长英质火山岩与火山成因块状硫化物矿床形成关系、找矿标志及研究进展

刘光永，孙华山

(1.紫金矿业集团股份有限公司，福建 上杭 364200；2.中国地质大学(武汉)资源学院，湖北 武汉 430074)

0 引言

火山成因块状硫化物矿床(Volcanogenic massive sulfide deposits，简称VMS型矿床)是全球铜、铅、锌和硫铁最主要的来源，同时伴有金、银、钴、镉、铟等多种有用组分。据不完全统计，全球VMS型矿床已开采及保有的资源储量接近140亿吨。其中，太古宙12亿吨，元古宙26亿吨，古生代80亿吨，中生代16亿吨和新生代3亿吨[1]。VMS型矿床和与其成矿作用相似的沉积喷流型块状硫化物矿床(SEDEX型)占据了全球>50%的铅锌，7%的铜，18%的银，以及重要的金和钴、镉、铟等产量[2]。VMS型块状硫化物矿床赋矿地层中广泛发育火山岩，尤其是长英质火山岩，不仅是重要的赋矿围岩，而且也是海底热液喷流系统热源、部分物源和流体的重要控制因素。因此，查明长英质火山岩控矿作用对阐明海底块状硫化物矿床成因和找矿勘查评价具有重要意义。长期以来，长英质火山岩及其控矿作用研究一直是VMS型块状硫化物矿床成矿研究的热点问题。本文在大量文献收集基础上，对其进行了归纳整理，希望对此方面研究有所裨益。

1 长英质火山岩成矿潜力评价的岩石地球化学标志

全球主要VMS型块状硫化物矿床研究显示，赋矿火山岩地层内部往往发育多种产出的长英质火山岩，但是，块状硫化物矿化一般只与其中的某些长英质火山岩有关[3-5]。为此，早在20世纪80年代，地质学者就开始探索建立有效识别成矿(productive)与贫矿(barren)的长英质火山岩判别标志。如Thurston[6]和Campbell[7]率先发现加拿大Noranda地区太古代地层含矿与不含矿的长英质火山岩岩石化学特征存在差异。在此基础上，Lesher[8]和Barrie[9]进一步对本区含矿与不含矿长英质火山岩岩石地球化学开展了系统的对比研究，将本区长英质火山岩划分为FⅠ、FⅡ和FⅢ三种类型。其中，FⅠ为典型的贫矿长英质火山岩；FⅡ少部分与成矿有关，多数与成矿无关；FⅢ型为典型成矿有关长英质火山岩，尤其是大型—超大型VMS矿床均与此类长英质火山岩有关。明确了三类长英质火山岩分类的岩石地球化学标志：FⅠ型长英质火山岩为碱性-钙碱性系列英安岩-流纹岩组合，稀土配分模式曲线向右陡倾斜，轻稀土富集，重稀土亏损，[La/Yb]N变化于6～34之间，微弱负—中等正的Eu异常(0.87～2.0)，高Zr/Y比值(9～31)，低的高场强元素(HFSE)和高的Sr元素含量。FⅡ型长英质火山岩为钙碱性系列英安岩-流纹岩组合，稀土配分模式曲线向右缓倾斜，轻稀土弱富集，重稀土弱亏损，[La/Yb]N变化于2～6之间，Eu异常变化范围大(0.35～1.4)，中等Zr/Y比值(6～11)，中等HFSE和Sr元素含量。FⅢ型长英质火山岩为拉斑系列流纹质英安岩-高硅流纹岩组合(SiO2：67%～84%)，稀土配分模式曲线平直，轻、重稀土分馏不明显，[La/Yb]N变化于1～4之间。根据其他微量元素特征及比值，将FⅢ型长英质火山岩进一步划分为FⅢa和FⅢb两个亚类。其中，FⅢa型长英质火山岩显示可变的负Eu异常(0.35～0.94)，低Zr/Y比值(4～7)，高Sc和中等HFSE元素含量；FⅢb型长英质火山岩显示更加显著的负Eu异常(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]进一步划分出FⅣ型长英质火山岩，该类岩石属于拉斑系列流纹岩-高硅流纹岩组合(SiO2：69%～81%)，稀土配分模式向左弱倾斜，轻稀土弱亏损，[La/Yb]N比值变化于0.22～2.1之间，低REE和HFSE元素含量，低Zr/Y比值(0.67～4.8)。本类岩石内部也有大型VMS矿床赋存，尤其是部分显生宙VMS矿床明显与此类长英质岩石有关[4，10]。此后，为进一步验证上述长英质火山岩岩石地球化学判别标志的可靠性，Lentz[4]和Hart[10]进一步开展了元古宙和显生宙VMS型矿床中成矿与贫矿长英质火山岩岩石地球化学特征的对比研究，结果发现与太古宙相比，元古宙和显生宙的VMS型矿床优先赋存于FⅡ、FⅢa和FⅣ三类长英质火山岩内部，而赋存于FⅢb型长英质火山岩中的VMS型块状硫化物矿床显著减少。此外，随着成矿时间由老向新，赋存于FⅡ型长英质火山岩中的VMS型块状硫化物矿床数量显著增加。无论是太古宙还是元古宙和显生宙，FⅠ型长英质火山岩中均很少见VMS型矿床。

此外，研究发现，长英质岩石的锆饱和温度也可以作为评价成矿与贫矿的重要地球化学标志。如加拿大Abitibi地区与VMS型块状硫化物矿床有关的长英质岩石锆饱和温度明显比与成矿无关的长英质岩石锆饱和温度高[11]，加拿大Yokn地区Wolverine块状硫化物矿床与成矿有关的流纹岩锆饱和温度明显比成矿无关的流纹岩饱和温度高[12]。

2 长英质火山岩成岩成矿动力学

通过对长英质火山岩成岩构造背景、源区部分熔融程度、迁移过程的系统研究，逐步完善了VMS矿床有关长英质火山岩成岩成矿动力学认识：

1)板块构造体制是成岩成矿的首要控制因素。其中，FⅠ型长英质火山岩形成于岛弧相关的挤压构造背景，FⅡ～FⅣ型长英质火山岩形成于伸展背景。而且FⅡ和FⅢa型长英质火山岩一般形成于大陆内部、边缘或成熟度高的岛弧等构造单元伸展背景，如(大陆、成熟岛弧、陆缘弧)裂谷、弧后盆地等；FⅢb和FⅣ一般形成于大洋及成熟度低的洋岛等伸展背景，如洋中脊、大洋岛弧裂谷、弧前/后盆地等。同时，板块构造体制进一步控制着岩浆源区、部分熔融程度、岩浆迁移及结晶分异程度，进而控制了不同构造体制下形成的长英质火山岩VMS型矿床成矿潜力。因此，板块构造体制是成岩成矿的首要控制因素[3，4，13-15]。

2)源区深度、部分熔融程度及残留矿物是长英质火山岩成岩成矿差异的主要控制因素。其中，FⅠ型长英质火山岩起源于深度>30 km的榴辉岩相低程度部分熔融(10%～20%)，源区石榴石矿物残留是FⅠ型长英质火山岩低HREE，高(La/Yb)N比值的根本原因；FⅡ型长英质火山岩起源于10～30 km中下地壳麻粒岩-角闪岩相高程度部分熔融(30%～60%)，其中，只有源区深度<15 km的FⅡ型长英质火山岩具有VMS型矿床成矿潜力，而源区深度>15 km的FⅡ型长英质火山岩VMS型矿床成矿潜力不大。这也是导致为何一部分FⅡ型长英质火山岩成矿而另一部分FⅡ型长英质火山岩不成矿的根本原因。此外，源区角闪石矿物残留是FⅡ型长英质火山岩HREE中等富集及(La/Yb)N比值中等的原因；FⅢ型长英质火山岩源于深度<10 km中上地壳角闪岩相高程度部分熔融，源区斜长石矿物残留是FⅢ型长英质火山岩HREE富集及(La/Yb)N比值低的原因。同时，由于FⅢ型长英质火山岩源区浅，部分熔融程度高，围岩渗透性好(脆性构造域)，为海底热液喷流成矿提供了有利的热源及热液循环条件。因此，本类型长英质火山岩是全球大型—超大型VMS型矿床最有利的赋矿围岩[8，10]。

3)FⅡ和FⅢ型长英质火山岩之下大规模高位岩浆房发育是导致这两类火山岩成矿潜力大的根本原因。大量研究显示，全球很多VMS型矿区长英质火山岩下部通常存在大规模同火山期侵入体(synvolcanic intrusions，Matagami，Timmins，Selbaie，Manitouwadge，Val d’Or，Noranda，Sturgeon Lake and Snow Lake，Kristineberg)[5，16-23]，这些侵入体一般位于长英质火山岩之下3 km(高位岩浆房)，岩石组合为闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩(安山质-英安质岩浆，显生宙)或TTG(太古宙和古元古代)，它们与FⅡ和FⅢ型长英质火山岩的侵位时间、同位素组成特征基本一致，只是结晶程度和岩石地球化学特征有差异[24-28]。据此，Galley[5]提出浅成次火山侵入体海底热液喷流成矿概念模型，认为FⅡ和FⅢ型长英质火山岩成矿潜力大的根本原因在于高位岩浆房为海底热液喷流成矿提供了持续稳定的热源及部分成矿物质来源。相反，FⅠ型长英质火山岩同期次火山侵入体的缺失是本类长英质火山岩成矿潜力不佳的根本原因。

4)成矿有关的FⅡ和FⅢ型长英质火山岩一般经历了幔源镁铁质岩浆的注入、混合和高位岩浆房结晶分异的普遍过程，幔源镁铁质岩浆注入的越多，经混合(形成安山质岩浆)与结晶分异后形成的长英质岩浆锆饱和温度、SiO2、HREE和HFSE含量越高[4，5，21]。同时，幔源镁铁质岩浆注入的越多，地温梯度越高，地壳部分熔融程度越高，越有利于大规模高位岩浆房的出现，对海底热液喷流成矿越有利。成矿有关长英质火山岩的这一演化过程已在多个现代海底和古代VMS型矿化聚集区得到验证(如Wolverine，Lau Basin，Okinawa Trough，Honshu arc，Marianas arc，Doyon-Bousquet-LaRonde and CambrianMount Lyell districts，Hood)[12，29-36]。

3 块状硫化物矿区火山岩原岩恢复

遭受蚀变及变形变质作用是VMS型矿床的普遍特征。热液蚀变作用和变形变质作用强烈地模糊了原岩的结构构造和地层接触关系，因此，在这样的地区，试图运用传统的岩相学及地层学手段实现岩性识别及地层单元划分通常是行不通的，进而严重制约了矿床成因研究及找矿勘查评价[37-41]。为此，早在20世纪80年代研究者们就尝试将化学地层学方法引入VMS型矿区原岩恢复及地层划分，即通过不同地层单元中标志性地球化学特征进行地层划分对比[42]。通过长期探索，形成了一套较成熟的VMS型矿区化学地层单元原岩恢复及划分的理论方法体系，其要点如下：

1)岩石分类。岩石分类是地层单元划分的基础。VMS型矿区蚀变岩岩石化学研究表明，原岩化学组分均一的蚀变岩样品，在Al2O3-Zr、TiO2-Zr、Al2O3-TiO2、Th/Zr、Th/Yb、La/Yb等不活动组分构成的二元图解上，样品投点呈通过原点的线性分布[28，37，43-47]。而且，不同原岩化学组分、不同蚀变程度的岩石样品，在不活动组分二元图解上沿通过原点的不同斜率直线分布，这些直线称为蚀变线(Alteration lines)[40]。反言之，不活动组分二元图解中的一条蚀变线即代表了一类蚀变程度不同的岩石，有几条蚀变线即有几类不同蚀变程度的岩石。据此，可以达到岩石分类的目的。

2)原岩组分恢复及蚀变前后组分变化程度。查明蚀变前后岩石质量的增加或减少，不同化学组分的带入和带出，既是精细蚀变作用过程研究的需要，又是恢复海底热液喷流成矿系统的要求。因此，岩石质量和组分变化是VMS矿床化学地层学研究的重要内容之一，计算原理及方法如下：

其一，原岩及其不活动组分含量确定。原岩是指没有遭受热液蚀变之前的岩石。但是，在VMS型矿区，尤其是近矿范围，岩石均不同程度遭受了热液蚀变改造。因此，实际工作中，一般用蚀变程度弱的样品代表原岩。同时，要求样品保留较好的原岩结构构造，热液蚀变痕迹不明显，岩石化学分析烧失量低，并与全球典型相应类型岩石化学组成范围一致[48]。不活动组分[28，37，40，41，43-48]是指岩石蚀变前后质量没有发生改变的组分。大量研究证实，岩石蚀变过程中，Al-Ti-Zr组分通常为不活动组分，也正是因其不活动才导致其比值在蚀变前后保持不变。原岩不活动组分含量确定一般有两个途径。一种为岩浆演化趋势线法[37]，另一种为权重平均法[40]。其中，岩浆演化趋势线法适合于矿区存在同源连续演化岩浆情况，如玄武岩→安山岩→流纹岩及其中间过渡火山岩(如瑞典Kristineberg地区[48])。在Al2O3-Zr和TiO2-Zr等不活动组分二元图解上，这些同源演化火山岩样品投点将拟合为一条很好的趋势线，指向Zr元素含量增大方向，即岩浆结晶分异增强方向，与上述岩石分类中的蚀变线依次相交，各交点即为相应类型岩石原岩不活动组分的初始含量。权重平均法适用于矿区不发育同源连续演化岩浆情况，可能只发育双峰式火山岩或只有玄武岩/长英质火山岩，这时在Al2O3-Zr和TiO2-Zr等不活动组分二元图解上，样品投点不可能构成岩浆演化趋势线，只能通过几个弱蚀变样品的权重平均值代表原岩不活动组分的初始含量(如英国威尔士Parys Mountain地区[40])。

其二，岩石质量变化系数，是指蚀变后岩石质量与蚀变前原岩质量比，也称岩石富集系数(enrichment factor，EF[40])。根据不活动组分质量平衡方程推导如下：

蚀变前岩石不活动组分质量 = 蚀变后岩石不活动组分质量，本式可转换为

蚀变前岩石不活动组分含量 × 蚀变前岩石总质量 = 蚀变后岩石不活动组分含量 × 蚀变后岩石总质量，进一步转换为

岩石富集系数(EF)= 蚀变后岩石总质量/蚀变前岩石总质量 = 蚀变前岩石(弱蚀变样品)不活动组分含量/蚀变后岩石(测试样品)不活动组分含量

其三，蚀变样品原岩组分含量恢复(reconstructing composition，RC[40])，是指根据岩石富集系数计算出每一个蚀变样品的原岩组分含量，公式如下：

蚀变样品原岩组分含量(RC)= EF × 蚀变后岩石组分含量

其四，蚀变前后岩石组分变化量(composition variation)= RC-测试样品组分含量

值得肯定的是，这套方法已在全球一些VMS矿床成矿研究及找矿勘查中收到成效(如加拿大Lalor地区、加拿大Restigouche地区、瑞典Storliden地区、秘鲁Tambogrande地区、澳大利亚Rosebery K Lens地区、英国威尔士Parys Mountain地区、瑞典Kristineberg地区、加拿大Bathurst No.6矿区、中国青海锡铁山矿区)[40-41，48-55]。

4 热液蚀变晕与找矿勘查矢量标志

热液蚀变，尤其是矿体下盘围岩，广泛遭受热液蚀变是本类矿床一个普遍特征。近年来为满足矿体定位预测需要，围绕长英质蚀变岩热液蚀变晕及其找矿勘查标志方面取得了一些重要的研究进展。如Large[41]通过澳大利亚塔斯马尼亚Rosebery VMS矿床长英质蚀变岩矿物学、矿物化学和岩石地球化学的综合研究，构建了一组指向矿体的蚀变岩找矿勘查矢量标志，(由低至高)包括：白云母Zn、Ba含量，碳酸盐矿物Mn含量，全岩Ishikawa蚀变指数(AI)，Tl、Sb、Na2O、K2O含量及S/Na2O和Ba/Sr比值。Brauhart[56]通过对西澳皮尔巴拉省Panorama VMS矿区蚀变岩化学组分带入带出计算，恢复了矿区海底热液成矿系统，为找矿勘查方向判断指明了方向。Dehnavi[57]通过微区原位分析技术LA-ICPMS，对加拿大Bathurst VSHMS矿田长英质蚀变岩白云母矿物化学组分研究显示，近矿蚀变岩(50 m以内)白云母矿物Tl，Sb，Hg元素显著富集(>几百μg/g)，As，Sn，In，Se，Bi和Cd元素不同程度地富集；远离矿体几百米外，以上热液元素在白云母中含量显著降低(几μg/g～十几μg/g)，因此，提出以白云母矿物的 ∑(Tl+Sb+Sn+Hg)含量作为指向矿体的找矿勘查矢量标志。Lerouge[58]对西班牙IPB两个超大型VSHMS矿床蚀变岩氧同位素研究结果显示，近矿蚀变岩比远矿蚀变岩δ18O值明显偏低，其中，近矿绿泥石化带δ18O值变化于 +4‰～+11‰，背景火山岩δ18O值变化于+16‰～+20‰，两者之间的绢云母化带(距矿体0.5～1 km)，δ18O值变化于+9‰～+15‰。接近矿体δ18O值降低的现象同样出现在加拿大Brunswick 6，12 VSHMS矿床[59]。因此，蚀变岩氧同位素系统可以作为本类矿床找矿靶区定位的有用工具。

5 研究发展趋势

依托各种先进地质调查手段和测试分析技术深入开展成矿动力学、成矿作用过程和找矿勘查标志研究是现代矿床学研究的总体发展趋势[60]。长英质火山岩与VMS矿床成矿关系研究也不例外，并且很好地体现了现代矿床学研究的发展趋势，具体表现如下：

1)加强现代海底长英质火山作用与块状硫化物矿床形成关系研究。现代海底热液成矿区是了解古代海底块状硫化物矿床形成作用的天然实验室[61]，因此，借助现代先进地质调查手段和测试分析技术，深入了解海底热液成矿过程中长英质岩浆成岩成矿作用过程是长英质火山岩与成矿作用研究的重要内容。如Yamada & Yoshida[33]详细研究了日本本州岛弧演化、长英质岩浆作用与黑矿型VMS矿床形成关系，结果显示，日本黑矿型VMS矿床形成与特定的成矿构造背景、特定时间阶段及其特定的火山岩浆作用过程有关。因此，深入研究岛弧发展过程中岩浆演化及其标志特征可以为VMS矿床成因认识及找矿勘查评价提供重要的指导。

2)依托先进测试分析技术，综合开展矿区火山岩地层层序、蚀变分带空间变化规律、成岩成矿时空演化过程，提取有效找矿勘查评价标志，始终是长英质火山岩与海底热液块状硫化物矿床关系研究的主题。近年来，伴随测试技术的进步，在识别岩石微观结构构造、矿物含量和物质成分方面有了更多的手段。如利用扫描电镜背散射图像(SEM-BSE)、扫描电镜能谱分析(SEM-EDS)、扫描电镜矿物定量分析(QEMSCAN)达到更好观察和识别矿物形态、结构和物质组分目的；利用电子探针(EMPA)和激光剥蚀电感耦合等离子质谱原位微区扫描实现矿物微区元素高精度填图等(LA-ICPMS Mapping)，这些方法的联合运用，进一步提升了成岩成矿研究和找矿勘查评价的能力[62-66]。