2013, Vol. 29
2. 武汉地质矿产研究所，武汉 430205;
3. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037;
4. 青海省地质调查院，西宁 810012
2. Wuhan Institute of Geology and Mineral Resources, Wuhan 430205, China;
3. Institute of Mineral Resources, CAGS, Beijing 100037, China;
4. Qinghai Institute of Geological Survey, Xi'ning 810012, China
发育在青藏高原东北缘、由金沙江和班公湖-怒江两条缝合带所夹持的三江带是印-亚大陆碰撞的关键构造转换带(侯增谦等, 2006)，也是我国重要的多金属成矿带(刘增乾等, 1993; Hou et al., 2007; 邓军等, 2010)，带内以发育斑岩型Cu-Mo-Au (侯增谦等, 2004)、造山型Au (Sun et al., 2009)和沉积岩容矿Pb-Zn-Ag-Cu (侯增谦等, 2008)三套成矿系统而闻名。对于前两套系统，前人分别以昌都玉龙铜矿(黄朋等, 2002)和哀牢山大坪金矿(孙晓明等, 2007)为对象进行了详细研究，并取得了相对清晰的认识。然而，对于沉积岩容矿Pb-Zn-Cu-Ag成矿系统来说，它所涉及的矿床从滇西兰坪盆地开始，向北经藏东昌都和青南玉树地区，延伸到沱沱河地区(侯增谦等, 2008)，其分布范围长达1000km，仅对一个或几个矿床的研究远不能明确整条矿带所具有的科学意义和经济价值。受自然条件所限，自20世纪80年代以来，前人对带内铅锌矿床的研究多集中在南段兰坪盆地内(胡明安, 1989; 燕守勋等, 1994; Xue et al., 2007)，到近五年来也开始了对中北段玉树和沱沱河地区的关注(宋玉财等, 2009; 刘英超等, 2009)，但是，地处三江大拐弯这一关键位置的昌都地区的相关研究却仍极度匮乏。迄今为止，昌都地区公开报道的铅锌矿床仅见几例，且除对拉诺玛铅锌锑矿床有一些成因探讨(陶琰等, 2011)外，其它(李华等, 2009; 李小亮, 2011; 邱军强, 2011)都仅是对矿床地质特征的简单介绍，总体研究程度几乎不能提供对区域铅锌成矿的轮廓性认识。基于此，我们选择昌都地区赵发勇铅锌矿集区为研究对象，对其进行了详细的地质填图、薄片观察和地球化学测试工作，以求填补三江中段昌都地区铅锌矿床研究的空白。研究结果表明，昌都地区沉积岩容矿铅锌矿床在成因类型上和区域三江带Pb-Zn-Ag-Cu成矿系统中碳酸盐岩容矿类MVT铅锌矿床一致(Liu et al., 2011)，但其特征的控矿式样和矿体产状又代表了两个新的矿床式。本文主要以拉拢拉铅锌矿床为例，对其中一个矿床式--拉拢拉式进行系统介绍，以期对区域铅锌成矿规律的认识有所裨益。
2 区域地质背景拉拢拉矿床所在的昌都地区位于昌都-芒康-思茅陆块中北部，东依金沙江结合带与德格-中甸地块相望，西隔乌兰乌拉湖-北澜沧江结合带与南羌塘-左贡陆块相邻。区内地层以古生代至新生代盆地沉积为主，从早到晚表现为从泥盆系-石炭系至侏罗系的海相沉积-火山沉积到白垩系至新近系的陆相沉积，老变质岩系局部出露(图 1)。由于地处三江构造带NS向NW转换的大拐弯位置，区内中新生代碰撞造山活动异常强烈，现存构造变形尤以新生代逆冲推覆构造和走滑构造最为显著。逆冲推覆构造由东西两套对冲系统组成(图 1)，研究区所在的西部系统由字嘎寺-德钦断裂带和澜沧江断裂带分别自东、西两侧向昌都盆地对冲形成，区域上包括构成昌都地体基底的元古宇深变质杂岩-下奥陶统浅变质岩，构成盖层的上古生界和中-下三叠统弧火山-沉积岩系、上三叠统火山-地堑沉积和侏罗系碎屑岩系等在内的大量地层卷入其中(唐菊兴等, 2006)。走滑构造主要包括贡觉-芒康走滑断裂和沿断裂发育的贡觉、芒总等走滑拉分盆地，盆地内膏盐层大量发育(谭富文和王高明, 2001)，是硫化物矿床的潜在硫储库。岩浆活动明显受到(前)印支期至喜马拉雅期板块俯冲消减和碰撞活动制约，岩浆岩展布和构造线方向一致(四川省地质矿产局区域地质调查队, 1990①)，研究区所在的类乌齐-左贡地区出露了印支末期钙碱性花岗岩类、燕山期中钙碱性花岗岩类和喜山期正长斑岩等三套岩浆岩(四川省地质矿产局区域地质调查队, 1993②)。伴随强烈的构造岩浆活动，区内形成了东北部治多-江达铁铜铅锌矿带，中部结扎-妥坝铜钼铅锌矿带和西南部类乌齐-察雅铅锌银矿带三个成矿带。拉拢拉矿床所在的赵发勇铅锌矿集区位于类乌齐-察雅铅锌矿带北部，矿集区内从南向北依次分布拉拢拉、赵发勇和加膜山三个铅锌矿床(图 1)，是昌都地区最具代表性的碳酸盐岩容矿铅锌矿集区。
①四川省地质矿产局区域地质调查队. 1990. 1：20万洛隆幅、昌都幅区域地质调查报告. 1-368
②四川省地质矿产局区域地质调查队. 1993. 1：20万类乌齐、拉多幅区域地质调查报告. 1-422
|
图 1 昌都地区大地构造位置(a, 据Yin and Harrison, 2000; Spurlin et al., 2005修改)和区域构造及矿点分布图(b, 据西藏自治区地质调查院, 2006①修编) Fig. 1 Tectonic position of Changdu region (a, after Yin and Harrison, 2000; Spurlin et al., 2005) and the map of regional structure showing the distribution of Pb-Zn deposits (b) |
①西藏自治区地质调查院. 2006. 1：25万昌都幅区域地质图
3 矿床地质特征 3.1 矿区地质特征拉拢拉矿区自老至新出露上三叠统甲丕拉组和波里拉组两套地层(图 2)。甲丕拉组分布在矿区东北、西南两侧，从底到顶出露紫红色砾岩、砂岩夹泥页岩，紫红色含砾砂岩、细砂岩、泥页岩互层，紫红色粉砂岩、泥页岩及灰黑色泥页岩夹泥灰岩。波里拉组以层间断层方式与甲丕拉组接触，北西-南东向展布在矿区中部，其主要岩性为灰-浅灰色微晶灰岩、生物碎屑灰岩，发育海林擒化石，并以此与区域甲丕拉组的灰岩夹层相区别。波里拉组为主要赋矿层位。
|
图 2 拉拢拉铅锌矿床地质简图 Fig. 2 Geological sketch map of Lalongla Pb-Zn deposit |
矿区以NW-SE为主构造线方向，发育F1断层和大型倒转向斜(图 2)。F1断层展布于矿区西南，断层面倾向50°±，倾角50°±，为层间逆冲断层。断层上盘为波里拉组灰岩(局部见甲丕拉组顶部泥页岩)，下盘为甲丕拉组碎屑岩，断层面附近发育宽10~15m的破碎带。其中，上盘破碎带较宽，发育透镜体，局部见构造角砾岩，沿裂隙和角砾间隙充填含褐铁矿斑点方解石；下盘破碎带较窄，仅在细碎屑岩中发育劈理，沿劈理充填土黄色钙铁质泥。F1断层是矿区的主体控矿构造，迄今发现的铅锌矿体(矿化点)均沿F1断层走向在其上盘展布。大型倒转向斜亦发育在断层上盘，其核部为波里拉组灰岩，两翼为甲丕拉组顶部泥页岩，其中北东翼地层发生倒转(图 2)；向斜轴面向北东陡倾，总体与F1断层面平行。此外，矿区溶洞构造发育，在地表见多个小规模角砾岩体，其分布局限(图 2)，由大小不等的溶蚀垮塌灰岩角砾和热液矿物胶结物组成。
矿区南部出露约0.06km2的黑云母花岗斑岩体，岩体明显切过F1断层(图 2)，最新锆石U-Pb LA-ICPMS及方解石Sm-Nd定年结果显示斑岩成岩较铅锌矿化晚(刘英超, 未刊资料)。
3.2 矿体地质特征矿区目前已发现铅锌矿体4个、矿化点7个(图 2)，Pb、Zn品位分别为0.42%~11.51%和2.81%~23.21%(李华等, 2009)，就目前Ⅰ号矿体开采量来看，Pb+Zn储量可达中型规模。
3.2.1 矿体产状Ⅰ号矿体规模最大，它位于矿区西北部，在地表宽约5m，长约40m，向下膨大并至少延伸150m。矿体在地表产于波里拉组灰岩中(图 2)，向下延伸至灰岩和甲丕拉组泥页岩的分界面(图 3)，并沿分界面走向(及F1断层)呈似层状、透镜状断续展布，矿体总体北东倾，倾角50°±(图 3)。Ⅱ-Ⅳ号矿体位于矿区中部，地表产于波里拉组灰岩中，均局限分布在50m×50m或更小不规则区域内(图 2)，矿体内出现大量热液溶蚀垮塌角砾，并由方铅矿、菱锌矿、方解石等矿物胶结。
|
图 3 拉拢拉铅锌矿床Ⅰ号矿体立体剖面图 位置见图 2矩形框 Fig. 3 The stereogram of ore-body Ⅰ in Lalongla Pb-Zn deposit See the rectangle in Fig. 2 for the location |
矿物组合复杂，矿石矿物主要为方铅矿、闪锌矿、菱锌矿，见少量白铅矿、铅矾、水锌矿；脉石矿物包括黄铁矿、方解石、重晶石、萤石、石英、菱铁矿、自然硫，以及表生期的砷锌矿、褐铁矿、粘土类矿物(如埃洛石、伊利石等)。
矿石类型主要有角砾状和皮壳状两种。前者分为两类，其一以围岩为角砾，以方铅矿、菱锌矿等为胶结物(图 4a)；其二以早期菱锌矿为角砾，以晚期方铅矿、闪锌矿、菱锌矿等为胶结物(图 4b)。后者亦包括两类，其一以纯菱锌矿为皮壳(图 4c)，其二以互层的菱锌矿、方铅矿为皮壳(图 4d)。角砾状矿石出现在各个矿体，皮壳状矿石多出现在Ⅱ~Ⅳ号以热液溶洞控矿为主的矿体中。
|
图 4 拉拢拉铅锌矿床中的主要矿石类型 (a、b)-角砾状矿石；(c、d)-皮壳状矿石 Fig. 4 Typical ore types in Lalongla Pb-Zn deposit (a, b)-breccia ore; (c, d)-crusty ore |
矿石结构可见半自形晶粒状、他形晶粒状、包含结构和环带结构，矿石构造则包括块状、角砾状、脉状、环状、皮壳状、晶洞充填状等几种。
3.2.3 围岩蚀变围岩蚀变以方解石化和萤石化为主。其中，方解石化范围较宽，表现为灰岩中的粗晶方解石团块(图 5a)和矿体附近的大量方解石脉；萤石化分布范围较窄，仅在Ⅰ号矿体出露，镜下可见萤石交代先存的灰岩或方解石、保留方解石晶体假象的现象(图 5b)。
|
图 5 拉拢拉铅锌矿床典型矿物及矿石结构构造 ⅠX、ⅡX指成矿阶段；照片解释参见正文 Fig. 5 Minerals, textures and structures in ore rocks of Lalongla Pb-Zn deposit ⅠX and ⅡX indicate ore stages and consult the text for explanation of these photos |
根据手标本及显微镜下所见矿物之间的穿插关系，成矿过程可划分为3个期次(图 6)，各期次特征及矿物共生组合描述如下。
|
图 6 拉拢拉铅锌矿床矿物共生组合顺序 Fig. 6 Paragenetic sequence of minerals in Lalongla Pb-Zn deposit |
以铅锌硫化物为主要矿石矿物，包含2个阶段，分别为：
①硫化物-方解石-重晶石阶段(Ⅰ1)：矿物组合为方铅矿+闪锌矿+黄铁矿+方解石+重晶石，矿物多成自形晶生长，解理发育，粒度较大(图 5a)，且均发生破碎或变形。其中，方铅矿解理呈现被挤压而产生的弯曲；黄铁矿、方解石、重晶石则多发生变形或碎裂，并在角砾间或裂隙中充填白铅矿、萤石、菱锌矿等矿物(图 5b, c)。
②萤石化阶段(Ⅰ2)：仅见萤石，分为粗晶与细晶两种，前者多生长在破碎的矿物或岩石砾间，后者往往交代Ⅰ1阶段方解石或重晶石(图 5b)。手标本及显微镜下均见萤石碎裂并被菱锌矿胶结。
根据矿物的变形和破碎特征，推测矿区在Ⅰ期矿化后曾发生强烈的挤压作用。
3.3.2 硫化物-碳酸盐期(Ⅱ)以铅锌硫化物和铅锌碳酸盐为主要矿石矿物，包含4个阶段，分别为：
①碳酸盐-石英阶段(Ⅱ1)：矿物组合为菱锌矿+白铅矿+石英。其中，菱锌矿成自形晶存在，具典型环带结构，且多发生红褐色铁染(图 5d)，是本阶段最主要矿物；白铅矿仅共生在菱锌矿环带中(图 5c)；石英则呈自形晶与菱锌矿交错生长。
②硫化物-碳酸盐阶段(Ⅱ2)：最主要成矿阶段，包括方铅矿、闪锌矿、菱锌矿、白铅矿、黄铁矿、方解石、重晶石、菱铁矿8种矿物。本阶段最主要特征是矿物均为细晶，粒径多小于0.1mm (图 5e)。方铅矿为本阶段最丰富矿物，其与闪锌矿、菱锌矿、方解石、白铅矿共生成同心环状(图 5e)，与黄铁矿共生成脉状，与重晶石共生成块状(图 5f)。此外，大量沥青在本阶段出现。
③铅锌碳酸盐阶段(Ⅱ3)：出现白铅矿、铅矾、菱锌矿、水锌矿、锰氧化物、自然硫6种矿物。白铅矿或围绕早期方铅矿结晶(图 5c)，或填系在菱锌矿粒间(图 5h)；菱锌矿、水锌矿和锰氧化物共生，在早阶段矿物晶洞中成皮壳状生长(图 5i)。
④方解石-重晶石阶段(Ⅱ4)：矿物组合为方解石+重晶石，其中方解石含量较多，沉淀空间较大时呈钟乳状，沉淀空间较小时呈他形粒状；重晶石极少，呈板状自形晶产于裂隙中(图 5h)。
3.3.3 表生氧化期(Ⅲ)出现埃洛石、伊利石等粘土矿物(图 5e)和少量砷锌矿、锰质薄膜、褐铁矿等。
4 成矿流体特征由于Ⅱ期矿物粒度细小，其中的流体包裹体难以达测温要求，本次工作仅对Ⅰ期中与成矿有关的8件方解石、重晶石和萤石样品中的原生流体包裹体进行了显微测温，获得了Ⅰ期成矿流体的主要信息。测温工作在中国地质科学院地质研究所完成，所用冷热台为THSMG-600(测温范围-200~600℃)，数据精度±0.1℃。对5件方解石和重晶石样品进行了流体包裹体群体成分分析，测试工作在中国地质科学院矿产资源研究所进行，气、液相成分分别由Shimadzu GC2010气相色谱仪和Shimadzu HICSP Super离子色谱仪完成，实验条件及方法参见杨丹等(2007)；对3件萤石和方解石样品进行了单个流体包裹体激光拉曼分析，测试工作在核工业地质分析测试中心完成，使用仪器为Lab RAM HR800型可见显微共焦拉曼光谱仪，实验条件参见张敏等(2007)。样品采集位置见图 2。
4.1 流体包裹体岩相学特征流体包裹体片显微观察发现，Ⅰ1阶段方解石中流体包裹体较少，多孤立出现在矿物缺陷中，形状不规则，长轴5~12μm，为以液相为主的气液两相盐水包裹体(LV包裹体)，气相充填度低，介于1%~3%(图 7a)；重晶石中流体包裹体较小，多孤立生长，局部成群，以不规则状为主，长轴多在10μm以下，亦为以液相为主的LV包裹体，气相充填度波动较大，介于1%~30%(图 7b)，鉴于重晶石中流体包裹体极易受后期变形影响，故推测气相充填度大幅度波动可能由于Ⅰ期与Ⅱ期之间的挤压变形所致。Ⅰ2阶段萤石中流体包裹体较多，或带状生长，但在单晶之外无延伸，呈假次生特征，或无序面状生长，呈原生特征，以长条状为主，长轴4~25μm，主要为以液相为主的LV包裹体(图 7c)，也见极少三相包裹体(图 7d)。经后期拉曼分析发现，萤石中LV包裹体气相部分多为CO2、CH4和H2O，液相部分为H2O，又因三相包裹体极少，故将萤石中的两种包裹体统称为含CO2和CH4的LV包裹体，其气相(或液相+气相) CO2+CH4充填度低，介于1%~5%。
|
图 7 拉拢拉铅锌矿床Ⅰ期矿化流体包裹体显微照片 (a)-方解石中LV包裹体；(b)-重晶石中LV包裹体；(c、d)-萤石中含CO2-CH4LV包裹体 Fig. 7 Microscope photos of fluid inclusion in Period Ⅰ from Lalongla Pb-Zn deposit (a)-liquid fluid inclusion in calcite; (b)-liquid fluid inclusion in barite; (c, d)-bared CO2and CH4 liquid fluid inclusion in fluorite |
本次测温工作共获得35个初熔温度，其中Ⅰ1阶段初熔温度介于-61.2~-28.4℃，集中在-40~-30℃，Ⅰ2阶段介于-74.1~-32.9℃，集中在-70~-50℃(表 1)，均远低于NaCl-H2O体系的共结温度(卢焕章等, 2004)，指示Ⅰ期流体成分中除含NaCl外，还含有大量与H2O具更低共结温度的成分，如CaCl2、MgCl2等(卢焕章等, 2004)，流体体系至少为较复杂的NaCl-CaCl2-MgCl2-H2O体系。
|
表 1 拉拢拉铅锌矿床中流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data of Lalongla Pb-Zn ore deposit |
获得101个冰点温度和10个CO2笼合物溶解温度(表 1)，其中Ⅰ1阶段冰点温度介于-34.2~-10.3℃，峰值为-20~-19℃；Ⅰ2阶段冰点温度介于-27.2~-8.4℃，峰值为-23~-22℃；CO2笼合物仅在Ⅰ2阶段出现，溶解温度介于-5~5.6℃。
获得102个均一温度，其中Ⅰ1阶段均一温度介于83.4~311.2℃，峰值为130~140℃；Ⅰ2阶段温度分布范围稍窄，为102.1~227.1℃，但峰值偏高，为170~180℃(表 1、图 8a)。均一温度统计直方图呈塔式分布(图 8a)，体现了数据的可靠性。
|
图 8 拉拢拉铅锌矿床流体包裹体均一温度(a)、盐度(b)、流体密度(c)和估算深度(d)直方图 Fig. 8 Histograms of homogenization temperature (a), salinity (b) and density of hydrothermal fluid (c) and ore-forming depth (d) of Lalongla Pb-Zn deposit |
流体包裹体测温获得的冰点温度和CO2笼合物溶解温度是被捕获流体盐度的重要指标。本次工作对冰点温度和CO2笼合物溶解温度分别采用Chi and Ni (2007)的H2O-NaCl-CaCl2体系经验公式和笼合物溶解温度与盐度关系(Collins, 1979)计算其相当于含NaCl的盐度。结果表明，Ⅰ1阶段流体盐度介于14.25%~26.44% NaCleqv之间，峰值为23%~24% NaCleqv；Ⅰ2阶段流体盐度分布范围稍大，为7.73%~24.97% NaCleqv，但峰值与Ⅰ1阶段相同(表 2、图 8b)。
|
|
表 2 拉拢拉铅锌矿床中流体盐度、密度、成矿压力及估算深度结果 Table 2 Salinity, density and pressure of hydrothermal fluid and estimated depth of Lalongla Pb-Zn ore deposit |
流体包裹体记录的流体密度根据刘斌和沈昆(1999)的经验公式D=A+Bt+Ct2(D为流体密度(g·cm-3)，t为均一温度(℃)，A、B、C为经验常数)获得。计算结果表明，Ⅰ1阶段流体密度介于0.96~1.15g·cm-3之间，峰值为1.10~1.12g·cm-3，Ⅰ2阶段介于0.94~1.13g·cm-3，峰值偏低，为1.06~1.08g·cm-3(表 2、图 8c)。
矿区主要成矿方式为矿石矿物胶结角砾岩或充填裂隙，总体体现了成矿流体在先存张性空间的充填，所以利用流体包裹体测温数据计算成矿压力、深度时仅考虑流体压力因素。压力估算采用邵洁涟(1988)的经验公式(P=P0×T/T0，其中P0=219+2620S，T 0=374+920S (T为流体包裹体均一温度、S为流体盐度))，成矿深度估算采用Shepherd et al.(1985)的经验公式(P=2.7×0.0981×H (P单位为bar，H单位为m))。计算结果表明，Ⅰ1阶段流体压力介于116~445bar (表 2)，峰值为190~210bar，对应成矿深度介于436~1681m (表 2)，峰值为700~750m (图 8d)，Ⅰ2阶段流体压力120~323bar (表 2)，峰值为230~250bar，对应成矿深度介于453~1220m (表 2)，峰值为950~1000m (图 8d)。
4.3 流体包裹体成分 4.3.1 群体气相、液相成分分析流体包裹体群体成分分析包括Ⅰ1阶段重晶石、方解石和Ⅱ4阶段的方解石样品。分析结果表明，Ⅰ1阶段流体气相成分为H2O、N2、CO2和O2，含CO和少量CH4、C2H2和C2H4等有机气体；Ⅱ4阶段成分与Ⅰ1阶段相似，但CO2和CO含量减少(表 3)，有机气体含量增多。计算发现2个阶段流体气相成分的R值都较小(表 3)，在Ⅰ1阶段介于0.09~0.58，在Ⅱ4阶段介于0.00~0.19。液相成分(表 4)中Ⅰ1阶段阳离子以Ca2+、Mg2+为主，并含一定量K+和Na+；阴离子以SO42-、Cl-、F-为主，并含一定量NO3-和少量Br；Ⅱ4阶段与之相似，仅离子浓度降低。
|
|
表 3 拉拢拉铅锌矿床流体包裹体群体气相色谱分析结果 Table 3 GC bulk analyses of fluid inclusion in calcite and barite from Lalongla Pb-Zn deposit |
|
|
表 4 拉拢拉铅锌矿床流体包裹体群体液相成分离子色谱分析结果 Table 4 IC bulk analyses of fluid inclusion in calcite and barite from Lalongla Pb-Zn deposit |
由于在应用激光拉曼对单个流体包裹体成分进行分析时，方解石表现出极强的荧光干扰，所以本次实验获得方解石中单个流体包裹体的成分数据较少，所获得结果主要为Ⅰ 2阶段萤石中的单个流体包裹体成分，但也恰为群体成分分析中Ⅰ2阶段样品的缺乏作以补充。测试结果表明，Ⅰ2阶段萤石中流体包裹体气相成分含CH4、C、CO2和H2O (图 9a, c)，液相成分主要为H2O (图 9b)；而Ⅰ1阶段仅获得的一个方解石中流体包裹体的数据表明其成分主要为H2O (图 9d)。
|
图 9 拉拢拉铅锌矿床流体包裹体成分激光拉曼探针图谱 Fig. 9 Laser Raman spectra of fluid inclusion in Lalongla Pb-Zn deposit |
本次工作对拉拢拉矿床Ⅰ1、Ⅱ2和Ⅱ4三个阶段7件方解石样品(位置见图 2)、区域及矿区未蚀变的3件灰岩样品进行了C、O同位素分析，并对上述阶段的5件方解石和1件重晶石样品进行了H、O同位素分析，测试工作由国土资源部同位素地质重点实验室MAT-251EM型质谱计完成。C、O同位素分析采用100%正磷酸法(McCrea, 1950)，分析精度(2σ)为±0.2‰；H同位素分析采用400℃爆裂法取水，锌法制H2，分析精度(2σ)为±2‰。因显微测温工作表明Ⅰ1与Ⅰ2阶段流体性质有一定差异，所以不能用Ⅰ1阶段样品代表整个Ⅰ期，但Ⅱ期几个阶段矿物组合基本一致，推测各阶段流体性质相似，所以下文中以“Ⅱ期”对Ⅱ期中的几个阶段进行统一介绍。
区域二叠系、三叠系未蚀变灰岩δ13CV-PDB介于1.6‰~3.0‰，δ18OV-SMOW介于22.9‰~24.8‰(表 5)，与正常海相灰岩C、O同位素范围(张理刚, 1985)相当，指示样品未和热液发生同位素交换，可代表矿集区乃至区域碳酸盐岩地层背景。Ⅰ1阶段与Ⅱ期方解石δ13CV-PDB值分布范围较窄(表 5)，分别为2.8‰~6.4‰和0.9‰~7.2‰，基本与区域碳酸盐岩范围一致；δ18OV-SMOW值分布较宽(表 5)，分别为10.9‰~26.5‰和9.1‰~22.8‰，部分数据远离区域灰岩背景值。6件样品中流体包裹体圈闭的成矿流体δDV-SMOW值在Ⅰ1阶段、Ⅱ期分别为-134‰~-110‰和-137‰~-111‰，结合矿物O同位素及显微测温结果，计算获得成矿流体δ18OV-SMOW值分别为-2.92‰~12.67‰和-0.23‰~13.42‰，总体来说Ⅱ期与Ⅰ1阶段成矿流体H、O同位素组成相似。
|
|
表 5 拉拢拉铅锌矿床热液矿物及区域碳酸盐岩地层的碳氢氧同位素组成 Table 5 C, H and O isotope composition of hydrothermal minerals from Lalongla deposit and of carbonate rocks in region |
本次工作对两期成矿过程中产生的硫化物(方铅矿、黄铁矿)和硫酸盐(重晶石)(位置见图 2)进行了S同位素分析，并将其与区域第三纪盆地中的石膏进行了对比。测试工作在国土资源部同位素地质重点实验室MAT-251EM型质谱计上完成，硫酸盐和硫化物分别经V2O5和Cu2O制备SO2，分析精度(2σ)为±0.2‰。分析结果表明(表 6)，区域第三纪石膏δ34S为正值，介于2‰~4.7‰之间。矿区硫化物δ34S为负值，其中Ⅰ1阶段方铅矿δ34S值为-17.1‰~-16.9‰，黄铁矿则更小(-24.7‰)；Ⅱ2阶段硫化物可以代表Ⅱ期硫化物，其方铅矿δ34S值介于-20.8‰~-11.5‰。重晶石仅发现了Ⅰ1阶段可用样品，其δ34S为正值，介于11.3‰~22.9‰，δ18O介于10.5‰~11.5‰。
|
|
表 6 拉拢拉矿区硫化物-重晶石及区域第三纪石膏S-O同位素组成 Table 6 S and O isotope composition of sulfide and barite from Lalongla deposit and of gypsum in Paleogene basin |
根据数据分析经验，富铅矿物可以获得更为准确的Pb同位素测试结果，所以本次选取了Ⅰ1和Ⅱ2两个阶段共6件方铅矿样品进行了Pb同位素测试(位置见图 2)，并对区域2件未蚀变灰岩样品进行了Pb同位素背景值分析。测试工作在国土资源部同位素地质重点实验室的Nu Plasma HR等离子质谱仪上完成，具体实验方法及参数参见(何学贤等, 2005)。
Ⅰ1和Ⅱ2两阶段方铅矿Pb同位素组成基本一致(表 7)，206Pb/204Pb分别为18.7380~18.8835和18.8646~18.8711，207Pb/204Pb分别为15.6669~15.6677和15.6619~15.6647，208Pb/204Pb分别为38.9404~38.9796和38.9610~38.9670。区域上三叠统波里拉组和下二叠统里查组两个灰岩样品的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb值与矿区方铅矿值存在一定差异，分别为19.3625和18.9078，15.6969和15.6611及38.9447和38.5402。
|
|
表 7 拉拢拉矿床方铅矿及昌都地区区域碳酸盐岩地层Pb同位素组成 Table 7 Pb isotope composition of galena from Lalongla deposit and of carbonate strata from Changdu region |
根据流体包裹体群体成分及显微测温结果，拉拢拉矿区Ⅰ、Ⅱ两期流体离子成分相近，均为Ca2+-Mg2+-Na+-K+-SO42--Cl--F--NO3-卤水体系。Ⅰ期演化早阶段(Ⅰ1)发育富液相LV流体包裹体，气相成分为N2、H2O、CO2和O2，流体在190~210bar、700~750m的条件下表现出低温(130~140℃)、高盐(23%~24% NaCleqv)、中高密度(1.10~1.12g·cm-3)特征，反映出盆地卤水性质(图 10a)；晚阶段(Ⅰ2)地质条件发生变化，成矿深度(950~1000m)和压力(230~250bar)增大，流体中圈闭了更多的CO2、CH4及其它含C有机气体，从而以发育含CO2和CH4的LV流体包裹体为主，在盐度保持不变的基础上，温度升高(170~180℃)，密度降低(1.06~1.08g·cm-3)，反映出中低温、高盐度流体叠加盆地卤水的特征(图 10a)。对比Ⅰ期(0.09~0.13)和Ⅱ期(0.13~0.19)气相成分R值发现，流体演化全程都处于弱还原至弱氧化环境，且氧化性逐渐增强。
|
图 10 拉拢拉矿床流体包裹体均一温度-盐度(a, 底图据Beane, 1983)及流体成分Cl/Br-Na/K (b, 底图的海水蒸发曲线据Fontes and Matray, 1993)相关图解 Fig. 10 Salinity vs. homogenization temperature (a, base diagram after Beane, 1983) and Cl/Br vs. Na/K of fluid inclusion (b, seawater evaporation curve after Fontes and Matray, 1993) from Lalongla deposit |
对流体包裹体离子成分Na-K-Cl-Br体系进行分析(图 10b)，发现流体中Cl/Br和Na/K比值均远低于正常海水，但总体沿海水蒸发曲线分布，指示流体的一个可能来源为蒸发浓缩的海水，这种海水可以由矿区甚至区域灰岩地层中的封存水提供。此外，部分样品出现向海水蒸发趋势线左向偏移现象(图 10b)，这种偏移实质是由于流体中Na+和Ca2+进行交换而导致的Na+离子含量减少引起的(Gleeson et al., 2001)，所以，推测成矿流体与围岩有较强的水岩反应和物质交换。
根据C同位素分析结果，碳酸盐矿物δ13CV-PDB值分布狭窄(-5.0‰~7.2‰)，其与地球C储库中地幔CO2、淡水碳酸盐、地下水总溶解无机碳、海洋总溶解无机碳、海相灰岩和变质CO2中δ13CV-PDB值有所重叠(Clark and Fritz, 1997)，但是，鉴于矿区未见与矿化有关的岩浆活动，且也不存在产生淡水碳酸盐条件，所以推测后四项可能成为热液流体中的C来源。对C-O同位素综合分析(图 11a)，Ⅰ1阶段、Ⅱ期方解石C-O同位素分布规律相似，部分样品落入区域碳酸盐岩范围，与背景灰岩一致，部分样品δ18OV-SMOW大幅减小、δ13CV-PDB小幅增大，总体在δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW相关图中呈现出斜率极小的沿δ18OV-SMOW轴向数值降低方向演化的趋势，指示热液中C主要来自区域(甚至矿区)碳酸盐岩的溶解，即热液流体和灰岩地层发生了强烈的水岩交换作用，而δ13CV-PDB值小幅增大导致的极小斜率的出现则可能代表了区域流体中变质水的加入。
|
图 11 拉拢拉矿床方解石δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW(a)和成矿流体δD-δ18Ofluid(b)相关图解 底图(a)据刘建明和刘家军(1997)；底图(b)原生岩浆水范围据Taylor (1974)；变质水范围据Giggenbach (1992)；有机水范围据Sheppard (1986)；西藏大气降水范围据王军等(2000)；Michigan、Illinois现代盆地卤水演化线和部分MVT矿床流体范围据Kesler et al. (1997) Fig. 11 Diagrams of δ13CV-PDBvs. δ18OV-SMOW of calcite (a) and δDV-SMOWvs. δ18Ofluidof ore-forming fluid (b) in Lalongla deposit Base diagram of Fig. 11a after from Liu and Liu (1997); Fields of primary magmatic, metamorphic, organic water and meteoric water in Tibet region from, Taylor (1974), Giggenbach (1992), Sheppard (1986) and Wang et al. (2000), respectively, and lines for Michigan and Illinois basin brines and fields of MVT fluid from Kesler et al. (1997) in Fig. 11b |
对流体H、O同位素综合分析(图 11b)，Ⅰ1、Ⅱ4两阶段流体H、O同位素组成相似，均位于岩浆水范围之外，与地质特征中体现出的成矿与岩浆作用无关认识一致。两阶段流体δD和δ18O都具一定变化范围，形成斜率为正的与大气降水线相交的近直线，反映了盆地卤水来源特征；H同位素较小，H-O组成整体以世界MVT矿床流体H-O组成与海水相隔落入有机质生物热解H-O和西藏大气降水H同位素范围，表明成矿流体来源和世界MVT铅锌矿床成矿流体具有一定相似性，其成分中可能有演化的海水，也可能有区域的大气降水，但重要的是其曾与有机质或有机气体发生强烈作用。
综合归纳以上讨论，拉拢拉矿区成矿流体至少存在2种来源，分别为：①中低温度、高盐度盆地卤水，可来自区域第三纪盆地卤水的下渗；②由大气降水、蒸发浓缩海水和变质水混合而成的区域流体，其相对盆地卤水盐度相似、温度较高，可由区域或矿区地层释放的封存水，变质基底释放的变质水和循环的大气水混合获得。两期流体成分中都反映了CH4等有机还原气体的存在，其来源可能主要为灰岩地层中含有机质沉积物，但某一时间CH4等的大量出现(如Ⅰ2阶段)则可能是伴随区域流体(含变质水)而进入矿区，无论其来源如何，有机成分都在成矿过程中发挥了重要还原作用，其自身发生氧化还原硫酸盐，并导致流体成分中出现C这种中间价态物质的出现(图 9)。
6.2 成矿物质来源硫是热液矿床中硫化物和硫酸盐的主要组成部分，其同位素组成对分析硫的来源具有重要作用。矿区重晶石S同位素组成与赋矿围岩同时代(晚三叠世)海水一致，或较其偏重(图 12a)，说明重晶石中的S可能来自灰岩地层封存的古海水中残留的硫酸盐，而灰岩地层则并非特指矿区地层，其也可能来自区域。对硫化物δ34S值分析则发现，Ⅰ1阶段硫化物并不具备硫同位素平衡状态下的分馏特征(即δ34S黄铁矿>>δ34S方铅矿)(图 12b)，推测这是由于较低的成矿温度所致。虽然，通过数据结果难以判断Ⅱ2阶段流体的平衡特征，但考虑到相似的成矿条件，推测其流体也应未达到硫同位素分馏平衡。所以，根据本次分析数据难以判断流体的总硫范围。但是，第三纪盆地卤水卸载的石膏却表现出了明确特征，其δ34S值局限分布在硫化物与重晶石δ34S值之间(图 12b)，清楚反映了盆地卤水中硫酸根的硫发生负向分馏进入硫化物、正向分馏进入重晶石的信息，也即盆地卤水中的硫酸盐可能对成矿物质中硫的出现发挥了重要作用。综合以上讨论，为矿区提供还原硫的硫酸盐可能来自矿区及区域灰岩地层中封存的古海水中残留的硫酸盐，也可能来自第三纪盆地卤水中的石膏，鉴于成矿作用需要大量还原硫，而灰岩地层封存海水中残留的硫酸盐又远不及第三纪盆地卤水中的石膏丰富，所以，推测第三纪盆地卤水中的硫酸盐是成矿还原硫的主要来源，但并不排除灰岩地层中的蒸发浓缩海水也发挥了作用。
|
图 12 拉拢拉铅锌矿床重晶石S-O同位素相关图(a, 海水演化曲线据Claypool et al., 1980)及S同位素直方图(b) Fig. 12 Sulfur vs. oxygen of barite (a, the track of seawater after Claypool et al., 1980) and histogram of sulfur isotope (b) in Lalongla Pb-Zn deposit |
由于铅质量数较大，其同位素组成不易随环境发生变化，因此能准确指示矿质来源。但是，由于本次工作仅获得区域少量灰岩地层的背景Pb值，不易进行对比，所以仅对其进行简单讨论。Ⅰ1和Ⅱ2两阶段方铅矿Pb同位素组成一致，基本都集中在造山带Pb演化线上(图 13)，体现了其来自造山带地层特征；其和区域灰岩地层出现重叠但又不完全一致(图 13a)，体现出灰岩可能为Pb来源之一。综合起来，Pb同位素所代表的成矿物质来源可能包括了造山带中从基底变质岩到盖层灰岩(甚至碎屑岩)等多套地层，这些物质可能是由上文讨论的含变质流体的区域流体运移至矿区的。
|
图 13 拉拢拉矿区方铅矿及昌都地区区域地层铅同位素构造模式图(底图据Zartman and Doe, 1981) Fig. 13 Pb isotope diagram of galena from Lalongla deposit and of regional strata in Changdu region (base diagram after Zartman and Doe, 1981) |
对于区域流体驱动机制，目前比较认可的主要有构造挤压、地形或重力驱动、沉积压实和热-盐对流循环4种模式(Garven, 1995)。拉拢拉矿床位于区域逆冲推覆带中带-前锋带内(图 1)，成矿作用(38Ma)(刘英超, 未刊资料)发生在区域挤压作用结束之时(Spurlin et al., 2005)，在近800km2的矿集区内与赵发勇、加膜山等具相似矿化特征的铅锌矿床成串分布，反映了构造挤压是最有可能的区域流体驱动机制。铅锌矿化发生时，区域上的逆冲推覆活动接近尾声(Spurlin et al., 2005)，逆冲断层开始发生局部断后伸展，甚至区域走滑断裂活动开始进行，此时新生代盆地发生强烈改造，盆地地层不仅被中生界地层构造岩片叠覆，也因E-W方向双向挤压而发生强烈褶皱，盆地底部砂岩建造由于强烈变形已难以实现区域流体的长距离侧向运移。但是，由于区域构造发育，逆冲推覆带下方的拆离滑脱带完全可以成为流体长距离侧向迁移的主干通道，断后伸展作用造就的开放空间则可有效的沟通拆离滑脱带成为流体垂向运移的主要通道(侯增谦等, 2008)。区域逆冲推覆构造的广泛活动使区域地层从根带向前峰带都经受了强烈的挤压作用，从而使变质基底和盖层碎屑岩、灰岩地层中的封存水由于挤压作用从地层中排出，并向有利的排泄空间(如底部的构造拆离带)运移，混合成富含Na+、Cl-、F-离子并含CO2和CH4等气体的区域流体。区域流体在持续挤压作用下，沿拆离滑脱带长距离迁移，并在迁移过程中与基底及盖层多套地层相互作用，淋滤其中的Pb2+、Zn2+等物质，最终成为富含金属元素的区域流体。
对于热液成因硫化物矿床，δ34S值可以有效地反映硫化物沉淀机制。拉拢拉矿区Ⅰ、Ⅱ期成矿中，硫化物δ34S值都在负值范围分布(图 12b)，最低达-24.7‰(表 6)，这种特征负值所代表的强烈负向分馏只能通过生物还原硫酸盐作用获得(Warren, 1999)，而生物还原硫酸盐这一作用得以进行的物理条件是环境温度小于50~85℃，但是，这一温度又远低于实测的成矿流体温度，所以，推测流体中生物还原硫酸盐的过程和硫化物沉淀的过程并非同时进行，还原硫应该是在矿区内硫化物沉淀前形成或在矿区外形成后进入矿区，随后与富含金属物质的另一种流体混合而导致硫化物沉淀的。由于生物还原硫酸盐的过程与还原硫的保存都需要一定的圈闭环境和物理条件(Warren, 2000)，而这些条件在逆冲推覆带反冲断层形成的圈闭内较易于实现，所以，推测还原硫在矿区本地产生。区域第三纪盆地卤水通过重力压实及构造裂隙易于下渗到矿区构造圈闭带，在圈闭带中生物还原作用下，盆地卤水中赋存的大量石膏发生还原，形成富含还原硫的本地流体储库，该储库与富含Pb-Zn-F-Cl络合物的区域流体混合是金属物质卸载的基本机制。以Zn为例，其硫化物和碳酸盐的卸载形式可由以下方程式表述：H2S+Zn2+→ZnS↓+2H+，CaCO3+H+→Ca2++HCO3-，Zn2++HCO3-→ZnCO3↓+H+，同时，区域流体中带来的F也会由于Ca2+的增多沉淀：Ca2++2F-→CaF2↓。
6.4 矿床成因类型和成矿模型三江成矿带内铅锌矿床发育，侯增谦等(2008)曾根据控矿式样和矿化特征的不同将区域矿床总结为构造穹窿-岩性圈闭金顶式、受控于冲起构造的河西-三山式、产于平移断层内的富隆厂式和层间破碎带控制东莫扎抓式4种矿床式，并初步将其称之为造山型Pb-Zn矿。而在随后的对典型铅锌矿床剖析时，研究者们发现区内铅锌矿床成矿流体低温高盐的盆地卤水性质、成矿物质来自区域地层等多个基本特征都和世界上经典的MVT铅锌矿床相似(Leach et al., 2005; 王安建等, 2009; 宋玉财等, 2009; 田世洪等, 2011)，但是其大地构造背景独特，成矿流体也具多来源性，所以进一步提出将这类矿床命名为发育在逆冲推覆带中的类MVT铅锌矿床(刘英超等, 2010)。综合对比发现，拉拢拉矿床在成矿地质背景、矿床地球化学特征和矿床成因上与上述各矿床式相似，但是，在矿床地质特征上却显示出了独特的控矿构造和矿体产状，即矿体受到岩性分界面和顺层逆冲断层控制而沿灰岩和碎屑岩岩性分界面发育，从而代表了新的矿床式，本文将其命名为拉拢拉式。根据上文讨论，拉拢拉式铅锌矿床成矿模式可表述如下(图 14)。
|
图 14 拉拢拉式铅锌矿床成矿模式 Fig. 14 A sketch model showing metallogenesis of Lalongla type Pb-Zn deposit |
①由于区域逆冲推覆活动，发育在反冲断层附近的矿区地层发生破碎并叠置，在上有泥页岩不透水层覆盖，下有砂页岩不透水层铺垫，且具有合适构造圈闭的灰岩地层内，由第三纪盆地下渗的盆地卤水、封存在碳酸盐岩地层中的蒸发海水提供的SO42-在生物还原作用下生成H2S，并在断层附近泥页岩和灰岩分界面及灰岩内部汇聚成富含H2S的流体储库，流体储库形成后由于碳酸盐岩地层上下不透水层的阻隔而得以保存。
②伴随区域持续挤压作用，区域变质岩中的变质水、区域地层中的封存海水被释放出来，二者与循环的大气降水混合并沿区域逆冲断层主拆离滑脱带长距离迁移(侯增谦等, 2008)，淋滤萃取盖层沉积岩、火山岩以及基底变质岩中的金属物质，形成富含Pb、Zn、卤素、少量CO2和有机气体的区域流体。
③侧向造山间歇期，部分断层发生断后伸展，区域上形成大量开放空间，上述区域流体沿开放空间向上运移到达矿区，在反冲断层带内与富H2S的本地流体混合，铅锌硫化物沉淀，同时伴随大量酸的生成，溶蚀灰岩，形成垮塌角砾，萤石及铅锌碳酸盐沉淀。在逆冲断层附近灰岩与泥页岩岩性分界面上形成主要的透镜状矿体，在断层上盘热液溶蚀垮塌溶洞内形成少量筒状矿体。
7 结论(1)拉拢拉铅锌矿化受逆冲断层附近泥页岩与灰岩岩性分界面控制，形成透镜状矿体，以角砾状、网脉状为主要矿石构造，以方铅矿、闪锌矿和菱锌矿为主要矿石矿物，代表了青藏高原三江铅锌成矿带一种新的矿床式--拉拢拉式。
(2)拉拢拉铅锌矿床成矿流体包括富液相LV流体包裹体和富CO2和CH4 LV流体包裹体两种，结合显微测温结果和C-H-O同位素，识别出成矿流体至少有两种来源，分别为①第三纪盆地下渗的低温高盐盆地卤水；②沿逆冲断层运移的中低温高盐区域流体，由地层封存蒸发浓缩海水、变质岩释放的变质水和循环的大气降水组成。
(3)拉拢拉铅锌矿床硫化物δ34S负向分馏大，结合重晶石及区域第三纪石膏S同位素组成，指示还原硫来自生物还原盆地卤水和蒸发浓缩海水中的硫酸盐。
(4)拉拢拉铅锌矿床方铅矿Pb同为素与造山带Pb同位素组成一致，对比区域地层Pb同位素组成，提出矿床成矿物质来源于碰撞造山带内包括基底至盖层的多套地层。
(5)综合对比，提出拉拢拉矿床为受逆冲推覆构造控制的类MVT铅锌矿床，其成矿过程可简单归纳为：逆冲推覆-流体汇聚、卤水下渗-还原硫成库、应力松弛-流体排泄、流体混合-金属沉淀。
致谢 野外工作得到了赵发勇矿集区全体工作人员的大力支持和中国地质大学(北京)纪现华、黄克贤、付强的全力协助，室内获得了中国地质科学院地质研究所宋玉财副研究员的有益建议，赵晓燕博士协助完成了流体包裹体测温，国土资源部同位素地质重点实验室、中国地质科学院地质研究所以及核工业地质分析测试中心相关老师帮助完成了同位素、流体成分分析工作，审稿专家提出了宝贵意见，在此一并表示感谢。| [] | Beane RE. 1983. The magmatic-meteoric transition. Geothermal Resources Council Special Report, 13: 245–253. |
| [] | Chi GX, Ni P. 2007. Equations for calculation of NaCl/(NaCl+CaCl2) ratios and salinities from hydrohalite-melting and ice-melting temperatures in the H2O-NaCl-CaCl2system. Acta Petrologica Sinica, 23(1): 33–37. |
| [] | Clark ID, Fritz P. 1997. Environmental Isotopes in Hydrogeology. New York: Lewis Publishers: 1-328. |
| [] | Claypool GE, Holser WT, Kaplan IR, Sakai H, Zak I. 1980. The age curves of sulfur and oxygen isotopes in marine sulfate and their mutual interpretation. Chemical Geology, 28: 199–260. DOI:10.1016/0009-2541(80)90047-9 |
| [] | Collins PLF. 1979. Gas hydrates in CO2-bearing fluid inclusions and the use of freezing data for estimation of salinity. Economic Geology, 74(6): 1435–1444. DOI:10.2113/gsecongeo.74.6.1435 |
| [] | Deng J, Hou ZQ, Mo XX, Yang LQ, Wang QF, Wang CM. 2010. Superimposed orogenesis and metallogenesis in Sanjiang Tethys. Mineral Deposits, 29(1): 37–42. |
| [] | Fontes JC, Matray JM. 1993. Geochemistry and origin of formation brines from the Paris Basin, France: 1. Brines associated with Triassic salts. Chemical Geology, 109(1-4): 149–175. |
| [] | Friedman I and O'Neil JR. 1977. Compilation of stable isotope fractionation factors of geochemical interest. In: Fleischer M (ed.). Data of Geochemistry. Sixth Edition. Washington: United States Government Printing Office, KK1-KK12 |
| [] | Garven G. 1995. Continental-scale groundwater flow and geologic processes. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 23: 89–117. DOI:10.1146/annurev.ea.23.050195.000513 |
| [] | Giggenbach WF. 1992. Isotopic shifts in waters from geothermal and volcanic systems along convergent plate boundaries and their origin. Earth and Planetary Science Letters, 113(4): 495–510. DOI:10.1016/0012-821X(92)90127-H |
| [] | Gleeson SA, Wilkinson JJ, Stuart FM, Banks DA. 2001. The origin and evolution of base metal mineralising brines and hydrothermal fluids, South Cornwall, UK. Geochimica et Cosmochimica Acta, 65(13): 2067–2079. DOI:10.1016/S0016-7037(01)00579-8 |
| [] | He XX, Zhu XK, Yang C, Tang SH. 2005. High-precision analysis of Pb isotope rations using MC-ICP-MS. Acta Geoscientica Sinica, 26(B9): 19–22. |
| [] | Hou ZQ, Zhong DL, Deng WM. 2004. A tectonic model for porphyry copper-molybdenum-gold metallogenic belts on the eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau. Geology in China, 31(1): 1–14. |
| [] | Hou ZQ, Pai GT, Wang AJ, Mo XX, Tian SH, Sun XM, Ding L, Wang EQ, Gao YF, Xie YL, Zeng PS, Qin KZ, Xu JF, Qu XM, Yang ZM, Yang ZS, Fei HC, Meng XJ, Li ZQ. 2006. Metallogenesis in Tibetan collisional orogenic belt: Ⅱ. Mineralization in late-collisional transformation setting. Mineral Deposits, 25(5): 521–543. |
| [] | Hou ZQ, Zaw K, Pan GT, Mo XX, Xu Q, Hu YZ, Li XZ. 2007. Sanjiang Tethyan metallogenesis in S. W. China: Tectonic setting, metallogenic epochs and deposit types. Ore Geology Reviews, 31(1-4): 48–87. DOI:10.1016/j.oregeorev.2004.12.007 |
| [] | Hou ZQ, Song YC, Li Z, Wang ZL, Yang ZM, Yang ZS, Liu YC, Tian SH, He LQ, Chen KX, Wang FC, Zhao CX, Xue WW, Lu HF. 2008. Thrust-controlled, sediments-hosted Pb-Zn-Ag-Cu deposits in eastern and northern margins of Tibetan orogenic belt: Geological features and tectonic model. Mineral Deposits, 27(2): 420–441. |
| [] | Hu MA. 1989. A preliminary evaluation of the mineralization and their characters on the karst-type lead-zinc deposit by the exemplification of Jinding, Yunnan Province. Earth Science, 14(5): 531–538. |
| [] | Huang P, Gu XX, Tang JX, Wang LQ. 2002. The nature and evolution of magmatic melts in mineralization: An example from the Yulong porphyry copper (molybdenum) deposit, Xizang. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 22(3): 45–52. |
| [] | Kesler SE, Friedman GM, Krstic D. 1997. Mississippi Valley-type mineralization in the Silurian paleoaquifer, central Appalachians. Chemical Geology, 138(1-2): 127–134. DOI:10.1016/S0009-2541(96)00174-X |
| [] | Leach DL, Sangster DF, Kelley KD, Large RR, Garven G, Allen CR, Gutzmer J, Walters SG. 2005. Sediment-hosted lead-zinc deposits: A global perspective. Economic Geology, 100: 561–607. |
| [] | Li H, Su SN, Yang WD, Yi YC. 2009. Metallogenic geological charateristics and genesis approach on the Lalongla-Halashan lead-zinc deposit in Leiwuqi County, Changdu aera, Tibet. Tibet. Qinghai Guotu Jinglue(4): 38–40. |
| [] | Li XL. 2011. The study on metallogenic regularity and potential of lead-zinc polymetallic ore in Eastern Tibet Riwoqe-Zogang tectonic zone. Master Degree Thesis. Chengdu: Chengdu Univeristy of Technology, 1-73 (in Chinese with English summary) |
| [] | Liu B, Shen K. 1999. Thermodynamics of Fluid Inclusions. Beijing: Geological Pulblishing House: 1-290. |
| [] | Liu JM, Liu JJ. 1997. Basin fluid genetic model of sediment-hosted microdisseminated gold deposits in the gold-triangle area between Guizhou, Guangxi and Yunnan. Acta Mineralogica Sinica, 17(4): 448–456. |
| [] | Liu YC, Yang ZS, Hou ZQ, Tian SH, Wang ZL, Song YC, Xue WW, Lu HF, Wang FC, Zhang YB, Zhu T, Yu CJ, Su AN, Li ZZ, Yu YS. 2009. Geology and hydrogen, oxygen and carbon isotope geochemistry of Dongmozhazhua Pb-Zn ore deposit, Yushu aera, Qinghai Province. Mineral Deposits, 28(6): 770–784. |
| [] | Liu YC, Hou ZQ, Yang ZS, Tian SH, Song YC, Xue WW, Wang FC, Zhang YB. 2010. Fluid inclusion constraints on the origin of Dongmozhazhua Pb-Zn ore deposit, Yushu area, Qinghai Province. Acta Petrologica Sinica, 26(6): 1805–1819. |
| [] | Liu YC, Hou ZQ, Yang ZS, Tian SH, Yang TN, Song YC, Zhang HR, Carranza EJM. 2011. Formation of the Dongmozhazhua Pb-Zn deposit in the thrust-fold setting of the Tibetan Plateau, China: Evidence from fluid inclusion and stable isotope data. : 384-406. |
| [] | Liu ZQ, Li XZ, Ye QT, Luo JN, Shen GF, Yang YQ. 1993. Division of Tectono-magmatic Zones and the Distribution of Deposits in the Sanjiang Area. Beijing: Geological Publishing House: 1-246. |
| [] | Lloyd RM. 1968. Oxygen isotope behavior in the sulfate-water system. Journal of Geophysical Research, 73(18): 6099–6110. DOI:10.1029/JB073i018p06099 |
| [] | Lu HZ, Fan HR, Ni P, Ou GX, Shen K, Zhang WQ. 2004. Fluid Inclusion. Beijing: Science Press: 1-487. |
| [] | McCrea JM. 1950. On the isotopic chemistry of carbonates and a paleotemperature scale. The Journal of Chemical Physics, 18(6): 849–857. DOI:10.1063/1.1747785 |
| [] | O'Neil JR, Clayton RN, Mayeda TK. 1969. Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates. The Journal of Chemical Physics, 51(12): 5547–5558. DOI:10.1063/1.1671982 |
| [] | Qiu JQ. 2011. Analysis for minerlization and directation for prospect of the Saibeinong prospecting area in Leiwuqi County, Tibet. Acta Mineralogica Sinica, 31(Suppl.1): 387–388. |
| [] | Shao JL. 1988. Prospecting Mineralogy of Gold Deposits. Wuhan: China University of Geosciences Press: 38-45. |
| [] | Shepherd TJ, Rankin AH and Alderton D. 1985. A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies. London: Blackie, 1-239 |
| [] | Sheppard SMF. 1986. Characterization and isotopic variations in natural waters. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 16(1): 165–183. |
| [] | Song YC, Hou ZQ, Li Z, Yang TN, Liu YX, Yang ZS, Tian S, Wang XH, Wang GH, Zhang HR, Liu YC, Liu CZ, Li LY, Wang GR, Wang Yk, Zhao CX, Liu Q. 2009. The Chaqupacha Pb (-Zn) deposit in Tuotuo River: The production of basin brine in the continent-continent collision. Acta Mineralogica Sinica, 29(Suppl.1): 186–187. |
| [] | Spurlin MS, Yin A, Horton BK, Zhou JY, Wang JH. 2005. Structural evolution of the Yushu-Nangqian region and its relationship to syncollisional igneous activity, east-central Tibet. Geological Society of America Bulletin, 117(9): 1293–1317. DOI:10.1130/B25572.1 |
| [] | Sun XM, Xiong DX, Shi GY, Wang SW, Zhai W. 2007. 40Ar-39Ar dating of gold deposit hosted in the Daping ductile shear zone in the Ailaoshan gold belt, Yunnan Province, China. Acta Geologica Sinica, 81(1): 88–92. |
| [] | Sun XM, Zhang Y, Xiong DX, Sun WD, Shi GY, Zhai W, Wang SW. 2009. Crust and mantle contributions to gold-forming process at the Daping deposit, Ailaoshan gold belt, Yunnan, China. Ore Geology Reviews, 36(1-3): 235–249. DOI:10.1016/j.oregeorev.2009.05.002 |
| [] | Tan FW, Wang GM. 2001. The relationship between Cenozoic tectonic regime and mineralization in eastern Tibet. Acta Geoscientia Sinica, 22(2): 123–128. |
| [] | Tang JX, Zhong KH, Liu ZC, Li ZJ, Dong SY, Zhang L. 2006. Intracontinent orogen and metallogenesis in Himalayan epoch: Changdu large composite basin, eastern Tibet. Acta Geologica Sinica, 80(9): 1364–1376. |
| [] | Tao Y, Bi XW, Xin ZL, Zhu FL, Liao MY, Li YB. 2011. Geology, geochemistry and origin of Lanuoma Pb-Zn-Sn deposit in Changdu area, Tibet. Mineral Deposits, 30(4): 599–615. |
| [] | Taylor HP. 1974. The application of oxygen and hydrogen isotope studies to problems of hydrothermal alteration and ore deposition. Economic Geology, 69(6): 843–883. DOI:10.2113/gsecongeo.69.6.843 |
| [] | Tian SH, Yang ZS, Hou ZQ, Liu YC, Song YC, Wang FC, Xue WW. 2011. Sulfur, lead, strontium and neodymium isotope compositions of the Dongmozhazhua lead-zinc ore deposit in the Yushu area, southern Qinghai: Implications for the sources of ore-forming material in the deposit. Acta Petrologica Sinica, 27(7): 2173–2183. |
| [] | Wang AJ, Cao DH, Gao L, Wang GS, Guan Y, Xiu QY, Liu JL. 2009. A probe into the genesis of Jinding super-large lead-zinc ore deposit. Acta Geologica Sinica, 83(1): 43–54. |
| [] | Wang J, Liu TC, Yin G. 2000. Characteristics of isotope distribution in precipitation in the middle-lower reaches of Yarlung Zangbo River. Geology-Geochemistry, 28(1): 63–67. |
| [] | Warren J. 1999. Evaporites: Their Evolution and Economics. London: Blackwell Science Oxford, 1-438 |
| [] | Warren JK. 2000. Evaporites, brines and base metals: Low-temperature ore emplacement controlled by evaporite diagenesis. Australian Journal of Earth Sciences, 47(2): 179–208. DOI:10.1046/j.1440-0952.2000.00781.x |
| [] | Xue CJ, Zeng R, Liu SW, Chi GX, Qing HR, Chen YC, Yang JM, Wang DH. 2007. Geologic, fluid inclusion and isotopic characteristics of the Jinding Zn-Pb deposit, western Yunnan, South China: A review. Ore Geology Reviews, 31(1-4): 337–359. DOI:10.1016/j.oregeorev.2005.04.007 |
| [] | Yan SX, Li CY, Zhou CX, Yang H, Chen SF. 1994. A preliminary study on the genesis of the dome structure in the Jinding lead-zinc deposit with a discussion on some related problems. Mineral Deposits, 13(2): 148–154. |
| [] | Yang D, Xu WY, Cui YH, Chen WS, Lian Y. 2007. Determination of gaseous components in fluid incluision samples by two-dimensional gas chromatography. Rock and Mineral Analysis, 26(6): 451–454. |
| [] | Yin A, Harrison TM. 2000. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 28(1): 211–280. DOI:10.1146/annurev.earth.28.1.211 |
| [] | Zartman RE, Doe BR. 1981. Plumbotectonics: The model. Tectonophysics, 75(1-2): 135–162. DOI:10.1016/0040-1951(81)90213-4 |
| [] | Zhang LG. 1985. The Application of the Stable Isotope to Geology-the Hydrothermal Mineralization of Metal Activation and Its Prospecting. Xi'an: Shaanxi Science and Technology Press: 1-267. |
| [] | Zhang M, Zhang JF, Li LQ, Qiu LF. 2007. The application of laser Raman microprobe to the study of fluid inclusion. World Nuclear Geoscience, 24(4): 238–244. |
| [] | 邓军, 侯增谦, 莫宣学, 杨立强, 王庆飞, 王长明. 2010. 三江特提斯复合造山与成矿作用. 矿床地质, 29(1): 37–42. |
| [] | 何学贤, 朱祥坤, 杨淳, 唐索寒. 2005. 多接收器等离子体质谱(MC-ICP-MS) Pb同位素高精度研究. 地球学报, 26(B9): 19–22. |
| [] | 侯增谦, 钟大赉, 邓万明. 2004. 青藏高原东缘斑岩铜钼金成矿带的构造模式. 中国地质, 31(1): 1–14. |
| [] | 侯增谦, 潘桂堂, 王安建, 莫宣学, 田世洪, 孙晓明, 丁林, 王二七, 高永丰, 谢玉玲, 曾普胜, 秦克章, 许继峰, 曲晓明, 杨志明, 杨竹森, 费红彩, 孟祥金, 李振清. 2006. 青藏高原碰撞造山带: Ⅱ.晚碰撞转换成矿作用. 矿床地质, 25(5): 521–543. |
| [] | 侯增谦, 宋玉财, 李政, 王召林, 杨志明, 杨竹森, 刘英超, 田世洪, 何龙清, 陈开旭, 王富春, 赵呈祥, 薛万文, 鲁海峰. 2008. 青藏高原碰撞造山带Pb-Zn-Ag-Cu矿床新类型:成矿基本特征与构造控矿模型. 矿床地质, 27(2): 420–441. |
| [] | 胡明安. 1989. 试论岩溶型铅锌矿床的成矿作用及其特点--以云南兰坪金顶矿床为例. 地球科学, 14(5): 531–538. |
| [] | 黄朋, 顾雪祥, 唐菊兴, 王立全. 2002. 岩浆熔融体性质及演化在成矿过程中的作用--以西藏玉龙斑岩铜(钼)矿床为例. 沉积与特提斯地质, 22(3): 45–52. |
| [] | 李华, 苏胜年, 杨武德, 伊有昌. 2009. 西藏昌都地区类乌齐县拉拢拉-哈拉山铅锌矿矿床特征及成因探讨. 青海国土经略(4): 38–40. |
| [] | 李小亮. 2011.西藏东部类乌齐-左贡构造带铅锌多金属成矿规律与成矿潜力研究.硕士学位论文.成都:成都理工大学, 1-73 |
| [] | 刘斌, 沈昆. 1999. 流体包裹体热力学. 北京: 地质出版社: 1-290. |
| [] | 刘建明, 刘家军. 1997. 滇黔桂金三角区微细浸染型金矿床的盆地流体成因模式. 矿物学报, 17(4): 448–456. |
| [] | 刘英超, 杨竹森, 侯增谦, 田世洪, 王召林, 宋玉财, 薛万文, 鲁海峰, 王富春, 张玉宝, 朱田, 俞长捷, 苏嫒娜, 李真真, 于玉帅. 2009. 青海玉树东莫扎抓铅锌矿床地质特征及碳氢氧同位素地球化学研究. 矿床地质, 28(6): 770–784. |
| [] | 刘英超, 侯增谦, 杨竹森, 田世洪, 宋玉财, 薛万文, 王富春, 张玉宝. 2010. 青海玉树东莫扎抓铅锌矿床流体包裹体研究. 岩石学报, 26(6): 1805–1819. |
| [] | 刘增乾, 李兴振, 叶庆同, 罗建宁, 沈敢富, 杨岳清. 1993. 三江地区构造岩浆带的划分与矿产分布规律. 北京: 地质出版社: 1-246. |
| [] | 卢焕章, 范宏瑞, 倪培, 欧光习, 沈昆, 张文淮. 2004. 流体包裹体. 北京: 科学出版社: 1-487. |
| [] | 邱军强. 2011. 西藏类乌齐县赛北弄找矿远景区成矿条件分析及找矿方向. 矿物学报, 31(S1): 387–388. |
| [] | 邵洁涟. 1988. 金矿找矿矿物学. 武汉: 中国地质大学出版社: 38-45. |
| [] | 宋玉财, 侯增谦, 李政, 杨天南, 刘燕学, 杨竹森, 田世洪, 王晓虎, 王光辉, 张洪瑞, 刘英超, 刘长征, 李琳业, 王贵仁, 汪元奎, 赵呈祥, 刘群. 2009. 沱沱河茶曲帕查Pb (-Zn)矿:大陆碰撞背景下盆地流体活动的产物. 矿物学报, 29(z1): 186–187. |
| [] | 孙晓明, 熊德信, 石贵勇, 王生伟, 翟伟. 2007. 云南哀牢山金矿带大坪韧性剪切带型金矿40Ar-39Ar定年. 地质学报, 81(1): 88–92. |
| [] | 谭富文, 王高明. 2001. 藏东地区新生代构造体系与成矿的关系. 地球学报, 22(2): 123–128. |
| [] | 唐菊兴, 钟康惠, 刘肇昌, 李志军, 董树义, 张丽. 2006. 藏东缘昌都大型复合盆地喜马拉雅期陆内造山与成矿作用. 地质学报, 80(9): 1364–1376. |
| [] | 陶琰, 毕献武, 辛忠雷, 朱飞霖, 廖名扬, 李玉帮. 2011. 西藏昌都地区拉诺玛铅锌锑多金属矿床地质地球化学特征及成因分析. 矿床地质, 30(4): 599–615. |
| [] | 田世洪, 杨竹森, 侯增谦, 刘英超, 宋玉财, 王富春, 薛万文. 2011. 青海玉树东莫扎抓铅锌矿床S、Pb、Sr-Nd同位素组成:对成矿物质来源的指示. 岩石学报, 27(7): 2173–2183. |
| [] | 王安建, 曹殿华, 高兰, 王高尚, 管烨, 修群业, 刘俊来. 2009. 论云南兰坪金顶超大型铅锌矿床的成因. 地质学报, 83(1): 43–54. |
| [] | 王军, 刘天仇, 尹观. 2000. 西藏雅鲁藏布江中、下游地区大气降水同位素分布特征. 地质地球化学, 28(1): 63–67. |
| [] | 燕守勋, 李朝阳, 周朝宪, 杨诲, 陈式房. 1994. 金顶铅锌矿床穹窿构造成因及其相关问题探讨. 矿床地质, 13(2): 148–154. |
| [] | 杨丹, 徐文艺, 崔艳合, 陈伟十, 连玉. 2007. 二维气相色谱法测定流体包裹体中气相成分. 岩矿测试, 26(6): 451–454. |
| [] | 张理刚. 1985. 稳定同位素在地质科学中的应用:金属活化热液成矿作用及找矿. 西安: 陕西科学技术出版社: 1-267. |
| [] | 张敏, 张建锋, 李林强, 邱林飞. 2007. 激光拉曼探针在流体包裹体研究中的应用. 世界核地质科学, 24(4): 238–244. |