内蒙古林西县北三段银铅多金属矿床碳、氧、硫、铅同位素特征及成矿物质来源

吕向光，梁景利，苏宏建，李保飞，刘晓煌，孙俊刚

(1. 华北地质勘查局五一四地质大队，河北承德 067000；2. 中国人民武装警察部队黄金第七支队，山东烟台 264004；3. 中国地质大学(北京)，北京 100083；4. 中国人民武装警察部队黄金指挥部，北京 100010)



内蒙古林西县北三段银铅多金属矿床碳、氧、硫、铅同位素特征及成矿物质来源

吕向光1，梁景利1，苏宏建1，李保飞2,3，刘晓煌4，孙俊刚2

(1. 华北地质勘查局五一四地质大队，河北承德 067000；2. 中国人民武装警察部队黄金第七支队，山东烟台 264004；3. 中国地质大学(北京)，北京 100083；4. 中国人民武装警察部队黄金指挥部，北京 100010)

本文对内蒙古林西县北三段银铅多金属矿床矿体的碳、氧、硫、铅同位素进行了测定，并对其成矿物质来源及演化进行了探讨。矿区样品的δ34S‰变化范围为-0.24‰～2.37‰，平均值为1.29‰，初步认为矿石中的硫主要来源于深部岩浆，并有少量生物还原硫的加入。样品的δ13CPDB变化范围为 -4.57‰～-7.33‰，平均值为-5.96‰，δ18O为-3.4‰～-4.8‰，平均值为-4.06‰；δ13CPDB-δ18OSMOW关系表明，矿体中的碳可能主要由基性-超基性岩浆提供，并有部分来源于地层，且受大气水影响明显。铅同位素表明北三段矿床的成矿物质可能由造山带物质和地幔物质两部分提供。

碳、氧、硫、铅同位素 成矿物质来源 北三段银铅多金属矿床 内蒙古

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.

大兴安岭地区位于古亚洲洋成矿带和环太平洋成矿带的交汇部位，是我国北方一个重要的金属省。这个地区矿床的形成时代集中在华力西期和燕山期，并以燕山期为主。矿床受区域构造-岩浆带控制，在空间上成群或成带分布(赵一鸣，1997)。北三段银铅多金属矿床是大兴安岭金属省南段的一个大型矿床，地处内蒙古自治区林西县，位于大兴安岭南段的黄岗-甘珠尔庙成矿带(锡和铅锌)与林西-天山成矿带(铜)的接合部位。该矿床是一个以银为主，并伴生有可综合利用的铅、锌元素的矿床。

同位素地球化学是示踪成矿流体和物质来源、确定矿床成因类型的重要依据(Faure，1986)。通过对比成矿流体或矿石与矿区地质体同位素组成的差异和相似性，可以明确辨别矿床的成因，甚至为一些成矿模式或观点寻求到排他性的依据(Chenetal., 2005a，b，2008，2009；Pettkeetal.，1999，2000；陈衍景等，2003；倪智勇等，2009；祁进平等，2006；李文博等，2006；张莉等，2009)。本文以内蒙古林西县北三段银铅多金属矿床为研究对象，阐述了硫、碳和铅同位素地球化学分析结果及其特征，并对其成矿物质来源进行了分析。

1 地质概况

北三段矿床位于内蒙古自治区赤峰市北部林西县官地镇，出露地层主要为上二叠统林西组。大地构造位置位于华北地块北缘的内蒙古隆起，属于林西-锡林浩特海西-印支构造带(Ⅰ级构造单元)的林西复式向斜(Ⅱ级构造单元)(图1)。区内沉积作用、岩浆作用及变质变形作用较为发育。断裂活动主要发生在中生代晚期至新生代，断裂以北东东向为主，断层破碎带中多充填酸性岩脉。北三段矿区的地层、岩浆岩、构造和矿床的地质特征分述如下。

图1 北三段矿区地质简图(牛树银等，2008)Fig.1 Simplified geological map of the Beisanduan mine (after Niu et al., 2008)a: 1-第四系;2-上白垩统;3-上侏罗统;4-中侏罗统;5-上二叠统;6-志留系;7-大井矿区;8-林西县;9-研究区;b：1-第四系;2-林西组第四段;3-林西组第五段;4-林西组第六段;5-花岗闪长 岩;6-样品编号及位置;7-岩脉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 地层

矿区主要出露上二叠统林西组。林西组为一套河流-陆相湖泊为主的碎屑岩建造，含淡水双壳组合及安家拉植物群等化石。林西组划分为六个岩性段：一段以灰色、紫灰色变质砾岩为主；二段以灰褐色、紫灰色变质细粒、中细粒长石岩屑砂岩为主，局部夹紫灰色变质砂砾岩；三段以灰绿色、黄绿色板岩、变质粉砂岩为主，绿灰-黄绿色、灰黄色变质细粒长石岩屑砂岩次之；四段为黑色板岩；五段主要为灰黑色粉砂质板岩与灰、灰黄、深灰色的变质细粒长石岩屑砂岩互层；六段为灰绿色板岩与变质细粒、中细粒长石岩屑砂岩互层。相邻段之间均属整合接触，反映了从河流相到湖相(滨湖-浅湖-深湖-浅湖-滨湖)的沉积环境变化顺序和林西盆地从形成、发展到消亡的演化顺序。

1.2 岩浆岩

矿区内侵入岩发育，属基性-中酸性次火山岩脉，主要为早三叠世黑云二长花岗岩和中细粒斑状花岗闪长岩，脉岩主要为石英脉、花岗斑岩脉、石英闪长玢岩、闪长玢岩、绿泥石化辉绿岩和云斜煌斑岩。侵入岩常成群成带出现，呈岩脉、岩墙及岩床等侵入到林西组地层断裂、破碎带中。

1.3 构造

该区区域上属于林西-锡林浩特海西-印支构造带(Ⅰ级构造单元)的林西复式向斜(Ⅱ级构造单元)，经历了海西-印支旋回的长期发展演化与多次变形改造。林西复向斜构造带总体呈近东西-北东东向，为海西-印支构造带的奠基构造，是一个由线性褶皱构造间伴纵断层为主的区域构造组合样式构成的海西-印支期构造单元-构造带，是区域构造格架之主体。该构造单元在北西侧的白音查干区段以断层-韧性剪切带(F2)为界与锡林浩特微陆块的前寒武纪基底变质岩系-宝音图群(宝音图前寒武纪构造岩片)为邻；南侧大致以分布在柯单山-经棚镇-温家营子-水泉子沟-上岗岗坤兑-任家营子一线的区域断裂(F34)为界与西拉沐沦断裂构造带相接。

1.4 矿床地质特征

北三段银铅多金属矿矿区南北长约3700m，东西宽约3000m，以中部旱河为界分南区、北区，两区相距约1500m(图1)。矿体受地层、岩性、构造和侵入岩控制，其中断裂构造为主要控制因素，矿体主要分布于次一级断裂构造中。矿体赋存部位主要有三种：①赋存于花岗闪长岩体中(南区)；②赋存于花岗斑岩脉与二叠系上统林西组变质砂岩接触带；③赋存于二叠系上统林西组变质砂岩中。

南区有17条矿体，其中主要矿体有1、2、8号。1号矿体位于A19线～A31线之间，矿体赋存于二叠系上统林西组变质砂岩与花岗闪长岩接触带中，矿体蚀变强烈，主要有硅化、绿泥石化、褐铁矿化，岩石破碎，局部呈松散土状，钻探岩心中可见黄铁矿和毒砂等矿物，矿体呈脉状，长度约200m，平均厚度3.25m，产状30°∠75°；2号矿体位于H4线～H1线之间，矿体赋存于早三叠世花岗闪长岩与二叠系上统林西组变质砂岩接触带中，蚀变较强，主要有硅化、绿泥石化、褐铁矿化等，矿体呈脉状，长度约80m，平均厚度0.99m，产状220°∠76°；8号矿体位于H2线～H1线之间，矿体赋存于花岗闪长岩体中，呈脉状产出，蚀变强烈,主要有硅化、绿泥石化、褐铁矿化等，推断在地表与8号矿体平行产出的30号矿(化)体和其他3条蚀变破碎带在深部合并为1条，矿体长度约60m，平均厚度3.53m，产状30°∠83°。

北区位于矿区的东北部，面积约3.8km2，赋存13条矿体，主要矿体有4、12、14号。4号矿体位于北区C6线～C3线之间，赋存于二叠系上统林西组变质砂岩中，蚀变强烈，主要有硅化、绿泥石化、褐铁矿化等，矿体呈脉状，长度约160m，平均厚度0.97m，产状215°∠74°，深部钻探未见到该矿体；14号矿体位于北区C4线～C1线之间，矿体赋存于二叠系上统林西组变质砂岩带中，蚀变强烈，主要有硅化、绿泥石化、褐铁矿化等，矿体呈脉状，长度约100m，平均厚度0.96m，矿体产状20°∠79°；12号矿化体位于北区C6线～C11线之间，矿体赋存于上二叠统林西组变质砂岩中，矿体蚀变强烈，主要有硅化、绿泥石化、褐铁矿化等，矿体呈脉状，长度为260m，平均厚度3.26m，产状60°∠80°。

南区和北区具有相同蚀变分带和矿化特征，主要有毒砂矿化碎裂岩、碎裂岩和黄铁矿化碎裂岩。(1) 毒砂矿化碎裂岩，呈自形-他形粒状结构、侵蚀结构，稀疏浸染状构造。毒砂呈自形柱状或菱柱状分布，裂纹发育。闪锌矿呈他形粒状分布，有的与黄铁矿分布在一起，交代黄铁矿呈港湾状，含乳滴状黄铜矿(图2)。黄铁矿呈他形粒状或集合体分布，含量极少。(2) 碎裂岩呈自形-他形粒状结构，稀疏浸染状构造。毒砂，自形菱柱状或粒状分布。黄铁矿，他形粒状或集合体分布。磁黄铁矿，他形粒状分布于石英粒间。黄铜矿，他形粒状分布，有的与黄铁矿分布在一起(图2)。(3) 黄铁矿化碎裂岩，他形粒状结构、侵蚀结构，细脉浸染状构造。黄铁矿，他形粒状或集合体分布，呈细脉状分布于裂隙中。磁黄铁矿，他形粒状分布于石英粒间。黄铜矿呈他形粒状分布，有的与黄铁矿分布在一起，或呈乳滴状分布于闪锌矿中。闪锌矿，他形粒状分布，与黄铁矿分布在一起，交代黄铁矿呈港湾状，含乳滴状黄铜矿(图2)。

2 碳硫铅同位素与成矿物质来源

2.1 样品与测试

本次研究主要对北三段矿区内的矿石及围岩中筛选出的单矿物进行硫、铅、碳、氧同位素测定。所测样品取自钻孔和地表槽探中，样品新鲜无氧化、粒度均匀(中粒)。

样品测定由核工业北京地质研究院中心实验于2014年12月完成。样品采集首先通过肉眼鉴定划分成矿期次和成矿阶段，目估挑选矿物粒度，通过手工进行样品分离；通过岩矿鉴定再次确定成矿期次、成矿阶段和挑选矿物的粒度，确定主成矿阶段的被挑选矿物及粒度；选择不同的矿物粒度进行破碎挑选(一般先粗挑，然后再手工破碎到60目)。在双目镜下挑选25g纯度在99%的单矿物。

铅同位素主要用全岩中硫化物测试，铅同位素比值用多接收器等离子体质谱法测定，所用仪器为英国Nu Instrument HR，以Tl为标准进行仪器的质量分馏校正；碳氧同位素在Finningan MAT 251质谱仪上测试，碳氧同位素的分析误差为±0.2‰；硫同位素的测试，采用高温燃烧中和法测定硫量。

2.2 碳氧同位素制约

碳、氧同位素被广泛用于追溯流体中CO2的来源，是示踪地幔流体参与成矿作用的有效方法(Rollinson, 1993；毛景文等，2003)。矿区样品的δ13CPDB=-4.57‰～-7.33‰，平均值为-5.96‰；δ18O=-3.4‰～-4.8‰，平均值为-4.06‰(表1)。各期次形成的石英的碳同位素组成都很接近(表1)，具有相近的δ13C值，表明碳可能来自一个相同的、均匀的源区。

图2 矿石结构Fig.2 Ore structuresSp-闪锌矿; Ap-毒砂; Ccp-黄铜矿; Py-黄铁矿Sp-sphalerite; Ap-arsenopyrite; Ccp-chalcopyrite; Py-pyrite

表1 北三段矿床碳、氧同位素组成

有机质的δ13CPDB为-27‰(Schidlowski, 1998)，大气CO2为-7‰～-11‰，淡水CO2为-9‰～-20‰，岩浆系统为-3‰～-30‰(Hoefs, 1997)，地壳总碳为-7‰(Faure, 1986)，地幔总碳为-5‰～-7‰，海相碳酸盐为-3‰～+2‰(Hoefs, 1997)，上地幔来为-5‰(Kyser, 1986)。北三段矿床的的石英矿物的δ13C值几乎都落在通常认为的地幔δ13C值范围内(Ohmoto, 1986)。不同矿化阶段的矿物具有非常接近的δ13C值，这意味着热液流体各阶段的CO2来自同一个均匀的岩浆源，即深源岩浆。具有地幔的碳同位素特征表明深源岩浆带有幔源岩浆的特点。

δ13C-δ18O图(图3)给出了地壳流体中CO2的三大主要来源(有机质、海相碳酸盐岩和岩浆-地幔源)的碳、氧同位素值的范围，而且还用箭头标出了从这3个物源经8种主要过程产生CO2时，其同位素组成的变化趋势(刘建明等，1997；刘家军等，2004；毛景文等，2002)。将5件热液石英样品的δ13CPDB和δ18OSMOW投影于δ13CPDB-δ18OSMOW图解上(图3)，发现样品主要落于基性-超基性岩浆岩区域的左侧，并明显受到大气水的影响。北三段矿床的碳可能主要由基性-超基性岩浆提供，并有部分来源于地层，受大气水影响明显。

图3 北三段矿床中石英的δ13C-δ18O图解Fig.3 δ13C-δ18O diagram of quartz in the Beisanduan deposit

2.3 硫同位素制约

硫同位素是矿床成因和成矿物理化学条件的指示剂，主要有3个储存库，即幔源硫(δ34S =0‰±3‰)、海水硫(δ34S =20‰)和沉积物中的还原硫，其中沉积物中还原硫的同位素值主要以具有较大负值为特征(Rollinson，1993)。本文中硫同位样品选择黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿、方铅矿等单矿物样品10件，分析结果见表2。

北三段矿区样品的δ34S‰=-0.48‰～2.37‰，平均值为1.29‰，极差为0.9，标准差为0.69。除两个样品为负值外，其余全部为正值，且相对集中。各种硫化物的δ34S值变化范围分别为: 黄铁矿为-0.48‰～2.37‰，平均值为1.21‰(样品数n=4)；磁黄铁矿为-0.24‰～2.34‰，平均值为1.05‰(样品数n=2)；黄铜矿为1.21‰～2.12‰，平均值为1.67‰(样品数n=2)；闪锌矿为1.3‰～1.42‰，平均值为1.36‰(样品数n=2)。邻近北三段矿区的大井矿区的黄铁矿δ34S=0.9‰～2.2‰，平均值为1.15，极差为1.3。方铅矿δ34S=-5.05‰～-0.69‰，平均值为-1.42，极差为6.75。

如硫同位素分布直方图(图4)所示，所有硫化物的δ34S值分布于-1‰～+3‰的范围，其峰值出现在+1‰～+2‰之间。这与正常地幔的0‰±1‰的范围非常接近(Eldridgeetal., 1991)。一般来讲，大多数火成岩，其δ34S值应在0‰±5‰的范围内(Ohmoto and Rye, 1979)，但是在一些斑岩型矿床和矽卡岩型矿床中，硫化物的δ34S值实际上可能会超出0‰±5‰的范围。在这些地区，由于岩浆与围岩之间的相互作用，并有选择性地与围岩交换组分，从而使火成岩中硫化物的δ34S值向围岩硫化物和硫酸盐的δ34S值靠近，因此深源岩浆的δ34S值超出0‰±5‰范围的主要原因是由于围岩中的硫的加入(Ohmoto and Goldhaber, 1997)。北三段银铅多金属矿床中，岩浆的δ34S值完全落在0‰±5‰范围以内，这表明矿石的硫可能来自一个深源岩浆。

表2 北三段矿床硫同位素组成

图4 北三段矿床中硫同位素直方图Fig.4 δ34S histogram of rocks from the Beisanduan deposit

据研究，在低氧逸度情况下(以出现石墨和磁黄铁矿为标志)，磁黄铁矿的δ34S值大致相当于热液的值。该矿床的矿石矿物组合反映了这一成矿环境，磁黄铁矿的δ34S出现-0.24‰和2.34‰两个值，负值可能预示着有沉积物中还原硫的加入。而北三段矿床的赋矿围岩为林西组的一套碎屑岩建造，含淡水双壳组合及安家拉植物群等化石，富有机质，例如出现黑色板岩等。这说明在成矿过程中，成矿热液与周围的沉积物发生了一定的物质交换，从而导致δ34S出现负值。

经综合分析，笔者推测矿床的硫主要来源于深部岩浆，并有少量生物还原硫的加入。

2.4 铅同位素制约

为深入了解北三段矿床的成因，将完成的18个铅同位素分析数据列在表3中。样品岩性为闪长玢岩、花岗斑岩、辉长岩、煌斑岩、碎裂岩和花岗岩。闪长玢岩的206Pb/204Pb=18.20～18.43，均值为18.37；207Pb/204Pb=15.46～15.67，均值为15.58，显示铀铅富集明显；208Pb/204Pb=37.61～38.31，均值为37.95，显示钍铅微弱亏损。闪长玢岩的μ值为9.22～9.61，明显高于正常铅μ值范围(8.686～9.238)；而ω值为33.6～36.2，等于正常铅ω值(35.55±0.59)。花岗斑岩的206Pb/204Pb=18.34～18.70，均值为18.48；207Pb/204Pb=15.57～15.85，均值为15.68，显示铀铅富集明显；208Pb/204Pb=38.21～39.01，均值为38.51，显示钍铅微弱富集。花岗斑岩的μ值为9.41～9.92，明显高于正常铅μ值范围(8.686～9.238)；而ω值为35.7～39.6，高于正常铅ω值(35.55±0.59)。花岗岩的206Pb/204Pb=18.46～18.53，均值为18.49；207Pb/204Pb=15.72～15.78，均值为15.76，显示铀铅富集明显；208Pb/204Pb=38.67～38.99，均值为38.86，显示钍铅微弱富集。花岗岩的μ值为9.69～9.81，明显高于正常铅μ值范围(8.686～9.238)；而ω值为38.3～39.9，高于正常铅ω值(35.55±0.59)。其他样品的特征值如表所示。以上表明，该矿田铅源物质成熟度较高，且具相对富集铀铅的特点。

在Zartman铅构造模式图解中(图5，6)，矿区样品投图后都落在造山带区域；根据Doe和Stacey参数计算的铅的模式年龄也列在表3中。由于显生宙造山带的铅是复杂的混合正常铅、同源铅，μ值多有变化，因此其模式年龄不能完全定量代表成岩及成矿年龄，只能大致提供年龄信息。矿石普模式年龄在121Ma～160Ma，花岗岩的模式年龄为278Ma～304Ma，脉岩的模式年龄为147Ma～274Ma。根据铅同位素组成和模式年龄，还可以计算铅源的一些特征参数：所有铅μ值为8.73～9.81，变化不大，而大陆地壳的平均μ值为9.0，ω值在33.64～39.85。铅源区特征值都有一些小变化。

铅同位素能够提供Pb的来源，也可用来判别与Pb关系密切的硫化物矿石中Zn、Cu、Fe、Au等成矿元素的来源。利用矿石、岩浆岩、地层和基底铅同位素全方位对比来判别矿石铅同位素的来源是一种近年来国际上认同的办法(张乾等，2000)。如图5、6所示，北三段矿床所采的闪长玢岩、花岗斑岩、辉长岩、煌斑岩、碎裂岩、花岗岩样品的铅同位素比值都落在同一条直线上，这表明它们有着相同的铅的来源，即相同的岩浆源。运用Zartman和Doe(1981)发表的铅构造模式图能够推断岩浆源区的构造位置。所有矿石铅同位素数据几乎都落在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb和207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图的下地壳、上地幔和造山带铅的演化线附近，而且排列为一条直线。如上所述，闪长玢岩、花岗斑岩、辉长岩、煌斑岩、碎裂岩、花岗岩样品的铅同位素数据也落在这条直线上。直线斜率陡意味着它不是一条等时线，而是两组分混合线，即上地幔与造山带铅的混合线。因此，北三段矿床的岩墙(脉)，包括附近的中生代花岗岩的铅同位素特征，表明它们可能来源于地壳深部的同一岩浆源区。岩浆可能是由前中生代侵位于深部地壳的造山带物质在侏罗纪时重熔产生，可能还有幔源岩浆加入到该岩浆房中。新元古代到古生代是大兴安岭地区地壳的重要增长期，残余的古生代俯冲的洋壳等成为新增生地壳的重要组成部分，可能还包括一些地幔岩，这些物质构成了该地区的造山带物质。铅同位素混合线意味着北三段矿床的成矿物质可能由造山带物质和地幔物质两部分提供。北三段矿床的成矿作用与较晚的中-基性岩浆活动关系密切(赵一鸣等，1997)，晚期岩浆的基性程度显著增加，这显然与幔源岩浆或岩浆中幔源物质的加入有密切关系。

图5 206Pb/204Pb-207Pb/204PbFig.5 Diagram of 206Pb/204Pb-207Pb/204PbLC-下地壳；UC-上地壳；OIV-洋岛火山岩；OR-造山带； A，B，C，D-各区域中样品相对集中区LC-Lower crust; UC-Upper crust; OIV-Island arc volcanic rocks；OR-Orogenic belt；A，B，C，D-Relatively centralized re gion of sample

图6 206Pb/204Pb-208Pb/204PbFig.6 Diagram of 206Pb/204Pb-208Pb/204PbLC-下地壳；UC-上地壳；OIV-洋岛火山岩；OR-造山带；A，B，C， D-各区域中样品相对集中区LC-Lower crust; UC-Upper crust; OIV-Island arc volcanic rocks；OR-Orogenic belt；A，B，C，D-Relatively centralized region of sample

3 结论

(1) 北三段银铅多金属矿床金属硫化物δ34S值以正值为主，且变化范围(各单矿物δ34S值变化范围-0.24‰～2.37‰)相对集中。推测矿床的硫主要来源于深部岩浆，并有少量生物还原硫的加入。

(2) 矿床的δ13CPDB和δ18O都为负值，且各自都很接近，都落于地幔δ13C值-5‰±2‰的范围，表明热液流体各阶段的CO2来自同一个均匀的岩浆源。δ13C-δ18O图表明，北三段矿床的碳可能主要由基性-超基性岩浆提供的，并有部分来源于地层，且明显受到大气水的影响。

表3 北三段矿区不同地质体Pb同位素特征

(3) 铅同位素混合线意味着北三段矿床的成矿物质可能由地壳造山带和地幔两部分提供。

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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；[责任编辑]郝情情。

吕向光(1985年-)，男，工程师，学士，主要从事区矿调、资源地质勘察工作。E-mail:lvxg521@163.com。

刘晓煌(1972年-)，男，高级工程师，博士后，主要从事区矿调、资源地质勘察工作。E-mail：liuxh19972004@163.com。

P618.4+P597

A

0495-5331(2015)05-0898-09