廣西武宣盤龍鉛鋅礦噴流沉積成礦作用:稀土元素和硫同位素證據

薛靜，戴塔根，付松武，馬國秋，黃偉盟

(1.中南大學 地球科學與信息物理學院，湖南長沙410083;2.廣西武宣縣盤龍鉛鋅礦，廣西 武宣545900)

廣西武宣盤龍鉛鋅礦噴流沉積成礦作用:稀土元素和硫同位素證據

薛靜1，戴塔根1，付松武1，馬國秋2，黃偉盟2

(1.中南大學 地球科學與信息物理學院，湖南長沙410083;2.廣西武宣縣盤龍鉛鋅礦，廣西 武宣545900)

盤龍鉛鋅礦是桂中地區典型的大型鉛鋅礦床。文章系統地總結了該礦床的地質特征，初步提出了礦床的成因類型。研究結果表明:盤龍鉛鋅礦位于大瑤山西側鉛鋅多金屬成礦帶南段，礦體順層發育于下泥盆統上倫組白云巖中。礦床中發育層狀、條紋－條帶狀構造、同沉積角礫巖和層間揉皺等，沉積特征明顯，礦化與白云巖化、重晶石化及硅質巖關系比較密切。稀土元素研究表明成礦作用與熱水沉積作用有關，硫同位素分析結果暗示成礦物質來源于深源巖漿和泥盆紀海水的共同作用。礦床地質特征和地球化學特征顯著區別于MVT型鉛鋅礦床，應屬于海底噴流－沉積型鉛鋅礦。

噴流－沉積;鉛鋅礦;大瑤山西側鉛鋅多金屬成礦帶;武宣;廣西

大瑤山西側鉛鋅多金屬成礦帶是桂中地區最具地域特色和最為重要的多金屬成礦帶之一，鉛－鋅－重晶石礦床(點)星羅棋布，盤龍鉛鋅礦是該成礦帶中大型鉛鋅－重晶石礦床之一。

盤龍鉛鋅礦及外圍的區域地質調查和找礦勘查工作始于20世紀60年代初期，1960年，廣西物探大隊804分隊對盤龍礦區進行了物化探普查工作;1979年，廣西第七地質隊對盤龍礦區開展了鉛鋅礦普查工作;2000年11月～2004年4月，廣西中金實業有限公司對盤龍礦區開展了綜合性研究工作，認定盤龍鉛鋅礦是一處以鉛、鋅為主，兼有重晶石、鐵和錳的多金屬礦床。

在上述礦種中，鉛、鋅和重晶石均已達到大型礦床規模。無論從礦種的數量，還是從資源量來講，盤龍鉛鋅礦的找礦勘查和成礦理論研究為許多國內礦床地質工作者所關注(梁國寶和廖開立，2003;王明艷等，2008;羅永恩，2009)。在翔實的野外地質工作的基礎上，筆者對該礦床的成因進行了探討，以期對該區鉛鋅成礦作用有深入的認識。

1 成礦地質背景

盤龍鉛鋅礦位于廣西大瑤山西側鉛鋅多金屬成礦帶南段，在大地構造位置上處于華南板塊南華活動帶的來賓凹陷與大瑤山隆起的復合部位(黃大放和黃慶武，2006)(圖1)。礦區及外圍地層自寒武系、泥盆系、石炭系、二疊系及第四系均有出露，區內并無巖漿巖分布，僅在其外圍北北東向32km處出露九賀花崗巖體和北東向19km處出露東鄉花崗巖體，其形成時代分別為燕山期和中－晚侏羅世(張科等，2005)。從構造形跡上來看，礦區除了兩條區域性大斷裂永福－東鄉斷裂和憑祥－大黎斷裂貫穿全區以外，并無其它構造活動。

圖1 盤龍鉛鋅礦區域地質和礦區地質簡圖(據張善明等，2010修改)Fig.1 Simplified regional and ore-field geological map of the Panlong deposit

2 礦床地質特征

2.1 地層與容礦巖系

礦區出露地層有寒武系、泥盆系及第四系(羅永恩，2009)。寒武系出露為黃洞口組第一和第二巖性段，主要為砂巖、粉砂巖、頁巖及粉砂質頁巖;泥盆系主要巖性為泥灰巖、灰巖、白云巖及泥巖，并夾有砂巖。下泥盆統分為7個組:①蓮花山組為一套紫紅色砂巖;②那高嶺組以淺灰－灰色細砂巖為主，夾少量泥巖;③郁江組為灰色－褐黃色泥巖;④上倫組以白云巖為主，夾有白云質灰巖，局部夾有少量淺灰色－灰色硅質巖。上部白云巖呈中－粗晶結構，中厚層狀，顏色以深灰色為主，局部具有白云石化和硅化現象。中－下部白云巖以微晶－細晶結構為主，薄－中厚層狀，顏色比上部稍淺，靠近底部夾少量灰巖;⑤二塘組以灰－深灰色灰巖與泥灰巖互層為主，夾雜泥質灰巖、鈣質頁巖和白云巖;⑥官橋組為白云巖夾少量灰巖、生物碎屑灰巖和泥灰巖;⑦大樂組為泥灰巖。其中上倫組是區域鉛鋅多金屬礦床的主要賦礦地層，為礦區內分布最廣和沉積厚度最大的地層單元，呈北東方向展布，整套巖層厚度為1070.87m。第四系為棕紅色黏土層，富含鐵錳質結核。

2.2 構造特征

礦區處于大瑤山隆起帶邊緣、穹狀背斜西翼。在地層走向從南北轉為北東東的部位，出現一系列平行不整合界面的斷層和垂直于它們的橫斷層。前者有伸展拆離的特征，后者是拆離差異形成的正斷層。它們切斷礦體，均為成礦后斷裂。在礦區內有F1、F2、F3三條斷層，前兩者為具有拆離性質的走向正斷層，后者為橫向正斷層并形成于前兩者之后。

2.3 礦體特征

鉛鋅礦體產于下泥盆統上倫組白云巖、重晶石巖及極少量硅質巖中，自上而下為灰巖、泥質灰巖→白云巖→鉛鋅礦體，呈過渡狀，礦體邊界由礦石品位數據圈定。重晶石礦體和鐵錳質堆積層在地表較為發育，且重晶石礦已經達到大型礦床的規模。它們與鉛鋅礦體在空間上存在一定的關系，由下向上依次為鉛鋅礦體→重晶石礦→鐵錳堆積層。

圖2 盤龍鉛鋅礦18線礦體剖面圖Fig.2 Profile along the No.18 line in the Panlong leadzinc deposit

盤龍鉛鋅礦由大嶺礦段和翻山礦段組成。(1)大嶺礦段由6個礦體構成，為盤龍鉛鋅礦的主要礦體，占整個礦床儲量的95%。地表礦化帶長3500m，寬60～100m。總體傾向340°，傾角75°～85°(圖1、圖2)。礦體由多層似層狀、透鏡狀小礦體組成，個別呈囊狀。其中2#礦體為大嶺礦段的主要礦體，長約830m，平均厚度18.11m，已控制最大斜深達352.0m，標高在+62m～－290m，傾角79°～88°，Pb+Zn=3%～15%，與地層產狀大體一致。礦體主要賦存于白云巖中，厚度變化與白云巖發育程度成正比，白云巖尖滅處礦體也就隨之尖滅。(2)翻山礦段由8個礦(化)體構成，已控制的礦化帶總長約1500m，含礦層位為上倫組白云巖上部，礦體以似層狀或透鏡狀產出，走向135°～85°，傾角70°～85°。該礦段均為零星小礦(化)體，規模較小，品位低，目前尚無開采價值。

2.4 礦石特征

區內鉛鋅礦化與白云巖、重晶石巖及硅質巖密切相關。礦石類型主要為浸染狀，其次為條帶狀和塊狀。此外在礦體頂部和層間滑動構造活動強烈部位，發育少量角礫狀礦石，角礫為重晶石或白云巖，膠結物為硫化物或碳質。

礦石礦物組成簡單，主要有閃鋅礦、黃鐵礦、方鉛礦及少量黃銅礦和白鐵礦等。脈石礦物主要有微細粒－細粒方解石、白云石和石英等。

礦物粒度非常細小是礦石最顯著的特點。閃鋅礦顏色主要為淺灰色，其次為棕紅色和淡黃色;礦物呈微細粒浸染狀，直徑一般為0.1～0.8mm，環帶結構簡單，外側常見有細小結晶狀的閃鋅礦，粒度一般＜10μm。根據礦物的標型特征，棕紅色、淡黃色閃鋅礦為晚期熱液形成;方鉛礦多數呈它形粒狀，不規則狀，零星分布，晶粒大小為0.05～0.2mm。與閃鋅礦、黃鐵礦或白云石交代溶蝕呈港灣狀，有的呈細脈狀穿插在重晶石的裂隙中;重晶石為主要脈石礦物之一，呈自形板柱狀，長達2～10mm，雜亂排列，集合體呈束狀、不規則脈狀、團塊狀或脈狀，金屬硫化物常充填于其晶體間。

2.5 礦石結構構造

鉛鋅礦床礦石結構構造記錄了成礦物質遷移和演化機制，并反映成礦溫度、壓力和組份等特征，具有重要的成因指示意義。因此，受到諸多學者的關注(林方成，2005a，2005b;楊向榮等，2009)。與其它類型的礦床相比，本礦床具有典型的同生沉積特征，主要的礦石結構構造有:浸染狀構造、塊狀構造、條帶－條紋狀構造、角礫狀構造，膠狀結構和草莓狀結構等。

(1)浸染狀－稠密浸染狀構造

該類礦石在礦床中分布最廣，大多數低品位的礦石均為浸染狀構造，若按礦化程度的強弱，則可分為稠密浸染狀和稀疏浸染狀。這一構造特征可能是當海底熱水壓力大于靜水壓力但小于靜巖壓力時，硫化物沉淀以交代作用為主，從而形成浸染狀礦石。

(2)塊狀構造

這類礦石主要產于礦體富集中心，在418采場和420采場比較常見。手標本上可見閃鋅礦和方鉛礦呈塊狀，與重晶石和黃鐵礦共生。鏡下觀察表明，這些塊狀礦石是由無數顆粒細小的硫化物組成。這類礦石可能是海底熱水沉淀的硫化物在海底凹地快速堆積的產物(范裕等，2007)。

(3)條帶－條紋狀構造

條帶－條紋狀礦石主要分布在浸染狀礦石的上部。手標本上可見閃鋅礦、方鉛礦和黃鐵礦呈條帶狀、條紋狀分布，與重晶石、白云巖條帶－條紋呈韻律狀分布。硫化物條帶粗細不同，粗條帶寬度＞1cm，細的僅0.10mm左右。這些條帶是由無數顆粒細小的閃鋅礦和膠黃鐵礦組成。

這種構造是典型的海底熱水沉積礦石構造，主要形成于海底熱液活動相對較平靜、海水較深的熱泉或噴氣孔附近(張志斌等，2007)。它可能是由于噴流作用形成的硫化物與正常的海底沉積物形成的互層，從而形成條紋－條帶狀構造。

(4)層間揉皺構造

礦床中普遍發育層間塑性變形構造，如層紋狀重晶石－閃鋅礦石中的層間揉皺現象，在揉皺的轉折端閃鋅礦－黃鐵礦紋層明顯變厚，而揉皺的翼部紋層則被拉長變薄，甚至尖滅。在白云巖中亦可見硅質層的層間褶曲現象。

(5)膠狀結構、草莓狀結構

礦床中黃鐵礦集合體普遍呈鮞粒狀、膠狀結構和草莓狀結構。膠狀結構比較普遍，它是膠狀黃鐵礦同心圈層狀結構，圈層較厚，層數較少。草莓狀黃鐵礦的形成是海底熱水脈動噴流與嗜熱微生物共同作用的產物(夏學惠和李鐘模，1999)，是富硫化物的熱液在海底噴流出后，在排氣口或熱泉口附近發生的一種膠體硫化物的沉淀作用形成的，它們常常被認為是還原性沉積環境的標志(Jorgensen et al.，2009)。

綜上所述，盤龍鉛鋅礦床的礦石組構具有典型的海底熱水沉積特征，浸染狀礦石、條紋狀礦石和塊狀礦石在空間上從上到下分布，可能反映了其距離熱液排泄孔的遠近。

2.6 圍巖蝕變

礦區含礦圍巖蝕變比較簡單，蝕變類型有重晶石化、白云石化、黃鐵礦化和硅化等，均與成礦關系密切。重晶石化是本區圍巖蝕變最顯著的特點，重晶石化順層發育，主要以透鏡狀、團塊狀及少量細脈狀膠結或交代白云巖或白云巖角礫的形式出現。地表重晶石化帶呈北東向等間距分布，具有一定規模。重晶石一般呈半自形板狀、柱狀及片狀，粒度較粗，重晶石交代白云巖呈角礫狀，而白云石脈、方解石脈又穿插交代重晶石，淺部礦體見閃鋅礦交代溶蝕重晶石，黃鐵礦與重晶石伴生，互有溶蝕交代。而在下部見重晶石交代金屬礦物。此外，可見重晶石脈穿插白云石，還見晚期微粒狀重晶石呈細脈沿重晶石粒間充填。重晶石化與金屬硫化物礦體的關系密切。空間分布上，重晶石化帶與金屬硫化物富集帶比較吻合。

3 地球化學特征

3.1 樣品及分析方法

本次研究所用的樣品主要采自坑道和鉆孔。采集新鮮樣品共18個(白云巖4件、鉛鋅礦石10件和斷裂構造帶構造巖4件)。樣品的選擇基于詳細的巖芯觀察以及巖石薄片顯微結構鑒定。為了降低新鮮樣品的污染程度，用1.7mol/L HCl在＜60℃下對樣品中細粒的碎屑物質進行溶解，樣品采用等離子質譜分析，微量元素和稀土元素分析結果見表1、表2。

用于硫同位素分析的樣品為采自于礦區+25m中段和－20m中段內的新鮮鉛鋅礦石。硫同位素測試工作在中國地質科學院礦產資源研究所同位素實驗室MAT-251EM質譜計上完成，分析精度為±0.2‰。

3.2 微量元素特征

從白云巖、礦石和構造巖的微量元素可以看出:殼源元素富集，尤其以Ba、Sr、Zn和Pb的高度富集為特征，而幔源親鐵元素相對虧損，這表明在碳酸鹽巖再沉積過程中受到了地殼的嚴重污染。海底熱水沉積成因的礦石往往顯著富集一種元素或者若干元素，而那些在沉積過程中活動性較差且在海水中停留時間較短的元素卻不富集。研究區內Hf、Ta、Zr和Nb的含量較低，可能反映了較快的堆積速度和熱液沉積物在沉積柱中快速埋藏。

微量元素U/Th比值能較好區分正常海水沉積與熱水沉積，熱水沉積的 U/Th＞1(楊瑞東等，2009)，研究區內礦石和白云巖樣品U/Th為1.03～17，表明是熱水沉積成因。礦石Ni/Co是區分熱水沉積成礦的指標，受海底沉積古地理環境控制的火山熱水沉積礦石Ni/Co小于6.7。研究區8件礦石樣品Ni/Co平均值為5.14，表明盤龍鉛鋅礦熱水成礦多受到古地理環境的制約。礦石Zn/(Zn+Pb)的值是判斷塊狀硫化物礦床是否為熱水沉積的重要標志(Davidson，1992;候宗林和郭光格，1991)，熱水沉積塊狀硫化物礦床的Zn/(Pb+Zn)值通常較高，平均值接近1，盤龍礦區礦石Zn/(Zn+Pb)值為0.48～0.96，平均值為0.75，表明礦床可能是熱水沉積成礦作用的產物。

沉積物中Ba的富集和重晶石的產出是熱水活動的重要標志(林方成，2005b)，研究區內樣品中的Ba含量為321～404000μg/g，遠遠高于碳酸鹽巖中Ba的平均含量(10μg/g)，再次證明了白云巖和礦石是熱水沉積的產物。同時Ag和Cu等元素的含量也發生了富集。熱液含金屬沉積物的Zr含量一般小于50μg/g，并不隨Cr含量的升高而升高，深海含金屬沉積物中 Zr含量通常大于100μg/g(Murray et al.，1991)。本區 Zr的含量介于3～174μg/g之間，平均 22.15μg/g，與熱液含礦沉積物中的Zr含量相似。Zr隨Cr升高的趨勢，說明本區樣品除了受到海水的影響，還受到熱液影響。

表1 盤龍鉛鋅礦巖石和礦石微量元素分析結果(μg/g)Table 1 Trace element concentrations of the rocks and ores in the Panlong lead-zinc deposit(μg/g)

表2 盤龍鉛鋅礦白云巖和礦石稀土元素分析結果(μg/g)及有關參數Table 2 REE concentrations of the dolomites and ores from the Panlong lead-zinc deposit(μg/g)

3.3 稀土元素特征

圖3 盤龍鉛鋅礦區巖石及礦石稀土元素配分圖Fig.3 Chondrite normalized REE patterns of the rocks and ores from Panlong lead-zinc deposit

盤龍礦區礦石球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(圖3)顯示，(1)礦石具有LREE相對富集、明顯的Eu正異常和中等Ce負異常特征，鉛鋅礦石樣品中稀土的總量 ∑REE=4.55～28.46μg/g，LREE/HREE=7.21～8.99， LaN/YbN=2.54～7.83，δEu=5.65～39.24，δCe=0.16～0.94，其中LREE分異相對較強，LaN/SmN=1.72～7.89，而 HREE 分異相對較弱，GdN/YbN=0.97～2.27。(2)白云巖同樣具有富集LREE和LREE分異較強的特征，賦礦圍巖白云巖樣品∑REE=10.90～20.46μg/g，LREE/HREE=7.55～12.82，LaN/YbN=7.17～14.92，δEu=0.74～1.45，δCe=0.93～0.99，GdN/YbN=1.29～1.94。(3)構造巖中的∑REE變化于4.98～221.75μg/g，變化范圍較大，比礦石與圍巖中稀土含量要高。構造巖同時也具有LREE相對富集、明顯的Eu正異常和中等Ce負異常特征，LaN/YbN=6.52～29.60，δEu=1.33～10.32，δCe=0.70～1.00，其中 LREE 分異相對較強，LaN/SmN=6.52～29.59，而 HREE 分異相對較弱，GdN/YbN=1.24～2.54。

稀土元素的地球化學性質相似，在地質作用過程中往往作為一個整體遷移，因而廣泛用于礦床成礦流體來源與演化的示蹤研究(彭建堂等，2004;王國芝等，2003;張瑜等，2010)。研究區白云巖和鉛鋅礦石稀土總量為4.55～28.46μg/g，較低的稀土總量特征一般代表熱液活動形成，同時表現出LREE富集、Ce負異常和Eu正異常，不同之處在于礦石具有顯著的Eu正異常，這種特征說明礦床受熱水作用影響較大(Klinkhammer et al.，1994;燕長海等，2008)，同時具ΣLREE＞ΣHREE的熱水沉積建造的基本特點(鄭榮才等，2006)。

礦石富集LREE和顯著的Eu正異常，與后太古代正常沉積物稀土分布特征顯然不同，而與現代大洋底熱液及熱液噴口附近沉積物中稀土元素組成相似(Klinkhammer et al.，1994;丁振舉和劉叢強，2000a，2000b;丁振舉和姚書振，2000;Olivier and Maud，2006)。正常海水與噴流含礦熱水的REE組成特征的不同反映在碳酸鹽巖樣品的Eu值上，噴流鹵水的礦石樣品具有Eu正異常，而正常沉積碳酸鹽巖Eu負異常或無異常。礦石的δEu從5.65～39.24，說明在成礦過程中，其成礦溫度逐漸降低，成礦環境從相對還原條件向相對氧化條件轉變。這反映出海水與海底噴流鹵水共同參與了盤龍鉛鋅礦成礦作用。而弱礦化和不含礦白云巖的REE組成多顯示正常海水沉積的特點。這也進一步反映出噴流成礦作用是海水與噴流熱水相互混合的過程，成礦物質來源與兩者的混合程度有關。

礦石中Ce相對虧損是成礦熱液Ce相對虧損的反映。Ce虧損與海水的加入有關，同時從海水正常沉淀出的物質也不具有Eu正異常(丁振舉等，2003)。盤龍鉛鋅礦區賦礦白云巖除具Ce負異常外，還具明顯Eu正異常，表明形成它們的流體不可能以海水為主。而Eu正異常和Ce負異常同時出現在礦石中，與現代海底熱水系統流體及沉積物的稀土配分模式相類似(Klinkhammer et al.，1994;Mills and Elderfield，1995;丁振舉和劉叢強，2000b)，礦石沉淀可能是相對高溫的熱水流體和較低溫的海水在海底附近發生了對流混合，類似于海底熱水系統沉積物的形成過程。

3.4 硫同位素特征

盤龍鉛鋅礦床黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦以及重晶石的硫同位素測試結果(表3和圖4)顯示:

表3 盤龍鉛鋅礦硫同位素Table 3 Sulfur isotopic compositions of the sulfides and barite from the Panlong lead-zinc deposit

(1)以閃鋅礦和黃鐵礦為主的硫化物樣品的δ34S值分布范圍主要集中在－7.20‰～7.70‰之間，眾數值在－2.00‰～4.00‰，峰值為－1.00‰，平均值 0.29‰。黃鐵礦樣品的 δ34S值集中在－4.90‰～4.90‰，平均值為0.69‰ (除2 件黃鐵礦樣品δ34S值為－20.6‰和－21‰);閃鋅礦樣品的 δ34S 值為－7.10‰～7.70‰，平均值為 1.71‰;方鉛礦樣品的δ34S值為－7.20‰～－1.50‰，平均值為－4.93‰。

在平衡條件下熱液硫化物富集δ34S的順序為:黃鐵礦＞磁黃鐵礦＞閃鋅礦＞方鉛礦，區內的樣品不滿足這個條件，含礦流體硫同位素分餾未達平衡。因此，不能利用硫化物礦物對計算同位素平衡溫度和推斷含礦溶液的總硫同位素組成。這種共生硫化物之間同位素的不平衡關系在海底塊狀硫化物礦床中十分常見，它可能是礦石在海底生長過程中常發生頻繁破碎、機械遷移以及再沉積等作用造成的。本礦床絕大多數硫化物樣品的δ34S值比較集中，說明其來源于上地幔或深部地殼。個別樣品的(黃鐵礦樣品P10和P11)δ34S表現出較大負值，顯示出明顯的硫酸鹽細菌還原特征，暗示當時海水硫酸鹽濃度至少在局部地區已達到1mmol/L以上(Canfield et al.，2000)，當時為一種滯留、缺氧和分層的大洋環境(周樹青等，2008)，表明盤龍鉛鋅礦在成礦過程中有大量細菌參與。

圖4 盤龍鉛鋅礦礦石硫同位素頻數直方圖Fig.4 Histogram of δ34S values for the ores from the Panlong lead-zinc deposit

(2)研究表明:新元古代和古生代時期具有海相特征的硫酸鹽的 δ34S值為12.00‰～38.00‰(Johnson et al.，2009)，還有學者認為泥盆紀海水中硫酸鹽的 δ34S值為17.50‰～25.00‰(Klinkhammer et al.，1994)。研究區重晶石的 δ34S 值為17.30‰～26.60‰ (主要集中在22.00‰～26.00‰)，與泥盆紀海水硫酸鹽的硫同位素相當，表明重晶石的形成與生物作用的關系不是很密切，而與世界上一些典型的SEDEX礦床中重晶石的δ34S相近，如我國銀洞子 δ34S 值為23.80‰～32.70‰(炎金才，1995)，德國Rammelsberg和Meggen的δ34S值分別為19.00‰～28.80‰和20.80‰～26.80‰(劉家軍等，2008)，結合圖5表明重晶石的硫直接來源于熱液噴發地的同時期海水。

圖5 大氣圈、水圈和沉積巖硫酸鹽的S同位素組成(據匡文龍等，2008修改)Fig.5 S isotope compositions of sulphates from atmosphere，hydrosphere and sediments

研究區內重晶石的δ34S值與同時期海水的δ34S值比較相近，說明重晶石中的硫來自于同期海水硫酸鹽，指示了沉積成因。而大部分硫化物的δ34S平均值變化于0‰左右，硫同位素特征則暗示礦床的硫來自深源。以上現象體現了該礦床的硫同位素具有深源和淺源兩個來源混合的特點，符合塊狀硫化物礦床硫主要來源的特征(Ohmoto，1983;Solomon et al.，1988)。牛樹銀等(2008)認為塊狀硫化物礦床成礦物質主要來自深源。本礦床個別樣品不具有深源硫的特征，可能是在較開放的環境中，由海水硫酸鹽在生物作用下和還原速率較低的條件下形成的。盤龍鉛鋅礦硫來源與典型的噴流－沉積礦床稍有不同，可能是由于變質作用使硫同位素發生變化導致的。

4 礦床成因初探

通過與海底熱水噴流沉積型(SEDEX型)鉛鋅礦床地質特征的對比分析可看出，在含礦地層巖性、控礦構造、礦體形態產狀和規模、礦石礦物特征、典型礦石組構、圍巖蝕變、稀土元素和硫同位素等諸多方面，盤龍鉛鋅礦床與典型SEDEX型鉛鋅礦床具有明顯的相似性，而與MVT型鉛鋅礦存在顯著的差異。因此，認為盤龍鉛鋅礦床屬于SEDEX型鉛鋅礦床，其證據如下:

(1)盤龍鉛鋅礦的礦體呈層狀與地層整合產出，礦層延伸規模較大，礦體底部普遍發育浸染狀礦化，礦床未受變形變質，保存良好。層狀礦體中心礦石礦物含量高，上下兩側則變少。

(2)礦石具有條紋狀、條帶狀、塊狀、浸染狀、膠狀和草莓狀等結構構造。礦物種類簡單，主要是閃鋅礦、黃鐵礦、方鉛礦以及大量的重晶石，礦物粒度以微細粒為主。

(3)礦化與熱水沉積硅質巖和重晶石巖密切相關。

(4)層狀礦體及其上下盤附近，出現了重晶石巖及少量硅質巖，它們發育齊全、分異良好，這些巖石目前被認為是典型熱水沉積巖的標志。

(5)微量元素和稀土元素分析表明，礦床的形成與熱水沉積作用有關。

(6)硫同位素分析表明，硫同位素特點既具有噴流沉積的特點，又反映了與巖漿活動有關(深源)的特點。

致謝:承蒙中國科學院地球化學研究所張乾研究員的認真審閱，為本文提出了非常寶貴的修改意見;野外地質工作得到了盤龍鉛鋅礦有關部門的協助，謹此一并深表謝意。

丁振舉，劉叢強.2000a.碧口群古熱水系統發育的富鐵硅巖稀土元素地球化學證據.自然科學進展，10(5):427－434.

丁振舉，劉叢強.2000b.海底熱液沉積物稀土元素組成及其意義.地質科技情報，19(1):27－30.

丁振舉，劉叢強，姚書振，周宗桂，楊明國.2003.東溝壩多金屬礦床礦質來源的稀土元素地球化學限制.吉林大學學報(地球科學版)，33(4):437－442.

丁振舉，姚書振.2000.海底熱液系統高溫流體的稀土元素組成及其控制因素.地球科學進展，15(3):307－312.

范裕，周濤發，袁峰，張千明，吳明安，侯明金，胡清華.2007.安徽和縣香泉獨立鉈礦床的地質地球化學特征及成因探討.礦床地質，26(6):597－608.

候宗林，郭光格.1991.云南騰沖－粱河地熱系統與現代熱泉型金礦化作用.地質論評，37(3):241－249.

黃大放，黃慶武.2006.廣西武宣縣盤龍鉛鋅礦床地質特征//華南青年地學學術研討會論文集:43－46.

匡文龍，劉新華，陳年生，余沛然，陳新躍.2008.湘西北下光榮礦區鉛鋅礦床主要地球化學特征.地質科學，43(4):685－694.

李毅.2007.廣西熱水沉積礦床成礦規律及找礦方向研究.長沙:中南大學博士學位論文:131－132.

梁國寶，廖開立.2003.廣西武宣縣盤龍鉛鋅礦地質特征及找礦方向.南方國土資源，(2):26－29.

林方成.2005a.四川漢源黑區－雪區層狀鉛鋅礦床典型礦石組構與成因.礦床地質，24(2):122－133.

林方成.2005b.揚子地臺西緣大渡河谷超大型層狀鉛鋅礦床地質地球化學特征及成因.地質學報，79(4):540－556.

劉家軍，吳勝華，柳振江，楊艷，石龍.2008.揚子地塊北緣大型鋇成礦帶中硫同位素組成及其意義.礦物巖石地球化學通報，27(3):269－275.

羅永恩.2009.廣西武宣縣盤龍鉛鋅礦床地質特征及控礦因素分析.地質與資源，18(03):183－188.

牛樹銀，孫愛群，郭利軍，王寶德，胡華斌，劉建明.2008.大興安嶺白音諾爾鉛鋅礦控礦構造研究與找礦預測.大地構造與成礦學，32(1):72－80.

彭建堂，胡瑞忠，漆亮，趙軍紅，符亞洲.2004.錫礦山熱液方解石的REE分配模式及其制約因素.地質論評，50(1):25－32.

王國芝，胡瑞忠，劉穎，孫國勝，蘇文超，劉宏.2003.黔西南晴隆銻礦區螢石的稀土元素地球化學特征.礦物巖石，23(2):62－65.

王明艷，息朝莊，李毅.2008.廣西熱水沉積礦床中重晶石巖地質地球化學特征.礦產與地質，22(4):335－341.

夏學惠，李鐘模.1999.鮞狀黃鐵礦的熱水沉積與微生物成礦作用.沉積學報，17(A12):712－717.

燕長海，徐勇航，彭翼，趙太平.2008.東秦嶺二郎坪群中火山成因塊狀硫化物礦床地質地球化學特征及其成因討論.礦床地質，27(1):14－27.

炎金才.1995.銀洞子銀鉛礦床重晶石巖的地球化學特征.礦物學報，15(1):61－67.

楊瑞東，程瑪莉，魏懷瑞.2009.貴州水城二疊系茅口組含錳巖系地質地球化學特征與錳礦成因分析.大地構造與成礦學，33(4):613－619.

楊向榮，彭建堂，胡瑞忠，戚華文，劉燊.2009.新疆塔里木盆地西南緣塔木鉛鋅礦床礦石管狀構造特征與成因.巖石學報，(4):977－983.

張科，胡明安，曹新志，徐伯駿.2005.廣西大瑤山及其西側鉛鋅成礦區地質特征及找礦方向.地質找礦論叢，20(1):21－25.

張善明，呂新彪，唐小春，鄧國祥.2010.廣西大瑤山西側綜合地質異常與控礦分析.地質與勘探，46(02):314－322.

張瑜，夏勇，王澤鵬，閆寶文，付芝康，陳明.2010.貴州簸箕田金礦單礦物稀土元素和同位素地球化學特征.地學前緣，17(02):385－395.

張志斌，葉霖，李文鉛，李朝陽，高珍權，李建峰，徐力峰.2007.新疆霍什布拉克鉛鋅礦床地質、地球化學特征研究.大地構造與成礦學，31(2):205－217.

鄭榮才，文華國，高紅燦，柯光明.2006.酒西盆地青西凹陷下溝組湖相噴流巖稀土元素地球化學特征.礦物巖石，26(4):41－47.

周樹青，黃海平，史曉穎，林暢松，胡尊偉.2008.穩定同位素記錄與環境、生命演化中的重大事件.地質論評，54(2):225－231.

Canfield D E，Habicht K S and Thamdrup B.2000.The Archean sulfur cycle and the early history of atmosphere oxygen.Science，288:658－661.

Davidson G J.1992.Hydrothermal geochemistry and ore genesis of seafloor volcanogenic copper-bearing oxide ores.Economic Geology，87(3):889－912.

Johnson C A，Emsbo P，Poole F G and Rye R O.2009.Sulfur and oxygen-isotopes in sediment-hosted stratiform barite deposits.Geochimica et Cosmochimica Acta，73(1):133－147.

Jorgensen C J，Jacobsen O S，Elberling B and Aamand J.2009.Microbial oxidation of pyrite coupled to nitrate reduction in anoxic groundwater sediment.Environmental Science and Technology，43(13):4851－4857.

Klinkhammer G P，Elderfield H，Edmond J M and Mitra A.1994.Geochemical implications of rare earth element patternsin hydrothermalfluids from mid-ocean ridges.Geochimica et Cosmochimica Acta，58(23):5105－5113.

Mills R A and Elderfield H.1995.Rare earth element geochemistry of hydrothermal deposits from the active TAG Mound，26°N Mid-Atlantic Ridge.Geochimica et Cosmochimica Acta，59:3511－3524.

Murray R W，Buvhholtz T B，Marilyn R and Gerlach D C.1991.Rare earth，major，and trace elements in chert from the Franciscan Conrplex and Monterey Group:Assessing REE sources to fine-grained marine sediment.Geochimica et Cosmochimica Acta，55:1875－1895.

Ohmoto H.1983.Stable isotope geochemistry of ore deposits.Review Minerology，16:491－560.

Olivier N and Maud B.2006.Rare earth and trace elements of microbialitea in Upper Jurassic coral-and sponge-microbialite reefs.Chemical Geology，230:105－123.

Solomon M，Eastoe C J and Walshe J L.1988.Mineral deposits and sulfur isotope abundances in the Mount Read Volcanics between Que River and Mount Darwin，Tasmani.Economic Geology，83:1307－1328.

SEDEX Origin of the Panlong Lead-Zinc Deposit，Wuxuan，Guangxi:REE and S Isotope Evidences

XUE Jing1，DAI Tagen1，FU Songwu1，MA Guoqiu2and HUANG Weimeng2
(1.School of Geosciences and Info-physics，Central South University，Changsha410083，Hunan，China;2.Panlong Lead-Zinc Deposit，Wuxuan545900，Guangxi，China)

The Panlong lead-zinc deposit in central Guangxi is a giant lead-zinc deposit.Previous studies and field evidence shows that this deposit hostes in dolomite of the Lower Devonian Shanglun Formation in the south of the western side of the Dayaoshan lead-zinc polymetallic metallogenic belt and ore beds confined to barite-bearing，dolomite and siliceous rocks.The ore structures include stratiform，laminated，banded，sedimentary brecciated and interbedded corrugation，which exhibit sedimentary origin.REE concentrations of the ores are characterized by variable total REE concentrations(4.55～221.75μg/g)，slightly LREE enrichment(LaN/YbN=3.16～29.60，LREE/HREE=7.16～23.34)，slightly depleted in Ce-annomalies and pronounced postive Eu-annomalies，indicating that the lead-zinc mineralization was probably related to hydrothermal sedimentation.Most sulfide δ34S values range from－7.1‰ to 7.7‰，except two pyrites with δ34S values of－21‰ and－20.6‰，respectively;while the δ34S values of barites range from 17.3‰～26.6‰，which suggest that the sulfur in ores was mainly derived from mantle and sea water.The geological and geochemical characteristics of the deposit are obviously different from those of the MVT deposits，instead，evidence shows that the deposit is of SEDEX type.

SEDEX;lead-zinc deposit;the western side of the Dayaoshan lead-zinc polymetallic metallogenic belt;Wuxuan;Guangxi

P611

A

1001-1552(2011)03-0394-010

2010－11－29;改回日期:2011－03－28

項目資助:“廣西壯族自治區武宣縣盤龍鉛鋅礦成礦控礦規律與找礦預測研究”項目資助。

薛靜(1980－)，男，博士研究生。礦產普查與勘探專業。Email:xuejing0118@126.com