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火山岩块状硫化物矿床（Vocanogenci massive sulfide deposit，VMS）又称为海相火山岩型矿床，是指与海底火山作用有关的含大量黄铁矿和一定数量铜铅锌的矿床（Ye Tianzhu et al.，2014），以往中国称为黄铁矿型矿床（Li Wenyuan，2004）。Zhai Yusheng et al.（2011）称之为与海相火山热液作用有关的矿床，认为这类矿床的形成温度一般在50~400℃的范围，其形成主要与海相火山喷发间隙期或晚期的火山气液作用有关。该类矿床产于海相火山岩系地层，与地层整合的矿体成层状、似层状、透镜状，其下往往有脉状、网脉状的矿体，矿石中硫化体积大于50%，具有典型的块状构造，因而得名块状硫化物矿床（Yao Fengliang et al.，2006）。该类矿床往往具有规模大、品位高、分布广的特点，是世界铜铅锌银金的主要来源之一。据《矿产资源工业要求手册》（2010年）显示，火山岩块状硫化物矿床与斑岩型、砂页岩型、铜镍硫化物型占世界铜金属总储量的96.4%，与SEDEX型、MVT型、砂页岩型占世界总铅锌储量的85%。作为世界四大支柱型铜铅锌矿类型之一，其工业价值不言而喻，加之它可以直接与现今正在发生的洋底热水沉积成矿作用相对照，因而一直是矿床学界研究热点之一（Tornos et al.，2015）。
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江达—德钦—维西陆缘弧是古特提斯洋向昌都-兰坪地块之下俯冲形成的一条长达900余千米的火山弧（Deng Jun et al.，2016），是三江地区一条重要的Cu-Fe-Pb-Zn-Ag成矿带（图1a; Wang Liquan et al.，2015）。从北至南分布有赵卡隆大型铁银多金属矿床、足那中型铅锌矿床、加多岭-洞卡中型铁-铜矿床、丁钦弄大型铜银多金属矿床、里仁卡大型铅锌（铜银）矿床、鲁春中型铜多金属矿床、南佐中型铅锌矿床、红坡牛场小型铜金多金属矿床、楚格扎大型铁银多金属矿床，矿床类型多种多样，有VMS型、SEDEX型、矽卡岩型、海相沉积型、构造热液型等（Li Wenchang et al.，2001; Wang Liquan et al.，2015; Deng Jun et al.，2016，在空间上具有“成带分布、分段集中、成群产出”的规律。其中VMS型矿床均分布在德钦及以北地区（Wang Liquan et al.，2001，2002a，2002b; Li Huan et al.，2011; Yang Xian et al.，2013），而德钦以南地区（下文称为维西陆缘弧），特别是楚格扎—维西—乔后一带，长达近300 km的中—下三叠统攀天阁组（T1-2p）、崔依比组（T1-2c）双峰式火山岩带一直未有找矿突破，至今未有火山岩容矿的VMS类型矿床（点）发现的报道。
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前人对该带火山岩的研究多侧重于时空分布、岩石组合、岩石化学、同位素地球化学、年龄、大地构造等方面（Zhao Dasheng et al.，1994; Wang Xuewu et al.，2017），认为是由镁铁质至长英质火山岩组成，富集LREE和LILE（Rb、Ba），亏损HFSE（Nb、Ta），εHf（t）变化于+9.7~+16.7之间，反映岩浆源于亏损地幔，并混有一定量的地壳物质（Hou Zengqian et al.，2020）。但是在形成机制上尚有很大争议，有俯冲成因和碰撞成因之争，前者认为是古特提斯洋俯冲时期沿深断裂俯冲带而形成的岛弧环境火山岩造山带产物（Zhang Zixiong et al.，1985; Zeng Pusheng et al.，2015，2018; Xin Di et al.，2018; Yin Guanghou et al.，2018; Yang Tiannan et al.，2019），又可细分为两种观点，即龙木措-双湖-昌宁-孟连洋向东俯冲产物（Yang Tiannan et al.，2011; Yang Zhiming et al.，2014）或金沙江洋向西俯冲的产物（Mo Xuanxue et al.，2003; Deng Jun et al.，2014a）; 后者认为是古特提斯洋闭合时期弧-陆碰撞、陆-陆对接作用同期（Zhao Dasheng et al.，1995; Li Wenchang et al.，2010）或碰撞后伸展时期的产物（Wang Liquan et al.，2001，2002a，2002b; Wang Baodi et al.，2011，2014; Zi Jianwei et al.，2012a），属于大陆碰撞造山带火山岩。另外，在成矿认识方面，多将其视为西侧毗邻的兰坪盆地新生代大规模成矿的重要矿源层（Wang Liquan et al.，2000; Hou Zengqian et al.，2007，2015; Deng Jun et al.，2014a，2014b），而火山岩本身的含矿性有待深入研究。
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本次在维西陆缘弧南部月亮坪地区，于中—下三叠统攀天阁组（T1-2p）火山岩系中初次发现1处VMS型铅锌矿。本文初步调查矿床地质特征，通过开展主要岩石类型的岩石学和地球化学研究，用LA-ICP-MS方法测定矿区火山岩锆石U-Pb年龄，从而探讨构造环境、矿床成因和地质意义，初步建立成矿模式，一方面有利于本矿矿床类型的确定，另一方面对维西陆缘弧早—中三叠世火山岩的含矿性和找矿空间的开辟及成矿作用的研究具有重要指示意义。
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1 区域地质及成矿背景
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月亮坪铅锌矿产于维西陆缘弧早—中三叠世火山岩中。维西陆缘弧夹于兰坪地块与扬子地块之间（图1a; Yin Fuguang et al.，2017），构成了兰坪地块东缘岩浆岩带（Tang Jing et al.，2016），东西两侧边界分别为金沙江断裂和维西-通甸-乔后断裂（Zhao Dasheng et al.，1994）。其是在二叠纪至晚三叠世古特提斯洋俯冲、陆陆碰撞形成的陆缘弧岩浆岩带（Yang Tiannan et al.，2019）。二叠纪时期由于金沙江洋盆向西俯冲（Li Wenchang et al.，2010），兰坪地块东侧维西至德钦一带的大陆边缘形成了安第斯型俯冲带（Zeng Pusheng et al.，2015），由中基性火山岩、板岩、变砂岩、片岩类夹结晶灰岩、大理岩、硅质岩组成的陆缘弧。早—中三叠世双峰式火山岩是维西陆缘弧的主要组成部分，攀天阁组（T1-2p）酸性火山岩呈北北西向带状分布，并在北部出现崔依比组（T1-2c）以基性为主的火山岩，二者构成“双峰式”火山岩（Wen Ligang et al.，2017; Yin Guanghou et al.，2018），该套火山岩浆喷发时间分布在251~244 Ma之间（图1b; Wang Baodi et al.，2011，2014; Zi Jianwei et al.，2012a; Liang Mingjuan et al.，2015; Zeng Pusheng et al.，2015; Deng Jun et al.，2016; Tang Jing et al.，2016; Xin Di et al.，2018），峰期约为247 Ma。晚三叠世末期处于碰撞后地壳伸展背景的应力松弛状态，在下伏火山岩之上不整合沉积了一套上三叠统陆缘碎屑岩、碳酸盐岩（Li Wenchang et al.，2010; Wang Xuewu et al.，2017），金沙江地区古特提斯演化至此结束。
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图1 金沙江地区区域大地构造及江达-德钦-维西陆缘弧主要矿床分布图（a）（据Deng Jun et al.，2016; Yin Fuguang et al.，2017修改）和维西陆缘弧区域地质矿产简图（b）（据Zi Jianwei et al.，2012a; Wang Baodi et al.，2014; Wen Ligang et al.，2017修改）
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Fig.1 Regional tectonics in Jinshajiang area and distribution map of main deposits in Jiangda Deqin Weixi continental margin arc (a) (after Deng Jun et al., 2016; Yin Fuguang et al., 2017) and simplified geological and mineral map of Weixi continental margin arc (b) (after Zi Jianwei et al., 2012a; Wang Baodi et al., 2014; Wen Ligang et al., 2017)
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基于上述构造背景，其频繁而复杂的岩浆、构造活动及多样的岩性组合，势必会带来丰富的成矿流体、矿质、成矿能量，以及形成大量的运移通道和成矿空间，构成了十分有利的成矿条件（图1b）。二叠纪火山弧带灰岩中已发现南佐中型沉积-改造型铅锌矿、里仁卡大型构造-热液脉型铅锌矿床（Li Wenchang et al.，2010; Zeng Pusheng et al.，2015; Lü Yu et al.，2017）; 在早—中三叠世上兰组绿泥板岩中发现有鲁春中型VMS型铜矿（Deng Jun et al.，2016），中—晚三叠世产有与侵入岩有关的红坡牛场小型矽卡岩型-热液型铜金矿床（Wang Xiaohu et al.，2020），在晚三叠世沉积岩中赋存有庆福、楚格扎、建基、新民等大中型海相沉积型菱铁矿床和菜子地（青甸湾）、分江、金山桃等中小型SEDEX型铅锌矿床（Xue Shunrong，2000; Huang Yufeng et al.，2011; Tang Yufei et al.，2013）。
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本文新发现的月亮坪铅锌矿赋存于早—中三叠世双峰式火山岩带南部英安岩及火山碎屑岩中，据本次调查显示，其岩石组合、矿化样式、围岩蚀变、地球化学特征均具有VMS型矿床特征。
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2 矿区及矿床地质特征
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2.1 矿区地质特征
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矿区地层自西向东、由老到新依次出露有中—下三叠统攀天阁组（T1-2p）、上三叠统歪古村组（T3w）、三合洞组（T3sh）、挖鲁八组（T3wl）（图2）。其中攀天阁组（T1-2p）以灰绿色英安岩为主，夹火山角砾集块岩、凝灰岩，偶见黑色页岩; 歪古村组（T3w）岩性为暗紫红色、灰褐色、灰黄绿色及灰色砂砾岩、砂岩夹粉砂岩、泥岩，为一套磨拉石沉积; 三合洞组（T3sh）为灰色、灰白色灰岩夹粉砂岩、页岩，为一套浅海碳酸盐台地相沉积; 挖鲁八组（T3wl）为灰色-深灰色粉砂岩、粉砂质泥岩夹灰色砂岩，为浅海陆棚沉积。上三叠统与攀天阁组（T1-2p）为角度不整合接触，上三叠统各组自下而上为整合接触。
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矿区断层不发育，仅南东角分布一条小型右行平移断层。矿区北东部发育一NNW向延伸的向斜，核部地层为挖鲁八组，翼部地层为三合洞组、歪古村组，倾角约25°~45°，两翼基本对称，长度约1.5 km。
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矿区出露大量印支期火山岩及少量喜马拉雅期煌斑岩。火山岩地层分布于矿区西部和中部，主体为单斜构造，地层走向北北西，倾向北东东，倾角25°~60°。主要为中—下三叠统攀天阁组（T1-2p）火山岩由英安岩夹火山碎屑岩组成，特征如下:
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图2 月亮坪铅锌矿区地质简图（a）及矿体剖面图（b）（本文实测）
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Fig.2 Simplified geological map (a) and ore body profile (b) of Yueliangping Pb-Zn deposit (actual geological mapping)
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图3 月亮坪铅锌矿区火山岩特征
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Fig.3 Volcanic rocks features of Yueliangping Pb-Zn deposit
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（a）—矿区概貌，灰绿色英安岩因风化作用呈紫红色;（b）—英安岩手标本，新鲜色为灰绿色;（c）—英安岩镜下特征（正交偏光）;（d）—英安岩石英斑晶港湾状溶蚀（正交偏光）;（e）—石英斑晶放射状裂理发育，边部有熔蚀反应边，基质呈球粒结构（正交偏光）;（f）—火山角砾集块岩，富含铅锌矿石;（g）—火山角砾岩镜下特征（正交偏光）;（h）—晶屑凝灰岩;（i）—晶屑凝灰岩镜下特征（正交偏光）; ζ—英安岩; vba—火山角砾集块岩; db—英安质角砾; tf—凝灰岩; Pl—斜长石; Qz—石英
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(a) —Overview of mining area, and the grayish green dacite is purplish red due to weathering; (b) —dacite samples, and the fresh color is grayish green; (c) —dacite microscopic characteristics (orthogonal polarized) ; (d) —quartz phenocryst with harbor shape boundary because of dissolution (orthogonal polarized) ; (e) —quartz phenocryst developed radial cleavage, with melting reaction edge at the edge, and the matrix is in spherical structure (orthogonal polarized) ; (f) —volcanic breccia agglomerate, rich in lead and zinc ore; (g) microscopic characteristics of volcanic breccia (orthogonal polarized) ; (h) —crystalline tuff; (i) —microscopic characteristics of crystalline tuff (orthogonal polarized) ; ζ—dacite; vba—volcanic breccia agglomerate; db—dacitic breccia; tf—tuff; Pl—plagioclase; Qz—quartz
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灰绿色英安岩（图3b~e）:斑状结构，块状构造。斑晶以石英为主，多呈他形粒状，粒径0.5~3 mm，干涉色至一级灰白（局部可达一级黄白），裂理发育，边部常见熔蚀反应边，含量约8%~10%; 斜长石斑晶多呈半自形—自形板状，粒径0.5~2.5 mm，干涉色一级灰白，含量约2%~10%，沿解理、裂理缝发生绢云母化，未见明显钾长石斑晶。基质为霏细结构、球粒结构，主要由隐晶长英质组成，一级灰白干涉色，含量约80%~85%。
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英安质角砾集块岩（图3f、g）:角砾集块呈灰黄色、灰白色，基质呈紫红色，火山角砾集块构造。英安质角砾集块多呈棱角状—次棱角状，分选性差，大小2~20 cm不等，含量为60%~80%; 基质主要由铁氧化物、细粒状碎屑石英和岩屑组成，含量为20%~40%。
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晶屑凝灰岩（图3h、i）:呈紫红色，凝灰结构，块状构造。含少量英安质角砾，砾径多为3~10 mm，约15%; 晶屑主要为石英，多呈棱角状—次棱角状，碎裂现象明显，粒径0.1~0.5 mm，无色透亮，低突起，干涉色至一级黄白，含量约70%; 基质为铁氧化物，半透明，锥光镜下多呈红褐色，含量约15%。
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2.2 矿床地质特征
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2.2.1 矿体特征
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据野外调查，主要发现有两类矿体（图2b），一类为块状、砾间充填状构造的矿体赋存于火山碎屑岩中，呈层状产出; 另一类为分布于下伏英安岩中的网脉状、脉状矿体。
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层状矿体主要赋存于攀天阁组（T1-2p）火山角砾集块岩及凝灰岩层中（图4a），BT1剥土（位置见图2）揭露矿体真厚4 m，平均品位Pb8.06%、Zn 0.24%、Ag58 g/t，矿体产状50°∠45°~58°; BT3剥土揭露矿体真厚3.5 m，平均品位Pb1.13%、Zn 0.23%、Ag23 g/t，矿体产状58°∠71°。
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脉状矿体赋存于层状矿体下伏英安岩中，在老硐LD1中见多条脉状矿体，矿体厚度0.7~3.9 m不等，平均品位Pb3.1%、Zn 0.3%、Ag15.3 g/t，倾向南东，倾角48°~66°。脉状矿体大体被层状矿体不整合覆盖，两者产状在剖面上近直交（图2b），靠近层状矿体的下盘围岩角砾岩化明显。
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矿体结构具有垂直分带性（图2b），由上至下:上覆英安岩微弱蚀变，赤铁矿硅质岩、重晶石岩等喷流岩呈似层状分布于矿体上盘（图4a，图5g、h），层状铅锌矿体矿石呈砾间充填状、块状、浸染状分布于火山集块岩、角砾岩及凝灰岩中（图4b、c），其下网脉状、脉状矿体分布于角砾岩化、绿泥石化、绢云母化、硅化英安岩中（图4h、j、k）。
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由于该矿为新发现矿床，目前层状矿体和脉状矿体仅有稀疏工程揭露，走向和倾向延伸尚无系统工程揭露，基于有限的样品数据估算铅锌金属量为7.1万t，具有中型矿床远景。
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2.2.2 矿石特征
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金属矿物主要为方铅矿，其次为闪锌矿、赤铁矿、黄铁矿，及少量黄铜矿、斑铜矿、针铁矿。脉石矿物是石英、绿泥石、重晶石和少量方解石。
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矿石结构主要为自形粒状、半自形粒状（图4e），次为交代结构（图4f）、针状结构等。矿石构造以块状（图4b）、砾间充填（图4c、d）、脉状（图4i~k）、浸染状为主，次为胶壳状构造（图5e、f）。
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2.2.3 围岩蚀变
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围岩蚀变以硅化、绿泥石化、绢云母化、赤铁矿化为主，次为黄铁矿化、碳酸盐化。
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硅化是矿区主要的蚀变类型（图4i，图5b、i、k），主要有两种形式:① 在矿体上部可形成赤铁矿硅质喷流岩，呈似层状分布，矿物组合为石英+重晶石，共生的金属矿物为赤铁矿+针铁矿。② 呈脉状分布在层状矿体下部，呈脉状、网脉状分布，在空间上与绿泥石化、绢云母化、弱碳酸盐化共存，与之共生的金属矿物为方铅矿+闪锌矿+黄铁矿±黄铜矿。硅化是矿区最明显的找矿标志。
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绿泥石化与脉状矿体关系极为紧密（图5i），并伴随硅化、绢云母化，是重要的找矿标志。矿物组合为石英+绿泥石+绢云母，共生金属矿物为方铅矿+闪锌矿+黄铁矿。热液蚀变绿泥石颗粒细小，单偏光下为绿色，呈隐晶集合体，干涉色多被自身岩石影响而显绿色，交代英安岩长石斑晶和长英质基质而形成，是喷流热液的自变质产物。
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绢云母化分布在层状矿体下盘英安岩中（图5j），靠近矿体则过渡为绿泥石化，干涉色为二至三级，呈淡黄色、淡绿色，蚀变弱时多沿斜长石斑晶的解理、裂理缝分布，蚀变强时斜长石完全蚀变为绢云母。
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碳酸盐化蚀变较弱（图5l），分布在脉状矿体和火山集块角砾岩的基质中，或呈细脉状穿切火山角砾，金属矿物组合为方铅矿+闪锌矿+黄铁矿。
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赤铁矿化分布在赋存层状矿体的火山碎屑岩和矿体上部的铁硅质喷流岩中（图5a），多呈胶壳状产出（图5e、f），常与石英+重晶石+碳酸盐共生。
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黄铁矿化蚀变弱，呈自形、半自形粒状（图4g），浸染状分布，与硅化、绿泥石化、绢云母化、碳酸盐化共生，金属矿物组合为方铅矿+闪锌矿+黄铁矿。
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3 样品采集与分析方法
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3.1 样品采集
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本次研究所选样品采自弱风化或未风化的地表露头和老硐中（取样位置见图2），样品D208-1、D209-1、D0202-3采自层状矿体下盘英安岩，D208-2采自英安岩中网脉状矿石，D209-2采自层状矿体块状矿石，D209-3采自凝灰岩中浸染状矿石，D208-6 采自赤铁矿硅质岩，D209-4、D0202-6、D210-1采自层状矿体上盘英安岩。对样品D208-2和D209-4英安岩作了锆石U-Pb 年代学研究，对上述10件样品进行了主微量元素分析。
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3.2 分析方法
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锆石U-Pb定年样品经粗碎、淘洗、电磁选、重液分选后，在双目显微镜下挑选出锆石晶体。将待测锆石和标样粘在环氧树脂上制靶、抛光，然后进行阴极发光（CL）、透反射照相，选择晶型好、无裂纹的锆石颗粒作为测定对象（图6）。锆石U-Pb定年在中国地质科学院地质研究所矿物/包裹体微区分析实验室使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICPMS）完成。激光剥蚀平台采用NWR 193uc型193 nm深紫外激光剥蚀进样系统，配备双体积样品池。质谱仪采用Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪。采用束斑直径50 μm、剥蚀频率10 Hz、能量密度3.5 J/cm2、扫描速度3 μm/s的激光参数剥蚀NIST612，调节气流以获得高的信号强度（238U~5×105次/s）、低的氧化物产率（ThO/Th＜0.2%）。选用100 μm束斑线扫NIST610对待测元素进行P/A调谐。锆石样品固定在环氧树脂靶上，抛光后在超纯水中超声清洗，分析前用分析纯甲醇擦拭样品表面。在束斑直径30 μm、剥蚀频率5 Hz、能量密度2 J/cm2的激光条件下分析样品。数据处理采用Iolite程序（Paton et al.，2010），锆石91500作为主标，GJ-1作为副标，每隔10~12个样品点分析2个91500标样及一个GJ-1标样。通常采集20 s的气体空白，35~40 s的信号区间进行数据处理，按指数方程进行深度分馏校正（Paton et al.，2010）。以NIST610作为外标，91Zr作为内标计算微量元素含量。详细的测试过程参见Yu Chao et al.（2019），年龄计算和谐和图绘制采用Ludwig的Isoplot 3.0（Ludwig，2003）完成。本次实验过程中测定的91500（1062.5±4.4 Ma，2σ）、GJ-1（604±6 Ma，2σ）年龄在不确定度范围内与推荐值一致。分析结果见表1。
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图4 月亮坪铅锌矿矿体及矿石特征
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Fig.4 Orebody and ore characteristics of Yueliangping Pb-Zn deposit
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（a）—层状矿体野外露头，被喜马拉雅期煌斑岩切穿;（b）—块状硫化物矿石;（c）—砾间充填构造;（d）—方铅矿被硅质胶壳环绕;（e）—块状方铅矿镜下特征，黑三角孔发育（反射光）;（f）—方铅矿沿边部交代闪锌矿（反射光）;（g）—方铅矿+闪锌矿+黄铁矿矿石镜下特征（反射光）;（h）—网脉状矿体;（i）—方铅矿+闪锌矿+石英脉状矿石;（j）—方铅矿+闪锌矿脉状矿石;（k）—方铅矿呈脉状产出，脉体边部发育少量闪锌矿（反射光）; Gn—方铅矿; db—英安质角砾; Sph—闪锌矿; Py—黄铁矿; Qz—石英
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(a) —The layered orebody outcrops in the field and is cut through by Himalayan lamprophyre; (b) —massive sulfide ore; (c) —gravel filling structure; (d) —galena surrounded by siliceous rubber shell; (e) —microscopic characteristics of massive galena, black triangular pore development (reflected light) ; (f) —galena metasomatism of sphalerite (reflected light) ; (g) —microscopic characteristics of galena+sphalerite+pyrite ore (reflected light) ; (h) —stockwork ore body; (i) —galena+sphalerite+sphalerite Ore+quartz vein ore; (j) —galena+sphalerite vein ore; (k) —galena is in vein shape, and a small amount of sphalerite is distributed at the edge of vein (reflected light) ; Gn—galena; db—dacitic breccia; Sph—sphalerite; Py—pyrite; Qz—quartz
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图5 月亮坪铅锌矿喷流岩及围岩蚀变特征
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Fig.5 The characteristics of exhalative rock and altered rock in Yueliangping Pb-Zn deposit
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（a）—赤铁矿硅质岩野外露头;（b）—条纹状赤铁矿硅质岩，被后期石英脉穿插;（c）—含石英角砾的块状赤铁矿;（d）—条带状赤铁矿硅质岩镜下特征，纹层具有被强烈揉皱的滑动软变形构造（正交偏光）;（e）—胶壳状赤铁矿（反射光）;（f）—赤铁矿多呈胶壳状产出，具深红色内反射色（反射光）;（g）—重晶石手标本;（h）—重晶石岩镜下特征（正交偏光）;（i）—硅化、绿泥石化镜下特征（单偏光）;（j）—长石斑晶均被绢云母化（正交）;（k）—石英砾屑发生硅化作用，呈放射状结构（正交偏光）;（l）—方解石脉穿插石英（正交偏光）; Hm—赤铁矿; Qz—石英; Bar—重晶石; Chl—绿泥石; Ser—绢云母; Cal—方解石
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(a) —Hematite siliceous rock outcrop in the field; (b) —striated hematite siliceous rock, intercalated by later quartz vein; (c) —massive hematite containing quartz breccia; (d) —banded hematite silicalite with strong crumpled sliding soft deformation structure (orthogonal polarized) ; (e) —colloidal hematite (orthogonal polarized) ; (f) —hematite is mostly produced in rubber shell with deep red internal reflection color (reflected light) ; (g) —barite hand specimen; (h) —microscopic characteristics of barite (orthogonal polarized) ; (i) —microscopic characteristics of silicification and chloritization (plane polarized) ; (j) —feldspar phenocrysts are sericitized (orthogonal polarized) ; (k) —quartz gravels are silicified with radial structure (orthogonal polarized) ; (l) —calcite vein interspersed with quartz (orthogonal polarized) ; Hm—hematite; Qz—quartz; Bar—barite; Chl—chlorite; Ser—sericite; Cal—calcite
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图6 月亮坪铅锌矿锆石阴极发光（CL）图像
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Fig.6 Cathodoluminescence (CL) images of the analyzed zircon grains in Yueliangping Pb-Zn deposit
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（a）—D208-2英安岩（层状矿体下盘）;（b）—D209-4英安岩（层状矿体上盘）; 白色圆圈及数字为年龄测点位置及对应206Pb/238U加权平均年龄值，直径35 μm
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(a) —D208-2 dacite (from the footwall of the stratiform orebody) ; (b) —D209-4 dacite (from the hanging wall of the stratiform orebody) ; white circles with diameter of 35 μm and associated numbers indicate the positions for U-Pb analysis and the 206Pb/238U ages
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全岩分析在广州澳实矿物实验室完成。选取新鲜样品，破碎后缩分出300 g，研磨至200目后用于化学分析。主量元素分析样品取一份试样于105℃烘干后，置入铂金坩锅，与四硼酸锂-偏硼酸锂-硝酸锂混合熔剂充分混溶，于1050℃条件下熔融，熔浆倒入铂金模冷却为熔片，用X射线荧光光谱仪测定主量; 同时精确称取另一份干燥后的试样，马弗炉1000℃有氧灼烧，试样灼烧前、后的重量差即是烧失量（LOI）; 再取一份样品用氢氟酸-硫酸分解，用基准重铬酸钾溶液滴定Fe2+的含量，计算出FeO含量。微量、稀土分析样品称取两份试样，一份试样用高氯酸、硝酸、氢氟酸消解，蒸至近干后用稀盐酸溶解定容，进行等离子体发射光谱与等离子体质谱分析; 另一份试样与偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂混合均匀，在1025℃ 以上的熔炉中熔化，熔液冷却后，用硝酸、盐酸和氢氟酸定容，用等离子体质谱仪分析，根据样品的实际情况和消解效果，综合取值即是检测结果。常规岩石样品主量元素测试仪器为PANalytical PW2424 型X 射线荧光光谱仪（XRF），分析精度优于5%，矿石样品主量元素测试仪器为PANalytical Axios Max型X 射线荧光光谱仪（XRF），分析精度优于7.5%; 微量和稀土元素测试仪器为Agilent 5110型电感耦合等离子体发射光谱和Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱（ICP-MS），分析精度优于10%。分析结果见表2。
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4 结果
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4.1 锆石U-Pb 年龄
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研究区2件样品的锆石U-Pb测试结果详见表1。
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样品D208-2采自产层状矿体下盘的英安岩中（图2b）。阴极发光图像（CL）显示（图6a），锆石自形程度较好，晶形大多为长柱状，长120~200 μm，长宽比为2∶1~3∶1，具岩浆振荡环带，锆石的Th 含量为64.3 × 10-6~202.0×10-6，U 含量为244.3×10-6~781.0 × 10-6，Th/U比为0.13~0.39，属于典型的岩浆成因锆石（Wu Yuanbao et al.，2004）。选取的25颗锆石分析点均位于环带发育完整部位，获得的结果谐和度超过96%，206Pb/238U年龄分布在242.0~255.8 Ma之间，所有分析点均在谐和线上分布（图7b），206Pb/238U年龄的加权平均值为249.0 ±1.1 Ma（2σ，MSWD=1.09），代表了层状矿体下盘英安岩的形成年龄。
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样品D209-4 采自层状矿体上盘英安岩中（图2b）。阴极发光图像（CL）显示（图6b），锆石自形程度较好，晶形大多为长柱状，长100~250 μm，长宽比为2∶1~3∶1，具岩浆振荡环带，锆石的Th 含量为68.1 × 10-6~258.3× 10-6，U 含量为342.1×10-6~1022×10-6，Th/U比为0.07~0.36，属于典型的岩浆成因锆石（（Wu Yuanbao et al.，2004）。选取的25颗锆石分析点均位于环带发育完整部位，剔除1个 Pb 信号较差的分析数据（D209-4-14），其余24个分析点获得的结果谐和度超过97%，表面年龄接近，206Pb/238U年龄分布在243.1~252.6 Ma 之间，所有分析点均在谐和线上（图7b），206Pb/238U年龄的加权平均值为247.8±1.1 Ma（2σ，MSWD=0.83），代表了层状矿体上盘英安岩的形成年龄。
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4.2 岩石地球化学特征
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4.2.1 英安岩
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主量元素方面，英安岩样品具有偏高的SiO2（63.76%~71.55%，平均68.00%），Al2O3（11.59%~15.95%，平均13.80%）和 K2O（2.83%~6.94%，平均5.14%）含量以及较低的 MgO（0.42%~1.90%，平均0.70%），CaO（0.06%~1.83%，平均0.41%），Na2O（0.06%~1.83%，平均0.41%）。在TAS图解（图8a）和Nb/Y-SiO2分类图解（图8b）中，样品基本落在流纹英安岩/英安岩区，均落入亚碱性区，总体为酸性; 全碱含量（K2O+Na2O）为2.82%~8.18%，均值为5.94%，K2O/Na2O均值46.62，为钾质岩; 里特曼指数σ为0.32~3.13，为钙碱性; 铝饱和指数A/CNK 为1.1~3.6，在铝饱和指数图解中投入过铝质岩类（图8c）; 在 SiO2-K2O图解中（图8d），多数样品落在钾玄岩系列区; 固结指数SI=3.4~12.8，分异指数DI=80.95~90.38，表明分异程度较高。综上，样品为中高硅、高钾、过铝质钾玄岩系列。
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注:“-”为未检测项。
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图7 月亮铅锌矿英安岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb谐和图
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Fig.7 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagrams of dacite from the Yueliangping Pb-Zn deposit
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（a）—D208-2英安岩（层状矿体下盘）;（b）—D209-4英安岩（层状矿体上盘）
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(a) —D208-2 dacite (from the footwall of the stratiform orebody) ; (b) —D209-4 dacite (from the hanging wall of the stratiform orebody)
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稀土元素含量总量较高（ΣREE=157.44×10-6~191.75×10-6，平均175.25×10-6），轻重稀土比值（LREE/HREE）为4.23~12.17，均值为 7.68，模式斜率（La/Yb）N为4.10~16.25，均值为9.88，表明轻、重稀土分异明显，分馏程度较高，而层状矿体上盘英安岩（（La/Yb）N均值为13.58，较下盘英安岩（（La/Yb）N均值为6.18）轻重稀土分异程度更高。稀土配分曲线表现为右倾模式（图9a），轻稀土富集较强，重稀土富集弱; 层状矿体下盘英安岩负Eu异常明显（0.51~0.58），这可能与斜长石的分离结晶作用有关; 层状矿体上盘英安岩自下而上δEu变化为1.21→0.96→0.69（图2b、图9a），Eu异常由正变负，模式斜率（La/Yb）N变化为10.87→13.61→16.25，分馏程度由低变高，可能反映岩浆演化程度逐渐变高的过程。
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微量元素蛛网图（图9b）显示，富集Rb、Th、U、K、Pb等大离子亲石元素（LILE）和Zr、Hf、Sm，而Ta、Nb、P、Ti等高场强元素（HFSE）和Sr显示有不同程度亏损。Nb/Ta为 10.3~14.7，平均值为11.7，与大陆地壳Nb/Ta值（11~12）相同，明显小于交代地幔中 Nb/Ta值（＞17.5; Kalfoun et al.，2002）; Plank et al.（1998）指出由板片脱水流体交代过的源区形成的岩浆Ba/Th 比值通常大于170，矿区英安岩Ba/Th 比值（22~188，平均值63）进一步显示并非来源于俯冲板片脱水流体交代过的地幔楔的部分熔融; Zr/Hf 为37.4~39.3，平均值为38.1，与地壳中Zr/Hf比值（约为36）接近，明显小于地幔中Zr/Hf比值（约为50; Anderson，1983）; 岩石高的Rb/Sr值（平均值11.4）和低的Ti/Zr值（10.9~11.5; 幔源物质中＞30; Wedepohl，1995）等特征同样表明显示英安岩为陆壳岩石部分熔融的产物。因此，P、Ti相对亏损，可能是成岩过程中钛铁矿、磷灰石、榍石等矿物的早期结晶分离所致; Sr具明显的负异常，说明源区斜长石分离结晶作用较强; 地壳部分熔融过程中，Nb、Ta等高场强元素不易进入熔体，导致了这些元素的相对亏损。
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4.2.2 赤铁矿硅质岩
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主量元素方面，赤铁矿硅质岩高SiO2（58.28%）、Fe2O3（26.13%）、BaO（9.66%）、SO3（5.36%），低FeO（0.54%）及其他造岩元素，这与镜下观察到的含有大量石英、赤铁矿和重晶石矿物的现象是吻合的。
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稀土具有总含量低（ΣREE为35.09×10-6）、LREE富集（LREE/HREE为4.49）、高的正Eu异常（δEu为2.37）的特点，其正Eu异常表明其并非正常沉积岩。稀土配分模式（图9c）既不同于矿区（含矿）英安岩和含矿火山碎屑岩的稀土配分模式，也不同于现代海水的LREE亏损、显著的负Ce异常的稀土配分模式。海底热流体调查表明，海底高温热流体普遍具有轻稀土富集、高的正Eu异常的特点（Crane et al.，1991）。目前大西洋中脊Snake Pit、东太平洋海隆、加利福尼亚湾Guaymas basin、西北太平洋Endeavor段和Escanaba海槽、马里亚纳岛弧后扩张中心等区域的海底热液喷流口喷出的热水沉积物均具有明显的正Eu异常特征（Klinkhammer et al.，1994），前寒武纪条带状含铁建造（BIF）的热水沉积硅质岩也具有类似特征（Kato et al.，1998）。月亮坪喷流岩正Eu异常的存在，表明了该地区海底热液喷流系统的存在，高的正Eu异常形成原因可能是循环海水下渗过程中交代斜长石从而形成富集Eu的热液流体。
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图8 月亮坪铅锌矿英安岩TAS图（a，底图据Irvine et al.，1971），Zr/TiO2-SiO2图（b，底图据Winchester et al.，1997），A/NK-A/CKN图（c，底图据Maniar et al.，1989），K2O-SiO2（d，底图据Peccerillo et al.，1976）
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Fig.8 Diagrams of TAS (a, based on Irvine et al., 1971) , Zr/TiO2-SiO2 (b, based on Winchester et al., 1997) , A/NK-A/CKN (c, based on Maniar et al., 1989) , K2O-SiO2 (d, based on Peccerillo et al., 1976) of the dacite from Yueliangping Pb-Zn deposit
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微量元素蛛网图（图9d）与矿区内火山岩均有较大差别，富集Ba、U、Pb、Sr等元素，而相对亏损Rb、Th、Ta、Nb、P、Zr、Ti等。Zr是陆源元素代表之一，样品Zr含量＜2×10-6，反映了无陆缘碎屑参与沉积作用。正常沉积岩U/Th＜1，而热水沉积岩U/Th＞1（Rona et al.，1988，1993; Peng Jun et al.，1999，2000a，2000b; Tao Gang et al.，2016），这是因为热水沉积速率高的特点有利于U的富集。样品U/Th达23.6，比值大，表现出热水沉积岩的地化特征。Co/Ni的值小于1时也反映热水沉积作用成因的特征（Pan Jiayong et al.，2001），样品Co/Ni比值为0.17，明显小于1，进一步证明为热水沉积。
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4.2.3 铅锌矿石
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矿区铅锌矿石稀土总量（ΣREE）为108.53×10-6~173.24×10-6，LREE/HREE比值为6.55~11.45，富集轻稀土元素，模式斜率（La/Yb）N为8.50~14.97，配分曲线呈右倾式（图9c）; δEu为0.67~0.82，为负Eu异常。微量元素蛛网图（图9d）显示，富集Rb、Th、U、K、Pb，亏损Sr、Ba、Ta、Nb、P、Ti等。稀土配分曲线模式和微量元素蛛网图曲线（图9c、d）均与下盘英安岩曲线相似，暗示成矿元素主要来自下伏英安岩。
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图9 月亮坪铅锌矿英安岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图（a）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（b），铅锌矿石及赤铁矿硅质岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图（c）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（d）（标准值据Sun et al.，1989）
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Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns (a, c) ; primitive mantle-normalized trace element patterns (b, d) diagrams of the dacite, Pb-Zn ore and hematite siliceous rock from Yueliangping Pb-Zn deposit (normalization values after Sun et al., 1989)
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5 讨论
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5.1 矿床成因类型及成矿时代
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5.1.1 矿床成因类型
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火山成因块状硫化物矿床（VMS）是在水下环境中由火山活动加热的循环热液流体形成的贱金属矿床（Tornos et al.，2015），具有独特的地质特征（Hannington，2014; Ye Tianzhu et al.，2014）:① 矿石围岩为火山岩及火山岩系中的沉积岩; ② 层状矿体下伏多有脉状、网脉状矿体产出，形成“上层下脉”二元结构，各自的发育程度有所不同，如新疆阿舍勒铜锌矿、可可塔勒铅锌（银）矿、云南鲁春铜矿、青海德尔尼铜矿、四川嘎衣穷多金属矿、甘肃小铁山、四个圈多金属矿以层状矿体为主（Zheng Yi et al.，2013; Li Xiaohu et al.，2014; Yang Fuquan et al.，2016; Deng Jun et al.，2016），容矿围岩为火山碎屑岩，甘肃折腰山、火焰山、铜厂沟铜锌矿、石居里沟铜矿、青海银灿铜锌矿以脉状矿体为主（Li Wenyuan et al.，1999; Guo Zhouping et al.，2018），容矿围岩主要为火山熔岩; ③ 脉状、网脉状等补给带脉状、网脉状矿体赋存于筒状热液蚀变火山岩中，蚀变岩筒普遍硅化、绿泥石化、绢云母化，主要由于热液流体蚀变火山岩所形成的，而上盘火山岩蚀变微弱; ④ 常含有铁（锰）硅质岩或碧玉岩，以及重晶石、硬石膏等硫酸盐矿物等形成的喷流岩，主要分布在层状矿体之上，如日本黑矿化学沉积岩为重晶石岩、赤铁矿硅质岩，冲绳矿床为重晶石岩、硅质烟囱、重晶石-非晶质硅结壳，呷村锌铅铜矿化学沉积岩为纯硅质岩、重晶石岩、磁铁矿硅质岩（Hou Zengqian et al.，1991，1996a）; ⑤ 矿床显示有矿物-化学分带，下部为富铜硫化物，上部为富铅锌硫化物，即“下黄上黑”，如日本黑矿、四川呷村（Hou Zengqian et al.，1993，1996a）; ⑥ 金属主要来源于下伏火山岩的淋滤，同时代岩浆亦具有潜在的重要作用（Hannington，2014）; ⑦ 矿体与火山机构关系密切，如甘肃折腰山矿床不仅发现管道相次火山岩，还常见角砾集块岩，由火山机构中心向四周可见集块和角砾逐渐减少、粒度变细的特点（Guo Kaifeng et al.，2018）。
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与上述特征对比，首先，月亮坪铅锌矿体赋存于火山岩系中，并具有“上层下脉”的空间样式。含矿岩系是一套英安岩夹火山碎屑岩，岩矿石组合从下至上（图2b），由英安岩（层状矿体下盘）—网脉状铅锌矿体（英安岩容矿）—层状铅锌矿体（火山角砾集块岩容矿）—块状赤铁矿和赤铁矿硅质岩—不含矿英安岩（上盘）。由于矿体规模尚未得到有效控制，据现有稀疏探矿工程推断层状矿体走向长近500 m，脉状矿体深部延伸长度大于200 m，该矿可能为“层矿”和“脉矿”并重的矿床。
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其次，月亮坪铅锌矿围岩蚀变不对称。下盘火山岩蚀变强烈，脉状、网脉状矿体与绿泥石化、硅化、绢云母化蚀变相伴出现，为成矿流体运移的通道系统; 层状矿体在空间上与火山角砾集块岩、凝灰岩等火山碎屑岩同层位，上覆火山岩蚀变微弱，这与Lydon（1984）总结的典型VMS矿床描述模型具有一致性。
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再次，月亮坪铅锌矿层状矿体上部产有赤铁矿硅质岩及重晶石等热水沉积作用产物。赤铁矿硅质岩与上覆火山岩呈整合状接触（图5a），发育条纹状沉积构造（图5b）; 赤铁矿矿物普遍发育胶状结构，可能是成矿时温度下降过速的缘故。硅质岩Zr含量＜2×10-6，反映为非陆源; U/Th达23.6，Co/Ni为0.17，具有热水沉积岩相应元素比值特征，Ba含量86517.8×10-6，与镜下鉴定有重晶石分布的现象相吻合; 稀土配分模式δEu为2.37，具有明显的正Eu异常，这是因为Eu在高温还原热液流体中以2+价态可以有效地迁移富集于成矿溶液中（Bau，1991）; 在Al-Fe-Mn 三角图解（图10a）中投点于Ⅰ区，属海底喷流作用形成的喷流岩。层状矿体产于该喷流岩层之下，上盘火山岩未见明显矿化蚀变，由层状矿体至喷流岩的矿物变化为硫化物→硫酸盐和黄铁矿→赤铁矿，形成了明显的酸-碱地球化学界面和氧化-还原地球化学界面。
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另外，矿区内火山机构由于受后期岩浆活动和造山作用的破坏难以观察，但一般而言，火山角砾集块岩离火山喷口最近，大体可以指示火山机构中心的位置，矿区分布的角砾集块岩带与层状矿体同层位（图2），是矿床附近存在火山机构的标志，可知火山机构是本矿最重要的成矿地质体。
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然而，与一般VMS矿床“下黄上黑”矿石分带性相比，本矿矿石以Pb为主，Zn次之，Cu品位多在基本化学分析检出限之下，即以“黑矿”为主，不发育“黄矿”。Pb和Zn内生地球化学性质极为相似，但原生分布不同，Pb在长英岩类富集，Zn在基性岩中富集（Lyolon，1988），本矿Pb与（Pb+Zn）质量比为0.83~0.97，反映金属组分主要来自长英质岩类。矿石稀土配分曲线和微量元素蛛网曲线均与下盘英安岩相似，暗示成矿元素主要来自下伏长英质岩石。原因可能是当时该地区弧后区“基底”为陆壳，形成大量长英质岩石，而缺乏玄武岩系，从而导致富Pb低Zn贫Cu。
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以上证据表明，月亮坪铅锌矿床属VMS型。而VMS 型矿床按矿石组成、围岩性质和构造环境一般分为塞浦路斯型、别子型、黑矿型和诺兰达型等4种类型（Sangster et al.，1976; Franklin et al.，1981），其中黑矿型产于汇聚板块边缘的岛弧火山带和弧后盆地的拉斑玄武岩、钙碱性火山熔岩套、火成碎屑岩中，主要为Pb-Zn-Cu（Ag-Au）矿。本矿大地构造背景为陆缘弧的弧后拉张环境（讨论见下文），未出现洋壳，尚属地壳背景，容矿岩石为双峰式火山岩组合系列的长英质火山岩，成矿环境上可与现代冲绳海槽矿床和中新世日本黑矿类比（Hou Zengqian et al.，1996b），将3个单工程各自的平均品位数据投影在Cu-Pb-Zn三角图解上（图10b），均落在冲绳海槽矿床（现代黑矿）范围内，进一步表明为黑矿型VMS矿床。
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5.1.2 成矿时代
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月亮坪铅锌矿床属火山岩块状硫化物矿床，成矿时代上与同期火山作用关系密切。层状矿体是从海底热液沿火山机构喷流排放到古水/岩界面而沉淀形成的硫化物堆积物，与火山碎屑岩层位相同，具有同生矿床性质，其与上覆或上旋回英安岩为整合接触，成矿时间不晚于上覆火山岩成岩时间; 脉状矿体为补给通道产物，填充于层状矿体下伏英安岩的裂隙中，在一定程度上具有后生矿床的特点，成矿时间不早于赋矿围岩成岩时间。本次工作测得层状矿体上覆英安岩和赋存脉状矿体的英安岩U-Pb年龄分别为247.8±1.1 Ma和249.0±1.1 Ma，月亮坪铅锌矿床即形成于这两次火山活动间歇期，指示矿床的形成时代为早三叠世。
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综上，月亮坪火山硫化物矿床产于陆缘弧弧后伸展背景，具有典型的“上层下脉”二元结构和矿化蚀变特征，成矿地质体为火山机构和火山岩，成矿金属主要来自下伏长英质岩石，成矿时代为早三叠世，初步认为矿床类型属VMS黑矿型。
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图10 月亮坪赤铁矿硅质岩Al-Fe-Mn三角图解（a，底图据Adachi et al.，1986）和矿体品位Cu-Pb-Zn三角图解（b，底图据Hou Zengqian et al.，1996b）
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Fig.10 Al-Fe-Mn ternary diagram of the siliceous rocks (a, based on Adachi et al., 1986) and ternary diagram Cu-Pb-Zn of orebody (b, based on Hou Zengqian et al., 1996b) from Yueliangping Pb-Zn deposit
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图11 月亮坪铅锌矿英安岩成因分类图解（a）和源岩分析图解（b，据Altherr et al.，2000）
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Fig.11 Genetic classification diagram (a) and source rock analysis diagram (b, after Altherr et al., 2000) for the dacite from Yueliangping Pb-Zn deposit
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A—变质泥岩部分熔融; B—变质杂砂岩部分熔融; C—变质玄武岩到变质英云闪长岩部分熔融
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A—Partial melts from metapelitic sources; B—partial melts from metagreywackes; C—partial melts from metabasaltic to metatonalitic sources
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5.2 矿区火山岩构造环境
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矿区英安岩具有中高SiO2含量，A/CNK ＞1.1，K2O/Na2O比值高，以及富集K、Zr等微量元素，在SiO2-Zr图解（图11a）中，样品落入S花岗岩区，在C/MF-A/MF图解（图11b）中，样品落在或者靠近A区（变质泥质岩部分熔融），反映岩浆主要来自硅铝质地壳。在logτ-logδ 图解中（图12a），样品均落入 B 区，为造山带（岛弧及活动大陆边缘区）火山岩，而且主要分布在B区J线附近，与日本岛弧火山岩相当; 在Rb/30-Hf-3Ta图解和 Nb-Y及Ta-Yb图解（图12b、c、d）上，构造环境得到进一步区分，英安岩基本落在岛弧火山岩区。因此矿区英安岩具有明显的岛弧火山岩的色彩，并且可能是硅铝质地壳深熔作用而形成。
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与该火山带空间上紧密相伴分布有上兰组（T1-2s）（图1b），是一套滨浅海陆缘碎屑沉积、浅海陆棚碳酸盐岩台地沉积和深海-半深海复理石沉积组合，该组地层层序、岩性组合反映出从下至上水体逐渐变深的沉积组合序列（Mou Chuanlong et al.，1999; Pan Guitang et al.，2003; Mao Jingwen et al.，2006）。本组在剑川上兰一带厚度达3162 m，与火山岩为断层接触或喷发不整合接触。云南省地矿局（1996）据该组化石组合判断时代属Anisian期，因此长久以来将其时代划归中三叠世。根据Liang Mingjuan et al.（2015）对上兰组的最新研究，于剑川马登地区获得该组下部凝灰岩碎屑锆石U-Pb年龄为257.9~247.7 Ma，结合生物化石地层时代，笔者认为该组与早—中三叠世“双峰式”火山岩为同时期产物。
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图12 月亮坪铅锌矿英安岩logτ-logδ图解（a），Rb/30-Hf-3Ta图解（b，底图据Harris et al.，1986），Nb-Y图解（c）和Ta-Yb图解据（d，底图据Pearce et al.，1984）
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Fig.12 Diagram of logτ-logδ (a) ; diagram of Rb/30-Hf-3Ta (b, after Harris et al., 1986) ; diagram of Nb-Y (d) ; diagram of Ta-Yb (d, after Pearce et al., 1984) for the dacite from Yueliangping Pb-Zn deposit
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（a）—A区:非造山带地区火山岩，B区:造山带地区火山岩，C区:A区、B区派生的碱性、富碱岩; J:日本火山岩;（c、d）—WPG:板内花岗岩，VAG:火山弧花岗岩，Sys-COLG:同碰撞花岗岩，ORG:大洋中脊斜长花岗岩
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(a) —A: volcanic rocks in non orogenic zone, B: volcanic rocks in orogenic belt, C: alkaline and alkali rich rocks derived from zone A and B, J: japanese volcanic rocks; (c, d) —WPG: within-plate granite, VAG: volcanic arc granite, Sys-COLG: syncollision granite, ORG: middle oceanic ridge plagiogranite
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攀天阁组（T1-2p）酸性火山岩与崔依比组（T1-2c）基性火山组成的双峰式火山岩组合所代表的伸展背景的观点，被大多数学者所接受。上兰组沉积岩和“双峰式”火山岩的空间配套组合与弧后盆地填充物组合可类比（Peng Yongming et al.，1999），加之其未有洋壳出现，沉积相环境上与弧后盆地拉张的幼年期相吻合，因此认为攀天阁组（T1-2p）是弧后伸展环境“双峰式”火山岩的酸性端元。
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该套火山岩东侧毗邻金沙江结合带，该结合带从晚古生代到三叠纪经历了金沙江洋俯冲、弧-陆碰撞、碰撞后等一系列连续的演化过程（Wang Xiaofeng et al.，2000; Zi Jianwei et al.，2013）。前人资料显示，金沙江洋可能形成于早石炭世（Jian Ping et al.，2009; Zi Jianwei et al.，2012b），早二叠世开始向西俯冲消减于昌都-兰坪地块之下（Jian Ping et al.，2008; Zi Jianwei et al.，2012b）。维西陆缘火山弧的形成与金沙江弧后洋盆的俯冲消减具有很好的时空对应关系，弧火山岩分布于金沙江结合带西侧，部分直接叠覆于金沙江构造混杂岩带之上，时代上从早二叠世一直延续至晚三叠世早期（Wang Liquan et al.，2000）。二叠纪弧火山岩的铅同位素显示属岛弧火山岩，组成靠近兰坪地块东侧的金沙江玄武岩区，而远离兰坪地块西侧的澜沧江玄武岩区（Wang Liquan et al.，2000）。另外维西陆缘弧早二叠纪火山岩岩石组合和地球化学特征表明，属活动大陆边缘安第斯型火山岩，明显不同与兰坪盆地西侧分布的西太平洋岛弧型早二叠纪火山岩（Wu Genyao et al.，2000）。以上表明维西陆缘火山弧的形成是金沙江洋壳向西俯冲消减作用的产物。
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结合区域有关资料，认为在二叠纪末期金沙江洋壳继续向西俯冲，进入早三叠世后，俯冲角度可能变陡，导致出现弧后拉张构造背景，形成了攀天阁组+崔依比组“双峰式”岛弧型火山岩和上兰组海相沉积岩组成的弧后拉张环境火山-沉积物，它们是洋壳俯冲事件的产物。本矿区及周围地区未出现崔依比组（T1-2c）基性端元，而大量爆发攀天阁组（T1-2p）酸性岩，其原因可能是二叠纪时期受金沙江洋俯冲而致使本地区地壳缩短增厚，在三叠纪早期由于过厚的地壳阻止了俯冲作用形成的玄武岩质岩浆喷发，但深部岩浆房对地壳不断的加热而形成长英质岩浆，之后长英质岩浆在伸展背景中上升并喷发到地表。
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随后，金沙江洋在中三叠世开始闭合（Zhang Qi et al.，1996; Zhong Dalai，1998; Wang Xiaofeng et al.，1999; Zeng Pusheng et al.，2015，2018），发生以白马雪山岩体和鲁甸岩体等花岗岩（图1b，239~214 Ma; Jian Ping et al.，2003; Gao Rui et al.，2010）以及羊拉地区的贝吾、里农、路农花岗岩等岩体（239~213 Ma; Zhu Jingjing et al.，2011; Zeng Pusheng et al.，2018）侵位为代表的碰撞造山事件，之后处于碰撞后伸展环境，依次沉积了上三叠统磨拉石建造、海相碳酸盐岩建造及海陆交互相碎屑岩建造。
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5.3 成矿模式
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VMS型形成方式与现代海底热水硫化物极为相似，用洋底热水沉积模式阐明VMS的形成几乎不存在异议（Tu Guangchi et al.，1997）。现在发现的海底热液成矿作用的喷流活动点多集中在于红海、大西洋中脊、东太平洋隆起、西南印度洋中脊、西太平洋消减带等五大区域（Fu Wei et al.，2005），其主要发生在板块构造的边界、洋脊扩张中心、弧后扩张中心以及板内火山活动中心，是岩石圈物质排放和能量转换的重要途径（Rona P A，1984; Zhong Dakang et al.，2005; Zhao Jing et al.，2015），这些环境处于高渗透性的大断裂中，底部岩浆房可以持续稳定地与海水形成对流循环，不断提取基底岩石中的成矿元素，促进成矿元素的汇集喷出（Xue Haori，2017）。现代海底热液硫化物的成矿物质来源主要来自于热液流体对洋壳的淋滤和深部岩浆房挥发分的直接释放（Wang Yejian et al.，2012）。矿床主体以沉积方式形成于水-岩界面之上的水体中，以交代和充填的方式形成界面以下的筒状、锥状或面型热液含矿蚀变体，两者可共生或分别出现（Tu Guangchi，1989）。因此，成矿物质在水-岩界面以下的喷流补给通道中则形成了网脉状、筒状的通道相矿体，之上则形成与围岩整合的层状、透镜状的沉积相矿体，即“上层下脉”或“上层下筒”的二元结构。
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综合野外实际现象和上述讨论，初步认为月亮坪其成矿模式（图13）如下: ① 循环的海水在海底之下，受深部岩浆热和流体驱动，与下伏的火山岩发生一系列反应，形成了携带大量金属的含矿热液流体; ② 该矿区以火山角砾集块岩为代表的喷发中心的火山机构，为流体的排泄提供了通道，形成了近直立的、切穿英安岩地层的绿泥石-石英-绢云母蚀变“管”，由于成矿流体压力的释放引起沸腾，导致了围岩的隐爆角砾岩化和碎裂岩化，在有利的火山机构和裂隙中沉淀了大量网脉状方铅矿-闪锌矿-黄铁矿-石英脉体; ③ 温度较高的还原性热液流体喷到海底后，迅速与周围冷的海水混合，Eh、pH、温压等物化条件突变，形成了铅锌矿块状矿石、块状赤铁矿、赤铁矿硅质岩、重晶石堆积物。
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5.4 地质意义
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对于大多数VMS矿床的构造背景，一种被广泛接受的模式是夭折的弧裂谷，例如日本中新世黑矿的构造背景（Cathles et al.，1983）。这些环境中，VMS矿形成地区最初经过弧有关的海底火山作用而快速伸展和沉降到达深海条件，弧后扩张期间形成矿床，随着盆地的闭合和抬升而受到挤压。呈带状的弧后地壳被拼贴在弧-弧、弧-陆碰撞带上，或者夹在活动边缘和大陆之间，从而有利于保存块状硫化物矿床（Hannington，2014）。
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图13 月亮坪铅锌矿成矿模式图
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Fig.13 The mineralization model diagram of Yueliangping Pb-Zn deposit
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Hm—赤铁矿; Qz—石英
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Hm—Hematite; Qz—quartz
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区域上，该套火山岩代表的弧后扩张背景下岩浆活动时间跨度在7 Ma左右，喷发时间较短，且伴随的上兰组上部沉积物显示该区沉降到达了深海-半深海条件，矿区英安岩显示成矿年龄约为247.8 Ma，处于该带火山活动的活动峰期（247 Ma左右）。随之金沙江洋盆闭合，该火山岩带被快速拼贴到了兰坪地块和扬子地块碰撞带上。由于其弧后拉伸演化过程中，一直未出现洋壳，具有岛弧裂谷特点，而且演化时限短，因此就构造演化方面而言，该火山岩带是保存块状硫化物矿床的理想场所。
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本矿的发现是维西火山弧早—中三叠世火山活动时期存在VMS型矿床的实证，而且该火山岩带表现出有利保存VMS型矿床的地质条件。而以往该区的矿产地质工作多集中在火山岩上覆的上三叠统沉积岩及西侧毗邻的兰坪盆地中新生代沉积岩区，而对火山岩的成矿重要性认识不足，甚至将其作为钻探终孔标志层，找矿工作一直未有突破。因此，本文认为本带火山岩是一个重要的找矿层位，在今后工作中有必要对其矿产资源价值给予重视。
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6 结论
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（1）该区经过了完整的古特提斯洋壳俯冲和碰撞事件，金沙江洋在二叠纪时期向西俯冲，形成了安第斯型俯冲型消减构造，早—中三叠世随俯冲角度变陡而形成了双峰式火山岩为特征的弧后伸展环境，中三叠世兰坪地块与扬子地块碰撞引发岩浆侵位，晚三叠世进入碰撞后伸展环境，形成了残余海相断陷盆地沉积。
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（2）攀天阁组（T1-2p）英安岩兼具“S”花岗岩和岛弧火山岩特征，是早—中三叠世陆缘弧弧后伸展环境中产生的一套与硅铝质地壳深熔作用有关的中高硅、高钾、过铝质长英质喷出岩。
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（3）月亮坪VMS铅锌矿是赋存于同期“双峰式”火山岩之长英质岩系的VMS黑矿型铅锌矿床，成矿年龄约为247.8 Ma，成矿金属元素源自下伏的长英质岩系。
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（4）本矿的发现对维西陆缘弧找矿空间的开辟具有重要的指示意义，早—中三叠世火山岩可作为本区重要的VMS矿床找矿层位。
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致谢:感谢中国地质科学院地质研究所的于超老师在样品分析测试过程中提供的大量帮助，对共同参与野外工作的云南省地质矿产勘查院洪钟明、赵超等同事一并表示感谢。
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摘要
滇西北维西陆缘弧夹持于扬子地块和兰坪地块之间,是古特提斯时期形成的火山弧,中—下三叠统攀天阁组酸性端元和崔依比组基性端元构成的双峰式火山岩是其主要组成部分,被视为研究古特提斯洋俯冲和闭合过程的关键区带。本文初次在该火山岩带攀天阁组长英质火山岩中发现了1处VMS型矿床——月亮坪铅锌矿。初步野外调查显示,铅锌矿体具有“上层下脉”双层结构,伴生赤铁矿硅质岩、重晶石岩等热水喷流岩;围岩蚀变不对称,矿体上盘火山岩蚀变微弱,下部脉状矿体密切伴生有硅化、绿泥石化、绢云母化等围岩蚀变。层状矿体上、下盘英安岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为247.8±1.1 Ma和249.0±1.1 Ma,表明成岩成矿时代为早三叠世。地球化学特征显示,英安岩属中高硅、高钾、过铝质长英质岩石,兼具“S”型花岗岩和岛弧火山岩特征,暗示岛弧“基底”为大陆壳;赤铁矿硅质岩发育条纹构造,稀土含量低,轻稀土富集,高的正Eu异常(δEu=2.37),U/Th达23.6,Co/Ni为0.17,是典型的海底热水喷流岩;矿石稀土配分曲线及微量元素标准化蛛网图与下盘英安岩极为相似,显示成矿元素主要来自下伏长英质岩系。综合区域地质和前人研究资料,初步认为二叠纪时期古特提斯洋俯冲作用导致兰坪地块东侧德钦—维西—乔后一带的大陆边缘形成了安第斯型俯冲带,早三叠世洋壳俯冲角度变陡引起弧后拉张,月亮坪铅锌矿是在伸展背景下形成于酸性火山岩端元的黑矿型VMS铅锌矿床。区域上,该带双峰式火山岩喷发峰期约为247 Ma,时间跨度约7 Ma,并经过与弧有关的海底火山作用而快速伸展沉降至深海条件,随着盆地的闭合和抬升,呈带状拼贴在弧-陆碰撞带上,具有“夭折的弧裂谷”特点,是保存VMS型矿床的理想场所。目前对该带火山岩容矿的VMS型矿床研究程度低,找矿工作长期以来未有突破。月亮坪铅锌矿的发现对维西陆缘弧找矿空间的开辟有重要指示意义,早—中三叠世火山岩可作为本区重要的VMS矿床勘查和研究层位。
Abstract
The Weixi continental margin arc, sandwiched between the Yangtze block and the Lanping block, is a volcanic arc formed during the Paleo-Tethys period. The bimodal volcanic rocks composed of the acidic end members of the Middle-Lower Triassic Pantiange Formation and the basic endmember of the Cuiyibi Formation are the main components of the Weixi continental margin arc, which is regarded as a key zone for the study of the subduction and closure process of the Paleo-Tethys ocean. In this paper, a VMS type deposit, named the Yueliangping Pb-Zn deposit, has been discovered for the first time in the felsic volcanic rocks of the Pantiange Formation in this volcanic belt. Preliminary field investigation shows that the lead-zinc ore body has a double-layer structure of “upper layer and lower vein”, associated with exhalative rocks, such as hematite siliceous rock, barite rock. The wall rock alteration is asymmetric, and the volcanic rock in the hanging wall of the ore body is slightly altered, while the lower vein ore body is closely associated with wall rock alteration such as silicification, chloritization and sericitization. LA-ICP-MS zircon U-Pb ages of dacite in the upper and lower wall of the layered orebody are 247.8±1.1 Ma and 249.0±1.1 Ma, respectively, indicating that the diagenetic and metallogenic age is Early Triassic. The geochemical characteristics show that dacite belongs to medium high silicon, high potassium and peraluminous felsic rocks, with the characteristics of S-type granite and island arc volcanic rocks, suggesting that the basement of island arc is continental crust. Hematite silicalite is characterized by stripe structure, low REE content, LREE enrichment, high positive Eu anomaly (δEu=2.37), U/Th=23.6, Co/Ni=0.17, which is a typical submarine hydrothermal exhalation rock. The patterns of REE and trace element of the ore are very similar to those of the footwall dacite, indicating that the ore-forming elements are mainly from the underlying felsic rock series. Based on regional geology and previous research data, it is proposed that the subduction of the Paleo-Tethys Ocean during the Permian period led to the formation of an Andean-type subduction zone on the continental margin of the Deqin-Weixi-Qiaohou area on the east side of the Lanping block. The Early Triassic oceanic crust subduction angle became steeper, resulting in back arc extension. The Yueliangping Pb-Zn deposit is a Kuroko-type VMS Pb-Zn deposit formed in the felsic volcanic rocks under the extensional background. Regionally, the peak period of bimodal volcanic rocks in the belt is 247 Ma, with a time span of about 7 Ma. Under the submarine volcanism related to the arc, the bimodal volcanic rocks rapidly extended and subsided to the deep-sea conditions. With the closure and uplift of the basin, the bimodal volcanic rocks were collaged together on the arc-continent collision zone, with the characteristics of aborted arc rift. It is an ideal place to preserve VMS type deposits. At present, the research on VMS type deposits hosted by volcanic rocks in this belt is low, and the prospecting work has not made a breakthrough for a long time. The discovery of Yueliangping Pb-Zn deposit is of important significance for the exploration of the Weixi continental margin arc. The Early-Middle Triassic volcanic rocks can be regarded as the important exploration and research objects of VMS deposits in this area.
