劉光永，孫華山

(1.紫金礦業(yè)集團股份有限公司，福建 上杭 364200；2.中國地質(zhì)大學(武漢)資源學院，湖北 武漢 430074)

0 引言

火山成因塊狀硫化物礦床(Volcanogenic massive sulfide deposits，簡稱VMS型礦床)是全球銅、鉛、鋅和硫鐵最主要的來源，同時伴有金、銀、鈷、鎘、銦等多種有用組分。據(jù)不完全統(tǒng)計，全球VMS型礦床已開采及保有的資源儲量接近140億噸。其中，太古宙12億噸，元古宙26億噸，古生代80億噸，中生代16億噸和新生代3億噸[1]。VMS型礦床和與其成礦作用相似的沉積噴流型塊狀硫化物礦床(SEDEX型)占據(jù)了全球>50%的鉛鋅，7%的銅，18%的銀，以及重要的金和鈷、鎘、銦等產(chǎn)量[2]。VMS型塊狀硫化物礦床賦礦地層中廣泛發(fā)育火山巖，尤其是長英質(zhì)火山巖，不僅是重要的賦礦圍巖，而且也是海底熱液噴流系統(tǒng)熱源、部分物源和流體的重要控制因素。因此，查明長英質(zhì)火山巖控礦作用對闡明海底塊狀硫化物礦床成因和找礦勘查評價具有重要意義。長期以來，長英質(zhì)火山巖及其控礦作用研究一直是VMS型塊狀硫化物礦床成礦研究的熱點問題。本文在大量文獻收集基礎(chǔ)上，對其進行了歸納整理，希望對此方面研究有所裨益。

1 長英質(zhì)火山巖成礦潛力評價的巖石地球化學標志

全球主要VMS型塊狀硫化物礦床研究顯示，賦礦火山巖地層內(nèi)部往往發(fā)育多種產(chǎn)出的長英質(zhì)火山巖，但是，塊狀硫化物礦化一般只與其中的某些長英質(zhì)火山巖有關(guān)[3-5]。為此，早在20世紀80年代，地質(zhì)學者就開始探索建立有效識別成礦(productive)與貧礦(barren)的長英質(zhì)火山巖判別標志。如Thurston[6]和Campbell[7]率先發(fā)現(xiàn)加拿大Noranda地區(qū)太古代地層含礦與不含礦的長英質(zhì)火山巖巖石化學特征存在差異。在此基礎(chǔ)上，Lesher[8]和Barrie[9]進一步對本區(qū)含礦與不含礦長英質(zhì)火山巖巖石地球化學開展了系統(tǒng)的對比研究，將本區(qū)長英質(zhì)火山巖劃分為FⅠ、FⅡ和FⅢ三種類型。其中，F(xiàn)Ⅰ為典型的貧礦長英質(zhì)火山巖；FⅡ少部分與成礦有關(guān)，多數(shù)與成礦無關(guān)；FⅢ型為典型成礦有關(guān)長英質(zhì)火山巖，尤其是大型—超大型VMS礦床均與此類長英質(zhì)火山巖有關(guān)。明確了三類長英質(zhì)火山巖分類的巖石地球化學標志：FⅠ型長英質(zhì)火山巖為堿性-鈣堿性系列英安巖-流紋巖組合，稀土配分模式曲線向右陡傾斜，輕稀土富集，重稀土虧損，[La/Yb]N變化于6～34之間，微弱負—中等正的Eu異常(0.87～2.0)，高Zr/Y比值(9～31)，低的高場強元素(HFSE)和高的Sr元素含量。FⅡ型長英質(zhì)火山巖為鈣堿性系列英安巖-流紋巖組合，稀土配分模式曲線向右緩傾斜，輕稀土弱富集，重稀土弱虧損，[La/Yb]N變化于2～6之間，Eu異常變化范圍大(0.35～1.4)，中等Zr/Y比值(6～11)，中等HFSE和Sr元素含量。FⅢ型長英質(zhì)火山巖為拉斑系列流紋質(zhì)英安巖-高硅流紋巖組合(SiO2：67%～84%)，稀土配分模式曲線平直，輕、重稀土分餾不明顯，[La/Yb]N變化于1～4之間。根據(jù)其他微量元素特征及比值，將FⅢ型長英質(zhì)火山巖進一步劃分為FⅢa和FⅢb兩個亞類。其中，F(xiàn)Ⅲa型長英質(zhì)火山巖顯示可變的負Eu異常(0.35～0.94)，低Zr/Y比值(4～7)，高Sc和中等HFSE元素含量；FⅢb型長英質(zhì)火山巖顯示更加顯著的負Eu異常(0.2～0.61)，更低Zr/Y比值(2～6)，更高的HFSE含量和低Sc和Sr元素含量。Hart[10]進一步劃分出FⅣ型長英質(zhì)火山巖，該類巖石屬于拉斑系列流紋巖-高硅流紋巖組合(SiO2：69%～81%)，稀土配分模式向左弱傾斜，輕稀土弱虧損，[La/Yb]N比值變化于0.22～2.1之間，低REE和HFSE元素含量，低Zr/Y比值(0.67～4.8)。本類巖石內(nèi)部也有大型VMS礦床賦存，尤其是部分顯生宙VMS礦床明顯與此類長英質(zhì)巖石有關(guān)[4，10]。此后，為進一步驗證上述長英質(zhì)火山巖巖石地球化學判別標志的可靠性，Lentz[4]和Hart[10]進一步開展了元古宙和顯生宙VMS型礦床中成礦與貧礦長英質(zhì)火山巖巖石地球化學特征的對比研究，結(jié)果發(fā)現(xiàn)與太古宙相比，元古宙和顯生宙的VMS型礦床優(yōu)先賦存于FⅡ、FⅢa和FⅣ三類長英質(zhì)火山巖內(nèi)部，而賦存于FⅢb型長英質(zhì)火山巖中的VMS型塊狀硫化物礦床顯著減少。此外，隨著成礦時間由老向新，賦存于FⅡ型長英質(zhì)火山巖中的VMS型塊狀硫化物礦床數(shù)量顯著增加。無論是太古宙還是元古宙和顯生宙，F(xiàn)Ⅰ型長英質(zhì)火山巖中均很少見VMS型礦床。

此外，研究發(fā)現(xiàn)，長英質(zhì)巖石的鋯飽和溫度也可以作為評價成礦與貧礦的重要地球化學標志。如加拿大Abitibi地區(qū)與VMS型塊狀硫化物礦床有關(guān)的長英質(zhì)巖石鋯飽和溫度明顯比與成礦無關(guān)的長英質(zhì)巖石鋯飽和溫度高[11]，加拿大Yokn地區(qū)Wolverine塊狀硫化物礦床與成礦有關(guān)的流紋巖鋯飽和溫度明顯比成礦無關(guān)的流紋巖飽和溫度高[12]。

2 長英質(zhì)火山巖成巖成礦動力學

通過對長英質(zhì)火山巖成巖構(gòu)造背景、源區(qū)部分熔融程度、遷移過程的系統(tǒng)研究，逐步完善了VMS礦床有關(guān)長英質(zhì)火山巖成巖成礦動力學認識：

1)板塊構(gòu)造體制是成巖成礦的首要控制因素。其中，F(xiàn)Ⅰ型長英質(zhì)火山巖形成于島弧相關(guān)的擠壓構(gòu)造背景，F(xiàn)Ⅱ～FⅣ型長英質(zhì)火山巖形成于伸展背景。而且FⅡ和FⅢa型長英質(zhì)火山巖一般形成于大陸內(nèi)部、邊緣或成熟度高的島弧等構(gòu)造單元伸展背景，如(大陸、成熟島弧、陸緣弧)裂谷、弧后盆地等；FⅢb和FⅣ一般形成于大洋及成熟度低的洋島等伸展背景，如洋中脊、大洋島弧裂谷、弧前/后盆地等。同時，板塊構(gòu)造體制進一步控制著巖漿源區(qū)、部分熔融程度、巖漿遷移及結(jié)晶分異程度，進而控制了不同構(gòu)造體制下形成的長英質(zhì)火山巖VMS型礦床成礦潛力。因此，板塊構(gòu)造體制是成巖成礦的首要控制因素[3，4，13-15]。

2)源區(qū)深度、部分熔融程度及殘留礦物是長英質(zhì)火山巖成巖成礦差異的主要控制因素。其中，F(xiàn)Ⅰ型長英質(zhì)火山巖起源于深度>30 km的榴輝巖相低程度部分熔融(10%～20%)，源區(qū)石榴石礦物殘留是FⅠ型長英質(zhì)火山巖低HREE，高(La/Yb)N比值的根本原因；FⅡ型長英質(zhì)火山巖起源于10～30 km中下地殼麻粒巖-角閃巖相高程度部分熔融(30%～60%)，其中，只有源區(qū)深度<15 km的FⅡ型長英質(zhì)火山巖具有VMS型礦床成礦潛力，而源區(qū)深度>15 km的FⅡ型長英質(zhì)火山巖VMS型礦床成礦潛力不大。這也是導致為何一部分FⅡ型長英質(zhì)火山巖成礦而另一部分FⅡ型長英質(zhì)火山巖不成礦的根本原因。此外，源區(qū)角閃石礦物殘留是FⅡ型長英質(zhì)火山巖HREE中等富集及(La/Yb)N比值中等的原因；FⅢ型長英質(zhì)火山巖源于深度<10 km中上地殼角閃巖相高程度部分熔融，源區(qū)斜長石礦物殘留是FⅢ型長英質(zhì)火山巖HREE富集及(La/Yb)N比值低的原因。同時，由于FⅢ型長英質(zhì)火山巖源區(qū)淺，部分熔融程度高，圍巖滲透性好(脆性構(gòu)造域)，為海底熱液噴流成礦提供了有利的熱源及熱液循環(huán)條件。因此，本類型長英質(zhì)火山巖是全球大型—超大型VMS型礦床最有利的賦礦圍巖[8，10]。

3)FⅡ和FⅢ型長英質(zhì)火山巖之下大規(guī)模高位巖漿房發(fā)育是導致這兩類火山巖成礦潛力大的根本原因。大量研究顯示，全球很多VMS型礦區(qū)長英質(zhì)火山巖下部通常存在大規(guī)模同火山期侵入體(synvolcanic intrusions，Matagami，Timmins，Selbaie，Manitouwadge，Val d’Or，Noranda，Sturgeon Lake and Snow Lake，Kristineberg)[5，16-23]，這些侵入體一般位于長英質(zhì)火山巖之下3 km(高位巖漿房)，巖石組合為閃長巖-石英閃長巖-花崗閃長巖(安山質(zhì)-英安質(zhì)巖漿，顯生宙)或TTG(太古宙和古元古代)，它們與FⅡ和FⅢ型長英質(zhì)火山巖的侵位時間、同位素組成特征基本一致，只是結(jié)晶程度和巖石地球化學特征有差異[24-28]。據(jù)此，Galley[5]提出淺成次火山侵入體海底熱液噴流成礦概念模型，認為FⅡ和FⅢ型長英質(zhì)火山巖成礦潛力大的根本原因在于高位巖漿房為海底熱液噴流成礦提供了持續(xù)穩(wěn)定的熱源及部分成礦物質(zhì)來源。相反，F(xiàn)Ⅰ型長英質(zhì)火山巖同期次火山侵入體的缺失是本類長英質(zhì)火山巖成礦潛力不佳的根本原因。

4)成礦有關(guān)的FⅡ和FⅢ型長英質(zhì)火山巖一般經(jīng)歷了幔源鎂鐵質(zhì)巖漿的注入、混合和高位巖漿房結(jié)晶分異的普遍過程，幔源鎂鐵質(zhì)巖漿注入的越多，經(jīng)混合(形成安山質(zhì)巖漿)與結(jié)晶分異后形成的長英質(zhì)巖漿鋯飽和溫度、SiO2、HREE和HFSE含量越高[4，5，21]。同時，幔源鎂鐵質(zhì)巖漿注入的越多，地溫梯度越高，地殼部分熔融程度越高，越有利于大規(guī)模高位巖漿房的出現(xiàn)，對海底熱液噴流成礦越有利。成礦有關(guān)長英質(zhì)火山巖的這一演化過程已在多個現(xiàn)代海底和古代VMS型礦化聚集區(qū)得到驗證(如Wolverine，Lau Basin，Okinawa Trough，Honshu arc，Marianas arc，Doyon-Bousquet-LaRonde and CambrianMount Lyell districts，Hood)[12，29-36]。

3 塊狀硫化物礦區(qū)火山巖原巖恢復

遭受蝕變及變形變質(zhì)作用是VMS型礦床的普遍特征。熱液蝕變作用和變形變質(zhì)作用強烈地模糊了原巖的結(jié)構(gòu)構(gòu)造和地層接觸關(guān)系，因此，在這樣的地區(qū)，試圖運用傳統(tǒng)的巖相學及地層學手段實現(xiàn)巖性識別及地層單元劃分通常是行不通的，進而嚴重制約了礦床成因研究及找礦勘查評價[37-41]。為此，早在20世紀80年代研究者們就嘗試將化學地層學方法引入VMS型礦區(qū)原巖恢復及地層劃分，即通過不同地層單元中標志性地球化學特征進行地層劃分對比[42]。通過長期探索，形成了一套較成熟的VMS型礦區(qū)化學地層單元原巖恢復及劃分的理論方法體系，其要點如下：

1)巖石分類。巖石分類是地層單元劃分的基礎(chǔ)。VMS型礦區(qū)蝕變巖巖石化學研究表明，原巖化學組分均一的蝕變巖樣品，在Al2O3-Zr、TiO2-Zr、Al2O3-TiO2、Th/Zr、Th/Yb、La/Yb等不活動組分構(gòu)成的二元圖解上，樣品投點呈通過原點的線性分布[28，37，43-47]。而且，不同原巖化學組分、不同蝕變程度的巖石樣品，在不活動組分二元圖解上沿通過原點的不同斜率直線分布，這些直線稱為蝕變線(Alteration lines)[40]。反言之，不活動組分二元圖解中的一條蝕變線即代表了一類蝕變程度不同的巖石，有幾條蝕變線即有幾類不同蝕變程度的巖石。據(jù)此，可以達到巖石分類的目的。

2)原巖組分恢復及蝕變前后組分變化程度。查明蝕變前后巖石質(zhì)量的增加或減少，不同化學組分的帶入和帶出，既是精細蝕變作用過程研究的需要，又是恢復海底熱液噴流成礦系統(tǒng)的要求。因此，巖石質(zhì)量和組分變化是VMS礦床化學地層學研究的重要內(nèi)容之一，計算原理及方法如下：

其一，原巖及其不活動組分含量確定。原巖是指沒有遭受熱液蝕變之前的巖石。但是，在VMS型礦區(qū)，尤其是近礦范圍，巖石均不同程度遭受了熱液蝕變改造。因此，實際工作中，一般用蝕變程度弱的樣品代表原巖。同時，要求樣品保留較好的原巖結(jié)構(gòu)構(gòu)造，熱液蝕變痕跡不明顯，巖石化學分析燒失量低，并與全球典型相應類型巖石化學組成范圍一致[48]。不活動組分[28，37，40，41，43-48]是指巖石蝕變前后質(zhì)量沒有發(fā)生改變的組分。大量研究證實，巖石蝕變過程中，Al-Ti-Zr組分通常為不活動組分，也正是因其不活動才導致其比值在蝕變前后保持不變。原巖不活動組分含量確定一般有兩個途徑。一種為巖漿演化趨勢線法[37]，另一種為權(quán)重平均法[40]。其中，巖漿演化趨勢線法適合于礦區(qū)存在同源連續(xù)演化巖漿情況，如玄武巖→安山巖→流紋巖及其中間過渡火山巖(如瑞典Kristineberg地區(qū)[48])。在Al2O3-Zr和TiO2-Zr等不活動組分二元圖解上，這些同源演化火山巖樣品投點將擬合為一條很好的趨勢線，指向Zr元素含量增大方向，即巖漿結(jié)晶分異增強方向，與上述巖石分類中的蝕變線依次相交，各交點即為相應類型巖石原巖不活動組分的初始含量。權(quán)重平均法適用于礦區(qū)不發(fā)育同源連續(xù)演化巖漿情況，可能只發(fā)育雙峰式火山巖或只有玄武巖/長英質(zhì)火山巖，這時在Al2O3-Zr和TiO2-Zr等不活動組分二元圖解上，樣品投點不可能構(gòu)成巖漿演化趨勢線，只能通過幾個弱蝕變樣品的權(quán)重平均值代表原巖不活動組分的初始含量(如英國威爾士Parys Mountain地區(qū)[40])。

其二，巖石質(zhì)量變化系數(shù)，是指蝕變后巖石質(zhì)量與蝕變前原巖質(zhì)量比，也稱巖石富集系數(shù)(enrichment factor，EF[40])。根據(jù)不活動組分質(zhì)量平衡方程推導如下：

蝕變前巖石不活動組分質(zhì)量 = 蝕變后巖石不活動組分質(zhì)量，本式可轉(zhuǎn)換為

蝕變前巖石不活動組分含量 × 蝕變前巖石總質(zhì)量 = 蝕變后巖石不活動組分含量 × 蝕變后巖石總質(zhì)量，進一步轉(zhuǎn)換為

巖石富集系數(shù)(EF)= 蝕變后巖石總質(zhì)量/蝕變前巖石總質(zhì)量 = 蝕變前巖石(弱蝕變樣品)不活動組分含量/蝕變后巖石(測試樣品)不活動組分含量

其三，蝕變樣品原巖組分含量恢復(reconstructing composition，RC[40])，是指根據(jù)巖石富集系數(shù)計算出每一個蝕變樣品的原巖組分含量，公式如下：

蝕變樣品原巖組分含量(RC)= EF × 蝕變后巖石組分含量

其四，蝕變前后巖石組分變化量(composition variation)= RC-測試樣品組分含量

值得肯定的是，這套方法已在全球一些VMS礦床成礦研究及找礦勘查中收到成效(如加拿大Lalor地區(qū)、加拿大Restigouche地區(qū)、瑞典Storliden地區(qū)、秘魯Tambogrande地區(qū)、澳大利亞Rosebery K Lens地區(qū)、英國威爾士Parys Mountain地區(qū)、瑞典Kristineberg地區(qū)、加拿大Bathurst No.6礦區(qū)、中國青海錫鐵山礦區(qū))[40-41，48-55]。

4 熱液蝕變暈與找礦勘查矢量標志

熱液蝕變，尤其是礦體下盤圍巖，廣泛遭受熱液蝕變是本類礦床一個普遍特征。近年來為滿足礦體定位預測需要，圍繞長英質(zhì)蝕變巖熱液蝕變暈及其找礦勘查標志方面取得了一些重要的研究進展。如Large[41]通過澳大利亞塔斯馬尼亞Rosebery VMS礦床長英質(zhì)蝕變巖礦物學、礦物化學和巖石地球化學的綜合研究，構(gòu)建了一組指向礦體的蝕變巖找礦勘查矢量標志，(由低至高)包括：白云母Zn、Ba含量，碳酸鹽礦物Mn含量，全巖Ishikawa蝕變指數(shù)(AI)，Tl、Sb、Na2O、K2O含量及S/Na2O和Ba/Sr比值。Brauhart[56]通過對西澳皮爾巴拉省Panorama VMS礦區(qū)蝕變巖化學組分帶入帶出計算，恢復了礦區(qū)海底熱液成礦系統(tǒng)，為找礦勘查方向判斷指明了方向。Dehnavi[57]通過微區(qū)原位分析技術(shù)LA-ICPMS，對加拿大Bathurst VSHMS礦田長英質(zhì)蝕變巖白云母礦物化學組分研究顯示，近礦蝕變巖(50 m以內(nèi))白云母礦物Tl，Sb，Hg元素顯著富集(>幾百μg/g)，As，Sn，In，Se，Bi和Cd元素不同程度地富集；遠離礦體幾百米外，以上熱液元素在白云母中含量顯著降低(幾μg/g～十幾μg/g)，因此，提出以白云母礦物的 ∑(Tl+Sb+Sn+Hg)含量作為指向礦體的找礦勘查矢量標志。Lerouge[58]對西班牙IPB兩個超大型VSHMS礦床蝕變巖氧同位素研究結(jié)果顯示，近礦蝕變巖比遠礦蝕變巖δ18O值明顯偏低，其中，近礦綠泥石化帶δ18O值變化于 +4‰～+11‰，背景火山巖δ18O值變化于+16‰～+20‰，兩者之間的絹云母化帶(距礦體0.5～1 km)，δ18O值變化于+9‰～+15‰。接近礦體δ18O值降低的現(xiàn)象同樣出現(xiàn)在加拿大Brunswick 6，12 VSHMS礦床[59]。因此，蝕變巖氧同位素系統(tǒng)可以作為本類礦床找礦靶區(qū)定位的有用工具。

5 研究發(fā)展趨勢

依托各種先進地質(zhì)調(diào)查手段和測試分析技術(shù)深入開展成礦動力學、成礦作用過程和找礦勘查標志研究是現(xiàn)代礦床學研究的總體發(fā)展趨勢[60]。長英質(zhì)火山巖與VMS礦床成礦關(guān)系研究也不例外，并且很好地體現(xiàn)了現(xiàn)代礦床學研究的發(fā)展趨勢，具體表現(xiàn)如下：

1)加強現(xiàn)代海底長英質(zhì)火山作用與塊狀硫化物礦床形成關(guān)系研究?，F(xiàn)代海底熱液成礦區(qū)是了解古代海底塊狀硫化物礦床形成作用的天然實驗室[61]，因此，借助現(xiàn)代先進地質(zhì)調(diào)查手段和測試分析技術(shù)，深入了解海底熱液成礦過程中長英質(zhì)巖漿成巖成礦作用過程是長英質(zhì)火山巖與成礦作用研究的重要內(nèi)容。如Yamada & Yoshida[33]詳細研究了日本本州島弧演化、長英質(zhì)巖漿作用與黑礦型VMS礦床形成關(guān)系，結(jié)果顯示，日本黑礦型VMS礦床形成與特定的成礦構(gòu)造背景、特定時間階段及其特定的火山巖漿作用過程有關(guān)。因此，深入研究島弧發(fā)展過程中巖漿演化及其標志特征可以為VMS礦床成因認識及找礦勘查評價提供重要的指導。

2)依托先進測試分析技術(shù)，綜合開展礦區(qū)火山巖地層層序、蝕變分帶空間變化規(guī)律、成巖成礦時空演化過程，提取有效找礦勘查評價標志，始終是長英質(zhì)火山巖與海底熱液塊狀硫化物礦床關(guān)系研究的主題。近年來，伴隨測試技術(shù)的進步，在識別巖石微觀結(jié)構(gòu)構(gòu)造、礦物含量和物質(zhì)成分方面有了更多的手段。如利用掃描電鏡背散射圖像(SEM-BSE)、掃描電鏡能譜分析(SEM-EDS)、掃描電鏡礦物定量分析(QEMSCAN)達到更好觀察和識別礦物形態(tài)、結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組分目的；利用電子探針(EMPA)和激光剝蝕電感耦合等離子質(zhì)譜原位微區(qū)掃描實現(xiàn)礦物微區(qū)元素高精度填圖等(LA-ICPMS Mapping)，這些方法的聯(lián)合運用，進一步提升了成巖成礦研究和找礦勘查評價的能力[62-66]。