矿床学-第六章-气水热液矿床概论课件

第六章气水热液矿床概论

一、气水热液及其在成矿作用中的意义

概念：“气水热液”是指在一定深度（几一几十公里）下形成的，具有一定温度（几十一几百摄氏度）和一定压力（几十万一几千万一几亿帕）的气态和液态的溶液。其成分是以H2O为主，并合有氟、氯、溴、硼、硫、碳等多种挥发成分，以及W、Sn、Mo、Nb、Ta、TR、Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Hg等成矿元素。因其成分以H2O为主，并主要呈液态，故称为气水热液或简称为热液。作用：搬运－催化－萃取－富集－充填－交代－沉淀－成矿。意义：1.

深入了解(岩浆、伟晶、接触交代、变质和热液)矿床形成过程和分布规律；

2.提高找矿勘探工作成效。动向：1.地热系统加入热液矿床中；(J.M摩尔,1982；J·W·埃尔德，R·W·哈钦森，D·E·拉奇等人提出对流热液成矿，1980)2.幔源热液加入成矿。第六章气水热液矿床概论1

二、气水热液的来源、主要成分和性质

（－）气水热液的来源气水热液的来源问题是矿床学中重要的基础理论问题之一，长期以来就存在着激烈的争论。目前，多种来源已为人们所接受。气水热液来源或成因主要有五类：岩浆、地下水、海水、变质和地幔。

1．岩浆热液岩浆热液是与岩浆处于平衡或从岩浆中分出的气水溶液。经计算(卡迪克)：流纹质珍珠岩和黑曜岩中，水的含量为0.2—4％，有时为8—10％。酸性岩浆含水不少于2％，有的可达10％；基性岩浆含水不少于1％，有的可达5一6％。水的溶解度取决于温度、压力和熔体的成分。实验研究证明，熔体内水的溶解度与硷的含量有直接关系。氧化硅熔体具有最小的溶解度，钠长石和硷金属硫酸盐熔体具有最大的溶解度。花岗岩和玄武岩熔体中，水的溶解度很近似。温度和压力的降低，是水从岩浆中分出的主要因素。从1200℃冷却到1000℃，每一吨硅酸盐物质可析出大约6kg水。如果压力同时降低，还可获得补充数量的水，一般认为，岩浆开始结晶前，作用于熔体的压力的降低比其冷却，对所析出的水的数量有更大的影响。在深度较浅、压力较低的条件下，由于岩浆分馏，水可以类似蒸气状态逸出，然后再凝聚成热水溶液。二、气水热液的来源、主要成分和性质2

根据肯尼迪等人对在高温、高压条件下，水在SiO2熔融体中溶解度的实验研究表明：在压力为9.7x108Pa（9.7千巴），温度为1080℃时，出现上临界点。此时，水在SiO2熔融体中的溶解度达25％（重量）。如果超过此临界点，则水与SiO2熔融体可发生完全混熔，即出现一个统一的岩浆熔融体。一般不存在独立的水相。只有在上临界点之下，含水的硅酸盐熔融体，才可分熔为一个富水相和一个富硅酸盐相，而这两个相各自沿着冷却结晶曲线演化，最终都可分出热液。鳞石英+液体+气体上临界点9.7千巴,1080℃SiO275%,H2O25％(重量)PH2O(千巴)013975液体T(℃)180014001000PH2O(千巴)1086420上临界点气液石英+液体+气体方石英+液体+气体重量(％)H2OSiO26040不同PH2O条件下的SIO2熔融曲线

（据肯尼迪等，1962）SiO2－H2O系中沿上三相边界的成分

（据肯尼迪等，1962）根据肯尼迪等人对在高温、高压条件下，水在SiO3

2．地下水热液

地下水升温因素：地热梯度，岩浆烘烤，放射性元素蜕变，与火成热液混合等。如据地热增温率0.06-0.015oC／m推算，在5km深处可形成300oC热水溶液。

地下水成分：当地下水向下渗透、环流时，在与其流经的岩石间的相互作用，以及其他地质作用影响下，地下水的性质和成分均会发生改变。特别是流经含盐类沉积物较多的地层时，可溶解盐类，形成地下热卤水。该热卤水进一步流动时，便可以不断地从流经围岩中萃取大量的成矿物质，结果形成一种含矿的热液。地下水循环含矿热液：一般认为循环的地下水形成含矿热液，必定与深部热源有关(见右图)。根据E·苏钦(Shrechen)对日本某硫化物矿床的推算，其形成时约需1010一1011t的造矿水。热液矿床形成的时间是较长的，因此并不需要大量的水。地下水热液成矿举例：大量多金属矿床、斑岩型铜(钼)矿床、层控矿床都是地下水在深部与岩浆水混合形成，它们既带出原始岩浆的物质，也带出围岩中萃取的物质。右图－由大气水参加的热液矿床形成图解（据B．N．斯米尔诺夫）Ⅰ一大气补给区；Ⅱ一热液和热液矿床形成区；Ⅲ一循环区；Ⅳ一岩浆和大气水混合区；1一岩浆岩岩株；2一热液矿床形成带，3一热液流2．地下水热液4地幔富C-H-O流体循环系统浅-表部地壳富硫流体循环系统火山弧0Km20406080100洋壳板块MOhO面MOhO面C-H-O

流体＋＋＋

流体中-下部地壳部富硅流体循环系统C-H-O

SiO2

SSH2OH2OSH2OPbCuSSZnAuHOAuAuS含金流体H2OH2OAuCH2O+

B·H·斯米尔诺夫（1981）认为，该两种成矿溶液之间有一种数量上的依赖关系。在深部成矿中，原生岩浆水起着主要的作用，而在近地表的浅成矿床和火山矿床中，占优势的则是地下水。例如美国的克莱梅克斯热液钼矿床，在形成的早期阶段，造矿溶液的87％来自岩浆水，只有13％来自地下水，而在结束阶段，则基本上为地下水组成。吉林夹皮沟金矿多层次循环含矿热液；山东夏甸金矿多层次循环含矿热液。

含金流体层次性循环系统

图例循环流体花岗岩深大断裂洋壳俯冲方向地幔富C-H-O浅-表部地壳富火山弧0Km204060805

3．海水热液

成因：由下渗的海水形成。位置：主要产生在海洋环境，大陆边缘及海洋岛屿地区，常与地下水相混合。

含矿海水热液：在海洋底部，海水可沿裂隙，构造变动带下渗到地壳的深部，在地下热能的影响下，受热形成热液环流，并可从流经的围岩中萃取成矿物质。海水热液成矿：含矿海水热液通过断裂、火山口或爆破带，再流入海中，与海水作用形成火山一沉积矿床。

意义：在海洋扩张中心、火山岛弧、海洋岛屿和大陆边缘地区，这种下渗海水对于成矿作用有着重要的意义。

举例：由海水热液形成的热液矿床，主要是一些与海底岩浆作用有关的块状硫化物矿。例如日本的黑矿型矿床，根据矿床中矿物气液包裹体的氢、氧同位素的研究（δD为-26—-18‰；δ18O在-1.5—0.3‰之间），大本和雷依（Rye）等认为海水是成矿热液流体的主要来源，但并不排除次要的(＜25％)地下水和(或)岩浆水物质的参加，因为所得的同位素值，与海水的标准值有某些偏差（见图）。

3．海水热液6黑矿型矿床简要横剖面图（据S.M.F.谢泼德1977，依据大本和雷依(Rye与莱姆皮脱(Lambert)和佐藤修改）表示海水对流循环和可能具有地下水和（或）岩浆水参加的混合作用的模式大气水网脉状流纹岩穹火山岩岩浆水块状硫化物石膏海水大气水网脉状流纹岩穹火山岩岩浆水块状硫化物石膏海水7

4．变质热液

概念：变质热液(水)是由于岩石在深部受增温、增压发生变质而脱水时形成。

岩石含水量：根据A·萨乌科夫计算表明，假如泥质沉积岩的密度为2.5X103（kg／m3），变质时将失水5～1％。假设以4％计，则1km3的沉积物中将释放出约一亿吨水。此数量尚未计入成岩及石化作用中释放出的更大量的水。随着变质程度的增加，岩石中含水量降低（表6－1）：表6－1不同变质强度岩石中的含水量表矿质来源：有三个，即原岩、萃取、深部。

实验：别列夫采夫实验表明：在温度为200℃、压力为30MPa条件下，酸性溶液中放入变质岩，经过100h，从中所带出的金属元素的总和，可达到岩石原始含量的40％。因此一些人认为变质水的矿质主要是在运移的过程中从围岩中萃取来的。温度越高，它淋滤金属的能力愈强。因此，产生在变质带内的受变质矿床和变质矿床中的一部分成矿物质，可能由于外来的变质热液而形成。举例：美国田纳西州鸭镇块状硫化物矿床热液的同位素组成与围岩变质期间存在的变质水的同位素组成相似[S·K·阿迪等(1977)]（见表6－2）。原岩强度绿片岩相角闪岩相麻粒岩相沉积岩20—30％6％2－1％0.5％基性火山岩5％3.15％1.03％0.35％4．变质热液原岩强度绿片8表6－2变质水和热液的同位素组成弓长岭富铁矿的成因，程裕淇等认为是与区域混合岩化热液有关。东川铜矿，首先是同生沉积的，然后又经过区域变质作用使铜富集。山东夏甸金矿变质热液。不同成因水的同位素组成的简图（据S．M．F．谢泼德，1977）由于水一岩石的相互作用和交换表示了海水和A、B组份的地下水18O移位的趋势

根据围岩组成计算的变质水的同位素组成根据矿体和蚀变带计算的热液的同位素组成δ18O‰SMOW7.28.55.47.0CO2中δ13C‰PDB－12.7－16.7－11.4－14.9δD‰SMOW－31－32－33－36表6－2变质水和热液的同位素组成根据围岩组成计算9SMOW水-20-15-10-50510152025120100806040200变质水岩浆水18O‰D‰大气线玲珑混合岩本区变质岩图5－1夏甸、下庄金矿区含金石英脉DH2O‰对18OH2O‰图解

图例A21-6A9A21-5A5

A20夏甸金矿

三山岛金矿及蚀变岩海水－热液海水天然热水SMOW水-20-15-10-50510152025120110

5．地幔热液

问题的提出：矿脉与基性脉相互穿切，仅用含矿热液的地壳来源（前边四项），已不能圆满地解释这些现象。因此有人提出地幔热液的说法。

形成条件和方式：根据深震源资料，超过400km，有的深达700km，即穿透地壳一直延深到上地慢。在地幔中有大量的成矿金属，在一定的温度和压力条降下，它们可以随着地慢的排气作用而聚集。尽管地幔中含水很少（约为0.1％），但在大面积长时期的排气作用下，也可形成重要的含矿气水溶液，通过直接或间接的方式，把位于深处为金属元素搬到地壳的上层或地表附近沉积下来形成矿床。举例及判别标志：吉林夹皮沟金矿。

5．地幔热液11

夹皮沟金矿地幔热液的稳定同位素证据

一﹑碳同位素与非海相碳酸盐的平均值δ13C=-4.9‰±2.8‰和Fuex及Baker

对上地幔δ13C的估计值(-7‰)相近。二、氢、氧同位素

(1)测定庙岭、二道沟和大猪圈三个矿区样品的石英包裹体成分，CO2含量依次为106.94g/L、510.27g/L、828.63g/L,高含量CO2目前被认为主要是地幔成因。(2)H、O流体中除了含有大量CO2、H2O等化合物外，还伴有N2，含量高达44.8g/L。从研究意大利南部卡拉布里的锡山麻粒岩中首次发现高密度富N2来看，高含量N2与高含量CO2一样主要也来自地幔。(3)H、O流体既不属于典型岩浆水，也不是变质水。图1夹皮沟金矿床矿石δD‰对δ18O‰图解三、硫同位素δ34S为0左右所占比例较大。四、铅同位素

图2夹皮沟地区主要金矿床ｗ(Pb207)/ｗ(Pb204)－(ｗ(Pb206)/ｗ(Pb204)源性图解12141618201415160Ga0.8Ga1.6Ga2.4Ga3.2Ga下地壳地幔造山带上地壳1234567ｗ(Pb206)/ｗ(Pb204)ｗ(Pb207)/ｗ(Pb204)151050510152025100806040200D68-13-14210-1D90-1D90-2D90-3D90-4X64-1SMOW大气水线变质水岩浆水δ18O/‰δD/‰夹皮沟金矿地幔热液的稳定同位素证据12141612地幔富C-H-O流体循环系统浅-表部地壳富硫流体循环系统火山弧0Km20406080100洋壳板块MOhO面MOhO面C-H-O

流体＋＋＋

流体中-下部地壳部富硅流体循环系统C-H-O

SiO2

SSH2OH2OSH2OPbCuSSZnAuHOAuAuS含金流体H2OH2OAuCH2O+

含金流体层次性循环系统

图例循环流体花岗岩深大断裂洋壳俯冲方向上面介绍了含矿热液的五种来源。但在自然条件下的成矿作用过程中，往往不是单一的含矿热液在起作用，而是一种混合热液，以其一种热液为主，掺和了其它来源的热液。这一点在研究热液矿床时，必须充分予以特别注意。地幔富C-H-O浅-表部地壳富火山弧0Km2040608013

（二）气水热液的成分

获取气水热液成分的途径：1）气成热液矿床的矿石成分及其蚀变围岩；2）气成热液矿床矿物中气液包裹体的成分；3）火山喷发物的成分及火山活动地区的热泉及其中沉淀的矿物；4）深层地下水（深钻和深部矿井中获得的）的成分。[近年来将地热体系与热液矿床中矿物的气液包裹体的成分对比二者非常近似，见表6－3〔如美国加利福尼亚州的萨尔顿湖、苏联里海边的切列肯等）]。

气水热液的成分：1）最主要组份是水；2）基本组份Na、K、Ca、Mg等；3）金属CuPbZn等；4）气体H2SCO2HCI等5）微量元素；Li、Rb、Cs、Br、Se、Te等。

主要成分的性状：水、氧、硫和二氧化碳，特别是硫和氧的性状的影响较大。1）水－成分主要性，运矿介质性，电解性(如褐铁矿、锡石等)，酸碱性。2）硫－H2S的分解性，当T高于400℃、压力为1.013X105Pa时分解2H2S=2H2+S2，三者均为气体。低于上述条件则形成硫化矿。3）氧－化学活动性(如重晶石等形成于地表浅部)；亲氧性(如铀矿、钨矿等)。4）二氧化碳－可溶性，可溶于水形成大量碳酸盐矿床。盐度－与NaCI溶液之比，以重量（％）表示。（二）气水热液的成分14

（三）气水热液的性质1.物理性质

液体蒸气压－当液体和它的蒸气处在平衡时，气体分子的压力是一确定值。

超临界液体－在一定温压下，气体和液体间已不再有什么区别的连续状态。

临界点－气液之间不存在区别的温度和压力。水温度也与水中溶解的物质有关。根据布诺罗夫的实验，在水溶液中存在0.25mol(浓度)的Na2CO3时，临界温度比纯水的临界温度升高24℃，热液矿物的液体包裹体(含10％的NaCI或KCI)具有437℃的临界温度。可见热液的临界温度和纯水的临界温度之间有极大的差别。热液从岩浆中分出时主要呈超临界流体，只有当外压力小于临界压力时，才出现气相。而且在热液中除H2O外，还有CO2、SO2、O2、H2S、HF、HCI等高挥发组份。目前认为，这些组份在高压含矿流体中主要呈气体状态存在的。这也是我们称为气水热液的原因。2.化学性质气水热液化学性质是随着温度、压力的降低，流经围岩的性质的不同以及它们相互间的作用，气水热液与其它溶液的混合等因素的影响而变化。如围岩蚀变等。临界点液体水密度水蒸气超临界点流体密度(g/cm3)压力(巴)温度(℃)10010003001.04005000.20.5蒸气压曲线沸点曲线液体水密度和蒸气的变化图（三）气水热液的性质临界点液体水密度水蒸气超临界点流体密15

三、气水热液中成矿元素的搬运和沉淀(－)成了元素的搬运形式1．以硫化物的形式搬运因溶解度[n·10-5一n·10-27moL(浓度)]低，不可能大量聚集形成矿床。

2．以卤化物的形式搬运由A．F．别捷赫琴（1953）提出，证据－有氯铅矿（PbCI2）、萤石、黄玉、水铝氟石等CI和F的矿物出现；各种金属元素的卤化物在水中溶解度比较大；在火山喷出物中有As、Fe、Zn、Sn、Bi、Ph、Cu等的可溶性氟化物和氨化物。存在问题－一些亲硫元素的卤化物，低温难以对金属元素进行搬运。

3．以胶体溶液形式搬运因许多金属硫化物在胶体溶液中的含量，比在真溶液中至少大一百万倍；胶体溶液可以在任何温度和压力，尤其低温条件下产生；溶液中如有硫化氢和硫化钠等存在，可以阻止电解质对成矿物质胶体一的凝聚作用；在气水热液矿床中发现有胶体构造的矿石。但高温和长距离的运移对胶体溶液不利。

4．以易溶络合物的形式搬运很早以前B·希托夫（1859）提出，目前获多人支持。三、气水热液中成矿元素的搬运和沉淀16

(二)成矿元素的沉淀1．温度的降低溶解度减小，硫化氢溶解度增加，S－2浓度高，有利于硫化物沉淀。PbS+2H2OPb(OH)2+H2S

2．压力的降低引起热液产生“沸腾“作用，增加溶液的浓度。更重要的是能使挥发分从溶液中析出，如菱铁矿从溶液中的沉淀，可在温度不太高的条件下，由于压力迅速降低，重碳酸盐发生分解而形成。Fe（HCO3）2＝FeCO3＋H2O＋CO2

3．PH值的变化如由［UO2（CO3）3）4－络阴离子组成的络合物，当溶液pH值为7．2，即近于中性溶液时，溶解度最大。当溶液的pH值大干或小平这个数值时，它的溶解度会很快减小，产生分解和铀矿物的沉淀。

4．氧化－还原反应NaHgS2＋H2O十1／2O2＝HgS（辰砂）＋2NaOH＋（S）Fe2＋Fe3＋时，可能水解形成揭铁矿或赤铁矿。目前，在低温条件下（大约80℃）细菌的作用能加速还原作用的进行。5．不同性质溶液的混合不含硫化氢而含金属的卤水和含硫化氢和不含金属的卤水的混合，引起了闪锌矿和黄铁矿的沉淀。

总之，促使成矿元素沉淀因素是多方面，在成矿中是相互影响相互联系。(二)成矿元素的沉淀17

四、气水热液的运移(－)气水热液运移的原因1．由于渗流作用引起热液的运移

如有高水源的存在，可以引起压力差，形成水的动力，促使其渗流。2．由于压力差引起热液的运移

静压力、应力和形成裂隙初期，即封闭裂隙生成瞬间，产生真空状态。3．由于深部热源(岩浆热、变质热、地热梯度等)作用引起热液的运移特别是对流循环对一些矿床的形成起了极大的作用。

图--新西兰怀拉克现代地热系统近地表下5公里深处实测（连线）和估算（断线）的等热线垂直剖面图（据斑韦尔1961和埃尔德1965修改）

4．由于冷却中的岩浆释放出所溶解的流体引起的热液运移流体释放出时温度高，含挥发份，内应力大，能沿高渗透带进行运移。地面<200℃200℃300℃5公里350℃1公里250℃100℃250℃100℃维卡答河WE四、气水热液的运移地面<200℃200℃18

(二)气水热液运移的通道分原生和次生两类:

1．原生孔隙主要为造岩矿物的粒间间隙、层面空隙、喷发岩的晶洞和空洞。如花岗岩的孔隙度很小，为0.37—0.5％，，而火山喷出岩和凝灰岩的孔隙度可高达50％。沉积岩中石灰岩孔隙度为5％、砂岩为15％、页岩为30％。但对气水热液的运移来说，有意义的是有效孔隙度。即．允许溶液流通的相互连通的孔洞的体积与岩石总体积之比，例如孔隙度为30％的孔隙小而不相互连通的页岩比孔隙度只有5％而孔隙彼此相连的石灰岩来说是难以渗透的。此外，斯米尔诺夫（1976）还认为，计算有效孔隙度时，孔洞的绝对大小很重要，根据这一标志可把孔隙分为三类：1）超毛细管孔隙或一般孔隙，其直径大于0.5mm，液体在其中的运动按流体静力学进行；2）毛细管孔隙，其直径为0.0002—0.5mm，液体在其中运移决定于表面张力或外力（气体的压力、静压力、构造压力等）；3）亚毛细管孔隙，直径小于0.0002mm，液体只能通过扩散作用而运移。

2．次生裂隙又分非构造裂隙和构造裂隙两类：非构造裂隙如溶解空隙、岩石体积胀缩而产生的裂隙、矿物结晶或重结晶而形成的裂隙、崩塌角砾裂隙、火山角砾空隙等。构造裂隙主要指地壳运动所产生的断裂和与之有关的一系列裂隙。如层间和层内的剥离空隙、岩石的一般构造裂隙、单个的断层等。二者比较构造裂隙对热液运移和矿质沉淀有更为重要的意义。因此在研究热液矿床时，对构造控制因素的研究是非常重要的。(二)气水热液运移的通道分原19

(三)热液活动与地质构造的关系因构造成因形成的裂隙，在热液成矿作用中比其它成因裂隙更为重要，因此必须重视热液活动与地质构造关系的研究。为了查明热液活动与构造的关系，一般可根据构造在热液运移和矿质沉淀中所起的作用，将构造要素划分为：导矿构造、配矿构造和容矿构造（图）。

导矿构造是指热液自深部地段进入矿田范围的通道。各种类型的深断裂是常见的导矿构造。在其周围经常星罗棋布地分布有矿田和矿床（图）。在剧烈褶皱地区，有些陡的有利于矿液循环的岩层或岩系，也可形成矿液上升的主要通道。在多数情况下，导矿构造本身不含有矿体，只有某些矿化痕迹，如矿化蚀变和浸染矿化，它们虽无工业意义，但可用来在毗邻地区追踪矿床所在。

配矿构造是矿液从导矿构造出来后，向成矿地段方向运移的构造。它们经常是与导矿构造交错或联接的断裂、裂隙带或透水层。对矿液上升很有利的配矿构造，是在导矿断裂上盘方向、有向上分叉的断裂或透水层（图）。横断层或斜断层和逆断层把导矿通道切成构造块段，溶液也可沿着这些断层分散（图）。

容矿构造是使矿体定位，并决定其形态、产状、大小，有时决定其内部结构的构造。需要指出，由于成矿作用是一个长期而复杂的过程，因此在实际工作中，在某些成矿地区，往往不易区分导矿构造和配矿构造。在这种情况下，一般将二者通称运矿构造。甚至在一些地区运矿构造与容矿构造也是一致的。(三)热液活动与地质构造的关系20二道沟菜呛子小北沟大线沟三道岔四道岔五道岔东坨腰子八家子夹皮沟庙岭1.61.321.81.21.80.10.512.53.54.52.5断裂大砬子夹皮沟01KMN5560-8060-7060-8070-7545-8041-5575-5075-2560-70501.20.1金矿床金矿脉断裂产状矿床间距矿床与断裂间垂距辉发河断陷两江断陷会全栈断裂六棵松-小蒲柴河断裂石棚沟金矿带夹皮沟金矿带海沟金矿带金城洞金矿带SWW向主压应力016KMNEE向主压应力板庙子

夹皮沟金矿带导矿构造与容矿构造关系图导矿、配矿、容矿构造关系图含矿热液沿渗水断裂（a）和沉积岩层（b）运移道路示意图（剖面图）箭头表示上升合矿热浪运移的道路导矿逆断层沿前缘不均匀运动形成的横断裂上成矿热液分散流动道路平面示意图1一逆断层；2一横断层；3一热液分散流动的道路导矿构造配矿构造容矿构造123二道沟菜呛子小北沟大线沟三道岔四道岔五道岔东坨腰子八家子夹皮21

五、气水热液矿床的成矿方式气水热液矿床的成矿方式，主要有充填作用和交代作用两种。

(－)充填作用及充填矿床特征

概念：热液在围岩内流动时，与围岩间没有明显的化学反应和物质的相互交换，只因温、压变化使热液中成矿物质直接沉淀在围岩孔洞或裂隙中，这种成矿作用叫做充填作用。形成的矿床则称为充填矿床。

特征：矿体形状决定于原有空隙形状，多为脉状，与围岩界线清楚。矿物沉淀顺序通常从孔隙的两壁向里面生长，其最发育的晶面指向热液供应的方向。充填作用形成的矿石，常具有典型的构造，作为识别充填矿床的标志。如梳状构造、晶簇构造、对称带状构造、角砾状构造及同心圆状构造等（图6－11、6－12）图6－11各种各样的裂隙脉图6－12充填脉中矿物的生长情况A-囊状;-膨胀矿脉;C-席状;D-雁行状;E-链环状1-脉壁;2-石英晶体;3-闪锌矿;4-紫水晶;5-晶洞

五、气水热液矿床的成矿方式22

(－)交代作用及交代矿床特征

概念：交代作用系指矿液与围岩发生化学反应或置换作用，而造成矿质的聚集。也即是在一定温、压下与围岩相互作用，由一个原生的矿物集合体，向一组更稳定的新矿物的转变。由交代作用形成的矿床，称交代矿床。

特征：交代作用特征－围岩中原有矿物溶解和新矿物沉淀几乎是同时进行。岩石始终保持固体状态。在交代作用前后，岩石体积基本保持不变。交代矿体特征：

1.矿体外形不规则，矿体和围岩界线不清楚，呈过渡关系；2.矿体常含有未被交代的围岩残余，仍保留原来的构造方向而没有变动；

3.保存原岩石结构和构造。如火山岩的斑状结构，条带、褶曲及角砾等；

4.矿物晶体完整(如黄铁矿、石榴石等),因生长不受空间限制,多方向生长；5.产生假象矿物，即一种矿物被另一种矿物交代的现象。注意：某些矿床形成是充填和交代两种作用的结果。图交代作用的特征1一矿体中呈悬挂状围岩碎块；2一矿体中保留围岩的层理；3一保留原来围岩的褶皱构造；4一矿体切割围岩的层理；5一晶形很好的晶体；6一切割层理的黄铁矿晶体；7一非交代成因的黄铁矿（与5、6比较）；8一矿体不规则锯齿状外形(－)交代作用及交代矿床特征23

交代作用的主要类型：扩散交代作用和渗滤交代作用两个主要类型。

1．扩散交代作用－通过停滞的粒间溶液，由于组份的浓度差（浓度梯度）以分子或离子扩散的方式缓慢地进行。组份的带出或带入并非依靠溶液的流动。

2．渗滤交代作用－组份移动或带出或带入通过压力差靠溶液流动进行的。

影响交代作用的因素：

1．组份活动性及浓度－矿物共生组合的形成与参加作用组份的化学活动性有关。组份的浓度也对活动性有影响。当某元素浓度增高时，该元素活动性相应降低，甚至可由活动转变为惰性。因此组份活动性不同，将影响到矿物共生组合。2．温度和压力－溶液的物态变化和内应力大小都和温度有关。溶液在高温条件具较大的活动性和扩散能力，易与围岩发生剧烈的交代作用。当溶液中气体增加时其内应力也相应增加，导致溶液活动性的增加，有利于交代作用的进行。相反，外压力(围岩压力)增加，对溶液的活动性和交代作用的进行有很大的影响。例如WO2CI2＋2CaCO3＝＝CaWO4+CaCI2+2CO2如在深部压力过大时，CO2不易逸出，则不利于形成交代的白钨矿，因之只有在较浅部位适宜的压力条件下，才利于反应的进行，即促使交代作用的产生。3．围岩的性质和构造

选择交代作用：选择交代作用对成矿有着重要意义。主要表现：交代成因的矿石严格地集中在一定的接触带或岩层中。特别是切穿不同成分岩石的交代矿脉中(图6－14)。交代作用的主要类型：扩散24

图6－14切穿硅质一泥质岩的石英一锡石一电气石脉，交代作用沿泥质薄层发育（据民·马克阿里斯特）

选择交代作用决定予以下三个因素：

（1）决定于岩石的化学性质－岩石分三类：①有利于交代作用的岩石，如石灰岩、白云岩、火山碎屑岩等；②不完全利于交代作用的岩石，如酸性、基性和硷性成分的深成岩和熔岩、变质岩、长石砂岩等；③不利于交代作用的岩石，如石英岩、泥质页岩、砂岩等。

（2）决定于最适宜的孔隙度－这种孔隙度一方面要足以使溶液的渗滤作用，而另一方面又要使间隙水包围被交代岩石的各个颗粒。在各地层中不同岩层及层系，都有不同孔隙度特性，这种特性就决定了其中某些岩层最有利于上述的渗滤作用，并可发生选择交代作用。如苏联中亚卡拉马扎山各种岩石孔隙度变化千万分之几到13％之间，但对形成交代铅锌矿床最为有利的孔隙度为4—8％的岩石。

（3）决定于渗滤效应－这种效应导致矿石在渗透性差的所谓“遮盖层”的岩石下面集中。“遮盖层”常由页岩或其他渗滤性差的岩石组成。如招平金矿带。

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六、气水热液矿床的围岩蚀变

概念：岩石在气水热液作用下，发生一系列旧矿物为新的更稳定的矿物所代替的交代作用，称为蚀变作用。由于气水热液矿床矿体四周的围岩，在成矿作用过程中经常发生蚀变作用，因此称为围岩蚀变。遭受了蚀变的围岩称为蚀变围岩。值得注意的是这种蚀变作用，往往并不局限于矿体的周围，可以包括热液流经的范围，它常远远地超出矿体分布的范围。围岩经蚀变后不仅发生化学成分和矿物成分的变化，同时也发生不同程度的物理性质方面的变化，朝颜色、比重、硬度、孔隙度等的变化。围岩蚀变的种类很多，目前还没有一个统一的命名标准。可根据蚀变作用所产生的主要矿物来命名，如绢云母化、绿泥石化、石英化等；可根据蚀变后的岩石命名，如云英岩化、矽卡岩化、青盘岩化等；有的则以特征性的交代元素、化学组份或化合物作为命名依据，如钾化、钠化以及碳酸盐化和硫酸盐化等；甚至还有的用蚀变岩石的颜色或颜色的变化来命名，如红色蚀变、浅色蚀变和退色蚀变等。

(－)影响围岩蚀变强度的因素①原岩的矿物成分和化学成分；②气水热液的化学成分、浓度、pH值和Eh值等；③温度；④压力。此外，蚀变作用进行的时间长短、围岩距矿体的远近、热液通过的数量、裂隙发育的程度或者岩石渗透性的大小等，虽然不决定形成矿物的种类，但却是决定蚀变作用强度的重要因素。

六、气水热液矿床的围岩蚀变26

(二)研究围岩蚀变的意义

1.有利于发展成矿理论由于围岩蚀变是整个热液成矿作用的一部分，蚀变矿物的形成与矿石的沉淀在成因上有着非常密切的联系。因此，可以根据蚀变围岩在化学成分、矿物成分上的变化，来了解成矿时的物理化学条件、成矿热液的性质及其变化、矿物沉淀原因、分布的规律等，从而解决矿床的成因，丰富并发展成矿理论。

2．有利于找矿蚀变围岩是重要的找矿标志。由于蚀变围岩分布的范围比矿体要大，在找矿时易被发现，所以长期以来即作为一种重要的找矿标志。它不仅可以指出地面上的矿体的形状和位置，而且也能指示地下盲矿体的存在。同时还可进一步根据蚀变岩石的组成矿物、分布范围和强度，预测矿产的种类、赋存的位置以及富集的程度。例如云英岩常伴生有钨、锡和铀矿化；青盘岩常伴随有金、银、铜、铅和锌等。围岩蚀变强烈而广泛发育者，一般可预示有大矿或富矿的存在。有时蚀变岩石本身就是矿产，如明矾石、叶蜡石和菱镁矿等。(三)围石蚀变的主要类型及其合矿性1．矽卡岩化

矽卡岩是由石榴石（钙铝榴石一钙铁榴石系列）、辉石（透辉石一钙铁辉石）及其他一些钙、铁、镁的铝硅酸盐所组成的岩石，它主要发生在中酸性侵入体与碳酸盐类岩石接触带或附近，在中等深度条件下，经气水热液高温交代作用形成。

(二)研究围岩蚀变的意义27在交代蚀变过程中，从碳酸盐类岩石中，几乎带出了全部CO2及部分CaO和MgO，带人大量的SiO2、Al2O3和Fe2O3；从酸性岩中，则有大量的CaO、MgO和Fe2O3的带入和K2O和Na2O和SiO2带出。常有含挥发份矿物，如方柱石、含氯阳起石、萤石、氟磷灰石、黄玉、斧石、电气石等。此外还有如绿泥石、石英及钙、镁、铁的碳酸盐等典型的热液矿物。在矽卡岩中常见的金属矿物主要为磁铁矿、白钨矿、锡石、磁黄铁矿、黄铁矿、毒砂以及辉钼矿、黄铜矿、闪锌矿和方铅矿等。与矽卡岩有关的矿产主要有钨、锡、钼、铁、铜、铅一锌等。2．云英岩化

云英岩化是一种重要的高温气水热液的蚀变作用，主要产生在花岗岩类中。蚀变后的云英岩呈浅灰、灰、灰绿及灰黄色，中一粗粒结构，粒径以1—5mm最常见。具花岗变晶、花岗一鳞片变晶及鳞片变晶结构。主要由石英和白云母组成。云英岩化的交代反应为：3NaAISi3O8＋K＋＋2H＋KAI2[AISi3O10](OH)2＋3Na＋＋6SiO2钠长石白云母石英或者是：3KAISi3O8＋H2OKAI2[AISi3O10](OH)2＋2KOH＋6SiO2

钾长石白云母石英在作用过程中常有F、B、H2O等挥发份和其他金属元素参加。云英岩化常与钨、锡、钼、铋、铌、钽、铍、锂等矿床有关。在交代蚀变过程中，从碳酸盐类岩石中，几乎带出28

3．钾长石化钾长石化包括微斜长石化、天河石化、透长石化、正长石化和冰长石化(中一低温)。由于上述矿物的区别比较困难，成分几乎完全相同，统称为钾长石化。与钾长石化有关的交代蚀变岩石，主要有：钾长岩、钠长石钾长岩、石英钾长岩、黑云母钾长岩以及霓石钠长石钾长岩等。钾长石化与许多类型矿床有成因上的联系。如在铌、钽、铍、锂有关的蚀变花岗岩、钨锡石英脉型和矽卡岩型矿床。斑岩型铜一钼矿床以及某些铅、锌、金、铀、稀土等矿床中，钾长石化常是一种重要的或特征性的蚀变作用。

4．钠长石化

钠长石化是一种分布广泛和具有重要意义的蚀变作用。从气化一高温到低温阶段都可发生。不同性质岩石都可发生钠长石化，但在中、基性火成岩中常见。在与矿化有关的花岗岩中，顺序是钾长石化钠长石化云英岩化(图6-15)。三者是气化高温热液时花岗岩类蚀变(硷质交代)作用的结果，有二者在超临界状态下进行的，到云英岩化阶段变为热液状态。热液酸度逐渐上升，云英岩化以后酸度降低，变为晚期钠长石化和晚期微斜长石化。据蚀变矿物相，可划分：单矿物钠长石相；云母钠长石相；石英钠长石相；绿泥石钠长石相等等。钠长石化不仅与许多稀有元素，如铍、铌、钽、稀土等矿床，也与钨、锡、金、铁、铜、磷、黄铁矿等热液矿床有密切的成因联系。3．钾长石化29

5．青盘岩化（亦称变安山岩化）

青盘岩化指安山岩、玄武岩、英安岩及部分流纹岩，有时中－酸性浅成侵入岩，在中低温(近地表或地表)热液作用下，特别在CO2、硫和水等作用下产生的一种蚀变作用。青盘岩呈暗绿、绿、褐绿等颜色，外貌上可保持原来火成岩的特征，变余结构常较明显，如变余安山结构，变余火山碎屑结构等。构成青盘岩的蚀变矿物以绿泥石、碳酸盐（方解石、白云石、铁白云石、菱铁矿和菱锰矿等）黄铁矿、绿帘石和钠长石为主。有时有石英、绢云母和黝帘石等。当青盘岩化中某些主要矿物较为发育肘，可划分出蚀变相，如绿泥石一绿帘石一钠长石相；绿帘石一黄铁矿一碳酸盐一绿泥石相；黄铁矿一绿泥石一碳酸盐相和绢云母一碳酸盐一级泥石相等等。与青盘岩化有关的矿床有斑岩型铜钼矿床、热液黄铁矿矿床、脉状铜矿和多金属矿床、金和金一银矿床等。

6．绢云母化、绢英岩化和黄铁绢云岩化

绢云母化是一种非常广泛和重要的中低温热液蚀变作用。稳定的中低温热液条件(作用过程基本上与云英岩化相似，只不过形成温度较低)，热液中常含有钾。在各类火成岩中，以中、酸性火成岩最易绢云母化。长石类铝硅酸盐类矿物最易为绢云母所交代。如正长石的绢云母化可能反应式为：3KAISi3O8＋2H＋——KA12〔AISi3O10〕（OH）2＋2K＋＋6SiO2正长石绢云母石英5．青盘岩化（亦称变安山岩化）30

绢云母化常伴随着石英和黄铁矿的产生，形成绢英岩化和黄铁绢英岩化(当绢英岩中黄铁矿含量超过5％时，可称为黄铁绢英岩)。这两种蚀变一般代表典型的中温热液蚀变。在热液成因多种金属（An、Cu、Ph、Zn、Mo和Bi等）和非金属（萤石、红柱石、刚玉等）矿床中，都能看到绢云母化。但最广泛而显著的绢云母化，则常与各种中温热液硫化物矿床伴生，特别是斑岩型铜钼矿、黄铁矿型铜矿和多金属矿床。7．绿泥石化绿泥石化也是一种中、低温热液的重要而常见的蚀变作用。原岩主要是一些中性一基性火成岩，如安山岩、闪长岩、玄武岩和辉长岩等，部分酸性岩和泥质岩也可产生绿泥石化。常与其它热液蚀变作用（如电气石化、绢云母化、硅化、碳酸盐化等）共生，很少单独出现。绿泥石是一种蚀变矿物，它主要由富含铁、镁硅酸盐矿物蚀变而来（如黑云母、角闪石、辉石等）。如黑云母的绿泥石化的可能反应式为：2K(Mg·Fe)3AISi3O10(OH)2+4H+＝AI(Mg·Fe)5AISi3Ol0(OH)8+(Mg·Fe)2+＋2K++3SiO2黑云母绿泥石石英此外，岩石铁镁少，但由热液带来大量铁镁时，产生钠长石岩的绿泥石化。绿泥石化的蚀变相有：绿泥石单矿物相；黄铁矿绿泥石相；石英绿泥石相；绢云母绿石相；蛇纹石绿泥石相等。与绿泥石化有关的，主要是铜、铅、锌，金、银、锡和黄铁矿矿床等。绢云母化常伴随着石英和黄铁矿的产生，形成绢英31

8．粘土化（泥化）粘土化作用是指形成以粘土矿物占优势的蚀变作用，分为深度和中度两类：

深度粘土化蚀变的矿物集合体中，以具有地开石、高岭石、叶蜡石和石英为特征，并常伴有绢云母，钠明矾石、电气石、黄玉、氯黄晶和非晶质的粘土矿物。当岩石中的铝被大量淋失时，它将逐渐变为硅化。

中度粘土化蚀变岩石中，以高岭石和蒙脱石类矿物占优势，主要由斜长石蚀变而来。常呈带状，向外可过渡为青盘岩化，向内（矿脉方向）过渡为绢云母化。易受粘土化原岩主要为基性、中性、酸性和硷性火成岩。以火山岩最为发育。

深度粘土化常构成某些铜、铅、锌矿床蚀变的内带，但分布范围不广。中度粘土化分布广泛，可作为金、银、铜、铅、锌等矿床的找矿标志。9．硅化

岩石中石英或蛋白石含量增加。SiO2由热液带入或淋滤其它组份残留形成。

硅化是一种最普遍、最广泛的热液蚀变。从高温到低温以中温热液矿床为主。与硅化有关原岩种类多，并与粘土化、绢云母化、绿泥石化、钾长石化共生。中－高温硅化可形成密集的石英集合体，如结构较粗时，可称为石英化。低温热液硅化作用所形成的岩石，常具细粒结构，由细粒的石英和半结晶状态的石髓及非晶质蛋白石组成，后二者可分别称为似碧玉化或石髓化及蛋白石化。中－酸性火山岩经强石英化后可形成次生石英岩。常含赤铁矿、明矾石等。与硅化矿产:铜、钼、铅、锌、金、银、汞、锑、黄铁矿、明矾石、重晶石等8．粘土化（泥化）32

10.碳酸盐化

碳酸盐化也是一种很普遍而重要的热液蚀变。进一步分为：方解石化、白云岩化、菱铁矿化和菱镁矿化等。属低温热液蚀变，相对应矿物出现并增多。原岩三类：①基性、中性火成岩；②碳酸盐沉积岩；③硷性一超基性岩。基性、中性火成岩的碳酸盐化时，主要与铜、铅、锌矿化有关。如辉绿岩、辉长岩、闪长岩等岩石发生碳酸盐化，并常有绿泥石化相伴生，主要是其中的铁镁矿物受到碳酸盐的交代作用，其反应式为；（Fe·Mg）2SIO4＋2H2O＋CO2——2（Fe·Mg）CO3＋H4SIO4

石灰岩和白云岩遭受碳酸盐化时，同样可产生一系列的Fe、Mg、Ca（Mn）的碳酸盐矿物。如主要形成白云石时，则称为白云岩化。如果原岩是白云岩，在白云岩化过程中，一般没有物质的带入和带出，而主要表现为重结晶和退色现象。如原岩为石灰岩，在蚀变中，则有Mg2+代人，代替部分Ca2+。由于白云岩化能增加岩石的渗透性非常有利于矿化。白云岩化为寻找低温热液铅、锌、汞矿床的良好标志。白云岩受到菱镁矿化可形成有工业价值的菱镁矿矿床。如热液中富含Fe2+可发生菱铁矿化，能形成有工业价值的菱铁矿矿石。

在硷性一超基性岩分布区，常出现碳酸岩，其成因尚未彻底解决。在空间位置上可见到下部为钠长石化，上部为碳酸盐化。此类碳酸岩矿物成分复杂，其中主要有方解石、白云石、硷性长石、辉石以及烧绿石、稀土碳酸盐等。与此有关的矿床主要是铌、钽、锆、稀土等稀有元素的矿床。10.碳酸盐化33

11．明矾石化在近地表由于强氧化作用，使热液中还原硫氧化成亚硫酸或游离硫酸，并与富含硷性长石的喷出岩发生交代作用，使岩石中的长石转变为浸染状的明矾石，这种作用称为明矾石化。因深部缺氧，不易产生亚硫酸或硫酸，故无明矾石化。与明矾石共生矿物较复杂。常有粘土矿物、石英、石髓、蛋白石、叶蜡石、黄铁矿、绢云母、黄钾铁矾、石膏和硬石膏等。据此也可划分出不同的蚀变相。与明矾石化有关的矿床主要为低温的金、银和多金属矿床，以及明矾石、叶蜡石和粘土矿床等。

12．蛇纹石化含镁较多的白云岩和超基性岩，由于热液作用可发生蛇纹石化，同时也可形成纤维蛇纹石石棉。超基性岩的蛇纹石化往往伴随着碳酸盐化和绿泥石化。与白云岩蛇纹石化有关的矿床有石棉、滑石、菱镁矿等矿床。与超基性岩蛇纹石化有关的有镍和钴矿床及石棉矿床。产在含镁碳酸盐岩石内的接触交代铁、铜等矿床也常伴随有蛇纹石化作用。除上述的蚀变类型外，诸如电气石化、方柱石化、绿帘石化、钠质辉石化、钠质角闪石化、霓石化、沸石化、重晶石化等均是一些较常见的重要蚀变。矿床学-第六章-气水热液矿床概论课件34表4－4常见的围岩蚀变类型围岩蚀变类型主要矿物组合形成条件与之有关的矿产矽卡岩化石榴石、透辉石、透闪石、阳起石、绿帘石等主要产于中酸性侵入体与碳酸盐类岩石或中酸性火山岩的接触带上或附近围岩中，少数产于岩浆岩内。铁、铜、钨、钼、铅一锌云英岩化白云母、石英、有时伴生电气石、黄玉、萤石由热液交代钾长石而成，主要产于花岗岩类岩石裂隙或花岗岩等岩石中的含矿石英脉附近，有的产于砂页岩中。钨、锡、钼、铋、铌、钽、铍、锂萤石化萤石热液中含氟常出现于矽卡岩化、云英岩化和各类岩石中，伴有金属矿化钨锡钼铋铁金银铅稀土萤石钠长石化钠长石钠长石可由岩浆岩斜长石分解、或热液中带入大量钠组分形成，在含钠热液交代钾长石同时常带入铌、钽、铍成矿；碱性岩的钠长石化常与稀土矿有关；由火山作用形成的细碧角斑岩也是易受钠长石化的岩石。铌、钽、铍、稀土、Zr、Th、黄铁矿、Cu、Pb、Zn阳起石化阳起石除矽卡岩发育阳起石外，在基、中及酸性岩浆岩中，经热液交代后都可发生阳起石化。铁表4－4常见的围岩蚀变类型围岩蚀主要矿物形成35钾化钾长石、黑云母主要发生在花岗岩类侵入体或次火山岩中，由热液带入大量钾离子引起，生成大量钾长石和黑云母，构成斑岩型矿床蚀变内带，也是脉状钨矿和金矿重要蚀变类型。铜、钼、钨、锡、金绿帘石化绿帘石、黝帘石主要发生在各类岩浆岩中，少数情况泥质岩石也可发生绿帘石化，常与其它蚀变类型伴生产出，构成蚀变矿物组合：如绿帘石－阳起石；绿帘石－绿泥石－碳酸盐－黄铁矿；绿帘石－石英等。铁、铜、铅、Zn、黄铁矿硅化、石英化石英、有时伴生绢云母多发生中酸性岩浆岩、片麻岩和钙质岩石中，由硅化、石英化热液交代上述岩石使之分离出SiO2组分，或热液中带入SiO2交代上述岩石而成。硅化细粒致密；石英化为粒粗脉状。铜、钼、钨、铅、Zn、金、Sb、Hg绢云母化绢云母，常伴生石英由热液交代中酸性岩石中斜长石形成，部分也可由钾长石分解而成或热液中带入钾引起。绢云母化常与硅化伴生，构成绢英岩。铜、钼、铅、Zn、金等绿泥石化绿泥石主要由热液交代中性和基性岩浆岩中的黑云母、角闪石、辉石、斜长石等而形成。在酸性岩石或泥质岩石中，当溶液进入铁镁组分时也可形成绿泥石化。绿泥石化常与绿帘石化、碳酸盐化伴生铜、铅、Zn、金、银等钾化钾长石、黑云母主要发生在花岗岩类侵入体或次火山岩中，由热36碳酸盐化和白云岩化方解石、白云石基性、超基性岩浆岩遭受热液蚀变时可产生，碳酸盐化，形成相当数量的碳酸盐矿物。石灰岩、白云岩遭受碳酸盐化时可进一步产生含Fe、Mn、Mg的碳酸盐矿物。铜、铅、Zn、Hg等黄铁矿化黄铁矿主要由热液中硫离子作用于铁镁矿物而成。它可产生在各种围中，在中性和基性岩浆岩中黄铁矿化常与绿泥石化或黑云母化伴生，在弱酸－酸性岩中黄铁矿化常与硅化、绢云母化伴生，称之为黄铁绢英岩化。铜、钼、铅、Zn、金、黄铁矿重晶石化重晶石，有时伴生方解石、白云石围岩主要为碳酸盐类岩石，在岩浆岩中很少出现重晶石化，少数情况下重晶石还可构成独立矿脉Pb、Zn、Sb、Hg、Au、Ag明矾石化明矾石、石膏、蛋白石明矾石化是靠近地表条件下含硫溶液作用于铝硅酸盐岩石（特别是中酸性火山岩）时的一种蚀变作用Au、铜、铅、Zn、明矾石、黄铁矿蛇纹石化蛇纹石、滑石超基性岩自变质作用可形成蛇纹石化，碳酸盐类岩石在热液作用下也可产生蛇纹石化，镁质成分矽卡岩也可形成广泛的蛇纹石化石棉、滑石、菱镁矿碳酸盐化和白云岩化方解石、白云石基性、超基性岩浆岩遭受热液蚀37

七、气水热液矿床成矿温度和压力（深度）的测定温度和压力(深度)是控制气水热液矿床成矿作用的重要因素，也是矿床学重要课题之一。因多数不能直接观、测，只能间接依露头、矿物及实验来测定。（－）成矿温度的测定目前测定成矿温度的方法可分为两大类，即直接测温法和间接测温法。

直接测温法是比较精确的一种手段。应用范围仅限于现代喷泉、火山口、熔浆以及矿坑和钻孔中。但对漫长地质历史时期形成各类矿床，该法则受到了限制。

间接测温法得到了广泛的应用，一般可分为如下几类：

1．矿物测温法是利用矿物的某些特征来判断其生成时的温度，因为这些特征是在一定的温度条件下或在一个较窄的温度范围内形成的。当这类矿物在矿床中存在，特别是有几种同时存在时，是可以较准确地判断该矿床的形成温度范围的。这些特征主要有以下几种。(1)矿物的熔点(自然硫为119oC)；(2)多形矿物的转变点（同质异象的转变点）(如β石英在573oC转变为α石英；磁赤铁矿在500oC时转变为赤铁矿)；(3)固溶体分解温度(辉铜矿一铜蓝为75oC；黄铜矿一磁黄铁矿为250oC)；(4)矿物的重结晶温度(自然银在200℃时重结晶)；(5)共结温度；(6)矿物的某些物理性质的变化(萤石在175℃时便退色)；(7)矿物组合；（8）热发光效应；其方法是对比天然条件下矿物被加热到不同程度时的热发光曲线。（9）用人工合成法制造矿物并测定其形成温度；（10）矿物晶体的习性、结构、双晶和连生的规律。七、气水热液矿床成矿温度和压力（深度）的测定38

2．矿物包裹体测温法

包裹体是矿物在形成过程中被捕获的成矿介质。因此，包裹体的研究能为解释矿床成因提供重要的资料。在热液矿床的矿物中均含有大量的气液包裹体，可以用来测定这些矿物形成的温度。测定的方法有均一法和爆裂法两种。

（1）均一法在室温下从显微镜中看到的包裹体中的气相和液相，是单相热液随主矿物冷缩结果所产生的气泡。如果用实验法对包裹体加热到某一温度时，包裹体可恢复到形成时的均一相。这时的温度叫做均一温度。由于沟一温度是在常压下获得的，因此需加压力校正值。压力校正值通常可用图解的方法求得。图6－18是目前常用的均一温度压力校正图之一。

（2）爆裂法主要用于不透明矿物的测温。其简单的原理是圈闭在主矿物中的包裹体，当加热到一定温度时，包裹体内部压力增大到超过包裹体腔壁所能承受的压力时，包裹体就会破裂并发出响声，此时测得的温度即为爆裂温度。一般认为是成矿时温度的上限。

3．稳定同位素测温法依据同位素交换反应的分馏理论认为，某一元素的同位素在共存的几个相之间，其分布是不相等的，它们是同位素热动力性质的一个函数。例如硫，在矿石沉淀过程中，同一条件下形成的不同硫化物之间，存在着硫同位素的分馏作用。当一对共结晶的硫化物之间同位素交换反应处于平衡财，就可根据平衡常数与温度的函数关系，测出矿物的形成温度。由于同位素的分馏作用不受压力的影响，因此求得的温度无须作压力校正，结果也较可靠。2．矿物包裹体测温法39

（二）成矿压力的测定1．矿物包裹体测压法很多矿物中常含有液态CO2的包裹体。按H2O－CO2体系的相图，二者是有限混溶，混溶的程度与温度和压力有关。当含液相CO2的包裹体均一时刻，其温度、压力和比容相当于它们封闭时的条件。因此，利用含液相CO2的包裹体来测定矿物结晶作用的压力。具体的测定法有：CO2密度法；CO2比容法和CO2浓度法等。此外，还可利用包裹体均一法和爆裂法测温数据综合测定压力的方法；根据包裹体中石盐子晶溶解温度和气泡消失温度的对比来测定压力等方法。

2．地质测压法成矿压力相当于热液矿床形成的深度。可用地质学的方法来确定：（1）根据岩浆岩和热液矿床深度相的一致性；（2）若知剥蚀深度、年代及矿床形成时的地层覆盖厚度，就可能测算深度。若矿床已开采，利用坑道和钻孔材料，可以直接测出矿床的形成深度。矿床一般形成从近地表到4—5km的深度，分四级：表成:地表至地下几百米；浅成:地下几百米至1.5km；中深:地下1.5至3km；深成：地下3km以上。

表成和浅成矿床的特征与浅和喷岩有空间关系；矿体多呈锥状急剧尖灭；矿石成分复杂；元素垂直分带不明显；矿石常呈晶洞、晶簇、角砾状、胶状构造。

中深和深成矿床的特征与中深成岩有空间关系；矿体延伸很大；矿石成分简单，多为金属硫化物；元素垂直分带明显；矿石常具粒粒结构和块状构造。（二）成矿压力的测定40

八、气水热液矿床的矿化期、矿化阶段和矿物生成顺序

（－）矿化期矿化期代表一个较长的成矿作用过程，它是根据显著的物理化学条件变化来确定的。例如有的矿床在气化～高温热液条件下，形成一系列的硅酸盐和氧化物矿物，这样可划分出硅酸盐期和氧化物期两个矿化期。但并非每一个热液矿床都能划分出矿化期，只有那些成矿时间长，发育完全的矿床才能分出。每一矿化期中又可包括若干个矿化阶段。

（二）矿化阶段矿化阶段代表一个较短的成矿作用过程，表示一组或一组以上的矿物在相同或相似的地质和物理化学条件下形成的过程。矿化阶段是与构造裂隙的阶段性发育及与此有关的含矿热液的间歇性活动有关。每一个矿化阶段代表一次热液的活动，也是代表较小的时间间隔内，物理化学条件变化不大的一次成矿作用。划分成矿阶段的主要标志：1)早阶段生成的矿脉被晚阶段的矿脉所截割，表现为网脉状、交错脉状；2)早阶段破碎并角砾岩化矿石被晚阶段矿物所胶结，形成角砾或环状构造3)不同成矿阶段具有相应的围岩蚀变，高温云英岩化，中低温绿泥石化4)早阶段矿石被晚阶段矿石所交代，表现出残余、选择交代和条带状构造八、气水热液矿床的矿化期、矿化阶段和矿物生成顺41

（三）矿物的生成顺序

在同一矿化阶段中不同矿物结晶的先后顺序叫做矿物的生成顺序。脉石矿物的结晶顺序，首先是硅酸盐，然后是石英，最后是碳酸盐和硫酸盐类矿物（如方解石、天青石和硬石膏等）。矿石矿物形成的次序也有规律，先形成高价离子的氧化物和含氧盐(如黑钨矿、锡石、独居石、黄绿石、磁铁矿等)其次是铁、镍、钴、铜、铅、锌等二价元素的硫化物和砷化物，如磁黄铁矿、毒砂、黄铁矿、针镍矿、砷镍矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等最后为砷、锑的硫化物及金、银的硒化物和碲化物。

确定矿物生成顺序的主要标志有：1）穿插：一矿物穿插另一矿物或矿物组合，被穿插者生成较早；2）交代：先成的矿物被后成的矿物所交代，常显交代残余结构；3）包围：先成矿物的全部或一部分被后成矿物所包围；4）粒间位置：后成矿物生成于先成矿物的颗粒之间；5）假象：先成矿物被后成矿物交代后，尚保留其原来晶形。如磁铁矿变成假象赤铁矿后仍保留其等轴晶系的晶形；6）构造：在对称带状构造中，外层矿物早于内层矿物,晶洞矿物晚于洞壁矿物研究矿物的生成顺序时，要全面、综合考虑，有时可出现反常现象。由上所述，气水热液矿床形成作用极为复杂，有一些根本性问题还没得到解决。这也反映在气水热液矿床的分类上，原则不同，分类方法就多。本书根据成矿条件和成矿作用特点，将气水热液矿床分为：接触交代矿床和热液矿床两大