李昌昊,申萍,潘鸿迪,黄玮,曹冲,李晶.2017.新疆西准噶尔石屋斑岩型Cu-Au矿点地质特征、成矿流体及成矿潜力[J].矿床地质,36(4):816~836LI ChangHao,SHEN Ping,PAN HongDi,HUANG Wei,CAO Chong,LI Jing.2017.Geology, ore-forming fluids and potential of Shiwu porphyry Cu-Au spot in West Junggar, Xinjiang[J].Mineral Deposits36(4):816~836
DOi:10.16111/j.0258_7106.2017.04.003
新疆西准噶尔石屋斑岩型Cu_Au矿点地质特征、成矿流体及成矿潜力
（1 中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室， 北京100029； 2 中国 科学院大学， 北京100049； 3 长安大学地质科学与资源学院， 陕西 西安710054； 4 新疆维吾尔族自治区地质矿产勘查开发局 第一区域地质调查大队， 新疆 乌鲁木齐8 30000； 5 华北理工大学， 河北 唐山063000）
第一作者简介李昌昊， 男， 1992年生， 硕士研究生， 矿物学、岩石学、矿床学专业。 Email： lch81661079@sina.com
**通讯作者申萍， 女， 1964年生， 研究员， 博士生导师， 从事矿床学研究。 Emai l： pshen@mail.iggcas.ac.cn
收稿日期2016_04_06
本文得到国家自然科学基金项目（编号：U1303293、41272109、41390442）、中国科学院 重点部署项目（编号：KJZD_EW_TZ_G07）和国家“305”项目（编号：2011BAB06B01）联合 资助
摘要:石屋Cu_Au矿位于新疆西准噶尔巴尔鲁克山东北部，是近年发现的斑岩 型矿点。研究区发育闪长岩、石英闪长岩、石英闪长玢岩和英云闪长斑岩，成矿与晚石炭世 石英闪长玢岩 有关，矿化以细脉状和浸染状为主。热液蚀变包括钾化、硅化、电气石化、绿泥石化、绿帘 石化等。矿石矿物以黄铜矿和黄铁矿为主。含矿石英脉中的流体包裹体可分为富液相（Ⅰ型 ）、富气相（Ⅱ型）和含子矿物相（Ⅲ型）3类。成矿过程分为3个阶段：早阶段主要发育石 英、钾长石，均一温度集中在300～360℃，盐度分为中低盐度和高盐度2类；主阶段主要发 育 石英、黄铜矿和黄铁矿，均一温度为220～260℃，w(NaCleq)为0.5%～6.9%， 为中温低盐度流体，属于H2O_NaCl_CO2_C2H6_CH4体系；晚阶段发育石英和方解 石，均一温度集中在132～179℃，w(NaCleq)为0.2%～6.2%，为低温低盐度流 体，属于H2O_NaC l_CO2_CH4_C2H6体系。早阶段和主阶段硫化物的δ34S值为-0.2‰～+2.7 ‰，表明成矿物质源自岩浆。成矿流体温度、压力的下降和pH值的变化是导致矿质沉淀的主 要原因。与区域上大型_超大型斑岩铜矿对比研究，发现石屋铜金矿点在成矿时代、构造背 景和成矿岩体氧逸度方面与其相似，因此具有很大的成矿潜力。
关键词:
地球化学；流体包裹体；气相成分分析；硫同位素；西准噶尔；新疆
文章编号： 0258_7106 (2017) 04_0816_21 中图分类号： P618.41； P618.51 文献标志码：A
Geology, ore_forming fluids and potential of Shiwu porphyry Cu_Au spot
in W est Junggar, Xinjiang
in W est Junggar, Xinjiang
（1 Key Laboratory of Mineral Resources，Institute of Geology and Geophysics，Ch inese Academy of Sciences，Beijing 100029，China； 2 University of Chinese A cade my of Sciences，Beijing 100049，China； 3 College of Earth Sciences，Changan Un iversity，Xian 710054，Shaanxi，China； 4 No. 1 Regional Geological Survey Part y, Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development， Urum qi 8 30000， Xinjiang， China； 5 North China University of Science and Technology， Tangshan 063000， Hebei， China）
Abstract:The Shiwu Cu_Au ore spot which is located in the northeast of the Barluk Mountai ns is a newly discovered porphyry ore spot. Mineralization is associated with th e quartz diorite porphyry, and the host rocks include diorite, quartz diorit e, q uartz diorite porphyry and tonalite porphyry. Hydrothermal alterations include p otassic alteration, silicification, tourmalinization, chloritization and epidoti zation. Ore minerals mainly include chalcopyrite and pyrite. Fliud inclusions ca n be divided into three types: fluid rich type (Ⅰ_type), vapor rich type (Ⅱ_ty pe) and daughter minerals bearing type (Ⅲ_type) inclusions. Three stages of min eralization can be distinguished in the Shiwu ore spot. Abundant quartz and K_fe ldspar occurred at the early stage, homogenization temperatures of fluid inclusi ons are mainly in the range of 300～360℃, and salinities have two groups (high s alinity and middle_low salinity). Minerals of the main stage include quartz, cha lcopyrite and pyrite. Homogenization temperatures of fluid inclusions vary from 220℃ to 260℃, and salinities from 0.5% to 6.9%; ore_forming fluid which has mi ddle temperature and low salinity belongs to the H2O_NaCl_CO2_C2H6_CH4 system. Minerals of the late stage mainly include quartz and calcite. Homogeniz ation temperatures of fluid inclusions vary mainly from 132 to 179℃, and salini ties from 0.2% to 6.2%; ore_forming fluid which belongs to the H2O_NaCl_CO 2_CH4_C2H6 system has low temperature and low salinity. Sulfide δ34 S values which range from -0.2‰～+2.7‰ indicate that the sulfur came from ma gma. Associated with the fluid ascent, the decrease of temperature and pressure and change of pH seem to have been the factors resulting in the formation of the Shiwu Cu_Au ore spot. Based on the above research, we concluded that the Shiew u o re spot has similar mineralogenetic epoch, tectonic setting and oxygen fugacity with other porphyry Cu deposits in this region and hence it has enormous metallo genetic potentiality.
Key words:
geochemistry， fluid inclusion， gas composition analysis， sulfur isotope， W est Junggar， Xinjiang
新疆西准噶尔地区位于新疆西北缘，地处中亚成矿域腹地，是中亚造山带的重要组成部分， 长期以来被认为是中亚成矿域环巴尔喀什成矿带的东延部分（申萍等，2010；陈宣华等，20 11）。近年来的地质和勘探工作发现了很多矿床和矿点，如包古图Cu矿床（张连昌等，2006 ； 申萍等，2009；张锐等，2006；宋会侠等，2007；Shen et al.，2010a；2010b；2013b; Ca o et al.，2014a）、苏云河Mo矿床（钟世华等，2015；杨猛等，2015）、宏远Mo_Cu矿床（ 鄢瑜 宏等，2015）、吐克吐克Cu_Mo矿床（李永军等，2012；鄢瑜宏等，2014）以及加曼铁列克 德C u矿点（Shen et al.，2013a）。但是，这些发现多集中于达拉布特断裂两侧，而紧邻哈萨 克斯坦的巴尔鲁克地区则相对较少。
石屋位于新疆裕民县南东侧约50 km处, 是新疆地质矿产勘查开发局第一区域地质调查大队 最近发现的斑岩型Cu_Au矿点，还未曾有人系统报道过该矿点的成矿流体演化过程。本文通 过流体包裹体显微测温、激光拉曼光谱分析和流体包裹体气相成分分析，讨论成矿流体的性 质和演化过程，同时，进行硫同位素分析用于判断成矿物质的来源。根据前人对矿区岩石学 、地球物理、地球化学的研究，笔者认为该矿点具有很大的成矿潜力。
巴尔鲁克山地区位于南西准噶尔地区西部，出露地层以中泥盆统巴尔鲁克组、上泥盆统铁列 克提组和下石炭统包古图组为主（图1）。区域断裂构造复杂，主干断裂为北东向大型左行 走滑的巴尔鲁克断裂，其与达拉布特断裂、玛依勒断裂构成了与中亚成矿域西部总体构造线 方向极不协调的西准噶尔成矿带“多"字型构造体系（陈宣华等，2011）。区域上侵入岩出 露 广泛，大致可分为石炭纪和二叠纪2个阶段：前者主要由岩墙状、岩株状的橄榄岩、辉长岩 、闪长岩、石英闪长岩等组成；后者由闪长岩、石英闪长岩、二长花岗岩等组成（陈晔等， 2006）。另外，沿巴尔鲁克断裂分布一条断续延伸超过50 km的巴尔鲁克蛇绿混杂岩，由数 十个大小不一的岩体组成（图1）。这些岩体多呈透镜状、串珠状和小岩株状分布于中泥盆 统巴尔鲁克组和上泥盆统铁列克提组中，蛇绿混杂岩中玄武岩的地球化学特征表明其形成于 弧后盆地的海山环境（杨高学等，2012）。
地表矿化主要发育在闪长岩、石英闪长岩、石英闪长玢岩和地层中，从南到北共3条矿化带 ，矿化带最长延伸可达1.5 km，宽约300 m（图2a）。铜矿化主要发育在矿区北部，以孔雀 石化、黄铁矿化为主，可见少量黄铜矿化；矿区南部以金矿化为主，局部可达2 g/t（胡洋 ， 2016），地表发育大量黑色电气石脉、黄铁矿和少量黄铜矿，其中的黑色电气石脉与金矿化 关系密切。
矿区发育的矿化及围岩蚀变与石英闪长玢岩密切相关，目前识别出的蚀变类型主要有钾化、 电气石化、硅化、绢云母化、青磐岩化和碳酸盐化，其中，钾化主要包括钾长石化、黑云母 化，青磐岩化主要包括绿泥石和绿帘石化，但以绿泥石化为主，此外硅化和碳酸盐化出露也 十分广泛。矿化类型以脉状、细网脉状和浸染状为主，常见脉系有钾长石_石英脉（图3a ）、电气石（_石英）脉、石英_电气石脉、石英_绿帘石（_黄铜矿）脉、石英_绢云母脉、 电气石_黄铜矿_黄铁矿脉（图3b）、石英_电气石_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_黄铜矿_黄铁矿 脉（图3c）、石英_黄铁矿_黄铜矿脉、石英_绿泥石_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_绿泥石脉、方 解石（_石英）_绿泥石脉（图3d）、方解石脉。矿石矿物主要为黄铜矿和黄铁矿，偶见闪锌 矿和方铅矿，黄铜矿常与黄铁矿相伴生，主要以脉状、细网脉状和浸染状产出。脉石矿物主 要为石英、钾长石、电气石、绿泥石、绿帘石和方解石。矿石结构主要为半自形_他形粒状 结构（图3e、f），矿石构造主要为浸染状（图3f）、脉状（图3e）和细脉浸染状。
鉴于矿化与石英闪长玢岩相关，具有斑岩型矿床常见的钾化、硅化、绿泥石化和绿帘石化等 ，并且矿化以浸染状、细脉浸染状和脉状出现，所以笔者将石屋Cu_Au矿初步确定为斑岩型 矿床。
石屋Cu_Au矿成矿过程可分为3个阶段：① 早阶段主要为钾化，脉石矿物包括石英、钾长石 、黑云母和方解石，其中钾长石主要以交代斜长石形式出现，但也有部分以脉状产出，热液 黑云母则主要以交 代原生的角闪石形式呈片状集合体出现，但未见呈脉状产出的热液黑云母 ，并且伴随着钾长石化和黑云母化，常有磁铁矿析出，方解石较少，主要以脉状出现，并可 见 其被稍晚的石英_绢云母脉截切。另外，虽然未能发现石英_电气石脉与其他脉体的穿插关系 ， 但是由于石英_电气石脉中流体包裹体的均一温度较高，并且在钾化蚀变中电气石常作为次 要矿物出现（Sillitoe，2010），因此，推测早阶段已有电气石出现。早阶段矿石矿物主要 包括浸染状产出的黄铁矿和少量的黄铜矿。主要脉系类型包括钾长石_石英脉、石英_电气石 脉（图4a）、方解石（_硬石膏）脉（被后期石英_绢云母脉截切，图4c）和石英脉，脉宽从 0.5～1.5 cm。② 主阶段主要为硅化、绢云母化和绿泥石化，脉石矿物有石英、绢云母、 电气 石、绿帘石和绿泥石，其中，绿帘石常与绿泥石共生，以交 代原生矿物的形式出现，但也有少 数以细脉产出，绢云母则主要与斜长石蚀变有关或呈脉状出现，电气石 多以脉状形式出现，而这一阶段广泛出现的绿泥石部分以交代原生矿物形式出现，部分则沿矿物边缘或裂隙产出 。这一阶段是成矿的主要阶段，矿石矿物以浸染状、（细）脉状和细脉浸染状的黄铜矿、黄 铁矿为主。主要脉系类型包括石英_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_绢云母脉（图4d）、 石英_ 绿泥石_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_绿帘石脉（_黄铜矿）脉（被后期方解石细脉截切，图4e） 、石英_电气石_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_黄铁矿_黄铜矿脉和电气石_石英_绿泥石_黄铁矿脉 （被后期方解石大脉截切，图4g），脉宽从0.4～0.8 cm。③ 晚阶段主要为碳酸盐化， 脉石矿物主要为石英、方解石和绿泥石。其中，方解石主要呈脉状 出现，绿泥石则主要以浸染状出现，但在脉中也有出现。矿石矿物主要包括脉体中以浸染状产出的黄铁矿和少量的黄铜 矿。主要脉系类型包括石英脉、方解石_绿泥石脉（图4b）、方解石_石英_绿泥石脉、方解 石（细）脉（图4f～h）和石英_黄铁矿脉，脉宽2～4 cm。矿物生成顺序见表1。
显微测温分析首先在显微镜下鉴定不同成矿阶段的包裹体特征及划分包裹体类型 。然后在 Linkam THMS600型冷热台上进行显微测温，冷热台温度控制介于-196～500℃。测定均一温 度 时，升温速率控制在8～20 ℃/min，在相变点附近升温速率控制在1～2 ℃/min，当包裹体 达到均一后仍要继续升温5～10℃；测定冰点温度时，开始的降温速率为8 ℃/min，在回温 至冰晶接近消失时升温速率一般控制在0.1～0.5 ℃/min。对每个流体包裹体都进行均一 温度和冰点温度的测定。
激光拉曼光谱分析使用法国HORIBA Scientific生产的LabRam HR800激光共焦显 微拉曼光 谱仪完成。仪器使用Ar+离子激光器，波长532 nm，输出功率为44 mV，所测光谱的计数时 间为3 s，每1 cm-1（波数）计数1次，100～4000 cm-1全波段1次取峰，激 光束斑大小约1 μm，光谱分辨率≤0.65 cm-1。
群体包裹体气相成分分析将样品粉碎至40目，经过筛分、清洗晒干、磁选后，在 双目镜下 挑选，得到纯度大于99%的石英单矿物样品，在Prisma TM QMS200型四极质谱仪上进行气相 成分分析，具体操作方法及流程参见朱和平等（2003）。
硫同位素分析从成矿早阶段和主阶段中挑选浸染状、细脉状及与电气石或石英呈 脉状相伴 生的黄铜矿、黄铁矿进行硫同位素分析，并对同一样品中的黄铜矿、黄铁矿均进行分析，以 确定硫同位素分馏是否达到平衡。硫同位素分析测试在中国科学院地质与地球物理研究所稳 定同位素实验室完成。分析采用V2O5法，将硫化物与V2O5在高温下反应生成SO2 ，再用质谱仪测定其中的硫同位素。
富液相包裹体（Ⅰ型）（图5a）室温条件下为气液两相，气相分数小于50%，主 要集中于1 0%～30%，升温后以气相的消失达到均一。多以长柱状、椭圆状和不规则状产出，长轴长度 在 3～16 μm之间，主要集中于4～8 μm。该类型包裹体在成矿各阶段均有发育，尤以成矿主 阶段和成矿晚阶段最为发育。
富气相包裹体（Ⅱ型）（图5b）室温条件下为气液两相，气相分数大于50%，集 中在55%～7 0%，升温后以液相消失而达到均一。多以椭圆状和不规则状产出，长轴长度在4～15 μm之 间，主要集中在4～7 μm。该类型包裹体出现在成矿早阶段和主阶段。
含子矿物包裹体（Ⅲ型）（图5c、d）室温条件下为气液固三相，气相分数10%～ 30%，升温 后气泡先消失，并以子矿物的消失达到均一，但部分包裹体升至500℃时子矿物仍未消失 。包裹体以椭圆形和不规则状产出，长轴长度集中于4～10 μm，主要集中于5～8 μm。子 晶 个数多为1个，少量包裹体含有2个子晶，子晶以石盐为主，但也有赤铁矿、黄铜矿、方解 石子晶（图7a～c、e）。该类型包裹体只出现在成矿早阶段。
根据划分的3个成矿阶段，笔者对每个成矿阶段中不同的脉系进行了流体包裹体研究，结果 显示：早阶段脉系中的包裹体相对较大，大小4～16 μm，主要集中在5～8 μm；主阶段各 类 脉系中包裹体数量较多，但个体略小于早阶段脉系中的流体包裹体，大小为3～14 μm，主 要 集中在4～7 μm；晚阶段各类脉系中流体包裹体普遍较小，大小为4～12 μm，主要集中 在4～6 μm。
早阶段石英脉内的流体包裹体以Ⅰ型、Ⅱ型、Ⅲ型包裹体为主。Ⅰ型包裹体主要为椭圆形或 长柱状，大小4～8 μm，气相分数10%～45%，流体包裹体均一温度为290～396℃，w( NaCleq)为4.3%～23.1%，流体密度为0.61～0.89 g/cm3，捕获压力介于261 ×10 5～408×105 Pa。Ⅱ型包裹体主要为椭圆形，大小4～8 μm，气相分数为55%～70%，流 体包裹体均一温度为302～375℃，w(NaCleq)为2.7%～17.1%，流体密度为0.6 4～0.81 g/cm3，捕获压力介于220×105～444×105 Pa。Ⅲ型包裹体多呈椭圆形 和不规则状出现，大小3～15 μm，以子晶的消失达到均一，均一温度为341～458 ℃。但是，有少量子矿物升温至500℃时仍未消失。
早阶段方解石脉内的流体包裹体个体较大，包裹体以Ⅰ型包裹体为主，也存在少量Ⅱ型包裹 体。Ⅰ型包裹体主要为椭圆形，大小集中于5～16 μm，气相分数10%～45%，流体包裹体均 一 温度为297～347℃，w(NaCleq) 为0.7%～1.9%，流体密度为0.61～0.73 g/c m3，捕获压力介于202×105～223×105 Pa。Ⅱ型包裹体为椭圆形和长柱状，大小7～ 14 μm，气相分数50%～60%，流体包裹体均一温度为340～376℃，w(NaCleq)为1 .6%～3.4%，流体密度为0.59～0.64 g/cm3，捕获压力介于227×105～286×105 Pa。
早阶段石英_电气石脉内的流体包裹体以Ⅰ型包裹体为主，也可见Ⅱ型和Ⅲ型包裹体。Ⅰ型 包裹体主要为椭圆形，大小4～5 μm，气相分数10%～40%，流体包裹体均一温度为292～410 ℃，w(NaCleq) 为0.9%～3.7%，流体密度为0.13～0.76 g/cm3，捕获压力 介于217×105～287×105 Pa。Ⅱ型包裹体为椭圆形和不规则形，大小4 μm，气相分数 50%～60%，流体包裹体均一温度为324～396℃，w(NaCleq)为2.9%～4.5% ，流 体密度为0.56～0.69 g/cm3，捕获压力介于239×105～321×105 Pa。Ⅲ型包裹体 主要为椭圆形，大小5～8 μm，子矿物升温至500℃时仍未消失。
主阶段石英_电气石_黄铜矿_黄铁矿脉中发育Ⅰ型和Ⅱ型包裹体。Ⅰ型包裹体主要为长柱状 、椭圆形和不规则状，大小3～13 μm，气相分数10%～40%，均一温度为179～273℃，w (NaCleq)为0.5%～7.2%，流体密度为0.77～0.92 g/cm3，捕获压力介于114×1 05～210×105 Pa。Ⅱ型 包裹体主要为椭圆形，大小3～5 μm，气相分数55%～90%，流体包裹体均一温度为223～293 ℃ ，w(NaCleq)为0.5%～5.3%，流体密度为0.74～0.86 g/cm3，捕获压力介 于158×105～200×105 Pa。
主阶段石英_黄铜矿_黄铁矿脉中仅发育Ⅰ型包裹体，流体包裹体以椭圆形、长柱状及不规则 状为主，大小4～12 μm，主要集中在5～7 μm，气相分数10%～45%，流体包裹体均一温度 为18 5～272℃，w(NaCleq)为1.22%～22.4%，流体密度为0.80～1.00 g/cm 3，捕获压力介于134×105～378×105 Pa。
主阶段石英_绿泥石_黄铁矿_黄铜矿脉中仅发育Ⅰ型包裹体，流体包裹体主要为长柱状、椭 圆形，大小3～15 μm，气相分数10%～40%；均一温度为175～277℃，w(NaCleq) 为1.2%～6.9%，流体密度为0.76～0.93 g/cm3，捕获压力介于123×105～198×10 5 Pa。
主阶段石英_黄铁矿_黄铜矿脉中只发育Ⅰ型包裹体。包裹体以椭圆形、长柱状和不规则状为 主，大小4～13 μm，气相分数10%～45%，均一温度为168～257℃，w(NaCleq)为 0.9%～6.3%，流体密度为0.81～0.92 g/cm3，捕获压力介于120×105～195×105 Pa。
晚阶段石英_黄铁矿脉中仅发育Ⅰ型包裹体，形态以长柱状、椭圆形为主，大小4～13 μm， 气相分数小于40%，均一温度为130～195℃，w(NaCleq)为0.3%～6.2%，流体密 度为0.88～0.95 g/cm3，捕获压力介于82×105～167×105 Pa。
晚阶段石英脉中仅发育Ⅰ型包裹体，以长柱状和不规则状为主，大小4～12 μm，气相分数1 0%～40%，均一温度为130～185℃，主要集中在135～160℃，w(NaCleq)为0.2% ～4.5%，流体密度为0.89～0.95 g/cm3，捕获压力介于84×105～138×105 Pa。
晚阶段方解石_绿泥石脉中仅发育Ⅰ型包裹体，以椭圆形为主，大小4～12 μm，气相分数为 1 0%～40%，均一温度为135～158℃，w(NaCleq)为0.4%～2.4%，流体密度为0.9 2～0.95 g/cm3，捕获压力介于83×105～112×105 Pa。
通过流体包裹体计算成矿压力和深度存在一定困难，因为流体包裹体圈闭可能在静水压力和 静岩压力间变化（Bouzari et al.，2006）。根据所测得的均一温度和冰点温度，通过计算 进一步获得了各阶段流体捕获压力（邵洁涟等，1986）：早阶段脉体中不同脉系捕获压力介 于 202×105～444×105 Pa，但主要小于321×105 Pa；主阶段脉体中不同脉系捕获压力 介于114×105～378×105 Pa，但主要小于210×105 Pa；晚阶段脉体中不同脉系捕获 压力介于82×105～167×105 Pa，但多数小于138×105 Pa。由于没有发现沸腾包裹 体，因此，得到的压力均为最小捕获压力。总体来看，石屋Cu_Au矿成矿过程为一个减压 过程，从早阶段到晚阶段，成矿压力逐渐降低。已有的研究表明，成矿深度小于5 km的成矿 系统普遍处于静水压力下（Si bs on，1987；Sibson et al.，1988；Cox，1995）。根据深度_压力计算公式（Sibson，1994 ），石屋Cu_Au矿区早阶段脉体形成深度在2.02～3.21 km，主阶段脉体形成深度在1.14 ～2.10 km，晚阶段脉体形成深度在0.82～1.38 km。
由于早阶段流体中存在含赤铁矿子晶的流体包裹体，早阶段流体应该为一种高氧逸度流体。 群体包裹体气相成分分析表明，主阶段和晚阶段流体中都具有CH4和C2H6，表现出了 一定的 还原性，分别属于H2O_NaCl_CO2_C2H6_CH4体系和H2O_NaCl_CO2_CH4_C2 H6体系，并且主阶段 的C2H6含量略高于晚阶段的C2H6含量。在地质过程中，CH4等还原性气体产生的 方式主要有 微生物作用、有机物热分解作用和非生物作用（包括费托反应、地幔去气作用），并且 由有机质热分解形成的还原性气体中的 CH4/C2H6＜100，而费托反应很难形成C2H6等高碳
注： “-"表示未检出； “*"表示仅供参考；比值单位为1。
数 烷烃（Ueno et al.，2006；Liu et al.， 2006；Fiebig et al.，2007）。在斑岩型矿 床中，CH4等还原性气体 的来 源主要被认为是有机质热分解（Shen et al.，2015；李昌昊等，2017）和费托反应（ Cao et al.，2014b）。石屋Cu_Au矿成矿流体中CH4/C2H6比值为0.79～5.96 ，并且含 有较多的C2H6。因此，笔者认为成矿流体中的还原性气体主要来自于地层有机质热分解 ，而非费托反应。
本次测试得到的早阶段流体分为高盐度和中低盐度流体2类，中低盐度流体盐度集中在0.7% ～21.4%，考虑到高压条件下出溶流体初始盐度很高，即使盐度会随着结晶作用的进行而降 低，但很难降到0.7%左右，因此，笔者认为流体出溶时更可能处于中_低压环境。对于早阶 段的高盐度流体，因为含子矿物包裹体的均一方式为以子矿物的消失达到均 一，推测这类包 裹体形成于过压条件下（Cline et al.，1994），其可能的演化过程为：早阶段中低盐度流 体 形成于裂隙发育的条件下，但是随着热液流体的结晶沉淀，裂隙逐渐封闭压力逐渐升高，当 处于过压状态时，便形成了这种以子矿物的溶解达到均一的包裹体。当然，这类包裹体也可 能 是不均一捕获的结果。同时，早阶段流体密度较低（0.56～0.82 g/cm3），这一特 点为流体向 上扩散提供了动力。随着流体向上运移，流体由于水岩反应产生大规模围岩蚀变，整个流体 的物理化学条件发生较大改变，使得 成矿物质发生快速沉淀，该过程可能是导致主阶段 和晚阶段温度相近的原因（表3）。
在成矿流体氧逸度演化方面，由于早阶段含石英矿脉中包裹体数量有限，未能得到早阶段石 英中流体包裹体气相成分分析结果，但是通过单个包裹体激光拉曼分析表明，早阶段流体包 裹体中存在赤铁矿子晶，所以早阶段流体可能为一种高氧逸度流体。主阶段流体包裹体气相 成分分析表明，该阶段CH4+C2H6含量较高，表现出了一定的还原性。晚阶段流体包裹 体中CH4 +C2H6总量较主阶段略微降低，CO2含量比主阶段略微升高（表4），这表明从主阶段 到晚阶 段成矿流体从具有一定还原性的流体向氧化性流体转变。推测这一变化可能是由经常出现在 斑岩成矿晚阶段的流体混合现象引起的（Zhou et al.，2015；陈伟军等，2010；李光明等 ，2007），但是黑云母转变为绿泥石可能对这一变化也有贡献，黑云母中的Fe3+可以 作为氧化剂将CH4氧化成CO2而自身还原成Fe2+（式（1），Tarantola et al.，2 009）。
CH4+12Fe2O3→CO2+8Fe3O4+2H2O(1)
在成矿机理研究中，流体的沸腾作用和混合作用受到了专家学者们的广泛关注，许多资料表 明流体沸腾和流体混合在矿床形成过程中起了重要作用（吴华英等，2010；钟军等，2011； 王国瑞等，2014；谢玉玲等，2005；鄢瑜宏等，2015；钟世华等，2015）。然而在本文中， 石屋Cu_Au矿各个阶段中均未能发现明显的流体沸腾证据，所以流体沸腾作用对该矿点形成 所起的作用还不能确定。在热液矿床中，成矿物质主要以易溶络合物形式迁移，其中又以氯 的络合物和硫的络合物最为重要，仅就斑岩型铜矿而言，Cu在流体中主要以Cl的络合物形式 迁移（Hezarkhani et al.，1999）。氯的络合物分解原因主要包括：稀释作用、降温、降 压、H2S浓度增加（+Δm2-s）、pH值增大（+ΔpH）、氧逸度降低（- ΔO2）和氯 化物浓度减小，其中，降温对矿物沉淀的影响最大（张德会，1997a；1997b）。但是已有的 研究也表明，温度对矿物溶解度的影响十分复杂，单纯的降温作用只能使黄铁矿沉淀却不能 使黄铜矿、方 铅矿、闪锌矿等发生沉淀（Bourcier et al.，1987；Gammons et al.，1989；Spycher et al.，1989）。石屋Cu_Au矿早阶段流体氧逸度、温度较高，并且早阶段存在石盐与黄铜矿共 存的含子矿物包裹体，这表明成矿元素的运移与高盐卤水密切相关（图7a）。随着流体向上 运移，流体的温度及所受压力降低，流体中出现了CH4等还原性气体，表明氧逸度降低 (-ΔO2）。此外，流体在上升过程中与围岩发生水_岩反应(式（2）、式（3），朱永峰， 2012)，使得矿区内形成了大规模的绿泥石化和部分绢云母化，这一过程使流体中的H+ 被大量消耗。上述这些因素使得Cl的络合物在流体上升过程中发生分解，导致了矿质的大规 模沉淀。
2K(Mg、Fe)3AlSi3O10(OH)2(黑云母)+4H+→
Al(Mg、Fe)5AlSi3 O10(OH)8(绿泥石)+(Mg、Fe)2+
+2K++3SiO2 （2）
3KAlSi3O8(钾长石)+2H+→KAl2AlSi3O10(OH)2
(绢云母)+2 K++6SiO2（3）
通过流体包裹体盐度_温度双变量图解（图9），将石屋Cu_Au矿点的流体演化及矿质沉淀过 程总结如下：流体在早阶段为中高温_中低盐度流体，早阶段中出现的中高温_高盐度流体可 能与过压环境有关。主阶段流体表现为中温_低盐度流体，该阶段温度和盐度逐渐降低，由 于成矿流体上升导致的降温、降压现象和流体与围岩发生的水岩反应导致的pH值变化造成了 成矿物质的大规模沉淀。晚阶段的流体表现为低温_低盐度。
（2） 石屋Cu_Au矿点流体包裹体包括富液相（Ⅰ型）、富气相（Ⅱ型）和含子矿物相（Ⅲ 型 ）包裹体。早阶段3种包裹体均有发育，主阶段只发育Ⅰ型、Ⅱ型包裹体，晚阶段只发育Ⅰ 型包裹体。早阶段均一温度集中在300～360℃，为中高温流体，w(NaCleq)为中 低盐度（0.7%～21.4%）和高盐度（＞41.6%）；主阶段均一温度集中在220～260℃，w (NaCleq)为0.5%～6.9%，为中温低盐度流体，属于H2O_NaCl_CO2_C2H6_ CH4体系；晚阶段均一温度为132～179℃， w(NaCleq)为0.2%～6.2%，为低温低盐度流体，属于H2O_NaCl_CO2_CH4_ C2H6体系。成矿流体温度和压力的降低及pH值的变化是矿质沉淀的主要原因。
（3） 石屋Cu_Au矿点与区域上的大型_超大型斑岩铜矿具有相近的成矿年代，相似的构造背 景，并且成矿岩浆具有较高的含水量和氧逸度。因此，笔者认为石屋Cu_Au矿具有很大的成 矿潜力。
志谢本文野外工作得到新疆地质矿产开发局第一区域地质调查大队的支持和帮 助；流体 包裹体研究和硫同位素分析分别得到了中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室 和稳定同位素实验室的帮助；审稿人提出的宝贵意见让笔者受益匪浅；在此表示诚挚的感谢 ！
石屋位于新疆裕民县南东侧约50 km处, 是新疆地质矿产勘查开发局第一区域地质调查大队 最近发现的斑岩型Cu_Au矿点，还未曾有人系统报道过该矿点的成矿流体演化过程。本文通 过流体包裹体显微测温、激光拉曼光谱分析和流体包裹体气相成分分析，讨论成矿流体的性 质和演化过程，同时，进行硫同位素分析用于判断成矿物质的来源。根据前人对矿区岩石学 、地球物理、地球化学的研究，笔者认为该矿点具有很大的成矿潜力。
1区域地质背景
新疆西准噶尔地区位于准噶尔盆地西部，区域地层可分为早古生代变质基底和晚古生代火山 _沉积地层（Zhu et al.，2013）。在早古生代变质基底中，存在2条蛇绿岩带：塔津—塔尔 巴哈台—洪古勒楞蛇绿岩带和唐巴勒—白碱滩—百口泉蛇绿岩带（Zhu et al.，2015）；在 晚古生代火山_沉积地层中，西准噶尔南部地区以泥盆系—石炭系海相沉积岩和火山岩为主 ，泥 盆系主要分布在玛依勒断裂以西，石炭系主要分布在达拉布特河两岸（申萍等，2009；图1 ）。区域上断裂构造发育，以北东向断裂为主，由东到西依次为达拉布特断裂、玛依勒断裂 和巴尔鲁克断裂（图1）。区域上花岗岩类发育，主要可分为2种类型：一类为海西中晚期（ ～300 Ma）巨大的花岗岩基（沈远超等，1993；Chen et al.，2005；苏玉平等，2006）， 主 要有庙尔沟岩体、克拉玛依岩体、阿克巴斯套岩体、哈图岩体、铁厂沟岩体和红山岩体；另 一类为小型中酸性岩体，时空分布范围广泛，尤以晚石炭世—早二叠世小岩体与斑岩矿床关 系最为紧密（图1）。本文研究的石屋Cu_Au矿就产于小型中酸性侵入体中。
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图 1新疆西准噶尔地区区域地质图（据沈远超等，1993修改；蛇绿岩年龄数据引自Jian e t al.，2005；Xiao et al.，2008； 徐新等，2006；Zhao et al.，2013） 1—第四系； 2—侏罗系； 3—二叠系； 4—石炭系； 5—泥盆系； 6—志留系； 7—奥陶 系； 8—二叠纪花岗岩； 9—石炭纪花岗岩； 10—石炭纪 闪长岩脉； 11—晚志留 世—早泥 盆世侵入体； 12—蛇绿岩； 13—断裂； 14—南、北准噶尔分界线； 15—国界； 16—铜 矿床（点）； 17—钼矿床 （点）； 18—金矿床（点） Fig. 1Geological map of the West Junggar region (modified after Shen et al., 1 993； the age of ophiolite after Jian et al.，2005； Xiao et al.，2008； Xu et al.，2006； Zhao et al.，2013) 1—Quaternary； 2—Jurassic； 3—Permain； 4—Carboniferous； 5—Devonian； 6—S ilurian； 7—Ordovician； 8—Granite of Permian； 9—Granite of Carboniferous； 10—Diorite of Carboniferous； 11—Intrusions of Late Silurian—Early Devonian； 12—Ophiolite； 13—Fault； 14—Division line of north and west Jungga r； 15—National boundary； 16—Copper deposit (ore spot)； 17—Molybdenite deposit (ore spot)； 18—Gold deposit (ore spot) |
2矿床地质特征
石屋斑岩型Cu_Au矿位于新疆西准噶尔地区巴尔鲁克断裂南东侧。矿区地层出露简单，主要 为中泥盆统巴尔鲁克组和下石炭统包古图组（图2a）。 巴尔鲁克组上段主要由凝灰质粉砂岩 、长石岩屑砂岩、晶屑岩屑凝灰岩、沉凝灰岩组成，下段主要由灰绿色熔结凝灰岩、沉火山 凝灰岩、灰绿色安山质火山角砾岩和安山岩组成；包古图组主要由灰色细粒长石岩 屑砂岩、灰色凝灰质粉砂岩、凝灰岩不均匀互层夹灰岩透镜体组成。在矿区地层中发现2类安山岩， 一种基质具有交织结构，另一种基质为火山玻璃。矿区内断裂构造发育，主要为北东向和近 东西向断裂。石屋矿区岩体发育，包括闪长岩、石英闪长岩、石英闪长玢岩和少量的英云闪 长斑岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩，以闪长岩和石英闪长岩为主，石英闪长玢岩出现在矿区 中部，英云闪长斑岩出现在矿区最南侧（图2a）。闪长岩具有半自形粒状结构，以细粒为主 （0.7～1.3 mm），主要矿物有斜长石（60%～70%）、角闪石（约15%）、钾长石（约5%） 和石英（约5%）。斜长石为自形长柱状产出，发育聚片双晶，少数斜长石发育环带结构，常 见斜长石绢云母化，角闪石发生绿泥石化和绿帘石化，石英多数以他形充填在已有矿物之间 。石 英闪长岩具有半自形粒状结构，以细粒为主（0.7～1 mm），主要矿物有斜长石（50%～60% ）、 角闪石（10%～15%）、钾长石（约5%）和石英（10%～20%）。斜长石长柱状产出，发 育 聚片双晶，常发生绢云母化，角闪石发生绿泥石化和绿帘石化，石英以他形充填在先存矿物 之间。石英闪长玢岩具有斑状结构，斑晶约占总体积的60%，主要有斜长石（35%～40%，直 径 一般小于2.5 mm）、钾长石（约10%）、角闪石（约10%），斜长石发生弱绢云母化，角闪 石 几乎全部蚀变为绿泥石或绿帘石；基质约占总体积的40%，主要以石英（20%～25%）和微晶 斜 长石（约15%）为主。英云闪长斑岩具有斑状结构，斑晶有斜长石（约50%）、角闪石（约10 %）、黑云母（约10%）、石英（约5%）和少量钾长石，基质则以石英（约25%）为主。根据S IMS锆石U_Pb定年，石英闪长玢岩和英云闪长斑岩的年龄分别为（310.4±2.3） Ma和（31 0.1±2.4） Ma（Li et al.，2016；图2b）。矿区内岩脉发育，主要为闪长岩脉、石英霏 细岩脉和辉石橄榄岩脉，走向与矿区内构造断裂方向基本一致，为北东向或近东西向（图 2a）。
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图 2石屋Cu_Au矿点矿区地质图(a)和A_A实测剖面图(b) 1—第四系冲积层、砂、砾、松散堆积物； 2—第四系洪冲击砂、砾、亚黏土； 3—下石炭 统包古图组上段； 4—中泥盆统巴尔鲁克组上段； 5—中泥盆统巴尔鲁克组下段； 6—花岗 斑岩； 7—英云闪长斑岩； 8—花岗闪长斑岩； 9—石英闪长岩； 10—石英闪长玢岩； 11 —闪长岩； 12—闪长岩脉； 13—石英霏细岩脉； 14—石英电气石脉； 15—断层 、推测断层； 16—实测剖面； 17—矿化范围； 18—采样点及编号； 19—矿化带及 编号 Fig. 2Geological map of the Shiwu Cu_Au ore spot in the Barluk region (a) and geological section along A_A line (b) 1—Alluvium, sand, gravel and debris of Quaternary； 2—Alluvial sand, gravel and clay of Quaternary； 3—Upper Baogutu Group of Lower Carboniferous； 4—Upper B aerl uke Group of Middle Devonian； 5—Lower Baerluke Group of Middle Devonian； 6—G rani te porphyry； 7—Tonalite； 8—Granodiorite porphyry； 9—Quartz diorite； 10— Quartz d iorite porphyry； 11—Diorite； 12—Diorite dyke； 13—Quartz_felsite dyke； 14 —Quartz tourmaline vein； 15—Fault, inferred fault and its number； 16 —Measured section； 17—Mineralization range； 18—Sampling location and its number； 19—Mineralization zone and number |
矿区发育的矿化及围岩蚀变与石英闪长玢岩密切相关，目前识别出的蚀变类型主要有钾化、 电气石化、硅化、绢云母化、青磐岩化和碳酸盐化，其中，钾化主要包括钾长石化、黑云母 化，青磐岩化主要包括绿泥石和绿帘石化，但以绿泥石化为主，此外硅化和碳酸盐化出露也 十分广泛。矿化类型以脉状、细网脉状和浸染状为主，常见脉系有钾长石_石英脉（图3a ）、电气石（_石英）脉、石英_电气石脉、石英_绿帘石（_黄铜矿）脉、石英_绢云母脉、 电气石_黄铜矿_黄铁矿脉（图3b）、石英_电气石_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_黄铜矿_黄铁矿 脉（图3c）、石英_黄铁矿_黄铜矿脉、石英_绿泥石_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_绿泥石脉、方 解石（_石英）_绿泥石脉（图3d）、方解石脉。矿石矿物主要为黄铜矿和黄铁矿，偶见闪锌 矿和方铅矿，黄铜矿常与黄铁矿相伴生，主要以脉状、细网脉状和浸染状产出。脉石矿物主 要为石英、钾长石、电气石、绿泥石、绿帘石和方解石。矿石结构主要为半自形_他形粒状 结构（图3e、f），矿石构造主要为浸染状（图3f）、脉状（图3e）和细脉浸染状。
鉴于矿化与石英闪长玢岩相关，具有斑岩型矿床常见的钾化、硅化、绿泥石化和绿帘石化等 ，并且矿化以浸染状、细脉浸染状和脉状出现，所以笔者将石屋Cu_Au矿初步确定为斑岩型 矿床。
石屋Cu_Au矿成矿过程可分为3个阶段：① 早阶段主要为钾化，脉石矿物包括石英、钾长石 、黑云母和方解石，其中钾长石主要以交代斜长石形式出现，但也有部分以脉状产出，热液 黑云母则主要以交 代原生的角闪石形式呈片状集合体出现，但未见呈脉状产出的热液黑云母 ，并且伴随着钾长石化和黑云母化，常有磁铁矿析出，方解石较少，主要以脉状出现，并可 见 其被稍晚的石英_绢云母脉截切。另外，虽然未能发现石英_电气石脉与其他脉体的穿插关系 ， 但是由于石英_电气石脉中流体包裹体的均一温度较高，并且在钾化蚀变中电气石常作为次 要矿物出现（Sillitoe，2010），因此，推测早阶段已有电气石出现。早阶段矿石矿物主要 包括浸染状产出的黄铁矿和少量的黄铜矿。主要脉系类型包括钾长石_石英脉、石英_电气石 脉（图4a）、方解石（_硬石膏）脉（被后期石英_绢云母脉截切，图4c）和石英脉，脉宽从 0.5～1.5 cm。② 主阶段主要为硅化、绢云母化和绿泥石化，脉石矿物有石英、绢云母、 电气 石、绿帘石和绿泥石，其中，绿帘石常与绿泥石共生，以交 代原生矿物的形式出现，但也有少 数以细脉产出，绢云母则主要与斜长石蚀变有关或呈脉状出现，电气石 多以脉状形式出现，而这一阶段广泛出现的绿泥石部分以交代原生矿物形式出现，部分则沿矿物边缘或裂隙产出 。这一阶段是成矿的主要阶段，矿石矿物以浸染状、（细）脉状和细脉浸染状的黄铜矿、黄 铁矿为主。主要脉系类型包括石英_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_绢云母脉（图4d）、 石英_ 绿泥石_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_绿帘石脉（_黄铜矿）脉（被后期方解石细脉截切，图4e） 、石英_电气石_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_黄铁矿_黄铜矿脉和电气石_石英_绿泥石_黄铁矿脉 （被后期方解石大脉截切，图4g），脉宽从0.4～0.8 cm。③ 晚阶段主要为碳酸盐化， 脉石矿物主要为石英、方解石和绿泥石。其中，方解石主要呈脉状 出现，绿泥石则主要以浸染状出现，但在脉中也有出现。矿石矿物主要包括脉体中以浸染状产出的黄铁矿和少量的黄铜 矿。主要脉系类型包括石英脉、方解石_绿泥石脉（图4b）、方解石_石英_绿泥石脉、方解 石（细）脉（图4f～h）和石英_黄铁矿脉，脉宽2～4 cm。矿物生成顺序见表1。
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图 3石屋Cu_Au矿点不同阶段脉系手标本照片 a. 早阶段钾长石_石英脉； b. 主阶段电气石_黄铜矿(_黄铁矿)脉被后期石英细脉截切； c . 主阶段石英_黄铜矿_黄铁矿细脉； d. 晚阶段方解 石_石英_绿泥石脉； e. 脉体 中黄铁矿 与黄铜矿共生（反射光）； f. 岩体中半自形黄铁矿与半自形_他形黄铜矿共生（反射光） Fig. 3Photos of hand specimens from the Shiwu Cu_Au ore spot a. K_feldspar_quartz vein in early stage； b. Tourmaline_chalcopyrite (_pyri t e) vein in main stage cut by quartz veinlet； c. Quartz_chalcopyrite_pyrite ve in in main stage； d. Calcite_quartz_chlorite vein in late stage； e. Pyrite a nd chalcopyrite in vein (reflected light)； f. Subhedral Pyrite and subhe_ dral_anhedral chalcopyrite in host rock (reflected light) |
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图 4石屋Cu_Au矿点不同阶段脉系显微照片 a. 早阶段石英_电气石脉（正交偏光）； b. 晚阶段方解石_绿泥石脉（单偏光）； c. 早 阶段方解石脉被石英_绢云母脉截切（正交偏光）； d. 石 英_绢云母脉（正交偏光 ）； e. 主阶段石英_绿帘石(_黄铜矿)脉被方解石脉截切（正交偏光）； f. 图e中红框放大，绿 帘石 具有鲜艳的干涉色 （正交偏光）； g. 电气石_绿泥石_石英_黄铁矿脉被方解石脉 截切（单偏光）； h. 图g中红框放大部分，绿泥石呈靛蓝色异常干涉色（正交偏光） Fig.4Microphotograph of the Shiwu Cu_Au ore spot a. Quartz_tourmaline vein in early stage (crossed nicols)；b. Calcite_chlorite vein in late stage (plainlight)； c. Calcite vein in early stage cut by Quartz _sericite vein (crossewd nicols)； d. Quartz_sericite vein (crossed nicols)； e. Quartz_epidote (_chalcopyrite) vein cut by calcite vein (crossed nicols)； f . Magnification of box in Fig. 4e (crossed nicols)； g. Tourmaline_chlorite_qu artz_pyrite vein cut by calcite vein (plainlight)； h. Magnifi_ cation o f box in Fig. 4g (crossed nicols)表 1石屋Cu_Au矿矿物生成顺序表 Table 1Mineral paragenesis of the Shiwu Cu_Au ore spot |
3样品选择及分析测试方法
测试的样品取自1、2号矿化区附近的钻孔中和地表剖面（图2a、b），包括早阶段的石英 脉、方解石脉、石英_电气石脉；主成矿阶段的石英_黄铜矿_黄铁矿脉、石英_电气石_黄铜 矿_黄铁矿脉、石英_绿泥石_黄铜矿_黄铁矿脉和石英_黄铁矿_黄铜矿脉；晚阶段的石英_黄 铁矿脉、石英脉和方解石（_绿泥石）脉。本次选取11件样品（包括早阶段3件，主 阶段5件，晚阶段3件）进行包裹体显微测温；6件样品进行了激光拉曼光谱分析；4件样品进 行了群体包裹体气相成分分析；12件样品进行硫同位素分析。显微测温、激光拉曼光谱分析 和群体包裹体气相成分分析均在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室完成， 硫同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素实验室完成。显微测温分析首先在显微镜下鉴定不同成矿阶段的包裹体特征及划分包裹体类型 。然后在 Linkam THMS600型冷热台上进行显微测温，冷热台温度控制介于-196～500℃。测定均一温 度 时，升温速率控制在8～20 ℃/min，在相变点附近升温速率控制在1～2 ℃/min，当包裹体 达到均一后仍要继续升温5～10℃；测定冰点温度时，开始的降温速率为8 ℃/min，在回温 至冰晶接近消失时升温速率一般控制在0.1～0.5 ℃/min。对每个流体包裹体都进行均一 温度和冰点温度的测定。
激光拉曼光谱分析使用法国HORIBA Scientific生产的LabRam HR800激光共焦显 微拉曼光 谱仪完成。仪器使用Ar+离子激光器，波长532 nm，输出功率为44 mV，所测光谱的计数时 间为3 s，每1 cm-1（波数）计数1次，100～4000 cm-1全波段1次取峰，激 光束斑大小约1 μm，光谱分辨率≤0.65 cm-1。
群体包裹体气相成分分析将样品粉碎至40目，经过筛分、清洗晒干、磁选后，在 双目镜下 挑选，得到纯度大于99%的石英单矿物样品，在Prisma TM QMS200型四极质谱仪上进行气相 成分分析，具体操作方法及流程参见朱和平等（2003）。
硫同位素分析从成矿早阶段和主阶段中挑选浸染状、细脉状及与电气石或石英呈 脉状相伴 生的黄铜矿、黄铁矿进行硫同位素分析，并对同一样品中的黄铜矿、黄铁矿均进行分析，以 确定硫同位素分馏是否达到平衡。硫同位素分析测试在中国科学院地质与地球物理研究所稳 定同位素实验室完成。分析采用V2O5法，将硫化物与V2O5在高温下反应生成SO2 ，再用质谱仪测定其中的硫同位素。
4研究结果
4.1包裹体岩相学特征
通过对各阶段不同类型脉系进行观察，笔者发现在不同成矿阶段中流体包裹体均非常发育， 寄 主矿物主要为石英、方解石，流体包裹体类型丰富形态各异。根据分布特征（卢焕章等，20 04）将包裹体分为原生包裹体和次生包裹体2类。原生包裹体个体较大，多为孤立分布和 成群随机分布，个别呈假次生包裹体，以线状排列，但未切穿寄主矿物。次生包裹体个体相 对较小，气泡占包裹体总体积百分比较低，多为明显的线状定向排列，切穿寄主矿物。根据 室温下流体包裹体的岩相学特征和均一方式，将原生包裹体分为3种类型（表2，图5a～d， 图6a～f）。
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表 2石屋Cu_Au矿流体包裹体特征 Table 2Characteristics of fluid inclusions from the Shiwu ore spot |
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图 5石屋Cu_Au矿点流体包裹体显微照片 a. 富液相包裹体显微照片（单偏光）； b. 富气相包裹体显微照片（周围有富液相包裹体 ）（单偏光）； c. 含不透明子矿物包裹体显微照片 （单偏光）； d. 含石盐子矿物包裹 体）（单偏光） V—气相; L—液相; S—子晶； H—石盐 Fig. 5Microphotograp HS of fluid inclusions from the Shiwu Cu_Au ore spot a. Liquid rich fluid inclusions (plainlight)； b. Vapor rich fluid inclusions (p lainlight)； c. Opaque daughter mineral bearing polyphase fluid inclusions (pl ainlight)； d. Halite bearing fluid inclusions (plainlight) V—Vapor phase; L—Liquid phase; S—Daughter mineral； H—Halite |
富气相包裹体（Ⅱ型）（图5b）室温条件下为气液两相，气相分数大于50%，集 中在55%～7 0%，升温后以液相消失而达到均一。多以椭圆状和不规则状产出，长轴长度在4～15 μm之 间，主要集中在4～7 μm。该类型包裹体出现在成矿早阶段和主阶段。
含子矿物包裹体（Ⅲ型）（图5c、d）室温条件下为气液固三相，气相分数10%～ 30%，升温 后气泡先消失，并以子矿物的消失达到均一，但部分包裹体升至500℃时子矿物仍未消失 。包裹体以椭圆形和不规则状产出，长轴长度集中于4～10 μm，主要集中于5～8 μm。子 晶 个数多为1个，少量包裹体含有2个子晶，子晶以石盐为主，但也有赤铁矿、黄铜矿、方解 石子晶（图7a～c、e）。该类型包裹体只出现在成矿早阶段。
根据划分的3个成矿阶段，笔者对每个成矿阶段中不同的脉系进行了流体包裹体研究，结果 显示：早阶段脉系中的包裹体相对较大，大小4～16 μm，主要集中在5～8 μm；主阶段各 类 脉系中包裹体数量较多，但个体略小于早阶段脉系中的流体包裹体，大小为3～14 μm，主 要 集中在4～7 μm；晚阶段各类脉系中流体包裹体普遍较小，大小为4～12 μm，主要集中 在4～6 μm。
4.2不同类型石英中流体包裹体分析
测试的包裹体均为孤立状或成群产出，部分包裹体未能得到冰点温度或均一温度，测温结 果见表3和图6。根据Hall等（1988）提出的H2O_NaCl体 系盐度_冰点公式及盐度_石盐熔化温度公式获得各类型流体包裹体盐度。根据Bodnar（1983），由均一温度和盐度计算流体 密度的经验公式得到低盐度流体包裹体密度。根据刘斌（2001）的中高盐度NaCl_H2O 包 裹体密度公式得到中高盐度流体包裹体密度。根据邵洁涟等（1986）的成矿压力计算公式得 到各脉系的捕获压力。
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图 6石屋Cu_Au矿点流体包裹体均一温度、盐度直方图 a、c、e代表石屋Cu_Au矿均一温度直方图；b、d、f代表石屋Cu_Au矿盐度直方图 Fig. 6Histograms of homogenization temperature and salinity of fluid inclusion s from the Shiwu Cu_Au ore spot a, c and e show the homogenization temperature of early, middle and late stage o f the Shiwu Cu_Au ore spot； b, d and f show the salinity of early, middle and late stage of the Shiwu Cu_Au ore spot |
早阶段方解石脉内的流体包裹体个体较大，包裹体以Ⅰ型包裹体为主，也存在少量Ⅱ型包裹 体。Ⅰ型包裹体主要为椭圆形，大小集中于5～16 μm，气相分数10%～45%，流体包裹体均 一 温度为297～347℃，w(NaCleq) 为0.7%～1.9%，流体密度为0.61～0.73 g/c m3，捕获压力介于202×105～223×105 Pa。Ⅱ型包裹体为椭圆形和长柱状，大小7～ 14 μm，气相分数50%～60%，流体包裹体均一温度为340～376℃，w(NaCleq)为1 .6%～3.4%，流体密度为0.59～0.64 g/cm3，捕获压力介于227×105～286×105 Pa。
早阶段石英_电气石脉内的流体包裹体以Ⅰ型包裹体为主，也可见Ⅱ型和Ⅲ型包裹体。Ⅰ型 包裹体主要为椭圆形，大小4～5 μm，气相分数10%～40%，流体包裹体均一温度为292～410 ℃，w(NaCleq) 为0.9%～3.7%，流体密度为0.13～0.76 g/cm3，捕获压力 介于217×105～287×105 Pa。Ⅱ型包裹体为椭圆形和不规则形，大小4 μm，气相分数 50%～60%，流体包裹体均一温度为324～396℃，w(NaCleq)为2.9%～4.5% ，流 体密度为0.56～0.69 g/cm3，捕获压力介于239×105～321×105 Pa。Ⅲ型包裹体 主要为椭圆形，大小5～8 μm，子矿物升温至500℃时仍未消失。
主阶段石英_电气石_黄铜矿_黄铁矿脉中发育Ⅰ型和Ⅱ型包裹体。Ⅰ型包裹体主要为长柱状 、椭圆形和不规则状，大小3～13 μm，气相分数10%～40%，均一温度为179～273℃，w (NaCleq)为0.5%～7.2%，流体密度为0.77～0.92 g/cm3，捕获压力介于114×1 05～210×105 Pa。Ⅱ型 包裹体主要为椭圆形，大小3～5 μm，气相分数55%～90%，流体包裹体均一温度为223～293 ℃ ，w(NaCleq)为0.5%～5.3%，流体密度为0.74～0.86 g/cm3，捕获压力介 于158×105～200×105 Pa。
主阶段石英_黄铜矿_黄铁矿脉中仅发育Ⅰ型包裹体，流体包裹体以椭圆形、长柱状及不规则 状为主，大小4～12 μm，主要集中在5～7 μm，气相分数10%～45%，流体包裹体均一温度 为18 5～272℃，w(NaCleq)为1.22%～22.4%，流体密度为0.80～1.00 g/cm 3，捕获压力介于134×105～378×105 Pa。
主阶段石英_绿泥石_黄铁矿_黄铜矿脉中仅发育Ⅰ型包裹体，流体包裹体主要为长柱状、椭 圆形，大小3～15 μm，气相分数10%～40%；均一温度为175～277℃，w(NaCleq) 为1.2%～6.9%，流体密度为0.76～0.93 g/cm3，捕获压力介于123×105～198×10 5 Pa。
主阶段石英_黄铁矿_黄铜矿脉中只发育Ⅰ型包裹体。包裹体以椭圆形、长柱状和不规则状为 主，大小4～13 μm，气相分数10%～45%，均一温度为168～257℃，w(NaCleq)为 0.9%～6.3%，流体密度为0.81～0.92 g/cm3，捕获压力介于120×105～195×105 Pa。
晚阶段石英_黄铁矿脉中仅发育Ⅰ型包裹体，形态以长柱状、椭圆形为主，大小4～13 μm， 气相分数小于40%，均一温度为130～195℃，w(NaCleq)为0.3%～6.2%，流体密 度为0.88～0.95 g/cm3，捕获压力介于82×105～167×105 Pa。
晚阶段石英脉中仅发育Ⅰ型包裹体，以长柱状和不规则状为主，大小4～12 μm，气相分数1 0%～40%，均一温度为130～185℃，主要集中在135～160℃，w(NaCleq)为0.2% ～4.5%，流体密度为0.89～0.95 g/cm3，捕获压力介于84×105～138×105 Pa。
晚阶段方解石_绿泥石脉中仅发育Ⅰ型包裹体，以椭圆形为主，大小4～12 μm，气相分数为 1 0%～40%，均一温度为135～158℃，w(NaCleq)为0.4%～2.4%，流体密度为0.9 2～0.95 g/cm3，捕获压力介于83×105～112×105 Pa。
4.3激光拉曼光谱分析
石屋Cu_Au矿石英中流体包裹体激光拉曼光谱分析结果表明：早阶段Ⅲ型包裹体中的子矿物 包括黄铜矿、方解石、赤铁矿和石盐子晶（图7a～c），并具有明显水峰（图7d），但是未 能 发现CH4等还原性气体和CO2的特征峰值。在主阶段Ⅲ型包裹体中发现含黄铜矿子晶的包 裹体（图7e）；在晚阶段I型包裹体中，具有明显水峰（图7f）。
4.4群体包裹体气相成分分析
为了查明成矿流体中的气相成分，笔者选择了主阶段和晚阶段共计4件样品进行群体包裹体 气相成分分析，结果见表4。主阶段2件石英_黄铜矿_黄 铁矿脉中流体包裹体气相成分均以 H2O为主，x(CO2)、x(CH4)和x(C2H6)分别为1.17%～1.44%、 0.12%～0.14%和0.10%～0.18%，CH4/C2H6为0.79～1.29，属于H2O_NaCl_CO 2 _C2H6_CH4体系。晚阶段2件石英脉中流体包裹体气相成分均以H2O为主，x（CO 2）、x（CH4)和x（C2H6)分别为1.67%～1.89%、0.10%～0.17%和0.0 3%～0.12%，CH4/C2H6为0.82～5.96，属于H2O_NaCl_CO2_CH4_C2H 6体系。
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图 7石屋Cu_Au矿点石英中流体包裹体激光拉曼图谱 a. 石屋早阶段含黄铜矿子晶包裹体； b. 石屋早阶段含方解石子晶包裹体； c. 石屋早阶 段含赤铁矿子晶包裹体； d. 石屋早阶段富 气相包裹体，具有明显水峰； e. 石屋主阶段 含黄铜矿子晶包裹体； f. 石屋晚阶段富液相包裹体，具有明显水峰 Fig. 7Laser Raman spectra of the fluid inclusions in quartz veins from the Shi wu Cu_Au ore spot a. Chalcopyrite bearing fluid inclusion of early stage from the Shiwu Cu_Au ore spot； b. Calcite bearing fluid inclusion of early stage from the Shiwu Cu_Au or e spot； c. Hematite bearing fluid inclusion of early stage from the Shiwu Cu_Au ore spot； d. Ⅱ type fluid inclusion of early stage from the Shiwu Cu_ Au ore s pot, showing obvious H2O peak； e. Chalcopyrite bearing fluid inclusion of mid dle stage from the Shiwu Cu_Au ore spot； f. Ⅰ_type fluid inclusion of late stage from the Shiwu Cu_Au ore spot, showing obvious H2O peak图 8石屋Cu_Au矿点硫同位素柱状图 Fig. 8Histogram of S isotope of the Shiwu Cu_Au ore spot |
4.5硫同位素分析
笔者挑选了早阶段和主阶段中12件样品进行硫同位素分析，结果见表5和图8。早阶段黄铁矿 、黄铜矿的δ34S值为0.58‰～1.89‰，δ34S黄铜矿＞δ 34S黄铁矿，不满足硫化物平衡时矿物的δ34S富集顺序，即 辉钼矿＞黄铁矿 ＞闪锌 矿≈ 磁黄铁矿＞H2S＞黄铜矿＞方铅矿，表明在矿质沉淀时，硫同位素未能达到平衡。主阶段 黄铜矿、黄铁矿δ34S值为-0.20‰～+2.67‰，部分样品的δ34S 黄铜矿 ＞δ34S黄铁矿，也说明在矿质沉淀时硫同位素未能达到平衡。但无论是早阶 段还是主阶段，δ34S黄铜矿与δ34S黄铁矿相差不大，未表现出 明显的分馏现象，均属于岩浆硫来源。
5讨论
5.1成矿物理化学条件
本次实验结果表明，石屋Cu_Au矿成矿过程可大致分为早、中、晚3个阶段(图9)。早阶段Ⅰ 型、Ⅱ 型、Ⅲ型包裹体均发育，均一温度均在290℃以上，集中在300～360℃（图6a），属于中高 温 流体，w(NaCleq)分为中_低盐度和高盐度2类（0.7%～21.4%和＞41.6%）（图 6b），但是未能 发现明显的流体沸腾现象，并且部分Ⅲ型包裹体升温至500℃时仍未达到均一。主阶段Ⅰ型 流体包裹体极为发育，并含有少量Ⅱ型包裹体，均一温度变化较大（168～293℃），但集中 在220～260℃（图6c），属于中温流体，w(NaCleq)集中在0.5%～6.9%（图6d ）。晚阶段只发 育Ⅰ型包裹体，均一温度130～195℃，集中在132～179℃，w(NaCleq)为0.2% ～6.2%（图6e、f），属于低温低盐度流体。通过流体包裹体计算成矿压力和深度存在一定困难，因为流体包裹体圈闭可能在静水压力和 静岩压力间变化（Bouzari et al.，2006）。根据所测得的均一温度和冰点温度，通过计算 进一步获得了各阶段流体捕获压力（邵洁涟等，1986）：早阶段脉体中不同脉系捕获压力介 于 202×105～444×105 Pa，但主要小于321×105 Pa；主阶段脉体中不同脉系捕获压力 介于114×105～378×105 Pa，但主要小于210×105 Pa；晚阶段脉体中不同脉系捕获 压力介于82×105～167×105 Pa，但多数小于138×105 Pa。由于没有发现沸腾包裹 体，因此，得到的压力均为最小捕获压力。总体来看，石屋Cu_Au矿成矿过程为一个减压 过程，从早阶段到晚阶段，成矿压力逐渐降低。已有的研究表明，成矿深度小于5 km的成矿 系统普遍处于静水压力下（Si bs on，1987；Sibson et al.，1988；Cox，1995）。根据深度_压力计算公式（Sibson，1994 ），石屋Cu_Au矿区早阶段脉体形成深度在2.02～3.21 km，主阶段脉体形成深度在1.14 ～2.10 km，晚阶段脉体形成深度在0.82～1.38 km。
由于早阶段流体中存在含赤铁矿子晶的流体包裹体，早阶段流体应该为一种高氧逸度流体。 群体包裹体气相成分分析表明，主阶段和晚阶段流体中都具有CH4和C2H6，表现出了 一定的 还原性，分别属于H2O_NaCl_CO2_C2H6_CH4体系和H2O_NaCl_CO2_CH4_C2 H6体系，并且主阶段 的C2H6含量略高于晚阶段的C2H6含量。在地质过程中，CH4等还原性气体产生的 方式主要有 微生物作用、有机物热分解作用和非生物作用（包括费托反应、地幔去气作用），并且 由有机质热分解形成的还原性气体中的 CH4/C2H6＜100，而费托反应很难形成C2H6等高碳
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表 4石屋Cu_Au矿主阶段流体包裹体气相成分分析 Table 4Molecule content in fluid inclusions of quartz from the Shiwu Cu_Au o re spot |
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表 5石屋Cu_Au矿硫同位素分析结果 Table 5S isotope data of sulfide from the Shiwu Cu_Au ore spot |
5.2成矿物质来源
石屋矿区早阶段和主阶段的黄铜矿、黄铁矿δ34S值变化范围分别为+0. 58‰～+1 .89‰和-0.20‰～+2.67‰，主要集中在+1.5‰～+2.3‰（图8）。 从深部到浅部，δ34S值逐渐变大，但部 分黄铜矿、黄铁矿的δ34S值未达到硫同位素平衡时所表现的 δ34S黄铁矿＞δ34S黄铜矿。这些情况表明，成矿流体中的 硫具有岩浆硫特征（δ 3 4S=0±3‰），且来源单一，可能来自上地幔或下地壳的深部岩浆，但未达到完全平衡。
5.3成矿流体演化和成矿机制
Cline等（1991）研究表明，出溶流体的性质与封闭压力（即岩浆房深度）密切相关：高压 条件下（约200 MPa）初始出溶流体盐度较高（约53.4%），但随着结晶作用的进行，流体 盐度 降低；而中压（约100 MPa）和低压（约50 MPa）下出溶的流体盐度较低，分别为7%和1.1% ，但随着结晶作用的进行流体盐度会不断升高。本次测试得到的早阶段流体分为高盐度和中低盐度流体2类，中低盐度流体盐度集中在0.7% ～21.4%，考虑到高压条件下出溶流体初始盐度很高，即使盐度会随着结晶作用的进行而降 低，但很难降到0.7%左右，因此，笔者认为流体出溶时更可能处于中_低压环境。对于早阶 段的高盐度流体，因为含子矿物包裹体的均一方式为以子矿物的消失达到均 一，推测这类包 裹体形成于过压条件下（Cline et al.，1994），其可能的演化过程为：早阶段中低盐度流 体 形成于裂隙发育的条件下，但是随着热液流体的结晶沉淀，裂隙逐渐封闭压力逐渐升高，当 处于过压状态时，便形成了这种以子矿物的溶解达到均一的包裹体。当然，这类包裹体也可 能 是不均一捕获的结果。同时，早阶段流体密度较低（0.56～0.82 g/cm3），这一特 点为流体向 上扩散提供了动力。随着流体向上运移，流体由于水岩反应产生大规模围岩蚀变，整个流体 的物理化学条件发生较大改变，使得 成矿物质发生快速沉淀，该过程可能是导致主阶段 和晚阶段温度相近的原因（表3）。
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图 9石屋Cu_Au矿流体包裹体盐度_温度双变量图解 Fig. 9Homogenization temperature_salinity bivariate diagram of ore_forming flu id of the Shiwu Cu_Au ore spot |
CH4+12Fe2O3→CO2+8Fe3O4+2H2O(1)
在成矿机理研究中，流体的沸腾作用和混合作用受到了专家学者们的广泛关注，许多资料表 明流体沸腾和流体混合在矿床形成过程中起了重要作用（吴华英等，2010；钟军等，2011； 王国瑞等，2014；谢玉玲等，2005；鄢瑜宏等，2015；钟世华等，2015）。然而在本文中， 石屋Cu_Au矿各个阶段中均未能发现明显的流体沸腾证据，所以流体沸腾作用对该矿点形成 所起的作用还不能确定。在热液矿床中，成矿物质主要以易溶络合物形式迁移，其中又以氯 的络合物和硫的络合物最为重要，仅就斑岩型铜矿而言，Cu在流体中主要以Cl的络合物形式 迁移（Hezarkhani et al.，1999）。氯的络合物分解原因主要包括：稀释作用、降温、降 压、H2S浓度增加（+Δm2-s）、pH值增大（+ΔpH）、氧逸度降低（- ΔO2）和氯 化物浓度减小，其中，降温对矿物沉淀的影响最大（张德会，1997a；1997b）。但是已有的 研究也表明，温度对矿物溶解度的影响十分复杂，单纯的降温作用只能使黄铁矿沉淀却不能 使黄铜矿、方 铅矿、闪锌矿等发生沉淀（Bourcier et al.，1987；Gammons et al.，1989；Spycher et al.，1989）。石屋Cu_Au矿早阶段流体氧逸度、温度较高，并且早阶段存在石盐与黄铜矿共 存的含子矿物包裹体，这表明成矿元素的运移与高盐卤水密切相关（图7a）。随着流体向上 运移，流体的温度及所受压力降低，流体中出现了CH4等还原性气体，表明氧逸度降低 (-ΔO2）。此外，流体在上升过程中与围岩发生水_岩反应(式（2）、式（3），朱永峰， 2012)，使得矿区内形成了大规模的绿泥石化和部分绢云母化，这一过程使流体中的H+ 被大量消耗。上述这些因素使得Cl的络合物在流体上升过程中发生分解，导致了矿质的大规 模沉淀。
2K(Mg、Fe)3AlSi3O10(OH)2(黑云母)+4H+→
Al(Mg、Fe)5AlSi3 O10(OH)8(绿泥石)+(Mg、Fe)2+
+2K++3SiO2 （2）
3KAlSi3O8(钾长石)+2H+→KAl2AlSi3O10(OH)2
(绢云母)+2 K++6SiO2（3）
通过流体包裹体盐度_温度双变量图解（图9），将石屋Cu_Au矿点的流体演化及矿质沉淀过 程总结如下：流体在早阶段为中高温_中低盐度流体，早阶段中出现的中高温_高盐度流体可 能与过压环境有关。主阶段流体表现为中温_低盐度流体，该阶段温度和盐度逐渐降低，由 于成矿流体上升导致的降温、降压现象和流体与围岩发生的水岩反应导致的pH值变化造成了 成矿物质的大规模沉淀。晚阶段的流体表现为低温_低盐度。
5.4成矿远景分析
石屋Cu_Au矿点位于巴尔鲁克地区，是哈萨克斯坦北巴尔喀什成矿带向中国延伸的主要地区 ，区域上存在着苏云河大型斑岩钼矿（Shen et al.，2017；Cao C et al.，2016；钟世华 等 ，2015）、加曼铁列克德铜矿（Shen et al.，2013a）和协特克铜矿点，预示着区域上具有 巨大的成矿潜力。刘桂萍（2009）研究发现，石屋一带存在明显的地球化学异常、航磁异常 和重力异常，具有很好的寻找斑岩型矿床的潜力。此外，已有的工作成果也显示石屋Cu_Au 矿具有很好的成矿前景： ① 石屋Cu_Au矿形成时代为310 Ma（Li et al.，2016），与区域 上的包古图铜矿（313～312 Ma）、加曼铁列克德铜矿（313～310 Ma）形成时代相似（Shen e t al.，2013a）； ② 石屋Cu_Au矿区中闪长岩、石英闪长岩和石英闪长玢岩在构造判别图 解 中落在了正常岛弧范围内，英云闪长斑岩则落在了埃达克岩及埃达克岩和正常岛弧岩石过渡 的范围内，矿区侵入岩主要来源于地幔楔部分熔融形成的岩浆，在上升过程中没有受到明显 的围岩混染作用（Li et al.，2016），这与北巴尔喀什_西准噶尔成矿带上的众多超大型_ 大型矿床一致，如阿克斗卡超大型斑岩铜矿（Cao M J et al.，2016）、包古图大型斑岩铜 矿（ Shen et al.，2013b）； ③ 根据角闪石电子探针分析，石屋Cu_Au矿成矿岩体（石英闪长 玢 岩）具有较高氧逸度（ΔNNO介于+1.30～+1.62）（Li et al.，2016），与包古图斑岩铜 矿成矿岩体氧逸度相似（Shen et al.，2013b；2015），可以为矿床的形成提供大量的成矿 物 质；同时，由角闪石计算得到岩浆含水量为4.5%～4.9%（角闪石数据引自Li et al.，201 6） ，利于成矿物质在岩浆中的富集（Richards，2011）。因此，随着勘探程度的不断加深，石 屋Cu_Au矿区会有很好的成矿潜力。
6结论
（1） 石屋Cu_Au矿点成矿过程分为3个阶段：早阶段主要为钾化，主要矿物为钾长石和石英 ；主阶段主要为硅化、绢云母化和绿泥石化，主要矿物为石英、绢云母和绿泥石；晚阶段主 要为碳酸盐化，主要矿物为方解石、石英。矿化与主阶段关系最为密切。（2） 石屋Cu_Au矿点流体包裹体包括富液相（Ⅰ型）、富气相（Ⅱ型）和含子矿物相（Ⅲ 型 ）包裹体。早阶段3种包裹体均有发育，主阶段只发育Ⅰ型、Ⅱ型包裹体，晚阶段只发育Ⅰ 型包裹体。早阶段均一温度集中在300～360℃，为中高温流体，w(NaCleq)为中 低盐度（0.7%～21.4%）和高盐度（＞41.6%）；主阶段均一温度集中在220～260℃，w (NaCleq)为0.5%～6.9%，为中温低盐度流体，属于H2O_NaCl_CO2_C2H6_ CH4体系；晚阶段均一温度为132～179℃， w(NaCleq)为0.2%～6.2%，为低温低盐度流体，属于H2O_NaCl_CO2_CH4_ C2H6体系。成矿流体温度和压力的降低及pH值的变化是矿质沉淀的主要原因。
（3） 石屋Cu_Au矿点与区域上的大型_超大型斑岩铜矿具有相近的成矿年代，相似的构造背 景，并且成矿岩浆具有较高的含水量和氧逸度。因此，笔者认为石屋Cu_Au矿具有很大的成 矿潜力。
志谢本文野外工作得到新疆地质矿产开发局第一区域地质调查大队的支持和帮 助；流体 包裹体研究和硫同位素分析分别得到了中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室 和稳定同位素实验室的帮助；审稿人提出的宝贵意见让笔者受益匪浅；在此表示诚挚的感谢 ！
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