气成-热液及热液作用中元素的富集与成矿

Question

如题所述

Answer 1

8.2.2.1 铜铅锌的富集与成矿

（1）铜的富集规律

矿化母岩主要是中性及中酸性岩体，矿化与火山岩关系密切。热液中Cu的来源主要是：①来自上地幔，Cu的矿化与地幔的分熔和分异形成的火成岩（基性和中性岩）有着成因上的联系，世界上大型的热液Cu矿床中硫的同位素均为陨石型；②铜也可以通过热液对已冷却的岩浆熔体的淋滤而得，这可通过岩浆侵入体和与之共生的铜矿床之间Cu的浓度有一定的相关性得到证实。

热液中Cu的迁移方式主要呈氯的络合物及硫氢络合物等形式，如［Cu（HS）₃］，［CuS（HS）₃］^3－，［CuCl₃］^2－及［CuCl₃］^－等。热液迁移过程中物理化学条件的变化，是络合物分解产生Cu沉淀的原因之一。随着介质条件不同，特别是Fe，O及S的浓度差别，Cu可以沉淀出不同的矿物组合。

热液中铜的析出与富集，在高温的气成-热液阶段，中温及低温热液阶段都可以发生，形成气化-热液交代型的矽卡岩铜矿、斑岩铜矿、黄铁矿型铜矿及脉状充填型铜矿床。

与矽卡岩铜矿化密切相关的主要是中性到中酸性钙碱系列的岩石产生的气成-热液，即二长花岗岩—花岗闪长岩—石英闪长岩—闪长岩类。Cu与W，Sn，Mo伴生时，母岩的石英（其次是钙长石）增高，过渡到酸性花岗正长岩—花岗岩类。Cu与Fe伴生，母岩中石英略减，斜长石、铁镁矿物略增，过渡到较基性的辉石闪长岩类。Cu，Pb，Zn和黄铁矿伴生时，母岩中，钾长石略增，过渡到碱性的花岗二长岩—石英二长岩类，并趋浅成。母岩中钾、钠总量及其相对含量对矿化类型也有重要影响。总量偏低，而Na＞K，与Cu伴生的W，Sn，Mo矿化增强，含矿岩体较不含矿岩体中Cu与S的含量增高。据桂林冶金地质研究所资料，含Cu岩体含Cu量＞20×10^－6，成矿岩体中含Cu量为（30～40）×10^－6。围岩成分对铜矿化也有影响，有利于铜矿化的是白云质灰岩。早期高温阶段析出Fe，中期温度降低溶液因硫（砷）浓度增加而变成酸性。含矿溶液中Fe大量析出且很少得到上升溶液补充时，铜、钴浓度增高，交代磁铁矿形成黄铜矿、钴磁黄铁矿或毒砂等。因磁铁矿及矽卡岩型黄铁矿中的Fe起了使铜、钴等氧化物沉淀剂的作用，故应在磁铁矿化地段内侧找铜。

另外，热液阶段，铜可以富集成各种脉状体。气成-热液及热液阶段中铜的富集作用往往与火山作用有着密切的关系。斑岩铜矿即是与弱酸性钙碱系列的浅成侵入体（次火山岩相——斑岩）密切相关的。该系列的岩浆作用末期，熔浆成分主要是碱性富钾的水——硅酸盐体系。由于形成斑岩的岩浆是来自上地幔硅镁层的物质，原始成分中含Cu及S较高，挥发性气体以卤素Cl为主，也有不同含量的Br，I，F，B，P，S，CO₂和H₂O等。因此，这些气态流体可与金属产生易溶、易迁移的金属络合物。这种黏度小、流动性大、碱性富钾的含金属络合物的低温气态流体，透过未完全凝固的先晶出矿物的间隙，上升到顶部或边部，若遇脆性盖层则可形成内爆发型角砾破碎带。

斑岩的矿化与蚀变是同时形成的，分带明显。由中心向边缘可分为钾化带、似千枚岩化带、泥化带、青磐岩化带。Cu的富集主要集中在钾化带及千枚岩化带。开始矿化蚀变温度为700～600℃，相当于岩浆作用末期，而矿石矿物形成的温度大部分为350～250℃或更低些，属中低温热液型。这表明斑岩型Cu矿床的形成，经历了从岩浆结晶末期高温自变质阶段到中低温热液阶段的长期发展过程，K－Ar年龄测定证明侵入与矿化时间接近。

海底火山喷发产生的富Cu气成-热液也能引起Cu的富集，成矿物质与玄武岩浆同源。在大规模喷发的间歇期，含卤素、硫质、碳酸质的火山喷气，是持久活动的因素，随着温度下降形成热液，其中，一部分Cu，Pb，Zn，Fe等呈复杂的络阳离子随之迁移，另一部分在上升途中充填于火山岩中，形成细脉浸染状矿化。海水中溶有火山喷出的H₂S时，能促使络阴离子分解和亲硫元素的沉淀，最先沉淀的是Cu的硫化物（因Cu的亲硫性最强），依次是Zn，Pb，Fe，Mn等。由于火山岩和海水均可供给Fe离子，因此，能大量沉积形成层状的黄铁矿。这就形成上部为整合的层状含Cu黄铁矿，向下逐渐过渡为网脉状矿化，进而连接成枝状黄铜矿矿床。另一部分矿质在H₂S不充分的条件下较长时间保留在海水中，从喷发中心向海底凹地形成矿化分带。在火山活动的中心气成热液交代强烈，向远处逐渐过渡到正常的陆源沉积矿化。矿化围岩由火山岩过渡到沉积岩互层，直到远处的纯陆源沉积岩。

综上所述，内生铜矿床形成环境（深度、温度）变化很大，其地质环境更是复杂多样，但它们的矿物组合及矿石构造往往有很大的稳定性。矿物组合与矿石构造是成矿中一些基本地球化学特征的反映。我国内生铜矿床的基本地球化学特征如下（据桂林冶金地质研究所）：铜矿床都含硫化物，可推断成矿溶液中富硫，有利铜的富集及成矿；内生铜矿床中的铜矿物主要是黄铜矿，其次是斑铜矿；以辉铜矿为主的矿床，数量少，且规模小，推断成矿溶液中富铁，也有利于铜的富集及成矿；矿床中Fe和S都以低价状态出现，推断成矿溶液中贫氧对铜矿形成也有利。

（2）铅锌的富集规律

铅锌在岩浆作用过程中不形成硫化物析出，分散在造岩矿物中的量也很少。随着岩浆的演化，它们主要呈挥发性的化合物如PbCl₂，ZnCl₂，Zn（OH）₂等进入岩浆期后的气水热液之中，形成与岩浆射气有成因联系的矽卡岩型及高中温热液型铅锌矿化。当然形成这些矿床的物质还来自气液对含Pb和Zn岩石的交代、淋滤作用。例如，用2～4mol的NaCl溶液淋洗流纹岩、安山岩就可以提取铅，淋滤出来的铅量与溶液中NaCl浓度成正比。盖夫雷宁（Gavrilin）等（1967）研究过正长岩、花岗岩热液蚀变过程中铅的行为。这些岩石在发生青磐岩化时，有50%的原始铅由岩石中转移出来。在钠长石化、云英岩化过程中被淋滤的铅更多，钾长石化过程中铅也有类似的现象。

富含NaCl的酸性溶液，同样可以淋滤出花岗岩黑云母中40%～90%的锌。成矿区域中黑云母含锌量低，交代岩石中锌含量也降低。但铅、锌活化转移的途径是不同的，铅的活化转移主要是钾长石的钠长石化，钠长石化过程中锌量也有减少的趋势，但减少的百分比小于铅。锌的活化转移途径是铁镁矿物的绿泥石化。

与铜的矿化相似，一些海陆相火山活动也可引起铅锌富集，因火山喷气中常含有大量铅锌的氯化物，与陆相火山活动有关的铅锌矿床，一般是火山—次火山气液形成的。与海相火山活动有关的铅锌矿床，也可以是火山气液充填—交代火山喷溢物质形成的，还可以是火山气液与海水作用在一定环境下沉积形成的。

气成-热液、热液作用过程中，铜、铅、锌矿化的类型相近，它们可以同时存在于一个矿床之中，也可以分别富集。铅、锌与铜相比，其富集偏向于较低温度条件下，加之与硫的亲和力的差别，所以Cu，Pb，Zn常出现一定的分带性，铜趋向于深处、中心，而铅、锌则趋向于浅部与外围。

｀在热液作用及气成-热液作用中，Pb和Zn的迁移形式决定于温度、溶液的pH 值、Cl^－/HS^－的比值等，在酸性富Cl^－的条件下，复杂的络合物将是它们的主要迁移形式，在碱性条件下也可呈硫氢络合物形式搬运。当成矿热液流经控矿断裂系统时，由于压力减小，温度降低，或由于酸碱条件变化等原因，可引起其络合物的分解，促使铜、铅、锌富集。由于它们都具有亲硫性，所以都以硫化物（黄铜矿、方铅矿、闪锌矿）形式为主，但也有区别。中低温时，铜和铅都可形成一定量的硫盐。而锌与它们不同，中低温以不生成硫盐为特征，低温时形成少数少见的硅酸盐矿物，如硅锌矿、异极矿，铅只有在极端缺硫的情况下，才能形成铅的硅酸盐（如美国新泽西州富关克休锌矿）。

8.2.2.2 稀土元素的富集与成矿

在空间、成因上与霞石正长岩—碱性正长岩及碱性花岗岩有关的气成-热液产物中，稀土元素的富集具有重要意义，而与正常花岗岩有关的气成-热液产物中稀土的富集意义不大。超基性—碱性岩中原始分散在含钙的造岩矿物中的稀土元素，在岩石受到气成热液交代（烧绿石化、霞石化）时，稀土元素可以活化转移到溶液中，故在这些作用的晚期可有稀土析出、富集（烧绿石、氟碳铈矿等）。上述作用中不仅产生轻稀土的富集，还可发生重稀土的矿化。因为在碱性条件下稀土元素可以形成易溶络合物，能长时间地保存在热液中。稀土元素常呈氟碳酸盐形式析出，与萤石等含氟的矿物共生，故推测在此作用阶段稀土元素主要呈含F和

的络阴离子形式迁移。气成热液阶段稀土的富集与母岩的成分及蚀变类型密切相关。由于铈族稀土具有较强的碱性，所以与超基性—碱性岩有关的岩浆期后地质体中主要富集镧、铈及镨，它们与锶、钡紧密共生。仅在锆的矿物（异性石）中见到为数不多的钐和钇族稀土元素的聚集，因此与超基性—碱性岩共生的主要是铈族稀土元素。含钙很少的酸性—碱性侵入杂岩中，稀土元素在矿物中分散量不大，因而在岩浆期后的气成-热液中可以聚集相当数量的稀土元素。当这些岩石发生钠长石化等蚀变时，便析出稀土元素矿物。早期蚀变中主要富集轻稀土，如烧绿石、铈磷灰石等，而在晚阶段蚀变中，则主要聚集重稀土，如褐钇钶矿、钇易解石、硅铍钇矿等。

在与碱性岩及碱性花岗岩有关的钠长石化过程中，稀土元素常发生富集，并具工业价值。重稀土在碱性花岗岩的铀长岩中呈独立矿物黑稀金矿、褐钇铌矿、硅铍钇矿等形式出现，也有一部分分散到锆石及萤石等矿物中。轻稀土在霞石正长岩的钠长岩中富集，其独立矿物有铈磷灰石、褐帘石及氟碳铈矿等。

在一些古老片岩发育地区的构造带内，发生钠长石化而形成的钠长岩往往也富含稀土元素，同时还伴生有铌、钽、锆及铍等矿化。这类钠长岩中S_LREE/S_HREE≈1，未发生稀土的分馏，其独立矿物有钇萤石、氟铈矿、硅铍钇矿、氟碳铈矿等，含稀土的矿物有烧绿石及变生锆石等。

在与正常花岗岩有关的云英岩中，稀土贫化，且主要分散在钛铀矿物中，并与钨锰铁矿、辉钼矿、绿柱石共存于云英岩中。而与碱性—半碱性花岗岩有关的云英岩中，则有稀土的富集，且S_LREE/S_HEE≈1，其独立矿物有独居石、磷钇矿、氟碳铈矿等，也有一部分分散在萤石等矿物内。

矽卡岩化过程中，稀土含量有所升高，但它们主要分散在一些含钙的矿物（石榴子石、符山石）内。

与超基性—碱性岩有关的碳酸盐化的早期阶段，稀土元素大部分分散在方解石、磷灰石中，仅少部分形成铈铌钙铁矿、铌钇矿等。稍晚阶段则少部分分散在方解石、磷灰石中，大部分形成独立矿物——烧绿石等。晚期的白云石碳酸盐中稀土元素析出较多，90%呈独立矿物，如独居石、氟碳铈矿，少量分散在白云石中。晚期白云岩中稀土的来源是由方解石分解释放出来的，然后再由热液带入。

热液中稀土元素的行为特征与母岩成分关系很大。能发生稀土富集的热液主要与正长辉石岩—碱性正长岩—正长岩及碱性花岗岩—花岗正长岩—花岗岩（常为白岗岩）系列的各种岩石有关；与正常花岗岩有关的热液贫稀土，热液作用过程中，稀土主要呈磷酸盐、氟碳酸盐等独立矿物出现，也有少量分散在萤石之中。稀土矿物常与萤石共生，有时也与赤铁矿、磁铁矿及重晶石等共生，推测热液作用过程中稀土元素主要是与F^－和

形成络合物进行迁移。