唐鑫 陈福川 张鹏飞 李龚健 赵枫 陈威

1. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083 2. 昆明理工大学国土资源工程学院，昆明 650093 3. 内江师范学院地理与资源科学学院，内江 641100 4. 盛屯矿业股份有限公司，厦门 361012

老厂Ag-Pb-Zn-Mo-Cu矿床位于三江特提斯构造带南部的昌宁-孟连缝合带内，是三江特提斯构造带南部最具代表性的大型多金属矿床。其开采历史悠久，成矿地质条件独特、矿化元素多且富银，因而受到广大学者的关注。矿床Ag-Pb-Zn矿体主体赋存于下石炭统依柳组火山岩内，在上覆的中-上石炭统-二叠系碳酸盐岩中也有部分矿体产出。依据矿体产出形态、火山岩与矿体年龄以及矿石结构构造、矿化分带等特征，这些矿体被普遍认为是石炭纪火山喷流沉积成矿作用的产物(杨开辉和莫宣学, 1993; 龙汉生等, 2007; 李峰等, 2009; 陈百友等, 2002; Lietal., 2015; Liuetal., 2015; 张鹏飞等, 2017; Mengetal., 2018; Weietal., 2018)。近年来，在老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体之下又陆续揭露出隐伏的花岗斑岩体以及与其相关的斑岩-矽卡岩型Mo矿化(体)(李峰等, 2009, 2010a, b; 黄钰涵等, 2017)，针对岩体的锆石U-Pb定年和矿体的辉钼矿Re-Os定年显示其年龄分别为44～46Ma、44～47Ma(李峰等, 2010b; Dengetal., 2016; Mengetal., 2018)，与三江特提斯构造带内发育的一系列碰撞斑岩型Cu、Cu-Mo、Cu-Au矿床年龄(33～40Ma)相近(Houetal., 2006; Dengetal., 2014a, 2021)，指示老厂矿床深部在新生代又经历了斑岩-矽卡岩成矿作用。

多层位的赋矿地层、强烈的岩浆活动以及多期次的构造成矿事件导致目前对于老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体成因及其成矿流体、成矿物质来源的认识存在很大分歧，总结起来分为以下三种：(1)老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体主要为火山喷流沉积成因，后期叠加了岩浆-热液成矿作用，因此成矿物质主要来自依柳组火山岩，碳酸盐地层和隐伏花岗斑岩也提供了部分物质(陈百友等, 2002; 龙汉生等, 2007; Mengetal., 2018)；(2)老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体是与新生代花岗斑岩相关的岩浆-热液成因，成矿物质来自隐伏花岗斑岩和上部碳酸盐地层，没有火山岩的贡献(Dengetal., 2016)；(3)老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体成矿活动与火山岩关系不大，成矿物质主要来自燕山晚期-喜马拉雅早期次火山热液活动(薛步高, 1998; 徐楚明和欧阳成甫, 1991; 欧阳成甫和徐楚明, 1991)。

同位素是示踪成矿流体和成矿物质来源的重要手段。其中，方解石的C-O同位素组成已经被广泛用于示踪矿床中碳的来源以及成矿流体的来源。此外，不同于C、O、S同位素，Zn是Ag-Pb-Zn矿床中的成矿金属，因此Zn同位素能更直接指示矿床中成矿金属来源。得益于多接收电感耦合等离子质谱(MC-ICP-MS)分析技术的进步(Maréchaletal., 1999; Albarède, 2004)，目前Zn同位素在矿床研究方面有了长足发展(王跃和朱祥坤, 2010; 王达等, 2020)。学者们对不同成因矿床的Zn同位素组成特征和控制矿床中Zn同位素变化的关键因素也有了系统的研究(Masonetal., 2005; Wilkinsonetal., 2005; Johnetal., 2008; Kelleyetal., 2009; Gagnevinetal., 2012; Pašavaetal., 2014; Zhouetal., 2014a, b; Gaoetal., 2018)。最新研究中，部分学者运用Zn同位素识别了成矿过程中流体迁移路径(Xuetal., 2020; Wuetal., 2021)，揭示生物活动对成矿过程的影响(Yangetal., 2022)，并有效的约束了Pb-Zn矿床中Zn的来源(Zhouetal., 2014a, b; 何承真等, 2016；Zhangetal., 2019a)。如Zhangetal.(2019a)最近对茂租矿床的研究发现其闪锌矿具有均一的Zn同位素组成(δ66ZnJMC=-0.06‰～0.23‰)，说明闪锌矿与流体之间分馏很小，同时闪锌矿Zn同位素组成与矿区元古代基底杂岩(δ66ZnJMC=0.10‰～0.34‰)重叠，认为Zn主要来自元古代基底杂岩。这些研究表明Zn同位素分析是揭示矿床成矿过程，示踪成矿物质来源的可靠手段。

针对老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体成矿物质来源及成因机制这一关键科学问题，本文通过分析老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体中闪锌矿的Zn同位素组成以及成矿期方解石的C-O同位素组成，并结合前人的研究成果，讨论老厂矿床Zn、C、O同位素时空变化规律，查明控制Zn、C、O同位素组成变化的关键因素，为揭示老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体成矿物质来源和矿床成因机制提供新的证据。

1 地质概况

1.1 区域地质背景

昌宁-孟连缝合带位于三江特提斯构造带的南部，夹在西侧的保山地块与东侧的思茅地块之间，呈南北向延伸，延伸长度近400km。区内地层由老到新包含元古宇、古生界、中生界和新生界(图1)，元古宇主要为一套遭受强烈变形和绿片岩相浅变质岩；古生界又包括泥盆系、石炭系和二叠系，是区域地层的主体，主要由蛇绿混杂岩、洋岛-海山火山岩、高压变质杂岩、浅海相碳酸盐岩和深海-半深海远洋沉积(含丰富的放射虫硅质岩)构成(Sone and Metcalfe, 2008)，其中蛇绿混杂岩以铜厂街、干龙塘、牛井山、老厂和曼信地区出露为典型(莫宣学等, 1998; 王慧宁, 2020)，岩性主要为方辉橄榄岩、辉长岩、辉绿岩、玄武岩、远洋沉积型灰岩和硅质岩(张旗等, 1996; 沈上越等, 2002; 赖绍聪等, 2010; Jianetal., 2009)，泥盆纪至晚二叠世洋岛-海山火山岩则出露在曼信、依柳、老厂和双江等地(He and Liu, 1993; Feng, 2002; 陈觅等, 2011)，其上覆早石炭世至晚二叠世的浅海相碳酸盐岩被认为是海底山上的碳酸盐岩盖层(He and Liu, 1993; Uenoetal., 2003)，老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体即产于上述火山岩和碳酸盐岩中。中生界为侏罗纪花开佐组一套紫红色湖沼相砾岩、砂砾岩和细碎屑沉积，新生界主要为河流冲积和冲洪积堆积。

图1 昌宁-孟连缝合带位置(a)及区域地质简图(b)(据张鹏飞等, 2017修改)Fig.1 Sketch map showing the locality (a) and geology (b) of the Changning-Menglian suture zone (modified after Zhang et al., 2017)

图2 老厂矿区地质图(据李峰等, 2010a修改)Fig.2 Geological map of Laochang ore deposit (modified after Li et al., 2010a)

昌宁-孟连缝合带拥有复杂的演化历史(Dengetal., 2014a, b)，依次经历三个主要演化阶段：(1)原特提斯洋演化阶段，近几年针对南汀河、湾河、牛井山蛇绿混杂岩、勐勇-芒红地区洋岛玄武岩的研究陆续报道了473～439Ma的锆石U-Pb年龄(王保弟等, 2013; 刘桂春等, 2017; 王冬兵等, 2016; 孙载波等, 2017)，表明该地区在中奥陶世至晚志留世时期存在原特提斯洋壳(王保弟等, 2018; 吴福元等; 2020)；(2)古特提斯洋演化阶段，昌宁-孟连缝合带是古特提斯洋主洋闭合的残余(莫宣学等, 1998; Sone and Metcalfe, 2008; Metcalfe, 2013)，其内深海放射虫硅质岩、蛇绿混杂岩、火山岩、高压变质岩和东侧的花岗岩完整记录了古特提斯昌宁-孟连洋于中泥盆世时开启(段向东等, 2006)，并持续扩张成为开阔洋盆(Liuetal., 1991; Feng and Ye, 1996; Feng, 2002; Uenoetal., 2003; 段向东等, 2012)，在早二叠世早期开始东向俯冲(Jianetal., 2009; Lietal., 2012)，最终于中三叠世闭合的过程(Dongetal., 2013; Hennigetal., 2009)，其中古特提斯洋的扩张阶段形成了老厂矿区石炭系OIB型火山岩(陈觅等, 2011; Lietal., 2015)；(3)新生代印度-欧亚大陆碰撞造山阶段，在老厂矿区深部形成了新生代花岗斑岩体(Dengetal., 2014a)。多期次的构造事件孕育了该带内不同类型的矿床(Dengetal., 2014b)，原特提斯洋演化阶段形成了东侧的大平掌VMS型Cu多金属矿床，古特提斯洋扩张阶段形成了北部的铜厂街VMS型Cu矿床，新生代碰撞造山阶段形成了老厂深部的斑岩-矽卡岩Mo矿体。

图3 老厂矿区剖面图(据李峰等, 2010a修改)Fig.3 Geologic cross-section (A-B) of Laochang deposit (modified after Li et al., 2010a)

图4 老厂矿床不同类型矿体及手标本照片(a)透镜状矿体中致密块状硫化物；(b)安山质玄武岩中网脉状矿体；(c)花岗斑岩体中辉钼矿脉；(d)石榴子石-辉石矽卡岩中辉钼矿脉Fig.4 Photos of different types of ore bodies and hand specimens of the Laochang deposit(a) massive sulfides in lenticular orebody; (b) stockwork orebodies in andesitic basalt; (c) molybdenite veins in granitic porphyry; (d) molybdenite veins in garnet-pyroxene skarn

1.2 矿床地质特征

2 样品采集与分析方法

2.1 C-O同位素

本次研究选取Ⅰ号矿体群中的11件新鲜方解石样品进行C-O同位素研究，根据矿石产出位置和构造的不同，其中7件来自矿体下部的网脉状矿体(化)，4件来自上部块状矿体。所采集的样品及附近围岩未见与下部花岗斑岩有关的硅化、钾化蚀变，因此认为样品未受下部花岗斑岩有关热事件改造。

方解石C-O同位素组成分析在在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，采用GasBenchⅡ-IRMS法进行，稳定同位素质谱仪采用美国Thermo Fisher公司生产的MAT253气体稳定同位素质谱仪。实验过程中，将方解石样品粉碎至200目后称量约100mg进入反应瓶中，然后向反应瓶中注入高纯氦气，排空反应瓶中的空气(流速100mL/min，排空时长10min)，从而消除空气中CO2等气体对测试结果的影响。排空结束后，加入5滴100%无水磷酸进行反应(反应温度72℃)，最后将反应平衡后的气体导入70℃的Poraplot Q色谱柱中(25m×0.32mm)进行分离，分离后的CO2直接进入气体稳定同位素质谱仪进行δ13C、δ18O测定。实验采用PDB作为标准，测试结果的精度均高于±0.1‰(2SD)。计算δ18OSMOW时采用：δ18OSMOW=1.03091×δ18OPDB+30.91(Coplenetal., 1983)。

2.2 Zn同位素

本次研究根据不同标高从Ⅰ、 Ⅱ、 Ⅳ三个矿体群中选取了10件新鲜闪锌矿样品进行Zn同位素测试，其中Ⅰ号矿体群4件，Ⅱ号矿体群和Ⅳ号矿体群各3件。

表1 老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体热液方解石与围岩灰岩C-O同位素组成

闪锌矿Zn同位素组成分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成， 遵循在Maréchaletal.(1999)提出的而改进的方法(Liuetal., 2014; Lüetal., 2016)。实验过程中，先使用双目镜挑选闪锌矿颗粒，使纯度高于99%，待清洗研磨粉碎后加入1mL 8N HCl+0.001% H2O2，置于80℃条件下加热，重复三次该过程使样品完全溶解，随后使用强阴离子树脂AG-MP-1M进行分离，在最后阶段使用10mL 0.5N HNO3洗脱Zn后待测。Zn同位素比值测试使用多接收等离子体质谱仪Neptune plus MC-ICP-MS完成，采用JMC3-0749L作为标样，测试结果以δnZn=[(nZn/64Zn)样品/(nZn/64Zn)标准-1]×1000‰(n=66或68)计算，同时采用样品-标样间插法矫正仪器产生的分馏。实验测试精度优于±0.05‰(2SD)(Lüetal., 2016)。国际岩石标样BCR-2和BHVO-2也被测试，用于检验测试的准确度，分别获得了0.29±0.05‰和0.31±0.06‰的结果，与前人测量结果及推荐值在误差范围内一致(Archer and Vance, 2004; Chenetal., 2013)。

3 实验结果

3.1 方解石C-O同位素组成

方解石C-O同位素组成测试结果见表1中，同时表中还列出了前人对老厂矿区围岩灰岩的测试结果(龙汉生等, 2009)。从表中可以看出，本次研究的7件网脉状矿体(化)方解石δ13CPDB的范围为-2.18‰～3.87‰，δ18OPDB的范围为-22.10‰～-16.21‰，计算得到δ18OSMOW的范围为8.13‰～14.20‰；而4件块状矿体方解石δ13CPDB的范围为-6.17‰～2.71‰，δ18OPDB的范围为-19.57‰～-17.23‰，计算得到δ18OSMOW的范围为11.01‰～13.15‰。

3.2 Zn同位素组成

本次研究的10件闪锌矿Zn同位素组成测试结果见表2中，其中4件Ⅰ号矿体群的闪锌矿δ66Zn和δ68Zn范围分别为0.18‰～0.21‰和0.36‰～0.42‰；3件Ⅱ号矿体群闪锌矿的δ66Zn和δ68Zn范围分别为0.19‰～0.20‰和0.38‰～0.40‰；3件Ⅳ号矿体群闪锌矿的δ66Zn和δ68Zn范围分别为0.17‰～0.25‰和0.330‰～0.49‰。三个矿体群的Zn同位素组成非常相近，且整体来看十分狭窄，10件闪锌矿的δ66Zn和δ68Zn范围为0.17‰～0.25‰和0.33‰～0.49‰，说明老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体闪锌矿的Zn同位素组成非常均一。

表2 老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体闪锌矿样品Zn同位素组成

4 讨论

4.1 成矿流体中C的来源

老厂矿床的方解石和围岩灰岩的δ13CPBD和δ18OSMOW值如表1所示，根据方解石-CO2的C同位素平衡分馏方程(Ohmoto and Rye, 1979)、方解石-H2O之间的O同位素平衡分馏方程(O’Neiletal., 1969)以及方解石沉淀的温度区间(网脉状矿体和块状矿体的流体包裹体均一温度分别为186～371℃和110～158℃；张鹏飞等, 2017)，可以计算出成矿流体中CO2的C同位素组成(δ13CCO2)和成矿流体的O同位素组成(δ18OH2O)。计算结果显示网脉状矿体成矿流体的δ13CCO2为-2.39‰～6.43‰，δ18OH2O为4.36‰～16.92‰；块状矿体成矿流体的δ13CCO2为-6.16‰～1.53‰，δ18OH2O为1.62‰～7.62‰；在110～371℃时与灰岩达到同位素平衡的流体的δ13CCO2为-1.44‰～6.56‰。如图5所示，老厂矿床I号矿体群不同类型矿体的C同位素组成与岩浆CO2的δ13C(-2～-8‰; Deines and Gold, 1973)和围岩灰岩的δ13C(-1.6‰～4.0‰)相比较，显示出块状矿体成矿流体的δ13CCO2与岩浆CO2的δ13C一致，表明块状矿体成矿流体中CO2主要来自岩浆，而网脉状矿体成矿流体的δ13CCO2与灰岩的δ13CCO2相近，指示网脉状矿体成矿流体中CO2主要来自灰岩，有少量来自岩浆。从块状矿体到网脉状矿体，δ13CCO2的变化可能反映了流体与围岩灰岩的水岩交换逐渐增强，导致远离矿化中心的网脉状矿体中有更多来自围岩的碳。这一过程已经被龙汉生等(2009)建立的水-岩反应理论模拟所印证。

同时，前人对老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体的H-O同位素研究显示同火山期石英和硫化物的δD为-92‰～54.8‰，δ18OH2O为2.7‰～9.21‰(徐楚明和欧阳成甫, 1991; 叶庆同等, 1992; 李虎杰和田煦, 1995)，与岩浆水(δD=-80‰～-40‰,δ18OH2O=5.5‰～9.5‰; Ohmoto, 1986)范围接近，认为成矿流体主要为岩浆水。另外，龙汉生等(2009)根据老厂成矿期方解石和灰岩进行水-岩反应理论模拟，结果显示老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体成矿流体的可溶性碳主要为H2CO3，意味着Ag-Pb-Zn矿体的成矿流体中δ13CCO2可以近似于成矿流体总的δ13C。综合上述结果， 我们认为老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体成矿流体中的碳为岩浆和地层的混合来源。

图6 老厂与世界各地不同类型矿床闪锌矿的Zn同位素组成直方图

图7 老厂矿床闪锌矿以及各地质储库的Zn同位素组成直方图洋岛玄武岩(Herzog et al., 2009; Chen et al., 2013; Wang et al., 2017)、花岗岩(Telus et al., 2012; Doucet et al., 2018; Xu et al., 2019)、碳酸盐岩(Zhou et al., 2014a, b; Zhang et al., 2019a; 何承真等, 2016)、海底热液流体(John et al., 2008)、海水(Samanta et al., 2017; Zhao et al., 2014; Little et al., 2014)Fig.7 Histograms of Zn isotopic compositions of sphalerites from Laochang deposit and various geological reservoirsOIB (Herzog et al., 2009; Chen et al., 2013; Wang et al., 2017), granite (Telus et al., 2012; Doucet et al., 2018; Xu et al., 2019), Carbonate (Zhou et al., 2014a, b; Zhang et al., 2019a; He et al., 2016), Submarine hydrothermal fluid (John et al., 2008), sea water (Samanta et al., 2017; Zhao et al., 2014; Little et al., 2014)

图8 老厂矿床Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ号矿体群闪锌矿Zn同位素组成Fig.8 Zn isotopic compositions of sphalerites from No.Ⅰ, Ⅱ, Ⅳ ore bodies of Laochang deposit

4.2 闪锌矿的Zn同位素组成及其地质意义

老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体中闪锌矿的δ66Zn为0.17‰～0.25‰，与已报导的各类矿床的Zn同位素组成相比较，整体落入VMS型矿床的范围内，与SEDEX型矿床的峰值重叠，而略高于矽卡岩型矿床范围(图6)。同时，与现代海底烟囱硫化物以及Johnetal.(2008)报导的现代海底热液相比(图7)，老厂矿床闪锌矿也具有一致的Zn同位素组成，符合喷流沉积成矿作用的特点。但是，与VMS型矿床不同的是，老厂矿床的Zn同位素组成非常均一，而VMS型矿床的整体变化范围较宽。从单个矿床来看，Masonetal.(2005)报导的乌拉尔地区Alexandrinka VMS型矿床的δ66Zn为-0.431‰～0.231‰，表现出相当宽泛的Zn同位素组成，Dengetal.(2019)报导红海VMS型矿床的δ66Zn为0.05‰～0.17‰，与老厂相似，都比较均一，而内蒙古小坝梁VMS型矿床的δ66Zn值则相对较高，为0.10‰～0.70‰，Yangetal.(2022)认为这种较宽的Zn同位素组成可能与生物活动相关。现阶段的研究指示在热液矿床中能引起闪锌矿Zn同位素组成的因素有多种，归纳起来分别是：(1)闪锌矿沉淀过程中的瑞利分馏(Wilkinsonetal., 2005; Kelleyetal., 2009; Gagnevinetal., 2012; Zhouetal., 2014a; Gaoetal., 2018; Xuetal., 2020)；(2)温度变化(Masonetal., 2005; Johnetal., 2008)；(3)生物活动(Lietal., 2019)；(4)不同来源Zn的混合(Masonetal., 2005; Wuetal., 2021; Gaoetal., 2021)。

目前在大多数矿床中，闪锌矿沉淀过程中的瑞利分馏被认为是造成闪锌矿Zn同位素组成变化的主要原因。这一过程使得矿床中闪锌矿的Zn同位素组成从早期到晚期逐渐富集Zn的重同位素。造成这一变化的原因被认为是闪锌矿从流体中沉淀时会优先富集Zn的轻同位素，随着闪锌矿不断沉淀，流体逐渐富集Zn的重同位素，使得晚期沉淀的闪锌矿富集Zn的重同位素，这一解释也被实验所证实(Archer and Vance, 2004; Veeramanietal., 2015)。目前由瑞利分馏造成的闪锌矿Zn同位素组成变化在区域尺度、矿床尺度以及手标本尺度均能被观测到，在单个矿床内，Zn同位素分馏值达到0.6‰～0.8‰(Kelleyetal., 2009; Gagnevinetal., 2012)。本次测试所获得的老厂矿床闪锌矿的Zn同位素组成无论在单个矿体内，还是在不同矿体之间都表现的十分均一(图8)，总体集中在0.17‰～0.25‰范围内，说明老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体的闪锌矿在沉淀过程中受瑞利分馏的影响极其有限，这种因为缺乏瑞利分馏的影响而产生均一的闪锌矿Zn同位素组成的现象在滇东北茂租矿床和爱尔兰Navan矿床也有报道(Zhangetal., 2019a; Gagnevinetal., 2012)。

Masonetal.(2005)通过对俄罗斯乌拉尔地区Alexandrinka VMS型矿床的古代硫化物烟囱进行Zn同位素分析，发现从烟囱的核部到边缘δ66Zn呈递增趋势，Masonetal.(2005)提出这可能是由温度控制的闪锌矿和流体之间的分馏引起的。类似的，Johnetal.(2008)在研究东太平洋洋脊热液喷口流体的Zn同位素组成时，发现温度与流体的Zn同位素组成呈负相关，其中EPR 9°N处的K-vent喷口(203℃)的δ66Zn为0.98‰～1.04‰，明显高于Bio 9″喷口(383℃)的δ66Zn(0.18‰～0.23‰)，说明温度可以使热液流体Zn同位素组成产生较大的变化。老厂矿床流体包裹体测温显示老厂矿床成矿流体的温度跨度很大，如在Ⅰ号矿体群中，流体包裹体的均一温度为110～371℃(张鹏飞等, 2017)，然而，在4件采自Ⅰ号矿体群闪锌矿样品中，δ66Zn介于0.18‰～0.21‰之间，几乎没有变化(变化处于误差范围之内)，因此可以认为温度对老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体的Zn同位素分馏几乎没有影响。Lietal.(2019)通过对金顶MVT型矿床进行Zn-Cd-S同位素分析发现生物活动造成闪锌矿的Zn同位素组成呈现极低的负值(δ66Zn低至-0.69‰)，而老厂Ag-Pb-Zn矿体的δ66Zn没有负值，且闪锌矿中未见生物成因结构，表明生物活动对老厂闪锌矿的Zn同位素组成也没有影响。综上所述，老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体均一的Zn同位素组成意味着在闪锌矿形成过程中，Zn同位素组成几乎未受到分馏的影响，直接反映了成矿金属源区的Zn同位素组成。此外，均一的Zn同位素组成同时也寓示老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体可能具有均一的Zn来源。

4.3 对Ag-Pb-Zn矿体中Zn的来源的启示

老厂方解石C-O同位素组成揭示了岩浆碳和围岩碳对矿床不同类型矿体形成的贡献。同时，老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体的闪锌矿Zn同位素组成与中酸性岩浆热液矿床(图6中矽卡岩型矿床和图7中花岗岩)存在差异，而与海底热液流体的峰值基本吻合(图6)，且落在现代海底烟囱硫化物的范围之内(图6)。同时，考虑到老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体的Zn同位素组成基本不受瑞利分馏、流体温度和微生物作用的影响，表明老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体中的Zn主要来自于海底火山喷流沉积(VMS)成矿作用。根据VMS型矿床的典型成矿模型，VMS型矿床的金属来源于对下伏火山岩地层的淋滤，表明成矿的Zn主要来自于依柳组OIB型火山岩。结合老厂Ag-Pb-Zn矿体顺层产出特征，赋矿围岩主要为下石炭统玄武岩、玄武质凝灰岩和粗面安山质凝灰岩，且具有明显的熔岩-凝灰岩-沉积岩火山沉积旋回，进一步证实老厂Ag-Pb-Zn矿体为海底火山喷流沉积成因。虽然老厂矿床后期又经历了与中酸性侵入岩有关的斑岩-矽卡岩矿化，但是，根据前人研究结果，OIB火山岩的δ66Zn为0.21‰～0.41‰，平均0.31‰(Herzogetal., 2009; Chenetal., 2013; Wangetal., 2017)，而花岗岩的δ66Zn比OIB型火山岩稍高，为0.23‰～0.48‰，平均0.38‰(Telusetal., 2012; Doucetetal., 2018; Xuetal., 2019)，两者混合不可能形成老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体中闪锌矿的Zn同位素组成(0.17‰～0.25‰)。Zhouetal.(2014a, b)获得扬子板块西南缘石炭统灰岩和白云岩的δ66Zn为-0.12‰～0.17‰，表明老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体的Zn同位素组成很可能是下石炭统火山岩与海相灰岩、白云岩共同作用的结果，指示成矿金属主要来自于下石炭统火山岩，海相碳酸盐围岩也贡献了少量金属。

5 结论

(1)老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体中网脉状矿体(化)方解石δ13CPDB的范围为-2.18‰～3.87‰，δ18OPDB的范围为-22.10‰～-16.21‰，块状矿体方解石δ13CPDB的范围为-6.17‰～2.71‰，δ18OPDB的范围为-19.57‰～-17.23‰，通过与岩浆CO2和围岩灰岩的δ13C对比，表明老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体成矿流体中碳为岩浆和地层的混合来源。其中，块状矿体相关流体中的碳主要来自于岩浆，而网脉状矿体中的碳为岩浆和围岩通过水岩反应共同贡献。

(2)老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体的闪锌矿的δ66Zn为0.17‰～0.25‰，与海底火山喷流沉积作用形成矿床的δ66Zn一致，且不同标高均一的Zn同位素组成寓示老厂矿床Ag-Pb-Zn矿体闪锌矿形成过程中几乎未受到温度、瑞利分馏和微生物作用的影响，可以直接反映金属源区的Zn同位素组成，揭示老厂Ag-Pb-Zn矿体为VMS成因，成矿金属主要来自于下石炭统海底火山作用。

致谢野外工作得到了云南澜沧铅矿有限公司老厂矿山相关人员的大力支持；室内工作得到了中国地质大学(北京)邓军教授、王庆飞教授的悉心指导；两位审稿专家提出的建设性修改意见对完善本文有重要帮助；在此一并表示衷心的感谢！