岩成家电维修(火成岩的结构有哪些)

结构一般是指岩石中矿物的结晶程度、矿物的形态、大小及矿物间的相互关系。

（一）结晶程度根据岩石中结晶的部分和非晶质（玻璃质）部分的比例关系分为：

全晶质结构（holocrystalline texture）岩石全由结晶的矿物组成，反映矿物结晶是在岩浆缓慢冷却条件下形成的，见于深成和部分浅成侵入体。

半晶质结构（hypocrystalline texture）岩石由部分晶体和部分玻璃质组成，见于火山熔岩和部分浅成侵入体。

玻璃质结构（vitreous texture）岩石几乎全由火山玻璃组成，反映矿物结晶是在岩浆迅速冷却条件下形成的，见于火山熔岩和部分浅成的、超浅成岩体边部（淬火边）。玻璃质不稳定，常见脱玻化现象，初期生成一些形态各异的雏晶（crystallite），如羽状、枝状、毛发状、针状和串珠状（照片1-1～4）等，进一步可发展为放射状球雏晶（沿着辉石等近等轴状矿物的结晶中心生长，照片1-5）或椭圆形分裂球雏晶（沿着长石等长板状矿物的结晶中心生长，照片1-6），深海海底玄武岩、安山玄武岩中常见这两种球雏晶。雏晶是开始晶出的晶芽，还不具备结晶物质的特征，正交偏光间，无明显光性。雏晶进一步可形成微晶、骸晶，甚至发展为霏细结构、球粒结构，后二者可以是脱玻化形成，也可以是岩浆快速冷却形成。

霏细结构（felsitic texture）由粒径＜0.02mm的极细小的长英质纤维等结晶质及部分分散的玻璃质组成，颗粒无晶面和晶棱，显微镜下也难区分矿物界线，常见于酸性火山熔岩中（照片4-147）。

球粒结构（spherulitic texture）由长英质和火山玻璃组成的纤维放射状丛生的球状形成物，构成球粒结构，纤维大多数为负延性，正交偏光间常呈黑十字形消光。球粒形态随结晶温度的降低由扇状、束状变化到圆球状。球粒核心有时包含早期晶出的小晶体。由于球粒发育程度不同，其大小、内部结构也有所不同，发育初期仅由纤维放射状小球构成（照片4-125，126）；球粒进一步发育明显出现分带性（照片4-127～135），最初内部以隐晶质团粒为核心，外部由放射状或同心圆状长英质连晶环绕；再发展球粒则由多层放射状纤维组成。根据结晶程度和大小，可将球粒分为微球粒（microspherolite）和隐球粒（cryptospherolite，照片4-79），前者纤维个体较清晰，后者不易分清。球粒成因有两种，一种为原生的，即岩浆由过冷却所形成的球粒，这些球粒本身可构成流纹构造（照片4-139），也可被流纹构造环绕，球粒之间和外围呈霏细结构或显微文象结构；另一种为次生的，由脱玻化所形成，常切割流纹构造（照片4-140），其球粒间多被玻璃质所充填。当长英质纤维体围绕一直线或曲线呈羽状、放射状生长时（照片4-136，148，154），构成轴粒结构（axiolithic texture），它是球粒结构的初期产物。上述两种结构常见于酸性火山熔岩和部分浅成岩中。由斜长石、辉石纤维放射状、束状集合体组成的球粒（照片4-31～33），称球颗结构（variolitic texture），产于较基性的火山熔岩中，部分石陨石中亦可见到。

（二）矿物的颗粒大小包括矿物的绝对大小和相对大小。

1.矿物的绝对大小根据矿物晶粒直径（d）划分为：

显晶质结构（phanerocrystalline texture）是指肉眼或放大镜下可分辨矿物晶体晶粒的结构。又分为：

粗粒结构（coarse grained texture）d＞5 mm中粒结构（medium grained texture）d=2～5 mm细粒结构（fine grained texture）d=0.2～2 mm微粒结构（microgranular texture）d=0.02～0.2 mm矿物粒度很大时称巨晶或伟晶结构，一般认为其粒径（d）＞10 mm。

隐晶质结构（cryptocrystalline texture）是指肉眼或放大镜下无法分辨矿物晶体晶粒的结构。又分为：

显微晶质结构（microcrystalline texture）只能在显微镜下鉴别矿物单晶颗粒。粒径一般在0.02～0.001mm区间。

显微隐晶质结构（microcryptocrystalline texture）在普通显微镜下无法分辨单晶颗粒。

2.矿物的相对大小根据主要矿物颗粒大小是否相近，分为：

等粒结构（equigranular texture）岩石中几种主要矿物颗粒大小基本相等，上述粗、中、细粒结构等实为不同粒级的等粒结构。

不等粒结构（inequigranular texture）岩石中几种主要矿物（特别是同种矿物）颗粒大小不等。

斑状和似斑状结构（porphyritic and porphyraceous texture）岩石中的矿物颗粒大小截然不同，明显分为两群，大者称斑晶，小者称基质，没有中间大小的颗粒，以此可与不等粒结构相区别。当基质矿物为微粒结构、隐晶质或玻璃质，即不超过细粒级（主要矿物粒径＜0.2 mm）时，称斑状结构（照片3-87，4-14，84）；若基质矿物为显晶质（通常为中-细粒，有时为粗粒），称似斑状结构（照片3-52，97，123，175）。

斑状结构在火山熔岩和浅成岩中常见，其斑晶和基质分属两个世代，在岩石形成过程中，由于物化条件的改变，斑晶常出现如下结构：

熔蚀结构（resorption texture）斑晶被周围还未结晶的熔浆熔蚀而呈浑圆状、港湾状等各种形态（照片3-87，167～170，4-87，120～124）。石英的熔蚀结构最常见。

熔蚀麻点结构（resorption pitted texture）熔岩中一些斑晶如长石、辉石等晶体，受熔蚀后又急速冷却，形成许多玻璃质和黑色铁质的麻点，沿矿物的解理和裂纹杂乱分布（照片4-2，23，207）。该结构在中、基性火山熔岩中常见。

暗化边结构（opacite border texture）角闪石、黑云母等暗色矿物斑晶周围，环绕一圈由隐晶质的磁铁矿、橄榄石、辉石等颗粒的混合物组成的暗色反应边（照片4-73，75，102），该结构在中性火山熔岩，特别是安山岩中常见。

似斑状结构的斑晶和基质的矿物成分基本相同，它们是在相同或几乎相同的条件下形成。常见于中酸性侵入岩中。似斑状结构也可以是交代成因，一般称之为交代斑状结构，常见于混染岩或长石化的岩石中。

（三）矿物的自形程度自形结构（euhedral texture）矿物晶粒具有完整的晶面，显微镜下呈规则的多边形。

半自形结构（hypidiomorphic texture）岩石中某些矿物晶粒的某些晶面、晶棱发育较完整，而另一些晶面、晶棱则发育不完全。

他形结构（xenomorphic texture）矿物晶粒无一完整的晶面，显微镜下形状不规则。

（四）矿物颗粒间的相互关系文象结构（graphic texture）一种矿物呈一定的外形（楔形、象形文字状等）且有规律地镶嵌在另一矿物中，其中的嵌晶在相当大的范围内同时消光（照片3-83，174）。肉眼可见者称文象结构；只有在显微镜下才可见到者称显微文象结构（micrographic texture）。钾长石和石英构成的文象结构（包括显微文象结构，以下同）最常见，见于伟晶岩、部分花岗岩、花岗斑岩中（照片3-124，128，164，174）。此外，透辉石-镁橄榄石、橄榄石-尖晶石（照片3-23）、云母-石英、角闪石-石英（照片3-125～127）、钛铁矿-透辉石（照片3-47）等，也可构成文象结构。

蠕虫结构（myrmekite texture）一种矿物呈蠕虫状、乳滴状或花瓣状，穿插生长在另一矿物中（往往首先从边部开始）且它们多具同一消光位。最常见的是石英在长石（多为斜长石）中呈蠕虫状嵌晶，故有蠕英石之称（照片3-120，123，130）。其次，白云母中可见长石或石英的蠕虫交生；黑云母中见长石或其他矿物的蠕虫交生以及斜方辉石中磁铁矿的蠕虫交生（照片6-87）等。

条纹长石和反条纹长石结构（perthitic and antiperthitic texture）指钾长石和斜长石（通常是钠长石）有规律的条纹交生。当主晶为钾长石而客晶条纹为斜长石（钠长石为主）时，称条纹长石结构（照片3-150，153）。反之，当主晶为斜长石（钠长石为主）而客晶为钾长石时，称反条纹长石结构（照片3-53）。条纹形态多种多样（常丽华，陈曼云等，2006），同一主晶中的条纹同时消光。在中-酸性和碱性火成岩（包括紫苏花岗岩类）中常见。

反应边结构（reaction rim texture）早结晶的矿物与熔浆反应，当反应不彻底时，在早晶出的矿物外围有新生矿物出现，完全或部分包围了早生成的矿物。常见的是橄榄石外围的斜方辉石的反应边（照片3-41，42）；单斜辉石外的角闪石反应边（照片3-69）；甚至出现橄榄石外的辉石反应边，向外又见角闪石反应边（照片3-9，10，43，44）。中-基性火成岩特别是辉长岩中常见。

环带结构（zonal texture）具类质同象的同一类矿物，在单偏光镜下为一个晶体外形，由于晶体成长时物化条件的改变，其颜色（对有色矿物而言）、干涉色、消光呈现出环带状的特点。最常见的是斜长石的环带结构（照片3-86，145，4-81）。霓石-透辉石（照片3-104）、钾长石、角闪石（照片3-74）、钙铁榴石-钛榴石等亦较常见。环带结构多见于浅成岩或火山熔岩中。

包含结构（poikilitic texture）在一种较大的矿物晶体中包嵌了许多小的矿物颗粒。此结构表明，被包矿物的结晶早于包嵌它的矿物（照片3-4）。在橄榄岩、橄长岩等岩石中，可见橄榄石熔蚀呈浑圆状被包嵌在辉石、角闪石、斜长石大晶体中，称之为包橄结构（poikilitic olivine texture，照片3-2，3）。在岩性描述中，除了一些特征结构以外，普遍采用自形程度+粒度的结构名称，如半自形中粒结构等。

以上所述仅是火成岩的一般结构，在以后的主要岩石类型描述中都有可能涉及其中的某些结构，对此，在以后的描述中一般不再一一加以解释（除个别需要说明者外）。而对那些不同类型的火成岩所特有的结构，将在各有关岩石类型中阐述。

岩溶水物理化学性状与成矿的关系

（一）火山岩的产状火山岩的产状主要与岩浆上升到地表的喷发方式（即喷发类型）有关，其方式不同，其产状亦有所不同。

1.火山岩的喷发类型常见的喷发类型有3种，即中心式喷发、裂隙式喷发（有时还见中心-裂隙式喷发）和蚀顶喷溢。

蚀顶喷溢（deroofing eruption）又称区域喷溢，是一种古老的火山活动方式，现代火山活动已无此类型。戴利等认为，侵入上升的岩浆，由于过热和高化学能，将顶部围岩熔透，广泛溢出地表而形成，分布面积大，并提出美国黄石公园大面积分布的流纹岩属该类型，但以后被证实上述流纹岩并非此类。久野久（1978）则认为日本的纪伊半岛的花岗斑岩更类似这种喷发方式。总之这种喷发方式即使现代还存在，也很少见。因此目前多数学者认为火山喷发类型主要为裂隙式喷发和中心式喷发。

裂隙式喷发（fissure eruptions）岩浆沿大断裂（裂隙）成线状喷发，火山口多呈串珠状排列。产状常为熔岩被、熔岩流、熔岩高原或熔岩台地等，分布面积大。以溢流为主，火山碎屑岩少见。我国河北汉诺坝玄武岩、峨眉山玄武岩以及黑龙江五大连池老黑山的玄武质熔岩台地属此类型；东非埃塞俄比亚裂谷系两侧沿裂隙喷发形成玄武质熔岩高原，覆盖了埃塞俄比亚全部面积的2/3。在地球历史上这类喷发很常见，而现代火山喷发中，此类型只有冰岛还可见到。

中心式喷发（central-vent eruptions）是指岩浆沿一定的颈状管道喷发，平面上表现为点状，故又称之为点状喷发，是现代火山活动的主要形式，其特点是形成火山锥。

火山锥（volcanic cone）是火山喷出物在火山口周围堆积成的山丘。根据火山喷发形式及其组成物质的不同，进一步分为3种类型，碎屑锥、熔岩锥和复合锥。碎屑锥（fragment cone）亦称火山渣锥（cinder cone），其喷发形式以爆发为主，主要由火山碎屑组成，其含量约为95%，其成分多为玄武质和安山质，锥体较陡，30°左右，如新疆于田由火山渣组成的碎屑锥；当以宁静式喷发为主时，形成熔岩锥（lava cone）或称熔岩穹丘，即主要由熔岩组成，而火山碎屑物则＜10%，其形态受熔岩性质影响：易流动的基性熔岩流多形成坡度小的盾形火山；黏度大的酸性熔岩流多聚集于火山口，形成穹窿状火山丘。如云南腾冲可见由玄武质熔岩流组成的盾形熔岩锥；复合锥（mixed cone）又称混合锥，以爆发式和宁静式相间喷发为其特点，形成火山碎屑物与熔岩互层的混合锥，其成层性明显，又称层火山（图1-5），日本富士山、我国吉林省长白山等属此类。

火山口（crater）是火山喷发时岩浆或火山碎屑物喷出地表的通道口，根据火山口分布特点，进一步分为3类：喷发火山口，位于圆锥状火山锥顶部的火山口，火山口直径一般为200 m以上，但多不超过1000 m。位于火山锥侧面者，称为寄生火山口（侧火口）；爆炸火山口，为玛尔式低平的小火山口，其底部有时可能为金伯利岩筒；破火山口，即沉降火山口，由于岩浆大量喷溢，或发生猛烈爆炸，使岩浆房萎缩，再加上上覆堆积物的重量，使火山口向下凹陷，形成一漏斗状或锅形洼地，故称破火山口（照片1-7）。其直径可＞3000 m。

火山口湖（crater lake）当火山口或破火山口内大量积水时，构成火山口湖（火口湖）。长白山主峰白头山是叠置在玄武岩盾状火山锥上的复式火山锥，其顶部有一巨大的破火山口湖——天池（面积约9.8 km2），如照片1-8所示。

2.中心式喷发形成的主要火山类型中心式喷发形成的火山类型一般常见的有盾形火山、穹状火山、复合火山和玛尔式火山。

盾形火山（shield volcano）火山表面平坦，坡度角小，不超过10°。火山外形似盾牌故得名。火山主要由易流动的玄武岩浆冷凝堆积而成。

渣火山（pyroclastic volcano）坡度角大，一般30°左右。主要由基性碎屑（火山渣、火山弹）组成，截面呈圆形。

穹状火山（dome-shaped volcano）火山锥外形呈穹窿状，主要由黏度大的酸性熔岩构成，内部可见流动构造。

层火山（stratovolcano）又称复合火山（composite volcano）由复合火山锥形成的火山，其成层性明显，主要由中-基性或少量酸性火山碎屑物和熔岩相互成层堆积而成，常形成大型火山。

玛尔式火山（maar volcano）为蒸气岩浆喷发（phreatomagmatic eruption）产物，即指炽热的岩浆在上升过程中与地下水（或地表水）相遇发生爆炸而形成的火山。其典型标志是在地表形成圆形或近圆形低平火山口并有基浪堆积物环绕于周围。火山口底部常低于潜水面，往往形成火山口湖，被称之为玛尔湖。近年来在北美、日本、西欧、韩国以及我国（吉林龙岗、广西涠洲）等地都有报导。对玛尔湖成因机理的研究不仅为预防火山灾害提供了重要信息，而且其堆积物可反映高分辨率的古气候和古环境信息。

3.熔岩流及其在地表的常见形态熔岩流（lava flow）是岩浆从火山口或溢出口（裂隙）流出，沿地形流动、固结而成的熔岩。根据熔岩形成后的表面特征，熔岩流可分为两种主要类型，一为绳状熔岩，二为渣状熔岩。

绳状熔岩（pahoehoe lava）有人译为结壳熔岩。熔岩具有淬火玻璃外壳，表面光滑，表明熔岩流表层未破碎，以此区别于渣状熔岩。常见的有绳状熔岩、波状熔岩（wavy lava）和板状熔岩（slab lava）（照片1-17）等。其中绳状熔岩最常见，它是黏度小、流动性大的基性熔岩流，在地形平缓的地区流动所形成的熔岩，其形态类似绳索盘绕或呈波浪起伏状。在黑龙江五大连池可见较大面积的绳状熔岩（照片1-18～20），同时还可见这些流动性大的熔岩流遇到较陡的地形时，所形成的熔岩瀑布或象鼻状熔岩。

渣状熔岩（aa lava）巨厚的熔岩流在流动过程中，已冷凝的表层被破碎，造成表面凹凸不平，布满渣块、气孔等，这是近火山口处的熔浆多次活动或构造作用的结果。五大连池的翻花熔岩（flower lava）和块状熔岩（block lava）属此类型。二者区别是前者碎块不规则，呈翻花状（照片1-21），表明此时构造活动频繁；后者碎块较规则，呈块状（照片1-22）。

除此之外，根据熔岩形态还常见石龙熔岩、木排状熔岩（照片1-23）等，其中石龙熔岩（stone dragon lava）是五大连池火山区以其形态命名的熔岩，熔岩呈长龙状分布，其表面光滑（为绳状熔岩）或凹凸不平（为渣状熔岩）。以上所述为陆地常见熔岩类型。水下常见类型主要为枕状熔岩（pillow lava），具枕状构造，多呈椭球状或枕状外形（详见“枕状构造”描述，照片1-15）。

火山活动晚期，熔岩流表面凝固，而其内部仍有熔浆活动，此时若它们遇到水体就会产生大量气体，当这些含大量气体的熔浆达一定压力时，就会沿裂隙喷出地表。经多次喷溢，形成熔岩喷气锥（fumarolic cone-in-cone）。一个锥常由几十层熔岩饼叠加，构成熔岩喷气叠锥。五大连池可见此现象（照片1-24）。

（二）火山岩的相由于火山作用的地质环境不同而产生的不同火山岩及其组合特征称火山岩相。火山岩相的研究对恢复古火山机构、提高填图质量、促进找矿等有实际意义。相的分类通常是按火山活动产物的产出形态及岩石特征而划分的。常见的火山岩相包括喷发（或喷出）相、火山通道相、次（潜）火山岩相和火山-沉积相。其中喷发（喷出）相又进一步分为溢流相、爆发相和侵出相。

1.火山喷发（喷出）相（volcanic eruption facies）

溢流相（effusion facies）是岩相中最常见的一种。熔岩成分从超基性到酸性、碱性皆存在。形成于火山喷发的各个时期，以强烈爆发之后出现为主。常呈面状泛流的熔岩被、线状流动的熔岩流产出，其形态多种多样，大陆上可见绳状、波状和块状熔岩并常见柱状节理；水下可见枕状、球状熔岩。有的火山以熔岩喷发为主时，可形成坡度角＜10°的盾形火山。

爆发相（explosion facies）形成于火山作用不同阶段，以火山活动早期和高潮期最发育。主要产物为火山碎屑物：火山弹（照片1-25，26）、火山集块、火山砾、火山砂、火山灰等。堆积方式不同，其产物有所不同，常见堆积方式有4种。一为空落堆积，指从火山口喷向空中的所有产物，包括岩浆喷发物，同源岩浆早期的熔岩碎屑和围岩碎屑等的堆积。空落堆积物分布广是其重要的鉴别特征。二为碎屑流堆积，主要形成一套塑性—半塑性的熔结火山碎屑岩。较全的碎屑流层分三带，自下而上为：由未熔结的火山灰组成的基底涌流带；由熔结火山碎屑岩组成的火山碎屑流带和由未熔结的火山灰组成的火山云带。三为火山基浪堆积，是蒸气岩浆喷发的产物，以火山灰和角砾为主的火山碎屑。四为火山泥流堆积，即由火山成因的各种碎屑和水的混合体构成。其岩性在火山口附近以正常火山碎屑岩为主，远离火山口时，逐渐向火山碎屑沉积岩过渡，主要为沉凝灰岩、凝灰质砂岩和粉砂岩等（有关火山爆发相的具体特征将在第五章第一节中详细说明）。

侵出相（extrusion facies）黏度大、流动性差的中-酸性岩浆，从火山通道上部或火山口旁侧裂隙中，被机械地推挤出地表，形成陡峭的穹丘（岩穹）。常呈岩钟、岩针等产出。

2.火山通道相（conduit facies）

堆积于火山通道的残余岩浆冷凝产物。产状陡，形态细而长，其横断面近圆形，因而又称岩颈、岩筒、岩管。产物为熔岩、碎屑岩、熔结火山碎屑岩、碎屑熔岩。碎屑可以是同源，也可以为异源甚至是深源产物。

3.次火山岩相（subvolanic intrusion facies）

也称潜火山岩相，它是与火山岩同源的小侵入体（详见第五章第八节次火山岩），是岩浆内部压力小于上覆静压力，使岩浆未喷出地表而定位、固结形成。侵位深度一般为0.5～3 km。在火山通道根部侵位时，岩体常呈岩株、岩枝；当岩浆沿放射状、环状裂隙侵位时，岩体常呈岩脉、岩墙。次火山岩以熔岩状岩石为主，但也可见到由于隐爆、震碎等原因形成的角砾状岩石及熔结火山碎屑岩。侵位较深的次（潜）火山岩，结晶程度较高，与浅成侵入体不易区别。

4.火山-沉积相（volcane-sedimentary facies）

是火山作用过程中所伴有的沉积作用，在火山喷发的低潮期—间隙期最发育。由火山岩、沉积火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩和沉积岩组成。层理发育，也可不发育，有时呈透镜状。

除上述火山岩相划分外，有人还进行海相火山岩和陆相火山岩、新相火山岩和古相火山岩的划分。

成矿元素在岩石中无论是以化合物或以类质同象、吸附态等形式存在，都必须通过介质水的活动，才能使其发生溶解、迁移和沉淀。因此，水既是矿质的有效溶剂，又是矿质迁移和沉淀的介质，在成矿过程中起着重要作用。特别是碳酸盐岩地区的岩溶水在循环流动中，水的成分、pH与Eh值、CO2的增减、流动方式及温度、压力等都在变化，直接影响着岩溶成矿的过程。

9.1.3.1　岩溶水的成分与成矿的关系

岩溶水是赋存于岩溶化岩体中的地表、地下岩溶冷、热水的总称。其主要来源一般是由大气降水渗入而成，其次还可来自埋藏的海水或内陆湖盆的盐卤水等。由于在其渗流过程中受地质因素制约而运移聚集在包气带、季节交替带、饱水带及深部缓流带的岩溶系统中。各带中岩溶水因流速、流态各异，与围岩溶滤时间长短也不一，因而水的成分也有不同。据A.J.Bernard（1973）[12]通过直接取水样分析得出溶液的平均成分（表9.1）和加勒尔斯等（1967）计算出水中Pb、Zn、Ba的溶解度（表9.2）可以看出，深部缓流带的溶解盐类很高，已超过方解石或白云石的溶度积，反映化学沉积作用主要发生在该带；由于该带处于偏碱性的还原环境，厌氧细菌大量繁殖，从而使硫酸盐还原成H2S，是使易溶的Pb2＋、Zn2＋变为难溶的硫化物而沉淀的有利场所；深部缓流带中Ba2＋在还原水体的溶解度很高，而其他各带则很低，原因是其他各带Ba2＋易与含量较高的 和 结合成难溶的BaSO4和BaCO3沉淀，而在深部缓流带中Cl-与Na＋含量很高，Ba2＋在这种含盐水中的溶解度很大，并以稳定的BaCl2形式迁移和聚集形成重晶石矿。

9.1.3.2　岩溶水的pH和Eh值与成矿的关系

众所周知，pH和Eh值是影响元素在岩溶水中溶解、迁移和沉淀的重要因素之一。如SiO2、BaCl2、Ba（HCO3）在碱性还原环境中迁移，在酸性氧化环境中沉淀；Fe（OH）2、Fe（OH）3则在酸性氧化环境中迁移，在碱性还原环境中沉淀。又如Pb、Zn在地表酸性氧化环境中呈络合物形式被溶解，在深部碱性还原条件下溶解度急剧下降，形成硫化物沉淀；若沉淀空间接近地表或开放度较好，则形成氧化物矿石。

在岩溶系统中，岩溶水pH与Eh值的变化是十化复杂的。天然水的pH值一般在6～8之间；Eh值在＋600mV+200mV间。其变化虽有随下渗pH值变大和Eh值变小的趋势，但由于还有其他因素的影响，变化也不尽然。如前面提及的在构造应力作用增大时，由于 的离解生成H＋，可使溶液变得酸性，而当溶液运移中如遇压力降低时，H＋浓度则又减小，使溶液变得碱性。此外，一般在挤压条件下，封闭环境会表现相对还原，还原剂主要是硫化氢和某些有机物，指示矿物有黄铁矿、白铁矿、菱铁矿和铅锌硫化物等。开放的氧化环境，最重要的氧化剂是溶解氧，指示矿物有赤铁矿、菱锌矿和白铅矿等。据此，在成矿分析中涉及pH与Eh值的有关问题时，要结合当时具体岩溶地质环境进行分析。

表9.1 岩溶水的平均成分（离子浓度单位：mg/L）

表9.2 岩溶水中Pb2+、Zn2＋、Ba2＋的溶解度（mg/g）

9.1.3.3　岩溶水中溶解CO2与成矿的关系

岩溶矿床的成矿物质来源主要是通过岩溶水溶解碳酸盐岩过程中获得，但由于碳酸钙、镁及其他矿物在纯水中的溶解度很小，若要溶滤出大量的矿物质以满足成矿所需，则必须使岩溶水持续保持一定的溶蚀侵蚀能力，这就要在水中不断有碳酸和有机酸的加入。水中碳酸的形成是由溶解的CO2所致，故只要岩溶水中不断有CO2的进入，就能不断溶滤出有用的矿物质。

CO2的来源据目前所知，主要有大气中的CO2，地壳表层由于微生物的活动而使有机质分解产生CO2气体，增加土壤空气中CO2的含量；地壳深部碳酸盐岩受高温高压分解产生CO2；两种以上浓度不同或温度不同的碳酸钙饱和溶液混合释出的CO2；深部细菌、微生物活动或埋藏古有机质分解产生的CO2；火山活动逸出的CO2；断裂活动带释放的CO：等。由于CO2来源较广，故一般认为，沿构造带活动的岩溶水持续保持具溶蚀侵蚀能力是可能的，何况在溶蚀围岩过程中还可有各种有机酸的加入，有利于在溶滤出更多成矿物质的同时开拓岩溶储矿空间。这一点在近年有关岩溶与成矿的研究成果中已有较好的例证。

据近年袁道先院士研究指出，溶液中碳的运动可以通过pH及 来追踪。溶液中溶解的CO2愈多，则其pH值愈低。即一切有利于CO2溶解于水的环境中，pH值都较低；而一切有利于CO2由水中向大气逸出的环境，pH值都较高[13]。无疑这种因溶解CO2环境的变化而改变溶液pH值的迅速变化，对矿物质的溶离、迁移和聚集必然产生很大的影响。

9.1.3.4　岩溶水的流动方式与成矿的关系

根据岩溶水流动的流体动力学性质划分的四个带中，不但显示了岩溶水的不同流动方式和形成不同的岩溶形态，同时也反映了不同的内部沉积、堆积作用的特点。如包气带主要是急流形成的角砾岩和粗碎屑沉积，常具水力分选或粒级层状特点；饱水带则因水流速度变化无常，形成细碎屑沉积为主；季节交替带沉积则介于上述两者之间；深部缓流带因水流缓慢，主要发育超碎屑沉积和化学沉积。从上述各带岩溶水流动方式与沉积作用的特点，可以看出其间具有紧密的联系，若有成矿作用发生，则又往往反映在矿体的产状和矿石结构、构造上具有不同的特点。为了更好说明这种关系，还可从各带中岩溶水的两种运移方式—扩散流与管道流的不同特征作进一步探讨[10]。

扩散流　是指岩溶水沿孔隙或微细裂隙的渗流扩散运动。主要见于饱水带和深部缓流带，有如下水动力和水化学特征：水岩接触面大，有利于溶滤出更多的成矿物质；水岩作用时间长，有利于溶滤作用长期进行；水的黏滞作用大，流速缓慢，具层流特征，有利于成矿物质的沉淀或充填交代作用的进行；随干湿或枯洪季节水位变幅小，故其水化学组成、矿化度随季节变化也小，能保持适当浓度，有利于矿质不断沉淀富集。以上特征表明，扩散流能满足成矿过程所需要的能使矿物聚集的相对稳定地质环境，同时又能保证有足够的物质来源。由于含水介质分布较均一，连通性较好而构成较连续的含水层（段），故与其有关的矿体常以似层状、透镜状和脉状产出，矿石呈浸染状、同心圈层状或环带状等特征。

管道流　是指岩溶水沿溶蚀扩大的裂隙或洞道中的运动。主要分布于季节交替带和饱水带中。与扩散流相比，其单位容量的水溶液与单位面积碳酸盐岩的有效接触面积率较小；水岩作用因流速相对较大而有明显的机械侵蚀；水流量及矿化度常随季节性有较大变化的幅度。这些特征对成矿作用一般都是不利的，但由于岩溶发育的不均一性，在管道由窄变宽或水力坡度较小地段，因水流速度减慢而可能发生沉积作用，形成具纹层状、条带状的不规则囊状含砾沉积矿（体）。此外，管道流中常因机械侵蚀而产生围岩崩塌，导致管道堵塞而转化为沿砾间隙的扩散流，此时成矿物质易围绕角砾表面先后交替沉淀、结晶形成环带状角砾矿石。

上述岩溶水的两种运移方式，在自然界中往往不是单一存在的，而常以组合状态出现。即在同一水动力带中常有管道流和扩散流同时出现，呈多重含水介质共存的现象，使与其有关的矿体形态和矿石结构构造呈复杂的组合形式或类型。如泗顶铅锌矿在以浸染状为主要矿石构造的矿体中，同时可见角砾状、环带状、条带状等矿石构造；古丹铅锌矿既有洞穴中产出的不规则团包状、囊状矿体，也有溶隙中产出的脉状矿体，均反映与不同水流方式的密切联系。过去对这种现象有解释为不同成矿阶段或不同成矿作用所致，但从上述关系分析，可在一个岩溶作用系统中得到统一的解释，即它们可在一个岩溶成矿作用过程中由不同的岩溶水流方式造成。

9.1.3.5　岩溶热水与成矿的关系

据目前研究资料，中生代与岩溶热水有关的矿床，已证实的有铅、锌、锑、汞、金、重晶石、萤石、滑石等[14]。有关岩溶热水与成矿的关系，闫庆桐已有文介绍[15]，我们也曾结合国内有关矿例作过初步探讨[2]。根据目前国内外的研究成果，一般认为岩溶热水主要是由岩溶水经深部循环加热形成。热能主要来自地热增温及区域的、局部的构造应力集中带或地下某热源体。水温一般在40～200℃。由于热水在地下深处常处于承压状态，致使其运动方向与冷水相反，呈自下而上或向高处（低压）运动。这种运动方式还可从水的比重变化得到解释，即水的压力和温度随深度增加而增高，使水中溶解气体逐渐增多而比重逐渐减小，当减小数值超过由压力增大和矿化度增高使比重增大的数值时，热水运动方向即自下而上或向高处运动。当热水主要沿断裂破碎带上升至透水性好的含水层时便可形成热储，或与自上而下运动的冷水产生对流混合时，可导致降温而出现地热增温负异常。所有这些现象都会使热水的物理化学性状发生变化，从而对成矿作用产生微妙的影响。

由于岩溶热水常处在温、压较高和富含CO2的特征，使之较冷水更富侵蚀性和穿透岩石微细裂隙甚至微小晶间孔的能力并形成特有的洞、隙系统。常见为下部形成直立的洞穴，并常有热水对流作用形成的等轴状溶蚀房（厅）或截面呈椭圆形的溶蚀管。当上升岩溶热水遇上覆隔水层阻挡时，则转为侧向流动而发育近水平管道。这种剖面上由直立管道上接水平管道的系统，恰与自上而下运动的冷水岩溶系统相反。

上述岩溶热水的运动和溶蚀形态的特征，与前面提到的因水的温度、压力变化和pH值、Eh值的不同，对成矿作用的影响都是十分重要的。据有关试验，在一定的温度、压力下溶解的物质，在水温下降或压力减小时，便产生沉淀，如水温降至128℃时，溶解硫便会析出；碳酸盐溶解过程中，生物硫呈硫的氧化物溶于热水中，与水中的金属离子生成浓度极低的金属硫化物，沉淀于溶孔、溶隙及溶洞，形成脉状、囊状、管状或层状的矿床（体）。其特征，从洞穴的整个截面看一般都已矿化；矿体在高程上无严格界线，但一般上界较下界清楚，常见于与隔水层接触带附近；矿床具多层化现象，上部常以层控为主，下部则以复合交错为主；常见矿种有铅、锌、锑的硫化物，并有黄铁矿一起出现。

综观岩溶成矿环境特征，岩溶成矿作用，特别是地壳深部岩溶成矿作用，较之地表复杂得多，它严格受各种因素的制约。根据前述中生代期间的构造环境、受岩溶作用的岩石性质、岩溶水的物理化学性状及所处的半封闭—封闭系统等，能为成矿作用提供各种必要的成矿条件，保证岩溶水对矿源层（体）的溶蚀侵蚀矿质的溶离、迁移，在岩溶空间充填、交代、沉淀富集－成岩成矿过程的顺利进行。