云南中甸红牛-红山矽卡岩型铜矿床矿物学特征与成矿作用**

彭惠娟 李洪英 裴荣富 张长青 周云满 田广 李建新 龙飞PENG HuiJuan, LI HongYing, PEI RongFu, ZHANG ChangQing, ZHOU YunMan, TIAN Guang, LI JianXin and LONG Fei

1. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 1000372. 云南黄金矿业集团股份有限公司，昆明 6500003. 中国地质大学，北京 1000371. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China2. Yunnan Gold Mining Industry Group, Kunming 650000, China3. China University of Geosciences, Beijing 100037, China2013-04-19 收稿, 2013-08-08 改回.

成矿流体来源及演化一直是矽卡岩矿床研究的热点问题之一(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Meinertetal., 1997; Harris and Golding, 2002; Peteretal., 2010; Yuanetal., 2011)。大多数矽卡岩矿床与岩浆侵入体具有密切的时间和空间关系，成矿流体来源于岩浆(Meinert, 1992; Hedenquist, 1995; 赵一鸣等, 2012; Yuanetal., 2008, 袁顺达等, 2012)，且具有两个阶段的蚀变特征：早期交代作用形成矽卡岩矿物，例如石榴石和辉石，常形成于高温、高盐度流体(Kwak, 1986；Meinert, 1992; Bakeretal., 2004)；晚期的退化变质作用形成含水矿物，例如绿帘石、透闪石和绿泥石等，形成于低温、低盐度流体(Kwak, 1986；Meinert, 1992)。成矿斑岩及矽卡岩矿物学特征往往记录了成矿流体来源及演化的信息(Meinert, 1992; Meinertetal., 2003；Chang and Meinert, 2004, 2008；赵一鸣等, 1997)。因此，通过矿物学研究，不仅可以详细刻画矿床形成的物理化学条件及蚀变演化过程，还可以指示流体来源及金属沉淀的相关信息。

三江特提斯地区是欧亚大陆一个重要的斑岩-矽卡岩铜多金属成矿带(毛景文等，2012；Maoetal., 2013)，其中中甸岛弧斑岩型铜矿床是其重要的组成部分。中甸岛弧主要发育两期斑岩-矽卡岩成矿作用：晚三叠世与南古特提斯洋俯冲(许志琴等，1992；侯立玮等，1994;杨岳清等，2002)有关的斑岩-矽卡岩型Cu矿床，如普朗、雪鸡坪等大中型斑岩铜矿床(曾普胜等，2003；李文昌和曾普胜, 2007; 李文昌等，2009；王守旭等，2008b；冷成彪等；2008)；晚白垩世形成于后俯冲阶段的斑岩-矽卡岩型Cu-Mo矿床，如红牛-红山矽卡岩型Cu矿床(彭惠娟等，2012a)，铜厂沟斑岩型Cu-Mo矿床(李文昌等，2012)。

红牛-红山矿床分为红山和红牛两个矿段。位于北东部的红山矿段经过多年勘查工作，已探明铜资源储量近80Mt。近几年在红山矿段西南部新探明红牛矽卡岩型铜矿段，截止2012年底，已探明铜矿体资源量超过50Mt，目前正在进一步勘查之中。近几年，对于红山矿段的成因存在较大争议，有学者认为红山矽卡岩主要是由中酸性岩浆浅成侵位时局部同化碳酸盐围岩所形成的一种富含钙质成分的次生岩浆就位于碎屑岩与碳酸盐岩之间的构造薄弱带冷凝固结而成(王守旭等，2008a)；也有学者认为该矿区存在新生代热泉喷流成矿作用(宋保昌等，2006)。通过对红牛和红山矿段的进一步综合深入工作表明，红牛-红山矿床为一与晚白垩纪中酸性侵入体有关的典型的热液交代型矽卡岩铜矿床(Pengetal., 2013)。本文尝试以花岗质岩石、角岩和矽卡岩中主要造岩矿物为研究对象，探讨矿床交代演化过程，推断各成矿阶段流体物理-化学条件及金属沉淀机制，刻画矿床形成过程，为矿床成因的确定提供依据。

1 地质特征

红牛-红山铜矿床位于云南省香格里拉县(中甸)格咱乡，大地构造位置处于云南三江造山带义敦岛弧南端的中甸弧，其东南方向为甘孜-理塘结合带南缘，西侧为近SN 向展布的乡城-格咱深大断裂。中甸地区出露地层主要为三叠系下、中统碎屑岩夹碳酸盐岩、硅质岩, 上统复理石砂板岩夹火山岩、碳酸盐岩。区内断裂构造发育, NW 向断裂规模较大, 发育较早, 与区域主构造线方向一致, 多属逆断层;NE 向断裂规模较小, 发育较晚, 常错开NW向断裂。

红牛-红山矿床面积约24km2，海拨标高4460～4060m，出露地层主要有三叠系上统曲嘎寺组三段灰色板岩、变质石英砂岩、灰岩，曲嘎寺组二段角岩化变质砂岩、钙质板岩、灰岩、火山碎屑岩，经后期变质作用，形成大面积角岩和大理岩；岩层倾向240°左右，倾角60°～90°(图1)。区内构造以断裂为主，可划分为两组：北西向断层是主要的控矿构造，根据钻孔资料分析对比，该方向断层为向南西陡倾的正断层，矿体沿断层下盘产出；北东向断层规模较小，断面南倾，属平移正断层。区内岩浆岩出露较少，闪长玢岩出露于红山矿段北东部，呈北北西向带状展布,与区域构造线方向一致，年龄为200Ma(Pengetal., 2013)；石英二长斑岩形成于78Ma，与矿床成矿年龄一致(Pengetal., 2013)，呈两个小岩珠状产出于红牛-红山矿区中部，出露带宽约6m，与铜、钼矿化密切相关。

矿体呈北西-南东向平行展布(图1)，与矿区地层、主构造线方向一致，多为似层状、脉状、透镜状；地表浅部(4100m标高以上)向南西陡倾，深部转为向北东陡倾。矿体主要分布于矽卡岩和透辉石角岩中。矿石类型主要有两种：赋存于矽卡岩中的块状、 浸染状矿石和赋存于角岩中的脉状矿石。

图1 红牛-红山铜矿床大地构造位置及矿床地质图(a, 据许志琴等，2006修改；b,据南地矿总公司，2011*南地矿总公司.2011. 香格里拉县红牛铜矿详查报告修改)

Fig.1 Setting and geological sketch map of the Hongniu-Hongshan copper deposit (a, after Xuetal., 2006)

块状、浸染状矿石为矿区最主要的矿石类型，金属矿物组合为黄铜矿-黄铁矿-磁黄铁矿-辉钼矿-铁闪锌矿，脉石矿物主要为石榴石、透辉石、硅灰石、透闪石、绿帘石等。脉状矿石在矿区也较为发育，细粒黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿呈不规则细脉状分布于角岩中，脉石矿物有石英、钾长石、钠长石、绢云母、透辉石及少量绿帘石、绿泥石、透闪石。

红牛-红山矽卡岩型矿床成矿具有明显的多期、多阶段特点。根据对矿区野外地质的观察、钻孔的编录和显微镜下矿物共生组合的研究，将红牛-红山矿床成矿过程划分为3个矿化阶段，主要矿物生成顺序见表1。

(1)热变质作用期：三叠纪灰岩、板岩和砂岩中的矿物在接触热变质过程中发生重结晶，使灰岩变为大理岩, 泥质岩薄层和钙质板岩变成条带状角岩和一系列钙质硅酸盐角岩。在早期岩浆流体交代作用下，大理岩围岩局部发生矽卡岩化作用，形成少量的石榴石-透辉石矽卡岩。

(2)矽卡岩期：形成大量矽卡岩，主要矿物组合为石榴石-辉石-硅灰石。

(3)酸性淋滤(矿质沉淀)期：使矿区矽卡岩及角岩发生大规模退化变质作用，可以进一步划分为三个阶段：

退化变质阶段：主要形成含水硅酸盐矿物，矿物组合为透闪石-阳起石-绿帘石-绿泥石，它们交代无水矽卡岩矿物，伴随金属硫化物的沉淀，矿石矿物组合为黄铜矿-黄铁矿-磁黄铁矿-辉钼矿；

石英-硫化物阶段：形成大量脉状、网脉状的石英-硫化物脉，早期以石英-黄铜矿-黄铁矿-磁黄铁矿脉为主，晚期形成石英-方解石-黄铁矿-铁闪锌矿脉碳酸盐阶段：主要形成方解石和少量黄铁矿、石英、石膏等。

表1红牛-红山铜矿床主要矿物生成顺序

Table 1 The formation order of minerals in the Hongniu-Hongshan copper deposit

2 矿物学特征

2.1 石英二长斑岩

研究区石英二长斑岩以岩株状产出，侵位于三叠纪曲嘎寺组大理岩中，出露面积约为60m2。岩体呈灰白色，斑状结构，斑晶成分有斜长石(20%～25%)、钾长石(5%～10%)、石英(15%～20%)以及角闪石(<5%)和黑云母(<5%)；副矿物组合为磁铁矿+锆石+磷灰石+榍石。岩体中可见浸染状黄铁矿和辉钼矿，边部发育有少量内矽卡岩(图2a)。

图3 红牛-红山矿床岩浆-热液角砾岩照片(a)-角岩和灰岩角砾具有明显的交代边缘；胶结物为长英质熔体；(b)-胶结物中具有溶蚀结构的石英斑晶(正交偏光)；(c)-长英质熔体中石英细脉切穿斑晶Fig.3 Microscope photos of magmatic hydrothermal breccias in the Hongniu-Hongshan copper deposit

红牛-红山矿床石英二长斑岩中斜长石粒度为2～10mm，An为20～40，以更长石和中长石为主(表2)；部分斜长石具有较为明显的环带构造，环带核部富含An分子，边缘贫An而富Ab，具有正环带特征；长石表面显示了浑圆状的溶蚀特征(图2b, c)。碱性长石粒度为5～30mm，Or为83～95(表2)，属透长石。角闪石呈自形粒状，粒度为0.5～2mm，边缘被绿泥石交代(图2d)。石英斑晶粒径为1～5mm, 表面具有强烈的溶蚀结构，呈浑圆状、港湾状、波状；部分石英具有钾长石细晶组成的外壳；石英内部为破布状，蜂窝状，显示了骸晶状生长结构(图2a, e)。

此外，在0线钻孔中(ZK011)发现了岩浆-热液角砾岩，灰岩和角岩角砾具有明显的蚀变晕；胶结物为长英质熔体，其中可见溶蚀状的石英斑晶(图3a, b)。角砾岩中发育有大量石英细脉，切穿胶结物及石英斑晶(图3c)。

表2红牛-红山矿床石英二长斑岩长石成分电子探针分析结果(wt%)

Table 2 Electron microprobe analyses of feldspar from quartz-monzonite-porphyry minerals in the Hongniu-Hongshan copper deposit (wt%)

矿物钾长石斜长石样品号HN1-2HN4-5HN2-1HN3-2HN2-4HN2-5HN3-4HN4-1HN4-3HN4-2HN1-3HN2-1HN2-2SiO265.1065.4564.4164.7360.0362.2262.9754.6556.3655.4569.6369.4769.02TiO2———0.14—0.01—0.02—0.010.01—0.03Al2O318.0117.9818.5218.2723.9023.0122.9824.7023.5923.4020.0620.0120.07FeO0.040.110.010.020.020.210.090.090.040.100.100.050.03MnO——0.040.010.01———0.04—0.02—0.01MgO——————0.010.000.00—0.00——CaO0.010.000.03—5.765.204.7511.259.319.260.700.090.20Na2O0.990.910.561.788.228.248.466.907.917.7011.3011.1211.38K2O14.8414.9915.3013.550.250.810.860.860.781.120.030.100.10P2O5——0.01—0.01—0.020.030.000.02—0.01—Total98.9899.4498.8898.4998.2299.70100.1498.5098.0497.05101.84100.84100.85An0.05—0.15—27.5324.6522.5345.4337.9037.773.300.430.98Ab9.168.435.2616.6771.0370.7672.6450.4358.3056.8096.5399.0198.46Or90.7991.5794.5983.331.444.584.834.143.805.440.170.560.56

表3红牛-红山矿床辉石成分电子探针分析结果(wt%)

Table 3 Electron microprobe analyses of diopside from the Hongniu-Hongshan copper deposit (wt%)

组分内矽卡岩(n=5)外矽卡岩(n=22)透辉石角岩(n=12)透辉石脉(n=5)最小最大平均最小最大平均最小最大平均最小最大平均SiO255.0454.1654.6155.0538.4052.4755.8953.9453.2453.3851.9652.00TiO20.000.010.000.000.050.000.010.000.000.000.000.00Al2O30.000.150.190.4522.940.250.100.240.290.420.050.36FeO2.575.132.973.0812.4611.843.968.466.539.9318.5015.93MnO0.230.610.790.170.090.690.180.340.340.210.090.92MgO16.9015.1116.0116.680.0310.7116.1013.0414.6012.186.648.14CaO25.8225.6425.6925.7123.6224.4425.5225.0424.9824.7824.2724.32Na2O0.010.020.010.000.000.020.030.080.040.050.060.09K2O0.000.020.000.030.000.000.000.000.020.010.000.00F0.000.000.000.170.110.140.200.000.060.040.260.02Total100.57100.86100.28101.3497.70100.56101.98101.13100.11100.99101.83101.78以6个氧原子和4个阳离子为基准Si2.001.992.001.991.501.992.012.001.991.991.991.99Al(ⅳ)0.000.000.000.010.500.010.000.000.010.010.000.01Al(ⅵ)0.000.000.000.010.560.000.000.010.000.010.000.00Ti0.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.00Cr0.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.00Fe3+0.010.030.000.000.000.010.000.000.020.000.020.02Fe2+0.070.130.090.090.410.370.120.260.180.310.570.48Mn0.010.020.020.010.000.020.010.010.010.010.040.03Mg0.910.830.870.900.000.610.860.720.800.680.380.46Ca1.001.011.011.000.990.990.980.990.980.991.001.00Na0.000.000.000.000.000.000.000.010.010.000.000.01K0.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.00Jo0.721.922.470.510.302.190.551.071.050.653.542.97Di91.7883.1787.9089.390.1960.2886.9871.9179.0967.3937.9146.28Hd7.5014.919.6310.1099.5137.5312.4727.0219.8731.9558.5550.75

注：由于数据较多，篇幅有限，故给出各组辉石Hd分子最大值、最小值及平均含量

图4 红牛-红山矿床典型角岩照片(a)-条带状角岩，黑色条带为黑云母角岩，白色条带为硅化角岩；(b)-角岩中的钾长石-透辉石-黄铜矿脉(正交偏光)；(c)-退化变质的长英质角岩；(d)-方解石脉与长英质角岩接触部位发育钙长石-钾长石蚀变晕，角岩中的长石变为绢云母(正交偏光)；(e)-块状透辉石角岩；(f)-透辉石角岩中的钾长石-黄铜矿脉(正交偏光).An-钙长石;Bt-黑云母;Cal-方解石;Cpy-黄铜矿;Di-透辉石;Hd-钙铁辉石;Kfs-钾长石;Qtz-石英;Srt-绢云母Fig.4 Microscope photos of hornfels of the Hongniu-Hongshan copper deposit

2.2 角岩

红牛-红山矿区角岩十分发育，当原岩为砂质板岩和砂岩时，主要形成深灰色长英质角岩、紫红色黑云母角岩和灰白色硅化角岩(图4a, c)，矿物粒度细，主要呈角岩结构或重结晶结构，斑点状、层纹状、块状构造；矿物组成主要有石英，斜长石，钾长石，黑云母，红柱石等。钙质板岩、泥岩主要蚀变为灰绿色透辉石角岩(图4e)；透辉石常呈变斑晶分布，大多呈细粒状、短柱状(粒径0.1～0.2mm)集合体(图4f),矿物在单偏光下为浅绿色, 最高干涉色二级橙黄(图4a), Hd分子变化在12%～27%之间(表3)；基质中矿物主要为石英，斜长石以及大量的钾长石和次生黑云母，形成钾质硅酸盐蚀变。

图5 红牛-红山矿床角岩和矽卡岩中辉石、石榴石成分图Fig.5 Composition of pyroxene and garnet in hornfels and skarn of the Hongniu-Hongshan copper deposit

矿区角岩中常见沿岩性分界面或者显微裂隙灌入的钾长石脉，脉体宽约0.5～2mm，钾长石(Or=90.79～98.87)呈板状、粒状，具有卡斯巴双晶(图4b, f)。钾长石常与钙铁辉石和金属硫化物相共生。钙铁辉石呈柱状和放射状(粒径0.5～1mm)，解理发育，最高干涉色二级蓝绿(图4b)，Hd分子变化在31%～58%之间(表3、图5a)。金属硫化物多为黄铜矿和黄铁矿。部分样品中可见晚期方解石脉与角岩接触部位发育长石蚀变晕(图4c)，在靠近方解石脉一端为自形的钙长石(An>80)，靠近角岩一端则形成粒状的钾长石(图4d)。此外，角岩中常发育石英-黄铜矿±磁黄铁矿±黄铁矿脉，形成该矿床中重要的脉状矿石。

2.3 矽卡岩

在红牛-红山矿区，矽卡岩包括内矽卡岩和外矽卡岩。内矽卡岩规模很小，仅发育于石英二长斑岩中，出露部位宽约30cm，内矽卡岩矿物主要有钙铝榴石、次透辉石等。外矽卡岩出露广泛，是矿区最主要的矿石类型。由于原岩为大理岩，矽卡岩矿物类型较简单，包括钙铝-钙铁榴石、次透辉石-钙铁辉石、硅灰石、斧山石等。

2.3.1 石榴石

石榴子石是红牛-红山铜矿床内最发育的矽卡岩矿物之一，在内外矽卡岩带中均有产出，石榴子石端员组分与世界上绝大部分矽卡岩型铜矿床相似(Meinert, 2005)。根据石榴子石的野外及镜下特征可将其划分为三期：

(1)第I期石榴子石多发育于内矽卡岩带和大理岩中，以块状或斑点状产出，呈肉红色，粒度较细(0.1～2cm)(图6a-c)；晶体常呈非均质体，具有较低的双折率，无环带结构，双晶发育, 多以五角十二面体缓慢生长(图7a, b)；电子探针测试表明，第I期石榴石的And分子变化在22%～57%之间(表4)，为钙铝-钙铁榴石固溶体。

图6 红牛-红山矿床典型石榴石照片(a)-第I期斑点状石榴石；(b、c)-第I期块状石榴石矽卡岩,具有辉钼矿化；(d)-磁黄铁矿矿石中的第II期粗粒钙铁榴石；(e)-第II期粗粒钙铁榴石边缘被第III期富铝榴石交代，粒间充填晚期石英、方解石和黄铁矿；(f)-第II期粗粒钙铁榴石被第III期富铝榴石和绿泥石交代Fig.6 Photos of typical garnets of the Hongniu-Hongshan copper deposit

(2)第II期石榴石主要发育于外矽卡岩中，多以块状产出，几乎全部由褐红色粗晶(0.5～4cm)自形粒状的钙铁榴石组成(图6d-f)，与铜矿化关系密切, 金属矿物(黄铜矿、黄铁矿等)多呈他形充填于石榴子石颗粒之间，或沿石榴石生长环带进行交代。该期石榴石具有三种主要的晶体类型：第一种为非均质体，晶型较好, 主要呈菱形十二面体、四角三八面体或两者的聚形, 切面多为六边形，具有明显的同心环带和双晶(图7c, i)，利用电子探针对该类石榴子石晶体沿横切面进行系统分析表明, And变化范围为75%～98%(表4)，大多数环带成分变化不明显或无规律性(图8a)；第二种沿第I期石榴石低钙的晶面生长，在早期石榴石外部形成具有密集振荡环带的四角三八面体(Stowelletal., 2011)(图7b)，单个石榴石从晶体核部到边缘Al2O3的百分含量明显降低，而TFe含量显著升高(图8b)；第三种石榴石为均质体，常呈连晶产出(图7e-h)，部分晶体边缘具有振荡环带，在后期交代作用中发生碎裂， 溶蚀成破布状， 港湾状(图7e)，并被金属硫化物脉切穿(图7f, h)。

表4红牛-红山矿床石榴石成分电子探针分析结果(wt%)

Table 4 Electron microprobe analyses of garnet from the Hongniu-Hongshan copper deposit (wt%)

组分内矽卡岩外矽卡岩HN1HN4HN5311-210311-210311-229311-229311-238311-238311-470311-470SiO238.7837.9338.1537.2937.8737.3035.9837.0338.4337.5837.0037.3136.8937.55TiO20.270.400.261.340.020.220.150.021.100.080.040.040.070.04Al2O317.3113.8013.289.419.287.926.045.7114.9513.3610.0010.2617.959.87FeO6.7611.1812.4616.2017.3218.6021.6222.509.4912.9716.3016.656.7516.22MnO0.710.210.420.270.110.300.160.220.340.380.380.390.670.28MgO0.000.000.080.040.030.030.060.010.070.120.010.040.030.06CaO36.1436.1235.8635.0735.3234.7634.0834.3635.8334.5134.7434.8235.8234.82Na2O0.000.010.020.000.000.000.060.000.020.020.000.010.000.01K2O0.020.000.000.000.000.000.010.010.020.100.000.000.020.00F0.660.920.390.440.410.210.020.000.580.100.001.192.080.74Total100.65100.57100.91100.06100.3699.3398.1899.86100.8299.2198.47100.70100.2999.59以12个氧原子数为基准计算的阳离子Si2.982.962.962.962.992.992.952.982.962.962.972.962.902.99Ti0.020.020.020.080.000.010.010.000.060.000.000.000.000.00Al1.571.271.210.880.860.750.580.541.361.240.950.961.660.93Fe3+0.430.730.801.071.141.251.451.470.610.781.071.060.411.08Fe2+0.000.000.010.000.000.000.030.040.000.080.020.040.040.00Mn0.050.010.030.020.010.020.010.020.020.030.030.030.040.02Mg0.000.000.010.010.000.000.010.000.010.010.000.000.000.01Ca2.973.022.982.982.992.982.992.962.962.922.992.963.012.97And21.5536.0639.7353.6756.8962.1471.2673.0530.6938.4553.1652.5519.6053.72Gro76.9063.4658.7845.5742.5837.0726.9724.9368.2557.5545.2845.0477.6045.25Pyr0.010.010.290.170.120.120.250.040.280.470.040.140.110.24组分石榴石环带成分特征(类型2)311-212311-470311-479核部→边缘核部→边缘核部→边缘SiO237.8138.3336.3735.3437.6338.0737.8637.3338.4938.2937.6738.1636.01TiO20.670.470.010.000.040.090.670.270.100.110.200.630.02Al2O312.5111.821.700.5315.3113.629.608.7913.8814.0713.8510.118.38FeO13.1914.7827.0728.7510.3212.4516.3317.8812.0711.6311.9916.0318.72MnO0.320.330.320.060.550.410.420.310.450.530.330.220.37MgO0.050.050.000.020.050.020.010.050.040.010.000.050.07CaO35.4034.5233.8333.7235.3135.2734.5534.5234.2835.1335.1334.1734.13Na2O0.000.030.000.000.000.010.000.000.020.000.000.000.07K2O0.000.010.000.000.000.000.000.000.000.000.010.010.01F0.980.940.000.111.700.520.510.330.250.810.520.430.26Total100.93101.2899.3098.52100.89100.4699.9499.4899.58100.5799.6899.8198.04以12个氧原子数为基准计算的阳离子Si2.962.992.992.952.942.973.002.983.012.982.963.012.94Ti0.040.030.000.000.000.010.040.020.010.010.010.040.00Al1.151.090.160.051.411.250.900.831.281.291.280.940.81Fe3+0.850.901.841.980.620.761.081.170.710.710.731.021.23Fe2+0.010.070.010.030.050.050.000.020.080.040.050.040.04Mn0.020.020.020.000.040.030.030.020.030.030.020.010.03Mg0.010.010.000.000.010.000.000.010.000.000.000.010.01Ca2.972.892.983.022.962.952.932.952.872.932.962.892.98And42.4345.2591.8197.3930.6437.9254.6358.6635.7135.5936.3852.0760.46Gro56.2251.606.961.4566.2959.5244.3039.7660.5161.7260.9945.9636.93Pyr0.190.210.000.070.170.090.060.200.160.020.000.210.29

续表4

Continued Table 4

图7 红牛-红山矿床典型石榴石显微照片(a)-第I期石榴石，非均质体，无环带，扇状消光(正交偏光)；(b)-具有紧密振荡环带的第II期石榴石叠生于第I期石榴石外部，与富Fe透辉石共存(正交偏光)；(c)-第II期具有明显同心环带的非均质钙铁榴石(正交偏光)；(d)-第II期具均质钙铁榴石，具有环带边缘，破碎溶蚀成破布状，港湾状(正交偏光)；(e)-第II期具均质钙铁榴石被后期金属硫化物脉切穿(正交偏光)；(f)-同e(反射光)；(g)-第II期具均质钙铁榴石被第III期石榴石脉交代，粒间发育黄铁矿(正交偏光)；(h)-同g(反射光)；(i)-第II期具环带的钙铁榴石被第III期石榴石脉穿切(正交偏光)；(j)-石英二长斑岩中的斜长石被透辉石交代(正交偏光)；(k)-透辉石矽卡岩中的短柱状透辉石，粒间充填大量黄铜矿(正交偏光)；(l)-硅灰石-透辉石矽卡岩中的透辉石，无明显矿化(正交偏光). Cal-方解石;Cpy-黄铜矿;Di-透辉石；Grt-石榴子石；Po-磁黄铁矿；Pl-斜长石；Py-黄铁矿；Wol-硅灰石Fig.7 Micrographs of typical garnets of the Hongniu-Hongshan copper deposit

(3) 第III期石榴石呈脉状产出，无晶型，呈淡红色，常与绿泥石一起切穿早期石榴石(图7i)，或呈细脉状沿早期石榴石边缘进行交代(图6d, f、7g)。电子探针数据表明晚期脉状石榴石And变化范围为14%～60%(图5b、表4)，比第II期石榴石相对富铝。

2.3.2 辉石

红牛-红山矿床内矽卡岩中辉石含量较少，常由长石蚀变而成，呈淡绿色或白色，具有近正交的辉石式解理，粒度变化在0.5～5mm之间，正交偏光下干涉色较高、颜色鲜艳(图7j)。电子探针结果表明，内矽卡岩中的辉石Hd分子变化范围为7～13(表3)，属于透辉石和次透辉石(图5a)。

外矽卡岩中发育大量的石榴石-透辉石矽卡岩，这类透辉石常呈柱状或放射状集合体，以淡绿色或深绿色为主，晶形好的单个颗粒长度最小者不足0.5mm，最大可达10mm 左右。单偏光镜下呈无色或淡绿色，具弱多色性，正高突起，干涉色二级蓝绿-橙黄，多与棕褐色石榴子石密切共生，形成嵌晶结构, 常发育黄铜矿+黄铁矿+磁黄铁矿+辉钼矿的矿化(图7b, k)。电子探针分析结果表明其Hd分子变化在10～99(表3)，属于次透辉石-钙铁辉石系列(赵一鸣等, 1997)，与矽卡岩型铜铁矿床中辉石特征相吻合(Meinert, 2005)。

2.3.3 矽卡岩矿物分带

通过大量岩心编录，本文对红牛-红山铜多金属矿床中矽卡岩矿物的基本分带特征进行了归纳总结。红牛-红山铜矿床矽卡岩矿物组合受大理岩分布的控制，由大理岩向上或向下依次出现硅灰石→硅灰石+石榴子石→石榴子石+硅灰石+透辉石→石榴子石+透辉石→石榴子石。就石榴石而言，自下向上具有较为明显的变化规律。现以3号勘探线311钻孔为例具体说明(图9)。钻孔ZK311由上向下依次为紫红色块状黑云母角岩→条带状硅化角岩→透辉石角岩→大理岩→硅灰石-石榴石矽卡岩→石榴子石-硅灰石-透辉石矽卡岩→石榴子石-透辉石矽卡岩→石榴石矽卡岩→透辉石角岩夹硅化角岩→石榴石矽卡岩→石榴子石-透辉石矽卡岩→硅灰石矽卡岩→大理岩。 详细的矿物学研究表明，大理岩底部的硅灰石-石榴石矽卡岩具有明显的黄铜矿化(钻孔深度为210～212m)，石榴石呈肉红色，粒度为0.5～2mm，具有明显的同心环带，粒间常充填黄铜矿和黄铁矿；透辉石角岩顶部的石榴石矽卡岩呈致密块状，石榴石晶型较好，无环带特征，呈淡红色，粒间常发育有石英和方解石，无矿化(219～238m)； 向下到角岩底部(468～470m)，形成为块状石榴子石矽卡岩型黄铜矿矿石，石榴子石粒度逐渐变粗(5～20mm)，褐红色石榴石边部常具有肉红色的镶边, 在正交偏光下具有钙铝石榴的核部，向外逐渐变化为钙铁榴石，石榴石粒间和环带中常见黄铜矿和磁黄铁矿，少量辉钼矿；钻孔底部与大理岩相接处的石榴石-硅灰石矽卡岩磁黄铁矿化较为发育(479～489m)，石榴石多为粗晶棕褐色(10～50mm)，具有明显的均质性，具有溶蚀结构，在矽卡岩与大理岩的接触面形成宽约5cm宽的块状磁黄铁矿带。综上所述，由浅到深，石榴石粒度逐渐变大，矿化常与钙铁榴石密切相关，尤其是具有强烈溶蚀结构的均质的钙铁榴石。

图8 红牛-红山矿床外矽卡岩两类石榴石晶体Al2O3和FeOT关系变化(类型2根据Stowell et al., 2011)Fig.8 Relationship for content of A12O3, FeOT from two types garnets in the Hongniu-Hongshan copper deposit (Type2 after Stowell et al., 2011)

图9 红牛-红山矿区钻孔ZK311剖面图Fig.9 Column of drilling ZK311 in the Hongniu-Hongshan copper deposit

2.4 退化蚀变岩

矽卡岩形成之后,在原生矽卡岩和角岩中可见程度不一的退化蚀变现象, 形成退化蚀变岩。在红牛-红山矿床中常见透闪石、绿帘石、绿泥石、绿泥石、萤石、磁铁矿等交代早先形成的石榴石和辉石等矿物。退化蚀变作用常与矿化作用密切相关。红牛-红山矿区绿帘石化现象较普遍, 内外接触带均有。内矽卡岩中的绿帘石呈放射状集合体, 常为绿黄色-草绿色(图10c)。外矽卡岩中的绿帘石一般为自形的粒状颗粒或成群出现，粒度较细小，黄绿色-深绿色。单偏光下, 呈浅黄绿色, 正高突起; 正交偏光下, 具鲜艳的不均匀干涉色(图10d)，常被石榴石等矿物包裹，或与透闪石和绿泥石等一起交代石榴石，形成石榴石假象(图10a, b)。闪石呈纤维状、放射状集合体, 单偏光下呈浅绿色-绿色或白色-灰白色, 具弱多色性(图10e, f)。该矿床绝大部分角闪石属钙角闪石系列, 主体为透闪石和阳起石(图11a)。在阳起石-绿泥石蚀变岩中还发育有明显的气孔状结构(图10b)

图10 红牛-红山矿床退化变质岩主要矿物照片(a)-绿帘石和透闪石交代石榴石，呈石榴石假象；(b)-阳起石和绿帘石交代石榴石，呈假象结构，具有明显的气孔构造，显示了强烈的流体活动；(c)-内矽卡岩中的粗粒绿帘石(正交偏光)；(d)-绿帘石和黄铜矿伴生(正交偏光)；(e)-针状集合体的阳起石(正交偏光)；(f)-透闪石集合体(正交偏光). Act-阳起石;Cpy-黄铜矿;Pyr-黄铁矿; Epi-绿帘石;Grt-石榴子石;Qtz-石英;Tr-透闪石;Wo-硅灰石Fig.10 Microscope photos of typical diaphthorite minerals in the Hongniu-Hongshan copper deposit

绿泥石是红牛-红山矿区重要的热液退化蚀变矿物, 常沿早期矽卡岩矿物石榴子石、透辉石等的裂隙、解理交代, 还可与方解石共生产出，胶结早期矽卡岩矿物。单偏光下, 呈淡绿色-浅黄绿色；正交偏光下, 有异常干涉色。对绿泥石进行电子探针分析结果矿区蚀变绿泥石主要为叶绿泥石(图11b)。

2.5 矿物中的F含量

已有研究表明，在斑岩-矽卡岩型矿床中挥发组分较为富集，花岗质岩浆能否在晚期演化中分离出挥发相往往是能否形成较大规模斑岩-矽卡岩型矿床的关键因素(赵一鸣等，1983; Harrisetal., 2004; Chang and Meinert, 2004)。而挥发分中的F可能富集于各类斑岩、矽卡岩或钾质交代岩矿物中(芮宗瑶等,2003)，因此本文对红牛-红山铜矿床矿化各阶段形成的典型矿物中的F含量，进行了电子探针检测，并与国内一些斑岩-矽卡岩富F矿物中的F含量进行了对比(图12)。结果表明，矿床中各阶段矿物的F含量均较高，但分布都不均匀，且变化较大。矿物中F含量可能与矿物本身的性质有关，斑岩-矽卡岩型矿床中常见的富F矿物一般有方柱石、金云母、角闪石、符山石、萤石、蛇纹石和透闪石等(赵一鸣等，2012)。红牛-红山矿床石英二长斑岩中的角闪石和黑云母F含量较高，平均值分别为1.49%和2.62%。矽卡岩阶段中符山石F平均含量为2.38%，远高于透辉石和石榴石。角岩中透辉石F平均含量(0.58%)明显高于矽卡岩中的透辉石(0.16%)，而晚期石榴石脉中的F含量(平均为0.73%)高于内矽卡岩和外矽卡岩中的石榴石(分别为0.56%和0.39%)。退化变质阶段所形成的矿物中F含量均较高，透闪石、阳起石、绿帘石和绿泥石F平均含量分别为1.17%、1.20%、1.15%和0.43%。

3 讨论

3.1 岩浆岩与成矿

3.1.1 挥发相的形成

一般而言，大多数矽卡岩矿床的形成与矿区同时代的中酸性侵入体密切相关，其成矿流体来源于岩浆(赵一鸣等，1997；Meinertetal., 2003)，而岩浆中的金属元素则一般优先分离并进入以H2O为主体的挥发相，而不是流体出溶后的硅酸盐熔融体(Pasteris, 1999), 因此花岗质岩浆中金属的可用性决定于花岗质岩浆晚期是否发生挥发相的分离。挥发相一般形成于花岗质岩浆晚期阶段(芮宗瑶等，2003；Harrisetal., 2004)，其形成具有两种机制：一种是由于深部岩浆向浅部运移过程中压力的降低，引起岩浆不断地分异出气体和水蒸气，形成超临界流体(Lowenstern, 1994; Lowenstern and Sinclair, 1996)；第二种则是由于随着岩浆分异作用的进行，岩浆温度不断降低，无水矿物大量晶出，从而导致岩浆熔体中挥发份饱和，形成超临界流体(Vigneresse,2007)。Burnham and Ohmoto (1980)的实验研究表明，花岗质岩浆熔融体中H2O的溶解度依赖于压力的大小，岩浆侵位越深，其H2O的溶解度越大。因此，只有当花岗质岩浆发生高侵位时才更容易导致熔融体中以水为主的挥发相达到饱和或过饱和。当压力为2000×105Pa, 岩浆侵位深度约为8km时,熔融体中最大含水量为6.1%～6.4%(Burnham and Ohmoto,1980)，而当岩浆围岩是碳酸盐岩时，岩浆会吸收碳酸盐，其CO2含量增多，使H2O在岩浆中的溶解度降低(Meinertetal., 2003)，进而更易发生相分离。

图11 红牛-红山矿床闪石和绿泥石分类图解(据Leake et al., 1997)Fig.11 Classification of amphiboles from the Hongniu-Hongshan copper deposit (after Leake et al., 1997)

图12 红山-红牛矿床中富F矿物F含量对比图(其它矿床数据来源于芮宗瑶等，2003；赵一鸣等，2012；彭惠娟等，2012b)Fig.12 F contains in some F-rich minerals the Hongniu-Hongshan copper deposit (data of other deposits were from Rui et al., 2003; Zhao et al., 2012; Peng et al., 2012b)

红牛-红山矿床中矿体的形成与石英二长斑岩具有密切的时空关系(Pengetal., 2013)。石英二长斑岩为一出露地表具有明显斑状结构的浅成岩，含有黑云母和角闪石斑晶，指示其原始岩浆含水(质量分数)在8%左右(Shinoharaetal., 1995)，说明矿区原始岩浆富水；而岩浆侵入地层为晚三叠纪曲嘎寺组的砂板岩和灰岩，岩浆中CO2含量增多又会造成H2O 溶解度的降低，这就意味着研究区石英二长斑岩岩浆在侵位之前就已经达到了以水为主的挥发分过饱和。

其次，红牛-红山矿床石英斑晶与甲玛斑岩-矽卡岩型矿床具有相似性(彭惠娟等，2010, 2011)，都显示了明显的骸晶结构，石英表面呈浑圆状或港湾状，部分还具有钾长石微晶组成的外壳(图2)。实验研究及岩相学观察指出石英的溶蚀表面与岩浆物理化学条件的改变有关，可能由以下三种过程造成：(1)岩浆半绝热减压上升；(2)岩浆混合作用，即由于岩浆灌入和补给而造成不同岩浆的混入；(3)岩浆-热液过渡阶段岩浆流体的自交代作用(Mülleretal., 2006)。岩浆混合作用最明显的标志就是长英质岩浆岩中发育有大量的铁镁质岩浆包体，而研究区岩浆岩中并没有发现此类暗色包体，因此岩浆混合作用存在的可能性不大。石英斑晶显示的骸晶结构指示了岩浆作用的动力学条件，即骸晶状生长形成于快速结晶过程，而这种快速结晶则指示了岩浆的不平衡生长(Vernon, 2004)。这就进一步证明了斑岩岩浆经历了从深部到浅部的快速减压过程，具有形成挥发相的条件。而石英表面的钾长石外壳则可能是岩浆中早期分离出的富钾质超临界流体对已经结晶的石英斑晶进行交代的结果，即岩浆流体的自交代作用。因此，该矿区的石英二长斑岩岩浆在侵位前已达到H2O过饱和，且形成了H2O为主体的挥发相。

3.1.2 挥发相的分离

以岩浆水为主的挥发份在一定压力下可以有限地溶于硅酸盐熔融相中,当硅酸盐熔融相中的挥发份含量超过其溶解度时, 则会分离出独立挥发相，使花岗质岩浆具有很大的热膨胀性，产生巨大的机械能(芮宗瑶等, 2003)。因此在岩浆分离出以水为主的挥发相晚期，由于岩浆内部流体压力超过限制压力，花岗质岩体冷凝顶壳和邻近围岩就会裂开，剧烈的减压会造成岩浆突然的沸腾，即岩浆流体的二次沸腾(Harrisetal., 2004)，并释放出岩浆体顶部所有剩余的岩浆挥发分，这种富含挥发分的超临界流体与碳酸盐围岩发生交代反应，才可能形成矽卡岩和碱质硅酸盐交代岩,带动成矿物质的迁移聚集等。挥发相中F、Cl等挥发组分的存在不仅可以降低熔体的固相线温度，延长岩浆超临界流体出溶的过程(Parry, 1972; Parry and Jacons, 1975; Nedachi, 1980)，还可以与岩浆中的金属元素形成稳定的络合物，有助于成矿物质的运移(赵一鸣等,1983 ;芮宗瑶等, 2002)。

红牛-红山铜矿床中，钻孔ZK011岩浆-热液角砾岩中同时存在角岩和灰岩角砾，角砾边缘存在明显的蚀变现象，而胶结角砾的为长英质熔体(可见大量港湾状或浑圆状的石英斑晶)，角砾岩中还存在大量的石英细脉(图3)，这可能指示了岩浆内部流体压力超过静岩压力，发生了隐爆作用，使邻近围岩碎裂。剧烈的减压造成了岩浆流体沸腾，并发生分离；而隐爆作用发生时，岩浆并未完全固结，为塑性熔体。

其次，岩浆流体富F的标志之一为岩浆岩角闪石含F达1.53%～2.46%，黑云母含1.43%～3.87% F，矽卡岩符山石含1.29%～2.42% F(Chang and Meinert, 2004, 2008)，研究区石英二长斑岩中角闪石和黑云母平均含量分别为1.49%和2.62%，表明原始岩浆富F；而矽卡岩和退化变质岩矿物中仍含有较高的F含量，则指示了F、Cl等挥发分在成矿期活动甚为强烈。综上所述，红牛-红山铜矿床石英二长斑岩岩浆经历了挥发相的分离和岩浆流体的二次沸腾，形成并出溶了含有大量挥发分的超临界流体。

3.2 成矿流体特征及演化

钙矽卡岩是在高温气液参与下,由碳酸盐和部分铝硅酸围岩与花岗质岩浆(侵入岩和火山岩)相互反应的产物(赵一鸣等, 1997)。前述表明，红牛-红山矿床成矿斑岩存在以水为主体的挥发相分离，该过程不仅出溶了大量富含F等挥发分的超临界流体，还使围岩中形成了大量的裂隙系统，为矽卡岩及其一系列交代岩的形成和成矿提供了条件。矽卡岩及其他蚀变矿物的形成需在特定条件下进行, 从岩体侵入到金属矿化和成矿后的整个过程, 物理化学条件都存在较大差异, 这种差异决定了蚀变矿物的组合以及矿化类型(Meinertetal., 2005; 赵一鸣等, 2012)。因此, 通过对矿床中主要蚀变矿物的研究, 可以反演成矿流体运移和金属矿化过程环境的变化(Meinertetal., 2005) 。

图13 共生辉石-石榴石矿物对的氧逸度-温度图解(据赵一鸣等，2012)Fig.13 lgfO2-T diagram for the assemblages of the pyroxene and garnet (after Zhao et al., 2012)

在矽卡岩阶段，石榴子石和辉石的组成能够指示矽卡岩系统的某些物理化学条件。对于矽卡岩型铁铜矿床，与透辉石共生的一般为钙铁榴石，且透辉石-石榴石共生矿物对含铁比值很小，说明矽卡岩化溶液的酸性较低，氧逸度较高；当透辉石和钙铝-钙铁榴石的过渡种属共生，则反映了矽卡岩溶液大体属于中等酸度，其透辉石-石榴石共生矿物对含铁比值与含钼矽卡岩相当(赵一鸣等，2012)。红牛-红山矿床内矽卡岩中以钙铝榴石-透辉石组合为主，外矽卡岩带则主要是钙铁榴石-透辉石-次透辉石组合为主, 从深部到浅部石榴石钙铁分子的逐渐增加，反映了从内矽卡岩带到外矽卡岩带，从深部到浅部，成矿流体的温度降低, pH值和氧逸度升高，这也解释了矿床中石英二长斑岩近矽卡岩带和钻孔深部常发育辉钼矿化，而在外矽卡岩和钻孔中、浅部形成黄铜矿-磁黄铁矿矿石(彭惠娟等，2012a)。

赵一鸣等(2012)根据共生的单斜辉石-石榴子石矿物对的矿物化学成分，构建了lgfO2-T的相关系图解，根据该相图，本文大致估计了红牛红牛-红山矿区矽卡岩阶段成矿流体的温度和氧逸度变化(图13)。矽卡岩阶段早期石榴石的化学组分(And22-57，平均为43)和形态特征反映了岩浆二次沸腾，即挥发相分离后，大理岩和岩浆高温气液主要以扩散触发的去挥发分方式进行交代反应，导致了石榴石主要以菱形十二面体富含钙铝榴石组分的形式缓慢生长(Jamtveitetal., 1993, 1995)。在矽卡岩阶段早期，与钙铝榴石共生的辉石主要为透辉石(Hd7-27，平均为17)，反应矽卡岩阶段早期成矿流体温度较高(450～550℃),氧逸度也较高(lgfO2=-25～-21)；矽卡岩阶段中期，大量钙铁榴石(And75-98平均为89)的产生反映了氧化型矽卡岩的特征(梁祥济,1994)。岩浆流体大量出溶，导致富含钙铁榴石分子的石榴石快速生长，晶体由以菱形十二面体为主转变为四角三八面体也反映了增大的生长速率(Jamtveitetal., 1993)。与之共生的辉石以透辉石-钙铁辉石为主(Hd10-99，平均为56)，表明流体温度和氧逸度均有所升高(550～650℃)，lgfO2=-21～-18)。因钙铁榴石的形成需要大量的Fe3+, 从矿区外矽卡岩中石榴子石和透辉石发育的程度来看,石榴子石占主体, 这从另一个方面表明了矽卡岩期的成矿流体具有较高的氧逸度。Fe3+大量进入钙铁榴石, 使得成矿流体氧逸度相对降低，在矽卡岩阶段末期形成了钙铝榴石脉(And14-60，平均为42)和角岩中的钙铁辉石(Fe2+)脉(Hd31-58，平均为53)，此时流体温度大致为350～450℃，lgfO2为-28～-24。矽卡岩矿物脉可能形成于交代反应后的残余溶液。

此外，研究区角岩中发育钾长石化蚀变以及钾长石脉，其钾长石中钠长石分子含量相对较低, 为Or90.8-98.9An0.4-9.2。一般而言，在高温条件下，岩浆成因的钾长石中钠长石分子含量相对较高, 为Or82.3-88An11.7-17.3，而钾长石交代岩中的钠长石分子为Or89.3-94.8An5-10.5(赵一鸣等, 2012)。因此，红牛-红山矿床角岩中发育的钾长石属于岩浆热液阶段的产物，是斑岩-矽卡岩型矿床钾质交代的表现。

红牛-红山矿床退化变质早期主要生成磁铁矿、透闪石等矿物，表明成矿流体温度降低，而其高氧逸度的特点也是磁铁矿沉淀的原因。退化变质晚期主要生成绿帘石、绿泥石等矿物。绿帘石交代石榴石时，常观察到伴随发生石英-方解石-硫化物交代石榴石的某些环带，并充填石榴石粒间的空隙。在高氧逸度条件下, 成矿流体中的S主要以高价态(S6+、S4+) 存在, 不利于铜硫化物沉淀。因此，在退化变质晚期已经发生金属硫化物的沉淀指示了成矿流体氧化还原条件的改变，其氧逸度降低，使以高价态(S6+、S4+)存在的S还原, 形成还原性的S2-, 为以黄铜矿为主的铜硫化物的沉淀创造了有利条件。在该阶段氧逸度降低的原因则可能是退化变质阶段早期磁铁矿的沉淀。在石英-硫化物脉阶段，大量金属硫化物的沉淀指示了成矿流体含有大量的还原性S2-(Hezarkhamietal., 1999)。

3.3 矿物对成矿过程的指示

红牛-红山斑岩-矽卡岩铜矿床成矿作用与燕山晚期的岩浆活动密切相关。该矿床的成岩-成矿作用可以模式化为图14。

研究区燕山晚期石英二长斑岩岩浆在侵位过程中，带来了巨大的热能，使三叠纪曲嘎寺组砂板岩、钙质板岩、灰岩重结晶形成角岩和大理岩。在此过程中，岩浆挥发相还未完全分离，少量高铝低铁的岩浆流体在围岩中发生小规模的流动，并与围岩中的泥质组分进行了少量的物质交换，形成了含有透辉石的钙硅酸盐角岩(Meinert, 1992)(图14a)。

随着岩浆的进一步上侵，富含成矿金属、F、Cl等物质的挥发相通过岩浆减压作用发生相分离。由于岩浆内部流体压力超过静岩压力，花岗质岩体冷凝顶壳和邻近围岩裂开，剧烈的减压造成岩浆岩浆流体的二次沸腾，并释放出岩浆体顶部所有剩余的岩浆挥发分和大量的超临界流体，引发大规模热液活动，与围岩发生交代反应。红牛-红山矿区的巨大块状矽卡岩正是由来自花岗岩体的高温热水溶液沿岩体接触带和围岩岩性界面，通过渗滤交代作用及局部扩散作用而生成。从野外观察来看, 硅灰石代表着交代前锋，随着交代作用增强, 前锋不断向外移动, 随着交代反应的加剧，生成大量辉石、石榴石，形成块状矽卡岩，原岩结构和矿物彻底改变(图14b)。矽卡岩矿物的大量生成，将造成大理岩CO2丢失(可能发生的反应如(1)～(6))，密度增加，矿物发育成粒状，体积减少，使原岩孔隙度和渗透性增加，有利于金属以络合物形式搬运(如Cl络合)。而成矿流体中CO2含量增高，又增强了流体萃取铁铜等矿质的能力(Meinert, 1992)。岩浆热液除带来Si、Al、Mg、Fe等元素外，还带来了K、Na，使钙硅酸盐角岩发生钾化蚀变，生成了大量钾长石、次生黑云母以及少量的钠长石。

(1)

硅灰石

(2)

钙铝榴石

(3)

透辉石

(4)

钙铁辉石

(5)

钙铁榴石

(6)

钙铁辉石 硅灰石 钙铁榴石

继矽卡岩阶段之后，红牛-红山矿区矽卡岩和角岩普遍发生了退化蚀变作用(图13c)。磁铁矿和透闪石的发育标志了退化蚀变作用的伊始，其主要蚀变反应可能为：

(7)

钙铁榴石 石英 磁铁矿 方解石

钙铁辉石 透闪石 石英

3CaCO3+2O2↑

(8)

方解石

辉石 阳起石

+ 2SiO2+ 3CaCO3

(9)

石英 方解石

从反应式可以看出，随着流体温度的降低，石榴石常常直接蚀变为石英、磁铁矿和方解石的集合体，而辉石则在水化反应中被透闪石和阳起石所替代。在退化蚀变作用后期绿帘石和绿泥石的大量发育指示了成矿流体Al组分的带入，而Al可能来自于斑岩或角岩中长石类的分解以及钙铝榴石的蚀变。钙铁榴石核部具有较高钙铝榴石分子的部分被绿帘石和方解石交代，其反应式可能为：

石榴石 绿帘石

+ CaCO3

(10)

方解石

图14 红牛-红山矿床成岩-成矿过程模式图(a)-燕山晚期长英质岩浆上侵使三叠纪曲嘎寺组钙质板岩和灰岩变为钙硅酸盐角岩和大理岩，岩浆顶部不断聚集挥发分，少量岩浆流体沿围岩岩性界面和断裂进行交代，形成部分辉石角岩；(b)-岩浆快速上侵，岩浆流体减压沸腾，围岩破裂，超临界流体出溶，围岩发生大面积热变质作用的同时，岩浆流体沿岩性界面和裂隙与大理岩和钙硅酸盐角岩发生交代作用，形成大量块状矽卡岩和透辉石角岩；(c)-矿区发生大面积退化蚀变作用和酸性流体淋滤作用，在大理岩和角岩的岩性界面形成层状铜矿体，由于流体增压-泄压机制的反复发生和耦合，在角岩中形成了细脉浸染状的斑岩型矿体；(d)-矿床垂向蚀变分带Fig.14 Rock-forming and ore-forming evolution model of the Hongniu-Hongshan deposit

退化变质反应消耗了成矿流体中大量的CO2和水，生成含水矿物，而这种含水矿物的体积增量很大，许多反应过程体积膨胀会达到30%～55% (O’Hanley, 1996)。退变质反应生成物体积增加的结果已不仅仅是导致孔隙流体压力的增加，还能导致固体应力场的巨大变化，使岩石发生破裂(Jamtveitetal., 2008)，导致流体因扩容而压力骤降，这种泄压作用结果必然是流体的沸腾和相分离以及周围岩石中的流体向破裂处汇流、混合和反应，沸腾相分离和混合反应的结果是矿物的沉淀，因此在红牛-红山矿床在退化变化后期发生了金属硫化物的沉淀。此外，退化变质岩矿物中含有较高的F含量以及发育的气孔构造(图10b)，也指示了含F、Cl等挥发分的超临界流体的在成矿期的强烈活动。

在退化变质作用阶段含水矿物、石英、方解石的形成以及金属的沉淀的同时，实际也使破裂的围岩愈合，又使得岩石的孔隙度和渗透率减少，再一次使流体减容，进入下一次泄压的循环(刘亮明，2011)，形成了大量酸性流体淋滤阶段的石英-硫化物脉。矿区深部角岩具有明显的碎裂现象，且被石英胶结，形成硅化的碎裂角岩和一系列裂隙系统，为后期形成脉状矿化提供了先决条件。

图15 热液矿床石英中Al和Ti含量(Ti在所有热液矿床中均小于10×10-6)(据Brian, 2008)红牛-红山矿床Al, Ti 在国家测试中心由La-ICP-MS检测获得Fig.15 Al and Ti concentrations measured in quartz from hydrothermal ore deposits (Titanium is below detection limits of 10×10-6 in all low-temperature deposits) (after Brian, 2008)

热液石英中Al含量在很大程度上取决于溶液pH值，在低pH值时Al溶解度比其在中性溶液中高6个数量级(Reed, 1998)。Rusketal. (2008)对来自McLaughlin、Butte Main Stage、Creede、Comstock Lode和Jerritt Canyon等矿床中的石英Al,Ti含量进行了检测，结果表明来自斑岩型矿床中的高温石英，普遍具有较高含量的Ti和中间含量的Al；在低温石英中不含Ti, 而Al具有明显的“双峰式”分布(图15)，指示了在矿床形成过程中，至少有某些阶段为酸性环境，且存在酸性流体的中和作用。红牛-红山矿床石英-硫化物脉中石英Al含量也显示了明显的“双峰式”分布(图15)，这说明在石英-硫化物阶段，酸性的成矿流体可能与中性的大气水发生了混合。

综上所述，红牛-红山矿床中金属矿物的大量堆积其动力来源于自岩浆阶段开始的压力变化体系，即流体超压→流体沸腾，裂隙生成→减压排泄，裂隙愈合→流体超压的循环，直至整个成矿体系完全开放，并与大气水发生混合，使成矿流体中剩余金属最终沉淀。

值得注意的是，红牛-红山矿区特殊的围岩结构为该地区成矿作用提供了有利条件。矿区围岩主要为三叠纪曲嘎寺组的砂板岩、灰岩、泥岩，常呈互层状产出，在燕山晚期的岩浆热变质作用中，形成了条带状角岩夹大理岩的韵律组合。由于这种不同的岩性间存在较大的差异应力，因此岩石破裂由流体压力和构造应力共同决定，且构造应力作用更加强烈，破裂具有一定的方向性，优先发生在一些特殊的结构面上，例如岩体接触带和岩层的层间滑脱带(刘亮明，2011)。在该矿区体现为矿化经常发生在岩性界面，形成大量层状矿体。而低渗透率致密角岩层的存在有利于流体压力的储存，引发超压流体沸腾。红牛-红山矿区角岩中发育的大量细脉浸染状石英-硫化物脉得益于流体增压-沸腾泄压反复和耦合过程中围岩的破裂和金属的沉淀。

4 结论

(1)红牛-红山矿床石英二长斑岩中角闪石和黑云母斑晶的出现以及较高的含F量，表明其岩浆为富H2O富挥发分熔体；石英斑晶具有港湾状、浑圆状的溶蚀表面和钾长石细晶外壳，并且显示了典型的骸晶状结构指示了其岩浆经历了快速上升侵位过程和岩浆热液的自交代作用；钻孔中岩浆热液角砾岩和大量石英细脉的出现暗示了岩浆在快速上侵过程中发生了隐爆作用，形成并出溶了含有大量F、Cl等组分的高盐度超临界流体。

(2)矽卡岩阶段石榴子石和透辉石具有明显的三个期次：早期细粒的钙铝榴石和角岩中的透辉石形成于少量高温气液岩浆流体与围岩的扩散交代作用；中期粗粒的富Fe榴石榴石和次透辉石-钙铁辉石形成于大量高温、低氧逸度的岩浆流体与围岩的渗滤交代作用；晚期的钙铝榴石脉和钙铁辉石脉形成于低温、高氧逸度的早期交代残留溶液。矽卡岩矿物的生成，使碳酸盐围岩丢失CO2，矿物体积减少，孔隙度和渗透性增加，为成矿提供了条件。

(3)退化变质阶段的透闪石、阳起石、绿帘石、绿泥石等交代早期矽卡岩矿物，形成大量蚀变岩。退化变质作用消耗了成矿流体中大量的CO2和H2O，生成含水矿物以及石英、方解石，使围岩裂隙愈合，孔隙流体压力增加，导致成矿流体沸腾，形成大量黄铜矿、磁黄铁矿、黄铁矿、辉钼矿化。

(4)石英-硫化物阶段，由于成矿流体超压→流体沸腾，裂隙生成→减压排泄，裂隙愈合→流体超压的循环，在此过程中围岩经历了多次破裂和裂隙的愈合，直至整个成矿体系完全开放，并与大气水发生混合，使成矿流体中剩余金属最终沉淀。

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