含礦熱液的運移含礦熱液運移原因分析以及熱液運移通道的識別，對理解熱液成礦過程和指導盲礦體的尋找都具有重要意義。1.含礦熱液運移的動力熱液流動的原因受多種因素的控制，主要有以下幾種情況；（1）重力驅動（gravity-driven）在一定的深度范圍內，當巖石的滲透率較高時，熱液（特別是溫度低的地表水和溫度較低、深度較淺的地下水）可以在重力驅動下向深部滲流；也可以受地表地形的控制，從重力位能高處向重力位能低處流動。盆地流體的活動主要受重力驅動，而對一些形成深度淺的低溫熱液礦床（如美國科羅拉多州的克里德Pb-Zn-Au-Ag脈狀礦床）以及一些層控礦床在熱液疊加改造階段也會出現這類流動。（2）壓力梯度驅動（pressure-driven）在地下較深處，在溫度梯度小而較封閉的裂隙系統中，由于壓力差較大，可引起熱液自深處向上運動，這是由于深處封閉系統承受的壓力相當于靜巖壓力（約為260atm/km），深處所承受的壓力大于淺部。沉積盆地中壓實作用引起的流體運移也屬于這種情況。構造運動或水壓破裂形成時，裂隙系統內會瞬時形成壓力極低狀態，圍巖孔隙中承受靜巖壓力的流體會向裂隙集中，這種流動也是壓力差驅使的。流體運移與斷裂構造活動之間的關系，Sibson（1988）提出了2種模式：①泵吸模式（suctionpump）是指在地殼淺部的脆性構造活動域，一般指地殼5km以上的區域，斷裂活動時會在斷裂中產生瞬間的極低壓力，從而把斷裂周圍的熱液吸入其中，其原理類似水泵的工作原理，此時斷裂活動是主動因素，而熱液流體在斷裂帶中的活動是被動的；②斷層閥模式（faultvalve）是指在5~16km的地殼范圍內，構造變形表現為韌脆性或脆韌性特點。此時，當斷裂帶中的流體壓力不斷積累到一定的閥值時，流體的高壓力會引發破裂作用，流體的活動相對于斷裂構造來說是主動的。圖5-2Wairakei地熱區的溫度分布（轉引自任啟江等，1993）（3）熱力驅動（圖5-2Wairakei地熱區的溫度分布（轉引自任啟江等，1993）在有巖漿侵入體或其他異常熱源存在的條件下，出現了異常的溫度梯度并有較高的孔隙度時，將形成對流的熱液系統；在近代活火山活動區地熱系統的溫度分布和熱液循環特征已被詳細研究，如新西蘭的Wairakei、意大利的Larderello、美國的Geysers以及洋中脊地區。在Wairakei地熱區，等溫線的分布呈蘑菇型，熱流的流速、流向和流量可用一個筒狀模型來代表（圖5-2）。在洋中脊或海底火山活動

w圖5-3海底火山活動中心的對流示意圖（塞浦路斯型塊狀硫化物礦床，轉引自任啟江等，1993）中心（圖5-3）及侵入體附近的對流循環路徑都w圖5-3海底火山活動中心的對流示意圖（塞浦路斯型塊狀硫化物礦床，轉引自任啟江等，1993）當熱流量一定時，在一個水飽和的均勻介質中，熱水對流循環能否發生，取決于Rayleigh值的大小：ATR=KgH盧wLmw匝均獨花崗閃檢巖匚］岬化陣花內閃長巖該千枚巖化2.含礦熱液運移的通道含礦熱液運移的通上式中：K滲透率，g為重力加速度，H為厚度，p為密度,a為熱脹系數，AT為溫度梯度，久為熱傳導率，X為熱擴散系數，以為動力粘滯系數，m代表介質（巖石），w代表水，當R>4n2時，將出現對流，只要溫度梯度和滲透率數值大，對流即可出現。在Wairakei，R值為10匝均獨花崗閃檢巖匚］岬化陣花內閃長巖該千枚巖化2.含礦熱液運移的通道含礦熱液運移的通圖5-4小侵入體周圍的對流循環示意圖（據Sheppard，1997）Pr-青磐巖蝕變道（channelway）按成因可分為原生孔隙和次生裂隙兩類：（1）原生孔隙是指巖石生成時就具有的孔洞和裂隙，如造巖礦物的粒間間隙、火山巖中的氣孔、沉積巖的層面空隙等。巖石的孔隙度是全部孔隙的體積與巖石體積之比，用百分比表示?？紫抖鹊淖兓秶艽?，常見巖石的平均孔隙度（體積％）為：花崗巖0.5%，片麻巖1%，石英巖1%，石灰巖5%，砂巖15%，砂20%。對于熱水溶液在巖石中的流動來說，有意義的不是孔隙度而是有效孔隙度。有效孔隙度是液體能在其中流動的相連通的孔隙體積與巖石體積之比。這里孔隙的絕對大小很重要?？梢园芽紫斗殖?類：①超毛細管孔隙，直徑大于0.5mm，液體能在其中按流體靜力學的規律流動；②毛細管孔隙，直徑為0.0002到0.5mm，液體在其中的運移決定于表面引力和外力（氣體的壓力、靜壓力、構造壓力等）；③亞毛細管孔隙，直徑小于0.0002mm，在一般條件下，液體不能在其中運移。熱液流經的巖石的有效孔隙度會發生變化。在成礦前，常常由于溶解和蝕變而增大，如花崗巖鈉長石化后，有效孔隙度由0.5%增加到6%；石灰巖矽卡巖化后，由0.4%?0.9%增加到2.5%?5%；在成礦階段，因礦石礦物和脈石礦物充填，有效孔隙度又重新減小。（2）次生裂隙指成巖過程中或成巖以后產生的各種裂隙，包括非構造裂隙和構造裂隙兩類。非構造裂隙如沉積物的擠壓收縮和侵入巖的冷卻收縮所產生的裂隙、溶解裂隙、礦物結晶或重結晶而形成的裂隙、坍塌角礫裂隙等。構造裂隙主要指地殼運動產生的褶皺虛脫、斷裂及與之有關的一系列裂隙。此外，需要強調指出的是，熱液的構造通道除最常見的斷裂構造外，還有超高壓流體對圍巖進行水壓破裂產生的增殖裂隙，這是以往研究中往往被忽視的一種控制熱液礦床形成的一種重要構造形式。由于熱液礦床種類多樣，對于不同類型的礦床來說，不同的熱液通道具有不同的意義，需要在具體工作中具體分析。3.成礦物質的運移形式關于熱液礦床成礦物質的搬運形式，目前已經形成了較為統一的認識，以下把有關的觀點或理論做一簡要介紹。（1）成礦物質呈硫化物真溶液運移由于氣水熱液礦床中硫化物居多，所以人們就認為金屬是呈硫化物形式溶解于熱液中呈真溶液運移的。但是，實驗證明金屬硫化物在水中的溶解度是極小的，如含銅硫化物在溫度為25?400°C間的水溶液中溶解度僅為10x10-6?2.3x10-24克分子/I，顯然難以實現硫化物的大量運移和聚集，銅礦床也不可能由硫化銅溶液形成。因此，硫化物呈真溶液運移的觀點現在已經被放棄。（2）成礦物質呈膠體溶液運移實驗證明，金屬硫化物在膠體溶液中的含量比在真溶液中的溶解度大得多，而且膠體可以在各種物理化學條件下形成。人們還發現，熱液礦床的礦石中可以經常見到各種膠狀構造，認為這是金屬組份呈膠體溶液運移的直接標志，所以主張成礦物質是呈膠體溶液運移的。膠體溶液運移成礦組分的論點也沒有被人們普遍接受。因為熱液礦床中出現膠狀構造的現象畢竟不多，它主要出現在一些淺成礦床中。膠狀構造的出現可能是成礦時溫度下降過速的緣故，但成礦之前成礦物質未必能呈膠體狀態。膠體的粘度較大，不易于長距離搬運，無法解釋由大量滲透、交代作用形成的熱液礦床。通過礦物氣液包裹體成分的研究，還發現熱液中含多量的電解質，這進一步說明了呈膠體狀態運移成礦組分的可能性是極小的。該觀點同樣已經很少有人提及。（3）成礦物質呈鹵化物氣態溶液運移這個觀點認為，溶液中搬運的成礦物質不是現在礦石中所見到的礦物，礦石中的金屬礦物在其形成以前是呈鹵化物形式在溶液中被搬運的，其依據是：礦物中氣液包裹體（代表著含礦氣水熱液的母液）的含鹽度很高，甚至有NaC1晶體出現；火山噴出物中有砷、鐵、鋅、錫、鉛和銅等的可溶性氯化物和氟化物出現；有的熱液礦床中可見到含氯或氟的礦物，如氯化鉛（PbC12）、氯銅礦（CuC12.3Cu（OH）2）、螢石、黃玉等。實驗表明，金屬鹵化物在水中的溶解度是較大的（表5-1）。多數研究者認為，成礦物質呈鹵化物氣態溶液運移的情況是存在的。不過主要出現于溫度較高的熱液礦床中，如云英巖型鎢、錫礦床可能就是以這樣的形式運移和成礦的。據表5-1各種金屬鹵化物在水中的溶解度（18°C）陰離子陽離子Mn2+Fe2+Fe3+Ni2+Cu+CU2+Ag+Zn2+Pb2+Sn2+Hg2+Sb2+Cl-g/100g溶液43.640.747.939.01.543.11.51X10-478.60.9673.06.80克分子/1000g溶液3.463.212.953.09O.153.201.OXlO-55.76O.0343.850.25F-g/100g溶液O.662.5057.5O.80.00681.64克分子/1000g溶液0.07O.254.520.0770.00264.56實驗得知，金屬鹵化物和硫化氫極易反應形成硫化物沉淀，所以當溶液中存在數量較多的H2S時，鹵化物溶液就變得很不穩定。眾所周知，H2S在熱水溶液中的溶解度是隨溫度的降低而增高的，所以在溫度較低的情況下，成礦組分是難以成鹵化物搬運的。（4）成礦物質呈易溶絡合物運移大量實驗和理論研究證實，在熱液礦床形成過程中，金屬成礦元素主要呈絡合物形式搬運，這也是目前人們普遍接受的觀點。在自然界中很多元素都可以構成絡合物的組成部分，如某些離子電位高的金屬陽離子（Fe3+，Fe2+，Be2+，Nb5+，Ta5+，W6+，Sn4+，Mo4+，Mo6+等）構成中心陽離子（或稱絡合物形成體）一些陰離子或離子團（如F-，Cl-，HS-，HCO-，OH-，O2-，S2-，SO42-，CO32-等）構成配位體，而堿金屬陽離子則構成外配位體，不同的絡合物可在各種地質-物理化學條件下出現。絡合物比簡單化合物的溶解度大許多倍，可以搬運大量成礦物質。進入絡陰離子中的金屬元素，可以具有與簡單陽離子完全不同的化學特性，易于解釋熱液礦床中觀察到的各種現象。一些有關的成礦實驗和化學熱力學計算結果也支持金屬礦物質主要呈絡合物形式被搬運的觀點，并且還提供了金屬元素絡合物穩定性的數據。絡合物在水溶液中的穩定性，主要取決子絡陰離子離解能力的大小，絡陰離子離解能力越強，則絡陰離子越不穩定，因此，在溶液中出現的金