火山块状硫化物矿床(VMS型矿床)

火山块状硫化物矿床(VMS型矿床)LtDVMS矿床概述一、VMS定义：Franklinetal.(1981)BarrieandlIannington(1999),La.rgeetal.(2001b)等认为火山块状硫化物矿床是受层状地层控制的硫化物集合体，成因上与同期火山活动有关，喷流沉淀于海底。矿体可分为两个局部，一是整合型的块状硫化物透镜体〔>60%硫化物含量〕，而是不整合型脉状矿体，往往在下部层序中出现。VMS与VHMS、VAMS并不可以完全等同，VMS强调成因上与同期火山活动机制有关系，并不认为矿体一定赋存在火山岩石中，还可以赋存在与火山活动相关的火山或者沉积层序中。二、区分SEDEX、VMS、条带状磁铁矿、浅成低温热液矿床形态上相似和产出相伴生的矿石类型应该加以区分。其中SEDEX矿床和条带状铁矿床会经常与VMS矿床相伴生。其中SEDEX矿床在产出环境上形成于大陆边缘裂谷环境，而VMS矿床形成于初始裂开岛弧地区；金属矿物成分上前者Pb-Zn±Ag为主，后者为多金属杂合；最重要的是形成机制的不同，后者为变质的海水携带者金属离子和硫离子，前者为盆地卤水携带者主要的金属离子类型和外来的硫离子〔如生物来源的硫和海水中硫酸根的转变〕(Lydon,1995).。条带状磁铁矿建造也会和VMS矿床相伴生，通常产出在VMS矿床末梢呈大面积分布，由低温热流体中成矿金属卸载形成。(Gross,1995).虽然被解释呈大面积的盆地流体作用形成，但是在地球化学微量元素蛛网图上有相似之处。(PeterandGoodfellow,2003).在地表火山环境下产出的浅成热液低温贵金属矿床与VMS矿床有着相同的高级泥化带和叶蜡石化现象。(e.g.,PoulsenandHannington,1996;SUUtoeetal.,1996;HanningtonandHerzig,2(00).但是VMS矿床成因流体为变质的海水，很少为火山热液。而浅成低温热夜贵金属矿床的流体多为火山热液或者多种流体的混合。三、形成环境、机制VMS主要产出于碰撞环境中的拉裂扩张部位〔洋-洋，洋-陆碰撞〕，随着开裂，沉陷，热的软流圈地幔物质挤入地壳基底而导致地壳变薄，从而形成双峰地幔来源的铁镁质火山作用和地壳来源的长英质火山机制。裂开带中的火山活动就证明了浅部和中部地壳同成因的侵入活动。造成毗邻火山岩层和沉积岩层中包含的海水的加热和变质。扩张岛弧环境可以由初始岛弧玄武岩和高硅流纹岩由英云闪长岩和奥长花岗岩岩墙和岩床侵入体区分。形成机制：热传递水岩反响导致金属离子的淋滤同时在VMS矿体下部的半整合蚀变带中形成了热液对流体系。这种长时间的循环体系会把深部的矿物质通过深部渗透性断裂带到海底卸载形成所谓的VMS矿床。在有些地区也发现了金属矿物质直接来自次火山岩浆的现象。矿体中金属含量的多少是由反响带中流体的温度，PH值，上升过程中的冷却速率，海底液体的混合数目所决定的。通过与玄武岩反响形成的流体最高温度为350-400度，通常与CU-Zn矿床伴生，Pb矿少量出现。如果是与沉积岩和长英质火山碎屑岩反响形成的流体产出Pb+Zn+Cu矿石，通常有较高的〔Zn+Pb〕/Cu的值。Au的矿化可以出现在任意一种环境中，主要是受温度，Ph值，As，区域提炼再分配，岩浆成分的参加，沸腾和沉淀机制。海底的成矿作用使得VMS可以形成大规模类型的矿床。四、分类：VMS的分类方法有很多种，不同学者从不同角度提出了不同的划分 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，以往的划分依据主要可概括为：容矿岩石、矿石组成或成矿元素组合、大地构造背景等。如可以基于矿物成分划分为Cu-Pb-Zn三角图划分法，富Au矿床。也可以基于地质环境划分或者是围岩组成划分。但是分类方法优劣并存，例如Cu-Pb-Zn三角图划分法很容易使用，但是却没有描述矿床的产出环境和可预测的储量。按着地质环境划分比按照成分组成划分比拟客观，同时对找矿也具有一定的指示意义。这里我们通过岩石地层学方法基于在矿形成同时产出的火山岩和沉积岩岩层单元为依据进行划分，在BarrieandHannington(1999)的根底上经行扩展。经典的Franklin〔2005〕分类方案：Franklin〔2005〕根据同时期断裂或主侵入体所围限的岩石地层体系对VMS〔火山成因块状硫化物矿床〕〔表1.2〕类型进行划分，该体系主要依赖于在给定背景下与矿床同时形成的主要火山岩和沉积岩岩石单元组合。岩石地层分类方案是建立在以岩石组成为根底的BarrineandHannington〔1999〕方案之上，并进行扩展。该分类方案是基于在一个矿区中整个火山岩-沉积岩的旋回或者组合特征上，这个岩石组合的分布可能从数百平方米到20多平方千米之广。VMS按照岩石层位学可以分为五类1，双峰式铁镁质环境〔bimodal-mafic-settings〕〔eg:Noranda,Urals〕初始俯冲裂开的岛弧上环境，多数为熔岩并含有<25%的长英质火山岩。2，铁镁质环境〔maficsettings〕(e.g.,Cypms,Oman)产出于初始岛弧后地区，主要围岩为蛇绿岩和<10%的沉积岩。3，泥火山-铁镁质环境〔pelitc-maficsettings〕(e.g.,WindyCraggy,Besshi)产出于成熟的弧后环境含有相似的泥质岩和玄武岩组成。4，双峰式长英质环境〔bimodalsettings〕(e.g.,Skel1efte.Tasmania)形成于俯冲的大陆边缘未成熟弧后地区，30%-70%的长英质火山岩系列5，长英质环境〔siliclastic-felsicsettigs〕：俯冲过程形成的成熟的陆缘弧后地区。主要是陆源的沉积物和火山碎屑物质。前三种主要矿产种类是Cu+Zn，后两种可以出现Pb。然后五中亚类中又可以根据主导是熔岩相，火山碎屑相或者沉积相划分出下面的次类。前三种双峰式铁镁火山岩，铁镁质火山岩，长英质火山岩，泥质岩-铁镁火山岩与洋内俯冲直接相关，对应的事初生的岛弧裂谷环境〔1类型〕到一个成熟的弧后裂谷环境〔2,3类型〕。在太古代绿岩带中，1类型也包含地幔柱环境，3类型包括海山建造和弧后火山机制。双峰式长英质火山岩〔4类型〕和硅质碎屑-长英质类型〔5类型〕主要行成于洋陆边界和陆缘弧后系统环境。4类型主要行程与初始的俯冲陆缘岛弧环境，5类型行程与成熟后的陆缘弧后盆地环境。1,2,4中以火山质岩石为主体相而3,5中主要是沉积相岩石。随后我们把在洋中脊处产出的VMs矿床归入第2类中，因为他们的岩石学和矿产类型特征相似除了(MORBvs.arc-tholeiite-boninite地球化学上特征的差异。六、不同类型对应的岩石学、构造环境、蚀变类型表1.2Franklin〔2005〕VMS划分类型以及蚀变类型比照矿床类型构造背景岩石组合以及例子下盘〔footwall〕/岩管蚀变特征双峰式镁铁质类型熔岩相为主洋内俯冲初始张裂的双峰式火山弧环境玄武岩为主，长英质火山岩可达25%〔主要成分：枕状块状玄武质熔岩流，长英质熔岩流以及岩穹窿；次要成分：长英质、镁铁质火山碎屑岩，陆源沉积岩砂岩、泥质岩以及碎屑流〕宽：长=1:10，发育良好的管状蚀变〔Po-Cpy〕，中心铁绿泥石化±硫化物核，边缘为Mg绿泥石化±绢云母〔Py-Sph〕，局部硅化，多数含豆荚状滑石+磁铁矿火山碎屑岩相为主宽：长=1：2,弱发育或贫蚀变带，中心石英±硫化物〔Cpy-Po±Py〕，边缘绢云母+铝硅酸盐〔Sph〕，可出现Fe碳酸盐镁铁质类型成熟的洋内弧后环境，一些与转换断层相关蛇绿岩为主{以MORB-玻安岩-岛弧玄武质枕状熔岩和大量玄武质熔浆为主，少量长英质熔岩或岩穹〔包括少量斜长花岗岩〕，少量超镁铁质熔岩或侵入岩；同火山作用镁铁质岩墙高达50%，少量沉积物}宽：长=1:5,与双峰式-镁铁质背景下的以熔岩为主的亚类相似，中心主要为绿泥石-石英带，绢云母蚀变较少泥火山-镁铁质类型成熟大洋弧后环境近似相等的玄武岩和泥质岩石，或泥岩为主；玄武质岩墙可达25%，少长英质火山岩〔<5%〕，沉积物为碳酸质泥岩〔主〕、粉砂岩宽：长=1:3，界限清楚的管状蚀变分带，cpy+py+po；中心石英+绢云母±绿泥石，外部绿泥石蚀变，可出现滑石双峰式长英质类型A，低硫型大陆边缘弧后初始裂陷长英质火山岩占火山岩的35-70%，玄武岩占20-50%，沉积物约为10%；长英质火山碎屑岩与玄武质-玄武安山质熔岩、岩墙、岩筒很常见。A,宽：长=1:2，界限清楚的管状到面状蚀变带，cpy+py；石英+硫化物核，绢云母+Mg绿泥石外圈层；蒙脱石+浮石边缘蚀变，一些矿体有菱铁矿，边缘少量高岭土出现。B,宽：长=1:2，界限不清楚cpy-py-sph管面状蚀变分带分为石英-绢云母—硅铝质核；石英-绢云母-黄铁矿〔粘土〕外蚀变带B、高硫型硅质碎屑-长英质类型成熟陆缘弧后环境硅质碎屑岩最高达80%左右，长英质火山碎屑岩及其侵入岩可达25%，镁铁质侵入岩和火山岩大约10%；,宽：长=1:1，界限不清楚的层状蚀变分带，cpy+py；Mg-绿泥石-绢云母-石英核，外边缘绢云母蚀变七、矿体特征一些观察说明矿体的品级和尺寸有以下特点：1，对于所有的矿体类型，Cu和Au的含量都很相似，硅质碎屑-长英质类型除外，其亏损Cu，镁铁质和泥质岩-镁铁质类型轻微富Cu，大量富集金，贫Zn。2，两种长英质类型的Pb含量比镁铁质类型的Pb含量要高。(Franklinetal.,1981);3，长英质为主类型的Ag含量较高，尤其是双峰式的长英质岩石类型。4，火山岩为主的类型通常规模相似，铁镁质类型的较小。与沉积物相伴生的两类类型通常矿体尺寸较大，硅质碎屑和长英质类型通常是其他类型的两倍。表1.3Franklin〔2005〕VMS矿体特征比照矿床类型构造背景透镜状-块状矿石形状和成分下部管状矿体性质和组成双峰式镁铁质类型洋内俯冲初始张裂的双峰式火山弧环境球根状，纵横比2:1-4:1，Cu-Zn；矿物颗粒粗大，分带性良好，Cu矿核。半径<=块状矿体；垂向延伸〔20-500m〕，界限清晰，cpr-po核，富sph的网脉状矿体镁铁质类型成熟的洋内弧后环境，一些与转换断层相关球根状，纵横比：1:2，Cu-Zn；更加富Au；矿物颗粒粗大；有些有分带性。半径<=块状矿体；垂向延伸〔100-500m〕，界限清楚，cpr-po核，富sph的网脉状矿体泥火山-镁铁质类型成熟大洋弧后环境平板状-球根状，纵横比3：1-50:1；Cu-Zn-Co；矿物晶型良好半径<块状矿体，平坦状，po-cpy+py-sph,下部是层状蚀变分带双峰式长英质类型大陆边缘弧后初始裂陷球根状；纵横比：2：1；Zn-Pb-Cu半径=块状矿体，平坦状-圆锥状；核部py-cpy+po,边界py-sph硅质碎屑-长英质类型成熟陆缘弧后环境平板状，纵横比：5:1-20:1,Zn-Pb可能有Cu半径<<块状矿体；平坦状-层状py--cpy-po，边缘py+quartz+sph+ga八、VMS形成年代通过表格1.3，可以得出VMS矿床随着年龄分布的变化特征，我们发现古生代的VMs矿床比其他时代的矿体总量总和还要多。包括〔Bathurst.Iberia.Urals.theMountReadandLachlanbeltsandtheRudnyAltai〕总共存在六个主要VMS形成时期〔图10〕中新生代缺少VMS矿床不是因为这些时代的岩层不容易被保存下来，而是因为海下岛弧相关序列不常见或者未被发现。每种类型的矿体的含量在不同时代也有变化，例如双峰式铁镁质类型主要产出于太古代和古元古代中，同样也是产出于中新生代。镁铁质主要分布于古生代以后更年轻的年代和一小局部产出于晚太古代。泥质岩-铁镁质矿产主要是在中生代，双峰式长英质类型平均分布但是在前寒武分布较少。相反，双峰式铁镁质岩总是随着时间见见变少，但是镁铁质和泥质岩-镁铁质类型在前寒武序列总是不存在。这些差异反映了随时间大地构造环境的变化，地球元素的变化。前寒武纪中双峰式长英质类型和硅质碎屑-长英质类型的缺乏说明，地球早起洋陆构造环境并不是很流行。总的来说，各种类型VMs的丰度随时间的变化反映了超级大陆的裂解时间如Rodinia,Pangea,Laurasia,Gondwana等。九、VMS的成矿模式目前普遍认为VMS是由火山作用所促发的热液系统的产物[2]。VMS形成的普遍热液模式如下〔图1.2〕：VMS成矿的最主要的6个地质因素包括：a热源，驱动热对流系统，同时可能提供一些成矿金属；目前绝大多数观点支持次火山侵入岩的热源机制；b高温反响带，演化海水与火山岩和沉积岩的反响导致金属发生淋滤；c同火山期的断裂/裂隙，作为热流体的卸载运移通道；d下盘及上盘蚀变带，由于高温流体-岩石反响而成，包含上升的被加热改造的海水；e块状硫化物本身，形成于近海洋地壳位置；f远端产物，反映了热液系统对围岩的改造作用。图1.2VMS成矿模式图〔Franklin,2005〕金属物质和硫的来源通常有两种来源，一是从底部蚀变带到矿体部位中通过水岩反响提取的物质，变质海水与岩层的反响萃取出岩层中的成矿物质。二是火山热液中的带来的物质，通过脱挥发分使得带来成矿物质。地质构造控制：VMS一般多产出在，超级大陆裂解后，形成的大陆再次拼合之前时期。在洋洋俯冲，洋陆俯冲碰撞的地质环境中，由于俯冲板块后退，热的软流圈上涌，玄武质岩浆底侵于减薄的地壳之下，形成弧后拉张盆地。一般形成双峰式火山岩，玄武岩根据距离岛弧远近可以有岛弧拉板玄武岩-MORB-碱性玄武岩的演化趋势。玄武质岩浆的底侵导致上部地壳熔融形成长英质熔浆，进而形成英云闪长岩-奥长花岗岩等次火山岩侵入体。同时形成大量的断裂构造，这样为海水下渗和热液的循环提供了有利的条件。总得来说，第一次的次火山侵入到弧后盆地中，岩浆上拱，上覆地层形成了大量断裂。促进了海水下渗，热液循环对流。这些循环的热液萃取了周围岩层的成矿物质，如在玄武岩中的成矿金属Cu、Co、Au等，在沉积地层中的Pb、Zn等。同时同期和后期岩浆热液携带局部的成矿物质参与到热液中，使得热液中携带了大量成矿物质，通过破碎、断裂喷出地表，与海水反响、沉淀形成了一个黑烟囱。后来多期次的岩浆活动形成的烟囱坍塌、固结形成了透镜状的矿体，这与现在大洋中黑烟囱的形成一致。