新疆阿尔泰萨尔朔克多金属矿地质特征及成矿作用*

杨富全 刘锋 李强

YANG FuQuan，LIU Feng and LI Qiang

中国地质科学院矿产资源研究所，国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037

Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment，Ministry of Land and Resources，Institute of Mineral Resources，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2014-11-13 收稿，2015-01-23 改回.

阿尔泰造山带由一系列大陆块体、岛弧和增生杂岩构成的增生型造山带，是中亚造山带的重要组成部分(Şengör et al.，1993;秦克章，2000;Windley et al.，2007;Yakubchuk，2004;Mao et al.，2008;Pirajno et al.，2008;Briggs et al.，2009;Xiao et al.，2010;Wang et al.，2009;Yang et al.，2011)，也是世界上著名的火山成因块状硫化物(VMS)铜多金属成矿带之一(秦克章等，1998;Daukeev et al.，2004;Franklin et al.，2005;Yakubchuk et al.，2005)。在哈萨克斯坦矿区阿尔泰已发现十几个大型和超大型矿床，如尼古拉耶夫(Nikoraevskaya)大型铜锌矿、马列耶夫(Maleyevskoye)大型铜锌矿、列宁诺戈尔斯克(Leninogorskoye)超大型铅锌铜多金属矿、孜良诺夫斯克(Zyryanovskoye)超大型铅锌多金属矿等(Daukeev et al.，2004;杨富全等，2006;何国琦和朱永峰，2006)。新疆阿尔泰南缘是哈萨克斯坦阿尔泰的东延部分，具有相似的成矿背景，已发现多个VMS 型矿床，如阿舍勒大型铜锌矿床、可可塔勒大型铅锌矿床、铁木尔特中型铅锌铜矿、大东沟中型铅锌矿等。依据Barrie and Hannington(1999)VMS 型矿床分类，哈萨克斯坦和新疆的矿床被归为双峰式-硅质碎屑岩型(Goldfarb et al.，2003)。矿化包括三种主要组合类型:黄铁矿-多金属组合，铜-锌组合和铅-锌组合。

新疆阿尔泰南缘泥盆纪火山活动强烈，与火山作用有关的铜、铅锌、铁、金矿主要分布于阿舍勒、冲乎尔、克兰和麦兹盆地。阿舍勒盆地位于中国和哈萨克斯坦边境附近，已发现了铜矿、铜锌矿、多金属矿(Au-Cu-Pb-Zn)，如阿舍勒大型VMS 型铜锌矿、萨尔朔克中型与潜火山热液有关的多金属矿、喀英德小型与长英质岩浆有关的铜矿、桦树沟小型与火山热液有关铜矿等。阿舍勒铜锌矿是阿舍勒盆地最大的矿床，前人对其进行了详细的研究，取得重要成果(陈毓川等，1996;叶庆同等，1997;王登红等，2002;牛贺才等，2006;宋国学等，2010;高珍权等，2010;Wan et al.，2010;Yang et al.，2014)。萨尔朔克多金属矿位于阿舍勒铜锌矿NNE 向约5.7km，是新疆地质矿产勘查开发局物化探大队1996 年进行“萨尔朔克1∶5000 金异常查证”时发现的小型金矿。王小兵和高保明(2001)对矿床稀土元素地球化学特征进行过研究，认为成矿物质来自潜火山岩;王小兵和张少丽(2001)认为该矿床为中低温火山-次火山热液型。2008 年新疆地质矿产勘查开发局第二区调大队完成了详查工作，在深部又发现了铜铅锌矿体，使得该矿床成为多金属矿床。截止到2010 年底，控制金(金属量7.6t)和锌(金属量12.2 ×104t)达到中型规模，铜(金属量4.1 ×104t)、铅(金属量2.5×104t)、银(金属量106t)为小型(王华星等，2011①王华星，何建喜，张为，周晓飞，吴敬新，谢宗仁，姚磊. 2011.新疆哈巴河县萨尔朔克多金属矿资源储量核实报告. 1 -124(内部资料))。由于该矿近年来才取得突破，矿床的研究工作刚刚开始，Yang et al. (2014)获得与成矿有关的流纹斑岩、穿切流纹斑岩和矿体的辉绿岩年龄均为～382Ma，限定成矿时代为中泥盆世早期。该矿床的成矿流体、成矿物质来源、成因类型、成矿过程，以及与阿舍勒铜锌矿的关系还不清楚，制约了深部找矿工作和区域成矿规律总结。

本文在野外调查、大量岩心和坑道观察基础上，描述矿床地质特征、矿化类型、矿石组合、围岩蚀变，通过流体包裹体，氢、氧、硫同位素研究，确定了矿床类型，探讨了成矿流体性质、成矿流体及成矿物质来源，为构建矿床模型提供依据。

1 成矿地质背景

萨尔朔克中型多金属矿位于新疆哈巴河县NW 的阿舍勒盆地(图1)。区域出露地层主要有上志留统-下泥盆统康布铁堡组，岩性主要由中酸性火山熔岩﹑火山碎屑岩﹑碎屑岩夹碳酸盐岩等组成，为一套中深变质的海相酸性火山岩-陆源碎屑沉积岩建造，分布在阿舍勒盆地东北角别斯萨拉大断裂以北的加曼哈巴复背斜核部。下-中泥盆统托克萨雷组分布在玛尔卡库里断裂之南，为海相陆源碎屑岩夹硅质岩、碳酸盐岩;上段为千枚岩、片理化砂岩、粉砂岩和少量结晶灰岩透镜体;中段为安山岩、英安岩、凝灰质砂岩，夹硅质粉砂岩;下段以滨浅海相砂砾岩、粗砂岩等碎屑岩为主。下-中泥盆统阿舍勒组为海相中酸性、基性火山熔岩、火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩夹碳酸盐岩，是阿舍勒盆地主要的含矿层位。中-上泥盆统阿勒泰组分布于别斯萨拉大断裂以北和加曼哈巴断裂之间，岩性由浅海相变质碎屑岩夹碳酸盐岩以及少量基性、酸性火山岩组成，部分地段发育较厚的枕状玄武岩，在不同地段呈现出从绿片岩相到角闪岩相的不同变质作用。上泥盆统齐也组为浅海-半深海相中-中基性火山熔岩、火山碎屑岩和火山碎屑沉积岩。下石炭统红山嘴组为滨-浅海相火山岩-碎屑沉积岩夹碳酸盐岩。

区域大断裂为玛尔卡库里断裂，是琼库尔-阿巴宫褶皱带与额尔齐斯褶皱带的分界断裂。该断裂西延进入哈萨克斯坦玛尔卡库里湖一带，继续向NW 延伸进入俄罗斯境内。玛尔卡库里大断裂总体走向NW-SE 向，断层面倾向NE，平面上呈舒缓的反“S”型斜贯阿舍勒盆地，中段走向290° ～300°，近直立，两端走向330° ～340°，向NE 陡倾，倾角75° ～85°，是切穿地壳的深大断裂。别斯萨拉大断裂走向NW 向，断层面倾向NE，是加曼哈巴复背斜与阔勒德能复向斜的分界断裂。该断裂总体走向NWW 向，呈舒缓波状展布，东端与哈巴河大断裂斜接复合。

阿舍勒盆地及周边侵入岩十分发育，岩性由基性到酸性均有发育，其中以中酸性、酸性为主。沿玛尔卡库里大断裂东、西两侧分布，主要为盆地东部的哈巴河岩体和阿舍勒岩体、其西部的别列则克河岩体群。哈巴河岩体中似斑状英云闪长岩年龄为386Ma(柴凤梅等，2013)、细中粒英云闪长岩年龄为375Ma (柴凤梅等，2013)、花岗闪长岩年龄为388Ma和389Ma(Cai et al.，2011)、侵入哈巴河岩体的辉绿岩脉年龄为375Ma(Cai et al.，2010)。阿舍勒花岗闪长岩体年龄为318Ma(Yuan et al.，2007)

图1 阿舍勒盆地地质略图(据新疆地质矿产勘查开发局第四地质大队，1988①新疆地质矿产勘查开发局第四地质大队.1988.萨尔布拉克幅、大萨孜幅、齐叶幅、喀拉翁格尔幅1∶ 50000 区域地质调查报告(内部资料)修改)Fig.1 Geological sketch map of the Ashele basin

2 矿床地质特征

2.1 矿区地层

矿区出露下-中泥盆统阿舍勒组和上泥盆统齐也组(图2)。阿舍勒组分为2 个岩性段，第一岩性段主要岩性为沉凝灰岩、凝灰质粉砂岩、火山灰凝灰岩、沉含角砾凝灰岩，发育小型平行层理、沙纹层理、波痕、包卷层理。第二岩性段分布于矿区外，主要岩性有角砾凝灰岩、火山角砾岩、集块岩、晶屑凝灰岩、英安岩、安山岩及灰岩透镜体。矿区只出露齐也组第二岩性段，分布于矿区西部和北部，为一套中基性火山熔岩、火山碎屑岩建造。岩性为火山角砾岩、(含角砾)凝灰岩、集块岩、凝灰砂岩、沉凝灰岩，该段上部为(辉石)安山岩、英安岩。

2.2 侵入岩及断裂

矿区潜火山岩及岩脉广泛分布，主要有流纹斑岩、英安斑岩、潜玄武岩、辉绿岩、辉绿玢岩、石英霏细斑岩、石英闪长岩及闪长玢岩等，其中流纹斑岩规模最大，侵入阿舍勒组第二岩性段，为萨尔朔克矿床的直接容矿岩石。辉绿岩和辉绿玢岩，多呈脉状、不规则状、近椭圆状侵入于地层及流纹斑岩中，规模一般较小，多沿断裂及裂隙分布。辉绿岩和辉绿玢岩脉切穿矿体，尽管这些岩脉中发育黄铁矿黄铜矿化，但不具有经济价值。

矿区构造发育，有NW 向、近SN 向、近EW 向及NE 向四组断裂，常形成较宽的片理化带及糜棱岩化带。NW 向断裂为区域大断裂的组成部分，具有一定规模，其余断裂规模较小，延伸较短，形成时代较晚，对区内矿化有一定的改造作用。

2.3 矿体及矿石特征

矿化蚀变带长约400m，宽50 ～120m，目前圈出22 条金铜铅锌矿体，其中7 个隐伏矿体。矿体主要产于黄铁绢英岩化流纹斑岩体中及附近。以L1、L5、L6、L13 号矿体规模较大，长156 ～291m，平均厚7.17 ～11.68m，延深262 ～365m(王华星等，2011)。

图3 萨尔朔克92 号勘探线剖面图(据王华星等，2011)Fig.3 Cross-section of No.92 prospecting line of the Saershuoke polymetallic deposit

L6 号矿体出露于84-106 号线，地表主要为金矿化，长255m，厚度1.24 ～18.89m，平均厚度6.89m。1158m 水平主要为金铜矿化，分布于94-106 线间，控制长233m，平均厚度3.86m。1120m 水平主要为金矿化、金铜矿化，分布于91-100线间，控制长156m，平均厚度9.42m。1080m 水平主要为铜矿化和铅锌矿化，分布于88-98 线间，控制长196m，平均厚度6.89m，矿体向SW 弯曲呈弧形。1040m 水平主要为铜矿化、铅锌矿化，分布于88 线，推测长40m，厚度11.10m。由此看来，该矿体由地表向深部长度逐渐变短、厚度呈薄-厚-薄的变化趋势，矿化类型有金矿化、金铜矿化、铜铅锌矿化变化，深部以铜铅锌矿化为主的特点。

矿区矿体呈脉状、透镜状、不规则状，分枝、复合现象明显(图3)。矿化类型复杂，主要发育浸染状、脉状、细脉状，主要与硅化有关，具有后生热液活动特征的多金属矿化，但局部在阿舍勒组火山沉积岩系中可见条带状、条纹状和块状构造的铜锌矿化，具有同生沉积作用特征。尽管辉绿岩脉中有少量黄铜矿、方铅矿和闪锌矿出现，但不具有经济价值(图4)。

按成矿元素矿石可分为金矿石、金铜矿石、铜矿石、铜锌矿石、铅锌矿石和铜铅锌矿石。矿石构造主要有致密块状、块状、条带状、条纹状、斑杂状、浸染状、网脉状、细脉状、蜂窝状构造。矿石结构有自形-半自形晶粒结构、他形晶粒结构、填隙结构、反应边结构、固溶体分离结构、鳞片粒状变晶结构等。矿石中金属矿物主要是黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、自然金，少量磁黄铁矿、蓝辉铜矿、辉铜矿、辉钼矿、毒砂、斑铜矿。非金属矿物主要有石英、斜长石、绢云母、绿泥石、白云母、方解石、次闪石等。矿石中金平均品位为1.24 ×10-6～14.5 ×10-6，铜平均品位0.37% ～2.2%，铅平均品位0.21% ～2.12%，锌平均品位0.91% ～11.19%(王华星等，2011)。

图4 萨尔朔克多金属矿化特征Fig.4 Characteristics of ores in the Saershuoke polymetallic deposit

热液蚀变形成的矿物主要有石英、黄铁矿、绢云母、绿泥石、高岭土、绿帘石、碳酸盐，少量石榴石和磁铁矿(图5)，其中硅化、绢云母化和黄铁矿化与金铜铅锌矿化关系密切，绿帘石和绿泥石化分布于中基性火山岩、潜流纹岩和辉绿岩内。

2.4 成矿期

根据矿体特征、穿插关系、矿物共生组合、生成顺序及矿石组构等特征，将矿床成矿过程初步划分为3 期:喷流沉积期、潜火山热液期和表生期。

(1)喷流沉积期形成少量层状铜锌矿，矿石构造主要有层纹(条纹)状构造(图4b)、条带状构造、致密块状构造，金属矿物组合为黄铁矿、黄铁矿-黄铜矿、黄铁矿-黄铜矿-闪锌矿。

图5 萨尔朔克多金属矿热液蚀变特征Fig. 5 Characteristics of hydrothermal alteration in the Saershuoke polymetallic deposit

(2)潜火山热液期:分为2 个阶段，早阶段(主成矿阶段)与流纹斑岩有关，流纹斑岩沿火山通道侵入，伴随潜火山热液活动在最上部形成金矿体、向下为脉状铜金矿化，相对深部形成铜铅锌矿化。主要金属矿物组合为自然金-银金矿-黄铁矿、(自然金、银金矿)-黄铁矿-黄铜矿、黄铁矿-斑铜矿、黄铁矿-方铅矿、方铅矿-闪锌矿、(自然金、银金矿)-黄铁矿-黄铜矿-方铅矿-闪锌矿。

晚阶段与辉绿岩有关，矿体形成后辉绿岩脉侵入，形成少量铜矿化，并对之前形成的矿体起到破坏作用。主要金属矿物组合为:黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿-黄铜矿。

(3)表生期:在地表矿体及浅部矿体中形成氧化矿物，如黄铁矿氧化成褐铁矿，黄铜矿氧化成孔雀石，少数黄铜矿氧化分解再经还原作用而成的次生辉铜矿，另有黄钾铁钒、高岭土等。

3 样品及分析方法

3.1 样品特征

流体包裹体研究的样品采自主成矿期早成矿阶段形成的矿石和蚀变流纹斑岩，晚成矿阶段的辉绿岩。14 件矿石样品分别为黄铜矿方铅矿闪锌矿矿石、黄铁矿石英脉、黄铁矿黄铜矿石英脉、稠密浸染状黄铁矿黄铜矿矿石、含黄铁矿绿泥石石英脉、(黄铁矿)黄铜矿辉铜矿石英脉、辉铜矿黄铁矿石英脉、方铅矿黄铁矿石英脉。5 件硫化物硅化流纹斑岩样品分别为黄铁矿硅化流纹斑岩、黄铁矿黄铜矿闪锌矿硅化流纹斑岩、黄铜矿闪锌矿硅化流纹斑岩。1 件辉绿岩中石英方解石脉和1 件绿帘石化辉绿岩中黄铁矿石英脉。

表1 萨尔朔克多金属矿床包裹体类型及特征Table 1 Inclusion types and characteristics of the Saershuoke polymetallic deposit

62 件硫同位素样品采自流纹斑岩中矿化(12 件)、块状矿石(24 件)、稠密浸染状矿石(4 件)、脉状矿石(5 件)、金矿石(8 件)和辉绿岩脉中硫化物(9 件)。

15 件氢和氧同位素样品采自矿石，岩性为含黄铁矿黄铜矿石英脉、含黄铜矿辉铜矿石英脉、黄铁矿石英脉、稠密浸染状黄铁矿黄铜矿矿石、含黄铁矿绿泥石石英脉、含黄铁矿黄铜矿辉铜矿石英脉、辉铜矿黄铁矿石英脉、黄铜矿辉铜矿石英脉、方铅矿黄铁矿石英脉和金矿石。5 件采自硫化物硅化流纹斑岩，样品为黄铁矿硅化流纹岩、黄铁矿黄铜矿闪锌矿硅化流纹岩、黄铜矿闪锌矿硅化流纹岩。1 件样品采自主成矿期的晚成矿阶段，为辉绿岩中石英方解石脉。

3.2 分析方法

将矿石样品磨成厚度为0.25 ～0.3mm 双面光包体片，对其中石英和方解石进行流体包裹体岩相学和显微测温研究。包裹体显微测温工作在中国地质大学(北京)地球化学实验室利用英国产Linkam THMSG 600 冷热台上进行，可测温范围为-196 ～+600℃，精度为±0.1℃。

挑选新鲜纯净的黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿、方铅矿和闪锌矿单矿物样品，纯度达99%以上。硫化物样品以Cu2O 作为氧化剂制样，释放的SO2进行硫同位素测试。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进行，同位素所用质谱计型号为Delta-S。数据均为相对国际标准CDT 之值。

首先挑选用于氢和氧同位素测试的石英单矿物，纯度达99% 以上。氧同位素分析方法为BrF5法(Clayton and Mayeda，1963)，首先将纯净的石英样品与BrF5反应15h，萃取氧。分离出的氧进入CO2转化系统，温度为700℃，时间为12min，最后收集CO2(Mao et al.，2002)。

氢同位素分析采用爆裂法，其测试程序为:加热石英包裹体样品使其爆裂，释放挥发份，提取水蒸气，然后在400℃条件下使水与锌反应30min 产生氢气，再用液氮冷冻后，收集到有活性炭的样品瓶中(Coleman et al.，1982)。

氢和氧同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室进行，同位素所用质谱计型号为MAT253EM。氧同位素的分析精密度为±0.2‰，氢同位素的分析精密度为±2‰。

图6 萨尔朔克多金属矿流体包裹体显微照片Fig.6 Photomicrographs of fluid inclusions from the Saershuoke polymetallic deposit

4 分析结果

4.1 流体包裹体特征

萨尔朔克多金属矿的流体包裹体包括原生、假次生和次生流体包裹体。原生包裹体呈孤立状或沿晶带分布，假次生包裹体在一个晶体内部沿愈合裂隙分布，次生包裹体在不同晶体间沿愈合裂隙分布。依据室温下包裹体的物理相态和化学组成，将萨尔朔克多金属矿原生和假次生流体包裹体划分为H2O-NaCl 型和H2O-CO2(±CH4/N2)-NaCl 型。按卢焕章等(2004)的分类方案将H2O-NaCl 型划分为纯气体包裹体、气体包裹体、液体包裹体和含子矿物多相包裹体。H2OCO2(±CH4/N2)-NaCl 型包括含液体CO2的三相包裹体和H2O+CO2+子矿物多相包裹体。不同成矿阶段、不同矿物其包裹体类型各不相同，其特征见图6 和表1。

矿石中石英包裹体类型最复杂，以液相包裹体为主，其次是气体包裹体、含子矿物多相包裹体和含液体CO2的三相包裹体，少量H2O + CO2+ 子矿物多相包裹体和纯气体包裹体。

含硫化物硅化流纹斑岩中石英包裹体类型只有H2ONaCl 型包裹体，以液相包裹体为主，其次是气体包裹体和含子矿物多相包裹体，个别纯气体包裹体。

辉绿岩中石英方解石脉和黄铁矿石英脉的方解石中包裹体相对不发育，包裹体类型简单，以液相包裹体为主。石英中包裹体较发育，包裹体类型复杂，主要为液体包裹体，其次是气体包裹体和含子矿物多相包裹体，个别纯气体包裹体。绿帘石中包裹体不发育，为液体包裹体。

图7 萨尔朔克多金属矿流体包裹体均一温度直方图和盐度直方图Fig.7 Histograms of homogenization temperature and salinity for the inclusions of the Saershuoke polymetallic deposit

4.2 显微测温结果

矿石石英中189 个液体包裹体均一温度变化较大，介于100 ～414℃，在350℃、190℃和150℃出现明显峰值(图7)。冰点温度变化于-9.5 ～-1.6℃，在冷冻法冰点-盐度关系表中(Bodnar，1993)查得流体盐度为2.74% ～13.4%NaCleqv，峰值为7.5% NaCleqv 和3.5% NaCleqv(图7)，密度为0.58 ～1.03g/cm3。23 个气体包裹体均一温度为103 ～465℃，峰值为390℃，冰点温度变化于-5.2 ～-1.7℃，流体盐度为2.9% ～8.14% NaCleqv，密度为0.56 ～0.96g/cm3。27 个含子矿物多相包裹体气泡消失温度为100 ～284℃，仅获得2 个包裹体子矿物消失温度为401℃和442℃，其气泡消失温度为142 ～284℃，其他子矿物加热到600℃仍不消失。这类包裹体属过饱和盐水包裹体，是子晶和溶液同时被捕获的产物，子晶的融化温度不能代表溶液的真实盐度(Mao et al.，2003)。对26 个含液体CO2三相包裹体进行了显微测温(表2)。CO2的初熔温度为-61.7 ～-59.6℃(图8)，表明流体成分中除CO2外，还存在CH4或N2(Burruss，1981)。含液体CO2的三相包裹体笼形化合物的熔化温度为5.5 ～9.0℃，根据Collins (1979)利用笼形化合物的熔化温度和盐度关系表，求的CO2型包裹体盐度为2.0% ～8.19%NaCleqv，峰值为5.5% NaCleqv(图7)。25 个含液体CO2三相包裹体的部分均一温度为8.6 ～27.4℃(图8)，包裹体完全均一温度为150 ～351℃，峰值为230℃。测定3 个H2O +CO2+ 子矿物多相包裹体，部分均一温度为5.9 ～10.7℃，CO2相消失温度为271 ～305℃，子矿物熔化温度大于600℃。

表2 萨尔朔克多金属矿石英中CO2 包裹体显微测温结果Table 2 Microthermometric data for the CO2-types inclusions in quartz from the Saershuoke polymetallic deposit

图8 萨尔朔克多金属矿CO2 型包裹体初熔温度和均一温度直方图Fig.8 Histogram of initial melting temperatures and CO2 homogenization temperatures of CO2-type inclusions in the Saershuoke polymetallic deposit

硅化流纹斑岩石英中70 个液体包裹体均一温度介于125 ～362℃，主要集中于180 ～380℃，在210℃出现峰值。冰点温度变化于-6.4 ～-2.2℃，流体盐度为3.71% ～9.73%NaCleqv，峰值为7.5% NaCleqv，密度为0.57 ～0.99g/cm3。7个气体包裹体均一温度为342 ～426℃，冰点温度变化于-6.3 ～-4.5℃，流体盐度为7.17% ～9.6% NaCleqv，密度为0.57 ～0.64g/cm3。4 个含子矿物多相包裹体气泡消失温度为132 ～295℃，子矿物加热到600℃仍不消失。

辉绿岩中石英方解石脉和黄铁矿石英脉的8 个方解石液体包裹体均一温度介于147 ～272℃，在200℃出现峰值(图7)。冰点温度变化于- 5.0 ～ - 4.1℃，流体盐度为6.59% ～7.86% NaCleqv，峰值为7.5% NaCleqv，密度为0.82 ～0.95g/cm3。21 个石英中液体包裹体均一温度介于134 ～338℃，在250℃和210℃出现峰值(图7)。冰点温度变化于-6.3 ～-3.7℃，流体盐度为6.01% ～9.6% NaCleqv，峰值为9.5% NaCleqv，密度为0.73 ～0.98g/cm3。5 个石英中气体包裹体均一温度为289 ～342℃，冰点温度变化于-6.0 ～-4.1℃，流体盐度为6.59% ～9.21% NaCleqv。2个含子矿物多相包裹体气泡消失温度为158 ～172℃，子矿物加热到600℃仍不消失。

4.3 硫、氢和氧同位素

萨尔朔克矿床62 件黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿、方铅矿和闪锌矿硫同位素分析结果列于表3，δ34S 变化于-1.52‰～6.18‰。

萨尔朔克矿床21 件氢和氧同位素测试结果列于表4。5件硫化物硅化流纹斑岩中石英的δDSMOW变化范围较大，介于-135‰～-103‰，δ18OSMOW值介于6.9‰ ～7.9‰。使用石英-水分馏方程1000lnα =3.38 ×106T-2-3.40(Clayton et al.，1972)和同一样品石英中流体包裹体均一温度平均值，计算流体的δ18OH2O值为-2.41‰ ～0.83‰。15 件矿石中石英的δDSMOW很低，变化于-140‰～-112‰，δ18OSMOW值介于7.2‰～8.5‰，δ18OH2O值为-4.03‰ ～0.94‰。1 件晚成矿阶段δDSMOW为- 92‰，δ18OSMOW值 为7.3‰，δ18OH2O值 为-0.47‰。

表3 萨尔朔克多金属矿硫化物硫同位素组成Table 3 Sulfur isotope composition of sulphides from the Saershuoke polymetallic deposit

表4 萨尔朔克多金属矿床中石英氢和氧同位素组成Table 4 Oxygen and hydrogen isotopic data from Saershuoke polymetallic deposit

5 讨论

5.1 成矿时代

萨尔朔克多金属矿体主要产于黄铁绢英岩化流纹斑岩体中，矿化类型复杂，主要有浸染状、脉状、细脉-网脉状，主要与硅化有关，主成矿期具有后生热液活动特征，流纹斑岩为沿火山通道充填的潜火山岩相，主要成矿作用与潜火山热液活动有关，因此，流纹斑岩的形成时代可以代表主成矿时代。本课题组获得2 件黄铁矿黄铜矿化流纹斑岩锆石U-Pb年龄为382 ±2Ma 和382.8 ±1.7Ma，二者年龄一致。同时获得切穿流纹斑岩和矿体的含黄铁矿黄铜矿辉绿岩脉锆石UPb 年龄381.7 ±1.8Ma，这三件年龄限定萨尔朔克主成矿作用发生在～382Ma，为中泥盆早期成矿(Yang et al.，2014)，略晚于阿舍勒1 号主矿体喷流沉积作用时间～6Myr。

5.2 成矿流体性质及不混溶作用

矿体形成于潜火山热液期的早阶段(主成矿阶段)，石英中包裹体均一温度变化大，从高温演化到低温(100 ～465℃)，但主要集中于130 ～390℃，在350℃、310℃、190℃和140℃出现明显峰值;流体盐度变化于2.0% ～13.4%NaCleqv，集 中 在3.0% ～10.0% NaCleqv，峰 值 为6.5%NaCleqv 和3.5% NaCleqv;流体的密度0.56 ～1.03g/cm3，表明主成矿阶段成矿流体具有高温-低温、低盐度和中低密度的特征。

不混溶包裹体形成于三种情况下:(1)原始流体是一种部分混溶相，如CO2、CH4在一定条件下可部分溶解于H2O中，条件变化使它们成为不混溶相;(2)原始流体为不均一的液相+固相(早期结晶的矿物颗粒)流体;(3)原始为均匀流体，在地质演化过程中由于多种原因，导致原始均匀流体发生不混溶分离，分成物理或化学性质不一致的两个相，称为不混溶分离或沸腾作用。可以有多种原因产生:其一，压力突然释放;其二是高温、高压流体与大气降水(或其他低温流体)相遇，造成流体沸腾;其三是流体成分的变化，某些组分的增加或减少(卢焕章等，2004)。

萨尔朔克矿石中CO2包裹体广泛发育，特别是黄铁矿黄铜矿石英脉、含辉铜矿黄铜矿石英脉、辉铜矿黄铜矿黄铁矿石英脉、黄铁矿石英脉中，指示成矿流体中CO2含量较高。H2O-CO2(±CH4/N2)-NaCl 型包裹体中CO2的体积百分数呈现出连续变化，CO2变化于5% ～30%。H2O-NaCl 型包裹体的气液比也呈现连续变化，从液体包裹体(5% ～40%)，到气体包裹体(50% ～85%)，再到纯气体包裹体，同时发育较多的含子矿物多相包裹体，在多个包裹片同一视域同一矿物中可以见到多种类型包裹体共存(图6h，i)。含液相CO2三相包裹体和富水的包裹体共存，并构成连续变化系列(液体包裹体、气体包裹体、纯气体包裹体和含子矿物多相包裹体)。液体包裹体均一到液相，气体包裹体均一到气相，与同时发育的含液相CO2三相包裹体均一温度大致相同，表明流体发生了不混溶作用(张文淮和陈紫英，1993;卢焕章等，2004)。均一温度与盐度相关图上(图9)，明显出现中-低温相对高盐度和中高温相对低盐度两群包裹体，也表明流体发生过不混溶作用。H2O+CO2+子矿物多相包裹体暗示流体包裹体形成于非均一捕获的环境，来源于CO2-H2O ±CH4/N2流体和H2O-NaCl 流体的局部混合(倪培等，2003)。原始成矿流体是一种部分混溶相，CO2、CH4在一定条件下部分溶解于H2O 中，在成矿过程中，当高温、高压流体上升到断裂带时，使压力突然释放，造成原始均匀含矿流体减压沸腾;同时高温高压流体与深循环海水混合时(氢和氧同位素证据)，使原始高温流体温度降低，导致了CO2-CH4±N2和H2O-NaCl产生不混溶作用使CO2-CH4±N2从盐水溶液中分离出来，并与盐水溶液相共存。不混溶作用是导致萨尔朔克矿石中黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等硫化物和自然金沉淀的主要因素。

图9 萨尔朔克多金属矿均一温度-盐度关系图Fig. 9 Diagram of homogenization temperatures versus salinity of fluid inclusions in the Saershuoke polymetallic deposit

图10 萨尔朔克多金属矿δD-δ18 O水图解(原始岩浆水范围据Sheppard，1986)Fig. 10 δD versus δ18 OH2O diagram of the Saershuoke polymetallic deposit (Data of primary magmatic water after Sheppard，1986)

硅化流纹岩中形成硫化物石英的流体为中高温(125 ～426℃，主要集中在180 ～360℃，峰值为350℃和210℃)、低盐度(3.71% ～9.73% NaCleqv，峰值为7.5% NaCleqv)、中低密度(0.57 ～0.99g/cm3)的H2O-NaCl 体系。

晚成矿阶段辉绿岩中石英、绿帘石和方解石中包裹体类型为H2O-NaCl 型的液体包裹体，少量气体包裹体和含子矿物多相包裹体，以中高温(134 ～342℃，主要集中在180 ～340℃)和低盐度(6.01% ～9.6% NaCleqv，峰值为7.5%NaCleqv)为特征。与主成矿阶段比，温度、盐度和密度变化范围小。均一温度与盐度相关图上(图9)，均一温度与盐度相关性不明显。

5.3 成矿流体来源

图11 萨尔朔克多金属矿硫同位素直方图(a)和VMS 型矿床硫同位素对比图(b)Wan et al. ，2010 据Huston，1999 数据绘制不同时代VMS 型矿床硫同位素变化范围，白圈表示平均值。阿舍勒数据为陈毓川等，1996;王登红，1996;Wan et al. ，2010 数据;黑圈表示峰值;萨尔朔克为本文数据Fig.11 Histogram of sulfur isotopic compositions from the Saershuoke polymetallic deposit (a)and variation of the isotopic composition of sulfide from VMS-type deposit (b)Data compiled from Huston (1999)by Wan et al. (2010)，which shows the variation both in range and average value (white circle). The black circle is peak value of Ashele and Saershuoke from Chen et al. ，1996;Wang，1996;Wan et al. ，2010;Saershuoke is from this paper

15 件矿石中石英的δ18OH2O值为-4.03‰ ～0.94‰，远远低于岩浆水的范围(5.5‰ ～9.5‰;Sheppard，1986)，δDSMOW介 于- 140‰ ～ - 112‰，明 显 低 于 岩 浆 水 范 围(-80‰ ～-40‰;Sheppard，1986)。在δD-δ18OH2O图解中(图10)，15 件样品点落在岩浆水左下方，在大气降水线和岩浆水之间。5 件硫化物硅化流纹斑岩样品在δD-δ18OH2O图解中投影在矿石范围内，1 件辉绿岩中石英方解石样品δDSMOW(-92‰)是所有样品中最高的，但δ18OH2O值较低，投影在矿石和硫化物硅化流纹斑岩范围内。考虑到流纹斑岩是阿舍勒组海相火山岩的潜火山岩相，成矿作用发生在海底和近海底，大气降水不大可能参与成矿作用，因此，认为萨尔朔克矿床成矿流体为岩浆水混合深循环的海水。

5.4 成矿物质来源

24 件块状矿石硫化物δ34S 变化于-1.52‰ ～3.9‰，峰值在2.5‰(图11)。不同硫化物δ34S 存在差异，6 件方铅矿δ34S 变化于-1.52‰ ～0.62‰，平均-0.22%，7 件闪锌矿δ34S 变化于1.42‰ ～2.84‰，平均2.14%，4 件黄铜矿δ34S变化于1.29‰ ～2.75‰，平均2.16%，7 件黄铁矿δ34S 变化于2.26‰～3.9‰，平均2.88%，表明δ34S方铅矿(-0.22%)＜δ34S闪锌矿(2.14%)＜δ34S黄铜矿(2.16%)＜δ34S黄铁矿(2.88%)。同一样品共生的硫化物中δ34S黄铜矿(2.21‰)＜δ34S闪锌矿(2.79‰)＜δ34S黄铁矿(3.9‰)(SESK12-5-1、-2、-3)、δ34S方铅矿(0.62‰)＜δ34S黄铜矿(2.75‰)＜δ34S闪锌矿(2.84‰)(SESK12-25-1、-2、-3)。由此可见，块状矿石硫化物是在平衡条件下共生形成的。

4 件稠密浸染状矿石δ34S 变化于2.38‰ ～3.49‰，其中黄铜矿δ34S 变化于2.38‰ ～2.41‰，黄铁矿δ34S 变化于3.2‰～3.49‰，表明δ34S黄铜矿＜δ34S黄铁矿。

12 件流纹斑岩中硫化物δ34S 变化于0.46‰ ～3.57‰，峰值在2.5 ‰。其中3 件黄铜矿δ34S 变化于1.03‰ ～2.13‰，平均1.75%，2 件闪锌矿δ34S 变化于2.21‰ ～3.16‰，平均2.69%，7 件黄铁矿δ34S 变化于0.46‰ ～3.57‰，平均2.71%，表明δ34S黄铜矿＜δ34S闪锌矿＜δ34S黄铁矿。同一样品共生的硫化物中δ34S黄铜矿(2.08‰)＜δ34S闪锌矿(3.16‰)＜δ34S黄铁矿(3.48‰)(SESK12-13-1、-2、-3)，由此，流纹斑岩中硫化物达到了平衡。

5 件脉状矿石硫化物δ34S 变化于-0.64‰ ～3.34‰，其中2 件方铅矿δ34S 变化于-0.64‰～0.68‰，平均0.02%，1件黄铜矿δ34S 为2.54‰，1 件辉铜矿δ34S 为2.61‰，1 件黄铁矿δ34S 为3.34‰。该阶段δ34S方铅矿＜δ34S黄铜矿＜δ34S辉铜矿＜δ34S黄铁矿。

8 件金矿石硫化物δ34S 变化于2.14‰ ～3.5‰，其中3件黄铜矿δ34S 变化于2.14‰ ～2.65‰，平均2.33%，5 件黄铁矿δ34S 变化于2.98‰～3.5‰，平均3.29%。

9 件辉绿岩中硫化物δ34S 变化于0.73‰ ～6.18‰，其中4 件黄铜矿δ34S 变化于0.73‰～1.05‰，平均0.88%，5 件黄铁矿δ34S 变化于1.80‰～6.18‰，平均3.73%。

综上所述，流纹斑岩、块状矿石、稠密浸染状矿石、脉状矿石、金矿石和辉绿岩脉中方铅矿、闪锌矿、黄铜矿和黄铁矿，同一样品共生的硫化物均表明硫化物是在平衡条件下形成。

萨尔朔克矿床62 件硫化物δ34S 变化于- 1.52‰ ～6.18‰，平均值为2.22‰，峰值为2.5‰(图11)，具有正态分布特征。Ohmoto and Rye(1979)认为在矿物组合简单的情况下，矿物的δ34S 平均值可代表热液的总硫值(郑永飞和陈江峰，2000)。萨尔朔克多金属矿床矿石中含硫矿物主要为硫化物，因此，热液中总δ34S 值相当于矿物中δ34S 平均值，为2.22‰，落在幔源硫范围(0 ±3‰;Hoefs，1997)，表明成矿流体中的硫来自深源岩浆，与潜火山热液作用有关。辉绿岩侵入矿体，黄铁矿化和黄铜矿化较发育，其硫可能是来自辉绿岩脉侵入时熔化的硫化物矿体，硫同位素特征仍然保持与矿体一致。

前人对阿舍勒铜锌矿硫化物和重晶石的硫同位素进行了研究，δ34S 分布于3 个区间，-13.7‰，-4‰ ～9‰和16‰～24‰，主要集中于0 ～7‰，峰值为4.5‰，硫同位素具有多种来源，但以岩浆硫为主(来自火山喷气)，也有少量硫来自海水硫酸盐的有机还原作用，与阿舍勒矿床相比萨尔朔克硫的来源单一。萨尔朔克矿床硫同位素变化范围与世界典型VMS 型矿床一致，但峰值比世界典型矿床小，更接近0‰(图11)。

5.5 成矿作用

早-中泥盆世，古亚洲洋板块继续向北俯冲到西伯利亚板块的阿尔泰古陆块南缘之下，伴随着活动陆缘的发育在阿舍勒盆地形成弧后盆地(秦克章，2000)或弧裂谷(Wan et al.，2010)。大洋板块的俯冲作用导致地幔楔部分熔融，形成阿舍勒组拉斑玄武岩、高镁玄武岩，高镁英安岩和火山碎屑岩(牛贺才等，2006)。

中泥盆世早期(＞382Ma)火山喷发间歇期，含矿流体沿火山喷流通道向上运移，在海底热水喷口中喷出，并在火山口附近的洼地中沉淀，形成萨尔朔克层状铜锌矿化。～382Ma 粘稠的残余岩浆侵位到海底的破火山口中，形成潜流纹岩。岩浆期后热液中铜、铅锌、金的成矿元素含量较高，形成含矿热液。大量的流体包裹体研究表明，流体相分离是热液矿床矿质沉淀的重要机制，压力降低是造成流体相分离的重要因素。含矿热液沿流纹斑岩的裂隙向上运移，当遇到断裂破碎带时，压力剧减，流体由原来的液相变成两相(液相和气相)。大量酸性组分(H2、CH4、H2S、SO2，群体包裹体分析结果)分配到气相中，使液相的pH 值增大(Skinner，1979)。在盐度-温度关系图上，矿石的流体包裹体出现了中-低温相对高盐度和中高温相对低盐度两群包裹体，可能反映出相分离是等焓过程而不是等温过程，则相分离可导致液相温度下降，有利于矿质沉淀(Drummond and Ohmoto，1985)。氢和氧同位素表明成矿流体为岩浆水混合深循环的海水，除了考虑压力剧降外，还要考虑高温高压岩浆流体与下渗的深循环海水混合，同时也有水岩反应，这些综合因素导致了含矿流体中CO2-CH4和H2O-NaCl 产生不混溶作用，引起了含矿热液中铜、铅锌和金络合物分解，伴随硅化发生大量硫化物沉淀富集，在流纹斑岩中形成浸染状、细脉、网脉状、脉状的多金属矿化(Au-Cu-Pb-Zn)，即萨尔朔克多金属矿主矿体。温度降低、元素活动性的差异和元素初始浓度等因素，造成了矿化垂直分带，从上到下，出现金矿化、金铜矿化和铜铅锌矿化。之后的辉绿(玢)岩脉(381.7Ma)侵入，穿切流纹斑岩和矿体，在辉绿岩中形成黄铁矿化，少量铜矿化，但不具有经济价值。

6 结论

(1)萨尔朔克多金属矿主要赋存于潜流纹岩中，少量在阿舍勒组火山岩系中。矿体呈脉状和透镜状。矿石呈致密块状、块状、条纹状、浸染状、细脉、网脉状和脉状，围岩蚀变主要为硅化、黄铁矿、绢云母化。矿床的形成经历了喷流沉积期、潜火山热液期和表生期，金铜铅锌矿化主要与潜火山热液作用有关。

(2)矿石中石英的流体包裹体发育，包括纯气体包裹体、气体包裹体、液体包裹体、含子矿物多相包裹体、含液体CO2的三相包裹体和H2O+CO2+子矿物多相包裹体。主成矿阶段成矿温度集中于130 ～390℃，在350℃、310℃、190℃和140℃出现明显峰值;流体盐度集中于3.0% ～10.0%NaCleqv，密度0.56 ～1.03g/cm3，表明主成矿阶段成矿流体具有高温-低温、低盐度和中低密度的特征。

(3)硫化物的δ34S 集中于-1.52‰ ～6.18‰，峰值为2.5‰，表明硫来自深源岩浆，与潜火山热液有关。

(4)矿石中石英δD 介于-140‰ ～-103‰，δ18OSMOW值6.9‰～8.5‰，δ18OH2O值为-4.03‰ ～0.94‰，表明主成矿阶段成矿流体为岩浆水混合深循环的海水。主成矿作用与流纹斑岩的热液活动有关，属于VMS 成矿系统的一种矿化类型。不混溶作用导致CO2-CH4±N2从NaCl-H2O 中分离出来，并引起金铜铅锌等成矿物质沉淀。

致谢 参加野外的还有郑佳浩博士、欧阳刘进硕士、吴玉峰博士后等;野外工作中得到萨尔朔克矿山的黎定忠、钱立裕、罗富新等先生的大力支持和帮助;流体包裹体测定由中国地质大学(北京)地球化学实验室诸慧燕女士完成;硫同位素由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陈健和李洪伟先生完成;氢和氧同位素由中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室万德芳女士和张增杰先生完成;承蒙刘伟研究员和王玉往研究员审阅稿件提出建设性意见;在此一并致以衷心的感谢。

Barrie CT and Hannington MD. 1999. Classification of volcanicassociated massive sulfide deposits based on host-rock composition.Reviews in Economic Geology，8:1 -11

Bodnar RJ. 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta，57(3):683 -684

Briggs SM，Yin A，Manning CE，Chen ZL and Wang XF. 2009.Tectonic development of the southern Chinese Altai Range as determined by structural geology，thermobarometry，40Ar/39Ar thermochronology， and Th/Pb ion-microprobe monazite geochronology. Geol. Soc. Am. Bull.，121(9 -10):1381 -1393

Burruss RC. 1981. Analysis of phase equilibria in C-O-H-S fluid inclusions. In:Hollister LS and Crawford ML (eds.). Short Course in Fluid Inclusions: Application to Petrology. Mineralogical Association of Canada，6:39 -74

Cai KD，Sun M，Yaun C，Zhao GC，Xiao WJ，Long XP and Wu FY.2010. Geochronological and geochemical study of mafic dykes from the Northwest Chinese Altai:Implications for petrogenesis and tectonic evolution. Gondwana Research，18(4):638 -652

Cai KD，Sun M，Yuan C，Zhao GH，Xiao WJ，Long XP and Wu FY.2011. Prolonged magmatism，juvenile nature and tectonic evolution of the Chinese Altai，NW China:Evidence from zircon U-Pb and Hf isotopic study of Paleozoic granitoids. Journal of Asian Earth Sciences，42(5):949 -968

Chai FM，Ouyang LJ，Dong LH，Yang FQ，Liu F，Zhang ZX and Li Q.2013. Geochronology and genesis of tonalites from the Ashele Cu-Zn deposit on the southern margin of Altay，Xinjiang. Acta Petrologica et Mineralogica，32(1):41 -52 (in Chinese with English abstract)

Chen YC，Ye QT，Feng J，Mou CL，Zhou LR，Wang QM，Huang GZ，Zhuang DZ and Ren BC. 1996. Ore-Forming Conditions and Metallogenic Prognosis of the Ashele Copper-Zinc Metallogenic Belt，Xinjiang，China. Beijing:Geological Publishing House，1 -330 (in Chinese with English abstract)

Clayton RN and Mayeda TK. 1963. The use of bromine pentafluoride in the extraction of oxygen from oxides and silicates for isotopic analysis. Geochimica et Cosmochimica Acta，27(1):43 -52

Clayton RN，O’Neil JR and Mayeda TK. 1972. Oxygen isotope exchange between quartz and water. Journal of Geophysical Research，77(17):3057 -3067

Coleman ML，Sheppard TJ，Durham JJ，Rouse JE and Moore GR. 1982.Reduction of water with zinc for hydrogen isotope analysis. Analytical Chemistry，54(6):993 -995

Collins PLF. 1979. Gas hydrates in CO2-bearing fluid inclusions and the use of freezing data for estimation of salinity. Econ. Geol.，74(6):1435 -1444

Daukeev SZH，Uzhkenov BS，Bespaev KHA，Miroshnichenko LA，Mazurov AK and Sayduakasov MA. 2004. Atlas of mineral deposit models of the Republic of Kazakhstan. Almaty:Printing House“Center for Geoinformation of the Military Forces of the Republic of Kazakhstan”，1 -141

Drummond SE and Ohmoto H. 1985. Chemical evolution and mineral deposition in boiling hydrothermal systems. Econ. Geol.，80(1):126 -147

Franklin JM， Gibson HL， Jonasson IR and Galley AG. 2005.Volcanogenic massive sulfide deposits. Economic Geology，100:523-560

Gao ZQ，Fang WX，Hu RZ and Li WQ. 2010. Tectonic setting and geochemical characteristics of dacite andesite-basalt volcanic rocks in Ashele copper deposit，Xinjiang. Mineral Deposits，29(2):218 -229 (in Chinese with English abstract)

Goldfarb RJ，Mao JW，Hart C，Wang DH，Anderson E and Wang ZL.2003. Tectonic and metallogenic evolution of the Altay Shan，northern Xinjiang Uygur Autonomous Region，northwestern China.In:Mao JW，Goldfarb RJ，Seltmann R，Wang DH，Xiao WJ and Hart C (eds.). Tectonic Evolution and Metallogeny of the Chinese Altay and Tianshan. Proceedings volume of the International Symposium of the IGCP-473 project in Urumqi and Guidebook of the Field Excursion in Xinjiang，China:August 9 -21，2003. London:Centre for Russian and Central Asian Mineral Studies，Natural History Museum，17 -30

He GQ and Zhu YF. 2006. Comparative study of the geology and mineral resources in Xinjiang，China，and its adjacent regions. Geology in China，33(3):451 -460 (in Chinese with English abstract)

Hoefs J. 1997. Stable Isotope Geochemistry. 4thEdition. Berlin:Springer-Verlag，1 -250

Huston D. 1999. Stable isotopes and their significance for understanding the genesis of volcanic-associated massive sulfide deposits:A review. In:Barrie C and Hannington M (eds.). Volcanic-Associated Massive Sulfide Deposits:Processes and Examples in Modern and Ancient Settings. Soc. Econ. Geol.，8:157 -179

Lu HZ，Fan HW，Ni P，Ou GX，Shen K and Zhang WH. 2004. Fluid Inclusions. Beijing:Science Press，1 -485 (in Chinese)

Mao JW，Wang YT，Ding TP，Chen Y，Wei JX and Yin J. 2002.Dashuigou tellurium deposit in Sichuan Province，China:S，C，O，and H isotope data and their implications on hydrothermal mineralization. Resource Geology，52(1):15 -23

Mao JW，Li YQ，Goldfarb R，He Y and Zaw K. 2003. Fluid inclusion and noble gas studies of the Dongping gold deposit，Hebei Province，China:A mantle connection for mineralization?Economic Geology，98(3):517 -534

Mao JW，Pirajno F，Zhang ZH，Chai FM，Wu H，Chen SP，Cheng LS，Yang JM and Zhang CQ. 2008. A review of the Cu-Ni sulphide deposits in the Chinese Tianshan and Altay orogens (Xinjiang Autonomous Region，NW China):Principal characteristics and oreforming processes. Journal of Asian Earth Sciences，32(2 -4):184-203

Ni P，Rankin AH and Zhou J. 2003. Fluid inclusion studies on carbonatite dyke and associated quartzite in Bayan Obo，Inner Mongolia，China. Acta Petrologica Sinica，19(2):297 -306 (in Chinese with English abstract)

Niu HC，Yu XY，Xu JF，Shan Q，Chen FR，Zhang HX and Zheng ZP.2006. Late Paleozoic Volcanism and Associated Metallogenesis in the Altay Area， Xinjiang， China. Beijing: Geological Publishing House，1 -184 (in Chinese with English abstract)

Ohmoto H and Rye RO. 1979. Isotopes of sulfur and carbon. In:Barnes H L (ed.). Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. New York:John Wiley ＆ Sons，509 -567

Pirajno F，Mao JW，Zhang ZC，Zhang ZH and Chai FM. 2008. The association of mafic-ultramafic intrusions and A-type magmatism in the Tian Shan and Altay orogens，NW China:Implications for geodynamic evolution and potential for the discovery of new ore deposits. Journal of Asian Earth Sciences，32(2 -4):165 -183

Qin KZ，Wang JB，Zhang JH and Deng JN. 1998. Metallogenic conditions for the Keketale-style large-scale Pb-Zn deposit on the southern margin of Altay，Xinjiang. Geological Exploration for Nonferrous Metals，7(2):65 -74 (in Chinese with English abstract)Qin KZ. 2000. Metellogeneses in relation to Central-Asia style orogeny of Northern Xinjiang. Post Doctor Research Report. Beijing:Institute of Geology and Geophysics，CAS，1 -194 (in Chinese with English summary)

Şengör AMC，Natal’in BA and Burtman VS. 1993. Evolution of the Altaid tectonic collage and Palaeozoic crustal growth in Eurasia.Nature，364:299 -307

Sheppard SMF. 1986. Characterization and isotopic variations in natural waters. Reviews in Mineralogy and Geochemistry，16:165 -183

Skinner BJ. 1979. The many origins of hydrothermal mineral deposits.In:Barnes HL (ed.). Geochemistry f Hydrothermal Ore Deposit.New York:John Wiley and Sons，1 -12

Song GX，Qin KZ，Liu TB，Li GM and Shen P. 2010. The U-Pb ages，Hf isotope and REE patterns of older zircons from Devonian volcanic rocks in Ashele basin on the southern margin of Altai orogen and its geological significance. Acta Petrologica Sinica，26(10):2946 -2958 (in Chinese with English abstract)

Wan B，Zhang LC and Xiang P. 2010. The Ashele VMS-type Cu-Zn deposit in Xinjiang，NW China formed in a rifted arc setting.Resource Geology，60(2):150 -164

Wang DH. 1996. Sulfur and lead isotopic geochemistry of the Ashele volcanogenic massive sulfide deposit，Xinjiang，China. Geochimica，25(6):582 -590 (in Chinese with English abstract)

Wang DH，Chen YC，Xu ZG，Li TD and Fu XJ. 2002. Minerogenetic Series and Regularity of Mineralization in the Altai Metallogenetic Province，China. Beijing:Atomic Press，1 -493 (in Chinese)

Wang T，Jahn BM，Kovach VP，Tong Y，Hong DW and Han BF. 2009.Nd-Sr isotopic mapping of the Chinese Altai and implications for continental growth in the Central Asian Orogenic Belt. Lithos，110(1 -4):359 -372

Wang XB and Gao BM. 2001. REE characteristics of the Saersoc gold deposit in Xinjiang. Xinjiang Geology，19(3):185 - 188 (in Chinese with English abstract)

Wang XB and Zhang SL. 2001. Geological charcterisitc and preliminary study on genesis of Saersuoc gold deposit. Xinjiang Geology，19(2):130 -132 (in Chinese with English abstract)

Windley BF，Alexeiev D，Xiao WJ，Kröner A and Badarch G. 2007.Tectonic models for accretion of the Central Asian Orogenic Belt.Journal of the Geological Society，164(1):31 -47

Xiao WJ，Huang BC，Han CM，Sun S and Li JL. 2010. A review of the western part of the Altaids:A key to understanding the architecture of accretionary orogens. Gondwana Research，18(2 -3):253 -273 Yakubchuk A. 2004. Architecture and mineral deposit settings of the Altaid orogenic collage:A revised model. Journal of Asian Earth Sciences，23(5):761 -779

Yakubchuk AS，Shatov VV，Kirwin D，Edwards A，Tomurtogoo O，Badarch G and Buryak VA. 2005. Gold and base metal metallogeny of the Central Asian Orogenic Supercollage. Economic Geology，100:1035 -1068

Yang FQ，Mao JW，Zheng JM，Xu LG，Liu DQ，Zhao CS and Ye HS.2006. Geology and metallogenic model of the Altay large metallogenic belt in Kazakhstan. Acta Geologica Sinica，80(7):963 -983 (in Chinese with English abstract)

Yang FQ，Liu F，Li Q and Geng XX. 2014. In situ LA-MC-ICP-MS UPb geochronology of igneous rocks in the Ashele basin，Altay orogenic belt，Northwest China:Constraints on the timing of polymetallic copper mineralization. Journal of Asian Earth Sciences，79:477 -496

Yang TN，Li JY，Zhang J and Hou KJ. 2011. The Altai-Mongolia terrane in the Central Asian Orogenic Belt (CAOB):A peri-Gondwana one?Evidence from zircon U-Pb，Hf isotopes and REE abundance.Precambrian Research，187(1 -2):79 -98

Ye QT，Fu XJ and Zhang XH. 1997. Geological characteristics and genesis of the Ashele copper-zinc massive sulfide deposit，Xinjiang.Mineral Deposits，16(2):97 - 106 (in Chinese with English abstract)

Yuan C，Sun M，Xiao WJ，Li XH，Chen HL，Lin SF，Xi XP and Long XP. 2007. Accretionary orogenesis of the Chinese Altai:Insights from Paleozoic granitoids. Chemical Geology，242(1 -2):22 -39

Zhang WH and Chen ZY. 1993. Geology of the Inclusions. Wuhan:China University Geosciences Publishing House，1 - 240 (in Chinese)

Zheng YF and Chen JF. 2000. Stable Isotope Geochemistry. Beijing:Science Press，218 -247 (in Chinese)

附中文参考文献

柴凤梅，欧阳刘进，董连慧，杨富全，刘锋，张志欣，李强. 2013. 新疆阿舍勒铜锌矿区英云闪长岩年代学及地球化学. 岩石矿物学杂志，32(1):41 -52

陈毓川，叶庆同，冯京，牟传林，周良仁，王全明，黄光昭，庄道泽，任秉琛. 1996. 阿舍勒铜锌成矿带成矿条件和成矿预测. 北京:地质出版社，1 -330

高珍权，方维萱，胡瑞忠，李文铅. 2010. 新疆阿舍勒铜矿英安-玄武-安山质火山岩的地球化学特征与构造背景. 矿床地质，29(2):218 -228

何国琦，朱永峰.2006.中国新疆及其邻区地质矿产对比研究.中国地质，33(3):451 -460

卢焕章，范宏瑞，倪培，欧光习，沈昆，张文淮. 2004. 流体包裹体.北京:科学出版社. 1 -485

倪培，Rankin AH，周进. 2003. 白云鄂博地区碳酸岩墙及岩墙旁侧石英岩中的包裹体研究. 岩石学报，19(2):297 -306

牛贺才，于学元，许继峰，单强，陈繁荣，张海祥，郑作平. 2006. 中国新疆阿尔泰晚古生代火山作用及成矿. 北京:地质出版社，1-184

秦克章，王京彬，张进红，邓吉牛. 1998. 阿尔泰山南缘可可塔勒式大型铅锌矿床的成矿条件分析. 有色金属矿产与勘查，7(2):

65 -74

秦克章. 2000. 新疆北部中亚型造山与成矿作用. 博士后研究工作报告. 北京:中国科学院地质与地球物理研究所，1 -194

宋国学，秦克章，刘铁兵，李光明，申萍. 2010. 阿尔泰南缘阿舍勒盆地泥盆纪火山岩中古老锆石的U-Pb 年龄、Hf 同位素和稀土元素特征及其地质意义. 岩石学报，26(10):2946 -2958

王登红. 1996. 新疆阿舍勒火山岩型块状硫化物铜矿硫、铅同位素地球化学. 地球化学，25(6):582 -590

王登红，陈毓川，徐志刚，李天德，傅旭杰. 2002. 阿尔泰成矿省的成矿系列及成矿规律. 北京:原子能出版社，1 -493

王小兵，高保明. 2001. 新疆萨尔朔克金矿稀土元素地球化学特征.新疆地质，19(3):185 -188

王小兵，张少丽. 2001. 新疆哈巴河萨尔朔克金矿地质特征及成因初探. 新疆地质，19(2):130 -132

杨富全，毛景文，郑建民，徐林刚，刘德权，赵财胜，叶会寿. 2006.哈萨克斯坦阿尔泰巨型成矿带的地质特征和成矿模型. 地质学报，80(7):963 -983

叶庆同，傅旭杰，张晓华. 1997. 阿舍勒铜锌块状硫化物矿床地质特征和成因. 矿床地质，16(2):97 -106

张文淮，陈紫英. 1993. 流体包裹体地质学. 武汉:中国地质大学出版社，1 -240

郑永飞，陈江峰.2000.稳定同位素地球化学. 北京:科学出版社，218-247