化范围为18.146~18.453，平均值为18.286；207Pb/204Pb变化范围为15.590~15.616，平均值为15.600；208Pb/204Pb变化范围为37.896~37.986，平均值为37.945。钾长花岗岩的206Pb/204Pb变化范围为18.191~18.218，平均值为18.202；207Pb/204Pb变化范围为15.587~15.590，平均值为15.588；208Pb/204Pb变化范围为37.938~38.017，平均值为37.971。
4.4 Re-Os测年结果博故图金矿床石英硫化物脉中载金黄铁矿的Re含量为0.05669×10-9~0.32340×10-9，Os含量为0.00194×10-9~0.00533×10-9，分析得出187Re/188Os和187Os/188Os的值(表 3)扣除全流程空白后，用Isoplot计算得出等时线年龄。4件载金黄铁矿Re-Os同位素组成构成良好等时线(图 7)，年龄为356.1±9.3Ma(MSWD=16)，187Os/188Os(i)=0.774±0.076。所用JCBY监控样品的分析值Re含量为38.16596×10-9，Os含量为16.02098×10-9，187Re/188Os的值为11.79124±0.11896，187Os/188Os的值为0.33523±0.00048，与标准推荐值Re含量38.61±0.53、Os含量16.23±0.17和187Os/188Os比值0.3363±0.0029非常接近。
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表 3 博故图金矿石中载金黄铁矿Re-Os同位素测年结果 Table 3 Re-Os isotopic dating results auriferous pyrite in Bogutu gold ores |
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图 7 博故图金矿石中载金黄铁矿Re-Os等时线 Fig. 7 Re-Os isochrone of auriferous pyrite from the Bogutu gold deposit |
博故图金矿产在伊犁板块南部下石炭统大哈拉军山组安山质凝灰岩出露区。大哈拉军山组火山岩在西天山分布广泛，主要集中在伊犁板块南北缘和中部依什基里克-阿吾拉勒地区，为一套海陆交互相中酸性火山岩。晚古生代早期，古天山洋板块向伊犁板块之下俯冲，在伊犁板块南北缘形成大量沿俯冲带分布的钙碱性火山岩，在伊犁板块内部依什基里克-阿吾拉勒地区发育碱性-钙碱性火山岩(朱志新等，2012)。依什基里克地区的大哈拉军山组火山岩，近东西向分布，岩性复杂，形成时代跨度大，西部主要是中基性火山岩，LA-ICP-MS 锆石U-Pb法分别测得玄武岩356.1±2.3Ma(茹艳娇等，2012)、熔结凝灰岩353±3.5Ma、英安岩344±6Ma(张芳荣等，2009)，而东部岩性逐渐向中酸性转变，锆石U-Pb法测得安山质凝灰岩年龄356.3±4.4Ma(茹艳娇等，2012)，安山岩361.3±5.9Ma(Zhu et al.，2009)，英安岩368.3±1.7Ma(朱永峰等，2010)，可见其形成年龄为368~344Ma，属晚泥盆世到早石炭世，其岩浆来源为俯冲带流体交代地幔楔部分熔融，并有少量地壳组分加入，形成环境为洋陆俯冲向碰撞造山转换过程的岛弧或大陆边缘弧(钱青等，2006; 刘静，2007; 杨俊泉等，2009; 朱永峰等，2010; 朱志敏等，2010，2012; 茹艳娇等，2012)。大哈拉军山组火山岩中亲硫元素含量普遍高，为金、铜的矿源层(杨金中等，2003; Tang et al.，2013)。在博故图金矿区，矿体和赋矿围岩大哈拉军山组火山岩被下石炭统阿克沙克组浅海相碎屑岩、生物碎屑灰岩角度不整合覆盖，含多种腕足、珊瑚等生物化石，其时代属早石炭世唯宪期。
金矿体和矿化体呈脉状、透镜状沿矿区EW向或NW向两组断裂构造破碎带出现在安山质凝灰岩和石英钠长斑岩中，在走向和倾向上具有分枝复合、膨胀收缩的特点。容矿岩石主要是安山质凝灰岩和次火山岩、即石英钠长斑岩，但是矿体主要受EW向韧-脆性剪切带和NW压扭性断裂控制，赋存在构造破碎带中。
金矿体的围岩蚀变呈现低温热液交代矿物组合。围岩蚀变具有明显的分带现象，由矿体中心向两侧依次为硅化带-黄铁绢英岩化带-青磐岩化带，硅化带中以脉状、网脉状硅化为主，主要蚀变矿物有微晶石英、叶蜡石、黄铁矿等；黄铁绢英岩化带发育黄铁矿、绿泥石、绢云母等；青磐岩化带分布在蚀变带外侧，主要包括绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化。通过对石英硫化物脉和石英方解石脉的石英中的流体包裹体测温，得出均一温度为129~238℃，平均温度为163℃，显示为低温流体。另外矿区出现大量乳白色玉髓、石英晶洞、叶片状石英、方解石脉等低温特征矿物，说明围岩蚀变整体为一套低温蚀变类型。
金矿石出现石英硫化物脉、蚀变岩浆岩两种自然类型，矿石中硫化物矿物含量低，矿石矿物包括黄铁矿、毒砂、方铅矿、闪锌矿、银金矿、辉银矿，脉石矿物有石英、玉髓、方解石、绢云母。金在矿石中可见出现在黄铁矿粒间和黄铁矿或毒砂矿物微裂隙中，也有大量金为显微包裹体状态存在于黄铁矿和毒砂中。
综上可见，博故图金矿赋存在洋-陆俯冲环境下大哈拉军山组钙碱性安山质凝灰岩中，明显受断裂构造控制，矿区围岩蚀变为一套低温蚀变类型，以硅化-绢云母化-绿泥石化为主，且分带现象明显，金矿化主要发生在石英硫化物脉中，成矿流体具有低温的特征。可见，博故图金矿具有浅成低温热液金矿床的地质特征，且低硫型特点更明显；那么，成矿流体和金属从何而来？
5.2 成矿流体和金属来源博故图金矿主要赋存在下石炭统大哈拉军山组火山岩中，也有部分矿体产于石英钠长斑岩内，矿体受EW向韧脆性剪切带和NW向压扭性断裂控制，石英脉和金成矿关系密切，包括石英硫化物脉和石英方解石脉。通过对不同类型石英脉中流体氢、氧同位素分析，石英中流体包裹体水的δD值为-116.3‰~-94.1‰，平均值-105‰，δ18O石英值为10.8‰~15.4‰。由于博故图金矿床的成矿温度较低，根据Clayton et al.(1972)提出的较低温度范围的石英-水体系氧同位素分馏平衡方程δ18O水-SMOW=δ18OV-SMOW-3.38×106T-2+3.40，分别代入石英硫化物脉中石英的流体包裹体均一温度167℃和石英方解石脉中石英的流体包裹体均一温度156℃，计算得出石英平衡流体δ18O水-SMOW值为-4.2‰~1.4‰，平均值-1.5‰。
浅成低温热液型金矿床通常分为高硫型和低硫型两类，高硫型金成矿流体偏氧化和酸性，与岩浆热液流体中水的H-O同位素组成接近；而低硫型金成矿流体偏还原和中性，H-O同位素组成呈现明显大气降水特点，高硫型和低硫型金成矿流体具有不同的H-O同位素组成(图 8，Hedenquist et al.，1994; Qin et al.，2002; John et al.，2003; Xiao et al.，2005)。博故图金成矿流体中水的δ18O-δD组成图上，含金脉石英位于Hedenqueit等划分的低硫浅成低温热液型金成矿流体范围，与阿希金矿的氢、氧同位素组成范围一致。阿希金矿为西天山典型的古生代低硫型浅成低温热液金矿床，其成矿流体的氢、氧同位素和流体盐度变化范围较小，流体来源主要是循环的大气降水，不存在岩浆流体和大气水混合的可能(Zhai et al.，2009; 翟伟等，2010)。
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图 8 博故图金矿床不同类型成矿流体氢氧同位素组成图(底图据Hedenquist et al.，1994) Fig. 8 Hydrogen and oxygen isotope compositions of different ore-forming fluid in Bogutu gold deposit(after Hedenquist et al.，1994) |
博故图金成矿流体的氢、氧同位素组成比较集中，显示成矿流体来源单一，主要是循环的大气降水，氧同位素的漂移可能是由于大气降水与火山岩发生水岩交换反应的结果，而在较低温度的条件下，水岩反应缓慢，流体性质就更接近于原始大气降水(Hedenquist and Lowenstern，1994)，因此石英方解石脉中的氢、氧同位素组成更接近大气降水线。
矿区主要发育硅化、绢云母化、黄铁矿化、绿泥石化、碳酸盐化等低温热液蚀变组合，硫化物主要是黄铁矿，并没有见到硫酸盐矿物，依据低氧逸度下，硫在成矿流体中以HS-、S2-形式存在(Ohmoto and Goldhaber，1997)，此时形成的黄铁矿δ34S与整个成矿流体相近，可以近似代表热液流体的总硫同位素组成。博故图金矿床中黄铁矿δ34SV-CDT范围为0.9‰~5.8‰，均值为3.5‰；方铅矿δ34SV-CDT集中在-7.5‰~-1.8‰，均值为-5.3‰(图 9)。所有硫化物矿物样品的δ34SV-CDT平均为0.45‰，接近于原始地幔硫(0±3‰)(Chaussidon and Lorand，1990)，可见δ34S黄铁矿>δ34S方铅矿，指示博故图金成矿热液系统中硫同位素分馏达到平衡。蚀变岩型矿石中浸染状黄铁矿的δ34S要比石英硫化物脉中黄铁矿的δ34S更接近零值，硅化带中方铅矿的δ34S比石英方解石脉中方铅矿的δ34S更接近零值，由于博故图金矿化主要产于大哈拉军山组火山岩中，是一套海陆交互相地层，可能受到当时海水的混染，并且岩性主要是凝灰岩，因此火山岩地层中δ34S要比原始地幔硫(0±3‰)范围更宽，可以推断最初硫来源主要是岩浆硫，随着大气降水的加入，受到地层中硫的混染，导致晚期阶段硫化物δ34S的范围变大。正是由于大气降水的加入才导致了金矿化，而矿区主要的金矿化是在石英硫化物脉阶段。因此，推断金矿化过程中硫主要来源于赋矿围岩大哈拉军山组火山岩。
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图 9 博故图金矿床矿石硫化物硫δ34S分布直方图 Fig. 9 Histogram of the δ34S values of ore sulfide minerals from Bogutu gold deposit |
矿石和围岩铅同位素组成的关系可以很好的示踪成矿金属来源。博故图金矿床的矿石和岩石与西天山区域大哈拉军山组安山岩具有较为相似的铅同位素组成，指示成矿物质与大哈拉军山组火山岩有紧密联系(图 10)。考虑到博故图矿区金矿化经历了早期热液蚀变和后期石英硫化物脉叠加，两期成矿都是热液沿火山岩或石英钠长斑岩裂隙进行渗透交代和充填形成的，区域上大哈拉军山组火山岩和本区花岗岩都是古天山洋俯冲引起流体交代地幔楔部分熔融形成(黄德志等，2004; 钱青等，2006; 朱志新等，2006; 朱永峰等，2010; 朱志敏等，2012; 茹艳娇等，2012)，所以，博故图金矿床成矿金属物质来源为洋壳俯冲作用引起的幔源岛弧岩浆。
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图 10 博故图金矿区矿石硫化物与岩石207Pb/204Pb-206Pb/204Pb(a)和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb(b)图解 Fig. 10 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb(a)diagram and 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb(b)diagram of ore sulfide minerals and rocks from Bogutu gold district |
Re-Os同位素体系可以用来示踪成矿物质来源和精确指示地壳物质混入程度(Foster et al.，1996)，由于地壳比地幔富Re，因此在岩浆上涌过程中，混入越多的地壳物质，放射形成的187Os就越多，导致187Os/188Os(i)越大(胡克兵等，2008)，通常用γOs(t)值代表样品Os同位素组成在t时间相对于当时球粒陨石平均值Os同位素组成的百分差异(Walker et al.，1994)。博故图金矿石中载金黄铁矿普遍具有很高的放射成因的Os含量，其等时线187Os/188Os(i)为0.774±0.076，高于同时期原始地幔187Os/188Os(i)=0.125，远低于同时期地壳187Os/188Os(i)=3.281，其γOs(t)值为500~537，平均值为520，表现为壳幔混合来源。由于博故图金矿化主要产于大哈拉军山组火山岩中，推断其成矿物质主要来自幔源岛弧岩浆，并在上升过程中混入了少量地壳物质。
5.3 金成矿时代浅成低温热液金矿床成矿年龄一般晚于其赋矿火山岩0.5~1.0Ma(Simmons et al.，2000; John et al.，2003; Mao et al.，2004)。博故图金矿赋存在大哈拉军山组火山岩和次火山岩(石英钠长斑岩)中，依什基里克地区大哈拉军山组火山岩年龄为368~344Ma，本区花岗闪长岩SIMS锆石U-Pb的年龄为342.5±2.3Ma(朱志敏等，2012)，花岗闪长斑岩Rb-Sr年龄为347±3Ma(李永军等，2007)，而在西天山区域上大哈拉军山组火山岩形成年龄要更老(516.3±7.4Ma，Qian et al.，2009)。博故图金矿向西10km处伊特公路沿线库勒萨依岩体的石英钠长斑岩(次火山岩)属于大哈拉军山组火山岩系列岩石(李永军等，2008)，因此矿区石英钠长斑岩的年龄应和大哈拉军山组安山岩年龄一致。在博故图金矿区，矿体和赋矿围岩大哈拉军山组火山岩被阿克沙克组角度不整合覆盖，而阿克沙克组含有早石炭世维宪期的生物化石，因此推断博故图金成矿年龄在368.3±1.7Ma到早石炭世维宪期。博故图金矿石中载金黄铁矿的Re-Os年龄为356.1±9.3Ma(MSWD=16)，与本区大哈拉军山组火山岩年龄接近。
5.4 金成矿类型博故图金矿体呈脉状、透镜状，沿构造破碎带产在大哈拉军山组地层中，矿化与火山岩及其中的断裂构造关系密切，由硫、铅、锇同位素示踪得出，大哈拉军山组火山岩不仅是赋矿围岩，还为成矿提供了硫和金属物质。从矿体中心向两侧，围岩蚀变具有硅化-黄铁绢英岩化-青磐岩化的分带现象，形成的黄铁矿、毒砂、方铅矿等硫化物以及石英、玉髓、绢云母、方解石、绿泥石等脉石矿物均为低温矿物组合，另外出现大量细粒石英脉、乳白色玉髓和石英晶洞以及叶片状石英，却未见高岭石、明矾石、重晶石等酸性硫酸盐矿物，结合流体包裹体和氢、氧同位素组成结果，显示成矿流体为低温、低盐度、pH近中性的还原性流体，主要来源为循环的大气降水。结合矿床地质特征、成矿流体和金属来源以及成矿时代，笔者认为博故图金矿床应为低硫型浅成低温热液型金矿。
博故图金矿成矿年龄与本区大哈拉军山组火山岩成岩年龄接近，由于古天山洋的俯冲，在泥盆纪-石炭纪期间，伊犁-中天山板块南缘形成了以大哈拉军山组火山岩为主的陆缘弧带，并在依什基里克成矿带形成EW向韧-脆性剪切带，大气降水在深部岩浆热的驱动下不断循环、萃取火山岩中成矿物质，然后成矿热液沿EW向韧-脆性剪切带和NW向压扭性断裂充填形成石英脉矿体。由于矿区并没见到深成侵入体，只有少量岩脉和次火山岩发育，说明博故图金矿形成后遭受剥蚀的程度不大，在短时间剥蚀后，伊犁盆地开始海侵，阿克沙克组浅海相碎屑岩、生物碎屑灰岩角度不整合覆盖在大哈拉军山组火山岩和博故图金矿体之上，使金矿床得以保存。
6 结论(1)博故图金矿床位于伊犁板块南部依什基里克成矿带东段，矿体呈脉状、透镜状产于下石炭统大哈拉军山组火山岩出露区，受EW向韧-脆性剪切带或NW向压扭性断裂控制，围岩蚀变为硅化-黄铁绢英岩化-青磐岩化低温蚀变组合，金矿化主要发生在石英硫化物脉中。
(2)博故图矿区含金脉石英同位素组成指示成矿流体δ18O值为-4.2‰~1.4‰，δD值为-116.3‰~-94.1‰，主要来源为循环的大气降水。矿石硫化物δ34SV-CDT范围为-7.5‰~5.8‰，均值为0.45‰，矿石硫化物与火山岩石铅同位素组成相似，206Pb/204Pb=18.243~18.535，207Pb/204Pb=15.565~15.753，208Pb/204Pb=38.021~38.647，载金黄铁矿的187Os/188Os(i)平均值为0.774±0.076，γOs(t)平均值为520，显示成矿所需的硫和金属物质主要来自赋矿围岩大哈拉军山组火山岩。
(3)博故图金矿石中载金黄铁矿的Re-Os同位素年龄为356.1±9.3Ma，与本区大哈拉军山组火山岩接近，博故图金矿床应为浅成低温热液型金矿。
致谢 野外工作得到新疆特克斯县国土局和博故图金矿姚铁工程师支持与帮助；样品测试在国家地质实验测试中心及核工业北京地质研究院完成；在此致以诚挚感谢。
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