斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀礦成礦系統特征、控制因素及勘查指示*

金露英 秦克章 李光明 趙俊興 李真真,5

1.中國銅業有限公司，北京 1000822.中國科學院礦產資源研究重點實驗室，中國科學院地質與地球物理研究所，北京 1000293. 中國科學院地球科學研究院，北京 1000294. 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 1000495. 防災科技學院，三河 0652101.

縱觀全球，淺成低溫熱液Au-Ag礦床、熱液脈狀Pb-Zn-Ag礦床與斑巖型Cu/Mo/Au礦床在空間上共同產出的現象比較普遍，例如保加利亞Southern Panagyurishte地區產出Cu-Au系統(Kouzmanovetal.，2009)，俄羅斯遠東Koni-P’yagin 半島產出Cu-Mo-Zn-Pb-Co-Au-Ag-Bi系統(Sidorovetal.，2006)，秘魯中部Morococha地區產出Cu-Mo-Pb-Zn-Ag成礦系統(Catchpoleetal.，2011)，中國秦嶺-大別地區產出Mo-Pb-Zn-Ag系統(李厚民等， 2008；毛景文等，2009； Maoetal.，2011a； Zhaoetal.，2018)，中國德興產出Cu-Au-Pb-Zn系統(Maoetal.，2011b)，中國額爾古納南段(秦克章等，1990；Qinetal.，1995)、東南沿海治嶺頭(Zengetal.，2013；Wangetal.，2020)、大興安嶺南段車戶溝(Zengetal.，2011)、大興安嶺北段岔路口(金露英等，2014，2015)產出(Au-Ag)-Pb-Zn-(Cu)Mo系統等。

這些成礦系統中，研究最深入的是主要位于環太平洋成礦域的斑巖-淺成低溫Cu-Au系統，在成礦系統模型(Sinclair，2007; Sillitoe，2010)、時空關系(Arribasetal.，1995; Marshetal.，1997；Qin and Ishihara，1998；Muntean and Einaudi，2001；Mastermanetal.，2005；Watersetal.，2011)、蝕變-礦化過程(Rye，1993；Hedenquistetal.，1998；秦克章，1998；Cookeetal.，2011；Franchinietal.，2011)、流體演化(Pudacketal.，2009; Deyell and Hedenquist，2011)、金屬運移-沉淀機制(Heinrich, 2005; Williams-Jones and Heinrich，2005；Seoetal.，2012)、礦物及元素特征(Baumgartneretal.，2008；Changetal.，2011；Deyell and Hedenquist，2011；李光明等，2015)、構造背景(Qinetal.，2002；Cookeetal.，2005; Zhangetal.，2018；Wangetal.，2019)等多方面均取得了重要進展。

圖1 中國斑巖鉬礦-熱液脈狀鉛鋅銀礦成礦系統分布 圖中紅色字體為鉬鉛鋅銀成礦系統Fig.1 The distributions of porphyry Mo-vein-sytle Pb-Zn-Ag mineralization systems in China Mo-Zn-Pb-Ag systems are labeled in red color

斑巖鉬礦與熱液脈狀鉛鋅銀礦是兩種十分重要的礦床類型。過去所見更多的是二者獨立產出，即不少斑巖鉬礦周邊并沒有熱液脈狀鉛鋅銀礦相伴，一些熱液脈狀鉛鋅銀礦也沒有斑巖鉬礦相伴。究其原因，一則熱液脈狀鉛鋅銀礦床向下蝕變仍然為線狀或帶狀，沒有轉變為面狀蝕變，或未進行深部勘查；二則部分斑巖鉬礦剝蝕已到一定程度， 即使上部和邊部曾經發育有熱液脈狀鉛鋅銀系統，也已剝蝕殆盡。近十年來，隨著找礦勘查工作的深入進行，越來越多脈狀鉛鋅銀礦床在深部發現了斑巖鉬礦化，例如滿洲里甲烏拉鉛鋅銀礦、云南老廠鉛鋅礦深部探獲斑巖銅鉬礦化(李峰等，2009)，大興安嶺北段岔路口礦床最初發現淺部脈狀鉛鋅銀礦化后，又在深部探獲超大型斑巖鉬礦(孟昭君等，2011)；此外斑巖鉬礦床的周邊也發現較多脈狀鉛鋅銀礦床，例如浙江治嶺頭先后發現了淺部金銀礦化、深部鉬礦化及外圍脈狀鉛鋅銀礦化(Wangetal.， 2020)。實際勘查成果表明，淺部熱液脈狀鉛鋅銀礦化與深部的斑巖鉬礦化之間，常常互為指示，因而研究成礦系統的主要特征、分析兩類礦化共生與分離控制因素、查明兩者之間的成因聯系，對于理解斑巖成礦系統成礦過程、豐富成礦理論、指導區域礦產勘查具有重要意義。

本文通過收集目前該成礦系統的研究成果與勘查進展，總結出該成礦系統的基本特征、時空分布、巖漿特征及起源、蝕變-礦化特征、成礦物質來源、流體演化、金屬分帶和典型成礦系統勘查過程，在此基礎上，提出該成礦系統的勘查標志及形成的若干要素，分析當前研究工作面臨的問題并作出展望。

1 斑巖鉬-脈狀鉛鋅銀成礦系統分布

典型的斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀系統國外主要分布在北美西部，例如Colorado成礦帶的Rico Mining 地區(Larson，1987)，以及加拿大西南部不列顛哥倫比亞的Kitsault礦床(Steininger，1985)、Max礦床等(Lawleyetal.，2010)。在中國，斑巖鉬(鎢)-熱液脈狀鉛鋅銀成礦系統分布非常廣泛(圖1)，主要集中在東部地區，包括秦嶺-大別地區的南泥湖鎢鉬鉛鋅銀礦田、付店鉬鉛鋅銀礦田和金寨鉬鉛鋅銀礦田等(李厚民等，2008；毛景文等，2009；Xuetal.，2011)，該區的典型礦床包括南泥湖-三道莊、東溝(Lietal.，2017；Jinetal.，2019)、沙坪溝(張紅等，2011)、千鵝沖(李法嶺，2011)等；華北北緣及西拉沐倫帶也發育較多這類成礦系統，包括車戶溝(Zengetal.，2011)、勞家溝(曾慶棟等，2013)、大西溝(黃俊等，2012)、曹四夭(劉永慧等，2014；范海洋等，2018)、牛圈(沈利霞等，2012)等，該斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀系統還包括大興安嶺北段的岔路口(孟昭君等，2011)、滿洲里地區的甲烏拉；此外，東南沿海的治嶺頭(王永彬，2014；趙超等，2014)、毛斷(Lietal.，2012)、永定新村(韓勝康，2008)；西藏的亞圭拉(高一鳴等，2011)，湘南的黃沙坪(潘卓，2011；Lietal.，2016)和滇西的老廠(黃鈺涵等，2017)也可能屬于這一類成礦系統。

2 成礦系統基本特征

根據前人和本文的研究成果，斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀系統，通常與高分異高演化的鈣堿性花崗質巖漿相關(見下文)，成礦元素主要為鉬(銅、鎢)-鉛-鋅-銀(金)，斑巖鉬礦化與脈狀鉛鋅銀礦化兩類礦化通常其中一類達大型，另一類為中小型，礦床可能含有螢石、磁鐵礦等特征礦物，蝕變具有淺部粘土化-過渡帶絹英巖化-深部鉀硅酸鹽化的分帶，礦化具有上部或者外緣鉛鋅銀礦化、下部及中心斑巖鉬礦化的分帶特征，兩類礦化具有疊置關系或相距較近(見表1)。其中，岔路口、沙坪溝、治嶺頭、東溝、千鵝沖、甲烏拉六個典型鉬鉛鋅系統的大地構造位置、金屬資源儲量、平均品位、地層、構造、巖體特征、蝕變組合、成礦時代、成礦流體特征、鉬鉛鋅銀礦化空間關系等內容概述于表2中。

除上述基本地質特征外，該系統的確立需符合三個判定條件：(1)斑巖型鉬礦化與熱液脈狀鉛鋅銀礦化具有時空要素的耦合特征，兩類礦化的時空框架一致(Sillitoe, 1973)。(2)兩類礦化之間有著相互關聯的地質因素，可表現為具有輝鉬礦-閃鋅礦-方鉛礦礦物組合(如加拿大Max和中國岔路口)，也可以是構造斷裂因素連接兩種礦化類型等，例如脈狀礦化與斑巖型礦化雖并不直接共生，但成礦熱液沿著先存斷裂就近沉淀形成脈狀礦化(Redmond and Einaudi，2010)。(3)成礦流體和成礦物質具有同源性和連續演化的特點，硫和鉛同位素應指示巖漿成因(葉會壽等，2006b；王瑩等， 2019)，氫-氧同位素、流體的溫度和鹽度應出現連續演化的趨勢(Lawleyetal.，2010)。

3 各要素時空關系

根據斑巖鉬礦化與熱液脈狀鉛鋅銀礦化的平面關系，鉬鉛鋅銀系統可分為近源和遠源兩類分布關系。斑巖鉬礦化與熱液脈狀鉛鋅銀礦化近源分布時，兩者直接疊置或者平面距離一般小于2km，典型礦床包括我國千鵝沖(圖2a，李法嶺，2011)、蓋井(Xuetal.，2011)、毛斷(Lietal.，2012)等，以及加拿大西南緣不列顛哥倫比亞的MAX礦床，與其周邊的Lucky Boy和Copper Chief兩個鉛鋅銀礦床的距離小于2km (Lawleyetal.，2010)；兩類礦化遠源分布時，其平面距離一般為不超過6km，例如東秦嶺付店地區，三元溝、列山、西灶溝、老仗代溝、王坪西溝等熱液脈狀鉛鋅銀礦床距離東溝斑巖鉬礦的平面距離均在2～6km之間(圖2b， 李厚民等，2008；Maoetal.，2011a)。鉬鉛鋅銀系統垂向上表現可為垂向疊置或者側向分布，通常淺部脈狀鉛鋅銀礦化與深部斑巖鉬礦化之間的垂向距離大多為500m，一般不超過800m，典型礦床包括治嶺頭(圖2c)、岔路口(圖2d)、甲烏拉、大西溝、勞家溝、沙坪溝等。

表1 斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀系統基本特征

圖2 典型斑巖鉬-脈狀鉛鋅銀成礦系統平面和剖面簡化示意圖 (a)千鵝沖礦(近源實例，Li et al.，2017)；(b)東秦嶺東溝礦集區(遠源實例，Ye et al.，2008)；(c)浙江治嶺頭礦(垂向疊置實例，王永彬，2014)；(d)大興安嶺岔路口(垂向疊置實例，金露英等，2015)Fig.2 Simplified geological maps and cross-sections for the typical porphyry Mo-vein-style Pb-Zn-Ag systems (a) Qian’erchong deposit (proximal example, modified after Li et al., 2017); (b) Donggou ore district, eastern Qinling (distal example, modified after Ye et al., 2008); (c) Zhilingtou deposit (vertically overlapped example, modified after Wang, 2014); (d) Chalukou deposit (vertically overlapped example, modified after Jin et al., 2015)

成礦系統中兩類礦化成礦時限關系，基于有限的數據可推測兩者為同期形成，或者脈狀鉛鋅銀礦化相對略晚，但二者間隔通常最大不超過8Myr(表3)。北美Rico區域的斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀系統，根據K-Ar年齡可知兩類礦化近同期形成(Larson， 1987)。加拿大MAX礦床輝鉬礦的Re-Os年齡為80.3±0.2Ma，周邊Lucky boy和Copper chief脈狀鉛鋅銀礦床中礦脈蝕變暈的白云母Ar-Ar年齡為72.2±0.5Ma，Lawleyetal.(2010)認為這些周邊的鉛鋅銀礦化或者與80Ma的MAX斑巖鉬礦化或者沒有聯系，或者是同一系統但K-Ar同位素體系在晚期的熱液事件中被改變。我國秦嶺-大別地區發育較為典型的斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀系統(毛景文等，2009；Caoetal.，2015； Zhaoetal.，2018)，例如南泥湖成礦系統，前人研究獲得南泥湖斑巖鉬礦的輝鉬礦Re-Os年齡為139～146Ma(葉會壽等，2006b)，周邊冷水北溝、三道溝等脈狀鉛鋅銀礦床的絹云母Ar-Ar及閃鋅礦Rb-Sr年齡，主要集中于137Ma。例如東溝鉬礦化的輝鉬礦Re-Os年齡為115～116Ma，周邊同一成礦系統的三元溝、王坪西溝鉛鋅銀礦床的絹云母Ar-Ar及閃鋅礦Rb-Sr年齡為110～117Ma(Jinetal.，2019)。例如沙坪溝鉬礦化的輝鉬礦Re-Os年齡為111.1～113.6Ma，周邊蓋井鉛鋅鉬礦化的輝鉬礦Re-Os年齡為112.6～113.5Ma(Xuetal.，2011)。我國東南沿海治嶺頭礦床鉬礦化的輝鉬礦Re-Os年齡為113Ma，鉛鋅礦化的閃鋅礦Ar-Ar年齡為113.9Ma(Wangetal.，2020)。受限于熱液礦物Rb-Sr和Ar-Ar體系測得年齡能否準確反映鉛鋅銀礦化形成時代的影響，例如后期熱液時間導致同位素體系改變、同位素不均一、不封閉等因素干擾，成礦系統的精確熱液時限尚需進一步深入。

4 巖體特征及巖漿起源

斑巖鉬礦化多與酸性的高演化花崗質巖漿或者中酸性的鈣堿性巖漿 (Mutschleretal.，1981；Westra and Keith，1981；Cartenetal.，1993)相關。綜合岔路口、千鵝沖等九個鉬鉛鋅銀系統的成礦巖體特征可知，該成礦系統的成礦母巖也多為高演化的鈣堿性花崗質巖石，這類巖石的地球化學性質總結于表4中。其主量元素通常呈現高硅(SiO2>71.0%)、 高堿(K2O+Na2O 為7 %～9%)、 高鉀(K2O/ Na2O為1.1～4.0)、高分異(分異指數>90)的特征，巖石性質屬于偏鋁或過鋁質(ACNK為1～1.5)的鈣堿性(里特曼指數σ為1～3)系列。成礦巖體一般富集K、Rb等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Hf等高場強元素，且常相對虧損Sr、Ba、P、Ti等元素。成礦巖體的REE總量通常在60×10-6～250×10-6， 稀土配分模式為輕稀土富集重稀土虧損的右傾鏟狀或海鷗型 (圖3a)并具有Eu異常(δEu=0.4～0.7)。

表2 六個典型斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀成礦系統的地質特征

續表2

對于成礦系統中高硅巖體的源區特征研究，巖石的Pb-Sr-Nd-Hf同位素研究支持高氟、高品位斑巖鉬礦(Climax型)的成礦巖漿大部分來源于古老下地殼部分熔融的假說，例如Climax、Henderson、Mount Emmons等(Stein and Hannah，1985；Stein and Crock， 1990)。但中亞造山帶中，以岔路口為代表的斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀礦床，成礦巖體具有較低的初始87Sr/86Sr比值(0.705413～0.707889)、εNd(t)值(-1.28～+0.92)、正εHf(t)值(+2.4～+10.1)及年輕的兩階段Nd和Hf模式年齡，地球化學和同位素數據表明其成礦巖漿起源于新生下地殼部分熔融，具有較高比例的幔源物質參與(Lietal.，2014b)。而部分與俯沖相關的鈣堿性成礦巖漿，其源區則可能與斑巖銅礦的巖漿源區類似，通過殼-幔過渡帶的MASH過程提供 (Richards，2003)，例如沙坪溝、東溝、曹四夭、毛斷等成礦系統的侵入體87Sr/86Sr比值為0.707268～0.7236，εNd(t)為-17.3～-11.17(圖4)，被認為起源于古老大陸地殼且加入了地幔物質(Wuetal.，2017；Renetal.，2018a；Zhaoetal.，2018)。

表3 斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀成礦系統成礦時代

圖3 鉬鉛鋅銀成礦系統中成礦斑巖稀土元素配分圖(a)和成礦元素Cu、Pb、Zn、Mo柱狀圖(b) 數據引自史長義等，2005；姚軍明等，2005；包志偉等，2009；戴寶章等，2009；Lawley et al.，2010；楊梅珍等，2010；楊帆等，2012；Li et al.，2014bFig.3 Chondrite-normalized REE patterns (a) and group bar diagrams of concerntrations of Cu, Pb, Zn, Mo (b) in the causative porphyries in the selected porphyry Mo-vein-style Pb-Zn-Ag system Data from Shi et al.，2005；Yao et al.，2005；Bao et al.，2009；Dai et al.，2009；Lawley et al.，2010；Yang et al.，2010，2012; Li et al.，2014b

圖4 鉬鉛鋅銀成礦系統中成礦巖體的Sr-Nd同位素組成 巖體數據引自Li et al.，2014b；Wu et al.，2017；He et al.，2016；Ren et al.，2018a；Wang et al.，2014；戴寶章等，2009；Yang et al.，2013. 中國東北上地殼數據來自Wu et al.，2003；下地殼數據來自Othman et al.，1984；華北克拉通南北緣斑巖鉬礦數據引自Li et al.，2014b及其參考文獻；中國秦嶺太華群數據引自Zhao et al.，2018Fig.4 The Sr-Nd isotopic compositions of the ore-forming intrusions in the selected porphyry Mo-vein-style Pb-Zn-Ag system Data of pluton from Li et al.，2014b；Wu et al.，2017；He et al.，2016；Ren et al.，2018a；Wang et al.，2014；Dai et al.，2009；Yang et al.，2013. Upper crust of Northeastern China from Wu et al.，2003；lower continental crust from Othman et al.，1984；porphyry Mo deposits in the North China Craton from Li et al.，2014b and the references therein；Taihua Group in Qinling Orogen from Zhao et al.，2018

結合前述主微量元素特征及分異指數可知，這類高硅巖體具有高分異特征，例如具有較高的Rb和Nb含量，東溝成礦巖體Rb和Nb含量為400×10-6～600×10-6和70×10-6～80×10-6(Yangetal.，2015)；沙坪溝成礦巖體Rb為360×10-6～700×10-6，Nb為70×10-6～170 ×10-6(Zhangetal.，2014)。結晶分異過程可促進不相容元素和揮發分元素富集(Candela，1997)，Mo作為不相容元素在巖漿結晶分異過程中相對容易富集在殘余熔體中，會使得高分異花崗質熔體具有較高鉬含量。同時，這種高分異巖漿中富集的高含量揮發分對金屬的富集和運移通常起到重要作用(Kouzmanov and Pokrovski，2012)，例如岔路口、沙坪溝等超大型礦床的形成即受益于高硅富堿富氟的巖漿成分和長期結晶分異的過程(Lietal.，2014b；Wangetal.，2014)。

鉬鉛鋅銀成礦系統的成礦巖體，與中國花崗巖中成礦元素的平均含量(史長義，2005)相比，Cu、Pb、Zn、Mo、W、Sn、Mn等雖有不同程度的富集，卻并不太高(圖3b)，這可能是由于這些活動性強的金屬元素從巖漿中大量進入流體，致使殘余熔體結晶形成的巖石僅顯示一定程度的富集(Audétat，2010)。隨著LA-ICP-MS微量元素分析在熔融包裹體中應用，Climax型斑巖鉬礦中熔體包裹體的元素成分逐漸被揭示，斑巖鉬礦中成礦熔體并無異常高的初始Mo元素含量，成礦過程往往與后期熱液演化-金屬沉淀等過程相關(Audétat and Li，2017)。例如Cave Peak斑巖鉬礦中熔融包裹體的Mo含量5×10-6～12 ×10-6(Audétat，2010)、Pine Grove斑巖鉬礦中熔融包裹體Mo含量為2×10-6～4×10-6(Audétatetal.，2011)、Urad-Henderson斑巖鉬礦中熔融包裹體Mo含量為10×10-6～20×10-6(Merceretal.，2015)，總體而言，大多數Climax型斑巖鉬礦的成礦硅酸鹽熔體為高氟(0.5%～4.0%)、高水(4%～9%)和低Mo含量(2×10-6～25×10-6)的高演化流紋質熔體(Audétat and Li，2017)，表明要形成具有經濟意義的鉬礦，深部需要有大量巖漿提供金屬元素。但鉬鉛鋅銀成礦系統的巖漿中鉬、鉛、鋅、銀等成礦元素的實際含量，仍需進一步開展微區精細分析。

5 蝕變-礦化特征

前人對斑巖鉬礦的蝕變礦化特征進行了一系列研究與總結(Sharp，1978；Wallace et a1.，1978；Wallace，1995)。Whiteetal.(1981)以美國Henderson礦床為例，結合其它的斑巖型鉬礦，詳細闡述了斑巖型鉬礦床蝕變帶的劃分和特征，并認為斑巖型鉬礦的主要蝕變帶可與斑巖型銅礦相比較，即兩者有相似的蝕變分帶特征。趙俊興等(2011)總結了世界上幾個典型斑巖鉬礦的蝕變特征，發現斑巖鉬礦的蝕變分帶基本上與其他斑巖型礦床相似：平面上呈現以巖體為中心的同心分帶面狀蝕變帶，自內向外為鉀硅酸鹽化帶(包括鉀長石化和黑云母化)、絹英巖化帶(石英-絹云母-黃鐵礦化)、粘土化帶(高嶺土化和伊利石-水白云母化)、青磐巖化帶(綠泥石-綠簾石-碳酸鹽)，但垂向上則具有其他特殊的蝕變帶，如Henderson的磁鐵礦化和黃玉化，東溝的螢石化。另外斑巖鉬礦還存在根據其他特殊蝕變礦物來定名的蝕變帶，如脈硅化帶、彌散性硅化帶、磁鐵礦和黃玉帶、磁鐵礦-黃鐵礦帶等。值得強調的是，含氟礦物是斑巖鉬礦蝕變中的特征礦物，對高氟型斑巖鉬礦更是如此。

斑巖鉬礦體一般在成礦巖體上部呈披覆狀產出，常見多層礦體，礦體形態也可為倒鐘形(如Climax)、開放錐形或圓柱形(Mt Emmons，Rantaetal.，1984)、穹窿形和拳形(Cartenetal.，1988)。當成礦巖體為多期侵入，且每期巖體形成不同的礦體時，最終的礦體形態為各期礦化疊加形成(Seedorff and Einaudi，2004)。斑巖鉬礦的礦化類型主要包括網脈狀礦化、紋層狀石英-輝鉬礦脈、石英-輝鉬礦-硫化物(及其他脈石礦物)脈、輝鉬礦細脈、浸染狀礦化、礦化角礫巖脈或角礫巖型礦化(如Boss Mountain，Soregaroli，1975；Questa，Ishihara，1967；Rossetal.，2002；魚池嶺鉬礦，周珂等，2009)，多種礦化類型中以網脈狀礦化和紋層狀石英-輝鉬礦脈最為常見。

前人對于熱液脈狀鉛鋅銀礦的蝕變礦化研究并不深入，目前認為鉛鋅礦脈周邊常發育的蝕變類型主要有硅化、絹云母化、伊利石-水白云母化、碳酸鹽化、綠泥石化等(秦克章等，1990；孫豐月和王力，2008)。熱液脈狀鉛鋅銀礦的規模和產狀常受成礦斷裂形態控制，與主斷裂面有一定傾角的次級斷裂、破碎帶及角礫巖一般為主要容礦空間，產出含礦脈、細脈及塊狀礦石。由于含礦斷裂控制了礦化，礦體可沿著斷裂走向追蹤，礦體最長可達1.5～2km(如甲烏拉)，垂向的礦化延伸則常有幾百米甚至超1000m。此外，鉛鋅比值一般隨深度變化，上部更富Pb，向下逐漸過渡至富集Zn，例如在俄羅斯北高加索地區的Sadon礦帶，賦存在火山巖中的礦體，從礦化最頂部至1600m海拔標高，脈體中方鉛礦占主導，Pb/Zn比值維持在3/1；在1400～1200m海拔標高，比值接近 1/1；在900～700m海拔標高，Pb/Zn比值為1/(4～6)(Nekrasov，2007)。

較成型的斑巖鉬礦-熱液脈狀鉛鋅銀礦垂向共同產出的實例較少，根據岔路口、云南瀾滄江老廠、湘南黃沙坪、千鵝沖剖面上的蝕變特征，可知成礦系統的蝕變特征通常為獨立斑巖鉬礦向熱液脈狀鉛鋅銀礦的漸變，接觸部位蝕變類型有疊加。自深向淺主要為鉀硅酸鹽化帶、絹英巖化帶、粘土化帶、青磐巖化帶，其中，粘土化帶與絹英巖化帶是兩類礦床的疊加區。鉬礦化常與鉀化或者絹云母化帶內側密切相關(Seedorffetal.，2005；趙俊興等，2011)，鉛鋅銀礦化則常與淺部的絹云母-伊利石-水白云母化、碳酸鹽化密切相關(秦克章等，1990；孫豐月和王力，2008；段士剛等，2011)。此外，根據Seedorff and Einaudi(2004)的研究，Henderson斑巖鉬礦中發育其他鉬礦中不常見的錳鋁榴石帶，該帶覆蓋粘土化帶和絹英巖化帶，其中該石榴石與一套方鉛礦-閃鋅礦-菱錳礦有關，是晚期熱液事件的一部分。在這類兩種礦化共存的系統中，常發育有典型鉬鉛鋅銀復合型脈體(金露英等，2014)，如岔路口的該類脈體是先存的石英-輝鉬礦脈被之后的含鉛鋅脈體充填，形成含閃鋅礦(-方鉛礦)-輝鉬礦的復合疊加脈體(圖5)，手標本容易辨認成同時沉淀的單一脈體。這類閃鋅礦-輝鉬礦脈脈寬5～30mm，規則，脈壁平直。脈體常具對稱性，自脈壁向中心，依次為石英、輝鉬礦、黃鐵礦-閃鋅礦-方鉛礦±螢石。

圖5 岔路口斑巖鉬-脈狀鉛鋅銀成礦系統中典型的鉬鉛鋅復合型脈體 (a)石英+閃鋅礦(-方鉛礦)+輝鉬礦脈穿切早期石英脈；(b)石英+絹云母化巖體中的石英+閃鋅礦(-方鉛礦)+輝鉬礦脈；(c)伊利石+水白云母化火山巖中石英+閃鋅礦(-方鉛礦)+輝鉬礦+螢石脈，可見輝鉬礦在脈體邊部發育，閃鋅礦和螢石處在在脈體中央；(d)斑巖鉬礦中典型紋層狀石英+輝鉬礦+黃鐵礦+閃鋅礦-方鉛礦脈，閃鋅礦和方鉛礦在脈體中央呈團塊狀產出Fig.5 Typical composite Mo-Pb-Zn vein in the Chalukou porphyry Mo-vein-style Pb-Zn-Ag mineralization systems (a) quartz+sphalerite(-galena)+molybdenite vein cut early quartz vein; (b) quartz+sphalerite(-galena)+molybdenite vein in the quartz+sericite altered intrusions; (c) quartz+sphalerite(-galena)+molybdenite+fluorite vein in the illite altered volcanic rocks, among which molybdenite distributed in the vein edge and sphalerite and fluorite occur in the center; (d) typical ribbon-textured quartz+molybdenite+pyrite+sphalerite-galena vein with sphalerite-galena clustered in the center

6 成礦物質來源

圖6 鉬鉛鋅銀成礦系統中硫化物的S同位素組成 數據來自 Li et al.，2012；Liu et al.，2014；Zhang et al.，2014；金露英，2016；Ni et al.，2015；Wang et al.，2017a，2017b，2019；Zhao et al.，2018 及其引文；Jin et al.，2019Fig.6 The S isotopic compositions of sulfides in the porphyry Mo-vein-style Pb-Zn-Ag system Data from Li et al.，2012；Liu et al.，2014；Zhang et al.，2014；Jin，2016； Ni et al.，2015；Wang et al.，2017a，2017b，2019； Zhao et al.，2018 and references therein; Jin et al.，2019

斑巖型礦床研究中一個關鍵的問題是金屬和硫的來源 (Hedenquist and Lowenstern，1994)。斑巖銅(±金，鉬)礦的金屬和硫來源主要為鎂鐵質巖漿已被大量研究所支持(Halteretal.，2002；Stavastetal.，2006；Sternetal.，2007)。而斑巖鉬礦的金屬和硫起源仍具有爭議，一些研究者認為鉬的來源由地殼主控(Candela and Piccoli，2005；Seedorffetal.，2005；Sinclair，2007；Klemmetal.，2008；Songetal.，2019)。北美Colorado 成礦帶和秦嶺鉬成礦帶中成礦巖體的Sr-Nd-Pb 同位素證據都支持成礦巖漿源區為古老地殼物質(Johnsonetal.，1990；Stein and Crock，1990；Chenetal.，2000)。但過去也有部分研究成果支持鉬主要來自幔源的鎂鐵質巖漿(Westra and Keith，1981；Keithetal.，1986；Cartenetal.，1993)。地幔起源的基性巖漿通過結晶分異作用可富集鉬(Westra and Keith，1981)，如Audétat(2010)對北美Cave Peak斑巖鉬(鈮)礦的熔融包裹體成分分析表明，在大陸裂谷背景下產生的鎂鐵質堿性巖漿，經過結晶分異作用，成礦巖漿中Mo的含量從鎂鐵質端元的4×10-6增加到12×10-6，形成了富鉬的成礦巖漿。此外，基于北美西南部多個超大型斑巖鉬(銅)礦(Rocky Mountains中部及東部)的鉛同位素數據，Pettkeetal.(2010)提出這些礦床中的鉬起源于受俯沖流體交代的古老巖石圈地幔。因此，基于目前的研究可知鉬來源具有復雜性和多解性(Ishihara and Qing，2014)，需要更多的研究去進一步印證。

對于熱液脈狀鉛鋅銀礦床，成礦物質的來源也存在支持巖漿來源或者地層來源的爭論。部分學者支持巖漿來源，如G?k?e and Bozkaya(2006)對土耳其北部Inler Yaylasi 鉛鋅礦的鉛同位素研究得出其來源為造山帶儲庫；Riceetal.(2007)對保加利亞Madjarovo的鉛鋅礦床運用硫同位素研究，認為成礦物質來源于火成巖和/或變質基底，但鉛同位素數據更傾向于火成巖的源區；何鵬等(2018)對我國大興安嶺中南段扎木欽鉛鋅銀礦的硫和鉛同位素研究，認為成礦物質來自深源巖漿。還有部分學者重點強調地層或基底的作用，如Subíasetal.(2010)對西班牙北東側脈狀鉛鋅(銀)礦的同位素研究認為成礦物質主要來自于地層。而秦克章等(1990)則認為我國滿洲里地區鉛鋅銀主要來源于成礦母巖次火山巖，但圍巖的作用也不可忽視。

斑巖鉬-鉛鋅銀成礦系統，硫、鉛、鍶、釹等多種同位素研究結果支持成礦物質主要起源于殼源巖漿(如南泥湖，葉會壽等，2006b；沙坪溝，張紅等，2011；毛斷，Lietal.，2012；曹四夭，Wangetal.，2017b)，通常具有不同程度的地幔物質和地層物質的加入。硫同位素結果顯示，成礦系統中斑巖鉬礦化的δ34S值主要位于-6‰～9.7‰，鉛鋅銀礦化的δ34S值范圍更寬主要在-3.1‰～12.1‰(圖6)，這些硫同位素范圍雖大于巖漿硫范圍(0‰±3‰，Ohmoto and Rye， 1979)，但與普遍報道的東北、秦嶺-大別、揚子河、華南地區的鉬礦化硫同位素特征一致(-6‰～10.2‰，Zhaoetal.，2018及其引文；Wangetal.，2020及其引文)，且大部分位于I型花崗巖的硫同位素值范圍(δ34S=1‰～9‰，Ishihara and Sasaki，1989)，硫同位素被認為總體繼承了巖漿硫的特征但可能有其他物質的混染，例如東溝鉬-王坪西溝鉛鋅礦較高的硫同位素與熊耳組地層硫同位素一致，表明了地層物質貢獻了硫等部分成礦物質(Zhaoetal.，2018；Jinetal.，2019)。

圖7 鉬鉛鋅銀成礦系統中硫化物Pb同位素組成(底圖據Zartman and Doe, 1981) 數據來自Li et al.，2012，2017；Liu et al.，2014；Ni et al.，2015；Wang et al.，2017a，b；Wu et al.，2017；Zhao et al.，2018 及其引文；Jin et al.，2019Fig.7 The Pb isotopic compositions of sulfides in the porphyry Mo-vein-style Pb-Zn-Ag system (base map after Zartman and Doe, 1981) Data from Li et al.，2012， 2017； Liu et al.，2014；Ni et al.，2015；Wang et al.，2017a，b；Wu et al.，2017；Zhao et al.，2018 and the references therein；Jin et al.，2019

成礦系統的硫化物鉛同位素分析結果可知，斑巖型鉬礦化的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值分別為15.962～18.574、15.200～15.779和35.918～39.431，脈狀鉛鋅銀礦化的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb 和208Pb/204Pb比值分別為17.214～17.954、15.414～15.606和37.712～39.012。鉛同位素圖解(圖7)上顯示大部分值位于造山帶與下地殼演化線之間，且硫化物具有低-中等的放射性成因Pb同位素值和中等μ值(9.0～9.54)，低于上地殼μ值9.6，高于地幔μ值8～9(Zartman and Doe，1981)，表明Pb具有下地殼和地幔混合的特征。前已述及，成礦系統中已知的Sr-Nd同位素結果也支持成礦巖漿形成于地殼熔融且加入了幔源物質。

7 流體起源和演化

圖8 鉬鉛鋅銀成礦系統中成礦流體的H-O同位素組成 數據來自Larson，1987；Yang et al.，2013，2015; Liu et al.，2014；Zhang et al.，2014；金露英，2016；Ni et al.，2015；Wang et al.，2017a，b；王瑩等，2019；Zhao et al.，2018及其引文Fig.8 The H-O isotopic compositions of ore-forming fluids in the selected porphyry Mo-vein-style Pb-Zn-Ag systems Data from Larson，1987；Yang et al.，2013，2015；Liu et al.，2014；Zhang et al.，2014；Jin，2016；Ni et al.，2015；Wang et al.，2017a, b，2019；Zhao et al.，2018 and the references therein

成礦流體的起源可用流體的氫-氧同位素進行追蹤，斑巖鉬礦化的流體主要為巖漿水，脈狀鉛鋅銀礦化的流體通常被認為是巖漿-熱液成因(王祥東等，2014)，但部分礦床存在巖漿-熱液成因與變質熱液成因的爭議。例如部分學者認為東秦嶺-大別鐵爐坪(陳衍景等，2003；Chenetal.，2004)、冷水北溝(祁進平等，2007)、沙溝(Hanetal.，2014)、王坪西溝(姚軍明等，2008)等脈狀鉛鋅銀礦床成礦熱液起源于造山帶變質熱液，陳衍景(2006)對造山型銀、鉛鋅礦床的特征和實例進行了系統總結；而另一部分學者則認為流體溫度、成分及H-O同位素證據更為支持上述脈狀礦為巖漿熱液成因(Wangetal.，2013；Zhaoetal.，2018)，且通過年代學、原位S、Pb及礦物微量元素研究，Jinetal.(2019)提出王坪西溝脈狀鉛鋅礦與東溝斑巖鉬礦屬于同一鉬鉛鋅成礦系統，為斑巖鉬礦的遠源礦化，表明王坪西溝礦床的巖漿-熱液成因。雖然部分脈狀鉛鋅銀礦床的熱液起源及其與斑巖鉬礦的成因聯系，尚需進一步通過多種方法進行多角度深入研究確定，但基于已知鉬鉛鋅銀成礦系統的H-O同位素結果(例如岔路口，東溝，沙坪溝，魚池嶺等)可知，與鉬礦化相關的流體δDH2O值為-142‰～-52.79‰，δ18OH2O值為-4.2‰～8.5‰，同一系統中與鉛鋅銀礦化相關的流體δDH2O值為-146.0‰～-54.5‰，δ18OH2O值為-13.9‰～13.9‰(圖8)，氫氧同位素特征顯示成礦流體主要為巖漿水來源，鉛鋅銀礦化時具有不同程度的大氣水加入，鉛鋅銀礦化流體繼承了巖漿水性質并呈現連續演化的特征。

成礦流體從巖漿中出溶的地質證據包括單相固結結構(Shannonetal.，1982；Lowenstern and Sinclair，1996)、顯微聯通晶洞構造(Candela，1997；Harrisetal.，2004；Audétatetal.，2008)等，例如典型的鉬鉛鋅銀成礦系統北美MAX礦床中，成礦巖體產出單相固結結構(Lawleyetal.， 2010)，我國東北岔路口鉬鉛鋅銀礦床的成礦巖體中產出單相固結結構、顯微聯通晶洞構造等多種記錄流體出溶的結構(李真真，2014)。Lowenstern and Sinclair(1996)指出相比于無礦巖體，成礦巖體往往經歷較大程度的巖漿、流體分異和出溶作用。同時該成礦巖體往往作為提供巨量金屬和流體的深部巖漿房的重要通道(Sillitoe，1973)，一旦通道形成，大量成礦元素將從巖漿分配至流體中(Huberetal.，2012)，例如超大型沙坪溝礦床很可能形成于流體出溶后巖漿通道中的成礦元素和揮發分的高效對流(Wangetal.，2014)。學者們對巖漿熱液流體的出溶過程進行細致研究并提出許多模型，包括氣泡由重力作用從靜態熔體中上升、流體通過多孔氣泡連接的巖漿對流(Lowenstern，1994)、礦床下部導管內巖漿自身的對流(Shinoharaetal.，1995)等。除少數報道斑巖系統中初始流體可能是高鹽度流體(>50.0%NaCleqv，Lietal.，2011)，通常認為斑巖系統初始流體為單相中低鹽度(Klemmetal.，2007，2008；Pudacketal.，2009；Allanetal.，2011)，而后期普遍發育的含石鹽子晶包裹體和富氣相包裹體則是由該初始流體發生沸騰或不混溶形成的(Rusketal.，2008)。

熱液脈體可記錄成礦流體演化過程中溫度、鹽度、成分等信息的變化。斑巖型礦床中，熱液脈體通常可分為早期含磁鐵礦的M脈(Arancibia and Clark，1996；Ulrich and Heinrich，2002)、彎曲的A脈(Gustafson and Hunt，1975)、EB(黑云母)脈(Gustafson and Quiroga，1995)，主成礦期的B脈和D脈(Gustafson and Hunt，1975)，以及成礦晚期的G脈(李光明等，2007)、石英-綠泥石脈(Sillitoe，2010)等。

目前鉬鉛鋅銀成礦系統各階段的流體溫度、鹽度特征具有較多報道(沙坪溝，Nietal.，2015；東溝，Yangetal.，2015；千鵝沖，Yangetal.，2013；魚池嶺，Zhangetal.，2014；岔路口， Liuetal.，2014； Lietal.，2019；治嶺頭，Wangetal.，2017a；曹四夭，Wangetal.，2017b)，但整個系統的演化過程、初始流體特征及成礦元素含量等方面精細研究仍較為薄弱。對早期A脈的研究表明，單一斑巖鉬礦床的初始流體通常為單相中低密度流體，例如Questa斑巖鉬礦的最早期流體為單相含CO2的低鹽度流體(～7% NaCleqv，Klemmetal.，2008)，單相流體可能具有～100×10-6的金屬鉬含量(Audétat and Li，2017)。鉬鉛鋅銀系統的A脈也呈現高溫單相中低密度流體特征(例如岔路口，金露英，2016；Lietal.，2019)。伴隨著減壓沸騰作用、大氣水加入、流體冷卻以及水巖反應的進行，成礦流體常形成大規模的鉀硅酸鹽蝕變以及絹英巖化蝕變，并發生大規模的鉬礦化，沉淀出含輝鉬礦的B脈，其溫度區間通常在300～450℃(楊永飛等，2009；Lawleyetal.，2010；Lietal.，2019)。該流體持續降溫，混入較多大氣水后，則會形成粘土化蝕變以及外圍的青磐巖化蝕變，并發生淺部的脈狀鉛鋅銀礦化，形成含閃鋅礦-方鉛礦的D脈或者寬幾米至幾十米的大脈，該階段的流體呈現中低溫中低鹽度的特征，溫度區間在175～320℃，鹽度區間在0.6%～5.5%NaCleqv (Larson，1987；Lawleyetal.，2010；Lietal.，2019；王瑩等，2019)。

8 金屬沉淀和分帶

攜帶大量成礦金屬元素的流體自出溶后的演化過程則是理解沉淀機制的關鍵。巖漿熱液流體在氣液相的分離過程中，大部分的Zn、Pb、Mo、Ag等金屬元素傾向于進入高鹽度流體中(Ulrichetal.，2002；Heinrich，2005；Pokrovskietal.，2005；Williams-Jones and Heinrich，2005；Simonetal.，2007；Audétatetal.，2008；Nagaseki and Hayashi，2008；Pudacketal.，2009)，且成礦流體中這些成礦元素含量相近，甚至部分礦床的Zn、Pb、Ag含量比Mo含量更高，即礦床中的金屬含量和比值已預先被輸入的巖漿流體成分所確定。結合前人對單一斑巖型銅、鉬礦床，單一脈狀鉛鋅銀礦床的研究成果可知，鉬鉛鋅銀系統的金屬分帶可能受控于成礦物質從熱液流體中的依次沉淀(Audétatetal.，2000)，其觸發機制主要包括：(1)減壓所致的流體不混溶(Rusketal.，2008；Landtwingetal.，2010；Allanetal.，2011)；(2)流體降溫(Klemmetal.，2007)；(3)流體混合(Cookeetal.，2011；Songetal.，2019；Lietal.，2019)；和(4)水巖反應(Hemley and Hunt，1992; Cooke and Simmons，2000)等。(1)流體不混溶現象在斑巖礦床中常被觀察到，部分學者認為該過程導致了鉬沉淀(Lietal.，2012；Nietal.，2015)，但也有部分學者認為流體不混溶無法導致整個系統的變化，因而不會觸發金屬沉淀，但可促進鉬在鹵水中的預富集(Audétat and Li，2017)。因此，流體不混溶現象與金屬沉淀的關系仍需進一步厘定。(2)流體冷卻可以造成鉬溶解度下降，驅動鉬沉淀(Ulrich and Mavrogenes，2008)，Questa斑巖鉬礦的研究結果支持這一觀點，氣液相分離后成礦流體溫度從420℃降低到360℃，在不到100℃的溫度區間內，沉淀了99%的金屬鉬(Klemmetal.，2008)。(3)大氣水加入并與巖漿熱液流體混合所導致的流體溫度下降可能是控制岔路口礦床大量輝鉬礦的集中沉淀的關鍵因素(Lietal.，2019)。(4)沙讓斑巖鉬礦利用H-O同位素模擬水巖反應過程，認為成礦流體與圍巖的相互作用，可能控制著鉬的沉淀(趙俊興，2013)。此外，Bingham Canyon斑巖銅-鉬-金礦床時空上銅和鉬兩種金屬的分離，被認為受控于成礦流體性質的改變，早期銅階段成礦流體較氧化且中性，而晚期鉬階段成礦流體則更還原且較酸性(Seoetal.，2012)，磁鐵礦等氧化性礦物的沉淀可導致成礦流體氧逸度的下降進而引發金屬的沉淀(Sunetal.，2004，2013； Liangetal.，2009)。因此酸堿度和氧化還原態等物理化學條件的變化，可能也是控制鉬沉淀的重要因素。

Pb、Zn、Ag等金屬元素能比Mo在更低的溫度下保持溶解狀態(Woodetal.，1987；Hemleyetal.，1992)。從Mo沉淀至Pb、Zn、Ag等元素沉淀，其溫度區間具有連續降低的趨勢，說明金屬元素的分帶，受控于流體降溫過程。此外，前已述及，水巖反應過程及大氣水混合作用對于Mo、Pb、Zn、Ag等元素的沉淀也具有控制作用，因此空間上Mo、Pb、Zn、Ag的分帶，可能受控于流體演化過程中，各種地質作用的綜合疊加效應。另外，由于巖漿熱液流體可能并未包含足夠的硫來沉淀所有金屬元素(Audétatetal.，2000)，硫的濃度和主要的親銅元素(Cu，Fe)通常在同一數量級上(Seoetal.，2012)，因此不同金屬之間對于硫的競爭作用，可能對于元素分帶也起了重要作用。

9 成礦系統的勘查指標

通過分析同一成礦系統內斑巖鉬礦與脈狀鉛鋅銀礦的特征、關聯性及勘查歷史，本文重點分析該成礦系統勘查工作的指示依據，尤其是借助已查明的淺部脈狀鉛鋅銀礦，來尋找指示深部斑巖鉬礦存在與否的勘查線索。以岔路口鉬鉛鋅銀礦勘查工作(孟昭君等，2011)為例，該礦床首先進行地球化學勘查發現Mo、Zn、Pb、Ag等元素異常，濃集中心明顯且分帶好，進一步實施地球物理測量，表明河東區激電中梯為低阻高極化異常、高精度磁法負磁異常，經探礦工程驗證，槽探揭露出淺部脈狀鉛鋅銀礦體；向深部驗證過程中，鉆探揭露出規律性的斑巖型礦床蝕變分帶特征且鉬品位較高，通過調整勘查思路，成功探獲深部超大型斑巖鉬礦床。此外，其他典型鉬鉛鋅銀成礦系統例如沙坪溝(張懷東，2018)、千鵝沖(李法嶺，2011)、東溝(王令全等，2014)、永定新村(韓勝康，2008)等礦床的勘查發現過程(表5)，也均包括化探研究揭示Mo、Pb、Zn、Ag 等元素濃集和套合、物探資料研判、巖漿巖成礦專屬性、斑巖成礦理論、指示性礦物、構造控礦機制等共性特點和步驟。

通過分析多個礦床實例的地球化學和地球物理勘查過程(表5)，構造、巖相特征(表6)，且結合前述該成礦系統的主要地質、地球化學特征及研究成果，本文總結出可能存在鉬鉛鋅銀成礦系統的若干地球化學-地球物理-地質特征指標(表7)如下：(1)化探結果中Mo、Pb、Zn、Ag等元素濃度高且套合好；(2)物探資料判斷深部存在巖體，且顯示面狀夾線狀的激電異常；(3)存在一些淺部優勢方位的構造帶，例如次級斷裂等，深部為面狀應力均一體；(4)通常存在高分異的花崗質巖株、巖脈及相關的同期火山巖；(5)熱液蝕變自淺向深具有向高溫蝕變礦物變化的趨勢；(6)可能存在螢石等指示礦物；(7)可能存在輝鉬礦-閃鋅礦復合脈體；(8)淺部硫化物具有高Mo含量、高Mo/Ag-Bi/Sb和Mo/Pb-Sn/Sb比值(金露英等，2015)，輝鉬礦微量元素中具有較高的Pb和Zn含量(Renetal.，2018b)。

應用上述提出的指標，當實際勘查中已發現脈狀鉛鋅銀礦化，且經綜合分析確定目標為尋找同一成礦系統的斑巖鉬礦床時，本文建議可從以下方面進一步核查：(1)研究化探結果揭示的Mo與Pb、Zn、Ag、Sb等元素的套合和同心分布特征，分析元素濃度的變化方向；(2)研究物探結果揭示的深部異常體位置，判斷巖體存在的實際位置；(3)檢查礦床構造特征，即斷裂構造和褶皺的構造幾何學、運動學和動力學特征，查明控礦構造，研究鉛鋅銀礦化與鉬礦化因構造所可能導致的錯動或剝蝕情況；(4)研究已揭示的蝕變類型及分帶特征；(5)檢查輝鉬礦-閃鋅礦-方鉛礦復合脈體的存在情況；(6)分析淺部硫化物的微量元素特征。

10 成礦系統形成的若干因素

斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀成礦系統雖已引起越來越多的關注，但兩類礦化的成因聯系，兩者的共生和分離要素研究尚處于起步階段，綜合前文已述的單一斑巖鉬礦、單一脈狀鉛鋅銀礦、斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀系統的基本特征，本文對于成礦系統形成的促進因素和保存條件的若干要素初步提出以下考量。

(1)高分異、高演化、高氟的花崗質巖漿。形成斑巖鉬礦的巖漿多為過鋁質中酸性-酸性的鈣堿性巖漿或堿性巖漿(Westra and Keith，1981；Cartenetal.，1993)，與鉛鋅銀礦化相關的巖漿性質多為中酸性的花崗質巖漿，與鉬鉛鋅銀成礦系統相關的則多為高硅高堿高鉀高分異的鈣堿性花崗質巖石。因此，演化程度較高的酸性花崗質巖漿可能與該系統更密切相關。同時，大部分鉬鉛鋅銀成礦系統的巖漿-流體具有高氟特征，例如普遍產出螢石及富氟云母等礦物、巖體具有較高氟含量等(例岔路口礦床，沙坪溝等)。氟元素可起源于與鉬元素一致的源區，前人研究發現氟元素來源，包括裂谷作用有關的軟流圈地幔(Parteyetal.，2009)，堿性巖漿或花崗質巖石的熔融(Van Alstine，1976；Salletetal.，2005；Agangietal.，2010)，以及富氟礦物例如磷灰石、角閃石、金云母等礦物熔融 (Van Alstine，1976；McLemoreetal.，1998)等。

表5 典型斑巖鉬-脈狀鉛鋅銀成礦系統的主要勘查過程

氟在巖漿結晶、流體出溶及元素運輸過程中起到了重要作用。在巖漿結晶階段，氟可以降低固相線溫度和熔體的粘度/密度(Manning，1981；Websteretal.，1987；Wyllie and Tuttle， 1961)。在巖漿-熱液過渡階段，Chang and Meinert(2004)對Empire 銅鋅矽卡巖的研究發現，氟降低了熔體的固相線溫度，進而改變了熱液流體出溶的時間、溫度及持續時長，高氟含量所致的低流體出溶溫度，促進了近源鋅礦化的形成。熔體中氟含量高，還可促進出溶流體中包含更多水和氯等這些利于金屬運移的配位劑(Holtzetal.，1993；Seward and Barnes，1997；Webster，1997；Webster and Rebbert，1998；Wood and Samson，1998)。因此，較高的氟含量對于鉬鉛鋅銀系統出溶流體的元素預富集、延長出溶時長、降低出溶溫度，都可能起到積極的影響。

(2)具有活躍的巖漿-熱液系統。流體出溶過程中的大規模巖漿-熱液系統，其成礦元素和揮發分元素高效對流有助于大規模礦化形成(例如沙坪溝，Wangetal.，2014)，之后流體演化過程中流體大尺度遷移并萃取圍巖中的成礦物質(毛景文等， 2009)，可能更有利于鉬鉛鋅銀成礦系統發育。

(3)具有充足的成礦元素供給。斑巖型礦化的形成，通常需要大量的金屬元素及成礦熔體(Hedenquistetal.，1998)。例如形成Questa礦床鉬儲量0.24Mt，至少需要60Gt或25km3的鉬含量為4×10-6的熔體(Klemmetal.，2008)； 沙坪溝礦床鉬資源量2.43Mt，至少需要500km3的巖漿貢獻足量鉬(Wangetal.，2014)。脈狀鉛鋅銀礦化的形成，也需從成礦巖漿中或者從圍巖地層中萃取大量成礦元素(Riceetal.，2007；Subíasetal.，2010)。因此足夠的巖漿補給量或高成礦元素的地層單元將提供足量的鉬及鉛鋅銀元素，是鉬鉛鋅銀成礦系統形成的先決條件。而對于硫含量，前人對流體中成礦元素含量的微區分析可知，流體中也常具有較高的鉛鋅含量且甚至高于鉬元素含量，例如Questa鉬礦流體中Mo含量為6×10-6～90×10-6，Zn含量為340×10-6～1900×10-6(Klemmetal.，2008)；Bingham 銅鉬金礦床流體中Cu含量為560×10-6～10000×10-6，Mo含量為7×10-6～470×10-6，Zn含量為2100×10-6～5500×10-6(Seoetal.，2012)。然而，即使成礦流體中具有大量金屬元素，受限于是否具有足量硫元素及不同金屬之間對于硫的競爭作用，成礦流體中的金屬元素并不能全部沉淀(Audétatetal.，2000；Seoetal.，2012)。因此在具有足量鉬鉛鋅銀元素供給的情況下，金屬沉淀階段是否有足量的硫也是形成成礦系統的關鍵。

表6 典型斑巖鉬礦-脈狀鉛鋅銀成礦系統和僅有斑巖鉬礦實例中同期巖漿活動和構造因素總結

表7 典型斑巖鉬礦、脈狀鉛鋅銀礦床和鉬鉛鋅銀成礦系統的若干地球化學-地球物理-地質指標

(4) 具有適宜的構造條件(包括同期火山機構發育或同期巖體侵位可能有利于成礦系統形成)。斑巖型礦床通常與區域性構造相關(Sinclair，2007)，例如北美西部Rio Grandelie裂谷系統產出一系列斑巖鉬礦床，脈狀礦化的發育則常與斷裂的發育密切相關。因此次級構造交匯及斷裂構造更發育的部位，可提供容礦空間，更適宜成礦系統發育(秦克章等，1990；秦克章，1998)。綜合多個典型礦床鉬鉛鋅銀成礦系統特征可知，多數成礦系統發育同期火山機構或多期侵入體(表6)。Sillitoe(1994)根據對斑巖銅礦-高硫型淺成低溫金-銀礦研究，認為同成礦期巖體侵位或火山熱液系統減弱等導致的扇形坍塌，會令熱液系統在1Ma的生命周期內古地表下降1km，引起大氣水大量進入巖漿環境并造成流體壓力下降，最終有助于形成斑巖型礦化與淺成低溫金銀或者賤金屬礦化的套合。

(5) 較好的保存條件。礦床形成后可能會經受后期構造改造、錯動、傾斜或者剝蝕破壞等，例如Ann-Mason斑巖銅礦受后期改造，礦床向西傾斜了約90°，令該礦床古深度1～6km的蝕變-礦化特征出露于近地表(Dilles and Einaudi，1992)，其他例如Robinson斑巖銅金礦等多個礦床形成后傾斜了至少約50°，影響古垂向深度超過3km(Seedorffetal.，2005)， 新疆包古圖斑巖銅礦形成后曾經歷了約8km的抬升剝蝕過程(Lietal.，2014a)。因此斑巖鉬鉛鋅銀成礦系統形成后，如受后期構造影響也可能導致斑巖鉬或者鉛鋅銀礦化傾斜、被剝蝕或錯動，相對較小的構造改造才能令完整的成礦系統得以保存且識別。

11 存在問題及研究展望

(1)為了確切地建立典型斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀系統，鉛鋅銀礦化形成時限的精確厘定是非常重要的工作。目前對鉛鋅成礦年齡多用閃鋅礦-黃鐵礦Rb-Sr/Re-Os同位素(Lietal.，2015；Liuetal.，2019；Tangetal.，2019)、絹云母Ar-Ar同位素(范海洋等，2018)、螢石-方解石Sm-Nd同位素(Xuetal.，2015；Walteretal.，2018) 進行定年。其中，硫化物Rb-Sr等時線年齡準確與否，需要可靠的數據驗證硫化物形成時是否同位素高度均一且在相對封閉系統中演化(Wanetal.，2009)，而閃鋅礦和黃鐵礦Re-Os等時線年齡通常得到較為混亂的年齡結果，往往需要應用LA-ICP-MS面掃描技術等分辨測試礦物的Re-Mo的分布狀態，進而評估硫化物Re-Os年齡是否準確 (Hnatyshinetal.，2020)。特別是在脈狀鉛鋅銀礦床中，硫化物和脈石礦物經常顯示多期環帶結構，需要利用原位技術分辨礦物的不同期次及元素的分布狀態，進而獲得該類型鉛鋅銀礦相對準確的成礦年齡。

(2)目前雖有少量Climax型斑巖鉬礦中流體組成被揭示(Audétatetal.，2008；Klemmetal.，2008；Audétat and Li，2017)，斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀成礦系統的初始流體成礦元素、硫含量和相關配位劑元素的含量尚未得到準確限定，其與單一斑巖鉬礦化甚至其他斑巖礦床系統的初始流體在元素含量上有何差異尚未得知。在限定的鉬鉛鋅銀體系中，確定各階段流體的元素含量組成(特別是鉬鉛鋅復合脈體)，將有助于揭示斑巖成礦系統鉬鉛鋅銀成礦效率和礦質沉淀的關鍵控制因素(Kouzmanov and Pokrovski，2012)。

(3)熱液礦物的空間分布、結構和成分的研究能夠揭示成礦流體的組成、來源、演化和礦質沉淀過程(Seedorffetal.，2005；Wilsonetal.，2007)，并為實際勘查工作提供強有力的依據 (例如輝鉬礦，Ciobanuetal.，2013；明礬石，Changetal.，2011；綠簾石，Cookeetal.，2014；綠泥石，Wilkinsonetal.，2015)。而上述研究多數為斑巖銅金礦床和淺成低溫熱液礦床，典型斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀礦系統指示性礦物研究雖有嘗試 (例如岔路口硫化物，金露英等，2015；沙坪溝輝鉬礦，Renetal.，2018b)，但仍需從脈石礦物和礦石礦物多個角度厘定鉬鉛鋅銀礦成礦系統的礦物學指示標志，以期對成礦系統的勘查指標建立提供依據。

(4)由于鉬鉛鋅銀成礦系統近幾年才被識別，尚未對典型實例進行全面深入剖析，研究還很薄弱。該系統的巖漿過程，地幔和圍巖物質的參與程度及與成礦的關系；硫元素、氟、氯等配位劑元素在流體出溶-演化過程中的行為和影響作用；同期火山作用及構造作用的影響等多方面的精細成礦過程等需要更多的研究實例來支持。此外，該系統與單一斑巖鉬礦、單一熱液脈狀鉛鋅銀礦的差異及共生、分離因素也需進一步研究。

12 結語

斑巖鉬-熱液脈狀鉛鋅銀成礦系統研究的重要意義，在于深入研究斑巖鉬礦床與熱液脈狀鉛鋅銀礦床 ，乃至淺成低溫銀礦床的成因聯系，厘清巖漿-流體演化過程、蝕變-礦化過程、金屬共生及分離機制，有助于豐富鉬鉛鋅銀礦系統的成礦理論。我國東部存在大量斑巖鉬礦床(礦化點)和脈狀鉛鋅(銀)礦床(礦化點)，建立斑巖鉬-脈狀鉛鋅銀礦化的成礦模式和找礦標志，將有助于推進鉬鉛鋅銀資源的勘查工作。本文總結了該成礦系統勘探過程中幾個重要因素，包括指示性礦物與脈體組合、熱液蝕變特征、巖漿巖屬性、構造條件、物探-化探特征和淺部硫化物特征等。下一步將搜集更多相關礦床的資料進行對比分析和驗證，結合典型成礦系統中指示性礦物的相關研究，檢驗這些找礦標志是否具有普適性和推廣性，以期對淺部鉛鋅銀礦之下深部斑巖鉬礦的找礦工作，以及已知斑巖鉬礦周邊熱液脈狀鉛鋅銀礦的找礦工作有所幫助。

致謝成文過程得到了黑龍江有色地勘局706隊孟昭君高工、中國科學院地質與地球物理研究所曹明堅研究員、中國科學院青藏高原研究所李金祥研究員的幫助、指導和啟發，得到了三位審稿人的寶貴修改意見和建議，得到了期刊編輯的精心修改，使文章得以完善。在此一并致以誠摯的謝意！