第七章成矿物质来源成矿解读课件

第六章成矿物质来源、成矿流体的性质及其演化的矿物学标志

第六章成矿物质来源、成矿流体的性质及其演化的矿物学标志第一节成矿物质的来源

一、与超基性岩浆、基性岩浆的分异与结晶作用有关的矿床物质来源

(一)与基性岩有关的CuNi硫化物矿床含Pt的硫化物矿物(针镍矿、黄铜矿)构成的角砾矿石胶结了侵入岩的碎块，铂族矿物与水化硅酸盐（蛇纹石、绿泥石等）密切共生。伟晶相矿石的存在；铂族矿物与高温热液矿物共生，交代古铜辉石岩，铂族元素形成典型的热液矿物(Te、Bi、S、As、Sb化物，含钌铑的磁黄铁矿；铂族元素与大量的Au、Ag矿物的共生等，都表明铂族元素可在岩浆期后的作用(伟晶作用、热液作用)中形成。第一节成矿物质的来源一、与超基性岩浆、基性岩浆的分异（二）岩浆期后阶段铂族元素的矿化类型与特点：

1.伟晶岩型铂矿床。布什维尔德杂岩体苏长岩带中的酸性伟晶岩相中，铂族矿物是气化热液阶段的产物。2.矽卡岩型铂矿床：布什维尔德超复于白云岩之上的苏长岩体放出的含气热液渗透到其下的白云岩中形成含铂族矿物的矽卡岩(透辉石、钙铝榴石、阳起石等)，富矿体沿接触而延伸约400m，宽约21m，砷铂矿、锑钯矿、磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿及方黄铜矿共生。（二）岩浆期后阶段铂族元素的矿化类型与特点：3.热液型铂矿床与铂矿化。

①热液型铜矿床中，铂族矿物为铂碲钯矿、黄碲钯矿、钯碲铂矿，产于热液铜矿脉中与黄铜矿、斑铜矿、辉铜矿、蓝辉铜矿、硒铅矿、绿帘石共生。形成温度为270-400℃。矿脉旁围岩(麻粒岩)绿盘岩化，铂族矿物产于绿泥石、绿帘石、钠长石、石英绿盘岩化蚀变带中。蚀变带中贵金属含量为(g/T)：Pt24.0，Pdll6，Rh1.3，Ru0.6，Ir2，Au0.6，Ag152.4

②斑岩铜矿及斑岩铜-钼矿中，含铂族元素较低。铜精矿中Pt0.008～0.2%，Pd0.009～0.16%，Pd＞Pt，Pt/Pd=l:5～10，钼精矿中，Pt/Pd＝1：0.5。

③含金石英脉中，若有硫化物共生时则含Pt较高。布什维尔德杂岩体中部的瓦捷斯别山(典型的气成热液石英-硫化物脉型Au-Pt矿床)自然铂与镜铁矿或与黄铁矿共生；Pt含量不均匀(矿石含Pt数百到5700克/吨)。3.热液型铂矿床与铂矿化。第七章成矿物质来源成矿解读课件综上所述，铂族元素主要富集在含Cu、Ni的基性岩浆岩的热液作用阶段中，其次从与基性-超基性岩有关的酸性伟晶岩中，也是气化-热液作用的产物；此外在矽卡岩、热液脉等地质体中有时也可富集成矿或产生矿化。铂族元素被公认是地幔源的；但其成矿却延迟到热液阶段，而且赋矿岩石（围岩）可与基-超基性岩无关，这就不能不使人产生怀疑：壳源（例如重熔型中酸性岩浆岩）是否可提供铂族元素或只提供一部分铂族元素。综上所述，铂族元素主要富集在含Cu、Ni的基性岩浆岩的二、斑岩型矿床的成矿物质来源斑岩型矿床（钨、铜-钼、锡）成矿金属来源、热液(“水”)的来源及成矿的“热源”存在着迥然不同的两种看法：岩浆源的；大气降水与自围岩中浸出金属(“金属活化热液”)。研究了矿区地质、岩浆岩岩石学(岩体地质、岩石化学等)、岩石地球化学(微量元素、稀土配分模式等)、矿石的同位素地质学与地球化学(O、H、C、S等)、矿物共生组合、标型特征、包裹体矿物学、岩浆成矿流体的演化、围岩蚀变及分带、矿床的垂直分带等等。绝大多数人认为以上这些斑岩型矿床，其成矿物质来源属幔源，或经壳源物质混杂而成。含矿岩浆岩为浅成-超浅成岩体(次火山岩)。

二、斑岩型矿床的成矿物质来源斑岩铜矿毕鸟夫带软流圈低波速带下沉的岩石圈板块莫霍面玄武岩浆玄武岩和辉长岩海洋地壳中铜的富集海洋海洋沉积物海沟岩基古大陆壳链状火山群斑岩铜矿床成因的板块构造模式（据R.H.西里托，1972）斑岩铜矿毕鸟夫带软流圈低波速带下沉的岩石圈板块莫霍面玄武岩浆

三、内生钨矿床的矿质来源南岭地区钨矿床主要与花岗岩或浅变质岩伴生；另有产于斑岩中者。与花岗岩有关的称为“岩控钨矿床”，与斑岩有关者为“斑岩钨矿”。研究表明，斑岩(或玢岩)与花岗岩是在不同的大地构造单元中产生的、物质来源不同、形成方式各异的两种岩浆岩。斑岩、玢岩与幔源有关，为“同熔型”(I型)；花岗岩（南岭地区）多为“改造型”(S型)。I型与S型的岩石成分、矿物组成、含矿性、演化序列皆不相同(表6-3)。三、内生钨矿床的矿质来源“S型”花岗岩较“I型”花岗(斑)岩含F量、F/Cl值、钾长石三斜度、87Sr/86Sr值均高；而成岩温度、Mg/(Mg+Fe3++Fe2+)、铜矿石中的铂族元素含量、氧化系数却相反，“同熔型”高于“改造型”。“S型”花岗岩较“I型”花岗(斑)岩含F量、F/Cl值、钾长S型(Ⅰ系列)的演化序列：花岗闪长岩、二长花岗岩→中粗粒斑状花岗岩→浅色花岗岩(钠长花岗岩、超酸性花岗岩)→花岗斑岩或石英斑岩岩墙。

I型(Ⅱ系列)的演化序列：辉石闪长岩、石英闪长岩(或玢岩)→花岗闪长岩、石英二长岩(或斑岩)→石英粗安斑岩、石英钠长斑岩或花岗岩。S型系列为南岭花岗岩，

I型系列为长江中下游中-酸性岩浆岩。对比说明，“同熔型”是在氧逸度较高(浅成)，高温环境中生成。“改造型”则在中深、较低温、氧逸度较低的条件下形成。与“同熔型”有关的铜矿石中含铂族元素较高(成矿物质来自上地幔)，而与“改造型”有关的铜矿石含铂族元素甚低，但氟含量高，与脉状钨矿床有关。S型(Ⅰ系列)的演化序列：两种类型岩浆岩中的黑云母成分不同，该矿物的化学成分继承了寄主岩的特点：同熔型黑云母较改造型黑云母Fe3+/(Fe2++Fe3+)与Mg/(Mg+Fe2++Fe3+)高为特征(图6-1，6-2)。斑岩型钨矿床与“改造型”花岗岩形成的黑钨矿成分不同。前者为端元组分钨铁矿；后者高温为中间组分钨锰铁矿或钨铁锰矿；中、低温时则多为钨锰矿，少数情况下为钨铁矿。两种类型岩浆岩中的黑云母成分不同，该矿物的化学成分继承了寄主第七章成矿物质来源成矿解读课件第七章成矿物质来源成矿解读课件张理刚(1985)根据氢、氧同位素组成认为南岭地区一些钨矿床中热液水的来源为：岩浆水与大气降水，二者在成矿作用的不同阶段起不同的作用。漂塘钨矿:早期成矿阶段成矿热液水的δ18O为4.9～9.1‰；δD在-48～-55‰之间,表明热液水是岩浆成因。中期成矿阶段δ18OH2O1.2～6.0‰,δD值为-59～-63‰,为岩浆水与大气水的混合。晚期矿化阶段δ18OH2O值1.8～-6.9‰,δD值-64～-55‰,属于大气降水来源。

张理刚(1985)根据氢、氧同位素组成认为南岭地区一些钨SMOW水-20-15-10-50510152025－120－500变质水岩浆水18O‰D‰大气线海水－热液海水－20－65西华山坑道水内接触带；江水井水江水江水内接触带西华山钨矿雨水和主要脉钨矿床黑钨矿、石英包裹体水δD－δ18O关系图SMOW水-20-15-10-50510152025－120同位素地球化学δD=-33.36~-89.42‰，按计算的石英和黑钨矿包裹体水δ18O=+4.96~+9.5l‰.高温岩浆热液矿床证据：A）岩浆水B）花岗岩普遍含较高的W、Sn、Nb、Ta、Be的含量；C）成矿温度高δD‰同位素地球化学高温岩浆热液矿床δD‰

四、前寒武纪变质铁矿中富矿体的成因及铁质来源我国前寒武纪变质铁矿床中，富铁矿的成因问题争论较多。以鞍本地区为例，大体上可分为四种见解：

1.同生矿床：认为富矿体是与贫矿体在大体上相同的沉积环境中在海底火山作用下形成，含石墨富矿即属此成因(弓长岭二矿区)-原为沉积菱铁矿，后经区域变质作用还原而成石墨与磁铁矿。同位索资料表明，该区Fe6(第六层铁矿)含石墨富矿体中的碳基本上是无机碳(δ13C为-4.7‰)（陈江峰等，1985）。

四、前寒武纪变质铁矿中富矿体的成因及铁质来源弓长岭铁矿二矿区弓长岭铁矿二矿区弓长岭东南部的南芬铁矿床，据硫同位素资料(表)，为沉积型富矿，与贫矿的形成方式相同。弓长岭东南部的南芬铁矿床，据硫同位素资料(表)，为沉积型富矿2．变质热液(或混合岩热液)形成的富矿。据弓长岭二富铁矿体的产状及围岩蚀变、硫同位素等研究认为该矿体铁来自混合岩化热液或变质热液：

①富铁矿体受顺层-低角度斜交层理的深断裂控制；而近矿蚀变也受该断裂控制；

②富矿体主要由磁铁矿与γ-赤铁矿(磁赤铁矿)构成，且分布在地表以下(150m以下)的深部，显然并非地表氧化而成。形成该富矿体的物化学条件为：温度为480-535℃，压力2kb：氧逸度为10-25～10-28bar。盐度大于17%(NaCl)，热液密度大于0.9；包体的气相成分为CO2、H2、CH4、H2S，以C02为主；包体的液相成分中，碱金属与碱土金属离子浓度高、Cl-的离子浓度低，此外尚含CO32-与HS-,因此热液为高盐度碱溶液。这种热液是在温压高、氧逸度低的环境中，沿较深的断裂带流动，与磁铁石英岩淋滤交代，去硅，磁铁矿富集。2．变质热液(或混合岩热液)形成的富矿。据弓长岭二富铁矿体的1-上混合岩；2-石英岩层；3-混合岩；4-绿片岩；5-角闪岩；6-石英黑云钠长石；7-中部片岩；8-下部片岩；9-斜长角闪岩；10-下混合岩；11-磁铁石英岩；12-高炉磁铁富矿；13-平炉磁铁富矿；14-断层1-上混合岩；2-石英岩层；3-混合岩；4-绿片岩；5-角闪

③矿物合成实验资料与包裹体测温所得形成富矿的物理-化学条件相似（P=2kb，T＝400～600℃，fO2＜10-25，弱碱性溶液(表6-5)。据上述认为，弓长岭二矿区磁铁富矿是在压力2000bars左右，温度450～600℃，氧逸度fO2低于10-25bar，在弱碱性溶液中形成。

④硫同位素研究表明，弓长岭二矿区、八盘岭、樱桃园的富铁矿皆由后期叠加的热液形成，它们与南芬富铁矿的成因不同。前者的矿质来源主要为后期热液(与富铁矿-磁铁矿-共生的黄铁矿中的硫来自热液)，而后者的矿质与贫矿属同一来源。

③矿物合成实验资料与包裹体测温所得形成富矿的物理-化学第七章成矿物质来源成矿解读课件⑤磁铁富矿与蚀变岩(石榴绿泥岩)在空间上紧密相随，在形成时间上一致，二者间往往找不到明显的接触界限，为过渡关系，有时可见二者同时交代了贫铁矿层。因此，磁铁富矿与蚀变岩为统一的热液作用改造贫矿层的结果。

上列五个方面是作为富矿成因与热液活动有关的证据提出的。在贫矿的基础上，经热液去硅、加富而成，富矿的铁质来源主要是热液(变质热液或混合岩化热液)。

⑤磁铁富矿与蚀变岩(石榴绿泥岩)在空间上紧密相随，在形成时间3.层状富矿为沉积变质形成，脉状富矿则与热液作用有关。4.层状富矿为原生沉积较富的矿床经热液叠加再加富而成。陈光远等(1984)认为弓长岭地区“磁铁矿及赤铁矿贫、富矿层均为太古代绿岩带各旋回火山沉积产物，形成于火山喷发间隙或喷发以后，是绿岩带火山沉积旋回演化发展晚期的产物。物质来源概与富铁的超镁铁质科马提岩及拉斑玄武岩的海底火山喷发有关”。磁铁矿富矿，是元古代花岗岩侵入体的低中级热变质使当地铁矿层中的铁质局部活化、短程运移”而形成。强调铁质是“就地取材”。3.层状富矿为沉积变质形成，脉状富矿则与热液作用有关。

五、载体矿物一些硅酸盐矿物中的Fe、Mg离子可以被其它有用元素代替，如Sn可以进入很多铁-镁矿物的晶格中（Sn-Fe或Sn-Mg代替）；但Sn不能进入长石晶格，因为Sn与K、Na的离子半径差值大，Au可代替K（钾长石中），而不能代替Na。Na离子半径1.37Å，K离子半径为1.33Å，Au离子半径为0.97Å。因此，Au能以微量存在于钾长石中。五、载体矿物据晶体化学资料，Al3+、Si4+、Sn4+、W6+、Fe3+、Fe2+的性质相近，它们之间能够组成固溶体(表)。W6+可能在黑云母中代替四面体位置上的Si或Al；或W6+代替八面体中的Al、Fe3+、Fe2+(如黑钨矿中[WO4]2-构成畸变八面体那样)。

据晶体化学资料，Al3+、Si4+、Sn4+、W6+、Fe3南岭钨矿床中，花岗岩造岩矿物中的黑云母、白云母皆含W(表6-7)，其中黑云母含W量相当于白云母的二倍。表中还可看出黑云母与钾长石含W高。与钨矿物共生的辉秘矿、辉钼矿、锡石等矿物的W含量比造岩矿物还高。南岭钨矿床中，花岗岩造岩矿物中的黑云母、白云母皆含W(表6-比较花岗岩中与蚀变围岩中W含量，发现由于微斜长石化或云英岩化作用，W富集到蚀变矿物(微斜长石、白云母)之中。云英岩中的W大部分在白云母中。此时的白云母较花岗岩中的白云母含W量增加100％以上。可见，W在云英岩中被富集起来。

随着交代作用的发展，由黑云母花岗岩经正常云英岩、富石英云英岩到云英岩化最终阶段的富云母云英岩，W含量总体趋势是增加的(表6-8)。尤其是富云母云英岩中W含量达到最大值，这是因为白云母含W高所致。蚀变花岗岩中Sn的含量变化与上述W的情况相似(表6-9)。

比较花岗岩中与蚀变围岩中W含量，发现由于微斜长石化或云花岗岩中的黑云母、白云母以及云英岩中的白云母都可以看成W的载体矿物。花岗岩中的黑云母、白云母以及云英岩中的白云母都可以看成W的载花岗岩中的长石(钾长石、斜长石)因云英岩化、钾微斜长石化而解体，将其所含W释放出来至岩浆期后成矿的事实表明，钾长石、斜长石也是W的携带者。钾(微斜长石)化是花岗岩的早期蚀变，在蚀变后释放出的W、Sn（被带入含矿热液中)超过花岗岩中W含量的一半(表6-10)，Be近1/3。

花岗岩中的长石(钾长石、斜长石)因云英岩化、钾微斜长石钾化是将花岗岩中的斜长石、钾长石、云母(主要为黑云母)等改造为以钾微斜长石、钠长石、石英为主，黑云母、白云母、萤石、绿泥石、锆石、黑钨矿为辅的岩石。钾化岩石含W、Sn、Be均低于花岗岩的原因是，原花岗岩载体矿物(黑云母、白云母、钾长石、斜长石)中的W、Sn、Be主体部分带入含矿热液中。硅化作用也使花岗岩中的W含量降低—原花岗岩载体矿物中的W大部分被带入成矿热液中(表6-12)；但与钾微斜长石化相比，后者中W的贫化(即W被带出)更为显著。在西华山矿区，出现红长石化(钾微斜长石)的地段位于花岗岩体的较深部位，向上为硅化，再向上，至岩体顶部为云英岩化地段。钾化是将花岗岩中的斜长石、钾长石、云母(主要为黑云母)等改造黑云母、白云母、钾长石、斜长石都被认为是载体矿物；而钾微斜长岩(蚀变岩中者)与石英则不是载体矿物，见表6-13。黑云母、白云母、钾长石、斜长石都被认为是载体矿物；而钾微斜长样品编号矿物Auμg/gAgμg/gAsμg/gBiμg/gCoμg/gGaμg/gInμg/gNiμg/gSbμg/gS%Fe%FW-25黄铁矿54.891409.61815.90.2897.32.250.06728.625.542.5435.38FW-50黄铁矿47.71127.5454.80.1339.52.170.08614.14.546.1138.25FW-51黄铁矿54.19132.1519.60.348.82.360.08615.65.844.8038.88FW-52黄铁矿17.23148.71876.20.17116.32.570.14423.914.7FW-53黄铁矿12.28355.6371.90.2516.92.320.0868.47.344.6137.68FW-54黄铁矿2.26231.93922.80.2483.12.150.19226.834.5FW-55黄铁矿0.4736.01305.30.1485.71.930.05821.35.2801黄铁矿0.2648.016000.2088.03.40.2439.07.948.7543.28802黄铁矿0.2381.014000.1071.03.700.1731.063.047.4743.81803方铅矿7.80450030033.02.05.20.081.0983.015.130.32FW-15方铅矿0.88860.026.10.161.91.810.3842.373.017.570.42FW-25-1闪锌矿31.931346.865.110.4136.911.680.86423.415.733.393.53804闪锌矿14.10130040012.019.023.00.905.0120034.558.23FW-4闪锌矿2．41272.514.60.1628.33.082.4011.68.530.770.73万全寺银金矿单矿物微量元素含量特征表样品矿物AuAgAsBiCoGaInNiSbSFeFW-25

六、矿浆（Theoremagman）岩浆型钛磁铁矿的矿浆成因早已为人所知。1973年，翟裕生提出：凹山铁矿床中的富矿体应当属于”矿浆”成矿。1977年，宁芜研究项目编写小组”总结了该地区梅山、姑山、南山、凹山顶部的富矿体的矿浆成因及其形成机制，认为Na的富集是引起硅酸盐熔浆与磁铁矿-磷灰石熔浆不混熔的原因。宁芜地区磁铁矿-磷灰石组合的广泛分布与该地区偏碱性的岩浆活动有关，因为偏碱性岩浆比别的岩浆更富磷。

六、矿浆（Theoremagman）宁芜、鄂东地区的矿桨型铁矿的共同特征是：

1.矿体与岩浆岩(成矿母岩)在空间上紧密伴生；矿体的空间分布受岩体构造、断层裂隙及接触带构造控制。

2.矿体是成矿母岩浆演化的一定阶段的产物，而与该岩浆有关的铁矿床为多种类型,宁芜地区矿浆型铁矿在浸染状铁矿(陶村式)之后形成，鄂东地区矿浆型铁矿在矽卡岩型之后形成。

3.矿体形成温度高(宁芜为350-1075℃左右，鄂东为600-700℃左右)，矿体边缘常有弧形焊接边；因是贯入型，故其边缘围岩常具薄层片理化带。宁芜、鄂东地区的矿桨型铁矿的共同特征是：4.矿石成分中，磁铁矿为最主要矿物，一般占矿体体积的80-90%以上；与磁铁矿共生者为含F、OH的矿物(磷灰石、金云母、阳起石、方柱石等)。矿石具块状构造、气孔构造、流动构造，有的具有海绵陨铁结构。由于岩浆型矿石经常受到后期热液作用的迭加。因此还有热液型矿物与之伴生(绿泥石、高岭石、石英、绿帘石等)。5.磁铁矿含V、Ti较高，含Mg，A1也较高。4.矿石成分中，磁铁矿为最主要矿物，一般占矿体体积的80-9钨矿床中矿浆成矿的实例被认为是大吉山肉色细粒钠长花岗岩中的黑钨矿囊(图6-6)。黑钨矿囊外缘与花岗岩间为过渡关系；内缘有一层石英壳包围着黑钨矿晶体(集合体)，石英壳与黑钨矿间界限截然，此种WO3含量高达n×10%的富矿囊。钨矿床中矿浆成矿的实例被认为是大吉山肉色细粒钠长花岗岩中富矿囊很可能是一种“析离体”，在花岗岩冷凝之前就已存在，是一种液态分异的产物，相对富集挥发分和矿化物质的“气泡”、”乳滴”或“分异层”，富集于岩浆的上部。随着岩浆的流动，圆形”气泡”变成定向分布的椭球体、不规则囊包体，有的分异“层”形成条带状构造。随着温度的下降，囊包体与花岗岩浆同时结晶；因囊包体中黑钨矿结晶时与它外边的石英壳处于平衡状态，因而二者结晶后界限截然；而石英壳与外边的围岩不平衡，产生扩散交代，因此呈过渡接触关系。富矿囊很可能是一种“析离体”，在花岗岩冷凝之前就已存在，是一第二节成矿流体的性质及其演化的矿物学标志

内生成矿作用中，各种作用的最后阶段多半为热液作用。热液的性质以及它是如何从岩浆(或其他流体)演化而来？岩浆热液、变质热液(其中还包括混合岩化热液)、地下水热液埋藏于古地层中的水、海水、地幔成因的热液等的性质及它们之间的关系等问题都是现代矿床学研究的重要方面。

第二节成矿流体的性质及其演化的矿物学标志内生成矿作用中，各一、热液的多源性据翟裕生的总结（1983），共有六种成因不同的热液（或“水”），它们是：

1.岩浆热液①深成热液；②火山热液

2.变质热液

3.地下水热液

4.埋藏水：赋存于海相古地层中的含矿化剂的水，为Cl-K-Mg水，受热后，活化、转移，可形成Pb、Sn矿床。

5.海水：日本“黑矿”的形成与海底岩浆加热海水有关。

6.地幔成因热液(上地幔中的初生流体)。

一、热液的多源性第七章成矿物质来源成矿解读课件现代热液(溶液)与古代热液(矿物中的液态包裹体)成分的对比见表6-15。表中可看出，现代热卤水与古代热液比较，以Ca、Na高，K低，SO4更低，Zn、Cu亦低为特征。这种差别的原因可能是：①地质历史上成矿流体(热液)的演化；②地质环境、成矿类型的差别等。现代热液(溶液)与古代热液(矿物中的液态包裹体)成分的对比见现代热卤水与古代热液比较，以Ca、Na高，K低，SO4更低，Zn、Cu亦低为特征。现代热卤水与古代热液比较，以Ca、Na高，K低，SO4更低，

二、含钨流体的性质及其演化前面提到囊状黑钨矿可能属矿浆成因；脉状含钨石英脉与伟晶岩脉、含钨花岗岩间的过渡与转化关系等等。1.成矿流体的成分根据含钨石英脉中矿物的共生，伴生以及脉旁围岩蚀变，推测成矿流体富F、Na、Cl、CO2、K、OH等成分。这种推测在对矿物（主要是石英）中包裹体成分的研究中得到了证实（表6-16）。瑶岗仙脉钨矿床石英中的包裹体成分特征为：①各样品的包裹体都是Cl＞F②CO2、Ca、Mg早期偏低，而晚期偏高；③早期热液含K高，K＞Na；晚期热液K降低，多数样品为Na＞K，少数为K＞Na。二、含钨流体的性质及其演化①各样品的包裹体都是Cl＞F;②CO2、Ca、Mg早期偏低，而晚期偏高；③早期热液含K高，K＞Na；晚期热液K降低，多数样品为Na＞K，少数为K＞Na。①各样品的包裹体都是Cl＞F;②CO2、Ca、Mg早期偏低，2.W的搬运与沉淀方式对这一问题一直有较大争论。W在成矿流体中赋存与搬运的形式有下列说法。①卤化物：WF6、WCl6；②易熔碱络合物R2WO4；硅代钨酸络合物R4[Si(W2O10)4]③杂多酸聚络合物[(HW6O21)-·xH2O]n。④综合形式：舍尔比纳（1963）提出深部高温时呈W的卤化物或卤氧化物形式；中部中温时为碱性给合物；浅部低温时为硅酸络阴离子。⑤矿物微粒搬运2.W的搬运与沉淀方式3.含钨流体的演化酸碱度的变化基于以下事实：①众多脉伏钨矿床的矿物共生组合演化顺序大体一致，即硅酸盐→氧化物→硫化物→碳酸盐。②成矿流体的酸碱度变化与一定的蚀变围岩相对应。③包裹体成分测定3.含钨流体的演化表综合了上述①、②资料，概括表示了含钨流体的酸碱度变化：碱性-弱碱性～中性-酸性-弱酸性-中性-弱碱性（-弱酸性）。最后一个阶段往往不发育（或缺失）。

表综合了上述①、②资料，概括表示了含钨流体的酸碱度变化：碱性

三、岩浆-热液的演化

含钨花岗岩→含钨伟晶岩或”似伟晶岩壳”→脉状钨矿体。这是南岭钨矿床的成矿母岩浆的演化模式。问题是，如何解释这种演化？矿化或成矿作用与这种演化的关系是什么？问题的焦点是：结晶分异作用还是岩浆熔离作用推动着岩浆的演化，直至成矿。

1．岩浆结晶分异作用及其成矿：对于花岗岩的成矿作用有人主张可以采用结晶分异作用来解释。一个简化的花岗岩成矿模式为：硅铝层地壳重熔→普通花岗岩→选择性重熔→成矿花岗岩→结晶分异、交代选择性重熔使富含挥发分的酸性岩石首先转入熔体，因而形成含矿（成矿）岩浆岩。

三、岩浆-热液的演化2．岩浆熔离作用及其成矿马拉库舍夫等认为，岩浆结晶分异产生的成矿金属在岩浆期后溶液中的含量甚微，不足以形成矿床；而成矿作用主要通过岩浆的熔离。这是他们通过合成实验得出的结论。各种元素在硅酸盐熔融体和热液之间分配的实验资料如表6-18所示。

2．岩浆熔离作用及其成矿熔体中含量高，流体中含量低。熔体中含量高，流体中含量低。正岩浆的分异作用，特别是岩浆熔离作用，使流体熔融体与母硅酸盐岩浆分离；这种分离是在深部进行的，因为分离的程度与压力呈正比例变化（图6-12）。正岩浆的分异作用，特别是岩浆熔离作用，使流体熔融体与母硅酸盐流体熔融体(流体岩浆)的密度很高(2.58g/cm3)，与母硅酸盐熔融体的差别不大，但它的结晶温度低，活动性强及其成分特点(氧化物、硅酸盐、卤化物、碳酸盐、硫酸盐等组成部分的比例关系变化很大)却反映出它接近于热水溶液。流体熔融体向上运移时，在侵入裂隙带时，由于压力降低，变为密度不高的(0.5g／cm3-气态～0.9g/cm3-热液)真正流体相(以水相为主)，此时岩浆系统变为三相系统(岩浆L1，流体熔融体L2，热液相G)，见图6-13。流体熔融体(流体岩浆)的密度很高(2.58g/cm3)，与母实验资料表示含水铝硅酸盐系统中流体与岩浆的分层现象，其产生是由于向系统中加入碱性盐类而引起。形成两个熔离区：①硅酸盐岩浆(L1)与流体硅酸盐岩浆(L2)；②流体硅酸盐岩浆(L2)与真正的流体相(热液G)。第一个熔离区(L1一L2)随着温度的升高仍能保持稳定；第二个熔离区(L2-G)则随着温度降低而产生和扩大。L2(流体硅酸盐岩浆)含碱金属与成矿金属，比重较大，充填在裂隙中造成矿体；而酸性的热水溶液(G)则因比重小而继续上升，使裂隙旁以及上部的围岩产生酸性淋滤，形成交代岩。压力的降低，温度的降低都会产生上述母岩浆（L1）的分离作用。实验资料表示含水铝硅酸盐系统中流体与岩浆的分层现象，其产生是四、河北金、银多金属成矿物质来源对河北印支期-燕山期内生矿产近千个同位素数据统计认为:成矿物质源自地球深部。其同位素基本规律为:40个矿床的559个硫同位素数据中绝大部分值域为-5‰～5‰，均一化程度高，硫主要为岩浆硫;37个矿床200个铅同位素数据表现为矿质以幔源为主，确有部分壳源物质加入;34个矿床96个氧、氢、碳同位素数据统计表明，成矿流体应以岩浆水为主，兼有其他来源的水加入;30个矿床41黄铁矿等硫化物同位素均位于地幔氦附近。反映氦气应以地幔来源为主，并在上升过程中有脱气现象或放射性4He(壳源物质)加入。

四、河北金、银多金属成矿物质来源第七章成矿物质来源成矿解读课件表4张宣幔枝构造区金银铅锌矿硫同位素统计表矿区矿化类型样品数δ34S‰（平均值）离差变化范围备注半壁山Au43.1250.674+2.36～+3.83于润林金家庄Au241.8852.23-1.4～+5.03彭岚、河北三队大营子Au3-0.500.721-0.3～+0.1北京三所黄土梁Au12-4.9871.485-1.6～-7.4河北三队张全庄Au531.881.10-0.20～5.60王金锁、宋瑞先响水沟Au10-3.963.03-8.80～-1.30王金锁、宋瑞先大营盘Au42.351.640.6～3.80王金锁、宋瑞先小营盘Au21-11.3741.779-7.76～-14.36河北三队东坪Au17-7.8762.274-5.5～--13.5河北三队后沟Au9-10.443.046-3.5～-15.95河北三队水晶屯Au13-10.372.58-13.10～-5.40王金锁、宋瑞先中山沟Au7-16.150.00-23.83～-11.05王金锁、宋瑞先赵家沟Au7-9.902.54-16.80-6.32王金锁、宋瑞先韩家沟Ag26-10.123.08-14.40～-0.65王金锁、宋瑞先蔡家营AgZnPb544.9910.31-0.50～9.81王金锁水关口Ag61.845.09-0.83～4.26王金锁、宋瑞先彭家沟Ag25.652.054.2～8.1李红阳等万全寺Ag5-0.585.6-4.30～1.30王金锁、宋瑞先青羊沟Ag18-0.9716.50-12.96～3.54王金锁、宋瑞先相广AgMn33.034.700.10～4.80河北三队火石沟Ag48.933.115.0～11.8李红阳等表4表5冀东幔枝构造区部分金矿床硫同位素统计特征表矿区样品数δ34S（平均值）离差变化范围备注金厂峪59-1.7882.88-6.30～+3.10剔除X+3S样2个峪耳崖262.6920.544+1.60～+4.5剔除X+3S样1个唐杖子302.8851.446+0.69～+5.70本项目测一黄铁矿δ34S-3.9‰沙坡峪32.6330.520+2.0～+3.6本课题组胡杖子2-11.35.657-15.3～-7.30本课题组白庙子13.3

本课题组洒金沟11.9

本课题组田家村11.9

本课题组牛心山225.450.460

宋瑞先洞子沟6-0.7（本项目）

-0.49～+4.90总硫-0.3‰冶金519队毛家店1-6.2

本课题组花市金矿23.65

3.0～4.3本课题组花市钼矿13.5

本课题组总平均

+1.93

剔除胡杖子样品表5冀东幔枝构造区部分金表6阜平幔枝构造区部分金矿床硫同位素统计特征表构造位置矿区矿化类型样品数δ34S‰（平均值）极差变化范围备注太行山中段石

湖Au281.7127.18-2.15～5.037本课题组、杨殿范等，1991西石门Au30.631.7-0.3～1.4本课题组北营西沟Ag2-9.451.5-10.2～-8.7银洞沟Mo11.0秋卜洞Ag14.4

丑泥口Au11.6

杨树沟AgPbZn2-0.050.5-0.3～0.2太行山北段孔各庄Au46.131.2714.3～7.2栾木厂Au

0.71.40.3～1.1①大湾ZnMoAg384.2324.4-8.4～16本课题组木吉村CuMo71.672.020.4～2.6浮图峪CuFe110.213.2-1.1～2.1茅儿峪CuFe40.054.9-3.3～1.6小立沟Fe260.374.2-1.1～3.1镰巴岭PbZnCu141.549.6-2.7～6.9九集庄Au102.303.31.7~5.03耿洪等，1997表6阜平幔枝构造区部分金矿床硫同位素统表7张宣幔枝构造区金银铅锌矿铅同位数数据统计表矿床类型矿化类型样品数206Pb/204Pb207Pb/204Pb208Pb/204Pb资料来源平均值平均值平均值小营盘金矿1417.3915.4337.46张家口三队、冶金516队、王金锁、宋瑞先、彭岚等、张家口工作部韩家沟金矿217.3315.3537.34东坪金矿217.5015.4837.53后沟金矿317.5415.3837.39黄土梁金矿317.3815.3937.19中山沟金矿117.3015.4637.26赵家沟金矿117.3915.4737.32张全庄金矿416.7115.1536.94金家庄金矿716.7515.2936.94大营盘金矿316.4315.3036.61常庄子银矿216.3415.1936.22水关口铅锌矿216.3115.2536.51彭家沟银矿316.9015.1637.02相广锰银矿616.9715.5437.72上井沟银矿217.1015.1337.15梁家沟银矿517.0115.5237.14青羊沟银矿416.7615.3436.97蔡家营银多金属矿716.8015.4237.55牛圈银金矿417.2515.4637.29章百明等万全寺银矿416.4215.2536.29杨仕道表7张宣幔枝构造区金银铅锌矿铅同位数数据统计表8冀东幔枝构造区部分金矿和花岗岩铅同位素统计特征表矿区构造位置样品数测定矿物铅同位素平均值备注206Pb/204Pb207Pb/204Pb208Pb/204Pb金厂峪轴部剪切带17矿石15.88015.25935.866林尔为等1青山口花岗岩15.88215.14735.722章百明等沙坡峪轴部剪切带1矿石14.98614.96134.834本项目组田家村轴部剪切带1矿石15.34115.04035.350本项目组峪耳崖主拆离带11矿石15.86215.16135.683河北地质三队等2峪耳崖花岗岩16.40315.17536.150章百明等牛心山主拆离带1矿石16.06315.25536.148宋瑞先1花岗岩17.46515.51037.454胡杖子主拆离带1矿石16.24615.21936.231本项目组白庙子主拆离带1矿石16.30415.30436.494本项目组唐杖子主拆离带1矿石16.16315.40836.787郑云华洞子沟盖层6矿石15.62615.09635.595中南工大等下金宝

盖层2矿石16.29615.14336.029杨廷栋等青河沿盖层1矿石16.16915.05535.946冶金天津所等盖层

1花岗岩16.80115.12036.466表8表9阜平幔枝构造区部分矿床铅同位数测定数据统计表幔枝构造区矿床类型矿化类型样品数206Pb/204Pb207Pb/204Pb208Pb/204Pb资料来源平均值平均值平均值阜平幔枝构造区石湖金矿516.3415.34437.470牛树银等孔各庄金矿717.05115.23737.237牛树银等大湾锌钼银矿1716.62515.26236.874涂勘浮图峪铜钼矿1315.91715.30937.011牛树银等镰巴岭铅锌矿616.38915.24136.554牛树银等表9阜平幔枝构造区部分矿床铅同位数测定数据统计表幔枝构图2金银多金属矿床铅同位素（平均值）组成(据Doe及Zartman)Fig.1Leadisotopiccompositionofgold,silverandpolymetallicdeposits

图2金银多金属矿床铅同位素（平均值）组成表10冀北地区部分金矿床氦气体特征表