不同尺度地质构造对矿床的控制

VMS矿床的分布、组成、规模和形态都与它们所处的板块构造背景有关。如水的深度(控制着VMS矿床的组成)和岩浆的注入(可能被富金的热液系统叠加)等。从某种程度上讲，VMS矿床的形成与俯冲或者有关的裂谷环境有关。

一、板块构造尺度

在单个时期裂谷的演化过程中，VMS矿床形成于碰撞环境(洋-洋和洋-陆汇聚)。在老的、冷的和密度大的洋壳俯冲过程中，由于俯冲角度较大，导致板片的后卷和撕裂而引发裂谷作用。由于向洋一侧俯冲带的后退、软流圈上涌以及俯冲板片和仰冲板块脱耦作用，导致弧后盆地的形成;或者通过俯冲速率的减慢和停止以及碰撞后期构造的坍塌而形成继承性盆地(Crawford et al.，1989)。裂谷作用可能受俯冲板片或者仰冲板片下伏的地幔柱诱导。弧后伸展地区复杂的几何形态可能是板块斜向汇聚的结果。板块斜向汇聚导致在板块旋转过程中产生转换压缩以及导致弧后环境大型伸展转换构造的发育。伸展和裂谷发育的结果是常常伴随发生沉降，引起地壳的减薄、热的软流圈地幔的上涌，侵入到大陆基底或者洋壳中。由于减压作用引起的地幔的部分熔融，导致超铁镁质和铁镁质岩浆的底辟侵入地壳，引起含水的地壳在小于15km深度情况下，发生低压部分熔融，产生800～1000℃英云闪长岩和奥长花岗岩熔体。热的流纹质熔体和幔源的玄武质熔体的快速上升侵位，形成双峰式火山作用，这是典型的裂谷和VMS矿床成矿环境。与VMS矿床共生的玻质安山岩，是高温的幔源熔融体，指示了高温的环境。与裂谷有关的双峰式岩浆作用导致岩浆热在裂谷系统中快速、集中地运移到近地表环境以及深穿透的断层和裂隙的长期活动或者重新活动。裂谷环境中的同生断裂允许海水渗入到次火山环境的侵入体，并与岩浆产生的含矿流体发生混合或者导致地壳浅部(3～12km)岩浆房的岩浆的直接注入成矿裂隙中。VMS、斑岩铜矿和浅成低温矿床极少产于同一增生碰撞地体中。由于地体的斜接，在许多弧和弧后系统中，这3种矿床在空间上非常相近。然而，VMS矿床常形成于单个板块汇聚和弧发育的构造-岩浆事件中。

二、矿区尺度

大多数重要的VMS矿床呈集中式产出，形成主要的矿产资源地。Sangster(1980)对加拿大VMS矿床的分布、特征进行了详细系统研究，认为它们受一级区域构造的控制。一般情况下，矿床的分布主要受线性的裂谷或者火山口控制，它是基底区域减薄或者下伏地幔减压作用以及铁镁质岩浆作用的结果(图7-4)。在大洋扩张洋脊环境，铁镁质岩浆上升，在海底数千平方米的范围内形成狭长的辉长岩岩床，这些岩床与海底洋脊扩张轴平行(Stinton et al.，1992)。如果在大洋底部或者弧下岩石圈，那么这些温度高达1000～1400℃的铁镁质岩浆就可以穿过地壳，产生中性到长英质部分熔融体以及双峰式铁镁质侵入/喷出体。与之有关的辉长岩-英安岩-英云闪长岩-奥长花岗岩岩浆可以上升到2～3km的海底(Galley，2003)。在较厚地壳(20～30km)的伸展过程中，如大陆弧后背景，岩浆侵位于中地壳环境，这些熔体可能不会侵入到它们同源的火山岩序列中，而是侵位于下伏的基底地壳中。这些导致了VMS成矿带不同矿区不同规模的热液蚀变和矿床地质特征的差异。

图7-4 VMS矿床的形成是不同尺度地质构造伸展的产物

在裂谷或者火山口中，铁镁质或者高位的复合次火山岩侵入体的热能是海底热液循环的驱动力(Galley，1993;Alt，1995)(图7-5)。孔隙地壳中同生的海水首先被加热，使它具有浮力，然后热液沿着同火山断裂构造上升，在侵入体上部，冷的海水加入循环系统。在向下运移的过程中，这些原先冷的、中性的流体逐步被加热，在增温的过程中，与周围的围岩发生反应。冷却岩床上方的等温线一般是水平的，导致形成层状、矿区规模的、半整合的蚀变带。蚀变带在某种程度上受下伏侵入体走向和延伸长度的控制(Spooner et al.，1973;Munha et al.，1980;Lagerblad et al.;1985;Gibson et al.，1990;Galley，1993;Alt，1995;Brauhart et al.，1998;Bailes et al.，1999)。蚀变矿物组合的分布与区域变质相的矿物组合非常类似(Spooner et al.，1973;Alt，1995;Hannington et al.，2003)。靠近侵入体上部Ca斜长石蚀变成为角闪岩相矿物组合，包括富Fe、Ca的角闪石、斜黝帘石和磁铁矿(图7-5a，b，c);再往上面是富Na、Ca绿片岩相的矿物组合，主要为钠长石、石英、绿泥石、阳起石和绿帘石;而靠近海底的是沸石-粘土矿物组合及其有关的次绿片岩相矿物。次绿片岩相矿物主要是富K-Mg的蒙脱石、混层的绿泥石和钾长石。通过对不同蚀变带岩石全岩的氢氧同位素组成进行研究，就能够充分认识不同蚀变带的化学和矿物成分的变化(Green et al.，1983;Taylor et al.，1985;Aggerwal et al.，1987;Cathles，1993;Paradis et al.，1993)。

图7-5 近海底热液系统发育的三个阶段

在火山口环境中，这些层状蚀变带的长度可达5～50km，厚度可达1～3km。蚀变系统的大小反映了其成矿的潜力。在矿区内，VMS矿床的分布取决于与下伏岩体有关的同火山断层的分布(Eastoe et al.，1987;Gibson et al.，1990;Brauhart et al.，1998;Galley，2003)。作为火山补给系统的断裂是高温富含金属的热液流体上升的通道，这些流体形成VMS矿床。这些断裂可以在多期、多旋回的火山-热液活动中一直保持活动性，最终导致在不同的地层以及裂谷和火山机构中形成多期的VMS矿床。

以铁镁质岩石为主的、双峰式铁镁质和双峰式长英质赋矿围岩是喷出火山岩石的主要组成部分，这些火山岩往往伴随着大规模的浅成侵入体。近海底环境有利于高温(＞350℃)热液流体系统形成Cu、Cu-Zn和Zn-Cu(-Pb)VMS矿床，并含有可变化的Au和Ag含量。1～5m厚的富Fe的喷气岩往往指示有成矿前景的VMS矿床(Spry et al.，2000;Peter，2003)。这些喷气岩主要由细粒的火山碎屑物质、燧石和碳酸盐组成，主要形成于区域热液活动的晚期阶段，当浅部循环的海水在＜250℃时，成矿流体卸载Fe和Si以及一些贱金属时，主要通过伸展的、对流的热液火山口。在玄武岩占优势的基底中喷气岩的形成往往在下伏200～500m的地层中伴随着硅化作用和(或者)绿泥石化作用(图7-5c)。在以长英质火山碎屑岩为主的地体中，铁建造的形成往往伴随着长英质地层发育广泛的K-Mg蚀变，如瑞典的Bergslagen地区。

在容积上，铁镁质、长英质和双峰式硅质碎屑火山岩倾向于赋存小型的铁镁质和(或者)长英质岩床、岩脉，比较容易形成VMS类型Zn-Cu-Co和Zn-Pb-Cu-Ag矿床。在矿区尺度半整合的热液环境，VMS矿床主要由低温的矿物组成，主要热液蚀变矿物为Mg-K蒙脱石和钾长石蚀变，形成广泛的低温Fe-Si-Mn矿床(如铁建造的一种类型)。另外一种类型的铁建造是从高温热液泉口中幔羽的散落物，这些热液流体主要来自具有还原性的、分层的水柱或者是海底断层控制的断陷区的高盐度的卤水(Peter，2003)。在区域伸展环境中，铁建造矿物学的变化，如从氧化物、碳酸盐到硫化物，说明了从近源到较高温的热液喷气口的混合物的变化，也反映了盆地中水柱的分层现象。矿物组合的变化往往伴随着不同元素之间比值的变化，如Fe、Mn、B、P和Zn(喷气组分)对Al和Ti(碎屑组分)(Peter et al.，1996)。

三、矿床尺度

VMS矿床主要由块状、半块状层状硫化物透镜体组成，在透镜体下部是硫化物的硅质网脉系统。矿床规模的大小取决于同生火山断层的性质、底盘围岩和赋矿围岩的性质、海水的深度、热液系统的大小和热液流体的持续时间、温度梯度以及矿床后期保存的程度。单个的块状硫化物透镜体厚度可以超过100m，有的达数十米宽以及沿走向延伸可达数百米。如，储量达148Mt的KiddCreek矿床向下延伸2000m，由5个矿体组成。矿体厚度超过500m，单个透镜体厚度可达100m。VMS矿床层状硫化物穹丘往往具有一系列的形貌和可变化的内部结构。在现代海底热液泉口就可以观察到正在形成的硫化物-硅酸盐-硫酸盐“烟囱”。这些结构往往是不稳定的，伴随着矿床的形成和坍塌，逐渐形成角砾穹丘。在角砾穹丘中，热液流体的持续循环导致角砾愈合，形成硅质、粘土和硫酸盐帽。穹丘中金属硫化物的连续沉淀，形成结构复杂的、半块状、块状硫化物丘。热液流体流经穹丘构造的时候，由于温度和化学梯度的变化，引起先前沉淀的金属物质重新活动(图7-6)，这个过程成为带状精炼过程。在带状往往形成黄铜矿核和富闪锌矿-方铅矿的外带。在极端的情况下，硫化物穹丘外的大多数贱金属和贵金属重新活动通过喷发的热液系统带入海水柱中。块状的黄铁矿核和薄层的、贱金属和贵金属富集的外带是VMS矿床的主要特点。

虽然很多VMS矿床都有碎屑物质组成，但是相对块状硫化物相来说，却是次要的。大多数情况下，这些碎屑相往往是硫化物和围岩的碎片的混合物。另外一种情况是，细粒的层状透镜状矿石可能是高温幔羽的硫化物颗粒散落物与热液硅质、滑石和Mg-蒙脱石，以及周围的深海的沉积物的混合物(Peter，2003)。同样，细粒的带状矿石也有可能是区域变质事件中硫化物动态重结晶的产物。在区域变形过程中，由于块状硫化物的韧性特征，VMS矿床易于遭受应变，因此，它们往往表现出比周围火山岩和沉积岩地层岩石应变较高的重结晶作用和重活动性。在一些情况下，VMS矿床不是形成于海底，而是形成于近海底的交代作用。当热液流体在喷出岩、自生碎屑岩、火山碎屑岩或者外来碎屑中的孔隙流动时，发生交代作用而产生。

图7-6 VMS矿床的矿物分带

图7-7 VMS矿床热液蚀变系统剖面图

从平面上看，近源蚀变带可以形成2倍于块状硫化物透镜体大小的蚀变晕，但是在Chisel Lake和Eskay Creek矿床，底盘的蚀变比较大，其范围是透镜体直径的很多倍(Galley et al.，1993)(图7-7)。虽然近源蚀变带的形态变化比较大，但是它们往往在近古海底面加宽，说明浅部循环的同生水、海水和上升的热液流体之间的强烈反应。蚀变带的矿物内部分带性也揭示了流体混合作用的发生。铁绿泥石-石英±硫化物±绢云母±滑石矿物组合通常与中心部位的网脉状矿化有关，越接近块状硫化物透镜体的接触带，石英和硫化物逐渐增多。在一些情况下，滑石和(或者)磁铁矿形成于块状硫化物透镜体底部和热液蚀变筒的顶部。在Matagami矿区VMS矿床、Ansil矿床以及Chu Chua矿床，中心部位往往含有部分多硅白云母，并被外部的Fe-Mg绿泥石和绢云母带所围绕，再向外是富绢云母、多硅白云母、Mg绿泥石±钠长石±碳酸盐±重晶石的矿物组合。

在浅水环境(＜1500m水深)，在近海底或者热液流体上升的过程中，有可能发生流体的沸腾作用，导致在垂直方向形成广泛的黄铁矿网脉带和广泛的、强烈的绢云母-石英-黄铁矿蚀变带。

在有些情况下，与VMS矿床有关的远程的低温热液蚀变矿物很难与区域绿片岩相变质矿物组合区分开来。当近程蚀变带受到角闪岩相梯度的区域和接触变质作用的影响时，原先含水的较多矿物组合就变成了粗粒的石英-层状硅酸盐-铝硅酸盐组合，从而很难与周围未蚀变的地层中的岩石相区分(图7-8)。因此，有可能利用粗粒的变质矿物组合的系统变化来指示近程蚀变系统的中心以及指示古海底(Hodges et al.，1993)。

图7-8 Chisel VMS矿床近源蚀变带剖面图