流体成矿模拟 成矿流体
李四光教授于20世纪60年代曾提出“岩内流体运动”的基础理论及研究方向，这一问题涉及到地壳构造运动及岩内各种性态液体的运动规律等一系列地质、力学基础理论问题。当时并不为学人所注目，曾被理解为岩浆热液活动的运动规律问题。
从运动学的观点来看，地质构造现象是历史构造运动事件的重要记录，作为一幅应变图像，它反映了某一构造运动时期，一定方式构造应力场活动的结果，而这些构造地质现象，不管是褶皱构造系统还是断裂构造系统，大都对流体的运移状态起着重要的控制作用。因此，研究这些褶皱或断裂系统在各个重要构造运动时期的构造应力场特征及其演化的力学过程，是研究流体移聚最本质的方法和途径，即构造应力驱动对流体移聚是一个不可忽视的重要因素。
构造应力驱动由一个地区构造应力场中的应力分布和应力状态反映出来。在目前的矿田构造研究中，常常做不同级别的构造应力场的模拟和计算，借助它与已知矿点的平面位置关系，探索矿田、矿脉或矿体分布规律。在研究中，我们力图将反映构造应力驱动的构造应力场与流体运移的物质场直接联系起来，探讨流体运移的方向和速度。为此，地质力学模拟实验室引入了运移势场的概念，建立了应力驱动、流体应力及运移势场间关系的偏微分方程。
1.构造应力为流体运移提供驱动力
国外学者通过对构造应力与油气富集的关系研究，指出由于周期性的构造动力作用，加速了有机物的转化过程和烃类生成的速度，其结果是使含油气盆地能充分地形成油气的聚集。国内的一些学者（黄汉纯等，1989；张志敏等，1993）从地质构造体系分析入手，对构造应力场与油气聚集的关系进行了探讨，认为构造应力能促进油气的聚集。其实，早在20世纪60年代初，李四光教授就明确地提出了“应力驱动与岩内流体运动”问题的研究方向。此后，一些学者在油田地质工作的基础上，借助物理模拟和数学模拟的方法，提出了应力驱动和油气运移的理论和方法，认为局部低应力值区可能是油气富集高产区（沈淑敏等，1989；邓俊国等，1993）。
产生构造形变的构造应力场作用以及尚未造成形变的现今地应力场活动是流体运移的直接驱动力。研究表明，各种构造运动，特别是造成显著变形的构造运动对流体运移和聚集起着至关重要的作用。从微观机理来看，产生各种变形的构造应力场，作用于岩石骨架上，使其产生弹性变形、塑性流动以及脆性破裂，同时它也作用于岩石空隙中的流体上，使其通过毛细管、孔隙、破裂面等各种通道向流体势更低的构造高部位空间运移，直至停留。
另一方面，尚未造成显著变形的现今地应力对流体的运移也具有十分重要的作用。众所周知，岩石的渗透性除与岩石孔隙度等因素有关外，还受地应力状态的影响。两个水平应力不相等，即水平应力的各向异性可以引起岩石渗透性的各向异性。卡尔森（Carlson，1986）通过现今地应力研究和压水实验发现，在瑞典佛尔斯马克地区两个水平应力之比为：
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式中：σH为最大水平主应力；σh为最小水平主应力。
液体在岩石中的传导系数为：
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式中：BH为沿最大水平主应力方向的传导系数；Bh为沿最小水平主应力方向的传导系数。
由此可见，沿最大水平主应力方向传导系数大，液体更容易沿此方向流动。地应力的这种特性，可用于指导生产井和注水井井位的布置，为提高采油效率服务。
总之，在构造应力场的作用下，流体从高压低孔隙地带向着构造高部位的低压高孔隙带运移，在局部应力低值区应力释放，压力、能量也降低。
2.构造运动为流体运移提供通道
作为构造运动的产物，微裂隙、裂隙和不同规模断裂的形成为流体运移提供了良好的通道。
构造运动产生的显著形变-断裂，可作为流体运移的通道。一般说来，张性断裂具有开启作用，压性断裂具有封闭作用，但也不尽然，它们的开启与封闭除与力学性质有关外，还与断裂的活动性有关。就单纯断裂面而言，它一般起屏蔽作用，遮挡流体运移。因为断裂将具有不同毛细管性质和流体压力的岩层并置。只有在特定条件下，断裂面本身才为流体提供开启的通道。E.C.D Hooper（1991）在研究了流体沿生长断层的运移后，提出了周期性流动理论。该理论认为，当断裂活动时，渗透性和流体势增高，流体可以沿断裂向上运动，而当断裂不活动时，渗透性便降低，流动也就停滞。随着断裂的活动和流体流动的集中，在断裂面与围岩之间便形成流体势梯度，如果流体得到充分集中，那么就很可能引起流体的运移。周期性流动还可导致压实盆地中流体流动方向的阶段性变化。在低渗透性期间，只有穿越断裂的横向流动有重要意义，而在其活动时期，油气既可横向穿越又可沿断裂面进行横向和近垂向运移。逆掩断层带对油气的封闭控制作用，已是人所共知的事实，如北美西部巨大的科迪勒拉逆掩断层带下发现了一系列油气田。在我国鄂尔多斯及克拉玛依都发现了由逆掩断层带控制的大型油气田。但是逆掩断层带周期的活动也可成为油气运移的主要通道，如塔北油田的轮台断裂等。
3.流体运移势
流体在地下岩石中运移，同其他地下流体一样，遵循的基本规律是达西定律。流体发生运移的目的是为了达到新的能量平衡状态。为了描述流体在地下某点的能量状态，人们引入了流体势概念（Hubbert，1940）。所谓流体势，简单地说就是任意位置上单位质量流体所具有的机械能。确切地说，流体中任意面上某点的势能就是单位质量流体从其基准面被转移至该任意面上时由于作功而具有的总机械能。其数学表达式为：
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式中：φ为某点的流体势；z为该点的高程；g为重力加速度；p为该点的流体压力；ρ为流体密度；q为该点流体的流动速度。
用流体运移势来描述流体在地下某点的能量，用流体运移势场来分析研究流体运移的规律（沈淑敏等，1989）。其实，流体能否运移不在于它在某处流体势的绝对大小，而在于是否存在流体势差。同样，流体运移势差的存在才是流体运移的根本原因。从这个意义上讲，研究流体运移势差比单独研究某点的流体运移势大小更具有重要意义，因而用运移势场来研究流体运移可使流体运移研究从传统的静态、定性分析走向动态、半定量至定量研究，从而更加准确全面地描述流体运移，特别是应力驱动与流体运移势场的研究为流体运移研究开辟了新的研究途径和方法。
4.流体运移势理论方程
由于应力对流体运移具有不可替代的重要作用，传统的流体势方程已不能准确描述流体运移过程，必须寻找新的流体运移势状态方程。为此，我们做了三点假设：
1）介质处于饱和状态时，岩石骨架、流体、气体三相体积系数分别为m、n、s，则三者有关系m+n+s=1；
2）岩石骨架作为刚性骨架，液相的压缩量相对其他变量很小，可忽略不计；
3）气相处于相对封闭环境中，随介质运动。
为研究方便，取一单元六面体dxdydz，当仅作为平面问题时，可令dz=1。
根据质量守恒定律，在变形及运动过程中，单元体内存在以下三个连续方程。
液相部分的连续方程为：
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式中Ux、Uy分别表示液体在x、y方向的速度分量。
固相部分的连续方程为：
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式中Vx、Vy分别表示固体在x、y方向的速度分量。
设在dt时间内，由液相中分泌出来的气体质量为：
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式中：ρ为气体密度；μ为单位分泌系数，从而封闭气体的连续方程为：
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式中Wx、Wy分别为气体运移速度在x、y方向的分量。
由于Wx、Wy 一般很小，故略去其二阶微商，上式为：
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由于气体封闭在介质中，则有：
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即
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综合（5-5）、（5-6）、（5-8）、（5-10）式，整理得：
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据 x、y 方向的达西-格尔谢瓦洛夫关系式：
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式中i0为初始水头。
将上两式分别求x、y的一阶微商并相加，得：
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整理式（5-11）、（5-13）得：
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在恒温条件下，气体的状态方程为：
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式中P0为初始压力。
取其一阶微商，有：
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令
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又由于
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式中e为孔隙比，于是
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由（5-15）、（5-16）、（5-17）、（5-19）式可得：
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设在构造应力作用下，介质变形过程中，孔隙比和有效全应力之间存在函数关系，即：
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则
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为简化推导过程，采用直线性的压缩曲线方程，则：
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令常数为B，即：
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式中：a为压缩系数；ξ为侧压力系数。
将式（5-22）、（5-24）代入（5-20）式，并整理，得：
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对于多孔介质有效全应力θ，在作平面问题时，有：
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式中：为轴向有效应力；σ1、σ2 为骨架轴向应力为骨架全应力。
将式（5-26）代入（5-25）式并命 A=-B，经整理得：
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式中：θ为构造应力；p为流体内压；H为势（水头高度）；i0为初始水头；Kx、Ky分别为x、y方向的介质渗透率；e为介质孔隙比；A、B为常数。
这就是描述流体运移势状态的新的偏微分方程，它表达了构造应力（θ）、流体内压（p）与流体运移势之间的微分关系。等号右端为运移势，等号左端第一项表达了由于构造应力的变化所引起的流体流量的变化，第二项表达了液体、气体内压的变化对流量的贡献，即流体的运移势是由这两部分构成的。由此式说明，多孔介质中流体的内压力受地壳应力状态的控制，即应力变化控制着流体运移的状态。一般来说，流体的运动趋向是运移势低值区，因此，根据运移势场的分布规律，结合实际的地质条件，预测流体可能停集地区是行之有效的方法。
由此也可知道，要进行矿液运移势场的模拟必须首先进行构造应力场的模拟，正确模拟构造应力场是模拟运移势场的关键。以该式为主要理论依据，将其离散化，再结合构造应力场程序，可编制出矿液流体运移势场模拟计算程序。
经过分析该区矿田的各个矿床特点，确定选取在本区具有代表意义的、典型的构造剖面是复杂叠瓦状构造（见图5-3c）。它的两条同倾向断裂以及一条与之相向而倾的铲状断裂组成复杂的断裂组合型式，形成了多层次的构造滑动系统，这种铲状断裂往往是主要的滑移面。
经过模拟计算，其应力场特征是：应力等值线沿断裂分布，在断裂端点及相交处形成应力极值区，最大应力梯度带位于断裂上盘，在断裂之间有低应力区（图5-17、图5-18）。
将应力场计算结果输入运移势场计算程序，得出运移势场结果，并绘成等值线图。其运移势场的特征是：断裂活动时，最大主应力的运移势低值区有两个 I级区、一个Ⅱ级区（图5-19）；最大剪应力的运移势的Ⅱ级低势区反映也比较明显，断裂作为矿液运移通道的作用表现非常明显（图5-20）。
图5-17 最大主应力等值线图
图5-18 最大剪应力等值线图
根据应力场和运移势场的特征及二者的对应关系，可以看出：低应力是形成低运移势的必要条件；断裂在矿液运移中的作用明显。构造应力不仅作用在岩石上，也作用于其中的矿液上，驱动矿液发生流动；由于构造发育的复杂性及构造活动的差异性，使得地质体中应力状态差异较大，因而矿液的运移势状态也不一样，有可能形成低势区。根据能量守恒原理，一般情况下，矿液是从高运移势向低运移势区流动，流动的最大可能方向是运移势梯度最大的方向。因此，运移势值低的区域是矿液最可能的停集部位，即形成矿床的部位。
图5-19 最大主应力对应的运移势等值线图
图5-20 最大剪应力对应的运移势等值线图
成矿流体起源~
成矿流体有多种来源，主要包括①海水;②大气水;③原生水。这些水都具有明确的同位素组成。除此，其他可能来源有:地层水、变质水和岩浆水等，这些水认为是海水、大气水、原生水其中一种或多种水的派生物或混合物(图3.11)。
图3.11 不同来源水的δD－δ18O图
(1)海水(sea water)
现代海水的δ值几乎恒定，保持在零值左右。古代海水的同位素组成稍低，但是与零值的偏差不超过1‰～2‰。很多火山成因的块状硫化物矿床(massive sulfide deposit)都是在的海底环境的较热海水中形成的。最近在洋中脊观察到的热液系统支持了这一观点，观察结果显示，流体的同位素组成相对于零值仅仅产生了极小的变化。在有关海水与大洋地壳的相互作用研究方面，取得比较理想成果是对火山口流体δ18O和δD值的研究(Shankds，1901)。
Bowers ＆ Taylor(1985)模拟了演化中的海水热液系统的同位素组成。在低温下，由于大洋地壳中的蚀变产物富集18O，因此流体的δ18O值相对于海水会降低。在250℃左右时，流体的同位素组成转变为海水初始值。在350℃时与玄武岩进一步反应，使得海水的δ18O值增至+2‰左右。由于矿物－水的分馏系数一般都小于0，因此在所有温度条件下，溶液的δD值都会稍微增加。在350℃时，溶液的δD值为+2.5‰。黑矿型(Kuroko)矿床是证明海水参与了矿床形成的最好例证(Ohmoto et al.，1983)。
(2)大气水(meteoric water)
高温大气水是很多矿床中成矿流体的主要成分，可在矿床沉积的最后阶段起关键作用，这在很多斑岩型和矽卡岩型矿床中都有报道。在北美的几个古近－新近纪矿床中观察到，同位素变化系统性地随纬度的变化而变化，因此，古大气水的组成也是随纬度的变化而变化的(Sheppard et al.，1971)。随着水－岩石相互作用的进行，成矿流体氧同位素组成由大气水的δ18O值向富18O方向变化。大气水可成为浅成低温热液金矿、脉矿床和交代矿床的主要的成矿流体。
(3)原生水(juvenile water)
原生水这一概念对早期矿床成因研究产生了极大影响。“原生水”和“岩浆水”有时候表示同一个意思，不过它们并非完全指同一种物质。原生水来源于地幔脱气，从未以地表水的形式存在过。岩浆水这一概念则并不涉及成因，是指一种使岩浆之间达到平衡的水。
很难确定人们是否真正取到过原生水样品。其中一种方式是通过分析源自地幔的含羟基矿物获得原生水的资料(Sheppard ＆ Epstein，1970)。这种方法得到的原生水的同位素组成预计为:δD=－60‰±20‰，δ18O=+6‰±1‰(Ohmoto，1986)。
(4)岩浆水(magmatic water)
尽管许多矿床与岩浆侵入作用密切相关，但争论最多的问题依然是，岩浆究竟为成矿流体贡献了多少水和金属元素。早期很多关于热液成因矿物的稳定同位素组成资料证实，大气水是成矿流体的主要贡献者(Taylor，1974)。近期的研究显示，岩浆流体普遍存在，但是其同位素组成特征可能已被后来的事件所掩盖，如大气水的混入(Rye，1993;Hedenquist ＆ Lowenstern，1994)。
岩浆水的δD值在脱气过程中逐渐变化，导致δD值和火成岩体中残余含水量之间形成正相关关系。因此，后来形成的含羟基矿物的同位素组成代表了脱气后的参与熔体，而非初始岩浆水的同位素组成。多数从长英质熔体中溶出水的δD值介于－60‰～－30‰之间，而相关火成岩则可能出现明显的D亏损。
通过计算所得的岩浆水的同位素组成而言，δ18O值一般介于+6‰～+10‰之间，δD值一般介于－50‰～－80‰之间。岩浆流体可在冷却过程中，通过与围岩进行同位素交换以及与围岩内产生的流体混合，其同位素组成发生改变。因此，一般很难确定测岩浆水组分是否参与了成矿作用。
(5)变质水(metamorphic water)
变质水指在变质过程中与变质岩有关的水。因此，变质水是一个描述性、不涉及成因的术语，可包括各种具有最原始来源的水。狭义地讲，变质水指在变质期间由矿物脱水形成的水。变质水的同位素组成变化非常大，取决于岩石的类型，以及流体/岩石相互作用的历史。较大范围的δ18O值(+5‰～－25‰)和δD值(－70‰～－20‰)一般都由变质水所致(Taylor，1974)。
(6)地层水(formation water)
孔隙流体D和18O含量的变化取决于初始流体的来源(海水、大气水)、温度，以及与流体关系密切的岩石的岩性。一般情况下，具有最低温度和盐度的地层水具有最低的δD和δ18O值，接近于大气水的值;具有最高盐度的卤水的同位素组成一般变化不大。目前尚不清楚，大气水是否为卤水的唯一水来源。卤水的最终同位素组成可能是大气水和沉积物反应的结果，也可能是沉积物中捕获的古海水和大气水混合的结果。
前文研究表明，古元古代早期辽东裂谷带轴部东西向深断裂的形成与活动，导致来自地幔-地壳深部的富硼基性-酸性岩浆的喷发，形成裂谷带内古元古代火山-沉积盆地，盆地内断裂又可发生巨量的含硼、镁流体的喷流，为大型-超大型硼-镁矿床的形成创造了重要条件。
已有研究表明，卤水在古变质地体和现代沉积盆地都是大量存在的，如加拿大地盾。里尔峪期沉积成矿作用发生在近海含硼断陷盆地的热卤水成矿盆地中。从岩相古地理和岩石建造特征研究可知，沿此种成矿盆地边缘的断裂，分布有与火山活动有关的热泉和喷气孔群，其强烈活动为盆地带来充分的成矿物质，有利于硼矿床及热水沉积岩的形成。沿硼矿体走向，矿石普遍发育有角砾状构造；矿体下盘富镁碳酸盐岩产有层状、透镜状、结核状的硅质岩；矿床主岩中常见有细脉状、网脉状的硼酸盐，并切割、穿插富硅的镁质大理岩等等，这些特点说明盆地中硼、硅等喷气作用的存在，推测沿矿体走向可代表热泉、喷气孔群的展布方向。由于盆地四周火山物质不均匀堆积，形成的障壁阻隔了其与盆地外围的大部分联系，造成盆地内相对闭塞环境，使海水循环不畅。这些都有利于盆地内沿断裂上升的大量火山气液流体及其他成矿流体在盆地中停滞、聚集，形成盐度较高的热卤水盆地。
含硼岩系中富镁碳酸盐岩层、透镜体的存在，以及矿层中白云石、菱镁矿、硬石膏的大量出现，指示沉积水体一度为碱性，pH值达9。由矿石的成分来看，成矿盆地海水中富含B、Fe、Mg、Si、K、Na、Ca以及 、 、F-、Cl-等组分，表明盆地沉积期海水的盐度较正常者为高，成矿流体是一种成分复杂的热卤水，由于盆地内分布有富硼喷气孔、热泉，使其中海水温度较正常的海水表面为高。根据含硼岩系中容矿的镁质大理岩的氧同位素资料，δ18OSMOW为＋9.1‰～＋21.5‰，借用诺斯罗普等（1987）所提出的公式，对区内硼的成矿盆地的古海水温度估算大约在60℃以上，说明辽东古裂谷海槽内可能存在着类似于现代红海中部深海槽中的热卤水盆地（现代红海热水盆地温度达59.2℃，而且有高达104℃的活动卤水注入（桑斯特D.F.，1985；Turner F.J.，1980）。这种盆地因受构造断裂控制，有利于来自深部的成矿物质的注入与聚集，在合适的物化条件下，含硼热卤水可相继沉淀形成各种硼矿床及与其有关的热水沉积物。
辽东含硼建造岩石中硼的平均含量较其克拉克值高20～300倍，即辽东裂谷内里尔峪期的火山岩及其凝灰岩都富含硼。无疑，在火山岩浆活动过程中所产生的流体，可沿盆地中的深断裂为水盆地带来硼、铁质。此外，在水盆地火山岩层中循环的渗流海水至深部受热，并与火山岩相互作用，促使其中的一些组分进入溶液，上升后被带至成矿盆地。根据B.B.库尔诺索夫（1993）进行的玄武质熔岩在蒸馏水和合成海水中淬火试验结果，海水中金属离子的浓度比蒸馏水高1.3～5倍。在自然条件下，与海水接触的熔浆中含有挥发组分，可以增强成矿物质的带出并进入海洋。据艾皮斯等在温度为250～600℃条件下海水与玄武岩相互作用的实验，海水富集了Cl、B、铵及少量的F，玄武岩中75%的氯在温度300～350℃区间释放出来。这些实验都说明通过温度升高的海水与岩石之间的反应为成矿的热卤水盆地带来部分成矿组分。可以推测裂谷海槽内下渗的海水在岩石圈循环时形成热水，能使富B、Mg、Fe的火山岩中部分B、Mg、Fe 浸出，沿断裂上升至成矿盆地（Chaussidon M.and Jamton A，1994）。
越来越多的事实证明，在裂谷活动过程中，存在大量地幔排气现象（杜乐天，1998）。地幔排气以CO2、CH4和碱金属为主，在地壳岩石中表现出碱交代现象。因此，裂谷盆地内发育有钠的热液蚀变作用，辽东裂谷带内含硼建造中的广泛发育的钠长石化也可能与此有关。由此，可以推断来自地幔的成矿流体参与了成矿作用。
综上所述，形成镁（铁镁）硼酸盐矿床及有关的热水沉积岩的成矿流体，可能有三种来源：①幔-壳部分重熔所形成的基性-酸性火山岩浆的分异；②地幔的排气作用；③通过海水或大气降水下渗，在岩浆热的驱动下，发生对流循环，受热海水和大气降水对火山岩的浸滤作用。通过上述多种作用所形成的成矿流体，在火山活动过程中，以热泉或喷气形式，从地壳深部带入成矿盆地。经长期作用，为成矿盆地带进巨量的矿质，从而为形成大型-超大型硼-镁矿床创造条件。
滑石成矿作用表现在成矿流体交代含硅镁质碳酸盐岩和部分热液充填形成滑石矿床。成矿流体的成分和特征是滑石矿床成矿的重要条件。滑石矿床的包裹体特征及化学成分见表3-12、3-13。滑石矿石中石英及菱镁矿的流体包裹体普遍含有NaCl子晶，盐度29%～37%（表3-12）。包裹体中普遍含有K＋、Na＋、Ca2＋、Mg2＋、 及大量的CO2和少量的CH4。其中，K＋为25.94 mg/L，Na＋平均158.09 mg/L，最高可达575.00 mg/L，Ca2＋127.55mg/L，Mg2＋146.49mg/L， 626.53mg/L，CO2高达144.26mg/L，而CH4＜0.3%。流体平均pH值为9.14，呈碱性（表3-13）。滑石矿体顶底板还可见到含氯矿物方柱石，它可能是石盐或卤水演变而来。菱镁矿和石英均一化温度有两个区间，150～210℃和285～305℃，分别是菱镁矿重结晶和石英析出的温度，推测滑石成矿温度在此区间，约200～300℃。通过对比，认为它与美国的Ruby Mountains元古宙滑石矿床的成矿温度接近，成矿流体都具有热卤水性质（Brady J.et al.，1998）。
表3-12 辽东古元古代大石桥组菱镁矿矿床包裹体特征
辽东滑石含矿围岩中SiO2含量一般为1.09%～33.28%，平均为7.97%。同时发现围岩中的硅质在区域变质、动力变质过程中有明显的逐渐向挤压断裂带集中的现象。由菱镁矿大理岩中存在的石英脉可知，成矿流体中是富硅的。这表明分布在含石英菱镁矿大理岩中的原生硅质，在长期的区域变质和动力热变质中，曾经朝着断裂带方向发生迁移集中，造成了滑石成矿前的硅化作用。这种硅化是碱性变质热液淋滤流经围岩中的硅质，并携带其向挤压断裂带附近运移的结果。而断裂构造和褶皱构造的扩容，满足形成滑石过程中体积增加（一般情况下增加63%）的需要，同时还降低了流体与镁质碳酸盐岩反应生成的CO2的分压，有利于形成厚大的滑石矿体。
表3-13 辽东滑石矿床液相包裹体分析结果 （mg/L）
注：由中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室分析。
以上研究表明，滑石成矿流体是一种源于海水的富镁含硅的高盐度的变质流体，这种成矿流体有利于与富镁质碳酸盐岩建造交代成矿。
辽东因产有规模巨大的菱镁矿和滑石矿床，已引起国内外地质学界和工业矿物利用专家的广泛关注。通过我们对它们成矿条件的研究，基本上认为菱镁矿是蒸发沉积的，而滑石矿床则是富硅质高盐度的变质流体对含硅质菱镁矿交代的结果。
辽东裂谷的发生、发展与闭合控制了菱镁矿的沉积、改造和滑石矿床的交代成矿。滑石矿床与菱镁矿矿床同处一成矿带，主要集中于辽东裂谷的北缘。富镁质碳酸盐岩是菱镁矿、滑石的含矿建造和成矿母岩。
古元古代辽东古裂谷发育早期，因当时气候干热，泻湖内海水蒸发量较大，海水盐度不断提高，部分地段沉积石膏和石盐。蒸发环境下，泻湖中白云石首先沉淀，当泻湖中Mg2＋富集到足够程度，并有足够的 ，发生菱镁矿沉淀。叠层石吸收Ca2＋、Mg2＋首先形成白云石，随海水中Ca2＋减少，而Mg2＋相对增高，也可直接沉积或交代白云石形成菱镁矿。
吕梁运动使辽东裂谷闭合，辽河群褶皱变质，沉积的菱镁矿在区域变质-混合岩化过程中进行了第二次富集，菱镁岩改造为粗粒状菱镁矿石；同时，在构造-流体成矿系统中，富SiO2热液在构造有利部位交代富镁质碳酸盐岩形成滑石矿床。
值得指出的是，关于辽东古元古代辽河群的早期沉积中蒸发岩相的问题，彭齐鸣和Palmer M.R.（1995）、蒋少涌等在研究硼矿中已经发现了硼矿最早的沉积是蒸发岩系，王安建等（1998）在研究辽东裂谷北缘的Fe-Cu 硫化物矿床时，也认为属于盐丘控矿。本次工作在大石桥组三段发现的石膏及其有关岩相特征，证明辽东菱镁矿也是在蒸发环境下形成的，这些研究成果对于理解辽东裂谷形成和演化以及研究菱镁矿、滑石大型矿集区的成因机理均具有重要的意义。
成矿模式
答：由于石英脉型矿体成矿深度范围较接近地表，成矿流体与围岩之间的物理化学梯度较大，流体与围岩反应时间短，因此，浅部石英脉型矿体两侧的蚀变岩型矿体不发育。对哈图金矿石英中流体包裹体进行了Rb-Sr同位素研究，获得的等时线年龄为289±4 Ma（李华芹等，2000），代表金矿化的时代。哈图金矿区及其周边...
地球物理找矿模型的研究与应用
答：(一) 地球物理找矿模型与区域成矿预测 地球物理找矿模型在区域成矿预测中发挥着重要的作用。利用物性参数模型,模拟或实测地球物理场模型,或开展覆盖区和深部地质填图,或开展区域控矿因素研究,把区域控矿地质模型转化为区域地球物理找矿模型,从而识别区域构造、区域控矿地层和深部矿源体,进而确定成矿远景。 图4 -...
区域大规模流体运移机理及其成矿意义
答：湘中区域古流体及锡矿山锑矿成矿作用模拟 式中:z——相对任意基准面的高度; P——流体压力; ρ———流体质量密度; g——重力加速度。 该式表明,造成流体运动的驱动为:①流体的位置势能z;②与浮力有关的流体质量密度ρ;③与应力环境有关的流体压力P。这三个变量分别代表了水流体在地壳中存在三大流动系统——...
地球化学找矿模型的研究与应用
答：Соловов 提出的这种方法在前苏联已被广泛采用,且纳入了 1982 年颁布的 《苏联固体矿产化探规范》,后经补充修订,近年又冠以 “模型”的名称,但只能将其视为为特定用途设计的地球化学资料数学处理模型,而不是模拟整个地球化学场进而揭示成矿地质作用和控矿因素的模型。从公式可知,它所依据的是高于背景值的...
矿床地质学的研究方法
答：②室内测试分析。对所采标本与样品，根据需要利用不同方法与相应仪器设备进行鉴定、测试和分析，取得结构构造图像，了解矿石的矿物组分、化学成分甚至痕量元素的含量以及测定矿化年龄等，以期阐明矿化的地质背景和物理、化学条件，论证矿质运移与沉积的可能机制，探讨矿质的来源。③成矿模拟实验。自然界成矿作...
实现两个转变的关键——地质问题的物理模拟
答：第二，进行地球物理模拟只有在了解岩石物性参数及地质情况的基础上才能进行，不了解这些，就不知道应该用什么模型去模拟待解决的地质问题。因此，模拟何种地质体，用什么模型，就是用地球物理勘探找矿时要研究的主要问题。具体的研究内容应包括以下几方面：1.了解成矿过程作物理模拟的可能性及模拟方法。例如...
成矿体系与成矿系统
答：( 一) 成矿体系 地壳运动在形成构造体系的同时，也促使成矿物质发生运动，形成相应的地球化学场。成矿元素的迁移和聚集主要决定于元素的物理化学性质，其中特别重要的是元素的能量系数。在一定外因条件下，元素的运动相对稳定下来，组成了矿物。由于构造体系的活动，首先使能量系数小的元素处于不稳定状态，...
黄岗式铁矿床成矿模式
答：矿区靠近岩体的1号铁矿体早期萤石中包括了多种类型包裹体,流体包裹体均一温度范围较广,是多期、多阶段流体叠加成矿的特征,远离岩体的4号矿体晚期萤石中气体包裹体消失,子矿物包裹体减少,成矿期次减少,流体包裹体温度、盐度降低,表明从近岩体到远岩体成矿流体活动减弱及花岗岩体对成矿影响的减弱。锡石的均一温度...
成矿预测的理论方法
答：现代流行的综合信息成矿预测、矿床模型综合地质信息预测技术是地质变量综合理论的深化发展。综合信息成矿预测是在地质理论为先验前提的条件下,以地质体和矿产资源体为单元,从地质演化的角度,研究地质、地球物理、地球化学、遥感等多元信息,对它们进行综合解释,进而建立综合信息找矿模型和综合信息预测模型,用综合信息预测...
矿区构造应力场有限元数值模拟
答：图4-4 祁雨沟金矿区成矿期构造应力场剪应力等值线图 3）对比矿区J1～J2、J4～J6号等角砾岩体出露的部位可以发现，角砾岩体的出露区域剪应力较小，为32～45 MPa，而矿化角砾岩体出露区域的差应力值相对较高（根据地表差应力的测试结果以及模拟结果，一般大于35 MPa），与J4号角砾岩体内部差应力...
