河南熊耳山地区潭玉沟银矿床成因——来自流体包裹体和H-O-S-Pb同位素的证据

Genesis of the Tanyugou Silver Deposit in Xiong’ershan Region，Henan Province： Evidence from Fluid Inclusions and H-O-S-Pb Isotopes

摘要

为厘清河南熊耳山地区潭玉沟银矿床的成因机制，明确其成矿物质和成矿流体来源，以潭玉沟银矿床作为研究对象，通过开展系统的野外地质调查、石英流体包裹体测温和H-O-S-Pb同位素分析，对潭玉沟银矿床的成矿流体和成矿物质来源及演化进行研究，以期揭示矿床成因，构建成矿模式，为找矿勘查提供理论依据。潭玉沟银矿床成矿过程可以划分为3个阶段：石英—钾长石阶段、石英—多金属硫化物—自然银阶段和石英—方解石阶段。流体包裹体测温数据表明，成矿流体由成矿早期的中低温、中低盐度的H₂O-NaCl-CO₂体系演化为成矿后期的低温、低盐度的H₂O-NaCl体系。H-O同位素数据表明，成矿流体以岩浆水为主，后期有大气降水加入。S-Pb同位素数据表明，成矿物质主要来自深部岩体，并萃取了栾川群地层物质。综合研究认为，潭玉沟银矿床属于与岩浆活动有关的中低温热液脉型矿床。

Abstract

This study aims to elucidate the genesis mechanism of the Tanyugou silver deposit located in the Xiong’ershan region of Henan Province, with a particular focus on determining the origin of its mineralizing fluids and materials. By employing systematic field geological investigations, quartz fluid inclusion thermometry, and H-O-S-Pb isotope analysis, the research examines the origin and evolution of the mineralizing fluids and materials. This methodological approach serves to constrain the genesis of the deposit, construct a mineralization model, and provide a foundation for mineral exploration. Based on the analysis of vein interpenetration relationships and mineral associations, the mineralization process of the Tanyugou silver deposit is delineated into three distinct stages: (1)the quartz-potassium feldspar stage; (2)the quartz-polymetallic sulphide-native silver stage;and (3)the quartz-calcite stage. Notably, silver precipitation predominantly occurred during the second stage. Fluid inclusions were categorized into three types: aqueous solution inclusions (Type Ⅰ), CO₂-bearing ternary phase inclusions (Type Ⅱ), and pure CO₂ inclusions(Type Ⅲ). The homogenization temperatures for fluid inclusions across the three stages were recorded as 257.1~319.2 ℃, 190.2~279.1 ℃, and 140.4~210.5 ℃, respectively, with corresponding salinities ranging from 3.06% to 10.73% NaCl equivalent, 2.63% to 8.88% NaCl equivalent, and 2.41% to 8.14% NaCl equivalent. The mineralizing fluid transitioned from a low-to-medium temperature, medium-to-low salinity H₂O-NaCl-CO₂ system during the early mineralization stage to a low-temperature, low-salinity H₂O-NaCl system in the late mineralization stage. The Tanyugou silver deposit exhibited δD values of -96.9‰ and δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}} values ranging from 7.96‰ to 7.99‰ during the initial stage. During the main mineralization stage, δD values ranged from -110.9‰ to -71.0‰, with δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}} values between 4.48‰ and 5.36‰. The third stage showed δD values ranging from -72.0‰ to -67.0‰ and δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}} values from -0.71‰ to -0.14‰, indicating a decreasing trend in δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}. H-O isotope analyses suggest that magmatic water was predominant in the initial mineralizing fluids, with atmospheric precipitation being progressively incorporated throughout the mineralization process. The interactions between water and rock, along with the incorporation of atmospheric precipitation, led to low δD values in the mineralizing fluids of the Tanyugou silver deposit. S-Pb isotope data imply that the primary source of the mineralizing material was a deep-seated granite body, with additional contributions from stratigraphic material of the Luanchuan Group. The reduction in temperature and fluid immiscibility are posited as critical mechanisms in the genesis of the Tanyugou silver deposit. A comprehensive analysis concludes that the Tanyugou silver deposit is characterized as a low-to-medium temperature hydrothermal vein-type deposit associated with magmatic activity.

Graphical abstract

关键词

流体包裹体 / H-O-S-Pb同位素 / 成矿流体 / 成矿物质来源 / 潭玉沟银矿床 / 熊耳山

Key words

fluid inclusions / H-O-S-Pb isotopes / ore-forming fluids / sources of mineralising substances / Tanyugou silver deposit / Xiong’ershan

华北克拉通南缘与秦岭造山带北缘相邻，以洛南—栾川断裂为界，包括小秦岭、崤山、熊耳山和外方山等隆起区，以及卢氏、洛宁和栾川等凹陷区，是我国著名的多金属成矿区（Stein et al，1997；Mao et al，2002；李占轲，2013）。自2000年以来，地质工作者在华北克拉通南缘探明了多个铅锌银矿床，使该地区成为我国重要的银铅锌成矿带（燕长海等，2004；Chen et al，2004；毛景文等，2006；叶会寿等，2006；Li et al，2013；徐厚生等，2023）。其中，熊耳山地区下峪矿田估算银资源量为5 640.76 t，是秦岭地区最大的银矿集中区（毛景文等，2006；Wang et al，2023）。熊耳山地区银矿主要赋存于熊耳山变质核杂岩中，受NE-NNE向断裂控制，独立成矿或与脉状金矿床共生（李占轲，2013）。熊耳山地区的银矿床以沙沟、蒿坪沟和铁炉坪为代表，前人对其成矿流体和成矿物质来源进行了大量研究，但相关认识依然存在分歧，其来源问题仍是当前亟待解决的核心科学问题。关于成矿流体来源，现有观点主要包括来自深部地幔或岩浆流体（范宏瑞等，1994；王长明等，2006；邵拥军等，2015；Tian et al，2023；Xu et al，2023； Wang et al，2024）、变质水（Chen et al，2004；Li et al，2013；Han et al，2014）和混合来源（徐进鸿，2021）。关于成矿物质来源，主要有以下4种观点：来自燕山期花岗岩浆（高建京等，2010，2011）、深部地幔（刘智琳等，2016；罗正传等，2016）、太古宙太华群（范宏瑞等，1994；陈旺，1995）以及官道口群和栾川群（陈衍景等，2003；Chen et al，2004；韩金生等，2013；Li et al，2013）。熊耳山地区银矿床的成因类型存在一定的争议，前人研究主要有2种观点：造山型（陈衍景等，2003；Han et al，2014）和岩浆热液型（邵拥军等，2015；Xu et al，2023；徐进鸿等，2024）。

前人对熊耳山地区银矿床的研究工作主要集中在西段，而对熊耳山地区东段银矿床的相关研究和认识较少。潭玉沟银矿床位于华北克拉通南缘熊耳山矿集区东段，该矿床受区域性导矿构造——马超营断裂带的控制，其矿体主要赋存于中元古界熊耳群中酸性火山岩系中。基于构造叠加晕分析，原生晕出现的轴向反分带及前、尾晕共存现象，证实了多期热液叠加对富厚矿体形成具有控制作用（杨冬冬，2020；许令兵等，2021）。然而，潭玉沟银矿床的成矿流体和成矿物质来源尚不明确，矿床成因类型尚存在争议。为此，本文以潭玉沟银矿床作为研究对象，通过系统开展不同成矿阶段中石英的流体包裹体测温、激光拉曼光谱和H-O-S-Pb同位素分析，旨在精细刻画其成矿流体演化过程，有效示踪成矿物质和成矿流体来源，进而构建矿床成因模型，为熊耳山地区银矿勘查提供新的理论依据和找矿方向。

1 区域地质概况

华北克拉通南缘北以三门峡—宝丰断裂为界，其南部与南秦岭造山带相邻，以洛南—栾川断裂为界（图1）（Wang et al，2023）。熊耳山地区位于华北克拉通南缘与秦岭造山带北缘的接触部位，北抵洛宁断裂，南至马超营断裂（徐进鸿等，2024），区内发育有一系列分布在五丈山和花山等花岗岩体附近的金银多金属矿床，包括上宫、祁雨沟和康山等金矿床，以及沙沟、蒿坪沟、铁炉坪和龙门店等银矿床（刘文毅等，2018）。区内构造层可划分为上、中、下3层：下部是由新太古代太华群构成的结晶基底，以中深变质岩系和片麻状花岗岩为主；中部是由中元古代熊耳群浅变质火山岩与官道口群浅海相硅质碳酸盐岩组成的沉积盖层；上部为形成于中—新生代断陷盆地中的红色碎屑岩系（高建京等，2010）。区内出露地层主要有太华群、熊耳群、官道口群和栾川群。太华群变质程度高，以深变质角闪岩相为主，局部达麻粒岩相，岩性包括片麻岩、混合岩、斜长角闪岩和大理岩等（陈衍景等，2000）。熊耳群不整合覆盖于太华群之上，为一套中基性—中酸性火山岩组合，岩性以玄武安山岩、安山玢岩和流纹斑岩为主（Chen et al，2008）。官道口群与栾川群共同构成碎屑岩—碳酸盐岩建造，岩性以砂岩、页岩和白云岩等为主（刘文毅等，2018）。区内断裂发育，马超营深大断裂及其次级断裂是主要控矿构造（胡受奚，1988）。其中，NE-NNE向断裂最发育，是控制绝大多数热液矿脉形成和分布的关键构造（胡受奚，1988）。区内岩浆活动频繁，具有长期和多期次的特点，燕山期岩浆活动最为强烈，形成花山、五丈山和合峪等大规模花岗岩体（程广国，2013）。熊耳山地区的五丈山、花山和合峪等燕山期花岗岩体，其形成时代与区域银矿床的成矿时代基本一致。这一时空上的吻合，共同揭示了燕山期熊耳山地区发生的岩浆—成矿事件（董文超，2023）。铁炉坪、沙沟和蒿坪沟等燕山期银矿床，主要围绕花山岩体及其周边隐伏岩体分布。矿体严格受断裂控制，沿岩体外接触带形成明显的矿化集中区（程广国，2013）。基于矿床与岩体的时空联系，推断二者具有成因联系，共同构成一个构造—岩浆—热液成矿体系（董文超，2023）。

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质特征

矿区内出露地层主要为中元古界熊耳群鸡蛋坪组和马家河组，其次为熊耳群许山组、官道口群高山河组和第四系（图2）。鸡蛋坪组和马家河组是矿区主要的赋矿地层（郭克剑等，2015）。

熊耳群鸡蛋坪组发育有一套火山岩系组合，其主体由中酸性—酸性熔岩构成，局部夹层状中性熔岩和火山碎屑岩。岩性主要为流纹岩、安山岩和玄武岩等。地层倾向为190°~230°，倾角为25°~55°（李建领等，2007）。熊耳群马家河组构成了矿区地层主体，区内出露厚度在1 000 m以上，与下伏鸡蛋坪组呈角度不整合接触，岩性为安山岩、安山玢岩、安山斑岩、杏仁状安山岩、橄榄玄武岩、玄武岩、安山玄武岩和玄武安山岩等（李建领等，2007）。官道口群高山河组与上覆马家河组呈不整合接触，地层厚度约为200 m，岩性主要为变质石英砂岩、含辉石粗面岩和凝灰岩等（李建领等，2007）。第四系主要分布于矿区的沟谷水系和低洼地带，主要由坡积物、残积物和洪积物构成，厚度通常为0~5 m。

矿区构造以断裂为主，褶皱发育不明显。断裂主要划分为NE和近EW向2组，其中，NE向以石鼻梁断裂为代表，近EW向则以控矿的S101断裂为主。矿区范围内未见花岗岩体出露，根据有关物探资料，推测可能存在隐伏岩体（李建领等，2007）。矿区北部为五丈山和花山岩体，南部为合峪岩体（李建领等，2007）。

2.2 矿体特征

矿区内发现多条构造蚀变带，S101矿脉和S102矿脉的银矿化较好，出露于熊耳群马家河组和鸡蛋坪组中，矿脉形态呈层状和似层状，倾向为325°~15°，倾角为49°~68°（图3）。S101矿脉出露长度约为2 000 m，厚度为1.0~10.0 m，平均厚度为5.0 m，地表呈舒缓波状。控制矿体延深180 m，长度约为600 m，平均厚度为3.0 m。S102矿脉出露长度约为300 m，厚度约为2.5 m，倾向为349°~336°，倾角为55°~67°（龙明，2017）。

2.3 矿石特征

潭玉沟银矿床的矿石类型主要为蚀变岩型和石英脉型。其中，蚀变岩型矿石通常出现在断裂破碎带或含硫化物石英脉两侧的围岩中，伴随着强烈的钾长石化、硅化和黄铁矿化，矿石具有浸染状构造。石英脉型矿石主要呈脉状、细脉状和网脉状充填于断裂破碎带及其两侧发育羽状裂隙的蚀变岩中。

金属矿物包括方铅矿、闪锌矿、黄铁矿、黄铜矿、菱铁矿、镜铁矿和自然银等，非金属矿物包括石英、白云石、方解石和长石。黄铁矿多呈半自形—他形结构，常见以包体形式赋存于菱铁矿内，或呈碎裂状与菱铁矿、方铅矿和闪锌矿等硫化物共生［图4（a）~4（d）］。方铅矿一般呈自形—半自形结构，多与闪锌矿、黄铁矿共生［图4（c）、4（e）、4（f）］。辉铜矿与方铅矿呈共结边［图4（e）］。闪锌矿常呈他形结构，一般与方铅矿共生，闪锌矿旁偶见辉铜矿［图4（c）、4（f）、4（g）］。镜铁矿一般呈针状、放射状与菱铁矿共生，偶见与黄铁矿共生［图4（h）、4（i）］。自然银主要与方铅矿、闪锌矿共生［图4（k）］。偶见铜蓝与菱铁矿共生［图4（l）］。潭玉沟银矿床的围岩蚀变主要有硅化、钾长石化、褐铁矿化和碳酸盐化等（图5）。

2.4 成矿阶段划分

根据矿脉之间的穿插关系和镜下矿物共生组合特征（图4和图6），将潭玉沟银矿床的热液成矿过程划分为3个阶段：石英—钾长石阶段（Ⅰ）、石英—多金属硫化物—自然银阶段（Ⅱ）和石英—方解石阶段（Ⅲ）（图7）。

石英—钾长石阶段（Ⅰ）：主要由石英钾长石脉组成，非金属矿物为石英和钾长石。石英—多金属硫化物自然银阶段（Ⅱ）：潭玉沟银矿床的主要银矿化发生在该阶段，金属矿物主要为方铅矿、闪锌矿、黄铁矿、黄铜矿和辉铜矿，非金属矿物主要为石英。石英—方解石阶段（Ⅲ）：常见该阶段的脉体切穿前几个阶段的脉体，主要由石英和方解石组成，基本不含金属矿物。

3 样品选择和分析方法

3.1 样品选择

本研究主要选取潭玉沟银矿床各成矿阶段中与成矿关系密切的钻孔样品，样品编号分别为ZKJ0708-5、ZK1304-5、ZK1116-17、ZK1310-2、ZK1306-14、ZK1306-6-1、ZK1306-6-2、ZK1306-15、ZK1310-6-1、ZK1310-6-2、ZK1304-3和ZK1306-11（表1）。基于详细的岩相学观察，对3个成矿阶段的12件样品开展包裹体显微测温工作。选取其中具有代表性的样品进行激光拉曼光谱、H-O同位素分析和原位S-Pb同位素分析。

3.2 测试方法

流体包裹体测温片由广州拓岩检测技术有限公司制备，岩相学观察和显微测温工作由中南大学有色金属成矿预测与环境监测教育部重点实验室完成。测试采用Linkam THMS-600型冷热台与蔡司Axio Scope AI显微镜联用，使用人工合成CO₂包裹体在-56.6 ℃（三相点）、0.0 ℃（冰点）和374.1 ℃（临界点）进行校准。基于Steele-MacInnis et al（2012，2018）提出的Excel计算表，估算了H₂O-NaCl两相与H₂O-NaCl-CO₂三相包裹体的盐度、密度和压力（表2）。单个流体包裹体成分的激光拉曼光谱分析工作由中南大学国家重金属污染防治工程研究中心完成，使用Renishaw显微共焦激光拉曼光谱仪。

石英的H、O同位素分析工作由天津科荟测试科技有限公司完成。石英样品经人工挑选、破碎和研磨后，过60目筛分，所得单矿物纯度高于99%。H同位素的测定采用爆裂法获取流体包裹体水，采用锌法将水转化为氢气，使用253 Plus型气体稳定同位素质谱仪完成测定。O同位素的测定采用BrF₅法，将样品置于500~680 ℃的高真空系统中反应制取氧气，转化生成CO₂后，使用Delta Plus XP型气体同位素质谱仪进行分析。实验以SMOW为标准，H、O同位素的测试分析精度均为±0.2‰。

黄铁矿S同位素微区分析采用LA-MC-ICP-MS技术，由武汉上谱分析科技有限责任公司完成。实验采用Geolas HD激光剥蚀系统与Neptune Plus型MC-ICP-MS联用，氦气作为剥蚀载气。激光参数设定如下：束斑为44 μm，频率为2 Hz，能量密度为5.0 J/cm²，每分析点累计约100脉冲，并配合信号平滑装置以提升信号质量，该设置有助于减少“Down Hole”分馏效应（Fu et al，2016）。质谱分析在中分辨模式下进行（分辨率约为5 000），采用Jet+X锥组合并引入4 mL/min氮气，以增强信号响应并抑制多原子离子干扰。³²S、³³S和³⁴S信号分别通过L3、C和H3法拉第杯接收。在分析过程中，以PPP-1黄铁矿标样（δ³⁴S_V-CDT参考Fu et al，2016）进行基体匹配校正，采用SSB法校正质量分馏，所有数据均由Iso-Compass软件处理（Zhang et al，2020b），具体实验方法参照Fu et al（2016）。

方铅矿Pb同位素微区分析采用LA-MC-ICP-MS技术，由武汉上谱分析科技有限责任公司完成。仪器配置与前述S同位素分析一致。激光剥蚀以氦气为载气，参数设定如下：束斑为44 μm，频率为10 Hz，能量密度为5.0 J/cm²，并配备信号平滑与汞去除装置（Hu et al，2015），以降低气体背景以及Hg对²⁰⁴Pb的干扰。在质谱分析中，使用9个法拉第杯分别接收²⁰⁸Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁶Pb、²⁰⁴Pb、²⁰⁵Tl、²⁰³Tl和²⁰²Hg信号。通过Aridus Ⅱ膜去溶系统在线引入Tl单标溶液，利用²⁰⁵Tl/²⁰³Tl比值实时校正仪器质量分馏。为校正基体效应，采用MASS-1标准物质与实验室内部闪锌矿标样Sph-HYLM建立Tl/Pb分馏关系。²⁰⁴Hg的干扰通过监测²⁰²Hg信号，并根据天然Hg同位素比值（²⁰²Hg/²⁰⁴Hg=0.2301）予以扣除，Hg同位素分馏以Tl为外标进行校正，并假设二者分馏因子一致。数据质量以闪锌矿标样Sph-HYLM作为外标监控，长期分析结果显示，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的准确度均优于±0.2‰，外部精度优于0.4‰（2σ）。具体分析方法参照Zhang et al（2016），数据均由Iso-Compass软件处理（Zhang et al，2020b）。

4 测试结果

4.1 流体包裹体岩相学特征

潭玉沟银矿床石英包裹体形态主要划分为规则和不规则2类。负晶形的包裹体多沿晶体生长面分布，常见形态有圆形和椭圆形等；不规则包裹体多数是主矿物生成后的次生包裹体，形态复杂多样，主要表现为多边形和长条形等。本研究主要选取负晶形的原生包裹体。

潭玉沟银矿床石英流体包裹体以中小型为主，直径为2~20 μm，多数小于10 μm。在早期阶段，包裹体数量较少，直径较大；而在主成矿阶段，包裹体数量较多，直径较小；在成矿晚阶段，包裹体数量很少，直径较小。成矿早期温度较高，晶体生长缓慢，容易形成纯净的晶体，流体很难在晶格裂隙中聚集，因此包裹体不易被捕获；主成矿阶段硫化物快速大量沉淀，晶体生长速率高，导致流体大量被捕获，因此包裹体数量较多，个体较小；成矿晚期热液系统温度和压力下降，晶体缓慢生长，晶体自形程度高，流体不易聚集，因此包裹体很小且孤立分布。

潭玉沟银矿床流体包裹体相态有气相、液相和固相。根据岩相学观察和包裹体相态组合，可划分为3种类型：水溶液包裹体［图8（a）］、含CO₂三相包裹体［图8（b）］和纯CO₂包裹体［图8（c）］。

水溶液包裹体（Ⅰ型）在室温下主要由液相水和气相水组成（{\mathrm{V}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}+{\mathrm{L}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}} ），多呈椭圆、负晶形或不规则状，大小为3~10 μm，气泡占比为10%~30%。该类包裹体广泛分布于各成矿阶段，呈孤立分布或与Ⅱ型包裹体伴生［图8（a），8（d）~8（h）］。

含CO₂的三相包裹体（Ⅱ型）在室温下具典型“双眼皮”结构，由气态CO₂、液态CO₂和液态水（{\mathrm{V}}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{\mathrm{2}}}+{\mathrm{L}}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{\mathrm{2}}}+{\mathrm{L}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}）组成，CO₂气液相总体积分数一般为30%~75%。形态多为椭圆或不规则状，呈孤立、簇状或线状排列，大小为5~10 μm。在升温过程中，CO₂气相先均一为液相，继续加热后CO₂液相与水溶液最终均一为单一液相［图8（b），8（e）~8（f）］。

纯CO₂包裹体（Ⅲ型）室温下通常由气相与液相CO₂组成（{\mathrm{V}}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{\mathrm{2}}}+{\mathrm{L}}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{\mathrm{2}}}），气相占比为30%~80%，少数为纯气相包裹体。常呈椭圆或负晶形，颜色较深，直径为4~8 μm，加热后最终均一至气相［图8（c）］。

4.2 流体包裹体显微测温

包裹体显微测温结果见表2。石英—钾长石阶段（Ⅰ阶段）流体包裹体以Ⅰ型和Ⅱ型为主。鉴于Ⅲ型包裹体数量较少，本研究未将其纳入后续的测温分析。该阶段Ⅰ型包裹体的冰点温度为-7.2~-1.8 ℃（平均值为-4.2 ℃），盐度［w（NaCl）］为3.06%~10.73%（平均值为6.70%），流体密度为0.746~0.837 g/cm³（平均值为0.802 g/cm³）。绝大多数包裹体最终均一至液相，均一温度为257.1~315.4 ℃，平均值为287.2 ℃。在Ⅱ型包裹体中，固态CO₂的初熔温度为-59.4~-56.8 ℃，略低于CO₂三相点（-56.6 ℃），指示包裹体中可能存在微量其他气体。CO₂笼合物熔化温度为5.7~8.4 ℃（平均值为7.06 ℃），盐度［w（NaCl）］为3.21%~7.94%（平均值为5.62%），包裹体密度为0.881~0.931 g/cm³（平均值为0.901 g/cm³）。CO₂相均一为液相的温度为22.6~28.7 ℃（平均值为26.5 ℃），整体包裹体均一温度介于257.3~319.2 ℃（平均值为293.0 ℃），多数均一至液相。

在石英—多金属硫化物—自然银阶段（Ⅱ阶段）仍以Ⅰ型和Ⅱ型包裹体为主。Ⅰ型包裹体冰点温度为-5.6~-1.7 ℃（平均值为-3.96 ℃），盐度［w（NaCl）］为2.90%~8.68%（平均值为6.36%），包裹体密度为0.835~0.941 g/cm³（平均值为0.880 g/cm³），多数均一至液相，均一温度介于190.2~279.1 ℃（平均值为228.4 ℃）。Ⅱ型包裹体中固态CO₂的初熔温度为-58.8~-56.8 ℃，同样低于三相点，可能含少量其他组分。CO₂笼合物熔化温度介于5.1~8.7 ℃（平均值为6.89 ℃），盐度［w（NaCl）］为2.63%~8.88%（平均值为5.91%），流体密度为0.878~0.940 g/cm³（平均值为0.907 g/cm³）。CO₂均一为液相的温度为22.4~28.4 ℃（平均值为25.8 ℃），整体均一温度为196.3~276.3 ℃（平均值为233.2 ℃），多数最终均一为液相（图9）。

在石英—方解石阶段（Ⅲ阶段）流体包裹体几乎全为Ⅰ型。其冰点温度为-5.2~-1.4 ℃（平均值为-3.1 ℃），盐度［w（NaCl）］为2.41%~8.14%（平均值为5.14%），包裹体密度为0.896~0.963 g/cm³（平均值为0.934 g/cm³），绝大多数均一至液相，均一温度为140.4~210.5 ℃（平均值为172.2 ℃）（图9）。总体来看，从早阶段到晚阶段，成矿流体温度呈现逐渐降低的变化趋势，而盐度变化较小，仅略有下降（图10）。

4.3 流体包裹体的成分特征

通过激光拉曼光谱分析，明确了潭玉沟银矿床3个成矿阶段流体包裹体的气相组分。第一阶段水溶液包裹体的气相组分主要为H₂O，而CO₂-H₂O三相包裹体主要为H₂O和CO₂［图11（a）］。第二阶段水溶液包裹体仍以H₂O为主，CO₂-H₂O三相包裹体主要为H₂O和CO₂［图11（b）］；该阶段出现的Ⅲ型包裹体则以CO₂为主要气相成分［图11（c）］。第三阶段中水溶液包裹体的气相组分主要为H₂O［图11（d）］。3个阶段不同类型包裹体均可见明显的H₂O峰［图11（a）、11（b）、11（d）］，而第一阶段和第二阶段的Ⅱ型和Ⅲ型包裹体均可见明显的CO₂特征峰（1 278.3 cm^-1和1 381.6 cm^-1）［图11（a）~11（c）］，部分Ⅱ型包裹体可检测到N₂和CH₄等其他气体组分［图11（b）］，该结果与前文显微测温中固态CO₂的初熔温度低于CO₂三相点（-56.6 ℃）的现象相一致。在成矿流体的演化过程中，流体成分发生显著变化，其CO₂含量显著降低，体系由早阶段的NaCl-H₂O-CO₂最终演化为晚阶段以H₂O为主的NaCl-H₂O体系。

4.4 H-O同位素

潭玉沟银矿床各成矿阶段的H-O同位素测试结果见表3。石英—钾长石阶段中石英的δD_V-SMOW值为-96.9‰，δO_V-SMOW值为15.33‰~15.37‰；石英—多金属硫化物—自然银阶段中石英的δD_V-SMOW值为-110.9‰~-71.0‰，δO_V-SMOW值为14.54‰~15.42‰；石英—方解石阶段中石英的δD_V-SMOW值为-72.0‰~-67.0‰，δO_V-SMOW值为12.95‰~13.51‰。本研究采用Clayton et al（1972）提出的石英—水氧同位素分馏方程（1 000lnα_石英-水=δO_V-SMOW-\delta {\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}=3.38×10⁶/T²-3.4）计算δ¹⁸{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值。各阶段流体包裹体均一温度的平均值（石英—钾长石阶段为287 ℃、石英—多金属硫化物—自然银阶段为228 ℃、石英—方解石阶段为172 ℃）作为温度参数T，计算得到成矿流体δ¹⁸O值为-0.71‰~7.99‰。各阶段具体结果如下：石英—钾长石阶段δ¹⁸{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为7.96‰~7.99‰，石英—多金属硫化物—自然银阶段δ¹⁸{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为4.48‰~5.36‰，石英—方解石阶段δ¹⁸{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为-0.71‰~-0.14‰。

4.5 S-Pb同位素

潭玉沟银矿床黄铁矿的LA-MC-ICP-MS原位S同位素分析结果见表4。潭玉沟银矿床主成矿阶段黄铁矿δ³⁴S值为-10.15%~0.35‰，其平均值为-6.11 ‰（n=10）。

本研究对主成矿阶段方铅矿进行了LA-MC-ICP-MS原位Pb同位素测定（表5），分析结果显示²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb变化范围为17.059~17.079，平均值为17.065；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb变化范围为15.449~15.453，平均值为15.450；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb变化范围为37.594~37.647，平均值为37.619。

5 讨论

5.1 成矿流体性质与演化

潭玉沟银矿床不同类型的石英流体包裹体记录了该矿床的成矿热液演化过程。石英中最常见的是纯水溶液气液两相包裹体（Ⅰ型），呈孤立或成群沿裂隙分布，包裹体多数小于10 μm，呈不规则状或负晶形；还有少量CO₂三相包裹体（Ⅱ型）和纯CO₂包裹体（Ⅲ型）。未发现含石盐子晶的包裹体，表明成矿流体盐度偏低。单个流体包裹体激光拉曼光谱分析结果显示，包裹体气相成分主要为H₂O，CO₂三相包裹体气相成分主要为CO₂和H₂O，含有少量CH₄和N₂。包裹体均一温度测试结果显示：石英—钾长石阶段Ⅰ型包裹体均一温度为257.1~315.4 ℃，平均值为287.2 ℃，盐度平均值为6.70 %，流体密度平均值为0.802 g/cm³，Ⅱ型包裹体均一温度为257.3~319.2 ℃，平均值为293.0 ℃，盐度平均值为5.62 %，流体密度平均值为0.901 g/cm³；石英—多金属硫化物—自然银阶段（主成矿阶段）Ⅰ型包裹体均一温度为190.2~279.1 ℃，平均值为228.4 ℃，盐度平均值为6.36 %，流体密度平均值为0.880 g/cm³，Ⅱ型包裹体均一温度为196.3~276.3 ℃，平均值为233.2 ℃，盐度平均值为5.91 %，流体密度平均值为0.907 g/cm³；石英—方解石阶段Ⅰ型包裹体均一温度为140.4~210.5 ℃，平均值为172.2 ℃，盐度平均值为5.14 %，流体密度平均值为0.934 g/cm³。在均一温度—盐度协变图（图10）中，从早阶段到晚阶段成矿流体的温度呈降低趋势，而盐度呈略微下降的趋势，表明在成矿过程中持续有大气降水的加入（顾雪祥，2019）。至成矿晚阶段，流体性质演变为低温、低盐度和低密度流体。前人研究认为，熊耳山地区银矿床成矿流体主要为中低温、低盐度的H₂O-NaCl体系（王志光，1997；叶会寿等，2006；高建京等，2010；Li et al，2013）。综上所述，潭玉沟银矿床成矿流体由成矿早阶段的中低温、低盐度和低密度的H₂O-NaCl-CO₂体系向成矿晚阶段的低温、低盐度和低密度的H₂O-NaCl体系转变。

基于流体包裹体分析结果，对成矿压力进行估算。均一流体采用等容线法确定，而不混溶流体（以CO₂-H₂O体系为例）则依据包裹体均一温度进行估算（卢焕章，2004）。潭玉沟银矿床主成矿阶段（石英—多金属硫化物—自然银）的水溶液包裹体均一温度为190.2~279.1 ℃。绘制最大和最小等容线图，结合前文显微测温数据，计算可得主成矿阶段的成矿压力为103~153 MPa［图12（a）］。对于CO₂三相包裹体，采用Flincor软件计算流体包裹体的等容线，根据其与完全均一温度垂线的交点来确定成矿压力（Brown et al，1989）。潭玉沟银矿床主成矿阶段的CO₂三相包裹体均一温度为196.3~276.3 ℃。计算获得主成矿阶段的成矿压力为124~212 MPa［图12（b）］。将2种类型包裹体均一温度所得成矿压力取交集，得到主成矿阶段成矿压力为124~153 MPa。根据静岩公式P=Hρg（g=9.81 m/s²，ρ=2.7 g/cm³），对潭玉沟银矿床主成矿阶段的成矿深度进行估算，获得成矿深度为4.7~5.8 km，表明潭玉沟银矿床形成于中成成矿环境。

潭玉沟银矿床成矿早阶段主要为水溶液包裹体（Ⅰ型）和少量CO₂三相包裹体（Ⅱ型）。在成矿早阶段和主成矿阶段均可见Ⅰ型和Ⅱ型包裹体共生（图8），说明包裹体被捕获时流体不均一，发生了不混溶过程。成矿早阶段的2类流体包裹体在均一温度和盐度上存在负相关关系：具有较低均一温度峰值（315.4 ℃）的Ⅰ型包裹体，其盐度峰值（10.73 %）高于均一温度峰值较高（319.2 ℃）的Ⅱ型包裹体（7.94 %）。这表明捕获前的流体可能发生了不混溶过程（卢焕章，2004）。计算二者均一温度偏差值δ=|T₁-T₂|/T₁=0.020.1，证明他们属于同时期捕获的CO₂-低盐度不混溶流体包裹体组合（刘丽等，2012）。观测表明，共生的Ⅰ型和Ⅱ型包裹体均一温度接近，支持了流体不混溶的解释（刘丽等，2012）。激光拉曼光谱分析在CO₂三相包裹体（Ⅱ型）中检测到CH₄特征峰［图11（b）］，也表明流体在运移过程中可能发生了不混溶事件（Naden et al，1989）。

5.2 成矿流体来源

流体包裹体的H-O同位素可以示踪成矿流体来源（Coplen et al，1983）。潭玉沟银矿床第一阶段δD值为-96.9‰，{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为7.96~7.99‰；主成矿阶段δD值为-110.9‰~-71.0‰，{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为4.48‰~5.36‰；第三阶段δD值为-72.0‰~-67.0‰，{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为-0.71‰~-0.14‰，{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值呈阶段性降低趋势。在H-O同位素图解（图13）中，第一阶段样品投影点在岩浆水正下方，主成矿阶段样品投影点主要集中在岩浆水左下方，到成矿晚阶段投影点向大气降水线偏移。潭玉沟银矿床第一阶段，{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值呈现典型原生岩浆水的特征，表明成矿早阶段为高温、深源岩浆流体为主的体系；主成矿阶段，{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值显著下降，表明在成矿过程中有大气降水加入；第三阶段，{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值接近大气降水范围，表明成矿过程已基本结束，成矿流体以大气降水为主。从均一温度—盐度协变图（图10）来看，从成矿早阶段到成矿晚阶段，均一温度不断下降，盐度呈现略微下降趋势，表明成矿过程中不断有大气降水加入。熊耳山西段银矿床与潭玉沟银矿床具有相似的地质特征，均受控于断裂，且围岩蚀变类型和矿物组合高度一致。熊耳山地区西段银矿床的成矿流体呈现规律性特征。区域上，中生代花岗岩的成岩流体构成了典型的岩浆水端元，为成矿提供了初始来源（范宏瑞等，1994）。区内各矿床的H-O同位素体系共同记录了从岩浆热液向大气降水演化的完整过程，其中，蒿坪沟矿床的流体特征指示其直接源于花岗岩热液，并经历了水—岩反应（陈旺，1995）；铁炉坪和沙沟矿床揭示了从早期岩浆水、经深源—浅源流体混合、直至晚期大气降水主导的成矿流体体系（隋颖慧等，2000；Han et al，2014）。该区域银矿床普遍表现为早期成矿流体保持岩浆水δ¹⁸O特征，成矿过程中持续有大气降水的混入。前人对熊耳山地区铅锌银矿床的研究表明，成矿时代主要集中在147~115 Ma（毛景文等，2006；叶会寿等，2006；李占轲，2013；Li et al，2013，2017），成矿作用与区域上同期的大规模岩浆活动密切相关，成矿流体来源受其显著影响，属于早白垩世大型岩浆—热液成矿系统的重要组成部分（赵新福等，2019）。总体上，潭玉沟银矿床初始流体为岩浆热液，在主成矿阶段有大气降水的加入，到成矿晚期主要为低温、低盐度大气降水。

潭玉沟银矿床δD值呈现从第一阶段至第三阶段逐渐升高的趋势。第一阶段δD值为-96.9‰，而第二阶段δD值出现极值-110.9‰，第三阶段δD值为-72.0‰~-67.0‰。潭玉沟银矿床第一阶段相对较低的δD值可能反映了早期的岩浆脱气作用（Shmulovich et al，1999）。主成矿阶段δD值的低值暗示着成矿过程中有大气降水的加入（Taylor，1974），而整体呈现δD值加重的趋势，可能受水—岩反应和流体沸腾的2个端元的影响。潭玉沟银矿床以发育强烈的硅化、褐铁矿化和碳酸盐化为特征，这些围岩蚀变组合指示成矿流体与围岩之间发生了大规模的水—岩反应，成矿流体可能与相对富集重氢的围岩发生反应，导致主成矿阶段δD值整体升高；而流体包裹体的证据支持流体不混溶作用，推测流体沸腾作用导致轻氢进入气相逸散，而残余液相δD值加重（Koděra et al，2005）。第三阶段，成矿流体的H同位素已经与围岩达成平衡，所以δD值稳定在最重的范围。

5.3 成矿物质来源

S同位素可以用来示踪成矿物质来源（Rye et al，1974）。潭玉沟银矿床的金属硫化物以方铅矿、闪锌矿、黄铁矿和黄铜矿为主，未见硫酸盐矿物。在此条件下，黄铁矿的δ³⁴S值未发生显著分馏，能够有效代表成矿流体的总S同位素组成（Ohmoto，1972）。前人研究通常将地球上的硫归纳为4种主要来源：（1）地幔硫（或称岩浆硫），其δ³⁴S值接近于0，变化范围通常为0±5‰；（2）海水硫，以显著的正值为特征，现代海水硫的δ³⁴S值通常约为+20‰；（3）沉积硫（亦称地层硫），通常具有负的δ³⁴S值，但组成变化范围较大；（4）混合硫，为不同来源硫混合的产物，其δ³⁴S值取决于各端元硫的比例及同位素组成（Ohmoto et al，1979）。

潭玉沟银矿床主成矿阶段黄铁矿的δ³⁴S值为-10.15‰~0.35‰，其平均值为-6.11‰。潭玉沟银矿床δ³⁴S值整体偏低，略低于典型的火成岩（1.0‰±6.1‰）。潭玉沟银矿床的δ³⁴S值不同于花山、合峪和五丈山等花岗岩体，也与熊耳群和太华群的δ³⁴S组成不同，而与栾川群的δ³⁴S有重复部分（图14）。表明潭玉沟银矿床在形成过程中可能萃取了栾川群中的成矿物质，改变了S同位素组成，使其呈现低δ³⁴S值的特征，为混合硫来源。S同位素总体以深部岩浆硫为主，部分来自栾川群。沙沟银矿床的δ³⁴S值为1.1‰~4.7‰，蒿坪沟的δ³⁴S值为4.1‰~6.12‰，铁炉坪的δ³⁴S值为-4.5‰~1.8‰，均呈现明显的岩浆硫特征。潭玉沟银矿床具有较低的δ³⁴S值，与典型的岩浆硫不一致，不同于熊耳山地区西段银矿床，指示硫可能部分来自地层。

潭玉沟银矿床Pb同位素组成稳定，比值集中且变化范围较小。在²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图解［（图15（a）］中，Pb同位素投影分布在造山带与地幔之间；在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图解［（图15（b）］中，潭玉沟银矿床Pb同位素组成投影在下地壳与造山带之间，靠近下地壳，表明潭玉沟银矿床成矿系统的铅具有深源铅的特点，具有壳幔混合特征（图15）。在Pb同位素组成上，潭玉沟银矿床的²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值均低于熊耳山地区铁炉坪、沙沟和蒿坪沟等典型银矿床。在²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb构造图解中，上述矿床的投影点均分布在造山带与下地壳演化线之间，反映其成矿物质可能来源于二者混合。在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb［（图15（b）］图解中，潭玉沟与沙沟银矿床更趋近于下地壳演化线。铁炉坪、沙沟和蒿坪沟银矿床的Pb同位素组成变化范围较大，指示其源区组成具有多个端元。程广国（2013）提出铁炉坪与蒿坪沟矿床的铅主要来源于下地壳与地幔的混合，而李占轲（2013）认为沙沟与蒿坪沟矿床的Pb同位素与栾川群和官道口群较为一致。潭玉沟银矿床的Pb同位素可能来自于下地壳与地幔2个端元。综上所述，潭玉沟银矿床的Pb同位素为壳幔混合性铅，成矿物质主要来自岩浆。潭玉沟银矿床的Pb同位素组成与矿区附近的五丈山和合峪岩体差异较大，结合前人的物探资料，推测矿深部存在隐伏岩体（李建领等，2007），潭玉沟银矿床成矿作用可能与隐伏岩体有关。

5.4 矿床成因类型

潭玉沟银矿床形成于伸展构造背景（赵新福等，2019），NWW向马超营断裂及其次级断裂（如石鼻梁断裂）是重要的导矿和容矿构造。这种构造控矿特征排除了VMS/SEDEX等层控矿床的成因（Lyons et al，2006；Gu et al，2007）。成矿流体呈现中低温和低盐度的特征，且流体包裹体以水溶液包裹体为主，不同于造山型矿床的中高温、富CO₂流体特征（陈衍景等，2007）。流体包裹体指示成矿过程中发生了流体不混溶作用，而H-O同位素的变化规律也为流体不混溶、水岩反应和大气降水的混入提供了证据。潭玉沟银矿床具有强烈的围岩蚀变，包括硅化、绿泥石化和碳酸盐化等，表明成矿过程发生了水岩反应。H-O同位素指示成矿流体早期主要为岩浆水，S-Pb同位素指示成矿物质主要来自深源岩体，这些证据共同表明岩浆活动在成矿过程中起到了重要作用。深部岩浆活动可能提供了主要的热源、成矿流体和部分成矿物质。根据均一温度估算，成矿深度为4.7~5.8 km，表明其具有中成成因。潭玉沟银矿床与熊耳山西段典型矿床（如沙沟和蒿坪沟）在成矿地质背景上具有相似性，均受NE向断裂控制，金属硫化物组合高度一致，围岩蚀变均发育硅化、碳酸盐化和黄铁矿化；成矿流体均属中低温、低盐度体系，且流体与成矿物质均主要来源于深部岩浆活动（表6）。然而，二者也存在系统性差异：在矿床地质特征上，西段矿床主要赋存于太华群变质岩中，而潭玉沟则以熊耳群火山岩为主要赋矿围岩；S同位素来源方面，潭玉沟银矿床来自岩浆和地层2个端元，而西段银矿床主要为岩浆硫（陈旺，1995；高建京等，2010；刘文毅等，2018；徐进鸿等，2024）。从成矿深度来看，潭玉沟银矿床属于中—浅成成因，熊耳山西段主要为浅成成因。综上所述，潭玉沟银矿床为形成于构造伸展环境、由岩浆活动形成的中低温热液脉型银矿床。

5.5 成矿模式

毛景文等（2009）认为华北克拉通破坏引发了强烈的岩石圈伸展与壳幔相互作用，继而引发了强烈的构造—岩浆活动，并最终导致大规模成矿事件的发生。前人研究表明，熊耳山地区铅锌银矿床的成岩成矿年龄主要集中在147~115 Ma（早白垩世）（毛景文等，2006；叶会寿等，2006； Li et al，2013），与华北克拉通破坏峰期（130~112 Ma）相一致（朱日祥等，2011）。受燕山期区域板块构造运动的影响，熊耳山地区发生了大规模的岩浆—成矿作用，该时期集中发育了大量金、银和钼等多金属矿床，岩浆活动与成矿时代紧密耦合，构成了一次统一的构造—热液事件（董文超，2023）。根据地球物理资料，推测潭玉沟银矿床深部存在隐伏岩体（李建领等，2007），深部岩体冷凝过程中分异的热液可能为潭玉沟银矿床的主要成矿流体来源，H-O同位素也为这一观点提供了证据。因此，潭玉沟银矿床与同期深部岩浆活动关系密切。深部岩浆房提供了热液、流体和部分成矿物质，岩浆热液在沿着断裂带上升运移过程中，与大气降水发生混合，继续运移过程中与围岩发生水岩反应，随着温度和压力的下降，以及成矿流体不混溶作用，成矿物质在构造有利部位沉淀形成热液脉型银多金属矿体（图16）。

6 结论

（1）潭玉沟银矿床可划分为3个成矿阶段：（Ⅰ）石英—钾长石阶段；（Ⅱ）石英—多金属硫化物—自然银阶段；（Ⅲ）石英—方解石阶段。

（2）潭玉沟银矿床发育3种石英流体包裹体：纯水溶液包裹体（Ⅰ型）、CO₂三相包裹体（Ⅱ型）和纯CO₂包裹体（Ⅲ型）。激光拉曼光谱分析显示，包裹体气相成分主要为H₂O和CO₂，含有少量的CH₄和N₂。流体包裹体显微测温数据和激光拉曼光谱分析表明，成矿流体由成矿早期的中低温、低盐度和低密度的H₂O-NaCl-CO₂体系转变为成矿晚期的低温、低盐度和低密度的H₂O-NaCl体系。

（3）潭玉沟银矿床H-O同位素结果表明，早阶段成矿流体呈现岩浆流体特征，可能与区域内岩浆活动有关，在成矿过程中不断有大气降水的加入。原位S同位素分析结果表明，硫来自深源岩浆，部分来自地层。原位Pb同位素分析表明具有深源铅的特点，可能来自下地壳与地幔的混合。

（4）潭玉沟银矿床的地质特征、流体包裹体特征、激光拉曼光谱分析和H-O-S-Pb同位素数据表明，该矿床属于与岩浆活动有关的中低温热液脉型矿床。

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基金资助

湖南省科技创新计划项目“关键金属资源勘查创新团队”(2021RC4055)

豫地科技集团有限公司科研项目“河南省栾川县潭玉沟—嵩县栗子沟银金多金属矿权维护及中深部成矿预测”(豫地矿产［2024］4号)