Question

交代热液体系的矿化和蚀变特征

Answer 1

（一）铁矿体普遍伴有褪色蚀变

热液型铁矿床是我国主要的富铁矿床，它们普遍伴有明显的、规模较大的褪色蚀变。褪色蚀变有多种类型，主要有碱交代型，辉石交代型和有铁矿析出型等碱交代型——蚀变岩发生钠长石化或钾长石化，岩石中的暗色矿物辉石、角闪石、黑云母和副矿物磁铁矿等解体，生成大量钠长石等新生矿物。因此，钠交代与铁质活化有密切的成因联系（图13-26），随钠化增强，岩石中Na₂O含量升高，而Fe含量相应地减少，即钠化愈强，从原岩中析出的Fe质愈多。辉石交代型——少Fe或不含Fe辉石交代含Fe辉石，如宁芜玢岩铁矿床中的辉长闪长玢岩。为近黑色的深灰色，蚀变后呈灰色、浅灰色，原岩中的辉石为含Fe的普通辉石、易变辉石等，而蚀变后变为透辉石。赤铁矿析出型——在白象山等矿区，紫色页岩发生褪色蚀变后，Fe₂O₃+FeO平均减少的40%，其中FeO含量基本没有变化，减少的几乎都是Fe₂O₃，即在褪色蚀变过程中，紫色的微粒赤铁矿的铁被热液萃取。

图13-26 闪长岩、二长岩和辉绿闪长岩类遭受不同程度钠化后含Fe量的变化

（据赵一鸣等，1990）

1—磁海铁矿（据甘肃省地质局第二地质队，1977）；2—冀南地区铁矿（据沈保丰等，1977）；3—西安里铁矿（据原华北地研所，1977）；4—大冶铁山铁（铜）矿（据赵一鸣等，1965,1982）

虽然褪色蚀变有不同类型，但它们共同特征是，Fe质活化，褪色蚀变愈强，Fe的活化量愈高。由表13-7可见，我国很多热液铁矿床都伴有规模很大的褪色蚀变带。远矿的未蚀变原岩的TFe含量高，为2.07%～9.71%，平均为5.46%，近矿的褪色蚀变岩的TFe含量明显降低，为0.85%～4.89%，平均为2.22%。在褪色蚀变过程中，TFe的带出量为0.33%～6.00%，平均为3.24%，占原岩Fe含量的59%。在矿化蚀变过程中，矿体的形成需要大量Fe，而矿体周围大规模的褪色蚀变释放大量的Fe，显而易见，褪色蚀变为铁矿的形成提供了Fe源，因此，也成为矿源的重要标志，这是研究人员的共识。但有关是提供全部Fe源，还是部分矿源，在看法上还不一致，这可能是研究程度不够造成的。如梅山铁矿床，矿区内铁矿体虽都被控制，但蚀变范围远大于矿体，矿体下部及左、右、前、后的褪色蚀变岩均未控制，其实际规模远大于已控制的规模。根据矿区剖面资料，铁矿体与褪色蚀变岩面积之比为1:6，它们的体积之比应为1:（＞）12,12份褪色蚀变岩析出的Fe量为（4.92%+2.83%）/2×12=46.5%，超过了矿床矿石的平均 Fe含量（42%）。这就是说，褪色蚀变岩释放的Fe量完全能满足铁矿形成所需Fe量。

表13-7 中国部分热液铁矿床近矿蚀变岩与远矿未蚀变岩铁含量对比

国外很多热液铁矿床也与褪色蚀变紧密相伴。远离矿体的未蚀变原岩的Fe含量较高，范围为3.19%～11.32%，平均为6.52%，而近矿的褪色蚀变岩Fe含量显著降低，范围为1.14%～8.29%，平均为2.91%。在褪色蚀变过程中，带出的Fe量为0.52%～9.36%，平均为3.61%（表13-8）。将两表进行对比看出，我国和国外热液铁矿床在褪色蚀变过程中，析出的Fe量是比较接近的，都大于3%。在一些矿床中查明，褪色蚀变岩的体积为铁矿体体积的10～200倍，由它们释放的Fe量完全能满足铁矿床形成之所需。

上述两表中列举了一大批伴随失Fe褪色蚀变的铁矿床，但不是这类矿床的全部，甚至只是很少一部分。以宁芜地区玢岩型铁矿床为例，伴有蚀变分带和很大规模褪色蚀变岩石的矿床至少有 17个（向山、马山、梅山、南山、梅子山、凹山、太山、卧儿岗、吉山、和尚桥、陶村、钟九、白象山、和睦山、前钟山、其林山、姑山），但开展各蚀变带元素地球化学演化研究的矿床只有5个，还不到已知矿床数的1/3。此外，由于受传统成矿理论的束缚，对褪色蚀变岩未开展深入的研究，将失 Fe的蚀变岩误定为正常岩石，如角岩、白岗岩、细晶岩、正长岩、花岗岩、变质岩、砂岩等。

表13-8 国外部分热液铁矿床近矿蚀变岩与远矿未蚀变岩Fe含量对比

矿体周围大范围的失Fe褪色蚀变是交代热液成因铁矿床的特征标志，是矿化蚀变体系内Fe活化和再分配的结果。矿化和蚀变是同一体系的不同组成部分，是同一过程的不同区段，它们共存于一体，相互作用，相互影响，相互制约。铁矿化是通过就地取材实现的，矿化处得Fe，褪色蚀变处失Fe，因而得、失量相近。

（二）有色金属和贵金属等热液矿床常伴有成矿金属析出的蚀变

江苏铜井金矿床的Au来源主要有两个（陈上达等，1992）：一为蚀变霓辉正长岩，未蚀变霓辉正长岩的Au含量为4.3×10-9，钾长石化后 Au含量显著降低，为0.55×10-9～1.5×10-9，表明在钾长石化过程中，霓辉正长岩中的大量Au被活化；二为蚀变火山岩，铜井及其外围的娘娘山组火山岩的Au含量为6.7×10-9，蚀变后Au含量也明显降低，这部分被活化出来的Au，参与了成矿作用。上述例证可说明铜井金矿床中的Au主要来自岩浆岩，而并不是来自岩浆热液。

Борсуков（1968）对前苏联远东地区脉型锡矿进行了地球化学研究，查明锡矿化与花岗岩中Sn的活化密切相关。赋矿花岗岩Sn含量较高，为18×10^-6～20×10^-6，花岗岩中80%～100%的Sn集中于黑云母中，石英和长石实际上不含Sn。黑云母中的Sn以类质同象形式进入黑云母晶格，而不是独立的微细粒的锡石。

在含Sn脉体发育地段，花岗岩遭受强烈的蚀变，主要为长石的钠长石化和黑云母的白云母化。蚀变后的二云母花岗岩含Sn为12×10^-6，大大低于未受蚀变的黑云母花岗岩。白云母的Sn含量也低于黑云母。在白云母化过程中，含于黑云母中的Sn被从晶格中活化，一部分形成锡石颗粒保留于白云母矿物微裂隙中，另一部分则被溶液带走。Sn在白云母化过程中被带出，导致了锡石－石英脉下部花岗岩中Sn的负异常，如图13-27所示。花岗岩中大量的Sn被浸滤带出，进入热液。每1m³的白云母化花岗岩大约带出10～60 g Sn。这便是形成锡石石英脉的Sn的来源。

图13-27 前苏联某锡石－石英脉型矿床不同标高Sn的含量曲线（a），及垂直分带示意图（b）

（据巴尔苏科夫，1968）

I—Ⅳ矿体不同部位Sn含量曲线；1—第四系覆盖层；2—黑云母花岗岩；3—石英脉；4—锡矿体；5—云英岩化带；6—钠长石化、白云母化花岗岩

南天山乌奇阔什款花岗岩蚀变时白云母交代黑云母，白云母的Sn含量为70×10^-6，黑云母的Sn含量为420×10^-6，白云母中的Sn含量仅为黑云母中的1/6。这表明，在黑云母的白云母化过程中，极大部分的Sn被活化而转入热液。未蚀变花岗岩的平均Sn含量为20×10^-6，钠长石化后为5.5×10^-6，在交代过程中，大部分的Sn从岩石中释放出来，为成矿提供了充足的来源（Aкганов，1971）。

萨彦－阿尔泰地区的金矿床都产于蚀变岩中，原始和蚀变花岗岩的造岩矿物中Au的分布特征对比表明，所有交代岩的矿物中Au含量降低，特别是蚀变的黑云母和角闪石等。在碱交代过程中，花岗岩类岩石的Au含量从5×10-9，降低至3×10-9,40%的Au被释放出来。由于碱交代作用的范围相当广泛，因此，析出的Au量也相当大。如在奥利霍夫岩体中碱交代岩体积可达10km³，析出的Au量远超过矿区内矽卡岩和云英岩型金矿之量，所以，Коpоδeúнuков（1977）认为，花岗岩类的碱交代蚀变可为各类金矿床的形成提供充足的矿源。

Force（1998）对亚利桑那州Dripping Spring山地区斑岩的蚀变体系与成矿的关系进行了研究，计算结果表明辉绿岩在蚀变过程中释放出9Mt Cu，这是斑岩铜矿床Cu的主要来源。

Dilles等（1992）对内华达州Ann-Mason斑岩铜矿的矿化和蚀变关系进行了研究，结果表明，二长闪长岩的Cu含量＞50×10^-6，蚀变后Cu含量为20×10^-6，蚀变过程中释放出Cu 50×10^-6。斑岩型矿体产于蚀变岩内，矿体与蚀变岩的体积之比为1:180。

若180个单位体积蚀变岩析出的量都集中于1个单位体积内，则Cu含量可达0.9%（180×50×10^-6），高于工业铜矿石品位的下限值0.5‰。这表明蚀变过程中释放的Cu完全可以满足形成矿石所需的量。

上述例子清楚表明，矿化和蚀变不是一般的空间相邻和时间相同或相继关系，而是内在的渊源关系，蚀变是矿化的先导和基础，没有蚀变就没有矿化，矿化必定伴随蚀变，蚀变是矿之源，矿化是蚀变的衍生物。这是交代热液矿床的独有特征。由表13-9可见，不同矿种、不同矿化类型、不同蚀变岩石和不同矿化地区的共同特征是矿质来自蚀变。

（三）矿体周围有成矿元素负晕

热液矿床原生晕通常都被认为是正晕，是矿体周围成矿元素或伴生元素含量增高带。20世纪80年代，原生晕的概念发生了深刻的变化，Pя6цuков提出，矿床的原生地球化学异常是容矿岩石中该类型矿化所特有的化学元素含量异常（与背景值相比偏高或偏低）的地段，或是由于成矿元素带入或再分配（带出），使该元素发生了富集和贫化的近矿空间。

虽然，研究人员在理论上对原生晕开始有了新的认识，区分带入晕和带出晕，或正晕和负晕，但由于受传统成矿理论的束缚和分析测试水平的限制，在岩石地球化学图上所使用的元素异常下限值大多高于它们的地壳克拉克值（图13-28）。Mo、W、Pb、Zn和Cu的克拉克值（w_B/10^-6）分别为1.5、1.5、12.5、70、55，而它们化探分析的下限值相应为15、40、100、200、80～100。这种化探资料是难于认识带出晕和背景值的。

图13-28 热液矿床原生晕地球化学异常图图标（w_B/10^-6）

（据张本仁等资料，1985）

1—南泥湖钼－钨矿（王忠虎等，1985）；2—冷水坑铅－锌矿（邓尚明等，1985）；3—岔河锡矿（刘炳章，1985）；4—富家坞铜矿（朱炳球等，1985）；5—武山铜矿（许绍文等，1985）；6—城门山铜矿（朱炳球等，1985）；7—铜绿山铜矿（周亚特，1985）；8—白乃庙铜矿（赵仑山等，1985）；9—安基山铜矿（冯学敏，1985）

表13-9 国外部分有色金属和贵金属等热液矿床中近矿和远矿岩石的成矿元素含量对比

如上所述，大多数热液铁矿床都有规模很大的褪色蚀变，这种失 Fe蚀变是矿体周围的Fe的负晕。地壳丰度较低（＜0.01%）的微量元素，如 Cu、Pb、Zn、W、Sn、Mo、Au、Ag等热液矿床，是否与铁相似伴有原生负晕？这方面虽有人开展研究，但由于以往常规分析方法的检出限常高于它们的克拉克值，因此，无法确定负晕的存在（Skinner,1979）。近年来出现了许多灵敏度和精度均很高的微量元素分析方法，为查明成矿蚀变过程中微量元素的变化提供了技术条件。

通过对矿体围岩的成矿元素地球化学研究，季克俭等查明柿竹园钨矿床和西华山、漂塘钨矿床均有W、Sn、Mo的负晕，德兴斑岩铜矿床，城门山和武山铜矿床均有Cu的负晕。郑明华等查明豫南多金属矿床有Pb、Zn、Ag的负晕，治岭头金矿床有 Au的负晕。陈上达等查明铜井金矿床有 Au的负晕。王之田等查明乌奴格吐山钼矿床有 Mо的负晕。袁承辕等查明漠滨金矿床有Au的负晕等（表13-10）。由此可见，在热液成矿过程中，地壳的微量元素与宏量的造岩元素Fe相似，可伴随成矿元素的负晕，即围岩同样可为微量元素成矿提供物质。上述部分矿床负晕释放的金属量相当或大于矿床储量，它意味着这些热液矿床的成矿金属都是来自围岩。

表13-10 中国部分贱金属、稀有金属和贵金属等热液矿床中近矿和远矿岩石的成矿元素含量对比

（四）矿石的矿物组成与围岩成分密切相关

热液脉与围岩岩性的密切关系是众所周知的，灰岩和大理岩中有大量互不相连，断断续续的碳酸盐脉，硅质岩石中常常发育石英脉。这些脉体的物质来自围岩是公认的。但当石英脉产于花岗岩中及其附近，则硅质常被认为来自岩浆热液。那么，岩体中及其附近的脉体物质是否与围岩有关呢？由于多数成矿金属元素等在岩石中的含量甚微，有时难以判断其关系。幸运的是主要钨矿物都含造岩元素，如白钨矿（CaWO₄）含 Ca，黑钨矿〔（Fe、Mn）WO₄〕含Fe，根据钨矿床的主要工业矿物是否与围岩成分有关，就可了解热液物质的来源。我国钨矿床数量之多，规模之大，类型之全著称于世，白钨矿型、黑钨矿型以及它们的混合型均有，综合已有资料可以看出，白钨矿型钨矿床总是与富Ca岩石伴生，特别是与碳酸盐岩有关，而黑钨矿型矿床总是与含Fe岩石伴生。这在混合类型中也有明显表现，如在瑶岗仙钨矿床中，在灰岩（中－上泥盆统）和砂岩（中泥盆统）的界面上发育矽卡岩型白钨矿，在靠近灰岩的砂岩中发育含白钨矿的石英细网脉型矿体，而在离灰岩较远的花岗岩和碎屑岩中发育黑钨矿石英脉（图13.29）。这表明，主要钨矿物类型受围岩成分或围岩的Fe和Ca的含量控制，也就是说，钨矿物中的Fe和Ca来自围岩，或热液物质来自围岩。

图13-29 瑶岗仙钨矿床矿化类型及产出部位示意图

（据季克俭等，1989）

1—地层时代；2—花岗岩；3—网脉型；4—矽卡岩型；5—大脉型

（五）蚀变岩类型常常决定于原岩成分

矽卡岩是重要的热液蚀变岩，集中产于侵入岩的接触带中，其长度和延深与热液脉体相当，而厚度可远大于热液脉，为热液脉的几倍至几十倍。因此，矽卡岩的体积常大于或远大于热液脉体的体积。小规模热液生成物的物质来源似乎难于确定，而规模巨大的热液生成物相对较易确定。矽卡岩的产出明显受围岩岩性的控制。侵入体的接触带上并不是都有矽卡岩，只有当侵入体与碳酸盐地层或高Mg、Ca的火山岩等接触时才能生成。矽卡岩的主要造岩元素Si、Al、Ca、Mg的含量总是两种接触岩石的中间值。这一事实表明，矽卡岩生成受两种接触岩石成分的控制。若两种岩石的平均成分接近于矽卡岩，或两种岩石含有较多的矽卡岩成分，则这种接触带就具备了生成矽卡岩的条件。矽卡岩的双交代理论认为，在热液作用下，碳酸盐地层中的Ca、Mg向贫Ca、Mg成分的岩体方向迁移，而花岗岩中的Si、Al向贫Si、Al的碳酸盐岩方向迁移，在接触带上的热液中，Ca、Mg、Si、Al相互结合，形成矽卡岩。这种双交代理论是符合实际的，已得到众多研究者的公认。双交代理论实际上强调了矽卡岩的主要组分来自附近的岩石，暗示矽卡岩属交代热液成因。

矽卡岩可分Ca质、Mg质和Ca、Mg质3类，当花岗岩与贫 Mg（MgO含量通常小于2%）（赵一鸣等，1978）灰岩接触时，总是生成钙矽卡岩，与白云岩接触时生成镁矽卡岩，与白云质灰岩接触时生成钙镁矽卡岩。有时，与花岗岩接触的碳酸盐层中既有白云岩，又有灰岩，则在灰岩的接触带上出现钙矽卡岩，而在白云岩接触带上形成镁矽卡岩，如广东尖山矽卡岩铁矿床。上述现象表明，矽卡岩类型严格受碳酸盐岩成分控制，这也证实了矽卡岩物质或热液物质来自围岩。

（六）蚀变的分带性和带之间在化学成分上的互补性

围岩蚀变是热液矿化的普遍特征，通常不是单一的一种蚀变，而是由多种蚀变矿物组合构成的带状体。如在岩浆岩与碳酸盐岩接触带上可划分出下列蚀变带，（花岗岩→）钾长石化花岗岩→方柱石矽卡岩→透闪石化透辉石化矽卡岩→粒硅镁石矽卡岩（→白云岩），或（闪长岩→）透辉石化钠长石化闪长岩→透辉石化方柱石化闪长岩→石榴子石透辉石方柱石矽卡岩→透辉石矽卡岩（→大理岩）。柯尔仁斯基（1946）早就指出：“没有不具分带的交代岩。”交代岩既有水平分带，又有垂直分带，既有对称分带，又有不对称分带。通常，断裂裂隙充填型矿化脉体的围岩蚀变具对称分带，如三山岛金矿床（图13-36）。从脉状矿体向外，依次对称分布：黄铁绢云岩带－绢云母化花岗岩带－钾长石化花岗岩带－花岗岩带。而接触交代型蚀变和面型蚀变一般均为不对称分带，如矽卡岩型、斑岩型、玢岩型等。脉钨矿体具有明显的水平对称分带（图13-30）。而垂直分带常被人们忽视，实际上，紧靠脉壁的蚀变带由上往下变化，呈富云母云英岩－正常云英岩－富石英云英岩－钾钠长石化花岗岩。如把蚀变范围向深部扩展，则明显看出垂直蚀变分带从上至下为：云英岩带－钠长石化带－钾长石化带（图13-31）。由此可知，大范围的垂向蚀变分带实为矿床背景的整体蚀变分带，脉旁水平蚀变分带为局部的叠加分带。

同一矿床的不同蚀变带在化学成分上具有互补性。以宁芜玢岩铁矿为例，自深部向上至浅部，可分出10个垂向不对称的蚀变带，依次为碱性长石、方柱石、辉石、石榴子石、阳起石－钠长石、绿泥石－碳酸盐、黄铁矿－硬石膏、石英、高岭石和水云母。在蚀变过程中，各带的造岩元素是不稳定的，有的为带出，有的为带入。对Na来说，1、2、5、6带为带入，3、4、7、8、9、10带为带出（图13-32）。Na的带入带和带出带是互补的，即带入带内增加的Na可以来自带出带，或带出带内析出的Na可以进入带入带内。对其它造岩元素来说，与Na相似，均可分为带入和带出两类，如Fe,2、3、4、5和7带为带入，1、8、9、10带为带出。它们都具有互补性，即矿体的矿质来源是就地取材。