內蒙古大金礦床方解石的形成環境及成因

0方解石與礦床成礦機制有關研究地質和地質特征稀土（ree）作為一個整體是移動的，并且具有一定的可預測性，因此稀土元素在地質作用中的應用非常廣泛。近年來,隨著稀土元素(REE)測試精度的提高,在示蹤成礦物質來源方面,稀土元素起著可與穩定同位素相比擬的重要作用。目前,礦床中熱液礦物(尤其是螢石、方解石、白鎢礦等含鈣熱液礦物)稀土元素(REE)地球化學在示蹤成礦流體來源與演化方面得到了廣泛應用。大水金礦床位于秦—祁—昆中央造山帶西秦嶺南帶,屬西秦嶺南帶南亞帶南部邊緣。處于瑪曲—略陽斷裂帶北側向南突出的大水弧形構造的弧頂部位(見圖1)。該礦床礦石品位極高,明金多見,礦床規模為特大型。近年來,許多學者先后從巖石學、礦物學、礦地質背景、礦床地質特征及成巖成礦物質來源等方面對該礦床進行過較為細致的研究。對礦床成因和成礦機制有不同的認識,有認為是卡林型的,有認為是構造蝕變巖型,也有認為是巖漿中低溫熱液細脈浸染型,更有研究者認為是熱泉型和溶洞型成因,這些觀點的形成均有一定的證據,不同的觀點認識在研究過程中對成礦、控礦因素各有側重。但是因觀點認識不同對深部找礦和成礦預測有很大的影響。因此,礦床成因和成礦機制研究是礦山深部找礦必須解決的問題。大量的研究表明,方解石作為地質流體活動的產物,其元素地球化學特征不但記錄了地質流體的性質,而且對于確定地質流體的演化規律和其成礦作用有重要的意義。方解石是大水金礦床脈石礦物之一,其形成貫穿整個成礦過程,礦石中的稀土元素主要集中在方解石中,因而方解石稀土元素地球化學特征可代表成礦流體的稀土元素地球化學特征,其變化規律記錄了礦床成礦流體的來源及演化等方面的重要信息。因此,本文擬通過對該礦床中方解石稀土元素地球化學研究,為該礦床成礦流體來源與演化提供信息。1含礦量對構造的控制大水金礦床位于西傾山隆起帶南緣格爾括合一帶(見圖1)。區內出露的地層以泥盆系、石炭系和二疊系和三疊系為主,為一套海相碎屑巖和碳酸鹽巖建造,呈NWW—EW—NE向展布于中北部地區。其次為侏羅系和白堊系。礦體主要賦存于三疊系灰巖、白云質灰巖和印支期花崗閃長巖脈中,其次產于二疊系灰巖、侏羅系礫巖和燕山期中酸性脈巖雜巖墻與灰巖的接觸帶內,斷裂控礦明顯。礦體形態復雜,呈不規則枝杈狀(追蹤幾組斷裂形成)、似層狀、透鏡狀、囊狀、筒狀和脈狀等,并具膨大縮小、分支復合及尖滅再現等特征,其產出嚴格受NWW—EW向、近SN向和NEE—NE向斷裂或斷裂交叉復合部位、接觸帶構造等控制。礦石中金屬礦物以赤鐵礦、自然金和黃鐵礦為主。礦石主要結構構造有自形—半自形—他形結構、草莓狀結構、膠狀結構、交代碎裂結構、隱晶—顯微晶結構、碎裂狀結構,稀疏浸染狀構造、細脈—網脈狀構造、角礫狀構造、塊狀構造、碎裂—壓碎構造、晶洞狀構造、斑點狀構造等。近礦圍巖蝕變強烈,主要為硅化-似碧玉巖化、黃鐵礦化-褐鐵礦化-赤鐵礦化、碳酸鹽化,其次為高嶺土化、綠泥石化、絹云母化等,與金成礦關系最為密切的是硅化-似碧玉巖化和黃鐵礦化-褐鐵礦化-赤鐵礦化等。區內巖漿巖較發育,但規模比較小,主要為輝長閃長巖、石英閃長巖、二長花崗巖、花崗閃長斑巖、黑云母閃長玢巖及中酸性巖脈。其巖體、脈巖為晚印支—早燕山期的產物。2白云石與金礦的金相結構強烈而廣泛的碳酸鹽化,是大水金礦床的重要標志與特征之一。根據野外觀察和室內分析,碳酸鹽化具有面狀和線狀兩種形式。其中面狀碳酸鹽化表現為礦區灰巖和白云巖等碳酸鹽地層普遍重結晶和大理巖化,以交代為主,方解石交代輝石和長石,使灰巖發生重結晶,析出塵狀赤鐵礦,在相同條件下,白云石方解石化強烈,使部分白云石呈隱晶質,多呈乳濁狀褐黃色;線狀則表現為不同規模與大小的碳酸鹽脈,即有寬數米至十幾米、長數十米至數百米的碳酸鹽大脈,亦發育微細網脈,可識別出3期。①礦化期前粗晶方解石脈,呈灰—灰白色,馬蹄狀、環狀,結晶為中-粗粒或粗大的帶狀變晶方解石,一般不含金屬硫化物。②同礦化期的碳酸鹽化方解石脈,呈灰—褐黃色,細脈狀、網脈狀產出,并膠結角礫巖、碎裂巖。含辰砂、黃鐵礦等少量硫化物,晶洞或裂隙有自然金。主要有3種方解石脈組成:第一種為網脈狀方解石,膠結礦化角礫巖;第二種為主礦化期后強礦化方解石脈;第三種為弱礦化方解石脈。③礦化期后巨晶方解石脈和充填晶洞中包裹礦化體角礫的粗晶方解石。方解石作為礦體中主要的脈石礦物之一,呈團塊狀、脈狀等廣布于不同產出類型的礦體中(見圖2)。3礦化期稀土地球化學特征方解石稀土元素含量和特征參數見表1。稀土元素的球粒隕石標準化采用Boynton(1984)數據。從表1中可以看出,礦化期前方解石(粗晶方解石)的稀土總量較低ΣREE為0.21×10-6,LREE為0.102×10-6,LREE/HREE為0.108,(La/Yb)N為0.57,(La/Sm)N為6.92,(Gd/Yb)N為0.39,稀土配分模式為輕稀土富集型,且呈鋸齒狀(見圖3-a),具有明顯的正Eu異常和弱正Ce異常(δEu為3.75,δCe為1.11);同礦化期方解石(條帶狀方解石脈、薄層狀方解石脈、紋層狀方解石脈)的稀土總量ΣREE為1.53×10-6～16.62×10-6,變化范圍較大,LREE為1.3×10-6～13.16×10-6,LREE/HREE為3.81～5.76,稀土配分模式呈輕微的右傾型(見圖3-b),具有弱負Eu異常和弱負Ce異常(δEu為0.45～0.79,δCe為0.43～0.60),有1個樣(1831GB-3(40-1b))具弱正Ce異常(δCe為1.29),顯示出它們巖漿成分具有疊加改造的特點;礦化期后方解石(巨晶方解石)的稀土總量ΣREE為0.77×10-6～5.89×10-6較低,LREE為0.44×10-6～3.11×10-6,LREE/HREE為1.12～1.35,稀土配分模式為平坦型(見圖3-c),具有弱負Eu異常和弱負Ce異常(δEu為0.50～0.77,δCe為0.87～0.93),輕重稀土分異不明顯,表現出海相碳酸鹽巖稀土配分曲線特點。礦床內方解石的ΣREE和LREE低于礦區的碳酸巖(ΣREE為735.6×10-6～2970.9×10-6,平均1371×10-6),也遠遠低于世界鈣質碳酸巖平均值(ΣREE為3732.70×10-6),也低于中國東部碳酸鹽巖平均值(ΣREE為25.58×10-6)。4討論4.1方解石與熱液的關系熱液礦物中稀土元素的配分模式,一般受其晶體結構和熱液體系稀土元素絡合物穩定性的控制。然而近年來,越來越多的學者認為,熱液礦物中稀土元素的分配模式并非受晶體化學因素的控制,而是與熱液體系中稀土元素絡合物的穩定性密切相關。研究表明,溶液中的稀土元素主要是以絡合物的形式存在,且稀土元素與CO2?332-和HCO-3等形式的絡合物的穩定性,隨著REE原子序數的增大而增加;稀土元素進人熱液方解石主要是通過Ca2+與REE3+之間的置換。由于LREE3+的離子半徑比HREE3+的離子半徑更接近于Ca2+,從而使LREE比HREE更容易置換晶格中的Ca2+而進人方解石。因此,從熱液體系中沉淀出的方解石應該是相對富集LREE的。大水金礦床中的方解石也表現出LREE的相對富集,說明方解石與熱液有關。前人研究表明,巖漿碳酸鹽巖中方解石的La/Yb比值一般大于100,而熱液方解石的La/Yb比值常小于100。本礦床方解石脈La/Yb比值均小于100,表明方解石屬熱液成因。Bau等(1995)在對德國Tannenboden礦床和Beihilfe礦床中螢石和方解石的稀土元素地球化學過程進行研究后指出,同源脈石礦物的Y/Ho-La/Ho大體呈水平分布。因為在八面體配位時,Y3+、Ho3+的離子半徑分別為0.09nm和0.0901nm,兩者非常接近,Y和Ho在地質環境中應具有一致的地球化學性質,因此Y/Ho比值應該為一常數。即等于球粒隕石的Y/Ho比值。而非球粒隕石比值的出現,可能說明了流體與地球化學過程與傳統地質過程中稀土行為有所不同。大水金礦床不同產狀礦體中方解石在Y/Ho-La/Ho圖(見圖4)上,不呈水平分布,表明其不具同源性。從稀土元素地球化學特征(見表1)和配分模式圖(見圖3)上可以看出,不同類型方解石的稀土元素分布不均勻,顯示不同的稀土元素含量、有關參數和配分模式(銪負異常輕稀土富集型、相對平坦型和具有銪正異常輕稀土富集型)。由于成礦流體的溫度變化不改變熱液礦物中稀土配分系數的內部關系。因此,3種方解石的REE、有關參數和配分模式等存在明顯差異,可能反映它們屬不同來源。4.2成礦流體的富集和沉積方解石是大水金礦床中的脈石礦物之一,其形成貫穿整個成礦過程,礦石中的稀土元素主要集中在方解石中,因而方解石稀土元素地球化學特征可代表成礦流體的稀土元素地球化學特征,其變化規律記錄了礦床成礦流體的來源及演化等方面的重要信息。一般認為,巖漿成因方解石的稀土總量通常大于100×10-6,而沉積成因碳酸鹽巖稀土總量小于100×10-6,不純的碳酸鹽巖,當泥質增加時,稀土含量增加,(La/Yb)N=6.0左右,一般具有較明顯的Ce虧損,δCe=0.70左右;巖漿成因碳酸鹽巖稀土含量較高,稀土總量變化范圍較大,為75×10-6～15515×10-6,大多數沒有Eu異常。前人研究表明,大水金礦床巖漿流體參與了成礦,說明礦石中的方解石不完全是從地層中交代重結晶形成的。Michard研究也認為,碳酸鹽地層不可能淋濾出相對富含稀土的流體。本次分析的方解石稀土含量很低(見表1)也證實了這一點,因此成礦流體不可能完全由地層提供,而應有相對富集稀土元素的源區。雖然3種方解石的稀土元素配分模式有一定差別,但總體具有LREE富集的特征(見圖4),可見成礦流體也不可能完全由區內碳酸鹽巖地層提供,同樣暗示相對富集LREE的流體參與了成礦流體的形成。地幔流體(包括地幔去氣作用形成的流體和巖漿去氣作用形成的流體)相對富集REE(尤其是LREE)已被眾多實際資料和實驗所證實。從這一點看,地幔流體可能參與了金礦床成礦流體的形成。Eu異常的產生與其在自然界可以不同價態存在有關。Sverlensky研究表明,在近地表的低溫環境下,除了極度還原環境(非氧化的堿性海相沉積物孔隙水)外,溶液中的Eu主要以Eu3+及其相關絡合物為主導;然而,由于Eu3+/Eu2+氧化還原電位(Eh)隨溫度的升高而急劇增加,隨pH值增大而略有增大,隨壓力的升高而略有降低,指示了較高的溫度是Eu2+離子在流體中以主要形式出現的重要條件,這使得在較高溫度(>250℃)下,Eu2+及其相關絡合物常常在溶液中占主導。因此,在大多數熱液和變質條件下,Eu在熱液流體中以Eu2+為主,導致了Eu在高溫熱液蝕變過程中相對于其它稀土發生顯著分餾。對于流體Eu正異常的形成,通常認為是與長石在蝕變過程中釋放出Eu2+有關,但流體在較低溫度下發生沉淀作用之前經歷過足夠高的溫度,使得溶液中的Eu以Eu2+占主導,這也對Eu正異常的產生具有重要意義。因此Eu異常可以作為氧化還原條件的指示劑。Eu正異常強,表明脈體形成于相對還原的環境,反之則為相對氧化的環境。本次測試了礦床內礦化期前、同礦化期和礦化期后3類方解石,其中礦化期前方解石具有正Eu異常,可能暗示了成礦流體的源區可能有長石的破壞作用,長石分解釋放的Eu2+在高溫下比較穩定,從其它REE3+中分餾出來,在成礦流體中富集,當流體演化到方解石沉淀的場所時,由子溫度降低,Eu2+被氧化為Eu3+,與方解石中的Ca2+發生類質同像替代而進人方解石晶格,從而形成明顯的正Eu異常。此外,礦化期前方解石弱的正Ce異常可能暗示了成礦流體的源區具有較低的氧逸度。因此,成礦流體源區盡管有較低的氧逸度,但溫度較高,Eu主要以Eu2+形式存在,隨著溫度的降低,Eu2+被氧化為Eu3+,形成了礦化期前方解石明顯的正Eu異常。另據Graf的研究,熱液的輸入可引起沉積巖的Eu正異常。由此推測,該類方解石受到熱液輸入的影響;同礦化期和礦化期后方解石具有弱負Eu異常,表明其形成于相對開放而氧化的環境。此外,礦床方解石脈碳、氧同位素的研究也表明,早期方解石的成礦流體來源于巖漿水,晚期方解石成礦流體為改造的大氣降水的混合水,其形成環境與海相碳酸鹽巖形成環境類似。綜上所述,本礦