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(2009-05-07 22:53:16)
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块状硫化物矿床喷流杂谈 |
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喷流沉积成矿作用研究的若干问题
刘继顺
原载：矿产与地质，1996，10（1）：6-10
刘继顺
原载：矿产与地质，1996，10（1）：6-10
自史奈德洪于本世纪早期将喷流(Exhalation)概念引入到矿床学起，这一概念已突破了“火山气体从海底上冒 (喷气或射气)的范畴，至今它包括喷射到海底的任何形式的流体，既有气体，又有热液流体，乃至固体微粒，而且喷流既可与火山岩浆活动有关，也可无关。由于世界上大型的贱金属块状硫化物矿床和部分铁锰氧化物矿床、重晶石矿床、金矿床及锡矿床等都与海底喷流沉积作用有关，因而得到了地质学界的极大关注和研究。1992年在日本京都召开的29届国际地质大会视喷流沉积成矿作用为矿床地质学的前沿课题[1] 。我国矿床学界对此极为关注和重视，发表了大量的论文。然而在研究喷流沉积矿床成因时，这类矿床形成的一些关键因素，关注的很不够。下面将这些关键因素及有关问题提出来供参考。
1 陆源沉积速率——制约海底喷流沉积矿床形成和保存的关键因素
近来的研究表明，海底喷流现象是非常普遍的，然而只有极少数地段才见有工业意义的矿床产出。其控制因素首推陆源沉积速率(Terrigenous Sedimentary Rate)。一方面，如果陆源沉积速率过大，陆源沉积物势必冲淡(Dilution)喷流热液物质，而不能形成工业矿床；另一方面，如果陆源沉积速率很小，已形成的矿床由于不能及时掩埋而被洋流冲走或由于洋底风化作用而剥蚀殆尽，而且沉积盖层的阻隔作用又会延长热液循环单元的寿命。因此，只有合适的陆源沉积速率才会导致喷流沉积矿床的形成和保存下来。
M．Jebrak和M．Gauthler提出用等浓度线来研究这一问题[2]。他们研究了加拿大魁北克省阿帕拉契亚山脉中奥陶世Champagne喷流沉积矿床和红海大西洋I号海渊喷流矿床后指出，陆源沉积输入量／热液输入量之比值可作为找矿勘探的指示标志。
该方法主要采用两条等化学的浓度线，一条代表碎屑物质的输入量，另一条则代表热液物质的输入量．碎屑物质输入量可由地层柱中cr、Rb、Sc、Cs和Tb的含量及其比值来确定，而热液物质输入量则由地层柱中成矿元素的含量及其比值来确定。将高度矿化的地球化学剖面和贫矿的地球化学剖面进行对比，就可看出陆源沉积物质输入量和热液物质输入量及其速率比值。以Champagne矿床为例，先分析无矿页岩和含矿页岩中的元素含量，并投影到图1中，分别代表背景沉积的碎屑输入量(C0)和热液输入量(CA)。然后将元素间比值恒定的那些元素投影点，拟合出一条最佳等浓度线，该线的斜率即代表沉积碎屑输入量与热液物质输入量的比值(S／H) ，参加拟合的这些元素即认为是由陆源碎屑物提供的。这样可求出不同矿化强度的样品中的S／H值。S／H值在剖面(即时间)上的变化趋势，可以看出工业矿化时最佳的S／H值(图2)。研究表明，Champagne硫化物矿床的沉积速率为60cm／ka，硫化物透镜体形成的持续时间为10000年左右．Jebrak等研究认为，金的沉淀与后期较冷流体的循环有关，即发生在陆源物质和热液物质输入量之比值较高的时期，这一比值可帮助评价金的潜在远景。
图1 Champagne矿床等浓度线图
图2 Champagne矿床碎屑沉积物输入量与热液物质输入量的比值(S／H)的演化和Au、Ag品位的变化趋势
我们认为，这一方法可用于不同类型的喷流沉积矿床，可快速而又准确地提供沉积速率和热液输入速率关系之间的资料，以判定矿床形成和保存的条件。
2 喷流沉积型块状硫他物矿床形成的水深制约
海水深度决定喷流热液到达海底以前是否沸腾。由于沸腾而使得喷出的成矿物质快速地与海水混合而分散开来，而不能形成富厚的大型块状矿化，只能形成网脉状矿化和贫矿。这一点对于研究海底块状硫化物矿床产出的地质环境所必须考虑的。
Mebirney(1963)注意到纯水的临界点决定了爆发性唆发(沸腾)的最大水深[3]。纯水的临界点压力为2.16×10的7次方Pa，对应水深为2160m。 在此压力下气相和液相无异，均不具可压缩性。在更深处岩浆中水的出溶为液态，热液中的气相呈液态性质，纯岩浆水或过热海水均不会排斥围压而发生爆发性膨胀。
对于块状硫化物矿床而言，一般的成矿温度为25O～350℃，个别达400℃ 。抑制沸腾的最低压力为：250℃时为4.0×10的6次方Pa，对应水深为400m；300℃时为(7.0-8.0)×10的6次方pa，对应水深为700-800m。因此，如果300℃的成矿热液喷流到浅于700m的海底，就会发生沸腾现象，而不会形成块状矿体，只可能形成网脉状矿化和浸染状矿化。
随成矿溶液盐度的增加，最低抑制沸腾的压力会有所下降[4] 。流体包裹体研究表明，块状硫化物矿床的成矿溶液中台有不等量的CO2气体。CO2加入到Nacl—H2O体系中会大大增加最低抑制沸腾压力，如0．2mol的CO2 加入到中等盐度的25O℃ 的溶液中，最低抑制沸腾压力将增大到5．0X10的6次方Pa，对应水深为500m。因此，一般温度的含NaCl和CO2的成矿溶液至少要喷射到500m的海底才不致沸腾，而通常深度还将更大。
实际观察表明，现代海底上硫化物烟筒(Chimney)和活的黑烟囱(Black Smoker)均见于深水区，一般达数千米深[5]。目前已知最浅的黑烟囱距海面lkm 以下，如Jade sit地区为1400m深的海底，Lau盆地水深为1700m。现代海底喷流块状硫化物矿床均未见于很浅的海底，这与上述理论分析是一致的。块状矿体下盘的网脉状矿化并非一定由沸腾所致，喷流热液沿网脉状裂隙运移并交代围岩也可以形成。
综上，我们在考虑块状琉化物矿床的喷流沉积成因时，一定要考虑其产出的盆地构造环境和水深。比如有人一方面认为日本黑矿形成于3.5～4.0km深的海底，一方面又认为黑矿产出于高度爆发性的破火山口，这是十分矛盾的。当然海底熔岩丘生长到最低抑制沸腾压力的浅海区时，也会发生沸腾和爆发性喷发。
3 矿体上盘蚀变是找矿的指示标志
喷流沉积矿床的下盘蚀变很强烈，也得到了系统的研究。资料表明，对火山喷流型矿床而言，下盘补给系统常见明显的绿泥石化和硅化，有时有钠长石化与铁镁硅酸盐化，矿体下盘发生黄铁绢英岩化；对沉积喷流型矿床而言，下盘补给系统内见硅化，有时有电气石化、钠长石化，矿体下盘见白云石化，电英岩化及绿泥石化 。通常认为矿体上盘蚀变轻微或不发育，理由是喷流沉积成矿作用发生于当时盆地底部水一沉积物界面上下，上盘地层为矿化后产物，因而忽视了上盘蚀变的观察和研究。
R．R．Large(1992)．G．J．Davidsoo(1 992)和R．Cas(1992)报道了澳大利亚以火山岩为主岩的块状硫化物矿床的研究成果，突出强调了上盘蚀变(Hanging-wall alteration)的重要性，认为这是近5年研究的重大进展，可作为找矿勘探的指示标志[7]。
不同的矿床上盘蚀变的程度很不相同。在Hellyer矿床中，矿体上盘的枕状玄武岩发育了羽状(plume)浅绿色铬白云母一方解石蚀变及微弱的绢云母化、绿泥石化、重晶石化与黄铁矿化(Jack，1 989)[8]。羽状蚀变带边部出现不规则的钠长石蚀变带。这种羽状蚀变带直接出现在下盘蚀变岩管(Pipe)中心之上，延伸到了矿体之上的200m左右处，终止于上覆黑色页岩单元的底界(图3) 。
对于Mount chalmers矿床，块状硫化物矿体之上的流纹质火山碎屑岩发生了较弱的绢云母一绿泥石蚀变。这种蚀变延伸到了矿体之上的30-80m，在矿体西部沿走向延伸了200m左右(Large，1980)。在Scuddles(Ashley等，1988)和Woodlawn(Petersen，1979)矿床，上盘火山岩发生过强烈的绿泥石一石英±碳酸盐蚀变，并被广泛发育的石英一绢云母一绿泥石±碳酸盐蚀变带所包围。Thalanga矿床(Stolz，1992)的上盘英安岩中亦发育了面状和脉状的钠长石一绿泥石一绿帘石±沸石蚀变。上盘蚀变表明喷流热液活动一直持续到了上盘岩石形成之后。
我们推测，喷流热液活动是沿生长断层发生的，虽然大规模的喷流热液喷出沉积成矿之后即行熄灭，但以生长断层为中心的地热异常尚可持续一段时间，还可引起一定规模的溶液对流循环，因而引起上盘的低温蚀变。封闭性较好的地段，如下盘蚀变岩管发育得很好的地段，地热异常引起的溶液对流的时间更长些，故上盘蚀变发育得较好些。否则上盘蚀变发育得很差，甚或没有。
上述实例表明，上盘蚀变比过去想像的要常见得多。虽然上盘蚀变强度较低，区域变质又影响了本来发育就很差的上盘蚀变，不易为人们所识别，但由于上盘蚀变可延伸到矿体上部很远处，对喷流沉积的块状硫化物矿床的寻找具有重要的指示意义，故应重视上盘蚀变并加以详细研究。
图3 Hellyer矿床上盘蚀变和下盘蚀变剖面图
(据Large R．R．1992)
A一黑色页岩；B-铬白云母一碳酸岩蚀变弱；c一上盘玄武岩；D-块状硫化物；E一绿泥石一碳酸盐蚀变；F一硅化；G一绿泥石一黄铁矿蚀变；H一绢云母一黄铁矿蚀变；I一绢云母一石英一黄铁矿蚀变；J一下盘安山岩
4 关于陆相喷流沉积成矿作用
朱韶华(1989)胡文宣等(1991)和王京彬等(1992)认为浙江东部的铁铅锌矿床、庐枞和宁芜地区的铁硫矿床以及滇西的金顶铅锌矿床，系陆相喷流沉积成矿作用所致[8-10] 。不过，这些矿床与典型的海底喷流沉积矿床(如黑矿型、别子型、沙利文型和塞浦路斯型矿床)有着显著的差别，它们的成矿作用似乎相当复杂。
陆相喷流沉积成矿作用从理论上来讲是完全可以发生的，沿湖底或边缘的深大断裂，循环的热水溶液或岩浆衍生的热液喷出是不成问题的。东非裂谷北坦噶尼喀凹陷湖底的热液活动和硫化物矿化的发现[11]，支持了陆相喷流沉积成矿的观点。然而陆相喷流沉积成矿的重要性究竟如何以及能否形成大型矿床是值得深思的。
前已述及，块状硫化物矿床不可能由较浅的盆地底部喷流作用所形成，较浅盆地底部(大约浅于500m)所喷出的热液，由于周围水体压力不足以抑制热液的沸腾，喷出的热液在到达盆底之前就会沸腾而逸散开去，只能形成网脉状的矿化或矿胚(贫矿体)。一般湖底水柱压力都不足以抑制喷流热液的沸腾，而且湖内陆源沉积速率过高往往冲稀了喷流热液中成矿元素的浓度。因此，我们认为要形成大型块状硫化物矿床是不太可能的。
还应指出，在“喷流沉积成矿”热的今天，要防止将“喷流”概念扩大化的顺向，不应将正常沉积盆地所沉积的生物化学沉积矿床及与岩浆作用有关的热液矿床，也当作喷流沉积矿床来加以研究，应审慎地系统地进行探讨和研究，否则将失去其学术意义。
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