初论成矿流体及金属矿物富集系统.pdf

2002年 矿 床 地 质 MINERAL DEPOSITS第21卷 第1期 文章编号0258-7106 2002 01-0083-07 初论成矿流体及金属矿物富集系统 芮宗瑶 李荫清 王龙生 王义天 中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037 摘 要 在长期积累的有关金属成矿作用的研究资料和成果的基础上,吸收和借鉴相关学科领域的最新研究 进展,作者初步提出了一个新的金属成矿系统分类方案。本篇首先介绍10种成矿流体及其金属矿物富集系统的主 要特征,10种系统包括镁铁质岩浆中的堆积系统、 镁铁质岩浆与硫化物熔融体不混溶系统、 长英质岩浆与挥发相不 混溶系统、 热水中矿物子相析出系统、 热水与CO2不混溶系统、 热水与有机物不混溶系统、 变质热水矿物子相析出系 统、 地下水矿物子相析出系统、 地表水中的堆积系统和地表水中矿物子相溶解系统。 关键词 成矿流体 成矿系列 矿物子相析出 矿物子相溶解 中图分类号 P611 文献标识码 A 随着理论研究和实验技术水平的不断提高,流 体包裹体、 同位素地球化学、 矿床学和成矿动力学等 学科不断取得新成果和新进展,使我们有可能在长 期以来所积累的有关金属成矿作用的资料和成果的 基础上,从成矿流体的性质和特征入手,初步提出一 个新的成矿流体及金属矿物富集系统的分类方案, 为全面深入的理解金属成矿机制提供初步框架。 就成矿流体而言,自然界主要有4类流体系统 镁铁质岩浆、 花岗质岩浆、 热水和冷水,绝大多数金 属矿物在这4类流体系统中富集。流体系统的粘滞 度、 不混溶性、 饱和度及其开放性物质的带入带出 可能为金属矿物富集的主要制约因素,由这些制约 因素可以把成矿流体及金属矿物富集分为10种成 矿系统。 1 镁铁质岩浆中的堆积系统 该系统的主要金属矿床包括钒钛磁铁矿和铬铁 矿矿床等,它们的成矿富集机制主要是各个矿物子 相在粘滞度相对不太大的基性-超基性岩浆中按比 重大小发生重力分异而富集成矿,矿石的韵律构造 是重力分异的佐证。该系统的表达式可以写成 m S→S1 S2⋯⋯ Sn1 其中,m为镁铁质岩浆,S为凝聚相结晶矿物 的总和,S1、S2、 ⋯⋯Sn为各种矿物子相。矿物结晶 发生重力分异的温度范围为1 140～917℃陈正等, 1985 ,其中钒钛磁铁矿的形成温度为1 250～ 1 000℃卢记仁等,1988。 攀枝花镁铁质-超镁铁质侵入杂岩体中钒钛磁 铁矿矿床可作为这个系统的实例。该含矿杂岩体至 少由6个韵律层构成,每个韵律层由以偏基性斜长 石为主的岩层与以辉石为主的岩层组成,钒钛磁铁 矿矿体赋存于侵入杂岩体的中下部位。每一个韵律 层底部都形成具有正堆积嵌晶包含结构层,以此为 韵律层的底界。 长英质岩浆岩中迄今未发现具一定规模的、 由 重力分异形成的有用矿物堆积体,究其原因是该类 岩浆的粘滞度太大,阻止了有用矿物的大量堆积。 2 镁铁质岩浆与硫化物熔融体不混溶 系统 在自然界,基性-超基性岩浆通常为主相,而硫 化物熔融体为子相,在压力和温度都很高的条件下, 主相中可以混溶不饱和的子相,这是普遍现象。然 而,随着压力和温度降低,基性-超基性岩浆中硫化 第一作者简介 芮宗瑶,男, 1935年生,研究员,长期从事金属矿床地质及地球化学研究。 收稿日期 2001-05-15 ;改回日期 2001-11-12。张绮玲编辑。 1995-2004 Tsinghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd. All rights reserved. 物则可能达到过饱和。此时,子相必然从主相中分 离出来,形成独立的流体相,这便是镁铁质岩浆与硫 化物熔融体的不混溶。如果在较稳定的地质环境 中,硫化物熔融体就地在基性-超基性岩浆的中下部 凝聚,则形成原地熔融的铜镍硫化物矿床;如果在相 对活动的地质环境中,硫化物熔融体则首先在深部 基性-超基性岩浆中与铜镍硫化物熔融体分离,然后 多次上侵,形成多种多样的矿体。例如岩体上部星 点状悬浮矿体、 岩体中下部似层状和透镜状矿体、 岩 体下部或根部海绵陨铁状矿体和岩体底部块状贯入 矿体等。该系统的表达式为 m m1 m22 其中,m1和m2分别为基性-超基性岩浆和铜镍硫化 物熔融体。该系统的熔离温度范围介于1 698～1 140℃陈正等, 1985 ;汤中立1991 ,1995则认为 出现岩浆、 富矿岩浆和矿浆三层结构的温度范围介 于1 200～1 100℃。但是铜镍硫化物晶出温度为 600～400℃,个 别 甚 至 延 续 到200℃陈 正 等, 1985。 迄今,只在基性-超基性岩浆岩中发现铜镍硫化 物矿石,而在中性-酸性岩浆岩中却未发现,这是由 于硫的浓度随着岩浆基性程度增高而增高所致。 第1类和第2类系统皆存在于镁铁质硅酸盐熔 融体中,其中钒钛磁铁矿富集于富铁质硅酸盐熔融 体中,铜镍硫化物富集于铁镁质硅酸盐熔融体中,而 铬铁矿富集于镁质硅酸盐熔融体中。从富铁质到富 镁质构成基性-超基性岩浆岩自上而下的有序垂直 剖面,在自然界有时能见到这种完整的剖面,例如非 洲大岩墙。据推测,含钒钛磁铁矿的镁铁质岩浆代 表地幔初熔的产物,含铜镍硫化物的镁铁质岩浆代 表地幔中度熔融产物,而含铬铁矿的镁铁质岩浆则 代表地幔高度熔融产物。 3 长英质岩浆与挥发相不混溶系统 由于中性-酸性岩浆粘滞度较大,通常发生凝聚 相之间的重力分异作用的可能性很小,但是该系统 的挥发组分较高,而且随着岩浆上侵,各种强度参数 温度和压力等降低,硅酸盐岩浆中挥发组分 H 2O、HCl、HF、KCl、KF、NaCl、NaF、P2O5、SO2、 H2S、CO2等有可能达到过饱和,此时则形成一个独 立挥发相。这个子相的出现将改变原系统的许多功 能① 大大改变有用金属在各相中的分配系数,造成 有用金属在凝聚相、 硅酸盐熔融相和挥发相中分配 比例依次增高,绝大部分有用金属都集中于挥发相 中;② 大大改变各相之间的物质交换能力。例如原 来硅酸盐熔融体与凝聚相和围岩之间的物质交换是 很微弱的,主要表现为结晶矿物的环带和围岩接触 带1～2 m的热变质现象。如果出现独立挥发相,由 于该相与凝聚相和围岩之间存在巨大的化学位差 异,由此发生强烈的物质交换蚀变 对于已冷却的 岩体顶部和边缘可能产生钾硅酸盐交代、 钠硅酸盐 交代;对于碳酸盐围岩可能产生镁、 钙、 铁、 锰硅酸盐 交代夕卡岩化 赵一鸣等, 1990 ;对于泥砂质围 岩和火山岩等则可能产生黑云母化和长英质交代等 芮宗瑶等, 1984。这种条件下的物质交换范围有 时可达百米至数千米;③ 在岩浆高侵位时,由于挥发 相体积的快速膨胀产生巨大的机械能,可引发高位 岩体顶部及邻近围岩产生爆破角砾岩或爆破角砾岩 筒图 1 。 图1 花岗质岩浆与挥发相分离时引起系统体积膨胀和 所释放的机械能据Burnham等, 1980 ΔVr和PΔVr值是根据初始w H 2 O 为2. 7 的花岗闪长岩岩浆完全结晶获得的 Fig. 1 The change in volume and released mechanical energy caused by the separation of granitic magma and volatile component after Burnham et al. , 1980 ΔVr andPΔVr are for complete crystallization of the granodioritic magma with an initial H2O content of 2. 7 wt 在独立挥发相参与下,岩浆水与天水发生对流 循环,将岩浆岩和围岩中有用矿质带到物理化学梯 度最大的部位沉淀下来,主要形成以下4类矿床图 2 1类高侵位矿床,即斑岩型和夕卡岩型矿床,又可 划分2个亚类一是与 “I” 型岩浆高侵位有关的矿 48 矿 床 地 质 2002年 1995-2004 Tsinghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd. All rights reserved. 图2 花岗质岩浆的演化及其相关金属矿床据芮宗瑶等,2001 ①液相线;②假设高侵位岩浆w H 2 O 为2. 7 时的挥发相饱和线;③固相线 Fig. 2 The granitic magmatism and related metal deposits after Rui et al. , 2001 ①The liquid phase line;②The saturated line of volatile phase for the high-emplacement magma with a supposed H2O content of 2. 7wt ; ③The solid phase line 床,受控于高的氧逸度f O 2 10 - 20～10- 8 , 形成 铜钼金、 铅锌等斑岩型和夕卡岩型矿床;二是与 “S” 型岩浆高侵位有关的矿床,受控于低的氧逸度 〔f O 2 10 - 35～10- 12〕 ,形成锡、 钨等斑岩型和夕 卡岩型矿床。2类中-高中侵位矿床,以大脉型黑钨 矿矿床为代表。3类中侵位矿床,以花岗质岩体顶部 钨锡矿床和香花岭型矿床为代表。4类低侵位矿床, 以伟晶岩型矿床为代表。后3类矿床由于产出较 深,天水已微不足道,以岩浆水为主。该系统的表达 式可以写成芮宗瑶等, 2001 m→m′ S→m″ S v3 其中,m为长英质硅酸盐熔融体,m′ 和m″ 代表残余 长英质硅酸盐熔融体,S为凝聚相,v为独立挥发相。 m的温度变化于1 250～700℃,m′ 和m″ 的温度变化 于1 100～700℃,v相温度变化于950～450℃,主要 为800～650℃,成矿温度变化于450～180℃。 在高侵位2 km时,挥发相含量2. 7 ～3. 0 达到过饱和;在中侵位时8 km ,挥发相含量6. 1 ～6. 4 达到过饱和;在低侵位时18 km ,挥发相含 量9 ～10 达到过饱和Burnham等,1980。 4 热水中矿物子相析出系统 该系统包括众多矿床,又称广义热液矿床,分为 水下亚系统和水上亚系统。 水下亚系统包括海相火山岩中块状-层纹状硫 化物矿床邬介人等,1993和海相细碎屑岩中块状- 层纹状硫化物矿床Sedex型 刘宝王 君等,1990 ;祁思 敬等,1993。这类矿床最大的特点是矿石形成于海 底喷流热水系统,为块状-层纹状构造,金属硫化物 主要为黄铁矿有时高达70 ,含铜、 铅、 锌等1 ～22 。主要矿体呈层状、 似层状和透镜状,与围岩 呈整合关系。底部矿体属于细脉浸染状漏斗形,与 围岩呈交切关系。该亚系统上盘无蚀变,只有底板 见蚀变,如硅化、 绢云母化、 绿泥石化和钠长石化等。 海相火山岩中硫化物矿床产于十分广泛的地质环 境,从大洋中脊基性火山岩到岛弧中性火山岩 , 再到弧后盆地酸性火山岩 ; 海相细碎屑岩中硫化 物矿床主要产于克拉通边缘凹陷祁思敬等,1993。 水上亚系统包括与侵入体常印佛等,1991 ;段 国正等,1993、 陆相火山岩张德全等,1991、 沉积 盆地演化李希责 力等,1984、 韧性剪切带及区域高地 热梯度有关的地热泉型矿床等。它们均属于后生矿 床,矿体形态多样,产出空间广泛,例如断裂带、 不整 合面、 滑脱面、 折离断层面、 氧化还原过渡带的还原 带一侧、 多孔岩层及构造减压地段等,矿石构造为脉 状和浸染状等。 当热水中成矿组分处于不饱和时,热水则萃取 58 第21卷 第1期 芮宗瑶等初论成矿流体及金属矿物富集系统 1995-2004 Tsinghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd. All rights reserved. 流经岩石中的矿质;当热水中成矿组分由于一种或 几种强度参数改变而达到过饱和时,则发生成矿物 质的沉淀。特别是热水经过深循环而到达或接近排 放口时海底水下系统和陆地水上裂隙系统等 , 则 不可避免地导致金属矿物在有利空间中堆积。故本 系统被称为热水中矿物子相析出系统,该系统的表 达式可以写成 L→S1 S2⋯⋯ Sn4 其中,L为热水,S1、S2⋯⋯Sn为各种矿物子相。热 水的温度范围变化于400～80℃,通常硫化物沉淀温 度范围变化于300～180℃,各种强度参数与热水所 处地质环境密切相关。 5 热水与CO2不混溶系统 大多数金矿床的流体包裹体研究表明,热水与 CO2不混溶系统对于成矿是重要的李荫清,1994 ; 毛景文等,2001。在较高压力和温度条件下,CO2 溶解于热水中。一旦热水接近排放系统时,由于压 力和温度急剧降低,独立CO2相便会从热水中分离 出来。由于一部分气体被排放,会使热水的盐度略 有增高图 3 芮宗瑶等,1995。由于CO2与热水 发生分离,导致金大量沉淀。这种情况,与斑岩矿床 的岩浆二次沸腾十分类似。金矿富集程度与CO2浓 集度呈正相关,斑岩铜钼矿富集程度与岩浆二次沸 腾强度呈正相关。这种现象,在吉林五凤、 刺猬沟和 海沟等金矿床表现得很清楚。 类似于金矿床的还有许多与 “S” 型花岗质岩浆 有关的钨锡矿床等,其CO2很可能来自沉积源岩或 沉积源区的有机质分馏作用。这说明,热水与CO2 不混溶现象是十分普遍和重要的。但是CO2从热水 中分离出来对于成矿的影响究竟有多大,还需进一 步研究。该系统的表达式可以写成 L→LH2O LCO25 其中,L为含CO2的热水,LH2O和LCO2分别为相互独 立的H2O相和CO2相。金矿床的成矿流体温度范 围变化于400～100℃,其中自然金的沉淀温度为 250～150℃。钨锡矿床的成矿温度范围变化于350 ～250℃。 6 热水与有机物不混溶系统 许多与沉积盆地演化有关的金属矿床中的流体 包裹体研究表明,有一定量的有机烃类等包裹体 存在其中孙晓明等,2001 ,有时甚至可以看到石油 珠滴和沥青等。典型矿床如云南金顶铅锌矿床薛 春纪,2000、 广东长坑金银矿床和贵州烂泥坪金矿 床等。 推测有机配合物流体可能参与矿质搬运,即 图3 吉林五凤和刺猬沟金矿床的盐度-温度图芮宗瑶等,1995 这些浅成热液金矿床产于热水的排放口系统,随着部分气体逸出,盐度略有增高。临界温度界线是根据大多数流体包裹体处 于20 MPa条件下设置的 Fig. 3 Salinity versus temperature diagram of Wufeng and Ciweigou gold deposits in Jilin Province after Rui et al. , 1995 These epithermal gold deposits occur in the discharging mouth system of hydrothermal solution , and their salinities appear slightly high with the escape of part gases. The critical temperature boundary is given according to the value of most fluid inclusions under the condition of 20 MPa 68 矿 床 地 质 2002年 1995-2004 Tsinghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd. All rights reserved. 随着成矿流体从盆地深部运移到盆地边缘,并进入 同生断裂等排放系统时,成矿流体的温度和压力会 突然降低,导致有机配合物解体,引发矿质大量沉 淀。该系统的表达式可以写成 L→L水 L有机质6 其中,L为含有机物热水,L水和L有机质分别为独 立的水相和有机相。以金顶铅锌矿床为例,成矿流 体温度变化于286～150℃,主要金属矿物沉淀温度 变化于275～175℃薛春纪,2000。 第4、5和6系统均属热水系统。第4类热水系 统与火成作用关系更密切一些,成矿温度更高一点, 但是大多数矿床的成矿温度都在临界-超临界温度 之下;第5和6类热水系统与沉积作用关系更密切, 成矿温度比第4类系统低。由于全部热水系统都未 达到临界-超临界温度,故我们按正常地热增温率推 算,热水深循环的下限大约为11 km ,当然也不排除 个别例外情况。通常,热水循环深度一般是7～8 km左右,这是由大多数金属矿床的流体包裹体观察 和测试所得到的结论。 关于热水的来源有许多讨论,可归结为4类地 表水的下渗、 沉积成岩水的释放、 岩浆水的渗透和地 幔去气等。目前这些论点都有一定证据,但是热水 的主体为下渗的地表水已成定论,萃取作用对于热 液矿床是十分重要的,矿床的就位空间是热水系统 的排放口或其附近。 7 变质热水矿物子相析出系统 区域变质作用期间往往产生还原性较强的热流 体,这对于矿质迁移和聚集是不利的,故在此仅介绍 区域变质作用的三阶段成矿模式王秀璋等,1995。 亦即沉积阶段形成矿源层,变质阶段发生矿源层重 新组合,变质作用之后发生矿质活化而形成有用矿 质的工业堆积王秀璋等,2000。我们暂时将这类 矿床作为变质热水矿物子相析出系统的代表,其最 重要的实例为变质细碎屑岩型金矿。该类型岩石属 于浊积岩,多分布于被动大陆边缘,部分分布于活动 大陆边缘的半封闭海盆中,以泥砂质为主,常含有较 多有机碳及黄铁矿,大部分见火山物质,有时还出现 热水沉积,岩石金背景高,常构成含金岩系。 区域变质阶段由于矿源层重新组合会产生两方 面的效应① 使金从在沉积岩中处于难以释放状态 被炭质和粘土矿物吸附或与硫化物共沉淀变为变 质后的易释放状态在区域变质中,有机碳变成石 墨、 次石墨和碳沥青,大部分金摆脱了炭质吸附;或 与有机质释放出来的H2S和黄铁矿分解出的S2 -结 合形成硫金络合物发生迁移;或粘土矿物重结晶使 金释放出来 , 活化率提高10～50倍王秀璋等, 1995 ;② 使金从高级变质区迁移到低级变质区,富 集于准绿片岩相和绿片岩相中。 该类型矿床成矿发生于区域变质作用之后,又 可分为两个亚类① 活化带型成矿与区域变质时差 可以很大,达1 400～1 500 Ma ,如河台、 金山、 银洞坡 和猫岭等金矿;② 造山带型成矿与区域变质之间时 差较小,约达10～60 Ma ,如康古尔金矿等。 该类型矿床与韧性剪切带和区域构造岩浆活化 带具有千丝万缕的联系,故推测深部构造岩浆活动 15 ～20 km深可能对成矿有一定贡献。 该系统的表达式同 4 , 成矿流体通常为含CO2 的热水,成矿流体温度变化于150～400℃,主要成矿 温度为180～300℃。 8 地下水矿物子相析出系统 由剥蚀区带来的丰富矿质,随着地下水进入就 近的沉积盆地。开始,地下水处于氧化状态,矿质的 溶解度较大。一旦地下水由氧化相转变为还原相 时,亦即岩相为紫浅交替带,则地下水中矿质的溶度 积便会变得很小如铜铁的硫化物溶度积为10 - 19～ 10 - 39 , 矿质便会由迁移转向沉淀,在氧化还原带 紫浅交替带的还原带一侧堆积起来,形成矿卷矿 体 , 如杂色岩系中的铜矿、 铀矿、 钒矿和银矿等。这 类铜矿的矿化分带常呈现 “辉-斑-黄-黄”,即辉铜矿 带 → 斑铜矿带 → 黄铜矿带 → 黄铁矿带,有时在辉铜 矿带之前还有自然铜带。该类矿床分布于沉积盆地 靠近剥蚀区的一侧。该系统的表达式同 4 , 成矿流 体通常为地下水和建造热水,成矿流体温度从常温 到300℃,成岩与成矿时差变化很大。 9 地表水中的堆积系统 在海滨和河床等地表水体中,由于地表水具有 较小的粘滞度,处于运动之中的许多重矿物会发生 重力分异而富集成矿。 该系统的表达式可以写成 L S→S1 S2⋯⋯ Sn7 78 第21卷 第1期 芮宗瑶等初论成矿流体及金属矿物富集系统 1995-2004 Tsinghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd. All rights reserved. 其中,L为地表水,S为处于运动状态的含重矿 物的碎屑物总和,S1、S2、 ⋯⋯Sn分别为不同比重的 碎屑矿物。本类系统的矿床全部形成于常温常压之 下。 10 地表水中矿物子相溶解系统 在地壳表面的酸性风化壳中,常产有规模巨大 的红土型铁矿、 红土型钴矿、 红土型镍矿、 红土型金 矿和三水型铝土矿等,许多古代富铁矿也可能是古 风化壳型矿床。由于酸性地表水溶解一部分或大部 分硅酸盐组分 Al 2O3和SiO2等 , 可将有用矿质相 对富集起来形成有用矿物堆积。在有用矿物堆积过 程中无需地表水的长期浸泡,而只需要间隙性的将 不稳定组分带走腐植酸对于Al2O3和SiO2等组分 的带出起了重要作用 , 使留下的稳定性组分达到富 集的目的。该系统的表达式可以写成 L S→Sm-n8 其中,L为地表水,S为风化壳碎屑物总和,Sm-n代表 经过地表水的溶解后留存下来相对富集的有用组 分,矿床形成于常温常压条件下。 以上列述了10种 8 类成矿流体及金属矿物富 集系统的主要特征,初步对金属成矿机制进行了一 个主要概括和总结,为深入认识金属成矿作用过程 提供了初步框架。随着地球科学的不断进步,对成 矿机制的理解将不断加强和提高,上述分类方案也 将不断得以完善和发展。笔者将陆续撰写相关论文 介绍新方案的具体内容。 References Burnham C W and Ohmoto H. 1980. Late-stage processes of felsic mag2 matism[J ]. In Ishihara S and Takemouchi S , ed. Granitic magma2 tism and related mineralization[J ]. Min. Geol. , Spacial Issue , 8 1 ～11. Chang Y F , Liu X P and Wu YC. 1991. The iron-copper deposit belt in the middle-lower reaches area of Yangtze River[M]. Beijing Geologi2 cal Publishing House , 1～379 in Chinese with English abstract . 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