成矿作用特征
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发布时间：2022-04-23 21:56
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时间：2023-10-11 04:20
浅成低温热液区域覆盖的范围从几平方千米到几十平方千米。矿体通常赋存于时代与之相同或较老的火山岩、“基底”(变质沉积物和变质火山物质)和/或少数次火山岩侵入体中。矿体的形态变化很大，但其共同点是都产于古渗透带。矿体横向伸展几百到上千米(最大尺度)，含矿脉可能不超过一米到几米宽。垂向上，它们倾向被约束在≤600m的范围内，如在Pachuca-RealdelMonte矿区中的矿化实例。流体中溶解有大量气体能增大首次沸腾的深度(Hedenquist et al.，1985b)，而且这被认为导致了Baguio矿区中超过900m的矿化垂向间距(Cooke et al.，1996)。在ComstockLode这个例子中，成矿后的断裂可以扩大矿化的垂向间距(Vikre，19;Hudson，1993)。
构造、岩性和流体的组成影响成矿环境的渗透性(Sillitoe，1993b)。矿体常被发现于具陡倾角的脉(1～10m宽)、脉群、网脉以及不常见的低角度脉中。这些局部的断裂是区域尺度的伸展和转换拉伸应力*的产物，但在很多实例中，断裂有不到几米长的小分支。由于受岩石流变学的控制，它们需要脆性的破裂。
矿物通过热液的沉淀和溶解也影响着渗透率。在低硫化型环境中，渗透性由于石英、方解石的沉淀而降低。相对来说，渗透性在高硫化型环境中由于酸溶液导致岩石溶解以及晶簇状石英的形成而得到提高。如果流体在其中任何一个环境中溶解有大量气体并遭受快速降压，便会强烈沸腾而爆发，形成可渗透的角砾岩带(vanLeeuwan et al.，1990;Carman，1994)。
一、低硫化型矿床
矿石周围的矿物特征为区别低硫化型和高硫化型环境提供了诊断性的证据(图3-2)。
图3-2 低硫化型和高硫化型浅成低温热液矿床中的矿物分带简图
低硫化型矿床中的矿石，通常与含石英和/或玉髓以及较少、但是数量可变的冰长石、方解石、菱锰矿、含钾云母(伊利石或绢云母)、绿泥石和黄铁矿脉石有关。格子结构(板状方解石和其假晶)是常见的结构特征，以壳状和胶粒状条带形式，特别是存在于浅成的脉中。胶粒结构条带最常以非晶质二氧化硅形式沉淀(Fournier，1985)，随时间结晶成石英。在较深的脉中，粗粒晶质的梳状石英常见。金通常以金银矿或更少见的碲化物形式，伴随硫银矿、含硫的酸性盐、贱金属硫化物及黄铁矿出现。从脉的边缘进入周边的围岩，冰长石被伊利石取代，石英的量减少，黄铁矿则一直普遍存在。所有这些矿物反映了矿石的沉淀出现在一个还原、近中性pH值和低盐度水的条件下。深部和区域尺度的蚀变由一个青磐岩化组合构成，包括石英、绿泥石、伊利石、黄铁矿、方解石、钠长石、冰长石和绿帘石。蚀变的强度主要取决于是否存在一个易发生反应的围岩(通常是火山岩)、孔隙度和渗透性。
二氧化硅泉华沉积在沸腾或已煮沸的低硫化型流体流出的表面(图3-1a)。泉华通常以非晶质二氧化硅形式沉淀，但在5万年中结晶成石英(Herdianita et al.，2000)。二氧化硅泉华划分了古地表和古潜水面，而且常与包含明矾石、高岭石和蛋白石的蚀变组合出现在同一层位，这些矿物在酸性硫酸盐的蒸汽加热水存在的条件下形成(图3-1a)。在古潜水面和矿化之间(有时在矿化旁边)的深度，岩石不同程度的蚀变成粘土矿物(蒙脱石、夹层的伊利石-蒙脱石、伊利石、绿泥石、高岭石)和碳酸盐，脉被碳酸盐充填。这些矿物可以从富CO2、蒸汽加热的碳酸氢盐水中形成(图3-1a，Simmons et al.，2000)。
1.流体包裹体
流体包裹体数据被用于推测矿床形成深度附近的矿化流体的温度和成分，它们为低硫化型矿床的成因提供了重要约束。
流体包裹体数据主要来自于石英，也有数据是来自方解石、冰长石和半透明闪锌矿中赋存的流体包裹体。真正的原生流体包裹体通常出现在中到粗粒、自形石英晶粒内的生长环带中。在浅成低温热液矿床中，这种原生包裹体可能很难找，数据就主要取自次生包裹体。Sander等(1998)探讨了赋存于结晶和重结晶二氧化硅矿物中流体包裹体的有关问题。而且在很多矿床中，保存最好的流体包裹体出现在不与金共生的脉石矿物中，可能与矿石相隔几毫米到几米的脉状充填物。
大多数流体包裹体包含两个相(液相+气相)而且富含液体，液体体积以＞65%占主导。富蒸汽的两相包裹体也很常见。当气相所占体积＞98%，包裹体空洞与薄的液体薄膜排成一行，不易觉察，因此，通常不太可能从浅成低温热液环境中的富气相包裹体当中测得均一(Th)或冰点(Tm)温度(Bodnar et al.，1985)。
流体包裹体从不规则到圆滑的负晶状空洞，不规则形状与温度＜230℃有关，而圆滑的形状与温度＞250℃有关(Bodnar et al.，1985)。颈缩和气液两相捕获现象很常见，研究者通常注意避免包裹体受这些过程的影响。尽管这样，它们的影响通常在测流体包裹体单个期次的Th时，在很大范围内都可见。
均一温度范围从150～300℃，冰点温度范围从0～-2℃，指示盐度通常小于3.5%的稀流体(图3-1a)。Hedenquist等(1995b)指出，冰点温度在0～-1.5℃之间的可以完全归因于含水的二氧化碳，而不是通常所解释的溶解盐(以盐度表示)。在有些例子中，粉碎性研究或气体分析表明，冰点温度至少部分归因于含水的二氧化碳(Vikre，19;Sherlock et al.，1995)。在一些实例中，测得的冰点温度明显小于-2℃(Vikre，19;Cooke et al.，1990;Conrad et al.，1992;Sherlock et al.，1995;Scott et al.，1998)，表明有盐度超过10%的水存在。在没有明显卤水来源(如蒸发岩)的矿床中，这种高盐度可以用开放系统条件下变化的蒸发岩含量(蒸汽损失)来解释(Sherlock et al.，1995;Simmons et al.，1997;Scott et al.，1998;Simeone et al.，1999)。
由于静水压力梯度在活动地热系统中很常见(Henley，1985)，它们在浅成低温热液环境中被普遍采用。通过运用流体包裹体数据进行地质压力测定并为深度压力梯度设定一个静水沸腾点，估计矿化深度从古潜水面以下范围＜100m～＞500m。
2.稳定同位素
稳定同位素的测试在几个经常出现的矿物相中进行:石英、冰长石、方解石和粘土矿物中的氧，流体包裹体和粘土矿物中的氢，黄铁矿和相关硫化物中的硫，碳酸盐中的碳，它们主要被用来确定矿化溶液中水相和气相成分的源区以及帮助解释古水文特征。概括地说，硫和碳同位素与这些成分的岩浆起源一致，但是数据组合的分散使得具体的解释变得困难。氢和氧同位素的组合判定更为有用，可以用来解释水的组成进而解释源区，特别是在年轻的矿床中，矿化发生当时的局部大气水成分可以根据现代水成分被确切地解释出来。
水的氧同位素成分的解释是从特定温度下水和矿物相之间的平衡计算出来的(Matsuhisa et al.，1985)，因而由于平衡温度的不确定性，水的18O/16O值存在可变性，大约达到2～4。D/H值倾向呈分散趋势，高达千分之几十，可能是因为他们所测得的包裹体流体包括了几个期次。同位素组成的这些变化比从现代热液系统中测得的要大很多，因此对古代系统解释的范围不如对现代系统的清楚，例如现代系统中沸腾和混合的影响作用很容易识别(Giggenbach，1992)。
矿化水的氧和氢同位素组成一般都投在大气水线右侧，显示了18O/16O值的变化。局部的大气水通常是热液的主要成分。联系局部大气水成分和向大气水线右边延伸(水平的)的热液成分的线性排列被认为完全是围岩与大气水交换氧同位素的结果，而D/H比值中相关的增大得出了一个正向斜线，揭示了岩浆水的加入(Giggenbach，1992)。尽管数据不是决定性的，但它们可以说明，在低硫化型浅成低温热液矿床中，岩浆水可能贡献了矿化溶液全部同位素组成的10%或更多(Simmons，1995)。
二、高硫化型矿床
高硫化型金±铜±银矿石与石英、深成粘土矿物、云母和硫酸盐脉石矿物紧密相关。深成的铜蓝、明矾石和自然硫非常典型。一些在低硫化型矿床中常见的矿物(如方解石、菱锰矿、冰长石)在高硫化型环境中缺乏，并且开放空间的充填结构相对不太普遍。
很多高硫化型矿床的特征是，有一个中心残留或晶簇状的石英环带，这里被认为是酸性流体(pH＜2，Stoffregen，1987)强烈淋滤和蚀变的场所。典型的脉石矿物包括石英和少量明矾石、粘土矿物(叶蜡石、高岭石、迪开石)、水铝石、重晶石、氯黄晶、自然硫、铝-磷酸盐硫酸盐(APS)矿物、金红石-锐钛矿以及黄铁矿。矿石矿物包括自然金、金银矿、锑硫砷铜矿-块状硫砷铜矿-块状硫锑铜矿、砷黝铜矿-黝铜矿、辉铜矿、斑铜矿、黄铜矿、铜蓝以及碲化物。矿石矿物可以出现在由酸淋滤长石、其他斑晶相和角砾岩碎屑产生的次生孔隙(“晶簇”)中。基质完全被石英、少量明矾石、粘土矿物、金红石(或锐钛矿)以及黄铁矿所交代。在原岩是隐晶质的地方，块状的石英有可能形成。除了晶簇和块状石英，高硫化型矿石还可能出现在块状硫化物脉、石英-明矾石-粘土矿物脉以及角砾岩中。
明矾石-石英、高岭土-叶蜡石、蒙脱石-伊利石以及青磐岩化带从残留石英和矿化脉向外延伸超过1～100m(大多数2～4m，图3-2)。这些矿物带之间的接触可以非常截然。绢云母和叶蜡石可以向深部延伸到一些高硫化型矿床之下。同时代且成因上相关的斑岩型Cu-Au矿床被发现于一些高硫化型系统的下部或边部(Sillitoe et al.，1994)。
在很多高硫化型矿床中，晶簇石英和粘土化带之间存在明显的渗透性差异。深度风化可以强烈影响残留石英带、淋滤硫化物，在矿山开采环境深部发育次生的铁氧化物和氢氧化物以及黄钾铁矾，甚至将它们完全淋滤出来。相对的，渗透性差的高级粘土化带通常对风化更具抵抗性，而且在接近现代侵蚀面的地方可以包含新鲜的黄铁矿(Gray et al.，1994)。
1.流体包裹体
成矿中普遍的侵蚀环境*了流体包裹体研究材料的获得。大多数据来自于石英晶粒充填的晶簇，尽管这些通常是晚期的，还有来自于暂时没有受压力应变的石英斑晶中的次生包裹体。数据也有来自硫砷铜矿、明矾石、重晶石、黄铁矿、闪锌矿、硬水铝石、菱铁矿和钨锰矿。大量的次生流体包裹体踪迹使得对原生流体包裹体的识别变得困难(So et al.，1998)。在少量的例子中，原生流体包裹体被证实出现在自形石英晶粒的生长环带中，尽管它们与矿石成因的关系还不清楚。
高硫化型矿床大多数含有两相(液相+气相)流体包裹体。尽管富液相和富气相包裹体都能被认可，但大多数学者都不提倡把沸腾作用作为沉淀的一个重要机制。在一些矿床中还证实，室温下存在很少的多期次卤水包裹体，除了包含液体和气体±其他子晶相之外，还有石盐子晶(Losada-Calderon et al.，1990;Hedenquist et al.，1994;Arribas et al.，1995b;Ruggieri et al.，1997)和CO2的三相流体包裹体(如紫荆山矿床，So et al.，1998)。
一些高硫化型矿床仅含有低盐度的(＜1%～5%)、中等温度的(Th=100～350℃)两相流体包裹体。其他一些矿床拥有具相似均一温度范围(有报道过一些超过400℃的Th值)的流体包裹体，但是盐度范围更加宽泛(＜1%～46%，Arribas，1995)。根据流体包裹体地质压力计，对高硫化型矿床中潜水面以下的古深度估计范围为150～300m、60～680m、300～700m，以及～200～900m。
2.稳定同位素
氧和氘同位素研究显著推进了人们对高硫化型矿床形成的认识。适合测试的多种含水矿物出现在高硫化型矿床中的不同部位和共生阶段(如明矾石、高岭石、伊利石)。含水相和石英的氧和氘同位素分析使得单个矿床中流体演化和水的来源具体化。
总的来说，明矾石的氧和氘同位素组成与岩浆来源的水中的沉淀物一致。根据氧和氘的同位素组成，沉淀出深成粘土矿物、二氧化硅和矿石矿物的水具有更多大气水成分，它与沉淀出明矾石的水有关。
硫同位素数据是从硫化物、含硫的酸性盐以及硫酸盐矿物(如黄铁矿、硫砷铜矿、方铅矿、闪锌矿、明矾石、重晶石)和自然硫中获得的。这些数据被用来示踪硫的来源、推测流体的成分，以及用作地质温度计，尽管大多数浅成低温热液矿床中的硫同位素组成大于零，但硫的来源被认为是岩浆来源。使用黄铁矿-明矾石同位素对，计算出的平衡温度范围从180～420℃，与热液流体中SO2发生歧化反应的温度一致(Arribas，1995)。
在很多矿床中，硫化物具有特征的负δ34S值。硫化物和含硫的酸性盐的负硫同位素组成与在氧化条件下硫化物的沉淀一致，由氧化还原控制的同位素分异驱使32S在硫化物和含硫的酸性盐中富集(Heithersay et al.，1995)。同时沉淀的硫酸盐变得越来越富集34S，导致δ34S值有超过+30的趋势。
三、现代环境中的浅成低温热液型矿化
现代地热系统提供了一个热液活动的矿物产物在已知温度、压力、流量和化学成分下直接与共生流体进行比较的背景。通过对火山弧中几个系统的钻孔而使低硫化型浅成低温热液环境得到了研究(如日本、菲律宾、印度尼西亚、美国、墨西哥)，但是最好的研究是在新西兰，如贵金属和贱金属都有沉积的Broadlands-Ohaaki。相对的，高硫化型环境只是通过对活火山的热特征以及它们喷发过程中喷射出的热液蚀变物质进行的地表研究被认识，如White Island。这两个例子都位于Taupo火山带，提供了一个在同样现代地质背景下研究浅成低温热液型矿床两个亚类的独特机会。
1.Broadlands-Ohaaki
Broadlands-Ohaaki有许多在图3-1a中显示的低硫化型环境的特点。在Broadlands-Ohaaki约8km2的面积上有超过50个钻井。这当中的大多数都是垂直的，深度从400～2600m。深部初始(未沸腾)流体被高浓度的溶解气体(约200×10-6CO2和100×10-6H2S)稀释(约1000×10-6Cl)。它是近中性pH值、还原的，是造成长英质火山围岩在温度≥250℃时广泛蚀变成石英、方解石、伊利石、冰长石、钠长石、黄铁矿和绿泥石的原因。贵金属和贱金属矿化出现在3种空间上截然不同的环境中:在地热井的水垢氧化层和沉淀物中、Ohaaki池中，以及热液蚀变岩石的晶簇和脉中(Simmons et al.，2000)。这些地热井中的水垢和沉淀物包含最高浓度的金和银，而且对理解低硫化型环境中的成矿过程非常重要。
生产井的钻探为氯化物水提供了上升到地表的流动通道。这里，陡的压力梯度促进高质量流量、快速蒸发和矿物沉淀。例如，板状方解石沉淀的深度是在由于CO2出溶而开始在井的流入点附近发生相分离的地方。这种沉积物向井上延伸仅100～300m。在地表管道中，金银矿和黄铜矿沉积在背压面上，达到高达5%金和17%银的可观含量(Brown，1986);在这些物质以及分离器的下游，非晶质二氧化硅沉淀物有所出现，通常是在胶粒结构壳状条带中。在一些实例中，沉淀物和岩石碎屑被流水带到地表，这些物质在拦河坝沉淀，在此处氯化物水释放到大气中。这些疏松的物质由非晶质二氧化硅、硫化物和岩石碎屑组成，含高达100×10-6金和1000×10-6银(Simmons et al.，2000)。
Brown(1986)指出，Broadlands-Ohaaki深部沸腾前的氯化物水含大约1.5×10-9金和8×10-9银，与之后用陶瓷内衬、向下钻进的取样机收集的水所做的分析一致(Brown et al.，1997)。根据这个以及整个系统的平均上流速率(约100kg/s)，Brown(1986)计算出在大约00年中会有2.84×107g金流过系统。与井相比，被氯化物水热液蚀变的火山岩含金和银的量很低，最大值大约为1×10-6金和＜5×10-9银，尽管有一些零星的浸染状和脉状闪锌矿、方铅矿和黄铜矿出现(Simmons and Brown，2000)。
地表的矿化局限在Ohaaki池(800m2)中，它在开发之前流出一种氯化物-碳酸氢盐水(Hedenquist，1990)。在1957年，一种橘红色的絮状物被观察到，这之后几年，它也加入二氧化硅泉华一起附着在池子内壁。分析表明，沉淀物包含非晶质锑硫化物(变辉锑矿)，具有高含量的金(85×10-6)、银(500×10-6)、汞(2000×10-6)、铊(630×10-6)、砷(400×10-6)和锑(10000×10-6)。这种矿化与在Waiotapu的Champagne池以及在Rotokawa的酸式硫酸盐-氯化物泉的矿化相似。所有这些最有可能共同拥有一种常见的形成机制，涉及在酸性溶液中从贵金属欠饱和的溶液中有效纯化含水的金和银到非晶质的砷-锑-硫胶态化合物(Renders et al.，19)。尽管这种矿化形式在低硫化型矿体中未被发现，这种金的纯化过程可能与卡林型矿床有关，金和砷在那里显示出很强的相关性(Hofstra et al.，2000)。
在自然状态下，Broadlands-Ohaaki系统中并未形成矿石级别的贵金属矿化，尽管深部的流体在运移大量含水的金(Simmons et al.，2000)。取而代之的是，矿石沉淀必需的渗透性通道通过钻井而形成，通道中沸腾的高质量流持续不断，这加强了浅成低温热液型矿床主要是金属沉淀有效发生的地点这一概念。
2.White Island
White Island现在是新西兰Taupo火山带中最为活跃的火山，也是一个现代高硫化型浅成低温热液系统的场所(Hedenquist et al.，1993)。复式火山锥由安山-英安质熔浆建造，从浅海底向上升了700m。与海平面很近的主要火山口底部包含高温的喷气口和与去气安山岩浆有关的酸性泉水。海水的侵入被硬石膏的沉积阻断，形成了密闭环境，使岩浆热液系统孤立。因此，喷气口释放物直接来自于下面的去气岩浆。来自火山口的安山质喷出物包括遍布和裂隙控制的方石英-明矾石-硬石膏-黄铁矿蚀变组合以及明矾石、硬石膏、绿泥石和少量黄铁矿充填的脉。共生硫酸盐对的δ34S分析指示有SO2的歧化反应和380±50℃的平衡温度。
从White Island释放的岩浆气体具有SO2/H2S气体缓冲附近的氧化电位，与高硫化型浅成低温热液矿床推测所需的氧化条件一致(Giggenbach，1987)。根据热输出(约350Mw)和SO2流量以及悬浮物气体取样，在岩浆气体地幔柱中的铜和金的日流量为280kg和0.1kg(Hedenquist et al.，1993)。在这个速率下，2.84×107g的金在约850年中释放出来。但是，没有证据表明现在仍还有大量的铜和金在热液系统中沉淀(Giggenbach，1987;Hedenquist et al.，1993)。所以，像Broadlands-Ohaaki一样，White Island也表现出缺乏一个金属沉淀的有利环境，但是结果表明，钙碱性岩浆可能是金属运输配位体和金属自身的来源。
