斑岩型矿床是指与地壳浅部具有斑状结构的中酸性侵入岩体有密切成因与空间联系的高_中 温 热液矿床（Sillitoe, 2010）。经典的斑岩型矿床都与高氧逸度、含磁铁矿的岩体有关，成 矿 流体为含CO₂和H₂O的高氧逸度的流体，并含有很多磁铁矿、赤铁矿、石膏等高氧逸度的 矿物 ，如：智利的El Teniente （Stern et al., 2007），美国西部的Bingham （Landtwing et al., 2005），新墨西哥的Santa Rita （Audétat et al., 2004）等。然而Rowins（2000 ）提出了还原性斑岩矿床的概念。这类斑岩矿床在成因上与还原性的钛铁矿系列的I型花岗 岩有关，成矿流体主要为富CH₄的还原性流体，并且缺少原生的磁铁矿、赤铁矿和石膏等 高 氧逸度的矿物，但是含有大量的原生磁黄铁矿。近年来，这种具有低氧逸度特征的斑岩型矿 床 不断被发现并引起了学者们的关注，如加拿大的Catface斑岩型Cu_Mo_Au矿床（Smith et al ., 2012）、云南中甸的普朗斑岩型Cu矿床（刘江涛等，2013）、西准噶尔的包古图斑岩型Cu_ Au矿床（Cao et al., 2014a）和宏远斑岩Cu_Mo矿床（吴楚等，2015）。
        新疆色勒特果勒是西天山新发现的斑岩_矽卡岩型铜钼矿床（Zhang et al., 2016），通过 对其详 细的地质调查，发现矿区内既有还原性含钛铁矿的岩体，又有富CH₄的还原性流体，同时 伴有大量磁黄铁矿的出现，表明色勒特果勒是一个典型的还原性斑岩_矽卡岩型矿床。石榴 子石是 矽卡岩矿床中重要的矽卡岩矿物，其基本化学式为X₃Y₂［SiO₄］₃，其中X代表正2 价阳离子如Ca²⁺、Mg²⁺、Fe²⁺、Mn²⁺等，Y代表正3价阳离子如Al ³⁺、Fe³⁺、Cr³⁺等（Meinert et al., 2005）。石榴子石根据其成分的 不同可以划分为不同的端员组分如：钙铝榴石、钙铁榴石、 镁铝榴石、锰铝榴石、铁铝榴石等。自然界大多数石榴子石为两个或者多个端员组分的固溶 体系列。不同种类的石榴子石能够反映其不同的形成环境如：钙铁榴石通常在氧化的、碱性 环境中形成；而钙铝榴石则通常在还原的、酸性环境中形成（艾永福等，1981; 王伟等，20 16 ）。石榴子石作为矽卡岩矿床中热液接触交代作用的产物，经常发育有韵律环带，这些环带 能够有效的记录成矿热液的演化过程，为示踪成矿流体组成、性质和环境变化提供重要的信 息 （Jamtveit et al., 1993）。本文根据矿区内石榴子石矿物特征的变化，对石榴子石进 行了详细的分带，并结合电子探针和包裹体激光拉曼分析，讨论了石榴子石的形态、成分和 环带特征 。根据石榴子石成分和环带的变化，探讨了石榴子石形成过程中的物理化学条件以及氧逸度 的变化，进一步为还原性斑岩_矽卡岩矿床流体的演化提供了重要信息。
        西天山造山带位于中亚增生性造山带的西南缘，是一个经历了复杂变形改造，多期次俯冲、 碰撞和陆_陆叠覆造山而形成的复合造山带（Windley et al., 2007; Xiao et al., 2013） 。高俊等（2009）在综合近年来的研究成果后，将西天山区域构造单元自北向南划分为北天 山弧增生体、伊犁地块、中天山复合弧地体和塔里木北部陆缘弧。其中，北天山弧增生体是 古准噶 尔洋向伊犁板块俯冲消减的结果，巴音沟蛇绿岩是准噶尔洋向伊犁板块俯冲消减的证据 （ 邬继易等， 1989； 徐学义等， 2006）。该区域主要由依连哈比尔尕山主体组成，北与准 噶尔盆地相邻，南以博努科努山北缘断裂与伊犁地块北缘活动带相邻。区内出露元古宇、 寒武系、奥陶系、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系、侏罗系和第四系等地层 （左国朝等 ，2008; 张作衡等，2012）。元古宇主要为古元古界温泉岩群二云斜长片麻岩、斜长角闪片 岩、二云母片岩、角闪岩、大理岩和石英岩等。长城系哈尔达坂群分布在别珍套山一带, 由 变质细碎屑岩夹大理岩组成。蓟县系库松木切克群为大理岩化灰岩、白云质硅质灰岩、灰岩 、板岩和千枚岩等组成。寒武系为泥岩、灰岩、粉砂岩、砂岩和磷块岩等。奥陶系为一套浅 海相碎屑 岩、碳酸盐岩。志留系为泥岩、砂岩、粉砂岩、灰岩、凝灰岩和熔岩等。泥盆系为套砾岩、 砂 岩、粉砂岩、灰岩、凝灰岩和熔岩等。石炭系主要由大哈拉军山组、阿恰勒河组和东图 津河组组成。大哈拉军山组为中酸性火山碎屑岩、中基性熔岩和砂砾岩等；阿恰勒河组为钙 质长石石英砂岩、钙质砂岩、生物灰岩、泥质、硅质灰岩、砾岩；东图津河组为杂色砂岩、 含砾砂岩、粗砂岩、钙质砂岩夹粉砂岩、灰岩、底部砾岩。区内侵入岩发育，从岩基、岩株 到岩墙均有出露，呈近东西向带状分布，以中酸性岩体最为发育，侵入时代主要为加里东晚 期和 海西期（Wang et al., 2007；龙灵利等，2008）。加里东期侵入岩主要分布于温泉县城南 部，以岩株状产出，岩性为花岗闪长岩和二长花岗岩。海西早期侵入岩分布在伊连哈比尔尕 和博罗科洛地区以岩株状产出，岩性主要为花岗斑岩、花岗闪长斑岩和闪长玢岩等；海西 中期花岗岩主要分布于阿拉套和博罗科洛地区，多呈岩株和岩基状产出，岩性为二长花岗岩 、花岗岩、花岗闪长岩、花岗斑岩和 流纹斑岩等；海西晚期花岗岩主要分布于伊利板块北缘 及阿吾拉勒地区，呈岩株和岩脉状产出，岩性为闪长玢岩、二长花岗岩、黑云母花岗岩、花 岗斑岩和流纹斑岩等。
        色勒特果勒斑岩_矽卡岩矿床位于新疆省精河县南偏东约60 km处（图1b）。位于冬吐劲弧间 盆地与博罗科努岛弧近交汇部位。研究区以北为阿拉尔前弧隆起，阿拉尔深断裂以及查岗果 勒巨大推覆体，以南为博罗科努岛弧及冬吐劲大断裂。矿区内出露的地层比较单一，为石炭 系东图津河组，主要由灰白色薄层状、厚层夹薄层状硅质岩、变质粉砂岩、硅质粉砂岩、钙 质粉砂岩、钙质长石砂岩以及薄层状灰岩组成。矿区内构造较发育，主要呈NNE向展布于色 勒特果勒沟，构造多为成矿前构造，对深部含矿岩浆及热液的上侵与交代成矿有利。矿区内 岩浆活动强烈，出露的岩体主要为黑云母花岗岩，闪长斑岩和石英闪长斑岩（图2）。黑云 母花岗岩在矿区内出露范围较广，大面积侵位于东图津河组地层之中，锆石LA_ICPMS显示其 年龄为（307±3） Ma （Zhang et al., 2016）。石英闪长斑岩（图3a）和闪长斑岩（图 3b）具有相同的锆石LA_ICPMS年龄，均为（302±3） Ma，并且都呈脉状侵入于黑云母花岗 岩及东图津河组地层中。
        矿区内的矿石矿物主要有黄铜矿、斑铜矿、辉铜矿、辉钼矿、磁黄铁矿和白钨矿；脉石矿物 主要是石榴子石、透辉石、符山石、绿帘石、绿泥石、角闪石、石英、方解石、绢云母等。 
        色勒特果勒围岩蚀变强烈，矿物种类繁多,蚀变以多期 、多阶段和后期蚀变叠加为特征，主要分为斑岩型蚀变和矽卡岩型蚀变。斑岩型蚀变发 育在斑岩体及其与花岗岩的接触带上，主要为石英_绢云母化、青磐岩化（绿泥石化、绿帘 石化）和微弱的碳酸盐化，其中石英_绢云母化为早期蚀变，受到了晚期绿泥石化，绿帘 石 化和碳酸盐化的叠加。斑岩自身遭受了较强烈的热液蚀变，岩体中的斜长石已经大部分蚀变 形成了绢云母，角闪石和黑云母等暗色矿物也大多蚀变形成了绿帘石或者绿泥石。矽卡岩型 蚀变主要发育在斑岩与灰岩的接触带上，除了主要的矽卡岩化以外，还有大理岩化、硅化、 绿泥石化、角岩化、碳酸盐化以及绢云母化的叠加。矿区矽卡岩可分为内矽卡岩和外矽卡岩 。 内矽卡岩呈几厘米到十几厘米的不规则脉体穿插于斑岩岩体之中（图3c），局部可以见到内 矽卡岩脉体之间的相互穿插。内矽卡岩主要由石榴子石、透辉石、符山石、硅灰石等无 水矽卡岩以及石英组成，几乎不含金属矿物。外矽卡岩在斑岩体与灰岩之间广泛发育，主要 矿物有石榴子石、透辉石、符山石、硅灰石、石英、绿帘石、绿泥石以及方解石。绿帘石和 绿泥石等后期形成的含水矽卡岩矿物通常交代早期矽卡岩阶段形成的石榴子石和透辉石等无 水矽卡岩矿物，并可以见到晚期石英脉穿插早期矽卡岩矿物形成的脉体（如石榴子石脉，图 3d）。
        色勒特果勒斑岩_矽卡岩型矿床的矿体主要产于闪长斑岩、石英闪长斑岩和接触带矽卡岩中 （图2）。斑岩体中的矿化主要由浸染状黄铜矿和辉钼矿、石英_黄铜矿_辉钼矿脉以及 片状的辉钼矿组成（图3a，b）。
        矽卡岩中矿化主要以石英硫化物为主，局部可见块状的硫化物，金属矿物组合主要以黄铜矿 和斑铜矿为主（图3e）。辉铜矿主要呈星点状在局部发育。矽卡岩中辉钼矿主要呈片状、浸 染状以及石英硫化物脉（图3f）产出。白钨矿主要与石英共生，零星发育于矽卡岩之中。
       石榴子石在色勒特果勒矿区的矽卡岩中大量发育，是矽卡岩中最主要的造岩矿物。根据离岩 体的距离，石榴子石会呈现出不同的颜色及分带。岩体周围的石榴子石主要为深红色，随着 离岩 体的距离变远，石榴子石的颜色也逐渐变浅 （Meinert et al., 2005; Chang and Meinert , 2008）。根据其颜色和形态的变化，色勒特果勒的石榴子石主要为3类（图2）： ① 内矽 卡岩及岩体周围的红色石榴子石； ②接触带矽卡岩中的棕色石榴子石； ③ 靠近灰岩的黄 绿色石榴子石。
       红色石榴子石主要分布在斑岩体内矽卡岩及靠近岩体十几米的范围内。在内矽卡岩生长裂隙 及晶洞中的红色石榴子石常常呈半自形_自形的菱形十二面体或四角三八面晶体（图4a）。 粒 径一般在0.5～2.0 mm之间。靠近岩体的外矽卡岩中的红色石榴子石一般形态不规则， 粒径也较小 ，有时呈浸染状分布。镜下红色石榴子石具有非均质性并可见较好的晶型，发育明显的锥状 双晶，薄片中表现为三连晶或者六连晶，锥顶多聚合在晶体中心，锥底面为其晶面（图4b） 。
棕色石榴子石在外矽卡岩中大量出现，大小不一，形态各异。粒径多数在0.5～3.0 mm之 间，个别较大的石榴子石粒径可达2 cm，镶嵌在其它矽卡岩矿物中间。棕色石榴子石多为 致密块状 ，有时以半自形_自形粒状集合体产出，也可见到呈浸染状或脉状分布的石榴子石（图4c） ，呈脉状分布的石榴子石被晚期石英脉截穿（图3d）。镜下棕色石榴子石呈非均质性，干涉 色灰到暗灰，具有明显的交代结构或 者残余结构，常常被晚期的石英、绿帘石、绿泥石等 含水矽卡岩矿物以及黄铜矿、辉钼矿等硫化物交代，有时绿帘石交代石榴子石呈假象产出。 后期交代作用不明显的石榴子石中可以见到清晰的振荡环带（图4d），在正交偏光镜下光性 异常明显，环带特性呈现黑白相间的干涉色，环带一般为几条，且环带宽度 不等，一般内带较宽外带较窄，反映石榴子石在形成 时流体成分以及氧逸度等条件有所变化（Jamtveit et al., 1993; 1995; Gaspar et al., 2008）。
        黄绿色石榴子石出现在矽卡岩的外带，靠近灰岩或者角岩的位置。一般在晶洞中或者矿物颗 粒间以自形的菱形十二面体或四角三八面晶体的粒状集 合体产出（图4e），粒径较均匀，在1 mm左右，也有 少数呈浸染状分布于矽卡岩之中。该阶段的石榴子石常常与晚矽卡岩阶段的石英、绿 帘石、绿泥石、方 解石等共生，具有明显的溶蚀结构。镜下黄绿色石榴子石具有非均质性，干涉色一级灰白， 无明显的环带及双晶（图4f）。
        本次研究的样品为采自色勒特果勒矿区内不同阶段的石榴子石、符山石、石英和方解石。将 采集的石榴子石以及石英等样品磨制成光薄片，经过详细的显微镜下鉴定，选择不同类型有 代表性的石榴子石进行电子探针测试分析，并对薄片中包裹体进行了激光拉曼分析。 
        流体包裹体激光拉曼在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点 实验室完成。激光拉曼分析仪器为Renishaw inVia Reflex型显微激光拉曼光谱仪，Ar+激 光 器，激光波长514.5 nm，激光功率60 mW，空间分辨率1～2 μm，光谱分辨率1.4波数/c m。
        色勒特果勒斑岩_矽卡岩中很多矿物中都发育有流体包裹体，包括斑岩体中的石英斑晶和石 英脉，早期无水矽卡岩中的石榴子石、符山石以及晚期矽卡岩中的石英脉。激光拉曼分析 测 试显示斑岩体里的石英、矽卡岩成矿早期的石榴子石（图5a）、以及成矿阶段的石英硫化物 脉（图5b）中流体包裹体的气相成分大部分都是以CH₄为主，说明形成矿床的成矿热液是 富CH₄的还原性流体。
        石榴子石主量元素的测试在中国科学院地球化学研究所矿床国家重点实验室完成，分析仪器 为EPMA 1600型电子探针。首先在显微镜下仔细观察，确定要做探针分析的石榴子石颗粒， 然后对薄片进行喷碳制样，最后在探针仪上对矿物进行成分分析。波谱分析时的测试条件为 加速25 kV，电流10 nA，电子束束斑10 μm。对石榴子石的电子探针波谱分析遵循从中心 向 边缘打点的规律，对没有环带的红色石榴子石与绿色石榴子石，打点较少，并且点与点之间 的间距较宽（1个石榴子石颗粒少于10个点），而对于有明显振荡环带的棕色石榴子石，为 了准确判断石榴子石之间的成分变化，打点较多且点与点之间的间距较窄（一个石榴子石多 于20个点）。色勒特果勒石榴子石样品电子探针分析结果见表1及图6。
        红色石榴子石的成分稳定，w(SiO₂)的变化范围在38.86%～40.12%之间，w (CaO)的变化不大，在36.40%～36.69%之间，w(Al₂O₃)较高，在20.04% ～21 .00%之间，w(FeO)较低，在3.52%～3.93%之间，MnO、TiO₂和MgO的含量较低 且变化范围不大。石榴子石从中 心向边缘的成分含量 几乎没有变化（图7a）。端员组分主要为钙铝榴石（86%～88%）,其次为钙铁榴石（8%～11% ），以及极少量的钛榴石、锰铝榴石、镁铝榴石和铁铝榴石。
       棕色石榴子石的成分变化极大，主要是受到振荡环带的影响，不同环带间的成分具有明显的 差异。w(SiO₂)变化范围在35.80%～39.09%之间，w(CaO)变化范围在3 1.87%～34.18%之间，w(Al₂O₃)的变化范围在9.69%～17.02 %之间，
         w(FeO)的变化范围8.72%～17.26%之间，Al₂O₃与FeO变化范围较大且具有明 显的负相关性（图7b），即富Al₂O₃的环带FeO含量较低。而富FeO 的环带Al₂O₃含量较低，据此特征，可将石榴子石的环带分为富铝环带和富铁环带。值 得注意的是，TiO₂的值虽然较低（小于1），但是变化范围较大，在电子探针面扫描图像 上可以明显看出TiO₂含量随环带变化而变化的特征（图8），TiO₂和Al 2O₃ 具有明显的正相 关性，反映石榴子石在形成过程中TiO₂的含量也随着流体成分、氧逸度等条件的不同 而变 化。棕色石榴子石的端员组分随着振荡环带的变化具有较明显的差异，属于钙铝榴石_钙铁 榴 石固溶体系列，以钙铝榴石为主（40%～70%），其次是钙铁榴石（22%～55%）以及极少量的 钛榴石、锰铝榴石、镁铝榴石和铁铝榴石(图6)。
        黄绿色石榴子石的成分相对稳定，w(SiO₂)的变化范围在38.53%～39.71%之间，w (CaO)的变化范围在35.98%～36.26%之间，w(Al₂O₃)为16.12%～18.45%，w (FeO)为6.41%～8.30%。其他元素含量较低且无明显变化。虽然变化范围不大，但是从 图中可以明显看出从中心向边缘 黄绿色石榴子石的Al₂O₃逐渐降低，而FeO逐渐 升高（图7c），显示形成黄绿色石榴子石的流体成分逐渐变化的一个过程。黄绿色石榴子石 主要为钙铝榴石（71.68%～78.24%）和钙铁榴石（16.60%～24.67%），以及少量其他端 员组分。
Rowins （2000）认为还原性斑岩型矿床相对于氧化性斑岩型矿床具有以下特征： ① 空间 上和成因

     上与含钛铁矿的还原性岩体有关； ② 成矿流体为含CH₄的还原性流体； ③ 缺少 原生的磁铁矿、赤铁矿以及石膏等高氧逸度矿物，却发育有大量的原生磁黄铁矿。
        色勒特果勒矿区出露的岩体主要有黑云母花岗岩、石英闪长斑岩和闪长斑岩。这些岩体中都 发现 了角闪石，而没有发现堇青石或者白云母等矿物，说 明这些花岗岩都是I型花岗岩（Zha ng et al., 2016）。在蚀变较弱的黑云母花岗岩中发现了大量 的钛铁矿而没有发现磁铁矿 ，钛铁矿大多呈自形晶镶嵌于黑云母中，也有一些钛铁矿自形分布于矿物颗粒之间。黑云母 新鲜无蚀变，且钛铁矿大多呈自形，说明钛铁矿是直接由岩浆结晶形成，而不是后期热液形 成。在矿化的石英闪长斑岩和闪长斑岩中未见钛铁矿，然而在斑岩中发现了很多的榍石 。最近Cao等（2015）发现包古图还原性斑岩矿床中一些钛铁矿的边缘被榍石交代，他 们 认为这些榍石是在低氧逸度的环境中由钛铁矿蚀变形成。因此，笔者认为与色勒特果勒斑 岩 铜钼矿相关的岩体均为还原性的钙碱性的I型花岗岩，在蚀变严重的斑岩体中可见钛铁矿被 蚀变形成榍石。
        激光拉曼数据显示色勒特果勒包裹体的气相成分除了少部分低温包裹体为H₂O外，大部分 为C H₄，说明这些流体都是富CH₄的还原性流体。关于还原性斑岩型矿床中CH₄的来源一直 是一个备受争议的问题。徐文刚等 （2012）认为还原性斑岩矿床流体中的CH₄可能来自临 近的S型花 岗岩的混染作用，但也不排除是经地球排气作用从地幔进入到地壳的可能性。Shen等Pan （2013）通过对比包古图斑岩型矿床的岩体与围岩的关系，认为CH₄是在岩浆上升和侵位 过程中 与含碳质的围岩发生水岩反应形成。Cao等（2014b）发现包古图矿床晚期岩浆流体除 了大量的CH₄还有一定量的CO₂，并认为这些甲烷是由CO₂通过费托合成而形成。Cao等 （2016）通过对岩体Sr_Nd_Pb以及锆石Hf_O同位素研究认为包古图岩体是来自地幔 与新生下地 壳的混合，而甲烷则是通过板片窗从下部还原的软流圈地幔直接进入岩浆的。色勒特果勒位 于西天山北缘博罗霍洛古生岛弧带，是准噶尔洋向伊犁板块俯冲时形成的斑岩的矿床，准噶 尔洋最后的闭合发生在早二叠世（Charvet et al., 2011; Shu et al., 2011），西天山石 炭纪之前的花岗 岩都是钙碱性的I型花岗岩（童英等，2010），因此可以排除甲烷是来自临近S型花岗岩的 混 染。色勒特果勒的围岩主要是石炭统东图津河组，为一套碳酸盐岩夹碎屑岩建造，虽然有实 验证明碳酸岩分解能够形成甲烷（Mccollom, 2003），但是生成气体是以CO₂为主，只有 极 少量的甲烷，不到0.001%，因此甲烷也不会来自于围岩。虽然，费托合成能够将CO₂还原 成 CH₄，但是同时也会生成许多乙烷、丙烷等高级烃类（Potter et al., 2004），这与色勒 特果 勒矿床检测到的气体全部为甲烷不符，即使在包古图矿床也只有很少一部分的乙烷（0.22% ）（Shen et al., 2010），因此色勒特果勒的甲烷也不可能形成于费托合成。包古图和色勒特果勒 矿床在晚期岩浆阶段都发现了高温的富CH₄的包裹体，说明这些甲烷可能是直接从岩浆中 分异出来的。大量的实验数据表明，CH₄无论在酸性岩浆还是基性岩浆中都具有很高的溶 解度，在还 原 性的岩浆中C的主要赋存形式就是CH₄（Mysen et al., 2009; Dasgupta et al., 2013） 。 说明还原性的岩浆可以携带大量的CH₄，在岩浆上升过程中，随着温度压力的降低和岩浆 的 结晶，还原性的流体可直接从岩浆中分异出来，形成还原性的斑岩型矿床，如包古图、宏远 、色勒特果勒等。
        综上所述，色勒特果勒在空间上和成因上都与还原性、含钛铁矿的岩体有关，而且成矿流体 都是富CH₄的还原性的流体，再加上色勒特果勒矿区没有发现原生的磁铁矿、赤铁矿以及 石 膏等高氧逸度矿物，而出现了大量的磁黄铁矿，笔者认为色勒特果勒是一个典型的还原性斑 岩_矽卡岩型矿床。
        石榴子石的化学成分能够反映其形成时的物理化学条件，具有标型特征指示意义，尤其是发 育振荡环带的石榴子石，其不同环带间成分的变化是流体演化的直接证据（Jamtveit et al ., 1993; Gaspar et al., 2008; Baghban et al., 2016）。Jamtveit等（1993）提 出矽卡岩中石榴子石成分环带的变化能够记录成矿热液连续变化的过程。Clechenko等（ 2003）通过对石榴子石不同环带做氧同位素分析，认为石榴子石的振荡环带的形成主 要 是由于不同流体交替作用的结果。色勒特果勒矿床的石榴子石属于钙铝榴石_钙铁榴石系列 ，与大 部分钙矽卡岩中的石榴子石成分相似，属于典型的接触交代成因。实验研究表明，在偏酸性 的 还原条件下，容易形成钙铝榴石，而且流体的pH值越低，越有利于碳酸盐矿物从围岩中萃取 更 多的Ca²⁺和Mg²⁺，因此进一步降低了出溶热液中Fe₂O₃的浓度；反之，在 碱性且相对氧化的 条件下，则易形成钙铁榴石，溶液的pH值越高，制约了碳酸盐矿物萃取成矿溶液中的Ca 2+和Mg²⁺，却为Fe的富集提供了条件（艾永福等，1981；王伟等，2016）。 
        色勒特果勒红色石榴子石的成分以钙铝榴石（>85%）为主,其次为钙铁榴石（8%～11%）， 以及极少量的钛榴石、锰铝榴石、镁铝榴石和铁铝榴石。说明这些石榴子石是在酸性还原的 条件下形成的。这与石榴子石中含有大量富CH₄的还原性流体包裹体相吻合。由于红色石 榴子石主要分布在内矽卡岩及岩体的周围，在矽卡岩阶段最早期形成，其形成以后并没有受 到后期岩浆热液的叠加，所以石榴子石的成分较稳定。
        棕色石榴子石的成分随着振荡环带的变化具有较明显差异，主要还是以钙铝榴石为主（40 %～70%），其次是钙铁榴石（22%～55%），以及少量的其他端员成分。从石榴子石电子扫面 图 像（图8）中可以看出，棕色石榴子石核部钙铝榴石含量高于钙铁榴石，说明形成石榴子石 的 早期流体是较还原的流体。然后从核部向边缘Al含量逐渐降低，而Fe含量逐渐升高，形成一 个富铁的环带。可能是由于还原性的流体在形成富铝的环带以后，流体里面的CH₄等挥发 分 逐渐流失导致流体氧逸度升高，Fe₂O₃含量增高，形成相对富Fe的环带。随着岩浆的再 次活动，富CH₄的还原性流体的叠加会再次导致富Al的环带的形成，随着流体中CH₄的流 失再次形 成富Fe的环带，周而复始，就会形成具有振荡环带的石榴子石。此外，从棕色石榴石电子扫 面图像(图8)中可以看出TiO₂和Al₂O₃具有明显的正相关性，说明棕色石榴子石在 形成过程中，Ti也是随着岩浆的活动而升高，这与岩体中发育大量的钛铁矿和榍石相吻合。 
        黄绿色石榴子石与红色石榴子石一样，主要为钙铝榴石（72%～78%）和少量钙铁榴石（17% ～25%）。说明这些石榴子石也是在酸性、还原的条件下形成的。 从图中(图7)可以明显看出，石榴子石从核部向边缘Al₂O₃逐渐降低，而FeO逐渐升高， 可能是由于形成黄绿色石榴子石的 流体中CH₄逐渐流失，从而导致流体氧逸度逐渐升高。黄绿色石榴子石主要分布在矽卡岩 与灰岩的接 触部位，是离岩体最远的区域。后期的岩浆活动形成的流体可能没有到达该石榴子石的位 置，导致其并没有形成振荡环带。
        (1) 色勒特果勒斑岩_矽卡岩型矿床中出露的岩体都是含钛铁矿、还原性的岩体，形成矿床 的流 体也都是富含CH₄的还原性流体，此外，大量磁黄铁矿的出现，均说明这是一个典型的还 原性的斑岩_矽卡岩矿床。
        (2) 石榴子石是色勒特果勒重要的矽卡岩矿物，具有明显的分带性：内矽卡岩及岩 体周围的红色石榴子石、接触带矽卡岩中棕色石榴子石和靠近灰岩的灰绿色石榴子石。
        (3) 不同类型的石榴子石成分都以钙铝榴石为主，其次为钙铁榴石、以及少量的钛榴石、锰 铝榴石、镁铝榴石和铁铝榴石，说明这些石榴子石都是在酸性还原的条件下形成的。棕色石 榴子石具有振荡环带并含有相对富Fe的环带，可能是在岩浆活动的间歇期，流体中CH₄的 流 失导致氧逸度升高，形成相对富Fe的环带。随着岩浆的再次活动，富CH₄的还原性流体的 叠 加会再次导致富Al环带的形成。黄绿色石榴子石从核部向边缘Al₂O₃逐渐降低，FeO逐 渐升高，可能是因为流体中CH₄的逐渐流失导致流体氧逸度逐渐升高而形成。    
志谢感谢中国冶金地质总局中南地质勘查院、 郝志强工程师及其他工作人员 对野外工作的大力支持和帮助； 感谢郑文勤老师对电子探针工作的指导； 感谢蔡佳丽老 师对包裹体工作的指导和帮助。