陳?陽, 張?輝, 趙景宇

?

新疆卡魯安礦區(qū)807號偉晶巖脈近脈圍巖蝕變中成礦元素擴(kuò)散模型及其影響因素

陳?陽1,2, 張?輝1*, 趙景宇1,2

(1. 中國科學(xué)院 地球化學(xué)研究所 地球內(nèi)部物質(zhì)高溫高壓重點(diǎn)實(shí)驗室, 貴州 貴陽?550002; 2. 中國科學(xué)院大學(xué), 北京?100049)

通過對新疆卡魯安礦區(qū)807號偉晶巖脈體蝕變圍巖樣品的研究, 發(fā)現(xiàn)主元素Fe2O3、Al2O3、K2O、TiO2, 微量元素Li、Rb、Cs、Be等的含量在距接觸帶0.5 m處出現(xiàn)極大值, 向圍巖方向元素含量逐漸減少, 主元素SiO2含量則表現(xiàn)出相反的變化情況; 同時蝕變圍巖中發(fā)育白云母化和電氣石化蝕變, 結(jié)合礦相學(xué)及探針數(shù)據(jù)分析, 認(rèn)為圍巖中可能發(fā)生3NaAlSi3O8+2H++K+=KAl3Si3O10(OH)2+3Na++6SiO2和2KFe3(AlSi3O10)(OH)2+ SiO2+5Al2SiO5+2Na++6H3BO3= 2NaFe3Al6[Si6O18][BO3]3(OH)4+2K++7H2O等反應(yīng)。對蝕變圍巖中組分含量變化率和距接觸帶的距離的關(guān)系進(jìn)行擬合, 結(jié)果表明蝕變圍巖中組分的遷移方式以擴(kuò)散為主, 組分含量變化率是影響擴(kuò)散距離的主要因素, 有效擴(kuò)散系數(shù)和擴(kuò)散時間起次要作用, 同時組分的擴(kuò)散時間和擴(kuò)散距離呈正比。從807號脈蝕變圍巖Isocon圖解可看出Li、Rb、Cs等元素具有較高的遷入率, 與前人研究的Li、Rb、Cs具有較高的活動性的結(jié)論相一致。

稀有金屬; 擴(kuò)散模型; 圍巖蝕變; 偉晶巖; 阿爾泰

0?引?言

新疆阿爾泰地區(qū)是我國乃至世界上最重要的偉晶巖產(chǎn)地之一, 在38個偉晶巖田中, 分布著十萬余條偉晶巖脈, 是我國稀有金屬Li、Be、Rb、Cs等的重要產(chǎn)地[1]。由于長期開采, 阿爾泰地區(qū)已有的稀有金屬礦床均面臨枯竭。近年來, 在哈龍-青河稀有金屬成礦帶上發(fā)現(xiàn)了潛在的大型-超大型卡魯安鋰礦床, 預(yù)示在阿爾泰地區(qū)依然存在著良好的稀有金屬礦床找礦前景。

由于偉晶巖型稀有金屬礦床無磁性、無導(dǎo)電性以及與偉晶巖造巖礦物之間無明顯的密度差, 對電、磁、重力等地球物理方法無響應(yīng)[2], 高精度 1﹕50000遙感區(qū)測也無法揭露隱伏的偉晶巖盲脈。因此, 尋找隱伏的偉晶巖型稀有金屬礦體一直是難中之難, 在世界范圍內(nèi)均未取得實(shí)質(zhì)性突破。

稀有金屬偉晶巖侵入到變火山巖或變沉積巖圍巖中, 由巖漿分異出的富含稀有元素的流體相與圍巖發(fā)生水-巖相互作用, 形成分散暈, 并以富集高度活動的堿質(zhì)元素(Li、Rb、Cs)、揮發(fā)組分(H2O、B、F)為特征。在稀有金屬偉晶巖周圍的蝕變圍巖中, 通常發(fā)育有鋰閃石化、富Li-Rb-Cs黑云母化、白云母化以及電氣石化蝕變, 其中鋰閃石化的出現(xiàn)可很好地指示稀有金屬偉晶巖隱伏深度不會超過10 m[3]。

顯然, 利用交代蝕變圍巖的全巖化學(xué)組成特征是預(yù)測偉晶巖盲脈含礦性的有效工具。但截至目前, 尚不清楚與偉晶巖侵入相關(guān)的圍巖蝕變過程中稀有金屬元素遷移方式。在我國阿爾泰, 開展與稀有金屬找礦相關(guān)的圍巖蝕變研究工作非常薄弱, 稀有金屬元素擴(kuò)散定量建立模型方面還是空白。為此, 本研究擬以新疆阿爾泰卡魯安鋰礦區(qū)稀有金屬礦化偉晶巖807號脈的圍巖蝕變?yōu)檠芯繉ο? 在查明圍巖蝕變的類型、礦物學(xué)及地球化學(xué)特征的基礎(chǔ)上, 建立巖漿流體相與圍巖發(fā)生水-巖相互作用中稀有金屬元素的擴(kuò)散模型, 揭示擴(kuò)散模型的影響因素。

1?地質(zhì)背景

1.1?區(qū)域地質(zhì)

新疆阿爾泰造山帶位于西伯利亞板塊西南緣與準(zhǔn)噶爾-哈薩克斯坦板塊結(jié)合部位, 南以額爾齊斯大斷裂為界與準(zhǔn)噶爾板塊相接, 北為西伯利亞板塊, 向南東延伸至蒙古的戈壁阿爾泰, 向北延伸至哈薩克斯坦的礦區(qū)阿爾泰和俄羅斯的山區(qū)阿爾泰。該區(qū)域主要由變質(zhì)變形的沉積巖、火山巖和花崗巖侵入體組成, 根據(jù)新疆阿爾泰造山帶的地層、巖漿巖、變質(zhì)巖及構(gòu)造, 該區(qū)域被劃分成北西-南東走向的4個地塊, 自北向南依次為北阿爾泰、中阿爾泰、瓊庫爾和額爾齊斯構(gòu)造單元(圖1a)[4]。

北阿爾泰構(gòu)造單元主要出露上泥盆統(tǒng)庫馬蘇組和下石炭統(tǒng)紅山嘴組碎屑沉積巖、角閃巖相至綠片巖相變質(zhì)巖以及少量的黑云母花崗巖深成體; 中阿爾泰構(gòu)造單元出露低變質(zhì)程度的奧陶系哈巴河群砂巖、砂泥巖、泥巖和志留系庫魯姆提群碎屑沉積巖、片巖等, 以及大面積出露的花崗巖。哈巴河群碎屑鋯石206Pb/238U年齡為540~460 Ma,Hf()值主要為正值, 指示了早古生代, 活動大陸邊緣的環(huán)境[5?6]; 瓊庫爾構(gòu)造單元主要由康布鐵堡和阿爾泰建造組成。前者主要含泥盆系弧火山巖[7?8], 后者則主要由濁積巖系列和少量枕狀玄武巖、硅質(zhì)火山巖組成。該地塊也出現(xiàn)了一些含不常見組分的火成巖如埃達(dá)克巖、鎂鐵質(zhì)雜巖、高鎂安山巖和玻古安山巖等[9?13], 指示了活動陸緣的環(huán)境[14,15]; 額爾齊斯構(gòu)造單元分布在瓊庫爾構(gòu)造單元和額爾齊斯斷裂之間, 發(fā)育高級片麻巖和片巖, 其上覆蓋泥盆系含化石沉積巖和石炭系火山碎屑巖[7,16], 花崗巖分布規(guī)模小且分散。

1.2?礦區(qū)地質(zhì)

福?？h卡魯安稀有金屬偉晶巖礦區(qū)處于新疆阿爾泰山中段, 卡拉額爾齊斯河上游地區(qū), 大地構(gòu)造單元屬于阿爾泰褶皺系, 喀納斯-可可托海地槽褶皺帶, 可可托海復(fù)背斜的西北段 (圖1b)。研究區(qū)內(nèi)出露的地層主要為中上志留統(tǒng)庫魯姆提群, 含有兩個亞群: 下亞群主要以云母片巖、石英片巖和石英巖為主, 上亞群主要以變質(zhì)砂巖及少量粉砂巖、石英砂巖為主并含海綿化石。該群與下伏哈巴河群呈斷層接觸, 與上覆康布鐵堡組呈整合接觸關(guān)系。

卡魯安807號脈位于哈龍河西, 在2010年 1﹕10000地質(zhì)草測時發(fā)現(xiàn)偉晶巖露頭, 長約10 m, 厚1.5~2.7 m, 并在山坡處發(fā)現(xiàn)了近東西向的石英-鈉長石-鋰輝石偉晶巖轉(zhuǎn)石, 經(jīng)探槽及鉆孔揭露偉晶巖脈體長約650 m, 目前已控制礦脈長480 m, 向下延伸較穩(wěn)定, 脈體呈波狀彎曲, 走向近東西, 傾角60°~80° (圖2)。自上而下, 807號脈由鋰云母-石英-鈉長石型偉晶巖過渡到石英-鈉長石-鋰輝石型偉晶巖, 過渡界線在2400 m標(biāo)高左右, 上部含鋰云母-石英-鈉長石偉晶巖呈中粗粒結(jié)構(gòu), 由石英、鈉長石、少量白云母和鋰云母組成, 鋰云母多數(shù)為玫瑰色、少數(shù)淺紅色, 呈鱗片狀, 偶見小巢狀; 下部石英-鈉長石-鋰輝石偉晶巖為中細(xì)粒結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 主要由石英、鈉長石、鋰輝石組成, 脈體中未見綠柱石。圍巖以黑云母-石英片巖為主, 部分圍巖中含紅柱石。與卡魯安807號脈侵入相關(guān)的圍巖普遍發(fā)育白云母化和電氣石化(圖3), 其中白云母化蝕變分布廣泛, 在距接觸帶2.0 m范圍內(nèi)均有分布, 在距接觸帶0.5 m附近發(fā)育較好, 隨距接觸帶距離增加發(fā)育程度逐漸降低; 電氣石化主要發(fā)育在距接觸帶約0.5 m范圍, 隨距接觸帶距離增加發(fā)育程度降低, 在距接觸帶2.0 m處幾乎不可見。

圖1?新疆阿爾泰造山帶

(a)卡魯安礦區(qū), (b)地質(zhì)簡圖。數(shù)字1?4分別代表北阿爾泰、中阿爾泰、瓊庫爾和額爾齊斯構(gòu)造單元

(a) Kalu’an ore area; (b) the geological sketch map of the Kalu’an ore area. Numbers 1?4 represent the North Altai, Central Altai, Qiongkuer and Erqis structural units, respectively

圖2 卡魯安807號脈體地質(zhì)簡圖

圖3?與卡魯安807號脈相關(guān)的蝕變圍巖中的白云母化、電氣石化蝕變(距離偉晶巖-圍巖接觸帶0.5 m處)

2?樣品采集及分析方法

2.1?樣品采集

本研究樣品采自卡魯安807號偉晶巖脈侵入的圍巖中上志留統(tǒng)庫魯姆提群蝕變圍巖和未蝕變圍巖,其中蝕變圍巖樣品分別取自近脈體0~2 cm處及距離脈體約0.5、1.0、2.0 m處, 而取自距脈30.0 m處的樣品代表未蝕變的圍巖樣品。

2.2?分析方法

蝕變巖石的主要化學(xué)組成分析在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗室完成, 所用儀器是X熒光光譜儀, 儀器型號是AXIOS PANalytical。采用熔片法, 取0.7 g樣品和7 g助熔劑 (Li2B4O7), 攪拌均勻倒入鉑金坩堝中, 再加少量LiBr, 在熔樣爐中加熱至1100 ℃熔融制片。測試結(jié)果的相對標(biāo)準(zhǔn)偏差(RSD)小于1%, 燒失量(LOI)是將1 g樣品加熱到1100 ℃持續(xù)1 h后稱量獲得。

蝕變巖石的微量元素含量測試在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗室完成。所用儀器是PerkinElmer ELAN DRC-e型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS), 采用HF+HNO3密閉高壓溶樣, 詳細(xì)的樣品溶解流程和分析過程見Qi.[15], 分析相對標(biāo)準(zhǔn)偏差(RSD)小于10%。

蝕變礦物主要化學(xué)組成測試在長安大學(xué)西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點(diǎn)實(shí)驗室完成, 采用JXI-8100型電子探針分析, 加速電壓15 kV, 束電流1.0×10?8A, 束斑直徑1 μm, 分析相對標(biāo)準(zhǔn)偏差(RSD)小于2%。

3?分析結(jié)果

3.1?蝕變圍巖巖相學(xué)特征

圖4顯示黑云母-石英片巖及蝕變巖石背散射(BSE)照片, 利用網(wǎng)格法統(tǒng)計獲得的黑云母-石英片巖及蝕變巖石中主要礦物相相對含量及其電子探針(EMPA)分析結(jié)果列于表1。未蝕變巖石黑云母-石英片巖(樣品807-E)主要由石英、斜長石和黑云母組成, 它們相對體積含量分別約為55%、25%和19%, 不含蝕變礦物白云母和電氣石, 可據(jù)此認(rèn)為圍巖中發(fā)育的白云母和電氣石均由熱液蝕變形成(表1)。由表1可知, 近脈圍巖 (=0.0 m, 807-A)和弱蝕變圍巖(=2.0 m, 807-D)具有與黑云母-石英片巖相似的礦物組成及相對含量, 石英變化于51%~53%(體積, 下同), 斜長石變化于26%~30%, 黑云母變化于17%~20%之間, 指示由807號偉晶巖脈侵入形成的蝕變帶僅發(fā)育在小于2.0 m范圍, 樣品807-A具有和樣品807-E相似的礦物組成和相對含量說明圍巖具有較好的均一性, 同時我們認(rèn)為蝕變在807-A樣品中不發(fā)育而在807-B、807-C等樣品中發(fā)育是由于熱液出溶時在圍巖中的遷移速率和熱液組分與圍巖組分間反應(yīng)速率共同作用的結(jié)果。=0.5 m和=1.0 m處蝕變巖石顯示與黑云母-石英片巖顯著不同的礦物組成, 前者(807-B)以含有顯著低的石英(37%, 體積, 下同)、斜長石(21%)、黑云母(15%)、高的白云母(15%)、黑電氣石(9%)以及少量鈦鐵礦(3%)為特征; 后者(807-C)以低的石英(41%)、斜長石(22%)、黑云母(12%)、黑電氣石(7%)、鈦鐵礦(1%)及高的白云母(17%)為特征(表1)。圍巖蝕變前后長石組成未發(fā)生顯著變化, 為奧長石 (根據(jù)計算確定Ab、Or、An變化范圍Ab73.1~78.2Or0.3~0.8An21.2~26.4), 未見鉀長石形成。由此, 圍巖蝕變中可能包含斜長石溶解與白云母的形成, 以及黑云母溶解與黑電氣石的形成(圖5), 其蝕變反應(yīng)可分別寫成:

3NaAlSi3O8+2H++K+=KAl3Si3O10(OH)2+Na++6SiO2(1)

2KFe3(AlSi3O10)(OH)2+SiO2+5Al2SiO5+2Na++

6H3BO3=2NaFe3Al6[Si6O18][BO3]3(OH)4+2K++7H2O (2)

根據(jù)Shearer.[17]的研究, 上述反應(yīng)中NaCl和H3BO3來自偉晶巖分異的熱液, Al2SiO5來自于長石分解, 黑云母中的Mg、Fe等參與形成電氣石。

3.2?蝕變圍巖主要化學(xué)組成特征

未蝕變圍巖及蝕變圍巖的主要化學(xué)組成分析結(jié)果列于表2。由表2可見, 未蝕變巖石黑云母石英片巖(807-E)含有74.71% SiO2、0.51% TiO2、10.17% Al2O3、3.21% Fe2O3、2.61% K2O。與之對照,=0.5 m處蝕變巖石(807-B)具有最低的SiO2含量(63.22%), 最高的TiO2、Al2O3、Fe2O3和K2O含量 (分別為0.85%、15.46%、6.77%和5.46%)。近脈蝕變圍巖(=0.0 m, 807-A)中SiO2、TiO2含量為73.17%、0.44%, 與背景值相差不大; Fe2O3的含量為1.97%, 略低于背景值; 而Al2O3、K2O含量分別為14.25%、4.63%, 明顯高于背景值(圖6)。之后, 隨著距離的逐漸增大 (=1.0 m?30.0 m), 蝕變巖石 (807-C、807-D)中SiO2含量顯示遞增, 而Fe2O3、Al2O3、K2O和TiO2含量顯示遞減的趨勢。

圖4?卡魯安807號脈體蝕變圍巖背散射照片

(a) 807-A, (b) 807-B, (c) 807-C, (d) 807-D, (e) 807-E。礦物縮寫見表1

(a) 807-A, (b) 807-B, (c) 807-C, (d) 807-D, (e) 807-E. Mineral abbreviations are shown in Table 1

表2?蝕變圍巖中不同位置處(x=0、0.5、1.0和2.0 m)主要化學(xué)組成分析結(jié)果(%)

注:為蝕變圍巖采樣位置距偉晶巖接觸帶的距離。LOI代表燒失量

值得注意的是, 上述蝕變圍巖中SiO2、Al2O3、TiO2、Fe2O3和K2O含量隨距離的變化與基于礦物化學(xué)組成、相對含量計算的蝕變巖石中SiO2、Al2O3、TiO2、FeO和K2O含量(表1)隨距離的變化基本上是吻合的, 表明背散射(BSE)下主要礦物相鑒定及相對含量統(tǒng)計是可靠的。

圖6?卡魯安807號脈體蝕變圍巖中部分主元素含量隨采樣位置變化圖

3.3?蝕變圍巖稀有金屬元素分布特征

未蝕變圍巖及蝕變圍巖的主要化學(xué)組成分析結(jié)果列于表3。由表3可知, 未蝕變巖石黑云母石英片巖(807-E)含有Li 137 μg/g、Rb 105 μg/g、Cs 30.6 μg/g和Be 2.4 μg/g。與之對照,= 0.5 m處蝕變巖石(807-B)具有最高含量的Li、Rb、Cs、Be, 分別為798、981、536和61.7 μg/g。近脈蝕變圍巖(= 0.0 m, 807-A)中含有相對低的Li、Rb、Cs、Be含量, 分別為313、841、402和6.8 μg/g。隨著逐漸增大(= 1.0 m?30.0 m), 蝕變巖石 (807-C、807-D)中Li、Rb、Cs、Be元素含量顯示逐漸降低的趨勢, 這種變化與白云母化和電氣石化蝕變在距接觸帶0.5 m處最為發(fā)育, 向圍巖方向發(fā)育程度逐漸降低這一現(xiàn)象相一致, 說明Li、Rb、Cs和Be等元素含量變化明顯受蝕變類型及蝕變強(qiáng)度的影響; 值得注意的是Nb、Ta元素含量從接觸帶向圍巖方向持續(xù)降低, 未受到蝕變類型及強(qiáng)度的影響(圖7)。

表3?蝕變圍巖中不同位置處(x=0、0.5、1.0和2.0 m)巖石中稀有、稀土元素含量分析結(jié)果(μg/g)

3.4?蝕變圍巖REE組成特征

由表3可知, 未蝕變巖石黑云母石英片巖(807-E)以含有?REE (Y) 163.85 μg/g, 弱的Eu異常(Eu=0.57)為特征, 其(La/Sm)N、(La/Gd)N、(La/Yb)N分別為3.75、5.84和9.62, 顯示輕-輕稀土之間、輕-中稀土之間和輕-重稀土之間存在較大的分異; 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布模式顯示為LREE富集的右傾模式(圖8)。由圖8可見,=2.0 m處的弱蝕變圍巖(807-D)以及近脈圍巖(= 0.0 m, 807-A)顯示與未蝕變巖石相似的REE分布模式; 而與之對照,=0.5 m和1.0 m處蝕變巖石(807-B, 807-C)以顯著低的(La/Yb)N(分別為2.96, 3.58)為特征, 指示巖石經(jīng)熱液蝕變后導(dǎo)致HREE相對富集。

圖7?卡魯安807號脈體蝕變圍巖中部分微量元素含量隨采樣位置變化圖

圖8?卡魯安807號脈體蝕變圍巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解

4?討?論

4.1?元素的擴(kuò)散-滲濾模式建立的理論依據(jù)

4.1.1?線性等溫下純擴(kuò)散作用

在穩(wěn)態(tài)擴(kuò)散的條件下, 單位時間內(nèi)通過垂直于擴(kuò)散方向的單位面積的擴(kuò)散物質(zhì)量 (通稱擴(kuò)散通量)與該截面處的濃度梯度成正比, 這是菲克第一定律。假設(shè)擴(kuò)散沿軸方向進(jìn)行, 其表達(dá)式為:

為擴(kuò)散通量(mol/m2·s),為擴(kuò)散系數(shù)(m2/s), dd為濃度梯度(mol/m3·m), “?”表示擴(kuò)散方向為濃度梯度的反方向, 即擴(kuò)散由高濃度向低濃度區(qū)進(jìn)行;

在非穩(wěn)態(tài)擴(kuò)散條件下, 在距離處, 濃度隨時間的變化率等于該處的擴(kuò)散通量隨距離變化率的負(fù)值 (菲克第二定律), 其表達(dá)式為:

根據(jù)熱力學(xué)理論, 認(rèn)為擴(kuò)散過程與其他物理化學(xué)過程一樣, 其發(fā)生的根本推動力應(yīng)該是化學(xué)位梯度 (如電場、磁場等)。由此, 在其作用下質(zhì)點(diǎn)熱運(yùn)動導(dǎo)致的定向遷移稱為擴(kuò)散; 當(dāng)化學(xué)位梯度為零時, 擴(kuò)散達(dá)到平衡。

若巖石的孔隙流體處于靜止?fàn)顟B(tài), 體系發(fā)生純擴(kuò)散作用, 可認(rèn)為多孔介質(zhì)中的流體是服從亨利定律的無限稀溶液。純擴(kuò)散作用則可用一維擴(kuò)散作用菲克第二定律的標(biāo)準(zhǔn)形式來表示, 如式(4)所示。

4.1.2?有效擴(kuò)散系數(shù)推導(dǎo)

為氣體常數(shù),為絕對溫度,為離子電價,為法拉第常數(shù)。

對于在熱液中以絡(luò)合物形式遷移的元素, 根據(jù)Kohlrausch 離子獨(dú)立移動定律, 其極限摩爾電導(dǎo)率可以認(rèn)為是組成絡(luò)合物的離子極限摩爾電導(dǎo)率之和。對于偉晶巖體系而言, 晚期出溶的流體相中揮發(fā)分F、B、P對于稀有金屬的遷移起著重要的作用, 尤其是F[18], 因此本文選取F作為主要絡(luò)合劑, 對形成的LiF、RbF、CsF絡(luò)合物的遷移狀態(tài)進(jìn)行研究。

極限摩爾電導(dǎo)率大小受溫度變化影響十分明顯, 一般具有以下表達(dá)式[19]:

=0.02K?1, 代入之后可以得到極限摩爾電導(dǎo)率隨溫度變化的計算表達(dá)式。

根據(jù)Arrhenius 方程建立有效擴(kuò)散系數(shù)、溫度和擴(kuò)散激活能()之間的相互關(guān)系, 可得到離子或絡(luò)合物在熱液中擴(kuò)散系數(shù)隨溫度變化的經(jīng)驗公式:

據(jù)Morgan.[20]對Tanco偉晶巖、朱金初等[21]對可可托海3號偉晶巖脈的研究, 推測流體相出溶及其隨之發(fā)生的圍巖蝕變反應(yīng)在500~550 ℃溫度范圍, 即=773 ~ 823 K。

在地質(zhì)過程中, 熱液在地質(zhì)體中有效擴(kuò)散系數(shù)主要受到介質(zhì)孔隙度和曲折因子的影響[22], 可表述為:

為巖石的孔隙度,為巖石的曲折因子。由于曲折因子無法直接測量, 擴(kuò)散率(′)常被表示為孔隙度的經(jīng)驗函數(shù)[23]:

為經(jīng)驗指數(shù), 取值在2.0~2.5之間, 考慮到研究區(qū)的巖性本文取=2.0, 整理后獲得有效擴(kuò)散系數(shù)為:

利用該式, 所計算的絡(luò)合物在巖石中的擴(kuò)散系數(shù)列于表4。

表4?計算的LiF、RbF和CsF在黑云母-石英片巖中的擴(kuò)散系數(shù)

4.1.3?線性等溫下純滲濾作用

除了在化學(xué)位梯度作用下發(fā)生擴(kuò)散外, 元素在壓力梯度下發(fā)生的滲濾作用, 滲濾流可用下式表示[26]:

I=(11)

I為滲濾流,為流體質(zhì)點(diǎn)的平均移動速度,為介質(zhì)巖石的孔隙度,為組分濃度。

4.1.4?擴(kuò)散和滲濾的共同作用

在實(shí)際地質(zhì)作用過程中, 流體的運(yùn)移往往是擴(kuò)散和滲濾共同作用以及其他化學(xué)反應(yīng)重疊的結(jié)果, 若假設(shè)孔隙流體是理想溶液, 擴(kuò)散和滲濾作用的數(shù)學(xué)表達(dá)式如下:

與邊界、初始條件相結(jié)合, 可組成一維擴(kuò)散作用的微分方程組:

解這個方程組得到:

0和分別為熱液中離子或絡(luò)合物在扣除背景值后的初始含量及在位置處的實(shí)際含量,為擴(kuò)散距離,為擴(kuò)散時間,eff為有效擴(kuò)散系數(shù), 并假定其在擴(kuò)散過程中不發(fā)生變化。

在利用野外數(shù)據(jù)對模型進(jìn)行驗證過程中我們發(fā)現(xiàn)式(15)并不滿足野外數(shù)據(jù), 考慮到卡魯安807號脈體圍巖的孔隙度約為0.093, 在孔隙度較小時我們可忽略流體的滲濾作用, 對式(15)進(jìn)行簡化后得到流體擴(kuò)散作用的表達(dá)式:

4.2?與卡魯安807號脈侵入相關(guān)的圍巖蝕變過程中元素遷移及方式

4.2.1?圍巖蝕變中元素遷移方式-擴(kuò)散模型

由式(16)可知, 隨擴(kuò)散進(jìn)行稀有金屬元素濃度()變化取決于其初始濃度(0)、有效擴(kuò)散系數(shù)(eff)、擴(kuò)散距離以及擴(kuò)散時間()。假定eff在擴(kuò)散過程中不發(fā)生變化, 余補(bǔ)誤差函數(shù)erfc在區(qū)間內(nèi)為減函數(shù), 擴(kuò)散距離與為負(fù)相關(guān)關(guān)系, 若隨擴(kuò)散距離增加,值減少較慢則擴(kuò)散較遠(yuǎn), 即值變化率是影響擴(kuò)散距離的最重要因素。對于本次研究的圍巖蝕變, 由于距離偉晶巖接觸帶= 0 m處Li、Rb、Cs、Be異常低的分布(圖7), 無法獲得其準(zhǔn)確的初始濃度值(0)。但由于0為定值, 因此我們可以獲得0是有效擴(kuò)散系數(shù)(eff)、擴(kuò)散距離()以及擴(kuò)散時間()的函數(shù)關(guān)系。將距卡魯安807號脈與圍巖接觸帶= 0.5、0、2.0和30.0 m處實(shí)際測得的全巖中Li、Rb、Cs含量及估算的接觸帶處初始的Li、Rb、Cs含量代入式(16), 擬合出0與擴(kuò)散距離()的函數(shù)關(guān)系(圖9)。

如圖9所示, LiF、RbF、CsF在卡魯安807號脈周圍的蝕變圍巖中的濃度變化基本上符合擴(kuò)散的特征。從圖9中也可看出LiF在蝕變圍巖中的遷移距離最遠(yuǎn), CsF和RbF次之, 對應(yīng)的遷移時間分別為(1.73 ± 0.31)×103a, (0.85 ± 0.15)×103a和(0.80±0.15)× 103a, 遷移時間和遷移距離呈正比同時較好的擬合曲線也說明圍巖僅經(jīng)歷了一次熱液事件。

4.2.2?圍巖蝕變中組分(元素)的遷移

圍巖蝕變過程中不僅包含組分帶入和帶出, 而且不可避免涉及蝕變前后體積的變化。Gresens[27]最初提出了巖石交代蝕變的成分-體積分析法, 利用穩(wěn)定元素的質(zhì)量計算其他元素質(zhì)量的遷移。在此基礎(chǔ)上, Grant[28]提出的Isocon圖解法(或等濃度線法), 可不考慮圍巖蝕變過程中巖石體積的變化, 可直觀看出元素遷入與遷出。

通常認(rèn)為Al、Ti、Zr、Y、Nb組分在水-巖相互作用中穩(wěn)定[29]。通過對807號脈周圍蝕變圍巖主要化學(xué)組成及微量元素組成分析, 發(fā)現(xiàn)Y在蝕變過程中變化很小, 選其為不活動元素, 并取距接觸帶30.0 m處樣品中數(shù)據(jù)作為橫坐標(biāo)(背景值), 距接觸帶0.5 m處樣品中數(shù)據(jù)作為縱坐標(biāo), 對數(shù)據(jù)進(jìn)行一定程度的等比例縮放。作出= 0.5 m處的蝕變圍巖的Isocon圖解。由圖10可見, 圍巖遭受熱液蝕變過程中, Li、Rb、Cs、Be、Ta顯示顯著的遷入, Na、Zr顯示明顯的帶出。此外, Al、Fe、K、P、Nb、Ti顯示少量遷入, Si、Mg、Ca顯示少量帶入。

0代表扣除背景值后元素含量與初始值的比值

0represents the ratio of element content after deducting the background content over its primary content

顯然, 蝕變圍巖(807-B、807-C)中Li、Rb、Cs、Be、Ta含量顯著增大, 暗示偉晶巖演化晚期出溶的流體相中含有較高的Li、Rb、Cs、Be、Ta含量。這與Shearer.[17]研究South Dakota的Black Hills附近3個偉晶巖體Etta、Bob Ingersoll No. 1、Peerless圍巖蝕變, 發(fā)現(xiàn)石英-云母片巖中發(fā)育Li、Rb、Cs、F、B、As、U等元素的擴(kuò)散暈 (<30.0 m)以及顯示Li > Cs≥Rb活動性是一致的。

圖10?卡魯安807號脈體蝕變圍巖等濃度線圖解法

o為未蝕變樣品或蝕變程度最低樣品組分,A為距接觸帶0.5 m內(nèi)蝕變樣品組分。氧化物以質(zhì)量百分比(%), 元素以濃度(μg/g)為單位進(jìn)行投點(diǎn), 圖中直線代表由元素Y所確定的Isocon線, 氧化物及元素前的數(shù)字代表比例系數(shù)

whereorepresents the compositions of fresh or least altered samples,Arepresents the compositions of the samples collected at 0.5 m away from the contact zone in the country rocks. Oxides are plotted in weight percent and elements are expressed in per million. The straight line indicates the unified Isocon defined by Y; the numbers before the oxide and element symbols represent the scaling coefficients

5?結(jié)?論

(1) 通過對卡魯安807號脈體蝕變圍巖中所采集樣品中礦物及元素含量的分析發(fā)現(xiàn), 距離接觸帶0.5 m處樣品中發(fā)育有較強(qiáng)的白云母化、電氣石化蝕變伴隨著較低的石英、斜長石、黑云母含量, 出現(xiàn)主元素Fe2O3、Al2O3、K2O、TiO2含量的極大值, SiO2含量的極小值及微量元素Li、Rb、Cs、Be含量的極大值, 向圍巖方向除SiO2外, 以上組分的含量持續(xù)降低, HREE在蝕變發(fā)育較強(qiáng)烈的樣品中相對富集。

(2) 通過對卡魯安807號脈體蝕變圍巖中組分遷移模式的分析, 發(fā)現(xiàn)組分的遷移方式以擴(kuò)散為主, 滲濾作用較小, 影響組分?jǐn)U散距離的主要因素是組分含量變化率, 組分的遷移時間和遷移距離呈正比, 同時較好的擬合曲線也說明圍巖僅經(jīng)歷了一次熱液事件; 根據(jù)蝕變圍巖中距接觸帶0.5 m處樣品中Li、Rb、Cs含量及背景值, 從Isocon圖解中可看出Li、Rb、Cs在圍巖蝕變過程中具有較高的遷入率, 與前人的研究認(rèn)為Li、Rb、Cs具有較高的活動性的結(jié)論相一致。

[1] 鄒天人, 李慶昌. 中國新疆稀有及稀土金屬礦床[M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 2006: 1–284. Zou Tian-ren, Li Qing-chang. Rare and Rare Earth Metal Deposits in Xinjiang, China[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2006: 1–284 (in Chinese).

[2] Milkereit B. Ore deposits and exploration technology[M]// Galeschuk C, Vanstone P. Exploration Techniques for Rare-Element Pegmatite in the Bird River Greenstone Belt, Southeastern Manitoba. Canada: Proceedings of Exploration 07, 2007: 823–839.

[3] London D. Holmquistite as a guide to pegmatitic rare metal deposits[J]. Econ Geol, 1986, 81(3): 704–712.

[4] Cai Keda, Sun Min, Yuan Chao, Xiao Wenjiao, Zhao Guoshun, Long Xiaoping, Wu Fuyuan. Carboniferous mantle-derived felsic intrusion in the Chinese Altai, NW China: Implications for geodynamic change of the accretionary orogenic belt[J]. Gondwana Res, 2012, 22(2): 681–698.

[5] Long Xiaoping, Sun Min, Yuan Chao, Xiao Wenjiao, Lin Shoufa, Wu Fuyuan, Xia Xiaoping, Cai Keda. Detrital zircon age and Hf isotopic studies for metasedimentary rocks from theChinese Altai: Implications for the Early Paleozoic tectonic evolution of the Central Asian Orogenic Belt[J]. Tectonics, 2007, 26(5): 1–20.

[6] Long Xiaoping, Yuan Chao, Sun Min, Xiao Wenjiao, Zhao Guochun, Wang Yujing, Cai Keda, Xia Xiaoping, Xie Liewen. Detrital zircon ages and Hf isotopes of the early Paleozoic flysch sequence in the Chinese Altai, NW China: New constrains on depositionalage, provenance and tectonic evolution[J]. Tectonophysics, 2010, 480(1–4): 213–231.

[7] Windley B F, Kroner A, Guo Jinghui, Qu Guosheng, Li Yingyi, Zhang Chi. Neoproterozoic to Paleozoic geology of the Altay orogen, NW China: New zircon age data and tectonic Evolution[J]. Geology, 2002, 110(6): 719–737.

[8] Chai Fengmei, Mao Jingwen, Dong Lianhui, Yang Fuquan, Liu Feng, Geng Xinxia, Zhang Zhixin. Geochronology of metarhyolites from the Kangbutiebao Formation in the Kelang basin, Altay Mountains, Xinjiang: Implications for the tectonic evolution and metallogeny[J]. Gondwana Res, 2009, 16(2): 189–200.

[9] Niu Hecai, Sato H, Zhang Haixiang, Ito J, Yu Xueyuan, Nagao T, Terada K, Zhang Xueyuan. Juxtaposition of adakite, boninite, high-TiO2and low-TiO2basalts in theDevonian southern Altay, Xinjiang, NW China[J]. J Asian Earth Sci, 2006, 28(4–6): 439–456.

[10] Niu Hecai, Xu Jifeng, Yu Xueyuan, Chen Fanrong, Zheng Zouping. Discovery of Mg-rich volcanic rock series in western Altay area, Xinjiang and its geologic significance[J]. Chinese Sci Bull, 1999, 44(18): 1685–1688.

[11] Xu Jifeng, Castillo P R, Chen Fanrong, Niu Hecai, Yu Xueyuan, Zheng Zuoping. Geochemistry of late paleozoic mafic igneous rocks from the Kuerti area, Xinjiang, northwest China: Implications for backarc mantle evolution[J]. Chem Geol, 2003, 193(1/2): 137–154.

[12] Cai Keda, Sun Min, Yuan Chao, Zhao Guochun, Xiao Wenjiao, Long Xiaoping, Wu Fuyuan. Geochronological and geochemical study of mafic dykes from the northwest Chinese Altai: Implications for petrogenesis and tectonic evolution[J]. Gondwana Res, 2010, 18(4): 638–652.

[13] Wong Kenny, Sun Min, Zhao Guochun, Yuan Chao, Xiao Wenjiao. Geochemical and geochronological studies of the Alegedayi ophiolitic complex and its implication for the evolution of the Chinese Altai[J]. Gondwana Res, 2010, 18(2/3): 438–454.

[14] Yuan Chao, Sun Min, Xiao Wenjiao, Li Xianhua, Chen Hanlin, Lin Shoufa, Xia Xiaoping, Long Xiaoping. Accretionary orogenesis of the Chinese Altai: Insights from Paleozoic Granitoids[J]. Chem Geol, 2007, 242(1/2): 22–39.

[15] Qi Liang, Hu Jing, Gregoire D C. Determination of trace elements in granites by inductively coupled plasma mass spectrometry[J]. Talanta, 2000, 51(3): 507–513.

[16] 曲國勝, 崇美英. 阿爾泰造山帶的鉛同位素地質(zhì)及其構(gòu)造意義[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 1991, 5(1): 100–110. Qu Guo-sheng, Chong Mei-ying. Lead isotope geology and its tectonic implication in Altaids, China[J]. Geoscience, 1991, 5(1): 100–110 (in Chinese with English abstract).

[17] Shearer C K, Papike J J, Simon S B. Pegmatite/wallrock interactions, Black Hills, South Dakota: Progressive boron metasomatism adjacent to the Tip Top pegmatite[J]. Am Mineral, 1986, 48(12): 518–539.

[18] Linnen R L, van Lichtervelde M, ?erny P. Granitic pegmatites as sources of strategic metals[J]. Elements, 2012, 8(4): 275–280.

[19] Coury L. Conductance measurements Part 1: Theory[J]. Curr Sep, 1999, 18(3): 91–96.

[20] Morgan G B VI, London D. Alteration of amphibolitic wallrocks around the Tanco rare-element pegmatite, Bernic Lake, Manitoba[J]. Am Mineral, 1987, 72(11/12): 1097–1121.

[21] 朱金初, 吳長年, 劉昌實(shí), 李福春, 黃小龍, 周東山. 新疆阿爾泰可可托海3號偉晶巖脈巖漿—熱液演化和成因[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報, 2000, 6(1): 46–47. Zhu Jin-chu, Wu Chang-nian, Liu Chang-shi, Li Fu-chun, Huang Xiao-long, Zhou Dong-shan. Magmatic-Hydrothermal evolution and genesis of Koktokay No. 3 rare metal pegmatite dyke, Altai, China[J]. Geol J China Univ, 2000, 6(1): 46–47 (in Chinese with English abstract).

[22] Liu Jianguo, Nie Yongfeng. Fractal scaling of effective diffusion coefficient of solute inporous Media[J]. J Environ Sci, 2001, 13(2): 170–172.

[23] Boving T B, Grathwohl P. Trace diffusion coefficients in sedimentary rocks correlationto porosity and hydraulic conductivity[J]. J Contam Hydrol, 2001, 53(1): 85–100.

[24] Ejima T, Sato Y, Yaegashi S, Kijima T, Takeuchi E, Tamai K. Visosity of molten alkali fluorides[J]. J Japan Inst Met, 1987, 51(4): 328–337.

[25] Marciniszyn T. Unusual application of porous matrix made from quartzite schist[J]. Physicochem Probl Miner Process, 2013, 49(1): 323–328.

[26] Fletcher RC, Hojmann A W. Simple models of diffusion and combined diffusion–infiltration metasomatism[M]//Hofmann A W, Giletti B J, Yoder H S Jr, Yund R A. Geochemical Transport and Kinetics. Washington: Carnegie Institution of Washington Publication, 1974, 634: 243–259.

[27] Gresens R L. Composition-volume relationships of metasomatism[J]. Chem Geol, 1967, 2(1): 47–65.

[28] Grant J A. The Isocon Diagram — A simple solution to Gresens' Equation for metasomatic Alteration[J]. Econ Geol, 1986, 81(8): 1976–1982.

[29] Maclean W H, Kranidiotis P. Immobile elements as monitors of mass transfer in hydrothermal alteration: Phelps Dodge massive sulfide adeposit, Matagami, Quebec[J]. Econ Geol, 1987, 82(4): 951–962.

Altered country rocks of No. 807 pegmatite vein in the Kalu’an ore area, Xinjiang: Ore-forming element diffusion model and its influencing factors

CHEN Yang1,2, ZHANG Hui1*and ZHAO Jing-yu1,2

1. Laboratory for High Temperature and High Pressure Study of the Earth’s Interior, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang?550002, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing?100049, China

Based on our studies on altered country rock samples from No.807 pegmatite vein in Kalu’an ore area in Xinjiang, it is found that major element oxides such as Fe2O3, Al2O3, K2O, TiO2and trace elements such as Li, Rb, Cs, Be reach their maximum contents at approximately 0.5m away from the contact zone between the pegmatite vein and the country rocks, and tend to decrease in the direction from the contact zone to the country rocks, while the content of SiO2shows an opposite tendency of variation. On the basis of the available mineralogical and electron probe analytical data, the occurrence of muscovite and tourmaline in the altered rocks probably indicates the following reactions, e.g., 3NaAlSi3O8+2H++K+=KAl3Si3O10(OH)2+3Na++6SiO2and 2KFe3(AlSi3O10)(OH)2+ SiO2+5Al2SiO5+2Na++6H3BO3=2NaFe3Al6[Si6O18][BO3]3(OH)4+2K++7H2O. By employing the data fitting of variation rates of component contents and the corresponding distance away from the contact zone, it is suggested that the component migration patterns are controlled mainly by diffusion. Among the factors that influence the diffusion distance, the variation rate for component contents is the primary factor, while both effective diffusion coefficient and diffusion time are the secondary factors. Meanwhile, we found have that the diffusion time is proportional to the diffusion distance. The Isocon diagram for the altered country rocks of No.807 pegmatite vein shows that elements such as Li, Rb and Cs exhibit higher migration rates, which is consistent with the results of the previous study that Li, Rb and Cs exhibit much higher mobility.

rare metal; diffusion model; country rock alteration; pegmatite; Altai

P595

A

0379-1726(2016)03-0268-13

2015-03-19;

2015-06-10;

2015-07-28

國家自然科學(xué)基金(41372104); 新疆有色金屬工業(yè)集團(tuán)地質(zhì)科研項目(YSKY2011-02)

陳陽(1989–), 男, 碩士研究生, 巖石地球化學(xué)研究方向。E-mail: desesile@126.com

ZHANG Hui, E-mail: zhanghui@vip.gyig.ac.cn; Tel: +86-851-85891454