成矿流体的研究方法

Ⅰ 成矿流体系统的性质与组成

为了了解成矿流体的性质与组成，我们详细研究了呷村矿床脉状-网脉状矿带和上部块状硫化物矿带中的石英和闪锌矿的流体包裹体，同时还研究了底部重晶石丘和上部硫化物-硫酸盐层重晶石中的流体包裹体。对200余片光薄片进行了岩相学研究，并从其中选出64片进行了显微测温（表5-5）。在此基础上，对流体包裹体进行了气-液相成分分析。

图5-12现代中高温酸性（t＞230℃，pH＜6）地热系统热水REE稀土配分型式（据Michard,1989）

EPR—东太平洋洋中脊海隆；MAR—大西洋洋中脊；SS—美国Salton湖；Mofete—意大利Phegrean区

表5-10呷村矿床成矿流体组分浓度及物理化学参数

温度、盐度、密度根据本文分析数据，其他数据引自侯增谦等，1995

Ⅱ 流体成矿学与矿床成矿模式

流体成矿学 成矿流体是指既能汲取、溶解、包含各类成矿物质，又能将其运移、输导到有利的构造-岩石空间而富集形成矿床的流体。流体无处不在，是地质作用中最为活跃的因素。流体的大规模运动，造成地壳乃至地幔物质和能量的转换及迁移，因此也就直接导致地球内部化学元素的显着活动和成岩、成矿作用的发生。

20世纪70年代初化学动力学开始被应用于地质过程的研究，而流体动力学则直到70年代末才被引入地质科学。虽然引入的时间不长，但是由于动力学与地质学的互相渗透与交叉，开辟了许多动力学研究的新领域，发现了不少动力学新现象，并且提出了动力学方面的一些新概念。如地球动力学、地质化学动力学和地质流体动力学等。

近20多年来，地质流体成矿的研究取得了许多重要的发现和新认识，特别是80年代中期对北美大陆内部的地质-地球物理-地球化学-钻探等综合研究认为，大型矿集区和油气田的形成和分布主要受盆—山转换系统、地壳流体远距离运移等的控制，着名的密西西比河谷型(MVT型)铅—锌矿床以及大部分油气藏就是由横穿北美克拉通的活动热卤水大规模运移形成的。这标志着成矿学的研究已注意到了探索金属矿床和油气形成的地壳规模控制因素。

矿床成矿模式 即矿床形成过程的模式。 它是对矿床赋存的地质环境、矿化作用随时间-空间变化显示的各类特征(包括地质地球物理、地球化学和遥感地质)以及成矿物质来源、迁移富集机理等矿床要素进行概括、描述和解释，是成矿规律的表达形式。其内容包括：区域地质背景(大地构造单元、所在区域的地质特征)、成矿环境(赋矿地层、岩石组合、岩性特征等及控矿构造)、矿体的分布及产状、矿石类型及矿物组合、矿石结构构造、矿化阶段及分带性、蚀变类型及分布、成矿物理化学条件(温度、压力等)、矿床成因机理(成矿物质来源、成矿物质的时间变化原因)、成矿类型、控矿因素和找矿标志等。

Ⅲ 流体成矿作用研究现状及发展趋势

目前流体成矿作用研究侧重于单个矿床中流体的来源、性质、成矿物质的来源、迁移形式及沉淀机制等，而对于成矿过程中的流场、温度场、化学物质场等研究相对较少，尤其中低温热液矿床的成矿过程（流场、温度场、化学物质场等）研究在我国甚至是空白。在研究方法上，以地球化学手段为主，成矿过程的数值模拟研究尚少。前文提到有关热液矿床成矿流体来源、成因和演化的所有认识，大多是在缺乏流体背景区域地球化学资料的情况下，基于对矿床的点式孤立研究而获得。重要典型成矿区带的区域古流体场地球化学背景资料，及其变化规律与成矿作用的综合研究在国内外至今尚属空白。因此，区域古流体场地球化学背景和大尺度空间的区域地质问题已成为区域成矿规律和认识大规模流体流动系统中一个不容回避的关键课题。地球化学和流体运移物理过程的综合研究，以及涉及水头—热效应—化学反应—应力效应的四重耦合多维数字模拟研究是流体成矿理论研究的发展趋势。当前国际上对有关若干公里规模流体运移成矿（成油）的数字模拟已达到三重二维水平（流场、温度场、化学反应三重二维模拟）。地壳大规模流体运移与成矿作用关系的研究尚处在初级阶段，在我国该项研究则处在起步阶段。

Ⅳ 成矿流体来源和基本类型

地球内部的流体多种多样，按其性状和成因可分为：①岩浆热液；②变质热液；③热卤水（含原生水、同生水）；④地热水（或泛称热水溶液，指除①、②、③以外的地壳内水热流体）；⑤地下水（包括大气降水）；⑥海水；⑦石油和天然气；⑧地幔来源的流体。广义的流体还包括岩浆在内。刘建明等（1998）将起源于一定的地质构造环境下、活动于统一的地质作用过程中，受同一地质构造-热-化学-动力条件驱动的流体系统称为流体体系，并划分出五大类不同的成矿地质流体体系：①与大陆地壳中-酸性岩浆热事件有关的热液流体体系；②与海底基性火山活动有关的热液喷流流体体系；③与海相沉积盆地演化有关的盆地流体体系；④与区域变质作用有关（含与大型剪切带有关）的变质流体体系；⑤与地幔排气过程有关的深部流体体系。各种流体中，以热水为主的流体，尤其是岩浆水、变质水、热卤水和地幔成因流体对固体矿产的成矿最为重要。

（一）岩浆热液与成矿

岩浆热液是指由岩浆在演化过程中分异形成的流体。广义的岩浆热液是指所有与岩浆作用有关的热液，包括由岩浆液态不混溶作用分出来的热液和岩浆在结晶分异过程中分异出来的热液，也包括一些与岩浆达到同位素平衡的围岩中的热流体。岩浆热液是一种以水为主体，富含多种挥发分和成矿元素的热流体，有超临界相、气相和液相。初始岩浆热液并不是孤立的存在，它与周围的环境处于一个不断反应而趋于平衡的状态之中，是一个复杂的多元的体系，以富含Cl和CO₂为特征。

岩浆热液活动有一定的温-压条件，压力主要在1000×10⁵～2000×10⁵Pa左右，说明它存在的深度一般不超过7～8km，温度为100℃～800℃。过高的温压条件会使岩浆热液重新溶解在岩浆体系中去，而不表现出单独活动的性质。根据岩浆热液的成分，可用NaCl-H₂O-CO₂-SiO₂体系来描述其热力学性质。

岩浆分异出热液的过程是地质学家重视研究的一项内容。Burham（1979）认为常见的长英质岩浆中，含水量一般为2.5%～6.5%，平均为3.0%左右。水在几种硅酸盐岩浆中的溶解度，随着压力的增加而增大。压力降低，水就会从岩浆中释放出来，形成溶有Na、K、Ca、Mg、Cl、、HS^-的岩浆热液。

与岩浆热液有关的成矿作用已经过多年研究。已明确认识到一些热液矿床是由岩浆热液作用形成的，例如与花岗岩类有关的一些钨、锡、铋、钼热液矿床、斑岩矿床和伟晶岩矿床等。其中，最典型的是斑岩型矿床的成矿作用：从岩浆中分异出的热液直接参与了成矿过程；岩浆活动加热周围的地下水，使之变成成矿流体。而这两种流体的参与对流和相互混合，常是形成大型热液矿床的重要条件。例如，着名的O1ympic Dam 铜-铀-金矿床，最近的研究认为是由上升岩浆热液和下降卤水混合而导致大规模成矿。

（二）变质热液与成矿

变质热液是在变质作用过程中因矿物和岩石的脱水作用（或称去挥发分作用）而形成，它属H₂O-CO₂型流体，H₂O占80%以上，CO₂约为5%～20%，盐度一般小于3%。对一种具体的变质流体而言，其成分取决于变质程度和发生脱水的变质相。

一般来说，低级变质作用产生的流体富含H₂O，高级变质相中产生的流体以高密度CO₂为主；原岩如为蒸发岩，则放出富NaCl的卤水；原岩如为碳质沉积岩，则放出富含水和二氧化碳的流体。

在变质作用过程中岩石能否发生脱水反应取决于体系的反应自由能、温度和压力以及体系的成分等参数。此外，还要考虑时间的因素。大多数的矿物脱水反应是吸热反应，实验表明大约是每失去1 mol水，需吸收10×4186.8J热量。因此，在高热流值的地质环境中，矿物的脱水反应容易进行，而在低热流值的地质环境里这类反应进行得很缓慢。

压力对脱水反应的影响比较复杂，因为在不同的围压和地质环境下，水的分压不同。因此，需将各分压的因素尽可能地考虑进去，才能合理地判定脱水反应是否可以进行及产生了多少流体等。

加拿大太古宙金矿床是变质流体成矿的较典型例子（Burrows D R等，1986，1987）。金矿产在遭受强烈变质作用的太古宙地层中，变质程度从绿片岩相到角闪岩相。形成金矿的变质流体的主要特征是：①流体主要以水为主，成分相当均匀，含有少量的CO₂和CH₄；②成矿流体来源于变质岩，这种变质流体沿剪切带上升时，与围岩发生了反应，形成了典型的蚀变组合；③成矿的变质流体的量是相当大的，并以剪切带作为活动通道。

（三）热卤水与成矿

热卤水是指盐度大于50克/吨，以NaCl为主，并富含I、Br、B、Rb、Cs、Sr、Ba及金属元素的天然加热水体。热卤水的温度大多在200℃以下，属于中低温的范围，矿化度最高可达360克/吨，且随着矿化度的增高，成矿元素的含量也增高。热卤水可以是海水蒸发浓缩而成，可以是陆相盐湖成因；可以是盐矿溶滤形成，也可以因干旱、半干旱地区地下水长期大陆盐化而形成。不同环境形成的卤水的化学成分和同位素组成有较大的差异，成矿特点也不尽相同。

热卤水作为成矿流体的想法由来已久。在地质实践中，人们发现一类与岩浆作用、变质作用均无多大关系，分布在一定的层位中，但又常呈透镜状和脉状切穿层理的热液矿床是由热卤水形成的。此外，在石油勘探中发现的油田水，实际上都是热卤水，这种热卤水和石油有明显的成因联系；同时许多资料也表明一些大的油气田周围常伴生有规模较大的金属矿床。在现代海底，如红海海底、加利福尼亚索尔顿海底也都发现有高盐度的卤水，其中有含量不同的金属（如铅、锌、铜等），元素的种类和含量与世界上大多数这类矿床的一致。这些实例表明，热卤水很有可能就是一种成矿流体。

当矿源岩（层）等经过热卤水的渗透、淋滤时，一些成矿组分被溶解，成为含矿卤水或潜在的溶矿卤水被保留在岩石孔隙带中。当它们受到以后的构造运动或地热增温的驱动，能将金属搬运到适当地段而富集成矿。

热卤水对层控矿床的形成作用以密西西比河谷型（MVT）矿床研究较为深入，而该类矿床的闪锌矿流体包体成分又与油田卤水很相似。研究表明，油田卤水的最重要的物理化学特征，与赋存于沉积岩中的贱金属硫化物矿床卤水的温度（100℃～150℃）、盐度很相似。油田卤水由于它的高盐度（5～7mol/L的NaCl）和低pH值（＜4.3）的特征，使得它本身具有同时溶解较高含量的金属成矿元素和还原硫的能力，在从蓄水层向成矿地点的长距离运移过程中，能够不断地萃取围岩中的成矿金属组分，而转化成为成矿流体。因此，它是形成密西西比型矿床的一种重要的潜在成矿流体。

（四）地幔流体与成矿

地幔流体是与地幔岩石处于平衡的气体和挥发分，通过地幔岩包体中流体包裹体以及玄武岩玻璃中化学组分的研究了解到，地幔流体的主要化学组分为碳、氢、氧、氮和硫（CHONS），以及少量氟、氯、磷等，在弱还原条件下以CO₂-H₂O为主，在强还原环境则主要为CH₄-H₂O-H₂（曹荣龙，1996）。杜乐天（1996）强调碱质（钾、钠以及锂、铷、铯等）在地幔流体中的作用，将地幔流体成分缩写为HACONS，其中A即Alkali。

地幔流体易溶于硅酸盐熔体，对于大离子亲石元素（Ca、K、Rb、Sr、Na）和LREE、Ti、Nb、Ta等有较高的溶解度。地幔流体可对地幔岩发生交代作用，从而改变地幔的组成。

根据流体的起源和环境，路凤香等（1992，1996）将地幔流体划分为3种类型：①与幔源岩浆有关的晚期流体。幔源岩浆在深部结晶的晚期可分异出以H₂O或CO₂为主的流体，它们在深部可发生交代作用，生成金云母、钾碱镁闪石、磷灰石和碳酸盐等。②软流层起源的熔体／流体。上地幔软流层熔融岩浆后，一部分可凝聚上升侵位或喷出地表；另一部分因数量少或不具备通道仍存于地幔内部，在高压条件下常结晶成粗大晶体，还可对周围地幔发生交代。③超深流体。来自较深地幔或可能来自核幔边界。根据对金伯利岩、金刚石等的矿物、元素和流体包裹体研究推测，这种超深流体的组成包括碳、氢、氧、氮、硫、氟、氯、磷、碱金属、铁、硅、铜、铅、锌、锡、银、金等。流体的氧逸度很低，自深部向上硫逸度增大，运移过程中形成硫化物。推测超深流体可以呈独立的物质流透入到幔源岩浆中，也可与地幔中存在的其他流体发生反应或混合。杜乐天（1996）系统地研究了地幔流体的组成、演化和成矿作用。他认为，碱交代作用是地幔流体交代地幔和地壳的基本机制；碱交代岩是地幔流体转变为热液的化石记录。而拆离断层构造体系则是地幔流体上升到地壳的活动通道。他还提出，天然气-油-盐类-金属的成矿是统一的热液成矿作用系统。

据研究，幔源流体对金刚石、火成碳酸盐有关磷、稀土矿以及镍、铂和金等矿床的形成有重要意义。

（五）有机质流体与成矿

有机质流体的成矿作用是矿床学和有机地球化学的研究课题。已知在不少金属矿床的矿物包裹体中含有烃类物质。例如，MVT型铅-锌矿床的成矿流体为H₂O+有机质（油气）；陕西公馆大型汞-锑矿床的辰砂晶体包裹体中，发现了含油气的有机质流体；滇、黔、桂卡林型金矿的成矿流体中皆含有机质。又据报道，一些油气田中，金含量较高，有的重油中含金达2×10^-6（山东胜利油田）。因此，含有机质流体的形成、演化及其对金属元素的萃取、输运和卸载聚集中所起的作用，已成为引人入胜的研究领域。金属矿床（化）和油气藏常相伴生的原因也需要从对有机质流体的研究中获得科学解释。近年的研究表明，不仅铁、锰、磷、铝等沉积矿床的形成与生物有机质关系异常密切，多数层控型金、铅、锌、汞、锑、砷、铀等矿床的成矿流体也富含有机质。据傅家谟等（1986，1990）实验证明，含有机质的水溶液比单纯含无机盐的水溶液中，矿质的溶解度要高得多，可达几倍到十几倍。有机配位基可以与铅、锌等形成稳定的可溶性金属-有机配合物，它们在水溶液中具有良好的热稳定性（180℃～240℃）。据张文淮等（1996）研究，滇、黔、桂区金、汞、锑、砷矿床的成矿温度多在200℃以上，盐度低（＜5%），有机质主要为气态烃类，以-CH₃、-CH₂、C-CH₃等形式存在，说明该区成矿金属除与无机质形成配合物迁移外，更多的可能是与有机质形成气态金属有机配合物迁移。

大量研究结果表明，很多金属矿床与富含有机质的流体密切有关，它们在空间上常产于盆地边缘或盆地腹地中；在成因上，它们与有机质有成生联系。有机质在金属元素的活化萃取、迁移和卸载堆积等各个成矿阶段，均扮演着很重要的角色。

Ⅳ 成矿流体来源、演化和萤石成矿作用机制

一、成矿流体来源和演化

如前所述，苏-查矿床是苏-查地区萤石矿床中的典型代表，本节主要以苏-查矿床为代表，并兼顾 敖包吐矿床和贵勒斯泰矿化点，分析其成矿流体的来源和演化，探讨萤石成矿作用机制和过程。

苏-查矿床萤石流体包裹体中富液相的Ⅰ类包裹体的均一温度为120～380℃，分布在两个温度区 间，即120～260℃和340～380℃，以前者为主。其盐度分布在0.18％～10.98％ NaCleq之间，主要 分布在2％NaCleq左右，因此，富液相的Ⅰ类包裹体可能代表了低温、低盐度的流体端员。包裹体 的均一温度均小于400℃，指示在这样的温度条件下，岩石处于脆性状态下，其压力体系应该为静水 压力体系，对应的包裹体最小捕获压力为160×10⁵ Pa，其形成的深度为1600 m。苏-查矿床中含石盐 子晶的Ⅲ类多相包裹体，其子晶熔化温度小于均一温度，气泡消失后达到完全均一，包裹体的均一温 度变化范围为396～436℃，盐度分布在29.47％～47.95％NaCleq之间，主要分布在36％～40％Na- Cleq之间，因此，含石盐子晶的Ⅲ类多相包裹体可能代表了高温、高盐度的流体端员，反映了成矿 流体属于岩浆水来源。包裹体的压力估计表明，其压力属静岩压力体系，最小捕获压力为270× 10⁵Pa，对应的深度为1100 m。由此可见，苏-查矿床的成矿流体存在高温、高盐度的岩浆来源流体和 低温、低盐度的大气降水来源流体两个端员。

通常认为岩浆出溶流体的整体盐度（bulk salinities）一般在2％～10％NaCleq之间（Hedequist et al.，1997），岩浆流体组成的变化与流体从熔体中的出溶和流体的不混溶作用有关，因此，高盐度的 流体的形成可以由具有整体岩浆水组成的岩浆流体在上升过程中，通过流体的相分离演化而来（Hedequist et al.，1997）。高盐度、高温流体端员的发现从流体演化的角度，指示了苏-查萤石矿床是 与岩浆活动有关的岩浆热液矿床，而不是热水沉积矿床。

苏-查萤石矿床的各类包裹体的压力分析结果表明，流体的演化过程中经历了静岩压力和静水压 力的转换，因此，可以推测Ⅰ类富液相包裹体所代表的低温、低盐度成矿流体可能是高盐度、高温的 流体在经历了压力体系的转变后，进入苏-查层间破碎系统，并与处于静水压力体系下的大气降水混 合、降温形成的。

苏-查矿床中存在富CO₂的Ⅱ类包裹体，其气相分数变化较大，具有不同的部分均一方式，指示 了原始流体发生了不混溶分离（卢焕章等，2004）。造成流体相分离的作用机制可能有流体的突然减 压，或者高温、高压流体与大气降水（或其他低温流体）的混合，或者是流体成分的变化导致流体 中某些组分的增加或减少造成流体的不混溶分离大量气体逸出，矿物捕获了这种沸腾的流体（液相 ＋气相），形成了一系列充填度变化较大的包裹体群。对苏-查萤石矿床来讲，CO₂包裹体的捕获可能 是岩浆流体与大石寨组第三岩性段底部的大理岩透镜体反应的结果。流体的不混溶现象表明包裹体的 均一温度就是形成温度，而包裹体中的压力就等于在此温度时的蒸气压。该类包裹体由于测试数量较 少（只有2个），其均一温度在280～312℃之间，对应的捕获压力在70×10⁵Pa附近，其捕获深度为 700 m。

对于敖包吐萤石矿床而言，其萤石的流体包裹体类型单一，为富液相的气-液包裹体。包裹体的 显微测温结果表明，均一温度分布在148～355℃之间，主要集中在148～260℃之间，其峰值温度为 160～180℃；根据冰点温度计算的包裹体的盐度基本上都小于1％NaCleq，因此，可以认为敖包吐矿 床的成矿流体为低温低盐度的流体。包裹体类型单一，没有发现富气相包裹体类型，指示了成矿流体 没有发生过相的分离作用，所有的包裹体测试数据点在T-w-ρ图解中（见图5-6）均沿着温度降低 的方向排列，说明温度的变化是敖包吐成矿流体演化的主要特点；包裹体的均一温度小于400℃，指 示了流体的演化过程中，围岩处于脆性状态，其包裹体的压力体系应该为静水压力体系。在上述认识 的基础上，可以推测，敖包吐萤石矿床的成矿流体同样可能是高温、高盐度的成矿流体在经历了静岩 压力体系向静水压力体系转换后，沿大石寨组第二、第三岩性段之间的层间破碎带迁移，同时与大气 降水混合、降温形成的。

贵勒斯泰萤石流体包裹体的研究结果表明，萤石中包裹体全部为气-液二相包裹体，其均一温度 在152 ～217℃之间，其盐度分布在0.18％～2.24％NaCleq之间，反映了其成矿流体与敖包吐矿床一 样是低温、低盐度的流体，经历了相同的流体演化的过程。在这个过程中流体温度的降低是主要特征（见图5-8）

二、萤石的成矿作用

苏-查萤石矿床的包裹体显微测温结果和气、液相色谱群体分析表明，成矿流体属于NaCl-H₂O -CO₂体系，存在高温、高盐度和低温、低盐度两种端元流体类型。CO₂包裹体的存在指示流体发生 了不混溶作用，流体静岩压力和静水压力的交替，指示了流体体系的相分离是CaF₂从流体中沉淀的 重要机制。而造成流体的相分离的主要原因可能是成矿流体与大石寨组火山岩和大理岩发生水岩反应 的结果。

包裹体的液相离子色谱分析结果表明，成矿流体阳离子以Na^＋为主，阴离子以

内蒙古苏莫查干敖包超大型萤石矿集区产出环境、地质特征和成矿机理

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萤石的包裹体氢-氧同位素研究表明（见图5-7），成矿早期的萤石的δ¹⁸O呈现水平的交换趋势，反映了流体的混合作用以及成矿流体与围岩的水岩反应是其成矿的主要机制（Hedenquist et al.，1994）。相比之下成矿晚期的萤石样品主要分布在大气降水线附近，反映成矿流体主要是大气降水为 主要来源的混合流体。所有包裹体样品在均一温度和盐度协变图上（见图5-4）沿降温方向分布，表 现出晚期的萤石成矿作用中起主导作用的是流体中温度的下降。

苏-查矿床萤石矿脉的上、下盘围岩发生了广泛的围岩蚀变，主要蚀变类型为大石寨组流纹斑岩 和碳质板岩的高岭土化和大理岩的萤石化（见第三章）。矿脉围岩蚀变带的矿物组合和蚀变程度是由 围岩的矿物组成和流经围岩的成矿流体的性质、组成和数量决定的，代表了热液流体的活动路径，是 不同矿床类型的找矿勘查标志，同时是深入研究成矿流体的性质、组成和沿控矿构造迁移的标志和载 体，是理解成矿物质从成矿流体中沉淀析出、富集堆积机理和过程的一把有力的钥匙（Meyer et al.，1967；Rose et al.，1979；Reed，1997；Robb，2005）。高岭土蚀变现象指示了成矿流体具有酸性和氧 化的特点，流体与大石寨组的中酸性火山岩发生了高比值水岩反应，是流纹斑岩中钾长石水解作用的 结果，这个过程是等化学反应（isochemical）的过程。其机制如下：

（1）岩浆流体的出溶遵循Burnham模式（Burnham，1967，1979），通常在岩浆结晶的早期或晚 期，在花岗岩类侵入岩的顶盖穹窿部位，形成水饱和的甲壳（H₂O_-saturated carapace）。岩浆出溶的 流体沿着岩浆房上部的角砾岩筒和石英细脉上升到周围的地层中去，然后沿地层中的构造薄弱面或大 断裂继续上升。在这个过程中水发生了水解作用（hydrolysis），即水分子中的一个或全部的O -H键 断裂，H₂O以H^＋的形式存在，从而对硅酸盐产生蚀变作用；同时大量的Si以可溶性硅酸的形式进入 流体，而流体也因此变成酸性（Robb，2007），其化学反应是：

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（2）酸性流体对大石寨组流纹斑岩和流纹质凝灰岩产生蚀变作用，其结果是流纹岩和凝灰岩中的钾长石产生破坏形成白云母，随着蚀变作用继续进行，白云母变成高岭土；而大石寨组大理岩也在 酸性流体的作用下发生分解析出Ca^2＋，同时释放出CO₂，Ca^2＋和流体中的F-反应形成CaF₂，流体中 的CaF₂则进一步饱和。这个过程随着H^＋的不断消耗，流体渐渐由酸性转化为中性，钾长石破坏性 蚀变的速率也逐渐降低，直至停止，其化学反应是：

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Reed（1982，1997）和Robb（2005）指出，热液流体沿构造通道的迁移过程伴随着流体化学梯 度演化，因此，围岩蚀变在动力学的意义上可以认为是不断变化的水/岩比值的函数。流纹斑岩中钾 长石的水解作用指示了流体与围岩水岩反应中水岩比是较高的，流体的pH较小，表现为酸性状态，并且随着水岩反应的进行，流体中H^＋不断消耗，pH逐渐加大；在这种氧化的环境中硫只能以S^6＋的 价态存在，这与包裹体的液相离子色谱的分析结果相一致，流体中主要阴离子为 。

Richardson et al.（1979a，b）指出，萤石的沉淀可以是成矿流体与围岩反应形成的，流体中pH 的变化会导致萤石的沉积。CaF₂在酸性溶体中有较高的溶解度，当流体pH从酸性变化为中性时，萤 石的溶解度会降低大约100 mgCaF₂/kg H₂O。实验表明（Richardson et al.，1979a），在200℃温度条 件下，pH为5时，在离子浓度为2.0M的NaCl-H₂O溶液中萤石的溶解度为63 mg CaF₂/kg H₂O，而 在pH为3时，其溶解度为104mg CaF₂/kg H₂O，显见流体中由于水岩反应导致的pH的变化是萤石溶 解度变化的重要因素，也是导致苏-查早期萤石沉淀、堆积的主要因素。

对于成矿晚期的流体，氢-氧同位素和包裹体测温都表明成矿流体为低盐度的（约2％）以大气 降水为主要来源的流体体系。实验表明（Richardson et al.，1979a）对于2M CaF₂饱和的NaCl-H₂O 溶液而言，在温度从266～100℃的降温过程中，溶液中CaF₂的溶解度会降低近20 mg/kg H₂O。这种 饱和流体中的溶解度的降低幅度随盐度的增加而增加，流体的盐度到4M时，同样温度的降低从流体 中沉淀的CaF₂可以达到60mg/kg H₂O。流体的混合实验表明对于CaF₂饱和的NaCl-H₂O体系，流体 的稀释过程（可以模拟高盐度流体与低盐度的大气降水的混合过程）（Richardson et al.，1979a）基 本上是一种萤石的溶解而不是沉淀的机制，饱和的流体由于稀释而变得不饱和；而对于含有CaCl₂或 者CaCl₂＋MgCl₂的卤水溶液，少量纯水的加入可以使得混合溶液变成萤石的过饱和溶液，析出0.1～ 1.2mg/kg H₂O的萤石，这个数量远小于饱和流体由于温度的降低而沉淀的萤石数量，而当更多的水 与卤水混合时，混合液又变得CaF₂不饱和。由此可见，流体的混合基本上是萤石的溶解而不是沉淀 的机制，苏-查矿床晚期萤石的结晶沉淀的主要因素是低盐度流体（大约2％）温度降低的结果。

对于敖包吐萤石矿床和贵勒斯泰萤石矿化点而言，流体包裹体研究结果表明，其成矿流体主要是 以大气降水为主要来源的低温、低盐度流体，结合上述讨论结果，认为这两个矿床（矿化点）的成 矿流体中温度的降低是CaF₂从流体中沉淀析出、堆积成矿的主要机制。

Ⅵ 成矿流体的来源和演化

以上流体包裹体研究结果指示，沉积盆地的演化及其伴生的盆地热卤水可能在黑色岩系Ni-Mo-PGE矿的成矿过程中起到重要的作用。新元古代到早寒武世，位于华南克拉通南缘的加里东冒地槽接受了巨厚的细粒碎屑岩和碳酸盐岩等沉积物，其中＞300℃的中高盐度CaCl₂-NaCl-H₂O体系的还原性盆地热卤水在不断增厚的上覆沉积物挤压下，顺地层侧向迁移，并吸取地层中的Ni、Mo、V和PGE等成矿元素，由此形成的成矿热卤水沿断裂上升，与相对低盐度的NaCl-H₂O体系正常海水混合。流体混合作用导致成矿流体物理化学条件的改变，两种不同性质流体的混合有利于Ni、Mo、V和PGE等成矿元素沉淀，最后在早寒武世（541.3±16Ma）形成黑色岩系铂多金属（毛景文等，2001）。在该矿层下伏磷块岩中常见的近乎垂直切割地层的碳酸盐石英网脉可能代表了盆地热卤水上升的通道。在铂多金属矿形成之后，由于后期构造作用的影响，在矿层之上局部形成了后期碳酸盐石英脉。

Ⅶ 成矿流体的来源与演化

1.流体的来源呷村矿床细脉或网脉状矿化带中石英的高δ¹⁸O值表征了成矿流体的特征。呷村矿床高温蚀变带也保留了成矿流体的记录，根据蚀变温度、水/岩比值和蚀变岩的δ¹⁸O值，估计参与水-岩反应的热水流体的δ¹⁸O值介于于5.5‰～8.5‰之间。石英-钡冰长石蚀变带流体包裹体的均一温度为280～320℃，而绢云母-石英蚀变带均一温度为250～297℃（叶庆同等，1992；徐明基等，1993）。假定这两种蚀变带分别形成于300℃和280℃，在以水为主的条件下（W/R＞10），要将流纹岩蚀变成δ¹⁸O为11.3‰～14.4‰的石英-钡冰长石蚀变带和δ¹⁸O为12.1‰～14.2‰的绢云母-石英蚀变带，需要富¹⁸O的流体加入，并且该流体的δ¹⁸O值应超过5‰。根据石英和水的氧同位素交换系数（Matsuhisa et al.,1979），在相应温度条件下，要形成热水成因石英的δ¹⁸O值，要求加入到石英-钡冰长石带的热水的δ¹⁸O值为8.0‰，加入到绢云母-石英带的热水的δ¹⁸O值为3.2‰。由于在矿物分离过程中，可能有火成的石英斑晶进入到分析样品中，因此，绢云母-石英带要求的热水δ¹⁸O值（3.2‰）应该代表热水流体的δ¹⁸O最小值。

呷村矿床富¹⁸O成矿流体可能有两种来源：①与富¹⁸O的火山岩起反应的海水和②岩浆房减压过程中逸出的岩浆流体。如上所述，矿区外围的底盘英安岩和安山岩均遭受了低温（＜150℃）蚀变。这种区域规模的蚀变导致了全岩δ¹⁸O值的增加（幅度约为（7±2）‰），使安山岩和英安岩增加后的δ¹⁸O值分别为12.1‰～13.2‰和15.1‰～17.1‰（表3-11）。如果δ¹⁸O为0.0‰的海水被长英质侵入体或岩浆加热，然后继续与已经发生区域性低温蚀变的底盘岩石反应，海水的δ¹⁸O值将会明显增加。假定底盘蚀变岩石的δ¹⁸O值为15.0‰，在t=250～320℃和低W/R比率（＜100）的条件下，海水的δ¹⁸O值将从0.0‰增加到大于5.0‰。

然而，在高温蚀变过程反应之前，参与低温蚀变过程的海水必定发生δ¹⁸O值的明显降低，盐度和δD值的增加（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983）。如果具有负δ¹⁸O值的海水在高温条件下与长英质火山岩反应，要产生如呷村矿床所观察到的δ¹⁸O＞5.0‰的成矿流体，必需有大量到不可思议的长英质岩石与海水反应。此外，水-岩反应过程中海水盐度的有限增加也不能解释呷村矿床出现的热水流体的高盐度。因为下盘蚀变岩热水石英中流体包裹体的盐度介于6.0%～17.1%之间，平均值为12%（徐明基等，1993），层控的脉状-网脉状矿带的流体包裹体也具有较高的盐度（13.0%～21.3%）（表5-5）。

岩浆分异晚期产生含金属岩浆流体的事实已经通过海底新鲜火山岩中的熔体包裹体和流体包裹体研究得到证明（Yang and Scott,1996）。这种流体以CO₂为主，含少量的H₂O，以高盐度、富¹⁸O和富气（CO₂、N₂等）为特征。这种流体很可能加入到成矿流体系统中，形成VMS矿床（Hou and Zhang,1998;Hou and Li et al.,1999）。类似成分的高盐度的流体包裹体，不仅见于呷村矿床层控的脉状-网脉状矿带，而且在蚀变最弱的流纹岩的石英斑晶中也有发育。这种流体包裹体温度大于350℃，盐度高达41.0%（叶庆同等，1992；徐明基等，1993）。呷村矿床出现大量富CO₂流体包裹体以及包裹体富含CO₂和N₂也支持高盐度、富¹⁸O流体来自岩浆的看法。

2.流体的混合与演化

流体包裹体的盐度范围较大是呷村矿床成矿流体的另一个特征。根据UMO和MSO矿带的流体包裹体特征，矿床流体盐度与均一温度变化可能存在3个变化趋势或演化轨迹（图5-13）。轨迹I代表典型的岩浆流体和冷海水的混合趋势，其中的高温、高盐度端员主要见于呷村矿化中心（勘探线3附近）脉状或网脉状矿石的石英气-液包裹体中。含有这种流体端员包裹体的石英具有较高的δ¹⁸O值（14.0‰～15.0‰）；根据均一温度和石英-水的氧同位素交换系数（Matsuhisa et al.,1979），估计流体的δ¹⁸O值变化于5.4‰～8.3‰之间。因此，这种流体端员可能记录了岩浆流体对呷村海底热水系统的贡献。

图5-13呷村矿床各矿带流体包裹体的均一温度与盐度相关变化

A—石英和闪锌矿中流体包裹体；B—重晶石中流体包裹体

MSO：中部层控脉状-网脉状矿带；UMO：上部块状硫化物矿带

轨迹Ⅰ中的低温、低盐度流体端员包裹体通常出现在UMO矿带块状硫化物矿石的闪锌矿和石英中（图5-10A），主要集中在矿化中心的北缘（勘探线4和12）。该端员流体与正常海水盐度（3.5%）的相似性暗示了有大量冷的海水加入到呷村矿床热水系统中。多数流体包裹体位于混合带上，且从层控带（MSO）向上到块状硫化物带（UMO），呈现明显的从高温、高盐度到低温、低盐度的系统变化趋势。与之对应，重晶石中流体包裹体也显示类似的均一温度-盐度变化趋势（图5-13B）。其中，高温、高盐度的流体包裹体主要赋存在喷口附近的重晶石丘内，记录了在海底排泄的高温热流体；低温、低盐度的流体包裹体主要出现在上部块状矿带的块状和层状重晶石中，盐度接近正常海水，暗示了海水对硫化物沉淀的贡献。从重晶石丘内部向外围，流体包裹体的均一温度和盐度系统地降低，构成了混合的趋势（图5-13B）。这些流体包裹体数据有力地证明了冷海水和岩浆流体的混合作用主要发生在海底热水系统的上部和边缘部位。

在勘探线12和4附近的层控带（MSO）和勘探线3附近的块状硫化物带，石英和闪锌矿的流体包裹体构成了演化轨迹Ⅱ（图5-13A）。来自这两个带的重晶石中的流体包裹体也呈现出同样的变化趋势（图5-13B）。轨迹Ⅱ的重要特征是，流体包裹体群具有最高的均一温度（可达250℃）和最低的盐度（接近海水）（图5-13A,B），而且它们同时赋存在UMO和MSO带中（图5-13）。这些流体包裹体可能代表了被岩浆房或侵入体加热的海水，但加热的海水温度绝对不会超过250℃，盐度应与正常海水盐度相当。也就是说，t_h＞250℃的高盐度流体包裹体，可作为一种重要的指示剂，用来示踪岩浆分异的流体向上运移的途径和与海水的混合过程。有两个观测资料暗示了在成矿过程中，成矿流体发生了混合和冷却这两种过程的复合作用：其一为轨迹Ⅱ的低温、高盐度流体包裹体端员，主要在勘探线3附近的块状矿带集中发育；其二是高温、低盐度流体包裹体端员在勘探线4和12附近的网脉状和块状矿带出现。

图5-14呷村矿床流体包裹体的温度-盐度图

几个过程，例如单一混合、传导冷凝以及冷凝与混合联合作用可以解释在呷村矿床所观察到的流体包裹体温度-盐度变化。A线—代表岩浆水与冷海水的混合线；B线—代表来自岩浆的流体的传导冷凝途径；C线—代表加热的海水与岩浆流体混合线；D-G线—代表加热海水与A线混合流体的混合线。混合线上的数字指的是不同流体单元间的混合比例

图5-14以图解的方式说明了流体包裹体的t_h-盐度变化是由以下几个过程引起：混合作用、传导冷凝以及两者的复合作用。轨迹工的流体包裹体的t_h-盐度变化用冷海水和岩浆流体的简单混合就可以解释，但是这种简单混合不能解释轨迹Ⅱ的流体包裹体的t_h-盐度变化（图5-13）。进入冷海水-岩浆流体混合体系的加热海水可能导致再混合流体的盐度增加和温度降低，但不能解释轨迹Ⅱ上的低温、高盐度端员流体的起源（图5-14）。如果来自岩浆流体的高温、高盐度端员以传导冷凝的方式向上排泄，而不与冷海水发生明显的混合作用，那么，流体就会出现只有温度下降而盐度没有明显降低的现象。这种传导冷却的流体若与热海水或再混合流体发生混合作用，将会导致低温、高盐度流体的形成（图5-13）。如果混合和传导冷凝的复合作用导致轨迹Ⅱ流体包裹体中t_h-盐度变化的观点是正确的，则在矿化中心附近（勘探线3）的任何一个孤立洼地就可能发育成一个卤水池。正如块状硫化物带的流体包裹体特征所表明，由于流体比冷海水密度大，卤水池将接受热海水的连续补给，随流体温度的降低和pH值的变化就会发生块状硫化物的快速堆积。

轨迹Ⅲ由勘探线4附近层控矿带中发育的流体包裹体组成（图5-13A）。它的变化趋势可以由下面的两个机制来解释：①流体混合和②硫化物堆积过程中的流体传导冷凝。岩浆流体和热海水的混合导致了高温、中等盐度流体的形成，而在冷海水与岩浆流体以不同比例组成的混合流体中，热海水的连续加入可能使再混合流体的盐度保持稳定，而温度明显降低（图5-14）。高温、中等盐度的流体，可能来自于岩浆流体和热海水的混合作用，在相对封闭的体系中，传导冷凝将致使流体的温度降低、而盐度保持不变（图5-14）。这个解释得到如下事实的支持：脉状矿石样品（Gc04）中石英的流体包裹体均一温度自310℃到150℃系统地降低（表5-5），但盐度保持不变（杨崇秋，1990）。

将呷村矿床不同部位的流体盐度数据进行对比，可以发现t_h-盐度在空间上有明显的变化规律。在矿化中心（勘探线3）附近，不论是MSO矿带还是UMO矿带，流体包裹体通常有最高的盐度，而在矿化边缘部位（勘探线12），流体包裹体具有最低的盐度。在矿化中心与边缘之间部分（勘探线4），流体盐度介于两者之间。这种空间变化表明，呷村矿床岩浆流体和海水的混合程度自矿化中心向外逐渐降低。

与UMO和MSO带类似，LSO带的流体包裹体盐度也可以分为明显的两大类（图5-10C），指示了海水与岩浆流体发生了同样的混合作用（表5-5）。这就表明形成LSO带的成矿流体也发生了类似的演化过程。

Ⅷ 矿床学研究内容和方法

矿床学研究内容通常可概括为研究矿床的特征及其形成条件、形成作用与过程时空分布及其控制因素。前者即阐明矿床的成因，后者即查明矿床的分布规律。矿床学正是围绕着这些问题的提出和解决不断发展起来的。

现代矿床学已包括以下一些相对独立而又互有联系的研究领域。成因矿床学或称矿床地质学讨论矿床成因和分布的基本理论问题。金属矿床学研究各种金属富集成矿条件及矿床类型。非金属矿床学研究各类非金属矿产形成条件和矿床类型。矿相学在显微镜下研究金属矿石的矿物组成和微观组构。区域成矿学主要是通过分析区域成矿背景，阐释成矿作用演化和矿床分布规律。还有矿床地球化学是矿床学与地球化学的边缘学科，从 20世纪30～40年代开始把地球化学理论和方法应用到矿床研究以来，显着地扩展了矿床研究的广度和深度。

矿床研究工作一般是结合着矿床的发现、勘查与开采过程而进行的。研究一个具体矿床的工作内容大体包括以下方面：①区域地质特征，矿床在区域地质构造分区中的位置，该地区的沉积作用、岩浆作用，构造发展和成矿的有利背景。②矿区地质特征，区内的岩石、构造类型和特点，矿床的产出条件及分布。③矿体的产状和形态及其空间位置的控制，矿体内外矿化特征变化的查明。④矿石的类型，矿石的组成和组构，有用组分的存在形式，影响矿石质量的因素。⑤综合研究，矿床成因和类型的确定，矿床的评价。在不同工作阶段中研究的内容有所侧重，在矿床寻找和发现初期，着重研究区域和矿区与成矿有关的基础地质问题，对该地区成矿条件作出远景评价。在矿床勘查阶段，研究工作更多地围绕矿床本身。通过详细的地质工作和各项勘探工程所取得的资料数据的整理分析，总结矿床的特点并作出对矿床的工业评价。在勘查工作进程中以及开采过程中也常常需要针对生产中遇到的问题进行某些专题性研究工作。总的来说，矿床研究始终是围绕这两个中心，一是尽可能获取矿床成因信息，二是取得充分的矿床评价的资料和数据。

矿床研究内容的多层次性和综合性，要求多种矿床研究方法的相互配合与补充。矿床研究要应用矿物学、岩石学、地层学、构造地质学等各基础学科的理论和方法。当然，更要应用和发展矿床地质学、矿相学这些矿床学自身的理论和方法。随着矿床地球化学已成为研究矿床不可缺少的内容，许多借助现代分析测试技术进行分析对比的矿床地球化学研究方法已得到迅速发展和广泛应用。下面对野外现场地质研究和实验室研究重要方法及特点作一概略介绍。

野外或现场地质观察研究：在收集和研究前人工作成果资料的基础上进行工作区地质路线和重点地段的踏勘调研，实际了解区域地质特点及成矿条件。对矿区内地表露头和揭露矿体的各种勘探工程、钻孔岩心进行全面的观察和描述，同时采集各类标本、样品，并作系统的编录，为进一步实验室研究准备材料。

地质填图是区域和矿区地质研究的基本方法，一般区域地质图采用中比例尺，矿区地质图采用大比例尺。随着矿床类型的不同，进行中大比例尺填图时都带有专门地质测量的性质。如针对沉积岩区、火山岩区、侵入岩区、构造简单或构造复杂地区都有相应的岩石学研究和构造测量与解析等不同研究内容和方法特点。

利用各种类型勘探工程成果补充地面地质观察研究是矿床地质研究的重要特点和优点。经过合理选择和精心布置的探槽、浅井、坑道及钻孔，揭露和控制了矿体的分布和产状形态变化。在山地工程的工作面上和对钻孔的岩心进行详细观察、素描和描述，并系统采样分析，确定矿体边界，并获得对矿石类型、特征与质量变化的了解。整理各项工程资料，编制出适当比例尺的坑道平面图，勘探线剖面图，以及纵剖面图等地质图件，这些图件是获得对矿床从局部到整体的认识和客观反映矿体特征以及正确进行矿床评价的基本依据。

实验室研究：包括传统的岩石学、矿相学方法和有了很大发展的包裹体研究方法以及在现代分析测试技术基础上发展起来的矿床地球化学研究方法。

岩石学和矿相学：在透射光和反射光显微镜下研究矿区岩石和矿石的类型、矿物组成和组构特点，确定矿物共生组合和生成顺序，划分成矿阶段，查明一些矿物的赋存状态，以及测量矿物颗粒大小和交生关系等影响矿石加工工艺的性质。显微镜下观察一方面弥补了肉眼观察尺度的限制，另一方面又为作进一步微区、微量组分研究指示方向，它是一个重要的中间环节。

矿物包裹体研究：包裹体研究是在矿床研究中早已应用的方法之一，近年来有了很快的发展，这里包裹体指的主要是矿石中某些矿物内部的气液相包裹体，它们是当矿物形成时被捕获在其晶体缺陷中的少量成矿流体。这类包裹体多数＜100μm，在显微镜和冷、热台上研究改变温度时气液相包裹体的变化可测得或计算出成矿时的温度、压力，也可以测定其盐度、密度、PH值、氧化还原指标等。借助新的技术也已能够进行包裹体内微区微量成分分析和流体的稳定同位素组成的分析，而获取到更多的成因信息，包裹体研究是现在研究成矿流体最直接有效的方法之一。

现代分析测试技术方法的应用：在一般岩矿鉴定基础上，针对某些特殊需要还可以选择应用光谱（发射光谱、吸收光谱、拉曼光谱）、极谱（汞电极极谱）、质谱（气体质谱和固体质谱）、色谱（气相色谱、液相色谱）、能谱分析（如中子活化法），确定有关岩石和矿物的化学成分，包括微量成分和矿物微区的成分。也可以选择利用 X射线分析、热分析、电子显微镜分析（透射电镜、反射电镜及扫描电镜即电子探针）和矿物谱学（红外、核磁共振、穆斯堡尔谱等）研究其结构和原子价态，有的也涉及矿物成分。

现代分析测试应用到研究地球化学以来已经积累了大量的各类数据，对这些数据进行了整理研究和统计计算，已经大大丰富和深化了对各种地球物质的化学组成、化学作用和化学演化规律的认识。矿床地球化学研究方法主要就是通过分析测试取得研究对象分析测试的结果后与已有数据、已建立起来的规律性进行对照和比较，作出有关成矿物质来源、成矿物理化学条件等的判别与解释。现在应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壳中丰度较小、主要以类质同象或混入形式存在于主元素矿物或岩/矿石中的一些元素，各种金属矿物内有不同的微量元素组合，例如铅锌矿石内有Cd、In、Ga、Ge、Se、Te、T1，钨锡矿石内有Nb、Ta、Sc、Te、Bi、In、稀土元素等。已知在内生和外生成矿作用过程中微量和常量元素出现一定的演化序列，微量元素与相关常量元素的比值可作为地壳物质演化与成矿作用的标志。一些矿物或共生的矿物对微量元素的含量可用作地质温度计。研究地区岩石和矿石中微量元素含量与已经计算出来的地球层圈、各类岩浆岩、沉积岩中微量元素丰度值的比较可用于成岩成矿物质来源的探索和构造环境的推断。特别是稀土元素中14个元素的含量经标准化后作出的REE配分型式以及稀土元素总量、重稀土元素的比值、Eu 和Ce元素组成与标准的偏离（δEu，δCe）等参数都已用于判别成矿物质来源、成矿过程物理化学条件。

同位素研究：首先稳定同位素地球化学研究能获得许多成岩成矿信息。应用硫化物硫同位素组成与陨石硫作标准的对比（δ³⁴S）可以判断硫的来源，区分出陨石硫、海相硫酸盐型硫、生物硫或其间的过渡类型。应用氢、氧同位素组成与大洋水标准对比（δD、δ¹⁸O）可获得成矿流体水的类型和来源，区分出是大气降水、盆地地下水、地层水、变质水与岩浆水等。同样，利用碳酸盐矿物中的δ¹⁸O、δ¹³C也可以判别流体的起源与演化。成矿系统中硫和碳同位素结合起来研究可以确定成矿流体的温度和fo₂、fs₂、fco₂等物理化学参数及矿石沉淀机理。一些硫化物矿物对的同位素组成也可作为地质温度计。

同位素年龄测定是应用放射性同位素衰变的基本原理，确定岩石和矿物形成时间的方法。一个计时的同位素系统包括放射性母体和稳定子体。研究工作主要是对选送样品分析得到的数据进行整理、计算和作图，得出其年龄值。要根据矿床类型选择适合的测定对象和测定方法，如岩浆矿床可以用同时形成的含矿围岩确定；铀矿床可用晶质铀矿等矿石矿物用 U-Pb法测定；稀土矿床用独居石进行 Th-Pb或 Sm-Nd法测定得出准确成矿年龄；对硫化物矿床可用其中的黄铁矿进行Re-Os法和⁴⁰Ar-³⁹Ar法测定；方铅矿进行矿石铅-铅法测年。有的矿床也可以用成矿期间蚀变矿物进行测年。另外，要考虑不同成矿时代的矿床用不同的测定方法。如元古宙以前的矿床用 Sm-Nd全岩等时线法，晚元古代至古生代矿床用Rb-Sr全岩等时线法较好，新生代以来的矿床可用⁴⁰Ar-³⁹Ar 法、K-Ar法。现代成矿作用时代研究用¹⁴C法。

在矿床研究方法中，还应该提到成矿作用实验研究和热力学研究，这些研究显然更具有理论研究的意义。矿床学文献中早已引用了一些建立在实验基础上的各种热力学相图，用以说明成矿作用发生的物理化学条件和地质地球化学机理。现在的实验研究就内容来看，不仅研究金属元素在岩浆和热液中的行为，而且已研究了挥发性组分在岩浆分异作用中和非岩浆成因低温成矿作用中的行为与成矿的关系。由于矿床形成的复杂性和长期性，很难完全进行实验模拟，因此实验地球化学研究结果只是近似的，其应用是有条件的。此外，由于成矿作用实验研究需要特殊的实验设备和条件，其应用受到很大的限制。随着成岩成矿模拟实验的发展，矿物热力学数据的不断积累，可以用矿物组合的热力学数据作为已知条件，用计算方法获得有关矿物组合平衡温度、压力与逸度、酸碱度及氧化还原电位之间的函数关系式，并绘制出温度-压力、温度-逸度或酸碱度-氧化还原电位的矿物平衡相图，从而取得矿床形成物理化学条件某些定量或半定量的数据。现在，热力学研究在成矿流体性质、金属元素迁移和沉淀条件与机理、矿物组合的平衡关系、流体-岩石相互作用等方面都已取得了很好的成果。

Ⅸ 成矿流体

前文研究表明，古元古代早期辽东裂谷带轴部东西向深断裂的形成与活动，导致来自地幔-地壳深部的富硼基性-酸性岩浆的喷发，形成裂谷带内古元古代火山-沉积盆地，盆地内断裂又可发生巨量的含硼、镁流体的喷流，为大型-超大型硼-镁矿床的形成创造了重要条件。

已有研究表明，卤水在古变质地体和现代沉积盆地都是大量存在的，如加拿大地盾。里尔峪期沉积成矿作用发生在近海含硼断陷盆地的热卤水成矿盆地中。从岩相古地理和岩石建造特征研究可知，沿此种成矿盆地边缘的断裂，分布有与火山活动有关的热泉和喷气孔群，其强烈活动为盆地带来充分的成矿物质，有利于硼矿床及热水沉积岩的形成。沿硼矿体走向，矿石普遍发育有角砾状构造；矿体下盘富镁碳酸盐岩产有层状、透镜状、结核状的硅质岩；矿床主岩中常见有细脉状、网脉状的硼酸盐，并切割、穿插富硅的镁质大理岩等等，这些特点说明盆地中硼、硅等喷气作用的存在，推测沿矿体走向可代表热泉、喷气孔群的展布方向。由于盆地四周火山物质不均匀堆积，形成的障壁阻隔了其与盆地外围的大部分联系，造成盆地内相对闭塞环境，使海水循环不畅。这些都有利于盆地内沿断裂上升的大量火山气液流体及其他成矿流体在盆地中停滞、聚集，形成盐度较高的热卤水盆地。

含硼岩系中富镁碳酸盐岩层、透镜体的存在，以及矿层中白云石、菱镁矿、硬石膏的大量出现，指示沉积水体一度为碱性，pH值达9。由矿石的成分来看，成矿盆地海水中富含B、Fe、Mg、Si、K、Na、Ca以及

、

、F^-、Cl^-等组分，表明盆地沉积期海水的盐度较正常者为高，成矿流体是一种成分复杂的热卤水，由于盆地内分布有富硼喷气孔、热泉，使其中海水温度较正常的海水表面为高。根据含硼岩系中容矿的镁质大理岩的氧同位素资料，δ¹⁸O_SMOW为＋9.1‰～＋21.5‰，借用诺斯罗普等（1987）所提出的公式，对区内硼的成矿盆地的古海水温度估算大约在60℃以上，说明辽东古裂谷海槽内可能存在着类似于现代红海中部深海槽中的热卤水盆地（现代红海热水盆地温度达59.2℃，而且有高达104℃的活动卤水注入（桑斯特D.F.，1985；Turner F.J.，1980）。这种盆地因受构造断裂控制，有利于来自深部的成矿物质的注入与聚集，在合适的物化条件下，含硼热卤水可相继沉淀形成各种硼矿床及与其有关的热水沉积物。

辽东含硼建造岩石中硼的平均含量较其克拉克值高20～300倍，即辽东裂谷内里尔峪期的火山岩及其凝灰岩都富含硼。无疑，在火山岩浆活动过程中所产生的流体，可沿盆地中的深断裂为水盆地带来硼、铁质。此外，在水盆地火山岩层中循环的渗流海水至深部受热，并与火山岩相互作用，促使其中的一些组分进入溶液，上升后被带至成矿盆地。根据B.B.库尔诺索夫（1993）进行的玄武质熔岩在蒸馏水和合成海水中淬火试验结果，海水中金属离子的浓度比蒸馏水高1.3～5倍。在自然条件下，与海水接触的熔浆中含有挥发组分，可以增强成矿物质的带出并进入海洋。据艾皮斯等在温度为250～600℃条件下海水与玄武岩相互作用的实验，海水富集了Cl、B、铵及少量的F，玄武岩中75%的氯在温度300～350℃区间释放出来。这些实验都说明通过温度升高的海水与岩石之间的反应为成矿的热卤水盆地带来部分成矿组分。可以推测裂谷海槽内下渗的海水在岩石圈循环时形成热水，能使富B、Mg、Fe的火山岩中部分B、Mg、Fe 浸出，沿断裂上升至成矿盆地（Chaussidon M.and Jamton A，1994）。

越来越多的事实证明，在裂谷活动过程中，存在大量地幔排气现象（杜乐天，1998）。地幔排气以CO₂、CH₄和碱金属为主，在地壳岩石中表现出碱交代现象。因此，裂谷盆地内发育有钠的热液蚀变作用，辽东裂谷带内含硼建造中的广泛发育的钠长石化也可能与此有关。由此，可以推断来自地幔的成矿流体参与了成矿作用。

综上所述，形成镁（铁镁）硼酸盐矿床及有关的热水沉积岩的成矿流体，可能有三种来源：①幔-壳部分重熔所形成的基性-酸性火山岩浆的分异；②地幔的排气作用；③通过海水或大气降水下渗，在岩浆热的驱动下，发生对流循环，受热海水和大气降水对火山岩的浸滤作用。通过上述多种作用所形成的成矿流体，在火山活动过程中，以热泉或喷气形式，从地壳深部带入成矿盆地。经长期作用，为成矿盆地带进巨量的矿质，从而为形成大型-超大型硼-镁矿床创造条件。

滑石成矿作用表现在成矿流体交代含硅镁质碳酸盐岩和部分热液充填形成滑石矿床。成矿流体的成分和特征是滑石矿床成矿的重要条件。滑石矿床的包裹体特征及化学成分见表3-12、3-13。滑石矿石中石英及菱镁矿的流体包裹体普遍含有NaCl子晶，盐度29%～37%（表3-12）。包裹体中普遍含有K^＋、Na^＋、Ca^2＋、Mg^2＋、

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

626.53mg/L，CO₂高达144.26mg/L，而CH₄＜0.3%。流体平均pH值为9.14，呈碱性（表3-13）。滑石矿体顶底板还可见到含氯矿物方柱石，它可能是石盐或卤水演变而来。菱镁矿和石英均一化温度有两个区间，150～210℃和285～305℃，分别是菱镁矿重结晶和石英析出的温度，推测滑石成矿温度在此区间，约200～300℃。通过对比，认为它与美国的Ruby Mountains元古宙滑石矿床的成矿温度接近，成矿流体都具有热卤水性质（Brady J.et al.，1998）。

表3-12 辽东古元古代大石桥组菱镁矿矿床包裹体特征

辽东滑石含矿围岩中SiO₂含量一般为1.09%～33.28%，平均为7.97%。同时发现围岩中的硅质在区域变质、动力变质过程中有明显的逐渐向挤压断裂带集中的现象。由菱镁矿大理岩中存在的石英脉可知，成矿流体中是富硅的。这表明分布在含石英菱镁矿大理岩中的原生硅质，在长期的区域变质和动力热变质中，曾经朝着断裂带方向发生迁移集中，造成了滑石成矿前的硅化作用。这种硅化是碱性变质热液淋滤流经围岩中的硅质，并携带其向挤压断裂带附近运移的结果。而断裂构造和褶皱构造的扩容，满足形成滑石过程中体积增加（一般情况下增加63%）的需要，同时还降低了流体与镁质碳酸盐岩反应生成的CO₂的分压，有利于形成厚大的滑石矿体。

表3-13 辽东滑石矿床液相包裹体分析结果 （mg/L）

注：由中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室分析。

以上研究表明，滑石成矿流体是一种源于海水的富镁含硅的高盐度的变质流体，这种成矿流体有利于与富镁质碳酸盐岩建造交代成矿。

辽东因产有规模巨大的菱镁矿和滑石矿床，已引起国内外地质学界和工业矿物利用专家的广泛关注。通过我们对它们成矿条件的研究，基本上认为菱镁矿是蒸发沉积的，而滑石矿床则是富硅质高盐度的变质流体对含硅质菱镁矿交代的结果。

辽东裂谷的发生、发展与闭合控制了菱镁矿的沉积、改造和滑石矿床的交代成矿。滑石矿床与菱镁矿矿床同处一成矿带，主要集中于辽东裂谷的北缘。富镁质碳酸盐岩是菱镁矿、滑石的含矿建造和成矿母岩。

古元古代辽东古裂谷发育早期，因当时气候干热，泻湖内海水蒸发量较大，海水盐度不断提高，部分地段沉积石膏和石盐。蒸发环境下，泻湖中白云石首先沉淀，当泻湖中Mg^2＋富集到足够程度，并有足够的

，发生菱镁矿沉淀。叠层石吸收Ca^2＋、Mg^2＋首先形成白云石，随海水中Ca^2＋减少，而Mg^2＋相对增高，也可直接沉积或交代白云石形成菱镁矿。

吕梁运动使辽东裂谷闭合，辽河群褶皱变质，沉积的菱镁矿在区域变质-混合岩化过程中进行了第二次富集，菱镁岩改造为粗粒状菱镁矿石；同时，在构造-流体成矿系统中，富SiO₂热液在构造有利部位交代富镁质碳酸盐岩形成滑石矿床。

值得指出的是，关于辽东古元古代辽河群的早期沉积中蒸发岩相的问题，彭齐鸣和Palmer M.R.（1995）、蒋少涌等在研究硼矿中已经发现了硼矿最早的沉积是蒸发岩系，王安建等（1998）在研究辽东裂谷北缘的Fe-Cu 硫化物矿床时，也认为属于盐丘控矿。本次工作在大石桥组三段发现的石膏及其有关岩相特征，证明辽东菱镁矿也是在蒸发环境下形成的，这些研究成果对于理解辽东裂谷形成和演化以及研究菱镁矿、滑石大型矿集区的成因机理均具有重要的意义。

Ⅹ 成矿流体的 H、O同位素研究

为进一步了解成矿流体的性质，对紫阳黄柏树湾毒重石矿床和竹山文峪河毒重石-重晶石矿床中与成矿有关的石英进行了氢、氧同位素测定，结果见表6-2。

表6-2 毒重石矿床中氢氧同位素组成单位：‰

由表可知，黄柏树湾毒重石矿床与毒重石共（伴）生的石英的δ¹⁸O分别为21.7‰和18.9‰，δD分别为-75‰和-61‰。由于石英样品经薄片观察未发现包裹体，因而，石英的形成温度无法求得。根据石英样品普遍不发育包裹体的事实，推测石英的形成温度较低，并结合毒重石和重晶石包裹体的测温资料（110～170℃），估计石英的形成温度为110～150℃左右。以此值为石英形成温度的估计值，根据石英-水的分馏方程1000 lnα_石英-水＝3.38×10⁶×T^-2-3.40计算了与石英处于平衡时石英流体包裹体中水的δ¹⁸O值（表6-2）。同样的方法计算了文峪河毒重石-重晶石矿床石英流体包裹体中水的δ¹⁸O值和产于地层中的石英其流体包裹体中水的δ¹⁸O值（表6-2）。

由图6-2石英流体包裹体中水的氢氧同位素组成图可知，产于毒重石矿石中的石英与产于含矿岩系或区域地层中的石英，其流体包裹体中水的氢同位素变化范围较小，而氧同位素的变化范围相对较宽（-4.2‰～9.7‰），形成氧同位素的“漂移”现象。总之，不同产状石英包裹体基本一致的氢、氧同位素组成反映了它们形成于相同的过程。而且，从石英包裹体的氢、氧同位素组成来看，包裹体中的水主要反映大气降水的同位素组成特点，同时混入部分岩浆水。结合矿区地质的实际情况，岩浆水可能主要来源于地层中的火山岩或后期的岩浆活动（如加里东期岩浆活动）。

图6-2 石英的氢、氧同位素组成图解