富金 VMS 和 SEDEX 矿床.pdf

富金 VMS 和 SEDEX 矿床 火山成因块状硫化物矿床 （VMS） 形成于海底 或海底之下 ，是岩浆 、 热液和沉积等综合作用的结 果 ，产于时代从 ３畅４ Ga 西澳 Pilbara 克拉通火山和 火山沉积序列 （Vearncombe 等 ，１９９５） 到现代洋中 脊 、 海山 、 扩张脊 、 弧和弧后的热液硫化物沉积物 中 。 下 面 主 要 根 据 Franklin 等 （１９８１ ） ， Lydon （１９８８） 和 Franklin （１９９３） 的评述来介绍 。 VMS 矿床的金品位变化范围大 ，从 ２畅７ Ga 的 Noranda 的 Horne 矿床的 １０ １０ － ６ 和下元古昆士兰 Mount Morgan 的４畅７５ １０ － ６ ，到 ＜ ０畅２ １０ － ６ （Han唱 nington 和 Scott ，１９８９ ；Large 等 ，１９８９）。 １９８８ 年 ， VMS 矿床为加拿大提供了 ３３％ 的 Cu ， ２９％ Pb ， ５６％ Zn ，３０％ Ag 和 ３畅６％ Au （Franklin ，１９９３）。 阿 比提比绿岩带中的 Thompson唱Bousquet 矿床可能是一 个富金 VMS 矿床 （Tourigny 等 ，１９９３）。 加拿大已 经从VMS 矿床中生产了９７０ t 黄金 ，其中２３７畅５ t 来 自 Mount Morgan 矿床 （Large 等 ，１９８９ ； Hannington 和 Scott ，１９８９）。 在对含大量贱金属的 VMS 矿床冶 炼中 ，发现了不等量的 Au 和不同含量的 Ag ，Cd ， Sn ，Bi ，Se ，Co 和 In 等元素与贱金属共生 （图 １ ， Franklin ，１９９３）。 １ 特 征 VMS 系统的基础是海底数百米之下有一个次 火山岩床 。 岩床 ，尤其是边部 ， 具强烈的高温蚀 变 ，它是侧向延伸的由绿帘石 、 钠长石和石英蚀变 组成的板状蚀变体的一部分 。 成分上 ，这些蚀变带 被热液淋滤走了金属 ，伴随强烈的碱金属 、 碱土金 属蚀变改造和硅质的加入 。 图 1 妸富金 VMS矿床的金品位和储量的关系 （A） 及大型硫化物矿床的金 、 银和贱金属相对含量三组分图 （B） ［据 Han唱 nington 等 （１９９９） 及其引文修改］ A 图数据来自加拿大 ２１５ 个 VMS 型矿床和选自世界范围的富金矿床 ；B 图数据来自世界 ３９４ 个大型硫化物矿床 ， 分角线将含金矿床 （具有高 的金桙贱金属值） 与一般贱金属块状硫化物矿床区分开 岩床之上是构造控制的蚀变岩筒或通道 ，通道 向上变宽并通向海底 。 通道具有蚀变较强烈的核心 并演变为近海底的网脉或所谓细脉状矿体 ，以及一 个蚀变较弱的环面 。 块状硫化物矿体定位在管道上 方 ，或者因外力位移而在远处 。 矿体具有分带性 ， 由富铜网脉状到富锌和铅的层状块状硫化物 ；若海 底水氧化了 ，钡和锰就沉淀在外侧 。 水深可能控制 了金属的比例 。 矿物学上 ，大部分 VMS 矿床是简 单的 ，黄铁矿约占 ９０％ ，以及部分黄铜矿 、 闪锌 矿和方铅矿 （图 ２ ，Franklin ，１９９３）。 一个基本的共识 据金属元素组合可以将 VMS 矿床分为 ２ 类 ，即铜唱锌矿床和铅唱锌唱铜矿床 ， ２ 类矿床均有富金的实例 。 前者通常以醒目的网脉 带为特征 ，产于以铁镁质火山岩为主 、 长英质火山 岩为次的岩石序列中 ，并往往靠近长英质单元 。 后 者主要是带有微弱网脉的板平的块状 、 层状矿石 ， 产于长英质为主的火山岩系内 ，下盘可有较大比例 的沉积岩 （表 １）。 １ 富 金 VMS 和 SEDEX 矿 床 图 2 形成 VMS 矿床热液系统的基本模式和各亚类的共生元素 ［据 Franklin （１９９３） 修改］ 剖面次火山侵入体可能为成矿流体提供了一些金属和气体 ； 块状硫化物矿床下部暗色格子区域为蚀变岩筒 ； 图中断裂系统的横切控制了热 液的释放 表 1 VMS 矿床的主要特征 年龄范围中太古代到现代 ， 但新太古代和显生宙最常见 典型成矿省 （典型矿床） 苏比利尔省 ２剟畅７ Ga 的火山岩地体（Mattagami ， Horne ， Quemont ， Noranda）古元古代的环哈德逊地区（Flin Flon ， 加拿大） ； 澳大 利亚东部的古生代火山岩带（Morgan 山 ， Leyll 山） ； 高硫化作用 瑞典 Skellefte 地区的古元古界（Boliden） 构造类型位于脆性断裂或喷口垮塌断裂之上 ； 铜唱锌类 显著的网脉枝杈状岩筒 ； 铅唱锌唱铜类 网脉微弱 矿化类型层控平板状的块状硫化物 ， 位于不同发育程度的网状通道之上 赋矿岩石 铜唱锌组合 铁镁质火山岩为主 ， 伴随近矿长英质侵入体 ； 铅唱锌唱铜组合 长英质火山岩为主 ， 下盘有不同比例的沉积岩 ； 高硫化矿床 长英质唱中性火山岩序列 ， 不同比例的沉积岩 金属组合及比例 铜唱锌组合与铅唱锌唱铜组合 Au（＜ ０X畅２ １０ －６ ～ １０ １０ －６）和 Ag 含量变化大 ； Au桙Ag 值为 ０ 櫃畅０２ ～ ０灋畅０７ ， 含不等量的 Cd ， Sn ， Bi ， Se ， Co 和 In ； 高硫化矿床 主要是贱金属和 Au ， Ag ， As ， Sb ， Hg 等 金成色３００ ～ ７００ 蚀变组合 铜唱锌组合 富铁绿泥石 ， 黄铁矿 ， 黄铜矿 ， 石英等见于下盘和通道的网脉状核心 ； 白云母见于蚀变环面 ， 在次火山岩床层 次的深部板状矿体 ， 为高温（３５０�～ ４００ ℃ ）的绿帘石 、 钠长石和石英 ； 铅唱锌唱铜组合 中心为绢云母化 ， 周围（环面）为镁绿 泥石化 ； 高硫化矿床 高级泥化 温压条件在海底或海底之下 ， 水深为 ５００沣～ ２ ０００ m 以上 成矿流体 被不定量的岩浆流体和金属所化学改造的 ３５０N０妹畅９ ～ ６剟畅２２浇畅６２１ 畅１ ～ ２２ 畅１２１-畅６ SJdFR１妹畅６ ～ ５剟畅７３浇畅２１６ 畅０ ～ ２１ 畅０１８-畅５ TAG 区１妹畅９ ～ ７剟畅７４浇畅８１９ 畅２ ～ ２３ 畅０２１-畅６ Cyprus VMS０畅５６浇畅５ Manus Basin－３祆畅７ ～ ４�畅５－０骀畅７３ 畅７ ～ ２９篌畅３１９-畅８ Noranda VMS－１祆畅５ ～ ２�畅５０浇畅５ Mariana Trough２妹畅１ ～ ３剟畅１２浇畅７２０ 畅２ ～ ２２ 畅０２１-畅４ Escanaba１畅９１１行畅６２０摀畅４２２-畅６ Jade 区５妹畅２ ～ ７剟畅２６浇畅３１６ 畅３ ～ ２２ 畅３１９-畅８ 黑矿４妹畅１ ～ ５剟畅４４浇畅７２０j～ ２８２３R 1畅4 热液循环 １畅４畅１ 成矿流体性质与来源 VMS 矿床的成矿流 体是一种温度较高 （１００ ℃ 以上）、 呈酸性 （pH ＜ ７）、 富含金属元素 （如 Cu ，Pb ，Zn ，Mn ，Ba ，K ， Fe 等） 的还原性流体 ，而且 Cl 和 H２S 含量及 H２S桙 ［S２O４］ － ２值明显高于正常海水 ，这就为金属元素呈 氯硫的配合物迁移提供了有效的配合剂 。 VMS 成矿热液流体的来源是一个长期争论的 问题 ，它直接涉及到古代与现代海底块状硫化物矿 床的成因模型 。 强调海水成因的热液淋滤模式认 为 ，成矿流体及矿质源自高温海水与岩石的相互反 应 ；强调岩浆水成因的岩浆热液模式认为 ，岩浆去 气形成的富金属组分的岩浆流体对热水成矿体系有 较大的贡献 。 侯增谦研究亚德 （Jade） 区热液成因 矿物中的流体包裹体时发现富 CO２ 烃类流体包裹 体的主要成分具有 ２ 个明显分离的趋势线 。 ２ 个趋 势的包裹体中气体具有共同的来源 ，只是处于不同 的岩浆演化阶段 。 一般来讲 ，岩浆去气经过 ２ 个阶 段 。 如果这 ２ 个分离趋势线反映了岩浆的这种去气 作用 ，那么岩浆对热液流体的贡献主要通过岩浆去 气作用完成 ， 而不是水唱岩反应 。 在这种情况下 ， CO２ 烃类 金属的相互作用对硫化物沉积起着至 关重要的作用 。 Bin Lin 等用 ３He桙４He 值研究了黑矿 ９ 富 金 VMS 和 SEDEX 矿 床 的成因 ，认为 ７５％ 的成矿流体源自岩浆 ，而源于 海水的不超过 ２５％ 。 现在较为流行的假说认为 ， 同一矿床中与铜矿化有关的流体主要来自岩浆 ，而 与铅唱锌矿化有关的流体主要来自海水 ，岩浆流体 与海水混合是金属析出的重要机制 。 有关地表水在 地壳内部循环可以达到的深度 ，５０４B 孔表明该地 段洋壳的高渗透率只在上部 １００ ～ ２００ m ，而科拉超 深钻探和莱茵地堑的钻探表明 ，地表流体可下渗至 １２ ～ １５ km 。 １畅４畅２ 热液流体循环 关于海底热液流体循环 ， 现在更多地通过 ODP ，理论计算和实验模拟来进行 研究 ，Bishcoff 等根据实地观察和实验室重新验证 ， 提出洋中脊海底热液循环 双扩散对流 （double diffusive convection） 模式 。 认为海底热液系统由 ２ 个垂向上分离的对流循环胞组成 ，下部为热卤水 层 ，加热并驱动上部冷的海水循环胞 （图 １）。 卤 水来自海水和岩浆 ，流体在卤水库中发生相分离而 使卤水盐度升高 。 上方海水层是一个单循环圈 ，在 该圈底部 ，海水通过扩散界面被卤水层加热 ，并且 通过扩散界面传输部分溶解组分 。 卤水层主要形成 位于下部的层状矿化 ，往上排泄时也可形成部分不 整合矿化 ，上方海水层形成上部的不整合矿化 。 氧 同位素证据也证明了纵向分布的上述两单独热液系 统的存在 。 图 1 大洋扩张中心双扩散对流理想模式剖面图 James 等通过研究取自埃斯卡诺巴 （Escanaba） 海槽森特希尔 （Center Hill） 地区 （ODP１６９ ，Site １０３８） 裂隙水和沉积物样品中的 Li 和 B 同位素指 出 ，影响该区裂隙水的化学成分的因素 热的海水 与洋壳的相互作用 、 热液流体与沉积物的相互作用 以及热液流体与海水或 （和） 裂隙水的反应 。 他们 认为在有沉积物覆盖的洋中脊 ，热液循环更多地考 虑流体与沉积物相互作用产生的效果 。 同时也指出 热液流体在沉积物中通过时 ，沉积物的吸附作用以 及流体可能沿孔隙度较大的砂岩层横向运动的意 义 。 最为重要的是 ，他们通过建立 Li ，B 及其它们 的同位素的模型追踪了流体的运动过程及环境 ，为 今后研究海底成矿热液系统提供了新的途径 。 １畅４畅３ 热液蚀变 与火山成因块状硫化物矿床有 关的热液蚀变作用 ，提供了有关成矿作用化学和物 理方面的有价值资料 ，并可作为找矿标志 。 Frank唱 lin 等 、 Voggenreiter 等 、 Skirrow 等和 Hannington 等评 述古代与现代 VMS 矿床的热液蚀变 ，指出 VMS 矿 床热液蚀变体系由 ２ 个结构单元组成 １） 不整合 状蚀变岩筒 ，处于块状硫化物矿带下方 ，代表了富 含金属的流体在海底排泄的通道 ；２） 半整合状蚀 变带 ，通常位于块状矿体及蚀变岩筒下方 ，金属和 硫可能是在此被强烈淋滤出来参与成矿 。 半整合蚀 变带通常是在有利于矿床形成的构造环境 （大洋中 脊 、 弧后扩张中心等） 下 ，在大范围的冷凝火山岩 和同火山侵入岩与大范围下渗海水反应 ，遭受了低 温到高温热液蚀变而形成的 。 对ODP 资料的研究使我们可以更清楚地认识 整个蚀变过程 。 Alt 等对 ５０４B 孔的研究表明 ，该孔 内地壳惟一具有高渗透率的部分是 １００ ～ ２００ m 的 枕状玄武岩层 ，这就为海水循环提供了通道 。 上升 的热液流体与冷的海水混合导致过渡带和上部岩墙 在混合带发生蚀变 。 在补给区 ，海水沿裂隙和断层 进入岩石从而导致硬石膏的沉淀 。 ７３５B 孔揭示该段岩层蚀变发生在扩张轴或附 近 ，包括几个高温事件 。 １） 切穿火山构造的局部 、 窄的塑性变形带揭 示了麻粒岩相变质作用 （８００ ～ １ ０００ ℃ ） ； ２） 长英矿物的纹理形成受到岩浆水的影响 ， 并为后来的热液流体提供通道 ，热液流体温度变化 （６００ ～ ７００ ℃ 或更低） 造成的静背景下的蚀变作用 是不完整的 ； ３） 闪石矿物发育的垂直纹理可能与热液流体 （４００ ～ ５５０ ℃ ） 进入冷却的碎裂岩石有关 ； ４） 绿片岩相矿物组合充填的微裂隙贯穿该区 说明小规模的破裂和流体渗透 ； ５） 低温蚀变作用 （蒙脱石） ，可能是由于形成 横断洋脊时冷却造成的 。 该段一个显著的特点是高 温矿物组合出现在上部 ，而低温组合在下部富集 ， 这和 ５０４B 孔是相反的 。 热液循环是研究海底热液活动和热液硫化物的 核心问题 。 尽管已从不同角度对热液活动的发生 、 发展过程和循环机制进行了探讨 ，但仍有诸多问题 ０１２００６ 年 黄金地质专题信息编辑之八 亟待解决 ，特别是海底热液的循环 、 水唱岩相互作 用过程 、 热液喷出海底后的沉淀和扩散过程等 。 1畅5 成矿模式与机制 １畅５畅１ 硫化物堆积模式 矿床形态和矿物分带反 映了热液的性质和沉积过程 ，对于火山成因块状硫 化物矿床的形态 ，目前有 ２ 个共同的特征已经得到 确认 １） 底部为浸染状但呈网脉状交切产出的矿 化与上覆整合块状硫化物矿以不同的密切程度伴生 或叠生在一起 ；２） 网脉状矿之上的整合块状矿 。 ODP 第１５８ 航次在 TAG５ 区的１７ 个钻孔提供的 资料使我们可以了解该区硫化物状堆积体因矿物组 合分带所具有的叠瓦状结构 ，这种矿物学分带与塞 浦路斯 （Cyprus） 型矿床十分相似 。 研究表明 该 区含有大量的角砾岩和硬石膏 。 硫化物丘底层的岩 石类型是多期发展的产物 ，并反映在蚀变和成脉事 件层序中 ，二者能够在硫化物角砾岩和硅化的围岩 及绿泥石化玄武岩质角砾岩中得以辨认 ；硫化物角 砾岩是在丘体和基部堆积体生成的早期产物 ，因而 呈埋藏相 ，并有晚期热液事件的印记 ，它的堆积是 通过大型硫化物烟囱的崩塌和沿活动断层崖块状硫 化物的碎裂作用形成的 ；在丘体基底剖面较高的部 位 ，蚀变玄武岩碎屑的存在 ，可能表明周期性的错 断对丘体或网状脉复合体所造成的部分侵蚀 。 大量 硬石膏的存在使我们认识到其在大型硫化物矿床建 造中的作用 。 热液活动期 ，硬石膏沉淀形成矿床构 造的框架 ，热液活动停止以后 ，硬石膏溶解 ，先期 形成的结构倒塌 ，导致硫化物的堆积 。 ODP第 １６９ 航次在本特 希尔 （Bent Hill） 的 钻探资料揭示 ，由于有沉积物覆盖 ，该区硫化物堆 积体与 TAG 区有一定差别 。 该区存在 ３ 段热液活 动期 ，除有块状硫化物产出外 ，还存在深部富铜矿 层 。 此外该钻孔还证实补给带的型式随着深度的变 化而改变 。 补给带上部受控于接近垂直的封闭裂 隙 ，而下部由于受底部沉积构造的影响而变为近水 平的矿化带 。 总之 ，从矿物组合的空间分布来看 ， 热液硫化物堆积体上部以烟囱体为主 ，下部以块状 硫化物为主 ，深部以网脉状硫化物为主的结构 ，在 不同热液活动区似乎具有普遍性 ，揭示海底热液活 动过程中有内在的相似 。 １畅５畅２ 成矿机制 成矿热液的性质和硫化物堆积 过程受热液系统活动期间发生演变的热液成分 、 温 度 、 密度 ，矿化沉积时洋底形态以及岩石环境等因 素的影响 。 其中 ，与温度有一定关系的热液密度对 矿石沉淀起了关键作用 。 热液密度低于海水密度 时 ，即出现黑矿矿床 （温度为 ２５０ ℃ 上下时 d ＝ ０畅７） 和洋脊 、 弧后现代矿化 ， 热液就呈条斑状 （或称羽状） 散流 ，并通过与海水迅速混合 ，温度 骤然下降 。 在这种情况下 ，矿化趋于散布并在海水 中发生氧化作用 ，难以形成大型富集 。 相反 ，温度 类似但密度大于海水的热液则形成卤水 ，在喷口之 上展布沉积下来 ，它们与海水混合或不混合 ，温度 逐步冷却 ，形成与海水相对隔离的环境 ，易于大型 硫化物堆积体的产出 。 Oh moto 结合大量化学 、 地球化学和热力学数 据 ，尤其参照了日本黑矿以及许多现代矿化的情 况 ，提出了一个新的热液矿化模式 。 新模式认为 ， 热液系统一开始流出的是低温热液 （＜ １５０ ℃ ） ， 接着流出的是温度逐步上升的热流 ，它在逐渐降温 到不足 １５０ ℃ 之前 ，最高温度曾达到过 ４００ ℃ 。 热 液系统初期可沉积赤铁矿 ，但赤铁矿后来被硫化物 交代了 。 矿化则在温度 ２００ ～ ４００ ℃ 时分以下 ２ 个 阶段形成 第一阶段开始于温度 １８０ ～ ２８０ ℃ 时 ， 沉积一种含有硬石膏 、 重晶石 、 闪锌矿 、 方铅矿和 黝铜矿的极细粒的黑色原生矿石 （矿物相 １） ； 第 二阶段是更热 （２８０ ～ ３８０ ℃ ）、 更晚期的热液与原 生矿石发生反应的阶段 。 原生矿石的细小颗粒一方 面重新结晶形成大颗粒晶体 （矿物相 ２） ，另一方 面又在矿体底部被黄铜矿交代 ，而黄铜矿又被黄铁 矿交代 。 矿物相 １ 中已溶解的金属此后在与海水发 生接触时重新沉积在丘状体的顶部 （新的黑矿）。 而丘状体则被一层重晶石覆盖 ，然后又被温度正趋 下降并最终降至不足 １５０ ℃ 时产出的含赤铁矿覆 盖 。 至于热液蚀变 ，它被解释为最早是在喷口四周 形成一条沸石宽带 ，然后当温度升高时首先在 ５００ m 的半径范围内形成含蒙脱石的矿化晕 。 其后是在 温度最高的产有黄铁矿唱黄铜矿网脉的中心地带形 成镁质绢云母唱绿泥石 。 根据 Ohmoto 的观点 ，火山成因块状硫化物的 矿化模式反映的是一种热液成因 ，这种热液是深部 （１ ～ ３ km） 岩浆侵入引起并通过海水在热穹隆之上 循环回流产生的 。 支持这一观点的依据是现代大洋 洋脊处的矿化并不是到处分布的 ，而是分布在洋脊 的某些高隆的抬升地段 ，在这些地段之下 １ ～ ３ km 处就是岩浆房 。 这些岩浆房就是发生火山活动的来 源地 ，火山活动以后 ，岩浆喷发减弱 ，接着便发生 热液流动和矿石沉淀 。 ２ 展 望 经过 ３０ 多年的系统调查 ， 特别是 DSDP桙ODP １１ 富 金 VMS 和 SEDEX 矿 床 的实施 ，现代海底热液活动研究已从最初阶段向纵 深发展 。 但是要全面 、 系统地认识成矿热液系统 ， 了解成矿作用过程 ，开创新的成矿理论 ，必须在以 下几个方面继续开展新的工作 。 １） 借助先进的仪器设备和针对性的钻探计划 ， 继续进行海底热液活动区的调查发现工作 。 ２） 通过分析获取的数据和样品 ，对热液起源 、 流体运移 、 流体岩石相互作用 ，以及热液喷溢时产 生的沉淀和扩散过程 、 烟囱生长机制 、 堆积物的矿 物组合特征 、 分布规律等进行更为细致的研究 。 ３） 发展有关海底热液矿产资源调查和勘探的 新技术 ，增加钻孔所达到的深度 （达到上升流带或 更深至反应带） ，提高钻孔的稳定性和岩心的回收 技术 ；建立海底热液活动体系的长期监测系统 ，发 展相关的监测技术 。 ４） 研究海底热液活动对大洋热 、 化学结构和 全球气候变化的影响 ，将海底热液活动与深海沉积 环境和全球变化研究结合起来 。 ５） 研究海底热液活动与海底生物群落 、 区域 构造演化 、 现代大洋热流状况和基岩体系间的相互 作用关系以及空间和时间上的变化 。 ６） 进行海陆成矿作用的系统综合对比研究 ， 寻找其中的必然联系 ，推测海底热液成矿作用的规 模 ，并指导陆上类似矿床的寻找 。 当 ODP 计划接近尾声时 ，一个规模更加宏大 、 科学目标更具挑战性的新的科学大洋钻探计划 综合大洋钻探计划 （Integrated Ocean Drilling Pro唱 gram ，IODP） 即将实施 ，这为进入国际深海研究前 沿提供了难得的机遇 ，同时也提出了新的挑战 。 对 于深海热液成矿作用的研究 ，应该尽快加入到 IO唱 DP ，通过国际合作了解研究热液活动的新技术 、 新方法 ，同时应努力争取能在冲绳海槽进行钻探 ， 这对我国的海样地质科学 、 海洋权益 、 海域划界 、 国防建设和资源远景评价等有重大意义 ，必将极大 地推动我国深海热液活动研究的发展 。 摘自 枟地球科学进展枠 ２００３ 年第 ５ 期 块状硫化物矿床的地球化学找矿标志 王登红 （中国地质科学院 研究生部 ，北京 １０００８３） 近年来 ，国外发现了许多著名的大型 、 特大型 块状硫化物矿床 ，如加拿大的玛塔加米铜唱锌矿 、 基德克里克的锌唱银唱铜矿 ，美国克兰顿的锌唱铜矿 、 红狗铅唱锌矿以及日本北鹿地区的饵钓多金属及金唱 银矿 ，等等 。 这些块状硫化物矿床储量巨大 ，对解 决矿产资源的紧张局面具有实际意义 。 遗憾的是 ， 虽然 ２０ 世纪８０ 年代以前我们成功地勘探了辽宁红 透山 、 浙江西裘 、 山西老宝滩 、 内蒙古霍各气 、 四 川马松岭 、 青海红沟及新疆可可乃克等一批块状硫 化物铜唱多金属矿床 ，但近 １０ 多年来 ，找到的大型 铜矿只有 ２ 处 “东有紫金山 ，西有阿舍勒” ，这远 不能解决我国铜资源的紧张局面 。 阿舍勒是我国近年来找到的惟一个大型块状硫 化物铜唱锌唱多金属矿床 ， 几乎使尽了十八般武艺 ， 包括 １９９３ 年从哈萨克斯坦引进的大功率井中充电 法 。 但常规的地质 、 地球化学方法却没有引起足够 重视 。 国外二十世纪五六十年代靠物探找到了不少 块状硫化物矿床 ，但 ７０ 年代物探不太成功 ，而地 质模型配合岩石化学的方法反而成功地发现了一些 矿床 ，包括在研究程度很高的诺兰达地区找到的 ３ 个埋深较大的矿床 。 因此 ，地质 、 地球物理与地球 化学方法配合使用被认为是寻找深部盲矿的主要勘 探手段 。 宋叔和与胡惠民等曾详细介绍过块状硫化物矿 床尤其是黄铁矿型铜矿的找矿方法 ，但从目前阿舍 勒的情况看 ，我们仍处于国外 ２０ 世纪 ６０ 年代重物 探而轻地质 、 地球化学方法的阶段 ，对成矿地质特 征研究 、 找矿方法选择有偏重 ，至少笔者所述的下 列标志在阿舍勒等矿区尚未很好地研究和应用 。 １ 锰 晕 锰晕对许多岩浆热液矿床等后生矿床来说并不 特征 ，但对海底沉积矿床却是一个重要标志 。 现代 洋底锰结核的广泛分布就是一个实证 。 在红海裂谷 系 ，现代成矿作用点周围形成的锰晕延伸逾 ２０ km 。德国麦根中泥盆统沉积岩容矿的铅唱锌唱钡矿 床 ，矿区外围拉杰灰岩及与矿层相当的灰岩中 ， Mn 背景值为 ４００ １０ － ６ ～ ９００ １０ － ６ ；矿体南西和 北西不到２ km 范围内 ，Mn 含量增加到１ ０００ １０ － ６ ～ ２ ０００ １０ － ６ ，而重晶石矿体边缘附近拉杰灰岩的 Mn 含量在 ２ ０００ １０ － ６ 以上 。 Mn 晕范围长超过矿 ２１２００６ 年 黄金地质专题信息编辑之八 体５ km ，宽超过 ２ km ，因而对寻找同类隐伏矿体 具有重要意义 （Gwosdz 等 ，１９７７）。 这种 Mn 晕在 Rammelsberg 也照样发育 。 在南非 Gamsberg 铅唱锌矿 区 ，Mn 晕沿走向延伸超出矿体 １畅５ km ，并且根据 Rozendaal 等人研究 ，不必作全岩分析 ， 只要对石 榴子石作探针分析 ，即可确定 Mn 晕的分布 ，因为 石榴子石富 Mn 且相当于一个 “稀释” 了的 Mn 晕 。 这就更加经济实惠 ，而且变质作用也不能破坏 Mn 晕的保存 。 在澳大利亚的 Broken Hill ，佩格芒特的 Mt畅Misery 等地也观察到石榴子石中存在的 Mn 晕 。 麦克阿瑟矿床底板含 Mn 最高达 １畅９％ ，并随远离 矿体而降低 ，几千米之外降为 ０畅５％ 或更低 。 这正 如 Thurlow J G 等 （１９７５） 和 Cronam D S （１９７６） 所 说 ，火山成因的喷气矿化常被碱金属尤其是 Mn 晕 所包围 。 这种富集可能遍布于整个喷气层位 ，更多 限定在顶底板 ，且即使在高级变质岩中也易发现 。 从理论上看 ，Mn 与 Fe 在化学元素周期表中为 紧相邻元素 ，但 Fe 亲 S ，而 Mn 不亲 S ，因此在还 原 、 富 S 情况下 ，Fe 及 Cu ，Pb ，Zn 等亲硫元素形 成硫化物沉淀时 ，Mn 仍保持分散状态 ，到沉积成 岩时才沉积下来 ，形成原生的沉积晕 。 ２ 铊 、 汞 、 砷 、 钡及锌晕 Tl ，Hg ，As ，Ba ，Zn 等元素与 Mn 一样 ，也常 和贱金属一起带入水体并在海底随沉积成岩而形成 原生晕 ，如麦克阿瑟矿床顶板含黄铁矿页岩中 Tl 的最高含量可达 ８３０ １０ － ６ ，西班牙南部著名的黄 铁矿带除 As ，Sb ，Ba ，F 等元素具有异常外 ，Tl 晕 也很发育 （Schutz W 等 ，１９５８）。 塞浦路斯特罗多 斯 （Trodos） 蛇绿岩套中 Agrokipia “B” 矿床矿化层 Ba ，As 含量比其顶底板岩石高出十到近百倍 ，而 Sr 低几十倍 ，故 Rb桙Sr 值也是矿化层的标志 （Horz唱 ig P M ，１９８９） 加拿大育空山 Tom 矿床的 Zn 异常范 围达 ３ km ；诺兰达隐伏矿体上方汞的含量达 １７５ １０ － ６ ～ ２００ １０ － ６ 。 汞渗滤晕或者汞蒸气测量在北 美 、 北欧 、 西班牙 葡萄牙黄铁矿带以及前苏联乌 拉尔等矿带都证明为勘探隐伏铜矿的有效方法 。 ３ 配合剂元素 成矿元素的搬运无疑需要大量的配合剂元素 ， 如 F － ，Cl － ，OH － 及B 等 ，而这些离子或元素的富 集反过来又是指导找矿的重要标志 。 比如在美国威 斯康星州的 Crandon ， 亚里桑那的 United Verde 和 Iron King ，澳大利亚新南威尔士的 Captins Flat ，Mt ． Costigan 和 Wiseman Creek 及西班牙黄铁矿带等地 ， 块状硫化物矿床的顶底板都显示 F 与 Cu ，Zn 的相 关性富集 ，而这个 F 的富集范围比补给带中 Cu 和 绿泥石的异常晕要宽得多 ，更有利于发现 ，因而 F 对于火山岩容矿的块状硫化物矿床也是一个实用的 找矿标志 。 OH － 的异常经常是绿泥石等含水蚀变矿 物的发育引起的 ，可通过岩石化学分析确定 。 B 晕 常伴随电气石 （常相对富镁） 的发育 ，也是喷气活 动的标志 。 ４ 微量元素 块状硫化物矿床的成矿物质常来源于被淋滤的 下盘围岩 ，故成矿元素的含量偏低 、 呈负异常的围 岩 ，有可能是矿源层 。 对塞浦路斯矿床特罗多斯火 山岩的调查表明 ，含铜黄铁矿矿床正好位于 Cu 含 量相对偏低的玄武岩中 ，且具有区域性特征 ；加拿 大新不伦瑞克地区古生代 Zn唱Pb 块状硫化物矿床也 局限在 Cu 含量偏低的流纹岩中 （Govett ，１９８３） ， 一些重要矿床 （Pb ＋ Zn） ≥ ３畅０％ ， ＞ １ １０ ９ kg） 都位于 Zn桙Cu ＞ ７畅０ ，Zn桙Pb＝ ２畅０ ～ ２畅８ ，Pb桙Cu ＞ ３畅０ 而 Cu ＜ １０ １０ － ６的地区 。 块状硫化物矿床一般都具元素分带性 ，典型火 山岩型矿床的元素分带 Ba唱Ag唱Pb唱Zn唱Au唱Cu唱Co唱Ni （自上而下）。 这一分带模式对找矿尤其是主元素分 带不清楚的靶区和矿区远景评价是很有用的 。 黄铁矿是块状硫化物矿床尤其是含铜黄铁矿矿 床的最主要矿物 ，含矿沉积层中同生黄铁矿与蚀变 岩筒中火山热液黄铁矿的 Co桙Ni 值是不同的 ，前者 ＜ １ ，后者 ＞ １ ，因而也是区分含矿层与非矿层 、 近 矿与远矿 、 顶板与底板 、 蚀变岩筒与矿层的重要标 志 。 前苏联彼尔伏玛依斯依矿床黄铁矿微量元素的 PbZn桙MnAs 值与 CuPbZn桙MoMnAs 值在矿体顶 板及矿体的不同部位都有显著差别 ，它们也可作为 一种有用的找矿 、 勘探与评价的标志 。 ５ 铅同位素 古老矿床的铅同位素组成由于经历了漫长的历 史演化而常常均一化 ，而富 Pb 矿床的铅同位素组 成受放射成因铅的影响较小 ，因此 ，铅同位素组成 对于火山岩型铜唱锌矿 （一般较老） 和沉积岩型铅唱 锌矿 （相对年轻） 都是适用的 。 此外 ，铅同位素组 成不受风化作用和生物作用的影响 ，因此 ，它还适 用于对土壤和植物进行同位素测量 。 对澳大利亚塔 ３１ 富 金 VMS 和 SEDEX 矿 床 斯马尼亚西部里德山 １３ 个火山岩型矿床及远景区 、 埃卢拉铅唱锌唱银矿床及贝纳姆布拉铜唱铅唱锌远景区 、 莱迪洛雷塔及维尔加等块状硫化物矿床分别进行了 岩石 、 土壤 、 铁帽和植物的铅同位素组成的研究 ， 都 取 得 了 良 好 效 果 ， 如 埃 利 奥 特 湾 远 景 区 w （ ２０６ Pb）桙w （ ２０４ Pb） ＝ １８畅０６ ～ １８畅１４ 者为已知矿和 大矿远景区 ，而 w （ ２０６ Pb） 桙w （ ２０４ Pb） ＝ １８畅４４ ～ １８畅５３ 者为小矿远景区 （Gulson B L ，１９８４）。 ６ 围岩蚀变及其地球化学标志 块状硫化物矿床除同生沉积过程中形成的 Mn ， Tl ，Ba 等原生晕外 ，还由于热卤水循环 、 后期岩 浆喷气及热液上升过程中交代围岩而产生的围岩蚀 变 ，如绿泥石化 、 强硅化 、 青磐岩化及黄铁绢英岩 化 ，等等 。 因而由围岩蚀变形成的地球化学次生晕 也是重要的找矿标志 ，而且由于它紧靠矿体而应格 外重视 。 我们在研究中发现块状硫化物矿床尤其是火山 岩型块状硫化物铜矿 ，不论其容矿围岩的岩性如 何 ，发育何种蚀变 ，也不论其所处的大地构造背景 如何 ，都显示出 Na 降低而 Mg 升高的普遍规律 ， 如加拿大的丘查 ，美国加利福尼亚山麓铜唱锌矿带 ， 西班牙的拉扎萨及我国的甘肃白银厂 、 青海红沟 、 新疆阿舍勒等地都是如此 。 其他一些著名矿区的围 岩蚀变及其地球化学特征可参见表 １ 和表 ２ 。 表 1 一些著名块状硫化物矿区的围岩蚀变 矿 区蚀变矿物与分带地球化学特征 日本黑矿 从中心向外分带 绢云 母唱石英 、绢云母唱绿泥 石 、绢云母唱绿泥石唱钠 长石 、 沸石 相应的元素变化 K ， Fe 升高 → Na ， Ca 降低 ， K ， Mg 升高 → Ca ， Mg 升高 → Na 升高 塞浦路斯 型铜矿 底盘硅化 、绿泥石化蚀 变 蚀变带 Na ， Ca 带出 ， Na２ 谮 O 和 CaO 可 分 别 低 至 ０U畅０５％ 和 ０构畅０１％； 矿化层 SiO２， Fe ， K２O 富集 加拿大 诺兰达 蚀变岩筒垂直矿层向 下延 伸 ，核 部 富 绿 泥 石 ， 外部富绢云母 蚀变岩低 Na 富 Mg 西班牙 黄铁矿带 蚀变岩筒位于矿层底 板 底板带出 Ca ， Na 及 REE ，顶 板带入 Mg ， Fe ， K ， OH －及 As ， Sb ， Tl ， Ba ， F 晕 乌拉尔 黄铁矿带 蚀变下盘强 、上盘弱 ， 绿泥石唱绢云母唱石英建 造 Pb唱Ag唱Ba 晕位于矿体顶板和 侧翼 ， Cu唱Mo唱Co 晕位干矿床 中间和 底板 ；Zn 晕 普遍 ，Ni 晕偶见 土耳其 kūre 蚀变岩筒富 Fe ， Mg ， 贫 Na ， K ， Ca 澳大利亚 底板强蚀变 ， 蚀变岩简 核部富绿泥石 ， 外围黄 铁绢英岩化 Na２ O 带出 ， MgO 带入 表 2 火山成因块状硫化物矿床的蚀变地球化学特征 矿 床产 地时 代 Na２ _ O MgOCaOK２ 抖 O Fe SiO２ 5Sr Lac Daufaultl加拿大 太古宙－＋ Poirier加拿大 太古宙－＋ Mattabi加拿大 太古宙－＋－－＋ Millenbach加拿大 太古宙－＋－＋＋ Louvem加拿大 太古宙－＋－ Mattagami加拿大 太古宙－＋＋ boliden瑞 士太古宙－－＋＋ Stall Lake加拿大 阿菲布－＋＋ Rosebery澳大利亚寒武纪－－＋－ Skorovass挪 威奥陶纪－＋－ Brunswick No ． １２o 加拿大 奥陶纪－＋－－＋ Buchans加拿大 奥陶纪－＋－－＋＋ Heath Steele加拿大 奥陶纪－＋－ Woodllawn澳大利亚志留纪－＋－＋＋－ 注 ＋ 带入 ， － 带出 块状硫化物铜矿常产于太古宙绿岩带 ，而绿岩 带本身体现为绿泥石片岩相的变质产物 。 如何区分 变质成因的绿泥石和热液蚀变形成的绿泥石 ，可从 多个方面考虑 ，如变质绿泥石的化学成分受原岩控 制 ，产于基性火山岩中者常富 Mg 贫 Fe ，而酸性火 山岩中者富 Fe 贫 Mg ；热液蚀变形成的绿泥石则不 受围岩控制 ，常常 Mg ，Fe 富集程度相近 。 另外 ， 块状硫化物矿床的蚀变分带也是重要标志 ，一般蚀 变绿泥石位于蚀变岩筒的中心 ，而其外围是黄铁绢 英岩化 。 ７ 蚀变指数与岩石化学等值线填图 蚀变指数一般是以蚀变过程带进带出元素或元 素组合的比值来表示的 ，它可以更明显地表达蚀变 的强度 ；而以蚀变指数进行岩石地球化学填图 ，可 以圈出蚀变的范围与蚀变最强的部位 ，从而有助于 矿体的发现 。 不同矿区所采用的蚀变指数 （AI） 可 以不同 ，如西班牙韦尔瓦以Mg桙Na 值 、 土耳其Kūre 矿区以 （Fe２O３＋ MgO） 桙 （Na２O ＋ CaO） 值 、 日本 黑矿以 （MgO ＋ K２O） 桙 （Na２O ＋ K２O ＋ MgO ＋ CaO） 值作为蚀变指数 。 纳米比亚 Gorob 地区 ，热液蚀变 导致 Mg ， Fe ，Mn ，Cu ，Zn ，Ba ， P 等富集而 Ca ， Na ，K ，Rb ，Sr ，Ce 贫化 ，因此蚀变指数 AI ＝ 富 集元素桙 （富集元素＋ 贫化元素） ，对主元素和微量 元素 AI 分别为 （FeO全＋ MgO ＋ MnO） 桙 （FeO全＋ MgO＋ MnO ＋ K２O ＋ CaO ＋ Na２O） 和 （Cu ＋ Zn ＋ Ba） 桙 （Cu ＋ Zn＋ Ba ＋ Rb ＋ Sr）。 除上述蚀变指数可 用于填图外 ，Guy Spitz 等人还在加拿大魁北克 Val d摧or 地区 Louvem 铜矿区试验了其他方法 。 他们通 过研究发现矿区有一个 ４２０ m ２１０ m 范围的高 ４１２００６ 年 黄金地质专题信息编辑之八 Fe ２ ＋ ，S 而低 Na２O ，CaO 和 CO２的大致 EW 走向的 异常区 ，在这个大异常的中心又有一个 １００ m ５０ m 范围的高 H２O 和 MgO 异常区 ，这个小异常正好 对着矿体的位置 。 大异常 SN 向剖面是对称的 ，而 EW 向不对称 ， 自西向东 Fe ２ ＋ ， S ， 逐渐升高而 MgO ，CaO ，CO２，H２O 逐渐降低 ，意味着矿液自