• 岩浆热场与热液众金属成矿功用

    矿产

      2015年1月地质科学 CHINESE JOURNAL OF GEOLOGY doi:10.3969/j.issn.0563—5020.2015.01.001 岩浆热场与热液多金属成矿作用 (1.中国科学院地质与地球物理研究所北京100029;2 中国地质调查局天津地质矿产研究所天津300170) 摘要岩浆热场指的是很短时间内一个局部地区出现的岩浆活动使该区域地热梯度明显上 升,形成局部区域的瞬间热场。热场的规模通常很小,离岩体约几米至几千米。范围、规模 和形状与侵入体的温度、成分、形态、大小、侵入深度以及流体、构造、围岩性质等有关。岩 浆热场最重要的意义在于它是流体赖以上升的场所。岩浆热场不同于地热场的一个重要区别 是,岩浆热场往往伴有流体的活动,是流体循环、上升、汲取地壳中有用金属元素的场所。 文中讨论了岩浆热场与热液多金属成矿之问的关系,讨论了岩浆热场在岩浆热液矿床、热泉 型矿床、热水沉积矿床以及变质热液矿床成矿过程中的作用。岩浆热场对于热液多金属成矿 作用的影响是非常明显的,它从一个新的角度解释了成矿为什么是多金属、多成因、多来源 等问题。文中强调指出,岩浆热场说解释了为什么大规模岩浆活动与大规模成矿作用密切相 关,指出大规模岩浆活动产生的热效应不是l+1=2,而是1+1>2的效果。即它可以在一个局 部范围内把岩浆热场从一个开放体系变为封闭体系,在这个封闭体系内,围岩可以达到更高的 温度,热可以持续更长的时间,促进热场范围内流体的对流循环,使流体可以从围岩中汲取尽 可能多的有用金属元素,起到单个岩浆无法比拟的效果。许多大型一超大型的多金属矿床即可 能与这种作用有关。从热场说角度来看,大规模岩浆活动的成矿潜力几乎是无可限量的。文中 还讨论了岩浆热场说的原理及应用中存在的问题,指出岩浆热场说与成矿的关系非常值得关 注,它也许可以改变目前对成矿作用的某些固有认识,开拓出一个新领域。 关键词 岩浆热场 多金属成矿作用 热液矿床 大规模岩浆活动热水沉积矿床 热泉矿 床流体 中图分类号:P314.2 文献标识码:A 文章编号:0563—5020(2015)0卜001—29 “岩浆热场(magma.thermal field)”又称岩浆的“热效应(thermal effect或effect heat)”、“热传递(thermaltransfer heatconduction)”、“热梯度(thermal gradient)”。它 不是一个新概念,国外100多年前就对它进行过研究(张旗等,2013,2014a,2014b, 2014c)。岩浆热场是相对于地热场而言的,指的是在一个很短的时间内,在一个局部的 地区出现的岩浆活动,使该区域地热梯度明显上升,形成一个局部区域的瞬间热场。热 场的规模通常很小,离岩体约几米至几千米。热异常和等温线叠加在地热场之上,围绕 侵入体分布(图1)。岩浆热场范围的大小和形状与侵入体的温度、成分、形态、大小、 侵入深度以及流体、构造、围岩性质等有关。岩浆热场说是建立在岩浆物理性质和岩浆 +国家自然科学基金重大研究计划项目(编号:91014001)和国家自然科学基金面上项目(编号:41272065)资助。 张旗,男,1937年9月生,研究员,岩石学和地球化学专业。E-mail:zql937@126.COll 2014-03-21收稿,2014—10—15改回。 万方数据 万方数据 张旗等:岩浆热场与热液多金属成矿作用3(2)岩浆热场一个重要的作用是解决了为什么大规模岩浆活动与大规模成矿作用密 切相关的问题,即在哪里可以找到更大、更多的矿产资源问题。这归因于大规模岩浆活 动所产生的热效应不是1+1=2,而是1+1>2。即在若干岩浆侵入体之间的局部范围内 造成一个封闭体系,在这个封闭体系内,围岩可以达到更高的温度,热可以持续更长的 时间,这将有利于流体的对流循环,有利于流体从围岩中萃取更多的金属元素,起到单 个岩浆无法比拟的效果。从热场说角度来看,大规模岩浆活动的成矿潜力几乎是不可限 量的。举凡大型、超大型热液多金属矿床,几乎没有不受1+1>2这个因素的影响。 (3)岩浆热场与煤变质程度、煤层气以及油气的生成、运移、聚集、形成和保存有关 是笔者始料未及的。早在20世纪80年代,杨起等(1981)就对中国煤的生成及变质作用 与岩浆活动的关系进行了精辟的研究,指出了中国煤质分布与岩浆活动的密切关系。岩 浆热场对煤和油气生成、运移、聚集的影响主要表现在:加速烃源岩的热演化,使生油 门限变浅,使烃源岩进入高成熟或过成熟,使烃源岩中残余有机质丰度降低。其实,煤 田和石油地质学家对岩浆活动以及侵入体热效应的研究比岩石学家还要关心、仔细和深 入,他们做了许多岩石学家应当做而未做的事情,推进了岩浆热场学说的发展(张旗等, 2014b,2014c)。 (4)岩浆热场说还催生出一个“成矿组合”概念,所谓成矿组合是指在一个或大或小 的区域内,在岩浆活动集中的时间范围内,在岩浆热场的统一作用下所形成和影响的所 有矿床,不论成因和矿种,均属于一个成矿组合。其对于找矿的启示是:首先,可以从3 个不同的级别上(大规模岩浆活动级别,成矿带、成矿区、矿集区级别,单个矿床级别) 规划找矿布局;其次,在岩浆热场的统一影响下将金属矿床和非金属矿床、热液矿床和 沉积矿床、无机质矿床和有机质矿床联系起来;第三,推进不同种类矿床(热液多金属 成矿、煤矿、石油天然气成藏)研究的互补和交流。 本文主要介绍岩浆热场与热液多金属成矿的关系,而岩浆热场与煤化程度和煤层 气、油气成藏的关系、与成矿组合的关系,笔者将另文介绍。 1岩浆热场的概念和特征 岩浆热场是什么概念?它能够解决什么问题?与多金属成矿有什么关系?是本文 特别关注的。 炽热的岩浆侵位必定在周围形成一个热场,“岩浆热场”的术语很早就出现在国内 文献中,但是,把岩浆热场作为一个科学概念加以阐述并不多见。早在20世纪90年代 罗文积等(1997)以及於崇文等(1998)就表述了对“岩浆热场”的认识。罗文积等(1997) 指出:“花岗岩浆侵入围岩必然要形成一个以岩浆熔体为中心的热场。花岗岩浆缓慢冷 却的时间可达数百万年,而建立一个放射成因热场一般也需要数百万年时间,一旦确立 就可以长期保存下来。花岗岩浆的温度大约在700~800以上,过热的岩浆还可更 高些。当这些高温熔浆大规模侵人围岩时,它将有足够的时间和热容量使围岩增温形成 热场,并引起围岩热力变质。与侵人体直接接触部分温度较高,随远离侵入体围岩温度 逐渐降低,形成一个以岩浆熔体为中心的热场,并出现一个明显的由内向外递降的温度 梯度。侵人体对围岩的热力影响有一个较大的范围。岩浆热场范围的大小和形状还与 万方数据 d地质科学 2015正 侵人体的温度、成分、形态、大小、侵入深度及围岩性质有关。”於崇文等(1998)指出: “岩浆侵入引起热异常,导致地壳局部流体(地下水)发生自由对流。岩浆侵入事件对于 热液成矿而言有两个重要的事实不容忽视,一是岩浆人侵携带的成矿物质,其二是岩浆 热场导致流体的循环流动。实际上,后者对于成矿富集更为重要,因为岩浆携带成矿物 质的量相对围岩而言虽然较高,但还远不是矿体本身。现在已经证明只要有一个相对稳 定的循环流体存在,即使流体内成矿物质的浓度很低(从10“到10。量级),也可能富集 成矿。” 1.1花岗岩浆的热演化过程 花岗岩浆作用包括4个单独且可以量化的演化阶段,即产生、分离、上升和侵位 (Petford et a1.,2000)。这4个阶段是在10~一106 m的长度范围内进行的。假定大陆地 壳的平均厚度为35~40 km,地热梯度为20 oC/km,这种情况尚不足以使下地壳底部发 生部分熔融(通常>800)。最近对天然岩石的实验指出,下地壳部分熔融大多是在缺 水的(fluid-absent melting)条件下由角闪石和黑云母的分鳃产生的。因此,现在所了解的 部分熔融温度比早先认为的要高,如泥质岩的部分熔融温度在800左右,角闪岩部分 熔融温度则接近950 oC(Petford et a1.,2000)。Petford et a1.(1993)在上述研究的基础 上,按照这4个阶段,建立了花岗岩浆形成的统一模型(表1)。 在力学性质上可以将流 体两大类,花岗岩浆在某种意T。ble 1Th。fo。p。。。。。。。。。p。。。ibl。f0,g。。it。。。g。。ti。。 义上也是一种流体,主要表现 为非牛顿流体行为(Huppen Sparks,1988)。花岗岩浆主要是一种“晶粥”,具有很 高的粘度,能够接受应力而产 生应变。 按经典理论,岩浆与围岩 间的密度倒置(浮力)造成的 重力失稳是导致岩浆上升的 主要原因。岩浆之所以能上 升并侵位到地壳较高层次,是 因为岩浆的密度比围岩低。 continentalCnlSt,and estimated timescales(Petford et a1.,1993) 过程 大地构造背景 机制 矗无流体岩浆弧(伸展/压缩)岩浆底侵/岩浆板内侵位 102~105 誓伸展,挤压变淼裂::i:::: 岩墙/通道流动主要为伸展 上浮或变形流动 101。102 伸展/挤压上浮 105。109 茬伸觥压黼瓣毪102—104 构造、模拟和数字的模型表明,在1015/s(岩石圈的平均值)和10。10/s(几个比值结果平 均的岩石圈应变速率)应变速率条件下,侵位岩浆的空间是可以通过侧向断层张开、顶 部扩展和生长的岩浆房底盘的下降共同实现的。 岩浆上升的速度与粘度呈反比,利用粘度、密度及裂隙宽度之间的关系式可计算岩 浆上升的速度。马昌前等(1994)根据对房山岩体包体的研究,估计岩体上升的最小速 度为4.53x10~m/s一2.53x10~m/s。浦路平等(2001)以姑婆山花岗岩为例,用岩石成 万方数据 张旗等:岩浆热场-j热液多金属成矿作用5分、包体大小及其密度值、地质温度计和从压力计算出的各种参数,求出岩浆上升的最 小速度为5.392 cm/s。 岩浆上升的速度有相当大的差别,含地幔捕虏体的碱性玄武岩上升100 km仅需 0.6~12天,而花岗岩底辟体需3.2到32 ka(罗照华等,2007)。热力学和流体动力学分 析表明,花岗岩类熔体呈岩墙上升是一种可行的运移机制。计算表明,一种粘度为 106 Pa-s数量级、岩浆与地壳之间密度差为200 kg/m3的花岗岩类熔体,在约1个月内 能通过地壳运移30 km,这相当于l cm/s的平均上升速度(Petford et a1.,1993)。花岗 岩以岩墙和底辟形式上升的速度是明显不同的,前者要高出后者约100倍,这主要取决 于物质的粘度与通道的宽度(Jaeger,1957)。罗照华等(2007)也指出,同样温度的岩浆 通过岩墙通道上升的速度比球形岩浆体上升的速度快104倍。在相对较冷的上地壳中, 岩浆沿岩墙通道以l m/s的速度上升,在几小时后就会失去活动性,上升距离也只有几 千米。岩浆上升速度越慢,与周边环境发生热交换和物质交换的程度就越充分;反之, 岩浆系统与环境之间几乎没有物质交换。 模拟研究表明,岩浆冷却过程非常复杂,冷却速率的变化极不均一。岩浆冷却受多 种因素影响,其中,岩浆体的大小和侵位深度是控制岩浆冷却速率的两个首要因素(傅 清平等,2004)。通常认为,岩浆冷却速度比较快。图2是岩浆冷却时间与岩体大小、埋 深的关系图(吴传荣,1992),由图可定量推算出时间。田文广等(2005)计算的席状岩墙 的冷却速度一般不超过1 Ma(表2),与图2的结论基本一致。 ———_—厂地友3 幽2根据名体人小、埋深推算i々却“J叫幽(引自父传荣,1992) 尺表示岩体!#径,D表示岩体厚度,表示岩体距地表深 度:A.R=20,D=20;B.R=10,D=15:C R=10,D=10; D.R=5.D=15;E.R=5,D=10或R=10,D=5; F.R=D=5 Fig,2 Calculated cooling time diagram according rocks(afterWu,1992) 表2席状侵入体冷却所需时间的估算 (田文广等,2005) Table 2Sheeted intrusive body cooling time estimates(Tian et a1.,2005) 章邦桐等(2007)以金鸡岭复式花岗 岩基为例进行了计算。金鸡岭岩体出露 面积约440 km2,热变质带宽度较窄(约 1km)。金鸡岭岩体角闪黑云母二长花 岗岩的放射性元素平均含量为:U=5.31 10一,Th=23.110一,K,O=4.55%。 得出花岗岩基由于受放射成因热影响而延长的冷却一结晶时间t.=7.47 Ma。这一时间 尺度大于花岗岩熔体从960冷却到600所需时间t。.=5.34 Ma,是t。.时间的1.4 倍。表3列出了已知形状和大小的侵入体中心部分冷却到原始温度10%所需的时间(章 万方数据 6地质科学 邦桐等,2007)。 岩浆的侵位标志着花岗岩形成过 程的最后阶段,近来大量研究表明,巨 量花岗岩的侵位主要与伸展和走滑作 用有关(王涛等,1999a,1999b)。侵 位受力学作用(先存或侵位产生的围岩 构造)和扩张流动与其围岩之间的密度 效应的综合制约。王涛等(1999a, 1999b)将岩浆的侵位空间归结为由主 动膨胀、构造扩展和岩浆侵吞等三端 元构成。Evans et a1.(1994)根据详细 的地球物理数据(重力和地震)及高精 度的花岗岩3D几何形态岩浆研究表 明,多数侵入体都是平板状或漏斗状 表3岩浆侵入体冷却到原始温度10% 所需时间(转引自冯乔等,1997) Table 3Time becomingcold beginningtemperature magmaintrusion(after Feng et a1.,1997) R为岩浆岩体半径,矽为厚度 的,岩浆导管位于侵入体的中心或边缘。几个花岗岩基的详细地震调查表明,岩基的形 态主要是席状。 1.2岩浆对围岩的热效应 (1)热传导过程 数值模拟表明,在均匀介质条件下,不同形态侵入体高温前锋的扩散速度不均匀。 热场形态主要取决于岩体形态。由于垂直方向和水平方向的热流叠加,热场形态更趋于 复杂。岩浆向围岩散热是一个热传递过程。热传递有3种方式:传导、对流和辐射。在 岩浆热液系统中,一般只考虑传导与对流两种方式。吴传荣(1992)指出,热传导一般要 通过固体介质,而不同介质(岩石)有不同的导热性,主要由砂岩、石灰岩、火成岩和变 质岩组成的地层导热性好,称为导热层;而由页岩、粘土岩所组成的地层导热性差,称 为隔热层。显然,只有导热层才能加速热能传递,减少传递过程中的热能消耗,有利于 储热体系的形成。事实上,温度在固体介质中的传导总的来说比较缓慢。据计算,一个 大型侵入体,当其接触的初温为0 oC时,经过6 400年以后,在距离接触带700 m远处, 温度才能达到400。吴传荣(1992)认为,对流也是岩浆热变质作用热源传递的重要 方式,一般通过气成热液和地下热水两种途径进行,特别是在断层、裂隙带或疏松岩石 组成区,有利于气、液物质运移的情况下,对流作用可以成为传热作用的重要形式。 热传输模型研究是定量一半定量考察岩浆侵入体及其围岩热演化的重要工具之一。 单业华等(1998)以北京房山岩体为例,模拟了不同区域温度场下的接触变质作用,结果 表明,房山侵入体造成的接触变质范围相当有限,一般不超过岩体的直径。马野牧等 (2013)对花岗岩侵人体一泥质围岩热传输过程进行的数值模拟表明,岩浆热影响的范 围随岩体规模增大而增大,但当岩体宽度大于10 km时,热影响范围几乎不变,使围岩 地层镜质体反射率(Ro)上升4.0%的区域仅在距离接触带1.5 km的范围内,使Ro上升 2.O%的区域最远约为2.5 km。中等规模岩浆侵入体(出露面积在30 km2左右)的释热 万方数据 张旗等:岩浆热场与热液多金属成矿作用7过程可持续24 Ma,但造成温度明显上升的时间约为1 Ma。范桃园等(1999)运用二维 有限元方法模拟了美国某个盆地演化过程中岩浆侵入对盆地热演化的影响。模拟表明, 宽约为3 km左右的岩浆体热影响范围约为5 km。在侵入后0.5 Ma左右影响最大,持 续时间约3 Ma。从模拟中还得知,岩浆的侵入过程虽然相对于整个盆地的演化是短暂 的,但它对于盆地内的热演化过程影响极大。对于3 km多宽的岩墙,周围5 km的范围 是岩浆影响程度最大的地方,影响持续时间主要是岩浆侵入最初的0.4 Ma左右。 岩浆热场等温线的变化与许多因素有关,快速侵位和快速冷却可能仅仅使区域等温 线出现局部和短期的扰动。等温带的存在时间还与侵人体的规模直接相关,在岩基状岩 体附近,它存在的时间可达一百万年到几十百万年。如果一个花岗岩体的规模为2 000 000km2,它周围等温带的存在时间为1~3 Ma。 (2)岩浆热场引发的变质效应 Winkler(1976)认为,一般变质作用的温度范围为200~900,围岩所遭受到的 最高温度及其持续时间直接决定了围岩的变质程度。前者主要取决于侵入岩的温度和 围岩到侵入体的距离,温度持续的时间决定于岩浆岩的体积。直接接触侵入体的围岩, 其温度略高于侵入体温度的60%+t(丁。为原地温度),距侵人体厚度的1/10处,围岩的 温度大约是侵入体温度的50%+T。,降低速度很快。围岩最高温度持续的时间与侵入体 厚度的平方成正比,即t=0.01H2,t为时间/年,为侵入体厚度/m。如30 m厚侵入体 保持最高温度的时间为9年,100 各类岩浆岩产生时的高温影响范围有限,而高温所能持续的时间也不太长。世界上一些大的岩基侵入体,其接触变质带大都在1 km左右。如北京周口店直径750 111的花 岗闪长岩侵人体,美国缅因州70 km2的花岗闪长岩侵入体等,其接触变质带的宽度都 km左右。但对温度比较敏感的有机质的变质,其影响距离显然要比岩石变质的宽度大得多。 岩浆活动必然引起区域性地温梯度的升高,与侵入岩接触的围岩,因其温度升高可 产生环状分布的变质圈,可反映围岩所达到的温度及物化条件,具有等温线的意义。变 质带的宽度决定于侵入体的大小、性质、所含挥发分的性质和数量、围岩的组分和结构, 以及侵入体的形态和接触面的特点等因素。因此,在不同地区不同构造背景下其变化很 大(冯乔等,1997)。 岩浆岩对围岩蚀变的强度及影响范围受岩浆岩的性质、规模和埋深等多种因素的影 响,差异较大。Dow(1977)的研究表明,接触作用对围岩影响的最大范围相当于侵入体 厚度的两倍左右,而且经常上部比下部弱得多。陈荣书等(1989)的研究表明,侵入地层 中的辉绿岩,对其上下方的影响范围亦不一样:上方影响范围较宽,为岩床的2.72倍; 下方较窄,为岩床的2.07倍。 1.3岩浆热场中的流体 岩浆热场不同于地热场的一个重要区别是:岩浆热场往往伴有强烈的流体活动,是 流体循环、上升、汲取地壳中有用金属元素的重要场所。由岩浆带来的热,还可以加热 围岩中原有的流体,有利于流体的对流循环(Cathles,1977;Norton Knight,1977;万方数据 8地质科学 Cook et a1.,1997)。 段振豪(2010)指出,流体主要是指自然界的溶液和气体(或挥发分),由一个或多 个以下组分组成:H20、C02、CH4、N 2S、H2、02、Ar、HCl、C2H6、S02、C12、Na+、 K+、Ca”、Mg“、C1一、s024一、HCO’、F一以及各种水化金属离子。在许多地质过程中,流 体发挥着关键的作用。含矿流体是具有一定温度的热水流体,是富含挥发份的卤水。这 种水携带可溶组分如NaCl、Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Hg、Mo等金属元素,这些元素一般难 以离子置换方式进入普通的矿物中(如石英、长石等),而残留在晚期的热液中。如果被 充分加热,或者形成对流系统,天水、地下水(建造水)与海水也能够形成热水溶液。 通常认为流体来自岩浆,是岩浆在下地壳底部高温高压下部分熔融时熔解了大量的 水,水包含在熔体内被岩浆携带上来。这种说法有待商榷。因为下地壳基本上是干的, 花岗岩大多是在缺水(或失水)条件下部分熔融形成的(张旗,2012)。据笔者研究,岩 浆热场中的流体可能有3个来源:1)来自地幔的排气作用;2)来自下地壳底部的变质 岩;3)来自围岩的流体(张旗等,2014c)。 1.4岩浆热场的主要特征 (1)它是由岩浆引起的,是岩浆侵位时带来的热导致的(罗文积等,1997)。 (2)它是瞬间发生的,只代表岩浆侵入及其冷却过程中发生的事件,不包括岩浆冷 却固结后由于放射性元素蜕变产生的热。由于岩浆本身携带的热量不同,岩浆性质的不 同,岩浆冷却时间的不同,这个瞬间可以是几千年,也可能是几百万年。 (3)热场的规模很小,通常离岩体几米或几千米,与岩体的规模、性质、围岩的传热 性以及流体的有无有关(吴传荣,1992;冯乔等,1997;王满等,2012)。如果考虑温度 可以降低至300~100,其影响的范围可能更远。王大勇等(2011)的研究表明,瞬 间侵入的岩体对围岩温度的影响,在有孑L隙水气化情况下估计的岩席一围岩的接触温度 r最高,可达852,无孔隙水也能达到818;而缓慢侵入的热传导模型计算的接触 温度最低,仅为706。对比模拟结果和镜质体反射率测量数据表明,瞬间岩浆热影响 的范围不超过75 m,大约为侵人体厚度的5倍。可见,小岩墙、岩株、岩脉的影响范围 很小,顶多不超过岩体接触带几米或十几米;岩基的影响范围大一些,有些接触变质带 的宽度可达1 km,热场则可超过岩体边界几千米(Winkler,1976;Dow,1977;陈荣书 等,1989;冯乔等,1997)。 (4)热异常和等温线是变化的,随岩体形态而变,主要取决于岩体的规模、围岩的 岩性、地层的产状以及断层的性质。如果岩体侵位深度较浅,热场可能出露地表。热场 顶界很重要,因为如果顺热场上升的流体含矿,流体沉淀成矿的最佳位置应当在热场范 围上部<500的区域(张旗,2013)。 2岩浆热场与热液多金属成矿作用的关系 在各类多金属矿床中,岩浆热液多金属矿床是最重要的矿床类型之一。在Laznieka (1999)所作的全球巨型矿床数据库中,热液矿床占全球巨型矿床总数的63.5%,其中与 岩浆热液有关的矿床占巨型矿床的比例达到44%。这表明,在各种热液流体成矿系统 万方数据 张旗等:岩浆热场与热液多金属成矿作用9中,岩浆热液系统成矿效率最高(张德会等,2011)。 侵人体一围岩系统在岩浆热场动力条件下的成矿问题是我们最感兴趣的问题。根 据水动力学定律,花岗岩周围和内部强裂隙带的发育将有助于间隙溶液在其中的聚集和 间隙溶液沿裂隙带的运移。溶液在岩浆热场中的对流运动依赖于介质的渗透性。模拟 计算表明,间隙溶液能够靠近侵入体并进入岩体下部侵入体内。同时,热液也会被加热 到接近l临界温度。溶液沿裂隙带的继续向上运动与等温线的形态是吻合的,所以岩浆热 场的轮廓实际上不会发生变化。含矿热液在高温热场中运移,成矿沉淀则出现在温度场 比较低的地壳浅部。如小岩体的内、外接触带。大体上,500 oC带与云英岩化状态相吻 合,400 oC带与锡一钨一钼矿石的沉积条件相符合,300带与铅一锌矿石的沉积条件 相符合(据30.】IoTaea,1983,转引自张旗,2014c)。 姜齐节等(1987)把金属矿床分为13类,其中绝大多数(9类)与岩浆热场的作用有 关。如与岩浆(侵入)作用有关的热液矿床;与火山作用有关的矿浆喷溢矿床,火山热液 矿床,火山热液沉积矿床;与渗流作用有关的变质热液矿床,叠加变质热液矿床,热卤 水矿床,热卤水沉积矿床;与风化一沉积作用有关的陆源(热水)再造矿床等。 岩浆热场对于热液成矿的影响非常明显,其中岩浆热场起了两个作用:一是加热了 围岩,使局部区域地热梯度增高;由于温度的瞬问增加,使围岩中在正常地热场下没有 被萃取出来的流体能够被萃取出来。二是成为来自下地壳底部的流体向上运移的场所。 来自下地壳底部的流体的温度是很高的(800~1 000 oC),如果没有一个合适的高温 热场,高温流体将迅速降温而不可能向上运移很远的距离。如果来自下地壳底部的流体 以流体1表示,来自围岩的流体以流体2表示。流体2是自由水,在孔隙良好的情况下 对流循环,即可将围岩中的有用金属元素萃取出来,加入到流体中,使流体变为含矿流 体或含矿热液。由于岩浆热场的范围可以从下地壳直达上地壳(图1),经过各种不同的 围岩,不同围岩富含的金属元素不同,不论金铜钨锡铅锌锑铋汞砷铀,只要达到被萃取 的条件,都可加人到热液中,使流体2富含多种金属元素。这时,来自下地壳底部的流 体1具有原生流体(原生含矿热液)的性质,而从围岩中萃取的流体2则具有次生的性质 (可称为次生流体或次生含矿热液)。如果原生热液是富金铜的,则形成以金铜为主的 矿床,而次生热液则作为次要组分或伴生金属矿床出现;次生矿床可以是金铜为主的, 也可以是钨锡为主的,也可以是铅锌或锑铋为主的。如果原生热液是富钨锡的,则成矿 以钨锡为主,次生的可以富钨锡,可以富金铜,也可以富铅锌或锑铋。次生矿床在某些 情况下也可以成为独立的矿床或矿体,达到开采的品位,但是大多品位很低,只能作为 伴生组分出现。在矿床研究中,很难区分流体1和流体2,它们可能只具有理论上的意 义。此外,在矿床勘探中,很难区分原生热液成矿和次生热液成矿,它们大体是同时或 近同时形成的,也可能是多期次多成因形成的。这种情况很有意义,它为矿床学研究中 的几个重要问题提供了思路,下面分别简要探讨之。 2.1 金铜与钨锡相伴成矿的问题 金铜能否与钨锡相伴是一个有争议的问题。笔者认为,从大多数矿床的实例来看, 从岩浆与成矿的关系来看,金铜与钨锡是相悖的。冈底斯、胶东、长江中下游、西秦 万方数据 10 地质科学 岭一东昆仑、南岭等众多实例说明,金铜与埃达克型和喜马拉雅型花岗岩有关,钨锡与 南岭型花岗岩有关(张旗等,2010,2012;张旗,2011,2013)。但是,的确有一些矿床金 铜和钨锡是相伴的,如个旧锡铜矿、大明山钨铜矿、大井锡铜矿、沃溪钨锑金矿等,对 于它们相伴的原因,笔者之前有所讨论(张旗,2013),但是,仍然有一些很难解释的现 象。岩浆热场说或许可以解开这个难题。按照岩浆热场说,热液是在热场中运移的,对 于任意一个矿床来说,占优势的矿种是原生的,来自该矿种物源最丰富的地方。例如钨 锡来自下地壳,金铜来自地幔及幔源岩浆的衍生物。次要的、伴生的矿种,部分来自下 地壳底部,部分来自围岩。原生的矿种与地壳厚度有关,与同时代的花岗岩性质有关, 与流体1有关;次生的矿种与热场范围内围岩的岩性有关,与流体2的演化有关,与同 时代的花岗岩性质无关。如果矿区以金铜为主,钨锡为辅,在这种情况下,与成矿有关 的花岗岩通常是埃达克岩或喜马拉雅型花岗岩。金铜主要来自下地壳底部,钨锡来自围 岩;钨锡可以独立成矿,也可能是伴生的组分。相反,如果矿区以钨锡为主,金铜为辅, 这时,与钨锡成矿有关的花岗岩主要是南岭型花岗岩。钨锡主要来自下地壳底部,金铜 来自围岩;钨锡是主要矿种,金铜是次要矿种,金铜可以独立成矿,也可能是伴生的组 以个旧为例。个旧是著名的锡铜(金)矿床,个旧锡矿主要与花岗岩有关,花岗岩是南岭型的(张旗,2013)。刘明等(2007)指出,在个旧卡房,在花岗岩与印支期变火山岩 交接部位,锡铜矿体以cu特别富集为特征,而没有变火山岩参与控矿的凹陷带,矿体 铜富集则明显不如前者;此外,在远离花岗岩体的变火山岩中有小型的层状、似层状铜、 金矿化。说明变火山岩在印支中晚期就发生了火山沉积成矿作用。薛传东(2002)认为, 区内玄武岩中层状sn、cu(zn)多金属矿体是火山沉积成因,而个旧组碳酸盐岩中层状 锡石一硫化物型矿床应为海底喷流热水沉积成矿作用的产物。矿床的成矿作用经历了 印支期海底火山沉积成矿、喷流热水沉积成矿和燕山中晚期花岗岩叠加改造成矿,形成 了相应的3个矿床成矿系列。 由此看来,个旧锡铜矿的锡主要与燕山晚期花岗岩有关,铜(金)主要与印支期玄武 岩有关。锡铜不是伴生的关系,两者来源不同,成因不同。岩浆热场对于金铜的富集成 矿起了重要的作用。笔者认为,上述研究中的“花岗岩叠加改造成矿”,即可能是岩浆热 场效应的体现。个旧锡是主要的,与南岭型的卡房花岗岩有关。个旧的围岩——三叠纪 地层中有富铜的玄武岩夹层产出,推测在个旧花岗岩侵位的时期,形成了一个热场,围 绕岩体分布(图3中的紫色部分)。在热场中循环的流体在较高的温度下可能沿三叠纪 玄武岩与围岩的层间裂隙运移到离岩体很远的地方,交代玄武岩,将玄武岩中的铜萃取 出来。部分含铜热液沉淀在玄武岩与碳酸盐层之间,成为层状铜矿(图3中的A处), 部分含铜热液在裂隙通道中循环对流,被带到岩体附近,与锡矿一道在合适的部位富集 成为锡铜矿(图3的B处)。图3中c处的铜矿位于花岗岩接触带,但是,可能与花岗 岩无关。推测铜是从更深部的玄武岩层中来的,是在晚白垩世热场的影响下被(含或不 含锡矿的)热液萃取出来并被携带上来沉淀在花岗岩边部的。在上述情况下,锡矿与晚 白垩世的南岭型花岗岩来自下地壳底部,锡是原生的,属于流体1的范畴,锡与花岗岩 具有时空联系。而铜则来源于三叠系围岩玄武岩,是在燕山晚期被活跃在热场中的热液 万方数据 张旗等:岩浆热场与热液多金属成矿作用二次萃取的(流体2),是次生的。个旧锡为主,铜为辅。它们均达到独立成矿的条件。 但是,锡和铜的来源不同,成因不同,与花岗岩的关系不同。 值得关注的是,张嵩松(2011)对个旧老卡岩体进行了热场的数值模拟研究。他的 研究对于岩浆热场的作用很有启示。他指出:1)老卡岩体侵入造成的岩浆热液系统演化 可持续十几万年。2)温度场的演化表明,高温的硅酸盐成矿阶段时间不到2 000年,其 范围仅限于岩体与碳酸盐岩地层的接触带部位;中温的氧化物阶段与硫化物阶段的时间 为近20 000年,范围可扩展至距岩体700~1 000 In处;低温的碳酸盐成矿阶段的范围 最广,时间可持续到热液系统的结束,可到达距花岗岩基近3 000 m的位置。3)流体场 的演化最为复杂,持续时间从100年到超过50 000年。4)断裂对温度场与流体场有较 强的控制作用。5)地层渗透率大小制约着流体的活动范围与流速。6)岩体侵入深度的 变化对热液系统的演化无明显的影响。7)Hydrotherm热液系统模型与Ansys热应力模型 的对比结果表明,流体的流动直接控制着温度场的演化。8)该区岩浆作用引起的热应力 可达数百MPa,热应力对热液系统的影响明显。 笔者认为,张嵩松(2011)的研究对解释个旧铜矿的成因很有说服力。可能正是由 于岩浆热场的作用以及伴随热场的流体场在地层和断裂中的对流循环作用,才使赋存于 玄武岩中的铜富集成矿。 2.2多金属成矿的问题 在众多岩浆热液矿床实例中,大多数矿床具有多金属成矿的特征。例如一个金铜矿 床,金铜是主要的,伴生的金属可以有钨锡钼铋铅锌等,它们可能品位较低,不能独立 成为矿体,但是,可以作为伴生组分在选矿中富集加以利用。又如一个钨锡矿床,钨锡 是主要的,伴生金属有金银铜钼铅锌锑铋汞等,伴生的金属可能少数能够独立成矿,多 数品位低只能作为伴生组分。这种多金属成矿的原因是什么呢?岩浆热场理论也许可 以给出一个解释:即在上述实例中,主体矿种可能属于原生矿床,来自下地壳底部;伴 生的银钼铅锌锑铋等可能来自下地壳底部,是原生的;也可能来自岩浆热场的围岩,是 次生的。 在上述实例中,岩浆热场起了重要作用。热场提高了围岩的温度,但这还不是关 键,关键是在热场中有流体在循环,这种热液可能具有很大的活动性。在热和流体的共 同作用下,使赋存于围岩中的金属被活化,在适宜的条件下即可把围岩中的金属萃取出 来,溶解在热液中。由于热场中的热毕竟不能与来自下地壳底部的热相比,热液萃取围 岩中金属的能力也有限。因此,这种次生来源的金属从量上来说是次要的,在矿床中主 要作为伴生组分出现。其次,由于伴生金属组分取决于围岩不同的岩性,可能在一些情 况下是金铜为主,在另外一些情况下是钨锡铅锌为主,视不同地区地壳组成的不同而 变。如果陆壳中有较多的基性组分,出现金铜的可能性就大;如果陆壳中基性组分很 少,出现金铜的可能性就小,而钨锡铅锌锑铋钼出现的可能性就多。 梅友松根据多年实践总结出金属矿床品位不同和意义不同的认识是很有见地的(口 头交流)。推测可能也与岩浆热场的作用有关,即多数品位富的矿可能主要来源于下地 壳底部,而品位贫不能独立成矿的伴生金属来自于围岩。 万方数据 12 地质科学 从围岩中来的金属是次要的,不如来自下地壳底部的金属丰富,主要受制于热场的 规模和温度。在下地壳底部,温度可高达800~1 000 oC,足以使下地壳底部的含水 矿物发生脱水反应,将其转变为自由水、游离水。而热场的温度大约在500 oC~600 oC 范围,其作用和意义无法与下地壳底部的作用相比。 2.3热泉成矿作用 近年来,国内外发现了一系列热泉型金矿床,如美国的麦克劳林、加拿大的大密苏 里、巴布亚新几内亚的瓦乌、墨西哥的里尔德安吉利斯等,储量可达数十吨甚至数百吨。 我国的腾冲一梁河地区也有这类热泉型金矿床产出(张健等,1999)。 热泉型金矿床一般具有频繁的构造和岩浆活动,发育浅成热液循环系统,矿体一般 形成于古热泉露头以下100~1 000 m处。频繁的构造和岩浆活动不仅改变了裂隙体系 的空间状态,为浅成热液循环系统提供空间条件,而且岩浆的余热为热液提供热源,促 使热液迁移循环,为热液性质、状态的改变提供了热动力条件。张健等(1998)应用二维 有限单元法定量模拟了热泉地区岩浆侵入的热演化过程。计算表明,半宽度为50~ 1000 m的侵入体产生的热扰动对热泉地区的影响大致为4 km。张健等(1999)还模拟 计算了岩浆余热在热泉型金矿化作用中的演化过程。计算表明,岩浆余热可以使距其 1km范围内有利于金矿化作用的温度结构维持近0.2 Ma;而在距岩浆体3 km的地方, 有利于金矿化作用的温度结构只持续约0.1 Ma。 国外许多学者认为,热泉型矿床与低温热液矿床有许多相似性,美国西部部分卡林型 金矿也类似热泉型金矿的特征(朱立新等,1989)。热泉型金矿金的来源、热泉的性质、热 泉萃取金属的能力、热泉成矿机制以及与低温热液矿床的区别等,都是需要研究的课题。 2.4岩浆热场叠加的热水成矿作用 2.4.1 与热水成矿有关的矿床类型 近年来国内外发现有一类热水沉积岩,特征是出现硅质岩、白云岩、钠长石岩、碧 玉岩、重晶石岩、钾长石岩、萤石岩、硫酸盐岩、铁镁碳酸盐岩、电气石岩、滑石蛇纹石 岩、硅质岩等,有些接近地表及浅部有方柱石黑云母岩、透辉石透闪石岩、夕卡岩等, 属于热水交代泥质沉积物形成的蚀变岩类(王长明,2008)。看来,所谓热水沉积岩,可 能是地质环境中与各种热水活动有关的以化学沉积方式为主形成的具有沉积岩外貌的 岩石的总称。该类矿床是当前地学界研究的热点之一。其中的热液很复杂,可能有大量 地表水的参与,但是,热和一部分热液则是深部来源的。所谓深部来源,推测即可能是 岩浆热场的另外一种表现:或矿床已经形成,由于岩浆热场的作用而再次富集成矿;或 矿床尚未成型,是热场的作用导致成矿。这样的实例不少,如某些卡林型、层控SEDEX 铅锌矿床等(Sillitoe BonhamJr,1990;吴江等,1993;钟建华,1997;张恩等,2000; 冯建忠等,2002,2004;匡文龙等,2009;胡乔青等,2013)。马东升(1998)指出,沉积 矿床规模通常很大,有的可长达几百至几千千米,而热场对沉积矿床再次富集成矿的影 响是有限的,影响的范围距离侵入岩通常只有几千米。热水成矿作用已经在我国多处发 现,如内蒙古白云鄂博、狼山、大井、黄岗梁、秦岭、广西大厂、安徽铜陵、云南兰坪等 万方数据 张旗等:岩浆热场与热液多金属成矿作用13 (雷良奇等,1993;王长明,2008)。热水沉积矿床也称为SEDEX矿床、喷气矿床、喷流 矿床、喷流沉积矿床等。热水成矿的类型很多,除了SEDEX型外,还包括黑矿型、塞浦 路斯型、别子型、沙利文型等,有些卡林型和热泉型矿床也包括在内。许多该类型矿床 是大型和超大型的,具有巨大的经济价值。 张术根(1998)对地热流体成矿作用进行了详细的研究,他指出,所谓地热流体,是 指经地热活动加热而形成的流体,通常以大气水为主,亦可有同生水或其它水的加入。 相反,未经地热活动加热的地下水,不管其水体来源如何,都不属于地热流体范畴。在 层控矿床理论盛行时,由于许多地热流体型矿床具有某些“层控”的现象,多被认为是 “层控矿床”,被加热的地下水只视为“改造期”成矿流体的组成部分参与了成矿作用。 而众多事实表明,由于岩浆热场的叠加产生了一类广泛而独具特色的成矿作用,详细探 讨其成矿方式、控矿因素、成矿机理和成矿规律,既具有重要的理论价值,又具有显著 的找矿意义。 笔者认为张术根(1998)所指的地热流体大体相当于由岩浆热场引起的热泉,但是, 该热泉并非独自成矿,而主要起了一个叠加的成矿作用,是对早期或先前矿床的一种改 造。因此,与热水有关的矿床可分为热泉型矿床和叠加的热水沉积矿床两类,两者既有 联系也有区别。 2.4.2地热流体(热水)成矿的主要特征 地热流体通常以大气降水为主,亦可有同生水等的参与。地热流体成矿作用属于内 生成矿作用范畴,是地下水被地热事件加热升温后所形成的流体。地热流体常与岩浆活 动、变质作用相伴,因此,这种地热流体的加热不是一般意义上由地热增温率获得的, 不属于地热场的概念。地热流体的温度是叠加的热场事件造成的,虽然这个热事件的原 因比较多,不止岩浆加热一种方式。许多地热流体型矿床的成矿温压条件表明,在相应 压力条件下,其成矿温度明显高于正常地温梯度所能达到的温度,也从侧面说明地热流 体型矿床的成矿场所是当时的高温地热场(热泉)所在地(张术根,1998)。 成矿流体的演化可分为两个阶段:早期为正常地下水演化阶段,可称为前驱体阶 段;晚期为地下水加热升温阶段,即地热流体阶段。前驱体阶段流体压力低于围岩静压 力,主要表现为地下水向下渗透和侧向分配,并出现明显的水动力学分带;而地热流体 阶段则流体压力高于围岩静压力,主要表现为沿温压梯度汇聚式向上迁移与再分配。前 驱体阶段随下渗深度增大,地下水盐度、温度、矿化度和还原度逐渐增大,水/岩交换反 应也逐渐增强,直至永久滞流带达到动态水/岩交换反应平衡。地热流体阶段流体的演 化,主要因为流体被加热升温,其原有物理化学性状及其分带特点都发生了显著的变 化,水/岩交换反应得到强化,最终导致流体在运移和再分配过程中卸载成矿。就流体 演化运移关键控制因素而言,前驱体阶段是相对稳定、封闭程度较高的水文地质环境; 而地热流体阶段则与构造一热事件有关(张术根,1998)。 地热流体(热泉)成矿作用是一种特殊的热液成矿作用,其成矿演化、物质来源、流 体来源、热能来源、驱动力来源等都明显区别于岩浆热液成矿作用。地热流体成矿的主 要控制因素包括水文地质条件、地热条件、构造条件、区域地球化学条件及岩性地层条 件等。其中水文地质条件和地热条件是其独具的重要成矿控制因素(张术根,1998)。

     

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    2019-11-07 10:10