滇西勐兴铅锌矿床热液方解石碳氧同位素、稀土元素特征及其指示意义

刘锦康，邓明国，毛政利，王 丹，耿齐卫

(1.百色学院教育科学学院，广西百色 533000；2.昆明理工大学国土资源工程学院，云南昆明 650031；3.百色学院管理科学与工程学院，广西百色 533000；4.云南省地质矿产勘查院，云南昆明 650051)

滇西保山地块是我国西南三江成矿带重要的Fe-Cu-Pb-Zn-Ag-W-Sn及稀有金属富集区(Hou et al.，2007)。区内发育两类重要的铅锌矿床，即核桃坪(大型)、芦子园(超大型)及金厂河(中-大型)等远程矽卡岩型Pb-Zn矿床(黄华等，2014；Chen et al.，2017；邓明国等，2018)和勐兴(大型)、西邑(大型)及东山(中型)等低温热液型Pb-Zn矿床(肖昌浩，2013；高海军，2017)，显示出较大的铅锌找矿潜力。其中，勐兴铅锌矿床因其含矿带走向延伸长(约10 km)、矿体数量多(共41个)、矿石品位高(Pb+Zn的平均品位为12.12%)及伴生有用金属元素多(Ge、Cd、Ag、Tl、Bi)等特点而备受地质工作者瞩目，已成为研究保山地块内系列同类低温热液矿床的典型代表。前人主要对该矿床进行了矿床地质特征(杜再飞，2014；袁蓉等，2016)、成矿地质条件(李文桦等，1985；杨开军等，2016)和找矿预测(王家仁，2014)等方面的研究，但在有关成矿流体来源、成矿物化条件方面的研究至今未见报道，并且对该矿床的成因也存在Sedex型(杨开军等，2016)、沉积-改造型(李文桦等，1985)和MVT型(Ye et al.，2011)等不同认识。产生上述分歧的主要原因：一是矿体顺层产出的特征与层控矿床的特征相似；二是该矿床的科研工作相对滞后，对厘定矿床成因的科学证据不足。

成矿流体作为迁移成矿元素的载体，是研究矿床成因的关键所在(池国祥和赖健清，2009)。近年来，金属矿床中含钙热液非金属矿物(方解石、萤石等)的稀土元素地球化学在示踪成矿流体来源与演化等方面，得到了广泛应用(Huang et al.，2010；周家喜等，2012)。热液方解石的C、O同位素组成是示踪成矿流体来源及演化的有效手段(Spangenberg et al.，1996；Huang et al.，2010；周家喜等，2012)。方解石是勐兴铅锌矿床原生矿石中最为重要的非金属矿物，其形成与热液活动息息相关，且贯穿整个成矿过程。因而，本文在详细进行矿床地质特征研究的基础上，系统采集不同阶段的方解石样品，研究方解石的C、O同位素及其稀土元素地球化学特征，并与赋矿围岩等进行对比，旨为揭示成矿流体来源及演化提供重要信息，为厘定矿床成因及认识同类矿床的成矿规律提供重要的科学依据。

1 区域地质背景

三江成矿带是东特提斯构造域的主要组成部分，发育于青藏高原的东北缘，夹持于金沙江和班公湖-怒江两条缝合带间形成一条狭长的构造带，是我国重要的19个成矿带之一(陈毓川等，2007)。研究区所处的保山地块是三江成矿带内一个重要的构造单元，整体呈北部收缩南部散开的楔形体嵌布于腾冲地块与兰坪-思茅盆地之间，其西以高黎贡山-潞西-瑞丽断裂为界，东以柯街-南汀河断裂为界，向南延伸至缅甸境内与掸邦地块相连(图1；陶琰等，2010)。该地块先后经历了古、中特提斯洋的形成演化及印度-欧亚大陆的碰撞造山过程，孕育了地块内褶皱-断裂并茂的构造格局，为成矿提供了得天独厚的地质条件(李文昌等，2010；Wang et al.，2016)。

图1 保山地块区域地质简图Fig.1 Regional geological sketch map of the Baoshan blocka-保山地块大地构造位置图(据Deng and Wang，2016)；b-保山地块主要构造、岩浆岩及矿床分布图(据董美玲等，2013；禹丽等，2014修改)；1-早古生代花岗岩；2-中二叠世花岗岩；3-晚三叠世花岗岩；4-早白垩世花岗岩；5-晚白垩世花岗岩；6-第三纪花岗岩；7-变质岩；8-基性岩脉；9-缝合带；10-主要岩体及年龄；11-断裂；12-城镇；13-中高温矽卡岩型Pb-Zn-Fe(Cu)多金属矿床；14-低温热液型 Pb-Zn矿床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

区域地层由变质基底和沉积盖层构成。下伏基底地层主要为震旦系-中寒武统公养河群，由浅变质砂岩和泥质板岩，上部夹少量火山碎屑沉积岩组成(杨学俊等，2012)；上覆沉积盖层由于受特提斯造山活动的影响导致中二叠统-下三叠统和上侏罗统-白垩系缺失，其余出露地层岩性主要为半深海-滨海相沉积的泥沙页岩和碳酸盐岩建造。其中赋存于古生代碳酸盐岩地层中的热液铅锌矿是保山地块内极为重要的矿床类型，以芦子园、核桃坪、勐兴、东山及西邑等铅锌矿床为代表(图1)，地层及岩性控矿特征明显。

区内构造广泛发育，以SN向、NE向(或NNE向)及NW向的褶皱和断裂为主，其中断裂以高黎贡山断裂、柯街断裂及南汀河断裂等为代表；褶皱主要有永德-镇康复背斜、保山-施甸复式背斜、姚关-酒房复式向斜等以及一系列次级褶皱，与断裂联合控制了区内地层、岩浆岩及矿床的分布。且在深大断裂与复式褶皱交汇部位形成了一系列铅锌矿床，如芦子园矿床产于南汀河断裂与芦子园复背斜交汇部位(夏庆霖等，2005)。勐兴矿床产于怒江断裂与姚关-酒房复式向斜交汇处(王家仁等，2015)等，褶皱和断裂组合控矿特征明显。

区内花岗岩浆活动具幕式、阶段性演化的特点，从古生代-新生代均有花岗岩出露。主要有早古生代平河花岗岩(448～502 Ma；Dong et al.，2013)和双脉地花岗岩(447～468 Ma；Li et al.，2015)、中三叠世耿马花岗岩(230～232 Ma；聂飞等，2012)、早白垩世志本山花岗岩(127±2 Ma；陶琰等，2010)、晚白垩世柯街花岗岩(93 Ma；陶琰等，2010)及新生代桦桃林花岗岩(60～66 Ma；董美玲等，2013)等多期岩体。其中，早白垩世花岗岩浆活动被认为与区内的芦子园、核桃坪和金厂河等矽卡岩型铅锌铁铜多金属矿床的成矿作用有密切的成因联系(陶琰等，2010；Yang et al.，2013；Xu et al.，2019)，但至今尚未发现与这些矿床有直接成因联系的花岗岩体。

2 矿床地质特征

勐兴铅锌矿床受近SN向的勐兴次级向斜和产于志留系中统上仁和桥组下段的层间破碎带联合控制。该向斜核部为中三叠统(T2)，两翼依次对称出露中泥盆统(D2)，下泥盆统(D1)，上志留统(S3)，中志留统上仁和桥组上段(S2r2)，中志留统上仁和桥组下段(S2r1)，下志留统(S1)及奥陶系(O)。褶皱轴向为NE 向(15°～30°)，其具西翼东倾，东翼西倾及从翼部向核部倾角增大等特点。层间破碎带多形成于由千枚岩向灰岩过渡、近灰岩一侧，其产状与地层产状一致，具有张扭性的特点。矿区内断层整体规模较小，以发育早期近SN向和晚期近EW向的两组断裂为特征。前者以F1和F10断裂为代表，均为压扭性断裂。其中F10断裂规模相对较大，其产状与地层产状较为一致，表现为近SN向的弧形弯曲延伸，倾向西，倾角>45°，可能为该矿床成矿前形成的导矿断裂(陈飞，2018)。后者以F2～F6张扭性断裂为代表，多沿EW向横切近SN向的地层和矿体，为成矿后的破岩破矿构造(图2)。

矿体呈层状、似层状及透镜状顺层产于志留系中统上仁和桥组下段的结晶灰岩和生物碎屑灰岩中，尤其在灰岩与含炭千枚岩的接触界面近灰岩一侧矿体富而厚。该矿床矿化规模相对较大，但矿体厚度总体较小。矿体走向和地层一致，呈波状弯曲延伸达10 km，由南到北，总体呈现由NE向逐渐变为近SN向，倾向相应由NW向变为近W向，控制倾向延伸约800 m(未见底)。倾角变化大，介于35°～80°之间，总体呈现下陡上缓的特征。“一层为主、多层矿化、尖灭再现及分枝复合现象”是勐兴矿床矿体产出的典型特征。迄今，矿区范围内已勘探控制了41个矿体(其中13个矿体已开采耗尽)，探获Zn+Pb金属量达1.02 Mt(大型)，是保山地块内同类热液矿床中(勐兴、西邑、东山和摆田矿床)探明储量最大的矿床。

该矿床矿物组合简单(图3)，金属矿物主要为闪锌矿和方铅矿，次为黄铁矿，少量毒砂和黄铜矿；非金属矿物以方解石为主，次为重晶石和石英，少量绢云母。矿石结构主要有细粒结构、胶结结构、交代残余结构等；矿石构造以角砾状构造、脉状-网脉状构造、浸染状构造、条带状构造及块状构造等为主。主要金属矿物特征如下：

(1)闪锌矿是矿石中最主要的金属矿物。根据矿物颜色、颗粒大小及穿切关系，可将闪锌矿分为两个世代：世代Ⅰ闪锌矿形成于热液早期，主要为红棕色-浅棕色它形细粒结构，粒径变化于0.01～0.15 mm之间，集合体形态多样，呈条带状、团斑状(图3a，b)等产出。世代Ⅱ闪锌矿为黄棕色-米黄色，自形粗粒(粒径0.1～0.2 mm)，半透明，与方解石、石英共生呈脉状(图3d)或浸染状(图3e)。

(2)方铅矿是矿石中含量第二多的金属矿物。根据矿物穿切交代关系，也可将方铅矿分为两个世代：世代Ⅰ方铅矿为灰黑色细粒状(粒径0.01～0.15 mm)，沿围岩的裂隙充填形成细小条纹定向分布，从而与浅棕色闪锌矿构成条带状构造。世代Ⅱ方铅矿形成相对较晚，主要为铅灰色它形粒状及其集合体，粒径介于0.5～1 mm之间，普遍呈脉状-网脉状穿插交代黄铁矿、闪锌矿，形成交代-残余结构(图3i)。

(3)黄铁矿以浅黄色，高硬度，高反射率(50%±)，均质性为鉴定特征。沉积期黄铁矿主要呈它形细粒状星散分布，但分布不均匀，往往于闪锌矿、方铅矿组成的层纹中较为富集，有时沿围岩的层理面聚集形成黄铁矿薄层，并被闪锌矿、方铅矿包裹胶结。该类黄铁矿保留了沉积期的结构特征，如球粒结构、细粒结构等(图3g)。在热液成矿早期，部分黄铁矿发生重结晶作用，形成了斑状变晶结构、放射状变晶结构，在一些变晶中，同构造变形而破碎，而后又经历了变质加大作用，形成一个镶边(图3g)，可见方铅矿、闪锌矿沿其破碎裂隙充填交代(图3h)。

图3 勐兴铅锌矿床矿石结构构造Fig.3 Textures and structures of ores from the Mengxing Pb-Zn deposita-团块状方解石，闪锌矿Ⅰ沿方解石Ⅰ边缘生长；b-团块状方解石，闪锌矿Ⅰ呈小团块状与方解石Ⅰ共生；c-方解石Ⅰ的解理发生了柔性弯曲(透射光)；d-脉状方解石，闪锌矿Ⅱ与方解石Ⅱ紧密共生；e-闪锌矿Ⅱ与方解石Ⅱ紧密共生呈浸染状构造；f-方解石Ⅱ发育平直密集的解理(正交光)；g-具加大边的重结晶黄铁矿(反射光)；h-闪锌矿Ⅱ和方铅矿Ⅱ沿块状黄铁矿的裂隙充填(反射光)；i-方铅矿Ⅱ穿切交 代闪锌矿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)

矿床围岩蚀变类型多样，主要有方解石化、重晶石化、硅化及绢云母化等。但蚀变强度较弱，通常分布于矿体和近矿围岩中，且距矿体由近及远逐渐减弱，与区内的西邑、东山等矿床具有相似性。其中方解石是勐兴矿床中分布最广的蚀变矿物，其与热液活动息息相关，且贯穿整个成矿过程，是该矿床的重要找矿标志。根据野外、手标本及镜下产出特征，可将方解石分为两个阶段。阶段Ⅰ方解石普遍呈团块状与闪锌矿密切共生(图3a,b)。镜下特征显示：方解石受应力作用呈不同程度的破碎(碎块状、碎斑状、糜棱状)。在方解石碎块中，可见解理、双晶纹发生柔性弯曲(图3c)。阶段Ⅱ方解石为粗晶结构，与阶段Ⅱ闪锌矿共生，呈脉状产出(图3d)。镜下观察发现，该类方解石发育平直密集的解理，且与闪锌矿彼此镶嵌形成共结边结构(图3f)。根据成矿地质条件、矿体产出特征、矿石组构特征、矿物共生组合及穿插关系，可将勐兴铅锌矿床的成矿作用划分为一期：热液成矿期，两阶段：阶段Ⅰ(闪锌矿-方铅矿-黄铁矿-方解石-石英阶段)和阶段Ⅱ(方铅矿-闪锌矿-方解石-重晶石-石英阶段)，其矿物生成顺序如图4。

图4 勐兴铅锌矿床矿物生成顺序Fig.4 Generation sequence of various minerals in the Mengxing Pb-Zn deposit

3 样品采集及分析方法

本次研究所需的方解石样品均采自勐兴铅锌矿床Ⅲ1矿体的不同中段，在详细划分方解石形成先后的基础上，系统采集了不同阶段具有代表性、典型性的10件方解石(阶段Ⅰ6件，阶段Ⅱ4件)和4件结晶灰岩样品进行研究。首先采用常规方法将新鲜样品破碎并过筛，选取粒径在60～80目间的样品洗净、烘干后在双目显微镜下挑纯(纯度优于99%)，然后再用蒸馏水清洗方解石单矿物样品，低温烘干，最后将烘干后的单矿物样品在玛瑙研钵中磨成200目粉末，送至中国地质科学院国家地质实验测试中心进行测试分析。C、O同位素采用连续流动质谱100%磷酸法，分析精密度δ13C为±0.2‰(2σ)，δ18O为±0.4‰(2σ)，实验采用Vienna Pee Dee Belemnite(V-PDB)作为标准，δ18OSMOW=1.03086 ×δ18OPDB+30.86；方解石中的稀土元素含量采用ICP-MS方法进行定量测试，所用仪器型号为德国ThermoFisher公司生产的X-series。详细分析方法和流程见Qi et al.(2000)，分析误差优于5%。

4 分析结果

4.1 方解石C-O同位素组成特征

表1为勐兴铅锌矿床热液方解石C、O同位素组成分析结果，可见以下特征：

表1 勐兴铅锌矿床方解石及围岩碳、氧同位素组成(‰)

(1)勐兴铅锌矿床中热液方解石的C、O同位素组成相对均一，阶段Ⅰ方解石的δ13CPDB值介于-1.15‰～-0.20‰之间，极差0.95‰，平均-0.60‰(n=6)；δ18OSMOW值变化于16.90‰～19.50‰之间，极差2.60‰，均值为18.18‰(n=6)。阶段Ⅱ方解石的δ13CPDB值变化范围为-2.20‰～-1.09‰之间，极差1.11‰，均值为-1.55‰(n=4)；δ18OSMOW值介于15.35‰～16.60‰之间，极差1.25‰，均值为16.09‰(n=4)。

(2)与不同阶段方解石的C、O同位素组成特征相比，结晶灰岩具有最高的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)。除样品300-11外，其余结晶灰岩的δ18OSMOW值未落入图5中的海相碳酸盐岩区域(δ13CPDB=0±4‰，δ18OSMOW=20‰～24‰；Hoefs，2015)，与围岩为沉积碳酸盐岩的地质特征不符；

(3)从阶段Ⅰ到阶段Ⅱ，方解石的δ13CPDB值和δ18OSMOW值均呈下降趋势且略低于围岩碳酸盐岩。在δ13CPDB-δ18OSMOW同位素图解中(图5)，各阶段方解石的δ13CPDB值与δ18OSMOW值投点沿海相碳酸盐岩溶解作用趋势线呈近水平分布于海相碳酸盐岩与火成碳酸盐岩区域之间，近海相碳酸盐岩一侧。

续表1

图5 勐兴铅锌矿δ13CPDB-δ18OSMOW图(底图据刘家军等，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

方解石及围岩的稀土元素含量及特征参数见表2，利用球粒陨石Taylor and McLennan(1985)数据进行标准化，得到不同阶段方解石及围岩样品的稀土元素配分模式。由表2和图6可看出：

图6 勐兴矿床方解石稀土元素配分模式图Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns of calcite from the Mengxing deposit

表2 勐兴矿床方解石及围岩稀土元素含量(×10-6)及特征参数

(1)阶段Ⅰ方解石中的稀土总量(∑REE=(19.9～93.0)×10-6，不包括Y，下同)相对较低，LREE(La～Sm)值为(17.9～85.6)×10-6，HREE(Gd～Lu)值为(1.95～7.34)×10-6，LREE/HREE值为6.47～11.7，(La/Yb)N值(7.13～18.9)，显示轻稀土富集。(La/Sm)N值为3.42～5.35，大于(Ga/Yb)N值(1.52～3.35)，表明轻稀土的内部分馏程度比重稀土明显。且有明显的负Eu异常(δEu=0.59～0.95)，无明显的Ce异常(δCe=0.96～1.12)，稀土配分模式为右倾型。

(2)阶段Ⅱ方解石中的稀土总量(∑REE=(56.4～185)×10-6相对较高，LREE值为(41.5～133)×10-6，HREE值为(14.9～52.4)×10-6，LREE/HREE值为2.53～2.97，(La/Yb)N变化范围为1.36～1.64，显示轻稀土相对富集但轻重稀土的分馏程度不如阶段Ⅰ方解石明显。(La/Sm)N值为0.73～1.02，小于(Ga/Yb)N值(介于1.27～2.12之间)，表明重稀土的内部分馏程度比轻稀土显著。发育明显的负Eu异常(δEu=0.55～0.78)和明显的正Ce异常(δCe=1.22～1.83)，稀土配分模式为相对平坦的右倾型(或“M”型)。

续表2

5 讨论

5.1 成矿流体中C的来源及演化

在以碳酸盐岩为赋矿围岩的铅锌矿床中，C同位素组成不仅可以示踪成矿流体中C的来源，也可以为水-岩反应过程提供重要信息(Spangenberg et al.，1996；Huang et al.，2010)。在勐兴铅锌矿床中，围岩碳酸盐岩的δ13CPDB值(-0.06‰～2.37‰，平均0.97‰，n=4)与岩浆源碳(δ13CPDB=-9‰～-1‰；Nelson et al.，1988)及各类岩石中有机碳(δ13CPDB=-30‰～-15‰，平均-22‰；Ohmoto，1972)的差别较大，而介于海相碳酸盐岩的碳同位素组成变化范围内(δ13CPDB=0±4‰)；且其δ18OSMOW值(17.46‰～22.20‰，平均19.18‰，n=4)略低于海相碳酸盐岩(δ18OSMOW=20‰～24‰)(Hoefs et al.，2015)。这可能表明成矿流体为低δ18O值的流体，在水-岩反应过程中，不断与围岩发生同位素交换，导致围岩碳酸盐的δ18O值低于正常海相碳酸盐岩，从而在δ13CPDB-δ18OSMOW同位素图解中(图5)，围岩的投点偏离正常海相碳酸盐岩范围。

阶段Ⅰ、阶段Ⅱ方解石的C、O同位素组成相对均一。其δ13CPDB值介于-2.20‰～-0.20‰之间，平均-0.98‰(n=10)，远高于岩浆源及各类岩石中有机质的碳同位素组成，而介于海相碳酸盐岩的碳同位素组成变化范围内，表明成矿流体中的碳主要来源于围岩碳酸盐岩的溶解；而其δ13CPDB和δ18OSMOW值从阶段Ⅰ→阶段Ⅱ呈下降趋势且均低于围岩碳酸盐岩。在δ13CPDB-δ18OSMOW同位素图解中(图5)，阶段Ⅰ和阶段Ⅱ方解石的各投点沿海相碳酸盐岩溶解作用趋势线分布于海相碳酸盐岩与火成碳酸盐岩区域之间且更靠近海相碳酸盐岩区，进一步表明方解石中的碳主要来源于围岩碳酸盐岩的溶解作用，且这种下降趋势可能由在阶段Ⅲ成矿流体在与围岩反应之前由CO2热液去气作用造成(刘阳等，2021)。

5.2 REE示踪成矿流体来源及演化

热液方解石是勐兴铅锌矿床原生矿石中最为主要的脉石矿物，其形成贯穿整个成矿过程。在成矿流体中稀土元素主要以络合物形式迁移。REE3+离子半径(0.0861～0.1032 nm)与Ca2+的离子半径(0.100 nm)大致相近，而与Fe2+、Zn2+、Pb2+的离子半径(分别为0.074 nm、0.065 nm 和0.119 nm)相差较大，故成矿流体中REE3+离子可大量通过类质同象替代进入方解石而非金属硫化物中。因而，热液方解石的稀土元素地球化学特征可代表成矿流体的稀土元素地球化学特征，其变化规律为研究和示踪成矿流体的来源及演化等提供了重要信息(周家喜等，2012)。在勐兴铅锌矿床中，阶段Ⅰ方解石的稀土含量、特征参数及配分模式与结晶灰岩较为一致，表现为具有负Eu异常的右倾型，表明阶段Ⅰ方解石中的稀土主要来源于结晶灰岩；而阶段Ⅱ方解石与结晶灰岩明显不同，呈现出较高的稀土含量(∑REE=(56.4～185)×10-6)，明显的正Ce异常及“M”型稀土配分模式，与生物碎屑灰岩较为一致(图6；∑REE=(189.7～191.1)×10-6，δCe=1.33～2.80；杨青等，2019)。很多学者认为热液矿物的REE相对含量主要受热液流体中REE相对丰度的控制(Wood，1990；Lottermoser，1992；Haasetal.，1995)，据此不难得出阶段Ⅱ成矿流体中的REE含量相对较高。因此，我们可以认为阶段Ⅱ成矿流体流经生物碎屑灰岩，萃取了大量的稀土元素，形成了富REE的成矿流体。此外笔者应用闪锌矿微量元素含量间的经验公式(Frenzel et al.，2016)，获得阶段Ⅱ的成矿温度相对较高(刘锦康，2020)，这有利于稀土离子与钙离子发生类质同象，导致大量稀土元素进入阶段Ⅱ方解石中。所以，阶段Ⅱ方解石的稀土含量和配分模式是富REE的成矿流体及相对较高的成矿温度共同耦合所致。

近年来，由于Y3+和Ho3+具有相似的离子性质而在许多地质过程中保持一致的地球化学行为，两者的比值(Y/Ho)常不发生改变而被广泛用于研究成矿流体来源和现代海底热液系统(Bau and Dulski，1999；Douville et al.，1999；毛光周等，2006)。在勐兴铅锌矿床中，闪锌矿的Y/Ho值具有相对较窄的变化范围，介于27.33～31.86之间，平均为30.52(n=13)(刘锦康等，2020)，而方解石的Y/Ho值变化于31.84～44.39之间，平均为35.20(n=10)。其Y/Ho值既不同于现代海水(44～74)(Bau and Dulski，1999)也不同于区域志本山、柯街及漕涧花岗岩(Y/Ho=24.53～27.48，平均25.75，n=8)(陶琰等，2010；禹丽等，2014)，而与矿区的围岩地层(33.36～43.70，平均38.34，n=4)很相似，尤其是方解石的Y/Ho值与矿区的围岩地层有较多的重叠部分(图7)。因此，闪锌矿和方解石的Y/Ho比值提供了新的证据，表明勐兴矿床的成矿流体来源与沉积围岩地层关系密切。结合已获得的H-O同位素组成及包裹体地球化学数据(未发表)认为成矿流体主要为盆地卤水。

图7 勐兴矿床方解石、闪锌矿与围岩、区域花岗岩的Y/Ho 值比较Fig.7 Comparison of Y/Ho ratios of calcite,sphalerite, wall-rock and regional granite from the Mengxing deposit 注：EPR(东太平洋洋脊)、MAR(中大西洋洋脊)、BAB(弧后盆地)和现代海水的Y/Ho值据Bau et al.(1997)、Bau and Dulski(1999)和Douville et al.(1999)；勐兴矿床闪锌矿的Y/Ho值据刘锦康等(2020)；区域花岗岩的Y/Ho值据陶琰等(2010)和禹丽等(2014)。

通常稀土元素主要为正三价，但Eu具有正二和正三两种价态，Ce具有正三和正四两种价态。当成矿流体的氧化还原条件发生变化时，Eu和Ce的价态也随之改变，从而与REE3+整体保持一致或发生分离，导致含Ca热液矿物的稀土特征参数(δEu和δCe)发生变化和稀土配分模式Ce和Eu位置处出现“峰”或“谷”(梁婷等，2007；王加昇等，2018)；而当温度超过250℃时，Eu以二价占主导，并可能优先取代Ca2+超过其他三价稀土元素，从而表现出正Eu异常。在勐兴铅锌矿床中，虽然阶段Ⅰ方解石呈现出明显的负Eu异常(δEu=0.59～0.95，平均0.76，n=6)和无明显的Ce异常(δCe=0.96～1.12，平均1.02，n=6)，但其与围岩具有相似的稀土配分模式，这可能暗示阶段Ⅰ方解石继承了围岩的稀土元素变化特征。与阶段Ⅰ方解石不同，阶段Ⅱ方解石除了发育明显的负Eu异常(δEu=0.55～0.78，平均0.70，n=4)外还具有明显的正Ce异常(δCe=1.22～1.83，平均1.42，n=4)，这可能暗示该阶段的成矿流体演化为低氧逸度的还原性流体(T<250℃)，其中的Ce以正三价为主，可大量置换Ca2+进入方解石晶格中，导致阶段Ⅱ方解石富集Ce而呈现明显的正Ce异常。

5.3 矿床成因

勐兴矿床受勐兴次级向斜与中志留统上仁和桥组下段生物碎屑灰岩、结晶灰岩共同控制，构造与岩性控矿特征显著。矿体呈层状、似层状及透镜状产出，其形成明显晚于赋矿地层(后生成矿)。矿石发育角砾状、脉状和网脉状等典型构造，矿物组合简单(闪锌矿、方铅矿为主，少量的黄铁矿)、围岩蚀变微弱及地球化学数据等特点，均与典型的MVT矿床有着众多的相似之处。已获得的阶段Ⅱ方解石Sm-Nd等时线年龄为为124±3 Ma，表明勐兴矿床的成矿作用发生于早白垩世(燕山晚期)。这个时期，位于保山地块左侧的中特提斯洋闭合，进而腾冲地块与保山地块发生了碰撞挤压。在横向力挤压作用下，地层受力不均一，就顺层产出大量层间滑脱空间和层间破碎带，为成矿流体的运移提供了良好的通道。同时，驱动地块中深部的盆地卤水大规模向浅部运移，并不断萃取地层中的成矿物质，形成成矿流体。在成矿流体运移过程中，由于物理化学条件的变化，于中志留统上仁和桥组下段层间破碎带卸载成矿。因此，认为该矿床为MVT型，其形成与中特提斯洋闭合后腾冲地块与保山地块陆陆碰撞挤压密切相关。

6 结论

(1)热液方解石的C、O同位素组成相对均一，其δ13CPDB和δ18OSMOW值与海相碳酸盐岩较为接近，且从阶段Ⅰ→阶段Ⅱ呈下降趋势，表明成矿流体中的C主要来源于围岩碳酸盐岩的溶解，阶段Ⅱ成矿流体在与围岩反应之前可能已经发生CO2热液去气作用。

(2)成矿流体中的REE主要来源于结晶灰岩，而后生物碎屑灰岩也有所贡献。结合已有的H-O同位素组成和包裹体地球化学特征，表明成矿流体为盆地卤水，成矿环境为还原环境。

(3)勐兴矿床地质特征、成矿背景及地球化学数据等方面均表明该矿床为MVT型。结合区域构造演化，认为其形成与中特提斯洋闭合后腾冲地块与保山地块陆陆碰撞挤压密切相关。