流体系统

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，著名的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。

近地表岩浆-热流体系统

近地表岩浆-热流体系统可以独立存在，但在更多的情况下，则作为巨大的火山-地热系统低级别的子系统而存在，成矿的岩浆-热流体子系统是火山-地热大系统内物质-能量变化的一个局部异常，与大系统相比，子系统的局部异常主要表现为：具有提供可活化金元素的地质-地球化学背景场（含可活化金的矿源岩和矿源层）；存在含可萃取金的特定阴离子的热流体（加热地下水和再平衡混合岩浆水）；存在有利于金活化、运移和沉淀的三维空间、温度和压力梯度，以及相关物理化学条件和持续的演化过程。与近地表岩浆-热流体系统有关的金矿主要为浅成热液型的，可进一步划分为：低硫浅成热液型、低硫富碲浅成热液型和高硫浅成热液型3个亚类，三者产出的地质环境既有相似性，又有差异性。（一）浅成热液型金矿产出的地质环境构造环境，其成矿带产出的大地构造背景，既可是大陆活动带，也可以是复合造山带，而且往往在不同次级构造单元边界断裂附近靠隆起侧。控矿构造，金矿床和矿田空间受火山构造、火山期后的区域性构造和两者复合的断裂裂隙系统控制，其中包括火山穹丘的自碎角砾岩带和断裂裂隙带，破火山口环状断裂与放射性断裂交汇区，以及在火山岩或火山构造背景上发育的剪切糜棱岩带等。成矿阶段，形成工业矿体的矿化作用主要发生于区域性火山作用的晚期、间歇期和火山期后阶段，即火山喷发减弱或相对静止或小规模的岩浆侵入和地热活动增强的阶段。容矿围岩，金矿的容矿围岩岩性比较复杂，在构造拼接带上，可见有强烈变质变形的镁铁质火山岩、超镁铁质岩和火山-沉积岩；在造山带火山弧区主要为安山质、英安质和流纹英安质火山岩；在大陆活化带主要为粗安质和粗面质或者高钾英安质和流纹质火山岩；在大陆活化带的基底隆起区，金矿化可同时发生在盖层火山岩和基底变质岩中。金矿化与容矿围岩时代呈同步或滞后的关系。流体系统，成矿区的古水文地质条件，具有二元结构的特点，即同时存在着下降的冷水补给带加热上升的热水带，并形成局部的对流系统。加热地下水和岩浆热液在水-岩反应过程中，首先溶取“有效”阴离子（氯和硫氢酸根等），不断提高热流体萃取金元素形成络阴离子的能力，使热流体在特定条件下演化成矿热液。矿体形态，浅成热液金矿的矿体形态不一，多呈线形，部分为面形，其中包括含金石英大脉、细脉和网脉、含金的蚀变破碎带和糜棱岩带，以及面型的含金硅质岩体等。低硫浅成热液型金矿又称石英-冰长石-绢云母型金矿，低硫富碲浅成热液型金矿又称富碲化物型浅成热液型金矿，两者形成的地质环境和特点比较接近。后者的成矿过程发生在比较富碲的地球化学背景中，金属矿物组合中出现较多的碲化物；容矿火山岩和相关侵入岩也常有较富碱和高钾的特征，如粗安质和粗面质火山岩，以及二长质和正长质侵入岩。高硫浅成热液型金矿又称石英-明矾石型或酸性硫酸盐型金矿，矿化蚀变带与火山中心构造一致，常见为火山穹丘或岩颈相超浅成侵入体；岩性常为流纹英安质火山岩或石英二长质侵入岩；矿体呈透镜状产在蚀变岩体中，顶部往往可以见到硅帽；火山根部相的次火山岩体与岩颈和火山穹丘相连（单次或多次侵入），下部为斑岩型金铜矿，上部为石英-明矾石型金矿。（二）浅成热液型金矿蚀变矿化的时、空分布不同亚类的浅成热液型金矿的金属矿物和脉石矿物组合的时、空变化较大。1.低硫浅成热液型金矿与金矿化有关的热液蚀变过程，一般可以分出早期、主成矿期和晚期3个基本阶段。①早期，为结晶较粗的石英-黄铁矿组合的石英脉，有时还与数量不等的钾长石共生，形成温度一般大于300℃。②主成矿期，成矿温度大致在300～200℃，但不同矿区的上、下限均可有25℃左右的变化。在主成矿期内可以根据不同共生矿物组合、矿物结构和成分的细微变化以及彼此间穿插关系，进一步分出若干个亚阶段，规模大和品位高的矿床，其主成矿期往往具有多个亚阶段——反复破碎、反复矿化蚀变的特征，即矿化蚀变与矿田、矿床构造活动相匹配发生。伴生的脉石矿物以冰长石、绢云母为主，有时出现铁锰碳酸盐矿物等。金主要呈自然金、银金矿、金银矿产出，有时还出现汞金矿。在有些浅成热液金矿的主成矿期还出现数量不等的方铅矿、闪锌矿等金属硫化物。③晚期，其温度大致在200～140℃或者更低，多个矿区热液蚀变最后阶段形成的矿物组合不完全一样，大致有石英-黄铁矿组合，以乳白色石英为主，少量黄铁矿分散其中，贫金；有的为黄铁矿-碳酸盐或白铁矿-碳酸盐组合。低硫浅成热液金矿体的矿石矿物除了少量自然金、银金矿、汞金矿和自然银等矿物外，较常见的有黄铁矿、白铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、辉锑矿、雄黄、辰砂、磁铁矿、钛铁矿和赤铁矿等，脉石矿物主要有石英、玉髓、蛋白石、冰长石（可转化为钾长石或水白云母）、绢云母、绿泥石、高岭石、蒙脱石、碳酸盐（铁、锰碳酸盐）等。蚀变矿物在空间上有明显的分带现象，自下而上依次出现：①热泉沉积的硅质岩和泉华，有时有热液角砾岩，见于地表和热流体的通道内，呈上大下小的喇叭形，其中有数量不等的Au、Ag、Hg、Sb、As和Tl等元素的异常或矿化。②在上升热液和地下水相互作用的沸腾面以上，出现硅化带，出现玉髓、蛋白石、石英、高岭石和星散状黄铁矿，含Au、Ag、As、Sb、Tl等元素异常或矿化；有时可以见到数量不等的浅成明矾石，是硫化物表生氧化作用产物，它与高硫型浅成热液金矿中的深成明矾石不同；有时在冰长石-绢云母型矿床上方形成绢云母帽，这可能是深部沸腾析出的酸性挥发分的产物，在这种绢云母帽中，可以出现数量不等的蒙托石-伊利石产物。③主矿体的上部以金、金-银和含铅金属硫化物为主，并与石英（结晶程度较低）、冰长石和绢云母等共生；下部铅、锌、铜金属硫化物有增多趋势。蚀变也有一定的分带性，以主矿体为中轴，从内向外，依次为：Ⅰ——钾长石化、硅化和绿泥石化带，可伴生有赤铁矿、黄铁矿或其他硫化物和石英，此带宽窄不等，一般不很宽，在有些矿区不很发育；Ⅱ——绢云母化带，主要由绢云母（细粒白云母和伊利石等）、石英和浸染状黄铁矿所组成；Ⅲ——泥化带，常重叠于绢云母化带的外侧之上，主要由高岭石-蒙皂石族的矿物组成；Ⅳ——最外面为青磐岩，其特征矿物是绿泥石、钠长石、绿帘石、碳酸盐，常有数量不等粗粒浸染状的黄铁矿和少量绢云母。低硫浅成热液金矿以团结沟、阿希和金厂沟梁-二道沟等为代表。2.高硫浅成热液型金矿热液成矿作用过程从老到新可以分4个阶段：①石英-绢云母化阶段，以通道相的英安玢岩为中心，其展布范围最大，位于其他3个阶段形成的交代岩的最外侧，由微细粒石英和细鳞片状绢云母所组成，早、晚可分两期，早期面形分布，矿物粒度细，稠密浸染状到致密集合体出现；晚期绢云母、石英、蛋白石和黄铁矿组成细脉，充填在早期蚀变的英安玢岩和花岗岩中。②石英-迪开石化阶段，交代岩呈团块状和网脉状，由细迪开石鳞片状集合体和微细粒石英所组成，其宏观分布与石英-绢云母带为覆叠关系。③石英-明矾石化阶段，是主要的成矿期，与铜-金矿关系密切，岩石以含浅粉色明矾石与微细粒石英为主，并有大量金属硫化物。石英-明矾石交代岩呈倾斜的筒状和透镜状，穿切了石英-绢云母交代岩和石英-迪开石交代岩带。早、晚可分两期，早期明矾石结晶程度较高，呈面形分布，晚期结晶较细，呈网脉状或不规则状，与铜-金矿物同时沉淀。④硅化阶段，主要分布在英安玢岩的顶部，形成“硅帽”，此阶段是多期硅化作用的产物，早期为细粒透明的石英，中期为显微粒状乳白色石英，晚期为蛋白石所叠加。蚀变岩在空间分布上有明显的分带，而且明显地受火山中心系统和周期（同步）的断裂-裂隙带所控制。①以火山通道相为核心，中央为“硅帽带”，在其下的英安玢岩岩体顶部和边部为热液角砾岩，硅质岩内有金矿化。②硅帽的下面和周围是石英-明矾石交代岩带，受同期断裂-裂隙系统的控制，与热液角砾岩有密切的联系。③石英-迪开石带分布范围比石英-明矾石带更宽，而且部分被石英-明矾石所交代，也受同步断裂、裂隙控制。④石英-绢云母带，分布范围最大，形成时间最早。上述分带表明，从外围向核心，其形成时间越来越新。在垂直方向上，从上而下依次为：顶部硅帽→石英-迪开石带→石英-明矾石带和深部石英-绢云母带。金属矿物组合随交代岩而异：①硅化岩中为微细粒、胶状黄铁矿，少量的自然金，硅化岩的氧化带中有褐铁矿、针铁矿及自然金。②石英-迪开石带中有稀疏浸染状黄铁矿。③石英-明矾石带中，主要为黄铁矿、蓝辉铜矿、铜蓝、硫砷铜矿。④石英-绢云母带，除黄铁矿外，还有少量斑铜矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿。以英安玢岩为中心，向外依次为Cu、Mo→Cu、Au→Pb、Zn（Cu）的金属元素分带；从浅到深有上Au、下Cu的分带现象。此类金矿中以上杭紫金山和台湾金瓜石为代表。3.富碲浅成热液型金矿富碲浅成热液型金矿可分为两个亚类：一类与铅锌矿共生；另一类与铜矿共生。两者的共同之处都产出在富碲的地球化学背景场中。富碲型热液金矿的矿化蚀变作用先后为：①早期为黄铁矿化-绢云母化-硅化阶段，主要沿构造破碎带交代充填形成黄铁矿-石英组合的透镜状硅化岩，黄铁矿呈稀疏浸染状分布，有数量不等的铁白云石；当硅化较弱时，则形成绢云母化、铁白云石化和绿泥石化安山岩，有少量浸染状黄铁矿，此阶段不形成工业矿体。②主成矿期金碲化物-方铅矿-黄铁矿化阶段，早期形成的绢云母-硅化岩和蚀变安山岩被同期的构造作用破碎成角砾岩和碎裂岩，主成矿期的热液交代-充填在角砾和碎裂的间隙中，呈网脉状胶结物，主要矿物为黄铁矿、方铅矿、绢云母、铁白云石、石英、绿泥石、重晶石、自然金、银金矿和碲金矿等。③叠加矿化阶段，金-多金属硫化物阶段，以黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铁矿组合的矿化蚀变为主，同时有金矿化发生，但本身未构成独立工业矿体；其后为石英-萤石化阶段，石英-萤石脉或其矿物集合体穿切交代主成矿阶段的矿石，无黄铁矿化和金矿化。④晚期碳酸盐和赤铁矿化阶段，首先形成方解石和铁白云石细脉，沿岩石、矿石裂隙穿插交代，其后又有赤铁矿细脉穿切碳酸盐脉。与铜矿在区域上共生的富碲浅成热液金矿，成矿的热液蚀变分两个阶段：①第一阶段又分两期，早期为石英-黄铁矿组合，矿石矿物为自然金、金-银碲化物和黄铁矿；脉石矿物为石英和绢云母；后期为石英-黄铁矿-辉铜矿组合，矿石矿物为自然金、金银碲化物、黄铁矿、辉铜矿和黝铜矿；脉石矿物为石英和绢云母。②第二阶段也可以分出两期：早期为石英-重晶石-黄铁矿组合，矿石矿物为自然金、银金矿、金银碲化物、黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿和黝铜矿；脉石矿物为石英、绢云母和重晶石。晚期为石英-黄铁矿-白铁矿组合，矿石矿物为自然金、银金矿、金银矿、金银碲化物、黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿和白铁矿；脉石矿物为石英、绢云母和重晶石。（三）浅成热液型金矿成矿的物理化学条件我国火山岩地区浅成热液型金矿成矿的物理化学条件中，高硫和低硫型除了形成温度和压力条件相近之外，其他物理化学条件都有明显的差别。在低硫浅成热液型金矿中，除了成矿流体中水的来源以大气降水为主以外，其他地球化学和物理化学条件也有许多差异。1.低硫浅成热液型金矿成矿的物理化学条件低硫浅成热液型金矿的矿床地质学、矿物学和地球化学特征可以有较大的区别，这在很大程度上与其形成的地质-地球化学背景不同和物质来源多样化有关，但是成矿作用过程中的物理化学条件却有较大的相似性。其特点是：①低硫浅成热液金矿的热液蚀变过程中温度变化范围较大，可以从320～90℃，但金矿沉淀的温度区间为300～120℃，尤其以280～140℃为金沉淀的峰期，但多个矿区，由于具体的地质、地球化学和物理化学环境不同，其温度区间有高、有低、有宽、有窄。②此类金矿定位的深度从地表热泉到地下1km以上都有发现，但在比较多的情况下，工业金矿体的定位深度均大于1km，在这个深度的下部金的品位下降，铅和锌等赋金属的含量有增高趋势。③成矿作用与古地热系统的局部异常有关，金矿定位于较冷的表部地下水与含矿的受热地下水在侧向流动状态中相互作用的部位。④成矿热液近中性，成矿过程中pH值大致为5～8，主要为5.5～7。⑤热液的含盐度较低，w（NaCl，eq.）一般＜5%（c（NaCl）=0.1～1mol/L，后同），常在3%左右，但在沸腾阶段含盐度增高到5%～10%，甚至更高。⑥在低硫浅成热液型金矿中有磁铁矿、绿泥石和赤铁矿的出现，表明其成矿作用是在一个硫和氧的活度都比较低的环境中进行的。⑦成矿热液中 c（K+）/c（Na+）大致为 1～3，c）/c（Cl-）为 1～10 不等，在成矿热液系统较深部和温度较高的地段，赋金属（Cu、Pb、Zn）可能以氯化物的络合物形式搬运，但在较浅和温度较低的浅成热液系统中，金的搬运仍然可能以 Au的络合物形式为主。2.高硫浅成热液型金矿成矿的物理化学条件以上杭紫金山为代表的高硫浅成热液型金矿形成的物理化学条件的特点是：①成矿温度区间可不止一个，石英-明矾石带与富铜金属硫化物一起沉淀的温度区间比较高，300～160℃，峰期为260～180℃；在富硅质岩体中金的沉淀温度稍低（160～120℃）。②金矿化的蚀变带发生在相当于火山穹丘通道的英安玢岩内外，其定位深度较浅（＜1000m），但当成矿热液的蒸气压较高时，对石英-明矾石带石英流体包裹体的计算值为1～65MPa，即实际上曾一度内压力大于外压力，所以较普遍形成热液角砾岩。③矿床的总硫浓度较高，与矿石密切伴生的明矾石的存在，以及黄铁矿、硫砷铜矿和铜蓝的产出，反映了一种硫逸度较高的环境。④流体的pH值为3.64～4.13，在石英-明矾石带中总硫浓度较高，显然是一种富SO2的酸性流体，在高温、富水的条件下“歧化作用”使SO2+H2O形成H2SO3，4H2SO3又转化为3H2SO4+H2S，歧化作用生成的硫酸溶液对酸性侵入岩的作用，产生了大量的明矾石和高级泥质蚀变带。⑤由于 c/c（Cl-）在硅化岩带中为2.71～3.26，在石英-绢云母带中为15.06，在石英-明矾石带中高达30.77，因此金的搬运形式无疑是以Au（HS）2-的络合物形式的可能性最大。⑥成矿流体的δ18OSMOW为-3.25‰～-4.17‰，石英包裹体水的δDSMOW为-76‰～-60‰，其数值与当地中生代大气降水的氢、氧同位素组成较为吻合，流体的含盐度 w（NaCl，eq.）一般为5%，仅仅在沸腾时可暂时增大到7.5%～21.6%。⑦金属硫化物的δ34SCDT为-3.1‰～-8.4‰，主要为岩浆提供的。

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，δ18OSMOW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＋、Ca2＋、Mg2＋、 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，Ca2＋127.55mg/L，Mg2＋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Mg2＋富集到足够程度，并有足够的 ，发生菱镁矿沉淀。叠层石吸收Ca2＋、Mg2＋首先形成白云石，随海水中Ca2＋减少，而Mg2＋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。

高侵位岩浆-热流体系统

高侵位岩浆-热流体系统可以高侵位的浅成、超浅成侵入体为中心独立产出，也可以作为巨大的高位岩浆房的岩浆-地热系统低级别的子系统而存在。子系统的中心可以由火山根部相的斑岩体所组成，也可以由高位岩浆房的分枝岩体所组成。与巨大的岩浆-地热系统相比，成矿的岩浆-热流体的子系统，其地质-地球化学背景和物质-能量的变化都表现为一个局部异常。其主要特点是：具有可提供可活化的Au、Ag、Pb、Zn、Cu等元素的地质-地球背景场；存在有萃取上述金属元素能力的热流体；存在有利于上述金属元素活化、运移和沉淀的三维空间、温度和压力梯度，以及相关的物理化学条件和持续的演化过程。与高侵位岩浆-热流体系统有关的金矿主要产在超浅成和浅成侵入体内外，其中包括斑岩型金矿和伴生金矿、浅成侵入体内外石英脉型和蚀变岩型金矿、浅成侵入体接触带和远接触带型金矿和伴生金矿。其中伴生金矿大体可以分为两种组合：一类是铅锌（银）矿中的伴生金；另一类是铜矿中的伴生金。（一）浅成和超浅成（斑岩）侵入体内外金矿产出的地质环境1.地质时代除西南部分地区有新生代斑岩和西北造山带有古生代斑岩外，中国东部大陆活化带大部分斑岩和浅成侵入岩形成在中生代、尤其是燕山期。2.控岩构造可有几种不同情况：①斑岩侵位于前寒武纪变质岩系组成的断隆区，相对集中在靠火山岩带一侧的边缘部分，受几组方向交会的断裂控制。②斑岩侵位于前寒武纪变质岩系隆起区火山岩断陷盆地内，斑岩常相当于火山通道的下部或根部相。③浅成和超浅成侵入体定位于古生代海相沉积岩的褶皱带内，岩体形成在短轴背斜的边部或倾伏端。3.侵入体的围岩古生代以钙质或镁质碳酸盐岩和浊积岩为主，夹有膏盐层和含炭质的粉砂岩或泥岩；以细碎屑的沉积岩尤其是浊积岩为主，夹有含炭质的粉砂岩或泥岩层。元古宙低级变质岩以基性和中性的火山熔岩为主。基底为变质程度较高的太古宙变质岩系，原岩主要是基性的、部分为中性和酸性的火山岩，并夹含铁的泥灰岩和含炭质的细碎屑沉积岩。4.侵入岩组合浅成侵入体以石英闪长岩-花岗闪长岩和石英二长岩-二长花岗岩组合为主。超浅成侵入岩或次火山岩有花岗闪长玢岩-石英二长斑岩、花岗闪长玢岩-英安玢岩-石英斑岩、石英二长斑岩-花岗斑岩-流纹斑岩，以及少部分石英正长斑岩-花岗斑岩。作为容矿围岩的超浅成侵入体，常热液角砾岩化，金矿化主要赋存在这种角砾岩化的岩石中，富金的蚀变矿物组合呈角砾岩的胶结物并部分交代了角砾。热液角砾岩主要出现在岩体的顶部和周边，角砾成分除了斑岩之外，还可以有数量不等的围岩甚至基底岩石，在特定的条件下，围岩的角砾可以占很大的比例，这是由于超临界状态的热液突然减压沸腾造成的。5.流体系统以再平衡岩浆水为主，复合源大气降水不同程度参与成矿过程的双重流体系统。岩浆内部和接触带以再平衡岩浆水成矿为主，远离接触带地段，以再平衡岩浆水起主导作用；过程早期为再平衡岩浆水，主成矿期以再平衡岩浆水为主，复合源大气降水不同程度参与，成矿晚期大气降水的作用显著增加。6.金矿与容矿围岩的时差除远接触带的热液型金矿与容矿沉积岩的时差较大外，其他斑岩和后矽卡岩型金矿与容矿侵入岩时差都很小，属同步型。7.矿体的形态角砾岩化斑岩型金矿，多以角砾岩型或石英脉型产出；斑岩型铜-金矿呈交代岩、石英脉和细脉浸染型产出，在宏观上呈扣钟状或环状；后矽卡岩型铜-金矿，呈交代岩随接触带的形态而变化；远接触带型铁-硫-金矿沿层间裂隙呈层状、似层状或透镜状产出。（二）浅成、超浅成金矿蚀变矿化的时空变化1.角砾岩化斑岩金矿（Ⅰ型岩浆）角砾岩型金矿矿石矿物主要是黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和自然金；次要矿物为闪锌矿、辉钼矿、辉铋铅矿、辉铜矿、磁铁矿、银金矿和辉铅铋矿；微量矿物有硫碲铋矿、碲铋矿、硫铋碲银矿、硫铋银矿、针铅铋银矿和深红银矿等。脉石矿物主要为石英、钾长石、绿帘石、绿泥石，其次为方解石、绢云母、钠长石、磷灰石、黑云母和黝帘石；微量矿物有阳起石、萤石、锆石、榍石、浊沸石等；表生矿物有高岭土、黄钾铁矾、斑铜矿、孔雀石、白铅矿等。蚀变分带：第Ⅰ阶段，角砾岩主体是中心式面形蚀变，自中央向两侧依次为石英-钾长石化带→石英-黑云母化带→青磐岩化带，金矿化主要分布在前两个蚀变带的背景上。第Ⅱ阶段角砾岩体顶部出现小范围的线形蚀变，围绕着充填型黄铁矿或多金属硫化物脉带，蚀变从里往外依次为石英-钾长石化带→石英-黄铁矿化带→石英-绿帘石化-绿泥石化带→方解石化带，金矿主要赋存在石英-钾长石化带和石英-黄铁矿化带。此类金矿可以祁雨沟为代表。2.角砾岩化超浅成侵入岩型金矿（过铝型岩浆）超浅成侵入岩型独立金矿有3种矿体，其矿物组成基本相同，但矿物含量略有区别。①角砾岩型矿体，主要矿物为石英（66%～77%）、电气石（19%～31%）；次要矿物为黄铁矿、绢云母；微量矿物为辉矿、毒砂、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、自然金、硫盐类矿物、黝铜矿和蓝辉铜矿。②接触带-构造角砾岩型矿体，主要矿物为石英（56%～78%）、电气石（21%～40%）；次要矿物（1%～10%）为黄铁矿、毒砂、白云母、绢云母；微量矿物（＜1%）除包括第①类矿体中的外，还有磁黄铁矿、磁铁矿、锡石和砷硫钼矿。③构造角砾岩型，主要矿物石英更多（77%～79%），电气石略少（18%～20%）；次要矿物为黄铁矿、绢云母和白云母；微量矿物与第①类矿体相比，还有磁黄铁矿，缺辉铋矿。与两期侵入活动相对应有两期成矿过程。第Ⅰ期成矿作用与流纹斑岩和花岗斑岩有关，从老到新矿化蚀变分2 个亚期：Ⅰ-1 为气成-高温热液成矿亚期，早期主要形成电气石和少量石英、金红石；后期以电气石、石英和少量黄铁矿化为代表，此外还有少量磁黄铁矿、毒砂，偶见辉铋矿和锡石。Ⅰ-2 为热液成矿亚期，早期以绢云母、石英、黄铁矿组合为代表，伴生有电气石、钾长石、绿泥石和碳酸盐矿物，以及少量金红石和黄铜矿，是金的成矿阶段；早中期以石英和硫化物组合为代表，硫化物以黄铁矿、黄铜矿为主，其次是毒砂和铁闪锌矿，还有少量辉铜矿、硫砷铜矿、磁黄铁矿和白铁矿，是金-铜的富集阶段；中后期阶段以硫盐和硫化物为主，有柱硫铋铅矿、针硫铋铅矿、砷黝铜矿、银黝铜矿等，是银矿富集阶段；后期为方铅矿-石英阶段和石英-碳酸盐阶段。第Ⅱ期成矿作用与花岗闪长斑岩和花岗斑岩有关，可分3个亚期，从老到新依次为：Ⅱ-1矽卡岩化亚期，接触带形成石榴子石-透辉矽卡岩，含透闪石和阳起石、磁铁矿和少量自然金。Ⅱ-2气成-热液矿化亚期，形成热液角砾岩，由含电气石的石英所胶结，局部有浸染状黄铁矿、黄铜矿化。Ⅱ-3多金属硫化物热液成矿亚期，早期以绢云母、黄铁矿化为代表，含少量电气石和毒砂；早中期为石英-多金属硫化物阶段，常伴生有毒砂、辉铋矿、黄铜矿、斑铜矿、闪锌矿、方铅矿及铅、铜、银、铋和锑的硫酸盐矿物，是银相对富集阶段；后中期含自然金的石英-白云石阶段，可形成独立金矿；晚期为无矿石英脉阶段。最后存在一个表生作用阶段，形成次生氧化富集带，以褐铁矿、针铁矿为代表，伴有孔雀石、蓝铜矿、白铅矿、铅钒等。金属硫化物和硫盐类矿物的空间分带较明显。垂直分带自下而上依次为：①下部为含金斑岩铜矿，金属矿物以黄铁矿-黄铜矿-毒砂组合为代表，脉石矿物为钾长石和石英，其硫盐矿物组合从下面上呈有规律的变化。②下部斑岩铜矿与上部次火山岩金矿体的过渡带。③上部是次火山岩金矿体，脉石矿物以大量电气石-石英为特征，金矿物为自然金，金矿床以发育铜的硫化物和硫盐类为特征。水平分带由岩体中心向外依次为钾长石-绢云母-高岭石组合→电气石→石英组合→外接触带角岩化围岩中有低温蚀变的透闪石-绿泥石组合。金主要分布在内外接触带的电气石-石英组合中。此类金矿可以灰头山金矿为代表。3.斑岩型铜金矿（伴生金）斑岩型铜金矿的蚀变作用主要分3个阶段，由老到新依次为：①钾长石化阶段，金属矿物主要是磁铁矿，其次是黄铁矿、黄铜矿和辉钼矿；脉石矿物主要是钾长石、石英，其次是黑云母、钠长石、磷灰石、电气石和硬石膏。②石英、绢云母、绿泥石化阶段，早期，金属矿物主要是黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、砷黝铜矿和黝铜矿，其次是毒砂、磁黄铁矿和自然金；脉石矿物主要是绢云母、石英，其次是白云母、水白云母和伊利石。晚期，金属矿物以黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、砷黝铜矿和黝铜矿为主，其次为镜铁矿、斑铜矿、辉铋矿、自然金和碲银矿；脉石矿物主要为水白云母、伊利石、石英和绿泥石，其次是绢云母和绿帘石。③方解石、硬石膏化阶段，早期，金属矿物以黄铁矿、黄铜矿、黝铜矿、砷黝铜矿为主，其次是镜铁矿、辉钼矿、方铅矿、闪锌矿、斑铜矿、辉铋矿、自然金和碲银矿；脉石矿物主要是方解石、白云石、含铁白云石，其次是锰菱铁矿、萤石、重晶石和沸石。晚期，金属矿物主要是黄铁矿、黄铜矿，其次是辉铜矿；脉石矿物主要是硬石膏，其次是石膏。以上3个阶段的蚀变作用，从早到晚由岩体内部，逐渐向外推移。主要的矿化蚀变阶段，即Ⅱ阶段石英-硫化物阶段，也即石英-绢云母-绿泥石-硫化物阶段，其矿化蚀变强度受接触带控制，成矿溶液同时向岩体内部和围岩反向运移，形成了以接触带为中心的蚀变分带：①从接触带向花岗闪长岩岩体内部，依次出现石英-绢云母化带、绿泥石（绿帘石）-水云母化带和绿泥石（绿帘石）-伊利石-钾长石（黑云母）化带。②从接触带向外在千枚岩夹变质沉凝灰岩背景上依次出现石英-绢云母化带、绿泥石（绿帘石）-水白云母化带和绿泥石（绿帘石）-伊利石化带。垂直方向分带自下而上依次为钾长石-硬石膏-硫化物：石英-绢云母-硫化物组合和碳酸盐-硫化物组合。此类金矿可以德兴和玉龙为代表。4.浅成侵入体接触带型金矿金矿的含金矿物主要有：金、银金矿和金银矿，部分还见有金（银）的碲化物，如针碲金矿、针碲金银矿、碲金银矿、碲银金矿等；次要的有黄铁矿、毒砂、黄铜矿、磁黄铁矿、斑铜矿、闪锌矿、磁铁矿、自然铋和碲化物等；较少见的有方铅矿、辉钴矿、白钨矿、辉钼矿、雌黄和雄黄等。金富集的矿物学标志为：一是黄铜矿（斑铜矿）-毒砂-黄铁矿组合发育；二是有铋的碲化物，其中包括碲铋矿、辉锑铋矿、碲铅矿和碲银矿。接触带的交代岩可以是镁质或钙质的矽卡岩。镁质矽卡岩组成矿物有透辉石、镁橄榄石、金云母、透闪石和硅镁石；钙质矽卡岩组成矿物有，透辉石-钙铁辉石系列中的辉石以透辉石为主，钙铁-钙铝榴石系列以钙铁榴石为主，另有磷灰石、符山石和方柱石等。靠近矽卡岩的侵入体中，常发育碱交代，形成石英-碱性长石交代岩或方柱石矽卡岩。金矿化主要发生在矽卡岩形成之后的退变质阶段，伴有较强的酸性淋滤作用，矽卡岩矿物部分地被方解石、白云石、石英、绿泥石、阳起石-透闪石、蛇纹石、绢云母和黄铁矿等所交代，形成黄铁绢英岩、滑石-菱镁岩和青磐岩等交代岩，叠加在矽卡岩之上，并伴生有金和金属硫化物。蚀变分带从矽卡岩到碳酸盐岩的围岩中依次出现：富透辉石矽卡岩、富石榴子石矽卡岩、含金和硫化物的粗粒钙铁辉石矽卡岩、大理岩和未受明显改造的灰岩。从金属矿物组合的角度，从接触带向围岩方向依次出现：含金硫铋铜矿、辉钼矿、斑铜矿矿化的石榴子石矽卡岩；含金、铋黄铜矿、磁黄铁矿矿化的绿帘石-阳起石中部带；含金辉砷镍矿、毒砂和辉钴矿矿化的石英-方解石-绿泥石交代岩外带；脉状石英、方解石、绿泥石、方铅矿和闪锌矿带。接触带的金矿以长江中下游为代表（赵一鸣等，1990；常印佛等，1991）。5.远接触带热液型金矿岩体与灰岩接触带的蚀变从里往外依次为：矽卡岩化石英闪长岩；石榴子石-透辉石矽卡岩、矽卡岩化大理岩和大理岩。金矿体离接触带较远，主要受碳酸盐岩和层间裂隙控制，其矿化蚀变的矿石矿物主要有自然金、自然银、金-银矿、黄铁矿、磁黄铁矿、毒砂、胶状黄铁矿、白铁矿、铁闪锌矿、方铅矿、黄铜矿等；脉石矿物主要为石英、硅灰石、透闪石、蛇纹石、白云石、绿泥石、绢云母、滑石等。矿石类型以块状和浸染状硫化物矿石为主。远接触带热液型金矿可以马山金矿为特征。（三）与超浅成和浅成侵入岩有关金矿形成的物理化学条件与超浅成和浅成侵入岩有关金矿热流体的温度较高，Au 多以的形式搬运，但不同类型金矿形成的具体物理化学条件的差别还是很大的。1.角砾岩化斑岩金矿形成的物理化学条件由 I型岩浆形成的角砾岩化斑岩，其成矿过程的物理化学条件：①成矿早期、主成矿期和晚期矿化的温度区间分别为425～360℃、351～324℃以及246～202℃，其主成矿期温度区间很窄，反映了金矿化在小的裂隙中较的局部富集，晚期的温度突然下降，与大量大气降水的加入有关。②成矿的压力条件，经石英矿物包裹体中CO2的测定，其形成压力大致相当于51～110MPa，推测其形成深度在500～2000m的范围内。③成矿流体的 pH值为6.37～7.08，属于中性的环境，但早期、中期和晚期稍有变化，平均早期为6.75，中期为6.37，晚期为7.08。④流体含盐度，早期沸腾时 w（NaCl，eq.）可达71.28%，但在主成矿期的石英中仅0.68%，晚期仅为 0.02%，除了由于沸腾和大量金属硫化物的沉淀因素之外，可能还与大气降水的参与有关。⑤成矿流体的 Eh值早期平均为0.83，主成矿期降低到0.63，晚期变化较小，为0.61，相应的分别为-25.39、-31.03。⑥成矿流体中Na+K，平均早期为72.93，主成矿期降为13.61，晚期进一步下降到6.39，各阶段相应的Na/K分别平均为 4.64、2.27 和 2.31。⑦S/Cl 各期分别平均为 2.57/7、4.0/0、4.0/0；/Cl-分别平均为 64.07/84.65、17.04/27.76、50.99/0.34，表明在早期和主成矿期特别是300℃以上的阶段金以氯化物的络合物形式搬运的可能性最大，在主成矿期结束以后，Cl-含量显著降低而则显著增高。⑧矿物包裹体中，早期 CO2质量分数平均为2.552×10-6，主成矿期为2.96×10-6，晚期为1.36×10-6，相应H2O的平均含量为736×10-6、918×10-6和2114×10-6。⑨祁雨沟角砾状斑岩的成岩年龄为132.63～112.66Ma，而赋金的黄铁矿为103Ma（Ar40-Ar39法），说明矿化与岩体的角砾岩化呈同步关系；铅的同位素组成，斑岩206Pb/204Pb 为 17.199～17.473，207Pb/204Pb 为 15.391～15.544，208Pb/204Pb 为37.447～37.975，而金矿寄主矿物黄铁矿的铅同位素组成分别为17.272～17.557，15.437～15.695，37.390～37.805，说明铅是同源的，而且主要是深源的；硫同位素组成在基底变质岩系中为-1.8‰～+4.6‰，金矿床为-3.5‰～+2.7‰，也表明都为深源硫，有继承性。⑩氢、氧同位素，在主成矿期石英的δ18O 为+4.6‰～+0.7‰，晚期为-1.35‰～+2.80‰，为-51.9‰，说明早期以岩浆水为主，晚期有大气降水参与；方解石δ13C为-5.8‰～-4.2‰，反映了碳的混合来源。2.角砾岩化超浅成侵入岩型金矿（过铝型岩浆）形成的物理化学条件由过铝型岩浆形成的角砾岩化斑岩，其成矿的物理化学条件有以下特点：①成矿与容矿围岩呈同步关系，斑岩多期次形成时间区间为107.7～103.5Ma，有关浅成侵入岩为96.0～92.2Ma，成矿时间为107.7～66.2Ma。②矿体定位的深度为0.3～1.2km，由于沸腾前的内压力（蒸气压）达到了1215～1346MPa，远远超过了外压力，所以在岩体顶部和边部较大范围内形成了热液沸腾角砾岩。③成矿过程的蚀变温度区间较大（500～100℃），与金矿化有关的蚀变温度为360～160℃，金矿化相对集中在300～260℃和240～160℃两个阶段。④流体的含盐度中等，w（NaCl，eq.）=8.0%～12.0%，pH值为4.45～4.49，流体密度为 0.85～1.07g/cm3，属酸性流体。⑤Eh为-0.515～+0.333，为-11.5～-5.9，为-10～-4。⑥斑岩体石英为10.4‰～10.9‰（平均10.6‰），位于正常岩浆水的高值端员，系地壳重熔形成的原始混合岩浆水。主成矿期的为6.3‰～10.3‰，δD为-58‰～-48‰，为再平稳混合岩浆水；晚期为 4.0‰～2.6‰，有较多的大气水参与。⑦流体 c（Na+）/c（K+）为0.78～0.95，K+略高于Na+；c（Cl-）/c（F-）为 172～426，表明 Cl 的含量远高于 F；c/c（F-）为 0.3～4.0；流体以富Na+、K+、Cl-、F-、CO2和 H2O为特征；早期属 NaCl-KCl-H2O体系，主成矿期为体系，晚期为NaCl-KCl-H2O体系。3.斑岩铜金矿形成的物理化学条件由深源岩浆形成的中-中酸性火山岩体铜金矿，形成的物理化学条件有以下特点：①成矿和成岩时间呈同步关系，岩体年龄为168～100Ma，矿化蚀变年龄为157～112Ma，容矿岩体（87Sr/86Sr）=0.7044，为幔源分异型。②成矿流体矿化蚀变温度有3个区间：600～540℃，470～250℃，220～150℃，分别代表了高温气成热液，高-中温热液和中-低温热液3个阶段，主要成矿阶段温度相对集中在470～185℃之间。③含盐度较高，w（NaCl，eq.）为42%～59%，其中KCl为16%～20%，NaCl为26%～39%。④成矿流体的硫逸度在400～300℃时，其为-1.67～-9.52；300～125℃时，其为-3.23～-15.70，值不仅随温度变化，而且也随金-银矿物的金-银比值而改变。⑤成矿流体的氧逸度随温度从400℃到250℃而变化范围为-22.5～-33.5。⑥流体的 pH值从 400℃到250℃变化范围为3.9～4.2，主要为酸性流体，而且随温度降低酸性有所增高。⑦流体的δ34S为-4.0‰～+3.1‰，其中钾化-硫化物阶段为-1.7‰～+0.2‰，石英-硫化物阶段为-1.2‰～+3.6‰，碳酸盐-硫化物阶段为-0.8‰～+3.0‰，可见硫主要来自深部地壳或上地幔。在矿体外围，受大气降水环流影响，δ34S有所增高。⑧氧同位素，岩体中石英的为+7.72～+9.53（750℃），在早期阶段为再平衡混合岩浆水，在主成矿阶段开始以再平衡岩浆水为主，逐渐有大气降水的影响，使温度进一步降低，迅速降低。由上可见，在600～420℃阶段富含挥发分、碱金属和赋金属的中酸性岩浆，因其较低的密度有较强的上升能力和从围岩中萃取金的能力，并加热地下水，使之在斑岩周围发生对流循环，导致上升热液和下降冷流之间的相互作用。600～420℃为气成阶段，流体处于临界、超临界状态，=10-8～10-2，=10-27～10-20，含盐度 w（NaCl，eq.）为7%～40%，流体呈中性到弱碱性，使斑岩发生黑云母化。420～350℃气成-高温热液阶段，液态流体处于准临界状态，=10-10～10-3，=10-32～10-23，含盐度 w（NaCl，eq.）为15%～60%，成矿流体近于中性，使斑岩发生黑云母-钾长石化、硬石膏化，并有少量辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿等沉淀。350～200℃高-中温液阶段，呈热水状态，=10-16～10-4，=10-56～10-33，含盐度 w（NaCl，eq.）为24%～50%，成矿流体呈弱酸性，使岩体广泛发生绢云母化（水白云母化）、硅化、绿泥石化、白云石化、含铁白云石化、方解石、萤石化和石膏化，使早期黑云母-钾长石化发生退化蚀变，是含金黄铁矿、黄铜矿和镜铁矿集中析出阶段，也是主成矿期。200～80℃低温热液阶段，=10-8～10-7，=10-56～10-33，含盐度 w（NaCl，eq.）为5%～3%，成矿流体呈弱酸性—弱碱性，使岩体和围岩发生白云母、伊利石、方解石、石膏和绿泥石化，且岩体和围岩早期变质矿物发生退化蚀变，并有一部分黄铁矿、黄铜矿、硫盐、自然金和银金矿也在此阶段析出。4.浅成侵入体接触带内、外金矿形成的物理化学条件浅成侵入体接触带矽卡岩中含金铜矿形成的物理化学条件为：①镁矽卡岩的流体具Mg-Na（K）-CO2-Cl的成分，温度为830～570℃；钙矽卡岩具Na（K）-Ca-Cl的成分，温度区间为630～260℃，退变质或酸性淋滤阶段流体温度为430～170℃，含盐度变化大，w（NaCl，eq.）为5%～26%。②压力为0.5～1.1MPa，大致相当于1.6～3.6km的深度环境，矽卡岩阶段主要集中在0.3～60.8MPa，相当于1～2.5km的深度环境，含水硅酸盐阶段主要集中在0.2～0.5MPa，大致相当于0.7～1.6km的深度环境。③流体的pH值为3.5～7.0，说明多数矽卡岩矿床形成在低氧逸度酸性介质条件中。④矽卡岩成矿流体的为+4.73‰～+7.93‰，δD为-75‰～+4.73‰，磁铁矿为-27～-32。⑤与下地壳-上地幔源岩体有关的矽卡岩，其δ34S 组成范围很小，一般小于 6‰，较高的也小于10‰，大约为-5～-12。⑥碳同位素，岩浆成因的碳酸岩，其δ18O 为-7‰左右，海相碳酸盐岩为0‰左右，实际上矽卡岩中方解石的δ18O都介于两者之间，说明多数情况下可能是岩浆水和碳酸盐岩围岩在接触交代作用过程中发生同位素交换的产物。⑦矽卡岩矿床的铅主要来源于岩浆，可能有围岩地层铅不同程度的混入。⑧矽卡岩中金属元素主要以氯化物的络合物形式搬运，与铜矿同时沉淀的金的搬运形式也相似。远接触带热液型铁-硫-金矿的成因与区域地球化学背景有密切联系，但形成的物理化学条件有较大差别，主要表现为：①金矿和岩体铅同位素组成基本一致，金矿体方铅矿206Pb/204Pb为18.22～18.78，207Pb/204Pb为15.34～15.77，208Pb/204Pb为38.43～39.48，岩体中相应的比例分别为18.30、15.77和40.14。②δ34S在岩体中为+3.41‰～+5.54‰，平均为+4.60‰，而在矿体中为+4.56‰～+10.4‰，平均为6.39‰，在地层中沉积的胶状黄铁矿为+5.7‰～+8.2‰，平均为 6.73‰。③ 石英包裹体流体的为-10.58‰～-5.22‰，δD为-99.49‰～-77.48‰，氢、氧同位素表明远接触带的成矿流体以复合源的大气降水为主。④成矿流体 c（Na+）/c（K+）为1.17～2.9，平均1.63，不同于典型岩浆水（＜1），c/c（Cl-）为 0.0906～0.3536，平均为 0.216，说明Cl-在阴离子中占主导地位。安徽马山此类金矿中含金硫铁矿在地层中沉积年龄为 350～280Ma，经改造形成热液型金矿的时间为160～137Ma，可能是同生-沉积后，经岩浆活动期间加热的复合源大气降水热液再次富集的产物。综上所述，火山岩和浅成侵入岩地区的金矿，近矿蚀变矿物组合在三维空间和时间过程的不同阶段都是变化的，这种“四维变化”，正是成矿热流体体系与控矿环境之间进行物质-能量交换过程的产物。各类金矿蚀变矿物组合“四维分带”的区别，与岩浆-热流体体系和控矿环境各自的物质组成不同，以及相互作用过程的地质和物理化学条件差别有关。由此可见，金矿矿化蚀变的水平分带、垂直分带和时间阶段是成矿热流体与控矿环境相互作用过程的“四维记录”，是研究金局部富集机制和建立成矿的地质学、蚀变岩石学和物理化学基础。

水热流体的地球化学

腾冲地区现代活动的水热流体，云南省地矿局第二水文地质工程地质大队，北京大学，中国科学院地质所、地球化学所、兰州地质所，中国石油勘探研究院等许多单位相继进行了许多勘查和研究工作，并有多篇文献公开发表。作者在1992、1994、1999的三年中，也相继对该区20个有代表性的热温泉水进行了化学组分及相关研究工作。为便与对比，本节只对其中资料比较齐全的11个热泉化学组分及水化学类型进行论述。一、水化学类型热温泉水质分析，通常以8个主要组分，即阴离子CO3、HCO3、SO4、Cl和阳离子Na、K、Ca、Mg的相对含量大小，划分水化学类型。对其它次要组分以及微量元素，也视具体情况，分别作为重要参数进行研究。表4-3所列11个热泉，除来凤山为低温泉（系地下钻孔涌泉），高田、黑泥塘、大塘中寨的中高温热泉外，大多为沸泉。出露处海拔为1119～1790m。表列各泉，在地理坐标上，大体方向为自北而南（表内为自左至右）排序。由表可知：本区沸泉多为Cl—HCO3—Na型和HCO3—Cl—Na型，中高温热泉为HCO3—Na和HCO3—Cl—Na型，低温热泉则为HCO3—Mg—Ca型。地表热泉，由高温➝中温➝低温，矿化度总体上呈递减的趋势；Li、Rb、Cs等稀碱金属组分，在高温沸泉中的含量，明显高于中低温热泉；F、Cl、SiO2的含量，在高温热泉中也比较偏高。高温热泉中的Cl、HCO3、H2S组分的高含量，及其化学活动性，对围岩有强烈的蚀变交代作用，由其构成的络合物，更是重金属的携带剂，从而促进了矿化作用的进行。热田内的广泛酸性淋滤作用、水热蚀变岩石的形成、铀、金及其它贱金属的元素赋集，以及大的生态环境的形成，莫不与此关联。在表4-3所列热温沸泉中，大滚锅、眼镜泉为氯—重碳酸—钠型，以高锂、低镁为特征，接近于深源水性质；热水塘、硝塘、石墙、腊辛等热泉为重碳酸—氯—钠型，具有热水与冷水的混合型性质；来凤山矿泉，则系地下深层冷温泉，为重碳酸—镁—钠型，以高镁含量为特征。此外，在腾冲地区，局部还有硫酸—钠型泉水，出露于蒸汽地面，系地表冷水受地热蒸汽加热所致，而重碳酸—钠型水质，在全区分布普遍，系含大量CO2的地下水与围岩反应所致，并含有较高丰度的Rb、Cs、As、Li等元素。表4-3 腾冲地区温热沸泉水化学组分与类型注：元素含量为mg/L。（据云南省第二水文地质工程地质大队地热队资料汇编，1988）二、热泉中的化学元素由于腾冲地区硅华及硅质岩类含有较高的Au丰度，且区内已发现热泉型金矿化与小型金矿床，对热泉水中的Au含量测试自然成为大家关注的问题。天津地质调查院郭光裕等，于1993年发表了区内17个热泉化学元素的测试数值，其中Au平均值为0.06μg/L，As为218、Sb 16.9、U 8.23、Tl 4.3（均为μg/L）。大滚锅热沸泉Au为0.11μg/L，攀枝花硝塘Au为0.16μg/L。北京大学过国颖1994年发表了大滚锅泉Au含量为0.106μg/L、眼镜泉为0.089、狮子塘泉为0.047μg/L的数据。作者对腾冲地区的热泉水化学元素含量，曾多次进行过采样分析，并在国家地质测试中心、云南省地矿局中心实验室、云南省地矿局物化探队实验室对同一水样进行外检测试，但所得数据差异较大，但均高于郭、过二位学者公布的数值。作者1999年再次对一些热泉水进行取样，并进行酸化处理（使pH值为4），送经云南省地矿局中心实验室，以化学光谱法则Au、原子荧光光度法测As、Se、分光光度法测Si、原子吸收分光光度法测Li，获得一批新的数据，详见表4-4。表4-4 腾冲热泉化学元素含量测试数据注：1.Sb及St编号样品的As元素含量，为云南省地矿局物化探队实验室测试；2.表列其他各项元素的含量，均为云南省地矿局中心实验室测试；3.质量分数Si、Li、As、Sb为mg/L，Se、Au为μg/L。由表列数据可知，本区热沸泉与热温泉中均含有甚高丰度的Se、Au元素。硫磺塘地段的热沸泉（大滚锅、眼镜泉、怀胎泉、鼓鸣泉）Au丰度平均值0.55μg/L、Se平均值14.7μg/L，除Au、Se高丰度外，并有Li（7.55mg/L）、As（0.613mg/L）元素的高含量。而区内中温热泉Au元素的均值为0.26μg/L、Se的均值为12.6μg/L，而Li、As元素的含量明显偏低，分别为1.17mg/L、0.001mg/L。硅元素的测定数值，换算成SiO2含量，与前述表4-3所列数据差异均在误差范围以内，如大滚锅泉SiO2换算值为147mg/L、眼镜泉为172、热水塘135等，由此也说明该区热温泉中多年来的Si元素丰度较为稳定。坝派巨泉，为沿Q3玄武岩层（同位素年龄0.31Ma）涌出的低温位温泉，常年水温22℃（腾冲气温年平均温度为15℃），8个泉口的总流量4257L/s，依其高于该地年平均温度7℃和巨大水流量计算，其热值总量超过腾冲地区的热温、沸泉热值总和。泉水中CO2的质量浓度为250ml/L，Au元素丰度为0.35μg/l，Se为6.5μg/L，Li、As元素的含量低于检测限。三、热温泉水的同位素分析腾冲地区，特别是热海热田水热流体的同位素地球化学，王先彬、赵平、张知非、廖志杰、戴金星、上官志冠等学者曾发表过多篇文献，不一一赘述。本书引用上官志冠的研究成果，予以择要说明。上官氏对热海热田的18个主要泉点的逸出气体，进行了气体化学和同位素组成的测试分析，还采集了马鞍山火山口附近泉点以及若干较老火山岩区出露泉点的逸出气体，以进行对比。测试数据表明，热海地区水热流体逸出气体的最主要成分是CO2，其次为N2、Ar、O2，匡算区内每天通过地热水释放的溶解CO2约有26.8t，大量深源CO2的经久不息释放，指示该区地壳相对浅部可能存在岩浆活动。区内SN向断裂沿线泉点逸出气体中的CO2平均含量最高，为95.12%。热海地区逸出He的3He/4He比值变化范围为1.42×10-6～6.12×10-6（1.01～4.37Ra），其比值多数大于空气值（Ra），应为有幔源He的加入，指示本区地壳浅部存在幔源岩浆的侵入活动。在SN向断裂中分布的泉点逸出气体中He的含量和3He/4He比值最高，反映了SN向断裂的切割较深，为幔源岩浆挥发分逸出的通道。基于SN向断裂分布的泉点气体3He/4He比值相对较低，以及δ13C值明显增高，从而表明了本区深部的幔源岩浆已被地壳物质混染。上官志冠关于热泉气体的化学和氦、碳同位素组成，见表4-5。由表可知，出露在较老火山岩中的泉点（硝塘坝、扯雀塘、革家寨）所逸出He的3He/4He比值随He含量的增大而降低；而在水热流体活动强烈的硫磺塘地段，则总体上呈现相反的变化。作者对腾冲地区不同期次火山岩岩石的He同位素分析表明，区内火山岩年龄越大，岩石中He的含量越高，其3He/4He比值越低。区内自上新世、至早更新世、晚更新世，以至全新世以来，火山岩岩石的He含量分别为51.14×10-8、6.85×10-8、2.38×10-8、1.44×10-8，呈现降低的趋势；而3He/4He比值则随火山岩年龄的更新进而增大，由0.027×10-6、而至0.14×10-6、1.5×10-6和3.0×10-6。于打莺山下采取的玄武岩样品，其He含量为4.15×10-8、3He/4He比值为1.5×10-6，与上述变化趋势呈现变异，是否因其年龄过于年轻（中国科学院地球化学所对该样点附近的测年为7×103a），以及岩源遭受放射性成因He混染的缘故，有待进一步研究。腾冲地区新生代火山岩岩石中的He含量与3He/4He比值，均远低于分布于其周边的热温泉水逸出的He含量和3He/4He比值，说明区内水热流体的3He有幔源的来源，水热流体的活动与新生代火山岩的喷溢并无直接的渊源关系。腾冲地区火山岩岩石He同位素分析见表4-6。腾冲地区热温泉水的氢、氧同位素组成，中国科学院贵阳地球化学研究所、地质所、北京大学、云南省第二水文地质工程地质大队等许多单位都进行过研究工作。中科院地质所、北京大学联合在热海热田进行的系统采样和分析资料表明，区内的热水存在较小的“氧飘移”，δ18O和δD值大体靠近全球气体降水线δD、δ18O值的分布线，且远离岩浆水δD和δ18O的范围，由此论证区内水热流体的主要水源为大气降水。表4-5 腾冲热海及邻近地区地热流体逸出气体的化学和氦、碳同位素组成注：表中未给出氧气值的泉点样品为1997年8月采集，其余为1988年9月采集，采样点分组：1为热海地区南北向断裂沿线泉点；2 为北西向断裂沿线泉点；3 为澡塘河南蛤蟆嘴西侧泉群；4 为马鞍山火山口附近泉点；5 为区内老火山岩中出露的泉点。（据上官志冠，2000）表4-6 腾冲火山岩岩石惰性气体同位素分析注：1.He同位素分析单位为中国地质科学院矿产资源所稳定同位素研究实验室；2.同位素年龄依据云南地矿局区调队1：5万腾冲幅资料。表4-7 热海热田水热流体中氢、氧同位素的组成和氯含度（据廖志杰等，1999）热海热田水热流体中氢、氧同位素的组成和氯含度，见表4-7。四、水热流体与地热的热源基于本区深、浅钻孔测温资料，及水热流体的活动特征与地球化学特征，可知本区地下水热流体埋深较浅，分布主要受断裂构造的控制，基本上不存在深循环增温机制。同位素资料表明，水热流体逸出的CH4、CO2均为无机成因，3He/4He比值高于大气，反映了3He以及CH4、CO2，都是来自于幔源岩浆。热水是由深部热源直接加热渗流于壳层内的大气降水形成。中国科学院地球物理所、国家地震局地质所、北大地质系、成都地院物探系，1995年对热海地区进行了大地电磁测探（MT）工作，获取7km以下约20km厚的高导层可能为一个正在冷却的岩浆囊，应是整个热海热田的深部热源。20世纪80年代初，刘宝诚等在热田进行了微震观测，认为该区地下存在7km厚的薄地壳，厚度向四周增大，构成伞状结构，具备存在热储构造或岩浆囊的条件。之后，地震局地质所在腾冲—南华的MT剖面中，发现在腾冲地区的石坪、大宽邑两测点的第三电性层电阻率约6～10Ω·m，厚约5km，埋深9～10km，推论该高导层为火山岩浆囊，这些认识多有相同之处，即地下浅部有岩浆囊存在的可能。由区域地球化学研究可知，本区Pb、Th元素丰度背景较高，新生代火山岩中放射性成因铅具有相当高的含量。在区内一些地段，更有U的高背景存在，故放射性热能也是本区应予考虑的热源。据热红外与地球化学温标分析，热海热田的热储具多层结构，彼此有一定的沟通。上官志冠将其分为：浅层（热储温度为175±20℃）、中层（热储温度为215±25℃）、深层（250±7℃），推断深部岩浆热源的温度＞514℃。廖志杰对热储的划分略有差异，且推断浅层热储的压力为0.7920MPa，埋深78m；热储上部的压力为2.798MPa，埋深314m；热储下部的压力为5.962MPa，埋深724m。

主要活动热水区分布与特征

如前所述，沿冲绳海槽扩张脊轴发育的活动热水区有8处之多，但主要热水活动集中在伊是名、伊平屋和南奄西等地，下面将在综合分析研究日本学者近十余年来观察研究成果的基础上，重点介绍上述3处热水活动区的主要特征。（一）伊是名JADE区热水活动1.热水区概况伊是名活动热水区是日本学者率先提出、并经德日科学家于1988年联合深海调查发现的。这个热水区被命名为JADE活动热水区，其初步成果随即在Nature上发表（Halbach et al.,1989）。这个令地学界为之振奋的重大发现，掀起了人们研究现代弧盆系统热水活动的新热潮，并为研究古代VMS矿床注入了新的活力。随后，日本学者又对该区进行了多达20个航次的潜航调查，大大地深化了对该区热水活动与成矿作用的认识。JADE活动热水区发育在一个类似破火山口的构造凹地，即伊是名海洼内。伊是名海洼位于火山弧链西南侧，处于Aguni地堑盆地的东缘（图3-2）。Halbach等（1993）认为，该洼地并非破火山口，其形成与伴随地堑盆地的走滑作用有关，其成因类似于走滑拉分盆地（图3-2）。热流测量表明，该洼地具有高热流异常，热流值变化于100～800mW/m2之间（Halbach et al.,1989），从正北向北东方向，热流值有明显增大的趋势，进入JADE活动热水区，在热水喷口附近达到最高，热流值为10100mW/m2（Halbach et al.,1993），地热梯度最高达80mW/m2，远离热水区，地热梯度迅速衰减为2～33mW/m2。这些资料表明，热水区的海底深部可能存在浅位岩浆房。在1987～1989年连续三年观测中，热流值逐年增高。1987年的地温梯度为5.6mW/m2（加藤幸宏等，1989），1988年的平均热流值为300～400mW/m2（木村政昭等，1989），而1989年测得的热流量为70mW/m2，地热梯度值高达80mW/m2（酒井均等，1990）。这些测量结果表明，JADE活动热水区的海底热水系统正处于热强度不断加大过程之中。海底水体测量表明，在1400～1420m处水柱中，甲烷浓度介于5400～6200nL/L，在喷口之上1480～1600m范围内，水柱的甲烷浓度高达8800nL/L，证实海底正在发生着热水喷射，并在海水中形成喷流气缕。JADE活动热水区呈NE向延展，长约1800m，宽约600余米（图3-3）。热水活动区规模可与古代VMS矿床及矿化蚀变带规模相当（Franklin et al.,1981;Lydon et al.,1984）。在热水活动区内，其底部被厘米级大小的岩石碎屑覆盖，这些岩石碎屑或多或少地含有纯的硫化物和/或重晶石。它们通常被胶结成一个厚约1～4cm的灰绿色沉积层，在海底构成一个固结或半固结壳层。2.热水活动与硫化物沉积海底调查和潜航观察表明，在JADE区，热水活动带宽200m，长1000m，以伊是名海洼东坡坡底为中心，呈NE向展布。区内热水活动和硫化物沉积至少可分为3个集中区，即SITE 1、SITE 2和SITE 3，其中，SITE 1和SITE 2为活动的烟囱群和硫化物丘，SITE 3为死亡或窒息的烟囱群。SITE 2在1989年开始窒息并逐渐死亡，而在SITE 1和SITE 2之间区域内又有黑烟囱新生，并开始喷射温度高达320℃的黑烟囱流体。图3-3　伊是名洼地的三维空间等压图（Halbach et al.,1993）该图显示JADE活动热水区位于伊是名洼地的东北坡，热水喷口呈NE向串珠状排布热水区的东南边界被断层控制SITE 1发育在水深为1335～1345m的洼地内。热水活动及其产物是硫化物堆积丘和各类活动的烟囱。硫化物堆积丘主要由20～50cm厚的块状硫化物堆积而成。西侧小丘的矿石形成一个沿NE60°延伸的矿石堆，由碎屑状、块状、角砾状黑色矿石构成。东侧小丘与之类似，也向北延伸，但规模较小（中村光一等，1989）。烟囱群主要分布在这两个小丘之间水深为1343m的平坦区域内。西侧小丘附近的烟囱似灯塔状，低者30cm，最高者1.5m左右，热水流体喷射活动已趋减弱，仅有几处见微弱热水喷溢，热水温度达67℃，烟囱附近见少量热水生物活动。东侧小丘附近发育了3个白烟囱，其中一个已经窒息，其余的热水活动明显减弱。在东西小丘之间的区域，布满了高度从10cm到2.5m的大小不等的活动的和窒息的烟囱，高耸林立，稀疏分布，直立生长在硫化物堆积丘或碎屑物质构成的结壳上（图3-4；木村政昭等，1989）。这些烟囱正在排泄着白色的和灰色的热水流体，温度超过130℃（木村政昭等，1989）。构成烟囱和小丘的硫化物和硫酸盐主要包括方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、黝铜矿、黄铁矿以及重晶石和少量硬石膏（表3-2），矿物组合与日本黑矿十分类似。SITE 2该区位于SITE 1的南侧，水深1410～1420m处。该处存在着一系列SN向裂隙，沿裂隙发育一条宽5～7m、长约10m、高达3m的热水沉积丘，其上生长着众多高数厘米到数米的烟囱，其周围有“花斑”物质和白色热水蚀变物质大量分布。这些裂隙可能是海底下部热水系统向上排泄喷溢的通道。热水沉积丘主要由金属硫化物（方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、黝铜矿、黄铁矿等）构成。绝大多数烟囱已经窒息，少数烟囱尚有热水微弱排泄喷溢，水温为28℃左右。这些烟囱多以非晶硅为外墙，其内充填大量粉末状和多孔状硫化物，横切面显示明显的同心环状分带（图3-5）。白色“花斑”直径10～50cm不等，主要由非晶硅和不等量的自然硫和重晶石构成，代表了低温热水流体的排泄口和沉淀物。黄色“花斑”形态极不规则，主要由黄色的自然硫和不等量的氧化硅-重晶石集合体构成，系典型的海底喷流沉积产物。此外，在热水区还发现一些直径为0.3～0.6m的“菜花状”构造，这些“菜花花头”是一些细粒的、多孔的和松散的混合物，花头主要由重晶石和非晶硅构成，向下渐变为多孔的硫化物集合体，主要由低铁闪锌矿、黝铜矿和砷黝铜矿组成。类似的以重晶石为主的菜花构造也在一些古代VMS矿床（如呷村矿床）中发现。白色热水蚀变物质主要是强烈蚀变的长英质岩石和蚀变矿物绢云母或互层的云母/蒙脱石。图3-4　冲绳海槽JADE区SITE 1的硫化物堆积丘与各类烟囱（木村政昭等，1989）潜航364航次海底观察结果表3-2　冲绳海槽JADE区SITE 1的各类样品的矿物组成据Kimura et al.,1989图3-5　冲绳海槽JADE热水区SITE 2的硅质烟囱该烟囱取自高约60cm、外径7～8cm烟囱的上部15cm段在SITE 1和SITE 2之间，还发育了一些黑烟囱，并有黑色高温流体喷射（图3-6）。丸茂等人在D411～412潜航中发现，正在喷射的黑色热水流体，温度高达320℃，流速为1m/s，热水流体中含大量金属硫化物（闪锌矿、方铅矿、黄铜矿等）微粒。黑烟囱流体喷射入海后形成上浮的流体柱或气缕，硫化物主体大量散失，少量沉积。随着喷射热柱与喷口距离增大，热水流体与冷海水大量混合，流体温度迅速衰减，在喷口上方2～4m处，流体最高温度为31.85℃，喷口上方9m和19m处，流体最高温度分别为14.52℃和12.53℃。SITE 3SITE3位于SITE 1以西，水深为1385m的区内，这里发育大量的已经窒息或死亡的孤立烟囱。它们高不过1m，直径3～10cm不等。这些烟囱因重力不稳定而发生破碎和倒塌（中村光一等，1989）。倒塌的烟囱碎片在海底大量散布，形成烟囱碎屑堆积层或堆积丘。特别值得指出的是，在NE向展布的JADE活动热水区两端，发现了一些主要由CO2组成的水合物管道，直径2～5cm，在海底之上出露高度约5～10cm。在若干水合物管道分布区，富CO2流体（气泡）通过水合物管道排泄涌出，这种流体以CO2为主（CO2占84%），含少量的H2S和CH4+H2（Sakai et al.,1990）。在CO2流体喷口附近，堆积了大量碳酸盐物质，形成大小不等的碳酸盐丘或碳酸盐透镜体。（二）伊平屋活动热水区伊平屋海洼活动热水区的发现主要是基于1984年的异常高热流（1600mW/m2）测量结果和洋壳玄武岩的获取（Kimura et al.,1986）。1986年开始实施的潜航观测以及在夏岛84-1海丘顶部发现的低温热泉和热水烟囱（Kimura et al.,1988），掀开了该热水区研究的新篇章。图3-6　冲绳海槽JADE热水区活动的和窒息的黑烟囱可能是由于伊平屋海洼火山岩组合和断裂-地貌形态差异（图3-7），发育了两个不同的活动热水和热水沉积物区。其一是蛤区热水区，其海底火山岩为玄武岩系，发育碳酸盐烟囱和碳酸盐堆积丘；其二是夏岛84-1海丘热水沉积区，主要发育铁锰氧化物和氢氧化物，其下伏火山岩以长英质为主体。1.伊平屋海洼蛤区热水活动伊平屋海洼蛤区热水活动集中出现于“海洋凹地88”内部，水深1400m。洼地发育一套玄武岩系，其上部为多孔状的玄武岩熔渣，中部为角砾状和块状熔岩，下部为块状玄武岩。玄武岩系顶部被细粒砂泥质沉积物覆盖。洼地海底裂隙发育，热水生物群集，因出现大量蛤类（giant clam），故命名为蛤区。蛤区的热水活动主要有3种方式，分别形成了标示性的热水淀积物，即各类烟囱、碳酸盐堆积丘和白色网状物和粘土层（图3-8）。（1）流体喷射——各类烟囱：在蛤区连续3年的实地观测表明，该区的热水活动长期稳定，但热强度略有衰减。从碳酸盐烟囱喷射出来的流体，1988年实测最高温度为220℃，1989年为216℃，1990年为214℃（蒲生俊敬等，1991）。虽然没有直接测定这些排泄流体的化学成分，但根据热水淀积物主要为碳酸盐类，含少量硅质沉积，判断热水流体应极度富CO2，或者是一种含大量的钙、镁、硅的CO2流体。在蛤区，众多烟囱是中温（220～214℃）热水流体点式喷射的主要通道。这些烟囱和众多喷口的空间分布表明（图3-8），热水流体是从海底之下呈弥散状向海底水体中排泄的。温度较高的热水流体因热能较大，排泄能力强，流速高，烟囱生长速度快（10cm/天），通常形成直径达5～10cm、高度达50～60cm的灯塔状烟囱。这些烟囱生长到60cm高度后便发生坍塌，在海底形成烟囱碎屑堆积丘。随着热水流体系统温度的衰减，喷射能力减弱，形成较小的烟囱，最高温度为94℃的流体从烟囱顶部小喷孔中缓慢涌出。图3-7　冲绳海槽主要热水活动点的三维空间地貌形态（引自翟世奎等，2001）图3-8　伊平屋海洼蛤区热水活动平面分布示意图（蒲生俊敬等，1991）（2）流体喷溢——碳酸盐堆积：由于蛤区流体温度总体较低，喷射能力较弱，因此流体在海底多呈喷溢形式活动，十分类似玄武岩浆的溢流活动。这种低温流体活动主要有两种方式：中心式和裂隙式。中心式喷溢在海底形成规模较大的喷溢锥，状似古代的“砖塔”，整个“砖塔”被波动的热水所包围，波动的热水主要由下部涌出的热水上升而成。由中央喷溢通道向外部，热水沉积物呈屋檐状突出，并层层相叠，向上累积而成。从塔顶沿斜坡而下，散布着大量深海腰折虾碎片。远离“砖塔”，形成多层叠复的热水沉积层。裂隙式喷溢主要表现为热水流体沿海底裂隙系统线性喷溢，形成皮壳状白色碳酸盐沉积物和铁锰氧化物。2.夏岛84-1海丘热水活动夏岛84-1海丘热水活动位于冲绳海槽中部伊平屋海洼的若潮小海盆南侧。海底出露的火山岩为长英质英安岩而非镁铁质玄武岩，K-Ar年龄为（0.22±0.08）Ma。其上被钙泥质