四川天宝山铅锌矿成矿物质来源与成矿机制：来自流体包裹体及同位素地球化学制约*

王海 祝新友 王京彬 贾德龙 石煜 陈磊 许正繁

1. 东华理工大学，核资源与环境国家重点实验室，南昌 3300132. 北京矿产地质研究院，北京 1000123. 中国地质调查局发展研究中心，北京 1000374. 广东省放射性与三稀资源利用重点实验室，广州 512026

川滇黔铅锌矿集区位于扬子地台西缘，是我国铅锌银及多种分散元素生产基地，目前已发现和探明铅锌矿床(点)400多处(图1a, b)，铅锌金属总储量达20Mt(柳贺昌和林文达，1999；Zhouetal.，2013，2018；Luoetal.，2019；Tanetal.，2019；Tangetal.，2019；Wangetal.，2020；Heetal.，2021)。区内矿床(点)成群成带分布且具有层控特征，主要赋存于震旦系和石炭系的碳酸盐岩地层，矿床后生成因特征明显，并具有许多相似的地球化学特征，在矿化类型、岩性组合、矿物组合、围岩蚀变等方面与典型MVT型矿床基本一致(Hanetal.， 2007；张长青，2008；吴越，2013; 叶霖等，2016；王海等，2018，Weietal.，2021)。天宝山铅锌矿是川滇黔铅锌矿集区中最具代表性矿床之一，其Pb+Zn储量超过2.6Mt，铅锌品位为10%～15%(Zhouetal.，2013)。尽管前人对该矿床做了大量研究，但相关研究主要集中在矿床地质特征及地质勘探方面(涂首业，2014；刘洋，2015)，关于矿床成因认识仍然存在较大争议，包括：1)古岩溶洞穴沉积成因(王则江和汪岸儒，1985)；2)地下水热液矿床(成会章，2013)；3)SYG型(Zhouetal.，2013)；4)MVT型(王小春，1992；冯镜权等，2009；喻磊，2014；余冲等，2015；何承真等，2016)。导致这种分歧主要原因是缺乏对成矿流体性质、来源及成矿物质来源的系统研究。本文在翔实的野外地质工作基础上，开展了闪锌矿及脉石矿物的成矿流体包裹体系统的显微测温及拉曼光谱分析，并结合C、H、O、S、Pb、Sr多种同位素地球化学研究，系统的分析天宝山铅锌矿床流体性质、来源及成矿物质来源，并探讨其成矿机制，为阐明川滇黔铅锌矿的成矿作用提供更多证据以及进一步找矿勘查提供科学依据。

图1 区域地质背景图(a)和川滇黔铅锌矿床分布图(b)(据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 矿床地质背景

天宝山大型铅锌床位于扬子地台西南缘，分布在安宁河断裂带附近。区内地层由基底和沉积盖层组成。基底由太古宙结晶基底和中-新元古宙褶皱基底构成，盖层为新元古代以来一系列沉积岩系，两者呈角度不整合接触。矿区出露地层相对简单，由下至上依次为：下元古界会理群天宝山组(Pttb)碎屑岩、上震旦统灯影组(Z2d)白云岩、中寒武统西王庙组砂岩(∈2x)、上三叠统白果湾组(T3bg)陆相砂岩和第四系(Q)残坡积物(图2)。其中，灯影组(Z2d)地层可分为三段，上段地层在矿区及外围均缺失，而中段地层在矿区广泛分布，以结晶白云岩为主，为矿区的主要赋矿围岩。

矿区内构造复杂(图2)，以断裂构造为主，主要断层包括F1和一些次级断裂(主要是F2和F3)，其中F1断层走向为NNW，与天宝山向斜轴走向近垂直，为天宝山铅锌矿床的导矿构造；而F2断层为F1断裂的次一级断裂，为近EW向隐伏角砾破碎带，断裂总体南倾，倾角大于80°，是天宝山铅锌矿床的容矿构造，控制了天宝山与新山矿体产状；F3断裂切过天宝山矿段II号矿体，并将其分为东西两段，为矿区主要的破矿构造。天宝山向斜是矿区内最大的褶皱构造，向斜核部出露地层为中寒武统西王庙组砂岩，两翼主要为上震旦统灯影组白云岩。

图2 天宝山铅锌矿区地质简图(据Zhou et al.，2013修改)Fig.2 Geological sketch map of the Tianbaoshan Pb-Zn deposit(modified after Zhou et al.，2013)

矿区内发育有基性-超基性岩脉，分布在矿区东南部，主要沿为SN向、NW向构造侵入的辉绿岩；其次为煌斑岩、橄榄辉绿岩等(王小春，1992)，辉绿岩脉穿切矿体和地层(≥156Ma；吴越，2013；Zhangetal.，2015)，侵入晚于铅锌矿化。

天宝山铅锌矿床被辉绿岩脉切割为I号和II号矿体，其中II号矿体被破矿断裂F3错段。I号矿体全为氧化矿，已采空；II号矿体为矿区主矿体，矿体总体呈EW向，东厚西薄，由东向西逐渐减小分岔并尖灭，构成一楔形体。矿体东西向长约285m，垂直延深400m以上。矿体总体呈NW向展布的厚度巨大、陡倾的筒状矿体(图3)。矿石矿物以闪锌矿、方铅矿为主，含少量黄铜矿、黄铁矿等硫化物；脉石矿物主要为白云石、方解石、石英。矿石结构主要为自形-半自形结构、粒状结构、交代残余结构；矿石构造主要为角砾状构造、其次为块状、脉状和浸染状构造。矿区围岩蚀变较弱主要表现为碳酸盐化，硅化和黄铁矿化。

图3 天宝山矿床29号勘探线剖面图(据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)

根据矿物的共生组合、结构构造及穿插关系将天宝山铅锌矿床的成矿阶段分为三个阶段(表1)：(Ⅰ)黄铜矿-黄铁矿-闪锌矿阶段：该阶段闪锌矿颜色为深棕色，与方铅矿、黄铜矿共生(图4a-c)；(Ⅱ)闪锌矿-方铅矿阶段：该阶段硫化物以闪锌矿、方铅矿为主，相对于第I成矿阶段闪锌矿及方铅矿的颗粒大自形程度高，闪锌矿的颜色变浅为棕色，部分闪锌矿表面可见黄铜矿固溶体(图4d-f)；(Ⅲ)闪锌矿-碳酸盐阶段，该阶段闪锌矿以浅棕色为主，闪锌矿、方铅矿、方解石常以脉状形式切穿早阶段形成的矿物(图4g, h)。

图4 天宝山矿区不同成矿阶段典型照片

2 样品来源与分析方法

在详细的野外地质调查基础上，以矿区主矿体为研究对象，天宝山铅锌矿床样品采自2014m、2036m、2064m、2084m中段，所采样品包括各成矿阶段热液白云石、闪锌矿、石英和方解石。C、H、O、Sr同位素样品主要采自2036m、2064m中段的白云岩、方解石；S、Pb同位素主要采自2064m中段角砾状、块状铅锌矿。

流体包裹体显微测温在北京矿产地质研究院流体包裹体实验室完成，使用Linkam THMSG600型冷热台对流体包裹体进行测温分析，测温范围为-196～600℃，在<50℃条件下其误差为±0.1℃，在>100℃条件下其误差为±2℃。流体包裹体的激光拉曼在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体室完成，使用显微激光拉曼光谱仪Lab RAMHR800 测试， 发射波长63nm， 曝光时间为30s， 扫描范围100～4000cm-1。

同位素测定均在核工业北京地质研究院完成，其中C、H、O同位素使用MAT-253质谱仪测试，C、O同位素采用100%磷酸法，测试精度优于±0.2‰，C同位素采用国际标准V-PDB；H、O同位素测试，H同位素采用锌法，分析精度为±2‰，O同位素采用BrF5平衡法，分析精度为±0.2‰，H、O同位素采用国际标准V-SMOW；S同位素使用MAT-253型质普仪测试，分析误差为±0.2‰；Sr同位素使用ISOPROBE-T热电离质谱计测定，质量分馏用86Sr/88Sr=0.1194校正，标准NBS987测量结果为0.710250±0.000007；Pb同位素采用ISOPROBE-T热表面电离质谱仪测试，1μg的208Pb/206Pb分析误差为±0.005%。

表1 天宝山铅锌矿成矿阶段划分表

3 测试结果

3.1 流体包裹体岩相学

天宝山矿区中闪锌矿流体包裹体较为发育，大小多在4～8μm， 少数可达8～14μm， 气液比通常小于15%， 多以面状、群状分布，或呈孤立状分布。不同矿物中包裹体形态有所差异，主要为椭圆型、圆形不规则型及长条状，次生流体包裹体相对较少，呈线状沿矿物裂隙分布。根据包裹体的相态和成分的差异，把流体包裹体分为盐水包裹体(W型)和烃类包裹体(G型)两类。W型包裹体由气液两相组成，包裹体颜色较浅、透明度较高，不同矿物中包裹体形态有所差异，主要为椭圆形、圆形及不规则状，大小6～14μm不等，以富液态的流体包裹体(LH2O+VCO2)为主(图5a-e)；G型包裹体多数发育在闪锌矿和方解石中，其颜色较深，主要呈黑色或褐色，透明度较差，形态以椭圆形及不规则形为主，大小约为4～12μm，包裹体中可见甲烷和液相水(LH2O+VCH4)共存(图5f)。

图5 天宝山铅锌矿矿物中流体包裹体的显微特征(a)闪锌矿中气液两相流体包裹体(W型)；(b)白云石中气液两相流体包裹体(W型)；(c)白云石中气液两相流体包裹体(W型)；(d)方解石中气液两相流体包裹体(W型)；(e)石英中气液两相流体包裹体(W型)；(f)闪锌矿中含CH4气液两相流体包裹体(G型). L-液相；V-气相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 流体包裹体显微测温

本文对天宝山铅锌矿床热液期三个成矿阶段的闪锌矿、白云石、石英、方解石的流体包裹体进行了测温，测试结果见表2和图6，分述如下：

表2 天宝山铅锌矿床热液期各阶段流体包裹体显微测温数据

第I阶段：本阶段白云石、石英、闪锌矿的流体包裹体均一温度范围介于116～244℃之间，主要集中在160～220℃，冰点温度范围为-15.8～-2.6℃，盐度范围为4.3%～19.3% NaCleqv，主要集中在6%～14% NaCleqv(图6a, b)。

第II阶段：该阶段为天宝山铅锌矿床的主成矿阶段，石英、闪锌矿的流体包裹体均一温度范围介于108～256℃之间，主要集中在140～200℃，冰点温度范围为-15.6～-3.2℃，盐度范围为5.1%～19.1% NaCleqv，主要集中在6%～12% NaCleqv(图6c, d)。

第III阶段：本阶方解石、闪锌矿的均一温度范围介于104～209℃之间，主要集中在120～180℃，冰点温度-8.4～-3.6℃，盐度范围为5.9%～12.2% NaCleqv，主要集中在6%～10% NaCleqv(图6e, f)。

图6 天宝山铅锌矿床流体包裹体的均一温度(a、c、e)和盐度(b、d、f)直方图(a、b) 第I阶段； (c、d) 第II阶段； (e、f) 第III阶段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 流体包裹体激光拉曼特征

天宝山铅锌矿床激光拉曼研究结果显示，W型流体包裹体主要成分为H2O(图7a)。G型流体包裹体较为成分复杂，在闪锌矿G型流体包裹体中液相成分可检测出H2O，其特征峰为3420cm-1，气相成分可检测出CH4，其特征峰值为2917cm-1(图7b)。

图7 天宝山铅锌矿床包裹体激光拉曼图谱(a)方解石中的气液两相盐水溶液包裹体(W型); (b)闪锌矿中含CH4气液两相流体包裹体(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同位素组成

天宝山铅锌矿H、O同位素测试结果见表3，δ18OH2O值变化范围为-1.9‰～2.7‰，极差为4.6‰；δ18DH2O值变化较大，变化范围为-51.3‰～-34.6‰，极差为16.7‰。

表3 天宝山铅锌矿床H、O同位素组成

3.5 C、O同位素组成

天宝山矿区围岩及脉石矿物的C、O同位素测试结果见表4。灯影组白云岩的δ13CPDB介于-3.5‰～1.5‰之间，平均值为-0.7‰，δ18OSMOW‰介于17.9‰～22.6‰之间，平均值为20.1‰，灯影组白云岩的δ13CPDB和δ18OSMOW值基本落入海相碳酸盐岩范围及其附近。含矿白云岩δ13CPDB介于-4.8‰～4.4‰之间，平均值为-0.2‰，δ18OSMOW‰介于13.5‰～20.2‰之间，平均值为16.1‰，热液方解石的δ13CV-PDB为-1.7‰～3.1‰，平均值为-0.1‰，δ18OSMOW‰为11.9‰～19.8‰，平均值为16.3‰。

表4 天宝山铅锌矿床C、O同位素组成

3.6 S同位素组成

天宝山铅锌矿硫化物的δ34S测试结果如表5、图8所示。方铅矿的δ34S值介于1.1‰～3.8‰之间，平均值为2.4‰；闪锌矿的δ34S值介于3.3‰～7.5‰之间，平均值为4.7‰；黄铜矿δ34S值介于3.2‰～4.6‰之间，平均值为3.9‰。

图8 天宝山铅锌矿床δ34S硫化物直方图Fig.8 Histogram of δ34S values of sulfides from the Tianbaoshan Pb-Zn deposit

表5 天宝山铅锌矿床S同位素组成

3.7 Sr同位素组成

天宝山矿区热液方解石、白云岩的Sr同位素测定结果见表6。热液方解石87Sr/86Sr值变化范围为0.71014～0.71169，闪锌矿87Sr/86Sr值变化范围为0.71099～0.71856；会理群千枚岩87Sr/86Sr值变化范围为0.71427～0.72853，灯影组白云岩87Sr/86Sr值变化范围为0.70773～0.71026；热液方解石和闪锌矿的87Sr/86Sr值明显高于灯影组白云岩87Sr/86Sr值而低于会理群千枚岩87Sr/86Sr值。

表6 天宝山铅锌矿床Sr同位素组成

3.8 Pb同位素组成

天宝山铅锌矿床硫化物及地层全岩Pb同位素组成见表7，其中硫化物206Pb/204Pb变化范围为18.214～18.596，平均值为18.384；207Pb/204Pb变化范围为15.576～15.803，平均值为15.692，208Pb/204Pb变化范围为38.09～39.05， 平均值为38.609；灯影组白云岩206Pb/204Pb变化范围为18.246～18.275，平均值为18.261；207Pb/204Pb变化范围为15.769～15.777，平均值为15.773；208Pb/204Pb变化范围为38.738～38.809，平均值为38.774。

表7 天宝山铅锌矿Pb同位素组成

4 讨论

4.1 成矿流体性质与来源

天宝山铅锌矿流体包裹体类型较为单一，主要为气液两相，流体包裹体通常为4～8μm，部分可达12μm；第I阶段流体包裹体均一温度主要集中在160～220℃，成矿流体盐度范围主要集中6%～14% NaCleqv；第II阶段为主成矿阶段，该阶段流体包裹体均一温度主要集中在140～200℃，成矿流体盐度范围主要集中在6%～12% NaCleqv；第III阶段成矿流体均一温度介于120～180℃，成矿流体盐度范围主要集中在6%～10% NaCleqv。成矿流体自第I阶段到第III阶段温度、盐度总体呈逐渐下降趋势，成矿流体具有中低温(140～200℃)、中低盐度特征(6%～12% NaCleqv)。

图9 天宝山铅锌矿成矿流体δD-δ18O图解 (底图据Taylor, 1974)Fig.9 δD vs. δ18O plot of the Tianbaoshan lead-zinc deposit (based map after Taylor, 1974)

4.2 成矿物质来源

4.2.1 C、O同位素制约

根据C、O同位素特殊的地球化学性质及在不同化学环境下产生的分馏特点，可以通过C、O同位素探讨成矿流体中C、O的来源(Spangenbergetal.，1996；Zhouetal.，2013)。成矿热液系统中C的来源通常有3种：1)沉积岩中碳酸盐岩脱

气，此来源的C同位素组成具有重碳同位素特征，δ13CPDB值范围一般介于-2‰～-3‰，海相碳酸盐的δ13CPDB值多数为0‰(Veizer and Hoefs，1976)；2)深部来源的C，主要来自地幔或岩浆，其δ13CPDB值变化范围主要在-5‰～-2‰和-9‰～-3‰之间(Taylor，1986)；3)各种岩石中的有机碳，其δ13CPDB值变化范围为-30‰～-15‰，平均为-22‰(Ohmoto and Rye，1979)。在δ18O-δ13C图中(图10)，给出了地壳流体中CO2的三大主要来源(有机质、海相碳酸盐岩和岩浆-地幔源)的C、O同位素值范围，而且还用箭头标出了从这3个物源经8种主要过程产生CO2时，其同位素组成的变化趋势(刘建明等，1997；毛景文等，2002；刘家军等，2004)。例如，海相碳酸盐经过溶解作用，其C同位素组成无明显变化，而O同位素组成则发生亏损，总体呈近水平线展布；地幔体系经历高温分异和沉积岩混杂作用，其C、O同位素组成均升高；而沉积有机物发生脱羧基时，其C同位素组成升高，O同位素组成则亏损。根据图10所示， 天宝山铅锌矿床灯影组白云岩的样品点几乎都落在海相碳酸盐区域内及其附近，表明围岩为海相沉积成因的碳酸盐岩，热液方解石和含矿白云岩落在地幔多相体系和海相碳酸盐岩区域之间，分布在低温蚀变区，其中多数样品靠近海相碳酸盐区域，其C、O同位素组成总体呈近水平分布，O同位素组成相对于海相碳酸盐具有较强亏损，整体显示从白云岩到矿化白云岩到热液方解石，碳酸盐溶解作用不断增强的一个过程。表明天宝山铅锌矿床成矿流体中的C可能主要来源于围岩的海相碳酸盐溶解作用。

图10 天宝山铅锌矿床δ13CV-PDB-δ18OSMOW‰图解(底图据刘建明等，1997；毛景文等，2002；刘家军等，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同位素制约

热液矿床中硫化物中的硫通常有三种来源：1)地幔硫：δ34S组成近为0‰，并且变化范围较窄；2)地层硫：δ34S值取决于不同岩石，例如，海相硫酸盐其δ34S为20±10‰，非海相有机硫一般多为负值且变化大；3)混合硫：其硫同位素值取决于混杂地壳物质的性质和程度，若混杂物为海相硫酸盐，则混合硫具有富34S特征，若为生物成因物质，则显示具富32S特征(温春齐和多吉，2009)。

天宝山铅锌矿床硫化物δ34S值介于1.1‰～7.5‰之间，平均值为3.9‰，可代表成矿热液δ34S∑S，与川滇黔地区大梁子、会泽等铅锌矿床硫主要来源于海相硫酸盐热还原(TSR)作用的硫同位素组成存在一定差异(δ34S集中在10‰～20‰；黄智龙等，2004；杨清等，2018)。关于硫的来源前人已提出以下3种观点：(1)海相硫酸盐经热化学还原作用(TSR)和细菌还原作用(BSR)混合形成(王小春，1992)；(2)由海相硫酸盐经热化学还原(TSR)作用形成(Zhouetal.，2013)；(3)岩浆硫(基底火山岩)与沉积岩源区硫的混合(Tanetal.，2019)。流体包裹体测温显示，天宝山铅锌矿床的成矿温度主要介于140～200℃间，高于细菌存活的温度，且硫化物的δ34S分布较为集中(Ohmoto and Rye，1979；Greenwoodetal.，2013)，因此不可能为BSR作用形成还原硫。扬子板块震旦系灯影期海相硫酸盐的δ34S值为20.2‰～38.7‰(张同钢等，2004)，已有的研究表明硫酸盐热还原作用会导致硫同位素产生20‰的分馏(Macheletal.，1995)，其δ34S范围应为0.2‰～18.7‰，而天宝山硫化物δ34S值介于1.1‰～7.5‰之间，小于这一范围，暗示天宝山铅锌矿床的S不完全来源于灯影组硫酸盐的TSR作用，灯影组之下的基底地层存在大量的火山岩和侵入岩(Tanetal.,2019)，地幔硫的δ34S值介于-3‰～+3‰之间，如果成矿流体在流经基底地层时淋滤了火成岩中的还原硫，那么天宝山铅锌矿床的δ34S值完全能达到1.1‰～7.5‰，因此，天宝山铅锌矿中的S可能来源于灯影组中硫酸盐热化学还原作用和岩浆硫的混合。

4.2.3 Sr同位素制约

由于在不同地质环境下87Sr/86Sr的变化范围具有较大差异，而成矿流体的Sr同位素组成一般是源区和流经地层的叠加，因此87Sr/86Sr值常常用来反应成矿流体的运移途径(Brannonetal.，1991；沈能平等，2007)。矿物中锶同位素的来源较复杂，在研究矿物中锶同位素组成时，需要对样品中锶同位素进行放射性积累校正，本次测试的白云岩和热液方解石Rb/Sr值较小，由87Rb衰变而来的87Sr可忽略不计，因此与硫化物基本同期的热液方解石基本可以代表成矿流体的特征。

天宝山矿区热液方解石87Sr/86Sr值变化范围为0.71013～0.711689，闪锌矿87Sr/86Sr值变化范围为0.71099～0.71856(图11)；会理群千枚岩87Sr/86Sr值为0.71427～0.72853，灯影组白云岩87Sr/86Sr值为0.70773～0.70885；热液方解石和闪锌矿的87Sr/86Sr值可以代表成矿流体的87Sr/86Sr值，该值明显高于幔源87Sr/86Sr值0.70355(Palmer and Edmond，1989)，小于大陆地壳87Sr/86Sr值0.7190，表明成矿流体的Sr具有壳源特征。

图11 天宝山铅锌矿床Sr同位素特征图(底图据郑荣华等，2015)Fig.11 87Sr/86Sr compositions of ore minerals from the Tianbaoshan Pb-Zn deposit (base map after Zhen et al.，2015)

天宝山铅锌矿床成矿流体的87Sr/86Sr值高于灯影组白云岩87Sr/86Sr值和峨眉山玄武岩87Sr/86Sr值(0.7039～0.7078)，低于基底岩石昆阳群和会理群87Sr/86Sr值(0.7243～0.7288)。成矿流体中初始Sr同位素组成不均一或成矿流体与地层发生水岩反应会导致形成的碳酸盐矿物87Sr/86Sr值的变化(Kontak and Kerrich，1997)，本次研究所采集的样品来自同一矿区，Sr同位素具有均一组分，因此，闪锌矿、热液方解石较围岩灯影组白云岩具有更高的87Sr/86Sr值，表明成矿流体可能流经富放射成因87Sr的地层并发生水岩反应。通常火成硅酸盐矿物和Rb/Sr值比较高的碎屑岩为富放射性成因87Sr的潜在来源(刘淑文等，2016)。矿区震旦系之下为基底岩系，这些岩石通常具有较高的87Sr/86Sr值，如会理群千枚岩87Sr/86Sr值为0.71492～0.72853，因此成矿流体可能流经了富放射成因的87Sr的基底地层并与之发生水岩反应，从而导致闪锌矿及热液方解石相对于围岩灯影组白云岩具有较高的87Sr/86Sr值。

4.2.4 Pb同位素制约

Pb同位素示踪是判别成矿物质来源的有效手段(沈渭洲和黄耀生，1987；张乾等，2000；Townley and Godwin，2001；蒋少涌等，2006；Potra and Moyers，2017；Ostendorfetal.，2017)。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb构造演化图(图12)上，大部分硫化物矿石Pb同位素组成均位于上地壳，与盖层沉积岩(Z-T)的Pb同位素组成有较好一致性，部分硫化物Pb同位素组成位于上地壳与造山带之间，落入基底岩石范围内，而与峨嵋山玄武岩Pb同位素组成范围不同，表明成矿金属主要为壳源，来源较浅，基本无幔源物质加入。

图12 天宝山铅锌矿床Pb同位素组成(底图据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)

前人对天宝山矿床成矿金属来源的主要存在两种观点，一种认为成矿物质由震旦系灯影组地层提供；另一种认为上地壳和造山带各类沉积岩甚至峨眉山玄武岩共同提供(黄智龙等, 2004；李文博等，2004；张长青，2008；Zhouetal., 2013；王乾，2013)。从地层成矿元素背景分布来看，震旦系灯影组白云岩、会理群、寒武系西王庙组中的Pb、Zn等成矿元素的背景值较高(王小春，1988，1992；李发源，2003)，由于矿床形成晚于这些地层形成，因此，会理群、寒武系与震旦系灯影组白云岩具有为天宝山矿床提供成矿物质来源的条件。而峨嵋山玄武岩被证明是地幔柱环境产物，以富过渡族元素、铂族元素和贫铅锌元素为特征，不具备形成大型-超大型铅锌矿的源区特征(张招崇和王福生，2003；张长青，2008)。Sr同位素研究表明天宝山铅锌矿床中闪锌矿和热液方解石中87Sr/86Sr值远高于峨嵋山玄武岩87Sr/86Sr范围(0.70437～0.70757)(张招崇和王福生，2003)，因此峨嵋山玄武岩与天宝山铅锌矿床成矿物质来源关系不密切，成矿物质来源于盖层沉积岩和基底地层。

4.2.5 成矿机制探讨

5 结论

(1)天宝山铅锌矿床流体包裹体及H-O同位素研究表明，成矿流体具有中低温(140～200℃)、中低盐度(6%～12% NaCleqv)特征，成矿流体主要来自大气降水和变质水的混合。

(2)天宝山铅锌矿白云岩、方解石的δ13CPDB、δ18OSMOW特征表明，成矿流体中的CO2主要来源于围岩碳酸盐岩的溶解；矿区硫化物δ34S值介于1.1‰～7.5‰之间，表明S主要来源于灯影组中硫酸盐热化学还原作用和岩浆硫的混合；成矿流体87Sr/86Sr值明显高于赋矿围岩87Sr/86Sr值，说明成矿流体流经了具有高87Sr/86Sr值的基底地层并与之发生水岩反应及同位素交换；矿石Pb同位素显示Pb具有壳源特征，成矿物质来源于盖层沉积岩和基底地层。