岩浆岩演化及其与金矿成矿的关系

第一章绪论1.1选题来源及意义论文选题来源于导师张金阳教授国家自然科学基金面上项目课题《东昆仑造山带东部典型高镁中酸性侵入岩成因机制及构造意义研究》（41572048）。全世界大约30%的黄金来自造山型金矿床[1]，且在巨型金矿床中，已知的造山型金矿就有17个，如澳大利亚Goldenmile金矿床和西非克拉通内的Ashanti金矿床等。造山型金矿是造山带内较常见的矿床类型[2]，也是当今金的重要来源之一[3]。东昆仑造山带位于青海省中西部，青藏高原北缘，其北为塔里木盆地，其南为松潘-甘孜地块，东侧与秦岭造山带相接，西侧被阿尔金断裂所截，与西昆仑共同构成昆仑造山带，属中国大陆中央造山带西段，是典型的复合造山带。东昆仑地区内矿产资源丰富，矿床（点）数量众多，如五龙沟矿床、鸭子沟矿床、热水矿床等，矿种多样，是我国重要的产矿地（图1.1）。自上世纪八十年代起，该地区的科研工作越来越深入，矿产普查、勘探工作越来越细致，如今各种矿床成矿规律的研究以及矿床的勘探、增产等方面已取得了惊人的成果。但对于岩浆演化过程中，花岗闪长岩的形成过程、岩浆作用对成矿的贡献以及矿质元素在岩浆演化过程中的含量变化等重要问题，目前研究明显欠缺，且存在的科学问题较多，很难达成一致的看法，因此这些悬而未决的问题很大程度的制约了对该区域内矿床成因和成矿规律的总结。图1.1东昆仑矿床分布（改自许庆林，2014）目前大量的研究已经证实，造山型铜金矿床的成矿物质可主要来自于岩浆体系[5-8]，然而金的成矿温度约为300℃，岩浆温度介于700-1200℃之间，从岩浆形成到最终金矿形成，经历了漫长而复杂的地质过程。在岩浆作用过程中，成矿物质的含量也将受到影响。一般认为富金岩浆的形成对与斑岩相关的金矿的形成起一定的制约作用，而富金岩浆的形成机制暂时还处于热议之中。关于岩浆中成矿物质的富集究竟是由于岩浆分离结晶作用导致的，还是周期性注入酸性岩浆房的镁铁质岩浆带入的（即岩浆混合作用），还没有很好地解决。岩浆演化过程中橄榄石及斜方辉石的结晶分离作用、壳源硫的加入可能是促进岩浆体系硫达到饱和的重要机制。如王冠等（2014）认为岩浆演化过程中，斜方辉石和橄榄石的分离结晶作用及地壳中硫的加入可能是促使岩浆体系硫元素达到饱和的主要机制，并且最终导致硫化物的熔离[9]；而Cao等（2018）认为镁铁质岩浆注入长英质岩浆房中有利于矿质富集[10]。针对以上科学问题，将岩浆演化与成矿过程相联系，紧扣含矿岩浆的形成是由于岩浆混合作用还是分离结晶作用这一科学问题，通过野外的观察及矿物学的研究，运用电子探针显微分析、激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪测量斜长石、角闪石中主、微量元素含量，研究岩浆中一些元素的变化情况，进而对该地区造山型金矿床成矿中存在的关键问题进行深入细致的研究，反演岩浆演化过程及该过程中成矿元素的丰度变化情况，探究岩浆演化对成矿元素的富集作用，探讨金矿形成的机理和关键的成矿机制。1.2国内外研究现状及存在问题1.2.1造山型金矿床研究现状造山型金矿最早是由Groves等(1998)提出，后经过一系列的补充和完善，最终形成的一个相对系统的概念[11]。在板块汇聚背景下，板块碰撞并伴随着增生造山作用，金矿床在该背景下形成，则为造山型金矿床。造山型金矿床指出了造山作用和金矿床的联系，在形成的时间、空间上，与造山作用有着及其密切的关系。造山型金矿成矿时间较广，从太古宙到显生宙均有分布。矿体多受次级逆冲脆-韧性剪切带控制，主要产于逆掩推覆带、高角度斜向走滑带和横向断裂，也可产于变质火山-深成岩体的构造界面附近，金的沉淀直接与构造变形作用同步。矿床主要分布于变质程度较低的次绿片岩相-绿片岩相中，少数造山型金矿床存在高级变质相（如角闪岩相）。造山型金矿以低盐度（6-12wt%NaCl）、富CO2（CO2摩尔百分数在10%-50%之间）的流体包裹体为特征[12]。围岩蚀变一般存在水平分带特征，但无明显的垂直分带特征[13]，典型的围岩蚀变类型包括绿泥石化、绢云母化、硅化、碳酸盐化等。矿化类型主要有交代含铁围岩型、方解石脉型和石英脉型。金主要赋存于毒砂、黄铁矿等硫化物中，元素共生组合为Au-Ag±As±Bi±B±Te±Sb±W，但通常仅金能成矿。造山型金矿成矿流体来源一直存在争议，目前示踪手段主要用氢氧同位素、卤素(Cl–Br–I)比值和稀有气体(He–Ne–Ar等)同位素比值等方法来限定成矿流体源区。成矿流体来源主要观点有：（1）以脱变质流体为主[14,15]，（2）以长英质岩浆出融的流体为主[16,17]，（3）以地幔来源的流体为主[6]，（4）以大气降水为主[18]。根据载金矿物（如毒砂、黄铁矿等）微量元素的研究，大多数学者更支持变质来源和岩浆来源，金成矿时间的长短被作为变质或岩浆来源的支撑条件之一[19]。对于金的运输形式，Crede等（2019）证实在富硫的有机质流体中，金主要以Au(RS)2-的形式运移（RS指含去甲硫醇基的有机物）[20]；Pokrovski等（2009）从硫原子与金原子组成的结构稳定性上分析，支持Au(HS)2-是溶液中主要的含金络合物[21]。值得注意的是，H2S-H2O混合气体也能溶解金[22]，但在造山型金矿中，金是否能在气相中迁移尚待论证。现在大多学者支持金以硫氢络合物的形式运移在热液中运移，但以何种硫氢络合物为主体仍存在一定争议，主流观点认为金以Au(HS)2-络合物的形式运移为主。对于造山型金矿中金的沉淀机制，目前主要有以下观点：压力降低导致相分离、水-岩相互作用、流体混合[23]。由于Au元素活动性极弱，Au同位素分析无法实现[24]，现阶段示踪成矿物质的研究方法主要为间接示踪成矿物质源区。在热液中，金通常以硫氢络合物的形式运移[25]，硫同位素成为示踪成矿物质来源的手段之一[26]；此外，作为载金矿物的硫化物，其铅同位素也被用以指示成矿物质的来源[27]。无论是硫同位素还是铅同位素，造山型金矿成矿物质来源现缺乏直接的研究方式，且间接的研究方法需要解决金是否和硫、铅同源这一关键问题。在中国，造山型金矿床主要分布在新疆北部地区(如阿尔泰山和准噶尔西部)、华北克拉通北缘、胶东半岛、小秦岭地区、秦岭地区、以及扬子克拉通与华夏地块的碰撞拼合形成的褶皱带，此外西南三江地区和中部的祁连山褶皱带也发育一些造山型金矿床[28]。1.2.2岩浆岩演化及其与金矿成矿的关系喷发或侵位形成的固态火山岩与原生岩浆在成分上存在巨大的差异，因此在岩浆上升、侵位过程中，必然存在一些岩浆作用使其成分发生改变，如分离结晶作用、岩浆混合作用和同化混染作用等。从宏观上研究岩浆混合，不足以准确厘清岩浆混合的情况；地球化学特征更多揭示了岩浆混合作用的结果，很难说明岩浆混合过程中一系列复杂的变化。岩浆混合过程中，不同物理、化学性质端元组分的相互作用，导致化学平衡被破坏，从而影响矿物的成核和生长，形成一系列成分不同、形态各异、内部结构不同的矿物晶体。因此，岩浆混合是否发生可以从地球化学证据中探讨，岩浆混合的过程则可以从矿物不平衡结构研究[29-32]。从手标本上，能一定程度的反映岩浆分离结晶作用，但也无法反映岩浆演化的细致过程。一些矿物（如角闪石，斜长石），尤其是矿物的结构以及成分的变化，完全可以反映岩浆的物理化学特征变化情况，从而实现岩浆演化的反演。斜长石的形态以及生长环带受岩浆的物理化学条件影响极大，且形式多种多样，不仅能探究其结晶时岩浆的物理化学条件，还可以反映多期岩浆注入、岩浆对流、地壳混染以及去气作用等岩浆过程。根据物质平衡计算的约束，大型-中型造山型金矿深部需要足够的岩浆提供成矿物质，但大部分成矿斑岩出露面积都较小[33]。如阿根廷Alumbrera铜金钼矿床，铜金属量为4Mt左右，根据物质平衡计算可知，提供矿质元素的成矿斑岩之下需要规模至少100km3的岩浆房[34]。因此，成矿物质必须从规模较大的岩浆体系向规模较小的岩浆体系中富集[35]。源区直接形成的并非最终的成矿岩浆，富矿岩浆的形成可能与结晶分异、岩浆混合、同化混染等作用相关。深部岩浆上侵，带来演化程度较低的岩浆及成矿物质，在岩浆房中，不断分离结晶硅酸盐矿物，使成矿物质在残余岩浆中富集，重力作用下，中-酸性岩浆聚集于岩体顶部，从而富集成矿物质（分离结晶作用）。如Morelli等（2007）使用铼-锇同位素定年的方法及锇同位素、氦同位素数据，认为花岗质岩浆形成时，幔源岩浆的加入可能带来成矿物质（岩浆混合作用），使成矿物质发生富集[7]；侯增谦（2004）认为俯冲洋壳释放Fe3+，Fe3+与上地幔相互作用，活化、释放并萃取地层中成矿物质，带走Cu和Au（同化混染作用），从而富集岩浆[36]；Sillitoe（1997）认为在一定条件下，软流圈上涌使富集地幔熔融，钾质-超钾质岩浆注入下地壳，带来成矿物质（岩浆混合作用）[37]。总而言之，岩浆作用将影响岩浆中成矿物质含量变化。1.2.3斜长石微量元素地球化学及成因判别常见长石是三种端元组分以不同比例混合而成，三种端元组分为钠长石端元，钾长石端元和钙长石端元。斜长石为钠长石和钙长石的固溶体，主要包括钾、钠、钙、铝、硅、氧等元素。由于广泛类质同象置换以及特殊晶格的存在，使斜长石含有丰富的微量元素，包括铁、锶、钛、锰等。这些主、微量元素的有无及其含量主要取决于斜长石形成环境，如熔体化学成分、含水量、温度、压力等。因此，对斜长石主微量元素的分析、研究可以很好地揭示斜长石及相关岩浆的成因和演化。斜长石是一种主要造岩矿物，广泛存在于岩浆岩、变质岩中，值得注意的是，岩浆演化过程中几乎均有斜长石的结晶，因此对于研究岩浆成因及演化过程中成矿元素的含量变化，斜长石成为一种有效的工具。近年来，通过国内外学者开展的一系列研究，岩浆成因及岩浆作用对成矿物质的贡献方面取得了丰硕的成果。在恒定压力和含水量条件下，随着岩浆分异程度的增加和温度的下降，钙长石含量会减少，斜长石牌号降低。在给定温度条件下，若水不饱和，压力升高会使斜长石更加稳定，产生富钠斜长石。岩浆含水量降低极大增加了斜长石稳定性，而水的溶解度取决于压力：压力越大，水的溶解度越大。由于岩浆成分变化、温度、压力等条件发生改变，斜长石发育一系列结构复杂的环带，包括振荡环带、正环带、补丁状环带、尘状环带等，通过对这些斜长石环带的研究，必然深化我们对含矿岩浆演化过程的理解，有利于我们更好的了解成矿条件。正环带(从中心到边缘牌号减小)反映从岩浆中分离的晶体，可能与岩浆分离结晶作用（如晶体下沉或分离机制）有关。斜长石牌号变化大于10%的振荡环带多是叠加的正环带。补丁状环带内部不规则部位的外围生长着富钙斜长石，之后在不同的压力、温度和水含量条件下，富钠斜长石可能再次生长，即形成了核部高、低牌号斜长石复杂生长，外部为正常结晶环带的斜长石。补丁状环带往往含有熔融包裹体，其成因与筛状环带类似。震荡环带、补丁状环带这些复杂环带记录了斜长石与熔体不平衡的过程，这可能与岩浆注入和岩浆混合引起的温度上升相关。在水不饱和条件下，岩浆减压作用也会形成这种环带[38]，岩浆含水量的上升也会产生补丁状环带。斜长石环带能够记录岩浆混合作用与分离结晶作用等不同的岩浆演化方式。如Williamson等(2015)通过测定斜长石中铝、锶、钇与铜等元素的含量，证实较高牌号的斜长石环带同时具有较高的铜含量与Sr/Y比值，进而指出，较深岩浆房中斜长石富铝元素与铜元素，在较浅岩浆房中，演化程度较低的深部岩浆注入带入铜元素[39]；又如Chiaradia等（2012）指出含矿斑岩斜长石斑晶中往往可以观察到硫化物矿物包裹体，指示在岩浆演化过程中存在硫化物的出溶[40]。1.2.4五龙沟金矿研究现状对于五龙沟区域地质，前人对本区已进行了详细的矿产普查、详查、水系沉积物测量和地球化学扫面工作；对于该地区找矿、探矿工作，前人也做了大量工作，经过多方努力，现已找到大量矿山、矿点（图1.3），实现了矿山增产，目前五龙沟探获的金资源量已达到128.63吨[41]。图1.3五龙沟岩体及金矿床时代(改自夏锐，2017)关于五龙沟金矿床成因，现今大多学者支持造山型金矿，他们认为矿床形成于后碰撞造山阶段，此时地体拼接已基本完成，进而挤压造山[43,44]；五龙沟金矿成矿具多阶段性，前人运用不同的定年方法，对成矿年龄现已完成了诸多限定，如李艳军等（2017）对红旗沟-深水潭金矿床不同矿段的黄铁矿进行Rb-Sr同位素测年，定年结果为238±5Ma[45]，张德全等（2005）对五龙沟金矿床Ⅲ-1矿体的蚀变绢云母进行Ar-Ar定年，结果为236.5±0.5MaADDINNE.Ref.{FE0C89B3-28EA-4BE2-9C79-10A90781AD10}[46]，Zhang等（2017）对绢云母进行Ar-Ar定年，定年结果为230.0±1.7Ma、237.0±2.Ma，且根据岩体、矿化、蚀变之间的关系，指出220Ma左右还存在一期矿化事件[44]。前人对五龙沟地区岩体时代也进行了一定的研究，岩体形成时代主要集中于早古生代-晚古生代（图1.3）。如王艺龙等（2017）对红旗沟正长花岗岩运用锆石U-Pb定年，定年结果为420±3Ma[47]；国显正等（2018）对五龙沟出露的多种侵入岩开展了详细的年代学研究，运用锆石U-Pb定年，测定黑石山花岗闪长岩体、红旗沟东南处英云闪长岩体、苦水泉石英闪长玢岩脉年龄，测年结果分别为244.1±2.0Ma、241.9±0.5Ma、211.5±0.4Ma[48]；罗明非等（2015）对岩金沟采场东北处花岗闪长岩体运用锆石U-Pb定年，定年结果为260.1±1.8Ma[49]；栗亚芝等（2015）对月亮湾斜长花岗岩运用锆石U-Pb法定年，定年结果为244.3±1.1Ma[50]；王涛等（2016）针对红旗沟二长花岗岩进行锆石U-Pb定年，定年结果为438±2.8Ma[51]，陆露（2011）对深水潭矿化流纹斑岩进行锆石U-Pb定年，得到三个年龄结果分别为253.2±4.2Ma、210.0±1.2Ma、210.0±1.2Ma[52]。成矿流体方面，前人对五龙沟地区矿床进行了大量流体包裹体实验分析，得出成矿流体为中低温、低盐度、高CO2的特点[43,53,54]，基于流体包裹体的这一特点，一些学者支持脱变质流体来源，但随着研究的深入，一些学者近年来也提出流体为岩浆来源，如张金阳等(2017)、李艳军等（2017）根据同位素地球化学数据，指出成矿流体为岩浆来源[44,45]，夏锐（2017）也指出岩浆活动产生成矿热液[42]；对五龙沟金矿床成矿物质来源、矿物学等方面，大量学者也做出了工作[44,55-58]；然而该地岩浆演化、岩石成因方面工作较少，该地花岗闪长岩的形成与金成矿之间的关系更是少之又少。针对五龙沟矿区内出露的花岗闪长斑岩体，结合前人研究成果，对该地花岗闪长斑岩进行了岩相学观察和地球化学分析，试探讨岩浆演化过程中岩浆混合、分离结晶情况、及在该过程中铜（金）元素丰度的变化。总而言之，虽然前人对五龙沟矿区构造、成矿流体性质和来源、成矿物质来源、成矿年龄、岩石成因、矿床成因等方面做了大量的研究，但五龙沟矿床的花岗闪长斑岩成因及其对金成矿的贡献等关键问题仍存在较大的争议，需要进一步的深入研究。1.3研究内容及研究方案1.3.1研究内容本文选取东昆仑五龙沟金矿床作为研究对象，对该矿床进行了区域地质考察、镜下斜长石环带结构观察以及斜长石、角闪石主微量成分特征分析，以求对五龙沟花岗闪长斑岩的形成过程及岩浆中成矿物质的富集机制有更深的认识，具体研究内容如下：（1）区域地质研究：对研究区的探槽以及典型的剖面进行系统观察、编录、采样，对典型剖面的岩体侵位特征、矿化蚀变分布特点及构造变形情况进行详细的野外观察，结合前人的研究资料，了解矿区地质背景。（2）斜长石的矿物学研究：利用偏光显微镜、扫描电镜、电子探针显微分析和激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪分析斜长石环带结构构造及主、微量组成，通过不同牌号斜长石的结构特点和主、微量元素特征，讨论岩浆演化过程及该过程中铜元素含量的变化情况。（3）角闪石的矿物学研究：利用电子探针显微分析仪、激光剥蚀电感耦合等离子体质谱分析角闪石主、微量元素组成，根据角闪石与斜长石之间的关系，利用角闪石温压计，探究角闪石形成时的温压条件、含水量、氧逸度等物理、化学条件，进而更好的还原岩浆演化过程。1.3.2技术路线（1）在野外对重要剖面、探槽进行观察、记录、采样，并绘制剖面图，了解新鲜岩浆岩、蚀变岩浆岩、矿化岩体、矿体、矿石及构造变形特征。（2）将所采样品切片、磨片，进行偏光显微镜观察，对斜长石的不同类型环带进行精细的结构的观察，通过电子探针显微分析仪和激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪分析斜长石的主、微量元素组成，这一工作在中国地质大学（武汉）完成。（3）对与斜长石有一定成因联系的角闪石进行观察，利用电子探针及激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪分析角闪石主、微量元素组成，这一工作在中国地质大学（武汉）完成。（4）由于斜长石中金元素含量较低，在现有技术、经济条件下测量金元素含量较难，而铜的地球化学性质与金相似，在岩浆阶段表现出较一致的地球化学行为，故以铜在岩浆中的含量来指示金在岩浆中的含量。如Jenner等（2010）指出当磁铁矿分离结晶时，硫化物饱和，富含铜金的流体出融。而磁铁矿大量分离结晶时，会使岩浆中原先溶解的硫酸根形式的硫转化为硫离子，使铜饱和而富集于硫化物中，形成Cu5FeS4，该硫化物相排斥Au、Ag，铜金才发生分离[59]。Park等（2015）也指出在岩浆演化过程中，Cu与Au表现出较一致的地球化学行为（图1.4）。因此，在岩浆演化阶段铜金含量保持着一定的相关性[60]。图1.4MgO-Cu、MgO-Au二元图解(数据来自Parketal.，2015)1.4论文工作量作者自2018年以来，于2018年暑假前往东昆仑地区五龙沟矿集区开展详细的野外地质工作，对研究区的多个矿床进行了细致的考察，尤其对五龙沟矿床地质特征，及多种矿化、蚀变进行了反复的观察及细致的取样。关于室内研究工作，导师团队及作者利用国内一些知名实验室的实验设备，顺利完成了一系列实验分析测试工作，工作量如下。图1.5论文工作量第二章区域地质概况2.1大地构造背景位于中央造山带西部的昆仑造山带被阿尔金断裂所截，东、西两段分别为东昆仑造山带、西昆仑造山带。东昆仑造山带以北为柴达木盆地，以南为巴颜喀拉地体，东与秦岭造山带相邻，西以阿尔金断裂为界（图2.1）。东昆仑由多个造山带及众多微陆块组成，经历了复杂构造旋回，形成的地质体均经历了漫长而复杂的地质演化，为该区成矿提供了良好的前提。区内矿产资源丰富，是我国重要的金矿产地之一。图2.1五龙沟区域地质图（改自zhangetal.，2017）东昆仑地区由北向南发育有三条基本平形的断裂，分别为昆北断裂、昆中断裂、昆南断裂。昆北断裂北侧即东昆仑北带，地层主要出露于东昆仑造山带西北部，为早古生代褶皱带，主要由低品位变质岩和奥陶系海相沉积物组成，火成岩时代在早奥陶世到晚三叠世之间[61,62]，岩性主要为拉斑玄武岩、流纹岩及酸性火山碎屑岩，含有少量中性岩浆岩。昆北断裂与昆中断裂之间为东昆仑中带，主要由寒武纪岩石组成，火成岩形成时代、地理分布较广。火成岩的时代主要在早寒武世-早泥盆世和早二叠世-晚三叠世之间，岩性主要为花岗闪长岩、二长花岗岩，部分地区可见碱长花岗岩、正长花岗岩，还存在极少量基性、超基性岩，还出现少量的泥盆世陆相砂岩、砾岩和石炭纪海相灰岩和碎屑沉积岩ADDINNE.Ref.{6B928E19-9FAC-4E5E-BD68-DECF279B768A}[55]。昆中断裂与昆南断裂之间为东昆仑南带，主要为中-下元古界深变质岩系、中-上元古界万保沟群浅变质火山-沉积岩系组成，还发现少量早古生代和中-晚三叠世花岗岩ADDINNE.Ref.{6B928E19-9FAC-4E5E-BD68-DECF279B768A}[63]。图2.2东昆仑地层图（地层描述改自田承盛，2012）2.2地层在空间上，东昆仑地区地层横向、纵向变化都较大，岩性分布不均一；在时间上，东昆仑地层时间跨度也较大，但形成时间主要分布于早古生代、晚古生代、三叠纪这些时间段内。东昆仑出露的地层主要有金水口群、小庙组、丘吉东沟组、冰沟组等，此外，还含有少量古生界、中生界、新生界地层（图2.1）。其中与五龙沟矿床成矿密切相关的地层描述如下：下元古界金水口群为东昆仑地区出露较广地层单元，主要包含片麻岩组和火山岩夹碎屑岩组，为一套中、高级变质岩系，其中片麻岩组岩性主要为黑云斜长片麻岩、片岩、大理岩和变粒岩，火山岩夹碎屑岩组岩性主要为安山岩、凝灰岩、大理岩和含砾石英质长石砂岩夹砾岩。整套岩系以变质岩为主，是区域动力热流变质作用的产物。中元古界小庙组可分为上下两段，上端岩性主要为石英岩和大理岩，以石英质岩石为主，为中、低级变质岩系；下段岩性主要为片麻岩，还存在较多的大理岩出露，总体上为中、高级变质岩系。整个岩系发育有碎屑岩夹碳酸盐岩建造，属中、高级变质岩系。上元古界丘吉东沟组主要包含各类板岩，变质砾岩、硅质白云岩和砂岩等，在原始岩层上沉积火山角砾而成，整个岩系为火山岩建造，属中低级变质岩系。上元古界冰沟群主要包含灰岩、大理岩、板岩和千枚岩，其变质程度较低，以动力变质为主，属中低级变质岩系。早古生代纳赤台群主要包含海相中-基性火山岩、片岩、砂岩，及碳酸盐岩和硅质岩。碎屑岩整体表现了深水浊流沉积的特征，岩石片理较发育，属中低级变质岩系。2.3构造东昆仑造山带位于中央造山带西段，其构造演化十分复杂，主要经历了加里东期造山运动和海西期-印支期特提斯洋演化[42]。在加里东期，于寒武纪板块扩张，特提斯洋形成并持续扩张，由于板片扩张使板片向北运动进而发生挤压，随后板块进入俯冲阶段，晚奥陶板片俯冲停止。在海西期-印支期，于石炭纪阿尼玛卿洋盆再次打开，板片再次向北俯冲。其中，板片大规模俯冲时间在二叠纪-三叠纪之间，之后在晚三叠纪转为碰撞后造山阶段。区内的构造形式主要有断裂构造和褶皱构造，还存在少量韧性剪切带。区内断裂构造较为发育，昆中断裂和昆南断裂位于该区中部、南部，为区内较大的断裂构造，横贯整个研究区；昆北断裂相对较小，主要位于研究区东部，三条断裂大致控制了东昆仑岩浆岩和地层的分布。在东昆仑地区，褶皱构造相对发育较差，多被后期构造破坏，保存下来的褶皱构造较少。韧性剪切带主要分布于昆中断裂附近，与昆中断裂基本平行，走向为近东西向。2.4岩浆岩2.3.1岩浆岩分布特征东昆仑地区构造演化复杂、时间跨度大，决定了该地区岩浆活动多期次、成分不均一（图2.1）。在时间上，从早古生代到早中生代，该地区构造旋回明显，岩浆活动存在明显的多期叠加；在空间上，东昆仑地区岩浆岩分布十分广泛，东昆仑北带、东昆仑中带分布有大面积的岩浆岩，东昆仑南带部分地区也有较多的岩浆岩出露；在成分上，出露的岩体主要有花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩、英云闪长岩和二长花岗岩、辉长岩等，包含了基性岩浆岩-酸性岩浆岩，其中以中酸性侵入岩为主，仅有少量侵入岩为基性岩体。2.3.2岩浆岩的侵入阶段及期次划分区内岩浆活动存在明显的多期叠加现象，为了厘清岩体与成矿之间的关系，岩浆岩形成时代也受到众多学者的关注。前人大量定年结果表明该地区岩体年龄主要集中在438-210Ma之间，跨越了加里东期、海西期、印支期。根据前文中提及的定年结果以及野外岩体间的穿插关系，岩体侵位大致可以分为三期：第一期侵岩体主要有红旗沟正长花岗岩、红旗沟二长花岗岩、黄龙沟中粒正长花岗岩等；第二期岩体主要有黑石山花岗闪长岩体、红旗沟东南处英云闪长岩体、月亮湾斜长花岗岩、五龙沟沟口的花岗闪长岩、岩金沟采场东北处花岗闪长岩体、深水潭矿化流纹斑岩等；第三期岩体主要有五龙沟沟口超基性岩、花岗闪长斑岩、苦水泉石英闪长玢岩脉，深水潭流纹斑岩等。总体而言，华力西期火山岩主要呈中酸性，还有少量基性-超基性侵入岩。印支期岩体主要为中酸性侵入岩，有镁铁－超镁铁质岩石出露。印支-燕山期岩体主要为中酸性侵入岩。2.4矿产东昆仑地区主要有金、银、铜、铅、锌、铁、钨等矿产资源，其中造山型金矿床具有十分重要经济意义，该地区是我国重要金矿产地之一。造山活动晚期，构造背景由碰撞阶段转为后碰撞伸展阶段，板片间压力下降，中酸性岩浆在重力作用下沿构造、裂隙上侵，在脆-韧性转换部位物理条件发生较大的改变，进而使矿质元素沉淀，形成造山型金矿床。东昆仑造山带内矿床/点数量众多，矿产资源及种类都十分丰富，区内矿床包括五龙沟金矿床、黑山金矿床、那更康切尔沟银多金属矿、扎麻山南坡银多金属床、赛什塘铜矿床、鸭子沟铜多金属矿床、末县卡特里西铜锌矿、云雾岭铜矿点、黄羊岭锑矿床、哈日扎银铅锌金多金属矿等，部分为大型矿床，具有巨大的矿产资源储量及找矿前景。区内矿床类型多样，包括造山型、斑岩型、海相火山岩型、沉积变质型、接触交代型等，显示了本区成矿作用多样的特点。该地区从元古代到古近纪均有成矿作用，成矿具明显多期性，成矿峰期主要集中于三叠纪和寒武纪。综上所述，东昆仑地区具有矿床/点众多、矿种多样、矿床类型复杂的特点。袁万明等（2017）在东昆仑进行多年野外工作后，对东昆仑北东向斑岩带、成矿带特征进行了总结：东昆仑地区斑岩体主要受北东向断裂及其配套系统控制，形成北东向的斑岩带，且多个斑岩带近平行分布；东昆仑有较多斑岩体发生不同程度、不同范围的矿化，矿床主要发育在斑岩体内、多种构造叠加部位及北东向断裂附近的伴生构造内，形成多个北东向斑岩型成矿带。斑岩体和斑岩矿床的产出均受构造控制，便形成了北东向斑岩带和与之平行共生的多条矿产带，并称之为斑岩型构造－岩浆－成矿带（图2.2）。此外，印支期火山岩与东昆仑地区成矿作用存在密切空间关系[65]。在东昆仑地区，斑岩带和斑岩矿床带在空间上紧密共存的关系也说明斑岩与成矿存在一定程度的联系。上升到东昆仑整个研究区，印支期斑岩与斑岩矿床在空间上紧密的空间关系，推测该区域广泛发育的斑岩体系对该区域成矿起着至关重要的作用。图7.1东昆仑斑岩型矿床分布图（改自袁万明，2017）1.乌兰乌珠尔铜矿；2.鸭子沟钼铜矿；3.莫河下拉银多金属矿；4.长山铜钼矿；5.卡而却卡野拉赛铜矿；6.拉陵灶火铜钼矿；7.五龙沟金矿；8.清水河东沟铜钼矿；9.托克妥铜金矿；10.热水钼矿；11.哈日扎铜矿；12.哈陇休玛钼矿；13.赛什塘铜多金属矿；14.加当根铜钼矿；15.东山根多金属矿；16.赛钦南铜钼矿；17.下得波利铜钼矿；18.埃坑德勒斯特钼（铜）矿；19.达里吉格塘金矿；20.小南川铜矿；21.克停哈尔铜钼多金属矿床；22.鄂拉山北段牦牛沟铜金矿；23.小圆山铁多金属矿；24.洪水河东地区铜钼矿；25.日吉普顶金铜矿。五龙沟金矿床位于东昆仑造山带中东段，位于东昆仑中带。该矿床是东昆仑造山带内最重要的金矿床之一，区内包含黄龙沟—水闸东沟、红旗沟、淡水沟、石灰沟、中支沟等多个矿段，现今金总储量已达128.63吨[41]。第三章五龙沟金矿床地质特征3.1矿区地层五龙沟地区地层从古元古代到第四纪均有出露，时间范围较广，各地区岩性也有区别（图3.1），分布的主要地层有：图3.1五龙沟矿床地质简图(改自Zhangetal.，2017)早元古界白沙河组主体由变质岩，主要包括黑云母斜长片岩、大理岩，及变质程度稍高的黑云母斜长片麻岩、斜长角闪岩等，地层发生明显变形、变质作用，为中高级变质岩相，该地层主要分布于矿集区东北部，主要分布于黑石山-岩金沟一带，其间出露部分二叠纪、三叠纪、新元古代等时期的花岗质岩体，部分地区存在混合岩化现象。该地层是重要的含金层位。中元古界小庙组主要由中低级变质岩组成，主要包括角闪斜长片麻岩、斜长角闪片岩、黑云石英片岩及少量大理岩等，该地层主要分布于矿集区西南部，从西北至东南沿打柴沟-三道梁-中支沟一带展布，部分地区出现岩脉和寒武纪花岗岩、二叠纪闪长岩，该地层与铅、锑、铁、金矿化有一定关系。新元古代丘吉东沟组由下至上主要由变质砾岩、砂砾岩、千枚岩，以及层状分布的碳酸岩组成，该套地层出露面积较小，主要分布于石灰沟-萤石沟-红旗沟一带，其间含有新元古代花岗岩及少量脉岩，该地层与铅、锑、铁、金矿化有一定关系。早古生代奥陶纪祁曼塔格群变火山岩组主要由火山角砾岩、浅变质碎屑岩、安山岩、白云质大理岩等组成，该套地层主要分布于水闸东沟-石灰沟-黑石沟-红旗沟一带。3.2矿区构造图3.2五龙沟构造图（改自王铜，2014；zhangetal.，2017）五龙沟地区主要经历了特提斯洋板片俯冲（278-240Ma）到同碰撞（240-228Ma）及后碰撞伸展（228-210Ma）等造山演化过程[42]，区内构造极为复杂，主要发育有多级断裂、大量脆-韧性剪切带和少量褶皱（图3.2）。五龙沟矿田南方、北方一级构造分别为近WE向的昆中断裂和昆北断裂，其间发育众多次级断裂，根据这些断裂的空间展布方向，将断裂可大体分为NW向断裂、SN向断裂和近EW向断裂。其中，NW向断裂主要分布于五龙沟地区的中部和东部，分布较为集中，是该区内最发育的一组断裂，断裂延伸较远，部分断裂延伸可达10km，对地层没有选择型，即可产与变质地层中，也可产于该地广泛发育的岩浆岩中，NW向断裂对矿床的分布及矿体展布的控制最为明显。近SN向断裂分布较为分散，主要分布于五龙沟地区南部，中部和西部也存在少量近SN向断裂。该断裂规模较小，延伸不远，明显切割NW向断裂，说明其形成晚于NW向断裂。近EW向断裂主要分布于东昆仑北部，在北东区域内分布相对集中，北西区域分布相对较少，EW向断裂被NE向断裂切割，说明EW向断裂形成早于NW向断裂。综上所述，该区三组断裂形成由早到晚的顺序为近EW向断裂、NE向断裂、近SN向断裂。五龙沟矿区内还发育有大量韧性剪切带，总体呈NW向、近平形展布，极少量韧性剪切带为近EW向和NE向。其中，NW向韧性剪切带最为发育，主要分布于打柴沟-三道梁-中支沟、萤石沟-水闸东沟-红旗沟及岩金沟一带。打柴沟-三道梁-中支沟韧性剪切带，主要分布于五龙沟西南部，其分布的地体主要为小庙组地层和变火山岩。萤石沟-水闸东沟-红旗沟韧性剪切带，主要分布于研究区中部，其分布的地体较为复杂，总体上位于正长花岗岩中，还存在部分韧性剪切带位于超美质岩石、丘吉东沟组和第四纪岩层中。岩金沟韧性剪切带主要分布于五龙沟地区东北部，主要分布于白沙河组地层中，韧性剪切带在花岗闪长岩和正常花岗岩中也有分布。五龙沟褶皱构造主要由三个复式向斜和一个复式背斜构成，由北向南包括黑石山复式向斜、萤石沟-红旗沟倒转复式向斜、猴头山复背斜和三道梁复式向斜。黑石山复式向斜位于研究区东北部，褶皱的主体由下元古界白沙河组构成，周围部分地区存在岩浆岩侵位。其轴向为EW向延伸，延伸长度较短。两翼产状内倾，倾角在50°-80°之间，核部地貌为山脊或山峰。萤石沟-红旗沟倒转复向斜位于研究区中部，褶皱轴部由上元古界丘吉东沟组构成，东北翼由下元古界白沙河岩组构成，西南翼主体由中元古界小庙组构成，部分地区出露有岩浆岩。其中，东北翼为正常翼，西南翼为倒转翼，二者产状相近，倾角在40°-70°之间，复向斜轴面向NE倾斜，枢纽向NW仰起，向SE倾伏。猴头山复式背斜位于研究区中部，在萤石沟-红旗沟倒转复向斜西南。褶皱由小庙组、丘吉东沟组等构成，延伸长度较短，两翼产状相近，在40°-75°之间。三道梁复式向斜分布于五龙沟西南部，轴部主要由冰沟组岩石组成，两翼均由小庙组构成。轴向NW，两翼均向倾斜，倾角在50°-75°之间。此外，五龙沟地区存在多阶段的构造演化，使该地区存在明显的构造叠加现象。这些褶皱内部构造均较复杂，内部发育有较多的次级褶皱[57]。此外，基于对野外现象的观察，我们发现早期发育的逆断层被晚期的走滑断层切割，正断层又切割了走滑断层；角闪岩侵入花岗闪长岩，与花岗闪长岩的接触带有一定的变形，而矿化区域仅存在于一侧且有分带特征。根据野外地质现象的观察，结合前文中提及的定年数据以及前人对该地岩浆岩进行的元素地球化学分析，我们得到如下认识：五龙沟地区表现出多期构造作用叠生的特点。早印支期（240Ma左右）主要为韧性变形，晚印支期-早燕山期（235-197Ma）主要为韧性变形，而五龙沟金成矿时间（210-237Ma）大致与韧脆性变形一致，但略晚于韧性变形。总而言之，该地区构造变形发生最早，之后岩体发生侵位，在岩浆作用下，最终矿化成矿，且最晚的矿化时间约220Ma，略晚于花岗闪长斑岩形成时间[44]。3.3矿区岩浆岩五龙沟地区岩浆岩以中酸性侵入岩为主，中基性脉岩分布也较为普遍，局部可见超镁铁质岩脉。时间上，岩浆侵位时间主要分布于早奥陶-晚三叠，包括晚二叠的变质火山岩，晚二叠-晚三叠的闪长岩、花岗岩及辉长闪长岩，晚志留的闪长岩，晚志留-早泥盆的正长花岗岩、花岗闪长岩，早奥陶的超基性岩浆岩。根据野外地质现象，以及对前人研究成果的总结，对五龙沟地区岩浆岩侵位先后进行了总结：早期侵位岩体以花岗闪长岩、石英闪长岩为主，二者变形明显，相间分布，部位区域内二者相互包裹，存在梭状岩体。晚期侵位岩体以石英闪长斑岩、花岗闪长斑岩为主。此外，早期火山岩中存在大量暗色包体（图3.3），包体无明显菱角，直径在10-30cm左右，大多为椭圆状，为辉长质岩石，反映了该研究区存在岩浆混合事件。图3.3五龙沟沟口暗色包体值得注意的是，在空间上，东昆仑地区斑岩体系与成矿存在密切的关系[65]；在时间上，花岗闪长斑岩与与矿化存在一致的时间[44]。此外，对于五龙沟矿床的成矿流体和硫的来源，前人使用稳定同位素也做出了一定的限定，认为成矿流体和载金矿物中的硫主要来自岩浆体系[44,45]。结合热液蚀变、成矿样式、成矿作用以及野外的地质现象，认为晚三叠世的花岗闪长斑岩与五龙沟金矿床的形成有密切的关系[44]。3.4矿体特征五龙沟矿床划分了多个矿段，从平面上看，矿产总体上呈近平行的三条带状展布，与五龙沟地区三条脆-韧性剪切带相对应（图3.1）。矿体主要沿断裂和褶皱带分布，部分矿体的形态受断裂产状控制明显。其中，黑石山金及多金属矿床，岩金沟矿床产于岩金沟-石灰沟-黑风口一带，位于断裂与褶皱带交汇部位，金矿体严格受断裂控制，产于断裂带之中。淡水沟金矿-红旗沟金矿位于石灰沟-淡水沟-红旗沟一带，矿体主产于褶皱带与断裂之间，大体平行展布，少量矿体受断裂控制明显。水闸东沟金矿，黄龙沟金矿，黑石沟金矿位于水闸东沟-黄龙沟-黑石沟一带，矿体主要产于断裂带之中，受断裂控制明显。打柴沟金矿、中支沟金矿矿体主要产于断裂带之中，少量矿体产于岩性交界部位，位于两褶皱带之间。仅以水闸东沟-黄龙沟-黑石沟矿段为代表，介绍该区矿体分布特征（图3.4）。黄龙沟矿段由80多个矿体组成，矿体规模大小不一，多呈透镜状、条带状、脉状产出，主要产于蚀变斜长花岗岩中，少量矿体产于蚀变片岩、蚀变片麻岩中之中；矿体与接触带倾向一致、倾角相近，倾向北东，倾角在45°-85°之间；矿体厚度极不均一，在1.4m-103.4m之间，沿倾向和走向常见分枝复合、膨大狭缩、尖灭再现和波状弯曲等现象（据青海省第一地质矿产勘查院资料）。其中，11号勘查线剖面图如图3.5，对矿体特征进行描述如下：图3.4水闸东沟-黄龙沟矿体分布特征（改自zhangetal.，2017）LM8矿体：该矿体延伸长度约300m，平均厚度约15m，矿体斜深位于3350m-3550m之间，倾向在20°-30°之间，倾角约67°，金平均品位为3.29g/t（据青海省第一地质矿产勘查院资料）。总体上矿体为顺断裂构造、呈厚度相对均一的板状产出。矿体主要产于糜棱岩、斜长花岗岩和糜棱化斜长花岗岩中，黄铁矿化是重要矿化类型之一，岩石蚀变主要有绿泥石化、绢云母化和硅化等。矿体沿走向存在尖灭再现，分支等现象（图3.5）。LM3矿体：该矿体延伸长度约600m，平均厚度约20m，矿体斜深位于3100m-3550m之间，倾向在30°-42°之间，倾角变化较大，在50°-83°之间，金平均品位为3.88g/t（据青海省第一地质矿产勘查院资料）。总体上矿体顺断裂构造、呈板状产出，矿体各部位厚度变化较大，厚度基本处于10m-30m之间。矿体主要产于斜长花岗岩中，少量矿体存在于碳质糜棱岩、凝灰质板岩中，矿化类型主要为黄铁矿化。矿体沿走向存在波状弯曲，分支复合、尖灭再现等现象（图3.5）。LM6矿体：该矿体延伸长度约400m，平均厚度约40m，矿体斜深位于3250m-3600m之间，倾向在20°-30°之间，倾角约67°，金平均品位为3.29g/t（据青海省第一地质矿产勘查院资料）。总体上矿体为平行、顺断裂构造、呈厚度不一的板状产出。矿体主要产于斜长花岗岩中，矿化类型主要为黄铁矿化。矿体沿走向存在尖灭再现，分支等现象（图3.5）。图3.5黄龙沟11号勘查线剖面图（改自刘飞，2017）3.5矿石类型及特征基于野外现象的观察、矿石标本的观察和描述，以及对矿石薄片的镜下观察，对五龙沟矿石类型进行归纳总结，矿石类型主要为蚀变岩型金矿石（图3.6a），还出现少量石英-硫化物脉型金矿石（图3.6b）。蚀变岩型金矿石是五龙沟矿床中最为常见的一类金矿石，主要为稀疏浸染状构造，寄主岩石主要为蚀变的花岗岩和碎裂的碳质板岩。浸染状硫化物颗粒较大，无需放大镜便能观察、分辨部分硫化物，在部分位置还存在形状不规则的硫化物集合体。在岩石的裂隙中，矿化犹为明显，顺裂隙出现大量浸染状硫化物，硫化物以黄铁矿为主，还存在少量毒砂、斜方砷铁矿等。石英-硫化物脉状金矿石的脉体宽度在0.1cm-7cm之间，宽度变化较大，寄主岩石主要为花岗岩和碎裂板岩。碎裂板岩中石英脉体宽度不稳定，常呈梭状产出。花岗岩中脉体较细，脉体宽度变化不明显。石英-硫化物脉状金矿石较少，一般于脉体周围常存在大面积浸染状硫化物，形成浸染状-脉状金矿石，硫化物分布较为分散，产出无明显规律。矿石结构主要为半自形-它形粒状（图3.8a）、交代溶蚀结构（图3.8b）、港湾结构（图3.8c）、固溶体出溶结构（图3.8d）等。矿石构造主要有网脉状构造（图3.8e）、脉状构造、浸染状构造（图3.6a）等。矿石矿物主要有斜方砷铁矿，毒砂、黄铁矿、磁黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等，脉石矿物主要有石英、方解石、萤石等。值得注意的是，黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化、硅化等蚀变在花岗闪长斑岩中也有发育。图3.6矿石手标本照片a.蚀变岩型金矿石；b.浸染状-脉状金矿石，矿石以浸染状硫化物为主，存在少量硫化物-石英脉。Py-黄铁矿。QQ图3.7矿石矿物镜下照片a.包裹有石英、黄铜矿的粒状黄铁矿Py1；b.石英-黄铁矿脉Py2；c.与闪锌矿共生的黄铁矿Py3；d.呈细脉产出的黄铁矿Py4；e.浸染状毒砂Apy1；f.与较粗的石英黄铁矿脉近平行产出的毒砂Apy2。Cpy-黄铁矿；Py-黄铁矿；Q-石英；Sph-闪锌矿；Cal-方解石。黄铁矿：在金矿石中，黄铁矿是较常见的一种金属硫化物。在五龙沟矿区内，根据黄铁矿的形态、结构及矿物共生关系，我们将其分为四期，分别为Py1，Py2，Py3，Py4。第一期为粒状黄铁矿（Py1），图3.7a为浸染状矿石手标本WL28-2的镜下照片，图中黄铁矿颗粒较大，自形程度较好，其内部包裹有大量石英以及少量黄铜矿，黄铜矿粒度在5u左右。第二期黄铁矿为脉状（Py2），自形程度差，与石英密切共生，形成较粗的石英-黄铁矿脉，如图3.7b。图3.7b为光薄片WL13-4中较粗石英-黄铁矿脉的镜下照片，总体上看黄铁矿产于石英脉体中，同时粗粒黄铁矿又包裹有大量大小不一的它形石英颗粒，于黄铁矿尖角处发育有粒度约3um左右的黄铜矿颗粒。第三期黄铁矿为浸染状（Py3），自形程度较差，主要产于方解石脉中，与方铅矿-闪锌矿密切共生，如图3.7b。图3.7c中黄铁矿与闪锌矿直接接触，闪锌矿前突呈短柱状，向黄铁矿生长；黄铁矿又存在尖角，向闪锌矿方向突出。因此，判断二者形成时间大致相同，为共生关系。第四期黄铁矿为细脉状脉状（Py4），脉体较细（图3.7d），硫化物以黄铁矿为主，存在黄铜矿、毒砂等，脉石矿物主要为方解石、石英，以方解石为主。毒砂在金矿床中，是矿石中重要的载金矿物之一，在五龙沟矿区内可见金主要分布于毒砂或与其共生的矿物边界中。在五龙沟矿区内，根据毒砂的形态、结构，我们将毒砂分为划分为两类，分别为Apy1，Apy2。Apy1为浸染状毒砂（图3.7e），与其共生的硫化物主要有斜方砷铁矿、黄铁矿、磁黄铁矿等，浸染状毒砂颗粒粒度大小不一，其中较大的颗粒可达100um以上，较小的毒砂仅1-2um左右。Apy2为脉状毒砂（图3.7f），脉体相对较细，脉体中共生的硫化物主要有黄铁矿、斜方砷铁矿、闪锌矿等，脉石矿物以方解石为主，存在少量石英-毒砂脉。图3.8矿石结构构造a.半自形-它形黄铁矿；b.黄铁矿被闪锌矿交代，且包裹有较多石英颗粒；c.黄铁矿被溶蚀，呈骸晶结构；d.表面光滑的闪锌矿中出溶方铅矿颗粒和脉状分布的黄铜矿；d.石英网脉；e.网脉状黄铁矿。Q-石英；Py-黄铁矿；Sph-闪锌矿；Gn-方铅矿；Cpy-黄铜矿。3.6围岩蚀变研究区内围岩蚀变强烈，围岩蚀变无明显分带，蚀变相对复杂，且存在多种蚀变共生、多期蚀变叠加的现象。蚀变类型主要有绢云母化、硅化、绿泥石化、碳酸盐化等。其中密切共生的蚀变组合主要的有：绢云母化-硅化-碳酸盐化（图3.9a-b）；绿泥石化-绢云母化-碳酸盐化。以下为围岩蚀变的基本特征：绢云母化主要为热液蚀变的产物，也存在韧性剪切阶段层间由于构造运动产生绢云母化，绢云母化与绿泥石化、硅化存在密切关系，被蚀变的矿物主要为长石、黑云母、角闪石等。图3.9a-b斜长石斑晶发生绢云母化蚀变，形成大量颗粒较小的鳞片状绢云母，还存在部分斜长石未发生明显蚀变，蚀变程度相对较大，但总体上保留了斜长石的晶型。图3.9c中基质发生绢云母化，形成大量具弱定向的绢云母，绢云母粒度较细。硅化主要为热液蚀变的产物，与绿泥石化密切共生，主要有两种产状产出，第一种硅化为热液交代之前形成的矿物形成石英颗粒，即产生硅化蚀变（图3.9b）；第二种硅化为热液充填裂隙产生石英-硫化物脉或石英脉（图3.10a）。蚀变产生的石英脉宽度与蚀变强度成正相关，蚀变越强烈，产生的脉体越宽。图3.9a-b中基质角闪石发生硅化、绿泥石化蚀变叠加，该角闪石蚀变较严重，对原始矿物的辨认相对较难，角闪石蚀变产生的绿泥石包裹着石英颗粒，石英颗粒较小，且边部不平整。碳酸盐化为晚期热液蚀变的产物，主要有三种产出方式，第一种产出形式为形成较细的方解石脉，与其共生的硫化物主要为黄铁矿。在手标本可见方解石脉切割硫化物-石英脉，说明方解石脉形成时间晚于黄铁矿-石英脉（图3.10e）；第二种方解石大规模产出，与方铅矿-闪锌矿-黄铁矿密切共生，作为胶结矿物产出（图3.10c）；第三种方解石为粒状产出，颗粒较小，一般小于50um，自形程度较差（图3.9c）。绿泥石化主要为热液蚀变的产物，与硅化，绢云母化的产出存在密切关系，其表现形式为先前生成的矿物被交代而形成绿泥石，被交代的矿物主要有角闪石、斜长石、黑云母等。图3.9a-b中斜长石发生绿泥石化，形成大量绿泥石。部分斜长石被完全交代为绿泥石，保留了斜长石的晶型；部分还残留少量斜长石。图3.9d中斜长石斑晶发生绿泥石化，蚀变程度较小，斜长石颜色变化不明显。基质中黑云母边部发生明显绿泥石化，形成绿泥石，蚀变程度相对较大，但核部仍保留少量黑云母未发生明显蚀变。图3.9e中角闪石斑晶发生绿泥石化，形成大量绿泥石，蚀变程度较大，内部仅存在少量未完全蚀变的角闪石。图3.9f中斜长石发生绿泥石化，蚀变较为严重，内部极不均一。图3.9蚀变岩石照片a-b.斜长石斑晶绢云母化，基质较小的斜长石硅化、绿泥石化蚀变叠加；c.发育有碳酸盐化，蚀变方解石颗粒较小，与脉状硫化物密切共生；d.斜长石斑晶发生绿泥石化，基质中黑云母边部发生绿泥石化，中心存在少量的黑云母未发生明显蚀变；e.角闪石斑晶发生绿泥石化，基质中大量矿物发生绿泥石化，原生矿物识别相对困难；f.长石发生强烈的绿泥石化。Ser-绢云母化；Chl-绿泥石化；Q-硅化；Cal-碳酸盐化；Mus-黑云母；Pl-斜长石。3.7成矿阶段五龙沟矿床成矿期次较为复杂，根据脉体间的穿插关系、矿石结构和矿物组合，可将矿化分为两期：金矿化热液期、表生氧化期。金矿化热液期又可分为四个阶段：浸染状黄铁矿-毒砂-自然金矿化阶段、脉状石英-黄铁矿矿化阶段、脉状碳酸盐-方铅矿-闪锌矿多金属矿化阶段、细脉石英-碳酸盐-黄铁矿矿化阶段（图3.11）。图3.10a为薄片WL13-4的照片，图中石英-黄铁矿粗脉无明显绢云母化，也未发现浸染状黄铁矿分布其中，石英-黄铁矿粗脉切割了黄色的绢云母线理和浸染状黄铁矿，说明石英-黄铁矿粗脉形成时间晚于浸染状黄铁矿。图3.10b中碳酸盐脉切割了早期形成的石英硫化物脉，说明碳酸盐脉形成时间相对较晚。图3.10e中碳酸盐脉切割了石英-硫化物脉，说明碳酸盐脉形成晚于石英-硫化物脉。图3.10c中方解石胶结了方铅矿-闪锌矿，说明碳酸盐-方铅矿-闪锌矿形成时间大致相同，此阶段还生成了大量浸染状黄铁矿。图3.10d中方铅矿-闪锌矿被较细的黄铁矿脉所截，说明较细的黄铁矿脉形成时间晚于方铅矿-闪锌矿，且晚期还存在一期黄铁矿化，该阶段黄铁矿脉脉体宽度明显小于石英-黄铁矿阶段脉体宽度。综上所述，最早形成的为顺面理的绢云母，第一个矿化阶段形成浸染状的黄铁矿；第二个矿化阶段形成石英-黄铁矿粗脉；第三个矿化阶段形成方铅矿-闪锌矿-黄铁矿-方解石；第四个矿化阶段形成方石英-方解石-黄铁矿细脉。在表生氧化阶段，黄铁矿等硫化物在地表发生氧化，形成较多的褐铁矿和黄铁钾矾等表生氧化矿物，氧化物为土状，疏松多孔。这一阶段以断层泥含金为主要特征，为金的淋蚀聚合阶段，金含量很高，是主要开采对象[57]。图3.10五龙沟金矿床成矿期次划分依据a.较粗的石英-黄铁矿脉切割浸染状黄铁矿-毒砂，石英黄铁矿脉未蚀变；b.石英-黄铁矿脉被碳酸盐脉切割；c.黄铁矿-闪锌矿-方铅矿-方解石共生；d.黄铁矿脉切割方铅矿-闪锌矿；e.硫化物细脉切割岩石面理，方解石脉切割硫化物脉；f.表面形成大量赤铁矿、黄铁钾矾。Py-黄铁矿；Q（Qz）-石英；Cal-方解石；Gn-方铅矿；Sph-闪锌矿；Ser-绢云母；Lim-赤铁矿；Jar-黄铁钾矾。图3.11五龙沟金矿床成矿阶段划分第四章分析测试方法4.1电子探针实验于中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室用电子探针显微分析仪完成，仪器型号为JEOLJXA-8100。电子探针实验用于查明花岗闪长斑岩中斜长石、角闪石的主微量元素组成。样品制成标准光薄片，利用光学显微镜观察矿物的形态和结构，选择方便分析测试且能说明问题的薄片喷碳，使样品镀上尽量均匀的厚度约20nm的碳膜，用于电子探针分析。仪器工作条件：束斑直径10μm，加速电压、电流分别为15Kv、20nA。测试数据经过了ZAF校正处理。斜长石电子探针微区成分分析：Mn，Ti元素特征峰测量时间为20s，Na，Mg，Al，Si，K，Ca，Fe，P，Sr，Ba元素特征峰测量时间为10s，上下背景测量时间分别为元素特征峰测量时间的一半。标样如下：硬玉（Na），透辉石（Ca，Mg），透长石（K，Al），橄榄石（Si），磷灰石（P），蔷薇辉石（Mn），铁铝榴石（Fe），金红石（Ti），天青石（Sr），重晶石（Ba）。角闪石和云母电子探针微区成分分析：Mn，Ti元素特征峰的测量时间为20s，Na，Mg，Al，Si，K，Ca，Fe，F，Cl元素特征峰的测量时间为10s，上下背景的测量时间分别是峰测量时间的一半。所使用的标样如下：萤石（F），硬玉（Na），橄透辉石（Ca，Mg），镁铝榴石（Al），橄榄石（Si），石盐（Cl），透长石（K），金红石（Ti），铁铝榴石（Fe），蔷薇辉石（Mn）。4.2LA-ICP-MS矿物微量元素分析斜长石、角闪石的微区原位微量元素分析于中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室利用激光剥蚀完成。激光剥蚀系统是GeoLas2005，质谱系统为Agilent7500a。LA-ICP-MS矿物微量元素分析仪用于查明五龙沟金矿床中斜长石、角闪石中主要微量元素的含量。斜长石、角闪石样品分析的束斑大小为32um或16um，激光能量为5J/cm2，激光剥蚀频率为6Hz。每进行5次样品分析，测定一次NISTSRM610标样，以校正灵敏度、监控仪器运行状态。激光剥蚀过程中以氦气作载气、氩气作补偿气以调节灵敏度，二者通过T型接头混合后进入ICP。每个样品点的分析包括25s左右的空白信号区，50s样品信号。实验以BHVO-2G、BCR-2G及BIR-1G作为标样，使用软件ICPMSDataCal10.1对数据进行离线处理[67,68]。数据处理过程中，利用分析信号的呈现的特征，观察单元素分析信号的稳定程度，判断分析过程中是否有包裹体的混染，排除可能存在的包裹体。第五章斜长石矿物学、微量元素组成及其矿床学意义本章第一节通过对五龙沟地区花岗闪长岩中斜长石进行细致的结构和主、微量元素分析，识别了三种不同成因的斜长石环带。本章第二节以五龙沟花岗闪长斑岩中斜长石为研究对象，对不同成因斜长石斑晶进行主、微量元素测试分析，根据斜长石不同的环带特征，结合前人的研究成果和本次研究的数据，尝试分析斜长石环带的成因，进而反演岩浆演化过程。5.1斜长石结构、成分5.1.1研究样品无明显蚀变的花岗闪长斑岩样品取自五龙沟地区水闸东沟3450m平硐上方山顶处的花岗闪长斑岩体。结合手标本和镜下的仔细观察，对花岗闪长斑岩进行具体描述如下：花岗闪长斑岩呈灰白色，为典型的斑状结构、块状构造。本次实验中选取的斜长石、角闪石均无明显蚀变(图5.1a)。斑晶总体含量约30%，斑晶矿物主要为斜长石（80-85%）、角闪石（8-10%）、黑云母（2-4%）。斜长石颗粒粒度在0.2-0.3cm之间，部分斜长石斑晶中发育有磷灰石（5.1b）、磁铁矿和极少量浸染状黄铁矿；角闪石颗粒粒度在0.2-0.8cm之间，角闪石中包裹有大小不一的斜长石晶体、磁铁矿，还存在少量磷灰石、黄铁矿发育其中，磁铁矿生长于角闪石斑晶内部及其边部，边部生长的磁铁矿较大、晶形较好（图5.1c）；黑云母，粒度小于0.1cm，边部生长有少量磁铁矿。基质总体含量约70%，呈细粒结构，基质矿物主要为长石、石英、角闪石、黑云母，副矿物主要有榍石、磷灰石、磁铁矿、锆石等。此外，还存在少量花岗闪长斑岩发生矿化蚀变，其中，蚀变的花岗岩基质及斜长石、角闪石斑晶中存在少量硫化物，粒度相对较大，存在明显溶蚀交代现象，为热液变质的产物，成分以黄铜矿、黄铁矿为主（图5.1e）。此外，在斜长石、角闪石斑晶中还存在极少量粒度较小的黄铁矿，黄铜矿晶体，粒度一般小于30um，为早期岩浆中出融的产物（图5.1f）。图5.1花岗闪长斑岩手标本及镜下照片a.灰白色花岗闪长斑岩手标本；b.斜长石斑晶包裹磷灰石；c.角闪石斑晶包内部生长有细粒磁铁矿和较小的它形斜长石，边部生长有较大的磁铁矿；d.较大的磁铁矿内部生长着大小不一分布不均匀的石英颗粒，边部包围着黑云母；e.热液蚀变产生的硫化物；f.早期岩浆中出溶产生的硫化物（寄主斜长石牌号在68-24之间）。Ap-磷灰石；Pl-斜长石；Hb-角闪石；Mag-磁铁矿；Q-石英；Cpy-黄铁矿。5.1.2斜长石岩相学根据环带类型，我们将五龙沟花岗闪长斑岩中斜长石斑晶分为三类，分别为结晶环带、尘状环带和补丁环带。图5.2花岗闪长斑岩中三类不同环带特征的斜长石a.斜长石结晶环带；b.斜长石尘状环带；c.斜长石补丁环带；d.斜长石补丁环带。90-斜长石牌号。图5.2a中具结晶环带的斜长石，晶型较好，为自形。粒度较小，长约800um，宽约300um。其边部生长有硫化物，共生透明矿物主要有石英、角闪石等。在背散射照片中显示，该斜长石具明显的结晶环带，由内向外至少有6个环带。内部的斜长石核发育较多裂隙，与之相邻的边部生长有较大的磁铁矿晶体，粒度约80um。核部牌号较高，斜长石牌号为93和90。总体而言，由内向外斜长石牌号呈降低的趋势，但在第三、第五环带明显较亮，斜长石牌号相对较高。该斜长石环带宽度变化趋势不明显，其中，第四环带及最外围环带较宽。此外，斜长石内部环带形状为棱形，形状较不规则，而外部环带为近长方形。图5.2b中具筛状环带的斜长石晶型较好，为自形。粒度中等，长约1400um，宽约900um。在背散射照片中显示，该斜长石具较典型的筛状环带。由内向外至少有3个较暗的斜长石环带。内部总体上斜长石牌号较高，裂隙较少，外部斜长石发育有较多的裂隙，且裂隙切穿外部斜长石牌号的斜长石环带。该斜长石由内向外发育有明显溶蚀现象。内部较暗的宽度约15um的斜长石环带，较宽一侧生长不规则，与牌号较高的斜长石交错生长，存在港湾结构，为被溶蚀对象；于右上方方斜长石牌号较高的的斜长石环带内，发育有较暗的，基本平行排列的斜长石条带，交带现象明显；最外围较暗的斜长石环带发育有较多孔洞，且部分区域生长有牌号较高的斜长石，为牌号较高的斜长石溶蚀较低牌号斜长石的结果。内部的不透明矿物较小，为粒状或短柱状，基本分布于较暗的斜长石环带中，光性不明显，未鉴定出矿物类型，这些矿物长轴方向与环带延伸方向相近。该斜长石核部牌号较高，但整体无明显差别，三个数据分别为67、72、70，外部较暗的环带斜长石牌号较小，为47。其长边可见斜长石破碎，破碎斜长石无明显棱角。图5.2c和图5.2d中斜长石具有相似的结构特征，图5.2c既显示斜长石的核部结构，又显示了斜长石的边部结构；而图5.2d则仅显示了该斜长石核部结构。这两颗具补丁环带的斜长石晶型均较好，为自形，下面仅以图5.2c中斜长石介绍斜长石补丁状环带的一些结构特点。图5.2c中斜长石粒度较大，视域范围仅显示了该斜长石的一部分。其边部生长有较多磁铁矿，磁铁矿自形程度较差，以集合体的形式出现，内部生长的磁铁矿为粒状，多为浑圆状，无明显棱角，少量为长条状，共生透明矿物主要有石英、角闪石等。在背散射照片中显示该斜长石具明显的补丁环带，环带内部具有明显溶蚀现象，较暗的斜长石牌号为44的斜长石与较亮的斜长石牌号为64的斜长石交错分布，极不规则，外部可见较窄的斜长石结晶环带，其中较亮的斜长石环带较宽，在10-30um之间，较暗的斜长石环带较窄，在3-6um之间，最外围可见牌号较低的，具明显筛状环带特征的溶蚀结构，该环带宽度变化较大，分布不规则。该斜长石发育有较多裂隙，其中两条较大的裂隙汇聚，且裂隙出斜长石牌号较低，有较小的包裹体分布，该裂隙未明显贯穿斜长石晶体；该斜长石还有一些列延伸方向较一致的小裂，该裂隙内部未充填。因此，推测这些较粗的裂隙为斜长石形成过程中受应挤压形成，其后演化程度较高的岩浆充填，并带入一些包裹体。较细的裂隙为斜长石形成后受应力作用形成的，因此细脉也贯穿了斜长石晚期的环带。5.1.3斜长石化学成分我们对三类具不同的环带结构的斜长石进行主微量元素分析，得到三类斜长石主微量元素分析结果如下：具结晶环带的斜长石主量元素分析结果：46.61-64.55wt%SiO2、21.78-33.68wt%Al2O3、0.16-0.41wt%Fe2O3、4.11-17.63wt%CaO、0.76-8.61wt%Na2O、0.04-0.68wt%K2O、0.35-0.52wt%SrO。牌号最高为92，牌号最低为20。具补丁环带的斜长石主量元素分析结果：48.76-62.78wt%SiO2、23.30-32.09wt%Al2O3、0.21-0.41wt%Fe2O3、4.96-15.62wt%CaO、1.53-8.31wt%Na2O、0.10-0.54wt%K2O、0.37-0.51wt%SrO。牌号最高为84，牌号最低为24。具补丁环带的斜长石主量元素分析结果：48.72-64.02wt%SiO2、22.23-32.77wt%Al2O3、0.19-0.67wt%Fe2O3、4.54-16.27wt%CaO、2.12-8.41wt%Na2O、0.05-0.72wt%K2O、0.35-0.47wt%SrO。牌号最高为81，牌号最低为22。三类斜长石主量元素分析结果：46.61-62.13wt%SiO2、22.82-33.69wt%Al2O3、0.16-0.41wt%Fe2O3、4.79-17.63wt%CaO、0.76-8.32wt%Na2O、0.04-0.55wt%K2O、0.35-0.50wt%SrO。三类斜长石具有相似的SiO2、Al2O3、CaO、K2O、SrO含量，其中补丁环带具有相对较高的全铁、Na2O含量。.结晶环带牌号分布范围最广，高牌号达92，低牌号仅20。五龙沟花岗闪长斑岩中斜长石斑晶主微量元素二元图解（图5.3）：斜长石中Eu含量变化趋势较为简单，总体而言，随斜长石牌号降低，斜长石Eu含量逐渐升高，Eu含量最高值约1.25wt%，Eu含量最低值约0.65wt%；斜长石的Sr含量变化较大，Sr含量最大值约1350ppm，出现在斜长石牌号为50-60的斜长石中，Sr含量最小值约850ppm。整个岩浆演化过程中，斜长石中Sr含量先逐渐升高，在牌号约55时达到最大值，之后斜长石中Sr含量逐渐下降，岩浆演化晚期Sr含量达到最低值。斜长石中Sr含量先升高，而后逐渐降低，指示了早期斜长石结晶受到抑制，而角闪石、单斜辉石等富钙矿物的早于斜长石达到饱和，而早于斜长石结晶，斜长石早期结晶受到抑制可能是岩浆中高含水量导致的[69]。图5.3斜长石主微量元素二元图解5.2讨论在岩浆演化历史，可能发生多次岩浆混合事件，岩浆上升过程中与地壳同化混染、均一等过程，也会改变岩浆成分，单从全岩地球化学特征来研究，不足以反映岩浆演化的过程，而结合斜长石成分环带的特征，从矿物结构出发，才能更好地反演岩浆演化过程中发生的分离结晶、同化混染、岩浆混合等事件。5.2.1斜长石类型及成因文中给出的三种不同类型的斜长石环带具有明显不同的结构和一定的成分差异，这些都暗示着这三类斜长石可能经历了不同的岩浆作用过程。本次研究中具结晶环带的斜长石牌号从高到低均有发育，其中部分高牌号甚至高达93，低牌号低至23。具结晶环带的斜长石核部斜长石牌号较高，并由内向外牌号呈现逐渐降低的趋势；但降低的过程中可能在局部出现反常现象，其牌号呈现出突然升高的趋势，即反环带。岩浆演化过程中，由于早期高镁铁矿物的结晶分离，如橄榄石、辉石、角闪石等，使岩浆成分逐渐向长英质转变，斜长石成分逐渐富钠，斜长石牌号逐渐降低。因此，结晶环带表明岩浆的正常结晶过程，且在岩浆阶段的大部分时间均存在结晶作用的发生。具尘状环带的斜长石牌号较高可达80，低牌号可达22，其分布也较为广泛。尘状环带边部发育大量的微小孔洞，这些微小孔洞是典型的溶蚀结构特征；部分区域出现牌号较高的斜长石，其成因与补丁环带相似。在岩浆混合过程中，长英质岩浆中早期形成的牌号较低的钠长石与温度较高的演化程度较低的岩浆发生反应，牌号较低的富钠斜长石部分熔融，形成边部成筛状的表面粗糙的斜长石环带，一般粗糙的幔缘具较高的斜长石牌号。因此，尘状环带表明演化程度较低的、温度较高的岩浆注入，并与演化成的较高的岩浆发生了物质和热量的交换。具补丁环带的斜长石与具尘状环带的斜长石在成分上相差不大，牌号较高可达84，低牌号可达24，其分布较广泛。补丁环带在核部存在广泛的吸收区，牌号较高的斜长石与牌号较低的斜长石交错分布，部分牌号较高的钙长石补丁明显跨越多个环带，显示较晚结晶的特征。幔部斜长石环带明显，显示出震荡环带的特征，可能存在岩浆混合过程，也可能是岩浆小范围扰动造成。因此，补丁环带显示了演化程度较低的、温度较高的岩浆注入岩浆房，岩浆混合使演化程度较高的岩浆温度升高，牌号较低的斜长石发生重熔，并伴随着牌号较高斜长石再生长，则形成了高、低牌号斜长石斑驳交错生长的核部。之后在不同温压、含水量的环境下，斜长石再次生长，在边部形成正环带或震荡环带。5.2.2对斜长石成因判别的启示不同条件下形成的斜长石通常具有不同的环带结构和主、微量元素特征，且产生这些变化的根本原因包括岩浆体系化学组成、温度、压力等的改变。如Ginibre等（2007）指出在恒定的压力、含水量条件下，随着岩浆的分离结晶、压力下降，斜长石的牌号逐渐降低。在温度恒定、水不饱和的条件下，压力升高会使斜长石富钠[67]。基于这些物理、化学性质的改变会影响斜长石的成分，结合镜下精细的岩相学观察，识别三类环带的基本结构特征，结合斜长石各环带的主、微量元素变化情况，进而识别岩浆演化过程中岩浆物理、化学性质的改变，并对这些物理化学条件变化提出合理的解释。岩浆混合时，主导机制为机械混合，伴随着不同速率、不同程度的化学成分的交换。然而混合后的不均一熔体到均一，可能只需要几小时或几天，而岩浆从形成到侵位可能持续千年到万年，相较岩浆演化过程的时间尺度而言，岩浆可视为始终保持着一个相对均一、平衡的状态。此外，斜长石密度在2.62-2.76g/cm3之间，玄武质岩浆密度通常在2.6-3.3g/cm3之间，二者密度相近，斜长石并未因重力作用而从岩浆中发生分离形成堆晶。因此，斜长石环带能较好地反映斜长石结晶时的岩浆物质组成。结晶环带显示为由核部到边部斜长石牌号逐渐降低，指示了斜长石的正常结晶过程，而斜长石结晶后并未分离形成堆晶，而是保留在岩浆体系中，其成分也反映了岩浆的结晶过程。岩浆体系温度、压力逐渐下降，斜长石成分由富钙逐渐向富钠演变的一个过程，暗示了岩浆正常的分离结晶作用。尘状环带和补丁环带结构反映了早期形成的斜长石在后期岩浆演化过程中被熔蚀，其中，补丁状环带还伴随着富钙斜长石的结晶。岩浆演化过程中，随着侵位深度变浅，温压逐渐下降。而斜长石熔蚀指示了岩浆体系温度的升高，形成富钙的长石则指示了岩浆成分向富钙方向转变的过程，暗示了富钙的、演化程度较低的岩浆混入，岩浆的化学成分之间的平衡破坏，且已结晶的斜长石在较高温的混合岩浆中被熔蚀，可能伴随着较高牌号斜长石的形成，构成复杂的环带结构。震荡环带可视为多个叠加的结晶环带，为多个正环带叠加形成的较复杂的环带，其成因争议较大，可能是多次岩浆混合或岩浆小范围扰动的结果。本研究中，震荡环带的斜长石成分变化较大，斜长石牌号变化幅度大于10%，因此认为是岩浆混合作用导致的[70]。第六章角闪石矿物学、微量元素组成及其矿床学意义6.1角闪石结构、成分及矿床成因意义本章通过对五龙沟地区花岗闪长岩中角闪石进行主、微量元素分析，根据角闪石中主、微量元素含量及其变化情况，计算岩浆演化过程中体系的温度、压力、氧逸度及含水量变化情况，识别一些矿物的结晶分离，进而对岩浆演化过程做出一定的限制。6.1.1样品分析测试的角闪石与斜长石来自同一批薄片，其产出形式主要包括花岗闪长斑岩中的斑晶及作为包裹体的细粒角闪石。图6.1花岗闪长斑岩中角闪石a.无包裹矿物的角闪石具双晶结构；b.较小的长石、磁铁矿颗粒被半自形角闪石包裹；c.自形角闪石包裹较多的斜长石、黑云母、磁铁矿颗粒；d.具核边结构的角闪石，核部、边部氧化铝含量相差较大。Pl-斜长石；Hb-角闪石；Mag-磁铁矿；Mus-黑云母；12.2-角闪石中氧化铝质量百分含量。本次研究中角闪石形态相对复杂。有多种产出形式，包括斑晶和基质形式；从自形到半自形到它形也均有产出；角闪石包裹体种类也较多，主要包括斜长石、角闪石、黑云母和磁铁矿等。根据角闪石的形态、结构及包裹体样式，我们将角闪石分为三类，分别为Hb1、Hb2、Hb3。Hb1晶形较差，多为它形，部分具有明显的核边结构，少量无明显核边结构。Hb1包裹体较少，表面相对光滑干净，且解理较为清晰。值得注意的是，该类角闪石核部无磁铁矿、黑云母、斜长石等包裹体，其边边部生长的斜长石、黑云母存在突出边，说明斜长石、黑云母的形成时间略晚于Hb1。该角闪石内部裂隙较为明显，且部分被充填（图6.1a）。Hb2晶型相对较好，为半自形-它形，无明显核边结构特征，内部存在较多的包裹体，包裹体种类主要有斜长石、磁铁矿，但无黑云母包裹体。斜长石颗粒长约200um，宽约100um，粒度相对均一；较大的磁铁矿颗粒粒度约70um（图6.1b）。根据包裹关系，说明斜长石、磁铁矿形成时间早于Hb2。Hb3晶型较好，主要为自形-半自形晶体，无明显核边结构，内部存在较多包裹体，包裹体种类较多，包括斜长石、磁铁矿和黑云母，边部存在斜长石交代角闪石，较大的磁铁矿颗粒粒度约100um；斜长石包裹体颗粒粒度较小，明显小于100um；黑云母包裹体相对较大，颗粒粒度约200u。正交偏光下可见内部部分位置发育有脉状的、顺裂隙分布的充填物（图6.1c）。根据包裹关系，说明斜长石、磁铁矿和黑云母形成时间早于Hb3，且晚期存在斜长石的结晶。6.1.2分析结果结合角闪石主、微量元素特征，我们发现三类角闪石铝含量存在较大的差别，Hb1中氧化铝含量大于1