黑龍江省高松山淺成低溫?zé)嵋航鸬V床圍巖蝕變?cè)剡w移特征、定量計(jì)算與形成機(jī)制

鄭?硌, 顧雪祥*, 章永梅, 劉瑞萍, 耿會(huì)青, 王艷忠, 趙紅海, 李亞軍

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黑龍江省高松山淺成低溫?zé)嵋航鸬V床圍巖蝕變?cè)剡w移特征、定量計(jì)算與形成機(jī)制

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

(1. 中國地質(zhì)大學(xué) 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京?100083; 2. 武警黃金第一支隊(duì), 黑龍江 牡丹江?157021)

高松山淺成低溫?zé)嵋航鸬V床賦存于下白堊統(tǒng)安山巖等中基性火山巖中。礦體受圍巖中斷裂破碎帶的控制, 呈脈狀產(chǎn)出。礦區(qū)圍巖蝕變主要發(fā)育硅化、黃鐵礦化、冰長(zhǎng)石化、伊利石化、絹云母化、碳酸鹽化和綠泥石化等。根據(jù)蝕變礦物組合和蝕變巖地球化學(xué)特征, 可將圍巖蝕變由近礦至遠(yuǎn)礦分為3個(gè)帶: 強(qiáng)硅化-冰長(zhǎng)石化帶、硅化-伊利石化-冰長(zhǎng)石化帶、伊利石化-青磐巖化帶。對(duì)各蝕變帶進(jìn)行了全巖元素地球化學(xué)分析, 利用元素遷移定量計(jì)算和圖解等方法詳細(xì)估算和擬定了蝕變過程中元素的遷移規(guī)律及其與蝕變礦物學(xué)之間的聯(lián)系。結(jié)果表明, 安山巖蝕變過程與金礦化密切相關(guān), 特別是硅化、冰長(zhǎng)石化和黃鐵礦化蝕變階段。根據(jù)圍巖蝕變形成過程與成礦之間的聯(lián)系, 探討了高松山金礦床圍巖蝕變的形成機(jī)制。

圍巖蝕變; 元素遷移; 定量計(jì)算; 淺成低溫?zé)嵋航鸬V; 黑龍江省

0?引?言

淺成低溫?zé)嵋航疸y礦床是一種非常重要的金礦類型, 對(duì)于這類金礦床地質(zhì)地球化學(xué)特征和成因機(jī)制等目前已有了非常詳細(xì)的研究[1–3], 但是對(duì)于圍巖蝕變過程中元素遷移規(guī)律和機(jī)理的研究仍然較少。許多研究者曾對(duì)淺成低溫?zé)嵋航疸y礦床的圍巖蝕變礦物組合及分帶進(jìn)行了描述[1–11], 但只有少量研究側(cè)重于蝕變分帶及蝕變過程中的元素地球化學(xué)行為[12–16]。

黑龍江高松山金礦床發(fā)現(xiàn)于2000年, 經(jīng)多年的地質(zhì)勘探業(yè)已查明其規(guī)模達(dá)到大型, 極具經(jīng)濟(jì)價(jià)值。對(duì)該礦床前期的研究主要包括地質(zhì)特征[17–18]、巖石地球化學(xué)[19]、同位素地球化學(xué)[20]和礦床成因[20–23]等方面, 而對(duì)于圍巖蝕變及其地球化學(xué)特征的研究還很欠缺, 從而一定程度制約了對(duì)該礦床成礦機(jī)制和礦化富集規(guī)律的深入認(rèn)識(shí)。本文著重于對(duì)高松山金礦床圍巖蝕變特征及元素遷移規(guī)律的定量分析, 在野外宏觀觀察和室內(nèi)鏡下鑒定的基礎(chǔ)上, 對(duì)蝕變礦物組合及其分帶特征進(jìn)行了詳細(xì)研究, 對(duì)各蝕變帶元素遷移進(jìn)行了定量估算, 探討了圍巖蝕變的機(jī)理以及蝕變分帶與金礦化的關(guān)系。

1?成礦地質(zhì)背景

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

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

圖1?高松山金礦床大地構(gòu)造位置及礦區(qū)地質(zhì)略圖

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

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

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

2?采樣及分析方法

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

3?圍巖蝕變特征

3.1?主要圍巖蝕變種類及特征

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

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

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

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

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

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

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

3.2?圍巖蝕變組合及分帶

高松山金礦床圍巖蝕變分帶性明顯, 緊靠礦體數(shù)米(多<5 m)范圍內(nèi)為硅化、黃鐵礦化, 局部可見冰長(zhǎng)石化, 向外數(shù)十米(多<50 m)范圍內(nèi)為絹云母化、伊利石化, 繼續(xù)向外至距離礦體上百米范圍內(nèi)為青磐巖化, 直至逐漸過渡為正?；鹕綆r。各蝕變帶之間漸為過渡, 并常互有疊加。

圖2?高松山金礦床主要圍巖蝕變特征

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

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

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

圖3?高松山金礦床X射線粉晶衍射(XRD)譜線圖

圖4?高松山金礦床1-I號(hào)礦脈ZK4801鉆孔巖性、蝕變分帶示意圖

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

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

4?元素遷移定量估算

4.1?元素遷移計(jì)算方法

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

在對(duì)熱液蝕變巖石進(jìn)行化學(xué)元素遷入遷出的計(jì)算過程中, 由于伴隨著圍巖蝕變?cè)瓗r往往會(huì)發(fā)生質(zhì)量或體積的變化, 因此直接對(duì)蝕變巖與等量原巖的比較是不可能的, Gresens[26]提出了以下公式:

?=(V(B/A)A–O) (1)

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

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

CA=O/A(CO+ΔC) (2)

CA= (O/A)CO(3)

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

=O/A=A/O(4)

將式(4)代入式(2)得:

ΔC=CA/–CO(5)

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

4.2?元素遷移計(jì)算結(jié)果

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

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

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

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

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

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

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

圖5?高松山金礦床各蝕變帶安山巖的(CiA-CiO)圖解

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

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

5?K/Al-(2Ca+Na+K)/Al摩爾比值圖解和AI-CCPI圖解

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

5.1?K/Al-(2Ca+Na+K)/Al摩爾比值圖解

K/Al-(2Ca+Na+K)/Al摩爾比值圖解可以直觀顯示K交代及K、Ca、Na流失, Ca交代影響蝕變巖石的程度。運(yùn)用這個(gè)圖解, 蝕變巖石的組分與熱液礦物的組成可以進(jìn)行對(duì)比, 地球化學(xué)趨勢(shì)可以與蝕變礦物學(xué)聯(lián)系起來, 從而對(duì)礦物分帶進(jìn)行估計(jì)[16]。在這個(gè)圖解上, 純斜長(zhǎng)石(鈉-鈣長(zhǎng)石端元組分)會(huì)落點(diǎn)在=0,=1上; 純鉀長(zhǎng)石或黑云母會(huì)落在=1,=1上; 高嶺石、綠泥石等含Al但不含Na、Ca、K的礦物會(huì)落在=0,=0上; 純鉀云母(絹云母)落點(diǎn)在=0.33,=0.33上, 如圖7所示。不含Al、K、Ca、Na的礦物(如黃鐵礦)對(duì)投點(diǎn)無影響。

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

圖6?高松山金礦床各蝕變帶安山巖主元素、微量元素遷移量(ΔCi)直方圖

5.2?AI-CCPI圖解

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

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

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

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

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

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

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

圖8?高松山金礦床新鮮安山巖和各蝕變帶安山巖CCPI-AI圖解

底圖據(jù)文獻(xiàn)[12], 未蝕變安山巖-玄武巖范圍引自文獻(xiàn)[29]

6?討?論

6.1?元素遷移規(guī)律與圍巖蝕變

6.1.1?SiO2

SiO2在強(qiáng)硅化-冰長(zhǎng)石化帶安山巖中遷入量極大, 與宏觀上發(fā)育強(qiáng)烈的硅化(石英細(xì)脈、網(wǎng)脈)相對(duì)應(yīng)。而硅化-伊利石化-冰長(zhǎng)石化帶中SiO2遷入量降低, 顯示硅化程度相對(duì)較弱, 主要表現(xiàn)為石英交代安山巖礦物或早期熱液蝕變形成的礦物(如冰長(zhǎng)石), 此時(shí)石英的形成除了與熱液中SiO2的帶入有關(guān)外, 還有可能是鉀交代造成的, 如:

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

(7)

由于此時(shí)成礦熱液中的SiO2已在之前的強(qiáng)烈的硅化蝕變過程中消耗, 故該反應(yīng)中形成的SiO2進(jìn)入熱液應(yīng)是SiO2大量遷出的原因。

6.1.2?Fe2O3和MgO

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

6.1.3?K2O

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

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

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

6.1.4?CaO和Na2O

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

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

6.1.5?Rb和Tl

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

圖9?Rb和Tl遷移量與K2O遷移量線性關(guān)系

6.1.6?As、Sb

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

圖10?Sb和As遷移量線性關(guān)系圖

6.1.7?Sr和Ba

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

6.1.8?Ag

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

6.1.9?Pb、W和Mo

Pb、W和Mo在強(qiáng)硅化-冰長(zhǎng)石化帶中明顯表現(xiàn)為遷入, 是因?yàn)镻b、W和Mo為親石元素, 一般在熱液蝕變的早期傾向于富集[31]。

6.1.10?Co

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

6.2?圍巖蝕變與成礦過程分析

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

S與被交代出的Fe2+結(jié)合形成黃鐵礦, 即黃鐵礦化:

(13)

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

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

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

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

圖11?高松山金礦床圍巖蝕變礦物和地球化學(xué)分帶及形成機(jī)制示意圖

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

7?結(jié)?論

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

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

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

[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 adula-ria- 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 characteri-stics of epithermal precious and base metal deposits[M]// Hed-e-nquist 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 epithe-rmal Au-Ag mineralization[J]. Econ Geol, 2007, 102(5): 923–948.

[17] 段曉君, 李亞軍, 曲暢. 高松山金礦地質(zhì)特征及找礦標(biāo)志[J]. 中國西部科技, 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] 邊紅業(yè), 陳滿, 劉洪利, 趙春榮. 黑龍江省遜克縣高松山金礦床地質(zhì)特征及成因分析[J]. 地質(zhì)與資源, 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, 連永牢, 潘超. 黑龍江省遜克縣高松山金礦區(qū)巖石地球化學(xué)特征[J]. 黃金, 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] 鄭硌, 顧雪祥, 章永梅, 劉瑞萍. 高松山淺成低溫?zé)嵋航鸬V床同位素地球化學(xué)特征及成因分析[J]. 礦物學(xué)報(bào), 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] 劉桂閣, 王恩德, 常春郊, 金寶義, 喻萬強(qiáng). 黑龍江省遜克縣高松山金礦成因探討[J]. 有色礦冶, 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, 葉松青, 楊言辰. 黑龍江遜克高松山金礦成因模式[J]. 世界地質(zhì), 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 Chin-ese with English abstract).

[23] 李亞軍, 段曉君, 王艷忠, 陳桂虎, 韋庫明. 高松山金礦床控礦特征、成因及找礦前景[J]. 中國西部科技, 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 Associ-ation of Canada, Short Course Notes, 1994, 11: 193–211.

[26] Gresens R L. Composition-volume relationships of metasom-atism[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 lithogeoc-hemistry associated with volcanic-hosted massive sulfide deposits[J]. Econ Geol, 2001, 96(5): 957–971.

[30] 楊敏之. 金礦床圍巖蝕變地球化學(xué): 以膠東金礦床為例[M]. 北京: 地質(zhì)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, 涂光熾, Chown E H, Guha J, 盧煥章. 熱液圍巖蝕變過程中數(shù)學(xué)不變量的尋找及元素遷移的定量估計(jì): 以廣東河臺(tái)金礦田為例[J]. 科學(xué)通報(bào), 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 mas-sive 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-adulari-zation zone and adularization-propylitization zone. This paper focuses on estimating the migration pattern of elements by quantitative calculation and graphical methods, and discussing the link between alteration mineralogy and elements migration. Results show that alteration process of andesite is closely related to Au mineralization, especially silicification, adulariazation and pyritization. Based on the relationship between alteration process and mineralization, we discussed the hydrothermal alteration forming mechanism of the Gaosongshan gold deposit.

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

P614; P595

A

0379-1726(2015)01-0087-15

2013-10-21;

2014-04-05;

2014-06-04

國家自然科學(xué)基金(40930423, 40873036); 國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃項(xiàng)目(2009CB421003-01); 高等學(xué)校學(xué)科創(chuàng)新引智計(jì)劃(B07011)

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

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