熊耳地体是华北克拉通南缘的前寒武纪地体之一，也是秦岭造山带最北部的组成部分。区内发现大、中型金、银铅锌矿床十多处，矿化点50余个，是我国重要的金-银矿集区之一(图 1)(陈衍景和富士谷, 1992; Chen et al., 2004, 2006, 2009; 祁进平等, 2005)。该区热液矿床多以含矿石英脉形式产出，集中分布于马超营断裂及花山杂岩之间，被称为康山-上宫脉状热液矿床带(陈衍景和富士谷, 1992)。前人已对该区金银矿床开展了大量研究，获得了诸多重要认识(陈衍景和富士谷, 1992; 范宏瑞等, 1993, 1994; Chen et al., 2004, 2006, 2009; Fan et al., 2011)。但对于其成矿流体来源分歧较大，已有观点包括：(1) 花岗岩体(范宏瑞等, 1993, 1994; 王长明等, 2006)；(2) 太华群和熊耳群(任富根, 1996)；(3) 地幔流体(任富根, 1996)；(4) 中新元古界地层(Chen et al., 2004; 祁进平等, 2005, 2006)。

图 1

Fig. 1

图 1 熊耳地体地质和矿床分布图(据陈衍景, 2006) 断裂名称：SBF-三宝断裂；SDF-商丹断裂；MF-马超营断裂；LF-栾川断裂；STF-三门-铁炉坪断裂；KQF-康山-七里坪断裂；HQF-红庄-青岗坪断裂；TMF-陶村-马园断裂.矿床名称：a-沙沟银铅锌矿床；b-蒿坪沟银铅矿；c-寨凹钼矿；d-龙门店钼矿；e-铁炉坪银铅矿；f-小池沟金矿；g-康山金银铅矿；h-上宫金矿；i-虎沟金矿；j-沙坡岭钼矿；k-红庄金矿；l-青岗坪金矿；m-潭头金矿；n-瑶沟金矿；o-前河金矿；p-雷门沟钼矿；p-祁雨沟金矿 Fig. 1 Simplified geologic map of the Xiong'er Terrane showing the distribution of ore deposits in the Xiong'er Terrane (after Chen, 2006) Name of fault: SBF-San-bao fault; SDF-Shang-dan fault; MF-Machaoying fault; LF-Luanchuan fault; STF-Sanmen-Tieluping fault; KQF-Kangshan-Qiliping fault; HQF-Hongzhuang-Qinggangping fault; TMF-Taocun-Mayuan fault. Ore deposits: a-Shagou Ag-Pb-Zn; b-Haopinggou Ag-Pb; c-Zhaiwa Mo; d-Longmendian Mo; e-Tieluping Ag-Pb; f-Xiaochigou Au; g-Kangshan Au-Ag-Pb; h-Shanggong Au; i-Hugou Au; j-Shapoling Mo; k-Hongzhuang Au; l-Qinggangping Au; m-Tantou Au; n-Yaogou Au; o-Qianhe Au; p-Leimengou Mo; q-Qiyugou Au

沙沟银铅锌矿床是近些年由河南省有色地质勘查局、河南发恩德矿业有限公司查明的大型银铅锌矿床，已控制矿石量154万吨，银品位767g/t，铅品位13.24%，锌品位4.31%，规模已达大型(郑榕芬等, 2006)。目前关于该矿床成矿流体来源的研究较少，高建京(2007)、高建京等(2010)根据氢-氧同位素数据，认为其成矿流体以岩浆流体为主导。但由于岩浆水与变质水范围上有着较大的重叠(Hoefs, 1997)，加之又广泛存在着水-岩相互反应使得产物更加复杂，因此氢-氧同位素数据在区分岩浆水和变质水这个问题上仍有其不足(Kerrich et al., 2000)。近年来，部分学者开始采用锶、钕、铅等同位素方法，示踪成矿流体和成矿物质来源，取得了较为理想效果(Pettke and Diamond, 1997; Jiang et al., 1999; Yang and Zhou, 2001; Chen et al., 2004, 2009; Barker et al., 2009; 祁进平等, 2009; Ni et al., 2012; Deng et al., 2012b)。本文对沙沟银铅锌矿床含矿石英脉中的流体包裹体进行锶同位素测定，并通过与熊耳地体及邻区相关地质体的锶同位素进行对比，以限定沙沟银铅锌矿的成矿流体来源。

沙沟矿床位于华北克拉通南缘的熊耳地体(图 1)。熊耳地体北以三宝断裂为界，南以马超营断裂为界，是华北克拉通继小秦岭金矿田之后发现的又一金银铅锌钼矿集中区(杨群周等, 2004)。该区先后经历了1850Ma早前寒武纪结晶基底形成、中元古代到古生代的大陆边缘增生以及中生代扬子板块与华北板块碰撞有关的陆内挤压与伸展作用(陈衍景和富士谷, 1992)。

熊耳地体地层单元主要由变质基底太华群和熊耳群盖层组成。太华群包括背孜群(3.0~2.55Ga)、荡泽河群(2.5~2.3Ga) 和水滴沟群(2.3~2.1Ga)(Chen and Zhao, 1997; Xu et al., 2009)，主要岩性包括斜长角闪片麻岩、斜长角闪岩、角闪岩、黑云斜长片麻岩、变粒岩、石墨片岩、大理岩、石英岩、条带状铁建造等，并在哥伦比亚超大陆汇聚期间(1.95~1.82Ga) 经历了角闪岩相到麻粒岩相的变质作用(陈衍景和富士谷, 1992; Chen and Zhao, 1997; 陈衍景等, 2000; Rogers and Santosh, 2002; Wan et al., 2006; Chen et al., 2008; Xu et al., 2009; Zhao et al., 2009; Santosh, 2010; Zhai and Santosh, 2011)。熊耳群是一套以安山岩为主的火山-沉积岩系，主要岩性包括玄武安山岩、安山岩、英安岩、粗安岩及火山凝灰岩等(Chen et al., 2008)，形成于1.80~1.75Ga (Zhao et al., 2009; 赵太平等, 2004)。关于熊耳群的成因尚有分歧，一部分人认为是古宽坪洋沿栾川断裂向北俯冲所导致的弧岩浆作用产物(陈衍景和富士谷, 1992; Zhao et al., 2004, 2009; Deng et al., 2012a, b)；另一部分则认为其与秦岭洋的开启有关，是裂谷作用的产物(Kusky and Li, 2003; 赵太平等, 2004)。

熊耳地体大量发育中生代燕山期的花岗岩类，包括花山杂岩及一系列与成矿密切相关的小斑岩体、爆破角砾岩等(图 1)。其中，花山杂岩分布在熊耳地体的核心，由五丈山(锆石SHRIMP U-Pb年龄156.8±1.2Ma)、蒿坪(锆石SHRIMP U-Pb年龄130.7±1.4Ma)、金山庙(锆石SHRIMP U-Pb年龄132.0±1.6Ma)3个大型花岗岩基组成(李永峰, 2005)。小斑岩体及爆破角砾岩等分布在花山杂岩以北，并蕴含雷门沟斑岩钼矿和祁雨沟爆破角砾岩型金矿床(李永峰等, 2006; Chen et al., 2009; 姚军明等, 2009; Fan et al., 2011; Li et al., 2012)。区内断裂构造发育，尤以马超营断裂最为醒目(图 1)。马超营断裂呈近东西向展出，被认为是华北与扬子板块碰撞期间倾向北的A型陆内俯冲带(陈衍景和富士谷, 1992) 或指向南的厚皮推覆构造带(张国伟等, 2001)。在花山杂岩南侧发育一系列次级NE向断裂，近平行等距分布，并控制了区内多数金、银矿床的产出(图 1; Chen et al., 2004, 2008, 2009)。

沙沟银铅锌矿位于河南省洛宁县，其地理坐标范围为东经111°15′~111°17′, 北纬34°09′~34°11′。大地构造位置位于熊耳地体西南部(图 1)，矿区出露地层主要为变质基底太华群和盖层熊耳群，以及白垩系沉积物。矿区少见岩浆岩出露，仅在矿区东北部发现零星出露的未矿化小型斑岩体(图 2)。

图 2

Fig. 2

图 2 沙沟银铅锌矿主要矿脉分布简图(据高建京等, 2010修改) Fig. 2 Distribution of ore veins in the Shagou Ag-Pb-Zn deposit (modified after Gao et al., 2010)

沙沟银铅锌矿赋矿地层为太华群草沟组和石板沟组，岩性为黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、混合岩化片麻岩等。区内破碎蚀变带发育，与围岩呈断面接触，共计20余条，矿体呈脉状赋存于破碎蚀变带中，大致平行并近等间距分布，走向多为NE方向。有工业意义的矿脉包括S2、S4、S6、S7、S8、S14、S16等；以S7、S8规模最大，长可达3000m，宽15m (图 2)。

近矿围岩蚀变类型主要有硅化、绢云母化、碳酸盐化等，一般为以矿体为中心向两侧依次为硅化-碳酸盐化、硅化-绢云母化、硅化-碳酸盐化-绢云母化，并可见碳酸盐化与绢云母化共生在一起(图 3a, b)。矿区硅化极为普遍，主要表现为石英脉沿构造破碎带贯入，是本区最普遍的一种蚀变类型。碳酸盐化也是该矿区主要的蚀变类型，主要表现为形成一系列碳酸盐矿物，如菱铁矿、菱镁矿、方解石和含铁白云石等。绢云母化则贯穿成矿过程始终，一般比较靠近矿脉。绿泥石化局部出现，一般与矿化无关(图 3c)。沙沟矿床的矿石矿物包括黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿及多种含银硫化物，脉石矿物包括石英、绢云母、方解石、绿泥石及碳酸盐等。矿石结构包括填隙结构、溶蚀结构、乳滴状结构、包含结构等，如方铅矿熔蚀黄铁矿、粗粒方铅矿交代黄铁矿(图 3d)，闪锌矿贯入黄铁矿裂隙中(图 3e)，闪锌矿包含乳滴状黄铜矿呈固溶体分离结构(图 3f) 等。矿石构造包括块状、脉状、条带状等构造。

图 3

Fig. 3

图 3 沙沟Ag-Pb-Zn矿体及矿石显微照片 (a)-硅化-碳酸盐化-绢云母化蚀变；(b)-碳酸盐化和绢云母化蚀变共生在一起；(c)-局部见绿泥石化；(d)-方铅矿包裹黄铁矿；(e)-闪锌矿贯入黄铁矿裂隙；(f)-乳滴状黄铜矿；(g)-黄铁矿压力影构造；(h)-晚阶段梳状石英；(i)-晚阶段梳状碳酸盐 Fig. 3 Photos of outcrop and micrographs of the Shagou Ag-Pb-Zn deposit (a)-quartz-carbonate-sericite alteration; (b)-carbonate-sericite alteration; (c)-local chlorite alteration; (d)-pyrite in galena; (e)-sphalerite in the fissure of pyrite; (f)-emulsion texture of chalcopyrite; (g)-pressure shadow of pyrite; (h)-comb structure of quartz; (i)-comb structure of carbonate

通过野外穿插关系及室内镜下观察，将沙沟银铅锌矿成矿过程大致划分为3个阶段：(1) 石英-黄铁矿阶段，主要形成石英、黄铁矿，偶见少量方铅矿及闪锌矿，黄铁矿可见压力影构造(图 3g)；(2) 石英-多金属硫化物阶段，主成矿阶段，大量金属硫化物开始沉淀，可见方铅矿、闪锌矿、黄铁矿、黄铜矿及部分银金属矿物，与绢云母化密切相关；(3) 石英-碳酸盐阶段，以发育石英及碳酸盐为特征，石英和碳酸盐均可见典型的梳状构造(图 3h，i)，可见少量绢云母，此阶段热液活动趋近结束，硫化物少见。

本文对采自14号脉体和16号脉体的8件石英样品进行了锶同位素分析，主要为成矿早阶段和中阶段，镜下观察发现石英与黄铁矿、闪锌矿、方铅矿等硫化物共生。手标本用水冲洗干净，粗碎，挑选干净的石英。再细碎，分选出粒度在40~60目的石英，清洗后，再双目镜下挑选干净的石英。

测试工作在中国地质科学院宜昌地质矿产研究所完成，所用仪器为德国产MAT 261质谱仪。在整个同位素分析过程中, 用NBS987和NBS607标准物质对分析流程和仪器进行了监控。NBS987的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr同位素组成的测定值为0.71023±54(2σ)，相对于标准值0.71034±26(2σ) 的相对偏差小于0.015%；NBS607长石标准物质与样品平行测定多次的平均值为：Rb为524.30×10^-6, Sr为65.46×10^-6，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值为1.20048±52(2σ)，与推荐值在测定误差范围内一致。同位素分析样品制备的全过程均在净化实验室内完成, 与样品同时测定的全流程Rb、Sr空白本底分别为5×10^-10g和2×10^-10g。对所有样品均进行了本底校正。

沙沟银铅锌矿含矿石英脉中流体包裹体的Rb、Sr同位素分析结果见表 1。其中⁸⁷Rb/⁸⁶Sr根据实测的元素含量和锶同位素比值计算而得。本次分析获得8件样品的Rb含量变化于1.444×10^-6~4.225×10^-6，平均2.483×10^-6；Sr含量变化于0.9445×10^-6~5.224×10^-6，平均2.026×10^-6；⁸⁷Sr/⁸⁶Sr变化于0.72896~0.73989，平均0.73564。为获得成矿时的锶同位素组成，将所获结果进行了返算。考虑到沙沟银铅锌矿近矿蚀变岩中绢云母和铬云母⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄分别为145±1.1Ma和147.0±1.5Ma (毛景文等, 2006)，本文采用145Ma作为沙沟矿床的成矿年龄。将所得数据扣除成矿后放射成因⁸⁷Sr的积累，即可获得成矿时(145Ma) 流体的锶同位素组成，记为I_Sr-145。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 沙沟银铅锌矿含矿石英脉流体包裹体的锶同位素组成 Table 1 Sr isotope compositions of fluid inclusions in ore-bearing veins of the Shagou deposit 样品号 样品地质 Rb (×10-6) Sr (×10-6) 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr ±1σ ISr-145 SG032 16号脉中阶段石英 2.92 2.13 3.966 0.73883 ±2 0.73066 SG042 16号脉中阶段石英 2.99 2.15 4.014 0.73745 ±6 0.72918 SG062 14号脉中阶段石英 4.20 5.22 2.337 0.73199 ±6 0.72717 SG132 16号脉中阶段石英 1.67 1.11 4.334 0.73989 ±3 0.73096 SG172 16号脉早阶段石英 2.48 2.36 3.044 0.73604 ±4 0.72977 SG082 14号脉早阶段石英 2.46 1.30 5.448 0.73684 ±4 0.72561 SG274 16号脉中阶段石英 1.68 0.94 5.129 0.73515 ±3 0.72458 SG35 14号脉中阶段石英 1.44 0.98 4.256 0.72896 ±3 0.72019 平均 N=8 0.72726 注：ISr-145表示返算至145Ma时样品的初始87Sr/86Sr比值

表 1 沙沟银铅锌矿含矿石英脉流体包裹体的锶同位素组成 Table 1 Sr isotope compositions of fluid inclusions in ore-bearing veins of the Shagou deposit

8件沙沟含矿石英脉流体包裹体的⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值普遍偏高(＞1)，这将导致所计算的中生代初始Sr同位素比值有较大的误差(Jahn et al., 2000; Chen and Arakawa, 2005)，因此我们有必要对高的⁸⁷Rb/⁸⁶Sr导致的I_Sr-145误差进行评估。我们对I_Sr-145误差进行计算并绘制了⁸⁷Rb/⁸⁶Sr-I_Sr-145相关图(图 4)，如图所示，I_Sr-145误差随⁸⁷Rb/⁸⁶Sr增大而增大，但数据在误差范围内是大体一致的，因此可以用I_Sr-145进行源区示踪。如此，获得样品的I_Sr-145相对集中，变化于0.72019~0.73096，表明沙沟银铅锌矿成矿流体应为壳源(Chen et al., 2005)，而非幔源(一般低于0.710)。

图 4

Fig. 4

图 4 沙沟银铅锌矿含矿石英脉87Rb/86Sr-ISr-145相关图(87Rb/86Sr误差按2%) Fig. 4 87Rb/86Sr vs. ISr-145plots for ore fluids from the Shagou Ag-Pb-Zn deposit (supposing the error of 87Rb/86Sr less than 2%)

为准确探究成矿流体来源及其与赋矿地质体的关系，我们收集了熊耳地体相关地质体的锶同位素数据，并将其返算为145Ma时的I_Sr-145(表 2)。其中，花岗岩体的I_Sr-145范围为0.70660~0.70859，平均0.70754；熊耳群的I_Sr-145范围为0.71167~0.76460，平均0.72651；太华群的I_Sr-145范围为0.71168~0.73345，平均0.72111。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 熊耳地体相关地质体的锶同位素组成 Table 2 Sr isotope compositions of geologic bodies in the Xiong'er Terrane 样品号 测试对象 Rb (×10-6) Sr (×10-6) 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr ±2σ ISr-145 太华群(数据倪智勇等, 2009; Xu et al., 2009) DH-08-08 斜长角闪片麻岩 107 226 1.3710 0.716458 0.71363 DH-08-12 斜长角闪片麻岩 200 272 2.1292 0.716072 0.71168 DH-08-15 斜长角闪片麻岩 140 282 1.4405 0.736418 0.73345 DH-08-16 斜长角闪片麻岩 168 306 1.5926 0.733996 0.73071 ZK-628 斜长角闪片麻岩 131 379 1.0028 0.735122 0.73306 Q1 角闪岩 115 354 0.9392 0.713966 0.71203 QL0701 黑云母片麻岩 45.0 481 0.2698 0.713757 0.71320 平均 N=7 0.72111 熊耳群(数据赵太平, 2000) X-1 高钾玄武安山岩 250 249 1.0040 0.727168 ±17 0.72510 X-2 高钾玄武安山岩 218 188 1.1620 0.731116 ±40 0.72872 X-3 高钾玄武安山岩 373 181 2.0580 0.740808 ±70 0.73657 X-5 高钾玄武安山岩 339 167 2.0230 0.733532 ±40 0.72936 X-6 高钾玄武安山岩 152 173 0.8792 0.722901 ±50 0.72109 X-7 高钾玄武安山岩 213 291 0.7335 0.727601 ±80 0.72609 ZD-32 高钾玄武安山岩 243 370 0.6570 0.720915 ±27 0.71956 SY-33 高钾玄武安山岩 139 375 0.3706 0.712655 ±26 0.71189 WF-9 橄榄玄粗岩 172 243 0.7081 0.723507 ±16 0.72205 JY-11 高钾安山岩 242 276 0.8752 0.726522 ±21 0.72472 JY-5 安粗岩 333 418 0.7971 0.724808 ±28 0.72317 XS-25 流纹岩 376 110 3.4240 0.771653 ±23 0.76460 B-1 辉长岩 152 483 0.3151 0.712320 ±30 0.71167 平均 N=13 0.72651 花山杂岩(数据引自赵太平, 未发表数据) HP-1 蒿坪岩体 138 542 0.7381 0.708437 ±13 0.70692 HP-2 蒿坪岩体 281 205 3.9764 0.714800 ±13 0.70660 HS-1 花山岩体 199 357 1.6152 0.711413 ±13 0.70808 HS-2 花山岩体 182 762 0.6901 0.710011 ±14 0.70859 WC 五丈山岩体 129 1395 0.2671 0.707987 ±14 0.70744 WC 五丈山岩体 128 974 0.3812 0.708382 ±8 0.70760 平均 N=6 0.70754 官道口群+栾川群(数据祁进平等, 2006) Y02 黑云片岩 171 49.5 10.1079 0.801489 ±50 0.78066 Y03 千枚岩 172 39.0 12.9239 0.823405 ±50 0.79677 Y21 黑云大理岩 22.6 83.0 0.7884 0.713691 ±12 0.71207 L8 黑云母石英片岩 200 35.5 16.4746 0.815509 ±20 0.78155 L31 石墨二云片岩 154 37.9 11.8953 0.826730 ±50 0.80221 L32 石墨二云片岩 159 41.6 11.1438 0.803040 ±50 0.78007 L37 二云石英片岩 365 61.8 17.2059 0.782444 ±30 0.74698 L39 石英片岩 213 159 3.8845 0.754001 ±15 0.74599 L40 钙质黑云石英片岩 227 39.2 16.8676 0.767240 ±18 0.73247 L41 钙质石英片岩 130 47.9 7.8876 0.747720 ±20 0.73146 L42 弱矿化黑云石英片岩 201 61.6 9.4748 0.759172 ±20 0.73964 B26 角砾岩化大理岩 2.50 65.9 0.1099 0.718022 ±20 0.71780 B27 石英片岩 84.7 180 1.3640 0.714441 ±20 0.71163 B28 白云石英片岩 163 30.3 15.7725 0.866395 ±17 0.83389 B29 白云石英片岩 87.5 25.2 10.1561 0.810584 ±20 0.78965 平均 N=15 0.76019 注：ISr-145表示返算至145Ma时样品的初始87Sr/86Sr比值

表 2 熊耳地体相关地质体的锶同位素组成 Table 2 Sr isotope compositions of geologic bodies in the Xiong'er Terrane

由于熊耳地体分布着众多燕山期的岩浆岩，部分学者认为该区金银矿床成矿物质和成矿流体来自燕山期花岗质岩浆(高建京, 2007; 高建京等, 2010)，其主要依据之一就是成矿阶段石英的氢-氧同位素数据落入岩浆水和变质水附近。如果沙沟银铅锌矿的成矿流体来自于燕山期花岗岩浆，其成矿流体的锶同位素组成应该和燕山期岩浆岩相同。然而，沙沟含矿石英脉的I_Sr-145变化于0.72019~0.73.960，平均0.72726；而燕山期花岗岩(花山杂岩)I_Sr-145变化于0.70660~0.70859，平均0.70754。由此看出，成矿流体的I_Sr-145(≥0.72019) 远高于燕山期花岗岩(花山杂岩)(≤0.70859)(图 5)，表明成矿流体不可能单独来自岩浆。

图 5

Fig. 5

图 5 沙沟银铅锌矿含矿石英脉和相关地质体ISr-145对比图 Fig. 5 ISr-145 histogram of ore fluids and associated rocks in the Xiong'er Terrane

当然，尚存在另外一个可能，即：初始成矿流体可能来自于岩浆，流体和围岩发生水岩反应，汲取了围岩中的锶，从而使得成矿流体的I_Sr-145介于岩浆和围岩之间。事实上，本文获得含矿石英脉的I_Sr-145(0.72019~0.73096) 落入赋矿围岩太华群的I_Sr-145(0.71168~0.73345) 范围内，但含矿石英脉的I_Sr-145平均值(0.72726) 高于太华群(I_Sr-145平均值为0.72111)。因此，沙沟矿床成矿流体也不可能来自岩浆流体与围岩太华群的混合，促使我们考虑其它来源。

沙沟银铅锌矿的赋矿围岩为太华群，本文获得含矿石英脉的I_Sr-145也落入赋矿围岩太华群的I_Sr-145范围内，太华群是无法排除的主要成矿物质来源之一。太华群也常常被认为是熊耳地体矿床成矿流体的来源(范宏瑞等, 1993, 1994; 王长明等, 2006)。但沙沟银铅锌矿含矿石英脉的I_Sr-145平均值为0.72726，高于太华群的I_Sr-145平均值0.72111，表明除太华群外，还存在另一端元的物源区，且这一端元必须具有较高含量的放射性成因Sr。区内另一重要围岩熊耳群具有相对高的I_Sr-145，变化在0.71167~0.76460之间；虽然熊耳群普遍遭受钠长石化、绿泥石化、绿帘石化等低温热液蚀变作用(赵太平, 2000)，无法排除熊耳群安山岩的高I_Sr-145是低温热液蚀变的结果，即便如此，熊耳群的I_Sr-145平均值0.72651仍低于含矿石英脉的I_Sr-145平均值0.72726，从而排除了熊耳群作为沙沟银铅锌矿另一个成矿流体来源的可能。另外，熊耳群并没有任何遭受区域变质作用的迹象，从地质上也排除了熊耳群做为沙沟银铅锌矿成矿流体来源的可能。

如此，熊耳地体内的各地质体难以满足沙沟矿床的锶同位素组成。这促使我们将眼光放宽，寻求熊耳地体之外的物源区。熊耳地体的南边界为马超营断裂，断裂以南大量发育中新元古代地层(官道口群+栾川群)，且中新元古界地层的I_Sr-145变化于0.71163~0.83389，平均值为0.76019，高于沙沟银铅锌矿含矿石英脉的I_Sr-145平均值0.72726，满足具有较高含量的放射性成因Sr的条件。而且马超营断裂在中生代早期表现为倾向北的A型陆内俯冲带(陈衍景和富士谷, 1992) 或指向南的厚皮推覆构造带(张国伟等, 2001)，据此，我们认为，马超营断裂以南的官道口群+栾川群在中生代沿马超营断裂向北A型俯冲到熊耳地体之下，发生变质脱水产生大量具有高锶同位素组成的成矿流体，成矿流体流经赋矿围岩太华群，经水岩相互作用使成矿流体的I_Sr-145有所降低，赋存于沙沟银铅锌矿的含矿石英脉中。结合其地质背景、构造环境、成矿时代等，应用CMF模式(Chen et al., 2004) 可以合理的解释沙沟银铅锌矿的成矿作用，其应该属于CMF模式的D带产物(图 6)。

图 6

Fig. 6

图 6 沙沟银铅锌矿成矿模式图 Fig. 6 Metallogenic model for the Shagou Ag-Pb-Zn deposit

沙沟银铅锌矿成矿时间大约在145Ma左右，利用本文获得的锶同位素比值进行返算获得沙沟银铅锌矿含矿石英脉的I_Sr-145相对集中，变化于0.72019~0.73096，指示成矿流体为壳源。通过与熊耳地体及邻区相关地质体锶同位素的对比，认为沙沟银铅锌矿的成矿流体不可能单独来自太华群，也不可能来自太华群与熊耳群或太华群与燕山期岩浆岩的混合，而更可能是官道口群+栾川群在中生代沿马超营断裂向北俯冲，经变质脱水产生的成矿流体与太华群水岩相互作用的结果。