鄭?硌, 顧雪祥*, 章永梅, 劉瑞萍, 耿會青, 王艷忠, 趙紅海, 李亞軍

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黑龍江省高松山淺成低溫熱液金礦床圍巖蝕變元素遷移特征、定量計算與形成機制

鄭?硌1, 顧雪祥1*, 章永梅1, 劉瑞萍1, 耿會青1, 王艷忠2, 趙紅海2, 李亞軍2

(1. 中國地質大學 地質過程與礦產資源國家重點實驗室, 北京?100083; 2. 武警黃金第一支隊, 黑龍江 牡丹江?157021)

高松山淺成低溫熱液金礦床賦存于下白堊統(tǒng)安山巖等中基性火山巖中。礦體受圍巖中斷裂破碎帶的控制, 呈脈狀產出。礦區(qū)圍巖蝕變主要發(fā)育硅化、黃鐵礦化、冰長石化、伊利石化、絹云母化、碳酸鹽化和綠泥石化等。根據蝕變礦物組合和蝕變巖地球化學特征, 可將圍巖蝕變由近礦至遠礦分為3個帶: 強硅化-冰長石化帶、硅化-伊利石化-冰長石化帶、伊利石化-青磐巖化帶。對各蝕變帶進行了全巖元素地球化學分析, 利用元素遷移定量計算和圖解等方法詳細估算和擬定了蝕變過程中元素的遷移規(guī)律及其與蝕變礦物學之間的聯(lián)系。結果表明, 安山巖蝕變過程與金礦化密切相關, 特別是硅化、冰長石化和黃鐵礦化蝕變階段。根據圍巖蝕變形成過程與成礦之間的聯(lián)系, 探討了高松山金礦床圍巖蝕變的形成機制。

圍巖蝕變; 元素遷移; 定量計算; 淺成低溫熱液金礦; 黑龍江省

0?引?言

淺成低溫熱液金銀礦床是一種非常重要的金礦類型, 對于這類金礦床地質地球化學特征和成因機制等目前已有了非常詳細的研究[1–3], 但是對于圍巖蝕變過程中元素遷移規(guī)律和機理的研究仍然較少。許多研究者曾對淺成低溫熱液金銀礦床的圍巖蝕變礦物組合及分帶進行了描述[1–11], 但只有少量研究側重于蝕變分帶及蝕變過程中的元素地球化學行為[12–16]。

黑龍江高松山金礦床發(fā)現于2000年, 經多年的地質勘探業(yè)已查明其規(guī)模達到大型, 極具經濟價值。對該礦床前期的研究主要包括地質特征[17–18]、巖石地球化學[19]、同位素地球化學[20]和礦床成因[20–23]等方面, 而對于圍巖蝕變及其地球化學特征的研究還很欠缺, 從而一定程度制約了對該礦床成礦機制和礦化富集規(guī)律的深入認識。本文著重于對高松山金礦床圍巖蝕變特征及元素遷移規(guī)律的定量分析, 在野外宏觀觀察和室內鏡下鑒定的基礎上, 對蝕變礦物組合及其分帶特征進行了詳細研究, 對各蝕變帶元素遷移進行了定量估算, 探討了圍巖蝕變的機理以及蝕變分帶與金礦化的關系。

1?成礦地質背景

高松山金礦床位于小興安嶺-松嫩地塊和佳木斯隆起帶之間的伊春-延壽褶皺帶北部。區(qū)域基底巖石為下元古界東風山群的含金硅鐵建造, 基底之上為寒武-奧陶系淺海相灰?guī)r、白云巖、粉砂巖、砂巖和二疊系陸相砂板巖、砂礫巖夾炭質板巖以及中生代鈣堿性火山巖。區(qū)內構造主要為沙阿其河NW-SE向大斷裂, 其派生的次級斷裂為主要控礦構造。

礦區(qū)出露的地層較為簡單, 為一套下白堊統(tǒng)的火山巖: 由老到新為板子房組(K1b)和寧遠村組(K1n)。板子房組(K1b)以基性-中性火山巖為主, 巖性包括安山巖、玄武安山巖、安山質火山角礫巖、粗安巖夾橄欖玄武巖、玄武巖和英安巖等; 寧遠村組(K1n)以中酸性火山巖為主, 巖性主要為流紋巖、流紋質凝灰?guī)r、英安巖、粗安巖、粗面巖和流紋質熔結火山碎屑巖等。板子房組大體上分布于礦區(qū)的東部, 寧遠村組分布于礦區(qū)的西部, 兩者界線清晰, 目前發(fā)現的金礦體大多產于板子房組火山巖中(圖1)。礦區(qū)內除主體呈層狀分布的火山巖外, 還可見少量呈脈狀的安山巖和英安巖貫入于層狀火山巖中。

圖1?高松山金礦床大地構造位置及礦區(qū)地質略圖

1–第四系; 2–下白堊統(tǒng)寧遠村組流紋巖、凝灰?guī)r; 3–下白堊統(tǒng)板子房組安山巖、玄武安山巖; 4–火山角礫巖; 5–礦體及編號; 6–采樣鉆孔位置及編號

礦區(qū)內斷裂構造發(fā)育, 以NEE向壓性斷裂和NWW向張性斷裂為主體, 還有近EW向的斷裂。礦體均賦存于斷裂構造破碎帶中, 即礦體的產出嚴格地受到構造破碎帶控制。就已發(fā)現的礦體來看, 以1-I號礦體規(guī)模最大, 最具代表性(圖1)。1-I號礦體呈大脈產出, 全長2046 m, 西段大體呈EW向展布, 東段則呈NWW-SEE向展布, 中段出現明顯的折曲。顯然, 這是兩組不同方向的斷裂綜合控制使然。礦體垂深56~368 m, 垂向變化較大?？傮w走向86°~115°, 傾向南, 傾角55°~72°。最大厚度7.90 m, 平均厚度1.72 m, 金平均品位為5.47 μg/g, 約占礦區(qū)金總資源量的76.8%。

金礦體以含金石英脈、含金構造角礫巖和含金蝕變巖等形式產出。礦石中硫化物含量低, 且成分簡單, 屬貧硫化物礦石。金屬礦物主要為黃鐵礦和自然金, 微量的銀金礦、黃銅礦、方鉛礦和閃鋅礦。非金屬礦物主要為石英、玉髓、斜長石、方解石、冰長石、伊利石、絹云母、綠泥石和綠簾石等。礦石結構主要有自形、半自形、他形晶結構及交代殘余結構等。礦石構造中最常見的為細脈-網脈狀構造, 次為浸染狀構造和角礫狀構造等。

2?采樣及分析方法

用于X射線粉晶衍射和主元素、微量元素測試分析的樣品均采集于鉆孔巖芯, 盡量選取新鮮巖石和各蝕變帶的代表性樣品, 樣品均預先研磨至粒度小于200目。X射線粉晶衍射樣品分析在中國地質大學(北京)地學實驗中心完成, 所用儀器為日本理學D/Max-RC型X射線粉晶衍射儀(XRD)。主元素和微量元素分析在中國地質大學(北京)地質過程與礦產資源國家重點實驗室X射線熒光光譜(XRF)和激光燒蝕等離子體質譜(LA-ICPMS)微區(qū)分析實驗室完成。主元素采用壓片法分析, 所用儀器為日本島津XRF-1800 X射線熒光光譜儀; 微量元素采用等離子體質譜法(ICP-MS)分析, 儀器為美國ThermoFisher X Series II型四極桿等離子體質譜儀。

3?圍巖蝕變特征

3.1?主要圍巖蝕變種類及特征

高松山金礦床近礦圍巖蝕變類型多樣, 包括硅化、黃鐵礦化、冰長石化、伊利石化、絹云母化、碳酸鹽化、綠泥石化和綠簾石化(圖2), 其中硅化、冰長石化、黃鐵礦化與成礦關系最為密切。

硅化主要分布在礦體附近20~30 m范圍內, 尤其是在礦體數米范圍內硅化最強。通常表現為充填和交代兩種產出形式, 即他形細粒石英沿構造裂隙或礦物裂隙呈脈狀充填(圖2a、2b、2f、2i、2j), 或細粒石英交代安山巖中各類長石呈其假象及交代基質呈半自形粒狀產出, 也可見細粒石英交代冰長石(圖2h)。硅化常與黃鐵礦化、冰長石化、伊利石化伴生。

黃鐵礦化主要表現為晶形較好的星散狀或浸染狀黃鐵礦(圖2c)與顆粒細小晶形較差的浸染狀黃鐵礦(圖2a、2j)兩種產出形式。前者分布范圍較廣, 但與成礦關系不大; 后者通常與硅化密切伴生, 與金礦化關系密切。

伊利石化(絹云母化)在手標本上通常表現為白色黏土(圖2d), 之前不少研究者誤認為是高嶺石化[17–19,21–23]。本次研究通過X射線粉晶衍射(XRD)分析確認為伊利石(圖3, ZK4801-05)。單偏光顯微鏡下, 絹云母呈灰色、淺黃色隱晶質鱗片狀集合體產出, 正交偏光下呈二級干涉色; 伊利石較絹云母結晶程度好, 干涉色較低(圖2f、2g、2j、2k)。伊利石化(絹云母化)與成礦關系較為密切, 與硅化伴生, 分布范圍相對較廣, 主要產于距礦體數米到數十米范圍內。

冰長石化在本礦區(qū)并不十分發(fā)育, 在鏡下偶可見到, 具有特征的菱形切面, 單偏光下無色透明, 正交偏光下干涉色一級灰白(圖2h、2j)。冰長石化與硅化密切共生, 主要分布于靠近礦體數米范圍內。

碳酸鹽化主要表現為方解石交代安山巖的長石斑晶或基質, 或充填于安山巖裂隙及氣孔中(圖2c、2e、2k)。鏡下具有特征的菱形解理, 正交偏光下呈特征的高級白干涉色。碳酸鹽化分布范圍很廣, 通常距離礦體較遠。

綠泥石化、綠簾石化分布范圍廣, 礦體附近及遠離礦體處均有發(fā)育(圖2b、2c、2k), 常與碳酸鹽化、黃鐵礦化一起構成青磐巖化。

3.2?圍巖蝕變組合及分帶

高松山金礦床圍巖蝕變分帶性明顯, 緊靠礦體數米(多<5 m)范圍內為硅化、黃鐵礦化, 局部可見冰長石化, 向外數十米(多<50 m)范圍內為絹云母化、伊利石化, 繼續(xù)向外至距離礦體上百米范圍內為青磐巖化, 直至逐漸過渡為正常火山巖。各蝕變帶之間漸為過渡, 并?；ビ携B加。

圖2?高松山金礦床主要圍巖蝕變特征

(a)硅化與浸染狀黃鐵礦化(顆粒細小, 晶形差)共生; (b)兩期石英脈穿切綠泥石化安山巖; (c)安山巖綠泥石化、星散狀黃鐵礦化(晶形較好), 可見不規(guī)則團塊狀方解石及褐鐵礦; (d)安山巖發(fā)生強烈的伊利石化; (e)安山巖中斜長石被方解石交代; (f)硅化與伊利石化脈(+); (g)伊利石化與絹云母化(+); (h)早期蝕變形成的冰長石自形晶被石英交代呈假象(+); (i)強硅化-冰長石化帶的安山巖中斜長石、輝石等鐵鎂質礦物已基本全部被石英交代, 可見晚期細粒石英細脈穿切早期較粗粒的石英脈(+); (j)硅化-伊利石化帶發(fā)育的硅化、絹云母化, 局部可見冰長石化、黃鐵礦化(+); (k)伊利石化-青磐巖化帶的安山巖中斜長石斑晶被絹云母、方解石交代, 可見綠泥石充填于杏仁體中(+); (l)較為新鮮的安山巖僅受微弱的碳酸鹽化(+)。Adl–冰長石; Cal–方解石; Chl–綠泥石; Lm–褐鐵礦; Ill–伊利石; Ser–絹云母; Q–石英; Pl–斜長石; Py–黃鐵礦

在野外觀察的基礎上, 本次研究選取1-I號主礦體的一個典型鉆孔ZK4801系統(tǒng)采樣, 進行光薄片鑒定和X射線粉晶衍射分析(XRD), 以期詳細了解高松山金礦床圍巖蝕變組合及分帶特征。

ZK4801鉆孔圍巖巖性較為單一, 主要是安山巖夾少量安山質火山角礫巖。礦體有兩層, 上層為構造角礫巖型礦體, 金品位為14.76~21.8 μg/g, 厚約2 m, 石英呈細脈-網脈狀膠結或切穿蝕變安山巖; 礦體兩側圍巖蝕變發(fā)育, 在該礦體之下2 m處發(fā)育了另一層厚約1 m的蝕變巖型低品位3.52 μg/g礦體(圖4)。根據野外觀察、鏡下鑒定, 結合XRD分析結果(圖3), 由近礦至遠礦可劃分為: 強硅化-冰長石化帶(硅化、冰長石化和細粒黃鐵礦化)、硅化-伊利石化-冰長石化帶(硅化、伊利石化、絹云母化、冰長石化和細粒黃鐵礦化)和伊利石化-青磐巖化帶(伊利石化、絹云母化、碳酸鹽化、粗粒黃鐵礦化、綠泥石化和綠簾石化)。

圖3?高松山金礦床X射線粉晶衍射(XRD)譜線圖

圖4?高松山金礦床1-I號礦脈ZK4801鉆孔巖性、蝕變分帶示意圖

1–安山巖; 2–安山質火山角礫巖; 3–構造角礫巖礦體; 4–硅化; 5–冰長石化; 6–伊利石化(絹云母化); 7–青磐巖化; 8–新鮮安山巖

如圖4所示, 礦體頂板一側, 強硅化-冰長石化帶寬約1.5 m, 蝕變礦物主要為石英、冰長石、黃鐵礦和少量的伊利石、絹云母, 此帶以強烈的硅化為主要特征(圖2i), 石英常呈細脈狀、網脈狀穿切, 表現出多階段熱液活動的特征, 冰長石化、黃鐵礦化相對較弱; 硅化-伊利石化-冰長石化帶寬約2.5 m (圖2j), 蝕變礦物主要為石英、伊利石、絹云母、冰長石和少量黃鐵礦、綠泥石等(圖3), 此帶中石英、冰長石和黃鐵礦的含量明顯低于強硅化-冰長石化帶, 而伊利石化、絹云母化發(fā)育; 伊利石化-青磐巖化帶寬約30 m(圖2k), 蝕變礦物主要為伊利石、絹云母、方解石、綠泥石和綠簾石等(圖3), 此帶中未見硅化, 蝕變主要為伊利石化和青磐巖化, 且隨著距礦體距離的加大, 伊利石化逐漸減弱, 青磐巖化逐漸增強。此帶向外逐漸過渡為新鮮安山巖(圖2l)。礦體底板一側蝕變帶分布規(guī)律與頂板一側類似, 僅蝕變程度稍弱, 分布范圍較窄。

4?元素遷移定量估算

4.1?元素遷移計算方法

本研究對元素遷移量的計算主要采用等濃度線法。該方法是運用質量守恒方程對蝕變巖樣品與未蝕變或蝕變較輕的同類巖石進行比較, 反映蝕變或礦化時物質的遷移方向。這是一種量化地估算礦化和蝕變作用過程中發(fā)生的質量、體積和濃度變化的數據處理分析方法[24–25]。

在對熱液蝕變巖石進行化學元素遷入遷出的計算過程中, 由于伴隨著圍巖蝕變原巖往往會發(fā)生質量或體積的變化, 因此直接對蝕變巖與等量原巖的比較是不可能的, Gresens[26]提出了以下公式:

?=(V(B/A)A–O) (1)

?為組分的質量變化;=初始質量, 單位為百分質量時為100 g, 單位為μg/g時則為1 t;V為蝕變巖石與新鮮巖石的體積比例;B/A為蝕變巖石與新鮮巖石的密度比例;A為蝕變巖石中元素的濃度;O為新鮮巖石中元素的濃度。

為了解式(1), Δ或V其一必須為已知, 而V在實際工作中往往缺乏數據, Δ即為最終需要求得的元素遷移量。因此Grant[24]將式(1)轉換為:

CA=O/A(CO+ΔC) (2)

CA= (O/A)CO(3)

若將原巖及蝕變巖的各種組分濃度CO、CA分別作為X和Y坐標投點, 作出原巖-蝕變巖組分CA-CO圖解, 在CA-CO圖解上, 式(3)是一穿過原點, 斜率為O/A的直線, 即地球化學等濃度線, 確定1種或2種以上元素為不活動組分, 其直線斜率為:

=O/A=A/O(4)

將式(4)代入式(2)得:

ΔC=CA/–CO(5)

根據式(5)就可求得元素遷入、遷出變化。在CA-CO圖解上, 通過元素投點位置與不活動元素的等濃度線位置相對關系, 便可直觀地看出元素的遷入、遷出情況。在等濃度線以上為遷入, 在等濃度線以下為遷出, 與等濃度線距離越大遷入遷出程度越強。

4.2?元素遷移計算結果

高松山金礦床ZK4801鉆孔新鮮安山巖及各蝕變帶巖石的主元素、微量元素分析結果列于表1。取新鮮安山巖及各蝕變帶平均值, 以Al2O3為不活動組分, 各帶取平均值用式(4)和式(5)進行計算, 得出結果列于表2, 并作出主元素的CA-CO圖解(圖5)和主元素、微量元素的遷移量直方圖(圖6)。

由表2、圖5、圖6中可以看到, 各蝕變帶安山巖中元素(除第一過渡族元素外)遷移特征如下。

(1) 強硅化-冰長石化安山巖??主元素中SiO2(69.99%)和K2O(4.06%)大量遷入, Fe2O3(–4.99%)、MgO(–2.16%)、CaO(–4.70%)、Na2O(–2.60%)大量遷出, MnO(–1.00%)遷出; 微量元素中Rb(367.50 μg/g)、As(207.30 μg/g)、Sb(24.82 μg/g)、Pb(15.41 μg/g)、Mo(51.24 μg/g)、W(1052.64 μg/g)、Tl(2.27 μg/g)和Ag(6.48 μg/g)表現為遷入, Sr(–552.89 μg/g)、Ba (–607.20 μg/g)大量遷出, 其他元素遷移不明顯。

(2) 硅化-伊利石化-冰長石化安山巖??相對于強硅化-冰長石化帶而言, 主元素中SiO2(5.53%)和K2O(1.97%)的遷入量明顯減少, Fe2O3(–1.45%)、MgO(–0.95%)的遷出量明顯降低, CaO(–4.57%)、Na2O(–2.67%)的遷出量基本保持不變, 其他主元素遷移不明顯; 微量元素中Rb(202.01 μg/g)、As(30.47 μg/g)、Sb(4.24 μg/g)、W(119.52 μg/g)、Tl(1.05 μg/g)、Ag(0.57 μg/g)的遷入量明顯降低, 在強硅化-冰長石化安山巖中遷入的Pb(–1.67 μg/g)、Mo(0.71 μg/g)遷移不明顯, Sr(–552.05 μg/g)遷出量基本不變, Ba(–526.77 μg/g)遷出量略有降低。

表1?高松山金礦床新鮮安山巖和各蝕變帶安山巖主元素(%)及微量元素(μg/g)分析結果及參數

注: (2Ca+Na+K)/Al和K/Al值均為摩爾比值, 指數AI和CCPI含義詳見下文

表2?高松山金礦床各蝕變帶安山巖主元素(%)和微量元素(μg/g)遷移量(ΔCi)

圖5?高松山金礦床各蝕變帶安山巖的(CiA-CiO)圖解

(3) 伊利石化-青磐巖化安山巖??主元素中SiO2(–9.71%)表現為遷出, K2O(0.70%)的遷入量很低, Fe2O3(–0.77%)、MgO(–0.41%)、Na2O(–1.51%)的遷出量相對于上一帶進一步降低, CaO(2.13%)表現為遷入; 微量元素中Rb(111.93 μg/g)、Tl(0.61 μg/g)的遷入量進一步降低, 相對而言As(–1.45 μg/g)、Sb (–1.82 μg/g)、W(–12.81 μg/g)、Ag(–0.31 μg/g)遷移不明顯, Sr(–445.78 μg/g)、Ba(–512.92 μg/g)的遷出量均略有降低。

除了Co在各蝕變帶中的遷移量變化規(guī)律(由近礦到遠礦167.56 μg/g→12.94 μg/g→–7.95 μg/g)與As和Sb類似外, 第一過渡族元素在各蝕變帶中遷移量的變化規(guī)律不明顯。

5?K/Al-(2Ca+Na+K)/Al摩爾比值圖解和AI-CCPI圖解

利用K/Al-(2Ca+Na+K)摩爾比值圖解和AI- CCPI圖解, 可更為直觀地了解全巖地球化學數據與蝕變礦物學之間的聯(lián)系。

5.1?K/Al-(2Ca+Na+K)/Al摩爾比值圖解

K/Al-(2Ca+Na+K)/Al摩爾比值圖解可以直觀顯示K交代及K、Ca、Na流失, Ca交代影響蝕變巖石的程度。運用這個圖解, 蝕變巖石的組分與熱液礦物的組成可以進行對比, 地球化學趨勢可以與蝕變礦物學聯(lián)系起來, 從而對礦物分帶進行估計[16]。在這個圖解上, 純斜長石(鈉-鈣長石端元組分)會落點在=0,=1上; 純鉀長石或黑云母會落在=1,=1上; 高嶺石、綠泥石等含Al但不含Na、Ca、K的礦物會落在=0,=0上; 純鉀云母(絹云母)落點在=0.33,=0.33上, 如圖7所示。不含Al、K、Ca、Na的礦物(如黃鐵礦)對投點無影響。

高松山金礦床新鮮安山巖和各蝕變帶安山巖的K/Al和(2Ca+Na+K)/Al摩爾比值列于表1。新鮮安山巖(平均)的(2Ca+Na+K)/Al值為1.00, K/Al值為0.14; 強硅化-冰長石化安山巖的(2Ca+Na+K)/Al值為0.45~0.51, K/Al值為0.39~0.43; 硅化-伊利石化-冰長石化安山巖的(2Ca+Na+K)/Al值為0.34~0.35, K/Al值為0.27; 伊利石化-青磐巖化安山巖的(2Ca+Na+K)/Al值為1.00~1.32, K/Al值為0.15~0.24。在K/Al-(2Ca+Na+K)/Al圖解(圖7)上可以看到, 強硅化-冰長石化安山巖相對原巖發(fā)生了K的遷入和Ca、Na的流失; 而硅化-伊利石化-冰長石化安山巖相對強硅化-冰長石化安山巖則發(fā)生了K的流失, 投點明顯偏向遠離鉀長石(冰長石)端元, 而接近鉀云母(絹云母)、伊利石的范圍; 伊利石化-青磐巖化安山巖相對于新鮮安山巖發(fā)生了Ca的遷入, 投點位置向Y=1右側偏移。樣品點的分布無論與宏觀及鏡下的礦物鑒定、XRD分析測試結果還是與元素遷移計算的結果都是一致的。

圖6?高松山金礦床各蝕變帶安山巖主元素、微量元素遷移量(ΔCi)直方圖

5.2?AI-CCPI圖解

蝕變指數AI (alteration index)最初適用于表示VMS型礦床中蝕變長英質火山巖的蝕變程度, 但也可以應用于中性至基性火山巖的熱液蝕變[27]。AI反映了熱液蝕變過程中斜長石被絹云母和/或伊利石和綠泥石交代的程度[28], 表示為:

AI = 100 (MgO+K2O)/(MgO+K2O+CaO+Na2O)

指數CCPI (chlorite-carbonate-pyrite index)反映了熱液蝕變過程中綠泥石化、碳酸鹽化和/或黃鐵礦化的程度[29], 可表示為:

CCPI = 100 (MgO+FeO)/(MgO+FeO+K2O+Na2O)

高松山金礦床新鮮安山巖和各蝕變帶安山巖的AI值和CCPI值列于表1。強硅化-冰長石化安山巖的AI值為90.27~92.82, CCPI值為30.27~45.93; 硅化-伊利石化-冰長石化安山巖的AI值為90.21~90.65, CCPI值為67.45~66.69; 伊利石化-青磐巖化安山巖的AI值為37.69~42.04, CCPI值為68.19~73.93; 新鮮安山巖(平均)的AI值為41.09, CCPI值為69.04。

CCPI-AI圖解可顯示出全巖地球化學數據與蝕變礦物學和蝕變交代程度的聯(lián)系[29]。將高松山金礦床的數據投點于該圖解中(圖8)可以看到, 強硅化-冰長石化安山巖的范圍明顯比硅化-伊利石化-冰長石化安山巖的范圍更靠近冰長石端元, 說明強硅化-冰長石化的蝕變指數(AI)即蝕變程度更強。相對于強硅化-冰長石化安山巖而言, 硅化-伊利石化-冰長石化安山巖的冰長石化程度較弱。新鮮安山巖和伊利石化-青磐巖化安山巖的AI值明顯較低, CCPI值較高, 均位于Large.[29]所指的未蝕變安山巖-玄武巖范圍內, 一方面說明了本次研究采取的新鮮安山巖確實沒有遭受明顯的蝕變, 另一方面說明伊利石化-青磐巖化安山巖的蝕變程度較低。高松山金礦床CCPI-AI指數的變化規(guī)律, 與一些典型的淺成低溫熱液金銀礦床極為相似[12], 均為AI指數在礦體附近最高, 在礦體圍巖/上盤巖石遠離礦體逐漸下降, 而CCPI指數則恰好相反, 在礦體附近最低, 遠離礦體逐漸上升。

圖7?高松山金礦床新鮮安山巖和各蝕變帶安山巖K/Al-(2Ca+Na+K)/Al圖解(底圖據文獻[16])

圖8?高松山金礦床新鮮安山巖和各蝕變帶安山巖CCPI-AI圖解

底圖據文獻[12], 未蝕變安山巖-玄武巖范圍引自文獻[29]

6?討?論

6.1?元素遷移規(guī)律與圍巖蝕變

6.1.1?SiO2

SiO2在強硅化-冰長石化帶安山巖中遷入量極大, 與宏觀上發(fā)育強烈的硅化(石英細脈、網脈)相對應。而硅化-伊利石化-冰長石化帶中SiO2遷入量降低, 顯示硅化程度相對較弱, 主要表現為石英交代安山巖礦物或早期熱液蝕變形成的礦物(如冰長石), 此時石英的形成除了與熱液中SiO2的帶入有關外, 還有可能是鉀交代造成的, 如:

伊利石化-青磐巖化帶中SiO2表現為遷出, 可能與輝石類礦物在H2O和CO2的作用下發(fā)生水解形成綠泥石和方解石的過程有關:

(7)

由于此時成礦熱液中的SiO2已在之前的強烈的硅化蝕變過程中消耗, 故該反應中形成的SiO2進入熱液應是SiO2大量遷出的原因。

6.1.2?Fe2O3和MgO

由圖6中可以看到, Fe2O3、MgO遷出最多的蝕變帶, 也是SiO2遷入最多的蝕變帶, 這與石英交代鐵鎂質礦物如角閃石、輝石等有關。強硅化-冰長石化帶和硅化-伊利石化-冰長石化帶中SiO2的遷入程度與Fe2O3、MgO的遷出程度呈對應關系。Fe2O3、MgO在伊利石化-青磐巖化帶中遷出量很低, 與石英交代程度的降低以及流體中的Fe和Mg交代絹云母等蝕變?yōu)榫G泥石有關:

6.1.3?K2O

K2O在強硅化-冰長石化帶和硅化-伊利石化-冰長石化帶中大量遷入, 與發(fā)育冰長石化、伊利石化(絹云母化)有關, 如以下反應式:

硅化-伊利石化-冰長石化帶的K2O遷入量較強硅化-冰長石化帶降低, 是由于前期形成的冰長石被絹云母或石英所交代, 部分K+被帶出, 如:

伊利石化-青磐巖化帶中K2O遷入量很低, 與圍巖的含鉀礦物蝕變僅為較弱的伊利石化(絹云母化)相對應。

6.1.4?CaO和Na2O

CaO和Na2O在強硅化-冰長石化帶和硅化-伊利石化-冰長石化帶中基本全部遷出, 與巖石受強烈的鉀交代, 斜長石蝕變形成冰長石、絹云母和Na、Ca被帶出有關, 如反應(6)、(9)和(10)。

在伊利石化-青磐巖化帶中, Na2O遷出量的減少與冰長石化的缺失及伊利石化程度的減弱有關。而CaO的遷入除了以上原因外, 主要與熱液中Ca2+和CO2結合形成大量方解石有關, 也與含鈣的綠泥石或綠簾石的形成有一定聯(lián)系。

6.1.5?Rb和Tl

由圖6中可以看到, Rb和Tl與K2O的遷移規(guī)律十分相似, 元素遷移量呈非常好的線性關系(圖9) Rb和K2O相關系數= 0.9818, Tl與K2O相關系數= 0.9785。說明Rb和Tl都因類質同像替代了冰長石與伊利石(絹云母)中的鉀。

圖9?Rb和Tl遷移量與K2O遷移量線性關系

6.1.6?As、Sb

As和Sb的遷移規(guī)律同樣與SiO2類似, 且兩者的遷移量之間具有較好的線性關系, 相關系數= 0.9145(圖10), 這可能是由于黃鐵礦化和硅化關系密切, 在硅化發(fā)育的部位細粒黃鐵礦化也發(fā)育, As、Sb替代S進入黃鐵礦晶格中。

圖10?Sb和As遷移量線性關系圖

6.1.7?Sr和Ba

在圍巖蝕變帶中, Sr和Ba均表現為大量遷出, 與Na2O的遷移規(guī)律類似。值得注意的是, Sr/Ba值從新鮮安山巖→伊利石化-青磐巖化帶→硅化-伊利石化-冰長石化帶和強硅化-冰長石化帶變化為0.57→0.20~0.38→0.07~0.17(表1), 與膠東一些金礦床變化規(guī)律十分類似, 可以作為很好的找礦標志[30]。

6.1.8?Ag

Ag在強硅化-冰長石化帶, 即最靠近礦體的部位表現為遷入, 說明了Ag與Au之間密切的聯(lián)系。

6.1.9?Pb、W和Mo

Pb、W和Mo在強硅化-冰長石化帶中明顯表現為遷入, 是因為Pb、W和Mo為親石元素, 一般在熱液蝕變的早期傾向于富集[31]。

6.1.10?Co

第一過渡族元素的遷移規(guī)律除了Co之外不明顯。Co的遷移規(guī)律與As和Sb類似, 這可能與Co替代Fe進入黃鐵礦晶格有關。

6.2?圍巖蝕變與成礦過程分析

高松山金礦床賦存于火山巖廣泛發(fā)育的地區(qū), 下滲雨水和巖石中的封存水, 在熱能的驅動下可發(fā)生對流循環(huán), 沿途從圍巖中浸取出Au、Ag等組分, 形成含礦的地下水熱液[20]。礦床中石英、冰長石、黃鐵礦、伊利石、絹云母、綠泥石和方解石的蝕變礦物組合, 指示了這是一種近中性到弱堿性的富鉀流體[3,32,33], 流體包裹體測溫顯示成礦熱液溫度變化于180~260 ℃, 鹽度變化于0.2%~4.7%(未刊數據)。當這種富鉀的近中性的中低溫含礦熱液上升進入到容礦的斷裂或裂隙中時, 由于擴容減壓, 物理化學條件發(fā)生急劇變化, 平衡被打破, SiO2等成礦物質發(fā)生卸載, 沉淀出石英(石英細脈、網脈), 或交代斜長石或鐵鎂質礦物等, 表現為強烈的硅化(SiO2大量遷入, CaO、Na2O、Fe2O3、MgO遷出)。與此同時, 熱液與安山巖發(fā)生反應(如反應(9)、(10)), 熱液中的K+交代斜長石中的Na+、Ca2+形成冰長石(穩(wěn)定溫度約250 ℃)、伊利石和絹云母等, 即為冰長石化、伊利石化和絹云母化(K2O遷入, CaO、Na2O遷出)。如前所述, 高松山金礦床成礦熱液是一種中低溫、低鹽度、近中性的流體, 推斷在這種流體中金主要以硫氫絡合物的形式遷移[20]。當含礦熱液發(fā)生以上交代作用時, 溶液逐漸偏向堿性, 由于pH值的升高, 金的硫氫絡合物不穩(wěn)定而解體[34], 金富集沉淀:

S與被交代出的Fe2+結合形成黃鐵礦, 即黃鐵礦化:

(13)

以上過程即形成了礦體及其鄰近的強硅化-冰長石化蝕變帶。隨著熱液進一步向礦體兩側擴散、滲濾(主要為上部), 由于熱液中H+的作用, 早階段形成的冰長石被伊利石和/或絹云母交代(反應(11)), 部分K+被帶出, K2O遷入量相對強硅化-冰長石化蝕變帶降低, SiO2由于已在之前的過程中大量沉淀, 故SiO2的遷入量也明顯降低, 對鐵鎂質礦物的交代程度也降低(Fe2O3、MgO遷出量降低), 形成了硅化-伊利石化-冰長石化帶。

隨著不斷向上部圍巖中擴散、滲透, 熱液中的SiO2和K+已消耗殆盡, 因此硅化和鉀交代的程度已經很弱(K2O遷入量很低, Na2O遷入量降低)。由于接近熱液流體系統(tǒng)的邊緣, 大氣降水的補給逐漸增多, 在下降與加熱的過程中使早期形成的含鉀礦物(冰長石、伊利石、絹云母等)溶解, 釋放K+到熱液中, 鐵鎂質礦物(角閃石、黑云母等)蝕變形成綠泥石和方解石等, 造成Mg和Ca的遷入, 如:

輝石類礦物在H2O和CO2的作用下水解, 形成綠泥石和方解石(反應(7)), 反應中形成的SiO2進入熱液, 造成巖石中SiO2的遷出。再如反應(8)中, 絹云母發(fā)生蝕變形成綠泥石, Fe2+、Mg2+進入蝕變巖石中(Fe2O3、MgO遷出量進一步降低)。與此同時, 由于溫度下降等因素, CO2的逸度增高[16], Ca2+與熱液中的CO2結合形成方解石(CaO遷入), 以上過程在外圍形成伊利石化-青磐巖化帶, 遠離礦體方向伊利石化逐漸減弱。

綜上所述, 高松山金礦床圍巖蝕變礦物和地球化學分帶特征及蝕變過程中的元素地球化學行為總結于圖11。

圖11?高松山金礦床圍巖蝕變礦物和地球化學分帶及形成機制示意圖

1–石英脈(礦體), 強硅化-冰長石化帶; 2–硅化-伊利石化-冰長石化帶; 3–伊利石化-青磐巖化帶; 4–新鮮或受輕微青磐巖化蝕變的安山巖; 5–富K+的近中性、弱堿性含礦流體; 6–K+、SiO2交代后的含礦流體; 7–大氣降水; 8–元素遷入或參數增高, 箭頭長度代表相對程度; 9–元素遷出或參數降低, 箭頭長度代表相對程度; 10–元素相對穩(wěn)定或參數基本不變。圖中指向各蝕變帶的橫線上的礦物為各蝕變帶蝕變形成的代表礦物。Cal–方解石; Chl–綠泥石; Ep–綠簾石; Ill–伊利石; Ser–絹云母; Q–石英; Py–黃鐵礦; Adl–冰長石

7?結?論

高松山金礦床圍巖蝕變主要有硅化、黃鐵礦化、伊利石化、絹云母化、冰長石化、碳酸鹽化、綠泥石化和綠簾石化等, 具有典型低硫型淺成低溫熱液金礦床的蝕變特征。

圍巖蝕變由近礦到遠礦可劃分為3個蝕變帶。強硅化-冰長石化帶與金礦化關系最為密切, 蝕變礦物主要為石英、冰長石和黃鐵礦。該蝕變帶以SiO2、K2O、Rb、Tl、As、Sb、Ag的大量遷入和Fe2O3、MgO、CaO、Na2O、Sr、Ba的大量遷出為特征, Sr/Ba值低, AI指數相對最高, CCPI指數最低。硅化-伊利石化-冰長石化帶蝕變礦物主要為伊利石、絹云母, 石英、冰長石和黃鐵礦的含量降低。SiO2、K2O、Rb、Tl、As、Sb的遷入量和Fe2O3、MgO的遷出量減少, Ag基本沒有遷入, Sr/Ba值低, AI指數相對較高, CCPI指數較低。伊利石化-青磐巖化帶蝕變礦物為伊利石、絹云母、方解石、綠簾石、綠泥石和黃鐵礦。K2O、Rb、Tl、As、Sb的遷入量和Fe2O3、MgO的遷出量進一步減少, Na2O的遷出量減少, CaO表現為遷入, Sr/Ba值較高(比新鮮安山巖低), AI指數低, CCPI指數高(與新鮮安山巖接近)。

室內研究工作得到了曹華文的幫助和指導; 兩位匿名審稿專家對文章的修改提出了諸多寶貴的意見, 在此一并表示感謝！

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Element mobilization, mass-change quantification and formation mechanism of wall rock alteration in the Gaosongshan epithermal gold deposit, Heilongjiang Province, China

ZHENG Luo1, GU Xue-xiang1*, ZHANG Yong-mei1, LIU Rui-ping1, GENG Hui-qing1, WANG Yan-zhong2, ZHAO Hong-hai2and LI Ya-jun2

1. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing?100083, China; 2. The First Gold Geological Party of CAPF, Mudanjiang?157021, China

The Gaosongshan epithermal gold deposit is hosted in a Lower Cretaceous andesite. Ore bodies occur as veins controlled by fractured zones in wall rocks. Hydrothermal alteration are well developed in the Gaosongshan gold deposit, including silicification, pyritization, adularization, illitization, sericitization, carbonatization, chloritization, etc. According to alteration mineral assemblage and whole rock geochemistry, 3 alteration zones have been identified (proximal to distal): strong silicification-adularization zone, silicification-illitization-adulari-zation zone and adularization-propylitization zone. This paper focuses on estimating the migration pattern of elements by quantitative calculation and graphical methods, and discussing the link between alteration mineralogy and elements migration. Results show that alteration process of andesite is closely related to Au mineralization, especially silicification, adulariazation and pyritization. Based on the relationship between alteration process and mineralization, we discussed the hydrothermal alteration forming mechanism of the Gaosongshan gold deposit.

wall rock alteration; element mobilization; mass-change quantification; epithermal gold deposit; Heilongjiang Province

P614; P595

A

0379-1726(2015)01-0087-15

2013-10-21;

2014-04-05;

2014-06-04

國家自然科學基金(40930423, 40873036); 國家重點基礎研究發(fā)展計劃項目(2009CB421003-01); 高等學校學科創(chuàng)新引智計劃(B07011)

鄭硌(1988–), 男, 博士研究生, 礦床學和礦床地球化學專業(yè)。E-mail: zhengluo1988@hotmail.com

GU Xue-xiang, E-mail: xuexiang_gu@cugb.edu.cn; Tel: +86-10-82321678