文摘

Haisugou斑岩钼存款Xilamulun区,北部位于中国东北。基于蚀变和矿化风格和横切关系,在Haisugou热液演化可分为三个阶段:早期钾的蚀变阶段没有明显的金属沉积,一个synmineralization sericite-chlorite蚀变阶段莫降水丰富,postmineralization阶段特点是贫瘠的石英和方解石、萤石。高矿化度盐水包裹体的共存与低盐度包裹体在含钾的蚀变阶段(~ 440°C)和当地的早期成矿阶段(380 - 320°C)表明流体沸腾的发生。之间的正相关性均化温度和盐度的流体和低氧同位素组成(δ¹⁸ < 3)的syn - postmineralization石英同时也表明岩浆流体和大气水的混合,主导整个成矿过程。早期的沸腾的液体是不负责矿石沉淀,而大气水的混合,导致温度下降显著降低金属溶解稀释,应该在钼成矿起到了主要作用。结合流体包裹体显微温度学和绿泥石地温计结果表明,矿石沉积主要发生在350年和290年之间在Haisugou°C。

1。介绍

全球钼资源几乎完全来自porphyry-type存款。这些存款帽作为副产品回收(即。,porphyry Cu-Mo (±Au) deposits), whereas, in others, the deposits are characterized by high abundances of Mo but virtually no Cu or Au (i.e., purely porphyry Mo deposits) such as the Climax-type deposits along the North American Cordillera [1- - - - - -3]。中国有超过一半的世界钼金属(4),和许多Climax-type类似莫莫存款存款,辉钼矿硫化几乎是唯一的(5]。中国大部分莫存款位于中国中部Qinling-Dabie造山带(> 8.5吨钼金属(4,6,7])和东部部分中亚造山带的中国东北(> 11吨钼金属(8,9])。与Climax-type莫存款通常形成于弧后或陆内断裂和与碱性岩浆相关联1),中国斑岩钼储量Qinling-Dabie造山带向shoshonitic high-K钙碱性岩浆生成相关syn - postcollisional构造设置已经提出,因此属于一种新的Dabie-type(或collision-type)斑岩钼存款(7,10- - - - - -12]。然而,最近Audetat和李13)认为,之前的一些提议Dabie-type存款仍然可以分为Climax-type。中国东北已经成为中国最大的莫矿地区的连续发现近年来许多斑岩钼存款,包括巨型Chalukou(2.46公吨Mo) Caosiyao(1.79公吨Mo) Daheishan(1.09公吨Mo),鲁明(0.89公吨Mo), Diyanqin 'amu(0.78公吨Mo)斑岩钼存款(8]。这些存款主要Mo-only或Mo-dominant(小铜)存款,存款和许多有燕山期(侏罗纪到白垩纪早期)年龄和俯冲相关的建议或后续板回滚的Paleo-Pacific大洋板块(8]。

的性质和演化与斑岩钼成矿有关的流体通过矿物学已经有据可查的,稳定的同位素,融化和流体包裹体研究[2,3,7,10,12- - - - - -14]。人们普遍认为高潮——和Dabie-type莫存款高的热液流体相关的内容F和H₂O但变量有限公司₂(7,13]。液体沸腾的组合已经承认在几乎所有的斑岩钼存款(7,10,12,13]。然而,它提出了沸腾不是主要因素控制为Climax-type莫莫降水存款(13),尽管它一直在建议中发挥作用矿沉积为中国Dabie-type莫存款一些中国地质学家(7,10,12]。直到现在水分的起源和演化形成斑岩钼存款在中国东北已经很少研究[15- - - - - -17),和形成条件和机制尚不清楚。

新发现的Haisugou含钼斑岩矿床位于Xilamulun北部地区,中国东北,是一个典型的Mo-only存款> 95%的硫化物是辉钼矿8,18,19]。石英脉或角砾岩与变量改变之前,后立即同步,辉钼矿降水ore-related花岗岩中广泛分布,从而提供一个极好的机会探讨液体(如石英流体包裹体托管的)在热液演化过程。本研究旨在追踪成因和热液演化导致变更、金属浓度,并形成Haisugou含钼斑岩矿床通过详细研究流体包裹体显微温度学,化学氧同位素,绿泥石。此外,也都是比较揭示Haisugou莫存款之间的异同和其他莫存款在中国及世界各地。

2。区域地质

中国东北位于中亚造山带的东部,主要显生宙造山带分隔北西伯利亚克拉通和塔里木盆地和华北克拉通南部[20.]。最东部的中亚造山带,古生代的长期进化过程包括俯冲,吸积,最后关闭Paleo-Asian海洋沿着Xilamulun-Changchun缝合导致几个微大陆的融合,形成现在的中国(图1(一)21])。在中国不包括的主要街区,从北到南,额尔古纳河,兴,松辽、燎原(也称为白弧带(22,23])缘,由一系列的有界近E -或确定故障包括Tayuan-Xiguitu缝合,Hegenshan-Heihe缝合,Xilamulun-Changchun缝合(图1(a))。向南燎原现世的华北克拉通的北部边缘,这是分开的燎原现世的Chifeng-Kaiyuan断层(图1(a))。

在古生代,由于Paleo-Asian大洋板块向南俯冲的华北克拉通北部边缘的下方,广泛subduction-related入侵已经承认在该地区,形成一个典型的Andean-type大陆边缘(24,25]。在三叠纪,东北中国进入一个postcollisional板内演化阶段,所表示的发生许多碱性岩石包括ultramafic-syenite复合物,煌斑岩,a类型花岗岩(24- - - - - -28]。自侏罗纪以来,东北中国已经重新激活的结果向西俯冲Paleo-Pacific大洋板块的23,29日]。大多数火成岩NE中国燕山期的年龄(23,29日,30.),已被归因于tectonic-thermal事件相关Paleo-Pacific板块俯冲或后续板回滚23,29日]。与燕山期岩浆作用,许多热液矿系统形成在中国东北,和他们中的很多人是Mo-dominant斑岩矿床(8,9,31日),用更少的矽卡岩或超热中子类型(31日- - - - - -34]。

Xilamulun区命名Xilamulun-Changchun缝合,将地区分为两个部分(图1(b))。缝合的北部(北)位于松辽岩层内,和南部缝合(南)是燎原的一部分岩层和华北克拉通北部边缘(图1(b))。NNE-striking有两个错误在这个地区,大邢国安范围故障在西部和东部的嫩江断层(图1(b)),这两个年轻得多比E-trending Xilamulun-Changchun断层;他们NW-directed俯冲造成的Paleo-Pacific板(37]。Xilamulun区包含太古代片麻岩和古生代片岩和大理石在南部和中生代沉积,北部的侵入,火山岩(图1(b))。Xilamulun地区拥有超过25莫存款,六是三叠纪年龄的,而其余的晚侏罗纪到白垩纪早期年龄(图1(b) (8])。Haisugou矿床位于北部Xilamulun区,岩浆作用和钼成矿作用发生在白垩纪早期(8,18]。

3所示。矿床地质

3.1。一般特征

Haisugou斑岩钼存款约50公里的北北灵动,Barin Zuoqi在内蒙古。它在2010年被发现和探索仍然是持续的,和它的资源没有被定义。Haisugou花岗岩矿体主要主机(数字1(c)和2),露头不到1公里²。花岗岩侵入下二叠纪Qingfengshan形成石灰岩和砂岩(图1(c))。之间的接触区花岗岩和石灰石、大型矽卡岩已被公认的(图2 (d));层控矽卡岩区也发生在角页岩(8]。然而,没有明显的矿化在矽卡岩或沉积围岩内。西部矿区,有花岗闪长岩的股票(Biliutai花岗闪长岩在图1(c))。这只股票已经三叠纪年龄(41),没有明显的蚀变和矿化。

Haisugou花岗岩与细粒度的石基斑状(数字2(一个)和2 (b))。斜长石是主要的斑晶,它占据了~ 20卷%的岩石,通常由钾长石分区和边缘。其他本文包括黑云母和角闪石(图3(一个))。基质是由斜长石、钾长石、石英、黑云母。地球化学,花岗岩包含68 - 75 wt % SiO₂,12.6 - -15.1 wt %₂O₃,3.1 - -4.1 wt % Na₂啊,-4.7和3.3 wt % K₂啊,属于high-K钙碱性系列,特点是相对较高的LREE,深入分析低,损耗Ti,英航和Nb,温和的负面欧盟异常(18]。闪长岩的微细粒飞地的形式分布于整个花岗岩,一般直径几厘米,圆形,椭圆形,或透镜状的形状(图2 (c))。最近的地质年代学研究表明,花岗岩的侵位时代 马(锆石U-Pb约会18])和矿化时代 硕士(辉钼矿Re-Os约会(8])。两个年龄数据集内很好地一致的错误,这表明花岗岩synmineralization入侵。

3.2。蚀变和矿化

Haisugou花岗岩热液地改变和矿化。基于放大镜检查现场样本辅以岩石薄片的观察,一系列与不同程度的矿化蚀变类型识别(数字2和3)。一个简化的蚀变和矿化的共生序列Haisugou图所示4。

最早的蚀变矿物热液钾长石和次要二级黑云母和磁铁矿。钾长石主要发生在晕周围贫瘠的石英脉(通常小于10毫米宽,数据2 (b)和3 (c)),虽然有些molybdenite-bearing石英脉(1 - 5毫米宽)也有钾长石晕(图2 (e))。这两种石英和钾长石脉在Haisugou晕是主要的含钾的蚀变组合。此外,热液钾长石小静脉(< 5毫米宽,没有明显的石英)也常见的矿化花岗岩(8]。热液黑云母是罕见的,但当观察到,他们发生在沿着不规则晕贫瘠的石英细脉。磁铁矿也罕见和本地可以发现在potassically改变贫瘠的石英脉,或侵位的角闪石花岗岩(图3 (d))。

初含钾的变化由后来sericite-chlorite叠覆的变化。一般的蚀变组合是molybdenite-rich quartz-sericite±绿泥石±绿帘石±方解石脉(数字2 (f)- - - - - -2 (h)和3 (d)- - - - - -3 (g))或quartz-molybdenite-chlorite角砾岩(数字2(我)和2 (j))。静脉往往看到削减potassically改变贫瘠的石英脉。这也是常见的花岗岩,斜长石改变绢云母±方解石(图3 (b)绿泥石所取代(图)和角闪石3 (d))。这个变更阶段是主要成矿阶段Haisugou和直接控制批量钼成矿。硫化矿物,主要与微量黄铁矿和黄铜矿、辉钼矿主要发生在这些石英脉(数字2 (f)- - - - - -2 (h),3 (h)和3(我))与绢云母±绿泥石±方解石晕和在较小程度上传播花岗岩的谷物。quartz-sulfide静脉是< 1 ~ 10厘米宽(数字2 (f)- - - - - -2 (h))。角砾岩矿石厘米见方,angular-subangular碎屑quartz-molybdenite-chlorite碎片粘合年底贫瘠的石英也被认可(数字2(我)和2 (j))。

贫瘠的石英脉也见过推迟日期先前存在的钾的和sericite-chlorite变化(数据2(我)和2 (j))。与贫瘠的石英钾的蚀变阶段,这些贫瘠的石英脉宽(0.2 - 2厘米),但没有明显的蚀变晕。这个阶段的石英也发生馅巩固上述热液角砾岩(图2 (j))。其他矿物包括方解石和非常罕见的萤石也在贫瘠的石英脉(图中看到2(我)),完全显示一个相对后,冷却器流体演化阶段和postmineralization时机。

基于以上观察,Haisugou的蚀变和矿化斑岩钼存款通常可以分为三个阶段(图4):一个早期钾的蚀变阶段(P-stage),一个synmineralization sericite-chlorite蚀变阶段(S-stage),和一个postmineralization贫瘠的石英阶段(b阶)。以下文字集中在流体包裹体和氧同位素研究有关石英在这三个不同阶段。

4所示。分析方法

花岗岩和改变不同的石英脉或角砾岩在Haisugou采集样本进行观察和分析。在流体包裹体研究中,代表三个热液演化阶段的石英样品选择和总结在表1。microthermometric之前分析,定性检测单个流体包裹体的成分包括气相,液相,女儿矿物进行了使用rm - 1000激光拉曼扫描光谱仪在北京大学。514.5 nm的激发波长与激光电源的使用22兆瓦。扫描范围是200 - 4000厘米⁻¹。光谱分辨率±2厘米⁻¹最小直径为2的激光束μm。流体包裹体microthermometric数据测量使用INSTEC HCS622XY可编程heating-cooling阶段附加到一个尼康ECLIPSE LV100POL透射光显微镜在北京大学。阶段进行了校准使用合成流体包裹体的三相点有限公司₂(−56.6°C)和纯水的冰点(0.0°C)。估计精度±0.1°C最终融冰的温度测量和在4°C岩盐溶解和最终均化温度。加热/冷却率一般限于~ 10°C /分钟和降低相变附近< 1°C /分钟。halite-bearing流体包裹体盐度的计算从岩盐溶解温度(42),液汽的夹杂物,最后融冰的盐度计算温度(43]。所有的盐度数据报告重量百分数氯化钠(wt % NaCl枚)。

氧同位素成分分析,从三个不同的共生的石英分离阶段,一个岩浆角闪石样品以及一个新鲜的花岗岩的岩浆石英样品选择(表1)。样品第一次精心挑选双目显微镜下为每个样本(~ 1 g)和粉碎成200目,然后与BrF反应₅从石英分离能放出氧气。合成氧转化为有限公司₂platinum-coated碳杆,同位素组成是决定使用Finnigan垫- 253质谱仪的稳定同位素实验室矿产资源研究所、中国地质科学院。据同位素数据相对于标准的意思是海水(SMOW)。分析精度优于0.2 。的δ¹⁸O值的水平衡方程计算了热液石英(44)的估计平均捕获温度在同一石英流体包裹体样品。的δ¹⁸O值岩浆石英和角闪石的水平衡计算基于分离因素由Yong-Fei [45),Matsuhisa et al。46),分别假设730°C的岩浆结晶温度计算使用角闪石地温计(47]。

绿泥石在S-stage很常见,这发生在molybdenite-bearing石英脉(I型绿泥石,数字3 (e)和3 (f))或更换角闪石(II型绿泥石,图3 (d))。主要元素在个别绿泥石粒两种类型确定使用jeoljxa - 8100电子探针位于北京大学。电子束电流是10 nA和光斑大小是2μm。仪器校准,几个合成矿物质,天然矿物质,及相关标准的矿物质。每个元素的估计精度优于±2%。

5。结果

5.1。流体包裹体岩相学和显微温度学

流体包裹体分析在这项研究中都是托管在石英(图5)。为了更好地了解液体完全代表三个热液阶段,只有小学和pseudosecondary夹杂物一直专注于根据Goldstein和雷诺(给出的标准48]。主要夹杂物都难以辨认由于缺乏明确的石英透射光显微镜下增长分带。然而,少量的夹杂物被认为是主要发生时作为孤立的个体与大尺寸的大小与主机石英晶体(图5(一个))[49]。大部分的流体包裹体研究pseudosecondary在这项研究中,它是线性分布以及愈合intragrain骨折(图5 (b)和5 (c))。次生流体包裹体是普遍和经常在小径,穿过石英颗粒边界对齐(数字5 (b)和5 (d));他们有一个来历不明的关系主机石英脉,因此避免了在这项研究中。所有的流体包裹体研究方法后,利用流体包裹体组合(fia, Goldstein和雷诺的标准48])。

基于阶段观察到在室温和加热时相变、三个主要类型的流体包裹体在Haisugou已定义。折中观点包含至少包含一个液相,气相,岩盐(数字5 (e)- - - - - -5 (g)和5 (k))。钾盐和硬石膏也出现在某些情况下。钾盐是区别于由其subcubic岩盐晶体(图5 (e))而无水石膏被透明的各向异性棱镜。泡沫一般充满~ 10到30卷%的夹杂物(数字5 (e)- - - - - -5 (g)和5 (k))。在加热期间,岩盐在大多数这些年代夹杂物溶解均匀化前的蒸汽泡沫液体,尽管其中一些均质最终岩盐溶解。l型夹杂物是由液相和汽相(数字5 (f),5 (h)- - - - - -5 (j)和5(左)在加热)和均相液相。的汽相占据了< 50卷% l型夹杂物。v型夹杂物也由液相与气相(数字5 (f)- - - - - -5 (h)),但同质化汽相。v型夹杂物有蒸汽泡沫通常占据> 50卷%的总包容。不透明的女儿在所有类型的晶体是常见夹杂物在P -和S-stage石英(数据托管5 (e)- - - - - -5 (k)),但不能总是被识别。然而,一些黑暗水晶被确定是黄铜矿和红色晶体(图5 (k))是基于激光拉曼光谱分析(图赤铁矿6)。激光拉曼分析还透露,所有类型的液体和蒸汽阶段流体包裹体在不同阶段包含显性H₂O没有非常少量的CH₄但缺乏有限公司₂(图6)。主和pseudosecondary S -、L -和v形夹杂物有相似的形状(负次圆形的或圆形)和类似的大小(通常5到20μ米),经常在相同的fia(数据共存5 (f)- - - - - -5 (h))。microthermometric结果表现为平均的组合1σ不确定性和总结在表2并绘制在图7。

在五石英样本P-stage静脉,18 fia测量。大多数的国际汽联(表包含所有三种类型的流体包裹体2)。年代流体包裹体的均一化温度从16 fia的范围从363到504°C,而岩盐溶解温度是在267年和382°C之间,对应于盐度之间的35.8和45.5 wt %氯化钠枚(图7)。10 v形fia均化(气相)温度393 - 469°C;最终融冰的温度从3.1−−0.5对应于盐度之间的0.9和5.1 wt %氯化钠枚(图7)。l型夹杂物从17 fia均化(液相)温度从333到469°C,最后融冰的温度从7.3−−2.3°C,并计算盐度从3.9到10.8 wt %氯化钠枚(图7)。在同一fia,共存的年代,V和l型流体包裹体通常产生了类似的均化温度(表2和图7在P-stage),表明流体沸腾。

总共20 fia S-stage molybdenite-quartz静脉或测量角砾岩。大部分的国际汽联只包含l型流体包裹体,虽然年代和v形夹杂物也被确定,分别在四个组合(表2)。l型夹杂物存在于所有20 fia和产生了均匀化温度325 - 382°C和最终融冰温度6.5−−1.8°C,相应计算盐度3.0 - -9.9 wt %的氯化钠枚(图7)。四个fia包含年代夹杂物产生均匀化温度355 - 407°C,岩盐溶解温度230至382°C,并计算盐度33.5 ~ 45.5 wt %的氯化钠枚(图7)。v形流体包裹体在四个fia均质在240 - 384°C,与最终融冰温度2.0−−0.6°C和计算盐度1.1 ~ 3.4 wt %的氯化钠枚(图7)。共存的不同类型的夹杂物的fia表明流体沸腾发生局部在密苏里州的参与。

在b阶,只有l型夹杂物是公认的在所有九个fia从三个postmineralization贫瘠的石英样品。他们之间产生了均匀化温度177 - 244°C,最后融冰−2.9−1.3°C之间的温度,并计算盐度之间的2.2和4.8 wt %氯化钠枚(图7)。

5.2。氧同位素

岩浆角闪石和石英样品测量δ¹⁸6.4和8.8的值 ,分别计算δ¹⁸流体处于平衡状态的值是8.4和7.9 ,分别(表3和图8)。热液石英,五P-stage样本测量δ¹⁸O值在7.3和9.2之间 ,相应的计算δ¹⁸ 值在3.8和6.3之间 ;测量δ¹⁸O七S-stage样本值的范围从3.7和7.4 ,相应的计算δ¹⁸ −0.4和2.9之间的值 ;在b阶,五个样品测量δ¹⁸O值在5.5和7.5之间 ,相应的计算δ¹⁸ 值从4.8−−3.1(表3和图8)。

5.3。绿泥石地温测量

绿泥石的分析在Haisugou S-stage quartz-molybdenite静脉(I型绿泥石,数字3 (e)和3 (f)从矿化花岗岩)和绿泥石取代角闪石(II型绿泥石,图3 (d))。绿泥石组成的两种类型是相似的Fe /(铁+ Mg)比率从0.49到0.55(表4)。绿泥石组成变化提出了地层温度密切相关,因此它被用作地温计(50- - - - - -52]。在这项研究中,我们使用三种不同的经验公式来计算温度(38- - - - - -40]。结果表明,这三种方法产生了高度一致的结果与标准偏差小于5%的平均气温值为每一个分析(表4)。9 I型绿泥石分析平均气温值261至302°C(平均= 281°C,图9),而19 II型绿泥石分析平均温度从285到352°C(平均= 317°C,图9)。

6。讨论

这项研究的结果表明,主要的莫Haisugou斑岩矿床矿化,中国东北,早些时候同时代的sericite-chlorite变更但远期钾的改变早于后贫瘠的石英。可用的流体包裹体和氧同位素数据从不同的热液演化阶段允许我们解释流体来源、演变从pre - syn - postmineralization体液,金属和机制参与。

6.1。流体性质和来源

液体的挥发组分从各个阶段主要是H₂O与跟踪CH₄在某些情况下,但没有任何检测有限公司₂。年代的大女儿矿物流体包裹体是岩盐。因此,我们可以合理的得出结论,液体属于NaCl-H居多₂O系统。其他标识或推断女儿在流体包裹体水晶还包括钾盐、硬石膏、赤铁矿和黄铜矿(数字5和6)。考虑流体的辉钼矿沉积有关,我们似乎都可以证实,液体中阳离子包括但不限于Na、钾、钙、铁、铜、钼,阴离子包括Cl和s .氟也出席,但被认为是无关紧要的,因为支持非常有限数量的萤石的发生在b阶矿物组合(图2(我))。

porphyry-type矿藏的形成通常是与岩浆流体,有或没有参与大气水的49,53,54]。Haisugou,液体沸腾P-stage共存的普遍的沸腾的组合已经证明了这一点卤水和lower-salinity液体产生了类似的均化温度(图7和表2)。这证实了液体在P-stage直接从exsolved岩浆流体相分离的结果。这个阶段的石英的氧同位素值样本在3.8和6.3之间 ,类似于但略低于典型的岩浆流体(图8),也略低于的主要岩浆矿物(角闪石和石英)Haisugou花岗岩(图8和表3大气水),这表明下属的贡献在此阶段不能排除。

S-stage,沸腾的组合也被认为只发生在样品的一部分,在这个年代盐碱地夹杂物与低盐度共存v形和/或l型夹杂物,他们有类似的均匀化温度(图7和表2)。应该注意的是,沸腾的集合体的均匀化温度高于其他组合在S-stage(图7和表2)。上述观察结果表明,液体沸腾发生,至少在本地,早期成矿阶段。此外,同样值得注意的是,四个年代的均匀化温度fia S-stage减少以及降低盐度(图7),这表明高盐度流体导致流体沸腾应该早些时候与流体混合endmember较低温度和较低盐度陷阱之前,这可能最有可能是大气水。事实上,大多数的国际汽联S-stage石英样品只包含l型夹杂物,和所有的l型fia显示均一化温度和盐度(图之间存在正向关系7),这意味着混合岩浆和流体陨石是常见的在这个阶段。大气水的进入也记录了氧同位素S-stage石英的结果。在图8很明显,所有的S-stage石英氧同位素组成样本低于岩浆流体,但明显高于本地区中生代大气水(δ¹⁸O =−16(36]),随着温度的下降从~ 400 < 300,减少氧同位素值从3.9−0.4 。上述事实表明,岩浆流体(δ¹⁸O > 5)冷却和稀释大气水(δ¹⁸O =−16在矿沉积)。

的b阶fia只包含l型夹杂物。液体在这些组合均匀化温度较低,低矿化度、低δ¹⁸O值(数据7和8),这表明更多的大气水添加到系统中,使液体冷却器和稀释,矿化停止。

总之,早期premineralization (P-stage)液体主导性岩浆和流体沸腾的结果;少量的大气水参与了该系统。沸腾的岩浆流体也发生在本地的早期synmineralization S-stage;大多数液体负责成矿岩浆和大气水的外加剂。大气水的b阶流体有更多的部分,而远期主要矿化。尽管人们普遍接受,基于稳定同位素(14,50,51,53和流体包裹体33,34,52,55)研究,流体相关的斑岩/矽卡岩成矿岩浆流体居多的组件(34,53,56,57],Haisugou斑岩钼存款,然而,涉及大气水大大,甚至初以来钾的蚀变阶段(P-stage)。

6.2。热液演化和金属沉积

Haisugou斑岩钼矿床的蚀变和矿化与至少三集流体的活动。从本研究流体包裹体和氧同位素数据表明,不同的过程包括流体沸腾和流体混合热液演化期间发生。液体沸腾发生在P-stage和本地的早期时间S-stage(图7)。在P-stage,液体煮~ 440°C,生成盐碱地卤水(35.8和45.5 wt % NaCl枚,表2)和低盐度流体(V -和l型夹杂物)与矿化度< 12 wt %氯化钠枚,导致大量钾的变更、辉钼矿有限的沉积。在S-stage,沸腾也生成液体高和低盐度(图7和表2),液体冷却和稀释大气水,导致绢云母、绿泥石变更,以及广泛的莫参与。这样的大气水的参与也占据了postmineralization b阶进化,和贫瘠的石英形成的结果。

提出了几个过程的主要因素控制斑岩(矽卡岩)风格的矿化包括减压、相分离(或沸腾),冷却,与岩石相互作用,混合与外部水域(33,34,53,54,58- - - - - -64年]。在Haisugou流体沸腾和混合与外部(陨石)水发生如上提出。减压也应该发生,这可能是液体沸腾的直接原因64年]。此外,液体冷却无疑应该总是一个过程在整个热液演化与并发的结晶和冷却的岩浆和大气水的入侵。与围岩的相互作用也可以发生,被认为在许多斑岩成矿系统(61年,62年),但我们的研究不能证实如果这发生在Haisugou。

如前所述,P-stage沸腾的岩浆流体导致微不足道的矿化,这意味着一个简单的流体沸腾过程~ 440°C将不会导致莫参与。S-stage,液体沸腾发生在更早的时间与流体温度> 320°C,但与大气水混合主导整个成矿过程从400年>到< 250°C,这表明流体混合在辉钼矿沉积可能发挥了关键作用。流体混合,不仅减少了流体温度(图7),因此降低了金属的溶解性,但也造成稀释,会改变流体盐度、酸性和氧化还原性能,共促进金属沉积(65年]。至于液体沸腾,然而,它最近暗示,它不是一个莫降水主要原因在许多斑岩钼存款(13]。这是因为最初的超临界流体的盐度相对较低(单相)(例如,~ 7 wt %氯化钠枚(2,56,59]),和两阶段交叉在蒸汽肢体一旦发生沸腾;盐水,将凝结的vapor-like散装液体,而不是相反。在这种情况下,少量的盐水的凝结vapor-like散装液体不应显著影响大部分的属性系统,因此流体沸腾斑岩钼体系不太可能与金属沉淀(13]。总之,金属沉积在Haisugou主要是由与大气水混合及相关冷却,而沸腾(或者相关减压)似乎不那么重要了钼成矿。

流体混合和矿化与绢云母、绿泥石密切相关变更Haisugou(数字2和3),这与先前的理解是一致的,大气水是必要的生产绢云母蚀变(35,66年]。fia的显微温度学表明,矿化发生在~ 420 ~ 240°C,峰值为350 - 290°C(图7)。这些数据也与绿泥石地热温标的结果一致,这使352 - 285°C的温度范围的绿泥石S-stage molybdenite-bearing静脉(I型绿泥石,图9)。然而,应该注意的是,绿泥石取代Haisugou花岗岩中角闪石(II型绿泥石)有较低的温度(302 - 261°C,图9),可能暗示这样的两种类型的绿泥石并不形成的同时,角闪石的替代绿泥石发生略晚于quartz-chlorite-sericite-molybdenite静脉的形成。之间的相似性流体包裹体均一化温度和I型绿泥石温度计算表明,钼成矿作用和相关的亚氯酸盐蚀变在Haisugou主要发生在350 - 290°C。由于金属氧化物半导体₂溶解度低于400°C是极低的,大多数斑岩钼存款被认为采集矿物在~ 400°C (64年),明显高于Haisugou推断成矿温度。这也许可以归因于其他钼配合物的存在热液流体在Haisugou能够运输莫在相对较低的温度下(64年]。

6.3。比较与其他含钼斑岩系统

Haisugou莫存款的一个主要差异在中国东北与中国Dabie-type莫存款(7,10,12没有公司₂在成矿流体。事实上,在许多研究斑岩钼存款在中国东北,有限公司₂据报道是缺席或非常小的金额(15- - - - - -17]。这可能是解释为成矿深度的差异,因为在更深的层次上高架压力有利于高有限公司₂在NaCl-H溶解度₂O液体(67年,68年]。如果这是真的,那么大部分的东北中国莫存款应该形成于浅层次比莫存款在中国大别山带,这是不可靠的。另一种解释是,中国有关的岩浆热液系统NE莫存款是起源于海洋板块的俯冲,必须由海水渗透和绝对降低CO₂/小时₂O比率相比,高比率的陆内岩浆热液系统有限公司₂/小时₂O形成Dabie-type莫存款(7,10,12]。

另一个显著的差异是缺乏fluorine-rich矿物质(如萤石)密苏里州Haisugou和许多其他存款在中国东北[15,17然而,],普遍在Dabie-type和Climax-type莫存款(3,7,13]。虽然萤石已经承认在b阶静脉(图2(我)),它很少存在表明F的液体很低与Dabie-type和Climax-type莫存款相比,萤石是一种常见的蚀变矿物(3,7,13]。low-F内容密苏里州斑岩系统已经归因于平板俯冲设置,主要F-bearing矿物、多硅白云母,保持稳定,因为它可以稳定在70 - 300公里的深度取决于地热(69年]。

Haisugou斑岩钼存款在中国东北似乎不同于Dabie-type和Climax-type莫存款的有限公司₂岩浆热液系统和F内容。然而,如此低的公司₂和F内容在中国东北莫存款(包括Haisugou)非常类似于low-F类型(也称为Endako-type、架构相关类型或subduction-type)斑岩钼存款沿着西海岸的美洲大陆70年,71年]。此外,Haisugou存款,以及许多其他莫存款在中国东北[16- - - - - -19),与钙碱性岩浆有关,也与low-F一致斑岩型钼存款。因此,我们相信,许多中国东北莫存款可分为low-F类型。此外,low-F斑岩型钼存款通常在活动大陆边缘(开发71年,72年),这也是符合我们最近了解的许多燕山期莫存款在中国东北,提出了有关Paleo-Pacific板块俯冲或后续板回滚8]。

7所示。结论

()的热液演化Haisugou含钼斑岩矿床在中国不可以分为三个阶段:一个premineralization P-stage钾的变化没有显著的金属沉积、一个synmineralization S-stage特点是广泛的莫降水与绢云母和绿泥石变更、和postmineralization b阶特征是贫瘠的石英和方解石、萤石。

(在Haisugou)流体与成矿相关NaCl-H居多₂O系统没有检测有限公司₂。液体沸腾发生在P-stage (~ 440°C)和当地的早期S-stage (380 - 320°C),导致盐碱地卤水的共存与低盐度流体。与大气水混合主导整个成矿过程从400年>到< 250°C,继续postmineralization b阶,表明之间的正相关性之间的均匀化温度和流体矿化度和均化温度和热液石英的氧同位素组成。

()混合和相关流体冷却可能最有可能在Haisugou钼成矿的控制因素,而流体沸腾似乎不那么重要了。莫沉积发生在~ 420 ~ 240°C,主要在350年和290°C基于流体包裹体显微温度学和绿泥石地热温标。

()Haisugou存款,以及许多其他莫存款在中国东北,不同于Dabie-type或Climax-type斑岩钼公司存款的低₂和F的内容。它类似于low-F莫存款类型开发的弧设置,也证实了先前的理解,许多燕山期的形成莫存款在中国东北,包括Haisugou Paleo-Pacific相关板块俯冲或后续板回滚。

的利益冲突

作者宣称没有利益冲突。

确认

本文是由中国国家自然科学基金(批准号41390443)。作者感谢王曹国伟和易建联太阳帮助,金玉刘援助与数据处理。