混合流体与硫铅混合来源：对哈萨克斯坦巨型Maikain VMS矿床成因的启示

《Journal of Geochemical Exploration》：Hybrid fluids and mixed sulfur-lead sources: Insights into the genesis of the giant Maikain VMS deposit, Kazakhstan

　　

•中低温（145–260 °C）、中低盐度（2.2–17.5 wt% NaCl 当量）成矿流体。
•H-O-S-Pb 同位素表明流体和金属来源为海水与岩浆的混合。
•玛凯恩矿床属于黑矿型 VMS 矿床。
1. 引言
中亚造山带（CAOB）是世界上最大的显生宙增生造山带，赋存有众多世界级矿床，为研究大陆生长和成矿作用提供了天然实验室（Seltmann et al., 2014）。在该造山带内，从我国准噶尔西北部延伸至哈萨克斯坦中部巴尔喀什的巴尔喀什 - 西准噶尔成矿省，以其发育完善的古生代火山 - 岩基弧和多样的铜 - 金 - 锌 - 铅矿化作用而著称（Shen et al., 2015）。该省内的博兹沙库尔 - 钦吉兹 - 沙尔布提成矿带是一个著名的 VMS 矿区（Yakubchuk, 2004; Shen et al., 2015; Xiao et al., 2025; Song et al., 2026）。VMS 矿床是全球关键基础金属——铜、锌和铅的主要来源，同时也含有大量的金和银资源（Xu et al., 2024）。这些矿床通常通过海底热液系统在海底或近海底形成，为古大地构造环境和流体 - 岩石相互作用提供了宝贵的约束（Revan, 2020; Sun et al., 2021）。
玛凯恩金多金属矿床是该带内的一个巨型 VMS 系统，因其巨大的金属储量（4000 万吨，铜 1.14 wt%，金 2.4 g/t，锌 2.5 wt%，铅 0.44 wt% 和银 43 g/t；Lobanov et al., 2014）而引起了相当大的地质关注。早期的研究已经建立了玛凯恩矿床的基本地质框架（Pan et al., 2015），表明多金属硫化物（金 - 银 - 铜 - 锌 - 铅）赋存于形成于俯冲相关弧环境的 459 ± 5 Ma 钙碱性安山岩中，并将该矿床记录为一种潜在的黑矿型矿化（Lobanov et al., 2014）。中亚造山带内类似的 VMS 矿床，如图瓦东部的基济尔 - 塔什提格矿床，也已被使用流体包裹体和同位素方法进行研究（Kuzhuget et al., 2022）。然而，成矿流体、硫和铅的特征和来源仍受到较差的约束。这一知识空白阻碍了玛凯恩矿床稳健成因模型的建立，进而阻碍了该地区类似矿床可靠勘探准则的制定。
在本研究中，我们提出了一种综合地球化学调查，结合流体包裹体显微测温和系统的 H-O-S-Pb 同位素分析。这种多指标方法允许对成矿的物理化学条件（P-T-x）进行定量重建，并识别流体来源及其演化。具体而言，我们解决两个关键问题：(1) 成矿流体的温度、盐度和密度特征是什么？(2) 岩浆和海水来源对流体、硫和铅预算的相对贡献是什么？回答这些问题对于建立玛凯恩矿床的成因模型至关重要，并最终指导该极具前景的成矿带未来的勘探策略。
2. 地质背景
2.1. 区域地质背景
中亚造山带东西向延伸过广阔区域。它包括哈萨克斯坦东部、乌兹别克斯坦、吉尔吉斯斯坦的广阔地区，以及中国新疆、甘肃和内蒙古的部分地区（Zhu et al., 2007; Zhu, 2014）。复杂的壳层生长过程赋予了中亚造山带独特的地质架构和丰富的矿产资源。众多前寒武纪地体（例如托卡尔 - 卡拉陶、楚 - 伊犁、阿克套 - 准噶尔和塔里木），从冈瓦纳大陆裂解并漂过古亚洲洋，在早奥陶世至晚古生代沿阿尔卡利克、玛凯恩 - 基济尔塔斯、扎拉尔 - 奈曼和埃列梅套 - 伊犁等缝合带增生，共同构成了中亚造山带的核心部分（Xiao et al., 2003; Xiong et al., 2025）。
位于中亚造山带中部的巴尔喀什 - 西准噶尔成矿省，具有一个马蹄形的古生代岩浆带。区域构造框架受一系列深壳断裂控制，主要是近南北向的中哈萨克斯坦断裂和北北西向的钦吉兹断裂（Zhu et al., 2007; Shen et al., 2014），并伴有北西 - 北北西向的额尔齐斯和洪古勒楞断裂带（Shen et al., 2014; Zhu et al., 2016）。沿这些断裂系统，从南到北识别出三条近平行的成矿带：北巴尔喀什 - 巴尔鲁克 - 克拉玛依带、博兹沙库尔 - 钦吉兹 - 沙尔布提带和扎尔玛 - 萨吾尔带（Zhu et al., 2007; Shen et al., 2015）。博兹沙库尔 - 钦吉兹 - 沙尔布提成矿带保存了发育完善的古生代火山 - 侵入岩序列。其地层由奥陶纪至志留纪的海底火山岩组成，包括玄武岩 - 安山岩熔岩及相关的火山碎屑岩，其上覆盖志留纪磨拉石沉积，标志着从弧岩浆活动向造山后抬升的过渡（Yakubchuk, 2004; Lobanov et al., 2014）。该序列被多期岩浆侵入，包括奥陶纪辉长岩 - 石英二长斑岩岩体、奥陶纪花岗质岩套以及志留纪辉长岩 - 闪长岩侵入体，伴有少量闪长斑岩（Pan et al., 2015）。这一漫长的岩浆活动历史与重要矿床的形成有关（Shen et al., 2014; Yang et al., 2025），最著名的是博兹沙库尔斑岩型铜金矿床和玛凯恩 VMS 多金属金矿床（图 1）。玛凯恩矿床位于近南北向的中哈萨克斯坦断裂和北北西向的钦吉兹断裂交汇处（图 1）。
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图 1. 中哈萨克斯坦和北新疆地质及矿床分布示意图（修改自 Pan et al., 2015）。
2.2. 矿床地质
玛凯恩矿床赋存于玛凯恩向斜东翼的古生界早期沉积 - 火山序列中，包括奥陶纪安格伦索尔群、玛凯恩群和东玛凯恩群。在这些单元中，玛凯恩矿床主要赋存于安格伦索尔群下部的早 - 中奥陶世克雷奥勒组中（图 2），该组是一套以玄武岩 - 安山岩和次火山岩为主的火山岩套，包含集块岩 - 角砾岩和晶屑凝灰岩等火山碎屑单元。矿化以一系列整合雁列式透镜体的形式出现在克雷奥勒火山岩套的玄武岩 - 安山岩中的断裂带和中等程度绢云母岩化带中，表明具有强烈的构造和层序控制（图 3a；Беспаев et al., 1997）。围岩蚀变表现出明显的分带模式，特征为硅化、绢云母岩化、绿泥石化和局部黄铁矿化，向围岩中延伸 50–100 米。从内矿带向外，蚀变组合逐渐从石英 - 绢云母带通过石英 - 绿泥石 - 绢云母带转变为外部的绿泥石带（Беспаев et al., 1997），反映了以矿化为中心的递减温度梯度（图 3b）。
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图 2. 玛凯恩矿床区域地质图（修改自 Степанец et al., 2014）。
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图 3. 玛凯恩矿床 E 矿体的地质素描（a）和剖面（b）（修改自 Беспаев et al., 1997）。
玛凯恩矿床包括六个具有经济意义的矿体（标记为 A、B、C、D、E 和新脉），垂直延伸至地下 400 米深，长度从几十米到几百米不等，厚度从 2–5 米到 10–20 米变化，局部膨大至 50–80 米。其中一个矿体地表出露，而另外五个是隐伏矿体，出现在 30–40 米到 150–200 米的深度范围内。这些矿体呈扁平透镜体形状，侧向尖灭（图 3a），并被弥漫性浸染矿化晕包围（图 3b）。矿体主要由块状、条带状和浸染状 - 网脉状矿石组成，其中条带状矿石集中在矿化带的顶板，块状和浸染状 - 网脉状矿石主要分布在矿化带的底板。识别出三种主要矿石类型：细脉状至块状石英 - 黄铁矿（图 4a）、条带状重晶石 - 多金属硫化物（图 4b）以及块状黄铁矿和重晶石矿石（图 4c–d）。矿石矿物组合以黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿和闪锌矿为主，伴有少量方铅矿和铜铁硫锑矿，罕见自然金产出。脉石矿物主要是石英和重晶石，次要矿物为方解石、绢云母、绿泥石和绿帘石（图 5a–i）。
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图 4. 玛凯恩矿床的主要矿石类型，包括 (a) 细脉状至块状石英 - 黄铁矿矿石，(b) 条带状重晶石 - 多金属硫化物矿石，(c) 块状黄铁矿矿石，和 (d) 块状重晶石矿石。
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图 5. 显示玛凯恩矿床主要矿石矿物特征的显微照片。(a) 闪锌矿和黄铜矿沿裂隙充填并置换黄铁矿；(b) 磁黄铁矿呈他形至次他形晶体，与黄铜矿和重晶石共生；(c) 黄铁矿与闪锌矿、黄铜矿和重晶石共存；(d) 闪锌矿和方铅矿置换黄铜矿；(e) 方铅矿与黄铜矿和闪锌矿共存，同时置换黄铁矿；(f) 磁黄铁矿置换黄铜矿；(g) 粗粒重晶石与细粒重晶石共存。(h) 块状黄铁矿中的重晶石 - 黄铜矿脉。(i) 重晶石 - 黄铜矿脉穿插黄铁矿 - 石英。矿物缩写：Cpy-黄铜矿；Py-黄铁矿；Sph-闪锌矿；Brt-重晶石；Gn-方铅矿；Tt-铜铁硫锑矿；Po-磁黄铁矿；Qz-石英。
综合分析玛凯恩矿床的地质特征，结合矿物共生组合及其穿插关系的微观观察，揭示了一个可辨识的三阶段成矿序列：(I) 块状石英 - 黄铁矿，(II) 充填于 I 阶段块状石英 - 黄铁矿内的重晶石 - 黄铜矿细脉（图 5h），以及 (III) 位于顶板最上部的条带状重晶石 - 多金属硫化物（III 阶段）。共生组合和矿物序列如图 6 所示。根据重晶石的存在情况，III 阶段被细分为 IIIa 和 IIIb：重晶石 - 多金属硫化物条带中的重晶石被划分为 IIIa（Brt-IIIa），而纯重晶石条带中的重晶石被划分为 IIIb（Brt-IIIb）。
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图 6. 玛凯恩矿床的热液成矿阶段和矿物共生序列。
3. 样品采集与分析方法
本研究中使用的所有样品均采集自玛凯恩矿床内的 E 原生硫化物矿体。在详细的岩石学检查后，进行了一系列地球化学分析，包括五个样品的流体包裹体显微测温、三个条带矿石样品的重晶石氢氧同位素分析、六个样品的硫化物矿物和重晶石原位硫同位素分析，以及四个样品的重晶石和黄铁矿原位铅同位素分析。
准备了代表石英 - 黄铁矿阶段、重晶石 - 黄铜矿阶段和重晶石 - 多金属硫化物阶段的双面抛光薄片用于流体包裹体分析。石英和重晶石中流体包裹体的成因类型遵循既定标准进行了初步分类（Roedder and Bodnar, 1980; Liu et al., 2026; Gu et al., 2025）。显微测温测量使用配备 LINKAM THMSG 600 加热 - 冷冻台的 Leica 显微镜在中国西北大学流体包裹体实验室进行（工作范围：?196 至 600 °C）。在?120 至 500 °C 范围内，测量精度为±2 °C，温度使用 Linksys 软件控制。冷却使用液氮。在加热运行期间，速率最初为 1–5 °C/min，并在接近相变温度时降低至 0.5–1 °C/min。水溶液（NaCl–H2O）包裹体的盐度根据最终冰点融化温度使用 Bodnar (1993) 的方程计算。
从条带状重晶石 - 多金属硫化物矿石中的纯重晶石条带中，经破碎和酸洗后在显微镜下手捡了三个纯重晶石样品，用于氧和氢同位素分析。分析由 ALS 公司（广州）有限公司进行。氧同位素比值（18O/16O）使用 Thermo TC/EA 高温元素分析仪与 Finnigan MAT 253 稳定同位素质谱仪联用测量。结果报告为相对于 V-SMOW 的δ18O，分析精度优于 0.02‰。氢通过石墨坩埚在 1450 °C 下从重晶石粉末水中还原提取。释放的 H2 通过气相色谱纯化，其 2H/1H 比值通过同位素质谱测量。所有δD 值均报告为相对于 V-SMOW，标准偏差优于 0.3‰。
原位硫同位素组成分析在重晶石、黄铁矿和黄铜矿上进行，铅同位素在重晶石和黄铁矿上测量，分析域经过仔细选择以确保代表性。硫同位素分析在武汉谱品分析技术有限公司使用 Geolas HD 激光剥蚀系统与 Neptune Plus MC-ICP-MS 联用进行，激光光斑大小为 44 μm，重复频率为 2 Hz。原位铅同位素测量在中国西北大学大陆演化与早期生命国家重点实验室进行，使用 Resonetics M50-LR 激光剥蚀系统与 Nu Plasma 1700 高分辨率 MC-ICP-MS 接口，光斑大小为 50 μm，频率为 4 Hz。数据使用 Iso-Compass 软件按照既定程序处理（Bao et al., 2017; Chen et al., 2017; Yuan et al., 2018）。
4. 结果
4.1. 流体包裹体岩相学及显微测温
来自多个成矿阶段的重晶石和石英中的流体包裹体显示出多样的形态，包括椭圆形、圆形、菱形、拉长管状和不规则形状（图 7a–e）。它们随机分布，边界清晰，无优选方向。

基于既定的遗传判据（Roedder和Bodnar，1980；Chi等，2021），这些包裹体被解释为原生包裹体。根据其室温下的相组成，它们可分为三种主要类型：
a) 富液两相包裹体（L+V），由气泡和水相液相组成，其特点是液相明显占优势（气/液比<0.2；图7a，c–e）。它们直径范围为1至15 μm（大多<7 μm），通常以孤立个体出现。作为本研究中占主导的类型，这些包裹体在加热时完全均一化为液相。
b) 纯液相包裹体（L）为单相等均质，仅由液相组成。它们呈无色，与围岩矿物边界清晰（图7b–c，e）。作为石英和两期重晶石中最丰富的类型，其尺寸为1–5 μm，常与两相包裹体共生。
c) 含子矿物包裹体（L+V+S）较为罕见，主要含有石盐作为子矿物（图7f）。其尺寸为3至10 μm，仅出现在重晶石-多金属硫化物阶段的重晶石中，通常为孤立包裹体。

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图7. 马卡因矿床矿石中重晶石（a-c）和石英（d-f）流体包裹体的显微照片。L-液相；V-气相，S-固相。

马卡因矿床石英和重晶石中的流体包裹体丰富但总体较小，这增加了微测温分析的困难。总共测量了215个包裹体，其中包括49个来自石英-黄铁矿阶段（I）、88个来自重晶石-黄铜矿阶段（II）和78个来自重晶石-多金属硫化物阶段（III）。使用Bodnar（1993）针对NaCl-H?O系统的方程计算盐度（表1）。

表1. 马卡因矿床多阶段矿石中石英和重晶石流体包裹体的微测温测量结果。

石英-黄铁矿阶段（I）：I阶段石英中的包裹体主要为富液两相类型，且全部完全均一化为液相。均一化温度（T?）范围为189至260 °C，峰值在210至240 °C之间，平均值为228 °C（图8a）。盐度变化范围为7.9至14.8 wt% NaCl等效，主要集中在11至14 wt%之间，平均为12.0 wt%（图8b）。

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图8. 马卡因矿床矿石中石英和重晶石流体包裹体均一化温度和盐度直方图。

重晶石-黄铜矿阶段（II）：II阶段石英和重晶石中的包裹体主要为纯液相（约50%）和富液两相类型。两相包裹体的T?值为179–253 °C，峰值在210–230 °C，平均为216 °C（图8c）。其盐度范围为6.6至14.4 wt% NaCl等效，大多在9至12 wt%之间，平均为10.7 wt%（图8d）。

重晶石-多金属硫化物阶段（III）：III阶段石英和重晶石中识别出所有三种流体包裹体类型。富液两相包裹体的T?值为145–218 °C，峰值在170至200 °C之间，平均为186 °C（图8e）。其盐度范围为2.2至7.6 wt% NaCl等效，集中在4–7 wt%范围内，平均为5.0 wt%（图8f）。

4.2. 氢和氧同位素组成

对条带状重晶石-多金属硫化物矿石中纯重晶石带里重晶石样品流体包裹体的氢同位素分析显示δD值变化较大（?13‰至?63‰；表2），表明成矿流体的氢同位素组成存在显著的非均质性。重晶石样品的氧同位素组成也表现出相对变化的δ1?O值，范围为+10.3‰至+13.6‰。使用重晶石-多金属硫化物阶段特有的流体包裹体均一化温度（186 °C），基于经验分馏方程（1000lnα_barite-water = 3.01×10?/T2 ? 7.3；Wang等，2021）计算出成矿流体的δ1?O值。计算得到的成矿流体δ1?O_H?O值范围为+2.5‰至+6.1‰。

表2. 马卡因矿床条带状重晶石-多金属硫化物矿石中重晶石样品的氢-氧同位素组成。

4.3. 硫同位素组成

对马卡因矿床硫化物和重晶石的硫同位素分析揭示了各矿化阶段的明显特征（表3；图9）。I阶段以黄铁矿为特征，δ3?S值范围为?4.63至+0.46‰（平均=?2.30‰；n=18；Δδ3?S=5.09‰）。Δδ3?S值（范围=δ3?S_max?δ3?S_min）代表各阶段内硫同位素组成的总扩散范围。在II阶段，黄铜矿的δ3?S值介于?3.09至?1.62‰之间（平均=?2.36‰；n=14；Δδ3?S=1.47‰），而同期重晶石显著富集3?S，δ3?S值范围为+19.11至+25.14‰（平均=+22.34‰；n=3；Δδ3?S=6.03‰）。III阶段显示出最轻的硫化物硫同位素组成。黄铜矿的δ3?S值从?5.35变化到?3.93‰（平均=?4.79‰；n=8；Δδ3?S=1.42‰），黄铁矿从?6.84变化到?3.78‰（平均=?4.94‰；n=8；Δδ3?S=3.06‰）。该阶段的重晶石分为两组：（1）重晶石-多金属硫化物带中的重晶石（IIIa）显示出较宽的δ3?S范围+16.26至+27.63‰（平均=+22.29‰；n=24；Δδ3?S=11.37‰）；（2）纯重晶石带中的重晶石（IIIb）显示出较窄的范围+20.99至+25.35‰（平均=+24.03‰；n=17；Δδ3?S=4.36‰）。

表3. 马卡因矿床不同阶段硫化物矿物和重晶石的原位硫同位素组成。

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图9. 马卡因矿床硫同位素分布频率直方图。

4.4. 铅同位素组成

对马卡因矿床的黄铁矿（I和III阶段）、黄铜矿（II阶段）和重晶石（II和III阶段）进行了铅同位素分析。结果也显示出各阶段同位素组成的系统性变化（表4）。I阶段黄铁矿的2??Pb/2??Pb=17.876–18.007，2??Pb/2??Pb=15.436–15.471，2??Pb/2??Pb=37.536–38.074。II阶段黄铜矿和重晶石的铅同位素组成为：2??Pb/2??Pb=17.878–18.026，2??Pb/2??Pb=15.388–15.540，2??Pb/2??Pb=37.450–37.788。IIIa阶段重晶石-多金属硫化物带中的黄铁矿和重晶石显示出相对较窄的范围。黄铁矿的2??Pb/2??Pb=17.853–17.949，2??Pb/2??Pb=15.424–15.484，2??Pb/2??Pb=37.483–37.625，而重晶石的2??Pb/2??Pb=17.857–17.995，2??Pb/2??Pb=15.454–15.480，2??Pb/2??Pb=37.582–37.625。

表4. 马卡因矿床重晶石、黄铜矿和黄铁矿的铅同位素组成。

5. 讨论
5.1. 成矿流体的P-T-x条件

马卡因矿床的矿物共生序列从早期的块状石英-黄铁矿阶段，经过脉状重晶石-黄铜矿阶段，最终发展为条带状重晶石-多金属硫化物阶段。这一演化以流体包裹体均一化温度的系统性降低为标志（平均T?从228 °C降至216 °C，再降至186 °C），以及盐度的降低（从12.0 wt% NaCl等效降至10.7 wt%，再降至5.0 wt%）（图8a–f）。这些趋势反映了在成矿过程中岩浆-热液流体被冷却的海水渐进稀释（Petersen等，2018）。最低记录盐度（2.2 wt% NaCl等效），在晚期重晶石-多金属硫化物阶段的重晶石带中测得，与现代海水平均盐度一致（Kerkhof和Hein，2001；Wilkinson，2001），可能代表海水来源的流体端元。相比之下，最高盐度（14.8 wt% NaCl等效），来自早期的石英-黄铁矿阶段，处于岩浆流体的典型范围内（Yang等，2021）。结合较高的均一化温度（高达260 °C）和含子矿物包裹体的存在，这表明以岩浆来源为主导，尽管不能完全排除少量海水混入的可能。

各矿物共生阶段的流体密度是根据流体包裹体均一化温度和盐度，使用Bodnar（1993）的方程计算得出的：ρ = A + B×T + C×T2，其中ρ为密度（g/cm3），T为均一化温度（°C），A、B、C为以盐度（w为wt% NaCl等效）函数的无因次参数：A = A? + A?×w + A?×w2，B = B? + B?×w + B?×w2，C = C? + C?×w + C?×w2。对于盐度<30 wt% NaCl等效时，参数为：A? = 0.993531，A? = 8.72147×10?3，A? = ?2.43975×10??；B? = 7.11652×10??，B? = ?5.2208×10??，B? = 1.26656×10??；C? = ?3.4997×10??，C? = 2.12124×10??，C? = ?4.52318×10??。计算得到的密度范围为：石英-黄铁矿阶段0.87至0.97 g/cm3，重晶石-黄铜矿阶段0.92至0.97 g/cm3，重晶石-多金属硫化物阶段0.84至0.95 g/cm3。密度总体降低与温度和盐度的下降相关，进一步支持了流体渐进混合的模型。

使用共生的重晶石和硫化物矿物对之间的硫同位素分馏（1000lnα_SO?2?–S2? = 6.46×10?/T2 + 0.56；Ohmoto和Lasaga，1982）计算其结晶温度。计算得出II阶段重晶石-黄铜矿的结晶温度为217–263 °C（平均243 °C），III阶段重晶石-多金属硫化物带中的重晶石结晶温度为190–303 °C（平均247 °C）。根据II阶段流体包裹体T?（216 °C）和结晶温度（243 °C）的综合，基于盐度为10 wt% NaCl等效的H?O–NaCl溶液的PVT图（Roedder，1984；图10），将II阶段的成矿压力约束为约24 MPa。根据VMS矿床的成矿压力通常对应于上覆海水施加的静水条件的原则（Roedder和Bodnar，1980），压力可以表示为：P = ρ×g×H，其中P为压力（MPa），H表示成矿深度（km），ρ为上覆海水密度（取1.025 g/cm3），g为重力加速度（9.8 m/s2）。应用此关系得到理论等效水深约为2.4 km。然而，此计算假设为开放的静水系统。由于马卡因矿化为脉状类型，形成于海底下热液系统中，压力可能涉及岩静水或构造分量。因此，虽然约24 MPa与深海环境一致，但这个理论深度不应直接等同于实际古水深。

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图10. 利用均一化温度和独立地质温度计估算成矿压力的示意图（Roedder，1984）。

5.2.

成矿流体与成矿物质的来源

迈凯因矿床成矿流体的氢氧同位素数据分布在大气降水线与原初岩浆水区间之间（图11），指示成矿流体为混合来源，既包含大气降水，也包含岩浆—热液组分。这种H-O同位素特征与典型黑矿型VMS矿床类似，后者以岩浆流体与大气降水的混合为特征（Ucurum等，2021）。考虑到迈凯因矿床的海底成矿环境，可将大气降水组分解释为同期海水。因此，成矿流体最合理地解释为海水与岩浆流体的混合体。一种合理的成因模式是：海水侵入火山岩序列，受热于岩浆活动并被加热，同时与岩浆流体混合。这种混合流体可能搬运了来源于火山岩或岩浆流体的金属，最终在构造有利部位沉淀成矿。

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图11. 迈凯因矿床成矿流体的δD-δ18O图。岩浆水和变质水的范围引自Taylor（1974）；黑矿型矿床的范围引自Hattori和Muehlenbachs（1980）。

VMS型矿床的硫来源于岩浆硫（约0‰）和海水硫酸盐（约+20至+25‰）两个端元，中间δ34S值（+1至+9‰）指示二者发生了混合（Herzig等，1998；Yang和Scott，2002；Li等，2025）。该框架有助于解释迈凯因矿床硫同位素的演化（G?kce和Spiro，2000；图12a）。迈凯因矿床的硫同位素组成显示出成矿过程中清晰的分阶段演化（图12b）。在石英—黄铁矿阶段（阶段Ⅰ），黄铁矿δ34S平均值为?2.30‰，反映了以岩浆硫为主导的来源（Rye等，1984）。在重晶石—黄铜矿阶段（阶段Ⅱ），重晶石（δ34S平均+22.34‰）占含硫矿物体积的80%，黄铜矿（δ34S平均?2.36‰）占剩余20%。利用下列公式估算阶段Ⅱ成矿流体的总硫同位素组成（δ34SΣS）为+13.15‰：δ34SΣS = Σ(δ34Si × χ?)（Eldridge等，2016）。应用二元混合模型：δ34S流 = f*δ34S岩浆 + (1?f)*δ34S海水，其中f为岩浆硫比例，δ34S岩浆 = ?2.30‰（取自阶段Ⅰ黄铁矿），δ34S海水 = +26‰（奥陶纪海水，Claypool等，1980；图12），计算得出岩浆硫比例约为45.4%，海水硫酸盐贡献约为54.6%。选择?2.30‰作为岩浆端元是合理的，原因在于：（1）该值落在幔源岩浆硫的典型范围内（0 ± 5‰；Ohmoto，1972）；（2）阶段Ⅰ黄铁矿沉淀自最早期、稀释程度最低的岩浆流体，这一点由其在各阶段中最高的盐度（高达14.8 wt% NaCl eqv.）和最高的均一温度（平均228 °C）所指示；（3）阶段Ⅰ缺乏共生重晶石，且未显示海水来源硫酸盐的证据，证实海水影响极小。这表明在阶段Ⅱ海水硫酸盐已成为重要硫来源，与丰产的重晶石矿化一致。阶段Ⅱ岩浆硫贡献的显著下降（从约100%降至约45.4%）归因于海水的大量涌入。海水硫酸盐的还原（无论是热化学还原还是细菌活动）会产生同位素偏轻的硫化物，从而使沉淀硫化物的整体δ34S值降低（Ohmoto，1972；Ono等，2006）。这一解释得到了阶段Ⅱ大量重晶石沉淀的佐证，后者指示了氧化环境和海水来源硫酸盐的存在。相比之下，阶段Ⅲ再现的岩浆特征（约97.5%的岩浆硫）反映了一次新的岩浆—热液流体脉冲。与该脉冲相伴相生的相分离和沸腾作用会导致共生气液相之间的同位素分馏，使残余流体富集贫34S的硫化物（Yang和Scott，2002）。此外，混合流体变化的氧化还原状态也可能进一步调节硫化物的硫同位素组成，因为相对于岩浆—热液流体，海水的氧化性相对较强（Ohmoto，1972）。

在条带状重晶石—多金属硫化物阶段（阶段Ⅲ），硫化物矿物约占总含硫矿物体积的65%，平均δ34S为?4.87‰。重晶石占剩余35%，平均δ34S为+22.29‰。形成重晶石—多金属硫化物组合的阶段Ⅲ成矿流体的δ34SΣS计算为?1.60‰。采用同一二元混合模型，岩浆硫贡献估计为约97.5%，海水硫酸盐贡献约2.5%。此外，纯重晶石条带中重晶石的平均δ34S（+24.03‰）可代表形成这些纯重晶石条带流体的δ34SΣS，反映了海水来源硫酸盐的显著贡献（Claypool等，1980）。

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图12. 迈凯因矿床与典型VMS矿床及地质端元的硫同位素对比。（a）不同时代典型VMS矿床与海水硫酸盐演化对比；（b）迈凯因矿床不同成矿阶段与地质端元及典型矿床的对比。海水数据引自Claypool等（1980）；其他矿床数据引自Large（1992）；Zeng等（2017）；Yang等（2018）；Cheng等（2020）；Yu等（2020）；Yang等（2022）。

综上所述，迈凯因矿床的硫同位素演化清楚地记录了成矿流体硫来源的动态转变（图13）。这一演化过程从早期完全以岩浆硫为主导的阶段（阶段Ⅰ，δ34SΣS = ?2.30‰），发展到中期岩浆硫与海水硫酸盐混合和同位素平衡的阶段（阶段Ⅱ，δ34SΣS = +13.15‰，海水硫酸盐贡献54.6%）。晚期观察到显著的矿物间同位素分馏。与多金属硫化物共生的重晶石记录了岩浆硫的重新主导（重晶石—多金属硫化物组合，δ34SΣS = ?1.60‰，岩浆硫贡献约97.5%），叠加局部残余的海水信号。相比之下，纯重晶石层（δ34S = +24.03‰）主要来源于海水硫酸盐，凸显了海水的独立贡献。

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图13. 迈凯因矿床不同阶段成矿流体的硫同位素二元混合模型。f 为热液流体中岩浆硫相对于总硫的比例。

铅同位素为示踪矿化系统中金属来源提供了可靠手段（Chen等，2005）。总体而言，迈凯因矿床的铅同位素组成变化范围较窄，但在不同成矿阶段之间呈现出清晰的演化趋势（图14），揭示出铅具有地壳—地幔混合来源。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解（图14a–b）上，阶段Ⅰ黄铁矿的铅同位素比值落入幔源铅区间，指示以幔源组分为主导。在阶段Ⅱ期间，黄铜矿和重晶石的铅同位素比值向造山带和下地壳区间偏移，反映地壳贡献显著增加（图14a–b）。在阶段Ⅲa中，黄铁矿和重晶石的铅同位素比值更为均一，落在幔源与造山带区间之间但更接近幔源端元（图14a–b），指示幔源输入仍在持续。结合深源硫同位素特征以及黄铁矿和重晶石跨阶段演化的铅同位素组成，我们得出结论：迈凯因矿床的铅来源于地壳—地幔混合源。此外，地壳端元的贡献在不同成矿阶段呈现动态变化（阶段Ⅱ地壳贡献增加，阶段Ⅲ幔源贡献回升）。地壳组分可能通过淋滤围岩火山岩或直接海水补给而被提取。幔源物质则可能通过岩浆—热液过程被带入成矿体系。这种阶段特异性的演化特征进一步支持了成矿过程中持续的地壳—地幔相互作用。

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图14. 迈凯因矿床的207Pb/204Pb与206Pb/204Pb（a）以及208Pb/204Pb与206Pb/204Pb（b）图解。A. 地幔；B. 造山带；C. 上地壳；D. 下地壳。数据来源：Wan等（2010）；Yang等（2022）。

5.3 成因模式

5.3.1 与黑矿型VMS矿床的成因归属

地质与地球化学证据的整合（包括流体包裹体数据）确认，迈凯因矿床与黑矿型VMS矿床具有关键共性。

地质上，迈凯因矿床产于晚奥陶世钙碱性安山岩中，处于岛弧构造环境（Pan等，2015），与黑矿型矿床的典型围岩一致，后者通常与岛弧相关火山岩序列有关（Lüders等，2001）。矿石类型包括块状石英—黄铁矿、网脉状以及条带状重晶石—多金属硫化物矿。主要矿相为黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿和方铅矿，石英和重晶石为主要脉石矿物，与黑矿型矿床特有的"上层重晶石—多金属硫化物层+下层网脉状硫化物脉"结构相对应（Zhao等，2023）。热液蚀变自矿化中心向外呈现对称环带状：石英—绢英石带，渐变至石英—绿泥石—绢英石带，最终为外圈绿泥石带（图3）。该蚀变特征与日本黑濑矿区和四川西部的嘎村矿床等黑矿型系统具有可比性（Yamada和Yoshida，2011；Dang等，2014；Zhang等，2022）。

迈凯因矿床的成矿流体具有低至中等温度（145至260 °C）、低至中等盐度（2.2至14.8 wt% NaCl eqv.）和低密度（0.84至0.97 g/cm3），符合黑矿型系统典型的"低温—中等盐度—低密度"流体特征。成矿流体的δD（?63‰至?13‰）和δ18O（+2.48‰至+6.06‰）值落入岩浆水与海水之间的混合区间，与混合起源一致，这是黑矿型矿床的关键特征（Hattori和Muehlenbachs，1980）。迈凯因矿床硫化物（δ34S = ?6.84‰至+0.46‰）和重晶石（δ34S = +16.26‰至+27.63‰）的硫同位素组成落在典型黑矿型VMS矿床范围内（图12a）。各阶段总硫同位素组成（δ34SΣS）范围为?2.30‰至+13.15‰，反映了海水与岩浆硫的双重贡献。铅同位素指示地壳—地幔混合金属来源，可能通过淋滤火山围岩或直接岩浆—热液补给提供，与黑矿型矿床中已识别的金属来源机制一致（Lüders等，2001；Yeats等，2017；Tajeddin等，2019；Yang等，2026）。

5.3.2 矿化系统的演化

迈凯因矿床的矿化形成于晚奥陶世岛弧构造环境，并经历三个连续阶段，其受"岩浆—热液起始—海水大量参与—新的岩浆流体脉冲"框架控制，这一框架由O-H-S-Pb同位素数据加以证实，且与已针对其他岩浆—热液系统提出的多阶段模式相似（Ge等，2025）。初始岩浆—热液流体形成块状石英—黄铁矿矿，在海水大量参与期间形成重晶石—黄铜矿细脉，最终通过新的岩浆流体脉冲输入形成条带状重晶石—多金属硫化物矿。三个阶段详述如下。

阶段Ⅰ：石英—黄铁矿阶段

钙碱性安山岩于4.59亿年前产出于深海海底环境，区域断层和原生火山裂隙构成流体通道。源自深部岩浆房脱气的岩浆流体沿这些构造上升。到达近海底时，成矿流体仍保持相对高温（>250 °C）和中等盐度（高达15.0 wt% NaCl eqv.）。冷却导致黄铁矿和石英过饱和并沉淀，形成脉细脉至块状的石英—黄铁矿组合，是供给带的典型特征。这一解释得到了流体包裹体数据（189至260 °C，7.9至14.8 wt% NaCl eqv.）、黄铁矿δ34S值（?2.30‰）及其相对较低的铅同位素比值的支持。

阶段Ⅱ：重晶石—黄铜矿阶段

区域断层活动加剧使大量海水涌入热液通道，在那里与上升的岩浆流体广泛混合。所产生的混合流体温度和盐度均低于阶段Ⅰ（平均温度216 °C，平均盐度10.7 wt% NaCl eqv.），并在阶段Ⅰ块状石英—黄铁矿组合及围岩安山岩中的网脉状裂隙中横向迁移。岩浆流体来源的HS?和海水来源的SO?2?在成矿流体中共存。流体混合引起的物理化学条件变化导致黄铜矿和重晶石沉淀。该阶段海水参与的证据由流体包裹体数据以及成矿流体的总硫同位素组成（δ34SΣS = +13.15‰；海水硫酸盐贡献≈54.6%）共同提供。

阶段Ⅲ：重晶石—多金属硫化物阶段

流体体系转变为海底更为开放的环境，海水成为主导组分。新的岩浆—热液流体脉冲向这一相对冷的、海水主导的体系中贡献了较高浓度的金属离子（如Cu2?、Pb2?、Zn2?、Ba2?）。

冷却过程中，岩浆-热液流体中的Cu2?、Pb2?、Zn2?与岩浆来源的HS?结合，形成了闪锌矿、方铅矿和黄铜矿，从而产生了以硫化物为主的条带。这得到了重晶石-多金属硫化物组合的总硫同位素组成（δ3?SΣS = ?1.60‰）的支持，表明岩浆硫贡献率为97.5%。相比之下，大多数Ba2?与海水中的SO?2?结合并快速沉淀，形成了纯重晶石条带。这一解释得到了流体包裹体盐度（平均5.0 wt% NaCl eqv.，接近现代海水值）以及纯重晶石条带的δ3?S值（+24.03‰，与奥陶纪海水相近）的证据支持。

综上所述，Maikain矿床的成矿作用是由晚奥陶纪岛弧环境中多阶段的海底热液活动所导致的。该过程经历了"岩浆-热液启动，随后海水参与，最后新的岩浆流体脉冲"的阶段序列，共同形成了典型的黑矿型VMS矿床的显著特征。

6. 结论

(1) Maikain矿床在低至中等温度（145~260°C）、低至中等盐度（2.2~14.8 wt% NaCl eqv.）和低密度（0.84~0.97 g/cm3）条件下形成。成矿作用发生在约24 MPa的压力下。成矿流体的δD值（?63‰~?13‰）和δ1?OH?O值（+2.48‰~+6.06‰）表明其来源为海水与岩浆流体混合的混合流体。

(2) 总硫同位素值（δ3?SΣS）在三个成矿阶段中分别从?2.30‰变化至+13.15‰，再变化至?1.60‰~+24.03‰，反映了硫源逐步演变的过程：早期为岩浆硫，随后海水硫酸盐输入增加，晚期为再次供给的岩浆硫与海水来源硫的混合。这些变化突出了海水硫酸盐和岩浆硫的双重贡献。重晶石和硫化物中的铅同位素一致表明其来源为地幔-地壳混合。

(3) Maikain矿床表现出黑矿型VMS矿床的所有关键特征：岛弧钙碱性围岩、覆盖在花状矿化体之上的典型重晶石-多金属硫化物盖层、低温中盐度的岩浆-海水混合流体，以及双硫源（海水硫酸盐和岩浆硫）与地壳-地幔混合金属源。成矿过程包括岩浆-热液启动、大规模海水参与和晚期岩浆-热液补充，最终形成了典型的黑矿型VMS矿床。

CRediT作者贡献声明

Wenjing Liang：初稿撰写、可视化、验证、监督、资源、项目管理、方法论、调查、形式分析、数据整理、概念构思。

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Bo Chen：资源、调查、数据整理。

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Jianli Qiang：监督、形式分析、数据整理。

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