【热液矿床中金的地球化学】
热液作用是金矿矿化中极其重要的机制。由于热液活动中含金溶液－矿物平衡的复杂性，金的地球化学性质必须考虑四个因素：矿化溶液来源、金源、金的运移机制和沉淀机制。显然，这四个因素是相互制约的。
对不同矿床类型而言，有五种溶液来源，即地下水、海水、同生水(或建造水)、岩浆水和变质水。Taylor(1979)总结了大量贵金属矿床的氧和氢同位素数据，认为热液主要来自地下水。Raktke(1985)总结卡林金矿研究得出，矿液主要为大气水成因，碳来自围岩，硫源于下伏古生代沉积岩；金的主成矿环境为175～200℃，溶液为弱酸性到中性，盐度低，氧逸度也低。在主成矿期，热液发生沸腾，造成上部的酸滤氧化。Buchanan(1981)和Berger(1982)认为低温热液贵金属矿床是古地热区；这些贵金属矿床的形成机制类似于现代的热泉活动。Fripp(1970)提出，罗得西亚太古宙含金的铁建造为水下热泉喷口的化学沉淀。层状矿体为含燧石、毒砂、磁黄铁矿和铁白云石交代层的硫化物及硫化物－碳酸岩相的带状铁建造。金赋存在毒砂中。矿石结构研究表明，金和硫化物是在变形和变质前沉积的。Bavington和Keays(1978)发现，西澳大利亚科马提岩序内沉积岩中金有明显富集，达几千万分之一，认为属于海底周围热泉的沉积。Hallager(1984)推断贾丁山含金富铁沉积岩是太古宙海相沉积。金与硫化物相富铁岩共生，而富铁岩产于石英云母片岩和石英岩中。赫姆斯塔克矿床中金与碳酸岩铁建造的紧密联系暗示其同生沉积关系。这类矿床与同生成因块状硫化物矿床有许多相似之处，据认为，块状硫化物矿床的成矿溶液是经过深部循环加热和化学演化后的海水形成的(Hutchinson和Burlington，1984)。Fehlberg和Giles(1984)提出西澳大利亚太古宙斯帕戈维尔矿床为火山喷气成因。在杂砂岩层序中的含毒砂的阳起石－石英－碳酸岩的整合夹层中含有细粒金。这些沉积岩处于绿岩带内靠近长英质的火山岩中心。陈丰认为，沉积－火山岩层序中的同生水是矿化溶液的可能来源。近年来，变质作用释出水在金矿形成时所起的作用受到很大的注意。Boyle(1959)首先提出了吉布提西北部太古宙绿岩中矿脉的变质成因。Grove等(1984)将西澳大利亚太古宙脉状矿床解释为变质作用释出的热液产物。FrieT Kerrich(1984)根据脉内外的元素分布的大量数据，建立了太古宙绿岩中脉金矿床的普遍模式，指出其运移介质是变质溶液。矿物中气液包裹体的研究可以提供成矿溶液的有价值的信息。虽然包裹体体积太小，往往达不到化学分析所需的数量，同时包裹体组成不仅反映成矿溶液成分，还反映成矿后的叠加事件。热液金矿活动的温度范围为100～400℃，多数在200～300℃之间(Buchanan，1981)。由于热液体系多处于或近于溶液的沸腾状态，沉淀温度可以近似为均一化温度，热液盐度在质量分数为0～1%NaCl范围内变化。金矿床包裹体中测出的高温和高盐度往往与岩浆活动有关。据Noore和Nash(1974)报道，宾厄姆坎宁斑岩矿床成矿温度为400～600℃，盐度质量分数为36%NaCl。Huang等(1978)测定内华达州伊利接触型矿床成矿温度为450～600℃，盐度质量分数为42%NaCl。Theodore等(1985)测出内华达州通博伊－明尼矽卡岩矿床的温度和盐度分别为350～550℃，质量分数为25%CaCl2。包裹体溶液测定表明，NaCl是最重要的组分，也存在少量Ca和K。地球化学研究表明，围岩可以是金的源岩，至少在局部范围是这样。据Vincent和Gocket(1960)报道，在岩浆过程中，金与铜呈正相关。在谢尔德侵入体中，金主要进入铜的硫化物，而铁的硫化物、氧化物和硅酸盐含金低。Rowe(1969)、Keays和Kirkland(1972)对拉斑玄武岩及Cu矿岩墙的研究也证实了这一看法。Keep和Scoff(1976)发现大西洋中脊玄武岩中金与铬相关，并认为金与铬尖晶石有关。他们认为金与硫没有强烈相关，虽然数据表明高金样品含铜也高。Dupuy等(1981)发现新喀里多尼亚蛇绿岩的非和堆积超镁铁岩中金与铜行为相近，在部分熔融的残留相对富集；而在镁铁质岩堆积相中金与铜不相关，却富集于铬尖晶石。超镁铁岩和镁铁岩相对于平均地壳丰度(5ng／g)富金，但有例外。Rozhkov等(1973)测定某些金伯利岩和超镁铁质包体中平均含金分别为3．9ng／g和4．8ng／g。他们提出典型上地幔物质含金3～7ng／g。Mitchell和Keays(1981)认为，上地幔金大部分存在于不混熔硫化物熔体的粒间相。他们测得实晶石二辉橄榄岩平均含金0．6ng／g。Oshin和Crocket(1982)研究得知，加拿大塞特福德矿蛇绿岩杂岩体中橄榄岩含金1．5ng／g，纯橄岩含金0．27ng／g，辉长岩则含金达1．7ng／g。太古宙金－石英脉的超镁铁质和镁铁质围岩中含金异常高，这些围岩被认为是金的源岩(Groves等，1984)。但矿化和未矿化岩石之间金含量没有可测出的差异(Anbaeusset等，1974)。Tilling等(1973)也提出绿岩带内花岗质岩石和变火山岩之间金含量没有明显的差异。Saager等(1982)对比南非太古宙绿岩带岩石与欧洲古生代超镁铁岩中金含量后得出，前者含金0．1～372ng／g，平均10．8ng／g；后者含金0．1～25ng／g，平均2．0ng／g。这个引人注意的事实可能与上地幔金的随时间演化或地幔的不均一性有关。Keay和Scoff(1976)测定了大西洋中脊枕状玄武岩的金含量。内部样品含金0．2～0．7ng／g，玻璃质边部含金0．3～2．7ng／g。陈丰认为玻璃质更好地保存了岩浆特征组分，而内部样品受海水交代。Crocket和Teruta(1977)测出了从太平洋中脊钻出的镁铁岩中类似的含金量，并提出金随深度稍有增大。Anoshin和Kepezhinskas(1972)研究了库里尔－勘察加省的近代玄武岩、安山岩和流纹岩，提出全部岩石平均含金1．8ng／g，金含量与分异数据不相关。他们认为金以原子形式均匀分布于硅酸盐岩中，此外，镁铁质岩中硫化物，特别是黄铁矿富金。镁铁质到中性的侵入岩含金稍高于喷出岩。当岩浆在封闭系统中分异，金将随挥发份进入残留液相；如果岩浆全部晶出，则金将混入岩石中；如果岩浆喷出地表，则金、挥发份和其他不相容元素将消失。在超镁铁质岩中，金可进入早期晶出的尖晶石。Korobcynikov(1981)测出岩浆岩和变质岩中长石含金量处于本底水平。金含量从镁铁质岩石向长英质岩石降低。最高值为侵入玄武岩的长石(7ng／g)。斜长石斑晶比共生基质(近6ng／g)含金低(近1ng／g)。Korobcynikov(1981)测出岩浆岩中黑云母含金高于其他造岩矿物。发现辉长岩中黑云母含金15～90ng／g。以上表明，没有哪一个岩类富集金。换言之，大多数岩石可以作为金的源岩，只要该岩石具有良好的渗透率，运移溶液可以达到金所处的位置，并与之起反应。金的溶液化学尚未充分了解，许多具地质学意义的溶液中金的溶解度很低。热液体系的金的运移研究主要集中在酸性氧化溶液中金氯化物和还原条件下金硫化物的溶解度测定。Becker(1987)提出，金可溶于含硫化物溶液。Stokes(1905)和Lenher(1918)对氯化物中金溶解度进行了实验测定。Ogryzlo(1935)首次比较系统地测定了金在盐酸和二硫化物溶液中的溶解度。他认为，酸性体系中金以氯化物运移，在还原或中性条件下沉淀；还原性溶液中金以二硫人物运移，氧化时沉淀。Smith(1943)考虑天然体系常有亚铁和H2S作为还原剂，这将使金氯化物发生沉淀，故提出金主要以硫化物溶液中金的溶解度，推断高温时以氯化物形式运移。Helgeson和Garrels(1968)评价了金氯化物的溶解度，推断出它在热液成矿中是重要的。Henley(1973)实验测定了300～500℃下氯化物形式运移。在低温下金以离子或硫化物形式运移。Seward(1973)对金的二硫化物配合物的溶解度进行了大量研究，观测到的溶解度远高于地质上成矿所要求的浓度，并假定有Au(HS)2和Au2S(HS)22－配合物。Bилоp和Лaщkeвиy(1987)在100MPa、100～350℃条件下测定了硫化物溶液中金的溶解度。Renders和Seward(1989)测定了在25℃和不同压力条件下，H+浓度10－12～10－2mol／L时金在硫化物溶液中的溶解度，提出金以AuHS°、
、Au2S22－和Au2(HS)S－形式出现。Shen-berger、Barnes(1989)测定和讨论了150～350℃下
溶解度及其中的某些问题。热液体系中金大多以Au+及其配合物出现。金的氯化物和二硫化物配合物，在酸性、氧化条件下，金以氯化物配合物形式出现；在还原条件下则以二硫化物形式出现，这时硫为H2S或HS－。氯化物可因H+浓度下降或还原而使金沉淀；而二硫化物的最大溶解度位于稍碱性稍低于硫酸盐与硫化物的边界线处。这样，H+浓度的变化导致金沉淀，这依赖于溶液的变化前的H+浓度。在金以二硫化物运移时，最有效的沉淀机制是氧化和硫活度减小，H+浓度改变可能是次要的，虽然它决定了交代组合的分带性。热液的氧化可能是由于沸腾、与氧饱和地下水的混合，或与氧饱和围岩反应所造成的。沸腾作用是低温热液矿化的相当普遍的有效机制。沸腾现象的标志是在矿物包裹体中气相大于50%。Drummond和Ohmoto(1985)比较系统地讨论了沸腾作用，计算了150℃、250℃和350℃时SO2、H2S、CO2、CH4和H2的变化，以及对氧逸度、氢浓度、pH值和贵金属、贱金属沉淀的影响。Spycher和Reed(1989)用计算机模拟了Broadland型水的沸腾、气相金属运移和酸化反应。近年矿床研究表明，沸腾和贵金属沉淀有着空间和时间上的相关。金多半处于沸腾部位及其稍上方，而贱金属在其下方，富金矿体标高与古地表有空间相关，地表常有热泉痕迹。矿化带两侧的蚀变带可以用沸腾后pH值的变化来解释，而矿化带上方的明矾石－高岭石酸化淋滤带，是沸腾时H2S进入上方氧化溶液所形成硫酸溶液的产物。当然，金也可能以气相运移，据推测，金以
形式存在，在近地表处再冷却进入液相，再氧化析出。这可以考虑为热泉中析金的机制。环太平洋带金矿床常可分为沉积岩地体中的金矿床和火山岩地体中的金－银矿床。前者金以自然金产出，含银10%～20%；后者以银金矿(含银30%～70%)产出，并伴生各种含银矿床。Shikazona和Shimizu(1987)总结了日本这两类矿床的地质特征。热力学计算表明，Ag／Au比值随氯化物和温度增加而减小。金矿床的Au(Cl2)－／Au(HS2)－比值较大，而硫活度低于银－金矿床。上升的热液与冷却的氧饱和地下水的混合也是金沉淀的重要机制。在研究贵金属的沉淀时，吸附作用具有重要意义。在低温条件下，非晶质的砷化物、锑化物、非晶质二氧化硅、赤铁矿、硫化物和高岭石等矿物均可吸附金。如果考虑到含金热液主要来自地下水，可以认为形成金矿的地球化学过程是一个地下水在地壳上特定的构造部位向深部渗透和对流的过程。并可认为对流涉及的深度至少在4km，最深可达9～12km。允许自由对流的岩石可以用Raylieigh-Darcy方程的Ra参数表示，要求Ra值大于40(或4)。这样，实际上除页岩外，包括破裂的、结晶的岩石可满足要求。通过淋滤，运移溶液中含金量可达1～100ng／g。Shenberger(1985)的计算表明，含1～10ng／g的金溶液可以形成有经济价值的金矿床。这估计与Brown(1986)对新西兰金矿测行的成矿溶液含金1．5～10．5ng／g相符。结合包裹体测压结果，Nesbitt(1988)将地下水对流型热液金矿分为低温热液型、卡林型、深成中温热型液3个不同深度的成矿模式。地球化学模式是以容纳似是而非的天然过程为先决条件，并要求与溶液－矿物平衡原理相符。但是，应用这些模式时必须小心，为了平衡原理与矿物共生组合相吻合，应当注意沉淀往往是多期性的。每期均有其本身的物理化学参数，具不同参数的沉淀事件的叠加，使矿物共生组合复杂化。(中国科学院地球化学研究所陈丰撰)