張宇 李永剛 李飛 張洪濤 種松樹

1. 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 1000292. 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 1000493. 赤峰金蟾礦業(yè)有限公司，赤峰 0244161.

1 引言

在很多花崗巖地區(qū)，由于流體和花崗巖中斜長石的交代作用，通常能將斜長石蝕變?yōu)榧t色，這種蝕變作用明顯不同于鉀長石化。肉眼下蝕變巖中只有斜長石變紅，沒有鉀長石生成，對于這一現(xiàn)象的成因認(rèn)識和命名分歧較大，Que and Allen(1996)研究發(fā)現(xiàn)這種蝕變的斜長石內(nèi)部出現(xiàn)了大量的絹云母，稱之為“絹云母化”，認(rèn)為這種現(xiàn)象是由于更長石的絹云母化導(dǎo)致赤鐵礦在斜長石內(nèi)部沉淀而形成的，而Engviketal. (2008)則因為更長石大量被交代為鈉長石，稱之為“鈉長石化”，認(rèn)為紅化蝕變實質(zhì)是鈉長石化。而Pluemper and Putnis (2009)則認(rèn)為這是由斜長石的多種交代反應(yīng)共同組成的一種復(fù)雜的熱液蝕變，其中包括鈉長石化、絹云母化、鉀長石化，而使巖石變紅的原因是鉀長石化使得流體和花崗巖蝕變釋放的鐵形成氧化物沉淀在斜長石內(nèi)部而形成。國內(nèi)的研究人員對于這種現(xiàn)象的關(guān)注較少，只有陳光遠(yuǎn)等(1997)在研究膠東地區(qū)金礦時則認(rèn)為紅色主要是由于成礦早期暗色礦物蝕變分解，造巖元素大量遷出，殘留的Si、Fe、Al、Ti等偏惰性元素再活動形成，紅色主要為金紅石的顏色，并將其稱為“紅化蝕變”。此類蝕變中，由于絹云母和鈉長石都僅出現(xiàn)在斜長石的內(nèi)部，同金礦中典型的絹云母化和鈉長石化有明顯的區(qū)別，而且長石的大面積的染紅也不是這兩類蝕變的典型特征，所以我們采用“紅化蝕變”來專門描述這一類型的蝕變。

本文選取內(nèi)蒙古赤峰市喀喇沁旗的安家營子金礦為研究對象，礦區(qū)內(nèi)二長花崗巖為其主要的含礦圍巖，紅化蝕變在花崗巖中廣泛發(fā)育。前人對該金礦的研究主要集中在流體、巖石、構(gòu)造方面(李永剛等，2003a，b，2004；王義文等，1997；孫志明等，2010)，對于蝕變巖的研究非常少(Trumbulletal., 1996)，而對于紅化蝕變的研究工作幾乎沒有，只有李永剛等(2004)提到“紅化”是早于鉀化的一種蝕變，王義文等(1997)則將其認(rèn)為是成礦前的鈉長石化，但是都沒有進(jìn)一步的描述。而且大量礦山工作人員將其作為鉀化看待，并作為一種金礦的找礦標(biāo)志使用，但是效果不佳，所以對于紅化蝕變的研究不僅有理論意義，更具有生產(chǎn)意義。本文主要通過野外及顯微鏡觀察、電子探針、掃描電鏡、主量元素測定方面的工作，對安家營子礦區(qū)紅化蝕變的礦物組合、蝕變的分布、蝕變的實質(zhì)進(jìn)行研究和討論，這將有利于增加對紅化蝕變的認(rèn)識。

2 礦床地質(zhì)概況

安家營子金礦位于華北克拉通北緣中部，赤峰-朝陽金礦帶的西緣。該金礦帶沿著赤峰開源大斷裂呈東西向展布，其中分布有柴胡欄子金礦、紅花溝金礦、撰山子金礦、安家營子金礦、金廠溝梁金礦和排山樓金礦等中-大型金礦(圖1)，都屬于石英脈型或蝕變巖型的中溫?zé)嵋好}型金礦(陳偉軍和劉紅濤，2006)。區(qū)內(nèi)金礦以燕山期的花崗巖或太古代建平群為圍巖，受構(gòu)造控制明顯，大部分是在中生代華北克拉通減薄這個背景下形成的(Nieetal., 2004; Yangetal., 2003; 李永剛等, 2003b; 苗來成等, 2003; 孫守恪等, 2012)。

安家營子金礦位于赤峰市南部約40km處，礦體主要產(chǎn)在安家營子黑云母二長花崗巖內(nèi)，沿著NNE向的脆性斷裂分布(圖2，李永剛等，2003a，b)。礦體以蝕變巖型和石英脈型礦石為主。金主要以裂隙金和晶格金的形式存在于黃鐵礦中，少量以包體金的形式賦存在晚期的石英中。成礦流體為中溫低鹽度，富CO2為特征(李永剛等，2004)，同典型的造山型金礦一致(Grovesetal., 1998; Jiaetal., 2003; Phillips and Powell, 2009; Qiuetal., 2002; 陳衍景等, 2007)。

圖1 赤峰-朝陽金礦帶區(qū)域地質(zhì)簡圖 (據(jù)Yang et al., 2003修改)Fig.1 Regional geological map of Chifeng-Chaoyang gold metallogenic belt (after Yang et al., 2003)

圖2 安家營子金礦礦區(qū)地質(zhì)圖Fig.2 Geological map of the Anjiayingzi gold deposits

礦區(qū)的蝕變類型主要為：紅化、綠泥石化、絹云母化、黃鐵礦化、硅化、黃鐵絹英巖化(部分見圖3)。紅化蝕變在東西兩個礦帶的各個采區(qū)均有發(fā)育，而絹云母化則主要出現(xiàn)在陽坡采區(qū)，綠泥石化主要出現(xiàn)在南大洼采區(qū)，李麻子溝采區(qū)則主要出現(xiàn)黃鐵絹英巖化(圖2)。紅化蝕變在局部被綠泥石化和絹云母化疊加，表明其是一種早期蝕變，且紅化裂隙中常被綠泥石、黃鐵礦、方解石脈等充填(圖3b)。而綠泥石化、絹云母化、黃鐵礦化、硅化及黃鐵絹英巖化則是主成礦期含礦蝕變。對于紅化的認(rèn)識一直存在爭議，礦區(qū)地質(zhì)人員多年以來一直將“紅化”當(dāng)做鉀化看待，并且同膠東金礦的大面積鉀化相類比，但是兩者本質(zhì)上卻明顯不同。

圖3 安家營子金礦野外及手標(biāo)本照片(a、b)-蝕變較弱的線狀分布的紅化蝕變巖，其中(b)中紅化蝕變巖被方解石脈充填；(c)-面狀分布的紅化蝕變巖；(d)-絹云母化蝕變；(e)-綠泥石化蝕變；(f)-黃鐵絹英巖化蝕變巖Fig.3 Field specimens photos of redden granite

3 分析方法及結(jié)果

3.1 樣品及分析方法

本文所有樣品均來自安家營子金礦井下坑道內(nèi)，將未蝕變的花崗巖和紅化蝕變的花崗巖磨制成薄片進(jìn)行鏡下觀察和電子探針分析。電子探針實驗在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實驗室完成，儀器型號為JXA-8230，加速電壓為15kV，工作電流為20nA，束斑直徑統(tǒng)一為5μm，用天然礦物樣品和PAP校正處理程序進(jìn)行儀器標(biāo)定和數(shù)據(jù)校正。

為了觀察斜長石表面的孔隙分布及其特征，同時對部分拋光的薄片和未拋光的未蝕變的花崗巖和紅化蝕變的花崗巖的表面進(jìn)行掃描電鏡觀察。掃描電鏡實驗是在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成，測試儀器為德國LEO1450VP掃描電子顯微鏡(SEM)，分辨率為3.5nm/30kV(鎢燈絲)。

為了進(jìn)一步了解紅化蝕變過程中元素的帶入帶出情況，分別對未蝕變的花崗巖和紅化蝕變花崗巖進(jìn)行主量元素的分析。主量元素實驗在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成，采用XRF-1500型X熒光光譜儀測試，RSD=0.1%～1%。

3.2 紅化蝕變的巖石礦物學(xué)特征

安家營子花崗巖成分上屬于二長花崗巖(李永剛等，2003a)，紅化蝕變主要沿著花崗巖中的破碎裂隙分布，表現(xiàn)為裂隙兩側(cè)花崗巖變?yōu)榇u紅色(圖3a，b)。紅化蝕變帶在蝕變較弱的區(qū)域僅出現(xiàn)在裂隙兩側(cè)1cm的范圍內(nèi)(圖3a)，而蝕變較強的區(qū)域能夠形成寬度達(dá)10m的紅化帶(圖3c)。對于未蝕變的花崗巖，無論是手標(biāo)本(圖3a外側(cè))還是在鏡下薄片觀察(圖3a)，斜長石表面都顯得非常干凈，幾乎未見任何蝕變現(xiàn)象。而紅化蝕變花崗巖中的斜長石則明顯變?yōu)榱舜u紅色(圖4b)，在顯微鏡下，斜長石表面則非常渾濁(圖4c-g)。

紅化蝕變的分布及其強度與斷裂的關(guān)系非常密切。通過對鄰近斷裂的蝕變樣品的不同部位進(jìn)行肉眼及鏡下觀察(圖4c-e分別代表圖4b中手表本中c-e三個位置的鏡下照片)，發(fā)現(xiàn)從遠(yuǎn)離裂隙(圖4c)到靠近裂隙(圖4e)，蝕變逐漸加強。蝕變帶邊部的斜長石稍微遠(yuǎn)離流體斷裂通道，在肉眼下僅見少量紅化(圖4c)。鏡下觀察發(fā)現(xiàn)斜長石紅化主要集中在其核部，而邊部幾乎沒有蝕變，整顆斜長石表現(xiàn)為核部渾濁，邊部干凈(圖4c)。蝕變帶中部的斜長石(圖4d)蝕變程度明顯強于邊部(圖4c)，但斜長石顆粒并沒有完全紅化，很多斜長石顆粒邊部仍然為乳白色。蝕變帶中心的斜長石蝕變程度明顯強于前兩者(圖4e)，肉眼下斜長石完全變紅，鏡下則表現(xiàn)為整個斜長石顆粒都變得渾濁，且在核部發(fā)育大量的綠簾石和鉀長石。

斜長石的紅化蝕變在鏡下主要表現(xiàn)為斜長石顆粒變渾濁，且內(nèi)部有多種熱液礦物生成。絹云母在紅化蝕變的斜長石中非常發(fā)育，通過鏡下仔細(xì)觀察發(fā)現(xiàn)，紅化蝕變斜長石內(nèi)部發(fā)育大量的鱗片狀絹云母(圖4f, g)，因此其斜長石顯得很渾濁。絹云母的分布范圍同肉眼下斜長石的紅色區(qū)域完全一致，說明絹云母和紅化可能有非常緊密的聯(lián)系，但是前人對安家營子金礦的研究中，都沒有提到這一期的絹云母化。鈉長石化在肉眼和普通顯微鏡下無法與原生的更長石區(qū)分開來，主要通過電子探針分析得到，紅化蝕變花崗巖中的斜長石核部的Na含量較之未蝕變的斜長石核部明顯增大，從Ab71-77增大到Ab88-96，即更長石到鈉長石的轉(zhuǎn)變。綠簾石的不均勻干涉色非常明顯，其產(chǎn)狀主要有兩種，一種是呈星散狀分布于斜長石核部(圖4e)，另一種是沿裂隙貫穿斜長石或其他礦物。熱液鉀長石主要呈零星分布于斜長石的內(nèi)部(圖4e，f)，同綠簾石空間上聯(lián)系比較緊密。

在紅化蝕變相對較弱的部分(圖4c，d)，紅化蝕變只發(fā)育在斜長石的核部，而邊部基本保持未蝕變，形成明顯的凈邊結(jié)構(gòu)(圖4c，d，f，g)，這種現(xiàn)象在蝕變的花崗巖中較為常見(Engviketal., 2008; Que and Allen, 1996)。而在蝕變較強的部分(圖4e)，則整個斜長石都被蝕變了。這說明紅化蝕變是從斜長石的中心開始，隨著蝕變的加強，向邊部擴散。Que and Allen(1996)認(rèn)為造成絹云母如此分布的主要原因是流體的運移受到斜長石核部顯微孔隙的控制，本文也將對這一機制進(jìn)行詳細(xì)研究。

圖4 未蝕變花崗巖和紅化花崗巖的手標(biāo)本及鏡下照片(a)-未蝕變花崗巖的鏡下照片；(b)-紅化花崗巖的手標(biāo)本；(c-e)-對應(yīng)手標(biāo)本(b)中相應(yīng)位置的鏡下正交偏光照片；(f)-紅化蝕變鏡下照片；(g)-為(f)中局部的放大Fig.4 Hand specimens photos and Photomicrographs of fresh granite and redden granite

3.3 電子探針分析

主要選取未蝕變花崗巖中的斜長石(圖4a)、紅化蝕變花崗巖中具有凈邊結(jié)構(gòu)的斜長石(圖4c, d, f, g)以及完全蝕變的斜長石(圖4e)，分別對其邊部和核部進(jìn)行電子針分析，結(jié)果見表1。

實驗結(jié)果表明，紅化蝕變的斜長石比未蝕變的明顯富Na貧Ca。從表1可見，未蝕變的斜長石邊部成分為Ab79-81An17-18，核部為Ab71-77An20-25，基本為更長石，且核部比邊部稍富Ca貧Na，呈微弱的正環(huán)帶結(jié)構(gòu)。具凈邊結(jié)構(gòu)的紅化蝕變的斜長石的凈邊部分成分為Ab83-89An10-15，其中除了NDW73-2樣品中的邊部Na、Ca較異常(Ab89An10)以外，其余的含量都比較相近，范圍為Ab83-84An14-15，與未蝕變的斜長石的邊部成分相差不大，說明凈邊部分蝕變非常弱，甚至基本沒有蝕變，這與鏡下觀察其內(nèi)部沒有出現(xiàn)絹云母的現(xiàn)象相符合(圖4g)，而個別異常的樣品可能是由于其長石本身成分差異造成的。具凈邊結(jié)構(gòu)的紅化蝕變的斜長石的核部成分為Ab91-96An3-8，相對于未蝕變的斜長石的核部變化非常大，核部基本已蝕變?yōu)殁c長石，且蝕變后核部比邊部富Na貧Ca，形成類似“反環(huán)帶”結(jié)構(gòu)，與未蝕變斜長石的正環(huán)帶結(jié)構(gòu)形成強烈對比，說明核部受到強烈蝕變，這也是凈邊結(jié)構(gòu)產(chǎn)生的直接原因。而對于強烈紅化蝕變的花崗巖中(圖3c)，其斜長石完全被蝕變，凈邊結(jié)構(gòu)消失(圖4e)，整個斜長石的邊部和核部的成分幾乎一致，為Ab97-98An1-2，整個斜長石完全被蝕變?yōu)殁c長石。

通過將不同程度的蝕變樣品的電子探針分析結(jié)果的進(jìn)行對比(表1)，我們發(fā)現(xiàn)隨著蝕變程度的加強，斜長石成分也有非常規(guī)律的變化。在未蝕變的斜長石中，斜長石顯示出微弱的正環(huán)帶結(jié)構(gòu)，核部比邊部稍富Ca貧Na。而隨著蝕變的進(jìn)行，在蝕變相對較弱的階段，蝕變主要發(fā)生在斜長石的核部，基本被蝕變成鈉長石，而邊部幾乎沒有蝕變，保持更長石的成分，這便形成類似“反環(huán)帶”結(jié)構(gòu)，與未蝕變的長石形成強烈對比。隨著蝕變的進(jìn)一步加強，凈邊結(jié)構(gòu)消失，整個斜長石完全蝕變?yōu)殁c長石，伴隨著蝕變的高峰，在斜長石內(nèi)部出現(xiàn)了大量的綠簾石和鉀長石的礦物組合。

3.4 掃描電鏡分析

掃描電鏡樣品主要是未拋光的未蝕變花崗巖，未拋光的紅化蝕變花崗巖，未蝕變的花崗巖薄片以及紅化蝕變的花崗巖薄片。在掃描電鏡下，分別對其內(nèi)斜長石的邊部和中心進(jìn)行二次電子以及背散射觀察，記錄其孔隙的分布情況。

顯微孔隙在斜長石中普遍發(fā)育(Davidetal., 1995; Engviketal., 2008; Montgomery and Brace, 1975; 王志華和劉瑞, 2009)。在未蝕變的花崗巖中，顯微孔隙主要分布在核部(圖5a)，邊部幾乎沒有(圖5b)。在具凈邊結(jié)構(gòu)的紅化斜長石中，顯微孔隙的分布規(guī)律也很明顯，核部發(fā)育大量的顯微孔隙，而邊部幾乎沒有(圖5d)，與這些孔隙內(nèi)部和其周圍分布著大量的蝕變礦物，如絹云母、綠簾石以及鐵的氧化物，而邊部僅有少量孔隙出現(xiàn)，且?guī)缀鯖]有蝕變跡象，這與電子探針結(jié)果一致。

未蝕變的斜長石核部的顯微孔隙和蝕變后斜長石核部顯微孔隙在形態(tài)和數(shù)量上也有明顯差異。未蝕變的花崗巖中，孔隙的邊部多為平直光滑，長軸直徑為1～5μm(圖5a)，而蝕變后的這些孔隙明顯增大，多數(shù)都在10μm以上，也有不少能夠達(dá)到20μm以上，且邊緣粗糙(圖5c)，并且常常伴隨著絹云母的產(chǎn)出，是典型的流體改造后的特征，這與Que and Allen (1996)所研究的愛爾蘭Co Donegal地區(qū)的Rosses花崗巖體中的斜長石蝕變現(xiàn)象一致，這些較大的孔隙可能是在原生顯微孔隙的基礎(chǔ)上，經(jīng)過流體的蝕變改造，進(jìn)一步的擴大形成的。在主成礦期蝕變更強絹云母化階段，多個顯微孔隙經(jīng)過擴大，可連成一體，形成更大的裂隙，其長軸甚至可達(dá)200μm以上。除了這些較大的孔隙外，蝕變的斜長石核部廣泛分布更多更為細(xì)小的顯微孔隙(圖5e)，雖然凈邊結(jié)構(gòu)的邊部也有少量這樣的顯微孔隙，但是相比核部幾乎可以忽略不計。這些小孔隙的大小幾乎都在2μm左右，甚至更小，相比未蝕變斜長石的原生孔隙，這些顯微孔隙分布更為廣泛，幾乎遍布整個斜長石核部(圖5e)，這些更小的孔隙的分布范圍對蝕變分布的控制更加明顯(圖5d)。

顯微孔隙在單個斜長石顆粒中的分布，與其上蝕變礦物的分布范圍一致，表明孔隙的分布和凈邊結(jié)構(gòu)的成因可能有緊密的聯(lián)系。

圖5 斜長石及其內(nèi)顯微孔隙的掃描電鏡顯微照片(a)-未蝕變花崗巖中斜長石的核部的二次電子(SE)圖像(未拋光的表面)；(b)-未蝕變花崗巖中斜長石的邊部的二次電子圖像(SE)(未拋光的表面)；(c)-紅化蝕變花崗巖中斜長石的核部的二次電子圖像(SE)(拋光過的薄片)；(d)-具凈邊結(jié)構(gòu)斜長石的背散射(BSE)圖像及部分電子探針測點位置；(e)-具凈邊結(jié)構(gòu)斜長石的核部的背散射(BSE)圖像；(f)-強烈紅化蝕變的斜長石核部的背散射(BSE)圖像Fig.5 Scanning electron microscopic images of plagioclase and micropores in the plagioclase grains

3.5 主量元素分析

對未蝕變和強烈紅化蝕變的花崗巖分別進(jìn)行了主量元素分析(表2)。

為了討論紅化蝕變過程中元素的活動性，采用(Grant, 1986, 2005)的方法對主量元素的活動性進(jìn)行的描述，并將Al2O3作為最不活潑的元素，其元素帶入帶出定量計算公式為：

圖6 未蝕變花崗巖及紅化蝕變花崗巖的Isocon圖解Fig.6 Isocon diagrams in which fresh granite versus the redden granite

由于將Al2O3作為最不活潑的元素，所以將穿過Al2O3的線作為isocon線，該線上方的元素為蝕變過程中獲得的元素，該線下方的元素為蝕變過程中丟失的元素。由圖6可以發(fā)現(xiàn)CaO、Na2O和Fe2O3的含量降低，K2O和Si2O含量增加。

強烈紅化蝕變的花崗巖的主要變化表現(xiàn)在更長石幾乎全部轉(zhuǎn)化為鈉長石，在其內(nèi)部出現(xiàn)大量的絹云母、鉀長石和綠簾石的礦物組合，并伴隨有部分黑云母的綠泥石化，其他的礦物幾乎保持不變。在更長石向鈉長石轉(zhuǎn)變過程中，Ca被流體活化出來，一部分在斜長石核部形成綠簾石，一部分則被帶出，所以Ca的含量有所減少。雖然紅化蝕變形成了很多鈉長石，但是都在更長石內(nèi)部形成，而且沒有獨立的鈉長石產(chǎn)出，流體只是帶出了更長石中大量的Ca,帶入了少量的Na，形成鈉長石。而強烈紅化蝕變的花崗巖中，斜長石內(nèi)部出現(xiàn)大量的絹云母，綠簾石和鉀長石(圖5f)，這些不含Na的礦物取代了原來的長石，造成Na的丟失，這一過程丟失的Na可能比通過鈉長石化獲得的Na要多，所以整體上Na表現(xiàn)為丟失。在蝕變過程中花崗巖中的Fe可能被活化出來，部分形成氧化物充填在斜長石中，一部分被帶走，所以Fe2O3的含量也相應(yīng)降低。由于絹云母和鉀長石的廣泛出現(xiàn)，所以K含量明顯增加，同時可能由于少量石英和其他硅酸鹽礦物的沉淀導(dǎo)致了Si的增加。其次，MnO、TiO2、P2O5、MgO的含量基本不變，表明金紅石、磷灰石等副礦物沒有分解，而少量黑云母向綠泥石的轉(zhuǎn)變也不會引起MgO含量的太大變化。

所以，根據(jù)主量元素帶入帶出的分析結(jié)果可以看出，紅化蝕變中元素的變化主要是Si、K帶入，Na、Ca、Fe帶出，而其他元素保持不變。對比其他類型的蝕變(Lietal., 2013)，紅化蝕變是一種強度較低的熱液蝕變，其在水巖反應(yīng)過程中與流體的物質(zhì)交換非常少，屬于非常弱的早期蝕變。

表2安家營子未蝕變花崗巖和紅化蝕變花崗巖主量元素分析結(jié)果(wt%)

Table 2 Major elements compositions of fresh granite and altered granite at Anjiayingzi gold deposit (wt%)

樣品號20?KL?37?20?KL?58?20?KL?85?3YP?33YP?12NDW?7?52012?1巖石類型未蝕變花崗巖紅化蝕變花崗巖SiO261．7668．6367．1061．7268．4068．0869．01TiO20．720．440．580．630．420．410．44Al2O315．8515．1514．8115．8815．0314．5714．15MnO0．080．070．080．080．040．050．04MgO2．021．011．382．311．071．131．01CaO3．402．282．884．292．412．011．49Na2O3．804．314．303．944．374．423．28K2O4．633．923．164．713．904．586．04P2O50．290．140．210．290．160．160．16Fe2O3T6．052．594．025．123．082．902．41LOI0．861．030．920．580．441．221．56總量99．4699．5799．4499．8099．4899．7099．78

注：*引自李永剛等(2003a)的實驗

4 討論

4.1 凈邊結(jié)構(gòu)的成因

長石是地殼中最豐富的礦物之一，在多種含流體活動的地質(zhì)過程中都會出現(xiàn)長石的水巖反應(yīng)，如風(fēng)化作用、成巖作用和熱液蝕變等等(Pluemper and Putnis, 2009; Ramseyeretal., 1992)。在這些水巖反應(yīng)過程中，斜長石總能產(chǎn)生一種特殊蝕變結(jié)構(gòu)-凈邊結(jié)構(gòu)，在鏡下通常我們可以發(fā)現(xiàn)單顆粒的斜長石中心發(fā)生強烈蝕變，而邊部則基本保持新鮮(如圖4c，d，f，g)。這一現(xiàn)象可能主要受到兩方面的控制，即斜長石內(nèi)部的成分環(huán)帶和顯微孔隙分布。

花崗巖中斜長石的成分變化較大，環(huán)帶構(gòu)造比較發(fā)育，主要表現(xiàn)在An分子和Ab分子規(guī)律性的變化。根據(jù)電子探針的分析，我們得到未蝕變花崗巖總體具有非常微弱的正環(huán)帶(邊部Ab79-81An17-18，中心Ab71-77An20-25)，即中心相對邊部富Ca，貧Na，但是其成分差異并不是很大，而我們觀察到的紅化蝕變中的斜長石核部強烈蝕變，邊部則基本上沒有蝕變(圖4c，d，f，g)，而且蝕變和未蝕變區(qū)域的過渡非常突然(圖5d)，表明成分并不是控制單顆斜長石中蝕變分布的主要因素。

斜長石內(nèi)部發(fā)育非常多的顯微孔隙(Montgomery and Brace, 1975; Parsons and Lee, 2009; Que and Allen, 1996)，這些孔隙的成因可能是斜長石結(jié)晶時形成的(Wordenetal., 1990)，也可能是巖漿期后或熱液流體溶蝕形成的(Parsons, 1978)。通過對未蝕變花崗巖中的斜長石的掃描電鏡觀察發(fā)現(xiàn)，其中只在其核部發(fā)育大量顯微孔隙，這些孔隙的邊界多為平直光滑(圖5a)，和經(jīng)流體蝕變后的孔隙完全不同(圖5c)，表明這些孔隙可能是斜長石結(jié)晶過程形成的。前人的研究發(fā)現(xiàn)熱液流體對斜長石有一定溶蝕作用，而這一過程主要受“表面反應(yīng)”的控制(Chardonetal., 2006; Farquharetal., 1999; Seyamaetal., 2002)，且在這一反應(yīng)過程中富Na的斜長石比富Ca的斜長石易溶蝕(Orville, 1963)。根據(jù)電子探針的分析，我們得到安家營子巖體未蝕變的花崗巖具有微弱的正環(huán)帶，即中心相對邊部富Ca，貧Na。按照表面反應(yīng)的規(guī)律，斜長石的邊部應(yīng)該更容易出現(xiàn)顯微孔隙，但是根據(jù)掃描電鏡的觀察顯微孔隙基本都分布在核部，邊部幾乎沒有，說明這些孔隙并不是表面反應(yīng)形成的，更進(jìn)一步表明這些孔隙是在斜長石結(jié)晶階段形成的。斜長石晶體的韻律環(huán)帶的生長主要按“過飽和-成核-耗盡”循環(huán)機制進(jìn)行的(Pearce and Kolisnik, 1990; 吳平霄等, 1998)，在結(jié)晶的早期由于熔體中的斜長石過飽和程度非常高，所以斜長石核部結(jié)晶速度非常快，隨著反應(yīng)的進(jìn)行，晶面附近的過飽和度開始下降，斜長石結(jié)晶的速度也會隨之降低，晶體進(jìn)行緩慢生長。Montgomery and Brace (1975)認(rèn)為斜長石在結(jié)晶速度非常快的情況下，容易捕獲周圍的熔體或流體，在冷凝之后便形成大量的孔隙。所以在斜長石成核的初期，由于生長速度快，在核部容易形成大量的顯微孔隙，而隨著物質(zhì)的消耗，結(jié)晶速率開始變慢，斜長石開始緩慢生長，所以邊部幾乎沒有孔隙出現(xiàn)，這可能是斜長石顆粒中顯微孔隙只分布在核部的原因。

掃描電鏡下可以發(fā)現(xiàn)，經(jīng)過紅化蝕變的斜長石內(nèi)部顯微孔隙明顯比未蝕變的大，而且孔隙邊緣呈現(xiàn)不規(guī)則的蝕變痕跡(圖5c)，可以推斷是由于流體對原生孔隙的蝕變使其進(jìn)一步擴大，此外蝕變過程也產(chǎn)生了大量的非常細(xì)小的顯微孔隙(圖5d，e)，這些孔隙相互連接貫通作為流體通道有效的控制了蝕變的進(jìn)行和分布。在主成礦期的絹云母化中，這些孔隙進(jìn)一步擴大甚至連接成裂隙。紅化蝕變中孔隙的分布與斜長石上蝕變礦物的分布一致，表明顯微孔隙控制斜長石中蝕變分布，與Putnis (2009)的研究結(jié)果一致，這也是紅化蝕變的凈邊結(jié)構(gòu)出現(xiàn)的主要原因。

綜上，可以明確斜長石紅化蝕變凈邊結(jié)構(gòu)的出現(xiàn)主要受顯微孔隙分布的控制。流體通過核部的顯微孔隙，對斜長石進(jìn)行交代生成相應(yīng)的蝕變礦物，而邊部孔隙不發(fā)育不利于流體的流動，所以蝕變程度較低，形成明顯的凈邊結(jié)構(gòu)。

4.2 紅化蝕變的實質(zhì)

前人將安家營子花崗巖中的紅化現(xiàn)象認(rèn)為是鉀長石化引起的，但是經(jīng)過仔細(xì)研究發(fā)現(xiàn)其并不是簡單的鉀長石化，而是一個非常復(fù)雜的蝕變過程。紅化蝕變在手標(biāo)本上表現(xiàn)為斜長石變紅，其他礦物基本不變(圖4b)，而鏡下觀察和電子探針分析發(fā)現(xiàn)主要是斜長石核部出現(xiàn)絹云母、鈉長石、綠簾石、鉀長石的蝕變礦物組合。胡受奚等(2004) 認(rèn)為高溫流體在交代斜長石時，可以使Na和Ca分離，形成鈉長石和簾石，并稱其為去鈣長石化作用。Que and Allen (1996)同樣發(fā)現(xiàn)巖漿期后的高溫流體能夠使斜長石蝕變形成絹云母、簾石和鈉長石的組合。由于在鏡下觀察發(fā)現(xiàn)斜長石的整個核部絹云母很發(fā)育，絹云母和鈉長石的分布基本一致，都受到顯微孔隙分布規(guī)律的限制，這說明絹云母和鈉長石有非常密切的成因聯(lián)系。Pluemper and Putnis (2009)認(rèn)為這種絹云母、鈉長石和綠簾石的蝕變組合是由于更長石結(jié)合流體中少量的Na和Si，生成了鈉長石，并且釋放出大量Ca和少量Al，而其釋放的Al則結(jié)合K和Si等全部進(jìn)入絹云母中，從而使全巖中Al的含量保持不變。紅化蝕變中絹云母大量發(fā)育，更長石中的K并不夠，其可能來自黑云母的綠泥石化所釋放的K，同時富Na的流體中也含有K (Engviketal., 2008)，也可以進(jìn)入絹云母中。而反應(yīng)釋放的Ca則結(jié)合蝕變釋放的Fe或者流體中帶來的Fe，在斜長石的核部形成綠簾石(圖5d-f)。

紅化蝕變中的鉀長石也普遍出現(xiàn)，但是全部都被限制在鈉長石和絹云母的蝕變的范圍內(nèi)(圖4e、圖5f)，并沒有單獨的鉀長石顆粒生成，也沒有鉀長石交代石英等其它礦物的現(xiàn)象出現(xiàn)，與典型的鉀長石化相差比較大(Lietal., 2013; 陳小丹等, 2012)。從圖5f中可以發(fā)現(xiàn)鉀長石是產(chǎn)于綠簾石顆粒的縫隙之間，顯然鉀長石化晚于鈉長石、絹云母和綠簾石組合的形成，這可能是由于絹云母的大量形成使流體的成分發(fā)生改變，更有利于形成鉀長石。Pluemper and Putnis (2009)利用SUPCRT92計算出在200MPa和不同溫度條件下，鈉長石、絹云母、鉀長石和流體活度圖解(圖7)。從圖7中可見，整個紅化蝕變的反應(yīng)過程可以概括如下，鈉長石化過程中，流體消耗大量的Na,使得流體中aNa+/aH+降低，到了絹云母的穩(wěn)定區(qū)域，便開始形成大量的絹云母，同時形成綠簾石。隨著絹云母的大量形成，H+大量消耗，導(dǎo)致aK+/aH+增大，到了鉀長石的穩(wěn)定區(qū)域，便開始形成鉀長石，于是便出現(xiàn)了我們所見到的蝕變組合。

圖7 log(aK+/aH+)-log(aNa+/aH+)圖解(200MPa，不同溫度條件下)Fig.7 log(aK+/aH+) vs. log(aNa+/aH+) diagram at various temperatures and 200MPa

根據(jù)元素帶入帶出的分析發(fā)現(xiàn)紅化蝕變的花崗巖Na丟失，這種結(jié)果是以上過程所不能解釋的，說明蝕變的過程中除了上述反應(yīng)外，可能還存在其它反應(yīng)。由于強烈紅化的斜長石中出現(xiàn)大面積綠簾石和鉀長石(圖5f)，占據(jù)了大量原來斜長石的空間，于此同時在觀察紅化蝕變后長石中的顯微孔隙時，發(fā)現(xiàn)了蝕變后孔隙明顯增大，這些都說明了在紅化蝕變過程中孔隙周圍的部分長石可能被流體溶解然后帶走，使得斜長石中部分孔隙擴大，然后被綠簾石和鉀長石這些幾乎不含Na的礦物充填，正是這一過程使得雖然有大量鈉長石生成，但是整體上紅化花崗巖仍然呈現(xiàn)Na丟失的特征。

蝕變巖之所以呈紅色主要是由于蝕變過程中有Fe的氧化物進(jìn)入斜長石的顯微孔隙中導(dǎo)致的(Hovelmannetal., 2010; Pluemper and Putnis, 2009; Putnisetal., 2007)。Pluemper and Putnis (2009)認(rèn)為Fe的氧化物的出現(xiàn)主要和形成鉀長石的過程關(guān)系密切，但是經(jīng)過鏡下觀察和分析發(fā)現(xiàn)安家營子金礦中Fe的氧化物不是由于鉀化所造成的，而是鈉長石化過程中形成的。因為在鏡下觀察到，鉀長石在斜長石中的分布范圍及其有限，遠(yuǎn)遠(yuǎn)不如鈉長石和絹云母(圖4e，g)，尤其是在蝕變較弱的更長石中(圖4c，d)，其出現(xiàn)的范圍更少，但是這些長石在肉眼下明顯可以發(fā)現(xiàn)核部變紅(圖4b)，也就是鈉長石和絹云母化的區(qū)域全部變紅，這說明鈉長石化過程才是長石變紅的主要反應(yīng)，而不是鉀長石化。

綜上，我們可以得到紅化蝕變主要是由于含Na流體對更長石的交代，形成鈉長石、絹云母和綠簾石的組合，隨著蝕變的進(jìn)行，流體的成分發(fā)生改變，進(jìn)入鉀長石的穩(wěn)定區(qū)域，開始形成鉀長石，這樣便形成鈉長石、絹云母、綠簾石和鉀長石的蝕變礦物組合。

4.3 紅化蝕變對成礦作用的意義

通過對紅化蝕變的詳細(xì)研究，發(fā)現(xiàn)其并不是金礦中典型的鉀長石化，而是斜長石與流體發(fā)生的一系列復(fù)雜過程，這一現(xiàn)象在花崗巖地區(qū)比較常見(Engviketal., 2008; Pluemper and Putnis, 2009; Que and Allen, 1996)，而且很多情況下與成礦過程關(guān)系不大，很多巖漿期后的流體與花崗巖反應(yīng)都能形成這樣的現(xiàn)象。大多數(shù)蝕變巖型金礦中鉀長石化都非常發(fā)育，強烈發(fā)育的鉀化作為早期蝕變對成礦物質(zhì)的活化遷移有很大的作用(Lietal., 2013)，且作為外圍蝕變對找礦有一定的指示作用。而安家營子金礦中的紅化蝕變程度相對較弱，只有少量Si、K帶入，少量Na、Ca、Fe帶出，而其他主量元素都保持不變，同流體的物質(zhì)交換非常少，所以對于成礦作用的貢獻(xiàn)非常少。其次紅化蝕變帶的范圍非常窄，在斷裂的兩側(cè)的分布寬度1cm到2m之間，而且紅化蝕變與其他蝕變的分帶性不明顯，并不能作為找礦的標(biāo)志，所以安家營子礦區(qū)的紅化蝕變對于成礦和找礦的作用有限。

5 結(jié)論

通過對紅化蝕變花崗巖中蝕變礦物的形態(tài)、類別、分布以及化學(xué)成分上的變化，對紅化蝕變有了更進(jìn)一步的認(rèn)識：

(1)安家營子花崗巖的斜長石的核部分布許多顯微孔隙，這些孔隙是在斜長石結(jié)晶階段由于核部生長速率高，捕獲了周圍的熔體或流體而形成的孔隙，邊部生長速率相對較慢，孔隙不發(fā)育。經(jīng)過紅化蝕變階段的流體使其進(jìn)一步擴大，同時在核部也生成大量的顯微孔隙，這些顯微孔隙的分布有效的控制了蝕變的分布，形成了明顯的凈邊結(jié)構(gòu)。

(2)紅化蝕變主要是由于含Na的流體對斜長石的交代作用形成鈉長石，隨著反應(yīng)的進(jìn)行流體中aNa+/aH+降低至絹云母穩(wěn)定區(qū)域，釋放出來的Al結(jié)合黑云母蝕變釋放出的K，以及流體中帶來的K生成大量的絹云母分布在斜長石內(nèi)部，同鈉長石共生。同時蝕變中釋放出的Ca結(jié)合流體中的Fe等成分，在長石的核部形成大量的綠簾石。隨著絹云母的大量形成，H+大量消耗，導(dǎo)致aNa+/aH+增大，到了鉀長石的穩(wěn)定區(qū)域，便開始形成鉀長石，于是便出現(xiàn)了我們所見到的蝕變組合，并不是簡單的鉀長石化，而是一個相對復(fù)雜的蝕變。

(3)鈉長石化過程中，來自斜長石內(nèi)部、黑云母等礦物或者流體中的Fe以氧化物形式充填入長石的顯微孔隙中，致使斜長石變紅，而并非鉀化使之變紅。

(4)紅化蝕變在花崗巖地區(qū)分布較廣，但是不一定與礦化過程有關(guān)，巖漿期后的流體同花崗巖反應(yīng)都能形成紅化蝕變，這一蝕變與安家營子金礦的主成礦期的關(guān)系尚不明確。同時紅化蝕變程度相對較弱，與流體的物質(zhì)交換非常少，對成礦作用的貢獻(xiàn)不是很大，且其分布并沒有太大規(guī)律，對找礦的指導(dǎo)性亦不大，所以只是看做早期較弱無礦的蝕變。

致謝在樣品處理和分析測試過程中，得到了中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實驗室陳小丹老師、中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所等王紅月老師、閆欣老師、楊賽紅老師的大力幫助；在成文過程中，得到了香港大學(xué)孫思博士和李曉春博士的指導(dǎo)和幫助;匿名審稿人提出了寶貴的意見；在此一并表示感謝。

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