成矿物质的聚集方式和来源

成矿元素从分散状态到成为矿床一般是经过迁移而聚集起来的。自然界中物质在处于固态时活动性较小，在固体内的扩散、出熔等造成的物质移动规模都是十分有限的。而当物质在处于液态或进入液相后较容易发生显著而有效的迁移。所以绝大多数固体金属、非金属矿产都是在液相中转移而在由液相转变为固相时稳定下来的。岩浆熔体、活动的气水热液和在地壳不同深度循环的地下水都是重要的成矿流体。在地表大大小小的河流以及各种水体也都是物质转移和聚集的营力与介质。成矿物质发生聚集的作用方式是多种多样的，最重要的有结晶作用、化学作用，包括置换作用即交代作用，对于少量分散的元素则以类质同象或被吸附而发生一定富集。影响这些成矿物质聚集作用发生的因素，主要是温度压力的变化和介质化学性质的变化。

岩浆熔融体冷却过程中随着温度降低，一些矿物如铬铁矿、磁铁矿、磷灰石等从岩浆中结晶出来而可在岩浆岩内聚集起来，形成矿床。伟晶岩中许多有用矿物，尤其是早期阶段形成的矿物也是在富含挥发组分的硅酸盐中结晶形成的。

岩浆来源和非岩浆来源的热水溶液是更为稀薄的水溶液，其中以离子、络离子和分子状态，也以胶体和悬浮态携带着成矿物质，随着热液活动过程中物理化学条件的变化，这些物质也可以直接从热液中结晶和沉淀出来，例如热液脉状矿床石英脉中的金属氧化物、含氧盐和各种硫化物都是这样。能够引起成矿物质从溶液中析出的情况大致有三种，一是生成沉淀物。二是物质组分间发生化学反应，其中又有三种类型：①在介质化学性质、温度压力变化时溶液中不同物质相互作用引起的化学反应，包括水解作用、交换反应、氧化还原作用等；②不同成分的溶液混合时引起的反应；③溶液和围岩物质间发生反应形成交代矿体。三是溶液中以胶体形式携带的物质发生凝聚。

在地表水体中成矿物质也可以通过结晶和沉淀而形成聚集，例如在内陆湖和海盆地中，卤水或海水都可经蒸发浓缩而形成盐类矿物的沉积。在地表环境中，因胶体物质的搬运和凝聚及因氧化还原反应而使成矿物质发生聚集都有更为广泛出现的条件。生物是近地表环境地质作用的重要营力，有些成矿物质由生物在生命活动中吸收，然后随生物遗体一起堆积起来。细菌的存在和参与对成矿物质聚集也有重要影响，例如有的细菌可以从铁的重碳酸盐或从铁的有机酸盐中沉淀出铁。还原硫细菌还原硫酸盐生成硫化氢，对于金属元素形成硫化物富集是非常重要的。

各种已形成的固体岩石和矿床在环境温度与压力发生变化时原来岩石变得不稳定，引起破坏和组分的重新组合，在这个过程中也包含着元素的迁移与分散或富集。各种形式的水仍然是参与这些过程的一种积极因素，对物质的带出带入起着显著的作用。当深成岩石进入地表环境后，在风化带上部因无用物质的带出有用物质相对聚集在残积场所，而在风化带下部则因有用物质带入而以淋积形式富集。当原来近地表形成的岩石因构造变动而进入地壳深部后，也将因受到温度、压力与活动流体的影响而发生变质改造。有些情况下原岩物质基本上留在原地发生重结晶或重组合，形成新的矿物聚集。另一些情况下原岩中一些组分活化并发生转移，多数情况下从深带向较浅的地带集中成矿。

有成矿物质的来源是矿床形成的前提，成矿物质有多种不同的来源，而且成矿物质聚集的方式与其成矿物质来源也有密切的关系。许多重要的金属是岩浆从深部带来的。超基性岩浆、基性和碱性岩浆起源于上地幔或下地壳，金属是在相应岩浆形成时进入岩浆并在其冷却过程中通过结晶和分异聚集起来的。花岗质岩浆在其形成过程中也把原岩中的金属一起带入岩浆，但一般情况下含量少而分散，多在岩浆末期或在岩浆期后聚集在气水溶液中。岩浆中的金属并不是地壳中热水溶液中所含金属的唯一来源。热水溶液中的成矿金属既有在岩浆冷却过程中以气液相分出来的，也有熔浆从围岩中同化而来的，还有不同起源的热水在地壳循环过程中从流径的岩石中淋滤出来的。

出露在大陆地表的各种岩石和其中的矿床，在地表环境下破坏分解是成矿物质的另一种重要来源。这些岩石和矿床分解出来的物质一部分在风化作用过程中发生聚集，而另一些部分则被搬运，在搬运过程中进一步分选或分异进入各种水盆地再沉积下来形成数量众多的沉积矿床。它们从成矿物质来源看主要是属于陆源的。但在海盆地中有些成矿物质是经过海水长期演化成为海水固有组分的一些物质，从与海洋的关系来说是属于内源的。还有一些特殊的沉积地带或由于生物旺盛在生物活动中聚集起来一些成矿组分，或由于火山活动强烈，火山喷发带来一些成矿组分形成正常沉积与生物源及火山源物质一起形成的混合沉积。沉积物形成后在成岩后生及变质过程中还可以发生成矿物质的活化和再沉积，这种情况下可以没有新的物质来源，也可以有部分新的物质来源叠加。

决定火山喷发形式主要由两个方面决定：一是岩浆的性质，二是喷发时固体、气体、液体三者的比例。

岩浆根据其含二氧化硅的多少，可以分为基性岩浆和酸性岩浆。基性岩浆粘性小，流动性大，又称玄武岩岩浆，由这种岩浆引发的火山活动爆发较少，岩浆能在地面作较远距离的流动，并形成奇特的景观。

酸性岩浆粘性大，流动性差，由此引发的火山活动活动凶猛强烈。除此以外，以气体为主的喷发最强，称为“爆炸”；以固体为主的喷发次之，称为“喷出”；以液体为主的最弱，称为“流动”；三者都有的强度较大，称为“喷射”。

火山熔岩制作过程如下：

在地球的不同层圈内，可形成不同成分和物理化学性质的岩浆，如超基性、基性岩浆形成在地下较深部，温度较高，约为1000～1200℃ ；酸性、中性岩浆形成的部位相对较浅，温度相对较低，约为700～1000℃。由于地壳的保温作用，越向地心其温度越高。地核因高压呈固体状态。而地壳之下的高温物质呈液体状态就是岩浆。

在这样高的温度下，就让该类粘稠熔化岩石层被收集到地球内部大房间中。再加上溶岩要比四周岩层轻，直接导致会浮向地面并找寻地核里的缝隙进行充斥，一旦最终抵达地面后就会从活火山巅峰暴发。通常在地表下融化的岩层被称作溶岩，一旦溶岩上升就会以余烬方式进行喷涌。至于喷涌的激烈程度，完全取决于溶岩的黏度。

当溶岩流动性比较远的时候，喷涌的程度相对激烈易形成盾状火山。

岩浆活动发源于大陆30km，洋壳6km以下，即软流层。软流圈在巨大的岩石静压力下呈半塑性状态。当压力降低，如地壳裂开时转变为岩浆并朝着压力低的方向移动，如大洋裂谷。当温度升高时也能形成岩浆，并把上覆岩层熔透而形成火山喷发。

有。

在地质历史中曾经存在由超基性岩浆喷发所形成的熔岩，称为科马提岩。1969年首次在南非巴伯顿地区的科马提河流域被发现。这里超基性喷出岩特征典型，覆盖面积达160km×65km，厚数千米。岩石中MgO的含量高达20%以上。

酸度和碱度是火成岩分类的重要化学成分依据，酸度即指SiO2含量，据SiO2重量百分数，通常将火成岩分为四大类：超基性（Ultrabasic）(SiO266%)。

1岩浆的成分

岩浆的成分主要是硅酸盐和一些挥发分。

硅酸盐：硅酸盐岩浆的化学成分千差万别，但主要由以下十余种元素按不同比例组成，它们是O、Si、Al、Ca、Na、K、Fe、Mg、Mn、Ti、P等。以氧元素最多，常以氧化物的形式存在，主要的氧化物为SiO2、Al2O3、FeO、Fe2O3、MgO、CaO、Na2O、K2O、H2O等。其中以SiO2含量最高，可以高达40%～75%。不同成分的岩浆，其氧化物的含量不同，但这些氧化物之间存在着一定的内在联系。一般来说，随着SiO2含量的增高，K2O和Na2O随之升高，相反MgO、FeO（Fe2O3）则随之降低，因此，SiO2含量的增高，成为酸度划分的主要依据，通常可根据SiO2含量（质量分数用wB表示），将岩浆划分为以下四种基本类型：①超基性岩浆（w（SiO2）＜45%）；②基性岩浆（w（SiO2）45%～53%）；③中性岩浆（w（SiO2）53%～66%）；④酸性岩浆（w（SiO2）＞66%）。

挥发分：岩浆中含有大量挥发分，主要是H2O，其次是CO2、CO、N2、SO2、SO3、H2S、HCl、HF等。挥发组分在岩浆中总量一般不超过6%～10%（wB），其中H2O约占2/3以上，在岩浆未喷发之前，处于地下深处高温高压条件下，挥发分溶解于岩浆中。由于挥发组分的存在，它可以降低岩浆的粘度、降低矿物的熔点、延长岩浆的结晶时间，并结晶出含挥发分难熔矿物；更有意义的是，随着结晶作用的进行，残余岩浆便越来越富含水，在一定条件下，挥发分能携带成矿金属元素或其化合物，在适宜的地段形成汽水-热液矿床。此外，火山的强烈爆发，也是由于挥发分的大量富集突然释放造成的。

2岩浆的温度

岩浆的温度，可以直接从现代火山喷出的熔岩流测定出来，也可用间接法来近似地确定。

1）观察现代熔岩流的温度：一般用遥测装置测定熔岩流的温度。从表1-1可以看出，火山熔岩的温度范围一般在700～1300℃之间，玄武岩一般为1000～1300℃，安山岩为900～1000℃，流纹岩一般为700～900℃，成分愈酸性，温度愈低。同一熔岩流，其不同部位温度不同，总的是在近岩流表层下部温度最低，向岩流内部温度升高，但熔岩流表面上的温度又急剧升高（图1-1）。究其原因，可能由于熔岩流喷出地表后，气体析出，产生氧化、燃烧以及部分结晶放出潜能、多形转变放出反应热等所致。地表所测得的熔岩流温度不能代表在地壳深部或上地幔中形成的岩浆温度。近代物理化学实验表明，随着体系内水压的增加，花岗岩、玄武岩及有关硅酸盐矿开始熔融的温度明显下降（图1-2），所以，地下深处正在结晶的岩浆，一般比喷出地表的岩浆（熔岩流）的温度要低，其仅代表岩浆的近似温度。

表1-1 各类熔岩的喷出温度估算值

续表

（据ISECarmichael，1974）

图1-1 夏威夷熔岩湖不同深度的温度变化

图1-2 天然橄榄拉斑玄武岩-水体系和花岗岩-水体系的熔融曲线

2）估测岩浆温度的方法：用肉眼观察熔岩或熔岩丝（指溅出的丝条状熔岩）的颜色。在晴朗的天气和良好情况下的颜色与相应的温度关系如下：

白色 ≥1150℃ 亮的鲜红（樱桃红）色 700℃

金** 1090℃ 暗红色 550～625℃

橙色 900℃ 隐约可见的红色 475℃

如透视不好，对熔岩流的估计会偏低。

3）研究地质湿度计：研究某些造岩矿物的形成温度和相变温度，可间接推测岩浆结晶时的温度，我们称之为地质温度计。山德曾列出过常见的一些标志矿物的地质温度计（表1-2）。例如，如在伟晶岩中发现有a-石英和β-石英，则伟晶岩的形成温度约575℃左右；火山岩中若黑云母、角闪石皆见暗化现象，则反映其形成温度应大于840～1050℃。

表1-2 常见地质温度计

（据山德）

4）熔化岩浆岩的方法：通过岩浆岩重熔和再结晶实验，也可得知其大致温度。如基拉韦厄（Kilavea）火山的玄武岩，在一个大气压下熔融后，开始结晶的温度为1235～1160℃，完全结晶是1060℃。葛朗松的实验证明，花岗岩熔点为950±50℃，当压力为385bar时，575℃时花岗岩熔浆的流动性就非常显著，而700℃时则呈完全流动状态。AC金兹布尔根据一系列的观察来判断，认为岩浆结晶温度常不能高于1170℃，许多情况下不超过870℃。

3岩浆的粘度

岩浆的重要性质之一是能够流动，具有流体的性质。岩浆流动的能力主要取决于自身的粘度，粘度愈大，岩浆愈难流动，其单位是Pa·s，称为帕斯卡秒，1Pa·s（=10η）相当于20℃时水的粘度的1000倍。

岩浆的粘度与岩浆成分、温度、压力及挥发分含量等因素有关。在岩浆成分中对岩浆粘度影响最大的是SiO2的含量，SiO2的含量愈高，岩浆的粘度越大（图1-3）。所以基性岩浆粘度较小，流速快，有时达16km/h，而酸性岩浆粘度大，流速慢，仅为几米/小时，甚至看不到流动。温度和压力也影响粘度，温度高，粘度低，温度低，粘度增大；压力大，粘度大，压力小，粘度小；挥发分也直接影响岩浆粘度，富含挥发分时，粘度降低（图1-4）。

图1-3 岩浆粘度与SiO2含量的关系

图1-4 加CaF2闪长岩的粘度等温线