北阿尔金余石山含金石英脉地质构造特征与流体作用

李孝文, 曹淑云*, 刘建华, 周丁奎, 李文轩, 蒋少涌, 曹汉琛, 吴 玉

北阿尔金余石山含金石英脉地质构造特征与流体作用

李孝文1, 曹淑云1*, 刘建华1, 周丁奎1, 李文轩1, 蒋少涌2, 曹汉琛1, 吴 玉3

(1.中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室和地球科学学院, 湖北 武汉 430074; 2.中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室和资源学院, 湖北 武汉 430074; 3.核工业北京地质研究院, 北京 100029)

北阿尔金构造带东部余石山地区是近年来新发现的极具勘探潜力的稀有金属矿区, 区域内出露有含金石英脉矿化体, 矿化体的产出总体上受区域韧性剪切带和断层带共同控制。本文重点针对该矿化体, 在宏观和显微构造特征观测的基础上, 结合流体包裹体性质特征及流体来源进行了深入分析。研究表明, 含金石英脉矿化体经历了从成岩‒成矿到被改造的演化过程, 其在微观上保留有明显的原生和次生的结构特征。其中原生结构主要包括发育环带的石英及各类金属矿物, 而次生结构则为叠加于原生结构之上的蚀变和构造变形特征。石英呈现出明显的韧‒脆性转换构造变形, 晶体内发育不同类型的流体包裹体, 指示着不同的流体演化环境。其中成矿期流体以富二氧化碳为主要特征, 温压环境约为=125～250 MPa,=300～365 ℃, 成矿深度约为9～12 km; 而改造期流体以贫二氧化碳的水‒盐体系为主要特征, 温压环境约为<100 MPa,=165～235 ℃, 深度小于8.3 km。流体的不混溶作用在成岩成矿过程中扮演了重要角色, 韧‒脆性构造转换所造成的流体压力降低是导致流体不混溶作用的关键因素。成矿流体主要以岩浆水为主, 但受后期改造作用的影响而混入了大气降水。总体上含金石英脉矿化体产于韧‒脆性转换带并受剪切带及断裂带的控制, 呈现出与剪切带型金矿基本一致的特征。

含金石英脉; 石英环带结构; 流体包裹体; 流体不混溶作用; 氢氧同位素

0 引 言

地质流体在岩石圈中广泛存在, 是地质演化过程中不可或缺的介质。地质流体的成因、来源以及参与各类地质作用过程中的相互作用与效应已成为了近年来地学界的前沿研究内容(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)。地质流体的成因及来源十分复杂, 不同类型的地质流体其成分组成、性质、迁移和聚集的方式等通常与特定的地质构造环境及演化过程密切联系(Sibson, 1994; 陈柏林等, 1999; 肖益林等, 2015; 卢焕章, 2019)。例如在地质活动最为活跃的俯冲构造带, 地质流体其主要来源于俯冲板片中含水矿物的脱水分解作用, 并以富水流体、含水熔体或超临界流体等形式存在(肖益林等, 2020)。这些流体相不仅可引发俯冲板片或地幔楔的熔融、俯冲板片与地幔楔之间的成分交代、弧岩浆活动等, 还可显著影响地幔物质的物化性质、熔融温度、流变性质并控制着从俯冲板片到上覆地幔楔的物质和元素迁移(Ni et al., 2017)。

此外, 如果是在洋‒洋或洋‒陆俯冲带中, 一部分流体相还会随着岛弧岩浆运动而持续向上运移至地壳部分。通过与围岩的变质、交代反应影响地壳部分的物化、流变性质(Vry et al., 2010; Cao and Neubauer, 2019; 魏春景和郑永飞, 2020); 促进地壳部分熔融的发生, 协助并参与地壳中所发生的各类变质作用以及控制成矿元素的运输、聚集与再分配过程(Wang and Xiao, 2018)。由此可见地质流体基本贯穿于岩石圈演化的各个阶段并对区域的变质、构造变形演化以及矿床的形成等起到了关键作用(池国祥和林舸, 2015; Deng and Wang, 2015; 陈宇等, 2019)。研究者们针对地质流体及上述地质过程之间的相互作用与效应已进行了相当深入的研究, 但是对于流体‒成矿‒构造三者之间联系、相互作用与效应方面的研究却相对较少。已有的研究表明, 成矿作用的发生通常与地质流体及构造运动紧密联系, 地质流体不仅影响浅部岩石的破裂行为(Sibson, 1994; Chi and Xue, 2011), 还可通过岩石与矿物内部及边界过程影响深部地壳岩石与矿物的变形行为、变形机制与流变特性(程雪梅等, 2018; 陈宇等, 2019; 董彦龙等, 2019)。而当地质流体具有一定量的挥发分及成矿元素时, 又可作为成矿流体而广泛地参与世界上绝大多数矿床的形成(陈衍景等, 2007; Zheng et al., 2019)。因此, 精细解剖岩石与矿物中所记录的构造特征与地质流体, 将有助于我们深入理解各类地质演化过程。同时, 将流体‒成矿‒构造三者有机结合, 并剖析三者之间的相互作用与效应也将为区域的地质研究提供依据。

自然岩石样品中的流体包裹体, 作为研究地质流体重要的“探针”, 自被发现以来便普遍受到研究者们的关注(卢焕章, 2004; 池国祥和赖健清, 2009; 倪培等, 2014)。通过对自然岩石样品中的流体包裹体进行测试与分析, 我们可以获得其形成或被改造时流体环境的性质特征以及温压环境, 同时还可再结合岩相学、构造地质学、地球化学等研究手段更进一步地解析地质流体从其形成、运移到成岩成矿各阶段经历的复杂地质过程及演变历史。例如有学者通过分析流体包裹体与其宿主矿物石英之间的成因关系, 发现流体包裹体与宿主矿物两者之间可表现出元素再平衡作用过程(Lambrecht and Diamond, 2014), 为更精细地解释流体成矿过程提供了依据; 池国祥等(2011)将流体包裹体与构造分析有机结合, 阐述了成矿流体的动力学机制; 熔‒流体不混溶及流体不混溶的过程则通常指示着流体赋存环境的急剧变化以及成矿元素的聚集及再分配过程(Roedder, 1992; 卢焕章, 2011; 蒋少涌等, 2019)。随着近年来对流体研究的定性及定量并结合其他研究手段综合分析的深入, 使得可以更全面地解析流体包裹体的性质、特征、来源以及演化过程, 进而阐释流体成矿过程、机制、-环境以及流体作用下的岩石流变性质, 变质作用等一系列地质问题(Cao and Neubauer, 2016; Tarantola et al., 2019; Tuba et al., 2019; Zhou et al., 2019; 郭伟等, 2020)。

北阿尔金造山带东段余石山地区, 是近年来新发现的极具勘探和开采价值的稀有金属研究区。其位于红柳沟‒拉配泉蛇绿岩构造混杂岩带、祁连造山带和欧龙布鲁克微陆块结合部位, 同时也处在阿尔金加里东期铜铅锌金石棉成矿带上, 地质构造十分复杂(杨再朝等, 2014)(图1)。目前对该区域内的基础地质研究非常薄弱, 主要是针对区内富含铌钽矿的变粒岩进行了一些初步的研究(杨再朝等, 2014; 贾志磊, 2016; 贾志磊等, 2016)。最近我们在对余石山地区开展地质调查时, 运用EDS矿物分析技术发现区域内出露有含金石英脉矿化体, 矿化体两端被逆断层所截切, 并相较于围岩呈现出截然不同的构造变形特征。本文在区域宏观构造分析的基础上, 针对该矿化体及其围岩开展了详细的显微构造与岩相学特征观测, 并结合流体包裹体性质特征及流体来源等对矿化体的构造特征、成矿机制及类型等进行了探讨。

1 区域地质背景

余石山地区地处青藏高原北阿尔金构造带东段,是塔里木地块与柴达木地块的交接地带。区域以阿尔金走滑断裂为界, 北为塔里木地块东缘的敦煌地块、南为柴达木地块北缘褶皱带、东与祁连造山带相交接、西与北阿尔金俯冲增生杂岩带相邻。区域内出露的地层主要为古元古代达肯达坂岩群, 长城纪熬油沟组、蓟县‒青白口纪冰沟南组、寒武纪‒奥陶纪拉配泉组、石炭纪羊虎沟组(贾志磊, 2016; 贾志磊等, 2016)(图2a)。区域南部所出露的古元古代达肯达坂岩群为一套以角闪斜长片麻岩、斜长角闪片麻岩、角闪片岩、含石墨大理岩及条带状混合岩为岩石组合特征的高角闪岩相的变质岩系, 并与柴北缘地区相连, 属柴北缘欧龙布鲁克微陆块的变质基底(杨再朝等, 2014; 路增龙等, 2017)。长城纪熬油沟组是区域中部所出露的, 与研究区成矿关系最为密切的地层, 其主要岩石组合为白云质大理岩、绿泥绿帘片岩、蚀变安山岩、钠长绿泥绿帘片岩、石英长石砂岩、片麻岩等。而区域北部所出露的蓟县‒青白口纪冰沟南组, 是以灰色厚‒巨厚层状含团粒粉晶白云岩、灰色中厚层‒厚层含燧石条带团粒粉晶白云岩、泥晶白云岩、团粒质碎屑硅质白云岩为特征的一套碳酸盐岩沉积。长城纪熬油沟组与蓟县‒青白口纪冰沟南组两者直接与祁连地块相接, 属祁连地块的前寒武变质基底(许志琴等, 1999; 徐旺春等, 2007; 张江苏等, 2016)。区域西部所出露的寒武纪‒奥陶纪拉配泉岩群也被称为红柳沟‒拉配泉蛇绿混杂岩带, 属于阿尔金构造带中的北阿尔金俯冲增生杂岩带。其主要由早古生代蛇绿岩块(片)、洋岛玄武岩块和含晚寒武世‒早、中奥陶世牙形石化石的深水沉积硅质岩、浅水‒半深水沉积岩块及早古生代高压变质岩块等物质组成(吴峻等, 2001; 修群业等, 2007; 张建新等, 2007; 杨经绥等, 2008; 张志诚等, 2009; 杨子江等, 2012; 王军等, 2018)。余石山地区所出露的不同地层以及与之连接的地块在阿尔金左行走滑断裂带的影响下, 在阿尔金山东段交汇形成了余石山地区特殊而复杂的大地构造特征(刘永江等, 2007; 杨再朝等, 2014; 张建新等, 2015)。研究区内岩浆及构造活动显著发育, 侵入岩主要为岩株状、透镜状产出的灰黑色变辉长岩、正长岩, 同时还可见有超基性岩、辉绿岩脉、花岗岩脉、花岗伟晶岩脉的出现, 这些侵入岩受后期构造运动的影响还普遍具有片麻状构造。此外研究区内还出露有富含铌钽矿片麻岩、斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩等深变质岩石, 并广泛发育深熔及混合岩化作用。在多期次构造运动的影响下, 这些岩石普遍被改造而表现出诸如揉流褶皱、变形旋转残斑、石香肠等深部塑性变形的构造特征, 以及在逆冲推覆构造运动影响下所发育的褶皱、断层、擦痕阶步、节理及透入性劈理等浅部构造变形特征。同时研究区内广泛发育的石英脉、绿帘石镜面以及蛇纹石化大理岩等现象指示着区域内流体活动的发育。然而, 当前区域的研究程度较低, 年龄数据也相对缺乏, 现有的年龄数据不足以完整地理清研究区所经历的多期次的岩浆及构造活动的叠加过程。但通过总结现有的年龄数据我们发现研究区主要经历了前加里东期及加里东期的两期构造‒热事件, 其中前加里东期的年龄数据主要来源于区内所出露正长岩体中岩浆锆石的结晶年龄(约800 Ma)(杨再朝等, 2014; 陈威等, 2019; 杨文等, 2019), 而加里东期的年龄数据则主要来源于我们研究组所测试的含铌钽矿变粒岩中的榍石年龄、含刚玉正长岩中的变质锆石及独居石年龄(数据未刊), 以及陈威等(2019)、杨文等(2019)所测试的含铌钽矿变粒岩中变质锆石的年龄(约510～480 Ma)。因此我们初步认为研究区经历了前加里东期及加里东期的多旋回造山作用, 并且矿化作用主要发育于加里东期。

图1 青藏高原北缘祁连‒阿尔金‒柴北缘‒东昆仑区域地质简图(修改自张建新等, 2015)

(a) 余石山区域地质图(修改自贾志磊等, 2016); (b) 研究区岩层面理产状的等面积下半球极射赤平投影图; (c) 研究区矿物拉伸线理产状的等面积下半球极射赤平投影图; (d) 研究区地质剖面图以及含金石英脉出露位置。

2 样品测试及分析方法

我们采集了一系列研究区含金石英脉矿化体及其周边围岩的岩石样品, 并磨制了定向的双面抛光薄片。为更精确地还原矿化体的地质构造及岩相学特征, 我们还沿着矿化体出露段以数十厘米的间隔依次取样, 同时为了更好地判定流体包裹体的气液比及流体包裹体面的分布情况, 我们分别切制了垂直和平行于脉体走向的两组薄片(池国祥和Guha, 2011)。

研究样品的亚微观构造特征和矿物成分分析在中国地质大学(武汉)开展, 使用仪器为SDDIncaX- Max50型X射线能谱仪、Quanta450FEG型场发射扫描电子显微镜仪, 在测试前利用喷碳仪对样品测试面进行了镀碳膜工作。单个流体包裹体成分分析工作是在中国地质大学(武汉)激光拉曼实验室完成。所使用的仪器为英国RENISHAWSystemRM-1000型显微激光拉曼光谱仪, Ar+激光器, 曝光时间30 s, 狭缝宽度25 nm, 波长514.5 nm, 功率50 mW, 在测试前使用纯硅片, 对峰值进行校正。在实验过程中我们选取具有代表性且距测试薄片上表面较近的流体包裹体进行测试, 根据不同流体包裹体在样品所处的位置, 我们会适当增加或减少激光强度和曝光时间。

氢氧碳同位素的分析工作在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成, 实验前先将石英矿物粉碎至40～60目, 双目镜下挑选石英单矿物, 保证纯度98%以上, 清洗, 去吸附水, 重量在5～10 g间。在氢同位素测试过程中, 先将分选矿物放在105 ℃恒温烘箱中烘烤后, 再将样品放入已被氦气置换的元素分析仪FlashEA中, 加热至1400 ℃使石英颗粒中的流体包裹体爆裂, 将含H液体和含H气体还原成H2, 用高纯氦气将H2送入MAT253气体同位素质谱仪进行分析。测量结果以SMOW为标准, 记为δDV-SMOW, 分析精度优于±1‰。石英氧同位素测定采用硅酸盐及氧化物矿物中氧同位素组成的五氟化溴法, 首先用纯净BrF5在500～680 ℃, 10−3Pa真空条件下与石英矿物反应14 h, 然后用液氮将产生的O2纯化, 最后在700 ℃有铂催化剂的条件下将O2转变为CO2送入MAT253气体同位素质谱, 得到石英氧同位素结果, 以SMOW为标准, 记为δ18OV-SMOW, 测定测试误差为±0.2‰。

流体包裹体的测温工作在中国地质大学(武汉)使用仪器为LinkamTHMS600冷热台, 测温范围为−196～600 ℃, 当温度低于31 ℃时, 误差为±0.2 ℃;介于31～300 ℃, 误差为±1 ℃; 高于300 ℃时, 误差为±2 ℃。在进行冷冻测温时利用液氮对流体包裹体进行降温, 降温速率为10 ℃/min, 在包裹体完全冷冻后, 缓慢升温, 低温下, 接近相变点(初融温度、冰点、CO2笼形物融化温度、CO2部分均一温度)时升温速率控制在0.1～0.5 ℃/min, 持续加热, 升温速率为5～10 ℃/min, 接近均一为一相时(通常是均一至液相), 将升温速率控制在1 ℃/min。

3 变形构造及岩相学特征

3.1 区域宏观构造特征

研究区主要出露一系列加里东期的深变质岩, 总体上呈现出早期深熔(D1)和深部韧性剪切变形(D2), 叠加晚期逆冲构造以及断层活动(D3)的地质构造特征。其中深熔作用主要体现在区内出现的部分熔融和混合岩化现象, 例如区内常可见条带状混合岩, 其表现为脉状浅色体与暗色体互层, 其中浅色体以长英质成分为主而暗色体则以角闪石及黑云母为主要成分(图3a, b), 在宏观下可见平行于围岩面理的浅色体, 指示部分熔融作用的发生。这些因部分熔融作用而形成的长英质脉体, 其厚度分布在1 cm到20 cm不等, 多为顺面理迁移, 部分脉体因遭受深部韧性剪切变形作用而表现为在剪应力作用下形成的揉流褶皱, 并可见镁铁质包体形成具有明显拖尾特征的眼球状构造, 指示物质朝北西向流动的左行剪切(图3a)。在眼球状花岗质片麻岩中, 由于遭受剪切变形, 其呈现出由大小不同的旋转残斑及基质所构成的糜棱构造特征。眼球多由长石构成, 受到剪切作用影响而形成长石σ旋转残斑并具有明显的拖尾, 表现为指示物质朝北西向流动的左行剪切(图3b)。其基质则主要由呈条纹条带状的细粒化的矿物集合体(如长石、石英、云母)组成, 并呈现出明显的塑性流动构造。在角闪质岩石中常可见长英质脉体被剪切而形成透镜体状或香肠状(图3b), 同时角闪石强烈定向, 构成了矿物拉伸线理和糜棱面理。通过野外的产状测量和统计, 我们获得了余石山深变质岩带内岩石的糜棱面理总体倾向为NW-SE和NNW-SSE方向; 矿物拉伸线理的主体走向为近东西向(图2b, c), 并厘定了因深熔作用而形成的花岗质岩石在多期构造运动下所形成的3期面理(图3c)。此外区域内还普遍发育一系列产状与糜棱面理产状相一致的石英脉(图3e), 脉体普遍较细且矿化程度较低, 但却可在其围岩中见有黄铁矿及磁铁矿矿化现象。

(a) 条带状混合岩在剪切作用下形成揉流褶皱, 指示物质朝北西向流动的左行剪切; (b) 眼球状花岗质片麻岩具有明显拖尾的眼球状构造, 指示物质朝北西向流动的左行剪切; (c) 花岗质岩石遭受多期构造运动而表现出3期面理; (d) 叠加于片麻岩之上发育的S-C组构; (e) 区域内发育与糜棱面理产状一致的石英脉; (f) 倾斜褶皱发育, 轴面倾向北西; (g) 逆断层处X型共轭剪节理显著发育并可见被节理所错断的石英脉; (h) 区域内可见北北西-南南东向绿帘石化的摩擦镜面及阶步。

逆冲构造以及断层活动(D3)叠加于(D1)及(D2)期构造活动之上, 其主体由一系列朝南东方向逆冲的断裂体系和轴面倾向北西的褶皱组成(图3e～g)。推覆岩系中主要以出现逆冲推覆成因的构造角砾岩和碎裂岩为主要特征, 而下伏岩系则以发育糜棱岩化和强片理化为其主要特征。逆冲体形状和大小不规则不均匀, 其周边均以断层与其他岩片相接触, 各处断层面的产状基本一致, 总体以近东西向断裂为主, 断裂倾角深部较缓, 地表较陡一般为50°～60°, 少数地段倾角70°～80°。绿泥、绿帘石化糜棱岩是D3期叠加低温变形最主要的特征, 该期次变形构造同样十分发育, 尤其是在早期的面理之上所叠加的矿物擦痕线理(图3h)。这些低温线理同样以NNW-SSE的倾伏向为主, 但倾角相比早期较大(图3e, g)指示着两期的地质事件。此外在露头尺度我们还发现断层面之间存在的1～25 m不等的断层破碎带, 带中岩石具强劈理化、共轭节理及擦痕阶步, 并发育逆断层及构造角砾岩、断层泥、S-C组构等(图3d, g), 指示着D3期低温变形作用的叠加。

3.2 含金石英脉宏观构造特征

含金石英脉矿化体发育于构造剪切带之中, 其围岩以斜长角闪岩、斜长角闪片麻岩及长英质片麻岩为主(图4a)。整体上斜切片麻理, 以近水平(低于∠30°)东西走向展布。产出宽度约1 m, 长约20 m, 两端被逆断层所切断。两端断层面的产状基本一致, 以近东西向断裂为主, 断裂倾角约50°, 断层面间可见约0.5 m厚的断层泥产出(图4b)。矿化体表面风化, 新鲜面呈乳白色, 手标本尺度下可见方铅矿、闪锌矿、黄铁矿等多种金属硫化物, 但金肉眼不可见(图4g)。在矿化体新鲜面处还可见少量呈细薄片状、被膜状的铜蓝及铜绿矿物的出现, 指示氧化作用的发生(图4e, f)。在宏观上虽然矿化体保持了较好的整体连续性, 但是在其剖面上却呈现出较为明显的构造变形特征。其具体表现为矿化体中矿物定向发育的一系列暗色条带状构造(图4d, e)、弥漫于整体的呈网脉状的脆性变形碎裂构造(图4c, e)以及在剖面上呈锯齿状曲线的缝合线构造(图4f)。暗色条带状构造以及缝合线构造均主要沿着近水平东西走向延伸, 其中暗色条带状构造其宽度在2 mm至5 cm不等, 缝合线构造则主要表现为石英呈现出类似“压碎”的构造特征。而弥漫于整个矿化体的网脉状碎裂构造则主要由一系列以近东西向延伸的与水平面呈一定角度相交的断裂面组成。

3.3 显微构造和阴极发光岩相学特征

3.3.1 围岩变形显微构造特征

含金石英脉矿化体所斜切的围岩主体呈现出强烈的高温变形显微构造特征。长英质片麻岩中的矿物具有显著的定向性, 其表现为长石强烈细粒化、石英与云母多晶集合体条带整体定向, 共同构成相对发育的糜棱线理, 并呈现出明显的流动构造特征(图5a～c)。在阴极发光下, 石英条带及斜长石分别呈现出暗色及红色阴极光, 同时由于长石矿物里面的微量成分变化, 其阴极光也呈现出由深到暗的变化。此外发蓝色阴极光的萤石也较为常见, 与长英质片麻岩相伴发育(图5g, h)。而直接被石英脉体所斜切的角闪质糜棱岩, 其基本构造特点是具有明显的条纹状和条带状构造, 由富长英质和富角闪石质条纹相间出现。角闪石及长石细粒化强烈, 其残斑还普遍表现拉长定向特征, 此外在阴极下角闪石不发光, 而长石则多为阴极下发红色光的斜长石。在这些矿物颗粒间还常有方解石及黑云母等热液矿物出现, 局部还出现有绿泥石化、绢云母化等热液蚀变现象(图5a, d, e)。围岩之中还可普遍见有与围岩面理平行发育的同构造石英脉, 这些石英脉宽度在数毫米到数十厘米不等, 产状与糜棱面理产状相一致, 镜下表现为以颗粒边界迁移重结晶为主要特征的高温塑性流动构造特征, 并可见长石等围岩矿物的强烈细粒化(图5f), 同时其也表现有矿化特征, 主要以黄铁矿及磁铁矿矿化为主(图5i)。这些深变质围岩在早期深部高温塑性剪切变形之上还普遍叠加有一系列晚期由逆冲推覆构造运动(D3)而产生的构造断裂体系。这些断裂面常被流体所充填而形成了截切围岩与早期同构造石英脉的晚期热液石英脉体, 这些脉体与围岩面理斜交或近垂直, 宽度在数毫米至数厘米之间分布。这些石英脉的变形程度与早期的同构造石英脉有截然的差别, 其颗粒相对较粗同时矿化现象不再明显, 部分脉体所表现出的对向生长特征还指示其形成于先存岩体的张性裂隙之中(图5b, c)。

3.3.2 含金石英脉的显微构造特征

镜下观测结果显示, 含金石英脉矿化体总体上表现为韧‒脆性变形叠加的构造变形特征。在矿体中心处, 石英颗粒粗大且紧密排列, 呈现出整体上的连续性。这些大颗粒石英表现有因晶质塑性变形作用而形成的波状消光、亚晶粒化、变形纹、动态重结晶等塑性变形特征。同时破裂‒微破裂作用所导致的晶内裂隙、晶间裂隙、穿晶破裂及细粒化等显微破裂现象在这些大颗粒石英中或颗粒边界处也普遍发育(图6a～e)。这些因变形作用而形成的构造裂隙会在其产生后被石英等热液矿物或以长石为主的围岩矿物所充填而形成具有矿物定向特征的细粒化条带(图6b～d)。这些条带截切原生矿物晶体, 其中还可见有较粗的原生矿物晶体残余(图6b, c), 同时相较于原生石英颗粒其流体包裹体的数量也相对较少(图6e)。这些条带结构根据其各自的产状可细分为以近东西走向延伸与水平面近平行的条带(图6b)以及以近东西走向延伸与水平面呈一定角度相交的条带(图6c)两个优势组合, 其分别形成了宏观下的近水平条带结构以及X型破裂。其中近水平的条带结构相较于后者其裂隙宽度更大, 在逐渐偏离矿体中心至其边缘之间的过渡段, 我们发现近水平构造裂隙相较于矿体中心更为明显, 可以看到充填于裂隙中的矿物因破碎、摩擦、旋转而表现出的碎裂流动构造特征, 同时还可以发现以方解石为主的热液矿物与之共生(图6d)。越偏离矿体中心, 这些水平的面状构造及蚀变作用就越为明显, 石英颗粒也更为破碎。而对于与水平面呈一定角度相交的条带组合, 其主要由一系列被重结晶石英颗粒所充填的晶内裂隙及穿晶破裂所组成, 其宽度大约在50～200 μm范围内分布, 这些条带虽然走向一致, 但其倾向却可分为相反的两组, 并构成了类似共轭X型共轭剪裂隙的构造组合(图6c)。

(a) 宏观下含金石英脉及其围岩的宏观地质特征; (b) 矿化体两侧所出露的逆断层及断层泥; (c) 矿化体表现出碎裂构造、压碎结构及矿化特征; (d) 矿化体新鲜面可见铜绿、硫化物团块及暗色条带结构; (e) 矿化体剖面处可见铜绿及显著的条带结构和X型破裂; (f) 矿化石英脉内可见缝合线及铜蓝现象; (g) 矿化石英脉可见有黄铁矿、闪锌矿等丰富的矿化现象。

图中正交与阴极图片左右对应: (a) 正长岩中的长石矿物明显细粒化并有一定的定向性, 钾长石残斑出现绢云母、方解石等新生蚀变矿物; (b), (c) 正长岩中发育近东西向脆性断裂, 并形成了一系列石英脉; (d), (e) 斜长角闪片麻岩中角闪石呈现出明显定向拉长的矿物拉伸线理, 同时可见有方解石等矿物生成; (f) 产于剪切带中的强变形石英脉, 具有以颗粒边界迁移为主的高温塑性构造特征; (g), (h) 角闪斜长片麻岩中长石细粒化, 石英形成多晶集合体条带, 整体平行定向构成拉伸线理; (i) 晚期断裂中含矿热液石英脉穿插早期强变形石英脉。

此外, 我们利用阴极发光设备将矿体中的石英根据其在阴极照射下的发光特征分为两类。两类石英分别发出褐色(Qz1)及暗色阴极光(Qz2)(图6, 图8)。其中Qz1型石英为矿化体的主要组成部分, 包括了原生的大颗粒石英及因破裂‒微破裂作用导致的细粒化石英颗粒, 它们普遍发育石英环带及丰富的流体包裹体(图8)。Qz2型石英在矿体中的含量较低, 主要包括变形作用影响下的动态重结晶颗粒、充填于构造裂隙之中的石英颗粒以及围绕Qz1型石英生长的环带状石英。Qz2型石英普遍不发育石英生长环带同时其阴极光也为暗色, 流体包裹体的含量相较于Qz1型石英显著减少(图6e, 图8)。我们还注意到矿体中所发育的金属矿物其周边常发育一圈Qz2型石英(图6f), 这些石英通常为Qz1型石英持续生长的结果, 之所以呈现出不同的阴极发光特征可能是由于在不同的流体演化期次中流体环境的元素变化所导致(陈小丹等, 2011), 这指示着Qz2型石英很可能生长于主成矿期之后的晚期流体演化过程, 因为此阶段金属矿物已先于Qz2型沉淀, 致使流体中金属元素的含量下降使得Qz2型石英在阴极照射下发出暗色光, 也因此金属矿物的形成期次是要早于Qz2型石英而与Qz1型石英基本同期。综上, 结合两类石英的阴极发光特征以及与金属矿物之间的生长关系, 我们认为矿体中的金属矿物与Qz1型石英为同一生长期次而早于Qz2型石英。

图中g、h为正交与阴极图片左右对应, a～d分别为矿体中部、过渡段、边部的正交扫描图片: (a) 矿体中心处的大颗粒石英在塑性变形的基础上还叠加有脆性变形; (b) 在过渡段可见石英颗粒逐渐变细以及近水平的矿物定向细粒化条带和韧‒脆性构造转换的特征; (c) 在过渡段可见石英韧‒脆性构造转换的特征以及近水平的矿物定向细粒化条带和与水平面呈一定角度重结晶条带; (d) 在边缘段可见粗大的矿物定向细粒化条带, 表现出碎裂流动构造特征, 并可见方解石的等蚀变矿物出现; (e) 石英表现出变形纹、重结晶条带、穿晶破裂等韧‒脆性构造转换的特征; (f) Qz2型石英常围绕金属矿物生长; (g), (h) 两类石英在阴极发光下分别表现出不同的发光及环带特征, 其中Qz1型石英发褐色光且发育生长环带而Qz2型石英发暗色光且不发育生长环带。

3.4 矿物学特征

矿化体中各类金属矿物十分发育, 其中包括有金、银金属(图7a～d), 以及多种金属矿物如黄铁矿、闪锌矿、方铅矿以及黄铜矿、铜蓝等, 金属矿物各具特征且相互共存。此外, 正如前文所述矿化体中的金属矿物与Qz1型石英为同一生长期中形成, 通过观察我们发现金主要以粒间金及包裹金为主要存在形式, 而银主要以化合物的存在形式与方铅矿共生, 这指示着金与银及其他金属矿物之间的同期生长特征。因此我们认为金、银与Qz1型石英的生长期次相同为同期生长。

(a) 可见金以包裹金的形式存在; (b) 可见金以粒间金的形式存在; (c), (d) 银主要以多金属化合物的形式存在; (e) 铜黄色自形黄铁矿; (f) 黄铁矿常被多种金属矿物交代而形成交代骸晶, 闪锌矿也出现有被方铅矿所交代形成的港湾状结构; (g) 方铅矿中出现有以固溶体分离结构存在的黄铜矿; (h) 黄铁矿呈压碎结构, 还可见铜蓝交代方铅矿及黄铜矿; (i) 铜蓝交代多种金属矿物表现出类似环带的结构特征。

根据镜下特征可以将金属矿物分为三期生成顺序, 即黄铁矿阶段、方铅矿‒闪锌矿‒黄铜矿‒银‒金阶段及铜蓝阶段。(1)黄铁矿阶段: 黄铁矿主要以铜黄色自形至半自形立方晶体产出(图7e), 粒度可达数毫米。大部分黄铁矿晶体在形成后普遍被金属硫化物所交代形成交代骸晶, 部分黄铁矿还表现有在构造应力作用下的压碎结构(图7f, h)。(2)方铅矿‒闪锌矿‒黄铜矿‒银‒金阶段: 方铅矿主要以白色(反射光)他形晶集合体产出, 粒度可达毫米级, 在镜下方铅矿常表现为三组相交的完全解理而呈现出黑三角形孔特征(图7c, i)。闪锌矿主要以灰棕色他形晶集合体产出, 粒度可达毫米级, 部分闪锌矿中可见有呈固溶体分离结构的黄铜矿出现(图7g)。黄铜矿主要以铜黄色他形晶集合体或呈固溶体分离结构在闪锌矿中出现, 粒度可达毫米级。银主要以银白色他形晶集合体与方铅矿连晶产出, 粒度可达毫米级, 其并非以自然银状态产出, 成分面扫结果显示其主要以金属硫化合物的形式存在, 化合物的主要元素组合为Ag-Sb-Cu-Ca(图7c, d)。金主要以黄白色自然金或包裹金产出, 粒度可达10 μm, 包裹金主要与银的金属硫化物共生(图7a), 部分自然金颗粒则与石英直接关联(图7b)。金属矿物之间普遍存在的交代作用是该阶段最为典型的特征, 例如绝大数方铅矿、闪锌矿及黄铜矿多表现为交代黄铁矿的产出, 这是区分矿物生成序列的主要标志, 同时也是该阶段金属矿物多发育为他形晶集合体的主要原因, 其中黄铁矿普遍被方铅矿、闪锌矿及黄铜矿所交代形成骸晶, 同时闪锌矿也出现有被方铅矿所交代形成的港湾状结构出现(图7f, h)。(3)铜蓝阶段: 铜蓝主要以深蓝色交代结构产出, 方铅矿、闪锌矿、黄铜矿普遍被铜蓝所交代形成类似环带的结构特征。铜蓝的出现代表着矿化体的赋存环境由先前的还原性环境逐渐转变为氧化性环境(图7i)。

4 石英脉中的流体包裹体特征

含金石英脉矿化体中流体包裹体十分发育, 本文基于矿化体石英中的流体包裹体在室温下的相态类型、升温和降温过程中出现的相转变模式、包裹体达到均一态和完全冻结态时的特征同时结合激光拉曼探针和阴极发光CL, 将矿化体中石英所包裹的流体包裹体分为三类型, 即类型I: 三相含二氧化碳型包裹体, 类型II: 两相富二氧化碳型包裹体以及类型III: 气液两相型包裹体。

4.1 流体包裹体岩相学特征

三种类型的流体包裹体广泛发育于矿化体石英之中, 岩相学及阴极发光(CL)的观测结果显示各类型流体包裹体在石英中具有不同的分布特征, 且不同类型流体包裹体的分布与石英在阴极条件下的发光特征密切相关。具有环带特征的Qz1型石英发褐色阴极光, 其流体包裹体十分发育且密集分布。然而在不发育生长环带特征同时发出暗色阴极光的Qz2型石英颗粒中, 其流体包裹体的分布相较于前者显著减少(图8)。在 Qz1型石英中流体包裹体类型非常丰富, 上述三种类型流体包裹体均有发育(图8c)。而在Qz2型石英中, 流体包裹体的类型则单一, 主要发育类型III: 气液两相型包裹体(图8f)。

下面将根据流体包裹体的岩相学特征对石英中的各类型流体包裹体进行详细描述:

类型I: 三相二氧化碳型包裹体。该类型包裹体在室温下常表现为三种特征明显的相态, 即液态水相(LH2O); 液态二氧化碳相(LCO2); 气态二氧化碳相(VCO2)。它们主要以负晶型或椭球型形状存在于石英之中, 包裹体的大小分布在3 μm至10 μm之间, 也可见少量10 μm以上的包裹体出现。该类型包裹体中二氧化碳相(VCO2+ LCO2)的充填度变化范围大, 在10%～90%之间均有分布(图9d, e)。这些包裹体通常以团簇状或假次生条带状流体包裹体组合(图9a)以及单个孤立流体包裹体(图9e)的形式大量存在于Qz1型石英之中, 不常见次生的I型包裹体, 同时在Qz2型石英中该类型包裹体基本不可见。值得注意的是三种类型包裹体可存在于同一视域之中, 暗示着三者成因上的关联(图9h, i)。

类型II: 两相富二氧化碳型包裹体。该类型包裹体在室温下常表现为两种特征明显的相态, 即液态二氧化碳相(LCO2)及气态二氧化碳相(VCO2)。其主要以椭圆状或负晶型形状存在于Qz1型石英之中而在Qz2型石英中基本不存在。该类型包裹体大小分布在3～7 μm之间且气态二氧化碳相(VCO2)的充填度分布范围较大, 在10%～70%之间均有分布(图9f, g)。其通常以团簇状或条带状假次生流体包裹体组合的形式与III型包裹体共生, 少见以孤立形式存在的此类型包裹体, 基本不可见以切过晶体边界形式存在的此类次生包裹体。

类型III: 气液两相型包裹体。该类型包裹体在室温下常表现为两种特征明显的相态, 即液态水相(LH2O)与气态水相(VH2O), 其形状多样, 椭圆状、负晶型、不规则型均有出现。包裹体大小分布在3～10 μm之间, 气体充填度(VH2O)分布较为稳定, 在5%～30%之间分布。该类型包裹体可分原生与次生两类, 其中原生包裹体在两类石英中均有出现, 在Qz1型石英之中以团簇状或条带状假次生流体包裹体组合的形式与II型包裹体共生, 少见以孤立形式存在的该类型包裹体。在Qz2型石英之中该类型包裹体通常以孤立状、团簇状形式存在(图9c)。而该类型次生包裹体则通常以穿插石英颗粒边界的条带状次生流体包裹体组合为存在形式(图9b)。此外, 单相型包裹体在Qz1和Qz2两类石英之中也广泛存在, 在室温下其主要表现为单相液态包裹体(LH2O)或单相气态流体包裹体(VH2O)(图9d, h, i), 其大小在3 μm至10 μm之间分布, 其形状多样, 椭圆状、负晶形、不规则型均可存在于两类石英之中, 或以次生包裹体而存在于次生流体包裹体面之中。该类型包裹体不会单独存在而是常与上述三种类型包裹体存在于同一视域之中。由于该类型包裹体常出现颈缩、拉裂等被改造特征, 因此我们认为这些包裹体可能是受应力作用下脉体变形的影响而被改造。其单相特征使得我们不易测得其物化参数, 但根据其存在形式以及被改造的特征我们认为其原始状态可能相似于前述三类包裹体, 因此这些包裹体物化参数的确定与否可能不会影响整体数据的准确性。

图中两列由上而下分别为正交、阴极发光CL及流体包裹体照片, 各列之间相互对应: (a), (b) Qz1型石英中可见显著的生长环带特征以及围绕其生长的Qz2型石英, 且发育丰富的流体包裹体; (c) Qz1型石英中发育丰富的I、II、III型包裹体; (d), (e) 可见Qz2型石英以环带的形式围绕Qz1型石英生长, 但只发育少量流体包裹体; (f) Qz2型石英通常只发育少量的III型包裹体。

(a) 以条带状或团簇状产出的流体包裹体组合; (b) 切过晶体边界的次生流体包裹体组合; (c) Qz2型石英中以团簇状产出的流体包裹体组合; (d) 二氧化碳相含量较大的I型包裹体及单相包裹体; (e) 二氧化碳相含量较小的I型包裹体; (f) 气态二氧化碳相含量较大II型包裹体; (g) 气态二氧化碳相含量较小的II型流体包裹体; (h), (i) Qz1型石英中可见多种类型包裹体共存于同一视域中。

4.2 流体包裹体激光拉曼谱峰分析结果

在流体包裹体岩相学分析的基础上我们利用激光拉曼探针对各类型包裹体进行了进一步的成分分析, 测试结果如图所示(图10)。I型包裹体的激光拉曼光谱在1285 cm−1、1388 cm−1、3400 cm−1出现明显谱峰, 代表着该类型包裹体主要为含二氧化碳的水盐体系(图10a, b), 同时在2599 cm−1处出现有较低谱峰, 代表着其中含有少量H2S组分(图10a)。II型包裹体的激光拉曼光谱在1280 cm−1、1385 cm−1处出现明显谱峰, 代表着该类型包裹体的主要成分为二氧化碳, 同时在1194 cm−1, 2932 cm−1处出现较低谱峰, 代表着其中含有一定量CH4和SO2组分(图10c, d)。III型包裹体的激光拉曼光谱在3400 cm−1左右出现有明显谱峰, 代表着该类包裹体的主要为水盐体系, 我们对其水峰进行了放大分析, 显示出该类型包裹体中水峰的次级峰较多(图10e), 与标准水盐体系流体包裹体拉曼谱峰不相符合, 这证明该类型包裹体中可能还含有Mg2+、Ca2+、K+等阳离子成分(Ni et al., 2006; 丁俊英等, 2008)。在测试过程中还可发现少量流体包裹体在2930 cm−1处出现有明显谱峰(图10f), 指示着整个流体体系中存在着一定量的CH4组分。

4.3 流体包裹体显微测温以及相关参数的计算结果

基于流体包裹体岩相学观测以及激光拉曼探针的分析结果, 本文对矿化体石英中的流体包裹体进行了系统性的显微测温, 以及流体包裹体的温压、密度等相关参数的计算。在测试过程中本文严格按照流体包裹体组合(FIA)的分类及分析方法以降低数据的偏差, 从而更加准确的还原流体性质(池国祥和卢焕章, 2008)。以下统计结果均选自每个流体包裹体组合的数据, 即每个流体包裹体组合中所有同类型流体包裹体数据的平均值。

4.3.1 流体包裹体测温结果

测试过程中一共获得了共计56个流体包裹体组合, 250个流体包裹体的热力学数据。但由于一些包裹体太小以及亚稳态现象的出现加大了测得包裹体初融温度的难度, 因此主要测定了流体包裹体组合中较大包裹体的初融温度。

类型I: 三相含二氧化碳型包裹体。该类型包裹体的整体均一方式可分为整体均一至液态二氧化碳相(LCO2+VCO2+LH2O→LCO2)和整体均一至水相(LCO2+ VCO2+LH2O→LH2O)的两种方式, 因此可根据其均一模式将其分为两种类型, 即类型I-i及类型I-ii。其中类型I-i均一温度在270～381 ℃之间分布, 笼合物融化温度在5.5～6.4 ℃之间分布, 二氧化碳相的均一温度在12.5～28.4 ℃之间分布, 测得部分包裹体的初融点在−58.0～−61.1 ℃之间分布。类型I-ii均一温度在301～380 ℃之间分布, 笼合物融化温度在4.8～7.2 ℃之间分布, 二氧化碳相的均一温度在20.5～28.6 ℃之间分布, 测得部分包裹体的初融点在−57.8～−59.7 ℃之间分布。由于这两类包裹体完全冻结温度常在−100 ℃左右, 初融温度也低于−56.6 ℃的标准初融点, 结合激光拉曼的测试结果, 指示着这两类型包裹体中可能含有甲烷等组分。

类型II: 两相富二氧化碳型包裹体。该类型包裹体均一温度在11～27 ℃之间分布, 测得部分包裹体初融点在−56.9～−60.0 ℃之间分布, 完全冻结温度在−100 ℃左右, 初融温度低于−56.6 ℃的标准初融点, 结合激光拉曼的测试结果, 指示着该类型流体包裹体中包含甲烷等组分。该类型包裹体的均一方式大多以均一至液态二氧化碳相为主(LCO2+VCO2→ LCO2), 也可见少量以均一至气态二氧化碳相的包裹体(LCO2+VCO2→VCO2), 但由于均一至液态二氧化碳相的包裹体占绝大多数(>98%), 因此只将该类型包裹体划分为一种类型。

类型III: 气液两相型包裹体。在Qz1型石英中的均一温度在188～375 ℃之间分布, 其均一方式为均一至液态水相(VH2O+LH2O→LH2O), 冰点温度分布在−11.6～−3.3 ℃之间, 初融温度在−26.0～−24.0 ℃之间分布。结合激光拉曼的测试结果, 指示其含有Mg2+、Ca2+、K+等阳离子组分。在Qz2型石英中的均一温度范围为165～236 ℃, 冰点分布在−3.5～−2.9 ℃之间, 初融温度在−21.0～−25.0 ℃之间, 均一方式为均一至液态水相(VH2O+LH2O→LH2O)。该类型包裹体由于其初融温度低于−20.8 ℃的标准初融点, 因此也指示该类型包裹体中存在有Mg2+、Ca2+、K+等离子成分。

4.3.2 流体包裹体物化参数计算

流体包裹体作为研究区内流体活动的最直接证据, 详细研究其组分含量, 物化参数以及捕获环境对于我们还原其流体演化过程具有重要意义。因此在流体包裹体岩相学观察、激光拉曼光谱分析以及显微测温的基础上对各类型包裹体进行了详细的盐度、密度、各类组分含量、均一压力的计算与统计。其中类型I、类型II、类型III包裹体的盐度、密度、各类组分含量、均一压力的计算分别是通过Matthew (2018)、Bakker(2009)、Matthew et al.(2012)所开发的软件计算获得。部分流体包裹体的CH4组分含量是通过Mao et al.(2016)所总结的资料计算得出。具体测温结果以及各类包裹体参数的计算与统计结果如图11、12及表1所示。

I-i型包裹体的盐度分布在6.7%～8.3% NaCleqv之间, 密度在0.762～0.963 g/cm3之间分布,NaCl在0.011～0.021之间分布,CO2在0.132～0.540之间分布,H2O在0.448～0.848之间分布, 均一压力(即最小捕获压力)在133.3～323.4 MPa之间分布。

I-ii型包裹体的盐度分布在5.3%～9.5% NaCleqv之间, 密度在0.777～1.014 g/cm3之间分布,NaCl在0.015～0.027之间分布,CO2在0.066～0.398之间分布,H2O在0.592～0.982之间分布, 均一压力在159.4～ 331.1 MPa之间分布。

(a) I型包裹体主要组分为二氧化碳与水, 也可含硫化氢等还原性组分; (b) I型流体包裹体主要组分为二氧化碳与水; (c) II型包裹体主要成分为二氧化碳, 也可含二氧化硫等组分; (d) II型包裹体主要成分为二氧化碳, 也可含二氧化硫、甲烷等还原性组分; (e) III型包裹体的主要成分为水与盐类, 且离子类型多样; (f) 富CH4型包裹体。

(a) I型包裹体均一温度频率直方图; (b) III型包裹体均一温度频率直方图; (c) I、II型包裹体二氧化碳相均一温度频率直方图; (d) I型包裹体盐度频率直方图; (e) III型包裹体盐度频率直方图; (f) I、II型包裹体初融点频率直方图。

II型包裹体的密度在0.682～0.851 g/cm3之间分布, 均一压力在4.7～6.7 MPa之间分布。

III型包裹体在Qz1型石英中, 其盐度在5.4%～ 13.8% NaCleqv之间分布, 密度在0.699～0.948 g/cm3之间分布,NaCl和H2O分别在0.017～0.053之间和0.947～0.983之间分布, 均一压力在1.12～20.41 MPa之间分布。在Qz2型石英中盐度在4.7%～5.6% NaCleqv之间分布, 密度在0.858～0.946 g/cm3之间分布,NaCl和H2O分别在0.015～0.018之间和0.982～ 0.985之间分布, 均一压力在0.67～2.99 MPa之间分布。

根据测得的部分I、II型包裹体的初融点数据, 对该流体体系的CH4含量进行了估算, 计算结果显示I型包裹体中CH4组分含量在0.003～0.042之间分布, II型包裹体中CH4组分在0.01～0.13之间分布。考虑到类型I(三相含二氧化碳型包裹体)更能代表整个原始流体体系真实特征, 因此认为该流体体系中CH4组分平均组分含量约在0.02左右。

(a) I型包裹体密度、摩尔体积与组分含量投图; (b) III型包裹体密度、摩尔体积与组分含量投图; (c) II型包裹体密度、摩尔体积与组分含量投图; (d) 各类型包裹体均一温度与密度变化趋势投图; (e) 各类型包裹体组分含量的三元投图。

表1 矿化体石英中不同流体包裹体组合的测温与计算数据统计

续表1:

综上, 流体主要为三元CO2-H2O-NaCl三元体系, 其中二氧化碳的摩尔分数约为20%而NaCl的质量分数约为6% NaCleqv(数据取自各流体包裹体组合的平均值)。

4.3.3 成矿流体的Eh和pH计算结果

对成矿流体Eh和pH的测定, 可以帮助我们更加深入地了解其热力学性质以及地质流体所参与的如矿物的溶解和沉淀、热液蚀变、热液成矿等地球化学过程, 对解释矿体的成矿过程与成矿机制有着重要作用(韩吟文和马振东, 2003)。矿物在生长过程中所形成的流体包裹体能够反映矿物形成时所处的流体环境, 通过计算流体包裹体其代表的Eh及pH环境, 能够较为准确的为我们提供矿体形成的各阶段其所处的物化环境。本文利用刘斌(2011)所总结的分析公式, 对I、III型包裹体进行了计算, 结果如下表2及图13所示。该计算方法主要基于电解质理论方程, 根据不同温压条件下流体体系中各离子之间的反应方式、类型、热力学方程以及化学反应的平衡常数等, 建立了如CO2-H2O、CO2-H2O-NaCl等流体体系的Eh、pH计算公式, 使得计算自然岩石样品中的流体包裹体Eh、pH成为了可能。

4.4 流体的氢氧同位素特征

氢氧同位素是当前用来对热液流体来源及演化历史进行示踪及解释的一种重要方法(Taylor, 1979)。本文一共挑选了四份含金石英脉样品(YS1824-4～7)以及三份晚期充填于构造破裂面之中的石英脉样品(YS1838-3A、YS1807-2E, 3B), 进行了氢氧同位素测试, 具体测试的结果如下表所示(表3)。δ18OH2O值是通过石英与水的氢氧同位素分馏公式1000ln石英-水= 3.38×106/−2−3.40计算而得(Clayton et al., 1972), 同时为了更客观地还原流体性质, 本文并未采用流体包裹体均一温度平均值的方式进行数据投点, 而是采用了流体包裹体范围均一温度来进行数据的范围投图。我们之所以对数据进行了如此处理是由于流体包裹体氢氧同位素测试通常为群体分析法, 通过加热爆裂的方式获得石英中的水尽管方便, 但却由于无法分辨原生及次生水而使得同位素的分析结果出现了不确定性。因此如果对流体包裹体测温数据不进行期次的分类而是将所有数据合并并取其平均值的话显然不能够准确还原流体性质。本文在流体包裹体详细测温的基础上划定了最早期流体包裹体的温度范围, 使得我们可以较为准确地还原流体性质。

表2 矿化体石英中不同流体包裹体组合的Eh和pH计算结果统计

(a) 不同类型包裹体pH值随温度变化趋势; (b) 不同类型包裹体Eh值随温度变化趋势; (c) 不同类型包裹体Eh-pH图解。

表3 研究区不同类型石英脉的氢氧同位素测试结果

众所周知, 在水的氢氧同位素测试中氢同位素受同位素交换作用的影响较小能够较为准确地反映水的性质, 然而氧同位素则相对不稳定得多, 在不考虑与外界的同位素交换作用、矿物沉淀和置换作用以及氧同位素逸失等影响因素的条件下, 流体氧同位素还是会受到其自身温度及盐度变化的影响而出现氧同位素的飘移(刘秀君, 1984)。本文所研究的含金石英脉其流体主要存在于Qz1, 2两类石英之中, 流体包裹体整体的温度范围很大(165～381 ℃), 利用这一温度范围所计算得出的图解如图14区2所示, 这显然是不能反映真实的流体来源。因为脉体的形成周期很长, 改造期外来流体的加入以及其自身流体温度盐度的下降都会使得其氧同位素发生飘移, 因此为了消除不同期次流体及次生流体对测试结果的影响, 我们进一步限制了温度范围, 将其限制在了最早期流体包裹体形成时的温压范围(类型I)如图14区1。

图14 研究区不同类型石英脉的氢氧同位素数据图解(据Hedenquist and Lowenstern, 1994)

测试结果表明, 含金石英脉的δ18Ov-smow值在13.1‰～13.9‰之间; δDv-smow值在−46.9‰～−59.7‰之间, δ18OH2O值在4.54‰～8.90‰之间。而发育在构造破裂面之中的晚期石英脉样品的δ18Ov-smow值在12.9‰～13.4‰之间; δDv-smow值在−70.1‰～−78.5‰之间; δ18OH2O值在−6.63‰～−1.31‰之间。综合以上结果同时参考Hedenquist and Lowenstern(1994)所总结出的氢氧同位素组成图解, 我们绘制了余石山地区样品的氢氧同位素图解(图14)。如图所示, 含金石英脉样品的测试结果显示构成矿化体的成矿流体其主要源于岩浆水, 伴随着流体温度盐度的下降氧同位素值发生降低逐渐偏离真实的原始流体性质(图14区1, 区2)。而发育在构造破裂面之中的三份晚期石英脉样品(YS1838-3A、YS1807-2E, 3B)其测试结果显示组成它们的流体均偏离于岩浆水及变质水的范畴, 相比于含金石英脉其有着向大气降水线偏离的趋势, 指示着晚期大气降水的混合作用(图14区3)。

5 讨论

5.1 成岩‒成矿过程中流体不混溶作用和pH

流体的不混溶作用存在于各类地质过程之中, 例如地幔与岩石圈之间的物质循环, 地壳深部层次的构造‒岩浆‒流体活动, 再到地壳浅部层次的构造‒流体作用(卢焕章, 2011, 2019; 刘景波, 2019)。流体的不混溶作用对成矿流体的演化过程具有重要意义, 有研究认为在地壳浅层次的流体成矿过程中, 流体的不混溶作用控制了世界上大多数金矿床的形成(Deng and Wang, 2015; 卢焕章等, 2018)。我们发现余石山含金石英脉矿化体形成过程中, 同样存在着明显的流体不混溶现象, 其具体证据如下: 1)在与金属矿物有生成关系的Qz1型石英中我们发现原生I型包裹体可根据其测温过程中的相变方式及岩相学下的表现而划分为I-I, I-ii两类, 其整体均一方式可分为(LCO2+VCO2+LH2O→LCO2)和(LCO2+VCO2+LH2O→ LH2O)两种模式。两者有着近似的均一温度(图11a)且前者稍大于后者, 同时在常温下两类包裹体的VCO2∶LCO2∶LH2O比值存在较大范围的变化(图9d, e), 表现为两个端元的特征。上述现象通常被看作是流体的不混溶作用(Fluid-immiscibility)所致(卢焕章, 2004), 并且可以预见这些流体包裹体来源于富二氧化碳、甲烷以及金属元素的部分混溶相原始流体。2)在Qz1型石英中, 包含类型I(三相含二氧化碳型包裹体), 类型II(两相富二氧化碳型包裹体)以及类型III(气液两相型包裹体)这三类型包裹体, 且这三类型原生流体包裹体可存在于同一视域(图9h, i)。我们发现I型包裹体整体均一温度是要明显高于III型包裹体的(图11a, b)。这符合流体不混溶的演化形式, 因为流体在不混溶条件下, 石英中所记录的包裹体应该是整个相分离的过程, 而不是结果, 因此在该流体体系中, 其最早被记录的流体包裹体应当是I型包裹体, 也因此其整体均一温度要高于III型包裹体的均一温度。此外I型包裹体的盐度范围(5.3%～9.4% NaCleqv)小于III型包裹体的盐度范围(5.5%～13.8% NaCleqv), 这同样是流体发生不混溶作用的一种表现形式, 因为盐类往往更倾向于分馏进入水相(Coulibaly et al., 2008; Lawrence et al., 2013)。3)从各类型包裹体的密度与组分参数结果, 同样可以得出流体存在不混溶现象的证据。其中两类I型包裹体在密度及二氧化碳的组分上有着分异的表现(图12e), I-i型包裹体的二氧化碳成分含量较高, 密度较小; 而I-ii型包裹体二氧化碳成分含量较低, 密度较大, 整体出现大范围分布(图12a)。这种现象出现的原因正是由于流体体系的性质不均匀、不稳定且表现有二氧化碳与流体组分的相态分离才导致宿主矿物捕获了成分及密度不一的I-i, I-ii型包裹体。此外I型包裹体中的二氧化碳相均一温度与II型包裹体的均一温度相似(图11c), 指示着II型包裹体应当是整个流体体系进行相分离的结果。各类型流体包裹体组分分布(图12e)也显示整个流体体系有着从CO2-H2O-NaCl流体体系转变为H2O-NaCl流体体系的趋势, 以上结果与前人对流体不混溶现象描述的结果一致(Olsen, 1988; Hollister, 1990; Wang et al., 2015)。因此流体不混溶作用的发生在含金石英脉的形成过程中是十分显著的。

由于含矿脉体的形成通常经历了较为复杂的地质过程, 有研究认为各类包裹体多以团簇状或条带状的形式共存于同一流体包裹体组合之中也有可能是由于不同流体体系的混合(Anderson et al., 1992; Xavier and Foster, 1999; Wilkinson, 2001)或是由后期改造的影响所致(Bakker and Jansen, 1990; 卢焕章, 2004), 其结果是矿物中的流体包裹体将表现为在均一温度及盐度上明显的变化分布(池国祥和卢焕章, 2008; Sun et al., 2019), 又或者矿物中的流体包裹体将表现为普遍被改造的形态特征(Goldstein, 2001; Bodnar, 2003)。对余石山含矿脉中Qz1型石英的流体包裹体观测结果显示, 其流体的温度及盐度均出现在一定范围之内, 并未表现出因流体混合作用而导致的变化分布现象(图15)。同时我们所测试的不混溶包裹体群均选自较规则的椭球体或负晶型, 且每个流体包裹体组合的方差统计结果也显示单个流体包裹体的均一温度和盐度未出现大的起伏(表1), 因此我们认为余石山含金石英脉矿化体中后期所遭受的改造作用不是导致多种类型包裹体共存的原因。

每个点即代表一个流体包裹体组合。

流体不混溶作用发生的直接的结果便是成矿流体中二氧化碳组分的分离, 而这对于金的沉淀具有重要意义。这是由于在低于400 ℃的热液环境中金通常以硫络合物的形式进行溶解与搬运(Hayashi and Ohmoto, 1991; Gammons et al., 1994; Mikucki, 1998), 这种络合物对流体pH环境的变化十分敏感, 其在流体中的溶解度与流体pH环境密切相关(Phillips and Evans, 2004)。而流体中二氧化碳的存在恰好可以作为流体的pH缓冲剂扩大金在流体中的溶解度, 因此当流体中的二氧化碳因为不混溶作用而分离逸出, 这便会显著影响金在流体中的溶解度进而造成金的沉淀。余石山含金石英脉主要由低温、低盐度、富硫弱酸性的流体构成, 金主要以硫络合物的形式溶解与搬运。其中低温、低盐度主要由流体包裹体的测试结果所显示(图15), 富硫的性质则由脉体中广泛发育的各类金属硫化物所显示, 而脉体围岩中发育的长石‒绢云母矿物蚀变组合以及流体的pH计算结果则显示出流体呈弱酸性。此外激光拉曼谱峰还显示出流体中硫化氢及甲烷的存在, 其不仅指示着流体呈还原性, 还能扩大流体体系的不混溶范围, 促进金的沉淀(Naden and Shepherd., 1989)。根据流体的pH计算结果(图13, 表2)可以发现随着流体不混溶作用的进行, 流体pH环境由弱酸性(pH≈5.1)逐渐向中性(pH≈5.7)演变, 这与Phillips and Evans(2004)运用地球化学模拟程序计算出来的贫/富CO2流体的-pH数据相吻合(图16), 符合围岩中矿物蚀变组合所指示的环境(pH=5.2～6.8) (沈昆等, 2000), 也符合脉体中石英的阴极CL发光特性由成岩‒成矿过程以及流体的pH值调控的这一观点(Penniston-Dorland, 2001; Rusk et al., 2008; 陈小丹等, 2011), 表明了本文数据的可靠性, 同时也指示着流体的不混溶作用是余石山含金石英脉流体演化的重要环节之一, 是造成金沉淀的关键因素。

实线为XCO2=0.1的含二氧化碳流体, 点线为贫二氧化碳的流体, 虚线为含H2CO3的流体。

5.2 流体环境及深度限定

由于流体不混溶作用在含金石英脉中的存在, 使得我们可以利用在不混溶状态下的流体包裹体的捕获特性(卢焕章, 2004)而获得流体演化的相图(图17), 为研究流体的形成环境与机理提供依据。利用不同类型流体包裹体等容线的相交来限制流体演化阶段的温压环境, 同时结合静岩及静水温压梯度线来对比流体包裹体等容线斜度指示流体是处在相对静岩或是相对静水的环境之中(Coulibaly et al., 2008)。如图17所示, 两类I型包裹体的等容线分别与三元流体体系的临界曲线相交, 其中I-ii型包裹体的等容线斜率略大于静岩温压梯度线, 而I-i型包裹体的等容线斜率有着向静水温压梯度线靠拢的趋势, 两者等容线呈过渡关系, 指示流体环境随着成岩成矿作用的进行, 温度在逐渐降低, 并经历了静岩压力环境与静水压力环境的转换过程。III型包裹体作为流体不混溶作用的产物, 其等容线与I型包裹体等容线及三元流体体系的临界曲线相交于=125～250 MPa,=300～365 ℃范围内, 该区域即代表流体不混溶作用发生的温压环境且与矿体形成的环境一致。值得注意的是我们将III型包裹体的等容线划分为两部分(图17), 其原因在于两部分III型包裹体的生长及捕获环境有着较大差别, 代表不同的等容线。如前面所述, III型包裹体在Qz1和Qz2型石英之中均有发育, 而Qz2型石英有明显的变形特征及重结晶颗粒发育, 其形成的环境条件与Qz1型石英不同。生长于Qz2型石英中的III型包裹体, 其生成时期相对较晚, 也导致它的捕获温压应当低于生长于Qz1型石英中的III型包裹体, 因此, 我们利用等容线相交结果, 可得出其形成温压环境的上限为=100 MPa,=235 ℃。此外, 前文中对各类型流体包裹体密度的计算结果显示成矿流体在流体演化过程中, 不混溶包裹体群其密度有着较大范围的变化(图12d), 该现象的出现与前人所描述的因流体压力变化而出现流体不混溶现象的发生机理所一致(池国祥和卢焕章, 1991; Cox, 1995; 卢焕章, 2011), 也与相图显示出的静岩压力环境与静水压力环境的转换过程一致, 因此流体不混溶作用的发生应当是由于流体压力的转换所致。

图中CO2-H2O-NaCl三元流体体系的临界曲线参考自Bowers and Helgeson(1983)所总结的资料, 类型I及类型III包裹体等容线的绘制参考自Matthew et al. (2012)和Matthew (2018), 用于限制流体演化压力范围的类型II型包裹体等容线绘制参考Bowers and Helgeson(1983)及Bakker (2009),静岩及静水温压梯度线参考自Coulibaly et al.(2008)。

综合上述分析, 含金石英脉流体经历了以下几个演化阶段(图17): 1)早期成矿流体沿区域梯度线由深部运移至浅部容矿裂隙之中(①), 当成矿流体进入容矿裂隙之后流体存在的压力环境逐渐由静岩压力环境向静水压力环境转变(②), 压力的变化使得二氧化碳相与流体相之间互溶程度降低发生相分离作用, 并在压力环境的不断转换过程中形成了一系列被石英包裹的VCO2∶LCO2∶LH2O比值不同的两类I型流体包裹体(类型I-i, I-ii)(③), 其现象称之为由压力变化所导致的流体不混溶作用; 2)流体压力环境变化所导致的流体相分离作用, 其最终结果是使得CO2-H2O-NaCl流体体系向H2O-NaCl流体体系的转变。在此过程中会伴随着一系列II, III型包裹体的形成。例如在成矿流体刚进入容矿裂隙时, 由于体系的开放会使得流体处在静水压力环境之中而形成一系列密度相对较小的II, III型包裹体(④)。而当流体逐渐充满整个裂隙时, 又由于体系的封闭使得流体处在静岩压力环境之中而形成一系列密度相对较大的II, III型包裹体(⑤)。它们的形成代表着流体相分离作用的基本结束, 以及流体体系的转变。3)成矿后期, 随着流体相分离作用的结束、流体体系的转变、脉体的闭合以及构造变形作用的发生, 该阶段被Qz2型石英所包裹的残余流体形成了捕获温压相对较低的III型包裹体(⑥)。总体上, 主成矿期的温压环境为300～365 ℃, 125～250 MPa, 流体经历了静岩压力环境与静水压力环境的转换过程, 并导致了流体不混溶作用的发生。

成矿深度的确定对划分矿床类型及矿床勘察评价等方面有着重要意义, 流体包裹体作为良好的地质压力计而被广泛用于计算矿体的成矿深度 (张德会等, 2011)。然而仅靠流体的温压数据所计算出的结果往往不够精确, 例如前文通过流体的演化相图划出主成矿环境为(125～250 MPa; 300～365 ℃), 125 MPa的压力差会导致成矿深度计算出现较大偏差, 这种偏差的出现是由于成矿流体经历了压力环境的转化过程(图17), 这在金矿床的研究中普遍出现(Wang et al., 2015; Pal et al., 2019)。因此为了更精确地确定成矿深度, 需要结合实际的地质特征及理论进行综合估算。正如前文所述, 我们发现相对低温的热液蚀变作用如绢云母化、绿泥石化等普遍叠加于靠近矿化体的具有(D2)期构造特征的深变质围岩之中(图5a, e, g)。同时矿化体不仅截切围岩并被逆断层所错断(图4a), 还可在镜下表现有韧‒脆叠加的构造变形特征(图6a～d)。以上特征指示着矿化体的形成时期明显晚于(D2)期而可能与(D3)期区域的地质构造活动相关。而根据矿化体自身出现的韧‒脆叠加的构造变形特征我们认为其形成深度应当是处在介于深部韧性剪切变形带与浅部脆性变形带之间的韧‒脆性转换带之中。结合流体包裹体数据可大致判定矿化体的形成深度处于10 km左右的深度(Cao and Neuabuer, 2016)。

在结合地质特征初步估算的基础上我们还可以结合理论及计算公式进一步限定矿化体的形成深度。Sibson(1994)曾利用断裂带中流体压力与静水压力之比划分了断裂带的深度‒流体压力垂直分带规律曲线(图18), 当两者之比大于0.4而小于0.9时即为超静水压力带, 此时热液矿体深度的计算既不能利用静水压力也不能利用静岩压力进行计算, 这是因为此范围内流体压力与深度之间存在着非线性关系。针对这一问题一些研究者们选择使用静岩压力梯度值与静水压力梯度值的平均值进行计算(即18.25 MPa/km )。本文利用该方法计算得出矿化体的形成深度约为6.9～13.7 km。此外孙丰月等(2000)将Sibson(1994)提出的规律曲线利用计算机技术拟合出了四条不同压力条件下的计算热液矿体成矿深度的方程, 其中当流体压力在40～220 MPa区间时的计算方程为=0.087/(1/+0.0039)+2, 当流体压力在220～370 MPa时的计算方程为=11+e(P−221.95)/79.075, 其中为流体压力而为成矿深度。我们利用此计算公式结合流体的温压数据计算得出了矿化体的形成深度约为9.31～12.43 km。尽管上述两种计算方式所得出的深度范围有所差别, 但却基本都处于韧‒脆性转换带的深度范围。同时后者的计算结果相对于前者其精度更高, 且其计算结果也处在葡萄石‒绿纤石相至绿片岩相的温压范围之内, 这与我们的观测结果相一致, 较为符合实际情况。此外, 我们还利用相同方法对矿化体改造期(即Qz2类型石英形成时期)所处的深度进行了估算。计算结果显示矿化体改造期其所处的深度小于8.3 km, 对比矿化体形成时的深度, 这指示矿化体在形成之后可能经历了区域的剥露过程, 使得该阶段所捕获的流体包裹体其温压环境发生了较大变化。综上我们将含金石英脉矿化体的形成深度限制在9.31～12.43 km的范围内, 而后期遭受改造阶段的深度限制在小于8.3 km的范围内。

图中灰色区域为利用27°/km的地温梯度线及流体包裹体捕获压力所圈定的范围, 其限定了含金石英脉矿化体的成矿深度及成流体的压力波动范围。

5.3 构造过程及成矿流体来源

构造成矿流体的研究作为构造成矿研究中的重要一环, 其研究内容主要集中于成矿流体的性质特征、成矿流体在地壳构造演化中的演化模式、成矿流体定位标志以及沉淀富集机制等多个方面(陈广浩等, 2002)。在前文中我们已对矿化体的成矿流体性质特征、沉淀富集机制进行了详细讨论, 同时也对成矿流体的演化及运移途径进行了部分讨论。但仍有些重要问题尚未解决: 1)成矿流体在区域构造演化过程中的演化模式以及其流体来源; 2) 晚期剥露过程中矿化体所经历的地质构造事件。本节将分别对上述问题进行讨论。

1) 成矿流体在区域构造演化过程中的演化模式以及其流体来源。如前文所述, 区域所经历的深熔作用、深部韧性剪切变形以及铌钽矿化作用主要集中于加里东期构造事件。总体上呈现出早期深熔(D1)和深部韧性剪切变形(D2)叠加晚期逆冲断层与断层活动(D3)的地质构造特征。通过地质调查我们发现在矿化体周边所出露的经历(D1)(D2)期构造事件的围岩中发育有一系列产状与糜棱面理产状相一致的同构造石英脉(图3e, 图4a)。该类型石英脉在镜下呈现出以颗粒边界迁移动态重结晶为主的高温塑性变形构造特征(图5f), 其形成时的温压范围与围岩中的典型角闪岩相变质矿物组合(角闪石+长石+石英)相一致(该数据来源于石英脉流体包裹体测试数据, 但在本文中未列出)。指示着区域内大量流体在(D2)期构造事件的作用下发生了运移。同时该类型石英脉与含金石英脉矿化体具有明显的穿插关系(图4a, 图5i)显示出两者在成因及空间上的相关性。指示着含金石英脉矿化体其成矿流体的运移途径主要受区域的(D2)期构造事件所控制。此外结合成矿流体主要来源于岩浆水的氢‒氧同位素测试结果(图14), 我们认为含金石英脉矿化体其成矿流体可能来源于区域(D1)期岩浆‒热事件中所分异出的岩浆水, 并在构造作用及区域深部地壳岩石剥露过程(D2)中逐渐向地壳浅部层次运移。当整体剥露至韧‒脆性转换带深度时, 由于温压环境的改变以及流体弱化作用的影响使得部分岩体发生了错断、破裂形成了容矿裂隙, 为成矿流体的定位、流体不混溶作用的发生以及矿化体的形成提供了场所。整体上余石山含金石英脉矿化体的产出显著受到剪切带及断裂带的控制, 其形成模式与剪切带型金矿相一致(陈柏林等, 1999), 石英‒黄铁矿‒方铅矿‒闪锌矿‒黄铜矿为其典型的矿化组合。同时绿泥石化‒绢云母化‒碳酸盐化的蚀变组合以及韧‒脆性剪切带等地质构造特征均可以作为定位标志为进一步开发研究区提供帮助。

2) 晚期剥露过程中矿化体所经历的地质构造事件。如前文所述, 矿化体围岩在经历晚期逆冲断层与断层活动(D3)过程中还发育了一系列充填于透入性构造劈理面或节理面之中的热液石英脉(图5b, c)。这些石英脉以近东西走向及垂直于糜棱面理的产状截切了含金石英脉及早期同构造石英脉, 表明其形成时期相对较晚。其流体表现为低温、低盐度、几乎不含二氧化碳的特征(数据在本文中未列出)。氢‒氧同位素的测试结果显示该类型石英脉其流体组成已逐渐偏离岩浆水及变质水的范畴(图14区3), 相对于含金石英脉表现有混合大气降水的流体特征(韩吟文和马振东, 2003)。以上事实指示着区域的流体活动并未随含金石英脉矿化体的形成而结束, 相反在(D3)期构造事件的作用下流体活动以及区域的剥露过程仍然在继续, 当整体剥露至脆性构造带时岩体发育各类脆性破裂面, 这些破裂面不仅为晚期流体提供了定位场所, 同时还能够相互连接形成贯通的流体通道, 为外来流体的混入提供便利的条件, 使得晚期石英脉普遍具有混合大气降水的流体特征。该结论与前文中含金石英脉矿化体深度变化的计算结果相互佐证, 证明了余石山含金石英脉矿化体的形成及出露与区域内多期的构造事件紧密联系, 同时还指示着区域可能经历了(D2)、(D3)期持续性的剥露过程。

6 结 论

(1) 阿尔金构造带东段余石山地区总体上呈现出早期深熔和深部韧性剪切变形, 叠加晚期逆冲断层与断层活动的地质构造特征。区域内出露有含金石英脉矿化体, 矿化体的产出总体上受区域韧性剪切带和断裂带所控制, 表现为与剪切带型金矿基本一致的特征。

(2) 含金石英脉矿化体其主要矿物组合为黄铁矿‒方铅矿‒闪锌矿‒黄铜矿‒石英‒金‒银, 其中金主要以自然金形式存在, 而银则主要以金属硫化物的形式与方铅矿共生。根据矿化体中石英颗粒的结构特征, 可将其分为发育生长环带并有丰富流体包裹体发育的Qz1型和无生长环带并少量发育流体包裹体的Qz2型两类石英, 其中Qz1型石英作为原生结构是矿体的主要组成部分。

(3) 矿化体石英中的流体包裹体十分发育, 包括有类型I(三相含二氧化碳型包裹体), 类型II(两相富二氧化碳型包裹体), 以及类型III(气液两相型包裹体)。其中I型包裹体可根据其测温过程中相态的转变模式分为I-i, I-ii两类, III型包裹体可根据其存在的石英类型分为IIIQz1, IIIQz2两类。两类石英中的流体包裹类型具有较大差异, 其中Qz1型石英发育三种类型流体包裹体, 而Qz2型石英仅发育III型流体包裹体。流体包裹体的测温结果显示两类石英形成时的流体环境有着显著差异。其中Qz1型石英中流体包裹体的均一温度范围为188～381 ℃, 以CO2- H2O-NaCl流体体系为主要特征; Qz2型石英中流体包裹体的均一温度范围为165～235 ℃, 以H2O- NaCl流体体系为主要特征, 两者分别代表矿化体不同的演化期次。

(4) 根据流体包裹体相图发现主成矿期的温压环境为=125～250 MPa,=300～365 ℃, 深度约为9.31～12.43 km; 改造期流体的温压环境为< 100 MPa,<235 ℃, 深度为<8.3 km。成矿流体经历了静岩压力环境与静水压力环境之间的转换过程, 并由此导致了流体不混溶作用的发生。流体的不混溶作用在成矿过程中十分关键, 其主要通过调节流体环境的pH值促使金属矿物的沉淀。

(5) 成矿流体主要来源于岩浆水并在构造作用及区域深部地壳岩石剥露过程中逐渐向地壳浅部层次运移, 在深度约9.31～12.43 km的韧‒脆性转换带处形成了该矿化体。矿化体在形成之后还受到了区域逆冲构造运动的影响, 经历了抬升及剥露的演化阶段。

加拿大里贾纳大学池国祥教授与匿名审稿专家在论文评审过程中提出了宝贵意见与建议, 在此一并致以诚挚的谢意。

陈柏林, 董法先, 李中坚. 1999. 韧性剪切带型金矿成矿模式. 地质论评, 45(2): 3–5.

陈广浩, 张湘炳, 王岳军, 彭渤, 肖拥军, 许德如. 2002. 构造成矿理论的研究进展及在金矿找矿中的应用. 地质科学, 37(4): 462–472.

陈威, 吕新彪, 曹晓峰, 杨文. 2019. 甘肃余石山变粒岩型铌钽矿矿床地质特征与成岩成矿年代学研究//中国矿物岩石地球化学学会矿床地球化学专业委员会, 中国地质学会矿床地质专业委员会, 中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室. 第九届全国成矿理论与找矿方法学术讨论会论文摘要集: 140–141.

陈小丹, 陈振宇, 程彦博, 叶会寿, 汪欢. 2011. 热液石英中微量元素特征及应用: 认识与进展. 地质论评, 57(5): 707–717.

陈衍景, 倪培, 范宏瑞, Pirajno F, 赖勇, 苏文超, 张辉. 2007. 不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征. 岩石学报, 23(9): 2085–2108.

陈宇, 曹淑云, 邓友国, 程雪梅, 吕美霞, 董彦龙. 2019. 哀牢山‒红河剪切带中流体记录及地质意义. 地学前缘, 26(2): 42–57.

程雪梅, 曹淑云, 李俊瑜, 喻遵谱, 董彦龙, 吕美霞, 刘俊来. 2018. 滇西点苍山变质杂岩中叠加低温糜棱岩的变形‒变质、流体及地质意义. 中国科学: 地球科学, 48(8): 997–1015.

池国祥, Jayanta Guha. 2011. 加拿大Abitibi绿岩带Donalda金矿近水平含金石英脉的显微构造分析及其对成矿流体动力学的指示. 地学前缘, 18(5): 43–54.

池国祥, 赖健清. 2009. 流体包裹体在矿床研究中的作用. 矿床地质, 28(6): 850–855.

池国祥, 林舸. 2015. 成矿流体动力学与大地构造环境的关系. 大地构造与成矿学, 39(3): 402–412.

池国祥, 卢焕章. 1991. 流体相分离的深度(压力)‒温度场特征及其对热液矿床定位的意义. 矿物学报, 11(4): 355–362.

池国祥, 卢焕章. 2008. 流体包裹体组合对测温数据有效性的制约及数据表达方法. 岩石学报, 24(9): 1945– 1953.

丁俊英, 倪培, Dubessy J, 张婷. 2008. 原位低温拉曼光谱技术在人工合成CaCl2-H2O和MgCl2-H2O体系流体包裹体分析中的应用I: 低温拉曼光谱研究. 岩石学报, 24(9): 1961–1967.

董彦龙, 曹淑云, 程雪梅, 刘俊来, 曹汉琛. 2019. 高黎贡剪切带变形花岗质岩石中的长石细粒化和岩石流动特性. 中国科学: 地球科学, 49(9): 1372–1393.

郭伟, 林贤, 胡圣虹. 2020. 单个流体包裹体LA-ICP-MS分析及应用进展. 地球科学, 45(4): 1362–1374.

韩吟文, 马振东. 2003. 地球化学. 北京: 地质出版社: 213–266.

贾志磊. 2016. 甘肃南祁连‒北山铌钽铷等稀有金属成矿地质特征与成矿规律的研究. 兰州: 兰州大学博士学位论文: 1–164.

贾志磊, 窦小雨, 王金荣, 张岱, 侯荣娜. 2016. 甘肃南祁连余石山地区变粒岩原岩恢复. 甘肃地质, 25(2): 9–14.

蒋少涌, 温汉捷, 许成, 王焰, 苏慧敏, 孙卫东. 2019. 关键金属元素的多圈层循环与富集机理: 主要科学问题及未来研究方向. 中国科学基金, 33(2): 112–118.

刘斌. 2011. 简单体系水溶液包裹体pH和Eh的计算. 岩石学报, 27(5): 1533–1542.

刘景波. 2019. 俯冲带变质过程中的含碳流体. 岩石学报, 35(1): 95–104.

刘秀君. 1984. 氢氧同位素在矿床研究中的应用. 西北地质, 13(3): 56–78.

刘永江, Neubauer F, 葛肖虹, Genser J, 袁四化, 李伟民, 巩庆林, 陈元忠. 2007. 阿尔金断裂带年代学和阿尔金山隆升. 地质科学, 42(1): 134–146+188.

卢焕章. 2004. 流体包裹体. 北京: 科学出版社: 1–486.

卢焕章. 2011. 流体不混溶性和流体包裹体. 岩石学报, 27(5): 1253–1261.

卢焕章. 2019. 地球中的流体和穿越层圈构造. 地质力学学报, 25(6): 1003–1012.

卢焕章, 池国祥, 朱笑青, Guha J, Archambault G, 王中刚. 2018. 造山型金矿的地质特征和成矿流体. 大地构造与成矿学, 42(2): 244–265.

路增龙, 张建新, 毛小红, 周桂生, 彭银彪. 2017. 柴北缘欧龙布鲁克地块东段古元古代基性麻粒岩: 岩石学、锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素证据. 岩石学报, 33(12): 3815–3828.

倪培, 范宏瑞, 丁俊英. 2014. 流体包裹体研究进展. 矿物岩石地球化学通报, 33(1): 1–5.

沈昆, 胡受奚, 孙景贵, 凌洪飞, 赵懿英, 孙明志. 2000. 山东招远大尹格庄金矿成矿流体特征. 岩石学报, 16(4): 542–550.

孙丰月, 金巍, 李碧乐. 2000. 关于脉状热液金矿床成矿深度的思考. 长春科技大学学报, 30(增刊): 27–29.

王军, 李小强, 梁明宏, 王玉玺, 张兵兵, 潘保田. 2018. 阿尔金山东段阿克塞蛇绿岩地质地球化学特征及形成时代. 地质通报, 37(4): 559–569.

魏春景, 郑永飞. 2020. 大洋俯冲带变质作用、流体行为与岩浆作用. 中国科学: 地球科学, 50(1): 1–27.

吴峻, 李继亮, 兰朝利, 俞良军. 2001. 阿尔金红柳沟蛇绿岩研究进展. 地质科学, 36(3): 342–349.

肖益林, 陈仁旭, 陈伊翔, 李继磊, 王洋洋, 郭顺, 夏春鹏. 2020. 自然界岩石样品中的超临界流体记录. 矿物岩石地球化学通报, 39(3): 448–462+440–441.

肖益林, 孙贺, 顾海欧, 黄建, 李王晔, 刘磊. 2015. 大陆深俯冲过程中的熔/流体成分与地球化学分异. 中国科学: 地球科学, 45(8): 1063–1087.

肖益林, 余成龙, 王洋洋, 陆一敢. 2018. 变质作用与流体包裹体: 进展与展望. 矿物岩石地球化学通报, 37(3): 424–440+561.

修群业, 于海峰, 刘永顺, 陆松年, 毛德宝, 李惠民, 李铨. 2007. 阿尔金北缘枕状玄武岩的地质特征及其锆石U-Pb年龄. 地质学报, 81(6): 787–794.

许志琴, 杨经绥, 张建新, 姜枚, 李海兵, 崔军文. 1999. 阿尔金断裂两侧构造单元的对比及岩石圈剪切机制. 地质学报, 73(3): 193–205.

徐旺春, 张宏飞, 柳小明. 2007. 锆石U-Pb定年限制祁连山高级变质岩系的形成时代及其构造意义. 科学通报, 52(10): 1174–1180.

杨经绥, 史仁灯, 吴才来, 苏德辰, 陈松永, 王希斌, Wooden J. 2008. 北阿尔金地区米兰红柳沟蛇绿岩的岩石学特征和SHRIMP定年. 岩石学报, 24(7): 1567–1584.

杨文, 曹晓峰, 陈威. 2019. 甘肃余石山铌钽矿赋矿变粒岩年代学与原岩恢复//中国矿物岩石地球化学学会矿床地球化学专业委员会, 中国地质学会矿床地质专业委员会, 中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室. 第九届全国成矿理论与找矿方法学术讨论会论文摘要集: 185.

杨再朝, 校培喜, 高晓峰, 康磊, 谢从瑞, 余君鹏. 2014. 阿尔金山东端余石山铌钽矿区霓辉正长岩的LA- ICP-MS定年及对成矿时代的制约. 西北地质, 47(4): 187–197.

杨子江, 马华东, 王宗秀, 肖伟峰. 2012. 阿尔金山北缘冰沟蛇绿混杂岩中辉长岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其地质意义. 岩石学报, 28(7): 2269–2276.

张德会, 徐九华, 余心起, 李健康, 毛世德, 王科强, 李泳泉. 2011. 成岩成矿深度: 主要影响因素与压力估算方法. 地质通报, 30(1): 112–125.

张建新, 孟繁聪, 于胜尧, 陈文, 陈松永. 2007. 北阿尔金HP/LT蓝片岩和榴辉岩的Ar-Ar年代学及其区域构造意义. 中国地质, 34(4): 558–564.

张建新, 于胜尧, 李云帅, 喻星星, 林宜慧, 毛小红. 2015. 原特提斯洋的俯冲、增生及闭合: 阿尔金‒祁连‒柴北缘造山系早古生代增生/碰撞造山作用. 岩石学报, 31(12): 3531–3554.

张江苏, 吕志成, 刘明强, 刘铮. 2016. 中祁连湟源群中片麻岩的岩石学成因及构造意义. 科学技术与工程, 16(30): 182–186.

张志诚, 郭召杰, 宋彪. 2009. 阿尔金山北缘蛇绿混杂岩中辉长岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其地质意义. 岩石学报, 25(3): 568–578.

Anderson M R, Rankin A H and Spiro B. 1992. Fluid mixing in the generation of mesothermal gold mineralization in the Transvaal Sequence, Transvaal, South Africa., 4(5): 933–948.

Bakker R J. 2009. Package Fluids. Part 3: Correlations betweenequations of state, thermodynamics and fluid inclusions., 9(1): 63–74.

Bakker R J and Jansen J B H. 1990. Preferential water leakage from fluid inclusions by means of mobile dislo­cations., 345(6270): 58–60.

Bebout G E and Penniston-Dorland S C. 2016. Fluid and masstransfer at subduction interfaces—The field metamorphic record., 240–243: 228–258.

Bodnar R J. 2003. Reequilibration of fluid inclusions. Fluid inclusions: Analysis and interpretation., 32(8): 213–230.

Bowers T S and Helgeson H C. 1983. Calculation of the thermodynamic and geochemical consequences of nonideal mixing in the system H2O-CO2-NaCl on phase relations in geologic systems: Equation of state for H2O-CO2-NaCl fluids at high pressures and temperatures., 47(7): 1247–1275.

Cao S Y and Neubauer F. 2016. Deep crustal expressions of exhumed strike-slip fault systems: Shear zone initiation on rheological boundaries., 162: 155–176.

Cao S Y and Neubauer F. 2019. Graphitic material in fault zones: Implications for fault strength and carbon cycle., 194: 109–124.

Chi G and Xue C. 2011. An overview of hydrodynamic studies of mineralization., 2(3): 423–438.

Clayton R N, O'Neil J R and Mayeda T K. 1972. Oxygen isotope exchange between quartz and water., 77(17): 3057–3067.

Coulibaly Y, Boiron M C and Cathelineau M. 2008. Fluid immiscibility and gold deposition in the Birimian quartz veins of the Angovia deposit (Yaouré, Ivory Coast)., 50(2–4): 234‒254.

Cox S F. 1995. Faulting processes at high fluid pressures: An example of fault valve behaviour from the Wattle Gully Fault, Victoria, Australia., 100(b7): 12841–12859.

Deng J and Wang Q F. 2015. Gold mineralization in China: Metallogenic provinces, deposit types and tectonic framework., 36: 219–274.

Gammons C H, Williams-Jones A E, Yu Y. 1994. New data on the stability of gold (I) chloride complexes at 300 ℃., 58(1): 309–310.

Goldstein R H. 2001. Fluid inclusions in sedimentary and diagenetic systems., 55(1): 159–193.

Hayashi K I and Ohmoto H. 1991. Solubility of gold in NaCl- and H2S-bearing aqueous solutions at 250–350 ℃., 55(8): 2111–2126.

Hedenquist J W and Lowenstern J B. 1994. The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits., 370(6490): 519–527.

Hollister L S. 1990. Enrichment of CO2in fluid inclusions in quartz by removal of H2O during crystal-plastic deformation., 12(7): 895– 901.

Jamtveit B, Moulas E, Andersen T B, Austrheim H, Corfu F, Petley-Ragan A and Schmalholz S M. 2018. High pressure metamorphism caused by fluid induced weakening of deep continental crust., 8(1): 12173– 12185.

Kesler S E. 2005. Ore-forming fluids., 1(1): 13– 18.

Kolb J. 2008. The role of fluids in partitioning brittle deformation and ductile creep in auriferous shear zones between 500 and 700 ℃., 446(1–4): 1–15.

Lambrecht G and Diamond L W. 2014. Morphological ripening of fluid inclusions and coupled zone-refining in quartz crystals revealed by cathodoluminescence imaging: Implications for CL-petrography, fluid inclusionanalysis and trace-element geothermometry., 141(15): 381–406.

Lawrence D M, Treloar P J, Rankin A H, Boyce A and Harbidge P. 2013. A fluid inclusion and stable isotope study at the Loulo mining district, Mali, West Africa: Implications for multifluid sources in the generation of orogenic gold deposits., 108(2): 229–257.

Ling M X, Liu Y L, Williams I S, Teng F Z, Yang X, Ding X, Wei G J, Xie L H, Deng W F and Sun W D. 2013. Formation of the world's largest REE deposit through protracted fluxing of carbonatite by subduction-derived fluids., 3(1): 429–442.

Mao S D, Shi L L, Peng Q B and Lü M X. 2016. Thermodynamic modeling of binary CH4-CO2fluid inclusions., 66: 65–72.

Matthew S M. 2018. Fluid inclusions in the system H2O- NaCl-CO2: An algorithm to determine composition, density and isochore., 498(20): 31– 44.

Matthew S M, Lecumberri-Sanchez P and Bodnar R J. 2012. HokieFlincs H2O-NaCl: A microsoft excel spreadsheet for interpreting microthermometric data from fluid inclusions based on the PVTX properties of H2O-NaCl., 49: 334–337.

Mikucki E J. 1998. Hydrothermal transport and depositional processes in Archean lode-gold systems: A review., 13(1–5): 307–321.

Naden J and Shepherd T J. 1989. Role of methane and carbon dioxide in gold deposition., 342(6251): 793–795.

Ni H W, Zhang L, Xiong X L, Mao Z and Wang J Y. 2017. Supercritical fluids at subduction zones: Evidence, formation condition, and physicochemical properties., 167: 62–71.

Ni P, Ding J Y and Rao B. 2006. Insitucryogenic Raman spectroscopic studies on the synthetic fluid inclusions in the systems H2O and NaCl-H2O., 51(1): 108–114.

Olsen S N. 1988. High-density CO2inclusions in the Colorado Front Range., 100(2): 226–235.

Pal D, Chinnasamy S S, Goon S, John M M and Ghosh S. 2019. Alteration mineralogy, fluid inclusions and stable isotope studies from Chigargunta and Bisanatham gold deposits, South Kolar Greenstone Belt, Dharwar Craton, India: Implications on genesis of gold mineralization., 111: 102946–102946.

Penniston-Dorland S C. 2001. Illumination of vein quartz textures in a porphyry copper ore deposit using scanned cathodoluminescence: Grasberg Igneous Complex, Irian Jaya, Indonesia., 86(5–6): 652– 666.

Phillips G N and Evans K A. 2004. Role of CO2in the formation of gold deposits., 429(6994): 860–863.

Roedder E. 1992. Fluid inclusions evidence for immiscibility in magmatic differentiation., 56(1): 5–20.

Rusk B G, Lowers H A and Reed M H. 2008. Trace elements in hydrothermal quartz: Relationships to cathodoluminescent textures and insights into vein formation., 36(7): 547–550.

Sibson R H. 1994. Crustal stress, faulting and fluid flow., 78(1): 69–84.

Sun Z J, Wang Z Q, Yu H N, Wang C Y, Liu G H and Bai X D. 2019. Fluid inclusions and C-H-O-S-Pb isotopes: Implications for the genesis of the Zhuanshanzi gold deposit on the Northern margin of the North China Craton., 69(1): 1–21.

Tarantola A, Caumon M C and François F. 2019. Advances in fluid and melt inclusion research – European Current Research On Fluid Inclusions ECROFI 2017 – Nancy, France., 508(20): 1–2.

Taylor H P. 1979. Oxygen and Hydrogen Isotope Relation­ships in Hydrothermal Mineral Deposits // Barnes H L. Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. 2nd ed. New York: John Wiley: 236–277.

Tuba G, Kontak D J, Zajacz Z and Petrus J A. 2019. Bulk microanalysis of assemblages of small fluid inclusions by LA-ICP-MS: Methodology and application to orogenic gold systems., 529(20): 119–326.

Tumiati S, Tiraboschi C, Sverjensky D A, Pettke T, Recchia S, Ulmer P, Miozzi F and Poli S. 2017. Silicate dissolution boosts the CO2concentrations in subduction fluids., 8(1): 616–627.

Vry J, Powell R, Golden K M and Petersen K. 2010. The role of exhumation in metamorphic dehydration and fluid production., 3(1): 31–35.

Wang Y Y and Xiao Y L. 2018. Fluid-controlled element transport and mineralization in subduction zones., 3(4): 87–104.

Wang Z, Yang L, Guo L, Marsh E, Wang J, Liu Y, Zhang C, Li R, Zhang L, Zheng X and Zhao R. 2015. Fluid immiscibility and gold deposition in the Xincheng deposit, Jiaodong Peninsula, China: A fluid inclusion study., 65(3): 701–717.

Wilkinson J J. 2001. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits., 55(1–4): 229–272.

Xavier R P and Foster R P. 1999. Fluid evolution and chemical controls in the Fazenda Maria Preta (FMP) gold deposit, Rio Itapicuru Greenstone Belt, Bahia, Brazil., 154(1): 133–154.

Zheng Y F, Mao J W, Chen Y J, Sun W D, Ni P and Yang X Y. 2019. Hydrothermal ore deposits in collisional orogens., 64(3): 205–212.

Zhou L, Mernagh T P, Lan T G, Tang Y W and Wygralak A. 2019. Intrusion related gold deposits in the Tanami and Kurundi-Kurinelli goldfields, Northern Territory, Australia:Constraints from LA-ICPMS analysis of fluid inclusions., 115: 103189–103189.

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

国家重点研发计划(2017YFC0602401)、优秀青年基金项目(41722207)、国家自然科学基金面上项目(41472188, 41430211, 41802218)联合资助。

李孝文(1995–), 男, 硕士研究生, 构造地质学专业。Email: lixiaowen@cug.edu.cn

曹淑云(1978–), 女, 教授、博导, 主要从事构造解析、显微构造和流变学、热年代学方面研究。Email: shuyun.cao@cug.edu.cn