北阿爾金余石山含金石英脈地質構造特征與流體作用

李孝文, 曹淑云*, 劉建華, 周丁奎, 李文軒, 蔣少涌, 曹漢琛, 吳 玉

北阿爾金余石山含金石英脈地質構造特征與流體作用

李孝文1, 曹淑云1*, 劉建華1, 周丁奎1, 李文軒1, 蔣少涌2, 曹漢琛1, 吳 玉3

(1.中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室和地球科學學院, 湖北 武漢 430074; 2.中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室和資源學院, 湖北 武漢 430074; 3.核工業北京地質研究院, 北京 100029)

北阿爾金構造帶東部余石山地區是近年來新發現的極具勘探潛力的稀有金屬礦區, 區域內出露有含金石英脈礦化體, 礦化體的產出總體上受區域韌性剪切帶和斷層帶共同控制。本文重點針對該礦化體, 在宏觀和顯微構造特征觀測的基礎上, 結合流體包裹體性質特征及流體來源進行了深入分析。研究表明, 含金石英脈礦化體經歷了從成巖?成礦到被改造的演化過程, 其在微觀上保留有明顯的原生和次生的結構特征。其中原生結構主要包括發育環帶的石英及各類金屬礦物, 而次生結構則為疊加于原生結構之上的蝕變和構造變形特征。石英呈現出明顯的韌?脆性轉換構造變形, 晶體內發育不同類型的流體包裹體, 指示著不同的流體演化環境。其中成礦期流體以富二氧化碳為主要特征, 溫壓環境約為=125～250 MPa,=300～365 ℃, 成礦深度約為9～12 km; 而改造期流體以貧二氧化碳的水?鹽體系為主要特征, 溫壓環境約為<100 MPa,=165～235 ℃, 深度小于8.3 km。流體的不混溶作用在成巖成礦過程中扮演了重要角色, 韌?脆性構造轉換所造成的流體壓力降低是導致流體不混溶作用的關鍵因素。成礦流體主要以巖漿水為主, 但受后期改造作用的影響而混入了大氣降水?？傮w上含金石英脈礦化體產于韌?脆性轉換帶并受剪切帶及斷裂帶的控制, 呈現出與剪切帶型金礦基本一致的特征。

含金石英脈; 石英環帶結構; 流體包裹體; 流體不混溶作用; 氫氧同位素

0 引 言

地質流體在巖石圈中廣泛存在, 是地質演化過程中不可或缺的介質。地質流體的成因、來源以及參與各類地質作用過程中的相互作用與效應已成為了近年來地學界的前沿研究內容(Kesler, 2005; Kolb, 2008; Ling et al., 2013; Bebout and Penniston-Dorland, 2016; Jamtveit et al., 2018; 肖益林等, 2018; Cao and Neubauer, 2019)。地質流體的成因及來源十分復雜, 不同類型的地質流體其成分組成、性質、遷移和聚集的方式等通常與特定的地質構造環境及演化過程密切聯系(Sibson, 1994; 陳柏林等, 1999; 肖益林等, 2015; 盧煥章, 2019)。例如在地質活動最為活躍的俯沖構造帶, 地質流體其主要來源于俯沖板片中含水礦物的脫水分解作用, 并以富水流體、含水熔體或超臨界流體等形式存在(肖益林等, 2020)。這些流體相不僅可引發俯沖板片或地幔楔的熔融、俯沖板片與地幔楔之間的成分交代、弧巖漿活動等, 還可顯著影響地幔物質的物化性質、熔融溫度、流變性質并控制著從俯沖板片到上覆地幔楔的物質和元素遷移(Ni et al., 2017)。

此外, 如果是在洋?洋或洋?陸俯沖帶中, 一部分流體相還會隨著島弧巖漿運動而持續向上運移至地殼部分。通過與圍巖的變質、交代反應影響地殼部分的物化、流變性質(Vry et al., 2010; Cao and Neubauer, 2019; 魏春景和鄭永飛, 2020); 促進地殼部分熔融的發生, 協助并參與地殼中所發生的各類變質作用以及控制成礦元素的運輸、聚集與再分配過程(Wang and Xiao, 2018)。由此可見地質流體基本貫穿于巖石圈演化的各個階段并對區域的變質、構造變形演化以及礦床的形成等起到了關鍵作用(池國祥和林舸, 2015; Deng and Wang, 2015; 陳宇等, 2019)。研究者們針對地質流體及上述地質過程之間的相互作用與效應已進行了相當深入的研究, 但是對于流體?成礦?構造三者之間聯系、相互作用與效應方面的研究卻相對較少。已有的研究表明, 成礦作用的發生通常與地質流體及構造運動緊密聯系, 地質流體不僅影響淺部巖石的破裂行為(Sibson, 1994; Chi and Xue, 2011), 還可通過巖石與礦物內部及邊界過程影響深部地殼巖石與礦物的變形行為、變形機制與流變特性(程雪梅等, 2018; 陳宇等, 2019; 董彥龍等, 2019)。而當地質流體具有一定量的揮發分及成礦元素時, 又可作為成礦流體而廣泛地參與世界上絕大多數礦床的形成(陳衍景等, 2007; Zheng et al., 2019)。因此, 精細解剖巖石與礦物中所記錄的構造特征與地質流體, 將有助于我們深入理解各類地質演化過程。同時, 將流體?成礦?構造三者有機結合, 并剖析三者之間的相互作用與效應也將為區域的地質研究提供依據。

自然巖石樣品中的流體包裹體, 作為研究地質流體重要的“探針”, 自被發現以來便普遍受到研究者們的關注(盧煥章, 2004; 池國祥和賴健清, 2009; 倪培等, 2014)。通過對自然巖石樣品中的流體包裹體進行測試與分析, 我們可以獲得其形成或被改造時流體環境的性質特征以及溫壓環境, 同時還可再結合巖相學、構造地質學、地球化學等研究手段更進一步地解析地質流體從其形成、運移到成巖成礦各階段經歷的復雜地質過程及演變歷史。例如有學者通過分析流體包裹體與其宿主礦物石英之間的成因關系, 發現流體包裹體與宿主礦物兩者之間可表現出元素再平衡作用過程(Lambrecht and Diamond, 2014), 為更精細地解釋流體成礦過程提供了依據; 池國祥等(2011)將流體包裹體與構造分析有機結合, 闡述了成礦流體的動力學機制; 熔?流體不混溶及流體不混溶的過程則通常指示著流體賦存環境的急劇變化以及成礦元素的聚集及再分配過程(Roedder, 1992; 盧煥章, 2011; 蔣少涌等, 2019)。隨著近年來對流體研究的定性及定量并結合其他研究手段綜合分析的深入, 使得可以更全面地解析流體包裹體的性質、特征、來源以及演化過程, 進而闡釋流體成礦過程、機制、-環境以及流體作用下的巖石流變性質, 變質作用等一系列地質問題(Cao and Neubauer, 2016; Tarantola et al., 2019; Tuba et al., 2019; Zhou et al., 2019; 郭偉等, 2020)。

北阿爾金造山帶東段余石山地區, 是近年來新發現的極具勘探和開采價值的稀有金屬研究區。其位于紅柳溝?拉配泉蛇綠巖構造混雜巖帶、祁連造山帶和歐龍布魯克微陸塊結合部位, 同時也處在阿爾金加里東期銅鉛鋅金石棉成礦帶上, 地質構造十分復雜(楊再朝等, 2014)(圖1)。目前對該區域內的基礎地質研究非常薄弱, 主要是針對區內富含鈮鉭礦的變粒巖進行了一些初步的研究(楊再朝等, 2014; 賈志磊, 2016; 賈志磊等, 2016)。最近我們在對余石山地區開展地質調查時, 運用EDS礦物分析技術發現區域內出露有含金石英脈礦化體, 礦化體兩端被逆斷層所截切, 并相較于圍巖呈現出截然不同的構造變形特征。本文在區域宏觀構造分析的基礎上, 針對該礦化體及其圍巖開展了詳細的顯微構造與巖相學特征觀測, 并結合流體包裹體性質特征及流體來源等對礦化體的構造特征、成礦機制及類型等進行了探討。

1 區域地質背景

余石山地區地處青藏高原北阿爾金構造帶東段,是塔里木地塊與柴達木地塊的交接地帶。區域以阿爾金走滑斷裂為界, 北為塔里木地塊東緣的敦煌地塊、南為柴達木地塊北緣褶皺帶、東與祁連造山帶相交接、西與北阿爾金俯沖增生雜巖帶相鄰。區域內出露的地層主要為古元古代達肯達坂巖群, 長城紀熬油溝組、薊縣?青白口紀冰溝南組、寒武紀?奧陶紀拉配泉組、石炭紀羊虎溝組(賈志磊, 2016; 賈志磊等, 2016)(圖2a)。區域南部所出露的古元古代達肯達坂巖群為一套以角閃斜長片麻巖、斜長角閃片麻巖、角閃片巖、含石墨大理巖及條帶狀混合巖為巖石組合特征的高角閃巖相的變質巖系, 并與柴北緣地區相連, 屬柴北緣歐龍布魯克微陸塊的變質基底(楊再朝等, 2014; 路增龍等, 2017)。長城紀熬油溝組是區域中部所出露的, 與研究區成礦關系最為密切的地層, 其主要巖石組合為白云質大理巖、綠泥綠簾片巖、蝕變安山巖、鈉長綠泥綠簾片巖、石英長石砂巖、片麻巖等。而區域北部所出露的薊縣?青白口紀冰溝南組, 是以灰色厚?巨厚層狀含團粒粉晶白云巖、灰色中厚層?厚層含燧石條帶團粒粉晶白云巖、泥晶白云巖、團粒質碎屑硅質白云巖為特征的一套碳酸鹽巖沉積。長城紀熬油溝組與薊縣?青白口紀冰溝南組兩者直接與祁連地塊相接, 屬祁連地塊的前寒武變質基底(許志琴等, 1999; 徐旺春等, 2007; 張江蘇等, 2016)。區域西部所出露的寒武紀?奧陶紀拉配泉巖群也被稱為紅柳溝?拉配泉蛇綠混雜巖帶, 屬于阿爾金構造帶中的北阿爾金俯沖增生雜巖帶。其主要由早古生代蛇綠巖塊(片)、洋島玄武巖塊和含晚寒武世?早、中奧陶世牙形石化石的深水沉積硅質巖、淺水?半深水沉積巖塊及早古生代高壓變質巖塊等物質組成(吳峻等, 2001; 修群業等, 2007; 張建新等, 2007; 楊經綏等, 2008; 張志誠等, 2009; 楊子江等, 2012; 王軍等, 2018)。余石山地區所出露的不同地層以及與之連接的地塊在阿爾金左行走滑斷裂帶的影響下, 在阿爾金山東段交匯形成了余石山地區特殊而復雜的大地構造特征(劉永江等, 2007; 楊再朝等, 2014; 張建新等, 2015)。研究區內巖漿及構造活動顯著發育, 侵入巖主要為巖株狀、透鏡狀產出的灰黑色變輝長巖、正長巖, 同時還可見有超基性巖、輝綠巖脈、花崗巖脈、花崗偉晶巖脈的出現, 這些侵入巖受后期構造運動的影響還普遍具有片麻狀構造。此外研究區內還出露有富含鈮鉭礦片麻巖、斜長角閃巖、黑云斜長片麻巖等深變質巖石, 并廣泛發育深熔及混合巖化作用。在多期次構造運動的影響下, 這些巖石普遍被改造而表現出諸如揉流褶皺、變形旋轉殘斑、石香腸等深部塑性變形的構造特征, 以及在逆沖推覆構造運動影響下所發育的褶皺、斷層、擦痕階步、節理及透入性劈理等淺部構造變形特征。同時研究區內廣泛發育的石英脈、綠簾石鏡面以及蛇紋石化大理巖等現象指示著區域內流體活動的發育。然而, 當前區域的研究程度較低, 年齡數據也相對缺乏, 現有的年齡數據不足以完整地理清研究區所經歷的多期次的巖漿及構造活動的疊加過程。但通過總結現有的年齡數據我們發現研究區主要經歷了前加里東期及加里東期的兩期構造?熱事件, 其中前加里東期的年齡數據主要來源于區內所出露正長巖體中巖漿鋯石的結晶年齡(約800 Ma)(楊再朝等, 2014; 陳威等, 2019; 楊文等, 2019), 而加里東期的年齡數據則主要來源于我們研究組所測試的含鈮鉭礦變粒巖中的榍石年齡、含剛玉正長巖中的變質鋯石及獨居石年齡(數據未刊), 以及陳威等(2019)、楊文等(2019)所測試的含鈮鉭礦變粒巖中變質鋯石的年齡(約510～480 Ma)。因此我們初步認為研究區經歷了前加里東期及加里東期的多旋回造山作用, 并且礦化作用主要發育于加里東期。

圖1 青藏高原北緣祁連?阿爾金?柴北緣?東昆侖區域地質簡圖(修改自張建新等, 2015)

(a) 余石山區域地質圖(修改自賈志磊等, 2016); (b) 研究區巖層面理產狀的等面積下半球極射赤平投影圖; (c) 研究區礦物拉伸線理產狀的等面積下半球極射赤平投影圖; (d) 研究區地質剖面圖以及含金石英脈出露位置。

2 樣品測試及分析方法

我們采集了一系列研究區含金石英脈礦化體及其周邊圍巖的巖石樣品, 并磨制了定向的雙面拋光薄片。為更精確地還原礦化體的地質構造及巖相學特征, 我們還沿著礦化體出露段以數十厘米的間隔依次取樣, 同時為了更好地判定流體包裹體的氣液比及流體包裹體面的分布情況, 我們分別切制了垂直和平行于脈體走向的兩組薄片(池國祥和Guha, 2011)。

研究樣品的亞微觀構造特征和礦物成分分析在中國地質大學(武漢)開展, 使用儀器為SDDIncaX- Max50型X射線能譜儀、Quanta450FEG型場發射掃描電子顯微鏡儀, 在測試前利用噴碳儀對樣品測試面進行了鍍碳膜工作。單個流體包裹體成分分析工作是在中國地質大學(武漢)激光拉曼實驗室完成。所使用的儀器為英國RENISHAWSystemRM-1000型顯微激光拉曼光譜儀, Ar+激光器, 曝光時間30 s, 狹縫寬度25 nm, 波長514.5 nm, 功率50 mW, 在測試前使用純硅片, 對峰值進行校正。在實驗過程中我們選取具有代表性且距測試薄片上表面較近的流體包裹體進行測試, 根據不同流體包裹體在樣品所處的位置, 我們會適當增加或減少激光強度和曝光時間。

氫氧碳同位素的分析工作在核工業北京地質研究院分析測試研究中心完成, 實驗前先將石英礦物粉碎至40～60目, 雙目鏡下挑選石英單礦物, 保證純度98%以上, 清洗, 去吸附水, 重量在5～10 g間。在氫同位素測試過程中, 先將分選礦物放在105 ℃恒溫烘箱中烘烤后, 再將樣品放入已被氦氣置換的元素分析儀FlashEA中, 加熱至1400 ℃使石英顆粒中的流體包裹體爆裂, 將含H液體和含H氣體還原成H2, 用高純氦氣將H2送入MAT253氣體同位素質譜儀進行分析。測量結果以SMOW為標準, 記為δDV-SMOW, 分析精度優于±1‰。石英氧同位素測定采用硅酸鹽及氧化物礦物中氧同位素組成的五氟化溴法, 首先用純凈BrF5在500～680 ℃, 10?3Pa真空條件下與石英礦物反應14 h, 然后用液氮將產生的O2純化, 最后在700 ℃有鉑催化劑的條件下將O2轉變為CO2送入MAT253氣體同位素質譜, 得到石英氧同位素結果, 以SMOW為標準, 記為δ18OV-SMOW, 測定測試誤差為±0.2‰。

流體包裹體的測溫工作在中國地質大學(武漢)使用儀器為LinkamTHMS600冷熱臺, 測溫范圍為?196～600 ℃, 當溫度低于31 ℃時, 誤差為±0.2 ℃;介于31～300 ℃, 誤差為±1 ℃; 高于300 ℃時, 誤差為±2 ℃。在進行冷凍測溫時利用液氮對流體包裹體進行降溫, 降溫速率為10 ℃/min, 在包裹體完全冷凍后, 緩慢升溫, 低溫下, 接近相變點(初融溫度、冰點、CO2籠形物融化溫度、CO2部分均一溫度)時升溫速率控制在0.1～0.5 ℃/min, 持續加熱, 升溫速率為5～10 ℃/min, 接近均一為一相時(通常是均一至液相), 將升溫速率控制在1 ℃/min。

3 變形構造及巖相學特征

3.1 區域宏觀構造特征

研究區主要出露一系列加里東期的深變質巖, 總體上呈現出早期深熔(D1)和深部韌性剪切變形(D2), 疊加晚期逆沖構造以及斷層活動(D3)的地質構造特征。其中深熔作用主要體現在區內出現的部分熔融和混合巖化現象, 例如區內?？梢姉l帶狀混合巖, 其表現為脈狀淺色體與暗色體互層, 其中淺色體以長英質成分為主而暗色體則以角閃石及黑云母為主要成分(圖3a, b), 在宏觀下可見平行于圍巖面理的淺色體, 指示部分熔融作用的發生。這些因部分熔融作用而形成的長英質脈體, 其厚度分布在1 cm到20 cm不等, 多為順面理遷移, 部分脈體因遭受深部韌性剪切變形作用而表現為在剪應力作用下形成的揉流褶皺, 并可見鎂鐵質包體形成具有明顯拖尾特征的眼球狀構造, 指示物質朝北西向流動的左行剪切(圖3a)。在眼球狀花崗質片麻巖中, 由于遭受剪切變形, 其呈現出由大小不同的旋轉殘斑及基質所構成的糜棱構造特征。眼球多由長石構成, 受到剪切作用影響而形成長石σ旋轉殘斑并具有明顯的拖尾, 表現為指示物質朝北西向流動的左行剪切(圖3b)。其基質則主要由呈條紋條帶狀的細?；牡V物集合體(如長石、石英、云母)組成, 并呈現出明顯的塑性流動構造。在角閃質巖石中?？梢婇L英質脈體被剪切而形成透鏡體狀或香腸狀(圖3b), 同時角閃石強烈定向, 構成了礦物拉伸線理和糜棱面理。通過野外的產狀測量和統計, 我們獲得了余石山深變質巖帶內巖石的糜棱面理總體傾向為NW-SE和NNW-SSE方向; 礦物拉伸線理的主體走向為近東西向(圖2b, c), 并厘定了因深熔作用而形成的花崗質巖石在多期構造運動下所形成的3期面理(圖3c)。此外區域內還普遍發育一系列產狀與糜棱面理產狀相一致的石英脈(圖3e), 脈體普遍較細且礦化程度較低, 但卻可在其圍巖中見有黃鐵礦及磁鐵礦礦化現象。

(a) 條帶狀混合巖在剪切作用下形成揉流褶皺, 指示物質朝北西向流動的左行剪切; (b) 眼球狀花崗質片麻巖具有明顯拖尾的眼球狀構造, 指示物質朝北西向流動的左行剪切; (c) 花崗質巖石遭受多期構造運動而表現出3期面理; (d) 疊加于片麻巖之上發育的S-C組構; (e) 區域內發育與糜棱面理產狀一致的石英脈; (f) 傾斜褶皺發育, 軸面傾向北西; (g) 逆斷層處X型共軛剪節理顯著發育并可見被節理所錯斷的石英脈; (h) 區域內可見北北西-南南東向綠簾石化的摩擦鏡面及階步。

逆沖構造以及斷層活動(D3)疊加于(D1)及(D2)期構造活動之上, 其主體由一系列朝南東方向逆沖的斷裂體系和軸面傾向北西的褶皺組成(圖3e～g)。推覆巖系中主要以出現逆沖推覆成因的構造角礫巖和碎裂巖為主要特征, 而下伏巖系則以發育糜棱巖化和強片理化為其主要特征。逆沖體形狀和大小不規則不均勻, 其周邊均以斷層與其他巖片相接觸, 各處斷層面的產狀基本一致, 總體以近東西向斷裂為主, 斷裂傾角深部較緩, 地表較陡一般為50°～60°, 少數地段傾角70°～80°。綠泥、綠簾石化糜棱巖是D3期疊加低溫變形最主要的特征, 該期次變形構造同樣十分發育, 尤其是在早期的面理之上所疊加的礦物擦痕線理(圖3h)。這些低溫線理同樣以NNW-SSE的傾伏向為主, 但傾角相比早期較大(圖3e, g)指示著兩期的地質事件。此外在露頭尺度我們還發現斷層面之間存在的1～25 m不等的斷層破碎帶, 帶中巖石具強劈理化、共軛節理及擦痕階步, 并發育逆斷層及構造角礫巖、斷層泥、S-C組構等(圖3d, g), 指示著D3期低溫變形作用的疊加。

3.2 含金石英脈宏觀構造特征

含金石英脈礦化體發育于構造剪切帶之中, 其圍巖以斜長角閃巖、斜長角閃片麻巖及長英質片麻巖為主(圖4a)。整體上斜切片麻理, 以近水平(低于∠30°)東西走向展布。產出寬度約1 m, 長約20 m, 兩端被逆斷層所切斷。兩端斷層面的產狀基本一致, 以近東西向斷裂為主, 斷裂傾角約50°, 斷層面間可見約0.5 m厚的斷層泥產出(圖4b)。礦化體表面風化, 新鮮面呈乳白色, 手標本尺度下可見方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦等多種金屬硫化物, 但金肉眼不可見(圖4g)。在礦化體新鮮面處還可見少量呈細薄片狀、被膜狀的銅藍及銅綠礦物的出現, 指示氧化作用的發生(圖4e, f)。在宏觀上雖然礦化體保持了較好的整體連續性, 但是在其剖面上卻呈現出較為明顯的構造變形特征。其具體表現為礦化體中礦物定向發育的一系列暗色條帶狀構造(圖4d, e)、彌漫于整體的呈網脈狀的脆性變形碎裂構造(圖4c, e)以及在剖面上呈鋸齒狀曲線的縫合線構造(圖4f)。暗色條帶狀構造以及縫合線構造均主要沿著近水平東西走向延伸, 其中暗色條帶狀構造其寬度在2 mm至5 cm不等, 縫合線構造則主要表現為石英呈現出類似“壓碎”的構造特征。而彌漫于整個礦化體的網脈狀碎裂構造則主要由一系列以近東西向延伸的與水平面呈一定角度相交的斷裂面組成。

3.3 顯微構造和陰極發光巖相學特征

3.3.1 圍巖變形顯微構造特征

含金石英脈礦化體所斜切的圍巖主體呈現出強烈的高溫變形顯微構造特征。長英質片麻巖中的礦物具有顯著的定向性, 其表現為長石強烈細?；?、石英與云母多晶集合體條帶整體定向, 共同構成相對發育的糜棱線理, 并呈現出明顯的流動構造特征(圖5a～c)。在陰極發光下, 石英條帶及斜長石分別呈現出暗色及紅色陰極光, 同時由于長石礦物里面的微量成分變化, 其陰極光也呈現出由深到暗的變化。此外發藍色陰極光的螢石也較為常見, 與長英質片麻巖相伴發育(圖5g, h)。而直接被石英脈體所斜切的角閃質糜棱巖, 其基本構造特點是具有明顯的條紋狀和條帶狀構造, 由富長英質和富角閃石質條紋相間出現。角閃石及長石細?；瘡娏? 其殘斑還普遍表現拉長定向特征, 此外在陰極下角閃石不發光, 而長石則多為陰極下發紅色光的斜長石。在這些礦物顆粒間還常有方解石及黑云母等熱液礦物出現, 局部還出現有綠泥石化、絹云母化等熱液蝕變現象(圖5a, d, e)。圍巖之中還可普遍見有與圍巖面理平行發育的同構造石英脈, 這些石英脈寬度在數毫米到數十厘米不等, 產狀與糜棱面理產狀相一致, 鏡下表現為以顆粒邊界遷移重結晶為主要特征的高溫塑性流動構造特征, 并可見長石等圍巖礦物的強烈細?；?圖5f), 同時其也表現有礦化特征, 主要以黃鐵礦及磁鐵礦礦化為主(圖5i)。這些深變質圍巖在早期深部高溫塑性剪切變形之上還普遍疊加有一系列晚期由逆沖推覆構造運動(D3)而產生的構造斷裂體系。這些斷裂面常被流體所充填而形成了截切圍巖與早期同構造石英脈的晚期熱液石英脈體, 這些脈體與圍巖面理斜交或近垂直, 寬度在數毫米至數厘米之間分布。這些石英脈的變形程度與早期的同構造石英脈有截然的差別, 其顆粒相對較粗同時礦化現象不再明顯, 部分脈體所表現出的對向生長特征還指示其形成于先存巖體的張性裂隙之中(圖5b, c)。

3.3.2 含金石英脈的顯微構造特征

鏡下觀測結果顯示, 含金石英脈礦化體總體上表現為韌?脆性變形疊加的構造變形特征。在礦體中心處, 石英顆粒粗大且緊密排列, 呈現出整體上的連續性。這些大顆粒石英表現有因晶質塑性變形作用而形成的波狀消光、亞晶?；?、變形紋、動態重結晶等塑性變形特征。同時破裂?微破裂作用所導致的晶內裂隙、晶間裂隙、穿晶破裂及細?；蕊@微破裂現象在這些大顆粒石英中或顆粒邊界處也普遍發育(圖6a～e)。這些因變形作用而形成的構造裂隙會在其產生后被石英等熱液礦物或以長石為主的圍巖礦物所充填而形成具有礦物定向特征的細?；瘲l帶(圖6b～d)。這些條帶截切原生礦物晶體, 其中還可見有較粗的原生礦物晶體殘余(圖6b, c), 同時相較于原生石英顆粒其流體包裹體的數量也相對較少(圖6e)。這些條帶結構根據其各自的產狀可細分為以近東西走向延伸與水平面近平行的條帶(圖6b)以及以近東西走向延伸與水平面呈一定角度相交的條帶(圖6c)兩個優勢組合, 其分別形成了宏觀下的近水平條帶結構以及X型破裂。其中近水平的條帶結構相較于后者其裂隙寬度更大, 在逐漸偏離礦體中心至其邊緣之間的過渡段, 我們發現近水平構造裂隙相較于礦體中心更為明顯, 可以看到充填于裂隙中的礦物因破碎、摩擦、旋轉而表現出的碎裂流動構造特征, 同時還可以發現以方解石為主的熱液礦物與之共生(圖6d)。越偏離礦體中心, 這些水平的面狀構造及蝕變作用就越為明顯, 石英顆粒也更為破碎。而對于與水平面呈一定角度相交的條帶組合, 其主要由一系列被重結晶石英顆粒所充填的晶內裂隙及穿晶破裂所組成, 其寬度大約在50～200 μm范圍內分布, 這些條帶雖然走向一致, 但其傾向卻可分為相反的兩組, 并構成了類似共軛X型共軛剪裂隙的構造組合(圖6c)。

(a) 宏觀下含金石英脈及其圍巖的宏觀地質特征; (b) 礦化體兩側所出露的逆斷層及斷層泥; (c) 礦化體表現出碎裂構造、壓碎結構及礦化特征; (d) 礦化體新鮮面可見銅綠、硫化物團塊及暗色條帶結構; (e) 礦化體剖面處可見銅綠及顯著的條帶結構和X型破裂; (f) 礦化石英脈內可見縫合線及銅藍現象; (g) 礦化石英脈可見有黃鐵礦、閃鋅礦等豐富的礦化現象。

圖中正交與陰極圖片左右對應: (a) 正長巖中的長石礦物明顯細?；⒂幸欢ǖ亩ㄏ蛐? 鉀長石殘斑出現絹云母、方解石等新生蝕變礦物; (b), (c) 正長巖中發育近東西向脆性斷裂, 并形成了一系列石英脈; (d), (e) 斜長角閃片麻巖中角閃石呈現出明顯定向拉長的礦物拉伸線理, 同時可見有方解石等礦物生成; (f) 產于剪切帶中的強變形石英脈, 具有以顆粒邊界遷移為主的高溫塑性構造特征; (g), (h) 角閃斜長片麻巖中長石細?；? 石英形成多晶集合體條帶, 整體平行定向構成拉伸線理; (i) 晚期斷裂中含礦熱液石英脈穿插早期強變形石英脈。

此外, 我們利用陰極發光設備將礦體中的石英根據其在陰極照射下的發光特征分為兩類。兩類石英分別發出褐色(Qz1)及暗色陰極光(Qz2)(圖6, 圖8)。其中Qz1型石英為礦化體的主要組成部分, 包括了原生的大顆粒石英及因破裂?微破裂作用導致的細?；㈩w粒, 它們普遍發育石英環帶及豐富的流體包裹體(圖8)。Qz2型石英在礦體中的含量較低, 主要包括變形作用影響下的動態重結晶顆粒、充填于構造裂隙之中的石英顆粒以及圍繞Qz1型石英生長的環帶狀石英。Qz2型石英普遍不發育石英生長環帶同時其陰極光也為暗色, 流體包裹體的含量相較于Qz1型石英顯著減少(圖6e, 圖8)。我們還注意到礦體中所發育的金屬礦物其周邊常發育一圈Qz2型石英(圖6f), 這些石英通常為Qz1型石英持續生長的結果, 之所以呈現出不同的陰極發光特征可能是由于在不同的流體演化期次中流體環境的元素變化所導致(陳小丹等, 2011), 這指示著Qz2型石英很可能生長于主成礦期之后的晚期流體演化過程, 因為此階段金屬礦物已先于Qz2型沉淀, 致使流體中金屬元素的含量下降使得Qz2型石英在陰極照射下發出暗色光, 也因此金屬礦物的形成期次是要早于Qz2型石英而與Qz1型石英基本同期。綜上, 結合兩類石英的陰極發光特征以及與金屬礦物之間的生長關系, 我們認為礦體中的金屬礦物與Qz1型石英為同一生長期次而早于Qz2型石英。

圖中g、h為正交與陰極圖片左右對應, a～d分別為礦體中部、過渡段、邊部的正交掃描圖片: (a) 礦體中心處的大顆粒石英在塑性變形的基礎上還疊加有脆性變形; (b) 在過渡段可見石英顆粒逐漸變細以及近水平的礦物定向細?；瘲l帶和韌?脆性構造轉換的特征; (c) 在過渡段可見石英韌?脆性構造轉換的特征以及近水平的礦物定向細?；瘲l帶和與水平面呈一定角度重結晶條帶; (d) 在邊緣段可見粗大的礦物定向細?；瘲l帶, 表現出碎裂流動構造特征, 并可見方解石的等蝕變礦物出現; (e) 石英表現出變形紋、重結晶條帶、穿晶破裂等韌?脆性構造轉換的特征; (f) Qz2型石英常圍繞金屬礦物生長; (g), (h) 兩類石英在陰極發光下分別表現出不同的發光及環帶特征, 其中Qz1型石英發褐色光且發育生長環帶而Qz2型石英發暗色光且不發育生長環帶。

3.4 礦物學特征

礦化體中各類金屬礦物十分發育, 其中包括有金、銀金屬(圖7a～d), 以及多種金屬礦物如黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦以及黃銅礦、銅藍等, 金屬礦物各具特征且相互共存。此外, 正如前文所述礦化體中的金屬礦物與Qz1型石英為同一生長期中形成, 通過觀察我們發現金主要以粒間金及包裹金為主要存在形式, 而銀主要以化合物的存在形式與方鉛礦共生, 這指示著金與銀及其他金屬礦物之間的同期生長特征。因此我們認為金、銀與Qz1型石英的生長期次相同為同期生長。

(a) 可見金以包裹金的形式存在; (b) 可見金以粒間金的形式存在; (c), (d) 銀主要以多金屬化合物的形式存在; (e) 銅黃色自形黃鐵礦; (f) 黃鐵礦常被多種金屬礦物交代而形成交代骸晶, 閃鋅礦也出現有被方鉛礦所交代形成的港灣狀結構; (g) 方鉛礦中出現有以固溶體分離結構存在的黃銅礦; (h) 黃鐵礦呈壓碎結構, 還可見銅藍交代方鉛礦及黃銅礦; (i) 銅藍交代多種金屬礦物表現出類似環帶的結構特征。

根據鏡下特征可以將金屬礦物分為三期生成順序, 即黃鐵礦階段、方鉛礦?閃鋅礦?黃銅礦?銀?金階段及銅藍階段。(1)黃鐵礦階段: 黃鐵礦主要以銅黃色自形至半自形立方晶體產出(圖7e), 粒度可達數毫米。大部分黃鐵礦晶體在形成后普遍被金屬硫化物所交代形成交代骸晶, 部分黃鐵礦還表現有在構造應力作用下的壓碎結構(圖7f, h)。(2)方鉛礦?閃鋅礦?黃銅礦?銀?金階段: 方鉛礦主要以白色(反射光)他形晶集合體產出, 粒度可達毫米級, 在鏡下方鉛礦常表現為三組相交的完全解理而呈現出黑三角形孔特征(圖7c, i)。閃鋅礦主要以灰棕色他形晶集合體產出, 粒度可達毫米級, 部分閃鋅礦中可見有呈固溶體分離結構的黃銅礦出現(圖7g)。黃銅礦主要以銅黃色他形晶集合體或呈固溶體分離結構在閃鋅礦中出現, 粒度可達毫米級。銀主要以銀白色他形晶集合體與方鉛礦連晶產出, 粒度可達毫米級, 其并非以自然銀狀態產出, 成分面掃結果顯示其主要以金屬硫化合物的形式存在, 化合物的主要元素組合為Ag-Sb-Cu-Ca(圖7c, d)。金主要以黃白色自然金或包裹金產出, 粒度可達10 μm, 包裹金主要與銀的金屬硫化物共生(圖7a), 部分自然金顆粒則與石英直接關聯(圖7b)。金屬礦物之間普遍存在的交代作用是該階段最為典型的特征, 例如絕大數方鉛礦、閃鋅礦及黃銅礦多表現為交代黃鐵礦的產出, 這是區分礦物生成序列的主要標志, 同時也是該階段金屬礦物多發育為他形晶集合體的主要原因, 其中黃鐵礦普遍被方鉛礦、閃鋅礦及黃銅礦所交代形成骸晶, 同時閃鋅礦也出現有被方鉛礦所交代形成的港灣狀結構出現(圖7f, h)。(3)銅藍階段: 銅藍主要以深藍色交代結構產出, 方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦普遍被銅藍所交代形成類似環帶的結構特征。銅藍的出現代表著礦化體的賦存環境由先前的還原性環境逐漸轉變為氧化性環境(圖7i)。

4 石英脈中的流體包裹體特征

含金石英脈礦化體中流體包裹體十分發育, 本文基于礦化體石英中的流體包裹體在室溫下的相態類型、升溫和降溫過程中出現的相轉變模式、包裹體達到均一態和完全凍結態時的特征同時結合激光拉曼探針和陰極發光CL, 將礦化體中石英所包裹的流體包裹體分為三類型, 即類型I: 三相含二氧化碳型包裹體, 類型II: 兩相富二氧化碳型包裹體以及類型III: 氣液兩相型包裹體。

4.1 流體包裹體巖相學特征

三種類型的流體包裹體廣泛發育于礦化體石英之中, 巖相學及陰極發光(CL)的觀測結果顯示各類型流體包裹體在石英中具有不同的分布特征, 且不同類型流體包裹體的分布與石英在陰極條件下的發光特征密切相關。具有環帶特征的Qz1型石英發褐色陰極光, 其流體包裹體十分發育且密集分布。然而在不發育生長環帶特征同時發出暗色陰極光的Qz2型石英顆粒中, 其流體包裹體的分布相較于前者顯著減少(圖8)。在 Qz1型石英中流體包裹體類型非常豐富, 上述三種類型流體包裹體均有發育(圖8c)。而在Qz2型石英中, 流體包裹體的類型則單一, 主要發育類型III: 氣液兩相型包裹體(圖8f)。

下面將根據流體包裹體的巖相學特征對石英中的各類型流體包裹體進行詳細描述:

類型I: 三相二氧化碳型包裹體。該類型包裹體在室溫下常表現為三種特征明顯的相態, 即液態水相(LH2O); 液態二氧化碳相(LCO2); 氣態二氧化碳相(VCO2)。它們主要以負晶型或橢球型形狀存在于石英之中, 包裹體的大小分布在3 μm至10 μm之間, 也可見少量10 μm以上的包裹體出現。該類型包裹體中二氧化碳相(VCO2+ LCO2)的充填度變化范圍大, 在10%～90%之間均有分布(圖9d, e)。這些包裹體通常以團簇狀或假次生條帶狀流體包裹體組合(圖9a)以及單個孤立流體包裹體(圖9e)的形式大量存在于Qz1型石英之中, 不常見次生的I型包裹體, 同時在Qz2型石英中該類型包裹體基本不可見。值得注意的是三種類型包裹體可存在于同一視域之中, 暗示著三者成因上的關聯(圖9h, i)。

類型II: 兩相富二氧化碳型包裹體。該類型包裹體在室溫下常表現為兩種特征明顯的相態, 即液態二氧化碳相(LCO2)及氣態二氧化碳相(VCO2)。其主要以橢圓狀或負晶型形狀存在于Qz1型石英之中而在Qz2型石英中基本不存在。該類型包裹體大小分布在3～7 μm之間且氣態二氧化碳相(VCO2)的充填度分布范圍較大, 在10%～70%之間均有分布(圖9f, g)。其通常以團簇狀或條帶狀假次生流體包裹體組合的形式與III型包裹體共生, 少見以孤立形式存在的此類型包裹體, 基本不可見以切過晶體邊界形式存在的此類次生包裹體。

類型III: 氣液兩相型包裹體。該類型包裹體在室溫下常表現為兩種特征明顯的相態, 即液態水相(LH2O)與氣態水相(VH2O), 其形狀多樣, 橢圓狀、負晶型、不規則型均有出現。包裹體大小分布在3～10 μm之間, 氣體充填度(VH2O)分布較為穩定, 在5%～30%之間分布。該類型包裹體可分原生與次生兩類, 其中原生包裹體在兩類石英中均有出現, 在Qz1型石英之中以團簇狀或條帶狀假次生流體包裹體組合的形式與II型包裹體共生, 少見以孤立形式存在的該類型包裹體。在Qz2型石英之中該類型包裹體通常以孤立狀、團簇狀形式存在(圖9c)。而該類型次生包裹體則通常以穿插石英顆粒邊界的條帶狀次生流體包裹體組合為存在形式(圖9b)。此外, 單相型包裹體在Qz1和Qz2兩類石英之中也廣泛存在, 在室溫下其主要表現為單相液態包裹體(LH2O)或單相氣態流體包裹體(VH2O)(圖9d, h, i), 其大小在3 μm至10 μm之間分布, 其形狀多樣, 橢圓狀、負晶形、不規則型均可存在于兩類石英之中, 或以次生包裹體而存在于次生流體包裹體面之中。該類型包裹體不會單獨存在而是常與上述三種類型包裹體存在于同一視域之中。由于該類型包裹體常出現頸縮、拉裂等被改造特征, 因此我們認為這些包裹體可能是受應力作用下脈體變形的影響而被改造。其單相特征使得我們不易測得其物化參數, 但根據其存在形式以及被改造的特征我們認為其原始狀態可能相似于前述三類包裹體, 因此這些包裹體物化參數的確定與否可能不會影響整體數據的準確性。

圖中兩列由上而下分別為正交、陰極發光CL及流體包裹體照片, 各列之間相互對應: (a), (b) Qz1型石英中可見顯著的生長環帶特征以及圍繞其生長的Qz2型石英, 且發育豐富的流體包裹體; (c) Qz1型石英中發育豐富的I、II、III型包裹體; (d), (e) 可見Qz2型石英以環帶的形式圍繞Qz1型石英生長, 但只發育少量流體包裹體; (f) Qz2型石英通常只發育少量的III型包裹體。

(a) 以條帶狀或團簇狀產出的流體包裹體組合; (b) 切過晶體邊界的次生流體包裹體組合; (c) Qz2型石英中以團簇狀產出的流體包裹體組合; (d) 二氧化碳相含量較大的I型包裹體及單相包裹體; (e) 二氧化碳相含量較小的I型包裹體; (f) 氣態二氧化碳相含量較大II型包裹體; (g) 氣態二氧化碳相含量較小的II型流體包裹體; (h), (i) Qz1型石英中可見多種類型包裹體共存于同一視域中。

4.2 流體包裹體激光拉曼譜峰分析結果

在流體包裹體巖相學分析的基礎上我們利用激光拉曼探針對各類型包裹體進行了進一步的成分分析, 測試結果如圖所示(圖10)。I型包裹體的激光拉曼光譜在1285 cm?1、1388 cm?1、3400 cm?1出現明顯譜峰, 代表著該類型包裹體主要為含二氧化碳的水鹽體系(圖10a, b), 同時在2599 cm?1處出現有較低譜峰, 代表著其中含有少量H2S組分(圖10a)。II型包裹體的激光拉曼光譜在1280 cm?1、1385 cm?1處出現明顯譜峰, 代表著該類型包裹體的主要成分為二氧化碳, 同時在1194 cm?1, 2932 cm?1處出現較低譜峰, 代表著其中含有一定量CH4和SO2組分(圖10c, d)。III型包裹體的激光拉曼光譜在3400 cm?1左右出現有明顯譜峰, 代表著該類包裹體的主要為水鹽體系, 我們對其水峰進行了放大分析, 顯示出該類型包裹體中水峰的次級峰較多(圖10e), 與標準水鹽體系流體包裹體拉曼譜峰不相符合, 這證明該類型包裹體中可能還含有Mg2+、Ca2+、K+等陽離子成分(Ni et al., 2006; 丁俊英等, 2008)。在測試過程中還可發現少量流體包裹體在2930 cm?1處出現有明顯譜峰(圖10f), 指示著整個流體體系中存在著一定量的CH4組分。

4.3 流體包裹體顯微測溫以及相關參數的計算結果

基于流體包裹體巖相學觀測以及激光拉曼探針的分析結果, 本文對礦化體石英中的流體包裹體進行了系統性的顯微測溫, 以及流體包裹體的溫壓、密度等相關參數的計算。在測試過程中本文嚴格按照流體包裹體組合(FIA)的分類及分析方法以降低數據的偏差, 從而更加準確的還原流體性質(池國祥和盧煥章, 2008)。以下統計結果均選自每個流體包裹體組合的數據, 即每個流體包裹體組合中所有同類型流體包裹體數據的平均值。

4.3.1 流體包裹體測溫結果

測試過程中一共獲得了共計56個流體包裹體組合, 250個流體包裹體的熱力學數據。但由于一些包裹體太小以及亞穩態現象的出現加大了測得包裹體初融溫度的難度, 因此主要測定了流體包裹體組合中較大包裹體的初融溫度。

類型I: 三相含二氧化碳型包裹體。該類型包裹體的整體均一方式可分為整體均一至液態二氧化碳相(LCO2+VCO2+LH2O→LCO2)和整體均一至水相(LCO2+ VCO2+LH2O→LH2O)的兩種方式, 因此可根據其均一模式將其分為兩種類型, 即類型I-i及類型I-ii。其中類型I-i均一溫度在270～381 ℃之間分布, 籠合物融化溫度在5.5～6.4 ℃之間分布, 二氧化碳相的均一溫度在12.5～28.4 ℃之間分布, 測得部分包裹體的初融點在?58.0～?61.1 ℃之間分布。類型I-ii均一溫度在301～380 ℃之間分布, 籠合物融化溫度在4.8～7.2 ℃之間分布, 二氧化碳相的均一溫度在20.5～28.6 ℃之間分布, 測得部分包裹體的初融點在?57.8～?59.7 ℃之間分布。由于這兩類包裹體完全凍結溫度常在?100 ℃左右, 初融溫度也低于?56.6 ℃的標準初融點, 結合激光拉曼的測試結果, 指示著這兩類型包裹體中可能含有甲烷等組分。

類型II: 兩相富二氧化碳型包裹體。該類型包裹體均一溫度在11～27 ℃之間分布, 測得部分包裹體初融點在?56.9～?60.0 ℃之間分布, 完全凍結溫度在?100 ℃左右, 初融溫度低于?56.6 ℃的標準初融點, 結合激光拉曼的測試結果, 指示著該類型流體包裹體中包含甲烷等組分。該類型包裹體的均一方式大多以均一至液態二氧化碳相為主(LCO2+VCO2→ LCO2), 也可見少量以均一至氣態二氧化碳相的包裹體(LCO2+VCO2→VCO2), 但由于均一至液態二氧化碳相的包裹體占絕大多數(>98%), 因此只將該類型包裹體劃分為一種類型。

類型III: 氣液兩相型包裹體。在Qz1型石英中的均一溫度在188～375 ℃之間分布, 其均一方式為均一至液態水相(VH2O+LH2O→LH2O), 冰點溫度分布在?11.6～?3.3 ℃之間, 初融溫度在?26.0～?24.0 ℃之間分布。結合激光拉曼的測試結果, 指示其含有Mg2+、Ca2+、K+等陽離子組分。在Qz2型石英中的均一溫度范圍為165～236 ℃, 冰點分布在?3.5～?2.9 ℃之間, 初融溫度在?21.0～?25.0 ℃之間, 均一方式為均一至液態水相(VH2O+LH2O→LH2O)。該類型包裹體由于其初融溫度低于?20.8 ℃的標準初融點, 因此也指示該類型包裹體中存在有Mg2+、Ca2+、K+等離子成分。

4.3.2 流體包裹體物化參數計算

流體包裹體作為研究區內流體活動的最直接證據, 詳細研究其組分含量, 物化參數以及捕獲環境對于我們還原其流體演化過程具有重要意義。因此在流體包裹體巖相學觀察、激光拉曼光譜分析以及顯微測溫的基礎上對各類型包裹體進行了詳細的鹽度、密度、各類組分含量、均一壓力的計算與統計。其中類型I、類型II、類型III包裹體的鹽度、密度、各類組分含量、均一壓力的計算分別是通過Matthew (2018)、Bakker(2009)、Matthew et al.(2012)所開發的軟件計算獲得。部分流體包裹體的CH4組分含量是通過Mao et al.(2016)所總結的資料計算得出。具體測溫結果以及各類包裹體參數的計算與統計結果如圖11、12及表1所示。

I-i型包裹體的鹽度分布在6.7%～8.3% NaCleqv之間, 密度在0.762～0.963 g/cm3之間分布,NaCl在0.011～0.021之間分布,CO2在0.132～0.540之間分布,H2O在0.448～0.848之間分布, 均一壓力(即最小捕獲壓力)在133.3～323.4 MPa之間分布。

I-ii型包裹體的鹽度分布在5.3%～9.5% NaCleqv之間, 密度在0.777～1.014 g/cm3之間分布,NaCl在0.015～0.027之間分布,CO2在0.066～0.398之間分布,H2O在0.592～0.982之間分布, 均一壓力在159.4～ 331.1 MPa之間分布。

(a) I型包裹體主要組分為二氧化碳與水, 也可含硫化氫等還原性組分; (b) I型流體包裹體主要組分為二氧化碳與水; (c) II型包裹體主要成分為二氧化碳, 也可含二氧化硫等組分; (d) II型包裹體主要成分為二氧化碳, 也可含二氧化硫、甲烷等還原性組分; (e) III型包裹體的主要成分為水與鹽類, 且離子類型多樣; (f) 富CH4型包裹體。

(a) I型包裹體均一溫度頻率直方圖; (b) III型包裹體均一溫度頻率直方圖; (c) I、II型包裹體二氧化碳相均一溫度頻率直方圖; (d) I型包裹體鹽度頻率直方圖; (e) III型包裹體鹽度頻率直方圖; (f) I、II型包裹體初融點頻率直方圖。

II型包裹體的密度在0.682～0.851 g/cm3之間分布, 均一壓力在4.7～6.7 MPa之間分布。

III型包裹體在Qz1型石英中, 其鹽度在5.4%～ 13.8% NaCleqv之間分布, 密度在0.699～0.948 g/cm3之間分布,NaCl和H2O分別在0.017～0.053之間和0.947～0.983之間分布, 均一壓力在1.12～20.41 MPa之間分布。在Qz2型石英中鹽度在4.7%～5.6% NaCleqv之間分布, 密度在0.858～0.946 g/cm3之間分布,NaCl和H2O分別在0.015～0.018之間和0.982～ 0.985之間分布, 均一壓力在0.67～2.99 MPa之間分布。

根據測得的部分I、II型包裹體的初融點數據, 對該流體體系的CH4含量進行了估算, 計算結果顯示I型包裹體中CH4組分含量在0.003～0.042之間分布, II型包裹體中CH4組分在0.01～0.13之間分布?？紤]到類型I(三相含二氧化碳型包裹體)更能代表整個原始流體體系真實特征, 因此認為該流體體系中CH4組分平均組分含量約在0.02左右。

(a) I型包裹體密度、摩爾體積與組分含量投圖; (b) III型包裹體密度、摩爾體積與組分含量投圖; (c) II型包裹體密度、摩爾體積與組分含量投圖; (d) 各類型包裹體均一溫度與密度變化趨勢投圖; (e) 各類型包裹體組分含量的三元投圖。

表1 礦化體石英中不同流體包裹體組合的測溫與計算數據統計

續表1:

綜上, 流體主要為三元CO2-H2O-NaCl三元體系, 其中二氧化碳的摩爾分數約為20%而NaCl的質量分數約為6% NaCleqv(數據取自各流體包裹體組合的平均值)。

4.3.3 成礦流體的Eh和pH計算結果

對成礦流體Eh和pH的測定, 可以幫助我們更加深入地了解其熱力學性質以及地質流體所參與的如礦物的溶解和沉淀、熱液蝕變、熱液成礦等地球化學過程, 對解釋礦體的成礦過程與成礦機制有著重要作用(韓吟文和馬振東, 2003)。礦物在生長過程中所形成的流體包裹體能夠反映礦物形成時所處的流體環境, 通過計算流體包裹體其代表的Eh及pH環境, 能夠較為準確的為我們提供礦體形成的各階段其所處的物化環境。本文利用劉斌(2011)所總結的分析公式, 對I、III型包裹體進行了計算, 結果如下表2及圖13所示。該計算方法主要基于電解質理論方程, 根據不同溫壓條件下流體體系中各離子之間的反應方式、類型、熱力學方程以及化學反應的平衡常數等, 建立了如CO2-H2O、CO2-H2O-NaCl等流體體系的Eh、pH計算公式, 使得計算自然巖石樣品中的流體包裹體Eh、pH成為了可能。

4.4 流體的氫氧同位素特征

氫氧同位素是當前用來對熱液流體來源及演化歷史進行示蹤及解釋的一種重要方法(Taylor, 1979)。本文一共挑選了四份含金石英脈樣品(YS1824-4～7)以及三份晚期充填于構造破裂面之中的石英脈樣品(YS1838-3A、YS1807-2E, 3B), 進行了氫氧同位素測試, 具體測試的結果如下表所示(表3)。δ18OH2O值是通過石英與水的氫氧同位素分餾公式1000ln石英-水= 3.38×106/?2?3.40計算而得(Clayton et al., 1972), 同時為了更客觀地還原流體性質, 本文并未采用流體包裹體均一溫度平均值的方式進行數據投點, 而是采用了流體包裹體范圍均一溫度來進行數據的范圍投圖。我們之所以對數據進行了如此處理是由于流體包裹體氫氧同位素測試通常為群體分析法, 通過加熱爆裂的方式獲得石英中的水盡管方便, 但卻由于無法分辨原生及次生水而使得同位素的分析結果出現了不確定性。因此如果對流體包裹體測溫數據不進行期次的分類而是將所有數據合并并取其平均值的話顯然不能夠準確還原流體性質。本文在流體包裹體詳細測溫的基礎上劃定了最早期流體包裹體的溫度范圍, 使得我們可以較為準確地還原流體性質。

表2 礦化體石英中不同流體包裹體組合的Eh和pH計算結果統計

(a) 不同類型包裹體pH值隨溫度變化趨勢; (b) 不同類型包裹體Eh值隨溫度變化趨勢; (c) 不同類型包裹體Eh-pH圖解。

表3 研究區不同類型石英脈的氫氧同位素測試結果

眾所周知, 在水的氫氧同位素測試中氫同位素受同位素交換作用的影響較小能夠較為準確地反映水的性質, 然而氧同位素則相對不穩定得多, 在不考慮與外界的同位素交換作用、礦物沉淀和置換作用以及氧同位素逸失等影響因素的條件下, 流體氧同位素還是會受到其自身溫度及鹽度變化的影響而出現氧同位素的飄移(劉秀君, 1984)。本文所研究的含金石英脈其流體主要存在于Qz1, 2兩類石英之中, 流體包裹體整體的溫度范圍很大(165～381 ℃), 利用這一溫度范圍所計算得出的圖解如圖14區2所示, 這顯然是不能反映真實的流體來源。因為脈體的形成周期很長, 改造期外來流體的加入以及其自身流體溫度鹽度的下降都會使得其氧同位素發生飄移, 因此為了消除不同期次流體及次生流體對測試結果的影響, 我們進一步限制了溫度范圍, 將其限制在了最早期流體包裹體形成時的溫壓范圍(類型I)如圖14區1。

圖14 研究區不同類型石英脈的氫氧同位素數據圖解(據Hedenquist and Lowenstern, 1994)

測試結果表明, 含金石英脈的δ18Ov-smow值在13.1‰～13.9‰之間; δDv-smow值在?46.9‰～?59.7‰之間, δ18OH2O值在4.54‰～8.90‰之間。而發育在構造破裂面之中的晚期石英脈樣品的δ18Ov-smow值在12.9‰～13.4‰之間; δDv-smow值在?70.1‰～?78.5‰之間; δ18OH2O值在?6.63‰～?1.31‰之間。綜合以上結果同時參考Hedenquist and Lowenstern(1994)所總結出的氫氧同位素組成圖解, 我們繪制了余石山地區樣品的氫氧同位素圖解(圖14)。如圖所示, 含金石英脈樣品的測試結果顯示構成礦化體的成礦流體其主要源于巖漿水, 伴隨著流體溫度鹽度的下降氧同位素值發生降低逐漸偏離真實的原始流體性質(圖14區1, 區2)。而發育在構造破裂面之中的三份晚期石英脈樣品(YS1838-3A、YS1807-2E, 3B)其測試結果顯示組成它們的流體均偏離于巖漿水及變質水的范疇, 相比于含金石英脈其有著向大氣降水線偏離的趨勢, 指示著晚期大氣降水的混合作用(圖14區3)。

5 討論

5.1 成巖?成礦過程中流體不混溶作用和pH

流體的不混溶作用存在于各類地質過程之中, 例如地幔與巖石圈之間的物質循環, 地殼深部層次的構造?巖漿?流體活動, 再到地殼淺部層次的構造?流體作用(盧煥章, 2011, 2019; 劉景波, 2019)。流體的不混溶作用對成礦流體的演化過程具有重要意義, 有研究認為在地殼淺層次的流體成礦過程中, 流體的不混溶作用控制了世界上大多數金礦床的形成(Deng and Wang, 2015; 盧煥章等, 2018)。我們發現余石山含金石英脈礦化體形成過程中, 同樣存在著明顯的流體不混溶現象, 其具體證據如下: 1)在與金屬礦物有生成關系的Qz1型石英中我們發現原生I型包裹體可根據其測溫過程中的相變方式及巖相學下的表現而劃分為I-I, I-ii兩類, 其整體均一方式可分為(LCO2+VCO2+LH2O→LCO2)和(LCO2+VCO2+LH2O→ LH2O)兩種模式。兩者有著近似的均一溫度(圖11a)且前者稍大于后者, 同時在常溫下兩類包裹體的VCO2∶LCO2∶LH2O比值存在較大范圍的變化(圖9d, e), 表現為兩個端元的特征。上述現象通常被看作是流體的不混溶作用(Fluid-immiscibility)所致(盧煥章, 2004), 并且可以預見這些流體包裹體來源于富二氧化碳、甲烷以及金屬元素的部分混溶相原始流體。2)在Qz1型石英中, 包含類型I(三相含二氧化碳型包裹體), 類型II(兩相富二氧化碳型包裹體)以及類型III(氣液兩相型包裹體)這三類型包裹體, 且這三類型原生流體包裹體可存在于同一視域(圖9h, i)。我們發現I型包裹體整體均一溫度是要明顯高于III型包裹體的(圖11a, b)。這符合流體不混溶的演化形式, 因為流體在不混溶條件下, 石英中所記錄的包裹體應該是整個相分離的過程, 而不是結果, 因此在該流體體系中, 其最早被記錄的流體包裹體應當是I型包裹體, 也因此其整體均一溫度要高于III型包裹體的均一溫度。此外I型包裹體的鹽度范圍(5.3%～9.4% NaCleqv)小于III型包裹體的鹽度范圍(5.5%～13.8% NaCleqv), 這同樣是流體發生不混溶作用的一種表現形式, 因為鹽類往往更傾向于分餾進入水相(Coulibaly et al., 2008; Lawrence et al., 2013)。3)從各類型包裹體的密度與組分參數結果, 同樣可以得出流體存在不混溶現象的證據。其中兩類I型包裹體在密度及二氧化碳的組分上有著分異的表現(圖12e), I-i型包裹體的二氧化碳成分含量較高, 密度較小; 而I-ii型包裹體二氧化碳成分含量較低, 密度較大, 整體出現大范圍分布(圖12a)。這種現象出現的原因正是由于流體體系的性質不均勻、不穩定且表現有二氧化碳與流體組分的相態分離才導致宿主礦物捕獲了成分及密度不一的I-i, I-ii型包裹體。此外I型包裹體中的二氧化碳相均一溫度與II型包裹體的均一溫度相似(圖11c), 指示著II型包裹體應當是整個流體體系進行相分離的結果。各類型流體包裹體組分分布(圖12e)也顯示整個流體體系有著從CO2-H2O-NaCl流體體系轉變為H2O-NaCl流體體系的趨勢, 以上結果與前人對流體不混溶現象描述的結果一致(Olsen, 1988; Hollister, 1990; Wang et al., 2015)。因此流體不混溶作用的發生在含金石英脈的形成過程中是十分顯著的。

由于含礦脈體的形成通常經歷了較為復雜的地質過程, 有研究認為各類包裹體多以團簇狀或條帶狀的形式共存于同一流體包裹體組合之中也有可能是由于不同流體體系的混合(Anderson et al., 1992; Xavier and Foster, 1999; Wilkinson, 2001)或是由后期改造的影響所致(Bakker and Jansen, 1990; 盧煥章, 2004), 其結果是礦物中的流體包裹體將表現為在均一溫度及鹽度上明顯的變化分布(池國祥和盧煥章, 2008; Sun et al., 2019), 又或者礦物中的流體包裹體將表現為普遍被改造的形態特征(Goldstein, 2001; Bodnar, 2003)。對余石山含礦脈中Qz1型石英的流體包裹體觀測結果顯示, 其流體的溫度及鹽度均出現在一定范圍之內, 并未表現出因流體混合作用而導致的變化分布現象(圖15)。同時我們所測試的不混溶包裹體群均選自較規則的橢球體或負晶型, 且每個流體包裹體組合的方差統計結果也顯示單個流體包裹體的均一溫度和鹽度未出現大的起伏(表1), 因此我們認為余石山含金石英脈礦化體中后期所遭受的改造作用不是導致多種類型包裹體共存的原因。

每個點即代表一個流體包裹體組合。

流體不混溶作用發生的直接的結果便是成礦流體中二氧化碳組分的分離, 而這對于金的沉淀具有重要意義。這是由于在低于400 ℃的熱液環境中金通常以硫絡合物的形式進行溶解與搬運(Hayashi and Ohmoto, 1991; Gammons et al., 1994; Mikucki, 1998), 這種絡合物對流體pH環境的變化十分敏感, 其在流體中的溶解度與流體pH環境密切相關(Phillips and Evans, 2004)。而流體中二氧化碳的存在恰好可以作為流體的pH緩沖劑擴大金在流體中的溶解度, 因此當流體中的二氧化碳因為不混溶作用而分離逸出, 這便會顯著影響金在流體中的溶解度進而造成金的沉淀。余石山含金石英脈主要由低溫、低鹽度、富硫弱酸性的流體構成, 金主要以硫絡合物的形式溶解與搬運。其中低溫、低鹽度主要由流體包裹體的測試結果所顯示(圖15), 富硫的性質則由脈體中廣泛發育的各類金屬硫化物所顯示, 而脈體圍巖中發育的長石?絹云母礦物蝕變組合以及流體的pH計算結果則顯示出流體呈弱酸性。此外激光拉曼譜峰還顯示出流體中硫化氫及甲烷的存在, 其不僅指示著流體呈還原性, 還能擴大流體體系的不混溶范圍, 促進金的沉淀(Naden and Shepherd., 1989)。根據流體的pH計算結果(圖13, 表2)可以發現隨著流體不混溶作用的進行, 流體pH環境由弱酸性(pH≈5.1)逐漸向中性(pH≈5.7)演變, 這與Phillips and Evans(2004)運用地球化學模擬程序計算出來的貧/富CO2流體的-pH數據相吻合(圖16), 符合圍巖中礦物蝕變組合所指示的環境(pH=5.2～6.8) (沈昆等, 2000), 也符合脈體中石英的陰極CL發光特性由成巖?成礦過程以及流體的pH值調控的這一觀點(Penniston-Dorland, 2001; Rusk et al., 2008; 陳小丹等, 2011), 表明了本文數據的可靠性, 同時也指示著流體的不混溶作用是余石山含金石英脈流體演化的重要環節之一, 是造成金沉淀的關鍵因素。

實線為XCO2=0.1的含二氧化碳流體, 點線為貧二氧化碳的流體, 虛線為含H2CO3的流體。

5.2 流體環境及深度限定

由于流體不混溶作用在含金石英脈中的存在, 使得我們可以利用在不混溶狀態下的流體包裹體的捕獲特性(盧煥章, 2004)而獲得流體演化的相圖(圖17), 為研究流體的形成環境與機理提供依據。利用不同類型流體包裹體等容線的相交來限制流體演化階段的溫壓環境, 同時結合靜巖及靜水溫壓梯度線來對比流體包裹體等容線斜度指示流體是處在相對靜巖或是相對靜水的環境之中(Coulibaly et al., 2008)。如圖17所示, 兩類I型包裹體的等容線分別與三元流體體系的臨界曲線相交, 其中I-ii型包裹體的等容線斜率略大于靜巖溫壓梯度線, 而I-i型包裹體的等容線斜率有著向靜水溫壓梯度線靠攏的趨勢, 兩者等容線呈過渡關系, 指示流體環境隨著成巖成礦作用的進行, 溫度在逐漸降低, 并經歷了靜巖壓力環境與靜水壓力環境的轉換過程。III型包裹體作為流體不混溶作用的產物, 其等容線與I型包裹體等容線及三元流體體系的臨界曲線相交于=125～250 MPa,=300～365 ℃范圍內, 該區域即代表流體不混溶作用發生的溫壓環境且與礦體形成的環境一致。值得注意的是我們將III型包裹體的等容線劃分為兩部分(圖17), 其原因在于兩部分III型包裹體的生長及捕獲環境有著較大差別, 代表不同的等容線。如前面所述, III型包裹體在Qz1和Qz2型石英之中均有發育, 而Qz2型石英有明顯的變形特征及重結晶顆粒發育, 其形成的環境條件與Qz1型石英不同。生長于Qz2型石英中的III型包裹體, 其生成時期相對較晚, 也導致它的捕獲溫壓應當低于生長于Qz1型石英中的III型包裹體, 因此, 我們利用等容線相交結果, 可得出其形成溫壓環境的上限為=100 MPa,=235 ℃。此外, 前文中對各類型流體包裹體密度的計算結果顯示成礦流體在流體演化過程中, 不混溶包裹體群其密度有著較大范圍的變化(圖12d), 該現象的出現與前人所描述的因流體壓力變化而出現流體不混溶現象的發生機理所一致(池國祥和盧煥章, 1991; Cox, 1995; 盧煥章, 2011), 也與相圖顯示出的靜巖壓力環境與靜水壓力環境的轉換過程一致, 因此流體不混溶作用的發生應當是由于流體壓力的轉換所致。

圖中CO2-H2O-NaCl三元流體體系的臨界曲線參考自Bowers and Helgeson(1983)所總結的資料, 類型I及類型III包裹體等容線的繪制參考自Matthew et al. (2012)和Matthew (2018), 用于限制流體演化壓力范圍的類型II型包裹體等容線繪制參考Bowers and Helgeson(1983)及Bakker (2009),靜巖及靜水溫壓梯度線參考自Coulibaly et al.(2008)。

綜合上述分析, 含金石英脈流體經歷了以下幾個演化階段(圖17): 1)早期成礦流體沿區域梯度線由深部運移至淺部容礦裂隙之中(①), 當成礦流體進入容礦裂隙之后流體存在的壓力環境逐漸由靜巖壓力環境向靜水壓力環境轉變(②), 壓力的變化使得二氧化碳相與流體相之間互溶程度降低發生相分離作用, 并在壓力環境的不斷轉換過程中形成了一系列被石英包裹的VCO2∶LCO2∶LH2O比值不同的兩類I型流體包裹體(類型I-i, I-ii)(③), 其現象稱之為由壓力變化所導致的流體不混溶作用; 2)流體壓力環境變化所導致的流體相分離作用, 其最終結果是使得CO2-H2O-NaCl流體體系向H2O-NaCl流體體系的轉變。在此過程中會伴隨著一系列II, III型包裹體的形成。例如在成礦流體剛進入容礦裂隙時, 由于體系的開放會使得流體處在靜水壓力環境之中而形成一系列密度相對較小的II, III型包裹體(④)。而當流體逐漸充滿整個裂隙時, 又由于體系的封閉使得流體處在靜巖壓力環境之中而形成一系列密度相對較大的II, III型包裹體(⑤)。它們的形成代表著流體相分離作用的基本結束, 以及流體體系的轉變。3)成礦后期, 隨著流體相分離作用的結束、流體體系的轉變、脈體的閉合以及構造變形作用的發生, 該階段被Qz2型石英所包裹的殘余流體形成了捕獲溫壓相對較低的III型包裹體(⑥)?？傮w上, 主成礦期的溫壓環境為300～365 ℃, 125～250 MPa, 流體經歷了靜巖壓力環境與靜水壓力環境的轉換過程, 并導致了流體不混溶作用的發生。

成礦深度的確定對劃分礦床類型及礦床勘察評價等方面有著重要意義, 流體包裹體作為良好的地質壓力計而被廣泛用于計算礦體的成礦深度 (張德會等, 2011)。然而僅靠流體的溫壓數據所計算出的結果往往不夠精確, 例如前文通過流體的演化相圖劃出主成礦環境為(125～250 MPa; 300～365 ℃), 125 MPa的壓力差會導致成礦深度計算出現較大偏差, 這種偏差的出現是由于成礦流體經歷了壓力環境的轉化過程(圖17), 這在金礦床的研究中普遍出現(Wang et al., 2015; Pal et al., 2019)。因此為了更精確地確定成礦深度, 需要結合實際的地質特征及理論進行綜合估算。正如前文所述, 我們發現相對低溫的熱液蝕變作用如絹云母化、綠泥石化等普遍疊加于靠近礦化體的具有(D2)期構造特征的深變質圍巖之中(圖5a, e, g)。同時礦化體不僅截切圍巖并被逆斷層所錯斷(圖4a), 還可在鏡下表現有韌?脆疊加的構造變形特征(圖6a～d)。以上特征指示著礦化體的形成時期明顯晚于(D2)期而可能與(D3)期區域的地質構造活動相關。而根據礦化體自身出現的韌?脆疊加的構造變形特征我們認為其形成深度應當是處在介于深部韌性剪切變形帶與淺部脆性變形帶之間的韌?脆性轉換帶之中。結合流體包裹體數據可大致判定礦化體的形成深度處于10 km左右的深度(Cao and Neuabuer, 2016)。

在結合地質特征初步估算的基礎上我們還可以結合理論及計算公式進一步限定礦化體的形成深度。Sibson(1994)曾利用斷裂帶中流體壓力與靜水壓力之比劃分了斷裂帶的深度?流體壓力垂直分帶規律曲線(圖18), 當兩者之比大于0.4而小于0.9時即為超靜水壓力帶, 此時熱液礦體深度的計算既不能利用靜水壓力也不能利用靜巖壓力進行計算, 這是因為此范圍內流體壓力與深度之間存在著非線性關系。針對這一問題一些研究者們選擇使用靜巖壓力梯度值與靜水壓力梯度值的平均值進行計算(即18.25 MPa/km )。本文利用該方法計算得出礦化體的形成深度約為6.9～13.7 km。此外孫豐月等(2000)將Sibson(1994)提出的規律曲線利用計算機技術擬合出了四條不同壓力條件下的計算熱液礦體成礦深度的方程, 其中當流體壓力在40～220 MPa區間時的計算方程為=0.087/(1/+0.0039)+2, 當流體壓力在220～370 MPa時的計算方程為=11+e(P?221.95)/79.075, 其中為流體壓力而為成礦深度。我們利用此計算公式結合流體的溫壓數據計算得出了礦化體的形成深度約為9.31～12.43 km。盡管上述兩種計算方式所得出的深度范圍有所差別, 但卻基本都處于韌?脆性轉換帶的深度范圍。同時后者的計算結果相對于前者其精度更高, 且其計算結果也處在葡萄石?綠纖石相至綠片巖相的溫壓范圍之內, 這與我們的觀測結果相一致, 較為符合實際情況。此外, 我們還利用相同方法對礦化體改造期(即Qz2類型石英形成時期)所處的深度進行了估算。計算結果顯示礦化體改造期其所處的深度小于8.3 km, 對比礦化體形成時的深度, 這指示礦化體在形成之后可能經歷了區域的剝露過程, 使得該階段所捕獲的流體包裹體其溫壓環境發生了較大變化。綜上我們將含金石英脈礦化體的形成深度限制在9.31～12.43 km的范圍內, 而后期遭受改造階段的深度限制在小于8.3 km的范圍內。

圖中灰色區域為利用27°/km的地溫梯度線及流體包裹體捕獲壓力所圈定的范圍, 其限定了含金石英脈礦化體的成礦深度及成流體的壓力波動范圍。

5.3 構造過程及成礦流體來源

構造成礦流體的研究作為構造成礦研究中的重要一環, 其研究內容主要集中于成礦流體的性質特征、成礦流體在地殼構造演化中的演化模式、成礦流體定位標志以及沉淀富集機制等多個方面(陳廣浩等, 2002)。在前文中我們已對礦化體的成礦流體性質特征、沉淀富集機制進行了詳細討論, 同時也對成礦流體的演化及運移途徑進行了部分討論。但仍有些重要問題尚未解決: 1)成礦流體在區域構造演化過程中的演化模式以及其流體來源; 2) 晚期剝露過程中礦化體所經歷的地質構造事件。本節將分別對上述問題進行討論。

1) 成礦流體在區域構造演化過程中的演化模式以及其流體來源。如前文所述, 區域所經歷的深熔作用、深部韌性剪切變形以及鈮鉭礦化作用主要集中于加里東期構造事件?？傮w上呈現出早期深熔(D1)和深部韌性剪切變形(D2)疊加晚期逆沖斷層與斷層活動(D3)的地質構造特征。通過地質調查我們發現在礦化體周邊所出露的經歷(D1)(D2)期構造事件的圍巖中發育有一系列產狀與糜棱面理產狀相一致的同構造石英脈(圖3e, 圖4a)。該類型石英脈在鏡下呈現出以顆粒邊界遷移動態重結晶為主的高溫塑性變形構造特征(圖5f), 其形成時的溫壓范圍與圍巖中的典型角閃巖相變質礦物組合(角閃石+長石+石英)相一致(該數據來源于石英脈流體包裹體測試數據, 但在本文中未列出)。指示著區域內大量流體在(D2)期構造事件的作用下發生了運移。同時該類型石英脈與含金石英脈礦化體具有明顯的穿插關系(圖4a, 圖5i)顯示出兩者在成因及空間上的相關性。指示著含金石英脈礦化體其成礦流體的運移途徑主要受區域的(D2)期構造事件所控制。此外結合成礦流體主要來源于巖漿水的氫?氧同位素測試結果(圖14), 我們認為含金石英脈礦化體其成礦流體可能來源于區域(D1)期巖漿?熱事件中所分異出的巖漿水, 并在構造作用及區域深部地殼巖石剝露過程(D2)中逐漸向地殼淺部層次運移。當整體剝露至韌?脆性轉換帶深度時, 由于溫壓環境的改變以及流體弱化作用的影響使得部分巖體發生了錯斷、破裂形成了容礦裂隙, 為成礦流體的定位、流體不混溶作用的發生以及礦化體的形成提供了場所。整體上余石山含金石英脈礦化體的產出顯著受到剪切帶及斷裂帶的控制, 其形成模式與剪切帶型金礦相一致(陳柏林等, 1999), 石英?黃鐵礦?方鉛礦?閃鋅礦?黃銅礦為其典型的礦化組合。同時綠泥石化?絹云母化?碳酸鹽化的蝕變組合以及韌?脆性剪切帶等地質構造特征均可以作為定位標志為進一步開發研究區提供幫助。

2) 晚期剝露過程中礦化體所經歷的地質構造事件。如前文所述, 礦化體圍巖在經歷晚期逆沖斷層與斷層活動(D3)過程中還發育了一系列充填于透入性構造劈理面或節理面之中的熱液石英脈(圖5b, c)。這些石英脈以近東西走向及垂直于糜棱面理的產狀截切了含金石英脈及早期同構造石英脈, 表明其形成時期相對較晚。其流體表現為低溫、低鹽度、幾乎不含二氧化碳的特征(數據在本文中未列出)。氫?氧同位素的測試結果顯示該類型石英脈其流體組成已逐漸偏離巖漿水及變質水的范疇(圖14區3), 相對于含金石英脈表現有混合大氣降水的流體特征(韓吟文和馬振東, 2003)。以上事實指示著區域的流體活動并未隨含金石英脈礦化體的形成而結束, 相反在(D3)期構造事件的作用下流體活動以及區域的剝露過程仍然在繼續, 當整體剝露至脆性構造帶時巖體發育各類脆性破裂面, 這些破裂面不僅為晚期流體提供了定位場所, 同時還能夠相互連接形成貫通的流體通道, 為外來流體的混入提供便利的條件, 使得晚期石英脈普遍具有混合大氣降水的流體特征。該結論與前文中含金石英脈礦化體深度變化的計算結果相互佐證, 證明了余石山含金石英脈礦化體的形成及出露與區域內多期的構造事件緊密聯系, 同時還指示著區域可能經歷了(D2)、(D3)期持續性的剝露過程。

6 結 論

(1) 阿爾金構造帶東段余石山地區總體上呈現出早期深熔和深部韌性剪切變形, 疊加晚期逆沖斷層與斷層活動的地質構造特征。區域內出露有含金石英脈礦化體, 礦化體的產出總體上受區域韌性剪切帶和斷裂帶所控制, 表現為與剪切帶型金礦基本一致的特征。

(2) 含金石英脈礦化體其主要礦物組合為黃鐵礦?方鉛礦?閃鋅礦?黃銅礦?石英?金?銀, 其中金主要以自然金形式存在, 而銀則主要以金屬硫化物的形式與方鉛礦共生。根據礦化體中石英顆粒的結構特征, 可將其分為發育生長環帶并有豐富流體包裹體發育的Qz1型和無生長環帶并少量發育流體包裹體的Qz2型兩類石英, 其中Qz1型石英作為原生結構是礦體的主要組成部分。

(3) 礦化體石英中的流體包裹體十分發育, 包括有類型I(三相含二氧化碳型包裹體), 類型II(兩相富二氧化碳型包裹體), 以及類型III(氣液兩相型包裹體)。其中I型包裹體可根據其測溫過程中相態的轉變模式分為I-i, I-ii兩類, III型包裹體可根據其存在的石英類型分為IIIQz1, IIIQz2兩類。兩類石英中的流體包裹類型具有較大差異, 其中Qz1型石英發育三種類型流體包裹體, 而Qz2型石英僅發育III型流體包裹體。流體包裹體的測溫結果顯示兩類石英形成時的流體環境有著顯著差異。其中Qz1型石英中流體包裹體的均一溫度范圍為188～381 ℃, 以CO2- H2O-NaCl流體體系為主要特征; Qz2型石英中流體包裹體的均一溫度范圍為165～235 ℃, 以H2O- NaCl流體體系為主要特征, 兩者分別代表礦化體不同的演化期次。

(4) 根據流體包裹體相圖發現主成礦期的溫壓環境為=125～250 MPa,=300～365 ℃, 深度約為9.31～12.43 km; 改造期流體的溫壓環境為< 100 MPa,<235 ℃, 深度為<8.3 km。成礦流體經歷了靜巖壓力環境與靜水壓力環境之間的轉換過程, 并由此導致了流體不混溶作用的發生。流體的不混溶作用在成礦過程中十分關鍵, 其主要通過調節流體環境的pH值促使金屬礦物的沉淀。

(5) 成礦流體主要來源于巖漿水并在構造作用及區域深部地殼巖石剝露過程中逐漸向地殼淺部層次運移, 在深度約9.31～12.43 km的韌?脆性轉換帶處形成了該礦化體。礦化體在形成之后還受到了區域逆沖構造運動的影響, 經歷了抬升及剝露的演化階段。

加拿大里賈納大學池國祥教授與匿名審稿專家在論文評審過程中提出了寶貴意見與建議, 在此一并致以誠摯的謝意。

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Geological Structure Characteristics and Fluid Activity of the Gold-bearing Quartz Veins on the Yushishan Area, North Altyn Tagh

LI Xiaowen1, CAO Shuyun1*, LIU Jianhua1, ZHOU Dingkui1, LI Wenxuan1, JIANG Shaoyong2, CAO Hanchen1and WU Yu3

(1.430074,; 2.430074,; 3.100029,)

The Yushishan area in the eastern of the North Altyn tectonic belt is a newly discovered rare metal ore belt with high exploration potential. The gold-bearing quartz veins exposed in this area are controlled by the regional ductile shear zone and brittle fault zone. The gold-bearing quartz veins were investigated through detailed macroscopic and microscopic structural observations, combined with the characteristics of fluid inclusions and fluid source analysis. The results show that the gold-bearing quartz veins have undergone an evolutionary process from diagenesis-mineralization to modification and alteration. Under the microscopy, the quartz veins show obvious primary and secondary structural features. The primary structure mainly includes quartz zoning mineral texture and various metallic minerals, while the secondary structure is the characteristics of alteration and structural deformation superimposed on the primary structure. The gold-bearing quartz veins exhibit significant ductile-brittle transition deformation, and different types of fluid inclusions are developed within the quartz crystals, indicating different fluid evolution environments and stages. The fluid in the ore-forming stage is mainly characterized by carbon dioxide-rich, the temperature and pressure environment of=125?250 MPa,=300?365 ℃, with a mineralization depth of about 9?12 km. The fluids in the reformation stage are CO2-poor water-salt system, with<100 MPa,=165?235 ℃ and the depth<8.3 km. The ore-forming fluid is mainly dominated by magma water, but it is mixed with atmospheric precipitation due to the later transformation. Fluid-immiscibility in the gold-bearing quartz veins plays an important role in the ore-forming processes. The depression caused by the ductile-brittle transition is the key factor leading to fluid immiscibility. On the whole, the gold-bearing quartz vein mineralized bodies are controlled by the shear zone and fault zone, showing characteristics basically consistent with that of shear zone type gold deposits.

gold-bearing quartz veins; quartz zoning texture; fluid inclusions; fluid-immiscibility; hydrogen-oxygen isotopes

P542

A

1001-1552(2021)06-1061-033

10.16539/j.ddgzyckx.2020.05.014

2020-06-27;

2020-09-07;

2021-04-29

國家重點研發計劃(2017YFC0602401)、優秀青年基金項目(41722207)、國家自然科學基金面上項目(41472188, 41430211, 41802218)聯合資助。

李孝文(1995–), 男, 碩士研究生, 構造地質學專業。Email: lixiaowen@cug.edu.cn

曹淑云(1978–), 女, 教授、博導, 主要從事構造解析、顯微構造和流變學、熱年代學方面研究。Email: shuyun.cao@cug.edu.cn