西藏雄村矿集区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体的硫、铅同位素特征研究及其指示意义

2024-01-08佘昭勇曾文亮张海军

四川地质学报 2023年4期

佘昭勇，曾文亮，张海军

（成都理工大学地球科学学院，成都 610059）

在目前的全球大地构造格架范围内，青藏高原是规模最大、也是具有典型代表的活动大陆碰撞造山带（Chung S Letal.，2005）。青藏高原造山带的产生是早新生代以来的印度和亚洲板块碰撞的结果（邹光富等，2017）。在研究成矿方面，青藏高原有十分突出的贡献。青藏高原的大地构造演化过程与成矿机制紧密联系。从侏罗纪到白垩纪的演化阶段中，在冈底斯带形成了冈底斯岛弧及燕山期花岗岩带，并伴有W、Sn、Cu、Pb、Zn、Au、Fe 等成矿作用（邹光富等，2017）。

冈底斯成矿带是青藏高原主碰撞带内重要的矿化集中区，在冈底斯成矿带东段，已经进行勘探的主要铜矿床有：雄村铜金矿、驱龙铜多金属矿、甲玛铜多金属矿等（唐菊兴等，2009）。冈底斯南缘经历了新特提斯洋俯冲及其后的陆陆碰撞，发育众多后碰撞环境的斑岩铜矿床，但与洋壳俯冲有关斑岩型矿床却发现不多，目前仅有雄村斑岩型铜金矿床（邹银桥等，2017）。

雄村矿区是位于西藏冈底斯斑岩铜成矿带上一个以中侏罗世成矿为鲜明特色的斑岩型铜金矿集区（尹青等，2015），并且是研究新特提斯洋洋壳俯冲成矿作用的关键突破口（郎兴海等，2018）。本文通过对雄村斑岩型铜金矿床三个矿体S-Pb 同位素数据进行研究，以此来探讨其成矿物质来源，具有重要的理论意义。

1 雄村矿集区地质概况

雄村矿集区位于冈底斯成矿带中段的南缘，其南侧为日喀则弧前盆地（郎兴海等，2013）。雄村矿集区内出露的地层主要为中-下侏罗统雄村组火山-沉积岩地层，其岩性组合主要是火山集块岩、火山角砾岩和凝灰岩，另外还夹有少量的砂岩、粉砂岩和灰岩（郎兴海等，2019）。其中，含矿围岩主要是早-中侏罗世凝灰岩，其原岩蚀变强烈，但还可见变余斑状结构和变余晶屑，大体上可见原岩的斑状结构。矿集区内主要的侵入岩的形成时代为侏罗纪和始新世。其中侏罗纪侵入体主要包括早侏罗世、早-中侏罗世、中侏罗世的石英闪长斑岩和辉绿岩脉；另外始新世侵入体主要包括矿区东侧的黑云母花岗闪长岩、石英闪长岩和少量的煌斑岩脉（郎兴海等，2019）。

雄村矿集区的构造较为发育，包括断层和褶皱构造。其中断层主要为东西向、北东-南西向、北西-南东向三个方位的断层构造。最主要的断层为F1、F2 断层，F1 呈近东西向分布于Ⅰ号矿体南部；F2 呈近东西向展布于Ⅰ号矿体中部，多发育牵引褶皱（图1）两断层均具有多期次活动的特点，为成矿后断层。矿集区内的褶皱构造主要为背斜，位于矿区南部的F1 断层的北侧，属于倒转背斜褶皱（郎兴海，2012）（图1）。

图1 雄村矿区地质简图（郎兴海等，2019；郎兴海，2012）

2 雄村矿床地质特征

雄村矿集区内的Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体呈北西近于等距离的展布，而在平面尺度上看近于巨型透镜体（图1）。Ⅰ号矿体受含矿斑岩体及其含矿围岩控制，蚀变类型主要为钠化-钙化蚀变、角岩化、钾硅酸盐化蚀变、强硅化蚀变、绢英岩化蚀变、青磐岩化蚀；矿化呈细脉-浸染状产出，主要金属矿物黄铁矿、黄铜矿和磁黄铁矿以及少量的闪锌矿、方铅矿、辉钼矿、辉铜矿、毒砂和蓝辉铜矿等。Ⅱ号矿体主要受角闪石英闪长玢岩及其含矿围岩控制，蚀变类型主要为钾硅酸盐化蚀变、钠化-钙化蚀变、黑云母-绢云母-石英化蚀变和绢云母-石英-黄铁矿蚀变、角岩化、青磐岩化；矿化主要呈细脉-浸染状产出，主要金属矿物为黄铁矿、黄铜矿以及少量的磁铁矿、金红石、辉钼矿、闪锌矿、毒砂、方铅矿、辉铜矿、辉砷铜矿和蓝辉铜矿等，另外出现石膏和大量的磁铁矿，缺乏磁黄铁矿，表现出与氧化性斑岩铜矿相似矿物组合特征。Ⅲ号矿体主要受角闪石英闪长玢岩控制，围岩蚀变包括钾硅酸盐化蚀变、钠化-钙化蚀变和绢云母-石英-黄铁矿蚀变、青磐岩化蚀变；矿化主要呈细脉-浸染状产出，主要金属矿物为黄铁矿、黄铜矿，次要金属矿物为磁铁矿、金红石、闪锌矿、方铅矿、辉钼矿、辉铜矿、毒砂、辉砷铜矿和蓝辉铜矿等。与Ⅱ号矿体一样出现大量的磁铁矿，缺乏磁黄铁矿，也一样显示出了与氧化性斑岩铜矿相似矿物组合特征（郎兴海，2012）。

3 样品采集及分析方法

本文涉及到的雄村矿集区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体样品均采自钻孔岩芯，其中徐文艺等（2006）的样品根据Robinson 等（1975）方法制备SO2，在中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室测试，采用测试仪器为FinniganMAT-251EM，δ34S 分析可重复性优于±0.2%。其余数据均在核工业北京地质研究院同位素室完成测试，郎兴海等（2012）硫同位素器采用MAT-251 质谱计，尹青等（2015）硫同位素采用OMAT-251EM 质谱仪测定，郎兴海等（2018）硫同位素使用仪器为DeltaV Plus 同位素质谱仪，分析精度为±0.2‰。铅同位素数据均采用ISOPROBE-T 热电离质谱仪，检测方法和依据为GB/T17672-1999《岩石中铅锶钕同位素测定方法》，铅同位素比值误差小于0.05‰｡

4 S、Pb 同位素

4.1 硫同位素

雄村矿集区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体的金属硫化物样品S 同位素分析数据见表1。

其中雄村Ⅰ号矿体黄铁矿样品δ34S 变化于-2.7‰～2.7‰；黄铜矿样品δ34S变化于-1.7‰～-1.1‰；总的样品δ34S 变化于-2.7‰～2.7‰。雄村Ⅱ号矿体黄铁矿样品δ34S 变化于-0.7‰～1.2‰；黄铜矿样品δ34S 变化于-2.4‰～1‰；总的样品δ34S 变化-2.4‰～1.2‰。雄村Ⅲ号矿体黄铁矿样品δ34S 变化于-0.6‰～1.4‰；黄铜矿样品δ34S 变化于-1.3‰～-0.4‰；总的样品δ34S 变化于-1.3‰～1.4‰。整体来看，以上三个矿体的矿石硫化物的S 同位素组成变化范围窄，分布相对比较集中（尤其是同一矿物）。在各个矿体硫化物的硫同位素组成频率直方图中（图2），均呈明显的塔式分布，说明硫同位素分馏基本达到平衡，且来源较单一，且所处的物理化学环境未发生明显变化。

图2 金属硫化物δ34S 分布直方图

4.2 铅同位素

雄村矿集区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体的金属硫化物样品Pb 同位素分析数据见表2。

表2 雄村矿集区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体的金属硫化物铅同位素分析数据

其中雄村Ⅰ号矿体黄铁矿样品206Pb/204Pb 为18.121～18.422，平均值为18.256；207Pb/204Pb 为15.497～15.589，平均值为15.539；208Pb/204Pb 为38.001～38.593，平均值为38.260。黄铜矿样品206Pb/204Pb 为18.384～18.425，平均值为18.405；207Pb/204Pb 为15.578～15.581，平均值为15.580；208Pb/204Pb 为38.491～38.534，平均值为38.513。雄村Ⅱ号矿体黄铁矿样品206Pb/204Pb 为17.972～18.341，平均值为18.183；207Pb/204Pb 为15.528～15.575，平均值为-0.71；208Pb/204Pb 为38.024～38.428，平均值为38.286。黄铜矿样品206Pb/204Pb为18.327～18.425，平均值为18.389；207Pb/204Pb 为15.532～15.570，平均值为15.556；208Pb/204Pb 为38.305～38.489，平均值为38.427。雄村Ⅲ号矿体黄铁矿样品206Pb/204Pb为18.204～18.468，平均值为18.342；207Pb/204Pb为15.549～15.593，平均值为15.568；208Pb/204Pb 为38.213～38.404，平均值为38.338。黄铜矿样品206Pb/204Pb为18.405～18.416，平均值为18.411；207Pb/204Pb 为15.553～15.571，平均值为15.562；208Pb/204Pb 为38.344～38.441，平均值为38.393。

通过Geokit 软件（路远发，2004）计算得出的Pb 同位素相关参数μ、ω、Th/U 也记录于表2。其中雄村Ⅰ号矿体μ为9.29～9.44，平均值为9.38；ω为35.34～36.98，平均值为36.26；Th/U 为3.68～3.79，平均值为3.74｡雄村Ⅱ号矿体μ为9.34～9.45，平均值为9.39；ω为35.80～37.59，平均值为36.52；Th/U为3.71～3.85，平均值为3.76。雄村Ⅲ号矿体μ为9.37～9.45，平均值为9.40；ω为35.66～36.75，平均值为36.14；Th/U 为3.66～3.78，平均值为3.72。关于铅同位素的研究，陈好寿（陈好寿，1978）认为，某一矿体、矿床及矿区，铅同位素变化范围为0.3%～1%，μ为8.99±0.07，ω为35.55±0.59，Th/U 为3.92±0.09，则意味着该矿体、矿床或矿区的铅属于正常铅。雄村矿区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体、驱龙斑岩铜矿床和甲玛铜多金属矿床铅同位素相关参数μ和Th/U 均不在正常铅同位素组成的变化范围内，只有ω的分布处于正常铅同位素组成变化范围之内，表明以上所述矿体铅同位素组成与简单的铅演化历史不符（郎兴海等，2018），属于异常铅，具有多阶段的演化特征。

5 讨论

5.1 硫的来源

硫同位素的研究经常用来指示成矿物质来源。但由于硫同位素组成容易受物理化学条件（温度、氧逸度、pH 和离子强度及热液中δ34S∑S）因素的影响，这些因素共同制约着硫同位素的组成及分馏程度，因此某些环境下，成矿流体的δ34S∑S组成不能用矿石矿物的δ34S 代替（孟祥金等，2006；张永涛等，2017）。张理刚（1985）研究认为，在硫同位素分馏过程中，共生硫化物（包括硫酸盐）的δ34S 值按硫酸盐＞黄铁矿＞磁黄铁矿和闪锌矿＞黄铜矿＞方铅矿的顺序递减，表明矿床中共生硫化物的硫同位素在主成矿期的分馏已经达到了平衡。从以上所述矿床的硫同位素组成频率直方图（图2），可明显看出黄铁矿δ34S>黄铜矿δ34S，与硫化物δ34S 富集顺序一致，表明已经达到分馏平衡。因此根据硫同位素分馏平衡，利用共生硫化物估计热液体系中的δ34S∑S。本次通过同位素对图解（Pinckney）法（温春齐等，1999）对上述矿床的总硫进行计算，求出雄村Ⅰ号矿体δ34S∑S值为-2.17‰（图3a），雄村Ⅱ号矿体δ34S∑S值为1‰（图3b），雄村Ⅲ号矿体δ34S∑S值为-0.04‰（图3c）。

图3 黄铁矿－黄铜矿矿物对总硫图解（a.雄村Ⅰ号矿体，b.雄村Ⅱ号矿体，c.雄村Ⅲ号矿体）

金属矿床中硫的来源目前认为有三方面（杜思敏，2019）：①深源岩浆硫：其同位素平均组成成分接近于陨石硫同位素组成，其δ34S 接近0，变化范围为（0±3）‰。②地壳硫：包括生物硫和海水硫，同位素变化范围较大。其中生物硫的δ34S 以负值为特征；海水硫的δ34S 可达到+20‰。一般认为海相蒸发盐岩δ34S 代表海水硫酸盐的硫同位素（陕亮等，2009）。③混合硫：其混杂了上述的硫源，相对复杂，因此δ34S 发生改变，一般认为其δ34S 为5‰～15‰，该值介于地幔硫和海水硫酸盐硫同位素组成之间。本次计算得出的三个矿体总硫δ34S∑S值接近深源岩浆硫，表明上述矿体的硫主要来源于深源岩浆（地幔）。

5.2 铅的来源

铅同位素作为稳定同位素，其组分一般只受放射性衰变和混合作用的影响，在物理、化学和生物作用过程中不发生变化，即在成矿物质运移和沉淀过程中其组成保持稳定不变（沈渭洲，1987）。因此铅同位素组成经常用来指示成矿物质的来源，是一种直接、有效的方法。上文已经指出，所研究的矿体的铅同位素属于异常铅，具有多阶段演化过程，可能存在有不同的源区或在演化过程中有不同源区物质的混入。

Zartmam 在1981 年根据不同源区的铅同位素组成特征建立了铅的增长曲线图解和铅同位素源区构造环境判别图解，根据样品投影点位置以此来反映了不同的铅源区。本文主要将雄村矿区三个矿体的铅同位素数据投影于上述图解中。

在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb 和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb 铅同位素增长曲线图解中（图4），明显看出雄村矿区的样品基本落在造山带与地幔之间，并且相对靠近地幔铅演化线。这表明雄村矿区的铅主要来源于地幔，可能有少量造山带物质的混源。

图4 雄村矿区矿体金属硫化物207Pb/204Pb-206Pb/204Pb（a）和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb（b）铅同位素增长曲线图（底图据Zartman R E et al.，1981）

在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb 和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb 铅同位素构造环境判别图解中（图5），雄村矿区样品依旧处于造山带和洋岛火山岩构造环境中，再次论证了雄村矿区的成矿环境为洋壳俯冲消减作用有关的岛弧构造环境；而驱龙和甲玛矿床的样品落在地壳与造山带之间，铅的主要来源依旧是造山带和下地壳，有铅源混合的现象，也表明了这两个矿床的成矿环境为碰撞造山环境。

图5 雄村矿区矿体金属硫化物207Pb/204Pb-206Pb/204Pb（a）和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb（b）铅同位素构造环境判别图解（底图据Zartman R E et al.，1981）

朱炳泉（1998）通过对大量矿石铅和岩石铅同位素的深入研究表明，提出了铅同位素的Δγ－Δ β成因分类图解，以此来突出铅同位素组成之间的变化关系和消除时间因素的影响。因此本文对研究矿体进一步投图分析，在Δγ－Δβ成因分类图解（图6）中，雄村矿区矿体样品基本落在上地壳与地幔混合的俯冲带铅和造山带铅过渡区，表明雄村矿区矿体的铅主要来源于与俯冲作用相关的地幔源区，这与之前Zartman 图解所反映的现象高度一致，相互证实了结论的准确性和可信度。