矿床学 热液概述
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2.气水热液的成矿意义
形成通在的成矿过矿床含作主矿用要过有流程：体中接(，触包热交括液代能矿气把床相深和、部热的液液矿矿相质床、以及超分 临散界在流岩石体中)的作成用矿而元素生萃成取的出来后，生初矿步集床中称，热把它液们 矿携式床带，或到把一矿气定质化的沉热构淀造下液来-岩矿，石床形中成。，矿通床过。充填、交代等成矿方
变质热液可以从变质原岩中带出或从所流经的岩 石中萃取成矿物质。
岩浆热液除了可以把岩浆中的成矿组分带出外， 由于其高温特点所决定的高搬运能力，往往会捕获所 流经的岩石中的成矿物质而成矿。
不断加热的大气水热液在其循环过程中，会淋滤 所接触的地壳岩石中的成矿物质，形成热液矿床。
针对地壳岩石对成矿的物质贡献，矿床学家提出 了“矿源层”(source bed)的概念。
初始含水量
影响岩浆流 体从岩浆析 出的过程和 数量的因素
岩浆结晶的深度 围岩渗透性
裂隙系统发育程度
（二）变质热液
1、成因：变质热液是岩石 在变质过程中随变质温度和 压力不断增加依次释放出来 的粒间水、矿物的结晶水和 结构水溶解了成矿物质形成 的。如沉积岩（含水20～ 30%）→绿片岩相（一般含 水6%）→角闪岩相（含水 1～2%）→麻粒岩相（含水 0.5%），可见变质过程中可 产生大量的变质热液。
d、常见成矿金属元素：黑色金属元素Fe、Mn，有色金属 元素Cu、Pb、Zn、W、Sn、Mo、Sb、Hg，贵金属元素Au、 Ag，稀有金属元素Li、Be、Nb、Ta，放射性元素U、Th。
温度及物理 状态
a 、 温 度 变 化 范 围 ： 50-800ºC ， 一 般 成 矿 温 度 ： 100-600ºC;盐度：5%-40%；压力：40-2500atm。 b、状态：气态（高温低压条件）、液态（高压中 低温条件）、超临界状态（高温高压条件）
按Holland的实验，只有当与硅酸盐熔浆共存的蒸气相 中H2O分压超过4.94×107Pa时，黑云母和角闪石才可从英 安质熔体中析出，形成斑晶。这些水可以构成岩浆流体的 主要来源。对热液矿床中矿物及其中流体包裹体氢氧同位 素成分的分析结果，也证实部分热液矿床形成的早期，确 有岩浆流体存在。
Bumham(1979)实 验表明，岩浆中溶解的 H2O重量百分比随压力 的升高而加大。
资料表明，成 矿的热水溶液是多 组分体系，其来源 是多途径，类型是 多种多样的，而且 不同来源和成因的 溶液常常是相互掺 杂混合，它们的形 成常常有一个漫长 的发展过程。
（一）岩浆热液
1、成因：岩浆热液是岩浆中所含的H2O及其他挥发组分在 岩浆上侵和冷凝结晶过程中，由于温度、压力和成分的变 化与其所溶解的化学成分一起被析出形成的。
H2CO3 =H++HCO3－(利于矿质迁移)
HCO3－=H++CO32－（有利于形成难溶碳酸盐 沉淀成矿）,
与H2S性状相似，[HCO3－]和[CO32－]与热液 的温度、压力和pH值有关，温度降低和pH值升高 有利于成矿元素以碳酸盐沉淀。
四、成矿物质的来源
1．岩浆熔体
在岩浆结晶过程中，岩浆中的成矿物质随着岩浆热 液的析出，以各种形式进入热液，形成含矿热液。
几个因素决定了地壳岩石对热液成矿作用过程中成矿 物质的供应：
①岩石中成矿组分的最初含量； ②热液流体循环过程中所影响的岩石的体积(范围)； ③岩石和所流经的热液之间发生水岩反应的强度； ④水-岩比值(即参与反应的流体质量和发生反应的岩 石质量之比)的大小。
同生热液可以把原来沉积物中所含的铅、锌，在 建造水释放过程中带出，某些含铅、锌较高的油田卤 水即可能属于这种成因。
大气降水可下渗到深约 12~15km处。这些水加热升 温，以至其温度达到300～ 400 ℃。
水的密度小，岩石的渗 透率减弱，地下水热液便不 再向下渗透。于是向着上昂 的方向，或沿着断层，向着 减温减压的方向循环流动。
大气水热液及其成矿模式 （斯米尔诺夫）
这种地下水热液在 循环流动过程中，不断 发生“水-岩反应”， 从围岩，矿源层，甚至 从已形成的矿床中溶解 萃取大量成矿物质以及 盐类，形成含矿热卤水 或含矿热液：
1.压力梯度：
内压力： 溶液依靠自身的力量，打开通道而发生上升运移， 即处入地下较深处的矿液由于其本身的内压力推动， 热液沿着各种大小裂隙、破碎带运动。
外压力： 当构造运动发生时则可产出大量断层，勾通了地 壳深处岩浆活动的地区或地下深处汇集在一起的热液 区，促使深处的热液在地表不同部位压力差的驱使下 向减压方向运移。
近代海水的δD和 δ18OH2O都近于0‰（或均 为1‰±5‰）含SO42-，盐 度3.5%。
黑矿型矿床简要横剖面图
特征：大气降水的同位素 组成随海拔高度、纬度、 温度的变化有规律地改变， 一般说来，大气降水的同 位素组成
δD=-340‰～+50‰，
δ18O=-44‰～+10‰。
接近大气降水线，温 度多属中、低温，多富 Ca2＋、Na＋）
2、特征：变质热液H2O的 δ18O=5‰～25‰，δD=20‰～-65‰，多富CO2。
（三）初生水，或原生水，或“地幔热液”
指直接来源于上地幔“去气作用” （“脱气”， “除气”）所形成的气水热液。
这种气液从未参加过水循环作用，在地球形成时 期就已存在。
一般通过测量上地幔硅酸盐的H-O同位素组成来 推断“初生水”的组成。
成岩过程中产生的溶液，这些溶液在沉积物固结成岩 之后或成岩期后的挤压作用而汇集在一起形成“囚 水” ，“封存水” ，“建造水（地层水）”。
按照沉积背景的不同，又可分为海成溶液和陆成 溶液。
② 后生下渗溶液 指由地表大气降水和
海水沿着岩石的裂隙或海 底裂隙、间隙、孔洞等下 渗到地壳不同的深度形成 的溶液。
局部热源，如地壳深部的岩浆热能或变质热 能，地幔梯度等能造成含矿热液的密度差，引起 对流循环，从而使密度小的上升。
原始成因的多种溶液，若它的密度不同，产 生密度差引起物质的对流。
含盐度很高的含矿溶液因密度较大而下沉， 驱使密度小的流体上升。这样产生的密度差也能 推动含矿热液的运移。
这一概念最初是由澳大利亚人C.L.Knight)于 1957年首先提出的，其出发点是认为许多重要矿床和 侵入岩之间并不存在成因联系。相反，这些矿床的产 出却与某一特殊的沉积层显示出重要关系，它们是成 矿物质的提供者。
目前包括能够提供矿质的所有岩石，都称之为 “矿源岩” (source rock)。
3．上地幔
第六章：气水热液矿床 概论
浅成低温带 中温带
斑岩带
斑岩 火山角砾岩
火山岩 碎屑岩
泥化 黄铁矿化带
大量的地质资料表明，在内生成矿作用过 程中，除了有在岩浆结晶的主要阶段形成的岩 浆矿床在岩浆结晶之后形成的伟晶岩矿床之外， 在地壳中还有另一大类矿床，即与各种成因的 气水热液有关的“气水热液矿床”。
一、气水热液及其在内生矿床中的意义
a、卤族元素的化合物（尤其是氯化物）是强电解质， 电解后强烈影响பைடு நூலகம்液的pH值；
b、大部分金属元素的卤化物都有较大的溶解度，很 多金属元素均可与卤族元素形成易溶络合物，还有部 分卤化物高温时具有挥发性质。卤族元素的这些重要 性质有助于热液中有用组分的迁移。
2、硫： a、氧化态为SO42-，与Cl-性状相似，影响热液的pH值和有 助于大部分金属元素的迁移，也可形成难溶硫酸盐而沉淀 成矿，如重晶石（BaSO4）。
S2-常与金属阳离子结合形成难溶的硫化物而沉淀成矿。
上式可见，影响H2S解离的因素是热液中H2S的浓度 和pH值：H2S的溶解度又与压力呈正相关，与温度呈负 相关； pH值低，溶液中[HS-]高，有利于矿质的迁移， pH值高溶液中[S2-]高，有利于硫化物的沉淀。
3、CO2
高温条件下为中性分子，温度降低水合为 H2CO3并解离，
Fe2+、Fe3+、Cu+、Cu2+、Pb2+、Zn2+等，易形成氯络 合物，因此热液和岩浆中Cl-的浓度高低与热液形成矿 床的能力有一定关系。
其他挥发性组分，如CO2、CO、H2S、SO2、HF等与岩 浆热液的含矿性也有关系。
2．地壳岩石
不同来源的热液，在其源区或其运移过程中与 不同类型的地壳岩石发生反应，从而捕获其中的成 矿物质，形成含矿热液，进而成矿。
1.气水热液的概念
定 “气水热液”是指在一定深度下形成的，具有一定 义 温度和压力的含多种挥发组分和成矿元素的气态
或液态水溶液（简称热液）。
a、主要成份：H2O（盐度一般为几%—几十%）；
成 b、其他挥发组分：HCl、HF、H2S、CO2、B、（As）； 分 c、主要金属元素：K、Na、Ca、Mg；
b、还原态H2S，是弱电解质和重要的矿化剂，性状如下：
(a)＞400ºC，H2S为中性分子，不电离，或分解为S和H2。
(b)＜400ºC，H2S开始电离， H2S=H++HS-，k1=[H+][HS-]/[H2S]=8.4×10-8
HS-常可与多种金属元素结合形成络合物，有助于元 素在热液中迁移。
[HS-]=H++S2-，k2=[H+][S2-]/[HS-]=1.2×10-15
有关矿种：
a、主要金属矿产：Fe、Mn，Cu、Pb、Zn、W、Sn、Mo、Sb、 Hg，Au、Ag，Li、Be、Nb、Ta，U、Th
b、非金属矿产：云母、石棉、萤石、水晶、明矾石、叶腊 石、蛇纹岩，硫铁矿、重晶石、天青石、滑石、菱镁矿等。
二、热液的成因（类型）
气水热液的来 源是这类矿床的一 个重要问题。由于 其来源十分复杂， 因此人们曾提出过 多种看法，争议较 大。这个问题，也 是人们目前大力研 究的一个课题。气 水热液的来源可分 为四种基本来源， 五种类型。
虹吸作用： 当构造形成大量裂隙时，尤其是那些隐伏于地下 并未与地表勾通的裂隙，开始形成张口，此时裂隙中 处于真空状态，产生负压力，从而能吸取周围的含矿 热液（虹吸作用)。这实质上也是压力差所产生的运移， 大多数盲矿脉，如阿尔卑斯型Pb-Zn矿脉，被认为是这 样形成的。
2.热力引起的对流（密度差）
（五）混合水
指上述各种水溶液不同程度、不同比例的混合。 由于水、岩石间的同位素交换反应，水的δD和δ18O 均有变化。
三、热液中主要挥发组分的性状及其影响
热液中挥发组分对成矿物质活化、搬运和沉 淀都有重要影响，所以这些组分在热液中的化学 性质和存在状态是值得我们探讨的。
1、卤族元素：热液中主要卤族元素是F和Cl。
其氢氧同位素为: ——δD=-48‰（或-70‰～-30‰）， ——δ18OH2O=7‰（或6‰～8.5‰） 成分中CO2含量很高，可达78.54%，且常见纯 CO2（占100%）的包裹体，其中金属元素以富含Fe， Mg，Mn为特征。
（四）地下水热液
又可分成两个亚类：同生沉积溶液和后生下渗溶液。 ① 同生沉积溶液 ——又叫同生水； ——建造水（地层水）： 是指在沉积物形成时一起被埋入在沉积物中或在
2、特征：岩浆热 液H2O的氢氧同位 素值一般变化范围 是δ18ΟH2O=6‰9‰，δD=-48‰-80‰,此外多有高 盐度、富K＋的特 征。
很多证据表明岩浆 中有水存在，快速冷却 的火山岩含水一般为 0.2%~5%，最高可达12 ％(如某些松脂岩)；另外 岩浆岩中大量的含水硅 酸盐矿物也是岩浆含水 的最好证明。
大气水热液及其成矿模式
（斯米尔诺夫）
水→热水→热卤水→含矿热液（含矿热卤水）
海水 海水也属于大 气降水一大类，但 海水中的化学组成 显然与地表的大气 降水不完全一样。 海水的含盐度约为 3.5%NaCl ， 海 水 沿 着海底的深大断裂 下渗到洋壳深处， 形成环流热液。
海水热液及其成矿模式
海水可以在海底岩石 中下渗几公里，甚至十几 公里，然后变成上昂热液， 在深部的环流过程中，可 以与所途径的岩石发生水 岩反应，变成含矿热卤水， 然后沿着海底断裂上升至 海底，形成海底喷发和海 底“烟囱”。
地幔流体的活动可以把分散在上地幔中的成矿物质 活化、迁移到地壳中成矿。
如胶东半岛金矿、四川大水沟碲—金矿以及河北东坪 金矿等，已经有不同的研究者相继提出地幔流体和地幔物 质参与成矿的认识。
由于受技术条件的限制，对参与热液成矿作用的地幔 成矿物质的识别，目前尚处在不断的探索之中。
五、含矿热液的运移
（一）运移的动力
形成通在的成矿过矿床含作主矿用要过有流程：体中接(，触包热交括液代能矿气把床相深和、部热的液液矿矿相质床、以及超分 临散界在流岩石体中)的作成用矿而元素生萃成取的出来后，生初矿步集床中称，热把它液们 矿携式床带，或到把一矿气定质化的沉热构淀造下液来-岩矿，石床形中成。，矿通床过。充填、交代等成矿方
变质热液可以从变质原岩中带出或从所流经的岩 石中萃取成矿物质。
岩浆热液除了可以把岩浆中的成矿组分带出外， 由于其高温特点所决定的高搬运能力，往往会捕获所 流经的岩石中的成矿物质而成矿。
不断加热的大气水热液在其循环过程中，会淋滤 所接触的地壳岩石中的成矿物质，形成热液矿床。
针对地壳岩石对成矿的物质贡献，矿床学家提出 了“矿源层”(source bed)的概念。
初始含水量
影响岩浆流 体从岩浆析 出的过程和 数量的因素
岩浆结晶的深度 围岩渗透性
裂隙系统发育程度
（二）变质热液
1、成因：变质热液是岩石 在变质过程中随变质温度和 压力不断增加依次释放出来 的粒间水、矿物的结晶水和 结构水溶解了成矿物质形成 的。如沉积岩（含水20～ 30%）→绿片岩相（一般含 水6%）→角闪岩相（含水 1～2%）→麻粒岩相（含水 0.5%），可见变质过程中可 产生大量的变质热液。
d、常见成矿金属元素：黑色金属元素Fe、Mn，有色金属 元素Cu、Pb、Zn、W、Sn、Mo、Sb、Hg，贵金属元素Au、 Ag，稀有金属元素Li、Be、Nb、Ta，放射性元素U、Th。
温度及物理 状态
a 、 温 度 变 化 范 围 ： 50-800ºC ， 一 般 成 矿 温 度 ： 100-600ºC;盐度：5%-40%；压力：40-2500atm。 b、状态：气态（高温低压条件）、液态（高压中 低温条件）、超临界状态（高温高压条件）
按Holland的实验，只有当与硅酸盐熔浆共存的蒸气相 中H2O分压超过4.94×107Pa时，黑云母和角闪石才可从英 安质熔体中析出，形成斑晶。这些水可以构成岩浆流体的 主要来源。对热液矿床中矿物及其中流体包裹体氢氧同位 素成分的分析结果，也证实部分热液矿床形成的早期，确 有岩浆流体存在。
Bumham(1979)实 验表明，岩浆中溶解的 H2O重量百分比随压力 的升高而加大。
资料表明，成 矿的热水溶液是多 组分体系，其来源 是多途径，类型是 多种多样的，而且 不同来源和成因的 溶液常常是相互掺 杂混合，它们的形 成常常有一个漫长 的发展过程。
（一）岩浆热液
1、成因：岩浆热液是岩浆中所含的H2O及其他挥发组分在 岩浆上侵和冷凝结晶过程中，由于温度、压力和成分的变 化与其所溶解的化学成分一起被析出形成的。
H2CO3 =H++HCO3－(利于矿质迁移)
HCO3－=H++CO32－（有利于形成难溶碳酸盐 沉淀成矿）,
与H2S性状相似，[HCO3－]和[CO32－]与热液 的温度、压力和pH值有关，温度降低和pH值升高 有利于成矿元素以碳酸盐沉淀。
四、成矿物质的来源
1．岩浆熔体
在岩浆结晶过程中，岩浆中的成矿物质随着岩浆热 液的析出，以各种形式进入热液，形成含矿热液。
几个因素决定了地壳岩石对热液成矿作用过程中成矿 物质的供应：
①岩石中成矿组分的最初含量； ②热液流体循环过程中所影响的岩石的体积(范围)； ③岩石和所流经的热液之间发生水岩反应的强度； ④水-岩比值(即参与反应的流体质量和发生反应的岩 石质量之比)的大小。
同生热液可以把原来沉积物中所含的铅、锌，在 建造水释放过程中带出，某些含铅、锌较高的油田卤 水即可能属于这种成因。
大气降水可下渗到深约 12~15km处。这些水加热升 温，以至其温度达到300～ 400 ℃。
水的密度小，岩石的渗 透率减弱，地下水热液便不 再向下渗透。于是向着上昂 的方向，或沿着断层，向着 减温减压的方向循环流动。
大气水热液及其成矿模式 （斯米尔诺夫）
这种地下水热液在 循环流动过程中，不断 发生“水-岩反应”， 从围岩，矿源层，甚至 从已形成的矿床中溶解 萃取大量成矿物质以及 盐类，形成含矿热卤水 或含矿热液：
1.压力梯度：
内压力： 溶液依靠自身的力量，打开通道而发生上升运移， 即处入地下较深处的矿液由于其本身的内压力推动， 热液沿着各种大小裂隙、破碎带运动。
外压力： 当构造运动发生时则可产出大量断层，勾通了地 壳深处岩浆活动的地区或地下深处汇集在一起的热液 区，促使深处的热液在地表不同部位压力差的驱使下 向减压方向运移。
近代海水的δD和 δ18OH2O都近于0‰（或均 为1‰±5‰）含SO42-，盐 度3.5%。
黑矿型矿床简要横剖面图
特征：大气降水的同位素 组成随海拔高度、纬度、 温度的变化有规律地改变， 一般说来，大气降水的同 位素组成
δD=-340‰～+50‰，
δ18O=-44‰～+10‰。
接近大气降水线，温 度多属中、低温，多富 Ca2＋、Na＋）
2、特征：变质热液H2O的 δ18O=5‰～25‰，δD=20‰～-65‰，多富CO2。
（三）初生水，或原生水，或“地幔热液”
指直接来源于上地幔“去气作用” （“脱气”， “除气”）所形成的气水热液。
这种气液从未参加过水循环作用，在地球形成时 期就已存在。
一般通过测量上地幔硅酸盐的H-O同位素组成来 推断“初生水”的组成。
成岩过程中产生的溶液，这些溶液在沉积物固结成岩 之后或成岩期后的挤压作用而汇集在一起形成“囚 水” ，“封存水” ，“建造水（地层水）”。
按照沉积背景的不同，又可分为海成溶液和陆成 溶液。
② 后生下渗溶液 指由地表大气降水和
海水沿着岩石的裂隙或海 底裂隙、间隙、孔洞等下 渗到地壳不同的深度形成 的溶液。
局部热源，如地壳深部的岩浆热能或变质热 能，地幔梯度等能造成含矿热液的密度差，引起 对流循环，从而使密度小的上升。
原始成因的多种溶液，若它的密度不同，产 生密度差引起物质的对流。
含盐度很高的含矿溶液因密度较大而下沉， 驱使密度小的流体上升。这样产生的密度差也能 推动含矿热液的运移。
这一概念最初是由澳大利亚人C.L.Knight)于 1957年首先提出的，其出发点是认为许多重要矿床和 侵入岩之间并不存在成因联系。相反，这些矿床的产 出却与某一特殊的沉积层显示出重要关系，它们是成 矿物质的提供者。
目前包括能够提供矿质的所有岩石，都称之为 “矿源岩” (source rock)。
3．上地幔
第六章：气水热液矿床 概论
浅成低温带 中温带
斑岩带
斑岩 火山角砾岩
火山岩 碎屑岩
泥化 黄铁矿化带
大量的地质资料表明，在内生成矿作用过 程中，除了有在岩浆结晶的主要阶段形成的岩 浆矿床在岩浆结晶之后形成的伟晶岩矿床之外， 在地壳中还有另一大类矿床，即与各种成因的 气水热液有关的“气水热液矿床”。
一、气水热液及其在内生矿床中的意义
a、卤族元素的化合物（尤其是氯化物）是强电解质， 电解后强烈影响பைடு நூலகம்液的pH值；
b、大部分金属元素的卤化物都有较大的溶解度，很 多金属元素均可与卤族元素形成易溶络合物，还有部 分卤化物高温时具有挥发性质。卤族元素的这些重要 性质有助于热液中有用组分的迁移。
2、硫： a、氧化态为SO42-，与Cl-性状相似，影响热液的pH值和有 助于大部分金属元素的迁移，也可形成难溶硫酸盐而沉淀 成矿，如重晶石（BaSO4）。
S2-常与金属阳离子结合形成难溶的硫化物而沉淀成矿。
上式可见，影响H2S解离的因素是热液中H2S的浓度 和pH值：H2S的溶解度又与压力呈正相关，与温度呈负 相关； pH值低，溶液中[HS-]高，有利于矿质的迁移， pH值高溶液中[S2-]高，有利于硫化物的沉淀。
3、CO2
高温条件下为中性分子，温度降低水合为 H2CO3并解离，
Fe2+、Fe3+、Cu+、Cu2+、Pb2+、Zn2+等，易形成氯络 合物，因此热液和岩浆中Cl-的浓度高低与热液形成矿 床的能力有一定关系。
其他挥发性组分，如CO2、CO、H2S、SO2、HF等与岩 浆热液的含矿性也有关系。
2．地壳岩石
不同来源的热液，在其源区或其运移过程中与 不同类型的地壳岩石发生反应，从而捕获其中的成 矿物质，形成含矿热液，进而成矿。
1.气水热液的概念
定 “气水热液”是指在一定深度下形成的，具有一定 义 温度和压力的含多种挥发组分和成矿元素的气态
或液态水溶液（简称热液）。
a、主要成份：H2O（盐度一般为几%—几十%）；
成 b、其他挥发组分：HCl、HF、H2S、CO2、B、（As）； 分 c、主要金属元素：K、Na、Ca、Mg；
b、还原态H2S，是弱电解质和重要的矿化剂，性状如下：
(a)＞400ºC，H2S为中性分子，不电离，或分解为S和H2。
(b)＜400ºC，H2S开始电离， H2S=H++HS-，k1=[H+][HS-]/[H2S]=8.4×10-8
HS-常可与多种金属元素结合形成络合物，有助于元 素在热液中迁移。
[HS-]=H++S2-，k2=[H+][S2-]/[HS-]=1.2×10-15
有关矿种：
a、主要金属矿产：Fe、Mn，Cu、Pb、Zn、W、Sn、Mo、Sb、 Hg，Au、Ag，Li、Be、Nb、Ta，U、Th
b、非金属矿产：云母、石棉、萤石、水晶、明矾石、叶腊 石、蛇纹岩，硫铁矿、重晶石、天青石、滑石、菱镁矿等。
二、热液的成因（类型）
气水热液的来 源是这类矿床的一 个重要问题。由于 其来源十分复杂， 因此人们曾提出过 多种看法，争议较 大。这个问题，也 是人们目前大力研 究的一个课题。气 水热液的来源可分 为四种基本来源， 五种类型。
虹吸作用： 当构造形成大量裂隙时，尤其是那些隐伏于地下 并未与地表勾通的裂隙，开始形成张口，此时裂隙中 处于真空状态，产生负压力，从而能吸取周围的含矿 热液（虹吸作用)。这实质上也是压力差所产生的运移， 大多数盲矿脉，如阿尔卑斯型Pb-Zn矿脉，被认为是这 样形成的。
2.热力引起的对流（密度差）
（五）混合水
指上述各种水溶液不同程度、不同比例的混合。 由于水、岩石间的同位素交换反应，水的δD和δ18O 均有变化。
三、热液中主要挥发组分的性状及其影响
热液中挥发组分对成矿物质活化、搬运和沉 淀都有重要影响，所以这些组分在热液中的化学 性质和存在状态是值得我们探讨的。
1、卤族元素：热液中主要卤族元素是F和Cl。
其氢氧同位素为: ——δD=-48‰（或-70‰～-30‰）， ——δ18OH2O=7‰（或6‰～8.5‰） 成分中CO2含量很高，可达78.54%，且常见纯 CO2（占100%）的包裹体，其中金属元素以富含Fe， Mg，Mn为特征。
（四）地下水热液
又可分成两个亚类：同生沉积溶液和后生下渗溶液。 ① 同生沉积溶液 ——又叫同生水； ——建造水（地层水）： 是指在沉积物形成时一起被埋入在沉积物中或在
2、特征：岩浆热 液H2O的氢氧同位 素值一般变化范围 是δ18ΟH2O=6‰9‰，δD=-48‰-80‰,此外多有高 盐度、富K＋的特 征。
很多证据表明岩浆 中有水存在，快速冷却 的火山岩含水一般为 0.2%~5%，最高可达12 ％(如某些松脂岩)；另外 岩浆岩中大量的含水硅 酸盐矿物也是岩浆含水 的最好证明。
大气水热液及其成矿模式
（斯米尔诺夫）
水→热水→热卤水→含矿热液（含矿热卤水）
海水 海水也属于大 气降水一大类，但 海水中的化学组成 显然与地表的大气 降水不完全一样。 海水的含盐度约为 3.5%NaCl ， 海 水 沿 着海底的深大断裂 下渗到洋壳深处， 形成环流热液。
海水热液及其成矿模式
海水可以在海底岩石 中下渗几公里，甚至十几 公里，然后变成上昂热液， 在深部的环流过程中，可 以与所途径的岩石发生水 岩反应，变成含矿热卤水， 然后沿着海底断裂上升至 海底，形成海底喷发和海 底“烟囱”。
地幔流体的活动可以把分散在上地幔中的成矿物质 活化、迁移到地壳中成矿。
如胶东半岛金矿、四川大水沟碲—金矿以及河北东坪 金矿等，已经有不同的研究者相继提出地幔流体和地幔物 质参与成矿的认识。
由于受技术条件的限制，对参与热液成矿作用的地幔 成矿物质的识别，目前尚处在不断的探索之中。
五、含矿热液的运移
（一）运移的动力