陜西南鄭馬元鉛鋅礦床熱液白云石地球化學

劉淑文， 李榮西， 劉云華， 曾　榮， 劉玲芳

（1.長安大學 地球科學與國土資源學院， 陜西 西安 710054； 2.國土資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室，陜西 西安 710054； 3.西北有色地質勘查局 物化探總隊， 陜西 西安 710068）

陜西南鄭馬元鉛鋅礦床熱液白云石地球化學

劉淑文1，2， 李榮西1，2， 劉云華1，2， 曾榮1，2， 劉玲芳3

（1.長安大學 地球科學與國土資源學院， 陜西 西安 710054； 2.國土資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室，陜西 西安 710054； 3.西北有色地質勘查局 物化探總隊， 陜西 西安 710068）

陜西南鄭馬元層控型鉛鋅礦床位于揚子板塊北部碑壩穹隆構造的南緣， 呈似層狀產于震旦系燈影組角礫狀白云巖構造帶中。礦石礦物為閃鋅礦、方鉛礦， 脈石礦物有白云石、石英、重晶石、方解石和固體瀝青。礦區明顯發育早期微晶脈狀和晚期（成礦期）粗晶團斑狀熱液白云石。本文對馬元鉛鋅礦床兩類熱液白云石及圍巖的C、O、Sr同位素及稀土元素（REE）地球化學特征進行了對比研究。結果表明： 早期脈狀白云石的δ13C（0.18‰）、δ18O（-7.39‰）及87Sr/86Sr（0.70967）值與圍巖震旦系白云巖大致一致， 表明成礦流體中C、O、Sr來源于震旦系白云巖的溶解， 稀土元素具明顯的Eu正異常（δEu=1.78）， 可能反映了其形成于較強的還原環境。成礦期團斑狀白云石δ13C值（-2.51‰～0.93‰）與圍巖震旦系白云巖（-3.2‰～1.33‰）一致， δ18O值（-12.91‰～-10.95‰）較圍巖（-9.2‰～ -3.85‰）平均偏低5.7‰， 且團斑狀白云石具有較圍巖白云巖高的稀土總量和87Sr/86Sr值， 表明流體可能流經了具有高87Sr/86Sr值和高稀土總量的基底或上覆碎屑巖系， 其較圍巖偏低δ18O值和Eu正異常（δEu=1.42）可能與流體具有較高的溫度有關。早期脈狀白云石可能與震旦系地層中封存的低溫壓實作用流體有關， 晚期（成礦期）與團斑狀白云石有關的成礦期流體可能主要與循環達基底的深部中低溫流體有關。

馬元鉛鋅礦床； 熱液白云石； C、O、Sr同位素； 稀土元素； 陜西南鄭

卷（Volume）39， 期（Number）6， 總（SUM）149

頁（Pages）1083～1093， 2015， 12（December， 2015）

0　引　言

揚子地臺西緣鉛鋅礦床廣布， 賦礦圍巖從二疊系到震旦系均有， 但是以震旦系最重要（王獎臻等，2002； 劉文周等， 2002； 芮宗瑤等， 2004）。近年來，位于揚子地臺北緣震旦系燈影組中的陜西南鄭馬元鉛鋅礦床的研究備受關注。不少學者對馬元鉛鋅礦的礦床地質及地球化學特征（齊文等， 2004； 李強和王曉虎， 2009； 侯滿堂等， 2007a， 2007b； 李厚民等，2007， 2009； 王曉虎等， 2008； 侯滿堂， 2009； 劉淑文等， 2012， 2013）等方面做過研究工作， 認為屬密西西比河谷型（MVT）型鉛鋅礦床。但對成礦流體性質、來源及演化的研究還很薄弱。與MVT型鉛鋅礦床伴生的碳酸鹽礦物白云石是探討這方面的理想對象。碳酸鹽礦物C、O、Sr同位素研究可以為成礦流體來源、礦化溫度和流體流經路徑提供寶貴信息（Ohmoto and Rye， 1979； Spangenberg et al.， 1996； 鄭永飛， 2001； 黃智龍等， 2004； 呂志成等， 2005；李文博等， 2006； 金中國等， 2007； 高景剛等， 2007； 宋光永等， 2009； 韓英等， 2011）。礦物和巖石REE地球化學特征可以代表成礦流體的REE特征， 其變化規律記錄了流體的來源及演化等方面的重要信息（Bau，1991； Davies et al.， 1998； 丁振舉等， 2000； 黃智龍等，2003； 李文博等， 2004； 周家喜等， 2012）。

筆者在對馬元鉛鋅礦床研究中發現， 礦區內明顯存在與成礦關系密切的兩期白云石化流體活動。因此， 本文對兩期白云石及賦礦震旦系燈影組白云巖C、O、Sr同位素及REE地球化學特征進行了對比研究， 以期為進一步研究成礦流體來源及成礦過程提供重要信息。

1　礦床地質

陜西南鄭馬元大型層控型鉛鋅礦床位于揚子板塊北部碑壩古陸核活化雜巖區。基底由新元古代火地埡群中、深變質火山碎屑巖系和晉寧-澄江期中酸性侵入巖、基性雜巖等構成， 蓋層由角度不整合于基底之上的上震旦統-下寒武統淺海相碳酸鹽巖、碎屑巖系構成。碑壩穹隆構造核部為火地埡群及晉寧-澄江期中酸性-基性雜巖體， 翼部由上震旦統-下寒武統組成。震旦系-寒武系圍繞核部呈帶狀分布， 重要鉛鋅礦體圍繞穹隆核部呈帶狀展布于燈影組角礫狀白云巖中（圖1）。馬元鉛鋅礦床位于碑壩穹隆構造南翼的孔隙溝-楠木樹-尖硐子溝一帶（圖1）。礦區出露地層主要有中新元古界火地埡群、震旦系和寒武系。鉛鋅礦化主要賦存于震旦系燈影組第三巖性段角礫狀白云巖中， 呈透鏡狀、似層狀順層產出， 沿走向、傾向有膨大、收縮和分枝、復合現象。礦石礦物以閃鋅礦為主， 其次為方鉛礦， 可見少量黃鐵礦等。脈石礦物主要為白云石， 其次有重晶石、方解石、石英， 可見螢石、瀝青等。礦石及脈石礦物以中粗粒晶質結構為主； 礦石構造以角礫狀為主， 局部為網脈狀、脈狀。角礫成分主要為燈影組灰白色泥晶-微晶白云巖和少量硅質白云巖。角礫大小不一，棱角明顯， 位移較小， 為張性破裂作用的產物。鉛鋅礦化主要以膠結物形式充填于角礫間的裂隙， 對角礫交代蝕變現象不明顯， 僅局部可見角礫的溶蝕、交代現象， 反映了成礦流體膠結脆性碎裂的白云巖角礫及沿白云巖中張性裂隙充填的特征。

圖1　馬元鉛鋅礦床地質圖（據齊文等， 2004）Fig.1　Geological sketch map of the Mayuan Pb-Zn deposit in Nanzheng， Shaanxi province

白云石是馬元鉛鋅礦床的重要脈石礦物， 除了震旦系燈影組角礫狀白云巖中的泥晶-微晶白云石外， 與熱液活動有關的白云石主要有2種類型（表1，圖2）： （1）微晶脈狀白云石和中-粗晶團斑狀白云石。脈狀白云石通常由灰白色和含有機質的灰黑色白云石脈相間構成， 脈寬為5～10 cm， 局部可見穿切地層、沿構造裂隙彎曲延伸達數十米（圖2a、b）； 或破碎成條帶狀的角礫， 分布在角礫狀鉛鋅礦中（圖2c、 d）， 脈狀白云石由微晶-粉晶白云石集合體構成， 偏光顯微鏡下， 微晶白云石集合體垂直脈體延伸方向呈帶狀消光（圖2e）。該帶狀消光特點也是區別圍巖角礫狀白云巖中微晶白云石的重要特征之一。（2）團斑狀白云石主要成團斑狀分布在角礫狀鉛鋅礦石的膠結物中（圖2f、g）， 呈白色、中-粗晶菱面體結構（圖2h）， 或曲邊鞍狀結構（圖2i）。團斑狀白云石常與閃鋅礦共生， 與成礦關系密切。

表1　馬元鉛鋅礦床熱液白云石類型及特征Table 1　Comparison of the characteristics of two types of hydrothermal dolomite from the Mayuan Pb-Zn deposit

2　樣品采集與分析

分析樣品主要采自馬元鉛鋅礦區楠木樹礦段的震旦系燈影組白云巖、脈狀白云石及團斑狀白云石。區域上震旦系燈影組白云巖多以泥晶白云巖為主，不少研究者認為， 燈影組泥晶白云巖為原生白云巖（雷懷彥和朱蓮芳， 1992； 王士峰和向芳， 1999）。礦區含礦角礫巖帶中的角礫狀白云巖由于受到重結晶作用， 多為微晶白云巖， 局部有少量硅化微晶白云巖。

本次白云石單礦物主要采用手工挑選。將樣品碎至40目， 在雙目鏡下剔除雜質， 使樣品的純度達到98%以上， 最后將純凈的樣品用瑪瑙研缽研磨至200目， 符合測試對樣品的要求。C、O及Sr同位素分析在中南礦產資源監督檢測中心完成。C和O同位素分析采用100%磷酸法。碳酸鹽礦物與100%磷酸在特定溫度下反應， 釋放出CO2， 通過測定與之平衡的CO2的C、O同位素， 確定碳酸鹽的C、O同位素組成。測試儀器為MAT251固體同位素質譜儀， 分析精密度在0.1‰以內。Sr同位素分析采用MAT-261固體同位素質譜儀進行比值測定， 檢測溫度為20 ℃， 檢測濕度為30%。稀土元素由長安大學西部礦產資源與地質工程教育部重點實驗室采用X7型ICP-MS分析。

3　分析結果

3.1C、O、Sr同位素組成

馬元鉛鋅礦白云石及賦礦角礫狀白云巖的C、 O、Sr同位素組成測試結果見表2。

震旦系燈影組角礫狀白云巖的同位素組成為：δ13CPDB= -3.2‰～1.33‰， 平均值為-0.31‰； δ18OPDB= -9.2‰～ -3.85‰， 平均為-6.23‰；87Sr/86Sr=0.70890～0.70994， 平均0.70943。該C、O同位素組成代表了沉積碳酸鹽的組成， 而87Sr/86Sr組成與燈影期海水組成接近， 與楊杰東等（2000）獲得的湖北宜昌震旦系剖面碳酸鹽巖樣品的組成一致， 反映了研究區震旦系燈影組角礫狀白云巖受到的后期蝕變改造作用不明顯。

脈狀白云石δ13CPDB、δ18OPDB及87Sr/86Sr值分別為0.18、-7.39和0.70967， 與燈影組白云巖一致（表2、圖3）。團斑狀白云石變化范圍分別為： δ13CPDB= -2.51‰～0.93‰， 平均-0.73‰； δ18OPDB=-12.91‰～-10.95‰， 平均-11.80‰；87Sr/86Sr=0.71146。團斑狀白云石δ13C值與圍巖白云巖δ13C值完全重疊， 而δ18O值低于圍巖白云巖（圖3a）。團斑狀白云石87Sr/86Sr比值高于脈狀白云石和燈影組白云巖（圖3b）， 明顯低于郭家壩組炭質頁巖（0.74565～0.74892），與馬元礦區閃鋅礦流體包裹體87Sr/86Sr比值（0.71111～0.72188）接近。

3.2稀土元素地球化學特征

礦區白云石、賦礦圍巖震旦系燈影組角礫狀白云巖、基底火地埡群火山碎屑巖及上覆寒武系郭家壩組炭質頁巖的稀土測試分析值及相關參數見表3。

圖2　脈狀及團斑狀白云石Fig.2　Photos showing the vein and cloddy dolomite from the Mayuan Pb-Zn deposit

表2　馬元鉛鋅礦床C、O、Sr同位素組成Table 2　Carbon， oxygen， and strontium isotopes of the Mayuan Pb-Zn deposit

圖3　燈影組白云巖、脈狀白云石及團斑狀白云石的δ13C-δ18O（a）和87Sr/86Sr-δ18O（b）圖解Fig.3　Plots of δ13C vs. δ18O （a）， and87Sr/86Sr vs. δ18O （b） values for vein dolomite， cloddy dolomite， and the DengyingFormation dolomite

脈狀白云石的稀土總量ΣREE=0.54×10-6～2.4×10-6， 平均1.23×10-6， 輕重稀土比值LREE/HREE=3.1～8.9， 平均5.79。δEu=1.29～2.77， 平均1.78； δCe= 0.68～1.04， 平均0.82。總體上表現為稀土總量低、配分曲線近平坦、δEu正異常及δCe弱負異常特點（圖4a）。

團斑狀白云石的ΣREE=2.43×10-6～4.03×10-6，平均為3.14×10-6， LREE/HREE=4.97～5.85， 平均5.5。δEu=1.0～2.21， 平均1.42； δCe=0.91～0.95， 平均0.93。總體上表現為稀土總量低、配分曲線近平坦、δEu弱正異常及δCe無異常特點（圖4b）。

賦礦震旦系泥晶-微晶白云巖的ΣREE=0.74× 10-6～4.78×10-6， 平均1.6×10-6； LREE/HREE=6.18～8.33， 平均7.07。δEu=0.82～1.58， 平均1.21； δCe= 0.79～1.13， 平均0.97。總體上表現為稀土總量低、配分曲線近平坦、δEu弱正異常及δCe無異常的特點（圖4c）

基底火地埡群和上覆寒武系炭質頁巖的ΣREE=81.01×10-6～141.66×10-6， 平均119.91×10-6；LREE/HREE=3.87～13.32， 平均7.37； δEu=0.89～1.38，平均1.05； δCe=0.72～0.95， 平均0.85。表現為稀土總量高、配分曲線平坦， δEu無異常及δCe明顯負異常的特點（圖4d）。

圖4　馬元鉛鋅礦床稀土元素北美頁巖標準化配分型式圖Fig.4　North American Shale normalized REE patterns for samples from the Mayuan Pb-Zn deposit

4　討 論

4.1C、O、Sr來源

隨著同位素分析技術的進步， 同位素示蹤已成為當今研究熱液流體來源的有效方法， 而C、O穩定同位素組成則可以有效地示蹤熱液流體中C、O的來源（Spangenberg et al.， 1996； 黃智龍等， 2004）。

在δ13C-δ18O圖解（圖3a）上， 脈狀白云石與圍巖白云巖的投影點重疊較好， 而團斑狀白云石由于具有偏低的δ18O值導致與圍巖和脈狀白云石的投影點差異較大， 單獨成群， 暗示了三者之間的區別和聯系。早期脈狀白云石的δ13C、δ18O值與圍巖白云巖完全重疊， 表明成礦流體中C、O來源于埋藏過程中化學壓實作用導致的震旦系白云巖的溶解。團斑狀白云石與圍巖白云巖的δ13C值變化相近， 而δ18O值偏低5.7‰， 可能與團斑狀白云石形成時溫度較高有關。根據同位素分餾作用原理， 在碳酸鹽與水體處于同位素平衡條件下發生沉淀時， 如果鹽度恒定，則δ18O值就隨沉淀溫度升高而降低（Craig， 1965）。因此， 流體溫度較高時沉淀出的白云石具有較低的δ18O值。團斑狀白云石主要為粗晶菱面體或鞍狀結構， 這種鞍形白云石通常與MVT型鉛鋅礦床具有空間和成因上的聯系（Machel， 1987； Qing and Mountjoy， 1992； Davies and Smith， 2006）， 是指示熱液環境最重要的巖石學標志（Davies and Smith，2006）。據王曉虎等（2008）研究， 與白云石共生的閃鋅礦的均一溫度達275 ℃， 因此團斑狀白云石偏低的δ18O值可能與團斑狀白云石沉淀時溫度較高有關。

礦物或巖石中的Sr同位素組成， 由沉積時帶入的初始Sr和礦物形成以來Rb衰變產生的放射成因Sr兩部分組成。因此， 一般而論， 在利用Sr同位素資料解決地質問題時需要根據礦物中的Rb含量或87Rb/86Sr值對礦物Sr同位素測定值進行初始化校正。本次測試樣品中燈影組角礫狀白云巖、脈狀白云石、團斑狀白云石樣品中的Rb/Sr比值均小于0.1，因此即使不對樣品中的鍶同位素組成進行放射性積累的校正， 樣品的87Sr/86Sr比值可以視為其沉淀時進入礦物的初始值。由于在不同地質環境下，87Sr/86Sr的變化范圍明顯不同， 且成礦流體中的Sr一般是源區Sr和流經途中Sr的疊加， 包含了源區和運移途徑的信息（Brannon et al.， 1991）。

研究區早期脈狀白云石87Sr/86Sr值（0.70967）與圍巖白云巖（0.70890～0.70994）接近， 表明早期脈狀白云石流體可能主要源于圍巖白云巖地層。成礦期團斑狀白云石（0.71146）與同期閃鋅礦的87Sr/86Sr值（0.71111～0.72188）接近， 但高于圍巖白云巖以及早期脈狀白云石87Sr/86Sr值， 說明圍巖白云巖不足以提供該成礦期流體高的87Sr/86Sr值， 其流體來源可能與富放射成因87Sr的成礦流體有關。一般來講， 大陸地殼富放射成因87Sr的潛在來源為火成硅酸鹽礦物或Rb/Sr比值較高的碎屑巖。研究區基底中酸性侵入巖及上覆地層寒武系炭質頁巖具有高的87Sr/86Sr值（0.74565～0.74892）。因此， 初步推斷成礦期流體可能為循環達基底的盆地內深部較高溫的流體， 循環過程中逐步吸收放射性鍶同位素進入到流體， 導致沉淀出的團斑狀白云石及硫化物具有較圍巖地層高的鍶同位素組成。

4.2稀土元素來源與性質

脈狀白云石、團斑狀白云石與圍巖白云巖稀土配分模式比較接近（圖4a、b、c、d）。總體上均具有稀土總量低、稀土元素標準化曲線平緩、δEu正異常和δCe異常不明顯的特點， 這些相似的稀土元素特征表明白云石與圍巖之間存在著成因聯系， 這一結論與C、O同位素分析結論一致。但三者在稀土總量ΣREE上差異較大， 團斑狀白云石最高（平均為3.14×10-6）， 其次為圍巖白云巖（1.6×10-6）， 脈狀白云石最低， 為1.23×10-6。據Michard （1989）的研究表明，碳酸鹽地層不可能淋濾出相對富含REE的流體。脈狀白云石的ΣREE與燈影組白云巖接近或偏低， 說明脈狀白云石主要源于圍巖的溶解； 而團斑狀白云石的ΣREE高于燈影組白云巖， 說明成礦期有流經富含REE的基底及上覆碎屑巖地層流體的加入， 這一認識與Sr同位素分析得出的認識一致。

脈狀和團斑狀白云石稀土元素北美頁巖標準化存在明顯的δEu正異常。Eu以Eu3+還是Eu2+存在， 主要受氧化還原電位、溫度、pH值和壓力條件控制（Luders et al.， 1993）。丁振舉等（2000）報道了海底熱液系統高溫流體的稀土元素具有明顯的δEu正異常。Sverjensky （1984）和Bau （1991）指出： 在常溫常壓條件下， Eu在水溶液以Eu3+形式存在； Eu3+/Eu2+的氧化還原電位隨溫度的增加而強烈增大， 隨pH值增大而有輕微增加， 壓力的變化影響很小。所以，Eu3+被還原為Eu2+的氧逸度隨溫度的增加而增加，當溫度足夠高時， 即使在中等還原環境下， Eu以Eu2+形式出現， 故高溫流體中Eu2+較Eu3+占主導。Eu2+由于離子半徑大不易被吸附到礦物晶格中， 從而導致流體相對富Eu， 當溫度的降低（小于250 ）℃而使得Eu2+重新被氧化時（Luders et al.， 1993）， 由于Eu3+半徑（0.99）與Ca2+接近， 所以較易置換出鈣質礦物的Ca2+， 使得此類礦物中呈Eu正異常。

兩種白云石及圍巖震旦系白云巖中均存在δEu正異常， 但白云石的δEu正異常較圍巖更加明顯。一方面可能繼承了圍巖弱的δEu正異常特點， 另一方面可能主要與形成環境有關。早期脈狀白云石呈微晶結構， 表明形成于較低的溫度條件， 因此， 其δEu正異常可能主要與盆地內成巖作用晚期壓實作用形成的封閉的還原環境有關。成礦期團斑狀白云石δEu正異常的形成主要與沉淀溫度較高有關。這一結論與上文分析一致。

元素Y與REE離子半徑接近， 特別是與Sm離子半徑十分接近。在Y-ΣREE和Y-Sm圖上（圖5）， 脈狀、團斑狀白云石與燈影組白云巖的數據投影點呈線性分布， 顯示了他們之間的密切成因聯系； 但各類之間又具有明顯的類聚趨勢， 脈狀白云石與燈影組白云巖投影點重疊， 表明脈狀白云石主要來源于燈影組白云巖的溶解； 而團斑狀白云石投影點則相對獨立分布， 其Y、Sm及ΣREE含量較高， 表明成礦期流體有REE富集的流體加入， 即成礦流體可能流經了富REE的基底及古生代沉積碎屑巖系。

圖5　馬元鉛鋅礦床Y-ΣREE （a）和Y-Sm （b）變化圖解Fig.5　Plots of Y vs. ΣREE （a）， and Y vs. Sm （b） for dolomites from the Mayuan Pb-Zn deposit

5　結　論

通過對馬元鉛鋅礦床脈狀白云石和團斑狀白云石的C、O、Sr同位素及稀土元素的系統研究， 發現不同類型白云石的C、O、Sr同位素組成以及稀土元素特征存在差異， 表明其來源和形成過程不同：

（1） 成礦前脈狀白云石中的C、O、Sr同位素與圍巖震旦系白云巖一致， 表明成礦前脈狀白云石主要來源于圍巖震旦系白云巖的溶解。脈狀白云石與圍巖震旦系白云巖稀土配分模式以及Y-ΣREE和Y-Sm圖解上的相似性， 也顯示了他們之間的密切成因聯系。

（2） 團斑狀白云石C同位素與圍巖大致一致， O同位素略低于圍巖， 說明C、O主要來源于圍巖， 較圍巖偏低的O同位素值， 可能與較高的沉淀溫度有關； Sr同位素比值以及ΣREE較圍巖明顯偏高， 表明圍巖白云巖不足以提供團斑狀白云石中高的Sr同位素比值以及高ΣREE， 說明流體可能流經了具有高Sr同位素比值和稀土富集的基底或上覆碎屑巖系。

（3） 不同類型白云石中均存在稀土元素正Eu異常。成礦前的脈狀白云石正Eu異常可能與早期盆地內封閉的還原環境有關； 成礦期白云石正Eu異常主要與較高溫度的成礦流體活動有關。

（4） 與早期脈狀白云石有關流體主要與封存在震旦系盆地內部的低溫流體有關， 其C、O、Sr及REE繼承了圍巖碳酸鹽特征， 而與團斑狀白云石有關的成礦期流體可能主要與循環達基底的深部中低溫流體有關。

致謝： 本文撰寫了一年整， 野外期間得到了漢中天鴻基礦業有限公司的協助與支持， 審稿人中國地質大學（北京）薛春紀教授提出了建設性修改建議， 在此一并致以特別感謝。

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C， O， Sr Isotope and REE Geochemistry of Hydrothermal Dolomites from Mayuan Pb-Zn Deposit， Nanzheng， Shaanxi， China

LIU Shuwen1，2， LI Rongxi1，2， LIU Yunhua1，2， ZENG Rong1，2and LIU Lingfang3
（1. School of Earth Science and Resources， Chang'an University， Xi'an 710054， Shaanxi， China； 2. MLR Key Laboratory for the Study of Focused Magmatism and Giant Ore Deposits， Xi'an 710054， Shaanxi， China； 3. Geophysical and Geochemical Exploration Corporation of Northwest Geological Exploration and Mining Bureau for Nonferrous Metals， Xi'an 710068， Shaanxi， China）

The Mayuan stratabound Pb-Zn deposit in Nanzheng， Shaanxi province， is located in the southern margin of the Beiba Arch， at the northern margin of the Yangtze Plate. The orebodies are stratiform and hosted in breciated dolostone of the Sinian Dengying Formation. The ore minerals are primarily sphalerite and galena， and the gangue minerals comprise of dolomite， quartz， barite， calcite， and solid bitumen. There are vein and cloddy types of hydrothermal dolomite. The C， O， Sr isotopes and REE geochemistry of the two types of dolomite and surrounding rocks were analyzed. The results show that the δ13C （0.18‰）， δ18O （-7.39‰）， and87Sr/86Sr （0.70967） values of the early vein dolomite are similar to those of the host rock of the Sinian dolostone （δ13C： -3.2‰-1.33‰； δ18O： -9.2‰- -3.85‰；87Sr/86Sr： 0.70890-0.70994）， indicating that the C， O and Sr were derived from the dissolution of the host rock. The positive Eu anomalies （average δEu=1.78） might indicate that the dolomite was formed in a strongly reductive environment. The cloddy dolomite has δ13C （-2.51‰-0.93‰） values similar to the host rock， however， the δ18O（-12.91‰- -10.95‰） values lower than the host rock， and ΣREE （3.14×10-6） contents and87Sr/86Sr （0.71146） ratios higher than the host rock （ΣREE： 1.6×10-6；87Sr/86Sr： 0.70890-0.70994）. The results show that the cloddy dolomite might have precipitated from a high temperature fluid flowed through felsic basement and overlying clastic rocks （in which the ΣREE and87Sr are much higher）. So， it is likely that the early vein-type dolomite is related to the early low temperature compaction fluid which was stored in the Sinian Dengying Formation， and the late （ore forming stage）cloddy-type dolomite is related to the moderate temperature fluid cycling in the Paleozoic strata and the basement.

Mayuan Pb-Zn deposit； hydrothermal dolomite； C， O and Sr isotope； REE； Nanzheng， Shaanxi province

P595； P597； P611

A

1001-1552（2015）06-1083-011

10.16539/j.ddgzyckx.2015.06.010

2014-01-28； 改回日期： 2014-11-22

項目資助： 國家自然科學基金項目（41173055）、中國地質調查局項目（121201112 1117）和中央高校基金項目（ 310827153407）聯合資助。

劉淑文（1964-）， 女， 從事礦床地球化學教學及科研工作。Email： shuwenl@chd.edu.cn