，，，

(1.新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局，新疆 烏魯木齊 830000；2.新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第八地質(zhì)大隊，新疆 阿克蘇 843000；3.中國科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究重點實驗室，中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029；4.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049)

“非硫化物”包括一系列鋅、鉛 “氧化物”，主要為鋅硅酸鹽(硅鋅礦、異極礦、富Zn的黏土)，鋅碳酸鹽(水鋅礦、菱鋅礦)及稀少的鋅氧化物(紅鋅礦、鋅鐵尖晶石)，含水的鋅磷酸鹽(三斜磷鋅礦、磷鈣鋅礦)、富Zn的黏土(鋅皂石)、白鉛礦、鉛礬 (HITZMAN et al.,2003; BORG et al.,2003; GILG et al.,2008)，并依其富集形成非硫化物型礦床。在19世紀及20世紀初，非硫化物礦石是Zn、Pb 的主要來源，隨著20世紀早期優(yōu)先浮選過程和冶煉提純技術(shù)的提高，鋅、鉛 主要產(chǎn)出于鉛鋅硫化物礦石(HITZMAN et al.,2003)。近年來，由于濕法冶金的酸淋濾法、溶劑萃取法及電解技術(shù)取得新的進展，非硫化物礦床的經(jīng)濟利用性顯著提高(LARGE,2001)。目前，鋅、鉛金屬的來源仍然以傳統(tǒng)的硫化物礦石為主，但非硫化物型鋅-鉛礦床的經(jīng)濟價值在逐漸增長，并且非硫化物型鋅-鉛礦床具有一個顯著優(yōu)勢，即非硫化物礦石不含硫磺。因此，免于對其處置及對環(huán)境污染(BONI,2015)。此外，硫化物中提取鋅、鉛金屬過程中產(chǎn)生的硫化物會造成環(huán)境污染(HITZMAN et al.,2003; GILG et al.,2008)，而非硫化物中金屬的提取則產(chǎn)出無危害的副產(chǎn)物石膏(GNOINSKI,2007)。世界范圍內(nèi)非硫化物型鋅-鉛礦床分布廣泛(HITZMAN et al.,2003; BONI et al.,2015; KRNER,2006; NUSPL,2009)。包括納米比亞的Skorpion，中國的金頂和火燒云，伊朗的Angouran 和 Mehdiabad，哈薩克斯坦的Shaimerden，也門的Jabali，土耳其的Hakkari，巴西的Vazante，秘魯?shù)腁ccha、 Yanque 、Bongarà，危地馬拉的Torlon Hill，墨西哥的Sierra Mojada等中-大型礦床，以及越南、泰國、土耳其、英國、摩洛哥、阿爾及利亞和埃及的小型礦床(圖1)。國際上HITZMAN等(2003)在EconomicGeology對非硫化物型鉛鋅礦床的分類、成因等進行了綜合描述。國內(nèi)楊永強和李麗(2010)在《世界地質(zhì)》簡要報道了非硫化物型鋅礦床的地質(zhì)特征和成因機制。近年來，國外許多研究者對世界各地的非硫化物型鋅-鉛礦床進行了報道，并進一步作出非硫化物型礦床的總結(jié)。例如，BONI和MONDILLO(2015)在OreGeologyReviews，以及BORG(2015)在IrishAssociationforEconomicGeology對表生非硫化物型鉛鋅礦進行的總結(jié)。最近中國巨型火燒云鋅-鉛碳酸鹽礦床的發(fā)現(xiàn)和進展促進了中國非硫化物型鋅-鉛礦床的研究，并豐富了非硫化物型鋅-鉛礦床的類型，具有重大的意義。筆者主要結(jié)合最新的研究成果與報道，探討非硫化物型鉛鋅礦床的地質(zhì)特征、地球化學(xué)特征及成因機制，并介紹中國火燒云鋅-鉛礦床的研究進展。

1 非硫化物型鋅-鉛礦床特征、分類與形成機制

根據(jù)礦床特征及形成背景，非硫化物型鋅-鉛礦床可以劃分為表生礦床和深成礦床(HITZMAN et al.,2003; HEYL et al.,1962)。筆者對表生礦床與深成礦床特征、分類與形成機制進行分別探討。

圖1 世界上非硫化物型鋅-鉛礦床的分布圖(表生非硫化物型礦床成礦潛力區(qū)根據(jù)有利的風(fēng)化歷史條件和存在的硫化物礦帶在圖中以紫紅色進行標注，主要分布在特提斯礦帶和科迪勒拉礦帶(鉛鋅礦床名稱與分類據(jù)HITZMAN et al., 2003; BONI et al., 2015; KRNER, 2006; NUSPL, 2009))Fig.1 The Location of the nonsulfide zinc-lead deposits worldwide. Potential areas for supergene-type deposits are marked in the map in purple. These areas show a favorable climatic history and existing Zn-Pb sulfide deposits,hosted along mineral belts, many of the supergene-type deposits occur in two major belts (Tethyan and Cordilleran)

1.1 表生非硫化物型鉛-鋅礦床

表生非硫化物型礦床分布廣泛，成礦潛力區(qū)主要分布在特提斯礦帶和科迪勒拉礦帶(圖1)，是非硫化物型礦床的主要類型。其主要形成于硫化物礦床的氧化帶中, 由原生硫化物和非硫化物礦床氧化作用形成，多發(fā)育于新生代(HITZMAN et al.,2003; BONI et al.,2015; BORG,2015; BONI et al.,2003; COPPOLA et al.,2008; BALASSONE et al.,2008; REICHERT et al.,2008; SANTORO et al.,2013; MONDILLO et al.,2014)。表生礦床賦存于多種巖石類型中，與原生硫化物礦床圍巖具有一致性。大部分表生非硫化物型礦床發(fā)育于圍巖碳酸鹽巖中，由碳酸鹽礦物與源于硫化物礦體分解作用的酸性、氧化、富Zn與Pb的流體的相互作用形成(HITZMAN et al.,2003)。表生礦床的形成的有利條件是(HITZMAN et al.,2003；REICHERT et al.,2008; THORNBER,1992)：①先期存在的鋅-鉛硫化物礦床。②由于構(gòu)造抬升或者深部的風(fēng)化過程促進有效的氧化作用。③碳酸鹽脈石和圍巖促進表生成礦，滲透性好的圍巖有利于地下水轉(zhuǎn)移。④有效圈閉成礦位置。⑤有效保存表生富Zn流體的水文地質(zhì)環(huán)境。⑥熱帶潮濕氣候高溫及高降雨量條件下地下水中富含微生物和腐殖酸，為硫化物、伴生的脈石礦物及圍巖礦物中元素的流動性、分散、淋濾提供有利條件。表生礦床的礦物學(xué)變化范圍大，主要的金屬礦物為菱鋅礦、異極礦、水鋅礦和鋅蒙脫石(HITZMAN et al.,2003)。表生環(huán)境溫度25℃，一個大氣壓下，TAKAHASHI(1960)認為周圍地下水中的pH、CO2活動性、SiO2活動性是Zn非硫化物共生組合和分布的主要控制因素。尤其是如下的菱鋅礦向水鋅礦的反應(yīng)(圖2)(HITZMAN et al.,2003; TAKAHASHI,1960)：

5ZnCO3+6H++3CO32-= Zn5(CO3)2(OH)6+6CO2(gas)

(1)

反應(yīng)進程受pH和CO2分壓控制。由于成因不同，表生非硫化物型鋅-鉛礦床可以分為直接交代型、圍巖交代型、殘余-巖溶充填型礦床(HITZMAN et al.,2003; HEYL et al.,1962)。

a為 25 ℃下不含SiO2溶液中菱鋅礦、水鋅礦及 Zn(OH) 2的穩(wěn)定區(qū)間；b為25 ℃下 SiO2飽和溶液中異極礦、菱鋅礦、水鋅礦及 Zn(OH) 2的穩(wěn)定區(qū)間。圖中穩(wěn)定域分界等值線以Zn的含量(mol/l)進行度量圖2 表生非硫化物型鋅礦物穩(wěn)定域圖(據(jù)HITZMAN et al., 2003; TAKAHASHI, 1960)Fig.2 Stability fields of minerals in supergene nonsulfide zinc deposits

1.1.1直接交代型礦床

直接交代型礦床即為富Zn的鐵帽(KELLY,1958)。直接交代作用(圖3a)即硫化物由于表生氧化作用發(fā)生硫化物礦床的分解，被碳酸鹽及氧化物取代(HITZMAN et al.,2003)。直接交代型礦床主要形成于原生硫化物礦床的上部風(fēng)化部分(NUSPL,2009)。由于地下水的溶解與淋濾，硫化物礦床的上部氧化帶中鉛、銀、 鋅和硫 等發(fā)生風(fēng)化，而鐵、鎂、鈣在氧化帶得以保存(SANGAMESHWAR et al.,1983)。當鉛、銀在上部氧化帶沉淀時，鋅和硫保持著溶解的狀態(tài)，由于對硫化物(黃鐵礦等)的氧化產(chǎn)生酸及Fe3+，使得閃鋅礦氧化形成鋅非硫化物(圖3a)(NUSPL,2009)。硫化物礦體中若發(fā)育碳酸鹽脈石，且硫化物含量相對較低，則易發(fā)生交代作用形成直接交代型礦床(HITZMAN et al.,2003)。直接交代型礦床多形成于MVT型與碳酸鹽交代型硫化物礦床的氧化作用，其中MVT型礦床氧化作用形成的直接交代型礦床中礦物種類簡單，以菱鋅礦、異極礦和水鋅礦為主；由于碳酸鹽交代型礦床中其他金屬的賦存(銅-鐵硫化物等)，其經(jīng)氧化作用形成直接交代型礦床礦物學(xué)方面較為復(fù)雜(MEGAW et al.,1988)。

由直接交代硫化物礦體形成的表生礦床主要包括秘魯?shù)腁ccha礦床(BONI et al.,2009)，Mehdiabad礦床(CHAPPLE,2009)，中國的金頂?shù)V床(LI et al.,1998)，愛爾蘭的Tynagh 和 Silvermines礦床(BONI et al.,2003)，波蘭的Upper Silesian礦床(BONI et al.,2003)。

a. 直接交代型礦床，菱鋅礦和異極礦交代硫化物形成，鉛在礦體中往往位于原位；b. 圍巖交代型礦床，為硫化物礦體中Zn等受到風(fēng)化作用，并運移到相鄰的圍巖碳酸鹽巖中交代方解石和白云石，形成菱鋅礦；c.殘余與巖溶充填型礦床，為喀斯特環(huán)境下，硫化物發(fā)生風(fēng)化作用，形成的直接或者圍巖交代型的礦床，喀斯特系統(tǒng)的演化會造成物理溶蝕，使Zn氧化物等發(fā)生富集圖3 表生非硫化型鋅-鉛礦床成礦模型(HITZMAN et al., 2003; HEYL et al., 1962)Fig.3 Models of the formation of supergene types of nonsulfide zinc-lead deposits

1.1.2圍巖交代型礦床

圍巖交代型礦床，即圍巖由于為富金屬(主要為鋅)流體交代形成的礦床。其位置鄰近硫化物礦體及其直接交代型礦體。隨著硫化物礦體被地下水氧化，其中的金屬元素并隨著酸性地下水向富Ca的圍巖中運移并在此沉淀形成鋅碳酸鹽(圖3b)(HITZMAN et al.,2003)。礦床的構(gòu)造抬升、潛水帶的下降及滲透性的圍巖促進Zn流體由原生硫化物礦床向圍巖的運移(HITZMAN et al.,2003)。高滲透性、低緩沖性圍巖促進了金屬的轉(zhuǎn)移，缺乏碳酸鹽脈石，高硫化物含量也會促進富金屬流體轉(zhuǎn)移發(fā)生圍巖交代形成圍巖交代型礦床。高鐵含量的硫化物礦石在氧化過程中產(chǎn)生Fe3+并釋放大量酸，有利于遠端的圍巖交代作用；接近圍巖的圍巖交代作用，低鐵含量的硫化物礦石則會發(fā)育近端的圍巖交代作用(HITZMAN et al.,2003)。含鋅的硫酸鹽與碳酸鹽圍巖接觸時，堿度增加到8，菱鋅礦取代圍巖中的方解石與白云石(LARGE,2001)。碳酸鹽圍巖中的硅酸鹽成分在較低pH值時沉淀異極礦(NUSPL,2009)。由于金屬溶解性不同，溶解、運移和再沉淀過程將Zn與Pb、Cu、Ag、Fe發(fā)生分離(圖3b)(SANGAMESHWAR et al.,1983)。因此，圍巖交代型礦床具有更簡單的礦物學(xué)特征與更高品位的鋅碳酸鹽，Pb則更易于在鐵帽中以白鉛礦的形式存在。源于MVT型礦床的圍巖交代型礦床中礦物以菱鋅礦為主；而源于碳酸鹽交代型礦床的氧化作用的圍巖交代型礦床礦物以鐵菱鋅礦和錳菱鐵礦為主。圍巖交代型礦石普遍發(fā)育塊狀和條帶狀的結(jié)構(gòu)，礦石呈現(xiàn)白色-暗黃色，如果含F(xiàn)e或者含Mn，則為棕色-棕黃色(HITZMAN et al.,2003)。

圍巖交代型礦床主要包括猶他州Tintic地區(qū)的表生礦床(LINDGREN et al.,1919; BUSH et al.,1960; HEYL,1963; MORRIS,1968; SHEPARD et al.,1968; MORRIS et al.,1979)，美國科羅拉多州Leadville地區(qū)的表生礦床(HEYL,1964; BEATY et al.,1990; THOMPSON et al.;1990)，墨西哥的Sierra Mojada礦床(MEGAW et al.,1988)，Sardinian的部分非硫化物礦床(BONI et al.,2003; BONI,2001)，阿爾及利亞的Hammam N’Ba?ls 礦床(BOLFA,1953)，土耳其中部非硫化物礦床(MARINOS,1950)，希臘的Thassos礦床(BAGUETTE,1947)，也門的Jabali礦床(AL GANAD et al.,1994)，伊朗的Kuh-e-Surmeh礦床(LIAGHAT et al.,2000)，泰國的Padaeng礦床(REYNOLDS et al.,2003)，緬甸的Long Keng礦床(GRIFFITH,1956)，納米比亞的Skorpion礦床(BORG et al.,2003)。

1.1.3殘余-巖溶充填型礦床

殘余-巖溶充填型礦床為鋅礦物發(fā)生機械或者化學(xué)搬運聚集于巖溶凹陷或在洞穴系統(tǒng)中(圖3c)(HITZMAN et al.,2003)。此類礦床多出現(xiàn)于熱帶的抬升地區(qū)，硫化物礦體的氧化形成酸性、氧化流體，促進巖溶的發(fā)育(THORNBER et al.,1992)。在高降雨量的地區(qū)，Zn相對較快的與其他金屬發(fā)生分離，并在巖溶洞穴中形成高品位菱鋅礦體(ROSE et al.,1979)。菱鋅礦的多次淋濾過程與伴生的水鋅礦促進其向喀斯特溶洞的遷移，溶洞的崩塌也促進菱鋅礦的機械聚集(HITZMAN et al.,2003)?？λ固爻涮畹V床在規(guī)模上相對較小，在形狀上不規(guī)則，但品位較高(HITZMAN et al.,2003; NUSPL,2009)。典型的殘余-巖溶充填型礦床是越南北部Cho Dien地區(qū)的表生礦床(FEDIUK et al.,1967)。

1.2 深成非硫化物型Zn-Pb礦床礦床特征及形成機制

深成非硫化物礦床較為少見，非硫化物礦物并非直接源于硫化物礦體(HITZMAN et al., 2003; BRUGGER et al., 2003)。深成礦床主要賦存于碳酸鹽巖中。其形成與溫度高于150℃、氧化、富硅且具有較低的HS-含量的流體作用及其與圍巖碳酸鹽巖之間的相互作用有關(guān)(BRUGGER et al., 2003; SCHNEIDER et al., 2008; HITZMAN, 2001)。部分深成礦床發(fā)育脈體及不規(guī)則巖筒。主要的金屬礦物包括硅鋅礦或硅鋅礦-鋅鐵尖晶石-紅鋅礦組合；而異極礦、水鋅礦和鋅蒙脫石則較為少見。高溫、較弱的S活動性及相對較高的氧逸度促進硅鋅礦的沉淀，而非閃鋅礦與紅鋅礦的沉淀(NUSPL, 2009)。目前，研究的深成礦床多發(fā)育于中元古代—寒武紀(HITZMAN et al., 2003)。根據(jù)礦床成因及流體混合位置的差異，深成非硫化物型鋅-鉛礦床可以分為構(gòu)造控制型和層狀(噴流)礦床(HITZMAN et al., 2003)。

1.2.1 構(gòu)造控制型礦床

構(gòu)造控制型礦床形成于還原性、富Zn、Pb、貧S熱液溶體與高度氧化的流體沿著斷層帶混合作用，并為熱液白云石化帶與硅化帶包圍(圖4a)(HITZMAN et al., 2003; NUSPL, 2009)。主要金屬礦物為硅鋅礦，硅鋅礦來源于溫度(<100℃)至250℃的成礦流體，可能交代先期形成的硫化物組合，也可能與閃鋅礦共生。與閃鋅礦共生組合是由于氧化性流體中含S形成，氧化流體可以是海水，地下水，或者盆地鹵水(HITZMAN et al., 2003)。此類礦床可能與硫化物礦床位于同一地區(qū)。例如，Vazante礦床(HITZMAN et al., 2003; MONTEIRO et al., 2006)。構(gòu)造控制型礦床主要有巴西Vazante礦床(MONTEIRO et al., 2006)，澳大利亞Beltana礦床(GROVES et al., 2002)，納米比亞Berg Aukus、Abenab礦床(CAIRNCROSS, 1997)，贊比亞Kabwe礦床(KAMONA, 1993)。

1.2.2 層狀(噴流)礦床

層狀(噴流)型礦床主要由層控原生富Zn礦物透鏡體組成(圖4b)(HITZMAN et al., 2003)。主要金屬礦物為硅鋅礦、鋅鐵尖晶石、紅鋅礦以及大量含Mn和Fe的氧化物。HITZMAN等(2003)認為其形成于富Mn，F(xiàn)e， Pb，Zn的還原性流體與氧化的，貧硫化物的流體混合(圖4b)。層狀礦床主要有美國新澤西州Franklin鋅礦與Sterling Hill鋅礦(JOHNSON et al.,2003)，蘇丹的Abu Samar礦床(El Samani et al., 1986)，美國加利福尼亞南部的Desert View礦床的硅鋅礦-鋅鐵尖晶石-紅鋅礦礦體(LEAVENS et al.,2000)，中國火燒云礦床(董連慧等, 2015)。其中，JOHNSON(2001)提出Franklin和Sterling Hill礦床為貧S盆地中直接噴流形成的鋅碳酸鹽-硅酸鹽-氧化物礦體。董連慧等(2015)認為火燒云鉛鋅礦的鋅-鉛碳酸鹽礦體也形成于直接的噴流作用。

a. 深成構(gòu)造控制型礦床，由還原性富Zn、貧S熱液流體與高度氧化性的流體在斷裂帶發(fā)生混合形成的硅鋅礦礦體；b. 深成層狀礦床，為還原性富Zn、貧S熱液流體與氧化性且貧S水體發(fā)生混合形成的層控非硫化型鉛鋅礦床圖4 深成非硫化型鉛鋅礦床成礦模型(Hitzman et al., 2003)Fig.4 Models of the formation of hypogene types of nonsulfide zinc-lead deposits

2 非硫化物型鋅-鉛礦的穩(wěn)定同位素地球化學(xué)特征

穩(wěn)定同位素研究可以揭示礦化溫度、成礦物質(zhì)來源及演化過程、礦石沉淀機制及圍巖蝕變模式等(OHMOTO et al., 1979) 。對于非硫化物型鉛-鋅礦床，穩(wěn)定同位素研究可以區(qū)分表生礦床和深成礦床，評價氧化的熱效應(yīng)及其微生物的在硫化物氧化的作用，并判斷硫化物氧化過程中的流體類型，示蹤金屬富集或缺失過程(GILG et al., 2008)。

2.1 表生非硫化物型礦床的穩(wěn)定同位素特征

表生非硫化物型礦床，即硫化物礦床表生氧化帶的菱鋅礦與白鉛礦呈現(xiàn)相近且有規(guī)律的C-O同位素組成(圖5)(BORG et al., 2003; GILG et al., 2008; BONI et al., 2003; COPPOLA et al., 2008; ROBINSON, 1974; LIAKOPOULOS, 1987; VIVALLO et al., 1993; MELCHIORRE et al., 2001)。同一個表生礦床中碳酸鹽礦物的O同位素組成變化較??；白鉛礦的δ18O值較共生菱鋅礦及水鋅礦低11‰±1‰，比方解石低7.5‰±0.5‰；許多礦床中表生菱鋅礦、方解石、角鉛礦的C同位素組成變化范圍較大(-12‰～0‰)；但是白鉛礦具有較低的δ13C 值(-21‰～-6‰)(圖5)(GILG et al., 2008)。

圖5 一些鉛-鋅礦床的表生氧化帶的白鉛礦與菱鋅礦的C-O同位素組成圖(同位素數(shù)據(jù)依據(jù)BORG et al., 2003; GILG et al., 2008; BONI et al., 2003; COPPOLA et al., 2008; ROBINSON, 1974; LIAKOPOULOS, 1987; VIVALLO et al., 1993; MELCHIORRE et al., 2001)Fig.5 Carbon and oxygen isotope composition of smithsonites and cerussites from supergene oxidation zones of several Pb-Zn deposits

硫化物礦床氧化帶中菱鋅礦的O同位素組成變化較小，指示氧化流體相對連續(xù)的同位素組成及其連續(xù)變化的溫度，即來自于大氣水(GILG et al., 2008)；硫化物礦床氧化帶中菱鋅礦的C同位素值與白鉛礦有差異，且其變化范圍均較大，說明碳酸鹽巖形成過程中至少存在了2種C源(BONI et al., 2003)，且2種礦物的C同位素分餾系數(shù)有顯著差異(GILG et al., 2008)。菱鋅礦中13C虧損的組分與C3 植物的氧化相關(guān)，或者與硫化物氧化作用中的微生物有關(guān)(MELCHIORRE et al., 2001；MELCHIORRE et al., 2003; CERLING, 1984)；菱鋅礦中13C富集的組分可能有3種來源：來自圍巖碳酸鹽巖的CO2；大氣CO2；C4植物分解形成的土壤CO2(CERLING, 1984)；且認為硫化物氧化形成的酸溶液與圍巖反應(yīng)釋放的CO2為其中最可能的來源(GILG et al., 2008)。

2.2 深成非硫化物型礦床的穩(wěn)定同位素特征

對深成鋅-鉛碳酸鹽礦物的C-O同位素研究較少，但也具有一些顯著的特征。對伊朗的Angouran鋅礦床(GILG et al., 2003a; GILG et al., 2004; BONI et al., 2007)的研究，發(fā)現(xiàn)早期的菱鋅礦出現(xiàn)范圍大的O同位素組成，并伴隨較小范圍C同位素組成。在納米比亞 Tsumeb礦床深氧化帶中的白鉛礦和菱鋅礦的O同位素值具有很大的變化范圍(GILG et al., 2003b)，且其白鉛礦和鉬鉛礦顯微測溫顯示最低形成溫度為50 ℃(GILG et al., 2008)。葡萄牙的Neves-Corvo 礦中深成菱鋅礦具有異常低的O同位素值(17.0‰)(RELVAS et al., 2006)，意大利撒丁島的Montevecchio礦的鐵菱鋅礦也具有較低的O同位素值(20.4 ‰)(BONI et al., 2003)。中國的火燒云鉛鋅礦中的菱鋅礦與白鉛礦具有較大范圍且較高的δ18O值與δ13C值(董連慧等, 2015)。這些特征指示深成礦床可能具有較大的δ18O值變化范圍，深成與表生非硫化物礦床的穩(wěn)定同位素特征還需要進一步研究。

3 非硫化物型鋅-鉛礦床與 鋅-鉛 硫化物礦床的相關(guān)性

表生非硫化物型礦床多由于硫化物礦床的氧化作用形成，并賦存于其表生氧化帶中。深成非硫化物礦床與硫化物礦床一般無直接關(guān)系，但其成礦的富 Zn、Pb 流體可能來自于周邊的 鋅-鉛硫化物礦床，或與周邊硫化物礦床具有相似的流體來源。例如，Vazante礦床北部約 100 km 處發(fā)育的Morro Agudo 鋅-鉛礦床，它們可能具有類似的流體來源(HITZMAN et al., 2003; HITZMAN et al., 1995; HITZMAN et al., 1996)；有些深成礦床中非硫化物礦物與硫化物礦物共生，可是并無成因上的直接聯(lián)系。例如，Angouran 礦床、Vazante 礦床、 Berg Aukas 礦床、Kabwe 礦床。深成Angouran 礦床中 鋅碳酸鹽局部與鉛-鋅硫化物伴生，深成鋅碳酸鹽礦石多在硫化物階段末期形成，隨著閃鋅礦的沉淀H2S/S2-含量降低，大量的CO2/HCO3-即可參與反應(yīng)；由于Zn2+含量多于S2-，富金屬流體與低鹽度冷卻的富CO2/HCO3-水體快速混合沉淀出鋅碳酸鹽(DALIRAN et al., 2013)。Kabwe 礦床中硫化物與非硫化物礦物的伴生與氧化性流體中S的含量有關(guān)，氧化性流體中S的含量較大，可形成閃鋅礦-(硅鋅礦)礦床，以閃鋅礦為主，含少量硅鋅礦(HITZMAN et al., 2003; KAMONA, 1993)。Vazante 與 Berg Aukas 礦床隨著氧化性流體中S 被消耗，早期閃鋅礦成礦階段后會發(fā)生硅鋅礦的沉淀，形成硅鋅礦-(閃鋅礦)礦床(HITZMAN et al., 2003; MONTEIRO et al., 2006; CAIRNCROSS, 1997)。最近，新發(fā)現(xiàn)的中國深成火燒云鉛鋅礦床發(fā)育鋅-鉛碳酸鹽礦體和鉛-鋅硫化物礦體，但其非硫化物礦物與硫化物礦物并無空間上的共生，也無成因上的直接聯(lián)系；碳酸鹽礦體與硫化物礦體均形成于流體的噴流-混合作用，且硫化物礦體形成晚于碳酸鹽礦體(董連慧等, 2015)，其中機制尚有待進一步研究。

4 中國西昆侖地區(qū)火燒云鉛鋅碳酸鹽礦床研究進展

4.1 火燒云鉛鋅礦位置與區(qū)域成礦背景

火燒云鉛鋅礦位于位于和田市223°方向，直線距離約240 km，海拔5 100～5 700 m?；馃沏U鋅礦床位于青藏高原北緣喀喇昆侖地區(qū)喬爾天山斷裂以南，大地構(gòu)造位置為羌塘-三江造山系甜水海地塊之喬爾天山-林濟塘中生代盆地(潘裕生，1990；董連慧等，2010；PAN et al., 2012)。近年來，除火燒云鉛鋅礦外，在喀喇昆侖地區(qū)沿喬爾天山斷裂還發(fā)現(xiàn)了多寶山、寶塔山、甜水海、落石溝與長山嶺等硫化物鉛鋅礦(徐仕琪等，2013，2014)，共同構(gòu)成喀喇昆侖鉛鋅成礦帶。區(qū)域上喀喇昆侖成礦帶是特提斯成礦帶的一部分(董連慧等，2015)?；馃沏U鋅礦已探明鉛+鋅金屬資源量大于1 600萬t，已成為中國新的最大鉛鋅礦。火燒云鉛鋅礦亦為亞州第二大鉛鋅礦，是特提斯鉛鋅礦帶重要組成部分。

4.2 火燒云鉛鋅礦床地質(zhì)特征

(1)容礦建造：根據(jù)最新的巖石學(xué)研究成果，火燒云鉛鋅礦賦存于早侏羅世巴工布蘭莎組淺海相碳酸鹽巖沉積地層中(圖6a)，不同于董連慧等(2015)提出的圍巖為中侏羅統(tǒng)龍山組灰?guī)r地層。該碳酸鹽巖建造在礦區(qū)西部的岔路口一帶發(fā)育有玄武巖夾層、在雞冠石附近有少量紫紅色英安斑巖出露(王炬川等，2004)。

圖6 (a)火燒云鋅-鉛礦床礦體分布(b)礦體中紋層狀菱鋅礦與白鉛礦礦石(c)塊狀菱鋅礦礦石中發(fā)育的鮞狀菱鋅礦圖(據(jù)董連慧等, 2015)Fig. 6 (a)Distribution of orebodies of the Huoshaoyun deposit(b) with laminated smithsonite and cerussite ore(c)oolitic smithsonite of massive ore

(2)礦床儲量與品位：根據(jù)最新的勘探成果，鉛與鋅估算資源量大于1 800萬t，其中以鉛鋅碳酸鹽礦石為主，其金屬儲量為資源量的95%，而鉛鋅硫化物礦石的金屬儲量約為5%。

(3)成礦礦物與礦石成分類型：火燒云礦區(qū)礦石礦物以菱鋅礦、白鉛礦為主，并發(fā)育少量的鉛鋅硫化物(以方鉛礦為主)等；脈石礦物主要為方解石，并發(fā)發(fā)育少量沉積碎屑(董連慧等，2015)。根據(jù)成礦礦物組成來分，礦石類型有鉛鋅碳酸鹽礦石、鉛鋅硫化物礦石、含碎屑鉛鋅碳酸鹽礦石與含方解石的鉛鋅碳酸鹽礦石(與灰?guī)r呈過渡關(guān)系)。火燒云礦區(qū)的鉛鋅碳酸鹽礦石與鉛鋅硫化物礦石多獨立產(chǎn)出，鉛鋅碳酸鹽礦體中幾乎不含鉛鋅硫化物，礦區(qū)不發(fā)育水鋅礦及殘余黏土的氧化作用礦物組合。鉛鋅碳酸鹽礦物為原生礦物，而不是硫化物的氧化-碳酸鹽化表生礦物。

(4)礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造與類型：根據(jù)礦石的構(gòu)造，在董連慧等研究的(2015)基礎(chǔ)上進行部分調(diào)整，礦區(qū)鉛鋅碳酸鹽礦石主要分為3種類型：①紋層狀礦石,包括單礦物紋層與2種礦物紋層。由菱鋅礦紋層與白鉛礦紋層構(gòu)成的互層狀礦石是礦區(qū)的主要礦石類型之一(圖6b)。菱鋅礦呈黃色、棕色、黃棕色、紅棕色等，白鉛礦為白色；單礦物層狀礦石主要分別菱鋅礦層，菱鋅礦呈黃色、棕色、黃棕色等(董連慧等，2015)。②塊狀礦石，包括塊狀菱鋅礦與白鉛礦、塊狀菱鋅礦、塊狀白鉛礦。菱鋅礦呈黃色、黃棕色等，白鉛礦呈白色。③脈狀礦石，以菱鋅礦脈和方鉛礦脈為主。菱鋅礦脈發(fā)育于灰?guī)r中，呈黃棕色，棕色等，寬約1～15 cm；菱鋅礦以微-細粒結(jié)構(gòu)為主，直徑多小于1mm。礦區(qū)鉛鋅硫化物礦石主要分為3種類型：①層狀礦石，主要為方鉛礦層。方鉛礦呈黑色(董連慧等，2015)。②脈狀礦石，主要為方鉛礦脈，方鉛礦脈發(fā)育于灰?guī)r與菱鋅礦中，呈黑色，寬約3 mm～10 cm，方鉛礦以微-細粒結(jié)構(gòu)為主，直徑多小于1mm。③角礫狀礦石，以角礫狀鉛鋅硫化物礦石為主，其以黃棕色菱鋅礦為角礫，直徑為3～10 cm，黑色硫化物為膠結(jié)物。

(5)礦體產(chǎn)狀與圍巖：礦區(qū)內(nèi)鉛鋅礦體呈層狀產(chǎn)出，呈近于水平膨大減薄或者略有舒緩波狀起伏的板狀、層狀、餅狀體產(chǎn)出(董連慧等，2015)，礦體產(chǎn)狀與地層產(chǎn)狀一致(圖6a)。圍巖主要為白云質(zhì)灰?guī)r，部分層狀礦體中含有泥質(zhì)巖夾層。

(6)礦體類型與分布：根據(jù)礦石的礦物組成，火燒云礦床的礦體可明顯分為鉛鋅碳酸鹽礦體與硫化物礦體(董連慧等，2015)。其中硫化物礦體僅見于地表一礦體的頂部及與其相連的成礦流體通道(為角礫狀與脈狀礦石充填)，而余者均為鉛鋅碳酸鹽(菱鋅礦與白鉛礦)礦體。II礦體、III與V 礦體西側(cè)為塊狀鉛鋅碳酸鹽礦石組成的礦體；I礦體、IV 礦體、III與V 礦體東側(cè)為層狀鉛鋅碳酸鹽礦石組成的礦體(圖6a)。層狀礦石圍巖新鮮、沒有蝕變，V號礦體中塊狀礦石下盤灰?guī)r有明顯的蝕變(圖6a)。

4.3 火燒云鉛鋅礦床成因類型

基于上述火燒云鉛鋅礦床基本特征與非硫化物型鉛鋅礦床的分類，火燒云鉛鋅礦床的成因特征可概括為。

(1)礦床成礦礦物以菱鋅礦與白鉛礦為主，含有少量方鉛礦與閃鋅礦，主要經(jīng)歷2期成礦作用：早期的鉛鋅碳酸鹽階段(主要)與晚期的硫化物階段。鉛鋅碳酸鹽為原生深成成因、而不是硫化物表生氧化成因。

(2)礦床中紋層狀結(jié)構(gòu)、沉積超覆與沖刷構(gòu)造、粒序結(jié)構(gòu)、含不同成分環(huán)帶的鮞狀結(jié)構(gòu)(圖6c)等熱液沉積結(jié)構(gòu)構(gòu)造發(fā)育，塊狀礦石與紋層狀礦石呈側(cè)向相變分布而表現(xiàn)出Sedex型礦床近噴口相與遠噴口相的礦床組合(LYDON, 1995；GOODFELLOW et al., 2007；董連慧等，2015)，鉛鋅碳酸鹽礦體中含有泥質(zhì)巖夾層，鉛鋅碳酸鹽巖與灰?guī)r漸變過渡。這些特征意味著火燒云鉛鋅礦床可能為深成層狀(噴流)的非硫化物型鉛鋅礦床(HITZMAN et al., 2003; LEACH et al., 2005)。

(3)礦床的C-O同位素特征(LINDGREN W et al., 1919)顯示火燒云鉛鋅碳酸鹽的C-O同位素組成與表生非硫化物型鉛鋅礦不同，而與深成非硫化物型鉛鋅礦相近。

作為發(fā)育深成鉛鋅碳酸鹽礦床，火燒云鉛鋅礦床是全世界范圍內(nèi)的第二例，且其鉛、鋅金屬資源量大于1 700萬t，為世界首位。之前發(fā)現(xiàn)的伊朗Angouran礦床中的鋅碳酸鹽(菱鋅礦)同為深成熱液成因，其Pb+Zn金屬量為760萬t(PRIDE et al., 2003)?；馃茖訝钌畛煞橇蚧镄豌U鋅碳酸鹽礦的發(fā)現(xiàn)與厘定是鉛鋅礦成礦學(xué)研究的重大進展，為鉛鋅礦的找礦理論創(chuàng)新開辟了新的方向。

5 結(jié)語與展望

隨著近些年非硫化物型鋅-鉛礦床經(jīng)濟利用性的提高，其研究程度在逐漸加深。中國鋅-鉛礦床的研究仍然以 鋅-鉛硫化物礦床為主，但火燒云鉛鋅礦床的發(fā)現(xiàn)與研究進展促進了中國非硫化物型鋅-鉛礦床的研究，豐富了非硫化物型礦床的類型。結(jié)合最新的研究進展與成果，非硫化物型鋅-鉛礦床的研究依然存在一些亟待思考和探討的科學(xué)問題。

(1)SCHNEIDER等(2008)揭示深成硅鋅礦的Rb-Sr定年能夠?qū)Τ傻V年齡進行限定，但是深成的 鋅、鉛碳酸鹽礦物尚未報道對成礦年齡進行準確限定的方法，只能通過礦床中或者周邊其他的碎屑巖、巖漿巖進行定年而不能準確直接反應(yīng)成礦年齡(DALIRAN et al., 2013)。深成的 鋅、鉛碳酸鹽礦物定年方法的實驗和厘定是一項需要解決的科學(xué)問題。

(2)表生非硫化物型礦床的構(gòu)造背景多受制于相應(yīng)原生硫化物礦床的構(gòu)造背景；而深成非硫化物型礦床的構(gòu)造背景并未進行系統(tǒng)的研究，因此其構(gòu)造背景研究是一個重要的研究方向。

(3)深成非硫化物型礦床形成于還原性、富Zn、Pb、貧S熱液溶體與高度氧化的流體的混合作用，礦物沉淀與流體溫度、壓力、CO2活動性、SiO2飽和程度有關(guān)(HITZMAN et al., 2003; DALIRAN et al., 2013)，但成礦流體的運移機制尚需進一步研究。

(4)表生非硫化物型礦床成礦物質(zhì)多來源于原生硫化物礦床與大氣水等的相互作用(HITZMAN et al., 2003)，而深成非硫化物礦床的成礦物質(zhì)可能與周圍硫化物礦床有關(guān)或者有相似來源，也可能為其他來源(HITZMAN et al., 2003; HITZMAN et al., 1995; HITZMAN et al., 1996)，C-O同位素可以揭示其 C、O 物質(zhì)來源(GILG et al., 2008)，但對于深成礦床中金屬元素來源，還需進行Zn 同位素等非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素研究。

致謝：新疆地礦局第八地質(zhì)大隊野外一線地質(zhì)工作者多年來在喀喇昆侖火燒云礦區(qū)進行的艱苦卓絕工作，為火燒云的研究工作提供了大量素材，在此表示崇高的敬意和衷心的感謝。

參考文獻(References)：

董連慧,馮京,劉德權(quán), 等. 新疆成礦單元劃分方案研究[J]. 新疆地質(zhì), 2010, 28(1):1-15.

DONG LH, FENG J, LIU DQ, et al. Research for classification of metallogenic unit of Xinjiang [J]. Xinjiang Geology, 2010, 28(1): 1-15.

董連慧,徐興旺,范廷賓, 等. 西昆侖火燒云超大型噴流-沉積成因碳酸鹽型Pb-Zn礦的發(fā)現(xiàn)及區(qū)域成礦學(xué)意義[J]. 新疆地質(zhì), 2015, 33(1): 41-50.

DONG LH, XU XW, FAN TB, et al. Discovery of the Huoshaoyun super-large exhalative-sedimentary carbonate Pb-Zn deposit in the Western Kunlun Area and its great significance for regional metallogeny [J]. Xinjiang Geology, 2015, 33(1): 41-50.

潘裕生.西昆侖構(gòu)造特征與演化[J]. 地質(zhì)科學(xué), 1990, 25(2): 224-232.

PANY S. Tectonic features and evolution of the western Kunlun Mountain Region [J]. Scientia Geologica Sinica, 1990, 25(2): 224-232.

王炬川, 崔建堂, 羅乾周, 等. 喀喇昆侖南部侏羅系龍山組沉積環(huán)境分析及構(gòu)造環(huán)境初探[J]. 陜西地質(zhì), 2004, 22(1):17-23.

WANG JC, CUI JT, LUO QZ, et al. Analysis of the sedimentary environment and discussion of the structural setting of the Jurassic Longshan formation in the southern Kunlun of Gela [J]. Shaanxi Geology, 2004, 22(1):17-23.

徐仕琪, 馮京, 田江濤, 等. 西昆侖落石溝一帶鉛鋅礦成礦特征及區(qū)域預(yù)測[J].吉林大學(xué)學(xué)報(地球科學(xué)版), 2013, 43(4): 1190-1199.

XU SQ, FENG J, TIAN JT, et al. Metallogenic rules and regional prediction of lead-zinc deposits in Luoshigou of West Kunlun [J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2013, 43(4): 1190-1199.

徐仕琪, 馮京, 田江濤, 等.西昆侖落石溝一帶鉛鋅礦成礦規(guī)律與找礦前景[J]. 新疆地質(zhì), 2014, 31(1): 70-75.

XU SQ, FENG J, TIAN JT, et al. Metallogenic rules and prospecting potential of lead-zinc deposits in Luoshigou of West Kunlun [J]. Xinjiang Geology, 2014, 31(1):70-75.

楊永強,李麗.非硫化物型鋅礦床的地質(zhì)特征和成因機制[J]. 世界地質(zhì),2010,(01):56-59.

YANGY Q, LI L. Geological characteristics and formation mechanism of nonsulfide zinc deposits [J]. Global Geology, 2010, (01):56-59.

AL GANADI, LAGNY P, LESCUYER J L, et al. Jabali, a Zn-Pb-(Ag) carbonate-hosted deposit associated with Late Jurassic rifting in Yemen [J]. Mineralium Deposita, 1994, 29(1): 44-56.

BAGUETTE A. Les gisements calaminaires de Thasos [J]. Annales Géologiques des Pays Hélleniques, Série 1, Tom II, 1947, 143-183.

BALASSONE G, ROSSI M, BONI M, et al. Mineralogical and geochemical characterization of nonsulfide Zn-Pb mineralization at Silvermines and Galmoy (Irish Midlands) [J]. Ore Geology Reviews, 2008, 33(2): 168-186.

BEATY D W, LANDIS G P, THOMPSON T B, et al. Carbonate-hosted sulfide deposits of the Central Colorado mineral belt [M]. Littleton: Economic Geology Monograph, 1990, 7: 424.

BOLFAM J. Contribution a l’étude du gisement de Hammam N’Ba?ls (Province de Constantine, Algérie) [J]. Compte Rendu du Congrès des Sociétés Savantes,Section des Sciences, 1953: 171-182.

BONI M, BALASSONE G, ARSENEAU V, et al. The nonsulfide zinc deposit at Accha (Southern Peru): geological and mineralogical characterization [J]. Economic Geology, 2009, 104(2): 267-289.

BONI M, GILG H A, BALASSONE G, et al. Hypogene Zn carbonate ores in the Angouran deposit, NW Iran [J]. Mineralium Deposita, 2007, 42(8): 799-820.

BONI M, GILG H A., AVERSA G, et al. The” Calamine” of SW Sardinia (Italy): geology, mineralogy and stable isotope geochemistry of a supergene Zn-mineralization [J]. Economic Geology, 2003, 98: 731-748.

BONI M, LARGE D. Nonsulfide zinc mineralization in Europe: An overview [J]. Economic Geology, 2003, 98(4): 715-729.

BONI M, MONDILLO N. The “calamines” and the “others”: The great family of supergene nonsulfide zinc ores [J]. Ore Geology Reviews, 2015, 67: 208-233.

BONIM. A new (“old”) type of Zn ore resource: The “calamine” of SW Sardinia (Italy) [A]// Geological Society of America Abstracts with Programs[C], 2001, 33: A-336.

BORG G. A Review of Supergene Nonsulphide Zinc (SNSZ) Deposits-the 2014 Update [A]. Archibald S M and Piercey S J, eds. In book: Current Perspectives on Zinc Deposits, Ireland[C]: Irish Association for Economic Geology. 2015: 123-147.

BRUGGER J, MCPHAIL D C, WALLACE M, et al. Formation of willemite in hydrothermal environments [J]. Economic Geology, 2003, 98(4): 819-835.

BUSH J B, COOK D R. The Chief Oxide-Burgin area discoveries, East Tintic District, Utah; a case history; Part II, Bear Creek Mining Company studies and exploration [J]. Economic Geology, 1960, 55(7): 1507-1540.

CAIRNCROSS B. The Otavi Mountain Land Cu-Pb-Zn-V deposits [J]. Mineralogical Record, 1997, 28:109-130, 157.

CERLING T E. The stable isotopic composition of modern soil carbonate and its relationship to climate [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1984, 71(2): 229-240.

CHAPPLE K. The Mehdiabad zinc deposit-a Tethyan giant [J]. Mineral Exploration and Sustainable Development. Millpress, Rotterdam, 2003: 1149-1152.

COPPOLA V, BONI M, GILGH A, et al. The “calamine” nonsulfide Zn-Pb deposits of Belgium: petrographical, mineralogical and geochemical characterization [J]. Ore Geology Reviews, 2008, 33(2): 187-210.

DALIRAN F, PRIDE K, WALTHER J, et al. The Angouran Zn (Pb) deposit, NW Iran: evidence for a two stage, hypogene zinc sulfide-zinc carbonate mineralization [J]. Ore Geology Reviews, 2013, 53: 373-402.

EL SAMANI Y, TOURAY J C, POUITG, et al. La minéralisation en Zn-Cu-Mn-Ba d’Abu Samar et les indices de la plaine d’Allalka-leib (Soudan) [J].des accumulations métallifères métamorphisées d’origine exhalative-sédimentaire: Chronique de la Recherche Minière, 1986, 483: 3-18.

GILG H A, ALLEN C, BALASSONE G, et al. The 3-stage evolution of the Angouran Zn “oxide”-sulfide deposit, Iran [J]. Mineral Exploration and Sustainable Development. Millpress, Rotterdam, 2003a: 77-80.

GILG H A, BONI M, HOCHLEITNERR, et al. Stable isotope geochemistry of carbonate minerals in supergene oxidation zones of Zn-Pb deposits [J]. Ore Geology Reviews, 2008, 33(2): 117-133.

GILG H A, BONI M. Stable isotope studies on Zn and Pb carbonates: their role in mineral exploration of non-sulphide deposits [A]//Proceedings[C], SEG Conference, Perth WA. 2004: 361-365.

GILG H A, HOCHLEITNER R, KELLER P, et al. A fluid inclusion and stable isotope study of secondary oxidation minerals from the Tsumeb Cu-Pb-Zn deposit, Namibia [J]. Proceedings ECROFI XI, Budapest, Hungary, 2003b, 2: 78-79.

GNOINSKI J. Skorpion Zinc: optimization and innovation [J]. Journal of the Southern African Institute of Mining and Metallurgy, 2007, 107(10): 657-662.

GOODFELLOW W D, LYDON J W. Sedimentary-exhalative (SEDEX) deposits [J]. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication, 2007, 5: 163-183.

GRIFFITH S V. The mineral resources of Burma [M]. London: Mining Magazine, 1956, 95: 9-18.

GROVES I, GREGORY I, CARMAN C. Reliance-a new high-grade zinc silicate-oxide discovery in the Flinders Ranges [J]. Mines and Energy South Australia Journal, 2002, 25: 6-10.

HEYLA V. Oxidized zinc deposits of the United States, Part 2. Utah [J]. U.S. Geologicial Survey Bulletin, 1963, 1135-B: 104.

HEYL A V. Oxidized zinc deposits of the United States, Part 3. Colorado [J]. U.S. Geological Survey Bulletin, 1964, 1135-C: 98.

HEYL A V, BOZION C N. Oxidized zinc deposits of the United States, Part 1 [J]. General Geology: U.S. Geological Survey Bulletin, 1962, 1135-A: 52.

HITZMAN M W, BEATY D W. The Irish Zn-Pb-(Ba) orefield [A]. In Sangster D F, ed. Carbonate-hosted lead-zinc deposits: Society of Economic Geologists Special Publication[C], 1996, 4: 112-143.

HITZMAN M W, REYNOLDS N A, SANGSTER D F, et al. Classification, genesis, and exploration guides for nonsulfide zinc deposits [J]. Economic Geology, 2003, 98(4): 685-714.

HITZMAN M W, THORMAN C H, ROMAGNA G, et al. The Morro Agudo Zn-Pb deposit, Minas Gerais, Brazil: a Proterozoic Irish-type carbonate hosted sedex replacement deposit[A]//Abstracts with Programs-Geological Society of America[C]. 1995, 27: A408.

HITZMAN M W. Zinc oxide and zinc silicate deposits-a new look [A]//GSA Annual Meeting, Abstracts with Programs[C], 2001, 33: A-336.

JOHNSON C A, SKINNER B J. Geochemistry of the furnace magnetite bed, Franklin, New Jersey, and the relationship between stratiform iron oxide ores and stratiform zinc oxide-silicate ores in the new Jersey Highlands [J]. Economic Geology, 2003, 98(4): 837-854.

JOHNSONC A. Geochemical constraints on the origin of the Sterling Hill and Franklin zinc deposits, and the Furnace magnetite bed, northwestern New Jersey [M]. Littleton: Society of Economic Geologists Guidebook Series, 2001, 35: 89-97.

KAMONA F. The carbonate hosted Kabwe Pb-Zn deposit, central Zambia [D]. Aachen: Rheinisch-Westfalischen Technischen Hoschschule, 1993.

KELLY W C. Topical study of lead-zinc gossans [J]. State Bureau of Mines and Mineral Resources, New Mexico Institute of Mining and Metallurgy Bulletin, 1958, 46: 42-47.

LARGE D. The geology of nonsulphide zinc deposits-An overview [J]. Erzmetall, 2001, 54(5): 264-274.

LEACH D L, SANGSTER D F, KELLEY K D, et al. Sediment-hosted lead-zink deposit: A global perspective [J]. Economic Geology 100th Anniversary Volume, 2005: 561-607.

LEAVENS P B, PATTON J D. The Desert View mine, San Bernardino Mountains, California: A possible intermediate between Lngban, Sweden and Franklin, New Jersey [J]. San Bernardino County Museum Association Quarterly, 2000, 47: 17-21.

LI N, KYLE J K. Geologic controls of sandstone-hosted Zn-Pb-(Sr) mineralization, Jinding deposit, Yunnan Province, China—a new environment for sediment-hosted Zn-Pb deposits [A] //Energy and Mineral Resources for the 21st Century[C]: Geology of Mineral Deposits: Mineral Economics: Proceedings of the 30th International Geological Congress, Beijing: 4-14 August 1996. VSP, 1998, 9: 67-82.

LIAGHAT S, MOORE F, JAMI M. The Kuh-e-Surmeh mineralization, a carbonate-hosted Zn-Pb deposit in the simply folded belt of the Zagros Mountains, SW Iran [J]. Mineralium Deposita, 2000, 35(1): 72-78.

LIAKOPOULOS A., Hydrothermalisme et mineralisations métallifères de l’le de Milos (Cyclades, Grece) [D]. Paris: Memoires des Sciences de la Terre, Academie de Paris, Université Pierre et Marie Curie, 1987.

LINDGREN W, LOUGHLIN G F, HEIKES V C. Geology and ore deposits of the Tintic mining district, Utah [M]. Reston: U.S. Geological Survey Professional Paper. 1919, 107: 282 p.

LYDON J W. Sedimentary exhalative sulphides (Sedex) [A]. In: Eckstrand O R, Sinclair W D, and Thorpe R I, eds., Geology of Canadian Mineral Deposit Types[C], Geological Survey of Canada, 1995, 8: 130-152.

MARINOS G. The ores of lead and zinc in Greece [J]. In: Dunham K C, ed., The Geology, Paragenesis, and Reserves of Lead and Zinc: International Geological Congress, 18th, Proceedings Part VII, 1950: 308-313.

MEGAW P K M, RUIZ J, TITLEY S R. High-temperature, carbonate-hosted Ag-Pb-Zn (Cu) deposits of northern Mexico [J]. Economic Geology, 1988, 83(8): 1856-1885.

MELCHIORRE E B, ENDERS M S. Stable isotope geochemistry of copper carbonates at the Northwest Extension deposit, Morenci district, Arizona: implications for conditions of supergene oxidation and related mineralization [J]. Economic Geology, 2003, 98: 607-621.

MELCHIORRE E B, WILLIAMS P A, BEVINS R E. A low temperature oxygen isotope thermometer for cerussite, with application at Broken Hill, New South Wales, Australia [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2001, 65: 2527-2533.

MONDILLO N, BONI M, BALASSONE G, et al. The Jabali nonsulfide Zn-Pb-Ag deposit, western Yemen [J]. Ore Geology Reviews, 2014, 61: 248-267.

MONTEIRO L V S, BETTENCOURT J S, JULIANIC, et al. Geology, petrography, and mineral chemistry of the Vazante non-sulfide and Ambrósia and Fagundes sulfide-rich carbonate-hosted Zn-(Pb) deposits, Minas Gerais, Brazil [J]. Ore Geology Reviews, 2006, 28(2): 201-234.

MORRIS H T, LOVERING T S. General geology and mines of the East Tintic mining district, Utah and Juab counties, Utah [M]. Reston: U.S. Geological Survey Professional Paper, 1979, 1024: 203.

MORRISH T. The Main Tintic mining district, Utah [J]. In: Ridge J D, ed., Ore deposits of the United States, 1933-1967 (Graton-Sales volume): American Institute of Mining, Metallurgy, and Petroleum Engineers, 1968: 1043-1073.

NUSPL A. Genesis of nonsulfide zinc deposits and their future utilization [J]. TU Bergakademie Freiberg, 2009: 1-9.

OHMOTO H, RYE R O. Isotopes of sulfur and carbon [A]// Barnes H L, ed. Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits[M], 2nd edition. New York: Wiley, 1979: 509-567.

PAN G T, WANG L Q, LI R S, et al. Tectonic evolution of the Qinghai-Tibet Plateau [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 53:3-14.

PRIDE K, SALEHI H. Angouran zinc deposit, Iran [J]. Prospectors and Developers Association of Canads, Abstracts, 2003, 24.

REICHERT J, BORGG. Numerical simulation and a geochemical model of supergene carbonate-hosted non-sulphide zinc deposits [J]. Ore Geology Reviews, 2008, 33(2): 134-151.

RELVAS J M R S, BARRIGA F J A S, LONGSTAFFE F J. Hydrothermal alteration and mineralization in the Neves-Corvo volcanic-hosted massive sulfide deposit, Portugal. II. Oxygen, hydrogen, and carbon isotopes [J]. Economic Geology, 2006, 101(4): 791-804.

REYNOLDS N A, CHISNALL T W, KAEWSANG K, et al. The padaeng supergene nonsulfide zinc deposit, Mae Sod, Thailand [J]. Economic Geology, 2003, 98(4): 773-785.

ROBINSON B W. The origin of mineralization at the Tui mine, Te Aroha, New Zealand, in the light of stable isotope studies [J]. Economic Geology, 1974, 69: 910-925.

ROSE A W, HAWKES H E, WEBBJ S. Geochemistry in mineral exploration [M]. London：Academic Press, 1979, 657 p.

SANGAMESHWAR S R, BARNES HL. Supergene processes in zinc-lead-silver sulfide ores in carbonates [J]. Economic Geology, 1983, 78(7): 1379-1397.

SANTORO L, BONI M, HERRINGTONR, et al. The Hakkari nonsulfide Zn-Pb deposit in the context of other nonsulfide Zn-Pb deposits in the Tethyan Metallogenic Belt of Turkey [J]. Ore Geology Reviews, 2013, 53: 244-260.

SCHNEIDER J, BONI M, LAUKAMPC, et al. Willemite (Zn2SiO4) as a possible Rb-Sr geochronometer for dating nonsulfide Zn-Pb mineralization: examples from the Otavi Mountainland (Namibia) [J]. Ore Geology Reviews, 2008, 33(2): 152-167.

SHEPARD W M, MORRIS H T, COOK DR. Geology and ore deposits of the Tintic mining district, Utah [A]. In: Ridge J D, ed., Ore deposits of the United States, 1933-1967 (Graton-Sales volume): American Institute of Mining, Metallurgy, and Petroleum Engineers[C], 1968: 956-959.

TAKAHASHI T. Supergene alteration of zinc and lead deposits in limestone [J]. Economic Geology, 1960, 55(6): 1083-1115.

THOMPSON T B, AREHARTG B. Geology and the origin of ore deposits in the Leadville district, Colorado—Part I. Geologic studies of orebodies and wall rocks [J]. Carbonate-hosted sulfide deposits of the central Colorado mineral belt: Economic Geology Monograph, 1990, 7: 130-155.

THORNBER M R, TAYLOR G F. The mechanisms of sulphide oxidation and gossan formation [J]. Regolith exploration geochemistry in tropical and subtropical terrains: Elsevier Handbook of Exploration Geochemistry, 1992, 4: 119-138.

THORNBER M R. The chemical mobility and transport of elements in the weathering environment [A]. In: Butt C R M, and Zeegers H, eds. Regolith Exploration Geochemistry in Tropical and Subtropical Terrains[C]. In: Govett, G J S, ed. Handbook of Exploration Geochemistry, 1992, 4: 79-96.

VIVALLO W, BROMANC. Genesis of the earthy ores at Garpenberg, south central Sweden [J]. Geologiska F?reningens i Stockholm f?rhandlingar. 1993, 115: 209-214.