地质流体与成矿作用-流体地球化学(南京大学)-华仁民

南京大学地球科学系华仁民2008年9月

地质流体与成矿作用硕士研究生课程：地质流体与成矿作用一、地质流体与水岩反应概述二、成矿流体的来源与性质三、成矿流体的运移及其对金属的搬运四、成矿流体与岩石的反应五、金属从成矿流体中沉淀的主要机制六、热液成矿系统与地热系统一、地质流体与水岩反应概述（一）地质流体概述1、地球系统科学与地质流体2、流体、地质流体的定义和内容（二）水-岩反应与流体-矿物界面反应概述1、水-岩反应的基本概念2、水-岩反应的实例简介3、流体-矿物界面反应基本内容和进展联合国21世纪议程认为：地球系统科学是可持续发展战略的科学基础。

地球系统科学强调地球是一个整体，将各圈层看作相互有机联系的地球系统。

地球系统科学把太阳和地心作为两个主要的自然驱动器，把人类活动作为第三个促动因素，认为所有发生在地球系统中的重大全球变化都是在上述三个力的作用下，通过物理、化学、生物过程相互作用的结果。（一）地质流体概述1、地球系统科学与地质流体而以往的地球科学一般分为固体地球科学与流体地球科学，二者往往截然分开，传统的固体地球科学主要研究固态物质如矿物岩石，而未重视对流体的研究。固体地圈水圈生物圈大气圈{海洋科学}地壳地幔地核}固体地球科学流体地球科学{{大气科学水文学地理学地质学地球物理学地球化学地球科学地球系统随着地球科学的发展，人们逐渐认识到流体在地球科学研究中的意义。（三）流体-矿物界面反应流体是联系地球系统各圈层、各部分之间物质与能量传输、转移、交换、循环的主要载体（介质）流体活动贯穿于一切地质作用之中。甚至可以说流体控制了各种地质作用的发生和进行因此，流体是地球系统科学的重要研究内容之一。（一）地质流体概述2、流体、地质流体的定义和内容——几种不同的表述：（1）流体的简单定义：能够流动的物体。主要是液态、气态物体。固体在受热、受力、变形后也可流动，如熔体、泥石流等。（2）流体是以水为主、含有各种溶解物的液体或气体；溶解物包括可溶性气体（CO2、CH4、H2S、HF等）、简单离子（H+、Na+、K+、Ca+、Mg+、Cl-等）以及络离子等。（3）P.J.Wyllie(1991)：流体应包括熔体、液体（H2O为主）、气体（CO、CO2、CH4）、超临界液体及未确定的流体相。（4）Geofluid’93：地质流体由oil,gas,oresolution和groundwater四种流体组成。（5）陶于祥等（1994）：地质流体是存在于矿物岩石的微观晶格、裂隙和宏观构造（节理、断裂、褶皱）中的流体。一般来说，地质流体不包括江河湖海等地表水系统，但由于水的循环，所以必然要涉及。地质流体主要研究固体地球范围内的流体活动。（一）地质流体概述地球中流体的量的估算：海水质量=1.41024g(相当于1.351018m3)地壳含水量=6.91023g~1.41024g(约占地壳总质量的3~6%)地幔=1.21024g(约占地幔总质量的0.03%)地幔流体是与地幔环境平衡的气体和挥发份（mantledegassing)——后两者可以看作地质流体。可见地质流体的量是很大的，因此可以在地质过程中发挥很大的作用。地质流体是地球科学的前沿研究领域之一目前公认，前国际地科联（IGU）主席、加拿大W.S.Fyfe于1978年出版的“FluidintheEarth’sCrust”是一个里程碑。20世纪80年代以来，对地壳中及地球内部流体的大量存在及其意义的研究是国际地球科学重大进展之一。成矿作用与流体的关系极其密切有些流体本身就是矿产资源（固体矿产和化石能源）。属于（矿产）资源的流体有：石油、天然气、卤水、非烃类气体（CO2、N2等），地下水资源，地热资源等。流体贯穿成矿作用的全过程。成矿过程是分散的有用元素迁移-富集的过程，必须有流体参与。成矿4要素：物质、能量、流体、构造，其中流体是关键。参与成矿过程的流体称为成矿流体。（二）水-岩反应与流体-矿物界面反应概述1、水-岩反应的基本概念流体（水）在地壳中不是孤立的、而是与矿物岩石一起存在的，它们之间由于状态、成分、性质等方面的差异而发生作用或反应，即水-岩相互作用，或水-岩反应(Water-RockInteraction)。水-岩反应在地球表面及内部所发生的各种地质过程中都起着重要作用，无处不在。某些地质过程的本质就是水-岩反应。水-岩反应(WRI)具有广泛的含义。最广义理解：水圈和固体地圈的反应。水-岩反应涉及风化、剥蚀、沉积、成岩、变质、火山-岩浆活动、热液交代蚀变、成矿作用等各种地质作用。2、水-岩反应的实例简介地下水水质变化受WRI控制的若干例子：A.澳大利亚Otway盆地早第三系含水层地下水富Na+

，Blake研究认为是由于白云石的溶解释放出Ca2+Mg2+，而Ca2+Mg2+又置换了钠贝得石（beidellite）并释放出其中的Na+进入地下水：

CaMg(CO3)2+2H+

Ca2++Mg2++2HCO3-Ca2+Mg2++Na-beidellite4Na++CaMg粘土矿物基置换软化理论(baseexchangesoftening)——由于Ca2+Mg2+置换某些矿物中的Na+，从而使Ca2+Mg2+进入固相、Na+进入水中，导致水质变软。该含水层由于基置换而使地下水成为Na-HCO3型软水。（二）水-岩反应概述B.某些地下水富氟可能与基置换软化有关

Boyle的研究表明：加拿大新不伦瑞克Maritime盆地白云石溶解产生的Ca2+Mg2+，因为大量置换Na+而进入蒙脱石中，不能参与对地下水中F-的固定作用，从而使地下水成为Na+-F--HCO3-型高氟软水，F含量高达25ppm，大大超过了WHO制定的饮用水含氟标准（1.0~1.5mg/L)，对人的骨骼、牙齿健康有较大影响。

Ca是F的固定剂，高F常因低Ca引起。（贵州是全国地方病危害最严重的地区之一，是中国乃至世界最集中的氟中毒病区。）（二）水-岩反应概述C.荷兰中部及东南部砂质土壤原含优质地下水，为饮用水源。上世纪60年代以来，该地区畜牧业迅速发展，牲畜数量急剧增加，而地下水质逐渐下降。VanBeek研究水质变化的原因，结果：牲畜的粪便数量远远超出饲料（玉米）生长所需，所以不断渗入地下。大量的硝酸根与土壤基质发生WRI，反应之一是硫化物的氧化作用和硝酸盐的脱氮作用：

2FeS2+6NO3+4H2O3N2+2Fe(OH)3+4SO4+2H+这一反应使土壤肥力增加，同时由于硫化物的分解使某些重金属离子如Zn、Ni、Co、Cd、As等进入地下水，使地下水中这些重金属含量不断增高并超过了饮用水标准。3、流体-矿物界面反应基本内容和进展水-岩反应的实质是流体-矿物反应（Fluid-MineralInteraction——FMI）对FMI的观察和认识已逾百年，但蓬勃发展始于20世纪70年代末，至80年代末形成高潮。流体-矿物界面的所有作用或反应最终归结为两类基本反应：吸附与解吸吸附(sorption)——chemicalspeciesattachtomineralsurface解吸(desorption)——chemicalspeciesdetachfrommineralsurface流体-矿物界面发生的基本反应FMI的地质意义影响矿床的形成吸附——有用金属被大量吸附于某些矿物的表面，是形成矿源层（岩）的重要机制，如粘土矿物、Fe的氧化物对Cu的吸附，方解石表面对Zn-Cd-Co-Ni等二价金属的吸附等。还原吸附是一种直接的成矿方式。解吸——造成有用金属活化转移，提供矿源。淋滤造成有害组份流失，有用金属残留富集，如BIF。流体-矿物界面的大多数溶解过程包括几个步骤FluidH3O+

Mineral1扩散2吸附3表面反应4解吸例如碱性长石的溶解是分两步完成的1、水合氢离子H3O+在长石表面被吸附，并与K+(或Na+)进行离子交换，形成表面薄层KAlSi3O8+H3O+

H3OAlSi3O8+K+2、长石表面层的水解（解吸）作用4H3OAlSi3O8

2Al2Si2O5(OH)4+H2O+8SiO2地质流体与成矿作用二、成矿流体的来源和性质

1、成矿流体中水的几种可能来源

2、大气降水与海水

3、同生水

4、岩浆水

5、变质水

6、成矿流体中水的来源判别二、成矿流体的来源和性质1、成矿流体中水的几种可能来源成矿流体是地质流体中的一部分。一般来说，成矿流体是以水为主要组份的流体，因此，成矿流体的来源实质上是水的来源。

D.E.White(1974):Diversesourcesofwaterforore-formingfluids

——Juvenilewater初生水——

Meteoricwater大气降水——

Ocean(Sea)water海水——

Connatewater同生水——

Metamorphicwater变质水——

Magmaticwater岩浆水

是一种直接来自地幔的新生水，尚未进入水圈的循环。

数量极有限，与成矿关系不大，较少讨论。

但是归根结底地球水圈中的水可能都来自Juvenilewater。来自地幔排气。大气圈水圈O-HACONSA-HACONSH-HACONS外地核H流杜乐天：HACONS的垂直分带二、成矿流体的来源和性质1、Juvenilewater初生水

★formedchemicallywithintheearth.★newtothehydrologiccycle.★

broughttoEarth'ssurfacethroughvolcaniceruptionsorinintrusiverock

.

2、大气降水与海水是水圈的最重要组成部分，构成地表水，并且是水圈中水循环的主体。在数量上海水占绝大部分（97.5%）。大气降水主要由海水的蒸发而形成。而海水中物质的最主要来源是大气降水。大气降水与海水的主要差别是化学成份和同位素组成。二、成矿流体的来源和性质大气降水与海水在化学成份上的差别大气降水的化学类型是Ca-HCO3型；而海水是Na-Cl型。海水的盐度或TDS

（3.5%）比地表淡水高200倍以上。河水(ppm)海水(ppm)Na6.310500K2.3380Ca15.0400Mg4.11300Cl7.819000HCO358.4140SO411.22650总计129.534467二、成矿流体的来源和性质大气降水与海水在同位素组成上的差别

标准海水的氢氧同位素组成都在零值附近，在D-18O图上标准平均海水（SMOW）位于零点，但也有一定的分馏范围（D=-7~+5‰，18O=-1~+0.5‰）。而大气降水的18O和D绝大多数是负值，变化范围:18O=10~

-50‰,D=50~-350‰。大气降水与海水在同位素组成上的差别原因是氢氧同位素分馏轻同位素（H、16O）易蒸发，从而进入大气层，变成大气降水；而重同位素（D、18O）留在水中。使海水变“重”。水蒸汽在凝聚过程中同样发生了分馏：轻同位素（H、16O）留在蒸汽中，而重同位素（D、18O）组合成降水。上述蒸发和凝聚作用的综合结果，造成大气降水的氢氧同位素明显低于海水，而且，由于多次分馏的积累，形成一系列“效应”（大陆、高度、纬度），即随着远离海岸线、海拔升高、纬度增高等，大气降水的D和18O逐渐降低。数量效应(amounteffect)——拉萨地区大气降水的18O与降水量呈明显的反相关。

18O值与气温这是青藏高原北部的德令哈和沱沱河两地月平均大气降水18O值与气温的观测数据图，二者显示出一定程度的正相关。二、成矿流体的来源和性质3、ConnateWater

同生水Connate——先天的、生来就有的、同生的。Connatewater一般译为同生水或原生水。是与沉积岩同时生成、被封存在沉积物孔隙中的水，可以是海水，也可以是大气降水。又称为地层水、建造水(formationwater)，但实质上二者有差别。它既保留了当时水的特征，又由于沉积-成岩过程的WRI而发生了变化。它是一种fossilwater，是evolvedconnatewater。二、成矿流体的来源和性质3.1同生水的来源沉积作用时被封存在沉积物孔隙中的水。新鲜沉积物的孔隙度很大，一般认为孔隙中充满了水。Fyfe(1979)认为地表沉积物可含多达50%的孔隙水。未受变质的沉积物总体积的20%±是由孔隙水组成的。埋藏压力和温度升高压实孔隙度减小孔隙水被排出向上流动，少数被捕获在含水组份中。3.2同生水的盐度

由于同生水经历了各种WRI，所以含有较高的TDS，且随深度而增大，原因：

（1）地热梯度

（2）成岩过程及其后的WRI

（3）蒸发岩的存在(胜利油田、东川铜矿)

（4）薄膜过滤3.3卤水brine通常把含盐度（矿化度、TDS）较高的地下水、地层水、地热水称为卤水。非专业应用中常无定量概念。一般来说，卤水的含盐度至少要大于海水（3.5%）。二、成矿流体的来源和性质卢焕章(1997):地层水按盐度或TDS分为：淡水<1000mg/L咸水1000~10000mg/L盐水10000~100000mg/L卤水>100000mg/L刘本培等(2000):按地下水的总矿化度划分：淡水<1g/L微咸水(弱矿化水)1~3g/L咸水(中等矿化水)3~10g/L盐水(强矿化水)10~50g/L卤水>50g/L定义或划分卤水的几种方案：Davis(1964):TDS>100000ppm(10%)二、成矿流体的来源和性质卤水有较强的溶解、搬运金属能力，成矿意义较大SaltonSeahotbrine,USA:d=1100m,T>300℃，Pb80ppm,Zn500ppm.Albertabasinbrine,Canada:T=76℃，Zn19mg/L.ChelekenPeninsulageothermalbrine,Russia:d>500m,T<100℃，Pb77mg/L.Mississippioilfieldbrine,USA:d=8000~13000ft,Pb111mg/L,Zn367mg/L.*普通海水含Pb4ppm,Zn0.5ppm.二、成矿流体的来源和性质4、MagmaticWater

岩浆水指高温硅酸盐熔体中所含（溶解）的、并在岩浆分异结晶过程中出溶（exsolution）的水。通常除了H2O外，还包括其他挥发组份，如CO2、SO2、H2、HCl、H2S、CO、S2等。一般通过火山喷出的蒸汽来测定。火山喷发释放出大量的水。从现代火山活动情况看，几乎每次火山喷发都有约75%以上的水汽喷出。1906年维苏威火山喷发的纯水蒸气柱高达13000米，一直喷发了20个小时。火山喷出的气体成分（平均值%）据卢焕章（1997）资料综合，表中9行数据的火山分别为：1-2MtSt.Augustine,3MountEtna,4GunungMrapi,5Poas,6Usu,7Ardoukoba,8Surtsey,9KilaueaEastRiftZone.岩浆性质时间H2OH2CO2COSO2H2SHCl安山岩79.797.600.541.250.00430.080.220.25安山岩89.796.840.551.480.00640.260.330.49玄武岩70.746.780.5023.980.5027.700.21安山岩78-7992.531.075.000.080.640.640.59玄武岩8196.110.560.790.00761.660.060.84英安岩78-8096.460.312.370.0040.210.530.12玄武岩78.1177.501.713.730.1513.951.66玄武岩64-6787.782.355.240.343.090.41玄武岩83.179.720.933.480.06413.661.170.16岩浆中（溶解）的H2O含量岩浆中的H2O等挥发组份在岩浆上升和结晶过程中逐渐逸出，分散在岩浆岩边部及围岩中，所以难估计其在岩浆中的初始含量。大部分资料表明岩浆含水量不大，一般估计<5%。新鲜火山熔岩中含水一般为0.2~3%。长英质岩浆含水量大于镁铁质岩浆，Burnham(1995)认为长英质岩浆的含水量约为6%。水在岩浆中的溶解度与压力(而不是温度)直接相关，压力增大，溶解度也增大。W.C.Luth含水人造花岗岩的实验数据：

P=500b1000b2000b5000bd=2km4km8km20kmS=2.3~34~4.56~6.59~11(%)Huang&WyllieS型白云母花岗岩的实验：

P=10kb15kb25kbS=16%24%30%二、成矿流体的来源和性质

水从岩浆中出溶的条件是岩浆中的水达到饱和或过饱和，出溶过程也称为沸腾。其主要机制（原因）有：（1）压力下降——因为溶解度与压力（深度）相关，岩浆上升侵位，压力降低导致溶解度下降，水过饱和而出溶。前人关于溶解度随压力而变化的实验充分证明了这一点。（2）分异结晶——岩浆中无水矿物先结晶，导致残余熔体相对富水，达到饱和而出溶。岩浆熔体中的水出溶汽化时，体积增大3.5倍。因此，当岩浆快速上升至浅部，即压力快速下降时，常常因体积急剧增大而发生爆炸，形成“水热爆发角砾岩”hydrothermalexplosivebreccia。这是与成矿关系很密切的一种作用。二、成矿流体的来源和性质5、MetamorphicWater

变质水变质作用下岩石脱水而产生的流体，如：

Mg(OH)2MgO+H2OKAl2(AlSi3O10)(OH)2

KAlSi3O8+Al2O3+H2O除了H2O外，变质作用中脱CO2也很重要。CaCO3+SiO2CaSiO3+CO2所以变质流体中CO2也是重要组分。二、成矿流体的来源和性质6、成矿流体中水的来源判别成矿流体中水的来源并不是成矿的最关键控制因素。但是流体的不同来源及其性质上的差异也对成矿作用、矿床特征产生一定程度的影响，因此是矿床地球化学研究的重要内容之一。以铜的成矿作用为例：斑岩铜矿：岩浆水+大气降水层状铜矿：以同生水为主块状硫化物：海水为主浅成热液：大气降水+岩浆水夕卡岩铜矿：岩浆水

铜镍硫化物：岩浆熔离判别成矿流体中水的来源的主要手段（1）氢氧同位素组成D(

‰)18O(‰)

初生水-100~-604.5~7.0海水-7~5-1~0.5

大气降水-350~50-50~10同生水-150~20-20~10

岩浆水-80~-405~9

变质水-70~03~25

（2）流体包裹体（温度、盐度等）（3）蚀变矿物及其组合（4）微量元素含量及比值判别成矿流体中水来源应注意的问题（1）综合考虑各种因素Halsall&Sawkins关于西班牙RioTinto矿床，以及其他作者对Kuroko、Buchans等VMSD矿床成矿流体海水来源的质疑。（2）水的多来源性体系中所有的水都可以参与成矿过程，可能在不同阶段所起的作用不同。如斑岩铜矿。早期的钾质蚀变可能以岩浆水为主，但是与铜矿体形成关系最密切的石英绢云母化阶段已经有大量的大气降水加入，甚至成为流体的主要组分。（3）注意WRI的影响在利用氢氧同位素组成进行判断时，必须考虑伴随WRI而发生的氢氧同位素交换，造成水的氢氧同位素组成变化。目前获得的δfw不等于

δiw。其中，水岩比值和温度对同位素、尤其是氧同位素变化的影响很大。总之，成矿流体中水的来源判别是一项复杂细致的工作，不能简单处理，轻易下结论。地质流体与成矿作用三、成矿流体的运移及其对金属的搬运1、流体运移的原因和方式2、成矿元素在流体中迁移的形式和能力三、成矿流体的运移及其对金属的搬运（一）流体运移的原因和方式

1、流体运移的主要原因（1）压力差√（2）温度差（3）浓度或密度差（4）渗透抽吸（1）压力差引起流体运动A.静水压力差：含水层的水源与出口之间存在的压力差驱动流体运动。如现代泉水。B.埋藏-压实作用排出的孔隙水受到静岩压力而由深部向浅部运动。例如MVT

Pb-Zn矿的流体就是在成岩过程中压实排出的富钾流体，在向上运移穿过富Pb、Zn的海相页岩时，发生WRI，溶解、富集了Pb、Zn，继续向上运移而成矿。C.构造减压引起流体上升——在一定深度发生的断裂构造活动具有明显的减压效果，称为构造泵或地震泵(seismicpumping)，导致流体上升速度快、流量大，因此意义最大。（一般盆地中地层水的流速极慢，约0.1~1m/a；而seismicpumping的孔隙水流速可>10m/a。）（2）温度差引起流体运动A.岩浆上升侵位冷却过程中释放的高温流体（蒸汽、岩浆水）向上和向周围（温度较低）运动。B.由于火成岩等局部热源的存在，在周围环境中出现温度差，使附近被加热的低密度水向上运动，稍远的冷的较大密度的水补充，造成流体的对流。（3）浓度差引起流体运动A.一般是高浓度（高密度）的卤水向下流动（除非有压力差等存在），并驱使低浓度（低密度）流体向上运动。B.当流体运动速度极慢时，成矿物质也可能通过单纯的扩散作用来运移。（4）渗透抽吸作用使流体运动天然半透膜不仅有薄膜过滤作用而且有抽吸作用2、流体运移的渗滤对流模式

由于成矿需要元素的高度富集，因此，稳定的、较长时间、较大规模的流体渗滤对流系统是必要的条件。(Convectivepercolation=discharge+recharge)主要的模式有：（1）以热源为中心；（2）以构造为中心；（3）二者的结合。A.以热源为中心B.以构造减压带为中心C.A-B结合的对流三、成矿流体的运移及其对金属的搬运3、流体的两阶段运移成矿模式第一阶段：流体在一定深度和范围内运动（对流），逐渐演化成含金属的成矿流体。第二阶段：由于某种作用（如构造）的驱动，该成矿流体运移到某一（新的）位置并成矿。两个阶段流体运移的方式不同，W/R比也不同，环境和条件更不同。许多脉状矿体的形成可能是这个模式。与油气的生成、运移、储存有类似之处。三、成矿流体的运移及其对金属的搬运（二）成矿元素在流体中迁移的形式和能力1.一般概念回顾目前一般认为，在地质条件下，金属元素主要是以络合物形式进行迁移。

Complex=metal+ligand例如：FeCl+=

Fe2++Cl-Zn(HS)-3=Zn2++3HS-三、成矿流体的运移及其对金属的搬运迁移能力——络合物溶解度（一般以平衡常数logK

表示）例如在水溶液中：FeCl+=Fe2++Cl-其在25℃、200℃、300℃时的logK

值分别为-0.51、1.58和2.33。元素在流体中的溶解度和浓度是不同的概念。成矿作用对流体中溶解的金属元素的量有一个最低要求，称为必要浓度，低于此浓度，一般无法成矿。

H.Barnes总结了不同金属成矿在流体中的必要浓度（下页）。三、成矿流体的运移及其对金属的搬运某些金属成矿所需的流体中最低浓度——H.Barnes三、成矿流体的运移及其对金属的搬运2.以金为例进行讨论金是人们始终关心的矿产资源。得益于对现代地热系统及其伴随的金成矿作用研究，如NewZealand

北岛中部著名的Ohaaki

-Broadlands地热田：浅部的硅质泉华及地热井水垢中含Au及Ag-As-Sb-Hg较高(Au=12~85ppm)。深部(200~300m)钻孔中存在贱金属硫化物。流体为大气降水，D=-40‰，18O=-4.5

‰;盐度为0.3%,深部0.5~1.4%

。元素的地球化学性质是决定其溶解-运移方式、能力的重要因素。Au具有强烈的共价键倾向，在Pearson软硬酸基理论中属于软电子壳层的B类金属。A类金属硬酸硬的电子壳层（低极化率）离子键+1和+2价碱金属Mn2+-Fe2+-Co2+-Ni2+-Cu2+

V3+-Cr3+-Mn3+-Fe3+-Bi3+------------------------------------------------

FONB类金属软酸软的电子壳层（可极化）共价键Cu+-Ag+-Au+-Tl+Zn2+-Sn2+-Cd2+-Pb2+-Hg2+

Sb3+-As3+----------------------------------------------ClBrIS金不能与硬的配位体（如F、O、HCO3、PO4、HSO4等）组成稳定的络合物，而只能与软的配位体（如S、Cl、HS、CN等）组成稳定的络合物。金的络合物的稳定性随配位体的“软度”（表现为离子半径和极性）增加而增大。以金的卤素络合物为例：

F-

Cl-

Br-

I-络合物形成常数---9.212.419.2络合物稳定性AuF2-«AuCl2-<AuBr2-

<AuI2-由于自然水体中Br、I、CN数量太少，成矿流体中的金主要以Cl-、S-和HS-络合物的形式存在和迁移。当Cl、S含量极低时，也可以OH-络合物迁移。三、成矿流体的运移及其对金属的搬运影响金在流体中溶解度的因素金的溶解度主要受温度和pH值的影响；此外P、fO2、ΣS浓度等也有影响。温度对金的络合物溶解度的影响Au+H2S+HS-

Au(HS)2-+1/2H2T(℃)=175200225250logK=-1.29-1.28-1.22-1.19温度和pH值对金的溶解度的影响

据T.M.SewardpH值对金的络合物溶解度影响更大T.M.Seward通过实验总结的认识：金在中偏碱性的介质中溶解度较小，受温度影响也小；在偏酸性介质中溶解度较大，且受温度影响也较大。三、成矿流体的运移及其对金属的搬运关于存在形式Speciation元素在流体中所能形成的物种—species，例如金在某种流体中可形成哪些物种？可以通过实验分析、计算机模拟等方法来确定。决定以何种物种存在的因素主要是其溶解度，而不是组成该物种的离子的浓度。三、成矿流体的运移及其对金属的搬运例如Broadlands地热田BR22号井的流体，T=290℃，pH=6.2，所含组分的分析结果：Cl-=38.6710-3m,HS-=0.09410-3m。似乎金应该以AuCl2-的形式迁移，但计算后得到上述条件下金不同物种的溶解度:AuCl2-

=1.510-7

g/kg，太低，无意义；而Au(HS)2-=11.1g/kg，较高，有意义。因此，该流体中金应以Au(HS)2-形式存在。不能简单地从流体成份含量来判定金或其他金属的存在形式！四、成矿流体与岩石的反应

1.流体-岩石反应的实验研究2.流体-岩石反应的同位素示踪研究四、成矿流体与岩石的反应流体在运动过程中不断与围岩发生反应，进行物质交换，其结果，一方面是流体的成份和性质发生变化，另一方面是在围岩中产生了各种交代和蚀变作用。岩石中的交代和蚀变作用产物为我们提供了流体运动的踪迹。交代蚀变岩石是找矿的重要标志。对交代和蚀变作用的研究历来是矿床学和地球化学的重要课题。1、流体-岩石反应的实验研究Zaraisky的交代蚀变实验研究俄罗斯（前苏联）学者对流体与岩石之间的交代反应及其产物进行了卓有成效的研究，Zaraisky是其中之一。用各种不同成分、性质的流体，与以花岗岩类为主的各类岩石进行WRI。T=250~850℃,P=0.2~5kb(<1km~20km),t=数百~千余h。获得了云英岩化、碱性长石化、夕卡岩化、硅化、电气石化、泥化、青磐岩化等一系列“交代柱”（Metasomaticcolumns）。四、成矿流体与岩石的反应对哈萨克斯坦AkchatauW-Mo矿床云英岩形成的实验研究浅色花岗岩的云英岩化，交代蚀变是以脉为中心近对称的分带，由里向外：A-石英脉B1-多孔石英云英岩B2-致密石英云英岩B3-石英黄玉云英岩

C-石英白云母云英岩D-云英岩化花岗岩E-花岗岩四、成矿流体与岩石的反应由于云英岩中含黄玉Al2SiO4(F,OH)2，采用0.1~1.0m的HF溶液与花岗岩反应，结果仅仅使花岗岩溶解而未获得云英岩化的交代柱。进一步研究表明，在云英岩化带SiO2比花岗岩增加33~440kg/m3;Al2O3增加7~55kg/m3，说明云英岩化过程中有Si和Al的带入。经过反复试验，最后采用1.0mHF+0.17mAlF3

+饱和SiO2溶液与花岗岩作用。四、成矿流体与岩石的反应在两端开口的反应釜中充填花岗岩粉，使流体不间断地慢速流过并与之反应。T=500℃，P=1kb（相当于4km），经过336小时，获得了云英岩化的交代柱：Q=quartz,T=topaz,M=muscovite,K=potassiumfeldspar,B=biotite,A=albite,Gr=granite.

QQ+TQ+MQ+K+BQ+K+A+BGr

1.025mm

四、成矿流体与岩石的反应该反应柱与Akchatau矿床的云英岩化-石英脉特征几乎完全一致，证明了：云英岩化是通过流体的渗滤交代(infiltratedmetasomatism)反应形成的；流体中有较高的Si、Al活度，并富含F；流体是由下而上，由中心向两侧运移的，应该以岩浆水为主；云英岩化形成于较高温度（500℃）、中等深度（4km）条件。四、成矿流体与岩石的反应

flowofmagmaticwaterQQTQMQKBQKABGMetasomaticcolumn四、成矿流体与岩石的反应

GPl+HoPl+PyPy+Ga

GaWo+DiCaM(granodioriteside)

|

(marbleside)夕卡岩形成过程的WRI实验反应釜两端充填花岗闪长岩(G)和大理岩(M)的岩粉，并注入1m的NaCl溶液，在600℃下反应671小时，获得理想的扩散交代(diffusivemetasomatism)

夕卡岩反应柱：Pl=plagioclase,Ho=hornblende,Py=pyroxene,Ga=garnet,Wo=wollastonite,Di=diopside,Ca=calcite.2.流体-岩石反应的同位素示踪研究A.

Soler等关于西班牙LaCerdanya矿床中方解石的C、O同位素研究海西造山带花岗岩与泥盆系石灰岩接触带的夕卡岩型Pb-Zn矿床。区域石灰岩地层中方解石的

18O=22.1~25.2

‰,13C=0.2~3‰，显示典型的海相碳酸盐同位素特征。岩浆水的18O=8

‰,13C=-10‰。SK和脉中方解石的

18O=10.3~25.2

‰,13C=0.2~-12.2‰，是不同W/R比值下以岩浆水为主的流体与碳酸盐地层发生WRI、进行同位素交换的结果。选择78个方解石样品进行C、O同位素测定，其中接触带附近几个样品的采样位置示意图

样品间距:1-2：1m,2-3：1m,3-4：2m,5-6：1.5m,5a-5band6a-6b：10~15cm.内接触带外接触带接触带附近几个样品的C、O同位素测定结果

18O13C5b5a46b6a32118O=10.3‰13C=-10.1‰18O=13.7‰13C=-2.2‰岩浆水：18O=8‰13C=-10‰地层中方解石：18O=22~25‰13C=0.2~3‰四、成矿流体与岩石的反应由于成矿作用的复杂性，对矿床成因的认识往往有一个过程。单纯运用某一种手段，包括同位素，有时也可能得出不全面甚至不正确的认识。美国加州的Darwin夕卡岩型

Pb-Zn-Ag-(Cu-W)矿床的研究史就是一个很好的例子。Darwin位于美国南加州东部，Mojavedesert西南部，DeathValley附近。1874年发现Ag-Pb的氧化矿床，1875~1880大规模开采。至1888年地表矿基本采完。主要的生产延续到1957年。美国加州Darwin

矿区地质图

地层为二叠系的灰岩、泥质灰岩、页岩等。侏罗纪Darwin石英二长岩(Jqm)岩株从东部侵入，接触带上形成Skarn(Ca-silicatezone)、钙质角岩带和大理岩带。

JqmPPPJqmPPPJqmF—stope回采工作面；F—DavisThrustFault.四、成矿流体与岩石的反应上世纪70年代又开始评价。

1974年在EconomicGeology（69：468-481）上发表了由三位大师（R.O.Rye,WayneHall,H.Ohmoto）对Darwin矿床的同位素、流体包裹体、成矿温度等方面的研究成果，从而使它成为成矿流体及稳定同位素研究的一个样板。该文也被作为经典，广为引用，如张理刚（1985）把作为Au-Cu系列花岗岩源再平衡岩浆水热液矿床的一个代表。Rye等人的主要结论：

硫同位素变化范围较窄(74个样品：+4.4~-5.7‰)，且从石英二长岩岩株向外（西）具有水平分带。岩株提供的岩浆水(S>20wt%)与围岩反应后，在380~270℃的硫化物阶段由于pH升高而使金属沉淀成矿。4、年龄数据和地质关系表明，Darwin岩株174Ma，它被154~148Ma的Davisthrust所切割，而PbZnAg矿体又切割了thrust。所以矿化显然比岩株晚得多且无直接关系。R.Newberry(1987)对Rye等人的结论表示不同见解，提出4点可商榷之处：1、石英二长岩结晶温度很高（>800℃），硫化物矿体与之距离很近（约50m），岩浆流体造成的矿石沉淀温度应该比380~270℃高得多，而且应该出现与Skarn相关的矿石。2、岩株本身既无矿化也无蚀变，是流体来源？3、Skarn矿床中W一般不与PbZnAg矿石共生。四、成矿流体与岩石的反应

Newberry等不仅提出问题，而且进行了更深入细致的研究工作，包括：地表和地下地质填图，详细观察岩芯，光薄片鉴定，进行电子探针，单矿物硫同位素测定等。制作34S值分布图、矿物成分图（如某种矿物在岩石中占的mole百分比；矿物中某些元素的含量及其变化）、矿物比值图、元素比值分布图，运用各种方法（闪锌矿-毒砂成分地质温度计、闪锌矿-方铅矿硫同位素温度计等）求得温度数据并制作硫化物沉淀温度图等。Essexpipe剖面上某些矿物的成分变化A.夕卡岩辉石中钙铁辉石(Hd)+钙锰辉石(Jo)的含量(mole%)变化。中心部位深处的辉石成分接近透辉石，含Mg高，向上向外富钙的Hd+Jo成分增加,从<5%变为>20%。Essexpipe剖面上某些矿物的成分变化B.方铅矿中的Sb+Bi(wt%)含量变化。从中心部位深处向上向外Sb+Bi含量增加。A和B基本一致的变化说明，热液流体随着离开源头距离增加，愈来愈富集Sb、Bi、Fe、Mn而相对亏损Mg、Cu。Essexpipe剖面上某些矿物的成分变化C.闪锌矿中Mn的wt%分带从中心部位深处向上，Mn含量增加；然后又向边部降低。这可能是由于较低的温度限制了MnS在闪锌矿中的溶解度。Essexpipe剖面上某些矿物的成分变化D.闪锌矿中FeS

含量分带(mole%)

总体上看，从中心部位向上FeS含量增加，但两侧不对称：向地层(左)一侧的增加量远大于向(右)岩体一侧。可以用流体的sulfidation来解释：闪锌矿中Fe含量是温度和硫逸度的函数，含石墨大理岩地层使硫化状态大大降低，造成闪锌矿中FeS含量增加远大于另一侧。A.方铅矿中的硫同位素比值分布图方铅矿δ34S值在中心部位的深处最高，向外向上降低。B.硫化物沉淀温度分布图在核部>350℃，而在SK边部<300℃，明显存在一个较小的垂向热梯度和较大的侧向热梯度。Essex矿区主要采矿场与等温线的空间关系显示温度与矿石沉淀之间密切相关。矿石沉淀于375~300℃。等温线的型式与矿物成分、金属比值、矿物分布、同位素等的型式非常相似，说明受同一热源控制。Defiancepipe剖面上某些矿物的成分变化与Essex剖面的成分变化是类似的。辉石中Fe+Mn含量向上、向外增加，方铅矿中的Sb+Bi(wt%)含量变化也是如此。主要的采矿场(stope)位于斑岩颈(plug)的边缘部位，呈倒置的杯状。四、成矿流体与岩石的反应R.Newberry、M.Einaudi、H.Eastman1991年在EconomicGeology(86:960-862)上发表了他们的研究结果34S等值线分布图和硫化物沉淀温度图等均显示，高温中心与流体来源不是在矿化带东部Darwin石英二长岩岩株，而是在矿化带的深部。这与Rye等对矿床的认识完全不同。Newberry等(1991)的研究结论Skarn型PbZnAg矿与Darwin石英二长岩岩株无成因联系，它的侵位仅引起角岩化、Skarn化及W矿化。然后发生了Davisthrust断层活动。花岗斑岩脉在岩株和断层之间的深处侵入，与此有关的成矿流体从深部向上运移，造成了Cu和Pb-Zn-Ag矿化。×五、金属从成矿流体中沉淀的主要机制

金属从成矿流体中沉淀(卸载unload)

有4种主要机制:1、温度下降——cooling2、压力变化——boiling3、水岩反应——reaction4、流体混合——mixing1、温度下降引起金属沉淀金属络合物在流体中的溶解度是温度的函数，因此，温度降低往往导致溶解度下降，从而造成金属沉淀。Au(HS)2-的溶解度随温度的变化：

T(℃)=175200225250logK=-1.29-1.28-1.22-1.19PbCl3-的溶解度随温度的变化：

T(℃)=50100200300logK=-4.75-2.990.033.251、温度下降引起金属从流体中沉淀温度下降使金属从流体中沉淀一般需要满足两个条件：

1.金属的浓度高，最好是饱和状态。

2.降温速度快、幅度大。即在较短时间和较局部范围内有明显的降温，而不是缓慢降温。但是，在自然状况下往往难以满足这两个条件。一些实验研究表明，某些低盐度溶液中Au、Ag、Zn等金属的硫化物的溶解度对温度的依赖性很小。因此，单纯靠温度下降使金属大规模沉淀成矿是比较困难的，必须与其他机制结合。2、压力变化引起金属沉淀一般来说压力变化也影响金属的溶解度，但其意义远不如温度。而由压力变化引起的等焓效应——沸腾作用(iso-enthalpicboiling)

，却是金属从流体中沉淀的有效和重要的机制之一。高温流体从深处向上流动经历的是降压过程，当静水压力下降至该流体的气体饱和压力时，继续降压便产生沸腾现象。2、压力变化引起金属从流体中沉淀沸腾导致金属从流体中沉淀的原因是气相的分离逸失，是一种不混溶现象(immiscibility)，具体机制有两方面：1、流体中部分气体组分通过沸腾脱离流体，从而提高了金属在流体中的浓度。例如Cooke研究菲律宾北部最主要黄金产地碧瑶的Acupan地热区低硫型金矿的形成机制时，发现从300℃

到100℃温度区间内连续发生的沸腾能使40.6%的流体转化成气体而散失，从而大大提高了流体中Au的浓度，导致沉淀。2、压力变化引起金属从流体中沉淀2、通过沸腾脱离流体的气相组分除H2O外，还有很多酸性组分，如CO2、H2S等。因此流体的沸腾也是一个“去酸”作用，从而导致流体pH值增大，使流体溶解、搬运金属的能力减弱，造成金属沉淀。——pH值对溶解度的意义大于温度2、压力变化引起金属从流体中沉淀如在Acupan地区，沸腾造成大量CO2逸失，

H++HCO3-

H2O+CO2(g)

流体pH值从5.3上升为7.4，酸性变成碱性，引起Au和某些贱金属硫化物的沉淀。事实上，Ohaaki-Broadlands地热管道降压阀的plate上沉淀物含丰富的Au、Ag，就是压力骤降发生沸腾的结果。3、水-岩反应导致金属沉淀成矿流体在运动中始终与围岩发生水-岩反应；前期主要是把围岩中的成矿物质淋滤、溶解、迁移；后期则通过反应使流体中的金属沉淀下来。水-岩反应导致金属沉淀成矿的主要机制有以下三个方面：(1)消耗流体中的H+，(2)氧化-还原反应，(3)吸附作用。3.1消耗流体中H+的反应如前所述，一般情况下低pH值（酸性）介质有利于金属的溶解。因此，如果WRI消耗流体中的H+，则pH值升高，导致金属溶解度降低而沉淀成矿。消耗流体中H+的反应主要有①夕卡岩的酸性淋滤反应、②钾长石的云英岩化或绢云母化、③碳酸盐的溶解反应，等。3.1消耗流体中H+的反应(1)夕卡岩的酸性淋滤反应在夕卡岩化的晚阶段，发生含水（复杂）夕卡岩矿物交代早期形成的无水（简单）夕卡岩的反应。由于这类反应消耗流体中的H+

，可导致pH升高，使金属沉淀。例如：5CaMgSi2O6(透辉石)+6H+—2SiO2(石英)+

Ca2Mg5Si8O22(OH)2(阳起石-透闪石)

+3Ca2++2H2O而Ca2+可能与CO32–

或F–

结合生成CaCO3、(方解石)、CaF2

(萤石)沉淀。3.1消耗流体中H+的反应如果是在较高的fO2条件下，流体中Fe的氯络合物水解而形成Fe3O4(磁铁矿)沉淀：3FeCl3–+3H2O+1/2O2—Fe3O4+6H++9Cl–

综合结果是：当一个酸性含FeCl3–的流体在高fO2条件下与透辉石skarn反应时，可以产生阳起石-透闪石、石英、磁铁矿、方解石或萤石的矿物组合。长江中下游等地的夕卡岩型铁矿正是如此。3.1消耗流体中H+的反应(2)钾长石的云英岩化或绢云母化早期钾质蚀变产物钾长石与酸性流体的反应:3KAlSi3O8+2H+KAl3Si3O10(OH)2+6SiO2+2K+

消耗H+

，其产物为白云母(或绢云母)+石英，即云英岩化或石英绢云母化。与W-Sn稀有金属有关的花岗岩类、与Cu-(Au)矿床有关的花岗闪长斑岩的蚀变矿化特征表明：矿石沉淀不是与早期钾质蚀变同时发生的；时间上更晚、空间上更外或更上部的云英岩化带或石英绢云母化带却是主要矿体产出部位。这是由于消耗了H+而使流体的pH值升高，导致金属沉淀。3.1消耗流体中H+的反应在温度较低的情况下，上述白云母或绢云母进一步与酸性流体反应，发生泥化蚀变：

2KAl3Si3O10(OH)2+2H++3H2O—3KAl2Si2O5(OH)4(高岭石)+2K+

这些消耗H+的WRI都是金属从流体中沉淀的重要机制。3.1消耗流体中H+的反应(3)碳酸盐的溶解反应（消耗H+）与硫化物的沉淀许多热液矿床中碳酸盐的溶解与硫化物的沉淀在时间和空间上紧密联系，溶解的碳酸盐与生成的硫化物在体积上也有相关性。实际上，碳酸盐的溶解为硫化物的沉淀提供了空间，所以原岩反应后的结构至少部分保存着。H.L.Barnes&W.Gould的实验研究成矿流体在反应釜中与大理岩芯接触数天后，岩芯表面已被一层细粒的闪锌矿、黄铁矿、磁黄铁矿交代。硫化物与原方解石体积大致相当；但是在这一层硫化物之下大理岩孔隙度明显增大，表明有较多的方解石被溶解。3.1消耗流体中H+的反应方解石溶解：CaCO3+2H+—Ca2++H2O+CO2闪锌矿沉淀：ZnCl2+H2S—ZnS+2H++2Cl-

固体CaCO3的克分子体积=36.9(cc/mole)，

固体ZnS

的克分子体积=23.8(cc/mole)。在等量的反应中，闪锌矿(ZnS)替代方解石(CaCO3)使克分子体积减少36%，即孔隙度增大。这有利于流体的进一步渗流反应。而闪锌矿沉淀反应产生H+又有利于方解石的进一步溶解，使WRI继续进行。因此，碳酸盐岩石虽然不是矿源层，但却常常是有利的赋矿层。3.2氧化-还原反应成矿流体与围岩之间的反应常导致流体及其组分氧化状态的改变，这也是使流体中金属沉淀的一种重要机制。例如，当富含某些贱金属的成矿流体流经富含还原态硫(S2-)、有机质的地层——地球化学障(geochemicalbarrier)时，金属很容易与还原硫结合形成硫化物沉淀。其实质就是流体与岩石之间发生的氧化-还原反应。对于那些变价的金属元素(Fe、Cu、U、V……)来说，不同价态时的溶解度很不一样，因此氧化-还原反应对它们尤其重要。流体-围岩的反应导致它们价态变化，从而影响其溶解度，发生沉淀。例如对于铁来说，通常是在还原态Fe2+、酸性条件下易溶解，而在氧化态Fe3+时溶解度较小，易沉淀。3.2氧化-还原反应相反，有些金属是氧化状态下易溶而还原状态易沉淀，如铀，一般是U6+在较氧化的流体中溶解并稳定地迁移，而到达氧化-还原界面或进入还原介质层中流动时，U6+被还原成U4+而形成UO2(沥青铀矿、晶质铀矿)沉淀。例如砂岩型铀矿的主要控矿因素就是层间氧化带。砂岩型铜矿、红层铜矿等与之相似。砂岩铀矿层间氧化带剖面示意图3.3（表面）吸附反应水岩反应的实质是流体-矿物之间的反应，而吸附是基本的反应之一，也是矿物表面最基本的特征之一。近年来由于流体-矿物界面地球化学研究的深入，某些金属可以通过被其他矿物表面吸附而从流体中沉淀出来这一（成矿）机制也受到了重视。金属从流体中沉淀的原因，从传统意义上来说，是由于流体经历了某些变化而使金属达到、超过了饱和。但是在自然条件下饱和状态的流体是很少的。而某些金属组分在不饱和状态也可以沉淀析出，Hochella&White在他们主编的《Mineral-WaterInterfaceGeochemistry》中指出：条件是需要有一个表面存在。3.3（表面）吸附反应Eggleston的实验：拿一小块方铅矿浸入50ppm浓度的KAuCl4水溶液中，几分钟后，AuCl4-便被吸附在方铅矿表面，Au3+被迅速还原成Au0。用ScanningTunnelingMicroscopy照片可显示方铅矿表面反应后的变化以及呈园形突出物吸附于其上的Au(h<30Ǻ)。Bakken研究了美国Carlin金矿原生矿石中Au的沉淀机理，发现Au是呈微细颗粒(50Ǻ)在黄铁矿表面被吸附的。Starling等研究了非洲4个金矿床Au、Ag在黄铁矿表面的存在形式，发现Au呈自形、半自形晶或他形粒状，并集中于黄铁矿晶体的边棱或小凹坑中；而Ag在黄铁矿表面形成细粒海绵状集合体和纤细的丝状体。北京大学曾贻善等(1997)的实验研究Au-氯化物溶液，T=200℃,饱和蒸汽压：1.Au=500μg/ml,pH=4.74,105h

石英表面的金球粒d=500~800nm2.Au=100μg/ml,pH=3.60,48h

黄铁矿表面的金球粒d=200~400nm溶液中Au的浓度、pH值、反应时间可能是制约的因素中科院广州地化所张世柏等(1996)的实验研究

采集了东风金矿、金山金矿、银山铅锌矿、英德硫铁矿等矿山的黄铁矿，进行了对Au(HS)2中Au的吸附实验，结果认为：吸附是通过表面络合和静电吸附完成的。而AuCl4-中的Au则是被黄铁矿所还原的。3.3（表面）吸附反应Renders&Seward用197Au穆斯堡尔谱测得从Au(HS)溶液中吸附到雌黄(As2S3)表面的含金附着物只有Au-S键存在，说明吸附的可以直接在硫化物表面成键。以上的研究均表明：含金流体在矿物（尤其是硫化物）表面发生的吸附-还原、表面络合等反应可能是金沉淀成矿的一个重要机制。它不需要流体中金达到饱和（difficult!），而硫化物一般都可以作为良好的还原剂。4、流体混合引起金属沉淀（1）流体混合引起金属沉淀的自然现象研究——河水与海水的混合（2）岩浆水与大气降水混合的成矿作用（3）层状铜矿的流体混合与成矿4、流体混合引起金属沉淀(1)河水与海水的混合河水-海水在河流入海口相遇而混合是自然界发生的最普遍的流体混合现象。河水中携带的金属主要以悬浮细颗粒(氧化矿物、砂金等)和溶解状态(如Fe,Mn,Cu,Zn,Ni,Co等)存在。与海水混合时发生凝絮作用

(flocculation)而沉淀下来。对苏格兰Luce河、印度Mulki河的入海口长期观测和实验研究显示，河水中大部分金属元素都在河口沉淀而不进入海水。4、流体混合引起金属沉淀据Chudaev(1992)研究，每年由俄罗斯远东河流携带进入西北太平洋的固相悬浮物为57.5106吨，溶解物质为66.5106吨，其中也包括了大量金属，大部分在河口、海湾、近海沉积下来。凝絮作用是保持海水化学组成相对稳定、保持河水-海水化学质量平衡的重要机制。正因为如此，海水中成矿金属元素的含量能保持在一个很低的水平。所以单纯由海水沉积作用形成矿床的可能性很小。4、流体混合引起金属沉淀对河口、海岸地带金属成矿作用的启示河水-海水的混合导致悬浮颗粒状态的金属发生沉降作用，有可能富集成矿？有工业意义的砂矿（placer）如：金、锡、钛铁矿、金刚石、金红石、锆石、独居石等。王正方研究Cu在长江口海域的地球化学行为，发现Cu在表层沉积物中的分布及含量受粘土矿物（伊利石）控制，而这些粘土矿物主要是由于凝絮作用而沉淀生成的。4、流体混合引起金属沉淀研究还发现，无论在悬浮颗粒物质中，还是在表层沉积物中，Cu与Fe都存在着正相关性。显示Fe对Cu等微量金属迁移、沉淀所起的控制作用。可见，河水-海水的混合导致的凝絮作用是河水所搬运的Cu等金属发生沉淀的重要机制。当沉淀的Cu等金属数量、规模较大时，便可能形成矿床。在地质历史中这种机制确实也在某些矿床的形成中起决定作用。例如中非铜带CopperBelt的许多层状铜矿。4、流体混合引起金属沉淀(2)岩浆水-大气降水混合成矿作用在各类热液矿床成矿过程中发生的最普遍、广泛和重要的流体混合成矿作用是：上升的以岩浆水为主的流体与浅部以大气降水为主的流体的混合。大量研究表明：许多与火成岩有关的热液矿床的形成过程都有这两种流体的混合。尤其以花岗岩类有关的热液成矿作用最为普遍和重要。与花岗岩有关的矿床典型实例：澳大利亚NewSouthWales的Mole花岗岩体及有关的以Sn为主的成矿作用。岩体中心边缘围岩，矿化分为4个带：

1.W(Bi-Sn-As)2.Sn(As-Mo-W)3.Sn-Cu-Pb-Zn4.Pb-Zn-Ag-CuSun&Eadington研究了成矿流体特征：以花岗岩体中Q-bio-ortho-topaz伟晶岩多相流体包裹体代表早期岩浆水流体，测定结果：T=550℃、S=55~75wt%、

18O=8.7‰。以产于围岩中的晚期Q-PbS-ZnS脉中的Q的富液相包裹体代表大气降水，测定结果：T=200℃、S=3~5wt%、

18O=-15‰。采自不同部位的Sn矿石的流体包裹体研究表明，成矿流体特征介于岩浆水与大气降水之间而偏向于岩浆水：T=200~400℃，S=25~35wt%，18O=-2.8~+6.7‰。4、流体混合引起金属沉淀证明成矿流体是岩浆水与大气降水的渐进混合产物Heinrich&Ryan作了进一步研究，包括用PIXE对单个流体包裹体进行微量元素（尤其是过渡元素、重金属元素）的测定，并用热力学模拟流体演化及控制矿物沉淀的化学机制、多组分质量运移计算等。结合前面的包裹体研究，可见岩浆水是高温、高盐度、高金属含量、高氯而低硫的流体。但H2S含量低，明显不足。需要低温、低盐度、富含CO2、H2S的流体与之混合。选用以大气降水为主的天然地热流体(Rotokawa,NZ)与上述岩浆水进行混合。利用CHEMIX程序来进行混合过程的计算机模拟，得出随温度下降、大气降水加入量增加而造成的矿物沉淀次序和数量，其结果与MoleGranite以Sn为主的多金属矿化的实际情况基本吻合。4、流体混合引起金属沉淀由此进一步证实：成矿流体的cooling+mixing是该矿床形成的主要机制。4、流体混合引起金属沉淀(3)其他类型流体的混合与成矿海水与其他流体混合及MSD成因层状铜矿的流体混合成矿机制变质流体与大气降水的混合成矿(3)层状铜矿的流体混合与成矿

大量层状铜矿是沉积-改造成因，其形成过程经历了两种流体的混合。

涂光炽总结参与混合的两种流体主要是:

(1)富S贫金属的原地流体；(2)贫S（可能富Cl）