高温水-岩化学作用

高温水-岩化学作用表现为深部岩石与深源水溶液之间的相互作用,除了环境的温度较高以外,深源水溶液的化学组成也比较复杂,这与它们的成因和演化有关。

3431 深源水溶液的类型及化学组成

深源水的成因比较复杂,怀特(1974、1986)、斯金纳(1979)根据水的化学成分、同位素组成和水中的气体成分等,将地下热水划分为六种成因类型,它们分别是:①大气降水;②深循环海水;③经过演变的同生水;④变质水;⑤岩浆水;⑥初生水。深源水通常都是多成因的,下面举例介绍部分深源水的化学组成及它的可能来源。

(1)热泉水。以西藏羊八井热泉水为例,它的组成特征是:在氢氧同位素组成方面,氢同位素的丰度较高,与大气降水的同位素组成相似,具大气降水深循环成因的特征;水盐度较低,为 型;弱酸性;Hg、Sb、As、Bi和Cu、Pb、Zn、Fe、Mo、Sn、Ti等具有高浓度。美国加利福尼亚州南部地下热卤水也是一种热泉水,盐度高,矿化度更高,但据同位素组成等分析也主要来自大气降水。水的化学类型为(Na、Ca)-Cl型,沉淀物为氯化物型。其中Cu、Pb、Zn、Fe、Mn、As、Cd、Ag都达到了成矿热液的浓度。

(2)海底热液泉。现代大洋中普遍分布的一种深循环热液,产于大洋中脊。水的同位素成分接近海水;盐度比较高,水为(Na、Ca、K)-Cl型,富SiO2、Fe、Mn和重金属,同时富含金属成矿物质;热液呈酸性;因富H2S和含CO2、H2、NH4等气体,含大量硫化物。

(3)岩浆热液。来自经历过结晶过程的酸性和中性岩浆。这类岩浆的初始含水量约为4%~5%,岩浆结晶后,岩石中的含水量降至05%,岩浆中的水大部分转入热液。岩浆热液中除易溶元素外,还常常含有大量的Si、lA、Fe等难溶元素和高温射气元素F、B和 、H2O等,热液中成矿元素的含量的高低与初始岩浆中成矿元素的含量及岩浆的结晶演化历程有关。

3432 高温下元素迁移和成矿化学作用机制研究实例

巴尔苏科夫(1968)对锡石-石英脉型热液矿床进行过系统的地球化学研究,很好地说明了高温下元素迁移成矿的化学作用机制。

首先,他通过地质及实验研究归纳了锡石-石英脉型锡矿床的基本特征。

(1)锡石-石英脉型矿床的地质特征。锡矿体为锡石-石英脉型,其根部插入花岗岩中(图317)。花岗岩主体的岩石类型为黑云母花岗岩,在矿体的下部部分黑云母已发生白云母化,成为二云母花岗岩,同时花岗岩还经历了钠长石化交代作用。矿脉及蚀变带具分带结构。矿床的分带结构如图317b所示:脉内矿物为锡石-石英组合;脉旁围岩中为蚀变云英岩化矿物组合(长石、钠长石、黑云母、白云母),其中长石已蚀变为钠长石,黑云母蚀变为白云母,含有蚀变矿物黄玉和萤石。在含矿石英脉的上部,两旁对称地发育云英岩化,但向外很快由钠长石化和白云母化花岗岩过渡到未变质的黑云母花岗岩,在脉旁云英岩中还可见到锡石、萤石和黄玉;在含矿石英脉的下部,云英岩蚀变带的宽度变窄,钠长石化和白云母化花岗岩的宽度加大,并向外逐渐过渡为未变质的黑云母花岗岩。

图317

(2)元素在岩石、矿物中的含量。一般含锡花岗岩的含锡量范围为(16~30)×10-6,常见为(18~20)×10-6;不含锡花岗岩中的含锡量为(3~5)×10-6。本岩体中二云母花岗岩的含锡量平均为12×10-6;黑云母花岗岩含锡量平均为27×10-6;上部脉旁云英岩中,近脉处含锡量可达(30~207)×10-6,远离矿脉逐步下降;下部脉旁云英岩中锡在其中有一个狭窄的迁出带。因此元素含量的空间分布表现为在脉体上方为正异常,在脉体下方为负异常(图317a)。

(3)元素存在形式的研究。元素在岩石各组成矿物中的分配是不均一的,研究表明:80%~100%的锡分配在黑云母中,黑云母中锡的分布相当均匀,锡含量的变化范围为(80~400)×10-6;显微镜下未见岩石中有锡石颗粒;将黑云母单矿物研细至200~300目后,用碘化钾溶剂无法提取其中的锡。因此认为,锡在黑云母花岗岩中主要以类质同象形式分布在黑云母中。进一步研究发现,当黑云母发生白云母化蚀变后,白云母中的锡含量大大低于黑云母中的锡含量。

然后,巴尔苏科夫进行了模拟实验研究。他在地质背景研究和锡含量分配研究的基础上,再据矿物组合和矿物成分设计模拟实验,研究高温条件下元素迁移成矿的化学机制。

由于花岗岩在自变质过程中发生了钠长石化,热液系统应富钠;在矿脉旁的蚀变矿物中出现了富氟矿物,实验体系应相对富氟。矿脉上部矿物组合显示有K、Ca、Na带入,下部矿物组合显示有Na置换Ca。由矿物中包裹体成分及均一化温度的测定得知,成矿溶液富含Na、F、K、(OH)、Cl和HC-3O ,溶液的pH值范围为6~83,成矿温度为250~300℃。

实施实验时,他按包裹体研究获得的成矿溶液成分配制实验溶液,用SnO2作试料,在300℃、500×105Pa的温压条件下进行SnO2的溶解实验。实验结果表明:当实验介质pH>8时,SnO2大量溶解,由于溶液中含有F-和OH-,推断Sn进入溶液后呈[Sn(F,OH)6]2-形式迁移;当实验介质pH≌75时,有SnO2从溶液中析出,同时释放出HF(气相)。由以上实验结果分析锡成矿时的化学反应为:

地球化学

综合以上研究,巴尔苏科夫将锡石-石英脉的成矿过程归纳为以下几个阶段:

第一阶段:花岗岩发生自变质作用——在t>300℃和pH>8的温度和压力条件下,长石发生钠长石化,黑云母蚀变为白云母,作用后从长石和黑云母中析出了Fe、Mg和Sn,Sn进入溶液后可能以氟锡络合物形式存在。

第二阶段:沿压力降低的方向,氟锡络合物等随溶液向上运移,在温度、pH变化不大的条件下,氟锡络合物稳定。

第三阶段:当t≤300℃和pH≌75时,氟锡络合物发生水解,在析出锡石的同时,矿脉内和近脉围岩中结晶出萤石、黄玉、毒砂、电气石等矿物。

从以上分析中可以看出,Sn在花岗岩中主要以类质同象的方式存在于黑云母中,当Sn从黑云母中析出后,经热液搬运,在花岗岩的上方形成了锡石-石英脉,这一过程既是Sn的富集矿化过程,也是Sn的地球化学迁移过程,因为Sn不仅发生了空间位移,还伴随有存在形式的变化。

3433 交代变质作用

变质作用按系统的开放性分为区域变质作用和交代变质作用。在区域变质作用过程中系统的化学组成基本不变(近似封闭体系),在交代变质过程中系统的组成会发生变化(开放体系)。热液交代变质作用是典型的水-岩化学作用,在高温条件下更活跃。交代作用常主要通过热液与围岩的相互作用来实现,使围岩成分发生变化的过程即热液蚀变,交代后的围岩称为蚀变围岩。

交代变质作用主要有热液蚀变和矽卡岩化两类,两者都是水流体相和岩石之间的相互作用。热液蚀变是含有多种成分的热水溶液与岩石直接发生作用,热液中的活动组分进入围岩,对围岩进行改造,使围岩中形成新的矿物组合。矽卡岩化是中酸性岩浆与围岩的相互作用,水流体相是两者间作用的介质,起输运元素的作用,在原岩和矽卡岩化岩石中并不一定能见到水的踪迹。

(1)热液蚀变。以水为主的深源热液携带了大量的可溶物质,其组成与围岩的成分往往差异较大,两者间处于明显的不平衡状态,引起彼此间的物质成分交换。由于热液中的一些元素加入围岩,形成了新的矿物组合,岩石的总组成也将发生变化。通过围岩成分的变化(如围岩蚀变矿物)可以判断是否曾发生过热液交代作用。热液组成与围岩成分的差异愈大,交代作用愈强烈,围岩的蚀变也会愈强。环境的物理化学条件、围岩的物理性质、作用时间的长短也会对交代作用的强度和范围产生影响。如钾长石的钠长石化的交代反应式为:

地球化学

云英岩化的交代反应式为:

地球化学

随着Na+和H+离子加入到围岩中,K+从围岩中被带出,这一过程是通过水介质来实现的,除溶液具富Na+特征外,云英岩化要求在偏酸性的环境下进行。特征元素组合的含矿热液往往可以形成特征的蚀变矿物组合,如斑岩型铜矿床的围岩一般都发育石英绢云母化。在锡石-石英脉的围岩中常生成萤石、黄玉、毒砂、电气石等蚀变矿物组合。无论是否为含矿热液,都可以发生热液蚀变。

(2)矽卡岩化。在酸性或中酸性岩浆岩和碳酸盐岩石的接触带上,通过交代作用将引发矽卡岩的形成,称为矽卡岩化。矽卡岩化是流体与围岩间的交代作用,但主要是岩浆与围岩组分间的交换,在作用过程中水的含量不一定很丰富,它可以是孔隙溶液(流动性较差),也可以是渗滤溶液(流动性较强)。如果围岩中裂隙比较发育,岩浆和围岩间压力差又较显著,作用过程将主要是岩浆中的优势元素(或组分)向围岩输运,矽卡岩化主要发生在灰岩(外接触带)中,形成单交代矽卡岩。如果围岩中裂隙不太发育,或者岩浆和围岩间压力差较小,灰岩和岩浆岩中各自的优势元素(或组分)都可以向对方输运,因此在灰岩和岩浆岩(内接触带)中都将发生矽卡岩化,形成双交代矽卡岩,双交代矽卡岩化的范围一般较小。在交代过程中,随物理化学条件的变化,有些组分很快被溶解和扩散,在溶液中的浓度会迅速均匀化,它们在交代岩石中的浓度取决于组分在溶液中的浓度,这些组分由于在系统的不同部分存在化学位差异(或浓度差),因而发生迁移,向岩石中带入或自岩石中带出,这样的组分称为活性组分。还有一些组分,其溶解和扩散的速度极慢,基本不发生带出和带入,在交代前后岩石中的含量基本保持不变,属于惰性组分。图318对双交代矽卡岩化过程Si、Al、Ca含量变化及矽卡岩矿物-岩石的变化关系作了简要的说明。由于是双交代矽卡岩化,在矽卡岩化的前后内外接触带的成分都有变化。如在碳酸盐岩石中,白云石和方解石由于硅的加入生成了透辉石,CO2被转入溶液,反应方程式为:

地球化学

图318

随硅、铝带入量的增大,进一步将形成透辉石-石榴子石矽卡岩带和单石榴子石矽卡岩带。同时,在内接触带,随硅、铝的带出量和钙(镁)的带入量的增大,先后形成透辉石-斜长石矽卡岩带、透辉石-石榴子石矽卡岩带和单石榴子石矽卡岩带。在内、外矽卡岩中虽然最后都会形成单石榴子石矽卡岩带,但两者石榴子石的成分有所不同,外矽卡岩中的石榴子石接近钙铁榴石的成分,内矽卡岩中的石榴子石接近钙铝榴石的成分。

(3)交代过程反应的类型及控制条件。在交代作用过程中,离子交换反应、脱水和水解反应表现得比较突出,当CO2活度较高时,碳酸盐化和脱碳酸盐化反应也较活跃。溶液组分与岩石组分的浓度差异是交代的动因,温度、压力、pH值和氧化还原条件是控制反应强度、反应速率和反应是否能达到平衡的重要因素。温度升高通常使热液和其中的活动组分的活性增强,压力增大则往往起相反的作用。由于OH-和H+参与脱水和水解反应(作为反应物或生成物),将改变溶液的pH值,因此,一定的脱水和水解反应也只有在适宜的pH值溶液中才能进行。如白云母的高岭石化过程为:

地球化学

在这一过程中消耗了H+和释放出K+,使交代溶液向碱性化方向演化,酸性介质中有利于这一反应的进行。

任何一种天然产生的水体，如大气水、海水、岩浆水、变质水、地下水等，如果它在地壳中由于深部循环而被加热，或通过岩浆作用，特别是在作用过程变得相对含盐的话，这种水可能就是一种成矿流体。然而，不同成因水的氢氧同位素组成、变化是不同的。

大气降水包括雨水、雪水、冰川水、溪流、湖泊中的水以及大多数低温的地下水，其同位素变化是非常系统的。海水的同位素比值则非常一致，δD和δ18 O等于零，只有大量蒸发和盐度增高地区的δ18 O才高达2‰，而δD达到11‰左右（Craig，1993）。全世界各地热区的热水和水蒸气中的δ18 O或δD变化证明，温泉地区的所有水均来自地表。在地热区由于地表水与硅酸盐和碳酸盐的同位素交换反应，热水的δ18 O均大于55‰。但在火山岩地区，由于充分的水岩反应，δ18 O一般为1‰～2‰，在通过高δ18 O的沉积物中循环的高温热水中，δ18 O为15‰。变质水似乎具有范围比较有限的 δD值（-20‰～-65‰），但具有较宽的δ18 O（+5‰～25‰）。一般来讲，低温的变质水具有高的δD和低的δ18 O，高温的变质水则相反。变质水这种宽的δ18 O范围是由于变质的火成岩和沉积岩大部分保留其原来的δ18 O所造成的。沉积岩具较高的δ18 O，而火成岩和火山沉积物具有低的δ18 O。同时，变质水实际上也可能进入地表环境。岩浆水一般具有一致的δ18 O（5‰～10‰）和一致的δD（-50‰～-85‰），但超出该范围以外的具有异常同位素组成的岩浆也是存在的。

现代与古代海底热水硫化物矿床的流体和金属来源一直是一个有争论的问题（Henley and Thornley,1979;Large,1992;Hannington et al,1999）。对于黑矿型矿床，有些学者根据成矿流体与海水的类似性以及热水蚀变带的广泛发育，认为成矿流体来自演变的海水（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983;Date et al,1983;Green et al,1983），成矿物质来自被流体淋漓的下盘岩系（Brauhart el al,2001）；有些学者则根据硫化物矿床与钙碱性岩系的密切共生关系（Urabe,1987;Stanton,1990）、流体包裹体的高盐度特征（Lecuyer et al,1999）以及金属元素的流体-熔浆分配实验（Urabe,1985），坚持认为成矿流体来自岩浆去气，成矿金属来自岩浆体系。最近研究证实，在海底热水活动区，中性成分的岩浆的确可以分凝出以CO2为主的、富金属硫化物的岩浆流体（Yang and Scott,1996）。然而，岩浆流体对海底热水流体成矿系统产生多大的贡献，尚未很好的限定。

冲绳海槽JADE热水区的硫化物矿床在诸多方面可与日本黑矿类比（Urabe 1987;Hal-bach et al1989,1993;Rona and Scott,1993；侯增谦和蒲边A郎，1996），因此，通过对其热水流体系统及其水-岩反应产物研究，将有可能对流体及金属物质来源给予新的限定。下面，从以下几个方面，论证岩浆流体对JADE热水流体系统的可能贡献。

1浅位岩浆房证据

在冲绳海槽弧后扩张盆地的脊轴部位，发育不断结晶的浅位岩浆房，已得到区域热流测量结果的证实。在海槽脊轴地堑盆地区，高热流值变化于100～800mW/m2之间（Halbach et al,1989），在JADE热水活动区，最高热流值达到10100mW/m2（Halbach et al,1993）。这表明，JADE热水区下的浅位岩浆房达到最浅位置。据估计，岩浆房顶部处于海底之下1～15km处（Ishibashi and Urabe,1995）。类似的浅位岩浆房也在东太平洋超快速扩张中心被发现。沿此扩张中心，发育一系列活动热水区以及黑烟囱和热水缕（plume），热水活动与浅位岩浆房的对应关系表明，岩浆活动有效地驱动了海底热水流体的运移和循环（Urabe et al,1995）。

此外，在JADE热水活动区，热水硫化物矿化总是出现于长英质火山强烈活动区，常常与充分分异的钙碱性岩系伴生。这种现象在其他古代VMS矿床也普遍存在，如在加拿大太古宙VMS矿区（Franklin et al,1981;Lydon,1988），澳大利亚古生代VMS矿区（Stan-ton,1990;Large,1992）和日本中新世黑矿型VMS矿区（Urabe,1987;Urabe and Marumo,1992）。硫化物矿化对钙碱性酸性岩的选择性常常被看作岩浆对成矿流体系统产生贡献的间接证据（Urabe,1987;Lydon,1988;Large,1992）。长英质岩浆在充分分异和早期脱气阶段可以分凝出以CO2为主的岩浆水（Burnham and Ohmoto,1980），其常常呈气泡形式封存于火山玻璃和含气泡熔融包裹体内（Yang and Scott,1996），但也偶而圈闭在脉状硫化物的流体包裹体中（Hou and Zhang,1998）。这种岩浆流体被认为直接注入海底热水流体系统，从而使喷射的流体极度富集CO2、CH4和H2S（Urabe et al,1995）。在JADE热水区，热水喷口上方的喷射流体含有高CH4（最高浓度8800 nL/L）的流体，黑烟囱活动区附近发育CO2水合物管和CO2喷口，并正在排泄富CO2流体（Sakai et al,1990）。这些富CO2流体和CO2-烃类流体被广泛地圈闭在硫化物和含矿主岩中。这些证据表明，JADE区热水流体系统以极度富气为特征。这些气体以CO2为主，含少量的CH4和H2S，主要来自浅位岩浆房。

2流体氦富集证据

如果来自岩浆系统的CO2和H2O直接注入JADE热水流体系统，那么，正在排泄的富CO2流体应具有长英质岩浆或岩石的R/Ra比值。Sakai等（1990）直接测定了富CO2流体和黑烟囱流体的R/Ra比值，前者变化于58～66之间，后者约为65，并得出结论：富CO2流体来自岩浆脱气作用。

我们直接测定了含矿火山岩系和各种热水沉积物的氦同位素比值（表5-4）。遭受不同程度蚀变的长英质火山岩具有较小的3He/4He比值变化范围（075×10-5～122×-5）。其R/Ra比值（3He/4He样品与3He/4He大气之比）变化于53～87之间（表5-4），显著不同于世界范围的壳源花岗岩和酸性火山岩（＜＜50;Mamyin et al,1974；图5-5）。一件英安流纹岩样品的R/Ra比值为54，类似于典型的岛弧安山岩（Mamyin et al,1974;Hilton et al,1993）。两件英安流纹岩样品的R/Ra比值介于73～87之间，类似于典型的MORB的R/Ra比值（8;Craig and Lupton,1976；图5-5）。显然，这些含矿主岩的R/Ra比值与JDAE区热水流体的R/Ra比值大致相当。

JADE热水区的硫化物和重晶石的R/Ra比值变化于26～124之间（表5-4），从含矿主岩内的脉状矿化带经块状硫化物带至海底硫化物-硫酸盐堆积丘，R/Ra比值逐渐减小（图5-5）。海底氧化硅＋硫酸盐丘具有较小的R/Ra值变化（44～60），稍低于黑烟囱流体的R/Ra比值，暗示高温的黑烟囱流体因被海水稀释而发生氧化硅和硫酸盐沉淀。块状硫化物的R/Ra比值变化于24～101之间，其平均值为56，总体类似于氧化硅＋硫酸盐堆积丘（表5-4）。硫化物烟囱的R/Ra比值显示清楚的侧向分带，从黄铜矿＋黄铁矿中心带经富闪锌矿过渡带至氧化硅＋硫酸盐外墙，R/Ra比值由80变至26，其均值在62左右，十分接近于JADE区的黑烟囱流体的R/Ra比值（65;Sakai et al,1990）。由于烟囱的生长机制主要受温度梯度和流体混合过程控制（Goldfarb et al,1983;Tivey and McDuff,1990;Tiveyet al,1990;Herzig et al,1993;Tivey,1995），因此，R/Ra比值的侧向分带可以用热流体与冷海水的不同程度混合作用来解释。假定初始的高温流体的R/Ra比值接近于长英质岩浆的R/Ra比值（87），海水的R/Ra比值接近于大气，那么，烟囱硫化物和氧化硅和硫酸丘的R/Ra比值则要求，在热水流体系统中来自长英质岩浆的氦分别占到60%和40%。

表5-4　冲绳海槽JADE热水区代表性的火山岩、块状硫化物、烟囱硫化物和氧化硅-重晶石的氦同位素分析结果

Cp—黄铜矿；Py—黄铁矿；Sp—闪锌矿；Gn—方铅矿；Te—砷黝铜矿；Ba—重晶石；Q—石英；Am—非晶硅；Plag—斜长石；Kf—钾长石；G1—玻璃；Mt—磁铁矿；Cpx—单斜辉石；Ol—橄榄石

与MORB和幔源长英质火山岩相比，产于火山岩内的浸染状硫化物有异常高的R/Ra比值（>87），甚至高于现代海底正在排泄的黑烟囱流体（Lupton et al,1980;Welhan and Craig,1983;Merlivat et al,1987;and Jean-Baptiste and Fouquet,1996 Craig,1983;Kim et al,1984;Merlivat et al,1987;Jean-Baptiste and Foupquet,1996;Craig et al,1987;Ishibashi et al,1994）。这是因为，3He在硫化物的流体包裹体中异常富集（表5-4）。然而，JADE热水区硫化物具有较低的U丰度（093×10-6～56×10-6）和Th丰度（041×10-6～216×10-6），排除了放射性成因氦导致3He富集的可能性。这暗示热水流体系统中的3He富集可能与原生地幔或富集地幔（如地幔热柱）的氦贡献有关。为了进一步确定过剩氦的来源，我们同时分析了样品的20Ne/22Ne和40Ar/36Ar比值（表5-4）。块状硫化物的流体包裹体的20Ne/22Ne比值（107～113）与MORB和地幔热柱的有关比值接近（125;O'Nions and Tolstiklin,1994），其20Ne丰度[（05～27）×10-8cm3STPg-1]与MORB[（08～39）×10-10cm3STPg-1]和地幔热柱（例如，Loihi plume[（05～80）×10-10cm3STPg-1]类似（Allegre et al,1986），其40Ar/36Ar比值（287～345）处于大气（2955）与地幔热柱（360～425）之间，显著低于MORB（13000～25250）（Allegre et al,1986）。这些资料表明，圈闭在流体包裹体中的He、Ne和Ar气体有两个来源，即大气源和地幔源。

图5-5　来自不同源区的火成岩（a）和弧后-洋脊环境的热水流体（b）的R/Ra比值

火成岩的氦同位素资料来自Mamyin et al,1974;Craig et al,1978;Craig and Lupton,1976;Kaneoka and Takaoka,1980;Polyak et al,1993;Scarsi and Craig,1996;and Marty et al,1996；现代海底热水活动区流体的氦同位素资料来自Craigetal,1978;Ishibashietal,1994;Luptonetal,1980;Welhanand

大气与深海海水在3He/4He、20Ne/4He和40Ar/4He比值上的类似性表明，两者有着统一的成因（Allegre et al,1986;O’Nions and Tolstiklin,1994）。块状硫化物与MORB在40Ar/36Ar和20Ne/4He比值上的显著差异，反映这些惰性气体的源区是原生地幔，或者是富集地幔，但不是亏损地幔（MORB）。大部分块状硫化物样品处于海水与Loihi地幔热柱混合线上（图5-6），反映了热水流体系统中的惰性气体具有混合源特征。假定原生地幔与海水是惰性气体的来源区，简单的物质平衡计算表明，在JADE热水区的流体系统中，在总体积中，23%的He,42%的Ne和21%的Ar来自地幔源区。具有幔源特征的这些惰性气体，虽然可能直接来自地幔脱气，但更可能像CO2那样，从幔源岩浆分异的长英质岩浆中脱气分凝出来。由于惰性气体比较稀少，因此，其迁移可能是与主气流相伴的。

图5-6　冲绳海槽JADE热水区块状硫化物中包裹体的20Ne/4He-R/Ra图（a）和40Ar/36Ar-3He/4He图（b）（据曾志刚，2002）

3流体异常高温证据

不同构造背景的黑烟囱流体通常保持一个长期稳定的热状态（Campbell et al,1988）。高温黑烟囱流体温度范围为300～400℃，通常稳定在350℃长达数年之久。在JADE热水区，黑烟囱流体的海底测量温度为220～320℃，类似于洋中脊环境的黑烟囱流体。然而，在海底下部脉状矿化带内，金属矿物和脉石矿物中捕获的流体包裹体却记录了一个较高的温度范围。假定JADE热水区海水深度为1400～1500m，压力校正将使测量的均一温度提高20～30℃，因此，流体包裹体的圈闭温度远远高于黑烟囱流体的喷射温度。这表明，JADE热水流体系统有高达422℃的初始流体温度。流体对流循环过程中的温度降低，可能与海底下部多孔渗透性火山碎屑层内发生的热流体与冷海水混合有关。

Ishibashi and Urabe（1995）提出，JADE热水区下部的岩浆房顶面处于海底之下1～15km范围，取该区海水深度为1500m，可以估计，岩浆房顶面的静水压力为25～30MPa。

海底热水流体的氧化硅含量可以被用做压力计半定量地估计流体-岩石反应压力（Bowers et al,1988）。假定JADE热水区热水流体在较稳定的热和化学稳定条件下与石英达到了平衡，那么，黑烟囱流体中的SiO2浓度（108～125mmol/L;Ishibashi and Urabe,1995）则限定了大致的压力，约为25MPa。这个估计压力表明，在JADE区，主流体-岩石反应带位于浅位岩浆房顶部的高温破裂带位置（图5-7）。

图5-7　冲绳海槽JADE热水区热水流体的p-t-SiO2演化途径（a）和对流循环模式（b）

实线为石英在05mol/L NaCl溶液中的溶解度等压线；长虚线为石英在11mol/L的NaCl溶液中的溶解度等压线。圆点曲线是海水的两相边界线；短虚线为JADE区的静水压力。黑实线为岩浆房的静岩压力，代表了主水-岩反应带位置。PC是海水的临界点。点A和B分别是05mol/L的NaCl溶液（≈海水）在达到SiO2浓度为125mmol/L的等值线时的最高和最低温度。点C是11mol/L的NaCl溶液（2倍于海水）在达到SiO2浓度为125mmol/L的等值线时的温度。点D是溶液温度达到360℃、SiO2浓度变化于160～170mmol/L之间时的压力。点F是溶液温度达到422℃、SiO2浓度达到125mmol/L时的压力。E和H分别显示热水流体通过绝热冷凝和传导冷凝上升的途径

主流体-岩石反应带的流体温度可以根据热水流体中的SiO2浓度和石英溶解度来估计（图5-7）。在25MPa条件下，流体-岩石反应过程要将加热的海水的SiO2浓度提高到125mmol/L，而盐度基本保持不变（05mol/L NaCl），那么，石英的溶解度等压线将限定流体的最高温度和最低温度分别为385℃（点A）和300℃（点B）。点A非常接近于海水的气-液两相边界，这种流体在达到海底喷射之前，必定会发生沸腾，但流体沸腾的证据在包裹体观察中并未发现。如果加热海水的SiO2浓度达到125mmol/L，那么，其盐度将是正常海水的两倍（11mol/L NaCl），这种被加热的海水流体将处在气-液两相区内，低温截距将低于300℃（点C），这是与实际观测资料不一致的。尽管点C和B的温度与JADE区的流体观测温度一致，但显著低于流体包裹体的均一温度（350～392℃）。当点B和C处的流体，不论通过绝热上升还是传导冷凝方式，穿过火山岩系到达海底，其温度必定小于300℃，不仅低于喷射的黑烟囱流体温度（320℃），而且比测量的包裹体均一温度低了约100℃。

有两种可能的机制可以解释JADE区热水流体的异常高温：①长英质岩浆的结晶潜热（latent heat）；②岩浆流体向海底热水流体系统的注入。如果进入主水-岩反应带的循环海水只是从岩浆房顶部的前缘破裂带吸收过剩的热量，那么，加热海水中的SiO2浓度势必迅速增加（见图5-7a）。假定加热海水的温度由300℃（点B）提高到360℃，其SiO2浓度将由125mmol/L增加到16～17mmol/L（点D），显然高于JADE区的观测结果。如果被加热的海水温度为422℃，SiO2浓度为125mmol，那么，主水-岩反应带的深度将增加到海底之下2km处（点F），这显然比岩浆房顶部的前缘破裂带位置还深（图5-7）。

如果高温高盐度的岩浆流体与发生成分演变的冷海水混合，那么，混合流体的温度和盐度都将增高。因此，JADE热水区的高温（422℃）高盐度（＞64%）流体并不支持简单的海水对流循环模式（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983），相反，它要求岩浆流体对热水流体系统产生重要贡献。

4流体富δ18O的证据

流体的氧同位素组成可以根据热水石英δ18O值、全岩δ18O值、流体包裹体均一温度和水-岩反应温度来估计。在JADE热水区，富Zn-Pb-Cu浸染状矿体中热水石英的δ18O值，变化于123‰～147‰之间（表3-4），与之平衡的高温（350℃）热水流体的δ18O值变化于60‰～90‰之间，后者显示富δ18O特征。假定热水系统是相对开放的，在矿物淀积过程中石英的δ18O保持不变，那么，热水流体的初始态和终结态的δ18O组成，则可以根据石英-水的氧同位素交换系数（Matsuhisa et al,1979）和最高、最低均一温度（表5-3）来估算。

计算结果表明，在热水流体系统的初始演化阶段，与石英平衡的热水流体的δ18O值变化为83‰～90‰，类似于典型的岩浆流体（δ18O=6‰～8‰；Taylor and Sheppard,1986）。随着海水的混入和温度的降低，热水流体系统的δ18O值随之降低，变化于19‰～40‰之间。该δ18O值范围接近于黑烟囱流体的δ18O测量值，类似于日本黑矿成矿流体的δ18O值（0～5‰；Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983）。如果高温阶段的初始流体具有岩浆水的δ18O值（6‰～8‰），可以估计，在JADE热水区，当温度降至200℃时，热水流体系统中的冷海水约占总体积的53%～78%。

根据JADE热水区浸染状硫化物中的包裹体均一温度（200～392℃），估计热水活动中的流体-岩石反应温度介于220～330℃之间。假定未蚀变的长英质火山岩的δ18O平均值为80‰（Taylor and Sheppard,1986），那么，热水蚀变作用则将长英质火山岩的δ18O值由80%。提高到141‰，这意味着，在合理的W/R比值（05～100）和蚀变温度（200～330℃）下，与岩石发生反应的热水流体，其δ18O值应接近岩浆水的δ18O值（见图3-10a）。相反，如果海水（δ18O=00‰）与新鲜的长英质火山岩（δ18O=80‰）发生反应，将要求水-岩反应发生在非常低的温度条件下（180～100℃；见图3-10b），这显然与流体包裹体测温资料不符。根据石英的δ18O成分（表3-4），如果假定初始流体的 为60‰，而且与已蚀变的长英质火山岩发生反应，则可以较好地解释蚀变岩石的全岩δ18O值变化以及根据石英δ18O值资料估计的热水流体的δ18O组成。因此，可以认为，JADE热水区的岩石和热水石英的δ18O组成，记录了一个两阶段流体演化过程。早期阶段低温流体以海水为主，晚期阶段高温流体以岩浆水为主。

总之，JADE热水区海底之下1～15km处发育的浅位岩浆房及区域高热流异常、喷射热水流体的极度富气和异常高的CO2和CH4含量、热水流体的异常高温（330～390℃）和较高盐度（67%～75%）、以及热水流体的富18O特征和高R/Ra比值，均从不同角度证实，来自岩浆的流体对海底热水流体系统产生较大贡献。

不会！

泥土是极其珍贵的：只有是植物腐烂之后才产生泥土。我们随便捧起一抔泥土，他的历史就要超过一亿年。所以泥土是极其珍贵的——虽然在我们眼中他们是那么平凡。

岩浆会产生结晶，根据不同温度和岩浆突入地表的形态，会产生不同岩石，岩石风化之后产生沙粒，细小的沙粒中含有的有机成分可以供养一些植物生长，植物死后会变成泥土，多了就会产生更多的泥土。

但是泥土会因风暴迁移，黄土高原的厚厚泥土并不是植物倒下之后产生的，而是自然力大规模搬运产生的。

喷出的岩浆较快冷凝成岩，在成矿作用的水-岩反应过程中，主要起了提供有用物质的作用。侵入的岩浆包括高位岩浆房、中-深成侵入相、浅成侵入相和岩颈相的熔体，它们不同程度地发挥了三方面的作用（表5-5）。

表5-5 岩浆侵入体物质-能量场的作用

（一）形成热流场的局部热异常

从现代火山的实际测量可知，一般岩浆喷到地表时的温度范围大致是700～1250℃，其温度高低随岩浆性质而异，一般玄武岩为1000～1250℃，玄武安山岩可达1020～1110℃，安山质和英安质浮岩为925～990℃；流纹质熔岩和火山灰流凝灰岩为735～925℃。深部侵入的岩浆温度常常处于过热状态，比实验或计算的温度值更高些。

不同地壳类型热流场的热流值高低各异，其中最高的是活动大陆裂谷，平均热流密度为20×41868mW/m2，其次是活动大陆边缘和岛弧，其平均值为17×41868mW/m2，中、新生代造山带和岩浆活动带，虽然地表和浅部侵入体已经凝固，但其热流密度仍较高，约为16×41868mW/m2，反应了热流密度变化的继承性。从我国1000m深的地温分布和地温梯度（王钧、黄尚瑶等，1990）可以看出，地温较高的异常区与我国不同大地构造单元的边界、大型拉张和走滑断裂带，以及新生代、中生代和晚古生代火山岩分布区基本一致。火山岩地区的金矿集中区主要分布在中国东部中生代岩浆活动带，中西部晚古生代到印支期的复合造山带的地温梯度带，这种宏观的一致性，仅仅代表一种趋势，即现代的地壳浅部的热状态，有一部分与晚古生代—中生代的构造、岩浆活动带有某种继承关系。

从分布相对集中的金矿带或金矿区来看，与地壳继承性的热流和热状态表现了某种程度的相关性，但对于某个矿床特别是斑岩型和后矽卡岩型金矿来说，总是与特定的侵入体或侵入体群直接有关。即使是浅成热液型金矿也常与火山中心系统或破火山口系统有联系。火山岩地区不同类型金矿的蚀变分带和矿物组合的形成温度，都无疑地证明了不同深度定位的岩浆体是成矿热液的形成和对流循环的主要热源和驱动力。

火山岩浆大量地喷出，使有关地区重力场失去平衡，要通过重力均衡补偿作用进行区域应力场的调整。破火山口以及火山岩分布区局部的断裂裂隙系统都是在这种调整过程中形成的。由于破火山口和同步的断裂裂隙系统，比成矿热液的形成稍早或同步进行，所以常常成为火山岩地区的一种控矿构造。从这个意义上来说，岩浆作用不仅提供了与成矿有关的热流场的局部异常，而且造成了区域应力场的局部异常，这都是火山岩地区金矿成矿的有利条件。

（二）提供初生岩浆水和挥发组分

一系列从活火山区取样分析的结果表明，岩浆中挥发分的组成相当复杂，而且不同组成的比例变化较大，但是有一些具普遍意义的特点：水的含量最高，通常在90%以上；碳的化合物气体占第二位，其CO2常比CH4含量高；在高温时SO2比H2S更多，但在温度较低时H2S比SO2多；在卤素气体中HCl占优势，其次是HF，HF/HCl比值随温度下降而变小。大量的H2和少量的NH3常伴生出现；在喷气孔的升华物中，有比较多的NaCl，KCl和NH4Cl，并有数量不等的Na、K、Ca、Mg、Fe的氟化物和硫化物。现对若干主要起作用的挥发性组分作如下分析。

1岩浆和火成岩中的氯

卤素组分在火山岩和侵入岩中含量不高，主要赋存在角闪石、黑云母和磷灰石中，此外也可以赋存在方钠石、氟盐（NaF）和萤石中。卤素中氟常优先与含水矿物结合，如金云母、磷灰石等的（OH）可以部分或大部分被F所取代。与F的特征不同，Cl主要以HCl形式溶于H2O的流体相中。在不同的火成岩中Cl的含量变化较大，在大多数玄武质和花岗质岩石中，Cl含量一般小于200×10-6，但在过碱性的火山岩特别是玻璃质的火山岩中可以高达数个10-6。据不完全统计Cl在花岗岩中平均含量约为200×10-6，在玄武岩中平均含量为60×10-6，在晶质碱流岩中为400×10-6，在玻质钠闪碱流岩中为2400×10-6，在石榴碧玄岩和碱玄岩中为4700×10-6，在玻质碱流岩中为5600×10-6。在喷出的火山岩浆中，HCl比HF的体积常大几倍，而且两者的比值有随温度降低（特别是在300℃以下）而增大的趋势。如岩浆温度大于600℃和较低的压力下，HCl和HF的游离能力很弱，当温度下降时，富HCl的升华气体变成腐蚀能力很高的强酸，并与围岩发生强烈的水-岩反应，使一部分金属元素变成氯化物的配合物而活化、迁移。

2岩浆和火成岩中的硫

据不完全的统计，在淬火的大洋拉斑玄武岩玻璃中，硫含量为380×10-6，大陆拉斑玄武岩为107×10-6，而流纹质黑耀岩为（150～85）×10-6。温度从925～850℃之间硫在硅酸盐熔体中的溶解度降低。当在岩浆硅酸岩熔体中增加SiO2等氧化物，或增加氧化程度时，都将降低硫在硅酸盐中的溶解度。FeO组分的活度对硫在硅酸盐熔体中的溶解度也有制约作用。在玄武岩中可以存在两种硫化物相，可能是在一定温度下呈不混溶状态的两种硫化物的流体，其中之一是富铜的磁黄铁矿固溶体；另一种是不混溶的硫化物液体，结晶后为黄铜矿、磁黄铁矿和磁铁矿的混合物（Skinner和Peck，1969），是玄武岩内的结晶相。在安山质和流纹质的岩流中可以发现磁黄铁矿晶体被钛磁铁矿包裹的现象。火成岩中硫酸盐的出现，需要较高的氧逸度，也即比经常与硫化物矿物共生矿物的氧逸度更高些。碱性橄榄玄武岩、碧玄岩、霞石岩中硫酸盐和硫，比拉斑玄武岩中高，与SiO2的活度和氧逸度控制硫酸盐-硫化物平衡有关。大陆玄武岩在接近和喷出地面时，会发生去气作用，使其中SO2等硫的气体含量减少。

3岩浆和火成岩中的二氧化碳

火山喷发中CO2气体是常见而数量很大的组成部分，在火山喷发中的CO2常常是多源的。在碱性基性超基性岩及其派生的碱性岩组合中，具有从地幔深处带来的CO2。由于CO2在硅酸盐岩浆中溶解度较小，多半存在于流体中，一般认为金伯利岩物质从地幔上来的主动推动力是CO2为主的地幔流体。在碱性玄武岩的橄榄石斑晶中和地幔岩橄榄石中，可以存在高密度的CO2包裹体。在岩浆碳酸盐中常含有一定数量的甲烷、氟和烃类气体，通常都被认为是岩浆成因的。碳酸盐岩、霞石正长岩、煌斑岩和金伯利岩的共生表明CO2随二氧化碳活度的减小而溶解度变大。较富含CO2的碱性基性超基性岩浆以及相关的煌斑岩浆主要出现在大陆拉张的裂谷背景，煌斑岩类则见于更广的拉张构造背景。在大陆碰撞边缘和造山带的造山期后的拉张阶段形成的金矿区，常常有煌斑岩出现，而且煌斑岩成岩与金矿成矿时间相近，煌斑岩岩墙可以穿切金矿脉，而煌斑岩本身也受到金矿化，有的甚至达到了工业品位，在这种情况下，测定与金矿化有关的碳同位素组成时，就知其来源比较复杂。

4岩浆和火成岩中的水

火山喷发时放出的水蒸气以及熔岩气孔中包裹的水蒸气都不能代表岩浆的原生水——初生水，因为大部分水可以通过多种渠道从大气降水中补给，其中包括下渗地下水、下渗海水、沉积物中的水，以及下渗进入高位岩浆房中的大气降水。

岩浆和火成岩中所含的氢比氧少得多，岩浆氢同位素组成对于地下水或海水的加入比氧更加灵敏，所以可根据氘/氢的比值来判断 H2O的原生性和大气降水对岩浆水的影响程度，其计算方程为δD/H=。δD/H出现负值，表明样品中氘贫乏。根据火山岩浆喷发物快速冷凝的玻璃测定其δD/H，为-57%～-91%，其 H2O的质量分数为 00086%～0101%。按世界范围的超镁铁质岩和镁铁质岩测定的δD/H，为-60%～-80%。以上两种分析结果基本一致，所以通常认为δD/H＜-9%的水，都有大气降水的混染。

岩浆和火成岩中初生水的含量相当低，但不同地区和不同岩性，其水含量略有区别。基拉韦厄裂谷带4000m深的海底熔岩中的水含量相当稳定，平均为045%±015%（质量分数），相当于11%（摩尔分数）。在不同岩性的火山熔岩中，低钾拉斑玄武岩含水量为025%～05%，富碱的玄武岩中可达09%（JGMoore，1970）。流纹质黑耀岩中的水含量为009%～029%（Roce，1964）。对地表水化黑耀岩、珍珠岩和松脂岩中测得含水量达2%～8%的数据，都是与地下水发生低温交换的结果。

我们通过实验研究表明，在一般的成矿过程中，金在250～300℃以上时，主要以氯化物的络合物形式，从岩石中活化并进行搬运；在300～250℃以下，主要以硫化物的络合物形式搬运。氯和硫是岩浆挥发性组分中的重要组成部分，显然在金矿成矿热液中，岩浆也是氯和硫的补给源之一，对于浅成和超浅成侵入体来说，岩浆来源的氯和硫，比在大气降水热液中要重要得多。

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