內(nèi)蒙古林西縣北三段銀鉛多金屬礦床碳、氧、硫、鉛同位素特征及成礦物質(zhì)來源

呂向光，梁景利，蘇宏建，李保飛，劉曉煌，孫俊剛

(1. 華北地質(zhì)勘查局五一四地質(zhì)大隊，河北承德 067000；2. 中國人民武裝警察部隊黃金第七支隊，山東煙臺 264004；3. 中國地質(zhì)大學(北京)，北京 100083；4. 中國人民武裝警察部隊黃金指揮部，北京 100010)

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內(nèi)蒙古林西縣北三段銀鉛多金屬礦床碳、氧、硫、鉛同位素特征及成礦物質(zhì)來源

呂向光1，梁景利1，蘇宏建1，李保飛2,3，劉曉煌4，孫俊剛2

(1. 華北地質(zhì)勘查局五一四地質(zhì)大隊，河北承德 067000；2. 中國人民武裝警察部隊黃金第七支隊，山東煙臺 264004；3. 中國地質(zhì)大學(北京)，北京 100083；4. 中國人民武裝警察部隊黃金指揮部，北京 100010)

本文對內(nèi)蒙古林西縣北三段銀鉛多金屬礦床礦體的碳、氧、硫、鉛同位素進行了測定，并對其成礦物質(zhì)來源及演化進行了探討。礦區(qū)樣品的δ34S‰變化范圍為-0.24‰～2.37‰，平均值為1.29‰，初步認為礦石中的硫主要來源于深部巖漿，并有少量生物還原硫的加入。樣品的δ13CPDB變化范圍為 -4.57‰～-7.33‰，平均值為-5.96‰，δ18O為-3.4‰～-4.8‰，平均值為-4.06‰；δ13CPDB-δ18OSMOW關(guān)系表明，礦體中的碳可能主要由基性-超基性巖漿提供，并有部分來源于地層，且受大氣水影響明顯。鉛同位素表明北三段礦床的成礦物質(zhì)可能由造山帶物質(zhì)和地幔物質(zhì)兩部分提供。

碳、氧、硫、鉛同位素 成礦物質(zhì)來源 北三段銀鉛多金屬礦床 內(nèi)蒙古

Lü Xiang-guang, Liang Jing-li, Su Hong-jian, Li Bao-fei, Liu Xiao-huang, Sun Jun-gang. Characteristics of C, O, S and Pb isotopes and sources of the ore materials of the Beisanduan Ag-Pb polymetallic deposit in Linxi county, Inner Mongolia[J]. Geology and Exploration, 2015，51(5):0898-0906.

大興安嶺地區(qū)位于古亞洲洋成礦帶和環(huán)太平洋成礦帶的交匯部位，是我國北方一個重要的金屬省。這個地區(qū)礦床的形成時代集中在華力西期和燕山期，并以燕山期為主。礦床受區(qū)域構(gòu)造-巖漿帶控制，在空間上成群或成帶分布(趙一鳴，1997)。北三段銀鉛多金屬礦床是大興安嶺金屬省南段的一個大型礦床，地處內(nèi)蒙古自治區(qū)林西縣，位于大興安嶺南段的黃崗-甘珠爾廟成礦帶(錫和鉛鋅)與林西-天山成礦帶(銅)的接合部位。該礦床是一個以銀為主，并伴生有可綜合利用的鉛、鋅元素的礦床。

同位素地球化學是示蹤成礦流體和物質(zhì)來源、確定礦床成因類型的重要依據(jù)(Faure，1986)。通過對比成礦流體或礦石與礦區(qū)地質(zhì)體同位素組成的差異和相似性，可以明確辨別礦床的成因，甚至為一些成礦模式或觀點尋求到排他性的依據(jù)(Chenetal., 2005a，b，2008，2009；Pettkeetal.，1999，2000；陳衍景等，2003；倪智勇等，2009；祁進平等，2006；李文博等，2006；張莉等，2009)。本文以內(nèi)蒙古林西縣北三段銀鉛多金屬礦床為研究對象，闡述了硫、碳和鉛同位素地球化學分析結(jié)果及其特征，并對其成礦物質(zhì)來源進行了分析。

1 地質(zhì)概況

北三段礦床位于內(nèi)蒙古自治區(qū)赤峰市北部林西縣官地鎮(zhèn)，出露地層主要為上二疊統(tǒng)林西組。大地構(gòu)造位置位于華北地塊北緣的內(nèi)蒙古隆起，屬于林西-錫林浩特海西-印支構(gòu)造帶(Ⅰ級構(gòu)造單元)的林西復式向斜(Ⅱ級構(gòu)造單元)(圖1)。區(qū)內(nèi)沉積作用、巖漿作用及變質(zhì)變形作用較為發(fā)育。斷裂活動主要發(fā)生在中生代晚期至新生代，斷裂以北東東向為主，斷層破碎帶中多充填酸性巖脈。北三段礦區(qū)的地層、巖漿巖、構(gòu)造和礦床的地質(zhì)特征分述如下。

圖1 北三段礦區(qū)地質(zhì)簡圖(牛樹銀等，2008)Fig.1 Simplified geological map of the Beisanduan mine (after Niu et al., 2008)a: 1-第四系;2-上白堊統(tǒng);3-上侏羅統(tǒng);4-中侏羅統(tǒng);5-上二疊統(tǒng);6-志留系;7-大井礦區(qū);8-林西縣;9-研究區(qū);b：1-第四系;2-林西組第四段;3-林西組第五段;4-林西組第六段;5-花崗閃長 巖;6-樣品編號及位置;7-巖脈a: 1-Quaternary;2-Upper Cretaceous;3-Upper Jurassic;4-Middle Jurassic;5-Upper Permian;6-Silurian; 7-Dajing mine;8-Linxi county;9-Study area; b: 1- Quaternary;2-Member 4 of Linxi Group;3- Member 5 of Linxi Group;4-Member 6 of Linxi Group; 5- granodiorite;6-sample number and location;7-vein

1.1 地層

礦區(qū)主要出露上二疊統(tǒng)林西組。林西組為一套河流-陸相湖泊為主的碎屑巖建造，含淡水雙殼組合及安家拉植物群等化石。林西組劃分為六個巖性段：一段以灰色、紫灰色變質(zhì)礫巖為主；二段以灰褐色、紫灰色變質(zhì)細粒、中細粒長石巖屑砂巖為主，局部夾紫灰色變質(zhì)砂礫巖；三段以灰綠色、黃綠色板巖、變質(zhì)粉砂巖為主，綠灰-黃綠色、灰黃色變質(zhì)細粒長石巖屑砂巖次之；四段為黑色板巖；五段主要為灰黑色粉砂質(zhì)板巖與灰、灰黃、深灰色的變質(zhì)細粒長石巖屑砂巖互層；六段為灰綠色板巖與變質(zhì)細粒、中細粒長石巖屑砂巖互層。相鄰段之間均屬整合接觸，反映了從河流相到湖相(濱湖-淺湖-深湖-淺湖-濱湖)的沉積環(huán)境變化順序和林西盆地從形成、發(fā)展到消亡的演化順序。

1.2 巖漿巖

礦區(qū)內(nèi)侵入巖發(fā)育，屬基性-中酸性次火山巖脈，主要為早三疊世黑云二長花崗巖和中細粒斑狀花崗閃長巖，脈巖主要為石英脈、花崗斑巖脈、石英閃長玢巖、閃長玢巖、綠泥石化輝綠巖和云斜煌斑巖。侵入巖常成群成帶出現(xiàn)，呈巖脈、巖墻及巖床等侵入到林西組地層斷裂、破碎帶中。

1.3 構(gòu)造

該區(qū)區(qū)域上屬于林西-錫林浩特海西-印支構(gòu)造帶(Ⅰ級構(gòu)造單元)的林西復式向斜(Ⅱ級構(gòu)造單元)，經(jīng)歷了海西-印支旋回的長期發(fā)展演化與多次變形改造。林西復向斜構(gòu)造帶總體呈近東西-北東東向，為海西-印支構(gòu)造帶的奠基構(gòu)造，是一個由線性褶皺構(gòu)造間伴縱斷層為主的區(qū)域構(gòu)造組合樣式構(gòu)成的海西-印支期構(gòu)造單元-構(gòu)造帶，是區(qū)域構(gòu)造格架之主體。該構(gòu)造單元在北西側(cè)的白音查干區(qū)段以斷層-韌性剪切帶(F2)為界與錫林浩特微陸塊的前寒武紀基底變質(zhì)巖系-寶音圖群(寶音圖前寒武紀構(gòu)造巖片)為鄰；南側(cè)大致以分布在柯單山-經(jīng)棚鎮(zhèn)-溫家營子-水泉子溝-上崗崗坤兌-任家營子一線的區(qū)域斷裂(F34)為界與西拉沐淪斷裂構(gòu)造帶相接。

1.4 礦床地質(zhì)特征

北三段銀鉛多金屬礦礦區(qū)南北長約3700m，東西寬約3000m，以中部旱河為界分南區(qū)、北區(qū)，兩區(qū)相距約1500m(圖1)。礦體受地層、巖性、構(gòu)造和侵入巖控制，其中斷裂構(gòu)造為主要控制因素，礦體主要分布于次一級斷裂構(gòu)造中。礦體賦存部位主要有三種：①賦存于花崗閃長巖體中(南區(qū))；②賦存于花崗斑巖脈與二疊系上統(tǒng)林西組變質(zhì)砂巖接觸帶；③賦存于二疊系上統(tǒng)林西組變質(zhì)砂巖中。

南區(qū)有17條礦體，其中主要礦體有1、2、8號。1號礦體位于A19線～A31線之間，礦體賦存于二疊系上統(tǒng)林西組變質(zhì)砂巖與花崗閃長巖接觸帶中，礦體蝕變強烈，主要有硅化、綠泥石化、褐鐵礦化，巖石破碎，局部呈松散土狀，鉆探巖心中可見黃鐵礦和毒砂等礦物，礦體呈脈狀，長度約200m，平均厚度3.25m，產(chǎn)狀30°∠75°；2號礦體位于H4線～H1線之間，礦體賦存于早三疊世花崗閃長巖與二疊系上統(tǒng)林西組變質(zhì)砂巖接觸帶中，蝕變較強，主要有硅化、綠泥石化、褐鐵礦化等，礦體呈脈狀，長度約80m，平均厚度0.99m，產(chǎn)狀220°∠76°；8號礦體位于H2線～H1線之間，礦體賦存于花崗閃長巖體中，呈脈狀產(chǎn)出，蝕變強烈,主要有硅化、綠泥石化、褐鐵礦化等，推斷在地表與8號礦體平行產(chǎn)出的30號礦(化)體和其他3條蝕變破碎帶在深部合并為1條，礦體長度約60m，平均厚度3.53m，產(chǎn)狀30°∠83°。

北區(qū)位于礦區(qū)的東北部，面積約3.8km2，賦存13條礦體，主要礦體有4、12、14號。4號礦體位于北區(qū)C6線～C3線之間，賦存于二疊系上統(tǒng)林西組變質(zhì)砂巖中，蝕變強烈，主要有硅化、綠泥石化、褐鐵礦化等，礦體呈脈狀，長度約160m，平均厚度0.97m，產(chǎn)狀215°∠74°，深部鉆探未見到該礦體；14號礦體位于北區(qū)C4線～C1線之間，礦體賦存于二疊系上統(tǒng)林西組變質(zhì)砂巖帶中，蝕變強烈，主要有硅化、綠泥石化、褐鐵礦化等，礦體呈脈狀，長度約100m，平均厚度0.96m，礦體產(chǎn)狀20°∠79°；12號礦化體位于北區(qū)C6線～C11線之間，礦體賦存于上二疊統(tǒng)林西組變質(zhì)砂巖中，礦體蝕變強烈，主要有硅化、綠泥石化、褐鐵礦化等，礦體呈脈狀，長度為260m，平均厚度3.26m，產(chǎn)狀60°∠80°。

南區(qū)和北區(qū)具有相同蝕變分帶和礦化特征，主要有毒砂礦化碎裂巖、碎裂巖和黃鐵礦化碎裂巖。(1) 毒砂礦化碎裂巖，呈自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)、侵蝕結(jié)構(gòu)，稀疏浸染狀構(gòu)造。毒砂呈自形柱狀或菱柱狀分布，裂紋發(fā)育。閃鋅礦呈他形粒狀分布，有的與黃鐵礦分布在一起，交代黃鐵礦呈港灣狀，含乳滴狀黃銅礦(圖2)。黃鐵礦呈他形粒狀或集合體分布，含量極少。(2) 碎裂巖呈自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)，稀疏浸染狀構(gòu)造。毒砂，自形菱柱狀或粒狀分布。黃鐵礦，他形粒狀或集合體分布。磁黃鐵礦，他形粒狀分布于石英粒間。黃銅礦，他形粒狀分布，有的與黃鐵礦分布在一起(圖2)。(3) 黃鐵礦化碎裂巖，他形粒狀結(jié)構(gòu)、侵蝕結(jié)構(gòu)，細脈浸染狀構(gòu)造。黃鐵礦，他形粒狀或集合體分布，呈細脈狀分布于裂隙中。磁黃鐵礦，他形粒狀分布于石英粒間。黃銅礦呈他形粒狀分布，有的與黃鐵礦分布在一起，或呈乳滴狀分布于閃鋅礦中。閃鋅礦，他形粒狀分布，與黃鐵礦分布在一起，交代黃鐵礦呈港灣狀，含乳滴狀黃銅礦(圖2)。

2 碳硫鉛同位素與成礦物質(zhì)來源

2.1 樣品與測試

本次研究主要對北三段礦區(qū)內(nèi)的礦石及圍巖中篩選出的單礦物進行硫、鉛、碳、氧同位素測定。所測樣品取自鉆孔和地表槽探中，樣品新鮮無氧化、粒度均勻(中粒)。

樣品測定由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院中心實驗于2014年12月完成。樣品采集首先通過肉眼鑒定劃分成礦期次和成礦階段，目估挑選礦物粒度，通過手工進行樣品分離；通過巖礦鑒定再次確定成礦期次、成礦階段和挑選礦物的粒度，確定主成礦階段的被挑選礦物及粒度；選擇不同的礦物粒度進行破碎挑選(一般先粗挑，然后再手工破碎到60目)。在雙目鏡下挑選25g純度在99%的單礦物。

鉛同位素主要用全巖中硫化物測試，鉛同位素比值用多接收器等離子體質(zhì)譜法測定，所用儀器為英國Nu Instrument HR，以Tl為標準進行儀器的質(zhì)量分餾校正；碳氧同位素在Finningan MAT 251質(zhì)譜儀上測試，碳氧同位素的分析誤差為±0.2‰；硫同位素的測試，采用高溫燃燒中和法測定硫量。

2.2 碳氧同位素制約

碳、氧同位素被廣泛用于追溯流體中CO2的來源，是示蹤地幔流體參與成礦作用的有效方法(Rollinson, 1993；毛景文等，2003)。礦區(qū)樣品的δ13CPDB=-4.57‰～-7.33‰，平均值為-5.96‰；δ18O=-3.4‰～-4.8‰，平均值為-4.06‰(表1)。各期次形成的石英的碳同位素組成都很接近(表1)，具有相近的δ13C值，表明碳可能來自一個相同的、均勻的源區(qū)。

圖2 礦石結(jié)構(gòu)Fig.2 Ore structuresSp-閃鋅礦; Ap-毒砂; Ccp-黃銅礦; Py-黃鐵礦Sp-sphalerite; Ap-arsenopyrite; Ccp-chalcopyrite; Py-pyrite

表1 北三段礦床碳、氧同位素組成

有機質(zhì)的δ13CPDB為-27‰(Schidlowski, 1998)，大氣CO2為-7‰～-11‰，淡水CO2為-9‰～-20‰，巖漿系統(tǒng)為-3‰～-30‰(Hoefs, 1997)，地殼總碳為-7‰(Faure, 1986)，地?？偺紴?5‰～-7‰，海相碳酸鹽為-3‰～+2‰(Hoefs, 1997)，上地幔來為-5‰(Kyser, 1986)。北三段礦床的的石英礦物的δ13C值幾乎都落在通常認為的地幔δ13C值范圍內(nèi)(Ohmoto, 1986)。不同礦化階段的礦物具有非常接近的δ13C值，這意味著熱液流體各階段的CO2來自同一個均勻的巖漿源，即深源巖漿。具有地幔的碳同位素特征表明深源巖漿帶有幔源巖漿的特點。

δ13C-δ18O圖(圖3)給出了地殼流體中CO2的三大主要來源(有機質(zhì)、海相碳酸鹽巖和巖漿-地幔源)的碳、氧同位素值的范圍，而且還用箭頭標出了從這3個物源經(jīng)8種主要過程產(chǎn)生CO2時，其同位素組成的變化趨勢(劉建明等，1997；劉家軍等，2004；毛景文等，2002)。將5件熱液石英樣品的δ13CPDB和δ18OSMOW投影于δ13CPDB-δ18OSMOW圖解上(圖3)，發(fā)現(xiàn)樣品主要落于基性-超基性巖漿巖區(qū)域的左側(cè)，并明顯受到大氣水的影響。北三段礦床的碳可能主要由基性-超基性巖漿提供，并有部分來源于地層，受大氣水影響明顯。

圖3 北三段礦床中石英的δ13C-δ18O圖解Fig.3 δ13C-δ18O diagram of quartz in the Beisanduan deposit

2.3 硫同位素制約

硫同位素是礦床成因和成礦物理化學條件的指示劑，主要有3個儲存庫，即幔源硫(δ34S =0‰±3‰)、海水硫(δ34S =20‰)和沉積物中的還原硫，其中沉積物中還原硫的同位素值主要以具有較大負值為特征(Rollinson，1993)。本文中硫同位樣品選擇黃鐵礦、磁黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦等單礦物樣品10件，分析結(jié)果見表2。

北三段礦區(qū)樣品的δ34S‰=-0.48‰～2.37‰，平均值為1.29‰，極差為0.9，標準差為0.69。除兩個樣品為負值外，其余全部為正值，且相對集中。各種硫化物的δ34S值變化范圍分別為: 黃鐵礦為-0.48‰～2.37‰，平均值為1.21‰(樣品數(shù)n=4)；磁黃鐵礦為-0.24‰～2.34‰，平均值為1.05‰(樣品數(shù)n=2)；黃銅礦為1.21‰～2.12‰，平均值為1.67‰(樣品數(shù)n=2)；閃鋅礦為1.3‰～1.42‰，平均值為1.36‰(樣品數(shù)n=2)。鄰近北三段礦區(qū)的大井礦區(qū)的黃鐵礦δ34S=0.9‰～2.2‰，平均值為1.15，極差為1.3。方鉛礦δ34S=-5.05‰～-0.69‰，平均值為-1.42，極差為6.75。

如硫同位素分布直方圖(圖4)所示，所有硫化物的δ34S值分布于-1‰～+3‰的范圍，其峰值出現(xiàn)在+1‰～+2‰之間。這與正常地幔的0‰±1‰的范圍非常接近(Eldridgeetal., 1991)。一般來講，大多數(shù)火成巖，其δ34S值應在0‰±5‰的范圍內(nèi)(Ohmoto and Rye, 1979)，但是在一些斑巖型礦床和矽卡巖型礦床中，硫化物的δ34S值實際上可能會超出0‰±5‰的范圍。在這些地區(qū)，由于巖漿與圍巖之間的相互作用，并有選擇性地與圍巖交換組分，從而使火成巖中硫化物的δ34S值向圍巖硫化物和硫酸鹽的δ34S值靠近，因此深源巖漿的δ34S值超出0‰±5‰范圍的主要原因是由于圍巖中的硫的加入(Ohmoto and Goldhaber, 1997)。北三段銀鉛多金屬礦床中，巖漿的δ34S值完全落在0‰±5‰范圍以內(nèi)，這表明礦石的硫可能來自一個深源巖漿。

表2 北三段礦床硫同位素組成

圖4 北三段礦床中硫同位素直方圖Fig.4 δ34S histogram of rocks from the Beisanduan deposit

據(jù)研究，在低氧逸度情況下(以出現(xiàn)石墨和磁黃鐵礦為標志)，磁黃鐵礦的δ34S值大致相當于熱液的值。該礦床的礦石礦物組合反映了這一成礦環(huán)境，磁黃鐵礦的δ34S出現(xiàn)-0.24‰和2.34‰兩個值，負值可能預示著有沉積物中還原硫的加入。而北三段礦床的賦礦圍巖為林西組的一套碎屑巖建造，含淡水雙殼組合及安家拉植物群等化石，富有機質(zhì)，例如出現(xiàn)黑色板巖等。這說明在成礦過程中，成礦熱液與周圍的沉積物發(fā)生了一定的物質(zhì)交換，從而導致δ34S出現(xiàn)負值。

經(jīng)綜合分析，筆者推測礦床的硫主要來源于深部巖漿，并有少量生物還原硫的加入。

2.4 鉛同位素制約

為深入了解北三段礦床的成因，將完成的18個鉛同位素分析數(shù)據(jù)列在表3中。樣品巖性為閃長玢巖、花崗斑巖、輝長巖、煌斑巖、碎裂巖和花崗巖。閃長玢巖的206Pb/204Pb=18.20～18.43，均值為18.37；207Pb/204Pb=15.46～15.67，均值為15.58，顯示鈾鉛富集明顯；208Pb/204Pb=37.61～38.31，均值為37.95，顯示釷鉛微弱虧損。閃長玢巖的μ值為9.22～9.61，明顯高于正常鉛μ值范圍(8.686～9.238)；而ω值為33.6～36.2，等于正常鉛ω值(35.55±0.59)?；◢彴邘r的206Pb/204Pb=18.34～18.70，均值為18.48；207Pb/204Pb=15.57～15.85，均值為15.68，顯示鈾鉛富集明顯；208Pb/204Pb=38.21～39.01，均值為38.51，顯示釷鉛微弱富集?；◢彴邘r的μ值為9.41～9.92，明顯高于正常鉛μ值范圍(8.686～9.238)；而ω值為35.7～39.6，高于正常鉛ω值(35.55±0.59)?；◢弾r的206Pb/204Pb=18.46～18.53，均值為18.49；207Pb/204Pb=15.72～15.78，均值為15.76，顯示鈾鉛富集明顯；208Pb/204Pb=38.67～38.99，均值為38.86，顯示釷鉛微弱富集?；◢弾r的μ值為9.69～9.81，明顯高于正常鉛μ值范圍(8.686～9.238)；而ω值為38.3～39.9，高于正常鉛ω值(35.55±0.59)。其他樣品的特征值如表所示。以上表明，該礦田鉛源物質(zhì)成熟度較高，且具相對富集鈾鉛的特點。

在Zartman鉛構(gòu)造模式圖解中(圖5，6)，礦區(qū)樣品投圖后都落在造山帶區(qū)域；根據(jù)Doe和Stacey參數(shù)計算的鉛的模式年齡也列在表3中。由于顯生宙造山帶的鉛是復雜的混合正常鉛、同源鉛，μ值多有變化，因此其模式年齡不能完全定量代表成巖及成礦年齡，只能大致提供年齡信息。礦石普模式年齡在121Ma～160Ma，花崗巖的模式年齡為278Ma～304Ma，脈巖的模式年齡為147Ma～274Ma。根據(jù)鉛同位素組成和模式年齡，還可以計算鉛源的一些特征參數(shù)：所有鉛μ值為8.73～9.81，變化不大，而大陸地殼的平均μ值為9.0，ω值在33.64～39.85。鉛源區(qū)特征值都有一些小變化。

鉛同位素能夠提供Pb的來源，也可用來判別與Pb關(guān)系密切的硫化物礦石中Zn、Cu、Fe、Au等成礦元素的來源。利用礦石、巖漿巖、地層和基底鉛同位素全方位對比來判別礦石鉛同位素的來源是一種近年來國際上認同的辦法(張乾等，2000)。如圖5、6所示，北三段礦床所采的閃長玢巖、花崗斑巖、輝長巖、煌斑巖、碎裂巖、花崗巖樣品的鉛同位素比值都落在同一條直線上，這表明它們有著相同的鉛的來源，即相同的巖漿源。運用Zartman和Doe(1981)發(fā)表的鉛構(gòu)造模式圖能夠推斷巖漿源區(qū)的構(gòu)造位置。所有礦石鉛同位素數(shù)據(jù)幾乎都落在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb和207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖的下地殼、上地幔和造山帶鉛的演化線附近，而且排列為一條直線。如上所述，閃長玢巖、花崗斑巖、輝長巖、煌斑巖、碎裂巖、花崗巖樣品的鉛同位素數(shù)據(jù)也落在這條直線上。直線斜率陡意味著它不是一條等時線，而是兩組分混合線，即上地幔與造山帶鉛的混合線。因此，北三段礦床的巖墻(脈)，包括附近的中生代花崗巖的鉛同位素特征，表明它們可能來源于地殼深部的同一巖漿源區(qū)。巖漿可能是由前中生代侵位于深部地殼的造山帶物質(zhì)在侏羅紀時重熔產(chǎn)生，可能還有幔源巖漿加入到該巖漿房中。新元古代到古生代是大興安嶺地區(qū)地殼的重要增長期，殘余的古生代俯沖的洋殼等成為新增生地殼的重要組成部分，可能還包括一些地幔巖，這些物質(zhì)構(gòu)成了該地區(qū)的造山帶物質(zhì)。鉛同位素混合線意味著北三段礦床的成礦物質(zhì)可能由造山帶物質(zhì)和地幔物質(zhì)兩部分提供。北三段礦床的成礦作用與較晚的中-基性巖漿活動關(guān)系密切(趙一鳴等，1997)，晚期巖漿的基性程度顯著增加，這顯然與幔源巖漿或巖漿中幔源物質(zhì)的加入有密切關(guān)系。

圖5 206Pb/204Pb-207Pb/204PbFig.5 Diagram of 206Pb/204Pb-207Pb/204PbLC-下地殼；UC-上地殼；OIV-洋島火山巖；OR-造山帶； A，B，C，D-各區(qū)域中樣品相對集中區(qū)LC-Lower crust; UC-Upper crust; OIV-Island arc volcanic rocks；OR-Orogenic belt；A，B，C，D-Relatively centralized re gion of sample

圖6 206Pb/204Pb-208Pb/204PbFig.6 Diagram of 206Pb/204Pb-208Pb/204PbLC-下地殼；UC-上地殼；OIV-洋島火山巖；OR-造山帶；A，B，C， D-各區(qū)域中樣品相對集中區(qū)LC-Lower crust; UC-Upper crust; OIV-Island arc volcanic rocks；OR-Orogenic belt；A，B，C，D-Relatively centralized region of sample

3 結(jié)論

(1) 北三段銀鉛多金屬礦床金屬硫化物δ34S值以正值為主，且變化范圍(各單礦物δ34S值變化范圍-0.24‰～2.37‰)相對集中。推測礦床的硫主要來源于深部巖漿，并有少量生物還原硫的加入。

(2) 礦床的δ13CPDB和δ18O都為負值，且各自都很接近，都落于地幔δ13C值-5‰±2‰的范圍，表明熱液流體各階段的CO2來自同一個均勻的巖漿源。δ13C-δ18O圖表明，北三段礦床的碳可能主要由基性-超基性巖漿提供的，并有部分來源于地層，且明顯受到大氣水的影響。

表3 北三段礦區(qū)不同地質(zhì)體Pb同位素特征

(3) 鉛同位素混合線意味著北三段礦床的成礦物質(zhì)可能由地殼造山帶和地幔兩部分提供。

Chen Y J, Pirajno F, Li N. 2009. Isotope systematics and fluid inclusion studies of the Qiyugou breccia pipehosted gold deposit, Qinling orogen, Henan Province, China: implications for ore genesis[J]. Ore Geology Reviews, 35: 245-261

Chen Y J, Pirajno F, Qi J P. 2005a. Origin of gold metallogeny and sources of ore-forming fluids in the Jiaodong Province, eastern China[J]. International Geology Review, 47: 530-549

Chen Y J, Pirajno F, Sui Y H. 2005b. Geology and D-O-C isotope systematic of the Tieluping silver deposit, Henan, China: Implications of ore genesis[J]. Acta Geologica Sinica(English Edition), 79(1): 106-119

Chen Y J, Pirajno F,Qi J P. 2008. The Shanggong gold deposit, eastern Qinling orogen, China: isotope geochemistry and implications for ore genesis[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 33: 252-266

Chen Yan-jing, Sui Ying-hui, Pirajno F. 2003. Exclusive evidences for CMF model and a case of orogenic silver deposits: isotope geochemistry of the Tieluping silver deposit, east Qinling orogen[J]. Acta Petrologica Sinica, 19(3): 551-568 (in Chinese with English abstract)

Eldridge C S, Compston W, Williams IS, Harris J W, Bristow J W. 1991. Isotope evidence for the involvement of recycled sediments in diamond formation[J]. Nature, 353: 649-65

Faure G. 1986. Principles of isotope geology (Second Edition)[M]. New York: John Wiley&Sons: 1-589

Hoefs J. 1997. Stable isotope geochemistry (3nd Edition)[M]. Berlin: Springer-Verlag: 1-201

Kyser TK. 1986. Stable isotopes in high temperature geological processes[J]. Reviews in Mineralogy, 16: 141-164

Li Wen-bo, Huang Zhi-long, Zhang Guan. 2006. Sources of the ore metals of the Huize ore field in Yunnan province: constraints from Pb, S, C, H, O and Sr isotope geochemistry[J]. Acta Petrologica Sinica, 22(10): 2567-2580 (in Chinese with English abstract)

Liu Jia-jun, He Ming-qin, Li Zhi-ming, Liu Yu-ping, Li Zha-yang, Zhang Qian, Yang Wei-guang, Yang Ai-ping. 2004. Oxygen and carbon isotopic geochemistry of Baiyangping silver-copper polymetal lic ore concentration area in Lanping basin of Yunnan Province and its significance[J]. Mineral Deposit, 23(1): 1-9 (in Chinese)

Liu Jian-ming, Liu Jia-jun. 1997. Basin fluid genetic model of sendiment-hosted micro-dissminated gold deposits in the gold-triangle area between Guizhou, Guagnxi and Yunnan[J]. Acta Mineralogica Sinica, 17(4): 448-456(in Chinese with English abstract)

Mao Jing-wen, He Ying, Ding Ti-ping. 2002. Mantle fluids involved in metallogenesis of Jiaodong (east Shandong) gold district: evidence of C, O and H isotopes[J]. Mineral Deposit, 21(2): 121-127(in Chinese with English abstract)

Mao Jing-wen, Wang Zhi-liang, Li Hou-min, Wang Cheng-yu, Chen Yu-chuan. 2003. Carbon and oxygen isotope components in the Permian basalt-hosted copper deposit in Ludian area, Yunnan: implication for the mineralization process[J]. Geological Review, 49(6): 610-615(in Chinese)

Ni Zhi-yong, Li Nuo, Zhang Hui, Xue Liang-wei. 2009. Pb-Sr-Nd isotope constraints on the source of ore-forming elements of the Dahu Au-Mo deposit[J]. Acta Petrologica Sinica, 25(11): 2823-2832(in Chinese with English abstract)

Niu Shu-yin, Sun Ai-qun, Wang Bao-de, Liu Jian-ming, Guo Li-jun, Hu Hua-bin, Xu Chuan-shi. 2008. Source of ore-forning materials and mineralization of the Dajing Cu-Sn polymetallic deposit, Inner Mongolia[J]. Geology in China, 35(4): 714-724(in Chinese with English abstract)

Ohmoto H, Goldhaber M B. 1997. Sulfur and carbon isotopes in: Barnes HL(ed.). Geochemistry of hydrothermal ore deposits[M]. New York: John Wiley: 517-612

Ohmoto H, Rye RO. 1979. Isotope of sulfur and carbon. In: BarnesHL(ed.). Geochemistry of hydrothermal ore deposits[M]. New York: John Wiley: 509-567

Ohmoto H. 1986. Stable isotopes in high temperature geological processes[J]. Reviews in Mineralogy, 16: 491-559

Pettke T, Diamond L W, Kramers J D. 2000. Mesothermal gold lodes in the north-western Alps: A review of genetic constrains from radiogenic isotopes[J]. Eur.J. Mineral, 12: 213-230

Pettke T, Diamond L W, Villa I M. 1999. Mesothermal gold viens and metamorphic devolatilisation in the NW Alps[J]. Geology, 27: 641-644

Qi Jing-ping, Lai Yong, Ren Kang-xu, Tang Guo-jun. 2006. Sr isotope constraints on the origin of the Xiaoqinling gold field[J]. Acta Petrologica Sinica, 22(10): 2543-2550(in Chinese with English abstract)

Rollinson H R. 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation in terpretation[M]. New York: John Wiley& Sons: 1-352

Schidlowski M. 1998. Beginning of terrestrial life: problems of the early record and implications for extraterrestrial scenarios[J]. Instruments, Methods, and Missions for Astrobiology, 3441:149-157

Wang Chang-ming, Zhang Shou-ting, Deng Jun, Liu Jian-ming. 2007. The exhalative genesis of the stratabound skarn in the Huanggangliang Sn-Fe polymetallic deposit of Inner Mongolia[J]. Acta Petrologica Et Mineralogica, 26(5): 409-417(in Chinese with English abstract)

Zartman R E, Doe B R. 1981. Plumbo tectonics-the model[J]. Tectonophysics, 75: 135- 162

Zhang Li, Yang Rong-sheng, Mao Shi-dong, Lu Ying-huai, Qin Yan, Liu Hong-jie. 2009. Sr and Pb isotope feature and ore-forming material source of the Yangshan gold deposit[J]. Acta Petrologica Sinica, 25(11): 2811-2822(in Chinese with English abstract)

Zhang Qian, Pan Jia-yong, Shao Shu-xun. 2000. An interpretation of ore lead sources from lead isotopic compositions of some ore deposits in China[J]. Geochemica, 29 (3): 231-238(in Chinese with English abstract)

Zhao Yi-ming. 1997. Regional metallogeny and evaluation of copper-polymetallic deposit in the Dahinggan mountains and its adjacent regions[M]. Beijing: Seismological Press:125-144(in Chinese)

[附中文參考文獻]

陳衍景, 隋穎慧, Pirajno F. 2003. CMF模式的排他性依據(jù)和造山型銀礦實例: 東秦嶺鐵爐坪銀礦同位素地球化學[J]. 巖石學報, 19(3): 551-568

李文博, 黃智龍, 張 冠. 2006. 云南會澤鉛鋅礦田成礦物質(zhì)來源: Pb、S、C、H、O、Sr同位素制約[J]. 巖石學報, 22: 2567-2580

劉家軍, 何明勤, 李志明, 劉玉平, 李朝陽, 張 乾, 楊偉光, 樣愛平. 2004. 云南白秧坪銀銅多金屬礦集區(qū)碳氧同位素組成及其意義[J]. 礦床地質(zhì), 23(1): 1-9

劉建明, 劉家軍. 1997. 滇黔桂金三角區(qū)微細浸染型金礦床的盆地流體成因模式[J]. 礦物學報, 17(4): 448-456

毛景文, 赫 英, 丁悌平. 2002. 膠東金礦形成期間地幔流體參與成礦過程的碳氧氫同位素證據(jù)[J]. 礦床地質(zhì), 21(2): 121-127

毛景文, 王志良, 李厚民, 王成玉, 陳毓川. 2003. 云南魯?shù)榈貐^(qū)二疊紀玄武巖中銅礦床的碳氧同位素對成礦過程的指示[J]. 地質(zhì)論評, 49(6): 610-615

倪智勇, 李 諾, 張 輝, 薛良偉. 2009. 河南大湖金鉬礦床成礦物質(zhì)來源的鍶釹鉛同位素約束[J]. 巖石學報, 25(11): 2823-2832

牛樹銀, 孫愛群, 王寶德, 劉建明, 郭利軍, 胡華斌, 許傳詩. 2008. 內(nèi)蒙古大井銅錫多金屬礦成礦物質(zhì)來源及成礦作用探討[J]. 中國地質(zhì), 35(4): 714-724

祁進平, 賴 勇, 任康緒, 唐國軍. 2006. 小秦嶺金礦田成因的鍶同位素約束[J]. 巖石學報, 22(10): 2543-2550

王長明, 張壽庭, 鄧 軍, 劉建明. 2007. 內(nèi)蒙古黃崗梁錫鐵多金屬礦床層狀夕卡巖的噴流沉積成因[J]. 巖石礦物學雜志, 26(5): 409-417

張 莉, 楊榮生, 毛世東, 魯穎淮, 秦 艷, 劉紅杰. 2009. 陽山金礦床鍶鉛同位素地球化學與成礦物質(zhì)來源[J]. 巖石學報, 25(11): 2811-2822

張 乾, 潘家永, 邵樹勛. 2000. 中國某些金屬礦床礦石鉛來源的鉛同位素詮釋[J]. 地球化學, 29 (3): 231-238

趙一鳴. 1997. 大興安嶺及其鄰區(qū)銅多金屬礦床成礦規(guī)律與遠景評價[M]. 北京: 地震出版社: 125-144

Characteristics of C, O, S and Pb Isotopes and Sources of Ore Materials of the Beisanduan Ag-Pb Polymetallic Deposit in Linxi County, Inner Mongolia

Lü Xiang-guang1, LIANG Jing-li1, SU Hong-jian1, LI Bao-fei2,3, LIU Xiao-huang4, SUN Jun-gang2

(1.No.514GeologicalBrigadeofNorthChinaBureauofGeologyforMineralResourcesExploration,Chengde,Hebei067000; 2.The7thGoldDetachmentofChineseArmedPoliceForce,Yantai,Shandong264004; 3.ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083; 4.TheGoldCommandofChineseArmedPoliceForce,Beijing100010)

This study measured the C, O, S and Pb isotopes of the Beisanduan Ag-Pb polymetallic deposit in Linxi county, Inner Mongolia, and analyzed the possible sources of its ore materials. Theδ34S values of samples in this deposit range from -0.24‰ to 2.37‰, averaging 1.29‰. We consider that the sulfur of the ore-forming fluids was derived from hypomagma with addition of biological reduction. Theδ13CPDB values of samples range from -4.57‰ to -7.33‰, averaging -5.96‰. Theδ18O values of samples range from -3.4‰ to -4.8‰, averaging -4.06‰. According to the relationship ofδ13CPDBandδ18OSMOW, the carbon of the ore-forming fluids was derived from basic-ultrabasic magma and partly from strata, which is obviously influenced by meteoric water. The lead isotope indicates that the ore-forming materials were stemmed from both the crustal orogenic belt and mantle.

C, O, S and Pb isotopes, sources of the ore metals, Beisanduan Ag-Pb polymetallic deposit, Inner Mongolia

2015-06-25；

2015-08-25；[責任編輯]郝情情。

呂向光(1985年-)，男，工程師，學士，主要從事區(qū)礦調(diào)、資源地質(zhì)勘察工作。E-mail:lvxg521@163.com。

劉曉煌(1972年-)，男，高級工程師，博士后，主要從事區(qū)礦調(diào)、資源地質(zhì)勘察工作。E-mail：liuxh19972004@163.com。

P618.4+P597

A

0495-5331(2015)05-0898-09