古今富SiO2热水流体活动与成矿：西藏南部Au-Sb-Cs成矿带的一种成矿机制
古今富SiO2热水流体活动与成矿：西藏南部Au-Sb-Cs
成矿带的一种成矿机制1
周永章1，2，付伟1，2，杨志军1，2，聂凤军3，赵元艺3，何俊国1，2，李文1，2
1.中山大学地球环境与地球资源研究中心，广东广州（510275）
2.中山大学地球科学系，广东广州（510275）
3.中国地质科学院矿产资源研究所，北京（100037）
4．中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室，贵州贵阳（550001）
E-mail：zhouyz@https://www.wendangku.net/doc/de5573418.html,
摘要：藏南Au-Sb-Cs成矿带是印-亚大陆碰撞造山成矿体系的重要组成部分。对它的解剖将增进对陆陆碰撞成矿作用的认识。在藏南地区，现代热泉活动发育，同时存在古代热水活动的遗迹。现代热泉流体通常具有高的SiO2含量，硅华是较常见的活动产物，经常堆积成丘状或扇状台地，内部发育热水流体排泄的管状或脉状通道。古代热水沉积主要体现为热水沉积硅质岩，在白垩系朗杰学组、加不拉组和宗卓组等地层中广泛产出。岩石通常呈灰黑色，致密块状、细纹层状、角砾状构造，微量元素以富集Ba、Sb、Au、As等为特征，稀土元素具有热水沉积属性。尽管古今热水沉积硅质岩在微量元素特征具有较显著的差异，但相关的富SiO2热水流体活动都是区域成矿带内的一种重要成矿机制。在该成矿机制中，SiO2是热水流体中的重要组成部分，成矿作用受热水系统发育的构造背景、流体特性以及矿质元素本身的地球化学行为等共同制约。古今热水流体之间的流体性质和发育环境在具有一致性的基础上，表现出特定的多样性特征。在成矿作用上，现代热水成矿流体属陆内热泉发育体系，是大气降水—陆壳进行水热反应的产物，而古代热水成矿流体属海底热水活动体系，流体组分和矿质来源与海水—洋壳之间内水岩反应及其海底火山岩浆作用相联系。
关键词: Au-Sb-Cs成矿带，硅质岩，热水沉积，SiO2热水流体，西藏南部
藏南Au-Sb-Cs成矿带是陆陆碰撞带成矿作用体系中的一个重要组成部分。它主要发育于班公错－怒江缝合带以南的岗底斯地体和喜马拉雅地体，构造背景以受控于印－亚陆陆碰撞期后的伸展构造为显著特征。近年来，该成矿带吸引了一批学者的密切关注，但其规模和经济意义略逊色于邻区岗底斯斑岩型Cu矿带，因此受到研究关注的力度明显差于后者（郑绵平等，1995；李金高，2000；候增谦等，2003；周永章等，2004；郑有业等，2004；李振清等，2004；聂凤军等，2005）。
1. 研究现状和科学问题
在藏南Au-Sb-Cs成矿带中，Sb矿床主要集中分布在喜马拉雅地体东段的江孜盆地和羊卓雍错-哲古错深海断陷盆地内，日喀则一带有零星产出。赋矿地层集中在晚三叠世、早中侏罗世、晚侏罗世—早白垩世等几个较稳定的层位，在构造上和区内变质核杂岩系以及藏南拆离系的发育具有密切的联系（郑有业等，2004；付伟等，2005）。在成矿作用上，目前没有形成一致的认识。主要观点有变质热液成矿、浅层中低温热液成矿、岩浆热液成矿、剪切带成矿、喷流－改造成矿等等（杜光树等，1992；郑明华，1999；李博秦等，2002；王军和张均，2002；李金高，2002；郑有业等,2004）。
Cs矿的分布规模相当广泛，主要和区内热泉活动相联系，分布范围从岗底斯地体到喜马拉雅地体均有发现，构造背景受南北向裂谷制约（郑绵平等，1995）。藏南Au矿床（矿
1本课题得到全国高等学校博士学科专项科研基金（20040558050）“西藏南段中新生代硅质岩沉积建造研究”、国家自然科学基金（40573019）“藏南中新生代硅质岩微组构信息提取及应用于含SiO2流体沉积体系研究”、国家科技部973项目（2002CB412600）“印－亚大陆碰撞成矿效应”的资助
化）规模普遍不大，且Au和Sb常伴生产出，哈翁、娘古处、马攸木等几处是为数不多中型金矿，主要分布于雅鲁藏布江缝合带以南。羊八井、羊易等许多热泉沉积物中存在金的矿化（刘宝珺等，1998）。郑有业等（2004）认为藏南Au—Sb矿化作用与被动大陆边缘裂陷(谷)喷(浊)流-沉积-改造作用，以及与火山-次火山岩有关的浅成低温热液活动有关。
野外考察发现，在藏南地区除了分布广泛的现代热泉沉积外，区域地层内发育了数个层位的古热水沉积，主要证据是热水成因硅质岩的发现（周永章等，2004；2006）。尤为值得关注的是，古今热水沉积物的多分布于藏南Au-Sb-Cs成矿带内（图1），且表现出相当程度的成矿效应，尤其是Au、Sb、Cs等贵金属和稀散金属的矿化效应。
鉴于硅质热水沉积在现代海底和古造山带地层中具有重要的科学及其经济研究价值（Herzig et al，1988；Zhou et al，1994；Hopkinson et al，1998；Hopkinson et al，1999；Halbach et al，2002；Renaut et al，2002；Grenne and Slack，2003；Chen et al，2006），本研究所要讨论的科学问题是：在西藏南部地区，以硅质岩为代表的热水沉积物指示了区域内存在古今富SiO2热水流体活动，那么它们表现出怎样的地质地球化学特性，以及这种地质作用是否和藏南Au-Sb-Cs成矿带的发育具有成因联系。
围绕这一科学问题，本研究在野外工作的基础上，重点分析藏南地区古今热水沉积硅质岩（或硅华）的地质地球化学特征，剖析古今富SiO2热水流体活动与区域内Au-Sb-Cs成矿带发育的关系，反演富SiO2含矿热水流体的来源和性质，依据SiO2和Au、Sb、Cs等矿质元素在热水流体中溶解－迁移－沉淀过程的热力学关系，探讨Au、Sb、Cs的成矿机制。
2. 古今热水活动的野外地质特征
2.1现代热泉沉积
西藏南部（班公错－怒江缝合带以南）是我国现代热泉活动异常强烈的一个地区，主要表现出数量密集、形式多样、水温高和活动强度大的特点。热泉的展布区域西起阿里东到东林芝地区均有分布，累计总数达600处。藏东桑日－错那热泉带、那曲－当雄－亚东热泉带、申扎－错那和当惹雄错－古错热水带、氯西玛旁雍错、狮泉河热泉带是分布比较集中的区域。它们的分布主要受控于南北向伸展裂谷带（（佟伟，1981；候增谦等，2004）。
藏南现代热泉沉积物主要有硅华、钙华、硫华和盐华等多种类型，其中以硅华最为常见。野外查明，硅华通常是富SiO2热水流体在地表喷口附近沉淀而成的堆积物。在塔格架等地，硅华常堆积成丘状或扇状台地，内部发育热水流体排泄的管状或脉状通道。单个硅华标本多呈不规则的钟乳状、角砾状、皮壳状、纹层状或块状发育，表面常疏松多孔，色调有白、灰白、黄褐或棕红等，镜下为隐晶或微晶结构。X粉晶衍射表明（周永章等，2006），它的矿物成分以SiO2同质多相类矿物为主，如低温石英、蛋白石、玉髓等，伴生有绢云母、赤铁矿、方解石等。
2.2 古代热水沉积
藏南地区古代热水沉积主要体现为热水沉积硅质岩。它主要分布在雅鲁藏布江缝合带内及其南部的特提斯沉积系中，可以区分出蛇绿岩套型和非蛇绿岩套型两大类（周永章等，2004）。非蛇绿岩套型硅质岩主要分布在白垩系朗杰学组、加不拉组和宗卓组等地层，在江孜盆地和羊卓雍错盆地一带出露良好。蛇绿岩套型硅质岩鉴于雅鲁藏布江缝合带及其邻区。
本研究分析了江孜地区沙拉岗、日喀则地区夏鲁以及泽当地区罗布莎三处硅质岩。沙拉
岗硅质岩产于江孜盆地下白垩统加不拉组，呈夹层状产于巨厚泥灰岩和浊积岩序列中。手标本（图2-B）呈灰黑色，致密块状构造。日喀则夏鲁和山南罗布莎硅质岩产于雅鲁藏布江缝合带，属典型的蛇绿岩套型硅质岩。其中，夏鲁硅质岩层在构造单元上属于白朗地体，发育时代为晚侏罗－早白垩世（Matsuoka et al, 2002）。在沉积序列上该硅质岩层向上与砂砾岩不整合接触，向下与蚀变玄武岩不整合接触。硅质岩手标本（图2-A）为褐红或紫红色，呈厚层块状和角砾状结构，镜下可见大量放射虫化石。罗布莎硅质岩层在构造单元上属于大竹曲地体，发育时代可能为早白垩世（Ziabrev et al, 2003），与泥岩、碎屑岩以及玄武岩共生发育。手标本（图2C）呈褐色，致密块状和细纹层状构造，镜下无放射虫等生物化石。
研究区内的硅质岩在岩石学特征上具有明显的热水成因属性。厚层块状构造、细纹层状构造、假角砾状构造等可以和华南地区热水成因硅质岩进行对比（周永章等，2004）。微组构分析表明，硅质岩物相组成以石英为主，但包含有相当比例的赤铁矿和钠长石等铁质和粘土质矿物，反映和海底火山活动的密切联系（Adachi et al,1986）。硅质岩中石英主要多呈隐晶质，粒径小于1μ，呈粒状镶嵌微结构，颗粒之间紧密堆积，指示石英是从高浓度、过饱和富SiO2热水流体中快速沉淀的产物（周永章等，2006）。沙拉岗硅质岩中显示热水交代组构，石英晶粒大小变化较大，结晶形态不规则，原岩残留组分和交代石英并存，可见方解石被石英交代后仍保留的微小菱形孔洞。
3. 热水沉积的地球化学特征
藏南古今热水沉积硅质岩的主量元素分析显示（表1和表2），SiO2的含量普遍超过70％，最高达96％以上，Al2O3和Fe2O3的含量多间于10％～1％，其余组分如CaO、K2O、Na2O等常<1％。在古热水沉积岩中，夏鲁和罗布莎处硅质岩均低Al2O3而高Fe2O3，且罗布莎处还相对富MnO。
从表4看出，从沙拉岗、夏鲁到罗布莎三处硅质岩中的Al/Al+Fe+Mn比值呈降低趋势，而Fe/Ti、MnO/TiO2升高，反映热水沉积贡献的增加（Adachi et al，1986；周永章等，2004）。在Al-Fe-Mn判别图解（图2B）上投点显示，夏鲁和罗布莎硅质岩靠近典型热水沉积区域，沙拉岗硅质岩落入热水沉积和非热水沉积的过渡区域，反映了在热水沉积背景下，有一定程度的正常沉积混入。
微量元素特征显示（表4），古今热水沉积硅质岩均富集Ba、Sb、Au、As等四种元素，而这几种元素在华南地区被认为是热水成因的诊断性标志（Zhou et al.，1994）。对Au、Sb 和Cs等三类矿质元素而言，古今热水沉积硅质岩中的富集效应非常显著：现代硅华中Sb 和Au的平均含量达16.4ppm和0.009 ppm，而Cs的平均含量更高达766.67 ppm（李振清，2002）。古热水沉积岩中，沙拉岗层状硅质岩中Sb和Au的含量达到1024.2 ppm和0.6 ppm，角砾状硅质岩中Sb和Au的含量更高达18294和2.1ppm，其浓度克拉克值竟达到了91495和524.3（李金高，2000）。
相比而言，现代热泉硅华相对高Al2O3而低Fe2O3，导致硅华中铝富集的原因主要是围岩中活性组分被热水流体溶滤而Al2O3属惰性组分被残留的结果（朱梅湘和徐涌，1989），部分硅华中的K2O富集则指示高温热水流体蚀变的结果。赵元艺等(2006)对搭格架硅华进行Al-Fe-Mn三角图投点显示（图3-C），一部分样品落入热水沉积区域，而另一部分样品落入非热水沉积区域，他认为后者属正常沉积作用参与热水流体活动的结果。
将微量元素进行克拉克值标准化后显示（图4），古今热水沉积硅质岩在微量元素特征具有较显著的差异。古代硅质岩中相对富集V、Cr、Co 、Ni等典型下地壳（洋壳）元素，
而现代硅华中富集Rb、Ba、Th等典型上地壳元素。
稀土元素是硅质岩成因研究的重要参数（Murray et al,1994）。如表3和图5显示，藏南不同时代和不同产地内热水沉积硅质岩的稀土元素特征即具有共性又各显特色。夏鲁硅质岩显示稀土总量低（∑REE介于15.9~61.2，平均为33.5），重稀土富集（LREE/HREE介于0.55~0.82，平均0.66），弱δCe异常（δCe介于0.69~0.85，平均0.76），δEu异常的不明显的特征。罗布莎硅质岩中，稀土总量低（∑REE介于34.6~60.4，平均为45），弱重稀土富集（LREE/HREE介于0.83~0.93，平均0.92），弱δCe正异常（δCe介于1~1.22，平均1.11），和显著δEu正异常的特征（δEu介于1.06~1.18，平均为1.14）。在古代热水沉积中，沙拉岗硅质岩显示稀土总量相对较高（∑REE介于54.6~328.7，平均为189.3），弱轻稀土富集（LREE/HREE介于0.68~2.11，平均1.3），无δCe异常，部分δEu负异常的特征（δEu介于0.17~1.07）。相比而言，现代硅华中的REE总量要普遍高于古代硅质岩，且轻稀土富集明显，δCe异常不明显，部分样品δEu正异常。
综上可以看出，古今热水沉积硅质岩的稀土元素特征可以较好地反演成岩热水流体的性质。日喀则硅质岩具有LREE/HREE<1，且δCe显著负异常的右倾型曲线特征，类似于典型的现代海底热水流体，也和国内华南古热水沉积硅质岩类似（Zhou et al.，2004）。罗布莎硅质岩则显示出显著的δEu正异常，该特征被认为是指示高温热水流体（>250℃）的证据（丁振举等，2000）。沙拉岗硅质岩混合了热水流体和原岩的稀土元素特征，表现在配分模式图上强硅化样品显示出LREE/HREE<1类似于海底热水流体的特征，即左倾型曲线，而中等硅化或弱硅化的样品显示出LREE/HREE>1且Eu负异常类似于原岩（泥灰岩）的特征，即右倾型曲线特征。
4.讨论
4.1流体的组分来源和发育环境
硅质岩地球化学成分为认识古今富SiO2含矿流体特征提供了重要的信息。藏南现代热泉属典型的陆相热水活动，而古热水流体属特提斯海相热水活动。古今热水流体在组分来源和流体特性方面表现出既具有同一性，也有多样性差异的特征。
（1） 现代热水流体
高浓度的SiO2含量是区内现代热水流体中的普遍特征。塔格架热泉中的含量高达586.85mg/L。氢、氧同位素指示（郑淑惠等，1982；孟宪刚等，2004），藏南热水流体的H2O 源主要是大气降水。
SiO2的来源相对更复杂，有三种可能：岩浆分异来源、淋滤来源和交代蚀变来源。在塔格架现代热泉硅华中，δ30Si同位素范围为－1.5‰～－0.7‰，集中于－0.8‰～－0.7‰，其数值和花岗岩类δ30Si区间（－0.4‰～0.4‰）相差较大（赵元艺等，2006）。因此，在花岗岩类为藏南热泉体系发育的主要基岩的背景下，花岗岩中的钾长石蚀变释放可能是热泉中SiO2的主要来源。在藏南地区，富SiO2热水流体大都属于高温水热体系，流体中富Na+、K+等阳离子和HCl、HF等酸性气体。稀土元素具有高∑REE、高LREE>HREE和显著Eu 负异常等特征，指示了现代热水流体的循环路径主要局限于上地壳。这与羊八井和古堆等地的现代热泉水在δD－δ18O图上出现Craig雨水线“δ18O漂移”现象。
Cs的来源与SiO2的来源一致（郑绵平等，1995；李振清等，2002）。它已被确证来源于区内地壳中异常高的元素丰度，并经过地壳的局部重熔作用、岩浆的分异冷凝作用、大规
模的水岩反应等逐步富集作用。
（2）古代热水流体
古热水流体属特提斯海相热水活动。其热水系统的发育类似于现代海底的热水喷流模式，流体组分H2O、SiO2和矿质Sb、Au主要与海水在洋壳内的下渗循环过程中发生的水岩反应以及海底火山岩浆作用等相关。
日喀则硅质岩的稀土配分模式非常类似于海水，Ce异常指示了该处古热水流体活动的构造环境介于大陆边缘和开阔洋盆，且成岩热水流体中混入了较大比例的海水。罗布莎硅质岩中显著的正Eu异常，指示了该处的古热水活动属较高温流体，但其正Eu异常值比现代海底典型的黑烟囱型热水流体低。
沙拉岗硅质岩代表大陆边缘构造环境下古热水活动的产物，是富SiO2热水流体充填交代泥灰岩成因。稀土元素特征和硅化交代作用的强弱形成对应，弱硅化样品的稀土特征以继承原岩为主，而强硅化样品则体现出热水流体的属性。该套硅化岩中还含有大量的热水蚀变成因的钠长石，是典型的低温热水流体蚀变产物，是一种较低温的富SiO2碱性热水流体（付伟等，2005）。
在沙拉岗锑矿，余金杰（2001）通过Sb的地球化学性质和区域成矿条件分析认为矿质可能是深部来源（地幔），而李金高等（2000）通过对矿石的铅同位素进行示踪后认为成矿金属主要来源于大陆边缘盆地的基底。笔者认为以上两者的观点其实具有统一性，它涉及到矿质的初始来源和直接来源的问题。
热水流体活动常常和海底火山岩浆作用在时空上耦合且具有因果联系，单从热水循环体系的地质尺度分析，Sb和 Au等矿质元素应直接来源于热水淋滤围岩或盆地基底中的老地层，特别是富金属的中基性火山岩层。若从大的地质框架来分析，直接为热水流体提供矿源的中基性火山岩层的初始来源就是洋壳深部岩浆活动甚至与地幔上侵作用有关。
4.2 SiO2在成矿过程中的作用
在野外，硅质脉体与矿石伴生发育是藏南金锑矿床中最常见的地质现象之一。长期以来人们过多地关注卤族元素以及挥发组分等对成矿流体的重要意义，而对SiO2的作用认识不足。
实验地球化学研究表明，在热水流体中SiO2对Au和Sb等矿质元素的溶解－迁移－沉淀等一系列过程具有重要影响。以Au为例，通常认为Au在热水流体是以氯或硫的配合物形态活化迁移的，樊文苓等（1999）报道，Au可在SiO2热水流体中发生溶解反应，形成SiO2和Au的配合物AuH3SiO40，该配合物是构成富硅热液中Au迁移的重要形式。温度（T）、压力（P）、氧逸度（f O2）和可溶态SiO2的浓度是影响AuH3SiO40稳定性的主要热力学因素，其中升温是导致Au-Si配合物分解并产生Au沉淀的重要机制。在藏南现代热泉流体系统中，升温的地质原因可能和深部发育有剧烈的水热活动有关系，即在相对封闭的热水体系中压力突然释放会而导致流体温度升高而产生沸腾作用。由石英的溶解度特征可知，在压力降低时SiO2在热水流体中的溶解度会急剧降低而过饱和沉淀，那么依据前面的络合反应公式，该变化也会打破Au-Si配合平衡而导致Au沉淀。这种热力学机制可以合理解释野外Au和SiO2伴生发育的原因。由于SiO2和Au在热水流体中的丰度相差极悬殊，在许多情况下溶液中AuH3SiO40达不到与实际H4SiO4浓度相平衡的含量。只有当溶液中H4SiO4耗减到一定程度之后，SiO2沉淀才能伴随有Au沉淀。因此，在藏南金矿勘探中要注重与中晚期热水流体活动的联系。
与Au类似，SiO2对含Sb热水流体的发育也具有重要意义。实验研究表明（樊文苓等，1997；解庆林等，1997；杨照柱等，1998），SiO2的存在可大大提高Sb在热水流体中的溶解度，SiO2－Sb之间可能会形成类似于Au-Si形式的配合物，构成Sb从围岩中活化迁移的重要形式。SiO2和Sb在流体降温和酸化时发生沉淀。当富SiO2含矿热水流体从深部向上运移至浅层地表过程中，流体温度下降同时伴随着氧逸度增高，H2S等酸性气体被氧化而导致流体溶液酸化，这种流体热力学状态变化的不仅导致SiO2沉淀，同时也会致使Sb沉淀使两者共生。在藏南锑矿带内，哲古、壤拉和白巴洛洛等许多矿床（点）都发现有硅化和锑矿化密切共生的现象，甚至在许多矿点硅化层就是矿石层（付伟等，2005），反映了富SiO2热水流体活动的发育是指导藏南锑矿勘探的重要标志。
相比于Au和Sb而言，SiO2对Cs成矿作用的影响主要体现在沉淀环节，它是Cs的沉淀载体。SiO2和Cs在流体中存在交互作用，一方面Cs等碱金属类电解质大量存在会中和水中的H3SiO4－，从而加快SiO2·nH2O的凝结沉淀。与之同时，SiO2·nH2O的沉淀会“捕获”或以类质同相的形式将Cs固定。Cs在硅华的赋存状态主要以结合水、孔隙水和包体等形式存在，Cs会以 OCs－的形式替代四面体中的OH－，也有可能是替代H+（李振清，2002）。可见，热水流体中的Cs随着SiO2凝结沉淀而沉淀，最终形成了富铯硅华。值得注意的是区内钙华沉积中的Cs含量均比硅华低的多，那么SiO2除作为Cs的沉淀载体外，是否在Cs 的溶解和迁移环节也存在有利的热力学或动力学机制还值得进一步研究。
硅质岩的成岩作用也是成矿过程中不容忽视的一个环节。笔者通过藏南硅质岩的微组构研究发现，SiO2矿物相变和重结晶作用在硅质岩成岩过程中普遍发生，随着SiO2矿物晶格有序度提高，原来硅质岩中的微量元素或其他组分会被逐渐剔除。这种剔除机制会导致微量元素的活化和再分配，对矿质元素而言则可能被浓集或分散。以Au为例，在SiO2的重结晶过程中，随着脱水和杂质的“剔除”，被原始SiO2相捕获的溶解态或颗粒态金被迫迁移出来，并在重结晶后晶体的边界部位汇聚和富集。而Cs的情况恰好相反，随着硅华在成岩过程中的脱水作用，年老硅华中的Cs含量比年青硅华显著降低。
4.3.成矿机制探讨
（1）古代热水成矿
以沙拉岗锑矿为例，古热水流体活动发育于白垩纪特提斯被动大陆边缘的江孜盆地内，该盆地属裂陷盆地，是藏南中生代以来多期伸展作用的产物（史晓颖，2001；王根厚，2000）。断陷盆地内，中生代以来深部岩浆侵入作用频繁（朱弟成等，2004），同生断裂体系和高位岩浆库的耦合为热水循环机构发育创造了有利条件。热水沉积硅质岩和硅化岩的发现指示了，上侵到洋壳底部的高位岩浆囊是产生区域地壳高热梯度并驱动海水循环的主要热动力源，同时这些侵入体在岩浆期后分异也可能提供了部分SiO2、H2S等成分加入了热水流体。随着海水被加热并沿同生断裂上升，开始与盆地基底老地层以及中基性火山岩层发生强烈底的水岩反应，Sb、Au等金属元素被萃取进入热水流体，并与SiO2、HS－等配合体组成络合物进行迁移。随着上升热水流体和下渗冷海水的混合，热水流体开始发生充填交代作用和同生沉积作用。剧烈的降温使热水中的SiO2大量沉淀，形成热水沉积硅质岩，同时矿质元素Sb、Au等在流体中的络合平衡被打破，在热力学条件的控制下她们也随着SiO2沉淀而沉淀，形成与硅质岩伴生发育的块状矿层。由于江孜盆地内在白垩纪时常发生重力流和浊流沉积作用，因此在沉积建造上形成了浊流相和热水沉积相旋回发育的特征。
（2）现代热水成矿
藏南热泉地热带的形成和南北向的裂谷带发育是密不可分的。与裂谷伴随的活动断裂构造的发育诱发了区内热水系统的形成，并且制约了热泉活动的空间展布和活动强度。这种制约性主要体现在对热水流体循环路径的构造控制。藏南现代热水流体的深部循环路径可能包括两种途径：一种是和南北向裂谷系断裂相关，一种是和东西向拆离断裂相关（见图4）。He同位素分析表明（Hoke et al, 2000；候增谦和李振清，2004），高原腹地裂谷带的塔格架－昂仁热泉活动区内He同位素为壳源。在高原的东西两端，如东段的拉萨热泉活动区和西段的玛旁雍错－狮泉河热泉活动内的He同位素却显示为幔源。笔者认为，产生这种差异的制约背景除和深部的岩浆活动有关外，作为热水流体通道的断裂系统的性质差异也是制约因素之一。在高原腹地，区域地壳双倍厚于正常地壳，裂谷带断裂仅是地壳层次的脆性－脆韧性正断层系统。在高原两侧，以东段拉萨热水活动区为例，南北向裂谷带为亚东—谷露裂谷和桑日—错那裂谷，这些裂谷往南进入喜马拉雅地体会和藏南东西向拆离断层交汇。藏南拆离断层在地壳浅部为一组高角度的脆性正断层体系，而在深部则汇合成为一条低角度的韧性断层并可直达至壳幔转换带，可见藏南拆离系的性质是属于壳－幔层次的区域性深大断裂。正是由于裂谷系断层和拆离断层的交汇沟通致使深部物质加入，这是高原腹地和东西两端热泉流体地球化学性质产生差异的可能原因。
在藏南现代热泉系统中，可能比较广泛地存在深部高压流体库。即存在一个类似构造圈闭的结构使得被加热的大气降水得以大规模的在某一区域内汇聚。高压流体库具有强劲的喷发动力，周期性的喷发旋回，强烈的水岩反应，以及和深部岩浆熔融层发生交互作用等特征，它的存在假设可以解释藏南热泉的区域性密集发育，以及周期性活动的特征，以及热泉水中对某些低丰度稀散金属和贵金属元素的富集效应。富Au、Sb、Cs等矿质元素的热泉流体随着高压流体库的爆发而向上迁移。这些金属元素的在浅表的沉淀机制和古热水成矿类似，沸腾作用和混合作用是主要原因。这一观点与李振清等（2002）的结论一致的，他们的研究表明，区域地壳内部分熔融层是驱动区域热水流体形成对流循环的深部热源以及热泉流体中Cs 、Rb、 Li、B等碱金属矿质元素的来源。
5.结论
在藏南Au-Sb-Cs成矿带内，现代热泉活动发育，同时存在古代热水活动的遗迹。新老热水流体伴随显著的成矿效应。
现代热泉流体通常具有高的SiO2含量，活动的主要产物以硅华最为常见。硅华常堆积成丘状或扇状台地，内部发育热水流体排泄的管状或脉状通道。
古代热水沉积主要体现为热水沉积硅质岩，在白垩系朗杰学组、加不拉组和宗卓组等地层中广泛产出。岩石通常呈灰黑色，致密块状、细纹层状、角砾状构造，微量元素以富集Ba、Sb、Au、As等为特征。稀土元素具有热水沉积属性。
古今热水沉积硅质岩在微量元素特征具有较显著的差异。古代硅质岩中相对富集V、Cr、Co 、Ni等典型下地壳（洋壳）元素，而现代硅华中富集Rb、Ba、Th等典型上地壳元素。
藏南古今富SiO2热水流体活动是区域成矿带内的一种重要成矿机制，涉及的热水成矿流体体系的重要特色之一是，SiO2是热水流体中的主要成分，成矿作用受热水系统发育的构造背景、流体特性以及矿质元素本身的地球化学行为等共同制约。古今热水流体之间的流体性质和发育环境在具有一致性的基础上，表现出特定的多样性特征。在成矿作用上，现代热水成矿流体属陆内热泉发育体系，是大气降水—陆壳进行水热反应的产物，而古代热水成
矿流体属海底热水活动体系，流体组分和矿质来源与海水—洋壳之间内水岩反应及其海底火山岩浆作用相联系。
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50.
作者简介：周永章，1963年生，教授、博士生导师，从事矿床地球化学和硅质热水沉积研究。
10
附表和附图：
表1. 夏鲁和罗布莎硅质岩剖面的主量元素
送样：付伟，周永章 测试单位：中国科学院广州地球化学研究所同位素中心ICP-MS 室
表2. 藏南古今热水沉积硅质岩中主量元素的平均含量对比
产地 样品号
SiO 2 Al 2O 3
CaO Fe 2O 3
K 2O
MgO
MnO 2
Na 2O
P 2O 5
TiO 2
RKZ017-1 91.8 1.27 0.19 0.88 0.05 0.38 0.03 0.25 0.02 0.04 RKZ017-2 93.08 0.8 0.17 0.72 0.03 0.23 0.03 0.13 <0.0010.03 RKZ017-3 87.11 2.08 0.33 1.26 0.05 0.41 0.03 0.64 0.02 0.07 RKZ017-4 91.19 1.33 0.19 0.79 0.01 0.27 0.03 0.37 0.01 0.03 RKZ017-5 93.42 0.84 0.08 0.6 0.02 0.21 0.03 0.16 0.01 0.03 RKZ017-6 92.24 1.12 0.17 1.14 0.02 0.44 0.06 0.2 0.02 0.05 RKZ017-7 84.12 2.88 0.28 1.28 0.01 0.4 0.04 1.07 0.04 0.14 夏鲁
RKZ017-8 85.73 2.94 0.39 1.7 0.18 0.4 0.03 0.75 0.02 0.13 LBS-1
92.99 0.93 0.14 0.75 0.13 0.32 0.12 0.11 0.02 0.05 LBS-2 89.17 1.3 0.19 1.46 0.09 0.62 0.22 0.37 0.04 0.06 罗布莎LBS-3
90.37
1.24
0.11
1.15
0.17
0.33
0.16
0.23
0.03
0.06
11
表3. 夏鲁和罗布莎硅质岩剖面的稀土元素元素含量
类型 产地 SiO 2 Al 2O 3CaO Fe 2O 3K 2O MgO MnO Na 2O P 2O 5 TiO 2 资料来源 江孜 74.9113.410.98 1.510.110.65 0.03 4.230.190.85付伟等（2005）
日喀则 89.8 1.660.23 1.050.050.34 0.040.450.020.07古代热水沉积硅质岩罗布莎
90.8
1.160.15 1.120.130.42 0.170.240.030.06本研究 搭格架 83.86 3.320.910.330.770.04
-
0.89- 0.01郑绵平等（1995） 羊八井
96.2
0.290.430.670.120.002 0.010.070.020.37现代热泉沉积硅华
拉多岗 93.51
1.37
0.36
0.57
0.09
0.002 0.02
0.07
0.04
0.36
李振清（2002）
12
送样：付伟，周永章 测试单位：中国科学院广州地球化学研究所同位素中心ICP-MS 室
表4. 藏南古今热水沉积硅质岩中主微量元素及稀土元素指标的对比
产地样品号 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu RKZ017-1 4.06 7.66 1.23 5.6 1.230.32 1.3
0.22
1.310.290.770.110.730.12 RKZ017-2
2.97 5.030.84
3.350.730.190.75 0.130.790.170.450.070.4 0.07 RKZ017-3 8.52 1
4.08
2.099.03 1.890.48 1.98 0.32 1.890.42 1.140.160.990.16 RKZ017-4
3.4
6.390.98 4.31 1.020.25 1.03 0.16 1.060.220.580.090.550.09 RKZ017-5 4.91
7.51
1.15 4.610.910.230.89 0.140.850.180.480.070.450.07 RKZ017-6 5.37 10.02 1.52 6.66 1.580.35 1.58 0.27 1.570.330.9 0.130.780.13 RKZ017-7 8.51 16.64
2.2910.15 2.260.56 2.31 0.39 2.370.53 1.530.22 1.370.22 夏鲁
RKZ017-8 11.73 23.01
3 11.7
4 2.410.57 2.31 0.39 2.340.
5 1.370.22 1.4 0.21 LBS-1 5.65 15.15 1.55 6.31 1.330.3
6 1.34
0.2
1.120.230.590.090.590.09 LBS-2 10.02 24.66
2.8812.53 2.460.59 2.38 0.35 1.930.4 1.030.150.870.14 罗布莎
LBS-3
6.05 1
7.81
1.68
7.15
1.51
0.41
1.56 0.25
1.53
0.32
0.87
0.12
0.77
0.12
13
图1.藏南古今热水沉积硅质岩与Au-Sb-Cs成矿带的空间位置图
图2.藏南地区古今热水沉积硅质岩的岩石学特征
A 古热水沉积红色硅质岩（夏鲁）
B 古热水交代黑色硅质岩（沙拉岗）
C 古热水沉积褐色纹层状硅质岩（罗布莎）
D 现代热泉活动（搭格架）
E 现代热泉沉积层（搭格架）
F 硅华（搭格架）
（照相：周永章、赵元艺）
图.3 藏南古今硅质岩Al-Fe-Mn对比图解
(A) 典型热水沉积与非热水沉积判别图（据:周永章等，1994）
(B) 藏南古代热水沉积硅质岩投点图（本研究）；
(C) 藏南现代热泉硅华投点图（赵元艺等，2006）
图4. 古今热水沉积硅质岩中微量元素的克拉克值标准化配分图
图5. 藏南古今热水沉积物的稀土配分模式图
A: 沙拉岗硅质岩；B: 夏鲁硅质岩；C: 罗布莎硅质岩；
D: 搭格架第2套硅华；E: 搭格架第3套硅华
图6. 藏南江孜盆地古热水成矿概念模式图
图7. 藏南现代热泉成矿概念模式图
流体地球化学 报告
《流体地球化学》 题目：地幔流体及其成矿作用 读书报告 教师：张成江教授 指导老师：何明有教授 姓名: 张建军 学号： 2011050169 学院：核自学院 专业：核能与核技术工程 2011年12月15日
地幔流体及其成矿作用 1 地幔流体组成和特点 地幔流体是指赋存于地球内部由原始气体元素(He3、A r36等)、挥发分(幔 源CO 2、S、H2O等) 所组成的气体、稀溶液及具挥发分的富碱的硅酸盐熔体。 现代火山喷气、玄武岩圈闭气体、地幔镁铁质和超镁铁质包体成分分析及金刚石 包裹体分析表明, 地幔流体是以C2H2O 为主的体系, 并且含有一定的金属氧化 物〔6〕, 其流体种类受地幔氧逸度f O 2 及深度的制约〔7〕, 当f O 2 在Q FW —MW (氧缓冲反应限定的范围) 时, 流体种类以CO 22H2O 为主; 接近IW 时以CH42H2O为主。W yllie〔8〕用微量CO 2、H2O 和橄榄岩(假定地幔中CO 2?(CO 2+ H2O ) = 018) 进行的成岩试验表明, H2O、CO 2 含量在深度上是分层的, 以地 盾区地热曲线、固相线位置、矿物稳定组合区间三者之间关系, 推测120 km 深 度以下时金云母、白云石、橄榄石与富H2O 气相共存; 较浅处(约90 km ) 时, 随 着角闪石等含水矿物形成, 大量的H2O 被消耗, 气相中CO 2 与H2O 含量比值 随之增大, 形成上地幔中相对富CO 2 的区域; 在260～120 km 之间则为碳酸盐、金云母、C2H2O 挥发分溶解于熔体中, 无独立的H2O 和CO 2 相存在。Sh iano 等〔9〕在研究Kerguelen 地区超镁铁质捕虏体时发现了富硅质熔体、富碳酸盐 的熔体和富CO 2 流体包裹体共生, 显示是地幔深部均一的熔融相在到达上地幔 温压条件时形成不混溶的三相, 并充填于橄榄岩形成的裂隙中。这同样证明了 C2H2O 随深度变化的推断。包裹体一直被作为了解深部流体的重要窗口, 然而 已有的资料表明地幔流体包裹体在随寄主岩上升过程中已发生了次生变化, 并 且显示出几乎所有的捕虏体中多为纯CO 2 包裹体,缺少甚至没有H2O 的成分。 对此认为主要由4 种原因引起: ①在硅酸盐熔体中H2O 的溶解度比CO 2 更大, 熔融时H2O 比CO 2 优先进入熔体中, 形成相对富集的CO 2 相; ②氢的扩散作 用引起在低f O 2 时流体主要成分是CH4, 在达到一定温度和压力时H 发生迁移, 留下相对较富的CO 2; ③与围岩发生水岩反应再平衡的结果,H2O 比CO 2 更易 与含氧的硅酸盐发生反应, 剩下相对较富的CO 2; ④变形过程中H2O 比CO 2 更 易进入位错而被泄漏掉。因此, 多数地幔包体中的流体包裹体在被寄主岩从深 部带到地表过程中已发生了次生变化, 其成分已有所改变。由于我们对地幔流 体还缺乏详细研究和了解, 大多数地幔流体性质仍是有待研究的前沿课题。 2 地幔流体的来源及成矿作用 按照目前的了解, 地幔流体主要以两种方式形成: 一种由地核及下地幔脱 气作用; 另一种为洋壳俯冲作用带入大量富含挥发分物质的再循环〔1, 3, 4〕。 稀有气体的He2A r 同位素体系研究表明地幔流体主要有3 种源区〔10〕: ①地 幔柱型源区; ②洋中脊玄武岩型源区; ③岛弧型源区。其中最值得一提的是地 幔柱源区, 推测地幔柱构造起源于地幔深部热边界层, 具有800～ 1 200km 直 径的头部和100～200 km 的尾部〔11, 12〕, 由地幔深部穿越不同的上覆圈层 直抵地表, 且因直接来自富集地幔, 含有大量挥发分和不相容元素, 其成矿意 义值得重视。流体在上地幔的富集是地幔流体成矿的基础, 前已述及流体是由 深部地幔或地核脱气作用和再循环物质脱水作用形成, 形成的流体可能在上地 幔顶部附近富集, 特别是在软流圈上隆引起减压变薄时, 溶解于地幔橄榄岩高 压围岩矿物相中的挥发分出溶, 形成细小的早期流体包裹体, 并在地幔蠕变过 程中往有利的部位运移〔13〕, 从而促进流体的更进一步富集。聚集的挥发分
【CN109799119A】一种野外用地热流体气体样取样设备【专利】
(19)中华人民共和国国家知识产权局 (12)发明专利申请 (10)申请公布号 (43)申请公布日 (21)申请号 201910200258.9 (22)申请日 2019.03.16 (71)申请人 山东省地质矿产勘查开发局第二水 文地质工程地质大队（山东省鲁北 地质工程勘察院） 地址 253000 山东省德州市德城区德兴北 路30号 (72)发明人 王成明 赵季初 秦耀军 张平平 刘志涛 杨亚宾 (74)专利代理机构 长春市四环专利事务所(普 通合伙) 22103 代理人 张冉昕 (51)Int.Cl. G01N 1/24(2006.01) (54)发明名称一种野外用地热流体气体样取样设备(57)摘要本发明公开了一种野外用地热流体气体样取样设备，是由旋流装置和取样装置组成，旋流装置通过第一胶皮管与取样装置相连接；本发明适用于从地热开采泵房或有管网的地热供水网采集地热流体中的气体样，地热流体在锥形旋流器中旋流过程中析出的气体在透明有机玻璃容器中聚集，当透明有机玻璃容器中气体达到一定量时，气体经排气管与第一胶皮管进入取样瓶中，气体对瓶中水产生压力，让瓶中水在气体压力作用下经排水管与第二胶皮管排出，取样瓶中水排尽，取样结束。本发明对井采地热流体的采集方便，采集效率高，成本低，通过流量计可以统计所采集气体排出的地热流体体积，从而可以估 算地热流体中气体的含量。权利要求书1页 说明书2页 附图1页CN 109799119 A 2019.05.24 C N 109799119 A
权 利 要 求 书1/1页CN 109799119 A 1.一种野外用地热流体气体样取样设备，其特征在于：是由旋流装置(111)和取样装置(222)组成，旋流装置(111)通过第一胶皮管(11)与取样装置(222)相连接； 旋流装置(111)包括锥形旋流器(1)、固定支架(112)、透明有机玻璃容器(2)、流量计(7)和压力计(8)，锥形旋流器(1)设置在固定支架(112)上，透明有机玻璃容器(2)设置在锥形旋流器(1)上端，锥形旋流器(1)一侧具有流体流入管(3)，下端具有排水管(5)，流量计(7)设置在排水管(5)上，透明有机玻璃容器(2)上端具有排气管(10)，压力计(8)设置在排气管(10)上，流体流入管(3)上具有流体流入口(31)和第一球阀(4)，排水管(5)具有排水口(51)，排水口(51)与流量计(7)之间具有第二球阀(6)，排气管(10)上具有排气口(101)，排气口(101)与压力计(8)之间具有第三球阀(9)； 取样装置(222)包括取样气瓶(12)、密封盖(13)、排水管(14)和第二胶皮管(16)，密封盖(13)设置在取样气瓶(12)上，密封盖(13)上分别具有第一通孔(131)和第二通孔(132)，第一胶皮管(11)两端分别连接在排气管(10)和密封盖(13)的第一通孔(131)上，排水管(14)穿过第二通孔(132)设置在取样气瓶(12)内，第二胶皮管(16)下端与排水管(14)上端相连接，第二胶皮管(16)上端具有第四球阀(15)，取样气瓶(12)上具有刻度线(121)，取样气瓶(12)为透明材料，第一胶皮管(11)和排水管(14)分别于密封盖(13)密封连接。 2.根据权利要求1所述的一种野外用地热流体气体样取样设备，其特征在于：第一胶皮管(11)上具有第一夹子(113)，第二胶皮管(16)上具有第二夹子(161)。 2
成矿流体的来源
三，成矿流体的来源： 流体与成矿：众所周知，许多矿床的形成是与流体的作用分不开的，原来成分的单一的流体与岩石相互作用获取了矿质和能量，迁移到一定的部位。由于地质和物化条件的改变，导致矿质沉淀而形成矿床。流体可以提供成矿物质，也可以溶解、搬运成矿物质。同时，成矿作用也是在有流体存在的情况下发生的。可以说，没有流体，就没有矿床。下面将形成矿床的流体成为“成矿流体”。 流体：流体能带来能量，也能带来成矿物质。在地壳甚至整个地球中存在着种类繁多的大量流体分布在各种地质环境中。那么，什么叫流体？流体即是：在应力或外力作用下发生流动或发生形变、并与周围介质处于相对平衡条件下的物质（Fyfe, 1978）。从这个定义出发，地壳中的水、岩浆、各种状态的热液、高密度的气体、甚至处在塑性状态的岩石等均可看作流体。在成矿作用过程中，地热水、海底洋中脊或构造缝喷出的超临界流体和热液、卤水、岩浆、海水、雨水和地下水等流体是最为重要的。 萃取：并非所有的流体都可形成矿床，除非它们能形成流体。由普通流体形成成矿流体，最重要的过程是流体与岩石的相互作用。这种相互作用使流体和岩石的成分（原始和同位素成分）发生很大变化，导致流体中富含某种或某一类成矿元素而形成成矿流体。流体与岩石相互作用的程度、成矿元素在特定温度压力条件下活动的流体中的溶解度、流体中的挥发分如Cl、F、B、S、C等以及碱金属、碱土金属和可溶性硅与可溶性有机质的含量、存在形式和所起的作用等，是最重要的研究内容。 迁移：成矿流体形成之后，大多数情况下要迁移到合适的沉淀场所。流体迁移需要“力”的作用。因此在研究成矿流体的迁移时不仅要讨论导致流体迁移的因素、迁移形式、迁移过程的时间和空间、迁移的通道等，也必须研究成矿流体迁移的能量、质量、动量守恒以及不同流体的混合作用等。由于构造作用通常是导致流体迁移的一个重要因素，迁移的通道也常与构造作用、岩石的性质及环境有关。因此，建立和恢复构造—热液体系也是成矿流体迁移中的一个重要方面。 沉淀：要使成矿流体形成矿床，除了来源和迁移这两大因素外，合适的成矿条件和环境是必须重视的第三个问题，其内容包括影响矿质沉淀的物理、化学条件（温度、压力、组分变化、Ph值等）、空间和时间因素与构造因素。要强调成矿时间的概念及在成矿部位流体量的问题。例如，对于一条宽1m、长100m的石英脉而言，由于硅在热液中的溶解度是很有限的，因而沉淀出这条石英脉所需流体量的体积累计起来是该石英脉的几万倍到几十万倍。根据现有资料并考虑到地壳岩石（包括岩层、构造裂隙等）中流体的平均迁移速率，累积这么多的流体量将需要几万年乃至几百万年的时间。 在成矿流体研究中，主要应用化学热力学和动力学、量子化学、物理化学、流体力学的基本原理，应用流体包裹体、成矿成岩实验、构造地球化学、微量元素地球化学、稳定同位素地球化学和矿床学的研究方法、计算机模拟、建立流体地球化学成矿模式，解决矿床地球化学问题。 （一）地球中的流体：根据上述成矿流体的定义，当应力作用到物体上去时，若这个物体的大小、形状和组成发生了改变，则该物体就是流体，最近，在德国打了一个超深钻，已证实在9000m深度岩石处于流变状态。当我们研究流体时，流体的黏度、压力、温度、密度、比溶、体积弹性模量、表面张力和成分，都是十分重要的性质。在考虑地质过程时，时间空间因素对于流体性质的影响也是很重要的。其中由于地壳中的许多岩石是经历了漫长的地质作用而发生形变的产物，因此对于这些岩石来说，时间因素对它们的形变起了决定性的作用。如果把统计力学的理论应用到地质上特别是应用到晶体中原子的位移（即从它们的晶格发生位移、并迁移到晶体内低应力或低能量区）研究时，可以建立数学方程式来阐述结晶物质的流动。因此，从这点出发，地球上所有结晶的物质都可以看成是流体。 根据上述定义及流体的物理性质，地球中的流体可以分为以下几种类型： （1）呈气体状态的流体：包括大气圈及存在于矿物、岩石中以及生物圈中的各类气体； （2）ABCD呈液体状态的流体：水圈中的流体（海水、湖水、河水、地下水、雨水、原生水、地层卤水等）、岩浆水、存在于流体包裹体中的古流体等。 （3）超临界流体：上述两类流体在超临界的温度、压力下产生的一种有着特殊性质和地球化学行
关于地热资源勘查及评价方法的讨论
关于地热资源勘查及评价方法的讨论 科学勘查和评价地热资源是合理规划和开发地热资源的基础，没有开展勘查和评价工作就投入开采的地热田，必然会产生开采盲目和管理混乱的问题。我国较大规模的开展地热资源的勘查和开发，始于20世纪70年代。早期的地热勘查工作基本经历了普查、详查、勘探、开发和商业开发五个阶段，走了一条较科学的发展道路（如天津、北京的部分地区）。为全国地热资源的勘查评价工作树立了良好的榜样。近十几年来随着国民经济的发展，地热资源的开发利用迅速形成高潮。许多地区只开展了地热普查工作之后，便进入了商业开发阶段，有的地区甚至没有进行任何正规的地热勘查工作，就直接进入商业开发阶段，经过一段开发后，出现许多开发和管理上的问题，这时会回过头再进行普查或详查工作，核实地热资源量，制定地热资源开发利用规划。这种地热勘查，虽起步过晚，但可以充分利用商业开发资料，降低地热勘查投资。以上两种地热勘查阶段的模式，各有利弊，也是社会发展的必然产物。近年来国内地热资源勘查和评价方法也各不相同。笔者就自己实际工作的感受，浅谈地热资源的勘查、计算和评价，与同行讨论，希望有利地热资源勘查和评价方法的统一和提高。 1 地热资源的勘查方法 1.1 区域地质资料的搜集和分析 地热资源的埋藏分布大多与区域构造断裂，基底埋藏分布，深部地层岩性等密切相关，广泛搜集区域地质构造资料及已有石油，煤炭的勘查资料，是开展地热勘查的必备工作，进而确定地热勘查区所处地质构造部位，基底埋藏特征、地层岩性特征、地热水储存和运移特征等，为地热勘查提供基础地质条件。 1.2 航卫片解译 航卫片的解译可以判断地热勘查区地质构造基本轮廊及隐伏构造；可以显示泉群和地热溢出带位置，地面水热蚀变带的分布，热红外解译可判断地表异常分布等。在勘查面积较大，已有地质资料较少地区，该方法可提供较多的地热地质信息。 1.3 地热地质调查 应在已有的区域地质资料和航卫片解译资料基础上进行，实地验证航卫片解译的重点问题，寻找地质露头，观察地热田的地层及岩性特征，地质构造、岩浆活动与新构造运动情况，分析地热勘查区地热形成的地质构造背景。 调查勘查区地表热异常分布特征及与构造的关系。 调查勘查区温泉出露及分布特征、泉水温度及流量变化特征及开发利用历史，调查勘查区内已有地热井水温、水量、开采层段及地层岩性特征，地热水开发利用及动态变化特征。 对不同精度和工作目的的地热地质调查，其工作内容可以有所侧重。 1.4 地球化学调查 对土壤中砷、汞、锑的探测，可以帮助判定深部隐伏断裂的展布情况。地热井岩芯中水热蚀变矿物鉴定分析可以推断地热活动特征及其演化历史。 对地热水中氟、二氧化硅、硼等组份的测定，可以帮助确定地热异常分布范围。 测定代表性地热水，常温带地下水、地表水、大气降水中稳定性同位素和放射性同位素，可以推断地热流体的成因与年龄。 1.5 地球物理勘查 采用地温测量可以圈定地热异常区，分析热储空间分布特征。 在较大的地热勘查区可以采用重力法确定勘查区基底起伏及断裂构造的空间展布。利用磁法确定火山岩体的分布及蚀变带位置。 可控源音频大地电磁测深及氡气测量等方法可以判定断裂构造展布特征及地层富水情况。
地热流体评价
4地热流体化学特征 4.1 水化学特征 地热流体的水化学成分取决于水的温度、含水层的岩性以及与热流体伴生的气体。地下热水参与自然界中的水循环，其水文地球化学作用主要是溶滤作用，化学成分主要决定于热水出露处第四系岩性成因，以及循环深度内的基底岩性和来自深部气体的影响。 温泉出露于比较活跃的高角度断裂带交汇复合部位，地下热水的化学成分与温度及循环深度关系密切，水化学类型为HC4 SO_-Na水。地热流体pH值为7.37，总矿化度820.27mg/L,总硬度68.06mg/L。本次水样分析Cl-、M（2+变化不大，其它离子浓度、矿化度有所降低，见表4-1。 表4-1 1992?2015年主要离子含量对照表 4.2地球化学温标计算 地球化学温标计算用来估算热储温度及预测地热田潜力。在水岩平衡条件下，地热流 体中与平衡温度存在依从关系的化学组分浓度或浓度比值，及利用这些化学组分浓度或浓度比值，推算热储温度或深部温度。根据洪水岚汤地热田的实际情况，采用标和K-Na地热温标，搜集该区温泉 K— Mg地热温1992年至2008年以及本次抽水期间取样的水质分析结果，进行地球化学地热温标计算。 4.2.1K —Mg地热温标 它代表不太深处热水贮集层中的热动力平衡条件，尤其适用于中低温地热田，其计算
公式为: 式中：t —热储温度「C ）； C i —水中钾的浓度（mg/L ）; C 2—水中镁的浓度（mg/L ）。 422 SiO 2地热温标 由于各温泉热水中的 SiO 2是由热水溶解石英所形成，且热水到达地面时没蒸汽损失, 故选用下面公式计算： t ◎盏 273.15 式中：t —热储温度（C ）； c —水中SiO 2的浓度（mg/L ）。 计算结果见表4-2。 本次计算K- Mg 地热温标为93.15 C,与前几年相比略有下降；SiO 2地热温标140.31 C, 与前几年温度相比略有升高，但变化不大，说明地热田具有一定的开采潜力，前景较好。 4410 t 13.95 lg(C"/C 2) 273.15
流体包裹体研究进展
流体包裹体研究进展 1.流体包裹体的分类及区分 流体包裹体是成岩成矿流体（含气液的流体或硅酸盐熔融体）在矿物结晶生长过程中，至今尚在主矿物中封存并与主矿物有着明显的相边界的那一部分物质。 1.1流体包裹体的分类 流体包裹体成分复杂且成因多样，其分类研究多年来一直是随着测试手段的改进和研究内容的深化而变化。早期的分类研究主要是以定性描述为主，随着流体包裹体研究水平额度不断发展，出现了以成因、成分、相态和不同包裹体之间的相互关系为主要依据的各种分类。具有代表性的包括： （1）1953-1976年：最有代表性的是1969年Ermakov提出的分类方案，他根据包裹体的成分和成因，建立了21个类型，并且根据相的相对比例，建立了一种应用很广的分类。另外一些人也建立了不同的分类方案，例如，许多分类方案是根据仍宜选用的气液比而划分的，然而气液比由于其连续变化而不易精确测定，限定了其广泛应用。 （2）1985-2003年：最有代表的芮宗瑶的分类方案，他根据捕获时的流体特征将包裹 体分为由均一体系形成的和由非均一体系形成的。其中，均一体系形成的包裹体又分为原生包裹体、次生包裹体、假次生包裹体和出溶包裹体；非均一体系形成的包裹体包括液相+固相、液体+气体或液体+蒸气、两种不混溶流体3类。 （3）2003年至今：有些学者在著作及文献中阐述了一些流体包裹体类型的划分方案，多以流体包裹体的物理状态、成因、形成期次等指标为划分依据。其中，卢焕章等根据包裹体相数的不同，将流体包裹体分为纯液体包裹体、纯气体包裹体、液体包裹体、气体包裹体、含子矿物包裹体、含液体CO2包裹体、含有机质包裹体和油气包裹体等8类。 1.2流体包裹体的区分 在流体包裹体的诸多分类中，按捕获时间与主晶矿物形成时间的关系可分为原生和次生流体包裹体。原生包裹体是矿物形成时包裹周围的流体而形成的，而次生包裹体的形成晚于主晶矿物，一般与后期主晶矿物的改造事件有关。二者由于形成时间和方式不同而携带了不同的信息。原生包裹体指示了主晶矿物形成时的流体环境和物理化学条件，次生包裹体则指示了主晶矿物后期被改造事件中的流体环境、构造特征以及物化条件。 一般，原生和次生包裹体区分可应用以下两条准则：一是根据包裹体的形状和分布特征判别，即原生包裹体的形状往往是规则的，常呈孤立状或沿主晶矿物某一结晶方位或生长环带分布，次生包裹体的外形一般是不规则的，多沿愈合裂隙分布；二是同一成因的包裹体密度、均一温度、盐度和成分是近似的，可与已知包裹体类比归类。 2.流体包裹体研究的技术方法 2.1流体包裹体显微测温方法 以显微热台、冷热台以及爆裂以为代表的流体包裹体显微测温技术现已达到成熟，实际应用中多采用均一法和爆裂法相结合的方法。 （1）均一法是将流体包裹体放在冷热台上加热，随着温度的升高，气液两相逐步复原为一个均一相，此时的温度为包裹体均一温度。这是包裹体测温的基本方法，其特点是可直接观察到包裹体相态随温度的变化，也能测得各相的体积，所测数据直观可信。具有针对性且便于区分原生和次生包裹体，因此在流体包裹体研究中得到广泛应用。但这种方法测温速度慢，且只适用于透明和半透明矿物。 （2）爆裂法是将流体包裹体加热，使得包裹体内压升高，当内压大于主矿物强度及外压时，流体包裹体就会爆破而发出响声，用仪器收集、放大、记录其爆裂声响，从而来测定爆裂温度。这种方法适用性广，适用于透明和不透明矿物，且测温速度快。缺点是肉眼无法观察到所研究对象的特征，测定结果受主矿物的物理性质与位置、流体成分、流体包裹体形态
地幔流体的稳定同位素地球化学综述
地幔流体的稳定同位素地球化学综述 王先彬 吴茂炳张铭杰 (中国科学院兰州地质研究所,兰州,730000) 摘 要 总结了20年来国内外学者对地幔流体研究的成果和认识。主要包括地幔流体的性质和组成; 地幔 流体中同位素的含量、组成和赋存形式;同位素分馏和地幔脱气等作用对地幔组分的影响等。在不同地区和不同构造环境条件的地幔流体中,各种组分含量和同位素组成变化可以很大,从一个侧面指示地幔组分的不均一性,反映了不同地幔物质的形成历程不同或来自不同的地幔源区。此外,还讨论了目前存在的几个疑点。 关键词 地幔流体 稳定同位素地球化学 同位素分馏 地幔脱气作用 地幔源 第一作者简介 王先彬 男 1941年出生 研究员 主要从事稀有气体地球化学、非生物成因天然气及同位素地球化学等领域的研究工作 随着高精度探测技术的出现和地球科学知识的积累,人们对地球的认识进入到更深的层次。从传统的地壳到壳-幔作用,近几年来又深入到核-幔边界以至对地核的认识[1],使得对地球深部物质的研究与深部地球物理和地球化学进一步结合成为可能,并为提出全面统一的地球演化动力理论和模式准备了条件。地幔流体的研究是了解地球深部的重要手段之一。本文就地幔流体中稳定同位素方面的近期研究进展作一综述。 1 地幔流体的性质 作为地球内部的一种重要介质流体,是研究地球深部地质作用、了解深部物质的物理化学环境乃至地球发展演化的重要组分,其重要性愈来愈被更多的人所认识,是近20年来地学研究的热点。 流体,在地球科学研究中,常常是挥发组分的液相、气相及其超临界相以及硅酸盐熔体的统称,但在许多情况下不包括硅酸盐熔体。因此,地幔流体是指在地幔条件下(物相、温度、压力和氧逸度等)处于平衡并稳定共存的挥发组分[2],其形成温度大约在900℃至1400℃之间,其化学组成不均一,受多种因素控制,一般地以C、H、O、N和S(CHONS)为主要化学组分并以含较高的氢为特征,且含微量的稀有气体、F、P、Cl等。地幔挥发 1999年11月2日收稿,12月8日改回。份具有与地幔高p-t条件相适应的物理化学特性(如高的气体密度等),其地球化学性质以易溶于硅酸盐熔体(特别是富碱硅酸盐熔体)为特征,促进低熔点并且饱和挥发份的高钾原始岩浆和地幔交代熔体的形成,同时对于微量元素有高的溶解度(如大离子半径亲石元素、高价阳离子和稀土元素等),并且具有使溶质及各种微量元素产生再沉淀作用(如地幔交代作用导致地幔富集事件)。地幔流体的性质决定了它是地球内部能量和质量传输最活跃的组分,它控制着地幔岩浆作用、交代作用以及地幔变质变形等地质、地球化学作用的发生和发展,是对地球形成、发展和演化起重要作用的组分,具有重要的研究意义。 2 地幔流体的稳定同位素地球化学研究进展 自R oedder(1965)观察到全球碱性玄武岩的超镁铁质捕虏体中均找到CO2包裹体以来,地幔流体的研究工作陆续展开。许多学者采用各种测试方法(如电子探针、离子探针、激光拉曼探针、质谱计等)对认为是来自地幔的岩石矿物样品(如金刚石、金伯利岩、碳酸岩、大洋玄武岩、地幔包体等)进行了包裹体挥发组分及熔体主要元素的测定,发现不同地区、不同环境条件的地幔流体中各组分的含量变化很大,从一个侧面指示了地幔组分的不均一性。 96 2000年第28卷第3期Vol.28,No.3,2000 地 质 地 球 化 学 GEOLO GY2GEOCHEMISTR Y
地热资源储量计算与评价
地热资源储量计算与评价 第一节计算原则 1、地热资源/储量的计算，应分别计算热储中的地热储量（J）、储存的地热流体量（m3）、地热流体可开采量（m3/d 或m3/a）及其可利用的热能量（MW t）。 2、地热资源/储量计算，应以地热地质勘查资料为依据, 在综合分析热储的空间分布、边界条件和渗透特征, 研究地热流体的补给和运移规律, 研究地热的成因、热传导方式、地温场特征, 并建立地热系统概念模型的基础上进行。 3、计算方法或计算模型应符合实际, 模型的建立与计算方法的采用, 应随勘查工作程度的提高, 依据新的勘查和动态监测资料进行更新和改进。 第二节计算参数的确定 地热资源/储量计算参数应尽可能通过试验和测试取得。对难于通过测试得到的参数或勘查工作程度较低时, 可采用经验值。应取得下列参数: 一、地热井参数: 1、参数类型：地热井位置、深度、揭露热储厚度、生产能力、温度、水头压力、流体化学成份等。 2、获取方法：均采用测量、试验、测试获取实测数据。
二、热储几何参数 1、参数类型：热储面积、顶板深度、底板深度和热储厚度等。 2、获取方法： （1）顶板深度、底板深度和热储厚应利用钻孔勘探资料，并依据地面物探资料，考虑地热田内热储厚度变化特征取平均值或分区给出。 （2）热储面积：带状热储的面积一般按地热异常区或同一深度地热等温线所圈定的范围确定；层状热储的面积依据地热田的构造边界和同一深度的地温等值线所圈定的范围确定。如果工作任务仅涉及地热田的部分范围，应按勘查工作控制的实际面积计算。如果地热田分布面积，应将各地热分区、地热田及地热异常区范围线、热储温度等值线和热储厚度等值线计算机数字化，通过计算机计算各分区的面积。 若进行区域评价时，新近系与白垩系热储面积，为热储温度大于40℃的区域；基岩热储面积，按其埋深4000m 以浅分布面积计算。 三、热储物理性质 1、参数类型：热储温度、水头压力、岩石的密度、比热、热导率和压缩系数等。据此，可以取得热储不同部位的温度分布情况。
地热流体评价
4 地热流体化学特征 4.1 水化学特征 地热流体的水化学成分取决于水的温度、含水层的岩性以及与热流体伴生的气体。地下热水参与自然界中的水循环，其水文地球化学作用主要是溶滤作用，化学成分主要决定于热水出露处第四系岩性成因，以及循环深度内的基底岩性和来自深部气体的影响。 温泉出露于比较活跃的高角度断裂带交汇复合部位，地下热水的化学成分与温度及循 环深度关系密切，水化学类型为HCO 3·SO 4 ___Na水。地热流体pH值为7.37，总矿化度 820.27mg/L，总硬度68.06mg/L。本次水样分析Cl-、Mg2+变化不大，其它离子浓度、矿化度有所降低，见表4-1。 表 4-1 1992～2015年主要离子含量对照表 4.2 地球化学温标计算 地球化学温标计算用来估算热储温度及预测地热田潜力。在水岩平衡条件下，地热流体中与平衡温度存在依从关系的化学组分浓度或浓度比值，及利用这些化学组分浓度或浓度比值，推算热储温度或深部温度。根据洪水岚汤地热田的实际情况，采用K—Mg地热温标和K—Na地热温标，搜集该区温泉1992年至2008年以及本次抽水期间取样的水质分析结果，进行地球化学地热温标计算。 4.2.1 K—Mg地热温标 它代表不太深处热水贮集层中的热动力平衡条件，尤其适用于中低温地热田，其计算
公式为： 15.273) /lg(95.134410 22 1--= C C t 式中：t —热储温度（℃）； C 1—水中钾的浓度（mg/L ）； C 2—水中镁的浓度（mg/L ）。 4.2.2 SiO 2地热温标 由于各温泉热水中的SiO 2是由热水溶解石英所形成，且热水到达地面时没蒸汽损失，故选用下面公式计算： 1309 ()= 273.155.19-lgC t -℃ 式中：t —热储温度（℃）； C —水中SiO 2的浓度（mg/L ）。 计算结果见表4-2。 本次计算K —Mg 地热温标为93.15℃，与前几年相比略有下降；SiO 2地热温标140.31℃，与前几年温度相比略有升高，但变化不大，说明地热田具有一定的开采潜力，前景较好。
成矿流体活动的地球化学示踪研究综述_倪师军
第14卷第4期1999年8月 地球科学进展 ADVANCE IN EART H SCIENCES Vo l.14 No.4 Aug.,1999 成矿流体活动的地球化学示踪研究综述 倪师军,滕彦国,张成江,吴香尧 (成都理工学院,四川 成都 610059) 摘 要:成矿流体活动的地球化学示踪是近年来流体地球化学研究的一个新趋势。通过流体来源示踪、运移示踪和定位示踪可以追溯流体活动的全过程,对恢复流体活动历史、演化历程具有积极意义。对成矿流体活动的地球化学示踪方法进行了一定的总结,对人们常用的地球化学示踪方法——同位素地球化学示踪、元素地球化学示踪、包裹体地球化学示踪及气体地球化学示踪的研究现状进行了综述。 关 键 词:成矿流体;流体地球化学;地球化学示踪 中图分类号:P595 文献标识码:A 文章编号:1001-8166(1999)04-0346-07 地球化学示踪研究是查明元素、矿物等在地质地球化学作用过程中的来源、演化及其最终发展状态,是揭示地球化学作用机理和过程的重要途径和有效手段。成矿流体地球化学是当前国际地学界研究的前沿和热点之一,成矿流体活动的地球化学示踪研究已成为一个新的趋势,通过流体来源示踪、运移示踪和定位可以追溯流体活动的全过程,对恢复流体活动的历史、演化历程具有积极意义。 1 同位素地球化学示踪 由于同一元素不同同位素的原子质量不同,其热力学性质有微小的差异。正是这种差异导致同位素组成在物理、化学作用过程中发生变化,引起同位素分馏,包括热力学平衡分馏和动力学分馏2种类型〔1〕。 经过长期的分异、分馏、衰变演化,地球不同层圈、不同地质单元具有明显不同的同位素组成特征。因此可以根据同位素具有基本相同的化学性质示踪成岩、成矿物质的来源、推断源区的地球化学特征。另外还可以根据同位素分馏规律和矿物的同位素组成,示踪矿物形成时的物化条件和演化过程〔1〕。用稳定同位素数据来定量地说明成矿介质水和其他物质的来源,开始于60年代初期〔2〕,作为独特的示踪剂和形成条件的指标,稳定同位素组成已广泛地应用于陨石、月岩、地球火成岩、沉积岩、变质岩、大气、生物、海洋、河流、湖泊、地下水、地热水及各种矿床的研究,成为解决许多重大地质地球化学问题的强大武器〔3〕。在应用稳定同位素研究成矿流体的演化过程(源、运、储)的同时,人们也不断地应用放射性同位素来定量、半定量地研究地质地球化学作用过程,即应用放射性同位素研究地球化学示踪和地球化学作用发生的年代问题。同位素分析新方法新技术的不断发展,如Re-Os、Lu-Hf、La-Ba-Ce等方法的建立〔4〕,使同位素示踪技术也得到了丰富和发展。 1.1 氢、氧同位素示踪 利用氢、氧同位素示踪成矿溶液的来源,是同位素示踪技术在地质研究中取得的最重要成果之一〔1〕。由于不同来源的流体具有不同特征的氢氧同位素组成,因此成矿流体的氢氧同位素组成成为判断成矿流体来源的重要依据,如卢武长 、魏菊英〔5〕 国家自然科学基金项目“成矿流体定位的地球化学界面及地学核技术追踪方法研究”(编号:49873020)、国家科技攻关项目“矿床(体)快速追踪的地球化学新方法、新技术”(编号:96-914-03-02)和国土资源部百名跨世纪优秀人才培养计划基金资助。 第一作者简介:倪师军,男,1957年4月出生,教授,主要从事地球化学的教学与研究。 收稿日期:1998-08-10;修改稿:1999-04-13。 卢武长.稳定同位素地球化学.成都地质学院内部出版,1986.116～145.
流体包裹体成因判别
流体包裹体成因判别 芮宗瑶译；张洪涛校 （据Roedder，1976，1979b年的资料修订，不包括出溶包裹体） 一、原生成因判据 1.根据在显示或不显示生长方向或生长环带的某一单晶中的产状。 ①在另一无包裹体的单晶中单独产出（或一个小型三维组合，Roedder，1965b，图10；1972，图版6）； ②相对围晶而言，其个体大。例如，其直径≧0.1围晶，特别是出现几个这样的包裹体时； ③远离其它包裹体孤立地产出，其距离约为该包裹体直径的5倍； ④呈遍布晶体的无规律的三维分布产出（Roedder和Coombs，1967，图版4，图A和B）； ⑤包裹体周围较规则的位错发生扰动，特别是如果这些位错由包裹体向外呈放射状时（Roedder和Weiblen，1970，图9）； ⑥如同主晶中产出的固体包裹体或产出同生相一样，产出的子晶（外来的固体包裹体）。 2.根据显示生长方向的子晶的产状。 ①产在远离（在生长方向上）干扰主晶生长的外来固相（同生相或其他相）处，有时直接产在这种外来固相的前方，而该处主晶尚未完全封闭（由于发育不完全，包裹体可能围着于固体上或离开一定距离，Roedder，1972，图版1）； ②产于某早期生长阶段的愈合裂隙之外，原因是该处新晶体生长不完善（Roedder，1965b，图18和19；Roedder等，1966，图15）； ③在某一复合晶体的近于平行的两个单元之间产出（Roedder，1972，卷首插图的右上角）； ④在几个生长螺旋体的交切面上或在一个在外表面可见到生长螺旋体的中心部位产出； ⑤尤其呈相对较大的扁平状包裹体产出，它们平行于某一外部晶面，并靠近于其中心（也即由于在晶面中心晶体生长发育不良），例如许多“漏斗状盐晶”； ⑥在板状晶体的核心产出（例如绿柱石）。这可能只不过是上述条款的一个极端情况； ⑦尤其沿两晶面的交切边缘成排产出。 3.根据显示生长环带的单晶中的产状（如根据颜色、透明度、成分、X衍射的暗度、捕获的固体包裹体、浸蚀环带和出溶相等标志确定）。 ①产于不规则的三维空间，在临近带中具有不同的富集程度（由于突变的羽毛状的或树枝状的生长）；
关于构造_流体_成矿作用研究的几个问题_翟裕生
第3卷第3～4期 1996年9月 地学前缘(中国地质大学,北京) Earth Science Frontiers(China Univ ersity of Geos ciences,Beij ing) V ol.3No.3～4 Sep. 1996 关于构造—流体—成矿作用研究 的几个问题 翟裕生⒇ (中国地质大学,北京,100083) 摘 要 在成矿过程中,构造和流体是重要的控矿因素。构造、流体和矿石堆积可以作为一个 系统加以研究。按成矿作用的规模,构造—流体—成矿系统有不同的尺度:①全球的;②区域 的;③矿田(床)的;④微观的。文章分别阐述了矿床的和区域的构造—流体—成矿系统,结合 矿床和区域实例讨论了它们的研究目的、内容和方法。具体总结了古老区域流体系统的示踪标 志。论文最后讨论了关于古老成矿流体和现代成矿流体、深部成矿流体与浅部成矿流体等的研 究任务。 关键词 构造 流体 成矿系统 区域热水系统 古流体 示踪标志 CLC P613,P611 1 成矿过程中构造与流体的关系 成矿作用是成矿物质由分散到富集并形成矿床的过程,受多种地质因素控制,其中,构造和流体起了重要的作用。 在成矿过程中,从构造与流体的相互关系看,构造是控制一定区域中各地质体间耦合关系的主导因素,是驱动流体运移的主要动力。各种构造形迹如断层、裂隙、角砾岩带等为地球内部流体的运移提供通道。构造应力还对岩石的力学、物理性质发生影响,从而影响流体在岩石中的流动状态、速率和水/岩作用过程。多种多样的构造扩容空间还是含矿流体大量停积和沉淀出矿石的场地。这些都显示了在成矿作用过程中,构造对流体的作用和影响。 从另一方面看,流体作为从矿源地汲取并搬运成矿物质的主要媒介,在促使矿质由分散到浓集的过程中,起了极为重要的作用。流体由于其所处地质构造环境不同,而有不同的运动方式。地壳浅表层次的低势能的流体,受重力或热能的驱动,在岩石孔隙和裂隙中作缓慢运动。在此过程中,对流经岩石的力学、物理、化学性质有所改变,从而对作用于这些岩石的构造活动发生影响。处在高压或超高压状态的流体房蕴藏有巨大的内能,一旦其所处环境发生变化,如断层的切入,则引发瞬间的突发式运动,大规模的热流体就可以快速喷流等形式向低压区涌流。在这个过程中,能强烈地破坏其邻近岩石,产生水致断裂、角砾岩带等非应力形成的构造型式。这既显示了流体的强大作用力及其活动轨迹,也使其所在地段的构造复杂 ⒇收稿日期:1996-06-12 作者简介:翟裕生,男,1930年生,教授,博士生导师,矿床学专业。
地质流体类型及其特征
地质流体类型及其特征 一地质流体 地质流体（geofluid）是指在一定地质条件下、通过一定地质作用（包括构造活动、岩浆作用、变质作用、沉积作用、成矿作用、地表作用等）而形成的天然流体。从地质流体的概念可以看出，地质流体是在一定的地质环境中地质作用的产物，因此，不同特征的地质流体记录了其形成地质环境条件，并代表了特定的地质作用事件和过程。所以，地质流体在研究地质历史时期地质作用中都起到重要的媒介作用。 实际上，地质流体是地质作用中不可缺少的介质，它几乎参与所有的地质作用。地质流体的成因与来源十分复杂，其运移和聚集与特定的地质构造环境条件和地质构造演化过程有着密切的联系（肖荣阁等，2001；陶于祥等，1994）。通过研究地质流体特征，可以反演地质历史时期地质作用事件及其地质环境特征。 二地质流体分类及其特征 前人从不同角度对地质流体进行了分类研究，包括根据来源、成因、成分和分布等对地质流体进行分类（J. Parnel，1994；肖荣阁等，2001；陶于祥等，1994）。综合前人对地质流体的各种分类可以看出，主要从两个大的方面进行分析，即依据地质流体来源和天然产出特征分类和地质流体构造分类。 1. 地质流体来源和天然产出特征分类： 一般地，根据流体来源和其天然产出地质特征，将地质流体分为以下几种类型： （1）大气降水：地表水蒸发再降落于地面的水，它直接参与了表层岩石的风化剥蚀、搬运及元素的分散、富集成矿等作用。 （2）海水：咸化度较高的卤水体系，聚集了自然界所有的元素； （3）成岩流体：沉积物在沉积成岩作用过程中产生的流体，包括地层水、沉积岩中有机质热演化形成的石油和天然气等。地层水包括渗入地层的地表水和建造水及其混合水，建造水是在封闭于沉积物中的沉积水并与沉积物发生反应。由于沉积盆地所处地理环境不同，建造水的成分类型有较大的差异。内陆盆地环境建造水是地表大气降水集中封闭于沉积物中并经过一定的水岩反应，滨海盆地环境建造水是封闭在沉积物中的海水。 （4）岩浆流体：来源于地球内部不同部位的岩浆流体以及岩浆上升过程中因分异或结晶释放的流体，前者地质表现形式为各种岩浆岩和火山岩，后者地质表现形式为各种脉岩和脉体等；根据来源深度不同，岩浆流体又可以分为地壳流体和地幔流体等类型。 （5）变质流体：变质过程中脱水-脱挥发份产生的流体。 （6）成矿流体：在成矿作用过程中形成的地质流体，是在特定地质环境中经过特定地质演化形成的具有特殊成分的地质流体，一般富含挥发份、卤索及不相容碱金属、碱上金属元索。 （7）热液流体：来自于特殊构造环境、温度较高的地质流体，热液流体温度一般介于180-400℃，热流体来源有其特殊的构造背景，正常沉积盆地中的成岩热液流体温度一般低于180℃，大洋中脊裂谷构造环境中的热液沉积物温度在200℃以上，陆缘海槽，弧后盆地裂谷环境中的热液沉积物多为中低温组合，温度在200℃以下。 热液流体是近年来成矿作用中非常受重视的一种地质流体，根据不同地质作用中形成的流体溶质成分及温度特征，成矿热液流体分为：高温硅钾卤水（卤水指盐度超过5%的液态流体）、中温碳酸盐型卤水及低温硫酸盐型卤水，不同温度热液流体对应地富有特殊的化学成分特征。 ①高温硅钾卤水：由于中高温型热液交代或热水沉积矿化和硅钾元素的特殊性质，使高温卤水中SiO2和K2O丰度较高。因此热水沉积成矿呈现富硅钾岩建造。 ②中温碳酸盐卤水：以碳酸盐型流体为主，富含Fe2+、Mn2+、Mg2+的碳酸盐化合物为特征，起源于建造水系统、天水淋滤及海源流体系统。因此在中低温或热水沉积中常伴有铁白云石、菱铁矿和石膏。 ③硫酸盐卤水：主要是Ba2+、Sr2+、Ca2+的硫酸盐化合物，在海陆相各环境中广泛存在。主要沉积物是硬石膏、石膏、天青石和重晶石。
地热资源储量计算方法
地热资源储量计算方法 一、地热资源/储量计算的基本要求 地热资源/储量计算应建立在地热田概念模型的基础上, 根据地热地质条件和研究程度的不同, 选择相应的方法进行。概念模型应能反映地热田的热源、储层和盖层、储层的渗透性、内外部边界条件、地热流体的补给、运移等特征。 依据地热田的地热地质条件、勘查开发利用程度、地热动态,确定地热储量及不同勘查程度地热流体可开采量。 表3—1地热资源/储量查明程度
二、地热资源/储量计算方法 地热资源/储量计算重点是地热流体可开采量（包括可利用的热能量）。计算方法依据地热地质条件及地热田勘查研究程 度的不同进行选择。预可行性勘查阶段可采用地表热流量法、热储法、比拟法；可行性勘查阶段除采用热储法及比拟法外, 还可依据部分地热井试验资料采用解析法；开采阶段应依据
勘查、开发及监测资料, 采用统计分析法、热储法或数值法 等计算。 (一)地表热流量法 地表热流量法是根据地热田地表散发的热量估算地热资源量。该方法宜在勘查程度低、无法用热储法计算地热资源的情况下，且有温热泉等散发热量时使用。通过岩石传导散发到空气中的热量可以依据大地热流值的测定来估算，温泉 和热泉散发的热量可根据泉的流量和温度进行估算。． （二）热储法 主要用于计算热储中储存的热量和地热水储存量，估计热田地热资源的潜力。 1、适用条件：热储温度有少量地热井控制的，地热异常范 围大致能确定的地热田。热储法又称体积法，不但适用于非火山型地热资源量的计算，也适用于与近期火山活动有关的地热资源计算；不仅适用于孔隙型热储，也适用于裂隙型热储。是一种常用的方法。 2、计算步骤与一些计算参数的确定原则 （1）应首先确定地热田的面积（或计算区范围） 地热田的面积最好依据热储的温度划定，在勘查程度比较低，对热储温度的分布不清楚时，可以采用浅层温度异常范围、地温梯度异常范围大致圈定地热田的范围，也可以采用地球物理勘探方法圈定地热田的范围。
地热资源评价方法
中华人民共和国地质矿产部批准 中华人民共和国地质矿产部部标准 DZ40—85 地热资源评价方法 地热资源是地质矿产资源之一，为加强地热资源的开发利用研究，特制定本标准。本标准可作为国家、省、市、自治区制定长远规划的依据；也作为本系统进行地热田普查和初步勘探的设计依据。 1 名词、术语 1.1地热资源 系指在当前的技术经济条件下可以开发利用的地下岩石和水中的热能，也包括在未来条件下具有替在价值的热能。 根据研究程度，地热资源还可进一步划分为远景地热资源、推测地热资源及已查明地热资源（图1）。 图1 地热资源评价表 1.1.1远景地热资源 系指在小比例尺（相当于1∶100万或1∶50万）区域调查的基础上，根据某些地热现象，如温泉、浅层地温等物探资料，并基于一般的地热地质条件和理论，推测其存在的地热资源。 远景地热资源可作为进行中等比例尺调查和制定规划的依据。 1.1.2推测地热资源 系指在中比例尺（相当于1∶20万或1∶10万区域调查的基础上，相应开展了地热地质、地热地球化学和地温调查，重、磁、电或地震等物探以及钻探工作，得出的地热资源。 推测地热资源可作为规划大比例尺地热调查，编制地热普查、初步勘探设计的依据。
1.1.3已查明地热资源 又称已确认地热资源，系指在大比例尺（相当于1∶5万等）调查的基础上，相应开展了地热地质、地热地球化学、地温调查，重、磁、电或地震等物探工作，经钻探验证，地质构造和热储边界清楚。同时，经过长时间单井、多井抽水试验或放喷试验以后，在计算出的地热资源。 1.2地热储量 系指已查明地热资源的一部分，即在当前条件下可以用地质学方法圈闭而又能经济、合理、合法地开采的有用能源。 1.3热储 系指含有能被开发利用的热流体的岩石和岩层。 热储还可分为孔隙热储和裂隙热储。砂层、砂卯砾石层、胶结较差的砂岩、砾岩和部分碳酸盐岩等属孔隙热储。火成岩、变质岩、部分碳酸盐岩和致密砂岩、砾岩属裂隙热储。在进行地热资源评价时，对于孔隙和裂隙二者兼有的热储，如砂岩、砾岩和碳酸盐岩等按孔隙热储考虑。 1.4地热田 系指在一定范围内，具有盖层、热储、热流体通道和热源的地质体。其热能可供开发并具有社会经济效益。 1.5有效利用地热资源量 被开发出来的地热能（即从井口得到的热量）只有一部分被利用，将被利用的部分称为有效利用资源量。由式（1）表示： η＝ (1) 式中：η——有效利用率； Q z——有效利用资源量，kcal； Q Wh——可采地热资源量（从井口得到的资源量），kcal。 有效利用率和利用目的及技术水平有关。 2进行地热资源评价的某些规定 2.1深度