滇西勐興鉛鋅礦床熱液方解石碳氧同位素、稀土元素特征及其指示意義

劉錦康，鄧明國，毛政利，王 丹，耿齊衛

(1.百色學院教育科學學院，廣西百色 533000；2.昆明理工大學國土資源工程學院，云南昆明 650031；3.百色學院管理科學與工程學院，廣西百色 533000；4.云南省地質礦產勘查院，云南昆明 650051)

滇西保山地塊是我國西南三江成礦帶重要的Fe-Cu-Pb-Zn-Ag-W-Sn及稀有金屬富集區(Hou et al.，2007)。區內發育兩類重要的鉛鋅礦床，即核桃坪(大型)、蘆子園(超大型)及金廠河(中-大型)等遠程矽卡巖型Pb-Zn礦床(黃華等，2014；Chen et al.，2017；鄧明國等，2018)和勐興(大型)、西邑(大型)及東山(中型)等低溫熱液型Pb-Zn礦床(肖昌浩，2013；高海軍，2017)，顯示出較大的鉛鋅找礦潛力。其中，勐興鉛鋅礦床因其含礦帶走向延伸長(約10 km)、礦體數量多(共41個)、礦石品位高(Pb+Zn的平均品位為12.12%)及伴生有用金屬元素多(Ge、Cd、Ag、Tl、Bi)等特點而備受地質工作者矚目，已成為研究保山地塊內系列同類低溫熱液礦床的典型代表。前人主要對該礦床進行了礦床地質特征(杜再飛，2014；袁蓉等，2016)、成礦地質條件(李文樺等，1985；楊開軍等，2016)和找礦預測(王家仁，2014)等方面的研究，但在有關成礦流體來源、成礦物化條件方面的研究至今未見報道，并且對該礦床的成因也存在Sedex型(楊開軍等，2016)、沉積-改造型(李文樺等，1985)和MVT型(Ye et al.，2011)等不同認識。產生上述分歧的主要原因：一是礦體順層產出的特征與層控礦床的特征相似；二是該礦床的科研工作相對滯后，對厘定礦床成因的科學證據不足。

成礦流體作為遷移成礦元素的載體，是研究礦床成因的關鍵所在(池國祥和賴健清，2009)。近年來，金屬礦床中含鈣熱液非金屬礦物(方解石、螢石等)的稀土元素地球化學在示蹤成礦流體來源與演化等方面，得到了廣泛應用(Huang et al.，2010；周家喜等，2012)。熱液方解石的C、O同位素組成是示蹤成礦流體來源及演化的有效手段(Spangenberg et al.，1996；Huang et al.，2010；周家喜等，2012)。方解石是勐興鉛鋅礦床原生礦石中最為重要的非金屬礦物，其形成與熱液活動息息相關，且貫穿整個成礦過程。因而，本文在詳細進行礦床地質特征研究的基礎上，系統采集不同階段的方解石樣品，研究方解石的C、O同位素及其稀土元素地球化學特征，并與賦礦圍巖等進行對比，旨為揭示成礦流體來源及演化提供重要信息，為厘定礦床成因及認識同類礦床的成礦規律提供重要的科學依據。

1 區域地質背景

三江成礦帶是東特提斯構造域的主要組成部分，發育于青藏高原的東北緣，夾持于金沙江和班公湖-怒江兩條縫合帶間形成一條狹長的構造帶，是我國重要的19個成礦帶之一(陳毓川等，2007)。研究區所處的保山地塊是三江成礦帶內一個重要的構造單元，整體呈北部收縮南部散開的楔形體嵌布于騰沖地塊與蘭坪-思茅盆地之間，其西以高黎貢山-潞西-瑞麗斷裂為界，東以柯街-南汀河斷裂為界，向南延伸至緬甸境內與撣邦地塊相連(圖1；陶琰等，2010)。該地塊先后經歷了古、中特提斯洋的形成演化及印度-歐亞大陸的碰撞造山過程，孕育了地塊內褶皺-斷裂并茂的構造格局，為成礦提供了得天獨厚的地質條件(李文昌等，2010；Wang et al.，2016)。

圖1 保山地塊區域地質簡圖Fig.1 Regional geological sketch map of the Baoshan blocka-保山地塊大地構造位置圖(據Deng and Wang，2016)；b-保山地塊主要構造、巖漿巖及礦床分布圖(據董美玲等，2013；禹麗等，2014修改)；1-早古生代花崗巖；2-中二疊世花崗巖；3-晚三疊世花崗巖；4-早白堊世花崗巖；5-晚白堊世花崗巖；6-第三紀花崗巖；7-變質巖；8-基性巖脈；9-縫合帶；10-主要巖體及年齡；11-斷裂；12-城鎮；13-中高溫矽卡巖型Pb-Zn-Fe(Cu)多金屬礦床；14-低溫熱液型 Pb-Zn礦床a-Tectonic setting of the Baoshan block (modified from Deng and Wang,2016);b-map showing major tectonic units,granite distribution and deposits of the Baoshan block (modified from Dong et al.,2013;Yu et al.,2014)；1-Early Paleozoic granite；2-Middle Permian granite；3-Late Triassic granite；4-Early Cretaceous granite；5-Late Cretaceous granite；6-Tertiary granite；7-metamorphic rocks；8-mafic dikes；9-suture zone；10-main rock mass and age；11-fault；12-city/county/town；13-medium to high temperature skarn-type Pb-Zn-Fe (Cu) polymetallic deposits；14-hydrothermal- type Pb-Zn deposit

區域地層由變質基底和沉積蓋層構成。下伏基底地層主要為震旦系-中寒武統公養河群，由淺變質砂巖和泥質板巖，上部夾少量火山碎屑沉積巖組成(楊學俊等，2012)；上覆沉積蓋層由于受特提斯造山活動的影響導致中二疊統-下三疊統和上侏羅統-白堊系缺失，其余出露地層巖性主要為半深海-濱海相沉積的泥沙頁巖和碳酸鹽巖建造。其中賦存于古生代碳酸鹽巖地層中的熱液鉛鋅礦是保山地塊內極為重要的礦床類型，以蘆子園、核桃坪、勐興、東山及西邑等鉛鋅礦床為代表(圖1)，地層及巖性控礦特征明顯。

區內構造廣泛發育，以SN向、NE向(或NNE向)及NW向的褶皺和斷裂為主，其中斷裂以高黎貢山斷裂、柯街斷裂及南汀河斷裂等為代表；褶皺主要有永德-鎮康復背斜、保山-施甸復式背斜、姚關-酒房復式向斜等以及一系列次級褶皺，與斷裂聯合控制了區內地層、巖漿巖及礦床的分布。且在深大斷裂與復式褶皺交匯部位形成了一系列鉛鋅礦床，如蘆子園礦床產于南汀河斷裂與蘆子園復背斜交匯部位(夏慶霖等，2005)。勐興礦床產于怒江斷裂與姚關-酒房復式向斜交匯處(王家仁等，2015)等，褶皺和斷裂組合控礦特征明顯。

區內花崗巖漿活動具幕式、階段性演化的特點，從古生代-新生代均有花崗巖出露。主要有早古生代平河花崗巖(448～502 Ma；Dong et al.，2013)和雙脈地花崗巖(447～468 Ma；Li et al.，2015)、中三疊世耿馬花崗巖(230～232 Ma；聶飛等，2012)、早白堊世志本山花崗巖(127±2 Ma；陶琰等，2010)、晚白堊世柯街花崗巖(93 Ma；陶琰等，2010)及新生代樺桃林花崗巖(60～66 Ma；董美玲等，2013)等多期巖體。其中，早白堊世花崗巖漿活動被認為與區內的蘆子園、核桃坪和金廠河等矽卡巖型鉛鋅鐵銅多金屬礦床的成礦作用有密切的成因聯系(陶琰等，2010；Yang et al.，2013；Xu et al.，2019)，但至今尚未發現與這些礦床有直接成因聯系的花崗巖體。

2 礦床地質特征

勐興鉛鋅礦床受近SN向的勐興次級向斜和產于志留系中統上仁和橋組下段的層間破碎帶聯合控制。該向斜核部為中三疊統(T2)，兩翼依次對稱出露中泥盆統(D2)，下泥盆統(D1)，上志留統(S3)，中志留統上仁和橋組上段(S2r2)，中志留統上仁和橋組下段(S2r1)，下志留統(S1)及奧陶系(O)。褶皺軸向為NE 向(15°～30°)，其具西翼東傾，東翼西傾及從翼部向核部傾角增大等特點。層間破碎帶多形成于由千枚巖向灰巖過渡、近灰巖一側，其產狀與地層產狀一致，具有張扭性的特點。礦區內斷層整體規模較小，以發育早期近SN向和晚期近EW向的兩組斷裂為特征。前者以F1和F10斷裂為代表，均為壓扭性斷裂。其中F10斷裂規模相對較大，其產狀與地層產狀較為一致，表現為近SN向的弧形彎曲延伸，傾向西，傾角>45°，可能為該礦床成礦前形成的導礦斷裂(陳飛，2018)。后者以F2～F6張扭性斷裂為代表，多沿EW向橫切近SN向的地層和礦體，為成礦后的破巖破礦構造(圖2)。

礦體呈層狀、似層狀及透鏡狀順層產于志留系中統上仁和橋組下段的結晶灰巖和生物碎屑灰巖中，尤其在灰巖與含炭千枚巖的接觸界面近灰巖一側礦體富而厚。該礦床礦化規模相對較大，但礦體厚度總體較小。礦體走向和地層一致，呈波狀彎曲延伸達10 km，由南到北，總體呈現由NE向逐漸變為近SN向，傾向相應由NW向變為近W向，控制傾向延伸約800 m(未見底)。傾角變化大，介于35°～80°之間，總體呈現下陡上緩的特征。“一層為主、多層礦化、尖滅再現及分枝復合現象”是勐興礦床礦體產出的典型特征。迄今，礦區范圍內已勘探控制了41個礦體(其中13個礦體已開采耗盡)，探獲Zn+Pb金屬量達1.02 Mt(大型)，是保山地塊內同類熱液礦床中(勐興、西邑、東山和擺田礦床)探明儲量最大的礦床。

該礦床礦物組合簡單(圖3)，金屬礦物主要為閃鋅礦和方鉛礦，次為黃鐵礦，少量毒砂和黃銅礦；非金屬礦物以方解石為主，次為重晶石和石英，少量絹云母。礦石結構主要有細粒結構、膠結結構、交代殘余結構等；礦石構造以角礫狀構造、脈狀-網脈狀構造、浸染狀構造、條帶狀構造及塊狀構造等為主。主要金屬礦物特征如下：

(1)閃鋅礦是礦石中最主要的金屬礦物。根據礦物顏色、顆粒大小及穿切關系，可將閃鋅礦分為兩個世代：世代Ⅰ閃鋅礦形成于熱液早期，主要為紅棕色-淺棕色它形細粒結構，粒徑變化于0.01～0.15 mm之間，集合體形態多樣，呈條帶狀、團斑狀(圖3a，b)等產出。世代Ⅱ閃鋅礦為黃棕色-米黃色，自形粗粒(粒徑0.1～0.2 mm)，半透明，與方解石、石英共生呈脈狀(圖3d)或浸染狀(圖3e)。

(2)方鉛礦是礦石中含量第二多的金屬礦物。根據礦物穿切交代關系，也可將方鉛礦分為兩個世代：世代Ⅰ方鉛礦為灰黑色細粒狀(粒徑0.01～0.15 mm)，沿圍巖的裂隙充填形成細小條紋定向分布，從而與淺棕色閃鋅礦構成條帶狀構造。世代Ⅱ方鉛礦形成相對較晚，主要為鉛灰色它形粒狀及其集合體，粒徑介于0.5～1 mm之間，普遍呈脈狀-網脈狀穿插交代黃鐵礦、閃鋅礦，形成交代-殘余結構(圖3i)。

(3)黃鐵礦以淺黃色，高硬度，高反射率(50%±)，均質性為鑒定特征。沉積期黃鐵礦主要呈它形細粒狀星散分布，但分布不均勻，往往于閃鋅礦、方鉛礦組成的層紋中較為富集，有時沿圍巖的層理面聚集形成黃鐵礦薄層，并被閃鋅礦、方鉛礦包裹膠結。該類黃鐵礦保留了沉積期的結構特征，如球粒結構、細粒結構等(圖3g)。在熱液成礦早期，部分黃鐵礦發生重結晶作用，形成了斑狀變晶結構、放射狀變晶結構，在一些變晶中，同構造變形而破碎，而后又經歷了變質加大作用，形成一個鑲邊(圖3g)，可見方鉛礦、閃鋅礦沿其破碎裂隙充填交代(圖3h)。

圖3 勐興鉛鋅礦床礦石結構構造Fig.3 Textures and structures of ores from the Mengxing Pb-Zn deposita-團塊狀方解石，閃鋅礦Ⅰ沿方解石Ⅰ邊緣生長；b-團塊狀方解石，閃鋅礦Ⅰ呈小團塊狀與方解石Ⅰ共生；c-方解石Ⅰ的解理發生了柔性彎曲(透射光)；d-脈狀方解石，閃鋅礦Ⅱ與方解石Ⅱ緊密共生；e-閃鋅礦Ⅱ與方解石Ⅱ緊密共生呈浸染狀構造；f-方解石Ⅱ發育平直密集的解理(正交光)；g-具加大邊的重結晶黃鐵礦(反射光)；h-閃鋅礦Ⅱ和方鉛礦Ⅱ沿塊狀黃鐵礦的裂隙充填(反射光)；i-方鉛礦Ⅱ穿切交 代閃鋅礦Ⅰ(反射光)a-lumpy calcite,sphalerite I growing along margin of calcite I;b-lumpy calcite,sphalerite I coexisting with calcite I;c-cleavage of calcite I with ductile bending (transmission light);d-vein calcite,sphalerite II coexisting with calcite II;e-sphalerite II as disseminated coexisting with calcite II;f-calcite II with straight and dense cleavage (orthogonal light);g-recrystallized pyrite with enlarged edges (reflected light);h-sphalerite II and galena II filled with the fissure of block pyrite (reflected light);i-sphalerite I cut and replaced by galena II (reflected light)

礦床圍巖蝕變類型多樣，主要有方解石化、重晶石化、硅化及絹云母化等。但蝕變強度較弱，通常分布于礦體和近礦圍巖中，且距礦體由近及遠逐漸減弱，與區內的西邑、東山等礦床具有相似性。其中方解石是勐興礦床中分布最廣的蝕變礦物，其與熱液活動息息相關，且貫穿整個成礦過程，是該礦床的重要找礦標志。根據野外、手標本及鏡下產出特征，可將方解石分為兩個階段。階段Ⅰ方解石普遍呈團塊狀與閃鋅礦密切共生(圖3a,b)。鏡下特征顯示：方解石受應力作用呈不同程度的破碎(碎塊狀、碎斑狀、糜棱狀)。在方解石碎塊中，可見解理、雙晶紋發生柔性彎曲(圖3c)。階段Ⅱ方解石為粗晶結構，與階段Ⅱ閃鋅礦共生，呈脈狀產出(圖3d)。鏡下觀察發現，該類方解石發育平直密集的解理，且與閃鋅礦彼此鑲嵌形成共結邊結構(圖3f)。根據成礦地質條件、礦體產出特征、礦石組構特征、礦物共生組合及穿插關系，可將勐興鉛鋅礦床的成礦作用劃分為一期：熱液成礦期，兩階段：階段Ⅰ(閃鋅礦-方鉛礦-黃鐵礦-方解石-石英階段)和階段Ⅱ(方鉛礦-閃鋅礦-方解石-重晶石-石英階段)，其礦物生成順序如圖4。

圖4 勐興鉛鋅礦床礦物生成順序Fig.4 Generation sequence of various minerals in the Mengxing Pb-Zn deposit

3 樣品采集及分析方法

本次研究所需的方解石樣品均采自勐興鉛鋅礦床Ⅲ1礦體的不同中段，在詳細劃分方解石形成先后的基礎上，系統采集了不同階段具有代表性、典型性的10件方解石(階段Ⅰ6件，階段Ⅱ4件)和4件結晶灰巖樣品進行研究。首先采用常規方法將新鮮樣品破碎并過篩，選取粒徑在60～80目間的樣品洗凈、烘干后在雙目顯微鏡下挑純(純度優于99%)，然后再用蒸餾水清洗方解石單礦物樣品，低溫烘干，最后將烘干后的單礦物樣品在瑪瑙研缽中磨成200目粉末，送至中國地質科學院國家地質實驗測試中心進行測試分析。C、O同位素采用連續流動質譜100%磷酸法，分析精密度δ13C為±0.2‰(2σ)，δ18O為±0.4‰(2σ)，實驗采用Vienna Pee Dee Belemnite(V-PDB)作為標準，δ18OSMOW=1.03086 ×δ18OPDB+30.86；方解石中的稀土元素含量采用ICP-MS方法進行定量測試，所用儀器型號為德國ThermoFisher公司生產的X-series。詳細分析方法和流程見Qi et al.(2000)，分析誤差優于5%。

4 分析結果

4.1 方解石C-O同位素組成特征

表1為勐興鉛鋅礦床熱液方解石C、O同位素組成分析結果，可見以下特征：

表1 勐興鉛鋅礦床方解石及圍巖碳、氧同位素組成(‰)

(1)勐興鉛鋅礦床中熱液方解石的C、O同位素組成相對均一，階段Ⅰ方解石的δ13CPDB值介于-1.15‰～-0.20‰之間，極差0.95‰，平均-0.60‰(n=6)；δ18OSMOW值變化于16.90‰～19.50‰之間，極差2.60‰，均值為18.18‰(n=6)。階段Ⅱ方解石的δ13CPDB值變化范圍為-2.20‰～-1.09‰之間，極差1.11‰，均值為-1.55‰(n=4)；δ18OSMOW值介于15.35‰～16.60‰之間，極差1.25‰，均值為16.09‰(n=4)。

(2)與不同階段方解石的C、O同位素組成特征相比，結晶灰巖具有最高的δ13CPDB值(-0.06‰～2.37‰，平均0.97‰，n=4)和δ18OSMOW值(17.46‰～22.20‰，平均19.18‰，n=4)。除樣品300-11外，其余結晶灰巖的δ18OSMOW值未落入圖5中的海相碳酸鹽巖區域(δ13CPDB=0±4‰，δ18OSMOW=20‰～24‰；Hoefs，2015)，與圍巖為沉積碳酸鹽巖的地質特征不符；

(3)從階段Ⅰ到階段Ⅱ，方解石的δ13CPDB值和δ18OSMOW值均呈下降趨勢且略低于圍巖碳酸鹽巖。在δ13CPDB-δ18OSMOW同位素圖解中(圖5)，各階段方解石的δ13CPDB值與δ18OSMOW值投點沿海相碳酸鹽巖溶解作用趨勢線呈近水平分布于海相碳酸鹽巖與火成碳酸鹽巖區域之間，近海相碳酸鹽巖一側。

續表1

圖5 勐興鉛鋅礦δ13CPDB-δ18OSMOW圖(底圖據劉家軍等，2004)Fig.5 δ13CPDB versus δ18OSMOW diagram of the Mengxing Pb-Zn deposit(modified from Liu et al.，2004)

4.2 方解石稀土元素特征

方解石及圍巖的稀土元素含量及特征參數見表2，利用球粒隕石Taylor and McLennan(1985)數據進行標準化，得到不同階段方解石及圍巖樣品的稀土元素配分模式。由表2和圖6可看出：

圖6 勐興礦床方解石稀土元素配分模式圖Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns of calcite from the Mengxing deposit

表2 勐興礦床方解石及圍巖稀土元素含量(×10-6)及特征參數

(1)階段Ⅰ方解石中的稀土總量(∑REE=(19.9～93.0)×10-6，不包括Y，下同)相對較低，LREE(La～Sm)值為(17.9～85.6)×10-6，HREE(Gd～Lu)值為(1.95～7.34)×10-6，LREE/HREE值為6.47～11.7，(La/Yb)N值(7.13～18.9)，顯示輕稀土富集。(La/Sm)N值為3.42～5.35，大于(Ga/Yb)N值(1.52～3.35)，表明輕稀土的內部分餾程度比重稀土明顯。且有明顯的負Eu異常(δEu=0.59～0.95)，無明顯的Ce異常(δCe=0.96～1.12)，稀土配分模式為右傾型。

(2)階段Ⅱ方解石中的稀土總量(∑REE=(56.4～185)×10-6相對較高，LREE值為(41.5～133)×10-6，HREE值為(14.9～52.4)×10-6，LREE/HREE值為2.53～2.97，(La/Yb)N變化范圍為1.36～1.64，顯示輕稀土相對富集但輕重稀土的分餾程度不如階段Ⅰ方解石明顯。(La/Sm)N值為0.73～1.02，小于(Ga/Yb)N值(介于1.27～2.12之間)，表明重稀土的內部分餾程度比輕稀土顯著。發育明顯的負Eu異常(δEu=0.55～0.78)和明顯的正Ce異常(δCe=1.22～1.83)，稀土配分模式為相對平坦的右傾型(或“M”型)。

續表2

5 討論

5.1 成礦流體中C的來源及演化

在以碳酸鹽巖為賦礦圍巖的鉛鋅礦床中，C同位素組成不僅可以示蹤成礦流體中C的來源，也可以為水-巖反應過程提供重要信息(Spangenberg et al.，1996；Huang et al.，2010)。在勐興鉛鋅礦床中，圍巖碳酸鹽巖的δ13CPDB值(-0.06‰～2.37‰，平均0.97‰，n=4)與巖漿源碳(δ13CPDB=-9‰～-1‰；Nelson et al.，1988)及各類巖石中有機碳(δ13CPDB=-30‰～-15‰，平均-22‰；Ohmoto，1972)的差別較大，而介于海相碳酸鹽巖的碳同位素組成變化范圍內(δ13CPDB=0±4‰)；且其δ18OSMOW值(17.46‰～22.20‰，平均19.18‰，n=4)略低于海相碳酸鹽巖(δ18OSMOW=20‰～24‰)(Hoefs et al.，2015)。這可能表明成礦流體為低δ18O值的流體，在水-巖反應過程中，不斷與圍巖發生同位素交換，導致圍巖碳酸鹽的δ18O值低于正常海相碳酸鹽巖，從而在δ13CPDB-δ18OSMOW同位素圖解中(圖5)，圍巖的投點偏離正常海相碳酸鹽巖范圍。

階段Ⅰ、階段Ⅱ方解石的C、O同位素組成相對均一。其δ13CPDB值介于-2.20‰～-0.20‰之間，平均-0.98‰(n=10)，遠高于巖漿源及各類巖石中有機質的碳同位素組成，而介于海相碳酸鹽巖的碳同位素組成變化范圍內，表明成礦流體中的碳主要來源于圍巖碳酸鹽巖的溶解；而其δ13CPDB和δ18OSMOW值從階段Ⅰ→階段Ⅱ呈下降趨勢且均低于圍巖碳酸鹽巖。在δ13CPDB-δ18OSMOW同位素圖解中(圖5)，階段Ⅰ和階段Ⅱ方解石的各投點沿海相碳酸鹽巖溶解作用趨勢線分布于海相碳酸鹽巖與火成碳酸鹽巖區域之間且更靠近海相碳酸鹽巖區，進一步表明方解石中的碳主要來源于圍巖碳酸鹽巖的溶解作用，且這種下降趨勢可能由在階段Ⅲ成礦流體在與圍巖反應之前由CO2熱液去氣作用造成(劉陽等，2021)。

5.2 REE示蹤成礦流體來源及演化

熱液方解石是勐興鉛鋅礦床原生礦石中最為主要的脈石礦物，其形成貫穿整個成礦過程。在成礦流體中稀土元素主要以絡合物形式遷移。REE3+離子半徑(0.0861～0.1032 nm)與Ca2+的離子半徑(0.100 nm)大致相近，而與Fe2+、Zn2+、Pb2+的離子半徑(分別為0.074 nm、0.065 nm 和0.119 nm)相差較大，故成礦流體中REE3+離子可大量通過類質同象替代進入方解石而非金屬硫化物中。因而，熱液方解石的稀土元素地球化學特征可代表成礦流體的稀土元素地球化學特征，其變化規律為研究和示蹤成礦流體的來源及演化等提供了重要信息(周家喜等，2012)。在勐興鉛鋅礦床中，階段Ⅰ方解石的稀土含量、特征參數及配分模式與結晶灰巖較為一致，表現為具有負Eu異常的右傾型，表明階段Ⅰ方解石中的稀土主要來源于結晶灰巖；而階段Ⅱ方解石與結晶灰巖明顯不同，呈現出較高的稀土含量(∑REE=(56.4～185)×10-6)，明顯的正Ce異常及“M”型稀土配分模式，與生物碎屑灰巖較為一致(圖6；∑REE=(189.7～191.1)×10-6，δCe=1.33～2.80；楊青等，2019)。很多學者認為熱液礦物的REE相對含量主要受熱液流體中REE相對豐度的控制(Wood，1990；Lottermoser，1992；Haasetal.，1995)，據此不難得出階段Ⅱ成礦流體中的REE含量相對較高。因此，我們可以認為階段Ⅱ成礦流體流經生物碎屑灰巖，萃取了大量的稀土元素，形成了富REE的成礦流體。此外筆者應用閃鋅礦微量元素含量間的經驗公式(Frenzel et al.，2016)，獲得階段Ⅱ的成礦溫度相對較高(劉錦康，2020)，這有利于稀土離子與鈣離子發生類質同象，導致大量稀土元素進入階段Ⅱ方解石中。所以，階段Ⅱ方解石的稀土含量和配分模式是富REE的成礦流體及相對較高的成礦溫度共同耦合所致。

近年來，由于Y3+和Ho3+具有相似的離子性質而在許多地質過程中保持一致的地球化學行為，兩者的比值(Y/Ho)常不發生改變而被廣泛用于研究成礦流體來源和現代海底熱液系統(Bau and Dulski，1999；Douville et al.，1999；毛光周等，2006)。在勐興鉛鋅礦床中，閃鋅礦的Y/Ho值具有相對較窄的變化范圍，介于27.33～31.86之間，平均為30.52(n=13)(劉錦康等，2020)，而方解石的Y/Ho值變化于31.84～44.39之間，平均為35.20(n=10)。其Y/Ho值既不同于現代海水(44～74)(Bau and Dulski，1999)也不同于區域志本山、柯街及漕澗花崗巖(Y/Ho=24.53～27.48，平均25.75，n=8)(陶琰等，2010；禹麗等，2014)，而與礦區的圍巖地層(33.36～43.70，平均38.34，n=4)很相似，尤其是方解石的Y/Ho值與礦區的圍巖地層有較多的重疊部分(圖7)。因此，閃鋅礦和方解石的Y/Ho比值提供了新的證據，表明勐興礦床的成礦流體來源與沉積圍巖地層關系密切。結合已獲得的H-O同位素組成及包裹體地球化學數據(未發表)認為成礦流體主要為盆地鹵水。

圖7 勐興礦床方解石、閃鋅礦與圍巖、區域花崗巖的Y/Ho 值比較Fig.7 Comparison of Y/Ho ratios of calcite,sphalerite, wall-rock and regional granite from the Mengxing deposit 注：EPR(東太平洋洋脊)、MAR(中大西洋洋脊)、BAB(弧后盆地)和現代海水的Y/Ho值據Bau et al.(1997)、Bau and Dulski(1999)和Douville et al.(1999)；勐興礦床閃鋅礦的Y/Ho值據劉錦康等(2020)；區域花崗巖的Y/Ho值據陶琰等(2010)和禹麗等(2014)。

通常稀土元素主要為正三價，但Eu具有正二和正三兩種價態，Ce具有正三和正四兩種價態。當成礦流體的氧化還原條件發生變化時，Eu和Ce的價態也隨之改變，從而與REE3+整體保持一致或發生分離，導致含Ca熱液礦物的稀土特征參數(δEu和δCe)發生變化和稀土配分模式Ce和Eu位置處出現“峰”或“谷”(梁婷等，2007；王加昇等，2018)；而當溫度超過250℃時，Eu以二價占主導，并可能優先取代Ca2+超過其他三價稀土元素，從而表現出正Eu異常。在勐興鉛鋅礦床中，雖然階段Ⅰ方解石呈現出明顯的負Eu異常(δEu=0.59～0.95，平均0.76，n=6)和無明顯的Ce異常(δCe=0.96～1.12，平均1.02，n=6)，但其與圍巖具有相似的稀土配分模式，這可能暗示階段Ⅰ方解石繼承了圍巖的稀土元素變化特征。與階段Ⅰ方解石不同，階段Ⅱ方解石除了發育明顯的負Eu異常(δEu=0.55～0.78，平均0.70，n=4)外還具有明顯的正Ce異常(δCe=1.22～1.83，平均1.42，n=4)，這可能暗示該階段的成礦流體演化為低氧逸度的還原性流體(T<250℃)，其中的Ce以正三價為主，可大量置換Ca2+進入方解石晶格中，導致階段Ⅱ方解石富集Ce而呈現明顯的正Ce異常。

5.3 礦床成因

勐興礦床受勐興次級向斜與中志留統上仁和橋組下段生物碎屑灰巖、結晶灰巖共同控制，構造與巖性控礦特征顯著。礦體呈層狀、似層狀及透鏡狀產出，其形成明顯晚于賦礦地層(后生成礦)。礦石發育角礫狀、脈狀和網脈狀等典型構造，礦物組合簡單(閃鋅礦、方鉛礦為主，少量的黃鐵礦)、圍巖蝕變微弱及地球化學數據等特點，均與典型的MVT礦床有著眾多的相似之處。已獲得的階段Ⅱ方解石Sm-Nd等時線年齡為為124±3 Ma，表明勐興礦床的成礦作用發生于早白堊世(燕山晚期)。這個時期，位于保山地塊左側的中特提斯洋閉合，進而騰沖地塊與保山地塊發生了碰撞擠壓。在橫向力擠壓作用下，地層受力不均一，就順層產出大量層間滑脫空間和層間破碎帶，為成礦流體的運移提供了良好的通道。同時，驅動地塊中深部的盆地鹵水大規模向淺部運移，并不斷萃取地層中的成礦物質，形成成礦流體。在成礦流體運移過程中，由于物理化學條件的變化，于中志留統上仁和橋組下段層間破碎帶卸載成礦。因此，認為該礦床為MVT型，其形成與中特提斯洋閉合后騰沖地塊與保山地塊陸陸碰撞擠壓密切相關。

6 結論

(1)熱液方解石的C、O同位素組成相對均一，其δ13CPDB和δ18OSMOW值與海相碳酸鹽巖較為接近，且從階段Ⅰ→階段Ⅱ呈下降趨勢，表明成礦流體中的C主要來源于圍巖碳酸鹽巖的溶解，階段Ⅱ成礦流體在與圍巖反應之前可能已經發生CO2熱液去氣作用。

(2)成礦流體中的REE主要來源于結晶灰巖，而后生物碎屑灰巖也有所貢獻。結合已有的H-O同位素組成和包裹體地球化學特征，表明成礦流體為盆地鹵水，成礦環境為還原環境。

(3)勐興礦床地質特征、成礦背景及地球化學數據等方面均表明該礦床為MVT型。結合區域構造演化，認為其形成與中特提斯洋閉合后騰沖地塊與保山地塊陸陸碰撞擠壓密切相關。