本科毕业论文翻译

1 新西兰布兰德造山带型金矿床片岩中浸染状含金蚀变晕的矿物学、地 球化学和构造控矿特征 D.J. MacKenzie， D. Craw ， M. Begbie 奥塔格大学地质学系，地址： PO Box 56 ，达尼丁，新西兰 于 2006年 12月 11 收到； 于 2007年 4月 9日接受；于 2007年 4月 19号在网上公布 摘要：新西兰布兰德的中第三纪断裂带中的造山带型含金石英脉，历史上在狭窄 的区域（5米厚）作为粗粒的金被开采。无论如何，最近的钻孔显示一个大范围 的热液蚀变带延伸到片岩围岩中，片岩围岩中出现浸染型硫化物和金矿化。蚀变 证据第一次被发现是在垂直断裂带走向超过 150米，蚀变晕最发育地段将近 50 米宽。蚀变范围和强度，强烈的受发生在第三纪区域扭褶皱遍布的片理和有层理 的变质沉积物的片岩主岩控制。最早期的构造是平行的微片理（毫米级别）形成 的弯滑褶皱。最近发现的主要构造是正断层和伴生的剪切带，这些构造是在区域 褶皱事件的周边形成的。所有这些构造有利于热液流体的流动和围岩蚀变，伴有 局部的矿脉形成和角砾岩化。凡是流体沿着构造运动，变质的绿泥石，多硅白云 母和榍石已经蚀变成热液铁白云石，金红石，和白云母或是高岭石。含 Fe/ （Fe+Mg） <0.4的铁白云石形成的围岩中 Fe/（Fe+Mg）为 0.6，铁白云石蚀变 引起铁的释放可能形成浸染状金矿物的载体矿物——黄铁矿和毒砂。断裂带中发 生广泛的硅化，矿脉中含石英，钠长石，硫化物和金。围岩有大范围成分变化， 这是因为厘米级的变质作用引起分离作用。蚀变晕的特征是 CO2和 S 的提高， 因为衡量烧失量（双倍于大约 6wt.%），As（100—10000ppm）浓度的提高，锑 浓度的少量提高（大于 14ppm）。蚀变岩石中锶浓度增加和钡浓度减少，所以 Sr/Ba 的比率从<1（围岩）增加到>3（在大多数蚀变岩和硅化岩中）。很多蚀变和矿化 的岩石的 Sr/Ba的比率低。微妙的地球化学特征对找矿没有用，因为蚀变中有很 强的显微构造。同样，蚀变晕中没有任何矿物学的空间分带证据，尽管最强烈的 蚀变集中在主断裂带和强烈的蚀变在各种尺度上受显微构造的控制。如以往研究 中的记录，热液蚀变晕能扩大一些造山带型金矿床的找矿靶区，这可能包括浸染 型金矿，就像这个布兰德金矿床。 关键词：热液；中温热液；铁白云石；硫化物；地球化学；断层；剪切；褶皱 2 1前言 浊流岩中温（造山带型）矿脉型金矿床过去一直被假定有微不足道的围岩蚀 变带，但是过去20年的研究显示这些矿床以有热液蚀变晕为特征。（例如 Böhlke， 1988； Eilu 和 Mikucki，1998；Bierlein 和 Crowe，2000；Bierlein 等人， 2000）。辨别蚀变晕的存在是很重要的，因为这可以在矿产勘查中增加找矿靶区 （Bierlein 和 Crowe，2000）。当然，一些蚀变岩石中包含金的富集异常（ppm 级别），这种异常远离主矿带（从几米到几十米）（Böhlke，1988； Eilu 和 Mikucki，1998；Craw 等人，1999）。因此，当蚀变带被确定后矿产的潜在储量 可以扩大（Craw等人，1999）。这已经引起大储量、低品味的中温金矿床概念 的发展，包括过去曾经作为重点开采的狭窄含矿石英脉的围岩矿化（Bierlein 和 Maher，2001；Christie 和 Brathwaite，2003；Goldfarb等人，2005；Mitchell等， 2006）。 中温金矿床通常以形成于挤压构造中为特征（Kontak等人，1990；Cox 等， 1991；Bierlein 和 Crowe，2000；Goldfarb等人，2005），这些矿床的矿化一般 在发生在褶皱和或者逆断层发育的围岩中（Sibson 等，1988；Cox 等，1991； Goldfarb 等，2005）。矿脉形成于围岩中容易识别的局部集中破碎带的周边位置 （Sibson等人，1988；Cox 等人，1991）。大多数围岩在矿化过程中比较强硬， 规模大到从几米到几十米，因此流体在这些强硬岩层中流动受破碎带控制，这些 破碎带较容易识别，有较少量的流体泄漏进入围岩，例如，沿着晶界和显微构造 （Cox 等人， 1991；Witt 和 V和erhor，1998）。强硬的相对不透水围岩一般 能抵抗蚀变带的发展，能控制蚀变发生在较小范围（Gray等人，1991；Phillips 和 Powell，1993）。控制流体流动的构造是零星发育的，而且通常被蚀变反应所掩 盖。因此，过去几乎没有描述控制中温金矿床中围岩热液蚀变的细微构造。 这次研究报道新西兰南部的布兰德中温金矿床的构造控矿规律、矿物学特 征、地球化学特征和蚀变热液流体渗透进入金矿床附近围岩（Craw等人，2006）。 与大多数中温金矿床不同，我们描述的矿床在地质历史中比较年轻（中第三纪）， 形成于相对较近（<5km）的古表面。这个矿床被可以忽略的构造叠加，热液流 体的流动和蚀变的细节仍然保留下来。此外，这个矿床不同寻常的是存在于很容 易剥离的岩石中，岩石的层理厚度从毫米到厘米的规模。这种极端的易裂性已经 导致本区受构造控制的岩石中普遍存在流体通道。这些在挤压变形中提供了流体 流动通道的发展模式，比通常的中温矿床中观察到的规模小很多。尽管这个中温 金矿床与发育较好的蚀变带伴生，但是几乎没有改变大部分岩石的成分，热液蚀 变反应主要受矿物学的控制。我们记录的在矿化过程中构造和矿物学变化可作为 扩大找矿靶区和潜在矿带的 例子 48个音标大全附带例子子程序调用编程序例子方差分析的例子空间拓扑关系例子方差不存在的例子 ，这是中温金矿脉或者浸染系统全部的勘探 方案 气瓶 现场处置方案 .pdf气瓶 现场处置方案 .doc见习基地管理方案.doc关于群访事件的化解方案建筑工地扬尘治理专项方案下载 的特征。 3 2区域地质 2.1围岩构造 这次研究主要集中早中温体系，布兰德矿床形成于新西兰南部的中生代奥塔 戈片岩变质沉积岩（Mortimer，1993） （图1）。围岩中普遍存在变形和重结晶 的变质杂砂岩和变质厚层泥岩，沉积特征没有保存下来。这些岩石在绿片岩相变 质作用中受到至少两期等斜褶皱作用（Craw，1985）。随着普遍存在的片理的 发展，粗粒白云母（>100μm）和绿泥石不断进行重结晶作用（Turnbull等人， 2001）。这种贯穿组构是以被定义为至少两期同变质的复合片理为特征（Craw， 1985）。片理是伴随着变质分离作用和同变质形成的石英—钠长石脉形成的，这 些被卷入含云母的平行构造中，导致高度易剥裂的岩石（规模从几毫米到几厘米） 伴生蚀变作用（图.2A和B）。岩石中（特别是在云母的层理中）从内到外出现 变质的方解石、绿帘石和榍石 （图.2A和B）。较小规模（从1—10米）的变质 基性岩与变质沉积岩夹生，并具有相似的组构特征，变质基性岩中含有较少量的 石英。片岩中普遍存在的变质组构是在侏罗纪的造山作用中同时形成的，这种组 构仍然与40000km2的奥塔戈片岩近于平行（Mortimer，1993）。这种近乎平行的 组构在侏罗纪—白垩纪的剥蚀作用中被抬升（Mortimer，1993；Gray 和 Foster； 2004）。中温金矿床的矿化是与侏罗纪—白垩纪的剥蚀作用过程伴生，包括大型 （>6Moz）的云母矿床（图. 1；Craw，2002；Mitchell 等人，2006）。奥塔戈围 图.1 矿化的布兰德断裂带周边地区地质图， 图中显示区域构造及其伴生的矿化区，和本次研究描述的钻孔位置。插图显示新西兰南岛地区奥塔戈片 岩的位置 4 岩条带的西部在中新世正在发生会聚的板块边界的初始状态重新发生变形，现在 在陆地上表现为阿尔卑斯断裂（图. 1；Cooper等人，1987）。挤压变形导致从北 到北东走向的直立褶皱与逆断层形成的区域规模的水平片理破坏（图. 1；Craw， 1985；Cooper等人，1987）。最显著的构造是月光断层（图.1），这个断层在区 域上是向西倾斜的逆断层。这个断层是沿着渐新世沉积形成的海相和非海相沉积 物（Turnbull等人，1975），由原先存在的构造在活化发展形成的。这些沉积物 的剩余部分沿着月光断层被保留下来（图.1），它们在中新世的变形中发生褶皱 和断裂。沉积物形成的褶皱继续在易剥离的片岩基础上发生构造变形，从开阔到 狭长的片理中的直立膝折带（图.2A和B），在全部尺度上从几厘米到几十米。 膝折带与各种强烈的褶皱的范围大于2km。 2.2中第三纪金矿化 一个矿化的岩脉群是在月光断层的形成过程与及其伴生的中第三纪褶皱带 时形成的（Cooper等人，1987；Craw，1989；Craw等人，2006）。这个岩脉群 从月光断层到马赛镇，走向南东（图.1）。这个矿化区包含含金黄铁矿、毒砂和 石英。一些矿化区包含辉锑矿，但是金很少或是没有直接与辉锑矿伴生。很多这 种矿化区曾有过采矿的历史，其中布兰德断裂带就是最著名的（Williams，1974； Begbie 和 Craw，2006）。20世纪初布兰德矿山从一个狭窄的石英脉中开采品味 图.2 褶皱与原始作为围岩的片岩蚀变的显微照片。 片岩在变质作用过程中被强烈的分隔形成富含石英（白色，Q）和富含白云母（灰色，M）的纹理。 绿泥石（C）和绿帘石（E）出现在两种类型的纹理中。云母的纹理中局部出现变质的黄铁矿（P）。弯滑 褶皱变形作用在整个褶皱过程中，引起平行叶理发生微剪切（黑色，S），微剪切带的叶理在褶皱枢纽被 局部削去。图 A（BD2，81.5 米）显示在云母层理中初始发育的为剪切带。图.B（BD1，93.5 米）在云 母层理中有更显著的剪切带，一部分伴生热液作用重结晶的石英（灰色，rQ）和少量被铁白云石（A） 交代的绿泥石。 5 为0.5盎司/吨的金，总量大于30000盎司（Williams，1974； Begbie 和 Craw， 2006）。 大多数金和辉锑矿的矿化是在早期膝折的形成过程中开始的，一些矿化区发 生褶皱（Craw等，2006）。历史上的矿山，包括布兰德，形成于高角度正断层、 横断层、与月光断层相关的褶皱（图.1）。这种含有一些矿化的伸展构造是在阿 尔卑斯断层初期的区域中第三纪挤压形成的（Cooper 等人，1987；Craw 等人， 2006）。第三纪煌斑岩岩墙充填了与矿化岩墙群北部几公里有相似定向的构造 （Craw，1985；Cooper 等人，1987；Craw 等人，2006）。伴随着近地表的火 山通道被侵位（Cooper，1986；Craw，1985）。索耶斯溪含金矿脉中的流体包裹 体（图. 1）也证实了这些构造浅—中深度的侵位，其中的流体的不混溶性指示矿 化发生在2—4公里的深度和150—200°C（Craw，1989；Craw 和 Norris， 1991）。 造山变形、从中新世到现在向北的抬升演化的地区、暴露在月光断层附近的 矿化区已经被后期的构造事件叠加改造（Craw等人，2006）。月光断层现在仍 在活动，但是第四纪的运动只有几米的规模（Turnbull，2000）。这个矿化区地 形高峻（>1000米），位于陡峭的山坡和切割强烈的峡谷。 3方法 这次研究集中在布兰德断裂带（图.1），这里的两个通过矿化区附近钻孔 岩芯中未蚀变的热液蚀变岩石，提供了几乎连续而且清晰未氧化的露头。这些钻 孔中揭露的未氧化岩石是一个重要的物质特征，就像暴露在地表的岩石，尽管在 高峻的地形和强烈侵蚀的斜坡上也会发生一定程度的风化。这两个钻孔（BD1， BD2；图.3）是在1997年作为布兰德区域重复调查的一部分勘探项目打的（Begbie 和Craw，2006）。从岩芯中重要的点取出70个被视为代表蚀变岩石和未蚀变岩 石的样品（每件250g）。这两个钻孔在打进蚀变岩石后封孔（图.3），所以大多 数样品主要为未蚀变与靠近矿化区域的蚀变岩石，和断裂带中的硅化岩石。附样 （100g）的是由获得了新西兰国际试样公司授权的的激光拉曼光谱（惠灵顿，新 西兰）进行X射线荧光分析（主量和选择性微量元素）。微量元素的检出限是1ppm。 附样的残余粉末的小等分试样（20g）被用来做Ag、Sb和Bi的化学分析（布里斯 班，澳大利亚），这个分析单位通过ISO 9001: 2000和NATA（北美电信协会） 的认证。这些金属在酸解后被用来做ICP—MS分析，检出限是0.02ppm（Ag）， 0.01ppm（Bi）和0.05ppm（Sb）。从一个未公开出版的公司报告中得到大多数矿 化区的As的附加分析（原子吸收光谱）和Au（火试金法，机管局完成）。详细 的岩芯手标本记录了蚀变矿物的共生序列，这是补充转发和次要光线的岩相学。 奥塔戈大学地质学系使用JEOL JXA — 8600探针测定了矿物成分。硅酸盐的操 作条件是15KV的加速电压和20nA的电流，光束尺寸在20—10μm之间。用氧化 物和硅酸盐矿物 标准 excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载 进行校准。毒砂使用25KV和20nA的电流分析，使用100s的 6 计时时间和圣欧拉利娅毒砂作为标准。 4布兰德断裂带和蚀变晕 布兰德的岩芯BD1和BD2分别长326米和287米（图.3和4）。大多数岩芯是无 矿的变质沉积物形成的易剥裂的片岩与伴生的变质基性岩（图.3）。普遍存在的 片理倾向正西（图.1），被褶皱破坏的片理呈零星分布（图.2）。变质基性岩的 界限是沿着钻孔横切的南北向的平面的走向（图.3）。除了50—70米深度的蚀变 岩石中的一个狭窄区域，在不到钻孔BD1的300米处和BD2的240米处不会见到蚀 变的岩石（图.3和4）。热液蚀变和矿化区在布兰德断裂带垂直方向上50米厚的 图.4、大部分矿化钻孔的岩芯记录，显示布兰德蚀变晕中 出现主要的蚀变类型和分配规模 X 射线荧光分析 图.3、布兰德断裂带横剖面（在 Begbie 和 Craw，2006） 显示地下工作的历史和钻孔 BD1 和 BD2 的位置。主要 的蚀变带中含有大量热液矿物的岩石（如图中所示）， 钻孔中砷富集深度的柱状图。 7 深度（图.3）。蚀变显示为铁白云石富集带，含硫化物带，不 规则 编码规则下载淘宝规则下载天猫规则下载麻将竞赛规则pdf麻将竞赛规则pdf 发育的的矿脉、 角砾岩和硅化带（图.3和4）。部分矿化的岩石富集砷（图.3；表1），围绕着布 兰德断裂带形成一个晕（图.3和4）。这个晕也可以在手标本中辨别，就像当地 可见的淡棕色铁白云石。 表 1 布兰德蚀变晕钻孔中（图.3）未蚀变岩石（U）、蚀变的岩石（A）、硅化（S）片岩的代表性地球化学分 析 钻孔 BD1 BD1 BD1 BD1 BD1 BD1 BD1 BD2 BD2 BD2 BD2 深度/米 52.4 115.8 196.5 286.4 323 325 317 244 244.5 255 257 蚀变作用 U U U A A A A S S S S SiO2 64.07 58.97 70.77 65.97 67.91 57.9 66 90.8 78.05 88.63 93.44 Al2O3 15.38 17.32 13.72 12.93 12.87 20 14 2.48 3.71 4.36 2.48 Fe2O3 5.25 5.81 3.53 3.67 3.9 4.83 3.62 1.38 3.32 1.18 0.62 MnO 0.08 0.09 0.05 0.08 0.06 0.05 0.06 0.02 0.13 0.02 0.01 MgO 1.95 2.16 1.21 0.73 1.43 1.43 1.31 0.58 1.37 0.6 0.4 CaO 4.14 4.73 2.28 5.08 2.27 1.61 2.55 1.15 4.77 0.91 0.67 Na2O 3.56 3.3 3.63 5.23 1.74 2.24 4.18 0.66 0.81 1.69 1.1 K2O 1.88 2.88 2.46 1.09 2.53 3.33 2.61 0.35 0.65 0.32 0.08 TiO2 0.67 0.75 0.41 0.49 0.5 0.92 0.51 0.09 0.13 0.11 0.05 P2O5 0.15 0.19 0.13 0.3 0.08 0.16 0.11 0.02 0.31 0.01 0.01 烧失量 2.68 3.49 1.64 3.83 5.01 6.17 4.59 1.88 6.27 1.68 1.21 总量 99.8 99.69 99.83 99.42 98.31 98.6 99.6 99.4 99.52 99.51 100.1 As 14 7 3 3172 6190 4907 398 2434 356 2628 1211 Ba 581 906 610 253 480 680 632 90 153 77 57 Ce 35 56 38 63 68 128 52 7 20 5 2.5 Cr 31 43 8 19 27 73 21 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 Cu 25 30 14 10 29 22 9 1 <0.5 4 <0.5 Ga 17 20 14 17 18 28 18 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 La 17 31 8 21 29 65 30 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 N< 8 11 8 10 9 17 10 4 5 4 3 Ni 14 14 5 9 7 21 5 <0.5 1 <0.5 <0.5 Pb 26 24 15 41 21 20 33 15 34 22 7 Rb 64 109 91 39 103 136 103 13 23 11 2 Sr 441 564 303 845 518 847 259 179 648 176 133 Th 0.5 13 <0.5 22 31 35 15 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 8 图.5 原采矿区中暴露在近地表的布兰德断裂带照片 分隔的片岩叶理（粗虚线）是膝折，长划虚线指示褶皱轴面（FAS）。核部的矿脉和角砾岩带发生硅 化和被增加的硫化物错断，形成中心顶部的黑线。 U 0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <1 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 V 108 126 62 78 87 149 94 23 25 36 <0.5 Y 20 21 12 19 20 31 20 2 9 3 1 Zn 67 82 53 77 68 76 82 27 38 29 9 Zr 178 195 127 195 158 268 202 31 37 41 25 Ag 0.09 0.06 0.04 0.07 0.08 0.1 nd 0.01 0.03 0.02 0.01 Bi 0.22 0.19 0.14 0.65 0.31 0.45 nd 0.19 0.12 0.12 0.04 Sb 0.25 0.45 0.14 2.4 9.5 13.6 nd 3.2 1.3 3.2 2.5 Sr/Ba 0.76 0.62 0.5 3.34 1.08 1.25 0.41 1.99 4.24 2.29 2.33 氧化物和烧失量（LOI）的单位为 wt.%；微量元素单位为 ppm，铁是根据三价计算的 钻孔岩芯中的蚀变晕比历史上近地表的采矿区更明显（图.5）。在这些地表 的露头中，构成主要采矿靶区的硅质矿化区只有20—30米厚。这个区包含剪切碎 裂的岩石、角砾岩、各种含有石英核的脉和硅化角砾硅化岩。断裂带附近的围岩 中较少量橙色的铁氢氧化物染色证明存在的铁白云石已经风化。更深的巷道不能 再进入，但是历史记录显示沿着布兰德断裂带中更深的巷道有石英富集带 （图.3Williams，1974；Begbie和Craw，2006）。 5蚀变作用的构造控制 5.1剪切带 9 图.6 岩芯构造图。 A、弯滑褶皱过程中一个分离的片岩中的云母纹理被 平行剪切成叶理（S），形成间隔的黑色蚀变薄层。 一个这样的薄层受后期的断层活化形成擦痕面（顶 部）位置：BD2，133.0 米。B、分隔的片岩叶理与黑 色剪切带（S）被正断层（F）切穿，正断层中含有石 英±钠长石脉、硅化角砾、有铁白云石蚀变的角砾和 断层边缘。断层被后期的细脉（V）穿切。位置：BD1， 67.3 米。 易剥离片岩的膝折在发育过程中的弯滑变形导致形成整个核部的平行剪切 片理。这些剪切带的剖面不规则发育，一些区域的剪切带分隔小于1厘米（图6A 和B）。这些剪切带的紧密空间常为10—50厘米，这些空间被大于5米的基本未 发生剪切的岩石分隔开。局部地段， 剪切带强烈发育，以致成为岩石的主 要组构，岩石强烈破碎可见表面的擦 痕和镜面（图.6A）。剪切带主要出 现在云母的解理之间（图.6A和B）， 但是更强烈的变形区域与石英—钠 长石的阶梯状断面剪切带相吻合。剪 切带平行于膝折，沿着褶皱枢纽紧缩 部 分 的 表 面 传 向 两 翼 的 片 理 （图.2A）。这种更强烈的几何变形 导致穿透褶皱轴表面的剪切带发生 从几毫米到几厘米规模的位移 （图.2B）。相似的过程使等倾斜的同 变质褶皱的云母质枢纽带和两翼再 活化运动（图.6A）。 剪切带在手标本和作为薄层黑 色矿层的薄剖面中（<0.1毫米宽）出 现（图.2A和C；6A和B）。剪切带由 白云母构成，白云母主要是破碎变形 形成的，少量由重结晶形成。这些细 粒的白云母与变质榍石分解成的金 红石互相交切。与剪切带相关的金红 石比变质榍石的颗粒细，并形成不规 则的复合颗粒，这些颗粒平行于剪切 带基质拉长。远离布兰德断层的剪切 带中的变质绿泥石与热液成因的白 云母一起重结晶（图.2A）。在布兰 德蚀变晕中的绿泥石部分地或者完 全地被热液成因的铁白云石交代 （图.3和4）。 沿着很多蚀变晕中的剪切带有黄 铁矿、毒砂和微量的黄铜矿出现 10 （图.7A—D），并且这些硫化物部分含有微米级的自然金（图.8）。沿着硫化物 颗粒或在硫化物颗粒间有白云母重结晶（图.7D）。剪切带中的硫化物颗粒常常 被拉长、破碎或者变形（图.7B）。变形的硫化物使剪切带的颜色加深。一些硫 化物晶形较好，以致剪切带绕过它们（图.7D）。富含白云母的岩层中的剪切带 经常与邻近石英—钠长石纹层中的断裂组伴生，断裂组的规模从几毫米到几厘 米。在布兰德蚀变晕中这些断裂组被铁白云石细脉充填（图.7A和B）。黄铁矿 和毒砂与这些充填断裂的铁白云石伴生，导致局部出现浸染状硫化物结构 （图.7C）。沿着蚀变晕中石英—钠长石纹理中的断裂，有一些重结晶的石英和 少量浸染状铁白云石出现（图.2B）。 布兰德断裂带附近富含硫化物地段的高岭石（X射线衍射鉴定）与白云母共 生或者叠加，或者破碎变形和部分重结晶成白云母（图.7D）。当高岭石出现在 富含白云母的剪切带时以未变形为特征。高岭石也在未变形的硫化物颗粒 （图.7D）附近生成。 5.2断裂 平行片理的剪切带被后期与片理呈高角度相交的正断层叠加（图 .6B）。这 些断层经常以大约30—50米的间距切穿蚀变晕零星出现。一条孤立的但有明显边 界的断层在蚀变晕上方约1502米出现（图.3）。最狭窄的断裂带只有1—2毫米宽， 最宽的只有1—2厘米。布兰德断裂带自身组成包括若干叠加的几米规模的断层 （图.5）。 断层明显的沿着延伸方向显张性，沿倾向滑距有几毫米到几厘米的位移 （图.6B）。穿过布兰德断裂带的主要断层的水平滑距还不知道。沿着断层的张 性孔穴被角砾化的围岩充填，这些角砾化的围岩被石英、钠长石和铁白云石脉质 胶结。高岭石在角砾岩基质中出现，散布于胶结的石英和铁白云石中。硫化物（黄 铁矿和毒砂）形成平行于断裂带的矿层，并且分散的颗粒在硅化角砾中呈浸染状 分布。金与这些硫化物紧密伴生，主要以包体金颗粒的形式存在。含硫化物的硅 化角砾沿着边界清晰的断层面受到剪切变形，形成坚硬的擦痕面。同样地，石英 和钠长石脉局部地发生硅化和被石英重新胶结。脉中的钠长石通常为粗颗粒（2 —3毫米），或是与平行片理纹理的非双晶变质钠长石相反的粗颗粒双晶。一些 脉体中的钠长石的双晶面发生弯曲或者受成矿期后的变形作用而发生破裂。 11 5.3成矿期后矿脉 一组薄的（0.1—1毫米）张性细脉以与有矿化的构造和非矿化构造的片理呈 高角度相交（图.6B）。这些细脉一般在几厘米的规模上是不连续的（图.6B）， 但是一些更宽的脉体连续切穿核部。这些细脉不规则地分隔核部，主要的分隔间 距为10—30厘米。脉中主要的矿物是绿泥石和方解石，一些细脉中含有石英。黄 铁矿较罕见，常与绿泥生同时出现。无论是肉眼观察还是分析，这种时代的脉体 中没有检测到金。 6蚀变晕的矿物学和地球化学 6.1围岩成分 图.7 布兰德蚀变晕中各种蚀变片岩的显微照片。 A—C为单偏光图像，D 是正交偏光图像。A、石英—钠长石分结作用与狭窄的剪切云母纹理（S，顶部 和底部）包含细粒热液黄铁矿的条痕（黑色，P）。富含石英的分结作用与铁白云石细脉（A，灰色）网 发生微破裂和渗透。位置：BD1，303 米。B、比 A 含有更多的云母纹理，更多的黄铁矿剪切带和粗粒 热液黄铁矿与毒砂（黑色，P）。云母纹理中的铁白云石（A）被绿泥石交代。位置：BD1，303 米。C、 强烈矿化的富云母片岩中有黄铁矿剪切带，其中有浸染状黄铁矿和毒砂（P，黑色），和浸染状铁白云 （A）交代绿泥石。位置：（BD1），323 米。D、强烈矿化和剪切的主要成分为云母的片岩，其中矿化主 要为黑色黄铁矿（P）和毒砂（asP）矿。硫化物颗粒周围为热液白云母（M）、高岭石（K）、白云母与 高岭石的混合物（MK）、粗粒的铁白云石（A）脉和交代的碎片。位置：BD2，261 米。 12 围岩中的变质矿物和热液蚀变后期形成的矿物生成顺序见图.9。这次研究的 样品中作为围岩的片岩成分变化很大，主要是由从毫米级到厘米级的变质分离作 用引起的。围岩分析反映这种强烈的分离作用（表 1；图.10和11）。样品中含 量更高的云母纹理导致含有更高的镁和水（图.10A和B），因为绿泥生主要赋存 在那些云母的纹理中。样品中这些不同比例的分离作用导致钠含量（主要反映在 分结脉的钠长石）和钾含量（反映在云母纹理中的白云母）呈负相关关系 （图.10C）。作为围岩的片岩中硅含量范围从<60wt.%（富含云母的样品）到 >70wt.%（具有强烈的石英—钠长石分结作用样品）。因为变质分结作用，作为 围岩的片岩样品中痕量元素的含量也变化很大（例如Sr，Ba；图.11E，F）。因此， 未蚀变岩石和热液蚀变岩石成分的直接比较是困难的，只有在大范围的围岩成分 背景才有效（图.10和11）。这里我们主要集中观察与蚀变伴生的矿物特征变化 （图.9），这些变化与大量变化的（用来衡量矿物成分）岩石成分。 6.2铁白云石 在过去的描述中，铁白云石是蚀变晕中最显著的热液矿物。在膝折的褶皱过 程中，铁白云石的发生蚀变和脉体的最初形成（Craw等人，2006），一直持续到 剪切作用和发生断裂（图.9）。铁白云石是含二价铁的白云石，通常含有均匀的 成分，包括11mol%到23mol%的菱铁矿成分。铁白云石蚀变引起碳酸盐含量发生 图.8 云母片岩（钻孔 BD2，261 米；图.7D）中的毒砂（Aspy；灰色）颗粒的光片显微照 片。，显示含微细粒金颗粒（Au，白色）。 图.10 A、布兰德蚀变晕中的未蚀变岩石、蚀变岩石、和硅化岩石中镁的含量和烧失量（LOI）。B、 与热液铁白云石成分相比，布兰德蚀变晕岩石中镁和铁含量（关于 A）。线指示 Fe/（Fe+Mg）的比率。 X 射线荧光分析（XRF）已经重复计算 FeO 以促进比较。C、布兰德蚀变晕岩石中钠和钾的含量（关 于 A）。D、布兰德蚀变晕中变质成因和热液成因的白云母中铝和镁含量的比较。 13 实质上的增加，一般显示为蚀变岩的烧失量增加2wt.%（图.10A和11A）。不管怎 样，大多数矿化区内的烧失量变化很大（例如钻孔BD2的底面；图.12A）。尽管 有大范围的铁白云石建造，但是除了两个明显的铁白云石富集异常样品，与未蚀 变岩石比较，岩石中氧化镁的含量（以1—2wt.%为代表）几乎没有变化（图.10A）。 未蚀变岩石的Fe/Mg的值近于常数，Fe/（Fe+Mg）为0.6（图.10B）。同样的， 除了与两个氧化镁升高的样品，Fe/Mg比率更低的样品之间存在少量偏差，实质 上蚀变岩石和硅化岩石与未蚀变岩石有相同的比率（图.10A和B）。与此相反， 图.10B中小块地区的再计算显示铁白云石成分的Fe/Mg比率明显更低[molFe/ （Fe+Mg）=0.2 到0.4]。 6.3白云母和钠长石 白云母是未蚀变岩石的主要组分，富含白云母的纹理控制了很多早阶段经过 剪切的蚀变（图.2，6，7和9）。一些这种变形的白云母在剪切过程中发生重结 晶，但是在后期的断层中没有发生（图.7和9）。不管怎样，没有岩相学（例如 交代其他的硅酸岩）或者地球化学的证据证明蚀变过程中岩石中重结晶形成新的 白云母。尽管蚀变岩石和未蚀变岩石差别很大，但是蚀变岩石中钾的含量范围实 质上与未蚀变岩石的一样（图.10C）。 图.9 矿物生成顺序表 显示布兰德蚀变晕中不同构造期的矿物组合。蚀变晕中没有检测到辉锑矿，但辉锑矿在蚀变晕 附近出现。 14 蚀变岩石中剪切带的重结晶白云母颗粒较细（20μm），一般与其他矿物密 切连生。因此，这种物质的显微探针分析比较困难。变质成因和热液成因的白云 母的比较显示：后者比前者含有更少的多硅白云母，同时，热液成因的白云母含 有更高的Al和更低的Mg（和Fe）（图.10D）。数据集中有相当大的重叠部分， 这很可能至少部分是分析过程中不同期次的云母颗粒的错误辨别引起的。无论如 何，白云母成分中的差异是比较小的（图.10D），在大部分岩石中铝的含量没有 明显的升高，与之相关联的是蚀变岩石中镁的含量亏损（表 1）。 图.10C中主要的地球化学趋势是蚀变岩石和未蚀变岩石中钠含量和钾含量 图.11 A—D 布兰德蚀变晕中岩石的微量金属/类金属富集。E、F 为布兰德蚀变晕中锶和钡含量的变 动与砷富集。 15 之间的关系相反，这反映蚀变岩石和未蚀变岩石中各自的钠长石和白云母的比例 不同。若干高钠低钾的蚀变岩和硅化岩处于这个趋势的末端，在未蚀变岩石的界 定范围之外。除了平行于片理的变质成因钠长石外，这些高钠的岩石在断层控制 的脉体中含有大量热液成因的钠长石。这两种钠长石世代都是钠长石的端元组 图.12 通过钻孔 BD2 下半部分的化学变化的关键参数。A、沿深度方向上 Na2O 的变化(虚线和空心 的菱形)，K2O（细线和实心正方形）和烧失量（粗线和空心圆）的变化。B、深度方向上 Au（粗 线和实心圆）和砷（虚线）的变化。两组数据都提供砷：X 射线荧光分析（XRF）（实心三角形） 和 AA（空心正方形）。 16 分，具有不可检测出的钙和钾。 大多数硅质岩中Na2O含量与 K2O含量相反的趋势减弱，落在一个趋向非常 低（几乎为零）的钾和钠区域（图.10C和12A）。这些岩石的附加热液成因的石 英导致蚀变前的钠和钾含量降低。同样地，图.10A和B中的两个MgO含量高（富 含铁白云石）的蚀变样品具有低的（稀释）钠和钾含量（图.10C）。 6.4硫化物 沿着剪切带和断层，形成毒砂的附加砷在蚀变晕中的重要性仅次于铁白云 石。砷生成物的地球化学特征很明显（图.3和12B）。砷在蚀变晕中的蚀变岩石 （铁白云石）和硅化岩强烈富集（图.11A）。砷含量的普遍增加与硅化岩中二氧 化硅含量增加相关（图.11A），断层中的硅质角砾含有大量的毒砂可以就证明。 与此相反的是，在毒砂含量增加的蚀变片岩中的二氧化硅含量不变或者更低（被 稀释）（图.11A）。 毒砂是分带的，显微探针分析可知具有统一的组分（29.5—31.5mol%）。经 过显微探针分析，在毒砂中检测不到锑。无论如何，蚀变岩石中的大部分岩石中 Sb和As为正相关（线性的R2=0.73 ）（图.11B），这显示在毒砂的固溶体或者显 微包体中含有Sb，尽管浓度比较低。同样地，蚀变岩石中有少量铋的富集，铋与 毒砂普遍相关联（线性R2=0.73）（图.11C），所以铋可能也会在毒砂的固溶体 或者显微包体中出现。无论是在包裹体中（图.8）还是在热液蚀变的片岩中呈浸 染状，金与毒砂密切相关（图.12B）。 在遍及蚀变晕中的剪切带和断层中，黄铁矿和毒砂同时出现。黄铁矿（没有 毒砂）也在很多剪切带中出现，特别是在主要蚀变晕边缘的附近（图.7A—C） 和在剪切带开始发育的晕之上。在发生微弱褶皱的岩石中，很难辨别受构造控制 的热液成因黄铁矿与分散变质的黄铁矿之间的差异（图）2A），或者黄铁矿世 代中的As含量可以用显微探针检查到（>0.3wt.%）。尽管很多蚀变岩石中黄铁矿 大量出现，但是没有证据显示这些岩石比未蚀变岩石的铁要富集（图.10B）。黄 铁矿实质上是一种产生于含铁岩石中附加硫化物的交代矿物（与Böhlke相相似， 1988）。这些增加的硫化物有助于提高蚀变岩石的烧失量（图.10A和12A）。含 有最高的烧失量和低MgO（图.10A）的岩石中特别富含黄铁矿。 远离矿化区（>100m）的岩石中，一部分微量的黄铜矿以原始的变质矿物集 合体出现，受后期的变形作用而未重新活化散布在云母纹理中。黄铜矿以少量的 热液矿物出现，局部伴生热液成因的黄铁矿和毒砂。在切穿石英—钠长石纹理的 微细脉中，热液成因的黄铜矿也零星地与铁白云石一起出现。除了一个蚀变的样 品外，没有证据证明在蚀变作用过程中发生铜的富集（图.11D）。同样地，无论 从岩相学还是地球化学上都没有铅和锌的富集证据（表 1；图.11D）。 6.5亲石性微量元素 17 在蚀变作用中微量元素没有明显的富集或是亏损（表 1）。锶和钡似乎是例 外（表 1；图.11E和F）。与锶富集到200—500ppm的未蚀变岩石（图.11E）相比， 若干蚀变的岩石锶富集到>600ppm。蚀变岩石中有一个原始的砷和锶的正相关关 系（线性R2=0.33）（图.11E）。甚至在二氧化硅增加（例如图.10C）过程中大多 数元素被稀释的硅化岩中锶的富集等于或是高于未蚀变的围岩。与此相反的是， 与未蚀变岩石相比，一些蚀变岩石中钡的富集看起来好像是衰竭（图.11F）。 7讨论 7.1蚀变作用的地球化学特征 对于大多数元素分析，围岩成分的变化比未蚀变岩石与蚀变岩石之间差异更 大的，或者是更大的（表 1；图.10和11）。有可检测到的附加的砷（很可能是 锑和铋），硫，二氧化碳，锶（图.10A和11A，B，E），和金（图.12B）。钡似 乎已耗尽。全部蚀变作用的类型中，主要是碳酸盐化和硫酸岩化，与其他金矿区 的描述Kishida 和 Kerrich （1987），Böhlke （1988），Gao 和Kwak（1997）， Eilu 和 Mikucki （1998）和McCuaig和Kerrich（1998）Kishida和Kerrich（1987）， Böhlke（1988），Gao和Kwak（1997），Eilu和Mikucki（1998）和McCuaig和Kerrich （1998）相似。无论如何，与大多数这些例子不同的是，布兰德蚀变作用没有证 据显示碱金属（图.10C）或者铝的亏损。因此，例如“绢云母化作用指数”的计 算参数（例如Kishida和Kerrich，1987；Eilu和Mikucki，1998）对定义布兰德蚀 变作用没有帮助。布兰德碳酸盐化是最具有特色的，“碳酸盐化指数”（例如 Kishida和Kerrich，1987；Eilu和Mikucki， 1998）可以用来作为蚀变程度的指示 物。不管怎样，多变的大量变质方解石，与金相关的铁白云石和矿化期后的方解 石在相同岩石中出现，使这些指数用处不大。烧失量这个不太明确但简单的参数 确定在这次研究中更为有用，因为它结合了硫和二氧化碳组分的增加，加上额外 的水化作用与之相联系的热液成因高岭石（图.10A和12A）。在布兰德蚀变作用 过程中锶的增加和钡的亏损可以用来确定一个蚀变晕，例如锶/钡>1意味着重要 的蚀变作用。无论怎样，钡和锶组分的广泛分布（图.11E和F），和一些蚀变岩 石具有锶/钡值为0.2—0.4，这低于典型的围岩（表 1）.只有在硅化岩中普遍具有 高的锶/钡比值，比值为2—5（表 1）。上段描述的蚀变作用的地球化学指示物 可能指向蚀变作用，但是对大多数矿化的岩石没有多大的指示价值 （与以下相 似，Kishida和Kerrich，1987；Gao和Kwak，1997；Eilu和Mikucki，1998）。这 种蚀变作用指向性的缺乏，是因为存在大量控制蚀变作用的小型构造（图.2，6 和7）。蚀变作用沿着这些构造出现，未蚀变的岩石在很多这些构造的两边几厘 米处被保留下来。因此，剪切带和断层的增加频率并结合在这些构造手标本中很 容易观察到的蚀变矿物是最好的蚀变晕的指示物。 18 7.2蚀变反应 从构造观察和岩相学推断的共 生序列显示，蚀变晕中发育有两个 主要的热液成因矿物组合。这些集 合体与蚀变晕中渗透性构造演化是 同时发育。主要差异是最早期的集 合体在膝折发育后期和剪切带的形 成过程中形成的，包括重结晶的白 云母，而断层中蚀变片岩中后期的 白云母集合体被高岭石交代，脉体 中钠长石沉积（图.9）。在控制流 体流动的全部构造中发现了其他热 液成因矿物例如铁白云石和硫化 物。同样地，（图.9），尽管大多 数绿泥石和榍石的分解反应在早期 发生，但是这些变质矿物在整个蚀 变序列中。蚀变作用的全部阶段伴 生着碳酸盐矿物，热液流体中溶解 的碳酸盐组分可以证明。这与石英 脉中存在的不混溶二氧化碳流体包 裹体一致，尽管推断的流体中二氧 化碳含量比较低（Craw等人，1991）。 热液成因的铁白云石中的Fe/ （Fe+Mg）比围岩高（图.10B）， 因此热液蚀变作用中绿泥石和白云 母（主要含铁矿物）中铁的活化可 作为黄铁矿的形成。绿帘石的分解 作用可能为黄铁矿的形成提供一部 分铁。在Fe/（Fe+Mg）高的岩石中 碳酸盐形成过程中铁的活化，过程 中有黄铁矿形成，这据说是一个蚀 变过程中有利于金沉淀关键的因 素。 7.3矿物分带 19 布兰德蚀变晕中没有矿物的空间分带证据，尽管一部分区域比其他区域富含 热液矿物（例如铁白云石、石英）（图.3和4）。相反，热液成因矿物的分布主 要受围岩构造的控制。因此，在布兰德主断裂带中蚀变晕边缘的剪切带或者断层 中出现相同的蚀变矿物序列（图.3）。同样地，布兰德蚀变晕边缘和中心之间的 蚀变地球化学作用差异比较难分辨。蚀变矿物的发育规模直接与围岩构造的发育 规模相关。布兰德主断裂带派生的大于150m的小断层中向围岩构造延伸的蚀变 只有几毫米，或者至多几厘米，但是这可以包括相同的热液反应和蚀变晕核部的 金矿化证据。布兰德断裂带中更多渗透性构造是矿化最强烈的地区，因为这是流 体流动和反复变形及其伴生蚀变的集中区域，可以在这个断层带用填图对强烈的 蚀变类型进行分带（图3，4和5）。 尽管矿物的分带不明显，一些蚀变矿物特征存在暂时变化。这些最突出的特 征是从少量热液成因白云母的形成（主要在早期的剪切带中）变成高岭石的形成 （主要伴生与后期断层；图.7D，9）。这些变化大约是与后期断层中矿脉的钠长 石同时形成的（图.9）。不稳定的白云母可以指示的形成高岭石或者钠长石活度 —活度图（图.13A）。钠云母在这些图表中可以作为独立矿物描述，但可以是蚀 变晕中的白云母的固溶体成分。流体化学参数只有较小的变化（钠或者钾的活度， pH）或者观察矿物学的变化需要考虑温度的影响。同样地，镁和铁活动性的小 变化形成相对于绿泥石较稳定高岭石或者钠长石（图.13B和C）。这些变化参数 的细节不属于本次研究的范围，但是这些图表足以证明这个地球化学体系的稳定 是微妙的，蚀变矿物中明显的变化不一定意味着重大的热液活动过程的变化。后 期矿脉中绿泥石的再现（图.6B和9）也很可能是温度变化，或者溶液成分的少量 变化的结果（图.13B和C）。 8结论 布兰德蚀变晕涉及到的热液蚀变岩石，垂直一个主要的矿化断层带的走向大 于150m。最明显的蚀变带围绕着一个曾经采过矿的狭窄（大约5m）石英脉大约 有50m宽。热液蚀变晕很大程度上受小构造（微米到米的级别）的控制，这些小 构造是在易剥裂的隔离片岩受区域的挤压变形过程中形成的。微剪切带与增加的 变形引起局部切穿膝折的枢纽近于平行。但是，后期与正断层（厘米到米的规模） 切穿褶皱和先期变形的微剪切带相关。 微剪切带和断层邻近的热液蚀变主要以片岩中的变质绿泥石被云母纹理中 的铁白云石直接交代为特征。铁白云石也会充填这种微裂隙，这种微裂隙能更多 干涉石英—钠长石变质隔离作用。变质白云母的重结晶在云母的纹理中形成含铝 白云母，在后阶段，白云母被蚀变成高岭石。蚀变反应过程释放的铁会与附加的 硫结合生成黄铁矿和毒砂，这主要发生在云母的纹理中。金与这些硫化物共生。 最强烈的蚀变断层带含有大量的石英脉，硅化角砾和硅化围岩，这些里面都含有 20 硫化物和金。在这些强烈蚀变的岩石中，钠长石是主要的脉石矿物。蚀变作用的 强烈程度可以围绕着布兰德断裂带以米的尺度进行填图，但是在围绕着更远离断 裂带、更小的构造中，已经在更小尺度上发现相似的特征。 浸染状铁白云石和共生的硫化矿物的形成导致岩石中挥发分含量（烧失量） 的增加，增加量从大约3wt.%到大约wt.%。砷的增加是很明显的，在大多数热液 蚀变岩石中砷的含量达到10000ppm以上。较少量锑的富集（大于14ppm）伴随着 砷的富集。很多蚀变岩中锶富集、钡亏损，尽管这是不符合规律的。大多数热液 蚀变中锶/钡的值大约为3—5，围岩中小于1。矿化的地球化学特征是不容易解解 的，并且蚀变矿物特征对于作为热液进程的指示物更有用。蚀变晕能将这个矿床 勘探靶区扩大至少一个数量级，这种蚀变类型在这种造山带型（中温）矿床中是 普遍存在的。 致谢 这次研究由新西兰科学与技术研究基金会和奥塔戈大学提供资助。新西兰经 济发展部（皇冠矿物）提供核心接入。与 R.H.Sibson和 R.J.Norris的讨论对我的 行文思路很有帮助。Adrien Dever， John Williams， Lorraine Paterson和 Damian Walls的技术援助对于进行本次研究有极大的帮助。F. Bierlein彻底审查文章和匿 名的编委大大改善了手稿。