湘东大垄铅锌矿床成矿机理

邵拥军，隗含涛，郑明泓，刘忠法，熊伊曲，徐卓彬，蒋梦同



湘东大垄铅锌矿床成矿机理

邵拥军1, 2，隗含涛1, 2，郑明泓1, 3，刘忠法1, 2，熊伊曲1, 2，徐卓彬1, 2，蒋梦同1, 2

(1. 中南大学有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室，长沙410083；2. 中南大学地球科学与信息物理学院，长沙410083；3. 贵州省有色金属和核工业地质勘查局，贵阳550005)

大垄铅锌矿床位于湘东新华夏构造体系中坊楼北北东向构造带中部南东侧，邓阜仙复式岩体北端，矿体受南北向断裂控制。通过电子探针、流体包裹体和S、Pb、H、O同位素研究，分析矿床的成矿物质来源、成矿物理化学条件，探讨矿床成因及成矿过程。结果表明：矿床的形成与燕山期岩浆活动密切相关，成矿物质具有壳幔混合的特征，成矿流体主要源于岩浆水，有大气降水的加入；成矿温度属于中低温，成矿初期流体处于弱碱性、弱氧化的环境，后期向低温、低氧逸度、低硫逸度的环境转换，成矿深度为中深成。综合认为大垄铅锌矿床属于与燕山期岩浆活动有关的中低温热液铅锌矿床。

电子探针；流体包裹体；同位素；成矿机理；大垄铅锌矿床

大垄铅锌矿床位于茶陵县城北八团乡境内，大地构造上位于赣南隆起与湘桂坳陷的交接部位，邓阜仙复式花岗岩体的北端(见图1(a))。邓阜仙地区钨锡铌钽铅锌等资源丰富，代表性矿床有岩体东南部的邓阜仙钨矿(即湘东钨矿)床、东部的卸甲山铅锌矿床、北部的金竹垅铌钽矿床和大垄铅锌矿床等(见图1(a))。前人围绕邓阜仙岩体地质特征、成岩年龄，邓阜仙钨矿成矿年龄、成矿流体等方面做过研究，将邓阜仙复式花岗岩体从早到晚分为3个期次，分别为中粗粒斑状黑云母花岗岩(锆石U-Pb年龄为(230.0±1.6) Ma、(225.70±1.6) Ma、(218.22±0.85) Ma[1])、中细粒二云母花岗岩(成岩年龄存在争议，锆石U-Pb年龄为(222.9±1.6) Ma、(224.3±2.4) Ma[2]、(154.4±2.2) Ma[1]和(159±0.8) Ma[3])和细粒白云母花岗岩(白云母K-Ar年龄为136 Ma)。蔡杨等[4]测得邓阜仙钨矿中的辉钼矿Re-Os等时线年龄为(150.5±5.2) Ma，与燕山期二云母花岗岩年龄接近，说明邓阜仙钨矿是二云母花岗岩岩浆成矿作用的产物。邓阜仙钨矿床成矿流体表现为中高温、低盐度特征，混合作用与流体温度的降低是形成矿床的主要因素[5]。虽然对于邓阜仙岩体及钨矿床的研究已较为成熟，但针对区内铅锌矿的研究却鲜有报道，这在一定程度上制约了该区成矿规律的研究。本文作者以大垄铅锌矿床为研究对象，在矿床地质特征研究基础上，通过电子探针、同位素以及流体包裹体研究，探讨了矿床的成矿物质来源、成矿物理化学条件、矿床成因和成矿过程，总结了成矿机理，对深化本区成矿理论具有一定促进意义。

1 成矿地质背景

大垄铅锌矿床所在的邓阜仙地区出露地层由下至上依次为中寒武统的变质砂岩、板岩和千枚岩，上泥盆统锡矿山组灰岩和页岩，上二叠统龙潭组石英砂岩和炭质页岩，侏罗系石英砂岩与粉砂岩，上白垩统戴家坪组钙质泥岩和泥质砂岩，以及第四系冲积层。区内断裂广泛发育，主要有NE向、NNE向和NNW向3组，其中NE向断裂最为发育。

矿区出露地层主要为第四系，由花岗岩的风化物组成，分布于矿区北部和西部的低洼地带(见图1(b))。矿区内构造较为简单，以断裂为主，按其走向可分为NE、NW、近EW及SN向4组，其中以SN向断裂规模最大，呈压扭性，为区内控矿、导矿及容矿构造。SN向断裂总体走向350°~10°，倾向东，局部倾向南，倾角52°~87°，被硅质所充填，形成六条彼此平行排列的硅化带(V1~V6)。NE向断裂主要为张性，呈雁行排列，被煌斑岩脉所充填，一般长10~220 m，宽0.1~6 m，走向42°~60°，倾向SE或NW，倾角49°~79°。NW及近EW向断裂规模较小。矿区岩浆岩主要为燕山早期(γ25)八团岩体，岩性为中粒二云母花岗岩和中细粒少斑状二云母花岗岩，呈岩基产出，是大垄铅锌矿床的主要赋矿围岩。

图1 大垄铅锌矿床区域构造关系图(据文献[5]修改)及地质简图：1—燕山期花岗岩；2—印支期花岗岩；3—矿区位置；4—第四系地层；5—铅锌矿脉及编号；6—煌斑岩脉；7—地质界线；8—断层及编号

2 矿床地质特征

矿体赋存于硅化带(V1~V6)中，主要富集在硅化破碎带具有膨大、分支复合，挤压破碎强，硅化、绿泥石化发育的地段，均呈短脉状和板状。6条硅化带中以V1带规模最大，宽0.5~8.5 m，总体倾向东，倾角52°~85°，由V1-Ⅰ、V1-Ⅱ和V1-Ⅲ等3个工业矿体组成。其中V1-Ⅰ矿体厚度0.80~4.33 m，平均1.81 m，倾向东，倾角70°~85°(见图2)。矿石组份简单，金属矿物以方铅矿、闪锌矿为主，次为黄铁矿、毒砂，含少量黄铜矿、斑铜矿。脉石矿物以石英为主，次为萤石、硅质、绿泥石、绢云母及粘土矿物等。矿石结构以它形粒状为主，次为包含结构、交代溶蚀结构、碎裂结构等；矿石构造主要为浸染状、块状构造，次为条带状、团包状、网脉状和角砾状构造等(见图3)。

矿区围岩蚀变发育，包括硅化、绿泥石化、绢云母化、电气石化、叶腊石化、高岭土化、碳酸盐化、钾化，其中硅化与成矿关系最为密切。根据矿脉穿插关系及矿物共生组合、矿石组构等特征，将大垄铅锌矿床成矿过程划分为3个阶段。①石英−多金属硫化物阶段(Ⅰ)：典型矿物组合为石英+闪锌矿+方铅矿±黄铁矿±黄铜矿，闪锌矿为棕褐色，呈浸染状、块状、条带状和细脉状产出。②石英−黄铁矿−闪锌矿阶段(Ⅱ)：以石英+黄铁矿+闪锌矿组合为标志，闪锌矿为浅黄色，呈浸染状、条带状和细脉状产出。③石英−萤石−闪锌矿阶段(Ⅲ)：典型矿物组合为石英+萤石+闪锌矿，闪锌矿为浅黄色，呈浸染状和团包状产出。其中石英−多金属硫化物阶段及石英−黄铁矿−闪锌矿阶段为主成矿阶段。

图2 V1-Ⅰ号矿脉勘探线剖面图：1—燕山期花岗岩；2—硅化带；3—矿体

3 样品采集及测试方法

本研究用于电子探针分析的样品均采自大垄矿区第3中段采场或采空区，其中绿泥石样品采自靠近矿体的蚀变花岗岩，而黄铁矿、黄铜矿样品则采自第3中段采场处的矿体；流体包裹体及氢氧同位素样品均来自第3中段采场的新鲜铅锌矿石，且均按成矿阶段进行了分类(流体包裹体测温及成分分析样品Ⅰ阶段2件、Ⅱ阶段4件、Ⅲ阶段2件，氢氧同位素分析样品Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ阶段均2件)；硫、铅同位素分析的样品采自第3中段采场，测试对象为铅锌矿石中的黄铁矿、方铅矿和闪锌矿。

图3 大垄铅锌矿床典型的矿石组构：(a) 黄铜矿包含粒状黄铁矿，呈包含结构，方铅矿穿插交代黄铜矿，呈交代结构(−)；(b) 黄铁矿的碎裂结构，以及不规则粒状的第一世代闪锌矿(−)；(c) 浸染状构造，闪锌矿集合体呈浸染状分布于石英中；(d) 块状构造，块状方铅闪锌矿矿石；Sp—闪锌矿；Gn—方铅矿；Ccp—黄铜矿；Py—黄铁矿；Qtz—石英

电子探针微区常量元素点分析测试工作在中南大学地球科学与信息物理学院教育部有色金属成矿预测重点实验室电子探针微区分析实验室完成。采用日本岛津公司生产的EPMA−1720型电子探针(EPMA)，加速电压选择为15 kV，电子束流大小为2.0×10−8 A，束斑大小一般为1 μm，检出限0.001%，校正方法为ZAF校正。元素的峰值计数时间和背景计数时间分别为20s和10s。绿泥石主要测试SiO2、TiO2、Al2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O及K2O共9种氧化物的含量，黄铁矿、黄铜矿测试元素有As、S、Fe、Pb、Co、Ag、Ni、Te、Se、Cu及Zn共11种元素。

流体包裹体显微测温在中南大学地球科学与信息物理学院流体包裹体实验室进行，使用仪器为英国产Linkam THMS−600型地质用冷热台，仪器可操作的温度范围在−196~600 ℃之间。经校准，温度范围为−196~30 ℃时，精度为0.1 ℃；温度范围为30~600 ℃时，精度为1 ℃。本次实验主要通过显微冷热台测定了包裹体的均一温度，水溶液包裹体的冰点温度或二氧化碳络合物的熔化温度，利用BROWN[6]的FLINCOR计算机程序，计算了包裹体的盐度和密度，采用经验公式估算了成矿压力。

流体包裹体气液相成分分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。测试气相成分仪器为美国PerkinElmer公司Clarus600气相色谱仪。实验条件为温度25 ℃，载气气体Ar2气，载气气流25 mL/min，载气压力100 kPa，检测器TCD，柱箱温度120 ℃，热导检测器温度150 ℃，包裹体的爆裂温度为550 ℃。测试液相成分使用仪器为美国DIONEX−500型离子色谱仪。

硫铅同位素测试在广州澳实矿物实验室完成。硫同位素组成由MAT−251质谱仪测定，采用标准为国际标准VCDT，分析精度为±0.2×10−3；铅同位素样品溶解、分离后，在相对湿度36%，室温20 ℃的条件下，根据标准 GB/T17672—1999《岩石中铅锶钕同位素测定方法》，利用英国GV公司生产的ISOPROBE−T热电离质谱仪测定其同位素比值，结果用国际标样NBS981进行校正，误差在2以内。

氢氧同位素测试在核工业北京地质研究院分析测试中心完成，使用仪器为德国Finnigan公司生产的MAT−253稳定同位素质谱仪，氢同位素组成通过锌还原法测定，氧同位素组成采用常规BrF5法测定，氢氧同位素测试精度分别为±2×10−3和±0.2×10−3。

4 实验结果

4.1 电子探针分析

4.1.1 绿泥石

在蚀变岩体中绿泥石较为常见，多呈自形片状结构，可见呈黑云母假象(见图4)。由于个别绿泥石粒径较小，且与其他矿物共生，导致分析结果可能会出现误差，因此，首先利用FOSTER[7]提出的绿泥石判定指标((Na2O+K2O+CaO)＜0.5%时，绿泥石没有被混染)将被混染的绿泥石进行了剔除。由于通过电子探针直接测试得的Fe氧化物数据只有FeOT的含量，故而采用郑巧荣[8]提出的电价差值法计算了绿泥石中FeO与Fe2O3的含量，进而以14个O原子为基础计算了绿泥石的特征值。绿泥石成分分析结果及计算的特征值如表1所lie。

本区蚀变岩体中绿泥石SiO2含量为25.13%~ 25.95%，平均值为25.40%；Al2O3含量为17.73%~ 20.50%，平均值为20.37%；FeO含量为25.21%~27.33%，平均值为26.14%；MgO含量为15.08%~ 16.44%，平均值为15.66%。总体上具有低硅高铝高镁的特征。

图4 绿泥石镜下特征(−)：Chl—绿泥石；Ms—白云母；Pl—斜长石；Q—石英；Mc—微斜长石

4.1.2 黄铁矿

黄铁矿在矿床中分布较为广泛，主要呈现自形−半自形粒状及碎裂状产出(见图3(a)和(b))。电子探针测试数据表明(见表2)，第一阶段的黄铁矿中(S)为53.608%~54.533%，平均值为54.006%；(Fe)为44.625%~46.079%，平均值为45.421%。严育通等[9]提出用Fe和S进行黄铁矿的主量元素标型特征分析，其中Fe=[(Fe)×100−46.55]/46.55×100，S= [(S)×100− 53.45]/53.45×100，(Fe)和(S)理论值分别为46.55%和53.45%。Fe和S既可表示质量的偏离程度，也可表示原子个数的偏离程度。矿区中黄铁矿的(Fe)/(S)值范围为0.828~0.845，平均值为0.84，小于标准值0.875；S和Fe的原子个数比为2.07~2.11，平均值为2.08；Fe和S值分别为−4.14~−1.01、0.30~2.03，平均值分别为−2.43和1.04，表现出亏Fe、富S的特征。

BRALIA等[10]对不同成因类型黄铁矿的Co、Ni含量进行系统研究后认为：沉积黄铁矿(Co)/(Ni)小于l，平均值为0.63；热液(脉状)黄铁矿的Co、Ni含量变化较大，1.17＜(Co)/(Ni)＜5；火山喷气块状硫化物矿床(Co)/(Ni)比值变化范围为5~50，平均值为8.7。研究区内黄铁矿的(Co)/(Ni)值为1.70~6.92，平均为3.99，除个别数值外，大多落入热液黄铁矿的范围内，表明本区的黄铁矿属于热液成因。一般来说，(Co)/(Ni)比值越大，矿物的形成温度越高，研究区内黄铁矿(Co)/(Ni)比值不大，表明其形成温度不高。

表1 绿泥石电子探针成分及特征值

表2 黄铁矿电子探针成分

Se、Te为黄铁矿的标型元素，(S)/(Se)和(Se)/(Te)同样具有标型意义[9, 11]，可用于区分不同成因的黄铁矿。沉积成因的黄铁矿(Se)、(Te)分别为0.5×10−6~2.0×10−6和0.35×10−6~3.0×10−6，(S)/(Se)比值为25×10−6~50×104，(Se)/(Te)比值为0.2~4；而岩浆热液成因的黄铁矿(Se)、(Te)分别为20×10−6~50×10−6和1×10−6~2.67×104，(Se)/(Te)比值为0.4~75[9, 12]。研究区内黄铁矿的(Se)介于20×10−6~340×10−6之间，平均值为20.2×10−6；(Te)介于10×10−6~600×10−6，平均值为20.3×10−6；(S)/(Se)比值介于1584~27175之间，平均值为5530；(Se)/(Te)比值介于0.1~10.7之间，平均值为2.5，这些特征均与岩浆热液成因的黄铁矿接近。

4.1.3 黄铜矿

研究区内黄铜矿主要呈团包状、脉状，与黄铁矿、方铅矿等共生，可见其包含黄铁矿形成包含结构(见图5)，或被方铅矿交代，呈镶边结构。

黄铜矿电子探针分析结果(见表3)显示，黄铜矿中(Cu)为30.441%~34.396%，平均值为32.711%；(Fe)为28.153%~30.028%，平均值为29.346%；(S)为34.400%~35.810%，平均值为34.976%。黄铜矿中常量元素含量与标准值(Cu：34.56%，Fe：30.52%，S：34.92%)相比，均显示Cu、Fe含量偏低，S含量偏高的特征，这可能与成矿流体中含有大量的SO42−有关，同时也反映了成矿过程处于氧化环境[11]。

图5 黄铜矿的镜下特征：Sp—闪锌矿；Gn—方铅矿；Ccp—黄铜矿；Py—黄铁矿

4.2 流体包裹体特征

4.2.1 包裹体岩相学特征

流体包裹体岩相学研究表明，大垄铅锌矿床与矿化伴生的石英中发育原生、次生及假次生等3种类型包裹体，大小多为4~6 μm。其中原生包裹体含量最多，主要为以液相为主的气液两相包裹体，且不同成矿阶段的流体包裹体岩相学特征具有相似性。包裹体大小为2~12 μm，外形多为椭圆状、长条状及不规则状，多呈孤立状分布(见图6)。室温条件下，包裹体气相充填度介于10%~25%之间，所测包裹体加热过程中都均一至液相。

4.2.2 包裹体温度、盐度和密度

对各成矿阶段石英中的包裹体进行了冷冻法及均一法测温，测温结果及计算所得的盐度、密度等物理参数列于表4，并绘制了温度、盐度直方图(见图7)。

结合表4和图7可知，石英−多金属硫化物阶段石英中的包裹体均一温度范围为172~297 ℃，平均为222 ℃，峰值为220~260 ℃；石英−黄铁矿−闪锌矿阶段石英中的包裹体均一温度范围为136~201 ℃，平均为163 ℃，峰值为140~180 ℃；石英−萤石−闪锌矿阶段石英中的包裹体均一温度范围为102~180 ℃，平均为130 ℃，峰值为100~140 ℃。总体看来，随着成矿作用的进行，温度逐渐降低。

各成矿阶段盐度(NaCleq)分别为2.79%~9.45%、3.48%~9.32%和2.79%~9.45%，平均值分别为6.25%、6.38%和6.01%，盐度相差不大，主要集中于5%~7%。计算得出各阶段成矿流体的密度范围相似，介于0.76~0.99 g/cm3之间，小于1 g/cm3。综上所述，研究区成矿流体属于中低温、中低盐度的低密度流体。

4.2.3 成矿压力

根据流体包裹体均一温度和盐度，应用邵洁涟[13]计算盐水流体压力的经验公式：=0h/0(式中：o=219+2620s；0=374+920s；h为均一温度；s为成矿流体盐度；为成矿压力，105Pa)，求得相应成矿流体压力。各成矿阶段成矿流体压力分别为：Ⅰ阶段47.5~83.0 MPa，平均值为61.5 MPa；Ⅱ阶段37.2~56.0 MPa，平均值为45.3 MPa；Ⅲ阶段28.3~49.1 MPa，平均值为36.0 MPa。成矿压力从Ⅰ到Ⅲ阶段，逐渐减小。

表3 黄铜矿电子探针成分

图6 大垄铅锌矿床中包裹体的显微照片：V—气相；L—液相

表4 大垄铅锌矿床流体包裹体特征及参数

图7 流体包裹体均一温度以及盐度统计直方图

4.3 同位素特征

4.3.1 硫同位素

大垄铅锌矿床金属硫化物硫同位素分析结果如表5所列。硫同位素分馏平衡是其示踪应用的前提，郑永飞等[14]研究发现，如果共生硫化物中34S值符合黄铁矿＞闪锌矿＞方铅矿的特征，则说明硫同位素分馏达到平衡。研究区硫化物的34S值按黄铁矿→闪锌矿→方铅矿递减，表明其同位素分馏达到平衡。硫化物的34S值均为负值，介于−8.28×10−3~−6.22×10−3之间，离差2.06×10−3，平均值为−7.07×10−3，反映成矿体系在近地表相对开放的高氧逸度环境和较低温度条件下发生了较强的硫同位素分馏作用。

表5 大垄铅锌矿床硫同位素特征

4.3.2 铅同位素

大垄铅锌矿床金属硫化物铅同位素分析结果见表6。硫化物的206Pb/204Pb为18.03~18.16，平均为18.09，极差为0.13；207Pb/204Pb为15.57~15.67，平均为15.63，极差为0.10；208Pb/204Pb为38.15~38.63，平均为38.48，极差为0.48。矿石中的铅同位素比值变化不大，反应其组成比较稳定，同时黄铁矿、方铅矿和闪锌矿的铅同位素均无明显差别，显示铅源较为一致。

4.3.3 氢−氧同位素分析

大垄铅锌矿床石英的氢、氧同位素直接测定，流体的18OH2O利用CLAYTON等[15]提出的石英与水体系同位素平衡方程计算(为各成矿阶段包裹体均一温度平均值)：

18OQ-H2O≈3.38×106/2−3.40×103/(=200~500 ℃) (1)

18OQ-H2O≈3.65×106/2−2.59×103/(=100~200 ℃) (2)

结果如表7所列，石英δDV-SMOW为−65.5×10−3~ −83.4×10−3，18OV-SMOW为8.8×10−3~11.1×10−3，均属于正常岩浆水的范围[14]；石英的18OV-SMOW各阶段平均值分别为9.5×10−3、9.8×10−3、10.3×10−3，随流体演化有增大的趋势，反映可能存在流体的沸腾[14]。计算得到流体的18OH2O为−0.11×10−3~−7.07×10−3，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ阶段平均值分别为−0.96×10−3、−7.41×10−3、−7.82×10−3，呈减小趋势。

表6 大垄铅锌矿床铅同位素特征

表7 大垄铅锌矿床氢氧同位素特征

5 讨论

5.1 成矿物质来源

5.1.1 成矿物质来源

矿石34S同位素组成为−8.28×10−3~−6.22×10−3，处于壳源重融型花岗岩的硫同位素组成范围内，表现出岩浆硫的组成特点。本区主要金属硫化物(黄铁矿、闪锌矿、方铅矿)值接近或大于9.58，Th/U值和值接近平均地壳铅的Th/U值(4)和值(36.84)[17]，表明矿石的铅可能主要来自于上地壳，但有部分外来物质的混入。研究区内花岗岩的值介于9.67~9.73，值介于36.92~38.31，Th/U比值介于3.67~3.83，而硫化物的值介于9.45~9.63，值介于37.16~39.53，Th/U比值介于3.81~3.97，两者铅同位素特征参数相似，表明岩体与成矿有密切的关系。在铅同位素构造模式图上(见图8(a))，样品点主要分布于造山带与上地壳演化线之间，在铅同位素构造环境分类图上(见图8(b))，样品点主要分布于上地壳与地幔混合的俯冲带铅的岩浆作用区，表明矿石中铅属于壳幔混合铅，成矿作用与岩浆作用有关。综合认为，成矿物质具有壳幔混合的特征，矿体的形成与燕山期岩浆活动密切相关。

5.1.2 成矿流体来源

氢氧同位素分析结果在D−18OH2O图解中(见图9)，所有样品点均落入岩浆水与大气降水的过渡带中，且早期样品点更加靠近岩浆水的范围，晚期样品点往大气降水线迁移，同时D、18OH2O具有从早到晚逐渐降低的趋势，说明成矿流体主要来源于岩浆水，随着成矿作用的进行有大气降水的加入。

5.2 成矿物理化学条件

肖荣阁等[18]认为在热液矿床中伴生的黄铜矿与黄铁矿中微量元素Co的分配系数与温度有一定的关系，根据实验提出黄铜矿−黄铁矿地质温度计经验公式：

=103/(1.2921×lgDCpy-Py+2.382)−273.15 (3)

DCpy-Py=(Co)Cpy/(Co)Py×1.53 (4)

式中：代表黄铜矿与黄铁矿的形成温度，℃；DCpy-Py为黄铜矿与黄铁矿中微量元素Co的分配系数。(Co)Cpy和(Co)Py分别代表黄铜矿与黄铁矿中的Co含量。通过计算可以得出研究区的DCpy-Py介于0.51~0.83之间，得出两者的形成温度介于166~225 ℃之间。

研究区硫化物34S值按黄铁矿→闪锌矿→方铅矿递减，表明其同位素分馏达到平衡[15]，因此可根据共生硫化物对计温法计算其成矿温度。选用的样品为共生但无明显交代穿插关系的方铅矿与闪锌矿，采用的计算公式为CZAMANSKE等[19]提出的共生硫同位素分馏方程：

1000lnSp-Gn=7.0×105/2(5)

式中：Sp-Gn为分馏系数，为两者的形成温度，℃。计算得到矿床硫化物沉淀温度为184~229 ℃，与流体包裹体测温结果一致。

前人研究发现[20−22]通过绿泥石中Al、Fe、Mg的阳离子数可以计算绿泥石的形成温度。采用KRANIDIOTIS等[20]提出的温度计算公式：

=106×[(AlIV)+0.35×(Fe2+)/((Mg2+)+(Fe2+))]+18 (6)

式中：为形成温度，℃；(AlIV)、(Fe2+)和(Mg2+)分别表示基于O原子数为14计算得到的绿泥石中四次配位铝的阳离子数、Fe2+离子数和Mg2+离子数。通过计算可以得出大垄矿床中绿泥石的形成温度为161~178 ℃，平均为168 ℃。

主成矿阶段的成矿压力介于37.2~83.0 MPa之间，平均为50.7 MPa，采用静岩压力进行计算，得到成矿深度介于1.38~3.07 km之间，平均为1.88 km。

图8 大垄铅锌矿床铅同位素构造模式图和构造环境分类图：1—地幔源铅；2—上地壳源铅；3—上地壳与地幔混合的俯冲带铅((3a) 岩浆作用；(3b) 沉积作用)；4—化学沉积作型铅；5—海底热水作用铅；6—中深变质作用铅；7—深变质下地壳铅；8—造山带铅；9—古老页岩上地壳铅；10—退变质

图9 大垄铅锌矿床石英氢氧同位素图解

采用刘斌[23]给出的计算方法，可估算NaCl−H2O体系包裹体的pH值。大垄铅锌矿床石英−多金属硫化物阶段捕获温度平均值为242.5 ℃，盐度平均值为6.25%，捕获压力取61.5 MPa，经估算pH=5.75(在250 ℃，压力40 MPa下，纯水的pH=5.60[24])；石英−黄铁矿−闪锌矿阶段温度平均值为171.3 ℃，盐度平均值为6.38%，捕获压力取45.3 MPa，经估算pH=5.74(在175 ℃，压力40 MPa下，纯水的pH=5.72[24])；石英−萤石−闪锌矿物阶段温度平均值为144.2 ℃，盐度平均值为6.02%，捕获压力取36.0 MPa，经估算pH=5.79(在150 ℃，压力40 MPa下，纯水的pH=5.80[24])。各成矿阶段流体pH值接近纯水，有助于硫化物沉淀。

根据RYZHENKO等[24]给出的公式计算Eh，得到各成矿阶段流体Eh值分别为0.089、0.195和0.254 V，均呈弱氧化性。随着成矿的进行流体Eh值呈增大趋势，反应流体在成矿过程中一直发生氧化反应，有助于硫化物的沉淀。

WALSHE[25]将绿泥石的组成分成了6个端元，以热力学为基础，结合各个端元之间的关系，提出了一套根据其组分来分析各个端元的活度，再利用活度计算绿泥石形成时的氧逸度和硫逸度的方法。据此计算得到研究区绿泥石形成的氧逸度为−57.3~−51.0，平均值为−53，硫逸度为−16.1−11.9，平均值为−13.4，表明绿泥石的形成环境属于低氧逸度、低硫逸度的环境，这与绿泥石中Fe3+离子数远小于Fe2+离子数的特征相符合。

综上所述认为，大垄铅锌矿床成矿温度属于中低温，成矿初期流体处于弱碱性、弱氧化环境，后期向低温、低氧逸度、低硫逸度的环境转换，成矿深度为中深成。

5.3 矿床成因

综合矿床地质特征、矿物学特征以及同位素地球化学特征，总结大垄铅锌矿床具有如下基本特征：

1) 硫化物石英脉是矿体的主要产出形态，且严格受SN向断裂控制产出，与围岩界限明显。主成矿阶段(石英−多金属硫化物阶段和石英−黄铁矿−闪锌矿阶段)所形成的矿物组合(石英−黄铁矿−闪锌矿−方铅矿和石英−黄铁矿−闪锌矿)和矿石组构(半自形−他形粒状结构、裂隙充填结构、包含结构、交代溶蚀结构；块状、条带状、网脉状、梳状构造)等特征均与热液矿床的特征相似。

2) 矿区广泛发育有钾化、电气石化−硅化、黄铁绢云岩化−高岭石化及绿泥石化等围岩蚀变，这些蚀变从早期到晚期，从高温到低温均有分布，反映了岩浆热液始终贯穿着成矿过程，说明矿体的形成是岩浆热液活动的结果。

3) 矿物学特征表明，金属矿物属于岩浆热液成因，其形成与岩浆作用密切相关。同时通过黄铜矿−黄铁矿地质温度计，硫同位素温度计、绿泥石温度计等估算硫化物的形成温度主要介于150~250 ℃，结合流体包裹体显微测温结果，认为成矿温度属于中低温范围。

4) 通过S、Pb、H、O同位素研究表明，本区成矿物质具有壳幔混合的特征，矿体的形成与燕山期岩浆活动密切相关，成矿流体主要来源于岩浆水，但有大气降水的加入。

综合以上分析可知，大垅铅锌矿床成矿温度属于中低温范围，矿床的形成与燕山期中酸性岩浆的侵位有密切的成因联系，岩浆活动为矿床的形成提供了大量的成矿物质和运移能量，各级断裂为流体的运移和定位提供了有利的空间，矿体产状具有明显的充填特征，大垄铅锌矿床属于与燕山期岩浆活动有关的中低温热液型铅锌矿床。

5.4 成矿过程

燕山期在大规模构造运动和岩浆活动作用下，深部岩浆沿构造裂隙上侵，在有利部位就位形成八团岩体，先形成的八团岩体在后期构造运动作用下，形成SN向切割较深的断裂，起源于深部岩浆房内的流体沿着区域上的SN向断裂上升，在上升过程中，与围岩发生交代作用，带入碱质成分，带出硅质成分，产生硅化、绿泥石化等蚀变，早期的成矿热液随之产生。随着流体的上升，压力及温度快速下降，加之外界流体的混入，成矿流体性质发生变化，承载成矿物质的络合物的稳定性遭受破坏，从而促使金属硫化物在有利的构造位置大量淀积成矿。同时，由于成矿热液的温度逐渐下降，热液中大量的H2S与Zn2+、Pb2+、Fe2+、Cu2+等金属元素反应形成大量的闪锌矿(此时温度较高，以深色闪锌矿为主)、方铅矿、黄铁矿、黄铜矿；到了石英−闪锌矿−黄铁矿阶段，随着流体中成矿元素比例的变化以及温度的降低，形成的金属矿物以低温闪锌矿和黄铁矿为主；到了成矿末期(石英−萤石−闪锌矿阶段)，外界流体混入成分(主要为大气降水)显著增加，成矿流体的温度进一步降低，成矿流体系统逐渐冷却，只有少量的H2S与Zn2+发生反应，生成少量闪锌矿，成矿过程逐渐结束，该阶段石英大量生成，萤石次之。由此可见，前面两个阶段是本区的主要成矿阶段，石英−萤石−闪锌矿阶段只是对前面两个成矿阶段矿质的沉淀起到了一定程度的叠加富集作用。

6 结论

1) 通过S、Pb、H、O同位素研究表明，本区成矿物质具有壳幔混合的特征，矿体的形成与燕山期岩浆活动密切相关，成矿流体主要来源于岩浆水，但是有大气降水的加入。

2) 通过电子探针分析及流体包裹体研究表明成矿温度属于中低温，成矿初期成矿流体处于弱碱性、弱氧化的环境，后期向低温、低氧逸度、低硫逸度的环境转换，成矿深度为中深成。

3) 综合认为大垄铅锌矿床属于与燕山期岩浆活动有关的中低温热液铅锌矿床。

[1] 黄 卉, 马东升, 陆建军, 蔡杨, 谢 旭. 湖南邓阜仙复式花岗岩体的锆石U-Pb年代学研究[J]. 矿物学报, 2011, 31(S1): 590−591. HUANG Hui, MA Dong-Sheng, LU Jian-jun, CAI Yang, XIE Xu. The study of zircon U-Pb geochronology of Dengfuxian composite granite mass in eastern Hunan Province, China[J]. Acta Minalogica Sinica, 2011, 31(S1): 590−591.

[2] 蔡 杨, 陆建军, 马东升, 黄 卉, 张怀峰. 湖南邓阜仙印支晚期二云母花岗岩年代学、地球化学特征及其意义[J]. 岩石学报, 2013, 29(12): 4215−4231. CAI Yang, LU Jian-jun, MA Dong-Sheng, HUANG Hui, ZHANG Huai-Feng. Chronology and geochemical characteristics of late indosinian Dengfuxian two-mica granite in eastern Hunan Province, China and its significance[J]. Acta Petrologica Sinica, 2013, 29(12): 4215−4231.

[3] 黄鸿新, 陈郑辉, 路远发, 叶诗文, 朱浩峰. 湘东钨矿成矿岩体锆石U-Pb定年及地质意义[J]. 东华理工大学学报(自然科学版), 2014, 37(1): 26−36. HUANG Hong-xin, CHEN Zheng-hui, LU Yuan-fa, YE Shi-wen, ZHU Hao-feng. Zicron U-Pb dating for Xiangdong tungsten mineralization rocks and its geological significance[J]. Journal of East China Institute of Technology, 2014, 37(1): 26−36.

[4] 蔡 杨, 马东升, 陆建军, 黄 卉, 章荣清, 屈文俊. 湖南邓阜仙钨矿辉钼矿铼-锇同位素定年及硫同位素地球化学研究[J]. 岩石学报, 2012, 28(12): 3798−3808. CAI Yang, MA Dong-sheng, LU Jian-jun, HUANG Hui, ZHANG Rong-qing, QU Wen-jun. Re-Os geochronology and S isotope geochemistry of Dengfuxian tungsten deposit, Hunan Province, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2012, 28(12): 3798−3808.

[5] 叶诗文. 湖南邓埠仙钨矿流体包裹体研究[D]. 荆州: 长江大学, 2014: 1−57. YE Shi-wen. The characteristics of fluid inclusions in Dengbuxian tungsten deposit, Hunan[D]. Jingzhou: Yangtze University, 2014: 1−57.

[6] BROWN P E. FLINCOR: A microcomputer program for the reduction and investigation of fluid inclusion data[J]. American Mineralogist, 1989, 74(11): 1390−1393.

[7] FOSTER M D. Interpretation of the composition and a classification of the chlorites[R]. Washington: US Geology Survey Professional Paper, 1962, 414−A: 33.

[8] 郑巧荣. 由电子探针分析值计算Fe3+和Fe2+[J]. 矿物学报, 1983(1): 55−62. ZHENG Qiao-rong. Calculation of the Fe3+and Fe2+contents in silicate and Ti-Fe oxide minerals from EPMA data[J]. Acta Mineralogica Sinica, 1983(1): 55−62.

[9] 严育通, 李胜荣, 贾宝剑, 张 娜, 闫丽娜. 中国不同成因类型金矿床的黄铁矿成分标型特征及统计分析[J]. 地学前缘, 2012, 19(4): 214−226. YAN Yu-tong, LI Sheng-rong, Jia Bao-jian, ZHANG Na, YAN Li-na. Composition typo orphic characteristics and statistical analysis of pyrite in gold deposits of different genetic types[J]. Earth Science Frontiers, 2012, 19(4): 214−226.

[10] BRALIA A, SABATINI G, TROJA F A. Revaluation of the Co/Ni ratio in pyrite and geochemical tool in ore genesis problems[J]. Mineralium Deposita, 1979, 14(4): 353−374.

[11] 徐国风, 邵洁涟. 黄铁矿的标型特征及其实际意义[J]. 地质论评, 2012, 26(6): 75−80. XU Guo-feng, SHAO Jie-lian. Typomorphic characteristics of pyrite and its practical significance[J]. Geological Review, 2012, 26(6): 75−80.

[12] 郑 伟, 陈懋弘, 赵海杰, 郝宏达, 常利忠, 胡耀国, 赵辛敏. 广东天堂铜铅锌多金属矿床矿物学、硫化物S-Pb同位素特征及地质意义[J]. 中国地质, 2012, 39(6): 1830−1846. ZHENG Wei, CHEN Mao-hong, ZHAO Hai-jie,HAO Hong-da, CHANG Li-zhong, HU Yao-guo, ZHAO Xin-min. Characteristics of sulfides and S-Pb isotope composition in the Tiantang Cu-Pb-Zn polymetallic deposit of Guangdong Province and their Geological implications[J]. Geology in China, 2012, 39(6): 1830−1846.

[13] 邵洁涟. 金矿找矿矿物学[M]. 武汉: 中国地质大学出版社, 1988: 38−45. SHAO Jie-lian. Prospecting mineralogy of gold deposits[M]. Wuhan: China University of Geoscience Press, 1988: 38−45.

[14] 郑永飞, 徐宝龙, 周根陶. 矿物稳定同位素地球化学研究[J]. 地学前缘, 2000, 7(2): 299−320. ZHENG Yong-fei, XU Bao-long, ZHOU Gen-tao. Geochemical studies of stable isotopes in minerals[J]. Earth Science Frontiers, 2000, 7(2): 299−320.

[15] CLAYTON R N, O’NEIL J R, MAYEDA T K. Oxygen isotope exchange between quartz and water[J]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 1972, 77(17): 3057−3067.

[16] SHEPPARD S M F. Characterization and isotopic variations in natural waters[J]. Reviews in Mineralogy & Geochemistry, 1986, 16(3): 165−183.

[17] 段其发. 湘西-鄂西地区震旦系-寒武系层控铅锌矿成矿规律研究[D]. 武汉: 中国地质大学, 2014: 1−105. DUAN Qi-fa. The research of metallogenic regularity of stritabound zinc-lead deposits from Sinian-Cambrian in western Hunan and western Hubei[D]. Wuhan: China University of Geosciences, 2014: 1−105.

[18] 肖荣阁, 刘敬党, 费红彩, 刘 军, 原振雷. 岩石矿床地球化学[M]. 北京: 地震出版社, 2008: 288−292. XIAO Rong-ge, LIU Jing-dang, FEI Hong-cai, LIU Jun, YUAN Zhen-lei. Geochemistry on rock and mineral deposit[M]. Beijing: Seismological Press, 2008: 288−292.

[19] CZAMANSKE G K, RYE R O. Experimental determined sulfur isotope fractionations between sphalerite and galena in the temperature range 600 to 275 ℃[J]. Economic Geology, 1974, 69(1): 17−25.

[20] KRANIDIOTIS P, MACLCAN W H. Systematics of chlorite alteration at the Phelps Dodge massive sulfide deposit, Matagami, Quebec[J]. Economic Geology, 1987, 82(7): 1898−1911.

[21] CATHELINEAU M. Canon site occupancy in chlorites and illites as function of temperature[J]. Clay Minerals, 1988, 23(4): 471−485.

[22] JOWETT E C. Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer[J]. GAC-MAC-SEG Joint Annual Meeting. Program with Abstracts, 1991, 16: A62.

[23] 刘 斌. 简单体系水溶液包裹体pH和Eh的计算[J]. 岩石学报, 2011, 27(5): 1533−1542. LIU Bin. Calculation of pH and Eh for aqueous inclusions as simple system[J]. Acta Petrologica Sinica, 2011, 27(5): 1533−1542.

[24] RYZHENKO B N, BRYZGALIN O V. Reference neutrality points for the redox and acid-base properties of aqueous solutions at the parameters for hydrothermal ore formation[J]. Geokhimiya, 1984, 7: 1056−1106.

[25] WALSHE J L. A six-component chlorite solid solution model and the conditions of chlorite formation in hydrothermal and geothermal systems[J]. Economic Geology, 1986, 81(3): 681−703.

(编辑 何学锋)

Mineralization mechanism of Dalong Pb-Zn deposit,eastern Hunan Province, China

SHAO Yong-jun1, 2, WEI Han-tao1, 2, ZHENG Ming-hong1, 3, LIU Zhong-fa1, 2,XIONG Yi-qu1, 2, XU Zhuo-bin1, 2, JIANG Meng-tong1, 2

(1. Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals and Geological Environment Monitoring,Central South University, Changsha 410083, China;2. School of Geoscience and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China;3. Non-Ferrous Metals and Nuclear Industry Geological Exploration Bureau of Guizhou, Guiyang 550005, China)

Dalong Pb-Zn deposit is located in the southeast of the middle Fanglou NNE structural belt of Neocathaysian structural system and the north head of the Dengfuxian composite granite. Ore occurrence is controlled by south-north faults. Through the electron microprobe analysis, fluid inclusions and S, Pb, H, O isotope characteristics research, the source of ore-forming materials, ore-forming physicochemical conditions were analyzed, and the ore deposit genesis and metallogenic process were discussed. The results indicate that the formation of ore bodies is closely related to the Yanshanian magmatic activity; the ore-forming materials have the feature of crust-mantle mixing; the ore-forming fluid is mainly derived from magmatic water, but with the mixing of atmospheric precipitation; the metallogenetic temperature is low-medium temperature; the ore-forming fluid is weak alkali, weak oxidizing environment, and late it transforms to low temperature and low oxygen fugacity of low sulfur fugacity environment; the metallogenetic depth is shallow-moderate depth. Dalong Pb-Zn deposit belongs to low-medium temperature magmatic hydrothermal deposit relating to the Yanshanian magmatic activity.

electronic mircoprobe; fluid inclusion; isotope; metallogenic mechanism; Dalong Pb-Zn deposit

Projects(12120114052201, 12120114052201) supported by the China Geological Survey; Project (41472302) supported by the National Natural Sciences Foundation of China; Project supported by the Development Foundation of Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals and Geological Environment Monitor, Ministry of Education, China; Project(2015zzts069) supported by the Independent Innovation Program for Doctoral Candidates of Central South University, China

2016-07-21; Accepted date: 2016-12-26

SHAO Yong-jun; Tel: +86-13973149482; E-mail: shaoyongjun@126.com

10.19476/j.ysxb.1004.0609.2017.09.21

1004-0609(2017)-09-1916-13

P611.1

A

中国地质调查局资助项目(12120114052101，12120114052201)；国家自然科学基金资助项目(41472302)；有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室发展基金资助项目；中南大学博士生自主探索创新基金资助项目(2015zzts069)

2016-07-21；

2016-12-26

邵拥军，教授，博士；电话：13973149482；E-mail：shaoyongjun@126.com