白秧坪鉛鋅多金屬礦集區東礦帶成礦地球化學作用與成礦年齡

王曉虎，宋玉財，張洪瑞，劉英超，潘小菲，郭濤

(1.中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081; 2.中國地質科學院地質研究所，北京 100037)

白秧坪鉛鋅多金屬礦集區東礦帶成礦地球化學作用與成礦年齡

王曉虎1，宋玉財2，張洪瑞2，劉英超2，潘小菲2，郭濤1

(1.中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081; 2.中國地質科學院地質研究所，北京 100037)

通過成礦期方解石的C、O、Sr和含硫礦物的S、Pb同位素，成礦期方解石Sm-Nd測年研究，探討白秧坪礦集區東礦帶礦床成因。測試結果表明，白秧坪礦集區東礦帶方解石δ13CPDB值變化范圍－4.0‰～2.3‰，平均值－0.2‰，δ18OPDB值范圍－27.2‰～20.4‰，平均值－14.1‰，δ18OSMOW值范圍2.9‰～24.4‰，平均值16.4‰;方解石Sr同位素值變化范圍0.707669～0.710115，平均值0.709320;硫化物δ34SV-CDT值分布范圍－20.2‰～1.3‰，平均值約－8.8‰，天青石δ34SV-CDT值分布范圍為17.1‰～19.4‰，平均值約18.0‰;Pb同位素測試結果中，206Pb/204Pb的變化范圍為18.553～18.857，207Pb/204Pb變化范圍為15.501～15.826，208Pb/204Pb變化范圍為38.54～39.456;成礦階段方解石Sm-Nd等時線年齡為29.5±1.7 Ma。對測試結果的研究表明，白秧坪礦集區東礦帶碳質的來源較為均一，礦石中熱液方解石碳質源自地層中碳酸鹽巖溶解，成礦流體來自地層水和大氣降水，屬于盆地鹵水流體系統;成礦物質硫來自海水硫酸鹽的還原作用，成礦早期以有機質還原硫為主，成礦后期以生物還原硫為主;金屬成礦物質來自沉積地層和盆地基底;測定白秧坪礦集區東礦帶鉛鋅成礦年齡為29.5±1.7 Ma，與地質年齡限定的較為吻合。

蘭坪盆地;白秧坪礦集區;東礦帶;鉛鋅;地球化學;成礦年齡

0 引言

蘭坪中新生代盆地在大地構造位置上位于“西南三江”中南段，呈南北向帶狀展布，向南與思茅盆地相接，向北趨于尖滅，東至通甸—喬后斷裂一線，西抵兔峨—舊州。盆地邊界斷裂之外出露元古代變質基底，盆地內主要出露中新生代陸相紅色碎屑巖，新生代的巖漿巖僅在盆地南緣永平—巍山一帶和盆地外金沙江—紅河一帶有出露。盆地內構造格局以新生代逆沖推覆構造最為醒目，并形成兩側向盆地中心對沖的格局［1］。

白秧坪礦集區位于蘭坪盆地北部，距金頂鉛鋅礦床北約30 km，是一個大型Pb-Zn-Cu-Ag多金屬礦集區［2］。該礦集區受盆地東、西逆沖推覆構造控制，構成東、西兩個礦帶［3～10］，東礦帶延伸達25 km，發育多個礦段，自北向南主要包括:麥地坡、東至巖、下區吾、新廠山、燕子洞、華昌山、灰山、黑山礦段等。礦體賦存于中新生代地層中，受斷裂構造控制明顯。

近年來，白秧坪多金屬礦集區東礦帶研究受到較多學者重視，在成礦與控礦構造［3，4，11～13］、成礦地球化學［6，14～18］等方面取得較多進展，基本可以得出白秧坪礦集區東礦帶受盆地東部逆沖推覆構造控制的認識［11，14］。就礦床成因來說，有成礦物質來自深源［14～15］、成礦流體和巖漿活動有關［15］及成礦流體以大氣降水與圍巖反應的熱鹵水為主，深部流體參與成礦等認識［16］。本文通過成礦期方解石C、O、Sr和含硫礦物S、Pb同位素，成礦期方解石Sm-Nd測年研究，進一步探討白秧坪礦集區東礦帶礦床成因。

1 白秧坪東礦帶地質特征

白秧坪礦集區東礦帶范圍內主要出露中生代以來的沉積建造(見圖1)，發育上三疊統三合洞組(T3s)碎屑巖及碳酸鹽巖建造，挖魯八組(T3wl)、麥初箐組(T3m)碎屑巖建造，新生代云龍組(E1y)、果郎組(E2g)、寶相寺組(E2b)碎屑巖及磨拉石建造，其中三合洞組(T3s)碳酸鹽巖是本區最有利的含礦地層，次為云龍組(E1y)和寶相寺組(E2b)碎屑巖。

在東礦帶，華昌山斷裂為盆地東部逆沖推覆系統前鋒帶的主逆沖面，總體傾向110°，傾角30°—40°，從東或南東向西或北西逆沖［20］。華昌山逆斷裂上盤為上三疊統三合洞組灰巖，下盤為新生代碎屑巖。斷層角礫發育，其兩側巖石尤其是上盤灰巖受斷層活動影響強烈，網脈狀裂隙十分密集。熱液流體在裂隙內活動時與灰巖發生相互作用，并使其溶解而產生溶洞，同時伴隨著溶洞的垮塌形成角礫巖(見圖1)，這些開放空間是控制礦體礦化的主體構造。

成礦主要受華昌山逆沖推覆斷裂帶控制，東帶幾乎所有礦床(點)或礦化點均產于華昌山主斷裂及其平行斷裂附近，且礦體絕大多數賦存于三合洞組中。在河西，礦石由天青石伴生方鉛礦或獨立的天青石構成;在燕子洞，天青石和閃鋅礦、方鉛礦伴生出現;在灰山，閃鋅礦和方鉛礦伴生方解石產出，多為脈狀、團塊狀;在下區吾和燕子洞，礦化也局部出現在斷裂下盤新生界碎屑巖(次要)內，主要以Cu的氧化物形式出現，通常富Ag。

圖1 白秧坪礦集區東礦帶地質簡圖(據文獻［9］修編)Fig.1 The geological sketch map of the east ore belt of Baiyangping ore concentration area

東礦帶共圈出近20個礦體。礦體以脈狀、透鏡狀、似層狀為主，膨縮和分枝復合現象較普遍，主要賦存在華昌山斷裂構造破碎帶中，產狀與華昌山斷裂基本一致，并隨其變化而變化?？傮w產狀80°—135°∠35°—70°，東至巖—下區吾部分地段轉為270°—330°∠50°—80°。礦體控制長度一般為135～3500 m，礦體控制最大斜深320 m，礦體平均厚度2.31～16.91 m。平均品位:銀23.32～220.07 g/t、鉛0.81%～3.55%、鋅1.6%～3.3%、銅0.22%～1.93%［9］。

礦石構造主要有:角礫狀構造、網脈狀構造、細脈狀構造、塊狀構造、浸染狀構造，氧化帶有多種形態的皮殼狀、網狀、放射狀、葡萄狀及土狀構造等;礦石結構主要有:交代殘余結構、自形—它形粒狀結構、碎裂結構、重結晶結構等。反映一套與熱液流體活動有關的結構構造。

礦石成分為一套中低溫熱液成因的礦物組合。銅礦物主要有黝銅礦系列、輝銅礦、黑銅礦、黃銅礦、斑銅礦、孔雀石、藍銅礦、銅藍等;鉛礦物主要有方鉛礦、車輪礦等鉛的硫鹽礦物以及白鉛礦、鉛釩等氧化物;鋅礦物主要為閃鋅礦和菱鋅礦。其它常見的金屬硫化物為黃鐵礦和少量白鐵礦。脈石礦物主要有方解石、天青石、菱鐵礦、白云石、重晶石、螢石、石英及黏土礦物。

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礦帶整體圍巖蝕變較弱，蝕變組合簡單，且分布不均勻，主要為黃鐵礦化、重晶石化、方解石化、螢石化、天青石化、白云石化及硅化，表現為一套中低溫熱液蝕變。

2 樣品及測試方法

本次研究所選樣品均為新鮮的巖石樣品，以成礦期方解石、硫化物和硫鹽礦物為研究對象，采樣位置見圖1。

方解石C、O、Sr同位素測試由南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成。C、O同位素測試儀器為MAT-252型同位素質譜計，具體測試步驟:選取75μm(200目)的純凈方解石樣品，采用100%正磷酸方法［20］，在25℃時，方解石與100%的H3PO4反應產生H2O和CO2氣，通過灼燒碳爐(在Pt催化下)提取CO2氣體，再將CO2經反復冷卻提純，于質譜儀上進行同位素組成測定，分析精度優于±0.2‰。Sr同位素測試儀器為德國產Finnigan MAT-Triton TI型表面熱電離質譜儀(TMS)，Sr同位素標準物質NIST SRM 987不同日期測得87Sr/86Sr平均值為0.710260±5。

硫化物、硫鹽礦物硫同位素分析測試在國土資源部同位素地質重點實驗室MAT-251EM型質譜計(Finnigan公司)上完成。具體分析方法為:選取75μm(200目)的純凈樣品，以Cu2O作氧化劑制備SO2，分析精度均為±0.2‰(2σ)，采用V-CDT標準。

Pb同位素測試在中國地質調查局宜昌地質調查中心同位素實驗室完成，測試儀器為MAT261質譜儀。測試流程:先用蒸餾水把樣品洗凈，再用二次蒸餾的硝酸和鹽酸混合物使樣品溶解，然后用氫溴酸和陰離子交換樹脂分離和提純鉛，再用磷酸和硅膠涂到錸帶上，最后用質譜分析。同位素比值絕對誤差低于0.01。

用于Sm-Nd等時線年齡測定的樣品均采自灰山、黑山礦段主成礦期，被測試礦物為方解石，均為未風化、未蝕變樣品。將手標本粉碎到188～375μm(80～40目)，在雙目鏡下挑選出單礦物，純度達99%以上，用蒸餾水清洗，低溫蒸干，然后將純凈的單礦物樣品在瑪瑙研缽內研磨至75μm(200目)左右待測。所有樣品的Sm、Nd含量草測均在國家地質實驗測試中心使用等離子質譜儀器(ICP-MS)測試，在此基礎上，挑選適合定年的樣品在南京大學現代分析中心同位素分析室進行Sm、Nd含量和同位素組成測定。分析方法:采用高壓密閉熔樣和陽離子交換技術分離和提純，然后用英國產VG354同位素質譜儀測定，測定流程見文獻［21～23］。實驗測定的美國La Jolla Nd同位素標準147Sm/144Nd為0.511864± 3，標志化值采用146Nd/144Nd=0.7219校正。Nd的全流程空白為6×10－11g。等時線年齡用Ludwig的ISOPLOT程序計算，計算中實驗室給出樣品147Sm/144Nd比值相對誤差為3%，143Nd/144Nd相對誤差為0.03%。

3 測試結果

本次研究共對白秧坪礦集區東礦帶8件方解石樣品進行了C、O同位素測試，21件方解石樣品進行了Sr同位素測試，測試結果見表1。從已有的結果看，白秧坪礦集區東礦帶方解石δ13CPDB平均值－0.2‰，δ18OPDB平均值－14.1‰，δ18OSMOW平均值16.4‰。在上三疊統灰巖中δ13CPDB值變化范圍為－5.46‰～2.63‰，平均值－0.58‰［24］。白秧坪礦集區東礦帶方解石Sr同位素平均值0.709320。

表1 白秧坪礦集區東礦帶方解石C、O、Sr同位素測試結果Table 1 The C-O-Sr isotope results of calcites from the east ore belt of Baiyangping ore concentration area

本次研究選取白秧坪多金屬礦集區東礦帶21件硫化物、13件硫酸鹽礦物進行S同位素測試，測試結果見表2。由表2可得，白秧坪礦集區東礦帶硫化物δ34S平均值約－8.8‰，天青石δ34S平均值約18.0‰。河西礦段硫化物δ34S平均值約－14.4‰;燕子洞礦段硫化物δ34S平均值約－10.6‰;灰山礦段硫化物δ34S平均值約－6.8‰;黑山礦段δ34S平均值約－2.1‰。河西礦段天青石δ34S值平均值約17.6‰;燕子洞礦段天青石δ34S平均值約18.9‰。

Pb同位素測試結果見表2。在東礦帶河西礦段，206Pb/204Pb平均值為18.597，207Pb/204Pb平均值為15.605，208Pb/204Pb平均值為38.759;在燕子洞礦段，206Pb/204Pb平均值為18.633，207Pb/204Pb平均值為15.591，208Pb/204Pb平均值為38.771;在灰山礦段，206Pb/204Pb平均值為18.699，207Pb/204Pb平均值為15.644，208Pb/204Pb平均值為38.854;在黑山礦段，206Pb/204Pb平均值為18.814，207Pb/204Pb平均值為15.764，208Pb/204Pb平均值為39.179。

成礦階段方解石Sm-Nd含量和同位素組成結果見表3，利用ISOPLOT軟件包計算出東礦帶成礦階段方解石Sm-Nd等時線年齡t=(29.5±1.7)Ma，初始釹同位素組成INd= 0.5123989，MSWD=2.0(見圖2)。

表3 白秧坪礦集區東礦帶成礦階段方解石Sm-Nd分析檢測結果Table 3 Sm-Nd analysis results of the calcite inmineralization stage in the east ore belt of Baiyangping metallogenic concentration area

圖2 白秧坪礦集區東礦帶成礦階段方解石Sm-Nd等時線圖Fig.2 The Sm-Nd isochron diagram of the calcite in mineralization stage in the east ore belt of Baiyangpingmetallogenic concentration area

4 討論

4.1 成礦流體來源

總結前人包裹體數據［9，14，25～26］，可以得出白秧坪礦集區東礦帶成礦流體主體屬于中低溫、中低鹽度、低密度流體。

熱液礦物的氧同位素組成受熱液流體的同位素組成、結晶溫度以及同位素交換程度控制，所以熱液流體中氧同位素組成可以由不含氧礦物中流體包裹體直接測得或者間接由含氧礦物δ18O值計算得出［27］。本文根據文獻［27］中公式1000lnα=2.78×(106/T2)－2.89計算成礦流體中δ18O值，溫度采用文獻［14］所測東礦帶各礦段流體包裹體均一溫度的平均值153℃，δ18OSMOW值計算結果見表1。在成礦流體中，δ18OSMOW值變化范圍－9.5‰～12.0‰，平均值4.0‰。將方解石和成礦流體中δ18OSMOW值與不同地質體中氧同位素組成對比(見圖3)，本次研究方解石中δ18OSMOW值分布較廣，與其他幾個儲庫都有交集，只是沉積巖中更富集δ18OSMOW，大氣降水中具更大負δ18OSMOW值。成礦流體δ18O最小值為－9.5‰，大氣降水δ18O值滿足條件，說明成礦流體中有大氣降水的加入;方解石δ18O最大值為24.4‰，沉積巖δ18O值滿足條件，說明成礦流體中有沉積巖的貢獻。結合上述總結的成礦流體的性質認為，成礦流體應源自盆地流體及大氣降水。

圖3 白秧坪多金屬礦集區東礦帶方解石及成礦流體氧同位素組成分布圖(底圖據文獻［28］)Fig.3δ18O values of calcite and ore-forming fluid in the east ore belt of Baiyangping polymetallic ore district

4.2 碳來源

研究認為，當礦床內熱液脈中無石墨與方解石共生時，方解石(或流體包裹體熱液中的CO2)的碳同位素組成(δ13CPDB)可以近似作為成礦熱液的總碳同位素組成［29］。東礦帶方解石中δ13CPDB值與已有體系中的δ13CPDB值對比(見圖4)顯示，其與大氣中CO2、土壤中CO2、變質CO2、煤、石油、大氣中CH4、生物成因CH4、熱成因CH4、隕石石墨、球粒隕石碳酸鹽δ13CPDB值沒有交叉重疊，而與地下水總溶解無機碳、淡水鹽酸鹽、海相灰巖、地幔CO2中δ13CPDB值有交集，特別是與海相灰巖δ13CPDB值范圍最接近。在前人總結的碳氧同位素圖(見圖5)中，大部分樣品數據值與晚三疊世灰巖δ13CPDB值范圍接近，說明碳主要來自碳酸鹽巖的溶解作用;亦有樣品落入超基性—基性巖漿巖范圍內，以及有一個樣品具有海水滲透作用來源的趨勢。結合蘭坪盆地基底地層分析，在三疊系中含有基性火山巖［26，30～31］，所以成礦流體中碳主要來自地層及基底的萃取作用。

4.3 S源及金屬物質來源

白秧坪礦集區東礦帶硫化物δ34S平均值－8.8‰，河西礦段方鉛礦δ34S平均值－14.4‰;燕子洞礦段閃鋅礦δ34S平均值－10.6‰;灰山礦段閃鋅礦δ34S平均值－6.8‰;黑山礦段閃鋅礦和黝銅礦δ34S平均值－2.1‰;河西礦段天青石δ34S平均值17.6‰;燕子洞礦段天青石δ34S平均值18.9‰(見表2，圖6)。

從以上數據中可以看出，白秧坪礦集區東礦帶硫化物δ34S以負值為主;大體上閃鋅礦的δ34S值高于方鉛礦δ34S值，說明S同位素分餾達到平衡;從空間上看，由北向南，δ34S值有增大的趨勢，根據同位素分餾原理，或可推斷成礦流體經歷自北向南運移的過程。

圖4 白秧坪方解石碳同位素組成分布圖(底圖據文獻［32］)Fig.4δ13C values of calcite in Baiyangping Pb-Zn-Cu-Ag polymetallic deposit

圖5 白秧坪鉛鋅銅銀多金屬礦床方解石的C、O同位素圖(底圖據文獻［33］)Fig.5 Diagram of C-O isotope of calcite in Baiyangping Pb-Zn-Cu-Ag polymetallic deposit

在熱液礦床中硫的來源大致可以分為:①地幔硫，δ34S值接近0且變化范圍小;②地殼硫，來自地殼巖石，硫同位素組成變化范圍大;③混合硫，地幔來源的巖漿在上升侵位過程中混染了地殼物質，各種硫源的同位素混合。不同類型的硫發生混染，流體則顯示出不同的硫同位素特征，因此由熱液礦床中硫化物的δ34S值所獲得的成礦流體中總硫的同位素組成對分析硫的來源具有重要意義［34］。白秧坪東礦帶硫化物共生礦物中包含天青石，而在熱力學平衡分餾中硫酸鹽富集34S能力的順序是石膏＞天青石＞重晶石＞鉛釩，由于云龍組膏鹽建造中硬石膏的δ34S值為13.5‰～15.8‰［35］，而本文得到的天青石δ34S值范圍17.1‰～19.4‰(見表2)，表明天青石的δ34S值可能最逼近成礦流體的總硫值，也與海水硫酸鹽的值最接近。

圖6 白秧坪多金屬礦集區東礦帶硫同位素組成Fig.6 S isotopic composition of the east ore belt in Baiyangping polymetallic ore district

參與成礦的S2－可以由硫酸鹽的生物還原(BSR)和熱化學還原(TSR)得到，生物還原要求較低溫度(＜50℃)，熱化學還原要求較高溫度(＞80℃)［36～37］。一般情況下，生物成因硫化物的硫同位素具有兩個明顯的特征:一是還原形成的硫化氫或硫化物中δ32S的富集明顯超過原始硫酸鹽，δ34S通常為負值;二是硫化氫或硫化物中δ32S的富集隨還原程度而變化，表現為δ34S值具有大幅度波動范圍［34］。東礦帶硫化物中δ34S值大多為負值，所以生物還原硫參與了成礦作用。如果是有機熱還原作用其成礦溫度要大于80℃，而無機還原作用要求達到250℃以上［36］。在100～150℃，通過熱化學硫酸鹽還原(TSR)可以使硫酸鹽δ34S降低10‰～15‰［38～39］，前人得成礦溫度為中低溫，約153℃［14］，所以成礦流體總硫經過有機質熱化學還原(TSR)可以使δ34S值位于2‰～10‰。而本文所得硫化物δ34S值大都是負值，所以成礦后期低溫環境下生物還原成因硫占據主體。

體系中Sr同位素初始比值(87Sr/86Sr)0是一個重要的地球化學示蹤參數，不同地球化學儲庫的(87Sr/86Sr)0比值不同，所以，(87Sr/86Sr)0對示蹤物質來源等具有重要的意義。由于Sr同位素的質量數大，不同同位素分子的相對質量差較小，成礦過程中成礦溶液物理化學條件的變化對其Sr同位素組成的影響可以忽略不計。而且，成礦溶液與其循環巖石之間的Sr同位素交換相當緩慢，因而在沒有外來Sr混染的情況下，礦脈中富Sr脈石礦物的87Sr/86Sr可以指示其成礦物質來源。方解石晶格中Ca2+的位置可有限地接納Sr而不接受Rb，使得方解石中Rb/Sr比值很小，Rb衰變形成的87Sr對體系初始Sr同位素組成的影響極小。因此，方解石的87Sr/86Sr可視為其沉淀時成礦流體的初始Sr同位素組成［40～42］。本文方解石和天青石Sr同位素比值介于0.707669～0.710115，平均值0.709320，在Sr同位素演化圖中位于殼源分布，也接近陸下上地幔Sr同位素的假設演化線(見圖7)，同時與盆地中重結晶灰巖Sr同位素值(0.70977［24］)接近。據此認為，盆地地層和基底對成礦物質Sr均有貢獻。

朱炳泉［44］認為釷鉛的變化以及釷鉛與鈾鉛同位素組成的相互關系對于地質過程與物質來源能提供更豐富的信息，為突出這種變化關系，將Pb同位素表示成與同時代地幔的相對偏差，直觀的表示是Δβ－Δγ成因分類圖解［44］。根據樣品207Pb/204Pb和208Pb/204Pb相對于同時代地幔的207Pb/204Pb和208Pb/204Pb的偏差值Δβ和Δγ(見表2)，做出白秧坪礦集區東礦帶Pb同位素和地層巖石中Pb同位素Δβ－Δγ圖解(見圖8)，從中可以看出，數據點總體上落入上地殼鉛和上地殼與地?；旌系母_帶鉛范圍內。

圖7 鍶同位素演化圖(底圖據文獻［43］)Fig.7 Evolution diagram of strontium isotope

圖8 白秧坪礦集區東礦帶鉛同位素Δβ－Δγ成因分類圖解(底圖據文獻［44］)Fig.8Δβ－Δγgenetic classification diagram of lead isotope of the east ore belt in Baiyangping Pb-Zn-Cu-Ag polymetallic deposits

白秧坪東礦帶Pb同位素數據與基底和鄰區地層全巖的Pb同位素數據對比(見圖9)顯示，大部分Pb同位素數據與礦床的Pb同位素數據接近。從盆地地層巖性看，元古界巖石巖性為片巖、混合巖、花崗巖;寒武系為片巖、白云巖;二疊系為凝灰巖、灰巖、玄武巖、角斑巖;三疊系為流紋巖、玄武巖、灰巖;侏羅系為砂巖;白堊系為砂巖;第三系為砂巖［30］;再者1∶200000地質礦產圖上蘭坪盆地內部無巖漿巖出露。由于二疊系和三疊系含有大量玄武巖，所以Δβ－Δγ圖中顯示上地殼與地?；旌系母_帶鉛是由于流體萃取了三疊系或二疊系玄武巖中成礦物質，而三疊系和二疊系為盆地基底巖系。因此推斷白秧坪礦集區東礦帶中的金屬物質來自沉積地層和盆地基底巖系。

4.4 白秧坪東礦帶成礦年齡

在蘭坪盆地北部東逆沖推覆構造系統內，卷入推覆變形的最新地層為始新統寶相寺組，其與上部漸新統為不整合接觸［45～46］，此不整合應代表東部逆沖推覆的發生。白秧坪礦集區東礦帶受控于華昌山逆沖推覆構造，而且，在燕子洞礦段，部分礦化出現在華昌山斷裂帶下盤始新統寶相寺組(E2b)砂巖中［9，26］，表明有始新統寶相寺組沉積之后的礦化發生。從區域上看，漸新統及其更新的地層沒有發現礦化［45］，反映礦床可能形成于早漸新世。由此，從地質上來推斷東礦帶形成于晚始新世或早漸新世。本文給出的東礦帶成礦年齡為29.5± 1.7 Ma，處于早漸新世，成礦年齡與地質推斷成礦時代是耦合的。

圖9 白秧坪東礦帶Pb同位素數據與基底和鄰區地層全巖的Pb同位素數據對比Fig.9 Comparison of Pb isotope composition of sulfides from the east belt of Baiyangping ore concentration area and whole-rock Pb isotope composition of strata from basement and adjacent area

5 結論

白秧坪礦集區東礦帶碳質的來源較為均一，礦石中熱液方解石中碳質源自地層中碳酸鹽巖溶解;成礦流體來自盆地流體及大氣降水。成礦物質硫來自海水硫酸鹽的有機質熱化學還原作用和生物還原作用，成礦早期以有機質熱化學還原硫為主，晚期以生物還原硫為主;金屬成礦物質來自沉積地層和盆地基底。蘭坪盆地北部白秧坪礦集區東礦帶成礦年齡為29.5 ±1.7 Ma，與地質條件限定的年齡吻合。

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GEOCHEM ICAL CHARACTERISTICS AND METALLOGENIC AGE OF THE EAST ORE BELT IN BAIYANGPING POLYMETALLIC ORE CONCENTRATION AREA

WANG Xiao-hu1，SONG Yu-cai2，ZHANG Hong-rui2，LIU Ying-chao2，PAN Xiao-fei2，GUO Tao1

(1.Institute of Geomechanics，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100081，China; 2.Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China)

By studying the C，O and Sr isotopic characteristics of calcites in ore-forming stage，the S and Pb isotopic characteristics of sulfides，and the Sm-Nd dating of calcite in mineralization period，we discussed the ore genesis of the east belt in Baiyangping ore concentration area．Test results show that theδ13CPDBvalues of calcite range from－4.0‰to－2.3‰with the average of－0.2‰，theδ18OPDBvalues range from－27.2‰to 20.4‰with the average of－14.1‰，the δ18OSMOWvalues range from 2.9‰to 24.4‰with the average of16.4‰，and the Sr isotopic values of calcite are between 0.707669 and 0.710115 with the average of 0.709320．Theδ34SV-CDTvalues of sulfides distribute in the range of－20.2‰to 1.3‰with the average of about－8.8‰，and theδ34SV-CDTvalues of celestine distribute in the range of17.1‰to 19.4‰with the average of about 18.0‰．The Pb isotope test results yield206Pb/204Pb values of18.553～18.857，207Pb/204Pb values of 15.501～15.826 and208Pb/204Pb values of 38.54～39.456，and the Sm-Nd isochron age of calcite in mineralization stage is 29.5±1.7 Ma．The results indicate a homogeneous carbon source in the east ore belt，and the carbon in hydrothermal calcite is derived from the dissolution of carbonate rock strata．The ore-forming fluids are from formation water and precipitate water，which are belonged to the basin brine fluid system．The sulfur is from organic thermal chemical sulfate reduction in the early mineralization stage and biological sulfate reduction in the late mineralization stage．And the metalmineralization material is from sedimentary strata and basement．The dating results show that the Pb-Znmineralization of the east ore beltoccurred at29.5±1.7 Ma ago，which is consistentwith the constrainted geological age．

Lanping basin;Baiyangping ore concentration area;the east ore belt;lead-zinc; geochemical feature;metallogenic age

P618.4

A

1006-6616(2016)02-0294-16

2015-11-16

國家自然科學基金項目(41302067，41472067，41403043);中國地質科學院中央級公益性科研院所基本科研業務費項目(YYWF201614)

王曉虎(1983-)，男，助理研究員，博士，主要從事礦床學與礦田構造等研究工作。E-mail:wangzykc@ yeah.net