虎头崖多金属矿床成矿物质来源及演化

雷源保 ，赖健清，王雄军，苏生顺，王守良，陶诗龙

(1. 中南大学 有色金属成矿预测教育部重点实验室 地球科学与信息物理学院，长沙 410083；2. 湖南省地质调查院，长沙 410116；3. 青海省第三地质矿产勘查院，西宁 810029)

虎头崖铅锌多金属矿床位于地跨青海、新疆两省的祁漫塔格成矿带中部，毗邻肯德可克铁多金属矿床、尕林格磁铁矿床和野马泉铜铁多金属矿床。祁漫塔格成矿带内矿产资源丰富，矿种多、成因类型复杂，铅锌矿床发育，具有代表性的铅锌矿床有维宝贯入式矽卡岩型矿床[1]和四角羊沟矽卡岩型矿床[2-3]。近年来，随着国土资源、商业地勘项目的开展，虎头崖矿区基础地质、矿床地质研究均取得较大进展，在原有铅锌矿基础上，相继发现铜矿体、铁矿体，且在矿床成因、成矿时代和成矿物质来源方面也取得了较深入的认识。锆石SHRIMP U-Pb测年和辉钼矿Re-Os测年表明矿床形成于印支期[4]，这与祁漫塔格多数典型矽卡岩型和斑岩型矿床成矿年龄范围一致[5]。但在矿床成因方面，前人存在较大分歧，丰成友等[4]和张爱奎等[6]认为是矽卡岩型，而李欢[7]依据矿体产状和同生角砾岩推测为未冒出海底的喷流沉积矿床，胡杏花等[8]综合矿体和矿石特征将矿床归为岩浆期后热液矿床。马圣钞等[9]对本矿床多个矿带矿石硫、铅同位素进行研究，从大地构造背景上分析，认为矿床成矿物质来自地层与深部岩浆混合，且部分成矿物质主要来源于地幔。本文作者运用硫、铅同位素从不同矿体、矿带与岩体的空间分布关系探讨成矿物质来源和演化，估算地幔铅与地壳铅的比例，推断矿床成矿物质主要来源于地壳，以及探讨矿床形成的大地构造背景，以进一步加深对成矿物质来源、演化及矿床成因认识。

1 成矿地质背景

1.1 区域地质背景

祁漫塔格地区地处柴达木地块西南缘，为古亚洲与特提斯结合部位[10]，经历古陆壳裂解成洋、闭合、俯冲挤压和造山过程[11]，形成了多岛弧盆造山系。该区地层从早到晚依次为：古-中元古界金水口群白沙河组、长城系小庙组、蓟县系狼牙山组，古生界奥陶-志留系滩间山群、泥盆系牦牛山组、石炭系大干沟组、缔敖苏组，以及中生界三叠系鄂拉山组、第四系[5]。除白沙河组中深变质岩和鄂拉山组陆相火山碎屑岩、熔岩外，各地层均含碳酸盐岩，其中以石炭系大干沟组和缔敖苏组最为发育。区域内构造活动发育，主要以北西向断裂和近东西向次级断裂，以及短轴和隔档式褶皱为主[12]，其中北西向断裂构造控制该区岩浆岩活动，各次级断裂控制本区成矿作用。岩浆岩活动强烈，从晋宁期到燕山期发育基性岩、中酸性岩、侵入岩和喷出岩，以海西—印支期岩浆活动为主，这一岩浆活动与本区斑岩型-矽卡岩型矿床成矿关系密切，为成矿作用提供物质基础和能量[5]。

1.2 矿区地质

矿区出露地层包括中元古界蓟县系狼牙山组、奥陶-志留系滩间山群、下石炭统大干沟组、上石炭统缔敖苏组、三叠系鄂拉山组和第四系(见图1)。矿区南部呈东西向出露蓟县系狼牙山组(Jxl)大理岩、灰岩夹石英砂岩、角岩、板岩；中东部和中西部展布奥陶-志留系滩间山群(OST)含碳酸盐岩的玄武岩、凝灰岩及硅质岩；在狼牙山组与滩间山群之间呈东西向出露下石炭统大干沟组(C1dg)大理岩和灰黑色含生物碎屑灰岩；北部出露上石炭统缔敖苏组(C2d)大理岩夹薄-中层灰黑色含生物碎屑结晶灰岩，结晶灰岩中可见贝壳类、海百合茎等化石残余；西北角喷出下中生界三叠系鄂拉山组(T3e)含石英、长石晶屑的晶屑凝灰岩。各地层产状均较陡，倾角为45°~70°。第四系(Q)覆盖在各山系的沟谷处，呈不规则状分布。

矿区构造主要以近东西向层间滑脱构造主(见图1)。F2、F7两条层间滑脱构造带分别发育于矿区北部和南部，总长约10 km，控制Ⅳ、Ⅵ、Ⅶ矿带形态产状，局部可见穿层矿体。矿区岩浆岩较复杂，从基性岩到中酸性岩均有出露。侵入岩以钾长花岗岩、二长花岗岩和花岗闪长岩为主，呈岩株状侵入于上石炭统缔敖苏组碳酸盐岩中(见图1)，岩体周围形成矽卡岩化带和不规则条带状铁、铜矿体。此外，还发育闪长岩、闪长玢岩、辉绿岩岩枝和岩脉。

矿区出露7个矿带和1个矿体(见图1)，各矿带相距较远。按矿体的形态可分为两组：一组以Ⅶ矿带为代表，为似层状、层状矿体，局部可见穿层矿体，矿种主要为铜、铅、锌多金属矿，走向近东西，长约0.5~2 km；另一组为除Ⅶ矿带以外的矿带和矿体，呈不规则条带状、透镜状矿体，产于钾长花岗岩、二长花岗岩与碳酸盐岩接触部位或断层破碎带内，与矽卡岩伴生，主要矿种为铁、铜、铅、锌矿，形成内接触带矽卡岩型矿体[4]。主要矿石矿物为闪锌矿、方铅矿、磁铁矿、黄铜矿和斑铜矿，其次为毒砂、辉钼矿，少量辉铜矿、磁黄铁矿和黄铁矿等。脉石矿物主要为方解石、石榴子石和绿帘石，其次为透辉石、萤石和石英等。内矽卡岩型矿带和北部Ⅳ矿带中围岩蚀变为较强矽卡岩化、碳酸盐化，层状、似层状矿体(Ⅶ矿带)中为弱矽卡岩化、碳酸盐化。根据野外矿脉的穿插关系和镜下特征，将矿床成矿期次划为4个成矿期7个阶段，各期次特征如下。

图1 虎头崖矿床地质图(据丰成友等[4]修改，大地构造分区略图源自张雪亭[13])1—第四纪沉积物；2—上三叠统鄂拉山组晶屑凝灰岩；3—上石炭统缔敖苏组含生物碎屑结晶灰岩；4—下石炭统大干沟组大理岩、含生物碎屑灰岩；5—奥陶-志留系滩间山群玄武岩、凝灰岩和硅质岩；6—蓟县系狼牙山组大理岩、灰岩夹石英砂岩、板岩和角岩；7—印支晚期二长花岗岩；8—闪长(玢)岩；9—钾长花岗岩；10—花岗闪长(斑)岩；11—花岗斑岩；12—矿带或矿体；13—层间滑脱构造；14—断层。大地构造分区略图：①—柴达木中新生代后造山磨拉石前陆盆地；②—祁漫塔格山北坡-夏日哈新元古代-早古生代岩浆弧带；③—祁漫塔格-都兰新元古代-早古生代缝合带；④—东昆仑岩浆弧带；⑤—东昆仑中陆块那陵格勒河后造山磨拉石前陆盆地；⑥—华南板块巴颜喀拉边缘前陆盆地；KZS—东昆仑中新元古代-早古生代缝合带；KSPZ—东昆仑南坡俯冲碰撞杂岩带；JAS—鲸鱼湖-阿尼玛卿晚古生代-中生代缝合带Fig. 1 Geological map of Hutouya deposit (Modified from FENG Cheng-you, et al[4], skeleton map of tectonics’ division originated from ZHANG Xue-ting[13])1—Quaternary sediment; 2—Elashan Formation of upper Triassic, crystal tuff; 3—Di’aosu Formation of upper Carboniferous,crystalline limestone contained biological debris; 4—Dagangou Formation of lower Carboniferous, marble and limestone with biological debris; 5—Tanjianshan Group of Ordovician-Silurian, basalt, tuff and siliceous rock; 6—Langyashan Formation of Jixianian System, marble and limestone interbeded quartzite, slate and hornstone; 7—Indo-Chinese epoch adamellite; 8—Diorite or diorite-porphyrite; 9—Moyite; 10—Granodiorite or porphyritic granodiorite; 11—Granite porphyry; 12—Ore belts or ore bodies;13—Structures of decollement between strata; 14—Fault. Skeleton map of tectonic division: ①—Foreland basin with Molasse of post orogen in Qaidam in middle Cenozoic; ②—Magmatic arc belt of northern Qimantage Mountain-Xiariha in late Proterozoic to early Paleozoic; ③—Suture zone of Qimantage-Dulan in late Proterozoic to early Paleozoic; ④—Magmatic arc belt of East Kunlun;⑤—Foreland basin contained Molasse of post orogen in Nalinggelehe, middle plate of East Kunlun; ⑥—Foreland basin of Bayankala margin, South China Plate; KZS—Suture zone of middle East Kunlun, in late Proterozoic to early Paleozoic; KSPZ—Subduction and collision complex of northern East Kunlun; JAS—Suture zone of Jingyuhu-Animaqing in late Paleozoic to Mesozoic

沉积成矿期(沉积成矿阶段)。主要出现层纹状的多晶黄铁矿、方解石，各层纹间夹有黑色有机质，且被后期方铅矿、黄铜矿和毒砂交代(见图2(a))，与后期黄铁矿形成3个世代黄铁矿(见图2(b))。

矽卡岩期(包括进化变质阶段和退化变质阶段)。进化变质阶段形成不含水硅酸盐矿物，主要为自形、半自形石榴子石、透辉石、硅灰石和少量符山石等，未见矿石矿物。这些矿物被退化变质阶段形成的矽卡岩矿物交代(见图 2(c)~(d))。退化变质阶段形成含水硅酸盐矿物，主要为他形不规则状、柱状绿帘石，纤维状或放射状透闪石(见图2(e))、直闪石、阳起石，放射状、片状金云母和绿泥石，以及少量他形石英、萤石。这一阶段形成的金属矿物前期主要为磁铁矿，后期为磁黄铁矿、毒砂、黄铁矿、辉钼矿、白钨矿和锡石。这些矿物被石英硫化物期的矿物交代(见图2(f)和图3(a))。

石英硫化物期。此期间为成矿作用的主要阶段，根据野外矿物组合和交代穿插关系(见图3(b)~(c))，可划分为3个阶段，从早到晚分别为铜硫化物阶段、铅锌硫化物阶段、碳酸盐化阶段。铜硫化物阶段主要矿石矿物为黄铜矿、斑铜矿，少量黄铁矿、辉铜矿、黝铜矿等，以成固溶体分离结构(见图 3(d))和块状构造为主，黄铁矿形成略晚于黄铜矿(见图3(e))；主要脉石矿物为绿帘石、石英、绿泥石。铅锌硫化物阶段主要矿石矿物为闪锌矿、方铅矿、黄铜矿，少量黄铁矿，以他形粒状结构、填隙结构(见图3(f))和块状构造、浸染状构造为主，方铅矿略晚于闪锌矿和黄铜矿(见图3(g))；脉石矿物主要为石英、方解石、透闪石。碳酸盐化阶段主要呈脉状碳酸盐岩矿物和黄铁矿穿插早期硫化物矿石组合(见图3(c)和3(h))，主要矿物组合为方解石、方铅矿和黄铁矿。

图2 虎头崖矿床矽卡岩期次岩矿特征(a), (b), (f) 为单偏下的光片照片；(c), (d), (e) 为正交下的薄片照片；(a)—沉积期多晶纤维状黄铁矿(Py1)被黄铜矿方铅矿交代充填；(b)—3个世代的黄铁矿，早期黄铁矿(Py1)被中期自形黄铁矿(Py2)交代包围，晚期黄铁矿(Py3)和黄铜矿穿插中期自形黄铁矿；(c)—进化变质阶段半自形具环带的石榴子石被方解石石脉穿插和绿帘石交代；(d)—进化变质阶段透辉石被退化变质阶段的绿帘石和绿泥石交代，并析出磁铁矿；(e)—退化变质阶段放射状透闪石中充填有不规则状闪锌矿；(f)—退化变质阶段的毒砂被黄铜矿和斑铜矿细脉穿插。矿物代号：Apy—毒砂；Bn—斑铜矿；Cal—方解石；Cc—辉铜矿；Ccp—黄铜矿；Chl—绿泥石；Cv—铜蓝；Di—透辉石；Ep—绿帘石；Gn—方铅矿；Grt—石榴子石；Lm—褐铁矿；Mag—磁铁矿；Mal—孔雀石；Po—磁黄铁矿；Py—黄铁矿；Sp—闪锌矿；Td—黝铜矿；Tr—透闪石Fig. 2 Characteristics of rocks and minerals in different epochs and stages in Hutouya deposit(a), (b), (f) Pictures of polished block under plan polarized light; (c), (d), (e) Pictures of thin section under cross polarized light;(a) Polycrystal nemaline pyrite(Py1) replaced by chalcopyrite and galena in the sedimentation episode; (b) Three stages of pyrite, the earliest pyrite(Py1) replaced and surrounded by middle stage euhedral pyrite(Py2), with the latest stage pyrite (Py3) cutting the middle and earliest stage pyrite; (c) Subhedral garnet with girdles cut by calcite vein and replaced by epidote in prograde metamorphic stage;(d) Diopside in prograde metamorphic stage replaced by chlorite and epidote in retrograde metamorphic stage and deposited magnetite; (e) Radial tremolite in retrograde metamorphic stage filled with irregular sphalerite; (f) Arsenopyrite in retrograde metamorphic stage cut by chalcopyrite and bornite veins. Apy—Arsenopyrite; Bn—Bornite; Cal—Calcite; Cc—Chalcocite; Ccp—Chalcopyrite; Chl—Chlorite; Cv—Covellite; Di—Diopside; Ep—Epidote; Gn—Galena; Grt—Garnet; Lm—Limonite; Mag—Magnetite; Mal—Malachite; Po—Pyrrhotite; Py—Pyrite; Sp—Sphalerite; Td—Tetrahedrite; Tr—Tremolite

图3 虎头崖矿床石英硫化期次岩矿特征(a), (d), (e), (f), (g), (h) 为单偏下的光片照片；(b), (c), (i) 为野外照片；(a)—铜硫化物阶段的黄铜矿交代包围黄铁矿和磁黄铁矿，形成交代残余结构；(b)—铅锌硫化物阶段的闪锌矿和方铅矿组合及方解石脉交代穿插早期铜硫化物阶段的黄铜矿、黄铁矿和磁黄铁矿组合，沿节理发育的褐铁矿穿插上述两种组合；(c)—碳酸盐阶段的方解石脉错断铅锌硫化物组合和矽卡岩(SK)；(d)—铜硫化物阶段的斑铜矿、辉铜矿和黝铜矿在黄铜矿中呈不规状乳滴；(e)—铜硫化物阶段中不规则黄铁矿细脉交代穿插黄铜矿；(f)—铅锌硫化物阶段的填隙结构和乳滴结构，方铅矿、闪锌矿充填到脉石矿物间，黄铜矿呈乳滴分布在闪锌矿中；(g)—穿插闪锌矿的黄铜矿细脉被方铅矿错断；(h)—碳酸盐化阶段的黄铁矿细脉(Py4)穿插方铅矿和闪锌矿；(i)—表生期铜矿石的氧化矿物孔雀石Fig. 3 Characteristics of rocks and minerals in sulfide stage in Hutouya deposit(a), (d), (e), (f), (g), (h) Pictures of polished block under plan polarized light; (b), (c), (i) Photos in field observation; (a) Pyrite and pyrrhotite replaced and surrounded by chalcopyrite of Cu-sulfide stage, formed texture of replacement and remnant; (b) Combination of sphalerite and galena in Pb-Zn sulfide stage, and combination of pyrite, pyrrhotite, chalcopyrite, cut and replaced by calcite veins,with later limonite vein cutting them; (c) Combination of lead-zinc sulfide and skarn are cut by calcite veins; (d) Chalcopyrite in Cu-sulfide stage contains irregular exsolution discs of bornite, chalcocite, tetrahedrite; (e) Chalcopyrite in Cu-sulfide stage is replaced and cut by irregular pyrite veins(Py4); (f) Intersertal texture and exsolution texture in lead-zinc sulfide stage, sphalerite,galena intergrowth with gangue minerals, and exsolution discs of chalcopyrite present in sphalerite; (g) Chalcopyrite veins cut sphalerite, cut by galena; (h) Sphalerite and galena cut by pyrite vein of carbonation stage; (i) Copper ore oxidized by malachite in supergene episode

表生氧化期(表生氧化阶段)。在原生矿物靠近地表处或裂隙连通地表处发育不规则次生氧化物细脉或皮壳状矿物集合体(见图3(i))，主要矿物为孔雀石、铜蓝、辉铜矿、褐铁矿、赤铜矿和白铁矿。依据上述成矿期次划分，绘制矿物生成顺序图(见表1)。

2 样品采集和分析测试

本研究中，分别在Ⅳ矿带和Ⅶ矿带中采集硫化物矿石样品16件，其中在西北角靠近花岗闪长岩(见图1)Ⅳ矿带地表探矿坑道中采集4件，主要矿石类型为黄铜矿、斑铜矿矿石和铅锌矿石；在Ⅶ矿带矿井坑道中采集12件，这些样品来自不同地带不同中段，矿石主要类型为铅锌矿。样品先在光薄片下观察鉴定，将富含某种单矿物的样品磨成0.25~0.42 mm，先在肉眼下挑选，然后在双目镜下精细挑选，挑选出2~3 g纯度达98%以上单矿物，磨至0.075 mm，送至核工业北京地质研究院分析研究测试中心进行硫、铅同位素测试。硫同位素测试仪器为MAT251，以Cu2O 作氧化剂制备测试样品，采用 CDT国际标准，分析精度为±0.2%。铅同位素测试仪器为 ISOPROBE-T，测试方法参照GB/T17672-1999《岩石中铅锶钕同位素测定方法》，分析精度对1 μg铅含量的204Pb/206Pb低于0.05%，208Pb/206Pb不大于0.005%。对国际标样NBS981测试结果如下：208Pb/206Pb=2.162189±0.000027，207Pb/206Pb=0.913626±0.000059，204Pb/206Pb=0.059201±0.000015。以本次研究为基础，结合马圣钞等[9](2012年)测试数

据，将硫、铅同位素按不同矿带和矿体分为4组，绘制硫同位素直方图和铅同位素构造图解，利用Geokit软 件[14]计算铅同位素的模式年龄 t、µ(矿床中的238U/204Pb)、Δα、Δβ、Δγ分别为206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb与同时代地幔这一比值的相对偏差，绘制Δβ-Δγ图解。

表1 虎头崖矿床各成矿期次矿物生成顺序Table 1 Episodes and sequence of crystallization in Hutouya deposit

3 硫、铅同位素特征

3.1 硫同位素组成

本研究中16个样品(闪锌矿、方铅矿、斑铜矿和毒砂)硫同位素测试结果见表2。矿区硫化物矿石δ(34S)范围为+0.6×10-3~+9.8×10-3，这与马圣钞等[9](2012年)测试数据范围相近。综合马圣钞等[9]测试数据，矿区矿石δ(34S)平均值为+5.2×10-3，硫同位素值在各值段均有分布，大体上呈单峰式分布。由于矿区各矿带在空间上相差较大，依据其与成矿关系密切的钾长花岗岩、二长花岗岩的空间距离，将矿区中5个矿带和1个矿体从靠近岩体至远离岩体分为4组：第一组为Ⅱ矿带和Ⅲ矿带(见图4(a))，6个样品；第二组为Ⅳ矿带(见图4(b))，7个样品；第三组为Ⅵ矿带和6号矿体(见图4(c))，15个样品；第四组为Ⅶ矿带(见图4(d))，16个样品。各组硫同位素值如下：第一组 δ(34S)为+0.6×10-3~+6.5×10-3，除黄铜矿硫同位素值较大外，其余均集中于+1.0×10-3附近；第二组 δ(34S)为+1.7×10-3~+3.6×10-3，总体上分布于+2.2×10-3附近；第三组 δ(34S)为+2.7×10-3~+6.8×10-3，除 JY23黄铜矿和HTZK2301-14方铅矿硫同位素值外，整体位于+5.0×10-3附近；第四组 δ(34S)为+1.6×10-3~+9.8×10-3，除样品 HT03黄铜矿外，主要集中于+7.8×10-3附近。上述结果显示出靠近成矿岩体至远离成矿岩体，硫同位素值逐渐增大。

整个矿区内主要硫化物硫同位素值变化范围较大：10 个方铅矿 δ(34S)为+ 0.6×10-3~+8.4×10-3，且在此范围内分布较均匀；15个闪锌矿 δ(34S)为+1.0×10-3~+9.8×10-3，主要集中于+1.0×10-3和+8.0×10-3附近；11个黄铜矿 δ(34S)为+ 1.6×10-3~+6.5×10-3，在此范围内分布较均匀；黄铁矿(3个样品)和斑铜矿(2个样品)δ(34S)变化不大，分别为+5.9×10-3~+6.8×10-3和+1.7×10-3~+2.2×10-3。

3.2 铅同位素组成

闪锌矿、方铅矿、斑铜矿和毒砂单矿物共16件，其铅同位素测试结果见表2。结合马圣钞等[9]的测试结果，将铅同位素分为4组：第一组为Ⅱ矿带和Ⅲ矿带，6个样品；第二组为Ⅳ矿带，7个样品；第三组为Ⅶ矿带和6号矿体，8个样品；第四组为Ⅶ矿带，16个样品。测试结果(表 2)表明矿区208Pb/204Pb 为38.717~38.261，均值为 38.449，标准差为 0.102；207Pb/204Pb为15.718~15.560，均值为15.639，标准差为0.033；206Pb/204Pb为19.502~18.476, 均值为18.597，标准差为0.176，其中2个样品206Pb/204Pb大于19.000，其余均小于18.700。

根据单阶段铅演化模式，利用Geokit软件[14]计算出铅同位素各特征参数(见表2)，计算中运用地参数值为α0=9.307，β0=10.294，γ0=29.476，成矿年龄值为t=235 Ma[4]，地球年龄 T=4.43 Ga。整个矿区铅模式年龄值多集中于110Ma~150Ma，这与丰成友等[4](2011年)所测成矿年龄相差较大。Th/U值范围为 3.20~3.77，变化范围很小，表现出稳定铅同位素特征。µ(238U/204Pb)值变化范围也很窄，为9.37~9.67。这一范围位于地壳(µC=9.81)，与原始地幔(µ0=7.80)的之间，反应出壳幔混合铅特征。

4 讨论

4.1 硫、铅同位素判别成矿物质来源的依据

硫同位素对成矿物质来源示踪的前提条件为硫同位素已达到分馏平衡和矿石硫同位素值应等于热液硫同位素值[15]。矿石矿物硫同位素平衡条件为34S富集由易至难的顺序为黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿、斑铜矿、方铅矿、辉铜矿[15]，而矿区各主要矿石硫化物的34S同位素富集由易至难的顺序为闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿、斑铜矿、磁黄铁矿，并没有遵循上述硫同位素平衡条件。但按硫化物共生顺序，不同成矿阶段中硫化物中硫同位素已经达到平衡，总体上，铜硫化物阶段 δ(34S)Py＞δ(34S)Ccp＞δ(34S)Bu，铅锌硫化物阶段 δ(34S)Sp＞δ(34S)Gn，这说明矿区硫同位素大体上已达平衡，且早期硫化物阶段δ(34S)小于晚期硫化物δ(34S)。矿区内目前尚未发现硫酸盐矿物，且黄铁矿和磁黄铁矿均以稳定矿物出现，根据大本模式中磁黄铁矿-黄铁矿-方解石组合[16]，可以判断矿区矿石硫化物硫同位素相当于成矿热液硫同位素值。

铅同位素用于判断成矿物质来源的条件为地质体中含有极少量放射性铅[17]。本矿床中稳定铅同位素的3个比值208Pb/204Pb、207Pb/204Pb、206Pb/204Pb变化范围很小，标准差均小于0.18，表明矿区铅同位素中放射性成因铅含量很少，且 Th/U值变化范围较小，仅为3.20~3.77，说明Th/U值稳定，可以用于探讨成矿物质来源及演化。

图4 虎头崖多金属矿床硫同位素直方图Fig. 4 Histogram of S isotope values in Hutouya polymetallic deposit: (a) Ⅱ and Ⅲ ore belts; (b) Ⅳ ore belt; (c) 6th ore body and Ⅵ ore belt; (d) Ⅶ ore belt

4.2 成矿物质来源示踪

矿区δ(34S)为+0.6×10-3~+9.8×10-3，平均值为+5.2×10-3，这一范围落在花岗岩类δ(34S) (-13.4×10-3~+26.7×10-3)[15]中 ， 且 与δ(34S)为+0.6×10-3~+9.2×10-3的磁铁矿系列花岗类成矿背景[18]非常接近，但超出典型岩浆矿床的δ(34S)组成-2.0×10-3~+6.5×10-3[19]，而与古海相蒸发岩盐δ(34S)的最小值[20]有少量重叠。前人对祁漫塔格地区硫同位素研 究[5]表明，该区与岩浆成矿关系密切的海西-印支期典型斑岩型矿床的δ(34S)为+0.5×10-3~+4.5×10-3，矽卡岩型矿床δ(34S) -2.1×10-3~+10.1×10-3，其成矿物质主要来自岩浆岩和被交代的围岩[1,5,21]。虎头崖矿区硫同位素值正好位于这一范围之内，说明虎头崖矿床成矿物质来可能主要源于岩浆岩，部分来源于围岩。

利用3个铅稳定同位素比值，制作铅同位素构造环境判别图，结果如图 5所示，分析成矿物质源于何种壳、幔层中或造山带[22]。矿区铅同位素在206Pb/204Pb—207Pb/204Pb投点图(见图5(a))中，主要位于造山带与上地壳之间，少数样品位于造山带生长线下面，以及上地壳线上面，除Ⅱ和Ⅲ矿带2个样品外，其余样品均在此投影图中呈一斜率较大的直线。206Pb/204Pb—208Pb/204Pb投点图(见图5(b))中，矿区主要铅同位素值位于造山带附近的下地壳和上地壳之间，呈现一直线，仅有Ⅱ、Ⅲ矿带中2个样品处于上地壳区域，偏离直线较远。STACEY和 HEDLUND等[23]认为：投影点落在造山带增长线上方的矿石铅必然包含上地壳成分；而投影点位于造山带增长线下方的矿石铅则必定源于地幔或下地壳；投影点位于造山带增长线附近，表明各储库混合源。依据上述判断标准可推测矿区铅主要源于各储库的混合，且这种混合源主要以上地壳成分为主，含有少量地幔成分。

图 5 虎头崖多金属矿床铅同位素构造图解(底图源自Zartman和Doe[22])Fig. 5 Diagrams of lead isotope compositions in Hutouya polymetallic deposit (base maps derived from Zartman and Doe[22]): A—Mantle; B—Orogenic belt; C—Upper crust; D—Lower crust

铅同位素构造图解仅能粗略判断成矿物质来源于何种储库，不能准确推断成矿物质来源何种地质体，而朱炳泉等[17]针对中国地质特征所创立的Δβ-Δγ图解却能弥补这一不足。利用Geokit软件[14]计算出矿区每个样品的Δβ和Δγ，并将其投到Δβ-Δγ图解中(见图 6)。矿区所有样品均落在俯冲作用下上地壳与地幔混合的岩浆作用范围内，且样品总体上呈一斜线分布。说明矿区成矿物质主要来源于俯冲作用时上地壳与地幔混合的岩浆岩。

图 6 虎头崖多金属矿床Δβ-Δγ图解(底图来源于朱炳泉等[17])1—地幔源铅；2—上地壳铅；3—上地壳与地幔混合的俯冲铅(3(a)—为岩浆作用；3(b)—为沉积作用)；4—化学沉积铅；5—海底热水作用铅；6—中深变质作用铅；7—深变质下地壳铅；8—造山带铅；9—古老页岩上地壳铅；10—退变质Fig. 6 Δβ-Δγ diagram of Hutouya polymetallic deposit (Base map derived from ZHU Bing-quan, et al[17])1—Mantle lead; 2—Upper crust lead; 3—Mixed upper crust and mantle lead (3(a)—Magmatism; 3(b)—Sedimentation);4—Chemical deposit lead; 5—Submarine hydrothermal lead;6—Intermediate metamorphic lead; 7—High level metamorphic lead; 8—Orogenic belt lead; 9—Upper crust lead of ancient shale; 10—Retrograde metamorphic lead.

地幔中Pb所占比例可根据下式计算[17]：

式中：µ(238U/204Pb)为利用Geokit软件[14]计算所得值；µC为地壳中238U/204Pb值，取µC=9.81；µ0为原始地幔中238U/204Pb值，取µ0=7.80；X为地幔Pb所占比例(即地幔中Pb组分)，1-X为地壳中Pb所占比例(即地壳中Pb组分)。计算结果见表2中地幔组分和地壳组分，地幔中Pb组分为0.07~0.22，地壳中Pb组分为0.78~0.93。

铅同位素构造图解和Δβ-Δγ图解均表明，虎头崖矿床铅元素源自上地壳与地幔混合，这与利用式(1)所得地幔中Pb组分为0.07~0.22以及地壳中Pb组分为0.78~0.93一致，说明矿区铅同位素为主要为来自含少量地幔成分的上地壳物质。这与该区较高87Sr/86Sr初始比值和负ε(Nd(t))值[24]特征相符，说明地壳物质主要提供了成矿物质铅。形成这一混合铅储库的原因可能如下：祁漫塔格地区所处板块经历晚古生代俯冲挤压时，部分洋壳残留物质以地幔楔形式上侵到地壳中，印支期残留洋壳和地壳发生重熔混合，形成该区印支期大量构造岩浆活动。

4.3 成矿物质演化

依据矿带或矿体与成矿岩体(钾长花岗岩和二长花岗岩)的空间分布，划分的4组硫同位素值(见图4)显示，从靠近成矿岩体矿带至远离成矿岩体矿带(从Ⅱ和Ⅲ到Ⅳ矿带，再到6号矿体和Ⅵ矿带，最后到Ⅶ矿带)矿石中硫同位素δ(34S)有明显地增大趋势(见图4)。从+1.0×10-3附近逐渐增大至+9.8×10-3，这说明成矿过程中成矿物质来源在不同的空间上有变化，但这种变化并非硫同位素动力分馏中的氧化反应(如发生氧化反应则会在矿石中出现硫酸盐矿物，但矿区中未见硫酸盐矿物)。硫同位素这一变化规律可解释如下：岩体边部成矿物质中δ(34S)较小，接近于陨石中δ(34S)，其成矿物质可能主要来自矿区的钾长花岗岩和二长花岗岩，以矿区中Ⅱ矿带和Ⅲ矿带为典型；随着成矿作用在空间上远离岩体，成矿流体不断萃取地层中成矿物质，导致地层中成矿物质缓慢加入，因而成矿流体中δ(34S)不断增大，离成矿岩体最远的Ⅶ矿带中，δ(34S)最大，这一演化过程中依次形成具有代表性矿化的Ⅳ矿带、6号矿体和Ⅵ矿带、Ⅶ矿带。这种硫同位素变化规律也与靠近岩体处矽卡岩化强烈，远离岩体处矽卡岩化变弱的矿床地质特征相应，也与矿体在靠近岩体处呈透镜状、不规则条带状，远离岩体处为层状、似层状对应，还与成矿早期硫同位素值小于成矿晚期硫同位素值相应。说明靠近岩体处成矿物质中岩浆成分占主体，温度较高，易于与碳酸盐岩发生交代作用形成强烈矽卡岩化；远离岩体处，来自于岩浆热液中的成矿物质在运移过程中经历较长时间与围岩发生交代反应，岩浆成分被萃取出来的地壳围岩成分稀释，温度也逐渐降低，因而形成较弱矽卡岩化。

5 结论

1) 通过野外和室内岩矿鉴定工作将该矿床划分4个成矿期7个成矿阶段。

2) 多种硫化物矿石硫同位素满足同位素平衡条件，可代表热液成矿流体的硫同位素，铅同位素中铅为稳定铅，可用于成矿物质来源示踪。

3) 硫同位素值特征及铅同位素构造图解和Δβ-Δγ图解，表明成矿物质主要来源于以地壳成分为主含少量地幔组分的岩浆岩；估算地幔、地壳中 Pb组分分别为0.07~0.22和0.78~0.93。

4) 成矿物质演化上，成矿物质S可能在靠近岩体处主要来源于钾长花岗岩、二长花岗岩，远离岩体处围岩成分不断增加，但主要成矿物质来自岩体。

致谢：

本次研究中得到中国地质调查局资助，测试工作由核工业北京地质研究院分析研究测试中心承担，野外期间得到青海省第三地质矿产勘查院和金涌矿业有限公司领导和员工的帮助，在此一并感谢。此外，部分野外工作在中南大学祁漫塔格项目组谷湘平老师、黄敏、宋文彬、王业成、查道函、蒋明光、莫青云等人的帮助下完成，在此予以致谢。

[1] 黄 磊. 新疆若羌县维宝铅锌矿地质特征及矿床成因[D]. 北京: 中国地质大学, 2010.HUANG Lei. Geological characteristics and genesis of Weibao lead-zinc deposits in Xinjiang province[D]. Beijing: China University of Geosciences, 2010.

[2] 李洪普, 宋忠宝, 田向东, 芦文全. 东昆仑四角羊铅锌多金属矿床成矿地质特征及找矿意义[J]. 西北地质, 2010, 43(4):179-187.LI Hong-pu, SONG Zhong-bao, TIAN Xiang-dong, LU Wen-quan. The mineralization characteristics and prospecting of Sijiaoyang Pb-Zn polymetallic deposit in Eastern Kunlun in Qinghai[J]. Northwester Geology, 2010, 43(4): 179-187.

[3] 王进朝, 冯志兴, 李 赛, 沈忠义, 于 斌. 青海格尔木四角羊沟铅锌矿成因分析[J]. 云南地质, 2011, 30(2): 154-156.WANG Jin-chao, FENG Zhi-xing, LI Sai, SHEN Zhong-yi, YU Bin. An analysis of the genesis of Sijiaoyanggou Pb-Zn deposit in Geermu, Qinghai[J]. Yunnan Geology, 2011, 30(2): 154-156.

[4] 丰成友, 王雪萍, 舒晓峰, 张爱奎, 肖 晔, 刘建楠, 马圣钞,李国臣, 李大新. 青海祁漫塔格虎头崖铅锌多金属矿区年代学研究及地质意义[J]. 吉林大学学报: 地球科学版, 2011,41(6): 1806-1817.FENG Cheng-you, WANG Xue-ping, SHU Xiao-feng, ZHANG Ai-kui, XIAO Ye, LIU Jian-nan, MA Sheng-chao, LI Guo-chen,LI Da-xin. Isotopic chronology of the Hutouya skarn lead-zinc polymetallic ore district in Qimantage area of Qinghai province and its significance[J]. Journal of Jilin University: Earth Science Edition, 2011, 41(6): 1806-1817.

[5] 丰成友, 李东生, 吴正寿, 李军红, 张占玉, 张爱奎, 舒晓峰,苏生顺. 东昆仑祁漫塔格成矿带矿床类型、时空分布及多金属成矿作用[J]. 西北地质, 2010, 43(4): 10-17.FENG Cheng-you, LI Dong-sheng, WU Zheng-shou, LI Jun-hong, ZHANG Zhan-yu, ZHANG Ai-kui, SHU Xiao-feng,SU Sheng-shun. Major types, time-space distribution and metallogeneses of polymetallic deposits in the Qimantage Metallogenic Belt, Eastern Kunlun Area[J]. Northwester Geology, 2010, 43(4): 10-17.

[6] 张爱奎, 李云平, 刘光莲, 侯梦卫. 虎头崖铜铅锌矿床类型新认识及其意义[J]. 青海国土经略: 学术园地, 2008(4): 25-27.ZHANG Ai-kui, LI Yun-ping, LIU Guang-lian, HOU Meng-wei.New cognition and its significance of Hutouya lead-zinc deposit[J]. Qinghai Land Management: Academic Field, 2008(4):25-27.

[7] 李 欢. 青海虎头崖铅锌矿床地质特征及区域地质背景研究[D]. 长沙: 中南大学, 2011.LI Huang. Metallogenic characteristics and geological background of Hutouya lead-zinc deposit, Qinghai[D]. Changsha:Central South University, 2011.

[8] 胡杏花, 朱谷昌, 刘 欢, 李智峰, 郑 纬, 徐文海. 祁漫塔格矿带虎头崖多金属矿矿床特征和成矿作用分析[J]. 地质与勘探, 2010, 47(2): 216-221.HU Xing-hua, ZHU Gu-chang, LIU Huan, LI Zhi-feng, ZHEN Wei, XU Wen-hai. Characteristics and mineralization of the Hutouya Polymetallic Deposit in the Qimantage Metallogenetic Belt[J]. Geology and Exploration, 2010, 47(2): 216-221.

[9] 马圣钞, 丰成友, 李国臣, 苏晓峰. 青海虎头崖铜铅锌多金属矿床硫、铅同位素组成及成因意义[J]. 地质与勘探, 2012,48(2): 321-331.MA Sheng-chao, FENG Cheng-you, LI Guo-chen, SU Xiao-feng.Sulfur and lead isotope compositions of the Hutouya copper-lead-zinc polymetallic deposit in Qinghai province and their genetic significance[J]. Geology and Exploration, 2012,48(2): 321-331.

[10] 于文杰, 薛连明. 略论祁漫塔格地质构造特征[J]. 西北地质,1986, 3: 15-21.YU Wen-jie, XUE Lian-ming. Brief discussion of geological and tectonic characteristics of Qimantage area[J]. Northwester Geology, 1986, 3: 15-21.

[11] 李月隆, 张芬英, 周晓中. 青海东昆仑造山带祁漫塔格地区铁钴金多金属矿找矿前景分析[J]. 甘肃冶金, 2007, 29(2):34-36.LI Yue-long, ZHANG Fen-ying, ZHOU Xiao-zhong. On prospecting foreground of multimetals mine in Qimantage of the Estern Kunlun Mountains Orogenic Zone[J]. Gansu Metallurgy,2007, 29(2): 34-36.

[12] 张洪普. 东昆仑祁漫塔格铁多金属矿成矿地质特征与成矿预测[D]. 北京: 中国地质大学, 2010.ZHANG Hong-pu. Metallogenic geological characteristics and metallogenic prediction of Qimantage iron and polymetallic deposit of East Kunlun Mountain[D]. Beijing: China University of Geosciences, 2010.

[13] 张雪亭. 青海省板块构造研究—1:100万青海省大地构造图说明书[M]. 北京: 地质出版社, 2007: 128-156.ZHANG Xue-ting. Plate tectonic research of Qinghai province:Instruction of Qinghai tectonic map for 1:1000000[M]. Beijing:Geology Press, 2007: 128-156.

[14] 路远发. GeoKit：一个用VBA构建的地球化学工具软件包[J].地球化学, 2004, 33(5): 459-464.LU Yuan-fa. GeoKit: A geochemical toolkit for Microsoft excel[J]. Geochemica, 2004, 33(5): 459-464.

[15] 郑永飞, 陈江峰. 稳定同位素地球化学[M]. 北京: 科学出版社, 2000: 218-234.ZHENG Yong-fei, CHEN Jiang-feng. Stable isotope geochemistry[M]. Beijing: Science Press, 2000: 218-234.

[16] OHMOTO H. Systematics of sulfur and carbon in hydrothemal ore deposits[J]. Econ Geol, 1972, 67: 551-578.

[17] 朱炳泉, 李献华, 戴橦谟. 地质科学中同位素体系理论与应用—兼论中国大陆壳幔演化[M]. 北京: 科学出版社, 1998:216-226.ZHU Bing-quan, LI Xian-hua, DAI Tong-mo. Isotope system theory and application to the earth sciences—On crust-mantle evolution of continent of China[M]. Beijing: Science Press, 1998:216-226.

[18] SEAL R R II. Sulfur isotope geochemistry of sulfide minerals[J].Rev Mineral Geochem, 2006, 61: 633-677.

[19] 徐文欣. 我国锡矿床的同位素地球化学研究[J]. 矿产与地质,1995, 45(1): 1-11.XU Wen-xin. Isotope geochemistry of tin deposit in our country[J]. Mineral Resources and Geology, 1995, 45(1): 1-11.

[20] SEAL R R II, RYE R O, ALPERS C N. Stable isotope systematics of sulfate minerals[J]. Rev Mineral Geochem, 2000,40: 541-602.

[21] 吴庭祥, 李宏录. 青海尕林格地区铁多金属矿床的地质特征与地球化学特征[J]. 矿物岩石地球化学通报, 2009, 28(2):157-161.WU Ting-xiang, LI Hong-lu. Geological and Geochemical Characteristics of the Iron-polymetallic deposit in the Galinge area, Qinghai province[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2009, 28(2): 157-161.

[22] ZARTMAN R E, DOE B R. Plumbo tectonics-the model[J].Tectonophysics, 1981, 75: 135-162

[23] STACEY J S, HEDLUND D C. Lead isotope compositions of diverse igneous rocks and ore deposits from southwestern New Mexico and their implications for early Proterozoic crustal evolution in the western United States[J]. Geol Soc AM Bull,1983, 94: 43-57.

[24] 丰成友, 王 松, 李国臣, 马圣钞, 李东生. 祁漫塔格中完三叠世花岗岩：年代学、地球化学及成矿意义[J]. 岩石学报,2012, 28(2): 665-678.FENG Cheng-you, WANG Song, LI Guo-chen, MA Sheng-chao,LI Dong-sheng. Middle to Late Triassic granitoids in the Qimantage area, Qinghai province, China: Chronology,geochemistry and metallogenic significances[J]. Acta Petrologica Sinica, 2012, 28(2): 665-678.