江西九瑞坳下地区矽卡岩的矿物化学、氧同位素特征及成矿潜力探讨

引用本文

徐耀明, 蒋少涌, 朱志勇, 周巍. 2017. 江西九瑞坳下地区矽卡岩的矿物化学、氧同位素特征及成矿潜力探讨. 岩石学报, 33(11): 3495-3506 复制到剪切板

Xu YM, Jiang SY, Zhu ZY and Zhou W. 2017. Mineral chemistry, oxygen isotopic compositions and mineralization potential of skarns in the Aoxia area, Jiurui ore district, Jiangxi Province. Acta Petrologica Sinica, 33(11): 3495-3506(in Chinese with English abstract) 复制到剪切板

江西九瑞坳下地区矽卡岩的矿物化学、氧同位素特征及成矿潜力探讨

徐耀明¹ , 蒋少涌¹ , 朱志勇² , 周巍²

1. 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 中国地质大学资源学院, 紧缺矿产资源勘查协同创新中心, 武汉 430074;
2. 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室, 南京大学地球科学与工程学院, 南京 210093

2017-05-03 收稿; 2017-10-05 改回.

基金项目: 本文受国家重点研发计划（2016YFC0600206）和国家自然科学基金项目（41502071）联合资助

第一作者简介: 徐耀明, 男, 1985年生, 讲师, 矿床学专业, E-mail:ymxu@cug.edu.cn

通讯作者: 蒋少涌, 男, 1964年生, 教授、博导, 主要从事矿床地球化学方面的教学与科研, E-mail:shyjiang@cug.edu.cn

摘要：江西九瑞矿集区是长江中下游成矿带上重要的铜金资源产地，近年来地勘单位在该区西南部的坳下远景区发现物化探异常，并布置钻探工作，在奥陶系白云岩与隐伏黑云母花岗斑岩侵入体的接触带上，揭露了矽卡岩和矿化。本文以这些矽卡岩为研究对象，运用电子探针及同位素质谱仪测定矿物的化学成分和氧同位素组成，在此基础上探讨了热液的物理化学条件，流体来源及演化过程。结果表明，形成坳下矽卡岩的热液流体，进蚀变阶段温度为516~663℃，平均597℃，氧同位素值（δ¹⁸O_Fluid）为9.3‰，偏还原性；退蚀变阶段温度为263~317℃，平均290℃，氧同位素值（δ¹⁸O_Fluid）为-4.9‰，偏氧化性。与九瑞的武山、东雷湾、邓家山等矽卡岩矿床相比，坳下镁矽卡岩组分更高，发现了以往九瑞地区的矽卡岩矿床中未见的橄榄石、金云母。经综合分析，认为高盐度的、较热的、氧化性弱的岩浆热液，与稀释的、较冷的、氧化性强的大气降水的流体混合过程，是坳下矽卡岩及其矿化的形成机制。这一过程，对形成有价值的矽卡岩型矿床非常有利，在九瑞矿集区后续的勘查工作中，应关注侵入体与奥陶系白云岩接触带形成的镁矽卡岩相关矿床，以及志留系和奥陶系地层硅钙界面处受到岩浆热液叠加形成的层状矿体。

关键词: 长江中下游成矿带九瑞矿集区坳下矽卡岩矿物化学氧同位素

Mineral chemistry, oxygen isotopic compositions and mineralization potential of skarns in the Aoxia area, Jiurui ore district, Jiangxi Province

XU YaoMing¹, JIANG ShaoYong¹, ZHU ZhiYong², ZHOU Wei²

1. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, Faculty of Earth Resources, Collaborative Innovation Center for Exploration of Strategic Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China;
2. State Key Laboratory for Mineral Deposits Research, Department of Earth Sciences, Nanjing University, Nanjing 210093, China

Abstract: Jiurui ore district is an important Cu-Au resource producing area in the Middle-Lower Yangtze River Metallogenic Belt. In recent years, some geophysical and geochemical exploration and drilling were carried out in the Aoxia area, southwestern Jiurui district. Skarns and related mineralization were found at the contact zone between intrusion and dolomite strata. In this study, we report mineral chemistry and oxygen isotopic compositions of the skarns, in an attempt to unravel the physico-chemical conditions, source and evolution process of hydrothermal fluid, and to discuss the mineralization potential in the Aoxia area. Prograde alteration stage shows formation temperatures of 516~663℃ (average 597℃) with fluid oxygen isotopic value (δ¹⁸O_Fluid) of 9.3‰ and more reducing condition. Whereas, the retrograde alteration stage shows lower temperatures of 263~317℃ (average 290℃) and lower δ¹⁸O_Fluid value of -4.9‰, but more oxidizing condition. Comparing to other skarn deposits in the Jiurui district, such as the Wushan, Dongleiwan and Dengjiashan, the Mg-skarn content is higher in Aoxia. Fluid mixing of magmatic hydrothermal and meteoric fluid is an important controlling factor for the formation of the Aoxia skarns and related mineralization. These data suggest a high potential for mineralization in the Aoxia area, and the contact zone between the granitoid intrusion and dolomite strata, and the boundary of sandstone and dolomite strata are good targets and should be paid more attention in future exploration in the district.

Key words: Middle-Lower Yangtze River Metallogenic Belt Jiurui ore district Aoxia Skarns Mineral chemistry Oxygen isotopes

九瑞矿集区位于江西省西北部，隶属于长江中下游成矿带(图 1)，是该带上重要的铜金资源产地，已发育有武山、城门山、鸡笼山、丰山洞、邓家山、东雷湾、洋鸡山、丁家山、宝山等一系列大中型矿床(图 2)。矿床类型有矽卡岩型、斑岩型、块状硫化物型三种，与矽卡岩相关的矿床数量最多(常印佛等，1991; 翟裕生等，1992; 周涛发等，2012; Xu et al., 2015)。近年来，在该矿集区西南部的坳下远景区，发现了多种物化探异常(黄修保等，2011；张平艳等，2015; 张平艳，2016)，因此，地勘部门布置了钻探，在隐伏的中酸性侵入体与奥陶系碳酸盐岩的接触带上，获得了大量矽卡岩和矿化样品。这一发现，拓宽了九瑞的找矿思路，表明在北西西向基底断裂以外的新区，具备找矿前景，而且矽卡岩化蚀变的形成，并不局限于以往二叠纪-三叠纪的灰岩层位。本文针对这些矽卡岩，开展了矿物化学和氧同位素的工作，以期揭示其热液流体的物理化学性质、物质来源以及演化过程，并将其与九瑞矿集区的大中型矽卡岩矿床进行对比，讨论坳下地区的成矿潜力。

图 1 长江中下游成矿带地质简图(据Pan and Dong, 1999; Yang et al., 2011；Mao et al., 2011修改) Fig. 1 Schematic illustration of the seven magmatic and mineralization districts of the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt (after Pan and Dong, 1999; Yang et al., 2011; Mao et al., 2011)

图 2 九瑞矿集区地质简图(据Yang et al., 2011；黄修保等，2011) Fig. 2 Geological sketch map and ore deposit locations of the Jiurui district (after Yang et al., 2011; Huang et al., 2011)

1 地质背景

长江中下游成矿带东起江苏镇江，西至湖北鄂城，位于扬子板块北缘，秦岭-大别造山带和华北克拉通以南，是我国最重要的铜-铁-金成矿带之一(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；Pan and Dong, 1999；Mao et al., 2011；周涛发等，2012；Zhou et al., 2015；Pirajno and Zhou, 2015)。该带周边发育有三条深大断裂，分别为东西向横贯成矿带南侧的阳新-常州断裂，西北方呈北西走向的襄樊-广济断裂以及东北缘的郯城-庐江断裂。带内发育有两百余个铜、铁、金及铅锌矿床，按照空间位置可划分为鄂东南、九瑞、安庆-贵池、庐枞、铜陵、宁芜以及宁镇七个矿集区(图 1)。

本次所研究的九瑞地区，一级控岩控矿构造为北西西向的基底断裂，该断裂在地表以自南东向北西发育的主要岩浆岩表征，包括城门山、丁家山、武山、宝山、东雷湾、邓家山、丰山洞、洋鸡山等侵入体(图 2)，这些岩浆岩均与区内大中型矿床或不同程度的矿化密切相关，沿该带向两侧，岩浆活动减弱，岩体规模变小，并出现铅、锌、金、银组合的中小型矿床和矿化点，这也是认为该断裂构成了区内最主要的构造-岩浆-成矿带的依据之一(黄恩邦等，1990；翟裕生等, 1992, 1999)。九瑞同时发育的北东以及北东东断裂切割而成的菱形断块格局，控制着浅部岩体以及矿床的就位，为区内重要的导岩导矿构造(蒋少涌等，2012)。

九瑞的岩浆活动主要是燕山期的浅成侵入岩，区内出露有31个侵入岩体，单个岩体地表面积在0.04~1.6km²之间，总面积10km²，占区域的1.5%，其中有14个岩体大于0.5km²(翟裕生等，1999)。常呈岩株、岩枝、岩墙和岩脉状产出，岩体主要产于褶皱的翼部，接触围岩多为晚石炭世-中三叠世地层，仅少数产于褶皱轴部的志留纪-泥盆纪地层中。岩性以花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩为主，与成矿关系密切的也正是这两种岩性的侵入岩。

九瑞矿集区发育的矿床，主要有三种类型和产出特征(常印佛等，1991；黄恩邦等，1990；周涛发等，2016；Xu et al., 2015)：1)产于燕山期花岗闪长斑岩及石英闪长玢岩与碳酸盐岩围岩接触带上的矽卡岩型矿床，如武山南矿带、邓家山铜矿、东雷湾铜矿；2)赋存于燕山期酸性斑状侵入岩体内的斑岩型矿床，如城门山铜矿；3)分布于泥盆纪五通组和石炭纪黄龙组界面的块状硫化物型矿床，如武山铜矿北矿带，城门山矿区的1号矿体及金鸡窝矿区。九瑞地区成矿岩体及其围岩普遍经受热液蚀变作用，主要有矽卡岩化、硅化、钾化、泥化、碳酸盐化，岩体局部还发育沸石化和高岭土化。与成矿密切相关的是矽卡岩化、硅化和钾化。

位于矿集区西南部的坳下远景区(图 3)，处于坳下-大浪-丁家山背斜的西段核部，北东东-北东向和北西向两组断裂发育。地表以志留系下统的殿背组为主，上段为薄层状泥岩与粉砂岩互层，中段为厚层状细粒岩屑杂砂岩，下段为中厚层粉砂岩。深部发育有奥陶系上统的粉砂岩-钙质页岩-泥灰岩，中统的泥灰岩，以及下统的厚层白云岩。岩浆岩均为隐伏岩体，岩性为黑云母二长花岗岩和黑云母花岗斑岩(张平艳等，2015)。围岩蚀变自下而上可分为泥化-绢云母化，矽卡岩化，大理岩化，硅化-绢云母化四个带。矿化则以锌铜矿化和萤石矿化为主，少量重晶石化、铅锌银矿化、金矿化等(张平艳，2016)。

图 3 坳下地区地质简图(据黄修保等，2011改绘) Fig. 3 Geological sketch map of the Aoxia area (after Huang et al., 2011)

2 样品与分析方法

由于坳下远景区地表没有出露岩体及蚀变矿化带，本次研究中所分析的矽卡岩，均来自重点勘查区1000m深左右的钻探岩芯中，钻孔位置在图 3中标出。发育于隐伏的黑云母花岗斑岩，与奥陶系灰质白云岩的接触带上，厚度10~20m，矿物分带不显著。手标本上可见硫化物与石英等矿物共生，呈脉状切割充填早期矽卡岩或钾化蚀变岩(图 4k，l)。在系统采集矽卡岩样品的基础上，磨制了对应薄片，进行镜下鉴定及分析。由图 4a，b可以看出，坳下矽卡岩中的石榴子石，多呈现自形粒状，正交偏光下发育有环带或具有分区消光的特征，相对含量高。单斜辉石含量较少，以自形-半自形短柱状为主，镜下干涉色较高，可见两组解理，与石榴子石共生(图 4c)。坳下地区矽卡岩中发育有金云母和橄榄石，金云母呈自形板片状，干涉色较高，鳞片状消光，可见一组解理，既能够与单斜辉石伴生(图 4d)，又能以集合体的形式构成金云母矽卡岩(图 4e)。橄榄石则出现在大理岩化带中，呈自形粒状，干涉色高，裂理发育，与黄铁矿等硫化物伴生(图 4f)。绿帘石以自形-半自形的粒状-柱状出现，正交偏光下干涉色高，且颜色不均匀(图 4g)。绿泥石单偏光下呈浅绿色，正交镜下干涉色低，呈鳞片状消光，常交代早期的镁铁质矿物(图 4h)。在许多薄片中可见绿帘石、绿泥石和石英充填早期蚀变矿物(如石榴子石)粒间孔隙，或交代早期蚀变矿物的现象，表明其形成较晚。

图 4 坳下地区矽卡岩样品 Grt-石榴子石; Cpx-单斜辉石; Phl-金云母; Ol-橄榄石; Py-黄铁矿; Cal-方解石; Ep-绿帘石; Chl-绿泥石; Pl-斜长石; Bio-黑云母; Qtz-石英; Kfs-钾长石.图i和j中的黄色圆点表示电子探针分析位置 Fig. 4 Photos of polished thin sections and samples for the skarns from Aoxia area, showing rock textures and mineral paragenesis

在对薄片详细观察的基础上，对矽卡岩矿物进行了电子探针测定，并拍摄代表性矿物的背散射图像(图 4i，j)，以黄色圆点示测试点位。在实验中使用了JEOL JXA-8230型电子探针仪，实验中加速电压15kV，电流强度10nA，样品喷碳后装入仪器。测试时首先在二次电子像下放大选择光滑平整的表面，同时在背散射图像下观察矿物成份的变化规律，测试位置兼顾矿物核部及边部，以反映矿物结晶过程中的成份变化，测试指定矿物对时，选择相互接触但无先后期次及交代关系的共生矿物，以满足后续进行矿物温压计算的条件。上述分析测试工作在山东冶金地质局电子探针实验室完成。

将经挑纯为单矿物的石榴子石、石英磨至200目，经BrF₅法制成CO₂，送入Finnigan MAT 253型质谱仪进行氧同位素测试，得出的结果表述为δ¹⁸O_V-SMOW。测试精度优于±0.2‰。为计算下列矿物在结晶时，与矿物平衡的流体的氧同位素值，用到了文献中的参数：石榴子石-水(Zheng，1993)，石英-水(Clayton et al., 1972)。该实验在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。

3 分析结果

坳下石榴子石的矿物化学成份列于表 1，并在图 5中表示。大多样品属钙榴石中的钙铝榴石，平均Grossularite值为72，个别样品的铝榴石组分较高，Pyralspite接近20(表 1)，高于武山、东雷湾、邓家山等矿床(Xu et al., 2015)。而单斜辉石主要为透辉石，平均值为87(表 2)，与其它矽卡岩矿床相一致(图 5)。本论文选择了共生的石榴子石-单斜辉石矿物对来计算进化蚀变阶段矽卡岩的形成温度，公式据Ravna(2000)，公式中的参数压力值引自九瑞成矿侵入斑岩体的压力值(徐耀明等，2013)。计算得出的进化蚀变阶段温度值列于表 1，平均值为597℃。

表 1 坳下地区石榴子石矿物化学组成(wt%) Table 1 Mineral composition of garnet in Aoxia area (wt%)

序号	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13
SiO₂	39.20	38.64	38.61	36.52	36.92	36.90	36.00	39.11	40.22	39.95	39.20	38.83	39.04
TiO₂	0.99	0.57	0.07	0.06	0.13	0.08	0.00	0.13	0.00	0.22	0.18	0.19	0.00
Al₂O₃	16.82	14.65	12.16	15.46	15.54	15.19	15.00	14.60	17.18	13.84	15.17	14.36	17.83
FeO	6.29	9.99	13.23	4.29	4.08	4.50	4.41	9.79	6.48	10.36	8.40	10.17	5.95
MnO	1.48	1.62	2.40	0.12	0.29	0.29	0.31	0.94	1.43	1.12	1.14	0.90	1.64
MgO	0.14	0.04	0.02	3.22	3.01	3.41	3.11	0.02	0.02	0.07	0.09	0.05	0.17
CaO	34.94	34.25	32.85	35.53	35.38	35.87	35.35	35.00	34.85	34.87	34.75	34.82	34.34
Na₂O	0.03	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.03	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01
K₂O	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.02	0.00	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00
Sum	99.89	99.77	99.32	95.20	95.35	96.23	94.22	99.59	100.19	100.43	98.93	99.32	98.98
Si	3.02	3.01	3.05	2.95	2.97	2.95	2.94	3.04	3.08	3.09	3.06	3.03	3.02
Ti	0.06	0.03	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.01	0.00	0.01	0.01	0.01	0.00
Al	1.53	1.34	1.13	1.47	1.47	1.43	1.45	1.34	1.55	1.26	1.40	1.32	1.63
Fe³⁺	0.33	0.58	0.76	0.29	0.27	0.30	0.30	0.57	0.29	0.54	0.47	0.60	0.34
Fe²⁺	0.07	0.07	0.11	0.00	0.00	0.00	0.00	0.07	0.12	0.13	0.08	0.06	0.04
Mn	0.10	0.11	0.16	0.01	0.02	0.02	0.02	0.06	0.09	0.07	0.08	0.06	0.11
Mg	0.02	0.01	0.00	0.39	0.36	0.41	0.38	0.00	0.00	0.01	0.01	0.01	0.02
Ca	2.88	2.86	2.78	3.07	3.05	3.07	3.10	2.92	2.86	2.89	2.90	2.91	2.84
Na	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Grossularite	75	64	52	68	69	66	67	66	75	63	69	64	76
Andradite	16	28	35	13	13	14	14	28	14	27	23	29	16
Pyralspite	9	9	13	18	18	20	19	6	10	11	8	6	8
T1(℃)	663												643

序号	14	15	16	17	18	19	20	21	22	23	24	25	26
SiO₂	39.69	39.55	39.45	38.54	39.23	38.77	39.97	39.29	39.46	39.70	39.51	39.22	39.53
TiO₂	0.41	0.31	0.23	0.60	0.08	0.89	0.21	0.14	0.17	0.54	0.31	1.61	0.12
Al₂O₃	14.90	16.07	17.72	16.88	18.08	17.71	19.41	19.45	19.33	19.24	18.21	17.05	18.09
FeO	8.94	7.37	5.94	6.66	5.60	5.11	3.67	4.13	3.60	3.96	5.61	5.60	5.58
MnO	1.47	1.46	1.13	1.44	1.29	1.42	1.70	1.43	1.66	1.56	1.55	1.47	1.17
MgO	0.04	0.07	0.22	0.25	0.22	0.09	0.43	0.35	0.42	0.45	0.29	0.16	0.09
CaO	34.38	34.80	34.60	34.72	34.90	35.04	34.85	34.77	34.26	34.89	34.32	34.45	35.20
Na₂O	0.01	0.05	0.01	0.05	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.03	0.01	0.02	0.00
K₂O	0.00	0.00	0.01	0.02	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.01	0.00	0.03	0.01
Sum	99.83	99.68	99.32	99.17	99.40	99.04	100.26	99.58	98.90	100.37	99.81	99.61	99.79
Si	3.08	3.05	3.04	2.98	3.02	3.00	3.03	3.00	3.03	3.01	3.03	3.03	3.03
Ti	0.02	0.02	0.01	0.04	0.01	0.05	0.01	0.01	0.01	0.03	0.02	0.09	0.01
Al	1.36	1.46	1.61	1.54	1.64	1.61	1.74	1.75	1.75	1.72	1.64	1.55	1.63
Fe³⁺	0.44	0.40	0.29	0.43	0.32	0.29	0.18	0.24	0.17	0.21	0.27	0.22	0.30
Fe²⁺	0.14	0.07	0.09	0.00	0.04	0.04	0.05	0.03	0.07	0.05	0.09	0.15	0.06
Mn	0.10	0.10	0.07	0.09	0.08	0.09	0.11	0.09	0.11	0.10	0.10	0.10	0.08
Mg	0.01	0.01	0.03	0.03	0.03	0.01	0.05	0.04	0.05	0.05	0.03	0.02	0.01
Ca	2.86	2.88	2.86	2.88	2.87	2.90	2.83	2.84	2.82	2.83	2.82	2.85	2.89
Na	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Grossularite	67	72	77	74	78	79	82	82	82	81	77	77	79
Andradite	21	20	14	20	15	14	9	11	8	10	13	11	14
Pyralspite	12	9	9	6	7	7	10	7	10	9	11	13	7
T1(℃)		542	516		620

表 1 坳下地区石榴子石矿物化学组成(wt%) Table 1 Mineral composition of garnet in Aoxia area (wt%)

图 5 坳下及九瑞地区矽卡岩石榴子石及单斜辉石矿物化学成分图武山、东雷湾、邓家山数据引自Xu et al., 2015 Fig. 5 Ternary diagram showing the compositions of garnet and clinopyroxene of skarns from Aoxia area and Jiurui district

表 2 坳下地区单斜辉石矿物化学组成(wt%) Table 2 Mineral composition of clinopyroxene in Aoxia area (wt%)

绿帘石分析结果列于表 3，依绿帘石Fe³⁺/(Fe³⁺+Al)值定义的Ps值(pistacite含量)平均为0.24，Fe³⁺/Fe²⁺均值为24.50。绿泥石成份列于表 4，依Cathelineau(1988)和Jowett(1991)的公式计算绿泥石的形成温度，两个公式得出的温度值相似，考虑到后者基于Fe-Mg比值对公式进行了更合理调整，所以本论文采用后者的计算结果来代表退化蚀变阶段矽卡岩的形成温度，使用AX软件计算其原子数(Holland and Powell, 2000)，温度平均值为290℃。绿泥石同样可用于计算热液的氧、硫逸度(Walshe and Solomon, 1981; Walshe, 1986)，在矽卡岩型矿床研究中得到了运用(Sánchez et al., 2009)，本次研究中使用Excel表格(Tindle，2004)计算原子数，后代入公式，得出坳下地区矽卡岩退化蚀变阶段硫逸度平均值log f_S₂=7.7，氧逸度平均值log f_O₂=-41.7。同时分析了矽卡岩中橄榄石和金云母的矿物化学成分，列于表 5和表 6。

表 3 坳下地区绿帘石矿物化学组成(wt%) Table 3 Mineral composition of epidote in Aoxia area (wt%)

表 4 坳下地区绿泥石矿物化学组成(wt%) Table 4 Mineral composition of chlorite in Aoxia area (wt%)

表 5 坳下地区橄榄石矿物化学组成(wt%) Table 5 Mineral composition of peridot in Aoxia area (wt%)

表 6 坳下地区金云母矿物化学组成(wt%) Table 6 Mineral composition of phlogopite in Aoxia area (wt%)

对坳下地区矽卡岩进行单矿物挑纯，分析了2个石榴子石及1个石英样品的氧同位素值。代表进蚀变阶段的石榴子石平均值为6.3‰(变化于5.8‰~6.8‰)，代表退蚀变阶段的石英为2.4‰(表 7)。换算为流体的氧同位素(δ¹⁸O_Fluid)的平均值及变化范围绘于图 6中。

表 7 坳下地区矽卡岩矿物氧同位素组成 Table 7 Oxygen isotope composition of skarn minerals in Aoxia

图 6 坳下及九瑞地区矽卡岩氧同位素对比图武山、东雷湾、邓家山数据引自Xu et al., 2015 Fig. 6 Comparison of δ¹⁸O_Fluid data of Aoxia skarns with those skarns from the Jiurui ore district

4 讨论 4.1 热液温度

如前所述，本研究中通过蚀变矿物的化学成分计算了坳下地区矽卡岩进蚀变和退蚀变阶段的热液温度。进蚀变阶段采用共生的石榴子石和单斜辉石矿物对温度计计算，退蚀变阶段采用绿泥石温度计计算。进蚀变阶段温度为516~663℃，平均597℃。退蚀变阶段为263~317℃，平均290℃。通过对比可以发现，坳下地区这两个阶段热液蚀变的温度，与九瑞地区武山等大中型矽卡岩矿床的流体温度非常接近(Xu et al., 2015)。这种流体的降温可以由以下几种过程引发：1)侵入岩逐渐结晶所引起的矽卡岩热液系统的冷却；2)岩浆热液与地表冷的大气降水的流体混合作用；3)裂隙的产生造成静岩压力转变为静水压力，压力的快速降低所引起的热液沸腾作用会降低残留热液相的温度(Canet et al., 2011)。

4.2 氧硫逸度

不同阶段的矽卡岩矿物记录下了各自形成时的热液流体演化的物理化学条件，如石榴子石和单斜辉石的化学成份能够反映进化蚀变阶段热液的氧化还原状态(Zaw and Singoyi, 2000；Lu et al., 2003；Markowski et al., 2006；Oyman, 2010)。在进蚀变阶段，热液流体更为氧化时，形成的石榴子石中，钙铁榴石组分(Ad%值)会更高，而单斜辉石中，钙铁辉石含量(Hd%值)会更低(Meinert et al., 2005)。坳下地区的单斜辉石与其它矽卡岩矿床较为一致，接近透辉石端元。而石榴子石则存在较大不同，整体Ad%值较低，均靠近钙铝榴石端元，这表明，在进蚀变阶段，坳下矽卡岩的热液流体，较武山、东雷湾、邓家山等矿床更为还原(图 5)。另一个差异是，石榴子石的铝榴石组分更高，可能与围岩为奥陶系白云岩地层有关，导致镁铝榴石组分升高，这也从矽卡岩中发育的含镁矿物橄榄石、金云母得到了印证，这两种含镁的矽卡岩矿物在以往九瑞地区的矽卡岩矿床研究中，并未发现。绿帘石的Ps值和Fe³⁺/Fe²⁺比值可以用来表征退蚀变阶段矽卡岩热液的氧化还原状态(Neal and Larson, 1994; Ozturk and Helvaci, 2008；Mueller et al., 2012)，坳下地区绿帘石的这两个参数(Ps=0.24，Fe³⁺/Fe²⁺=24.50)，均高于武山矽卡岩(Ps=0.12，Fe³⁺/Fe²⁺=1.63)，而类似于东雷湾(Ps=0.30，Fe³⁺/Fe²⁺=32.73)和邓家山(Ps=0.17，Fe³⁺/Fe²⁺=42.85)(Xu et al., 2015)，表明在退蚀变阶段，坳下跟东雷湾和邓家山类似，处于较为氧化的状态。本次研究中，运用绿泥石六组分的方法，计算得出坳下矿床的退蚀变阶段，硫逸度log f_S₂变化于5.0~8.7之间，平均值7.7，氧逸度log f_O₂变化于-46.4~-40.0之间，平均值-41.7。这种由进蚀变到退蚀变，氧化程度增强的现象可以由矽卡岩形成中的两种过程造成：1)热液的沸腾作用和气相分离过程可导致残留液相更加氧化(Jamtveit et al., 1993)；2)早期的高盐度岩浆热液与晚期更氧化的低盐度大气降水的流体混合过程(Canet et al., 2011)。

4.3 流体演化过程

使用进退蚀变阶段代表性矿物计算的流体温度，可以将矿物的氧同位素值换算为与之平衡的热液氧同位素值。坳下地区热液进蚀变阶段氧同位素δ¹⁸O_Fluid为9.8‰和8.7‰，而退蚀变δ¹⁸O_Fluid则为-4.9‰(图 6)。我们在研究九瑞地区矽卡岩时，曾根据氧同位素是否存在显著的降低，分为了岩浆冷却(武山)和流体混合(东雷湾、邓家山)两种成矿过程(Xu et al., 2015)。坳下地区的氧同位素特征，与东雷湾及邓家山类似，进蚀变阶段流体到退蚀变阶段出现了显著的降低(图 6)。

高于250℃的流体沸腾及气相分离过程中，由于较轻的同位素倾向于进入蒸气相，残余流体的δ¹⁸O_Fluid值会出现微弱的升高(Horita and Wesolowski, 1994；Shmulovich et al., 1999；Driesner and Seward, 2000; Wang et al., 2015)。与进化蚀变阶段相比，坳下矽卡岩退化蚀变阶段的δ¹⁸O_Fluid值不但没有出现升高的现象，反而显示了显著下降的特征，与东雷湾和邓家山相似。因此，形成坳下地区矽卡岩的热液流体，应没有经历过大规模的沸腾作用和气相分离过程。

Maher(2010)的研究认为矽卡岩矿床中退化蚀变阶段大规模发育的含水矽卡岩矿物，与大气降水的加入有关。坳下地区矽卡岩矿床进化蚀变阶段矿物的δ¹⁸O_Fluid值，与岩浆热液相一致。这些特征进一步证明，形成进化蚀变阶段矽卡岩矿物的热液流体，以岩浆来源为主。坳下退化蚀变阶段的矽卡岩矿物具有明显低于进化蚀变阶段的δ¹⁸O_Fluid值，可能与其它来源的流体加入有关。结合前述的进化蚀变阶段到退化蚀变阶段转变时，出现的温度降低现象以及氧化性增强现象，有理由认为，坳下矽卡岩的岩浆热液在退化蚀变阶段经历了与更冷的、更稀释的、更氧化的大气降水的流体混合过程，这个过程对形成矿床是十分有利的，能够引发热液中CuCl₂^-络合物中的Cu向硫化物中转化，进而沉淀成矿。

4.4 成矿潜力探讨

以往九瑞矿集区寻找斑岩型、矽卡岩型和块状硫化物型三种矿床时，主要的注意力被放在了北西西向的基底断裂上。同时，针对矽卡岩型矿床，长期以来的找矿目标，是位于向斜内的中酸性侵入体与二叠系-三叠系灰岩接触带上发育的钙矽卡岩相关矿床。而块状硫化物型，则瞄准的是中酸性侵入体附近的泥盆纪五通组-石炭纪黄龙组硅钙界面处。

而本次研究的坳下地区，则开阔了九瑞的找矿思路。在远离北西西向基底断裂的区域，也存在着具有成矿前景的蚀变和矿化，而成矿的地质条件，也拓展到了位于背斜内的中酸性侵入体, 及其与奥陶系白云岩接触带上的镁矽卡岩。另外，对于块状硫化物型矿床，以往对志留系与奥陶系之间的硅钙界面重视不够。坳下地区矽卡岩化显著，而同样来源的岩浆热液叠加到这一层位时，也完全有可能形成类似于泥盆纪五通组与石炭纪黄龙组界面的矿床，应在后续工作中引起重视。

从成矿机制方面来说，坳下地区矽卡岩已经具备了类似于区内东雷湾和邓家山的物理化学条件及热液流体的演化过程。同样出现了蚀变温度降低，氧逸度升高，以及岩浆水与大气水的流体混合过程。这些地质作用对矿质沉淀非常有利，表明坳下地区具有形成同类型矿床非常好的前提条件。

5 结论

(1) 形成坳下地区矽卡岩的热液流体，进蚀变温度为516~663℃，平均597℃，氧同位素值9.3‰，偏还原性，退蚀变温度为263~317℃，平均290℃，氧同位素值-4.9‰，偏氧化性。

(2) 坳下地区的矽卡岩与九瑞其它矿床相比，镁矽卡岩组分更高，矿物化学及氧同位素特征显示，发生了高盐度的、热的岩浆热液，与冷的、稀释的、氧化性强的大气降水的流体混合过程。

(3) 该区已经具备了形成矽卡岩型矿床的地质条件和流体演化过程，在未来的找矿勘查工作中应关注侵入体与奥陶系白云岩接触带上形成的镁矽卡岩，同时留意靠近侵入体的志留系和奥陶系硅钙界面处可能发育的层状矿体。

致谢感谢黄修保教授级高工和唐强工程师在野外工作中给予的重要协助；感谢林培军工程师和赖鸣远老师在实验分析中提供的大力支持；感谢两位匿名审稿人对本文修改提出的专业意见。

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岩石学报 2017, Vol. 33 Issue (11): 3495-3506	PDF