多不雜銅礦區鉛同位素地球化學特征*

何陽陽 溫春齊 劉顯凡 周 玉 郭建強

(1.成都理工大學地球科學學院;2.四川省地質礦產勘查開發局402地質隊)

多不雜銅礦床位于西藏阿里地區改則縣物瑪鄉境內，是多龍礦集區內發現的第1個大型銅礦床，研究意義十分重大。鉛同位素研究不僅可用于模式年齡定年和成礦物質來源探討，還可用于化探與找礦評價。前人已經對多龍礦集區內部分礦床礦石鉛同位素組成特征進行過研究［1-2］，但對多不雜銅礦床鉛同位素提及不多。為此，本研究將對多不雜銅礦床鉛同位素地球化學特征進行分析。

1 礦區地質概況

多不雜銅礦區位于羌塘地塊的南緣以及班公湖—怒江縫合帶的西段。侏羅—白堊紀時期拉薩地塊和羌塘地塊之間的怒江洋盆碰撞閉合與班公湖—怒江縫合帶的形成有關［3］。怒江洋盆碰撞閉合至白堊紀完全拼貼完成。班公湖—怒江縫合帶沿線發現有銅金多金屬，伴有燕山期中酸性巖和基性巖的侵入，到處可以見到蛇綠混雜體。

礦區出露地層較為簡單，主要為下侏羅統曲色組二巖段(J1q2)、下白堊統美日切組(K1m)、新近系康托組(N1k)、第四系(Q)。花崗閃長斑巖為該礦床的含礦斑巖體，下侏羅統曲色組二巖段為主要賦礦層。F2和F102條斷層穿過礦區，巖體內外接觸帶及斷裂兩側次級裂隙構造十分發育。F2斷層在礦區中部以走向280°～290°展布，斷層面南傾，傾角40°～50°，構造破碎帶中夾有一條長約200 m、寬30～40 m的美日切錯組紫紅色安山質火山碎屑巖、安山玢巖的斷片。F10斷層在礦區沿薩瑪隆溝展布，被第四系覆蓋，根據遙感解譯、地貌特征、鉆孔資料推測該斷層走向約35°，傾向約305°，傾角約75°，形成較晚，并對含礦斑巖體有破壞作用［4］。

燕山期的中酸性巖和基性巖是與成礦有關的巖漿巖，礦區分布在多不雜構造巖漿帶上，屬于羌塘—三江復合板片南緣。礦區巖漿巖包括閃長巖、輝綠巖、花崗閃長斑巖等，產出形態主要為巖脈、巖株、巖墻［3］。

2 鉛同位素特征

本次研究所測樣品全部取自多不雜銅礦床2 304#和2 312#鉆孔，樣品新鮮，具有代表性。測試單位為核工業北京地質研究院，測試儀器為ISOPROBE－T熱電離質譜儀，檢測方法和依據為《GB/ T 17672—1999 巖石中鉛鍶釹同位素測定方法》，測試結果見表1。

表1 多不雜銅礦床鉛同位素組成

由于鉛的質量較大，不同的鉛同位素分子之間相對質量差小，成礦元素在浸取、搬運和沉淀過程中，其同位素組成通常不發生變化，亦即成礦溶液中的鉛繼承其源區的同位素組成，因而礦質來源不同，礦石的鉛同位素組成也就具有明顯的差異［6-7］。

2.1 鉛同位素組成

從表1中可以看到，本次測試數據δ(206Pb)/δ (204Pb)為 17.942～18.577，平均為 18.333; δ(207Pb)/δ(204Pb)為 15.574～15.630，平均為15.595;δ(208Pb)/δ(204Pb)為37.997～38.782，平均為38.441;絕大部分樣品鉛同位素含量比值變化很小，顯示其具有正常鉛同位素的特征。μ為9.42～9.51，平均為 9.46;ω為 36.46～37.28，平均為36.89;Δα為70.46～76.67，平均為72.87;Δβ為16.54～19.65，平均為17.94;Δγ為32.51～38.59，平均為35.26。

含礦地層中鉛同位素組成:δ(206Pb)/δ(204Pb)平均為18.57，δ(207Pb)/δ(204Pb)平均為15.62，δ (208Pb)/δ(204Pb)平均為38.76，μ平均為9.49，ω平均為37.17。含礦斑巖中鉛同位素組成:δ(206Pb)/δ (204Pb)平均為18.19，δ(207Pb)/δ(204Pb)平均為15.58，δ(208Pb)/δ(204Pb)平均為38.25，μ平均為9.44，ω平均為36.74。可以清楚地看到，隨著深度的增加，地層和斑巖體中 δ(206Pb)/δ(204Pb)、δ(207Pb)/δ(204Pb)、δ(208Pb)/δ(204Pb)總體上均在不斷變大;另外，含礦地層中的鉛同位素含量比值明顯高于含礦斑巖中的鉛同位素含量比值，說明含礦地層更富集鉛同位素。

2.2 鉛的來源

通常認為，鉛同位素源區特征值，尤其是μ值的變化能提供地質體經歷地質作用的信息，反映鉛的來源，且來自地殼或地幔鉛具低μ值(＜9.58)［6］。多不雜銅礦床8件樣品鉛同位素含量比值變化比較穩定，μ值亦如此，反映成礦物質可能是單一來源或以1種來源占絕對優勢。其他特征值具有相似的變化規律，反映來源的相似性。

Zartman等［8］根據不同鉛源區的鉛同位素組成特征作出了不同源區鉛的平均增長曲線。將表1中鉛同位素含量比值投入圖解，可以看到它們位于上地殼和地幔之間，且靠近造山帶演化曲線，見圖1。

圖1 多不雜銅礦床鉛同位素源區示意

朱炳泉［9］認為上述關于礦石鉛的同位素組成特征雖部分揭示了礦石鉛的成因與物質來源，但仍是不全面的，且討論中只注意了δ(206Pb)/δ(204Pb)與δ(207Pb)/δ(204Pb)的關系與變化。礦物鉛與巖石鉛同位素的深入研究表明，釷鉛的變化及釷鉛與鈾鉛同位素組成的相互關系對于地質過程與物質來源提供了更豐富的信息，為了突出這種變化關系，他做出了鉛同位素的Δβ－Δγ成因分類圖解［6］。將表1中相關參數投入圖解，可以看到多不雜銅礦床的礦物鉛和巖石鉛投影點均落入上地殼與地幔混合的俯沖帶，且靠近造山帶附近，見圖2。

圖2 鉛同位素Δβ－Δγ成因分類

綜合上述分析，認為多不雜銅礦床鉛同位素主要具有由巖漿作用形成的地殼與地幔混合的俯沖帶鉛的特征，也可能有部分來源于造山帶。

3 成礦構造背景探討

Doe等［10］根據全世界不同構造顯生宙巖石和礦床的全部鉛同位素組成，劃定了不同地質環境所處的獨特同位素范圍，并作出了經典的鉛同位素構造背景判別圖解，見圖3。將表1中鉛同位素含量比值投入圖解，可以看到圖3(a)中礦物鉛均靠近成熟弧環境，巖石鉛除了1個樣品外均落入成熟弧環境;圖3(b)中礦物鉛和巖石鉛全部落入成熟弧環境，說明多不雜銅礦床鉛同位素形成的構造背景主要為弧環境。

圖3 多不雜銅礦床鉛同位素構造背景判別

Zartman等［8］根據世界上不同地質環境中來源的鉛同位素組成總結了不同來源鉛同位素組成特點，并作出了經典的鉛同位素源區及構造背景判別圖解，見圖4。將表1中鉛同位素含量比值投入圖解，可以看到圖4(a)和圖4(b)中礦物鉛和巖石鉛全部都落入了成熟弧環境，說明多不雜銅礦床鉛同位素形成的構造背景主要為弧環境，和圖3所反映的現象相一致。

4 對比分析

將多不雜銅礦床與多龍礦集區其他銅礦床的礦石鉛同位素組成特征進行了對比，見表2。

從表2中可以看到:①多不雜銅礦床和多龍礦集區拿若、色那銅礦床鉛同位素比值相近，波龍銅礦床稍微低些，但總體來說，變化比較穩定，說明它們具有相似的鉛同位素特征。②多不雜銅礦床和波龍銅礦床鉛同位素主要來源于地殼與地幔混合的俯沖帶，其次來源于造山帶;拿若、色那銅礦床鉛同位素主要來源于造山帶。③多不雜銅礦床和波龍、拿若、色那銅礦床鉛同位素形成的構造背景都是弧環境。

圖4 鉛同位素源區及構造背景判別

5 結論

綜上所述，絕大部分樣品鉛同位素比值變化很小，顯示其具有正常鉛同位素的特征。隨著鉆孔深度的增加，地層和斑巖體中鉛同位素含量比值總體上均在不斷變大;另外，含礦地層中的鉛同位素含量比值明顯高于含礦斑巖中的鉛同位素含量比值，說明含礦地層更富集鉛同位素。

多不雜銅礦床鉛同位素含量比值及μ值等參數變化特征反映出成礦物質可能是單一來源或以1種來源占絕對優勢，通過進一步分析認為多不雜銅礦床鉛同位素主要來源于地殼與地幔混合的俯沖帶，也可能有部分來源于造山帶，其形成的構造背景是弧環境。

將多不雜銅礦床與多龍礦集區部分礦床的鉛同位素特征進行對比，可以看到它們具有相似的鉛同位素地球化學特征，而多不雜銅礦床是超大型斑巖礦床，暗示波龍、拿若和色那銅礦床有成為大型礦床的潛力，同時也為多龍礦集區內新的礦點或礦床的發現提供參考。

表2 多龍礦集區部分礦床礦石鉛同位素組成特征

［1］ 辛洪波，曲曉明，王瑞江，等.藏西班公湖斑巖銅礦帶成礦斑巖地球化學及Pb、Sr、Nd同位素特征［J］.礦床地質，2009，28 (6):785-792.

［2］ 呂立娜，趙元藝，宋 亮，等.西藏班公湖—怒江成礦帶西段富鐵礦與銅(金)礦C、Si、O、S和Pb同位素特征及地質意義［J］.地質學報，2011，85(8):1291-1304.

［3］ 魏玉帥，江 萬，黃 煒，等.西藏自治區班公錯—怒江帶西段斑巖銅礦勘查規劃部署研究［R］.拉薩:西藏自治區地質調查院，2008.

［4］ 陳紅旗，張天平，李玉昌，等.西藏班公湖—怒江成礦帶西段銅多金屬資源調查報告［R］.拉薩:西藏自治區地質調查院，2011.

［5］ 路遠發.GeoKit:一個用VBA構建的地球化學工具軟件包［J］.地球化學，2004，33(5):459-464.

［6］ 溫春齊，多 吉.礦床研究方法［M］.成都:四川科學技術出版社，2009.

［7］ 何陽陽，溫春齊.西藏馬攸木金礦床鉛同位素研究［J］.礦床地質，2010，29(S1):445-446.

［8］ Zartman R E，Doe B R.Plumb tectonics-the model［J］.Tectonophysics，1981，75(1/2):135-162.

［9］ 朱炳泉.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.

［10］ Doe B R，Zartman R E.Plumb tectonics，the Phanerozoic［C］∥Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits.New York:John Wiley＆Sons，1979:22-70.