湘西合仁坪钠长石石英脉型金矿床围岩蚀变及质量平衡
张婷+彭建堂
摘要：湘西柳林汊一带钠长石石英脉型金矿十分发育。为了揭示该区金矿的成矿物质来源、成矿过程及成矿流体信息，对该区最典型的合仁坪钠长石石英脉型金矿床围岩蚀变特征进行研究，并利用标准化Isocon图解法，对围岩蚀变过程中物质带入、带出进行质量平衡计算。结果表明：合仁坪金矿床的围岩蚀变主要包括绢云母化（褪色化）、黄铁矿化和绿泥石化，其中褪色化分布最为广泛，是该区金矿床最重要的蚀变类型；在合仁坪金矿床形成过程中，围岩中的Al2O3为惰性组分，Na2O、Sr、V、Cr、W、Nb、Th及部分挥发分（S、CO2和H2O）等组分被带入围岩中，而SiO2、Fe2O3、K2O、CaO、MgO、Cu、As、Pb、Zn、Ni、Co、Sb、Li、Rb、Ba等组分从围岩中迁出；轻稀土元素的迁出程度远远大于重稀土元素，围岩蚀变过程中轻、重稀土元素发生强烈的分异；矿脉中钠长石的钠质并非来自赋矿围岩，而是由成矿流体从外界带入的；矿脉石英中硅质则部分来自赋矿围岩。
关键词：金矿床；围岩蚀变；质量平衡；标准化Isocon图解法；元素迁移；湖南
中图分类号：P618.51文献标志码：AWallrock Alteration and Mass Balance of Herenping Albitequartz
0引言
围岩蚀变是热液成矿作用的重要组成部分，也是热液矿床的主要特征之一。对热液矿床围岩蚀变的研究能揭示成矿时的物理化学条件，热液的性质和演化，成矿元素的迁移、富集和矿石沉淀的相关信息[14]，因此，围岩蚀变一直是矿床学研究的重要内容。
湘西一带脉型金矿床分布广泛，且层控特征非常明显。该区80%以上的金矿赋存于新元古界板溪群马底驿组紫红色板岩中[5]。这些脉型金矿床主要为石英脉型，但在柳林汊一带，金矿床矿脉中肉红色钠长石体积分数通常可超过30%。目前，柳林汊一带金矿床的研究程度较低，其成矿物质来源、成矿流体性质及成矿过程均不清楚。笔者拟以该区合仁坪钠长石石英脉型金矿床为研究对象，试图对蚀变带进行质量平衡计算，揭示这类金矿在成矿过程中近矿围岩所遭受的物理化学变化，以便为示踪该矿的成矿物质来源以及成矿过程提供依据。
1区域地质概况
湖南雪峰山一带金矿广泛分布，是华南最重要的金成矿区带之一。湖南省80%金矿床（点）分布于该区，是该省最重要的黄金产地[67]。特别是在湘西沅陵、桃源、安化一带，金矿分布最为集中；目前，该区已经发现金矿床（点）超过100处，大致可分为柳林汊金矿带、渣滓溪金锑钨矿带、西安金锑钨矿带、沃溪金锑钨矿带和西冲金锑矿带[8]。
柳林汊金矿带位于湘西成矿区的北部，在大地构造位置上处于江南古陆武陵隆起与雪峰隆起带之间的次级隆起区内。目前，该区已发现超过10处金矿床，这些金矿主要分布于万善桥—柳林汊一带，柳林汊金矿带呈NE60°～70°展布，长65 km，宽2～6 km（图1）。该区金矿床均为脉型金矿床，且所有矿床（点）都产于新元古界板溪群马底驿组紫红色砂质绢云母板岩中，受NEE向断裂的控制[8]。该区金矿脉中普遍含有肉红色的钠长石，由于颜色与常见钠长石明显有区别，所以曾被误认为是钾长石。合仁坪金矿床是该区规模最大的金矿床，采矿历史悠久，清末民初是其开采的鼎盛时期，该矿床也是湖南境内4处主要的产金矿山之一。
2矿床地质特征
合仁坪金矿分布于柳林汊金矿带的东北段，主要包括合仁坪、荞子冲、长岭岗和桐树面等矿段（图1）。除第四系覆盖层外，矿区出露的地层为新元古界板溪群马底驿组（Pt3bnm）和五强溪组（Pt3bnw），五强溪组分布于矿区两侧，马底驿组分布在矿区中部，构成长岭岗背斜（图2）；在背斜核部，亦有少量五强溪组地层分布。矿区及其外围未见岩浆岩出露。
合仁坪金矿区所有的金矿脉均产于长岭岗背斜的次级褶皱两翼或轴部新元古界板溪群马底驿组紫红色条带状绢状绢云母板岩中，构造控矿非常明显。矿体一般呈层状、似层状产出，与赋矿地层产状基本一致（图3），局部可见切层现象[图3（b）]，网脉状矿体亦可见，矿脉分支复合，尖灭再现特征明显。矿区目前已发现超过20条含金矿脉，这些矿脉走向呈NEE向，倾向NNW或SSE，倾角25°～72°。单脉走向长10～200 m，沿倾斜延深126～135 m，厚0.3～1.2 m。矿脉主要由肉红色的钠长石和石英构成，钠长石的体积分数一般为30%～40%，局部可超过80%。
该区矿石类型主要为自然金钠长石石英型和自然金钠长石石英硫化物型。金属矿物主要有黄铁矿、自然金、方铅矿、黝铜矿和闪锌矿等，局部可见黄铜矿、毒砂和磁黄铁矿；非金属矿物主要有石英、钠长石和方解石，另外还有少量绿泥石、叶腊石和高岭石。金矿物主要为自然金，载金矿物主要为石英、钠长石和硫化物（方铅矿、黝铜矿和黄铁矿）；石英和钠长石中常可见明金。
3围岩蚀变
该矿区的围岩蚀变较发育，主要表现为绢云母化（褪色化）（图3、4）、黄铁矿化[图4（b）、（d）]和绿泥石化[图4（c）、（d）]，局部可见高岭土化和叶腊石化。
3.1绢云母化
绢云母化是矿区范围内最为发育的蚀变类型，通常分布于矿脉的两侧（图3、4）。当矿脉规模较小时，褪色化蚀变往往只发育于矿体下盘的近矿围岩中[图4（a）]，但通常情况下褪色化沿矿脉两侧大致呈对称分布，且蚀变宽度远大于矿脉厚度[图4（b）、（c）]。湘西一带80%以上的金矿床均赋存于板溪群马底驿组地层中，紫红色板岩是该区赋矿围岩[图5（a）、（b）]。在含矿热液的作用下，近矿的紫红色板岩发生蚀变，颜色明显变浅[图5（c）、（d）]。这种褪色化蚀变类型在湘西一带金矿床普遍发育，被视为整个湘西地区最重要的找矿标志[8]。
与紫红色原岩对比研究发现，发生褪色化的蚀变围岩中最显著的变化就是绢云母体积分数大幅度增加（图6），因此，所谓的褪色化实际上就是绢云母化。前人和本次研究均表明，绢云母化主要以交代钠长石、碳酸盐矿物以及原生的绢云母重结晶或新生成等方式进行[9]。与未蚀变岩石中的原生绢云母对比，蚀变作用中形成的绢云母也呈鳞片状，但片径明显增大，且呈一定的定向排列（图6）。
3.2黄铁矿化
黄铁矿发育于矿脉中和近矿的褪色化蚀变围岩中，呈浸染状、细脉状、条带状产出。靠近矿体的褪色化围岩中，黄铁矿分布较多：越靠近矿体，黄铁矿化越强烈，并且黄铁矿呈浸染状分布，颗粒细小，晶形主要以五角十二面体为主[图4（b）]；远离矿脉，黄铁矿化逐渐减弱，并且黄铁矿数量明显减少，但粒径变粗，晶形主要以立方体为主[图4（b）、（d）]。
3.3绿泥石化
暗绿色的绿泥石以变质矿物和代替白云母的热液蚀变矿物的形式出现在围岩中[图4（c）、（d）]，一般呈顺层状或不规则脉状。在钠长石石英脉中也常伴生有条带状的绿泥石[图4（b）]。
4蚀变过程中的质量平衡计算
4.1计算方法的选择
研究围岩蚀变最主要的方法是通过质量平衡计算来推断蚀变过程中不同组分的迁移规律[10]。发生在自然界中的大部分地质过程在一个开放的环境中进行，这样就避免不了各种元素或组分不同程度的迁入和迁出。众多研究都表明，在地质流体活动的情况下，产生的交代作用都会使大量的活泼元素发生活化和迁移[1112]。直接比较两类样品总质量的改变，不能准确反映出各组分的真实迁移程度。为了计算出蚀变过程中岩石和流体之间物质传递有意义的信息，校正岩体总质量改变后的全岩地球化学数据是非常有必要的。因此，质量平衡计算的根本目的就是为了消除总质量变化带来的影响[1317]。
目前的计算方法均是以假设在开放体系中存在一个或者几个不活泼组分为前提条件，进而确定其他组分在体系开放前、后的质量迁移规律[1820]。在早期的研究中，Gresens等主要是采用成分体积图解法[13]和Isocon图解法[14]来进行蚀变过程中的质量平衡计算。值得注意的是，上述两种方法均存在明显不足和缺陷，除了需要总质量和体积因子等数据外，在应用上还有如下缺陷：①成分体积图解法需要大量精确的密度和体积方面的数据信息，大大增加了研究过程的难度和工作量；②Isocon图解法的优点是将“体积变化”关系转换为“质量变化”关系，去掉了密度参数，这大大简化了计算过程，但是也有一个明显不足，就是它只适合于两个样品之间的物质迁移计算，并不适用于实际中复杂的多组分迁移。事实上，开放体系并不是如理论模型中讨论的蚀变前、后两个简单且截然不同的样品组成，实际上其是呈梯度变化的[2123]，因此，如果只在每两个样品之间建立彼此独立的图解，多组分之间就缺乏直接对比性[2426]。
近两年发展起来的标准化Isocon图解法[25]可以弥补上述方法的缺陷。该方法可以将多个样品的Isocon线整合到一个图解中，在标准化过程中，可以在各独立样品之间建立一个可直接对比的共同参照[26]。已有研究表明，这种方法非常适合于热液持续充填交代作用过程中所产生的围岩蚀变[23]，因此，本文拟采用标准化Isocon图解法来研究合仁坪金矿床的围岩蚀变，并在应用过程中对该方法进行局部改进。
为了减少运算量，对合仁坪金矿床的蚀变模型进行适当简化：以矿区未蚀变的紫红色板岩作为原岩，将由交代反应产生的连续变化蚀变围岩人为地分为近矿蚀变围岩和远矿蚀变围岩两部分（图7）。
4.2惰性组分的选择
李昌年等常将熔沸点和电价较高、离子半径和溶解度较小的P2O5、MnO、Al2O3和TiO2作为惰性组分[2731]。本文分别对区域马底驿组紫红色板岩、合仁坪矿区紫红色板岩、近矿蚀变围岩和远矿蚀变围岩分别进行了主量、微量及稀土元素（REE）分析（表1、2）。主量元素含量（质量分数，下同）测试采用XRF方法，在中南大学地球科学与信息物理学院完成；微量元素和稀土元素含量测试采用ICPMS分析方法，在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。
从表3可以看出，与Al2O3和TiO2相比，P2O5和MnO在本次分析的样品中含量都非常低，以其为参照来进行计算时，基数太小，容易产生较大误差，故将其剔除。近矿蚀变围岩和远矿蚀变围岩中，Al2O3和TiO2的含量是同步变化的（表3）。从围岩裂隙中充填有大量钠长石和石英以及碳酸盐类矿物的细脉来看，岩石的体积是收缩的，假设岩石的密度基本不变，则岩石总质量是减少的。
惰性组分i的Isocon线斜率计算公式为ki=MO/MA=CAi/COi（1）式中：ki为惰性组分i的Isocon线斜率；MO为原岩总质量；MA为蚀变岩总质量；CAi为惰性组分i在蚀变岩中的含量；COi为惰性组分i在原岩中的含量。
由式（1）计算得到： ①近矿蚀变围岩中，惰性元素Al的Isocon线斜率为1.493 3，惰性元素Ti的Isocon线斜率为1.476 2，且前者大于后者；②远矿蚀变围岩中，惰性元素Al的Isocon线斜率为1.172 0，惰性元素Ti的Isocon线斜率为1.190 5，且前者小于后者。由此可以假设：①对于近矿蚀变围岩，当Ti为理想的不活泼元素时，Al为迁入元素，当Al为不活泼元素时，Ti为迁出元素；②对于远矿蚀变围岩，当Ti为理想的不活泼元素时，Al为迁出元素，当Al为不活泼元素时，Ti为迁入元素。
4.3计算结果及讨论
为了查明合仁坪矿区紫红色板岩和蚀变围岩之间的物质转移量，可以对合仁坪矿区紫红色板岩和蚀变围岩间以及合仁坪矿区紫红色板岩和远矿蚀变围岩间分别建立Isocon图解，形成两条斜率不同的等浓度线。上述图解只能分别比较出近矿和远矿蚀变围岩中各组分相对合仁坪矿区紫红色板岩的迁移量，而无法判别近矿和远矿蚀变围岩之间的物质转移。可以借鉴Guo等提出的方法[22]，把远矿蚀变围岩和合仁坪矿区紫红色板岩的Isocon线按比例调整到与近矿蚀变围岩和合仁坪矿区紫红色板岩的Isocon线重合，并按调整的比例相应调整对应的活动组分，这样就得到一条标准化Isocon线，从而获得近矿蚀变围岩、远矿蚀变围岩和合仁坪矿区紫红色板岩三者之间的物质转移信息。值得一提的是，为了佐证合仁坪矿区紫红色板岩数据的准确性，以及规避其他交代作用对试验数据的干扰，让数据更系统化和严谨化，本文加入区域马底驿组紫红色板岩数据进行分析。
考虑到蚀变过程中蚀变围岩总体质量可能发生变化，故为了精确评价蚀变过程中围岩组分的带入、带出情况，须先对选定的惰性组分Al2O3含量进行校正。以近矿蚀变围岩中Al2O3为基准，将远矿蚀变围岩中Al2O3含量乘以近矿、远矿蚀变围岩中惰性元素Al的Isocon线斜率之比，得到1.274 1，从而得到与近矿蚀变围岩一致的Al2O3含量标准化值（表4）。采用同样的方法，可以对远矿蚀变围岩中其他元素进行标准化（表4）。同理，该计算方法也可以应用到区域马底驿组紫红色板岩和合仁坪矿区紫红色板岩中。对区域马底驿组紫红色板岩和合仁坪矿区紫红色板岩也进行标准化，建立各组数据之间的联系（表4）。通过对比各组数据间的差值大小，不仅可以得出不同岩层间组分的走向，甚至可以直观看出迁移程度的大小。
从图8和表5可以看出，合仁坪金矿床蚀变过程中，围岩中主量元素的迁移规律比较明显。显著带入的组分是Na2O以及部分挥发分（S、CO2 和H2O）。这与在显微镜下观察到蚀变围岩中发育有钠长石细脉和黄铁矿化、碳酸盐化的地质事实相吻合。值得注意的是，区域板溪群马底驿组地层中Na2O含量远高于矿区未蚀变板岩（表3）围岩蚀变过程中，明显带出的组分有SiO2、Fe2O3、K2O、CaO、MgO（图8）。围岩中SiO2的减少表明该金矿床钠长石石英脉体中的硅质可能部分来自围岩；并且从表5可知，近矿蚀变围岩比远矿蚀变围岩提供的硅质更多。围岩中Fe2O3较少，可能与蚀变围岩和矿体中黄铁矿的形成有关，正是围岩中Fe与流体中S的结合消耗了成矿流体中的大量S，才导致Au发生沉淀；近矿蚀变围岩比远矿蚀变围岩带出的铁质更多，这种迁移趋势与硅质完全吻合，这也与离矿体越近，黄铁矿越发育的野外地质现象吻合。另外，围岩中K2O、CaO、MgO的带出与矿脉中存在较多绢云母和碳酸盐矿物相吻合。
4.3.2微量元素
从表6可以看出：合仁坪金矿床形成过程中，相对于围岩而言，Cu、As、Pb、Zn、Ni、Co、Sb、Li、Rb、Ba等元素均为带出元素；从远矿蚀变围岩到近矿蚀变围岩，Ba、Ni、Co、Cu、Pb、Zn、As等与成矿有关的元素带出量趋于增加。值得注意的是，围岩中Cu、Pb、Zn、As、Sb等与成矿有关的元素带出与在矿脉中观察到的金属矿物组合非常一致。在合仁坪矿区，黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、砷黝铜矿和含As黄铁矿均为常见的金属矿物。表6蚀变围岩微量元素迁移定量计算结果
Tab.6Calculated Results of Trace Element Transfer of Altered Wallrocks10-6参数RbSrBaVCrNiCoCuPbZnAs远矿蚀变围岩元素含量增量-29.5948.74-129.0411.3212.61-13.91-0.72-7.19-7.76-53.02-3.01近矿蚀变围岩元素含量增量-21.9350.54-331.2325.6716.14-33.11-7.40-14.64-17.75-91.91-6.17参数SbWZrNbTaAgLiCsHfThU远矿蚀变围岩元素含量增量-4.22164.530.922.690.380.27-17.03-2.960.301.21-0.15近矿蚀变围岩元素含量增量-4.16387.470.399.760.720.23-23.352.080.683.18-0.06Sr、V、Cr、W、Nb、Th等元素均为明显带入元素，表明成矿流体富含上述元素，并在成矿流体与围岩发生水岩作用过程中，通过渗透交代作用进入围岩中。从近矿蚀变围岩至远矿蚀变围岩，这些元素的含量趋于减少，也证实上述过程的存在。元素Sr和Nb主要赋存在长石类、云母类矿物晶格中[33]，围岩蚀变产生的钠长石化、绢云母化使得这些元素富集。Zr、Ta、Ag、U等元素迁移量很小，基本可以忽略不计，再次验证了它们的不活泼性。
4.3.3稀土元素
为了对本区蚀变围岩做进一步的研究，对不同蚀变带中的稀土元素进行了对比研究。结果表明，在水岩作用过程中，轻、重稀土元素基本上都存在不同程度的带出（表7）。远矿蚀变围岩的迁出量大于近矿蚀变围岩，且两者都表现为轻稀土元素的迁出程度远远大于重稀土元素，表明轻稀土元素的活动性明显高于重稀土元素，围岩蚀变过程中轻、重稀土元素均发生强烈分异。
5结语
（1）合仁坪矿区的围岩蚀变主要有绢云母化（褪色化）、黄铁矿化和绿泥石化，其中绢云母化和黄铁表7蚀变围岩稀土元素迁移定量计算结果
Tab.7Calculated Results of Rare Earth Element Transfer of Altered Wallrocks10-6参数LaCePrNdSmEuGdTbDy远矿蚀变围岩元素含量增量-15.29-71.81-3.32-12.19-1.89-0.65-1.35-0.16-0.32近矿蚀变围岩元素含量增量-5.75-14.07-0.97-3.31-0.68-0.35-0.390.000.61参数HoErTmYbLuY稀土元素轻稀土元素重稀土元素远矿蚀变围岩元素含量增量0.120.150.030.390.06-2.00-106.20-105.13-1.08近矿蚀变围岩元素含量增量0.300.540.060.600.09-0.11-23.13-24.951.82矿化与金成矿最为密切。
（2）合仁坪金矿床形成过程中，围岩中的Al2O3为惰性组分。围岩蚀变过程中主要带入的组分为Na2O、Sr、V、Cr、W、Nb、Th以及部分挥发分（S、CO2和H2O），带出的组分有SiO2、Fe2O3、K2O、CaO、MgO、Cu、As、Pb、Zn、Ni、Co、Sb、Li、Rb和Ba等。轻稀土元素的迁出程度远远大于重稀土元素，围岩蚀变过程中轻、重稀土元素发生强烈的分异。这些活动组分的迁移强度基本都由热液蚀变程度来决定。围岩蚀变程度越强，也就是越靠近矿脉，活动组分的带入或带出量越大。
（3）合仁坪钠长石石英矿脉中钠长石的钠质不是来自赋矿围岩，而是由成矿流体从外界带入的，可能来自更古老的基底。矿脉石英中的硅质部分来自赋矿围岩。
（4）围岩中Cu、Pb、Zn、As、Sb、Fe等元素的带出与矿脉中发育的金属矿物组合（黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、砷黝铜矿和含As黄铁矿）非常一致，自然金往往与这些矿石矿物伴生。
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摘要：湘西柳林汊一带钠长石石英脉型金矿十分发育。为了揭示该区金矿的成矿物质来源、成矿过程及成矿流体信息，对该区最典型的合仁坪钠长石石英脉型金矿床围岩蚀变特征进行研究，并利用标准化Isocon图解法，对围岩蚀变过程中物质带入、带出进行质量平衡计算。结果表明：合仁坪金矿床的围岩蚀变主要包括绢云母化（褪色化）、黄铁矿化和绿泥石化，其中褪色化分布最为广泛，是该区金矿床最重要的蚀变类型；在合仁坪金矿床形成过程中，围岩中的Al2O3为惰性组分，Na2O、Sr、V、Cr、W、Nb、Th及部分挥发分（S、CO2和H2O）等组分被带入围岩中，而SiO2、Fe2O3、K2O、CaO、MgO、Cu、As、Pb、Zn、Ni、Co、Sb、Li、Rb、Ba等组分从围岩中迁出；轻稀土元素的迁出程度远远大于重稀土元素，围岩蚀变过程中轻、重稀土元素发生强烈的分异；矿脉中钠长石的钠质并非来自赋矿围岩，而是由成矿流体从外界带入的；矿脉石英中硅质则部分来自赋矿围岩。
关键词：金矿床；围岩蚀变；质量平衡；标准化Isocon图解法；元素迁移；湖南
中图分类号：P618.51文献标志码：AWallrock Alteration and Mass Balance of Herenping Albitequartz
0引言
围岩蚀变是热液成矿作用的重要组成部分，也是热液矿床的主要特征之一。对热液矿床围岩蚀变的研究能揭示成矿时的物理化学条件，热液的性质和演化，成矿元素的迁移、富集和矿石沉淀的相关信息[14]，因此，围岩蚀变一直是矿床学研究的重要内容。
湘西一带脉型金矿床分布广泛，且层控特征非常明显。该区80%以上的金矿赋存于新元古界板溪群马底驿组紫红色板岩中[5]。这些脉型金矿床主要为石英脉型，但在柳林汊一带，金矿床矿脉中肉红色钠长石体积分数通常可超过30%。目前，柳林汊一带金矿床的研究程度较低，其成矿物质来源、成矿流体性质及成矿过程均不清楚。笔者拟以该区合仁坪钠长石石英脉型金矿床为研究对象，试图对蚀变带进行质量平衡计算，揭示这类金矿在成矿过程中近矿围岩所遭受的物理化学变化，以便为示踪该矿的成矿物质来源以及成矿过程提供依据。
1区域地质概况
湖南雪峰山一带金矿广泛分布，是华南最重要的金成矿区带之一。湖南省80%金矿床（点）分布于该区，是该省最重要的黄金产地[67]。特别是在湘西沅陵、桃源、安化一带，金矿分布最为集中；目前，该区已经发现金矿床（点）超过100处，大致可分为柳林汊金矿带、渣滓溪金锑钨矿带、西安金锑钨矿带、沃溪金锑钨矿带和西冲金锑矿带[8]。
柳林汊金矿带位于湘西成矿区的北部，在大地构造位置上处于江南古陆武陵隆起与雪峰隆起带之间的次级隆起区内。目前，该区已发现超过10处金矿床，这些金矿主要分布于万善桥—柳林汊一带，柳林汊金矿带呈NE60°～70°展布，长65 km，宽2～6 km（图1）。该区金矿床均为脉型金矿床，且所有矿床（点）都产于新元古界板溪群马底驿组紫红色砂质绢云母板岩中，受NEE向断裂的控制[8]。该区金矿脉中普遍含有肉红色的钠长石，由于颜色与常见钠长石明显有区别，所以曾被误认为是钾长石。合仁坪金矿床是该区规模最大的金矿床，采矿历史悠久，清末民初是其开采的鼎盛时期，该矿床也是湖南境内4处主要的产金矿山之一。
2矿床地质特征
合仁坪金矿分布于柳林汊金矿带的东北段，主要包括合仁坪、荞子冲、长岭岗和桐树面等矿段（图1）。除第四系覆盖层外，矿区出露的地层为新元古界板溪群马底驿组（Pt3bnm）和五强溪组（Pt3bnw），五强溪组分布于矿区两侧，马底驿组分布在矿区中部，构成长岭岗背斜（图2）；在背斜核部，亦有少量五强溪组地层分布。矿区及其外围未见岩浆岩出露。
合仁坪金矿区所有的金矿脉均产于长岭岗背斜的次级褶皱两翼或轴部新元古界板溪群马底驿组紫红色条带状绢状绢云母板岩中，构造控矿非常明显。矿体一般呈层状、似层状产出，与赋矿地层产状基本一致（图3），局部可见切层现象[图3（b）]，网脉状矿体亦可见，矿脉分支复合，尖灭再现特征明显。矿区目前已发现超过20条含金矿脉，这些矿脉走向呈NEE向，倾向NNW或SSE，倾角25°～72°。单脉走向长10～200 m，沿倾斜延深126～135 m，厚0.3～1.2 m。矿脉主要由肉红色的钠长石和石英构成，钠长石的体积分数一般为30%～40%，局部可超过80%。
该区矿石类型主要为自然金钠长石石英型和自然金钠长石石英硫化物型。金属矿物主要有黄铁矿、自然金、方铅矿、黝铜矿和闪锌矿等，局部可见黄铜矿、毒砂和磁黄铁矿；非金属矿物主要有石英、钠长石和方解石，另外还有少量绿泥石、叶腊石和高岭石。金矿物主要为自然金，载金矿物主要为石英、钠长石和硫化物（方铅矿、黝铜矿和黄铁矿）；石英和钠长石中常可见明金。
3围岩蚀变
该矿区的围岩蚀变较发育，主要表现为绢云母化（褪色化）（图3、4）、黄铁矿化[图4（b）、（d）]和绿泥石化[图4（c）、（d）]，局部可见高岭土化和叶腊石化。
3.1绢云母化
绢云母化是矿区范围内最为发育的蚀变类型，通常分布于矿脉的两侧（图3、4）。当矿脉规模较小时，褪色化蚀变往往只发育于矿体下盘的近矿围岩中[图4（a）]，但通常情况下褪色化沿矿脉两侧大致呈对称分布，且蚀变宽度远大于矿脉厚度[图4（b）、（c）]。湘西一带80%以上的金矿床均赋存于板溪群马底驿组地层中，紫红色板岩是该区赋矿围岩[图5（a）、（b）]。在含矿热液的作用下，近矿的紫红色板岩发生蚀变，颜色明显变浅[图5（c）、（d）]。这种褪色化蚀变类型在湘西一带金矿床普遍发育，被视为整个湘西地区最重要的找矿标志[8]。
与紫红色原岩对比研究发现，发生褪色化的蚀变围岩中最显著的变化就是绢云母体积分数大幅度增加（图6），因此，所谓的褪色化实际上就是绢云母化。前人和本次研究均表明，绢云母化主要以交代钠长石、碳酸盐矿物以及原生的绢云母重结晶或新生成等方式进行[9]。与未蚀变岩石中的原生绢云母对比，蚀变作用中形成的绢云母也呈鳞片状，但片径明显增大，且呈一定的定向排列（图6）。
3.2黄铁矿化
黄铁矿发育于矿脉中和近矿的褪色化蚀变围岩中，呈浸染状、细脉状、条带状产出。靠近矿体的褪色化围岩中，黄铁矿分布较多：越靠近矿体，黄铁矿化越强烈，并且黄铁矿呈浸染状分布，颗粒细小，晶形主要以五角十二面体为主[图4（b）]；远离矿脉，黄铁矿化逐渐减弱，并且黄铁矿数量明显减少，但粒径变粗，晶形主要以立方体为主[图4（b）、（d）]。
3.3绿泥石化
暗绿色的绿泥石以变质矿物和代替白云母的热液蚀变矿物的形式出现在围岩中[图4（c）、（d）]，一般呈顺层状或不规则脉状。在钠长石石英脉中也常伴生有条带状的绿泥石[图4（b）]。
4蚀变过程中的质量平衡计算
4.1计算方法的选择
研究围岩蚀变最主要的方法是通过质量平衡计算来推断蚀变过程中不同组分的迁移规律[10]。发生在自然界中的大部分地质过程在一个开放的环境中进行，这样就避免不了各种元素或组分不同程度的迁入和迁出。众多研究都表明，在地质流体活动的情况下，产生的交代作用都会使大量的活泼元素发生活化和迁移[1112]。直接比较两类样品总质量的改变，不能准确反映出各组分的真实迁移程度。为了计算出蚀变过程中岩石和流体之间物质传递有意义的信息，校正岩体总质量改变后的全岩地球化学数据是非常有必要的。因此，质量平衡计算的根本目的就是为了消除总质量变化带来的影响[1317]。
目前的计算方法均是以假设在开放体系中存在一个或者几个不活泼组分为前提条件，进而确定其他组分在体系开放前、后的质量迁移规律[1820]。在早期的研究中，Gresens等主要是采用成分体积图解法[13]和Isocon图解法[14]来进行蚀变过程中的质量平衡计算。值得注意的是，上述两种方法均存在明显不足和缺陷，除了需要总质量和体积因子等数据外，在应用上还有如下缺陷：①成分体积图解法需要大量精确的密度和体积方面的数据信息，大大增加了研究过程的难度和工作量；②Isocon图解法的优点是将“体积变化”关系转换为“质量变化”关系，去掉了密度参数，这大大简化了计算过程，但是也有一个明显不足，就是它只适合于两个样品之间的物质迁移计算，并不适用于实际中复杂的多组分迁移。事实上，开放体系并不是如理论模型中讨论的蚀变前、后两个简单且截然不同的样品组成，实际上其是呈梯度变化的[2123]，因此，如果只在每两个样品之间建立彼此独立的图解，多组分之间就缺乏直接对比性[2426]。
近两年发展起来的标准化Isocon图解法[25]可以弥补上述方法的缺陷。该方法可以将多个样品的Isocon线整合到一个图解中，在标准化过程中，可以在各独立样品之间建立一个可直接对比的共同参照[26]。已有研究表明，这种方法非常适合于热液持续充填交代作用过程中所产生的围岩蚀变[23]，因此，本文拟采用标准化Isocon图解法来研究合仁坪金矿床的围岩蚀变，并在应用过程中对该方法进行局部改进。
为了减少运算量，对合仁坪金矿床的蚀变模型进行适当简化：以矿区未蚀变的紫红色板岩作为原岩，将由交代反应产生的连续变化蚀变围岩人为地分为近矿蚀变围岩和远矿蚀变围岩两部分（图7）。
4.2惰性组分的选择
李昌年等常将熔沸点和电价较高、离子半径和溶解度较小的P2O5、MnO、Al2O3和TiO2作为惰性组分[2731]。本文分别对区域马底驿组紫红色板岩、合仁坪矿区紫红色板岩、近矿蚀变围岩和远矿蚀变围岩分别进行了主量、微量及稀土元素（REE）分析（表1、2）。主量元素含量（质量分数，下同）测试采用XRF方法，在中南大学地球科学与信息物理学院完成；微量元素和稀土元素含量测试采用ICPMS分析方法，在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。
从表3可以看出，与Al2O3和TiO2相比，P2O5和MnO在本次分析的样品中含量都非常低，以其为参照来进行计算时，基数太小，容易产生较大误差，故将其剔除。近矿蚀变围岩和远矿蚀变围岩中，Al2O3和TiO2的含量是同步变化的（表3）。从围岩裂隙中充填有大量钠长石和石英以及碳酸盐类矿物的细脉来看，岩石的体积是收缩的，假设岩石的密度基本不变，则岩石总质量是减少的。
惰性组分i的Isocon线斜率计算公式为ki=MO/MA=CAi/COi（1）式中：ki为惰性组分i的Isocon线斜率；MO为原岩总质量；MA为蚀变岩总质量；CAi为惰性组分i在蚀变岩中的含量；COi为惰性组分i在原岩中的含量。
由式（1）计算得到： ①近矿蚀变围岩中，惰性元素Al的Isocon线斜率为1.493 3，惰性元素Ti的Isocon线斜率为1.476 2，且前者大于后者；②远矿蚀变围岩中，惰性元素Al的Isocon线斜率为1.172 0，惰性元素Ti的Isocon线斜率为1.190 5，且前者小于后者。由此可以假设：①对于近矿蚀变围岩，当Ti为理想的不活泼元素时，Al为迁入元素，当Al为不活泼元素时，Ti为迁出元素；②对于远矿蚀变围岩，当Ti为理想的不活泼元素时，Al为迁出元素，当Al为不活泼元素时，Ti为迁入元素。
4.3计算结果及讨论
为了查明合仁坪矿区紫红色板岩和蚀变围岩之间的物质转移量，可以对合仁坪矿区紫红色板岩和蚀变围岩间以及合仁坪矿区紫红色板岩和远矿蚀变围岩间分别建立Isocon图解，形成两条斜率不同的等浓度线。上述图解只能分别比较出近矿和远矿蚀变围岩中各组分相对合仁坪矿区紫红色板岩的迁移量，而无法判别近矿和远矿蚀变围岩之间的物质转移。可以借鉴Guo等提出的方法[22]，把远矿蚀变围岩和合仁坪矿区紫红色板岩的Isocon线按比例调整到与近矿蚀变围岩和合仁坪矿区紫红色板岩的Isocon线重合，并按调整的比例相应调整对应的活动组分，这样就得到一条标准化Isocon线，从而获得近矿蚀变围岩、远矿蚀变围岩和合仁坪矿区紫红色板岩三者之间的物质转移信息。值得一提的是，为了佐证合仁坪矿区紫红色板岩数据的准确性，以及规避其他交代作用对试验数据的干扰，让数据更系统化和严谨化，本文加入区域马底驿组紫红色板岩数据进行分析。
考虑到蚀变过程中蚀变围岩总体质量可能发生变化，故为了精确评价蚀变过程中围岩组分的带入、带出情况，须先对选定的惰性组分Al2O3含量进行校正。以近矿蚀变围岩中Al2O3为基准，将远矿蚀变围岩中Al2O3含量乘以近矿、远矿蚀变围岩中惰性元素Al的Isocon线斜率之比，得到1.274 1，从而得到与近矿蚀变围岩一致的Al2O3含量标准化值（表4）。采用同样的方法，可以对远矿蚀变围岩中其他元素进行标准化（表4）。同理，该计算方法也可以应用到区域马底驿组紫红色板岩和合仁坪矿区紫红色板岩中。对区域马底驿组紫红色板岩和合仁坪矿区紫红色板岩也进行标准化，建立各组数据之间的联系（表4）。通过对比各组数据间的差值大小，不仅可以得出不同岩层间组分的走向，甚至可以直观看出迁移程度的大小。
从图8和表5可以看出，合仁坪金矿床蚀变过程中，围岩中主量元素的迁移规律比较明显。显著带入的组分是Na2O以及部分挥发分（S、CO2 和H2O）。这与在显微镜下观察到蚀变围岩中发育有钠长石细脉和黄铁矿化、碳酸盐化的地质事实相吻合。值得注意的是，区域板溪群马底驿组地层中Na2O含量远高于矿区未蚀变板岩（表3）围岩蚀变过程中，明显带出的组分有SiO2、Fe2O3、K2O、CaO、MgO（图8）。围岩中SiO2的减少表明该金矿床钠长石石英脉体中的硅质可能部分来自围岩；并且从表5可知，近矿蚀变围岩比远矿蚀变围岩提供的硅质更多。围岩中Fe2O3较少，可能与蚀变围岩和矿体中黄铁矿的形成有关，正是围岩中Fe与流体中S的结合消耗了成矿流体中的大量S，才导致Au发生沉淀；近矿蚀变围岩比远矿蚀变围岩带出的铁质更多，这种迁移趋势与硅质完全吻合，这也与离矿体越近，黄铁矿越发育的野外地质现象吻合。另外，围岩中K2O、CaO、MgO的带出与矿脉中存在较多绢云母和碳酸盐矿物相吻合。
4.3.2微量元素
从表6可以看出：合仁坪金矿床形成过程中，相对于围岩而言，Cu、As、Pb、Zn、Ni、Co、Sb、Li、Rb、Ba等元素均为带出元素；从远矿蚀变围岩到近矿蚀变围岩，Ba、Ni、Co、Cu、Pb、Zn、As等与成矿有关的元素带出量趋于增加。值得注意的是，围岩中Cu、Pb、Zn、As、Sb等与成矿有关的元素带出与在矿脉中观察到的金属矿物组合非常一致。在合仁坪矿区，黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、砷黝铜矿和含As黄铁矿均为常见的金属矿物。表6蚀变围岩微量元素迁移定量计算结果
Tab.6Calculated Results of Trace Element Transfer of Altered Wallrocks10-6参数RbSrBaVCrNiCoCuPbZnAs远矿蚀变围岩元素含量增量-29.5948.74-129.0411.3212.61-13.91-0.72-7.19-7.76-53.02-3.01近矿蚀变围岩元素含量增量-21.9350.54-331.2325.6716.14-33.11-7.40-14.64-17.75-91.91-6.17参数SbWZrNbTaAgLiCsHfThU远矿蚀变围岩元素含量增量-4.22164.530.922.690.380.27-17.03-2.960.301.21-0.15近矿蚀变围岩元素含量增量-4.16387.470.399.760.720.23-23.352.080.683.18-0.06Sr、V、Cr、W、Nb、Th等元素均为明显带入元素，表明成矿流体富含上述元素，并在成矿流体与围岩发生水岩作用过程中，通过渗透交代作用进入围岩中。从近矿蚀变围岩至远矿蚀变围岩，这些元素的含量趋于减少，也证实上述过程的存在。元素Sr和Nb主要赋存在长石类、云母类矿物晶格中[33]，围岩蚀变产生的钠长石化、绢云母化使得这些元素富集。Zr、Ta、Ag、U等元素迁移量很小，基本可以忽略不计，再次验证了它们的不活泼性。
4.3.3稀土元素
为了对本区蚀变围岩做进一步的研究，对不同蚀变带中的稀土元素进行了对比研究。结果表明，在水岩作用过程中，轻、重稀土元素基本上都存在不同程度的带出（表7）。远矿蚀变围岩的迁出量大于近矿蚀变围岩，且两者都表现为轻稀土元素的迁出程度远远大于重稀土元素，表明轻稀土元素的活动性明显高于重稀土元素，围岩蚀变过程中轻、重稀土元素均发生强烈分异。
5结语
（1）合仁坪矿区的围岩蚀变主要有绢云母化（褪色化）、黄铁矿化和绿泥石化，其中绢云母化和黄铁表7蚀变围岩稀土元素迁移定量计算结果
Tab.7Calculated Results of Rare Earth Element Transfer of Altered Wallrocks10-6参数LaCePrNdSmEuGdTbDy远矿蚀变围岩元素含量增量-15.29-71.81-3.32-12.19-1.89-0.65-1.35-0.16-0.32近矿蚀变围岩元素含量增量-5.75-14.07-0.97-3.31-0.68-0.35-0.390.000.61参数HoErTmYbLuY稀土元素轻稀土元素重稀土元素远矿蚀变围岩元素含量增量0.120.150.030.390.06-2.00-106.20-105.13-1.08近矿蚀变围岩元素含量增量0.300.540.060.600.09-0.11-23.13-24.951.82矿化与金成矿最为密切。
（2）合仁坪金矿床形成过程中，围岩中的Al2O3为惰性组分。围岩蚀变过程中主要带入的组分为Na2O、Sr、V、Cr、W、Nb、Th以及部分挥发分（S、CO2和H2O），带出的组分有SiO2、Fe2O3、K2O、CaO、MgO、Cu、As、Pb、Zn、Ni、Co、Sb、Li、Rb和Ba等。轻稀土元素的迁出程度远远大于重稀土元素，围岩蚀变过程中轻、重稀土元素发生强烈的分异。这些活动组分的迁移强度基本都由热液蚀变程度来决定。围岩蚀变程度越强，也就是越靠近矿脉，活动组分的带入或带出量越大。
（3）合仁坪钠长石石英矿脉中钠长石的钠质不是来自赋矿围岩，而是由成矿流体从外界带入的，可能来自更古老的基底。矿脉石英中的硅质部分来自赋矿围岩。
（4）围岩中Cu、Pb、Zn、As、Sb、Fe等元素的带出与矿脉中发育的金属矿物组合（黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、砷黝铜矿和含As黄铁矿）非常一致，自然金往往与这些矿石矿物伴生。
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