劉文恒，劉繼順，馬慧英，劉衛(wèi)明，吳自成，許亞男

(1. 中南大學 地球科學與信息物理學院，教育部有色金屬成礦預測重點實驗室，湖南 長沙，410083；2. 湖南省地質(zhì)調(diào)查院，湖南 長沙，411100；3. 江西理工大學 資源與環(huán)境工程學院，江西 贛州，341000；4. 東華理工大學 研究生院，江西 南昌，330013)

雪嶺礦區(qū)距離昆明市東川區(qū)市區(qū)約20 km，大地構(gòu)造位置處于揚子板塊西緣，位于康滇地軸中東川斷塊南緣[1-2]。東川礦區(qū)是我國重要的銅多金屬礦集區(qū)，研究者對東川礦區(qū)進行了大量研究[3-5]，但對于處于東川礦區(qū)南緣的雪嶺礦區(qū)研究很少，為此，本文作者研究雪嶺礦區(qū)及其所屬東川礦區(qū)的礦石樣品硫、鉛同位素，探討礦區(qū)成礦物質(zhì)來源和成礦機制。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

位于云南省北部的東川礦區(qū)在我國銅多金屬資源供給上一直占據(jù)非常重要的地位，其位于昆陽裂谷內(nèi)會理—東川裂陷槽東端的1 個梯形斷陷盆地－東川斷塊，見圖1。礦區(qū)自下而上依次分布有中元古界因民組(Pt2KY)中部火山巖中的稀礦山式鐵銅礦、中元古界落雪組(Pt2KL)中下部含泥砂質(zhì)白云巖中的東川式銅礦、中元古界黑山組(Pt2KH)底部炭質(zhì)板巖中的桃園式銅礦和新元古界陡山沱組(Z2d)底部不整合面以上的陸緣沉積建造型濫泥坪式銅礦，共同構(gòu)成一個礦區(qū)內(nèi)受昆陽裂谷演化階段、火山活動控制的完整的銅多金屬礦成礦系列。

礦區(qū)出露地層除部分溝谷、平臺有古近系、新近系和第四系沉積以外，絕大部分為中元古界地層，新元古界、古生界、中生界等地層僅分布在東川礦區(qū)南部一帶。東川礦區(qū)周圍為4條生長大斷裂，分別是南北向的普渡河斷裂、小江斷裂和東西向的麻塘斷裂、寶九斷裂，這4 條斷裂控制了東川礦區(qū)的構(gòu)造格局，使區(qū)內(nèi)也發(fā)育南北向和東西向2 組主干斷裂。受多期地質(zhì)運動影響，區(qū)內(nèi)斷裂褶皺構(gòu)造復雜。東川礦區(qū)巖漿活動強烈，活動周期長。巖漿活動的高峰為因民期和晉寧晚期，其中因民期以火山巖為主，晉寧晚期以侵入巖為主。

雪嶺礦區(qū)位于東川礦區(qū)南緣，東川礦區(qū)南部邊界斷裂—寶九斷裂從雪嶺礦區(qū)北部隱伏通過，表面為震旦系燈影組地層所覆蓋。礦區(qū)主要出露震旦系燈影組地層和寒武系漁戶村組及筇竹寺組地層，其次是下二疊統(tǒng)地層，第四系在本區(qū)有零星分布。燈影組白云巖以下為陡山沱組炭泥質(zhì)白云巖夾底礫巖，兩者呈整合接觸。礦區(qū)基底為中元古代昆陽群淺變質(zhì)巖，與其上的震旦系地層呈強烈的不整合接觸關(guān)系。本區(qū)斷裂除北部隱伏的寶九斷裂以外，主要為東川礦區(qū)落因斷裂系南沿至區(qū)內(nèi)形成的南北向斷裂帶(濫泥坪斷裂、吊水井斷裂)。區(qū)內(nèi)巖漿巖主要為分布于礦區(qū)西南部的晚二疊世峨眉山玄武巖以及礦區(qū)北部出露的輝綠巖。

2 礦床地質(zhì)

雪嶺礦區(qū)可見中部沿落因斷裂系南沿形成的南北向斷裂帶產(chǎn)出的銅多金屬礦化帶，另外在礦區(qū)東北部燈影組白云巖中可見呈陡傾脈狀產(chǎn)出的硫鐵礦化帶，見圖2。銅多金屬礦化帶部分沿燈影組和漁戶村組層間斷裂帶產(chǎn)出，形成似層狀—透鏡狀礦體；部分受燈影組白云巖中斷裂控制，形成脈狀礦體。該類型礦體礦化較弱，原生礦物以黃鐵礦、黝銅礦、輝銅礦為主，黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦等少見，氧化礦物主要為褐鐵礦、孔雀石、藍銅礦等，脈石礦物主要為白云石、重晶石和石英。礦石結(jié)構(gòu)主要有粒狀、斑狀、不規(guī)則狀、鑲嵌狀等，礦石構(gòu)造主要有脈狀網(wǎng)脈狀、浸染狀、星點狀等。圍巖蝕變主要有碳酸鹽化、硅化、重晶石化等。

硫鐵礦化帶礦體主要呈陡傾脈狀分布于燈影組白云巖中，部分呈層狀似層狀產(chǎn)出。其礦化強度要比前者的大。原生礦物主要為黃鐵礦、白鐵礦，次為黃銅礦、方鉛礦和閃鋅礦，氧化礦物主要為褐鐵礦、針鐵礦、水針鐵礦、赤鐵礦和黃鉀鐵礬，偶見褐錳礦、孔雀石。脈石礦物主要有白云石、方解石、重晶石和石英。礦石結(jié)構(gòu)主要有粒狀、針狀、膠狀和交代殘余結(jié)構(gòu)，構(gòu)造主要有塊狀、浸染狀、脈狀、似層狀、角礫狀、條帶狀和蜂窩狀。圍巖蝕變主要為硅化、碳酸鹽化等。

圖1 雪嶺礦區(qū)地質(zhì)圖Fig.1 Geologic map of Xueling Mining Area

圖2 雪嶺礦區(qū)銅多金屬礦物產(chǎn)出特征Fig.2 Characteristics of occurrence of Cu-polymetallic minerals in Xueling Mining Area

除雪嶺礦區(qū)淺部銅多金屬礦體外，在礦區(qū)深部發(fā)現(xiàn)有陡山沱組中的濫泥坪式銅礦。礦物主要為黃銅礦、斑銅礦、黃鐵礦，氧化礦物主要為褐鐵礦，偶見孔雀石，脈石礦物主要有白云石、方解石、石英和碳泥質(zhì)，礦石結(jié)構(gòu)主要有粒狀、不規(guī)則狀、針狀等，礦石構(gòu)造主要為塊狀、網(wǎng)脈狀、浸染狀、星點狀等，圍巖蝕變主要見硅化、方解石化、石墨化、綠泥石化等。

3 樣品來源及分析方法

本次研究分別在雪嶺礦區(qū)淺部燈影組地層和深部陡山沱組地層中采取礦石和圍巖樣品。為了綜合對比分析，在雪嶺礦區(qū)北部相鄰的濫泥坪礦區(qū)對陡山沱組之下的昆陽群落雪組中銅礦石采樣，因民組樣品分析數(shù)據(jù)則參考文獻[1，6]中的研究成果。首先將礦石樣品破碎，再在雙目顯微鏡下挑選目標單礦物，純度在99%以上。全巖樣品選擇新鮮未受風化作用的圍巖。本次樣品的硫鉛同位素組成分析均在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試所完成。

鉛同位素樣品的制備和測試如下：首先稱取適量(0.1～0.2 g)樣品加入低壓密閉溶樣罐(PFA)中，加入純化的HF+HNO3+HClO4酸溶液溶解24 h。待樣品完全溶解后，蒸干，加入6 mol/L HCl 轉(zhuǎn)為氯化物蒸干，依次加入0.5 mol/L HBr和6 mol/L HCl對鉛進行分離，最后在室溫(20 ℃)、相對濕度為40%的條件下，在ISOPROBE-T 熱電離質(zhì)譜儀測定鉛的同位素組成。

硫同位素樣品的制備和測試如下：將硫化物樣品以Cu2O 作氧化劑在高溫真空條件下反應，將S 氧化成SO2，在真空條件下用冷凍法收集SO2氣體；然后，采用室溫20 ℃、相對濕度為40%的條件下，采用Delta v plus 同位素質(zhì)譜儀進行硫同位素測試，分析精度為±0.2‰，采用國際標準V-CDT，記為δ34SV-CDT。

4 同位素組成特征

4.1 硫同位素組成特征

礦區(qū)各層位金屬硫化物以及文獻[1，6]中的分析結(jié)果見表1。從表1 可見：雪嶺礦區(qū)燈影組4 件黃鐵礦樣品δ34SV-CDT介于-37.5‰～+27.4‰，極差為64.9‰，平均值為4.5‰，分布范圍較寬，可見來自斷裂帶脈狀礦體的黃鐵礦δ34SV-CDT明顯區(qū)別于來自硫鐵礦帶的黃鐵礦相應值，呈現(xiàn)兩極分化，說明了硫的多元性。

表1 雪嶺及東川礦區(qū)金屬硫化物硫同位素組成Table 1 S isotope compositions of the metal sulfides in Xueling and Dongchuan mining area

文獻[6]中的陡山沱組硫化物 δ34SV-CDT為-1.5‰～+19.5‰，本文分析的1 個黃銅礦δ34SV-CDT為0.1‰，在文獻[6]中的分析結(jié)果范圍以內(nèi)。陡山沱組硫化物基本均富集重硫34S，且變化較大。

本文分析的2 個濫泥坪落雪組硫化物樣品，其δ34SV-CDT分別為+6.0‰和+13.1‰，在文獻[1]的分析結(jié)果范圍內(nèi)，且黃鐵礦的δ34SV-CDT比斑銅礦的高，與文獻[1]中落雪組沉積-成巖型礦物的相符[1]。由表1 可知：落雪組硫化物的δ34SV-CDT在+5.7‰～+13.1‰之間，極差為7.4‰，平均值為9.3‰，基本較穩(wěn)定，以富重硫為特點。

因民組硫化物硫同位素組成如表1 所示，其δ34SV-CDT介于-14.8‰～+20.9‰，極差為35.7‰，平均值為2.3‰，可見其差異較大，說明硫具有多源性。硫同位素組成相差很大應該與礦物形成時的溫度和成礦環(huán)境的差異有密切關(guān)系。

4.2 鉛同位素組成特征

雪嶺銅多金屬礦區(qū)所采金屬硫化物和圍巖樣品鉛同位素組成見表2。從表2 可見：3 個來自硫鐵礦化帶的黃鐵礦樣品其w(206Pb)/w(204Pb)(即206Pb 與204Pb 的質(zhì)量分數(shù)之比)變化范圍為18.279～18.372，均值為18.321，極差為0.093；w(207Pb)/w(204Pb)變化范圍為15.653～15.673，均值為 15.661，極差為 0.02；w(208Pb)/w(204Pb)變化范圍為38.272～38.462，均值為38.383，極差為0.19?？梢娫擃悩悠枫U同位素組成較為穩(wěn)定、均一，變化范圍小，具正常鉛特征，顯示較為單一的鉛同位素來源。而1 個來自斷裂帶脈狀礦體的黃鐵礦樣品其同位素組成中，w(206Pb)/w(204Pb)為19.310，w(207Pb)/w(204Pb)為15.771，w(208Pb)/w(204Pb)為38.792，均比硫鐵礦化帶黃鐵礦樣品的高，顯示出含較高的U 和Th 放射性元素含量。燈影組圍巖白云巖的鉛同位素組成也較高，富含放射性成因鉛。

產(chǎn)出于燈影組下伏陡山沱組中的金屬硫化物鉛同位素組成w(206Pb)/w(204Pb)變化范圍為18.087～19.893，平均值為19.343，極差為1.806；w(207Pb)/w(204Pb)變化范圍為15.599～15.773，平均值為15.712，極差為0.174；w(208Pb)/w(204Pb)變化范圍為38.099～41.088，平均值為38.951，極差為2.989。其鉛同位素組成變化幅度較大，具非均一性，顯示異常鉛或正常鉛與異常鉛相混合的特征。1 個陡山沱組中圍巖炭質(zhì)白云巖樣品的鉛同位素組成中w(206Pb)/ w(204Pb)為19.604，w(207Pb)/w(204Pb)為15.751，w(208Pb)/w(204Pb)為38.515，該組成與燈影組沿斷裂帶產(chǎn)出的裂隙脈狀礦體和陡山沱組金屬硫化物鉛同位素組成相似。

震旦系底部不整合面以下昆陽群地層中落雪組金屬硫化物的w(206Pb/204Pb)變化范圍為18.430～23.24，平均值為20.7095，極差為4.81；w(207Pb)/w(204Pb)變化范圍為15.745～15.970，平均值為15.839，極差為0.225；w(208Pb)/w(204Pb)變化范圍為38.341～38.826，平均值為38.583，極差為 0.485。因民組金屬硫化物的w(206Pb)/w(204Pb)變化范圍為18.200～19.391，平均值為18.731，極差為1.191；w(207Pb)/w(204Pb)變化范圍為15.491～15.745，平均值為15.656，極差為0.254；w(208Pb)/w(204Pb)變化范圍為38.271～38.885，平均值為38.565，極差為0.614。可見昆陽群地層中礦石鉛同位素組成穩(wěn)定性較差，具非均一性，顯示異常鉛或正常鉛與異常鉛相混合的特征。

此外，通過各層位金屬硫化物鉛同位素組成計算得出的礦體模式年齡見表2。陡山沱組、落雪組和因民組多為異常鉛，模式年齡大多為負數(shù)，而具正常鉛特征的燈影組硫鐵礦化帶的模式年齡為 260～350 Ma。

Zartman 等[8]根據(jù)“鉛構(gòu)造模型”理論計算出全球平均鉛同位素特征參數(shù)：μ=w(238U)/w(204Pb)和κ=w(Th)/w(U)。李龍等[9]在Zartman 研究的基礎(chǔ)上利用“鉛構(gòu)造模型”的基本思想并結(jié)合中國大陸實際情況對原有計算進行部分改進，得到了中國大陸地幔、下地殼、上地殼鉛同位素的μ 和κ 理論值。燈影組、陡山沱組金屬硫化物與中國大陸、全球平均鉛同位素μ 和κ 對比見表3。從表3 可以看出：雪嶺礦區(qū)燈影組銅多金屬礦的μ 和κ 分別為9.57～9.72 和3.40～3.81，陡山沱組銅礦的μ 和κ 分別為9.44～9.69 和3.23～3.99，表明燈影組和陡山沱組礦體鉛同位素μ 和κ 更接近地幔相應值，反映出鉛源主要來自地幔，并受到殼源鉛一定程度的混染。此外，燈影組所含礦體與深部陡山沱組以及不整合面以下落雪組和因民組所含礦體的鉛同位素μ 和κ 具有一定的相似性。前人研究認為陡山沱組所含銅礦與落雪組和因民組所含銅礦具緊密的親緣性[1]，因此，覆蓋于陡山沱組之上的震旦系燈影組地層所含銅多金屬礦的成礦物質(zhì)很可能來源于深部老地層所含銅礦床。

表2 雪嶺及東川礦區(qū)樣品鉛同位素組成Table 2 Pb isotope compositions of the samples in Xueling and Dongchuan mining area

表3 燈影組、陡山沱組金屬硫化物與中國大陸、全球平均鉛同位素μ 和κ 對比Table 3 μ and κ of Pb isotope compositions in China continent,global mean and metal sulfides of Dengying formation and Doushantuo formation

5 成礦物質(zhì)來源

5.1 硫同位素地球化學證據(jù)

硫同位素是一種良好的示蹤劑，可以根據(jù)礦物的硫同位素組成來判斷礦物的原始形成條件[10]。一般來說，確定礦源的總硫同位素組成能更好地示蹤成礦物質(zhì)來源[11]，但當金屬硫化物礦物組合簡單時，硫化物的δ34S 的平均值可以代表成礦熱液的總硫同位素組成[12]。雪嶺礦區(qū)燈影組所含金屬硫化物中，以黃鐵礦占大部分，故黃鐵礦的硫同位素組成平均值能反映礦區(qū)燈影組成礦熱液的硫同位素組成特征。

礦區(qū)燈影組3 個來自硫鐵礦化帶的黃鐵礦樣品富集34S，其δ34SV-CDT介于+9.9‰～＋27.4‰，極差為17.5‰，平均值為18.5‰。正值代表海相硫酸鹽的參與。文獻[13]研究滇東北燈影組中的沉積重晶石δ34SV-CD為30.35‰，故本區(qū)很可能海相硫酸鹽(如重晶石)為黃鐵礦和其他熱液硫化物的沉積提供了主要硫源。1 個來自斷裂帶脈狀礦體的黃鐵礦樣品δ34SV-CDT為-37.5‰，富集輕硫，反映了相對封閉的細菌還原硫同位素組成特征[14]。

本文分析的1 件陡山沱組黃銅礦δ34SV-CDT為0.1‰，接近地幔硫值[15]。經(jīng)綜合分析可知陡山沱組硫化物δ34SV-CDT在-1.5‰～+19.5‰之間，基本均富集重硫34S，且變化較大，硫應該主要來源于海相硫酸鹽的還原作用，并受到不同硫源的混染。如本文分析的陡山沱組樣品硫源應是海相硫酸鹽硫混染了地幔硫或生物硫所致。

本文分析的2 個落雪組金屬硫化物樣品與東川礦區(qū)落雪組其他金屬硫化物樣品相結(jié)合，其δ34SV-CDT為55.7‰～13.1‰，以富集34S 為特點，硫源應來自海水硫酸鹽的還原作用。

落雪組之下的因民組金屬硫化物樣品硫同位素組成δ34SV-CDT為-14.8‰～+20.9‰，差異較大。正值表示相對富集34S，可能是海相硫酸鹽參與的結(jié)果；負值表示相對富集32S，可能與生物作用有關(guān)。

雪嶺礦區(qū)及東川礦區(qū)樣品硫同位素組成分配圖解見圖3。從圖3 可以看出：雪嶺礦區(qū)淺部燈影組地層所含銅多金屬礦床的硫同位素組成特征不同于典型的隕石硫和基性巖床硫，與沉積巖硫有一定類似，但不同于沉積硫化物硫。該礦床硫同位素范圍較廣，應該與硫的多種來源有關(guān)，不同來源的硫產(chǎn)生了混染。

圖3 雪嶺礦區(qū)及東川礦區(qū)樣品硫同位素組成分配圖解(據(jù)文獻[16])Fig.3 Distribution diagram according to S isotope compositions of samples in Xueling and Dongchuan mining area according to Ref.[16]

從圖3 還可看出：陡山沱組銅礦床硫同位素特征受多種硫源混染影響，海水硫應占主導。落雪組礦床則更偏向于海水硫，硫源與海水硫酸鹽的還原作用密切相關(guān)。因民組礦床硫同位素特征與火山成因硫范圍相似，即海相火山噴流-沉積作用為因民組銅鐵礦床提供了主要硫源。由以上4 類礦床的硫同位素特征綜合對比可以看出：4 類礦床的硫源具有一定的親緣性，只是由于成礦流體在運移過程中混染了其他來源的硫而呈現(xiàn)出不同的硫同位素特征。

綜合來說，雪嶺礦區(qū)燈影組和陡山沱組金屬硫化物硫主要來自沉積地層海相硫酸鹽的還原作用，部分受到深源昆陽群銅礦床硫和細菌還原作用硫的影響，而陡山沱組對燈影組成礦也提供了部分硫源。

5.2 鉛同位素地球化學證據(jù)

雪嶺礦區(qū)及東川礦區(qū)礦物和巖石鉛同位素圖解見圖4，雪嶺礦區(qū)及東川礦區(qū)礦物和巖石鉛同位素組成構(gòu)造環(huán)境判別圖解見圖5。其中：w(206Pb)/w(204Pb)，w(207Pb)/w(204Pb)與w(208Pb)/w(204Pb)分別為樣品現(xiàn)今的Pb 同位素原子質(zhì)量分數(shù)之比。

圖4 雪嶺礦區(qū)及東川礦區(qū)礦物和巖石鉛同位素圖解(據(jù)文獻[8])Fig.4 Pb isotope diagrams of rocks and minerals in Xueling and Dongchuan mining area according to Ref.[8]

圖5 雪嶺礦區(qū)及東川礦區(qū)礦物和巖石鉛同位素組成構(gòu)造環(huán)境判別圖解(據(jù)文獻[8])Fig.5 Tectonic environment discrimination diagrams according to Pb isotope compositions of rocks and minerals in Xueling and Dongchuan mining area according to Ref.[8]

同位素對示蹤成礦物質(zhì)來源具有顯著效果[17]。鉛同位素分子由于相對分子質(zhì)量較大，而導致不同的鉛同位素分子之間相對分子質(zhì)量差較??；此外，鉛從礦源巖石中浸取時不發(fā)生同位素分餾，在進入成礦流體并隨之遷移的過程中其同位素組成也不會因為成礦流體的物理化學條件改變而發(fā)生變化，故鉛同位素組成特征可以較好的用于礦床中成礦物質(zhì)來源的判斷[18]。鉛同位素除能指示鉛的來源以外，還能指示銅、鐵、鋅等金屬元素的來源[19]。一般來說，金屬硫化物中的U 和Th 含量很低，因而在其結(jié)晶以后通過衰變作用所產(chǎn)生的放射性成因鉛的含量非常低，對硫化物鉛同位素組成的影響可以忽略不計[20]。

從圖4 和圖5 可以看出：燈影組硫鐵礦化帶樣品落于上地殼與造山帶演化線之間，鉛來自殼幔混合鉛源；裂隙礦脈樣品落點位于上地殼演化線上方，鉛主要來自上地殼，而陡山沱組及昆陽群金屬硫化物樣品也大多落于以上2 個區(qū)域，說明該區(qū)鉛來源復雜，顯示殼?；旌香U的特征。此外，各落點具有一定的線性關(guān)系，部分不同層位樣品落點匯聚于1 處，說明各層位成礦物質(zhì)之間存在一定的親緣性[21]。所分析樣品鉛同位素w(206Pb)/w(204Pb)＞18.310，w(207Pb)/w(204Pb)＞15.489，w(208Pb)/w(204Pb)＞37.811，表明該區(qū)的鉛來自放射性成因鉛較高的源區(qū)[22]，Gulson 等[23-24]認為這與鉛源形成于大陸裂谷或厚大陸地殼下的大陸邊緣環(huán)境有關(guān)。此外，燈影組和陡山沱組圍巖投影點與礦物投影點較接近，結(jié)合本文作者測得的雪嶺礦區(qū)燈影組地層所含部分成礦元素豐度較高[25]，進一步確定圍巖應該對成礦提供了部分物質(zhì)來源。

由于礦物鉛同位素組成特征參數(shù)對指示成礦物質(zhì)來源，還原成礦環(huán)境具有重要意義，故進一步計算出雪嶺礦區(qū)及東川礦區(qū)相應層位所含金屬硫化物鉛同位素特征參數(shù)，其特征參數(shù)Δα，Δβ 和Δγ 表示礦石Pb與同一時代地幔值的相對偏差，

式中：腳標d 和m 分別代表礦石Pb 和地幔Pb[26]。

將礦石Pb 的Δα，Δβ 和Δγ 進行三維空間拓撲投影，建立新二維坐標系(V1，V2)，能更清晰地反映Pb同位素的演化規(guī)律，其V1和V2計算如下[26]：

其中：

a=0；b=2.036 7；c=-6.143 0。

雪嶺及東川礦區(qū)樣品鉛同位素組成特征參數(shù)見表4。由表4 可以看出：雪嶺礦區(qū)燈影組金屬硫化物鉛同位素特征值V1為65.80～81.29(平均值為71.84)，V2為58.12～90.15(平均值為66.77)；燈影組圍巖鉛同位素特征值V1為81.13，V2為94.38；陡山沱組金屬硫化物鉛同位素特征值V1為62.77～151.10(平均值為90.69)，V2為53.96～117.10(平均值為91.88)；陡山沱組圍巖鉛同位素特征值V1為82.12，V2為107.02；落雪組金屬硫化物鉛同位素特征值V1為84.5～175.05(平均值為118.12)，V2為68.95～288.1(平均值為166.1)；因民組金屬硫化物鉛同位素特征值V1為67.34～81.51(平均為73.80)，V2為57.85～88.60(平均值為70.37)。雪嶺及東川礦區(qū)樣品鉛同位素特征值V1-V2見圖6。從圖6 可見：除個別點偏離較遠外，其余各落點顯示出很好的線性正相關(guān)關(guān)系，說明各礦床物質(zhì)來源具親緣性；落點均在華南范圍內(nèi)，與雪嶺礦區(qū)所處揚子板塊西緣康滇地軸云南段北端的地質(zhì)構(gòu)造背景相符。

表4 雪嶺及東川礦區(qū)樣品鉛同位素組成特征參數(shù)Table 4 Feature parameter of Pb isotope compositions of the samples in Xueling and Dongchuan mining area

圖6 雪嶺及東川礦區(qū)樣品鉛同位素特征值V1-V2 圖解(據(jù)文獻[27])Fig.6 Diagram of characteristic V1 and V2 of Pb isotope compositions of samples in Xueling and Dongchuan mining area according to Ref.[27]

朱炳泉等[28]根據(jù)不同類型巖石鉛資料和已知成因的礦石鉛資料，作出Δβ-Δγ 圖解以判別不同成因類型礦石鉛，見圖7。從圖7 所示的雪嶺及東川礦區(qū)樣品鉛同位素Δβ-Δγ 成因分類圖解可見：各樣品落點大部分落于上地殼與地幔俯沖帶鉛(巖漿作用)范圍內(nèi)，少部分點落于上地殼與地?；旌细_帶鉛(沉積作用)范圍內(nèi)，說明雪嶺礦區(qū)成礦與巖漿作用有較密切的關(guān)系，鉛主要來自上地殼和地幔的混合鉛，且成礦作用部分受到沉積作用的影響。這進一步反映雪嶺礦區(qū)淺部燈影組銅多金屬礦床成礦物質(zhì)應該主要來源于下部陡山沱組銅礦床，部分來自基底昆陽群老地層所含銅多金屬礦床。此外，含部分成礦元素高背景值的賦礦圍巖也提供了部分成礦物質(zhì)[25]。

圖7 雪嶺及東川礦區(qū)樣品鉛同位素Δβ-Δγ成因分類圖解(據(jù)文獻[28])Fig.7 Δβ-Δγ diagram for genetic classification according to Pb isotope compositions of samples in Xueling and Dongchuan mining area according to Ref.[28]

6 討論

揚子板塊西緣的昆陽古裂谷自中元古代開始經(jīng)歷初始裂塹階段、斷裂坳陷階段、沉降坳陷階段和擠壓收縮階段，至燈影海侵期形成古裂谷帶的穩(wěn)定蓋層。由于裂谷演化階段的不同導致礦化環(huán)境的差異，形成了不同類型的礦床。在澄江期(700 Ma)時，已強烈褶皺的昆陽群古老銅礦遭遇風化剝蝕，陡山沱期海侵時已剝蝕的銅質(zhì)被搬運至低洼處沉積形成了濫泥坪式銅礦[1-2]。本文的研究結(jié)果表明：陡山沱組所含銅礦的硫主要來自海相硫酸鹽的還原作用，部分來源于深源硫；其鉛同位素特征表明與深部昆陽群銅礦體具有親緣性，這些均能很好地論證雪嶺礦區(qū)陡山沱組銅礦的形成機制。

震旦紀晚期發(fā)生的海侵事件使得在陡山沱組之上沉積了燈影組白云巖地層。結(jié)合本文分析結(jié)果，礦區(qū)燈影組所含金屬硫化物的硫主要來源于海相硫酸鹽的還原作用，部分受生物活動影響。由于其δ34SV-CDT范圍與下部陡山沱組以及深部昆陽群金屬硫化物的相似，故其硫源可能部分由陡山沱組甚至是昆陽群提供。此外，雪嶺燈影組金屬硫化物的鉛同位素組成與圍巖和下部地層金屬硫化物具有一定的相關(guān)性，說明其成礦物質(zhì)主要來源于深部濫泥坪式銅礦甚至是基底昆陽群古銅礦床，部分來源于圍巖。

本文研究結(jié)果表明：具正常鉛特征的燈影組金屬硫化物的模式年齡為260～350 Ma，時代為二疊紀—石炭紀。由于地殼和地幔的不均一性和演化的復雜性，導致由礦石鉛計算的模式年齡誤差往往較大，所以，模式年齡的正確性并不重要[29]。但在有地質(zhì)證據(jù)或經(jīng)過其他示蹤方法對目標礦床的鉛同位素演化有了一定認識后，通過合理模式計算得到的模式年齡可以對原有認識進行檢驗或佐證[19]。礦區(qū)西南方為峨眉山玄武巖區(qū)，其噴發(fā)時代為259～257 Ma[30]，與計算的模式年齡相近。本區(qū)中北部出露的輝綠巖為峨眉山玄武巖同期異相巖漿活動產(chǎn)物[25]，證明當時的巖漿活動對本區(qū)影響較大，很可能為礦化提供熱動力。晚二疊世時，受西南部峨眉山玄武巖巨量噴溢影響，礦區(qū)深部陡山沱組濫泥坪式銅礦和基底昆陽群中成礦物質(zhì)被活化并沿斷裂帶運移至淺部燈影組地層中，沿途淋濾圍巖獲取部分成礦物質(zhì)，并還原沉積地層的海相硫酸鹽。伴隨著物理、化學條件的改變，部分受生物作用影響，金屬硫化物在構(gòu)造有利位置沉淀富集成礦。

7 結(jié)論

(1) 雪嶺礦區(qū)燈影組金屬硫化物δ34SV-CDT介于-37.5‰～+27.4‰，硫主要來源于海相硫酸鹽的還原作用，部分與生物活動有關(guān)。陡山沱組銅礦床δ34SV-CDT介于-1.5‰～+19.5‰，硫主要來源于海相硫酸鹽的還原作用，并受到不同硫源的混染。

(2) 燈影組與陡山沱組以及昆陽群金屬硫化物鉛同位素組成落點均位于上地殼演化線附近和上地殼與造山帶演化線之間，并具相關(guān)性，說明燈影組礦石鉛來源于殼?；旌?，成礦物質(zhì)主要來源于深部陡山沱組銅礦和昆陽群銅礦，部分來自圍巖。

(3) 燈影組礦體模式年齡為260～350 Ma，與峨眉山玄武巖噴溢時間相近。燈影組礦體應是受峨眉山玄武巖噴溢熱動力影響導致陡山沱組和昆陽群成礦物質(zhì)活化并沿斷裂帶運移至淺部沉淀富集所致，含礦熱液沿途還原沉積地層的海相硫酸鹽，圍巖提供部分成礦物質(zhì)。

[1] 龔琳, 何毅特, 陳天佑, 等. 云南東川元古宙裂谷型銅礦[M].北京: 冶金工業(yè)出版社, 1996: 1-28.GONG Lin, HE Yite, CHEN Tianyou, et al. Dongchuan Proterozoic rift type copper deposits in Yunnan[M]. Beijing:Metallurgical Industry Press, 1996: 1-28.

[2] 段嘉瑞, 劉繼順, 胡祥昭. 云南東川銅礦區(qū)1:5 萬地質(zhì)圖修編及成礦預測研究[M]. 長沙: 中南工業(yè)大學出版社, 1994:56-68.DUAN Jiarui, LIU Jishun, HU Xiangzhao. 1:50 000 revision description and research of the metallogenic prediction of Dongchuan copper mining area, Yunnan Province[M]. Changsha:Press of Central South University of Technology, 1994: 56-68.

[3] 何毅特. 東川銅礦成礦系列、礦床類型及成礦模式[J]. 云南地質(zhì), 1996, 15(4): 319-329.HE Yite. Metallogenetic series,deposit type and metallogenetic model of Dongchuan Cu deposit[J]. Yunnan Geology, 1996,15(4): 319-329.

[4] 張新兵,朱自強.東川礦區(qū)1:5 萬重力資料地改及地質(zhì)效果[J].中南工業(yè)大學學報(自然科學版), 1998, 29(5): 413-415.ZHANG Xinbing, ZHU Ziqiang. High precise gravity terrain corrrction and the geology effects in Dongchuan ore of Yunnan[J]. Journal of Central South University of Technology(Natural Science), 1998, 29(5): 413-415.

[5] 劉繼順, 吳延之, 段嘉瑞. 東川銅礦田噴流沉積成礦機制[J].中南工業(yè)大學學報(自然科學版), 1996, 27(1): 8-12.LIU Jishun, WU Yanzi, DUAN Jiarui. The mechanism of exhalative sedimentary metallization in Dongchuan copper field[J]. Journal of Central South University of Technology(Natural Science), 1996, 27(1): 8-12.

[6] 陳好壽, 冉崇英. 康滇地軸銅礦床同位素地球化學[M]. 北京:地質(zhì)出版社, 1992: 20-67.CHEN Haoshou, RAN Chongying. Isotope geochemistry of copper deposits in Kangdian axis[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1992: 20-67.

[7] 路遠發(fā). GeoKit: 一個用VBA 構(gòu)建的地球化學工具軟件包[J].地球化學, 2004, 33(5): 459-464.LU Yuanfa. GeoKit: A geochemical toolkit for microsoft excel[J].Geochimica, 2004, 33(5): 459-464.

[8] Zartman R E, Doe B R. Plumbotectonics: The model[J].Tectonophys, 1981, 75: 135-162.

[9] 李龍, 鄭永飛, 周建波. 中國大陸地殼鉛同位素演化的動力學模型[J]. 巖石學報, 2005, 17(1): 61-68.LI long, ZHENG Yongfei, ZHOU Jianbo. Dynamic model for Pb isotope evolution in the continental crust of China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2005, 17(1): 61-68.

[10] 沈渭洲. 穩(wěn)定同位素地質(zhì)[M]. 北京: 原子能出版社, 1987:189-191.SHEN Weizhou. Stable isotope geology[M]. Beijing: Atomic Energy Press, 1987: 189-191.

[11] 楊勇, 羅泰義, 黃智龍, 等. 西藏納如松多銀鉛礦St Pb 同位素組成:對成礦物質(zhì)來源的指示[J]. 礦物學報, 2010, 30(3):311-318.YANG Yong, LUO Taiyi, HUANG Zhilong, et al. Sulfur and lead isotope compositions of the Narusongduo silver zinc-lead deposit in Tibet implications for the sources of plutons and metals in the deposit[J]. Acta Mineralogica Sinica, 2010, 30(3):311-318.

[12] Ohmoto H, Rye R O. Geochemistry of hydrothermal ore deposits[M]. New York: John Wiley and Sons, 1979: 509-567.

[13] 柳賀昌, 林文達. 滇東北鉛鋅銀礦床規(guī)律研究[M]. 昆明: 云南大學出版杜, 1999: 222-226.LIU Hechang, LIN Wenda. Study on the law of Pb-Zn-Ag deposit in northeast Yunnan[M]. Kunming: Yunnan University Press, 1999: 222-226.

[14] Faure G. Principles of isotope geology[M]. 2nd ed. New York:John Wiley and Sons, 1986: 589.

[15] Chaussidon M, Albarède F, Sheppard S M F. Sulphur isotope variations in the mantle from ion microprobe analyses of micro-sulphide inclusions[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1989, 92(2): 144-156.

[16] 李嘉林. 地球化學導論[M]. 蘭州: 蘭州大學出版社, 1988:123-134.LI Jialin. Introduction to geochemistry[M]. Lanzhou: Lanzhou University Press, 1988: 123-134.

[17] 張旭, 李勝榮, 盧晶, 等. 山東招遠金翅嶺金礦床H,O,He,Ar同位素組成及其對成礦流體示蹤的研究[J]. 礦物巖石, 2012,32(1): 40-47.ZHANG Xu, LI Shengrong, LU Jing, et al. H, O, He, Ar isotope compositions of fluid inclusions for tracing the source of ore-forming fluids of Jinchiling gold deposit, northwest Jiaodong area[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, 2012, 32(1):40-47.

[18] 劉德利. 瀾滄江火山巖帶官房銅礦區(qū)礦床地球化學與成礦模式[D]. 長沙: 中南大學地學與環(huán)境工程學院, 2009: 93-98.LIU Deli. Geochemistry and metallogenic model of Guanfang copper deposit on Lancangjiang volcanic rock belt, Yunnan,China[D]. Changsha: Central South University. School of Geoscience and Environmental Engineering, 2009: 93-98.

[19] 吳開興, 胡瑞忠, 畢獻武, 等. 礦石鉛同位素示蹤成礦物質(zhì)來源綜述[J]. 地質(zhì)地球化學, 2002, 30(3): 73-81.WU Kaixing, HU Ruizhong, BI Xianwu, et al. Ore lead isotopes as a tracer for ore-forming material sources: A review[J].Geology-Geochemistry, 2002, 30(3): 73-81.

[20] 魏菊英, 王關(guān)玉. 同位素地球化學[M]. 北京: 地質(zhì)出版社,1988: 59-80.WEI Juying, WANG Guanyu. Isotope geochemistry[M]. Beijing:Geological Publishing House, 1988: 59-80.

[21] 沈渭洲. 同位素地質(zhì)學教程[M]. 北京: 原子能出版社, 1997:211-245.SHEN Weizhou. The course of isotope geology[M]. Beijing:Atomic Energy Press, 1997: 211-245.

[22] 鐘宏, 胡瑞忠, 葉造軍. 云南大平掌銅多金屬礦床硫、鉛、氫、氧同位素地球化學[J]. 地球化學, 2000, 29(2): 136-142.ZHONG Hong, HU Ruizhong, YE Zaojun. Sulfur, lead,hydrogen and oxygen isotopic geochemistry of the Dapingzhang copper-polymetallic deposit, Yunnan Province[J]. Geochimica,2000, 29(2): 136-142.

[23] Gulson B L, Porritt P M. Base metal exploration of the Mount Read Volcanics,western Tasmania: Pt.Ⅱ.Lead isotope signatures and genetic implications[J]. Econ Geol, 1987, 82: 291-307.

[24] Gulson B L, Large R R, Porritt P M. Base meal exploration of the Mount Read Volcanics. western Tasmania: Pt.Ⅲ. Application of lead isotopes at Elliott Bay[J]. Econ Geol, 1987, 82: 308-327.

[25] 劉文恒, 劉繼順, 馬慧英, 等. 東川雪嶺銅多金屬礦區(qū)地層及輝綠巖地球化學特征[J]. 中國有色金屬學報, 2013, 23(9):2592-2604.LIU Wenheng. LIU Jishun, MA Huiying, et al. Geochemistry characteristics of strata and diabase in Xueling Cu-polymetallic mining area, Dongchuan[J]. The Chinese Journal of Nonferrous Metals, 2013, 23(9): 2592-2604.

[26] 朱炳泉. 礦石Pb 同位素三維空間拓撲圖解用于地球化學省與礦種區(qū)劃[J]. 地球化學, 1993, 22(3): 209-216.ZHU Bingquan. Tri-dimension special topological diagrams of ore lead isotopes and their application to the division of geochemical provinces and mineralizations[J]. Geochimica,1993, 22(3): 209-216.

[27] 朱炳泉. 地球化學省與地球化學急變帶[M]. 北京: 科學出版社, 2001: 11-13.ZHU Bingquan. Geochemical provinces and geochemical steep zones[M]. Beijing: Science Press, 2001: 11-13.

[28] 朱炳泉, 李獻華, 戴橦謨. 地球科學中同位素體系理論與應用: 兼論中國大陸殼幔演化[M]. 北京: 科學出版社, 1998:216-235.ZHU Bingquan, LI Xianhua, DAI Tongmo. Isotope system theory and application to the earth sciences: On crust-mantle evolution of continent of China[M]. Beijing: Science Press, 1998:216-235.

[29] 吳自成. 哀牢山造山帶菲莫銅鉬多金屬礦礦床地球化學與成因探討[D]. 長沙: 中南大學地學與環(huán)境工程學院, 2012:86-90.WU Zicheng. Geochemistry and genesis of Feimo Cu-Mo polymetal deposit on Ailaoshan orogenic zone, Yunnan,China[D]. Changsha: Central South University. School of Geoscience and Environmental Engineering, 2012: 86-90.

[30] 宋謝炎, 侯增謙, 汪云亮, 等. 峨眉山玄武巖的地幔熱柱成因[J]. 礦物巖石, 2002, 22(4): 27-32.SONG Xieyan, HOU Zengqian, WANG Yunliang, et al. The mantle plume features of Emeishan basalts[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, 2002, 22(4): 27-32.