多不杂铜矿区铅同位素地球化学特征*

何阳阳 温春齐 刘显凡 周 玉 郭建强

(1.成都理工大学地球科学学院;2.四川省地质矿产勘查开发局402地质队)

多不杂铜矿床位于西藏阿里地区改则县物玛乡境内，是多龙矿集区内发现的第1个大型铜矿床，研究意义十分重大。铅同位素研究不仅可用于模式年龄定年和成矿物质来源探讨，还可用于化探与找矿评价。前人已经对多龙矿集区内部分矿床矿石铅同位素组成特征进行过研究［1-2］，但对多不杂铜矿床铅同位素提及不多。为此，本研究将对多不杂铜矿床铅同位素地球化学特征进行分析。

1 矿区地质概况

多不杂铜矿区位于羌塘地块的南缘以及班公湖—怒江缝合带的西段。侏罗—白垩纪时期拉萨地块和羌塘地块之间的怒江洋盆碰撞闭合与班公湖—怒江缝合带的形成有关［3］。怒江洋盆碰撞闭合至白垩纪完全拼贴完成。班公湖—怒江缝合带沿线发现有铜金多金属，伴有燕山期中酸性岩和基性岩的侵入，到处可以见到蛇绿混杂体。

矿区出露地层较为简单，主要为下侏罗统曲色组二岩段(J1q2)、下白垩统美日切组(K1m)、新近系康托组(N1k)、第四系(Q)。花岗闪长斑岩为该矿床的含矿斑岩体，下侏罗统曲色组二岩段为主要赋矿层。F2和F102条断层穿过矿区，岩体内外接触带及断裂两侧次级裂隙构造十分发育。F2断层在矿区中部以走向280°～290°展布，断层面南倾，倾角40°～50°，构造破碎带中夹有一条长约200 m、宽30～40 m的美日切错组紫红色安山质火山碎屑岩、安山玢岩的断片。F10断层在矿区沿萨玛隆沟展布，被第四系覆盖，根据遥感解译、地貌特征、钻孔资料推测该断层走向约35°，倾向约305°，倾角约75°，形成较晚，并对含矿斑岩体有破坏作用［4］。

燕山期的中酸性岩和基性岩是与成矿有关的岩浆岩，矿区分布在多不杂构造岩浆带上，属于羌塘—三江复合板片南缘。矿区岩浆岩包括闪长岩、辉绿岩、花岗闪长斑岩等，产出形态主要为岩脉、岩株、岩墙［3］。

2 铅同位素特征

本次研究所测样品全部取自多不杂铜矿床2 304#和2 312#钻孔，样品新鲜，具有代表性。测试单位为核工业北京地质研究院，测试仪器为ISOPROBE－T热电离质谱仪，检测方法和依据为《GB/ T 17672—1999 岩石中铅锶钕同位素测定方法》，测试结果见表1。

表1 多不杂铜矿床铅同位素组成

由于铅的质量较大，不同的铅同位素分子之间相对质量差小，成矿元素在浸取、搬运和沉淀过程中，其同位素组成通常不发生变化，亦即成矿溶液中的铅继承其源区的同位素组成，因而矿质来源不同，矿石的铅同位素组成也就具有明显的差异［6-7］。

2.1 铅同位素组成

从表1中可以看到，本次测试数据δ(206Pb)/δ (204Pb)为 17.942～18.577，平均为 18.333; δ(207Pb)/δ(204Pb)为 15.574～15.630，平均为15.595;δ(208Pb)/δ(204Pb)为37.997～38.782，平均为38.441;绝大部分样品铅同位素含量比值变化很小，显示其具有正常铅同位素的特征。μ为9.42～9.51，平均为 9.46;ω为 36.46～37.28，平均为36.89;Δα为70.46～76.67，平均为72.87;Δβ为16.54～19.65，平均为17.94;Δγ为32.51～38.59，平均为35.26。

含矿地层中铅同位素组成:δ(206Pb)/δ(204Pb)平均为18.57，δ(207Pb)/δ(204Pb)平均为15.62，δ (208Pb)/δ(204Pb)平均为38.76，μ平均为9.49，ω平均为37.17。含矿斑岩中铅同位素组成:δ(206Pb)/δ (204Pb)平均为18.19，δ(207Pb)/δ(204Pb)平均为15.58，δ(208Pb)/δ(204Pb)平均为38.25，μ平均为9.44，ω平均为36.74。可以清楚地看到，随着深度的增加，地层和斑岩体中 δ(206Pb)/δ(204Pb)、δ(207Pb)/δ(204Pb)、δ(208Pb)/δ(204Pb)总体上均在不断变大;另外，含矿地层中的铅同位素含量比值明显高于含矿斑岩中的铅同位素含量比值，说明含矿地层更富集铅同位素。

2.2 铅的来源

通常认为，铅同位素源区特征值，尤其是μ值的变化能提供地质体经历地质作用的信息，反映铅的来源，且来自地壳或地幔铅具低μ值(＜9.58)［6］。多不杂铜矿床8件样品铅同位素含量比值变化比较稳定，μ值亦如此，反映成矿物质可能是单一来源或以1种来源占绝对优势。其他特征值具有相似的变化规律，反映来源的相似性。

Zartman等［8］根据不同铅源区的铅同位素组成特征作出了不同源区铅的平均增长曲线。将表1中铅同位素含量比值投入图解，可以看到它们位于上地壳和地幔之间，且靠近造山带演化曲线，见图1。

图1 多不杂铜矿床铅同位素源区示意

朱炳泉［9］认为上述关于矿石铅的同位素组成特征虽部分揭示了矿石铅的成因与物质来源，但仍是不全面的，且讨论中只注意了δ(206Pb)/δ(204Pb)与δ(207Pb)/δ(204Pb)的关系与变化。矿物铅与岩石铅同位素的深入研究表明，钍铅的变化及钍铅与铀铅同位素组成的相互关系对于地质过程与物质来源提供了更丰富的信息，为了突出这种变化关系，他做出了铅同位素的Δβ－Δγ成因分类图解［6］。将表1中相关参数投入图解，可以看到多不杂铜矿床的矿物铅和岩石铅投影点均落入上地壳与地幔混合的俯冲带，且靠近造山带附近，见图2。

图2 铅同位素Δβ－Δγ成因分类

综合上述分析，认为多不杂铜矿床铅同位素主要具有由岩浆作用形成的地壳与地幔混合的俯冲带铅的特征，也可能有部分来源于造山带。

3 成矿构造背景探讨

Doe等［10］根据全世界不同构造显生宙岩石和矿床的全部铅同位素组成，划定了不同地质环境所处的独特同位素范围，并作出了经典的铅同位素构造背景判别图解，见图3。将表1中铅同位素含量比值投入图解，可以看到图3(a)中矿物铅均靠近成熟弧环境，岩石铅除了1个样品外均落入成熟弧环境;图3(b)中矿物铅和岩石铅全部落入成熟弧环境，说明多不杂铜矿床铅同位素形成的构造背景主要为弧环境。

图3 多不杂铜矿床铅同位素构造背景判别

Zartman等［8］根据世界上不同地质环境中来源的铅同位素组成总结了不同来源铅同位素组成特点，并作出了经典的铅同位素源区及构造背景判别图解，见图4。将表1中铅同位素含量比值投入图解，可以看到图4(a)和图4(b)中矿物铅和岩石铅全部都落入了成熟弧环境，说明多不杂铜矿床铅同位素形成的构造背景主要为弧环境，和图3所反映的现象相一致。

4 对比分析

将多不杂铜矿床与多龙矿集区其他铜矿床的矿石铅同位素组成特征进行了对比，见表2。

从表2中可以看到:①多不杂铜矿床和多龙矿集区拿若、色那铜矿床铅同位素比值相近，波龙铜矿床稍微低些，但总体来说，变化比较稳定，说明它们具有相似的铅同位素特征。②多不杂铜矿床和波龙铜矿床铅同位素主要来源于地壳与地幔混合的俯冲带，其次来源于造山带;拿若、色那铜矿床铅同位素主要来源于造山带。③多不杂铜矿床和波龙、拿若、色那铜矿床铅同位素形成的构造背景都是弧环境。

图4 铅同位素源区及构造背景判别

5 结论

综上所述，绝大部分样品铅同位素比值变化很小，显示其具有正常铅同位素的特征。随着钻孔深度的增加，地层和斑岩体中铅同位素含量比值总体上均在不断变大;另外，含矿地层中的铅同位素含量比值明显高于含矿斑岩中的铅同位素含量比值，说明含矿地层更富集铅同位素。

多不杂铜矿床铅同位素含量比值及μ值等参数变化特征反映出成矿物质可能是单一来源或以1种来源占绝对优势，通过进一步分析认为多不杂铜矿床铅同位素主要来源于地壳与地幔混合的俯冲带，也可能有部分来源于造山带，其形成的构造背景是弧环境。

将多不杂铜矿床与多龙矿集区部分矿床的铅同位素特征进行对比，可以看到它们具有相似的铅同位素地球化学特征，而多不杂铜矿床是超大型斑岩矿床，暗示波龙、拿若和色那铜矿床有成为大型矿床的潜力，同时也为多龙矿集区内新的矿点或矿床的发现提供参考。

表2 多龙矿集区部分矿床矿石铅同位素组成特征

［1］ 辛洪波，曲晓明，王瑞江，等.藏西班公湖斑岩铜矿带成矿斑岩地球化学及Pb、Sr、Nd同位素特征［J］.矿床地质，2009，28 (6):785-792.

［2］ 吕立娜，赵元艺，宋 亮，等.西藏班公湖—怒江成矿带西段富铁矿与铜(金)矿C、Si、O、S和Pb同位素特征及地质意义［J］.地质学报，2011，85(8):1291-1304.

［3］ 魏玉帅，江 万，黄 炜，等.西藏自治区班公错—怒江带西段斑岩铜矿勘查规划部署研究［R］.拉萨:西藏自治区地质调查院，2008.

［4］ 陈红旗，张天平，李玉昌，等.西藏班公湖—怒江成矿带西段铜多金属资源调查报告［R］.拉萨:西藏自治区地质调查院，2011.

［5］ 路远发.GeoKit:一个用VBA构建的地球化学工具软件包［J］.地球化学，2004，33(5):459-464.

［6］ 温春齐，多 吉.矿床研究方法［M］.成都:四川科学技术出版社，2009.

［7］ 何阳阳，温春齐.西藏马攸木金矿床铅同位素研究［J］.矿床地质，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.地球科学中同位素体系理论与应用——兼论中国大陆壳幔演化［M］.北京:科学出版社，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.