红化蚀变物理化学过程及其控制因素
长石蚀变，包括溶解、溶解组分的运移及次生矿物的沉 淀在地质过程中普遍存在( Giles，1987; Glasmann，1992; Alekseyev et al. ，1997; Lasaga and Luttge，2001; Fu et al. ， 2009; Kampman et al. ，2009; Crundwell，2015; Yuan et al. ， 2017) 。前文对红化蚀变带进行详细研究，表明寺庄金矿床 红化并不同于前人认为的钾长石化( Li et al. ，2013) 或赤铁 矿金红石化( 陈光远等，1997) ，而是一个复杂的反应过程。 在弱红化蚀变区域，斜长石核部发生蚀变而边部基本保持干 净，并且在蚀变的核部沉淀有少量绢云母、钾长石和赤铁矿包体，明显区别于未蚀变斜长石。随着红化蚀变程度的增强，出现大量的热液钾 长石。
在弱红化蚀变区域，蚀变主要发生在斜长石核部，以钠 长石化为主，形成少量绢云母和热液钾长石以及赤铁矿包 体。造成这样现象原因可能是受到 An 组分影响( Nishimoto et al. ，2008; Yuguchi et al. ，2019) 或者斜长石内部显微孔 隙的控制( 张宇等，2014) 。通常花岗岩中斜长石的成分变 化较大，主要表现在从核部到边部 An 组分规律变化。但本 文通过对未蚀变的斜长石进行电子探针分析发现，斜长石 An 含量为 18 ～ 20，成分基本无变化，且核部蚀变区域与边部 未蚀变区域边界明显，表明 An 组分并不是控制斜长石核部 蚀变的主要因素。斜长石晶体内部发育有较多的显微孔隙 ( Que and Allen，1996; Parsons and Lee，2009; 张 宇 等， 2014) 。这是由于斜长石早期结晶过程中捕获周围的包裹 体，在岩浆冷凝后包裹体体积减小，形成孔隙，这些孔隙可占 整个长 石 颗 粒 体 积 的 1% ～ 2% ( Montgomery and Brace， 1975) 。然而边部随着物质的消耗，结晶速度逐渐降低，斜长 石生长缓慢，因此边部孔隙消失。钠长石交代斜长石的过程 受到界面-耦合溶解-再沉淀这一机制控制( Niedermeier et al. ，2009) 。斜长石受到流体改造后，溶解部分的体积大于 新形成的钠长石体积，因此蚀变后的斜长石核部孔隙明显增 大且更不规则，这有助于后续流体进一步改造斜长石，最终 这些孔隙进一步扩大并且联通在一起，作为流体通道有效的 控制流体运移，同时也为新形成的绢云母、赤铁矿和少量钾 长石提供沉淀的场所。通过镜下观察发现，钠长石化与绢云 母化关系密切，并且受到斜长石核部孔隙控制。Engvik et al. ( 2008) 对斜长石核部蚀变钠长石进行透射电镜 TEM 分析发 现绢云母交代钠长石条纹，这说明钠长石化形成早于绢云母 化。奥长石本身 Or 含量为 0. 73 ～ 1. 55，并不足以提供充足 的 K + ( Pluemper and Putnis，2009) ，因此 K + 可能来自于流体 或黑云母的蚀变( Kontonikas-Charos et al. ，2014; Yuguchi et al. ，2019) 。 通过精细的矿物学研究我们发现赤铁矿与钠长石化关 系密切，并且在钠长石化后形成的孔隙中以显微包体的形态 存在。Isocon 图解显示红化蚀变过程中 FeOT 表现出带出的 征，因此 Fe 不可能来自红化流体。Putnis et al. ( 2007) 研究发现钾长石交代斜长石的过程中，赤铁矿以玫瑰 花状或针状沉淀在热液钾长石孔隙中，因此证明赤铁矿并非 是岩浆结晶的产物。未蚀变斜长石电子探针结果显示斜长 石内部含有一定量的 Fe，但与热液钾长石中的 Fe 含量相差 较小，说明赤铁矿中的 Fe 不可能来自于更长石的分解。镜 下观察发现黑云母发生绿泥石化或被石英所交代，因此 Fe 可能来自黑云母等镁铁质矿物的分解。 与弱红化蚀变带相比，强红化蚀变带主要发育钾长石 化，热液钾长石主要以正条纹长石或斜长石次生加大边的形 式产出。正条纹长石内部包裹原生斜长石，并且从颗粒核部到边缘，钠长石条纹逐渐减少变稀，表明流体中 Na 的含量逐渐降低，K 的含量逐渐增高。在较高的温度环 境，Na + 进入结晶相而 K + 进入流体相( Orville，1963) ，这表 明随着蚀变强度的加强，流体的温度逐渐降低。值得注意的 是，并没有在新形成的热液钾长石孔隙内部发现赤铁矿微 粒，表明赤铁矿颗粒钠长石化过程中全部沉淀。 寺庄超大型金矿床的红化蚀变受 NE-NNE 向焦家断裂 带及其次级断裂-裂隙系统控制，野外地质特征表明红化蚀 变为成矿前蚀变。红化蚀变与断裂关系不仅仅表现宏观尺 度，同时也可以通过微观尺度上的裂隙反映出来( Wahlgren et al. ，2004) 。岩石内部的裂隙是流体在低渗透率岩石内进 行活动的主要运移通道( Austrheim，1987; Jamtveit et al. ， 1990; Bons，2001; Engvik et al. ，2005) 。前人研究表明焦家 金矿带在玲珑岩体侵位后，郭家岭岩体侵位前受到 NW- NNW 向挤压，玲珑花岗岩普遍发育近平行于主断裂的片麻 理构造( 图 4f) ，而在成矿前发生韧-脆性变形转换( 李瑞红， 2017) 。该转换使得早先应变较弱时，分散颗粒尺度的流体 不断彼此相连形成与主剪切面近乎平行的流体运移网络( 高 帮飞，2008) ，为成矿前玲珑花岗岩岩体发生大范围红化提 供热液流体运移通道。关于红化流体来源已有大量稳定同位素研究( 卫清等， 2015; Mao et al. ，2008; Wen et al. ，2015，2016) 。本文胶东 金矿床成矿前形成的岩石主要有新太古界胶东群变质岩，燕 山期玲珑型黑云母花岗岩和郭家岭型似斑状花岗闪长岩，红 化蚀变可能的流体来源为胶东群变质水，玲珑岩浆水，郭家 岭岩浆水和大气降水。然而区域变质作用比中生代构造-岩 浆岩浆活动早约 2000Ma( 邓军等，2006; Yang et al. ，2007; 杨立强等，2014) ，且红化蚀变主体发育在玲珑岩体内，表明 红化流体不可能来自于胶东群变质水。因此可能来源为玲 珑岩浆水或郭家岭岩浆水。本文统计胶西北金矿床红化流 体氢氧同位素数据，并进行投图。在红化流体的 δD-δ18 O 图 解上，投点集中在玲珑岩浆水附近。这说明红化流体 主要来自于玲珑岩浆期后热液，后期有少量大气降水的混 入。前人利用二长石温度计和流包裹体测温等手段限定 红化蚀变温度范围为 300 ～ 500℃ ( 刘向东等，2019; 卫清等， 2015) 。稀土元素特征表现出明显的 Eu 正异常( δEu > 1) ( 刘向东等，2019) ，指示红化流体为高氧逸度( Sverjensky， 1984; Michard，1989) ，这与在红化蚀变带中发现大量赤铁矿 包体现象相一致。 综上所述，红化蚀变属于成矿前蚀变，高温、高氧逸度、 富 K 玲珑岩浆期后热液受焦家主断裂韧-脆性变形转换过程 中形成的裂隙控制，沿焦家主断裂及其次级断裂向上运移并 向围岩进行广泛的渗透交代。
红化蚀变对金成矿的贡献
寺庄金矿床红化流体性质为高温、高氧逸度、富 K 玲珑 岩浆期后热液，而胶东金矿成矿流体性质为还原性、中低温、 低盐度、富 CO2 ( Deng et al. ，2015a; Yang et al. ，2016a; Guo et al. ，2017; Wei et al. 2019) ，并且金主要以 Au( HS) 2 - 的 形式进行运移( Yang et al. ，2016b; 杨立强等，2014) ，这说 明红化流体并未直接参与金成矿过程。 矿物学证据表明，红化蚀变过程中斜长石核部孔隙增 大。斜长石受流体改造的过程中严格受到界面-耦合溶解再 沉淀机制控制。该机制显著特征是流体改造后的矿物具有 多孔的特征。钠长石交代斜长石后形成大量孔隙，使得后续 的流体容易通过这些孔隙与周围矿物进一步发生反应。随 着反应的进一步进行，这些孔隙相互连接贯通，提高岩石渗 透率。 寺庄金矿床红化蚀变典型特征是在强红化蚀变带内出 现大量热液钾长石。热液钾长石交代原生长石的过程涉及 体积膨胀，其中钠长石、钙长石被钾长石交代后对应矿物单 分子体积膨胀率分别为 8. 6% 和 13. 4% ( 徐兴旺等，2002) 。
热液钾长石交代斜长石过程中的体积膨胀可导致岩石原生 破裂的愈合与流体的圈闭，被圈闭流体的进一步钾交代与系 统的体积膨胀将导致被圈闭流体的压力积聚，当新形成的流 体应力大于岩石的抗张强度时将使岩石致裂( Xu et al. ， 2004) 。岩石力学研究表明岩石的抗张强度、抗压强度和弹 性模量随着蚀变岩中钾长石含量的增加而降低，并且多序次 钾化蚀变花岗岩的抗压强度只有未蚀变花岗岩( 原岩) 的一 半( 徐兴旺等，2002) 。焦家断裂带构造变形具有多期特征， 红化蚀变主要形成于成矿前的韧-脆性变形期( 李瑞红， 2017) ，可以提供大量热液钾长石，使岩石的抗压强度急剧减 小，形成有利于成矿期断裂带活动的环境。 红化流体与围岩进行渗透交代过程中，斜长石核部孔隙 增大，提高红化蚀变岩的渗透率; 随着水岩反应进一步进行， 大量热液钾长石交代斜长石的过程中致使红化蚀变岩的抗 压强度急剧减小，形成有利于成矿期断裂带活动及成矿流体 运移和成矿物质的沉淀的围岩条件。
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