0 引言

福建梅仙铅锌多金属矿田研究最早可追溯到 20世纪50年代，福建省所属地质队在该区发现了铁帽（褐铁矿），认为该地区的铁帽系由铅锌硫化物次生氧化而成。华东有色地质勘查局于 1992 年 8 月在丁家山矿区发现了富厚的铅锌矿体，打开了梅仙地区铅锌找矿的新局面。

至此，众多学者对梅仙铅锌矿及所在的区域在地质环境、岩石特征及地球化学等方面开展了研究工作。周兵和顾连兴（1998）认为梅仙矿床产于双峰式火山岩，据火山岩地球化学特征可推断硫化物矿床产出与火山活动有关。吴志强（2003）对矿区地质特征结合硫化物的硫铅同位素展开研究，总结出裂谷成矿环境是梅仙矿田形成的重要的区域控制条件，硫以幔源为主，铅为幔源和壳源的混合。陶建华和胡明安（2006）通过对矿源层东岩组变质岩岩石学、岩石化学进行分析，揭示了东岩组变质岩原岩的拉斑玄武岩特征，从而验证了块状硫化物矿床成因。丰成友等（2007）根据矿床地质特征和同位素地质测年数据，厘定出了火山喷流沉积和岩浆热液叠加改造的两期成矿阶段。李秋金等 （2016）则对梅仙地区铅锌矿赋矿变质岩系地层进行了划分对比，为深部找矿探明了方向。以上学者们从不同的角度对梅仙矿床展开研究，并没有统一的定论，因此有必要对矿床做进一步总结探究，以利于在外围及深部找矿工作的开展。

华南地区绝大多数铅锌矿床是由热液作用形成的（毛启贵等，2016；李壮等，2020；姜伟等， 2022），因此成矿流体地球化学研究尤为重要，而流体包裹体研究为成矿流体研究的最重要手段之一。梅仙矿床以往流体包裹体研究仅局限于与金属矿物共生的脉石矿物石英（石得凤，2012），尚未有针对矿石闪锌矿中流体包裹体特征的研究。在岩相学上，这些脉石矿物通常早于或晚于金属矿物的形成，脉石矿物中的流体包裹体能否真实代表金属矿物的流体组成是矿床成因等研究争论的热点问题之一（王国光等，2011）。因此，本文重点对梅仙地区主成矿期的闪锌矿、石英进行研究，探讨流体演化过程，研究结果对分析梅仙铅锌矿床成因具有重要的科学意义。

1 区域地质

梅仙矿田位于华夏地块内闽中地区东部沿海火山岩带上。闽中地区东以寿宁—屏南火山喷发带为界，南至大田—德化一带，西以浦城—建阳— 南平—尤溪为界与武夷山隆起成矿带相邻，为近南北向展布的构造带。元古界广泛出露，上古生界主要在南部出露，中新生界零星散布于呈带状分布的断陷盆地内。

闽中地区构造的区带分布明显，组成该区构造格架的要素主要为断裂构造及一系列构造岩浆岩带。断裂构造经历了较长时间的发育，伴随着该区构造单元的形成与演化，是控制该区构造演化的重要成分。总体上看，闽中地区的构造带主要划分为北东、北西，南北及北东东向4组（图1），与本区成矿关系最为密切的为北东向构造，北东向构造主要包括贯穿全区丽水—海丰断裂带。

闽中裂谷带的演化可分为晋宁期陆壳拉张阶段和加里东期碰撞闭合阶段。裂谷海北深南浅，沉积了数千米的震旦世复理石火山沉积建造。火山活动具多旋回、双模式特征。裂谷带边界附近存在混杂岩带、推覆体和韧性剪切带以及碰撞花岗岩带 （叶水泉等，1999）。在新元古代晚期，华夏地块发生强烈的裂谷岩浆作用（Wan et al.，2007；Li et al.， 2008）。分布在政和—大浦断裂带附近的新元古代双峰式火山岩组成部分的玄武岩（已变质成绿片岩）为该期裂谷岩浆活动的证据。新元古代—晚侏罗世岩浆活动强烈，岩石类型齐全，从超基性—酸性及碱性岩类均有分布，但以酸性岩类为主体。岩浆岩受区域构造控制多呈北东向、北北东向带状展布，其次呈北西向、北东东向。出露最多的为燕山期岩浆岩。

区内金属矿产资源丰富，尤溪—德化双旗山金矿床、尤溪梅仙铅锌银矿床、建阳水吉铅锌矿床、八外洋铅锌矿床、政和夏山铅锌矿床等都已成为该区的典型矿床（图1）。铅锌矿床在全区都有分布，大中型规模的铅锌矿床主要集中在政和—南平一带变质岩地层中。

2 矿田地质

梅仙矿田从西到东可分为丁家山、经济坑、关兜、下渡、寨头、坪仑、谢坑、峰岩和峰岩东9个矿床，其中丁家山和峰岩铅锌矿床均达到中型规模。近几年，丁家山矿床新增铅锌金属量 80889 t；峰岩矿区新增铅锌金属量 258456 t，平均品位 Pb 0. 07%、 Zn 5.81%。

矿田包含梅仙“天窗”以及沿“天窗”周边分布的侏罗系陆相火山岩、碎屑岩区域，总面积约80 km² （图2）。“天窗”内部出露新元古界东岩组变质岩地层，地层呈北东向展布，总体表现为一轴向北东的短轴状复式背斜构造。东岩组变质岩岩性主要以厚层状大理岩、绿帘透辉岩、石榴透辉岩为主，局部夹薄层状绿帘片岩、云母石英片岩、绿泥石英片岩等。“天窗”周边广泛分布侏罗系火山岩地层，岩性主要为长石砂岩、薄—中层状泥质粉砂岩和安山岩，不整合或断层接触覆盖在基底变质岩之上。

区内主要构造轮廓为轴向北东向的梅仙复式背斜，背斜轴向北东 50°～65°，区内断裂构造发育，主要有北东、北北东和北西。岩浆活动主要为燕山晚期的岩浆侵入活动，地表浅部岩浆岩多为花岗斑岩，呈脉状产出，主要沿北东向断裂侵入。

矿体主要赋存于东岩组绿片岩中，产状与地层产状基本一致呈似层状，少量矿体带赋存于火山岩盖层，呈脉状或不规则透镜状。丁家山矿区为一套规模较大的矿体群，长大于 900 m，宽 300～500 m，埋深20～190 m，垂高30～120 m，总体往北西（或南东）缓倾、往南西侧伏（侧伏角约 15°）。南东侧由于断层和岩体的出现，地层和矿体受到错断，成矿空间相对狭窄，矿体分布密集（图3）。

矿石构造以块状（图4a）、条带状（图4b、4c）、浸染状（图4d）、角砾状为主。矿石结构复杂多样，主要为粒状结构（图5a）、镶嵌结构（图5d）、交代结构 （图5e、5f）、显微压碎结构，次为乳滴状结构（图4c）、显微包含结构、叶片状结构（图4c）和骸晶结构等。主要金属矿物有闪锌矿、方铅矿、磁铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿、赤铁矿及少量辉钼矿等，脉石矿物有钠长石、蛇纹石、阳起石、透辉石、石榴子石、绿帘石、绿泥石、萤石、绢云母、石英、方解石等。区内矿物蚀变主要有绿泥石化、绿帘石化、硅化、碳酸盐化，其次为大理岩化、透辉石化、石榴子石化及少量的蛇纹石化、透闪石化、绢云母化等。

经过对样品的手标本观察和薄片镜下观察，区内存在两个期次的闪锌矿：早闪锌矿成矿期，该阶段黄铁矿和磁铁矿多被闪锌矿交代（图5a、5b），多呈粒状结构。闪锌矿（Sph1）呈棕褐色、铁黑色，颗粒较细，大小为 0. 05~1. 00 mm，矿石构造多为块状或层状构造，此阶段脉石矿物主要为绿帘石；晚闪锌矿成矿期，矿石构造多为块状、条带状、浸染状和脉状构造。闪锌矿（Sph2）呈棕色—红棕色，颗粒较粗，大小为0.1~10. 0 mm，多为半自形—他形晶集合体，常呈不规则状交代早期的磁铁矿和黄铁矿，同时也可被后期结晶的方铅矿和黄铜矿交代，脉石矿物主要为透辉石、绿帘石及石榴子石。晚期闪锌矿区别于早期闪锌矿的最突出特征是其晶粒内部普遍含定向乳滴状或叶片状黄铜矿，部分还含有定向叶片状磁黄铁矿（图5c）。

3 实验方法

进行流体包裹体研究的矿石样品来自丁家山和峰岩矿区的坑道与钻孔中，选取不同结构和构造的铅锌矿矿石。

3.1 流体包裹体显微测温

本文中流体包裹体岩相学和测温工作全部在南京助研空间科技有限公司实验室进行，所用仪器为英国产Linkam THMS6G00型冷热两用台，分析精度为：±0.2℃，<30℃；±1℃，<300℃；±2℃，<600℃。实验中升温使用电阻丝加热，降温利用液态氮气进行冷却。速率控制在 10℃∙min^-1，当加热到接近均一温度时，升温速率控制在约 1℃∙min^-1；当接近冰点温度时，回温速率控制在约 0.1℃∙min^-1。由于闪锌矿为半透明矿物，有些闪锌矿包裹体在升温过程中随着温度的升高，透光性下降，使观察者很难观察到包裹体的均一温度。因此针对这类包裹体，研究者采用循环测温法测定其均一温度（Goldstein and Reynolds，1994；朱霞等，2007）。

a—块状铅锌矿石；b、c—条带状铅锌矿石；d—浸染状铅锌矿石

Sph—闪锌矿；Gn—方铅矿

3.2 激光拉曼探针分析

本次研究在对包裹体进行显微测温之后，选择其中有代表性的单个包裹体进行激光拉曼光谱测定，分析包裹体气、液相成分。实验在南京助研空间科技有限公司激光拉曼探针室进行，实验仪器为英国 Renishaw 公司 RM2000 型激光拉曼探针。实验条件：温度23℃， Ar 离子激光器（514 nm），风冷，狭缝宽50 μm，光栅1800 cm²，扫描时间30～60 s，扫描次数根据需要在1～3次不等，扫描范围为1000～4000 cm²。

a—细粒闪锌矿和磁铁矿；b—自形黄铁矿和闪锌矿共生；c—乳滴状黄铜矿和磁黄铁矿；d—闪锌矿与石英共生； e—石榴子石被绿帘石交代；f—透辉石显微照片

Qtz—石英；Py—黄铁矿；Sph—闪锌矿；Ccp—黄铜矿；Po—磁黄铁矿；Grt—石榴子石；Ep—绿帘石；Px—透辉石

3.3 氢氧同位素分析

对包含有磁铁矿的矿石，破碎至 50～80 目，在双目镜下手工挑选纯净的磁铁矿。磁铁矿氢氧同位素组成均在南京助研空间科技有限公司实验室采用 MAT-253EM 型质谱仪完成，在氧同位素分析测试中，使用BrF5方法提取氧（Clayton and Mayeda， 1963），分析结果以 V-SMOW 为标准（Craig，1961； Baertschi，1976），测试精度为±0.2‰。在氢同位素分析测试中，使用锌与水反应提取氢（Coleman et al.，1982； Fallick et al.，1993），测试结果以 V-SMOW 为标准，分析精度为±2‰。

4 流体包裹体研究

4.1 包裹体岩相学特征

矿石中闪锌矿含量较高，透明度较好并发育大量的流体包裹体。闪锌矿主要分为早晚两个期次，其中晚期闪锌矿石中还有少量的石英。按照流体包裹体的成因，可以划分为原生和次生流体包裹体。原生包裹体呈孤立状或者随机成群分布在矿物颗粒中，次生包裹体则是沿着矿物颗粒之间的微裂隙分布。根据流体包裹体在室温下相态分类准则，将矿物中包裹体分为以下两种类型：

a—早阶段铅锌矿化闪锌矿中富液相包裹体；b—晚阶段铅锌矿化闪锌矿中II型包裹体；c—铅锌矿化的石英中I型和II型包裹体；d—铅锌矿化的石英中II型包裹体；e— 铅锌矿化的石英中I型和II型包裹体； f—铅锌矿化的石英中II型包裹体

I型包裹体：单相水溶液包裹体，主要见于石英中，此类包裹体出现量较少，大小 3～6 μm，形态为不规则状、椭圆状，为次生包裹体，呈串珠状分布（图6）。

II 型包裹体：富液相两相水溶液包裹体。该类包裹体主要见于主成矿阶段石英、闪锌矿中，包裹体大小为 2～25 μm，形态通常椭圆型、长条型或负晶形，气液比10%～30%，主成矿阶段石英和两期闪锌矿中气液比10%～20%，通常孤立或成群分布。

4.2 显微测温结果

本文主要对早期闪锌矿、晚期闪锌矿和石英中 II类富液相气液两相包裹体进行测温。显微测温数据结果见表1。盐度根据所测的冰点温度，利用 Bodnar（1993，2003）提供的方程计算得到。均一温度分布图和盐度分布图见图7。

早期闪锌矿包裹体：II 型流体包裹体加热后均一到液相，均一温度分布范围为150~210℃，在150~190℃均一温度分布较集中，平均 172℃；盐度较低，主要在0.88%~5.71%NaCleqv之间（图7a）。峰值是 3%NaCleqv，平均 2.71%NaCleqv，盐度分布范围也较集中（图7b）。

晚期闪锌矿包裹体：II 型流体包裹体加热后均一到液相，温度在 150~230℃，峰值范围在 160~180℃，平均 171℃（图7c）；盐度 0.53%~4.65% NaCleqv，峰值为 2%NaCleqv，平均 1.99%NaCleqv （图7d）。

晚期闪锌矿中石英原生包裹体：II 型流体包裹体加热后均一到液相，温度在 150~230℃，峰值范围在 135~280℃，平均 197℃（图7e）；盐度 0.18%~5.11%NaCleqv，平均2.54%%NaCleqv（图7f）。

4.3 流体包裹体气相成分

本文选择了用激光拉曼对各期次的流体包裹体气相成分分析。结果显示，早期闪锌矿（图8a）、晚期闪锌矿（图8b）和石英（图8c、d）中流体包裹体均只出现了水的包络峰，不含其他气相成分。

4.4 氢氧同位素研究

氢、氧同位素数据对于判别成矿流体的来源和性质具有一定的指示作用。本次在峰岩矿区采集含磁铁铅锌矿石（早期闪锌矿），对磁铁矿氧同位素及其包裹体液相成分的氢同位素进行了测试（表2）。δD 变化范围为-79.4‰~-79.3‰，δ¹⁸O 值变化为-0.3‰~0.4‰（表2）。在δD-δ¹⁸O（H₂O）关系图上投在大气降水与岩浆水之间（图9）。石得凤（2012） 对丁家山矿区晚期石英的氢氧同位素进行了测试。显示 δD 变化范围从-49‰~-44‰，平均值为-45.7‰，δ¹⁸O 值变化在 2.1‰~2.5‰。在 δD-δ¹⁸O （H₂O）关系图上投在了大气降水线附近（图9）。

5 讨论

根据手标本和镜下观察，区内存在两期不同的闪锌矿化。早期闪锌矿结晶细小，呈棕褐色、铁黑色，镜下闪锌矿内部较为干净，基本不含任何包体； 磁铁矿呈细粒结构，与早期的闪锌矿同期（图5a）。晚期闪锌矿颗粒较大，呈棕色—红棕色，镜下闪锌矿晶粒内部普遍含定向乳滴状或叶片状黄铜矿，部分还含有定向叶片状磁黄铁矿，石英与晚期的闪锌矿呈镶嵌结构（图5d）。

梅仙铅锌矿床的流体包裹体岩相学观察表明，矿区两期闪锌矿与晚期含矿石英中的包裹体除少量的单相水溶液包裹体外，绝大部分为富液相的两相水溶液包裹体。

本文所测的流体包裹体为两个期次：早期的闪锌矿原生包裹体，均一温度在 150~210℃，峰值在 180℃，盐度在 0.88%~5.71%NaCleqv，峰值在 3%NaCleqv。晚期闪锌矿包裹体的均一温度为150~230℃，峰值在 170℃，盐度在 0.53%~4.65%NaCleqv 之间，峰值在 2%NaCleqv。晚期石英中包裹体的温度范围为 135~280℃，峰值在 170℃，盐度为 0.18%~5.11 %NaCleqv，峰值在 2%NaCleqv。结果显示早期闪锌矿与晚期闪锌矿流体包裹体的温度与盐度区间相似，可能为同一矿床成因的不同成矿阶段。晚期闪锌矿与石英具有基本一致的均一温度和盐度范围，说明石英为与闪锌矿共生的脉石矿物，其中的流体包裹体可以代表成矿流体（孙学娟等，2019）。

a—早期闪锌矿包裹体均一温度直方图；b—早期闪锌矿包裹体盐度直方图；c—晚期闪锌矿包裹体均一温度直方图；d—晚期闪锌矿包裹体盐度直方图；e—石英包裹体均一温度直方图；f—石英包裹体盐度直方图

经过激光拉曼探针分析，梅仙铅锌矿床两期闪锌矿与石英中气液两相流体包裹体的气相成分均是水，不含 CO₂等其他气体。结合镜下包裹体观察与测温过程，同样认为成矿流体组分为水溶液，不含其他气体成分。

通过与典型的火山成因块状硫化物矿床的流体包裹体测温数据和流体特征对比（表3，图10），可以看出，梅仙铅锌矿的流体包裹体特征与典型的火山成因块状硫化物矿床比较相似，原生的流体包裹体保存了当时的古流体特征。例如中国浙江平水矿床（Chen et al.，2014），日本的 Kosaka 矿床（Urabe and Sato，1978），日本的 Shakanai 矿床（Yoshida， 1979），塞浦路斯的 Cyprus 矿床（Spooner and Bray， 1977），西班牙的 Aguas Tenidas Este 矿床 （Bobrowice，1995），西班牙的 Salgadinho 矿床 （Inverno et al.，2000））。它也类似于大多数现代大洋海底硫化物矿床的成矿流体，例如 EPR14° N （Vanko et al.，1991）和 EPR13° N（Tivey et al.， 1998）。Vanko et al.（1991）指出从14°N附近的现代海底硫化物中提取的石英中包裹体盐度为 3.20%~4.85%NaCleqv。这一事实支持梅仙铅锌矿床成矿流体主要来源于海水的结论。

a—早期闪锌矿原生包裹体气相成分；b—晚期闪锌矿原生包裹体气相成分；c、d—晚期石英中原生包裹体气相成分

来自硫化物矿石中流体包裹体的温度和盐度通常代表成矿流体。因此，我们得出结论，梅仙矿床中的成矿流体的温度为 135~280°C，这些流体来源海水，但也有一些其他流体的参与，例如岩浆流体或大气降水（陈辉等，2011）。韩发等（1997）对大厂锡多金属矿床的成矿流体研究表明，成矿流体可能是海水在深部循环过程中与底盘沉积岩发生了长时间的水岩交换反应。 Samson and Russell. （1987）对 Silvermines 矿床成矿流体进行研究，认为该矿床的成矿流体是含盐地表水，这种地表水在对流循环过程中，与矿床下伏厚层沉积岩系和有关花岗岩类岩石发生了水岩交换反应，同时也有少量古生代早期建造水卷入。

梅仙铅锌银矿田位于闽中裂谷带南段。闽中裂谷带是在中元古代华夏地块稳定克拉通基底上发育而成的，政和—大浦板块贯穿尤溪河，在初期海底喷发基性火山岩丁家山绿片岩系后，由于板块俯冲导致河西地区抬升（李秋金等，2016）。本次H-O 同位素测试中，梅仙峰岩矿区早期闪锌矿同期的磁铁矿样品中的 δD 变化范围为-79.4‰~-79.3‰， δ¹⁸O 值变化在-0.3‰~0.4‰，说明成矿流体体系趋于开放，存在大气降水的加入。裂谷张性应变条件下使地壳形成了大量微裂隙，这大大提高了岩石的可渗透性，可允许地表水与大气降水的加入到流体循环过程。石得凤（2012）对丁家山矿区晚期石英 H-O 同位素测试中显示，δD 变化范围为-49‰~-44‰，δ¹⁸O 值变化在 2.1‰~2.5‰，全部落在大气降水线上。这也反映了由于河西地块的抬升，晚期闪锌矿成矿阶段有更多大气降水组分的加入。由于晚期更多大气水的加入，导致晚期闪锌矿与石英中流体的盐度低于早期闪锌矿中包裹体的盐度。

裂谷带演化的陆壳拉张阶段和碰撞闭合产生强烈的海底火山活动，提供了成矿物质、热源，主要来源于海水的热液就沿着板块边界较陡立的深断裂向上与地表水在相对低温状态下做对流循环，尤其是块状硫化物与浸染状矿体之间存在的倾斜的同生正断层，促进了矿床两侧存在压力或温度差的有利空间，在氧化环境到还原环境的转变或之后的还原环境导致金属硫化物沉淀并形成矿床。

6 结论

（1）梅仙铅锌矿床处于闽中裂谷带，火山活动具有多旋回特征。铅锌矿体赋存于新元古界东岩组绿片岩中，呈似层状，产状受地层控制。矿石有特征的块状、层纹状和条带状构造。绿片岩原岩为一套夹板内拉斑玄武岩的火山沉积建造。这些地质特征类似于火山成因块状硫化物矿床。

（2）根据岩相学研究，梅仙地区存在两期闪锌矿化。早期与晚期闪锌矿中包裹体有着相似的温度。晚期闪锌矿盐度略低于早期闪锌矿，表明成矿流体可能与更多的大气降水混合有关。通过与典型的中外火山成因块状硫化物矿床对比，可以看出梅仙铅锌矿床两期的流体包裹体温度与盐度均与典型的火山成因块状硫化物矿床一致。成矿流体主要来源于海水，两期流体分别有不同程度的大气降水的参与。

参考文献