2. 吉林省地质调查院, 长春 130102;
3. 青海省第五地质矿产勘查院, 西宁 810012
2. Geological Survey Institute of Jilin Province, Changchun 130102, China;
3. No.5 Geologic Exploration and Mineral Resource Institute of Qinghai Province, Xining 810012, China
0 引言
三江(金沙江、澜沧江、怒江)多金属成矿带作为特提斯巨型成矿域的重要组成部分，经历了复杂的构造运动[1]。该带发育古近纪—新近纪的前陆盆地、走滑拉分盆地、走滑断裂系统和逆冲推覆断裂构造[1]，区内不同构造环境和地质阶段的成矿作用相互叠加，成矿条件特别有利[2-3]。新生代发育一系列铅锌矿床，主要发育在中、新生代陆相盆地边缘，代表性矿床由SE向NW依次有：兰坪盆地的白秧坪和金顶超大型铅锌矿床[4-5]、昌都盆地的赵发涌铅锌矿床[6]以及玉树盆地的莫海拉亨和东莫扎抓铅锌矿床等[7-8]。三江多金属成矿带北段沱沱河地区发育一系列中低温热液脉型、斑岩型、密西西比河谷型(MVT)和火山喷流块状硫化物(VMS)型等矿床[9-12]。近年来，在沱沱河地区发现了茶曲帕查超大型铅锌矿床、楚多曲大型铜铅锌矿床、巴斯湖中型铅锌矿床，以及那日尼亚、纳保扎陇、扎拉夏格涌等众多铅锌矿床和矿(化)点，显示了巨大的找矿潜力。
巴斯湖铅锌矿床的勘查工作始于2007年，2015年青海省第五地质矿产勘查院提交了巴斯湖铅锌矿普查报告，估算(333+334)铅锌资源量30万t[13]。巴斯湖铅锌矿区矿化类型多样，成矿条件复杂，根据矿体产出的空间位置、矿石结构构造以及矿物组合等特征，前人将巴斯湖矿区的铅锌矿化划分为两种类型：南带的中低温热液脉型铅锌矿化和北带的细网脉型铅锌矿化[9, 14]。其中，南带的成矿潜力更为巨大，南带M9矿体作为巴斯湖矿区主矿体，其铅锌资源量占矿区铅锌总资源量的87%[14]。
前人对巴斯湖铅锌矿床的研究主要集中在对矿床地质和流体特征的总结上[9, 14]，然而，矿床成矿流体和成矿物质的来源仍不清楚，矿床的成因至今仍不完全清楚。因此，本文选取M9主矿体作为研究对象，在野外调研基础上，对巴斯湖铅锌矿床M9矿体进行了流体包裹体特征、H-O-S稳定同位素组成等综合研究，讨论了成矿流体、成矿物质特征及成矿机制，并对矿床的成因进行了探讨，以期为巴斯湖铅锌矿床及沱沱河地区同类矿床的找矿突破提供重要理论依据。
1 区域地质背景青藏高原由4个主要地块组成，从北往南依次为：松潘—甘孜地块、羌塘地块、拉萨地块以及喜马拉雅地块(图 1)[15]。其间依次被金沙江缝合带、班公湖—怒江缝合带和雅鲁藏布江缝合带分割[16]。羌塘地块又被龙木错—双湖缝合带分割为南羌塘地块和北羌塘地块[16]。巴斯湖铅锌矿床位于三江多金属成矿带北段的沱沱河地区，大地构造上夹持于金沙江缝合带与龙木错—双湖缝合带之间的北羌塘地块上[2, 17]。
石炭纪碎屑岩和碳酸盐岩为沱沱河地区最古老的地层，这些地层被认为是在被动大陆边缘环境下形成的(图 2)[22]。二叠纪至三叠纪地层主要由海相碳酸盐岩、碎屑岩和火山岩组成。近年来对玉树地区二叠纪岩浆岩的研究表明，这些地层沉积于大陆边缘弧环境，并与275~248 Ma双湖大洋板块的北向俯冲作用有关[23]。区内缺失下、中三叠统，上三叠统与下伏地层为不整合接触，晚三叠世该区处于金沙江大洋板块的南向俯冲背景[24]。
区内缺失下侏罗统(图 2)[17, 25]，中、上侏罗统由下至上由雀莫错组、布曲组、夏里组、索瓦组、雪山组的碎屑岩以及碳酸盐岩组成[26]。白垩纪开始，沱沱河地区全面进入陆相沉积阶段，形成巨厚的红色碎屑岩建造。新生代地层主要出露于沱沱河地区北部，包括始新统沱沱河组、渐新统雅西错组和中新统五道梁组的陆源碎屑岩和碳酸盐岩[22, 27-28]。
沱沱河地区发育印度-欧亚板块新生代碰撞造山作用所形成的大型逆冲推覆构造和走滑构造体系[5, 29]。逆冲推覆构造带由一系列NWW向逆冲断层和褶皱组成，大部分逆冲断层和褶皱倾向SW[30]。沱沱河地区的大型推覆构造经历了两个主要的推覆期，分别是52~42 Ma和24 Ma[30]。在这两个推覆期之间，形成了一系列走滑断裂系统[31]。
沱沱河地区岩浆活动主要起始于晚古生代，止于新生代，侵入活动相对微弱，火山活动较强。区域火山岩较为发育，主要分为二叠系玄武安山岩和玄武岩夹层，上三叠统安山岩、玄武岩、火山碎屑岩，新生界粗面岩。区内岩浆侵入活动频繁，出露较多，但面积小，分布较分散，侵入期次分别为印支期、燕山期及喜山期，在茶曲帕查矿区内可见晚二叠世—早三叠世正长岩和闪长岩体[18]，在唐古拉山龙亚拉和木乃等地发现晚白垩世花岗岩[19]；在羌塘雀莫错一带发现了古近纪橄榄辉长岩-辉绿岩群((31±3) Ma)[20]，在扎木曲、那日尼亚、扎拉夏格涌和赛多浦岗日等地见有新生代斑岩体[9, 19, 21]。上述新生代火山岩和花岗岩主要由钾玄质至高钾钙碱性岩石组成，形成于地壳缩短、增厚和熔融的地球动力学环境[19, 32-35]，这些研究结果是新生代地壳缩短和青藏高原抬升的有力证据。
2 矿床地质特征矿区出露的地层主要有下二叠统开心岭群诺日巴尕日保组(P1nr)、九十道班组(P1j)和第四系(图 3a)。诺日巴尕日保组呈NW向展布，地层上部为灰色岩屑细砂岩夹粉砂岩、青灰色生物碎屑泥晶灰岩及少量灰绿色蚀变玄武岩，地层下部为灰色岩屑砂岩夹灰紫色复成分砾岩、灰色钙质岩屑砂岩夹灰绿色含砾粗砂岩、浅灰色含生物碎屑灰岩。九十道班组为区内重要的赋矿层位，主要出露在矿区中部及南部地区，为一套浅海相碳酸盐岩沉积，厚度大于579 m，岩性以深灰色生物碎屑灰岩和泥晶灰岩为主，夹少量灰色砂岩，富含多门类生物化石，与下伏诺日巴尕日保组呈整合接触。矿区内断裂构造发育，以NW向和NE向断裂为主。发育8条断裂，其中F1、F2、F3、F4、F5断裂为NW向，为区内早期断裂构造，F6为近EW向，F7、F8为NE向，切穿NW向断裂，为区内晚期断裂构造(图 3a)。矿区内侵入岩主要有闪长岩和辉绿岩，主要沿NW向呈岩株状或脉状分布，闪长岩内发育细网脉状铅锌矿化。
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| 图 3 巴斯湖铅锌矿床地质图(a)和M9矿体地质剖面图(b) Fig. 3 Geological map of Basihu Pb-Zn deposit (a) and geological cross-section of M9 ore body (b) |
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F3断裂形成了Ⅳ号蚀变破碎带(SBⅣ)，作为主控矿构造呈NW向延伸，位于矿区中部，控制长度近1 800 m，带宽30~100 m，带内岩性为泥晶灰岩和碎裂蚀变灰岩，蚀变主要为重晶石化、绢云母化、高岭土化、褐铁矿化，局部发育硅化和泥化蚀变现象。岩石表面偶见胶状褐铁矿和锰矿化。M9矿体发育于该破碎蚀变带中，矿体总长度约450 m，矿体宽度2~45 m，矿体走向为110°~130°，倾向北东，倾角为60°~80°(图 3b)，铅品位为(0.5~47.4)×10-2，平均品位为2.9×10-2；锌品位为(1.01~8.82)×10-2，平均品位为3.04×10-2。原生晕分析结果显示铅锌矿体中普遍伴生银[14]。
蚀变类型主要有硅化、绢云母化、重晶石化、绿泥石化、绿帘石化和碳酸盐化。矿石矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿和褐铁矿等，脉石矿物主要为石英、重晶石、绿泥石、绿帘石、方解石和少量绢云母等。矿石结构多以他形粒状结构为主，自形—半自形粒状结构次之，另有碎裂结构、交代结构等；矿石构造主要为块状、角砾状、脉状和局部浸染状构造。依据矿物组合和穿插关系等，将巴斯湖铅锌矿床热液成矿期划分为3个成矿阶段(表 1)。
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成矿Ⅰ阶段(石英-黄铁矿阶段)：该阶段矿化较弱，矿石矿物以黄铁矿为主，脉石矿物主要为石英(图 4a、b)，发育石英-黄铁矿脉，脉宽3~5 cm，脉壁较平直(图 4a)。
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| a. Ⅰ阶段石英-黄铁矿脉；b. Ⅰ阶段石英脉中他形黄铁矿；c. Ⅱ阶段石英-方铅矿脉；d. Ⅱ阶段石英脉中自形—半自形方铅矿；e. Ⅱ阶段石英脉中他形黄铜矿和黄铁矿；f. Ⅱ阶段石英-重晶石脉被Ⅲ阶段石英脉穿切；g.铅锌矿化构造角砾岩；h. Ⅲ阶段碳酸盐脉；i.灰岩中的Ⅲ阶段碳酸盐脉。Py.黄铁矿；Gn.方铅矿；Ccp.黄铜矿；Q.石英；Brt.重晶石；Cal.碳酸盐。 图 4 巴斯湖铅锌矿床野外矿化照片及矿石显微照片 Fig. 4 Field photographs of mineralization and photomicrographs of ore from Basihu Pb-Zn deposit |
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成矿Ⅱ阶段(石英-重晶石-多金属硫化物阶段)：矿化强且范围广，矿石矿物主要为方铅矿、闪锌矿、黄铁矿和少量黄铜矿(图 4c、d、e)，脉石矿物主要为石英和重晶石。重晶石常以梳状集合体呈脉状出现(图 4f)，脉体宽度一般小于10 cm，局部呈网脉状。该阶段是铅锌的主成矿阶段，铅锌矿体主要赋存于近NW向张性断裂构造中，发育铅锌矿化构造角砾岩(图 4g)。
成矿Ⅲ阶段(碳酸盐-石英阶段)：发育脉状、网脉状石英和方解石，脉宽1~3 cm，脉壁较弯曲(图 4h、i)。
3 样品分析方法 3.1 流体包裹体显微测温分析笔者对巴斯湖铅锌矿床进行了充分的野外调研，在地表和钻孔采集M9矿体中成矿Ⅰ阶段石英-黄铁矿脉、成矿Ⅱ阶段石英-重晶石脉和成矿Ⅲ阶段石英-方解石脉样品，用于流体包裹体显微测温分析。首先在室内挑选出各个阶段的样品，再将其磨制成厚0.2 mm左右的双面抛光薄片之后，将泡制脱胶后的薄片置于显微镜下挑选出具有代表性的包裹体进行显微测温分析。包裹体的测温分析工作在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成，测试所用显微冷热台型号为英国Linkam THMSG-600，其可测温度范围为-196~600 ℃。测试温度区间介于-120~-70 ℃之间时，分析精度为±0.1 ℃；测试温度区间介于100~500 ℃之间时，分析精度为±2 ℃。测试的标样采用纯H2O及盐度为25%的H2O-NaCl溶液(国际标样)人造包裹体。进行测试时，仪器升温速率为0.2~5.0 ℃/min；温度接近相变点时，适当降低升温速率，一般为0.5~1.0 ℃/min。
3.2 氢氧同位素分析本文选取巴斯湖铅锌矿床M9矿体中的6件石英样品进行氢氧同位素测试分析，测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心MAT253型质谱仪上进行，测试结果以SMOW为标准。氢同位素测试首先清洗石英去除其中的吸附水和次生包裹体，然后采用加热爆裂法获得原生包裹体中的水，锌法制成H2，测试精度为±1‰；氧同位素测试首先选取粉碎至200目并且纯度达到98%以上的石英，取烘干后石英样品10~30 mg，在550 ℃与BrF5反应生成的O2通过碳炉转化成CO2，测试氧同位素组成，测试精度为±0.2‰。
3.3 硫同位素分析硫同位素组成测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行。本文挑选巴斯湖铅锌矿床M9矿体中纯黄铁矿、闪锌矿和方铅矿样品各2件，粉碎至200目，分别加不同比例的CuO(黄铁矿:CuO=1:8；闪锌矿：CuO=1:6；方铅矿:CuO=1:2)置于马弗炉内，在1 000 ℃真空条件下反应15 min，将S氧化成SO2。然后在真空条件下搜集SO2气体，在MAT-252型质谱仪上测定硫同位素组成，相对误差小于0.2‰。
4 流体包裹体 4.1 流体包裹体岩相学特征根据室温条件下流体包裹体相态和充填度特征，巴斯湖铅锌矿床样品包裹体类型只见气液两相包裹体(L型)(图 5)。本次研究并未观察到含子矿物多相包裹体和含CO2三相包裹体。含子矿物多相包裹体的缺失可能反映最初成矿流体中NaCl的活性十分有限。而岩浆侵位深度往往是控制岩浆流体中CO2含量的一个重要因素，实验研究表明，CO2以分子形式存在于长英质熔体中，CO2溶解度随着压力的降低和温度的升高而降低[36-37]。因此，CO2在深层岩浆中比在浅层岩浆中更为丰富，含CO2三相包裹体的缺失可能反映成矿岩浆的侵位深度较浅。
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| a.成矿Ⅰ阶段石英中气液两相流体包裹体(L型)；b.成矿Ⅱ阶段石英中气液两相流体包裹体(L型)；c.成矿Ⅱ阶段重晶石中气液两相流体包裹体(L型)；d.成矿Ⅲ阶段方解石中气液两相流体包裹体(L型)。 图 5 巴斯湖铅锌矿床流体包裹体显微照片 Fig. 5 Photomicrographs of fluid inclusions in quartz from Basihu Pb-Zn deposit |
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气液两相包裹体(L型)在室温下主要由液相和气泡两相组成，形态不规则状和椭圆状，气液比为10%~35%(图 5)，加热均一到液相。包裹体大小差异较大，一般为5.0~15.0 μm(图 5)。该类型包裹体多孤立或随机成群分布，分布在各阶段石英颗粒中。
4.2 流体包裹体显微测温结果本文对各成矿阶段的流体包裹体样品进行均一和冰点温度的测试，共测得数据99个，测试结果列于表 2。
| 成矿阶段 | 测试矿物 | 包裹体类型 | 数量 | 粒径/μm | 气液比/% | 冰点温度/℃ | 包裹体完全均一温度/℃ | w(NaCl)/% |
| Ⅰ | 石英 | L型 | 19 | 5.0~15.0 | 10.0~35.0 | -7.8~-5.7(-6.6) | 315.1~365.9(339.6) | 8.81~11.46(9.94) |
| Ⅱ | 石英 | L型 | 30 | 5.0~15.0 | 10.0~35.0 | -6.5~-2.9(-4.7) | 231.1~294.3(263.8) | 4.80~9.86(7.39) |
| Ⅱ | 重晶石 | L型 | 16 | 5.0~15.0 | 10.0~30.0 | -7.0~-3.8(-5.7) | 246.1~291.2(270.6) | 6.16~10.49(8.82) |
| Ⅲ | 石英 | L型 | 15 | 5.0~12.0 | 10.0~15.0 | -4.3~-2.2(-3.0) | 169.7~233.3(193.0) | 3.71~6.88(5.02) |
| Ⅲ | 方解石 | L型 | 19 | 5.0~12.0 | 10.0~15.0 | -3.3~-1.4(-2.6) | 155.1~233.7(188.6) | 2.41~5.41(4.34) |
| 注：括号中数据为平均值；气液两相包裹体盐度(w(NaCl))计算据文献[38]。 | ||||||||
巴斯湖铅锌矿床流体包裹体均一温度和盐度直方图如图 6所示。巴斯湖铅锌矿床成矿Ⅰ阶段石英中流体包裹体均一温度为315.1~365.9 ℃，集中于320~340 ℃(图 6a)；成矿Ⅱ阶段石英和重晶石中流体包裹体均一温度分别为231.1~294.3 ℃和246.1~291.2 ℃(图 6c)；成矿Ⅲ阶段石英和方解石中流体包裹体均一温度分别为169.7~233.3 ℃和155.1~233.7 ℃(图 6e)；可见成矿流体为典型的中温流体。根据Bodnar[38]提出的H2O-NaCl体系冰点-盐度公式计算流体包裹体盐度，成矿Ⅰ阶段石英中流体包裹体盐度为8.81%~11.46%(图 6b)；成矿Ⅱ阶段石英和重晶石中流体包裹体盐度分别为4.80%~9.86%和6.16%~10.49%(图 6d)；成矿Ⅲ阶段石英和方解石中流体包裹体盐度分别为3.71%~6.88%和2.41%~5.41%(图 6f)；可见成矿流体为低盐度流体，并且从成矿Ⅰ到Ⅲ阶段，流体的盐度逐渐降低(图 6)。
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| 图 6 巴斯湖铅锌矿床流体包裹体均一温度和盐度直方图 Fig. 6 Histograms of homogeneous temperature and salinity of fluid inclusions in Basihu Pb-Zn deposit |
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选取巴斯湖铅锌矿床成矿Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ阶段的6件石英单矿物样品分析H-O同位素，样品采自M9矿体，分析结果列于表 3中。巴斯湖铅锌矿床6件石英样品δ18O石英-SMOW值介于11.7‰~14.4‰之间，δ18O水-SMOW值介于-0.7‰~8.5‰之间，δD水-SMOW值介于-112.8‰~-94.5‰之间。
| 样品号 | 采样位置 | 包裹体均一温度/℃ | 成矿阶段 | δ18O石英-SMOW/‰ | δ18O水-SMOW/‰ | δD水-SMOW/‰ |
| BSH-Q1 | M9矿体 | 330 | Ⅰ | 14.4 | 8.5 | -94.5 |
| BSH-Q2 | M9矿体 | 330 | Ⅰ | 13.9 | 8.0 | -95.3 |
| BSH-Q3 | M9矿体 | 270 | Ⅱ | 12.8 | 4.7 | -111.2 |
| BSH-Q4 | M9矿体 | 270 | Ⅱ | 13.3 | 5.2 | -112.8 |
| BSH-Q5 | M9矿体 | 190 | Ⅲ | 11.7 | -0.7 | -106.5 |
| BSH-Q6 | M9矿体 | 190 | Ⅲ | 12.1 | -0.3 | -107.9 |
| 注：δ18O水-SMOW依据氧同位素平衡分馏方程δ18O石英-SMOW-δ18O水-SMOW=1000ln α含水矿物-水=3.38×106/T2-3.40[39]，T=T0+273(T为包裹体均一温度绝对温度，T0为包裹体均一温度)计算得到。 | ||||||
对巴斯湖铅锌矿床的6件矿石金属硫化物进行了单矿物硫同位素分析(表 4)，硫化物δ34SV-CDT变化范围为-2.6‰~2.7‰。
| 样品号 | 矿物 | 采样位置 | 成矿阶段 | δ34SV-CDT/‰ |
| BSH-S1 | 黄铁矿 | M9矿体 | Ⅰ | 2.2 |
| BSH-S2 | 黄铁矿 | M9矿体 | Ⅰ | 2.7 |
| BSH-S3 | 方铅矿 | M9矿体 | Ⅱ | -0.5 |
| BSH-S4 | 方铅矿 | M9矿体 | Ⅱ | -2.6 |
| BSH-S5 | 闪锌矿 | M9矿体 | Ⅱ | -1.5 |
| BSH-S6 | 闪锌矿 | M9矿体 | Ⅱ | -2.0 |
在δD水-SMOW-δ18O水-SMOW图解(图 7)上，成矿Ⅰ阶段石英中流体包裹体的数据投影点位于原生岩浆水下方(接近原生岩浆水范围)，说明岩浆流体在成矿流体的发育过程中起着重要的作用，而δD水-SMOW值明显低于原生岩浆水(-85‰~-50‰)[41]。前人[42-43]研究表明，开放系统中母岩浆连续的脱气将会降低结晶后期残余流体的δD水-SMOW值，而对δ18O水-SMOW值的影响很小。因此我们认为，巴斯湖铅锌矿床H-O同位素的变化是母岩浆连续脱气作用的结果。成矿Ⅰ到Ⅲ阶段，δ18O水-SMOW值逐渐降低，有向大气降水线偏移趋势，暗示成矿流体主要为岩浆水，在成矿过程中大气降水比例逐渐增大[44]。
硫同位素是亲硫元素沉淀形成硫化物矿床的主要矿化剂，硫同位素在成矿物质富集和沉淀过程中有着至关重要的作用[45]。巴斯湖铅锌矿床硫化物样品中黄铁矿样品δ34SV-CDT值高于方铅矿和闪锌矿(表 4)，且黄铁矿早生成，表明δ34SV-CDT值随着硫化物由早到晚的生成顺序而依次降低，暗示巴斯湖铅锌矿床主矿化阶段形成于相对稳定均一的热液环境，反映平衡条件下的分馏结晶特征。巴斯湖铅锌矿床硫化物δ34SV-CDT变化范围为-2.6‰~2.7‰，变化于0值附近，反映硫源的均一性；与从地壳或上地幔物质部分熔融产生的未受混染的酸性火成岩岩浆中分离出的热液δ34SV-CDT值(-3.0‰~7.0‰)[46]区间一致，反映硫来源于岩浆。同样，从硫同位素数据的一致性推断，沱沱河地区雀莫错铅锌矿床(2.3‰~3.4‰)[9]、那日尼亚铅锌矿床(-0.1‰~1.8‰)[47]和纳日贡玛斑岩型铜钼矿床(3.9‰~8.0‰)[48]的成矿物质也来源于岩浆(图 8)。
伴随着青藏高原印度-欧亚板块晚碰撞造山过程[1]，发育一个受陆内造山与地壳变形作用控制的不连续钾质火成岩省，富钾斑岩和与之伴生的钾质火山岩主要发育于青藏高原的中部和东部地区，成矿作用强烈，受控于统一的深部作用过程，岩浆活动时限为40~24 Ma[1, 31, 50]，活动高峰为(35±5)Ma[1]。因此，对于成矿物质来源的问题，部分学者认为三江多金属成矿带北段的铅锌矿床与新生代钾质岩浆活动具有密切的关系[9, 51]。
综上所述，硫同位素研究表明，巴斯湖铅锌矿床的物质来源与新生代深部钾质岩浆活动有关，可能表明该区存在着隐伏岩体或潜火山岩，这一隐伏岩体很可能为巴斯湖铅锌矿床提供了热源和主要的金属成矿物质。
6.2 成矿流体迁移及矿质沉淀机制成矿Ⅰ阶段，从岩浆中释放出高硅、富钾、含矿的高温氧化流体，随着温度降低，黄铁矿和石英开始沉淀。
成矿Ⅱ阶段，流体沿断裂向浅部运移，萃取上地壳中的Pb、Zn等成矿物质，含矿流体沿断裂上升，流体系统向开放环境转化，与大气水混合形成混合流体，流体进入更浅的碳酸盐岩地层，碳酸盐的溶解脱气和水岩反应产生大量的CO2、CH4等气体，使得流体压力增高。在偏碱性和氧化条件下，Pb、Zn等分别以[PbHCO3+]、[ZnHCO3+]等形式迁移[52]。流体到达地壳一定的浅部层次，压力降低，CO2、CH4开始大量逸出，CO2的减少影响了流体pH值和Pb、Zn等元素的溶解度[52]，[PbHCO3+]、[ZnHCO3+]分解，成矿流体转变为中性还原流体，闪锌矿、方铅矿等硫化物大量沉淀，该阶段是铅和锌的主要形成时期。
成矿Ⅲ阶段，成矿流体由深至浅向上运移，温度降低，早期形成黄铁矿等低温硫化物。之后流体系统转入完全开放的环境，成矿流体由中性还原流体转变为氧化流体，形成脉状-网脉状方解石。
6.3 成矿模式及矿床成因侯增谦等[1]对青藏高原碰撞造山过程进行了分析，将青藏高原碰撞造山过程分为主碰撞(65~41 Ma)、晚碰撞(40~26 Ma)和后碰撞(25~0 Ma)3个阶段。印度板块和欧亚板块之间的碰撞开始于65 Ma左右，随后在65~41 Ma的主碰撞时期，印度板块持续向北陆内俯冲至欧亚板块之下[29]，发生近SN向的强烈构造挤压[53-55]，形成了青藏高原非常厚的陆壳体，厚度约为正常地壳的2倍。迄今为止，这种碰撞挤压造成的陆壳增厚仍在继续[56]。
在40 Ma之后的晚碰撞阶段，在拆沉作用和重力势能差等因素的影响下，加厚的造山带发生了大规模伸展作用，下地壳和岩石圈地幔一起拆沉至软流圈地幔；然后软流圈地幔上涌，不断加热下地壳和上地幔岩石，使它们部分熔融；岩浆沿深大断裂上涌，形成了大量富钾火山岩和同源的浅成—超浅成侵入岩。岩浆演化到晚期，由于深度变浅、压力降低，成矿流体在浅部得以释放，成矿流体经过相分离、大气水的混入以及与围岩的物质交换等过程发生多次矿物质沉淀；含矿流体在浅成—超浅成侵入体内和周围发生矿质沉淀，形成了扎拉夏格涌、那日尼亚、扎木曲等斑岩型铜多金属矿床；当含矿流体沿深大断裂上升到更浅部时，沿浅部张性断裂发生脉状矿化，形成了巴斯湖铅锌矿床(图 9)。
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| 图 9 巴斯湖铅锌矿床成矿模式图 Fig. 9 Metallogenic model for Basihu Pb-Zn deposit |
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综上所述，巴斯湖铅锌矿床为受切层断裂构造控制的中温热液脉型矿床。该矿床类型的确定，对沱沱河地区乃至整个三江多金属成矿带热液铅锌矿的进一步找矿具有重要指导意义，并可直接指导各勘查区具体勘探工程的实施。
7 结论1) 巴斯湖铅锌矿床M9矿体赋存于下二叠统九十道班组碎裂蚀变灰岩和泥晶灰岩中，主控矿构造为切割地层的NWW向断裂构造。成矿过程分为石英-黄铁矿阶段(Ⅰ)、石英-重晶石-多金属硫化物阶段(Ⅱ)和碳酸盐-石英阶段(Ⅲ)3个阶段。
2) H-O同位素数据显示成矿流体为岩浆水和大气水的混合水，早期主要为岩浆水，晚期有大气降水的混入。S同位素数据显示成矿物质来源与新生代深部钾质岩浆活动有关。
3) 巴斯湖铅锌矿床M9矿体成因类型为中温热液脉型，形成于印度-欧亚板块晚碰撞造山作用引起的伸展环境。
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