四川天寶山鉛鋅礦成礦物質(zhì)來源與成礦機制：來自流體包裹體及同位素地球化學(xué)制約*

王海 祝新友 王京彬 賈德龍 石煜 陳磊 許正繁

1. 東華理工大學(xué)，核資源與環(huán)境國家重點實驗室，南昌 3300132. 北京礦產(chǎn)地質(zhì)研究院，北京 1000123. 中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心，北京 1000374. 廣東省放射性與三稀資源利用重點實驗室，廣州 512026

川滇黔鉛鋅礦集區(qū)位于揚子地臺西緣，是我國鉛鋅銀及多種分散元素生產(chǎn)基地，目前已發(fā)現(xiàn)和探明鉛鋅礦床(點)400多處(圖1a, b)，鉛鋅金屬總儲量達20Mt(柳賀昌和林文達，1999；Zhouetal.，2013，2018；Luoetal.，2019；Tanetal.，2019；Tangetal.，2019；Wangetal.，2020；Heetal.，2021)。區(qū)內(nèi)礦床(點)成群成帶分布且具有層控特征，主要賦存于震旦系和石炭系的碳酸鹽巖地層，礦床后生成因特征明顯，并具有許多相似的地球化學(xué)特征，在礦化類型、巖性組合、礦物組合、圍巖蝕變等方面與典型MVT型礦床基本一致(Hanetal.， 2007；張長青，2008；吳越，2013; 葉霖等，2016；王海等，2018，Weietal.，2021)。天寶山鉛鋅礦是川滇黔鉛鋅礦集區(qū)中最具代表性礦床之一，其Pb+Zn儲量超過2.6Mt，鉛鋅品位為10%～15%(Zhouetal.，2013)。盡管前人對該礦床做了大量研究，但相關(guān)研究主要集中在礦床地質(zhì)特征及地質(zhì)勘探方面(涂首業(yè)，2014；劉洋，2015)，關(guān)于礦床成因認識仍然存在較大爭議，包括：1)古巖溶洞穴沉積成因(王則江和汪岸儒，1985)；2)地下水熱液礦床(成會章，2013)；3)SYG型(Zhouetal.，2013)；4)MVT型(王小春，1992；馮鏡權(quán)等，2009；喻磊，2014；余沖等，2015；何承真等，2016)。導(dǎo)致這種分歧主要原因是缺乏對成礦流體性質(zhì)、來源及成礦物質(zhì)來源的系統(tǒng)研究。本文在翔實的野外地質(zhì)工作基礎(chǔ)上，開展了閃鋅礦及脈石礦物的成礦流體包裹體系統(tǒng)的顯微測溫及拉曼光譜分析，并結(jié)合C、H、O、S、Pb、Sr多種同位素地球化學(xué)研究，系統(tǒng)的分析天寶山鉛鋅礦床流體性質(zhì)、來源及成礦物質(zhì)來源，并探討其成礦機制，為闡明川滇黔鉛鋅礦的成礦作用提供更多證據(jù)以及進一步找礦勘查提供科學(xué)依據(jù)。

圖1 區(qū)域地質(zhì)背景圖(a)和川滇黔鉛鋅礦床分布圖(b)(據(jù)Zhou et al.，2013修改)Fig.1 Regional tectonic outlines (a) and distribution of Pb-Zn deposits (b) in the Sichuan-Yunnan-Guizhou provinces(modified after Zhou et al.，2013)

1 礦床地質(zhì)背景

天寶山大型鉛鋅床位于揚子地臺西南緣，分布在安寧河斷裂帶附近。區(qū)內(nèi)地層由基底和沉積蓋層組成。基底由太古宙結(jié)晶基底和中-新元古宙褶皺基底構(gòu)成，蓋層為新元古代以來一系列沉積巖系，兩者呈角度不整合接觸。礦區(qū)出露地層相對簡單，由下至上依次為：下元古界會理群天寶山組(Pttb)碎屑巖、上震旦統(tǒng)燈影組(Z2d)白云巖、中寒武統(tǒng)西王廟組砂巖(∈2x)、上三疊統(tǒng)白果灣組(T3bg)陸相砂巖和第四系(Q)殘坡積物(圖2)。其中，燈影組(Z2d)地層可分為三段，上段地層在礦區(qū)及外圍均缺失，而中段地層在礦區(qū)廣泛分布，以結(jié)晶白云巖為主，為礦區(qū)的主要賦礦圍巖。

礦區(qū)內(nèi)構(gòu)造復(fù)雜(圖2)，以斷裂構(gòu)造為主，主要斷層包括F1和一些次級斷裂(主要是F2和F3)，其中F1斷層走向為NNW，與天寶山向斜軸走向近垂直，為天寶山鉛鋅礦床的導(dǎo)礦構(gòu)造；而F2斷層為F1斷裂的次一級斷裂，為近EW向隱伏角礫破碎帶，斷裂總體南傾，傾角大于80°，是天寶山鉛鋅礦床的容礦構(gòu)造，控制了天寶山與新山礦體產(chǎn)狀；F3斷裂切過天寶山礦段II號礦體，并將其分為東西兩段，為礦區(qū)主要的破礦構(gòu)造。天寶山向斜是礦區(qū)內(nèi)最大的褶皺構(gòu)造，向斜核部出露地層為中寒武統(tǒng)西王廟組砂巖，兩翼主要為上震旦統(tǒng)燈影組白云巖。

圖2 天寶山鉛鋅礦區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)Zhou et al.，2013修改)Fig.2 Geological sketch map of the Tianbaoshan Pb-Zn deposit(modified after Zhou et al.，2013)

礦區(qū)內(nèi)發(fā)育有基性-超基性巖脈，分布在礦區(qū)東南部，主要沿為SN向、NW向構(gòu)造侵入的輝綠巖；其次為煌斑巖、橄欖輝綠巖等(王小春，1992)，輝綠巖脈穿切礦體和地層(≥156Ma；吳越，2013；Zhangetal.，2015)，侵入晚于鉛鋅礦化。

天寶山鉛鋅礦床被輝綠巖脈切割為I號和II號礦體，其中II號礦體被破礦斷裂F3錯段。I號礦體全為氧化礦，已采空；II號礦體為礦區(qū)主礦體，礦體總體呈EW向，東厚西薄，由東向西逐漸減小分岔并尖滅，構(gòu)成一楔形體。礦體東西向長約285m，垂直延深400m以上。礦體總體呈NW向展布的厚度巨大、陡傾的筒狀礦體(圖3)。礦石礦物以閃鋅礦、方鉛礦為主，含少量黃銅礦、黃鐵礦等硫化物；脈石礦物主要為白云石、方解石、石英。礦石結(jié)構(gòu)主要為自形-半自形結(jié)構(gòu)、粒狀結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu)；礦石構(gòu)造主要為角礫狀構(gòu)造、其次為塊狀、脈狀和浸染狀構(gòu)造。礦區(qū)圍巖蝕變較弱主要表現(xiàn)為碳酸鹽化，硅化和黃鐵礦化。

圖3 天寶山礦床29號勘探線剖面圖(據(jù)Zhou et al.，2013修改)Fig.3 The profile of No. 29 exploration line in the Tianbaoshan deposit (modified after Zhou et al.，2013)

根據(jù)礦物的共生組合、結(jié)構(gòu)構(gòu)造及穿插關(guān)系將天寶山鉛鋅礦床的成礦階段分為三個階段(表1)：(Ⅰ)黃銅礦-黃鐵礦-閃鋅礦階段：該階段閃鋅礦顏色為深棕色，與方鉛礦、黃銅礦共生(圖4a-c)；(Ⅱ)閃鋅礦-方鉛礦階段：該階段硫化物以閃鋅礦、方鉛礦為主，相對于第I成礦階段閃鋅礦及方鉛礦的顆粒大自形程度高，閃鋅礦的顏色變淺為棕色，部分閃鋅礦表面可見黃銅礦固溶體(圖4d-f)；(Ⅲ)閃鋅礦-碳酸鹽階段，該階段閃鋅礦以淺棕色為主，閃鋅礦、方鉛礦、方解石常以脈狀形式切穿早階段形成的礦物(圖4g, h)。

圖4 天寶山礦區(qū)不同成礦階段典型照片

2 樣品來源與分析方法

在詳細的野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上，以礦區(qū)主礦體為研究對象，天寶山鉛鋅礦床樣品采自2014m、2036m、2064m、2084m中段，所采樣品包括各成礦階段熱液白云石、閃鋅礦、石英和方解石。C、H、O、Sr同位素樣品主要采自2036m、2064m中段的白云巖、方解石；S、Pb同位素主要采自2064m中段角礫狀、塊狀鉛鋅礦。

流體包裹體顯微測溫在北京礦產(chǎn)地質(zhì)研究院流體包裹體實驗室完成，使用Linkam THMSG600型冷熱臺對流體包裹體進行測溫分析，測溫范圍為-196～600℃，在<50℃條件下其誤差為±0.1℃，在>100℃條件下其誤差為±2℃。流體包裹體的激光拉曼在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所流體包裹體室完成，使用顯微激光拉曼光譜儀Lab RAMHR800 測試， 發(fā)射波長63nm， 曝光時間為30s， 掃描范圍100～4000cm-1。

同位素測定均在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院完成，其中C、H、O同位素使用MAT-253質(zhì)譜儀測試，C、O同位素采用100%磷酸法，測試精度優(yōu)于±0.2‰，C同位素采用國際標準V-PDB；H、O同位素測試，H同位素采用鋅法，分析精度為±2‰，O同位素采用BrF5平衡法，分析精度為±0.2‰，H、O同位素采用國際標準V-SMOW；S同位素使用MAT-253型質(zhì)普儀測試，分析誤差為±0.2‰；Sr同位素使用ISOPROBE-T熱電離質(zhì)譜計測定，質(zhì)量分餾用86Sr/88Sr=0.1194校正，標準NBS987測量結(jié)果為0.710250±0.000007；Pb同位素采用ISOPROBE-T熱表面電離質(zhì)譜儀測試，1μg的208Pb/206Pb分析誤差為±0.005%。

表1 天寶山鉛鋅礦成礦階段劃分表

3 測試結(jié)果

3.1 流體包裹體巖相學(xué)

天寶山礦區(qū)中閃鋅礦流體包裹體較為發(fā)育，大小多在4～8μm， 少數(shù)可達8～14μm， 氣液比通常小于15%， 多以面狀、群狀分布，或呈孤立狀分布。不同礦物中包裹體形態(tài)有所差異，主要為橢圓型、圓形不規(guī)則型及長條狀，次生流體包裹體相對較少，呈線狀沿礦物裂隙分布。根據(jù)包裹體的相態(tài)和成分的差異，把流體包裹體分為鹽水包裹體(W型)和烴類包裹體(G型)兩類。W型包裹體由氣液兩相組成，包裹體顏色較淺、透明度較高，不同礦物中包裹體形態(tài)有所差異，主要為橢圓形、圓形及不規(guī)則狀，大小6～14μm不等，以富液態(tài)的流體包裹體(LH2O+VCO2)為主(圖5a-e)；G型包裹體多數(shù)發(fā)育在閃鋅礦和方解石中，其顏色較深，主要呈黑色或褐色，透明度較差，形態(tài)以橢圓形及不規(guī)則形為主，大小約為4～12μm，包裹體中可見甲烷和液相水(LH2O+VCH4)共存(圖5f)。

圖5 天寶山鉛鋅礦礦物中流體包裹體的顯微特征(a)閃鋅礦中氣液兩相流體包裹體(W型)；(b)白云石中氣液兩相流體包裹體(W型)；(c)白云石中氣液兩相流體包裹體(W型)；(d)方解石中氣液兩相流體包裹體(W型)；(e)石英中氣液兩相流體包裹體(W型)；(f)閃鋅礦中含CH4氣液兩相流體包裹體(G型). L-液相；V-氣相Fig.5 Photomicrographs of fluid inclusions of the Tianbaoshan Pb-Zn deposit(a) aqueous-rich fluid inclusions in sphalerite (W type)；(b)aqueous-rich fluid inclusions in dolomite (W type)；(c) aqueous-rich fluid inclusions in dolomite (W type)；(d) aqueous-rich inclusions in calcite (W type)；(e) aqueous-rich inclusions in quartz (W type)；(f) CH4-bearing inclusions in sphalerite(G type). L-liquid phase；V-vapor phase

3.2 流體包裹體顯微測溫

本文對天寶山鉛鋅礦床熱液期三個成礦階段的閃鋅礦、白云石、石英、方解石的流體包裹體進行了測溫，測試結(jié)果見表2和圖6，分述如下：

表2 天寶山鉛鋅礦床熱液期各階段流體包裹體顯微測溫數(shù)據(jù)

第I階段：本階段白云石、石英、閃鋅礦的流體包裹體均一溫度范圍介于116～244℃之間，主要集中在160～220℃，冰點溫度范圍為-15.8～-2.6℃，鹽度范圍為4.3%～19.3% NaCleqv，主要集中在6%～14% NaCleqv(圖6a, b)。

第II階段：該階段為天寶山鉛鋅礦床的主成礦階段，石英、閃鋅礦的流體包裹體均一溫度范圍介于108～256℃之間，主要集中在140～200℃，冰點溫度范圍為-15.6～-3.2℃，鹽度范圍為5.1%～19.1% NaCleqv，主要集中在6%～12% NaCleqv(圖6c, d)。

第III階段：本階方解石、閃鋅礦的均一溫度范圍介于104～209℃之間，主要集中在120～180℃，冰點溫度-8.4～-3.6℃，鹽度范圍為5.9%～12.2% NaCleqv，主要集中在6%～10% NaCleqv(圖6e, f)。

圖6 天寶山鉛鋅礦床流體包裹體的均一溫度(a、c、e)和鹽度(b、d、f)直方圖(a、b) 第I階段； (c、d) 第II階段； (e、f) 第III階段Fig.6 Histograms of homogenization temperatures (a, c, e) and salinities (b, d, f) of fluid inclusions from the Tianbaoshan Pb-Zn deposit(a, b) stage I； (c, d) stage II； (e, f) stage III

3.3 流體包裹體激光拉曼特征

天寶山鉛鋅礦床激光拉曼研究結(jié)果顯示，W型流體包裹體主要成分為H2O(圖7a)。G型流體包裹體較為成分復(fù)雜，在閃鋅礦G型流體包裹體中液相成分可檢測出H2O，其特征峰為3420cm-1，氣相成分可檢測出CH4，其特征峰值為2917cm-1(圖7b)。

圖7 天寶山鉛鋅礦床包裹體激光拉曼圖譜(a)方解石中的氣液兩相鹽水溶液包裹體(W型); (b)閃鋅礦中含CH4氣液兩相流體包裹體(G型)Fig.7 Raman spectra of fluid inclusions in the Tianbaoshan Pb-Zn deposit(a) aqueous-rich fluid inclusions in calcite (W type)；(b) CH4-bearing inclusions in sphalerite (G type)

3.4 H、O同位素組成

天寶山鉛鋅礦H、O同位素測試結(jié)果見表3，δ18OH2O值變化范圍為-1.9‰～2.7‰，極差為4.6‰；δ18DH2O值變化較大，變化范圍為-51.3‰～-34.6‰，極差為16.7‰。

表3 天寶山鉛鋅礦床H、O同位素組成

3.5 C、O同位素組成

天寶山礦區(qū)圍巖及脈石礦物的C、O同位素測試結(jié)果見表4。燈影組白云巖的δ13CPDB介于-3.5‰～1.5‰之間，平均值為-0.7‰，δ18OSMOW‰介于17.9‰～22.6‰之間，平均值為20.1‰，燈影組白云巖的δ13CPDB和δ18OSMOW值基本落入海相碳酸鹽巖范圍及其附近。含礦白云巖δ13CPDB介于-4.8‰～4.4‰之間，平均值為-0.2‰，δ18OSMOW‰介于13.5‰～20.2‰之間，平均值為16.1‰，熱液方解石的δ13CV-PDB為-1.7‰～3.1‰，平均值為-0.1‰，δ18OSMOW‰為11.9‰～19.8‰，平均值為16.3‰。

表4 天寶山鉛鋅礦床C、O同位素組成

3.6 S同位素組成

天寶山鉛鋅礦硫化物的δ34S測試結(jié)果如表5、圖8所示。方鉛礦的δ34S值介于1.1‰～3.8‰之間，平均值為2.4‰；閃鋅礦的δ34S值介于3.3‰～7.5‰之間，平均值為4.7‰；黃銅礦δ34S值介于3.2‰～4.6‰之間，平均值為3.9‰。

圖8 天寶山鉛鋅礦床δ34S硫化物直方圖Fig.8 Histogram of δ34S values of sulfides from the Tianbaoshan Pb-Zn deposit

表5 天寶山鉛鋅礦床S同位素組成

3.7 Sr同位素組成

天寶山礦區(qū)熱液方解石、白云巖的Sr同位素測定結(jié)果見表6。熱液方解石87Sr/86Sr值變化范圍為0.71014～0.71169，閃鋅礦87Sr/86Sr值變化范圍為0.71099～0.71856；會理群千枚巖87Sr/86Sr值變化范圍為0.71427～0.72853，燈影組白云巖87Sr/86Sr值變化范圍為0.70773～0.71026；熱液方解石和閃鋅礦的87Sr/86Sr值明顯高于燈影組白云巖87Sr/86Sr值而低于會理群千枚巖87Sr/86Sr值。

表6 天寶山鉛鋅礦床Sr同位素組成

3.8 Pb同位素組成

天寶山鉛鋅礦床硫化物及地層全巖Pb同位素組成見表7，其中硫化物206Pb/204Pb變化范圍為18.214～18.596，平均值為18.384；207Pb/204Pb變化范圍為15.576～15.803，平均值為15.692，208Pb/204Pb變化范圍為38.09～39.05， 平均值為38.609；燈影組白云巖206Pb/204Pb變化范圍為18.246～18.275，平均值為18.261；207Pb/204Pb變化范圍為15.769～15.777，平均值為15.773；208Pb/204Pb變化范圍為38.738～38.809，平均值為38.774。

表7 天寶山鉛鋅礦Pb同位素組成

4 討論

4.1 成礦流體性質(zhì)與來源

天寶山鉛鋅礦流體包裹體類型較為單一，主要為氣液兩相，流體包裹體通常為4～8μm，部分可達12μm；第I階段流體包裹體均一溫度主要集中在160～220℃，成礦流體鹽度范圍主要集中6%～14% NaCleqv；第II階段為主成礦階段，該階段流體包裹體均一溫度主要集中在140～200℃，成礦流體鹽度范圍主要集中在6%～12% NaCleqv；第III階段成礦流體均一溫度介于120～180℃，成礦流體鹽度范圍主要集中在6%～10% NaCleqv。成礦流體自第I階段到第III階段溫度、鹽度總體呈逐漸下降趨勢，成礦流體具有中低溫(140～200℃)、中低鹽度特征(6%～12% NaCleqv)。

圖9 天寶山鉛鋅礦成礦流體δD-δ18O圖解 (底圖據(jù)Taylor, 1974)Fig.9 δD vs. δ18O plot of the Tianbaoshan lead-zinc deposit (based map after Taylor, 1974)

4.2 成礦物質(zhì)來源

4.2.1 C、O同位素制約

根據(jù)C、O同位素特殊的地球化學(xué)性質(zhì)及在不同化學(xué)環(huán)境下產(chǎn)生的分餾特點，可以通過C、O同位素探討成礦流體中C、O的來源(Spangenbergetal.，1996；Zhouetal.，2013)。成礦熱液系統(tǒng)中C的來源通常有3種：1)沉積巖中碳酸鹽巖脫

氣，此來源的C同位素組成具有重碳同位素特征，δ13CPDB值范圍一般介于-2‰～-3‰，海相碳酸鹽的δ13CPDB值多數(shù)為0‰(Veizer and Hoefs，1976)；2)深部來源的C，主要來自地?；驇r漿，其δ13CPDB值變化范圍主要在-5‰～-2‰和-9‰～-3‰之間(Taylor，1986)；3)各種巖石中的有機碳，其δ13CPDB值變化范圍為-30‰～-15‰，平均為-22‰(Ohmoto and Rye，1979)。在δ18O-δ13C圖中(圖10)，給出了地殼流體中CO2的三大主要來源(有機質(zhì)、海相碳酸鹽巖和巖漿-地幔源)的C、O同位素值范圍，而且還用箭頭標出了從這3個物源經(jīng)8種主要過程產(chǎn)生CO2時，其同位素組成的變化趨勢(劉建明等，1997；毛景文等，2002；劉家軍等，2004)。例如，海相碳酸鹽經(jīng)過溶解作用，其C同位素組成無明顯變化，而O同位素組成則發(fā)生虧損，總體呈近水平線展布；地幔體系經(jīng)歷高溫分異和沉積巖混雜作用，其C、O同位素組成均升高；而沉積有機物發(fā)生脫羧基時，其C同位素組成升高，O同位素組成則虧損。根據(jù)圖10所示， 天寶山鉛鋅礦床燈影組白云巖的樣品點幾乎都落在海相碳酸鹽區(qū)域內(nèi)及其附近，表明圍巖為海相沉積成因的碳酸鹽巖，熱液方解石和含礦白云巖落在地幔多相體系和海相碳酸鹽巖區(qū)域之間，分布在低溫蝕變區(qū)，其中多數(shù)樣品靠近海相碳酸鹽區(qū)域，其C、O同位素組成總體呈近水平分布，O同位素組成相對于海相碳酸鹽具有較強虧損，整體顯示從白云巖到礦化白云巖到熱液方解石，碳酸鹽溶解作用不斷增強的一個過程。表明天寶山鉛鋅礦床成礦流體中的C可能主要來源于圍巖的海相碳酸鹽溶解作用。

圖10 天寶山鉛鋅礦床δ13CV-PDB-δ18OSMOW‰圖解(底圖據(jù)劉建明等，1997；毛景文等，2002；劉家軍等，2004)Fig.10 δ13CV-PDB vs. δ18OSMOW‰ plots of the Tianbaoshan Pb-Zn deposit (base map after Liu et al., 1997, 2004; Mao et al., 2002)

4.2.2 S同位素制約

熱液礦床中硫化物中的硫通常有三種來源：1)地幔硫：δ34S組成近為0‰，并且變化范圍較窄；2)地層硫：δ34S值取決于不同巖石，例如，海相硫酸鹽其δ34S為20±10‰，非海相有機硫一般多為負值且變化大；3)混合硫：其硫同位素值取決于混雜地殼物質(zhì)的性質(zhì)和程度，若混雜物為海相硫酸鹽，則混合硫具有富34S特征，若為生物成因物質(zhì)，則顯示具富32S特征(溫春齊和多吉，2009)。

天寶山鉛鋅礦床硫化物δ34S值介于1.1‰～7.5‰之間，平均值為3.9‰，可代表成礦熱液δ34S∑S，與川滇黔地區(qū)大梁子、會澤等鉛鋅礦床硫主要來源于海相硫酸鹽熱還原(TSR)作用的硫同位素組成存在一定差異(δ34S集中在10‰～20‰；黃智龍等，2004；楊清等，2018)。關(guān)于硫的來源前人已提出以下3種觀點：(1)海相硫酸鹽經(jīng)熱化學(xué)還原作用(TSR)和細菌還原作用(BSR)混合形成(王小春，1992)；(2)由海相硫酸鹽經(jīng)熱化學(xué)還原(TSR)作用形成(Zhouetal.，2013)；(3)巖漿硫(基底火山巖)與沉積巖源區(qū)硫的混合(Tanetal.，2019)。流體包裹體測溫顯示，天寶山鉛鋅礦床的成礦溫度主要介于140～200℃間，高于細菌存活的溫度，且硫化物的δ34S分布較為集中(Ohmoto and Rye，1979；Greenwoodetal.，2013)，因此不可能為BSR作用形成還原硫。揚子板塊震旦系燈影期海相硫酸鹽的δ34S值為20.2‰～38.7‰(張同鋼等，2004)，已有的研究表明硫酸鹽熱還原作用會導(dǎo)致硫同位素產(chǎn)生20‰的分餾(Macheletal.，1995)，其δ34S范圍應(yīng)為0.2‰～18.7‰，而天寶山硫化物δ34S值介于1.1‰～7.5‰之間，小于這一范圍，暗示天寶山鉛鋅礦床的S不完全來源于燈影組硫酸鹽的TSR作用，燈影組之下的基底地層存在大量的火山巖和侵入巖(Tanetal.,2019)，地幔硫的δ34S值介于-3‰～+3‰之間，如果成礦流體在流經(jīng)基底地層時淋濾了火成巖中的還原硫，那么天寶山鉛鋅礦床的δ34S值完全能達到1.1‰～7.5‰，因此，天寶山鉛鋅礦中的S可能來源于燈影組中硫酸鹽熱化學(xué)還原作用和巖漿硫的混合。

4.2.3 Sr同位素制約

由于在不同地質(zhì)環(huán)境下87Sr/86Sr的變化范圍具有較大差異，而成礦流體的Sr同位素組成一般是源區(qū)和流經(jīng)地層的疊加，因此87Sr/86Sr值常常用來反應(yīng)成礦流體的運移途徑(Brannonetal.，1991；沈能平等，2007)。礦物中鍶同位素的來源較復(fù)雜，在研究礦物中鍶同位素組成時，需要對樣品中鍶同位素進行放射性積累校正，本次測試的白云巖和熱液方解石Rb/Sr值較小，由87Rb衰變而來的87Sr可忽略不計，因此與硫化物基本同期的熱液方解石基本可以代表成礦流體的特征。

天寶山礦區(qū)熱液方解石87Sr/86Sr值變化范圍為0.71013～0.711689，閃鋅礦87Sr/86Sr值變化范圍為0.71099～0.71856(圖11)；會理群千枚巖87Sr/86Sr值為0.71427～0.72853，燈影組白云巖87Sr/86Sr值為0.70773～0.70885；熱液方解石和閃鋅礦的87Sr/86Sr值可以代表成礦流體的87Sr/86Sr值，該值明顯高于幔源87Sr/86Sr值0.70355(Palmer and Edmond，1989)，小于大陸地殼87Sr/86Sr值0.7190，表明成礦流體的Sr具有殼源特征。

圖11 天寶山鉛鋅礦床Sr同位素特征圖(底圖據(jù)鄭榮華等，2015)Fig.11 87Sr/86Sr compositions of ore minerals from the Tianbaoshan Pb-Zn deposit (base map after Zhen et al.，2015)

天寶山鉛鋅礦床成礦流體的87Sr/86Sr值高于燈影組白云巖87Sr/86Sr值和峨眉山玄武巖87Sr/86Sr值(0.7039～0.7078)，低于基底巖石昆陽群和會理群87Sr/86Sr值(0.7243～0.7288)。成礦流體中初始Sr同位素組成不均一或成礦流體與地層發(fā)生水巖反應(yīng)會導(dǎo)致形成的碳酸鹽礦物87Sr/86Sr值的變化(Kontak and Kerrich，1997)，本次研究所采集的樣品來自同一礦區(qū)，Sr同位素具有均一組分，因此，閃鋅礦、熱液方解石較圍巖燈影組白云巖具有更高的87Sr/86Sr值，表明成礦流體可能流經(jīng)富放射成因87Sr的地層并發(fā)生水巖反應(yīng)。通?；鸪晒杷猁}礦物和Rb/Sr值比較高的碎屑巖為富放射性成因87Sr的潛在來源(劉淑文等，2016)。礦區(qū)震旦系之下為基底巖系，這些巖石通常具有較高的87Sr/86Sr值，如會理群千枚巖87Sr/86Sr值為0.71492～0.72853，因此成礦流體可能流經(jīng)了富放射成因的87Sr的基底地層并與之發(fā)生水巖反應(yīng)，從而導(dǎo)致閃鋅礦及熱液方解石相對于圍巖燈影組白云巖具有較高的87Sr/86Sr值。

4.2.4 Pb同位素制約

Pb同位素示蹤是判別成礦物質(zhì)來源的有效手段(沈渭洲和黃耀生，1987；張乾等，2000；Townley and Godwin，2001；蔣少涌等，2006；Potra and Moyers，2017；Ostendorfetal.，2017)。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb構(gòu)造演化圖(圖12)上，大部分硫化物礦石Pb同位素組成均位于上地殼，與蓋層沉積巖(Z-T)的Pb同位素組成有較好一致性，部分硫化物Pb同位素組成位于上地殼與造山帶之間，落入基底巖石范圍內(nèi)，而與峨嵋山玄武巖Pb同位素組成范圍不同，表明成礦金屬主要為殼源，來源較淺，基本無幔源物質(zhì)加入。

圖12 天寶山鉛鋅礦床Pb同位素組成(底圖據(jù)Zartman and Doe, 1981；王海等，2018)Fig.12 Lead isotopic compositions of ore minerals from the Tianbaoshan Pb-Zn deposit (base map after Zarman and Doe, 1981; Wang et al., 2018)

前人對天寶山礦床成礦金屬來源的主要存在兩種觀點，一種認為成礦物質(zhì)由震旦系燈影組地層提供；另一種認為上地殼和造山帶各類沉積巖甚至峨眉山玄武巖共同提供(黃智龍等, 2004；李文博等，2004；張長青，2008；Zhouetal., 2013；王乾，2013)。從地層成礦元素背景分布來看，震旦系燈影組白云巖、會理群、寒武系西王廟組中的Pb、Zn等成礦元素的背景值較高(王小春，1988，1992；李發(fā)源，2003)，由于礦床形成晚于這些地層形成，因此，會理群、寒武系與震旦系燈影組白云巖具有為天寶山礦床提供成礦物質(zhì)來源的條件。而峨嵋山玄武巖被證明是地幔柱環(huán)境產(chǎn)物，以富過渡族元素、鉑族元素和貧鉛鋅元素為特征，不具備形成大型-超大型鉛鋅礦的源區(qū)特征(張招崇和王福生，2003；張長青，2008)。Sr同位素研究表明天寶山鉛鋅礦床中閃鋅礦和熱液方解石中87Sr/86Sr值遠高于峨嵋山玄武巖87Sr/86Sr范圍(0.70437～0.70757)(張招崇和王福生，2003)，因此峨嵋山玄武巖與天寶山鉛鋅礦床成礦物質(zhì)來源關(guān)系不密切，成礦物質(zhì)來源于蓋層沉積巖和基底地層。

4.2.5 成礦機制探討

5 結(jié)論

(1)天寶山鉛鋅礦床流體包裹體及H-O同位素研究表明，成礦流體具有中低溫(140～200℃)、中低鹽度(6%～12% NaCleqv)特征，成礦流體主要來自大氣降水和變質(zhì)水的混合。

(2)天寶山鉛鋅礦白云巖、方解石的δ13CPDB、δ18OSMOW特征表明，成礦流體中的CO2主要來源于圍巖碳酸鹽巖的溶解；礦區(qū)硫化物δ34S值介于1.1‰～7.5‰之間，表明S主要來源于燈影組中硫酸鹽熱化學(xué)還原作用和巖漿硫的混合；成礦流體87Sr/86Sr值明顯高于賦礦圍巖87Sr/86Sr值，說明成礦流體流經(jīng)了具有高87Sr/86Sr值的基底地層并與之發(fā)生水巖反應(yīng)及同位素交換；礦石Pb同位素顯示Pb具有殼源特征，成礦物質(zhì)來源于蓋層沉積巖和基底地層。