青海祁漫塔格虎頭崖鉛鋅多金屬礦床流體包裹體特征及成礦機制研究*

劉 鵬，呂志成，董樹義，張德會，李永勝**，于曉飛，祝新友，姚 磊

（1 中國地質(zhì)大學地球科學與資源學院，北京 100083；2 中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心，北京 100037；3 自然資源部礦產(chǎn)勘查技術指導中心，北京 100083；4 成都理工大學地球科學學院，四川成都 610059；5 北京礦產(chǎn)地質(zhì)研究院，北京 100012）

青海祁漫塔格地區(qū)位于柴達木盆地西南緣、東昆侖造山帶西段，是中國西部重要的、較有找礦遠景的矽卡巖型多金屬成礦帶，包括虎頭崖鉛鋅礦床、卡而卻卡銅多金屬礦床、野馬泉鐵多金屬礦、四角羊-牛苦頭鉛鋅多金屬礦、肯德可克鐵多金屬礦和尕林格鐵多金屬礦等（圖1）。該區(qū)不僅是青海省重要的金屬礦產(chǎn)基地，也被確定為中國十大新的戰(zhàn)略資源接替基地之一（豐成友等，2011；2012；張愛奎等，2010；趙一鳴等，2013），同時，還設有中國首批國家級找礦突破戰(zhàn)略行動整裝勘查區(qū)，在業(yè)界備受關注。在眾多矽卡巖型鉛鋅多金屬礦床的研究中，關于成礦流體性質(zhì)的研究對成礦作用的認識起到了重要作用，然而對虎頭崖Pb-Zn多金屬礦床開展的流體包裹體研究相對較少，因此，對該礦床的成礦流體性質(zhì)和演化過程認識還不明確?；㈩^崖鉛鋅多金屬礦床迄今為止已發(fā)現(xiàn)鎢、錫、鉬、鐵、銅、鉛和鋅等多種礦化，探明資源儲量鉛-鋅達到大型規(guī)模，錫、鐵達到中型規(guī)模，局部伴生鎢、鉬、銀等金屬，其中鉛鋅富礦地段已經(jīng)開采（馬圣鈔等，2012；2013）。本文通過詳細的野外工作和巖相學觀察，對虎頭崖鉛鋅多金屬礦床開展了矽卡巖階段、退化蝕變階段和石英硫化物階段的礦石礦物和脈石礦物的氫、氧同位素和流體包裹體研究，探討了該礦床成礦流體特征、演化規(guī)律及其成礦機制。

1 區(qū)域地質(zhì)

虎頭崖Pb-Zn 多金屬礦床的大地構(gòu)造位置處于古亞洲與特提斯構(gòu)造域結(jié)合部位的東昆侖多島弧盆造山系的西段，西北以阿爾金南緣斷裂為界，東北與柴達木地塊相鄰，南部以昆南斷裂為界并與巴顏喀拉造山帶相接。區(qū)內(nèi)地層主要有元古宇、奧陶系—志留系、泥盆系、石炭系、二疊系、三疊系和新生界（圖1）。其中，古-中元古界金水口群白沙河組、中元古界薊縣系狼牙山組、奧陶系—志留系灘間山群、石炭系締敖蘇組和大干溝組是本區(qū)多金屬礦床的主要賦礦圍巖（豐成友等，2012；趙一鳴等，2013）。區(qū)內(nèi)構(gòu)造活動強烈，褶皺以NWW 向的復式背、向斜構(gòu)造為主，NWW 向、NW 向和近EW 向斷裂的交匯聚合部位是成巖成礦的有利部位。區(qū)內(nèi)巖漿侵入活動主要集中在加里東期、華力西期、印支期和燕山期，其中，與該區(qū)矽卡巖型Fe、Cu、Pb、Zn 等多金屬成礦作用密切相關的巖體主要為印支期的中-酸性巖漿巖，主要巖性包括閃長巖、花崗閃長巖、石英閃長巖、二長花崗巖和鉀長花崗巖等。區(qū)內(nèi)多金屬礦產(chǎn)豐富，其中，Pb-Zn多金屬礦床主要包括虎頭崖和四角羊-?？囝^等（趙一鳴等，2013），伴生Cu、W、Mo、Ag、Fe等。

2 礦床地質(zhì)

圖1 祁漫塔格地區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)分布圖（據(jù)豐成友等，2012修改）1—第四系；2—三疊系；3—石炭系；4—泥盆系；5—奧陶系—志留系；6—元古宇；7—印支期花崗巖；8—華力西期花崗巖；9—加里東期花崗巖；10—斷裂；11—省界線Fig.1 Sketch map of geology and polymetallic deposit distribution in the Qimantag area(modified after Feng et al.,2012)1—Quaternary;2—Triassic;3—Carboniferous;4—Devonian;5—Ordovician to Silurian;6—Proterozoic;7—Indosinian granite;8—Variscan granite;9—Caledonian granite;10—Fault;11—Provincial boundaries

虎頭崖礦區(qū)出露地層較為復雜，主要有中元古界薊縣系狼牙山組、奧陶系—志留系灘間山群、下石炭系大干溝組、上石炭系締敖蘇組、上三疊系鄂拉山組及第四系（圖2）。其中，與成礦關系密切的為中元古界薊縣系狼牙山組灰質(zhì)白云巖、灰?guī)r、大理巖，下石炭系大干溝組大理巖夾結(jié)晶灰?guī)r和上石炭系締敖蘇組灰?guī)r、白云巖、白云質(zhì)灰?guī)r、大理巖。中元古界薊縣系狼牙山組（近EW 向）為碳酸鹽巖和碎屑巖的交互層，分布于礦區(qū)南側(cè)，其北側(cè)與下石炭系大干溝組呈斷層接觸；奧陶系—志留系灘間山群（近EW向）分布于礦區(qū)中部，其南側(cè)和北側(cè)分別與下石炭統(tǒng)大干溝組和上石炭統(tǒng)締敖蘇組呈斷層或局部角度不整合接觸；下石炭系大干溝組（近EW 向）巖石破碎強烈，厚度約600～1000 m，位于薊縣系狼牙山組和奧陶系—志留系灘間山群之間，并與之呈斷層接觸；上石炭系締敖蘇組呈近EW 向分布于礦區(qū)北部，發(fā)育有矽卡巖化及多金屬礦化；上三疊系鄂拉山組主要分布在礦區(qū)西北部，由晶屑凝灰?guī)r和流紋質(zhì)含角礫凝灰?guī)r等組成。

區(qū)內(nèi)褶皺、斷裂構(gòu)造發(fā)育，且構(gòu)造線均呈近EW向。褶皺構(gòu)造包括景忍背斜和狼牙山向斜：景忍背斜位于礦區(qū)北部Ⅳ礦帶附近，軸部形成近EW 向壓扭性斷裂帶；狼牙山向斜位于礦區(qū)南部，向斜南翼出露地層為狼牙山組，向斜北翼地層為大干溝組大理巖。EW向斷裂是主要的控礦構(gòu)造，部分礦帶發(fā)育在巖體和圍巖的接觸帶。

區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育有侵入巖和火山巖，主要為印支期。侵入巖主要有二長花崗巖、花崗閃長巖和閃長巖等，其中與成礦關系密切的是二長花崗巖（（217.5±1.1）Ma～（219.2±1.4）Ma；豐成友等，2011；張愛奎等，2013）和花崗閃長巖（（235.4±1.8）Ma；豐成友等，2011）。侵入巖與不同時代地層巖性界面，特別是碳酸鹽巖構(gòu)造破碎帶與花崗質(zhì)侵入巖體的接觸部位，常發(fā)育矽卡巖化和Pb-Zn 多金屬礦化（趙一鳴，2013）?；鹕綆r主要為晚三疊世鄂拉山組晶屑凝灰?guī)r、流紋質(zhì)含角礫凝灰?guī)r、流紋質(zhì)玻屑晶屑角礫熔結(jié)凝灰?guī)r等。

圖2 虎頭崖鉛鋅多金屬礦區(qū)地質(zhì)圖（據(jù)豐成友等，2011修改）1—第四系；2—上三疊系鄂拉山組；3—上石炭系締敖蘇組；4—下石炭系大干溝組；5—奧陶系—志留系灘間山群；6—中元古代薊縣系狼牙山組；7—鉀長花崗巖；8—二長花崗巖；9—花崗閃長巖；10—閃長巖；11—矽卡巖化帶；12—礦帶及編號；13—斷裂Fig.2 Geological sketch map of the Hutouya lead-zinc polymetallic ore deposit(modified after Feng et al.,2011)1—Quaternary;2—Upper Triassic Elashan Formation;3—Upper Carboniferous Di’aosu Formation;4—Lower Carboniferous Dagangou Formation;5—Ordovician to Silurian Tanjianshan Formation;6—Mesoproterozoic Jixianian Langyashan Formation;7—Moyite;8—Monzonitic granite;9—Granodiorite;10—Diorite;11—Skarnization zone;12—Ore belt and its serial number;13—Fault

虎頭崖礦區(qū)已提交Pb-Zn-Cu 金屬資源量37.72萬噸，Sn-Fe 金屬資源量50.38 萬噸。這些金屬元素的品位是：w（TFe）平均為28.82%，w（Cu）平均為2.05%，w（Pb）平均為5.79%，w（Zn）平均為4.46%，w（Ag）平均為90 g/t，表明除Fe外，Cu、Pb、Zn（Ag）的品位都很高（趙一鳴等，2013）?；㈩^崖礦床可分為Ⅰ-Ⅸ9 個礦帶，共51 條礦體，包括Pb-Zn、Fe、Cu、Cu（Zn、Sn）、等金屬組合，礦體多呈似層狀、透鏡狀、脈狀，分別產(chǎn)于巖體與圍巖接觸帶及其附近的大理巖中，并多與鈣質(zhì)矽卡巖伴生。Ⅰ礦帶位于礦區(qū)東南部，長約2.0 km，近EW 向展布，中部寬度較大（寬約40 m），兩端寬度較?。▽捈s數(shù)米）。Ⅰ礦帶以Fe 礦體為主（4條），賦存于花崗閃長巖與下石炭系大干溝組大理巖的接觸帶上。礦帶內(nèi)礦體呈脈狀、透鏡狀、條帶狀，產(chǎn)狀與圍巖基本一致，圍巖蝕變強烈，發(fā)育有矽卡巖化、磁鐵礦化等。其中，Ⅰ-1磁鐵礦體是Ⅰ礦化帶的主礦體，呈條帶狀近EW 向分布，長560 m，厚為1.65～13.37 m（平均6.59 m）。礦石類型為磁鐵礦，品位23.62%～42.22%，平均品位28.82%。Ⅱ礦帶位于礦區(qū)西南部，長約1.5 km，呈NWW 向延伸，主要為Sn（Fe）、Cu 礦體，礦帶東段產(chǎn)于二長花崗巖體與締敖蘇組、灘間山群接觸形成的矽卡巖內(nèi)，西段產(chǎn)于締敖蘇組、灘間山群火山巖組間斷層破碎帶中。Ⅱ礦帶共發(fā)現(xiàn)大小礦體30 個，其中，鐵銅礦體近EW走向，總體呈條帶狀，具波狀彎曲，礦體長480 m，厚度1.33～14.68 m（平均5.33 m），Cu 品位0.20%～4.63%（平均1.06%）。錫鐵礦體呈條帶狀，其中錫礦體長605 m，厚度1.01～12.06 m（平均6.04 m），品位0.10%～0.72%（平均0.22%）；鐵礦體長605 m，厚度1.01～10.49 m（平均4.56 m），品位20.29%～64.50%（平均29.22%）。Ⅵ礦帶呈條帶狀近EW 向分布于礦區(qū)東部，寬10～50 m，長大于3 km，以鉛鋅礦體為主，產(chǎn)于接觸帶及其附近的大理巖中，并多與鈣矽卡巖伴生（圖3），發(fā)現(xiàn)2 條主礦體，呈透鏡狀，具有穿層現(xiàn)象，產(chǎn)狀嚴格受控于斷層破碎帶，總體向S 傾。礦體呈條帶狀近東西向分布，長560 m，厚1.65～13.37 m，平均厚度6.59 m。其中，銅礦厚度2.82～9.29 m（平均5.14 m），品位0.48%～5.74%（平均13.2%）；鉛礦厚度0.98～10.00 m（平均3.63 m），品位0.87%～10.54%（平均3.28%）；鋅礦厚度1.11～5.89 m（平均4.12 m），品位0.75%～8.32%（平均2.14%）。

圖3 虎頭崖鉛鋅多金屬礦區(qū)Ⅵ礦帶0勘探線剖面圖（據(jù)趙一鳴等，2013）1—大理巖；2—硅質(zhì)巖；3—二長花崗巖；4—構(gòu)造角礫巖；5—矽卡巖化大理巖；6—銅鉛鋅礦體；7—鉆孔Fig.3 Geological section along No.0 exploration line in the VI ore belt of the Hutouya lead-zinc polymetallic ore deposit(after Zhao et al.,2013)1—Marble;2—Silicalite;3—Monzogranite;4—Tectonic breccia;5—Skarnized marble;6—Copper-lead-zinc orebody;7—Drill hole

根據(jù)礦床產(chǎn)出的地質(zhì)特征、礦石組構(gòu)、礦石類型、礦石礦物組成、圍巖蝕變以及礦物的共生和穿插關系，可將虎頭崖礦床的成礦作用過程劃分為矽卡巖階段（Ⅰ階段）、退化蝕變階段（Ⅱ階段）和石英硫化物階段（Ⅲ階段）3個階段。這一階段劃分方式在流體包裹體測溫數(shù)據(jù)分析中也得到體現(xiàn)，礦物組合及礦物生成順序與典型的矽卡巖成巖成礦特征一致。

矽卡巖階段形成的礦物是最典型的矽卡巖礦物，形成于高溫超臨界條件下，主要有大量的石榴子石和透輝石，石榴子石較為發(fā)育且自形程度高，具有環(huán)帶結(jié)構(gòu)（圖4a），與透輝石共生（圖4b），也可見脈狀石榴子石切穿早期形成的透輝石。

退化蝕變階段是主成礦階段，發(fā)育綠簾石、綠泥石、金云母、角閃石等退化蝕變礦物，金屬礦物主要為磁鐵礦、赤鐵礦，后期還有少量磁黃鐵礦等硫化物的形成，是虎頭崖礦床鐵礦石形成的主要階段。該階段礦物多充填交代矽卡巖階段礦物，常見發(fā)育有環(huán)帶結(jié)構(gòu)的綠簾石交代矽卡巖階段形成的石榴子石（圖4c～d），主要分布于巖體與圍巖的接觸帶附近，可見磁鐵礦呈脈狀分布于大理巖、矽卡巖中（圖4e）。根據(jù)礦石中的礦物組合特點可將該階段礦石分為石榴子石磁鐵礦礦石、金云母磁鐵礦礦石、透輝石磁鐵礦礦石、磁鐵礦礦石。石榴子石磁鐵礦礦石主要由磁鐵礦和石榴子石及少量黃鐵礦、方解石、金云母和閃鋅礦等組成（圖4f～h），磁鐵礦多交代石榴子石。該類礦石中的磁鐵礦含量一般在40%～50%，多為黑色，斑點狀構(gòu)造。金云母磁鐵礦礦石由磁鐵礦、金云母以及方解石、石英等組成（圖4h、i），磁鐵礦含量一般為30%～50%，浸染構(gòu)造，常與金云母緊密共生。透輝石磁鐵礦礦石中的磁鐵礦含量低于磁鐵礦礦石，一般在40%～50%，磁鐵礦多交代透輝石或者與透輝石共生（圖4j）。磁鐵礦礦石（圖4k）主要由磁鐵礦及少量石榴子石、綠簾石、金云母等組成，該類礦石中的磁鐵礦含量較高，可達50%以上，致密塊狀構(gòu)造。野外及鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，磁鐵礦、赤鐵礦常與綠簾石等矽卡巖礦物共生（圖4l）。

圖4 虎頭崖礦床矽卡巖階段和退化蝕變階段礦物、礦石典型特征a.石榴子石具有環(huán)帶結(jié)構(gòu)（單偏光）；b.石榴子石與透輝石共生（正交偏光）；c.綠簾石具有環(huán)帶結(jié)構(gòu)（正交偏光）；d.綠簾石交代石榴子石（單偏光）；e.脈狀構(gòu)造，可見磁鐵礦呈脈狀分布于大理巖、矽卡巖中；f.石榴子石磁鐵礦礦石，斑點狀構(gòu)造；g.磁鐵礦交代石榴子石（反射光）；h,i.金云母磁鐵礦礦石及鏡下特征，浸染狀構(gòu)造；j.透輝石與磁鐵礦共生（正交偏光）；k.磁鐵礦礦石，塊狀構(gòu)造；l.綠簾石與赤鐵礦共生（反射光）Mt—磁鐵礦；Hem—赤鐵礦；Phl—金云母；Gt—石榴子石；Di—透輝石；Ep—綠簾石Fig.4 Typical mineral and ore characteristics of the Hutouya deposit at skarn stage and retrograde alteration stagea.Zonal texture garnet(plainlight);b.Garnet coexistence with diopside(crossed nicols);c.Zonal texture epidote(crossed nicols);d.Garnet replaced epidote(plainlight);e.Vein structure,veined magnetite distributed in marble and skarn;f.Garnet magnetite ore,spotted structure;g.Garnet replaced by magnetite(reflected light);h,i.Phlogopite magnetite ore and its microscopic characteristics,disseminated structure;j.Diopside coexistence with magnetite(crossed nicols);k.Magnetite ore,massive structure;l.Epidote coexistence with hematite(reflected light)Mt—Magnetite;Hem—Hematite;Phl—Phlogopite;Gt—Garnet;Di—Diopside;Ep—Epidote

石英硫化物階段，石英和碳酸鹽礦物的含量明顯增多，并開始出現(xiàn)大量的方解石，還主要形成磁黃鐵礦、黃鐵礦、輝鉬礦、黃銅礦、斑銅礦等鐵、銅硫化物，這一階段也是閃鋅礦、方鉛礦最主要的成礦階段。該階段形成的礦石主要包括閃鋅礦礦石、銅鉛鋅礦礦石和鐵鋅礦石。閃鋅礦礦石主要由閃鋅礦及少量黃銅礦、金云母、輝石等組成（圖5a），閃鋅礦含量約60%左右，灰黑色，少量金云母與閃鋅礦共生。銅鉛鋅礦礦石主要由方鉛礦、閃鋅礦及少量黃銅礦等組成（圖5b、c），呈灰黑色，方鉛礦為鉛灰色，深褐色的閃鋅礦，可見黃銅礦交代退化蝕變階段礦物綠簾石（圖5d、e）。鐵鋅礦石主要由閃鋅礦、磁鐵礦、金云母、石英等組成，磁鐵礦含量一般為50%～55%，浸染狀構(gòu)造，閃鋅礦常交代退化蝕變階段礦物金云母（圖5e）。方解石、石英等多呈脈狀分布于矽卡巖和礦體之中，可見方解石切穿早期石榴子石或沿著環(huán)帶交代石榴子石（圖5f）。

圖5 虎頭崖礦床石英硫化物階段礦物、礦石典型特征及常見礦石構(gòu)造a.閃鋅礦礦石；b,c.銅鉛鋅礦礦石及鏡下特征；d,e.黃銅礦交代綠簾石（正交偏光、反射光）；f.閃鋅礦交代金云母（單偏光）；g.方解石沿著環(huán)帶交代石榴子石（正交偏光）；h,i.角礫狀構(gòu)造，可見礦石角礫、矽卡巖、硅質(zhì)巖角礫Gn—方鉛礦；Sp—閃鋅礦；Ccp—黃銅礦；Mt—磁鐵礦；Phl—金云母；Gt—石榴子石；Ep—綠簾石；Cal—方解石Fig.5 Typical mineral characteristics and ore structures of the Hutouya deposit at quartz-sulfide stagea.Sphalerite ore;b,c.Copper-lead-zinc ore and its microscopic characteristics;d,e.Epidote replaced by chalcopyrite(crossed nicols and reflected light);f.Phlogite replaced by sphalerite(plainlight);g.Garnet replaced by calcite along the ring(crossed nicols);h,i.Brecciated structure,including ore breccia,skarn breccia,siliceous rock brecciaGn—Galena;Sp—Sphalerite;Ccp—Chalcopyrite;Mt—Magnetite;Phl—Phlogopite;Gt—Garnet;Ep—Epidote;Cal—Calcite

除上述礦石構(gòu)造外，硫化物礦石還可見角礫狀構(gòu)造、脈狀構(gòu)造等（圖4e，圖5g、h）。礦石結(jié)構(gòu)以自形粒狀結(jié)構(gòu)、半自形粒狀結(jié)構(gòu)、半自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)、碎裂結(jié)構(gòu)、放射狀結(jié)構(gòu)、包含結(jié)構(gòu)和鮞狀結(jié)構(gòu)等為特征（圖6a～i）。礦石礦物主要有磁鐵礦、黃銅礦、黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、赤鐵礦等，脈石礦物包括石榴子石、透輝石、綠簾石、方解石、金云母、石英、綠泥石、螢石、斜長石、鉀長石、符山石等。

3 流體包裹體及H-O同位素特征

3.1 樣品采集與分析方法

圖6 虎頭崖礦床典型金屬礦物及結(jié)構(gòu)特征a.碎裂結(jié)構(gòu)的黃鐵礦；b.半自形粒狀結(jié)構(gòu)的黃鐵礦；c.自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)的磁鐵礦；d.黃銅礦交代半自形粒狀結(jié)構(gòu)的黃鐵礦；e.放射狀的赤鐵礦交代半自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)的的黃銅礦；f.呈現(xiàn)黑三角孔的方鉛礦與閃鋅礦共生；g.放射狀結(jié)構(gòu)的赤鐵礦；h.閃鋅礦中的固溶體分離結(jié)構(gòu)；i.鮞狀結(jié)構(gòu)的磁鐵礦Mt—磁鐵礦；Hem—赤鐵礦；Gn—方鉛礦；Sp—閃鋅礦；Py—黃鐵礦；Ccp—黃銅礦；Gt—石榴子石；Ep—綠簾石；Fl—螢石；Qz—石英Fig.6 Typical metallic minerals and textures characteristics of the Hutouya deposita.Cataclastic texture in pyrite;b.Hypidiomorphic granular pyrite;c.Idiomorphic-hypidiomorphic granular magnetite;d.chalcopyrite replaced by hypidiomorphic granular pyrite;e.Hypidiomorphic-allotriomorphic granular chalcopyrite replaced by radial hematite;f.Galena with black delthyrium coexistence with sphalerite;g.Radiating texture hematite;h.Sphalerite contains with allotriomorphic granular chalcopyrite;i.Oolitic texture magnetiteMt—Magnetite;Hem—Hematite;Gn—Galena;Sp—Sphalerite;Py—Pyrite;Ccp—Chalcopyrite;Gt—Garnet;Ep—Epidote;Fl—Fluorite;Qz—Quartz

在野外詳細觀察的基礎上，重點挑選了涵蓋矽卡巖階段、退化蝕變階段和石英硫化物階段的樣品。而后對典型的樣品制作包裹體片50 余片，測試樣品包括矽卡巖階段的石榴子石、透輝石、退化蝕變階段的綠簾石和石英硫化物階段的石英、方解石和螢石。顯微鏡下通過對不同期次礦物的原生流體包裹體巖相學、測溫學與拉曼成分研究，以及對應階段的石英開展H-O同位素分析測試。

流體包裹體的巖相學研究工作在自然資源部礦產(chǎn)勘查技術指導中心顯微鏡實驗室完成，實驗儀器為德國徠卡公司生產(chǎn)的Leica DM 4500P型正交偏反光顯微鏡。流體包裹體顯微測溫在有色金屬礦床地質(zhì)調(diào)查中心包裹體實驗室完成，顯微冷熱臺為英國Linkam 公司生產(chǎn)的THMSG 600 冷/熱臺，溫度控制范圍為-196～600℃，冷熱臺在-196～0℃溫度區(qū)間的測定精度為±0.1℃，0～600℃區(qū)間為±1℃。單個流體包裹體成分激光拉曼探針測試在中國地質(zhì)科學院資源研究所流體包裹體與成礦模擬實驗室完成，測試儀器為英國Renishaw 公司生產(chǎn)的Renishaw-2000 型顯微共焦激光拉曼光譜儀，激發(fā)激光波長514.53 nm，激光功率20 mW，激光束斑最小直徑1 μm，光譜分辨率1～2 cm-1。

H-O 同位素測定、樣品制備和質(zhì)譜測定均由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院測試中心完成。選取具代表性樣品，經(jīng)手工進行逐級破碎、過篩至40～60 目，在雙目鏡下挑選所得上，純度大于99%單礦物樣品5 g以上，送實驗室分析。O 同位素分析采用BrF5法，分析結(jié)果均以V-SMOW為標準，分析精度為±0.2‰。

3.2 流體包裹體巖相學特征

根據(jù)包裹體的成分及室溫下（22℃）的流體包裹體相態(tài)的種類（盧煥章等，2004），可將本次研究流體包裹體劃分為5 種基本類型：富氣相包裹體（Ⅰ型）、富液相包裹體（Ⅱ型）、含子礦物三相包裹體（Ⅲ型）、純氣相包裹體（Ⅳ型）和純液相包裹體（Ⅴ型）。原生包裹體多呈孤立狀分布，而次生包裹體多沿礦物裂隙成線狀分布。

（1）矽卡巖階段

以石榴子石和透輝石中包裹體發(fā)育為特征，主要見Ⅱ型、Ⅲ型和少量的Ⅳ型、Ⅴ型包裹體（圖7a～d）。Ⅱ型包裹體約占60%，且多呈不規(guī)則狀、長條狀、渾圓狀及橢圓狀（圖7a），包裹體普遍較小，大小主要介于4～14 μm 之間，包裹體呈孤立分布或成群分布，升溫后均一到液相。Ⅲ型包裹體以長條狀、渾圓狀及不規(guī)則狀為主（圖7b、d），包裹體大小主要為4～24 μm。其中，不透明子礦物可能為金屬礦物，大小約0.5～1.5 μm；透明子礦物主要有2 種晶形：一種為NaCl子晶，具有立方體晶形，無色透明，大小約1.0～2.5 μm；另一種為橢圓形，無色透明，大小約1.5～2.0 μm，可能為鉀鹽子晶。Ⅳ型和Ⅴ型包裹體呈渾圓狀、橢圓狀及長條狀（圖7c、d），大小主要介于5～14 μm。

（2）退化蝕變階段

以綠簾石中包裹體發(fā)育為特征，主要為Ⅱ型和少量Ⅰ型包裹體（圖7e、f）。Ⅱ型包裹體約占80%，且多以長條狀和渾圓狀為主，包裹體普遍較小，大小主要介于4～13 μm，包裹體呈孤立分布。Ⅰ型包裹體較少，多呈長條狀、渾圓狀，大小主要為4～10 μm，氣相分數(shù)約75%～90%。

（3）石英硫化物階段

螢石中的包裹體主要為Ⅱ型和少量Ⅲ型、Ⅰ型包裹體（圖7g～i）。Ⅱ型包裹體約占70%，且多呈長條狀、渾圓狀、橢圓狀及不規(guī)則狀，包裹體大小主要介于4～12 μm，少數(shù)可達到26 μm。Ⅲ型包裹體主要呈長條狀、橢圓狀，大小主要介于5～16 μm。其中，透明子礦物主要為NaCl 子晶，具有立方體晶形，無色透明，大小約1.5～4.0 μm（圖7i）。I 型包裹體形態(tài)簡單（圖7h），多呈渾圓狀、橢圓狀，大小約4～12 μm，氣相分數(shù)變化于80%～95%。螢石中包裹體大多呈孤立分布或成群分布，升溫后絕大部分均一到液相，小部分均一到氣相。

石英中的包裹體主要為Ⅱ型和少量Ⅲ型。Ⅱ型包裹體約占75%，且多呈長條狀、渾圓狀、橢圓狀，包裹體普遍較小，大小主要介于4～20 μm（圖7h～k）。Ⅲ型包裹體以渾圓狀、橢球狀及長條狀為主，大小約5～16 μm，升溫后均一到液相。其中，透明子礦物主要為NaCl子晶，具有立方體晶形，無色透明，大小約1.5～2 μm（圖7k）。石英中的包裹體呈孤立或成群分布，升溫后大部分均一到液相。

方解石中的包裹體主要為Ⅱ型包裹體（圖7l），形態(tài)較簡單，以長條狀、橢球狀和渾圓狀為主；包裹體普遍較小，大小主要介于4～10 μm，氣相分數(shù)變化于6%～45%；包裹體呈孤立或成群分布，升溫后均一至液相。

上述巖相學分析表明，虎頭崖礦床成礦流體演化過程中，Ⅰ、Ⅱ型包裹體基本貫穿流體演化全過程，以Ⅱ型包裹體較發(fā)育為特征，Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ型包裹體特征反映初始成礦流體的高鹽度特征。隨著成礦流體的不斷演化，Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ型包裹體逐漸消失。

圖7 虎頭崖鉛鋅多金屬礦床不同階段流體包裹體顯微照片a.石榴子石中Ⅱ型包裹體；b.石榴子石中Ⅲ型包裹體；c.透輝石中Ⅱ型和Ⅴ型包裹體；d.透輝石中Ⅲ型和Ⅳ型包裹體；e.綠簾石中Ⅱ型包裹體；f.綠簾石中Ⅰ型和Ⅱ型包裹體；g.螢石中Ⅱ型包裹體；h.螢石中Ⅰ型包裹體；i.螢石中Ⅲ型包裹體；j.石英中Ⅱ型包裹體；k.石英中Ⅱ型和Ⅲ型包裹體；l.方解石中Ⅱ型包裹體V—氣相；L—液相；S—子礦物Fig.7 Characteristics of fluid inclusions in different stages from the Hutouya deposita.Type Ⅱinclusions of garnet;b.Type Ⅲinclusions of garnet;c.Type Ⅱand Ⅴinclusions of diopside;d.Type Ⅲand IV inclusions of diopside;e.Type Ⅱinclusions of epidote;f.TypeⅠand Ⅱinclusions of epidote;g.Type Ⅱinclusions of fluorite;h.TypeⅠinclusions of fluorite;i.Type Ⅲinclusions of fluorite;j.Type Ⅱinclusions of quartz;k.Type Ⅱand Ⅲinclusions of quartz;l.Type Ⅱinclusions of calcite;V—Vapor phase;L—Liquid phase;S—Daughter mineral

3.3 均一溫度和鹽度

在對各類包裹體特征進行了詳細觀察記錄的基礎上，選擇典型原生包裹體進行顯微測溫分析，測定的流體包裹體以Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型為主，對不同階段各礦物的流體包裹體通過加溫均一到液相、氣相獲得均一溫度，測定結(jié)果見表1。對氣液兩相包裹體，依據(jù)鹽度計算公式（Potter et al.，1978）S=0.00+1.78θ-0.0442θ2+0.000557θ3，式中，S 為鹽度；θ 為冰點溫度（℃）。含子礦物包裹體的鹽度采用子晶熔化溫度和鹽度的關系式計算（Hall et al.，1988）：WNaCl=26.242 + 0.4948ψ + 1.42ψ2- 0.223ψ3+ 0.04129ψ4+0.006295ψ5-0.001967ψ6+0.000111257ψ7，其中，ψ=T/100（T 為NaCl子礦物熔化溫度），應用范圍為0.1℃≤T≤801℃。

表1 虎頭崖礦床流體包裹體顯微測溫結(jié)果Table 1 The microthermometric results of fluid inclusions from the Hutouya deposit

由測溫結(jié)果可見（圖8），流體包裹體均一溫度變化于104～579℃，反映了成礦流體形成于較為寬廣的溫度區(qū)間。矽卡巖階段（Ⅰ階段）的石榴子石和透輝石流體包裹體的均一溫度主要分布于430～490℃和550～580℃（圖8a），頻率分布峰值分別為450℃、460℃，部分透輝石中的包裹體均一溫度超過580℃，甚至達到600℃以上，由于儀器的限制無法測得這部分包裹體的均一溫度。石榴子石和透輝石包裹體中的子礦物大多數(shù)為石鹽子晶，但個別不透明子礦物在均一溫度580℃以上尚未消失。退化蝕變階段（Ⅱ階段）的綠簾石流體包裹體的均一溫度范圍介于340～370℃（圖8c），頻率分布峰值為350℃。石英硫化物階段（Ⅲ階段）流體包裹體的均一溫度范圍較廣（圖8e），集中在190～340℃，頻率分布出現(xiàn)雙峰，分別為230℃和330℃。其中，石英流體包裹體的均一溫度要略高于方解石和螢石的，其均一溫度介于280～400℃，頻率分布峰值為350℃。方解石的均一溫度分布于160～340℃，峰值為220℃；螢石的均一溫度分布于160～310℃，峰值為230℃。

圖8 虎頭崖礦床各成礦階段均一溫度（a、c、e）、鹽度圖（b、d、f）Fig.8 Homogenization temperature(a,c,e)and salinity histogram(b,d,f)of fluid inclusions in different stages of the Hutouya deposit

總的來說，虎頭崖礦床的流體包裹體鹽度變化范圍較大，w（NaCleq）從0.18%～53.23%，出現(xiàn)3 個明顯的集中區(qū)，分別為0.18%～6%、15%～33%和39%～53.23%。矽卡巖階段的樣品含有子礦物，所以鹽度變化范圍較大（圖8b），石榴子石中包裹體鹽度明顯分為3個區(qū)間，分別是0.20%～6%、21%～33%和39%～48%，但輝石中鹽度較高，主要集中分布在最后一個區(qū)間。退化蝕變階段的綠簾石流體包裹體的鹽度分布主要集中在0.18%～3%和9%～12%之間（圖8d）；石英硫化物階段的石英、方解石和螢石流體包裹體的 鹽 度w（NaCleq）范 圍主要集 中 在0.18%～3% 和15%～24%兩個集中區(qū)（圖8f）。

3.4 顯微激光拉曼探針成分

圖9 虎頭崖礦床矽卡巖階段（a～c）和石英硫化物階段（d）流體包裹體的激光拉曼圖譜Grt—石榴子石；Di—透輝石；Qz—石英Fig.9 Laser Raman spectra of inclusions in skarn stage(a～c)and quartz-sulfide stage(d)from the Hutouya depositGt—Garnet;Di—Diopside;Qz—Quartz

為進一步確定流體成分，對各個階段不同類型的包裹體進行了激光拉曼光譜峰值掃描分析，獲得的部分激光拉曼圖譜如圖9。分析結(jié)果表明，矽卡巖階段包裹體氣相成分比較簡單，以H2O 為主；液相成分以H2O 為主，含少量HCO-3；固相成分以NaCl 為主，并有極少量的閃鋅礦（ZnS）、磁黃鐵礦（Fe1-xS）和硬石膏（CaSO4）。石英硫化物階段包裹體成分以為H2O為主。

3.5 流體包裹體的密度

虎頭崖礦床包裹體類型主要為氣液水兩相包裹體和含子礦物包裹體，根據(jù)NaCl-H2O 溶液包裹體的密度式（劉斌等，1987；劉斌，2001）ρ1=A+B×t+C×t2，式中，ρ1為鹽水溶液密度（g/cm3），t為均一溫度（℃）；A、B、C 又為鹽度的函數(shù)：A=A0+A1×w+A2×w2，B=B0+B1×w+B2×w2，C=C0+C1×w+C2×w2，w 為含鹽度（NaCl質(zhì)量分數(shù)）；A0、A1、A2、B0、B1、B2、C0、C1、C2為無量綱參數(shù)，根據(jù)不同含鹽度范圍選取不同的參數(shù)值。通過計算，算得的成礦流體密度在0.52～1.19 g/cm3之間。矽卡巖階段流體密度介于0.53～1.19 g/cm3，平均值為0.99 g/cm3。退化蝕變階段的的密度范圍分布于0.52～0.84 g/cm3，平均值為0.62 g/cm3。石英硫化物階段介于0.53～1.04 g/cm3，平均值為0.77 g/cm3。

3.6 H-O同位素

本文對虎頭崖鉛鋅礦的石榴子石、透輝石、綠簾石、磁鐵礦、石英進行了H-O 同位素分析。礦床中代表不同成礦階段熱液礦物的O 同位素組成和包裹體水的H同位素組成測試結(jié)果見表2，根據(jù)礦物與水的O 同位素平衡分餾方程和包裹體均一溫度計算獲得成礦流體的O同位素組成見表2，計算所采用的方程式為：1000lnα石榴子石-水=1.14×106/T2-3.70（盧武長等，1982），1000lnα透輝石-水=3.92×106/T2-8.43×103/T+2.40（鄭永飛等，2000），1000lnα綠簾石-水=4.05×106/T2-7.81×103/T+2.29（鄭永飛等，2000），1000lnα磁鐵礦-水=2.88×106/T2-11.36（Zheng，1993），1000lnα石英-水=3.09×106/T2-3.29（張理剛，1985）。

表2 虎頭崖礦床H-O同位素組成Table 2 H-O isotopic compositions from the Hutouya deposit

由測試結(jié)果可知，石榴子石中包裹體水的δ18OH2O值集中在3.02‰～8.55‰，透輝石中包裹體水的δ18OH2O值集中在6.17‰～8.78‰，綠簾石中包裹體水的δ18OH2O值介于-19.25‰～-14.97‰，磁鐵礦中δ18OH2O值為8.31‰～9.41‰。矽卡巖階段石榴子石、透輝石的δ18OH2O值分布在3.02‰～8.78‰，退化蝕變階段δ18OH2O值集中在-19.25‰～-14.97‰，石英硫化物階段石英流體包裹體水的δ18OH2O值分布在-12.92‰～-0.62‰，δD為-105‰～-95.9‰。

本文和蘇松（2011）測定的方解石H、O 同位素數(shù)據(jù)為研究成礦流體來源及演化提供了重要信息。由圖10 可以看出，H 同位素值主要在大氣降水的H同位素組成范圍內(nèi)；O 同位素則有較大的變化，矽卡巖階段δ18OH2O值相對較高，具有大氣降水和巖漿水的特征，但以巖漿水為主。退化蝕變階段的δ18OH2O值仍在大氣降水和巖漿水的O 同位素組成范圍之內(nèi)，但δ18OH2O值明顯偏低，表明此階段成礦流體混入的大氣降水明顯增多。在δD-δ18OH2O圖解（圖10b）中，石英硫化物階段樣品位置落于大氣降水線附近，表明此階段的成礦流體以大氣降水為主。從成礦早期至晚期，成礦熱液的δ18O 值逐漸降低，熱液的這種特征可能是由于來自深部的巖漿熱液在上升過程中與圍巖地層中的大氣降水混合導致。

4 討 論

4.1 成礦物理化學條件

流體包裹體測溫結(jié)果表明，虎頭崖鉛鋅礦成礦流體體系從早到晚發(fā)生規(guī)律性的變化，主要體現(xiàn)在包裹體類型、溫度、鹽度和壓力等發(fā)面?；㈩^崖鉛鋅多金屬礦床3 個成礦階段均發(fā)育有流體包裹體，這些包裹體反映了成礦流體的基本特征。

矽卡巖階段包裹體氣相成分比較簡單，以H2O為主，液相成分以H2O為主，含少量HCO-3；固相成分以NaCl為主，并有極少量的閃鋅礦（ZnS）、磁黃鐵礦（Fe1-xS）和硬石膏（CaSO4）。Na+、Ca+的含量較高，顯示早期流體具有較高鹽度。流體包裹體完全均一溫度集中在430～490℃，部分包裹體加熱到580℃仍不均一，具有高溫、高鹽度的巖漿熱液特點，指示了成礦初始流體體系為高溫、中高鹽度H2O-NaCl 體系，與國內(nèi)外典型的矽卡巖型礦床成礦流體特征相似（Baker et al.，2003；2004；陳衍景等，2007；安江華，2010）。

退化蝕變階段的綠簾石以富液相和少量富氣相包裹體為特征，均一溫度集中范圍340～370℃，鹽度w（NaCleq）變化范圍0.18%～10.99%，指示了成礦流體體系具有中溫、低等鹽度的特征。該階段主要形成磁鐵礦、赤鐵礦，后期還有少量磁黃鐵礦等硫化物的形成，是虎頭崖礦床鐵礦石形成的主要階段，這與I礦帶在此階段形成Fe礦體的客觀地質(zhì)事實相符。

石英硫化物階段的螢石、石英、方解石以富液相包裹體和少量含子礦物三相包裹體、富氣相包裹體為特征，石英硫化物階段包裹體成分主要為H2O。包裹體均一溫度降低到190～340℃，鹽度也有所降低，w（NaCleq）變化范圍是0.18%～3%和15%～24%，為中低溫、低鹽度H2O-NaCl 體系。該階段是閃鋅礦、方鉛礦最主要的成礦階段，還有少量黃銅礦和黃鐵礦的形成，主要是在中低溫熱液條件下形成的。

圖10 虎頭崖礦區(qū)礦物O同位素組成與天然O同位素儲庫對比圖解（a，底圖據(jù)Rollinson，1993）和虎頭崖礦區(qū)δD-δ18OH2O圖解（b，底圖據(jù)Craig，1961；Taylor，1974；Sheppard，1986），其中方解石包體水數(shù)據(jù)引自蘇松（2011）Fig.10 Comparison diagram of natural H-O isotope composition and H-O isotope composition from the Hutouya deposit(a,after Rollinson,1993)and diagram of δD-δ18OH2O from the Hutouya deposit(b,base map after Craig,1961;Taylor,1974;Sheppard,1986),the data of calcite inclusion water after Su(2011)

綜合上述分析表明，虎頭崖礦床從成礦早期到成礦晚期，成礦體系從初始高溫、中高鹽度的環(huán)境逐漸向中低溫、低鹽度的環(huán)境轉(zhuǎn)變，顯示流體包裹體所反映的成礦演化特征與礦石礦物共生組合特征相一致。

4.2 流體沸騰與成礦物質(zhì)沉淀

作為天然流體不混溶作用的主要方式之一，成礦流體的沸騰被認為是許多熱液礦床金屬沉淀富集的重要機制（Rodder，1984；Reed et al.，1985；Logan，1999；沈昆等，2000；2001；Yao，2001；Ruano et al.，2002；Gu et al.，2003；Calagari，2004；Baker et al.，2004；盧煥章等，2004；顧雪祥等，2010）。顯微鏡觀察包裹體巖相學特征，在石英硫化物階段不同類型的包裹體（Ⅱ型、Ⅲ型）在同一微觀視域內(nèi)共存，且包裹體的氣/液相比變化大（圖7），表明包裹體捕獲時流體始終處于不均一態(tài)（盧煥章等，2004）。在此不均一體系中，捕獲溫度等同于捕獲的純液相或純氣相包裹體的均一溫度，一般這些均一溫度具有最低值（Bodnar，2003）。而在實際測溫過程中很難區(qū)分出完全捕獲了純液相或純氣相的包裹體，所以通常將偏中低值的均一溫度近似地視為真實捕獲溫度?；㈩^崖礦床中，石英硫化物階段流體包裹體的均一溫度主要分布于190～250℃和280～340℃（圖8e），推測其真實捕獲溫度為190～250℃。

巖相學觀察表明石英硫化物階段的含子礦物包裹體和氣液包裹體是同期次捕獲的原生包裹體，而且這些共生的包裹體的均一溫度相近，但它們的鹽度差別較大。隨著成礦作用的進行，溫度和鹽度逐漸下降，到了石英硫化物階段，可見部分包裹體的鹽度升高（圖8），中低鹽度流體分離在均一溫度200～300℃最為顯著，在此溫度區(qū)間富氣相包裹體和含子礦物三相共生（圖7），顯微鏡下同一視域內(nèi)有均一到氣相、液相的包裹體。這種不同類型包裹體的均一方式不同，鹽度變化較大，但均一溫度相近，這是流體沸騰（不混溶）的直接證據(jù)（盧煥章等，2004），表明原始成礦流體在200～300℃溫度區(qū)間發(fā)生了沸騰作用。大量研究表明，流體沸騰能夠加速成礦物質(zhì)卸載，許多礦床成因與流體沸騰關系密切（Zhang et al.，2012a；2012b；Deng et al.，2013；Li et al.，2011；2012a；2012b；2012c；Zheng et al.，2012；李登峰等，2013）。

綜上所述，從Ⅰ階段到Ⅲ階段，虎頭崖鉛鋅多金屬礦床流體溫度和鹽度持續(xù)穩(wěn)定降低，成礦早期高溫高鹽度的流體體系中富含大量的揮發(fā)分及礦質(zhì)成分，隨著成礦作用的進行，流體的溫度鹽度降低，可能有大氣降水的混入。到了Ⅲ階段流體發(fā)生沸騰作用，往往會導致流體中的揮發(fā)分大量逸散，成礦流體體系的物理化學平衡被打破，致使流體中攜帶的鉛鋅發(fā)生沉淀，并富集形成礦床。

4.3 成礦流體來源演化

虎頭崖鉛鋅多金屬礦床流體包裹體研究結(jié)果顯示，隨著成礦作用的進行，早期成礦階段到晚期成礦階段，均一溫度和鹽度w（NaCleq）由Ⅰ階段→Ⅱ階段→Ⅲ階段的變化分別為：430～490℃、550～580℃→340～370℃→190～340℃；39%～48%→9%～12%→0.18%～4%、15%～24%，成礦流體的均一溫度和鹽度呈逐漸降低的趨勢，可能有大氣降水的混入。石英硫化物階段流體發(fā)生沸騰作用，流體體系由封閉轉(zhuǎn)為半封閉，有大量的大氣降水混入，流體系統(tǒng)逐漸演化為以大氣降水為主的熱液體系，溫度鹽度降低，因物理化學條件的改變，流體中的成礦物質(zhì)發(fā)生沉淀，并富集形成礦床。

H-O 同位素研究顯示，虎頭崖礦床矽卡巖階段熱液流體主要為巖漿水，局部有少量大氣降水混入，退化蝕變階段成礦流體為巖漿水和大氣降水的混合，石英硫化物階段熱液流體以大氣降水為主，隨著成礦作用的進行，逐漸混入大氣降水成分，到成礦晚期，混入的大氣降水逐漸增多，與國內(nèi)典型矽卡巖型多金屬礦床的總規(guī)律一致（盧煥章等，2004；Chen et al.，2004；顧雪祥等，2010）。

4.4 成礦機制

伴隨著祁漫塔格地區(qū)的區(qū)域構(gòu)造-巖漿作用，在印支中晚期后碰撞演化階段相對松弛的應力背景下，巖漿-熱液上涌侵入，狼牙山組、灘間山群、大干溝組和締敖蘇組之間形成層間擴容空間和斷裂構(gòu)造，成礦物質(zhì)主要來源于花崗閃長巖、二長花崗巖和圍巖地層（高永寶等，2013）。巖漿與地層發(fā)生物質(zhì)交代，隨著巖漿的持續(xù)演化及流體的出溶、演化和水巖反應，形成了不同金屬元素組合的矽卡巖型多金屬礦床。

在侵入巖體與地層接觸部位，形成熱接觸交代作用產(chǎn)物-角巖和大理巖。同時，巖漿分異產(chǎn)生的氣水熱液則與接觸帶內(nèi)外兩側(cè)的巖石發(fā)生雙交代作用，形成各類矽卡巖，如石榴子石矽卡巖、石榴子石透輝石矽卡巖和綠簾石石榴子石矽卡巖等。伴隨著矽卡巖化和熱液蝕變作用的進行，在接觸帶常形成透鏡狀、似層狀、脈狀等不規(guī)則狀Fe、Cu、Pb-Zn礦體。

成礦作用早期，巖漿分泌出的含礦氣水熱液處于高溫超臨界狀態(tài)，含礦熱液沿不同巖性巖層之間的層間破碎帶和構(gòu)造裂隙向外擴展，熱液沿裂隙與碳酸鹽巖接觸，隨著流體與圍巖的相互作用，巖體與碳酸鹽巖接觸帶及其附近發(fā)生大規(guī)模的矽卡巖化，當溫度下降至460～560℃時，開始形成石榴子石和透輝石等島狀和鏈狀硅酸鹽礦物，進入矽卡巖階段，此階段未見金屬礦物形成。隨著溫度逐漸下降至大約360℃，含礦的高溫氣水熱液開始交代早期形成的矽卡巖礦物，生成鏈狀含水硅酸鹽礦物綠簾石，進入退化蝕變階段。由于該階段溶液中鐵的惰性增強，難于進入硅酸鹽格架，因而大量的鐵以磁鐵礦、赤鐵礦形式沉淀，并與綠簾石、金云母等矽卡巖礦物共生。當溫度降至250℃左右，熱液中的SiO2不再參與形成硅酸鹽，而主要以石英的形式沉淀，此時中低鹽度流體發(fā)生分離，揮發(fā)分不斷聚集，導致環(huán)境壓力的變化較大，致使含礦熱液的沸騰，導致流體中的揮發(fā)分大量逸散，成礦流體體系的物理化學平衡被打破，致使流體中攜帶的Fe、Cu、Pb、Zn 等的硫化物以黃銅礦、黃鐵礦、閃鋅礦、鉛鋅礦等的形式沉淀。此后，隨著溫度和壓力的進一步降低，熱液中析出大量碳酸鹽礦物。

綜上所述，在虎頭崖鉛鋅多金屬礦床中，沸騰作用、地下水混合作用是促使鉛鋅鐵銅等礦質(zhì)大量沉淀的主要原因。結(jié)合礦區(qū)的區(qū)域構(gòu)造背景、成巖成礦時代，認為虎頭崖鉛鋅多金屬礦床不同成礦元素組合是在不同階段和不同部位發(fā)生成礦作用，印支期同一構(gòu)造-巖漿活動下的產(chǎn)物。

5 結(jié) 論

（1）虎頭崖Pb-Zn 多金屬礦床位于東昆侖西段祁漫塔格巖漿弧帶，并伴生有Fe、Cu 等元素，成礦作用與三疊紀花崗閃長巖和二長花崗巖密切相關，屬典型矽卡巖型礦床。

（2）虎頭崖鉛鋅礦發(fā)育的包裹體類型主要有富液相包裹體、含子礦物三相包裹體和少量富氣相包裹體、純氣相包裹體、純液相包裹體。包裹體氣液相成分以H2O 為主，固相成分以NaCl 為主，成礦流體為中低溫、中低鹽度、H2O-NaCl體系。

（3）H-O同位素研究表明，成礦熱流體主要為巖漿熱液，在成礦晚期有不同程度的大氣降水混入。石英硫化物階段成礦流體的不混溶（沸騰）作用很可能是導致礦床中Pb、Zn、Fe、Cu 等礦質(zhì)沉淀富集的原因。

致 謝野外工作期間得到了江萬研究員的大力幫助，室內(nèi)工作得到了中國地質(zhì)大學（北京）鞏小棟博士、賈文斌博士的指導和幫助，論文撰寫過程中得到杜澤忠博士的指導，審稿專家對本文提出了很多寶貴意見，在此一并表示感謝。