新疆中天山東部彩霞山鉛鋅礦床穩(wěn)定同位素特征及成因探討

曹曉峰，呂新彪, ，張平，劉申態(tài)，高翔，劉月高，唐然坤，王于健，胡其濤

(1. 中國地質(zhì)大學 資源學院，湖北 武漢，430074；2. 中國地質(zhì)大學 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，湖北 武漢，430074；3. 武漢鋼鐵集團礦業(yè)有限公司，湖北 武漢，430074；4. 西藏玉龍銅業(yè)股份有限公司，西藏 昌都，854000；5. 新疆第一地質(zhì)大隊, 新疆 昌吉，831100)

中天山東部卡瓦布拉克—星星峽地塊是一條重要的鉛鋅成礦帶。近年來，該區(qū)先后發(fā)現(xiàn)和評價了吉源、紅星山、玉西、沙泉子、彩霞山和寶源等鉛鋅(銀)礦床點[1-8]。這些礦床均產(chǎn)于前寒武紀大理巖或含碳碎屑巖中，受構(gòu)造控制明顯，且礦區(qū)海西期巖漿巖廣泛發(fā)育。人們對其成因認識目前仍存在多種觀點，如MVT型、巖漿熱液型、噴流-沉積型和沉積變質(zhì)-熱液改造型層控礦床等[3-4,7-11]。彩霞山鉛鋅礦床是該成礦帶中勘查程度最高，儲量最大的礦床，遠景資源量達 300萬t以上。對該礦床成礦過程及礦床成因的認識仍存在分歧，本文作者通過對彩霞山鉛鋅礦床的地質(zhì)特征及穩(wěn)定同位素地球化學特征分析，探討其成礦過程和礦床成因，并為在卡瓦布拉克—星星峽中天山地塊中尋找同類型鉛鋅礦床提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

卡瓦布拉克—星星峽中天山地塊位于塔里木板塊與哈薩克斯坦—準噶爾板塊之間，北部阿奇克庫都克—沙泉子斷裂與北天山覺羅塔格相接[12-13]，南部星星峽—尾亞斷裂與北山裂谷相鄰[14-16](見圖1)。主要出露一套前寒武紀中深變質(zhì)巖系，包括星星峽群、卡瓦布拉克群、天湖群[13-17]，并被不同時代花崗巖侵入[18-19]。大致呈向南凸出的弧形帶狀展布，組成中天山前寒武紀基底，即中天山結(jié)晶軸[16,20]。

星星峽群主要由條帶狀和眼球狀花崗片麻巖、大理巖、片巖、混合巖及石英巖等組成，總體上為角閃巖相變質(zhì)，局部達到麻粒巖相[21-23]。其原巖為1.4 Ga形成的中、酸性至基性火山巖或相應的深成侵入巖[24]，遭受了新元古代(0.9～1.1 Ga)不同程度的變質(zhì)作用和巖漿活動的改造[25]；卡瓦布拉克群為花崗質(zhì)片麻巖、富含疊層石的鎂質(zhì)碳酸鹽巖、少量陸源碎屑巖及凝灰質(zhì)碎屑巖；天湖群主要為片巖、石英巖、大理巖和斜長角閃巖等，其原巖以陸源碎屑巖為主，僅含有少量基性火山巖[22]。大量同位素數(shù)據(jù)表明中天山結(jié)晶基底主要形成于古元古代，由2.2～1.6 Ga前地幔分異形成[17,22,24,26-30]，并于中元古代早期約1.4 Ga活化形成具有島弧巖漿巖特征的花崗閃長巖[25]。中元古代晚期至新元古代早期(1.2～0.9 Ga)，本區(qū)再次發(fā)生強烈的構(gòu)造巖漿活動，使早期地質(zhì)體發(fā)生變質(zhì)和巖漿活動的改造，形成相應的混合巖和花崗片麻巖[22,27]。之后，卡瓦布拉克—星星峽中天山地塊整體處于穩(wěn)定期，局部受到了加里東期，海西期及印支期構(gòu)造巖漿活動的影響[26, 31-33]。

圖1 東天山大地構(gòu)造略圖(據(jù)參考文獻[7, 16]修改)Fig.1 Tectonic sketch map of eastern Tianshan region

2 礦區(qū)地質(zhì)特征

礦區(qū)出露地層主要為青白口紀卡瓦布拉克組第 1段，主要為石英砂巖、鈣質(zhì)粉砂巖、粉晶灰?guī)r、大理巖、白云巖及糜棱巖。地層北東向及近東西向展布，南傾，傾角為 45°～75°。北部出露有石炭紀石英閃長巖、閃長巖、花崗巖及花崗閃長巖巖株或巖枝。礦區(qū)內(nèi)則廣泛發(fā)育閃長玢巖脈，局部發(fā)育有輝綠玢巖脈和石英閃長玢巖脈，脈體主要呈北北西和北東向展布(見圖2)。

礦區(qū)內(nèi)斷裂、褶皺和韌性剪切帶發(fā)育。其中，斷裂具近東西向、北東向和北北東向三組(圖2)。近東西向的大斷裂為推覆逆斷層，向南傾，傾角約 75°；卡瓦布拉克組第1層和第2層以北東向逆沖推覆斷層接觸，斷層傾向南東，傾角約 75°，沿該斷裂發(fā)育糜棱巖；最后一期北北東向平移斷裂切割前兩組斷裂；可見斷裂具多期次活動特征。礦區(qū)褶皺為一倒轉(zhuǎn)背斜，褶皺樞紐走向近東西向，兩翼和軸面皆向南傾斜，北翼倒轉(zhuǎn)。鉛鋅礦體受近東西向和北東向構(gòu)造控制，產(chǎn)于構(gòu)造破碎帶及糜棱巖化帶中。

3 礦床地質(zhì)特征

3.1 礦體地質(zhì)特征

彩霞山鉛鋅礦床產(chǎn)于青白口紀卡瓦布拉克群第一巖性段碎屑巖—碳酸鹽巖建造之中。目前已經(jīng)發(fā)現(xiàn)Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ和Ⅳ 4個主要礦化蝕變帶，其中，以Ⅱ號礦化蝕變帶礦化最好，其東部的Ⅱ3號礦體勘查程度相對較高(圖2)。Ⅱ3號礦體呈北東-南西向展布，傾向南東，傾角為65°～80°。地表控制斷續(xù)長約450 m，控制最大斜深約300 m。礦體產(chǎn)于斷裂破碎帶內(nèi)蝕變巖大理巖中，主要為似層狀、透鏡狀、扁豆狀、細脈狀和囊狀。多數(shù)礦體產(chǎn)于白云質(zhì)大理巖與片巖、千枚巖的接觸帶上或白云質(zhì)大理巖內(nèi)。Ⅱ3號礦體又可細分為3條，一般長為630～1 300 m，厚為11.62～32.15 m，最大厚度為44.43 m，以鉛、鋅為主，伴生銀。其中，鉛平均品位為 1.12%、鋅平均品位為 2.15%、伴生銀平均品位為 12.90 g/t。

3.2 礦石特征

圖2 彩霞山鉛鋅礦礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)參考文獻[34]簡化)Fig.2 Geological map of Caixiashan Pb-Zn deposit

圖3 彩霞山鉛鋅礦礦石手標本及顯微照片F(xiàn)ig.3 Observations of hand specimens, thin sections and polish sections of Caixiashan Pb-Zn ore

礦石中主要金屬礦物為方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦和磁黃鐵礦(圖3(a)和(b))，還含少量黃銅礦和毒砂等。脈石礦物主要有白云石、透閃石、方解石、石英、陽起石、絹云母、綠泥石及蛇紋石。在地表及近地表礦石往往被氧化成鉛礬、白鉛礦、褐鐵礦、黃鉀鐵礬、菱鐵礦及孔雀石等(圖3(c))。礦石多呈無定向構(gòu)造、浸染狀-網(wǎng)脈狀構(gòu)造、角礫狀構(gòu)造(圖3(b))，部分為定向構(gòu)造、微定向構(gòu)造(如脈狀構(gòu)造見圖3(a)、似紋層狀構(gòu)造)。礦石具交代溶蝕結(jié)構(gòu)(圖3(d)～(f))、纖維狀-柱狀變晶結(jié)構(gòu)、碎裂顯微粒狀變晶結(jié)構(gòu)、糜棱結(jié)構(gòu)(圖3(g))、S型剪切結(jié)構(gòu)(圖3(h))、揉曲結(jié)構(gòu)(圖 3(i))。蝕變礦物多呈它形粒狀結(jié)構(gòu)(圖3(j))、片狀結(jié)構(gòu)(圖3(k))、溶蝕結(jié)構(gòu)(圖 3(l))。

3.3 圍巖蝕變類型、分帶性及成礦階段

彩霞山鉛鋅礦區(qū)礦化蝕變較強，沿礦區(qū)斷裂分布，礦化蝕變帶走向110°～290°，主要有硅化、透閃石化、白云石化、綠泥石化、絹云母化、綠簾石化、蛇紋石化、閃鋅礦化、方鉛礦化、黃鐵礦化及磁黃鐵礦化等。無論是礦區(qū)尺度還是手標本尺度，金屬硫化物礦化均具有明顯的分帶性：礦區(qū)西部Ⅰ號蝕變帶，以膠結(jié)圍巖粉砂巖角礫的寬網(wǎng)脈狀黃鐵礦為主，局部見黃鐵礦順層分布和切層的流動構(gòu)造；礦區(qū)中部的Ⅲ及Ⅳ號蝕變帶則主要出現(xiàn)具有明顯共生關(guān)系的磁黃鐵礦和閃鋅礦；礦區(qū)東北部Ⅱ號蝕變帶則出現(xiàn)大量的方鉛礦和閃鋅礦組合。而礦石手標本上可見黃鐵礦分布在最外圍，向內(nèi)依次為磁黃鐵礦及閃鋅礦，最后為方鉛礦。

通過對組成礦石主要金屬礦物、礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造的詳細觀察，推斷礦床的形成經(jīng)歷了熱液成礦期，動力變質(zhì)變形期和表生成礦期。熱液期成礦期主要分2個成礦階段：第1階段方解石—白云石—透閃石—石英—黃鐵礦階段，礦物組合主要為透閃石、白云石、方解石、石英、黃鐵礦；第2階段為磁黃鐵礦—閃鋅礦—方鉛礦—石英—方解石階段，礦物組合主要為磁黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦、石英和方解石，此外還含有少量的黃鐵礦及黃銅礦。表生期以氧化淋漓為主，形成褐鐵礦、黃鉀鐵礬、菱鋅礦、鉛礬、白鉛礦及孔雀石等。

4 穩(wěn)定同位素分析方法

碳氧硫同位素測試在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。其中硫同位素是將各種硫化物單礦物與氧化亞銅在真空狀態(tài)下加熱，進行氧化反應，生成二氧化硫，采用 MAT-251同位素質(zhì)譜儀進行硫同位素組成分析，其準確度由標準物質(zhì)的分析結(jié)果間接給出，分析精度在±0.2‰之內(nèi)。碳氧同位素是將方解石樣品碎至粒度為74 μm，稱烘干樣品20 mg轉(zhuǎn)入反應支管中，然后向反應器管中注入5 mL的100%磷酸，加熱去氣，抽真空，待真空達到n×10-1Pa，關(guān)閉各個反應器，并將支管的樣品與磷酸充分反應達到平衡。待反應完畢，取出反應器，連上真空系統(tǒng)，逐個轉(zhuǎn)移析出CO2，將CO2收集到樣品管中，抽去廢氣送MAT-251質(zhì)譜分析。分辨精度：δ13C＜0.01‰，δ18O＜0.02‰。

鉛同位素測試在武漢地質(zhì)礦產(chǎn)研究所完成。其分析過程為：稱取10 mg的礦物樣品于聚四氟乙烯燒杯中，加入HF+HNO3混合酸分解樣品，蒸干，用6 mol/L HCl除去溶樣時帶進的其他酸根離子，最后轉(zhuǎn)化成HBr與 HCl摩爾比為 1:2混合酸介質(zhì)，離心，通過AG-1×8(38～74 μm)陰離子交換柱，用 5～8 mL 0.3 mol/L HBr淋洗雜質(zhì)，再用5 mL 0.5 mol/L HCl將樹脂轉(zhuǎn)型，最后用5 mL 6 mol/L的HCl解吸Pb。Pb同位素比值的測定在MAT-261可調(diào)多接收質(zhì)譜計上完成。采用NBS981國際標準物質(zhì)的摩爾比(n(207Pb)/n(206Pb)為0.914 6±3)來監(jiān)控Pb同位素的摩爾比測定。

5 穩(wěn)定同位素特征

5.1 碳和氧同位素組成

彩霞山礦區(qū)碳酸鹽類巖石及碳酸鹽化蝕變發(fā)育，相對于硅化，各階段碳酸鹽手標本差異明顯，適合碳氧同位素演化分析。本次碳氧同位素分析樣品均采自Ⅱ3號富礦體，分別采集了礦石中的重結(jié)晶灰色方解石角礫、成礦期礦石中的白色細粒方解石及成礦晚期的白色方解石脈，結(jié)合前人分析的蝕變大理巖樣品數(shù)據(jù)，共獲得9個碳氧同位素組成(見表1)。

從表1可以看出：后期未見礦化的方解石脈，重結(jié)晶方解石及蝕變大理巖的13C的相對富集度δ13C為-2.4‰～0.1‰，變化范圍小且接近0，與海相碳酸鹽的值一致[35]；而與礦石共生的方解石具有明顯的負值，變化范圍為-6.72‰～-4.94‰，與深部巖漿來源的碳同位素組成一致。氧同位素也具有相似特征，后期未見礦化的方解石脈，重結(jié)晶方解石及蝕變大理巖的δ18OSMOW為11.15‰～19.05‰，介于海相碳酸鹽與巖漿源的氧同位素值之間，并與沉積巖中的黏土礦物氧同位素組成一致；而礦石中白色細粒方解石的δ18OSMOW為 5.86‰～11.54‰，與巖漿源的氧同位素組成相似。圖4所示為礦區(qū)碳氧同位素組成具有巖漿源與沉積源的混合趨勢。高曉理等[36]獲得的流體包裹體均一溫度集中在190～220 ℃，在200 ℃條件下計算與碳酸鹽平衡的水氧同位素組成，獲得 δ18OH2O變化范圍為-3.17‰～10.03‰，其變化范圍同樣具有巖漿熱液與建造水的雙來源特征，也反映了流體的混源特征。這些同位素特征得到了巖相學的進一步佐證，即鏡下可見重結(jié)晶灰色方解石角礫呈大顆粒的褐色狀并被溶解，新生出成礦期細粒的白色方解石(圖3(l))。此外，高景剛等[10-11]還獲得了1個石英樣品及1個方解石樣品的氫氧同位素數(shù)據(jù)，δ18OSMOW變化范圍為 5‰～8‰，δDSMOW變化范圍為-82‰～-72‰，具有巖漿水的特征。因而，巖漿流體為主要的成礦流體，流體受構(gòu)造導入圍巖，使大理巖蝕變、溶解，并在有利空間發(fā)生碳酸鹽化及硅化和硫化物沉淀。

表1 彩霞山鉛鋅礦床II號蝕變帶碳氧同位素組成Table 1 C—O isotope composition of No. II alteration belt at Caixiashan Pb-Zn deposit

圖4 彩霞山鉛鋅礦床II號蝕變帶碳氧同位素組成分布圖(圖中各源區(qū)范圍引自參考文獻[35])Fig.4 C-O isotope composition of No. II alteration belt at Caixiashan Pb-Zn deposit

5.2 硫同位素特征

礦石中硫是礦床成因和成礦物理化學條件的重要指示劑，即為控制金屬元素運移的載體，也可為金屬元素沉淀的化學障。其主要有3個儲存庫，即幔源硫(δ34S=0±3‰)、海水硫(δ34S=20‰)和地殼硫[37-38]。其中，地殼硫來源復雜，同位素值變化較大，主要以具有較大的負值為特征。本次分析的硫同位素樣品采自不同產(chǎn)出特征的黃鐵礦、磁黃鐵礦、閃鋅礦及方鉛礦，結(jié)合高景剛等[10]的分析數(shù)據(jù)，共27個數(shù)據(jù)(見表2)。

從表2可以看出：黃鐵礦中δ34S變化范圍非常大，為-21.11‰～19.10‰。其中，呈塊狀或者網(wǎng)脈狀膠結(jié)圍巖角礫的黃鐵礦δ34S變化范圍為-21.11‰～19.10‰，與閃鋅礦共生的黃鐵礦 δ34S變化范圍為-10.50‰～15.38‰，糜棱巖中浸染分布的自形粒狀黃鐵礦 δ34S為8.45‰；磁黃鐵礦中δ34S為-2.42‰～11.70‰；閃鋅礦 δ34S 為 6.50‰～16.02‰，且集中在12.23‰～16.02‰范圍內(nèi)；方鉛礦δ34S為1.20‰～14.83‰?？梢姡毫蛲凰亟M成總體上從黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦到磁黃鐵礦依次降低。同一塊手標本上閃鋅礦的硫同位素組成均比方鉛礦要高，這與手標本和鏡下觀察的方鉛礦形成較晚相一致，表明其硫同位素組成基本達到平衡；而同一塊標本上磁黃鐵礦的硫同位素組成比閃鋅礦低，不符合硫同位素分配順序，未達到同位素平衡，表明硫成因的復雜性。圖5所示為閃鋅礦(Sph)、方鉛礦(Ga)、黃鐵礦(Py)和磁黃鐵礦(Po)均具有比較高的正值，且集中在 10‰～20‰，這些特征與幔源硫具有明顯的區(qū)別，具有海水還原硫的特點，但其零附近的值也不排除巖漿硫的貢獻。早期塊狀或大脈狀的黃鐵礦具有相對高的高值和相對低的低值，而與磁黃鐵礦、閃鋅礦及方鉛礦共生的黃鐵礦硫同位素組成相似(表2)，表明黃鐵礦具有多期成因特點。顯微鏡巖相學觀察也表明黃鐵礦具多期次、多世代特征。硫同位素組成的超低負值(-21.11‰)及超高正值(19.10‰)，表明硫不可能來自單一的海水硫酸鹽還原機制。一般認為低硫同位素組成是在相對開放的還原環(huán)境下經(jīng)過硫同位素平衡形成的，比如，由海水硫酸鹽經(jīng)細菌還原形成的δ34S為-10‰～-50‰，礦區(qū)出露的石英粉砂巖和大理巖透鏡體為淺海相沉積組合，反應了相對開放的環(huán)境；而有機還原作用可以形成較高的正值，如礦區(qū)有還原性石墨。此外，玄武巖與海水相互作用，也可使硫酸鹽還原形成黃鐵礦或磁黃鐵礦，據(jù)估計結(jié)果，δ34S為 20‰的海水與玄武巖反應生成的 H2S的 δ34S為20‰～-5‰[39]，但礦區(qū)未發(fā)現(xiàn)有玄武巖的存在，排除了這種機制的可能。綜上所述，硫主要來源于海水硫酸鹽的細菌和無機還原作用，但不排除巖漿硫的貢獻。

表2 彩霞山鉛鋅礦床硫化物硫同位素組成特征Table 2 Sulfur isotope composition of sulfides at Caixiashan Pb-Zn deposit

圖5 不同硫化物礦物中硫同位素組成分布對比圖Fig.5 Diagram of sulfur isotope composition in different minerals

5.3 Pb同位素特征

相比較于輕穩(wěn)定同位素，鉛同位素不受物理分餾作用影響，因而被認為是反映礦石物源的最好途徑。其組成主要受源區(qū)的初始鉛，μ(即 n(238U)/n(204Pb))，ν(即 n(235U)/n(204Pb))，ω(即 n(232Th)/n(204Pb))，n(Th)/n(U)及形成時間等因素的制約。硫化物中因 U和 Th含量極低，鉛同位素組成主要與源區(qū)性質(zhì)有關(guān)，因而被廣泛用于成礦物質(zhì)示蹤。通過對Ⅱ號蝕變帶礦石取樣測試，并結(jié)合前人獲得的鉆孔及探槽樣分析數(shù)據(jù)(見表3)，對礦石鉛來源進行探討。

除CXS-KSD-18的鉛同位素組成稍微偏低外，其余樣品鉛同位素組成范圍如下：n(206Pb)/n(204Pb)為17.156 0～17.202 5；n(207Pb)/n(204Pb)為 15.522 0～15.527 7；n(208Pb)/n(204Pb)為 36.992 1～37.035 1(表 3)。鉛同位素組成范圍變化小于0.3%，與中國的大型、超大型鉛鋅礦床相似，均為整合鉛[40]。利用Doe的單階段模式計算特征參數(shù)，得出 μ為 9.49～9.51，ω 為36.61～36.85，模式年齡為 940～967 Ma。其中 μ 低于Doe單階段擬合值9.57，表明其來源于貧鈾源區(qū)，或者為殼幔混合形成。鉛同位素組成與華北貧鈾鉛、富釷鉛省的相似，而與新疆北部貧釷鉛省及華南富鈾鉛、富釷鉛省有所區(qū)別[40]。礦區(qū)海西期微晶閃長巖及圍巖大理巖和粉砂巖的鉛同位素組成相似[11]，比礦石鉛的略高，但如經(jīng)過U和Th含量校正，可能會與礦石鉛同位素組成相似，均反映了該區(qū)與華北地區(qū)貧鈾、富釷的特征相似。此外，彩霞山鉛鋅礦n(206Pb)/n(204Pb)和n(208Pb)/n(204Pb)與維諾格拉多夫按照地質(zhì)構(gòu)造旋回統(tǒng)計的地殼上不同時代方鉛礦中海西期鉛同位素組成相似[41]，而n(207Pb)/n(204Pb)略高，表明其鉛可能與海西期構(gòu)造巖漿活動有關(guān)。礦區(qū)存在石炭紀晚期微晶閃長巖(全巖Rb-Sr等時線年齡323 Ma[3])提供了很好的佐證，且礦區(qū)北部覺羅塔格大量發(fā)育石炭紀巖漿巖。其中n(207Pb)/n(204Pb)略高可能是因彩霞山礦區(qū)產(chǎn)于前寒武紀基底中，受圍巖鉛同位素組成的影響(n(207Pb)/n(204Pb)往往在前寒武紀有明顯積累)。

利用不同成因礦石鉛同位素的Δβ-Δγ成因分類圖解[40]進行投圖(見圖6)，發(fā)現(xiàn)除1個上述異常點落入幔源鉛范圍，其余樣品均落入上地殼與地幔混合的俯沖鉛巖漿作用鉛區(qū)域內(nèi)，與上述分析的海西期熱液流體蝕變作用結(jié)論相一致，因而可以推測得出在海西期構(gòu)造熱事件的影響下，彩霞山礦區(qū)普遍發(fā)生熱液蝕變，導致礦區(qū)圍巖與巖漿來源鉛發(fā)生了同位素均一。

表3 彩霞山礦區(qū)鉛同位素特征Table 3 Lead isotope composition of Caixiashan Pb-Zn deposit

圖6 彩霞山礦石同位素Δβ-Δγ(底圖據(jù)參考文獻[41])Fig.6 Lead isotope Δβ-Δγ discrimination diagram of Caixiashan ore

6 礦床成因探討

彩霞山鉛鋅礦區(qū)處于塔里木板塊和哈薩克斯坦—準噶爾板塊的匯聚部位，構(gòu)造活動強烈。礦區(qū)北約 3 km即為區(qū)域性阿奇克庫都克—沙泉子斷裂。礦區(qū)控礦構(gòu)造與區(qū)域性斷裂走向近一致，為近東西向，傾角65°～80°。礦體產(chǎn)于構(gòu)造控制的破碎帶和糜棱巖帶中，呈透鏡狀、扁豆狀、細脈狀和囊狀產(chǎn)出。手標本及顯微尺度下，均可見巖礦石發(fā)生了強烈的構(gòu)造破碎、糜棱巖化及揉曲現(xiàn)象，持續(xù)時間從成礦前、成礦期一直到成礦后。且礦石在礦區(qū)尺度及手標本尺度均可見明顯的分帶性：礦區(qū)西部Ⅰ號蝕變帶，以黃鐵礦為主；礦區(qū)中部的Ⅲ及Ⅳ號蝕變帶以磁黃鐵礦和閃鋅礦為主；礦區(qū)東北部Ⅱ蝕變帶則以方鉛礦和閃鋅礦為主；手標本上可見黃鐵礦分布在最外圍，之后為磁黃鐵礦及閃鋅礦，最后為方鉛礦。這些特征均反映了流體蝕變作用的存在及其分帶性。

通過碳、氫、氧、硫、鉛同位素分析可知：成礦熱液及揮發(fā)分主要來源于巖漿熱液，并與圍巖碳酸鹽發(fā)生了反應，交代溶解圍巖碳酸巖并形成新生方解石和石英；成礦所需的硫則主要來自海水硫酸鹽的有機還原及細菌還原作用；鉛同位素顯示成礦物質(zhì)主要來自巖漿源，與海西期巖漿活動關(guān)系密切，并同化了圍巖中的鉛。礦區(qū)1 km深鉆結(jié)果表明深部確實存在未變形的花崗巖體，這期花崗巖體可能形成于海西期，并為彩霞山礦區(qū)的物源和熱源。梁婷等[3]通過 Rb-Sr測得礦區(qū)出露的微晶閃長巖的年齡為323 Ma。此外，在礦區(qū)北部覺羅塔格廣泛發(fā)育海西期巖體[32]，處于東天山地區(qū)最廣泛的構(gòu)造巖漿活動期。肖慶華等[7]通過對比中天山地塊中彩霞山鉛鋅礦、玉西銀鉛鋅礦及紅星山鉛鋅礦的礦床地質(zhì)特征、硫同位素、鉛同位素及流體包裹體特征，認為這些礦床具有相似的成礦特征及成礦規(guī)律，均表明礦床與海西期構(gòu)造巖漿活動相關(guān)。但通過仔細對比發(fā)現(xiàn)彩霞山鉛鋅礦的礦石鉛同位素和硫同位素與其他2個礦床有明顯的差異，其硫同位素變化范圍更大，硫同位素和鉛同位素組成具有更低值，可能反映了彩霞山圍巖物質(zhì)貢獻更多，從而有利于形成彩霞山大型—超大型礦床。

7 結(jié)論

(1) 彩霞山鉛鋅礦床為一受構(gòu)造控制的，產(chǎn)于前寒武紀大理巖及變質(zhì)粉砂巖破碎帶及糜棱巖帶中的巖漿熱液型中溫礦床。

(2) 彩霞山鉛鋅礦床成礦機理為巖漿熱液攜帶了大量的揮發(fā)分和成礦物質(zhì)，構(gòu)造導通巖漿熱液，使之在構(gòu)造破碎帶中與圍巖發(fā)生反應，溶解圍巖碳酸鹽并與圍巖中的硫結(jié)合，形成鉛鋅礦化。

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