（一）成矿环境
与火山作用有关的块状硫化物矿床的成矿环境一直是矿床成因认识中关注的问题之一，地质历史上形成的块状硫化物矿床基本的认识是，太古宙的矿床形成环境还不十分清楚，趋向认为形成于古老地壳拉张作用活动的地区（Sangster，1980），黑矿形成于岛弧环境，塞浦路斯型矿床形成于大洋环境（Franklin et al.，1981）。深入研究后认为块状硫化物矿床主要形成于板块边缘，多数矿床形成时应处于一种张性应力状态的环境，这种环境多伴随着高渗透性的断裂带，为成矿流体循环提供了一种适宜的空间位置（Krvtsov，1987），地质历史上保存下来的塞浦路斯型矿床往往是弧后盆地扩张环境的产物，真正的大洋都已消失殆尽（Wilson，1989），而黑矿所在的岛弧背景主要是一种岛弧裂谷的环境，是岛弧裂解向形成弧后盆地过程中的产物。现代海底调查结果似乎显出块状硫化物矿床形成的环境非常广泛，Hezig et al（1995）将其划分为大洋中脊（太平洋21°N附近矿床）、洋内弧后（Mariana海槽矿床）、陆内弧后（Okinawa海槽矿床）和陆内裂谷（红海海渊矿床）等四种环境。Mitchell and Garson（1976）对块状硫化物矿床成矿环境的基本概括（见图2-3），反映了对块状硫化物矿床成矿环境的认识。
这一认识基础是，火山样式的差别是由地壳中大规模构造演化引起的，三种矿石类型在整个地质时代中和造山发展过程中既是典型矿床的成矿特征，又可作为示踪其指示环境变化的重要标志。
最近，Schandl and Gorton（2002）撰文讨论了高场强元素对VMS矿床构造背景的判别，利用Th/Ta、Th/Hf、Th/Yb和Ta/Yb比率可帮助确定成矿的火山作用是发生于洋弧、活动大陆边缘还是板内火山岩带的构造环境。由于火山作用块状硫化物矿床生成于广泛的构造环境，可以是岛弧、弧后、发生裂谷的岛弧、蛇绿岩环境和大洋裂谷环境等。对太古宙和太古宙以后古VMS矿床成矿构造环境的实际判别方法是区域成矿研究十分关注的问题。不相容元素和稀土元素的地球化学特征可以示踪VMS矿床形成的构造环境，例如岛弧环境的黑矿和San Nicolas的流纹岩，与非岛弧裂谷环境形成的Kidd Creek流纹岩相比，Th/Ta、Th/Nb和La/Yb比率明显要高。火山岩的La/Yb比率认为可以反映结晶分离的程度和岩浆源的深度，因为高压条件下残留的石榴子石将会降低熔融体中HREE的含量，导致陡倾的REE模式，而Th/Ta比率则认为可以示踪消减板片加入岩浆形成的状况（Pearce and Peate，1995），以及消减沉积岩石的再循环（Hawkesworth et al.，1997）或弧形成过程中地壳硅铝质组分加入的情况。Th/Ta比率低的范围（2～6）为板内火山带的特点，活动大陆边缘升高（Th/Ta=6～20），洋弧最高（Th/Ta=20～75）。
图2-3 火山作用有关块状硫化物矿床成矿构造环境示意图
Gorton and Schandl（2000）的Th/Yb-Ta/Yb图解（图2-4）判别认为中生代日本黑矿主要落入活动大陆边缘（ACM）环境，加拿大地盾大部分太古宙的铜-锌型矿床，以诺兰达（Norandda）为代表主要落入板内环境。
加拿大地盾诺兰达（Norandda）火山杂岩由7～9km的双峰式火山岩堆积组成（Gelinas et al.，1984），火山杂岩核部存在复合相的同火山侵入体，已发现有19个块状硫化物矿床，矿床形成于15km×20km大的陷落火山口内，在2697.9～26979.7Ma有限时段内发育有5次流纹岩旋回，其流纹岩地球化学数据显示与其他太古宙VMS矿床类似，主要表现为较低的Th/Ta比率（2.2～5.1）。值得指出的是，位于诺兰达（Norandda）西约200km的KiddCreekVMS矿床，含矿的流纹岩流和角砾岩位于科马提岩和玄武质科马提岩流的顶部，调查研究认为科马提岩-流纹岩火山作用是地幔柱派生裂谷和古老弧组合在缓慢扩张裂谷盆地过程中部分熔融的产物（Bleekeret al.，1999）。产于绿色凝灰岩区的中生代日本黑矿，认为形成于衰退的岛弧裂谷环境（Cathles et al.，1983）。绿色凝灰岩区由岛弧内部长约1500km的火山岩带组成（Ohmoto and Skinnel，1983），黑矿地区的火山岩演化包括安山质火山作用、海平面＜3500m之下的沉降带和一系列玄武质裂隙式喷发和微量长英质火山岩。沉降带主要由长英质火山中心的喷发堆积而成，发育为为几个陷落火山口（直径4～8km）。矿床均产于这些陷落火山口水深＜1000m的“边缘凹陷”中，赋矿岩石为镁铁-长英质火山岩和凝灰岩，并密切与块状流纹质熔岩穹隆相关。黑矿的长英质火山岩多投点于活动大陆边缘（图2-4）具有相对高的Th/Ta比率（7.0～17.5）。
图2-4 Th/Yb-Ta/Yb图解
（二）成矿物质来源
当岩浆上侵或从海底呈火山喷出时，在其侵位、喷出过程中或稍后，岩浆流体通过脱气而脱离岩浆体，与其他来源水汇合，在适宜的部位形成与岩浆作用密切相关的对流循环热液体系。这个对流循环热液体系即构成重要的热液成矿系统，一直存在争议的是成矿热液系统中成矿物质的来源问题，并成为近年来矿床学研究的热点问题之一（Yang，1996）。归纳起来主要有两种认识：一种是认为含矿岩系及下伏基底物质的淋滤是成矿物质的供给源（Stoltz and Large，1992；叶庆同等，1997）；另一种认识是岩浆房挥发分直接释放（Stanton，1990；Urabe and Kusakabe，1991；Yang and Scott，1996、2002）。
一般认为，有沉积物覆盖的洋中脊，热液沉积物的形成除与深部岩浆活动有关外，沉积物也为海底热液成矿提供了部分乃至主要物质来源。在无沉积物覆盖的洋中脊，玄武岩是海底沉积物形成的主要物质来源，而在弧后盆地环境，有关热液沉积物来源问题一直存在争议。相当多的研究者认为，易溶元素（Pb、Zn、Ag等）主要来自淋滤，而难溶元素（Cu、Sn、Bi、Mo等）主要来自岩浆。关于淋滤模式，有些研究者强调基底类型（洋壳或陆壳）及岩石组合（基性火山岩或中酸性火山岩）制约着金属矿化的类型（Alt et al.，1993）。与洋壳基底即与玄武岩有关的矿床，成矿组分类型为Cu-Zn型或Cu型，含少量Pb和Ba，而与岛弧钙碱性火山岩系或长英质-玄武质双峰式岩石组合有关的矿床，则主要为Zn-Pb-Cu（Cu-Pb-Zn）型或Zn-Cu（Cu-Zn）型，Fe含量降低，但Pb和Ba含量明显增加。但Large（1992）的研究认为，无论Cu型、Cu-Zn型或是Zn-Pb-Cu型，均与酸性火山岩有关，而以玄武岩为主的火山岩缺乏重要的块状硫化物矿床。这一认识，事实上否定了成矿环境对成矿元素组合的控制作用。但Sawkins（1990）发现，块状硫化物矿床金属组分从富Cu（塞浦路斯型）到富Pb-Zn-（Cu）矿床（黑矿型）连续分布，是成矿岩浆中大离子元素逐渐富集的结果，其与矿床相伴的长英质侵入体岩石化学变化有关，而这种变化还与岛弧和板块消减作用有关。说明了构造环境对成矿类型的实际控制作用。从图2-2可以看出，在成矿物质来源上斑岩型矿床是与VMS矿床紧密相关的矿床，斑岩型铜-钼-金矿床的成矿金属物质来源及其演化的研究结果，可启发我们对VMS矿床成矿金属物质来源的进一步认识。
与岩浆作用相关的热液作用形成的金属矿床中的金属含量主要受控于岩浆和岩浆出溶流体相之间分离的金属，还是源于固相上地壳地表派生流体分离的金属，存在分歧意见。同样存在疑问的是，这种矿床中金属含量受制于来自含矿流体的矿物沉淀的程度有多大。Ulrich et al.（1999）根据格雷兹贝哥（Grasberg）（位于印度尼西亚伊安里岛的世界上最富的斑岩型铜金矿床）和阿鲁姆贝亚（Bajo de la Alumbreera）（阿根廷另一富金铜矿床）的地质、同位素和实验的证据，沉淀的石英和矿石矿物脉中的含盐的流体暗示了存在有意义的岩浆派生成分。通过激光-电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）发现石英中单个流体包裹体的金、铜富集。这一结果显示初始高温卤水的Au/Cu比率完全相同于两个世界上最大的铜-金矿体的整体Au/Cu比率。表明岩浆热液矿床的总的金属储量主要受控于内生流体。
Ulrich et al.（1999）在Sasso（1998）斑岩矿化流体中金富集的高质量数据引导性研究基础上，检测了格雷兹贝哥（Grasberg）和阿鲁姆贝亚（Bajo de la Alumbreera）最高温、最富盐卤水的包裹体。从热液体系最深部挑选了与金共生的弥散在相关含热液石英+钾长石+磁铁矿+黄铜矿（CuFeS2）斑岩中的石英脉，挑取了存在与水/岩反应成岩均一化或与上地壳水混合之前的岩浆-热液流体包裹体样品。低密度包裹体的共存提供了低盐高温蒸气相同时进入的证据。从阿鲁姆贝亚前矿石脉石英、多相卤水包裹体和几个具有相同石英脉包裹体组合的规则形状10～45μm的流体包裹体已完成的测试来看，具有相似的58%～65%NaCl（相当的）盐度和550～650℃的均一温度。沿格雷兹贝哥样品几个边际的卤水包裹体具有明显的68%～76%NaCl（相当的）盐度和600℃以上的均一温度。短暂的信号记录了每个包裹体削磨的全部作用，清楚地证明了金、铜和其他痕量、微量、主要元素（包括Na）起源于流体包裹体内部。相应地，短而叠复的铜、金，显示出金被附着黄铜矿晶体上，在高温高压下圈闭均一流体样后，在主矿物到室温的冷却过程中参与到包裹体内部。
表2-8给出了Au、Cu、Na和As在卤水和蒸气包裹体中的平均丰度，以及相同包裹体群中其他元素的分析。格雷兹贝哥的数据显示卤水包裹体（0.9×10-4）的平均Au/Cu比率几乎与整个矿床（1.1×10-4）的比率是相同的。相似地，在阿鲁姆贝亚一组有关富Cu卤水包裹体叠置在整个矿床（1.2×10-4）的金属比率上，尽管一些岩石学上相同的包裹体具有低丰度Cu（0.6×10-6）。格雷兹贝哥蒸气包裹体与卤水包裹体共生，具有可比较的Au/Cu比率，但在含量上，平均要高于这两种金属的10倍。格雷兹贝哥样品相关联的（但不一定共生）蒸气包裹体具有高的铜含量，但未检测到金。不知道阿鲁姆贝亚卤水包裹体成分是否是由于Cu优先分离到蒸气相中，或部分加入到了Cu-Fe硫化物中。可能为卤水与矿石金属比率相配套，两种热液体系进入流体的主金属具有最相近的初始成分的结果。
表2-8 岩浆热液矿床流体包裹体平均丰度
初始成矿流体和整个矿床Au/Cu比率的一致性是明显的，而这两种金属的各自丰度在普通地壳流体中通常认为是相互独立的。但与这种变化相同的是，矿石品位的紧密相关，不难得出铜和金肯定以相同流体迁移，并几乎等量的共同沉淀为经济矿体量的结论。这表明，进入岩浆卤水的成分对最终矿床的整个成分具有主要化学控制作用。Cu和Au共迁移与实验数据是一致的，它表明两种金属在高温盐溶液下以+1价态形成稳定的氯化物-络合物，它们或许是由于流体冷却而导致共同沉淀，很可能支持初始金加入到Cu-Fe硫化物固溶体中。矿床的Cu、Au共沉淀是非常有效的，因为金属沉淀同样有高的选择性，在卤水中显示有高丰度的其他金属。卤水中的铅，特别是锌有相当的量，甚至高于Cu丰度，但既没有铅也没有锌在这矿体中形成有意义的富集。
Cu、Au源的作用可以通过第一阶段的物质平衡，即根据整体矿石配分的平均丰度（0.79×10-6的Au和0.76%的Cu）和总体金属量（460t的Au和3.7×106t的Cu）来研究。要平移这矿床的金属总量，至少需要5.8×108t的卤水。钙碱性金属估算含2×10-6或更少的Au，要提供这个矿床的金总量因此至少将需要2.3×1011t的岩浆。这比赋矿和紧依矿体下伏斑岩的量要大得多，隐藏需要1000km3或更多深位岩浆房存在，这与试验航磁的证据和暴露的残留大型层状火山是一致的。对于来自相同岩浆房源的铜将仅需提取15×10-6，即1/4典型安第斯岩浆（60×10-6）的铜量。相比耗用5.8×108t卤水就需要迁移源金的2.3×1011t的岩浆，因此获得了一个1/400=0.2%的卤水/岩浆比率。根据岩石学约束，估算这是典型斑岩铜矿岩浆量很小的水量分离（4%）。借助于实验流体/熔体分离数据，提出高富集Cl、Cu和Au的成矿卤水可能存在第一次从岩浆溶解流体的分离，其含有4%的初始H2O，并具有大约10的H2O/Cl比率。其岩浆就位，并在流体饱和附近情况下开始结晶，约在现勘探水平矿床之下3km。高金属荷载卤水的不断补给，可以说明一个不寻常的金和/或富氯（H2O/Cl＜＜10）岩浆解决了热液型铜-金矿床的形成。
Bai et al.（1999）在750～800℃、（1～4）×108Pa下测定了H2O、NaCl、NaCl+KCl、HCl、NaF、Na2CO3或Na2CO3+K2CO3含水流体与花岗质熔体间的Na、K、Rb、Sr、Al、Ge、Cu、W、Mo、La和Ce的分配。分配系数DNa、DK、DRb和DCu（Di=Civ/Cim，Civ和Cim分别是元素i在含水流体和熔体中的丰度）随流体中（Na、K）Cl丰度呈线型增加，表明有（Na、K、Rb或Cu）Cl络合物存在。Dsr表明了与氯化物丰度的方程关系，提出了这些流体中存在一种SrCl2络合物。DK和DRb在相当Cl丰度时大约是DNa的一半。相反，Al、Ge、Mo、W、La和Ce强烈地倾向分配于熔体。NaF对这些元素的分配很少有影响，但对Al、W和Mo例外。DAl随NaF含量增加而增加。在低NaF丰度时，W和Mo富集在含水流体中，而高NaF丰度时它们倾向分配于硅酸盐熔体。具（Na、K）2CO3，除Mo、Cu、W外，所有的元素强烈地倾向分配于硅酸盐熔体，虽然Ge轻微地更溶解于碳酸质的含水流体中。在实验中淬火玻璃具（Na、K）2CO3为高的过碱性，具NaF为轻微的过碱性，具纯H2O或（Na、K）Cl为轻微的过铝性，而具HCl为高的过铝性。DAl和DGe在过碱性熔体中轻微增加。在实验中具高的过碱性熔体，除Al、Ge、W外，所有元素的分配系数＞＞1。随（Na+K）/Al比率增加到0.3，除Cu和Mo，分配系数变得＜1。升压到4×108Pa时，除DGe、DM0显示有增加外，对其他元素的分配无影响。