脱水曲线和差热曲线的判读

热分析结果所获得资料是脱水曲线和差热曲线。根据脱水曲线及所反映出来的矿物在加热过程中所发生的脱水次数，脱水时的温度以及脱水量来鉴定矿物。每一次脱水在曲线上表现为一个阶。而差热分析曲线上所反映出来的是矿物在加热过程中吸热和放热的次数以及吸热和放热时的温度，也就根据这些特点来鉴定矿物。下面，简要介绍一下高岭石、埃洛石、蒙脱石和伊利石的脱水曲线和差热曲线。

1.高岭石

高岭石的脱水失重曲线见图7-3。其结构水主要在400～525℃之间脱失，低温时失水很少。高岭石的差热曲线在510～600℃有一个显著的吸热谷（图7-4），在此以前基本上无变化；在950～1000℃，有一个显著的放热峰，在此放热峰之前，有时还可见到一个十分微弱吸热的谷，1200～1300℃还有一个微弱的放热峰。吸热的原因是由于矿物结构水的脱失和结晶格架的分解，这时，产生非晶质SiO2和γ-Al2O3。第一个放热反应系由于γ-Al2O3及非晶质SiO2变为富铝红柱石，第二个放热反应为富铝红柱石形成过程中多余出来的SiO2结晶为方英石。

2.埃洛石

埃洛石的脱水曲线见图7-3。其主要脱水阶段也在400～500℃，但在400℃以下已有部分脱水，同时尚有部分水一直到800℃才脱尽。因此，埃洛石的加热曲线不如高岭石的平直。埃洛石的脱水温度比高岭石高几十度，曲线形态也比高岭石平缓。

埃洛石的差热曲线见图7-4。埃洛石含有层间水，在100～300℃范围有一个显著的吸热谷，300℃以上与高岭石基本相似。变埃洛石的差热曲线与埃洛石的差别是在低温时只有一个微弱的吸热谷。

图7-3 高岭石和埃洛石的脱水失重曲线

图7-4 高岭石和埃洛石的差热曲线

3.蒙脱石

蒙脱石族矿物的脱水曲线主要有二个阶梯（图7-5）。第一个强的阶梯发生在100～350℃之间，是大量层间水脱失的结果。第二个阶梯从300～400℃开始，400～500℃变化较剧烈是脱失结构水引起的，以后曲线变化平缓。

图7-5 蒙脱石族矿物脱水曲线

蒙脱石族矿物的差热曲线有三个主要吸热谷（图7-6），分别为90～250℃（层间吸附水的脱失引起）、500～750℃（结构水的脱失引起）、800～900℃（无水蒙脱石分解的结果）。在900～1000℃之间还有一个不太明显的放热峰（形成尖晶石的结果）。

4.伊利石

伊利石即水云母，其脱水曲线的主要脱水温度在400℃以后（图7-7）。伊利石因成分变化较大，故其差热曲线也不太一致，一般有三个吸热谷：100～170℃、500～650℃、850～900℃之间。有时在925～1020℃之间有一个放热峰（图7-8）。

除了上述一系列的分析方法之外，沉积岩还有一系列的现代分析方法，常见的分析方法有光谱分析、阴极发光分析、图像分析、同位素分析、扫描电镜分析、电子探针分析、X射线衍射分析、气相色谱分析、测年分析及古地磁分析等。

在沉积岩化验分析中，新技术和新方法是推进沉积岩岩石学研究的重要因素。裂变径迹、包体测温、真实砂岩微观模型等方法的应用对油气田的勘探开发具有重要意义。

图7-6 蒙脱石族矿物的差热曲线

图7-7 伊利石的脱水曲线

图7-8 伊利石矿物的差热曲线

1.中国连山关的绢英岩化成矿

关于此矿床的一般地质和矿化情况在第二章已有描述。

此矿床的形成是两大阶段：先是强烈的钠长石化（不分何类岩石均受此钠交代）。此时并不成矿，但又非有不可。此碱交代是上涌超临界态幔汁对岩石的交代产物，是＞374℃（水的临界温度）的干交代，此时不存在水热液（实质上是高温高压的气成物）。而成矿必须在水热液中才能实现。所以必须等待此幔汁进一步降温减压相变为热液才开始热液作用和成矿作用。此第二阶段具体表现为绢英岩化，属于Na化之后的K化波更替。不论原来是何岩性，其中的种种矿物均发生绢云母化。绢云母是低硅矿物（其SiO2只有～46%左右），在交代长石、石英后必然要剩余出大量新生微晶石英，故合称绢英岩化（注意：此种微晶石英出现，不应称之为硅化。硅化是指外来热液硅带入，而上述微晶石英是长石类绢云母化或绿泥石化后就地析出的石英，不是外带来硅）。在交代之后还必然出现众多显微空洞，极有利于铀矿物沉淀和固定，不易被高压热液湍流带走，形成富矿或极富矿石、矿体和矿床。此矿床矿体旁的绢云母化学成分见表3-1。

表3-1 绢云母的化学成分、铀含量及晶体化学式（wB/%）

连山关矿床虽然是钠交代在前，但真正成矿的是其后的绢英岩化，见照片3-1和3-2。

照片3-1很好地表明和晶质铀矿共生有大量白云母、绢云母和石英，后三种矿物合称即绢英岩化。方解石是原岩含Ca矿物绢英岩化析Ca的必然共生矿物。

照片3-1 细粒晶质铀矿集合体（U）胶结碎裂的碱交代石英岩，×10

照片3-2是在绢英岩化中产生的U矿物进一步呈脉状更加富集。

照片3-2 此铀矿脉品位U3O8=45.1%，年龄1946±51Ma，由晶质铀矿（约40%），白云母（20%），石英（20%）、方解石（10%）组成。晶质铀矿中PbS约10%，是放射性铅，来自铀衰变

矿床中石英岩地层被钠交代后形成混合花岗岩，其成分变化见表3-2。

表3-2 连山关石英岩、红色混合花岗岩钠交代前后成分变化（wB/%）

此矿床中矿石和钠交代石英岩的化学成分见表3-3。值得强调，绢英岩如果形成富矿或特富矿石还需要经历构造再破碎产生角砾岩化铀进一步富集于角砾间胶结物中（照片3-1）或铀矿物呈脉充填（照3-2）。

表3-3 连山关矿床碱交代岩矿石化学成分对比

从表3-3中可看出矿石品位很富，U高达8%～40%。同时还有Pb、REE、Nb、Ta、V、Cu、Co、Ni、Ag、Au、As的伴生富集。这类微量元素的富集间接证明了赋矿岩系是碳硅泥岩系。因为这类元素乃是此岩系的特征性成分。世界各地碳硅泥岩系都有此规律。值得强调，本矿床的矿石中普遍含碳（石墨类），C为0.1%～0.9%（9个样）（范军，1980）。

连山关矿床的赋矿围岩地层是辽河群浪子山组的最下部层位，不整合于太古宙混合花岗岩基底之上。共细分上、中、下三段如下（郭智添、钟家蓉等，1980）：

上段：厚度

白色糖粒状大理岩 28m

薄层状透闪大理岩 12.5m

石墨二云片岩 29.3m

薄板状透闪大理岩夹云母片岩、浅粒岩 21m

中段：

石榴子石二云母片夹云母石英岩 4.0m

中厚层石英岩、长石石英岩夹石榴子石二云母片岩 22.8m

十字石石榴子石二云母片岩 99m

二云母石英片岩、十字石石榴子石二云母片岩夹石英岩，顶部为角闪片岩、

石榴子石黑云母片岩 20mm

下段：

石英岩、变质石英砾岩夹云母石英岩，底部白云母石英片岩 30m

变质砂砾岩（花岗质古风化面）1～2m

上述地层实际上是硅（变质为石英岩、石英片岩）、泥（变质为片岩、十字石、石榴子石）、碳（碳酸盐岩、石墨互层）的典型元古宇碳硅泥岩系。

现在回头看，当初连山关矿床的详细解剖研究结果，已经接近触及热液矿床的关键成矿机制。其要点如下：

1）必须有玄武岩事件的暗色岩墙贯入。是它们打通了上地幔软流体玄武岩浆渊和提供之后的地幔流体（幔汁）的快捷上涌通道。这是成矿的第一大前提。

2）上涌幔汁的成矿功能是：①形成大规模的碱交代体，从中萃取释放矿质（岩石U、地层U）提供充足的铀源②碱交代岩的形成是大量消耗幔汁中的K、Na转化为碱交代岩，大大降低流体的强碱性（碱性过强，[K+][Na+]浓度过高有利于U的迁移活动，极不利于U的沉淀）。所以需要加以酸化（绢英岩化）成矿③前期碱交代固然不能成矿，但它是演化衍生后期热液作用成矿的必需开始阶段。绢英岩化是幔汁相变为热液的必然蚀变产物。

3）以连山关矿床为代表的全球所谓的不整合脉型的热液铀矿成矿铀源主要是元古宇含U的碳硅泥岩。其次是基底太古代混合花岗岩体。我们于20世纪80年代即破译元古宇碳-硅-泥岩系是地下巨大的铀库。在中国广大地区广泛发育上震旦统、下寒武统、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系碳硅泥岩系，我局系统各地区研究所和我院对此有多年详细深入的解剖。特别有价值的是上述中国显生宙的碳硅泥岩系变质变形都很浅弱，更反映原始状态，更有助于了解加拿大、澳大利亚、拉美、非洲等地元古宇经历变质变形改造的古碳硅泥岩系。

4）绢英岩化应再细分为两个阶段：前期绢英岩化是面式分布很广泛，往往宽达数千米，远超出矿体范围。此时U呈晶质铀矿微粒分散渗染，是一种低矿化的预富集。后期必须构造再破碎，或扭压剪切或拉张角砾岩化U进一步浓集形成富矿体或特富矿体、矿床。

顺便提及澳大利亚的所谓的不整合脉型铀矿和加拿大典型的不整合脉型铀矿存在重要区别。前者矿体相对说不富，品位一般波动于U=0.n%以内，而加拿大则极富，U≈n%～n0%。原因有二：①澳北多顺层断裂矿质易分散，加拿大为陡立断裂（幔汁上涌更便利充沛）矿质易集中；②澳大利亚矿体定位远不像加拿大矿床沿不整合面分布于古风化壳更有利于形成富矿。古风化壳极为疏松多孔隙对矿质高效截留。另外是强烈充气（强还原性的H、H2、CO、CH4等），是极为理想的还原剂保证成矿环境不被氧化破坏。风化壳是极其特殊的有效成矿的地球化学、地球物理障。鉴于近年在华南几乎所有的热液铀矿体、矿石中都发现显著的石油渗染及天然气气液包裹体（欧光习，2013）。由此我们很怀疑加拿大不整合脉型铀矿体中也可能存在石油、天然气及地沥青。

2.法国的绢英岩化成矿

在法国对于碱交代岩一般均称之为变正长岩（episyenite），这一命名也影响到加拿大铀矿地质界，在加拿大一些法属找铀公司的文献中也经常使用此名。

在法国对“变正长岩”的研究主要是从铀矿开始的，研究历史久，也很深入。在西方铀矿地质界法国科研水平明显居于前缘。在此须强调，变正长岩本身并不是铀矿，它只是一个良好的先在容矿岩石。铀矿是在此之后被再次较低温的热液活动叠加其上才成矿，表现为多硅白云母-沥青铀矿组合和混层伊利石-蒙脱石-铀石组合。这种成矿类型依本人理解实为绢英岩化成矿。

Leroy（1976）在开始使用episyenite时引用Lacroix（1920）的如下定义：“这种岩石在化学和矿物组分方面的变化是如此之大，以至于无法有把握地恢复和确定岩石的初始状态。在这种情况下，在目前化学组分和矿物组分上与其最相似的一类岩石名称之前加上前缀‘epi-’（‘变’、‘后’），以便显示出所研究的这种岩石的后生特征（变正长岩）”。Le-roy电继之说明“仅仅由于习惯才用这个名词来称谓，它们在矿物学、化学上都与正长岩没有关系”。他对马尔涅克矿床的变正长岩分析结果见表3-4。

表3-4 G356坑道“变正长岩”带矿物组成和原花岗岩的比较（wB/%）

从表3-4可见以下变化：

1）石英消失。消失的多少反映碱交代程度。交代最强烈处原花岗岩的石英少到1%以下。减失的石英向外扩散，使外围原花岗岩发生硅化（石英显著增多，见样品2，7）。这反过来很好表明硅化是长石化碱交代的必然排硅产物和确切标志。

2）此变正长岩是NaK混合交代，以Na化为主（斜长石增幅大于钾长石）。

在法国把铀矿床分为两类：一种叫长石型（白云母、黑云母矿物都不稳定而消失或变为绿泥石）。下面描述的是另一类（云母型），其特点如下：①石英消失外排，在碱交代岩之外周围石英又重新沉淀加多。在空洞中还会再充填大量次生石英（自形），也可充填铀矿物为矿石。②斜长石和条纹长石完全绢云母化；黑云母产生绿泥石化。法国的云母型，现在看正是绢英岩化型；其长石型则为钠交代型。

云母型变正长岩的化学成分见表3-5。

表3-5 两个云母化“变正长岩”的化学分析（wB/%）

云母型变正长岩和长石型变正长岩的区别是前者Na2O大大减少（见表3-6），表明斜长石不稳定而白云母化。根据我们现在的认识，这就是绢英岩化成矿，而且是在前期变正长岩基础上产生的。

表3-6 佩尼L651，-225中段，长石型变正长岩（55）及由其产生的云母型佩尼“变正长岩”（56）的化学组分比较（wB/%）

产于洛泽尔的马尔热里德花岗岩体的皮埃尔普朗台也是云母化变正长岩。

本人在马尔涅克露天采场见变正长岩多孔洞，如海绵体。此中产富铀矿石，是变正长岩化后石英孔洞中充填了混有沥青铀矿、铀石的蒙脱石，是后期叠加充填结果成矿。现在看马尔涅克、佩尼、皮埃尔普朗台等矿床都是长石型之后又产生绢英岩化叠加而成矿。绢云母很容易蚀变为蒙脱石。1982年我们从法国铀矿床采回的蚀变岩样品经黄志章研究员超声波选矿发现蒙脱石强烈吸附铀的能力，其中U含量可高达1%～4%；此蒙脱石的含K系数为0.1～0.2（黄志章口告，1984）。伊利石吸附铀能力却很低，U≈n0×10-6。

在法国铀矿床学界最初认为成矿是浅成热液（Geffroy，Sarcia，1958），后来又盛行大气降水向下淋积成因说（Moreau等，1966；Barbier，1974）。Poty（1967）开发了气液包裹体测定技术，此技术帮助Leroy等发现长石型温度高达350～400℃，沥青铀矿温度345℃，不可能是大气降水的向下淋积成矿。Leroy还明确地提出云母型晚于长石型，而且有远见地指出铀成矿和285 M a的煌斑岩墙贯入同时（Leroy，1978）。

SarciaJ.A.（1980）指出，此类热液铀矿床多出现于和深大断裂有关的剪切带及角砾岩带，而和岩浆作用无明显联系，碱交代可以交代任何岩性的岩石（花岗岩、变质岩、未变质的沉积岩等）。

Maisonneuve J.，Mergoil-Daniel J.和Labernardiere，H.（1984）对变正长岩成因及石英的碱溶蚀有过研究。他们的计算表明，自然界NaHCO3流体在临界温度以下的pH=9.5～10，可溶蚀石英造成变正长岩（或称为去石英多孔花岗岩），并指出CO2减压逸失对增大热液pH的重要性，CO2逸散是铀大量沉淀富集的条件。

Cathelineau（1983）研究了法国西部的Vendee及中央地块的Margeride的铀矿床群，认为成铀热液蚀变的演化趋势是被交代的蚀变岩中Na不断减失，而出现一系列富钾矿物，如多硅白云母-伊利石、蒙脱石混层-冰长石组合，或多硅白云母，或伊利石-蒙脱石，或冰长石。成铀热液并非从早期岩浆阶段而来。

过去Leroy（1978）认为，是大气降水被晚期基性岩浆加热；Fehn等（1978）及Roger等（1980）认为，是花岗岩U、Th、K放射性热流。Cathelineau认为，是构造剪切生热。现在看热足可以由高温幔汁提供。

Dahlkamp（1993）对长石型、云母型及高矿化云母型众多分析结果进行了整理，见表3-7。

从表3-7可以看出：①长石型主要是原富K花岗岩的Na-Ca斜长石化（即Na交代），其后是绿泥石化②云母型中正长石含量未变，斜长石减少，云母加多（但白云母、黑云母未分），实际上是K交代③富矿（沥青铀矿到8.9%）是明显的绢英岩化（白云母增加到21.5%，次生石英增加到10.4%，二者合称即为绢英岩化）。

以下是我们现场考察的印象：

贝尔纳当矿床，在马尔涅克矿以北40km，产于马尔什二云母花岗岩体中。矿石也是云母型石英溶洞充填了铀石和铀黑，而不是沥青铀矿。在采场中也看到不含矿的云母型，一不红化，为灰白色；二不见石英溶解的空洞。看来矿石富不富关键是石英溶洞中充填成矿物质多少。

表3-7 St.Sylvestre岩体在淡色花岗岩蚀变为（A）、（B）、（C）时矿物成分的变化（体积百分比）（A）长石变正长岩，（B）云母变正长岩，（C）高矿化云母变正长岩

皮埃尔普朗台矿床：矿体出现于北西向断裂切过长石型岩体中，强红化，呈砖红色。成矿期是浅绿色蒙脱石、绿泥石、绿帘石。由于原花岗岩为细粒，碱交代后原岩结构保存仍然是细粒，石英溶洞太小，黑色成矿物质充填小，故矿贫，品位约0.1%（U）。

贝多莱纳矿床：此矿床和前述各矿床均属于花岗岩体内钾钠混合交代。不同是产于外接触带古老正片麻岩中，而且是完全开放式的纯钠交代岩（K从岩石全部排走）。纯钠交代岩受断裂控制，矿化年龄也不同，是160～170Ma，晚得多。成矿期主要是蒙脱石（占60%～77%）、水云母（占22%～25%）、高岭石（1%～15%）和铀石。矿石强烈红化。

法内矿床：此矿床又不同于上述各矿床，产于成矿的北西向断裂和煌斑岩墙交汇处。矿石特别富U=1%～4%，甚至到20%！在法国第一个铀矿山就是这种成矿期构造与煌斑岩墙交点—昂里埃特矿床，品位高达U=10%～30%。基性岩墙中形成绢英岩化、绿英岩化富矿在法国也见有此实例。

科芒德里矿床：位于旺代地区的莫尔塔涅花岗岩体，储量约四五千吨（法国各矿床储量都是数千吨中小规模）。平均品位虽然不高，矿床数量多，仍不失为非常有价值的矿化类型。此矿床产于二云母花岗岩中，成矿期是蒙脱石+沥青铀矿的红化裂隙（宽1～2cm）网脉。

夏尔东矿床：位于莫尔塔涅花岗岩体北部内接触带上，竖井320m。矿体是强红化（砖红）和强糜棱岩化片麻花岗岩，区域大断裂正由此通过。微晶石英、碳酸盐、黄铁矿、沥青铀矿网脉穿插于片麻岩之中。矿前属何种交代，资料未述。

贝那朗矿床：位于凯朗德花岗岩体的南外接触带，在大西洋岸上，距大海仅几百米。此矿床是以凯朗德花岗岩体为基底其上为云母片岩、石墨片岩、石英岩，此岩石染手表明含炭（即含U碳硅泥岩系）残留向斜。此矿床和前述各个矿床都不同：①铀矿体不是产于岩体之后而是之前。矿化年龄340Ma；②矿石富，0.7%（U）；③不是沥青铀矿而是晶质铀矿。晶质铀矿也很特别，不是单粒立方体、八面体而是垂直于脉壁长达6.0cm的棱柱状、长板状、放射纤维状。这种伟晶状晶质铀矿很值得深入研究，相当罕见。脉的两侧有后期肾状皮壳状非晶质的沥青铀矿在重新张开之脉空间充填。

1986年国际原子能委员会在法国南锡开会，在《脉状铀矿》（脉状即指热液型）会议文集中他们有一篇综合论文（B.Poty，J.Leroy，M.Cathelineau et al，1986）反映了当时法国铀矿研究的认识水平。他们在结论中着重讨论了该国花岗岩型铀矿成因，大体内容如下：大约在1974年以前，全世界广泛接受表生下降水淋积成因观点（Roubault and Cop-pens，1958；Bigotte，1964；Moreau et al.，1966；Babier，1974；Matos Dias and Soares de Andrede，1970；Langford，1974，1977；Knipping，1974）。但后来的包裹体研究（Leroy and Poty，1969；Poty et al，1974）结合共生矿物研究（Cuney，1974；Moreau，1977；Le-roy，1978）发现，矿床形成于围岩中晶质铀矿的热液浸出。铀矿床并不是只出现于近地表，几乎所有热液铀矿都延深于350m以下。过铝花岗岩中铀本底含量高，为（10～20）×10-6，其中的晶质铀矿是成矿之物源（Bebier et al.，1967；Barbier and Ranchin，1969；Ranchin，1971；Renard，1971；Le，1975；Moreau，1977以及其他人）。近来的研究强调花岗岩体中晶质铀矿的岩浆成因，有两种分布形式：第一种均匀分布，其丰度和岩浆分异过程有关；另一种是沿岩浆期间剪切带分布。有一种细粒花岗岩特别富含不相容元素U、Li、F、Sn……，晶质铀矿预富集可达50×10-6，局部到100×10-6。另外还要注意花岗岩体之前老地层（黑色页岩、酸性火山岩）中的铀来源。赤铁矿并非和沥青铀矿同时形成而是要晚，这表明铀的还原和沉淀和亚铁的氧化无关。成矿过程首先是围岩钾交代，然后形成铀石（130～150℃）、铁硫化物，此时石英沉淀，冰长石+蒙脱石组合交代早期的白云母。最后也可以有表生淋滤，形成六价铀的硅酸盐、磷酸盐……，此中从未见铀石。年龄（U-Pb法）研究表明法国海西花岗岩至少有四个成矿期：340Ma或再早，260～280Ma，190～170Ma和0Ma。晚二叠世是主要成矿期。海西造山运动末（290～300Ma）地幔隆起，伴有强烈的岩浆活动（煌斑岩墙、微花岗岩、花岗岩）。在高热流场中大气降水深循环后使花岗岩受到变正长岩化，这可能就是热液作用的开始。富含C、S的流体（CO2、烃类、H2S）来自变质作用和成岩作用，对沥青铀矿沉淀起重要作用。

3.东阿萨巴斯卡McClean矿床绢英岩化成矿（图3-2）

图3-2中上图为矿带中金属矿物百分含量统计，下图为蚀变矿物百分含量统计。

图3-2为东阿萨巴斯卡McClean矿床平面图。其中分两部分A、B表示，上为A，下为B。A图有两条矿带（N矿囊带和SW矿囊带）。N矿囊带，由矿囊1，2，3-4和CandyLake矿囊组成；SW矿囊带由SE矿囊、SW矿囊及Rabbit-Ears矿化组成。9.6，7.2，9等数字为矿物含量（%）。U3O8含量（%）并列于图的最顶端；B图为此矿床南北两条矿带的各矿囊中蚀变矿物统计含量（%）。此图编制相当精细，但有些图例说明比较模糊。今试图重新分析如下：

1）首先在A图中存在大量赤铁矿。据本人经验，这是成矿最早的长石化碱交代岩的残体，被作者忽略了，只简单地描述为“赤铁矿化”。作者制作此图的欠缺还在于只注意矿带多期蚀变叠加的最终产物，没有分出形成期次。实际上这是至少三期产物：最早是长石化碱交代岩，总发红，为大量高分散赤铁矿渗染，被后期构造热液活动叠加、破坏。继长石化之后是绢英岩化、绿泥石化第二阶段热液蚀变叠加、成矿，其中的伊利石其实原来应是绢云母；在此之后又经表生风化，所有以前的长石、云母类蚀变矿物一律都强水解为高岭石。作者误把该矿床成矿只归于高岭石化。实际上高岭石是表生矿物不应当视之为矿脉的成矿蚀变。我们的经验，高岭石、伊利石均为前期绢云母化的风化产物。

2）在A图中矿石矿物中存在大量的Fe、Ni砷化物和硫化物以及U品位都很高，正是绢英岩化成矿类型的突出特征。

在中外铀矿地质论文中经常看到“红化”、“赤铁矿化”的蚀变命名，很不科学，正是这类命名把对于矿床成因最关键的一个重要环节——前期长石化给忽略了。我们过去研究证明此“红化”乃是长石化的残体，长石化同时总被赤铁矿染而发红。后来Putnis等（2007）详细研究证明了这一点，见下：

a.钾长石交代斜长石的过程，见照片3-3。

b.钾长石交代斜长石是把斜长石的晶体完全破坏、改造。要把Na+、Ca2+完全排走换成K+，络阴离子要全部分解，此中必然产生微空洞，被赤铁矿微粒充填，故使全岩产生红化，见照片3-4。

图3-2 McClean矿床蚀变分布

照片3-3 San Marcos闪长岩中斜长石被钾长石化的SEM背散射

c.钾长石中高度分散细微的赤铁矿染色体进一步放大（照片3-5）。

综合上述，所谓的“红化”实为早期K交代钾长石化残体。可以认为此等红化乃长石化代名词。

在此尚须指出，我们在文献海洋里选取这篇论文用意不只是说长石化发红是由于赤铁矿呈云雾状高度分散充填于斜长石被K化产生的微空洞。另外可以想象铀矿物也可以像赤铁一样充填微空洞，这正是为何极易形成微空洞的钾交代易于形成富矿石的一个重要原因。再者，铀矿石越红铀也越富，也是这一道理。

照片3-4 a—交代斜长石的新生钾长石（灰色区）明显地出现微空洞（黑点）；b—a左上角方框的放大，黑色为微空洞，其中白色亮点为氧化铁微粒；c，d为放大

照片3-5 钾长石中微空洞中赤铁矿微粒充填（hem），黑标尺为200nm

4.Key Lake矿床绢英岩化成矿

Key Lake矿床的蚀变剖面的分带如图3-3。

图3-3 Key湖Gaertner矿体，NW-SE向剖面示意图大致表示蚀变的分布和原生及再活化的U-Ni矿化分布

图3-3中最外带（H）实际上是最早期的碱交代长石化砂岩地层，但由于后期热液阶段特别是表生风化阶段的改造、掩盖，除赤铁矿外已全部变为伊利石（高岭石为次）。H的宽度很大，单侧至少200m（K、F、P、R各分带原来都是H）。矿床学界只注意研究近矿蚀变的两侧数米范围，其实这只是最晚一期热液-构造产物，不能反映整体蚀变过程。一定要想到K、F、P、R都是依次在最早规模也最大的H蚀变带基础上发生的。K、F、P、R尽管几乎全部都已经变成高岭石、伊利石，实际上是前期绢英岩化的风化产物。果然，到了2004年才被Polito正确加以鉴定确认（见后）。

5.Carswell铀矿区也是绢英岩化成矿

Dominique-Peter的所谓片麻岩实际上定命不妥，它是典型的钾交代岩，K2O高达5%～8.1%。然后产生绢英岩化，把前期钾长石化几乎彻底消灭改造为绢英岩化，富铀矿脉即产于此中（Ey，1985）。

6.澳北绢英岩化成矿

澳北区热液铀矿发育绢英岩化的证据是：

1）蚀变岩中大量绢云母、白云母出现，意味着K+带入，是钾交代，是典型的绢英岩化类型（其中总共生有绿泥石化，决定于原岩地层中黑云母化很强）。

2）大量排硅是澳北区不整合脉型铀矿的突出特点。这一点很易被人忽视。纳巴勒克矿床蚀变片岩中围绕矿体碱交代去硅作用，使SiO2有40%的带出（Wilde，A.R.，1991?）向上硅化。

在澳北诸铀矿床的研究论文中只提到成矿和绿泥石化有关，并简单地称为Mg交代。绿泥石化时间是1650～1600Ma（Rb-Sr法），受角砾岩带、碎裂岩带构造控制。铀矿化和绿泥石共生，绿泥石为角砾胶结物，含量可达百分之几十，局部可全部为绿泥石。绿泥石化有很宽的晕，达200～500m（贾比卢卡矿床）。此矿床中围岩是板岩，然而发育大片黑云母、白云母，基质由细粒石英，奥长石组成，并有正长石（Винокуров，Омельяненкo，1989）。依本人之见，实际上这就是板岩层的长石化、黑云母化碱交代岩。和成矿伴随的绿泥石化不是孤立出现，而是从钾交代向后演化的必然产物。在黑云母花岗岩或富铁镁岩石的碱交代中，总是出现大量的绿泥石。再者，极强的绿泥石化处原岩很可能就是基性岩墙，误定为“角闪岩”。

原岩（板岩）发生黑云母化、白云母化、正长石化，这是早期钾带入，钾交代；而后云母的绿泥石化、奥长石化，这是钠交代；奥长石、绿泥石的白云母化、绢云母化，这是又一次钾交代。由此可知此处存在K+→Na+→K+的K化-Na化波更替的规律。Mg2+交代，只是受碱交代这一主控交代衍生的中性交代，它不是独立的蚀变。此地区矿床规模巨大然而科学研究只孤立地提出绿泥石化这一浅层次矿物概念，矿床成因一直处于困惑状态。

在纳巴勒克矿床中围岩是角闪岩，此角闪岩定名不妥，实际上是基性岩墙贯入体。蚀变表现为原岩造岩矿物角闪石、黑云母、斜长石的绿泥石化（在内带还发育白云母化）。和绿泥石紧密连生有晶质铀矿和再晚期的铀石形成矿体。

应加强调，成矿前形成所谓多硅白云母K0.9Al1.8Fe0.1Mg03Al0.8Si3.2O10（OH）2实际上是典型的绢云母，K系数高达0.9。

Paul A.Polito，T.Kurt Kyser（2004）在研究澳北区Nabalek矿床蚀变中明确地把绢云母和伊利石加以区分，见表3-8。

表3-8 纳巴勒克矿床粒玄岩和其后的蚀变分期

表3-8中明确地把伊利石（iltite）和绢云母（Sericite）严格加以分开，而且二者也不是同一期蚀变矿物。前晚后早。虽然这些是研究澳北区铀矿蚀变的结果，但把后期伊利石和前期绢云母加以区分不能混淆这一点对加拿大铀矿也是完全可以借鉴的。我们中国也经历过这一过程。表3-9为此等矿物的化学成分。

表3-9 绢云母、伊利石、绿泥石、高岭石探针成分

表3-9为伊利石和绢云母的详细化学成分。Polito把二矿物区分为原生的绢云母（样品编号1，2）；进一步蚀变的伊利石（样品8）。请注意，绢云母和伊利石在K2O，H2O含量上有显著区别，这和我们在中国热液铀矿床上研究的情况完全一致。绢云母的K2O高于伊利石，前者11%，后者＜8%；H2O在前者均＜6%，而后者＞6.8%，这显然表明伊利石是绢云母的进一步水解，[K+]被[H+]取代的氢交代产物。伊利石中4配位AlⅣ数量明显减少，而6配位AlⅥ相应增多，越来越向H+把K+全部顶走的高岭石化转变。

照片3-6 绢云母（S）不同期（S1→S2→S3）顺序

该区蚀变岩石的镜下鉴定结果，也完全证明了S1→S3的不同和蚀变顺序，其镜下鉴定见照片3-6。

7.奥林匹克坝矿床（典型的绢英岩化成矿类型）

其突出的特点是主要脉石矿物是绢云母+石英（二者合称即绢英岩化），而且交代斜长石和钾长石。文献资料表明：越靠近角砾岩主矿体绢云母越强烈发育。如原岩为基性岩则还发育绿泥石、绿帘石化，释放出Fe、Cu、Au，形成硫化物，后来氧化成大量赤铁矿、斑铜矿、辉铜矿。看来奥林匹克坝巨型矿床成因并不像西方学界如此多年困惑不解。

腾冲水热活动分布地区，都有水热蚀变矿物的出现，尤其是在热沸泉出露较多的地段更为特征。热海热田区内出露的碱长石花岗岩、玄武岩类，以及沉积岩类，岩石矿物种类繁多，在强烈水热流体活动作用下，水热蚀变矿物纷呈多彩，是研究现代水热活动过程的典型区域。

本节侧重论述热海热田区的水热蚀变研究成果，并讨论在朗浦寨热水塘地段、瑞滇热田、石墙热田、巴腊掌热田等区的工作。在上述热田区内除进行地质剖面研究外，并采集60多件水热蚀变样品，在室内通过X射线衍射（XRD）、红外吸收光谱（IR）、透射电镜分析（SEM）、热分析（DTA、TG）以及化学分析等方法，进行了矿物学研究。

一、水热蚀变矿物

在本区水热活动的分布区，通过上述方法已确定的矿物种类和矿物有；氧化硅矿物：非晶质二氧化硅（本节以下均称为硅胶）、玉髓、蛋白石、方英石、石英；硫酸盐矿物：明矾石、铁明矾、黄钾铁矾、毛矾石、无水芒硝、斜钠明矾；碳酸盐矿物：方解石、文石、天然碱；卤化物矿物：石盐；粘土矿物：高岭石、迪开石、埃洛石、绢云母、蒙脱石、绿泥石、云母—蒙皂石不规则间层矿物；硫化物：黄铁矿、白铁矿；自然硫。

此外，前人在眼镜泉中发现有沥青铀矿、铀石、黄铜矿、辉银矿、赤铁矿；在攀枝花硝塘热泉发现方沸石、菱沸石等矿物。对腾冲地区的水热蚀变矿物，择要论述如下：

硅胶

硅胶为非晶质二氧化硅。在透射电镜和扫描电镜下呈浑圆球体或串珠状连生体，球粒直径变化范围为0.18～2μm，一般为1μm左右。老硅华中的硅胶多半已向形态不规则的玉髓和石英转变。硅胶的X射线衍射谱为一连续的弥散谱线（图4-2-A），硫磺塘老滚锅老硅华中叠加有少量石英的反射（图4-2-B）。红外吸收谱图上出现1099、795和473cm-1四次配位硅的典型特征谱带以及947cm-1的弱谱带。3450cm-1的宽吸收谱带由水的OH伸缩振动引起（图4-3）。另外，硫磺塘老滚锅的硅华在800cm-1处呈弱分裂的谱带，是玉髓的吸收特征，这是硅胶或蛋白石向玉髓转变的一个证据（图4-2-B）。

本区现代热泉沉淀的微米级大小的非晶质状硅胶，是本区热泉系统新硅华的主要组成矿物。硫磺塘大滚锅热泉正日夜不停地沉淀出硅胶球粒。硅胶失水老化而向蛋白石转变。蛋白石是准稳定物质，其出现意味着流体温度要比形成玉髓或石英的低，随着时间的推移，而转变为隐晶质的玉髓。因此，本区时代略老的老硅华，其矿物组分除硅胶以外，较多出现玉髓和石英（参见图4-2-B）。

水热流体中的SiO2，由非晶质的凝胶，脱水、缩小体积，逐渐晶化为显晶质石英的转化系列可概括为以下过程：

中国地球化学场及其与成矿关系

图4-2 硅华的X射线衍射图

A—硅胶，硫磺塘，样品号D-173；B—硅胶+石英等，硫磺塘老滚锅，样品号D-162；C—蛋白石+石英等，鼓鸣泉，样品号D-194；D—石英，眼镜泉，样品号D-193测试条件：CuKα辐射，电压30世纪，电流30mA

测试单位：天津地质矿产研究所

腾冲地区的硅胶矿物，以在硅质泉华中出现最多，在热海热田内的蚀变碱长花岗岩、水热爆炸角砾岩的胶结物中也有所发现。

α方英石

为标准的高温相矿物，发现于硫磺塘地段的蚀变碱长花岗岩岩石中。在X射线衍射图中，以4.07，2.46Å等特征反射，与共生的钾明矾石、高岭石、硅胶和石英相区别。

高岭石

高岭石是花岗岩遭受水热蚀变高岭石化阶段的产物，在近地表的浅成低温强酸性淋滤环境条件下形成。热海热田区内的高岭石，为我国迄今发现的有序度最高的高岭石，其结晶度指数Hc=1.67，主要化学成分与SiO2/Al2O3摩尔比，均与高岭石矿物理论值相近。

高岭石为1：1型二八面体层状硅酸盐矿物。其结构有序程度变化很大，从高度有序向无序高岭石的转变，主要是延b轴方向出现±nb/3（n≠3）的晶层位移。矿物由三斜晶系的1Tc型变为单斜晶系的1Md型。

图4-3 硅华的红外吸收光谱图

（样品号同图4-2）

测试单位：石油勘探开发研究院

目前主要使用X射线衍射（XRD）、红外吸收光谱（IR）、透射电镜（TEM）等方法定性判断高岭石的有序度。定量估计的方法很多，但至今尚沿用Hinckley（1963）提出的方法，称Hinckley结晶度指数（以下用Hc表示）。它实际上表征XRD图上靠近的021、111衍射峰之清晰度及其强度比值。结晶度指数愈大，表明有序度愈高。我国自20世纪80年代以来，已发现江苏苏州阳山、广东茂名和河北宣化沙岭子等高岭土矿床中的高岭石（Hc分别为1.10；1.3～1.4和1.40）以及陕西略阳白水江硬质粘土中的高岭石（Hc为1.35）的有序度均较高。

作者对高岭石矿物进行了XRD、IR和TEM等项测试研究。高岭石化花岗岩＜2μm粒级的样品在XRD图上出现三斜晶系高岭石的所有反射（图4-4）。衍射峰强、锐而对称。（ ）强度大大超过（020）。（ ）和（ ）双生线已分裂开。计算得出Hc=1.67，大大优于我国迄今发现的上述各产地的有序高岭石，且可与Brindley（1980）报道的美国艾奥瓦州Keokuk晶洞有序高岭石（根据文献XRD图计算，Hc为1.65）相媲美。

图4-4 高岭石的X射线衍射图

测试条件：CuKα辐射；35kV，30mA；扫描速度4°（2θ）/min

测试单位：天津地质矿产研究所

图4-5 高岭石的红外吸收光谱图

测试单位：石油勘探开发研究院

在红外吸收光谱图（图4-5）上，各吸收峰强度大，分裂好。属于羟基伸缩振动的高频区（4000～3000cm-1），出现四个分裂清晰的吸收峰，显示出有序高岭石的特征。因样品中微量绢云母的存在，使3696cm-1峰强度与3620cm-1峰强度的比值受到影响。属于Si-O伸缩振动的中频区（1200～1000cm-1）有四个尖锐的吸收峰。在透射电镜下，高岭石晶体呈现发育完善的自形成度高的假六方（板）片状，晶体大小和晶体厚度都较均匀，粒度大多小于2μm。因此，红外吸收特点和结晶形貌分析也都表明矿物具有高度有序。此外，在该区断裂带外围、瑞滇热田等水热区也发现有一般有序或较无序的高岭石，多与伊利石、蒙脱石或绿泥石等粘土矿物共生。

迪开石

为高温地热环境出现的强水解型蚀变矿物，具有六方叠层状自形晶的特点。在热海热田区域，常与有序高岭石或伊利石—蒙皂石间层矿物共生。X射线衍射谱图上2θ19°～35°间展现迪开石的特征反射：3.97，3.80，3.43Å以及3.09、293Å等。红外吸收谱上，以高频区强度依次递增的3696，3652和3620cm-1附近的三个特征吸收峰与高岭石相区别。

埃洛石

腾冲水热活动区内，已发现的埃洛石，以7Å型最为广泛，次为10Å型和7Å～10Å的过渡型。全部由7Å埃洛石组成的粘土，在本区玄武岩、安山岩＜2μm粒级的风化产物中发育。白色粘土细脉＜2μm粒级中有10Å和7Å两种水化型埃洛石的出现，由于10Å埃洛石层间水的脱失，在衍射图上出现了7Å埃洛石的较强底面反射001（7.30Å）。10Å埃洛石多呈短细管状晶形，长一般＜1μm，管径约0.06～0.02μm，管体多已展开或破裂形若长条状，紧密丛生聚集时呈现绒球状集合体。由衍射谱图及电镜可观察到10Å管状埃洛石➝7Å破裂的管状埃洛石➝六边形鳞片状高岭石（无序）➝厚板状高岭石（有序）的转化系列。

绢云母

水热活动区内绢云母，有1M多型、2M1多型和2M1+1M混合型。X衍射研究表明，区内存在两种矿物相：一为双层较有序的单斜相绢云母（白云母），在区内较为发育，为特征水热蚀变矿物之一；另一类为单层较无序的单斜相伊利石（水白云母），其多以混入物形式出现，水热条件下，局部蒙脱石化，并可向伊利石—蒙皂石间层矿物过渡。

硫磺塘地段的蚀变岩石中，绢云母呈结晶良好的板条状自形晶出现，时与不规则薄片状绢云母共生。板条状绢云母晶体的自晶生长，基本上取［110］、 和［100］方向而定向。

I/S间层粘土矿物

间层粘土矿物，是指由几种不同的层状硅酸盐单元晶层，以不同比例、不同交替顺序，沿C轴平行叠置组成的特殊结构类型的粘土矿物。依其叠置的规则程度，可分为规则、不规则和具有分凝作用的三类。

表征伊利石—蒙皂石间层矿物特征因素，主要为间层比和有序度两个方面。前者指I/S间层矿物中可膨胀的蒙皂石晶层的百分含量；后者为矿物主要化学组分与理论值的差异状况。

伊利石—蒙皂石间层矿物的间层比，是矿物种类、水热流体性质与活动强度诸因素的变化函数。Inoue等（1987）的研究指出，间层比＞50%的多为无序间层；＜50%的多为有序间层。

伊利石—蒙皂石间层矿物，在腾冲水热活动区内分布广泛，在热海热田澡塘河地段特别发育，常与高岭石、石英、明矾石一起构成典型的矿物共生组合。通过X射线衍射和分析电子显微术研究，区内硫磺塘、澡塘河地段的I/S间层矿物多为不规则类型，其间层比S=28%～32%，属于有序间层，这类间层比的I/S间层矿物，是伊利石向蒙皂石转变初期的有序化间层，仅含少量的膨胀晶层，矿物外貌基本上保持了伊利石的形态特点，透射电镜下呈现不规则片状和轻微的卷曲。随着间层比的增加，I/S不规则间层的无序性增加，矿物颗粒边缘模糊、卷曲、厚度减薄，而向蒙皂石转化。

X射线能谱分析表明，I/S间层矿物主要化学成分为Si、Al、K，含少量Mg、Fe。SiO2/Al2O3克分子比值略高于白云母的2，但低于蒙脱石的4。

蒙脱石

水热活动区内的蒙脱石，常以混入物的形式分布于蚀变花岗岩类的水热蚀变矿物中，并与高岭石、绢云母、石英、绿泥石共生。其产出一般远离水热活动强烈地带，为中性至弱碱性介质环境中的蚀变产物。

斜钠明矾

斜钠明矾属于含水无附加阴离子的硫酸盐类矿物。自然界中少见，但腾冲地热区澡塘河沿岸现代泉华和龙陵县巴腊掌温泉泉华中多有发现。

无色或浅灰白色，半透明，细粒土状集合体。易溶于水，味微涩。在扫描电镜下可观察到结晶完善的长柱状和薄板状晶体，后者直径约0.1～2μm不等。因此，由矿物结晶外貌可反映出结构（NaO6）八面体和（SO4）四面体形成的平行C轴的链状结构之特点。红外吸收谱图上1093和1148cm-1强的吸收谱带归属于SO4基团的S—O伸缩振动，较弱的606cm-1吸收带为S—O弯曲振动引起。

黄钾铁矾

泉华中黄钾铁矾多半与高岭石、蒙脱石共生。纯矿物产出者少见。主要通过分析电子显微术（AEM）和X 射线衍射技术发现。透射电镜下，黄钾铁矾晶体细小，呈直径仅0.7μm的假立方体状。其元素分析值与矿物理论化学组成基本吻合，并含有其它元素杂质。X射线衍射分析，以其5.95、5.75、3.11、3.08Å等特征反射与伴生的粘土矿物相区别。在红外吸收谱图上，由叠加在高岭石谱图上但属于SO4基团振动引起的1087，697和634cm-1吸收谱带，属于黄钾铁矾的吸收，而且也具有与高岭石共有的反映OH基团伸振缩动引起的3385cm-1吸收谱带。

铁明矾

与斜钠明矾同属于含水、无附加阴离子的硫酸盐类矿物。以纯矿物产于热泉附近沉淀物中。肉眼可见矿物晶体呈细长针状，集合体呈毛发状或纤维状。浅黄褐色，半透明。易溶于水，久置室内潮解，味略苦。扫描电镜下结晶良好，呈细小柱状、棒状。红外吸收谱图上除了1106和1065cm-1二个分裂最强的吸收带、698和595cm-1两个中强吸收带以外，还有由H2O引起的3387cm-1宽大的吸收带。

毛矾石

白色，粉末状，集合体为板状，半透明。易溶于水。单矿物晶体呈柱状、纤维状或板片状。纤维状单晶的X射线能谱分析表明矿物主要由Al、S组成，Fe3+部分代替Al3+，毛矾石主要特征反射为13.58Å、4.50Å、4.40Å、3.97Å、3.67Å等。毛矾石在硫磺塘、瑞滇等水热区广泛分布，常与氧化硅矿物共生。

天然碱

产于瑞滇等地热田的泉华中。以细长针状集合体被膜状盐华覆盖于热泉附近岩石表面或以细脉状产于岩石裂隙中，并与少量石盐共生呈集合体。浅黄色，半透明，易溶于水。经X射线衍射分析，天然碱特征的反射层为9.86Å、4.91Å、3.07Å、2.65Å等。红外吸收谱图上1462cm-1和1061cm-1吸收带为CO3基团内C—O伸缩振动引起，而851cm-1和681cm-1吸收带的C—O弯曲振动引起。

石盐

在本地区分布较少，主要发现于热海热田仙人澡塘及龙陵县巴腊掌等地现代热泉盐华中。纯矿物产出者少见，多半与盐华中无水芒硝和斜钠明矾共生。在瑞滇热田发现石盐与碳酸盐矿物、天然碱共生的现象。石盐主要是根据X射线衍射谱图上3.26Å、2.82Å和1.99Å等特征反射确定的。

α—自然硫

分布于热海、瑞滇、巴腊掌、攀枝花硝塘、朗浦热水塘等热田的热沸泉、喷气地面发育地段。多以被膜状出现于气液喷溢口四周孔壁或岩石裂隙周围，局部地段形成硫华矿石，硫磺塘即以此得名。

方解石和文石

主要分布于龙江口、槟榔江水热活动带中的中低温水热活动区内。在大盈江水热活动带多见于较老水热活动时期形成的钙华中，现今强烈活动的水热流体的蚀变矿物中也有所见，但不构成蚀变矿物的主体。对方解石、文石的物性结构不再赘述。仅予说明的是，水热活动区内方解石的X射线能谱分析，反映了方解石矿物中常有Mn、Fe、Mg、Si等元素的混入物。

二、水热蚀变作用与分带

腾冲水热活动区内的蚀变作用，受控于断裂系统的性质及活动强度，受控于水热流体的温度、压力、化学成分、pH值，和碳、硫、氧、氢逸度等众多因素的变化，以及水热流体幕式周期活动的影响。作为水-岩反应的载体围岩，自然也因岩石的矿物组成不同，构成不同蚀变矿物的组合与发育程度的差异。

由前述区内钻孔测温数据可知，在热田的浅表40m以内的变温层内，地温多在18～27℃区间，在局部地段（如澡塘河的仙人澡塘至蛤蟆嘴泉区间）地下浅表水温高达150℃。朗浦热水塘深钻201孔，在深度200m时地温为122℃；其他地段同等深度的地温变化在25～70℃的范围，可见区内地温变化因地而异，变化较大。作者对区内新、老硅华样品的二氧化硅矿物以及花岗岩体中的石英脉体包裹体测温表明，区内新硅华包体的均一温度平均值为200℃，老硅华的均一温度为270℃，形成时的压力为30×105Pa，钙华包体的均一温度为157℃；蚀变花岗岩体中的石英脉体包体均一温度为300℃，形成时的压力约80×105Pa。考虑到热海热田新、老硅华的爆裂温度均值大体在280℃，以及老硅华包体的均一温度270℃，推断本区地下热储温度为270℃，与一些学者依据化学元素温标计算推论的热储温度相近。据此可以认为，热海地区现代水热流体的活动主要在地面浅表200m以浅的空间。考虑到本区第四系地层由于新构造活动的抬升高度，以及本区最老硅华形成时间＞35×104a，本区较老时期的水热活动应为地表以浅300m左右的空间。也即，本区水热流体的沸腾面深度，现今在地表以浅的200m深度以内，较老时期的水热流体沸腾面在地表300m以浅的深度。

腾冲水热流体的活动区域，所形成的诸多蚀变矿物组合，具有典型浅成低温热液作用的特征。区内硅华及蚀变花岗岩中，虽曾出现冰长石、叶蜡石、迪开石等较高温相的矿物，但数量偏小，分布也仅局限于高温沸泉的周围。本区特征的方英石+钠明矾石+高岭石矿物组合，是区内水热流体因沸腾而致的酸性淋滤作用的代表性产物。由于本区多期次的水热活动，强烈的酸淋作用，高岭石化范围广、强度大，并形成结晶度指数最高可达1.67的典型热液作用高岭石矿物，甚至形成纯净高岭石矿床，而远离强烈水热活动作用的地段，高岭石的有序度降低，并多与伊利石、蒙皂石共生。在水热流体呈现弱酸—弱碱性的介质环境中，则形成绢云母化、伊利石—蒙皂石间层矿物化、泥化（蒙脱石、绿泥石）的矿物组合。当水热流体的周期性活动处于衰减，又有大量Ca质组分供给的条件时，则出现碳酸盐化，于泉口周围形成钙华，在围岩中呈现方解石交代或以脉体形式充填。

水热活动区内的蚀变类型，主要有：

硅化

以出露于高温或热沸泉口周围的硅华、硅质层为特征。在热海热田内的分布，以SN向断裂带中最为发育。热沸泉水中的Si元素具有甚高的丰度，来源于深部水热流体对围岩的交代作用，SiO2在水热流体中以微米级球状硅胶的形式运移，出露于热沸泉的硅华及受蚀变作用的碱长花岗岩、水热爆炸角砾岩的胶结物中，经脱水作用可逐步向蛋白石、玉髓转变，最终形成显晶质石英。区内硅化作用形成的矿物为硅胶、蛋白石、玉髓、α石英、方英石等。硅华在水热活动作用过程中，并能呈现水热流体喷溢孔道的自封闭作用，从而导致沸腾-爆裂过程的不断发生和SiO2凝胶所携带的Au的沉淀。

明矾石化

明矾石为典型的热液蚀变矿物。区内的明矾石化，表明水热流体具有高硫逸度和强酸性（pH＞3.5）环境，流体中的H2S与H2O所形成的H2SO4，对碱长花岗岩中的碱性长石、钾云母的化学作用，产生明矾石和石英。其分布主要见于热沸泉口周围和H2S气体的喷气地面，毛矾石、铁明矾、斜钠明矾、黄钾铁矾、无水芒硝等矾类矿物也常与之相伴。

高岭石化

水热活动区内高岭石化至为普遍，为强烈酸性淋滤作用所形成。在水热活动强烈地带，形成结晶度指数很高的1TC型有序板状高岭石，在远离水热活动强烈的地段，其有序度降低。一般有序和较无序的高岭石，限于分布在断裂带外围和较低温区。水热流体中K+/H+比值越低，越有利于钾长石的高岭石化，区内水热流体的H2S与碱长花岗岩中的钾长石的背景，无疑是热海热田区内普遍高岭石化，以至在沙坡形成高岭石矿体的良好环境条件。在水热活动强烈地段，曾见有迪开石、叶蜡石等典型水热蚀变矿物，但分布局限。

绢云母化

水热活动区内的绢云母，属于二八面体细粒白云母类型，大多具有较低温的1M多型或较高温的2M多型特征，以此可与风化作用形成的伊利石相区别。区内绢云母化，反映中低温热液蚀变作用和不断降温、降压的反应过程，存在钾长石➝绢云母➝伊利石的蚀变矿物演化系列。黄瓜箐地段，蚀变花岗岩绢云母化强烈，钾长石几乎全部分解为绢云母和石英，并保有板状钾长石的外形，即为佐证。

I/S间层矿物化

本区水热活动区内的伊利石—蒙皂石间层矿物化，反映了弱酸至弱碱的介质环境，其形成经历了2：1型层状硅酸盐结构的相互转化过程。区内持续多期的水热活动，促进了I/S间层矿物的普遍发育。在IS间层矿物中，仍保留有二八面体的结构性质，K+离子数随膨胀层由28%→32%时，相应的由0.46减小到0.21，总层电荷数也随膨胀层的增加而降低。本区I/S间层矿物中，未发现间层比更高的矿物。

泥化

本区泥化，发育在水热活动中心的外围地带，主要矿物为蒙脱石、绿泥石，形成于温度较低的环境，并有I/S间层矿物、碳酸盐矿物与之共生。

以上六种水热蚀变类型，总体上共同构成了浅层低温热液相环境条件下的蚀变特征，虽或缺一些蚀变类型，仍可与世界通常所见的火山热液区、热泉型蚀变类型相比较。区内各类蚀变，都表征了其形成的背景条件与形成过程。由于本区水热流体的持续性、周期性活动，尤其是后期水热流体活动的作用，使本区蚀变类型常具彼此叠加的特征。区内的蚀变分带，从蚀变演化过程及特征上，应按上述六类分带，但由于叠加作用及原岩矿物组分的不同，宏观上可归并为以下分带：

硅化、明矾石化带；

高岭石、迪开石化带；

绢云母、伊利石—蒙皂石化带；

蒙脱石、绿泥石泥化带。

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