湖南康家灣大型隱伏鉛鋅礦床成因探討：流體包裹體、氫氧同位素及硫同位素證據(jù)*

李永勝 張幫祿, 3 公凡影 杜澤忠 甄世民

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心，北京 1000372. 自然資源部礦產(chǎn)勘查技術(shù)指導(dǎo)中心，北京 1000833. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)，北京 100083

華南地區(qū)是我國高密集成礦區(qū)之一，特別是與花崗質(zhì)巖石相關(guān)的中生代大規(guī)模成礦作用獨具特色，因而引起國內(nèi)學(xué)者的普遍重視(徐克勤和涂光熾, 1984; 華仁民和毛景文, 1999; 毛景文等, 1999, 2008; Huaetal., 2003; 華仁民等, 2005, 2010; 裴榮富等, 2008; 胡瑞忠等, 2010; 陳毓川和王登紅, 2012; 李曉峰等, 2013)。華南地區(qū)有色金屬、稀有和重稀土金屬資源十分豐富，擁有世界第一的W、Sn、Sb、Bi資源儲量和全國第一的Cu、稀有金屬資源儲量，且Au、Pb、Zn、Ag等礦種的儲量在全國也名列前茅(胡瑞忠等, 2010)。盡管該區(qū)Pb-Zn和W-Sn礦床在成礦元素組合、賦礦地層及與之相關(guān)的巖漿巖屬性等方面均有顯著差異(徐克勤等, 1983; Huaetal., 2003)，但Pb-Zn和W-Sn發(fā)生大規(guī)模成礦作用的時間較為集中且基本一致(160～150Ma)，故而成礦作用亦被普遍認(rèn)為與華南中生代巖石圈伸展-減薄構(gòu)造背景有關(guān)(毛景文等, 2004, 2008; Pengetal., 2006; 彭建堂等, 2008; 胡瑞忠等, 2010; 左昌虎, 2015; 黃金川, 2016; Yangetal., 2016)。

水口山Pb-Zn-Au(Ag)礦田位于湖南衡陽盆地南緣，大地構(gòu)造上處于揚子板塊與華夏板塊晚古生代碰撞拼接帶內(nèi)(即欽-杭成礦帶)(圖1;毛景文等, 2011)。該礦田已有百余年悠久開采歷史(錢大都, 1996)，因富產(chǎn)Pb、Zn而素有“世界鉛都”、“中國鉛鋅工業(yè)搖籃”之美譽(全鐵軍和曾維平, 2006)，是我國有色金屬和貴金屬的重要生產(chǎn)基地之一。康家灣鉛鋅礦床位于該礦田北東部，是20世紀(jì)70年代末發(fā)現(xiàn)的大型隱伏礦床(錢大都, 1996)。該礦Pb+Zn資源儲量1.06×106噸(Pb、Zn平均品位分別為3.48%和3.91%)，并伴生有Ag(1.017×103噸)和Au(2.9噸)。發(fā)現(xiàn)伊始，地質(zhì)工作者就從礦床地質(zhì)特征(吳永芳, 1995; 張慶華, 1996; 劉省三, 2007; 李永勝等, 2010; 劉萍等, 2011)、成礦規(guī)律(李能強和彭超, 1996; 胡志堅和吳永芳, 2005; 全鐵軍和曾維平, 2006; 劉省三, 2007; 李慶生, 2012)、礦床地球化學(xué)特征(王卿鐸等, 1992; 許德如等, 2002; 譚建湘等, 2008; 左昌虎等, 2014)等方面對該礦進(jìn)行了諸多研究，并試圖探討其礦床成因(楊傳益, 1985; 李仕能, 1988; 畢華, 1995; 劉清雙, 1996; 胡志堅和吳永芳, 2005; 劉萍等, 2011; 路睿, 2013)。雖然該礦床研究歷史久遠(yuǎn)，但目前對于該礦的成礦過程、礦床成因仍存爭議。這些爭議的焦點在于成礦與巖漿活動的關(guān)系(楊傳益, 1985; 左昌虎, 2015)、成礦物質(zhì)來源(劉偉, 1989; 畢華, 1995; 劉清雙, 1996)和成礦流體性質(zhì)與演化(楊傳益, 1985; 朱梅湘和賴勇, 1995; 劉清雙, 1996; 劉順生和譚凱旋, 1996; 李永勝等, 2010; 張幫祿, 2015)，由此也產(chǎn)生了不同的成因觀點：(1)巖漿熱液交代充填型(全鐵軍和曾維平, 2006; 李永勝等, 2010; 左昌虎, 2015; 張幫祿等, 2015)，(2)多因復(fù)成層控型(劉偉, 1989; 畢華, 1995)和(3)噴流沉積型(Sedex)(朱梅湘和賴勇, 1995)。此外，成因模式的爭議在一定程度上也制約了深部找礦的進(jìn)展。據(jù)最新鉆孔勘查資料成果顯示，礦床深部1500m尚未發(fā)現(xiàn)與成礦有關(guān)的巖體，但已見到矽卡巖化、角巖化現(xiàn)象(全鐵軍和曾維平, 2006)。因此，急需重新思量該礦成礦過程并探討礦床成因。

圖1 水口山礦田區(qū)域構(gòu)造地質(zhì)圖(據(jù)李能強和彭超，1996)Fig.1 Tectonic geologic map of the Shuikoushan Pb-Zn-Au ore field (modified after Li and Peng, 1996)

本文在系統(tǒng)野外地質(zhì)調(diào)查和詳細(xì)巖(礦)相學(xué)研究的基礎(chǔ)上，對不同階段的礦石礦物(閃鋅礦)和脈石礦物(石英和方解石)中的包裹體開展研究，并結(jié)合石英和方解石的氫氧同位素和硫化物的硫同位素數(shù)據(jù)，以反演成礦流體特征、來源及演化。此外，本文開展了不同階段礦石礦物(黃鐵礦、方鉛礦和閃鋅礦)的硫同位素分析測試，以示蹤成礦物質(zhì)來源，進(jìn)而探討成礦機制。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

湘南地區(qū)位于南嶺EW向成礦帶中段北部(南嶺中段湖南段)，大地構(gòu)造上位于華夏板塊西北緣(圖1a)。區(qū)域重力分析表明，湘南地區(qū)莫霍面具北陡南凹，西抬中緩的特點，處在深度變化范圍在30.7～35km巖石圈由薄變厚的幔坡地帶(李能強和彭超, 1996)。遙感地質(zhì)環(huán)形影像，結(jié)合重力、航磁異常特征，反映深部有羊角塘-水口山-五峰仙EW向基底斷層，衡東-水口山-江永NE向斷裂和水口山-香花嶺SN向基底斷裂交匯于此，共同控制著深部殼、?；煸磶r漿及Pb-Zn(Cu)-Au(Ag)礦床的產(chǎn)出和分布(李能強和彭超, 1996)。

湘南地區(qū)地層發(fā)育較齊全，除缺失志留系地層外，從新元古代至第四系均有分布。主要地層包括晚新元古代(震旦系)海相冰川沉積和早古生代半深海-濱淺海碳酸鹽巖和碎屑巖沉積，巖性上表現(xiàn)為碳質(zhì)板巖和硅質(zhì)巖組合；泥盆系-中三疊統(tǒng)地層廣泛分布于中西部地區(qū)，沉積巖相和巖性較為復(fù)雜，主要為一套濱淺海相碎屑巖和碳酸鹽巖建造及海陸交互相碎屑巖沉積，總厚度>4km；中生代和新生代地層亦普遍發(fā)育，巖性上主要表現(xiàn)為受深大斷裂控制的紅色陸相斷陷盆地沉積(車勤建等, 2005)。

湘南地區(qū)在整個地史演化過程中經(jīng)歷了多期、多旋回構(gòu)造活動。結(jié)合沉積建造、巖漿活動和變質(zhì)作用特征，可將區(qū)內(nèi)構(gòu)造活動劃分為晉寧、加里東、海西-印支、燕山和喜山期五個發(fā)展階段(王昌烈等, 1987)。其中，中晚三疊世以來，湘南地區(qū)主要以不均衡的塊斷升降運動為主，表現(xiàn)為發(fā)育一套受凹陷盆地控制的海陸交互相至內(nèi)陸湖泊相碎屑沉積建造。根據(jù)地層的不整合關(guān)系，又可分為早、晚兩期。燕山早期發(fā)生在中、晚侏羅世；燕山晚期發(fā)生在晚白堊世和早第三世之間。這一時期，湘南地區(qū)發(fā)生顯著的構(gòu)造-巖漿活動，并伴隨大規(guī)模成礦作用，形成了湘南主要的有色金屬礦產(chǎn)(華仁民和毛景文, 1999; Huaetal., 2003; 毛景文等, 2008; 裴榮富等, 2008; 華仁民等, 2010; 胡瑞忠等, 2010; 陳毓川和王登紅, 2012; Maoetal., 2013)。

水口山鉛鋅金銀多金屬礦田處于華夏板塊與揚子板塊之間的欽(州)-杭(州)結(jié)合帶中段(圖1a)，邵陽-郴州NW向深斷裂帶東側(cè)，株洲-永江NE向深斷裂與耒陽-臨武SN向構(gòu)造帶的交匯部位，衡陽斷陷盆地南緣(圖1b)。水口山是一個大型鉛鋅金銀多金屬礦田，發(fā)育有老鴉巢Pb-Zn-Au礦床、康家灣Pb-Zn礦床、龍王山Au礦床和仙人巖Au礦床等(圖2)。礦田內(nèi)主要出露有泥盆系、石炭系、二疊系、三疊系、侏羅系和白堊系地層(圖2)。沉積建造表現(xiàn)為：晚泥盆世至早三疊世為淺海相碳酸鹽巖建造，夾海陸交互相含鐵、煤砂頁巖建造；早侏羅世至晚白堊世為陸相碎屑巖類磨拉石建造(譚建湘和宛克勇, 2008)。主要賦礦巖層為下二疊統(tǒng)棲霞組(P1q)炭質(zhì)條帶狀灰?guī)r、含燧石灰?guī)r以及當(dāng)沖組(P1d)含鐵錳硅質(zhì)巖、泥灰?guī)r(譚建湘和宛克勇, 2008)。區(qū)內(nèi)褶皺、斷裂構(gòu)造發(fā)育，主要為一系列近SN向緊閉褶皺或倒轉(zhuǎn)褶皺和傾角較緩的逆沖推覆斷層(圖2)，其次為NE向和NW向斷層，以及沿構(gòu)造和層間發(fā)育的角礫巖。

圖2 水口山鉛鋅金銀礦田地質(zhì)圖(據(jù)楊傳益, 1985)年齡數(shù)據(jù)源于李永勝(2012)、左昌虎(2015)及Huang et al. (2015)Fig.2 Geological sketch map of the Shuikoushan Pb-Zn-Au ore field (modified after Yang, 1985)The age data from Li (2012), Zuo (2015) and Huang et al. (2015)

礦田內(nèi)巖漿活動強烈，燕山期中酸性侵入巖普遍發(fā)育，主要包括水口山花崗閃長巖(鋯石SIMS U-Pb年齡158.8±1.8Ma；Huangetal., 2015)、新盟山流紋斑巖(鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡158.79±0.41Ma；李永勝, 2012)、老盟山英安玢巖(鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡156.7±1.6Ma；左昌虎, 2015)和仙人巖花崗斑巖(鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡156.09±0.46Ma；李永勝, 2012)。其中，水口山花崗閃長巖與區(qū)內(nèi)Pb-Zn成礦關(guān)系最為密切。巖相學(xué)及地球化學(xué)研究結(jié)果表明，水口山花崗閃長巖具有典型I型花崗巖的特征(Huangetal., 2015; 左昌虎, 2015)，全巖Sr-Nd及鋯石Hf同位素數(shù)據(jù)進(jìn)一步表明，該巖體明顯具有虧損地幔和華南下地殼混合的特征(Huangetal., 2015; 左昌虎, 2015; Yangetal., 2016)，且?guī)r漿活動可能與150～160Ma期間古太平洋板塊俯沖而引起的巖石圈伸展作用有關(guān)(Yangetal., 2016)。此外，區(qū)內(nèi)局部還可見少量燕山晚期(127～129Ma)的火山巖，巖性主要為英安巖、流紋巖、安山質(zhì)凝灰?guī)r和火山角礫巖等。

2 礦床地質(zhì)特征

康家灣鉛鋅礦床位于水口山鉛鋅礦床北東約3km，地表全部被白堊系和侏羅系砂巖、頁巖覆蓋(圖2)。礦區(qū)內(nèi)沒有巖體(脈)出露，但在礦區(qū)西南部出露有水口山花崗閃長巖，東南部出露有老盟山英安玢巖和新盟山流紋斑巖(圖2)。礦體受康家灣隱伏倒轉(zhuǎn)背斜與區(qū)域F22推覆斷層控制，主要產(chǎn)于二疊系當(dāng)沖組下段泥灰?guī)r、硅質(zhì)巖和棲霞組灰?guī)r的層間硅化破碎角礫巖帶中(圖3)；部分礦體產(chǎn)于倒轉(zhuǎn)背斜傾伏部位的當(dāng)沖組泥灰?guī)r中或呈脈狀產(chǎn)于硅化破碎帶下部的棲霞組灰?guī)r或石炭系壺天群白云巖陡傾斜裂隙中(圖3)(左昌虎等, 2014)。礦化帶長約3km，迄今共發(fā)現(xiàn)大小礦體61個，其中主礦體群7個。單個礦體最長大于2900m，寬約800m，具有西厚東薄的特征，西端最厚可達(dá)121m，東端變薄為1～2m，走向NNE12°，傾向SEE和NWW，傾角55°～75°(左昌虎等, 2014)。圍巖蝕變主要為硅化，其次為碳酸鹽化，另見少量螢石化、絹云母化、綠泥石化(李能強和彭超, 1996; 左昌虎等, 2014; 左昌虎, 2015)。

圖3 康家灣鉛鋅礦剖面圖(據(jù)湖南省有色地質(zhì)勘查局二一七隊, 2019(1)湖南省有色地質(zhì)勘查局二一七隊. 2019. 湖南省常寧市水口山礦區(qū)水口山鉛鋅多金屬礦資源儲量核實報告)

該礦的礦物組合簡單，金屬礦物主要包括黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦和少量黃銅礦，偶見自然金。非金屬礦物以石英、方解石占主導(dǎo)，亦可見少量白云石和粘土礦物如綠泥石。礦石結(jié)構(gòu)主要有自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)、碎裂結(jié)構(gòu)、揉皺狀結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu)、骸晶結(jié)構(gòu)和固溶體分離結(jié)構(gòu)等。礦石構(gòu)造主要包括塊狀構(gòu)造、浸染狀構(gòu)造、條帶狀構(gòu)造、角礫狀構(gòu)造、充填脈狀構(gòu)造和晶洞構(gòu)造等。綜合野外產(chǎn)出狀態(tài)、礦物組合、礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造及脈體穿插關(guān)系等特征，康家灣Pb-Zn成礦作用可劃分為3個階段，即(1)黃鐵礦-石英階段、(2)閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段和(3)方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段。

黃鐵礦-石英階段主要由致密塊狀黃鐵礦礦石組成(圖4a)。鏡下可見少量黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦及石英(圖4b)。黃鐵礦呈自形-半自形粒狀，晶體一般較為粗大，粒徑多介于1～3mm之間，少數(shù)粒徑可達(dá)3cm。黃鐵礦晶形以五角十二面體為主(圖4c)，少量呈立方體。黃鐵礦晶粒普遍發(fā)育碎裂現(xiàn)象，且沿裂隙常被閃鋅礦和方鉛礦交代(圖4d)。該期黃鐵礦受后期各種礦物交代熔蝕現(xiàn)象亦十分顯著，故黃鐵礦常發(fā)育孤島狀、骨架狀、骸晶等交代殘余結(jié)構(gòu)(圖4c-f)。

圖4 康家灣鉛鋅礦床典型礦石礦物特征(a)黃鐵礦-石英階段致密塊狀黃鐵礦礦石；(b)少量方鉛礦、閃鋅礦與黃鐵礦共生；(c)發(fā)育碎裂結(jié)構(gòu)的自形黃鐵礦；(d)黃鐵礦普遍發(fā)育碎裂結(jié)構(gòu)，可見閃鋅礦交代黃鐵礦；(e)方鉛礦交代黃鐵礦，黃鐵礦呈孤島狀；(f)方鉛礦交代黃鐵礦并發(fā)育殘余邊結(jié)構(gòu)；(g)閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段發(fā)育的致密塊狀礦石，黃鐵礦呈浸染狀分布；(h)閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦共生；(i)黃銅礦與閃鋅礦固溶體分離結(jié)構(gòu)；(j)方鉛礦顆粒發(fā)育強烈揉皺；(k)方解石膠結(jié)鉛鋅黃鐵礦及石英角礫；(l)淺紅棕色閃鋅礦與方解石脈共生. 礦物縮寫：Q-石英；Ccp-黃銅礦；Gn-方鉛礦；Sph-閃鋅礦；Py-黃鐵礦；Cal-方解石Fig.4 Typical mineral and ore characteristics of the Kangjiawan Pb-Zn ore deposit(a) dense massive pyrite ore of the pyrite-quartz stage; (b) symbiosis of a small amount of galena, sphalerite and pyrite; (c) euhedral pyrite with fragmentation structure; (d) pyrite Fragmentation structure is generally developed, showing that pyrite replaced sphalerite; (e) pyrite is replaced by galena, and the pyrite is isolated island; (f) pyrite replaced Galena and developed a residual edge structure; (g) dense massive ore of the sphalerite-galena (pyrite)-quartz stage, pyrite is distributed in a disseminated state; (h) sphalerite, galena, and pyrite symbiosis; (i) sphalerite contains with chalcopyrite; (j) galena particles developed strongly crumpled; (k) calcite cemented lead-zinc pyrite and quartz breccia; (l) symbiosis of light reddish brown sphalerite and calcite veins. Mineral abbreviation: Q-quartz; Ccp-chalcopyrite; Gn-galena; Sph-sphalerite; Py-pyrite; Cal-calcite

閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段以廣泛發(fā)育的致密塊狀鉛鋅礦石為特征(圖4g)，顯微鏡下亦可見黃鐵礦和少量黃銅礦(圖4h-i)，脈石礦物以方解石和石英為主。閃鋅礦的顏色普遍較深，為棕黑-棕褐色，多呈半自形且常與方鉛礦密切共生。少量黃銅礦呈固溶體分離結(jié)構(gòu)分布于閃鋅礦晶體中(圖4i)。方鉛礦呈亮鉛灰色，結(jié)晶顆粒較粗大，粒徑一般為1～5mm， 個別粒徑大者可達(dá)1cm。方鉛礦多呈自形-半自形晶，少數(shù)方鉛礦顆粒內(nèi)部發(fā)育揉皺結(jié)構(gòu)(圖4j)。較之黃鐵礦-石英階段而言，該期黃鐵礦結(jié)晶顆粒較細(xì)小(粒徑為0.5～1.5mm)，以半自形或他形晶為主，且常與閃鋅礦和方鉛礦共生(圖4h)。

方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段主要以含硫化物(閃鋅礦、方鉛礦和黃鐵礦)方解石脈為特征。這些脈體截切早期黃鐵礦礦體和鉛鋅礦體，并在局部地段膠結(jié)鉛鋅礦石角礫而形成角礫狀礦石(圖4k)，亦或形成小型方解石晶洞。該期閃鋅礦一般為淺紅棕色，多為自形或半自形晶，且偶見小型閃鋅礦和方鉛礦共生晶洞(圖4l)。

3 樣品采集與分析方法

用于流體包裹體測試的樣品采自康家灣鉛鋅礦床不同中段的水平坑道內(nèi)，樣品涉及黃鐵礦-石英、閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英和方解石-閃鋅礦-方鉛礦3個成礦階段并兼顧縱向空間變化，具體采樣信息見表1。樣品被磨制成厚度約為0.2mm雙面拋光的包裹體片供礦相學(xué)和流體包裹體觀測及顯微測溫和激光拉曼探針分析。

流體包裹體礦相學(xué)、顯微測溫和激光拉曼探針分析均在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點實驗室流體包裹體實驗室完成。閃鋅礦和石英中的流體包裹體均在紅外顯微鏡下觀察并進(jìn)行測溫，儀器主體顯微鏡型號為Olympus BX51，紅外光譜TV成像攝像儀型號為QIMAGING ROLERA-XR Q212292。流體包裹體均一溫度和冰點的測試使用英國Linkam THMSG 600型冷熱臺，測試前采用標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)對儀器進(jìn)行溫度標(biāo)定，溫控范圍為-196～600℃。在測試冰點時，升溫速率由起初10～15℃/min逐漸降低為2～5℃/min，臨近相變點時降至0.5～1℃/min，必要時降至0.1℃/min，冰點數(shù)據(jù)精度為±0.1℃；均一溫度測定時，起初升溫速率控制在10～20℃/min，接近相變點時降至0.5～1℃/min，必要時降至0.1℃/min，均一溫度數(shù)據(jù)精度為±2℃。實驗過程中，盡可能采用最低紅外光強度、關(guān)閉相機光圈，并將待測包裹體稍微偏離光源中心，以降低紅外光強度對鹽度和均一溫度所造成的誤差(Moritz, 2006)。對于無法觀察到明顯相變化的流體包裹體(如冷去或升溫過程中觀察不到冰晶，或在臨近均一化時包裹體壁變厚變黑從而導(dǎo)致氣泡邊界很模糊)，在顯微測溫時采用循環(huán)測溫法(Goldstein and Reynolds, 1994)。

單個流體包裹體激光拉曼光譜成分分析使用儀器為英國Renishaw公司生產(chǎn)的InVia Reflex型顯微共焦拉曼光譜儀，光源為Spectra-Physics 氬離子激光器，波長為514nm，激光功率為20mW，空間分辨率為1～2μm，積分時間一般為60s，100～4000cm-1全波段一次取譜。

氫氧同位素測定、樣品制備和質(zhì)譜測定均由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院測試中心完成。選取具代表性樣品，手工逐級破碎并過40～60目篩，在雙目鏡下挑選石英和方解石單礦物，純度大于99%。O同位素測試采用離線法，待測樣品在真空度好于10-3Pa的預(yù)處理制樣裝置中加熱爆裂包裹體，冷凍收集爆出水，恒溫300℃與BrF5反應(yīng)20min產(chǎn)生O2。O2被液氮冷凍劑純化后，與光譜純石墨棒在催化劑鉑和700℃恒溫條件下反應(yīng)生成CO2，用液氮冷凍劑收集并純化CO2。再用氣體同位素質(zhì)譜儀MAT253測定CO2樣品中氧同位素組成。H同位素測試采用在線法，將待測樣品置于105℃恒溫烘箱中烘烤4h以上，去除吸附水份后，用錫杯包好待用。用99.9%高純氦氣沖洗置換元素分析儀里面的空氣，使氫氣本底降低。升高反應(yīng)爐溫度到1400℃，本底低于50mV時，進(jìn)行樣品分析測試。在裝有玻璃純凈碳的陶瓷管中，樣品爆裂釋放出水、氫氣等含氫氣體，水及其他可能存在的含氫有機物在高溫下與玻璃碳發(fā)生反應(yīng)，生成氫氣。99.9%氦氣流將氫氣帶入氣體同位素質(zhì)譜儀MAT253分析氫氣中氫同位素組成。H-O同位素分析結(jié)果以V-SMOW為標(biāo)準(zhǔn)，分析精度為±0.2‰。分析結(jié)果見表2。

表2 康家灣鉛鋅礦床含礦石英-方解石脈H-O同位素組成

用于S同位素分析測試的樣品主要涉及閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英和晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦2個階段，詳細(xì)樣品信息見表3。將樣品粉碎并過40～80目篩，先利用重選的方法除去圍巖等雜質(zhì)；初步富集的礦物用超聲波洗凈，并置于烘箱(溫度低于50℃)烘干，而后在雙目鏡下反復(fù)挑選出純凈的黃鐵礦、閃鋅礦和方鉛礦單礦物，各礦物的純度分別達(dá)到99%以上。在上機測試前，首先用超純水清洗樣品，再用無水乙醇清洗，以除去礦物表面可能吸附的雜質(zhì)；最后將純凈的樣品用瑪瑙研缽研磨至可過200目篩。單礦物S同位素分析測試在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所環(huán)境地球化學(xué)國家重點實驗室完成。測試前，黃鐵礦、方鉛礦和閃鋅礦分別加入不同比列的CuO(黃鐵礦:CuO=1:8；方鉛礦:CuO=1:2；閃鋅礦:CuO=1:6)后置于馬弗爐內(nèi)，在1000℃真空條件下反應(yīng)15min，將S氧化為SO2。所用儀器為連續(xù)流同位素質(zhì)譜儀CF-IRMS (EA-IsoPrime，型號為Euro3000，GV instruments)，實驗時同一個樣品重復(fù)測試兩次。測試結(jié)果采用以國際硫同位素CDT標(biāo)準(zhǔn)標(biāo)定的國家硫同位素標(biāo)準(zhǔn)(硫化銀)GBW-4414(δ34S=-0.07‰)和GBW-4415(δ34S=22.15‰)校正，測試誤差小于±0.2‰(2σ)。

表3 康家灣鉛鋅礦床硫化物及成礦流體的S同位素組成

4 分析結(jié)果

4.1 流體包裹體研究

4.1.1 包裹體巖相學(xué)特征

根據(jù)Roedder (1984)和盧煥章等(2004)提出的室溫下流體包裹體相態(tài)分類準(zhǔn)則，可將康家灣鉛鋅礦床石英和閃鋅礦中的包裹體分為以下4類：Ⅰ型氣液兩相包裹體(可進(jìn)一步分為Ⅰa型富液相包裹體和Ⅰb型富氣相包裹體)，Ⅱ型純液相包裹體和Ⅳ型含子礦物包裹體。

黃鐵礦-石英階段主要發(fā)育Ⅰa型富液相(L)和Ⅳ型含子晶(S+V+L)包裹體(圖5a, b)。其中，又以Ⅰa型富液相包裹體為主，該類型包裹體由氣液兩相組成，氣液比變化較大，介于5%～50%，個體一般小于20μm，多呈負(fù)晶形、橢圓形和不規(guī)則狀(圖5a, b)，加熱后均一至液相。含子晶包裹體(S+V+L)較少，主要由氣相、液相和子礦物組成，氣液比5%～10%，個體一般在3～15μm，加熱后均一至液相。

圖5 康家灣鉛鋅礦床典型流體包裹體特征(a)石英中發(fā)育的Ⅰa型和Ⅳ型包裹體；(b)石英中發(fā)育的Ⅳ型包裹體；(c)閃鋅礦中發(fā)育的孤立狀橢圓形Ⅰa型包裹體；(d)閃鋅礦中發(fā)育的孤立狀Ⅰb型包裹體；(e)閃鋅礦中成群分布的Ⅰa型包裹體；(f)晚期淺紅棕色閃鋅礦中發(fā)育的負(fù)晶形Ⅰa型包裹體；(g)閃鋅礦中發(fā)育的不規(guī)則狀Ⅰa型包裹體；(h)閃鋅礦中集群分布的Ⅰa型包裹體；(i)閃鋅礦中發(fā)育的純液相包裹體Fig.5 Characteristics of fluid inclusions of the Kangjiawan Pb-Zn ore deposit(a) type Ⅰa and Ⅳ inclusions of quartz; (b) type Ⅳ inclusions of quartz; (c) isolated oval type Ⅰa inclusions of sphalerite; (d) isolated type Ib inclusions of sphalerite; (e) type Ia inclusions distributed in clusters in sphalerite; (f) negative crystal type Ia inclusions developed of late light reddish-brown sphalerite; (g) irregular type Ia inclusions of sphalerite; (h) type Ⅰa inclusions clustered in sphalerite; (i) pure liquid inclusions of sphalerite

閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段主要發(fā)育Ⅰ型氣液兩相包裹體(進(jìn)一步分為Ⅰa型富液相和Ⅰb型富氣相兩種)(圖5c-f)。其中，紅棕色閃鋅礦以發(fā)育Ⅰa型富液相包裹體為主，氣相成分約占流體包裹體總體積的5%～25%，多數(shù)為10%左右，加熱后均一至液相。包裹體形態(tài)多為橢圓狀(圖5c)和扁平狀(圖5d)，大小從幾微米到幾十微米不等，呈孤立狀(圖5c, d)或成群分布(圖5e)。Ⅰb型富氣相包裹體相對較少，主要分布在黑褐色閃鋅礦中，以氣相成分占包裹體總體積60%以上為特征(圖5d)，加熱后均一至液相。

方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段主要流體包裹體最為發(fā)育，且以Ⅰa型富液相包裹體占主導(dǎo)(圖5f-h)，其氣相成分約占流體包裹體總體積的5%～25%，多數(shù)為10%左右，加熱后均一至液相。常見形態(tài)包括負(fù)晶形(圖5f)、不規(guī)則狀(圖5g)和扁平狀(圖5h)，包裹體大小從幾微米到幾十微米不等，主要呈孤立狀(圖5f-g)或成群分布(圖5h)。此外，偶見少量Ⅱ型純液相包裹體，該類包裹體常呈拉長條狀，且多成群發(fā)育(圖5i)。

4.1.2 流體包裹體顯微測溫學(xué)

在對康家灣鉛鋅礦床不同成礦階段流體包裹體巖相學(xué)研究的基礎(chǔ)上，選擇石英或閃鋅礦中發(fā)育的孤立狀原生包裹體開展顯微測溫研究。在實際測溫過程中，盡量選擇形態(tài)規(guī)則和氣液比穩(wěn)定的包裹體，以最大程度保證包裹體代表寄主礦物形成時的溫度和壓力狀態(tài)(Bodnar, 1983)。流體包裹體測溫結(jié)果及相關(guān)參數(shù)計算結(jié)果見表1。成礦流體的鹽度根據(jù)Halletal.(1988) 提出的子晶熔化溫度和鹽度公式及H2O-NaCl體系鹽度-冰點公式計算而得，成礦流體密度根據(jù)劉斌(2001)提出的H2O-NaCl體系包裹體密度公式計算而得。

黃鐵礦-石英階段(圖6a, b)：石英中Ⅰa型包裹體的冰點溫度(Tm-ice)為-24～-14.7℃，均值為-18.0±2.5℃(N=10)，計算獲得對應(yīng)的成礦流體鹽度為18.4%～25.0% NaCleqv，平均20.9±1.8% NaCleqv；均一溫度(Th)變化范圍為243～343℃，均值為289±29℃(N=10)，計算所得流體密度為0.88～1.03g/cm3，平均0.96±0.05g/cm3。石英中Ⅳ型含子晶包裹體的子晶熔化溫度為207～243℃，平均231±12℃(N=10)，計算所得流體鹽度范圍為31.8%～33.8% NaCleqv，平均為33.1±0.7% NaCleqv；均一溫度范圍為265～314℃，平均294±16℃(N=10)，計算所得流體密度為1.03～1.08g/cm3，均值為1.06±0.02g/cm3。

圖6 康家灣鉛鋅礦床各成礦階段流體包裹體鹽度(a、c、e)和均一溫度(b、d、f)直方圖Fig.6 Homogenization temperature (a, c, e) and salinity histograms (b, d, f) of fluid inclusion in different stages from the Kangjiawan Pb-Zn ore deposit

閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段(圖6c, d)：該期閃鋅礦可能發(fā)育有不同期次的包裹體，故采用流體包裹體組合，即包裹體群的顯微測溫數(shù)據(jù)，其均一溫度和鹽度較為集中，更可能代表原生流體包裹體。據(jù)此，閃鋅礦中Ⅰa型包裹體群的冰點溫度為-8.3～-0.6℃，均值為-1.7±1.4℃(N=28)，鹽度為1.1%～12.1% NaCleqv，平均2.9±1.9% NaCleqv；均一溫度為278～349℃，均值316±14℃(N=28)，流體密度為0.63～0.88g/cm3，平均0.71±0.04g/cm3。閃鋅礦中Ⅰb型包裹體的冰點溫度為-17.6～-9.6℃，均值為-11.1±2.5℃(N=8)，鹽度為13.5%～20.7% NaCleqv，平均14.9±2.2% NaCleqv；均一溫度為310～352℃，均值324±13℃(N=8)，流體密度為0.82～0.87g/cm3，平均0.85±0.02g/cm3。

方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段(圖6e, f)：閃鋅礦中Ⅰa型包裹體的冰點溫度為-4.2～-0.1℃，均值為-2.3±1.0℃(N=117)，鹽度為0.2%～6.7% NaCleqv，平均3.8±1.5% NaCleqv；均一溫度為125～191℃，均值140±9℃(N=64)，流體密度為0.89～0.98g/cm3，平均0.95±0.01g/cm3。

4.1.3 流體包裹體氣相成分

為進(jìn)一步確定流體成分，選擇用激光拉曼對各階段的流體包裹體進(jìn)行氣相成分分析。分析結(jié)果顯示，黃鐵礦-石英階段石英中的流體包裹體只出現(xiàn)石英和水的包絡(luò)峰；同樣地，閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段閃鋅礦中的流體包裹體也只出現(xiàn)閃鋅礦和水的包絡(luò)峰。這表明石英和閃鋅礦中的流體包裹體氣相成分主要是水蒸氣(H2O)，其它氣相成分含量低。

4.2 同位素研究

4.2.1 氫氧同位素

本文分別對康家灣鉛鋅礦床閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段和晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段的石英和方解石進(jìn)行H-O同位素分析，結(jié)果見表2。成礦流體的O同位素組成依據(jù)礦物與H2O的氧同位平衡分餾方程和流體包裹體均一溫度(方解石計算溫度取晚期閃鋅礦流體包裹體均一溫度峰值140℃)峰值計算而得。石英包裹體水的δ18OH2O和方解石中包裹體水的δ18OH2O分別根據(jù)張理剛(1989)(1000lnα石英-水=3.09×106/T-2-3.29)和O’Neiletal.(1969)(1000lnα方解石-水=2.78×106/T-2-2.89)提出的計算公式獲得。分析測試結(jié)果表明，閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段6件含礦石英脈δDV-SMOW值為-52.7‰～-68.8‰，平均-58.3‰；δ18OH2O值為-1.85‰～4.58‰，平均2.64‰。晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段3件方解石脈的δDV-SMOW值為-73.0‰～-92.5‰，平均-82.0‰；δ18OH2O值為2.77‰～3.57‰，平均3.04‰。

4.2.2 硫同位素

康家灣鉛鋅礦床閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段和方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段共計68件硫化物(包括22件黃鐵礦，26件閃鋅礦和20件方鉛礦)樣品的S同位素分析測試結(jié)果見表3。在22件黃鐵礦樣品中，除1個樣品(KJW-12)代表晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段之外(其δ34S值為-16.94‰)，其余樣品均代表閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段，其δ34S值相對集中，為-1.78‰～2.24‰，平均值為0.72‰。26件閃鋅礦樣品中，7件為晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段的紅棕色閃鋅礦(δ34S值為-5.79‰～-6.88‰，均值為-6.36‰)，其余19件為閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段的產(chǎn)物，其δ34S變化范圍為-0.62‰～1.24‰，平均值為0.59‰(其中，樣品KJW-4閃鋅礦有兩個礦化階段，早階段為黑褐色，晚階段為棕紅色-黃色，其δ34S值分別為1.16‰和0.66‰)。20件方鉛礦樣品中，3件屬晚期晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段(δ34S值為-9.75‰～-8.93‰，均值為-9.47‰)，17件閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段方鉛礦的S同位素組成為-2.34‰～0.19‰，平均-1.39‰。該礦硫化物S同位素組成如圖7所示。

圖7 康家灣鉛鋅礦床硫化物(a)和對應(yīng)成礦流體(b)的S同位素組成直方圖Fig.7 S isotope composition histograms of sulfide (a) and corresponding ore-forming fluid (b) from the Kangjiawan Pb-Zn ore deposit

5 討論

5.1 成礦流體的性質(zhì)及礦石沉淀機制

盡管激光拉曼光譜分析結(jié)果表明，康家灣鉛鋅礦床的成礦流體為簡單的NaCl-H2O體系(圖8)，但各成礦階段的流體性質(zhì)不盡相同(圖6)。黃鐵礦-石英階段石英中的流體包裹體以富液相Ⅰa型包裹體為主，含少量含子晶Ⅳ型包裹體。該階段成礦流體的性質(zhì)為中-高溫(集中在260～320℃)、高鹽度(>18% NaCleqv)的熱水溶液(圖6a, b)。閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段閃鋅礦以發(fā)育富液相Ⅰa型包裹體為主，但亦可見富氣相Ⅰb型包裹體。較之黃鐵礦-石英階段而言，該階段成礦流體的顯著特征是鹽度大幅降低，例如富氣相Ⅰb型包裹體的鹽度集中在12%～16% NaCleqv之間，而富液相Ⅰa型包裹體的鹽度更低(<5% NaCleqv)(圖6c)。但成礦流體的溫度變化范圍相對較窄(278～352℃)，集中在310～330℃之間(圖6d)。方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段閃鋅礦以發(fā)育富液相Ⅰa型包裹體占主導(dǎo)，該階段成礦流體的性質(zhì)為低溫(集中在120～160℃)、低鹽度(集中在2%～6% NaCleqv)熱水溶液。總體而言，從早期黃鐵礦-石英階段到晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段，成礦流體的溫度和鹽度逐漸降低。成礦流體的密度亦從早期黃鐵礦-石英階段的1.01±0.06g/cm3(N=20)降低為閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段的0.74±0.07g/cm3(N=36)，但晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段成礦流體的密度有所增大(0.95±0.01g/cm3(N=117))。

圖8 康家灣鉛鋅礦床石英(a)和閃鋅礦(b)中流體包裹體拉曼圖譜Fig.8 Laser Raman spectra of inclusion in quartz (a) and sphalerite (b) from the Kangjiawan Pb-Zn ore deposit

不同性質(zhì)的流體混合以及流體沸騰(相分離)是熱液礦床兩種重要的成礦機制(Robert and Kelly, 1987; Guillemette and Williams-Jones, 1993; Zheng and Hoefs, 1993; Baillyetal., 2000; Wilkinson, 2001; Yokartetal., 2003; Hagemann and Lüders, 2003; Beuchatetal., 2004; Weietal., 2012; Zhangetal., 2012)，世界上許多鉛鋅礦床的形成均與流體混合作用有關(guān)(Canetetal., 2011; Ouyangetal., 2014; Akaryali, 2016)?？导覟炽U鋅礦床早期黃鐵礦-石英階段石英中的流體包裹體均一溫度較為恒定，但流體鹽度卻變化較大，表明發(fā)生了等溫混合過程(圖9)。閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段的流體包裹體均一溫度變化范圍較窄，但鹽度明顯表現(xiàn)出兩個峰值，表明該階段在與早期黃鐵礦-石英階段近相等的溫度條件下，成礦流體上升并發(fā)生了流體沸騰(Wilkinson, 2001)。早期黃鐵礦-石英階段與晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段的流體包裹體均一溫度和鹽度之間呈現(xiàn)較好的正相關(guān)關(guān)系(圖9)，表明成礦流體發(fā)生過稀釋作用，即高溫、高鹽度流體與低溫、低鹽度流體混合(Wilkinson, 2001)。

圖9 康家灣鉛鋅礦床流體體系均一溫度-鹽度關(guān)系圖Fig.9 Homogenization temperature vs. salinity relationship diagram of fluid system in the Kangjiawan Pb-Zn ore deposit

此外，閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段閃鋅礦中富液相Ⅰa型包裹體和富氣相Ⅰb型包裹體都比較發(fā)育，也可見不同氣液比的包裹體共存現(xiàn)象，這是流體發(fā)生沸騰作用的結(jié)果(van den Kerkhof and Hein, 2001; Wilkinson, 2001)。而閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段閃鋅礦Ⅰa型包裹體均一溫度與鹽度之間還表現(xiàn)出一定的負(fù)相關(guān)性(圖9)，也表明在鉛鋅成礦過程中流體可能也發(fā)生過沸騰作用(Rambozetal., 1982; Pichavantetal., 1982; Mernagh, 2001; Fanetal., 2011; Chenetal., 2012)。為獲得包裹體捕獲時成礦流體的壓力條件，張幫祿(2015)利用段振豪等在線計算程序分別計算了閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段閃鋅礦及共生石英中Ⅰa型、閃鋅礦中Ⅰb型包裹體的等溶線，并在對應(yīng)均一溫度下算得成礦流體壓力變化范圍為90～120bar。取靜水壓力梯度為100bars/km-1，估算深度為0.9～1.2km?？导覟炽U鋅礦區(qū)褶皺-斷裂構(gòu)造普遍發(fā)育，成礦流體由深部向淺部運移的過程中，很有可能因為壓力驟變而引發(fā)流體沸騰(Sibsonetal., 1988; McCuaig and Kerrich, 1998; Wilkinson, 2001)。此外，沸騰作用有利于H2S等氣體的分離，使流體中S的濃度降低，從而導(dǎo)致Au等發(fā)生沉淀(Naden and Shepherd, 1989; Guillemette and Williams-Jones, 1993)；這也符合該階段閃鋅礦及方鉛礦中普遍含Au的事實(李能強和彭超, 1996; Zengetal., 2000)。綜上所述，康家灣鉛鋅礦床存在流體混合和沸騰兩種成礦方式，但鉛鋅成礦階段可能以沸騰作用為主導(dǎo)。

5.2 成礦物質(zhì)(流體)來源

5.2.1 氫氧同位素

康家灣鉛鋅礦床閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段6件含礦石英、晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段3件含礦方解石中流體的δDV-SMOW值分別為-52.7‰～-68.8‰和-73.0‰～-92.5‰。其中，含礦石英中流體的δDV-SMOW值范圍在巖漿水范圍內(nèi)(-80‰～-40‰；Sheppard, 1986)，而含礦方解石中流體的δDV-SMOW值則偏離巖漿水范圍。而含礦石中英流體的δ18OH2O值(-1.85‰～4.58‰，平均值為2.64‰)與含礦方解石中流體的δ18OH2O值(2.77‰～3.53‰，平均值3.04‰)接近，但低于巖漿水的范圍(5.5‰～9.5‰, Ohmoto, 1996; Sheppard, 1986)。在δD-δOH2O判別圖中(圖10)，含礦石英和含礦方解石皆位于巖漿水與大氣降水之間。含礦石英的δD-δOH2O同位素組成則呈現(xiàn)出向大氣降水線漂移的趨勢，這種現(xiàn)象可能與巖漿水和大氣降水之間所發(fā)生的氫氧同位素平衡交換反應(yīng)有關(guān)。因此，康家灣鉛鋅礦床的成礦流體可能主要來源于巖漿水，并混入一定量的大氣降水。此外，張幫祿等(2018)通過對方解石-閃鋅礦-方鉛礦階方解石的C-O同位素模擬計算結(jié)果也表明，方解石成礦流體的可溶性碳以HCO3-為主，其δ13C、δ18O值分別為-4‰和5‰，代表混入45%左右大氣降水的巖漿熱液。

圖10 康家灣鉛鋅礦床δD-δ18OH2O關(guān)系圖原始巖漿水和變質(zhì)水據(jù)Taylor, 1974；中國大氣降水線據(jù)沈渭洲等, 1993Fig.10 Diagram of δD vs. δ18OH2O from the Kangjiawan Pb-Zn ore depositPrimitive magmatic water and metamorphic water are based on Taylor, 1974; China’s atmospheric precipitation line is based on Shen et al., 1993

5.2.2 硫的來源

硫化物的S同位素組成是追溯成礦流體中礦化劑S來源的最基本、最有效的方法(Seal, 2006)，并常用于礦床成因的研究(Sakai, 1968)。如圖7a所示，康家灣鉛鋅礦床閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段硫化物的S同位素組成較為集中，黃鐵礦、閃鋅礦和方鉛礦δ34S值分別為-1.78‰～2.24‰、-0.62‰～1.24‰和-2.34‰～0.19‰，整體分布呈現(xiàn)相互重疊現(xiàn)象(圖7a)，并表現(xiàn)為δ34S黃鐵礦>δ34S閃鋅礦>δ34S方鉛礦的特征，這與S同位素在熱液礦物體系中的平衡結(jié)晶順序一致，表明硫化物沉淀時熱液體系基本達(dá)到S同位素平衡(Rye and Ohmoto, 1974; Ohmoto and Rye, 1979; 鄭永飛, 2001)。同樣地，晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段硫化物的S同位素組成也具有這一特點(圖7a)，其閃鋅礦和方鉛礦的δ34S值分別為-5.79‰～-6.88‰和-9.75‰～-8.93‰。

由于共生礦物對之間本身存在硫同位素分餾效應(yīng)，因此對閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段和方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段的閃鋅礦、方鉛礦的硫同位素分別進(jìn)行對比。閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段閃鋅礦的S同位素組成(δ34S值為-0.62‰～1.24‰)明顯比晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段閃鋅礦的S同位素重(δ34S值為-5.79‰～-6.88‰)。同樣地，兩個階段方鉛礦的S同位素組成也具有類似的關(guān)系(圖7a)。造成這種晚期硫化物相對富集輕S同位素(32S)的原因可能是由于大氣降水的加入，使從花崗閃長質(zhì)巖漿(水口山花崗閃長巖)分異出來的早期成礦流體氧化，并帶走34S，使殘余流體富集相對富集32S(Ishiharaetal., 2003)，從而晚期形成的硫化物δ34S值偏低。這與前文流體包裹體測溫研究結(jié)果指示存在流體混合作用的結(jié)果一致。

前人已有研究結(jié)果表明，熱液體系硫化物的S同位素組成受熱液流體總硫同位素組成(δ34S∑S)、氧逸度(fO2)、酸堿度(pH)、離子強度(I)和溫度(T)的綜合影響(Rye and Ohmoto, 1974)。因此，硫化物的S同位素組成并不能嚴(yán)格代表成礦流體的S同位素組成。但若熱液流體的氧化還原狀態(tài)處于SO2/H2S界線之下，并以H2S相為主且無硫酸鹽存在的條件下，δ34SH2S值可近似代表成礦流體的總硫同位素組成(Rye and Ohmoto, 1974; Seal Ⅱ, 2006)。劉順生和譚凱旋(1996)基于該礦發(fā)育閃鋅礦而無金屬鋅礦、有方鉛礦而無金屬鉛，并結(jié)合流體包裹體研究計算得到康家灣鉛鋅礦床成礦期的lgfO2為-36.12～-31.41。Johnsonetal.(1992) 的實驗研究表明，當(dāng)溫度分別為44.5℃、90℃、150℃、300℃時，中性條件下H2O的相應(yīng)pH值為6.71、6.21、5.82、5.65。結(jié)合前文包裹體測溫結(jié)果，可以推測成礦流體為弱酸性。上述成礦物理化學(xué)條件在支霞臣和程偉基(1982)實驗?zāi)M的溶液lgfO2、pH和含硫物種摩爾分?jǐn)?shù)相圖中位于XH2S>0.99區(qū)域，故可知康家灣鉛鋅礦床成礦熱液中的含S物種以H2S占主導(dǎo)。此外，康家灣礦床鉛鋅礦床主要硫化物組合為黃鐵礦-閃鋅礦-方鉛礦，且未見硫酸鹽，在主要的硫化物沉淀之前雖有少量磁鐵礦沉淀，但其必定消耗掉大量的氧，從而導(dǎo)致成礦流體氧化性降低(da Costa Silvaetal., 2015)，使熱液體系處于相對還原的環(huán)境，并以還原態(tài)的硫(H2S)為主。

據(jù)此，康家灣鉛鋅礦床閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段成礦流體的總S同位素組成為-3.00‰～2.11‰，均值為0.09‰(N=58)；方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段成礦流體的δ34SH2S變化范圍為-7.44‰～-5.41‰，平均-6.63‰?？梢娫摰V成礦流體的S同位素組成變化范圍較窄，硫源比較單一。特別是鉛鋅主成礦期δ34S∑S值均在0值附近，明顯低于海相沉積硫酸鹽的δ34S值(二疊紀(jì)為10‰～15‰，石炭紀(jì)為15‰～20‰，寒武-泥盆紀(jì)為20‰～30‰；Nielsen, 1979)，而與I型花崗巖的δ34S值范圍一致(-5‰～7‰, Ohmoto, 1986)，且呈明顯的塔式分布，表現(xiàn)出巖漿硫的特征。晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段成礦流體較低的S同位素組成可能是成礦晚期與大氣降水混合的結(jié)果(Hagemannetal., 1992; Ishiharaetal., 2003; Hodkiewiczetal., 2009)。

5.3 礦床成因

最新研究表明，在中、晚侏羅世之交發(fā)生了古太平洋板塊對歐亞大陸板塊的俯沖(張岳橋等, 2009)，從而誘使華南巖石圈伸展、減薄，并導(dǎo)致燕山早期的板內(nèi)巖漿活動(周新民, 2007; 華仁民等, 2005; Li and Li, 2007)。華南存在大量的晚侏羅-晚白堊世(J2-K2)伸展構(gòu)造的巖石學(xué)證據(jù)，如大規(guī)模巖墻群、巖漿混合現(xiàn)象、鏈狀巨型火山巖帶、A型、堿性、晶洞花崗巖帶、變質(zhì)核雜巖帶等(孫濤和周新民, 2002)，表明該區(qū)晚中生代的確處于伸展應(yīng)力環(huán)境。

已有研究表明，在伸展拉張背景下(Oxburghetal., 1986; Ballentineetal., 2002)，伴隨地幔熱流(Oxburghetal., 1986; Martyetal., 1992)的幔源物質(zhì)易于通過深大斷裂(Kennedyetal., 1997)遷移至淺部地殼，并加入地殼流體中。Gilderetal.(1996)、Chen and Jahn (1998)和洪大衛(wèi)等(2002)在華南內(nèi)部識別出幾條高εNd、低tDM的花崗巖帶(欽-杭帶)，這種高εNd、低tDM帶被認(rèn)為是巖石圈伸展和殼幔之間強烈相互作用的證據(jù)。欽-杭成礦帶很可能是揚子地塊和華夏地塊的碰撞拼接帶(洪大衛(wèi)等, 2002)。而湘南的水口山、寶山和銅山嶺正好位于欽-杭構(gòu)造帶的中段，且礦區(qū)內(nèi)裂隙構(gòu)造非常發(fā)育，在這些地方出現(xiàn)的板內(nèi)巖漿活動很可能以欽-杭帶為通道上涌，底侵下地殼并與地殼物質(zhì)混合形成的。李曉峰等(2013)也認(rèn)為，華南地區(qū)與I型花崗巖有關(guān)的銅鉛鋅成礦作用是殼幔相互作用的結(jié)果。黃金川(2016)通過對水口山花崗閃長巖及老鴉巢鉛鋅金礦床的研究，認(rèn)為該地區(qū)成巖成礦過程是晚中生代太平洋板塊對歐亞板塊俯沖作用的結(jié)果。俯沖過程導(dǎo)致華南板塊處于板內(nèi)伸展-減薄的構(gòu)造應(yīng)力環(huán)境，由減壓熔融產(chǎn)生的玄武質(zhì)巖漿通過欽-杭帶上涌，并底侵下地殼，引發(fā)水口山地區(qū)玄武質(zhì)巖漿與地殼物質(zhì)的相互作用所致(Yangetal., 2016)。

中晚侏羅世強烈的褶皺造山作用，使深部巖漿(幔源)沿著區(qū)域深大斷裂(羊角塘-水口山-五峰仙EW向殼斷層、水口山-香花嶺SN向基底斷層和水口山-江永NE向深大斷層)交匯地段(水口山)上升，在蓋層短軸倒轉(zhuǎn)背斜軸部以及大型推覆滑脫構(gòu)造等有利部位，以高溫、低壓、爆發(fā)式快速定位，形成以水口山為中心的一系列I型巖漿巖類及火山巖類。這種貧Si、高Al、富Fe、K的堿性巖漿巖，成礦元素的豐度高于圍巖豐度的幾倍至幾百倍(李能強和彭超, 1996)，是形成Cu-Pb-Zn-Au-Ag礦床的物質(zhì)基礎(chǔ)。

深部巖漿在上升侵位過程中發(fā)生結(jié)晶分異作用，析出攜帶巨量成礦物質(zhì)的熱液。含礦熱液從熔體中逐步遷移，在運移過程中又可從圍巖中淋濾萃取部分成礦物質(zhì)，并混入一定量的大氣降水，其溫度不斷降低。當(dāng)進(jìn)入接觸帶或者構(gòu)造破碎帶時，壓力驟變導(dǎo)致熱液減壓沸騰，礦物大量沉淀，形成水口山地區(qū)與花崗閃長巖有關(guān)的熱液交代充填型鉛鋅礦床。而康家灣鉛鋅礦床是該期成礦熱液的遠(yuǎn)端效應(yīng)，含礦熱液沿著層間硅化角礫巖運移、沉淀并形成康家灣硅化角礫巖中充填交代型鉛鋅礦床。

6 結(jié)論

(1)康家灣Pb-Zn礦床位于南嶺EW向成礦帶中段北部，礦體主要產(chǎn)于二疊系當(dāng)沖組下段泥灰?guī)r、硅質(zhì)巖與棲霞組灰?guī)r的層間硅化破碎帶中。根據(jù)礦物組合和穿插關(guān)系，將該礦床的成礦作用過程劃分為早期黃鐵礦-石英階段、閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段和晚期方解石-閃鋅礦-方鉛礦階段三個階段。

(2)康家灣鉛鋅礦發(fā)育的包裹體類型主要有：Ⅰ型氣液兩相包裹體(Ⅰa型富液相包裹體和Ⅰb型富氣相包裹體)，Ⅱ型純液相包裹體和Ⅳ型含子礦物包裹體。包裹體氣相成分主要是水蒸氣(H2O)，不含其它氣相成分，成礦流體為中低-溫、中-低鹽度、H2O+NaCl體系。

(3)H-O、S同位素研究表明，成礦熱流體主要為巖漿熱液，在成礦晚期有不同程度的大氣降水混入。溫度、鹽度的降低和閃鋅礦-方鉛礦(黃鐵礦)-石英階段沸騰作用可能是導(dǎo)致康家灣鉛鋅礦床成礦物質(zhì)發(fā)生大規(guī)模沉淀的重要因素，形成康家灣硅化角礫巖中充填交代型鉛鋅礦床。

致謝野外地質(zhì)工作得到水口山有色金屬有限責(zé)任公司鉛鋅礦礦長左昌虎的大力支持和幫助；實驗過程中得到中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點實驗室蔡佳麗高工和環(huán)境地球化學(xué)國家重點實驗室安寧高工的細(xì)心指導(dǎo)；成文過程中多次與黃金川博士交流討論；許德如教授、祝新友研究員審閱本文，對本文提出許多寶貴意見；在此一并表示感謝！