丁世先，崔俊強

（1.河南省有色金屬地質勘查總院，河南鄭州450052；2.山東省第一地質礦產勘查院，山東濟南250014）

1 火山成因塊狀硫化物（VMS）礦床概述

1.1 VMS礦床定義

火山成因塊狀硫化物礦床（Volcanogenic Massive Sulfide Deposits，簡稱VMS礦床）是指產于海相火山巖系中，與海相火山-侵入活動有關的，在海底環(huán)境下由火山噴氣（熱液）作用和噴氣-沉積作用形成的塊狀或次塊狀的硫化物礦床［1］，也稱作與火山巖有關的或賦存于火山-沉積巖系中的塊狀硫化物（VHMS）礦床（“塊狀”并非結構意義）.該類礦床主要由與海底熱液對流有關的富金屬流體所形成，其直接圍巖為火山巖或沉積巖.VMS礦床規(guī)模大，品位高，分布廣泛，往往成群成帶產出，是Zn、Cu、Pb、Ag、Au等金屬的重要來源，此外還富含 Co、Sn、Se、Mn、Cd、In、Bi、Te、Ga 和Ge，部分礦床還含有一定量的As、Sb和Hg.

VMS礦床形成于富含金屬的熱液流體的排泄通道和海底噴口處及其附近的海底洼地.大多數(shù)VMS礦床具有典型的“雙層結構”特征，即由下部脈狀-網脈狀礦帶（蝕變巖筒）和上部層控的透鏡狀礦帶組成.透鏡狀礦體主要由塊狀硫化物、石英、次生層狀硅酸鹽、鐵氧化物和蝕變硅酸鹽組成.下部的脈狀、網脈狀礦體與上部層狀礦體呈不整合至半整合接觸，其硫化物主要呈網脈狀和浸染狀.

1.2 構造環(huán)境

從太古宙至現(xiàn)代各個地質時期的VMS礦床可以出現(xiàn)在不同的構造環(huán)境中，主要為板塊邊緣環(huán)境（離散的和匯聚的）.Sawkins［2］按板塊構造的觀點，將 VMS 礦床成礦環(huán)境分成3類：1）匯聚板塊邊界環(huán)境-親弧裂谷型（如黑礦礦床、綠巖帶礦床和伊比利亞礦帶）；2）離散板塊邊界環(huán)境，包括洋殼環(huán)境（現(xiàn)代洋中脊的礦床和塞浦路斯型礦床）和晚期的大陸裂谷（紅海金屬沉積物）；3）碰撞環(huán)境（蛇綠巖容礦的）.

Herzig［3］將現(xiàn)代VMS礦床的構造環(huán)境分為4類：1）洋中脊（如東太平洋隆 21°N）；2）洋內弧后（如 Lau海盆、北Fiji海盆、Manus海盆和 Mariana弧后）；3）陸內弧后（如Okinawa海槽）；4）陸內裂谷（如紅海裂谷AtlantisⅡ號海淵）.其形成環(huán)境為離散的板塊邊緣或匯聚消減板塊邊緣的局部引張環(huán)境，這些環(huán)境均處于一種張性應力狀態(tài)，斷裂發(fā)育，滲透性強，且海底底部出現(xiàn)的地幔隆起（淺位巖漿房）可以持續(xù)穩(wěn)定地驅動下滲的海水對流循環(huán)，萃取基底巖系中的成礦元素，最終在噴出海底的過程中成礦.其中陸內裂谷（紅海裂谷）可看作是早階段的洋中脊［4］或晚階段的大陸裂谷［2］，但是AtlantisⅡ號海淵缺少黑煙囪且其礦化圍巖為碳酸鹽巖和碎屑巖的特征［5］，使得它更接近于SEDEX型礦床［6］.

1.3 礦床類型

VMS礦床是包含很多礦化類型的一個大類，關于VMS礦床的分類，礦床學家從不同的角度，如礦石成分［7-10］、成礦金屬元素比值（Cu/Pb/Zn）［11］、容礦巖系和沉積環(huán)境［12-13］、大地構造環(huán)境［14-15］及蝕變特征［16］等，對VMS礦床進行了分類，尚無一個統(tǒng)一的分類方案.Hutchinson［7］以礦石組成為基礎并考慮構造環(huán)境因素將VMS礦床分成Zn-Cu型、Pb-Zn-Cu-Ag型和含Cu黃鐵礦型.宋叔和（1982）按巖性和礦床組合將VMS礦床分為蛇綠巖套超基性巖中的黃鐵礦型Cu（少量Zn、Co）礦床（德爾尼礦床）、蛇綠巖套基性巖中的黃鐵礦型Cu-Zn礦床（塞浦路斯礦床）、酸性偏堿性巖系中的Cu-Zn礦床（伊比利亞黃鐵礦帶）和偏堿性火山巖中似黃鐵礦型 Cu-Fe 礦床(大紅山礦床).Lydon［13］按源區(qū)基底巖石和成礦金屬組合劃分為鐵鎂質基底上的Cu-Zn型和長英質基底上的Zn-Pb-Cu型.在宋叔和分類的基礎上，秦克章等（1994）將VMS礦床分為德爾尼型、塞浦路斯型、烏拉爾型（白銀廠型）、黑礦型和大紅山型.其中結合成礦構造環(huán)境和容礦巖系因素進行的分類得到了最廣泛的應用.Sawkins［15］根據(jù)成礦環(huán)境和容礦巖系將VMS礦床分為以下3種類型.

1）黑礦型：形成于島弧擴張環(huán)境或成熟度低、陸殼基底的年輕弧后環(huán)境，賦存于弧間裂谷階段形成的雙峰式火山巖組合中的酸性火山碎屑巖中，主要為Zn-Cu型和Zn-Pb-Cu型礦床.

2）別子型：形成于成熟度高、洋殼基底的弧后擴張盆地環(huán)境，一般靠近構造交界處，如洋底與島弧間，洋底與克拉通間或洋底與大陸殼間［17］，賦存于拉斑玄武質火山-碎屑沉積巖系中，其典型特征是以Cu、Zn成礦為主.

3）塞浦路斯型：產于洋中脊環(huán)境，礦體賦存于組成蛇綠巖套的大洋拉斑玄武巖中，其基本特征是以Cu為主，含少量Zn，基本不含Pb，為含Cu黃鐵礦型礦床.

世界范圍內的867個VMS礦床的統(tǒng)計分析［18］表明，有421個產于長英質巖系中，272個產于雙峰式鎂鐵質巖系中，174個產于鎂鐵質巖系中.世界上主要VMS礦床的分布如圖1.隨著研究的不斷深入，結合容礦巖系巖性、成礦構造環(huán)境和成礦元素特征，可將VMS礦床進一步劃分為8種類型（表1）.

圖1 世界上主要VMS礦床的分布圖（據(jù)文獻［9］修改）Fig.1 Distribution of the significant VMS deposits in the world（modified from Reference［9］）

1.4 熱液蝕變

與VMS礦床有關的熱液蝕變對礦床成因的研究和礦床勘查模型的建立有著重要的作用.通過對古代與現(xiàn)代 VMS 礦床的熱液蝕變研究［8，19］發(fā)現(xiàn)，VMS 礦床的熱液蝕變由下盤蝕變帶和上盤蝕變帶2個結構單元組成.典型的VMS礦床的垂直剖面如圖2.

下盤蝕變一般有兩種類型：1）不整合的蝕變巖筒，直接產在塊狀硫化物帶的下方；2）半整合或層控的上盤蝕變帶,并可以在區(qū)域范圍內展布.典型的蝕變巖筒實際上相當少見，普遍存在的是半整合型或層控型蝕變［10］.通過對澳大利亞的Hellyer等礦區(qū)的研究發(fā)現(xiàn)［20］典型的蝕變巖筒實際上代表了熱液流體的上升通道，并在蝕變巖筒邊緣記錄了與海水的反應過程.其最顯著的蝕變分帶從內到外依次是：強硅化-黃鐵礦化±絹云母化±綠泥石化的硅質核→綠泥石化-黃鐵礦化±碳酸鹽化帶→絹云母化-綠泥石化-黃鐵礦化帶→絹云母化-石英-黃鐵礦化帶.半整合或層控型的下盤蝕變范圍可達礦層之下的30～100 m，沿走向可延伸2～6 km，其最常見的礦物組合是石英-絹云母±綠泥石-黃鐵礦［21-23］.

上盤的熱液蝕變對找礦勘探具有重要的意義.同下盤蝕變一樣，上盤蝕變也有兩種類型：筒狀蝕變或半整合蝕變（Jack，1989），但是蝕變程度較弱，而且區(qū)域變質作用（低級綠片巖相）的疊加更增加了研究的困難.在澳大利亞的Hellyer礦區(qū)中的枕狀玄武巖中發(fā)現(xiàn)有羽狀、輕微鉻云母-碳酸鹽化的上盤蝕變帶，直接產于下盤蝕變巖筒和礦體的上方，并向上延伸200m，這被解釋為玄武巖噴發(fā)并覆蓋礦體后的成礦后熱液活動的結果.在澳大利亞的 Mount Chalmers［21］、Scuddles［24］、Wooklawn［25］、Thalanga［26］和 Teutonic Bore［27］等礦區(qū)均存在以石英-絹云母-綠泥石-黃鐵礦±碳酸鹽為特征的半整合的上盤蝕變.

表1 火山成因塊狀硫化物礦床類型劃分Table 1 Classification of the VMS deposits

圖2 典型的VMS礦床的垂直剖面（據(jù)文獻［1］）Fig.2 Profile of the typical VMS deposit（from Reference［1］）

與熱液蝕變有關的地球化學特征受到了研究人員的廣泛關注，下盤蝕變帶普遍具有明顯的Na虧損，越靠近蝕變帶的核部，蝕變指數(shù)［（MgO+K2O）/（Na2O+Ca+Mg+K2O）×100］（Ishikawa et al.,1976）及 S 和 Ba含量越高，Sr含量越低［10］.與未蝕變的火山巖圍巖相比，蝕變帶具有明顯的負Eu異常和低的Zr/Y比值.

1.5 成礦物質來源

20世紀60年代，根據(jù)世界許多VMS礦床的鉛同位素資料，顯示玄武巖可以反復地侵入地殼并從地幔帶來硫和金屬元素，即認為地幔是硫和成礦金屬的主要來源［28］.也有一些礦床學家［29］因幔源觀點缺少直接的證據(jù)而持懷疑態(tài)度.目前認為成礦金屬主要有兩種可能的來源：1）在巖漿侵入體和淺位巖漿房之上被加熱的循環(huán)海水對含礦火山巖系及下伏基底物質的淋濾［30-31，11，32-34］；2）深部巖漿房揮發(fā)分通過釋氣作用直接釋放［15，35-38］一般認為，在有沉積物覆蓋的洋中脊，熱液沉積物的形成除與深部巖漿活動有關外，沉積物也為海底熱液成礦提供了部分甚至是主要的物質來源.而在無沉積物覆蓋的洋中脊，洋脊玄武巖是成礦金屬的主要來源.在弧后盆底環(huán)境，熱液沉積物物質來源更為復雜.很明顯，基底類型（洋殼/陸殼）及巖石組合（基性/中酸性）制約著金屬礦化類型.產于洋殼基底、鎂鐵質巖中的VMS礦床，金屬Cu和Zn具有很高的含量，含少量甚至微量的Pb和Ba，礦床類型為Cu型或Cu-Zn型.而產于陸殼基底、中酸性火山-沉積巖系或雙峰式火山沉積巖系中酸性火山巖中的VMS礦床，金屬Pb具有較高的含量，礦床類型為Zn-Pb-Cu型或Zn-Cu型，Cu含量明顯減少，Pb和Ba含量顯著增加.因此很多礦床學家認為，易溶元素（如Pb、Zn、Ag等）主要來自火山-沉積巖系的淋濾，而難溶元素（如Cu、Sn、Bi、Mo等）主要源自巖漿.在對東Manus弧后盆地現(xiàn)代海底VMS礦床容礦火山巖的研究中發(fā)現(xiàn)存在普遍富含CO2的氣泡的熔融包裹體［39］，氣泡中高度富集氯化物和 Cu、Zn、Fe、Ni的硫化物.據(jù)此，他們認為這是巖漿流體存在的直接證據(jù)，并且這種富含金屬的巖漿流體能為形成VMS礦床的熱液系統(tǒng)提供大量的Cu和Zn.

VMS礦床硫的來源一直存在爭議.從寒武紀VMS礦床所得到的大量的硫同位素數(shù)據(jù)［20，22，40-43］表明海水硫酸鹽的還原和巖漿硫是VMS礦床的兩種主要來源，其中巖漿硫可直接來源于巖漿釋氣作用或從火山巖中淋濾出來.在對澳大利亞的眾多VMS礦床進行的研究中發(fā)現(xiàn)，絕大多數(shù)礦床的塊狀硫化物礦石和主成礦階段的網脈狀礦石的硫同位素組成δ34S的變化范圍很小，在5‰以內.而在富重晶石層中的礦石和晚階段形成的網脈狀礦石，其δ34S主要呈正值，且比塊狀硫化物和主成礦階段的網脈狀礦石高5‰～15‰.這表明隨著成礦作用的進行，越來越多的海水在海底和熱液流體相混合，造成還原的海水硫酸鹽不斷增多［20，22，43］.但侯增謙等認為在Rosebery礦床，其早期成礦流體的硫同位素組成δ34S為8.5‰左右.在晚期，其δ34S逐漸增加至15‰［22］，這種趨勢說明硫的來源早期以火山巖系的淋濾或巖漿硫的直接釋放為主，晚期以海水硫酸鹽的還原和巖漿硫的混合為主，且還原的海水硫酸鹽比重逐漸增加.在對東秦嶺二郎坪群中火山成因塊狀硫化物礦床的研究中發(fā)現(xiàn)［44］，礦床硫同位素平均值δ34S為6.34‰，推斷其硫可能來源于地幔巖漿硫和海水硫的混合.從礦體底部（浸染狀礦石）到礦體外部（紋層狀礦石或礦化重晶石），S值變大，反映成礦階段以巖漿硫為主，到成礦晚期，海水硫逐漸加入.侯增謙等［17］認為，從深部不可能帶來大量的硫，即巖漿硫的貢獻很小，因為熱鹵水是還原的，其中的硫酸根和雙硫根不可能很多，而還原硫多的話，便與金屬結合而沉淀，無法搬運；硫主要由海水中的硫酸鹽所提供，并在海底與深部循環(huán)上升的還原性鹵水發(fā)生混合而被還原，VMS礦床中的絕大部分硫均來源于海水.

1.6 成礦流體的性質和來源

對現(xiàn)代和古代VMS礦床的的深入研究［10，45-47］發(fā)現(xiàn)，其成礦流體是一種溫度較高（100～400℃）、酸性（3.2～5.3）、富含金屬元素（Fe、Cu、Zn、K、Mn、Ba、Na、Pb 等）的還原性流體，其硫逸度δH2S約為0.001，H2S/SO42-約為100，Cl濃度大于500 mmol，明顯高于正常海水.

成礦流體的來源直接涉及到古代與現(xiàn)代VMS礦床的成因，但至今尚缺乏統(tǒng)一的認識.強調海水成因的熱液淋濾模式認為，成礦流體及成礦物質源自海水下滲被巖漿房加熱并與圍巖的相互反應［8，48］.這從沖繩海槽JADE區(qū)熱水流體中明顯富集堿金屬K、Na、Li和堿土金屬Ba得到證實.大量研究證明，這些大離子活動性元素通常富集在長英質巖漿或巖石中，在水-巖反應過程中極其活躍，容易被流體活化而遷移.在JADE熱水區(qū)，直接容礦圍巖為雙峰式火山巖系中富含K、Na、Li、Ba 的長英質巖系［17］，這反映了下滲海水的對流循環(huán)與長英質火山巖系發(fā)生了強烈的水-巖反應并成為成礦流體的來源.通過對海底新鮮火山巖中的熔體包裹體和流體包裹體的研究發(fā)現(xiàn)［39］，巖漿分異晚期產生富含金屬的巖漿流體，這種流體以CO2為主，含少量 H2O，以高鹽度、富18O 和富氣（O2，N2）為特征.這種巖漿流體很可能成為成礦流體系統(tǒng)的重要來源并形成VMS礦床［40-41］.在對呷村VMS銀多金屬礦床的研究中發(fā)現(xiàn)，流體包裹體不僅見于呷村礦床的脈狀-網脈狀礦帶，而且在蝕變最弱的流紋巖的石英斑晶中也有發(fā)育，這種流體包裹體均一溫度大于350℃，鹽度高達41%［42-43］.呷村礦床出現(xiàn)的大量富CO2流體包裹體及包裹體富含CO2和N2也暗示富18O和高鹽度的流體來自巖漿（侯增謙等，2003）.研究人員對沖繩海槽JADE熱水區(qū)做了卓有成效的工作，發(fā)現(xiàn)有異常高熱流的出現(xiàn).在熱水區(qū)海底之下1～1.5 km處發(fā)育淺位長英質巖漿房［44］，高精度地震法也證實巖漿房一般在海底之下1～3 km處存在［45-46］.噴流熱水極度富集CO2、烴類和H2等氣體甚至形成獨立氣流與熱水流體共存；熱水流體系統(tǒng)存在異常高溫（330～392℃）和高鹽度（6.7%～7.5%）的流體端元，熱水蝕變巖具有較高的δ18O組成R/Ra比值，并與巖漿熱液的δ18O相當，這些特征從不同的角度揭示來自巖漿的流體對海底熱液成礦流體系統(tǒng)產生較大貢獻（侯增謙等，2003）.

1.7 成礦模式和成礦機制

礦床模式是一組相似（或同一類型）的每一個礦床地質特征的系統(tǒng)整理，并歸納出具有一定理性認識的、反映該類礦床共性的標準樣式（裴榮富等，1995）.自塊狀硫化物礦床的理想剖面圖提出以來［47］，隨著資料的積累和認識的提高，有關VMS礦床的成礦模式不斷的出現(xiàn)并逐步完善［17］.經典的VMS礦床模式具有典型的雙層結構的共同特征并得到廣泛的認可［3］：1）上部為塊狀礦石組成的整合層狀、似層狀帶；2）下部為與上部整合礦帶垂直交切的不整合的網脈狀、浸染狀礦石.但實際的礦床模式更加復雜多變，根據(jù)其礦床形態(tài)和式樣的不同，主要分為丘狀礦床、席狀礦床和筒狀礦床3種［17］.Large［10］對澳大利亞的 30 個從古太古代至二疊紀的大型VMS礦床（>1×106t）進行了詳細的總結，并根據(jù)礦體的形態(tài)、金屬組分、礦化類型和蝕變特征歸納出10種礦床式（styles of deposits）：經典丘堆式、不對稱丘堆式、筒式、席式、韻律分帶式、層狀席式夾層控細脈式、疊置透鏡式、含銅網脈-浸染式、含金-銀-鉛-鋅網脈-浸染式和遠源改造式.

Franklin et al.［8］，Hekinian et al.［48］，Lydon［1］，Large［10］和Scott［49］等人的研究對VMS礦床成礦作用的研究作出了杰出的貢獻，使得對古代和現(xiàn)代VMS礦床成因模式的研究取得了重大進展.在對澳大利亞Hellyer和Que River礦區(qū)金屬分帶的研究和Eldridge et al.［50］和Campbelletal.［51］提出的礦床成因模式的基礎上，Large［10］提出了經典丘堆式礦床的四階段成礦模式：第一階段，低溫熱液流體（150～250℃）排泄至海底沉淀出多孔的方鉛礦、閃鋅礦、硬石膏和重晶石以及少量的Au；第二階段，熱液流體溫度升高（250～300℃），Cu含量增加，上升的熱液在經過第一階段形成的礦石丘堆底部時沉淀出黃銅礦或者以交代方鉛礦和閃鋅礦的方式析出黃銅礦，同時Pb、Zn溶解并隨流體向上遷移，并可在溫度降到250℃以下時沉淀或以交代早期階段形成的硬石膏或黃鐵礦的方式析出；第三階段，熱液流體溫度繼續(xù)升高（300～400℃），不僅Pb、Zn進一步隨流體向上遷移，也使Cu和Au以氯的配合物的形式溶解并向上遷移，在流體溫度達到最高（350～400℃）時，所有的金屬（Cu、Au、Pb、Zn、Ag、Ba等） 都呈溶解狀態(tài)并隨流體遷移，從而在下部形成缺乏各種賤金屬的黃鐵礦核；第四階段，流體從最高溫度時的350～400℃降到200～250℃，并在早階段形成的各個礦帶上疊加方鉛礦、閃鋅礦、重晶石和碳酸鹽.在該模式中，熱機制或溫度的變化對金屬的搬運和沉淀具有重要影響.與以往所認為的VMS礦床的金屬主要是由硫化物顆粒從海水中直接沉淀（鹵水池模式）或黑煙囪的崩塌堆積形成不同，該模式認為較晚階段的成礦流體沿通道上升并對早階段沉積的礦石交代淋濾和活化遷移，成礦金屬是從下部注入的.在這個過程中，形成了丘堆式礦床垂向和橫向的金屬分帶形式，從下到上依次是:Fe→Fe-Cu→Cu-Pb-Zn→Pb-Zn-Ba.這種金屬不斷向上富集、分帶邊界不斷向上遷移的過程被稱作帶狀精煉（zone refining）.

［1］Lydon J W.Some observations on the mineralogical and chemical zonation patterns of volcanogenic sulphide deposits of Cyprus［J］.Paper Geological Survey of Canada,1984,84（1A）:611—616.

［2］Sawkins F J.Metal deposits in relation to plate tectonics（2nd ed）［M］.Berlin:Springer,1990:461.

［3］Herzig P M,Hanningtong M D.Polymetallic massive sulfides at the modern seafloor:Areview［J］.Ore Geological Review,1995,10:95—115.

［4］Bischoff J L.Red Sea geothermal bine deposits:Their mineralogy,geochemistry and genesis［A］//Degens E T,Ross D A,eds.Hot brines and recent heavy metal deposits in the Red Sea.Springer Verlag,1969:368—401.

［5］PirajnoF.Hydrothermal mineral deposits［M］.SpringerVerlag,1992:709.

［6］Robb L J.Introduction to ore-forming processes［M］.Blackwell Publishing,2005:177—189.

［7］Hutchinson R W.Volcanogenic sulfide deposits and their metallogenic significance［J］.Econ Geol,1973,68:1223—1246.

［8］Franklin J M,Lydon J W,Sangster D F.Volcanic-associated massive sulfidedeposits［A］//SkinnerBJ,ed.EconomicGeology75th Anniversary Volume.The Economic Geology Publishing Company,1981:485—627.

［9］Franklin J M,Gibson H L,Jonasson I R,et al.Volcanogenic massive sulfide deposit［A］//Hedenquist J W,Thompson J F H,Goldfarb R J,et al eds.Economic Geology 100th Anniversary Volume.The Economic Geology Publishing Company,2005:523—560.

［10］Large R R.Australian volcanic-hosted massive sulphide deposits:Features,styles and genetic models［J］.Economic Geology,1992,87:471—510.

［11］Solomon M.“Volcanic”massive sulphide deposits and their host rocks:A review and an explanation［A］//Wolf K A,ed.Handbook of stratabound and stratiform ore deposits（Ⅱ）:Regional studies and specific deposits.Amsterdam:Elsevier,1976:21—50.

［12］Sangster D F,Scott S D.Precambrian stratabound,massive Cu-Zn-Pb sulfide ores of North America[A]//Wolf K H,ed.Handbook of stratabound and stratiform ore deposits.Amsterdam:Elsevier,1976,6:129—222.

［13］Lydon J W.Ore deposit model 14,volcanogenic massive sulfide deposits partⅠ:A descriptive model［J］.Geoscience Canada,1984,11:195—202.

［14］Sawkins F J.Massive sulfhide deposits in relation to geotectonics［A］//Strong K F,ed.Metallogeny and plate tectonics.Geol Assoc Canada Spec,1976,14:221—242.

［15］Sawkins F J,Kowalik J.The source of ore metals at buchans:Magmatic versus leaching models［J］.Geol Assoc Canada Spec,1981,22:255—267.

［16］Sillitoe B H,Hanningtong M H,Thompton J F H.High sulfidation deposits in the volcanogenic massive sulfide environment［J］.Econ Geol,1996,91:204—212.

［17］侯增謙，韓發(fā)，夏林圻，等.現(xiàn)代和古代海底熱水成礦作用［M］.北京：地質出版社,2003:1—394.

［18］Mosier D L,Berger V L,Singer D A.Volcanogenic massive sulfide deposits of the word-database and grade and tonnage models［A］//HOU Zeng-qian,HAN Fa,XIA Lin-qi,et al,eds.Modern and ancient submarine hydrothermal mineralized activities.Beijing:Geological Publishing House,2003:1—394.

［19］Morton R L,Franklin J M.Two-fold classification of Archean volcanicassociated massive sulfide deposits［J］.Econ Geol,1987,82:1057—1063.

［20］Gemmell J B,Large R R.Stringer system and alteration zones underlying the Hellyer volcanogenic massive sulfide deposit,Tasmania［J］.Econ Geol,1992,87:620—649.

［21］Large R R,Both R A.The volcanogenic ores at Mount Chalmers,eastern Queensland:Econ Geol,1980,75:992—1009.

［22］Green G R,Solomon M,Walshe J L.The formation of the volcanichosted massive sulfide deposit at Rosebery,Tasmania［J］.Econ Geol,1981,76:304—338.

［23］Gregory P W,Hartley J S,Wills J A.Thalanga zinc-lead-copper-silver deposit［J］.Australisian Inst Mining Metallurgy Mon,1990,14:1527—1537.

［24］Ashley P M,Dudley R J,Lesh,R H,et al.The Scuddles Cu-Zn prospect,an Archean volcanogenic massive sulfide deposit,Golden Grove District,Western Australia［J］.Econ Geol,1988,83:918—951.

［25］Petersen M D,Lambert I B.Mineralogical and chemical zonation around the Woodlawn Cu-Pb-Zn ore deposit,southeastern New South Wales［J］.Geol Soc Australia Jour,1979,26:169—186.

［26］Stolz A J，Large R R.Evaluation of the source rock control on precious metal grades in volcanic-hosted massive sulfide deposits from western Tasmania［J］.Econ Geol,1992,87:720—738.

［27］Greig D D.Geology of the Teutonic Bore massive sulphide deposit,Western Australia［J］.Australiasian Inst Mining Metallurgy Proc,1984,289:147—156.

［28］Russell R D,Farquhar R M.Dating galenas by means of their isotopic constitutions（Ⅱ）［J］.Geochim et Cosmochim Acta,1967,19:41—52.

［29］Krauskopf K B.Source rocks for metal-bearing fluids［A］//Barnes H L,ed.Geochemistry of hydrothermal ore deposits.New York:Holt,Rinehart and Winston Inc,1960:1—33.

［30］Spooner E T C,Fyfe W S.Sub-sea floor metamorphism，heat and mass transfer［J］.Contr Mineralogy Petrology,1973,42:287—304.

［31］Ohmoto H,Rye R P.Hydrogen and oxygen isotopic compositions of fluid inclusions in the kuroko deposits,Japan ［J］.Econ Geol,1974,69:947—953.

［32］Large R R.Chemical evolution and zonation of massive sulfide deposits in volcanic terrains［J］.Econ Geol,1977,72:549—572.

［33］Solomon M.An introduction to the geology and metallic mineral resources of Tasmania［J］.Econ Geol,1981,76:194—208.

［34］Stoltz A J,Large R R.Evalution of the source control on precious metal grades in volcanic-hosted massive sulfide deposits from western Tasmania［J］.Economic geology,1992,87:720—738.

［35］Urabe T,Sato T.Kuroko deposits of the Kosaka mine,northeast Honshu,Japan:Products of submarine hot springs on the Miocene sea floor［J］.Econ Geol,1978,73:161—179.

［36］Stanton R L.Stratiform ores and geological processes［J］.Royal Soc New South Wales,1985,118:77—100.

［37］Stanton R L.Magmatic evolution and the ore type-lava type affiliations of volcanic exhalative ores［J］.Australasian Institute of Mining and Metallurgy Proceeding,1990,15:101—107.

［38］Urabe T,Marumo K.A new model for kuroko-type deposits of Japan［J］.Epidodes,1991,14（3）:246—251.

［39］Yang K H,Scott S D.Possible contibution of metal-rich magmatic fluid to a seafloor hydrothermal system［J］.Nature,1996,383:420—423.

［40］Ohmoto H.Stable isotope geochemistry of ore deposits［J］.Review of Minerology,1983,16:491—560.

［41］Solomon M,Eastoe C J,Heinrich C A.Mineral deposits and sulfer isotope abundancies in the Mount Read Volcanics between Que River and Mount Darwin,Tasmania［J］.Econ Geol,1988,83:1307—1028.

［42］Huston D L,Taylor T,Fabray J,et al.A comparison of the geology and mineralization of the Balcooma and Dry River south volcanogenic massive sulfide deposits,northern Queensland［J］.Econ Geol,1992,87:542—563.

［43］Mcgoldrick P J,Large R R.Geologic and geochemical controls on goldrich stringer mineralization in the Que River deposit,Tasmania［J］.Econ Geol,1992,87:667—685.

［44］燕長海，徐勇航，彭翼，等.秦嶺二郎坪群中火山成因塊狀硫化物礦床地質地球化學特征及其成因討論［J］.礦床地質,2008,27（1）:14—27.

［45］Von Damm K L,Bischoff J L,Rosenbauer R J.Chemistry of submarine hydrothermal solutions at 21 N East Pacific Rise［J］.Geochim Cosmochim Acta,1985,49:2197—2220.

［46］Von Damm K L,Bischoff J L.Chemistry of hydrothermal solutions from the southern Juan De Fuca Ridge［J］.Jour Geophys Res,1987,92:11334—11346.

［47］Campbell A C,Palmer M R,Klinkhammer G P.Chemistry of hot springs on the Mid-Atlantic Ridge［J］.Nature,1988,335:514—519.

［48］Cathles L M.A capless 350℃ flow zone model to explain megaplumes,salinity various,and high-temperature veins in Ridge Axial hydrothermal system［J］.Economic Geology,1993,88:1977—1988.

［49］Scott S D.Submarine hydrothermal systems and deposits ［A］//Barnes,H L,ed.Geochemistry of hydrothemal ore deposits.3rd edn John Wiley,1997:797—875.

［50］Eldridge C S,Barton Jr P B,et al.Mineral textures and their bearing on formation of the Kuroko orebodies［J］.Econ Geol,1983,5:241—281.

［51］Campbell I H,McDougall T J,Turner J S.A note on fluid dynamic processes which can influence the deposition of massive sulfides［J］.Econ Geol,1984,79:1905—1913.