白秧坪铅锌多金属矿集区东矿带成矿地球化学作用与成矿年龄

王晓虎，宋玉财，张洪瑞，刘英超，潘小菲，郭涛

(1.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081; 2.中国地质科学院地质研究所，北京 100037)

白秧坪铅锌多金属矿集区东矿带成矿地球化学作用与成矿年龄

王晓虎1，宋玉财2，张洪瑞2，刘英超2，潘小菲2，郭涛1

(1.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081; 2.中国地质科学院地质研究所，北京 100037)

通过成矿期方解石的C、O、Sr和含硫矿物的S、Pb同位素，成矿期方解石Sm-Nd测年研究，探讨白秧坪矿集区东矿带矿床成因。测试结果表明，白秧坪矿集区东矿带方解石δ13CPDB值变化范围－4.0‰～2.3‰，平均值－0.2‰，δ18OPDB值范围－27.2‰～20.4‰，平均值－14.1‰，δ18OSMOW值范围2.9‰～24.4‰，平均值16.4‰;方解石Sr同位素值变化范围0.707669～0.710115，平均值0.709320;硫化物δ34SV-CDT值分布范围－20.2‰～1.3‰，平均值约－8.8‰，天青石δ34SV-CDT值分布范围为17.1‰～19.4‰，平均值约18.0‰;Pb同位素测试结果中，206Pb/204Pb的变化范围为18.553～18.857，207Pb/204Pb变化范围为15.501～15.826，208Pb/204Pb变化范围为38.54～39.456;成矿阶段方解石Sm-Nd等时线年龄为29.5±1.7 Ma。对测试结果的研究表明，白秧坪矿集区东矿带碳质的来源较为均一，矿石中热液方解石碳质源自地层中碳酸盐岩溶解，成矿流体来自地层水和大气降水，属于盆地卤水流体系统;成矿物质硫来自海水硫酸盐的还原作用，成矿早期以有机质还原硫为主，成矿后期以生物还原硫为主;金属成矿物质来自沉积地层和盆地基底;测定白秧坪矿集区东矿带铅锌成矿年龄为29.5±1.7 Ma，与地质年龄限定的较为吻合。

兰坪盆地;白秧坪矿集区;东矿带;铅锌;地球化学;成矿年龄

0 引言

兰坪中新生代盆地在大地构造位置上位于“西南三江”中南段，呈南北向带状展布，向南与思茅盆地相接，向北趋于尖灭，东至通甸—乔后断裂一线，西抵兔峨—旧州。盆地边界断裂之外出露元古代变质基底，盆地内主要出露中新生代陆相红色碎屑岩，新生代的岩浆岩仅在盆地南缘永平—巍山一带和盆地外金沙江—红河一带有出露。盆地内构造格局以新生代逆冲推覆构造最为醒目，并形成两侧向盆地中心对冲的格局［1］。

白秧坪矿集区位于兰坪盆地北部，距金顶铅锌矿床北约30 km，是一个大型Pb-Zn-Cu-Ag多金属矿集区［2］。该矿集区受盆地东、西逆冲推覆构造控制，构成东、西两个矿带［3～10］，东矿带延伸达25 km，发育多个矿段，自北向南主要包括:麦地坡、东至岩、下区吾、新厂山、燕子洞、华昌山、灰山、黑山矿段等。矿体赋存于中新生代地层中，受断裂构造控制明显。

近年来，白秧坪多金属矿集区东矿带研究受到较多学者重视，在成矿与控矿构造［3，4，11～13］、成矿地球化学［6，14～18］等方面取得较多进展，基本可以得出白秧坪矿集区东矿带受盆地东部逆冲推覆构造控制的认识［11，14］。就矿床成因来说，有成矿物质来自深源［14～15］、成矿流体和岩浆活动有关［15］及成矿流体以大气降水与围岩反应的热卤水为主，深部流体参与成矿等认识［16］。本文通过成矿期方解石C、O、Sr和含硫矿物S、Pb同位素，成矿期方解石Sm-Nd测年研究，进一步探讨白秧坪矿集区东矿带矿床成因。

1 白秧坪东矿带地质特征

白秧坪矿集区东矿带范围内主要出露中生代以来的沉积建造(见图1)，发育上三叠统三合洞组(T3s)碎屑岩及碳酸盐岩建造，挖鲁八组(T3wl)、麦初箐组(T3m)碎屑岩建造，新生代云龙组(E1y)、果郎组(E2g)、宝相寺组(E2b)碎屑岩及磨拉石建造，其中三合洞组(T3s)碳酸盐岩是本区最有利的含矿地层，次为云龙组(E1y)和宝相寺组(E2b)碎屑岩。

在东矿带，华昌山断裂为盆地东部逆冲推覆系统前锋带的主逆冲面，总体倾向110°，倾角30°—40°，从东或南东向西或北西逆冲［20］。华昌山逆断裂上盘为上三叠统三合洞组灰岩，下盘为新生代碎屑岩。断层角砾发育，其两侧岩石尤其是上盘灰岩受断层活动影响强烈，网脉状裂隙十分密集。热液流体在裂隙内活动时与灰岩发生相互作用，并使其溶解而产生溶洞，同时伴随着溶洞的垮塌形成角砾岩(见图1)，这些开放空间是控制矿体矿化的主体构造。

成矿主要受华昌山逆冲推覆断裂带控制，东带几乎所有矿床(点)或矿化点均产于华昌山主断裂及其平行断裂附近，且矿体绝大多数赋存于三合洞组中。在河西，矿石由天青石伴生方铅矿或独立的天青石构成;在燕子洞，天青石和闪锌矿、方铅矿伴生出现;在灰山，闪锌矿和方铅矿伴生方解石产出，多为脉状、团块状;在下区吾和燕子洞，矿化也局部出现在断裂下盘新生界碎屑岩(次要)内，主要以Cu的氧化物形式出现，通常富Ag。

图1 白秧坪矿集区东矿带地质简图(据文献［9］修编)Fig.1 The geological sketch map of the east ore belt of Baiyangping ore concentration area

东矿带共圈出近20个矿体。矿体以脉状、透镜状、似层状为主，膨缩和分枝复合现象较普遍，主要赋存在华昌山断裂构造破碎带中，产状与华昌山断裂基本一致，并随其变化而变化。总体产状80°—135°∠35°—70°，东至岩—下区吾部分地段转为270°—330°∠50°—80°。矿体控制长度一般为135～3500 m，矿体控制最大斜深320 m，矿体平均厚度2.31～16.91 m。平均品位:银23.32～220.07 g/t、铅0.81%～3.55%、锌1.6%～3.3%、铜0.22%～1.93%［9］。

矿石构造主要有:角砾状构造、网脉状构造、细脉状构造、块状构造、浸染状构造，氧化带有多种形态的皮壳状、网状、放射状、葡萄状及土状构造等;矿石结构主要有:交代残余结构、自形—它形粒状结构、碎裂结构、重结晶结构等。反映一套与热液流体活动有关的结构构造。

矿石成分为一套中低温热液成因的矿物组合。铜矿物主要有黝铜矿系列、辉铜矿、黑铜矿、黄铜矿、斑铜矿、孔雀石、蓝铜矿、铜蓝等;铅矿物主要有方铅矿、车轮矿等铅的硫盐矿物以及白铅矿、铅钒等氧化物;锌矿物主要为闪锌矿和菱锌矿。其它常见的金属硫化物为黄铁矿和少量白铁矿。脉石矿物主要有方解石、天青石、菱铁矿、白云石、重晶石、萤石、石英及黏土矿物。

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矿带整体围岩蚀变较弱，蚀变组合简单，且分布不均匀，主要为黄铁矿化、重晶石化、方解石化、萤石化、天青石化、白云石化及硅化，表现为一套中低温热液蚀变。

2 样品及测试方法

本次研究所选样品均为新鲜的岩石样品，以成矿期方解石、硫化物和硫盐矿物为研究对象，采样位置见图1。

方解石C、O、Sr同位素测试由南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。C、O同位素测试仪器为MAT-252型同位素质谱计，具体测试步骤:选取75μm(200目)的纯净方解石样品，采用100%正磷酸方法［20］，在25℃时，方解石与100%的H3PO4反应产生H2O和CO2气，通过灼烧碳炉(在Pt催化下)提取CO2气体，再将CO2经反复冷却提纯，于质谱仪上进行同位素组成测定，分析精度优于±0.2‰。Sr同位素测试仪器为德国产Finnigan MAT-Triton TI型表面热电离质谱仪(TMS)，Sr同位素标准物质NIST SRM 987不同日期测得87Sr/86Sr平均值为0.710260±5。

硫化物、硫盐矿物硫同位素分析测试在国土资源部同位素地质重点实验室MAT-251EM型质谱计(Finnigan公司)上完成。具体分析方法为:选取75μm(200目)的纯净样品，以Cu2O作氧化剂制备SO2，分析精度均为±0.2‰(2σ)，采用V-CDT标准。

Pb同位素测试在中国地质调查局宜昌地质调查中心同位素实验室完成，测试仪器为MAT261质谱仪。测试流程:先用蒸馏水把样品洗净，再用二次蒸馏的硝酸和盐酸混合物使样品溶解，然后用氢溴酸和阴离子交换树脂分离和提纯铅，再用磷酸和硅胶涂到铼带上，最后用质谱分析。同位素比值绝对误差低于0.01。

用于Sm-Nd等时线年龄测定的样品均采自灰山、黑山矿段主成矿期，被测试矿物为方解石，均为未风化、未蚀变样品。将手标本粉碎到188～375μm(80～40目)，在双目镜下挑选出单矿物，纯度达99%以上，用蒸馏水清洗，低温蒸干，然后将纯净的单矿物样品在玛瑙研钵内研磨至75μm(200目)左右待测。所有样品的Sm、Nd含量草测均在国家地质实验测试中心使用等离子质谱仪器(ICP-MS)测试，在此基础上，挑选适合定年的样品在南京大学现代分析中心同位素分析室进行Sm、Nd含量和同位素组成测定。分析方法:采用高压密闭熔样和阳离子交换技术分离和提纯，然后用英国产VG354同位素质谱仪测定，测定流程见文献［21～23］。实验测定的美国La Jolla Nd同位素标准147Sm/144Nd为0.511864± 3，标志化值采用146Nd/144Nd=0.7219校正。Nd的全流程空白为6×10－11g。等时线年龄用Ludwig的ISOPLOT程序计算，计算中实验室给出样品147Sm/144Nd比值相对误差为3%，143Nd/144Nd相对误差为0.03%。

3 测试结果

本次研究共对白秧坪矿集区东矿带8件方解石样品进行了C、O同位素测试，21件方解石样品进行了Sr同位素测试，测试结果见表1。从已有的结果看，白秧坪矿集区东矿带方解石δ13CPDB平均值－0.2‰，δ18OPDB平均值－14.1‰，δ18OSMOW平均值16.4‰。在上三叠统灰岩中δ13CPDB值变化范围为－5.46‰～2.63‰，平均值－0.58‰［24］。白秧坪矿集区东矿带方解石Sr同位素平均值0.709320。

表1 白秧坪矿集区东矿带方解石C、O、Sr同位素测试结果Table 1 The C-O-Sr isotope results of calcites from the east ore belt of Baiyangping ore concentration area

本次研究选取白秧坪多金属矿集区东矿带21件硫化物、13件硫酸盐矿物进行S同位素测试，测试结果见表2。由表2可得，白秧坪矿集区东矿带硫化物δ34S平均值约－8.8‰，天青石δ34S平均值约18.0‰。河西矿段硫化物δ34S平均值约－14.4‰;燕子洞矿段硫化物δ34S平均值约－10.6‰;灰山矿段硫化物δ34S平均值约－6.8‰;黑山矿段δ34S平均值约－2.1‰。河西矿段天青石δ34S值平均值约17.6‰;燕子洞矿段天青石δ34S平均值约18.9‰。

Pb同位素测试结果见表2。在东矿带河西矿段，206Pb/204Pb平均值为18.597，207Pb/204Pb平均值为15.605，208Pb/204Pb平均值为38.759;在燕子洞矿段，206Pb/204Pb平均值为18.633，207Pb/204Pb平均值为15.591，208Pb/204Pb平均值为38.771;在灰山矿段，206Pb/204Pb平均值为18.699，207Pb/204Pb平均值为15.644，208Pb/204Pb平均值为38.854;在黑山矿段，206Pb/204Pb平均值为18.814，207Pb/204Pb平均值为15.764，208Pb/204Pb平均值为39.179。

成矿阶段方解石Sm-Nd含量和同位素组成结果见表3，利用ISOPLOT软件包计算出东矿带成矿阶段方解石Sm-Nd等时线年龄t=(29.5±1.7)Ma，初始钕同位素组成INd= 0.5123989，MSWD=2.0(见图2)。

表3 白秧坪矿集区东矿带成矿阶段方解石Sm-Nd分析检测结果Table 3 Sm-Nd analysis results of the calcite inmineralization stage in the east ore belt of Baiyangping metallogenic concentration area

图2 白秧坪矿集区东矿带成矿阶段方解石Sm-Nd等时线图Fig.2 The Sm-Nd isochron diagram of the calcite in mineralization stage in the east ore belt of Baiyangpingmetallogenic concentration area

4 讨论

4.1 成矿流体来源

总结前人包裹体数据［9，14，25～26］，可以得出白秧坪矿集区东矿带成矿流体主体属于中低温、中低盐度、低密度流体。

热液矿物的氧同位素组成受热液流体的同位素组成、结晶温度以及同位素交换程度控制，所以热液流体中氧同位素组成可以由不含氧矿物中流体包裹体直接测得或者间接由含氧矿物δ18O值计算得出［27］。本文根据文献［27］中公式1000lnα=2.78×(106/T2)－2.89计算成矿流体中δ18O值，温度采用文献［14］所测东矿带各矿段流体包裹体均一温度的平均值153℃，δ18OSMOW值计算结果见表1。在成矿流体中，δ18OSMOW值变化范围－9.5‰～12.0‰，平均值4.0‰。将方解石和成矿流体中δ18OSMOW值与不同地质体中氧同位素组成对比(见图3)，本次研究方解石中δ18OSMOW值分布较广，与其他几个储库都有交集，只是沉积岩中更富集δ18OSMOW，大气降水中具更大负δ18OSMOW值。成矿流体δ18O最小值为－9.5‰，大气降水δ18O值满足条件，说明成矿流体中有大气降水的加入;方解石δ18O最大值为24.4‰，沉积岩δ18O值满足条件，说明成矿流体中有沉积岩的贡献。结合上述总结的成矿流体的性质认为，成矿流体应源自盆地流体及大气降水。

图3 白秧坪多金属矿集区东矿带方解石及成矿流体氧同位素组成分布图(底图据文献［28］)Fig.3δ18O values of calcite and ore-forming fluid in the east ore belt of Baiyangping polymetallic ore district

4.2 碳来源

研究认为，当矿床内热液脉中无石墨与方解石共生时，方解石(或流体包裹体热液中的CO2)的碳同位素组成(δ13CPDB)可以近似作为成矿热液的总碳同位素组成［29］。东矿带方解石中δ13CPDB值与已有体系中的δ13CPDB值对比(见图4)显示，其与大气中CO2、土壤中CO2、变质CO2、煤、石油、大气中CH4、生物成因CH4、热成因CH4、陨石石墨、球粒陨石碳酸盐δ13CPDB值没有交叉重叠，而与地下水总溶解无机碳、淡水盐酸盐、海相灰岩、地幔CO2中δ13CPDB值有交集，特别是与海相灰岩δ13CPDB值范围最接近。在前人总结的碳氧同位素图(见图5)中，大部分样品数据值与晚三叠世灰岩δ13CPDB值范围接近，说明碳主要来自碳酸盐岩的溶解作用;亦有样品落入超基性—基性岩浆岩范围内，以及有一个样品具有海水渗透作用来源的趋势。结合兰坪盆地基底地层分析，在三叠系中含有基性火山岩［26，30～31］，所以成矿流体中碳主要来自地层及基底的萃取作用。

4.3 S源及金属物质来源

白秧坪矿集区东矿带硫化物δ34S平均值－8.8‰，河西矿段方铅矿δ34S平均值－14.4‰;燕子洞矿段闪锌矿δ34S平均值－10.6‰;灰山矿段闪锌矿δ34S平均值－6.8‰;黑山矿段闪锌矿和黝铜矿δ34S平均值－2.1‰;河西矿段天青石δ34S平均值17.6‰;燕子洞矿段天青石δ34S平均值18.9‰(见表2，图6)。

从以上数据中可以看出，白秧坪矿集区东矿带硫化物δ34S以负值为主;大体上闪锌矿的δ34S值高于方铅矿δ34S值，说明S同位素分馏达到平衡;从空间上看，由北向南，δ34S值有增大的趋势，根据同位素分馏原理，或可推断成矿流体经历自北向南运移的过程。

图4 白秧坪方解石碳同位素组成分布图(底图据文献［32］)Fig.4δ13C values of calcite in Baiyangping Pb-Zn-Cu-Ag polymetallic deposit

图5 白秧坪铅锌铜银多金属矿床方解石的C、O同位素图(底图据文献［33］)Fig.5 Diagram of C-O isotope of calcite in Baiyangping Pb-Zn-Cu-Ag polymetallic deposit

在热液矿床中硫的来源大致可以分为:①地幔硫，δ34S值接近0且变化范围小;②地壳硫，来自地壳岩石，硫同位素组成变化范围大;③混合硫，地幔来源的岩浆在上升侵位过程中混染了地壳物质，各种硫源的同位素混合。不同类型的硫发生混染，流体则显示出不同的硫同位素特征，因此由热液矿床中硫化物的δ34S值所获得的成矿流体中总硫的同位素组成对分析硫的来源具有重要意义［34］。白秧坪东矿带硫化物共生矿物中包含天青石，而在热力学平衡分馏中硫酸盐富集34S能力的顺序是石膏＞天青石＞重晶石＞铅钒，由于云龙组膏盐建造中硬石膏的δ34S值为13.5‰～15.8‰［35］，而本文得到的天青石δ34S值范围17.1‰～19.4‰(见表2)，表明天青石的δ34S值可能最逼近成矿流体的总硫值，也与海水硫酸盐的值最接近。

图6 白秧坪多金属矿集区东矿带硫同位素组成Fig.6 S isotopic composition of the east ore belt in Baiyangping polymetallic ore district

参与成矿的S2－可以由硫酸盐的生物还原(BSR)和热化学还原(TSR)得到，生物还原要求较低温度(＜50℃)，热化学还原要求较高温度(＞80℃)［36～37］。一般情况下，生物成因硫化物的硫同位素具有两个明显的特征:一是还原形成的硫化氢或硫化物中δ32S的富集明显超过原始硫酸盐，δ34S通常为负值;二是硫化氢或硫化物中δ32S的富集随还原程度而变化，表现为δ34S值具有大幅度波动范围［34］。东矿带硫化物中δ34S值大多为负值，所以生物还原硫参与了成矿作用。如果是有机热还原作用其成矿温度要大于80℃，而无机还原作用要求达到250℃以上［36］。在100～150℃，通过热化学硫酸盐还原(TSR)可以使硫酸盐δ34S降低10‰～15‰［38～39］，前人得成矿温度为中低温，约153℃［14］，所以成矿流体总硫经过有机质热化学还原(TSR)可以使δ34S值位于2‰～10‰。而本文所得硫化物δ34S值大都是负值，所以成矿后期低温环境下生物还原成因硫占据主体。

体系中Sr同位素初始比值(87Sr/86Sr)0是一个重要的地球化学示踪参数，不同地球化学储库的(87Sr/86Sr)0比值不同，所以，(87Sr/86Sr)0对示踪物质来源等具有重要的意义。由于Sr同位素的质量数大，不同同位素分子的相对质量差较小，成矿过程中成矿溶液物理化学条件的变化对其Sr同位素组成的影响可以忽略不计。而且，成矿溶液与其循环岩石之间的Sr同位素交换相当缓慢，因而在没有外来Sr混染的情况下，矿脉中富Sr脉石矿物的87Sr/86Sr可以指示其成矿物质来源。方解石晶格中Ca2+的位置可有限地接纳Sr而不接受Rb，使得方解石中Rb/Sr比值很小，Rb衰变形成的87Sr对体系初始Sr同位素组成的影响极小。因此，方解石的87Sr/86Sr可视为其沉淀时成矿流体的初始Sr同位素组成［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同位素演化图中位于壳源分布，也接近陆下上地幔Sr同位素的假设演化线(见图7)，同时与盆地中重结晶灰岩Sr同位素值(0.70977［24］)接近。据此认为，盆地地层和基底对成矿物质Sr均有贡献。

朱炳泉［44］认为钍铅的变化以及钍铅与铀铅同位素组成的相互关系对于地质过程与物质来源能提供更丰富的信息，为突出这种变化关系，将Pb同位素表示成与同时代地幔的相对偏差，直观的表示是Δβ－Δγ成因分类图解［44］。根据样品207Pb/204Pb和208Pb/204Pb相对于同时代地幔的207Pb/204Pb和208Pb/204Pb的偏差值Δβ和Δγ(见表2)，做出白秧坪矿集区东矿带Pb同位素和地层岩石中Pb同位素Δβ－Δγ图解(见图8)，从中可以看出，数据点总体上落入上地壳铅和上地壳与地幔混合的俯冲带铅范围内。

图7 锶同位素演化图(底图据文献［43］)Fig.7 Evolution diagram of strontium isotope

图8 白秧坪矿集区东矿带铅同位素Δβ－Δγ成因分类图解(底图据文献［44］)Fig.8Δβ－Δγgenetic classification diagram of lead isotope of the east ore belt in Baiyangping Pb-Zn-Cu-Ag polymetallic deposits

白秧坪东矿带Pb同位素数据与基底和邻区地层全岩的Pb同位素数据对比(见图9)显示，大部分Pb同位素数据与矿床的Pb同位素数据接近。从盆地地层岩性看，元古界岩石岩性为片岩、混合岩、花岗岩;寒武系为片岩、白云岩;二叠系为凝灰岩、灰岩、玄武岩、角斑岩;三叠系为流纹岩、玄武岩、灰岩;侏罗系为砂岩;白垩系为砂岩;第三系为砂岩［30］;再者1∶200000地质矿产图上兰坪盆地内部无岩浆岩出露。由于二叠系和三叠系含有大量玄武岩，所以Δβ－Δγ图中显示上地壳与地幔混合的俯冲带铅是由于流体萃取了三叠系或二叠系玄武岩中成矿物质，而三叠系和二叠系为盆地基底岩系。因此推断白秧坪矿集区东矿带中的金属物质来自沉积地层和盆地基底岩系。

4.4 白秧坪东矿带成矿年龄

在兰坪盆地北部东逆冲推覆构造系统内，卷入推覆变形的最新地层为始新统宝相寺组，其与上部渐新统为不整合接触［45～46］，此不整合应代表东部逆冲推覆的发生。白秧坪矿集区东矿带受控于华昌山逆冲推覆构造，而且，在燕子洞矿段，部分矿化出现在华昌山断裂带下盘始新统宝相寺组(E2b)砂岩中［9，26］，表明有始新统宝相寺组沉积之后的矿化发生。从区域上看，渐新统及其更新的地层没有发现矿化［45］，反映矿床可能形成于早渐新世。由此，从地质上来推断东矿带形成于晚始新世或早渐新世。本文给出的东矿带成矿年龄为29.5± 1.7 Ma，处于早渐新世，成矿年龄与地质推断成矿时代是耦合的。

图9 白秧坪东矿带Pb同位素数据与基底和邻区地层全岩的Pb同位素数据对比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 结论

白秧坪矿集区东矿带碳质的来源较为均一，矿石中热液方解石中碳质源自地层中碳酸盐岩溶解;成矿流体来自盆地流体及大气降水。成矿物质硫来自海水硫酸盐的有机质热化学还原作用和生物还原作用，成矿早期以有机质热化学还原硫为主，晚期以生物还原硫为主;金属成矿物质来自沉积地层和盆地基底。兰坪盆地北部白秧坪矿集区东矿带成矿年龄为29.5 ±1.7 Ma，与地质条件限定的年龄吻合。

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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

国家自然科学基金项目(41302067，41472067，41403043);中国地质科学院中央级公益性科研院所基本科研业务费项目(YYWF201614)

王晓虎(1983-)，男，助理研究员，博士，主要从事矿床学与矿田构造等研究工作。E-mail:wangzykc@ yeah.net