内蒙古喀喇沁旗安家营子金矿红化蚀变的特征及其实质*

2014-03-14张宇李永刚李飞张洪涛种松树

岩石学报 2014年2期

张宇李永刚李飞张洪涛种松树

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 1000292. 中国科学院大学，北京 1000493. 赤峰金蟾矿业有限公司，赤峰 0244161.

1 引言

在很多花岗岩地区，由于流体和花岗岩中斜长石的交代作用，通常能将斜长石蚀变为红色，这种蚀变作用明显不同于钾长石化。肉眼下蚀变岩中只有斜长石变红，没有钾长石生成，对于这一现象的成因认识和命名分歧较大，Que and Allen(1996)研究发现这种蚀变的斜长石内部出现了大量的绢云母，称之为“绢云母化”，认为这种现象是由于更长石的绢云母化导致赤铁矿在斜长石内部沉淀而形成的，而Engviketal. (2008)则因为更长石大量被交代为钠长石，称之为“钠长石化”，认为红化蚀变实质是钠长石化。而Pluemper and Putnis (2009)则认为这是由斜长石的多种交代反应共同组成的一种复杂的热液蚀变，其中包括钠长石化、绢云母化、钾长石化，而使岩石变红的原因是钾长石化使得流体和花岗岩蚀变释放的铁形成氧化物沉淀在斜长石内部而形成。国内的研究人员对于这种现象的关注较少，只有陈光远等(1997)在研究胶东地区金矿时则认为红色主要是由于成矿早期暗色矿物蚀变分解，造岩元素大量迁出，残留的Si、Fe、Al、Ti等偏惰性元素再活动形成，红色主要为金红石的颜色，并将其称为“红化蚀变”。此类蚀变中，由于绢云母和钠长石都仅出现在斜长石的内部，同金矿中典型的绢云母化和钠长石化有明显的区别，而且长石的大面积的染红也不是这两类蚀变的典型特征，所以我们采用“红化蚀变”来专门描述这一类型的蚀变。

本文选取内蒙古赤峰市喀喇沁旗的安家营子金矿为研究对象，矿区内二长花岗岩为其主要的含矿围岩，红化蚀变在花岗岩中广泛发育。前人对该金矿的研究主要集中在流体、岩石、构造方面(李永刚等，2003a，b，2004；王义文等，1997；孙志明等，2010)，对于蚀变岩的研究非常少(Trumbulletal., 1996)，而对于红化蚀变的研究工作几乎没有，只有李永刚等(2004)提到“红化”是早于钾化的一种蚀变，王义文等(1997)则将其认为是成矿前的钠长石化，但是都没有进一步的描述。而且大量矿山工作人员将其作为钾化看待，并作为一种金矿的找矿标志使用，但是效果不佳，所以对于红化蚀变的研究不仅有理论意义，更具有生产意义。本文主要通过野外及显微镜观察、电子探针、扫描电镜、主量元素测定方面的工作，对安家营子矿区红化蚀变的矿物组合、蚀变的分布、蚀变的实质进行研究和讨论，这将有利于增加对红化蚀变的认识。

2 矿床地质概况

安家营子金矿位于华北克拉通北缘中部，赤峰-朝阳金矿带的西缘。该金矿带沿着赤峰开源大断裂呈东西向展布，其中分布有柴胡栏子金矿、红花沟金矿、撰山子金矿、安家营子金矿、金厂沟梁金矿和排山楼金矿等中-大型金矿(图1)，都属于石英脉型或蚀变岩型的中温热液脉型金矿(陈伟军和刘红涛，2006)。区内金矿以燕山期的花岗岩或太古代建平群为围岩，受构造控制明显，大部分是在中生代华北克拉通减薄这个背景下形成的(Nieetal., 2004; Yangetal., 2003; 李永刚等, 2003b; 苗来成等, 2003; 孙守恪等, 2012)。

安家营子金矿位于赤峰市南部约40km处，矿体主要产在安家营子黑云母二长花岗岩内，沿着NNE向的脆性断裂分布(图2，李永刚等，2003a，b)。矿体以蚀变岩型和石英脉型矿石为主。金主要以裂隙金和晶格金的形式存在于黄铁矿中，少量以包体金的形式赋存在晚期的石英中。成矿流体为中温低盐度，富CO2为特征(李永刚等，2004)，同典型的造山型金矿一致(Grovesetal., 1998; Jiaetal., 2003; Phillips and Powell, 2009; Qiuetal., 2002; 陈衍景等, 2007)。

图1 赤峰-朝阳金矿带区域地质简图 (据Yang et al., 2003修改)Fig.1 Regional geological map of Chifeng-Chaoyang gold metallogenic belt (after Yang et al., 2003)

图2 安家营子金矿矿区地质图Fig.2 Geological map of the Anjiayingzi gold deposits

矿区的蚀变类型主要为：红化、绿泥石化、绢云母化、黄铁矿化、硅化、黄铁绢英岩化(部分见图3)。红化蚀变在东西两个矿带的各个采区均有发育，而绢云母化则主要出现在阳坡采区，绿泥石化主要出现在南大洼采区，李麻子沟采区则主要出现黄铁绢英岩化(图2)。红化蚀变在局部被绿泥石化和绢云母化叠加，表明其是一种早期蚀变，且红化裂隙中常被绿泥石、黄铁矿、方解石脉等充填(图3b)。而绿泥石化、绢云母化、黄铁矿化、硅化及黄铁绢英岩化则是主成矿期含矿蚀变。对于红化的认识一直存在争议，矿区地质人员多年以来一直将“红化”当做钾化看待，并且同胶东金矿的大面积钾化相类比，但是两者本质上却明显不同。

图3 安家营子金矿野外及手标本照片(a、b)-蚀变较弱的线状分布的红化蚀变岩，其中(b)中红化蚀变岩被方解石脉充填；(c)-面状分布的红化蚀变岩；(d)-绢云母化蚀变；(e)-绿泥石化蚀变；(f)-黄铁绢英岩化蚀变岩Fig.3 Field specimens photos of redden granite

3 分析方法及结果

3.1 样品及分析方法

本文所有样品均来自安家营子金矿井下坑道内，将未蚀变的花岗岩和红化蚀变的花岗岩磨制成薄片进行镜下观察和电子探针分析。电子探针实验在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室完成，仪器型号为JXA-8230，加速电压为15kV，工作电流为20nA，束斑直径统一为5μm，用天然矿物样品和PAP校正处理程序进行仪器标定和数据校正。

为了观察斜长石表面的孔隙分布及其特征，同时对部分抛光的薄片和未抛光的未蚀变的花岗岩和红化蚀变的花岗岩的表面进行扫描电镜观察。扫描电镜实验是在中国科学院地质与地球物理研究所完成，测试仪器为德国LEO1450VP扫描电子显微镜(SEM)，分辨率为3.5nm/30kV(钨灯丝)。

为了进一步了解红化蚀变过程中元素的带入带出情况，分别对未蚀变的花岗岩和红化蚀变花岗岩进行主量元素的分析。主量元素实验在中国科学院地质与地球物理研究所完成，采用XRF-1500型X荧光光谱仪测试，RSD=0.1%～1%。

3.2 红化蚀变的岩石矿物学特征

安家营子花岗岩成分上属于二长花岗岩(李永刚等，2003a)，红化蚀变主要沿着花岗岩中的破碎裂隙分布，表现为裂隙两侧花岗岩变为砖红色(图3a，b)。红化蚀变带在蚀变较弱的区域仅出现在裂隙两侧1cm的范围内(图3a)，而蚀变较强的区域能够形成宽度达10m的红化带(图3c)。对于未蚀变的花岗岩，无论是手标本(图3a外侧)还是在镜下薄片观察(图3a)，斜长石表面都显得非常干净，几乎未见任何蚀变现象。而红化蚀变花岗岩中的斜长石则明显变为了砖红色(图4b)，在显微镜下，斜长石表面则非常浑浊(图4c-g)。

红化蚀变的分布及其强度与断裂的关系非常密切。通过对邻近断裂的蚀变样品的不同部位进行肉眼及镜下观察(图4c-e分别代表图4b中手表本中c-e三个位置的镜下照片)，发现从远离裂隙(图4c)到靠近裂隙(图4e)，蚀变逐渐加强。蚀变带边部的斜长石稍微远离流体断裂通道，在肉眼下仅见少量红化(图4c)。镜下观察发现斜长石红化主要集中在其核部，而边部几乎没有蚀变，整颗斜长石表现为核部浑浊，边部干净(图4c)。蚀变带中部的斜长石(图4d)蚀变程度明显强于边部(图4c)，但斜长石颗粒并没有完全红化，很多斜长石颗粒边部仍然为乳白色。蚀变带中心的斜长石蚀变程度明显强于前两者(图4e)，肉眼下斜长石完全变红，镜下则表现为整个斜长石颗粒都变得浑浊，且在核部发育大量的绿帘石和钾长石。

斜长石的红化蚀变在镜下主要表现为斜长石颗粒变浑浊，且内部有多种热液矿物生成。绢云母在红化蚀变的斜长石中非常发育，通过镜下仔细观察发现，红化蚀变斜长石内部发育大量的鳞片状绢云母(图4f, g)，因此其斜长石显得很浑浊。绢云母的分布范围同肉眼下斜长石的红色区域完全一致，说明绢云母和红化可能有非常紧密的联系，但是前人对安家营子金矿的研究中，都没有提到这一期的绢云母化。钠长石化在肉眼和普通显微镜下无法与原生的更长石区分开来，主要通过电子探针分析得到，红化蚀变花岗岩中的斜长石核部的Na含量较之未蚀变的斜长石核部明显增大，从Ab71-77增大到Ab88-96，即更长石到钠长石的转变。绿帘石的不均匀干涉色非常明显，其产状主要有两种，一种是呈星散状分布于斜长石核部(图4e)，另一种是沿裂隙贯穿斜长石或其他矿物。热液钾长石主要呈零星分布于斜长石的内部(图4e，f)，同绿帘石空间上联系比较紧密。

在红化蚀变相对较弱的部分(图4c，d)，红化蚀变只发育在斜长石的核部，而边部基本保持未蚀变，形成明显的净边结构(图4c，d，f，g)，这种现象在蚀变的花岗岩中较为常见(Engviketal., 2008; Que and Allen, 1996)。而在蚀变较强的部分(图4e)，则整个斜长石都被蚀变了。这说明红化蚀变是从斜长石的中心开始，随着蚀变的加强，向边部扩散。Que and Allen(1996)认为造成绢云母如此分布的主要原因是流体的运移受到斜长石核部显微孔隙的控制，本文也将对这一机制进行详细研究。

图4 未蚀变花岗岩和红化花岗岩的手标本及镜下照片(a)-未蚀变花岗岩的镜下照片；(b)-红化花岗岩的手标本；(c-e)-对应手标本(b)中相应位置的镜下正交偏光照片；(f)-红化蚀变镜下照片；(g)-为(f)中局部的放大Fig.4 Hand specimens photos and Photomicrographs of fresh granite and redden granite

3.3 电子探针分析

主要选取未蚀变花岗岩中的斜长石(图4a)、红化蚀变花岗岩中具有净边结构的斜长石(图4c, d, f, g)以及完全蚀变的斜长石(图4e)，分别对其边部和核部进行电子针分析，结果见表1。

实验结果表明，红化蚀变的斜长石比未蚀变的明显富Na贫Ca。从表1可见，未蚀变的斜长石边部成分为Ab79-81An17-18，核部为Ab71-77An20-25，基本为更长石，且核部比边部稍富Ca贫Na，呈微弱的正环带结构。具净边结构的红化蚀变的斜长石的净边部分成分为Ab83-89An10-15，其中除了NDW73-2样品中的边部Na、Ca较异常(Ab89An10)以外，其余的含量都比较相近，范围为Ab83-84An14-15，与未蚀变的斜长石的边部成分相差不大，说明净边部分蚀变非常弱，甚至基本没有蚀变，这与镜下观察其内部没有出现绢云母的现象相符合(图4g)，而个别异常的样品可能是由于其长石本身成分差异造成的。具净边结构的红化蚀变的斜长石的核部成分为Ab91-96An3-8，相对于未蚀变的斜长石的核部变化非常大，核部基本已蚀变为钠长石，且蚀变后核部比边部富Na贫Ca，形成类似“反环带”结构，与未蚀变斜长石的正环带结构形成强烈对比，说明核部受到强烈蚀变，这也是净边结构产生的直接原因。而对于强烈红化蚀变的花岗岩中(图3c)，其斜长石完全被蚀变，净边结构消失(图4e)，整个斜长石的边部和核部的成分几乎一致，为Ab97-98An1-2，整个斜长石完全被蚀变为钠长石。

通过将不同程度的蚀变样品的电子探针分析结果的进行对比(表1)，我们发现随着蚀变程度的加强，斜长石成分也有非常规律的变化。在未蚀变的斜长石中，斜长石显示出微弱的正环带结构，核部比边部稍富Ca贫Na。而随着蚀变的进行，在蚀变相对较弱的阶段，蚀变主要发生在斜长石的核部，基本被蚀变成钠长石，而边部几乎没有蚀变，保持更长石的成分，这便形成类似“反环带”结构，与未蚀变的长石形成强烈对比。随着蚀变的进一步加强，净边结构消失，整个斜长石完全蚀变为钠长石，伴随着蚀变的高峰，在斜长石内部出现了大量的绿帘石和钾长石的矿物组合。

3.4 扫描电镜分析

扫描电镜样品主要是未抛光的未蚀变花岗岩，未抛光的红化蚀变花岗岩，未蚀变的花岗岩薄片以及红化蚀变的花岗岩薄片。在扫描电镜下，分别对其内斜长石的边部和中心进行二次电子以及背散射观察，记录其孔隙的分布情况。

显微孔隙在斜长石中普遍发育(Davidetal., 1995; Engviketal., 2008; Montgomery and Brace, 1975; 王志华和刘瑞, 2009)。在未蚀变的花岗岩中，显微孔隙主要分布在核部(图5a)，边部几乎没有(图5b)。在具净边结构的红化斜长石中，显微孔隙的分布规律也很明显，核部发育大量的显微孔隙，而边部几乎没有(图5d)，与这些孔隙内部和其周围分布着大量的蚀变矿物，如绢云母、绿帘石以及铁的氧化物，而边部仅有少量孔隙出现，且几乎没有蚀变迹象，这与电子探针结果一致。

未蚀变的斜长石核部的显微孔隙和蚀变后斜长石核部显微孔隙在形态和数量上也有明显差异。未蚀变的花岗岩中，孔隙的边部多为平直光滑，长轴直径为1～5μm(图5a)，而蚀变后的这些孔隙明显增大，多数都在10μm以上，也有不少能够达到20μm以上，且边缘粗糙(图5c)，并且常常伴随着绢云母的产出，是典型的流体改造后的特征，这与Que and Allen (1996)所研究的爱尔兰Co Donegal地区的Rosses花岗岩体中的斜长石蚀变现象一致，这些较大的孔隙可能是在原生显微孔隙的基础上，经过流体的蚀变改造，进一步的扩大形成的。在主成矿期蚀变更强绢云母化阶段，多个显微孔隙经过扩大，可连成一体，形成更大的裂隙，其长轴甚至可达200μm以上。除了这些较大的孔隙外，蚀变的斜长石核部广泛分布更多更为细小的显微孔隙(图5e)，虽然净边结构的边部也有少量这样的显微孔隙，但是相比核部几乎可以忽略不计。这些小孔隙的大小几乎都在2μm左右，甚至更小，相比未蚀变斜长石的原生孔隙，这些显微孔隙分布更为广泛，几乎遍布整个斜长石核部(图5e)，这些更小的孔隙的分布范围对蚀变分布的控制更加明显(图5d)。

显微孔隙在单个斜长石颗粒中的分布，与其上蚀变矿物的分布范围一致，表明孔隙的分布和净边结构的成因可能有紧密的联系。

图5 斜长石及其内显微孔隙的扫描电镜显微照片(a)-未蚀变花岗岩中斜长石的核部的二次电子(SE)图像(未抛光的表面)；(b)-未蚀变花岗岩中斜长石的边部的二次电子图像(SE)(未抛光的表面)；(c)-红化蚀变花岗岩中斜长石的核部的二次电子图像(SE)(抛光过的薄片)；(d)-具净边结构斜长石的背散射(BSE)图像及部分电子探针测点位置；(e)-具净边结构斜长石的核部的背散射(BSE)图像；(f)-强烈红化蚀变的斜长石核部的背散射(BSE)图像Fig.5 Scanning electron microscopic images of plagioclase and micropores in the plagioclase grains

3.5 主量元素分析

对未蚀变和强烈红化蚀变的花岗岩分别进行了主量元素分析(表2)。

为了讨论红化蚀变过程中元素的活动性，采用(Grant, 1986, 2005)的方法对主量元素的活动性进行的描述，并将Al2O3作为最不活泼的元素，其元素带入带出定量计算公式为：

图6 未蚀变花岗岩及红化蚀变花岗岩的Isocon图解Fig.6 Isocon diagrams in which fresh granite versus the redden granite

由于将Al2O3作为最不活泼的元素，所以将穿过Al2O3的线作为isocon线，该线上方的元素为蚀变过程中获得的元素，该线下方的元素为蚀变过程中丢失的元素。由图6可以发现CaO、Na2O和Fe2O3的含量降低，K2O和Si2O含量增加。

强烈红化蚀变的花岗岩的主要变化表现在更长石几乎全部转化为钠长石，在其内部出现大量的绢云母、钾长石和绿帘石的矿物组合，并伴随有部分黑云母的绿泥石化，其他的矿物几乎保持不变。在更长石向钠长石转变过程中，Ca被流体活化出来，一部分在斜长石核部形成绿帘石，一部分则被带出，所以Ca的含量有所减少。虽然红化蚀变形成了很多钠长石，但是都在更长石内部形成，而且没有独立的钠长石产出，流体只是带出了更长石中大量的Ca,带入了少量的Na，形成钠长石。而强烈红化蚀变的花岗岩中，斜长石内部出现大量的绢云母，绿帘石和钾长石(图5f)，这些不含Na的矿物取代了原来的长石，造成Na的丢失，这一过程丢失的Na可能比通过钠长石化获得的Na要多，所以整体上Na表现为丢失。在蚀变过程中花岗岩中的Fe可能被活化出来，部分形成氧化物充填在斜长石中，一部分被带走，所以Fe2O3的含量也相应降低。由于绢云母和钾长石的广泛出现，所以K含量明显增加，同时可能由于少量石英和其他硅酸盐矿物的沉淀导致了Si的增加。其次，MnO、TiO2、P2O5、MgO的含量基本不变，表明金红石、磷灰石等副矿物没有分解，而少量黑云母向绿泥石的转变也不会引起MgO含量的太大变化。

所以，根据主量元素带入带出的分析结果可以看出，红化蚀变中元素的变化主要是Si、K带入，Na、Ca、Fe带出，而其他元素保持不变。对比其他类型的蚀变(Lietal., 2013)，红化蚀变是一种强度较低的热液蚀变，其在水岩反应过程中与流体的物质交换非常少，属于非常弱的早期蚀变。

表2安家营子未蚀变花岗岩和红化蚀变花岗岩主量元素分析结果(wt%)

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

样品号20⁃KL⁃37∗20⁃KL⁃58∗20⁃KL⁃85∗3YP⁃33YP⁃12NDW⁃7⁃52012⁃1岩石类型未蚀变花岗岩红化蚀变花岗岩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总量99．4699．5799．4499．8099．4899．7099．78

注：*引自李永刚等(2003a)的实验

4 讨论

4.1 净边结构的成因

长石是地壳中最丰富的矿物之一，在多种含流体活动的地质过程中都会出现长石的水岩反应，如风化作用、成岩作用和热液蚀变等等(Pluemper and Putnis, 2009; Ramseyeretal., 1992)。在这些水岩反应过程中，斜长石总能产生一种特殊蚀变结构-净边结构，在镜下通常我们可以发现单颗粒的斜长石中心发生强烈蚀变，而边部则基本保持新鲜(如图4c，d，f，g)。这一现象可能主要受到两方面的控制，即斜长石内部的成分环带和显微孔隙分布。

花岗岩中斜长石的成分变化较大，环带构造比较发育，主要表现在An分子和Ab分子规律性的变化。根据电子探针的分析，我们得到未蚀变花岗岩总体具有非常微弱的正环带(边部Ab79-81An17-18，中心Ab71-77An20-25)，即中心相对边部富Ca，贫Na，但是其成分差异并不是很大，而我们观察到的红化蚀变中的斜长石核部强烈蚀变，边部则基本上没有蚀变(图4c，d，f，g)，而且蚀变和未蚀变区域的过渡非常突然(图5d)，表明成分并不是控制单颗斜长石中蚀变分布的主要因素。

斜长石内部发育非常多的显微孔隙(Montgomery and Brace, 1975; Parsons and Lee, 2009; Que and Allen, 1996)，这些孔隙的成因可能是斜长石结晶时形成的(Wordenetal., 1990)，也可能是岩浆期后或热液流体溶蚀形成的(Parsons, 1978)。通过对未蚀变花岗岩中的斜长石的扫描电镜观察发现，其中只在其核部发育大量显微孔隙，这些孔隙的边界多为平直光滑(图5a)，和经流体蚀变后的孔隙完全不同(图5c)，表明这些孔隙可能是斜长石结晶过程形成的。前人的研究发现热液流体对斜长石有一定溶蚀作用，而这一过程主要受“表面反应”的控制(Chardonetal., 2006; Farquharetal., 1999; Seyamaetal., 2002)，且在这一反应过程中富Na的斜长石比富Ca的斜长石易溶蚀(Orville, 1963)。根据电子探针的分析，我们得到安家营子岩体未蚀变的花岗岩具有微弱的正环带，即中心相对边部富Ca，贫Na。按照表面反应的规律，斜长石的边部应该更容易出现显微孔隙，但是根据扫描电镜的观察显微孔隙基本都分布在核部，边部几乎没有，说明这些孔隙并不是表面反应形成的，更进一步表明这些孔隙是在斜长石结晶阶段形成的。斜长石晶体的韵律环带的生长主要按“过饱和-成核-耗尽”循环机制进行的(Pearce and Kolisnik, 1990; 吴平霄等, 1998)，在结晶的早期由于熔体中的斜长石过饱和程度非常高，所以斜长石核部结晶速度非常快，随着反应的进行，晶面附近的过饱和度开始下降，斜长石结晶的速度也会随之降低，晶体进行缓慢生长。Montgomery and Brace (1975)认为斜长石在结晶速度非常快的情况下，容易捕获周围的熔体或流体，在冷凝之后便形成大量的孔隙。所以在斜长石成核的初期，由于生长速度快，在核部容易形成大量的显微孔隙，而随着物质的消耗，结晶速率开始变慢，斜长石开始缓慢生长，所以边部几乎没有孔隙出现，这可能是斜长石颗粒中显微孔隙只分布在核部的原因。

扫描电镜下可以发现，经过红化蚀变的斜长石内部显微孔隙明显比未蚀变的大，而且孔隙边缘呈现不规则的蚀变痕迹(图5c)，可以推断是由于流体对原生孔隙的蚀变使其进一步扩大，此外蚀变过程也产生了大量的非常细小的显微孔隙(图5d，e)，这些孔隙相互连接贯通作为流体通道有效的控制了蚀变的进行和分布。在主成矿期的绢云母化中，这些孔隙进一步扩大甚至连接成裂隙。红化蚀变中孔隙的分布与斜长石上蚀变矿物的分布一致，表明显微孔隙控制斜长石中蚀变分布，与Putnis (2009)的研究结果一致，这也是红化蚀变的净边结构出现的主要原因。

综上，可以明确斜长石红化蚀变净边结构的出现主要受显微孔隙分布的控制。流体通过核部的显微孔隙，对斜长石进行交代生成相应的蚀变矿物，而边部孔隙不发育不利于流体的流动，所以蚀变程度较低，形成明显的净边结构。

4.2 红化蚀变的实质

前人将安家营子花岗岩中的红化现象认为是钾长石化引起的，但是经过仔细研究发现其并不是简单的钾长石化，而是一个非常复杂的蚀变过程。红化蚀变在手标本上表现为斜长石变红，其他矿物基本不变(图4b)，而镜下观察和电子探针分析发现主要是斜长石核部出现绢云母、钠长石、绿帘石、钾长石的蚀变矿物组合。胡受奚等(2004) 认为高温流体在交代斜长石时，可以使Na和Ca分离，形成钠长石和帘石，并称其为去钙长石化作用。Que and Allen (1996)同样发现岩浆期后的高温流体能够使斜长石蚀变形成绢云母、帘石和钠长石的组合。由于在镜下观察发现斜长石的整个核部绢云母很发育，绢云母和钠长石的分布基本一致，都受到显微孔隙分布规律的限制，这说明绢云母和钠长石有非常密切的成因联系。Pluemper and Putnis (2009)认为这种绢云母、钠长石和绿帘石的蚀变组合是由于更长石结合流体中少量的Na和Si，生成了钠长石，并且释放出大量Ca和少量Al，而其释放的Al则结合K和Si等全部进入绢云母中，从而使全岩中Al的含量保持不变。红化蚀变中绢云母大量发育，更长石中的K并不够，其可能来自黑云母的绿泥石化所释放的K，同时富Na的流体中也含有K (Engviketal., 2008)，也可以进入绢云母中。而反应释放的Ca则结合蚀变释放的Fe或者流体中带来的Fe，在斜长石的核部形成绿帘石(图5d-f)。

红化蚀变中的钾长石也普遍出现，但是全部都被限制在钠长石和绢云母的蚀变的范围内(图4e、图5f)，并没有单独的钾长石颗粒生成，也没有钾长石交代石英等其它矿物的现象出现，与典型的钾长石化相差比较大(Lietal., 2013; 陈小丹等, 2012)。从图5f中可以发现钾长石是产于绿帘石颗粒的缝隙之间，显然钾长石化晚于钠长石、绢云母和绿帘石组合的形成，这可能是由于绢云母的大量形成使流体的成分发生改变，更有利于形成钾长石。Pluemper and Putnis (2009)利用SUPCRT92计算出在200MPa和不同温度条件下，钠长石、绢云母、钾长石和流体活度图解(图7)。从图7中可见，整个红化蚀变的反应过程可以概括如下，钠长石化过程中，流体消耗大量的Na,使得流体中aNa+/aH+降低，到了绢云母的稳定区域，便开始形成大量的绢云母，同时形成绿帘石。随着绢云母的大量形成，H+大量消耗，导致aK+/aH+增大，到了钾长石的稳定区域，便开始形成钾长石，于是便出现了我们所见到的蚀变组合。

图7 log(aK+/aH+)-log(aNa+/aH+)图解(200MPa，不同温度条件下)Fig.7 log(aK+/aH+) vs. log(aNa+/aH+) diagram at various temperatures and 200MPa

根据元素带入带出的分析发现红化蚀变的花岗岩Na丢失，这种结果是以上过程所不能解释的，说明蚀变的过程中除了上述反应外，可能还存在其它反应。由于强烈红化的斜长石中出现大面积绿帘石和钾长石(图5f)，占据了大量原来斜长石的空间，于此同时在观察红化蚀变后长石中的显微孔隙时，发现了蚀变后孔隙明显增大，这些都说明了在红化蚀变过程中孔隙周围的部分长石可能被流体溶解然后带走，使得斜长石中部分孔隙扩大，然后被绿帘石和钾长石这些几乎不含Na的矿物充填，正是这一过程使得虽然有大量钠长石生成，但是整体上红化花岗岩仍然呈现Na丢失的特征。

蚀变岩之所以呈红色主要是由于蚀变过程中有Fe的氧化物进入斜长石的显微孔隙中导致的(Hovelmannetal., 2010; Pluemper and Putnis, 2009; Putnisetal., 2007)。Pluemper and Putnis (2009)认为Fe的氧化物的出现主要和形成钾长石的过程关系密切，但是经过镜下观察和分析发现安家营子金矿中Fe的氧化物不是由于钾化所造成的，而是钠长石化过程中形成的。因为在镜下观察到，钾长石在斜长石中的分布范围及其有限，远远不如钠长石和绢云母(图4e，g)，尤其是在蚀变较弱的更长石中(图4c，d)，其出现的范围更少，但是这些长石在肉眼下明显可以发现核部变红(图4b)，也就是钠长石和绢云母化的区域全部变红，这说明钠长石化过程才是长石变红的主要反应，而不是钾长石化。

综上，我们可以得到红化蚀变主要是由于含Na流体对更长石的交代，形成钠长石、绢云母和绿帘石的组合，随着蚀变的进行，流体的成分发生改变，进入钾长石的稳定区域，开始形成钾长石，这样便形成钠长石、绢云母、绿帘石和钾长石的蚀变矿物组合。

4.3 红化蚀变对成矿作用的意义

通过对红化蚀变的详细研究，发现其并不是金矿中典型的钾长石化，而是斜长石与流体发生的一系列复杂过程，这一现象在花岗岩地区比较常见(Engviketal., 2008; Pluemper and Putnis, 2009; Que and Allen, 1996)，而且很多情况下与成矿过程关系不大，很多岩浆期后的流体与花岗岩反应都能形成这样的现象。大多数蚀变岩型金矿中钾长石化都非常发育，强烈发育的钾化作为早期蚀变对成矿物质的活化迁移有很大的作用(Lietal., 2013)，且作为外围蚀变对找矿有一定的指示作用。而安家营子金矿中的红化蚀变程度相对较弱，只有少量Si、K带入，少量Na、Ca、Fe带出，而其他主量元素都保持不变，同流体的物质交换非常少，所以对于成矿作用的贡献非常少。其次红化蚀变带的范围非常窄，在断裂的两侧的分布宽度1cm到2m之间，而且红化蚀变与其他蚀变的分带性不明显，并不能作为找矿的标志，所以安家营子矿区的红化蚀变对于成矿和找矿的作用有限。

5 结论

通过对红化蚀变花岗岩中蚀变矿物的形态、类别、分布以及化学成分上的变化，对红化蚀变有了更进一步的认识：

(1)安家营子花岗岩的斜长石的核部分布许多显微孔隙，这些孔隙是在斜长石结晶阶段由于核部生长速率高，捕获了周围的熔体或流体而形成的孔隙，边部生长速率相对较慢，孔隙不发育。经过红化蚀变阶段的流体使其进一步扩大，同时在核部也生成大量的显微孔隙，这些显微孔隙的分布有效的控制了蚀变的分布，形成了明显的净边结构。

(2)红化蚀变主要是由于含Na的流体对斜长石的交代作用形成钠长石，随着反应的进行流体中aNa+/aH+降低至绢云母稳定区域，释放出来的Al结合黑云母蚀变释放出的K，以及流体中带来的K生成大量的绢云母分布在斜长石内部，同钠长石共生。同时蚀变中释放出的Ca结合流体中的Fe等成分，在长石的核部形成大量的绿帘石。随着绢云母的大量形成，H+大量消耗，导致aNa+/aH+增大，到了钾长石的稳定区域，便开始形成钾长石，于是便出现了我们所见到的蚀变组合，并不是简单的钾长石化，而是一个相对复杂的蚀变。

(3)钠长石化过程中，来自斜长石内部、黑云母等矿物或者流体中的Fe以氧化物形式充填入长石的显微孔隙中，致使斜长石变红，而并非钾化使之变红。

(4)红化蚀变在花岗岩地区分布较广，但是不一定与矿化过程有关，岩浆期后的流体同花岗岩反应都能形成红化蚀变，这一蚀变与安家营子金矿的主成矿期的关系尚不明确。同时红化蚀变程度相对较弱，与流体的物质交换非常少，对成矿作用的贡献不是很大，且其分布并没有太大规律，对找矿的指导性亦不大，所以只是看做早期较弱无矿的蚀变。

致谢在样品处理和分析测试过程中，得到了中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室陈小丹老师、中国科学院地质与地球物理研究所等王红月老师、闫欣老师、杨赛红老师的大力帮助；在成文过程中，得到了香港大学孙思博士和李晓春博士的指导和帮助;匿名审稿人提出了宝贵的意见；在此一并表示感谢。

Chardon ES, Livens FR and Vaughan DJ. 2006. Reactions of feldspar surfaces with aqueous solutions. Earth-Science Reviews, 78(1-2): 1-26

Chen GY, Sun DS and Shao W. 1997. Essence of reddenization in wall alteration of Jiaodong gold deposits and its genetic and prospecting significance. In: The Editorial Team of Selected Works of Chen Guangyuan. Selected Works of Chen Guangyuan 2010. Beijing: Geological Publishing House, 263-270 (in Chinese)

Chen WJ and Liu HT. 2006. Major types and geological features of gold mineralization occurred in the Chifeng-Chaoyang gold concentration region. Gold Science and Technology, 14(5): 1-7 (in Chinese with English abstract)

Chen XD, Ye HS and Wang H. 2012. Alteration characteristic of K-feldspar in Leimengou porphyry Mo deposit in western Henan Province: An its insight into metallogenetic process. Geoscience, 26(3): 478-488 (in Chinese with English abstract)

Chen YJ, Ni P, Fan HR, Pirajno F, Lai Y, Su WC and Zhang H. 2007. Diagnostic fluid inclusions of different types hydrothermal gold deposits. Acta Petrologica Sinica, 23(9): 2085-2108 (in Chinese with English abstract)

David F, Walker FDL, Lee MR and Parsons I. 1995. Micropores and micropermeable texture in alkali feldspars-geochemical and geophysical implications. Mineralogical Magazine, 59(396): 505-534

Engvik AK, Putnis A, Gerald JDF and Austrheim H. 2008. Albitization of granitic rocks: The mechanism of replacement of oligoclase by albite. Canadian Mineralogist, 46: 1401-1415

Farquhar ML, Wogelius RA and Tang CC. 1999. In situ synchrotron X-ray reflectivity study of the oligoclase feldspar mineral-fluid interface. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63(10): 1587-1594

Grant JA. 1986. The isocon diagram: A simple solution to Gresens' equation for metasomatic alteration. Economic Geology, 81(8): 1976-1982

Grant JA. 2005. Isocon analysis: A brief review of the method and applications. Physics and Chemistry of the Earth, 30(17-18): 997-1004

Groves DI, Goldfarb RJ, Gebre-Mariam M, Hagemann SG and Robert F. 1998. Orogenic gold deposits: A proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other gold deposit types. Ore Geology Reviews, 13(1-5): 7-27

Hovelmann J, Putnis A, Geisler T, Schmidt BC and Golla-Schindler U. 2010. The replacement of plagioclase feldspars by albite: Observations from hydrothermal experiments. Contributions to Mineralogy and Petrology, 159(1): 43-59

Hu SX, Ye Y and Fang CQ. 2004. Petrology of the Metasomatically Altered Rocks and Its Signigicance in Prospecting. Beijing: Geological Publishing House, 1-264 (in Chinese)

Jia YF, Kerrich R and Goldfarb R. 2003. Metamorphic origin of ore-forming fluids for orogenic gold-bearing quartz vein systems in the North American Cordillera: Constraints from a reconnaissance study of delta N-15, delta D, and delta O-18. Economic Geology and the Bulletin of the Society of Economic Geologists, 98(1): 109-123

Li XC, Fan HR, Santosh M, Hu FF, Yang KF and Lan TG. 2013. Hydrothermal alteration associated with Mesozoic granite-hosted gold mineralization at the Sanshandao deposit, Jiaodong gold province, China. Ore Geology Reviews, 53: 403-421

Li YG, Zhai MG, Miao LC, Zhu JW and Xue LW. 2003a. Relationship between intrusive rocks and gold mineralization of the Anjiayingzi gold deposit, Inner Mongolia and its implications for geodynamics. Acta Petrologica Sinica, 19(4): 808-816 (in Chinese with English abstract)

Li YG, Zhai MG, Yang JH, Miao LC and Guan H. 2003b. Gold mineralization age of the Anjiayingzi gold deposit in Chifeng County, inner Monolia: Implications for Mesozoic metallogenic explosion in North China. Science in China (Ser. D), 33(10): 960-966 (in Chinese)

Li YG, Zhai MG, Miao LC, Xue LW, Zhu JW and Guan H. 2004. Ore-forming fluids of the Anjiayingzi gold deposit in Chifeng region, Inner Mongolia. Acta Petrologica Sinica, 20(4): 961-968 (in Chinese with English abstract)

Miao LC, Fan WM, Zhai MG, Qiu YM, McNaughton NJ and Groves DI. 2003. Zircon SHRIMP U-Pb geochronology of the granitoid intrusions from Jinchanggouliang-Erdaogou gold orefield and its significance. Acta Petrologica Sinica, 19(1): 71-80 (in Chinese with English abstract)

Montgomery CW and Brace WF. 1975. Micropores in plagioclase. Contributions to Mineralogy and Petrology, 52(1): 17-28

Nie FJ, Jiang SH and Liu Y. 2004. Intrusion-related gold deposits of North China craton, People's Republic of China. Resource Geology, 54(3): 299-324

Orville PM. 1963. Alkali ion exchange between vapor and feldspar phases. American Journal of Science, 261(3): 201-237

Parsons I. 1978. Feldspars and fluids in cooling plutons. Mineralogical Magazine, 42(321): 1-17

Parsons I and Lee MR. 2009. Mutual replacement reactions in alkali feldspars I: Microtextures and mechanisms. Contributions to Mineralogy and Petrology, 157(5): 641-661

Pearce TH and Kolisnik AM. 1990. Observations of plagioclase zoning using interference imaging. Earth-Science Reviews, 29(1-4): 9-26

Phillips GN and Powell R. 2009. Formation of gold deposits: Review and evaluation of the continuum model. Earth-Science Reviews, 94(1-4): 1-21

Pluemper O and Putnis A. 2009. The complex hydrothermal history of granitic rocks: Multiple feldspar replacement reactions under subsolidus conditions. Journal of Petrology, 50(5): 967-987

Putnis A, Hinrichs R, Putnis CV, Golla-Schindler U and Collins LG. 2007. Hematite in porous red-clouded feldspars: Evidence of large-scale crustal fluid-rock interaction. Lithos, 95(1-2): 10-18

Putnis A. 2009. Mineral replacement reactions. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 70(1): 87-124

Qiu YM, Groves DI, McNaughton NJ, Wang LG and Zhou TH. 2002. Nature, age, and tectonic setting of granitoid-hosted, orogenic gold deposits of the Jiaodong Peninsula, eastern North China Craton, China. Mineralium Deposita, 37(3-4): 283-305

Que M and Allen AR. 1996. Sericitization of plagioclase in the Rosses Granite Complex, Co Donegal, Ireland. Mineralogical Magazine, 60(403): 927-936

Ramseyer K, Boles JR and Lichtner PC. 1992. Mechanism of plagioclase albitization. Journal of Sedimentary Petrology, 62(3): 349-356

Seyama H, Kinoshita K and Soma M. 2002. Surface alteration of plagioclase during acid dissolution. Surface and Interface Analysis, 34(1): 289-292

Sun SK, Liu HT and Chu SX. 2012. Origin of the Paishanlou monzogranite in Liaoning Province and its genetic connection with gold mineralization. Acta Petrologica Sinica, 28(2): 607-618 (in Chinese with English abstract)

Sun ZM, Yang XF, Han JB, Jiang X and Zhu B. 2010. Characteristics of ore control fractures in Goldentoad Mountain gold deposit, Harqin Banner, Inner Mongolia. Contributions to Geology and Mineral Resources Research, 25(4): 347-350 (in Chinese with English abstract)

Trumbull RB, Liu H, Lehrberger G, Satir M, Wimbauer T and Morteani G. 1996. Granitoid-hosted gold deposits in the Anjiayingzi District of Inner Mongolia, People's Republic of China. Economic Geology, 91(5): 875-895

Wang YW, Xie XC, Liu XL, Dong WC and Lü XD. 1997. The type and geological-geochemical features of gold deposits in Anjiayingzi gold minerogenetic field. Gold, 18(11): 3-9 (in Chinese with English abstract)

Wang ZH and Liu R. 2009. Characteristic research of micropores and microcracks in alkali feldspar. Bulletin of Mineralogy Petrology and Geochemistry, 28(2): 143-146 (in Chinese with English abstract)

Worden RH, Walker FDL, Parsons I and Brown WL. 1990. Development of microporosity, diffusion channels and deuteric coarsening in perthitic alkali feldspars. Contributions to Mineralogy and Petrology, 104(5): 507-515

Wu PX, Wu JP, Li CW and Xiao WD. 1998. Crystalline velocity equation and kinetics mechanism of plagioclase oscillatory zoning. Acta Petrologica Sinica, 14(3): 121-127 (in Chinese with English abstract)

Yang JH, Wu FY and Wilde SA. 2003. A review of the geodynamic setting of large-scale Late Mesozoic gold mineralization in the North China Craton: An association with lithospheric thinning. Ore Geology Reviews, 23(3-4): 125-152

附中文参考文献

陈光远, 孙岱生, 邵伟. 1997. 胶东金矿红化蚀变的实质与成因及其找矿意义. 见: 《陈光远文选》编辑组. 陈光远文选. 2010. 北京: 地质出版社, 263-270

陈伟军, 刘红涛. 2006. 赤峰-朝阳金矿化集中区主要金矿类型及地质特征研究. 黄金科学技术, 14(5): 1-7

陈小丹, 叶会寿, 汪欢. 2012. 豫西雷门沟斑岩钼矿床钾长石化蚀变特征及其成矿意义. 现代地质, 26(3): 478-488

陈衍景, 倪培, 范宏瑞, Pirajno F, 赖勇, 苏文超, 张辉. 2007. 不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征. 岩石学报, 23(9): 2085-2108

胡受奚, 叶瑛, 方长泉. 2004. 交代蚀变岩岩石学及其找矿意义. 北京: 地质出版社, 1-264

李永刚, 翟明国, 苗来成, 朱嘉伟, 薛良伟. 2003a. 内蒙古安家营子金矿与侵入岩的关系及其地球动力学意义. 岩石学报, 19(4): 808-816

李永刚, 翟明国, 杨进辉, 苗来成, 关鸿. 2003b. 内蒙古赤峰安家营子金矿成矿时代以及对华北中生代爆发成矿的意义. 中国科学(D辑), 33(10): 960-966

李永刚, 翟明国, 苗来成, 薛良伟, 朱嘉伟, 关鸿. 2004. 内蒙古赤峰地区安家营子金矿成矿流体研究. 岩石学报, 20(4): 961-968

苗来成, 范蔚茗, 翟明国, Qiu YM, McNaughton NJ, Groves DI. 2003. 金厂沟梁-二道沟金矿田内花岗岩类侵入体锆石的离子探针U-Pb年代学及意义. 岩石学报, 19(1): 71-80

孙守恪, 刘红涛, 褚少雄. 2012. 辽宁省排山楼矿区二长花岗岩成因及其与金矿化的关系. 岩石学报, 28(2): 607-618

孙志明, 杨秀峰, 韩建栢, 蒋潇, 朱斌. 2010. 内蒙古喀喇沁旗金蟾山金矿床控矿断裂特征. 地质找矿论丛, 25(4): 347-350