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
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
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
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。