这一贡献为德国Erzgebirge的盖耶尔锡矿床的起源和年龄关系提供了新的见解。锡矿化见于夕卡岩、灰岩和含锡石的萤石石英脉中。矽卡岩蚀变取代了寒武纪Jáchymov群的大理岩层，发生在两个明显不同的阶段。第一矽卡岩阶段形成斜辉石、石榴石和硅灰石的类矽卡岩结构组合，未发现锡相。该夕卡岩阶段(~322 Ma)的石榴石U-Pb年龄与Ehrenfriedersdorf花岗岩侵位(~324 ~ 317 Ma)有关。第二阶段矽卡岩蚀变的标志是出现马拉辉石和锡石，并伴有石榴石，记录年龄为307 ~ 301 Ma。辉绿岩和矽卡岩型含锡石脉提供了308 ~ 305 Ma的U-Pb年龄，表明辉绿岩和脉的形成与第二矽卡岩阶段的岩浆热液事件有关。这表明，盖耶的锡矿化与一个明显更年轻的岩浆热液事件有关，明显晚于Ehrenfriedersdorf花岗岩，后者此前被认为是富锡流体的来源。流体包裹体的盐度为1.0 ~ 31.5%，平均值为w(NaCl±CaCl2)，均一温度为255 ~ 340℃。锡石伴生流体包裹体显示了大气流体对热液的非均质包裹和稀释作用。高矿化度流体与低矿化度流体的稀释和体系的冷却可能是盖尔锡体系中锡石沉淀的决定性过程。
全球大部分锡资源由各种类型的岩浆热液矿化所赋有，如与高度演化的花岗岩系统相关的辉绿岩、伟晶岩、矽卡岩和脉(Breiter et al. 2017;?erny 1991;Chen et al. 1992;杰克逊1979年;莱曼2021)。在中欧，锡体系总是与Variscan造山运动碰撞后阶段的晚古生代花岗岩有关(F?rster et al. 1999)。Erzgebirge(德国)位于康沃尔(英国)、中部山脉(法国)、伊比利亚山脉(西班牙/葡萄牙)和阿莫里卡山脉(法国)之间，是欧洲盛产锡的省份之一(Lehmann 1990;Raimbault et al. 1995;Reinhardt et al. 2022;Romer and Kroner 2015, 2016)。Erzgebirge是多金属灰岩型、矽卡岩型和脉状矿床的宿主(Korges etal . 2020;Reinhardt et al. 2022;Swinkels et al. 2021)，其中Erzgebirge已知的矽卡岩矿床作为一个整体，反映了欧洲最大的锡资源(Elsner 2014)。除了Sn外，Erzgebirge中的一些矽卡岩还含有大量的W、Zn、Fe和In资源(Bauer et al. 2019;Hosel 1994;Hosel 2002;Lorenz and Hoth 1967;Reinhardt et al. 2021)。
尽管具有重要的经济意义，但许多矿点的详细地质描述和地球化学数据仅限于与前德意志民主共和国锡勘探方案有关的技术报告和资源估计;1945 - 1989)。因此，Erzgebirge的大多数矽卡岩系统都没有被现代地球化学方法研究过，除了最近一些研究集中在H?mmerlein (Bauer等人，2019;Kern et al. 2019;Korges et al. 2020;Lefebvre等人，2019)和Waschleithe矿床(Reinhardt等人，2021)，均位于Erzgebirge西部的Schwarzenberg地区(Schuppan和Hiller, 2012)。
Geyer矿区(~5 × 4公里)也位于Erzgebirge西部，Chemnitz以南~25公里处。历史上的锡(以及少量的钨和铁)开采发生在1395年至1913年之间的盖耶尔地区。第二次世界大战后，SDAG Wismut开展了广泛的勘探活动，目标是在露头的盖尔斯堡矿群西南地区的矽卡岩型锡矿化。结果在123个钻孔中回收了超过37000米的岩心材料(H?sel et al. 1996)。2011年和2012年，Tin International在Geyer SW地区钻了四个新的确认井，用于确定4.6 kt锡的指示资源，平均矿石品位为0.56%锡(Elsner 2014)。在东北方向，盖耶矽卡岩型和灰岩型矿床被北西-东向Geyer-Sch?nfeld断裂系统与股票型Ehrenfriedersdorf锡矿(H?sel 1994)隔开。附近Ehrenfriedersdorf地区(Greifensteine和Sauberg)花岗岩中的铀矿Th-U-Pb定年和花岗岩(Sauberg)中的磷灰石U-Pb定年分别提供了324±4 ~ 319.7±3 Ma、323.9±3和317.3±2 Ma的入侵年龄(Romer et al. 2007)，而盖耶的入侵没有年代学数据。熔体包裹体分析将侵入深度限制在2.5-4 km (Breiter et al. 1999)。
矽卡岩型锡矿化的起源和时间一直存在争议(Lefebvre等，2019)，直到直接的地质年代学数据(利用LA-ICP-MS对石榴石进行U-Pb年龄测定)揭示了Erzgebirge矽卡岩形成的岩浆-热液起源。在Erzgebirge尺度上，夕卡岩相关石榴石年龄在335 ~ 295 Ma之间(Burisch et al. 2019;Reinhardt et al. 2022)，与晚碰撞岩浆(335-310 Ma)和造山后火山岩单元(305-285 Ma)相吻合;Luthardt et al. 2018;Romer et al. 2007;von Seckendorff et al. 2004)在该地区。锡石是锡矿的主要矿物。在Erzgebirge最重要的锡夕卡岩资源H?mmerlein矿床中，锡石通常与绿泥石-放线石-石英蚀变有关，这些蚀变取代了早期的夕卡岩，广东理工学院分数线或者也以细脉的充填形式出现，这些细脉穿过夕卡岩体和周围的围岩(Kern et al. 2019)。相反，灰岩中的锡石与典型的灰岩矿物，如云母、石英、萤石和黄玉有关，这些矿物可能以离散脉或传播的形式出现(H?sel et al. 1996)。在这项研究中，我们提出了野外和岩石学观察，现场U-Pb测年和流体包裹体显微温度测量数据，以限制盖耶SW矿床的灰岩和夕卡岩蚀变的时间和下伏过程以及相关的成矿。
Erzgebirge-Kru?né洞是一个~160 × 35 km暴露的主要变质岩，属于欧洲Variscan带萨克森图林根带的波西米亚地块(F?rster et al. 1999)。额尔齐格包括各种变质推覆体(R?tzler 1995;Willner et al. 1997)，经历了~340 Ma的峰值变质条件(Kr?ner and Willner 1998)。这些单元包括片麻岩、云母片岩、大理岩、千层岩和变质火山岩(图1)。ondrus et al.(2003)和Tichomirowa et al.(2012)研究表明，这些岩石的原岩为灰屑岩、砾岩、花岗闪长岩(片麻岩单元)或火山岩，以及海相沉积物(云母片岩和千层岩单元)。在快速上升至中上部地壳水平后(Schm?dicke et al. 1995)，变质单元被高度演化的晚造山过铝质花岗岩侵入(335-310 Ma;F?rster et al. 1999)，伴随着碰撞后期和碰撞后煌斑岩和流纹岩岩脉和其他(次)火山岩的侵位(330-275 Ma;Bolduan 1963;Hoffmann et al. 2013;Luthardt et al. 2018)。利用熔体包裹体分析，厄尔斯贝格西部晚造山期花岗质岩基和岩群的侵位深度被限制在3-6公里(Breiter et al. 1999;Thomas and Klemm 1997)。
地理概览图b简化的厄尔斯gegebirge地质概览图，包括Geyer系统的位置。c研究区地质图及剖面图。矽卡岩层与周围中、低度变质沉积单元的片理平行，走向NE-SW。夕卡岩由东北的Sch?nfeld断裂所划分。剖面显示夕卡岩下部深部有大体积侵入体，具有亚水平接触。盖尔斯堡花岗岩侵入岩在该区东北部生长(H?sel et al. 1996之后)。矽卡岩层从下伏岩体表面向下延伸至顶部，倾角约为NW 45°。脉和断层与矽卡岩透镜相交(源自makareviru et al. 1976)。d盖尔斯堡地区的地质剖面和概览图，包括盖尔“狂欢”的历史坑
Erzgebirge拥有许多热液矽卡岩、灰岩和脉状矿床，与该地区晚期和后碰撞岩浆活动有遗传关系(Burisch et al. 2019;Legler 1985;Swinkels等人，2021;Tischendorf and F?rster 1990;Zhang et al. 2017)。锡石U-Pb LA-ICP-MS数据确定Ehrenfriedersdorf锡矿床的成矿年龄为326 ~ 320 Ma (Zhang et al. 2017)。这些年龄可能值得怀疑，可能比报告的年龄小8岁。通讯)。H?mmerlein矿床中灰岩和斯卡岩样品的多矿物Rb-Sr年代学显示了三个年龄组:来自斯卡岩伴生的白色云母、钾长石和萤石的~340 Ma，来自灰岩伴生的白云母、磷灰石和钾长石的~320 Ma和290 Ma (Lefebvre等，2019)。Altenberg Sn-(W-Mo)杂岩中热液辉钼矿的Re-Os测年显示成矿年龄为326-319 Ma (Romer et 西安交通大学专科 al. 2007)。硅卡岩相关石榴石的U-Pb LA-ICP-MS数据范围为~ 335-295 Ma (Burisch et al. 2019;Reinhardt et al. 2022)所涵盖的范围要比与灰色相关的年龄大得多。与具有重要金属资源的矽卡岩相关的石榴石年龄至少定义了两个主要阶段:形成于~ 325-313 Ma的较老的矽卡岩组，与可获得的灰岩相关年龄和碰撞晚期岩浆活动相吻合;而形成于~ 310-295 Ma的较年轻的矽卡岩阶段，与碰撞晚期侵入相吻合，但与碰撞后的火山活动相吻合(Burisch etal . 2019;Hoffmann et al. 2013;L?cse等，2023;Reinhardt et al. 2022)。
矽卡岩相关的石榴石和斜辉石流体包裹体均质温度为270 ~ 385℃，盐度为0.3 ~ 3.8% (NaCl);矽卡岩相关的氟石流体包裹体均质温度较低(210 ~ 225℃)，但盐度较高(~7.7% (NaCl);Korges et al. 2020;Reinhardt et al. 2021)。Korges等人(2020)最近报道了H?mmerlein矿床中硅卡岩型锡石中的流体包裹体具有异常高的均质温度(500℃)和高盐度(30-47%)，而锡石和石英中共存的灰岩型流体包裹体具有较低的地层温度(350-400℃)和较低的盐度(1.9-6.0%)。(Korges et al. 2020)。脉状氟石和灰岩石英中的流体包裹体均质温度约为450℃，盐度为11-14% (NaCl)，第二组流体包裹体均质温度为210 - 325℃，盐度为2.0 - 9.0% (NaCl) (Korges et al. 2020)。
盖耶地区的地质构造以寒武系Jáchymov群的西东向、北西向的副长岩、云母片岩和千层岩为主，白云岩-方解石大理岩和石英岩穿插其中(H?sel 1994)。该层序在Variscan造山运动期间发生中、低度变质，后来被整个地区地表以下的复合侵入(Bolduan 1963a;赫尔曼1967;H?sel等人，1996;Tischendorf et al. 1965;Tischendorf and F?rster 1990)。花岗岩类与变质寄主岩的接触几乎是水平的(深度约150 ~ 450 m);除在该区东部形成突出露头的岩石状盖尔斯堡侵入(图1d)外(见图1c)。这种侵入岩的侧翼几乎垂直倾斜至180米深，在那里它们变得明显变浅(图1d)。盖尔斯堡复合岩主要由两类侵入岩组成。一套较老的花岗岩体具有细粒至粗粒斑岩结构，黑云母含量高(Bolduan 1963a)。这个较老的侵入体与显著的格雷森蚀变和锡矿化无关(H?sel et al. 1996)。较年轻的主侵入期与较老的侵入期交叉，其特征为等粒、低黑云母黄玉花岗岩(Bolduan 1963a)。第二次侵入体含氟高达4 wt%，并含有丰富的浸染锡石和含锂云母(Bolduan 1963a, 1963b;Breiter et al. 1999;Hosel 1994;H?sel et al. 1996)和侵入角砾岩体。在更深的深度(~450 m)，侵入单元的结构合并成细粒的斑状花岗岩，与黑云母的增加和黄玉含量的减少相一致(H?sel 1994)。流纹岩脉横切主要侵入岩(勃尔端1963a;H?sel et al. 1996)。“斯托克谢德尔”伟晶岩出现在各个侵入体之间的接触处以及与周围的变质沉积单元的接触处。接触光圈中含有丰富的角砾石、云母片岩和接触变质黑云母、堇青石、红柱石，其发育距离侵入接触面约50 m (H?sel et al. 1996)。
较小的萤石-石英、萤石-重晶石、天然金属-砷化物和Mn-Fe矿脉产于盖耶地区(Bolduan 1963a)。这些主要是中生代和新生代矿脉，与锡矿化无关(Burisch et . 2021, 2022;Guilcher et al. 2021;Haschke et al. 2021;Kuschka 1994)，因此没有进一步讨论。
盖yer SW的大部分锡矿化是由外矽卡岩承载的，这些外矽卡岩主要取代了大理岩，也取代了大理岩单元附近的云母片岩(图1c)。盖耶SW勘探岩心相交的大理岩单元，大部分都在一定程度上受到了西卡岩蚀变的影响，但也有少数岩心(如412.2 ~ 414.0 m的BZ 667/75)相交于宏观上未蚀变的大理岩。三个不同的矽卡岩单元(从NW到SE 1、2和3;图1c)已被区分(H?sel et al. 1996)，它们向北西倾斜，与变质层序平行，倾角约为30-40°。这些矽卡岩单元中的每一个都由几个矽卡岩层组成，被认为代表了以前的碳酸盐层(H?sel et al. 1996)，并形成横向不连续的透镜状矿体。较低的矽卡岩单元包含两个离散的矽卡岩层，可以在3公里的走向长度上追踪到花岗岩表面，并在深度上延伸到花岗岩表面，没有任何识别的内矽卡岩(图1c)。下部由2个独立的矽卡岩体和1个矿体组成，厚度为5 ~ 20 m。上层厚度为15 ~ 40 m，由若干矽卡岩体代替大理岩和相邻的云母片岩组成。在上部识别出两个离散矿体(见图1c)。中斯卡岩单元走向长度为1.5 km，在花岗岩接触面上方约180 m处向外挤压(H?sel et al. 1996)。它的特征是厚度约为~20 m，包含几个独立的矽卡岩体(图1c)。中矽卡岩单元下部仅含1个矿体。
上部矽卡岩单元的横向追踪距离可达3公里以上。它向下延伸到花岗岩接触面，包含两个独立的矽卡岩层。与下矽卡岩单元类似，没有记录到与这个矽卡岩单元相关的内矽卡岩。下一层由3个矽卡岩体和1个矿体组成，厚度1 ~ 6 m，由未蚀变的云母片岩隔开，总厚度7 ~ 25 m。上层又被未蚀变的云母片岩与另一矽卡岩层隔开，厚度恒定在15 ~ 20 m，在该层下部有几个横向不连续的透镜状矽卡岩体和一个离散的矿体。在该地区还发现了许多较小的矽卡岩体。这些矿体通常厚度较小，没有显著的锡矿化。
盖耶的矽卡岩矿物学包括斜辉石和石榴石，少量硅灰石、绿帘石、维苏岩、磁铁矿和萤石，丰度变化很大(H?sel et al. 1996)。这些矿物组合生长过度或被绿泥石、放光石、萤石、锡石以及贱金属硫化物所取代。高品位矽卡岩型浸染锡石与富磁铁矿域密切相关，据报道，富磁铁矿域主要存在于距离花岗岩接触面450-300米的范围内(H?sel et al. 1996)。大部分锡资源(约80%)由受绿泥石-放线石蚀变影响的矽卡岩和与矽卡岩和变质沉积岩单元相交的萤石-石英或萤石-绿泥石脉(最大厚度为15厘米)所含(H?sel et al. 1996)。
盖耶的大部分历史地下开采活动都集中在“Binge”上，即暴露的盖耶斯堡花岗岩(图1c和d)，它形成了一个直径约230米的岩石状侵入体(Hoth和Wolf 1986)。格雷森蚀变及其伴生锡石矿化主要沿NE-SW和NW-SE走向、陡陡倾斜的脉体发育，在花岗岩内部形成密集的网状结构。这些矿脉群由单个矿脉组成，长度从2米到6米不等，具有可变蚀变晕(H?sel et al. 1996)。矿物学上，蚀变晕和脉主要由黄玉、锂云母和锡石组成(Bolduan 1963a)。大部分锡石为热液脉体及相关的灰岩蚀变赋存。辉钼矿和黑钨矿也可在其中一些矿脉中发现，但根据岩石学观察，它们明显早于锡石。多种热液矿脉与灰岩蚀变和锡石矿脉交叉切面。它们可由石英、萤石、赤铁矿和少量重晶石组成。根据矿物学和横切关系，它们通常以不同的方位或作为最新的矿脉充填体出现，并且在遗传上不相关(H?sel 1994)。
摘要
介绍
区 Nal地质和夕卡岩相关流体
盖耶区
抽样和方法
结果
讨论
结论
参考文献
致谢
作者信息
道德声明
补充信息
搜索
导航
#####
从Wismut SDAG和Tin International勘探活动的六个钻芯中收集了Geyer矿区的60个样品。萨克森自由州地质调查局(LfULG)提供了获取岩心的机会。采样主要集中在矽卡岩体上——有或没有明显的锡矿化——但也包括一些大理石和云母片岩样品。Helmholtz资源技术研究所制作了84个用于岩石学研究的抛光切片和21个用于流体包裹体分析的双重抛光切片。此外，6个富含石榴石的样品和3个富含锡石的样品制备成1英寸环氧圆，用于LA-ICP-MS地质年代学。
用徕卡DM750P光学显微镜在透射光和反射光下进行矿物鉴定和纹理检查，并用奥林巴斯单镜头反光相机进行记录。这项工作得到了扫描电子显微镜(SEM)的支持，扫描电子显微镜是在
采用配备linkam THMS 600加热冷冻台的徕卡光学显微镜和FLIR grasshopper3 USB相机，对厚度为150 μm的双层抛光厚切片进行了流体包裹体显微测温。流体包裹体分为原生包裹体、次生包裹体和伪次生包裹体的分类遵循Roedder(1984)的描述。在每次测量活动之前和之后，使用合成流体包裹体标准对阶段进行校准，以实现以下相变:冰的熔化温度(Tmice)和纯H2O的均质温度(Th)以及H2O-CO2标准的CO2熔化温度(TmCO2)。根据steel - macinnis et al.(2012)，使用Tmice计算NaCl-H2O体系中的盐度。根据steel - macinnis et al.(2011)的电子表格，采用盐岩(Tmh)、水盐岩(Tmhh)和Tmice的熔化温度计算NaCl-CaCl2-H2O体系中的盐度。根据Roedder(1984)的分类标准，流体包裹体分为原生包裹体、伪次生包裹体和簇状包裹体。排除有亚稳、包埋后修饰或(微)裂缝渗漏迹象的流体包裹体。
从盖耶斯卡岩中选取了6个含丰富石榴石的样品和3个灰色蚀变和脉状锡石样品进行了年代学研究。样品来自三个岩心和Freiberg的科学收集(表1)。这些样品涵盖了在盖耶SW勘探岩心中识别的矽卡岩型石榴石的纹理和颜色;石榴石从等距的绿色石榴石到红色至米色的菱形石榴石不等(表1和ESM 1和2;图2)石榴石U-Pb LA-ICP-MS地质年代学选择的样品显示出不同程度的逆行叠印，具有不同丰度的角闪石、绿泥石和萤石。对于U-Pb同位素分析，选择逆行变化最小的样品和未受逆行套印影响的区域作为LA-ICP-MS分析的点。矿脉中的锡石样品含有萤石和石英;灰岩样品中的锡石与石英、绢云母和少量黄玉共生。这些样品都没有热液叠印的痕迹。锡石晶体为自面体，尺寸可达3毫米。总共有6个含有丰富石榴石的矽卡岩样品和3个锡石样品被切割成尺寸并安装在1英寸的环氧圆中。
年龄确定的石榴石和锡石的代表性扫描图与相应的Tera-Wasserburg Concordia图。较低的截距年龄报告具有内部/外部不确定性。ⅰ期淡红色石榴石与白色硅灰石共生;ⅱ期绿色石榴石与斜辉石共生;c锡石萤石脉与氯化蚀变晕共生;d灰石化花岗岩与浸染锡石共生
随后，根据Burisch等人(2019,2022)、Millonig等人(2020)和Reinhardt等人(2022)的方法，在德国法兰克福大学法兰克福同位素和元素研究中心(FIERCE)的Thermo Scientific Element XR部门现场ICP-MS上收集铀- pb数据，并将其与配备两体积(Laurin Technic S155)烧烧电池的RESOlution (COMpex Pro 102) 193 nm ArF准分子激光器耦合。每个抛光剖面的测量点取自一个小区域(<1 cm2)，在每次分析之前经过仔细筛选后设置，以确定具有较高238U/206Pb比率的生长区域，并在筛选过程中通过监测微量元素比例来避免矿物包裹体的表面暴露。然后在全自动模式下对样品进行原位分析。测量过程中，206Pb、207Pb、208Pb、232Th和238U的信号采用脉冲计数方式跳峰采集，总积分时间约0.1 s，共进行了360次质量扫描。使用内部Microsoft Excel电子表格程序离线校正原始数据(Gerdes and Zeh 2006,2009)。该数据未采用常规Pb校正。相反，U-Pb年龄是使用Tera-Wasserburg Concordia图(Tera和Wasserburg 1972)中的线性回归计算的，因为烧蚀的andradiite -grossular和锡石中含有由于铀的原位衰变而形成的非放射性成因和放射性成因Pb的混合物。U-Pb日期定义为与Concordia曲线的回归线的下截距。马里花岗岩(ID-TIMS测年为202.0±1.2 Ma);Seman et al. 2017)和斯威士兰锡石(3086±3 Ma)分别作为主要标准物质(RM)。在本研究之前，使用与Neymark等人(2018)描述的方法相似的方法确定了斯威士兰锡石的年龄。对单个斯威士兰锡石颗粒(1 × 0.6 cm)的多个点分析的207Pb/206Pb比值经NIST srm612质量偏差校正，加权平均Pb/Pb年龄为3086±3 Ma。NIST 612 (n=20)的207Pb/206Pb在每个分析阶段的多余散射约为0.14% (1 σ)，不同分析阶段之间的质量偏差在0.7到0.4%之间变化。斯威士兰锡石典型产均质206Pb/238U(例如，0.6141±0.54%，2 σ;n=20)，说明U-Pb系统未受到干扰。因此，使用未校正的206Pb/238U年龄与质量偏差校正的207Pb/206Pb之间的百分比差来计算206Pb/238U的校正因子。为验证所得206Pb/238U分馏校正，锡石来自Pitk?ranta (Neymark et al. 2018;Tapster和Bright 2020)和Ehrenfriedersdorf(内部RM)作为二级质量控制RM进行测量。在不同的分析过程中，两种RM都产生了精确且可重复的(<1%)较低的截距年龄(例如，1538.4±6.7和1534.1±6.4 Ma;分别为313.8±2.1和314.1±1.5 Ma)。Pitk?ranta年龄与已公布的ID-TIMS年龄完全吻合(1536.6±1.0 Ma;Tapster和Bright 2020)也意味着应用方法的准确性优于1%。石榴石RM Lake Jaco(日期由Seman et al. 2017的ID-TIMS测定)、MaliGUF和Ehrenfriedersdorf锡石(内部参考物质)作为石榴石分析的二级质量控制RM。在每50个未知数分析后，测量主RM和次RM。所有不确定性均以2σ绝对值表示，是运行内精度、计数统计量、背景、散射过剩(原矿RM, NIST SRM-612)和方差过剩(分别为马里石榴石和斯威士兰锡石)的二次加法。考虑到长期可重复性(0.8%，2σ)和衰变常数的不确定性，系统不确定性被报道为扩展不确定性。岩心样品的详细描述和位置汇总在ESM表2中。
下面介绍了寄主岩、夕卡岩、灰岩蚀变和脉状矿化的矿物学和岩石学研究。宏观和微观观察(图3-6)辅以仔细的流体包裹体岩石学(图7)和显微温度分析(表2)。完整的背景数据集见ESM表1。tra - wasserburg图(图2)中绘制了LA-ICP-MS U-Pb数据的选择，表1提供了地质年代学数据的摘要。LA-ICP-MS U-Pb背景数据见ESM表2。
盖耶矽卡岩、灰岩、脉成矿共生序列，分为两个阶段:第一阶段包括矽卡岩第一阶段，第二阶段包括矽卡岩第二阶段、灰岩和晚期脉。格雷森蚀变与夕卡岩蚀变具有相同的共生位置，但反映了受原岩组成控制的空间矿物学变化。黑条表示斜辉石和石榴石的定性主要元素组成
盖耶代表性岩心交叉点。ⅰ期矽卡岩，细粒辉石岩为主，含云母片岩残余(GM 10/60);b阶段夕卡岩主要由斜辉石和石榴石组成，部分区域含有自晶态石榴石和硅灰石(BZ 667/75;394.0-394.1 m). c角形，极细粒红色石榴石与I期矽卡岩(BZ667/75;190.6-190.7 m)。d矽卡岩透镜体与细粒边缘和中心等距粗粒矿物的完全相交(Z626;96.5-96.8 m). e等距矽卡岩阶段II，含绿色石榴石。入口为马来石与石榴石共生分布(GM 10/60;f粗粒自形石榴石与白色斜辉石同生，II期矽卡岩富维苏岩域(Z626;45.6-46.7 m). g富磁铁矿矽卡岩II伴石榴石残余(Z638;80.2-80.3 m). h夕卡岩II期含石榴石和斜辉石残余的角闪洞和闪锌矿富域(Y617;116.4-116.8 m)。i萤石-石英脉与绿帘石交叉切割矽卡岩层(BZ667/75;391.9 - -392.2米)
夕卡岩和寄主岩的特征矿物和结构的显微照片和背散射电子显微镜图像。变质岩，主要包括石榴石、黑云母和石英(GR-626-03b)。b亚面体方解石与绿泥石充填的细脉相交(GR-667-11-03)。c黑云母片岩与辉石矽卡岩的接触(GM-1-07B)。d石榴石与维苏岩和绿帘石充填的脉相交(GR-667-10-02)。e灰色硅灰石代替方解石大理石(GR-667-10-02)。f II期斜辉石、马来黄铁矿和萤石取代夕卡岩I期斜辉石(GR-626-06b)。g矽卡岩第I期富铁石榴石由矽卡岩第II期马黄石包裹体石榴石交叉切割而成(GR-626-04c)。h矽卡岩II期自体和分带石榴石。部分生长带与同代萤石(GR-626-08a)共生。i第一矽卡岩期维苏岩，被II期维苏岩取代并横切，II期维苏岩包含马来岩包裹体(GR-667-16-03a)。j被II期石榴石包裹的板条状自形马来黄石(GM-1-08c)。k条状钛矿为夕卡岩期石榴石包裹，钛矿与石榴石期均为维苏岩相交;在钛矿与维苏岩接触的地方，钛矿被马来铁矿(GR-667-1-01b)取代。l II期同生石榴石和维苏岩被萤石取代(GR-626-04b)
普通矿石矿物和矿物结构的显微照片和后向散射电子显微镜图像。由磁铁矿(GR-626-06c)取代的一种自面体、富含透辉石的斜辉石。b磁铁矿、闪锌矿和少量方铅矿取代石榴石(GR-638-03a)。c自形斜辉石生长过度，部分被磁铁矿、锡石、闪锌矿和角闪石取代(GR-626-06a)。d与黄铜矿、闪锌矿和少量方铅矿共生的角闪孔(GR-638-04a)。e绿帘石和角闪石伴闪锌矿和萤石(GR-606-02a)。f夕卡岩II期蚀变晚期的菱形到针状木锡、萤石和绿泥石(GR-606-02a)。g石榴石中锡石和绿泥石充填裂缝(GR-626-05a)。h石榴石包裹的马来石被锡石和石英取代(GM-1-08a)。i锡石被白方解石和含锰方解石取代(GR-638-03c)。j浸染锡石灰化花岗岩(GR-R-148b)锡石萤石石英脉(GR-657-02a)的夕卡岩交叉切面。l绿泥石-萤石-锡石脉交叉切辉石-矽卡岩(GR-657-04a)
盐度(NaCl±CaCl2)与均匀化温度(°C)的关系。数据点表示测量到的fia的平均值，相应的误差条描绘出fia的范围。根据主矿物和各自的蚀变阶段来分类。假设地层压力为200mpa，对阶段I的fia进行压力校正。a绿色斜辉石中I型富液两相原生流体包裹体。b萤石中II型气相流体包裹体。c以萤石为寄主的伪次生径迹中的III型富液多相流体包裹体。d矿脉中含萤石原生矿脉中的IV型两相流体包裹体
云母片岩
云母片岩是盖耶区最丰富的岩石单元，主要成分为黑云母、白云母、长石、石榴石、金红石、石英(图4a)。在m尺度上，云母片岩组成不均匀，包括含石榴石、含石墨和富长石层(图5a)。磷灰石局部为副相。次要的斜黝帘石，含有allanite成分，锆石，但也有硫化物，如闪辉石，黄铁矿和黄铜矿可能很少出现。云母组可在一定程度上叠加矽卡岩蚀变，两者之间逐渐过渡。这些地区的特点是由于斜辉石和绿泥石的形成而向绿色变化。
大理石
未改变的大理岩仅在412.2-414.0 m的钻孔岩心BZ 667/75处相交，主要由等晶结构的倒面体方解石组成(图5b)。方解石晶体的尺寸在0.5 ~ 3.0 mm之间。少量石英(<0.2 mm)、白云母(<0.4 mm)和磷灰石(0.1-0.3 mm)呈弥散状或离散带状分布，形成弱变质结构。此外，还发现了(<2.0 mm)自面体绿色变质角闪孔。该角闪洞与夕卡岩类角闪洞明显不同，其变形特征与周围云母片岩的变质构造一致。细脉中充填绿泥石、角闪石或绿帘石，黄铜矿和闪锌矿局部横切大理岩。此外，在接近相邻矽卡岩接触处，可以识别出大理岩的渐进性硅化。
矿物丰度和质地在各个矽卡岩体之间和内部变化很大。然而，它们在岩石和矿物学组成、替换结构和横切关系方面总体上具有相似性，可以用一个简化的共生序列进行总结(图3)。根据它们的横切关系、结构和矿物学，可以区分两种类型的夕卡岩蚀变:早期辉石岩为主的I期矽卡岩具有细粒和富镁矿物(图4a-c)，其特征是保留了蚀变云母片岩的变质结构。根据Meinert et al.(2005)的术语，这种纹理通常被称为类矽卡岩。在夕卡岩I组合中，没有明显的锡相或贱金属硫化物存在。较年轻的石榴石-辉石岩II期矽卡岩(图4d)的特征是形成自面体矿物的替代结构(图4d - f)，这与Meinert等人(2005)描述的交代矽卡岩结构一致。第二阶段矽卡岩蚀变可分为(a)早期以石榴石、斜辉石、维苏岩、绿帘石和其他钙硅酸盐矿物为主的阶段(即Meinert et al. 2005的顺行矽卡岩演化阶段)和(b)晚期以角闪洞、绿泥石和硫化物矿物为主的阶段(图4和h)，对应于顺行矽卡岩阶段(Meinert et al. 2005)。自形维火山岩与石榴石共生，属于夕卡岩II期早期形成。
个别矽卡岩层通常表现出独特的几何形状，厚度可达几米，但大多数不超过几十厘米。第I阶段夕卡岩逐渐过渡到云母片岩，通常具有不规则形状的斑块状原岩(图4a)。似乎没有与矽卡岩阶段i相关的逆行叠印。II阶段矽卡岩总是占据厚度为10至50厘米的单个矽卡岩层的中心位置。II期矽卡岩明显取代和延续了I期矽卡岩，甚至以裂缝充填形式出现在I期矽卡岩中。与I期矽卡岩相比，II期矽卡岩中很少保留云母片岩的残余，矽卡岩与变质沉积岩的过渡明显。两个阶段的石榴石-夕卡岩中都有富含维苏岩的域。在第二次夕卡岩蚀变的早期阶段，马来亚石是唯一明显的锡相(锡石出现在共生序列的后期)。
晶体尺寸在数十μm ~ 3 cm之间的透镜状区域和裂隙，充填石榴石、绿帘石和维苏岩，其发育期为等长II期和细晶I期矽卡岩，可解释为向后期逆行矽卡岩结构和含锡石脉过渡。这种晚期蚀变覆盖了两个矽卡岩阶段，其特征是矽卡岩矿物被角闪洞、绿泥石、石英和方解石所取代。蚀变通常以细脉为中心，细脉横切夕卡岩蚀变;局部渐进性矽卡岩肌理几乎被完全取代，仅保留遗迹。这些细脉的厚度一般不超过5厘米，它们的蚀变晕显示邻近的寄主岩石有轻微的绿泥化作用。这些脉主要局限于矽卡岩，只能追溯到几厘米深的变质沉积岩单元。锡石是一种常见的矿物，与矽卡岩组合的绿泥石化和晚期套印有关，占盖叶矽卡岩中锡成矿的大部分。
第一阶段:斯卡恩
Geyer SW矿床的第一期矽卡岩呈弱分隔区穿插于变质沉积岩中，主要由白色至浅绿色细晶斜辉石组成(图5d)。局部，大小可达几毫米的自面体棕色到红色石榴石在变质层状之后以层或集合体的形式出现。该石榴石属安长石-粗长石系列，分带较弱，含丰富辉石包裹体。
淡红色板条状维苏岩伴辉石、石榴石和硅灰石。通常，维苏岩和硅灰石代替石榴石(图5d)，形成非常细粒的纹理。矽卡岩前缘(矽卡岩与大理岩接触)以丰富的硅灰石代替方解石大理岩(图5e)为标志。局部在矽卡岩与寄主岩接触处发育自面体、淡绿色绿帘石。钛矿以被石榴石包裹的自面体矿物有规律地出现。变质沉积岩中的金红石和钛铁矿被第一夕卡岩阶段的钛铁矿所取代。
萤石是I期矽卡岩中最常见的非硅酸盐矿物。它分布在整个夕卡岩I中，包括斜辉石间的半面体间隙颗粒，石榴石生长带间的充填，以及与维苏岩同生的0.6 mm大的自面体单颗粒。
早夕卡岩II期
II期矽卡岩中石榴石含量明显高于I期矽卡岩，斜辉石含量仍然非常丰富。这导致了高度可变的石榴石/辉石比率。除了矽卡岩层内明显的垂直分带(第一阶段在边缘，第二阶段在中心)外，矽卡岩第二阶段也表现出内部矿物学分带。这个分带包括辉石和维苏岩丰富，细粒，大量纹理边缘几乎没有石榴石。在矽卡岩层的中心，矿物学逐渐变得粗粒，并富含石榴石，一些石榴石晶体可达几厘米大小，而辉石晶体的大小不超过几毫米(图4d)。寄主岩的变质结构部分保存在II期矽卡岩辉石维苏岩边缘，而富石榴石中心则呈现等距结构，无残留叶理。由维苏岩或斜辉石和密生石榴石组成的几乎单矿物矽卡岩层受后期更换的影响较小。透辉石质斜辉石呈白色至深绿色针状至柱状晶体(长度为0.02 mm至0.5 mm)，通常形成密集的块状，部分取代I期斜辉石(图5f)。II期石榴石属于榴辉石固溶体系列，其尺寸(μm- cm级)、颜色(红色、米色或绿色)和形状(自面体和反面体)变化很大。这一代石榴石截断、横切或覆盖了先前的夕卡岩阶段I的石榴石(图5g)。
石榴石II型的岩心形成自面体至自面体晶体，具有较强的褐色至红色，生长区带弱，具有光学各向异性。岩心通常被深绿色到黄色的石榴石边缘覆盖，显示出明确的生长带和自面体晶体形状(图5小时)。石榴石II期晶体的核心可能含有I期石榴石的残余。
维苏威岩形成自面体和板条状晶体，颜色偏红或偏绿，与石榴石II同期或晚于石榴石II，通常伴有萤石。II期维苏岩充填裂缝并包裹I期维苏岩(图5i)。
(CaSnO[SiO4])是整个共生层序中第一个含锡矿物。它形成自面形板状晶体(<1 mm)，与辉石、维苏岩和富粗硫石榴石II的岩心密切相关(图5f、i和j)。马来榴石通常取代钛矿(图5k)，以板状自面形晶体的形式出现，被石榴石和维苏岩包裹，或沿石榴石生长带出现。在早期矽卡岩II期末期，早期矽卡岩矿物被斜长石和钾长石所取代。它们依次被绢云母、方解石、萤石和石英覆盖(图51)。
晚期夕卡岩II型蚀变
矽卡岩II期蚀变的晚期阶段(影响第I和第II期矽卡岩)的标志是出现磁铁矿、含水钙硅酸盐(如绿帘石和角闪孔)以及绿泥石、少量贱金属硫化物和锡石。磁铁矿以粗糙、结晶、不规则的荚果或由辉石包裹的间隙颗粒的形式出现(图6a)。部分蚀变为赤铁矿。它晚于斜辉石和石榴石，但早于角闪洞和绿泥石(图6b和c)。磁铁矿可与海绵状锡石共生，标志着该矿物首次出现在Geyer SW矿床的矿物组合中，以及各种硫化物矿物，如闪锌矿、黄铜矿和方铅矿。后者在共生上似乎比磁铁矿和伴生锡石更年轻(图6d)。绿帘石形成深绿色的棱柱状晶体，具有明显的分带。绿帘石通常与萤石或闪锌矿形成透镜状或圆形集合体(图6e)。绿帘石的丰度变化很大，但它通常存在于富辉石和富石榴石的夕卡岩层中。闪锌矿以粗晶集合体的形式存在，通常与黄铜矿包裹体和独立的黄铜矿颗粒共存。方铅矿在其他硫化物中几乎总是呈倒面体包裹体。自形，绿至黑色角闪孔(< 2mm)，伴萤石、石英，偶有硫化物矿物和针状锡石(即木锡;图6 f)。细粒绿色角闪孔发育于辉石岩为主的夕卡岩中，沿岩脉和裂缝取代斜辉石。自形锡石伴绿泥石和石英充填石榴石、维苏岩和斜辉石中裂缝(图6g)。有证据表明锡石取代了马来石(图6h)。少量萤石和含锰热液方解石是矽卡岩蚀变共生序列中的最后矿物。斜辉石之后的方解石假晶是这一阶段的特征，而包围斜辉石的石榴石不受替换的影响。此外，锰方解石覆盖着锡石;稀有的钙锡矿(一种稀有的钙锡水硅酸盐)与方解石密切相关(图6i)。
格雷森蚀变主要发生在盖耶岩体内(内辉岩)，但也扩展到变质主岩内(外辉岩)。盖耶的格雷森蚀变主要与脉体(厚度<3 cm)和密网带(厚度<6 m)有关，形成大面积蚀变带。格雷森矿物组合主要由石英、锂云母和黄玉组成，它们代替火成岩长石和云母，但也以脉状充填体出现。锡石伴生绿色矿物，在蚀变晕和脉中以浸染颗粒的形式赋存(图6j)。矿脉中的锡石晶体通常比普遍蚀变区的锡石晶体大。此外，萤石和磷灰石出现在矿脉中。少量黑钨矿、辉钼矿和辉钼矿与毒砂共生。
丰富的细脉，厚度在0.5 mm至5 cm之间，横切的变质沉积和矽卡岩单元(图4i)。这种类型的矿脉可以在长达300米的岩心中找到。脉的矿物学包括不同丰度的绿泥石、石英、萤石、锡石和毒砂。根据主要脉状矿物，观察到三种不同的组合:(a)绿泥石-锡石，(b)萤石-锡石，(c)萤石-石英脉。绿泥石-锡石脉通常伴有约5倍脉厚的蚀变晕，主要产于矽卡岩单元内，但也可向变质沉积岩单元内延伸数厘米。它们晚于矽卡岩I和矽卡岩II的早期阶段，含有自面体绿泥石聚集体(<200 μm)，并伴有亚自面体萤石晶体(<400 μm)。锡石以自面体带状晶体的形式出现，尺寸< 5mm(图6k)，在蚀变晕中绿泥石颗粒之间呈块状深棕色聚集体(图6l)。局部在萤石和绿泥石矿物之间存在自形毒砂和自形石英。萤石-锡石和萤石-石英脉没有明显的蚀变晕，有许多相似之处。唯一明显的区别是前者含锡石，而后者不含锡石。这些矿脉的产状并不局限于矽卡岩层;它们与矽卡岩、变质沉积单元和花岗质岩石相交。这些矿脉中少量矿物相为白钨矿和毒砂。由于矿物学特征相似，我们认为这两种矿脉类型是同一时期的，反映了同一时期的局部矿物学变化。萤石±石英±锡石脉(含绿泥石-锡石脉)晚于主要矽卡岩阶段，反映了锡成矿的最新阶段。
与夕卡岩、灰岩和脉岩相关的流体包裹体显微温度测量结果将在下一节中在岩石学背景下进行描述。
流体包裹体岩石学
在上述不同结构阶段的辉石、萤石、石英和锡石中检测到适合显微测温的流体包裹体(FI)。共分析了33个流体包裹体组合(FIA)中的187个流体包裹体(不含富气流体包裹体)。这些包括原生、伪次生和簇状包裹体(Goldstein和Reynolds 1994;腹内充满卵的1984)。基于室温(20°C)下的观测;在水盐岩的冷却实验中，可以区分出四种类型的流体包裹体(图7)。
I-L型fi(富液两相fi)包含液体(70-80 vol%)和气相(20-30 vol%)。它们呈椭球状或不规则形状，通常出现在假次生尾迹中。夹杂物的直径变化很大，范围在<10 ~ 55 μm之间。
II-V型fi(富气两相fi)的特点是蒸汽比例高(> 90vol %)。它们通常不规则或呈负晶状，直径在10 ~ 25 μm之间，少数例外是较大的夹杂物。这种类型与某些III型fia密切相关，并发生在相同的原发性或伪继发性尾迹中。
III-LVS型红外晶体(富液多相红外晶体)包含水液相(60-80 vol%)、气相(20-40 vol%)和一个或多个子晶体。夹杂物直径不超过25 μm，形状为椭球状、不规则状或有棱角状。矿物中的固相为盐岩或水盐岩，较少见的是萤石。
IV-LV型FIAs(两相FIAs)包含液相(40-60 vol%)和气相(40-60 vol%)。原生包裹体以团簇形式出现在萤石或石英中。此外，在萤石中还存在带有圆形和细长包裹体的假次生尾迹，这些包裹体横切一到两个生长带。这些夹杂物的直径在<5 ~ 45 μm之间。
流体包裹体的显微测温
表2总结了不同流体包裹体类型的显微测温数据。根据不同蚀变组合中寄主矿物的结构位置对资料进行分类。ESM表1提供了详细的背景数据集，包括单个流体包裹体分析。
同生辉登辉石(图7a)和ⅰ期矽卡岩萤石中的流体包裹体组合显示出均匀的包裹体，并且总是I- l型包裹体。平均共晶温度为21℃，因此这些流体包裹体在NaCl-H2O体系中得到了最好的描述。均质温度Th (LV)范围为279-293℃(未校正;447至468°C的估计压力，见讨论更多细节)。冰的融化温度Tm(冰)在?4.4℃~?7.4℃之间，对应的盐度为7.1 ~ 11.0%，等于w(NaCl)。
在II期矽卡岩中，在萤石和斜辉石中发现了NaCl- h2o体系和NaCl- cacl2 - h2o体系的I-L型、II- v型和III-LVS(图7)。I-L型FIAs显示Th (LV-L)为320-325℃，Tm(冰)为- 1.5 ~ - 3.4℃，对应的盐度范围为2.6 ~ 5.6%=w(NaCl)。斜辉石和萤石中的III-LVS型流体包裹体Th值为325 ~ 335℃。Tm(冰)在?37.2 ~?31.0℃之间，水盐岩(Tm(hh))的熔融温度在?32.0 ~?16.5℃之间，对应的盐度为26.9 ~ 28.7% eq. w(NaCl+CaCl2)。III-LVS可以在与II-V型流体包裹体相同的轨迹中局部发现。
在绿泥石-锡石和萤石-锡石矿脉中，萤石和锡石中分别存在NaCl-H2O体系和NaCl-CaCl2-H2O体系的I-L型、II-V型和III-LVS型流体包裹体。在含有III-LVS型包裹体的径迹中，可出现II-V型包裹体，表明包裹体为非均质包裹体。由于气相含量高，相变不可见，因此无法测定这些夹杂物中的Th和Tm(图7b)。含盐III-LVS型包裹体(图7c) Th为305 ~ 310℃，溶化温度Tm(h)为120 ~ 140℃，平均盐度为31.5% eq. w(NaCl+CaCl2)。III-LVS型无盐包裹体Th为275 ~ 320℃，Tm(hh)为- 44.1 ~ - 22.7℃，相应的盐度为20.0 ~ 32.2%=w(NaCl+CaCl2)。以萤石为寄主的III-LVS型流体包裹体的平均Th为340℃，Tm(冰)为- 4.6℃，盐度为7.3% eq. w(NaCl)。在没有锡石的矿脉中，在萤石(图7d)和石英中分析了IV-LV型流体包裹体，这种流体包裹体在h2o - nacl体系中也得到了最好的描述。后者包含的包裹体Th为285 ~ 295℃，Tm(冰)在?1.8 ~ 1.3℃之间，对应的盐度为2.3 ~ 3.1%=w(NaCl)。萤石包裹体的Th值为255 ~ 310℃，Tm(冰)值为0.6 ~ 5.9℃，盐度为1.0 ~ 5.9%=w(NaCl)。
用U-Pb LA-ICP-MS测定了5个石榴石样品(144)和3个锡石样品(95)的年龄。U、Pb浓度及计算年龄、样品位置、点位分析次数见表1。
GR4(钻芯Z626, 85 m)和GR5(钻芯Z606A, 79.5 m)样品与ⅰ期矽卡岩有关。所分析的红色到棕色石榴石是富含粗晶花岗岩的石榴石，伴随着绿色到白色的透辉斜辉石(图2a)。GR4和GR5样品仅含超前钙硅酸盐矿物，没有绿泥化作用的证据。GR4中石榴石U含量为0.04 ~ 0.65 μg, GR5中石榴石Pb含量为0.01 ~ 1.75 μg/g, GR4中石榴石Pb含量为0.01 ~ 0.14 μg/g, GR5中石榴石Pb含量为0.06 ~ 0.39 μg/g。这两个样本的结果产生重叠的下截距年龄分别为322.4±5.1 Ma和322.1±11.8 Ma(图2a)。
Z626岩心GR1 (96.5 m)、GR2 (59 m)和GR6 (45.6 m)石榴石样品(图2b)与II期矽卡岩有关。这些样品中的石榴石呈浅绿色至深绿色，富含安锰矿，并与斜辉石共生。GR2和GR6样品仅含前倾矿物，而GR1样品则被一些细绿泥石脉(<1 mm)横切。样品中石榴石U含量在0.01 ~ 1.4 μg/g之间，Pb含量在0.01 ~ 0.9 μg/g之间。样品GR6、GR2和GR1的U-Pb截距年龄分别为307.3±4.8、305.1±3.9和301.6±5.0 Ma。GR657-02a样品(岩心Z657, 83.8 m)中的锡石产于与萤石和石英交叉切割矽卡岩的矿脉中(图2c)。锡石呈自面体，生长带明显，呈深褐色至半透明状。锡石U、Pb含量分别为1.4 ~ 16.5 μg和0.08 ~ 1.2 μg/g。U-Pb数据的截距年龄较低，为308.2±3.7 Ma。样品60973和60974(“Binge，”Geyer)含有花岗岩为主的灰岩，锡石与石英、云母和黄玉密切相关(图2)。锡石晶体U含量在0.09 ~ 33.1 μg/g之间，Pb含量在0.06 ~ 14.1 μg/g之间，截距年龄为305.7±3.7和306.6±3.5 Ma，与脉状锡石和卡卡岩II组合石榴石的年龄误差一致。
下载原文档：https://link.springer /content/pdf/10.1007/s00126-023-01194-8.pdf