岩石热液蚀变作用过程元素的活动性——河南祁雨沟金矿Ⅳ号岩体蚀变花岗斑岩的研究*

祁冬梅 周汉文，2＊＊ 宫勇军 熊索菲 贾耽 张金 张旻玥

QI DongMei1，ZHOU HanWen1，2＊＊，GONG YongJun3，XIONG SuoFei3，JIA Dan1，ZHANG Jin4 and ZHANG MinYue1

1. 中国地质大学地球科学学院，武汉 430074

2. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，武汉 430074

3. 中国地质大学资源学院，武汉 430074

4. 湖北省核工业地质局，孝感 432099

1. Faculty of Earth Sciences，China University of Geosciences，Wuhan 430074，China

2. State Key Laboratory of Geological Process and Mineral Resources，China University of Geosciences，Wuhan 430074，China

3. Faculty of Earth Resources，China University of Geosciences，Wuhan 430074，China

4. Nuclear Industry Geological Bureau of Hubei Province，Xiaogan 432099，China

2013-05-18 收稿，2015-05-01 改回.

热液矿床中围岩蚀变是流体-岩石相互作用的重要地质事实。流体-岩石的相互作用在宏观上表现为不同类型的蚀变分带，微观上则表现为元素的带入带出。地热体系中流体是非常重要的反应介质和运输介质，所运移的元素(金属元素)来自附近的火成岩或其上覆的岩石(Henley et al.，1984)。在流体与岩石的相互作用过程中，为了使体系达到新的平衡，早期矿物就会变得不稳定而趋于形成新的更稳定的矿物，导致早期的矿物组合和化学组分发生相应的变化以适应新环境(Nicholson，1993;Verma et al.，2005)，这些新生成的蚀变矿物记录了水岩相互作用过程的P-T 条件及流体组成等信息(Cho et al.，1986)。Ferry(1979)、Boyce et al.(2003)研究表明水岩相互作用过程会影响花岗质岩石的地球化学性质。

祁雨沟隐爆角砾岩型金矿位于华北地台南缘，是我国著名金矿集中区(熊耳地体)最早(1958 年)发现的金矿，金的年产量可达1t。目前对祁雨沟金矿的研究程度较高，却极少有文章涉及本区花岗斑岩的岩石地化特征(Han et al.，2007;姚军明等，2009;王卫星等，2010)。前人的研究表明这些花岗斑岩属于碱性系列(罗铭玖等，1991)，多源于部分熔融的古老下地壳，产出于伸展减薄的构造环境，与金矿床近于同时形成，且二者关系十分密切(卢欣祥等，2002;Chen et al.，2004;Zhang et al.，2005;毛景文等，2005;Fan et al.，2011)。与热液蚀变相关的研究工作于二十世纪八十年代就已开始(栾文楼等，1988;张元厚，2006)，但有关该花岗斑岩经历的热液蚀变过程及其相应的矿物学和岩石地球化学变化特征的系统报道还未见及。

本文主要从矿物组合变化及岩石地球化学角度入手，详尽地阐述了流体与花岗斑岩角砾之间的相互作用过程。通过对矿物化学成分和岩石主量、微量及稀土元素数据的详细分析，进一步阐明热液蚀变过程中流体的物理化学性质及各相应元素在该过程的活动性。

1 区域及矿区地质背景

1.1 区域地质背景

祁雨沟爆破角砾岩型金矿产于熊耳地体东南缘。熊耳地体位于华北地台南缘，属秦岭造山带最北部的构造单元(陈衍景和富士谷，1992;Mao et al.，2002;图1b)，其南、北边界分别是马超营断裂和三门峡-宝丰断裂(陈衍景等，1990)，整体呈NE 向楔形展布(陈衍景等，1992;图1c)。

区域出露地层主要为太古宇古元古界太华群和古元古界-中元古界熊耳群(图1a)。太华超群变质岩系作为该区古老的结晶基底，岩性主要由黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩和混合岩组成，经历了角闪岩相和麻粒岩相高级变质作用(河南省地质矿产局，1989;Hacker et al.，1996;第五春荣等，2007)。熊耳群为一套厚达3000 ～7600m、弱变质(发生钠化和绿泥石化(韩以贵等，2006))、轻微变形的火山岩系(Zhao et al.，2002)，角度不整合于结晶基底太华群之上。其岩性为安山岩、安山玢岩、英安岩、流纹岩及少量玄武岩和粗面岩。

中生代强烈的造山作用使熊耳地体发育大量花岗岩类和热液矿床(陈衍景和富士谷，1992;范宏瑞等，1993，1994;Li et al.，2001;毛景文等，2005;Chen et al.，2008;李诺等，2009;许令兵等，2010)。北中部的五丈山岩体、蒿坪岩体等花岗岩体组成了花山花岗岩基，其东北侧发育大量燕山期花岗斑岩小岩株、岩脉和爆破角砾岩筒，它们呈北西向展布，控制了熊耳山北部地区构造蚀变岩型金矿床和爆破角砾岩型金矿床的时空分布规律，其中就蕴涵了著名的祁雨沟大型角砾岩型金矿(陈衍景和富士谷，1992;陈衍景等，2007;Chen et al.，2009;Pirajno，2009;熊索菲，2011;熊索菲等，2013)和雷门沟大型斑岩钼矿床(Chen et al.，2000;李诺等，2008)(图1a)。

区内断裂构造十分发育，它们主要控制着矿床的产出和分布。地体南界近EW 向的马超营断裂引发了一系列NE 和NNE 向的次级断裂(图1a，c)，这些断裂构造多是流体运移的主要通道，控制了矿床和浅侵位小岩体的分布，为良好的导矿和容矿构造。

1.2 祁雨沟Ⅳ号含金角砾岩体的地质特征

祁雨沟金矿产于太华超群变质结晶基底中(陈衍景等，1992)，矿区发育有35 个东西向展布的角砾岩体，其中7 个为含金角砾岩体(图1)，且以Ⅱ、Ⅳ号岩筒规模最大，总储量高达40t(Mao et al.，2002)，目前Ⅶ号角砾岩筒出露面积最大(姚军明等，2009)。本次研究的Ⅳ号隐爆角砾岩体位于祁雨沟北东500m 处，平面上近椭圆状或纺锤状，长轴走向北东东，长轴达400m、宽达180m、面积为0.072km2，剖面上呈向西倾斜的漏斗状筒状体，延深达700m(罗铭玖，1992;罗铭玖等，1996)。隐爆角砾岩体与围岩呈突变接触，由角砾和胶结物两部分组成。角砾成分以围岩为主，包括太古宙基底岩石、古元古代熊耳群火山岩及中生代花岗质岩石，角砾直径从几厘米到几米不等。角砾在迁移过程中经历了碰撞和高热流体的熔蚀作用，使其形态由棱角状向浑圆状转变(王宝德，1991;Zhang et al.，2007)。胶结物为岩屑、岩粉、蚀变矿物及一些金属矿物等。

2 花岗斑岩及其蚀变类型和阶段

2.1 样品采集及矿物成分分析方法

图1 祁雨沟金矿区域地质图(据陈衍景等，2003;韩以贵等，2007 有改动)(a)矿区地质图;(b)全国缩略图;(c)区域构造地质图.1-古近系和第四系;2-中元古代熊耳群;3-太古界太华群片麻岩;4-燕山期花岗质斑岩;5-断裂带;6-角砾岩体及编号;7-采样点;LF 栾川断裂;MF 马超营断裂;SBF 三门峡-宝丰断裂;SDF 商南-丹凤断裂Fig.1 Geological map of the Qiyugou gold deposit (after Chen et al.，2003;Han et al.，2007)

新鲜花岗斑岩样品(编号为MGH-10)采自美沟壕地表出露的花岗斑岩岩基(34°11＇50.9″N，111°57＇45.3″E)(图1a)，12 个蚀变花岗斑岩角砾均来自Ⅳ号角砾岩体的不同中段(标高340 ～620m)，每件样品按其蚀变程度可划分为2 ～3部分(主要依据其在手标本上蚀变部分相对于弱蚀变部分的颜色变化，见图2a，b，e，f)。

矿物成分的电子探针分析是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，所用仪器型号为JCXA-733，实验条件为加速电压15kV，束流20nA，束斑直径2μm。总量100 ±1.5%。数据分析结果见表1。

2.2 花岗斑岩的岩相学特征

新鲜花岗斑岩采自美沟壕地表出露的花岗斑岩体。灰白色，块状构造，斑状结构。斑晶为钾长石、斜长石、石英及少量白云母、黑云母。钾长石斑晶呈半自形-他形、长柱状、板状，粒径0.5 ～1.0mm，最大可达1.5mm，可见卡斯巴双晶，被绢云母、碳酸盐和粘土矿物交代，含量15%;斑晶斜长石半自形板状，粒径0.3 ～0.5mm，最大可达1mm，可见聚片双晶，发生绢云母化和碳酸盐化蚀变，含量10%;石英斑晶浑圆状，粒径0.2 ～0.6mm，可见波状消光，边部被熔蚀，暗示其形成于浅成环境，含量5%。基质为隐晶质结构，矿物组成为微晶长石(35%)、石英(20%)、白云母(10%)及碳酸盐(3%)。副矿物有锆石、榍石、磷灰石及不透明矿物。前人对该区花岗斑岩的研究还发现有磁铁矿、黄铁矿、钍石、金红石、锐钛矿和褐帘石等副矿物。

图2 祁雨沟金矿Ⅳ号岩体蚀变花岗斑岩野外及典型岩相学特征Ab-钠长石;Cc -碳酸盐;Kf-钾长石;Ms-白云母;Pl-斜长石;Py-黄铁矿;Q-石英;Ser-绢云母Fig.2 Field photographs and typical petrographic features of the altered porphyritic granite in Ⅳpipe of Qiyugou gold deposit

弱蚀变花岗斑岩为蚀变花岗斑岩角砾的核部。一般呈深灰色-深肉红色，斑状结构，基质为隐晶质结构(见图2a，b，e，f，k)。岩石基本保留原岩的矿物组合和结构特征，基质和斑晶均已发生绢云母化和粘土化交代作用(30%以上，见图2a1，b3，b4，e1，e2，f1及表1)。由矿物成分分析得知，斜长石已变成钠长石仍保留聚片双晶纹。石英斑晶发生熔蚀后其残留的空洞被后期的绢云母(或白云母)交代充填，此外围绕早期石英斑晶边部生长了许多细粒的后期石英。

2.3 花岗斑岩角砾的主要蚀变类型

2.3.1 钠长石化花岗斑岩

样品QYG-134:采自400m 中段，肉红色蚀变边宽约0.5～0.7cm(图2a)。其绢云母化和粘土化程度降低，基质粒度变粗(图2a1)。斑晶主要为钠长石(表1)和石英。钠长石斑晶呈他形，粒径0.3 ～0.5mm，含量20%;石英斑晶他形，粒径0.2 ～1.0mm，含量5%。基质主要由钠长石(60%)和石英(25%)组成，绢云母和碳酸盐含量少于5%。

样品QYG-143:采自460m 中段，在弱蚀变的花岗斑岩边部发育一圈宽达0.2 ～1.2cm 的肉红色蚀变边(图2b)。斑晶以钠长石和石英为主(表1)，还有少量钾长石。钠长石斑晶呈半自形-他形、长柱状，粒径0.3 ～0.5mm，含量20%;石英斑晶他形，粒径0.3 ～1.2mm，含量10%;斑晶钾长石他形，粒径0.2 ～0.5mm，含量5%。基质主要由钠长石和石英组成(表1)，还出现了绿泥石、碳酸盐等矿物，其绢云母化和粘土化程度降低(少于20%)，基质粒度变粗(图2b1，b2，b3，b4)。

本次研究发现的肉红色钠化蚀变边发育在暗色花岗斑岩角砾边部，粘土化和绢云母化减弱，基质中钠长石的含量增加(表1)。钠长石交代矿物的方式有:(1)交代石英:次生矿物钠长石充填于早期石英斑晶熔蚀的裂隙和孔洞中，并发育有聚片双晶纹(图2c);(2)斜长石的钠长石化始于边部并逐渐向中心交代，产生钠长石净边(表2)，还伴随有绢云母化、碳酸盐化和绿泥石化，尤其是钠长石和碳酸盐分别有选择性交代斜长石，形成两种矿物交替的环带状交代结构，碳酸盐矿物主要出露在中心，沿斜长石解理交代的绢云母分布在边部(图2d，如胡受奚等，2004);(3)交代钾长石:糖粒状钠长石或沿着钾长石的解理、裂隙进行交代，或沿着钾长石的周边交代，从而形成交代净边结构。结合前人研究发现钠长石化蚀变作用主要形成于碱性、高温环境(表2)。

2.3.2 钾化花岗斑岩

样品QYG-052:采自620m 中段，在弱蚀变的花岗斑岩边部发育一圈宽达0.5 ～1.0cm 的肉红色蚀变边，该角砾被石英-黄铁矿脉切过，接触关系截然(图2e，e3，e4)。粘土化程度减弱且颜色变浅，绢云母化作用减弱(图2e1，e2)。斑晶为钾长石、石英和斜长石。钾长石斑晶呈他形、长柱状，粒径0.3 ～0.8mm，含量15%;石英斑晶浑圆状，粒径0.2 ～1.2mm，熔蚀部分被次生钾长石充填，含量10%;斑晶斜长石他形、板状，粒径0.2 ～0.7mm，部分晶体可见绢云母残留于解理缝及边部，含量5%。基质为显微晶质结构，组成矿物有他形长柱状钾长石(45%)、石英(20%)和绢云母(＜5%)(见表1)。副矿物有萤石。与石英-黄铁矿脉的接触部位有白云母产出(图2e3，e4)。

样品QYG-106:采自3400m 中段，在弱蚀变的花岗斑岩边部发育一圈宽度大于1cm 的肉红色蚀变边，与方解石脉接触的强烈钾长石化部分近于白色(图2f)。斑晶为钾长石、石英和斜长石。钾长石斑晶呈半自形-他形、长柱状，粒径0.8 ～1.5mm，含量20%;石英斑晶他形，粒径0.2 ～0.5mm，含量10%;斑晶斜长石他形、板状，粒径0.2 ～0.3mm，含量5%。基质粒度变粗，近于细粒结构，主要由钾长石(30%)、石英(15%)、绢云母(10%)和碳酸盐(10%)组成。基质中绢云母化程度降低(图2f1)、叠加了后期碳酸盐化(主要是方解石)交代作用(图2j)。

前述可见本次研究的钾长石化部分以肉红色蚀变边包围弱蚀变花岗斑岩为特征，且较原岩的粘土化和绢云母化程度减弱，所以比原岩干净，基质变成显微晶质或微晶结构且钾长石的含量明显增加(表1)。钾长石化的总体特征为:(1)交代斜长石:斑晶斜长石(主要是钠长石)被钾长石沿其边部交代，并残留于核心，伴随有绢云母化和方解石化发生(图2g 及表1);(2)交代石英:钾长石从边缘交代石英斑晶，或以次生矿物的方式充填于早期被熔蚀的裂隙和孔洞中(图2h);(3)早期高岭土化的钾长石被次生钾长石交代并形成净化边(图2i 及表2);次生微斜长石出现在与石英脉接触的部位。前人所述钾长石化蚀变作用主要形成于碱性、高温环境(表2)。

2.3.3 黄铁绢英岩化花岗斑岩(样品QYG-55)

绢英岩化:土黄色(图2k)。斑状结构逐渐被改造。矿物主要是石英和细粒绢云母(或白云母)(图2k1，k2)。基质还有少量黑云母及由黑云母蚀变产生的绿泥石，长石被后期蚀变矿物所替代而完全消失。副矿物有磷灰石和锆石，黄铁矿含量少于5%。

黄铁绢英岩化:青灰色(图2l)。以其典型的矿物共生组合石英-绢云母-黄铁矿为特征(表1)，将先前斑状结构完全改造为花岗变晶结构(图2l1，l2)。早期长石矿物消失殆尽，并伴随有绿泥石化。

黄铁绢英岩化蚀变作用形成于酸性、中温环境(表2)。黄铁绢英岩化改造了岩石的斑状结构，基质的粒度明显变粗，早期矿物如长石等消失。

2.4 蚀变分带及阶段

结合野外和室内岩相学分析发现钠长石化主要分布于400 ～460m;钾长石化主要分布于580 ～620m，虽在岩体底部(340m 处)也采集到，但可能是由于蚀变分带在J4 岩体垂直方向上对称分布所致(许令兵，2010);黄铁绢英岩化花岗斑岩主要分布在620m。钠长石化作用先行于钾长石化作用的证据如下:(1)基于蚀变花岗斑岩角砾中的斜长石斑晶均为较纯净的钠长石(～Ab97，见表1)，说明这些钠-更长石是岩石普遍遭受钠长石化的结果。另外，钾长石化花岗斑岩的斜长石斑晶(已发生钠化)变成钠长石之后又被后期钾长石和白云母交代(见图2g，反应方程式(7)、(8))。甚至黄铁绢英岩化花岗斑岩中的绢云母也变成了钠云母，这应该是也是由于早期斜长石被Na 交代的结果;(2)高永丰等(1995)对祁雨沟金矿含矿角砾岩体详细研究发现，正长斑岩角砾、变安山质角砾的周边均有一个钠长石蚀变壳，并认为它是整个矿化蚀变作用过程中最早的蚀变矿物，对应于流体包裹体的前锋成矿期且与最初火山颈侵位和主要爆发角砾岩筒同时形成，作为成岩-成矿作用的过渡标志，也表明初始成矿流体是富碱质的，并由此使后续成矿热液趋变于酸性。加之，许令

兵(2010)也指出热液蚀变主要为钠质交代且钠长石化发育最早，其次为钾长石化且发育于早中期与金矿化有密切的关系。田磊等(2011)认为钠长石化为早期蚀变产物，多交代变安山岩类和正长(斑)岩角砾;正长石化发育于早中期，与金矿化最密切;方解石化在蚀变晚期较显著。

表1 蚀变矿物电子探针分析结果(wt%)Table 1 Electronic probe analysis of altered minerals(wt%)

表2 祁雨沟金矿Ⅳ号岩体蚀变花岗斑岩角砾的岩相学特征Table 2 Lithology of altered porphyritic granite in Ⅳpipe of Qiyugou gold deposit

综上所述，祁雨沟金矿Ⅳ号岩体花岗斑岩角砾发生了强烈的蚀变作用，主要为钠长石化、钾长石化和黄铁绢英岩化。根据蚀变矿物及其在空间上的分布关系，热液蚀变作用可分为三个阶段:第一阶段为钠长石化;第二阶段为钾长石化;第三阶段为黄铁绢英岩化;同时伴随着成矿流体温度的逐渐降低(见表2)。这与前人对流体包裹总结的研究资料结果相吻合，张元厚(2006)、邵世才(1995)、范宏瑞等(2000)指出成矿流体的温度从早阶段到晚阶段是逐渐降低的，从岩体深部到浅部同样有下降的趋势，表明成矿流体来源于深部，并向上运移，向四周扩散。同时也论证了成矿热液体系的pH由碱性向酸性转变。

众多学者认为河南嵩县祁雨沟金矿是与中酸性侵入体有关的隐爆角砾岩型金矿床(陈衍景和富士谷，1992;邵克忠等，1992;邵世才，1995;谭文娟等，2006;李诺等，2008;Li et al.，2012)。因此推断矿床的形成和定位是在超浅成中酸性侵入体结晶分异后期，岩浆熔体因水过饱和而发生“二次沸腾”，岩浆上升过程中由于减压作用而释放出的挥发分堆积在顶部，形成高压体系，从而在地表浅部发生隐爆作用释压，造成岩体坍塌形成各种角砾岩。早期高温(＞300℃;邵世才，1995;范宏瑞等，2000)的碱性成矿热液交代花岗斑岩导致钠长石化作用的发生。随着含矿热液温度降低，压力减小，pH 由弱碱性向酸性转变而导致固溶体相分离并破坏含Au 络合物的溶解度，从而导致钾长石化和黄铁绢英岩化含矿角砾岩体的形成并伴随着Au 沉淀成矿(Henley and Ellis，1983;Colvine，1989;Michard，1989;Shenberger and Barnes，1989;Pirajno，2009)。所以，金矿化与钾长石化和黄铁矿化关系更密切(王宝德和李胜荣，1996;许令兵，2010)。

3 花岗斑岩蚀变过程的地球化学特征

3.1 样品的地球化学测试方法

全岩主量元素分析在中国地质大学(武汉)生物地质与环境地质教育部重点实验室完成，样品置于105℃烘箱烘干2h，再经1000℃煅烧熔融后进行玻璃熔片制定，然后用XRF-1800 波长扫描X 射线荧光光谱仪测定。微量元素和稀土元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)用ICP-MS 方法测定，测试方法同Liu et al.(2008)，分析精度优于5%。主微量元素数据见表3。

3.2 蚀变花岗斑岩主微量元素等浓度图

3.2.1 衡量蚀变过程元素活动性的方法——等浓度线法

蚀变岩与其原岩相应组分的对比结果可以在一定程度上作为衡量水岩相互作用过程元素活动性的指标，故本文采用Grant (1986)提出的等地球化学浓度图法(The Isocon Diagram)来揭示主微量元素在热液蚀变过程中的迁移规律。该方法基于Gresens(1967)的方程，因其简单易行已备受广大地质工作者推崇(Salvi and Williams-Jones，1996;Petersson and Eliasson，1997;Grant，2005;Parsapoor et al.，2009;Hezarkhani，2010;Nishimoto and Yoshida，2010)。

等浓度图的纵坐标和横坐标分别代表了蚀变岩和原岩对应元素的浓度，图示有一条过原点的直线，即等浓度线，它连接了所有具等地球化学浓度的点。在热液蚀变过程中，未发生迁移行为的元素将落在等浓度线上，位于其上方的元素表示该元素被热液带入体系而富集，而位于其下方的元素则表示从原岩中迁出而发生亏损。

本次研究采用前人广泛应用的不活动元素来建立等浓度方程，不活动元素有:Al2O3、TiO2、P2O5、Zr、Hf、Nb、Ta 和Y(Winchester and Floyd，1977;Floyd and Winchester，1978;Hynes，1980;MacGeehan and MacLean，1980;Finlow-Bates and Stumpfl，1981;Costa et al.，1983;Grant，1986;Maclean and Kranidiotis，1987;Eaton and Setterfield，1993;Troll et al.，2003;Donoghue et al.，2008;Franzson et al.，2008;Gong et al.，2011)，利用新鲜花岗斑岩及其蚀变最弱部分的不活动元素拟合最佳等浓度方程，公式如下:

方程中:CimmobileA代表弱蚀变岩中不活动组分浓度，CimmobileO代表新鲜花岗斑岩不活动组分浓度，immobile 代表Al2O3、TiO2、P2O5、Zr、Hf、Nb、Ta 和Y 这些组分。

蚀变岩相对于原岩各组分的富集与亏损程度可以利用等式(1)两边同除以来表征，所得方程如下:

整理后得:

方程式(3)中:(ΔCx/CxO)×100 代表蚀变岩相对于原岩组分x 的百分比，CimmobileO/CimmobileA为方程式(1)的斜率。

各组分在相应蚀变过程的迁移量和富集量见图3。

3.2.2 钠长石化花岗斑岩

由钠长石化花岗斑岩主微量元素数据拟合的等浓度图(图3c，d)可知，据公式(1)最佳拟合等浓度线的斜率(CimmobileO/CimmobileA)为0.87 和0.90，表明在水岩相互作用过程中蚀变最弱的花岗斑岩其质量增加了11% ～15%。

由图3c，d 可以看出，钠长石化最弱部分相对于新鲜原岩在热液交代作用下以强烈富集MgO、Fe2O3、Sr 和Cr，较富集K2O、Rb 和Zr;强烈亏损MnO、Co、Cu 和Zn;SiO2、Al2O3、Hf、Y、Nb 和Ta 为不活动组分。

较强钠长石化部分相对于原岩，强烈富集Na2O、P2O5、Sr和Cr;较富集LOI、Ni 和Zr;强烈亏损MnO、Co、Zn、Pb、Nb 和Ta;较亏损K2O 和Y;而Al2O3和Hf 为不活动组分。

表3 花岗斑岩角砾及其蚀变产物的主量元素(wt%)及微量元素(×10 -6)分析结果Table 3 Major (wt%)and trace (×10 -6)elements analyses of fresh porphyritic grani te and its altered equivalents

综上所述，钠长石化过程富集的组分有Na2O、Sr、Cr 和Zr，亏损K2O、MnO、Co 和Zn。随着钠长石化作用的加强，Na2O、LOI、Ni 和Zr 的含量显著增加，K2O、Fe2O3、Rb、Zn、Pb、Y、Nb、Ta 的发生强烈亏损，而Al2O3和Hf 表现出不活动性。

3.2.3 钾长石化花岗斑岩

由钾长石化花岗斑岩主微量元素数据拟合的等浓度图(图3a，b)可知，最佳拟合等浓度线的斜率据公式(1)可知CimmobileO/CimmobileA为0.81 和0.87，表明在水岩相互作用过程中蚀变最弱的花岗斑岩的质量增加了15% ～23%。

由图3a，b 可知，蚀变最弱部分相对于原岩在热液交代作用下以强烈富集MgO 和P2O5，较富集Fe2O3和Rb;强烈亏损MnO 和Co，较亏损CaO、Na2O、Zn 和Pb;Al2O3、Nb 和Ta为不活动组分。

图3 祁雨沟Ⅳ号角砾岩体三种不同蚀变类型花岗斑岩角砾的等浓度图及其相应组分的亏损与富集柱状图(a)QYG-134;(b)QYG-143;(c)QYG-052;(d)QYG-106;(e)QYG-055Fig.3 Isocon diagram of the three different alteration styles identified in porphyritic granite of Ⅳpipe of Qiyugou gold deposit and histograms showing gains and losses of selected elements during hydrothermal alteration as calculated from isocon diagram method

图4 球粒陨石标准化的花岗斑岩原岩及其蚀变产物REE 分布曲线(标准化值据McDonough and Sun，1995)(a)弱蚀变花岗斑岩;(b)钠长石化花岗斑岩;(c)钾长石化花岗斑岩;(d)黄铁绢英岩化花岗斑岩Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of altered granitic porphyry compared to unaltered equivalent rocks (normalization values after McDonough and Sun，1995)

较强钾长石化部分相对于新鲜花岗斑岩原岩，强烈富集K2O、P2O5、Rb 和Sr，较富集MgO、Al2O3和Zr;强烈亏损MnO、Co、Zn、Y、Nb，较亏损CaO、Na2O、TiO2、Pb 和Ta;SiO2和Ni 为不活动组分。

强钾长石化并叠加碳酸盐化的部分显示，强烈富集CaO、MgO、K2O、LOI、Al2O3、P2O5、Rb、Sr、Zr 和Hf，此外还引入了部分Fe2O3;强烈亏损Na2O、TiO2、MnO、Co、Cu、Nb、Zn和Pb;而SiO2、Ni 和Y 为不活动组分。

综上所述，钾长石化过程富集的组分有K2O、MgO、P2O5、LOI、Rb、Zr 和Hf，亏损Na2O、MnO、Co、Zn、Pb、Y、Nb 和Ta。随着钾长石化作用的不断加强，K2O、Al2O3和Rb 的含量显著增加，TiO2、Nb、Ta 的亏损量显著增加，SiO2含量逐渐减少，Zr 和Hf 这两个高场强元素也显示出一定的富集性。

3.2.4 黄铁绢英岩化花岗斑岩

由黄铁绢英岩化花岗斑岩主微量元素数据拟合的等浓度图(图3e)可知，据公式(1)拟合最佳等浓度线的斜率(CimmobileO/CimmobileA)为1.63，表明在水岩相互作用过程中蚀变最弱花岗斑岩的质量减少了61%。

由图3e 可以看出，蚀变最弱部分相对于新鲜原岩强烈富集TiO2、P2O5、Sr、Cu 和Zr，较富集K2O、Cr、Ni、Pb 和Hf;强烈亏损Na2O 和Co，较亏损SiO2、MnO、CaO、Fe2O3、Zn、Ta 和Nb;Al2O3、MgO、Rb 和Y 为不活动组分。

绢英岩化部分相对于原岩，强烈富集TiO2、P2O5、Sr、Cu、Pb 和Zr，较富集K2O、Cr 和Hf;强烈亏损Na2O、Co 和Zn，较亏损SiO2、MnO、Ta 和Nb;而Al2O3、Fe2O3、MgO、CaO、LOI、Rb、Ni 和Hf 为不活动组分。

黄铁绢英岩化部分相对于新鲜原岩，强烈富集TiO2、MgO、P2O5、LOI、Ni、Cu 和Zr，较富集Sr、Cr 和Hf;强烈亏损Na2O、CaO、Co 和Pb，较亏损SiO2、Fe2O3、Nb 和Zn;Al2O3、K2O、Rb 和Y 为不活动组分。

3.3 稀土元素在热液蚀变过程的活动性

对稀土元素性质的探索是元素地球化学领域必不可少的研究工作之一，同时，它对矿产预测及矿床成因与围岩蚀变等方面有重要意义。过去地质学者一直认为，稀土元素为不活动元素，其稳定的化学性质使它们在研究围岩蚀变时常常被忽略。目前越来越多的研究表明，稀土元素在热液循环过程中是活动的，不同类型火山岩的稀土元素在热液蚀变过程的活动性已被广大地质学者所证实，如流纹岩(dos Muchangos，2006;Pandarinath et al.，2008)、玄武岩(Palacios et al.，1986;Klinkhammer et al.，1994)、安山岩(Kuschel and Smith，1992)、花岗岩(Emmermann et al.，1975;Alderton et al.，1980;Nishimoto and Yoshida，2010)等。

3.3.1 蚀变程度最弱的花岗斑岩

新鲜花岗斑岩的稀土元素含量(表3)及球粒陨石标准化曲线见图4，球粒陨石标准化值采用McDonough and Sun(1995)发表的数据。新鲜花岗斑岩的稀土元素分布曲线呈右倾型，Eu 显示弱的负异常，富集轻、重稀土元素而亏损中稀土元素元素。

蚀变最弱的花岗斑岩(除QYG-052 和QYG-055 之外)稀土元素含量与新鲜原岩相近，但稀土元素分布曲线有差异，区别在于Eu 显示特征的正异常且δEu ＞1.33。QYG-052 的弱蚀变部分显示出REE 总体的亏损可能与其在表生环境经历强烈的绢云母化和粘土化蚀变有关，QYG-055 弱蚀变部分的REE 含量的明显增加，且中、重稀土未发生分馏的原因可能与其经历强烈的黄铁绢英岩化蚀变有关。

3.3.2 钠长石化花岗斑岩

钠长石化最弱部分与新鲜原岩的稀土分布形式基本一致，但是钠长石化花岗斑岩的稀土元素分布形式发生变化，正Eu 异常消失转变为无异常或弱负Eu 异常。随着钠长石化作用的加强，重稀土元素发生轻微亏损，正Eu 异常明显减弱甚至变为负Eu 异常。

3.3.3 钾长石化花岗斑岩

钾长石化花岗斑岩的稀土分布形式与新鲜原岩基本保持一致，稀土元素(除Eu 外)整体发生亏损说明Eu 在热液蚀变过程中被活化转移。Eu 显示其特征的正异常，δEu ＞1.55 且最高可达8.71。随着钾长石化作用的加强，稀土总量增加但仍低于原岩，正Eu 异常明显增强。

3.3.4 黄铁绢英岩化花岗斑岩

黄铁绢英岩化花岗斑岩的稀土元素含量明显高于新鲜原岩且所有元素发生了富集，其分布形式发生明显变化，仍为右倾型，富集轻稀土元素而亏损中、重稀土元素，显示正Eu 异常(δEu ＞1)。相对于弱蚀变的花岗斑岩，HREE 发生轻微亏损。绢英岩化部分轻微富集LREE 和MREE，黄铁绢英岩化则表现出相反特征，这均证明了元素在热液活动中遵循质量守恒定律。

4 讨论

各温度条件下成矿溶液均可对围岩进行交代作用，从而引起元素的迁移(Alderton et al.，1980;Gioncada et al.，1995 ;Fulignati et al.，1999;陈衍景等，2007;Parsapoor et al.，2009)。从祁雨沟Ⅳ号角砾岩体的不同中段采样，以野外及室内镜下观察为基础查明在此蚀变过程中原岩发生了哪些矿化蚀变及新生成的蚀变矿物化学组成上有哪些变化，并结合元素地球化学分析进行定量计算，即可得知所迁移的元素(包括迁入和迁出)及其相应的迁移量。本次研究表明花岗斑岩角砾经历了钠长石化、钾长石化和黄铁绢英岩化三个阶段的蚀变作用。

4.1 花岗斑岩蚀变过程的反应机制

4.1.1 钠长石化作用

钠长石化交代蚀变是在富含Na+、Ca2+和Mg2+的碱性条件下进行，溶液中的Na+置换K+，同时溶出Si 的过程。本次研究中钠长石化过程主要有二种方式:一种是由含Na+的成矿热液对花岗斑岩角砾进行钠交代，使钾长石、石英等矿物大量甚至全部消失(见反应方程式4);二是花岗斑岩中的斜长石在热液作用下发生脱钙化分解形成钠长石(见反应方程式5、6)，但仍保留其晶形及双晶。

从上述反应式可以看出，Na+进入固相，形成钠长石反应边，而将Ca2+和Al3+释放出来。Martin(1969)也指出，次生钠长石常形成于过碱性的流体环境。

4.1.2 钾长石化作用

本区钾长石化过程的岩相学证据主要有以下两点:一是早期先存的斜长石斑晶被交代成为残留体，随着钾长石化作用增强，斜长石斑晶被全部替代(见方程式7、8)，但仍保留斜长石斑晶自形-半自形的假象;二是早期粘土化钾长石斑晶被次生钾长石沿其边缘和解理缝及微裂隙交代形成净边，伴随有次生微斜长石的生成和基质中次生钾长石含量显著增加。

实验显示，碱性流体对斜长石蚀变形成钾长石有利，而酸性流体对斜长石、钾长石、黑云母蚀变形成绢云母和绿泥石有利。斜长石发生钾长石交代反应如下:

反应式(7)和(8)说明离子置换使K+进入固相，Na+及Ca2+进入液相，惰性组分Al2O3为钾长石交代石英等矿物提供来源，Ca2+为晚期碳酸盐化提供物质来源并产生方解石，使得溶液呈碱性(Ludden et al.，1984;Nishimoto and Yoshida，2010)。Au 在成矿流体中主要以Cl-和HS-的络合物形式迁移(见反应式9，Seward，1979)，且Au(HS)2-在还原条件和pH 介于近中性-碱性时很稳定(Gammons and Barnes，1989)，而pH 值降低、氧逸度升高的氧化环境和沸腾机制，或硫化物的沉淀引发S 活性降低都会使Au 发生沉淀而富集成矿。许令兵(2010)指出金不仅赋存于金属硫化物载体，而且显著地以它形粒状金容包于钾长石、石英或其晶粒间隙中。

反应后溶液pH 值降低，碱性减弱并逐渐向酸性过渡。在这种酸性溶液中，SiO2饱和继而沉淀出石英晶体，所以花岗斑岩中可见细石英脉(图2e)。

4.1.3 黄铁绢英岩化作用

在中等温度下，K+活度降低或酸度升高时，成矿热液会对铝硅酸盐等矿物进行绢英岩化和黄铁绢英岩化交代作用，亦可划入钾交代之列(胡受奚等，2004)。绢云母和黄铁矿的出现是由于长石在含H+、OH-、K+和HS-的溶液中不稳定造成的(Parsapoor et al.，2009)。大量石英的出现表明，热液的性质逐渐向酸性转变(黄志章等，1984;李生全，2003)。前部已提及到当pH 值改变时尤其是pH 值降低时，含金络合物的稳定性将遭到破坏，从而导致Au 发生沉淀(反应式10，11)，同时溶液中存在的S2-和HS-，则会与Fe2+结合形成大量的黄铁矿(反应式12)，所以自然金与黄铁矿的共生是一种常见的自然现象(Shenberger and Barnes，1989)，黄铁矿化也正是金沉淀集中(成矿)的重要时期(王玉荣和胡受奚，2000)，由此可知，黄铁绢英岩化在金成矿过程中有重要的地质意义。

镜下观察发现，岩石结构已变成花岗鳞片变晶结构，局部还可以隐约见到先存的斑状结构。斑晶斜长石和钾长石被绢云母完全替代(方程式13、14、15、16)，且原岩中的暗色矿物基本消失(方程式17)，形成由石英、绢云母和黄铁矿构成的典型矿物组合(方程式12、13、14、15、16、17)。

4.2 花岗斑岩蚀变过程的元素地球化学迁移

热液蚀变过程必然会引起介质物理化学性质变化，使元素原来的赋存状态变得不稳定，为了与环境达到新的平衡，元素原来的存在形式自动解体，而结合成一种新的相对稳定的方式存在，从而发生地球化学迁移。本文结合前人的研究将元素的活动与否分两类进行讨论。

4.2.1 不活动元素

根据前人的研究发现在热液蚀变过程中有一些元素表现出相对稳定的化学性质，在水岩相互作用过程中不被流体所迁移。这些元素包括Al、P、Ti、Zr、Hf、Nb、Ta 和Y(Floyd and Winchester，1978;Hynes，1980;Finlow-Bates and Stumpfl，1981;Costa et al.，1983;Grant，1986;Maclean and Kranidiotis，1987;Lottermoser，1990;Eaton and Setterfield，1993;Lewis et al.，1997;Troll et al.，2003;Donoghue et al.，2008;Franzson et al.，2008)。

对祁雨沟Ⅳ号岩体蚀变花岗斑岩的研究表明，Zr、Hf 相对于其他高场强元素表现出较富集的特征，尤其遭受碳酸盐化和黄铁绢英岩化作用时，Zr、Hf 被大量带入，这可能与CO32-、F-、HS-的络合作用有关;Sasaki et al. (2006)和Brendebach et al.(2007)指出Zr 的溶解度在强酸(pH ＜3)和强碱(pH ＞10 ～12)环境下会增加。Al 在钠长石化作用下表现出稳定的性质，这是由于此过程只涉及到斜长石的脱钙化(反应式4、5)和钾长石的K+被Na+置换(反应式6)而未发生含Al 矿物的溶解破坏;钾长石化作用时表现为富集的特征，可能与石英被钾长石交代而引入Al 到该体系有关;黄铁绢英岩化作用时发生亏损，这是由于长石等含Al 的矿物被强烈改造而将其释放到流体后被迁移带出。P 在蚀变过程中表现为强烈富集的特征，以PO43-的形式沉淀出磷灰石(岩相学观察发现有粒径达0.1mm 的热液磷灰石)等矿物。Ti 在碱性蚀变带发生亏损，Rubin et al.(1993)和Jiang et al.(2003)认为Ti 的溶解度在中性环境中很低，并随着酸度或碱度的增加而增大，所以Ti 可溶解于碱性流体中;但黄铁绢英岩化作用下强烈富集Ti，这与富F-的低温(＜200℃)热液流体有关(Salvi and Williams-Jones，1996)，前述已提及萤石这种含F-的矿物。Nb、Ta 和Y 强烈亏损，但Y 在黄铁绢英岩化时表现出相对稳定的化学性质。

4.2.2 活动元素

根据元素的地球化学亲和性将活动元素分为以下三类进行讨论:亲石元素、亲铁元素和亲硫元素。亲石元素主要为碱金属和碱土金属元素，包括K、Na、Ca、Mg、Rb 和Sr。亲硫元素主要为Cu、Pb、Zn，亲铁元素主要为Fe、Co、Ni。

4.2.2.1 亲石元素

K、Rb、Sr:在蚀变过程中活泼，易发生迁移并表现出一致亏损或富集行为。钠长石化带表现为随着蚀变作用的增强而明显减少的趋势(强蚀变部分相对于弱蚀变部分减少程度达78%，最高超过100%)，这种现象是由于富Na+的热液强烈交代花岗斑岩角砾外蚀变带含K+、Rb 的矿物(如碱性长石)并将活化的K+、Rb 扩散到核心(弱蚀变部分)，这一过程保持了质量平衡，也说明引起钠长石化作用的热液不含K、Rb;在钾化带强烈富集(相对于原岩活化转移量达50%以上)并随着钾长石化作用的增强而增加;黄铁绢英岩化过程中其亏损程度增强，这也是由于碱性长石、黑云母等矿物不稳定而释放出这些元素(见反应式11)。Sr 在所有蚀变过程中均表现为热液明显带入的元素。

Na、Ca:在蚀变过程中地球化学性质一致，在钠长石化带强烈富集(相对于原岩增量最高可超过100%)，而在钾长石化带和黄铁绢英岩化带表现出强烈亏损(相对于原岩亏损量达25%以上，最高可达96%)。此外，Ca 在叠加碳酸盐化过程时大量富集，这与岩相学的观察一致。在钾长石化带和黄铁绢英岩化带，含Na、Ca 的矿物不稳定发生分解，从而导致Na、Ca 含量的显著减少。在钠长石化带中大量次生钠长石的形成和伴随的碳酸盐化使Na、Ca 含量明显增加。

Mg:富集于所有蚀变岩中，为热液迁入元素之一，在不同的蚀变作用下变化趋势有所不同。钠长石化和钾长石化作用下，Mg 的富集程度较低(迁移量达50%以上)，而在黄铁绢英岩化过程中Mg 的富集程度增大(相对于最弱蚀变部分增量达80%)，这一特征与该过程中形成的含Mg 绿泥石有关。

4.2.2.2 亲硫元素

Cu、Pb、Zn:这些元素又被称作金属矿床成矿元素。Cu在黄铁绢英岩化带显著富集(远远大于100%)，亏损于钠长石化带和钾长石化带;Pb、Zn 表现出强烈亏损的行为(除Pb在绢英岩化带强烈富集)，亏损量达30% 以上，最高可达89%。

4.2.2.3 亲铁元素

Fe、Co、Ni:Co 在各蚀变带都表现出明显的亏损行为(亏损量达90%以上，黄铁绢英岩带亏损量达75%)，为热液迁出的元素;Fe、Ni 在不同蚀变带性质有所差异。钾长石化带富集Fe、Ni，但随着钾化作用的加强Fe、Ni 的增量减弱;钠长石化带Fe 和Ni 显示出富集的性质，但Fe 的富集程度降低由最初的80%降至30%，Ni 的富集程度由20%增至45%;绢英岩化带略微亏损Fe、Ni，而黄铁绢英岩化带亏损Fe(达30%)而强烈富集Ni(远大于100%)，Fe 的亏损是由于其参与形成黄铁矿(见反应式12)。

4.2.3 稀土元素

稀土元素通常被认为是相对稳定的、性质极为相似的地球化学元素组，目前越来越多的报道已证明稀土元素在热液循环过程可以活动(Alderton et al.，1980;Michard and Albarède，1986;Palacios et al.，1986;Hopf，1993;Fulignati et al.，1998;Terakado and Fujitani，1998;Chang-Bock et al.，2002;Parsapoor et al.，2009)。来自地球化学的研究表明REE 的活动习性主要受控于原岩类型、蚀变形成的次生矿物和热液流体中REE 的含量(Michard and Albarède，1986;Michard，1989)，此外热液体系赋存的络合剂(如CO32-、PO43-、F-和Cl-)以及低pH 环境和高岩/水比都有利于REE 的迁移(Michard，1989;Wood，1990;Haas et al.，1995)。因此，不同蚀变带稀土元素表现的特征有所差异，前人对此作了大量的研究(如泥化带(Karakaya et al.，2012)、硅化带(Khalili and Malekmahmoudi，2012;Terakado and Fujitani，1998)、绢英岩化带(Parsapoor et al.，2009)、青磐岩化带(Fulignati et al.，1999)、钠长石化带(Petersson and Eliasson，1997)和钾长石化带(Taylor and Fryer，1982，1983)等)。

对祁雨沟金矿Ⅳ号岩体蚀变花岗斑岩的研究表明，REE在碱性-酸性热液交代过程表现出强烈活动的性质，均显示显著的正Eu 异常，与原岩的弱负Eu 异常形成鲜明对比。

4.2.3.1 各蚀变带稀土元素的活动性

稀土元素在黄铁绢英岩化过程富集量最大，钠长石化作用中轻、重稀土元素不变，仅中稀土元素发生轻微亏损，而钾长石化过程稀土元素整体表现出明显的亏损行为。

黄铁绢英岩化带强烈富集REE 的原因如下:1)低温。岩相学观察表明大量的次生黄铁矿产生，证明此时已发生SO2的歧化反应(见反应式18)。Sakai and Matsubaya(1977)研究表明，该反应只能发生于400℃以下的低温环境。此外，对角砾之间胶结物的观察也发现了低温蚀变矿物冰长石，栾文楼(1991)、张元厚(2006)和张元厚等(2006)也对该矿物进行了报道且认为其形成温度低于320℃、深度小于1.5km，而Pirajno (1992)认为其形成温度不会低于180℃。2)还原环境。REE 常以硫酸盐的络合物形式被流体运移(Haas et al.，1995;Wood，1990)，局部环境Eh 的变化破坏了硫酸盐络合物稳定性，使硫酸盐矿物转变为硫化物，从而释放REE3+到流体，形成相应矿物，同时结晶出大量黄铁矿。3)低pH。REE 在流体的富集程度随pH 的降低而增加(Michard，1989)，Henley and Ellis(1983)也指出pH 呈中性的热液含有的重金属元素浓度相对较低。前文也已提及到黄铁绢英岩化蚀变属于酸性交代过程(表2)。4)副矿物。与热液形成的含REE 的次生副矿物有密切关系。黄铁矿的出现表明了体系处于还原环境，这种环境倾向于沉淀大量含REE 的磷酸盐矿物(如磷灰石，见前述)，Burnotte et al.(1989)、Schandl and Gorton(1991)、Schandl et al.(1994)也已给出这方面的相关报道。

花岗斑岩在钠长石化和钾长石化过程，REE 以CO32-、SO42-或F-形式的络合物在这些碱性流体发生迁移(Herrmann，1978)，在祁雨沟金矿野外露头及镜下观察均发现萤石(CaF2)对此提供了有力证据。

4.2.3.2 Eu 的行为

相对于新鲜原岩，蚀变花岗斑岩显示出一致的明显正Eu 异常，明显是因为其受到后期热液蚀变作用的影响。实际上所有的REE 均显示稳定的正3 价态，仅Eu 呈正2 价态。Eu 以Eu2+形式存在于该体系，Eu2+的稳定性不仅受控于该开放体系的温度、pH、fO2，更主要的来源是后期热液蚀变矿物的补给。Sverjensky(1984)和Michard(1989)认为，Eu2+在熔体中存在的温度高于250℃，而Eu3+稳定存在于熔体中的温度低于250℃。Eu2+的离子半径比Eu3+大，所以Eu2+形成的氢氧络合物的稳定性高于Eu3+(Bau，1991)。Sverjensky(1984)和Bau(1991)的研究发现Eu3+倾向在低pH 值和fO2升高(表征一种高硫萃取介质，Hedenquist(1995))的介质中存在。在还原环境下，Eu 从氧化态Eu3+转变为Eu2+，与其他三价的REE 发生分馏，Eu2+在低fO2的体系中是稳定相态(MacLean，1988)，同时低fO2产生了黄铁矿+雌黄铁矿共生矿物组合。Klinkhammer et al. (1995)和Douville et al.(1999)研究低硫喷气流体时发现其具有明显的正Eu 异常，另外，Germanet al.(1999)及Mills and Elderfield(1995)认为正Eu 异常与热液流体中结晶出的硫化物有关。

钠长石化带Eu 未显出异常行为，是由于钠长石化作用中斜长石的Ca2+被Na+置换(见反应式5，6)，而Ca2+与Eu2+具有相似的离子半径且常以类质同象形式存在于斜长石中，于是Eu2+伴随着斜长石的脱钙化过程被流体迁移出体系。至于黄铁绢英岩化带Eu 不显示异常，可能与Cl-的络合作用有关(Michard，1989;Lottermoser，1992)，也可能与含Eu 矿物如长石等的溶解和破坏有关。

钾长石化带正Eu 异常最明显，这与大量出现的蚀变矿物钾长石有密切的正相关性(Alderton et al.，1980)。另外，次生石英也可容纳大量的Eu2+在其晶格中(Monecke et al.，2002)，Peucker-Ehrenbrink and Schnier(1992)对德国Bavaria剪切带围岩中的石英进行了详细研究发现，发生强烈的长石化蚀变的石英均显示正Eu 异常，Vinokurov et al.(1999)对金矿床中热液产出的石英研究也发现其具有明显的正Eu 异常。绢云母这种层状硅酸盐也可将Eu2+吸附在其表面，所以会导致其富集(Alderton et al.，1980)，所以弱钠长石化带和绢英岩化部分的正Eu 异常与绢云母这类蚀变矿物有关。

5 结论

祁雨沟金矿Ⅳ号爆破角砾岩体的花岗斑岩角砾经历了强烈的蚀变作用，随着标高的增加从早到晚逐渐发生了钠长石化、钾长石化和黄铁绢英岩化。在此过程中形成的大量蚀变矿物如钾长石、钠长石、石英、绢云母、黄铁矿和方解石等，其主、微量元素在各蚀变所用下表现出相异的活动性，但显著的正Eu 异常是各蚀变岩共有的特征。

综合岩相学和地球化学的研究表明，交代花岗斑岩的热液体系是一种低温(温度介于250 ～320℃之间)和低硫(fO2较低)体系，该热液富含Mg、P、Sr、Eu 和挥发分。交代过程中初始流体富含Na、Ca、Si 转变为富含K、Rb、Cu、Pb 的成矿热液，并对化学性质非常稳定的高场强元素也进行了相应的活化转移，Zr、Hf 显示出一致的富集特征而Nb、Ta、Y 发生强烈亏损。流体的pH 由最初的碱性向酸性转变，并伴随着温度的逐渐降低。碱性流体将成矿元素Au、Cu、Pb、Zn 活化转移至酸性介质中沉淀富集，因此钠长石化、钾长石化和黄铁绢英岩化可作为重要的金矿找矿标志。

早阶段钠长石化带以斜长石的脱钙化为特征，碱性流体迁入Na、Ca、Si、Cr 和Ni，迁出了大量的K、Rb、Ti、Cu、Pb、Zn，REE 在该带的活动性较弱，且特征的正Eu 异常变为无异常，水/岩比值较高。

中阶段钾长石化带以斑晶斜长石和石英被钾长石交代和基质出现大量的钾长石为特征，化学组成上以强烈富集K、Al、Si、Rb，亏损Na、Ca、Ti、、Ni、Cu、Pb、Zn 为特征，除Eu 其他的REE 在此带被活化转移表现为明显的亏损，水/岩比很低。

晚阶段黄铁绢英岩化带形成典型的矿物组合石英、绢云母、黄铁矿，以富集Ti、Mg、K、Rb、Cu 和Pb，亏损Si、Na、Ca、Al、Fe 和Zn 为特征，REE 在这个蚀变过程中强烈富集，水/岩比值极低。

致谢 野外工作期间得到了河南省金源公司，中国地质大学(武汉)徐鸣硕士和张庭忠学士的大力支持和帮助;室内工作得到了中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室刘慧芳老师、陈海红老师和刘硕老师的指导和帮助;论文撰写过程得到了中国地质大学(武汉)地球科学学院钟增球老师的指点;特此一并致谢!

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