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岩浆活动成岩成矿理论一、关于岩浆活动成岩成矿理论的反思地球历史，悠久漫长。
地质事件，层出无穷。
一个地区的地史经过诸多地质事件的相互叠加和改造后，古老面貌已不复存在，现在只能观察到出露的地层和岩石。
在地质观察研究中，根据露头下推，不过数百米，多则数千米。
若用深钻，目前达到的深度不过万余米。
再深处的地壳如何，也只能付诸推断。
在地质学领域内，岩浆热液演化过程可算得上是一大难题。
首先，地壳深处形成的岩浆，人类是无法直接观察到的。
岩浆上侵过程和就位后的演化过程同样是人类无法直接观察到的。
只有岩浆喷发到地表之后，或侵入到地壳并被剥露出来后，才能为人类观察到。
因此，人类只能利用一些间接资料来猜测、研究和模拟岩浆一热液的演化过程。
岩浆热液演化过程相当复杂，未知的因素很多。
在这上面建立起来的学说和推理，缺乏坚实基础。
一些学说和推理多属探讨性质，很难作出定论。
只有从野外的实际情况出发，根据实际材料和有效数据，用总结出来的材料，逐步加以补充和修改，才有希望逐步完善这方面的理论。
但是，从另一方面看，不少书中却几乎把一些似是而非的成矿理论全部肯定下来。
似乎是在这方面存在的问题已经基本解决了。
刚从地质勘探系毕业的学生，囿于书本知识，刚出校门时，常常踌躇满志，满以为用学到的知识可以有效地指导野外实践。
但是一旦到了野外，就被许多地质现象搞得晕头转向。
首先是野外遇到的岩石和矿物都不标准，且得花费一番精力去辨认。
及至岩矿基本清楚了，许多理论问题就纷至沓来，而且不少情况与书本上讲的多有偏颇，或大相径庭，或对一些至关紧要的问题，书上采取回避态度。
下面将列举岩浆一热液矿床成因理论中存在的一些问题。
(1)侵入上来的岩浆冷凝时都要有结晶分异作用。
岩浆演化到晚期，剩下来的热流体在成矿的有利部位可使围岩发生蚀变和矿化。
实际情况是，上侵的岩浆绝大多数是不能发生矿化的。
与成矿有关的岩浆活动只占极少数。
既然是占极少数，就应该研究与成矿有关的极少数岩体所具备的特殊条件，特别应该研究岩浆侵入之后到全部结晶之前的演化全过程。
国外岩浆热液成矿理论研究现状与进展1994，13（2）地质科技情报75-81刘凤山石准立本世纪以来热液成矿理论发生了显著变化，大致可分为三个时期：30—50年代的岩浆期后热液说；70年代的多源热液说(地表水、地层水、变质水、深源水等)；80年代以来的热液对流、循环、离层流说以及近年来盆地演化对流热液成矿控制论等。
进入80年代以来，岩浆热液成矿理论取得重大进展。
与基性超基性岩有关的成矿作用过去一直视为典型的正岩浆成矿作用，但目前越来越多的人认识到热液成矿作用的重要性。
Gupta(1992)认为印度Rasthan的铜镍硫化物矿床是构造期一变质期后多阶段热液作用的产物；Belkin(1992)认为美国东部高钛石英拉斑玄武岩中PGE、Au、Cu和Fe硫化物是热液作用的结果；Barker(1992)也认为与碳酸岩伴生的许多矿化作用表现了明显的热液活动迹象。
我们曾就热液作用对铜镍硫化物成矿的影响进行过略述(刘凤山，1993)。
，因此本文仅对80年代以来国外与花岗岩类有关的热液成矿理论研究现状与进展作一概述。
1 热液体系热液体系的现代解释是花岗岩类成矿规律内核，是高度经验和专门化的研究领域(Laznicka，1985a)。
目前得到最好证明的热液体系是由变冷的侵入体驱动的雨水、海水或原生水(即非岩浆的、外花岗质)的对流体系(Cathles，1981) 。
这样的热液体系活动期一般认为在地质时期内是短的(几万到几十万年)，大多依靠岩石的浸透性。
但是如果地热体系顶部是非浸透性的，那么热液体系也是可以较长时间活动的。
热液流体在地壳中的运动形式基本上可分为3类，即下渗(渗流)、上升流、近水平方向的平流，组合形式基本也是三类，即循环、对流、离层流。
Cathles(1981)指出不同构造背景下的运动形式是不同的，洋壳中海水在热岩中下渗和被加热的上升运动为循环热水系统，过渡型地壳沉积盆地中同生水受异常地热加热发生的为对流热水系统，而克拉通盆地中则存在离层流系统。
吉林大学地球科学学院试卷 （参考答案与评分标准） 课程名称： 矿床学A （B 卷） 考试时间： 150 分钟 考试方式： 闭卷 一、回答下列概念（从下列7题中选择6题回答，每小题5分，共30分） 1．喷流沉积矿床，并举例 答：热水喷流沉积成矿作用泛指不同成因的（含矿）热水在喷溢出海底的过程中，在喷流口以下的热液通道中通过充填、交代作用，在喷流口以上的海底则通过与冷海水之间的相互作用，使热水中所携带的物质组份分别在热液通道和海底沉淀下来而富集成矿的过程。
这种作用使热水中的矿质富集并形成的矿床，称之为热水喷流沉积矿床（4分）。
如火山岩中得块状硫化物矿床（1分）。
2．变成矿床与受变质矿床，并举例 答：若原来已经是矿床，受到变质作用后，矿石的成分、结构构造以及矿体的形态、产状、品位和规模等方面发生了变化，但工业用途并未改变的矿床称为受变质矿床（2分）。
如沉积变质型铁矿床（0.5分） 若岩石中的某些组分，经变质作用后成为有工业价值的矿床，或由于变质作用改变了工业用途的矿床称为变成矿床（2分）。
如煤层经变质后形成石墨矿床（0.5分）。
3．盐类矿床，并举例 答：蒸发沉积矿床，是指地面水以真溶液状态携带某些溶解度较大的无机盐类，在比较静止的水盆地中，通过蒸发作用发生各种有用盐类矿物沉淀而形成的矿床。
由于矿床中的有用组份是各种盐类，因而也称为盐类矿床（4分）。
如湖北应城膏盐矿床（1分）。
答：矿床成矿系列是在一定地质时期和一定地质环境中，在一定的主导地质成矿作用下形成的，时间、空间和成因上都有密切联系，但具体生成条件是有差别的1组（2个以上）矿床类型的组合。
（2分）成矿系统是指在一定的时-空域中，控制矿床形成和保存的全部地质要素和成矿作用动力过程，以及所形成的矿床系列、异常系列构成的整体，是具有成矿功能的一个自然系统。
（3分）5．残余矿床与淋积矿床，并举例答：原生矿床或岩石经化学风化作用和生物风化作用后，形成的一些难溶的表生矿物，残留在原地表部，其中有用组分达到工业要求时形成的矿床称为残余矿床（2分）。
斑岩铜矿的成矿模式关于斑岩铜矿的成因，应该是众说纷纭，还没有一个定论，目前大致有以下几种：一，岩浆热液说(正岩浆模式)：岩浆热液模式是目前国内外学者所认同的学说，持此观点的学者们认为，斑岩铜矿的矿质、成矿热液及其伴生的中酸性岩体都是来之上地幔(或下地壳)。
矿质和成矿热液是由中酸性岩浆在上侵过程及侵位后的结晶过程中，由于温压条件的变化而出溶，并在有利位置富集成矿。
依据：1，矿化体(斑)岩体紧密共生,矿化呈细脉浸染状产于岩体及其围岩中,有的甚至整个岩体矿化,且分布较均匀；2，矿化体及周围岩石具一定的热液蚀变,并具有一定的分布；3，矿床常产于深大断裂附近,在空间上常呈带状分布,并与一定的构造，岩浆带相一致(古亚洲带、古地中海带及环太平洋带)；4，矿化岩体的产状常与围岩不一致；5,同位素资料,如硫化物的值及容矿岩石的锶同位素的初始比值(87Sr/86Sr),多接近于陨石与玄武岩但是该成矿模式的难点在于难以解释以下基本地质事实:1，众所周知,中酸性岩浆岩的活动,在各个时期和不同地区都有广泛的分布。
据统计,目前中国出露的中酸性岩浆岩的面积为859248Km2,而全国与铜矿相伴生的中酸性岩浆岩(包括斑岩型与夕卡岩型)的出露面积最多也不会超过其中的1%。
即有99%以上的中酸性岩浆岩在其形成的过程中没有使铜等金属元素富集,铜的克拉克值只有20×10-6～35×10-6,它比基性岩浆岩要低一倍而与沉积岩相当。
上述资料表明,在中酸性岩浆岩的形成过程中(至少是绝大部分),铜等金属元素并没有得到富集。
那么为什么在某些中酸性(斑)岩体中有铜矿产出呢?用岩浆分异热液成矿说很难解释。
2，实验资料表明,岩浆中水的含量是有限的,它与压力成正比,与温度成反比[35](图1)。
因此对浅成、超浅成(小于3Km)的中酸性(斑)岩体来说,岩浆中水的含量是很有限的,一般其含水量小于3%,含矿的中酸性(斑)岩体中水的含量一般为1%～2%,同时,含矿斑岩的规模又往往很小。
青海纳日贡玛矿床成矿模式探讨本文首先分析了青海纳日贡玛铜钼矿床的成矿过程，然后总结归纳了其成矿模式，具有较强的意义和价值。
标签：纳日贡玛铜钼矿床成矿过程成矿模式纳日贡玛铜钼矿床位于青海省玉树州杂多县北西方向，距县城约185km，地理座标为东经94°46′53〃、北纬33°32′00〃。
区内水系发育，河水流向总体由北向南，主要为冰川融水。
区内为中纬度高海拔山区，地处高寒、空气稀薄，属典型高原大陆性气候，气候多变，四季不明，冷冻期长。
1成矿过程1.1金属富集机制通过大量矿石矿物和脉石矿物中流体包裹体研究表明，斑岩岩浆熔体在结晶分异过程中能分离出大量有利于铜钼等金属迁移富集的饱含OH-、F-、Cl-、和溶解性离子（如Na+、K+、Ca2+、H3O+等）的高盐度流体相，同时因H2O的大量加入，使得含矿熔融岩浆具有较高的的氧逸度。
青藏高原与成矿有关的斑岩具有较高的氧逸度，如（l）许多矿床早期的矿化为高氧逸度下的斑铜矿+黄铜矿组合，早期脉石矿物中出现大量硬石膏，如玉龙和驱龙铜矿；（2）岩浆热液过渡阶段形成的UST石英包裹体中见有大量硬石膏子矿物；（3）含矿斑岩锆石具有较高的Ce+6/Ce+4比值，这些都表明成矿的斑岩岩浆具有较高的氧逸度，暗示高氧逸度条件可能是斑岩岩浆富含金属的重要原因。
尽管还缺乏相似的直接证据，但从成矿期次的黑云母化中可以间接表明纳日贡玛同样具有较高的氧逸度。
在高氧逸度条件下，S 则主要以硫酸盐的形式溶解于岩浆之中，从而导致通常优先向硫化物分配的Cu、Au、Mo 等元素作为不相容元素向硅酸盐熔浆中富集，导致岩浆出溶流体中含有大量的金属成矿物质。
前人对岩浆热液中金属成矿元素的迁移形式研究认为，钼以钼硫络合物、杂多酸络合物、氢氧络合物、氯络合物等形式迁移；铜的迁移形式主要是氯的络合物和硫氢络合物等。
结合纳日贡玛流体包裹体测试，成矿流体中阴离子主要为Cl-，含少量F-；气相成分以H2O 为主。
岩浆热液出溶和演化对斑岩成矿系统金属成矿的制约张德会1,张文淮2,许国建3(11中国地质大学地球科学与资源学院,北京100083;21中国地质大学资源学院,湖北武汉430074;31巴布亚新几内亚大学地质系)摘 要:岩浆热液过渡阶段对于与岩浆热液有关矿床的形成非常重要。
以往的研究多侧重于岩浆结晶阶段和低于固相线的热液阶段过程和演化,但对于流体从熔体出溶到熔体最后固结过程的理解却很有限。
基于流体包裹体冷热台研究、单个流体和熔体包裹体原位无损成分分析技术,并结合挥发份和成矿元素在共存相间分配的实验和质量平衡计算模拟,岩浆热液出溶和演化对金属成矿制约的研究取得了很大进展。
文中从岩浆中挥发份的出溶和演化、成矿元素在岩浆热液过渡体系各相之间的分配、斑岩矿床成矿流体及与金属成矿的关系、浅成热液矿床成矿流体及与金属成矿的关系几个方面进行了阐述。
研究表明:(1)岩浆熔体不仅含有足够的挥发性组分,而且出溶的挥发份能够被圈闭在流体包裹体中而成为岩浆出溶热液的实物证据。
(2)挥发份和成矿元素不仅在岩浆熔体和出溶的溶液间分配,还将在熔体与盐水溶液、熔体与气相以及盐水溶液与气相间进行分配。
Cu 在岩浆蒸气中比在共存的熔体中要富集数百倍,而Cu ,As ,Au (可能作为HS 配合物)则偏向于分配进入与液体相共存的蒸气相中。
(3)成矿元素在熔体/溶液间的分配系数受控于熔体中初始水含量与饱和水含量之比值和岩浆熔体与共存出溶水溶液的w (Cl )/w (H 2O )和w (F )/w (Cl )比值。
(4)斑岩铜矿床具有特征的含石盐包裹体、富气包裹体和含黄铜矿子矿物包裹体的流体包裹体组合,成矿流体和成矿元素主要源自岩浆熔体。
(5)浅成热液矿床与斑岩铜矿成矿流体在成分演化上具有相似性,表明浅成热液矿床与斑岩铜矿床之间具有成因联系。
文章最后评述并讨论了岩浆热液矿床研究的启示。
关键词:热液的出溶和演化;斑岩成矿系统;对成矿的制约作用中图分类号:P5881113;P61111 文献标识码:A 文章编号:10052321(2001)03019310收稿日期:20010403;修订日期:20010730基金项目:国家自然科学基金资助项目(49633120,49773196)作者简介:张德会(1955— ),男,教授,博士生导师,研究方向为金属成矿学、成矿作用地球化学及成矿作用动力学。
1981年Burnham 提出了过渡性成矿作用(tran 2sitional processes )的概念[1],即岩浆和热液阶段之间存在一个过渡体系,该体系受熔体+晶体+水溶液相平衡控制,物理上则受控于二次沸腾作用(岩浆的成泡化)有关的体积变化。
这一过渡阶段对于与岩浆热液有关矿床的形成非常重要[2,3]。
最近十余年来流体和熔融包裹体研究的进步,使人们对从岩浆结晶、挥发份饱和、超临界流体出溶、流体不混溶、成矿元素在共存相间的分配,到流体运移历程、主岩韧脆性机制转换、流体的沸腾和混合作用等等,都有了更深刻的认识,过渡阶段成矿作用的研究进入一个新的发展时期。
本文将根据最新的研究成果阐述岩浆热液出溶和演化对斑岩成矿系统金属成矿的制约。
1 岩浆中挥发份的含量与出溶岩浆含有许多挥发份,包括H 2O ,CO 2,HCl ,SO 2,HF 等,虽然它们在岩浆中的含量不高,却具有非常重要的作用。
Bowen 曾形象地将挥发份比作Maxwell 妖(demon )以强调其在岩浆岩形成中的重要性[4]。
尽管对于岩浆热液流体的形成还有不同看法[5],但岩浆能够出溶热液已是不争的事实。
挥发份自岩浆中的出溶和演化是以侵入体为中心的热液成矿的关键因素。
目前的研究集中在3个方面:(1)侵入过程中岩浆中水的饱和状态;(2)含水流体第8卷第3期2001年9月地学前缘(中国地质大学,北京)Earth Science Frontiers (China University of G eosciences ,Beijing )Vol.8No.3Sep.2001从熔体中的分离以及岩浆中流体的物理效应;(3)流体出溶过程中其化学组成和同位素的变化。
研究表明,水在硅酸盐熔体中的溶解度是压力的函数,在几千巴(1巴=105Pa)或更低的压力下,熔体中饱和水的浓度随压力降低而减小。
因此,未达到水饱和的熔体从深部上升会造成水饱和而出溶(第一次沸腾),而已经饱和水熔体的上升将导致含水溶液的出溶(二次沸腾或再生沸腾)。
挥发份饱和的证据来自对侵入岩和火山岩斑晶中的流体包裹体挥发份和稳定同位素的研究。
G erlach[6]发现一些火山岩喷出的挥发份比预想喷出的挥发份数量大得多,表明喷发前的岩浆肯定与一个自由的蒸汽相共存,即岩浆熔体饱和了挥发组分。
饱和水熔体中水的出溶也可以称之为气孔化。
G iggenbach[7]绘出了蒸气/熔体体积比(R V)对压力(深度)图,与挥发份的发泡性对熔体中挥发份出溶分数(%)图进行对比。
随压力或深度减小,蒸气/熔体体积比增大,出溶挥发份的比例增大。
稀有气体Xe、Kr和Ar在R V=0101,即发泡性为1%时,首先大量离开熔体,CO2和Ne、He在R V=011时已经有90%以上出溶,而当大部分CO2都出溶进入蒸气相时,还有约80%的水留在熔体中。
Cl和S的溶解度依赖于压力和熔体组成,Cl和S的出溶较晚,出溶深度也比较浅。
岩浆挥发份的出溶顺序与岩浆中挥发份溶解度由小到大的顺序一致。
水在熔体中的重要性不是由其相对质量而是由其偏摩尔性质决定的。
在花岗闪长岩熔体中218%的水(质量分数)等价于摩尔分数为013的水[3]。
最新实验数据表明,少量的Cl可以降低花岗岩岩浆水饱和所需水的浓度。
在200MPa和800℃的温压条件下,不含CO2和Cl的人造花岗岩流体,挥发组分出溶需要溶解5%～6%的水(质量分数),若该流体含质量分数为1%的H2O和质量分数为0126%的Cl,就会有富Cl的流体出溶。
熔体中w(Cl)/w(H2O)比值演化的趋势是饱和挥发份相熔体结晶分异熔体演化的指标。
Web2 ster等[8]使用电子探针和离子探针对Ascension岛火山岩中花岗岩捕虏体的熔体包裹体进行的分析表明,Cl和H2O的含量与200～300MPa压力下花岗岩熔体出溶的挥发份相的成分一致。
由于熔体中H2O含量远大于Cl含量,结晶作用促使比Cl更多的H2O加入挥发份相并通过稀释降低了Cl的浓度,因此最早出溶的挥发份相Cl浓度最大,而随结晶作用进行Cl浓度降低。
结晶作用的进行也使得熔体中w(Cl)/w(H2O)比值降低。
除H2O之外,CO2和Cl是两种最丰富的岩浆挥发份,在岩浆热液矿床的流体包裹体中它们总是很显眼。
CO2和Cl在饱和挥发份岩浆系统中的共存经常造成不混溶形成多相(如气相和高盐度熔体相)。
CO2在岩浆中的溶解度比H2O低约一个数量级,溶解度主要受压力和熔体组成制约,温度的影响较小。
CO2的溶解度也与挥发份相的成分有关,在含CO2和H2O的熔体气体体系中,其中一种气体的加入就可以稀释另一种,并使其活度和浓度(溶解度)降低。
因此CO2也可以控制气相出溶的过程[9]。
对Cl溶解度的实验研究是将碱性氯化物加入到熔体中。
如果体系无水或贫水,熔体就会变的相对于盐熔体饱和,盐熔体主要由Cl与Na,K,Fe等络合而成。
在含水系统中,Cl在出溶H2O蒸气中的浓度随Cl在硅酸盐熔体中的浓度增大而增大。
出溶水溶液中的总Cl含量与熔体中的初始Cl和H2O 含量、温度及压力有关。
根据火山岩出溶流体的Cl 含量测试、斑岩矿床超临界相的分析及计算,岩浆出溶流体的总盐度(相当于NaCl质量分数)约2%～10%。
在大多数矿化斑岩所处的温度和压力范围内,在压力≤100MPa的大致为3～4km的深度,熔体中出溶的水溶液将上升,当交切其固相线时,会分离为低密度的蒸气和高盐度的流体[6]。
在含水体系中,碱性氯化物的强烈非理想行为引起挥发组分相不混溶形成富H2O蒸气和高盐度流体,在地壳压力下(<500MPa)CO2的加入加速了这种不混溶作用的发生,导致形成富CO2的蒸气和富Cl的高盐度熔体[9]。
大多数斑岩铜矿床含有与富气包裹体共生的高盐度富液包裹体,是相分离的重要证据。
高盐度包裹体也不一定必须通过流体不混溶或沸腾而成,还可以直接由岩浆熔体中出溶。
Roedder 等[10]在Ascension岛岩浆岩中观察到熔体和高盐度卤水共存,表明盐水流体是直接从结晶的熔体中出溶的。
数值模拟结果也证明含盐卤水可以直接从熔体中出溶[11]。
新墨西哥州Questa斑岩钼矿流体包裹体可以分为3类:(1)富液包裹体,低盐度流体+蒸气+非石盐的子矿物;(2)富气包裹体,含有蒸气+液体±不透明矿物;(3)富液和含石盐及其它子矿物包裹体。
其中第3类包裹体可能是直接从结晶的熔体中出溶的,而不是由不混溶作用形成的。
理由是:第一,这类包裹体不与富气包裹体共存;第二,194 张德会,张文淮,许国建/地学前缘(Earth Science Frontiers)2001,8(3)这类包裹体的均一温度多小于450℃,而如果高盐度包裹体是由不混溶作用形成的,那么这些包裹体的均一温度应高于450℃;第三,多数包裹体是通过石盐消失而均一,这种包裹体不可能与低盐度流体稳定共存,包裹体是在液体稳定场内被捕获的。
Campbell[12]研究新墨西哥Capitan山与REE石英矿化有关侵入体的流体包裹体得出了同样结论。
石英中缺乏富气包裹体和包裹体通过石盐溶解而均一都表明流体包裹体是在无气体域中圈闭的,意味着流体的高盐度不是由低盐度流体的沸腾作用形成,而是直接从岩浆熔体中出溶的。
对斑岩铜矿床的研究表明,在岩浆结晶过程中出溶含水相的盐度不是一成不变的,出溶流体盐度的增高或降低取决于结晶进行时的压力和结晶进程。
研究表明,在200MPa压力下,自岩浆中出溶的流体初始盐度质量分数高达40%NaCl,随结晶作用的进行,流体的盐度降低;而在50MPa压力下最初出溶的流体盐度最低,随结晶作用进行在岩浆结晶结束时盐的质量分数相当于50%～60%Na2 Cl[13]。
这表明浅成或超浅成的岩浆演化的晚期会分异出高盐度的流体。
综上所述,从岩浆熔体中出溶的挥发份的含量与岩浆熔体中初始挥发份的含量(与岩浆岩组成等有关)、挥发份出溶的时间、深度(压力)以及温度等有关。
高盐度流体可以直接由熔体出溶,也可以通过盐水溶液的不混溶作用产生。
对于岩浆熔体挥发份含量及自熔体中出溶条件的研究,流体包裹体特别是熔体包裹体挥发份的测定具有特别重要的意义。
2 元素在岩浆热液过渡体系各相之间的分配 元素在流体出溶和分离各相中的不均匀分配是成矿元素最终富集成矿的关键因素。
岩浆结晶是由结晶压力(深度)和熔体初始水含量决定的。
