热水蚀变的结构模型

1. 热水蚀变的结构模型

1.蚀变系统结构模型
正如Franklin等（1981）所指出，与VMS矿床相伴的热水蚀变有两个主要式样：①下伏于块状硫化物矿体的蚀变岩筒；和②区域规模的半整合或层控蚀变带。在呷村矿区，这两种式样的热水蚀变均较发育，在下部镁铁质火山岩系发生了以绿帘石化为主的半整合蚀变，在上部长英质岩系则发生了以硅化和绢云母化为主的蚀变岩筒，从而，在空间上构成了上下分离的两个蚀变系统。
目前虽然还不能非常明确地确定两者之间的关系，但以下证据可说明它们几乎同时形成，并具生成关系：
（1）相同的硫化物矿物组合（Py+Sph+Gn）分别产出于半整合蚀变带和上部蚀变岩筒中，并在半整合蚀变带硅化和绿帘石化发生时，从岩石淋滤出了Cu、Pb、Zn，使环绕蚀变岩筒下部的岩石获得了中等数量的Cu、Pb、Zn（Hou et al.,1995）。
（2）根据喷气岩（硅质岩和磁铁石英岩等）的δ18O和δ30Si组成以及Si的溶解度和温度压力的关系（侯增谦等，1996），估计向上运移的成矿热水系统中SiO2的最大含量约为（860～920）×10-6（约13.5～14.5mmol/L），比相应温度下退溶区（参见图3 16）中SiO2最大溶解度略小，这暗示在热水上升运移之前有SiO2的沉淀，很可能构成了半整合蚀变带硅化的一部分。
（3）根据呷村矿区成矿时的海水深度（约为1000～1500m），推测上升运移的成矿热水形成初始压力为30MPa，即成矿热水的主要水-岩反应带约为海底以下2km深处，大约和半整合蚀变带层位相当。
（4）钻孔资料显示蚀变岩筒下部的绿泥石-绿帘石化，一直延伸到下长英质单元（徐明基等，1993），并且和半整合蚀变带的蚀变组合非常相似，说明了蚀变岩筒的热水活动和更深部的热水活动的相似性，上、下2个热水结构单元处于同一热水体系中。
（5）半整合蚀变的高盐度卤水层（后述）的存在，与形成蚀变岩筒的高盐度热水的存在遥相呼应。另外根据Cl来源的分析（后述），可以推断，上部高盐度的热水是以下部半整合蚀变带为库源。
据此认为，上部的漏斗状蚀变岩筒和下部似层状的半整合蚀变带构成了一个空间上分离、成因上相关的双层蚀变系统。从某种意义来说，半整合蚀变带可能为上部蚀变岩筒的物质库，两者空间关系如图3-14。
2.蚀变岩筒——热水流体的排泄通道
与VMS矿床相伴的蚀变岩筒，作为海底热水流体活动通道系统的水岩反应产物，主要有两种分带模式，即北美式和日本式。北美式蚀变岩筒以绿泥石核和石英-绢云母边为特征，日本式蚀变岩筒则以石英-绢云母核和绿泥石边为特征。在呷村矿区，下部蚀变岩筒类似于北美式或过渡式，显示较明显的垂-侧向蚀变分带，下部和核部为绿泥石-绿帘石化带，上部和边缘为石英-绢云母化带。上部蚀变岩筒类似于日本式，但显示不明显的层控特征，同样，侧向分带模糊，但垂向分带明显，自下而上，由绿泥石-绢云母化带经石英-绢云母化带向石英-钡冰长石化带递变（图3-15）。

图3-14　呷村矿床蚀变岩筒与半整合蚀变带空间关系示意图

叶庆同等（1992）和徐明基等（1995）利用显微热台流体包裹体测温技术获得了不同蚀变带的形成温度。石英-钡冰长石带的蚀变温度变化于280～320℃之间，石英-绢云母带的蚀变温度变化于250～297℃之间。我们也测定了绿帘石-绿泥石化带的蚀变温度，最高温度达425℃（曲晓明等，未刊资料）。这些温度资料表明，呷村矿床的两个蚀变岩筒尽管具有不同的分带模式，但均是高温（大于350℃）热水流体在其穿越长英质火山岩系的排泄通道内与围岩发生水-岩反应的产物。
然而，在呷村矿区，由于含矿岩系的岩相差异和流体迁移路径不同，形成了不同的蚀变岩筒。下部蚀变岩筒是热水流体沿海底基底主干断裂“聚焦”式向上迁移排泄和水-岩反应产物。在这种水-岩反应中，由于下部英安质岩石单元渗透性较差，热水主要沿断裂纵向迁移，侧向扩散有限，因此，蚀变岩筒直径较小，纵向延伸较大，垂-侧向分带均较明显。上部蚀变岩筒是热水流体沿一系列海底断层-断裂纵横交汇点呈“散射”状或“弥散”状迁移排泄（李佑国和侯增谦，2001）和强烈的水-岩反应而成。在这种水-岩反应中，由于热水流体的排泄点众多，上部流纹质岩石单元的渗透率较高，因而，热水流体在垂向迁移的同时沿火山碎屑层发生较大规模的侧向运移，造成蚀变岩筒纵向延伸有限，直径较大，垂向分带明显。整个蚀变显示一定的层控特点。

图3-15　呷村矿床蚀变岩筒及其蚀变矿物分带

Q—硅化带；Sec绢云母化带；Chl—绿泥石化带
3.半整合蚀变带——高位卤水层记录
（1）半整合蚀变带成因：镁铁质火山岩系的强烈硅化，是呷村矿床深部半整合蚀变带的重要蚀变类型之一。总体说来，硅化的形成机制可归纳为4种（Skirrow et al.,1994）：①通过传导或与冷海水混合，导致硅饱和且流体冷却，以致沉淀石英或非晶硅；②在特定温度下，随着压力降低，SiO2溶解度减小，所以减压会使硅沉淀（图3-16）；③与火山岩基质、非晶二氧化硅、玉髓或方石英部分或完全平衡的流体进入石英稳定区（如高温区）可能导致石英沉淀，因为在给定温度条件F，石英比其他含硅物质的溶解度低（Fournier,1985）；④加热的SiO2饱和溶液进入SiO2退溶解区（340～500℃，＜90MPa）是SiO2快速沉淀的有效方式。

图3-16　石英在海水中的溶解度（图内曲线为等压线，单位为MPa）（据Von Damm et al.,1991，修改）

在上述诸多机制中，前3种沉淀机制无法解释伴随硅化的金属强烈淋滤，第4种机制可以很好地解决矿床基性岩石硅化的问题。MacGeehan（1978）解释Matagami区硅化玄武岩中硅质沉淀是因为随着温度上升，硅的溶解度降低（退溶解区中）。Skirrow和Franklin（1994）认为Chisel Lakes区的半整合硅化也是因为饱和SiO2的溶液在退溶解区中由于被加热，SiO2溶解度降低所致。
呷村矿床基性岩石的硅化同样可用上述机制来解释：
①呷村矿区基性岩石的硅化及绿帘石化从一侧面反映了玄武质岩石和富含Si和Ca的热水在较高温度（T＞350℃）条件下发生了水-岩反应，这从包裹体证据中已得到证实（温度高达425℃，压力为35MPa）。Seyfrid和Bischoff（1977）通过实验，发现在T＞150℃时，玄武岩和海水反应时便有Si释放到溶液中，这表明呷村矿区热水和玄武质岩石反应将获得SiO2并使热水中硅达到饱和。
②对于呷床矿床来说，30～35MPa条件下，SiO2达到最大溶解时的最低温度约为360～380℃（图3-16），而包裹体中均一温度最高已达425℃。
③硅化玄武质岩石和热变质大理岩的邻近关系（Hou et al.,1995）也暗示了热水的温度已超过了退溶解区SiO2的最大溶解度温度。
同理，覆于硅化基性火山岩之上的下长英质岩石单元半整合蚀变硅化带形成机制与前者相似，另外，水致破裂作用（后述）和流体上迁的降压（机制②）以及岩石中的石英含量增加（机制③）也可能是导致硅沉淀的原因。
绿帘石化可能也形成于上述高温水-岩反应过程中，只是流体中富含Ca（MacGreehan,1978;Skirrow and Franklin,1994）。据Nehlig和Jutean（1988）估算，Oman蛇绿岩席状岩墙杂岩体中的绿帘石脉和绿帘石石英-硫化物脉的形成温度约为350℃。而塞浦路斯席状岩墙下段的绿帘石-石英蚀变流体捕虏温度变化于350～400℃之间或更高一些（Richardson et al.,1987）。Chisel Lake VMS矿床硅化-绿帘石化蚀变与此温度相近（Skirrow,1994）。在呷村矿区基性岩石中，与绿帘石共生的石英内包裹体中亦获得相似的温度（侯增谦等，未刊资料）。另外，大理岩（变质温度300～400℃）和大理岩中出现与基性岩石中相应的硅酸盐矿物组合（Hou et al.,1995）也说明了绿帘石形成条件与硅化相似。
（2）高位卤水层：呷村矿床中的两个成对的热水活动结构单元揭示了海底热水流体系统在不同空间和不同时间的发育特征和演化趋势。如果上部蚀变岩筒代表了来自海底深部的热水流体的迁移-排泄通道，那么，下部半整合蚀变带则记录了高盐度卤水的水岩反应产物。
Rosenbauer和Bischoff（1984）的实验表明：在350～400℃和相应压力下，大洋玄武岩和盐度为3.5%溶液反应不能产生与打捞的大洋蚀变岩和蛇绿岩相同的矿物组合，但是，如果其与19%的溶液反应，则可产出洋底典型蚀变玄武岩的蚀变矿物组合。据此，Bischoff和Rosenbauer（1989）指出：350℃时洋底大多数玄武质岩石的蚀变直接由热卤水或由加入了下部热卤水中未知组分的演化海水与岩石反应而形成。另外，Hou等（1995）根据相应条件下（如350～400℃，20～30MPa）SiO2在纯水中的最大溶解度，初步估算形成呷村基性岩石硅化所需热水流量非常巨大，而这种巨大的流量在地质上是不现实的，但SiO2在含盐度高的溶液中溶解度比纯水大（Fournier,1985）。以上均说明呷村玄武质岩石的硅化可能为高盐度的卤水与玄武质岩石反应的结果，呷村矿床高盐度成矿热水也充分地证明了热卤水与基性岩石反应的可能性。
呷村矿床广泛发育高盐度流体包裹体，证实主水-岩反应带流体具高盐度特征，其最小盐度可由图3-17估计。热水流体在320～350℃，密度为0.7g/cm3左右，卤水层的静水压力为36MPa，可以估计，在卤水温度为400℃时，流体盐度最小值为15%（图3-17）。因图中50MPa高于实际压力，实际盐度会有所变化。在靠近岩浆房部位的卤水层中，温度更高，卤水的盐度和密度也将随之增大，如发生沸腾，卤水盐度和密度升高幅度更大。流体中由于温度梯度和浓度梯度而产生的密度梯度向相反方向变化时极有可能产生双扩散对流。

图3-17　NaCl-H2O体系在50MPa条件下密度-温度-盐度关系图（据Bischoff and Rosenbauer,1989）

高盐度卤水可以出现于地壳不同层位中，这主要取决于热源、岩石渗透率和构造背景。在大洋扩张中心它常常于高位侵入体附近层位聚集并在侵入体和席状岩墙之间循环（Fournier,1985）。但在弧后扩张中心，高强度的火山活动形成了“双峰式”岩石组合，作为“热驱动机”的岩浆房常常位于比洋脊扩张中心更浅的部位，因而，如卤水层出现，它将具有比洋脊环境更高位的特点。在呷村矿区，矿床和长英质岩石密切的时空关系说明高位酸性岩浆房可能为弧后裂谷环境卤水层形成的重要因素（Hou et al.,2001）。高位热源导致了高位热卤水层位于邻近岩浆房的上方，热卤水沿着基性熔岩及岩墙流动并运移到多孔基性火山碎屑岩中。基于前述卤水来源的证据，可以认为酸性岩浆为卤水层提供了大量热水，当然也不排除海水相分离开产生高盐度卤水的可能性，因为在350～425℃、30～40MPa的情况下，海水位于气-液相边界附近（Bischoff and Roserbauser,1985）。

2. 热液蚀变与构造变形的时空关系

在庞西垌－金山含矿断裂带中，热液蚀变叠加在构造变形之上。同时一些早期的蚀变矿物可以受到后期构造变形作用的影响。
在热液蚀变的早期，含矿断裂带内的岩石遭受广泛的热液蚀变，形成硅化、黄铁矿化、绢英岩化等各类蚀变岩。在后期，由于构造应力的作用，早期形成的蚀变岩石和矿物被压碎，成矿溶液沿破裂面交代早阶段的蚀变岩石，或形成石英（硫化物）细脉，沿裂隙充填。
在蚀变作用的末期，早期和晚期形成的各种蚀变岩和石英硫化物细脉，在构造应力的继续作用下形成各种破裂和裂隙，由石英（硫化物）脉、石英－碳酸盐脉、萤石脉、重晶石脉交代或充填。
根据野外观察和实验室分析，热液蚀变和断裂构造变形作用大致同属于一个地质演化时期。

3. 热机械-化学侵蚀模型

热机械-化学侵蚀模型 ( thermomechanical and chemical erosion) 模型认为岩石圈减薄和拉张作用与新的热软流层上涌密切相关，与此同时，古老岩石圈底部受到热、机械侵蚀及替代。具体就是岩石圈最底部物质在上涌软流圈的热传导 “烘烤”下发生软化，在软流圈水平流动产生的水平方向剪切应力的作用下这一部分物质转变成软流圈的一部分。这样的剥蚀会加剧软流圈向上覆岩石圈传导热的程度，从而进一步软化岩石圈底层，导致新一轮的剥蚀，在宏观上表现为岩石圈的减薄，并使原来已有的富集型岩石圈地幔物质通过交代作用而转变成亏损型岩石圈地幔，其具体的过程就是化学侵蚀。该模型与岩石圈的密度无直接联系，它有利于解释一个有浮力的岩石圈的减薄作用。
但是，从地球化学的角度出发，富集型岩石圈地幔如何能够转变成亏损型地幔是无法理解的，因为交代作用的介质大多是富集大离子亲石元素的流体或熔体，它只能将亏损型地幔转变为富集型地幔，反之则难以实现 ( 吴福元等，2003) 。