ABSTRACT

The Xiadian gold deposit is a typical fault controlled hydrothermal deposit, with widespread hydrothermal alteration along the wallrock around the fault. Chlorite is found present in all kinds of alteration belt, which has a close relationship with the fluid of each stage. In this paper, we divided the forming stage of chlorite firstly by its co-existing mineral, and used the Electronic Micro Probe Analyses (EPMA) to analyze the major element in chlorite. Based on Si, Fe, Al^Ⅳ, Al^Ⅵ, Mg, Fe/(Fe + Mg), we separate the metamorphic chlorites from hydrothermal chlorites, and discussed the impact of cation substitutions on chlorite among different stage and the implication of the chlorite’s compositions on hydrothermal fluid. The result shows that, from early stage to late, the chlorites have indicated the fluid with a decreasing acidity, and temperature and increasing oxygen fugacity. We found a possible two-stage hydrothermal events based on the hydrothermal chlorites’ characteristics.

Keywords:Jiaodong Peninsula, Xiadian Gold Deposit, Hydrothermal Alteration, Chloritization, Geochemistry

胶东半岛夏甸金矿床热液绿泥石矿物学特征 及其对流体演化的指示意义

夏侯立超，毛先成，马驷

中南大学地球科学与信息物理学院，湖南 长沙

收稿日期：2020年7月1日；录用日期：2020年7月15日；发布日期：2020年7月22日

摘 要

夏甸金矿床为典型的受构造控制的热液矿床，断层两侧围岩广泛发育大规模的热液蚀变，绿泥石可见于各类蚀变带中，与各期次流体具有紧密的联系。本文根据绿泥石的伴生矿物，划分了绿泥石的形成期次，使用电子探针分析了绿泥石中的主量元素，基于Si、Fe、Al^IV、Al^VI、Mg、Fe/(Fe + Mg)等参数，区分了变质成因和热液成因绿泥石，并讨论了各阶段离子置换作用对绿泥石的影响，以及绿泥石组分对于热液流体的指示意义。结果显示，从早期到晚期，绿泥石反映了热液流体酸性、温度下降，氧逸度升高的特征，并在此基础上区分出可能存在的两期热液事件。

关键词 :胶东半岛，夏甸金矿床，热液蚀变，绿泥石化，地球化学

Copyright © 2020 by author(s) and Hans Publishers Inc.

This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY 4.0).

http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/

1. 引言

随着金属矿产资源的不断消耗，人类的勘查工作开始逐渐向地球深部前进。作为储量占全国金储量1/4以上的金矿集区，胶东地区深部勘查的意义不言而喻。夏甸金矿床是胶东金矿集区典型的受构造控制的热液型金矿床，具有“焦家式”蚀变岩型金矿的特征。前人对夏甸金矿床进行了很多成矿动力学 [1] [2]、流体包裹体 [3] [4]、矿床成因 [5] [6]、成岩成矿年龄 [7] [8] 和成矿条件 [9] [10] [11] 等方面的研究，但对其热液蚀变过程的了解知之甚少。研究系统中热液蚀变矿物的矿物学、地球化学特征，有利于理解流体的交代和迁移作用的过程和规律，对于深部勘查工作具有重要的实践意义。

绿泥石是常见的中–低温蚀变矿物，广泛发育于不同的地质环境中 [12]，主要可以分为自生绿泥石、变质成因绿泥石和热液成因绿泥石三类 [13]。范围较宽的成分指示了其可以稳定存在于不同的温度、压力、氧逸度条件下 [14]。绿泥石是一种富铁镁铝硅酸盐层状矿物，被蚀变矿物有黑云母、斜长石和角闪石等 [12]。由流体直接形成的绿泥石主要包括两种形成方式，即溶解–迁移–结晶作用和溶解–结晶作用，而后者往往具有原矿物的假象结构 [15] [16]。前人的研究表明，通过分析绿泥石的组分，可以反演流体的温度、酸碱度 [17] [18] [19] [20]，并指示流体在迁移过程中的行为。这对于研究夏甸成矿流体的行为具有重要意义。绿泥石中发生了广泛的离子置换反应，主要包括Fe-Mg置换、(Al^IV + Al^VI) − 3 (Fe, Mg)置换(di-trioctahedral置换)和Si + (Mg, Fe) − Al^IV + Al^VI (Tschermark置换) [12] [21]。前人使用绿泥石作为限制条件约束矿床成因过程和围岩蚀变过程，在许多矿床中得到了很好的应用，包括斑岩型铜金矿床 [22] 和热液钨锡矿床 [23] [24] 和热液铅锌矿床 [25] 等。其中，在斑岩型矿床中，绿泥石可作为找矿勘察工具寻找流体中心，是绿泥石勘察应用的重要突破 [15] [26]。

前人通过流体包裹体测温的方法，掌握了夏甸金矿床各阶段流体基本挥发分组成状况和各阶段温度范围，但是对流体氧化性和空间迁移行为的讨论不足 [27] [28]。且包裹体均一温度范围变化较大，缺少矿物温度计的限制。根据绿泥石的矿物学特征和主量元素特征，区分了热液成因和变质成因绿泥石。本文通过探讨不同岩石单元、不同期次的绿泥石的组分差异以及离子置换作用的差异，结合绿泥石结晶温度的时空演化规律，讨论了对于夏甸金矿床流体迁移和演化规律的指示意义，填补了前人的研究空白。

2. 区域地质背景

胶东半岛地处华北克拉通以西，西接郯庐断裂带，东临太平洋板块，处于欧亚板块和太平洋板块碰撞的弧后环境。如图1所示。胶东区域内主要发育有前寒武、中生代和新生代的变质岩老地层，以及东部的超高压变质带。前寒武变质岩主要位于胶北隆起地区。中生代地层主要分布于胶莱盆地与胶北隆起南部。新生代地层则在区域内广泛分布。前寒武老地层以胶东群变质岩和荆山群为代表，前者发育一套黑云变粒岩、斜长角闪岩、角闪石英岩和磁铁石英岩组合，后者荆山群与粉子山发育一套黑云斜长片麻岩、黑云母片岩、变粒岩和大理岩。在半岛以东发育的苏鲁超高压变质带则指示了该地区发生过强烈的构造挤压作用。

图1. 胶东半岛地质简图(修改自文献Song et al., 2015; Yang et al., 2016) [29] [30]

区域构造格架以NE-NNE向、NW向和EW向断裂体系。NE-NNE向断裂系统在该区域最为发育，自西向东有三山岛断裂、焦家断裂、招平断裂、栖霞断裂、牟乳断裂等。NE-NNE向断层是区域郯庐断裂的次级断裂，其中招平断裂带、焦家断裂带和三山岛断裂带控制了胶东已探明的大部分金矿床。NW向断裂主要位于胶西北，倾向NE或SW，沿走向和倾向可见波状起伏变化。断裂中广泛发育有角砾岩、断层泥，表现出显著的左行走滑特征，属于成矿晚期至成矿后的断层。胶西北的NW向断层多错断NNE向断层，为晚期多金属叠加成矿的流体提供了通道。EW向构造广泛发育，表现为基底褶皱及与之伴生的小型断裂，主要是在成矿前期，华北克拉通与扬子克拉通的碰撞事件中形成。

胶东地区经历了多期次构造活动的改造。早期构造活动发生于2.3~3 Ga [31] [32]，大规模基性岩的喷发形成了一套火山–沉积岩构造，经过阜平运动的改造而形成了古老的胶东群变质岩基底。1.8 Ga期间发生了吕梁运动，强烈的构造运动改造了于2.0~2.5 Ga [32] 期间形成的陆缘碎屑岩和碳酸盐岩，从而形成了荆山群变质岩。此后，太平洋板块开始向大陆板块俯冲，初期于新元古代时期，地壳开始抬升。随着俯冲作用的不断深入，于中生代时期发生了广泛的构造–岩浆作用和强烈的岩石圈减薄作用，区域构造应力从NW-SE向挤压转换为多向拉伸，从而形成了大量NE-NNE向张性断层。地幔物质沿着断裂带的通道上涌，进入特定部位从而发生成矿作用 [33] [34]。

3. 矿床地质特征

受招平断裂带控制，矿床地质单元在空间上的分布表现出显著的二元结构，如图2所示。上盘主要出露的地层有前寒武变质岩地层包括胶东群和荆山群。胶东群变质岩以黑云变粒岩、斜长片麻岩和斜长角闪岩为主，荆山群以黑云片麻岩、变粒岩和大理岩为主。玲珑花岗岩位于下盘，是是主要的赋矿围岩，肉红–灰白色黑云母二长花岗岩，块状构造，主要分布于断裂带下盘，呈岩基状产出。沿断裂可见雁行状分布的中基性岩脉穿插其中。

图2. 夏甸金矿床平面地质图(a)与525线水平剖面图(b)

夏甸–姜家窑断裂属于招平断裂带分段，是矿区内主要的控矿构造。断层平均产状约120˚∠30˚，出露长度1000 m，宽度150 m左右。该断裂在走向和倾向上呈舒缓波状，断层面广泛发育有阶步、擦痕、眼球构造，可见多组剪节理以及韧性挤压构造。断层破碎带具有明显的分带性。在断层面附近具有明显的动力破碎特征，发育黑色断层泥。随着远离断层面，破碎度逐渐降低。上盘岩石角砾岩化特征显著，发育有角砾岩–碎裂岩–碎裂变质岩–片理化变质岩–变质岩组合，下盘主要糜棱岩化和碎裂岩化显著，发育有糜棱质角砾岩–糜棱质碎裂岩–花岗质碎裂岩–碎裂状花岗岩–花岗岩组合，发生强烈的硅化和黄铁绢英岩化蚀变。

区内已探明矿体主要有II、V和VII号矿体，本次研究主要以Ⅵ号为中心。如图3所示，矿体主要形成于黄铁绢英岩化蚀变带中，与黄铁绢英岩呈渐变过渡关系，受主裂面控制产状多与断裂面平行，呈块状、网脉状和扁豆状构造。矿体走向NNE-NE，长约300 m，沿矿体走向可见大量分枝复合、尖灭再现的现象。矿石呈糜棱结构、角砾岩结构和块状、浸染状、网脉状构造，表现出典型的“焦家式”蚀变岩型金矿的特征。

图3. 夏甸金矿床Ⅶ号矿体−652 m中段地质平面图

区内以夏甸–姜家窑断裂为中心，在两侧围岩中发生了强烈的热液蚀变，主要包括红化、绿泥石-绿帘石化、黄铁绢英岩化和碳酸盐化。热液蚀变的形成时间横跨成矿前后，蚀变带之间也呈相互叠加的关系，随着远离断裂中心，热液蚀变之间的边界也逐渐呈渐变过渡的关系。如图4所示，热液蚀变在空间上与构造岩分带具有一定的对应性，这反映了构造活动为形成围岩蚀变的热液流体提供了运移通道。

图4. 夏甸金矿床构造岩–围岩蚀变分带示意图

绿泥石–绿帘石化蚀变和红化蚀变分布于蚀变带外围，主要发育于主裂面上盘，前者以绿泥石–绿帘石–绢云母–石英为特征共生组合(图5(a))，后者主要包括钾长石–钠长石–金红石和赤铁矿矿物组合(图5(b))。绢英岩化蚀变和黄铁绢英岩化蚀变的界限模糊，前者的特征共生组合为绢云母–石英–金红石，后者的特征共生组合为黄铁矿–黄铜矿–绢云母–石英(图5(c)、图5(d))。一般认为绢英岩化蚀变和黄铁绢英岩化蚀变代表了成矿期热液流体的蚀变作用。碳酸盐化蚀变一般被认为是成矿晚期至成矿后蚀变，特征共生组合为方解石–石英脉–萤石–绿泥石脉(图5(e)、图5(f))。该阶段蚀变广泛地发育于热液系统的不同位置。

图5. 夏甸金矿床围岩蚀变显微岩相

4. 采样与分析测试

4.1. 绿泥石形成期次划分

在夏甸金矿床热液系统，绿泥石可形成于不同的围岩蚀变中，其广泛分布的特性使得其化学成分的变化可以反映不同时期热液流体的特征。胶东地区的绿泥石呈黄绿至深绿多色性，干涉色可呈锖蓝、铁锈和绛紫，主要包括热液成因和变质成因两类，可形成于黄铁绢英岩、绿泥石-绿帘石化围岩和红化片麻岩中。基于不同岩性环境中绿泥石的形态、矿物共生组合和穿插关系，将夏甸的绿泥石分为以下几类：

变质成因绿泥石(C_m)：未见特定的矿物共生组合，与热液作用无关，由区域变质作用形成，主要发育于前寒武变质岩中。绿泥石多为鳞片状、它形片状(图6(a))。

成矿早期绿泥石(C₁)：共生矿物组合为Chl-Ms-Qtz-Py，黄铁矿多为自形颗粒。部分C₁绿泥石可见于石墨–绢云母脉共生(图6(b))，主要发育于胶东群和近矿端绿泥石化绢英岩中(图6(b)、图6(d)、图6(e))。

成矿期绿泥石(C₂)：代表性的共生矿物组合为Chl-Qtz-Ser-Py-Po-Sd (图6(c)，主要形成于近矿端的黄铁绢英岩中，多为脉状(图6(g))，在胶东群和红化花岗岩中多为板状或不规则片状(图6(f)、图6(g)、图6(h)、图6(i))。

成矿晚期绿泥石(C₃)：代表性的矿物共生组合为Chl-Cal vein-Fl。绿泥石多呈鳞片状(图6(k)、图6(l)和脉状(图6(j))，其特点是一套低温热液矿物。部分晚期绿泥石可沿着角闪石的解理充填。多发育于绿泥石-绿帘石化围岩和红化片麻岩中。

图6. 不同岩石单元中不同期次绿泥石的显微岩相照片

4.2. 采样方法

为了体现数据的代表性，在绿泥石–绿帘石化围岩、红化片麻岩和黄铁绢英岩中进行了等距采样。青磐岩化变质岩以钻孔15-5、15ZK5为代表，红化片麻岩以钻孔19ZK4为代表，黄铁绢英岩以XD1810X系列的水平剖面样品为代表。采样位置如图7所示，采样点及对应的岩性如表1所示。

表1. 夏甸金矿床绿泥石样品采样位置及对应岩性总结

图7. 夏甸金矿床绿泥石采样空间位置分布示意图

4.3. 分析方法

将样品洗净、切片并研磨至60 μm厚，制成探针片。使用Carl Zeiss光学显微镜选取三个岩石单元的不同深度、不同期次的绿泥石，尽量避开包含大量矿物包体和表面不平整的颗粒。共从33件样品中选取了146个测试点，在山东正元冶金地质勘查研究院进行了主量元素测试。用了JXA-8230型电子探针仪器。设置加速电压15.0 kV、平衡电流20.0 nA，束斑为最小直径 < 1 μm，并对所有的测试数据都进行了ZAF校正处理。设置峰值积分时间为10 s，背景积分时间为5 s。

测试元素包括Si、Fe、在关键元素的标样选择方面，Si使用硬玉，Fe、Mg使用橄榄石，Al使用辉石，Ti使用金红石进行校正。为了避免测试结果受到矿物包体的污染，在电子探针实验结果中剔除(Na₂O + K₂O + CaO) > 0.5%wt [15] 的测试点。总共测试了Si、Al、Fe、Mg、Ti、K、Ca、Na等元素，在测试过程中，为了剔除表面不平和矿物包体带来的影响，选择了氧化物总量相加大于等于85%的标准。使用 [35] 的WinCcac插件辅助进行绿泥石结构式计算。测试结果见表A1。

5. 绿泥石矿物学特征

5.1. 变质成因绿泥石特征

Bourdelle et al (2015)通过总结不同地区变质成因绿泥石和热液成因绿泥石的规律，提出了基于绿泥石阳离子总数R²⁺和Si离子数的成因判别图 [13]。使用该判别图对本次测试点进行投影，如图8所示。C_m期绿泥石全部落位于变质成因绿泥石中，展现出了比热液绿泥石更低的Si含量更高的二价阳离子R²⁺的含量。根据图9所示，变质成因绿泥石的Al^VI:Al^IV比相比于热液成因绿泥石，更接近于Al^VI:=Al^IV的近线性分布。这表明变质成因绿泥石具有更弱的di-trioctahedral置换。

5.2. 各期次绿泥石在不同岩石单元中的化学特征

如附录A所示，C_m变质成因绿泥石的Si、Fe、Mg含量变化很大，各类岩石中 的SiO₂含量在22.56%~29.80%，Al₂O₃在16.67%~20.81%，FeO在15.53%~42.00%，MgO在2.19%~22.87%；在 期，从黄铁绢英岩到绿泥石–绿帘石化围岩和红化片麻岩，整体上表现出FeO、SiO₂降低，MgO升高，而Al₂O₃变化较小；C₂期各岩石单元的绿泥石均呈高FeO、低MgO的特征；各岩石单元中的C₃期绿泥石均表现出低FeO、高MgO的特征。从C₂到C₃，SiO₂和Al₂O₃的变化范围都不大。综上所述，无论是从空间上还是从时间上看，胶东热液绿泥石都表现出从早到晚、从近矿端至远矿端绿泥石Fe含量下降、Mg含量上升的规律，体现了从早期至晚期、从近矿端至远矿端，绿泥石的氧化性逐渐增加的特性。

图8. 变质–热液成因绿泥石判别图(Bourdelle et al., 2015)

这些性质在Foster (1962)和Zane and Weiss (1998)的分类图解上也有体现 [36] [37]。如图9所示，两种分类图解在不同岩石单元共同体现了规律性，C₁、C₂期绿泥石均表现出富Fe、贫Mg、富Al^IV的特征，C₃期绿泥石表现为富Mg、贫Fe和贫Al^IV的特征。以上规律指示了绿泥石向晚期演化的过程中环境流体酸性减弱，氧逸度升高的特征 [17]。

图9. 夏甸绿泥石分类图解(Foster et al., 1962; Zane and Weiss 1998)

5.3. 各期绿泥石的离子置换反应规律

根据绿泥石的离子相关性程度可以判断绿泥石发生的离子置换反应种类和强度。如图10所示。

Al^VI和Al^IV相对关系可用衡量绿泥石di-trioctahedral置换的程度。在理想状态下，di-trioctahedral置换作用不强时，可以认为散点趋近于Al^VI = Al^IV的拟合线。在di-trioctahedral离子置换正向进行时，2个Al^IV被3个Fe²⁺或Mg²⁺取代，使得Al^VI含量减少，Al^VI:Al^IV低于1，反之则反。从Al^VI-Al^IV关系图(图10(c))可以看出，整个系统中的绿泥石都发生了di-trioctahedral置换。各岩石单元的绿泥石向成矿晚期的演化过程中都表现出了3(Fe, Mg)→□ + 2Al^IV置换的逐渐增强，与流体向晚期演化过程中氧化程度增强的事实相吻合。相比之下，以钻孔19ZK4为代表的红化片麻岩中的di-triotahedral置换明显弱于以钻孔15ZK5和钻孔15-5为代表的青磐岩化蚀变岩的置换强度，指示了以钻孔19ZK4红化片麻岩受热液影响较弱的特点。

Fe和Mg的相对关系可以用于指示绿泥石Fe-Mg置换的进行程度。在Fe²⁺-Mg²⁺相关性图中(图10(g))，整个系统的绿泥石均展现了很强的负相关性(R²⁺ = 0.959)，表明整个系统中的绿泥石都发生了强烈而持续的Fe→Mg置换。Fe→Mg置换作用的持续进行促使各岩体单元中的绿泥石向晚期演化的过程中Fe不断降低，Mg不断升高。

Al^IV的含量可以认为是衡量Tschermark置换进行程度的指标。在Al^IV-Si关系图中(图10(a))，所有绿泥石都发生了强烈的Tschermark蚀变，而在各岩体单元中，C₁到C₂绿泥石Tchermark置换的强度变化不显著，从C₂到C₃绿泥石在各岩石单元中均表现出Tschermark置换程度减弱的特征。在近矿端的黄铁绢英岩中从C₂到C₃置换强度减弱的幅度较小，而在红化片麻岩和绿泥石–绿帘石化围岩中，从C₂到C₃的Tschermark置换强度迅速减弱。

在Al^VI-Fe、Al^VI-Mg关系图中(图10(d)、图10(e))，Al^VI与Fe表现出了弱正相关性，与Mg之间呈弱负相关性，表明在所有绿泥石的八面体位上广泛发生了Al^VI→Mg置换和Fe→Mg置换，其中以Fe→Mg为主，Al^VI→Mg置换为辅。Al^IV-Fe/(Fe + Mg)图解中(图10(b))，散点展现了显著的正相关关系，表明Fe→Mg置换作用促进了Tschermark作用的进行。

综上所述，各岩石单元的绿泥石均发生了Fe-Mg置换、Tschermark置换和di-trioctahedral置换，其中Tschermark置换和di-trioctahedral置换随着成矿流体进入晚期而逐渐减弱，Fe-Mg置换的强度则保持稳定。Fe→Mg的置换作用改变了绿泥石的结构，进一步促进了Tschermark置换的进行。随着流体向晚期演化，以上三种置换作用促使了更多的Mg进入热液绿泥石中。

前人认为控制置换反应强度的因素包括岩石组分、水岩反应和物理化学环境 [17] [38] [39]，在变质岩老地层中，部分离子置换强度的减弱或与流体温度的改变和水岩反应强度的减弱有关。从早期到晚期，部分离子置换强度的减弱表现为进入绿泥石中的物质减少，或可以指示流体从围岩中物质的能力减弱。

5.4. 绿泥石结晶温度演化特征

前人通过大量研究论证了温度对于绿泥石的结构和成分具有重要的影响，温度的变化可以导致成分上有规律的改变，基于这种线性关系，可以利用建立的温度–成分模型来推算绿泥石的结晶温度。常用的温度计算模型包括Cathelineau and Nieva (1985)、Kranidiotis and Maclean (1987)、Jowett (1991)、Zang and Fyfe (1995)、Battaglia (1999)方法等 [18] [19] [20] [36] [40]。其中Kranidiotis and Maclean (1987)方法要求绿泥石形成于富Al环境。而C3阶段的绿泥石不与富铝矿物共生，不属于富Al环境，不同阶段的绿泥石温度不具有可靠的比较意义。所以不使用Kranidiotis and Maclean (1987)方法用于计算胶东热液绿泥石的结晶温度。由于红化片麻岩和绿泥石–绿帘石化围岩中同期次的绿泥石结晶温度计算结果重合度较高，所以将两类数据合并统称为前寒武变质岩中的绿泥石。对绿泥石结晶温度的计算结果统计如表2所示，对比前人对夏甸金矿床各阶段流体包裹体的统计数据 [28] [41] 如表3所示

图10. 滇西小龙河锡Ag-Au-Pb-Zn矿床中绿泥石矿物特征及其指示意义

表2. 夏甸金矿床绿泥石结晶温度范围统计表

表3. 夏甸金矿床流体包裹体均一化温度统计表(Liu et al. 2017; Chai et al. 2017)

可见四种模型的夏甸的热液绿泥石结晶温度计算结果中，整体上使用Zang and Fyfe (1995)方法的计算结果与流体包裹体的测温结果最接近，而在C₃期绿泥石中，结晶温度Battaglia (1999)的计算结果与事实更为接近。综合考虑后选取Zang and Fyfe (1995)温度计的计算值作为绿泥石结晶温度的计算结果，即C₁期绿泥石的形成温度的范围为210℃~269℃，C₂期绿泥石形成温度的范围为195℃~282℃，C₃期绿泥石形成温度的范围为139℃~269℃。

结合绿泥石温度计算值频率统计图可以看到(如图11所示)，在不同的岩石单元中，绿泥石的结晶温度从早期到晚期的演化过程中均表现出下降趋势。其中C₁和C₂期绿泥石的温度非常接近，而C₃期绿泥石的温度有显著的下降。结合热液绿泥石在组分上的差异，可以认为C₁期和C₂期绿泥石具有同源性。而晚期的C₃绿泥石表现出显著的低温以及与C₁、C₂期绿泥石在成分上的差异。

综上所述，可以认为形成C₁、C₂期绿泥石的流体为同一期，相比于形成C₃期绿泥石的流体，具有低氧逸度、相对高温的环境。

图11. 绿泥石结晶温度频数统计直方图

6. 结论

1) 本文提出了划分变质成因绿泥石和热液成因绿泥石的标准。相比于热液成因绿泥石，胶东变质成因绿泥石具有低Si、高R²⁺的特征，表现出了更弱的di-trioctahedral置换作用。

2) 依照与绿泥石伴生矿物组合的差异，可以将绿泥石分为三期：C₁、C₂和C₃。C₁期绿泥石的典型矿物伴生组合为白云母–石英–自形黄铁矿，C₂期绿泥石的典型伴生矿物组合为绢云母–石英–细粒黄铁矿–磁黄铁矿–铁白云石，C₃期绿泥石的典型伴生矿物组合为方解石脉–石英脉–萤石。该分类方式在地球化学上获得了很好的响应，证明了该分类方式的有效性。

3) 夏甸金矿床热液绿泥石的离子置换反应表现出Al→Fe、Al→Mg置换作用从早期向晚期发展的过程中逐渐减弱的特征，而Fe→Mg置换作用持续且稳定。结合各岩石单元中绿泥石从早期到晚期，在成分上表现出Fe/(Fe + Mg)和Al^IV降低的特征，表明热液流体在从早期向晚期的演化过程中，流体酸性逐渐降低，氧逸度逐渐升高，离子置换作用到晚期逐渐由Fe→Mg置换所主导。

4) 从绿泥石的角度看，可将流体活动分为两个阶段，即C₁、C₂期的中低温阶段和C₃期的低温阶段。C₁、C₂期对应的流体具有相对低氧逸度和偏酸性的特点，温度范围为198℃~282℃；C₃期对应的流体相对高氧逸度，酸性更弱，温度范围为139℃~269℃。该发现对于进一步研究夏甸金矿床流体的演化有着指示意义。

资助项目

本论文受国家自然科学基金(41772349)和山东省重点研发计划项目(2017CXGC1605)联合资助。

文章引用

夏侯立超,毛先成,马 驷. 胶东半岛夏甸金矿床热液绿泥石矿物学特征及其对流体演化的指示意义
The Mineralogy Characteristics of Hydrothermal Chlorites of Xiadian Gold Deposits in Jiaodong Peninsula and Its Implication on Fluid Evolution[J]. 地球科学前沿, 2020, 10(07): 593-615. https://doi.org/10.12677/AG.2020.107059

参考文献