现代水-岩作用

已形成的岩石（包括矿石）进入地球表层后，由于环境的物理化学条件发生了变化，为了要与新的环境取得平衡，原有的物质存在形式（包括元素含量和组合、元素的结合方式等）将发生深刻的变化。
表生环境是一个在太阳能和重力能作用下的多组分动力学体系，表生环境温度不高但变化迅速，压力为常压且变化小；有广大的自由空间且富含氧气及二氧化碳；水可以以气、液、固三种相态参加作用；生物活动和作用异常强烈，尤其近现代有人类活动参与；表生化学过程多为放热反应。表生有机作用使大分子量及分子量不定的物质大量产生，元素间过渡型的结合形式亦大量出现。
当外部静压力降低后，岩石首先遭受物理改造，当环境中的水、水中溶解的阴离子和CO2、O2等与岩石发生作用时，岩石开始发生化学变化，使岩石和矿物的组分、结构彻底被改造。生物参与物理、化学作用会加剧对岩石的分解。
硅酸盐矿物经历化学作用和生物化学作用后，形成一系列次生矿物，主要有粘土矿物类及铁、锰、铝的含水氧化物。经化学风化后，一部分元素进入次生矿物，另一部分物质成为可溶物，如碱金属和碱土金属K、Na、Ca、Mg等以阳离子形式，以及等以阴离子形式溶于水中。一般来说，K+、Mg2+可以被粘土强烈吸附，Ca2+、Na+更容易呈离子态溶于水中被迁移。
碳酸盐类岩石遭受强烈的化学作用时，在含CO2的水的作用下，Ca、Mg被大量溶解，但其他重金属元素几乎全部被残留下来而富集。
经水-岩作用后的超基性岩以富含 Cr、Co 为特征，Ni 含量也较其他岩石高。在潮湿地区，中酸性岩石中的大部分元素被雨水带走，残余组分形成硅铝质风化壳。在干旱地区由于形成钙积层或钙质风化壳，使环境呈碱性，可构成碱性障。
铁帽是表生水-岩作用的特殊产物，由含铁硫化物、氧化物风化后形成的铁的含水氧化物呈土状或结核状物质组成，许多著名矿床都是通过铁帽被发现的。
表生带中元素的活动性与 pH-E h 条件有联系。如铜和钼在氧化、酸性的介质中两者都具有中等或高的活动性，但在中性和碱性条件下钼、铜的活动性差异很大。因此，在斑岩铜矿中铜和钼常伴生，但在表生作用带钼形成钼酸根络阴离子进入水中稳定迁移，而铜则生成碱式碳酸盐在原地沉淀。又如，在内生条件下Pb和Zn经常相伴，但在表生条件下，Pb的氧化产物PbSO4的溶解度很小，极易沉淀，而 Zn 的氧化产物 ZnSO4的溶解度很大，易进入水中迁移。Ni、Co也有类似的情况，在内生作用过程中两者密切伴生，在表生氧化条件下，NiSO4在水中稳定迁移，而 Co 则被氧化形成 Co3+后很快被 Fe（OH）3吸附，表现为 Co的富集。
影响风化作用的因素主要有：
（1）母岩的化学成分和矿物的耐风化能力。矿物在风化过程中的稳定性大小的顺序一般为：氧化物＞硅酸盐＞碳酸盐和硫化物，而且矿物成分越单一的岩石越难被风化。存在于矿物中的类质同象混人物，常可能对风化过程起催化作用，使矿物加快氧化和溶解。例如，富含Fe、Mn、Cd的闪锌矿，其风化速率要比几乎不含类质同象混人物的闪锌矿大得多。矿物在风化过程中的相对稳定性还取决于矿物的颗粒大小、矿物集合体结构和可渗透性等。
（2）环境条件。除水以外，影响表生作用的主要物理化学因素有温度、大气中的氧和二氧化碳、水介质的酸碱度，以及环境的氧化还原条件等。
3.4.1.1 风化壳的分带及硅、铝和铁的分异演化
3.4.1.1.1 风化壳的形成和风化壳发育的阶段性
暴露在地表的岩石经风化后，不稳定的矿物发生分解，可溶性物质随水流失，剩下的物质残留原地，与经生物风化形成的土壤在陆地上形成不连续的薄壳，称为风化壳。风化壳中典型的化学反应主要有溶解反应和氧化还原反应（表3.12）。风化壳中元素的迁移包括淋滤和聚积两个方面。不同元素被淋滤的速度波动范围很大，如Cl和S较Al、Fe、Ti带出的速度快近千倍，使风化壳中相应聚积了Al、Fe、Ti等活动性小的元素。
风化过程中矿物风化的阶段性表现得非常突出，一种原生矿物经风化向最终产物的转化通常都不是直接完成的。如硅酸盐风化转变的一般过程是：钾长石→绢云母→水云母→高岭石；辉石→角闪石→绿泥石→水绿泥石→蒙脱石→多水高岭石→高岭石；黑云母→蛭石→蒙脱石→高岭石。
风化壳具有分带性，最下面是新鲜的原岩（母岩），向上过渡到半分解的岩石，再向上到近地表为完全被分解的部分。Ginsburg（1947）将风化剖面由下而上划分为三个带：①半分解带和部分淋滤的基岩，被淋滤的物质是基性硅酸盐，带内含有大量原生的残留矿物，也有水化的置换物（云母、绿泥石、水云母、水绿泥石），并且还积累有渗透下来的物质，本带的pH值一般是8.5～9或更高；②未完全风化带或硅铝岩（粘土矿物）带，含有在弱碱性、中性和弱酸性条件下生成的蒙脱石族和高岭石族矿物，该带的pH值波动在5～8.5；③风化残余带，通常在该带中的化合物有三氧化二铝、三氧化二铁、氧化锰等，介质已明显呈酸性，pH值＜5。
表3.12 典型的化学风化反应举例


3.4.1.1.2 红土化过程中硅、铝和铁的化学演化
红土或砖红壤成因机制的核心是热带土壤中粘土矿物的稳定性问题。热带土壤可分为两类：一类是以粘土矿物为主的土壤；另一类是铁质红土和铝质红土，其中粘土矿物含量较少。在铁质红土中含有赤铁矿、针铁矿、三水铝矿、勃姆矿等，很少见到一水硬铝石。如果红土化作用的最终产物是硅铝分离造成的无硅的三氧化二铝和无铝的二氧化硅的话，热带地区就不应该存在大量的硅铝未分离的粘土矿物。但实际上并非如此，热带的“半年雨季，半年旱季”的干湿交替的气候特点，可能是红土化作用发生的主要原因。在温度高、湿度大的雨季，二氧化硅等将被淋滤出去。在旱季地下水面明显下降，水溶液沿毛细管上升，将下部的三氧化二铁和三氧化二铝带到地表，在干旱条件下水被蒸发而沉淀出富铁红土和富铝红土。由于引起岩石风化的水溶液是近中性的（pH值为6～8），又较少含硫酸铁等氧化剂，因此，硅的胶体运移、微生物和植物参与热带风化作用等在红土化过程中有重要意义。
试验表明，在酸性或碱性溶液中均可将硅酸盐矿物（包括粘土矿物）中的二氧化硅分解出来。根据Okamoto等人的研究结果（图3.11），当温度为0 ℃，
水的pH值介于5.5～8时，非晶质二氧化硅的溶解度是100 mol/L左右；当温度提高为22 ℃，pH为6.5～7.5时，溶解度约为200 mol/L；当pH为9.5时，其溶解度分别为200 mol/L（0 ℃）和300 mol/L（22 ℃）。图3.12是铁、铝、硅三种氧化物在不同pH值的水溶液中的溶解度。氧化铁只在pH＜3的酸性溶液中溶解，实际上不可能从风化带中转移出去；三氧化二铝在弱酸性和弱碱性溶液中溶解，而在风化带中水溶液的pH值介于4～9时，也不能迁移。因此，硅与铁、铝两种元素在深度风化条件下应该发生分离。
以下是几个矿床的分带。从委内瑞拉圣伊西德罗风化淋滤型铁矿床的氧化分带，可以看出铁矿石在氧化条件下的进一步富集过程，氧化带自下而上的分带是：①未风化的含铁层带，地下水是停滞的，pH＞7，岩石无明显变化；②含铁层的氧化淋滤带，地下水有移动现象，pH值为 7 或稍低；③假象赤铁矿化带，地下水不起主要作用，其 pH值 ＜7；④水化作用带，常形成氢氧化铁的硬壳，水中含有机化合物，pH值在6左右。

图3.11 非晶质二氧化硅的溶解度


图3.12 铁、铝和硅氧化物的溶解度与pH的关系

巴西米纳斯吉拉斯州铁四边形地区风化淋滤型富铁矿床自上而下也有类似的分带。其中的条带状铁硅建造（BIF）在经历了红土化过程的氧化后，铁矿石的品位提高了1.6～1.8倍。我国鞍山弓长岭铁矿也有上亿吨的富铁矿石，但是因为缺乏表生氧化富集作用，使得富铁矿石的比例大大降低。
海南蓬莱和福建漳浦—龙海的风化剖面是铁质富铝玄武岩形成富铝风化壳的例子，风化壳自下而上分为（李文达等，1995）：①弱风化玄武岩层，pH值为6.7～7.5；②含结核粘土层，该层主要矿物为高岭石、水针铁矿和石英碎屑等，含有机质0.3%～0.7%，粘土的pH值为5.4～6；③结核状粘土质铝土矿层，主要矿物是三水铝石、针铁矿、高岭石等，粘土矿物的pH值为4.7～5.6；④红土层，主要由高岭石、水针铁矿和（或）铝土矿豆石等组成，pH值为5～5.4。
以上两种红土型风化剖面有着很好的对比度。只是由于原岩的物质组成上存在差异，最后两者分别演化成了富铝风化壳和富铁风化壳。
上述风化剖面的共性是水溶液自下向上酸度递增，硅的溶解度递增，氧化作用的强度递增。这种分带也反映了风化作用的不同阶段，实际上硅酸盐矿物的分解是经历了一系列粘土矿物的演变才过渡到铝土矿物的，常温下钾长石—云母—高岭石—三水铝矿间的平衡反应如下：

地球化学

并非所有的风化壳都是现代风化作用的产物。如福建连城在上侏罗统中酸性火山岩下面赋存氧化锰富矿体，这种氧化锰矿体原来是下二叠统栖霞组的含锰岩层，后来在遭受了强烈的风化作用后，在中生代形成了古风化壳（陈华才，1989）。
3.4.1.2 硫化物矿床的表生氧化作用
硫化物矿床是地壳中分布极其广泛的金属矿床，几乎全部有色金属和贵金属及部分黑色金属都赋存在这类矿床中。自20世纪50年代以来，许多矿床学家都将注意力集中到现代成矿作用和成矿模拟试验研究方面，提出了很多重要的成矿模型。
研究得比较清楚的硫化物矿床氧化带，是以黄铁矿和黄铜矿为主的铜矿床，尤其是对细脉浸染型斑岩铜矿床次生富集规律的研究。后来又扩展到对铅、锌、金、银、钴、镍等硫化物矿床氧化带的研究，并应用化学热力学和动力学的基本原理，来分析和探讨表生成矿过程。
3.4.1.2.1 硫化物矿床氧化带的分带性
硫化物矿床氧化带主要是新第三纪以来的产物。硫化物矿床氧化带的形成经历了长期的氧化还原作用过程，应该将氧化带及其下面的原生硫化物矿床作为一个统一的系统来进行研究。
氧化带由上到下的垂向变化，实际上是一个氧化还原反应的进程。随着向深处延伸，氧化作用逐渐变弱以至消失，还原作用逐步加强，导致氧化带在不同深处出现了各具特色的矿物组合，造成氧化带还可以细分出一些亚带。北美学派（Emmons，1981）和俄罗斯学派（Smirnov，1965）的两种分带模式（图3.13）都是以地下水面为界，其上为氧化亚带，其下靠近水面处为氧化—还原亚带，再往下就是原生硫化矿石带。从水—岩作用的动力学条件分析，在潜水面以上是大气降水和地表水向下渗滤，水中富含溶解氧和二氧化碳，水溶液具有很大的氧化活力和很强的溶解力，大气也可能直接渗透进这一地带，造成一个强氧化亚带。在地下水面以下为水—岩交换作用区域，潜水缓慢地侧向运动，水中溶解氧含量下降，大气已被隔离，水溶液的氧化能力急剧降低，处于氧化和还原作用相持的局面，这有利于次生硫化物富集亚带的出现。图3.13是硫化物矿床氧化带的理论分带。

图3.13 硫化物矿床氧化带分带示意图

陈建平等（1998）提出：西藏玉龙铜矿床经历了多次氧化成矿作用，形成了复杂的表生氧化作用分带。该矿床氧化带有以下分带：次生氧化物富集带、次生硫化物富集带和原生硫化物矿石带。按氧化带成矿阶段划分，大致可分为早期垂向氧化成矿作用和晚期侧向迁移叠加富集成矿作用。晚期侧向富集成矿生成的铜矿石品位高、厚度大，是玉龙铜矿最重要的成矿阶段。
3.4.1.2.2 硫化物在氧化带中的氧化方式
硫化物矿床的类型虽然多样，但主要硫化物矿物的种类相似，地表的氧化还原条件也相近。因此，氧化带中硫化物的氧化主要有以下方式：

地球化学

所有的硫化物均可被氧化成可溶的、微溶的或不溶的硫酸盐类。表3.13是在氧化带中一些常见的配体与过渡金属达到平衡时的最大浓度（活度）（Kranskoph，1979），铁与锰在给定的Eh和pH条件下几乎不能进人溶液，因为它们的氧化物和氢氧化物呈高的氧化态而不能溶解。这些组分就被留在露头上形成褐黑色的“铁帽”。
表3.13 一些金属与常见的阴离子平衡时的最大浓度⑦


在还原条件下的酸性溶液中铁和锰既不沉淀也不会被还原成自然金属，而可能被大量带走；银将作为氯化物（角银矿AgCl）沉淀下来，或者还原为自然银；汞在强还原条件下被还原成球状液态的自然汞和汞的不溶化合物（HgCl、HgO和Hg4OC12等）；铅和镉生成不溶的碳酸盐矿物（PbCO3、CdCO3）和铅的不溶硫酸盐矿物；锌的碳酸盐溶解度也低；部分铜以碱性碳酸盐矿物的形式残留下来。
3.4.1.2.3 次生硫化物富集亚带的形成
溶于水的硫酸盐类被潜水从氧化带渗透下来，渗透水溶液中的金属与原生硫化物中的金属间可进行置换。这种相互交换严格地按照元素亲硫性减小的顺序进行：Hg—Ag—Cu—Bi—Cd—Pb—Zn—Ni—Co—Fe—Mn。总是排在序列前面的金属元素将排在其后的金属元素从硫化物中置换出来，使之生成硫酸盐，同时原来溶解的金属硫酸盐被还原成硫化物。例如，硫酸铜溶液可以置换黄铁矿，而不能置换辉银矿。由于交换过程在地下较深处进行，温度较高，硫化物氧化反应又是放热过程，半封闭的环境使热量无从散发，温度升高会使反应速率加快，因而作用比较彻底，常形成某些金属硫化物的富集亚带。
次生硫化物的组成比较简单，金属含量高且杂质含量低，铜的次生硫化物富集亚带中就常形成重要的富铜矿石。
地壳的上升剥蚀速度、潜水面的升降是氧化带分带完整性的决定因素。当潜水面急剧下降时会使位于潜水面下的次生硫化物重新遭受氧化作用，这种反复的氧化为次生氧化富集亚带的生成创造了有利条件。
从图3.14中可以清晰地看出常见硫化物在氧化带中的变化及其与水溶液性质的关系。图中对铜、锌、铁三种金属元素在不同环境中的稳定形式和矿物类型、各氧化带的边界以及硫化物的稳定性等作了定量地判定。在图中由 A—B—C用虚线连结的三角形中，点A代表还原环境，是硫化物稳定区；如果硫化物与水溶液氧化反应形成次生硫化物、氧化物和碳酸盐类矿物，则在 B 处稳定；这些次生矿物搬运到还原状态中的C区，由于消耗H2SO4和并形成次生矿物，溶液将趋向中性，即次生硫化物是在近中性的环境中生成的。

图3.14 金属硫化物及其氧化产物的稳定性图解

流体-岩石反应或简称水-岩反应，是自然界最普遍的地球化学过程，这一过程涉及到水(水溶液和热水溶液)、岩(矿物、岩石)和水-岩界面(水-矿物界面)。流体和岩石的相互作用是指在一定的温度、压力条件下，流体与岩石中的矿物发生反应，通过溶解、交代等方式，使原有矿物发生变化，并生成新的矿物，结果使原来的矿物组合转变为在新的条件下更加稳定的矿物组合。在这个过程中，流体成分也发生了变化，并与新矿物组合达到平衡状态。
流体作用于岩石中矿物并溶解矿物的作用受两方面因素控制(於崇文，1998)。首先它受矿物的表面反应控制。水-岩界面上进行反应的这一“表面区”的深度很小(＜5μm)。在酸性溶液中，此深度受制于氢离子对金属阳离子的交换速率，以及随之而来的残余部分结构的分解。另一方面，矿物的溶解又受到溶解物质从矿物-溶液界面移开速度的影响。由于界面附近的对流作用很有限，因此溶质的输运要依靠溶液中有关物质的扩散来完成。
水-岩作用是产生成矿流体的一个重要条件，也是成矿流体在输运过程中一种重要的地球化学行为。这种地球化学行为或产生岩石蚀变(±矿化现象)，或直接导致矿石沉淀和矿床形成。这里先依据卢焕章等(1997)资料、简述几种主要岩石中的水-岩反应，再介绍其所形成的蚀变矿化网络。
1.岩石的水-岩反应
(1)花岗岩的水-岩反应
花岗岩与许多热液矿床密切相关。花岗岩本身携带的水气溶液在岩浆冷凝后期，可对已固结的岩体部分发生浸染、充填和交代，即自交代作用。自交代作用多为有钾、钠等大量参与的碱交代作用。通过交代，花岗岩中一些金属如钨、锡、锂、铍等参加到热液中去，并最终在岩体附近的地球化学障中沉淀、浓集成矿。
花岗岩冷却散热过程和以后，可与周围受热的地下水发生广泛的水-岩反应，与花岗岩有关的许多矿床的成矿流体就是在这种水-岩反应过程中形成的。
Edmunds W M等人(1985)对英国Cornwall地区的Carnmenellis花岗岩进行了水-岩反应研究。该地区花岗岩中的地下水矿化度高达19.3g/L，温度在52℃左右，是一种地下热卤水，与常见的成矿流体相类似。Edmunds W M 经过地质观察和实验研究认为，这种卤水是地下水与热的“干”花岗岩反应形成的。他完成的实验表明，地下水主要和花岗岩中的斜长石与黑云母发生反应。反应方程式如下:
K2(Mg，Fe)(Fe，Al，Li)2(Si6Al2O20)(OH)2(F，Cl)2+3H2O+12H+=Al2Si2O5(OH)4+4H4SiO4+2K++(Mg2+，Fe2+)+2(Fe3+，Al3+，Li1+)+2(F－，Cl－)
5(Na0.8Ca0.2)(Al1.2Si2.8O8)+6H++19H2O=3Al2Si2O5(OH)4+4Na++Ca2++8H4SiO4
在Carnmenellis及其邻区，分布着四个产在花岗岩内的锡矿。这四个锡矿不同深度的地下热水有以下特点:①深部的地下水(240～690m深处)是一种热卤水，其总的矿化度比浅部地下水高出2～260倍;②深部地下水中钠离子无论在含量上，还是在所占成分百分比上均有明显增加，钙、钾、锂、镁等阳离子也有明显增加;③阴离子中Cl－的含量大大增加，HCO－3，NO－3，SO2－4，F－也有所增加;④铁、锰的离子含量有很大的增加，其他金属离子如Cu2+，Ni2+等也有所增加。这种情况与Edmunds等人的实验结果十分相似。
(2)玄武岩的水-岩反应
玄武岩类是一种重要的矿源岩，研究其水-岩反应对认识某些金属矿床成因有重要意义。由于大洋玄武岩在其成岩期及成岩后仅与海水发生反应、基本上没有其他地质作用叠加，因此，通常选择大洋玄武岩类作为研究对象。
玄武岩的水-岩反应有多种模式，Thompson G (1984)指出，海水和玄武岩的化学反应强度和离子交换总量取决于反应温度和反应物的比例，亦即取决于反应地点与热源的距离及海水循环模式。玄武岩在海底产状有高有低，玄武岩与海水的接触有的直接，有的隔着上层岩石。各地段的温度也不一致。随着水-岩反应的持续进行，原来新鲜玄武岩可变为四种新的岩石，即角闪岩、绿片岩、沸石岩和海解岩，各有自己的矿物组合(表3-1)。
表3-1 玄武岩变质相及每个相中的矿物组合


(据Tompson，1984)
从模拟实验和大洋钻探岩心的观测表明，在整个玄武岩-海水反应过程中，岩石中失去Si，Ca，Fe，Mn，Cu，Ni和Zn，获得Mg，K，B，P，Rb，H2O，CO2和U。反应的温度多在100～400℃之间(海底扩张中心)。实验还表明，在低温反应时，岩石净增的元素多，而在高温时岩石净增的只有Mg和H2O，而自岩石析出到海水中的元素猛增，如Li，Rb，Cs，Sr，Cu，Ni，Zn。这说明温度高有利于金属成矿元素从玄武岩向海水中迁移。整个反应过程可能要持续数万年才能达到平衡。研究现代海底成矿作用表明，太平洋和大西洋中脊的洋壳基底区的成矿产物为铜-锌或铜的硫化物矿床，含少量和微量Pb和Ba，相当于塞浦路斯型硫化物矿床，矿化与MORB型玄武岩密切共生。而在岛弧及弧后盆地区，成矿金属则为锌-铅-铜型，Pb占有较大比重。该类矿床与岛弧钙碱性火山岩系或长英质-玄武质双峰式岩石组合有关。这显示了在不同的构造-岩石环境中，热流体的化学和成矿物质的显著差异。这也有力地说明，火山成因块状硫化物矿床的成矿物质主要来自含矿火山岩系及其下伏岩石，是由循环的热液通过水-岩反应从这些岩石中淋滤出来的。
(3)绿岩带的水-岩反应
绿岩带在太古宙结晶基底中广泛分布，它与热流体的强烈作用是形成金矿床的一种重要机制。对流体包裹体及蚀变矿物组合的研究表明，世界各地太古宙绿岩带金矿床成矿流体的成分有相似性(卢焕章等，1997)，主要为Si，H2O，CO2，K，Na，Ca，Mg，Cl，还有CH4，H2S，N2等。流体中盐度一般低于10%，CO2普遍作为成矿流体的重要组分，其密度由0.7g/cm3到大于1.0g/cm3。流体与剪切带内及两侧岩石作用形成的蚀变带是剪切带水-岩反应的标志性产物。
在加拿大的Abitibi太古宙绿岩带，产出许多金矿。研究表明，形成金矿的成矿流体沿剪切带上升，与其两侧的岩石发生反应，形成典型的蚀变带，蚀变类型包括铁白云石化、钠长石化、绿云母(含铬或钒的云母)化及黄铁矿化。如果剪切带围岩为镁铁质火山岩和侵入岩，流体(H2O-CO2-NaCl)与其发生作用时会使斜长石、辉石和钠长石发生分解。在蚀变作用开始时形成铁白云石、方解石和绿泥石，再继续反应会形成铁白云石、绿泥石和绢云母，最后，可能只形成绿云母。影响蚀变类型的主要因素，除了流体的化学成分外，还包括:①原岩成分;②剪切带及其两侧岩石的渗透率及水-岩比例;②流体及周围介质的温度和压力。绿岩带的岩相组合主要有:①镁铁质火山岩和侵入岩;②科马提岩;③条带状铁建造;④泥质沉积岩;⑤长英质侵入岩(Colvine，1988)。当剪切带切过不同岩相组合时，蚀变类型和蚀变过程也就不同。而且蚀变反应是逐级进行的，伴随着原岩矿物及中间产物的逐渐减少，蚀变矿物逐渐增多，并表现出剪切带的蚀变分带。以TADD金矿床为例，由剪切带内部向外，发育以下矿物组合:

成矿系统论

不少蚀变带中都产有石英，而石英-铁白云石-绢云母-黄铁矿则是含金矿体的主要蚀变矿物组合。需要指出的是，由于剪切带中岩石的渗透率较高，有利于流体对岩石的充分交代。在交代反应过程中，不仅改变了原岩成分，也改变了流体自身的成分和物理化学性质，并可能因此促进了金等成矿物质的沉淀和浓集。
2.区域蚀变-矿化网络
区域性水-岩反应的结果是产生大规模蚀变岩带，而这些蚀变岩带经常与金属矿化伴生，其中以碱交代作用规模较大，也比较常见。
在长江中下游成矿带的宁芜火山岩盆地中，在著名的玢岩铁矿成矿系列形成过程中，以含矿岩体辉石闪长玢岩为核心，发育有强烈而广泛的围岩蚀变现象，并与铁、钒、钛、磷、硫矿化密切共生，构成区域性矿化-蚀变网络。这个网络带受北北东向区域构造-岩浆-成矿带控制，长约60km，宽12～15km。在这个蚀变-矿化网络带中，既有显著的蚀变地段，也包括基本未蚀变的火山岩层。蚀变岩中以含矿辉石闪长玢岩及其接触带围岩的蚀变最为强烈。蚀变岩自下而上主要分为三个带。下部为浅色蚀变带(钠长石化带)，中部为深色蚀变带［透辉石(-阳起石)-磁铁矿-磷灰石组合］，上部为浅色蚀变带(硅化-泥化-硬石膏化-黄铁矿化)。
表3-2 宁芜盆地中主要铁矿区矿化蚀变分带


(据《宁芜玢岩铁矿》，1978)
经过对宁芜盆地中各主要矿床围岩蚀变特征的对比研究，发现它们具有类似的蚀变和矿化分带 ( 表 3-2) ，都是次火山岩浆有关气液与周围火山岩及前火山岩系发生显著的水-岩反应的产物。早期的蚀变相类似矽卡岩化，中期的类似青磐岩化，晚期的为泥英岩化。这些蚀变岩相分布范围广，深度大。自北部的梅山矿田，中部的凹山矿田，到南部的姑山矿田，蚀变矿化带沿着火山岩盆地中轴断续延长 60 km，其中，在多组断裂交叉点上的几个主要矿床 ( 梅山、向山、凹山、姑山等) 为强蚀变-矿化中心。在垂向上，已控制的蚀变矿化带一般深达 300 ～400 m，在有些矿区中深达 700 m 以上，尚未穿过蚀变带，如在马鞍山地区和梅山地区。上述矿化-蚀变的明显分带性受断裂构造控制。该盆地的 NNE-SSW 向主断裂和近东西向次级断裂是成矿流体向浅部输运的通道。交代蚀变作用以断裂带为中心向两侧发育，因而沿这种网脉状构造带形成网脉状蚀变-矿化带。其中，两组不同方向断裂的交会处，控制了辉长闪长玢岩的侵位和派生的蚀变和矿化，构成了网络结点上的若干个大型矿床及其伴生的强蚀变带。

本次工作收集分析了以往水文地质研究成果和资料，然后根据各区水文地质条件进行采样点布置，取样点分布如图2-30所示。

图2-30 取样点位置分布图

（一）不同地层易溶盐

由于水岩之间的相互作用，区域地层的地球化学特征对地下水的化学成因具有很大的影响。

1.白垩系易溶盐

早白垩系乃家河组主要由碎裂状紫红色和灰色含白云质钠长石泥岩、含硬石膏（或钙芒硝）白云质泥岩、钙芒硝泥岩、硬石膏泥质岩、无水芒硝岩及岩盐、角砾状岩盐等组成。易溶盐类的主要矿物包括石盐（NaCl）、无水芒硝（Na₂SO₄）、钙芒硝（Na₂SO₄·CaSO₄）和硬石膏（CaSO₄）。

2.古近系及新近系易溶盐

根据测试结果，各层中Na⁺和K⁺在阳离子中所占比重较大，Ca²⁺的含量相比起Mg²⁺来说要大一些，干河沟组阴离子中

所占的比重较大，除了干河沟组以外的其他地层中，

所占的阴离子比重较大。红柳沟组所测八大离子的含量相比起其他层组含量都比较高，这一特征表明红柳沟组地层中含盐量最高。古近系清水营组和寺口子组地层中的易溶盐对地下水水质的影响比较大。

（二）主要离子分布特征

1.月亮山-马东山单元地下水主要离子分布特征

（1）主要离子的百分含量

月亮山-马东山单元地下水中的阳离子的相对百分含量分布比较均匀。水中的阴离子主要分布在SO₄-HCO₃区间，Cl百分含量相对较低，表明月亮山-马东山单元地下水的水化学类型以硫酸盐和碳酸盐类水为主。

（2）地下水的水化学类型

月亮山-马东山单元地下水的水化学类型主要是硫酸盐类水，是地层中石膏类易溶盐溶滤作用的结果。其中，低矿化的HCO₃-SO₄型水分布在河谷上游的支流上，即地下水的补给区；以

为主要阴离子的SO₄-HCO₃型和SO₄型水多分布在主河沟水面较宽阔的地段，为月亮山-马东山单元地表水汇集区，地下水渗透路径相对较长；以Cl^-为主要阴离子的SO₄-Cl型和Cl-SO₄型水的矿化度高，主要分布在断裂带和寺口子水库附近，反映地下水循环深度较大、渗透路径较长。

（3）地下水的盐度

根据测试数据，矿区区域TDS（地下水中总溶解固体）分布如图2-31所示。

矿区区域有控水意义的地表分水岭有两条，分布在Ⅰ区的西部和Ⅲ区的中部，为当地地下水的补给区。在分水岭附近出露的下降泉TDS＜1g/L，为淡水；寺口子水库附近地形低洼，是本区地下水的排泄区，地下水以微咸水和咸水为主；咸水和卤水主要分布在断裂带上或高程小的地下水排泄区。由此说明，地下水循环距离和深度决定地下水的矿化程度。

2.清水河上游平原水文地质单元地下水主要离子分布特征

据水化学统计，地下水水质石河堡以南水质较好，矿化度＜1g/L，局部1～3g/L，以北水质逐渐变差，矿化度1～3g/L和＞3g/L，水化学类型由南而北HScm-HSnm-SHnm-SCnc-SCnm型水，在盆地边缘局部地方出现零星的CSnm型水，主要是受来自山地及丘陵区少量高矿化水污染或含水层本身原始含盐量较高所致。在黄土塬地区，据钻孔资料，下部砂砾石层中的孔隙水具有承压性，而上部黄土层孔隙水则为潜水，其间夹有石质黄土和砂粘土层。黄土层孔隙水主要接受大气降水垂直入渗补给，以滞缓的速度向四周排泄，构成独立水文地质单元，黄土层水量贫乏，单孔涌水量0.186L/s，水位埋深20～40m，含水层厚度66.02m，水质良好，矿化度1.2g/L左右，属于HSnm型水。

造成矿化度增高的原因是多因素相互作用的结果，地下水在长途径流过程中溶解含水层中的易溶盐和来自寺口子、苋麻河侧向矿化水的渗入，使得水中矿物元素剧增，矿化度升高，水质变差。

（三）水-岩作用分析

月亮山-马东山水文地质单元地处基岩山区，地下水的补给来源是大气降水。因此，溶滤作用是地下水化学成分的主要作用。区内易溶盐类矿物主要有石盐（NaCl）、钙芒硝（Na₂SO₄·CaSO₄）、无水芒硝（Na₂SO₄）、硬石膏（CaSO₄）等，根据离子比例系数分析判断易溶盐类矿物在地下水化学形成中作用。

1.TDS与主要离子成分关系

区内地下水中，TDS＜5（g/L）的淡水、微咸水和半咸水渗透路径短、循环深度浅。地下水以SO₄盐类矿物溶解为主（图2-32、图2-33）。

图2-31月亮山-马东山单元地下水TDS分布

图中蓝色充填的水样点表示淡水；绿色表示微咸水；黄色为半咸水；紫红色和红色表示咸水和高矿化的卤水

图2-32和图2-33显示，随着地下水中TDS增加，三种主要阳离子呈线性增加，三种主要阴离子中只有

线性增大，

略有减少，Cl^-没有明显变化。上述易溶盐矿物中石盐（NaCl）的溶解度最大，但未出现在低矿化水中，说明地下水循环深度浅，地下水在石盐矿上覆地层中渗透。

图2-34和图2-35是TDS＞5（g/L）的咸水，图中TDS与Na⁺、Cl^-离子呈线性相关，Ca²⁺、Mg^2-、

、

离子与 TDS 无明确的函数关系。初步推断，咸水（TDS＞5g/L）以石盐（NaCl）溶解为主。从图2-31可知，TDS＞5（g/L）的水样点出现在月亮山-马东山水文地质单元Ⅲ区边缘的断裂带或寺口子水库（最低排泄基准面）附近，地下水循环深度较大、渗透路径较长。

图2-32 半咸水阳离子与TDS关系

图2-33 半咸水阴离子与TDS关系

图2-34 咸水阳离子与TDS关系

图2-35 咸水阴离子与TDS关系

2.SO₄盐类矿物溶滤

前文分析认为，在TDS＜5（g/L）时，地下水以SO₄盐类矿物溶解为主。区内SO₄盐类矿物主要是钙芒硝（Na₂SO₄·CaSO₄）、无水芒硝（Na₂SO₄）、硬石膏（CaSO₄），溶解到地下水中以后SO₄-（Na+Ca）应保持一定的比例关系。为此，绘制出SO₄-（Na+Ca）关系散点图（图2-36、图2-37）。

图2-36是TDS＜5（g/L）时的散点图，SO₄与（Na+Ca）之间呈很好的线性关系。在理想条件下（Na+Ca）/SO₄比值为1：1关系，图中散点分布略有偏差。在SO₄浓度（meq/L）低时，散点分布在1：1线的上方，地下水中的Ca多于SO₄盐类矿物溶解生成的Ca。原因是淡水或微咸水中来源于方解石类矿物溶解生成的Ca所占比例较大。当SO₄浓度（meq/L）较高时，散点落在1：1线下方，地下水中有CaCO₃沉淀。

图2-37是TDS＞5（g/L）时的散点图。前4个点落在1：1线上，后2个点远离1：1线。前者是山区出露的高矿化泉，如臭水河泉、硝大泉等，地下水同时溶解SO₄盐类矿物和石盐。硫酸根离子在缺氧环境下被硫细菌还原为硫化氢（H₂S），形成臭泉。后者中河乡上店子村Q15勘探孔中的水样，SO₄盐类矿物溶解对地下水化学成分的形成退居次要作用，石盐占据主导地位。

图2-36 半咸水Na+Ca与SO₄关系

图2-37 咸水Na+Ca与SO₄关系

3.石盐溶滤

绘制Cl-Na关系散点图，图2-38是TDS＜5（g/L）时的散点图，图2-39为TDS＞5（g/L）的散点图。当TDS＜5（g/L）时，散点分布在1：1线上方，Cl-Na关系线的斜率远大于1，即地下水中Na⁺的增加速率远大于Cl^-的增加速率，说明大量的Na⁺并非来自于NaCl的溶滤。根据后文水文地球化学模拟结果，Na⁺应来源于阳离子吸附交换作用。

当TDS＞5（g/L）时（图2-39），散点平行于1：1线分布在线的上方。两者平行说明Cl和Na来自NaCl的溶解，散点落在1：1 线上方是因为水中含有芒硝等其他矿物溶滤形成的Na⁺。由此表明，在TDS＞5（g/L）的咸水中石盐溶滤逐步占据主导地位。

图2-38 半咸水Na与Cl关系

图2-39 咸水Na与Cl关系

根据Q15勘探孔抽水试验资料，Q15号孔孔深1300m，水位埋深328.82m，抽水试验出水量130.392m³/d，水位降深335.4m，渗透系数为0.0312m/d，抽水试验后水位恢复历时4个月。这一现象说明：埋藏深度较大的石盐矿位于区域地下水深循环地段，径流滞缓、补给条件差。天然条件下，地下水对岩盐矿层的破坏作用较弱。

另外，从矿区大泉的水质分析可知：高矿化的臭水河泉（含H₂S）和硝大泉的水化学成分以SO₄盐溶蚀为主，其余大泉为淡水泉或微咸水泉，这也说明区域地下水天然排泄水体中NaCl含量少，地下水对岩盐矿层的破坏作用弱。

通过上述分析，在天然条件下，地下水对岩盐矿层的破坏作用较弱。

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