前言：尋找寫作靈感？中文期刊網用心挑選的基于昌都拉攏拉類MVT鉛鋅礦床探討，希望能為您的閱讀和創作帶來靈感，歡迎大家閱讀并分享。
本文主要以拉攏拉鉛鋅礦床為例，對其中一個礦床式———拉攏拉式進行系統介紹，以期對區域鉛鋅成礦規律的認識有所裨益。區域地質背景：拉攏拉礦床所在的昌都地區位于昌都-芒康-思茅陸塊中北部，東依金沙江結合帶與德格-中甸地塊相望，西隔烏蘭烏拉湖-北瀾滄江結合帶與南羌塘-左貢陸塊相鄰。區內地層以古生代至新生代盆地沉積為主，從早到晚表現為從泥盆系-石炭系至侏羅系的海相沉積-火山沉積到白堊系至新近系的陸相沉積，老變質巖系局部出露(圖1,略)。
由于地處三江構造帶NS向NW轉換的大拐彎位置，區內中新生代碰撞造山活動異常強烈，現存構造變形尤以新生代逆沖推覆構造和走滑構造最為顯著。逆沖推覆構造由東西兩套對沖系統組成(圖1)，研究區所在的西部系統由字嘎寺-德欽斷裂帶和瀾滄江斷裂帶分別自東、西兩側向昌都盆地對沖形成，區域上包括構成昌都地體基底的元古宇深變質雜巖-下奧陶統淺變質巖，構成蓋層的上古生界和中-下三疊統弧火山-沉積巖系、上三疊統火山-地塹沉積和侏羅系碎屑巖系等在內的大量地層卷入其中(唐菊興等，2006)。走滑構造主要包括貢覺-芒康走滑斷裂和沿斷裂發育的貢覺、芒總等走滑拉分盆地，盆地內膏鹽層大量發育(譚富文和王高明，2001)，是硫化物礦床的潛在硫儲庫。巖漿活動明顯受到(前)印支期至喜馬拉雅期板塊俯沖消減和碰撞活動制約，巖漿巖展布和構造線方向一致(四川省地質礦產局區域地質調查隊，1990①)，研究區所在的類烏齊-左貢地區出露了印支末期鈣堿性花崗巖類、燕山期中鈣堿性花崗巖類和喜山期正長斑巖等三套巖漿巖(四川省地質礦產局區域地質調查隊，1993②)。伴隨強烈的構造巖漿活動，區內形成了東北部治多-江達鐵銅鉛鋅礦帶，中部結扎-妥壩銅鉬鉛鋅礦帶和西南部類烏齊-察雅鉛鋅銀礦帶三個成礦帶。拉攏拉礦床所在的趙發勇鉛鋅礦集區位于類烏齊-察雅鉛鋅礦帶北部，礦集區內從南向北依次分布拉攏拉、趙發勇和加膜山三個鉛鋅礦床(圖1)，是昌都地區最具代表性的碳酸鹽巖容礦鉛鋅礦集區。
礦床地質特征
1.礦區地質特征：拉攏拉礦區自老至新出露上三疊統甲丕拉組和波里拉組兩套地層(圖2)。甲丕拉組分布在礦區東北、西南兩側，從底到頂出露紫紅色礫巖、砂巖夾泥頁巖，紫紅色含礫砂巖、細砂巖、泥頁巖互層，紫紅色粉砂巖、泥頁巖及灰黑色泥頁巖夾泥灰巖。波里拉組以層間斷層方式與甲丕拉組接觸，北西-南東向展布在礦區中部，其主要巖性為灰-淺灰色微晶灰巖、生物碎屑灰巖，發育海林擒化石，并以此與區域甲丕拉組的灰巖夾層相區別。波里拉組為主要賦礦層位。礦區以NW-SE為主構造線方向，發育F1斷層和大型倒轉向斜(圖2)。F1斷層展布于礦區西南，斷層面傾向50°±，傾角50°±，為層間逆沖斷層。斷層上盤為波里拉組灰巖(局部見甲丕拉組頂部泥頁巖)，下盤為甲丕拉組碎屑巖，斷層面附近發育寬10～15m的破碎帶。其中，上盤破碎帶較寬，發育透鏡體，局部見構造角礫巖，沿裂隙和角礫間隙充填含褐鐵礦斑點方解石;下盤破碎帶較窄，僅在細碎屑巖中發育劈理，沿劈理充填土黃色鈣鐵質泥。F1斷層是礦區的主體控礦構造，迄今發現的鉛鋅礦體(礦化點)均沿F1斷層走向在其上盤展布。大型倒轉向斜亦發育在斷層上盤，其核部為波里拉組灰巖，兩翼為甲丕拉組頂部泥頁巖，其中北東翼地層發生倒轉(圖2);向斜軸面向北東陡傾，總體與F1斷層面平行。此外，礦區溶洞構造發育，在地表見多個小規模角礫巖體，其分布局限(圖2)，由大小不等的溶蝕垮塌灰巖角礫和熱液礦物膠結物組成。礦區南部出露約0.06km2的黑云母花崗斑巖體，巖體明顯切過F1斷層(圖2)，最新鋯石U-PbLA-ICPMS及方解石Sm-Nd定年結果顯示斑巖成巖較鉛鋅礦化晚(劉英超，未刊資料)。
2.礦體地質特征：礦區目前已發現鉛鋅礦體4個、礦化點7個(圖2)，Pb、Zn品位分別為0.42%～11.51%和2.81%～23.21%(李華等，2009)，就目前I號礦體開采量來看，Pb+Zn儲量可達中型規模。
1）礦體產狀：I號礦體規模最大，它位于礦區西北部，在地表寬約5m，長約40m，向下膨大并至少延伸150m。礦體在地表產于波里拉組灰巖中(圖2)，向下延伸至灰巖和甲丕拉組泥頁巖的分界面(圖3)，并沿分界面走向(及F1斷層)呈似層狀、透鏡狀斷續展布，礦體總體北東傾，傾角50°±(圖3)。II-IV號礦體位于礦區中部，地表產于波里拉組灰巖中，均局限分布在50m×50m或更小不規則區域內(圖2)，礦體內出現大量熱液溶蝕垮塌角礫，并由方鉛礦、菱鋅礦、方解石等礦物膠結。
2）礦物組合及礦石特征：礦物組合復雜，礦石礦物主要為方鉛礦、閃鋅礦、菱鋅礦，見少量白鉛礦、鉛礬、水鋅礦;脈石礦物包括黃鐵礦、方解石、重晶石、螢石、石英、菱鐵礦、自然硫，以及表生期的砷鋅礦、褐鐵礦、粘土類礦物(如埃洛石、伊利石等)。礦石類型主要有角礫狀和皮殼狀兩種。前者分為兩類，其一以圍巖為角礫，以方鉛礦、菱鋅礦等為膠結物(圖4a);其二以早期菱鋅礦為角礫，以晚期方鉛礦、閃鋅礦、菱鋅礦等為膠結物(圖4b)。后者亦包括兩類，其一以純菱鋅礦為皮殼(圖4c)，其二以互層的菱鋅礦、方鉛礦為皮殼(圖4d)。角礫狀礦石出現在各個礦體，皮殼狀礦石多出現在II～IV號以熱液溶洞控礦為主的礦體中。礦石結構可見半自形晶粒狀、他形晶粒狀、包含結構和環帶結構，礦石構造則包括塊狀、角礫狀、脈狀、環狀、皮殼狀、晶洞充填狀等幾種。
3）圍巖蝕變圍巖蝕變：以方解石化和螢石化為主。其中，方解石化范圍較寬，表現為灰巖中的粗晶方解石團塊(圖5a)和礦體附近的大量方解石脈;螢石化分布范圍較窄，僅在I號礦體出露，鏡下可見螢石交代先存的灰巖或方解石、保留方解石晶體假象的現象(圖5b)。
3.成礦期次劃分
根據手標本及顯微鏡下所見礦物之間的穿插關系，成礦過程可劃分為3個期次(圖6)，各期次特征及礦物共生組合描述如下。
1)硫化物期(I)
以鉛鋅硫化物為主要礦石礦物，包含2個階段，分別為:①硫化物-方解石-重晶石階段(I1):礦物組合為方鉛礦+閃鋅礦+黃鐵礦+方解石+重晶石，礦物多成自形晶生長，解理發育，粒度較大(圖5a)，且均發生破碎或變形。其中，方鉛礦解理呈現被擠壓而產生的彎曲;黃鐵礦、方解石、重晶石則多發生變形或碎裂，并在角礫間或裂隙中充填白鉛礦、螢石、菱鋅礦等礦物(圖5b，c)。②螢石化階段(I2):僅見螢石，分為粗晶與細晶兩種，前者多生長在破碎的礦物或巖石礫間，后者往往交代I1階段方解石或重晶石(圖5b)。手標本及顯微鏡下均見螢石碎裂并被菱鋅礦膠結。根據礦物的變形和破碎特征，推測礦區在I期礦化后曾發生強烈的擠壓作用。#p#分頁標題#e#
2)硫化物-碳酸鹽期(II)
以鉛鋅硫化物和鉛鋅碳酸鹽為主要礦石礦物，包含4個階段，分別為:①碳酸鹽-石英階段(II1):礦物組合為菱鋅礦+白鉛礦+石英。其中，菱鋅礦成自形晶存在，具典型環帶結構，且多發生紅褐色鐵染(圖5d)，是本階段最主要礦物;白鉛礦僅共生在菱鋅礦環帶中(圖5c);石英則呈自形晶與菱鋅礦交錯生長。②硫化物-碳酸鹽階段(II2):最主要成礦階段，包括方鉛礦、閃鋅礦、菱鋅礦、白鉛礦、黃鐵礦、方解石、重晶石、菱鐵礦8種礦物。本階段最主要特征是礦物均為細晶，粒徑多小于0.1mm(圖5e)。方鉛礦為本階段最豐富礦物，其與閃鋅礦、菱鋅礦、方解石、白鉛礦共生成同心環狀(圖5e)，與黃鐵礦共生成脈狀，與重晶石共生成塊狀(圖5f)。此外，大量瀝青在本階段出現。③鉛鋅碳酸鹽階段(II3):出現白鉛礦、鉛礬、菱鋅礦、水鋅礦、錳氧化物、自然硫6種礦物。白鉛礦或圍繞早期方鉛礦結晶(圖5c)，或填系在菱鋅礦粒間(圖5h);菱鋅礦、水鋅礦和錳氧化物共生，在早階段礦物晶洞中成皮殼狀生長(圖5i)。④方解石-重晶石階段(II4):礦物組合為方解石+重晶石，其中方解石含量較多，沉淀空間較大時呈鐘乳狀，沉淀空間較小時呈他形粒狀;重晶石極少，呈板狀自形晶產于裂隙中(圖5h)。
3)表生氧化期(III)
出現埃洛石、伊利石等粘土礦物(圖5e)和少量砷鋅礦、錳質薄膜、褐鐵礦等。
成礦流體特征
由于II期礦物粒度細小，其中的流體包裹體難以達測溫要求，本次工作僅對I期中與成礦有關的8件方解石、重晶石和螢石樣品中的原生流體包裹體進行了顯微測溫，獲得了I期成礦流體的主要信息。測溫工作在中國地質科學院地質研究所完成，所用冷熱臺為THSMG-600(測溫范圍－200～600℃)，數據精度±0.1℃。對5件方解石和重晶石樣品進行了流體包裹體群體成分分析，測試工作在中國地質科學院礦產資源研究所進行，氣、液相成分分別由ShimadzuGC2010氣相色譜儀和ShimadzuHICSPSuper離子色譜儀完成，實驗條件及方法參見楊丹等(2007);對3件螢石和方解石樣品進行了單個流體包裹體激光拉曼分析，測試工作在核工業地質分析測試中心完成，使用儀器為LabRAMHR800型可見顯微共焦拉曼光譜儀，實驗條件參見張敏等(2007)。樣品采集位置見圖2。
1.流體包裹體巖相學特征
流體包裹體片顯微觀察發現，I1階段方解石中流體包裹體較少，多孤立出現在礦物缺陷中，形狀不規則，長軸5～12μm，為以液相為主的氣液兩相鹽水包裹體(LV包裹體)，氣相充填度低，介于1%～3%(圖7a);重晶石中流體包裹體較小，多孤立生長，局部成群，以不規則狀為主，長軸多在10μm以下，亦為以液相為主的LV包裹體，氣相充填度波動較大，介于1%～30%(圖7b)，鑒于重晶石中流體包裹體極易受后期變形影響，故推測氣相充填度大幅度波動可能由于I期與II期之間的擠壓變形所致。I2階段螢石中流體包裹體較多，或帶狀生長，但在單晶之外無延伸，呈假次生特征，或無序面狀生長，呈原生特征，以長條狀為主，長軸4～25μm，主要為以液相為主的LV包裹體(圖7c)，也見極少三相包裹體(圖7d)。經后期拉曼分析發現，螢石中LV包裹體氣相部分多為CO2、CH4和H2O，液相部分為H2O，又因三相包裹體極少，故將螢石中的兩種包裹體統稱為含CO2和CH4的LV包裹體，其氣相(或液相+氣相)CO2+CH4充填度低，介于1%～5%。
2.流體包裹體顯微測溫
1)顯微測溫結果：本次測溫工作共獲得35個初熔溫度，其中I1階段初熔溫度介于－61.2～－28.4℃，集中在－40～－30℃，I2階段介于－74.1～－32.9℃，集中在－70～－50℃(表1)，均遠低于NaCl-H2O體系的共結溫度(盧煥章等，2004)，指示I期流體成分中除含NaCl外，還含有大量與H2O具更低共結溫度的成分，如CaCl2、MgCl2等(盧煥章等，2004)，流體體系至少為較復雜的NaCl-CaCl2-MgCl2-H2O體系。獲得101個冰點溫度和10個CO2籠合物溶解溫度(表1)，其中I1階段冰點溫度介于－34.2～－10.3℃，峰值為－20～－19℃;I2階段冰點溫度介于－27.2～－8.4℃，峰值為－23～－22℃;CO2籠合物僅在I2階段出現，溶解溫度介于－5～5.6℃。獲得102個均一溫度，其中I1階段均一溫度介于83.4～311.2℃，峰值為130～140℃;I2階段溫度分布范圍稍窄，為102.1～227.1℃，但峰值偏高，為170～180℃(表1、圖8a)。均一溫度統計直方圖呈塔式分布(圖8a)，體現了數據的可靠性。
2)流體鹽度、密度、壓力、成礦深度估算：流體包裹體測溫獲得的冰點溫度和CO2籠合物溶解溫度是被捕獲流體鹽度的重要指標。本次工作對冰點溫度和CO2籠合物溶解溫度分別采用ChiandNi(2007)的H2O-NaCl-CaCl2體系經驗公式和籠合物溶解溫度與鹽度關系(Collins，1979)計算其相當于含NaCl的鹽度。結果表明，I1階段流體鹽度介于14.25%～26.44%NaCleqv之間，峰值為23%～24%NaCleqv;I2階段流體鹽度分布范圍稍大，為7.73%～24.97%NaCleqv，但峰值與I1階段相同(表2、圖8b)。流體包裹體記錄的流體密度根據劉斌和沈昆(1999)的經驗公式D=A+Bt+Ct2(D為流體密度(g•cm－3)，t為均一溫度(℃)，A、B、C為經驗常數)獲得。計算結果表明，I1階段流體密度介于0.96～1.15g•cm－3之間，峰值為1.10～1.12g•cm－3，I2階段介于0.94～1.13g•cm－3，峰值偏低，為1.06～1.08g•cm－3(表2、圖8c)。礦區主要成礦方式為礦石礦物膠結角礫巖或充填裂隙，總體體現了成礦流體在先存張性空間的充填，所以利用流體包裹體測溫數據計算成礦壓力、深度時僅考慮流體壓力因素。壓力估算采用邵潔漣(1988)的經驗公式(P=P0×T/T0，其中P0=219+2620S，T0=374+920S(T為流體包裹體均一溫度、S為流體鹽度))，成礦深度估算采用Shepherdetal．(1985)的經驗公式(P=2.7×0.0981×H(P單位為bar，H單位為m))。計算結果表明，I1階段流體壓力介于116～445bar(表2)，峰值為190～210bar，對應成礦深度介于436～1681m(表2)，峰值為700～750m(圖8d)，I2階段流體壓力120～323bar(表2)，峰值為230～250bar，對應成礦深度介于453～1220m(表2)，峰值為950～1000m(圖8d)。
3.流體包裹體成分
1)群體氣相、液相成分分析
流體包裹體群體成分分析包括I1階段重晶石、方解石和II4階段的方解石樣品。分析結果表明，I1階段流體氣相成分為H2O、N2、CO2和O2，含CO和少量CH4、C2H2和C2H4等有機氣體;II4階段成分與I1階段相似，但CO2和CO含量減少(表3)，有機氣體含量增多。計算發現2個階段流體氣相成分的R值都較小(表3)，在I1階段介于0.09～0.58，在II4階段介于0.00～0.19。液相成分(表4)中I1階段陽離子以Ca2+、Mg2+為主，并含一定量K+和Na+;陰離子以SO42－、Cl－、F－為主，并含一定量NO3－和少量Br;II4階段與之相似，僅離子濃度降低。2）單個流體包裹體激光拉曼探針分析：由于在應用激光拉曼對單個流體包裹體成分進行分析時，方解石表現出極強的熒光干擾，所以本次實驗獲得方解石中單個流體包裹體的成分數據較少，所獲得結果主要為I2階段螢石中的單個流體包裹體成分，但也恰為群體成分分析中I2階段樣品的缺乏作以補充。測試結果表明，I2階段螢石中流體包裹體氣相成分含CH4、C、CO2和H2O(圖9a，c)，液相成分主要為H2O(圖9b);而I1階段僅獲得的一個方解石中流體包裹體的數據表明其成分主要為H2O(圖9d)。#p#分頁標題#e#
同位素地球化學特征
1.碳氫氧同位素地球化學特征
本次工作對拉攏拉礦床I1、II2和II4三個階段7件方解石樣品(位置見圖2)、區域及礦區未蝕變的3件灰巖樣品進行了C、O同位素分析，并對上述階段的5件方解石和1件重晶石樣品進行了H、O同位素分析，測試工作由國土資源部同位素地質重點實驗室MAT-251EM型質譜計完成。C、O同位素分析采用100%正磷酸法(McCrea，1950)，分析精度(2σ)為±0.2‰;H同位素分析采用400℃爆裂法取水，鋅法制H2，分析精度(2σ)為±2‰。因顯微測溫工作表明I1與I2階段流體性質有一定差異，所以不能用I1階段樣品代表整個I期，但II期幾個階段礦物組合基本一致，推測各階段流體性質相似，所以下文中以“II期”對II期中的幾個階段進行統一介紹。區域二疊系、三疊系未蝕變灰巖δ13CV-PDB介于1.6‰～3.0‰，δ18OV-SMOW介于22.9‰～24.8‰(表5)，與正常海相灰巖C、O同位素范圍(張理剛，1985)相當，指示樣品未和熱液發生同位素交換，可代表礦集區乃至區域碳酸鹽巖地層背景。I1階段與II期方解石δ13CV-PDB值分布范圍較窄(表5)，分別為2.8‰～6.4‰和0.9‰～7.2‰，基本與區域碳酸鹽巖范圍一致;δ18OV-SMOW值分布較寬(表5)，分別為10.9‰～26.5‰和9.1‰～22.8‰，部分數據遠離區域灰巖背景值。6件樣品中流體包裹體圈閉的成礦流體δDV-SMOW值在I1階段、II期分別為－134‰～－110‰和－137‰～－111‰，結合礦物O同位素及顯微測溫結果，計算獲得成礦流體δ18OV-SMOW值分別為－2.92‰～12.67‰和－0.23‰～13.42‰，總體來說II期與I1階段成礦流體H、O同位素組成相似。
2.硫同位素地球化學特征
本次工作對兩期成礦過程中產生的硫化物(方鉛礦、黃鐵礦)和硫酸鹽(重晶石)(位置見圖2)進行了S同位素分析，并將其與區域第三紀盆地中的石膏進行了對比。測試工作在國土資源部同位素地質重點實驗室MAT-251EM型質譜計上完成，硫酸鹽和硫化物分別經V2O5和Cu2O制備SO2，分析精度(2σ)為±0.2‰。分析結果表明(表6)，區域第三紀石膏δ34S為正值，介于2‰～4.7‰之間。礦區硫化物δ34S為負值，其中I1階段方鉛礦δ34S值為－17.1‰～－16.9‰，黃鐵礦則更小(－24.7‰);II2階段硫化物可以代表II期硫化物，其方鉛礦δ34S值介于－20.8‰～－11.5‰。重晶石僅發現了I1階段可用樣品，其δ34S為正值，介于11.3‰～22.9‰，δ18O介于10.5‰～11.5‰。
3.鉛同位素地球化學特征
根據數據分析經驗，富鉛礦物可以獲得更為準確的Pb同位素測試結果，所以本次選取了I1和II2兩個階段共6件方鉛礦樣品進行了Pb同位素測試(位置見圖2)，并對區域2件未蝕變灰巖樣品進行了Pb同位素背景值分析。測試工作在國土資源部同位素地質重點實驗室的NuPlasmaHR等離子質譜儀上完成，具體實驗方法及參數參見(何學賢等，2005)。I1和II2兩階段方鉛礦Pb同位素組成基本一致(表7)，206Pb/204Pb分別為18.7380～18.8835和18.8646～18.8711，207Pb/204Pb分別為15.6669～15.6677和15.6619～15.6647，208Pb/204Pb分別為38.9404～38.9796和38.9610～38.9670。區域上三疊統波里拉組和下二疊統里查組兩個灰巖樣品的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb值與礦區方鉛礦值存在一定差異，分別為19.3625和18.9078，15.6969和15.6611及38.9447和38.5402。
討論
1.成礦流體性質及來源
根據流體包裹體群體成分及顯微測溫結果，拉攏拉礦區I、II兩期流體離子成分相近，均為Ca2+-Mg2+-Na+-K+-SO42－-Cl－-F－-NO3－鹵水體系。I期演化早階段(I1)發育富液相LV流體包裹體，氣相成分為N2、H2O、CO2和O2，流體在190～210bar、700～750m的條件下表現出低溫(130～140℃)、高鹽(23%～24%NaCleqv)、中高密度(1.10～1.12g•cm－3)特征，反映出盆地鹵水性質(圖10a);晚階段(I2)地質條件發生變化，成礦深度(950～1000m)和壓力(230～250bar)增大，流體中圈閉了更多的CO2、CH4及其它含C有機氣體，從而以發育含CO2和CH4的LV流體包裹體為主，在鹽度保持不變的基礎上，溫度升高(170～180℃)，密度降低(1.06～1.08g•cm－3)，反映出中低溫、高鹽度流體疊加盆地鹵水的特征(圖10a)。對比I期(0.09～0.13)和II期(0.13～0.19)氣相成分R值發現，流體演化全程都處于弱還原至弱氧化環境，且氧化性逐漸增強。對流體包裹體離子成分Na-K-Cl-Br體系進行分析(圖10b)，發現流體中Cl/Br和Na/K比值均遠低于正常海水，但總體沿海水蒸發曲線分布，指示流體的一個可能來源為蒸發濃縮的海水，這種海水可以由礦區甚至區域灰巖地層中的封存水提供。此外，部分樣品出現向海水蒸發趨勢線左向偏移現象(圖10b)，這種偏移實質是由于流體中Na+和Ca2+進行交換而導致的Na+離子含量減少引起的(Gleesonetal．，2001)，所以，推測成礦流體與圍巖有較強的水巖反應和物質交換。根據C同位素分析結果，碳酸鹽礦物δ13CV-PDB值分布狹窄(－5.0‰～7.2‰)，其與地球C儲庫中地幔CO2、淡水碳酸鹽、地下水總溶解無機碳、海洋總溶解無機碳、海相灰巖和變質CO2中δ13CV-PDB值有所重疊(ClarkandFritz，1997)，但是，鑒于礦區未見與礦化有關的巖漿活動，且也不存在產生淡水碳酸鹽條件，所以推測后四項可能成為熱液流體中的C來源。對C-O同位素綜合分析(圖11a)，I1階段、II期方解石C-O同位素分布規律相似，部分樣品落入區域碳酸鹽巖范圍，與背景灰巖一致，部分樣品δ18OV-SMOW大幅減小、δ13CV-PDB小幅增大，總體在δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW相關圖中呈現出斜率極小的沿δ18OV-SMOW軸向數值降低方向演化的趨勢，指示熱液中C主要來自區域(甚至礦區)碳酸鹽巖的溶解，即熱液流體和灰巖地層發生了強烈的水巖交換作用，而δ13CV-PDB值小幅增大導致的極小斜率的出現則可能代表了區域流體中變質水的加入。對流體H、O同位素綜合分析(圖11b)，I1、II4兩階段流體H、O同位素組成相似，均位于巖漿水范圍之外，與地質特征中體現出的成礦與巖漿作用無關認識一致。兩階段流體δD和δ18O都具一定變化范圍，形成斜率為正的與大氣降水線相交的近直線，反映了盆地鹵水來源特征;H同位素較小，H-O組成整體以世界mvt礦床流體H-O組成與海水相隔落入有機質生物熱解H-O和西藏大氣降水H同位素范圍，表明成礦流體來源和世界MVT鉛鋅礦床成礦流體具有一定相似性，其成分中可能有演化的海水，也可能有區域的大氣降水，但重要的是其曾與有機質或有機氣體發生強烈作用。綜合歸納以上討論，拉攏拉礦區成礦流體至少存在2種來源，分別為:①中低溫度、高鹽度盆地鹵水，可來自區域第三紀盆地鹵水的下滲;②由大氣降水、蒸發濃縮海水和變質水混合而成的區域流體，其相對盆地鹵水鹽度相似、溫度較高，可由區域或礦區地層釋放的封存水，變質基底釋放的變質水和循環的大氣水混合獲得。兩期流體成分中都反映了CH4等有機還原氣體的存在，其來源可能主要為灰巖地層中含有機質沉積物，但某一時間CH4等的大量出現(如I2階段)則可能是伴隨區域流體(含變質水)而進入礦區，無論其來源如何，有機成分都在成礦過程中發揮了重要還原作用，其自身發生氧化還原硫酸鹽，并導致流體成分中出現C這種中間價態物質的出現(圖9)。#p#分頁標題#e#
2.成礦物質來源
硫是熱液礦床中硫化物和硫酸鹽的主要組成部分，其同位素組成對分析硫的來源具有重要作用。礦區重晶石S同位素組成與賦礦圍巖同時代(晚三疊世)海水一致，或較其偏重(圖12a)，說明重晶石中的S可能來自灰巖地層封存的古海水中殘留的硫酸鹽，而灰巖地層則并非特指礦區地層，其也可能來自區域。對硫化物δ34S值分析則發現，I1階段硫化物并不具備硫同位素平衡狀態下的分餾特征(即δ34S黃鐵礦＞＞δ34S方鉛礦)(圖12b)，推測這是由于較低的成礦溫度所致。雖然，通過數據結果難以判斷II2階段流體的平衡特征，但考慮到相似的成礦條件，推測其流體也應未達到硫同位素分餾平衡。所以，根據本次分析數據難以判斷流體的總硫范圍。但是，第三紀盆地鹵水卸載的石膏卻表現出了明確特征，其δ34S值局限分布在硫化物與重晶石δ34S值之間(圖12b)，清楚反映了盆地鹵水中硫酸根的硫發生負向分餾進入硫化物、正向分餾進入重晶石的信息，也即盆地鹵水中的硫酸鹽可能對成礦物質中硫的出現發揮了重要作用。綜合以上討論，為礦區提供還原硫的硫酸鹽可能來自礦區及區域灰巖地層中封存的古海水中殘留的硫酸鹽，也可能來自第三紀盆地鹵水中的石膏，鑒于成礦作用需要大量還原硫，而灰巖地層封存海水中殘留的硫酸鹽又遠不及第三紀盆地鹵水中的石膏豐富，所以，推測第三紀盆地鹵水中的硫酸鹽是成礦還原硫的主要來源，但并不排除灰巖地層中的蒸發濃縮海水也發揮了作用。由于鉛質量數較大，其同位素組成不易隨環境發生變化，因此能準確指示礦質來源。但是，由于本次工作僅獲得區域少量灰巖地層的背景Pb值，不易進行對比，所以僅對其進行簡單討論。I1和II2兩階段方鉛礦Pb同位素組成一致，基本都集中在造山帶Pb演化線上(圖13)，體現了其來自造山帶地層特征;其和區域灰巖地層出現重疊但又不完全一致(圖13a)，體現出灰巖可能為Pb來源之一。綜合起來，Pb同位素所代表的成礦物質來源可能包括了造山帶中從基底變質巖到蓋層灰巖(甚至碎屑巖)等多套地層，這些物質可能是由上文討論的含變質流體的區域流體運移至礦區的。
3.成礦流體運移及金屬物質卸載機制
對于區域流體驅動機制，目前比較認可的主要有構造擠壓、地形或重力驅動、沉積壓實和熱-鹽對流循環4種模式(Garven，1995)。拉攏拉礦床位于區域逆沖推覆帶中帶-前鋒帶內(圖1)，成礦作用(38Ma)(劉英超，未刊資料)發生在區域擠壓作用結束之時(Spurlinetal．，2005)，在近800km2的礦集區內與趙發勇、加膜山等具相似礦化特征的鉛鋅礦床成串分布，反映了構造擠壓是最有可能的區域流體驅動機制。鉛鋅礦化發生時，區域上的逆沖推覆活動接近尾聲(Spurlinetal．，2005)，逆沖斷層開始發生局部斷后伸展，甚 至區域走滑斷裂活動開始進行，此時新生代盆地發生強烈改造，盆地地層不僅被中生界地層構造巖片疊覆，也因E-W方向雙向擠壓而發生強烈褶皺，盆地底部砂巖建造由于強烈變形已難以實現區域流體的長距離側向運移。但是，由于區域構造發育，逆沖推覆帶下方的拆離滑脫帶完全可以成為流體長距離側向遷移的主干通道，斷后伸展作用造就的開放空間則可有效的溝通拆離滑脫帶成為流體垂向運移的主要通道(侯增謙等，2008)。區域逆沖推覆構造的廣泛活動使區域地層從根帶向前峰帶都經受了強烈的擠壓作用，從而使變質基底和蓋層碎屑巖、灰巖地層中的封存水由于擠壓作用從地層中排出，并向有利的排泄空間(如底部的構造拆離帶)運移，混合成富含Na+、Cl－、F－離子并含CO2和CH4等氣體的區域流體。區域流體在持續擠壓作用下，沿拆離滑脫帶長距離遷移，并在遷移過程中與基底及蓋層多套地層相互作用，淋濾其中的Pb2+、Zn2+等物質，最終成為富含金屬元素的區域流體。對于熱液成因硫化物礦床，δ34S值可以有效地反映硫化物沉淀機制。拉攏拉礦區I、II期成礦中，硫化物δ34S值都在負值范圍分布(圖12b)，最低達－24.7‰(表6)，這種特征負值所代表的強烈負向分餾只能通過生物還原硫酸鹽作用獲得(Warren，1999)，而生物還原硫酸鹽這一作用得以進行的物理條件是環境溫度小于50～85℃，但是，這一溫度又遠低于實測的成礦流體溫度，所以，推測流體中生物還原硫酸鹽的過程和硫化物沉淀的過程并非同時進行，還原硫應該是在礦區內硫化物沉淀前形成或在礦區外形成后進入礦區，隨后與富含金屬物質的另一種流體混合而導致硫化物沉淀的。由于生物還原硫酸鹽的過程與還原硫的保存都需要一定的圈閉環境和物理條件(Warren，2000)，而這些條件在逆沖推覆帶反沖斷層形成的圈閉內較易于實現，所以，推測還原硫在礦區本地產生。區域第三紀盆地鹵水通過重力壓實及構造裂隙易于下滲到礦區構造圈閉帶，在圈閉帶中生物還原作用下，盆地鹵水中賦存的大量石膏發生還原，形成富含還原硫的本地流體儲庫，該儲庫與富含Pb-Zn-F-Cl絡合物的區域流體混合是金屬物質卸載的基本機制。以Zn為例，其硫化物和碳酸鹽的卸載形式可由以下方程式表述:H2S+Zn2+→ZnS↓+2H+，CaCO3+H+→Ca2++HCO3－，Zn2++HCO3－→ZnCO3↓+H+，同時，區域流體中帶來的F也會由于Ca2+的增多沉淀:Ca2++2F－→CaF2↓。
4.礦床成因類型和成礦模型
三江成礦帶內鉛鋅礦床發育，侯增謙等(2008)曾根據控礦式樣和礦化特征的不同將區域礦床總結為構造穹窿-巖性圈閉金頂式、受控于沖起構造的河西-三山式、產于平移斷層內的富隆廠式和層間破碎帶控制東莫扎抓式4種礦床式，并初步將其稱之為造山型Pb-Zn礦。而在隨后的對典型鉛鋅礦床剖析時，研究者們發現區內鉛鋅礦床成礦流體低溫高鹽的盆地鹵水性質、成礦物質來自區域地層等多個基本特征都和世界上經典的MVT鉛鋅礦床相似(Leachetal．，2005;王安建等，2009;宋玉財等，2009;田世洪等，2011)，但是其大地構造背景獨特，成礦流體也具多來源性，所以進一步提出將這類礦床命名為發育在逆沖推覆帶中的類MVT鉛鋅礦床(劉英超等，2010)。綜合對比發現，拉攏拉礦床在成礦地質背景、礦床地球化學特征和礦床成因上與上述各礦床式相似，但是，在礦床地質特征上卻顯示出了獨特的控礦構造和礦體產狀，即礦體受到巖性分界面和順層逆沖斷層控制而沿灰巖和碎屑巖巖性分界面發育，從而代表了新的礦床式，本文將其命名為拉攏拉式。根據上文討論，拉攏拉式鉛鋅礦床成礦模式可表述如下(圖14)。①由于區域逆沖推覆活動，發育在反沖斷層附近的礦區地層發生破碎并疊置，在上有泥頁巖不透水層覆蓋，下有砂頁巖不透水層鋪墊，且具有合適構造圈閉的灰巖地層內，由第三紀盆地下滲的盆地鹵水、封存在碳酸鹽巖地層中的蒸發海水提供的SO42－在生物還原作用下生成H2S，并在斷層附近泥頁巖和灰巖分界面及灰巖內部匯聚成富含H2S的流體儲庫，流體儲庫形成后由于碳酸鹽巖地層上下不透水層的阻隔而得以保存。②伴隨區域持續擠壓作用，區域變質巖中的變質水、區域地層中的封存海水被釋放出來，二者與循環的大氣降水混合并沿區域逆沖斷層主拆離滑脫帶長距離遷移(侯增謙等，2008)，淋濾萃取蓋層沉積巖、火山巖以及基底變質巖中的金屬物質，形成富含Pb、Zn、鹵素、少量CO2和有機氣體的區域流體。③側向造山間歇期，部分斷層發生斷后伸展，區域上形成大量開放空間，上述區域流體沿開放空間向上運移到達礦區，在反沖斷層帶內與富H2S的本地流體混合，鉛鋅硫化物沉淀，同時伴隨大量酸的生成，溶蝕灰巖，形成垮塌角礫，螢石及鉛鋅碳酸鹽沉淀。在逆沖斷層附近灰巖與泥頁巖巖性分界面上形成主要的透鏡狀礦體，在斷層上盤熱液溶蝕垮塌溶洞內形成少量筒狀礦體。#p#分頁標題#e#
結論
(1)拉攏拉鉛鋅礦化受逆沖斷層附近泥頁巖與灰巖巖性分界面控制，形成透鏡狀礦體，以角礫狀、網脈狀為主要礦石構造，以方鉛礦、閃鋅礦和菱鋅礦為主要礦石礦物，代表了青藏高原三江鉛鋅成礦帶一種新的礦床式———拉攏拉式。(2)拉攏拉鉛鋅礦床成礦流體包括富液相LV流體包裹體和富CO2和CH4LV流體包裹體兩種，結合顯微測溫結果和C-H-O同位素，識別出成礦流體至少有兩種來源，分別為①第三紀盆地下滲的低溫高鹽盆地鹵水;②沿逆沖斷層運移的中低溫高鹽區域流體，由地層封存蒸發濃縮海水、變質巖釋放的變質水和循環的大氣降水組成。(3)拉攏拉鉛鋅礦床硫化物δ34S負向分餾大，結合重晶石及區域第三紀石膏S同位素組成，指示還原硫來自生物還原盆地鹵水和蒸發濃縮海水中的硫酸鹽。(4)拉攏拉鉛鋅礦床方鉛礦Pb同為素與造山帶Pb同位素組成一致，對比區域地層Pb同位素組成，提出礦床成礦物質來源于碰撞造山帶內包括基底至蓋層的多套地層。(5)綜合對比，提出拉攏拉礦床為受逆沖推覆構造控制的類MVT鉛鋅礦床，其成礦過程可簡單歸納為:逆沖推覆-流體匯聚、鹵水下滲-還原硫成庫、應力松弛-流體排泄、流體混合-金屬沉。（本文圖略）
本文作者：劉英超 侯增謙 于玉帥 田世洪 李玉龍 楊竹森 單位：北京中國地質科學院地質研究所 武漢地質礦產研究所 北京中國地質科學院礦產資源研究所 青海省地質調查院