成礦流體的研究方法

Ⅰ 成礦流體系統的性質與組成

為了了解成礦流體的性質與組成，我們詳細研究了呷村礦床脈狀-網脈狀礦帶和上部塊狀硫化物礦帶中的石英和閃鋅礦的流體包裹體，同時還研究了底部重晶石丘和上部硫化物-硫酸鹽層重晶石中的流體包裹體。對200餘片光薄片進行了岩相學研究，並從其中選出64片進行了顯微測溫（表5-5）。在此基礎上，對流體包裹體進行了氣-液相成分分析。

圖5-12現代中高溫酸性（t＞230℃，pH＜6）地熱系統熱水REE稀土配分型式（據Michard,1989）

EPR—東太平洋洋中脊海隆；MAR—大西洋洋中脊；SS—美國Salton湖；Mofete—義大利Phegrean區

表5-10呷村礦床成礦流體組分濃度及物理化學參數

溫度、鹽度、密度根據本文分析數據，其他數據引自侯增謙等，1995

Ⅱ 流體成礦學與礦床成礦模式

流體成礦學 成礦流體是指既能汲取、溶解、包含各類成礦物質，又能將其運移、輸導到有利的構造-岩石空間而富集形成礦床的流體。流體無處不在，是地質作用中最為活躍的因素。流體的大規模運動，造成地殼乃至地幔物質和能量的轉換及遷移，因此也就直接導致地球內部化學元素的顯著活動和成岩、成礦作用的發生。

20世紀70年代初化學動力學開始被應用於地質過程的研究，而流體動力學則直到70年代末才被引入地質科學。雖然引入的時間不長，但是由於動力學與地質學的互相滲透與交叉，開辟了許多動力學研究的新領域，發現了不少動力學新現象，並且提出了動力學方面的一些新概念。如地球動力學、地質化學動力學和地質流體動力學等。

近20多年來，地質流體成礦的研究取得了許多重要的發現和新認識，特別是80年代中期對北美大陸內部的地質-地球物理-地球化學-鑽探等綜合研究認為，大型礦集區和油氣田的形成和分布主要受盆—山轉換系統、地殼流體遠距離運移等的控制，著名的密西西比河谷型(MVT型)鉛—鋅礦床以及大部分油氣藏就是由橫穿北美克拉通的活動熱鹵水大規模運移形成的。這標志著成礦學的研究已注意到了探索金屬礦床和油氣形成的地殼規模控制因素。

礦床成礦模式 即礦床形成過程的模式。 它是對礦床賦存的地質環境、礦化作用隨時間-空間變化顯示的各類特徵(包括地質地球物理、地球化學和遙感地質)以及成礦物質來源、遷移富集機理等礦床要素進行概括、描述和解釋，是成礦規律的表達形式。其內容包括：區域地質背景(大地構造單元、所在區域的地質特徵)、成礦環境(賦礦地層、岩石組合、岩性特徵等及控礦構造)、礦體的分布及產狀、礦石類型及礦物組合、礦石結構構造、礦化階段及分帶性、蝕變類型及分布、成礦物理化學條件(溫度、壓力等)、礦床成因機理(成礦物質來源、成礦物質的時間變化原因)、成礦類型、控礦因素和找礦標志等。

Ⅲ 流體成礦作用研究現狀及發展趨勢

目前流體成礦作用研究側重於單個礦床中流體的來源、性質、成礦物質的來源、遷移形式及沉澱機制等，而對於成礦過程中的流場、溫度場、化學物質場等研究相對較少，尤其中低溫熱液礦床的成礦過程（流場、溫度場、化學物質場等）研究在我國甚至是空白。在研究方法上，以地球化學手段為主，成礦過程的數值模擬研究尚少。前文提到有關熱液礦床成礦流體來源、成因和演化的所有認識，大多是在缺乏流體背景區域地球化學資料的情況下，基於對礦床的點式孤立研究而獲得。重要典型成礦區帶的區域古流體場地球化學背景資料，及其變化規律與成礦作用的綜合研究在國內外至今尚屬空白。因此，區域古流體場地球化學背景和大尺度空間的區域地質問題已成為區域成礦規律和認識大規模流體流動系統中一個不容迴避的關鍵課題。地球化學和流體運移物理過程的綜合研究，以及涉及水頭—熱效應—化學反應—應力效應的四重耦合多維數字模擬研究是流體成礦理論研究的發展趨勢。當前國際上對有關若干公里規模流體運移成礦（成油）的數字模擬已達到三重二維水平（流場、溫度場、化學反應三重二維模擬）。地殼大規模流體運移與成礦作用關系的研究尚處在初級階段，在我國該項研究則處在起步階段。

Ⅳ 成礦流體來源和基本類型

地球內部的流體多種多樣，按其性狀和成因可分為：①岩漿熱液；②變質熱液；③熱鹵水（含原生水、同生水）；④地熱水（或泛稱熱水溶液，指除①、②、③以外的地殼內水熱流體）；⑤地下水（包括大氣降水）；⑥海水；⑦石油和天然氣；⑧地幔來源的流體。廣義的流體還包括岩漿在內。劉建明等（1998）將起源於一定的地質構造環境下、活動於統一的地質作用過程中，受同一地質構造-熱-化學-動力條件驅動的流體系統稱為流體體系，並劃分出五大類不同的成礦地質流體體系：①與大陸地殼中-酸性岩漿熱事件有關的熱液流體體系；②與海底基性火山活動有關的熱液噴流流體體系；③與海相沉積盆地演化有關的盆地流體體系；④與區域變質作用有關（含與大型剪切帶有關）的變質流體體系；⑤與地幔排氣過程有關的深部流體體系。各種流體中，以熱水為主的流體，尤其是岩漿水、變質水、熱鹵水和地幔成因流體對固體礦產的成礦最為重要。

（一）岩漿熱液與成礦

岩漿熱液是指由岩漿在演化過程中分異形成的流體。廣義的岩漿熱液是指所有與岩漿作用有關的熱液，包括由岩漿液態不混溶作用分出來的熱液和岩漿在結晶分異過程中分異出來的熱液，也包括一些與岩漿達到同位素平衡的圍岩中的熱流體。岩漿熱液是一種以水為主體，富含多種揮發分和成礦元素的熱流體，有超臨界相、氣相和液相。初始岩漿熱液並不是孤立的存在，它與周圍的環境處於一個不斷反應而趨於平衡的狀態之中，是一個復雜的多元的體系，以富含Cl和CO₂為特徵。

岩漿熱液活動有一定的溫-壓條件，壓力主要在1000×10⁵～2000×10⁵Pa左右，說明它存在的深度一般不超過7～8km，溫度為100℃～800℃。過高的溫壓條件會使岩漿熱液重新溶解在岩漿體系中去，而不表現出單獨活動的性質。根據岩漿熱液的成分，可用NaCl-H₂O-CO₂-SiO₂體系來描述其熱力學性質。

岩漿分異出熱液的過程是地質學家重視研究的一項內容。Burham（1979）認為常見的長英質岩漿中，含水量一般為2.5%～6.5%，平均為3.0%左右。水在幾種硅酸鹽岩漿中的溶解度，隨著壓力的增加而增大。壓力降低，水就會從岩漿中釋放出來，形成溶有Na、K、Ca、Mg、Cl、、HS^-的岩漿熱液。

與岩漿熱液有關的成礦作用已經過多年研究。已明確認識到一些熱液礦床是由岩漿熱液作用形成的，例如與花崗岩類有關的一些鎢、錫、鉍、鉬熱液礦床、斑岩礦床和偉晶岩礦床等。其中，最典型的是斑岩型礦床的成礦作用：從岩漿中分異出的熱液直接參與了成礦過程；岩漿活動加熱周圍的地下水，使之變成成礦流體。而這兩種流體的參與對流和相互混合，常是形成大型熱液礦床的重要條件。例如，著名的O1ympic Dam 銅-鈾-金礦床，最近的研究認為是由上升岩漿熱液和下降鹵水混合而導致大規模成礦。

（二）變質熱液與成礦

變質熱液是在變質作用過程中因礦物和岩石的脫水作用（或稱去揮發分作用）而形成，它屬H₂O-CO₂型流體，H₂O佔80%以上，CO₂約為5%～20%，鹽度一般小於3%。對一種具體的變質流體而言，其成分取決於變質程度和發生脫水的變質相。

一般來說，低級變質作用產生的流體富含H₂O，高級變質相中產生的流體以高密度CO₂為主；原岩如為蒸發岩，則放出富NaCl的鹵水；原岩如為碳質沉積岩，則放出富含水和二氧化碳的流體。

在變質作用過程中岩石能否發生脫水反應取決於體系的反應自由能、溫度和壓力以及體系的成分等參數。此外，還要考慮時間的因素。大多數的礦物脫水反應是吸熱反應，實驗表明大約是每失去1 mol水，需吸收10×4186.8J熱量。因此，在高熱流值的地質環境中，礦物的脫水反應容易進行，而在低熱流值的地質環境里這類反應進行得很緩慢。

壓力對脫水反應的影響比較復雜，因為在不同的圍壓和地質環境下，水的分壓不同。因此，需將各分壓的因素盡可能地考慮進去，才能合理地判定脫水反應是否可以進行及產生了多少流體等。

加拿大太古宙金礦床是變質流體成礦的較典型例子（Burrows D R等，1986，1987）。金礦產在遭受強烈變質作用的太古宙地層中，變質程度從綠片岩相到角閃岩相。形成金礦的變質流體的主要特徵是：①流體主要以水為主，成分相當均勻，含有少量的CO₂和CH₄；②成礦流體來源於變質岩，這種變質流體沿剪切帶上升時，與圍岩發生了反應，形成了典型的蝕變組合；③成礦的變質流體的量是相當大的，並以剪切帶作為活動通道。

（三）熱鹵水與成礦

熱鹵水是指鹽度大於50克/噸，以NaCl為主，並富含I、Br、B、Rb、Cs、Sr、Ba及金屬元素的天然加熱水體。熱鹵水的溫度大多在200℃以下，屬於中低溫的范圍，礦化度最高可達360克/噸，且隨著礦化度的增高，成礦元素的含量也增高。熱鹵水可以是海水蒸發濃縮而成，可以是陸相鹽湖成因；可以是鹽礦溶濾形成，也可以因乾旱、半乾旱地區地下水長期大陸鹽化而形成。不同環境形成的鹵水的化學成分和同位素組成有較大的差異，成礦特點也不盡相同。

熱鹵水作為成礦流體的想法由來已久。在地質實踐中，人們發現一類與岩漿作用、變質作用均無多大關系，分布在一定的層位中，但又常呈透鏡狀和脈狀切穿層理的熱液礦床是由熱鹵水形成的。此外，在石油勘探中發現的油田水，實際上都是熱鹵水，這種熱鹵水和石油有明顯的成因聯系；同時許多資料也表明一些大的油氣田周圍常伴生有規模較大的金屬礦床。在現代海底，如紅海海底、加利福尼亞索爾頓海底也都發現有高鹽度的鹵水，其中有含量不同的金屬（如鉛、鋅、銅等），元素的種類和含量與世界上大多數這類礦床的一致。這些實例表明，熱鹵水很有可能就是一種成礦流體。

當礦源岩（層）等經過熱鹵水的滲透、淋濾時，一些成礦組分被溶解，成為含礦鹵水或潛在的溶礦鹵水被保留在岩石孔隙帶中。當它們受到以後的構造運動或地熱增溫的驅動，能將金屬搬運到適當地段而富集成礦。

熱鹵水對層控礦床的形成作用以密西西比河谷型（MVT）礦床研究較為深入，而該類礦床的閃鋅礦流體包體成分又與油田鹵水很相似。研究表明，油田鹵水的最重要的物理化學特徵，與賦存於沉積岩中的賤金屬硫化物礦床鹵水的溫度（100℃～150℃）、鹽度很相似。油田鹵水由於它的高鹽度（5～7mol/L的NaCl）和低pH值（＜4.3）的特徵，使得它本身具有同時溶解較高含量的金屬成礦元素和還原硫的能力，在從蓄水層向成礦地點的長距離運移過程中，能夠不斷地萃取圍岩中的成礦金屬組分，而轉化成為成礦流體。因此，它是形成密西西比型礦床的一種重要的潛在成礦流體。

（四）地幔流體與成礦

地幔流體是與地幔岩石處於平衡的氣體和揮發分，通過地幔岩包體中流體包裹體以及玄武岩玻璃中化學組分的研究了解到，地幔流體的主要化學組分為碳、氫、氧、氮和硫（CHONS），以及少量氟、氯、磷等，在弱還原條件下以CO₂-H₂O為主，在強還原環境則主要為CH₄-H₂O-H₂（曹榮龍，1996）。杜樂天（1996）強調鹼質（鉀、鈉以及鋰、銣、銫等）在地幔流體中的作用，將地幔流體成分縮寫為HACONS，其中A即Alkali。

地幔流體易溶於硅酸鹽熔體，對於大離子親石元素（Ca、K、Rb、Sr、Na）和LREE、Ti、Nb、Ta等有較高的溶解度。地幔流體可對地幔岩發生交代作用，從而改變地幔的組成。

根據流體的起源和環境，路鳳香等（1992，1996）將地幔流體劃分為3種類型：①與幔源岩漿有關的晚期流體。幔源岩漿在深部結晶的晚期可分異出以H₂O或CO₂為主的流體，它們在深部可發生交代作用，生成金雲母、鉀鹼鎂閃石、磷灰石和碳酸鹽等。②軟流層起源的熔體／流體。上地幔軟流層熔融岩漿後，一部分可凝聚上升侵位或噴出地表；另一部分因數量少或不具備通道仍存於地幔內部，在高壓條件下常結晶成粗大晶體，還可對周圍地幔發生交代。③超深流體。來自較深地幔或可能來自核幔邊界。根據對金伯利岩、金剛石等的礦物、元素和流體包裹體研究推測，這種超深流體的組成包括碳、氫、氧、氮、硫、氟、氯、磷、鹼金屬、鐵、硅、銅、鉛、鋅、錫、銀、金等。流體的氧逸度很低，自深部向上硫逸度增大，運移過程中形成硫化物。推測超深流體可以呈獨立的物質流透入到幔源岩漿中，也可與地幔中存在的其他流體發生反應或混合。杜樂天（1996）系統地研究了地幔流體的組成、演化和成礦作用。他認為，鹼交代作用是地幔流體交代地幔和地殼的基本機制；鹼交代岩是地幔流體轉變為熱液的化石記錄。而拆離斷層構造體系則是地幔流體上升到地殼的活動通道。他還提出，天然氣-油-鹽類-金屬的成礦是統一的熱液成礦作用系統。

據研究，幔源流體對金剛石、火成碳酸鹽有關磷、稀土礦以及鎳、鉑和金等礦床的形成有重要意義。

（五）有機質流體與成礦

有機質流體的成礦作用是礦床學和有機地球化學的研究課題。已知在不少金屬礦床的礦物包裹體中含有烴類物質。例如，MVT型鉛-鋅礦床的成礦流體為H₂O+有機質（油氣）；陝西公館大型汞-銻礦床的辰砂晶體包裹體中，發現了含油氣的有機質流體；滇、黔、桂卡林型金礦的成礦流體中皆含有機質。又據報道，一些油氣田中，金含量較高，有的重油中含金達2×10^-6（山東勝利油田）。因此，含有機質流體的形成、演化及其對金屬元素的萃取、輸運和卸載聚集中所起的作用，已成為引人入勝的研究領域。金屬礦床（化）和油氣藏常相伴生的原因也需要從對有機質流體的研究中獲得科學解釋。近年的研究表明，不僅鐵、錳、磷、鋁等沉積礦床的形成與生物有機質關系異常密切，多數層控型金、鉛、鋅、汞、銻、砷、鈾等礦床的成礦流體也富含有機質。據傅家謨等（1986，1990）實驗證明，含有機質的水溶液比單純含無機鹽的水溶液中，礦質的溶解度要高得多，可達幾倍到十幾倍。有機配位基可以與鉛、鋅等形成穩定的可溶性金屬-有機配合物，它們在水溶液中具有良好的熱穩定性（180℃～240℃）。據張文淮等（1996）研究，滇、黔、桂區金、汞、銻、砷礦床的成礦溫度多在200℃以上，鹽度低（＜5%），有機質主要為氣態烴類，以-CH₃、-CH₂、C-CH₃等形式存在，說明該區成礦金屬除與無機質形成配合物遷移外，更多的可能是與有機質形成氣態金屬有機配合物遷移。

大量研究結果表明，很多金屬礦床與富含有機質的流體密切有關，它們在空間上常產於盆地邊緣或盆地腹地中；在成因上，它們與有機質有成生聯系。有機質在金屬元素的活化萃取、遷移和卸載堆積等各個成礦階段，均扮演著很重要的角色。

Ⅳ 成礦流體來源、演化和螢石成礦作用機制

一、成礦流體來源和演化

如前所述，蘇-查礦床是蘇-查地區螢石礦床中的典型代表，本節主要以蘇-查礦床為代表，並兼顧 敖包吐礦床和貴勒斯泰礦化點，分析其成礦流體的來源和演化，探討螢石成礦作用機制和過程。

蘇-查礦床螢石流體包裹體中富液相的Ⅰ類包裹體的均一溫度為120～380℃，分布在兩個溫度區 間，即120～260℃和340～380℃，以前者為主。其鹽度分布在0.18％～10.98％ NaCleq之間，主要 分布在2％NaCleq左右，因此，富液相的Ⅰ類包裹體可能代表了低溫、低鹽度的流體端員。包裹體 的均一溫度均小於400℃，指示在這樣的溫度條件下，岩石處於脆性狀態下，其壓力體系應該為靜水 壓力體系，對應的包裹體最小捕獲壓力為160×10⁵ Pa，其形成的深度為1600 m。蘇-查礦床中含石鹽 子晶的Ⅲ類多相包裹體，其子晶熔化溫度小於均一溫度，氣泡消失後達到完全均一，包裹體的均一溫 度變化范圍為396～436℃，鹽度分布在29.47％～47.95％NaCleq之間，主要分布在36％～40％Na- Cleq之間，因此，含石鹽子晶的Ⅲ類多相包裹體可能代表了高溫、高鹽度的流體端員，反映了成礦 流體屬於岩漿水來源。包裹體的壓力估計表明，其壓力屬靜岩壓力體系，最小捕獲壓力為270× 10⁵Pa，對應的深度為1100 m。由此可見，蘇-查礦床的成礦流體存在高溫、高鹽度的岩漿來源流體和 低溫、低鹽度的大氣降水來源流體兩個端員。

通常認為岩漿出溶流體的整體鹽度（bulk salinities）一般在2％～10％NaCleq之間（Hedequist et al.，1997），岩漿流體組成的變化與流體從熔體中的出溶和流體的不混溶作用有關，因此，高鹽度的 流體的形成可以由具有整體岩漿水組成的岩漿流體在上升過程中，通過流體的相分離演化而來（Hedequist et al.，1997）。高鹽度、高溫流體端員的發現從流體演化的角度，指示了蘇-查螢石礦床是 與岩漿活動有關的岩漿熱液礦床，而不是熱水沉積礦床。

蘇-查螢石礦床的各類包裹體的壓力分析結果表明，流體的演化過程中經歷了靜岩壓力和靜水壓 力的轉換，因此，可以推測Ⅰ類富液相包裹體所代表的低溫、低鹽度成礦流體可能是高鹽度、高溫的 流體在經歷了壓力體系的轉變後，進入蘇-查層間破碎系統，並與處於靜水壓力體系下的大氣降水混 合、降溫形成的。

蘇-查礦床中存在富CO₂的Ⅱ類包裹體，其氣相分數變化較大，具有不同的部分均一方式，指示 了原始流體發生了不混溶分離（盧煥章等，2004）。造成流體相分離的作用機制可能有流體的突然減 壓，或者高溫、高壓流體與大氣降水（或其他低溫流體）的混合，或者是流體成分的變化導致流體 中某些組分的增加或減少造成流體的不混溶分離大量氣體逸出，礦物捕獲了這種沸騰的流體（液相 ＋氣相），形成了一系列充填度變化較大的包裹體群。對蘇-查螢石礦床來講，CO₂包裹體的捕獲可能 是岩漿流體與大石寨組第三岩性段底部的大理岩透鏡體反應的結果。流體的不混溶現象表明包裹體的 均一溫度就是形成溫度，而包裹體中的壓力就等於在此溫度時的蒸氣壓。該類包裹體由於測試數量較 少（只有2個），其均一溫度在280～312℃之間，對應的捕獲壓力在70×10⁵Pa附近，其捕獲深度為 700 m。

對於敖包吐螢石礦床而言，其螢石的流體包裹體類型單一，為富液相的氣-液包裹體。包裹體的 顯微測溫結果表明，均一溫度分布在148～355℃之間，主要集中在148～260℃之間，其峰值溫度為 160～180℃；根據冰點溫度計算的包裹體的鹽度基本上都小於1％NaCleq，因此，可以認為敖包吐礦 床的成礦流體為低溫低鹽度的流體。包裹體類型單一，沒有發現富氣相包裹體類型，指示了成礦流體 沒有發生過相的分離作用，所有的包裹體測試數據點在T-w-ρ圖解中（見圖5-6）均沿著溫度降低 的方向排列，說明溫度的變化是敖包吐成礦流體演化的主要特點；包裹體的均一溫度小於400℃，指 示了流體的演化過程中，圍岩處於脆性狀態，其包裹體的壓力體系應該為靜水壓力體系。在上述認識 的基礎上，可以推測，敖包吐螢石礦床的成礦流體同樣可能是高溫、高鹽度的成礦流體在經歷了靜岩 壓力體系向靜水壓力體系轉換後，沿大石寨組第二、第三岩性段之間的層間破碎帶遷移，同時與大氣 降水混合、降溫形成的。

貴勒斯泰螢石流體包裹體的研究結果表明，螢石中包裹體全部為氣-液二相包裹體，其均一溫度 在152 ～217℃之間，其鹽度分布在0.18％～2.24％NaCleq之間，反映了其成礦流體與敖包吐礦床一 樣是低溫、低鹽度的流體，經歷了相同的流體演化的過程。在這個過程中流體溫度的降低是主要特徵（見圖5-8）

二、螢石的成礦作用

蘇-查螢石礦床的包裹體顯微測溫結果和氣、液相色譜群體分析表明，成礦流體屬於NaCl-H₂O -CO₂體系，存在高溫、高鹽度和低溫、低鹽度兩種端元流體類型。CO₂包裹體的存在指示流體發生 了不混溶作用，流體靜岩壓力和靜水壓力的交替，指示了流體體系的相分離是CaF₂從流體中沉澱的 重要機制。而造成流體的相分離的主要原因可能是成礦流體與大石寨組火山岩和大理岩發生水岩反應 的結果。

包裹體的液相離子色譜分析結果表明，成礦流體陽離子以Na^＋為主，陰離子以

內蒙古蘇莫查干敖包超大型螢石礦集區產出環境、地質特徵和成礦機理

內蒙古蘇莫查干敖包超大型螢石礦集區產出環境、地質特徵和成礦機理

螢石的包裹體氫-氧同位素研究表明（見圖5-7），成礦早期的螢石的δ¹⁸O呈現水平的交換趨勢，反映了流體的混合作用以及成礦流體與圍岩的水岩反應是其成礦的主要機制（Hedenquist et al.，1994）。相比之下成礦晚期的螢石樣品主要分布在大氣降水線附近，反映成礦流體主要是大氣降水為 主要來源的混合流體。所有包裹體樣品在均一溫度和鹽度協變圖上（見圖5-4）沿降溫方向分布，表 現出晚期的螢石成礦作用中起主導作用的是流體中溫度的下降。

蘇-查礦床螢石礦脈的上、下盤圍岩發生了廣泛的圍岩蝕變，主要蝕變類型為大石寨組流紋斑岩 和碳質板岩的高嶺土化和大理岩的螢石化（見第三章）。礦脈圍岩蝕變帶的礦物組合和蝕變程度是由 圍岩的礦物組成和流經圍岩的成礦流體的性質、組成和數量決定的，代表了熱液流體的活動路徑，是 不同礦床類型的找礦勘查標志，同時是深入研究成礦流體的性質、組成和沿控礦構造遷移的標志和載 體，是理解成礦物質從成礦流體中沉澱析出、富集堆積機理和過程的一把有力的鑰匙（Meyer et al.，1967；Rose et al.，1979；Reed，1997；Robb，2005）。高嶺土蝕變現象指示了成礦流體具有酸性和氧 化的特點，流體與大石寨組的中酸性火山岩發生了高比值水岩反應，是流紋斑岩中鉀長石水解作用的 結果，這個過程是等化學反應（isochemical）的過程。其機制如下：

（1）岩漿流體的出溶遵循Burnham模式（Burnham，1967，1979），通常在岩漿結晶的早期或晚 期，在花崗岩類侵入岩的頂蓋穹窿部位，形成水飽和的甲殼（H₂O_-saturated carapace）。岩漿出溶的 流體沿著岩漿房上部的角礫岩筒和石英細脈上升到周圍的地層中去，然後沿地層中的構造薄弱面或大 斷裂繼續上升。在這個過程中水發生了水解作用（hydrolysis），即水分子中的一個或全部的O -H鍵 斷裂，H₂O以H^＋的形式存在，從而對硅酸鹽產生蝕變作用；同時大量的Si以可溶性硅酸的形式進入 流體，而流體也因此變成酸性（Robb，2007），其化學反應是：

內蒙古蘇莫查干敖包超大型螢石礦集區產出環境、地質特徵和成礦機理

（2）酸性流體對大石寨組流紋斑岩和流紋質凝灰岩產生蝕變作用，其結果是流紋岩和凝灰岩中的鉀長石產生破壞形成白雲母，隨著蝕變作用繼續進行，白雲母變成高嶺土；而大石寨組大理岩也在 酸性流體的作用下發生分解析出Ca^2＋，同時釋放出CO₂，Ca^2＋和流體中的F-反應形成CaF₂，流體中 的CaF₂則進一步飽和。這個過程隨著H^＋的不斷消耗，流體漸漸由酸性轉化為中性，鉀長石破壞性 蝕變的速率也逐漸降低，直至停止，其化學反應是：

內蒙古蘇莫查干敖包超大型螢石礦集區產出環境、地質特徵和成礦機理

Reed（1982，1997）和Robb（2005）指出，熱液流體沿構造通道的遷移過程伴隨著流體化學梯 度演化，因此，圍岩蝕變在動力學的意義上可以認為是不斷變化的水/岩比值的函數。流紋斑岩中鉀 長石的水解作用指示了流體與圍岩水岩反應中水岩比是較高的，流體的pH較小，表現為酸性狀態，並且隨著水岩反應的進行，流體中H^＋不斷消耗，pH逐漸加大；在這種氧化的環境中硫只能以S^6＋的 價態存在，這與包裹體的液相離子色譜的分析結果相一致，流體中主要陰離子為 。

Richardson et al.（1979a，b）指出，螢石的沉澱可以是成礦流體與圍岩反應形成的，流體中pH 的變化會導致螢石的沉積。CaF₂在酸性溶體中有較高的溶解度，當流體pH從酸性變化為中性時，螢 石的溶解度會降低大約100 mgCaF₂/kg H₂O。實驗表明（Richardson et al.，1979a），在200℃溫度條 件下，pH為5時，在離子濃度為2.0M的NaCl-H₂O溶液中螢石的溶解度為63 mg CaF₂/kg H₂O，而 在pH為3時，其溶解度為104mg CaF₂/kg H₂O，顯見流體中由於水岩反應導致的pH的變化是螢石溶 解度變化的重要因素，也是導致蘇-查早期螢石沉澱、堆積的主要因素。

對於成礦晚期的流體，氫-氧同位素和包裹體測溫都表明成礦流體為低鹽度的（約2％）以大氣 降水為主要來源的流體體系。實驗表明（Richardson et al.，1979a）對於2M CaF₂飽和的NaCl-H₂O 溶液而言，在溫度從266～100℃的降溫過程中，溶液中CaF₂的溶解度會降低近20 mg/kg H₂O。這種 飽和流體中的溶解度的降低幅度隨鹽度的增加而增加，流體的鹽度到4M時，同樣溫度的降低從流體 中沉澱的CaF₂可以達到60mg/kg H₂O。流體的混合實驗表明對於CaF₂飽和的NaCl-H₂O體系，流體 的稀釋過程（可以模擬高鹽度流體與低鹽度的大氣降水的混合過程）（Richardson et al.，1979a）基 本上是一種螢石的溶解而不是沉澱的機制，飽和的流體由於稀釋而變得不飽和；而對於含有CaCl₂或 者CaCl₂＋MgCl₂的鹵水溶液，少量純水的加入可以使得混合溶液變成螢石的過飽和溶液，析出0.1～ 1.2mg/kg H₂O的螢石，這個數量遠小於飽和流體由於溫度的降低而沉澱的螢石數量，而當更多的水 與鹵水混合時，混合液又變得CaF₂不飽和。由此可見，流體的混合基本上是螢石的溶解而不是沉澱 的機制，蘇-查礦床晚期螢石的結晶沉澱的主要因素是低鹽度流體（大約2％）溫度降低的結果。

對於敖包吐螢石礦床和貴勒斯泰螢石礦化點而言，流體包裹體研究結果表明，其成礦流體主要是 以大氣降水為主要來源的低溫、低鹽度流體，結合上述討論結果，認為這兩個礦床（礦化點）的成 礦流體中溫度的降低是CaF₂從流體中沉澱析出、堆積成礦的主要機制。

Ⅵ 成礦流體的來源和演化

以上流體包裹體研究結果指示，沉積盆地的演化及其伴生的盆地熱鹵水可能在黑色岩系Ni-Mo-PGE礦的成礦過程中起到重要的作用。新元古代到早寒武世，位於華南克拉通南緣的加里東冒地槽接受了巨厚的細粒碎屑岩和碳酸鹽岩等沉積物，其中＞300℃的中高鹽度CaCl₂-NaCl-H₂O體系的還原性盆地熱鹵水在不斷增厚的上覆沉積物擠壓下，順地層側向遷移，並吸取地層中的Ni、Mo、V和PGE等成礦元素，由此形成的成礦熱鹵水沿斷裂上升，與相對低鹽度的NaCl-H₂O體系正常海水混合。流體混合作用導致成礦流體物理化學條件的改變，兩種不同性質流體的混合有利於Ni、Mo、V和PGE等成礦元素沉澱，最後在早寒武世（541.3±16Ma）形成黑色岩系鉑多金屬（毛景文等，2001）。在該礦層下伏磷塊岩中常見的近乎垂直切割地層的碳酸鹽石英網脈可能代表了盆地熱鹵水上升的通道。在鉑多金屬礦形成之後，由於後期構造作用的影響，在礦層之上局部形成了後期碳酸鹽石英脈。

Ⅶ 成礦流體的來源與演化

1.流體的來源呷村礦床細脈或網脈狀礦化帶中石英的高δ¹⁸O值表徵了成礦流體的特徵。呷村礦床高溫蝕變帶也保留了成礦流體的記錄，根據蝕變溫度、水/岩比值和蝕變岩的δ¹⁸O值，估計參與水-岩反應的熱水流體的δ¹⁸O值介於於5.5‰～8.5‰之間。石英-鋇冰長石蝕變帶流體包裹體的均一溫度為280～320℃，而絹雲母-石英蝕變帶均一溫度為250～297℃（葉慶同等，1992；徐明基等，1993）。假定這兩種蝕變帶分別形成於300℃和280℃，在以水為主的條件下（W/R＞10），要將流紋岩蝕變成δ¹⁸O為11.3‰～14.4‰的石英-鋇冰長石蝕變帶和δ¹⁸O為12.1‰～14.2‰的絹雲母-石英蝕變帶，需要富¹⁸O的流體加入，並且該流體的δ¹⁸O值應超過5‰。根據石英和水的氧同位素交換系數（Matsuhisa et al.,1979），在相應溫度條件下，要形成熱水成因石英的δ¹⁸O值，要求加入到石英-鋇冰長石帶的熱水的δ¹⁸O值為8.0‰，加入到絹雲母-石英帶的熱水的δ¹⁸O值為3.2‰。由於在礦物分離過程中，可能有火成的石英斑晶進入到分析樣品中，因此，絹雲母-石英帶要求的熱水δ¹⁸O值（3.2‰）應該代表熱水流體的δ¹⁸O最小值。

呷村礦床富¹⁸O成礦流體可能有兩種來源：①與富¹⁸O的火山岩起反應的海水和②岩漿房減壓過程中逸出的岩漿流體。如上所述，礦區外圍的底盤英安岩和安山岩均遭受了低溫（＜150℃）蝕變。這種區域規模的蝕變導致了全岩δ¹⁸O值的增加（幅度約為（7±2）‰），使安山岩和英安岩增加後的δ¹⁸O值分別為12.1‰～13.2‰和15.1‰～17.1‰（表3-11）。如果δ¹⁸O為0.0‰的海水被長英質侵入體或岩漿加熱，然後繼續與已經發生區域性低溫蝕變的底盤岩石反應，海水的δ¹⁸O值將會明顯增加。假定底盤蝕變岩石的δ¹⁸O值為15.0‰，在t=250～320℃和低W/R比率（＜100）的條件下，海水的δ¹⁸O值將從0.0‰增加到大於5.0‰。

然而，在高溫蝕變過程反應之前，參與低溫蝕變過程的海水必定發生δ¹⁸O值的明顯降低，鹽度和δD值的增加（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983）。如果具有負δ¹⁸O值的海水在高溫條件下與長英質火山岩反應，要產生如呷村礦床所觀察到的δ¹⁸O＞5.0‰的成礦流體，必需有大量到不可思議的長英質岩石與海水反應。此外，水-岩反應過程中海水鹽度的有限增加也不能解釋呷村礦床出現的熱水流體的高鹽度。因為下盤蝕變岩熱水石英中流體包裹體的鹽度介於6.0%～17.1%之間，平均值為12%（徐明基等，1993），層控的脈狀-網脈狀礦帶的流體包裹體也具有較高的鹽度（13.0%～21.3%）（表5-5）。

岩漿分異晚期產生含金屬岩漿流體的事實已經通過海底新鮮火山岩中的熔體包裹體和流體包裹體研究得到證明（Yang and Scott,1996）。這種流體以CO₂為主，含少量的H₂O，以高鹽度、富¹⁸O和富氣（CO₂、N₂等）為特徵。這種流體很可能加入到成礦流體系統中，形成VMS礦床（Hou and Zhang,1998;Hou and Li et al.,1999）。類似成分的高鹽度的流體包裹體，不僅見於呷村礦床層控的脈狀-網脈狀礦帶，而且在蝕變最弱的流紋岩的石英斑晶中也有發育。這種流體包裹體溫度大於350℃，鹽度高達41.0%（葉慶同等，1992；徐明基等，1993）。呷村礦床出現大量富CO₂流體包裹體以及包裹體富含CO₂和N₂也支持高鹽度、富¹⁸O流體來自岩漿的看法。

2.流體的混合與演化

流體包裹體的鹽度范圍較大是呷村礦床成礦流體的另一個特徵。根據UMO和MSO礦帶的流體包裹體特徵，礦床流體鹽度與均一溫度變化可能存在3個變化趨勢或演化軌跡（圖5-13）。軌跡I代表典型的岩漿流體和冷海水的混合趨勢，其中的高溫、高鹽度端員主要見於呷村礦化中心（勘探線3附近）脈狀或網脈狀礦石的石英氣-液包裹體中。含有這種流體端員包裹體的石英具有較高的δ¹⁸O值（14.0‰～15.0‰）；根據均一溫度和石英-水的氧同位素交換系數（Matsuhisa et al.,1979），估計流體的δ¹⁸O值變化於5.4‰～8.3‰之間。因此，這種流體端員可能記錄了岩漿流體對呷村海底熱水系統的貢獻。

圖5-13呷村礦床各礦帶流體包裹體的均一溫度與鹽度相關變化

A—石英和閃鋅礦中流體包裹體；B—重晶石中流體包裹體

MSO：中部層控脈狀-網脈狀礦帶；UMO：上部塊狀硫化物礦帶

軌跡Ⅰ中的低溫、低鹽度流體端員包裹體通常出現在UMO礦帶塊狀硫化物礦石的閃鋅礦和石英中（圖5-10A），主要集中在礦化中心的北緣（勘探線4和12）。該端員流體與正常海水鹽度（3.5%）的相似性暗示了有大量冷的海水加入到呷村礦床熱水系統中。多數流體包裹體位於混合帶上，且從層控帶（MSO）向上到塊狀硫化物帶（UMO），呈現明顯的從高溫、高鹽度到低溫、低鹽度的系統變化趨勢。與之對應，重晶石中流體包裹體也顯示類似的均一溫度-鹽度變化趨勢（圖5-13B）。其中，高溫、高鹽度的流體包裹體主要賦存在噴口附近的重晶石丘內，記錄了在海底排泄的高溫熱流體；低溫、低鹽度的流體包裹體主要出現在上部塊狀礦帶的塊狀和層狀重晶石中，鹽度接近正常海水，暗示了海水對硫化物沉澱的貢獻。從重晶石丘內部向外圍，流體包裹體的均一溫度和鹽度系統地降低，構成了混合的趨勢（圖5-13B）。這些流體包裹體數據有力地證明了冷海水和岩漿流體的混合作用主要發生在海底熱水系統的上部和邊緣部位。

在勘探線12和4附近的層控帶（MSO）和勘探線3附近的塊狀硫化物帶，石英和閃鋅礦的流體包裹體構成了演化軌跡Ⅱ（圖5-13A）。來自這兩個帶的重晶石中的流體包裹體也呈現出同樣的變化趨勢（圖5-13B）。軌跡Ⅱ的重要特徵是，流體包裹體群具有最高的均一溫度（可達250℃）和最低的鹽度（接近海水）（圖5-13A,B），而且它們同時賦存在UMO和MSO帶中（圖5-13）。這些流體包裹體可能代表了被岩漿房或侵入體加熱的海水，但加熱的海水溫度絕對不會超過250℃，鹽度應與正常海水鹽度相當。也就是說，t_h＞250℃的高鹽度流體包裹體，可作為一種重要的指示劑，用來示蹤岩漿分異的流體向上運移的途徑和與海水的混合過程。有兩個觀測資料暗示了在成礦過程中，成礦流體發生了混合和冷卻這兩種過程的復合作用：其一為軌跡Ⅱ的低溫、高鹽度流體包裹體端員，主要在勘探線3附近的塊狀礦帶集中發育；其二是高溫、低鹽度流體包裹體端員在勘探線4和12附近的網脈狀和塊狀礦帶出現。

圖5-14呷村礦床流體包裹體的溫度-鹽度圖

幾個過程，例如單一混合、傳導冷凝以及冷凝與混合聯合作用可以解釋在呷村礦床所觀察到的流體包裹體溫度-鹽度變化。A線—代表岩漿水與冷海水的混合線；B線—代表來自岩漿的流體的傳導冷凝途徑；C線—代表加熱的海水與岩漿流體混合線；D-G線—代表加熱海水與A線混合流體的混合線。混合線上的數字指的是不同流體單元間的混合比例

圖5-14以圖解的方式說明了流體包裹體的t_h-鹽度變化是由以下幾個過程引起：混合作用、傳導冷凝以及兩者的復合作用。軌跡工的流體包裹體的t_h-鹽度變化用冷海水和岩漿流體的簡單混合就可以解釋，但是這種簡單混合不能解釋軌跡Ⅱ的流體包裹體的t_h-鹽度變化（圖5-13）。進入冷海水-岩漿流體混合體系的加熱海水可能導致再混合流體的鹽度增加和溫度降低，但不能解釋軌跡Ⅱ上的低溫、高鹽度端員流體的起源（圖5-14）。如果來自岩漿流體的高溫、高鹽度端員以傳導冷凝的方式向上排泄，而不與冷海水發生明顯的混合作用，那麼，流體就會出現只有溫度下降而鹽度沒有明顯降低的現象。這種傳導冷卻的流體若與熱海水或再混合流體發生混合作用，將會導致低溫、高鹽度流體的形成（圖5-13）。如果混合和傳導冷凝的復合作用導致軌跡Ⅱ流體包裹體中t_h-鹽度變化的觀點是正確的，則在礦化中心附近（勘探線3）的任何一個孤立窪地就可能發育成一個鹵水池。正如塊狀硫化物帶的流體包裹體特徵所表明，由於流體比冷海水密度大，鹵水池將接受熱海水的連續補給，隨流體溫度的降低和pH值的變化就會發生塊狀硫化物的快速堆積。

軌跡Ⅲ由勘探線4附近層控礦帶中發育的流體包裹體組成（圖5-13A）。它的變化趨勢可以由下面的兩個機制來解釋：①流體混合和②硫化物堆積過程中的流體傳導冷凝。岩漿流體和熱海水的混合導致了高溫、中等鹽度流體的形成，而在冷海水與岩漿流體以不同比例組成的混合流體中，熱海水的連續加入可能使再混合流體的鹽度保持穩定，而溫度明顯降低（圖5-14）。高溫、中等鹽度的流體，可能來自於岩漿流體和熱海水的混合作用，在相對封閉的體系中，傳導冷凝將致使流體的溫度降低、而鹽度保持不變（圖5-14）。這個解釋得到如下事實的支持：脈狀礦石樣品（Gc04）中石英的流體包裹體均一溫度自310℃到150℃系統地降低（表5-5），但鹽度保持不變（楊崇秋，1990）。

將呷村礦床不同部位的流體鹽度數據進行對比，可以發現t_h-鹽度在空間上有明顯的變化規律。在礦化中心（勘探線3）附近，不論是MSO礦帶還是UMO礦帶，流體包裹體通常有最高的鹽度，而在礦化邊緣部位（勘探線12），流體包裹體具有最低的鹽度。在礦化中心與邊緣之間部分（勘探線4），流體鹽度介於兩者之間。這種空間變化表明，呷村礦床岩漿流體和海水的混合程度自礦化中心向外逐漸降低。

與UMO和MSO帶類似，LSO帶的流體包裹體鹽度也可以分為明顯的兩大類（圖5-10C），指示了海水與岩漿流體發生了同樣的混合作用（表5-5）。這就表明形成LSO帶的成礦流體也發生了類似的演化過程。

Ⅷ 礦床學研究內容和方法

礦床學研究內容通常可概括為研究礦床的特徵及其形成條件、形成作用與過程時空分布及其控制因素。前者即闡明礦床的成因，後者即查明礦床的分布規律。礦床學正是圍繞著這些問題的提出和解決不斷發展起來的。

現代礦床學已包括以下一些相對獨立而又互有聯系的研究領域。成因礦床學或稱礦床地質學討論礦床成因和分布的基本理論問題。金屬礦床學研究各種金屬富集成礦條件及礦床類型。非金屬礦床學研究各類非金屬礦產形成條件和礦床類型。礦相學在顯微鏡下研究金屬礦石的礦物組成和微觀組構。區域成礦學主要是通過分析區域成礦背景，闡釋成礦作用演化和礦床分布規律。還有礦床地球化學是礦床學與地球化學的邊緣學科，從 20世紀30～40年代開始把地球化學理論和方法應用到礦床研究以來，顯著地擴展了礦床研究的廣度和深度。

礦床研究工作一般是結合著礦床的發現、勘查與開采過程而進行的。研究一個具體礦床的工作內容大體包括以下方面：①區域地質特徵，礦床在區域地質構造分區中的位置，該地區的沉積作用、岩漿作用，構造發展和成礦的有利背景。②礦區地質特徵，區內的岩石、構造類型和特點，礦床的產出條件及分布。③礦體的產狀和形態及其空間位置的控制，礦體內外礦化特徵變化的查明。④礦石的類型，礦石的組成和組構，有用組分的存在形式，影響礦石質量的因素。⑤綜合研究，礦床成因和類型的確定，礦床的評價。在不同工作階段中研究的內容有所側重，在礦床尋找和發現初期，著重研究區域和礦區與成礦有關的基礎地質問題，對該地區成礦條件作出遠景評價。在礦床勘查階段，研究工作更多地圍繞礦床本身。通過詳細的地質工作和各項勘探工程所取得的資料數據的整理分析，總結礦床的特點並作出對礦床的工業評價。在勘查工作進程中以及開采過程中也常常需要針對生產中遇到的問題進行某些專題性研究工作。總的來說，礦床研究始終是圍繞這兩個中心，一是盡可能獲取礦床成因信息，二是取得充分的礦床評價的資料和數據。

礦床研究內容的多層次性和綜合性，要求多種礦床研究方法的相互配合與補充。礦床研究要應用礦物學、岩石學、地層學、構造地質學等各基礎學科的理論和方法。當然，更要應用和發展礦床地質學、礦相學這些礦床學自身的理論和方法。隨著礦床地球化學已成為研究礦床不可缺少的內容，許多藉助現代分析測試技術進行分析對比的礦床地球化學研究方法已得到迅速發展和廣泛應用。下面對野外現場地質研究和實驗室研究重要方法及特點作一概略介紹。

野外或現場地質觀察研究：在收集和研究前人工作成果資料的基礎上進行工作區地質路線和重點地段的踏勘調研，實際了解區域地質特點及成礦條件。對礦區內地表露頭和揭露礦體的各種勘探工程、鑽孔岩心進行全面的觀察和描述，同時採集各類標本、樣品，並作系統的編錄，為進一步實驗室研究准備材料。

地質填圖是區域和礦區地質研究的基本方法，一般區域地質圖採用中比例尺，礦區地質圖採用大比例尺。隨著礦床類型的不同，進行中大比例尺填圖時都帶有專門地質測量的性質。如針對沉積岩區、火山岩區、侵入岩區、構造簡單或構造復雜地區都有相應的岩石學研究和構造測量與解析等不同研究內容和方法特點。

利用各種類型勘探工程成果補充地面地質觀察研究是礦床地質研究的重要特點和優點。經過合理選擇和精心布置的探槽、淺井、坑道及鑽孔，揭露和控制了礦體的分布和產狀形態變化。在山地工程的工作面上和對鑽孔的岩心進行詳細觀察、素描和描述，並系統采樣分析，確定礦體邊界，並獲得對礦石類型、特徵與質量變化的了解。整理各項工程資料，編制出適當比例尺的坑道平面圖，勘探線剖面圖，以及縱剖面圖等地質圖件，這些圖件是獲得對礦床從局部到整體的認識和客觀反映礦體特徵以及正確進行礦床評價的基本依據。

實驗室研究：包括傳統的岩石學、礦相學方法和有了很大發展的包裹體研究方法以及在現代分析測試技術基礎上發展起來的礦床地球化學研究方法。

岩石學和礦相學：在透射光和反射光顯微鏡下研究礦區岩石和礦石的類型、礦物組成和組構特點，確定礦物共生組合和生成順序，劃分成礦階段，查明一些礦物的賦存狀態，以及測量礦物顆粒大小和交生關系等影響礦石加工工藝的性質。顯微鏡下觀察一方面彌補了肉眼觀察尺度的限制，另一方面又為作進一步微區、微量組分研究指示方向，它是一個重要的中間環節。

礦物包裹體研究：包裹體研究是在礦床研究中早已應用的方法之一，近年來有了很快的發展，這里包裹體指的主要是礦石中某些礦物內部的氣液相包裹體，它們是當礦物形成時被捕獲在其晶體缺陷中的少量成礦流體。這類包裹體多數＜100μm，在顯微鏡和冷、熱台上研究改變溫度時氣液相包裹體的變化可測得或計算出成礦時的溫度、壓力，也可以測定其鹽度、密度、PH值、氧化還原指標等。藉助新的技術也已能夠進行包裹體內微區微量成分分析和流體的穩定同位素組成的分析，而獲取到更多的成因信息，包裹體研究是現在研究成礦流體最直接有效的方法之一。

現代分析測試技術方法的應用：在一般岩礦鑒定基礎上，針對某些特殊需要還可以選擇應用光譜（發射光譜、吸收光譜、拉曼光譜）、極譜（汞電極極譜）、質譜（氣體質譜和固體質譜）、色譜（氣相色譜、液相色譜）、能譜分析（如中子活化法），確定有關岩石和礦物的化學成分，包括微量成分和礦物微區的成分。也可以選擇利用 X射線分析、熱分析、電子顯微鏡分析（透射電鏡、反射電鏡及掃描電鏡即電子探針）和礦物譜學（紅外、核磁共振、穆斯堡爾譜等）研究其結構和原子價態，有的也涉及礦物成分。

現代分析測試應用到研究地球化學以來已經積累了大量的各類數據，對這些數據進行了整理研究和統計計算，已經大大豐富和深化了對各種地球物質的化學組成、化學作用和化學演化規律的認識。礦床地球化學研究方法主要就是通過分析測試取得研究對象分析測試的結果後與已有數據、已建立起來的規律性進行對照和比較，作出有關成礦物質來源、成礦物理化學條件等的判別與解釋。現在應用最多的是微量元素研究和同位素研究。

微量元素研究：微量元素一般是指地殼中豐度較小、主要以類質同象或混入形式存在於主元素礦物或岩/礦石中的一些元素，各種金屬礦物內有不同的微量元素組合，例如鉛鋅礦石內有Cd、In、Ga、Ge、Se、Te、T1，鎢錫礦石內有Nb、Ta、Sc、Te、Bi、In、稀土元素等。已知在內生和外生成礦作用過程中微量和常量元素出現一定的演化序列，微量元素與相關常量元素的比值可作為地殼物質演化與成礦作用的標志。一些礦物或共生的礦物對微量元素的含量可用作地質溫度計。研究地區岩石和礦石中微量元素含量與已經計算出來的地球層圈、各類岩漿岩、沉積岩中微量元素豐度值的比較可用於成岩成礦物質來源的探索和構造環境的推斷。特別是稀土元素中14個元素的含量經標准化後作出的REE配分型式以及稀土元素總量、重稀土元素的比值、Eu 和Ce元素組成與標準的偏離（δEu，δCe）等參數都已用於判別成礦物質來源、成礦過程物理化學條件。

同位素研究：首先穩定同位素地球化學研究能獲得許多成岩成礦信息。應用硫化物硫同位素組成與隕石硫作標準的對比（δ³⁴S）可以判斷硫的來源，區分出隕石硫、海相硫酸鹽型硫、生物硫或其間的過渡類型。應用氫、氧同位素組成與大洋水標准對比（δD、δ¹⁸O）可獲得成礦流體水的類型和來源，區分出是大氣降水、盆地地下水、地層水、變質水與岩漿水等。同樣，利用碳酸鹽礦物中的δ¹⁸O、δ¹³C也可以判別流體的起源與演化。成礦系統中硫和碳同位素結合起來研究可以確定成礦流體的溫度和fo₂、fs₂、fco₂等物理化學參數及礦石沉澱機理。一些硫化物礦物對的同位素組成也可作為地質溫度計。

同位素年齡測定是應用放射性同位素衰變的基本原理，確定岩石和礦物形成時間的方法。一個計時的同位素系統包括放射性母體和穩定子體。研究工作主要是對選送樣品分析得到的數據進行整理、計算和作圖，得出其年齡值。要根據礦床類型選擇適合的測定對象和測定方法，如岩漿礦床可以用同時形成的含礦圍岩確定；鈾礦床可用晶質鈾礦等礦石礦物用 U-Pb法測定；稀土礦床用獨居石進行 Th-Pb或 Sm-Nd法測定得出准確成礦年齡；對硫化物礦床可用其中的黃鐵礦進行Re-Os法和⁴⁰Ar-³⁹Ar法測定；方鉛礦進行礦石鉛-鉛法測年。有的礦床也可以用成礦期間蝕變礦物進行測年。另外，要考慮不同成礦時代的礦床用不同的測定方法。如元古宙以前的礦床用 Sm-Nd全岩等時線法，晚元古代至古生代礦床用Rb-Sr全岩等時線法較好，新生代以來的礦床可用⁴⁰Ar-³⁹Ar 法、K-Ar法。現代成礦作用時代研究用¹⁴C法。

在礦床研究方法中，還應該提到成礦作用實驗研究和熱力學研究，這些研究顯然更具有理論研究的意義。礦床學文獻中早已引用了一些建立在實驗基礎上的各種熱力學相圖，用以說明成礦作用發生的物理化學條件和地質地球化學機理。現在的實驗研究就內容來看，不僅研究金屬元素在岩漿和熱液中的行為，而且已研究了揮發性組分在岩漿分異作用中和非岩漿成因低溫成礦作用中的行為與成礦的關系。由於礦床形成的復雜性和長期性，很難完全進行實驗模擬，因此實驗地球化學研究結果只是近似的，其應用是有條件的。此外，由於成礦作用實驗研究需要特殊的實驗設備和條件，其應用受到很大的限制。隨著成岩成礦模擬實驗的發展，礦物熱力學數據的不斷積累，可以用礦物組合的熱力學數據作為已知條件，用計算方法獲得有關礦物組合平衡溫度、壓力與逸度、酸鹼度及氧化還原電位之間的函數關系式，並繪制出溫度-壓力、溫度-逸度或酸鹼度-氧化還原電位的礦物平衡相圖，從而取得礦床形成物理化學條件某些定量或半定量的數據。現在，熱力學研究在成礦流體性質、金屬元素遷移和沉澱條件與機理、礦物組合的平衡關系、流體-岩石相互作用等方面都已取得了很好的成果。

Ⅸ 成礦流體

前文研究表明，古元古代早期遼東裂谷帶軸部東西向深斷裂的形成與活動，導致來自地幔-地殼深部的富硼基性-酸性岩漿的噴發，形成裂谷帶內古元古代火山-沉積盆地，盆地內斷裂又可發生巨量的含硼、鎂流體的噴流，為大型-超大型硼-鎂礦床的形成創造了重要條件。

已有研究表明，鹵水在古變質地體和現代沉積盆地都是大量存在的，如加拿大地盾。里爾峪期沉積成礦作用發生在近海含硼斷陷盆地的熱鹵水成礦盆地中。從岩相古地理和岩石建造特徵研究可知，沿此種成礦盆地邊緣的斷裂，分布有與火山活動有關的熱泉和噴氣孔群，其強烈活動為盆地帶來充分的成礦物質，有利於硼礦床及熱水沉積岩的形成。沿硼礦體走向，礦石普遍發育有角礫狀構造；礦體下盤富鎂碳酸鹽岩產有層狀、透鏡狀、結核狀的硅質岩；礦床主岩中常見有細脈狀、網脈狀的硼酸鹽，並切割、穿插富硅的鎂質大理岩等等，這些特點說明盆地中硼、硅等噴氣作用的存在，推測沿礦體走向可代表熱泉、噴氣孔群的展布方向。由於盆地四周火山物質不均勻堆積，形成的障壁阻隔了其與盆地外圍的大部分聯系，造成盆地內相對閉塞環境，使海水循環不暢。這些都有利於盆地內沿斷裂上升的大量火山氣液流體及其他成礦流體在盆地中停滯、聚集，形成鹽度較高的熱鹵水盆地。

含硼岩系中富鎂碳酸鹽岩層、透鏡體的存在，以及礦層中白雲石、菱鎂礦、硬石膏的大量出現，指示沉積水體一度為鹼性，pH值達9。由礦石的成分來看，成礦盆地海水中富含B、Fe、Mg、Si、K、Na、Ca以及

、

、F^-、Cl^-等組分，表明盆地沉積期海水的鹽度較正常者為高，成礦流體是一種成分復雜的熱鹵水，由於盆地內分布有富硼噴氣孔、熱泉，使其中海水溫度較正常的海水表面為高。根據含硼岩系中容礦的鎂質大理岩的氧同位素資料，δ¹⁸O_SMOW為＋9.1‰～＋21.5‰，借用諾斯羅普等（1987）所提出的公式，對區內硼的成礦盆地的古海水溫度估算大約在60℃以上，說明遼東古裂谷海槽內可能存在著類似於現代紅海中部深海槽中的熱鹵水盆地（現代紅海熱水盆地溫度達59.2℃，而且有高達104℃的活動鹵水注入（桑斯特D.F.，1985；Turner F.J.，1980）。這種盆地因受構造斷裂控制，有利於來自深部的成礦物質的注入與聚集，在合適的物化條件下，含硼熱鹵水可相繼沉澱形成各種硼礦床及與其有關的熱水沉積物。

遼東含硼建造岩石中硼的平均含量較其克拉克值高20～300倍，即遼東裂谷內里爾峪期的火山岩及其凝灰岩都富含硼。無疑，在火山岩漿活動過程中所產生的流體，可沿盆地中的深斷裂為水盆地帶來硼、鐵質。此外，在水盆地火山岩層中循環的滲流海水至深部受熱，並與火山岩相互作用，促使其中的一些組分進入溶液，上升後被帶至成礦盆地。根據B.B.庫爾諾索夫（1993）進行的玄武質熔岩在蒸餾水和合成海水中淬火試驗結果，海水中金屬離子的濃度比蒸餾水高1.3～5倍。在自然條件下，與海水接觸的熔漿中含有揮發組分，可以增強成礦物質的帶出並進入海洋。據艾皮斯等在溫度為250～600℃條件下海水與玄武岩相互作用的實驗，海水富集了Cl、B、銨及少量的F，玄武岩中75%的氯在溫度300～350℃區間釋放出來。這些實驗都說明通過溫度升高的海水與岩石之間的反應為成礦的熱鹵水盆地帶來部分成礦組分。可以推測裂谷海槽內下滲的海水在岩石圈循環時形成熱水，能使富B、Mg、Fe的火山岩中部分B、Mg、Fe 浸出，沿斷裂上升至成礦盆地（Chaussidon M.and Jamton A，1994）。

越來越多的事實證明，在裂谷活動過程中，存在大量地幔排氣現象（杜樂天，1998）。地幔排氣以CO₂、CH₄和鹼金屬為主，在地殼岩石中表現出鹼交代現象。因此，裂谷盆地內發育有鈉的熱液蝕變作用，遼東裂谷帶內含硼建造中的廣泛發育的鈉長石化也可能與此有關。由此，可以推斷來自地幔的成礦流體參與了成礦作用。

綜上所述，形成鎂（鐵鎂）硼酸鹽礦床及有關的熱水沉積岩的成礦流體，可能有三種來源：①幔-殼部分重熔所形成的基性-酸性火山岩漿的分異；②地幔的排氣作用；③通過海水或大氣降水下滲，在岩漿熱的驅動下，發生對流循環，受熱海水和大氣降水對火山岩的浸濾作用。通過上述多種作用所形成的成礦流體，在火山活動過程中，以熱泉或噴氣形式，從地殼深部帶入成礦盆地。經長期作用，為成礦盆地帶進巨量的礦質，從而為形成大型-超大型硼-鎂礦床創造條件。

滑石成礦作用表現在成礦流體交代含硅鎂質碳酸鹽岩和部分熱液充填形成滑石礦床。成礦流體的成分和特徵是滑石礦床成礦的重要條件。滑石礦床的包裹體特徵及化學成分見表3-12、3-13。滑石礦石中石英及菱鎂礦的流體包裹體普遍含有NaCl子晶，鹽度29%～37%（表3-12）。包裹體中普遍含有K^＋、Na^＋、Ca^2＋、Mg^2＋、

及大量的CO₂和少量的CH₄。其中，K^＋為25.94 mg/L，Na^＋平均158.09 mg/L，最高可達575.00 mg/L，Ca^2＋127.55mg/L，Mg^2＋146.49mg/L，

626.53mg/L，CO₂高達144.26mg/L，而CH₄＜0.3%。流體平均pH值為9.14，呈鹼性（表3-13）。滑石礦體頂底板還可見到含氯礦物方柱石，它可能是石鹽或鹵水演變而來。菱鎂礦和石英均一化溫度有兩個區間，150～210℃和285～305℃，分別是菱鎂礦重結晶和石英析出的溫度，推測滑石成礦溫度在此區間，約200～300℃。通過對比，認為它與美國的Ruby Mountains元古宙滑石礦床的成礦溫度接近，成礦流體都具有熱鹵水性質（Brady J.et al.，1998）。

表3-12 遼東古元古代大石橋組菱鎂礦礦床包裹體特徵

遼東滑石含礦圍岩中SiO₂含量一般為1.09%～33.28%，平均為7.97%。同時發現圍岩中的硅質在區域變質、動力變質過程中有明顯的逐漸向擠壓斷裂帶集中的現象。由菱鎂礦大理岩中存在的石英脈可知，成礦流體中是富硅的。這表明分布在含石英菱鎂礦大理岩中的原生硅質，在長期的區域變質和動力熱變質中，曾經朝著斷裂帶方向發生遷移集中，造成了滑石成礦前的硅化作用。這種硅化是鹼性變質熱液淋濾流經圍岩中的硅質，並攜帶其向擠壓斷裂帶附近運移的結果。而斷裂構造和褶皺構造的擴容，滿足形成滑石過程中體積增加（一般情況下增加63%）的需要，同時還降低了流體與鎂質碳酸鹽岩反應生成的CO₂的分壓，有利於形成厚大的滑石礦體。

表3-13 遼東滑石礦床液相包裹體分析結果 （mg/L）

註：由中國地質科學院礦產資源研究所同位素實驗室分析。

以上研究表明，滑石成礦流體是一種源於海水的富鎂含硅的高鹽度的變質流體，這種成礦流體有利於與富鎂質碳酸鹽岩建造交代成礦。

遼東因產有規模巨大的菱鎂礦和滑石礦床，已引起國內外地質學界和工業礦物利用專家的廣泛關注。通過我們對它們成礦條件的研究，基本上認為菱鎂礦是蒸發沉積的，而滑石礦床則是富硅質高鹽度的變質流體對含硅質菱鎂礦交代的結果。

遼東裂谷的發生、發展與閉合控制了菱鎂礦的沉積、改造和滑石礦床的交代成礦。滑石礦床與菱鎂礦礦床同處一成礦帶，主要集中於遼東裂谷的北緣。富鎂質碳酸鹽岩是菱鎂礦、滑石的含礦建造和成礦母岩。

古元古代遼東古裂谷發育早期，因當時氣候乾熱，瀉湖內海水蒸發量較大，海水鹽度不斷提高，部分地段沉積石膏和石鹽。蒸發環境下，瀉湖中白雲石首先沉澱，當瀉湖中Mg^2＋富集到足夠程度，並有足夠的

，發生菱鎂礦沉澱。疊層石吸收Ca^2＋、Mg^2＋首先形成白雲石，隨海水中Ca^2＋減少，而Mg^2＋相對增高，也可直接沉積或交代白雲石形成菱鎂礦。

呂梁運動使遼東裂谷閉合，遼河群褶皺變質，沉積的菱鎂礦在區域變質-混合岩化過程中進行了第二次富集，菱鎂岩改造為粗粒狀菱鎂礦石；同時，在構造-流體成礦系統中，富SiO₂熱液在構造有利部位交代富鎂質碳酸鹽岩形成滑石礦床。

值得指出的是，關於遼東古元古代遼河群的早期沉積中蒸發岩相的問題，彭齊鳴和Palmer M.R.（1995）、蔣少涌等在研究硼礦中已經發現了硼礦最早的沉積是蒸發岩系，王安建等（1998）在研究遼東裂谷北緣的Fe-Cu 硫化物礦床時，也認為屬於鹽丘控礦。本次工作在大石橋組三段發現的石膏及其有關岩相特徵，證明遼東菱鎂礦也是在蒸發環境下形成的，這些研究成果對於理解遼東裂谷形成和演化以及研究菱鎂礦、滑石大型礦集區的成因機理均具有重要的意義。

Ⅹ 成礦流體的 H、O同位素研究

為進一步了解成礦流體的性質，對紫陽黃柏樹灣毒重石礦床和竹山文峪河毒重石-重晶石礦床中與成礦有關的石英進行了氫、氧同位素測定，結果見表6-2。

表6-2 毒重石礦床中氫氧同位素組成單位：‰

由表可知，黃柏樹灣毒重石礦床與毒重石共（伴）生的石英的δ¹⁸O分別為21.7‰和18.9‰，δD分別為-75‰和-61‰。由於石英樣品經薄片觀察未發現包裹體，因而，石英的形成溫度無法求得。根據石英樣品普遍不發育包裹體的事實，推測石英的形成溫度較低，並結合毒重石和重晶石包裹體的測溫資料（110～170℃），估計石英的形成溫度為110～150℃左右。以此值為石英形成溫度的估計值，根據石英-水的分餾方程1000 lnα_石英-水＝3.38×10⁶×T^-2-3.40計算了與石英處於平衡時石英流體包裹體中水的δ¹⁸O值（表6-2）。同樣的方法計算了文峪河毒重石-重晶石礦床石英流體包裹體中水的δ¹⁸O值和產於地層中的石英其流體包裹體中水的δ¹⁸O值（表6-2）。

由圖6-2石英流體包裹體中水的氫氧同位素組成圖可知，產於毒重石礦石中的石英與產於含礦岩系或區域地層中的石英，其流體包裹體中水的氫同位素變化范圍較小，而氧同位素的變化范圍相對較寬（-4.2‰～9.7‰），形成氧同位素的「漂移」現象。總之，不同產狀石英包裹體基本一致的氫、氧同位素組成反映了它們形成於相同的過程。而且，從石英包裹體的氫、氧同位素組成來看，包裹體中的水主要反映大氣降水的同位素組成特點，同時混入部分岩漿水。結合礦區地質的實際情況，岩漿水可能主要來源於地層中的火山岩或後期的岩漿活動（如加里東期岩漿活動）。

圖6-2 石英的氫、氧同位素組成圖解