新疆西准噶尔成矿流体中还原性气体形成机理
李昌昊+申萍+潘鸿迪+曹冲
摘要：西准噶尔是新疆重要的矿产开发区域，成矿潜力巨大，矿床类型丰富，主要包括斑岩型铜矿、斑岩型钼矿和造山带型金矿。区域上矿床成矿流体中普遍存在CH4等还原性气体，明显区别于典型的斑岩型矿床和造山带型金矿。通过对已发表的气相成分及碳同位素数据综合分析，结合地质作用中CH4等还原性气体的主要来源，认为新疆西准噶尔矿床中普遍存在的还原性气体与围岩中的含碳质地层密切相关，CH4等还原性气体主要来源于有机质热分解，也有少量还原性气体可能来源于深部岩浆或为非生物成因。由于还原性气体形成于岩浆上升末期或热液阶段，且斑岩型矿床成矿岩浆具有较高的氧逸度（高于镍氧化镍（NNO）），所以西准噶尔在寻找斑岩型铜矿方面具有很大的潜力。
关键词：斑岩型矿床；造山带型金矿；还原性气体；有机质热分解；费托反应；含碳质地层；新疆
中图分类号：P611文献标志码：A
Abstract： West Junggar is an important mineral exploitation region in Xinjiang. There are many types of deposits， including porphyry Cu deposit， porphyry Mo deposit and orogenic Au deposit. However， the mineralization fluid in these deposits always contain the reducing gas （such as CH4 and C2H6）， which conflict with the characteristics of the typical porphyry deposit and orogenic Au deposit around the world. According to the comprehensive analysis of gas composition， C isotope and source of the reducing gas in geological process， the reducing gas in the mineralization fluid associates with the wall rock containing carbonaceous material， and the reducing gas is produced by thermal decomposition of organic matter. However， a little reducing gas may come from hypomagma or abiogenic process. The reducing gas mainly forms at late magmatism or hydrothermal stage； meanwhile， the metallogenic magma has high oxygen fugacity （more than NiNiO（NNO））. Therefore， West Junggar has great potential to explore huge porphyry Cu deposits.
Key words： porphyry deposit； orogenic gold deposit； reducing gas； thermal decomposition of organic mater； FischerTropsch reaction； carbonaceous stratum； Xinjiang
0引言
新疆西準噶尔是中亚成矿域北巴尔喀什成矿带在中国境内的延伸，是新疆重要的Au、Mo、Cu产地[1]。区内矿床类型丰富，包括斑岩型铜矿、斑岩型钼矿和造山带型金矿，其中又以包古图铜矿、苏云河钼钨矿和哈图金矿储量规模最大（均达到大型矿床规模）。但是，与同一成矿带中的北巴尔喀什相比，西准噶尔斑岩型铜矿的规模明显较小，而造山带型金矿（点）明显较多。西准噶尔斑岩型矿床和造山带型金矿的成矿流体中均出现了较高含量的CH4、C2H6等还原性气体[211]，但是北巴尔喀什大型—超大型斑岩型铜矿（如科翁腊德、阿克斗卡）成矿流体则为氧化性流体[12]。
斑岩型矿床是世界上重要的Cu、Mo矿产来源，多形成于岛弧背景下，氧化性岩浆是成矿流体中亲铜元素和硫的重要来源[13]。高氧逸度（fo2）岩浆使岩浆源区的硫以S6+的形式存在；在此条件下，亲铜元素溶解度提高，并在岩浆熔融过程中从源区中分离进入熔体相，在后期的岩浆分异演化过程中又进入流体相，形成含矿流体[14]。但是，随着对斑岩型铜矿研究程度的提升，具有还原性特征的斑岩型矿床被逐渐发现，称为还原性斑岩型铜矿。其主要特点有：①发育大量原生磁黄铁矿；②成矿流体富含CH4等还原性气体；③岩浆与成矿流体氧逸度较低；④矿床相对贫Cu、富Au[15]。新疆西准噶尔斑岩型铜矿并不完全具备还原性斑岩型铜矿的特征，包古图铜矿和石屋铜金矿中存在有磁铁矿或流体包裹体中存在赤铁矿，显示其原始岩浆或流体的高氧逸度特征。斑岩型钼矿虽然氧逸度较铜矿偏低，但是苏云河钼矿成矿岩体中也存在磁铁矿和钛铁矿伴生的现象。
造山带型金矿是在时空上与造山作用有关的、由变质热液形成的、受构造控制的脉状后生矿床，是重要的金矿来源[16]。造山带型金矿成矿流体的主要来源有变质脱流体[17]、深部岩浆流体[18]、深部地下水循环[19]和地幔脱气过程形成的富CO2流体[20]。尽管成矿流体的来源还有争议，但是根据前人的研究结果，造山带型金矿成矿流体普遍具有低盐度和富CO2的特征，流体中CO2含量变化较大，CO2+CH4含量（摩尔分数，下同）为5%～30%或更高[2123]。哈图金矿早阶段和中阶段均存在一定含量的CH4[5]，这一现象少见。
综上所述，西准噶尔成矿流体中普遍存在还原性气体的现象是一种区域特色，这一特征可能是造成同一成矿带中北巴尔喀什和西准噶尔矿床类型和规模存在巨大差异的原因。本文通过总结已发表的关于西准噶尔不同类型矿床的气相成分及同位素分析数据，讨论不同矿床成矿流体中还原性气体的来源，并对西准噶尔矿床成矿流体普遍存在CH4等还原性气体这一事实进行合理解释，进而探讨西准噶尔成矿潜力。
1区域及矿区地质特征
1.1区域地质特征
西准噶尔位于新疆西北部，区域地层以泥盆系和石炭系为主（图1）。克拉玛依主要为一套石炭系巨厚的半深海—大陆坡相火山碎屑沉积建造，自下而上依次为太勒古拉组、包古图组和希贝库拉斯组[24]；巴尔鲁克主要为一套陆源细碎屑沉积建造，地层自下而上分别为中泥盆统、上泥盆统和下石炭统，其中以中泥盆统地层出露最为广泛。在区域上，该地区断裂构造十分发育，走向均以NE—SW向为主，自东向西依次为达拉布特断裂、玛依勒断裂和巴尔鲁克断裂。花岗岩类发育主要分为两种类型：一类为海西中晚期（约300 Ma）巨大的花岗岩基，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[2526]；另一类为小型中酸性岩体，分布范围广泛，斑岩型矿床（点）常产于其中（图1）。
图件引自文献[24]，有所修改
1.2矿区地质特征
包古图铜矿是新疆西准噶尔目前发现的最大斑岩型铜矿，矿床储量达63×104 t [27]。矿区地层主要为石炭系包古图组和希贝库拉斯组，岩性主要为凝灰质粉砂岩细砂岩、沉凝灰岩、安山岩和砂岩等。矿区内断裂构造发育，至少可以分为3期，早期近SN向断裂为本区主要构造断裂，近EW向和NE向断裂也很发育[27]。矿区内侵入岩主要包括早期的闪长岩岩株和晚期的闪长玢岩岩脉，早期的闪长岩岩株包括辉长闪长岩、闪长岩、石英闪长岩和少量英云闪长斑岩。热液蚀变主要包括岩体内部的黑云母蚀变、围岩的青磐岩化蚀变和叠加其上的晚期绢云母化，矿化与黑云母蚀变、石英绢云母化蚀变有关，成矿阶段主要包括钾化阶段和石英绢云母化阶段[27]。
石屋铜金矿是新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第一区域地质调查大队新发现的斑岩型铜金矿床。矿区地层主要为中泥盆统巴尔鲁克组和下石炭统包古图组，岩性主要为凝灰岩、安山岩和粉砂岩等。矿区内断裂构造发育，主要为NE向和近EW向断裂。矿区内侵入体以闪长岩、石英闪长岩和石英闪长斑岩为主，还包括少量英云闪长斑岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩。此外，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，走向为NE向或EW向。含矿岩株由闪长岩、石英闪长岩和闪长玢岩组成，发育脉状、细网脉状和浸染状矿化，矿石矿物主要为黄铜矿、黄铁矿。蚀变类型包括硅化、绿泥石化、绿帘石化、电气石化及少量钾化和绢云母化等。通过对矿物共生组合、矿石组构及脉体穿插关系的研究，石屋铜金矿成矿过程分为3个阶段：①早阶段，发育钾长石脉、方解石脉、石英电气石脉、石英脉等；②主成矿阶段，主要为石英黄铜矿黄铁矿脉、石英绿泥石黄铜矿黄铁矿脉、石英黄铁矿脉、石英电气石黄铜矿黄铁矿脉；③晚阶段，主要为石英脉、方解石（绿泥石）脉。
哈图金矿为造山带型金矿，地层主要以中—上石炭统包古图组和太勒古拉组为主，岩性主要为玄武岩、凝灰岩和凝灰质泥岩。矿区构造断裂发育，主要為安齐断裂及其伴生的次级断裂，主断裂方向为NEE向、NW向和NEE—EW向，金矿体主要发育于石英脉、蚀变强烈的玄武岩和少量凝灰岩中，空间上与安齐断裂的次级断裂关系密切。矿区内围岩蚀变强烈，从早到晚可分为3个阶段[5]：①石英（黄铁矿）阶段，脉体主要是发育碳酸盐、绢云母和绿泥石蚀变晕的乳白色石英，这些脉体常被晚阶段具有强烈绢云母化和绿泥石化的脉体穿切；②石英黄铁矿毒砂阶段，脉体主要为多金属硫化物石英脉，以大量出现自然金为特征；③方解石（±石英±铁白云石±黄铁矿）阶段。
苏云河钼矿是巴尔鲁克发现的大型斑岩型钼矿。矿区地层主要是中泥盆统巴尔鲁克组，岩性主要为凝灰岩、凝灰质粉砂岩、沉凝灰岩和杂砂岩。矿区内断裂构造发育，主要为NE向和近EW向断裂。矿区内出露3个花岗质斑岩体，呈岩株状侵入到中泥盆统火山沉积地层中。矿体主要赋存于岩体与围岩的外接触带，矿化类型以脉状和网脉状为主，且有少量浸染状。矿石矿物主要为辉钼矿、黄铁矿、白钨矿、黄铜矿，且有少量闪锌矿和方铅矿。蚀变类型主要为硅化、钾化、绢云母化、绿泥石化、黑云母化、碳酸盐化和高岭土化[7]。根据矿物共生组合、矿石组构和脉体穿插关系，可以把苏云河钼矿成矿过程分为4个阶段[2]：①钾化阶段，脉体主要为石英磁铁矿钾长石±辉钼矿±黄铁矿；②白云母绿泥石化阶段，脉体主要为石英辉钼矿±黄铁矿；③石英绢云母化阶段，脉体主要为石英多金属脉；④碳酸盐化阶段，脉体主要为石英方解石±黄铁矿脉。
宏远钼矿是克拉玛依岩体周边发现的斑岩型钼矿[28]。矿区地层主要是下石炭统包古图组和中上三叠统克拉玛依组，岩性主要为粉砂岩、砂岩、砾岩和泥岩。矿区内构造断裂复杂，主要受克拉玛依韧性剪切带控制，主要为NE向断裂。宏远钼矿斑岩体岩性主要为似斑状花岗闪长岩和微细粒花岗斑岩，总体呈NEE向展布[28]。矿石矿物以辉钼矿为主，其次为黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿和毒砂等，呈细脉状和稀疏浸染状分布于岩体中或接触带附近[89]。热液蚀变发育，包括白云母化、硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化和电气石化等。根据脉体和蚀变特征，可以把宏远钼矿成矿过程划分为3个阶段[9]：①早阶段，发育云英岩化蚀变和石英白云母黄铁矿辉钼矿细脉；②主阶段，发育绢云母化蚀变和石英辉钼矿细脉、石英辉钼矿黄铜矿（黄铁矿）细脉；③晚阶段，发育石英黄铁矿（黄铜矿）细脉和方解石脉。
2讨论
2.1地质过程中CH4等还原性气体的来源
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、有机质热分解作用和非生物作用。非生物作用主要为费托反应[29]和地幔去气作用[30]。费托反应包括CO2+4H2→CH4+2H2O，CO+3H2→CH4+H2O；地幔去气作用包括CH4+2O2→CO2+4H2O，C2H6+7O2→4CO2+6H2O。
地层中有机质热分解作用形成CH4等轻烃物质是一种重要的生烃过程，这一过程不仅具有巨大的经济价值，同时也利于了解特定的地球化学特征。Chung等研究表明[3134]：①在相同条件下，温度越高，由有机质热分解作用形成的CH4含量越高，而C2H6、C3H8含量越少；②由有机质热分解作用形成的CH4的δ13C值（δ13CCH4）明显小于其来源物的13C值（δ13Corg），即δ13Corg值与δ13CCH4值之差（Δδ13CorgCH4）大于0%，且主要为0%～30‰，δ13CCH4值主要集中于-50‰～-20‰，但是δ13CCH4值也与分解的有机质成熟度密切相关，有机质成熟度越高，δ13CCH4值越大；③有机质热分解作用形成的还原性气体n（CH4）/n（C2H6）值小于100。
微生物作用是自然界碳循环的重要途径之一，全球天然气储量约20%都是由微生物作用形成的[35]。在整个微生物作用过程中，多种微生物的参与起到了至关重要的作用，比如水解和发酵细菌、H+还原细菌、同型乙酸菌和产甲烷菌[36]。微生物作用形成CH4的温度不高于120 ℃，并且可以造成巨大的同位素分馏（CO2的δ13C值（δ13CCO2）与δ13CCH4值之差（Δδ13CCO2CH4）为30‰～70‰），δ13CCH4值普遍小于-50‰（可达-110‰）[33，37]。
非生物作用是CH4等还原性气体的主要来源之一，既可以出现在大洋中脊条件下[30，38]，也可以出现在俯冲带环境中[29，39]。其形式主要包括地幔来源CH4、石墨发生变质作用形成CH4、碳酸盐物质热分解形成CH4、还原CO2形成CH4。费托反应是非生物作用形成CH4的重要途径，其反应机理为CO2或CO在催化剂表面形成活性炭物质，该物质和H2反应聚合，最终形成烷烃和烯烃类物质[40]。通过费托反应还原地幔来源CO2或深海碳酸盐形成的CH4可以达到碳同位素平衡，并且形成的CH4含量明显高于其他烷烃气体[29，34，41]。
2.2西准噶尔还原性气体来源
新疆西准噶尔各类矿床流体包裹体气相成分分析结果见表1。包古图铜矿流体包裹体气相成分主要为H2O、CO2（含量为146%～1253%）、CH4（029%～1600%），以及少量N2、C2H6（002%～278%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-360‰～-226‰，CO2的δ13CVPDB值集中在-200‰～-68‰，x（CH4）/x（C2H6）值為08～6620。石屋铜金矿流体包裹体气相成分主要为H2O、CO2（含量为112%～189%）、CH4（010%～017%），以及少量N2、C2H6（003%～018%）。CH4的δ13CVPDB值为-228‰和-233‰，x（CH4）/x（C2H6）值为079～596。
哈图金矿流体包裹体气相成分主要为
H2O、CO2（含量为374%～1038%），以及少量N2、CH4（018%～344%）、C2H6（006%～085%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-354‰～-187‰，CO2的δ13CVPDB值集中在-139‰～-97‰，x（CH4）/x（C2H6）值为035～1275。
苏云河钼矿流体包裹体气相成分主要为H2O、CO2（105%～897%），以及少量N2、CH4（006%～079%）、C2H6（0001%～0280%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-299‰～-232‰，CO2的δ13CVPDB值集中在00‰～-103‰，x（CH4）/x（C2H6）值为075～2266。
宏远钼矿流体包裹体气相成分主要为H2O、CO2（192%～615%），以及少量N2、CH4（020%～082%）、C2H6（000%～061%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-311‰～-264‰，x（CH4）/x（C2H6）值为075～328。其中，δ13CVPDB值为参考国际标准VPDB的δ13C值。
由测试结果可以看出，以包古图铜矿、石屋铜金矿、哈图金矿、苏云河钼矿和宏远钼矿为代表的不同类型矿床流体包裹体中均存在有较高含量的还原性气体，并且西准噶尔其他矿床（宝贝金矿和吐克吐克铜矿）中也发现了一定含量的还原性气体[8]。
在正常条件下，无论是斑岩型铜矿、斑岩型钼矿，还是造山带型金矿，它们的成矿流体均以氧化性流体或富CO2流体为主，不会出现如此高含量的还原性气体。包古图铜矿主要落在了热分解和高焓地热气体范围内；石屋铜金矿发生偏离；哈图金矿主要落在了热分解范围内，但部分点向下偏移；苏云河钼矿落在了靠近热分解的区域；宏远钼矿落在了热分解范围内，但部分点向下偏移[图2（a）]。各矿床数据投点主要落在了热分解和非生物成因区域之间，少量进入了热分解或非生物成因区域[图2（b）]。因此，新疆西准噶尔成矿流体中的还原性气体可能存在着多种形成机制。
微生物作用是生物圈重要的碳循环方式，是形成石油等资源的重要途径，如MVT型矿床也常与盆地卤水密切相关。但是，对于西准噶尔斑岩型矿床和造山带型金矿来说，它们的成矿温度远高于微生物作用温度（低于120 ℃）[4，7，9，45]，且CH4、CO2碳同位素分馏（δ13CCH4值为-360‰～-18.7‰，Δδ13CCO2CH4值为55‰～270‰）明显低于微生物作用造成的碳同位素分馏。基于以上原因并结合数据投图（图2），西准噶尔成矿流体中的CH4等还原性气体并非来源于微生物作用，即使存在微生物作用，也只能影响到成矿晚阶段流体组分，而不能造成早阶段和主阶段成矿流体中含有大量的还原性气体。
Simakov研究认为富CO2流体主要存在于地下130 km以内，而富CH4流体常出现在200 km以下的软流圈地幔[46]。地幔去气作用释放的CH4以气相或溶解于流体中并向上运移的过程中，经过氧化的地壳时会与O2反应形成CO2和H2O[47]，因此，深部地幔去气作用很难通过强氧化性上地壳进入成矿流体，进而成为成矿流体中还原性气体的主要来源，尤其是在高氧化性的斑岩型成矿流体中。
包古图铜矿、宏远钼矿和吐克吐克铜矿位于达拉布特断裂南侧，出露地层均为下石炭统火山沉积岩，发育凝灰岩和粉砂岩等含碳质地层；哈图金矿位于达拉布特断裂北侧，地层中发育有凝灰岩、凝灰质泥岩等含碳地层；苏云河钼钨矿和石屋铜金矿位于巴尔鲁克山，地层为泥盆统巴尔鲁克组火山沉积岩和下石炭统包古图组火山沉积岩，发育含碳质凝灰岩及粉砂岩。这些矿床的成矿岩体侵入到含碳质地层中或是矿体赋存于含碳质地层中，为热分解作用提供了有机质。包古图铜矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在08～703（个别达6620），Δδ13CCO2CH4值分布在82‰～250‰，Δδ13CorgCH4值分布在-24‰～110‰；石屋铜金矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在079～596，Δδ13CorgCH4值分布在17‰～22‰；哈图金矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在035～1275，Δδ13CCO2CH4值分布在55‰～246‰，Δδ13CorgCH4值分布在-63‰～104‰；苏云河钼矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在075～2266，Δδ13CCO2CH4值分布在171‰～270‰，Δδ13CorgCH4值分布在-18‰～49‰；宏远钼矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在075～328，Δδ13CorgCH4值分布在14‰～61‰（图3）。
尽管Δδ13CorgCH4值存在一定波动，但是大部分测试结果与有机质热分解作用形成的CH4特征相似，即δ13CCH4值主要集中于-50‰～-20‰，x（CH4）/x（C2H6）值低于100。包古图铜矿地层中含有大量有机碳（含量为021%～079%，平均为0.45%，样品数为10个）[6]，并且岩体中存在大量明显的围岩混染证据，如出露岩石成分不均匀，斜长石成分不均匀，中性岩石中有大量长英质包体 [48]。此外，中甸普朗超大型斑岩铜矿成矿流体中也存在大量还原性气体，这些还原性气体同样被认为来自于含碳质地层的混染[49]。因此，西准噶尔成矿流体中普遍存在的CH4等还原性气体主要来源于含碳质地层中有机质热分解。
费托反应是一种重要的非生物成因CH4形成机制，可以分为高温费托反应（300 ℃～350 ℃）和低温费托反应（220 ℃～270 ℃），通过CO或CO2与H2反应形成CH4，并且這一反应已被证实可以在热液条件下进行[50]。因此，它可能是西准噶尔成矿流体中还原性气体的来源之一。在地质过程中，非生物成因CH4的判断标准不明确，Ueno等建议非生物成因δ13CCH4值变化于-26‰～-9‰[35]，Horita等建议非生物成因δ13CCH4值小于生物成因[51]。西准噶尔斑岩型矿床成矿流体中δ13CCH4值为-360‰～-187‰，但主要小于-25‰，不属于费托反应形成CH4的范围。此外，如果西准噶尔斑岩型矿床成矿流体中CH4主要来源于费托反应，那么成矿流体中不应普遍存在C2H6等多碳还原性气体，但实际上西准噶尔斑岩型矿床成矿流体中普遍发育C2H6。另外，Horita等研究认为在200 ℃下由费托反应形成的CH4的Δδ13CCO2CH4值约为50‰，在300 ℃下则为20‰～30‰[51]。在包古图铜矿中，主阶段成矿温度集中在170 ℃～400 ℃，Δδ13CCO2CH4值分布在82‰～250‰，且主要低于20‰，这与由高温费托反应形成的CH4性质存在一定差异。在哈图金矿中，成矿温度为213 ℃～285 ℃，未达到高温费托反应的温度，Δδ13CCO2CH4值分布在55‰～246‰，且集中于15‰～25‰，这也与费托反应形成的CH4性质存在差异。在苏云河钼矿中，成矿温度普遍高于240 ℃，Δδ13CCO2CH4值分布在171‰～270‰，较为符合由高温费托反应形成的CH4性质。此外，费托反应在热液条件下如果没有合适的催化剂是很难进行的：以FeNi矿物（镍铁矿）为催化剂只能形成CH4；以FeCr矿物（铬铁矿）为催化剂能形成CH4、C2H6和C3H8[5153]。然而，无论在斑岩型矿床还是造山带型金矿中，镍铁矿和铬铁矿均没有出现，因此，在热液环境中是否有合适的催化剂是费托反应能否顺利进行的重要因素。另外，无论是高温费托反应还是低温费托反应，在反应过程中均需有大量H2（w（H2）/w（CO2）=4∶1，如橄榄石蛇纹石化作用）的存在以保证反应顺利进行[53]，并且在实验生成物中H2含量仍然很高[50]。但是，斑岩型矿床和造山带型金矿的热液过程中并没有可以释放出大量H2的蚀变作用，在流体包裹体气相成分分析结果中也未能发现成矿流体中含有H2，因此，费托反应不可能作为成矿流体中CH4的主要来源，但不能排除费托反应是CH4的来源之一。其中，w（·）为气相成分质量分数。
包古图铜矿地层中有机碳的δ13C值为-258‰～-231‰（平均值为-2498‰，样品数为4个）[6]。Δδ13CorgCH4值大体符合热分解CH4的特征，但是在各个矿床中均存在Δδ13CorgCH4值小于0‰的现象（主要集中在-2‰～0‰，个别达到-63‰），即CH4相对于地层有机质更加富集13C。但是，通过有机质热分解形成的CH4的δ13C值常低于有机质自身[32]。在斑岩型矿床中常会出现CH4等烷烃类气体，这些气体通常会被Fe3+氧化而不能保留下来[14]；在造山带型金矿中，成矿流体自身同样也存在着CH4[54]。因此，δ13Corg值小于δ13CCH4值的现象可能与斑岩型矿床或造山带型金矿自身携带的CH4有关。
2.3斑岩型矿床成矿母岩浆性质
Rowins认为还原性斑岩型铜金矿床与还原性钛铁矿系列I型花岗岩有关[15]。通过对角闪石、黑云母进行电子探针分析，新疆西准噶尔具有还原特点的斑岩型矿床含矿岩浆氧逸度均高于镍氧化镍（NNO），显示了较高的氧逸度（图4）[9，48，5556]。此外，磁铁矿和流体包裹体中赤铁矿子晶的存在均表明了高氧逸度特征，因此，新疆西准噶尔具有还原特点的斑岩型矿床含矿岩体均属于氧化性磁铁矿系列I型花岗岩类，而包古图铜矿和石屋铜金矿只是具有还原性斑岩型铜矿的部分特征。
HM为赤铁矿磁铁矿；NNO为镍氧化镍；QFM为石英铁橄榄石磁铁矿；MW为磁铁矿方铁矿；矿床氧逸度范围引自文献[9]、[48]、[55]和[56]；n（·）为离子物质的量
2.4CH4等还原性气体对矿床的影响
申萍等研究认为，北巴尔喀什和西准噶尔斑岩型矿床均形成于岛弧环境下，原始岩浆均为俯冲板片脱水交代地幔楔发生部分熔融形成的岩浆[1]，即两个地区在岩浆来源上没有明显差异。在成矿岩浆向上侵位以及后续的流体出溶和演化阶段，西准噶尔由于大量的含碳质地层混染和地层中的有机质热分解，使得成矿流体中存在大量还原性气体，成矿流体表现为H2ONaClCH4CO2体系[57]。Xiao等研究认为，富有机质（或Fe2+）地层作为还原障出现利于金属元素沉淀富集（尤其是Au） [5859]，西准噶尔斑岩型铜矿常伴生较多Au可能与此相关，但是还需更为详细的研究。因此，还原性气体的存在不能说明西准噶尔斑岩型矿床成矿潜力小，反而这些还原性气体的存在可能是该区斑岩型矿床常伴生Au的原因。
哈图金矿带是新疆重要的金矿产地，已探明资源量大于100 t[24]，其中哈图金矿总储量约56 t[60]，是带内第一大金矿（新疆第二大金矿）。Shen等研究认为，哈图金矿成矿流体以壳源流体为主，但加入了少量幔源流体，围岩有机质热分解是形成CH4的重要因素[5]。这种流体混合模式与Uemoto提出的一个相对氧化的流体和一个相对还原的流体混合导致Au大量沉淀机理[61]相似。因此，CH4等还原性气体对Au的沉淀可能具有促进作用，但是仍需进一步详细的研究。
3结语
新疆西准噶尔各类矿床成矿流体中均广泛出现了CH4等还原性气体，这些还原性气体主要来源于岩浆向上侵位时含碳质围岩地层中有机质热分解，也有一部分CH4可能来源于成矿岩浆或为非生物成因。有机质热分解作用形成还原性气体这一过程发生在成矿母岩浆上升末期或热液阶段，并不影响原始岩浆携带成矿元素的能力，因此，西准噶尔仍然具有寻找大型斑岩型铜矿的潜力。对于造山带型金矿，CH4等还原性流体的加入可能对Au的沉淀起到促进作用，但仍需进一步的验证。
参考文献：
References：
[1]申萍，周涛发，袁峰，等.环巴尔喀什—西准噶尔成矿省矿床类型、成矿系统和跨境成矿带对接[J].岩石学报，2015，31（2）：285303.
SHEN Ping，ZHOU Taofa，YUAN Feng，et al.Main Deposit Types，Mineral Systems，and Metallogenic Belt Connections in the CircumBalkhashWest Junggar Metallogenic Province[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：285303.
[2]CAO C，SHEN P，LI C H，et al.Fluid Inclusions and CHOS Isotope Systematics of Early Permian Porphyry Mo Mineralization of the West Junggar Region，NW China：The Suyunhe Example[J].International Geology Review，2016，DOI：10.1080/00206814.2016.1259082.
[3]李晶，许英霞，申萍，等.哈图金矿带成矿流体组分、硫同位素分析及矿床成因[J].地质与勘探，2016，52（2）：199208.
LI Jing，XU Yingxia，SHEN Ping，et al.Oreforming Fluid Composition，Sulfur Isotope Analysis and Genesis of the Hatu Gold Metallogenic Belt in Xinjiang[J].Geology and Exploration，2016，52（2）：199208.
[4]SHEN P，SHEN Y C，WANG J B，et al.Methanerich Fluid Evolution of the Baogutu Porphyry CuMoAu Deposit，Xinjiang，NW China[J].Chemical Geology，2010，275（1/2）：7898.
[5]SHEN P，PAN H D，ZHU H P.Two Fluid Sources and Genetic Implications for the Hatu Gold Deposit，Xinjiang，China[J].Ore Geology Reviews，2016，73：298312.
[6]SHEN P，PAN H D.Methane Origin and Oxygenfugacity Evolution of the Baogutu Reduced Porphyry Cu Deposit in the West Junggar Terrain，China[J].Mineralium Deposita，2015，50（8）：967986.
[7]鐘世华，申萍，潘鸿迪，等.新疆西准噶尔苏云河钼矿床成矿流体和成矿时代[J].岩石学报，2015，31（2）：449464.
ZHONG Shihua，SHEN Ping，PAN Hongdi，et al.The Oreforming Fluid and Geochronology of the Suyunhe Mo Deposit，West Junggar，Xinjiang[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：449464.
[8]鄢瑜宏，申萍，潘鸿迪，等.新疆西准噶尔宏远钼矿床和吐克吐克钼铜矿床流体包裹体特征及成矿时代[J].地质科学，2014，49（1）：287304.
YAN Yuhong，SHEN Ping，PAN Hongdi，et al.Research on the Fluid Inclusion and ReOs Dating of Hongyuan （Cu）Mo Deposit and Tuketuke MoCu Deposit，West Junggar，Xinjiang[J].Chinese Journal of Geology，2014，49（1）：287304.
[9]鄢瑜宏，王軍年，申萍，等.新疆西准噶尔宏远钼矿地质特征与成矿流体[J].岩石学报，2015，31（2）：491504.
YAN Yuhong，WANG Junnian，SHEN Ping，et al.Geological Characteristics and Mineralization Fluid of Hongyuan Mo Deposit in the West Junggar，Xinjiang[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：491504.
[10]陈宣华，陈正乐，白彦飞，等.中亚成矿域西部巴尔喀什—准噶尔成矿带晚古生代成矿作用大爆发[J].地球科学与环境学报，2016，38（3）：285305.
CHEN Xuanhua，CHEN Zhengle，BAI Yanfei，et al.Late Paleozoic Concentrated Mineralization of BalkhashJunggar Metallogenic Belt in the Western Part of the Central Asian Metallogenic Domain[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2016，38（3）：285305.
[11]陈宣华，聂兰仕，丁伟翠，等.西准噶尔走滑断裂系元素分布特征及其成矿意义[J].岩石学报，2015，31（2）：371387.
CHEN Xuanhua，NIE Lanshi，DING Weicui，et al.The Relationship Between Strikeslip Tectonic System and Geochemical Anomalies in the West Junggar，Northwestern China and Its Implication for Mineral Exploration[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：371387.
[12]ZVEZDOV V S，MIGACHEV I F，GIRFANOV M M.Porphyry Copper Deposits of the CIS and the Models of Their Formation[J].Ore Geology Reviews，1993，7（6）：511549.
[13]COOKE D R，HOLLINGS P.Giant Porphyry Deposits：Characteristics，Distribution，and Tectonic Controls[J].Economic Geology，2005，100（5）：801818.
[14]SUN W D，HUANG R F，LI H，et al.Porphyry Deposits and Oxidized Magmas[J].Ore Geology Reviews，2015，65：97131.
[15]ROWINS S M.Reduced Porphyry Coppergold Deposits：A New Variation on an Old Theme[J].Geology，2000，28（6）：491494.
[16]BIERLEIN F P，GROVES D I，GOLDFARB R J，et al.Lithospheric Controls on the Formation of Provinces Hosting Giant Orogenic Gold Deposits[J].Mineralium Deposita，2006，40（8）：874886.
[17]PHILLIPS G N，POWELL R.Formation of Gold Deposits：A Metamorphic Devolatilization Model[J].Journal of Metamorphic Geology，2010，28（6）：689718.
[18]SPOONER E T C.The Magmatic Model for the Origin of Archean Auquartz Vein Ore Systems：Assessment of the Evidence[C]∥LADEIRA E A.Proceedings of Brazil GOLD91：An International Symposium on the Geology of Gold.Belo Horizonte：Balkeema，1991：313318.
[19]NESBITT B E，MUEHLENBACHS K.Origins and Movement of Fluids During Deformation and Metamorphism in the Canadian Cordillera[J].Science，1989，245：733736.
[20]COLVINE A C.An Empirical Model for the Formation of Archean Gold Deposits：Products of Final Cratonization of the Superior Province，Canada[J].Economic Geology Monograph，1989，6：3753.
[21]RIDLEY J R，DIAMOND L W.Fluid Chemistry of Orogenic Lodegold Deposits and Implications for Genetic Models[J].Reviews in Economic Geology，2000，13：141162.
[22]陳衍景.造山型矿床、成矿模式及找矿潜力[J].中国地质，2006，33（6）：11811196.
CHEN Yanjing.Orogenictype Deposits and Their Metallogenic Model and Exploration Potential[J].Geology in China，2006，33（6）：11811196.
[23]陈衍景，倪培，范洪瑞，等.不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征[J].岩石学报，2007，23（9）：20852108.
CHEN Yanjing，NI Pei，FAN Hongrui，et al.Diagnostic Fluid Inclusion of Different Types Hydrothermal Gold Deposits[J].Acta Petrologica Sinica，2007，23（9）：20852108.
[24]沈远超，金成伟.西准噶尔地区岩浆活动与金矿化作用[M].北京：科学出版社，1993.
SHEN Yuanchao，JIN Chengwei.Magmatism and Gold Mineralization in West Junggar[M].Beijing：Science Press，1993.
[25]CHEN B，ARAKAWA Y.Elemental and NdSr Isotopic Geochemistry of Granitoids from the West Junggar Foldbelt （NW China），with Implications for Phanerozoic Continental Growth[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2005，69（5）：13071320.
[26]苏玉平，唐红峰，侯广顺，等.新疆西准噶尔达拉布特构造带铝质A型花岗岩的地球化学研究[J].地球化学，2006，35（1）：5567.
SU Yuping，TANG Hongfeng，HOU Guangshun，et al.Geochemistry of Aluminous Atype Granites Along Darabut Tectonic Belt in West Junggar，Xinjiang[J].Geochimica，2006，35（1）：5567.
[27]张锐，张云孝，佟更生，等.新疆西准包古图地区斑岩铜矿找矿的重大突破及意义[J].中国地质，2006，33（6）：13541360.
ZHANG Rui，ZHANG Yunxiao，TONG Gengsheng，et al.Major Breakthrough in Copper Exploration in the Baogutu Porphyry Copper Deposit，Western Junggar，Xinjiang，and Its Significance[J].Geology in China，2006，33（6）：13541360.
[28]李永军，王冉，李卫东，等.西准噶尔达尔布特南构造岩浆岩带斑岩型铜钼矿新发现及找矿思路[J].岩石学报，2012，28（7）：20092014.
LI Yongjun，WANG Ran，LI Weidong，et al.Discovery of the Porphyry Coppermolybdenum Deposits and Prospecting Reflections in Southern Darbut Tectonic Magmatic Belts，West Junggar，China[J].Acta Petrologica Sinica，2012，28（7）：20092014.
[29]FIEBIG J，WOODLAND A B，SPANGENBERG J，et al.Natural Evidence for Rapid Abiogenic Hydrothermal Generation of CH4[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2007，71（12）：30283039.
[30]LIU W，PAN X F.Methanerich Fluid Inclusions from Ophiolitic Dunite and Postcollisional Maficultramafic Intrusion：The Mantle Dynamics Underneath the PalaeoAsian Ocean Through to the Postcollisional Period[J].Earth and Planetary Science Letters，2006，242（3/4）：286301.
[31]CHUNG H M，SACKETT W M.Carbon Isotope Effects During the Pyrolytic Formation of Early Methane from Carbonaceous Materials[J].Physics and Chemistry of the Earth，1980，12：705710.
[32]MARAIS D J D，STALLARD M L，NEHRING N L，et al.Carbon Isotope Geochemistry of Hydrocarbons in the Cerro Prieto Geothermal Field，Baja California Norte，Mexico[J].Chemical Geology，1988，71（1/2/3）：159167.
[33]WHITICAR M J.Carbon and Hydrogen Isotope Systematics of Bacterial Formation and Oxidation of Methane[J].Chemical Geology，1999，161（1/2/3）：291314.
[34]FIEBIG J，WOODLAND A B，DALESSANDRO W，et al.Excess Methane in Continental Hydrothermal Emissions Is Abiogenic[J].Geology，2009，37（6）：495498.
[35]RICE D D，CLAYPOOL G E.Generation，Accumulation，and Resource Potential of Biogenic Gas[J].AAPG Bulletin，1981，65（1）：525.
[36]CONRAD R.Control of Methane Production in Terrestrial Ecosystems[M]∥ANDREAE M O，SCHIMEL D S.Exchange of Trace Gases Between Terrestrial Ecosystems and the Atmosphere.New York： John Wiley，1989：3958.
[37]UENO Y，YAMADA K，YOSHIDA N，et al.Evidence from Fluid Inclusions for Microbial Methanogenesis in the Early Archaean Era[J].Nature，2006，440：516519.
[38]MCCOLLOM T M，SEEWALD J S.Abiotic Synthesis of Organic Compounds in Deepsea Hydrothermal Environments[J].Chemical Reviews，2007，107（2）：382401.
[39]SZATMARI P.Petroleum Formation by FischerTropsch Synthesis in Plate Tectonics[J].AAPG Bulletin，1989，73（8）：989998.
[40]HOLLOWAY J R.GraphiteCH4H2OCO2 Equilibria at Lowgrade Metamorphic Conditions[J].Geology，1984，12（8）：455458.
[41]胡桂興，欧阳自远，王先彬，等.原始太阳星云条件下FischerTropsch反应中的碳同位素分馏[J].中国科学：D辑，地球科学，1997，27（5）：395400.
HU Guixing，OUYANG Ziyuan，WANG Xianbin，et al.Carbon Isotopic Fractionation in the Process of FischerTropsch Reaction in Primitive Solar Nebula[J].Science in China：Series D，Earth Sciences，1997，27（5）：395400.
[42]CAO M J，QIN K Z，LI G M，et al.Baogutu：An Example of Reduced Porphyry Cu Deposit in Western Junggar[J].Ore Geology Reviews，2014，56（1）：159180.
[43]CAO M J，QIN K Z，LI G M，et al.Abiogenic FischerTropsch Synthesis of Methane at the Baogutu Reduced Porphyry Cu Deposit，Western Junggar，NW China[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2014，141（S2）：179198.
[44]朱和平，王莉娟.四极质谱测定流体包裹体中的气相成分[J].中国科学：D辑，地球科学，2001，31（7）：586590.
ZHU Heping，WANG Lijuan.Determining Gaseous Composition of Fluid Inclusions with Quadrupole Mass Spectrometer[J].Science in China：Series D，Earth Sciences，2001，31（7）：586590.
[45]李晶，许英霞，申萍，等.西准噶尔哈图成矿带主要金矿床流体包裹体特征及其意义[J].矿床地质，2016，35（4）：775794.
LI Jing，XU Yingxia，SHEN Ping，et al.Significance and Characteristics of Fluid Inclusions in Main Gold Deposits of Hatu Metallogenic Belt in West Junggar[J].Mineral Deposits，2016，35（4）：775794.
[46]SIMAKOV S K.Redox State of Earths Upper Mantle Peridotites Under the Ancient Cratons and Its Connection with Diamond Genesis[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，1998，62（10）：18111820.
[47]LOWENSTERN J B.Carbon Dioxide in Magmas and Implications for Hydrothermal Systems[J].Mineralium Deposita，2001，36（6）：490502.
[48]SHEN P，PAN H D.Countryrock Contamination of Magmas Associated with the Baogutu Porphyry Cu Deposit，Xinjiang，China[J].Lithos，2013，177（3）：451469.
[49]劉江涛，杨立强，吕亮.中甸普朗还原性斑岩型铜矿床：矿物组合与流体组成约束[J].岩石学报，2013，29（11）：39143924.
LIU Jiangtao，YANG Liqiang，LU Liang.Pulang Reduced Porphyry Copper Deposit in the Zhongdian Area，Southwest China：Constrains by the Mineral Assemblages and the Oreforming Fluid Compositions[J].Acta Petrologica Sinica，2013，29（11）：39143924.
[50]BERNDT M E，ALLEN D E，SEYFRIED W E，et al.Reduction of CO2 During Serpentinization of Olivine at 300 ℃ and 500 bar[J].Geology，1996，24（4）：351354.
[51]HORITA J，BERNDT M E.Abiogenic Methane Formation and Isotopic Fractionation Under Hydrothermal Conditions[J].Science，1999，285：10551057.
[52]FOUSTOUKOS D I，SEYFRIED W E.Hydrocarbons in Hydrothermal Vent Fluids：The Role of Chromiumbearing Catalysts[J].Science，2004，304：10021005.
[53]季福武，周怀阳，杨群慧.热液条件下CO2和H2反应合成丁烷和戊烷[J].地球化学，2007，36（2）：171175.
JI Fuwu，ZHOU Huaiyang，YANG Qunhui.Abiotic Synthesis of Butane and Pentane from CO2 and H2 Under Hydrothermal Conditions[J].Geochimica，2007，36（2）：171175.
[54]徐九华，谢玉玲，丁汝福，等.CO2CH4流体与金成矿作用：以阿尔泰山南缘和穆龙套金矿为例[J].岩石学报，2007，23（8）：20262032.
XU Jiuhua，XIE Yuling，DING Rufu，et al.CO2CH4 Fluids and Gold Mineralization：Southern Margin of Altay，China and Muruntau of Uzbekistan[J].Acta Petrologica Sinica，2007，23（8）：20262032.
[55]钟世华，申萍，潘鸿迪，等.新疆西准噶尔苏云河钼矿床含矿岩体地球化学和年代学[J].矿床地质，2015，34（1）：3962.
ZHONG Shihua，SHEN Ping，PAN Hongdi，et al.Geochemistry and Geochronology of Orebearing Granites in Suyunhe Mo Deposit，West Junggar，Xinjiang[J].Mineral Deposits，2015，34（1）：3962.
[56]LI C H，SHEN P，PAN H D，et al.Carboniferous Porphyry Cu（Au） Mineralization of the West Junggar Region，NW China：The Shiwu Example[J].International Geology Review，2016，DOI：10.1080/00206814.2016.1253037.
[57]申萍，潘鴻迪，SEITMURATOVA E.中亚成矿域斑岩铜矿床基本特征[J].岩石学报，2015，31（2）：315332.
SHEN Ping，PAN Hongdi，SEITMURATOVA E.Characteristics of the Porphyry Cu Deposits in the Central Asia Metallogenic Domain[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：315332.
[58]WILKINSON J J.Triggers for the Formation of Porphyry Ore Deposits in Magmatic Arcs[J].Nature Geoscience，2013，6（11）：917925.
[59]MARK C.Bubbling Magma Chambers，Cupolas，and Porphyry Copper Deposits[J].International Geology Review，2001，43（4）：285311.
[60]XIAO W J，HAN C M，YUAN C，et al.Middle Cambrian to Permian Subductionrelated Accretionary Orogenesis of Northern Xinjiang，NW China：Implications for the Tectonic Evolution of Central Asia[J].Journal of Asian Earth Sciences，2008，32（2/3/4）：102117.
[61]UEMOTO T，RIDLEY J，MIKUCKI E，et al.Fluid Chemical Evolution as a Factor in Controlling the Distribution of Gold at the Archean Golden Crown Lode Gold Deposit，Murchison Province，Western Australia[J].Economic Geology，2002，97（6）：12271248.
摘要：西准噶尔是新疆重要的矿产开发区域，成矿潜力巨大，矿床类型丰富，主要包括斑岩型铜矿、斑岩型钼矿和造山带型金矿。区域上矿床成矿流体中普遍存在CH4等还原性气体，明显区别于典型的斑岩型矿床和造山带型金矿。通过对已发表的气相成分及碳同位素数据综合分析，结合地质作用中CH4等还原性气体的主要来源，认为新疆西准噶尔矿床中普遍存在的还原性气体与围岩中的含碳质地层密切相关，CH4等还原性气体主要来源于有机质热分解，也有少量还原性气体可能来源于深部岩浆或为非生物成因。由于还原性气体形成于岩浆上升末期或热液阶段，且斑岩型矿床成矿岩浆具有较高的氧逸度（高于镍氧化镍（NNO）），所以西准噶尔在寻找斑岩型铜矿方面具有很大的潜力。
关键词：斑岩型矿床；造山带型金矿；还原性气体；有机质热分解；费托反应；含碳质地层；新疆
中图分类号：P611文献标志码：A
Abstract： West Junggar is an important mineral exploitation region in Xinjiang. There are many types of deposits， including porphyry Cu deposit， porphyry Mo deposit and orogenic Au deposit. However， the mineralization fluid in these deposits always contain the reducing gas （such as CH4 and C2H6）， which conflict with the characteristics of the typical porphyry deposit and orogenic Au deposit around the world. According to the comprehensive analysis of gas composition， C isotope and source of the reducing gas in geological process， the reducing gas in the mineralization fluid associates with the wall rock containing carbonaceous material， and the reducing gas is produced by thermal decomposition of organic matter. However， a little reducing gas may come from hypomagma or abiogenic process. The reducing gas mainly forms at late magmatism or hydrothermal stage； meanwhile， the metallogenic magma has high oxygen fugacity （more than NiNiO（NNO））. Therefore， West Junggar has great potential to explore huge porphyry Cu deposits.
Key words： porphyry deposit； orogenic gold deposit； reducing gas； thermal decomposition of organic mater； FischerTropsch reaction； carbonaceous stratum； Xinjiang
0引言
新疆西準噶尔是中亚成矿域北巴尔喀什成矿带在中国境内的延伸，是新疆重要的Au、Mo、Cu产地[1]。区内矿床类型丰富，包括斑岩型铜矿、斑岩型钼矿和造山带型金矿，其中又以包古图铜矿、苏云河钼钨矿和哈图金矿储量规模最大（均达到大型矿床规模）。但是，与同一成矿带中的北巴尔喀什相比，西准噶尔斑岩型铜矿的规模明显较小，而造山带型金矿（点）明显较多。西准噶尔斑岩型矿床和造山带型金矿的成矿流体中均出现了较高含量的CH4、C2H6等还原性气体[211]，但是北巴尔喀什大型—超大型斑岩型铜矿（如科翁腊德、阿克斗卡）成矿流体则为氧化性流体[12]。
斑岩型矿床是世界上重要的Cu、Mo矿产来源，多形成于岛弧背景下，氧化性岩浆是成矿流体中亲铜元素和硫的重要来源[13]。高氧逸度（fo2）岩浆使岩浆源区的硫以S6+的形式存在；在此条件下，亲铜元素溶解度提高，并在岩浆熔融过程中从源区中分离进入熔体相，在后期的岩浆分异演化过程中又进入流体相，形成含矿流体[14]。但是，随着对斑岩型铜矿研究程度的提升，具有还原性特征的斑岩型矿床被逐渐发现，称为还原性斑岩型铜矿。其主要特点有：①发育大量原生磁黄铁矿；②成矿流体富含CH4等还原性气体；③岩浆与成矿流体氧逸度较低；④矿床相对贫Cu、富Au[15]。新疆西准噶尔斑岩型铜矿并不完全具备还原性斑岩型铜矿的特征，包古图铜矿和石屋铜金矿中存在有磁铁矿或流体包裹体中存在赤铁矿，显示其原始岩浆或流体的高氧逸度特征。斑岩型钼矿虽然氧逸度较铜矿偏低，但是苏云河钼矿成矿岩体中也存在磁铁矿和钛铁矿伴生的现象。
造山带型金矿是在时空上与造山作用有关的、由变质热液形成的、受构造控制的脉状后生矿床，是重要的金矿来源[16]。造山带型金矿成矿流体的主要来源有变质脱流体[17]、深部岩浆流体[18]、深部地下水循环[19]和地幔脱气过程形成的富CO2流体[20]。尽管成矿流体的来源还有争议，但是根据前人的研究结果，造山带型金矿成矿流体普遍具有低盐度和富CO2的特征，流体中CO2含量变化较大，CO2+CH4含量（摩尔分数，下同）为5%～30%或更高[2123]。哈图金矿早阶段和中阶段均存在一定含量的CH4[5]，这一现象少见。
综上所述，西准噶尔成矿流体中普遍存在还原性气体的现象是一种区域特色，这一特征可能是造成同一成矿带中北巴尔喀什和西准噶尔矿床类型和规模存在巨大差异的原因。本文通过总结已发表的关于西准噶尔不同类型矿床的气相成分及同位素分析数据，讨论不同矿床成矿流体中还原性气体的来源，并对西准噶尔矿床成矿流体普遍存在CH4等还原性气体这一事实进行合理解释，进而探讨西准噶尔成矿潜力。
1区域及矿区地质特征
1.1区域地质特征
西准噶尔位于新疆西北部，区域地层以泥盆系和石炭系为主（图1）。克拉玛依主要为一套石炭系巨厚的半深海—大陆坡相火山碎屑沉积建造，自下而上依次为太勒古拉组、包古图组和希贝库拉斯组[24]；巴尔鲁克主要为一套陆源细碎屑沉积建造，地层自下而上分别为中泥盆统、上泥盆统和下石炭统，其中以中泥盆统地层出露最为广泛。在区域上，该地区断裂构造十分发育，走向均以NE—SW向为主，自东向西依次为达拉布特断裂、玛依勒断裂和巴尔鲁克断裂。花岗岩类发育主要分为两种类型：一类为海西中晚期（约300 Ma）巨大的花岗岩基，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[2526]；另一类为小型中酸性岩体，分布范围广泛，斑岩型矿床（点）常产于其中（图1）。
图件引自文献[24]，有所修改
1.2矿区地质特征
包古图铜矿是新疆西准噶尔目前发现的最大斑岩型铜矿，矿床储量达63×104 t [27]。矿区地层主要为石炭系包古图组和希贝库拉斯组，岩性主要为凝灰质粉砂岩细砂岩、沉凝灰岩、安山岩和砂岩等。矿区内断裂构造发育，至少可以分为3期，早期近SN向断裂为本区主要构造断裂，近EW向和NE向断裂也很发育[27]。矿区内侵入岩主要包括早期的闪长岩岩株和晚期的闪长玢岩岩脉，早期的闪长岩岩株包括辉长闪长岩、闪长岩、石英闪长岩和少量英云闪长斑岩。热液蚀变主要包括岩体内部的黑云母蚀变、围岩的青磐岩化蚀变和叠加其上的晚期绢云母化，矿化与黑云母蚀变、石英绢云母化蚀变有关，成矿阶段主要包括钾化阶段和石英绢云母化阶段[27]。
石屋铜金矿是新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第一区域地质调查大队新发现的斑岩型铜金矿床。矿区地层主要为中泥盆统巴尔鲁克组和下石炭统包古图组，岩性主要为凝灰岩、安山岩和粉砂岩等。矿区内断裂构造发育，主要为NE向和近EW向断裂。矿区内侵入体以闪长岩、石英闪长岩和石英闪长斑岩为主，还包括少量英云闪长斑岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩。此外，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，走向为NE向或EW向。含矿岩株由闪长岩、石英闪长岩和闪长玢岩组成，发育脉状、细网脉状和浸染状矿化，矿石矿物主要为黄铜矿、黄铁矿。蚀变类型包括硅化、绿泥石化、绿帘石化、电气石化及少量钾化和绢云母化等。通过对矿物共生组合、矿石组构及脉体穿插关系的研究，石屋铜金矿成矿过程分为3个阶段：①早阶段，发育钾长石脉、方解石脉、石英电气石脉、石英脉等；②主成矿阶段，主要为石英黄铜矿黄铁矿脉、石英绿泥石黄铜矿黄铁矿脉、石英黄铁矿脉、石英电气石黄铜矿黄铁矿脉；③晚阶段，主要为石英脉、方解石（绿泥石）脉。
哈图金矿为造山带型金矿，地层主要以中—上石炭统包古图组和太勒古拉组为主，岩性主要为玄武岩、凝灰岩和凝灰质泥岩。矿区构造断裂发育，主要為安齐断裂及其伴生的次级断裂，主断裂方向为NEE向、NW向和NEE—EW向，金矿体主要发育于石英脉、蚀变强烈的玄武岩和少量凝灰岩中，空间上与安齐断裂的次级断裂关系密切。矿区内围岩蚀变强烈，从早到晚可分为3个阶段[5]：①石英（黄铁矿）阶段，脉体主要是发育碳酸盐、绢云母和绿泥石蚀变晕的乳白色石英，这些脉体常被晚阶段具有强烈绢云母化和绿泥石化的脉体穿切；②石英黄铁矿毒砂阶段，脉体主要为多金属硫化物石英脉，以大量出现自然金为特征；③方解石（±石英±铁白云石±黄铁矿）阶段。
苏云河钼矿是巴尔鲁克发现的大型斑岩型钼矿。矿区地层主要是中泥盆统巴尔鲁克组，岩性主要为凝灰岩、凝灰质粉砂岩、沉凝灰岩和杂砂岩。矿区内断裂构造发育，主要为NE向和近EW向断裂。矿区内出露3个花岗质斑岩体，呈岩株状侵入到中泥盆统火山沉积地层中。矿体主要赋存于岩体与围岩的外接触带，矿化类型以脉状和网脉状为主，且有少量浸染状。矿石矿物主要为辉钼矿、黄铁矿、白钨矿、黄铜矿，且有少量闪锌矿和方铅矿。蚀变类型主要为硅化、钾化、绢云母化、绿泥石化、黑云母化、碳酸盐化和高岭土化[7]。根据矿物共生组合、矿石组构和脉体穿插关系，可以把苏云河钼矿成矿过程分为4个阶段[2]：①钾化阶段，脉体主要为石英磁铁矿钾长石±辉钼矿±黄铁矿；②白云母绿泥石化阶段，脉体主要为石英辉钼矿±黄铁矿；③石英绢云母化阶段，脉体主要为石英多金属脉；④碳酸盐化阶段，脉体主要为石英方解石±黄铁矿脉。
宏远钼矿是克拉玛依岩体周边发现的斑岩型钼矿[28]。矿区地层主要是下石炭统包古图组和中上三叠统克拉玛依组，岩性主要为粉砂岩、砂岩、砾岩和泥岩。矿区内构造断裂复杂，主要受克拉玛依韧性剪切带控制，主要为NE向断裂。宏远钼矿斑岩体岩性主要为似斑状花岗闪长岩和微细粒花岗斑岩，总体呈NEE向展布[28]。矿石矿物以辉钼矿为主，其次为黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿和毒砂等，呈细脉状和稀疏浸染状分布于岩体中或接触带附近[89]。热液蚀变发育，包括白云母化、硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化和电气石化等。根据脉体和蚀变特征，可以把宏远钼矿成矿过程划分为3个阶段[9]：①早阶段，发育云英岩化蚀变和石英白云母黄铁矿辉钼矿细脉；②主阶段，发育绢云母化蚀变和石英辉钼矿细脉、石英辉钼矿黄铜矿（黄铁矿）细脉；③晚阶段，发育石英黄铁矿（黄铜矿）细脉和方解石脉。
2讨论
2.1地质过程中CH4等还原性气体的来源
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、有机质热分解作用和非生物作用。非生物作用主要为费托反应[29]和地幔去气作用[30]。费托反应包括CO2+4H2→CH4+2H2O，CO+3H2→CH4+H2O；地幔去气作用包括CH4+2O2→CO2+4H2O，C2H6+7O2→4CO2+6H2O。
地层中有机质热分解作用形成CH4等轻烃物质是一种重要的生烃过程，这一过程不仅具有巨大的经济价值，同时也利于了解特定的地球化学特征。Chung等研究表明[3134]：①在相同条件下，温度越高，由有机质热分解作用形成的CH4含量越高，而C2H6、C3H8含量越少；②由有机质热分解作用形成的CH4的δ13C值（δ13CCH4）明显小于其来源物的13C值（δ13Corg），即δ13Corg值与δ13CCH4值之差（Δδ13CorgCH4）大于0%，且主要为0%～30‰，δ13CCH4值主要集中于-50‰～-20‰，但是δ13CCH4值也与分解的有机质成熟度密切相关，有机质成熟度越高，δ13CCH4值越大；③有机质热分解作用形成的还原性气体n（CH4）/n（C2H6）值小于100。
微生物作用是自然界碳循环的重要途径之一，全球天然气储量约20%都是由微生物作用形成的[35]。在整个微生物作用过程中，多种微生物的参与起到了至关重要的作用，比如水解和发酵细菌、H+还原细菌、同型乙酸菌和产甲烷菌[36]。微生物作用形成CH4的温度不高于120 ℃，并且可以造成巨大的同位素分馏（CO2的δ13C值（δ13CCO2）与δ13CCH4值之差（Δδ13CCO2CH4）为30‰～70‰），δ13CCH4值普遍小于-50‰（可达-110‰）[33，37]。
非生物作用是CH4等还原性气体的主要来源之一，既可以出现在大洋中脊条件下[30，38]，也可以出现在俯冲带环境中[29，39]。其形式主要包括地幔来源CH4、石墨发生变质作用形成CH4、碳酸盐物质热分解形成CH4、还原CO2形成CH4。费托反应是非生物作用形成CH4的重要途径，其反应机理为CO2或CO在催化剂表面形成活性炭物质，该物质和H2反应聚合，最终形成烷烃和烯烃类物质[40]。通过费托反应还原地幔来源CO2或深海碳酸盐形成的CH4可以达到碳同位素平衡，并且形成的CH4含量明显高于其他烷烃气体[29，34，41]。
2.2西准噶尔还原性气体来源
新疆西准噶尔各类矿床流体包裹体气相成分分析结果见表1。包古图铜矿流体包裹体气相成分主要为H2O、CO2（含量为146%～1253%）、CH4（029%～1600%），以及少量N2、C2H6（002%～278%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-360‰～-226‰，CO2的δ13CVPDB值集中在-200‰～-68‰，x（CH4）/x（C2H6）值為08～6620。石屋铜金矿流体包裹体气相成分主要为H2O、CO2（含量为112%～189%）、CH4（010%～017%），以及少量N2、C2H6（003%～018%）。CH4的δ13CVPDB值为-228‰和-233‰，x（CH4）/x（C2H6）值为079～596。
哈图金矿流体包裹体气相成分主要为
H2O、CO2（含量为374%～1038%），以及少量N2、CH4（018%～344%）、C2H6（006%～085%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-354‰～-187‰，CO2的δ13CVPDB值集中在-139‰～-97‰，x（CH4）/x（C2H6）值为035～1275。
苏云河钼矿流体包裹体气相成分主要为H2O、CO2（105%～897%），以及少量N2、CH4（006%～079%）、C2H6（0001%～0280%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-299‰～-232‰，CO2的δ13CVPDB值集中在00‰～-103‰，x（CH4）/x（C2H6）值为075～2266。
宏远钼矿流体包裹体气相成分主要为H2O、CO2（192%～615%），以及少量N2、CH4（020%～082%）、C2H6（000%～061%）。CH4的δ13CVPDB值集中在-311‰～-264‰，x（CH4）/x（C2H6）值为075～328。其中，δ13CVPDB值为参考国际标准VPDB的δ13C值。
由测试结果可以看出，以包古图铜矿、石屋铜金矿、哈图金矿、苏云河钼矿和宏远钼矿为代表的不同类型矿床流体包裹体中均存在有较高含量的还原性气体，并且西准噶尔其他矿床（宝贝金矿和吐克吐克铜矿）中也发现了一定含量的还原性气体[8]。
在正常条件下，无论是斑岩型铜矿、斑岩型钼矿，还是造山带型金矿，它们的成矿流体均以氧化性流体或富CO2流体为主，不会出现如此高含量的还原性气体。包古图铜矿主要落在了热分解和高焓地热气体范围内；石屋铜金矿发生偏离；哈图金矿主要落在了热分解范围内，但部分点向下偏移；苏云河钼矿落在了靠近热分解的区域；宏远钼矿落在了热分解范围内，但部分点向下偏移[图2（a）]。各矿床数据投点主要落在了热分解和非生物成因区域之间，少量进入了热分解或非生物成因区域[图2（b）]。因此，新疆西准噶尔成矿流体中的还原性气体可能存在着多种形成机制。
微生物作用是生物圈重要的碳循环方式，是形成石油等资源的重要途径，如MVT型矿床也常与盆地卤水密切相关。但是，对于西准噶尔斑岩型矿床和造山带型金矿来说，它们的成矿温度远高于微生物作用温度（低于120 ℃）[4，7，9，45]，且CH4、CO2碳同位素分馏（δ13CCH4值为-360‰～-18.7‰，Δδ13CCO2CH4值为55‰～270‰）明显低于微生物作用造成的碳同位素分馏。基于以上原因并结合数据投图（图2），西准噶尔成矿流体中的CH4等还原性气体并非来源于微生物作用，即使存在微生物作用，也只能影响到成矿晚阶段流体组分，而不能造成早阶段和主阶段成矿流体中含有大量的还原性气体。
Simakov研究认为富CO2流体主要存在于地下130 km以内，而富CH4流体常出现在200 km以下的软流圈地幔[46]。地幔去气作用释放的CH4以气相或溶解于流体中并向上运移的过程中，经过氧化的地壳时会与O2反应形成CO2和H2O[47]，因此，深部地幔去气作用很难通过强氧化性上地壳进入成矿流体，进而成为成矿流体中还原性气体的主要来源，尤其是在高氧化性的斑岩型成矿流体中。
包古图铜矿、宏远钼矿和吐克吐克铜矿位于达拉布特断裂南侧，出露地层均为下石炭统火山沉积岩，发育凝灰岩和粉砂岩等含碳质地层；哈图金矿位于达拉布特断裂北侧，地层中发育有凝灰岩、凝灰质泥岩等含碳地层；苏云河钼钨矿和石屋铜金矿位于巴尔鲁克山，地层为泥盆统巴尔鲁克组火山沉积岩和下石炭统包古图组火山沉积岩，发育含碳质凝灰岩及粉砂岩。这些矿床的成矿岩体侵入到含碳质地层中或是矿体赋存于含碳质地层中，为热分解作用提供了有机质。包古图铜矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在08～703（个别达6620），Δδ13CCO2CH4值分布在82‰～250‰，Δδ13CorgCH4值分布在-24‰～110‰；石屋铜金矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在079～596，Δδ13CorgCH4值分布在17‰～22‰；哈图金矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在035～1275，Δδ13CCO2CH4值分布在55‰～246‰，Δδ13CorgCH4值分布在-63‰～104‰；苏云河钼矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在075～2266，Δδ13CCO2CH4值分布在171‰～270‰，Δδ13CorgCH4值分布在-18‰～49‰；宏远钼矿x（CH4）/x（C2H6）值集中在075～328，Δδ13CorgCH4值分布在14‰～61‰（图3）。
尽管Δδ13CorgCH4值存在一定波动，但是大部分测试结果与有机质热分解作用形成的CH4特征相似，即δ13CCH4值主要集中于-50‰～-20‰，x（CH4）/x（C2H6）值低于100。包古图铜矿地层中含有大量有机碳（含量为021%～079%，平均为0.45%，样品数为10个）[6]，并且岩体中存在大量明显的围岩混染证据，如出露岩石成分不均匀，斜长石成分不均匀，中性岩石中有大量长英质包体 [48]。此外，中甸普朗超大型斑岩铜矿成矿流体中也存在大量还原性气体，这些还原性气体同样被认为来自于含碳质地层的混染[49]。因此，西准噶尔成矿流体中普遍存在的CH4等还原性气体主要来源于含碳质地层中有机质热分解。
费托反应是一种重要的非生物成因CH4形成机制，可以分为高温费托反应（300 ℃～350 ℃）和低温费托反应（220 ℃～270 ℃），通过CO或CO2与H2反应形成CH4，并且這一反应已被证实可以在热液条件下进行[50]。因此，它可能是西准噶尔成矿流体中还原性气体的来源之一。在地质过程中，非生物成因CH4的判断标准不明确，Ueno等建议非生物成因δ13CCH4值变化于-26‰～-9‰[35]，Horita等建议非生物成因δ13CCH4值小于生物成因[51]。西准噶尔斑岩型矿床成矿流体中δ13CCH4值为-360‰～-187‰，但主要小于-25‰，不属于费托反应形成CH4的范围。此外，如果西准噶尔斑岩型矿床成矿流体中CH4主要来源于费托反应，那么成矿流体中不应普遍存在C2H6等多碳还原性气体，但实际上西准噶尔斑岩型矿床成矿流体中普遍发育C2H6。另外，Horita等研究认为在200 ℃下由费托反应形成的CH4的Δδ13CCO2CH4值约为50‰，在300 ℃下则为20‰～30‰[51]。在包古图铜矿中，主阶段成矿温度集中在170 ℃～400 ℃，Δδ13CCO2CH4值分布在82‰～250‰，且主要低于20‰，这与由高温费托反应形成的CH4性质存在一定差异。在哈图金矿中，成矿温度为213 ℃～285 ℃，未达到高温费托反应的温度，Δδ13CCO2CH4值分布在55‰～246‰，且集中于15‰～25‰，这也与费托反应形成的CH4性质存在差异。在苏云河钼矿中，成矿温度普遍高于240 ℃，Δδ13CCO2CH4值分布在171‰～270‰，较为符合由高温费托反应形成的CH4性质。此外，费托反应在热液条件下如果没有合适的催化剂是很难进行的：以FeNi矿物（镍铁矿）为催化剂只能形成CH4；以FeCr矿物（铬铁矿）为催化剂能形成CH4、C2H6和C3H8[5153]。然而，无论在斑岩型矿床还是造山带型金矿中，镍铁矿和铬铁矿均没有出现，因此，在热液环境中是否有合适的催化剂是费托反应能否顺利进行的重要因素。另外，无论是高温费托反应还是低温费托反应，在反应过程中均需有大量H2（w（H2）/w（CO2）=4∶1，如橄榄石蛇纹石化作用）的存在以保证反应顺利进行[53]，并且在实验生成物中H2含量仍然很高[50]。但是，斑岩型矿床和造山带型金矿的热液过程中并没有可以释放出大量H2的蚀变作用，在流体包裹体气相成分分析结果中也未能发现成矿流体中含有H2，因此，费托反应不可能作为成矿流体中CH4的主要来源，但不能排除费托反应是CH4的来源之一。其中，w（·）为气相成分质量分数。
包古图铜矿地层中有机碳的δ13C值为-258‰～-231‰（平均值为-2498‰，样品数为4个）[6]。Δδ13CorgCH4值大体符合热分解CH4的特征，但是在各个矿床中均存在Δδ13CorgCH4值小于0‰的现象（主要集中在-2‰～0‰，个别达到-63‰），即CH4相对于地层有机质更加富集13C。但是，通过有机质热分解形成的CH4的δ13C值常低于有机质自身[32]。在斑岩型矿床中常会出现CH4等烷烃类气体，这些气体通常会被Fe3+氧化而不能保留下来[14]；在造山带型金矿中，成矿流体自身同样也存在着CH4[54]。因此，δ13Corg值小于δ13CCH4值的现象可能与斑岩型矿床或造山带型金矿自身携带的CH4有关。
2.3斑岩型矿床成矿母岩浆性质
Rowins认为还原性斑岩型铜金矿床与还原性钛铁矿系列I型花岗岩有关[15]。通过对角闪石、黑云母进行电子探针分析，新疆西准噶尔具有还原特点的斑岩型矿床含矿岩浆氧逸度均高于镍氧化镍（NNO），显示了较高的氧逸度（图4）[9，48，5556]。此外，磁铁矿和流体包裹体中赤铁矿子晶的存在均表明了高氧逸度特征，因此，新疆西准噶尔具有还原特点的斑岩型矿床含矿岩体均属于氧化性磁铁矿系列I型花岗岩类，而包古图铜矿和石屋铜金矿只是具有还原性斑岩型铜矿的部分特征。
HM为赤铁矿磁铁矿；NNO为镍氧化镍；QFM为石英铁橄榄石磁铁矿；MW为磁铁矿方铁矿；矿床氧逸度范围引自文献[9]、[48]、[55]和[56]；n（·）为离子物质的量
2.4CH4等还原性气体对矿床的影响
申萍等研究认为，北巴尔喀什和西准噶尔斑岩型矿床均形成于岛弧环境下，原始岩浆均为俯冲板片脱水交代地幔楔发生部分熔融形成的岩浆[1]，即两个地区在岩浆来源上没有明显差异。在成矿岩浆向上侵位以及后续的流体出溶和演化阶段，西准噶尔由于大量的含碳质地层混染和地层中的有机质热分解，使得成矿流体中存在大量还原性气体，成矿流体表现为H2ONaClCH4CO2体系[57]。Xiao等研究认为，富有机质（或Fe2+）地层作为还原障出现利于金属元素沉淀富集（尤其是Au） [5859]，西准噶尔斑岩型铜矿常伴生较多Au可能与此相关，但是还需更为详细的研究。因此，还原性气体的存在不能说明西准噶尔斑岩型矿床成矿潜力小，反而这些还原性气体的存在可能是该区斑岩型矿床常伴生Au的原因。
哈图金矿带是新疆重要的金矿产地，已探明资源量大于100 t[24]，其中哈图金矿总储量约56 t[60]，是带内第一大金矿（新疆第二大金矿）。Shen等研究认为，哈图金矿成矿流体以壳源流体为主，但加入了少量幔源流体，围岩有机质热分解是形成CH4的重要因素[5]。这种流体混合模式与Uemoto提出的一个相对氧化的流体和一个相对还原的流体混合导致Au大量沉淀机理[61]相似。因此，CH4等还原性气体对Au的沉淀可能具有促进作用，但是仍需进一步详细的研究。
3结语
新疆西准噶尔各类矿床成矿流体中均广泛出现了CH4等还原性气体，这些还原性气体主要来源于岩浆向上侵位时含碳质围岩地层中有机质热分解，也有一部分CH4可能来源于成矿岩浆或为非生物成因。有机质热分解作用形成还原性气体这一过程发生在成矿母岩浆上升末期或热液阶段，并不影响原始岩浆携带成矿元素的能力，因此，西准噶尔仍然具有寻找大型斑岩型铜矿的潜力。对于造山带型金矿，CH4等还原性流体的加入可能对Au的沉淀起到促进作用，但仍需进一步的验证。
参考文献：
References：
[1]申萍，周涛发，袁峰，等.环巴尔喀什—西准噶尔成矿省矿床类型、成矿系统和跨境成矿带对接[J].岩石学报，2015，31（2）：285303.
SHEN Ping，ZHOU Taofa，YUAN Feng，et al.Main Deposit Types，Mineral Systems，and Metallogenic Belt Connections in the CircumBalkhashWest Junggar Metallogenic Province[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：285303.
[2]CAO C，SHEN P，LI C H，et al.Fluid Inclusions and CHOS Isotope Systematics of Early Permian Porphyry Mo Mineralization of the West Junggar Region，NW China：The Suyunhe Example[J].International Geology Review，2016，DOI：10.1080/00206814.2016.1259082.
[3]李晶，许英霞，申萍，等.哈图金矿带成矿流体组分、硫同位素分析及矿床成因[J].地质与勘探，2016，52（2）：199208.
LI Jing，XU Yingxia，SHEN Ping，et al.Oreforming Fluid Composition，Sulfur Isotope Analysis and Genesis of the Hatu Gold Metallogenic Belt in Xinjiang[J].Geology and Exploration，2016，52（2）：199208.
[4]SHEN P，SHEN Y C，WANG J B，et al.Methanerich Fluid Evolution of the Baogutu Porphyry CuMoAu Deposit，Xinjiang，NW China[J].Chemical Geology，2010，275（1/2）：7898.
[5]SHEN P，PAN H D，ZHU H P.Two Fluid Sources and Genetic Implications for the Hatu Gold Deposit，Xinjiang，China[J].Ore Geology Reviews，2016，73：298312.
[6]SHEN P，PAN H D.Methane Origin and Oxygenfugacity Evolution of the Baogutu Reduced Porphyry Cu Deposit in the West Junggar Terrain，China[J].Mineralium Deposita，2015，50（8）：967986.
[7]鐘世华，申萍，潘鸿迪，等.新疆西准噶尔苏云河钼矿床成矿流体和成矿时代[J].岩石学报，2015，31（2）：449464.
ZHONG Shihua，SHEN Ping，PAN Hongdi，et al.The Oreforming Fluid and Geochronology of the Suyunhe Mo Deposit，West Junggar，Xinjiang[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：449464.
[8]鄢瑜宏，申萍，潘鸿迪，等.新疆西准噶尔宏远钼矿床和吐克吐克钼铜矿床流体包裹体特征及成矿时代[J].地质科学，2014，49（1）：287304.
YAN Yuhong，SHEN Ping，PAN Hongdi，et al.Research on the Fluid Inclusion and ReOs Dating of Hongyuan （Cu）Mo Deposit and Tuketuke MoCu Deposit，West Junggar，Xinjiang[J].Chinese Journal of Geology，2014，49（1）：287304.
[9]鄢瑜宏，王軍年，申萍，等.新疆西准噶尔宏远钼矿地质特征与成矿流体[J].岩石学报，2015，31（2）：491504.
YAN Yuhong，WANG Junnian，SHEN Ping，et al.Geological Characteristics and Mineralization Fluid of Hongyuan Mo Deposit in the West Junggar，Xinjiang[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：491504.
[10]陈宣华，陈正乐，白彦飞，等.中亚成矿域西部巴尔喀什—准噶尔成矿带晚古生代成矿作用大爆发[J].地球科学与环境学报，2016，38（3）：285305.
CHEN Xuanhua，CHEN Zhengle，BAI Yanfei，et al.Late Paleozoic Concentrated Mineralization of BalkhashJunggar Metallogenic Belt in the Western Part of the Central Asian Metallogenic Domain[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2016，38（3）：285305.
[11]陈宣华，聂兰仕，丁伟翠，等.西准噶尔走滑断裂系元素分布特征及其成矿意义[J].岩石学报，2015，31（2）：371387.
CHEN Xuanhua，NIE Lanshi，DING Weicui，et al.The Relationship Between Strikeslip Tectonic System and Geochemical Anomalies in the West Junggar，Northwestern China and Its Implication for Mineral Exploration[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：371387.
[12]ZVEZDOV V S，MIGACHEV I F，GIRFANOV M M.Porphyry Copper Deposits of the CIS and the Models of Their Formation[J].Ore Geology Reviews，1993，7（6）：511549.
[13]COOKE D R，HOLLINGS P.Giant Porphyry Deposits：Characteristics，Distribution，and Tectonic Controls[J].Economic Geology，2005，100（5）：801818.
[14]SUN W D，HUANG R F，LI H，et al.Porphyry Deposits and Oxidized Magmas[J].Ore Geology Reviews，2015，65：97131.
[15]ROWINS S M.Reduced Porphyry Coppergold Deposits：A New Variation on an Old Theme[J].Geology，2000，28（6）：491494.
[16]BIERLEIN F P，GROVES D I，GOLDFARB R J，et al.Lithospheric Controls on the Formation of Provinces Hosting Giant Orogenic Gold Deposits[J].Mineralium Deposita，2006，40（8）：874886.
[17]PHILLIPS G N，POWELL R.Formation of Gold Deposits：A Metamorphic Devolatilization Model[J].Journal of Metamorphic Geology，2010，28（6）：689718.
[18]SPOONER E T C.The Magmatic Model for the Origin of Archean Auquartz Vein Ore Systems：Assessment of the Evidence[C]∥LADEIRA E A.Proceedings of Brazil GOLD91：An International Symposium on the Geology of Gold.Belo Horizonte：Balkeema，1991：313318.
[19]NESBITT B E，MUEHLENBACHS K.Origins and Movement of Fluids During Deformation and Metamorphism in the Canadian Cordillera[J].Science，1989，245：733736.
[20]COLVINE A C.An Empirical Model for the Formation of Archean Gold Deposits：Products of Final Cratonization of the Superior Province，Canada[J].Economic Geology Monograph，1989，6：3753.
[21]RIDLEY J R，DIAMOND L W.Fluid Chemistry of Orogenic Lodegold Deposits and Implications for Genetic Models[J].Reviews in Economic Geology，2000，13：141162.
[22]陳衍景.造山型矿床、成矿模式及找矿潜力[J].中国地质，2006，33（6）：11811196.
CHEN Yanjing.Orogenictype Deposits and Their Metallogenic Model and Exploration Potential[J].Geology in China，2006，33（6）：11811196.
[23]陈衍景，倪培，范洪瑞，等.不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征[J].岩石学报，2007，23（9）：20852108.
CHEN Yanjing，NI Pei，FAN Hongrui，et al.Diagnostic Fluid Inclusion of Different Types Hydrothermal Gold Deposits[J].Acta Petrologica Sinica，2007，23（9）：20852108.
[24]沈远超，金成伟.西准噶尔地区岩浆活动与金矿化作用[M].北京：科学出版社，1993.
SHEN Yuanchao，JIN Chengwei.Magmatism and Gold Mineralization in West Junggar[M].Beijing：Science Press，1993.
[25]CHEN B，ARAKAWA Y.Elemental and NdSr Isotopic Geochemistry of Granitoids from the West Junggar Foldbelt （NW China），with Implications for Phanerozoic Continental Growth[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2005，69（5）：13071320.
[26]苏玉平，唐红峰，侯广顺，等.新疆西准噶尔达拉布特构造带铝质A型花岗岩的地球化学研究[J].地球化学，2006，35（1）：5567.
SU Yuping，TANG Hongfeng，HOU Guangshun，et al.Geochemistry of Aluminous Atype Granites Along Darabut Tectonic Belt in West Junggar，Xinjiang[J].Geochimica，2006，35（1）：5567.
[27]张锐，张云孝，佟更生，等.新疆西准包古图地区斑岩铜矿找矿的重大突破及意义[J].中国地质，2006，33（6）：13541360.
ZHANG Rui，ZHANG Yunxiao，TONG Gengsheng，et al.Major Breakthrough in Copper Exploration in the Baogutu Porphyry Copper Deposit，Western Junggar，Xinjiang，and Its Significance[J].Geology in China，2006，33（6）：13541360.
[28]李永军，王冉，李卫东，等.西准噶尔达尔布特南构造岩浆岩带斑岩型铜钼矿新发现及找矿思路[J].岩石学报，2012，28（7）：20092014.
LI Yongjun，WANG Ran，LI Weidong，et al.Discovery of the Porphyry Coppermolybdenum Deposits and Prospecting Reflections in Southern Darbut Tectonic Magmatic Belts，West Junggar，China[J].Acta Petrologica Sinica，2012，28（7）：20092014.
[29]FIEBIG J，WOODLAND A B，SPANGENBERG J，et al.Natural Evidence for Rapid Abiogenic Hydrothermal Generation of CH4[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2007，71（12）：30283039.
[30]LIU W，PAN X F.Methanerich Fluid Inclusions from Ophiolitic Dunite and Postcollisional Maficultramafic Intrusion：The Mantle Dynamics Underneath the PalaeoAsian Ocean Through to the Postcollisional Period[J].Earth and Planetary Science Letters，2006，242（3/4）：286301.
[31]CHUNG H M，SACKETT W M.Carbon Isotope Effects During the Pyrolytic Formation of Early Methane from Carbonaceous Materials[J].Physics and Chemistry of the Earth，1980，12：705710.
[32]MARAIS D J D，STALLARD M L，NEHRING N L，et al.Carbon Isotope Geochemistry of Hydrocarbons in the Cerro Prieto Geothermal Field，Baja California Norte，Mexico[J].Chemical Geology，1988，71（1/2/3）：159167.
[33]WHITICAR M J.Carbon and Hydrogen Isotope Systematics of Bacterial Formation and Oxidation of Methane[J].Chemical Geology，1999，161（1/2/3）：291314.
[34]FIEBIG J，WOODLAND A B，DALESSANDRO W，et al.Excess Methane in Continental Hydrothermal Emissions Is Abiogenic[J].Geology，2009，37（6）：495498.
[35]RICE D D，CLAYPOOL G E.Generation，Accumulation，and Resource Potential of Biogenic Gas[J].AAPG Bulletin，1981，65（1）：525.
[36]CONRAD R.Control of Methane Production in Terrestrial Ecosystems[M]∥ANDREAE M O，SCHIMEL D S.Exchange of Trace Gases Between Terrestrial Ecosystems and the Atmosphere.New York： John Wiley，1989：3958.
[37]UENO Y，YAMADA K，YOSHIDA N，et al.Evidence from Fluid Inclusions for Microbial Methanogenesis in the Early Archaean Era[J].Nature，2006，440：516519.
[38]MCCOLLOM T M，SEEWALD J S.Abiotic Synthesis of Organic Compounds in Deepsea Hydrothermal Environments[J].Chemical Reviews，2007，107（2）：382401.
[39]SZATMARI P.Petroleum Formation by FischerTropsch Synthesis in Plate Tectonics[J].AAPG Bulletin，1989，73（8）：989998.
[40]HOLLOWAY J R.GraphiteCH4H2OCO2 Equilibria at Lowgrade Metamorphic Conditions[J].Geology，1984，12（8）：455458.
[41]胡桂興，欧阳自远，王先彬，等.原始太阳星云条件下FischerTropsch反应中的碳同位素分馏[J].中国科学：D辑，地球科学，1997，27（5）：395400.
HU Guixing，OUYANG Ziyuan，WANG Xianbin，et al.Carbon Isotopic Fractionation in the Process of FischerTropsch Reaction in Primitive Solar Nebula[J].Science in China：Series D，Earth Sciences，1997，27（5）：395400.
[42]CAO M J，QIN K Z，LI G M，et al.Baogutu：An Example of Reduced Porphyry Cu Deposit in Western Junggar[J].Ore Geology Reviews，2014，56（1）：159180.
[43]CAO M J，QIN K Z，LI G M，et al.Abiogenic FischerTropsch Synthesis of Methane at the Baogutu Reduced Porphyry Cu Deposit，Western Junggar，NW China[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2014，141（S2）：179198.
[44]朱和平，王莉娟.四极质谱测定流体包裹体中的气相成分[J].中国科学：D辑，地球科学，2001，31（7）：586590.
ZHU Heping，WANG Lijuan.Determining Gaseous Composition of Fluid Inclusions with Quadrupole Mass Spectrometer[J].Science in China：Series D，Earth Sciences，2001，31（7）：586590.
[45]李晶，许英霞，申萍，等.西准噶尔哈图成矿带主要金矿床流体包裹体特征及其意义[J].矿床地质，2016，35（4）：775794.
LI Jing，XU Yingxia，SHEN Ping，et al.Significance and Characteristics of Fluid Inclusions in Main Gold Deposits of Hatu Metallogenic Belt in West Junggar[J].Mineral Deposits，2016，35（4）：775794.
[46]SIMAKOV S K.Redox State of Earths Upper Mantle Peridotites Under the Ancient Cratons and Its Connection with Diamond Genesis[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，1998，62（10）：18111820.
[47]LOWENSTERN J B.Carbon Dioxide in Magmas and Implications for Hydrothermal Systems[J].Mineralium Deposita，2001，36（6）：490502.
[48]SHEN P，PAN H D.Countryrock Contamination of Magmas Associated with the Baogutu Porphyry Cu Deposit，Xinjiang，China[J].Lithos，2013，177（3）：451469.
[49]劉江涛，杨立强，吕亮.中甸普朗还原性斑岩型铜矿床：矿物组合与流体组成约束[J].岩石学报，2013，29（11）：39143924.
LIU Jiangtao，YANG Liqiang，LU Liang.Pulang Reduced Porphyry Copper Deposit in the Zhongdian Area，Southwest China：Constrains by the Mineral Assemblages and the Oreforming Fluid Compositions[J].Acta Petrologica Sinica，2013，29（11）：39143924.
[50]BERNDT M E，ALLEN D E，SEYFRIED W E，et al.Reduction of CO2 During Serpentinization of Olivine at 300 ℃ and 500 bar[J].Geology，1996，24（4）：351354.
[51]HORITA J，BERNDT M E.Abiogenic Methane Formation and Isotopic Fractionation Under Hydrothermal Conditions[J].Science，1999，285：10551057.
[52]FOUSTOUKOS D I，SEYFRIED W E.Hydrocarbons in Hydrothermal Vent Fluids：The Role of Chromiumbearing Catalysts[J].Science，2004，304：10021005.
[53]季福武，周怀阳，杨群慧.热液条件下CO2和H2反应合成丁烷和戊烷[J].地球化学，2007，36（2）：171175.
JI Fuwu，ZHOU Huaiyang，YANG Qunhui.Abiotic Synthesis of Butane and Pentane from CO2 and H2 Under Hydrothermal Conditions[J].Geochimica，2007，36（2）：171175.
[54]徐九华，谢玉玲，丁汝福，等.CO2CH4流体与金成矿作用：以阿尔泰山南缘和穆龙套金矿为例[J].岩石学报，2007，23（8）：20262032.
XU Jiuhua，XIE Yuling，DING Rufu，et al.CO2CH4 Fluids and Gold Mineralization：Southern Margin of Altay，China and Muruntau of Uzbekistan[J].Acta Petrologica Sinica，2007，23（8）：20262032.
[55]钟世华，申萍，潘鸿迪，等.新疆西准噶尔苏云河钼矿床含矿岩体地球化学和年代学[J].矿床地质，2015，34（1）：3962.
ZHONG Shihua，SHEN Ping，PAN Hongdi，et al.Geochemistry and Geochronology of Orebearing Granites in Suyunhe Mo Deposit，West Junggar，Xinjiang[J].Mineral Deposits，2015，34（1）：3962.
[56]LI C H，SHEN P，PAN H D，et al.Carboniferous Porphyry Cu（Au） Mineralization of the West Junggar Region，NW China：The Shiwu Example[J].International Geology Review，2016，DOI：10.1080/00206814.2016.1253037.
[57]申萍，潘鴻迪，SEITMURATOVA E.中亚成矿域斑岩铜矿床基本特征[J].岩石学报，2015，31（2）：315332.
SHEN Ping，PAN Hongdi，SEITMURATOVA E.Characteristics of the Porphyry Cu Deposits in the Central Asia Metallogenic Domain[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：315332.
[58]WILKINSON J J.Triggers for the Formation of Porphyry Ore Deposits in Magmatic Arcs[J].Nature Geoscience，2013，6（11）：917925.
[59]MARK C.Bubbling Magma Chambers，Cupolas，and Porphyry Copper Deposits[J].International Geology Review，2001，43（4）：285311.
[60]XIAO W J，HAN C M，YUAN C，et al.Middle Cambrian to Permian Subductionrelated Accretionary Orogenesis of Northern Xinjiang，NW China：Implications for the Tectonic Evolution of Central Asia[J].Journal of Asian Earth Sciences，2008，32（2/3/4）：102117.
[61]UEMOTO T，RIDLEY J，MIKUCKI E，et al.Fluid Chemical Evolution as a Factor in Controlling the Distribution of Gold at the Archean Golden Crown Lode Gold Deposit，Murchison Province，Western Australia[J].Economic Geology，2002，97（6）：12271248.
