热液循环成矿机制

（一）热液流体循环

Bishcoff et al（1989）依据现代大洋海底成矿观察和实验室模拟，提出双扩散对流（double-diffusive convection）模式来解释海底热液循环成矿的理论。认为海底热液系统由两个垂向上分离的对流循环圈组成，下部为热卤水层，加热并驱动上部冷的海水体系循环。来自海水和岩浆的热卤水在卤水库中发生气、液相分离，使热卤水盐度升高。上部海水层是一个单循环圈，在其底部海水通过扩散界面被热卤水加热。热卤水层主要形成位于下部的块状矿化，向上排泄时也可形成不整合矿化，上部海水层形成上部不整合矿化。Rachael et al（1999）通过取自Escanaba海槽CenterHill地区裂隙水和沉积物样品中的Li、B同位素指出，影响裂隙水化学成分的因素有热的海水与洋壳的相互作用、热液流体与沉积物的相互作用以及热液流体与海水或/和裂隙水的反应。热液循环是海底热液活动和硫化物形成的关键问题。Alt et al（1999）对ODP（大洋钻探计划）资料研究提出，上升的热液流体与冷的海水混合导致过渡带和上部岩石在混合带发生蚀变，并在补给区海水沿裂隙和断裂进入岩石从而形成硬石膏的沉淀。但依旧有许多问题有待解决，例如海底热液循环、热液喷出后的沉淀过程等认识仍存在不同意见（Wheat，1994）。

（二）硫化物堆积模式及成矿机制

古代块状硫化物矿床成因研究中，硫化物的沉淀堆积模式一直是最富争议的问题，现代海底硫化物成矿作用的直接观察与研究对这一问题的解决提供了实际可能。现代海底热水流体活动中表现出来的烟囱生长、倒塌堆积和热水流体充填交代反映了硫化物堆积的实际过程。硫化物的形成首先是通过硫化物烟囱完成的，最早发育的烟囱形成于高渗透性的火山岩系的顶部、热水喷口及其附近，晚期的烟囱则发育于硫化物丘堤之上。硫化物烟囱的生长通常从硬石膏沉淀开始，以高温矿物组合黄铜矿-黄铁矿沉淀而成。由于烟囱内外温度梯度变化的差异，不同温度成矿组合由烟囱壁向中心内部生长，内部带以黄铜矿为主，外部带以闪锌矿、方铅矿为主，边缘以重晶石、非晶硅为主。当烟囱生长到一定高度后，便崩塌形成烟囱碎屑丘堤，结果阻止热水流体聚集喷射，在烟囱堤内形成对流循环，并在丘堤上形成弥散式热水排泄点，表现为黑烟囱、白烟囱等，热水散落物质逐渐在丘堤表面胶结烟囱碎屑形成低渗透壳，抑制热水流体外流，使丘堤内充分进行循环，形成完整的不同温度的矿物组合，表现为底部浸染状、网脉状矿化与上覆块状硫化物相伴或叠生，以及网脉状矿之上块状矿的特点（Hezig et al，1995；Ohmoto，1996）。因此，海底硫化物沉淀作用应是烟囱-丘堤共同作用的结果，块状硫化物矿体是硫化物在丘堤内持续稳定环境充填与交代的产物。总体上，热液硫化物堆积体上部以烟囱体为主，下部以块状硫化物为主，深部以网脉状硫化物为主的叠碗状结构（Becker et al，1996；Humphris et al，1996；Zierenberg etal，2000），基本揭示了海底热液活动中成矿发生发育全部过程。

成矿热液系统的成矿过程与温度关系密切，Hannington and Scott（1996）研究认为与温度相关的热液密度对硫化物沉淀有着关键性的作用。当热液密度低于海水密度时，热液呈条斑状散流，与海水快速混合而骤然降温，矿化散布于海水中发生氧化作用，难以形成大规模矿化富集；而热液密度大于海水时，热液则易形成热卤水，在喷口之上沉积，温度逐渐降低，形成与海水相对隔离的环境，故可能造成大规模矿床的堆积。Ohmoto（1996）依据日本黑矿的研究提出的热液矿化模式，成矿热液系统开始排泄的是低温热液（＜15℃），形成赤铁矿，随之热液温度逐步上升，最高可达400℃。温度在180～280℃时，沉积含硬石膏、重晶石、闪锌矿、方铅矿和黝铜矿等细小颗粒的黑色原生矿石；当温度达到280～380℃时更热的热液与黑色原生矿石发生反应，细小颗粒的原生矿石重结晶成大颗粒的矿物，并在底部被黄铜矿交代，而黄铜矿又被黄铁矿交代。这种成因认识强调了热液是深部（1～3km）岩浆侵入引起热穹隆之上循环回流而成的观点，这一认识解释了现代大洋海底并非到处成矿的事实，火山穹隆或洋脊高隆的地方易形成矿化。

摩托车排气管冒白烟是排气中的热气遇冷后形成的，这是正常现象，如果排气管内有较多积水，或是汽油不太好，这种情况会更明显，但不影响发动机的正常工作，也不是故障。只要不是冒蓝烟就没事，冒蓝烟才是烧机油。

一、重晶石岩的产出背景

重晶石岩是重要的热水沉积岩，由于重晶石本身为有用矿物，因此当其矿化较富、规模较大时，其本身也是一种有用矿产———重晶石矿。在DF桑斯特(1984a，b)提出的喷气-沉积矿床的综合分带中，无论是火山环境还是非火山环境中的分带，重晶石带都占有重要位置。

在现代沉积物中重晶石富集于深海沉积物和热泉沉积物中，大洋中脊为最富集区。在陆地上温泉沉积物中的重晶石很早已发现，如我国台湾北投温泉泉华中的富Pb重晶石———北投石，日本3个热泉富Pb重晶石，美国西部的几个泉华重晶石、加利福尼亚滨海泉和岸外水深1800m处沿海底断层线的泉华重晶石，加拿大西北部的泉华重晶石等。Ｒona(1983)对世界洋底扩张中心的热水沉积物作了综合评述，已查明的63处热水沉积物中，已鉴定出有重晶石矿物者8处;有Ba分析资料的为17处，Ba含量大于1%的为8处，最高值为63%(Afar裂谷)。上述热泉沉积物中SiO2含量普遍较高(涂光炽等，1987)。1979年3～5月在东太平洋隆起北纬21°处的潜水考察中，直接观察到了热液从深2610～2650m的海底喷出的现象:一种为温度高达350℃的“黑烟囱”;另一种为温度较低(32～330℃)的“白烟囱”，“白烟囱”的成分为黄铁矿、重晶石和非晶质氧化硅(戴问天，1985)。这些现代重晶石的形成作用是认识古代重晶石岩(矿)为热水沉积的重要事实依据。

据李文炎等(1991)研究，大地构造与重晶石岩的关系表现为:大陆裂谷系、弧-盆系和陆内挤隆系3种大地构造环境控制了重晶石岩的形成。其中大陆裂谷系构造背景在成岩(矿)中占了最重要的位置。大陆裂谷系又可分为大陆边缘裂谷和陆内裂谷两种成矿环境。

热水重晶石岩形成的沉积相环境为陆棚相或深水陆棚相。沉积物中的高有机质含量和规则的水平层理，反映为一种较深水的封闭-半封闭滞流环境。重晶石岩不易在还原环境里形成。只能形成于氧化-还原界面附近，如盆地的边缘斜坡段。其最佳成矿的pH值为6～74，Eh值为260～400mV，属弱酸向弱碱过渡的相对氧化环境(宣之强，1999)。

我国热水重晶石岩(矿)的形成时代主要为震旦纪、寒武纪及奥陶纪，次为泥盆纪和三叠纪。

广西的热水沉积重晶石岩(矿)的形成同样与张性构造环境有关，明显受到裂谷构造或裂陷槽及区域性同沉积断裂的控制，如三江板必、永福里旺重晶石矿及桂中的重晶石矿(岩)就受到冷水江-龙胜同沉积断裂及其控制形成的裂陷槽所控制，容县鸡笼顶的重晶石岩则受到博白-岑溪同沉积断裂及云开地体西缘的裂陷槽控制，而靖西弄华的重晶石矿则受广南-那坡同沉积断裂及龙州裂谷带的控制。沉积环境有斜坡-盆地相带，潮下-半局限盆地相带，但主要的沉积环境还是局限-开阔台地相带及台盆相带，总体反映出一种相对封闭、半封闭的滞流环境。其形成时代主要为泥盆纪，次为寒武纪及奥陶纪。赋存层位在桂中地区为上泥盆统榴江组(如古潭)、中泥盆统应堂组和四排组(如潘村)，以及下泥盆统上伦组及官桥组(如盘龙、朋村);在桂西南地区为下泥盆统郁江组(如弄华);在桂北及桂东北地区为下寒武统清溪组(如板必、里旺);在桂东南地区为上奥陶统(如鸡笼顶)及上泥盆统榴江组(如葵阳)、中泥盆统东岗岭组(如庆丰)。

与热水沉积重晶石岩相伴的矿产类型较简单，主要为铅锌铜及黄铁矿，还可有金、银矿伴生。在桂北、桂东北及桂中的来宾、象州一带主要为单一的重晶石矿床，到桂中的武宣及其以南地区则有多金属矿产相伴，如武宣地区为铅锌-重晶石-黄铁矿矿床，桂东南的鸡笼顶则为重晶石岩与铜铅锌黄铁矿(金、银)相伴，桂西南的弄华则为黄铁矿-重晶石矿床。

二、重晶石岩的岩石学特征

广西境内重晶石岩较发育，尤以桂中地区为最，许多已形成独立的重晶石矿体或矿床，如来宾古潭重晶石矿床，象州潘村重晶石矿床、武宣朋村铅锌矿床中的重晶石矿体等。区内热水沉积重晶石岩主要呈层状、似层状及透镜状产出，也有部分呈脉状产出，如象州地区的重晶石矿。重晶石岩在矿床中一般产于矿体上部，如鸡笼顶铜银多金属矿、朋村铅锌矿。当重晶石岩成为有用矿产时，常与硅质岩密切共生，产于硅质岩中或其上部，如三江板必、来宾古潭及玉林葵阳。呈脉状产出的重晶石岩，一般也是上部重晶石多，向下重晶石减少以致消失，变为多金属脉，如象州、武宣地区的脉状重晶石。

广西重晶石岩的岩石组合主要有层状重晶石金属硫化物组合、层状重晶石硅质岩组合、脉状重晶石及脉状重晶石硫化物组合。

重晶石金属硫化物组合:以容县鸡笼顶矿床的块状多金属黄铁矿矿石与重晶石岩组合及盘龙铅锌矿床中的重晶石铅锌矿石为代表。其中容县鸡笼顶矿床的重晶石岩产于矿体顶部及上部，或夹于块状硫化物矿体中(图2-2)。

图2-2 容县鸡笼顶矿床220中段CD0穿脉剖面图

(据张青枝等，1995)

重晶石硅质岩组合:以三江板必重晶石岩及来宾古潭重晶石岩为代表，二者都呈层状产于硅质岩层之中，或与硅质岩互层。如古潭重晶石岩层，位于上泥盆统榴江组下段硅质岩的顶部，榴江组下段硅质岩总厚150m，顶部为一层厚5m左右的重晶石岩层。岩层中往往夹有薄层硅质岩。重晶石岩层之上，则为薄层硅质岩及硅质泥岩。重晶石岩层的顶、底板都为硅质岩(李文炎等，1991)。三江板必重晶石岩赋存于下寒武统清溪组下部层位，呈透镜状产于硅质岩层中，常有多层，重晶石岩的厚度为几十厘米至4m，较厚层的重晶石岩中可夹硅质岩透镜体(涂光炽等，1987)。

脉状重晶石及脉状重晶石硫化物组合:以大瑶山背斜西侧的下泥盆统上部和部分中泥盆统中的重晶石矿脉和重晶石多金属矿脉为代表。这一脉状矿成矿带南段属武宣县，北段属象州地区。在区域上矿脉有明显的水平分带，当靠近区域性通挽-雷山大断裂时，以多金属重晶石脉为主，向西远离断裂时，以单重晶石脉为主。多金属-重晶石脉的矿物成分变化较大，同一矿区中既有多金属重晶石脉，也有纯重晶石脉和不含重晶石的多金属脉。同一个脉体在深度方向上存在分带，一般上部重晶石多，向下重晶石减少以致消失，变为多金属脉(涂光炽等，1987)。

区内重晶石岩颜色一般为灰白色—灰色，少量暗灰色、灰红色，裂隙面为黄褐色、红褐色及褐黑色。

重晶石岩的矿物成分主要为重晶石，质较纯，另有少、微量石英、玉髓、黄铁矿、水云母、泥质、碳酸盐矿物及铁质(表2-2)。重晶石主要为他形—半自形粒状、镶嵌状产出，粒度在不同矿区有差别，大多较细，可有001～02mm、01～04mm及大于02mm×15mm几个粒级，呈板状者则为中粗粒状，粒度可达(4～8)mm×20mm(如盘龙矿区)。有时可见少量重晶石呈聚斑状产出，聚斑晶可达12mm×08mm至18mm×27mm。

表2-2 广西部分重晶石岩特征简表

岩石中的石英呈他形粒状，粒度为002～004mm，沿重晶石粒间充填。黄铁矿呈他形—自形，粒度为001～06mm不等，常氧化为铁质沿裂隙充填。

岩石具显微晶质-细粒状结构，中粗粒结构，他形-半自形粒状结构，镶嵌状结构(照片8)，球粒结构(照片9)，球粒大小为08mm至几毫米，有时见稀疏聚斑状结构(照片10)。构造主要为块状、纹层状(照片11～14)、条带状构造(照片15)，有时见缝合线构造(照片16)。纹层之条纹宽02～15mm，条纹由不同粒级的重晶石组成，条纹间常有铁质充填。条带宽4～10mm，条带状构造常为两种不同粒度的重晶石组成条带。条带状构造见于板必、古潭及鸡笼顶，而缝合线构造仅见于古潭(照片16)。