湖南康家湾大型隐伏铅锌矿床成因探讨：流体包裹体、氢氧同位素及硫同位素证据*

李永胜 张帮禄, 3 公凡影 杜泽忠 甄世民

1. 中国地质调查局发展研究中心，北京 1000372. 自然资源部矿产勘查技术指导中心，北京 1000833. 中国地质大学(北京)，北京 100083

华南地区是我国高密集成矿区之一，特别是与花岗质岩石相关的中生代大规模成矿作用独具特色，因而引起国内学者的普遍重视(徐克勤和涂光炽, 1984; 华仁民和毛景文, 1999; 毛景文等, 1999, 2008; Huaetal., 2003; 华仁民等, 2005, 2010; 裴荣富等, 2008; 胡瑞忠等, 2010; 陈毓川和王登红, 2012; 李晓峰等, 2013)。华南地区有色金属、稀有和重稀土金属资源十分丰富，拥有世界第一的W、Sn、Sb、Bi资源储量和全国第一的Cu、稀有金属资源储量，且Au、Pb、Zn、Ag等矿种的储量在全国也名列前茅(胡瑞忠等, 2010)。尽管该区Pb-Zn和W-Sn矿床在成矿元素组合、赋矿地层及与之相关的岩浆岩属性等方面均有显著差异(徐克勤等, 1983; Huaetal., 2003)，但Pb-Zn和W-Sn发生大规模成矿作用的时间较为集中且基本一致(160～150Ma)，故而成矿作用亦被普遍认为与华南中生代岩石圈伸展-减薄构造背景有关(毛景文等, 2004, 2008; Pengetal., 2006; 彭建堂等, 2008; 胡瑞忠等, 2010; 左昌虎, 2015; 黄金川, 2016; Yangetal., 2016)。

水口山Pb-Zn-Au(Ag)矿田位于湖南衡阳盆地南缘，大地构造上处于扬子板块与华夏板块晚古生代碰撞拼接带内(即钦-杭成矿带)(图1;毛景文等, 2011)。该矿田已有百余年悠久开采历史(钱大都, 1996)，因富产Pb、Zn而素有“世界铅都”、“中国铅锌工业摇篮”之美誉(全铁军和曾维平, 2006)，是我国有色金属和贵金属的重要生产基地之一。康家湾铅锌矿床位于该矿田北东部，是20世纪70年代末发现的大型隐伏矿床(钱大都, 1996)。该矿Pb+Zn资源储量1.06×106吨(Pb、Zn平均品位分别为3.48%和3.91%)，并伴生有Ag(1.017×103吨)和Au(2.9吨)。发现伊始，地质工作者就从矿床地质特征(吴永芳, 1995; 张庆华, 1996; 刘省三, 2007; 李永胜等, 2010; 刘萍等, 2011)、成矿规律(李能强和彭超, 1996; 胡志坚和吴永芳, 2005; 全铁军和曾维平, 2006; 刘省三, 2007; 李庆生, 2012)、矿床地球化学特征(王卿铎等, 1992; 许德如等, 2002; 谭建湘等, 2008; 左昌虎等, 2014)等方面对该矿进行了诸多研究，并试图探讨其矿床成因(杨传益, 1985; 李仕能, 1988; 毕华, 1995; 刘清双, 1996; 胡志坚和吴永芳, 2005; 刘萍等, 2011; 路睿, 2013)。虽然该矿床研究历史久远，但目前对于该矿的成矿过程、矿床成因仍存争议。这些争议的焦点在于成矿与岩浆活动的关系(杨传益, 1985; 左昌虎, 2015)、成矿物质来源(刘伟, 1989; 毕华, 1995; 刘清双, 1996)和成矿流体性质与演化(杨传益, 1985; 朱梅湘和赖勇, 1995; 刘清双, 1996; 刘顺生和谭凯旋, 1996; 李永胜等, 2010; 张帮禄, 2015)，由此也产生了不同的成因观点：(1)岩浆热液交代充填型(全铁军和曾维平, 2006; 李永胜等, 2010; 左昌虎, 2015; 张帮禄等, 2015)，(2)多因复成层控型(刘伟, 1989; 毕华, 1995)和(3)喷流沉积型(Sedex)(朱梅湘和赖勇, 1995)。此外，成因模式的争议在一定程度上也制约了深部找矿的进展。据最新钻孔勘查资料成果显示，矿床深部1500m尚未发现与成矿有关的岩体，但已见到矽卡岩化、角岩化现象(全铁军和曾维平, 2006)。因此，急需重新思量该矿成矿过程并探讨矿床成因。

图1 水口山矿田区域构造地质图(据李能强和彭超，1996)Fig.1 Tectonic geologic map of the Shuikoushan Pb-Zn-Au ore field (modified after Li and Peng, 1996)

本文在系统野外地质调查和详细岩(矿)相学研究的基础上，对不同阶段的矿石矿物(闪锌矿)和脉石矿物(石英和方解石)中的包裹体开展研究，并结合石英和方解石的氢氧同位素和硫化物的硫同位素数据，以反演成矿流体特征、来源及演化。此外，本文开展了不同阶段矿石矿物(黄铁矿、方铅矿和闪锌矿)的硫同位素分析测试，以示踪成矿物质来源，进而探讨成矿机制。

1 区域地质背景

湘南地区位于南岭EW向成矿带中段北部(南岭中段湖南段)，大地构造上位于华夏板块西北缘(图1a)。区域重力分析表明，湘南地区莫霍面具北陡南凹，西抬中缓的特点，处在深度变化范围在30.7～35km岩石圈由薄变厚的幔坡地带(李能强和彭超, 1996)。遥感地质环形影像，结合重力、航磁异常特征，反映深部有羊角塘-水口山-五峰仙EW向基底断层，衡东-水口山-江永NE向断裂和水口山-香花岭SN向基底断裂交汇于此，共同控制着深部壳、幔混源岩浆及Pb-Zn(Cu)-Au(Ag)矿床的产出和分布(李能强和彭超, 1996)。

湘南地区地层发育较齐全，除缺失志留系地层外，从新元古代至第四系均有分布。主要地层包括晚新元古代(震旦系)海相冰川沉积和早古生代半深海-滨浅海碳酸盐岩和碎屑岩沉积，岩性上表现为碳质板岩和硅质岩组合；泥盆系-中三叠统地层广泛分布于中西部地区，沉积岩相和岩性较为复杂，主要为一套滨浅海相碎屑岩和碳酸盐岩建造及海陆交互相碎屑岩沉积，总厚度>4km；中生代和新生代地层亦普遍发育，岩性上主要表现为受深大断裂控制的红色陆相断陷盆地沉积(车勤建等, 2005)。

湘南地区在整个地史演化过程中经历了多期、多旋回构造活动。结合沉积建造、岩浆活动和变质作用特征，可将区内构造活动划分为晋宁、加里东、海西-印支、燕山和喜山期五个发展阶段(王昌烈等, 1987)。其中，中晚三叠世以来，湘南地区主要以不均衡的块断升降运动为主，表现为发育一套受凹陷盆地控制的海陆交互相至内陆湖泊相碎屑沉积建造。根据地层的不整合关系，又可分为早、晚两期。燕山早期发生在中、晚侏罗世；燕山晚期发生在晚白垩世和早第三世之间。这一时期，湘南地区发生显著的构造-岩浆活动，并伴随大规模成矿作用，形成了湘南主要的有色金属矿产(华仁民和毛景文, 1999; Huaetal., 2003; 毛景文等, 2008; 裴荣富等, 2008; 华仁民等, 2010; 胡瑞忠等, 2010; 陈毓川和王登红, 2012; Maoetal., 2013)。

水口山铅锌金银多金属矿田处于华夏板块与扬子板块之间的钦(州)-杭(州)结合带中段(图1a)，邵阳-郴州NW向深断裂带东侧，株洲-永江NE向深断裂与耒阳-临武SN向构造带的交汇部位，衡阳断陷盆地南缘(图1b)。水口山是一个大型铅锌金银多金属矿田，发育有老鸦巢Pb-Zn-Au矿床、康家湾Pb-Zn矿床、龙王山Au矿床和仙人岩Au矿床等(图2)。矿田内主要出露有泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系和白垩系地层(图2)。沉积建造表现为：晚泥盆世至早三叠世为浅海相碳酸盐岩建造，夹海陆交互相含铁、煤砂页岩建造；早侏罗世至晚白垩世为陆相碎屑岩类磨拉石建造(谭建湘和宛克勇, 2008)。主要赋矿岩层为下二叠统栖霞组(P1q)炭质条带状灰岩、含燧石灰岩以及当冲组(P1d)含铁锰硅质岩、泥灰岩(谭建湘和宛克勇, 2008)。区内褶皱、断裂构造发育，主要为一系列近SN向紧闭褶皱或倒转褶皱和倾角较缓的逆冲推覆断层(图2)，其次为NE向和NW向断层，以及沿构造和层间发育的角砾岩。

图2 水口山铅锌金银矿田地质图(据杨传益, 1985)年龄数据源于李永胜(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)

矿田内岩浆活动强烈，燕山期中酸性侵入岩普遍发育，主要包括水口山花岗闪长岩(锆石SIMS U-Pb年龄158.8±1.8Ma；Huangetal., 2015)、新盟山流纹斑岩(锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄158.79±0.41Ma；李永胜, 2012)、老盟山英安玢岩(锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄156.7±1.6Ma；左昌虎, 2015)和仙人岩花岗斑岩(锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄156.09±0.46Ma；李永胜, 2012)。其中，水口山花岗闪长岩与区内Pb-Zn成矿关系最为密切。岩相学及地球化学研究结果表明，水口山花岗闪长岩具有典型I型花岗岩的特征(Huangetal., 2015; 左昌虎, 2015)，全岩Sr-Nd及锆石Hf同位素数据进一步表明，该岩体明显具有亏损地幔和华南下地壳混合的特征(Huangetal., 2015; 左昌虎, 2015; Yangetal., 2016)，且岩浆活动可能与150～160Ma期间古太平洋板块俯冲而引起的岩石圈伸展作用有关(Yangetal., 2016)。此外，区内局部还可见少量燕山晚期(127～129Ma)的火山岩，岩性主要为英安岩、流纹岩、安山质凝灰岩和火山角砾岩等。

2 矿床地质特征

康家湾铅锌矿床位于水口山铅锌矿床北东约3km，地表全部被白垩系和侏罗系砂岩、页岩覆盖(图2)。矿区内没有岩体(脉)出露，但在矿区西南部出露有水口山花岗闪长岩，东南部出露有老盟山英安玢岩和新盟山流纹斑岩(图2)。矿体受康家湾隐伏倒转背斜与区域F22推覆断层控制，主要产于二叠系当冲组下段泥灰岩、硅质岩和栖霞组灰岩的层间硅化破碎角砾岩带中(图3)；部分矿体产于倒转背斜倾伏部位的当冲组泥灰岩中或呈脉状产于硅化破碎带下部的栖霞组灰岩或石炭系壶天群白云岩陡倾斜裂隙中(图3)(左昌虎等, 2014)。矿化带长约3km，迄今共发现大小矿体61个，其中主矿体群7个。单个矿体最长大于2900m，宽约800m，具有西厚东薄的特征，西端最厚可达121m，东端变薄为1～2m，走向NNE12°，倾向SEE和NWW，倾角55°～75°(左昌虎等, 2014)。围岩蚀变主要为硅化，其次为碳酸盐化，另见少量萤石化、绢云母化、绿泥石化(李能强和彭超, 1996; 左昌虎等, 2014; 左昌虎, 2015)。

图3 康家湾铅锌矿剖面图(据湖南省有色地质勘查局二一七队, 2019(1)湖南省有色地质勘查局二一七队. 2019. 湖南省常宁市水口山矿区水口山铅锌多金属矿资源储量核实报告)

该矿的矿物组合简单，金属矿物主要包括黄铁矿、方铅矿、闪锌矿和少量黄铜矿，偶见自然金。非金属矿物以石英、方解石占主导，亦可见少量白云石和粘土矿物如绿泥石。矿石结构主要有自形-半自形粒状结构、碎裂结构、揉皱状结构、交代残余结构、骸晶结构和固溶体分离结构等。矿石构造主要包括块状构造、浸染状构造、条带状构造、角砾状构造、充填脉状构造和晶洞构造等。综合野外产出状态、矿物组合、矿石结构构造及脉体穿插关系等特征，康家湾Pb-Zn成矿作用可划分为3个阶段，即(1)黄铁矿-石英阶段、(2)闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段和(3)方解石-闪锌矿-方铅矿阶段。

黄铁矿-石英阶段主要由致密块状黄铁矿矿石组成(图4a)。镜下可见少量黄铜矿、闪锌矿、方铅矿及石英(图4b)。黄铁矿呈自形-半自形粒状，晶体一般较为粗大，粒径多介于1～3mm之间，少数粒径可达3cm。黄铁矿晶形以五角十二面体为主(图4c)，少量呈立方体。黄铁矿晶粒普遍发育碎裂现象，且沿裂隙常被闪锌矿和方铅矿交代(图4d)。该期黄铁矿受后期各种矿物交代熔蚀现象亦十分显著，故黄铁矿常发育孤岛状、骨架状、骸晶等交代残余结构(图4c-f)。

图4 康家湾铅锌矿床典型矿石矿物特征(a)黄铁矿-石英阶段致密块状黄铁矿矿石；(b)少量方铅矿、闪锌矿与黄铁矿共生；(c)发育碎裂结构的自形黄铁矿；(d)黄铁矿普遍发育碎裂结构，可见闪锌矿交代黄铁矿；(e)方铅矿交代黄铁矿，黄铁矿呈孤岛状；(f)方铅矿交代黄铁矿并发育残余边结构；(g)闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段发育的致密块状矿石，黄铁矿呈浸染状分布；(h)闪锌矿、方铅矿、黄铁矿共生；(i)黄铜矿与闪锌矿固溶体分离结构；(j)方铅矿颗粒发育强烈揉皱；(k)方解石胶结铅锌黄铁矿及石英角砾；(l)浅红棕色闪锌矿与方解石脉共生. 矿物缩写：Q-石英；Ccp-黄铜矿；Gn-方铅矿；Sph-闪锌矿；Py-黄铁矿；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

闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段以广泛发育的致密块状铅锌矿石为特征(图4g)，显微镜下亦可见黄铁矿和少量黄铜矿(图4h-i)，脉石矿物以方解石和石英为主。闪锌矿的颜色普遍较深，为棕黑-棕褐色，多呈半自形且常与方铅矿密切共生。少量黄铜矿呈固溶体分离结构分布于闪锌矿晶体中(图4i)。方铅矿呈亮铅灰色，结晶颗粒较粗大，粒径一般为1～5mm， 个别粒径大者可达1cm。方铅矿多呈自形-半自形晶，少数方铅矿颗粒内部发育揉皱结构(图4j)。较之黄铁矿-石英阶段而言，该期黄铁矿结晶颗粒较细小(粒径为0.5～1.5mm)，以半自形或他形晶为主，且常与闪锌矿和方铅矿共生(图4h)。

方解石-闪锌矿-方铅矿阶段主要以含硫化物(闪锌矿、方铅矿和黄铁矿)方解石脉为特征。这些脉体截切早期黄铁矿矿体和铅锌矿体，并在局部地段胶结铅锌矿石角砾而形成角砾状矿石(图4k)，亦或形成小型方解石晶洞。该期闪锌矿一般为浅红棕色，多为自形或半自形晶，且偶见小型闪锌矿和方铅矿共生晶洞(图4l)。

3 样品采集与分析方法

用于流体包裹体测试的样品采自康家湾铅锌矿床不同中段的水平坑道内，样品涉及黄铁矿-石英、闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英和方解石-闪锌矿-方铅矿3个成矿阶段并兼顾纵向空间变化，具体采样信息见表1。样品被磨制成厚度约为0.2mm双面抛光的包裹体片供矿相学和流体包裹体观测及显微测温和激光拉曼探针分析。

流体包裹体矿相学、显微测温和激光拉曼探针分析均在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室流体包裹体实验室完成。闪锌矿和石英中的流体包裹体均在红外显微镜下观察并进行测温，仪器主体显微镜型号为Olympus BX51，红外光谱TV成像摄像仪型号为QIMAGING ROLERA-XR Q212292。流体包裹体均一温度和冰点的测试使用英国Linkam THMSG 600型冷热台，测试前采用标准物质对仪器进行温度标定，温控范围为-196～600℃。在测试冰点时，升温速率由起初10～15℃/min逐渐降低为2～5℃/min，临近相变点时降至0.5～1℃/min，必要时降至0.1℃/min，冰点数据精度为±0.1℃；均一温度测定时，起初升温速率控制在10～20℃/min，接近相变点时降至0.5～1℃/min，必要时降至0.1℃/min，均一温度数据精度为±2℃。实验过程中，尽可能采用最低红外光强度、关闭相机光圈，并将待测包裹体稍微偏离光源中心，以降低红外光强度对盐度和均一温度所造成的误差(Moritz, 2006)。对于无法观察到明显相变化的流体包裹体(如冷去或升温过程中观察不到冰晶，或在临近均一化时包裹体壁变厚变黑从而导致气泡边界很模糊)，在显微测温时采用循环测温法(Goldstein and Reynolds, 1994)。

单个流体包裹体激光拉曼光谱成分分析使用仪器为英国Renishaw公司生产的InVia Reflex型显微共焦拉曼光谱仪，光源为Spectra-Physics 氩离子激光器，波长为514nm，激光功率为20mW，空间分辨率为1～2μm，积分时间一般为60s，100～4000cm-1全波段一次取谱。

氢氧同位素测定、样品制备和质谱测定均由核工业北京地质研究院测试中心完成。选取具代表性样品，手工逐级破碎并过40～60目筛，在双目镜下挑选石英和方解石单矿物，纯度大于99%。O同位素测试采用离线法，待测样品在真空度好于10-3Pa的预处理制样装置中加热爆裂包裹体，冷冻收集爆出水，恒温300℃与BrF5反应20min产生O2。O2被液氮冷冻剂纯化后，与光谱纯石墨棒在催化剂铂和700℃恒温条件下反应生成CO2，用液氮冷冻剂收集并纯化CO2。再用气体同位素质谱仪MAT253测定CO2样品中氧同位素组成。H同位素测试采用在线法，将待测样品置于105℃恒温烘箱中烘烤4h以上，去除吸附水份后，用锡杯包好待用。用99.9%高纯氦气冲洗置换元素分析仪里面的空气，使氢气本底降低。升高反应炉温度到1400℃，本底低于50mV时，进行样品分析测试。在装有玻璃纯净碳的陶瓷管中，样品爆裂释放出水、氢气等含氢气体，水及其他可能存在的含氢有机物在高温下与玻璃碳发生反应，生成氢气。99.9%氦气流将氢气带入气体同位素质谱仪MAT253分析氢气中氢同位素组成。H-O同位素分析结果以V-SMOW为标准，分析精度为±0.2‰。分析结果见表2。

表2 康家湾铅锌矿床含矿石英-方解石脉H-O同位素组成

用于S同位素分析测试的样品主要涉及闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英和晚期方解石-闪锌矿-方铅矿2个阶段，详细样品信息见表3。将样品粉碎并过40～80目筛，先利用重选的方法除去围岩等杂质；初步富集的矿物用超声波洗净，并置于烘箱(温度低于50℃)烘干，而后在双目镜下反复挑选出纯净的黄铁矿、闪锌矿和方铅矿单矿物，各矿物的纯度分别达到99%以上。在上机测试前，首先用超纯水清洗样品，再用无水乙醇清洗，以除去矿物表面可能吸附的杂质；最后将纯净的样品用玛瑙研钵研磨至可过200目筛。单矿物S同位素分析测试在中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室完成。测试前，黄铁矿、方铅矿和闪锌矿分别加入不同比列的CuO(黄铁矿:CuO=1:8；方铅矿:CuO=1:2；闪锌矿:CuO=1:6)后置于马弗炉内，在1000℃真空条件下反应15min，将S氧化为SO2。所用仪器为连续流同位素质谱仪CF-IRMS (EA-IsoPrime，型号为Euro3000，GV instruments)，实验时同一个样品重复测试两次。测试结果采用以国际硫同位素CDT标准标定的国家硫同位素标准(硫化银)GBW-4414(δ34S=-0.07‰)和GBW-4415(δ34S=22.15‰)校正，测试误差小于±0.2‰(2σ)。

表3 康家湾铅锌矿床硫化物及成矿流体的S同位素组成

4 分析结果

4.1 流体包裹体研究

4.1.1 包裹体岩相学特征

根据Roedder (1984)和卢焕章等(2004)提出的室温下流体包裹体相态分类准则，可将康家湾铅锌矿床石英和闪锌矿中的包裹体分为以下4类：Ⅰ型气液两相包裹体(可进一步分为Ⅰa型富液相包裹体和Ⅰb型富气相包裹体)，Ⅱ型纯液相包裹体和Ⅳ型含子矿物包裹体。

黄铁矿-石英阶段主要发育Ⅰa型富液相(L)和Ⅳ型含子晶(S+V+L)包裹体(图5a, b)。其中，又以Ⅰa型富液相包裹体为主，该类型包裹体由气液两相组成，气液比变化较大，介于5%～50%，个体一般小于20μm，多呈负晶形、椭圆形和不规则状(图5a, b)，加热后均一至液相。含子晶包裹体(S+V+L)较少，主要由气相、液相和子矿物组成，气液比5%～10%，个体一般在3～15μm，加热后均一至液相。

图5 康家湾铅锌矿床典型流体包裹体特征(a)石英中发育的Ⅰa型和Ⅳ型包裹体；(b)石英中发育的Ⅳ型包裹体；(c)闪锌矿中发育的孤立状椭圆形Ⅰa型包裹体；(d)闪锌矿中发育的孤立状Ⅰb型包裹体；(e)闪锌矿中成群分布的Ⅰa型包裹体；(f)晚期浅红棕色闪锌矿中发育的负晶形Ⅰa型包裹体；(g)闪锌矿中发育的不规则状Ⅰa型包裹体；(h)闪锌矿中集群分布的Ⅰa型包裹体；(i)闪锌矿中发育的纯液相包裹体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

闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段主要发育Ⅰ型气液两相包裹体(进一步分为Ⅰa型富液相和Ⅰb型富气相两种)(图5c-f)。其中，红棕色闪锌矿以发育Ⅰa型富液相包裹体为主，气相成分约占流体包裹体总体积的5%～25%，多数为10%左右，加热后均一至液相。包裹体形态多为椭圆状(图5c)和扁平状(图5d)，大小从几微米到几十微米不等，呈孤立状(图5c, d)或成群分布(图5e)。Ⅰb型富气相包裹体相对较少，主要分布在黑褐色闪锌矿中，以气相成分占包裹体总体积60%以上为特征(图5d)，加热后均一至液相。

方解石-闪锌矿-方铅矿阶段主要流体包裹体最为发育，且以Ⅰa型富液相包裹体占主导(图5f-h)，其气相成分约占流体包裹体总体积的5%～25%，多数为10%左右，加热后均一至液相。常见形态包括负晶形(图5f)、不规则状(图5g)和扁平状(图5h)，包裹体大小从几微米到几十微米不等，主要呈孤立状(图5f-g)或成群分布(图5h)。此外，偶见少量Ⅱ型纯液相包裹体，该类包裹体常呈拉长条状，且多成群发育(图5i)。

4.1.2 流体包裹体显微测温学

在对康家湾铅锌矿床不同成矿阶段流体包裹体岩相学研究的基础上，选择石英或闪锌矿中发育的孤立状原生包裹体开展显微测温研究。在实际测温过程中，尽量选择形态规则和气液比稳定的包裹体，以最大程度保证包裹体代表寄主矿物形成时的温度和压力状态(Bodnar, 1983)。流体包裹体测温结果及相关参数计算结果见表1。成矿流体的盐度根据Halletal.(1988) 提出的子晶熔化温度和盐度公式及H2O-NaCl体系盐度-冰点公式计算而得，成矿流体密度根据刘斌(2001)提出的H2O-NaCl体系包裹体密度公式计算而得。

黄铁矿-石英阶段(图6a, b)：石英中Ⅰa型包裹体的冰点温度(Tm-ice)为-24～-14.7℃，均值为-18.0±2.5℃(N=10)，计算获得对应的成矿流体盐度为18.4%～25.0% NaCleqv，平均20.9±1.8% NaCleqv；均一温度(Th)变化范围为243～343℃，均值为289±29℃(N=10)，计算所得流体密度为0.88～1.03g/cm3，平均0.96±0.05g/cm3。石英中Ⅳ型含子晶包裹体的子晶熔化温度为207～243℃，平均231±12℃(N=10)，计算所得流体盐度范围为31.8%～33.8% NaCleqv，平均为33.1±0.7% NaCleqv；均一温度范围为265～314℃，平均294±16℃(N=10)，计算所得流体密度为1.03～1.08g/cm3，均值为1.06±0.02g/cm3。

图6 康家湾铅锌矿床各成矿阶段流体包裹体盐度(a、c、e)和均一温度(b、d、f)直方图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

闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段(图6c, d)：该期闪锌矿可能发育有不同期次的包裹体，故采用流体包裹体组合，即包裹体群的显微测温数据，其均一温度和盐度较为集中，更可能代表原生流体包裹体。据此，闪锌矿中Ⅰa型包裹体群的冰点温度为-8.3～-0.6℃，均值为-1.7±1.4℃(N=28)，盐度为1.1%～12.1% NaCleqv，平均2.9±1.9% NaCleqv；均一温度为278～349℃，均值316±14℃(N=28)，流体密度为0.63～0.88g/cm3，平均0.71±0.04g/cm3。闪锌矿中Ⅰb型包裹体的冰点温度为-17.6～-9.6℃，均值为-11.1±2.5℃(N=8)，盐度为13.5%～20.7% NaCleqv，平均14.9±2.2% NaCleqv；均一温度为310～352℃，均值324±13℃(N=8)，流体密度为0.82～0.87g/cm3，平均0.85±0.02g/cm3。

方解石-闪锌矿-方铅矿阶段(图6e, f)：闪锌矿中Ⅰa型包裹体的冰点温度为-4.2～-0.1℃，均值为-2.3±1.0℃(N=117)，盐度为0.2%～6.7% NaCleqv，平均3.8±1.5% NaCleqv；均一温度为125～191℃，均值140±9℃(N=64)，流体密度为0.89～0.98g/cm3，平均0.95±0.01g/cm3。

4.1.3 流体包裹体气相成分

为进一步确定流体成分，选择用激光拉曼对各阶段的流体包裹体进行气相成分分析。分析结果显示，黄铁矿-石英阶段石英中的流体包裹体只出现石英和水的包络峰；同样地，闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段闪锌矿中的流体包裹体也只出现闪锌矿和水的包络峰。这表明石英和闪锌矿中的流体包裹体气相成分主要是水蒸气(H2O)，其它气相成分含量低。

4.2 同位素研究

4.2.1 氢氧同位素

本文分别对康家湾铅锌矿床闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段和晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段的石英和方解石进行H-O同位素分析，结果见表2。成矿流体的O同位素组成依据矿物与H2O的氧同位平衡分馏方程和流体包裹体均一温度(方解石计算温度取晚期闪锌矿流体包裹体均一温度峰值140℃)峰值计算而得。石英包裹体水的δ18OH2O和方解石中包裹体水的δ18OH2O分别根据张理刚(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)提出的计算公式获得。分析测试结果表明，闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段6件含矿石英脉δDV-SMOW值为-52.7‰～-68.8‰，平均-58.3‰；δ18OH2O值为-1.85‰～4.58‰，平均2.64‰。晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段3件方解石脉的δDV-SMOW值为-73.0‰～-92.5‰，平均-82.0‰；δ18OH2O值为2.77‰～3.57‰，平均3.04‰。

4.2.2 硫同位素

康家湾铅锌矿床闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段和方解石-闪锌矿-方铅矿阶段共计68件硫化物(包括22件黄铁矿，26件闪锌矿和20件方铅矿)样品的S同位素分析测试结果见表3。在22件黄铁矿样品中，除1个样品(KJW-12)代表晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段之外(其δ34S值为-16.94‰)，其余样品均代表闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段，其δ34S值相对集中，为-1.78‰～2.24‰，平均值为0.72‰。26件闪锌矿样品中，7件为晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段的红棕色闪锌矿(δ34S值为-5.79‰～-6.88‰，均值为-6.36‰)，其余19件为闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段的产物，其δ34S变化范围为-0.62‰～1.24‰，平均值为0.59‰(其中，样品KJW-4闪锌矿有两个矿化阶段，早阶段为黑褐色，晚阶段为棕红色-黄色，其δ34S值分别为1.16‰和0.66‰)。20件方铅矿样品中，3件属晚期晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段(δ34S值为-9.75‰～-8.93‰，均值为-9.47‰)，17件闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段方铅矿的S同位素组成为-2.34‰～0.19‰，平均-1.39‰。该矿硫化物S同位素组成如图7所示。

图7 康家湾铅锌矿床硫化物(a)和对应成矿流体(b)的S同位素组成直方图Fig.7 S isotope composition histograms of sulfide (a) and corresponding ore-forming fluid (b) from the Kangjiawan Pb-Zn ore deposit

5 讨论

5.1 成矿流体的性质及矿石沉淀机制

尽管激光拉曼光谱分析结果表明，康家湾铅锌矿床的成矿流体为简单的NaCl-H2O体系(图8)，但各成矿阶段的流体性质不尽相同(图6)。黄铁矿-石英阶段石英中的流体包裹体以富液相Ⅰa型包裹体为主，含少量含子晶Ⅳ型包裹体。该阶段成矿流体的性质为中-高温(集中在260～320℃)、高盐度(>18% NaCleqv)的热水溶液(图6a, b)。闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段闪锌矿以发育富液相Ⅰa型包裹体为主，但亦可见富气相Ⅰb型包裹体。较之黄铁矿-石英阶段而言，该阶段成矿流体的显著特征是盐度大幅降低，例如富气相Ⅰb型包裹体的盐度集中在12%～16% NaCleqv之间，而富液相Ⅰa型包裹体的盐度更低(<5% NaCleqv)(图6c)。但成矿流体的温度变化范围相对较窄(278～352℃)，集中在310～330℃之间(图6d)。方解石-闪锌矿-方铅矿阶段闪锌矿以发育富液相Ⅰa型包裹体占主导，该阶段成矿流体的性质为低温(集中在120～160℃)、低盐度(集中在2%～6% NaCleqv)热水溶液。总体而言，从早期黄铁矿-石英阶段到晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段，成矿流体的温度和盐度逐渐降低。成矿流体的密度亦从早期黄铁矿-石英阶段的1.01±0.06g/cm3(N=20)降低为闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段的0.74±0.07g/cm3(N=36)，但晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段成矿流体的密度有所增大(0.95±0.01g/cm3(N=117))。

图8 康家湾铅锌矿床石英(a)和闪锌矿(b)中流体包裹体拉曼图谱Fig.8 Laser Raman spectra of inclusion in quartz (a) and sphalerite (b) from the Kangjiawan Pb-Zn ore deposit

不同性质的流体混合以及流体沸腾(相分离)是热液矿床两种重要的成矿机制(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)，世界上许多铅锌矿床的形成均与流体混合作用有关(Canetetal., 2011; Ouyangetal., 2014; Akaryali, 2016)。康家湾铅锌矿床早期黄铁矿-石英阶段石英中的流体包裹体均一温度较为恒定，但流体盐度却变化较大，表明发生了等温混合过程(图9)。闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段的流体包裹体均一温度变化范围较窄，但盐度明显表现出两个峰值，表明该阶段在与早期黄铁矿-石英阶段近相等的温度条件下，成矿流体上升并发生了流体沸腾(Wilkinson, 2001)。早期黄铁矿-石英阶段与晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段的流体包裹体均一温度和盐度之间呈现较好的正相关关系(图9)，表明成矿流体发生过稀释作用，即高温、高盐度流体与低温、低盐度流体混合(Wilkinson, 2001)。

图9 康家湾铅锌矿床流体体系均一温度-盐度关系图Fig.9 Homogenization temperature vs. salinity relationship diagram of fluid system in the Kangjiawan Pb-Zn ore deposit

此外，闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段闪锌矿中富液相Ⅰa型包裹体和富气相Ⅰb型包裹体都比较发育，也可见不同气液比的包裹体共存现象，这是流体发生沸腾作用的结果(van den Kerkhof and Hein, 2001; Wilkinson, 2001)。而闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段闪锌矿Ⅰa型包裹体均一温度与盐度之间还表现出一定的负相关性(图9)，也表明在铅锌成矿过程中流体可能也发生过沸腾作用(Rambozetal., 1982; Pichavantetal., 1982; Mernagh, 2001; Fanetal., 2011; Chenetal., 2012)。为获得包裹体捕获时成矿流体的压力条件，张帮禄(2015)利用段振豪等在线计算程序分别计算了闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段闪锌矿及共生石英中Ⅰa型、闪锌矿中Ⅰb型包裹体的等溶线，并在对应均一温度下算得成矿流体压力变化范围为90～120bar。取静水压力梯度为100bars/km-1，估算深度为0.9～1.2km。康家湾铅锌矿区褶皱-断裂构造普遍发育，成矿流体由深部向浅部运移的过程中，很有可能因为压力骤变而引发流体沸腾(Sibsonetal., 1988; McCuaig and Kerrich, 1998; Wilkinson, 2001)。此外，沸腾作用有利于H2S等气体的分离，使流体中S的浓度降低，从而导致Au等发生沉淀(Naden and Shepherd, 1989; Guillemette and Williams-Jones, 1993)；这也符合该阶段闪锌矿及方铅矿中普遍含Au的事实(李能强和彭超, 1996; Zengetal., 2000)。综上所述，康家湾铅锌矿床存在流体混合和沸腾两种成矿方式，但铅锌成矿阶段可能以沸腾作用为主导。

5.2 成矿物质(流体)来源

5.2.1 氢氧同位素

康家湾铅锌矿床闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段6件含矿石英、晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段3件含矿方解石中流体的δDV-SMOW值分别为-52.7‰～-68.8‰和-73.0‰～-92.5‰。其中，含矿石英中流体的δDV-SMOW值范围在岩浆水范围内(-80‰～-40‰；Sheppard, 1986)，而含矿方解石中流体的δDV-SMOW值则偏离岩浆水范围。而含矿石中英流体的δ18OH2O值(-1.85‰～4.58‰，平均值为2.64‰)与含矿方解石中流体的δ18OH2O值(2.77‰～3.53‰，平均值3.04‰)接近，但低于岩浆水的范围(5.5‰～9.5‰, Ohmoto, 1996; Sheppard, 1986)。在δD-δOH2O判别图中(图10)，含矿石英和含矿方解石皆位于岩浆水与大气降水之间。含矿石英的δD-δOH2O同位素组成则呈现出向大气降水线漂移的趋势，这种现象可能与岩浆水和大气降水之间所发生的氢氧同位素平衡交换反应有关。因此，康家湾铅锌矿床的成矿流体可能主要来源于岩浆水，并混入一定量的大气降水。此外，张帮禄等(2018)通过对方解石-闪锌矿-方铅矿阶方解石的C-O同位素模拟计算结果也表明，方解石成矿流体的可溶性碳以HCO3-为主，其δ13C、δ18O值分别为-4‰和5‰，代表混入45%左右大气降水的岩浆热液。

图10 康家湾铅锌矿床δD-δ18OH2O关系图原始岩浆水和变质水据Taylor, 1974；中国大气降水线据沈渭洲等, 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 硫的来源

硫化物的S同位素组成是追溯成矿流体中矿化剂S来源的最基本、最有效的方法(Seal, 2006)，并常用于矿床成因的研究(Sakai, 1968)。如图7a所示，康家湾铅锌矿床闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段硫化物的S同位素组成较为集中，黄铁矿、闪锌矿和方铅矿δ34S值分别为-1.78‰～2.24‰、-0.62‰～1.24‰和-2.34‰～0.19‰，整体分布呈现相互重叠现象(图7a)，并表现为δ34S黄铁矿>δ34S闪锌矿>δ34S方铅矿的特征，这与S同位素在热液矿物体系中的平衡结晶顺序一致，表明硫化物沉淀时热液体系基本达到S同位素平衡(Rye and Ohmoto, 1974; Ohmoto and Rye, 1979; 郑永飞, 2001)。同样地，晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段硫化物的S同位素组成也具有这一特点(图7a)，其闪锌矿和方铅矿的δ34S值分别为-5.79‰～-6.88‰和-9.75‰～-8.93‰。

由于共生矿物对之间本身存在硫同位素分馏效应，因此对闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段和方解石-闪锌矿-方铅矿阶段的闪锌矿、方铅矿的硫同位素分别进行对比。闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段闪锌矿的S同位素组成(δ34S值为-0.62‰～1.24‰)明显比晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段闪锌矿的S同位素重(δ34S值为-5.79‰～-6.88‰)。同样地，两个阶段方铅矿的S同位素组成也具有类似的关系(图7a)。造成这种晚期硫化物相对富集轻S同位素(32S)的原因可能是由于大气降水的加入，使从花岗闪长质岩浆(水口山花岗闪长岩)分异出来的早期成矿流体氧化，并带走34S，使残余流体富集相对富集32S(Ishiharaetal., 2003)，从而晚期形成的硫化物δ34S值偏低。这与前文流体包裹体测温研究结果指示存在流体混合作用的结果一致。

前人已有研究结果表明，热液体系硫化物的S同位素组成受热液流体总硫同位素组成(δ34S∑S)、氧逸度(fO2)、酸碱度(pH)、离子强度(I)和温度(T)的综合影响(Rye and Ohmoto, 1974)。因此，硫化物的S同位素组成并不能严格代表成矿流体的S同位素组成。但若热液流体的氧化还原状态处于SO2/H2S界线之下，并以H2S相为主且无硫酸盐存在的条件下，δ34SH2S值可近似代表成矿流体的总硫同位素组成(Rye and Ohmoto, 1974; Seal Ⅱ, 2006)。刘顺生和谭凯旋(1996)基于该矿发育闪锌矿而无金属锌矿、有方铅矿而无金属铅，并结合流体包裹体研究计算得到康家湾铅锌矿床成矿期的lgfO2为-36.12～-31.41。Johnsonetal.(1992) 的实验研究表明，当温度分别为44.5℃、90℃、150℃、300℃时，中性条件下H2O的相应pH值为6.71、6.21、5.82、5.65。结合前文包裹体测温结果，可以推测成矿流体为弱酸性。上述成矿物理化学条件在支霞臣和程伟基(1982)实验模拟的溶液lgfO2、pH和含硫物种摩尔分数相图中位于XH2S>0.99区域，故可知康家湾铅锌矿床成矿热液中的含S物种以H2S占主导。此外，康家湾矿床铅锌矿床主要硫化物组合为黄铁矿-闪锌矿-方铅矿，且未见硫酸盐，在主要的硫化物沉淀之前虽有少量磁铁矿沉淀，但其必定消耗掉大量的氧，从而导致成矿流体氧化性降低(da Costa Silvaetal., 2015)，使热液体系处于相对还原的环境，并以还原态的硫(H2S)为主。

据此，康家湾铅锌矿床闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段成矿流体的总S同位素组成为-3.00‰～2.11‰，均值为0.09‰(N=58)；方解石-闪锌矿-方铅矿阶段成矿流体的δ34SH2S变化范围为-7.44‰～-5.41‰，平均-6.63‰。可见该矿成矿流体的S同位素组成变化范围较窄，硫源比较单一。特别是铅锌主成矿期δ34S∑S值均在0值附近，明显低于海相沉积硫酸盐的δ34S值(二叠纪为10‰～15‰，石炭纪为15‰～20‰，寒武-泥盆纪为20‰～30‰；Nielsen, 1979)，而与I型花岗岩的δ34S值范围一致(-5‰～7‰, Ohmoto, 1986)，且呈明显的塔式分布，表现出岩浆硫的特征。晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段成矿流体较低的S同位素组成可能是成矿晚期与大气降水混合的结果(Hagemannetal., 1992; Ishiharaetal., 2003; Hodkiewiczetal., 2009)。

5.3 矿床成因

最新研究表明，在中、晚侏罗世之交发生了古太平洋板块对欧亚大陆板块的俯冲(张岳桥等, 2009)，从而诱使华南岩石圈伸展、减薄，并导致燕山早期的板内岩浆活动(周新民, 2007; 华仁民等, 2005; Li and Li, 2007)。华南存在大量的晚侏罗-晚白垩世(J2-K2)伸展构造的岩石学证据，如大规模岩墙群、岩浆混合现象、链状巨型火山岩带、A型、碱性、晶洞花岗岩带、变质核杂岩带等(孙涛和周新民, 2002)，表明该区晚中生代的确处于伸展应力环境。

已有研究表明，在伸展拉张背景下(Oxburghetal., 1986; Ballentineetal., 2002)，伴随地幔热流(Oxburghetal., 1986; Martyetal., 1992)的幔源物质易于通过深大断裂(Kennedyetal., 1997)迁移至浅部地壳，并加入地壳流体中。Gilderetal.(1996)、Chen and Jahn (1998)和洪大卫等(2002)在华南内部识别出几条高εNd、低tDM的花岗岩带(钦-杭带)，这种高εNd、低tDM带被认为是岩石圈伸展和壳幔之间强烈相互作用的证据。钦-杭成矿带很可能是扬子地块和华夏地块的碰撞拼接带(洪大卫等, 2002)。而湘南的水口山、宝山和铜山岭正好位于钦-杭构造带的中段，且矿区内裂隙构造非常发育，在这些地方出现的板内岩浆活动很可能以钦-杭带为通道上涌，底侵下地壳并与地壳物质混合形成的。李晓峰等(2013)也认为，华南地区与I型花岗岩有关的铜铅锌成矿作用是壳幔相互作用的结果。黄金川(2016)通过对水口山花岗闪长岩及老鸦巢铅锌金矿床的研究，认为该地区成岩成矿过程是晚中生代太平洋板块对欧亚板块俯冲作用的结果。俯冲过程导致华南板块处于板内伸展-减薄的构造应力环境，由减压熔融产生的玄武质岩浆通过钦-杭带上涌，并底侵下地壳，引发水口山地区玄武质岩浆与地壳物质的相互作用所致(Yangetal., 2016)。

中晚侏罗世强烈的褶皱造山作用，使深部岩浆(幔源)沿着区域深大断裂(羊角塘-水口山-五峰仙EW向壳断层、水口山-香花岭SN向基底断层和水口山-江永NE向深大断层)交汇地段(水口山)上升，在盖层短轴倒转背斜轴部以及大型推覆滑脱构造等有利部位，以高温、低压、爆发式快速定位，形成以水口山为中心的一系列I型岩浆岩类及火山岩类。这种贫Si、高Al、富Fe、K的碱性岩浆岩，成矿元素的丰度高于围岩丰度的几倍至几百倍(李能强和彭超, 1996)，是形成Cu-Pb-Zn-Au-Ag矿床的物质基础。

深部岩浆在上升侵位过程中发生结晶分异作用，析出携带巨量成矿物质的热液。含矿热液从熔体中逐步迁移，在运移过程中又可从围岩中淋滤萃取部分成矿物质，并混入一定量的大气降水，其温度不断降低。当进入接触带或者构造破碎带时，压力骤变导致热液减压沸腾，矿物大量沉淀，形成水口山地区与花岗闪长岩有关的热液交代充填型铅锌矿床。而康家湾铅锌矿床是该期成矿热液的远端效应，含矿热液沿着层间硅化角砾岩运移、沉淀并形成康家湾硅化角砾岩中充填交代型铅锌矿床。

6 结论

(1)康家湾Pb-Zn矿床位于南岭EW向成矿带中段北部，矿体主要产于二叠系当冲组下段泥灰岩、硅质岩与栖霞组灰岩的层间硅化破碎带中。根据矿物组合和穿插关系，将该矿床的成矿作用过程划分为早期黄铁矿-石英阶段、闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段和晚期方解石-闪锌矿-方铅矿阶段三个阶段。

(2)康家湾铅锌矿发育的包裹体类型主要有：Ⅰ型气液两相包裹体(Ⅰa型富液相包裹体和Ⅰb型富气相包裹体)，Ⅱ型纯液相包裹体和Ⅳ型含子矿物包裹体。包裹体气相成分主要是水蒸气(H2O)，不含其它气相成分，成矿流体为中低-温、中-低盐度、H2O+NaCl体系。

(3)H-O、S同位素研究表明，成矿热流体主要为岩浆热液，在成矿晚期有不同程度的大气降水混入。温度、盐度的降低和闪锌矿-方铅矿(黄铁矿)-石英阶段沸腾作用可能是导致康家湾铅锌矿床成矿物质发生大规模沉淀的重要因素，形成康家湾硅化角砾岩中充填交代型铅锌矿床。

致谢野外地质工作得到水口山有色金属有限责任公司铅锌矿矿长左昌虎的大力支持和帮助；实验过程中得到中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室蔡佳丽高工和环境地球化学国家重点实验室安宁高工的细心指导；成文过程中多次与黄金川博士交流讨论；许德如教授、祝新友研究员审阅本文，对本文提出许多宝贵意见；在此一并表示感谢！