第三章 成矿流体举例

第三章成矿流体举例许多矿床是由成矿流体经迁移、沉淀而形成的。例如岩浆热液充填到裂隙中而形成矿床；一些层控矿床是由地下热卤水运行到一定位置形成的；而古老的绿色岩系中的许多矿床则是由变质流体形成的。我们把形成矿床的流体叫做成矿流体。那么这些流体哪里来的？尤其是流体中所含的成矿物质是从哪里来的？流体又在何时变为成矿流体的？流体的流动机理是什么？它的通道又在哪里？流体的这种流动体系能持续多久，在矿床沉淀地方有多少量的流体通过？是什么样的物理化学条件使其形成矿床？这些问题，即成矿物质的来源、迁移和沉淀三个方面的问题。地壳中的流体经过水－岩作用和其它地质作用形成成矿流体，矿质从成矿流体中沉淀出来形成矿床。同一种矿床可能会有不同性质和来源的成矿流体起作用，显示出成矿作用的多元性和复杂性。下面着重介绍岩浆热液、变质流体和热卤水这三种主要的成矿流体。一、岩浆热液及其成矿作用1、岩浆热液的定义岩浆热液是指由岩浆或熔融体在其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异出来的热液和岩浆在结晶分异作用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。研究表明，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。2、岩浆热液的成分和主要的热力学性质岩浆热液的成分是一项很重要的研究内容。由于研究对象的特殊性，我们很难直接得到这些数据，但可通过下列的方法获得。①对火山喷气的直接测定；②对火山玻璃中挥发分的测定；③对岩浆岩中流体包裹体的成分测定；④将这些结果与其它热液流体对比等。通过这些方法均能得到有关岩浆热液组成的定性或半定量的资料。亨利(Henley，1984)把地热水和其它地壳中流体的成分投影到∑CO2—Cl－SO4图上，结果表明与岩浆作用有关的热液集中在富含Cl和CO2的水的区域内。岩浆热液活动的压力范围主要在1000×105～2000×105Pa左右，也就是说它存在的深度不超过地下7－8km。温度为100～800℃。过高的温压条件会使岩浆热液重新溶解到岩浆体系中去，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。3、岩浆分异出热液的过程伯哈姆(Burham，1979)认为常见的长英质岩浆中，原始水含量范围一般在2.5％～6.5％之间，平均3.0％左右。图表示水在几种硅酸盐岩浆中的溶解度。随着压力的增加，水的溶解度增大。压力降低，水就会从岩浆中释放出来，形成溶有Na、K、Ca、Mg、Cl、F、CO32_、HCO3_、HS_的岩浆热液。水在硅酸盐熔浆中的溶解度a：1一钠长石熔浆；2－含锂伟晶岩熔浆；3－安山岩熔浆；4－1100℃时H2O在玄武岩熔浆中的溶解度。b：H2O在玄武岩熔浆(1100℃)、安山岩熔(1100℃)、钠长石熔浆(700一800℃)和含锂伟晶岩熔浆(660～720℃)中的质量百分比溶解度对含水硅酸盐熔融体的拉曼光谱、红外光谱和小角度X衍射结构测定表明，水在其中是以羟基离子的形式存在的。这种水可认为是初始岩浆水，压力降低或结晶作用可使这部分水从岩浆中释放出来。若岩浆和其他来源的水反应也可以形成具有岩浆水性质的热液。显然，这种水并不是真正意义上的岩浆水，而是与岩浆达到了同位素平衡的其他来源的水体。下面将介绍一种岩浆与水的反应机理。岩浆与水的反应机理：对于硅酸盐熔融体来说，基本的结构单元是由{(Al，Si)O4}组成的硅(铝)氧四面体。相邻四面体通过氧桥连接，连接两个硅氧四面体的化学键称为氧桥键。岩浆熔体中如氧桥的数目多，则熔体的聚合程度就高。如果加入一种原子或离子能断开桥氧键，则岩浆熔融体的聚合程度就会降低，相应地岩浆的粘度也降低。式中，f代表水溶液相，m代表熔体相，M代表一价金属离子。反应式①表明水与熔体中的氧发生反应，形成羟基离子。如果这个氧是氧桥，则一个氧桥被两个羟基离子所取代，结果使氧桥键破坏。造成熔体解聚，使熔体粘度降低。当温度为1000℃时，如果花岗质熔体中可溶性水从1%增至6.4%，则溶体粘度可降低3个数量级。当四面体中心离子是三价的铝离子时，水与熔体的反应按第二个反应式进行。在这个反应过程中水与岩浆熔体也进行了广泛的同位素交换，使水变成具有岩浆水性质的热流体。它随着岩浆的冷却而释放出来，形成岩浆热液。(m)(m)(m)(m)2(m)(f)2m2(m)(f)2HMOOHMOOH)2(OHOOH因此，水与岩浆熔体的反应实际上起了断开氧桥键的作用。其可能的溶解反应如下：4、岩浆分异出热液的证据如何证明岩浆分异出热液这一理论，有关方面的工作已有不少进展，如实验地球化学、地质研究等。但问题似乎并未完全解决。如，华南燕山期花岗岩中的含钨石英脉，从时空上看，与燕山期花岗岩有密切关系，但进一步探讨花岗岩是怎样分异出热液时，又难以作出肯定回答。岩浆和热液是两个截然不同的体系，在热力学上可简单地用SiO2—Na2O－K2O－A12O3—CaO－MgO－FeO－TiO2—P2O5体系代表岩浆，而用H2O－NaCl－CO2体系代表热液流体。如果岩浆能够分异出热液，则必然存在这样一个过程，在这个过程中硅酸盐熔融体与其分异出的热液共存。研究证实，其代表就是流体熔融包裹体。流体熔融包裹体是一种含有气相和液相的熔融包裹体，或者指熔融包裹体与流体包裹体共存，且为同一成因的包裹体组。这种包裹体是在岩浆分异流体的过程中被捕获的，其成因有两种：①捕获自不均匀体系，具有不混溶包裹体的特征；②捕获自均匀体系，但圈闭后经过演化，在熔体相中分异出流体相。这种包裹体是岩浆分异出热液的直接证据。在西藏的一些火山岩和花岗岩中，在南极罗斯岛玄武岩中，在新疆阿勒泰伟晶岩和加拿大的坦科伟晶岩中，以及在许多斑岩型矿床的斑岩体中均可发现这类包裹体。从岩浆演化到热液的另一个证据是似伟晶岩，这种似伟晶岩多产在含Nb、Ta、w、Sn、Mo、Bi花岗岩的顶部，可分出几个带：块体石英带石英长石带细晶岩带块体石英带和石英长石带的石英矿物具有梳状结构，也称为梳状石英层。它的许多特征表明是岩浆－岩浆热液的产物，形成于岩浆演化到热液的阶段。例如，它具有与岩浆的塑性形变一致的形变特征，与其共生的细晶岩或斑状细晶岩具有单向凝固结构，产于长英质侵入体的顶端并与热液矿床相邻，与主岩体一样富含氟或亲氟元素等。5、与岩浆热液有关的成矿作用随着研究工作的深入，一些热液矿床已可明确地看作是与岩浆热液有关的成矿作用形成的，例如与花岗岩类有关的一些W、Sn、Bi、Mo等热液矿床、斑岩型矿床和伟晶岩型矿床等。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。赵斌等(1993)从岩石熔融实验、野外地质特征及包裹体特征几方面证明长江中下游与铁铜矿床有关的许多夕卡岩是岩浆成因的。张乾等(1994)从同位素的角度也证实这类夕卡岩矿床的成矿物质具有深部来源的特点。因此，我们也可以推测至少有一类夕卡岩矿床是岩浆热液成因的。二、变质流体及其成矿作用1、变质流体的主要特征变质流体是指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)而形成的流体。它具有以下特征。(1)属H2O—CO2型流体，成分变化范围大，盐度一般小于3％，CO2密度可高达1.23g／cm3。(2)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去挥发分作用的原岩：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，则放出富含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。(3)从一定变质相中产生的流体，与变质矿物组合及原岩之间处于平衡状态，而与其它围岩不处于平衡状态。不平衡的部分会发生相互反应，结果会改变流体的成分和性质。2、变质流体的形成变质流体主要是在变质作用过程中通过矿物的脱水反应形成的。因此，一个脱水反应能否发生，取决于体系的反应自由能。温度和压力以及体系的成分。(1)大多数的矿物脱水反应是吸热反应，实验表明脱水热大约是每失去lmol水，需10kcal热量。这说明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。例如，与花岗岩成分相当的岩石，在脱水反应中能失去占岩石总量2％的水。照此计算，若仅靠花岗岩本身放射性衰变产生的热量，则失去18g水，需要1.35Ma的时间。(2)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条件下，水的分压不同。这就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。(3)变质过程中体系的成分对脱水反应的影响主要表现在某些组分的加入会导致脱水反应的温度、压力的降低。例如，当体系中含有石英组分时，白云母可在较低的温度下分解，放出水来。如果白云母只是自身发生分解，则需要较高的温度条件。在讨论变质流体的形成时，最重要的问题是确定水放出的温度范围、查明演化是连续的还是不连续的、弄清在深埋条件下水是怎样放出来的以及原岩条件等。解决了这些问题，就可以对一个变质过程释放出的流体的量及其性质作出更为精确的描述。3、变质流体、变质作用及其与成矿的关系许多实例表明，流体包裹体成分随变质程度的变化发生有规律的变化。马勒斯(Mullis，1979)等人研究和总结了瑞士中央阿尔卑斯外带到高级变质带同构造运动期石英中流体包裹体的组成，认为流体包裹体组成的区域性变化与变质程度的变化有关。从中级变质岩(角闪岩相)到高级变质岩(麻粒岩相)的边界处，流体包裹体的组成会发生重大变化，从以H2O为主的流体变为以CO2为主的流体，这似乎是一个较普遍的现象。一些研究者根据在高级变质岩和深熔岩石中普遍存在富CO2流体包裹体的这一事实，提出大陆岩石圈中流体的分布规律：①在近地表区以水为主；向深处，在区域变质作用期间，H2O逐渐被CH4然后是CO2冲淡。②在下地壳和上地幔的流体包裹体中普遍存在着CO2，偶尔混有少量CH4或N2。地壳上部流体包裹体在某种程度上反映了围岩的组成，如与蒸发岩有关的过饱和卤水和与含石墨变沉积岩共存的CH4，表明存在一种内部缓冲机制。在变质流体与成矿作用方面，已有许多研究。较为典型的例子是加拿大太古宙金矿床。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主要特征是：①流体以水为主，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，形成了非常典型的蚀变组合；③成矿的变质流体的量是相当大的，均是以剪切带作为通道活动的。三、热卤水和成矿作用热卤水指盐度大于50g／L，以NaCl为主，并富含碘(I)、溴(Br)、硼(B)、铷(Rb)、铯(Cs)、锶(Sr)、钡（Ba）及成矿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360g／L，且随着矿化度的增高，成矿元素的含量也增高。热卤水的四种成因：①海水蒸发浓缩而成；②陆相盐湖成因；③盐矿溶滤形成；④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。在实践中，人们发现：(1)有一类热液矿床分布在一定的层位中，常呈透镜状和脉状切穿层理，而在空间上与岩浆作用、变质作用均无关系，是由热卤水形成的。(2)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。(3)在现代海底，如红海海底、加利福尼亚索尔顿海海底也都发现有高盐度的卤水，其中含有不同的金属(如Pb、Zn、Cu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。1、热卤水的组成热卤水的组分受许多因素影响，如，围岩、深度、来源、地质作用、成因等。这些因素的影响反映在地下热卤水的成分是有差异