安徽汞洞沖角礫巖型鉛鋅礦床成礦作用過程: 來自礦床地質(zhì)、流體包裹體和C、H、O、S同位素的證據(jù)

吳皓然，謝玉玲，王愛國，鐘日晨，王 瑩，安衛(wèi)軍

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安徽汞洞沖角礫巖型鉛鋅礦床成礦作用過程: 來自礦床地質(zhì)、流體包裹體和C、H、O、S同位素的證據(jù)

吳皓然1，謝玉玲1，王愛國2，鐘日晨1，王 瑩1，安衛(wèi)軍1

(1. 北京科技大學(xué) 土木與資源工程學(xué)院，北京 100083；2. 南京地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，南京 210016)

汞洞沖鉛鋅礦床位于大別成礦帶的東段，是該區(qū)內(nèi)重要的角礫巖型多金屬礦床。礦體受角礫巖體控制，賦存于早古生代佛子嶺巖群諸佛庵組云母石英片巖和千枚巖之中。礦床經(jīng)歷他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)、自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)和方解石?綠泥石?黃鐵礦階段(Ⅲ)，其中Ⅱ階段為最主要的鉛鋅沉淀階段。流體包裹體巖相學(xué)、顯微測溫、激光拉曼綜合研究表明：Ⅰ階段主要發(fā)育富CO2包裹體(均一溫度為307~354℃，鹽度(NaCleq)為0.6%~5.6%(質(zhì)量分?jǐn)?shù)))和含子晶多相包裹體(均一溫度為323~377 ℃，鹽度為38.2%~45.3%)；Ⅱ階段主要發(fā)育氣液相體積比變化很大的氣液兩相水溶液包裹體，及少量含CO2的包裹體，均一溫度為249~315 ℃，鹽度(NaCleq)為2.9%~6.9%；Ⅲ階段主要發(fā)育氣液兩相水溶液包裹體，均一溫度為242~280 ℃，鹽度為1.4%~5.0%，其中Ⅰ階段流體發(fā)生了沸騰作用。H、O同位素測試結(jié)果表明：Ⅰ階段硅化細粒石英流體包裹體顯示巖漿水來源，而Ⅱ階段晶簇石英的流體包裹體則存在有大氣水混入的特征。成礦流體由中高溫、高鹽度、富CO2的巖漿水向低溫、低鹽度、貧氣富水的大氣水方向演化。C?O同位素測試結(jié)果表明，與鉛鋅等金屬共生的白云石中δ13CV-PDF值為?4.6×10?3~?1.2×10?3之間，相對變化較小，δ18OSMOW值為7.1×10?3~10.2×10?3，顯示巖漿碳酸巖來源。金屬硫化物的δ34SV-CDT值變化范圍很窄，在2.5×10?3~4.5×10?3之間，也顯示深源硫的特征。綜合分析表明：汞洞沖鉛鋅礦床為一熱液隱爆角礫巖型礦床，成礦流體和成礦物質(zhì)主要來自深部的巖漿熱液，礦床經(jīng)歷了隱爆作用和減壓過程，使得流體發(fā)生了沸騰作用，此時氣液相開始分離, CO2不斷逃逸，成礦金屬在殘存的高鹽度液相中富集，隨后大氣降水沿著隱爆作用所產(chǎn)生的裂隙加入熱液中，流體混合使得體系鹽度大幅降低，金屬絡(luò)合物失穩(wěn)，最終鉛鋅大量沉淀。

汞洞沖；隱爆角礫巖；沸騰作用；混合作用；巖漿熱液

汞洞沖鉛鋅礦床地處安徽省金寨縣境內(nèi)，大地構(gòu)造位置上位于大別造山帶東段的北淮陽構(gòu)造域內(nèi)。該區(qū)自揚子陸塊北向與華北陸塊碰撞以來，經(jīng)歷了多期次復(fù)雜的構(gòu)造巖漿作用，發(fā)育有許多不同成因類型的多金屬礦床，構(gòu)成我國目前極為重要的多金屬成礦帶之一。多年來，國內(nèi)外地質(zhì)學(xué)家對大別地區(qū)晚古生代至早中生代期間的板塊碰撞?深俯沖作用、巖石超高壓變質(zhì)過程、以及折返機制等問題上做了大量工 作[1?6]，而對該區(qū)礦產(chǎn)資源的關(guān)注則相對薄弱。隨著近些年對該區(qū)找礦工作的大力開展，陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了很多具有重要經(jīng)濟意義礦床，例如斑巖型的沙坪溝鉬礦、湯家坪鉬礦，矽卡巖型的銀水寺鉛鋅礦，石英脈型的東溪金礦，以及隱爆角礫巖型的汞洞沖鉛鋅礦等。表明在燕山期中國東部巖石圈減薄的構(gòu)造事件背景下，伴隨著強烈的巖漿活動，該區(qū)形成了一個頗具規(guī)模的斑巖、斑巖?矽卡巖、隱爆角礫巖筒成礦系統(tǒng)。眾學(xué)者們對一些典型礦床的成礦地質(zhì)特征[7?8]、成礦動力學(xué)背景[9]、巖石地球化學(xué)特征[10?11]、成巖成礦年代學(xué)[11?15]、成礦流體特征[16?17]等方面也進行了大量細致的工作，為大別山地區(qū)的成礦規(guī)律和找礦工作提供了重要的理論依據(jù)和現(xiàn)實意義。

汞洞沖礦床是大別造山帶東段(安徽段)目前為止最大的鉛鋅礦床，控制的鉛鋅儲量達到中型規(guī)模，其中鉛鋅金屬儲量14萬t，伴生金1270 kg、銀143 t、銅3190 t[18]，具有極大的開采前景。此外，在礦床所處的鮮花嶺地區(qū)還發(fā)育有很多類似的角礫巖筒以及礦化現(xiàn)象，但以往僅對汞洞沖含礦角礫巖筒的地質(zhì)特征進行了描述[19?20]，而對其成礦物質(zhì)來源、成礦流體特征等尚未進行過系統(tǒng)研究。成礦流體是聯(lián)系礦源、成礦物質(zhì)遷移途徑和礦體三者的重要紐帶，對于揭示復(fù)雜的成礦系統(tǒng)起著至關(guān)重要的作用，因此查明礦床流體特征對于闡明成礦作用過程具有十分重要的意 義[21?25]。另外，大別山地區(qū)發(fā)現(xiàn)的許多礦床均被證明是由巖漿活動來提供主要成礦物質(zhì)，并驅(qū)動成礦作用的發(fā)生，而在汞洞沖礦床內(nèi)并沒有直接發(fā)現(xiàn)與成礦關(guān)系密切的侵入體，因此，查明礦床金屬來源對解決礦床的成因問題至關(guān)重要。本文作者擬以汞洞沖鉛鋅多金屬礦床為研究對象，在前人工作的基礎(chǔ)上，通過詳細的野外地質(zhì)調(diào)研、礦區(qū)主要礦石和蝕變巖石的巖相學(xué)、礦相學(xué)、SEM/EDS(掃描電鏡/能譜分析)、流體包裹體顯微測溫、包裹體激光拉曼以及穩(wěn)定同位素地球化學(xué)分析等，探明礦區(qū)內(nèi)蝕變類型、礦物組合、成礦物質(zhì)來源、成礦流體性質(zhì)及特征，為探討成礦作用過程和礦床成因提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)和礦區(qū)地質(zhì)概況

1.1 區(qū)域地質(zhì)背景

大別造山帶地處秦嶺?大別造山帶的東段，為印支期揚子陸塊與華北陸塊碰撞形成的一條巨型造山帶(見圖1)。由商城?麻城斷裂為界，將大別造山帶進一步分為東大別與西大別，其北部以明港?六安斷裂為界、南部以襄樊?廣濟斷裂為界，分別與華北陸塊和揚子陸塊相鄰；向西逾南陽盆地與秦嶺造山帶相接，其東側(cè)則受郯廬走滑斷裂的影響，形成了與秦嶺?大別造山帶遙相對應(yīng)的蘇魯造山帶。前人的研究認(rèn)為，大別造山帶的形成經(jīng)歷了洋殼俯沖、陸?陸碰撞、深俯沖板片斷離、超高壓變質(zhì)巖折返等復(fù)雜的動力學(xué)過程[26]。并將其演化過程進一步劃分為以下3個階段：1) 二疊紀(jì)末至三疊紀(jì)(230 Ma以前)，洋盆逐漸閉合、揚子陸塊與華北陸塊相碰撞，同時揚子陸塊基底向北進行深俯沖，并經(jīng)歷超高壓巖石峰期的變質(zhì)過程[27]；2) 晚三疊紀(jì)至早侏羅紀(jì)(230~170 Ma)，超高壓巖石折返至中上地殼，經(jīng)歷了同碰撞折返過程[26]；3) 早白堊紀(jì)以來(約140 Ma)，大別山地區(qū)則主要表現(xiàn)為碰撞后的伸展構(gòu)造格局，超高壓變質(zhì)巖石經(jīng)歷進一步的折 返[28]。眾學(xué)者們對此區(qū)構(gòu)造單元的劃分大同小異，更多的是稱謂上的不同，目前較為認(rèn)可的觀點是四單元劃分法，自北向南依次劃為北淮陽構(gòu)造帶、北大別構(gòu)造帶、南大別構(gòu)造帶和宿松構(gòu)造帶[29]。其中汞洞沖礦床所位于的北淮陽構(gòu)造帶被認(rèn)為是揚子板塊在俯沖過程中被刮削下來的構(gòu)造加積楔，為一具有揚子板塊信息的淺變質(zhì)基底和蓋層[30]。

圖1 大別造山帶地質(zhì)簡圖[12]：1—中新生代地層(K-E)；2—石炭系；3—二郎坪群(Pt3E-PzE)；4—盧鎮(zhèn)關(guān)巖群(Pt3L)，佛子嶺巖群(Pt3F-Pz1F)；5—龜山組(Pt2g)，南灣組(Dn)；6—紅安巖群(Pt3H)；7—秦嶺巖群(Pt2Q)；8—宿松群(Pt2S)；9—桐柏?大別變質(zhì)雜巖(Ar3D-Pt1D)；10—白堊紀(jì)火山巖；11—燕山期花崗巖；12—晉寧期花崗巖；13—榴輝巖；14—斷裂；15—地質(zhì)界線；16—礦床

大別造山帶的中部為中深變質(zhì)雜巖體，南北兩側(cè)分布淺變質(zhì)巖和未變質(zhì)的蓋層[31]。地層出露較為復(fù)雜，在東大別地區(qū)，除了新太古界?古元古界的桐柏?大別變質(zhì)雜巖外，還分布有中元古界的宿松巖群、新元古界的盧鎮(zhèn)關(guān)巖群、新元古界?早古生界的佛子嶺巖群以及中新生代地層等(見圖1)。其中，大別變質(zhì)雜巖主要出露于岳西地區(qū)，在北淮陽構(gòu)造帶分布較少，巖石組成主要為磁鐵石英巖、磁鐵角閃巖、磁鐵變粒巖、斜長角閃片麻巖、二長質(zhì)片麻巖等[32]；宿松群主要出露于宿松地區(qū)，主要巖石類型有花崗閃長質(zhì)片麻巖、白云斜長片麻巖、二長花崗質(zhì)片麻巖等；佛子嶺巖群主要出露于北淮陽區(qū)域，為一套中淺變質(zhì)巖系，主要由板巖、千枚巖和云母石英片巖等所組成，原巖為一套砂巖?砂泥巖?泥巖。佛子嶺巖群和盧鎮(zhèn)關(guān)巖群是北淮陽地區(qū)極為重要的賦礦地層，前人認(rèn)為它們形成于中朝大陸板塊南部活動大陸邊緣環(huán)境，屬大陸邊緣半深海?深海槽盆相類復(fù)理建造，經(jīng)區(qū)域變質(zhì)作用成為綠片巖和淺粒巖[32?34]。大別地區(qū)發(fā)生有多期次的巖漿侵入事件，其中以燕山期巖漿活動最為強烈。迄今為止，在大別山地區(qū)發(fā)現(xiàn)的金屬礦床大多與中生代巖漿活動關(guān)系密切，前人對于該區(qū)巖漿巖的巖石學(xué)、巖石化學(xué)、年代學(xué)及產(chǎn)出環(huán)境與構(gòu)造背景，做了大量研究工作[35?38]，認(rèn)為區(qū)內(nèi)構(gòu)成侵入巖帶的各個巖體具有相似的成巖方式和物質(zhì)來源，很可能是白堊世拉張環(huán)境的產(chǎn)物[36]。杜建國[35]的研究結(jié)果認(rèn)為，桐柏?大別造山帶在燕山早?晚期形成的巖漿巖帶在空間分布上主要受印支期和燕山期構(gòu)造格局的共同影響，即受碰撞造山后作用和太平洋構(gòu)造域的雙重制約。

1.2 礦區(qū)地質(zhì)

汞洞沖礦區(qū)地處金寨縣鮮花嶺地區(qū)(見圖2)，構(gòu)造位置上位于NW向金寨?舒城斷裂和NE向青山斷裂的交匯處，南部為響洪甸水庫。礦區(qū)地層簡單，主要為早古生代佛子嶺巖群諸佛庵組、八道嶺組淺變質(zhì)巖系，以絹云母片巖、絹云母石英片巖為主。在礦區(qū)外圍(東北部)見中生代以來陸相地層，主要是早白堊紀(jì)火山巖和新生代紅層。其中，白堊紀(jì)火山巖自下而上依次為黃石灘組、白云庵組和響洪甸組，呈蓋層不整合于基底佛子嶺巖群之上。該區(qū)斷裂構(gòu)造主要有NW向、NE向和近EW向三組。其中，NW向斷裂構(gòu)造形成較早，斷裂面一般較平直，延伸穩(wěn)定，具有多期次活動的特點，是區(qū)內(nèi)重要的控礦構(gòu)造，NE向斷裂形成較晚，是NW向斷裂的派生構(gòu)造，斷裂面不平直，一般延伸不遠。在上述兩組構(gòu)造的交匯部位常發(fā)育有角礫巖筒，如孫沖、東沖、石門沖等地(見圖2)。該區(qū)中生代巖漿活動強烈，除白堊紀(jì)火山巖外，常發(fā)育有大量閃長玢巖?二長巖?正長巖的侵入巖脈。LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果表明，鮑沖石英閃長巖體主要形成于(129.1±1.2) Ma，孫沖石英正長巖脈形成于(128.4±1.3) Ma，西沖閃長玢巖體形成于(129.1±1.3) Ma[39]。

圖2 金寨縣鮮花嶺地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)安徽省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局313地質(zhì)隊1:10000地區(qū)地形地質(zhì)圖資料)：1—第四系；2—白云庵組(K1b)；3—佛子嶺巖群(Pz1F)；4—閃長巖；5—閃長玢巖；6—角礫巖；7—硅化脈；8—斷層

1.3 礦體特征

汞洞沖礦床地表為石英脈型金礦化，深部為角礫巖型的鉛鋅礦，礦體形態(tài)、產(chǎn)狀主要受角礫巖體控制(見圖3)。該角礫巖體，傾向北西，傾角70°~90°，向南西側(cè)伏，側(cè)伏角70°左右，其地表出露長約110 m，寬8~34 m，角礫巖筒控制最大斜深大于775 m。整個角礫巖體呈筒狀，橫切面呈橢圓狀、縱切面呈近于直立的柱狀。鉛鋅礦體產(chǎn)狀與角礫巖體基本一致，控制深度最大達210 m，礦體在淺部厚大，向深部出現(xiàn)分枝、變薄(見圖3(b))。角礫成分單一，主要為云母石英片巖，灰綠?灰白色，呈棱角狀，礫徑1~50 cm，無分選性，排列無序。角礫膠結(jié)物主要為石英、方解石、白云石、菱鐵礦及大量的金屬硫化物，含量15%~20%，近地表處晶洞構(gòu)造發(fā)育(見圖4(d))，石英晶柱最長可達20 cm。角礫巖體與圍巖云母石英片巖的界線截然，同時整個角礫巖筒側(cè)向分帶明顯。其中心部的角礫顯示無序分布、可旋轉(zhuǎn)的特點(見圖4(a))，表明隱爆強度大，在角礫巖筒外圍顯示可拼合角礫的特征，靠近角礫巖筒的圍巖一側(cè)表現(xiàn)為脈狀裂隙(見圖4(b))。綜上所述，根據(jù)汞洞沖鉛鋅礦床的角礫巖體的產(chǎn)狀、膠結(jié)物類型、角礫的形態(tài)和分布特征，表明其是以圍巖地層為角礫、熱液礦物為膠結(jié)物的熱液隱爆角礫巖。

1.4 蝕變及礦化特征

野外地質(zhì)調(diào)查及蝕變巖樣品的巖礦相分析表明，汞洞沖礦床的蝕變類型主要是硅化、絹云母化、碳酸鹽化、黃鐵礦化、綠泥石化等，其中鉛鋅礦化主要與硅化和碳酸鹽化密切相關(guān)。硅化在礦井深部相對封閉空間處表現(xiàn)為石英脈(見圖4(f))，通常伴隨有強烈的絹云母化蝕變暈(見圖5(a)和(b))；在圍巖角礫中則表現(xiàn)為強硅化的片巖；而在近地表空間較開放處則表現(xiàn)為結(jié)晶完好的石英晶簇(見圖4(d))。碳酸鹽化在地表、井下和鉆孔樣品中均有發(fā)育，局部較強，通常成脈狀、晶洞狀和團塊狀出露。當(dāng)碳酸鹽化出現(xiàn)在熱液活動強烈的部位，并與閃鋅礦、方鉛礦等礦石礦物以及晶簇石英共生時，表現(xiàn)為鐵、錳、鎂的碳酸鹽(見圖5(e)和(f))。掃描電鏡下能譜分析結(jié)果表明：其成分主要為鐵白云石和錳菱鐵礦(見圖(6))；而當(dāng)碳酸鹽化離礦體較遠或熱液活動的較晚階段，則表現(xiàn)為方解石化，常呈脈狀形式出現(xiàn)(見圖5(g)和(h))。

圖3 汞洞沖鉛鋅礦區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)安徽省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局313地質(zhì)隊1:2000礦區(qū)地形地質(zhì)圖資料)和汞洞沖鉛鋅礦0勘探線剖面圖(據(jù)安徽省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局313地質(zhì)隊汞洞沖0線資源儲量估算剖面圖資料)：1—諸佛庵組；2—石英脈型金礦體； 3—隱爆角礫巖體；4—硅化；5—絹云母化；6—褐鐵礦化；7—鉆孔；8—勘探線及編號；9—角礫巖型鉛鋅礦體

根據(jù)主要巖石及礦石的巖相學(xué)、礦相學(xué)鑒定和SEM/EDS分析結(jié)果，對礦區(qū)礦石和蝕變巖石中的礦物組成進行了系統(tǒng)研究。結(jié)果表明：汞洞沖礦床內(nèi)大都為原生礦石，礦石礦物主要以熱液膠結(jié)物的形式充填于角礫間的裂隙，對角礫交代蝕變明顯，反映了成礦流體具有沿云母石英片巖中張性裂隙充填的特征。其中金屬礦物主要有方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦、黃銅礦、磁鐵礦、磁黃鐵礦、硫銻銅銀礦等；脈石礦物主要為石英、方解石、白云石、菱鐵礦、絹云母、綠泥石等。礦石結(jié)構(gòu)主要以自形?半自形結(jié)構(gòu)(見圖7(a))、他形粒狀結(jié)構(gòu)(見圖7(d))、共生邊結(jié)構(gòu)為主(見圖7(a))，次為包含結(jié)構(gòu)、固溶體出溶結(jié)構(gòu)等(見圖7(c))。汞洞沖礦床礦石，構(gòu)造類型主要為汽水熱液充填礦石構(gòu)造，包括角礫狀構(gòu)造、團塊狀構(gòu)造、脈狀構(gòu)造、晶洞構(gòu)造等。

圖4 汞洞沖鉛鋅礦床地下坑道及野外露頭照片(Q—石英；Sd—菱鐵礦)：(a) 棱角狀角礫獨自成型，角礫間為石英?碳酸鹽膠結(jié)，?85 m中段；(b) 角礫巖筒西北側(cè)圍巖中發(fā)育張裂脈，為石英?碳酸鹽?鉛鋅礦脈，?85 m中段；(c) 露天采坑中的角礫巖，棱角分明，膠結(jié)物處晶洞構(gòu)造發(fā)育；(d) 膠結(jié)物中晶洞石英及刀片狀的菱鐵礦；(e) 膠結(jié)物處自形晶的方鉛礦和閃鋅礦，?85 m中段；(f) 硅化石英脈，?165 m中段

圖5 汞洞沖鉛鋅礦床脈石礦物鏡下照片(Q—石英；Ser—絹云母；Ank—鐵白云石；Sd—菱鐵礦；Cal—方解石；Chl—綠泥石；Gn—方鉛礦；Sp—閃鋅礦)：(a) Ⅰ階段硅化石英脈，角礫邊部絹云母化蝕變暈，正交偏光；(b) 圍巖角礫強絹云母化；(c) Ⅱ階段自形石英與其晶粒間生長的鐵白云石和方鉛礦；(d) 膠結(jié)物中自形石英與閃鋅礦共生；(e) 鐵白云石與閃鋅礦共生；(f) 菱鐵礦與閃鋅礦共生；(g) Ⅲ階段方解石脈細脈穿過圍巖角礫；(h) Ⅲ階段方解石?綠泥石脈

圖6 汞洞沖礦床碳酸鹽礦物背散射圖像和X射線能譜圖

圖7 汞洞沖鉛鋅礦床礦石結(jié)構(gòu)特征：(a) 共生的方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦組合；(b) 富礦石，熱液膠結(jié)物中含大量礦石礦物；(c) 黃銅礦呈乳滴狀分布于閃鋅礦中；(d) 他形結(jié)構(gòu)的黃鐵礦、磁黃鐵礦和黃銅礦

1.5 成礦階段劃分

根據(jù)野外露頭、手標(biāo)本和顯微鏡下的脈體穿插關(guān)系以及礦石組構(gòu)和礦物組合(見圖4~7)，將汞洞沖鉛鋅礦床的成礦過程劃分為3個階段，各階段礦物組合如下：

他形石英?絹云母?黃鐵礦階段Ⅰ：礦物組合主要為他形細粒石英、黃鐵礦、絹云母以及少量的鉛鋅礦化。該階段為熱液活動的較早時期，在圍巖角礫中表現(xiàn)為硅化的石英片巖或穿插在圍巖中的早期硅化石英脈(見圖4(f))，并伴隨有絹云母蝕變暈。而在膠結(jié)物處則表現(xiàn)為角礫邊部先結(jié)晶出的細粒石英。

自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段Ⅱ：礦物組合主要為自形石英、菱鐵礦、白云石、方解石、閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦、黃鐵礦等。表現(xiàn)為晶形完好的石英、鐵錳鎂碳酸鹽(見圖5(e)、(f)，圖6)及大量金屬硫化物等，以膠結(jié)物的形式充填于各角礫之間。此階段也是最為重要的鉛鋅金屬沉淀階段，礦物晶粒粗大，自形程度高(見圖5(c)、(e))，晶洞構(gòu)造發(fā)育。礦物結(jié)晶較Ⅰ階段的硅化石英晚，常在角礫之間的開闊處或膠結(jié)物中心形成。

方解石?綠泥石?黃鐵礦階段Ⅲ：礦物組合主要為方解石、綠泥石、少量石英及黃鐵礦，表現(xiàn)為方解 石?綠泥石細脈穿過早期形成的膠結(jié)物或圍巖角礫(見圖5(g)和(h))。

2 流體包裹體研究

2.1 樣品及研究方法

本次研究實驗樣品采自汞洞沖鉛鋅礦床?85 m中段和?165 m中段的地下坑道。其中挑選具有代表性且涵蓋不同成礦階段的樣品磨制成雙面拋光、厚度約為0.2 mm的薄片。通過包裹體巖相學(xué)的觀察，再選取具有代表性的17個包裹體薄片進行流體包裹體顯微測溫分析。測溫實驗在北京科技大學(xué)流體包裹體實驗室完成，冷熱臺型號為Linkam公司的THMS600，儀器使用液氮冷凍、電爐絲加熱，測溫范圍為?196~600 ℃，測量精度為±0.1 ℃。流體包裹體測試過程中，升溫或降溫速度控制在10~20 ℃/min，接近觀察點或相變點附近速度降至0.1~1 ℃/min，并進行反復(fù)測溫檢驗，以保證相轉(zhuǎn)變溫度的準(zhǔn)確性。

單個包裹體成分顯微激光拉曼探針分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究所包裹體實驗室進行，測試儀器為Horiba Jobin-Yvon公司LABHR-VIS LabRAM HR800型高分辨率激光拉曼光譜儀，光源為Yag晶體倍頻固體激光器，測試過程中溫度25 ℃、濕度50%，波長532 nm，輸出功率為44 mV，所測光譜計數(shù)時間是5 s，每1 cm?1(波數(shù))計數(shù)一次，掃描范圍為100~4200 cm?1。

2.2 流體包裹體巖相學(xué)

2.2.1 流體包裹體類型

根據(jù)樣品中流體包裹體在室溫下的形態(tài)組成特征和顯微激光拉曼探針分析結(jié)果，我們將汞洞沖礦床流體包裹體分為3類：富CO2包裹體(C型)、水溶液包裹體(L型)和含子晶多相包裹體(S型)(見圖8)。

1) 富CO2包裹體(C型)

該類包裹體可進一步分為AC型和PC型兩類，其中AC型包裹體在室溫下或冷凍過程中可見典型“雙眼皮”特征(VCO2+LCO2+LH2O)(見圖8(b))；而PC型包裹體在室溫下為純氣相或氣液兩相的CO2(圖8(a))，沒有水相。兩類包裹體的氣相顏色均相對較深，且氣體充填度較大(大多>90%)，主要見于他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)。包裹體大小集中在10~20 μm，個別大于25 μm，大多為渾圓形、橢圓形和負(fù)晶形，多呈孤立態(tài)或成行出現(xiàn)。

2) 水溶液包裹體(L型)

室溫下呈氣液兩相(見圖8(f)、(g)、(h))，氣相顏色相對較淺，氣相成分大多為H2O，個別含有少量CO2，包裹體在降溫/回溫過程中未見CO2三相點的變化。包裹體較C型小，一般小于10 μm，多為渾圓形、橢圓形、不規(guī)則型，少數(shù)負(fù)晶形。該類包裹體根據(jù)氣相充填度的差異和均一方式的不同又進一步分為L1型和L2型兩類，其中L1型包裹體氣相充填度較小(20%~50%)，升溫后完全均一至液相；而L2型包裹體氣相充填度較大，加熱后完全均一至氣相。在自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)，L1型和L2型兩類包裹體均有發(fā)育，而在方解石?綠泥石?黃鐵礦階段Ⅲ則只出現(xiàn)L1型包裹體。

3) 含子晶多相包裹體(S型)

室溫下由氣相、液相和子礦物3部分組成，子礦物大多為一個或多個鹽類子晶，鹽類子晶以透明立方態(tài)的氯化鈉晶體為主，有的含有不透明金屬礦物(見圖8(c))。此類包裹體主要見于他形石英?絹云母?黃鐵礦階段Ⅰ。常與富CO2包裹體(C型)共存(見圖8(d)和(e))。包裹體大小多為5~10 μm，形態(tài)多呈渾圓形、橢圓形，部分呈不規(guī)則型。

圖8 汞洞沖鉛鋅礦床流體包裹體特征(VCO2—氣相二氧化碳；LCO2—液相二氧化碳；VH2O—氣相水；LH2O—液相水； Halite—石鹽；S—子礦物)：(a) Ⅰ階段石英中PC型包裹體群；(b) Ⅰ階段石英中PC型包裹體和AC型包裹體；(c) Ⅰ階段石英中S型包裹體，含不透明子礦物；(d) Ⅰ階段S型包裹體與PC型包裹體組合，顯示流體的沸騰特征；(e) Ⅰ階段沸騰包裹體組合；(f) Ⅱ階段石英中L1型包裹體；(g) Ⅱ階段L1型與L2型包裹體組合；(h) Ⅲ階段方解石中L1型包裹體

2.2.2 流體包裹體組合

不同成礦階段的流體包裹體組合如下：

他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)：在細粒他形石英中的包裹體主要為C型和S型兩類，呈帶狀或孤立狀分布。C型中又以AC型包裹體為主，與S型包裹體關(guān)系密切，二者均一溫度相近、均一方式相異，顯示沸騰包裹體組合的特征。

自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)：在自形石英中的包裹體主要為L型，呈帶狀分布，其中L1型包裹體數(shù)量較多占80%以上，L2類包裹體相對較少，二者密切共存，氣/液體積比變化差異很大，它們的均一溫度相近、均一方式相異，顯示了流體混合的特征。

方解石?綠泥石?黃鐵礦階段(Ⅲ)：在本階段石英和方解石中的包裹體類型較為單一，全部為L1類的水溶液包裹體，常成線狀分布，氣/液相體積比相近，包裹體大多小于3 μm，極個別大于5 μm(見圖8(f))，整體較Ⅱ階段包裹體小，代表了熱液活動晚期的流體包裹體。

2.3 顯微測溫

進行顯微測溫的包裹體樣品主要為各個階段的石英及方解石，獲得的全部有效數(shù)據(jù)見表1和圖9。

1) 他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)：

原生AC型包裹體在降溫過程中出現(xiàn)液相CO2，?110 ℃左右CO2相全部凍結(jié)。在回溫過程中，測得m,CO2為?60.7~?57.4 ℃，低于純CO2的三相點(?56.6℃)，表明氣相組分中CO2不純，但激光拉曼的實驗結(jié)果未能檢測出其他組分(圖10(a))，這可能是由于其他氣相組分含量低于拉曼光譜的檢測限所致[40]。m,clath為7.1~9.7 ℃，h,CO2為23.4~31.0 ℃，其中有20個包裹體是部分均一至氣相CO2，14個為臨界均一。h,total為307~354 ℃，全部完全均一至氣相；原生PC型(VCO2)包裹體在降溫過程中出現(xiàn)液相CO2，?110 ℃左右CO2相全部凍結(jié)，回溫過程中，測得m,CO2為?59.7~?57.6 ℃，h,CO2為25.6~28.3 ℃，其中有3個包裹體均一至氣相CO2，2個為臨界均一；原生S型包裹體升溫后皆完全均一至液相，m,halite為304~377 ℃，h,total為280~350 ℃，其中10個包裹體是石鹽子晶先熔化，4個是氣泡先消失，表明S型包裹體既有從飽和溶液中捕獲的，也有從非飽和溶液中捕獲的，反映流體具有一定程度的不均一性。

2) 自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)：

原生L1型包裹體的m, ice為?4.3~?1.7℃，h, total為249~315 ℃，升溫后皆均一至液相；L2型包裹體由于氣相充填度較大冰點現(xiàn)象不易觀察，僅得到一個有效數(shù)據(jù)m,ice=?0.7 ℃，h, total為279~295 ℃。根據(jù)拉曼測試結(jié)果，可以看出部分包裹體氣泡中除水蒸汽外還含有一定含量的CO2成分(見圖10(b)和(c))，而在實際測溫過程中，并未觀測到CO2三相點變化以及籠形物消失的現(xiàn)象，推測CO2相密度較低。根據(jù)冰點測得的該類含CO2相的包裹體，其鹽度可能較真實結(jié)果偏低。

3) 方解石?綠泥石?黃鐵礦階段(Ⅲ)：

原生L1型包裹體的m, ice為?3.0~?0.8 ℃，m, total為242~280 ℃，全部均一至液相。

2.4 流體鹽度、密度、捕獲壓力及深度的計算

富CO2包裹體中水溶液相的鹽度是根據(jù)ROEDDER[41]關(guān)于包裹體籠形物熔化溫度的函數(shù)：=15.52022?1.02342m?0.05286m2(m為籠形物熔化溫度)計算得到；水溶液包裹體的鹽度是根據(jù)HALL等[42]的鹽度?冰點關(guān)系式：=1.78m?0.0442m2+ 0.000557m3(m為冰點溫度)計算求出；含子晶多相包裹體的鹽度是利用HALL等[42]公式由石鹽子晶的熔化溫度計算而來，由于一些包裹體內(nèi)還存在有其他鹽類及不熔礦物，故此公式得到的鹽度可能較實際鹽度值略低。各階段鹽度結(jié)果如表1所示。

流體密度是根據(jù)劉斌等[43]的NaCl?H2O體系的公式：=++2(、、均為與鹽度有關(guān)的常量函數(shù)；為均一溫度)計算得到，其中Ⅰ階段中高鹽度相流體密度為1.03~1.12 g/cm3，Ⅱ階段流體密度為0.73~0.84 g/cm3，Ⅲ階段流體密度為0.76~0.83 g/cm3。對于Ⅰ階段鹽度＜6%的富CO2包裹體，由SHEPHERD等[44]的包裹體CO2相部分均一溫度和CO2相密度關(guān)系圖解求得，CO2相的密度為0.22~0.46 g/cm3。

由于整個成礦過程中伴隨有強烈的沸騰作用，而流體在沸騰時內(nèi)部飽和蒸氣壓與外部壓力相等，外壓對包裹體均一溫度的影響可以忽略不計，因此，均一溫度不需要進行壓力校正而直接近似等于形成溫 度[43]。計算此時流體的形成壓力，可利用S型包裹體和L型包裹體的飽和蒸氣壓公式計算[45]，得到Ⅰ階段流體的壓力在8~14 MPa，Ⅱ階段流體的壓力在3~10 MPa?？紤]到成礦過程在隱爆作用發(fā)生的同時或稍后，流體的壓力系統(tǒng)應(yīng)屬于靜水壓力范疇，故取靜水壓力(10 MPa/km)計算得到成礦深度約為0.3~1.4 km，屬超淺成到淺成范圍。

表1 汞洞沖鉛鋅礦床流體包裹體顯微測溫結(jié)果

m,CO2: Melting temeperature of solid CO2;m,clath: Melting temperature of CO2clathrate;h,CO2: Homogenization temperature of CO2phase;m,ice: Melting temperature of ice;m,halite: Melting temeperature of halite;h,total: Total homogenization temperature;: salinity.

2.5 激光拉曼探針分析

根據(jù)室內(nèi)巖相學(xué)研究和流體包裹體顯微測溫結(jié)果，選取了各期次有代表性的包裹體進行激光拉曼光譜測試。測試結(jié)果顯示他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)石英脈中C型包裹體氣相成分主要為CO2(特征拉曼譜峰為1285 cm?1和1388 cm?1)，未檢測出其他成分(見圖10(a))。而自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)的晶簇石英中L型包裹體的氣相成分則普遍存在明顯的H2O譜峰，同時個別樣品檢測出CO2譜峰的存在(見圖10(b)和(c))?？偟膩碚f，激光拉曼測試結(jié)果與巖相學(xué)觀察的相態(tài)特征以及顯微測溫數(shù)據(jù)基本相符。

3 穩(wěn)定同位素研究

3.1 樣品及研究方法

研究樣品選采自汞洞沖鉛鋅礦床井下?85 m中段和?165 m中段，挑選各成礦階段的石英、白云石及多種金屬硫化物的單礦物樣品，分別對石英進行H?O同位素、白云石的C?O同位素以及黃鐵礦、方鉛礦、黃銅礦的S同位素測試。各樣品測試均在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心MAT253質(zhì)譜儀上完成。

圖9 汞洞沖鉛鋅礦床流體包裹體均一溫度和鹽度直方圖：(a) Ⅰ階段均一溫度直方圖；(b) Ⅰ階段鹽度直方圖；(c) Ⅱ階段均一溫度直方圖；(d) Ⅱ階段鹽度直方圖；(e) Ⅲ階段均一溫度直方圖；(f) Ⅲ階段鹽度直方圖

石英的H?O同位素實驗分析流程：選取250~425 μm的純凈樣品，在150 ℃低溫下真空去氣4 h以上，用BIF5與石英在真空中且高溫條件下反應(yīng)提取礦物氧，后與灼熱石墨棒燃燒轉(zhuǎn)化成CO2氣體，收集后在質(zhì)譜儀上測試氧同位素組成，分析精度優(yōu)于±0.2×10?3，相對標(biāo)準(zhǔn)為V-SMOW。對于氫同位素組成測試則是將去氣樣品在400 ℃高溫下用爆裂法提取出原生包裹體中的水，進行收集、冷凝和純化處理，后與金屬鋅反應(yīng)生成H2，收集后在質(zhì)譜儀上測試氫的組成，分析精度優(yōu)于±0.2×10?3，相對標(biāo)準(zhǔn)為V-SMOW。

圖10 汞洞沖鉛鋅礦床流體包裹體拉曼光譜圖：(a) Ⅰ階段PC型包裹體中氣相CO2譜線；(b) Ⅱ階段L2型包裹體中氣相H2O和CO2譜線；(c) Ⅱ階段L1型包裹體中氣相H2O和CO2譜線；(d) Ⅱ階段L1型包裹體中液相H2O譜線

碳酸鹽礦物樣品C?O同位素分析采用正磷酸方法，將白云石單礦物與100%的磷酸在25 ℃下反應(yīng)4 h以上，收集產(chǎn)生的CO2氣體，收集后在質(zhì)譜儀上測定碳和氧的同位素組成，分析精度均優(yōu)于±0.2×10?3。C和O的相對標(biāo)準(zhǔn)分別為V-PDB和V-SMOW。

金屬硫化物S同位素分析流程如下：選取粒徑 小于80 μm的純凈樣品，和Cu2O按一定比例混合均勻，在真空中且達2.0×10?2Pa的壓力條件下加熱，進行氧化反應(yīng)，反應(yīng)溫度為980 ℃以上，生成SO2氣體。收集后在質(zhì)譜儀上分析其硫同位素組成。分析精度優(yōu)于±0.2×10?3，測量結(jié)果以V-CDT為標(biāo)準(zhǔn)。

3.2 氫、氧同位素分析

以包裹體研究結(jié)果為基礎(chǔ)，選取了礦區(qū)他形石 英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)的細粒石英樣品6組，以及自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)的晶洞石英樣品6組進行了氫氧同位素測試。測試結(jié)果如表2所列，他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)的石英包裹體水的氫同位素變化范圍為?75.5×10?3~ ?47.7×10?3，氧同位素變化范圍為14.2×10?3~14.5×10?3。自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)的晶洞石英包裹體水的氫同位素變化范圍為?74×10?3~?85.7×10?3，氧同位素變化范圍為5.5×10?3~ 7×10?3。根據(jù)石英?水同位素分餾方程[46]1000ln= 3.38×106/2?3.4(式中為石英和水之間的氧同位分餾系數(shù))計算，且因為兩階段流體均處于不均一體系下，故計算采用的溫度值選取了兩階段包裹體測溫完全均一溫度的平均值所替代，即分別選用330 ℃和290 ℃，計算得到兩階段流體的δ18OW-SMOW值分別在 7.1×10?3~8.6×10?3和?2.1×10?3~1.7×10?3。

3.3 碳氧同位素分析

本次測試選取了4組自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)的白云石樣品進行了碳、氧同位素測試。其中δ13CV-PDB值介于?4.6×10?3~?1.2×10?3之間，總體相對變化較小，δ18OV-SMOW值變化范圍為7.1×10?3~10.2×10?3(見表3)。

表2 汞洞沖鉛鋅礦床石英氫、氧同位素組成

表3 汞洞沖鉛鋅礦床白云石碳、氧同位素組成

3.4 硫同位素分析

對汞洞沖礦床中的主要金屬硫化物(黃鐵礦、黃銅礦、方鉛礦)進行了硫同位素的分析，測試結(jié)果見表4。δ34SV-CDT值變化范圍很窄，在2.5×10?3~4.5×10?3之間，平均值3.5×10?3，顯示一個較小的正值。

表4 汞洞沖鉛鋅礦床金屬硫化物硫同位素組成

4 討論

4.1 成礦流體特征及演化

包裹體研究表明，在成礦作用的Ⅰ、Ⅱ階段可見不同類型的包裹體共存的現(xiàn)象，且包裹體的氣/液相比值變化較大，均一溫度相似、均一方式各異，表明該兩階段的包裹體在被捕獲時，流體處于一種不均一的狀態(tài)[40]。在他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)發(fā)現(xiàn)了大量低鹽度富CO2氣相包裹體和高鹽度的含子晶包裹體，二者均一溫度接近，集中于300~350 ℃，指示流體在此溫度范圍內(nèi)發(fā)生了大規(guī)模的沸騰作用，并產(chǎn)生了氣相和液相兩個流體端元。大量的CO2等氣相組分在此時迅速散失(圖11中B虛線框中包裹體)，體系中只留下了高鹽度的液相組分(圖11中的A虛線框中包裹體)。同時，對這類高鹽度包裹體測溫時發(fā)現(xiàn)有4個樣品是以氣泡先溶而石鹽子晶后溶的，以往的研究認(rèn)為，這類包裹體可能是通過捕獲高壓的均一態(tài)流體獲得，或者由包裹體后期的伸展變形、包裹體中的水流失、非均一捕獲等原因而形成[47]。將汞洞沖鉛鋅礦床高鹽度包裹體數(shù)據(jù)投入BECKER等[47]繪制的50~300 MPa壓力范圍的子晶熔化溫度?氣液相均一溫度圖解中(見圖12)，可以明顯看到，包裹體投點分成了兩個區(qū)域。其中A虛線框內(nèi)的4個點有明顯沿等壓線分布的趨勢，很可能代表了沸騰前的早期流體所經(jīng)歷的一個等壓降溫的過程[48]。由圖12可知，該早期的高壓流體均一溫度為370 ℃以上，壓力在120~150 MPa，這種高溫、高鹽度、富CO2的初始流體與大別造山帶內(nèi)很多的典型斑巖礦床初始流體特征一致(如沙坪溝鉬礦[16]、姚沖鉬礦[17])，反映了流體具有巖漿來源的屬性。而B虛線框內(nèi)的投點則代表了沸騰后由氣液分離所產(chǎn)生的高鹽度包裹體群。由A到B壓力降低明顯，進一步說明壓力的驟減是導(dǎo)致此時流體沸騰的原因，這也是隱爆作用發(fā)生后的一個必然結(jié)果。

圖11 汞洞沖鉛鋅礦床包裹體均一溫度?鹽度散點圖

圖12 汞洞沖高鹽度包裹體子晶熔化溫度(tm)?氣液相均一溫度(th, L-V)圖解(底圖據(jù)文獻[47])

到了自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)，體系鹽度由40%以上大幅度降低至3%~7%NaCleq，結(jié)合晶洞石英的氫、氧同位素數(shù)據(jù)結(jié)果可知，該階段開始大氣降水的加入的痕跡，說明流體鹽度下降是大氣水的混入所造成的。同時在此階段發(fā)育有大量的L1和L2型包裹體，二者均一溫度相近集中于270~300 ℃，而鹽度變化不大。這些氣/液比變化較大的包裹體群，符合流體混合的結(jié)果。此外，與Ⅰ階段中高溫高鹽度流體相比，本階段流體溫度、鹽度均明顯下降，同時CO2的含量也隨著之前沸騰作用的發(fā)生，而明顯減少，流體氣相組分逐漸變?yōu)橐运芤簽橹?。整個過程體現(xiàn)了流體由中高溫、高鹽度向中溫、中低鹽度演化的趨勢。

隨著流體進一步演化至熱液活動最晚的方解石?綠泥石?黃鐵礦階段(Ⅲ)，流體溫度降低至240~280 ℃，包裹體類型單一，全部為水溶液包裹體，鹽度也降低至1%~5%NaCleq，體系逐漸以大氣降水為主，表現(xiàn)了成礦物質(zhì)沉淀后流體向低溫低鹽度演化的特征。

綜上所述，汞洞沖鉛鋅礦床成礦流體由早到晚經(jīng)歷的演變過程主要是按圖13中箭頭指示方向進行的，具體為早期高溫、高鹽度、富CO2流體→Ⅰ階段中高溫富氣與高鹽共存的沸騰流體→Ⅱ階段中溫、低鹽度、貧CO2混合流體→Ⅲ階段低溫、低鹽度流體。

4.2 成礦物質(zhì)來源

與金屬礦物密切共生的石英中包裹體氫氧同位素組成對探討成礦流體來源具有重要的意義[49]。根據(jù)Ⅰ、Ⅱ階段流體的氫氧同位素組成，投入δD?δ18OW組成圖解中(見圖13)，可以看出他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)的流體具有較高δ18Ow值，投點落在原生巖漿水的區(qū)域內(nèi)，暗示成礦流體來源于巖漿水。到了自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)的δ18OW值較前者明顯降低，投點落在原生巖漿水與雨水線之間，顯示該階段存在大氣水與巖漿水的混合特征。

圖13 汞洞沖鉛鋅礦水的δD?δ18O圖解(底圖據(jù)文獻[50])

熱液碳酸鹽礦物的C?O同位素組成不僅與物質(zhì)來源有關(guān)，還與其形成過程直接相關(guān),不同地球化學(xué)過程形成的碳酸鹽其C?O同位素范圍存在一定的差別。因此，依據(jù)熱液碳酸鹽礦物的碳、氧同位素組成范圍和數(shù)據(jù)點的分布趨勢，可以用來判別其成因和物質(zhì)來源。汞洞沖礦床中的礦物共生組合簡單，屬石英?黃鐵礦?閃鋅礦?方鉛礦?菱鐵礦?白云石?方解石型，既沒有代表高氧逸度環(huán)境的重晶石，也沒有暗示低氧逸度環(huán)境的石墨。在這種情況下，碳酸鹽礦物的平均δ13C值可近似代表成礦熱液的碳同位素組成。在δ18O?δ13C組成圖解中(見圖14)給出了常見地質(zhì)流體中CO2的3種來源[51?52]：海相碳酸鹽巖溶解和去碳酸作用(海相碳酸鹽巖)、地層有機質(zhì)脫羧基和氧化作用(沉積有機物)、深部地幔去氣和巖漿結(jié)晶分異作用(巖漿碳酸巖)。圖15中列出了各個地質(zhì)儲庫的δ13C和δ18O的分布范圍，可以看到有機質(zhì)來源的δ13C普遍小于?10×10?3，且分布范圍極廣，在?10×10?3~?30×10?3。而在無機成因中，由碳酸鹽巖變質(zhì)來源的δ13C則接近于沉積碳酸鹽巖的δ13C值，在0值附近[53]。大氣降水及地下水的δ13C與沉積碳酸鹽巖類似[54]。至于深部巖漿或幔源的δ13CV-PDB值則相對偏負(fù)(約?7×10?3~?2×10?3 [55])。汞洞沖礦床成礦期白云石的δ13C相對集中，為?4.6×10?3~?1.2×10?3(見表3)，同時C-O同位素投點全部位于巖漿碳酸巖的區(qū)域(見圖14)，暗示成礦流體中的碳主要來源于巖漿、地幔等深源流體的活動。白云石樣品中氧同位素組成為7.1×10?3~10.2×10?3(見表3)，根據(jù)高溫條件下(250~300 ℃)白云石?水同位素分餾方程[56]：1000ln=3.06×106/2?3.24(式中的白云石和水間之的氧同位素分餾系數(shù))，選取自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)所測得的均一溫度平均值290 ℃，計算得到成礦流體的δ18Ow值為0.7×10?3~3.8×10?3，該值偏離原生水(約5×10?3~7×10?3)或巖漿水(約5.5×10?3~8.5×10?3)范圍[49]，同時明顯低于他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)的流體18Ow值(7.1×10?3~8.6×10?3)(見表2)，也暗示在Ⅱ階段礦物形成受到了大氣降水混入的影響。

圖14 汞洞沖鉛鋅礦礦白云石δC?δ18O圖解(底圖據(jù)文獻[52])

圖15 重要地質(zhì)儲庫：碳同位素特征(據(jù)文獻[57])(a)；氧同位素特征(據(jù)文獻[53])(b)

綜上所述，雖然在野外地質(zhì)觀察上不能直接看出汞洞沖礦體與巖漿活動的關(guān)系，但通過成礦流體的顯微測溫分析及礦床穩(wěn)定同位素分析等，可以看出汞洞沖鉛鋅礦床在物質(zhì)來源上與深部巖漿熱液密切相關(guān)。

4.3 礦質(zhì)遷移形式及沉淀機制

大量研究結(jié)果表明，溫度、壓力、鹽度、氧化還原條件等因素可以致使金屬從熱液中沉淀出來，其中流體的沸騰作用往往被認(rèn)為是許多斑巖型和淺成低溫?zé)嵋旱V床礦質(zhì)沉淀的最為主要的原因之一[68?70]。沸騰作用所造成的相分離，可以使H2、H2S和CO2等氣體迅速散失，這不僅降低了流體中一些以二硫化物或氯化物為載體的金屬絡(luò)合物的溶解度，還會增加流體的pH值和氧化態(tài)值[71]。而本次的研究結(jié)果認(rèn)為，汞洞沖礦床流體的沸騰作用并沒有造成金屬礦質(zhì)的大量沉淀，但其卻是一個對成礦十分重要的先決條件。如前所述，初始高溫、高鹽度、富CO2流體由于隱爆作用的發(fā)生、體系壓力的減小，導(dǎo)致其發(fā)生了沸騰作用，通過野外及鏡下觀察，可以明顯看到這一次的沸騰作用并不是硫化物大量卸載的最主要階段。也就是說，大量的Pb、Zn、Cu等金屬元素在沸騰作用發(fā)生后仍然在殘存的高鹽度液相中富集。結(jié)合前人研究結(jié)果， 在大于300 ℃的條件下，Zn的HS?絡(luò)合物容易分解，遷移量很少[72]。相反，其以氯化物結(jié)合的絡(luò)合物在高溫條件下則相當(dāng)穩(wěn)定，Pb在熱液流體中的表現(xiàn)與Zn相似。至于Cu，以往對斑巖銅礦床的研究結(jié)果發(fā)現(xiàn)，大多數(shù)礦床中的Cu在流體中主要是以CuCl? 2或CuClaq[73]的形式遷移的，溶解度受Cl?濃度的影響十分明顯。結(jié)合前述包裹體顯微測溫的數(shù)據(jù)，在發(fā)生流體沸騰的他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)，包裹體均一溫度普遍大于300 ℃，特別是高鹽度相的包裹體完全均一溫度可達370 ℃以上，且在顯微鏡下也可直接觀察到這些富含子晶的高鹽度包裹體中，確實存在有大量不透明的金屬礦物(圖8(c))。此外，通過對汞洞沖礦床早期的流體包裹體成分研究結(jié)果表明，成礦早期流體中CO2的含量非常高，且礦床中大量碳酸鹽礦物的沉淀也暗示了流體中確實是富含CO2的，因此可以推斷初始流體是相對偏酸性的。SEWARD[74]的實驗結(jié)果表明：在高溫、偏酸性的流體環(huán)境下，Cu、Au、Pb、Zn、Ag等金屬離子常以氯絡(luò)合物的形式運移。ROBB[75]也指出，在類似的高溫、偏酸性環(huán)境下Zn和Cl組成絡(luò)合物包括Zn(Cl)+、Zn(Cl)2、Zn(Cl)? 3和Zn(Cl)2? 4，Pb與Zn性質(zhì)類似。因此，汞洞沖礦床中的Pb、Zn、Cu等金屬離子應(yīng)多與Cl?結(jié)合而運移。而在大氣降水混入后，流體發(fā)生了稀釋作用，使熱液系統(tǒng)的鹽度大幅降低、Cl?濃度減少，其絡(luò)合金屬的能力減弱，驅(qū)動類似以下的化學(xué)反應(yīng)向右進行：

ZnCl2?(0≤≤4)+H2S→ZnS+2H++Cl?

PbCl2?(0≤≤4)+H2S→PbS+2H++Cl?

FeCl2?+2H2S+1/2O2→FeS2+2H++H2O+Cl?

CuCl(aq)+FeCl2(aq)+2H2S(aq)→

CuFeS2+3HCl(aq)+1/2H2(aq)

導(dǎo)致相應(yīng)硫化物的沉淀。同時上述化學(xué)方程式也能解釋在流體發(fā)生強烈沸騰作用的階段Ⅰ，出現(xiàn)有鉛鋅礦化的原因，沸騰作用伴隨大量的CO2、H2S等酸性氣體逃逸，體系內(nèi)pH值升高，也會使上述各反應(yīng)式向右進行。而有研究表明，在溫度300 ℃時，方鉛礦的溶解度在pH上升至8.1時會出現(xiàn)逆轉(zhuǎn)，抑制方鉛礦的沉淀[76]。還有實驗研究證明：壓力降低可以使鉛、鋅的溶解度增大，而當(dāng)溫度降低不足以有效地補償壓力效應(yīng)時，Pb、Zn可以在壓力降低梯度下遷移[77]。在階段Ⅰ礦床發(fā)生了隱爆作用，壓力驟降，這很可能是該階段未形成大量礦石的原因之一。

4.4 礦床成因

前人的研究表明，巖漿侵入體在流體出溶時可以產(chǎn)生巨大的能量，足以使深部5 km的巖石產(chǎn)生裂 隙[78]。而能否發(fā)生隱爆作用除了與巖漿的成分、巖漿侵位深度、巖漿侵位時熔體的質(zhì)量分?jǐn)?shù)以及圍巖的拉伸強度有關(guān)外，巖漿中水的含量是形成隱爆角礫巖最為重要的指標(biāo)[79]。汞洞沖隱爆角礫巖筒中絹云母化蝕變在成礦早階段極為發(fā)育，說明熱液蝕變期間流體中水含量充足，因此出溶該流體的巖漿中應(yīng)具有較高的初始水含量，這為隱爆作用的發(fā)生提供了前提條件。結(jié)合汞洞沖含礦角礫巖大小不一、角礫多為棱角狀、角礫巖與圍巖分界明顯、角礫成分與地層一致、膠結(jié)物中發(fā)育晶洞構(gòu)造等特征，反映了角礫巖的成因與出溶流體的液壓致裂有關(guān)[80]。因此，本研究得到以下認(rèn)識：在早白堊紀(jì)，大規(guī)模巖漿上涌侵位，于淺變質(zhì)巖層中形成不同形態(tài)的侵入體。高溫、高鹽度、富CO2的熱液不斷從巖漿侵入體中出溶，出溶出來的巖漿熱液提取、并匯聚了巖漿中的成礦物質(zhì)，在上覆圍巖下方的裂隙中不斷聚集。超壓的巖漿熱液在先存斷裂的基礎(chǔ)上致使圍巖破碎，發(fā)生了強烈的隱爆作用。成礦流體在隱爆作用發(fā)生后壓力迅速減小，促使其發(fā)生了沸騰作用[81]，此時流體氣液相開始大規(guī)模分離，在這個過程中釋放了大量的CO2。而流體中Pb、Zn、Cu等礦質(zhì)元素在殘余的高鹽度溶液中得以進一步富集，隨著弱堿性的大氣降水沿隱爆產(chǎn)生的裂隙迅速加入，使得高鹽度含礦熱液發(fā)生稀釋作用，流體體系發(fā)生了如下變化：1) 熱液溫度從350~400 ℃下降至250 ℃；2) 成礦流體pH值有所升高，F(xiàn)e、Mn以碳酸鹽的形式達到飽和而沉淀；3) 稀釋效應(yīng)導(dǎo)致熱液中H+和Cl?濃度降低。伴隨以上物理化學(xué)性質(zhì)的改變，金屬絡(luò)合物失穩(wěn)，Pb、Zn、Cu的氯化物絡(luò)合物大量分解，最終以膠結(jié)物的形式在圍巖角礫之間沉淀成礦。

5 結(jié)論

1) 汞洞沖角礫巖體形呈筒狀、側(cè)向分帶明顯、角礫呈棱角狀、成分為佛子嶺巖群云母石英片巖、并以石英、碳酸鹽以及大量金屬硫化物礦物膠結(jié)、晶洞構(gòu)造發(fā)育，這些特征說明其為一個張性熱液隱爆角礫巖。

2) 汞洞沖鉛鋅礦床共發(fā)育3種類型的包裹體：富CO2包裹體(C型)、水溶液包裹體(L型)和含子晶多相包裹體(S型)，屬中高溫、高鹽度、中低密度的H2O-NaCl-CO2流體體系。從早到晚，流體由中高溫、高鹽度、富CO2、富Fe、Mn向低溫、低鹽度、貧氣富水的方向演化。

3) H?O同位素數(shù)據(jù)顯示初始成礦流體來源于巖漿水，后期有一定程度大氣降水混合；C-O同位素和S同位素數(shù)據(jù)顯示礦床中碳和硫也主要來源于深部巖漿。

4) 礦床形成過程先后經(jīng)歷了隱爆作用、流體沸騰作用和混合作用。通過壓力估算，早期流體壓力為120~150 MPa，到了他形石英?絹云母?黃鐵礦階段(Ⅰ)壓力驟降至8~14 MPa，這不僅造成了流體的大規(guī)模沸騰，同時該過程中氣液相的分離對Pb、Zn、Cu等成礦元素起到了一定的富集作用。自形石英?鐵錳鎂碳酸鹽?多金屬硫化物階段(Ⅱ)的巖漿流體與大氣水的混合是造成金屬沉淀的主要機制。

致謝：本文野外地質(zhì)調(diào)研和資料收集過程中得到安徽省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局311 地質(zhì)隊、南京地質(zhì)礦產(chǎn)研究所的大力協(xié)助，在流體包裹體測試過程中得到謝玉玲老師的指導(dǎo)和幫助，參加野外工作的還有鐘日晨老師、王瑩、安衛(wèi)軍，一并表示誠謝。此外承蒙兩位審稿人在百忙中審閱全文并提出寶貴修改建議，在此表示衷心的感謝！

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Ore-forming process of Gongdongchong breccia type Pb-Zn deposit, Anhui: Evidences from geology, fluid inclusions and isotopes of C, H, O and S

WU Hao-ran1, XIE Yu-ling1, WANG Ai-guo2, ZHONG Ri-chen1, WANG Ying1, AN Wei-jun1

(1. School of Civil and Environmental Engineering, University of Science and Technology Beijing, Beijing 100083, China; 2. Nanjing Institute of Geology and Mineral Resource, Chinese Academy of Geological Sciences, Nanjing 210016, China)

The Gongdongchong Pb-Zn deposit located in Jinzhai County, Anhui Province, China, is one of the important breccia type lead-zinc polymetallic deposits in the east end of Qinling-Dabie metallogenic belt. Ore bodies are controlled by the breccia, hosted in Early Palaeozoic mica-quartz schist and phyllite of Zhufo’an Formation, Foziling Group. The ore-forming processes of Gongdongchong deposit can be divided into three stages, namely the anhedral quartz-sericite-pyrite stage (Ⅰ), the euhedral quartz-carbonate-polymetal sulfides stage (Ⅱ) and the calcite-chlorite-pyrite stage (Ⅲ), among which, the stage (Ⅱ) is the major mineralization stage. Studies of fluid inclusions show that the fluid inclusions trapped in stage (Ⅰ) including two-phase inclusions, as evidenced by the coexistence of CO2-rich(C-type) (Homogenization temperatures of 307?354 ℃, Salinity(NaCleq): 0.6%?5.6% and multi-phase(S-type) inclusions with daughter minerals (Homogenization temperature of 323?377℃, Salinity of 38.2%?45.3%. The fluid inclusions of stage (Ⅱ) are two-phase inclusions, as identified by the coexistence of L1- and L2-type fluid inclusions; L1-type inclusions homogenized is 249?315 ℃, with salinities of 2.9%?6.9%. The fluid inclusions formed in stage(Ⅲ) are dominated by vapor-liquid two phase inclusions, with thehomogenization temperatures ranging from 242℃ to 280 ℃ and salinities between 1.4% and 5.0%. The fluid-boiling is evidenced by divergent-phase homogenizations of fluid inclusions with contrasting salinities at similar temperatures in stage (Ⅰ). The hydrogen and oxygen isotopes composition in quartz grains from different stages show that ore-forming fluid for stage (Ⅰ) is of magmatic origin, and is mixd by the meteoric water in stage (Ⅱ). The ore-forming fluid is characterized by medium-high temperature, high salinity and CO2-rich, and then evolved into low temperature, low salinity and CO2-release from early to late stage. The carbon and oxygen isotope composition in the dolomite in the deposit range from ?4.6×10?3to 1.2×10?3and from 7.1×10?3to 10.2×10?3, respectively, which is similar to those in magmatic carbonatite. The values of δ34SV-CDTin major sulfides have narrow variable range, from 2.5×10?3to 4.5×10?3, indicating that the sulfur is derived from the mantle. All the data presented show that Gongdongchong Pb-Zn deposit belongs to the cryptoexplosion breccia-type deposit. The ore forming fluid and metallogenic materials come from magma in depth. The fluids boiling after cryptoexplosion and decompression result in gas-release. The metallogenic elements, such as Pb, Zn and Cu, concentrated in the solution with high salinity. The ore-forming hydrothermal solution migrated upwards along the tensional cracks with the sharply salinity decreasing by mixture with meteoric water, finally ore-forming materials are precipitated.

Gongdongchong; cryptoexplosion breccia; fluid boiling; mixing; magmatic hydrothermal

Project(201011011) supported by the Public Welfare Industry Foundation of Land Resource, China; Project(2014-01-020-010) supported by China Geological Survey

2017-04-18;

2017-07-10

XIE Yu-ling; Tel: +86-13601236643; E-mail: yulingxie63@Hotmail.com

10.19476/j.ysxb.1004.0609.2018.07.17

1004-0609(2018)-07-1418-24

P611

A

國土資源部公益性行業(yè)基金項目(201011011)；中國地質(zhì)調(diào)查局項目(2014-01-020-010)

2017-04-18；

2017-07-10

謝玉玲，教授，博士；電話：13601236643；E-mail：yulingxie63@hotmail.com

(編輯 李艷紅)