云南金頂超大型鉛鋅礦床碳、氧、鍶、鉛同位素地球化學(xué)

唐永永, 畢獻(xiàn)武, 武麗艷, 鄒志超, 和利平

(1. 中國(guó)科學(xué)院 地球化學(xué)研究所 礦床地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 貴州 貴陽(yáng) 550002; 2. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京100049; 3. 云南金鼎鋅業(yè)有限公司, 云南 蘭坪 671401)

0 引 言

云南省蘭坪縣金頂鉛鋅礦是目前中國(guó)最大的鉛鋅礦，也是鉛鋅礦金屬儲(chǔ)量超過(guò)千萬(wàn)噸的世界級(jí)超大型礦床之一(鉛鋅控制儲(chǔ)量1500萬(wàn)t，成礦總金屬量大于2200萬(wàn)t)[1]。該礦床以成礦時(shí)代新、陸相紅色碎屑巖容礦、成礦與構(gòu)造關(guān)系密切等特征區(qū)別于以沉積巖為圍巖的MVT型礦床、SEDEX型礦床和SST型礦床，可能代表了沉積巖容礦鉛鋅礦床的一種新類型[2?3]。關(guān)于金頂鉛鋅礦的成因機(jī)制爭(zhēng)議較大，歸納起來(lái)可以區(qū)分為：同生成因[4?10]和后生成因[1,11?18]。王安建等[3]指出，金頂超大型鉛鋅礦床近30年的成因爭(zhēng)論恰好是由于其成礦時(shí)代、成礦的構(gòu)造地質(zhì)背景、容礦巖石的歸屬以及容礦巖石沉積環(huán)境和礦化時(shí)盆地演化的階段等關(guān)鍵問(wèn)題沒(méi)有梳理清楚所致。同時(shí)，成礦流體的來(lái)源和演化以及成礦金屬的來(lái)源也一直是該礦床研究的薄弱環(huán)節(jié)，這在一定程度上制約了對(duì)礦床成因的認(rèn)識(shí)。

傳統(tǒng)的碳、氧同位素研究在示蹤成礦流體的來(lái)源和性質(zhì)上具有優(yōu)勢(shì)，但難以判斷流體的流經(jīng)路線和運(yùn)移過(guò)程。鍶同位素研究正好彌補(bǔ)了這一不足，因?yàn)樵诓煌刭|(zhì)環(huán)境下，87Sr/86Sr的變化范圍明顯不同，且成礦流體中的 Sr一般是源區(qū) Sr和流經(jīng)途徑Sr的疊加，包含了源區(qū)和運(yùn)移途徑的信息[19]。碳酸鹽礦物方解石是進(jìn)行這方面探討的理想對(duì)象，其碳、氧、鍶同位素在示蹤成礦流體的來(lái)源和演化方面應(yīng)用很廣[20?33]。方解石是金頂鉛鋅礦最主要的脈石礦物之一，可以為研究該礦床成礦流體的來(lái)源和演化提供重要信息。因此，本次研究選擇該礦不同期次熱液方解石，擬通過(guò)對(duì)其碳、氧、鍶同位素體系的系統(tǒng)研究，并結(jié)合硫化物鉛同位素特征，探討成礦流體來(lái)源和演化以及成礦金屬的來(lái)源等問(wèn)題，為進(jìn)一步深入認(rèn)識(shí)成礦機(jī)制奠定基礎(chǔ)。

1 礦床地質(zhì)特征

金頂鉛鋅礦產(chǎn)于滇西北蘭坪中新生代沉積盆地中部。蘭坪盆地隸屬昌都-思茅微板塊，東側(cè)以金沙江斷裂帶與揚(yáng)子板塊相接，西側(cè)以瀾滄江斷裂帶與保山地塊毗鄰(圖 1a)。在古特提斯的基礎(chǔ)上，盆地內(nèi)沉積了中新生代海相、陸相碳酸鹽巖，火山碎屑巖和碎屑巖建造，地層中有多個(gè)陸相膏巖層，存在多個(gè)沉積間斷[1,35]。受古金沙江洋和古瀾滄江洋相向俯沖以及印度-歐亞板塊碰撞的影響，蘭坪盆地在印支期具有殘留海的性質(zhì)，燕山期是凹陷盆地，喜馬拉雅期屬走滑拉分盆地[16]。蘭坪盆地火山巖漿活動(dòng)分布主要集中在盆地東西兩側(cè)，并受控于深大斷裂帶，呈條帶狀展布。盆地中部出露巖漿巖很少，斷裂控制亦很明顯，規(guī)模較大的有云龍?jiān)斫菑S巖體和永平卓番巖體, 洱源上邑村巖體規(guī)模也較大[36]。

圖1 金頂鉛鋅礦在蘭坪盆地中的位置(a)與礦區(qū)地質(zhì)圖(b)(據(jù)文獻(xiàn)[34])Fig.1 The location of the Jinding Zn-Pb deposit in the Lanping basin (a) and the geological map of the Jinding deposit

金頂鉛鋅礦產(chǎn)于金頂穹窿內(nèi)，礦區(qū)由北廠、跑馬坪、架崖山、西坡、南廠、白草坪和蜂子山礦段組成(圖 1b)。 礦區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育，東部的 沘 江斷裂呈南北向展布，研究證實(shí)[34]，沘江斷裂控制了云龍組沉積盆地的邊界，由于長(zhǎng)期活動(dòng)切穿了不同層位的地層，成為本區(qū)主要的導(dǎo)礦構(gòu)造。礦區(qū)地層分為原地系統(tǒng)和外來(lái)系統(tǒng)，外來(lái)系統(tǒng)推覆于原地系統(tǒng)之上。外來(lái)系統(tǒng)已經(jīng)發(fā)生倒轉(zhuǎn)，從上至下依次為上三疊統(tǒng)三合洞組、中侏羅統(tǒng)花開(kāi)佐組和下白堊系景星組。原地系統(tǒng)包括古新統(tǒng)云龍組、上白堊系南新組和虎頭寺組。礦體受構(gòu)造和巖性控制明顯，主要以板狀、層狀、似層狀產(chǎn)在推覆構(gòu)造中及其上下的景星組(上含礦帶)和云龍組上段(下含礦帶)。鉛鋅礦體環(huán)繞穹窿核心邊緣呈不規(guī)則環(huán)帶分布，在礦區(qū)東部東傾，北部北傾，西部西傾，南部南傾，并且礦體越靠近穹窿頂部越厚。此外，礦區(qū)還產(chǎn)出大量的硫酸鹽巖(主要為石膏和天青石)，它們圍繞鉛鋅礦體斷續(xù)展布，形成明顯的分帶特征(圖2)。礦區(qū)主要發(fā)育兩種類型的鉛鋅礦石: 砂巖型和灰?guī)r角礫巖型。兩者的礦物組分大致相同，金屬礦物主要為閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦和白鐵礦，非金屬礦物有方解石、石英、天青石、重晶石、石膏和硬石膏等。砂巖型礦石組構(gòu)簡(jiǎn)單，常為膠結(jié)結(jié)構(gòu)、細(xì)粒浸染狀構(gòu)造, 少量為塊狀構(gòu)造，伴隨硅化、黃(白)鐵礦化以及方解石化；灰?guī)r角礫巖型礦石常呈晶粒結(jié)構(gòu)、交代溶蝕結(jié)構(gòu)、膠狀同心環(huán)狀結(jié)構(gòu)和嵌晶結(jié)構(gòu)等，脈狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造、環(huán)狀-環(huán)帶狀構(gòu)造、膠狀-變膠狀構(gòu)造和晶洞構(gòu)造等。

方解石作為成礦期最主要的脈石礦物，其產(chǎn)狀復(fù)雜，具有多期次性。根據(jù)其產(chǎn)狀和與鉛鋅礦化的關(guān)系，可分為主礦化期和礦化后期。主礦化期常為脈狀方解石, 呈粗晶亮晶狀, 晶粒大小不等，脈寬常小于 1 cm，主要產(chǎn)于角礫巖型礦石中，與方鉛礦和閃鋅礦等共生，或呈晶粒狀與硫化物一起膠結(jié)灰?guī)r角礫，與之共生的硫化物呈細(xì)晶結(jié)構(gòu)(圖 3a,圖 3b, 圖 3c); 礦化后期為結(jié)核狀方解石，呈粗晶狀，產(chǎn)于角礫巖型礦石或砂巖型礦石的溶蝕孔洞中，與之共生的硫化物以黃鐵礦和方鉛礦為主，特別是方鉛礦通常結(jié)晶粗大(圖3d, 圖3e)，同期還形成晶簇狀天青石和石膏等。此外，還從斷裂破碎帶中采得泥狀方解石(圖3f)，斷層泥發(fā)育黃鐵礦化蝕變，可能代表了主礦化期成礦流體沿著破碎帶運(yùn)移時(shí)的痕跡。

2 樣品采集及分析

本次研究所用方解石來(lái)自金頂鉛鋅礦北廠、架崖山和跑馬坪礦段。先將礦石樣品碎至40 ～ 80目，在雙目鏡下手選方解石，使其純度達(dá)到 99%以上，再用瑪瑙研缽將純凈方解石磨至 200目供測(cè)試分析。使用相同方法，挑選出方鉛礦、閃鋅礦和黃鐵礦，制成單礦物粉末供鉛同位素分析。

方解石碳、氧同位素分析在中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所環(huán)境地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。碳、氧同位素測(cè)試采用 100%磷酸法[37]，之后利用 MAT 251型質(zhì)譜儀進(jìn)行碳、氧同位素測(cè)定，選用國(guó)家一級(jí)碳酸鹽碳、氧同位素參考物質(zhì)GBW04416作為工作標(biāo)準(zhǔn)，δ13C以PDB為標(biāo)準(zhǔn)，δ18O以SMOW為標(biāo)準(zhǔn)，分析精度小于±0.2‰。

圖2 金頂北廠-跑馬坪礦段地質(zhì)剖面(據(jù)文獻(xiàn)[34])Fig.2 Geological section of Beichang-Paomaping ore blocks in the Jinding deposit

圖3 金頂鉛鋅礦礦石礦物組合Fig.3 Ore mineral assemblages in the Jinding Zn-Pb deposit

方解石的Rb、Sr含量以及鍶同位素測(cè)試在中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。Rb、Sr含量分析使用儀器為ELAN DRC-e型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)，分析誤差小于10%，分析流程見(jiàn)文獻(xiàn)[38]。方解石Rb、Sr的分離以及鍶同位素比值測(cè)試流程見(jiàn)文獻(xiàn)[39?40]。先稱取100 mg左右的樣品，加入適量純化的2.5 mol/L HCl溶解，將溶解好的清液移入離心管后置入離心機(jī)離心10 min。然后用裝有2 mL AG-50W-X12樹(shù)脂(200～400目)的石英交換柱進(jìn)行Sr的分離和純化。鍶同位素比值測(cè)定在Finnigan 公司MAT 262型熱電離質(zhì)譜計(jì)上完成，所有數(shù)據(jù)均用86Sr/88Sr = 0.1194進(jìn)行校正，該實(shí)驗(yàn)室對(duì)國(guó)際標(biāo)樣NBS 987分析結(jié)果為 0.710259±10 (n=8)。

硫化物的鉛同位素測(cè)試在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院進(jìn)行。首先稱取適量樣品，用HF+HClO4溶解，之后使用強(qiáng)堿性陰離子交換樹(shù)脂依次加入純化的HBr和HCl對(duì)Pb進(jìn)行分離。最后在ISOPROBE-T熱電離質(zhì)譜計(jì)上測(cè)定鉛同位素比值。實(shí)驗(yàn)采用國(guó)際標(biāo)樣NBS 981進(jìn)行監(jiān)控，其測(cè)試結(jié)果為208Pb/206Pb=2.1651，207Pb/206Pb=0.91384，204Pb/206Pb=0.059169。

3 結(jié) 果

3.1 碳、氧同位素

金頂鉛鋅礦方解石碳、氧同位素測(cè)試結(jié)果見(jiàn)表 1和圖 4。主礦化期脈狀方解石 δ13CPDB值為?23.0‰ ～?2.6‰，平均值為?12.0‰，δ18OSMOW值為 22.1‰ ～23.3‰，平均值為 22.7‰；礦化后期結(jié)核狀方解石δ13CPDB值分布集中，變化于?7.0‰ ～ ?6.2‰，平均值為?6.6‰，δ18OSMOW值為 20.2‰ ～ 22.4‰，平均值為 21.5‰；而斷裂破碎帶中泥狀方解石碳、氧同位素特征類似主礦化期脈狀方解石，其 δ13CPDB值為?20.2‰ ～ ?2.8‰，平均值為?11.3‰，δ18OSMOW值為22.4‰ ～ 24.5‰，平均值為 23.5‰。

3.2 鍶同位素

金頂鉛鋅礦方解石Rb、Sr含量及鍶同位素結(jié)果見(jiàn)表1?？偟膩?lái)講，方解石Rb含量很低，Sr含量較高，變化較大，富放射成因87Sr ，87Sr/86Sr比值分布集中。主礦化期方解石Rb含量變化于0.02 ～ 0.22 μg/g，平均為 0.12 μg/g，Sr含量為 175 ～ 1920 μg/g，平均為 561 μg/g，87Sr/86Sr值介于 0.709860 ～0.710362之間，平均值為 0.710166；礦化后期結(jié)核狀方解石Rb含量為0.06 ～ 0.13 μg/g，平均為0.10 μg/g，Sr含量為 240 ～ 817 μg/g，平均為 435 μg/g，87Sr/86Sr值介于0.710235 ～ 0.710347之間，平均值為 0.710286；斷裂破碎帶中泥狀方解石 Rb含量為0.09 ～ 0.61 μg/g，平均為 0.33 μg/g，Sr含量為 208 ～11600 μg/g，平均為 4913 μg/g，87Sr/86Sr 值介于0.709742 ～ 0.710099之間，平均值為0.709880。

3.3 鉛同位素

10件金屬硫化物(方鉛礦、閃鋅礦和黃鐵礦)鉛同位素分析結(jié)果見(jiàn)表 2和圖 5。本研究中的鉛同位素測(cè)試結(jié)果分布相對(duì)集中，富放射成因 Pb。206Pb/204Pb值為 18.373 ～ 18.460，平均值為 18.425，207Pb/204Pb值為15.605 ～ 15.665，平均值為15.635，而208Pb/204Pb值為38.524 ～ 38.694，平均值為38.615。

表1 金頂鉛鋅礦方解石碳、氧、鍶同位素及Rb、Sr含量分析結(jié)果Table 1 C-O-Sr isotopes and the contents of Rb and Sr in calcites in the Jinding Zn-Pb deposit

圖4 金頂鉛鋅礦礦石中方解石碳、氧同位素組成(底圖據(jù)文獻(xiàn)[41])Fig.4 δ13C-δ18O diagram of calcites in ores in the Jinding Zn-Pb deposit

表2 金頂鉛鋅礦金屬硫化物鉛同位素分析結(jié)果Table 2 Pb isotopes in the sulfide minerals in the Jinding Zn-Pb deposit

4 討 論

4.1 方解石碳、氧同位素組成及其意義

研究表明，熱液方解石碳、氧同位素組成是示蹤成礦流體來(lái)源的有效手段[25,28,32,33,47]。Ohmoto[48]研究指出，當(dāng)?shù)V床內(nèi)熱液脈中無(wú)石墨與方解石共生時(shí)，方解石(或包裹體熱液中的CO2)的碳同位素組成(δ13C)可以近似作為成礦溶液的總碳同位素組成(δ13C∑C)。通常，熱液中的 CO2有三種來(lái)源: 有機(jī)源、海相碳酸鹽巖和巖漿-地幔源。劉建明等[41]利用δ13C-δ18O圖解分析了由以上三種物源通過(guò)不同途徑產(chǎn)生CO2時(shí)碳同位素的變化(圖4)。

圖5 金頂鉛鋅礦硫化物鉛同位素組成(底圖據(jù)文獻(xiàn)[43])Fig.5 Lead isotopic composition of sulfides in the Jinding Zn-Pb deposit

金頂鉛鋅礦方解石δ13C變化范圍大，δ18O相對(duì)集中，類似于沉積巖。主礦化期脈狀方解石中的碳具有多源性，一部分樣品沿著海相碳酸鹽溶解作用分布，另一部分沿著沉積有機(jī)物的氧化作用分布，表明海相碳酸鹽巖與沉積有機(jī)物是流體中碳的最主要的來(lái)源。而蘭坪盆地區(qū)域上分布最廣泛的上三疊統(tǒng)三合洞組是一套灰黑色、深灰色海相、潟湖相泥灰?guī)r、富碳灰?guī)r，其有機(jī)碳含量為 0.7‰ ～ 3.4‰，這些灰?guī)r的 δ13C 值為 ?21.8‰ ～ ?19.6‰[9]，接近于礦 石 中 瀝 青 的 碳 同 位 素 組 成 (δ13C ?27.7‰ ～?27.4‰，據(jù)文獻(xiàn)[49])。在熱液作用下，灰?guī)r有機(jī)質(zhì)中12C—12C鍵分解能小于13C—13C鍵，富含12C的簡(jiǎn)單分子烷烴類首先被氧化，形成富含12C的CO2，促使這些熱液成因的方解石較之其他方解石及灰?guī)r富集輕碳[9]。由于海相灰?guī)r的溶解和脫水作用，同時(shí)伴隨著有機(jī)質(zhì)的熱裂解，成礦流體中的碳可能主要來(lái)自于海相碳酸鹽巖和沉積有機(jī)物。這指示了主礦化期成礦流體可能來(lái)源于含有機(jī)質(zhì)豐富的上三疊統(tǒng)三合洞組灰?guī)r中的地層水。而斷裂破碎帶中的泥狀方解石碳、氧同位素特征類似于主礦化期脈狀方解石，指示兩者具有同源性。此外，脈狀方解石顯示輕稀土元素富集，輕重稀土元素顯著分異，富集Co、Mo、W、Mo和Bi等，流體包裹體顯示相對(duì)高溫高鹽的特征(均一溫度大于 250 ℃，鹽度大于8%NaCl)，暗示了其成礦流體中可能有深源組分的加入[50]。

礦化后期結(jié)核狀方解石在 δ13C-δ18O 圖上投在海相碳酸鹽巖溶解作用線附近，但有所偏離。其δ13C值變化于?7.0‰ ～ ?6.2‰之間，平均值為?6.6‰，通常這種碳同位素組成表明，流體中的碳來(lái)自于深部或者碳酸鹽與有機(jī)碳的混合作用[25,51]。而該期方解石δ13C值較窄的變化范圍，排除了有機(jī)物為方解石提供主要碳的可能性。羅君烈等[9]研究發(fā)現(xiàn)石英砂巖膠結(jié)物中的方解石(δ13C ?8.1‰ ～ ?4.9‰，平均值?6.5‰)具有明顯的淡水方解石的碳同位素特征，在一定程度上可反映其生成環(huán)境。而方解石的氧同位素組成主要受流體中水的氧同位素控制[25]。金頂鉛鋅礦流體包裹體研究表明成礦均一溫度為54 ～ 370 ℃，晚期主要集中在 150 ～ 200 ℃之間[9,42,50,52,53]。據(jù)Zheng[54]在方解石與水處于氧同位素平衡時(shí)的分餾方程(1000 ln α方解石-水=4.01×106/T2?4.66×103/T+1.71)計(jì)算，與礦化后期結(jié)核狀方解石平衡的流體δ18O流體介于 7.1‰ ～ 12.7‰之間，該值偏離原生水(約 5‰ ～7‰)和巖漿水(約 5.5‰ ～ 8.5‰)[55]，也明顯大于滇西地區(qū)中新生代大氣降水的組成(δ18O = ?16‰ ～

H2O?10‰， δ DH2O= ?110‰ ～ ?90‰)[56]。從氫、氧同位素角度來(lái)看，與礦化后期結(jié)核狀方解石同時(shí)形成的天青石的 δ18O 為?8.64‰， δ D為?100.55‰，H2OH2O靠近大氣降水線，指示成礦溶液較多地來(lái)自大氣降水[9]。所以，筆者認(rèn)為礦化后期成礦流體系大氣降水，它與圍巖發(fā)生了強(qiáng)烈的水巖反應(yīng)，致使流體的氧同位素發(fā)生了較大的正向漂移，從而導(dǎo)致方解石氧同位素組成具有類似沉積巖的特征。

4.2 方解石鍶同位素特征

由表1可以看出，金頂鉛鋅礦方解石Rb含量很低(0.02 ～ 0.22 μg/g)，而 Sr含量偏高(163 ～ 11600 μg/g)，這主要由方解石的晶體結(jié)構(gòu)特征所決定。在含鈣礦物晶格中，Ca的位置可以有限地容納 Sr而不接受Rb[57]，使得方解石中的Rb/Sr比值很小，Rb衰變產(chǎn)生的87Sr對(duì)體系初始鍶同位素組成影響極小。因此，方解石的87Sr/86Sr比值可以視為其沉淀時(shí)成礦流體的初始鍶同位素組成。

由于在不同地質(zhì)環(huán)境下，87Sr/86Sr的變化范圍明顯不同，且成礦流體中的 Sr一般是源區(qū) Sr和流經(jīng)途徑Sr的疊加，包含了源區(qū)和運(yùn)移途徑的信息[19]。Sr在海水中滯留時(shí)間(約2 ～ 4 Ma)遠(yuǎn)長(zhǎng)于海水的混合時(shí)間(約 1.5×103a)，因此可以認(rèn)為海水中鍶同位素的分布是均一的, 并且海水中碳酸鹽巖礦物沉淀時(shí)沒(méi)有明顯的鍶同位素分餾, 其鍶同位素組成與海水基本一致[58]。所以，礦區(qū)上三疊統(tǒng)三合洞組海相灰?guī)r的鍶同位素組成應(yīng)該相當(dāng)于晚三疊世古海水的鍶同位素(87Sr/86Sr 0.707594 ～ 0.707844，據(jù)文獻(xiàn)[59])。而金頂鉛鋅礦方解石87Sr/86Sr值介于0.709742～ 0.710362之間，平均值為 0.710121，類似于羅君烈等[9]的分析結(jié)果(87Sr/86Sr 0.70777 ～ 0.71185，平均值為 0.71062)，明顯高于上三疊統(tǒng)三合洞組灰?guī)r，暗示了成礦流體形成以后流經(jīng)了富放射成因87Sr的地質(zhì)體。一般來(lái)講，大陸地殼富放射成因87Sr的潛在來(lái)源為火成硅酸鹽礦物或 Rb/Sr比值較高的碎屑巖。蘭坪盆地有6個(gè)含鹽層位(分別產(chǎn)于T3、J2、K2和E1-2中)，因此盆地地層中含有豐富的Sr。當(dāng)成礦流體形成以后流經(jīng)這些地層時(shí)，溶解作用以及水巖作用而獲得富放射成因Sr的特征。一般在碎屑巖地層中碳質(zhì)含量較少，水巖作用對(duì)成礦流體中的碳同位素影響不大，而流體中的氧同位素則會(huì)發(fā)生明顯的正向漂移，類似于圍巖的氧同位素。

4.3 鉛同位素組成

鉛同位素是研究鉛鋅礦床成礦物質(zhì)來(lái)源最有效和最重要的手段之一。關(guān)于金頂鉛鋅礦鉛同位素發(fā)表了大量的數(shù)據(jù)[5,34,42,45?46]?？傮w上講，鉛同位素分布范圍廣，兼具殼源和幔源的特征，但是不同作者發(fā)表的數(shù)據(jù)存在很大的差異。如果在樣品的選擇以及測(cè)試方法可靠的前提下，針對(duì)同一礦床做相同分析項(xiàng)目而存在大的差異是難以理解的。總結(jié)前人的數(shù)據(jù)投在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解中(圖5a)，發(fā)現(xiàn)研究區(qū)大量數(shù)據(jù)點(diǎn)在圖中呈線性分布，那么首先就得考慮是否存在系統(tǒng)的分析誤差。Franklin et al.[60]指出，引起鉛同位素分析誤差主要有兩個(gè)原因:204Pb本身含量低導(dǎo)致的測(cè)量誤差；質(zhì)譜測(cè)試過(guò)程中同位素質(zhì)量分餾引起的誤差。當(dāng)出現(xiàn)誤差時(shí)，數(shù)據(jù)點(diǎn)在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb中呈線性分布，前者控制的斜率 R為所有樣品207Pb/204Pb的平均值和206Pb/204Pb平均值的比值m，后者控制的斜率R為115m，當(dāng)兩種誤差都存在時(shí)，分析數(shù)據(jù)點(diǎn)擬合成直線的斜率值R處于m和115m之間。宋玉財(cái)?shù)萚61]通過(guò)擬合不同作者的數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，除趙海濱[42]的數(shù)據(jù)外，其他作者[5,45,52,62]發(fā)表的數(shù)據(jù)及張乾[46]發(fā)表的大部分?jǐn)?shù)據(jù)的R值均在其各自的m和115m之間，盡管不能肯定這些數(shù)據(jù)都是由分析誤差所引起的，但至少是有很大疑問(wèn)的，不宜進(jìn)行討論。而本研究的鉛同位素?cái)?shù)據(jù)的R值明顯小于m，可以用于討論(表2)。

筆者在總結(jié)本研究數(shù)據(jù)和趙海濱[42]的數(shù)據(jù)基礎(chǔ)上，將其投在Zartman et al.[43]的Pb構(gòu)造模式圖解中(圖 5a)，發(fā)現(xiàn)金頂鉛鋅礦硫化物鉛同位素組成相對(duì)集中，位于造山帶演化線和上地殼演化線之間，可以認(rèn)為是造山帶Pb和上地殼Pb的混合，但由于模式圖中造山帶Pb的含義不明確，它實(shí)際上包括了高μ值的整合Pb、俯沖帶的殼?；旌螾b、海底熱水作用Pb和部分沉積與變質(zhì)作用Pb[63]。這種混合作用通常以沉積作用、火山作用、巖漿作用、變質(zhì)作用以及急速的侵蝕循環(huán)作用等方式把來(lái)源于地幔、上地殼和下地殼的 Pb混合，形成具有均一 U/Pb和Th/Pb比值的造山帶Pb。所以僅從Pb構(gòu)造模式圖解依然無(wú)法明確區(qū)分成礦物質(zhì)來(lái)源。張乾等[44]指出滇西蘭坪盆地由于古生代以來(lái)經(jīng)歷了古特提斯和新特提斯及大陸碰撞等復(fù)雜的構(gòu)造活動(dòng)，滇西地區(qū)鉛同位素組成超出了 Zartman等厘定的各源區(qū)鉛同位素組成的范圍，并大致厘定出滇西地區(qū)上地幔Pb及蘭坪盆地上地殼沉積巖系的鉛同位素組成范圍。本研究鉛同位素?cái)?shù)據(jù)集中在蘭坪盆地上地殼沉積巖系區(qū)間內(nèi)(圖5), 說(shuō)明上地殼沉積巖系可能貢獻(xiàn)了成礦金屬。另外,本次所討論礦物鉛同位素模式年齡為181～229 Ma，平均為207 Ma，時(shí)間上對(duì)應(yīng)晚三疊世。張乾[46]指出，由于鉛同位素定年存在很大誤差，尤其是像金頂這種成礦時(shí)代較新的礦床，其鉛同位素模式年齡與礦區(qū)地層間的對(duì)應(yīng)關(guān)系可能并不意味著Pb直接來(lái)自各自所對(duì)應(yīng)的地層。所以，本研究中Pb模式年齡的地質(zhì)意義尚不清楚。而礦石的μ值介于9.48～ 9.59之間，平均值為9.55，明顯大于目前公認(rèn)的幔源Pb的μ值(7.8 ～ 8.0)，再一次佐證了成礦金屬主要屬殼源的結(jié)論。

從蘭坪盆地成礦元素背景分布來(lái)看，Pb、Zn元素在蘭坪盆地沉積蓋層中(從上三疊統(tǒng)至古新統(tǒng)云龍組)的含量較小(在上三疊統(tǒng)三合洞組中稍高)，大致相當(dāng)于克拉克值[34]。一般來(lái)講，這種區(qū)域的低背景特征很難為金頂鉛鋅礦提供充足的成礦金屬。但是，據(jù)王二七等[64]的研究結(jié)果，藏東緣新生代的陸陸碰撞作用至少使蘭坪盆地東西向縮小了500 km。根據(jù)楊友華等[65]提供的區(qū)域地層Pb、Zn和Cd豐度資料，上三疊統(tǒng)三合洞組Pb、Zn和Cd的平均含量為20、143和5.3 μg/g，是區(qū)內(nèi)其他地層單位相同元素含量的2 ～ 5倍。王安建等[3]在此基礎(chǔ)上，取上三疊統(tǒng)三合洞組平均厚度150 m 做模型計(jì)算認(rèn)為，上三疊統(tǒng)三合洞組具有提供蘭坪金頂，包括區(qū)域巨量成礦金屬的巨大潛力。

而在蘭坪盆地中，喜馬拉雅期堿性斑巖(皂角廠巖體和卓番巖體等)的206Pb/204Pb值為 18.352 ～18.897，207Pb/204Pb值為 15.616 ～ 15.772，208Pb/204Pb值為38.624 ～ 39.226，數(shù)據(jù)點(diǎn)主要位于Zartman et al.的 Pb構(gòu)造模式圖解的造山帶演化線和上地殼演化線之間，并且具有高μ值，介于9.48 ～ 9.75之間，平均值為 9.54[9]，鉛同位素特征類似于金頂鉛鋅礦(圖5)。滕彥國(guó)等[36]研究發(fā)現(xiàn)這些新生代巖漿巖通常富集 Pb、Zn、Cu、Ag、Cr、Co、Ni、Cs、Sr、Ba和Y等，在成因上它們具有相同的地幔源區(qū)，成巖方式主要以交代富集地幔部分熔融作用為主，但殼幔物質(zhì)再循環(huán)以及地殼物質(zhì)的混染對(duì)巖漿巖的形成具有重要的影響。而金頂?shù)V床礦石化學(xué)成分除Pb和Zn外，還富含與地?；顒?dòng)密切相關(guān)的Cd、Tl、Te、Ge、Co、Ga和 In等稀有金屬元素，其中 Cd儲(chǔ)量已達(dá)巨大型，Tl儲(chǔ)量也達(dá)數(shù)千噸。金頂?shù)V床水系沉積物中除含Pb、Zn、Ag和Cd等標(biāo)型元素外，還有高濃集的 Th(平均 53 μg/g)[66]。Th是典型的火成元素，聯(lián)系到與金頂?shù)V床同處于永平-蘭坪南北向構(gòu)造帶中的喜馬拉雅期堿性巖體富含Th等放射性元素，推測(cè)金頂?shù)V床富 Th可能與喜馬拉雅期堿性巖漿活動(dòng)有關(guān)。W和Mo在地殼各圈層中的豐度變化比較大，地殼中的豐度高出地幔數(shù)倍，而地核中的豐度又高出地殼值數(shù)倍至數(shù)十倍，表明隨著地球的演化和分異，它們向富 Si和Al的地殼中聚集。蘭坪盆地硫化物中W均高出地幔值(0.1 ～ 0.3 μg/g)，金頂膠黃鐵礦和方鉛礦接近地幔值[42]。而 Mo在基性巖中分布最高，又以堿性玄武巖中豐度更高，表明Mo是深源的元素[67]。蘭坪盆地硫化物中個(gè)別樣品的Mo含量較高，大部分接近堿性玄武巖的豐度值(3 ～4 μg/g)，而金頂硫化物個(gè)別樣品中Mo含量超過(guò)100 μg/g，暗示了成礦物質(zhì)的來(lái)源可能與火成巖漿活動(dòng)有關(guān)。薛春紀(jì)等[17]指出，金頂成礦流體中富集Mo、Re、Co和Ni的特征指示了成礦作用與深部巖漿或地幔流體相關(guān)。

雖然在金頂?shù)V區(qū)及附近至今未發(fā)現(xiàn)巖漿巖出露。但是衛(wèi)星數(shù)字圖像解譯發(fā)現(xiàn)了反映深部巖漿等熱源體客觀存在的多級(jí)環(huán)形構(gòu)造，在一定程度上指示了隱伏巖漿活動(dòng)狀態(tài)[1,9,68]。結(jié)合蘭坪盆地內(nèi)喜馬拉雅期幔源和殼幔源堿性巖體分布，如沿蘭坪盆地中軸斷裂(蘭坪-思茅超殼斷裂)的南部永平一帶分布有始新世的水云巖體、卓番巖體和蓮花山等巖體，這些巖體的成巖年齡分別為 46.5、36.7和 38.8 Ma[69]，而趙海濱[42]在蘭坪盆地中北部的白洋廠銀銅多金屬礦東部，距北部金頂鉛鋅礦30 km的虎生地發(fā)現(xiàn)了煌斑巖脈(43 Ma)，進(jìn)一步佐證了蘭坪盆地深部可能存在隱伏侵入體。這些已發(fā)現(xiàn)的巖漿活動(dòng)和盆地內(nèi)大多數(shù)鉛鋅多金屬礦床的分布(包括金頂和白洋廠等大型-超大型鉛鋅礦床)受中軸斷裂帶的控制，巖漿活動(dòng)與成礦在時(shí)間上趨于一致等，說(shuō)明了成礦物質(zhì)或成礦流體很可能有深部物質(zhì)的參與。蘭坪盆地內(nèi)鉛鋅多金屬礦床與喜馬拉雅期巖漿活動(dòng)無(wú)論在時(shí)空分布還是地球化學(xué)特征方面都顯示出一定的內(nèi)在聯(lián)系。在喜馬拉雅期造山旋回中由于歐亞板塊與印度板塊的擠壓和碰撞作用使該地區(qū)深部地質(zhì)作用異?；钴S，地幔流體活動(dòng)強(qiáng)烈，喜馬拉雅期構(gòu)造熱事件對(duì)含礦流體的產(chǎn)生、運(yùn)移、演化及成礦起到了重要作用，巖漿活動(dòng)可能除了帶來(lái)部分成礦物質(zhì)外，更重要的是為成礦提供了熱源[69]。

5 結(jié) 論

金頂鉛鋅礦至少存在兩期熱液礦化事件。主礦化期成礦流體主要來(lái)源于富含有機(jī)質(zhì)的上三疊統(tǒng)三合洞組灰?guī)r地層水，可能有深源組分的加入；礦化后期成礦流體系大氣降水。成礦流體在盆地中遷移時(shí)與圍巖(含膏巖)發(fā)生了強(qiáng)烈的水巖反應(yīng)。成礦金屬可能來(lái)源于盆地上三疊統(tǒng)三合洞組灰?guī)r和喜馬拉雅期巖漿巖。

誠(chéng)摯感謝中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所李曉彪工程師、駱金誠(chéng)博士和范宏鵬博士在鍶同位素分離和測(cè)試過(guò)程中給予的幫助，以及沈能平副研究員在鍶、鉛同位素應(yīng)用方面的指導(dǎo)。

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