成矿温度及成矿流体来源
从两个方面探讨成矿流体的性质及来源：底盘强蚀变岩石的氧同位素组成及矿石中石英的氧同位素组成。
Beaty（1982）等总结了世界范围内6个VHMS型矿床蚀变火山岩和未蚀变火山熔岩δ18O组成的资料，结果表明引起VHMS型矿床底盘蚀变的流体不可能是岩浆热液，它们的δ18O值应该较低，形成Cyprus和Amulet矿床底盘蚀变岩流体的δ18O分别为0±1‰、0.5‰±1‰（Beaty，et al.，1982），系演化了的海水。在萨落依矿床，强蚀变岩石δ18O值为5.8‰，弱蚀变岩石δ18O值为7.9‰，新鲜基性火山熔岩δ18O值为12.3‰。萨落依矿床强蚀变岩石→弱蚀变岩石→新鲜岩石氧同位素组成的变化情况与Amulet矿山的相应变化情况很相似，说明了形成该矿床底盘蚀变岩的流体不是岩浆热液，其δ18O值应该较低。
为了进一步查明成矿流体的性质，我们用石英中流体包裹体均一温度及石英的氧同位素组成，计算了成矿流体δ18O值（见表 4-20）。从表 4-20 可见，计算的成矿流体值变化于-8‰～-1‰，并且与温度间存在着正相关关系，成矿温度越低，值越具有较大的负值。这些资料与日本黑矿型矿床成矿流体氧同位素组成很相似。Pisutha-Arnond等（1983）研究证明，在早期矿化阶段，当 t=150℃时，成矿流体的为-6‰，最低可达-7.8‰。负值是成岩期间含水矿物（如沸石、蒙脱石）形成引起的。在此过程中，不是简单的氧同位素交换作用，因为在低温下氧同位素交换速度很慢。岩石在低温水解期间，由于含水矿物形成，孔隙溶液中部分水消耗导致岩石δ18 O值增高，残余流体δ18 O值降低。因此，尽管日本黑矿型矿床第Ⅰ、Ⅴ矿化阶段成矿流体的值为负值，但流体仍然是来自演化了的海水。根据萨落依矿床地质特征、矿化类型、成矿温度等资料，结合成矿流体的值，可以认为，形成该矿床的成矿流体是来自演化了的海水。另外，从表4-19可见，成矿流体的盐度十分低，这也为成矿流体来自海水提供了佐证。
表4-20 萨落依矿床矿石中石英的δ18 O、成矿温度及计算的成矿流体的
总之，根据矿床地质-地球化学特征，成矿温度、成矿流体的性质及盐度资料，阿克塔什-萨落依矿床是在海底火山热液成矿系统中形成的。上部条带状矿石或块状矿石都是在成矿作用早期形成的低温矿化，其矿石矿物均以黄铁矿为主，只含少量黄铜矿和闪锌矿。下部蚀变围岩中的脉状矿石或者是在成矿作用早期或者是在成矿作用衰弱期形成的低温矿化，黄铁矿中Se的含量较低，成矿流体仍以海水为主。因此，在研究区内，真正的蚀变岩筒型矿化和块状透镜体中高温富铜型矿化尚未见到，这是今后找矿特别值得注意的。
（1）含矿流体
含矿流体是成矿的精髓，它的来源、运移和物质卸载反映了整个成矿过程。通过对龙泉站、牛家小河、南小尧和涌泉庄金矿区矿石硫、氢、氧、碳和铅等稳定同位素的资料研究，利用黄铁矿的δ34S值、δ18OH2O值、δD（SMOW）值和δ13C值的变化范围与区间，确定了区内金矿含矿流体的物质来源和流体类型，研究表明：区内金矿床的成矿流体以岩浆水为主，大气降水为辅。对铅同位素组成的研究表明：铅同位素具有正常铅的特点，指示区内金矿的成矿物质来源于地下深处。
（2）成矿温度
为探讨沂沭断裂带内金矿成矿温度和物质来源，通过对蚀变岩型和石英脉型金矿中方解石、石英包裹体的研究，不仅确定了蚀变岩型和石英脉型金矿中包裹体的类型、冰点温度、盐度，而且确定了包裹体的均一温度和爆裂温度变化范围，从而确定不同的温度峰值集中区，进而反映出不同成矿阶段的温度范围和区内金矿床的形成温度，这也是首次对沂沭断裂带内金矿的成矿温度作出较为详细的研究成果。
（3）成矿时代
根据成矿地质条件和成矿特征，辅以同位素年代学资料，大致地确定区内金矿的形成时代，并与构造热事件相关联。对沂水南小尧金矿、龙泉站金矿、牛家小河金矿和沂南金矿矿石和围岩中采集了同位素样品，用K-Ar法测试矿石中的钾长石，获得了（141.92±2.06）Ma、（94.29±1.38）Ma、（95.92±1.40）Ma年龄值，指示本区金矿的形成应在早白垩世中-晚期。用LA-CPMS法单颗粒锆石微区U-Pb测定结果，其下交点的年龄值为（116±20）Ma，大致与K-Ar测年结果一致，而上交点（2438±13）Ma则代表了岩体的成岩年龄。
（4）成矿模式
首次建立了沂沭断裂带构造演化与金矿形成的控矿模式，确定主成矿期的构造活动特征，建立区域成矿模型。
从两个方面探讨成矿温度：石英-镁菱铁矿矿物对氧同位素平衡温度和流体包裹体均一温度。氧同位素测定结果表明（见表4-23，24），镁菱铁矿的δ18 O值大于石英δ18 O值。在石英与碳酸盐矿物共生并达到氧同位素平衡的条件下，石英的δ18 O值总要大于碳酸盐矿物的δ18 O值。显然，卡拉玛矿床矿石中石英与镁菱铁矿之间未达到氧同位素平衡，不能用该矿物对氧同位素组成计算氧同位素平衡温度。
卡拉玛矿床矿石中石英与镁菱铁矿间未达到氧同位素平衡，可能会提供有关矿床成因方面的重要信息。卡拉玛矿床形成于中新元古代，时间较老，但其受变质程度不高，相当于中低绿片岩相。如果石英与镁菱铁矿在最初形成时就不是共生组合，氧同位素就处在不平衡状态，那么在后来低级变质作用下，它们之间未发生显著的同位素交换，仍各自保留其原有的氧同位素组成，结果氧同位素依旧处于不平衡状态。因此，石英与镁菱铁矿间氧同位素之不平衡，说明了它们形成之初就处在物理-化学不平衡的开放体系中。这种成矿条件正是海底热液系统中喷流沉积成矿作用的特征，而内生热液交代成矿作用一般则处于物理-化学平衡的封闭体系中。换句话说，石英与镁菱铁矿间氧同位素之不平衡，说明了它们可能是在海底热液成矿系统中沉积形成的。
在卡拉玛矿床矿石中，石英和碳酸盐矿物均含有较多的气液包裹体，包裹体呈面型分布，粒径为1～6μm，其中单液相包裹体为主，气液二相包裹体次之。包裹体形态以等轴他形为主，少量负形。气液比变化于8%～15%。均一法测温结果表明，两组样品的均一温度分别为157℃和138.6℃（见表4-26），相对较低。根据矿石中石英再结晶的形态特征及石英垂直矿石条带生长的结构特征，石英是在变质再结晶作用中形成的。因此，这组均一温度代表的是变质温度。研究区岩石遭受了中低绿片岩相的变质作用，显然，流体包裹体的均一湿度与岩石的变质程度基本一致。利用石英的δ18 O值及均一温度，计算变质流体的值（‰）为-2.8～0.9，盐度为0.3～1.1（见表4-26）。在一般情况下，变质流体的δ18 O值为5‰～25‰，显然，卡拉玛矿床变质流体的δ18 O值相当低。
表4-26 卡拉玛矿床石英中流体包裹体的均一温度、盐度及计算的流体的δ18 O值
变质流体应该是地层水在变质作用期间与围岩发生了物质交换后形成的一种新的流体溶液。从同位素角度来看，这种流体的同位素组成既受地层水来源决定，也受原岩性质决定。地层水无外有两种来源：雨水和海水，它们的δ18O≤0‰。变质岩原岩无论是火成岩还是沉积岩，它们的δ18O值平均至少＞6‰，高者可达25‰。因此，在变质作用过程中，新生成的变质流体发生了18O漂移，比原始地层水更富含重氧。研究区容矿围岩为碳酸盐岩，其δ18O值＞15‰。在变质作用过程中，与碳酸盐发生氧同位素交换后，变质流体δ18O值为-2.8‰～0.9‰的原始地层水应该具有较大的负值，属于雨水。这个事实为矿床形成于沉积盆地的地质环境提供了新证据。
有人认为卡拉玛铜矿床是岩浆热液型或矽卡岩型矿床，但流体包裹体测温资料不支持这种观点。一般情况下，岩浆热液或矽卡岩铜矿床的成矿温度至少大于200℃。假设卡拉玛铜矿床的成矿温度也大于200℃，那么在后来经受150℃变质作用的影响下，其原生成矿流体包裹体应该得以保存。但是，大量的显微镜下研究未发现大于200℃的流体包裹体存在，证明该矿床的成矿温度相当低。这种成矿温度与Sedex型矿床的成矿温度很相似（韩发，1999）。因此，卡拉玛铜矿床很可能是以沉积岩为容矿岩石的喷流沉积型矿床。
各方面的资料证明，木吉-布伦口成矿带的铜矿化不是同生沉积的，而是后生交代形成的。比如，显微镜下发现，黄铜矿交代黄铁矿的现象十分普遍；黄铜矿的铅同位素组成特别富含放射性成因铅。但是，野外地质调查证明，该成矿带的铜矿化总是严格地局限在确定的含矿建造中，具显著的层控特征。铜铁共生是本成矿带又一重要矿化特征，如前所述，木吉-布伦口成矿亚带的层状菱铁矿化具有显著的同生沉积特征。尽管卡拉玛矿床以铜矿化为主，但条带状或块状菱铁矿矿石也十分发育。因此，与铁矿化密切共生的铜矿化也应该是同生沉积的。但是，就整个成矿带而言，最初形成的原生铜矿化较弱。由于铜在后期热事件中容易活化、迁移，故在成矿后的构造热事件中，在某些有利的构造部位，原生铜矿化局部富集，可以形成具一定规模的工业矿体。事实上，卡拉玛矿床的铜矿体均分布于 NW向剪切断裂与NW向褶皱构造核部的复合部位。在铜矿石中，与黄铜矿共生的石英为低温柱状石英，可能是铜矿化形成于低温构造热事件的证据。铜矿化的这种形成过程，决定了它既有同生沉积的特征，又具有后生交代的特征。
根据上述有关矿床的地质-地球化学特征，可以得出以下结论：木吉-布伦口成矿带形成于海相沉积盆地中，含矿岩系为海相（炭质）细碎屑岩夹极少量火山岩，直接容矿主岩为碳酸盐岩；矿体为层状，整合产出并与地层同步褶皱，矿石具有非常发育的条带状构造，沉积特征明显；成矿作用可能是在海底热液成矿系统中以沉积方式进行的，成矿物质主要来自下伏以基性岩为主体的结晶基底，主要成矿元素为 Fe、Cu，伴生 Au、Sc、Ni、As；矿床形成后遭到了后期变形-变质作用的影响，使矿石的结构、构造均发生了重大变化，此间铜活化迁移显著，并在有利构造部位局部富集；区域变质作用温度不高（相当于低绿片岩相），变质流体系演化了的雨水。
大兴安岭成矿带的矿床类型
成矿温度:T=180～600℃,压力:P=110×105～400×105Pa,成矿流体盐度:5%～40%。 地幔来源的深部岩浆混入的中酸性岩浆,沿着深大断裂系统多次上侵,形成侵入岩和少部分的浅成、超浅成岩体,并伴随着多次构造活动和岩浆活动,由高—中温岩浆热液作用形成沿断裂分布的脉状矿化。流体和矿物质来自岩浆热液。 六、浅成...
抱伦金矿床成矿特色
为中温偏高的成矿温度；⑤成矿流体中水的氢、氧同位素组成落入岩浆水区及略偏向大气降水线一侧；⑥尖峰岭岩体Au和Bi的富集系数较高。（二）发现国内少见的含铋硫盐矿物共生组合 详细研究了矿石物质成分、结构构造、金的赋存状态，发现国内少见的含铋硫盐矿物共生组合。矿石矿物中主要金属矿物为黄铁矿、...
成矿特征
图5-5 典型斑岩铜矿床的均一温度和盐度的特征 已有大量研究表明:斑岩铜矿床的成矿流体以很宽的均一温度(200～860℃)和盐度(30%～80%)为特征,多数矿床具有较高的均一温度(>600℃)和盐度(>40%),存在流体沸腾作用(Misra,2000)。根据美国西南部斑岩铜矿的温度和盐度系统的研究,存在3种类型成矿流体(图5-5),...
成矿系统矿化组合及成矿特征
矿体中围岩蚀变十分发育,主要有硅化、硫化物化、铁白云石化及铬水云母化,前两者与Au的富集关系十分密切,后两者是矿化带的区域找矿标志。 根据包裹体研究,成矿流体的活动明显可分成两个阶段,在早期构造-热液活动阶段流体温度从320～330℃升高至350～400℃,而盐度由w(NaCl)=5.1%降为w(NaCl)=2.2%,在晚期斜长岩...
矿化类型划分
成矿温度为80～350℃，有两个峰值，一个是120～180℃，另一个是300～350℃，成矿压力为128×105 ～210.9×105 Pa，成矿深度为500～800 m，成矿流体盐度w（NaCl）为1.99%～9.35%，δ34 S 为-0.8‰～-5.2‰，δD为-94‰～-101‰，δ18 O为7.4‰～10.7‰，成矿流体为大气降水和...
铜仁-凤凰汞矿带汞矿床形成的地球化学机制
据王华云等估算，铜仁-凤凰汞矿带的最大成矿深度不超过2500m（成矿压力取250×105Pa，按静水压力换算为成矿深度）。严钧平等估算的成矿压力为130×105Pa～150×105Pa，则成矿深度约为1000～1500m。继热水喷发之后，因CO2、CH4及H2S等气体的出溶和逸散及温度的降低，饱含在角砾岩空间内的成矿流体...
硅氧碳硫铅同位素地球化学
热液蚀变矿物的氢、氧同位素可以示踪成矿作用时的温度、水－岩比以及成矿流体的来源(O'Neil，1986;Kyser，1987;Taylor，1997)。而硅、碳和硫、铅同位素组成可以示踪成矿物质的来源以及成矿环境(如fO2，pH，T)(Ohmoto et al.，1997)。因此，在矿床成因研究中，利用同位素示踪成矿流体和成矿物质的...
成矿流体地球化学特征
流体是热液矿床形成的必要条件,是成矿物质的主要载体,而流体包裹体作为被保留下来的成矿流体,是矿床学研究的重要对象。利用流体包裹体的研究可以揭示有关成矿流体的温度、压力、盐度、组成以及来源等有关流体活动的重要信息,从而了解成矿过程中的物质运移过程、物理化学条件的变化,探究矿床的成因、成矿物质来源及成矿...
成矿流体系统的演化
相山矿田成矿期蚀变叠加在成矿前蚀变之上,表明矿前及成矿期流体活动在时空上具连续性,并且矿前期水(流体)-岩作用导致成矿溶液化学成分发生变化,促进了成矿流体演化。 矿后期的碳酸盐化、硅化、石膏化等,属温度较低的热液蚀变,是矿质沉淀后热液与围岩作用的结果。 综上所述,相山矿田成矿流体系统演化过程为:...
矿床成矿定位机理
由于围岩裂隙欠发育，流体内压不断升高，造成超高压的环境(达132～＞652MPa)，最终引起了热液隐爆作用。隐爆作用造成岩石的破裂、破碎和流体减压，并导致大气降水的混合作用，使成矿流体温度盐度降低，成分改变成Na－Ca型，并发生CO2分离作用，形成H2O与CO2为主的两种不混溶流体相，同时造成黄铜矿和斑铜矿...
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嘉祥县18095611007： 矿床成矿特点是指什么?也就是说要从哪几个方面回答,比如火山岩型矿床的成矿特点 - ？
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