中亚成矿域西部的世界级和大型-超大型金矿床呈东西向横贯中-哈-吉-乌天山，尤以晚古生代大规模成矿为特色，构成举世瞩目的“亚洲金腰带”（薛春纪等，2014），成为仅次于南非兰德盆地的全球第2大金成矿省（Yakubchuk et al., 2002；Porter，2006；Goldfarb et al., 2014）。与天山大规模金成矿同期，在中国天山东段及邻区造山带，形成了颇具特色和数量众多的镍矿床（表2），是世界造山带岩浆型镍矿床成矿作用最强烈、发现矿床数量最多的地区（Song et al., 2011）。显然，晚古生代是中亚成矿域西部巨量金、镍成矿的关键时期（涂光炽，1999；Yakubchuk et al., 2002；2005）。然而，这一时期金、镍集中超常富集成矿的全球与区域动力学背景目前仍是疑惑（肖文交等，2019），出现碰撞后伸展、地幔柱、大洋俯冲、大尺度走滑剪切、地幔柱叠加造山带等众多观点和认识（Yakubchuk et al., 2002；2005；毛景文等，2006；de Jong et al., 2009；Song et al., 2011；李文渊等，2012；秦克章等，2012）。

本文在近年来国内外学者大量研究基础上，试图揭示中亚成矿域西部金、镍重大成矿事件的特点、成矿地质特征和地球动力学背景，并作初步讨论，旨在丰富和发展中亚成矿域金、镍成矿理论，推动区域找矿突破。

中亚成矿域夹持于西伯利亚、东欧、塔里木和华北克拉通之间（图1），是古亚洲洋近8亿年演化过程中多个微陆块、岩浆弧及相关盆地、洋岛、俯冲-增生杂岩、蛇绿岩等通过多重汇聚-复式增生形成（Windley et al., 2007；Xiao et al., 2010a），并经历中新生代陆内改造过程，总体呈现一系列古生代造山带环绕众多微陆块展布格局（Sengör et al., 1993；Windley et al., 2007）。中亚成矿域西部是古亚洲洋域“多洋盆、多俯冲带、多方向复式增生造山”最典型发育区（Xiao et al., 2015；肖文交等，2019），形成了天山、阿尔泰、北山等世界巨型成矿带（图1）。

天山成矿带位于中亚成矿域西部南端，自北向南通常划分为4个主要构造单元，即北天山增生体、哈萨克斯坦-伊犁陆块、中天山地块、南天山褶皱冲断带（图2；Biske et al., 2010；薛春纪等，2014），分别被天山北缘-阿奇克库都克、尼古拉耶夫线-那拉提山北缘和突厥斯坦-阿特巴什-伊内里切克-那拉提山南缘-卡瓦布拉克等3条具有古构造缝合带性质的区域性深大断裂带分隔（图2）；它们分别代表北天山洋向南、帖尔斯科依洋向北、南天山洋向北俯冲消减并最终闭合的缝合带（Xiao et al., 2010a）。

北天山增生体是北天山洋向南向哈萨克斯坦-伊犁陆块之下俯冲形成的增生杂岩系，发育泥盆纪—石炭纪弧前与洋底沉积物以及石炭纪蛇绿混杂岩（李锦轶等，2006）；晚寒武世—早奥陶世南哈萨克斯坦、吉尔吉斯斯坦北天山和伊犁等微陆块群发生碰撞、拼贴，联合形成哈萨克斯坦-伊犁陆块，主体由太古宙—新元古代变质结晶基底以及古生代活动陆缘火山-沉积建造构成（Kröner et al., 2007）；中天山地块在元古代古老基底之上沉积了古生代火山-沉积建造，并发育大量古生代俯冲-碰撞相关侵入岩体（Charvet et al., 2007）；南天山褶皱冲断带形成于晚古生代南天山洋关闭及伴随的区域碰撞造山演化，代表塔里木-卡拉库姆克拉通北部被动陆缘（Han et al., 2011）或南天山洋俯冲形成的宽阔增生杂岩系（Xiao et al., 2010a），区域前寒武纪变质结晶基底与碎屑岩建造为主的古生代地层均卷入强烈逆冲推覆及相关韧性剪切变形（Han et al., 2011；Han et al., 2018）。

古生代时期，天山区域以北天山洋、帖尔斯科依洋、南天山洋为代表的古亚洲洋分支洋/洋盆相继俯冲消减，形成了多岛海古地理格局（Windley et al., 2007；Xiao et al., 2010a；Safonova et al., 2011）。经众多学者持续研究，北天山洋、帖尔斯科依洋的俯冲极向和消减过程等逐渐清晰（Han et al., 2011；Han et al., 2018；肖文交等，2019；王博等，2022），但对天山区域代表古亚洲洋主洋盆的南天山洋关闭时限分歧显著，主要包括晚泥盆世（Xia et al., 2004）、晚泥盆世—早石炭世（Charvet et al., 2007）、晚石炭世（Han et al., 2011；Han et al., 2018；Biske et al., 2023）、二叠纪末—中三叠世（Xiao et al., 2009；Tan et al., 2022）等不同认识。

图1中亚成矿域大地构造位置图（据Şengör et al., 1993修编）

Fig. 1 Tectonic location of the Central Asia Metallogenic Domain (modified after Şengör et al., 1993)

伴随古亚洲洋相继关闭及随后拼贴碰撞过程，天山经历了多期次构造变形，围绕三大缝合带及其附近形成了规模巨大的构造变形带（Han et al., 2018；薛春纪等，2020；Zhang et al., 2022）。尽管还存在部分争议，但大量研究表明，天山北缘-阿奇克库都克缝合带、尼古拉耶夫线-那拉提山北缘、突厥斯坦-阿特巴什-伊内里切克-那拉提山南缘-卡瓦布拉克3条缝合带均发育晚石炭世—早二叠世逆冲推覆、中—晚二叠世右行走滑韧性剪切两期变形过程（de Jong K et al., 2009；Han et al., 2018；薛春纪等，2020），分别对应于古亚洲洋关闭后哈萨克斯坦-伊犁、中天山、塔里木、卡拉库姆、准噶尔等陆块碰撞拼贴过程，以及碰撞后陆内走滑过程（de Jong K et al., 2009；Han et al., 2018；薛春纪等，2020；Zhang et al., 2022）。

天山区域的不同时期的花岗质侵入岩集中分布于北天山、哈萨克斯坦-伊犁陆块南北缘、中天山和南天山，尤以石炭纪—二叠纪巨量岩浆作用为特色（高俊等，2009；Long et al., 2011；Han et al., 2018；肖文交等，2019）。Long等（2011）和高俊等（2015）通过大量研究，提出天山区域年龄>320 Ma的花岗岩为俯冲相关弧岩浆岩，而年龄<320 Ma的花岗岩为后碰撞岩体；前者以钙碱性英云闪长岩-花岗闪长岩-石英闪长岩组合为主，具有重稀土元素（LREE）和大离子亲石元素（LILE）富集而高场强元素（HFSE）强烈亏损的地球化学特征；后者以富碱的A型花岗岩和埃达克岩组合为特征，具有弱亏损的高场强元素（HFSE）。最近对花岗岩同位素填图的工作（Huang et al., 2020）揭示出天山不同时期的花岗质侵入岩具有周期性、节律性演化的特征，识别出古亚洲洋俯冲消减有关的幕式构造体制转换过程（Zhao et al., 2023）。

中-哈-吉-乌天山除发育少量与古亚洲洋俯冲有关的富金斑岩型（如Kalmakyr、Dalnee、Andash等）和浅成低温热液金矿床（如Kochbulak、Kauldy、阿希等）（Zhao et al., 2014；2017；Goldfarb et al., 2014；薛春纪等，2014；2015），绝大多数世界级和大型-超大型金矿床主体沿中天山地块南、北部大型构造变形带展布，并与晚石炭世—早二叠世I型或A型花岗岩侵入体具有较为密切的空间关系（图2），这些金矿床被西方学者普遍理解为“造山型”（Groves et al., 1998；Goldfarb et al., 2001；2014；Hronsky et al., 2012）。大量研究发现，天山地区金矿床在成矿动力学背景、流体和物质来源等方面与传统的造山型有明显差异（郑明华等，2001；薛春纪等，2015；Kempe et al., 2016；Seltmann et al., 2020），薛春纪等（2020）基于天山金矿床空间分布特点，提出“大陆变形带容矿金矿床”概念。岩浆型镍矿床赋存在镁铁-超镁铁质小岩体中，成群、成带出现，集中分布在天山造山带的东部，受康古尔-黄山韧性剪切带及同向断裂控制（秦克章等，2012；李文渊，2022；宋谢炎等，2022），矿床主要产于次级断裂中，包括图拉尔根、黄山东等大型，葫芦和白鑫滩等中型矿床（Gao et al., 2013；Mao et al., 2015；Yan et al., 2022）（图2）。

阿尔泰成矿带位于中亚成矿域中南部，大地构造上位于西伯利亚克拉通和哈萨克斯坦-伊犁陆块之间（图1）。额尔齐斯构造带作为阿尔泰造山带与东/西准噶尔地体碰撞拼贴的产物，其中发育的额尔齐斯断裂代表着阿尔泰造山带与东/西准噶尔地体缝合的位置（Xiao et al., 2015），也代表着古亚洲洋的分支Ob-Zaisan洋（也称为额尔齐斯洋，Xiao et al., 2008）消减并最终闭合的缝合带。

阿尔泰成矿带是早古生代沿西伯利亚边缘发育的岩浆弧-增生楔构造体系（Zhang et al., 2020）；自北向南以红山嘴诺尔特断裂、阿巴宫-库尔特断裂为界，可以简单地分为北、中、南阿尔泰3个构造单元（图3；Xiao et al., 2004）。北阿尔泰由晚古生代中泥盆世—早石炭世的一系列火山岩、火山沉积岩组成。中阿尔泰位于区内中部及西端，是阿尔泰造山带的主体部分；出露区内最古老的地层主要为早古生代中奥陶世—志留纪的一套变质复理石沉积，并可能有前寒武纪基底，具有微陆块的特点（Windley et al., 2002）。南阿尔泰由晚志留世—早泥盆世火山岩及沉积岩组成（Windley et al., 2002）。

古生代时期，西伯利亚边缘造山体系和哈萨克斯坦造山体系/东准噶尔地体之间存在一个古亚洲洋的分支洋，即额尔齐斯洋。经众多学者持续研究，额尔齐斯洋的俯冲极向和消减过程等逐渐清晰（Tong et al., 2012；Wan et al., 2013；Zhang et al., 2018），但对额尔齐斯洋最终关闭时限分歧显著，主要包括早石炭世（Tong et al., 2012）、晚石炭世（Zhang et al., 2018）或二叠纪（Wan et al., 2013）等不同的认识。

中国阿尔泰地区保存有与造山过程相关的大量变质-变形构造。系统的宏观和微观构造解析和变形年代学表明阿尔泰在泥盆纪经历了近东西向俯冲-增生过程，在~380 Ma后经历了近南北向的挤压缩短过程（Zhang et al., 2015）。额尔齐斯断层从哈萨克斯坦经过中国阿尔泰延伸至蒙古国西南部，总长约2500 km，对中亚成矿域的构造演化起到了关键作用。前人通过详细的野外填图、年代学及运动学分析，研究表明，额尔齐斯断裂在二叠纪时是一个地壳规模的逆冲断层，其上盘记录了~450和~280 Ma两期岩浆活动，并经历了峰期变质温压为560~670℃/6.2~7.7 kPa的变质作用（Briggs et al., 2009）。Jiang (2019)通过变质演化和构造变形分析，在阿尔泰识别了4期构造变形：第一期以发育中压型近水平变质组构为特征，与早泥盆世大洋俯冲过程中地壳增厚相关；第二期发育岩浆-混合岩化组构及高温低压变质矿物组合，与早—中泥盆世（400~390 Ma）地壳伸展-减薄过程有关；第三期形成一系列近直立高温变质组构及花岗岩-混合岩穹窿，与主造山期（390~380 Ma）挤压背景下的挤出构造相关；泥盆纪变质-变形产物整体在二叠纪（290~270 Ma）经历了构造-变质的叠加改造。

阿尔泰造山带岩浆活动发育，出露有大面积的花岗岩及火山岩（图3；Yuan et al., 2007），时代主要集中在奥陶纪—侏罗纪（王涛等，2010），可大致分为早中古生代、晚古生代和中生代等3个阶段。早古生代花岗岩（470~360 Ma）主要分布于阿尔泰南部及西北部，呈NW向分布，发育条带状构造（王涛等, 2010）；早古生代火山岩出露较少，最老的火山岩地层为中—下奥陶统东锡勒克组安山岩、英安岩。晚古生代是阿尔泰造山带岩浆活动的高峰期，花岗岩（360~270 Ma）几乎分布全区，早二叠世造山带南缘发育众多侵入岩体（冯延清，2018）。

在新疆北部沿额尔齐斯断裂出露众多镁铁-超镁铁质侵入体，形成时代以二叠纪为主。在该带中的岩浆型镍矿床均呈线状分布，产于与深大断裂相交的次级断裂中（Sun et al., 2013）。其中喀拉通克矿床是该带内最大的岩浆型镍矿床，成矿时期与成岩时期接近，均为早二叠世，与东天山和北山造山带的大部分镁铁-超镁铁质岩体为同一时代的产物（Sun et al., 2013; Zhao et al., 2015）。

图2天山-北山造山带及主要金、镍矿床分布图（据薛春纪等，2014；2020修编）

Fig. 2 Tectonic sketch map of the Tianshan-Beishan orogenic belt showing the distribution of major gold and nickel deposits (modified after Xue et al., 2014; 2020)

图3阿尔泰造山带地质简图（据胡万万, 2022修改）

Fig. 3 Geological schematic diagram of the Altai orogenic belt (modified after Hu, 2022)

图4典型大陆变形带金矿床的露天采坑及野外露头

a.乌兹别克斯坦Muruntau金矿床露天采坑，年产黄金~60 t，面向SE方向拍摄（2008年）；b.吉尔吉斯斯坦Kumtor金矿床露天采坑，年产黄金~17 t，面向NE方向拍摄（2015年）；c.中国新疆萨瓦亚尔顿金矿床露天，面向SW方向拍摄（2013年）；d.中国新疆卡特巴阿苏金矿床，面向SW向拍摄（2014年）；e.吉尔吉斯斯坦Unkurtash金矿床，面向NE方向拍摄（2013年）

Fig. 4 Open-pit and mining outcrop of typical gold deposits in continental deformed zones

a. The open-pit mining of the Muruntau gold deposit in Uzbekistan, with an annual production of approximately 60 tons of gold. The photo is taken from the Southeast direction (in 2008); b. The open-pit mining of the Kumtor gold deposit in Kyrgyzstan, with an annual production of approximately 17 tons of gold. The photo is taken from the Northeast direction (in 2015); c. The open-pit mining of the Savayaerdun gold deposit in Xinjiang, China, The photo is taken from the Southwest direction (in 2013); d. The Katibaasu gold deposit in Xinjiang, China, with a photo taken from the Southwest direction (in 2014); e. Unkurtash gold deposit in Kyrgyzstan, photographed from the Northeast direction (in 2013)

图5典型大陆变形带金矿床的地质图

a.乌兹别克斯坦Muruntau金矿床平面地质图（据Wall et al., 2004修编）；b.吉尔吉斯斯坦Kumtor金矿床Au品位空间变化模型图（据TELLURIS, 2006修编）；c~d.中国新疆萨瓦亚尔顿金矿床平面和剖面地质图（据薛春纪等, 2014修改）；e.乌兹别克斯坦Zarmitan金矿床地质图

（据Ablazov, 2007修改）；f.新疆卡特巴阿苏金矿床构造地质模型图（据Zhao et al., 2019修改）

Fig. 5 Geological map of typical gold deposits in continental deformed zones.

a. Geological map of the Muruntau gold deposit in Uzbekistan (modified after Wall et al., 2004); b. Spatial variation model of gold grade in the Kumtor gold deposit in Kyrgyzstan (modified after TELLURIS, 2006); c~d. Geological map and cross-section of the Katebasu gold deposit, Xinjiang,

China; e. Geological map of the Zarmitan gold deposit in Uzbekistan (modified after Ablazov, 2007); f. Tectonic-geological model map of the Katabasu gold deposit in Xinjiang, China (modified after Zhao et al., 2019)

图6典型大陆变形带金矿床的含矿建造与矿化样式

a.乌兹别克斯坦Muruntau金矿床杂色Besapan组含矿层；b.吉尔吉斯斯坦Kumtor金矿床文德系含矿碳质千枚岩；c.中国新疆萨瓦亚尔顿金矿床强烈片理化泥盆纪—石炭纪含碳细碎屑岩；d. Muruntau金矿床SG10超深钻探打出的白岗岩（Wall et al., 2004）；e. Kumtor金矿区北西方向8 km钻孔WA2393中打出的花岗岩；f.吉尔吉斯斯坦Unkurtash金矿床花岗闪长岩中的席状金矿化及钾化蚀变晕；g. Muruntau金矿床S₁片理中顺层充填早期石英脉，与地层发生同步揉皱变形；h~j. Muruntau金矿床主成矿期的含金石英大脉；k. Kumtor金矿床主成矿期的石英-硫化物网脉；l. Kumtor金矿床成矿期碳酸盐-黄铁矿脉形成角砾状矿石

Fig. 6 The ore-bearing host rock and mineralization styles of typical continental deformation zone gold deposits

a. The mineralized layers of the variegated Besapan Formation in the Muruntau gold deposit in Uzbekistan; b. The mineralized carbonaceous shale of the Vendian Formation in the Kumtor gold deposit in Kyrgyzstan; c. The strongly foliated and carbonaceous fine clastic rocks of the Devonian—Carboniferous period in the Savaiardun gold deposit in Xinjiang, China; d. The white granite drilled from the SG10 ultra-deep drilling in the Muruntau gold deposit (Wall et al., 2004); e. The granite drilled from drill hole WA2393, located 8 km northwest of the Kumtor gold mine area; f. Sheeted gold mineralization and potassic alteration halo in the granodiorite of the Unkurtash gold deposit in Kyrgyzstan; g. Early-stage quartz veins filling along the bedding planes in the S1 foliation of the Muruntau gold deposit, undergoing synchronous folding deformation with the strata; h~j. The gold-bearing quartz veins during the main mineralization period of the Muruntau gold deposit; k. The quartz-sulfide network veins during the main mineralization period of Kumtor gold deposit; l. The formation of conglomerate ores from carbonate-pyrite veins during the mineralization period of the Kumtor gold deposit

北山造山带处于阿尔金和星星峡两大走滑断裂分割的巨大构造楔内。综合大地构造、地球物理、地层学、地质年代学及古生物学等手段，前人将北山造山带划分为5个构造单元（Xiao et al., 2010b），从北到南依次为：雀儿山单元、旱山单元、马鬃山单元、双鹰山单元以及石板山单元。北山造山带的北部多被认为是由多个洋内岛弧拼贴形成的复杂增生系统，其南部则涉及多个古老微陆块之间的俯冲碰撞过程（Yuan et al., 2015）。两者被早古生代红柳河-牛圈子-洗肠井混杂岩带分隔开（Song et al., 2015）。

雀儿山单元位于北山造山带最北端，由一系列奥陶纪—二叠纪的弧岩浆岩组成。旱山单元主要由石炭纪中酸性火山岩、碳酸盐及碎屑沉积物组成，地球化学数据表明这些火山岩为钙碱性，可能形成于俯冲环境（Zheng et al., 2013）。马鬃山单元主要由中奥陶世—晚奥陶世—志留纪火山岩、变质岩及晚古生代的碎屑沉积岩组成。北山造山带最南部为石板山单元，主要由花岗质片麻岩、片岩、斜长角闪岩、混合岩和石英片岩组成，其形成时代被认为是前寒武纪或奥陶纪—志留纪（Zuo et al., 1991）。

北山造山带横跨塔里木和西伯利亚两大克拉通，记录了古亚洲洋及其分支洋盆古生代以来长期而复杂的地质演化过程，加之后期喜马拉雅造山运动的远程效应影响（阿尔金走滑断裂及其分支断裂），造就了北山造山带异常复杂的构造格局和地层格架（Xiao et al., 2010b）。北山地区古生代主体位于古亚洲洋构造域（Li et al., 2011），但在洋-陆演化的不同阶段，又存在不同的分支洋盆演化进程，主要表现在南部北山洋和北部红石山洋在时代和洋盆性质上的明显差异（Li et al., 2011）。早寒武世，北山地区沿红柳河-牛圈子-洗肠井一带裂解，并逐渐发展为大洋（Xiao et al., 2010b）。早奥陶世，洋壳向北开始俯冲，北山洋盆进入俯冲-汇聚阶段，在明水-旱山一带转换为活动陆缘，一系列奥陶纪侵入岩组成的初始弧岩浆岩组合，代表了北山洋初始俯冲的时间。经众多学者持续研究，古亚洲洋的俯冲极向和消减过程等逐渐清晰（Li et al., 2011），但对关于古亚洲洋及其分支洋盆最终闭合位置及闭合时间仍存在诸多争议包括：①早古生代闭合于石板井-小黄山一线（左国潮，1990）；②中晚泥盆世闭合（Niu et al., 2018），最终的缝合带为月牙山-洗肠井蛇绿混杂岩带（孙立新，2017）；③石炭纪于红石山-百合山一线闭合（赵志雄，2018）；④早二叠世—三叠纪闭合，最南侧的柳园蛇绿混杂岩带代表了最终的缝合带（Tian et al., 2014）。

北山地区由于受长期构造运动的影响，褶皱、断裂和韧性剪切带等构造较发育，区域构造线方向呈北东向。构造格局受白地洼、红柳河和依格孜塔格大断裂等的联合控制。华力西中晚期构造运动是区内最强烈也是最重要的构造运动，对区内构造格架及矿产的形成均有着重要的影响。首先，华力西中期受NNW-SSE向的水平挤压应力，形成了NEE向展布的区域构造体系，产生一系列倾向北的高角度叠瓦状断层。白地洼深大断裂是一条具有长期活动的深大断裂，控制着坡北镁铁-超镁铁杂岩带的分布。华力西晚期形成NNE向线状褶皱，局部形成北西向走滑断层。最重要的断裂——红柳河-依格孜塔格大断裂，控制着笔架山镁铁-超镁铁杂岩带的分布（徐学义, 2009）。

北山地区的侵入岩较为发育，主要为华力西中晚期，岩石类型从超基性、基性至酸性岩类均有出露（Xiao et al., 2010b）。华力西中期侵入岩大量发育，分布最广，主要分布于西部中坡山至雀儿山一带，以二长花岗岩为主，其次是闪长岩、花岗闪长岩和镁铁-超镁铁杂岩体。华力西晚期侵入岩与中期相比数量较少，但分布较广，明显受白地洼大断裂和依格孜塔格-红柳河大断裂控制（Xiao et al., 2010b）。二叠纪时期北山地区除广泛发育中性-基性火山岩和花岗岩外，还有大量的镁铁-超镁铁岩体分布，主要有：东北部的笔架山岩带，包括旋窝岭、笔架山和红石山；西南部的坡北岩带，包括坡一、坡十和罗东等（Han et al., 2013）。

区内发育有大量古生代镁铁-超镁铁岩体，岩浆型镍矿化自西向东依次为：坡北矿集区，以坡一镍矿、坡十、坡东、坡三和罗东等矿化点为代表（Xue et al., 2016）；启鑫-黑海矿集区，以启鑫和黑海矿化杂岩体为代表；向东由新疆进入肃境内的黑山-大头山矿集区，以黑山镍矿、怪石山、拾金滩、红柳沟和三个井岩体等多处岩浆型镍矿化岩体为代表（Xue et al., 2016）。区域还发现有红石山、旋窝岭、笔架山、蚕头山和蚕西等一系列镍矿化点（Su et al., 2015）。

古缝合带及其附近的脆-韧性变形带控制着天山大陆变形带金成矿系统的空间展布（薛春纪, 2014；2020）。金矿床以中天山为核心，集中产于中天山南、北缘的大陆变形带中，突厥斯坦-阿特巴什-伊内里切克-那拉提山南缘-卡瓦布拉克构造变形带自西向东产出Daugyztau、Amantaitau、Muruntau、Zarmitan、Jilau、Taror、Sawoyardy、萨瓦亚尔顿、阿沙哇义、布隆、阿万达、大山口等世界级和大-中型金矿床，尼古拉耶夫线-那拉提北缘自西向东产出Kumtor、Zharkolar、泥牙子铁克协、卡特巴阿苏、阿拉斯托、萨日达拉、望峰等重要金矿床（图2、表1）。

天山大陆变形带金矿床普遍产于前寒武系—古生界含碳浅变质复理石建造或侵入其中的晚石炭世—早二叠世同碰撞/碰撞后花岗岩类中（郑明华等, 2001;薛春纪等, 2014；2020）。乌兹别克斯坦Muruntau是世界最大的金矿床（6137 t Au，平均品位3.5 g/t；图4a），金矿化产于奥陶系—志留系Besapan组含碳复理石建造中（图5a），主体由一套厚度超过5 km的绿片岩相浅变质粉砂岩、砂岩和泥岩组成，尤其Besapan组第3岩性段（Bs3；图6a）含碳复理石含金性（~483×10^-9）显著高于外围砂页岩（（11~26）×10^-9Au），被认为是Muruntau及Kyzyl-Kum沙漠许多重要金矿床的重要矿源层（Drew et al., 1996; Wide et al., 2001; Kempe et al., 2016）。吉尔吉斯斯坦Kumtor世界级金矿床（1100 t Au，平均品位4.4 g/t；图4b）赋存于新元古代文德纪碳质千枚岩中（图4b、图6b），沉积期草莓状黄铁矿显示高的Au、Ag、Pb、Te含量（Large et al., 2011）；中国新疆萨瓦亚尔顿超大型金矿床（127 t Au，平均品位2.0 g/t；图4c、图5c）赋矿地层泥盆系—石炭系含碳细碎屑岩具有高的金背景值（w(Au)8~72 ×10^-9，平均41×10^-9；图6c），是区域地层和南天山金背景值的40余倍（杨富全等，2006；薛春纪等，2014）。

晚石炭世—早二叠世同碰撞/碰撞后花岗质侵入体在许多重要变形带容矿金矿床的外围或深部被发现（如Muruntau、Kumtor、Daugyztau、Ishtamberdy等；Mao et al., 2004；Kempe et al., 2015；），有的直接是主要的赋矿地质体，如乌兹别克斯坦Zarmitan超大型金矿床（314 t Au，平均品位9.8 g/t；图5e）主体产于辉石正长岩-石英正长闪长岩-石英二长斑岩构成的早二叠世Koshrabad复式岩体中，属碰撞后伸展背景下的A型花岗岩类（Konopelko et al., 2011），其中的角闪石、黑云母和钛铁矿含金量高达0.002~0.03 g/t（Dautov, 1973）。吉尔吉斯斯坦Unkurtash超大型金矿床（110 t Au，平均品位1.8 g/t；图4e）赋存于晚石炭世Andagul花岗闪长岩岩株中，属钙碱性、准铝质、弱还原性钛铁矿系列I型花岗岩类（图6f；Zhao et al., 2022）。

多期构造变形是天山大陆变形带金成矿系统的普遍特征，但构造控矿样式和发育特征在不同矿床有表现各不相同（薛春纪等, 2020）。Muruntau金矿床产于桑格龙套-塔姆德套左行韧性变形带和NE向穆龙套-道吉兹套左行韧-脆性变形带构成的“Z”字形褶皱中（图5a），晚古生代经历4期主要脆-韧性变形过程，金成矿主要受D₂期N-S向挤压缩短和D₃期左行韧性剪切变形控制（Wall et al., 2004），导致Besapan组发生强烈褶皱、片理化和碎裂，并形成了Muruntau金矿区“Z字形”褶皱构造样式和纵横交错的含金石英脉（图6g~i）。

Kumtor金矿床受NE-SW走向构造混杂岩带控制，同样经历了4期构造变形过程，晚石炭世—早二叠世D₃期南北向强烈挤压缩短形成了一系列E-W向逆冲断裂带、近N-S向走滑断层和小规模膝折带以及断层上盘NE向延伸超过10 km的含矿构造混杂岩带（图5b），随后D₄期构造活化将文德纪含金碳质复理石建造推覆至古近纪盖层之上，导致矿体就位。新疆卡特巴阿苏大型金矿床（87 t Au，平均品位3.5 g/t；图4d）夹持于2条NE走向逆冲断裂带之间，Zhao等(2019)最近的构造解析揭示出3期构造变形过程，其中晚石炭世D₁期N-S向缩短导致自南向北的一系列逆冲作用，导致那拉提北缘缝合带被激活，并在其上盘形成一系列与之近平行排列的ENE-WSW向叠瓦状次级逆冲断层带及相关张性-张扭性裂隙系统，控制了矿化带和金矿体的就位（图5f）。新疆阿万达金矿床受近E-W向韧性剪切控制，主期变形表现为晚石炭世—早二叠世近E-W向左旋走滑韧性剪切变形特征，并叠加了矿区早期发育的近S-N向脆-韧性收缩变形（武翔，2018）。

金矿化以脉状、网脉状为主（图6f-j），少量呈浸染状和角砾状（图6k~l）。含碳浅变质复理石容矿的金矿床普遍发育含金石英大脉和石英-硫化物网脉，并表现出早期为顺片理近平行产出的含金石英脉并随地层同步发生揉皱变形（图6a~c、图6g），晚期为切穿片理的主体矿脉以及围绕主体矿脉发育的大量交错的网脉和相关的浸染状、角砾状矿化及硅化、钾化和钠化、碳酸盐化等热液蚀变（图6g~l；薛春纪等，2014；2020）；花岗质侵入体容矿的金矿床多呈细脉状、席状和线性网脉状，围绕石英-硫化物脉常发育钾化蚀变晕（图5f）及绢云母化、碳酸岩化和绿泥石化蚀变，硫化物含量较低(<5%)，并具有相对还原的矿物组合特征（Zhao et al., 2022）。这些金矿床在不同的地壳深度、距离花岗质侵入体的空间距离等不同配置下常表现出多种矿化样式（薛春纪等，2014）。尽管如此，它们都表现出“黄铁矿+毒砂+自然金/银金矿±黄铜矿±辉锑矿±白钨矿±磁黄铁矿±方铅矿±闪锌矿±自然银”的金属矿物组合（Porter et al., 2006；薛春纪等，2020）。金矿物以自然金、银金矿、金银矿、碲金矿为主，主要以裂隙金和包体金的形式赋存于黄铁矿、石英中，部分以“不可见金”形式赋存于含As黄铁矿、毒砂和辉锑矿中（Yakubchuk et al., 2002；Liu et al., 2007；Kemp et al., 2016；Zhou et al., 2023）。

天山众多金矿床中，Muruntau金矿成矿年代学研究程度最高，早期的大量同位素数据包括含金蚀变岩Rb-Sr等时线年龄（256~272 Ma；Kostitsyn, 1991）、热液绢云母K-Ar年龄（250~260 Ma; Zairi et al., 1998）、含绢云母石英脉⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄（220~245 Ma；Wilde et al., 2001）。但考虑到Rb-Sr和K-Ar同位素体系封闭性低、热液绢云母普遍晚于金成矿、天山地区广泛发育三叠纪剥露作用等问题，这些早—中三叠世的年龄普遍受到质疑（Kemp et al., 2016；Seltmann et al., 2020）。近年来，大量高精度同位素年龄在多个金矿床中得到应用，Muruntau金矿床含金毒砂Re-Os等时线年龄为（287.5±1.7）Ma（Morelli et al., 2007），该年龄与Seltmann等(2020)最近报道辉钼矿Re-Os模式年龄（（288.3±1.3）Ma）误差范围内一致，反映Muruntau金矿床形成于早二叠世；吉尔吉斯斯坦Kumtor金矿床两件金矿石中绢云母⁴⁰Ar/³⁹Ar法测年分别获得（285.5±1.2）Ma和（288.4±0.6）Ma（Mao et al., 2004），乌兹别克斯坦Zarmitan金矿床载金黄铁矿Re-Os等时线年龄为（285.5±9.6）Ma（Seltmann et al.,未发表），中国新疆萨瓦亚尔顿金矿床主成矿期黄铁矿Re-Os等时线年龄为（282±12）Ma（Zhang et al., 2017）。有些产于花岗质侵入体中的金矿床也获得晚石炭世的成矿年龄，例如吉尔吉斯斯坦Unkurtash金矿床主成矿期辉钼矿Re-Os年龄为（306.5±1.7）Ma、与载金黄铁矿Re-Os等时线年龄（307.4±3.1）Ma一致（Zhao et al., 2022），热液钾长石较年轻的⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年龄（289~293 Ma）可能记录了成矿后的构造热事件；中国新疆卡特巴阿苏金矿床含金黄铁矿Re-Os等时线年龄为（310.9±4.2）Ma（张祺等，2015），阿腊斯托金矿床载金黄铁矿Re-Os等时线年龄为（325±3）Ma，与2件热液绢云母⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年龄（（321.7±3.0）Ma、（321.2±2.8）Ma）一致（Zu et al., 2020）。

大量的流体包裹体研究表明，天山大陆变形带金成矿系统以发育富CO₂流体为特征，属中温（200~400°C）、低盐度H₂O-CO₂-NaCl化学体系（Graupner et al., 2001；Liu et al., 2007；Yang et al., 2007；Ding et al., 2014；张祺等，2015；杜亚龙，2016）。含金热液石英脉中流体包裹体主要包括3种类型：NaCl-H₂O包裹体、CO₂-H₂O包裹体和CO₂包裹体。其中，NaCl-H₂O包裹体是天山变形带金矿床最主要的流体包裹体类型，通常为椭圆形、圆形和不规则形态，由气相和液相组成气相分数变化可达5%~30%，在不同成矿阶段广泛发育；CO₂-H₂O包裹体主要出现于成矿早期和主成矿期，室温下多为两相（LH₂O-NaCl +LCO₂）或三相（LH₂O-NaCl +LCO₂±VCO₂），形态多为椭圆形和不规则状，CO₂是主要的气相成分，可含少量的CH₄、N₂、H₂S，反映成矿流体为还原性流体特征；CO₂包裹体通常为椭圆形、长条状或不规则状孤立或成群分布，室温下多为气液两相或单相。

对中国西南天山含碳浅变质复理石容矿金矿床主成矿期石英的氢氧同位素分析表明（Ding et al., 2014；周振菊等，2022），含金石英的δ¹⁸O值变化于4.7‰~16.6‰，成矿流体的δ¹⁸O值变化于15.2‰~22.7‰，流体包裹体水的δD在−116‰~−48‰之间（图7），主成矿期流体以变质水为主，同时也不能排除有部分岩浆水的加入。花岗质侵入体容矿金矿床中成矿流体δ¹⁸O值与δD值总体低于含碳浅变质复理石容矿金矿床的成矿流体，显示相对接近原生岩浆水的特征（图7）。

Kempe等(2001)通过研究Muruntau金矿床含金石英脉中白钨矿的Sr、Nd同位素特征，认为成矿流体中Sr、Nd主要来自围岩Besapan组；但以往对天山6个大陆变形带金矿床黄铁矿和毒砂中流体包裹体He-Ar同位素研究（Graupner et al., 2010；杨富全等，2006；Kempe et al., 2016）表明，³He/⁴He值为0.01~8.25 R/Ra，⁴⁰Ar/³⁶Ar值介于301~1211，显示出壳幔混合流体的特征。总体上，以含碳浅变质复理石为容矿岩石的金矿床（Muruntau、Kumtor、Amantaitau、萨瓦亚尔顿、布隆）成矿流体He同位素主体为地壳来源，但花岗质侵入体容矿的Zarmitan金矿床流体具有更明显的幔源流体加入的特征（Graupner et al., 2006；2010；Kempe et al., 2016）。

金矿床碳酸盐矿物C-O同位素组成也显示出不同来源流体混合的特征（Kostitsyn，1991；Kryazhev, 2002；杨富全等，2006；Kempe et al., 2016；周振菊等，2022）。Kostitsyn (1991)对Muruntau金矿床系统表明，主成矿期碳酸盐矿物具有与含矿Besapan组浅变质岩类似的C-O同位素组成，但相比于Besapan组中碳酸盐矿物（δ¹³C=−8.9‰~−19.7‰；δ¹⁸O=+16.0‰~+11.5‰），主成矿期碳酸盐矿物具有更为集中的碳同位素组成（δ¹³C=−8.5±2.5‰；n=91）和更加宽泛的氧同位素组成（δ¹⁸O=−5‰~+27‰），暗示深部流体可能参与了主成矿期大脉状高品位金矿体形成；主成矿期流体的卤族元素特征（log Br/Cl=−3.23~−2.64）也指示深部流体可能参与金成矿（Graupner et al., 2001）。目前不同学者对深部流体的来源和性质存在较大争议（Kempe et al., 2016；Seltmann et al., 2020），尤其Muruntau、Kumtor矿床深部或外围发现的与成矿近同期的花岗岩或煌斑岩（Mao et al., 2004；Golovko et al., 2010；Kempe et al., 2015），在成矿中的作用还不清楚？主导大规模金成矿的究竟是变质流体、岩浆流体，还是地幔来源流体？同位素地球化学特征识别出的变质流体是由区域变质作用还是大规模岩浆侵位导致的接触变质形成的流体等（Wall et al., 2004；薛春纪等，2014；2020；Kempe et al., 2016；Seltmann et al., 2020）？都有待进一步研究和揭示。

天山大陆变形带金矿床的金属来源认识分歧较大（薛春纪等，2014；2020；Kempe et al., 2016；Seltmann et al., 2020），主要包括富金碳质地层、花岗岩、地幔源区等不同认识。前已述及，天山地区早寒武世—古生界含碳浅变质复理石建造具有较高的金背景值，多被认为是金矿床的重要矿源层（杨富全等，2006；薛春纪等，2014）。不同金矿床矿石硫化物δ³⁴S值变化于−3.6‰~+6.2‰（Kostitsyn，1991；Ding et al., 2014；张国震等，2016；周振菊等，2022），但总体表现为富集的S同位素特征，例如大量的研究表明Muruntau金矿石硫化物δ³⁴S值集中于2.4±3.3‰（n=349；Kostitsyn，1991）。金矿床中硫化物的Pb同位素组成整体略显分散，显示造山带铅的同位素特征，并与区域前寒武纪基底和古生界具有一定的亲缘性（图8a、b）。

图7天山大陆变形带金矿床成矿流体δ¹⁸O-δD图

数据来源：杨富全等, 2006; Ding et al., 2014;张祺等, 2015;杜亚龙, 2016;周振菊等, 2022

Fig. 7 Theδ¹⁸O-δD diagram of ore-forming fluids in the Tianshan continental deformation zone gold deposits

data sources: Yang et al., 2006; Ding et al., 2014; Zhang et al., 2015; Du et al., 2016; Zhou et al., 2022

支持花岗岩或地幔来源的主要依据包括：①Muruntau和Kumtor两个规模最大金矿床深部或外围均发现与金成矿近同期的花岗岩（Mao et al., 2004），Muruntau金矿床外围还发育与金成矿同期的含金刚石碱性钾镁煌斑岩和火成碳酸岩（Golovko et al., 2010）；②地质勘探证实Muruntau金矿化向深部延伸超过4 km，热液蚀变在垂向上表现出从高温角闪石-辉石和黑云母-石英-钠长石组合向中温钠长石-磷灰石-绢云母-钾长石组合过渡，伴生的金属元素也表现为下部为W-Co-Mo、中部为W-Bi，上部为As-Pb-Zn-Ag-Sb分带规律（Wall et al., 2004；Kempe et al., 2016）；③Zarmitan金矿床赋矿岩体角闪石、黑云母、钛铁矿金含量高达30×10^-9，岩浆演化晚期的伟晶和细晶岩脉也含有高达~300×10^-9的金（Dautov, 1973），Muruntau高品位金矿石伴生的Pt、Pd分别可达100×10^-9、132×10^-9（Wilde et al., 2001）；④Morelli等(2007)报道了Muruntau金矿床主成矿期含金毒砂¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os_i值（0.37±0.27）和流体包裹体³He/⁴He比值（0.23~0.33 Ra）。尽管如此，Kempe等(2015)对Muruntau金矿床外围Tamdy花岗岩、Aristantau石英二长岩和深部Murun正长花岗岩开展系统锆石U-Pb年代学研究，发现这些岩体中锆石均为高U锆石（（3.5~68）×10^-6）且发育钠化蚀变，认为所获的锆石年龄（290~294 Ma）代表钠化蚀变年龄而并非岩体侵位年龄，认为岩体侵位早于Muruntau金成矿和钠化蚀变（Kempe et al., 2016）。此外，中国新疆萨瓦亚尔顿金矿床两个世代的含金黄铁矿和毒砂（¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os）_i同位素分别为0.75±0.02、0.70±0.06（Zhang et al., 2017），显示地壳来源的Os同位素特征。

中亚成矿域西部出露有大量的镁铁-超镁铁岩体，其中赋存的岩浆型镍矿床构成了中国重要的镍资源基地，自北向南依次有额尔齐斯断裂、东天山和北山镁铁-超镁铁质岩带。沿额尔齐斯断裂分布有多个镁铁质侵入岩体，目前具有经济意义的大型镍矿床仅喀拉通克一例。东天山镁铁-超镁铁质岩带是岩浆型镍矿床分布最多的一个带，其矿床产出具有“东多西少、东富西贫”的特点，东部大型岩浆型镍矿床，包括黄山东、黄山西、图拉尔根和黄山南，也有中型矿床葫芦；而中西部仅有中-小型矿床/点，如白鑫滩、海豹滩、路北等。北山镁铁-超镁铁质岩带的代表矿床有坡一、坡十、红石山、黑山等。3个镁铁-超镁铁质岩带的岩体形成时代（分别为420~270 Ma、390~270 Ma和367~260 Ma）均较为宽泛，然而集中于早二叠世爆发成矿（表2）。镁铁-超镁铁质岩体及其岩浆型镍矿床的基本地质特征总结于表2。

图8天山大陆变形带金矿床²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb与²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (a)和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb与²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb关系图

数据来源：Liu et al., 2007；Chen et al., 2012；Ding et al., 2014；张国震等, 2016

Fig. 8 The²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb versus²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (a) and²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb versus²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb diagrams of gold deposits in the Tianshan continental

deformation zone

Data sources: Liu et al., 2007; Chen et al., 2012; Ding et al., 2014; Zhang et al., 2016

表1天山大陆变形带金矿床基本地质特征

Table 1 The basic geological characteristics of Au deposits in the Tianshan continentaldeformed zone

金矿床	国家	储量 /t	品位 /g/t	构造位置	控矿构造样式与性质	容矿岩石	岩浆岩时代 /Ma（方法）	金属矿物	成矿时代/Ma	资料来源
Muruntau	乌	6137	3.5	中天山南缘变形带	D2期南北向强烈挤压与缩短和D3期左行韧性剪切变形	奥陶系—志留系别萨潘组含碳浊积岩系	292±8 (U-Pb)	黄铁矿、毒砂、自然金、白钨矿	287.5±1.7 (毒砂，Re-Os)	Morelli et al., 2007; Kempe et al., 2016
Kokpatas	乌	620	7.5	中天山南缘变形带	D3期北东向左行韧性剪切变形	奥陶系—志留系别萨潘组含碳浊积岩系	/	黄铁矿、毒砂、辉锑矿	早二叠世(?)	Porter et al., 1998;
Amantaytau	乌	700	7.5	中天山南缘变形带	D3期北东向左行韧性剪切变形	奥陶系—志留系别萨潘组含碳浊积岩系	/	黄铁矿、毒砂、辉锑矿	早二叠世(?)	Porter et al., 2006
Daugyztau	乌	540	4.0	中天山南缘变形带	D3期北东向左行韧性剪切变形	奥陶系—志留系别萨潘组含碳浊积岩系	/	黄铁矿、毒砂、黄铜矿	早二叠世(?)	Porter et al., 1998
Zarmitan	乌	470	9.8	中天山南缘变形带	北西西向高角度左行走滑断裂	志留系变沉积岩系及侵入其中的石英二长斑岩	286±2 (U-Pb)	黄铁矿、毒砂、自然金、碲化铋	~286 (黄铁矿，Re-Os)	Yakubchuk et al., 2002; Abzalov et al., 2007
Kyzylalmasay	吉	141	8.5	中天山北缘变形带	北东东向高角度左行走滑断裂	花岗闪长岩	/	黄铁矿、毒砂、自然金	早二叠世(?)	Seltmann et al.,2011
Unkurtash	吉	110	1.8	中天山北缘变形带	北东向陡倾断层系	花岗闪长岩	305.1±2.7 (U-Pb)	黄铁矿、辉钼矿、自然金，	306.5±1.7 (辉钼矿，Re-Os)	Zhao et al., 2022
Ishtamberdy	吉	100	7.4	中天山北缘变形带	近东西向层间破碎带及北东东向走滑断层	新元古界角闪岩相片岩	305.1±2.7 (U-Pb)	黄铁矿、毒砂、自然金、辉锑矿	296.9±5.3 (辉钼矿，Re-Os)	Zhao et al., 2022；俎波等,未发表
Chaarat	吉	240	2.1	中天山北缘变形带	北向向陡倾断层系	奥陶系浅变质碎屑岩	二叠纪	黄铁矿、毒砂、自然金、辉锑矿	早二叠世(?)	Nikonorov et al., 2007
Tohtazan	吉	103	2.2	中天山北缘变形带	北向向陡倾断层系	奥陶系浅变质碎屑岩	二叠纪	黄铁矿、毒砂、自然金、辉锑矿	早二叠世(?)	Nikonorov et al., 2007
Makmal	吉	114.3	6.8	中天山北缘变形带	构造接触带	石炭系灰岩和二叠纪花岗岩	286.2±3.5 (U-Pb)	黄铁矿、辉钼矿、自然金	早二叠世(?)	Seltmann et al., 2011
Kumtor	吉	1100	4.4	中天山北缘变形带	北东走向逆冲推覆构造及构造混杂岩带	新元古界文德系含碳浊积岩系	296.7±4.2 (U-Pb)	黄铁矿、白钨矿、自然金	288~284 (绢云母，Ar/Ar)	Mao et al., 2004; Ivleva et al., 2022
Zharkolar	哈	100	12.5	中天山北缘变形带	北东走向逆冲推覆构造及构造混杂岩带	新元古界文德系含碳浊积岩系	/	黄铁矿、白钨矿、自然金	早二叠世(?)	薛春纪等. 2014
Savoyardy	吉	40	6.5	中天山南缘变形带	北东向韧-脆性剪切带，南西走向，倾向北西	泥盆系—石炭系含碳浊积岩系	/	黄铁矿、毒砂、磁黄铁矿	早二叠世(?)	Nikonorov et al., 2007
萨瓦亚尔顿	中	127	2.0	中天山南缘变形带	北东向韧-脆性剪切带，南西走向，倾向北西	泥盆系—石炭系含碳浊积岩系	207.5±4.2 (K/Ar)	黄铁矿、毒砂、磁黄铁矿	282±12 (黄铁矿，Re-Os)	Liu et al., 2007; Zhang et al., 2017
阿万达	中	11.6	1.8	中天山北缘变形带	东西向韧-脆性剪切带，倾向北西	泥盆系—石炭系含碳浊积岩系	298±15 (U-Pb)	黄铁矿、毒砂、磁黄铁矿	早二叠世(?)	薛春纪等. 2014;武翔, 2018
卡特巴阿苏	中	87	3.8	中天山北缘变形带	北东东向逆冲断层系及相关裂隙系统	石炭纪二长花岗岩、花岗闪长岩和	340~345 (U-Pb)	黄铁矿、黄铜矿、自然金	310.9±4.2 (黄铁矿，Re-Os)	张祺等, 2015
阿拉斯托	中	9.4	3.0	中天山北缘变形带	北东向脆-韧性断层	石炭纪花岗闪长岩	350.3±3.0 (U-Pb)	黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿	327.7±2.9 (黄铁矿，Re-Os)	Zu et al., 2020
萨日达拉	中	10	2.8	中天山北缘变形带	北西西向韧性剪切带	新元古代变沉积岩及侵入其中的志留纪花岗岩	441.6±3.8 (U-Pb)	黄铁矿、自然金、磁黄铁矿	337.6±1.7 (绢云母，Ar/Ar)	Zhang et al., 2018
望峰	中	4.1	5.3	中天山北缘变形带	北西西向韧性剪切带	志留纪二长花岗岩	439.9±2.2 (U-Pb)	黄铁矿、自然金、磁黄铁矿	早石炭世(?)	Zhang et al., 2018

注：乌—乌兹别克斯坦；吉—吉尔吉斯斯坦；哈—哈萨克斯坦；中—中国；“/”表示未检测数据；“？”表示预测年代。

赋存于超镁铁-镁铁质岩体是岩浆型镍矿床典型特征之一。喀拉通克是阿尔泰-东准噶尔区域唯一的大型矿床，该矿区已发现的镁铁-超镁铁质岩体有13个，编号分别为Y1~Y11、G21~G22（图9a）。南岩带的Y1~Y3岩体规模较大，Y1岩体在地表呈纺锤形，剖面上呈不规则的漏斗形；Y2和Y3岩体为隐伏岩体，呈藕节状，位于地表100 m以下（图9b）。喀拉通克岩体的主要岩相包括橄榄苏长岩、橄榄辉长岩、苏长岩、辉长岩、辉绿辉长岩、闪长岩等；矿化主要发生在橄榄苏长岩、苏长岩相和辉长岩中（冯延清, 2018）。

东天山造山带的超镁铁-镁铁质岩体规模均较小，如图拉尔根（0.026 km²）、葫芦（0.75 km²）、黄山东（2.8 km²）、黄山西（1.71 km²）、黄山南（4 km²）和白鑫滩（2.1 km²）等（表2）。岩体在剖面上主要呈岩盆状（如黄山东、黄山西、黄山南、葫芦、白鑫滩）和岩墙状（如图拉尔根）两类（宋谢炎等，2022），矿体主要呈似层状、层状或透镜状位于岩盆状岩体的底部（图9b、e、i），也可位于岩墙状岩体的中上部位置（图9g）。含矿岩相主要为超镁铁质岩相（富含水矿物），包括角闪橄榄岩（图拉尔根，图9f、g；Zhao et al., 2017）、二辉橄榄岩、辉石岩（葫芦，Zhao et al., 2016b；黄山南，Zhao et al., 2015；表2）、角闪二辉橄榄岩（黄山东，图9h、i；Gao et al., 2013）、二辉橄榄岩、橄榄二辉岩（白鑫滩，天宇）；镁铁质岩相含矿性较差，如橄榄辉长岩（黄山东，图10；Mao et al., 2015）、角闪辉长岩（图拉尔根，Zhao et al., 2017）和辉长岩（白鑫滩，Yan et al., 2022）等。

北山造山带发育数量众多的镁铁-超镁铁质岩体，主要由纯橄岩、辉橄岩、橄长岩、橄榄辉长岩和辉长岩组成，各岩相之间呈渐变过渡关系，超镁铁质岩相是主要的含矿岩相（秦克章等，2012）。坡一岩体是北山区域规模最大、镍矿化程度最高的岩体，呈东西向展布，地表长约2.2 km，宽约0.8 km，向下延伸超过2.4 km，剖面呈岩墙状（图9e；张照伟等，2013）；由纯橄岩、异剥橄榄岩、方辉橄榄岩、橄榄辉石岩和少量橄榄辉长岩等组成，与矿化密切相关的为方辉橄榄岩和橄榄辉石岩。坡十岩体在剖面上呈岩盆状产出，主要由橄榄岩、斜长辉橄岩、辉石岩、橄榄辉长岩和辉长岩组成，赋矿岩性为橄榄岩、辉石岩、斜长辉橄岩、辉长岩等。启鑫岩体长约14.7 km，宽约7.3 km，包括1个大型的辉长-苏长岩岩体和30多个超镁铁质岩体，主要由辉长岩相、辉长苏长岩相和橄榄岩相组成（徐文博，2023）。矿体呈透镜状、似层状分布，主要赋存于超镁铁质岩体中，主要含矿岩性为橄榄辉石岩和辉石橄榄岩（Xue et al., 2019）。

表2中亚成矿域西部岩浆型镍矿床基本地质特征

Table 2 The basic geological characteristics of the magmatic nickel deposits in the western part of the Central Asian metallogenic domain

镍矿床	Ni储量 /104t	Ni品位/ w(B)/%	构造位置	岩体形态及出露面积/km2	岩性	岩体时代/Ma (方法)	围岩	金属矿物	成矿时代 /Ma	资料来源
喀拉通克	29.1	0.88	额尔齐斯断裂带	平面：纺锤形；剖面：囊状；1.7	橄榄苏长岩、橄榄辉长岩、苏长岩	Y1：287±5 （U-Pb）	下石炭统南明水组火山岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	276.0±1.1	Zhang et al., 2009; Wang et al., 2022
黄山东	70.2	0.52	东天山造山带	平面：拉长菱形；剖面：岩脉状、不规则状；2.8	角闪辉长岩、角闪二辉橄榄岩	278.5±2.1- 279.6±1.9 （U-Pb）	下石炭纪干墩组浊积岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	278.5±2.1	Deng et al., 2022
黄山西	39.2	0.488	东天山造山带	平面：似镰刀状；剖面：岩盆状；1.71	角闪辉长岩、角闪二辉橄榄岩	269±2；锆石SHRIMP U-Pb 定年	下石炭纪干墩组浊积岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	283.8±3.4	Zhou et al., 2004
黄山南	12	0.4	东天山造山带	剖面：透镜状；4	二辉橄榄岩、辉石岩	282.5±1.4 （U-Pb）	下石炭纪干墩组浊积岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿	282.5±1.4	Zhao et al., 2015
葫芦	8	0.44	东天山造山带	平面：似葫芦状；剖面：透镜状；0.75	角闪辉长岩、二辉橄榄岩、辉石岩	274±3.9 （U-Pb）	下石炭纪梧桐窝子组玄武岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	274±3.9	夏明哲等, 2008; Zhao et al., 2016b
图拉尔根	12	0.6	东天山造山带	平面：带状；剖面：脉状、透镜状；0.026	角闪橄榄二辉岩、角闪二辉橄榄岩	280±4 （U-Pb）	二叠纪大南湖组英安岩、凝灰岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	280±4	Zhao et al., 2017
白鑫滩	8.43	0.6	东天山造山带	平面：葫芦状；剖面：岩盆状；2.1	辉长岩、黑云母辉长岩、二辉橄榄岩	286.0±1.6 （U-Pb）	中奥陶世洽干布拉克组英安岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	286.0±1.6	Feng et al., 2018; Deng et al., 2020; Yan et al., 2022
路北	6.8	0.88	东天山造山带	平面：椭圆形；剖面：岩墙状：0.36	辉石橄榄岩、橄榄斜方辉石岩	279.7.0±0.16 （U-Pb）	下石炭统凝灰质碎屑岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、紫硫镍矿	279.7.0±0.16	Deng et al., 2020
天宇	2.23	/	东天山造山带	平面：带状；0.056	橄辉岩相、辉石岩相	280.0±2.0 （U-Pb）	下石炭统梧桐窝子组火山岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿	280.0±2.0	Tang et al., 2022
白石泉	0.94	0.63	东天山造山带	剖面：呈透镜状，似层状，脉状：0.26	橄辉岩、辉石岩、橄榄岩、辉长岩	281.2±0.9 （U-Pb）	中元古界星星峡组与卡瓦布拉克组变质岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	281.2±0.9	Tang et al., 2022
坡一	20	0.3	北山造山带	剖面：不规则岩盆状；2.5	纯橄岩、异剥橄榄岩、方辉橄榄岩	276.1±1.9 （U-Pb）	中元古界长城系古硐井群古老变质岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	269.9±1.7	Xue et al., 2016
坡十	14.7	0.3	北山造山带	平面：椭圆状；剖面：岩盆状；3.2	辉长岩、橄榄辉长岩、斜长单辉辉橄岩	284.0±2.2 （U-Pb）	古元古界敦煌岩群古老变质岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	274±4	姜常义等, 2006
启鑫	2.69	0.2~0.79	北山造山带	剖面：透镜状、似层状；整体：150	辉长岩、橄榄辉长岩、苏长岩、二辉橄榄岩	286.5±2.5 （U-Pb）	古元古界敦煌岩群古老变质岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿	286.5±2.5	Xue et al., 2019 徐文博, 2023
黑山	21	0.6	北山造山带	平面：“鸭梨状”；剖面：岩墙状；0.38	方辉橄榄岩、二辉橄榄岩、橄榄辉长苏长岩	257±4 （U-Pb）	元古界青白口系大豁落山群大理岩、硅质板岩、英安岩	黄铜矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿	257±4	Xie et al., 2011

图9中亚造山带西段典型岩浆型镍矿床地质平面图（a、c、d、f、h）及剖面图（b、e、g、i）

a~b.喀拉通克岩体平剖面图，改自冯延清，2018；c~e.坡一岩体平剖面图，改自邓刚等，2010；f~g.图拉尔根岩体平剖面图，改自Wang et al., 2022；h~i.黄山东岩体平剖面图，改自Gao et al., 2013

Fig. 9 Geological plans (a, c, d, f, h) and cross sections (b, e, g, i) of typical magmatic nickel deposits in the western Central

Asian orogenic belt

a~b. Plan and cross-section of the Karatongke intrusion, modified after Feng, 2018; c~e. Plan and cross-section of the Poyi intrusion, modified after Deng et al., 2010; f~g. Plan and cross-section of the Tulaergen intrusion, modified after Wang et al., 2022; h~i. Plan and cross-section of the  Huangshandong intrusion, modified after Gao et al., 2013

额尔齐斯断裂记录了阿尔泰和东准噶尔岛弧带最终拼贴和碰撞的位置（Li et al., 2017），发育二叠纪左行走滑变形（Laurent-Charvet et al., 2003；Li et al., 2017），是中亚成矿域最大的走滑系统之一（Şengör et al., 1993）。沿额尔齐斯断裂两侧出露众多镁铁-超镁铁质岩体，阿尔泰南缘分布有10余个镁铁-超镁铁质岩体，东准噶尔北缘的镁铁-超镁铁质岩体多位于喀拉通克和锡伯渡一带，集中形成于晚石炭世—早二叠世（286~335 Ma，冯延清，2018；Wei et al., 2023）。

东天山造山带沿东西方向延伸超过600 km的康古尔-黄山韧性剪切带及同向断裂发育有众多岩浆型镍矿床，自东向西分别为图拉尔根、葫芦、黄山东、黄山西、黄山南和白鑫滩等（图2），含矿镁铁-超镁铁质岩体走向主体平行于康古尔-黄山韧性剪切带。东天山康古尔-黄山韧性剪切带在晚石炭世—早二叠世发生了推覆剪切作用（陈文等，2005；Wang et al., 2007）。野外构造填图、岩石结构分析和应变率计算等揭示黄山西及黄山东岩体的形态及围岩的褶皱构造均与右行走滑的应力方向协调一致，说明区域右行走滑控制了两个岩体的形成（宋谢炎等，2022；Branquet et al., 2012）。沙泉子深大断裂东南侧的中天山地块发育天宇和白石泉镍矿床/点。北山地区构造线方向呈北东向，褶皱、断裂和韧性剪切带均较发育，构造格局受白地洼、红柳河和依格孜塔格大断裂等的联合控制（秦克章等，2012）。

额尔齐斯断裂、东天山、北山地区的岩浆型镍矿石以星点状-浸染状-稠密浸染状-半块状-块状为主，金属矿物组合主要为“磁黄铁矿+黄铜矿+镍黄铁矿”。浸染状矿石（1%~30%硫化物），主要分布在矿体浅部，以大小不一（0.1~1.0 cm）、不规则形态金属矿物组合呈现（图10d、e、j）；半块状和块状矿石（＞50%硫化物）主要分布于矿体底部（图10f、i）。阿尔泰、东天山、北山造山带的岩浆型镍矿床的矿体具有不同的矿化特点。

喀拉通克矿体（Y1号矿体）由浅部向深部分别为稀疏浸染状-稠密浸染状-致密块状-稠密浸染状（秦克章等，2012；冯延清，2018）；东天山地区的岩浆型镍矿床均以浸染状-稠密浸染状为主，块状和稀疏浸染状次之（Zhao et al., 2016a；Feng et al., 2018）；北山区域岩体规模虽大，但矿化相较阿尔泰和东天山区域较弱，以星点状和稀疏浸染状矿化为主（姜常义等，2012）。

额尔齐斯断裂、东天山、北山镁铁-超镁铁质岩带的岩体均显示具有正的ε_Nd(t)值以及⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值与ε_Nd(t)值具有负相关关系的特征，且绝大多数岩体的ε_Hf(t)值位于亏损地幔和球粒陨石之间，表明含镍岩浆起源于受俯冲板片流体交代的地幔源区（图11a、b）。根据Th/Yb-Ba/La图解（图11c），高Th/Yb及高Ba/La趋势均代表区域上的含镍岩浆经历了俯冲沉积物的加入和流体的交代（Woodhead et al., 2001）。

近年来，有学者运用含岩浆型镍矿床中矿物流体中的C同位素及稀有气体同位素（如³He/⁴He、²¹Ne/²²Ne、²⁰Ne/²²Ne、⁴⁰Ar/³⁶Ar等）揭示出地壳甲烷氧化等组分的加入（Zhang et al., 2017；徐文博, 2023）。在Pd/Ir-Ni/Cu比值图解中，区域上绝大部分样品落入高镁玄武岩区域（图11d），表明喀拉通克、东天山、北山区域含镍母岩浆为高镁玄武质岩浆。区域上含矿岩体的Se/S比值绝大部分介于地幔范围及地壳混染区域之间，总体与S含量呈弱负相关关系，且Se/S比值在100×10^-6~200×10^-6范围内频数最高（图12），表明镁铁-超镁铁质岩体形成过程中加入了壳源硫。

中亚成矿域西部发现的一系列大、中、小型岩浆型镍矿床，空间上横跨天山、北山和阿尔泰造山带北部。额尔齐斯断裂附近的镁铁-超镁铁质岩带中的岩体形成年代为420~270 Ma，区内唯一的喀拉通克大型岩浆型镍矿床形成于290~270 Ma（Wang et al., 2022；Wei et al., 2023）。东天山地区镁铁-超镁铁质岩体形成时代为390~270 Ma（Song et al., 2021；宋谢炎等，2022），其大规模镍成矿主要集中在285~280 Ma（宋谢炎等，2022），空间上位于东天山东部的康古尔黄山韧性剪切带，包括黄山东（Zhou et al., 2004）、图拉尔根（焦建刚等，2012）、黄山（Mao et al., 2014）、葫芦（Zhao et al., 2016b）和黄山南（Zhao et al., 2015）。

近年来在东天山中西部大南湖-头苏泉岛弧带发现了白鑫滩中型镍矿床、海豹滩、路北等镍矿化点，其成矿年龄也主要集中在早二叠世（Feng et al., 2018；Deng et al., 2022；Yan et al., 2022）。中天山地体发育天宇和白石泉岩浆型镍矿床，其成矿时代分别为280 Ma和281 Ma（Xue et al., 2019）。北山地区的镁铁-超镁铁质岩体形成年代为367~260 Ma，除黑山岩体外（360 Ma），赋存镍矿的岩体集中于280~270 Ma（苏本勋, 2011；Su et al., 2013；Xue et al., 2016；2019）。

中亚成矿域西部的世界级和大型-超大型金矿床，主体沿中天山南、北缘的大陆变形带近东西向构成近2500 km长的“亚洲金腰带”，受古缝合带附近的脆/韧性构造变形带及其次级断裂-裂隙系统控制（薛春纪等，2014；图2）。早期的大量研究基于含矿建造、控矿构造等方面特征，将这些金矿床理解为黑色岩系型（Bel’kova et al., 1971；涂光炽，1999）、克孜尔库姆型（Garkovets，1973；1975）、穆龙套型（郑明华等，2001）、中温热液型（Berger et al., 1994）、韧性剪切带型（Wall et al., 2004）。上世纪90年代末Groves等(1998)提出造山型金矿床概念以来，国内外学者普遍将天山区域的绝大多数金矿床划为造山型。

图10中亚造山带西段典型岩浆型镍矿床手标本及镜下特征

a、b.黄山东二辉橄榄岩；c.黄山南辉长岩；d.黄山南星点-浸染状矿石；e.图拉尔根稠密浸染状矿石；f.图拉尔根块状矿石；g.白鑫滩二辉橄榄岩中堆晶的橄榄石；h.黄山东橄榄辉长岩橄榄石被包裹在斜长石和斜方辉石内部；i.黄山东辉长岩中斜方辉石充填在斜长石的格架中；j.白鑫滩浸染状矿石金属矿物组合；k.图拉尔根稠密浸染状矿石中硫化物充填在硅酸盐矿物之间的空隙处；i.白鑫滩块状金属矿物组合

Ol—橄榄石；Opx—斜方辉石；Pl—斜长石；Sul—硫化物；Cpy—黄铜矿；Pn—镍黄铁矿；Po—磁黄铁矿

Fig. 10 Hand specimens and microscopic features of typical magmatic nickel deposits in the western Central Asian orogenic belt

a, b. Olivine-bearing gabbro from Huangshandong; c. Hornblende gabbro from Huangshannan; d. Veinlet-disseminated ore from Huangshannan;

e. Densely disseminated ore from Tulaergen; f. Massive ore from Tulaergen; g. Accumulated olivine  in the peridotite from Baixintan; h. Olivine

inclusion in clinopyroxene and orthopyroxene from the Huangshandong hornblende gabbro; i. Orthopyroxene filling in the framework of

clinopyroxene in Huangshandong hornblende gabbro; j. Metal mineral assemblage in veined ore from Baixintan; k. Sulfide filling the gaps

between silicate minerals in dense disseminated ore from Tulaergen; l. Blocky metal mineral assemblage from Baixintan

Ol—Olivine; Opx—Orthopyroxene; Pl—Clinopyroxene; Sul—Sulfide; Cpy—Chalcopyrite; Pn—Pentlandite; Po—Pyrrhotite

图11中亚造山带西段典型岩浆型镍矿床Sr-Nd同位素（a）、Th/Yb和Ba/La比值（b）、Hf同位素和年龄（c）和Pd/Ir和Ni/Cu

比值（d）图解

数据来源：冯延清，2019；颉炜等，2011；钱壮志等，2012；夏明哲，2009；赵冰冰，2017；Xue et al., 2018；Su et al., 2013；Fang et al., 2021；Wang et al., 2022；Zhao et al., 2018

Figure 11 Sr-Nd isotopes (a), Th/Yb versus Ba/La ratios (b), Hf isotopes versus ages (c), and Pd/Ir versus Ni/Cu ratios (d) of typical magmatic nickel deposits in the western Central Asian orogenic belt

Data sources: Feng, 2019; Xie et al., 2011; Qian et al., 2012; Xia, 2009; Zhao, 2017; Xue et al., 2018; Su et al., 2013; Fang et al., 2021; Wang et al., 2022; Zhao et al., 2018

虽然天山地区的金矿床在断裂控矿、矿体产状、蚀变作用等方面与造山型金矿具有某些相似性（薛春纪等，2014；2015），但二者也存在明显差异，主要包括：①世界范围内造山型金矿床与增生造山作用紧密相关，主要产于俯冲增生楔变质地体中（Groves et al., 1998；Goldfarb et al., 2001）。但大量研究表明，天山地区该类金矿床虽然产在全球最典型的增生造山带，大规模金成矿却与碰撞造山或陆内走滑地质过程有关，增生造山体制下的金矿床较为罕见（Porter et al., 2006；薛春纪等，2014）；②全球造山型金矿床与超大陆聚合陆壳增生过程同步，主要形成于2.80~2.55 Ga、2.1~1.8 Ga和<0.57 Ga三个峰期（Goldfarb et al., 2001），天山经历了长达8亿年的造山演化但却在晚石炭—早二叠世集中形成了巨量金矿资源（>10000 t金；表1）；③典型增生造山带中的造山型金矿床赋存于绿片岩相变质岩系，流体和金属主要来源于变质地体深部的递增变质带（Groves et al., 1998；Goldfarb et al., 2001），而天山金矿床不仅产在绿片岩相-角闪岩相变质的含碳复理石建造，也有产在晚石炭—早二叠世花岗岩中（如Unkurtash、卡特巴阿苏、阿拉斯托），以及同时产在浅变质含碳复理石建造及侵入其中的二叠纪碰撞后花岗岩内（如Zarmitan），岩浆热液流体对金成矿贡献明显（薛春纪等，2014；Kempe et al., 2016；Seltmann et al., 2020）；④典型增生造山带中的造山型金矿为中-低盐度的H₂O-CO₂-NaCl±CH₄±N₂±H₂S流体（Goldfarb et al., 2001），天山金矿则为低盐度H₂O-CO₂-NaCl组分（Graupner et al., 2001）。这些研究比较清楚地表明，天山金矿并不是典型的造山型金矿床，而可能具有独特的成矿背景和成因机制。基于天山金矿床产于古缝合带及其次级韧-脆性构造变形带的基本地质事实，薛春纪等(2020)提议将这些金矿床统称为“大陆变形带容矿金矿床”。

图12中亚造山带西段典型岩浆型镍矿床w(Se/S)与w(S)相关性图解（a）和w(Se/S)比值频率分布直方图（b）

数据来源：Zhao et al., 2016a; 2016b; Fang et al., 2021; Yan et al., 2022

Fig. 12 Correlation betweenw(Se/S) ratio andw(S) content in typical magmatic nickel deposits in the western Central Asian

orogenic belt (a) and frequency distribution histogram ofw(Se/S) ratio (b)

Data sources: Zhao et al., 2016a; 2016b; Fang et al., 2021; Yan et al., 2022

天山大陆变形带容矿金矿床的主要特征包括：①大规模金成矿与碰撞造山或陆内走滑地质过程紧密相关，具有集中爆发性成矿特点；②矿床受古缝合带附近的脆/韧性构造变形带控制，赋存于韧-脆性剪切带或脆性-脆韧性断裂-裂隙系统；③赋矿围岩主要为前寒武系—古生界浅变质含碳复理石建造，矿区深部和外围普遍发现与成矿近同时的花岗岩，有些金矿床直接产于花岗岩体中；④矿化样式包括脉状、席状、网脉状、浸染状和角砾状，金矿床在不同的地壳深度、与花岗质侵入体的空间关系等不同配置下常表现出多样性；⑤不同程度发育硅化、钾化和钠化、碳酸盐化等热液蚀变；⑥金属矿物组合为“黄铁矿＋毒砂＋自然金/银金矿±黄铜矿±辉锑矿±白钨矿±磁黄铁矿±方铅矿±闪锌矿±自然银”；⑦金矿物以自然金、银金矿、金银矿、碲金矿为主，不可见金形式赋存于含As黄铁矿、毒砂和辉锑矿中；⑧成矿流体为中温、富CO₂、低盐度H₂O-CO₂-NaCl化学体系；⑨成矿流体和金属具有多来源性；⑩多期叠加复合成矿作用明显。

全球范围内的岩浆型镍矿床主要形成于板内环境的大火成岩省、克拉通边缘裂谷带和蛇绿岩带等（Barnes et al., 2005），主要产于与镁铁质岩浆有关的侵入体中，以小型岩体含矿为特征，呈岩席状、透镜状、岩墙状或漏斗状，矿体产于岩体的底部（Barnes et al., 2005；Li et al., 2011），原始岩浆被认为具有低氧逸度（，铁橄榄石-磁铁矿-石英氧逸度缓冲对）和缺乏挥发分（H₂O、CO₂、S和Cl等）的特征（Barnes et al., 2005）。但自21世纪以来，国内外岩浆型镍矿床的勘查突破主要在造山带环境，尤其中国90%的新增镍资源量均来自于造山带岩浆型镍矿床，包括中亚成矿域西部（Xue et al., 2016；2019；Wei et al., 2023）、东昆仑（Song et al., 2016）和三江特提斯（Wang et al., 2018）等成矿带。

中亚成矿域西部发育的早二叠世岩浆型镍矿床均赋存在镁铁-超镁铁质岩体中，并成群、成带出现（Qin et al., 2012；Su et al., 2013），与产于板内环境的岩浆型镍矿床的赋矿岩体形态、规模、岩石组合、矿石组构均非常相似（Zhou et al., 2004；Qin et al., 2012；Song et al., 2013；2021）。与产于板内环境的岩浆型镍矿床相比，中亚成矿域的镁铁-超镁铁质岩体中富水矿物（如角闪石和黑云母等）的含量明显更高（Su et al., 2013）；富集大离子亲石元素、亏损高场强元素（Xue et al., 2016；2018；Zhao et al., 2018；Yan et al., 2022）；高Th/Yb和Ba/La比值、Sr-Nd-Hf同位素离散的特征（图11，Song et al., 2013；2021；Zhao et al., 2018）。

中亚成矿域西部发育的岩浆型镍矿床的主要特征包括：①大规模镍成矿与巨量幔源岩浆的侵位紧密相关，具有成群产出、集中爆发性成矿特点；②成矿受区域性超壳深大断裂控制，而其次级断裂则是矿体赋存的重要部位；③富硫和碳质地层对成矿有利；④赋矿的镁铁-超镁铁质岩体的规模都较小（岩体面积多为n×10^-2~nkm²），平面上呈不规则状、脉状、透镜状，剖面上呈岩盆状和岩墙状等，矿体主要呈似层状、层状或透镜状位于岩盆状岩体的底部，也可位于岩墙状岩体的中上部位置；⑤具有多期/幕侵入的特征，岩相分带明显，富含角闪石和黑云母等富水矿物；⑥金属矿物组合为“磁黄铁矿+镍黄铁矿+黄铜矿”；⑦地幔源区经历过俯冲熔/流体交代作用，原始岩浆具有高氧逸度和富集挥发分的特征（李文渊，2022；宋谢炎等，2022；薛胜超等，2024）。

相对于环太平洋、特提斯两大成矿域，中亚成矿域西部具有更为漫长的增生拼贴历史、巨量岩浆/变质作用、复杂的叠加改造过程（Windley et al., 2007；肖文交等，2019），形成了世界第2大金成矿省和独具特色的造山带镍矿集区，已有的造山型金成矿理论、板内环境岩浆型镍成矿理论难以直接对比和应用。从空间上看，中亚成矿域西部的世界级和大型-超大型金、镍矿床集中成带分布于天山及邻区（阿尔泰、北山；李文渊等，2012；薛春纪等，2014），大陆变形带金矿床受古缝合带附近的脆/韧性构造变形带控制，造山带岩浆型镍矿床产于深大断裂附近的镁铁-超镁铁质岩体中，整体表现为“西金东镍”的分布格局（图2）。

大量的年代学研究表明（Mao et al., 2004；薛春纪等，2014；2020；Kempe et al., 2016；Zhang et al., 2017；Wang et al., 2022；宋谢炎等，2022），天山及邻区的金、镍成矿时代集中在晚石炭—早二叠世（表1和表2），尤其在270~290 Ma（早二叠世）发生了巨量金、镍爆发性集中成矿作用，形成超过100 00 t金、250万t镍资源（表1、表2；图13），是一次重要的全球性金-镍耦合重大成矿事件。事实上，早二叠世（270~290 Ma）在中亚成矿域西部的天山及邻区，不仅形成了巨量金、镍矿产资源（图14），同时伴随着最强烈的区域岩浆活动、最具规模的区域走滑剪切以及塔里木地幔柱活动，是中亚西段大地构造演化和大规模成矿动力学背景最具争议的关键时间窗口（Song et al., 2011；李文渊等，2012；肖文交等，2019）。

天山大陆变形带金矿床产在中天山南、北缘及附近的脆/韧性构造变形带，尤其在中天山南缘大陆变形带南部，产出了天山绝大多数的世界级和大型-超大型金矿床（图2）。中天山南缘大陆变形带记录了古亚洲洋最南部分支洋（即“南天山洋”）俯冲消减过程（高俊等，2009；Han et al., 2011；肖文交等，2019）。已有的蛇绿岩记录表明南天山洋可能在~757 Ma（Mirkamalov et al., 2012）或~505 Ma（Dolgopolova et al., 2017）已经打开。寒武纪—石炭纪洋盆持续扩张形成了卡拉库姆-塔里木克拉通北部、从乌兹别克斯坦布坎套-努拉套-扎拉夫尚到吉尔吉斯斯坦阿特巴什、再到中国新疆南天山、断续分布的不同时期的蛇绿岩和洋壳岩石记录（Burtman，2006；高俊等，2009；Biske et al., 2010；Wang et al., 2018；图2），同时也导致中天山南缘晚志留世—早泥盆世和中—晚石炭世两次大规模岛弧岩浆过程并演化出恰特卡尔-库拉马岩浆弧，形成了乌兹别克斯坦Almalyk世界斑岩铜金矿集区（Goldfarb et al., 2014；Zhao et al., 2017；Dolgopolova et al., 2017）。

图13天山及邻区金矿（a）、镍矿（b）资源量直方图

矿床的成矿年龄见表1和表2，构造演化框架引用自Seltmann et al., 2011; Dolgopolova et al., 2017

Fig. 13 Histograms of gold (a) and nickel (b) resources in the Tianshan deformation zone and adjacent areas

Mineralization ages are listed in Table 1 and Table 2, and the tectonic evolution framework is referenced from Seltmann et al., 2011; Dolgopolova et al., 2017

大量的研究表明，中天山南缘大陆变形带经历了晚石炭世—早二叠世逆冲推覆和中—晚二叠世右行走滑韧性剪切两次大规模变形过程（de John et al., 2009；Wang et al., 2009；Han et al., 2018），但到目前为止，南天山洋最终关闭时限还存在争议（肖文交等，2019；Biske et al., 2023）。基于吉尔吉斯斯坦阿特巴什、中国新疆科克苏-阿克牙子蓝片岩-榴辉岩带、区域构造变形、区域A型花岗岩的大量研究，较多研究者提出南天山洋最终关闭于晚石炭世末期（Han et al., 2011；Han et al., 2018；高俊等，2022；Biske et al., 2023），并认为天山早二叠世大规模金成矿发生在碰撞后陆内变形背景下（Goldfarb et al., 2014；薛春纪等，2014；2020）。近年来通过中天山南缘最年轻增生楔组分、最年轻弧有关盆地物源变化及最年轻区域构造变形年代等的系统研究，部分学者提出南天山洋的增生演化可能持续到三叠纪，并最终于三叠纪早期关闭（Xiao et al., 2009，2015；Sang et al., 2020；肖文交等，2019；Tan et al., 2022）。显然，天山早二叠世重大金成矿事件，究竟是碰撞后陆内背景，还是增生造山体制，仍然需要后续更加深入研究。

中亚成矿域西部沿额尔齐斯断裂、东天山和北山地区发育巨量镍成矿作用（焦建刚等，2013；宋谢炎等，2022；Zhao et al., 2018；Song et al., 2021；Wang et al., 2022；Wei et al., 2023），额尔齐斯洋、北天山洋和北山洋关闭后的陆内变形带控制着3个镍成矿带的形成，目前3个洋盆关闭时限尚都存在众多分歧（Xia et al., 2004；2012；Mao et al., 2012；Tong et al., 2012；Tian et al., 2014；Xiao et al., 2015；Han et al., 2018）。主要观点包括：晚石炭世之前（Mao et al., 2012；Xia et al., 2004；2012）、晚石炭世—早二叠世（Wan et al., 2013；Han et al., 2018；Zhang et al., 2018）、三叠纪（Tian et al., 2014；Xiao et al., 2015；Mao et al., 2012；2022）。

额尔齐斯断裂在二叠纪时为地壳规模的逆冲断层（Briggs et al., 2009）；东天山的康古尔-黄山韧性剪切带在晚石炭—早二叠世发生了推覆剪切作用（陈文等，2005；Wang et al., 2007），并且为镁铁-超镁铁质岩体的形成提供了空间（Branquet et al., 2012）；北山地区多期活动的北东东向区域深大断裂控制众多岩浆型镍矿床的形成（徐文博，2023）。由于塔里木大火成岩省的活动时限（~275Ma）与成矿时代（270~290 Ma）的高度重合性，部分学者也认为地幔柱活动的叠加受改造的岩石圈地幔促进了阿尔泰、天山和北山地区的早二叠世岩浆型镍矿床的形成（Zhou et al., 2004；Qin et al., 2011；Su et al., 2012；2013）。虽然岩浆起源仍存在上述争议，值得肯定的是受俯冲熔/流体交代的岩石圈地幔对造山带环境镍成矿起到了重要作用（图15；Zhao et al., 2018；2024；薛胜超等，2024），早二叠世软流圈上涌或者地幔柱作用驱动了岩石圈地幔的大规模熔融（薛胜超等，2024；Zhao et al., 2024），区域的超壳深断裂为玄武质岩浆的上升提供了空间（Briggs et al., 2009；Branquet et al., 2012）。

关于天山早二叠世巨量金富集成矿机制的认识，一直处于不断探索与发展中。前苏联时期的研究者对乌兹别克斯坦Kyzyl-Kum沙漠地区奥陶—志留系Besapan组含碳复理石和Murunau金矿床进行了深入研究和地质勘探（Bel’kova et al., 1971；Garkovets，1973；1975；Kostitsyn，1991），认为含碳复理石建造是重要的矿源层，提出还原条件下碳质对金的吸附富集至关重要。在此基础上，Groves等(1998)将造山型金成矿理论应用于天山金矿床，完善了地壳连续成矿模式，强调绿片岩相到角闪岩相进变质脱水作用形成变质热液流体，周期性沿深大断裂上升到地壳浅部成矿。Cole (2001)和Yakubchuk等(2005)认为金矿区深部和/或外围晚石炭世—早二叠世花岗岩对成矿具有重要的物质和流体贡献，Wall等(2004)进一步将热晕型金矿（Thermal Aureole Gold）模型应用于Muruntau金矿床成因解释，认为深部花岗岩侵位不仅提供了含金成矿流体，同时提供的热量造成Besapan组地层发生大规模接触变质作用，促进了金的活化富集。Morelli等(2007)基于矿石硫化物Re-Os-He同位素的研究，认为地幔流体对于Muruntau和Zarmitan金矿床的富集成矿具有重要作用。Kempe等(2016)对Muruntau矿床进行了全面评述，认为这一世界最大规模金矿床的形成是沉积、区域变质、接触变质、岩浆和多期热液共同作用的产物，成矿金属既来源于含碳复理石建造，同时包含花岗岩和幔源物质的重要贡献。

最近，Seltmann等(2020)结合最新地质勘探资料，认为Muruntau金矿形成的关键条件包括：①就位于Kyzyl-Kum隆升地块碰撞后花岗岩热接触变质晕顶部；②中等程度接触变质作用形成巨量变质热液流体；③多期构造变形导致的复杂褶皱和断裂系统；④Besapan组上部碳酸盐岩作为化学障圈闭流体；⑤还原性变质地层中的广泛水岩作用。薛春纪等(2020)通过广泛的境内外对比和典型矿床研究，提出天山大陆变形带金成矿系统是“地壳初始富集+构造变形活化+岩浆热液叠加”的综合产物（图14），不同金矿床在不同地壳深度、与岩浆侵入体的空间关系等不同配置下，表现出多种矿化样式。但目前仍然无法解释为何在Muruntau地区24 km²范围形成了超过6000多t金资源（Kempe et al., 2016；Seltmann et al., 2020）？巨量金属和流体的来源是大陆变形带金矿床研究的难点，天山早二叠世大规模金富集成矿机制仍需深入研究。

图14天山大陆变形带容矿金矿床富集-活化-叠加成矿过程示意图（据薛春纪等, 2020）

a. Muruntau金矿床富集-活化-叠加成矿过程示意图；b. Kumtor金矿床沉积-变形-叠加-推覆成矿过程示意图；c.萨瓦亚尔顿金矿床同沉积-碰撞-碰撞后成矿过程示意图

Fig. 14 Schematic diagram illustrating the enrichment-activation-superimposed mineralization process of the gold deposits in the Tianshan continental deformation zone (modified after Xue et al., 2020)

a. Schematic cartoon illustrating the enrichment-activation-superimposed mineralization process of the Muruntau gold deposit; b. Schematic cartoon illustrating the sedimentation-deformation-superimposition-nappe mineralization process of the Kumtor gold deposit; c. Schematic cartoon

illustrating the synsedimentary-collision-post collision mineralization process of the Sawayaerdun gold deposit

基于板内环境产出岩浆型镍矿床的研究，前人构建了较为成熟的理论体系，包括：地幔柱活动叠加深大断裂是成矿的最佳组合（Barnes et al., 2005），地幔柱活动或软流圈上涌提供巨量岩浆（Barnes et al., 2005）、壳源硫的加入触发大规模硫化物熔离（Li et al., 2011；Ripley et al., 2013）和硫化物萃取岩浆中的金属富集成矿（Barnes et al., 2005）。前人对造山带背景下的岩浆型镍成矿作用，进行了诸多有益的探讨（李文渊，2022；薛胜超等，2024）。Zhao等（2024）基于中亚成矿域西部不同成矿禀赋的镁铁-超镁铁质岩体的Cu同位素研究表明，俯冲熔/流体的交代作用降低了地幔橄榄岩的固相线温度，导致高程度部分熔融，形成富含成矿元素的原始岩浆（图15，Mungall，2002）。此外，挥发分可以降低硅酸盐岩浆密度和黏度，促进富含成矿元素以细小液滴或者气泡和硫化物的复合液滴的有效运移（Mungall et al., 2015；Yao et al., 2020）。另一方面，原始岩浆从地幔源区向地壳运移的过程中，压力的迅速降低会导致岩浆中硫溶解度的急剧升高（Mavrogenes and O’Neill，1999；Barnes et al., 2005）。因此，即使原始岩浆中硫饱和，其到达浅部地壳后，仍需要其他机制触发硫化物熔离。

前人基于稳定和放射性同位素、元素比值等指标揭示出东天山镁铁-超镁铁质岩体形成过程中经历了显著的壳源物质的混染（图12，Gao et al., 2013；Sun et al., 2013；赵云等，2016；Zhao et al., 2016a；Yan et al., 2022）。氧逸度对岩浆硫溶解度的影响很大，当岩浆氧逸度由QFM+2（硫酸盐稳定域）下降至QFM+1以下（硫化物稳定域），玄武质岩浆中的硫溶解度降低一个数量级（1.5%~0.15%，Jugo et al., 2005）。前人对比了中亚成矿域西部的镁铁-超镁铁质岩体母岩浆的氧逸度，发现其在硫化物饱和前后经历了显著的氧逸度降低（>QFM+2至，Cao et al., 2020），有机碳的混染可能是造成母岩浆的氧逸度迅速降低的关键因素（图15；薛胜超等，2024）。因此，壳源硫和还原性有机碳的混入可能共同造成中亚成矿域西部玄武质岩浆硫化物熔离。熔离的硫化物与多幕脉动侵位的岩浆反应，并萃取其中的金属元素，富含成矿元素的硫化物在重力的影响下聚集于岩盆状岩体的底部，部分向下渗漏硫化物熔体在狭窄的岩浆通道可以位于岩墙状岩体的中上部位置（图15；Gao et al., 2013；Mao et al., 2014；Zhao et al., 2016a；2016b；宋谢炎等，2022）。

图15中亚成矿域造山带岩浆型镍矿床成矿过程示意图

（据Wang et al., 2022；Zhao et al, 2024修改）

Fig. 15 Schematic diagram illustrating the ore-forming process of magmatic nickel deposits in the Central Asian Orogenic Belt (modified after Wang et al., 2022; Zhao et al., 2024)

（1）早二叠世（270~290 Ma），中亚成矿域西部的天山及邻区发生了巨量金、镍爆发性集中成矿作用，已探明超过100 00 t金和250万t镍资源，孕育出独具特色、规模巨大的大陆变形带金成矿系统和造山带岩浆型镍成矿系统，是一次极为罕见的金-镍耦合重大成矿事件。

（2）大陆变形带金成矿系统主体沿古缝合带附近的脆/韧性构造变形带展布，构成东西向横跨中-哈-吉-乌天山的“亚洲金腰带”。天山早二叠世金矿床不能被已有成矿理论完整诠释，巨厚含碳碎屑岩系、地块抬升导致的大规模区域变质作用、巨量和多来源的流体作用、多期构造活化富集、多种因素时空耦合叠加等可能是大规模金成矿的关键控制。但巨量金属和流体的来源、金发生超常富集的机制与精细成矿过程、区域资源潜力差异的控制因素等，仍属未知。

（3）造山带岩浆型镍成矿系统产于天山、北山、阿尔泰地区深大断裂附近的镁铁-超镁铁质岩体中，是全球造山带镍成矿作用最强烈、发现矿床数量最多地区。大规模镍成矿的关键机制主要包括俯冲熔/流体的交代岩石圈地幔/软流圈发生高程度部分熔融、区域超壳深断裂为玄武质岩浆提供快速运移的通道、壳源物质的加入触发硫化物熔离、熔离的硫化物与多幕脉动侵位的岩浆反应，但巨量含镍岩浆的形成机制与演化过程、金属运移机制与精细成矿过程等尚不清楚。

（4）中亚成矿域西部早二叠世不仅孕育了巨量矿产资源，还发生了最强烈的区域岩浆活动、最具规模的区域走滑剪切以及古亚洲西段关闭/持续俯冲、塔里木地幔柱活动。早二叠世这一关键时期（270~290 Ma）的金-镍重大成矿事件，究竟是怎样的区域动力学背景？是否存在不同动力学体制并存？在中亚其他区域甚至全球是否有类似的成矿事件？是地质学家新面临的重大课题。

（5）以往的区域成矿研究，多是对金成矿作用或镍成矿作用分别开展各自独立研究，并不了解早二叠世金与镍重大成矿事件的响应机制。造成中亚成矿域西部金与镍成矿“时间耦合、空间分段”的内在机理是什么？二者在成矿动力学背景、成矿物质来源、大规模成矿触发机制是否存在响应与关联？都将是引起地质学家高度关注、创新发展中亚成矿域大陆变形带金和造山带镍成矿理论、有力推进区域金和镍找矿突破的重大课题和独到因缘。

致谢值此郑明华教授90华诞暨从事地质工作70周年之际，谨以此文感谢先生的谆谆教诲和关心指导。衷心祝愿先生健康长寿，学术长青！研究工作得到新疆自治区政府国家305项目办公室中乌、中吉、中哈合作研究工作站，新疆地勘单位和有关中外矿企大力支持与帮助。文中参考了大量国内外科研团队的研究成果，但限于篇幅，难免漏引。特约主编、审稿人提出了建设性修改意见，一并谨致谢忱！

参考文献