黑龙江省高松山浅成低温热液金矿床围岩蚀变元素迁移特征、定量计算与形成机制

郑 硌, 顾雪祥*, 章永梅, 刘瑞萍, 耿会青, 王艳忠, 赵红海, 李亚军



黑龙江省高松山浅成低温热液金矿床围岩蚀变元素迁移特征、定量计算与形成机制

郑 硌1, 顾雪祥1*, 章永梅1, 刘瑞萍1, 耿会青1, 王艳忠2, 赵红海2, 李亚军2

(1. 中国地质大学 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083; 2. 武警黄金第一支队, 黑龙江 牡丹江 157021)

高松山浅成低温热液金矿床赋存于下白垩统安山岩等中基性火山岩中。矿体受围岩中断裂破碎带的控制, 呈脉状产出。矿区围岩蚀变主要发育硅化、黄铁矿化、冰长石化、伊利石化、绢云母化、碳酸盐化和绿泥石化等。根据蚀变矿物组合和蚀变岩地球化学特征, 可将围岩蚀变由近矿至远矿分为3个带: 强硅化-冰长石化带、硅化-伊利石化-冰长石化带、伊利石化-青磐岩化带。对各蚀变带进行了全岩元素地球化学分析, 利用元素迁移定量计算和图解等方法详细估算和拟定了蚀变过程中元素的迁移规律及其与蚀变矿物学之间的联系。结果表明, 安山岩蚀变过程与金矿化密切相关, 特别是硅化、冰长石化和黄铁矿化蚀变阶段。根据围岩蚀变形成过程与成矿之间的联系, 探讨了高松山金矿床围岩蚀变的形成机制。

围岩蚀变; 元素迁移; 定量计算; 浅成低温热液金矿; 黑龙江省

0 引 言

浅成低温热液金银矿床是一种非常重要的金矿类型, 对于这类金矿床地质地球化学特征和成因机制等目前已有了非常详细的研究[1–3], 但是对于围岩蚀变过程中元素迁移规律和机理的研究仍然较少。许多研究者曾对浅成低温热液金银矿床的围岩蚀变矿物组合及分带进行了描述[1–11], 但只有少量研究侧重于蚀变分带及蚀变过程中的元素地球化学行为[12–16]。

黑龙江高松山金矿床发现于2000年, 经多年的地质勘探业已查明其规模达到大型, 极具经济价值。对该矿床前期的研究主要包括地质特征[17–18]、岩石地球化学[19]、同位素地球化学[20]和矿床成因[20–23]等方面, 而对于围岩蚀变及其地球化学特征的研究还很欠缺, 从而一定程度制约了对该矿床成矿机制和矿化富集规律的深入认识。本文着重于对高松山金矿床围岩蚀变特征及元素迁移规律的定量分析, 在野外宏观观察和室内镜下鉴定的基础上, 对蚀变矿物组合及其分带特征进行了详细研究, 对各蚀变带元素迁移进行了定量估算, 探讨了围岩蚀变的机理以及蚀变分带与金矿化的关系。

1 成矿地质背景

高松山金矿床位于小兴安岭-松嫩地块和佳木斯隆起带之间的伊春-延寿褶皱带北部。区域基底岩石为下元古界东风山群的含金硅铁建造, 基底之上为寒武-奥陶系浅海相灰岩、白云岩、粉砂岩、砂岩和二叠系陆相砂板岩、砂砾岩夹炭质板岩以及中生代钙碱性火山岩。区内构造主要为沙阿其河NW-SE向大断裂, 其派生的次级断裂为主要控矿构造。

矿区出露的地层较为简单, 为一套下白垩统的火山岩: 由老到新为板子房组(K1b)和宁远村组(K1n)。板子房组(K1b)以基性-中性火山岩为主, 岩性包括安山岩、玄武安山岩、安山质火山角砾岩、粗安岩夹橄榄玄武岩、玄武岩和英安岩等; 宁远村组(K1n)以中酸性火山岩为主, 岩性主要为流纹岩、流纹质凝灰岩、英安岩、粗安岩、粗面岩和流纹质熔结火山碎屑岩等。板子房组大体上分布于矿区的东部, 宁远村组分布于矿区的西部, 两者界线清晰, 目前发现的金矿体大多产于板子房组火山岩中(图1)。矿区内除主体呈层状分布的火山岩外, 还可见少量呈脉状的安山岩和英安岩贯入于层状火山岩中。

图1 高松山金矿床大地构造位置及矿区地质略图

1–第四系; 2–下白垩统宁远村组流纹岩、凝灰岩; 3–下白垩统板子房组安山岩、玄武安山岩; 4–火山角砾岩; 5–矿体及编号; 6–采样钻孔位置及编号

矿区内断裂构造发育, 以NEE向压性断裂和NWW向张性断裂为主体, 还有近EW向的断裂。矿体均赋存于断裂构造破碎带中, 即矿体的产出严格地受到构造破碎带控制。就已发现的矿体来看, 以1-I号矿体规模最大, 最具代表性(图1)。1-I号矿体呈大脉产出, 全长2046 m, 西段大体呈EW向展布, 东段则呈NWW-SEE向展布, 中段出现明显的折曲。显然, 这是两组不同方向的断裂综合控制使然。矿体垂深56~368 m, 垂向变化较大。总体走向86°~115°, 倾向南, 倾角55°~72°。最大厚度7.90 m, 平均厚度1.72 m, 金平均品位为5.47 μg/g, 约占矿区金总资源量的76.8%。

金矿体以含金石英脉、含金构造角砾岩和含金蚀变岩等形式产出。矿石中硫化物含量低, 且成分简单, 属贫硫化物矿石。金属矿物主要为黄铁矿和自然金, 微量的银金矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿。非金属矿物主要为石英、玉髓、斜长石、方解石、冰长石、伊利石、绢云母、绿泥石和绿帘石等。矿石结构主要有自形、半自形、他形晶结构及交代残余结构等。矿石构造中最常见的为细脉-网脉状构造, 次为浸染状构造和角砾状构造等。

2 采样及分析方法

用于X射线粉晶衍射和主元素、微量元素测试分析的样品均采集于钻孔岩芯, 尽量选取新鲜岩石和各蚀变带的代表性样品, 样品均预先研磨至粒度小于200目。X射线粉晶衍射样品分析在中国地质大学(北京)地学实验中心完成, 所用仪器为日本理学D/Max-RC型X射线粉晶衍射仪(XRD)。主元素和微量元素分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室X射线荧光光谱(XRF)和激光烧蚀等离子体质谱(LA-ICPMS)微区分析实验室完成。主元素采用压片法分析, 所用仪器为日本岛津XRF-1800 X射线荧光光谱仪; 微量元素采用等离子体质谱法(ICP-MS)分析, 仪器为美国ThermoFisher X Series II型四极杆等离子体质谱仪。

3 围岩蚀变特征

3.1 主要围岩蚀变种类及特征

高松山金矿床近矿围岩蚀变类型多样, 包括硅化、黄铁矿化、冰长石化、伊利石化、绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化和绿帘石化(图2), 其中硅化、冰长石化、黄铁矿化与成矿关系最为密切。

硅化主要分布在矿体附近20~30 m范围内, 尤其是在矿体数米范围内硅化最强。通常表现为充填和交代两种产出形式, 即他形细粒石英沿构造裂隙或矿物裂隙呈脉状充填(图2a、2b、2f、2i、2j), 或细粒石英交代安山岩中各类长石呈其假象及交代基质呈半自形粒状产出, 也可见细粒石英交代冰长石(图2h)。硅化常与黄铁矿化、冰长石化、伊利石化伴生。

黄铁矿化主要表现为晶形较好的星散状或浸染状黄铁矿(图2c)与颗粒细小晶形较差的浸染状黄铁矿(图2a、2j)两种产出形式。前者分布范围较广, 但与成矿关系不大; 后者通常与硅化密切伴生, 与金矿化关系密切。

伊利石化(绢云母化)在手标本上通常表现为白色黏土(图2d), 之前不少研究者误认为是高岭石化[17–19,21–23]。本次研究通过X射线粉晶衍射(XRD)分析确认为伊利石(图3, ZK4801-05)。单偏光显微镜下, 绢云母呈灰色、浅黄色隐晶质鳞片状集合体产出, 正交偏光下呈二级干涉色; 伊利石较绢云母结晶程度好, 干涉色较低(图2f、2g、2j、2k)。伊利石化(绢云母化)与成矿关系较为密切, 与硅化伴生, 分布范围相对较广, 主要产于距矿体数米到数十米范围内。

冰长石化在本矿区并不十分发育, 在镜下偶可见到, 具有特征的菱形切面, 单偏光下无色透明, 正交偏光下干涉色一级灰白(图2h、2j)。冰长石化与硅化密切共生, 主要分布于靠近矿体数米范围内。

碳酸盐化主要表现为方解石交代安山岩的长石斑晶或基质, 或充填于安山岩裂隙及气孔中(图2c、2e、2k)。镜下具有特征的菱形解理, 正交偏光下呈特征的高级白干涉色。碳酸盐化分布范围很广, 通常距离矿体较远。

绿泥石化、绿帘石化分布范围广, 矿体附近及远离矿体处均有发育(图2b、2c、2k), 常与碳酸盐化、黄铁矿化一起构成青磐岩化。

3.2 围岩蚀变组合及分带

高松山金矿床围岩蚀变分带性明显, 紧靠矿体数米(多<5 m)范围内为硅化、黄铁矿化, 局部可见冰长石化, 向外数十米(多<50 m)范围内为绢云母化、伊利石化, 继续向外至距离矿体上百米范围内为青磐岩化, 直至逐渐过渡为正常火山岩。各蚀变带之间渐为过渡, 并常互有叠加。

图2 高松山金矿床主要围岩蚀变特征

(a)硅化与浸染状黄铁矿化(颗粒细小, 晶形差)共生; (b)两期石英脉穿切绿泥石化安山岩; (c)安山岩绿泥石化、星散状黄铁矿化(晶形较好), 可见不规则团块状方解石及褐铁矿; (d)安山岩发生强烈的伊利石化; (e)安山岩中斜长石被方解石交代; (f)硅化与伊利石化脉(+); (g)伊利石化与绢云母化(+); (h)早期蚀变形成的冰长石自形晶被石英交代呈假象(+); (i)强硅化-冰长石化带的安山岩中斜长石、辉石等铁镁质矿物已基本全部被石英交代, 可见晚期细粒石英细脉穿切早期较粗粒的石英脉(+); (j)硅化-伊利石化带发育的硅化、绢云母化, 局部可见冰长石化、黄铁矿化(+); (k)伊利石化-青磐岩化带的安山岩中斜长石斑晶被绢云母、方解石交代, 可见绿泥石充填于杏仁体中(+); (l)较为新鲜的安山岩仅受微弱的碳酸盐化(+)。Adl–冰长石; Cal–方解石; Chl–绿泥石; Lm–褐铁矿; Ill–伊利石; Ser–绢云母; Q–石英; Pl–斜长石; Py–黄铁矿

在野外观察的基础上, 本次研究选取1-I号主矿体的一个典型钻孔ZK4801系统采样, 进行光薄片鉴定和X射线粉晶衍射分析(XRD), 以期详细了解高松山金矿床围岩蚀变组合及分带特征。

ZK4801钻孔围岩岩性较为单一, 主要是安山岩夹少量安山质火山角砾岩。矿体有两层, 上层为构造角砾岩型矿体, 金品位为14.76~21.8 μg/g, 厚约2 m, 石英呈细脉-网脉状胶结或切穿蚀变安山岩; 矿体两侧围岩蚀变发育, 在该矿体之下2 m处发育了另一层厚约1 m的蚀变岩型低品位3.52 μg/g矿体(图4)。根据野外观察、镜下鉴定, 结合XRD分析结果(图3), 由近矿至远矿可划分为: 强硅化-冰长石化带(硅化、冰长石化和细粒黄铁矿化)、硅化-伊利石化-冰长石化带(硅化、伊利石化、绢云母化、冰长石化和细粒黄铁矿化)和伊利石化-青磐岩化带(伊利石化、绢云母化、碳酸盐化、粗粒黄铁矿化、绿泥石化和绿帘石化)。

图3 高松山金矿床X射线粉晶衍射(XRD)谱线图

图4 高松山金矿床1-I号矿脉ZK4801钻孔岩性、蚀变分带示意图

1–安山岩; 2–安山质火山角砾岩; 3–构造角砾岩矿体; 4–硅化; 5–冰长石化; 6–伊利石化(绢云母化); 7–青磐岩化; 8–新鲜安山岩

如图4所示, 矿体顶板一侧, 强硅化-冰长石化带宽约1.5 m, 蚀变矿物主要为石英、冰长石、黄铁矿和少量的伊利石、绢云母, 此带以强烈的硅化为主要特征(图2i), 石英常呈细脉状、网脉状穿切, 表现出多阶段热液活动的特征, 冰长石化、黄铁矿化相对较弱; 硅化-伊利石化-冰长石化带宽约2.5 m (图2j), 蚀变矿物主要为石英、伊利石、绢云母、冰长石和少量黄铁矿、绿泥石等(图3), 此带中石英、冰长石和黄铁矿的含量明显低于强硅化-冰长石化带, 而伊利石化、绢云母化发育; 伊利石化-青磐岩化带宽约30 m(图2k), 蚀变矿物主要为伊利石、绢云母、方解石、绿泥石和绿帘石等(图3), 此带中未见硅化, 蚀变主要为伊利石化和青磐岩化, 且随着距矿体距离的加大, 伊利石化逐渐减弱, 青磐岩化逐渐增强。此带向外逐渐过渡为新鲜安山岩(图2l)。矿体底板一侧蚀变带分布规律与顶板一侧类似, 仅蚀变程度稍弱, 分布范围较窄。

4 元素迁移定量估算

4.1 元素迁移计算方法

本研究对元素迁移量的计算主要采用等浓度线法。该方法是运用质量守恒方程对蚀变岩样品与未蚀变或蚀变较轻的同类岩石进行比较, 反映蚀变或矿化时物质的迁移方向。这是一种量化地估算矿化和蚀变作用过程中发生的质量、体积和浓度变化的数据处理分析方法[24–25]。

在对热液蚀变岩石进行化学元素迁入迁出的计算过程中, 由于伴随着围岩蚀变原岩往往会发生质量或体积的变化, 因此直接对蚀变岩与等量原岩的比较是不可能的, Gresens[26]提出了以下公式:

∆=(V(B/A)A–O) (1)

∆为组分的质量变化;=初始质量, 单位为百分质量时为100 g, 单位为μg/g时则为1 t;V为蚀变岩石与新鲜岩石的体积比例;B/A为蚀变岩石与新鲜岩石的密度比例;A为蚀变岩石中元素的浓度;O为新鲜岩石中元素的浓度。

为了解式(1), Δ或V其一必须为已知, 而V在实际工作中往往缺乏数据, Δ即为最终需要求得的元素迁移量。因此Grant[24]将式(1)转换为:

CA=O/A(CO+ΔC) (2)

CA= (O/A)CO(3)

若将原岩及蚀变岩的各种组分浓度CO、CA分别作为X和Y坐标投点, 作出原岩-蚀变岩组分CA-CO图解, 在CA-CO图解上, 式(3)是一穿过原点, 斜率为O/A的直线, 即地球化学等浓度线, 确定1种或2种以上元素为不活动组分, 其直线斜率为:

=O/A=A/O(4)

将式(4)代入式(2)得:

ΔC=CA/–CO(5)

根据式(5)就可求得元素迁入、迁出变化。在CA-CO图解上, 通过元素投点位置与不活动元素的等浓度线位置相对关系, 便可直观地看出元素的迁入、迁出情况。在等浓度线以上为迁入, 在等浓度线以下为迁出, 与等浓度线距离越大迁入迁出程度越强。

4.2 元素迁移计算结果

高松山金矿床ZK4801钻孔新鲜安山岩及各蚀变带岩石的主元素、微量元素分析结果列于表1。取新鲜安山岩及各蚀变带平均值, 以Al2O3为不活动组分, 各带取平均值用式(4)和式(5)进行计算, 得出结果列于表2, 并作出主元素的CA-CO图解(图5)和主元素、微量元素的迁移量直方图(图6)。

由表2、图5、图6中可以看到, 各蚀变带安山岩中元素(除第一过渡族元素外)迁移特征如下。

(1) 强硅化-冰长石化安山岩  主元素中SiO2(69.99%)和K2O(4.06%)大量迁入, Fe2O3(–4.99%)、MgO(–2.16%)、CaO(–4.70%)、Na2O(–2.60%)大量迁出, MnO(–1.00%)迁出; 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)表现为迁入, Sr(–552.89 μg/g)、Ba (–607.20 μg/g)大量迁出, 其他元素迁移不明显。

(2) 硅化-伊利石化-冰长石化安山岩  相对于强硅化-冰长石化带而言, 主元素中SiO2(5.53%)和K2O(1.97%)的迁入量明显减少, Fe2O3(–1.45%)、MgO(–0.95%)的迁出量明显降低, CaO(–4.57%)、Na2O(–2.67%)的迁出量基本保持不变, 其他主元素迁移不明显; 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)的迁入量明显降低, 在强硅化-冰长石化安山岩中迁入的Pb(–1.67 μg/g)、Mo(0.71 μg/g)迁移不明显, Sr(–552.05 μg/g)迁出量基本不变, Ba(–526.77 μg/g)迁出量略有降低。

表1 高松山金矿床新鲜安山岩和各蚀变带安山岩主元素(%)及微量元素(μg/g)分析结果及参数

注: (2Ca+Na+K)/Al和K/Al值均为摩尔比值, 指数AI和CCPI含义详见下文

表2 高松山金矿床各蚀变带安山岩主元素(%)和微量元素(μg/g)迁移量(ΔCi)

图5 高松山金矿床各蚀变带安山岩的(CiA-CiO)图解

(3) 伊利石化-青磐岩化安山岩  主元素中SiO2(–9.71%)表现为迁出, K2O(0.70%)的迁入量很低, Fe2O3(–0.77%)、MgO(–0.41%)、Na2O(–1.51%)的迁出量相对于上一带进一步降低, CaO(2.13%)表现为迁入; 微量元素中Rb(111.93 μg/g)、Tl(0.61 μg/g)的迁入量进一步降低, 相对而言As(–1.45 μg/g)、Sb (–1.82 μg/g)、W(–12.81 μg/g)、Ag(–0.31 μg/g)迁移不明显, Sr(–445.78 μg/g)、Ba(–512.92 μg/g)的迁出量均略有降低。

除了Co在各蚀变带中的迁移量变化规律(由近矿到远矿167.56 μg/g→12.94 μg/g→–7.95 μg/g)与As和Sb类似外, 第一过渡族元素在各蚀变带中迁移量的变化规律不明显。

5 K/Al-(2Ca+Na+K)/Al摩尔比值图解和AI-CCPI图解

利用K/Al-(2Ca+Na+K)摩尔比值图解和AI- CCPI图解, 可更为直观地了解全岩地球化学数据与蚀变矿物学之间的联系。

5.1 K/Al-(2Ca+Na+K)/Al摩尔比值图解

K/Al-(2Ca+Na+K)/Al摩尔比值图解可以直观显示K交代及K、Ca、Na流失, Ca交代影响蚀变岩石的程度。运用这个图解, 蚀变岩石的组分与热液矿物的组成可以进行对比, 地球化学趋势可以与蚀变矿物学联系起来, 从而对矿物分带进行估计[16]。在这个图解上, 纯斜长石(钠-钙长石端元组分)会落点在=0,=1上; 纯钾长石或黑云母会落在=1,=1上; 高岭石、绿泥石等含Al但不含Na、Ca、K的矿物会落在=0,=0上; 纯钾云母(绢云母)落点在=0.33,=0.33上, 如图7所示。不含Al、K、Ca、Na的矿物(如黄铁矿)对投点无影响。

高松山金矿床新鲜安山岩和各蚀变带安山岩的K/Al和(2Ca+Na+K)/Al摩尔比值列于表1。新鲜安山岩(平均)的(2Ca+Na+K)/Al值为1.00, K/Al值为0.14; 强硅化-冰长石化安山岩的(2Ca+Na+K)/Al值为0.45~0.51, K/Al值为0.39~0.43; 硅化-伊利石化-冰长石化安山岩的(2Ca+Na+K)/Al值为0.34~0.35, K/Al值为0.27; 伊利石化-青磐岩化安山岩的(2Ca+Na+K)/Al值为1.00~1.32, K/Al值为0.15~0.24。在K/Al-(2Ca+Na+K)/Al图解(图7)上可以看到, 强硅化-冰长石化安山岩相对原岩发生了K的迁入和Ca、Na的流失; 而硅化-伊利石化-冰长石化安山岩相对强硅化-冰长石化安山岩则发生了K的流失, 投点明显偏向远离钾长石(冰长石)端元, 而接近钾云母(绢云母)、伊利石的范围; 伊利石化-青磐岩化安山岩相对于新鲜安山岩发生了Ca的迁入, 投点位置向Y=1右侧偏移。样品点的分布无论与宏观及镜下的矿物鉴定、XRD分析测试结果还是与元素迁移计算的结果都是一致的。

图6 高松山金矿床各蚀变带安山岩主元素、微量元素迁移量(ΔCi)直方图

5.2 AI-CCPI图解

蚀变指数AI (alteration index)最初适用于表示VMS型矿床中蚀变长英质火山岩的蚀变程度, 但也可以应用于中性至基性火山岩的热液蚀变[27]。AI反映了热液蚀变过程中斜长石被绢云母和/或伊利石和绿泥石交代的程度[28], 表示为:

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

指数CCPI (chlorite-carbonate-pyrite index)反映了热液蚀变过程中绿泥石化、碳酸盐化和/或黄铁矿化的程度[29], 可表示为:

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

高松山金矿床新鲜安山岩和各蚀变带安山岩的AI值和CCPI值列于表1。强硅化-冰长石化安山岩的AI值为90.27~92.82, CCPI值为30.27~45.93; 硅化-伊利石化-冰长石化安山岩的AI值为90.21~90.65, CCPI值为67.45~66.69; 伊利石化-青磐岩化安山岩的AI值为37.69~42.04, CCPI值为68.19~73.93; 新鲜安山岩(平均)的AI值为41.09, CCPI值为69.04。

CCPI-AI图解可显示出全岩地球化学数据与蚀变矿物学和蚀变交代程度的联系[29]。将高松山金矿床的数据投点于该图解中(图8)可以看到, 强硅化-冰长石化安山岩的范围明显比硅化-伊利石化-冰长石化安山岩的范围更靠近冰长石端元, 说明强硅化-冰长石化的蚀变指数(AI)即蚀变程度更强。相对于强硅化-冰长石化安山岩而言, 硅化-伊利石化-冰长石化安山岩的冰长石化程度较弱。新鲜安山岩和伊利石化-青磐岩化安山岩的AI值明显较低, CCPI值较高, 均位于Large.[29]所指的未蚀变安山岩-玄武岩范围内, 一方面说明了本次研究采取的新鲜安山岩确实没有遭受明显的蚀变, 另一方面说明伊利石化-青磐岩化安山岩的蚀变程度较低。高松山金矿床CCPI-AI指数的变化规律, 与一些典型的浅成低温热液金银矿床极为相似[12], 均为AI指数在矿体附近最高, 在矿体围岩/上盘岩石远离矿体逐渐下降, 而CCPI指数则恰好相反, 在矿体附近最低, 远离矿体逐渐上升。

图7 高松山金矿床新鲜安山岩和各蚀变带安山岩K/Al-(2Ca+Na+K)/Al图解(底图据文献[16])

图8 高松山金矿床新鲜安山岩和各蚀变带安山岩CCPI-AI图解

底图据文献[12], 未蚀变安山岩-玄武岩范围引自文献[29]

6 讨 论

6.1 元素迁移规律与围岩蚀变

6.1.1 SiO2

SiO2在强硅化-冰长石化带安山岩中迁入量极大, 与宏观上发育强烈的硅化(石英细脉、网脉)相对应。而硅化-伊利石化-冰长石化带中SiO2迁入量降低, 显示硅化程度相对较弱, 主要表现为石英交代安山岩矿物或早期热液蚀变形成的矿物(如冰长石), 此时石英的形成除了与热液中SiO2的带入有关外, 还有可能是钾交代造成的, 如:

伊利石化-青磐岩化带中SiO2表现为迁出, 可能与辉石类矿物在H2O和CO2的作用下发生水解形成绿泥石和方解石的过程有关:

(7)

由于此时成矿热液中的SiO2已在之前的强烈的硅化蚀变过程中消耗, 故该反应中形成的SiO2进入热液应是SiO2大量迁出的原因。

6.1.2 Fe2O3和MgO

由图6中可以看到, Fe2O3、MgO迁出最多的蚀变带, 也是SiO2迁入最多的蚀变带, 这与石英交代铁镁质矿物如角闪石、辉石等有关。强硅化-冰长石化带和硅化-伊利石化-冰长石化带中SiO2的迁入程度与Fe2O3、MgO的迁出程度呈对应关系。Fe2O3、MgO在伊利石化-青磐岩化带中迁出量很低, 与石英交代程度的降低以及流体中的Fe和Mg交代绢云母等蚀变为绿泥石有关:

6.1.3 K2O

K2O在强硅化-冰长石化带和硅化-伊利石化-冰长石化带中大量迁入, 与发育冰长石化、伊利石化(绢云母化)有关, 如以下反应式:

硅化-伊利石化-冰长石化带的K2O迁入量较强硅化-冰长石化带降低, 是由于前期形成的冰长石被绢云母或石英所交代, 部分K+被带出, 如:

伊利石化-青磐岩化带中K2O迁入量很低, 与围岩的含钾矿物蚀变仅为较弱的伊利石化(绢云母化)相对应。

6.1.4 CaO和Na2O

CaO和Na2O在强硅化-冰长石化带和硅化-伊利石化-冰长石化带中基本全部迁出, 与岩石受强烈的钾交代, 斜长石蚀变形成冰长石、绢云母和Na、Ca被带出有关, 如反应(6)、(9)和(10)。

在伊利石化-青磐岩化带中, Na2O迁出量的减少与冰长石化的缺失及伊利石化程度的减弱有关。而CaO的迁入除了以上原因外, 主要与热液中Ca2+和CO2结合形成大量方解石有关, 也与含钙的绿泥石或绿帘石的形成有一定联系。

6.1.5 Rb和Tl

由图6中可以看到, Rb和Tl与K2O的迁移规律十分相似, 元素迁移量呈非常好的线性关系(图9) Rb和K2O相关系数= 0.9818, Tl与K2O相关系数= 0.9785。说明Rb和Tl都因类质同像替代了冰长石与伊利石(绢云母)中的钾。

图9 Rb和Tl迁移量与K2O迁移量线性关系

6.1.6 As、Sb

As和Sb的迁移规律同样与SiO2类似, 且两者的迁移量之间具有较好的线性关系, 相关系数= 0.9145(图10), 这可能是由于黄铁矿化和硅化关系密切, 在硅化发育的部位细粒黄铁矿化也发育, As、Sb替代S进入黄铁矿晶格中。

图10 Sb和As迁移量线性关系图

6.1.7 Sr和Ba

在围岩蚀变带中, Sr和Ba均表现为大量迁出, 与Na2O的迁移规律类似。值得注意的是, Sr/Ba值从新鲜安山岩→伊利石化-青磐岩化带→硅化-伊利石化-冰长石化带和强硅化-冰长石化带变化为0.57→0.20~0.38→0.07~0.17(表1), 与胶东一些金矿床变化规律十分类似, 可以作为很好的找矿标志[30]。

6.1.8 Ag

Ag在强硅化-冰长石化带, 即最靠近矿体的部位表现为迁入, 说明了Ag与Au之间密切的联系。

6.1.9 Pb、W和Mo

Pb、W和Mo在强硅化-冰长石化带中明显表现为迁入, 是因为Pb、W和Mo为亲石元素, 一般在热液蚀变的早期倾向于富集[31]。

6.1.10 Co

第一过渡族元素的迁移规律除了Co之外不明显。Co的迁移规律与As和Sb类似, 这可能与Co替代Fe进入黄铁矿晶格有关。

6.2 围岩蚀变与成矿过程分析

高松山金矿床赋存于火山岩广泛发育的地区, 下渗雨水和岩石中的封存水, 在热能的驱动下可发生对流循环, 沿途从围岩中浸取出Au、Ag等组分, 形成含矿的地下水热液[20]。矿床中石英、冰长石、黄铁矿、伊利石、绢云母、绿泥石和方解石的蚀变矿物组合, 指示了这是一种近中性到弱碱性的富钾流体[3,32,33], 流体包裹体测温显示成矿热液温度变化于180~260 ℃, 盐度变化于0.2%~4.7%(未刊数据)。当这种富钾的近中性的中低温含矿热液上升进入到容矿的断裂或裂隙中时, 由于扩容减压, 物理化学条件发生急剧变化, 平衡被打破, SiO2等成矿物质发生卸载, 沉淀出石英(石英细脉、网脉), 或交代斜长石或铁镁质矿物等, 表现为强烈的硅化(SiO2大量迁入, CaO、Na2O、Fe2O3、MgO迁出)。与此同时, 热液与安山岩发生反应(如反应(9)、(10)), 热液中的K+交代斜长石中的Na+、Ca2+形成冰长石(稳定温度约250 ℃)、伊利石和绢云母等, 即为冰长石化、伊利石化和绢云母化(K2O迁入, CaO、Na2O迁出)。如前所述, 高松山金矿床成矿热液是一种中低温、低盐度、近中性的流体, 推断在这种流体中金主要以硫氢络合物的形式迁移[20]。当含矿热液发生以上交代作用时, 溶液逐渐偏向碱性, 由于pH值的升高, 金的硫氢络合物不稳定而解体[34], 金富集沉淀:

S与被交代出的Fe2+结合形成黄铁矿, 即黄铁矿化:

(13)

以上过程即形成了矿体及其邻近的强硅化-冰长石化蚀变带。随着热液进一步向矿体两侧扩散、渗滤(主要为上部), 由于热液中H+的作用, 早阶段形成的冰长石被伊利石和/或绢云母交代(反应(11)), 部分K+被带出, K2O迁入量相对强硅化-冰长石化蚀变带降低, SiO2由于已在之前的过程中大量沉淀, 故SiO2的迁入量也明显降低, 对铁镁质矿物的交代程度也降低(Fe2O3、MgO迁出量降低), 形成了硅化-伊利石化-冰长石化带。

随着不断向上部围岩中扩散、渗透, 热液中的SiO2和K+已消耗殆尽, 因此硅化和钾交代的程度已经很弱(K2O迁入量很低, Na2O迁入量降低)。由于接近热液流体系统的边缘, 大气降水的补给逐渐增多, 在下降与加热的过程中使早期形成的含钾矿物(冰长石、伊利石、绢云母等)溶解, 释放K+到热液中, 铁镁质矿物(角闪石、黑云母等)蚀变形成绿泥石和方解石等, 造成Mg和Ca的迁入, 如:

辉石类矿物在H2O和CO2的作用下水解, 形成绿泥石和方解石(反应(7)), 反应中形成的SiO2进入热液, 造成岩石中SiO2的迁出。再如反应(8)中, 绢云母发生蚀变形成绿泥石, Fe2+、Mg2+进入蚀变岩石中(Fe2O3、MgO迁出量进一步降低)。与此同时, 由于温度下降等因素, CO2的逸度增高[16], Ca2+与热液中的CO2结合形成方解石(CaO迁入), 以上过程在外围形成伊利石化-青磐岩化带, 远离矿体方向伊利石化逐渐减弱。

综上所述, 高松山金矿床围岩蚀变矿物和地球化学分带特征及蚀变过程中的元素地球化学行为总结于图11。

图11 高松山金矿床围岩蚀变矿物和地球化学分带及形成机制示意图

1–石英脉(矿体), 强硅化-冰长石化带; 2–硅化-伊利石化-冰长石化带; 3–伊利石化-青磐岩化带; 4–新鲜或受轻微青磐岩化蚀变的安山岩; 5–富K+的近中性、弱碱性含矿流体; 6–K+、SiO2交代后的含矿流体; 7–大气降水; 8–元素迁入或参数增高, 箭头长度代表相对程度; 9–元素迁出或参数降低, 箭头长度代表相对程度; 10–元素相对稳定或参数基本不变。图中指向各蚀变带的横线上的矿物为各蚀变带蚀变形成的代表矿物。Cal–方解石; Chl–绿泥石; Ep–绿帘石; Ill–伊利石; Ser–绢云母; Q–石英; Py–黄铁矿; Adl–冰长石

7 结 论

高松山金矿床围岩蚀变主要有硅化、黄铁矿化、伊利石化、绢云母化、冰长石化、碳酸盐化、绿泥石化和绿帘石化等, 具有典型低硫型浅成低温热液金矿床的蚀变特征。

围岩蚀变由近矿到远矿可划分为3个蚀变带。强硅化-冰长石化带与金矿化关系最为密切, 蚀变矿物主要为石英、冰长石和黄铁矿。该蚀变带以SiO2、K2O、Rb、Tl、As、Sb、Ag的大量迁入和Fe2O3、MgO、CaO、Na2O、Sr、Ba的大量迁出为特征, Sr/Ba值低, AI指数相对最高, CCPI指数最低。硅化-伊利石化-冰长石化带蚀变矿物主要为伊利石、绢云母, 石英、冰长石和黄铁矿的含量降低。SiO2、K2O、Rb、Tl、As、Sb的迁入量和Fe2O3、MgO的迁出量减少, Ag基本没有迁入, Sr/Ba值低, AI指数相对较高, CCPI指数较低。伊利石化-青磐岩化带蚀变矿物为伊利石、绢云母、方解石、绿帘石、绿泥石和黄铁矿。K2O、Rb、Tl、As、Sb的迁入量和Fe2O3、MgO的迁出量进一步减少, Na2O的迁出量减少, CaO表现为迁入, Sr/Ba值较高(比新鲜安山岩低), AI指数低, CCPI指数高(与新鲜安山岩接近)。

室内研究工作得到了曹华文的帮助和指导; 两位匿名审稿专家对文章的修改提出了诸多宝贵的意见, 在此一并表示感谢！

[1] Cooke D R, Simmons S F. Characteristics and genesis of epithermal gold deposits[J]. Rev Econ Geol, 2000, 13: 221–244.

[2] Hedenquist J W, Arribas A R, Gonzalez-Urien E. Exploration for epithermal gold deposits[J]. Rev Econ Geol, 2000, 13: 245–277.

[3] Cooke D R, Deyell C L. Descriptive names for epithermal deposits: Their implications for genetic classification and inferring ore fluid chemistry[C]//Eliopoulos D. Proceedings of the Seventh Biennial SGA Meeting on Mineral Exploration and Sustainable Development, Athens, Greece, August 24-28, 2003, Vol.1: 457-460.

[4] Buchanan L J. Precious metal deposits associated with volcanic environments in the southwest[J]. Arizona Geol Soc Digest, 1981, 14: 237–262.

[5] Heald P, Foley N K, Hayba D O. Comparative anatomy of volcanic-hosted epithermal deposits: Acid-sulfate and adula­ria- sericite types[J]. Econ Geol, 1987, 82(1): 1–26.

[6] Reyes A G. Petrology of Philippine geothermal systems and the application of alteration mineralogy to their assessment[J]. J Volcanol Geoth Res, 1990, 43(1): 279–309.

[7] White N C, Hedenquist J W. Epithermal gold deposits: Styles, characteristics and exploration[J]. SEG Newslett, 1995, 23(1): 9–13.

[8] Sillitoe R H. Epithermal models: Genetic types, geometrical controls and shallow features[J]. Mineral Deposit Modeling: Geological Association of Canada Special Paper, 1993, 40: 403–417.

[9] Sillitoe R H. Characteristics and controls of the largest porphyry copper-gold and epithermal gold deposits in the circum-Pacific region[J]. Aust J Earth Sci, 1997, 44(3): 373–388.

[10] John D A, Hofstra A H, Fleck R J, Brummer J E, Saderholm E C. Geologic setting and genesis of the Mule Canyon low-sulfidation epithermal gold-silver deposit, north-central Nevada[J]. Econ Geol, 2003, 98(2): 425–463.

[11] Simmons S F, White N C, John D A. Geological characteri­stics of epithermal precious and base metal deposits[M]// Hed­e­nquist J W, Thompson J F H, Goldfarb R J, Richards J P. Economic Geology One Hundredth Anniversary Volume, 2005: 485–522.

[12] Gemmell J B. Hydrothermal alteration associated with the Gosowong epithermal Au-Ag deposit, Halmahera, Indonesia: Mineralogy, geochemistry, and exploration implications[J]. Econ Geol, 2007, 102(5): 893–922.

[13] Silberman M L, Berger B R. Relationship of trace-element patterns to alteration and morphology in epithermal precious-metal deposits[J]. Rev Econ Geol, 1985, 2: 203–232.

[14] Madeisky H E. A lithogeochemical and radiometric study of hydrothermal alteration and metal zoning at the Cinola epithermal gold deposit, Queen Charlotte Islands, Bitish Columbia[M]//Conyer A R, Fahey P L. Geology and Ore Deposits of the American Cordillera, Symposium Proceedings III. Geol Soc, Nevada, Reno, 1996: 1153–1185.

[15] Mauk J L, Simpson M P. Geochemistry and stable isotope composition of altered rocks at the Golden Cross epithermal Au-Ag deposit, New Zealand[J]. Econ Geol, 2007, 102(5): 841–871.

[16] Warren I, Simmons S F, Mauk J L. Whole-rock geochemical techniques for evaluating hydrothermal alteration, mass changes, and compositional gradients associated with epithe­rmal Au-Ag mineralization[J]. Econ Geol, 2007, 102(5): 923–948.

[17] 段晓君, 李亚军, 曲畅. 高松山金矿地质特征及找矿标志[J]. 中国西部科技, 2009, 8(17): 7–10. Duan Xiao-jun, Li Ya-jun, Qu Chang. Application of geophysical and geochemical prospection in Gaosongshan ore area and prospecting guide[J]. Sci Technol West China, 2009, 8(17): 7–10 (in Chinese with English abstract).

[18] 边红业, 陈满, 刘洪利, 赵春荣. 黑龙江省逊克县高松山金矿床地质特征及成因分析[J]. 地质与资源, 2009, 18(2): 91–95. Bian Hong-ye, Chen Man, Liu Hong-li, Zhao Chun-rong. Geology and genesis of the Gaosongshan gold deposit in Xunke county, Heilongjiang Province[J]. Geol Resour, 2009, 18(2): 91–95 (in Chinese with English abstract).

[19] 尹西君, 连永牢, 潘超. 黑龙江省逊克县高松山金矿区岩石地球化学特征[J]. 黄金, 2010, 31(10): 22–26. Yin Xi-jun, Lian Yong-lao, Pan Chao. Rock geochemical characteristics of Gaosongshan gold district of Xunke, Heilongjiang Province[J]. Gold, 2010, 31(10): 22–26 (in Chinese with English abstract).

[20] 郑硌, 顾雪祥, 章永梅, 刘瑞萍. 高松山浅成低温热液金矿床同位素地球化学特征及成因分析[J]. 矿物学报, 2013, 33(1): 101–109. Zheng Luo, Gu Xue-xiang, Zhang Yong-mei, Liu Rui-ping. Isotopic geochemistry and its implication to the genesis of Gaosongshan epithermal gold deposit in Heilongjiang province, China[J]. Acta Mineral Sinica, 2013, 33(1): 101– 109 (in Chinese with English abstract).

[21] 刘桂阁, 王恩德, 常春郊, 金宝义, 喻万强. 黑龙江省逊克县高松山金矿成因探讨[J]. 有色矿冶, 2006, 22(4): 1–4. Liu Gui-ge, Wang En-de, Chang Chun-jiao, Jin Bao-yi, Yu Wan-qiang. Discussion on metallogeny of Gaosongshan gold deposit, Xunke county, Heilongjiang Province[J]. Non Ferrous Min Metall, 2006, 22(4): 1–4 (in Chinese with English abstract).

[22] 唐忠, 叶松青, 杨言辰. 黑龙江逊克高松山金矿成因模式[J]. 世界地质, 2010, 29(3): 401–407. Tang Zhong, Ye Song-qing, Yang Yan-chen. Discussion on metallogenic model of Gaosongshan gold deposit in Xunke of Heilongjiang[J]. Global Geol, 2010, 29(3): 401–407 (in Chin­ese with English abstract).

[23] 李亚军, 段晓君, 王艳忠, 陈桂虎, 韦库明. 高松山金矿床控矿特征、成因及找矿前景[J]. 中国西部科技, 2010, 9(30): 10–13. Li Ya-jun, Duan Xiao-jun, Wang Yan-zhong, Chen Gui-hu, Wei Ku-ming. Geology and genesis of the Gaosongshan gold deposit in Xunke county, Heilongjiang Province[J]. Sci Technol West China, 2010, 9(30): 10–13 (in Chinese with English abstract).

[24] Grant J A. The isocon diagram: A simple solution to Gresens’ equation for metasomatic alteration[J]. Econ Geol, 1986, 81(8): 1976–1982.

[25] Stanley C R, Madeisky H E. Lithogeochemical exploration for hydrothermal ore deposits using Pearce element ratio analysis[C]//Lentz D R. Alteration and Alteration Processes Associated with Ore-forming Systems: Geological Associ­ation of Canada, Short Course Notes, 1994, 11: 193–211.

[26] Gresens R L. Composition-volume relationships of metasom­atism[J]. Chem Geol, 1967, 2: 47–65.

[27] Gemmell J B, Large R R. Stringer system and alteration zones underlying the Hellyer volcanogenic massive sulfide deposit, Tasmania, Australia[J]. Econ Geol, 1992, 87(3): 620–649.

[28] Ishikawa Y, Sawaguchi T, Iwaya S, Horiuchi M. Delineation of prospecting targets for Kuroko deposits based on modes of volcanism of underlying dacite and alteration haloes[J]. Min Geol, 1976, 26: 105–117.

[29] Large R R, Gemmell J B, Paulick H, Huston D L. The alteration box plot: A simple approach to understanding the relationship between alteration mineralogy and lithogeoc­hemistry associated with volcanic-hosted massive sulfide deposits[J]. Econ Geol, 2001, 96(5): 957–971.

[30] 杨敏之. 金矿床围岩蚀变地球化学: 以胶东金矿床为例[M]. 北京: 地质出版社, 1998: 81–83. Yang Min-zhi. The Geochemistry of Wallrock Alteration Zone of Gold Deposits–As Exemplified by Jaodong Gold Deposits[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1998: 81–83 (in Chinese with English abstract).

[31] 周永章, 涂光炽, Chown E H, Guha J, 卢焕章. 热液围岩蚀变过程中数学不变量的寻找及元素迁移的定量估计: 以广东河台金矿田为例[J]. 科学通报, 1994, 39(11): 1026–1028. Zhou Yongzhang, Tu Guangchi, Chown E H, Guha J, Lu Huanzhang. Mathematical invariants of the hydrothermal rock alteration process and a quantitative estimation of element mobilization[J]. Chinese Sci Bull, 1994, 39(11): 1026–1028 (in Chinese).

[32] Browne P R L, Ellis A J. The Ohaki-Broadlands hydrothermal area, New Zealand: Mineralogy and related geochemistry[J]. Am J Sci, 1970, 269(2): 97–131.

[33] Simmons S F, Arehart G, Simpson M P, Mauk J L. Origin of mas­sive calcite veins in the Golden Cross low-sulfidation, epithermal Au-Ag deposit, New Zealand[J]. Econ Geol, 2000, 95(1): 99–112.

[34] Williams-Jones A E, Bowell R J, Migdisov A A. Gold in solution[J]. Element, 2009, 5(5): 281–287.

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-adulari­zation 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

国家自然科学基金(40930423, 40873036); 国家重点基础研究发展计划项目(2009CB421003-01); 高等学校学科创新引智计划(B07011)

郑硌(1988–), 男, 博士研究生, 矿床学和矿床地球化学专业。E-mail: zhengluo1988@hotmail.com

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