第三章-气液矿床

80‰～-50‰）；δ18OH O= 5.5‰～9.5‰（或
2
δ18OH O=6‰～8‰）。
2
H-O同位素与初生水相似，CO2 、 Na+ 、 K+ 、 Si4+、
Al3+ 、 SO42-、Cl-有所增加。
2.初生水，或原生水，或“地幔热液”：
指直接来源于上地幔“去气作用” （“脱气”，
“除气”）所形成的气水热液。 这种气液从未参加过水的循环作用，在地球形成时
石、黑钨矿等基本上也是不溶于水的。那么，要形成硫化物矿床，
就需要多得不可估量的海水，例如有人估算过要想沉淀几吨硫化铜 矿石，就需要整个地中海那么多的海水，这当然是不可能的。
4.气水热液中成矿物质沉淀的原因
成矿物质在气水热液中经过一定距离搬迁之后，
如果环境的物理-化学条件发生变化，或者溶气液的成 分和性质发生了改变，气水热液体系的化学平衡就会 被破坏，因而其中被携带的成矿物质就会呈各种形式 沉淀集中，形成各种金属硫化物及氧化物等。引起成 矿物质沉淀富集的原因有：
2
5.混合水
指上述各种水溶液不同程度、不同比例的混合。由于水、岩石 间的同位素交换反应，水的δD和δ18OH2O 均有变化。
（三）气水热液的运移及其矿质的沉淀：
1.气水热液运移的原因：
大多数热液矿床是自下而上运移的热液形成的。引
起气液上升的原因，主要有以下几种：
①压力差：
内压力：
溶液依靠自身的力量，打开通道而发生上升运移， 即处入地下较深处的矿液由于其本身的内压力推动，热 液沿着各种大小裂隙、破碎带运动。
（二）气水热液的来源
气水热液的来源 是这类矿床的一个重 要问题。由于其来源 十分复杂，因此人们 曾提出过多种看法， 争议较大。这个问题， 也是人们目前大力研 究的一个课题。 气水热液的来源 可分为五种基本来源
岩浆水 热 液 类 型 初生水 变质水 地下水 混合水
资料表明，成
矿的热水溶液是多
组分体系，其来源 是多途径，类型是
图中主断裂为导矿 构造，次级断裂为“配 矿构造”控制矿体形态 的构造为容矿构造，导 矿构造与配矿构造合称 为运矿构造” 。这些 构造一般为成矿前构造 或成矿间构造。这些类 型的构造主要影响矿液 的运动，并形成成矿作 用的多期多阶段性（因 为是构造薄弱环节，多 次活动，而造成矿液的 多次运动）。
断裂控制了气液的流通通道
这种地下水热液在循环流动过 程中，不断发生“水-岩反 应” ，从围岩，矿源层，甚 至从已形成的矿床中溶解萃取 大量成矿物质以及盐类，形成 含矿热卤水或含矿热液： 水→热水→热卤水→含矿热液 （含矿热卤水）
③ 海水
海水也属于大气 降水一大类，但海 水中的化学组成显 然与地表的大气降 水不完全一样。海 水的含盐水度约为 3.5WB%NaCl ， 海 水 沿着海底的深大断 裂下渗到洋壳深处， 形成环流热液。
多种多样的，而且
不同来源和成因的 溶液常常是相互掺
杂混合。从根本来
讲，几乎气水热液 均通过火山作用来
自于地球内部，
不同来源的水有不同的氢、氧同位素组成
1.岩浆水：
这主要是指硅酸盐熔浆在侵位后发生的冷凝分异作用 过程中，所形成的“岩浆气水”。因此这类气液来自岩浆。
岩浆是一种成分很复杂的流体，它主要由硅酸盐、氧
液态物质。
岩石圈内气液的产生与循环
2、气液的主要成分
①主要组分：H2O，水。 ②挥发份O、CO2、H2S、SO3、HCl、HF； ③盐类物质：K、Na、Ca、Mg、Ba、Sr等的硫 酸盐SO2-4),氯化物(Cl-)，氟化物(F-)，硼酸盐 （B）等。 ④成矿元素： ——亲铜元素Cu、Pb、Zn、Au、Ag、Sn、 Sb、Bi、Hg。 ——过渡元素Fe、Co、Ni、Mn、W、Mo、 Be、TR、U、In、Re。
地幔去气作用
3.变质水，或称“花岗岩化热液” ：
当地壳（即硅铝层）中的非花岗岩类岩石，如沉积 岩，火山岩等，在变质作用过程中以及在花岗岩化和再熔 化作用过程中会产生大量含矿热液，即“变质热液”。变 质热液的同位素组成变化很大，受原岩成分的制约。但典 型 的 区 域 变 质 水 的 δD 变 化 范 围 为 -20‰ ～ -65‰ ， δ18OH O=5‰～25‰。
另外，含盐度很高的含矿溶液因密度较大而下沉，驱 使密度小的流体上升。这样产生的密度差也能推动含矿热 液的运移。
浓度差、密度差、热差引起气 液流通循环
2.气水热液运移的通道：
气水热液的运移通道主要是岩石中的区域性大断层、区域 性大裂隙，以及巨大的渗水层，亦称“导矿构造”。
而在这些巨大断层的旁侧，呈分枝的次一级的裂隙，断 裂则容易被矿液充填，以致沉淀堆积成矿物质，形成矿体， 亦称容矿、储矿、含矿构造。
x0 to x1000 ppm Cu, Pb, Zn, Fe 0.x to x1ppb Au, Ag, Hg
硫化物溶解度 的影响因素
脉石矿物的溶解度与 影响因素
⑵ 成矿元素的迁移形式
①络合物的形式：
什么叫络合物?
由一个简单的离子和几个中性分子（或在溶液中能独立存在的离 子）结合而成的复杂离子叫络阴离子，含有络阴离子的化合物叫络合 物，如： 3NaCl+FeCl3=Na3[FeCl6] 式中的Na3[FeCl6]即为络合物。气水热液可以呈络合物形式从岩 石，矿物中萃取金属元素。大多数络合物的溶解度很大，如AgSH比Ag 的溶解度大109～1012倍。 络合物还具有很大的稳定性，在溶液中能长距离搬运，而不致 于在中途发生水解和沉淀。金属络合物还可溶于气体中，使许多成矿 元素以气体状态迁移。实验证明，许多金属如Nb. Ta.W.Sn.Be.Fe.Cu.Pb.Zn.Au.Ag. Hg. Sb.U 等均能以络合物形式在热 液中迁移。而一些挥发组份、如卤族元素、HS—、S2-、O2—、CO32- 等可 构成络合物的配位体
期就已经存在。
一般通过测量上地幔硅酸盐的H-O同位素组成来推断 “初生水”的组成其氢氧同位素为: ——δD=-48‰（或-70‰～-30‰）， ——δ18OH2O=7‰（或6‰～8.5‰）。 成分中CO2含量很高，可达78.54%，且常见纯CO2（占 100%）的包裹体，其中金属元素以富含Fe,Mg,Mn为特征。
也是压力差所产生的运移，大多数矿脉，如阿尔卑斯型Pb,Zn矿脉， 被认为是这样形成的。
构造压力引起流体 流动
②密度差：
原始成因的多种溶液，若它的密度不同，产生密度
差引起物质的对流。另外，局部热源，如地壳深部的岩浆
热能或变质热能，地幔梯度等能造成含矿热液的密度差，
引起对流循环，从而使密度小的上升。
海水热液及其成矿模式
海水可以在海底岩石中下渗几公里，甚至十几公里，然后变
成上昂热液，在深部的环流过程中，可以与所途径的岩石发生水 岩反应，变成含矿热卤水，然后沿着海底断裂上升至海底，形成
海底喷发和海底“烟囱”。 近代海水的δD和δ18OH O 都近于0‰（或均为1‰±5‰）含 SO42-，盐度3.5%。
一些高温热液矿床，矽卡岩矿床中含有多量F,Cl等气成矿物。 矿物气液包裹体的研究表明，含矿热液是一种含盐度较高的K,Na氯化 物溶液。重金属的简单卤化物具有高挥发性和溶解度。因此有人认为 许多金属元素呈卤化物形式搬运的。
③以胶体的形式 ：
由于在热液矿床中，发现有矿石的胶状构造，因此许多地质 学者认为成矿物质在热液中是呈胶体状态被搬运的。同时实验证明，
金属硫化物在胶体溶液中的含量比它在真溶液中的溶解度大100万倍。 而且胶体溶液的形成条件，几乎可以在任何温度、压力条件下产生。 在气水热液成矿过程中，SiO2 ，Fe(OH)3 ，Au，Ag，Pb，Zn等硫 化物或其它化合物均能以胶体状态迁移。金矿：黄铁矿型金矿，石 英多金属脉型金矿，斑岩型金矿，矽卡岩型金矿，石英脉金矿中均 有产出。石英，硫化物，硅酸盐，碳酸盐，铁的氧化物等均可作为 胶体金的载体矿物。
化物和挥发份组成。其中挥发份约占5～10%，且以水为主。 在高温时，岩浆是一种均匀的熔融体，但随着温度 逐渐下降，压力降低，这时熔浆中的水等挥发份逐渐集中， 于是形成了高温的含矿气水热液。
岩浆水产生和 喷发
岩浆水的特征
人们不可能直接识别岩浆水，但通过氢-氧同位素的计算 可以确定岩浆水的参与： δD=-80‰～-40‰（δD=-
外压力：
当构造运动发生时则可产出大量断层，勾通了地壳深处岩浆
活动的地区或地下深处汇集在一起的热液区，促使深处的热液在地 表不同部位压力差的驱使下向减压方向运移。
虹吸作用：
当构造形成大量裂隙时，尤其是那些隐伏于地下并未与地表勾 通的裂隙，开始形成张口，此时裂隙中处于真空状态，产生负压力，
从而能吸取周围的含矿热液（虹吸作用），并产生沉淀。这实质上
第三章
气水热液矿床
一
气水热液矿床及成矿总论
一、气水热液矿床及成矿总论
（一）概述
1、定义：大量的地质资料表明，在内生成矿作用过程
中，除了有在岩浆结晶的主要阶段形成的岩浆矿床、和在岩浆 结晶之后形成的伟晶岩矿床之外，在地壳中还有另一大类矿床，
即与各种成因的气水热液有关的“气水热液矿床”。
所谓“气水热液” ，指在地壳一定深度下（几-几十公里） 通过各种方式形成的具有较高温度和压力、以水为主的气态和
2
变质水的形成作用
变质作用与脱气（水）
4.地下热卤水，或称地下水热液
又可分成两个亚类：同生沉积溶液和后生下渗溶液。 ① 同生沉积水
——又叫同生水；
——建造水（地层水）： 是指在沉积物形成时一起被埋入在沉积物中或在成岩过
程中产生的溶液，这些溶液在沉积物固结成岩之后或成岩期
后的挤压作用而汇集在一起形成“囚水” ，“封存水” ， “建造水（地层水）”。 按照沉积背景的不同，又可分为海成溶液和陆成溶液。