Question

矿床形成机制与模式

Answer 1

呷村矿床的热液系统以富气相成分（CO₂、CH₄、N₂、H₂S等）为特征，富含CO₂的流体包裹体广泛分布。激光拉曼探针分析表明CO₂是仅次于H₂O的挥发成分。石盐子矿物的出现和很低的冰点，表明成矿流体含盐很高。层控带的热液石英及高温蚀变带的全岩具有较高的δ¹⁸O值。这些重要参数都为我们进一步深入探讨呷村海底热液系统的来源和演化提供了有益的线索。

在呷村高温蚀变区计算出的成矿流体δ¹⁸O值为5.5‰～8.5‰，在石英-钡冰长石带流体包裹体均一温度为280～320℃，绢云母-石英带的包裹体均一温度为250℃到297℃。假设两个蚀变带分别形成于300℃和280℃，那么则需要一种富δ¹⁸O（>5‰）的流体把流纹岩变为δ¹⁸O值为11.3‰～14.4‰的石英-钡冰长石岩和δ¹⁸O值12.1‰～14.2‰的绢云母石英岩，这些都发生在水为主的条件下（w/r>10）。按照石英和水之间的氧同位素交换系数，同等温度下，热液石英δ¹⁸O值需要流体的δ¹⁸O值为8.0‰，生成石英-钡冰长石带则需要流体δ¹⁸O值最小为3.2‰。

正如前所述，矿区外围和层控带之下的英安岩和安山岩遭受过低温（<150℃）蚀变作用。区域蚀变全岩δ¹⁸O值增加约7±2‰，安山岩δ¹⁸O值为12.1‰～13.2‰，英安岩为15.7‰～17.1‰。如果海水的δ¹⁸O值为0.0‰，被长英质岩石或岩浆加热后，继续与底部低变质岩石反应，那么海水在水岩反应中δ¹⁸O值将明显增高，假定基底岩石的δ¹⁸O值为15.0‰，海水在T=250～320℃和w/r比<100时，δ¹⁸O变成>5.0‰。但是，参与低温蚀变的海水必定大大减低了它的δ¹⁸O值，增加其盐度和δD值。如果在高温下具有负δ¹⁸O的值海水与长英岩反应，形成δ¹⁸O>5.0‰的含矿流体，正如呷村一样，需要大量的长英岩与海水反应。进一步讲，水岩反应期间海水盐度有限量地增加，仍不能解释呷村矿床的高盐度流体。在火山岩底部的石英热液中流体包裹体盐度［w（NaCl）］为6.0%～17.1%，平均值是12%。

在减压期间，含金属流体从长英质岩浆分离可以从海底火山岩的流体包裹体和熔融包裹体中看到，这种流体以CO₂为主，含少量H₂O，进一步可能发展为成矿流体，形成VMS矿床。从岩浆派生的流体以高盐度、富δ¹⁸O和气体（CO₂、N₂等）为特征，呷村矿床不仅在层控带发现高盐度包裹体，而且在蚀变最弱的流纹岩的石英斑晶中也有。原生包裹体可含盐［w（NaCl）］41%，均一温度超过350℃。富CO₂和CH₄、N₂含量高也支持了高盐度、高δ¹⁸O流体的岩浆来源。

1.流体混合及其演化

流体包裹体盐度变化大是呷村矿床成矿流体的一个特点。在VMO和MSO带流体包裹体研究的基础上，识别出3种盐度-均一温度变化趋势（图4-44a，b）。

趋势Ⅰ代表了岩浆流体和海水混合的典型趋势。呷村矿化中心（3线附近）石英δ¹⁸O值很高（14.0‰～15.0‰）；估计流体的δ¹⁸O值为5.4‰～8.3‰。估计这种端员流体可能记录了岩浆流体对海底热液系统的贡献。趋势Ⅰ中的低温、低盐度端员流体出现在矿化中心北缘UMO带中块状硫化物矿石的闪锌矿和石英中（4和12线）。流体盐度［w（NaCl）］与海水相似（3.5%），表明大量的海水加入到呷村热液系统中。大部分流体包裹体在混合线上出现，并有一个明显的从高温、高盐度向低温、低盐度变化的趋势，即从层控带变到块状硫化物带。在重晶石的流体包裹体中均一温度与盐度也呈现相似的趋势（图4-44b）。高温和高盐度流体包裹体一般出现在网脉带顶部的斑状重晶石中。这些流体包裹体记录了深海高温热液流体。低温和低盐度流体包裹体出现在块状和层状重晶石中，它们的盐度接近海水，表明海水对硫盐的沉淀作了贡献。自喷口重晶石丘往上、往外，流体包裹体的均一温度和盐度都变小，形成混合趋势（图4-44b）。这些流体包裹体资料清楚地表明海水与岩浆流体的混合主要发生在海底热液系统的上部和边缘。

图4-44 呷村矿床流体包裹体均一温度-盐度趋势图

12和4线层控带的石英和闪锌矿流体包裹体数据与3线块状硫化物带组成了另一种变化趋势即趋势Ⅱ（图4-44a）。图中的趋势在重晶石的流体包裹体中也存在（图4-44b）。趋势Ⅱ的特点是最高均一温度近250℃，低盐度接近海水（图4-44a，b），说明被侵入岩或岩浆加热的海水温度不超过250℃。换句话说，均一温度>250℃的高盐度包裹体是追踪岩浆流体上升和混合过程的指示剂。两种结果表明，流体混合端元一是3线附近存在于块状矿石中的低温高盐度流体（趋势Ⅱ）；二是4线和12线附近存在有网脉状和块状矿石中的高温、低盐度流体。图4-45表明了由于几种不同作用，比如混合、传导冷却和两者结合，造成流体包裹体的均一温度和盐度的变化。冷海水与岩浆流体的简单混合导致温度盐度变化可以用趋势Ⅰ来解释，但无法解释趋势Ⅱ的温度盐度变化。加热的海水再次混入冷海水与岩浆流体的一级混合流体会使盐度增加，温度降低，但无法解释趋势Ⅱ低温-高盐流体端员的来源（图4-45）。如果以传导冷却的方式岩浆流体向上排放高温、高盐端员，流体仅会降低其温度，而不会降低盐度，最后产生出低温、高盐度流体（图4-45）。如果混合与传导冷却共同造成趋势Ⅱ的变化趋势，那么矿化中心附近的孤立凹陷处应有一个卤水池。由于比冷海水密度高，这些流体被圈闭在卤水池中。不断加入的热海水，随着流体温度降低，pH值变化，迅速堆积块状硫化物。

趋势Ⅲ是沿着4线的层控带流体包裹体形成的（图4-44）。这个趋势可用两种机理来解释：流体混合和流体传导冷却与硫化物堆积。岩浆流体与加热的海水混合形成高温、中等盐度的流体，经一级混合流体中加入不同比例的热海水，伴随温度下降，流体盐度稳定（图4-45）。高温和中等盐度的流体上移穿过传导冷却带将会使温度下降，但盐度保持不变（图4-45），这种解释得到了脉状矿石中石英流体包裹体的支持，它们的均一温度从350℃下降到150℃（表4-34），但盐度稳定。

图4-45 呷村矿床成矿流体演化图

对矿床的不同部分进行流体盐度的对比，可看出均一温度-盐度的横向变化。矿化中心附近的流体（3线）无论在块状硫化物还是层控带盐度都是最高的。而卤水池边缘两个带的盐度最低。中心圆圈这部分（4线）流体盐度适中，表明岩浆流体与海水的混合程度从矿化中心向外逐渐增加。

与UMO和MSO带相同，在LSO带的流体包裹体也显示出海水与岩浆流体的混合趋势（表4-34），表明此带内发生着相同的流体演化过程。

2.脉动性流体喷发

正如石油沉积盆地，当流体压力超过盖层压力值时，迫使流体冲破上覆封闭层流入浅部的沉积层中。这种事件也发生在呷村矿床的UMO带。间断的流体喷发导致块状硫化物以层状重复出现，并形成喷气重晶石透镜体（图4-41）。最初的间断喷发形成硫盐（重晶石）-硫化物丘堤，覆盖在UMO网脉状带的顶部。随后强烈的流体喷发，形成角砾状硫化物矿石（图4-41）。第二次短暂喷发首先沉积了含硫化物的暗色重晶石薄层，转而破碎，然后产生底部含重晶石碎屑的黑色矿石（图4-41）。第三次短暂喷发也是从重晶石沉积开始，以块状硫化物的快速沉积结束。第四次短暂喷发的程度和规模比前三次小得多，形成碳酸盐透镜体和薄层块状硫化物矿石和含硅质碎块（图4-41）。

短暂流体喷发也记录在矿床的流体包裹体中，用卢焕章（1990）的方法计算了流体压力，下部脉状矿带的压力是（46～120）×10⁶Pa，上部网脉状带流体压力（141～250）×10⁵Pa，相当于海水深度460～1200 m，大于昌台盆地的海水深度，表明呷村矿床的热液系统由于喷口的自我封闭，在海底表面产生短暂的高压流体。

这些压力可能引起热液喷发，造成硫化物-硫盐丘堤的倒塌。3个流纹凝灰岩和凝灰角砾岩以薄层状出现于黑色、灰白色重晶石透镜体中，并与UMO的块状硫化物矿石紧密共生，表明海底阶段性喷发与长英质岩浆阶段性补给有关，是驱动流体喷发的主要动力。

3.混合流体脉动性补给卤水池模式

为了解释层状VMS矿床的成因，人们提出了几种模式，比如远距离的卤水池模式（Sato，1972），底部填充的卤水模式（Mcdougall，1984）和联合丘堤模式（Huston，1988）。卤水池模式通常需要高盐度含矿流体；联合丘堤模式包括一系列接合的硫化物丘堤，由一系列热液喷口形成。正如Large（1992）所称，这些模式缺少需要证实它们的关键证据，特别是流体包裹体证据。Solomon等（1990）、McKay和Walshe（1990）提出w（NaCl）为15%～25%高盐度流体需在海底凹陷处形成卤水池。呷村UMO带的块状硫化物矿层中存在高盐度流体包裹体［w（NaCl）为12%～15%］（图4-44），冷海水与w（NaCl）为12%～15%的含矿流体没有混合的迹象，表明海底近处的凹陷中存在着卤水池。流体包裹体均一温度与盐度呈负相关（图4-45，趋势Ⅱ）表示加热的海水与岩浆流体混合后流入了卤水池。在海底凹陷下混合流体喷发形成硫盐-硫化物丘堤。热卤水与输入的流体混合导致硫化物从卤水池开始堆积（图4-46）。在卤水池底部，输入流体与热卤水混合造成卤水温度增加，在UMO底面产生黄铜矿和黄铁矿堆积，形成含砾半黄矿。卤水池内输入流体与热卤水的均一混合产生闪锌矿-方铅矿沉淀，形成块状黑矿层。两种流体的进一步混合在卤水池顶部造成重晶石和燧石迅速沉淀，形成薄层氧化物-重晶石矿石，盖在黑色块状硫化物层的顶部。热液流体脉动性释放并不断进入卤水池产生韵律性硫盐-硫化物分带。

图4-46 呷村矿床成因模式图

从卤水池顶部往下盐度增加，产生硫化物矿物的分层。从底部半黄矿到块状黑矿石到硫盐透镜体形成垂向变化。从卤水池中心向外盐度降低产生横向变化，造成块状硫化矿层的厚度减少。卤水盐度的垂向和横向变化是由输入流体的性质和输入流体和冷海水的混合程度决定的。3线卤水池中心附近流体盐度较高是由于流体中岩浆流体贡献较大（图4-46）。12线附近卤水池边缘，输入流体盐度很低，是由于输入流体向海面喷发之前大量冷海水混合进来造成的（图4-46），混合流体以海水为主。正如McDougal（1984）所指出的，输入流体在远距离盆地边缘的高度之下喷发，可以造成卤水池的生成，即使流体盐度并不比海水高许多。

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