地质流体与成矿教材

李葆华地质流体与成矿作用参考书卢焕章,成矿流体,北京,北京科技出版社,1997刘玉山,成矿作用实验研究,北京科技出版社,1990第一章地质流体概述第一节地质流体的定义1、流体Fyfe(1978)：如果一个体系在应力或外加力的作用下能发生流动或变形，并与周围介质处于相对平衡状态，则把这种体系或物质称为流体流体是一种具有流动性的变形体，当对它施加外力时，它就会发生变形，并且将不断地连续变形下去，直到它与其周围介质达到新的平衡为止（1）流体是一种具有流动性的变形体流体在平衡时不能承受切向力或剪切力，并且几乎无抵抗变形的能力，当它受到外力作用时，就会发生变形，并且不断地变形下去，直到达到新的平衡为止。流体的连续不断的变形称为流体的流动（2）自然界的物质按其存在状态可分为固、液、气和超临界态，其中液态、气态和超临界态物质可以流动，是流体；而固态则不是（３）流体无一定形状，是一种可以流动、与存储空间形状保持一致的物质。液体占有确定的体积，有自由表面；而给定的一团气体则会膨胀，知道它充满整个容器为止（４）所有流体都具有某种程度的可压缩性，但是液体的压缩性很小，例如液态水在温度不变的情况下，每增加一个大气压，它的体积比原来减小0.005%左右，因此液体实际上是不可压缩的，而气体是可压缩的Wyllie(1991)所定义的流体包括熔体、液体(H2O)、气体(CO2

、CO、CH4)、超临界相及未确定流体相。杨巍然、张文淮(1996)将流体定义为存在于大气圈、地面与地下特定范围的、以水为主,并含有CO2、CH4、H2S、HF等气体、H+、Na+

、K+、Ca2+、Mg2+、Cl-等离子以及络阴离子的气体或液体

刘建明（１９９７）地质流体是指存在并活跃于岩石圈中的，由H2O、CO2、烃类、卤素、S、N等组分以及其中的溶解组分构成的流体相

流体地质则是指与这类流体活动有关的各种作用过程２、成矿流体■一般来说，许多矿床的形成是与流体的作用分不开的，也可以说没有流体就没有矿床■并不是地球上所有的流体都能形成矿床■我们把形成矿床的流体称为成矿流体■原来成分单一的流体形成成矿流体最重要的是流体与岩石的相互作用流体→岩石挥发性组分、碱金属、碱土金属、有机质→流体成矿元素→流体成矿流体■流体的迁移构造作用（造山运动、俯冲带、剪切作用等）驱动岩石或沉积物压实作用驱动热驱动的对流和扩散重力梯度盐度或浓度梯度流体压力和静岩压力驱动■成矿流体迁移到合适的沉淀场所成矿温度、压力变化不同种类的流体混合流体发生不混溶水－岩作用

３、地质流体研究的内容流体→流体的来源、水岩作用∣↓成矿流体→元素存在形式、运移、流体动力学∣↓矿床→成矿条件、环境、时代第二节地壳中流体的分类一、按化学成分分为硅酸盐流体H2OH2O-NaClH2O-NaCl-CO2有机流体

二、成分-成因分类1.岩浆2.以水为主的流体岩浆水变质水海水大气降水和地下水卤水(孔隙水地层水)3.以碳氢化合物为主的流体石油天然气4.处于变形和塑变状态的岩石和地质体软流圈蠕动状态的地质体三、成矿地质流体体系的分类

对成矿地质流体体系的分类和命名原则主要有三条:①流体活动的地质-构造背景②与流体活动有关的主要地质作用③流体活动的主要产物据此,将地壳中的成矿地质流体体系分为以下五类。1.与大陆地壳上部中-酸性岩浆热事件有关的热液流体体系深部炽热岩浆的上升在浅部大陆地壳内产生地热异常场,下渗大气降水在热力驱动下形成加热环流体系,环流热水从流经的围岩淋滤获得成矿组分,并主要生成地表热泉型和浅成热液型矿床;在这一环流热水体系之下尚可能存在一个岩浆热液成矿系统,并可能有矽卡岩型矿床以及石英脉型和云英岩型钨锡矿床的形成;在这两个热液成矿体系的接触混合部位则可能有斑岩型矿床的生成。

浅部大气降水加热环流成矿系统深部上升岩浆热液成矿系统热泉型浅成热液金汞矿床脉型-破碎带蚀变岩型浅成热液金银矿床铅锌银矿床斑岩型铜钼金矿床矽卡岩型铜铁矿床钨锡矿床高温热液石英脉型和云英岩型钨锡矿床III号矽卡岩－次生氧化富集型矿体V号矽卡岩－次生氧化富集型矿体背斜倾伏端I号斑岩型矿体甘龙拉垭口玉龙铜矿全景石英脉型黑钨矿矿床似矽卡岩型白钨矿矿体细网脉砂岩型白钨矿矿体花岗伟晶岩型黑钨矿矿床云英岩型黑钨矿矿床从地表向下可能出现如下的矿化分带:

地表热泉型浅成热液金、汞矿床→脉型浅成热液金银矿床以及铅锌(银)矿床→斑岩型铜、钼矿床→矽卡岩型铜、铁、铅、锌矿床以及钨、锡矿床→石英脉型和云英岩型钨、锡矿床。上述矿化分带也可能表现为以热液为中心的水平分带。2.与海底基性火山活动有关的热液喷流流体体系

控制海底热液性质的主要因素有三:与海水反应的岩石特征(主要是玄武岩)、反应时的温度以及水岩比。海底热液的沉淀卸载既可发生在海底以下的岩石裂隙孔隙之中,也可以在海底与正常沉积作用一起进行。热液卸载的机制主要有沸腾、与冷海水以及围岩相互作用,而影响沉淀作用的主要因素有热液的物理化学特性、海水深度和海底地形等。3.与海相沉积盆地演化有关的盆地流体体系盆地流体指在大陆性地壳基底上的沉积盆地演化过程中活动于沉积柱内的各种流体(包括水和烃类)。盆地流体广泛参与了沉积物的成岩、后生、成油和成矿过程。盆地演化阶段早期沉积水文地质阶段晚期渗入水文地质阶段盆地流体来源盆地内部沉积物压实和相变所释放出的流体盆地边缘大陆隆起区补给的下渗大气降水流体的流动机制压实驱动流重力驱动流流体运动方向向上、向盆地边缘、向水下高地部位流动。当砂岩与泥岩互层时，流体将从泥岩向砂岩垂向流动,而在砂岩中则会有侧向流动向下、向盆地中心盆地流体与活动于地壳内的其它流体的最主要区别是含有丰富的有机组分。沉积有机质既可能在有利部位聚集成工业油气藏,又是促使许多金属元素从母岩中迁移出来的萃取剂、络合剂和搬运剂。生物-有机成矿乃是近年的研究热点之一。盆地流体具典型的低温热液地球化学特性,温度以80～150℃为主,可达200～220℃。当同沉积期的断裂—地震活动或者欠压实异常高压系统自身的水热压裂穿透上覆的隔水屏蔽层时,储水层中的热卤水将迅速涌向海底形成热液喷流区。最有利于产生这种热液的环境是具泥质盖层的砂质岩系。这种结构常出现在浊流沉积或海侵岩系的下部。有关的矿床类型主要包括:沉积喷流型(sedex型)矿床、密西西比式(MVT)铅锌矿床、大陆砂页岩型矿床以及沉积岩容矿的微细浸染型金矿床等。具明显后生热液成矿特征的不整合型矿化水下碳酸盐高地上的硅质岩一硅质角砾岩型矿化具同生沉积特征的层状矿化与海底基性火山活动有关的热液矿床与海相沉积盆地演化有关的盆地流体形成的矿床构造背景与玄武岩质大洋地壳有关，拉张型板块边界或活动大陆边缘大陆地壳基底上的拉伸性沉积盆地，大陆裂谷、拗拉槽、被动大陆边缘产状以火山岩为主，正常沉积岩少见为正常沉积岩系热液来源海水与玄武岩反应而形成压实脱水和大气降水成矿温度较高较低矿石组构矿物颗粒较粗大矿物颗粒细小有机质成矿与有机质无关，矿床不与油气藏共生成矿与有机质关系密切，矿床常与油气藏共生矿床类型火山成因块状硫化物型

(volcanogenicmassivesulfidedeposit,简称VMS矿床)(也有称火山岩为主岩的块状硫化物矿床(volcanic-hostedmassivesulfidedeposit,简称VHMS矿床)Sedex型、MVT型等thesedimentaryexhalative(SEDEX)type

成矿元素Cu、(Pb)、(Zn)Pb、Zn、Au4.与区域变质作用有关的变质流体体系变质流体是指在区域变质热事件过程中活跃于变质体系内的各种流体的总和,目前则以流体包裹体的形式被残留封存在变质矿物之中。从变质浅部带到深部带,变质流体的来源和性质有很大的变化。麻粒岩相的深变质带是以深部(地幔排气)来源的流体占优势,主体是高密度的CO2、H2S、CH4、N2

等;在中低级变质区,流体成分继承了原岩流体的性质,主要是由原岩的脱水脱气作用形成的,主体为H2O、CO2、CH4

等,含少量N2、H2S等

5.与地幔排气过程有关的深部流体体系地幔物质从地球圈层形成至今,一直在持续不断地将其中所含的不相容组分,包括CO2、H2、H2O、N2、Cl、F、He、Ar、S、CH4、K、Na等向上排出,由此产生的地幔流体,是岩石圈演化过程中一个非常积极的因素。地幔交代作用、地幔和地壳深部物质的熔融过程、控制麻粒岩相深变质作用的富CO2

流体作用、大型剪切带中的深源流体以及地壳浅部许多矿化密集区的起因等,大都能与这种地幔流体的活动联系在一起。甚至有人认为可能是非生物成因天然气的主要来源。显然,幔源流体乃是壳幔相互作用过程中最为活跃的因素。三.几种主要流体海水大气降水和地下水卤水（孔隙水、地层水）变质水岩浆水（1）海水

从海水的化学成分来看，海水中阳离子含量有大到小依次为Na、Mg、Ca、K；阴离子依次为Cl-、SO42-、HCO3-、Br-。其中Na和Cl的含量占海水中除水以外元素总量的85%以上，因此，可以把水视为H2O-NaCl体系

现代大洋水的氢氧同位素组成为：δD=+5～-7‰；δ18O=+0.5～-1.0‰；其平均值近似为δD=0

‰；δ18O=0.0‰，把δD=0

‰；δ18O=0.0‰定义为大洋水的标准值，叫做SMOW（即StandardMeanOceanWater）

（2）大气降水和地下水大气降水是指雨水和雪，即与大气圈平衡的水。它的特点是：①溶于大气降水中的物质总量TDS(即totaldissolvedsolids)微小；

②大气降水在降落时可以溶解大气中的CO2、O2、N2等气体；

③大气降水的pH值一般为5.7，Eh=+0.4mV～

+0.5mV河水、湖水来自大气降水。河水中阳离子的次序是Ca、Na、Si、Mg；阴离子为HCO3-、Cl-、SO42-、NO3-

阴离子阳离子海水Cl-、

SO42-、HCO3-、Br-Na、Mg、Ca、K河水HCO3-、Cl-、SO42-、NO3-Ca、Na、Si、Mg河水中所溶解的物质总量甚微，一般小于130×10-6，可以用纯水体系来表示；而海水所溶元素的总量为35000×10-6，比河水中高出266倍河水中所溶解元素主要为Ca和HCO3-,海水中所溶元素主要为Na和Cl,但海水中所溶的Ca和HCO3-比河水中所溶的Ca和HCO3-要高出几个数量级

Ca2+(×10-6)HCO3-(×10-6)海水400.0140.0河水15.058.4现代大气降水的氢氧同位素组成呈线性关系：δD=8δ18O+10‰大部分大气降水，如果不蒸发的话，其同位素组成落在大气雨水线上（MWL）或附近，局部地区大气降水的变化，主要取决于空气的湿度、温度、纬度、高度、离海岸的距离及降水量地下水是指分布于地壳浅部的水，它由大气降水向下渗透而成，有时混有同生水。

Carpenter(1978)将地下水分为：

TDS（g/L)淡水＜1含盐水1-10盐水10-100卤水＞100在水文地质学中,根据矿化度把地下水划分为:

矿化度g/L淡水＜1微咸水1-3咸水3-10盐水10-50卤水＞50（3）地层水或孔隙水地层水是指分布于地层岩石孔隙或蓄水层中的水。这种水包括形成沉积岩时存在于沉积物中的古海水（同生水），后期进入岩石的地下水，以及盆地基底的裂隙向上进入盆地的深部流体。这种水实际上是一种卤水（热卤水）。我们把存在于地层孔隙或层间的水，统称为地层水，不管其来源和年代如何地层水的特点：①盐度高矿化度＞50g/L地层水中溶解物质的总量比海水的高一个数量级，甚至几个数量级，只有SO42-在海水中的含量比地层水中含量高

H2SO4+2C→H2S+2CO2SO42-+2C→S2-+2CO2地层水中含有大量Pb、Zn、Fe、Ba等成矿元素,其含量比海水中的含量高出几个数量级②温度高温度明显高于背景温度场水温的水，称为热水，如大洋底部海水温度为2℃，已测得的洋底热泉水温15℃～＞400℃温泉:一般把温度高于当地年平均气温,而又低于45℃的地下水天然露头热泉:指温度高于45℃而又低于当地地表水的沸点的地下水露头沸泉:指温度等于当地地表水沸点的地下水天然露头海拔高度(m)沸点(℃)0100100096.7200093.4300090.1400086.8500083.5B=100-H/303水面以下深度(m)沸点(℃)010050155100180150196200210（4）变质水（再生水）变质水的成分主要为H2O、CO2、CH4和少量NaCl，氢氧同位素值为：δD=0

‰～-70‰

；δ18O=+3‰～+20‰变质流体中CO2含量与变质程度有关,浅变质带CH4包裹体、H2O包裹体;中变质带:以CO2包裹体为主,有少量H2O包裹体,CH4包裹体消失;深变质带:CO2包裹体（5）岩浆水（初生水）在岩浆分异作用的后期，其中的挥发分向上集中，岩浆中的挥发分以水为主，Burnham(1995)指出，长英质岩浆含有大约6%的水，岩浆中这种以水为主的挥发分叫做岩浆水，也叫初生水（又称原生水）δD=-40

‰～-80‰

；δ18O=+5.5‰～+9.5‰内生成矿作用中成矿流体主要有两种,即岩浆和热液流体熔融包裹体,是岩浆-热液过渡性流体酸性岩浆的演化可以分为3个阶段:岩浆阶段,岩浆-热液阶段,热液阶段岩浆阶段:熔融包裹体,均一温度700-1250℃岩浆-热液阶段:熔融包裹体,多相流体包裹体,流体熔融包裹体热液阶段:气体包裹体,气液包裹体,均一温度350-130℃第三节流体的成因（1）沉积物“去流体”作用

沉积物一定厚度，上覆压力使沉积物中流体，从沉积物中排出并集中。

去水作用与压力有关，当上覆负荷的压力大于流体静压力，发生去水作用；与沉积盆地的构造作用有关，沉积物中有裂隙产生时，水沿裂隙排出。

沉积阶段压实去水阶段成岩阶段沉积岩形成的三个阶段埋藏深度增加。。。。。。。…………………页岩中的流体在压实作用中的变化水矿物压实作用去水作用水矿物20%80%5%95%粘土沉积物的比重为2.5g/cm3，含水20%1Km3沉积物重量为2.5×109吨/Km3×1Km3=25×108吨1Km3沉积物中含水量为25×108吨×20%=5×108吨压实作用过程中有75%的水失去，则释放的水量为5×108吨×75%=3.75×108吨25％的水被封闭在页岩孔隙中，被封存的水量为5×108吨×25%=1.25×108吨（2）变质作用放出的流体

变质作用，原固定在岩石中挥发分释放，形成变质流体。

Al4Si4O10(OH)8→Al2SiO5+SiO2+H2O

高岭石红柱石石英

KAl2(Al,Si3)Ol0(OH)2→KAlSi3O8+Al2O3+H2O

白云母钾长石刚玉

Fe2O3+FeCO3

→Fe3O4+CO23CaCO3+3SiO2→Ca3Si3O9+3CO2

硅灰石如：页岩比重2.5×109吨/Km3，含水量平均为5%，设区域变质（绿片岩相）释放1%的水，所以1Km3页岩的质量为2.5×109吨/Km3×1Km3=25×108吨；1Km3页岩中含水量为25×108吨×5%=1.25×108吨；于是变质过程中释放的水量为1.25×108吨×1%=1.25×106吨原岩遭受变质时，不仅脱水，而且还伴有成矿金属元素浸出和转移活动，这些成矿金属元素的浸出量足以形成金属矿床如：原岩（二云母片岩）含Be量46ppm，比重为2.6×109吨/Km3，则1Km3原岩（二云母片岩）含Be量为

2.6×109吨/Km3×1Km3×46×10-6=119.6×103吨经花岗岩化，形成二云母花岗岩，其含Be量7.5ppm，比重2.5×109吨/Km3，则1Km3二云母花岗岩含Be量为2.5×109吨/Km3×1Km3×7.5×10-6=18.75×103吨花岗岩化过程中Be的浸出量为119.6×103吨-18.75×103吨=100.85×103吨（3）岩浆作用所放出的热液岩浆中大约含有4％-6％的H2O、CO2和其它挥发份。岩浆上升，温度、压力下降，岩浆中流体释放-岩浆热液。在900℃、15Km深处，酸性岩浆含水4％，比重2.6×109吨/Km3，则1Km3岩浆含水量为

2.6×109吨/Km3×1Km3×4%=1.04×108吨由于酸性岩浆岩含水0.5％，说明岩浆分异过程中释放3.5％的水，则1Km3岩浆可释放的含水量为

1.04×108吨×87.5%=0.91×108吨岩浆中含有足够的成矿物质设：酸性岩浆比重2.6×109吨/Km3，则1Km3岩浆质量为2.6×109吨；1Km3岩浆中成矿物质含量为

2.6×109×M×10-6=2.6M×103吨例如：酸性岩浆中含Sn量为3ppm，1Km3酸性岩浆中含Sn量为

2.6×3×103=7.8×103吨岩浆热液中含有活动性大的矿化剂第一节热液成矿学说一.热液矿床■许多矿物资源大都来自于热液矿床

■热液矿床系指由于热液的活动而形成的有利用价值的矿物堆积体■热液是指以水为溶剂，以多种物质（包括各种元素的离子和它的化合物以及挥发组分）为溶质的热的水溶液，它是一种组分复杂的离子、分子真溶液

■高温热液矿床（300～550℃，1～4.5km），中温热液矿床（200～300℃，1～3km），低温热液矿床（50～200℃，几百米）

第二章

地质流体成矿作用

二.热液成矿理论根据热液中水、溶质及热量的来源的不同，可以把热液的成因分为以下几种：岩浆热液说侧分泌说变质成因说

1.岩浆热液说热水溶液是岩浆结晶分异作用的最晚期产物，其中的成矿物质来自岩浆，其论据是：■1Km3岩浆可释放的含水量为9.1×107吨

■岩浆中含有足够的成矿物质

1km3岩浆含成矿物质为2.6x×103吨(式中x为成矿元素含量ppm)■岩浆热液中含活动性大的矿化剂

■地质事实

○热液矿床在空间上与岩浆岩体关系密切○流体熔体包裹体的发现

○火山喷出物，如1817年维苏威火山爆发，十天内在裂隙中沉淀出1米厚的镜铁矿

2.侧分泌说

■侧分泌成矿假说最早是伍特华特提出的（1665），后来（1882-1885）被山德别尔格发展而成。■这学说的基本观点是：①构成矿床的物质是从位于其两侧的围岩中淋滤出来的②产生淋滤作用的热水溶液源于大气降水■现代侧分泌说认为热液是大气降水沿深大断裂渗透到地壳深部,受地热、岩浆热、火山喷气等加热而形成的,它浸取、溶解围岩中的成矿物质,借助自流作用或侵入作用从地壳深部上升到地壳浅部裂隙带中,形成各种金属矿床.大气降水————→地下水————→地下热水————→地下热水溶液——————→地壳上部成矿

（渗透）（加热）（浸取）（自流或侵入）■论据○矿区范围内见不到岩浆侵入体○大气降水渗入地壳深处可以变成热水○围岩中含有矿脉中所含有的化学成分，也就是说围岩有成矿物质可资供应○地下热水的温度、盐度、PH值的改变，以及它与围岩作用的时间，均能提高热液从围岩浸取成矿物质的能力，也就是说，地下热水具有溶解和淋滤矿质的能力3.变质成因说■模式在变质作用过程中使围岩中分散存在的成矿物质和原生水析离出来,形成热水溶液,转入热液中的成矿金属元素与热液中的矿化剂结合形成易溶化合物或络合物而活化转移,然后由于物化条件改变,再生富集成矿变质或熔融→金属被活化→因络合被转移→再生沉淀(成矿)■论据压力增大温度升高的变质过程,有利于岩石中含水矿物的脱水原岩遭受变质时,不仅脱水,还伴有成矿金属元素浸出和转移的活动,而且这些成矿金属元素的浸出量足以形成矿床变质热液中含有CO2、Cl、H2S等挥发组份,K、Na、Ca、Mg等阳离子,有利于成矿金属元素的溶解和搬运三.热液来源的研究途径

1.水的来源水作为含矿溶液的溶剂，它的来源问题，已经争论了数百年之久。水分为原生水和外来水，原生水包括岩浆水和变质水，外来水主要指渗透到地壳内的大气降水。不同来源的流体的同位素组成是有明显差异的。把成矿流体的同位素组成与已知流体源区的同位素组成进行对比是判断成矿流体来源的重要方法

由于水是由H、O组成的，故可用H、O同位素追踪水的来源，如：

δ18OH2O（‰）δD（‰）岩浆水+6～+9.5-50～-85大气降水-50～+10-50～-350地下热雨水-16～+3-25～-120●

87Sr/86Sr＞0.710为壳源，87Sr/86Sr＜0.705为幔源He和Ar有三大来源，即饱和空气的水来源、地幔来源和地壳放射成因。流体的来源不同其同位素组成也不相同。①大气饱和水，包括大气降水和海水，其典型的He和Ar同位素组成为：3He/4He=1Ra(Ra代表大气氦的3He/4He值，为1.4×10-6)，40Ar/36Ar=295.5；②地幔流体，具有高3He的特征，3He/4He的特征值为6～9Ra，40Ar/36Ar变化较大，一般比较高（＞40000）；③地壳放射成因的He和Ar，3He/4He的特征值为0.01～0.05Ra，而40Ar/36Ar也很高。应该指出的是，在利用包裹体同位素组成判断流体来源时，最好综合应用多种同位素方法，并且要结合地质背景分析才能得到较可靠的结果云南马厂菁斑岩型铜矿床流体包裹体的3He/4He值为0.46～2.08Ra，远高于地壳的特征值，说明其中有地幔氦的混入，即成矿流体为地壳地下水和地幔流体的混合物但是成矿流体的δ34S=-1.0‰～+4.4‰和δ13C=-6.4‰～-6.8‰，却显示出单一岩浆来源，这是因为地幔岩浆流体富含S和C，而地壳中大气成因地下水中含S和C很少，检测不到所致

2.矿质来源

■对比矿石组分与围岩组分的异同性对比二者特有元素的共生组合是否相同对比矿石和围岩的稳定同位素成分对比矿石和围岩中元素对的比值，稀土配分模式，蛛网图等,如:Se=50～30ppm，S/Se=0.9×104～1.3×104，岩浆热液成因黄铁矿Se=1～9ppm，S/Se=5×105～3.8×105，再生热液成因黄铁矿A.对比法对比法就是测定研究区内矿石、岩浆岩、地层和基底铅同位素组成,通过对比来研究矿床铅来源。通常把矿石及各种岩石铅投影在206Pb/204Pb—207Pb/204Pb图，206Pb/204Pb—208Pb/204Pb图上观察分析各自的分布特征及相关关系这些矿床的铅同位素组成有以下特点:①无论是矿石铅还是岩浆岩铅同位素组成较为均一,变化很小;②矿石铅与岩浆岩铅非常接近,与围岩铅差别很大。矿石铅与岩浆岩铅同位素组成的一致说明矿石铅是岩浆提供的矿石铅又明显小于围岩铅,说明矿石铅既非全部来自岩浆也非全部来自围岩,应为二者的混合铅如果所研究的矿石铅与可能矿源岩的铅同位素组成在206Pb/204Pb—207Pb/204Pb,206Pb/204Pb—208Pb/204Pb图，或206Pb—207Pb—208Pb三角图上形成线性排列,表示它们之间具有同源关系。如果只有一种可能源岩的铅与矿石铅共线,表明矿石铅具有单一来源如美国科罗拉多州北部HahnsPeak地区砂金中的微量铅与第三纪长石铅、方铅矿铅的同位素组成相似,变化范围都很小,而且在206Pb—207Pb—208Pb三角图上又刚好位于一条直线上,清楚表明它们之间具有同源关系;而离砂金矿最近的前寒武纪硫化物矿脉中方铅矿铅组成不仅与砂金中方铅矿的铅同位素组成区别明显,而且在206Pb—207Pb—208Pb三角图上远离直线分布,反映两者没有成因联系如果与矿石铅共线的可能源岩有两种或两种以上，表明矿石铅具有多种来源。如冀东金厂峪金矿的矿石铅与变质岩铅、花岗岩铅在206Pb/204Pb—207Pb/204Pb,206Pb/204Pb—208Pb/204Pb图上形成很好的线性相关,显示出同源关系B、模式图解法铅构造模式图解法示踪只要将矿石铅同位素组成投影在铅构造模式图上,便可根据投影点的分布特征及与不同地质单元平均演化曲线的关系判断成矿物质来源在使用铅构造模式示踪时,投影点落在造山带增长线上方的矿石铅必然包含上地壳成分;而投影点位于造山带增长线下方的矿石铅则必定源于地幔或下地壳;投影点位于造山带增长线附近,表明各储库混合源。如果一个矿床的铅同位素投影点总的来说位于造山带增长线附近,且显示一倾斜趋势(延长线与各增长线相交),该趋势线被认为反映有关的造山模式,与各储库增长线的交点所代表的时间,为各储库对矿源铅演化起主要作用的时间投点落在造山带增长线上方的矿石铅必然包含上地壳成分投点位于造山带增长线附近,表明各储库混合源投点落在造山带增长线下方的矿石铅则必定源于地幔或下地壳C.铅年龄法即根据得到的铅年龄与可能矿源岩的地质年龄相对比来查明成矿物质源自何种岩石。D.特征参数法利用Doe的单阶段模式或Stacey和Kramers二阶段模式计算特征参数,如μ(238U/204Pb)、ν(235U/204Pb)、ω(232Th/204Pb)、κ(Th/U),根据这些特征值讨论成矿物质来源。例如,高μ值铅一般来自上地壳;低μ值和低ω值被认为是上地幔源;低μ值和高ω值则是典型的下地壳来源。一般地幔原始铅的μ值为7.3~8.0，而大多数层控矿床的μ值大于8.0，以壳源为主■判断热液与围岩之间是否发生化学交换反应为了计算热液作用过程组分带入带出的数量，必须观察判断如下两个问题：①成矿过程中热液与围岩之间是否存在化学交换反应；②矿石矿物与伴生的蚀变矿物之间是否存在化学平衡。因此必须对比成矿前围岩成分和成矿后围岩成分，即要研究正常岩石和蚀变岩石，并计算两者之间组分的得失

如何确定围岩蚀变与成矿的时间关系？①彼此相互穿切的构造证据；②蚀变分带模式：如斑岩铜矿围岩蚀变：钾化带—矿体—绢云母化带—泥岩化带—青盘岩化带③气液包裹体研究，若为同一阶段产物，包裹体特征应相同或相近。④矿石矿物组合和蚀变矿物组合间共生关系的研究，如锡石黑钨矿组合和云英岩矿物组合相伴生

云英岩化是铝硅酸盐岩石高温热液蚀变的产物，在形成云英岩化过程中，碱金属和钙自围岩中带出，而Si、F、H2O、Li等带入，其化学反应为：

3KAlSi3O8+2HF→KAl2[AlSi3O10](OH)2+6SiO2+2KF

钾长石绢云母石英

WOF4+3CaCO3→CaWO4+2CaF2+3CO2

萤石

WOF4+(Fe,Mn)O+2KAlSi3O8→(Fe,Mn)WO4+Al2SiO4F2+5SiO2+KF

黄玉石英

■计算化学交换量

含矿热液和围岩之间物质交换量的计算步骤：①测定未蚀变岩石和蚀变岩石中常量元素、成矿元素及伴生金属元素的含量；②测定未蚀变岩石和蚀变岩石的比重；③确定蚀变起点终点的平均距离；④计算元素的带入带出设矿体两侧蚀变起终点平均距离之和为LK米，取截面积为1m2原岩比重ρ0（g/cm3），蚀变岩的比重为ρk（g/cm3）元素i在原岩中的丰度为Xi(ppm)，在蚀变岩中的丰度为Yi(ppm)元素i在1m3原岩中的含量为A0,i(克)，而元素i在1m3蚀变岩中的含量为Ak,i(克)，则A0,i=Xi×10-6×ρ0（g/cm3）×V（m3）×106

=Xi×ρ0(克)Ak,i=Yi×10-6×ρk（g/cm3）×V（m3）×106

=Yi×ρk(克)设交代柱内原岩中某元素i的含量为B0,i(克)，蚀变岩中某元素i的含量为Bk,i(克)，则B0,i=A0,i(g/m3)×Lk(m3)=A0,i×Lk(克)（∵交代柱体积=1m2×Lk(m)=Lk(m3)）Bk,i

=Ak,i(g/m3)×Lk(m3)=Ak,i×Lk(克)于是热液从1m2两头截面的岩石内带出和带入某元素i的量为Ci,即Ci=Bk,i

–B0,i通过一个截面积的量Ci’为：Ci’=Ci/2■实例：设某斑岩铜矿矿体两侧各蚀变带的起终点距离之和均为2米，取截面积1m2，原岩和各蚀变带岩石的比重都取3g/cm3成矿元素的含量（ppm）元素原岩钾化似千枚岩化泥化

Cu104301200140Mo11411

Pb20655Zn35181130

元素原岩A0,i钾化A1,i似千枚岩化A2,i泥化A3,i原岩B0,i钾化B1,i似千枚岩化B2,i泥化B3,iCu30129036004206025807200840Mo3423368466Pb60181515120363030Zn10554339021010866180元素钾化C1似千枚岩化C2泥化C3钾化C1’似千枚岩化C2’泥化C3’Cu+2520+7140+780+1260+3570+390Mo+7800+3900Pb-84-90-90-42-45-45Zn-102-144-30-51-72-15注：“-”表示从围岩带出，即某元素从围岩带入热液中；“+”表示带入围岩，即从热液中移出

第二节热液矿床形成的物理化学条件一.温度■热液矿床形成的温度热液矿床形成的温度在100～600℃范围内，大多数矿床的形成温度集中在150～450℃。上限温度大致在NaCl-H2O的临界线附近，下限温度近于CO2-H2O的临界线Tc=374+9.26×S■研究热液矿床形成温度的方法

现代热液成矿作用的直接测量例如：阿拉斯加地区活火山喷出的流体实测温度为50～645℃。1978年以后陆续发现的东太平洋洋脊附近海底现代“活矿脉”是由洋壳之下上升的热液与冷海水混合时发生硫化物沉淀形成的。这种依然还热的活矿脉温度为350～400℃

包裹体测温流体包裹体被认为是成矿溶液的标本，包裹体均一法是确定成矿温度的最有效的方法。目前已积累了大量的热液矿床的测温资料，据U.H.Kurau的统计资料，热液矿床的成矿温度变化于100～500℃

同位素测温原理1000lnαx－y≈δ18Ox－δ18Oy=A×106/T2±B根据x、y的不同，同位素测温的方法有三种：▼外部测温法：矿物－（液相或气相）▼内部测温法：矿物－矿物▼单矿物测温法：这种方法的根据是矿物晶体结构的不同部分同位素组成不一样，如含羟基的硅酸盐矿物，分别测定OH中的氧同位素组成和硅酸盐格架中的氧同位素组成硫同位素温度计ZnS32+PbS34=ZnS34+PbS32△Sp-Gn=δ34SSp-δ34SGn=8.9×105T-2-0.57硫同位素温度计的使用条件：■两种矿物相为一共生组合（在平衡中生成的矿物对）■共生矿物对形成之后，未再发生同位素交换■可分离出纯的单矿物供同位素分析用矿物相平衡实验热液矿物的合成实验，矿物的同质多相转变，矿石矿物共生组合的稳定区间，以及元素在共生矿物对之间的分配等实验结果均可用来确定热液矿床的形成温度例如，辉铜矿在103℃以下为斜方晶系，103～470℃时形成的为六方晶系

利用矿物或共生矿物内微量元素的含量与其形成温度的函数关系，确定矿物形成的温度，如①闪锌矿-方铅矿矿物对Cd的地质温度计依据闪锌矿、方铅矿内Cd的质量分数(w)得出分配系数K值：

K=wZnS/wPbS

然后应用下式，得出矿物形成温度：

t℃=1663/(lgK+0.702)-273×(1-Fe/(Mn+Cd+Zn))

式中，Fe、Mn、Cd、Zn为闪锌矿内该元素的质量分数②黄铁矿-黄铜矿矿物对Co地质温度计

KD=wCuFeS2/wFeS2×1.53t℃=1000/(1.292lgKD+2.382)-273③磁黄铁矿-黄铜矿矿物对Co地质温度计

KD=wFeS/wCuFeS2×0.479t℃=1000/(0.92lgKD+1.568)-273二.压力■热液矿床的形成压力热液矿床大都形成于地壳浅部，深度不大，压力亦不大，在3×108～5×108Pa（3kb~5kb）以内，这个数值是根据以下资料判断的：根据矿山开采的深度根据热液矿床中流体包裹体资料统计由含水岩浆实验资料推断出岩浆热液活动的最大深度为8km

■估算热液矿床形成压力的方法

①用矿体上覆岩层厚度和密度，估算成矿压力，这是一种定性的方法；②利用矿物中的流体包裹体资料计算成矿压力，CO2密度法，联合求压法（同一标本中水包裹体和CO2包裹体等容线交点，确定成矿压力）等；③矿物实验资料用来估算成矿压力，如闪锌矿地质压力计等

1000三.pH值■成矿溶液的酸碱度现在大量资料表明，以碱的氯化物为主要成分的成矿溶液的pH值应是近中性的，变化在弱酸-弱碱之间，即多为pHn±2（pHn为水的中性值），亦即4～8，它可随温度和其他因素而变化

第三节成矿溶液的性质一.岩浆热液与非岩浆热液根据成因可把成矿溶液分为岩浆热液（内生热液）、表生热液（由地表水、同生沉积水、深循环地下水演化而成）、变质热液三种下面讨论一下岩浆热液和非岩浆热液的形成条件及其化学组成

1.岩浆热液●影响水在硅酸盐熔体中溶解度的因素①岩浆中的饱和含水量与熔体成分有关②成分相同的岩浆中水的溶解度是温度和压力的函数●新鲜的超基性岩和基性岩基本不含水，中酸性岩含水亦很少,由此推论，岩浆中的水在岩浆固结成岩时大部分已析出了

2.非岩浆热液非岩浆热液来自于地表水，同生沉积水和深循环地下水地表水主要指大气降水，一般来说这种水盐度低，温度在40～50℃以下，它们在地表的活动通常不会形成热液矿化，但可以渗滤到地下参与循环地下水和洋底的热液成矿活动同生沉积水又叫层间水、封存水，是指在沉积岩成岩过程中形成的水溶液地下热卤水或高温氯化物水溶液的成因是当今热液矿床成因研究的焦点

二.成矿溶液的性质无论是岩浆热液，还是非岩浆热液，NaCl含量较高是它们的一个共同特征成矿溶液或热液实质上是一种以碱的氯化物为主要成分的电解质热水溶液成矿溶液的性质对热液成矿作用十分重要，它不仅决定着矿石矿物成分、蚀变类型及其分带，而且也影响着金属活化和迁移的形式、金属富集和沉淀的条件

1.NaCl-H2O体系①高盐度的成矿溶液在成矿温度、压力条件下通常处在临界温度之下的溶液+气相状态②NaCl水溶液在热液作用过程中常常处于不饱和状态③NaCl、HCl、NaOH在水中的离解度影响成矿溶液的酸碱性质

2.NaCl-CO2-H2O体系

CO2也是热液的主要组分之一，特别是在低温和变质热液中

含NaCl和CO2的成矿热液通常是处在临界点之下的状态中

在CO2-H2O体系中在300℃以下的低温区存在着两流体相不混溶区,NaCl的加入，使CO2-H2O的两流体相不混溶温度明显提高

第四节金属元素在热液中的迁移和沉淀

一.金属元素在热液中迁移形式的研究意义和方法

目前研究热液矿床成矿溶液的成分，金属在热液中的存在形式和沉淀条件的方法有以下四种：①流体包裹体成分（包括同位素组成）分析②地热和现代“活的热液矿床”的观察③高温高压水热体系的实验研究④热液过程的热力学和热动力学研究

二.金属矿物的溶解度研究金属元素在热液成矿过程中的迁移形式的主要方法之一是测定矿物的溶解度

硫化物在水中简单溶解可以用下列反应式表示：Man+Sb2-=aMn++bS2-反应式的平衡常数即为该硫化物溶解时的活度积常数，或溶度积Ksp，因为MaSb的活度为1，故：Ksp=(aMn+)a·(aS2-)b25℃100℃200℃300℃FeS2-26.27-22.95-21.60FeS-16.47-15.17-15.90ZnS-24.92-22.18-21.34PbS-28.06-23.89-22.13CuS-35.85-30.85-23.16Cu2S-47.64-38.89-32.90HgS-52.70-43.90-38.10Ag2S-49.14-39.70-32.90-30.20MS(S)+2H+=M2++H2Saq

Barnes给出了几种硫化物的活度积lg(aM2+·aH2S)

25℃100℃200℃FeS-10.58-9.47-9.20ZnS-19.03-16.48-14.61PbS-22.17-18.19-15.40CuS-29.96-25.15-21.43HgS-46.80-38.20-31.40金属矿物在含有络阴离子的电解质溶液中的溶解度都相当高，比在纯水中的溶解度高上百、上千倍现以两价金属硫化物矿物为例说明金属矿物在氯化物溶液中的溶解和形成络合物的过程MS+2H+=M2++H2SaqM2++Cl-=MCl+K1MCl++Cl-=MCl20K2MCl20+Cl-=MCl3-K3┆MCln-13-n+Cl-=MCln2-n

KnmM=mM2++mMCl++mMCl20+mMCl3-+┅+mMCln2-n=mM2++K1•mM2+•mCl-+K1•K2•mM2+•mCl-2+┅+

=mM2++β1•mM2+•mCl-+β2•mM2+•mCl-2+┅+βn•mM2+•mCl-n

=mM2+•(1+∑1nβi•mCl-i)β为分级络合常数积（β1＝K1，β2＝K1•K2）其金属的络合物形成能力φφ=mM/mM2+=1+∑1nβi•mCl-i例如对于Pb来说，当mcl-=0.1mol/L:t=25℃时，φ=7.59,t=200℃时，φ=18.62当mcl-=1mol/L:t=25℃时，φ=407.38,t=200℃时，φ=3090这就是说，在高温氯化物溶液中，由于形成了氯化物络合物，Pb矿物的溶解度可以提高上千倍

如果有络合物的热力学数据，就可以计算出络合反应的自由能和平衡常数，进而求得络合物的活度张哲儒（1986）计算的锌离子及其络合物在200℃，mcl-=2，loga∑s=-2条件下成矿溶液中的浓度

logC(mol/kg)logC(mol/kg)Zn2+-7.66ZnS(H2S)-5.58ZnCl+-5.31Zn(OH)+-9.13ZnCl20-4.63ZnNH3+-9.46ZnCl3--3.36ZnS2O30-9.64ZnCl42--3.45Zn(S2O3)22--11.66Zn(HS)20-7.17Zn(S2O3)34--13.30Zn(HS)3--10.66ZnCO30-7.06Zn(HS)42--16.06ZnSO40-5.98三.金属元素的沉淀1.影响金属元素沉淀的因素从溶解度和矿物-溶液平衡理论来看，矿物沉淀的必要条件是构成矿物的组分在溶液中的浓度达到饱和及过饱和是哪些因素使得溶液变得饱和、过饱和而发生金属矿物沉淀呢？从矿物-溶液平衡的热力学方面来看，引起沉淀的因素有温度、压力以及pH、溶液中溶解组分活度的变化

巴恩斯曾指出，这些因素对以氯化物络合物为主和对以硫化物络合物为主的成矿溶液的影响是不相同的，可归纳为：硫化物络合物-△CS+O2-△pH稀释-△t-△P氯化物络合物+△CS-O2+△pH稀释-△t-△P其中，t、pH、Cs是最主要的因素

温度

冷却是绝大多数成矿作用普遍发生的自然过程实验证明，绝大多数金属矿物的溶解度均随温度的升高而增大由此推论，随着成矿溶液温度的不断降低，原金属含量不饱和的成矿溶液必然逐渐变得饱和或过饱和，必然发生金属矿物的沉淀例如，当温度从350℃降到250℃时，辉铜矿+黄铜矿在氯化物溶液中的溶解度相应地从100ppmCu降到1ppmCu又如当温度从200℃降到100℃时，AgCl43-在溶液中的饱和浓度从10-4mol/L降到10-6mol/L一般来讲，温度降到100℃可使成矿溶液中90%的金属沉淀即便其他物理化学条件不变，仅仅单一的冷却就能引起成矿溶液中金属沉淀形成金属矿物的堆积

pH当金属在溶液中以氯化物络合物形式搬运时，则溶液PH值增大，会导致溶解度降低并产生金属矿物的沉淀,一般来说，pH升高0.5单位时，矿物在氯化物溶液中的溶解度就降低大致1个数量级（10倍）。有人指出，pH升高一个单位即可沉淀出99%的金属溶液pH的变化对硫化物络合物的影响与氯化物络合物相反，即pH下降使溶液发生硫化物沉淀硫化物溶解的化学反应为：MS+HS-+H2S(aq)=M(HS)3-又∵

H2S(aq)=HS-+H+（1）

K1=aHS-·aH+/aH2S(aq)lgK1=lgaHS-+lgaH+-lgaH2S(aq)

lgaHS-=pH–pK1+lgaH2S(aq)当溶液中硫的总浓度一定时，PH=PK1，aHS-=aH2S(aq)，硫化物MS的溶解度最大。根据巴恩斯的资料，200℃时pK1=7.1，300℃时pK1=8.3

据计算，当pH值从pK1处下降两个单位时，溶液中金属硫化物络合物将析出大约90%溶液成分金属矿物溶解度与溶液成分以及Cl-、F-、H2S(aq)、HS-等的浓度有着极大的依赖关系，因此成矿溶液的稀释作用对氯化络合物和硫化络合物的分解和沉淀影响很大2.流体的成矿机理

■温度或(和)压力变化引起成矿物质沉淀

引起温度或(和)压力变化的原因：热液由地下深处运移到浅部；远离岩浆岩体；由深变质带到浅变质带；由洋壳到海底等绝大多数金属矿物特别是金属硫化物在高温下的溶解度比在低温下要大,所以随着温度的降低通常就会引起矿物的沉淀压力变化会引起溶质密度的变化从而影响金属的溶解度,但其影响的绝对值较小;而由压力控制的一种等焓效应——沸腾作用,则已被证明是导致成矿物质沉淀的重要原因之一■不同种类流体混合导致成矿

不同流体的混合作用主要通过下面的几种机制促成矿质从热液中的沉淀:稀释作用氧逸度和pH值的改变温度降低

稀释作用硫化物在氯化物溶液中的溶解反应式：

MS+nCl-=MClnn-2+S2-

Cl-活度降低对金属氯化物络合物浓度的影响，据计算，在金属以MCl20形式溶解的情况下，如果原来含金属饱和的氯化物溶液稀释一倍（即1份氯化物溶液被1份水稀释），则在其他条件保持不变时，将有大约85%的金属从溶液中沉淀出来●稀释对以硫化物络合物形式存在的金属沉淀作用的影响也大致相同。例如稀释一倍导致大约一半的M(HS)3-发生沉淀

氧逸度和pH值的改变当不同性质的流体混合时,常常会发生化学反应,改变原来流体的pH和Eh值、fo2

等参数,从而引起成矿物质的沉淀。Sushchevskaya

等对俄罗斯远东锡(钨)矿床的研究表明,锡石的沉淀是由于雨水加入到较酸性(pH=4～5)、富Cl、还原的岩浆热液中,从而增加了pH和fO2,使下面的反应得以向右进行的缘故:4SnCl2+HSO4-+4H2O=4SnO2+HS-+8HCl

温度降低深部海水的平均温度为2℃，盐度为3.5%，pH值为8.0（弱碱性），海水中S主要以SO42-形式存在，H2S的含量小于10-9，即处在相对氧化的条件下。而从海底喷出的热液温度为60~350℃，盐度小于或大于3.5%，pH值为3.2~5.5（酸性、弱酸性），H2S的含量比海水中的高上百倍。这两种溶液混合，可造成大量金属矿物沉淀

确定混合作用的标志有以下几点:①有重晶石等矿物的出现;②较低的、变化范围不大的均一温度;③沿垂向及水平方向,成矿流体的温度、盐度等系统地有规律地变化;④有两组以上不同化学特征的流体包裹体存在,如内华达Carlin型矿床的形成就与两组盐度、气体含量及同位素不同的流体的混合作用有关。最近,气体的He同位素等也被用来确定成矿流体发生的混合作用

例如:云南马厂菁斑岩型铜矿床流体包裹体的3He/4He值为0.46～2.08Ra地幔流体3He/4He的特征值为6Ra

地壳流体3He/4He的特征值为0.01Ra

设幔氦混入的比例为x矿床氦=幔氦·x+壳氦(1-x)X=(矿床氦-壳氦)/(幔氦-壳氦)X1=(0.46-0.01)/(6-0.01)=7.5%X2=(2.08-0.01)/(6-0.01)=34.6%■单一流体不混溶导致成矿熔离作用

硅酸盐熔融体不混溶分离,形成矿浆和硅酸盐熔浆,例如铜镍硫化物与硅酸盐熔浆的熔离作用,形成铜镍矿床

沸腾作用

沸腾H2O(低密度蒸气相)H2O+NaCl————→H2O+NaCl(高密度盐水溶液相)确定沸腾作用的标志主要有以下几点:①水力-热液角砾岩即爆破角砾岩的存在;②同期包裹体气液比和均一温度变化范围很大,且含有“空”或蒸汽包裹体,气体包裹体与高盐度的包裹体共存;③沸腾面上下为绢云母化到冰长石化的热液蚀变H2O+NaCl+CO2体系不混溶

不混溶CO2H2O+NaCl+CO2————→H2O+NaCl

在压力大于100Mpa，温度高于300℃，或者压力小于100MPa，温度高于400℃条件下，CO2可以完全溶解于水，形成均一的流体，但是随着温度压力的下降，CO2在水中的溶解度迅速减小。在CO2-H2O体系中，在300℃以下的低温区存在着两流体相不混溶区，一相是溶有少量CO2的水，一相是以CO2为主的气体■水-岩交换导致成矿

流体的pH值变化pH值的变化对成矿物质的溶解度有较大的影响,因此,当流体与矿物发生反应消耗或释放H+时,流体的pH值就会改变从而导致成矿物质沉淀。例如钾长石的绢云母化或云英岩化会消耗流体中的H+:3KAlSi3O8+2H+=KAl2(AlSi3O10)(OH)2+SiO2+2K+也常常可见到金属矿物与绢云母化、云英岩化相伴生

在许多热液矿床中,碳酸盐围岩的溶解(被交代)与硫化物的沉淀之间有密切的时空联系。Barnes和Gould(1992)用实验研究了弱酸性流体与碳酸盐发生中和反应导致硫化物沉淀的过程,指出从饱和H2S的流体中沉淀金属硫化物时会释放出H+,如:ZnCl2(aq)+H2S(aq)=ZnS(s)+3H++2Cl-而碳酸盐的溶解则需要消耗H+:CaCO3(s)+2H+=Ca2++H2O(l)+CO2(aq)两者的结合即导致硫化物对碳酸盐的交代

氧化-还原反应流体与围岩之间的反应常导致流体氧化状态的改变,这也是导致流体中成矿物质沉淀的一种重要原因。特别是对于一些变价金属元素如Fe,Cu,U,V等,流体氧化态的改变导致其价态的变化,进而改变其溶解度而析出沉淀。例如,当富含成矿元素的流体流经某些富含还原硫的地层时,很容易在那里形成金属硫化物沉淀下来,其实质就是流体与岩石之间发生了氧化-还原反应吸附作用某些成矿物质可以被其它矿物表面吸附而从流体中沉淀出来。近几年来由于矿物-流体界面地球化学研究的深入,成矿物质的吸附沉淀也开始受到重视。实验表明,某些成矿组分即使在流体不饱和的情况下,如果遇到一个良好的吸附表面,也会导致其从流体中析出沉淀

浓缩作用成矿流体的浓缩作用是指成矿流体在其运移、循环过程中,由于物理化学条件的变化和水-岩反应等造成自由水的逸失,体系中水量减少,致使剩余流体浓缩的地质作用。这一作用的直接结果是使残余(剩余)流体中成矿物质的浓度增高,促使金属络合物达到饱和,从而产生沉淀

①水—岩反应中热液蚀变带的形成与水的浓缩各类与热液活动有关的矿床都伴随广泛的蚀变作用,伴有大量含水矿物的形成,如在酸性淋滤阶段发育有白云母、绢云母、绿泥石、伊利石、迪开石、蒙脱石、高岭石等富水矿物。这说明在成矿作用中大量的水通过水—岩反应“固化”在蚀变岩中,促成了含矿流体的浓缩。如胶东三山岛金矿区形成广泛的黄铁绢英岩交代建造,这种固化在蚀变带中的水量约等于容矿构造一次储水量的3倍以上②成矿流体中碳、硫等组分的加入能大幅度促进水的浓缩作用在大多数金属矿床中,都有大量的碳质出现,碳质和有机质对成矿有着重要的作用,其中最具普遍意义的是碳与水反应能大幅度地促使成矿流体的浓缩。例如，在金矿床研究中常发现某些富含石墨的片岩或其它富有机质的岩层往往与金矿的富集关系密切,对金矿化有一定控制作用,金矿化不仅空间上常与之共生,成因上也和流体与这些岩层的交换反应有联系,它们的作用过程推测可用下列反应式表示:

2C+2H2O=CH4+CO2

CH4+H2O=CO+3H2这类矿床的流体包裹体研究也证明了此推断,当成矿溶液包裹体中CO2和CH4的含量增加时,往往出现金矿的富集。矿化与蚀变围岩的关系,正是这种水-岩交换作用的佐证第三章

地质流体的研究方法第一节地质流体的来源研究一.成矿流体与流体源区同位素组成对比1.H,O同位素采样:用不含氧的矿物如萤石,硫化物分析其δ18OH2O,用不含氢的矿物如石英,方解石,硫化物分析其δD制样:单矿物样品纯度＞98%,粒级0.1~0.3,样重5~10克原理:把成矿流体的同位素组成与流体源区的同位素组成进行对比2.Sr同位素采样:含Sr矿物主要有菱锶矿,天青石,毒重石,重晶石,方解石等一般采集石英作为Sr同位素测定对象。石英含Sr很低,其中的Sr主要赋存在流体包裹体和富含Sr的矿物包裹体中。若分析石英的Sr同位素组成,就会增加Sr同位素的复杂性;若分析石英流体包裹体Sr同位素组成,可以排除石英中富含Sr的矿物包裹体的干扰,使Sr同位素数据解释简单化对比标准:87Sr/86Sr＞0.710为壳源87Sr/86Sr＜0.705为幔源

87Sr/86Sr玄武质球粒陨石0.69899大陆壳平均值0.719现代海洋玄武岩＜0.7037碳酸岩,金伯利岩0.702~0.706,平均0.7034沉积石灰岩0.706~0.710S型花岗岩＞0.708I型花岗岩0.704~0.7063.C