成矿机制的研究

什么是成矿机制~

成矿机制就是指具矿床主要成因类型。
举个例子，晋东北地区银矿床类型及成矿机制：
银矿床类型和矿床地质特征研究表明，晋东北地区银矿主要成因类型为与火山作用有关的中低温热液银矿床(包括石英脉型银矿、火山岩型银矿、(隐)爆破角砾岩型银矿)，其次为接触交代矽卡岩型银矿、层控银锰矿床(包括氧化淋滤型锰银矿和铁锰帽型银锰矿)。银的主要成矿期为燕山期。在沉积作用、火山-次火山热液作用和地表氧化淋滤作用条件下形成了系列银矿床。

新老金厂金矿床是同一矿床不同地段的产物，矿床赋存在下二叠统哲斯群火山-沉积岩中，赋矿岩石既有火山岩又有碎屑岩，其中火山岩包括超浅成侵入相的辉绿岩以及喷发相的玄武岩、英安岩、安山质流纹岩等，碎屑岩包括浅变质沉积碎屑岩和火山碎屑岩等。新金厂矿床容矿岩石以浅成侵入的辉绿岩为主，老金厂矿床容矿岩石以喷出相的英安岩、英安质流纹岩为主，容矿岩石有几种，可见岩性不是一个重要的控矿因素。最近有报道（田春生等，2004），在新金厂矿区中部距离新金厂断裂不足1km处的碧玉山地区发现大量的块状和热液爆破角砾状玉髓和硅质岩，构成特殊的地貌特征，表明碧玉山可能为一古热泉喷口，其喷发的硅质沉积物或泉化沉积在地表快速冷却形成隐晶质髓石岩。这一古火山喷口距离新金厂矿床更近，与新金厂矿床容矿岩石主要为火山通道相的超浅成侵入相岩石一致，而老金厂矿床主要相对较远，因此其容矿岩石主要为火山喷发相岩石。同时地质特征分析表明，新金厂矿床处于热液活动中心，而老金厂矿区相对远离热液活动中心。新老金厂矿床矿体主要为网脉状、细脉状、脉状和板状等，受几组交叉的裂隙系统控制。矿石类型有石英脉型、破碎蚀变岩型和热液角砾岩型等。矿石矿物中出现辰砂等低温矿物并含有少量的贱金属硫化物，脉石矿物以石英、长石和绢云母为主，绿泥石普遍。围岩蚀变具有分带性，从矿体中心向外依次可分为硅化、黄铁矿化（褐铁矿化）、绢云母化、铁碳酸盐化、青磐岩化。据韦学团等（2002）对新老金厂元素组合异常特征的研究表明，新老金厂矿床地球化学异常元素组合为Au/As/Ag/Pb/Zn/Cu/Mo等，且在平面上呈现明显的环状分带：核部由Au/As/Ag组合为主，向外逐渐过渡为Cu/Pb/Zn/Mo等贱金属元素组合为主。
上述地质地球化学特征表明新老金厂矿床为产于火山通道-喷出过渡相的低硫型浅成低温热液矿床（Hendenquist et al.，1996）。虽然西南太平洋地区的低硫型浅成低温热液矿床经常发育特征的冰长石-绢云母组合（Heald et al.，1987），而在新老金厂矿床内迄今并没有发现大量的冰长石，这可能是由于新老金厂矿床成矿时代老于西太平洋地区的同类型矿床，冰长石已经蚀变成钾长石或高岭石等矿物。这一地质特征可能在我国西北地区的低硫型浅成低温热液金矿床中具有共性（应汉龙等，1999；廖启林等，2000；丰成友等，2000；；沙德铭等，2003；胡朋等，2004；Qing et al.，2002）。也由于矿床形成相对较早，矿床的剥蚀程度较大，所以在新老金厂矿床矿体上部并没有发育大量的泥化（李兆鼐等，2004）。通过对新老金厂矿床流体包裹体的研究表明，新老金厂矿床成矿温度介于100～300℃之间，成矿流体为低盐度［＜10%NaCl（eq）］的CO2-H2O-NaCl±CH4或CO2-H2O-NaSO4±CH4体系。同时计算的最小捕获压力表明，新老金厂矿床形成在地表附近，这与地质情况相符。氢氧同位素研究表明成矿流体以大气降水和岩浆水为主，且远离热液活动中心，大气降水的成分增加。岩浆来源的流体和加热循环的大气降水的混合是引起金属沉淀的主要机制，这与大多数低硫型浅成低温热液金矿的形成归因于沸腾过程不太一致。矿石的硫铅同位素都表明，成矿物质具有壳幔混源特征，可能直接来自于赋矿围岩的萃取淋滤。
本次工作曾分选老金厂矿区石英大脉内的石英送中国科学院广州地球化学研究所Ar-Ar年代学实验室开展石英流体包裹体Ar-Ar测年，但遗憾的是，获得的Ar-Ar坪年龄为406.76±10.69Ma，且参与年龄计算的坪累积释放的39Ar含量不到释放总量的20%。这一结果明显与地质事实相悖（含金石英脉穿插火山岩地层，表明其应该晚于火山岩形成），因此，该年龄不能使用。但对于火山岩为容矿围岩的低硫型浅成低温热液金矿床而言，成矿作用一般略晚于岩浆作用，两者时间间隔一般在几到几个百万年（李兆鼐等，2004），因此，可以推断新老金厂矿床形成略晚于哲斯群火山岩的喷发时间，为早二叠世晚期。
总结新老金厂矿床的成矿机制为：早二叠世晚期，北山南带残余洋盆沿柳园—大奇山断裂向南俯冲，在俯冲形成的大陆岩浆弧后拉张地段，上覆亏损地幔被俯冲带来的流体交代引发部分熔融并快速上升喷发或超浅成侵入，同时由于所处环境动荡不稳，因此在弧后盆地与岩浆弧的过渡地带形成哲斯群火山-沉积岩组合。深部火山物质带来大量热能加热地表下渗的地下水，加热的地下水与岩浆带来的富硫还原流体混合，并与之一起在先成的断裂-裂隙中对流循环，对火山-沉积岩地层自身不断淋滤萃取，当外界的物理化学条件发生改变时，含金烙合物发生分解，沉淀成矿。

一、矿物流体包裹体研究

本次工作主要对莫海拉亨矿床主成矿期形成的萤石、方解石开展了流体包裹体测试工作，样品主要为含萤石(碎裂)灰岩，采自莫海拉亨铅锌矿床的钻孔 ZK17501 及探槽TC27中。

流体包裹体显微测温及激光拉曼光谱分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。显微测温仪器为英国LinkamTHMSG-600型冷热台，可测温度范围为-196～＋600℃，分析精度低于0℃时为±0.1℃，高于200℃时为±2℃。对于气液两相水溶液包裹体，测定冰点温度Tm(ice)和完全均一温度Th。对气液两相包裹体，测定其冰点温度Tm和完全均一温度Th；对含CO₂三相包裹体、CO₂包裹体，测定CO₂的初熔温度Tm(CO₂)、CO₂相部分均一温度Th(CO₂)、CO₂笼形化合物消失温度Tm(cla)和包裹体完全均一温度Th。

显微激光拉曼光谱分析采用LabRAM HR800 研究级显微激光拉曼光谱仪，该仪器使用Yag晶体倍频固体激光器，激光波长为532 nm，扫描范围100～4200cm^-1，曝光时间1s扫描次数3次。

1.包裹体成分及特征

含萤石灰岩透明矿物主要由方解石及萤石矿物组成。萤石矿物内包裹体极为发育，主要为成群分布，部分为成带状分布，其中以呈无色—灰色的富液两相包裹体及呈深灰色的气体包裹体为主(图4-1a)，局部较为发育呈无色—浅灰色的三相包裹体(图4-1b至4-1d)。其中，无色—灰色的富液两相包裹体气相百分数一般为5%～15%，多数为10%～15%。包裹体长轴长一般为5～35μm，多数在6～16μm之间。包裹体形态为椭圆形、长方形和不规则状，少数为规则负晶形和不完全负晶形。无色—浅灰色的含CO₂三相包裹体气相百分数一般为25%～40%。包裹体长轴长一般为5～25μm，多数在5～15μm之间。多数该类包裹体室温下可见典型“双眼皮”特征，即V_CO2＋L_CO2＋L_H2O，部分在室温下表现为两相(V_CO2＋L_H2O)，冷冻过程中出现CO₂液相。经激光拉曼分析表明，包裹体中的气相成分主要为CO₂及H₂S，部分见少量的CH₄。

方解石矿物内包裹体较为发育，主要为成群分布，部分为成带状分布，其中以呈透明无色的纯液体包裹体及呈深灰色的气体包裹体为主，部分视域内少量发育呈无色灰色的富液包裹体(图4-1e，4-1f)。方解石内富液包裹体气相百分数一般为5%～15%。包裹体长轴长一般为3～25μm，多数在4～12μm之间。

图4-1 流体包裹体类型

2.单个流体包裹体成分分析

激光拉曼显微探针分析显示，包裹体液相成分主要为H₂O，气相成分为H₂O，CO₂(1278～1285cm^-1和1385～1388cm^-1)，CH₄(2909～2919cm^-1)，H₂S(2599～2610cm^-1)及H₂(587，4157cm^-1)等成分(图4-2)，主成矿阶段成矿流体应为H₂O-CO₂-H₂S-CH₄-NaCl体系。

莫海拉亨铅锌矿成矿模式

图4-2 流体包裹体激光拉曼(LRM)图谱

3.流体包裹体测温

显微测温结果显示(表4-1)：富液气液两相包裹体完全均一温度为105～290℃，集中于100～220℃之间(图4-3)，均一至液相。盐度为0.57%～22.38%，主要集中在2%～4%，16%～18%两个区间，密度为0.75～1.08 g/cm³，集中在0.95～1.05 g/cm³之间。

含CO₂三相包裹体的Th(CO₂)为11～45℃，个别部分均一温度＞31℃，可能是由于H₂S的干扰，完全均一温度为182～267℃，集中在 180～240℃之间(图 4-3)，盐度26.35%～26.44 %，大部分均一至液相；据含CO₂三相包裹体的完全均一温度和水溶液的盐度，应用刘斌等(1987)的经验公式可计算出流体密度变化于0.88～1.10之间。

图4-3 流体包裹体均一温度、盐度、部分均一温度Th(CO₂)及压力直方图

4.成矿压力和深度估算

对于气液两相包裹体，流体的压力可用邵洁连经验公式(1988)：

P＝P₀Th/T₀

式中：P₀＝219＋2620w，T₀＝374＋920w(3-1)。T为流体包裹体均一温度，单位为℃；w为流体包裹体盐度，单位为%。

计算得到该类包裹体压力为6.0～36.4 MPa，对于含CO₂三相包裹体，流体压力可用Roedder 等(1980)的H₂O_CO₂体系p_x 相图获得，得到流体压力为10～40 MPa，压力主要集中在8～32 MPa间。

孙丰月等(2000)用分段拟合关系式估算成矿深度：

(1)当测得的流体压力＜40 MPa时，用静水压力梯度来计算，即用压力除以静水压力梯度(10 MPa/km)；

(2)测得的流体压力为40～220 MPa时，y＝0.0868/(1/x＋0.003 88)＋2；

(3)测得的流体压力为220～370 MPa时，y＝11＋e(x-221.95)/79.075；

(4)测得的流体压力＞370 MPa时，y＝0.033 138 5x＋4.198 98。公式中y和x分别代表成矿深度和所测得的压力值，单位分别为km和MPa。

根据以上公式所获得主成矿阶段成矿深度为0.6～4.0km，平均2.4km。

综上所述，该矿床成矿流体具有低温、中高盐度、H₂O-CO₂-H₂S-CH₄-NaCl体系。

二、铅同位素研究

1.样品采集

研究区铅石矿主要在赋存于碎裂灰岩中，方铅矿、闪锌矿多呈细脉状、星点状、团块状分布，含矿岩性为碎裂灰岩；样品采集主要选择局部地段块状铅锌矿石，剥离表层后采集新鲜矿石。

2.分析方法及分析结果

样品经单矿物分离获得纯的硫化物单矿物(纯度＞98%)。测定方法依《岩石中铅锶钕同位素测定方法》(GB/T17672—1999)，测定仪器 ISOPROBE-T 热电离质谱仪。共分析铅同位素样品14件，其中本书分析样品5件，选用同一成矿带且具有MVT型东莫扎抓铅锌矿样品9件(表4-2)。其中铅石矿样品8件，脉石矿物3件，容矿围岩3件；铅同位素组成总体上较为集中，分布范围：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb ＝18.303～18.920，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb ＝15.417～15.768，208 Pb/²⁰⁴Pb＝38.509～38.966；其中铅矿石样品集中分布于²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb ＝18.468～18.798，207 Pb/²⁰⁴Pb＝15.518～15.635，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb ＝38.512～38.818；属于普通铅的范畴。

铅同位素计算使用参数引自Doe B R(1981)：λ²³⁸U＝0.155 125×10^-9a^-1，λ²³⁸U ＝0.984 85×10^-9a^-1，λ²³⁸Th＝0.494 75×10^-9a^-1，地球年龄值4.43×10⁹a。

3.铅同位素组成特点

矿石铅是各种热液环境中沉淀出的不含U，Th的金属矿物(即矿石矿物)，如方铅矿、黄铁矿等中的铅(魏菊英，1988；张理刚，1988)。吴开兴(2002)认为矿石铅组成主要受源区的初始铅，U/Pb，Th/U比，即μ(²³⁸U/²⁰⁴Pb)，υ(²³⁵U/²⁰⁴Pb)，ω(²³²Th/²⁰⁴Pb)，κ(Th/U)及形成时间等因素的制约，而不受形成后所处地球化学环境的影响。铅同位素组成是一种非常有用的地球化学示踪体系，同时作为矿质来源研究的一种有效手段，已广泛应用于金属甚至非金属矿床(Stacey，1983)。根据路远发(2004)的GeoKit程序进行计算的研究区铅同位素参数表(表4-3)显示，²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb在1.1811～1.2114之间，铅石矿多集中在1.1918～1.2114之间。崔彬(1996)认为大多数层控矿床的铅同位素组成为正常铅，具有均一和较高的μ值(μ多集中在9～11)及壳幔混合源的演化特征；异常铅具有更高的μ值(μ＝10.25～11)和同位素组成不同的两种以上铅混合演化的特征；混合铅以正常铅为主并有少量异常铅的混入，反映了层控矿床的多来源、多阶段、多成因的特征，具有较低的μ值(μ＝8.25～10)和多阶段演化之特征。陈好寿(1981)认为正常铅是同生或成岩时的铅，计算的模式年龄与围岩一致，表明最初属同生沉积，所以正常型铅一般为沉积-弱改造型层控矿床的特征；混合型或异常型铅代表沉积-强改造型或后成型层控矿床。研究区莫海拉亨铅锌矿区μ(²³⁸U/²⁰⁴Pb)＝9.14～9.77，铅石矿μ(²³⁸U/²⁰⁴Pb)多为9.27～9.77，平均为9.42，μ值均小于10，研究区铅同位素不具有异常铅及混合铅的特征，显示铅锌矿铅同位素组成具有正常铅的特征。

表4-1 莫海拉亨铅锌矿流体包裹体显微测温结果及相关参数表

表4-2 莫海拉亨铅锌矿床同位素组成表

注：本书样品由国土资源部武汉矿产资源监督检测中心测试。

表4-3 莫海拉亨铅锌矿区铅同位素参数表

吴开兴(2002)认为同一时代地质体的μ(²³⁸U/²⁰⁴Pb)与υ(²³⁵U/²⁰⁴Pb)可以变化，这可能与U的丢失、加入密切相关。研究区ω(²³²Th/²⁰⁴Pb)＝34.08～37.68，铅石矿ω多数为35.37～37.68，平均35.99；υ₁＝51.55～75.88，铅石矿υ₁值变化范围相对较大，多集中于55.52～75.56之间；υ₂＝41.29～69.32，铅石矿多在48.51～66.85之间。将研究区铅同位素采用单阶段铅演化模式计算的模式年龄偏小，多数为负值，暗示研究区铅锌矿床铅具有壳幔混合源的演化特征。将研究区²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb，²⁰⁶Pb/²⁰⁴数值投影于²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb 206 Pb/²⁰⁴，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴图解(Zartman R E et al.，1981)中(图4-4)，显示铅石矿线性关系不甚明显。

图4-4 研究区铅同位素组成图解

▲—铅石矿；□—方解石脉；＋—灰岩(下同)

图4-5 研究区铅同位素组成图

A—地幔演化曲线；B—造山带演化曲线；C—上地壳演化曲线；D—下地壳演化曲线

4.物质来源

通常认为，铅同位素源区特征值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(吴开兴，2002)。朱炳泉(1998)认为具有低μ值(小于9.58或9.74)的铅来自下部地壳或上地幔，或来自其他构造单元中，基本上处于封闭的体系，矿床的形成一般与岩浆活动关系密切，而且在成矿过程中，基本上没有受到地壳物质的混染。具有高 μ 值(9.58或9.74)的铅或位于零等时线右侧的放射成因铅来自铀、钍相对富集的上部地壳岩石(Zartman R E et al.，1981；朱炳泉，1998；吴开兴，2002)。高μ值铅一般来自上地壳，低μ值和低ω值是上地幔源，低 μ 值和高 ω 值则是典型的下地壳来源(Doe B R et al.，1979；Kamona A F，1999)。研究区莫海拉亨铅锌矿区μ(²³⁸U/²⁰⁴Pb)＝9.14～9.77，其中铅石矿μ(²³⁸U/²⁰⁴Pb)多为9.27～9.77，平均为9.42；容矿灰岩μ平均为9.31，方解石脉μ平均为9.36；研究区ω 值平均为35.91，其中铅石矿平均为39.99，容矿灰岩μ 平均为35.61，方解石脉μ平均为35.99；而莫海拉亨矿区内主要赋矿层位为下石炭统杂多群碳酸盐组灰白、灰黑色厚—巨厚层状灰岩，岩浆活动不发育，喷出岩多呈透镜状或夹层零星分布于下石炭统杂多群碎屑岩组及碳酸盐组地层中，表明区内成矿与岩浆活动并无直接联系。据此分析，研究区铅可能与上地壳沉积地层密切相关。

Zortman R E(1981)根据下地壳麻粒岩相低²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb与²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值和低U/Pb比值，以及较高的²⁰³Pb/²⁰⁴Pb和Th/U比值，提出“铅构造”模式，较好地说明了下地壳、上地幔、上地壳与造山带来源成矿作用的Pb同位素组成。Stacey J S(1983)认为，在使用铅构造模式示踪时，投影点落在造山带增长线上方的矿石铅必然包含上地壳成分，而投影点位于造山带增长线下方的矿石铅则必定源于地幔或下地壳；投影点位于造山带增长线附近，表明各储库混合源。在铅同位素构造模式²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴图解(Zartman R E et al.，1981)中(图4-5a)，研究区多数样品投影于下地幔和造山带之间，少数样品投点于造山带和上地壳间，且靠近造山带；在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴图解(Zartman R E et al.，1981)中(图45b)，多数点投影于造山带与下地壳间，且整体靠近造山带，少数样品位于造山带与上地壳间。结合研究区区域地质背景、矿区地质特征、含矿建造、矿体岩石地球化学及矿区岩浆岩活动等特征，表明研究区铅石矿更多具有沉积地层来源的特性。

研究区铅同位素矢量特征值V₁，V₂见表4-3，V₁平均值为62.59，V₂平均为55.63；铅石矿V₁，V₂平均值相对较高，分别为64.83，58.16。在铅同位素矢量特征值V₁-V₂的投点图(朱炳泉，1998)中(图4-6)，多数点投于华南区与北疆区的界线处。

图4-6 铅同位素矢量特征值V₁-V₂图

A—华南；B—扬子；C—华北；D—北疆

朱炳泉(1998)认为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能提供更丰富的信息，为突出这种变化关系，将 Pb 同位素表示成与同时代地幔的相对偏差，直观的用Δγ-Δβ成因分类图解表示。该图解消除了时间因素的影响，理论上比全球性的演化模式具有更好的示踪意义(郑明华，2001)。将测试数据通过路远发(2004)Geokit软件计算，得到莫海拉亨铅锌矿床矿石与同时代地幔的相对偏差Δa，Δβ，Δγ。将研究区样品投影于Δγ-Δβ图解(朱炳泉，1998)中(图4-7)，多数样品点投于造山带铅范围内，且靠近上地壳与地幔混合的俯冲带铅岩浆作用区，部分点落在上地壳与地幔混合的俯冲带铅岩浆作用范围内。刘英超(2008)根据同一成矿带具有MVT型东莫扎抓铅锌矿区中Pb同位素，确定铅锌矿中的Pb来自于地壳；莫海拉亨铅锌矿床地质特征未显示成矿和岩浆活动相关的证据(刘英超，2008；田世洪，2011)。因此，莫海拉亨铅锌矿床中的铅成矿物质明显与岩浆活动没有直接关系，反映与上地壳成矿作用紧密相关，铅成矿物质可能来源于上地壳沉积地层。

图4-7 铅同位素Δγ-Δβ图

LC—下地壳；UC—上地壳；OIV—洋岛火山岩；OR—造山带；A，B，C，D分别为各区域中样品和相对集中区

卢武长(1986)对层状和层控矿床研究认为，铅同位素组成主要有3 种类型：①铅同位素组成稳定，放射性成因铅的含量很低，模式年龄和围岩的年龄基本一致；②放射性成因铅的含量很高，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb﹥18.8，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb﹥38.8，给出了未来模式年龄；③含有少量的放射性成因铅，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb 比值接近于或高于远洋沉积物的铅同位素组成，这类矿床具有上地壳铅的特征，但有缺铀的下地壳铅的补偿。研究区²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb一般为18.51～18.92，平均为18.62；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb平均为38.64；暗示研究区铅锌矿床铅同位素组成稳定，放射性成因铅的含量相对较低。而将研究区样品投点于²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴构造环境判别图(Zartman et al.，1981)中(图4-8)，多数点投于造山带及下地壳叠合区中，部分铅投于上地壳区中，而研究区铅锌矿床多赋存于巨厚层状灰岩中，岩浆活动微弱，铅同位素组成稳定，表明铅石矿具有上地壳的演化特征。

图4-8 铅同位素构造环境判别图

LC—下地壳；UC—上地壳；OIV—洋岛火山岩；OR—造山带；A，B，C，D分别为各区域中样品相对集中区

由此，研究区铅锌矿床多赋存于巨厚层状灰岩中，铅成矿物质明显与岩浆活动无直接关系，铅同位素组成稳定，反映铅石矿物质可能来源于上地壳沉积地层。

5.Pb同位素组成的地质意义

矿石Pb同位素组成变化不仅与地壳、地幔演化时间序列和成矿时代有关，而且明显表现出区域性特征，并与矿种和矿床类型密切相关，在研究成矿规律、指导找矿与矿床评价上，可能存在更重要的潜在应用价值(Zhu Bingquan，1984)。莫海拉亨铅锌矿床铅同位素组成显示，铅具有正常铅的演化特征；矿石矿Pb同位素μ(²³⁸U/²⁰⁴Pb)多为9.27～9.77，平均为9.42；ω值平均为39.99，μ平均值均小于9.58，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb一般为18.51～18.92，平均为18.62；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb平均为38.64，具稳定同位素组成的特性。在Zartman铅同位素构造模式图中，多数矿石铅落在造山带铅范围内，且靠近上地壳与地幔混合的俯冲带铅岩浆作用区，部分点落在上地壳与地幔混合的俯冲带铅岩浆作用范围内；结合研究区区域地质背景、矿区地质特征、含矿建造、矿体岩石地球化学及矿区岩浆岩活动等特征，表明研究区铅石矿更多具有沉积地层来源的特性。

首先，研究区周缘地表水在溶滤或渗滤基岩山区岩石中有用矿质元素后，在重力作用下，向盆地边缘或中心部位运移，在运移至相对较软弱的地层层理或裂隙间，将不断溶蚀、渗滤、交代地层中有益矿质元素，并在构造适宜部位富集、沉淀，形成层状、似层状或透镜状、脉状、不规则状等不同形态的矿体或矿脉；在局部围岩中形成矿化蚀变带；其次，在重力作用下，地表水及地下水沿矿区内次级断裂或裂隙下渗、入渗至地壳一定部位，在下渗过程中渗滤、交代沉积岩层中的有用矿质元素，形成成矿流体，在上覆岩层温度、压力减弱作用下，成矿流体在浮力作用下向上运移，并在构造、地层适宜部位沉淀、富集成矿；再次，研究区成矿构造背景是青藏高原伴随陆内大规模走滑、逆冲推覆和大规模剪切等主要地质过程的晚碰撞期(田世洪，2011)，其成矿作用与区域逆冲推覆构造和走滑断层密切相关。矿区内NWW，NW-SE，NE向次级断裂交汇部位，具有寻找铅锌矿的有利部位。

由上所述，莫海拉亨铅锌矿区内出露地层主要为下石炭统杂多群(C₁Z)和上三叠统结扎群(T₃J)，其中下石炭统杂多群碳酸盐组(C₁Z₂)灰白、灰黑色厚—巨厚层状灰岩层是矿区内主要的赋矿层位；初步圈定矿化带4条，锌(铅)矿体8条，其中MⅣ，MⅠ矿化带最具规模，找矿潜力巨大。矿区内μ＝9.14～9.77，铅石矿μ多为9.27～9.77，μ平均值均小于9.58，ω 值平均为 39.99，铅同位素组成具有正常铅演化特征；²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb一般为18.51～18.92，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb平均为38.64，铅同位素组成稳定；铅石矿具上地壳演化的特征。在Zartman铅同位素构造模式图中，铅成矿物质具有壳幔演化的特征，而研究区铅锌矿主要赋存于巨厚层状碳酸盐岩中，且矿区地质特征显示成矿和岩浆活动无直接关系。反映莫海拉亨铅锌矿铅石矿物质来源于上地壳含矿建造沉积地层，携矿流体在运移过程中，通过渗滤、萃取、交代等作用，在次级断裂构造交汇或地层适宜部位富集、沉淀成矿。厚—巨厚层状碳酸盐岩赋矿地层及次级断裂构造交汇部位是找矿或成矿的有利部位。

金顶矿床异常贫放射性成因Pb，大量数据更接近于地幔岩石Pb同位素组成，可能暗示了铅具有幔源铅和壳源铅混合的特征，或与金顶地区碎屑岩富含基性—超基性成分有关(李佑国，2006)。莫海拉亨铅锌矿区铅同位素组成具有正常铅演化特征，铅同位素组成稳定，铅石矿具上地壳演化的特征，厚—巨厚层状碳酸盐岩赋矿地层及次级断裂构造交汇部位是找矿或成矿的有利部位(李善平，2012)。

近年来，在国家“358”找矿突破工程实施以来，在杂多地区开展了新一轮找矿勘查工作，在沉积型容矿铅锌矿成岩成矿理论、成矿规律及成矿预测、成矿模式等研究取得了一系列进展，发现了具有代表性的沉积岩容矿铅锌矿床为莫海拉亨、东莫扎抓两个大型铅锌矿床，在其外围通过找矿勘查，亦发现了一批具有找矿前景的矿点、矿化点，找矿工作取得了突破性进展。然而，随着对沉积型铅锌矿床构造背景认识的深入，又面临着一些新问题。莫海拉亨、东莫扎抓铅锌矿与典型的“MVT”型铅锌矿有诸多相似之处，但也有自身独特的矿床特点，不能套用经典的矿床成因类型，对此需进行进一步研究。这些矿床一般认为与逆冲推覆构造有关，但沉积型铅锌矿床与逆冲推覆构造之间的内在机制还不清楚。典型的MVT型铅锌矿床更倾向于发育在白云岩中(Leach et al.，2005)，普遍存在白云石化和硅化等蚀变现象，而莫海拉亨铅锌矿区局部发育白云石化和硅化等蚀变现象，这些蚀变与矿化之间是否存在时空关系，是否会导致矿体在区域上或单个矿体上出现金属分带现象? 莫海拉亨铅锌矿床明显具有分期次形成特点，但其矿床的形成需要多长时间、各期次又是如何联系起来的等内在关系还不明晰。MVT型铅锌矿床主要矿种为铅锌金属硫化物，而在莫海拉亨铅锌矿区可见稀疏浸染状黄铁矿等其他金属硫化物，其赋矿机制未开展研究。

三、稀土元素地球化学研究

稀土元素分析结果见表4-4。与矿化带接触的灰岩类w(ΣREE)介于4.08×10^-6～23.5×10^-6之间，平均为10.74×10^-6，(La/Yb)_N值为0.29～1.42，平均为0.73，显示轻重稀土有分馏，且呈HREE弱富集型特征。稀土元素采用与Mclenenan(1989)北美沉积页岩的平均含量作为参照，进行标准化处理，得到不同类型岩石的稀土元素标准化分配图(图4-9)。稀土配分模式为略左倾斜的光滑曲线，也反映HREE呈略富集型特征；δEu多数在1.03～1.85 之间，平均为1.25，铕略显正异常。矿石矿物中w(ΣREE)为1.64×10^-6～12.14×10^-6之间，平均为5.75×10^-6，(La/Yb)_N值为0.12～0.90，平均为0.43，表明轻重稀土分馏明显，呈HREE富集型特征；在矿石矿物稀土配分模式图中可见，配分曲线呈平坦状，略向左倾斜的光滑曲线；δEu多数在1.02～1.17，铕略显正异常。由此，研究区不同类型岩石稀土元素北美页岩标准化配分模式曲线显示具有轻稀土弱亏损型特征。

表4-4 莫海拉亨铅锌矿区不同类型岩石稀土元素分析结果表 w(B)/10^-6

注：样品由国土资源部武汉矿产资源监督检测中心测试。

图4-9 莫海拉亨矿区不同岩石类型稀土分配模式图

a—灰岩类；b—矿石矿物

四、围岩蚀变作用研究

如前所述，与成矿作用有关的围岩蚀变主要为硅化、碳酸盐化、白云岩化等，局部发育萤石化及轻微重晶石化。一般情况下，成矿流体沿围岩裂隙系统迁移、沉积成矿过程中，热流体与围岩之间的温度和化学成分的不平衡，必然发生热量和物质的交换，导致近矿围岩的热液蚀变作用发育。莫海拉亨铅锌矿床中，碳酸盐化和白云岩化蚀变现象普遍存在，蚀变强度越高，矿化强度也越高，碳酸盐化主要形成大量巨晶方解石，尤其与白云岩化相结合，二者在钻孔岩心常形成“白色柱”，十分容易辨别，碳酸盐化发育表明交代作用强烈，白云岩化则增加了岩石的渗透性，白云石其本身就是很好的矿质载体，加之构造裂隙进一步发育，因而极易形成矿质富集地段。

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