新疆东准噶尔顿巴斯套金矿地质特征及矿床成因

刘文祥，邓小华，吴艳爽，韩申，陈西，李巽，王永，陈衍景1，

1)北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京，100871；2)北京矿产地质研究院有限责任公司，北京，100012；3)中国科学院新疆生态与地理研究所新疆矿产资源研究中心，乌鲁木齐，830011；4)西部黄金股份有限公司，乌鲁木齐，830002

内容提要：新疆东准噶尔地区自北向南发育额尔齐斯、阿尔曼太、卡拉麦里三条大型构造带，南北两条构造带已发现大量造山型金矿，而阿尔曼太构造带与南北构造带具有相似的成矿地质背景，却未见造山型金矿的报道。因此，笔者等选取了该构造带最重要的金矿床——顿巴斯套金矿，开展了详细的岩相学、矿相学研究以及构造解析。研究表明，该矿床具有区域性断裂的次级断裂控矿、脆—韧性剪切带控矿、背斜核部控矿“三位一体”的控矿特征，其中，NW—SE向脆—韧性剪切带是最重要的控矿构造，金矿化显著晚于矿区赋矿岩浆岩——石英闪长玢岩，且该矿床与相邻构造带典型的造山型金矿地质地球化学特征相似。结合成矿流体具有中低温、富CO2的特征，综合认为顿巴斯套金矿是典型的造山型金矿。将该矿床成矿过程划分为3期：① 以产出草莓状黄铁矿为典型特征的沉积期；② 以黄铁矿压实、结核、重结晶为特征的成岩期；③ 以产出热液脉和金的矿化为典型特征的热液期。热液期进一步划分为两个阶段：以脆—韧性变形为主的铁白云石—石英—黄铁矿阶段和由脆—韧性变形向脆性变形转变的石英—钠长石—方解石阶段。黄铁矿可划分为6个世代、毒砂可划分为3个世代：① Py1为沉积成因的黄铁矿，具有草莓状、胶状等特殊结构；② Py2为成岩作用形成的黄铁矿，具有顺层分布、呈结核状等特征；③ 热液期毒砂Apy1，粒度50～100 μm，自形、半自形，常与金共生；④ 热液期毒砂Apy2，自形，粒度300～700 μm；⑤ 热液期黄铁矿Py3，他形—自形，粒度50～150 μm，以内部包体多、孔洞多为显著特征；⑥热液期黄铁矿Py4，半自形—自形，粒度150～300 μm，以包体多，孔洞少，发育压力影为特征；⑦ 热液期Py5，以背散射下亮度高、显著富As为特征；⑧ 热液期毒砂Apy3：以颗粒粗大、自形、内部包体少、发育碎裂结构和压力影为特征；⑨ 热液期黄铁Py6：以颗粒粗大、半自形到自形、内部包体少、发育碎裂结构和压力影为特征。随着脆—韧性变形作用进行，黄铁矿、毒砂的粒度有序递增，自形程度逐渐升高，而品位逐渐降低，金的沉淀主要发生在脆—韧性变形阶段，脆性变形阶段无金矿化。主成矿阶段标志性的铁白云石化蚀变、微细浸染状的黄铁矿化、毒砂化蚀变可以作为找矿标志。

东准噶尔地区位于阿尔泰造山带南缘、准噶尔盆地东北缘(图1)，是古生代中亚成矿域的重要组成部分，也是新疆北部重要的金铜多金属成矿带之一(陈衍景等，1995；沈远超等，1998；廖启林等，2000；王莉娟等，2008；王军等，2010；Yang Fuquan et al.，2012，2014；李高峰等，2015；张栋等，2015；严加永等，2017；Wu Chao et al.，2018；Liang Pei et al.，2018；李欢，2018)。近年来，区内南北两条大型构造带均发现了多个金矿床(图2)，如北部额尔齐斯构造带附近的萨尔布拉克、札克特、科克萨依、马热勒铁等金矿床(董永观等，1994；王军升等，1999；高荣新，2002；肖惠良等，2002；王燕海，2010；王颖维等，2018)和南部卡拉麦里构造带及其以北地段的清水泉、金水泉、双泉、苏吉泉、南明水等金矿床(徐斌等，2009；田红彪等，2013；赵海滨等，2013；彭剑刚，2017；李建军等，2018；葛战林等，2018)，以上这些金矿床多被认为是受韧性剪切带控制的造山型金矿床，表明东准噶尔地区是重要的造山型金矿集中区。然而，位于中部的阿尔曼太构造带附近，少有造山型金矿床的报道，这明显与该构造带产出造山型金矿的优越潜力不符。究竟是该构造带不发育造山型金矿床，还是该类矿床目前尚未被识别？鉴于此问题，笔者等选取了阿尔曼太构造带最重要的金矿床——顿巴斯套金矿，开展矿床地质研究。

图1 东准噶尔顿巴斯套金矿构造位置及区域地质简图Fig. 1 Tectonic location and regional geological map of Dunbastau gold deposit, eastern Junggar(a) 中国构造分区简图(据Zhou Zhenju et al.，2014修改)；(b) 中国阿尔泰—东准噶尔地区区域地质简图(据周刚，2007修改)(a) schematic map of China tectonic zoning (modified from Zhou Zhenju et al., 2014); (b) regional geological map of Altay—Eastern Junggar area, China (modified from Zhou Gang, 2007&)

图2 东准噶尔西北地区区域地质图及顿巴斯套金矿矿区位置(据张栋等，2011；李欢，2018修改)Fig. 2 Regional geological map of northwestern Eastern Junggar and the location of mining area of Dunbastau gold deposit, eastern Junggar (modified from Zhang Dong et al., 2011&; Li Huan, 2018&)

2009年新疆维吾尔自治区有色地质勘查局701队在阿尔曼太构造带东段发现了顿巴斯套金矿床(图2)，提交金资源量约5 t。前人测得了顿巴斯套成矿流体的包裹体均一温度主要为180～260 ℃，获得了黄铁矿Rb-Sr同位素等时线年龄为268.3±2.8 Ma，认为其是产于伸展体制的岩浆热液型金矿床(李欢，2018)。然而，顿巴斯套明显受脆—韧性剪切构造体系中的各种裂隙或薄弱带控制，兼具有造山型金矿的特征，因此，其成因类型有待进一步研究。

矿床地质特征是厘定矿床成因、探讨成矿过程最根本依据。本文通过对矿区主要地层、岩体、矿体的岩石学、岩相学、矿相学研究，厘定矿床成因类型，初步探讨金的成矿过程。

1 区域地质

研究区位于中亚造山带西段，阿尔泰造山带南缘的东准噶尔成矿区(图1a)(肖飞等，2014)，大地构造位置处于西伯利亚板块与哈萨克斯坦—准噶尔板块的结合部位(张栋等，2015)，区域上呈现出“三带两弧”的大地构造格局(图1b和图2)，“三带”为额尔齐斯蛇绿岩带、阿尔曼太蛇绿岩带、卡拉麦里蛇绿岩带，其中以阿尔曼太蛇绿岩带为界，北侧为晚古生代大洋岛弧(萨吾尔山岛弧)，南侧为早古生代陆缘弧和晚古生代大陆岛弧的复合岛弧(谢米斯台—琼河坝岛弧)(李锦轶，1995；何国琦等，2001；董连慧等，2009；李振生等，2016；李欢，2018)。

额尔齐斯断裂带蛇绿岩出露零星，主要包括科克森套、乔夏哈拉、布尔根、吐尔库班套蛇绿岩等，岩性主要为超镁铁岩、辉长岩、辉绿岩、玄武岩、硅质岩、复理石建造。额尔齐斯蛇绿岩带与西部哈萨克斯坦境内的查尔斯克蛇绿岩以及东部蒙古国比基蛇绿岩带一起，构成了分割西伯利亚板块和哈萨克斯坦—准噶尔板块的斋桑—科克森套—南蒙古缝合带，为晚古生代闭合的古亚洲洋的残余(吴波等，2006；董连慧等，2009；王玉往等，2011)。

阿尔曼太蛇绿岩带呈南东—北西走向从中蒙边界附近的北塔山北坡，向北西通过阿尔曼太山北坡，沿乌伦古河向北西延伸到扎河坝地区，可以见到除席状岩墙群外所有组成蛇绿岩的岩石类型，包括蛇纹石化方辉橄榄岩、纯橄榄岩、堆晶辉长岩、辉绿岩、枕状和块状玄武岩、放射虫硅质岩等。阿尔曼太为早古生代蛇绿岩带，代表晚奥陶世到早志留世萎缩、闭合的东准噶尔洋盆洋壳残片(何国琦等，2001；董连慧等，2009；陈晓玫，2014)。

卡拉麦里蛇绿岩带位于准噶尔盆地东北部，呈N—WW向延伸，向东与蒙古南部的佐林蛇绿岩相连，以构造岩片的形式夹持于中泥盆统与早石炭统火山岩和碎屑岩之中。卡拉麦里蛇绿岩层序主要由强蛇纹石化的变质橄榄岩、辉长质堆晶岩、辉绿岩、基性熔岩和硅质岩等岩块组成。该蛇绿岩带主体为早古生代的洋壳残留并叠加有晚古生代的局部扩张洋壳、垂向增生与岩浆活动(李锦轶等，1990；李锦轶，1991,1995；徐新等，2006；何国琦等，2007；唐红峰等，2007；杨富全等，2008；董连慧等，2009; 陈晓玫，2014)。

萨吾尔山岛弧指介于乔夏哈拉—布尔根蛇绿岩带与阿尔曼太—扎河坝—蛇绿岩带之间的火山岩带(梅厚钧等，1993)，为晚古生代岛弧，以泥盆系—石炭系火山岩和碎屑岩为主体(徐志华等，2019)。下—中泥盆统为海相中基性—基性火山岩，晚泥盆世为海陆交互相的磨拉石建造，其上被石炭系和二叠系海陆交互相陆源碎屑—火山岩建造和陆相火山磨拉石建造所不整合覆盖。

谢米斯台—琼河坝岛弧指介于阿尔曼太—扎河坝—洪古勒楞蛇绿岩带与卡拉麦里—达拉布特—克拉玛依—唐巴勒蛇绿岩带之间的古生代火山岩带。塔尔巴哈台—洪古勒楞—库兰卡孜干—纸房—琼河坝早古生代岛弧是陆缘岛弧，谢米斯台—琼河坝地区晚古生代大陆岛弧叠置发育在早古生代岛弧之上，主体由泥盆系—石炭系火山岩和碎屑岩组成，泥盆系主要为滨海、浅海相中基性、中酸性火山岩、火山碎屑岩。石炭系主要为滨海、浅海相碎屑岩和中性火山岩(董连慧等，2009)。

顿巴斯套金矿产于阿尔曼太蛇绿岩带北侧的萨吾尔山岛弧带内(图2)。区内主要出露上古生界泥盆系、石炭系火山—沉积地层和第四系冲洪积层(郭海棠，2013)。其中泥盆系地层为一套中—基性火山熔岩、浅海相火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩、碳酸盐岩、陆源碎屑沉积岩建造，岩性主要为浅变质的安山岩、凝灰岩、火山角砾岩、灰岩、砂岩、粉砂岩等。石炭系为一套浅海相火山碎屑—陆源碎屑沉积岩建造，岩性主要为凝灰岩、灰岩、砂岩、粉砂岩等。

区内褶皱构造主要为与一系列逆冲—逆掩推覆构造伴生的挤压褶皱，轴向为北西向，与区域构造线方向一致，且普遍遭受到断裂构造和侵入岩的叠加改造。区域内断裂构造较为发育，多呈NW—SE向展布，与区域构造线方向大体一致，断层总体以脆性逆断层为主，主要为N—W向、NN—W向，其次为近S—N向和近E—W向。阿尔曼太断裂是区域内最重要的断裂构造，呈N—W向延伸，倾向SW，倾角陡，约70 °～85 °，为一高角度逆冲断层，具右旋压扭性质。沿断裂带断续分布蛇绿岩残片(李欢，2018)。

区内侵入岩主要形成于晚石炭世—早二叠世(图1b和图2)，多呈不规则状岩株产出，岩石类型主要有闪长(玢)岩、花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、花岗斑岩、钾长花岗岩、石英正长岩等(常雪生等，2013；王永，2013；肖飞等，2014；李欢，2018)。

2 矿床地质

研究区位于阿尔曼太断裂北东侧萨吾尔—二台Cu—Ni—Au成矿带的南东部 ，行政区划隶属新疆青河县。矿区出露的地层主要为下石炭统姜巴斯套组和第四系冲洪积层(图3)。下石炭统姜巴斯套组为一套浅变质的火山—沉积碎屑岩夹碳酸盐岩建造，可分为上、下两个岩性段。

图3 东准噶尔顿巴斯套金矿矿区地质图(据新疆维吾尔自治区有色地质勘查局701队资料修改)Fig. 3 Geological map of Dunbastau gold deposit， eastern Junggar (modified from the figure of Team 701 of Xinjiang Uygur Autonomous Region Nonferrous Geological Exploration Bureau)

姜巴斯套组下部岩性段主要分布于阿尔曼太断裂北东部(图3)，是金的主要赋矿层位。该段地层沉积旋回显著，碎屑物粒度变化极大，岩性主要为轻微变质的砾岩(图4a)、含砾砂岩、砂岩(图4b、4c)、凝灰质砂岩、粉砂岩、凝灰质粉砂岩(图4d)、泥晶灰岩(图4e)等。该组地层中可见动物化石(图4f、4g)和碳质夹层(图4h)，镜下可观察到细粒石墨(图4i)和沉积成因的黄铁矿(图5a)。在脆—韧性剪切带内，地层普遍发育动力变质作用，主要表现为千枚岩化、糜棱岩化(图5b、5c、5d)。

图4 东准噶尔顿巴斯套矿区下石炭统姜巴斯套组下段岩石手标本及镜下照片Fig. 4 Hand specimens and microscopic photographs of the Lower Member of the Jiangbastau Formation, Lower Carboniferous, in the Dunbastau gold deposit， eastern Junggar(a) 砾岩；(b), (c) 砂岩及镜下照片；(d) 凝灰质粉砂岩；(e) 泥晶灰岩；(f), (g) 地层中的动物化石；(h) 碳质夹层；(i) 地层中的石墨；Gr—石墨 (a) conglomerate; (b), (c) sandstone and its microscopic photograph; (d) tuff siltstone; (e) micrite; (f), (g) animal fossils in the strata; (h) carbonaceous interlayer; (i) graphite in the strata; Gr—graphite

图5 东准噶尔顿巴斯套矿区下石炭统姜巴斯套组岩石手标本及镜下特征Fig. 5 Hand specimens and microscopic characteristics of the rocks from the Lower Member of the Jiangbastau Formation, Lower Carboniferous, in the Dunbastau gold deposit， eastern Junggar (a) 地层中的草莓状黄铁矿；(b) 地层片理化；(c) 糜棱岩化地层，可见明显的韧性基质与石英、黄铁矿残斑晶；(d) 动力变质造成的绢云母定向排列；Qz—石英；Py—黄铁矿；Ser—绢云母 (a) pyrite framboids in the strata; (b) foliated strata rock; (c) mylonitic strata with obvious ductile matrix and quartz and pyrite residual phenocrysts; (d) oriented arrangement of sericite resulting from dynamic metamorphism; Qz—quartz; Py—pyrite; Ser—sericite

上部岩性段分布于阿尔曼太断裂的南西部(图3)，岩性主要为凝灰岩、沉凝灰岩、凝灰质粉砂岩、泥晶灰岩等(常雪生等，2013；李欢，2018)。

矿区内侵入岩相对简单，出露面积小，主要产出五种岩体。其中，石英闪长玢岩以岩脉的形式产出于矿区内部。流纹斑岩、二长花岗岩、闪长岩、辉绿岩脉出露于矿区外围西侧，距矿体较远(图3)。流纹斑岩产出于阿尔曼太断裂和二台断裂的交汇处，长轴走向NW—SE，受阿尔曼太断裂控制，在平面上呈狭长状伸展，向南东逐渐变窄(图6a、6b)。二长花岗岩出露于矿区西北部，流纹斑岩的西侧(图6c、6d)。闪长岩被二长花岗岩和流纹斑岩所夹持，西部以二台断裂为界与二长花岗岩毗邻，仅能人工挖出露头(图6e)。辉绿岩脉沿着二台断裂呈岩脉产出，位于闪长岩和二长花岗岩的界线处，规模较小，风化严重(图6f)。

图6 东准噶尔顿巴斯套矿区侵入岩露头及镜下照片Fig. 6 Intrusive rock outcrops and microscopic photographs in the Dunbastau gold deposit， eastern Junggar(a) 阿尔曼太断裂作为流纹斑岩与第四系的界线；(b) 流纹斑岩露头；(c) 二台断裂作为二长花岗岩与姜巴斯套组上段的岩性界线；(d) 二长花岗岩露头，可见暗色包体；(e) 闪长岩人工露头；(f) 辉绿岩脉露头；(g) 石英闪长玢岩钻孔样品；(h) 石英闪长玢岩中斜长石斑晶发生绢云母化蚀变；(i) 石英闪长玢岩基质由斜长石细晶构成，岩石发生广泛而强烈的碳酸盐化、绢云母化蚀变；Pl—斜长石；Cal—方解石；Ser—绢云母(a) the Armantai fault serves as the lithologic boundary between the rhyolite porphyry and the Quaternary strata; (b) the outcrop of rhyolite porphyry; (c) the Ertai fault serves as the lithologic boundary between monzogranite and the Upper Member of the Jiangbastau Formation; (d) the outcrop of the monzogranite with a dark inclusion; (e) the artificial outcrop of diorite; (f) the outcrop of diabase dyke; (g) a sample of quartz diorite porphyrite from drill hole; (h) the sericitization of plagioclase phenocryst in the quartz diorite porphyrite; (i) the matrix of quartz diorite porphyrite are composed of distinct plagioclase fine crystals, and the rock underwent extensive and intense carbonatization and sericitization; Pl—plagioclase; Cal—calcite; Ser—sericite

石英闪长玢岩在矿区地表仅有少量露头，主要依靠钻孔揭露(图6g)。该岩体侵入矿区地层，与金矿的产出具有密切的空间关系，常常构成金矿体的顶底板。具斑状结构(图6h)，斑晶约占15 %，主要为斜长石(10 %)、石英(4 %)、钾长石(1 %)，粒度一般大于1 mm，其中石英斑晶含量变化较大，局部甚至仅见斜长石斑晶；基质约占85 %，为细粒—微晶斜长石、石英。该岩体广泛发生绢云母化、碳酸盐化、黄铁矿化、绿泥石化蚀变(图6i)。

矿区东部发育轴部向东倾伏的陡立背斜，两翼地层产状近直立，翼部地层向两侧由砂砾岩过渡为粉砂岩，核部地层主要为岩屑砂岩和粉砂岩，总体南倾，金矿体即产在核部地层中(图3，图7a)。区内的断裂构造主要为阿尔曼太断裂及其次级断裂和其他陡倾断裂。阿尔曼太断裂整体走向约115 °，向南西陡倾。受变质变形作用影响在阿尔曼太断裂的北东侧形成两条北西西向的脆—韧性剪切构造蚀变带。最重要的脆—韧性构造蚀变带位于矿区东南部(图3，图7a)，走向110 °～123 °，向南西陡倾(倾角70 °～85 °)，被两条高角度断层夹持，显示右行剪切特征。蚀变带内岩性主要为姜巴斯套组下部岩性段火山岩、碎屑岩及石英闪长玢岩，带内碎屑岩挤压片理化、劈理化较强，剪切褶皱、面理置换、膝折及S—C组构等现象明显。

图7 东准噶尔顿巴斯套矿区地质图(局部)与0号勘探线剖面图(据新疆维吾尔自治区有色地质勘查局701队资料修改)Fig. 7 Geological map (local) and the section of No. 0 exploration line of the Dunbastau gold deposit, eastern Junggar (modified from the figures of Team 701 of Xinjiang Uygur Autonomous Region Nonferrous Geological Exploration Bureau)

矿区内变质作用以动力变质为主，主要有脆—韧性剪切作用和碎裂岩化作用两种类型。矿区内产出的糜棱岩化岩石，分布局限于矿区南部的脆—韧性剪切带附近。后期叠加的脆性变形则形成典型的断层角砾岩等碎裂岩。

金矿体主要赋存于N—WW向脆—韧性剪切带中，大致平行于石英闪长玢岩与姜巴斯套组下部岩性段粉砂岩、岩屑砂岩、砂砾岩(图7a)。矿区共圈定出 31个金矿体，矿体长度(40～850 m)、厚度(1.0～16.2 m)及品位(1.00～33.47 g/t)变化均较大，矿化不连续，分布不均匀。金矿体产状为 205 °～215 °∠70 °～85 °，总体为向南陡倾的脉状体(图7b)。其中L8号矿体规模最大，占矿区金资源量 80 %以上，沿NWW向延伸，地表总长850 m，向深部延伸稳定，品位1～33 g/t，局部地段可见自然金，矿体厚度1～16 m。矿体向南陡倾，倾角一般70 °～85 °。矿体向深部和走向上普遍存在尖灭再现、尖灭侧现现象，上下盘普遍存在近平行盲矿体(李欢，2018)。钻孔ZK005揭露了L8号矿体、石英闪长玢岩和主要地层(图7a、7b)，其部分柱状图如图8。

3 矿化、蚀变及成矿期次

矿区主要发育硅化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化、黄铁矿化、毒砂化蚀变。矿石矿物主要为自然金、黄铁矿、毒砂、闪锌矿、黄铜矿、褐铁矿、赤铁矿、菱铁矿等，脉石矿物主要为石英、钠长石、铁白云石、绿泥石、绿帘石、绢云母、方解石等。矿石构造类型主要包括浸染状构造、脉状构造；矿石结构主要包括包含结构、交代结构、自形粒状结构、碎裂结构，填隙结构等。

根据野外及手标本的脉体穿切关系，结合矿物组合和镜下特征，将成矿过程划分为沉积期、成岩期和热液期。热液期进一步分为铁白云石—石英—黄铁矿阶段和石英—钠长石—方解石阶段。

3.1 沉积期

沉积期伴随着碎屑物的沉积作用，主要表现为姜巴斯套组下部岩性段砂岩、粉砂岩中黄铁矿和少量其他硫化物的沉积，依据产出形态将该期黄铁矿分为4个亚类：一是草莓状的微细粒黄铁矿集合体Py1a，集合体直径多集中于5～25 μm，在背散射图像下可以观察到微细粒黄铁矿的八面体自形晶，粒度1 μm左右，还可见与黄铁矿共生的沉积成因方铅矿(图9a、9b、9c)；二是胶状结构的微细粒黄铁矿Py1b，可以独立存在，也可以包裹草莓状黄铁矿，叠加生长，粒度10 μm左右(图9b)；三是以半自形—自形微细颗粒存在的Py1c，一般5～20 μm(图9c)；四是围绕其他碎屑颗粒呈球壳状的Py1d(图9d)。

图9 东准噶尔顿巴斯套矿区沉积期黄铁矿显微镜下及背散射照片Fig. 9 Microscopic and backscattering images of sedimentary pyrites from the Dunbastau gold deposit, eastern Junggar(a) 由微细粒八面体黄铁矿颗粒组成的草莓状集合体Py1a；(b) 胶状结构的Py1b包裹草莓状黄铁矿Py1a生长，内部见沉积成因方铅矿；(c) 与石墨共生的Py1a和Py1c，Py1c呈半自形； (d) 围绕碎屑生长的球壳状Py1d；Py—黄铁矿；Gn—方铅矿(a) a Py1a framboid composed of fine octahedral pyrites; (b) colloidal Py1b grew coating Py1a, and sedimentary galena was found inside Py1b; (c) Py1a and Py1c coexisted with graphite, Py1c are subhedral; (d) spherical shell-shaped Py1d grew around a clast; Py—pyrite; Gn—galena

3.2 成岩期

成岩期主要表现为沉积期黄铁矿的压实、成核和重结晶作用。成岩期黄铁矿Py2均产出于地层中，粒度变化较大，依据产出形态、粒度的不同将其划分为四个亚类。

Py2a粒度一般20～60 μm，个别可达80 μm，显著大于沉积成因黄铁矿，又小于热液期黄铁矿，具有顺层理分布的特征(图10a、10b)。Py2a可以是不规则的微型结核(图10c)，也可以作为结核的外壳(图10d)，或者以自形程度更高的颗粒出现(图10e、10f)，但往往和Py1伴生。Py2a与Py1c粒度都很小且都可以具有较好的晶形，有一定相似性，但当它们分布于同一视域时，粒度的显著差异依然可以将它们轻易区分开来(图10e、10f)。

Py2b则为肉眼可见的他形黄铁矿集合体，粒度0.1～1.0 mm，同样具有典型的顺层理分布特征，但粒度明显大于Py2a(图10a、10g)；Py2c为大颗粒的黄铁矿成岩结核，一般呈椭圆状，长轴0.3～3 cm，可见上下层理显著绕过结核弯曲，两侧层理被切割(图10a)； Py2d为与沉积球粒共生的球壳状黄铁矿(图10h)。部分Py2经受后期韧性变形作用，发育压力影(图10g)。

图10 东准噶尔顿巴斯套矿区成岩期黄铁矿Py2手标本及镜下特征Fig. 10 Hand specimens and microscopic characteristics of diagenetic Py2 from the Dunbastau gold deposit, eastern Junggar(a) 顺层产出的Py2a、Py2b和Py2c，Py2c上下层理显著弯曲；(b) 顺层产出的Py2a；(c) Py2a呈结核状与Py1a伴生；(d) Py2a作为Py1a结核的外壳；(e)、 (f) 半自形到自形的Py2a和Py1c，二者显示出明显的粒度差异；(f) Apy1包含 Py2a；(g) Py2b及其典型的压力影，压力影内矿物组合为石英和绢云母；(h)呈球壳状产出的Py2d；Py—黄铁矿；Qz—石英；Ser—绢云母；Apy—毒砂(a) Py2a, Py2b, and Py2c are consistent with bedding. The bedding above and below Py2c are significantly curved. (b) Py2a are consistent with bedding. (c) nodule-shaped Py2a coexisted with Py1a. (d) Py2a are as a shell of Py1a nodule. (e), (f) Py2a and Py1c are both subhedral to euhedral, but they have significant grain size differences. (f) Apy1 contain Py2a. (g) Py2b and their typical pressure shadows, in which the mineral assemblage is composed of quartz and sericites. (h) Py2d are spherical shell-shaped. Py—pytite; Qz—quartz; Ser—sericite; Apy—arsenopyrite

3.3 热液期3.3.1 铁白云石—石英—黄铁矿阶段

该阶段以矿石、围岩发育脆—韧性变形组构，并且产出铁白云石—石英—黄铁矿—绢云母脉为典型特征(图11a、11b)。围岩发育强烈的绢云母化、铁白云石化、硅化、黄铁矿化、毒砂化蚀变。该阶段矿物组合为铁白云石—石英—绢云母—黄铁矿—毒砂—黄铜矿—方铅矿—闪锌矿，铁白云石具有沿脉壁向内梳状生长的特点(图11c、11d)，近地表常常被风化为红褐色。该阶段的脉体常被石英—钠长石—方解石阶段的脉体穿切(图11e)。典型的递进变形现象(图11f)、压溶作用形成的脉体(图11g)、石英的变形纹(图11h)、围岩糜棱岩化、黄铁矿的压力影(图11i)现象，都指示了该成矿阶段与脆—韧性变形作用同步。

图11 东准噶尔顿巴斯套矿区主成矿阶段矿脉等手标本及镜下特征Fig. 11 Hand specimens and microscopic characteristics of the veins at the main metallogenic stage from the Dunbastau gold deposit, eastern Junggar(a) 铁白云石—黄铁矿脉；(b) 绢云母—硫化物细网脉；(c) 典型的石英—铁白云石脉，铁白云石沿壁生长；(d) 石英—铁白云石脉显微照片，铁白云石呈叶片状，双晶纹平行于解理的短对角线方向；(e) 石英—铁白云石脉被晚阶段石英脉穿切，围岩强烈毒砂化蚀变，毒砂呈针状；(f) 递进变形过程中形成的典型的雁列状张裂脉，脉内矿物组合为Ank+Qz+Ser，指示了该阶段脉体的同变形成因；(g) 脆—韧性变形过程中压溶作用形成的脉体，可见清晰的菱铁矿和铁白云石向内生长纤维；(h) 石英脉内部的应变条纹，充填有细粒绢云母；(i) 脆—韧性变形导致的围岩糜棱岩化，黄铁矿边缘发育绢云母压力影；Py—黄铁矿；Qz—石英；Ser—绢云母；Apy—毒砂；Ank—铁白云石；Sd—菱铁矿(a) ankerite—pyrite veins. (b) sericite—sulfide stockwork. (c) typical quartz—ankerite veins with ankerites growing along the wall of veins. (d) micrograph of quartz—ankerite vein. Ankerites are foliaceous with its twin stripes paralleling to the short diagonal of cleavages. (e) quartz—ankerite veins are cross-cut by quartz veins of late stage. The host rocks suffered intense arsenopyrite alteration, and these arsenopyrites are acicular. (f) typical echelon tension veins formed during progressive deformation, and the mineral assemblage of these veins is Ank+Qz+Ser, indicating the production of veins at this stage were simultaneous with the deformation. (g) veins formed by pressure solution during brittle—ductile deformation, with transparent inward growing fibers of siderite and ankerite. (h) strain stripes inside quartz veins are filled with fine sericites. (i) host rock suffered mylonitization caused by brittle—ductile deformation, and sericite pressure shadows developed at the edge of pyrites. Py—pytite; Qz—quartz; Ser—sericite; Apy—arsenopyrite; Ank—Ankerite; Sd—siderite

该阶段是该矿床的主成矿阶段，也是产出自然金、载金黄铁矿和毒砂的主要阶段。可见金主要以自然金方式，作为石英裂隙金(图12a)及毒砂和黄铁矿中的包体金产出(图12b)。由于沉积期、成岩期的黄铁矿只能产出于沉积地层中，而热液成因黄铁矿对围岩不具有选择性，因此可以将热液期黄铁矿与前两者轻易区别开来，即产于石英闪长玢岩内的黄铁矿必定属于热液期(黄铁矿为石英闪长玢岩内原生矿物的情况基本排除)。依据穿插、交代、包含等关系，我们将该阶段的黄铁矿划分为四个世代，毒砂划分为三个世代，依据时间顺序各自特征如下：

Apy1：粒度小，短轴一般20～50 μm，长轴一般50～100 μm，绝大多数呈菱形、针柱状自形晶，少量为半自形。Apy1常包含Py1、Py2，并且常与自然金共生(图12c、d、e)。

Apy2：粒度中等，短轴一般80～120 μm，长轴一般300～700 μm，具有良好的自形晶，内部局部可见沉积、成岩期的黄铁矿包体和黄铜矿包体，可包含Apy1(图12d、e、f)。

Py3：他形—自形，自形程度变化较大，粒度一般50～150 μm，以内部包体、孔洞多为显著特征，包体主要为绢云母、石英、铁白云石、闪锌矿、黄铜矿等，可交代早期毒砂(图12f、g)。

Py4：半自形—自形，晶形优于Py3，粒度150～300 μm左右，常常沿着Py3边缘生长，形成典型的核幔结构，以包体多，孔洞少为显著特征(图12b、g)，可发育压力影。

Py5：半自形—自形，粒度一般0.1～0.4 mm，少数可达0.8 mm，包体少，孔洞少，背散射图像下显著高亮，主要以环带或边部的形式分布在多重环带的黄铁矿中，少量独立产出(图12g)。

Apy3：以颗粒粗大为典型特征，自形程度高，主要呈针状晶、菱形晶，一般短轴在0.3～0.4 mm，最大可达0.6 mm，长轴一般0.7～1.5 mm，最大可达3 mm。内部空洞少，少量硫化物包体，常受晚期应力作用发育碎裂结构和压力影(图12e、h)。

图12 东准噶尔顿巴斯套矿区主成矿阶段金属矿物特征Fig. 12 Metal mineral characteristics of the main metallogenic stage from the Dunbastau gold deposit, eastern Junggar(a) 含金石英脉，肉眼可见自然金，自然金他形充填于石英裂隙中，和Apy1共生；(b) 表面相对干净的Py4，内部见黄铜矿和自然金包体；(c) 自形Apy1和方铅矿、自然金共生；(d) Apy2包含Apy1，均呈自形晶；(e) 同一视域下三种世代的毒砂，均呈自形晶，具有显著的粒度差异，碎裂现象明显；(f) 自形Apy2被他形Py3交代；(g) 热液期黄铁矿的背散射图像，发育显著的多重环带，Py3位于核部，显示出典型的多孔、多包体、背散射下较暗的特征；Py4围绕Py3生长，有包体，但孔洞明显减少，亮度明显高于Py3；Py5显示出明显的高亮环带；Py6位于最外侧，包体少，孔洞少，亮度稍高于Py4；(h) 大颗粒的Py6包含自形Apy3；(i) Py6发育典型的压力影结构，压力影内为主阶段典型矿物组合：铁白云石+石英；Py—黄铁矿；Qz—石英；Apy—毒砂；Ank—铁白云石；Gn—方铅矿；Au—自然金；Ccp—黄铜矿(a) gold-bearing quartz vein with visible native gold. Native gold grains are anhedral. They filled in the quartz fissure and coexisted with Apy1. (b) Py4 has a relatively smooth surface with chalcopyrite and native gold inclusions inside. (c) euhedral Apy1 coexisted with galena and native gold. (d) Apy2 contain Apy1, both are euhedral. (e) there are three generations of arsenopyrite in the sample. All of them are euhedral. There are significant differences in grain size and apparent fragmentation. (f) euhedral Apy2 were replaced by anhedral Py3. (g) backscattering image of hydrothermal pyrite. This pyrite developed zoned texture: Py3 located at the core showing the typical characteristics of porous, inclusion-rich and dark in backscattering image; Py4 overgrew on Py3, Py4 have some inclusions, but the holes inside decreased significantly and its brightness is markedly higher than Py3; Py5 is an exceptionally bright zone; Py6 is located at the edge, with fewer inclusions, fewer holes, and its brightness is slightly higher than Py4. (h) coarse Py6 contain euhedral Apy3. (i) typical pressure shadow developed around Py6. The mineral assemblage in the pressure shadow is consistent with a representative assemblage of the main stage: ankerite+quartz. Py—pytite; Qz—quartz; Apy—arsenopyrite; Ank—Ankerite; Gn—galena; Au—native gold; Ccp—chalcopyrite

Py6：颗粒最大，粒度0.5～5 mm，半自形—自形晶，与粗粒毒砂Apy3近同时，两者常共生，局部包含Apy3，时间上略晚于Apy3(图12g、h)。表面麻点较多，含少量硫化物包体。广泛发育碎裂结构和压力影(图12i)。

各世代黄铁矿、毒砂的典型鉴别特征如表1。

表1 东准噶尔顿巴斯套矿区各世代黄铁矿、毒砂典型鉴别特征Table 1 Typical identification characteristics of pyrites and arsenopyrites in different generations of the Dunbastau gold deposit, eastern Junggar

具典型核幔结构黄铁矿的能谱面扫结果初步显示，Py3、Py4、Py5、Py6内Fe的含量无明显差异(图13a、b)；相较而言，Py5明显贫S(图13c)、Pb(图13d)，富集As(图13e)、Mg(图13f)、Se(图13g)，与其他三个世代的黄铁矿有显著区别；Py3、Py4、Py6中，Py3由于包体较多，明显富Si(图13h)，相对贫As(图13e)、Mg(图13f)；Au在四种世代黄铁矿中的分布差异不明显，但可以观察到Au的细粒包体(图13i)。

图13 东准噶尔顿巴斯套矿区具有典型核幔结构黄铁矿的能谱面扫图像Fig. 13 The energy spectrum surface scanning images of pyrite with typical zoned texture from the Dunbastau gold deposit, eastern Junggar

3.3.2石英—钠长石—方解石阶段

该阶段是晚阶段，以产出石英—钠长石脉和发育脆性变形为典型特征，钠长石常常沿着脉壁与围岩的接触部位呈梳状生长(图14a、14b)。该阶段矿物组合为石英—钠长石—方解石—绿泥石—绿帘石—黄铁矿—黄铜矿，可形成石英—钠长石—绿泥石脉、石英—绿帘石脉，绿泥石—绿帘石脉等(图14c)，围岩发育碳酸盐化、钠长石化、绿泥石化、绿帘石化蚀变。Py6在该阶段仍有产出(图14d)，具有穿时性，但不含金。该阶段脉体宽度变化较大，可形成较粗的石英脉，石英脉多呈乳白色，含金性较差。该阶段早期仍有一定脆—韧性变形特征，可见Py6发育绿泥石压力影(图14e)，晚期变形作用转换为了脆性，常发育脆性破裂并形成热液角砾岩(图14d、14f)。

综合各成矿期矿物特征，得出矿物共生顺序如图15。

图15 东准噶尔顿巴斯套矿区矿物共生顺序Fig. 15 Paragenesis sequence of the minerals in the Dunbastau gold deposit, eastern Junggar

4 讨论

4.1 构造与金的成矿

顿巴斯套金矿处于晚古生代萨吾尔岛弧带，大量的岩浆侵入，火山活动，褶皱断裂活动在区域上提供了良好的大地构造条件。

顿巴斯套金矿严格受阿尔曼太断裂和二台断裂的控制(图3)，金矿床几乎全部矿体都产在阿尔曼太—二台断裂的北东部，断裂带南西一侧几乎没有工业矿体，说明区域性阿尔曼太—二台断裂是本区起决定性作用的重要成矿边界条件(肖飞等，2014；王永，2013)。矿区内几种侵入岩也主要产出于两条断裂的交汇位置，由其派生的N—W、N—WW向次级断裂、裂隙、破碎带和脆—韧性剪切带则直接控制了金矿体的产出。

金矿体在平面上多呈长条状，其延伸方向与剪切带的走向完全一致，品位较高的金矿体(如L8矿体)则直接产于脆—韧性剪切带内。研究区的变形作用横向上差别明显：距离阿尔曼太断裂较近位置，以脆—韧性剪切作用为主，片理化、劈理化发育；而远离阿尔曼太断裂的区域，以脆性变形为主，大多充填无矿石英脉且连续性差(李欢，2018)，这表明，相对于晚期脆性变形，脆—韧性剪切作用才是成矿最重要的动力机制。在显微尺度上，递进变形、矿物定向拉长、压力影等现象十分典型，成矿最重要的热液脉及蚀变均与脆—韧性变形作用直接相关，甚至直接产自变形作用过程(图11f)。黄铁矿的压力影结构以及压力影中的矿物组合显示(图12i和图14e)，成矿与脆—韧性变形作用同步，并且在主成矿阶段后仍有持续。在晚阶段以脆性变形为主导的热液脉体几乎无矿化。

图14 东准噶尔顿巴斯套矿区晚阶段脉体及矿物特征Fig. 14 Vein and mineral characteristics of late stage of the Dunbastau gold deposit, eastern Junggar(a) 典型的石英—钠长石—绿泥石脉；(b) 石英—钠长石脉，钠长石分布于脉壁向内梳状生长；(c) 绿泥石—绿帘石脉内的黄铜矿，围岩强烈绿泥石化蚀变；(d) 晚阶段石英—钠长石—方解石脉发生脆性断裂，脉内产出Py6；(e) Py6周围的绿泥石压力影，表明晚阶段脆—韧性变形作用仍有持续；(f) 晚阶段脆性破裂形成的热液角砾岩，脉内为石英—方解石组合；Py—黄铁矿；Qz—石英；Ccp—黄铜矿；Cal—方解石；Ser—绢云母；Chl—绿泥石；Ab—钠长石；Ep—绿帘石(a) typical quartz—albite—chlorite veins; (b) quartz—albite vein. Albites are distributed in the vein wall and grew inwards as comb; (c) chalcopyrite within the chlorite—epidote vein. The host rock suffered intense chloritization; (d) the quartz—albite—calcite vein with Py6 produced suffered brittle fracture in the late stage; (e) chlorite Pressure shadows developed around Py6, indicating that brittle—ductile deformation continued at the late stage; (f) hydrothermal breccia formed by a brittle fracture in the late stage, with quartz and calcite in the vein; Py—Pyrite; Qz—quartz; Ccp—calchopyrite; Cal—calcite; Ser—sericite; Chl—Chlorite; Ab—Albite; Ep—Epidote

背斜褶皱的核部是薄弱位置，加之遭受了断裂构造和侵入体的破坏，使得矿区轴部向东倾伏的陡立背斜具有良好的容矿条件，金矿体正产于该背斜的核部地层中。

由此可见，区域性断裂的次级断裂、脆—韧性剪切带和背斜构造“三位一体”的优越构造条件，联合控制了金矿体的产出。

4.2 岩体与金的成矿

顿巴斯套金矿区主要发育有五种侵入岩，但除了石英闪长玢岩与金矿体具有空间联系外，由于其他四种岩体均距矿体4 km以上，我们可以初步认为这四种岩体在空间上与金矿体没有直接联系，由于这几个侵入岩尚缺乏研究，尤其是年代学研究，不排除这些岩浆活动可能为成矿元素的活化迁移提供热能(肖飞等，2014)。

石英闪长玢岩是矿区内出露的最重要的侵入岩，矿区金矿化大多数产在石英闪长玢岩脉与姜巴斯套组接触带附近，靠近碎屑岩地层一侧的次级断裂、裂隙、破碎带和片理化带中。在深部矿体石英闪长玢岩则成为主要的赋矿围岩，因此有前人认为成矿元素的富集与石英闪长玢岩脉就位过程中的分离、分异、结晶作用相关(常雪生等，2013；郭海棠，2013)。然而，矿体的产出并不受该岩体的控制，肖飞等(2014)也明确指出矿区内金的成矿对围岩无明显的选择性，李欢(2018)获得该石英闪长玢岩的锆石U-Pb年龄加权平均年龄为378±2 Ma(MSWD=0.37)，获得黄铁矿Rb-Sr 等时线年龄为268.3±2.8 Ma，金矿化显著晚于石英闪长玢岩所代表的岩浆活动。石英闪长玢岩由于与地层具有岩性界线，可能充当了部分流体通道的作用(王永，2013)。

4.3 地层与金的成矿

矿区下石炭统姜巴斯套组的陆源碎屑岩、火山碎屑沉积岩，具有 Au、Ag、As高背景值的地球化学特点，其含量高出地壳同类岩石丰度值5～10倍(常雪生等，2013)。该组地层中广泛发育草莓状黄铁矿，草莓状黄铁矿常共生有沉积成因的方铅矿等硫化物(图9b)，在成岩期和热液期重结晶，许多载金的热液成因黄铁矿以草莓状黄铁矿为核或在其边部叠加生长。因此该组地层很可能为成矿提供了重要物质来源。

这套碎屑岩富含碳质夹层，常见石墨(图4h，图4i)，且石墨常常与草莓状黄铁矿共生(图9c)。前人研究显示，碳质地层与金的成矿具有显著联系，碳质可能吸附自然金，或者将金的络合物还原，或者以其他方式参与金的迁移和成矿作用(罗镇宽，1984；王莉娟等，2006)。肖飞等(2014)认为由于碳质的还原性，该组地层中丰富的碳质可能起到了金从热液中沉淀的催化剂作用。

此外，该套碎屑岩具有显著的沉积旋回，从粉砂岩到砾岩均有产出，粒度变化极大，使得同一组地层内部能干性变化剧烈，在构造应力作用下易于形成破碎带、片理化带及断裂、裂隙，加之碎屑颗粒大使得岩层孔隙度高，能够提供良好的张性容矿空间，有利于矿液运移、充填和交代，并沉淀成矿，例如钻孔ZK005中金的最高品位就产于砾岩部位(图8)。

4.4 矿床成因类型

李欢(2018)测得顿巴斯套金矿床流体包裹体均一温度集中于180～260 ℃，成矿流体δ18OV-SMOW和δDV-SMOW值分别为1.1 ‰～3.9 ‰和-116 ‰～-121 ‰，黄铁矿和毒砂δ34SV-CDT值分别为3.0 ‰～5.8 ‰和4.2 ‰～5.6 ‰，认为其与岩浆流体类似；并且获得黄铁矿的Rb-Sr年龄为268.3±2.8 Ma，与矿区外围细粒花岗岩(268±2 Ma)近同期，而滞后于东准噶尔地区脆—韧性剪切活动(290～270 Ma)(闫升好等，2006；路彦明，2008；徐斌等，2009)，因此得出顿巴斯套为岩浆热液矿床。然而，顿巴斯套金矿床发育含CO2的包裹体，而未见含子晶包裹体(李欢，2018)，显示低盐度、富CO2特征，与高温、高盐度、富CO2的岩浆热液明显不同，和变质热液的流体特征十分吻合(陈衍景等，2007)。顿巴斯套δ18OV-SMOW和δDV-SMOW值显示大气降水混合特征，无法确定成矿流体是岩浆热液还是变质热液。而硫化物δ34SV-CDT值略高于典型岩浆硫源，指示地层硫的贡献，而非单一岩浆硫源，如，东昆仑开荒北金矿为典型造山型金矿(张德全等，2001，2007；赵俊伟，2008)，其硫化物δ34SV-CDT介于3.0 ‰～6.1 ‰(丰成友等，2003)，与顿巴斯套相似。事实上，大部分造山型金矿δ34SV-CDT是正值，且变化范围有限，主体集中在0～10 ‰(汪在聪等，2010)。因此，顿巴斯套金矿的成因类型还需要进一步厘定，尤其是地质特征方面的依据。

东准噶尔地区韧脆性剪切活动的时限约为(290～270 Ma)，而顿巴斯套金成矿约在270 Ma，如此相近的年龄数据，恰恰证明了金的成矿与此次脆—韧性剪切作用密切相关。大量岩相学证据也表明，顿巴斯套金矿成矿作用是明显同步于脆—韧性变形作用的。递进变形过程中形成的典型的雁列状张裂脉，脉内矿物组合与主成矿阶段的矿物组合完全一致(图11f)，广泛发育的压溶作用形成的脉体(图11g)，石英脉的应变纹(图11h)，都指示了含金脉体的同变形成因。黄铁矿压力影结构十分典型，压力影中可见晚阶段标志性矿物绿泥石(图14e)，指示了在主成矿阶段后，脆—韧性变形作用仍有持续，成矿作用均在脆—韧性变形作用时限内。石英—钠长石—方解石阶段各种脆性破裂、脉体充填的围岩并无品位，表明应力作用转换为脆性后是不成矿的。

脆—韧性剪切带是顿巴斯套金矿重要的控矿构造，这是目前所有开展顿巴斯套金矿相关研究的学者的共识(常雪生等，2013；郭海棠，2013；王永，2013；毛亮，2017；李欢，2018)。肖飞等(2014)强调区内N—WW 向的脆—韧性构造变形带是首要的控矿构造，并指出构造带内岩石变形所发生的差异滑动为成矿流体在岩石中的运移开辟了通道，有利于深部变质产生的热液沿构造带上升，深部含金热液上升和变质作用引起原岩中的金的迁移和富集，亦即肯定了变质热液和变质作用是顿巴斯套金矿的重要成矿机制；常雪生等(2013)和郭海棠(2013)认为顿巴斯套金矿是中—低温破碎蚀变岩型金矿；王永(2013)，毛亮(2017)认为顿巴斯套为石英网脉及复脉带型金矿。而造山型金矿的概念包括了过去有些文献中常见的石英脉型、韧性剪切带型、构造蚀变岩型以及一些网脉状的金矿床，它们本质上都是变质热液成矿系统(Kerrich et al.，2000；Goldfarb et al.，2001；陈衍景，2006；陈衍景等，2007)，因此以上这些学者的观点也支持顿巴斯套属造山型金矿。

与相邻的额尔齐斯、卡拉麦里构造带典型的造山型金矿对比(表2)，不难发现顿巴斯套金矿与这些矿床具有极其相似的地质特征：矿床受区域性断裂及其次级断裂控制；脆—韧性剪切带是重要的控矿构造；赋矿地层均为岛弧区典型的火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩和陆源碎屑岩；岩浆岩往往在矿区不发育，或者不起主导作用；金矿体多呈脉状，与石英脉密切相关；黄铁矿和毒砂是重要的载金矿物；硅化和黄铁矿化是与矿化联系最密切的围岩蚀变，此外毒砂化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化也是具有标志性的蚀变类型；晚阶段多具有石英—碳酸盐的矿物组合；成矿年代非常集中，均在260±4～314.9±3.2 Ma，表明东准噶尔地区晚石炭世—早二叠世是重要的造山型金矿成矿期。

表2 顿巴斯套金矿与相邻构造带典型造山型金矿特征对比Table 2 Comparison of the characteristics of Dunbastau gold deposit and typical orogenic gold deposits in the adjacent tectonic belts

4.5 金的成矿过程

同构造脉体指示了成矿与构造变形的同步性(图11f)。由于矿区石英闪长玢岩均已蚀变，现有的该岩体的品位数据不能反映其原始金含量，因此不排除石英闪长玢岩提供了金的来源。考虑到下石炭统姜巴斯套组具有高Au背景值(常雪生等，2013)，且广泛含有碳质和草莓状黄铁矿的特点，金可能部分来源于地层。在沉积—成岩过程中，黄铁矿和其他硫化物的沉淀，可能造成了金的初步富集。

Apy1、Apy2和Py3产于主成矿阶段早期。Apy1粒度小，晶形好，是热液期最早产出的载金矿物，常与沉积期和成岩期黄铁矿伴生，可见其与自然金共生(图12c)；Apy2粒度也较小，自形程度好，并且分布广泛，常被晚期黄铁矿包含；Py3具有非常典型的多孔，富含硅酸盐、方铅矿、闪锌矿包体的特征(图12g, 图13a、h)，与之后更纯净的热液成因黄铁矿具有显著区别，Py3的结构特征很可能是由于早期热液对于沉积、成岩期黄铁矿的继承，可能是通过溶解—再沉淀过程，或者直接在原有基础上结晶(Li Rucao et al.，2020)。Py3晶型相对不规则，粒度较细，一般50～150 μm，较细的粒度意味着更大的比表面积，在标型特征上明显有利于载金(李晶等，2004；刘一浩等，2020)。

Py4、Py5形成于主成矿阶段中期。Py4具有相对更完整的晶形，表面干净，粒度相对大，一般150～300 μm，相对Py3，其内部孔洞和硅酸盐包体明显减少，硫化物包体多，镜下可见自然金的包体(图12b)，也是重要的载金黄铁矿。Py5可能是一期富As热液事件的产物，主要是以环带或边部的形式出现在多重环带黄铁矿颗粒中，独立的Py5颗粒相对较少。

Apy3和Py6是主成矿阶段晚期的产物，粒度均较大，晶形好，内部几乎无包体，常常共生，发育碎裂结构和压力影，受晚期应力作用明显，从标型特征来看，含金性预期较差。Py6在晚阶段也有产出，但不含金。

以上现象表明，热液期金的沉淀是一个逐渐减弱的过程。在主成矿阶段早期金矿化最强，硫化物标型特征更利于载金，随着脆—韧性变形作用进行，黄铁矿、毒砂的粒度有序递增，自形程度逐渐提高，而品位逐渐降低。金的沉淀发生在脆—韧性变形阶段，脆性变形阶段无金矿化。

在手标本尺度上，相对细粒的、微细浸染状的黄铁矿化、毒砂化蚀变(即Apy1、Apy2、Py3、Py4、Py5)，与高品位的金矿体具有密切联系；而大颗粒黄铁矿化蚀变部位(即Py6)，品位往往较差。铁白云石化蚀变(主阶段典型蚀变)部位品位相对较高，而绿泥石化、绿帘石化、钠长石化、方解石化蚀变(晚阶段典型蚀变)部位往往品位较差。

金矿床所处构造带赋矿地层岩浆岩控矿构造矿体形态矿石类型矿石矿物脉石矿物围岩蚀变成矿阶段成矿年代资料来源金水泉卡拉麦里中泥盆统北塔山组火山碎屑岩、下石炭统姜巴斯套组火山碎屑岩、碎屑沉积岩蛇绿岩组合,包括蛇纹岩、辉长岩、闪长岩、石英闪长岩、斜长花岗岩、玄武岩等卡拉麦里深断裂与清水—苏吉泉大断裂及次一级断层、褶皱构造、韧—脆性剪切带呈脉状、透镜状、扁豆状石英脉型、蚀变岩型黄铁矿、毒砂、自然金、闪锌矿、黄铜矿石英、方解石、菱镁矿、滑石、绢云母、绿泥石、绿帘石黄铁矿化、绢云母化、硅化、碳酸盐化、滑石化、绿泥石化、绿帘石化1)石英—毒砂阶段;2)石英—黄铁矿—毒砂阶段;3)乳白色石英阶段314.9±3.2 Ma(热液锆石U-Pb加权平均年龄)陈伟志等,2019双泉卡拉麦里下石炭统南明水组火山岩和火山碎屑岩辉长岩、辉橄岩卡拉麦里深断裂与清水—苏吉泉大断裂、韧性剪切带脉状、网脉状、透镜状石英脉型、蚀变岩型自然金、银金矿、黄铁矿、毒砂、黄铜矿、黝铜矿、磁黄铁矿、孔雀石石英、绿泥石、方解石、绢云母、高岭土、斜长石、磷灰石、白云石、玉髓硅化、碳酸盐化、绿泥石化、绢云母化等1)毒砂—黄铁矿阶段;2)金—石英—毒砂—黄铁矿阶段;3)金—石英—多金属硫化物阶段 (269±9)～(260±4) Ma (石英、绢云母40Ar-39Ar等时线)徐斌等,2009;李建军等,2017南明水卡拉麦里下石炭统姜巴斯套组火山碎屑岩安山质玄武岩、玄武岩卡拉麦里深断裂与清水—苏吉泉大断裂及次一级断层、褶皱构造、韧—脆性断裂脉状、团块状、透镜体状、网脉状石英脉型、蚀变岩型毒砂、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、赤铁矿、自然金、磁黄铁矿、褐铁矿石英、电气石、绢云母、方解石、白云母、绿泥石硅化、毒砂化、黄铁矿化、绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化、绿帘石化1)乳白色石英阶段;2)石英—电气石—自然金—多金属硫化物阶段;3)石英—方解石—绢云母阶段晚石炭世(?)葛战林等,2018;朱少华,2016

5 结论

东准噶尔顿巴斯套金矿具有区域性断裂的次级断裂控矿、脆—韧性剪切带控矿、背斜核部控矿“三位一体”的控矿特征，NW—SE向脆—韧性剪切带是最重要的控矿构造。

热液期变形作用经历了由脆—韧性变形向脆性变形的转变。金的成矿发生于脆—韧性变形过程，随着脆—韧性变形作用持续，黄铁矿、毒砂的粒度有序递增，自形程度逐渐提高，而品位逐渐降低。脆性变形阶段无金矿化。

铁白云石化蚀变以及细粒的、他形的、微细浸染状的黄铁矿化、毒砂化蚀变是主成矿阶段的典型蚀变类型，可以作为找矿标志；绿泥石化、绿帘石化、钠长石化、方解石化蚀变以及大颗粒的黄铁矿化蚀变是晚阶段的典型蚀变类型，发育该类蚀变的部位往往品位较差。

顿巴斯套金矿是典型的受脆—韧性剪切带控制的造山型金矿。

致谢：野外工作得到了西部黄金股份有限公司的大力支持，得到了新疆维吾尔自治区有色地质勘查局701队的协作和帮助，在此表示衷心的感谢！此外，对审稿专家和编辑部提出的宝贵意见和建议深表感谢！