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    滇東北松梁鉛鋅礦床成礦物質(zhì)來源:來自S、Pb、Zn同位素的證據(jù)*

    2022-09-13 05:22:00伊麗娜王新富韓潤生張羽洋
    礦床地質(zhì) 2022年4期
    關(guān)鍵詞:方鉛礦燈影閃鋅礦

    伊麗娜,李 波,王新富,韓潤生,唐 果,張羽洋

    (1昆明理工大學(xué)國土資源工程學(xué)院/有色金屬礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查中心西南地質(zhì)調(diào)查所,云南昆明 650093;2中國有色金屬工業(yè)昆明勘察設(shè)計研究院有限公司,云南昆明 650051;3貴州省有色金屬和核工業(yè)地質(zhì)勘查局,貴州貴陽 550002)

    川滇黔鉛鋅成礦域位于四川-云南-貴州三省的交界地區(qū),地處揚子板塊西南緣(Zhou et al.,2014a)(圖1),屬華南低溫成礦域的一部分(Hu et al.,2017;Wu et al.,2021)。成礦域內(nèi)分布有超過400個鉛鋅礦床(點)(Li et al.,2018;Zhang et al.,2019a;2019b;Tan et al.,2019;Zhu et al.,2020),為中國鉛、鋅、銀、鍺等金屬的重要產(chǎn)地(He Y F et al.,2020;He Z W et al.,2021),已探明鉛鋅儲量高達260 Mt,鉛鋅品位達10%,甚至個別礦床達到30%(Zhou et al.,2015)。成礦域內(nèi)有3個超大型鉛鋅礦床,即滇東北的會澤鉛鋅礦床、毛坪鉛鋅礦床以及黔西北的豬拱塘鉛鋅礦床(Wei et al.,2021a)。對該成礦域內(nèi)鉛鋅礦床的成因一直爭議較大,主要有巖漿-熱液成因(謝家榮,1941)、沉積成因(張位及,1984)、沉積-改造成因(廖文,1984)等,是否屬MVT型鉛鋅礦床成為爭議的焦點。近十年來的研究成果顯示,川滇黔成礦域內(nèi)絕大多數(shù)鉛鋅礦床的后生特征明顯,可與MVT型鉛鋅礦床類比,在礦化類型、賦礦地層巖性、礦物組合、圍巖蝕變等方面與典型MVT型礦床基本一致(張長青,2005;吳越,2013)。也有學(xué)者認為,川滇黔成礦域內(nèi)鉛鋅礦體品位普遍比典型MVT型礦床的高,部分礦床在礦床地質(zhì)特征、成礦物質(zhì)來源、成礦流體特征等方面均與典型MVT型鉛鋅礦床有明顯區(qū)別,如鉛鋅礦體呈巨厚脈狀產(chǎn)出的會澤超大型礦床,是世界上品位最高的鉛鋅礦床之一(黃智龍等,2004;韓潤生等,2006)。對此,有學(xué)者提出了新的成因類型,如韓潤生等(2012)提出會澤礦床為HZT(會澤型)鉛鋅礦床,Zhou等(2018)提出富樂礦床為SYG(川滇黔型)鉛鋅礦床。

    松梁鉛鋅礦床位于滇東北昭通市巧家縣境內(nèi),為小型鉛鋅礦床(李波等,2014)。前人研究了礦床地質(zhì)特征、控礦構(gòu)造、構(gòu)造地球化學(xué),開展了找礦預(yù)測等(李波,2008;2010;李波等,2014),尚缺乏礦床地球化學(xué)研究資料,導(dǎo)致其成礦物質(zhì)來源和礦床成因不清。對于川滇黔成礦域內(nèi)鉛鋅礦床的成礦物質(zhì),多認為源自基底地層、賦礦圍巖或峨眉山玄武巖(黃智龍等,2001;李文博等,2006),松梁鉛鋅礦床的成礦物質(zhì)來源和礦床成因,成為亟待解決的科學(xué)問題。

    同位素示蹤已成為研究成礦物質(zhì)來源及礦床成因的強有力手段(Zhou et al.,2013a;李延河,2020)。硫同位素在自然界的分餾變化范圍大,是了解成巖成礦過程的有效示蹤劑,用以確定硫源、限制熱液的性質(zhì)(Maanijou et al.,2020;Wei et al.,2020;Rddad,2021)。鉛同位素研究是基于各地質(zhì)儲庫的鉛同位素組成端員值、邊界值,追蹤不同地質(zhì)儲庫對礦床成礦Pb物質(zhì)組成的貢獻(孫衛(wèi)東等,2012)。鋅同位素作為非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素,已被廣泛應(yīng)用于宇宙化學(xué)、地球化學(xué)和生物化學(xué)等領(lǐng)域(王中偉等,2015)。得益于高精度質(zhì)譜技術(shù)的快速發(fā)展,鑒別鋅同位素等重元素同位素的微小分餾成為現(xiàn)實。Zn元素本身相對于其他成礦元素具有較高豐度(Zhu et al.,2020),鋅同位素已廣泛應(yīng)用于示蹤鉛鋅礦床的Zn來源、分析成礦元素的沉淀機制和礦床成因等(Pa?ava et al.,2014;Zhou et al.,2014a;2014b;Zhu et al.,2018;2020)。本文在前人研究成果的基礎(chǔ)上,分析了松梁鉛鋅礦床的硫、鉛和鋅同位素組成,借以示蹤成礦物質(zhì)來源,進而分析其礦床成因,以豐富川滇黔鉛鋅成礦域的成礦理論。

    1 區(qū)域地質(zhì)背景

    揚子板塊西南緣與三江褶皺帶以深大斷裂(金沙江-紅河斷裂;圖1)為界,地層具有“雙基雙蓋”結(jié)構(gòu),即太古宙—中元古代形成的結(jié)晶基底、新元古代形成的褶皺基底、早震旦世的海相不連續(xù)沉積蓋層和晚震旦世—晚古生代的連續(xù)沉積蓋層,構(gòu)造變形以斷裂發(fā)育為主要特征(張長青等,2005;孔志崗等,2018)。

    川滇黔鉛鋅成礦域地處環(huán)太平洋構(gòu)造域和特提斯構(gòu)造域的結(jié)合部位,其東南與華夏板塊相靠,西南與三江褶皺系相鄰,北與松潘甘孜造山帶相接。成礦域大致呈“三角區(qū)”,以SN向的安寧河-綠汁江斷裂、NW向的康定-彝良-水城斷裂和NE向的彌勒-師宗-水城斷裂為構(gòu)造格架(圖1)。

    滇東北地區(qū)為川滇黔鉛鋅多金屬成礦域的重要組成部分,地處小江深斷裂東側(cè)(圖1),多期次構(gòu)造運動強烈(張長青,2005;李波,2010)。區(qū)內(nèi)已發(fā)現(xiàn)大量以碳酸鹽巖為容礦圍巖的鉛鋅(銀鍺)礦床,具備優(yōu)越的成礦地質(zhì)條件(Zhou et al.,2014b;Xu et al.,2020)。

    圖1 川滇黔Pb-Zn成礦域礦產(chǎn)分布(據(jù)Zhou et al.,2018a修改)深大斷裂:①—安寧河-綠汁江斷裂;②—康定-彝良-水城斷裂;③—彌勒-師宗-水城斷裂;④—小江斷裂;⑤—金沙江-紅河斷裂Fig.1 Mineral deposits distribution in the Sichuan-Yunnan-Guizhou Pb-Zn metallogenic province(modified from Zhou et al.,2018a)Deep fault:①—Anninghe-Luzhijiang fault;②—Kangding-Yiliang-Shuicheng fault;③—Mile-Shizong-Shuicheng fault;④—Xiaojiang fault;⑤—Jinshajiang-Honghe fault

    太古宙至古元古代,揚子板塊西南緣形成結(jié)晶基底;中新元古代開始形成褶皺基底,該褶皺基底主要為一套中-低級變質(zhì)巖,新元古代震旦紀形成了一套以碳酸鹽巖為主的沉積地層。寒武紀—二疊紀期間,川滇黔成礦域大部分地區(qū)接受沉積,但部分地區(qū)缺失上奧陶統(tǒng)至石炭系。海西運動晚期,地幔物質(zhì)不斷上涌,大量基性玄武巖漿在四川、云南和貴州等地大面積噴溢,形成了峨眉山大火成巖省(260~254 Ma;Shellnutt et al.,2020);面積超過30多萬km2,平均厚度為607 m,最大厚度>3000 m,其形成時代、火山作用持續(xù)時間、與Guadalupian生物大滅絕的關(guān)聯(lián)、成因機制等被廣泛研究(黃智龍等,2001;He et al.,2014;Shellnutt,2014;Huang et al.,2019;王婕等,2019;Fu et al.,2021)。晚二疊世末期至早-中三疊世,該區(qū)又經(jīng)歷了一次大范圍海侵事件,上揚子古陸發(fā)展為上揚子陸表海,部分地區(qū)接受碎屑巖沉積。印支運動近水平的擠壓作用及其派生的NNW-SSE向的拉張作用,導(dǎo)致滇東北地區(qū)形成了規(guī)模不等的近SN向斷裂帶。晚三疊世,北特提斯邊緣盆關(guān)閉,攀西裂谷盆地轉(zhuǎn)化為內(nèi)陸凹陷盆地,該時期為川滇黔鉛鋅成礦域的大規(guī)模成礦時期(張長青等,2005)。

    2 礦床地質(zhì)

    松梁鉛鋅礦床位于小江斷裂東側(cè)、蓮峰-巧家斷裂東南側(cè)(李波,2008),礦區(qū)內(nèi)出露地層為上震旦統(tǒng)燈影組(Z2dn)、下寒武統(tǒng)筇竹寺組(∈1q)及下奧陶統(tǒng)巧家組(O1q)(圖2)。

    圖2 松梁Pb-Zn礦床地質(zhì)簡圖及A-A’剖面圖(據(jù)李波,2010)Fig.2 Simplified geologic map of the Songliang Pb-Zn deposit and A-A’cross section through the deposit(after Li,2010)

    燈影組(Z2dn)廣泛分布于礦區(qū)中-西部,呈近SN向展布,為一套海侵系列的碳酸鹽巖;根據(jù)巖性、巖石結(jié)構(gòu)及生物組合特征,可分為3段:燈影組下段(Z2dn1)為灰白色-深灰色厚層狀白云巖夾白云質(zhì)灰?guī)r,偶含硅質(zhì)結(jié)核;燈影組中段(Z2dn2)為富含硅質(zhì)條帶的淺灰色中-厚層狀云巖,中上部為灰白色厚層塊狀白云巖,具硅質(zhì)結(jié)核或硅質(zhì)條帶,下部為灰色-灰白色厚層塊狀云巖,底部為紫紅色含鈣云質(zhì)巖、砂巖和灰綠色含白云質(zhì)泥質(zhì)灰?guī)r及硅質(zhì)巖;燈影組上段(Z2dn3)為乳白色、淺灰色含磷白云巖,夾黑色條帶狀磷塊巖及硅質(zhì)結(jié)核層。其中燈影組中、上段(Z2dn2、Z2dn3)白云巖是該區(qū)主要的賦礦地層。筇竹寺組(∈1q)分布于礦區(qū)東部及南部,其下段(∈1q1)為灰色至褐黑色細粒泥質(zhì)砂巖,上段(∈1q2)主要為紫紅色、黃色頁巖與灰色、紫紅色泥質(zhì)灰?guī)r互層,夾泥質(zhì)砂巖。巧家組(O1q)出露于筇竹寺組東部,主要為灰色-深灰色中-厚層狀泥質(zhì)灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r等,夾灰色鈣質(zhì)砂巖、頁巖、泥砂質(zhì)灰?guī)r。

    圍巖蝕變簡單,主要有白云石化、硅化、方解石化、黃鐵礦化和少量重晶石化,反映出中、低溫?zé)嵋撼傻V特點。其中白云石化較普遍,且圍巖褪色現(xiàn)象明顯,局部地段形成灰白色粉末,被當(dāng)?shù)乩相l(xiāng)稱為“炮灰”,為重要的找礦標(biāo)志之一。

    松梁鉛鋅礦床目前已發(fā)現(xiàn)2個鉛鋅礦體、4條鉛鋅礦化蝕變帶。礦體呈脈狀、透鏡體狀產(chǎn)出,其形態(tài)特征和空間展布明顯受斷裂控制(圖2)。礦區(qū)斷裂發(fā)育,可分為NW向、NE向和近SN向3組,礦體及礦化帶均產(chǎn)出于NW向斷裂及其與NE向?qū)娱g斷裂的交匯處。NW向斷裂以F1(二龍溝斷裂)和F5(二龍溝北坡斷裂)、F6(白沙槽-木廠灣子斷裂)為代表;總體走向NW50°~70°,傾向NE,傾角較陡(>62°),局部反傾;F5和F6嚴格控制著Ⅰ號和Ⅱ號礦體的空間產(chǎn)出,為該礦床的主要容礦構(gòu)造。NE向斷裂組以F3(葫蘆溝斷裂)為代表,多為層間斷裂,總體走向NE20°~70°,傾向SE或NW,傾角約45°。近SN向斷裂以F2(白沙槽斷裂)為主。

    礦石中礦物組成簡單,金屬礦物主要由閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦等硫化物和菱鋅礦、鋅礬等氧化物組成,非金屬礦物主要為方解石、白云石及少量石英。礦石結(jié)構(gòu)主要為壓碎結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)、溶蝕結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu)、固溶體分離結(jié)構(gòu)、共邊結(jié)構(gòu)、他形填隙結(jié)構(gòu)等(圖3e~m)。礦石構(gòu)造主要有斑點狀和斑雜狀構(gòu)造、細脈狀和網(wǎng)脈狀構(gòu)造、條帶狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造、角礫狀構(gòu)造等(圖3a~d)。

    圖3 松梁鉛鋅礦床的礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造照片a.斑雜狀構(gòu)造;b.細脈狀構(gòu)造,閃鋅礦呈脈狀穿插于硅質(zhì)條帶狀白云巖內(nèi);c.網(wǎng)脈狀構(gòu)造,閃鋅礦細脈交織成不規(guī)則網(wǎng)脈狀;d.塊狀構(gòu)造、角礫狀構(gòu)造,閃鋅礦中含不規(guī)則狀、棱角狀方解石角礫;e.壓碎結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu),早期碎裂狀黃鐵礦及不規(guī)則粒狀閃鋅礦交代圍巖;f.細脈狀構(gòu)造、交代結(jié)構(gòu),細脈狀閃鋅礦充填交代圍巖,與圍巖界線模糊;g.溶蝕結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu),方鉛礦沿閃鋅礦的邊緣及裂隙交代溶蝕閃鋅礦,可見一些島嶼狀和不規(guī)則狀閃鋅礦殘余體;h.壓碎結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu),自形.他形晶黃鐵礦呈壓碎結(jié)構(gòu),閃鋅礦沿黃鐵礦裂隙充填,并交代黃鐵礦;i.固溶體分離結(jié)構(gòu)、共邊結(jié)構(gòu),方鉛礦與閃鋅礦共生,呈共邊結(jié)構(gòu),黃銅礦呈乳滴狀分布在閃鋅礦內(nèi)部;j.交代結(jié)構(gòu),黃鐵礦沿閃鋅礦顆粒周邊進行交代;k.交代結(jié)構(gòu),不規(guī)則狀、細脈狀方鉛礦交代閃鋅礦,黃鐵礦沿閃鋅礦裂隙充填并交代閃鋅礦;l.溶蝕結(jié)構(gòu),閃鋅礦溶蝕交代脈石礦物;m.填隙結(jié)構(gòu),他形晶方鉛礦填充于石英脈與白云石礦物間孔隙Sp—閃鋅礦;Gn—方鉛礦;Py—黃鐵礦;Ccp—黃銅礦;Dol—白云石;Q—石英Fig.3 Ore texture and structure of the Songliang Pb-Zn deposit a.Patchy structure;b.Veined and banded structure,veined sphalerite are interspersed in banded siliceous dolomite;c.Stockwork structure,an irregul ar stockwork of intersecting sphalerite veins;d.Massive and brecciated structure,irregular and brecciated calcite in sphalerite;e.Crushed and metasomatic texture,early crushed pyrite and irregular granular sphalerite replaced the wall rock;f.Veined structure and metasomatic texture,veined sphalerite filled and replaced wall rock whose boundary is blurred;g.Dissolution and metasomatic residual texture,galena metasomatically dissolves sphalerite along the edges and fissures of sphalerite,there are some island and irregular sphalerite remains;h.Crushed and metasomatic texture,euhedral&anhedral pyrite with crushed texture,the fissures of the pyrite are filled and replaced by sphalerite;i.Solid solution separation and common edge texture,virus-like chalcopyrite is distributed in the sphalerite,galena and sphalerite are coexisted,showing a common edge texture;j.Metasomatic texture,pyrite metasomatizes around sphalerite grains;k.Metasomatic texture,sphalerite is replaced by irregular and veined galena,and the sphalerite fissures are filled and replaced by pyrite;l.Dissolution texture,gangue minerals are dissolved and replaced by sphalerite;m.Interstitial texture,the cracks of quartz veins and dolomite minerals are filled by anhedral galena Sp—Sphalerite;Gn—Galena;Py—Pyrite;Ccp—Chalcopyrite;Dol—Dolomite;Q—Quartz

    依據(jù)礦石組構(gòu)特征、礦物共生組合以及礦脈之間的穿插關(guān)系,松梁鉛鋅礦床的形成過程可劃分為沉積-成巖期、熱液成礦期和表生氧化期。其中,熱液成礦期又可分為3個成礦階段:(Ⅰ)閃鋅礦-黃鐵礦階段、(Ⅱ)閃鋅礦-方鉛礦-石英階段和(Ⅲ)閃鋅礦-方鉛礦-黃鐵礦-方解石階段(圖4)。黃鐵礦的生成貫穿于整個成礦過程,閃鋅礦和方鉛礦主要形成于Ⅱ、Ⅲ階段。

    圖4 松梁Pb-Zn礦床成礦階段及礦物生成順序表Fig.4 The metallogenic stages and mineral paragenetic sequence of the Songliang Pb-Zn deposit

    3 樣品采集及測試方法

    本文采集了松梁鉛鋅礦床不同部位的典型礦石標(biāo)本,在手標(biāo)本描述和顯微鏡下鑒定的基礎(chǔ)上,分別挑選閃鋅礦、方鉛礦和黃鐵礦單礦物樣品,純度在99.99%以上。硫同位素(閃鋅礦19件、方鉛礦6件、黃鐵礦2件)測試在廣州澳實公司(ALS Scandinavia AB)同位素實驗室和中國科學(xué)院礦床地球化學(xué)國家重點實驗室進行。鉛同位素(閃鋅礦9件、方鉛礦5件、黃鐵礦2件)和鋅同位素(閃鋅礦6件)測試在廣州澳實公司(ALS Scandinavia AB)同位素實驗室進行。

    硫同位素測定使用元素分析儀-氣體同位素質(zhì)譜(EA-IRMS)測34S/32S,數(shù)據(jù)采用相對國際硫同位素標(biāo)準(zhǔn)CDT(Canyon Diablo Troilite)值表示,標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)選用NBS127,RSD<0.03%。鋅同位素采用HNO3+HCl+HF消解相結(jié)合的方法制備,在離子交換分離后得出分析結(jié)果,鋅同位素比值的δ值(δ66/64Zn及δ68/64Zn)基于IRMM-3702CRM標(biāo)準(zhǔn)化,標(biāo)準(zhǔn)偏差(σ)是從兩次連續(xù)的獨立測試結(jié)果中得出,以反映數(shù)據(jù)的精密度。

    4 測試結(jié)果

    松梁鉛鋅礦床的硫化物(閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦)硫同位素組成見表1,δ34SCDT值變化范圍介于+4.6‰~+13.7‰,均值+10.5‰(n=27)。閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦的δ34SCDT有所差異,閃鋅礦δ34SCDT介于+5.5‰~+13.7‰,均值+11.0‰(n=19);方鉛礦的δ34S值變化范圍較窄,且略低于閃鋅礦,其范圍為+9.1‰~+11.0‰,均值+10.2‰(n=6);黃 鐵 礦 只有2件,δ34S值為+4.6‰和+9.3‰。松梁鉛鋅礦床的δ34S值以正值且富重硫為特征(圖5a)。18.344(n=9);207Pb/204Pb比值介于15.633~15.895,均值15.761(n=9);208Pb/204Pb比值介于38.096~38.786,均值38.456(n=9)。方鉛礦206Pb/204Pb比值介于18.186~18.248,均值18.214(n=5);207Pb/204Pb比值介于15.675~15.705,均值15.689(n=5);208Pb/204Pb比值介 于38.192~38.276,均值38.245(n=5)。黃鐵礦的206Pb/204Pb比值為18.237和18.251;207Pb/204Pb值為15.654和15.672;208Pb/204Pb值為38.163和38.226。16件硫化物的206Pb/204Pb比值介于18.158~18.513,均值18.291;207Pb/204Pb比值介于15.633~15.895,均值15.727;208Pb/204Pb比值介于38.096~38.786,均值38.357;測試結(jié)果相對集中。μ值變化范圍在9.56~10.04之間(n=16),均值為9.73‰,數(shù)據(jù)變化范圍小。

    表1 松梁Pb-Zn礦床硫化物的硫同位素組成Table 1 Sulfur isotopic compositions of sulfide from the Songliang Pb-Zn deposit

    松梁鉛鋅礦床的閃鋅礦鋅同位素組成見表3,6件閃鋅礦的δ66ZnIRMM-3702值介于-0.126‰~+0.082‰,均值+0.007‰;δ68Zn值 介 于-0.237‰~+0.155‰,均值+0.015‰。過去鋅同位素常用標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)為JMCLyon,但現(xiàn)在已不再適用(Hoefs et al.,2018)。Moeller等(2012)將歐洲標(biāo)準(zhǔn)IRMM-3702校準(zhǔn)為新的鋅同位素標(biāo)準(zhǔn),其δ66Zn值相對于JMC-Lyon為0.29‰;為便于對比,本文將所有δ66Zn值統(tǒng)一為IRMM-3702標(biāo)準(zhǔn)。

    表3 松梁Pb-Zn礦床閃鋅礦鋅同位素組成Table 3 Zinc isotopic compositions of sphalerite from the Songliang Pb-Zn deposit

    5 討論

    5.1 硫同位素

    5.1.1 與川滇黔典型鉛鋅礦床對比

    松梁鉛鋅礦床硫化物的δ34S值(圖5a、b),與同樣賦存于震旦系的烏斯河、金沙廠、天寶山、茂租、大梁子礦床的δ34S值存在差異(圖5c)。烏斯河鉛鋅礦床主成礦階段相對富集重硫同位素(δ34S值為+11.0‰~+23.3‰),為賦礦地層蒸發(fā)巖的熱化學(xué)還原作用的產(chǎn)物(Wei et al.,2020),與松梁鉛鋅礦床δ34S為正值且富重硫的特征相似;烏斯河鉛鋅礦床成礦早期的δ34S值較低,基底可能是其潛在硫源(Zhang et al.,2019a)。金沙廠鉛鋅礦床硫化物中多伴生螢石、石英、重晶石等礦物,與川滇黔地區(qū)大部分礦床有所區(qū)別,其閃鋅礦、方鉛礦的δ34S值(+3.6‰~+13.4‰、+3.7‰~+9.0‰)與松梁鉛鋅礦床閃鋅礦、方鉛礦的δ34S值(+5.5‰~+13.7‰、+9.1‰~+11.0‰)接近。Bai等(2013)研究重晶石的硫同位素組成,認為金沙廠硫化物的還原硫主要與巖漿活動有關(guān),是殼源硫和硫酸鹽熱化學(xué)還原反應(yīng)(TSR)生成還原硫的混合。天寶山鉛鋅礦床δ34S值介于4.24‰~4.87‰,均值4.59‰,略小于松梁鉛鋅礦床;何承真等(2016)認為該礦床的硫不完全來源于燈影組白云巖,有少量地幔硫的加入。大梁子和茂租鉛鋅礦床的硫同位素主要來源于燈影組海相硫酸鹽的熱化學(xué)還原作用(周家喜等,2012;王海等,2018),與松梁鉛鋅礦床一致,δ34S為正值且富集重硫。

    5.1.2 硫源

    自然界硫源有3種:地幔硫、現(xiàn)代海水硫及還原/沉積硫(或稱生物硫)。地幔硫的δ34S值接近0,變化范圍在-3‰~+3‰;現(xiàn)代海水硫變化范圍很大,δ34S值約+20‰,一般認為海相蒸發(fā)鹽巖的δ34S代表海水硫酸鹽的硫同位素值;生物硫則以δ34S負值為特征(陜亮等,2009)。熱液礦床中的硫源主要有幔源硫、殼源硫、混合來源硫3大類(張云新等,2014;Zhou et al.,2014a;王云峰等,2016)。其中幔源硫δ34S值接近0,變化范圍小,接近于隕石的硫同位素組成。殼源硫則變化范圍很大,地殼物質(zhì)在巖漿、沉積、變質(zhì)作用過程中,其硫同位素發(fā)生了很大的變化,這就導(dǎo)致了各類地殼巖石的硫同位素組成變化很大;例如海水或海相硫酸鹽的硫以富34S為特征,生物成因硫則以貧34S、富32S為特征?;旌蟻碓戳蛑笌r漿在上升侵位過程中混染了地殼物質(zhì),導(dǎo)致該類硫同位素組成變化較大。前人研究表明,熱液體系還原硫的形成主要通過2個過程:硫酸鹽熱化學(xué)還原反應(yīng)(TSR)和硫酸鹽微生物還原反應(yīng)(BSR),Δ34SSO4-H2S最高分別可達20‰(100~200℃,Machel et al.,1995)和72‰(<100℃,Lefticariu et al.,2017)。

    松梁鉛鋅礦床的硫化物主要為閃鋅礦、方鉛礦和黃鐵礦,在這種礦物組合簡單的情況下,松梁鉛鋅礦床主要硫化物δ34S平均值可近似代表成礦熱液流體的δ34S∑S-fluids值(Ohmoto et al.,1982)。部分共生閃鋅礦和方鉛礦硫同位素組成呈現(xiàn)出δ34S閃鋅礦>δ34S方鉛礦的規(guī)律(圖4),表明成礦流體已達到了熱力學(xué)平衡,松梁鉛鋅礦床δ34S值(+4.6‰~+13.7‰,均值+10.5‰),顯示該礦床還原性硫為殼源硫;相比燈影組硫酸鹽δ34S值(+24.0‰~+36.7‰,均值+29.6‰;Goldberg et al.,2005)低20‰左右(圖5b),可以確定松梁礦床硫來源于其賦礦地層(震旦系燈影組硫酸鹽),且其S還原過程是通過TSR進行的,這與茂租、大梁子等鉛鋅礦床一致(圖5c;Wang et al.,2018;Zhang et al.,2019 b;Zhu et al.,2020)。

    圖5 松梁Pb-Zn礦床硫化物的硫同位素直方圖(a)、硫同位素組成與海相硫酸鹽(b,底圖據(jù)Claypool et al.,1980修改)及其與其他Pb-Zn礦床的對比(c)數(shù)據(jù)來源:杉樹林(Zhou et al.,2014a);天橋(Zhou et al.,2014b);納雍枝(金中國等,2016;楊興玉等,2018;Zhou et al.,2018b;Wei et al.,2021b);富樂(付紹洪,2004;Zhou et al.,2018a;任濤等,2019);毛坪(任順利等,2018;談樹成等,2019;He et al.,2020;Xiang et al.,2020;楊清,2021);會澤(付紹洪,2004;李文博等,2004;韓潤生等,2006;吳越,2013;王磊等,2016);火德紅(金燦海等,2016;武昱東等,2016);大梁子(付紹洪,2004;吳越,2013;袁波等,2014;劉志鵬,2016;王海等,2018;Zhu et al.,2020);金沙廠(Bai et al.,2013);天寶山(付紹洪,2004;Zhou et al.,2013b;何承真等,2016;Zhu et al.,2016;Tan et al.,2019);烏斯河(Zhu et al.,2018;Zhang et al.,2019a;Luo et al.,2020;Wei et al.,2020);茂租(Zhou et al.,2013a;Wang et al.,2018;Zhang et al.,2019b);燈影組硫酸鹽(Goldberg et al.,2005)Fig.5 Histogram of S isotope compositions of sulfides from the Songliang Pb-Zn deposit(a)and comparison of the S isotopic compositions of the sulfides from the Songliang with marine sulfate(b,base map modified after Claypool et al.,1980)and other Pb-Zn deposits in SYG(c)Data source:Shanshulin(Zhou et al.,2014a),Tianqiao(Zhou et al.,2014b),Nayongzhi(Jin et al.,2016;Yang et al.,2018;Zhou et al.,2018b;Wei et al.,2021b),Fule(Fu,2004;Zhou et al.,2018a;Ren et al.,2019),Maoping(Ren et al.,2018;Tan et al.,2019;He et al.,2020;Xiang et al.,2020;Yang,2021),Huize(Fu,2004;Li et al.,2004;Han et al.,2006;Wu,2013;Wang et al.,2016),Huodehong(Jin et al.,2016;Wu et al.,2016),Dangliangzi(Fu,2004;Wu,2013;Yuan et al.,2014;Liu,2016;Wang et al.,2018;Zhu et al.,2020),Jinshachang(Bai et al.,2013),Tianbaoshan(Fu,2004;Zhou et al.,2013b;He et al.,2016;Zhu et al.,2016;Tan et al.,2019),Wusihe(Zhu et al.,2018;Zhang et al.,2019a;Luo et al.,2020;Wei et al.,2020),Maozu(Zhou et al.,2013a;Wang et al.,2018;Zhang et al.,2019b),Dengying Formation sulphate(Goldberg et al.,2005)

    表2 松梁Pb-Zn礦床硫化物鉛同位素組成Table 2 Lead isotopic compositions of sulfides from the Songliang Pb-Zn deposit

    川滇黔地區(qū)大部分鉛鋅礦床的還原硫主要來自沉積物,Zhu等(2020)按照δ34S值變化區(qū)間將該區(qū)域鉛鋅礦床分為2大類:①諸如富樂、茂租、大梁子、會澤等礦床,δ34S值范圍在11‰~19‰,明顯大于幔源硫(0±3‰),與同時期海水硫酸鹽的δ34S值相近,還原硫由硫酸鹽熱化學(xué)還原作用(TSR)形成;②如天寶山、金沙廠礦床,δ34S值范圍在4‰~7‰,略大于幔源硫,但遠低于同時期海水硫酸鹽。本文將川滇黔區(qū)域內(nèi)部分鉛鋅礦床的S-Pb同位素繪制二元圖解(圖6),可圈出3個區(qū)域;δ34S值變化范圍與上述Zhu等(2020)提出的兩大分類基本一致,并在此基礎(chǔ)上可增添第三類:③如還原硫可能由硫酸鹽生物成因還原作用(BSR)形成的火德紅礦床,其δ34S值為負值,Δ34SSO4-H2S大于30‰(火德紅δ34S值:-10.4‰-16.4‰,賦礦地層中泥盆統(tǒng)的同時期海相硫酸鹽δ34S值:+17.5‰~+26.5‰;金燦海等,2016;武昱東等,2016)。圖6顯示松梁礦床大部分δ34S值位于①類范圍內(nèi),但有少數(shù)幾個數(shù)據(jù)點落于②類范圍。針對天寶山和金沙廠此類礦床,其硫來源存在爭議,Zhu等(2016)認為,天寶山礦床還原硫是在TSR作用下由賦礦地層經(jīng)蒸發(fā)淋濾形成;何承真等(2016)認為,天寶山鉛鋅礦床成礦流體中的硫來源于地幔和上震旦統(tǒng)燈影組白云巖源區(qū)的混合作用。金沙廠礦床因其礦物組成有重晶石(BaSO4)與硫化物共存,其硫化物還原硫可能與巖漿活動有關(guān),受殼源硫和TSR產(chǎn)生還原硫的影響(Bai et al.,2013)。綜合來看,松梁鉛鋅礦床落入②類范圍內(nèi)的個別數(shù)據(jù)點可能是由TSR過程中成礦溫度變化所致(Xu et al.,2020)。

    圖6 川滇黔成礦域部分Pb-Zn礦床δ34SV-CDT-206Pb/204Pb圖解①②③代表川滇黔成礦域部分鉛鋅礦床根據(jù)δ34S區(qū)間劃分的類別序號數(shù)據(jù)來源:富樂(付紹洪,2004;任濤等,2019);毛坪(He et al.,2020);會澤(付紹洪,2004;李文博等,2006);大梁子(付紹洪,2004;劉志鵬,2016;Zhu et al.,2020);烏斯河(Zhu et al.,2018);茂租(Zhou et al.,2013b);天寶山(付紹洪,2004;Zhou et al.,2013b);金沙廠(Xu et al.,2020);火德紅(金燦海等,2016;武昱東等,2016)Fig.6δ34SV-CDT-206Pb/204Pb diagram of some Pb-Zn deposits in the Sichuan-Yunnan-Guizhou metallogenic province①②③represent the classification numbers of some Pb-Zn deposits in the SYG metallogenic Province according to theδ34S interval Data source:Fule(Fu,2004;Ren et al.,2019),Maoping(He et al.,2020),Huize(Fu,2004;Li et al.,2006),Daliangzi(Fu,2004;Liu,2016;Zhu et al.,2020),Wusihe(Zhu et al.,2018),Maozu(Zhou et al.,2013b),Tianbaoshan(Fu,2004;Zhou et al.,2013b),Jinshachang(Xu et al.,2020),Huodehong(Jin et al.,2016;Wu et al.,2016)

    5.2 鉛同位素

    硫化物的Th和U含量非常低,因而放射性成因Pb可忽略不計,鉛同位素組成接近礦化流體的初始鉛同位素組成(Pass et al.,2014)。207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖7a)中,松梁鉛鋅礦床數(shù)據(jù)點大部分投影在上地殼鉛演化曲線附近,少數(shù)位于造山帶和上地殼造山帶鉛生長演化曲線之間。鉛同位素組成△β-△γ圖(圖7c)中,松梁鉛鋅礦床與川滇黔地區(qū)部分鉛鋅礦類似,大部分數(shù)據(jù)點位于上地殼鉛區(qū)域,部分數(shù)據(jù)點位于上地殼與地?;旌系母_帶鉛區(qū)域內(nèi),表明松梁鉛鋅礦床的Pb源自上地殼。

    松梁礦床的鉛同位素數(shù)據(jù)變化范圍較窄,表明成礦金屬的來源較為單一或混合多個鉛同位素組成相似的源區(qū)。208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖7b)中,松梁礦床的鉛同位素數(shù)據(jù)分布呈明顯的線性相關(guān)趨勢,反映出該礦床硫化物Pb可能來自單個均勻的同位素儲層或具不同鉛同位素組成特征的2個儲層的混合(Zartman et al.,1981)。已有的研究表明,川滇黔成礦域的潛在成礦物質(zhì)來源主要為元古代基底巖、震旦紀—中二疊世沉積巖及晚二疊世峨眉山玄武巖(金中國等,2016;Wang et al.,2018),這3種源區(qū)金屬物質(zhì)的提供模式和比例決定了不同鉛鋅礦床的鉛同位素組成。將區(qū)域結(jié)晶基底(昆陽群、會理群)、峨眉山玄武巖、震旦系燈影組白云巖和各時代碳酸鹽巖的沉積地層鉛同位素組成投影到207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖(圖7a)中,松梁鉛鋅礦床的鉛同位素主要集中于震旦系燈影組白云巖和結(jié)晶基底的鉛同位素范圍內(nèi),極少數(shù)樣品落入峨眉山玄武巖或泥盆系至二疊系碳酸鹽巖蓋層區(qū)域內(nèi)。與川滇黔成礦域內(nèi)典型鉛鋅礦床鉛同位素對比,松梁礦床的鉛同位素組成與賦存于震旦系燈影組的大梁子、茂租等鉛鋅礦床高度一致,指示它們可能具有相似的鉛源;而顯著不同于賦存于其他時代地層的會澤、毛坪、富樂和納雍枝等礦床。因此,松梁礦床的成礦物質(zhì)殼源鉛由震旦系燈影組白云巖和川滇黔區(qū)域結(jié)晶基底提供。

    圖7 松梁Pb-Zn礦床與川滇黔地區(qū)部分鉛鋅礦床鉛同位素組成與晚二疊世峨眉山玄武巖、埃迪卡拉—中二疊世沉積巖、元古代變質(zhì)巖的Pb同位素組成對比(a,底圖據(jù)Zartman et al.,1981;朱炳泉等,1998)、松梁礦床硫化物208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖(b)及松梁鉛鋅礦床鉛同位素組成△β-△γ圖(c,底圖據(jù)朱炳泉等,1998)數(shù)據(jù)來源:富樂(付紹洪,2004;Zhou et al.,2018a;任濤等,2019);毛坪(談樹成等,2019;He et al.,2020;Xiang et al.,2020;Wu et al.,2021);火德紅(金燦海等,2016;武昱東等,2016);納雍枝(金中國等,2016);天寶山(付紹洪,2004;Zhou et al.,2013b;Tan et al.,2019);大梁子(付紹洪,2004;劉志鵬,2016;王海等,2018;Zhu et al.,2020);茂租(Zhou et al.,2013a;Wang et al.,2018);烏斯河(Zhu et al.,2018;Wei Chen et al.,2020);會澤(付紹洪,2004;李文博等,2006)Fig.7 Comparison of Pb isotope compositions between the Songliang deposit and some Pb-Zn deposits in SYG and the Pb isotope compositions of the Late Permian Emeishan basalts,Late Ediacaran-Middle Permian sedimentary rocks,and Proterozoic metamorphic rocks(a,base map after Zartman et al.,1981;Zhu et al.,1998),plots of 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb(b)and△β-△γdiagram of Pb isotope composition of the Songliang Pb-Zn deposit(c,base map after Zhu et al.,1998)Data source:Fule(Fu,2004;Zhou et al.,2018a;Ren et al.,2019),Maoping(Tan et al.,2019;He et al.,2020;Xiang et al.,2020;Wu et al.,2021),Huodehong(Jin et al.,2016;Wu et al.,2016),Nayongzhi(Jin et al.,2016),Tianbaoshan(Fu,2004;Zhou et al.,2013b;Tan et al.,2019),Daliangzi(Fu,2004;Liu,2016;Wang et al.,2018;Zhu et al.,2020),Maozu(Zhou et al.,2013a;Wang et al.,2018),Wusihe(Zhu et al.,2018;Wei Chen et al.,2020),Huize(Fu,2004;Li et al.,2006)

    5.3 鋅同位素

    鋅同位素可用于示蹤熱液系統(tǒng)中鋅的提取、搬運和沉淀的地球化學(xué)過程(Pa?ava et al.,2014;Duan et al.,2016)。前人對不同類型礦床(VMS型、MVT型礦床)和現(xiàn)代海底熱液系統(tǒng)的研究表明,閃鋅礦的鋅同位素組成受控于源巖以及沉淀過程中與溫度有關(guān)的動力學(xué)分餾(Mason et al.,2005;Wilkinson et al.,2005;John et al.,2008;Kelley et al.,2009)。64Zn富集的硫化物主要出現(xiàn)在熱液系統(tǒng)的早期,而殘余流體和后期沉積物的δ66Zn值較高;熱液與閃鋅礦的鋅同位素分餾值一般在0~+0.2‰之間(Archer et al.,2004;Fujii et al.,2011;Gagnevin et al.,2012)。

    熱液系統(tǒng)中的鋅同位素分餾主要經(jīng)歷礦物學(xué)分餾、淋濾作用、沉淀作用3種過程(Mason et al.,2005)。其中,沉淀作用過程中又受控于4種因素:①動力瑞利分餾、②溫度變化、③源巖或不同來源鋅的混合、④生物(有機質(zhì))(Wilkinson et al.,2005;John et al.,2008;Kelley et al.,2009)。前人研究表明,無論是在實驗中(30~50°C,Maréchal et al.,2002)或是在熱液系統(tǒng)中(60~250°C,Wilkinson et al.,2005),中低溫度(<300°C)條件下的δ66Zn值與溫度之間不存在相關(guān)性。松梁鉛鋅礦床所處的川滇黔成礦域,同樣也是著名的華南低溫成礦域(胡瑞忠等,2020),因此可以確定松梁鉛鋅礦床δ66Zn值與溫度無關(guān)。

    松梁礦床閃鋅礦的δ66ZnIRMM-3702值介于-0.126‰~+0.082‰,處于震旦系碳酸鹽巖鋅同位素組成(-0.32‰~+0.21‰)范圍內(nèi),基本與結(jié)晶基底鋅同位素組成(-0.22‰~+0.05‰)一致,大于泥盆系—下二疊統(tǒng)沉積巖的鋅同位素組成(-0.51‰~-0.12‰),其閾值略小于峨眉山玄武巖鋅同位素組成(-0.075‰~+0.15‰;圖7);表明松梁礦床存在2個Zn源:震旦系碳酸鹽巖和結(jié)晶基底。值得注意的是,川滇黔區(qū)域鉛鋅成礦時代與峨眉山玄武巖漿活動時限相差久遠,峨眉山玄武巖漿活動與鉛鋅成礦只是空間上的重合、并沒有直接的成因聯(lián)系,但不排除成礦流體活化峨眉山玄武巖中的部分成礦元素(黃智龍等,2001;李波等,2012;周家喜等,2012)。因此,松梁礦床的鋅源自震旦系碳酸鹽巖和結(jié)晶基底的混合,峨眉山玄武巖為潛在鋅源。

    會澤鉛鋅礦床閃鋅礦鋅同位素組成集中,δ66ZnIRMM-3702值 介 于-0.151‰~+0.005‰,均 值 為-0.081‰(圖8),按其從流體中晶出先后順序,未表現(xiàn)出規(guī)律性變化,與松梁鉛鋅礦床的鋅同位素組成相似。吳越(2013)認為會澤礦床成礦流體的鋅同位素組成均一,閃鋅礦晶出前成礦流體經(jīng)過充分“均一化”過程(黃智龍等,2004)。何承真等(2016)報道了天寶山礦床鋅同位素組成,其微區(qū)樣品δ66ZnIRMM-3702值介于+0.1‰~+0.23‰,均值+0.169‰,結(jié)合S同位素數(shù)據(jù),表明同一手標(biāo)本的閃鋅礦微區(qū)樣品具有均一的鋅同位素組成;3個中段閃鋅礦鋅同位素組成范圍變化較大,δ66ZnIRMM-3702值介于-0.14‰~+0.44‰,均值為-0.092‰,該變化主要受成礦流體中鋅同位素和成礦流體的遷移就位途徑控制。

    圖8 川滇黔地區(qū)部分Pb-Zn礦床與典型VHMS和SEDEX型鉛鋅礦床閃鋅礦的鋅同位素組成Fig.8 Zn isotope variation of sphalerite from Pb-Zn deposits in SYG and typical VHMS and SEDEX Pb-Zn deposits

    5.4 成礦物質(zhì)來源

    松梁礦床的鉛鋅礦體主要賦存于震旦系燈影組白云巖中,主要呈脈狀、透鏡體狀,嚴格受斷裂控制,后生成礦特征明顯;其礦物組成簡單,圍巖蝕變單一,主要有白云石化、方解石化、硅化、重晶石化、黃鐵礦化等,反映出中、低溫?zé)嵋撼傻V的特征,同川滇黔成礦域內(nèi)多數(shù)礦床一樣,與典型的MVT礦床具有相似之處,可能是大規(guī)模流體活動的結(jié)果(黃智龍等,2004),但對于該域鉛鋅礦床成礦物質(zhì)來源與演化過程,以及礦床成因仍存在較大爭議。

    本文同位素地球化學(xué)研究表明,松梁鉛鋅礦床的成礦物質(zhì)硫源自震旦系燈影組地層,成礦物質(zhì)鉛源自震旦系燈影組白云巖和結(jié)晶基底的混合,成礦物質(zhì)鋅源自震旦系碳酸鹽巖和結(jié)晶基底的混合,峨眉山玄武巖為潛在鋅源??紤]到該域內(nèi)鉛鋅礦床相較典型MVT礦床的特殊性,本文暫將松梁鉛鋅礦床定為后生碳酸鹽巖容礦型鉛鋅礦床。

    6 結(jié) 論

    (1)松梁鉛鋅礦床的硫化物δ34SCDT值在+4.6‰~+13.7‰之間,平均值為+10.5‰;硫來源于賦礦圍巖,為震旦系燈影組蒸發(fā)巖經(jīng)TSR反應(yīng)的產(chǎn)物。

    (2)鉛同位素組成反映成礦物質(zhì)為殼源鉛,源自震旦系燈影組白云巖與結(jié)晶基底的混合。

    (3)鋅同位素組成表明成礦物質(zhì)源自震旦系燈影組碳酸鹽巖和結(jié)晶基底的混合,峨眉山玄武巖為潛在鋅源;松梁鉛鋅礦床為后生碳酸鹽巖容礦型鉛鋅礦床。

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