新疆阿吾拉勒成礦帶西段銅礦床碳、氧、硫、鉛同位素地球化學(xué)特征

新疆阿吾拉勒成礦帶西段銅礦床碳、氧、硫、鉛同位素地球化學(xué)特征

新疆阿珠拉鐵銅帶西部分布著許多銅礦床。它是西山地區(qū)重要的銅采區(qū)之一。2000年前開始開采和精煉銅。該地區(qū)內(nèi)的礦產(chǎn)以銅礦為主,銅礦床(點)數(shù)量多,但規(guī)模小(以小型和礦化點居多),主要分布在二疊紀陸相火山巖廣泛出露的地區(qū)。姚金炎(1993)首次對該地區(qū)的銅礦床進行了系統(tǒng)的綜合研究,將其銅礦床劃分為火山熱液型、次火山熱液型、低溫?zé)嵋撼涮蠲}型和沉積砂礫巖型4種類型,并認為,其成礦物質(zhì)以下地殼來源和上地幔來源為主,而成礦作用則與早二疊世火山作用有關(guān),諸多銅礦床是同一構(gòu)造環(huán)境下同一巖漿源分異演化不同階段的產(chǎn)物。后人的研究工作(莫江平等,1996;1997;任秉琛等,2004;羅勇等,2011)多借鑒和參考了這一認識,并深化了研究程度。但是,不同類型和空間位置的銅礦床之間,在礦化特征、成礦物質(zhì)來源和成礦機制等方面存在差異,一直未能得到系統(tǒng)研究和較好的解釋。因此,本文選擇窮布拉克、奴拉賽、群吉薩依、109和群吉5個典型銅礦床進行了碳、氧、硫、鉛同位素研究,并結(jié)合前人研究成果,對該地區(qū)銅礦床的成礦物質(zhì)來源和成礦環(huán)境進行了系統(tǒng)分析和探討,以期獲得一些新認識。1上古生界巖石學(xué)特征阿吾拉勒成礦帶是新疆重要的鐵銅礦分布區(qū),西起伊寧縣與尼勒克縣的交界處,東至和靜縣巴侖臺鎮(zhèn),東西長約350km,南北寬約50km,包括了整個阿吾拉勒山及其兩側(cè)區(qū)域。該成礦帶的成礦分帶性明顯,中段和東段以鐵礦為主,銅礦很少;西段則均為銅礦,本文所研究的5個銅礦床即位于西段。阿吾拉勒成礦帶西段地處新疆西天山伊犁盆地北緣,東起木斯鄉(xiāng),西至墩麻扎鎮(zhèn),南、北以鞏乃斯河和喀什河為界,包括了阿吾拉勒山的整個西段部分。其大地構(gòu)造位置位于卡拉庫姆-塔里木板塊與哈薩克斯坦-準(zhǔn)噶爾板塊的匯聚帶,楚-伊犁板塊的中東部(圖1)。該地區(qū)內(nèi)出露的地層包括下-中元古界和上古生界,以后者為主(圖2)。前寒武系基底僅在西阿吾拉勒山南坡有少量出露,面積約2km2,被劃歸為特克斯群(Cht),以麻粒巖相類巖石為主。上古生界包括石炭系和二疊系,前者主要分布在西阿吾拉勒山西北部和東南部,為上石炭統(tǒng)伊什基里克組(C2y),巖性以中-酸性火山巖為主。二疊系是該地區(qū)內(nèi)的主要地層單元,以陸相火山巖、磨拉石建造和河湖相沉積為總體特點。其中,下二疊統(tǒng)以雙峰式火山熔巖和火山碎屑巖為主,以堿性和偏堿性火山巖居多,主要巖性有杏仁狀玄武巖、玄武安山玢巖、粗面巖、(次)流紋斑巖;中二疊統(tǒng)以磨拉石建造和河湖相沉積為主;上二疊統(tǒng)屬內(nèi)陸盆地型河流-湖泊相沉積(宋志瑞等,2005)。區(qū)內(nèi)侵入巖廣泛發(fā)育,均為淺成和超淺成相,多為酸性巖類,中性巖次之,基性巖多為較小的輝綠巖脈。侵入巖主要巖性包括閃長巖類、石英鈉長斑巖和花崗斑巖類(圖2)。其中,酸性侵入巖的年齡介于240~270Ma之間(姚金炎,1993;李華芹等,1998;趙振華等,2006;Zhaoetal.,2008),為中-晚二疊世和早三疊世早期巖漿活動的產(chǎn)物。區(qū)內(nèi)火山巖極為發(fā)育,以下二疊統(tǒng)雙峰式火山巖組合為主,旋回清楚,韻律明顯,早期為中-酸性,中期為基性※酸性※基性,晚期為酸性※基性(宋志瑞等,2005)。玄武巖和粗面巖的年齡主要集中在250~290Ma之間,以260~270Ma居多(李華芹等,1998;趙振華等,2003;2006)。該區(qū)的構(gòu)造演化極其復(fù)雜,從元古代至今,經(jīng)歷了古元古代泛大陸的增生與裂解、新元古代Rodinnia超大陸的形成與裂解、古生代古亞洲洋的形成與消亡、中-新生代板內(nèi)走滑位移以及盆山格局的形成等階段(張作衡等,2008;左國朝等,2008)。其中,晚古生代是該區(qū)主要的成巖-成礦階段,包括泥盆紀-石炭紀板塊俯沖、碰撞造山階段(Gaoetal.,2009)和石炭紀末—二疊紀陸內(nèi)裂谷演化階段(姜常義等,1995;車自成等,1996;朱永峰等,2004;李永軍等,2010)。該區(qū)現(xiàn)今的構(gòu)造格架是在二疊紀裂谷構(gòu)造演化的基礎(chǔ)上,經(jīng)過繼承、改造和破壞而形成的。區(qū)內(nèi)褶皺構(gòu)造發(fā)育,全區(qū)整體為一復(fù)向斜,保留了裂谷時期的地塹式構(gòu)造-沉積特點。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造非常發(fā)育,按空間展布形態(tài)可分為3組(圖2):(1)EW向斷裂,多為改造裂谷系統(tǒng)的高角度正斷層,控制著區(qū)內(nèi)的主要構(gòu)造格局和礦床分布;(2)NW向斷裂,主要由中-新生代的板內(nèi)擠壓、走滑作用所形成,具右行壓扭特征,具有一定的控礦和容礦作用;(3)NE向斷裂,規(guī)模小于前2類斷裂,具壓性特征,對成礦有一定的破壞作用。2充填熱液脈型成礦地質(zhì)特征阿吾拉勒成礦帶西段的銅礦床(點)較多,主要賦存在下二疊統(tǒng)火山巖中或中、下二疊統(tǒng)的平行不整合面附近。礦床受構(gòu)造控制明顯,多沿構(gòu)造薄弱帶或火山機構(gòu)分布,區(qū)域上呈環(huán)形展布(圖2)。前人將該地區(qū)的銅礦床劃分為火山熱液型(窮布拉克銅礦床)、次火山熱液型(群吉薩依、群吉、109、黑山頭和土臺銅礦床)、低溫?zé)嵋撼涮蠲}型(奴拉賽、阿克吐別克、克孜布拉克銅礦床)和沉積砂礫巖型(窮布拉克Ⅰ號礦體)4種類型(姚金炎,1993;莫江平等,1996;1997)。趙軍等(2012)對窮布拉克Ⅰ號礦體進行研究后認為,沉積砂礫巖型的劃分并不準(zhǔn)確,它仍屬于火山熱液型?；鹕綗嵋盒秃偷蜏?zé)嵋撼涮蠲}型具有相似的礦體特征、礦化類型和流體特征(羅勇等,2011;莫江平,1996;趙軍等,2012;張賀等,2012)。因此,本文將火山熱液型、低溫?zé)嵋撼涮蠲}型和沉積砂礫巖型統(tǒng)稱為中-低溫?zé)嵋好}型。前人劃分次火山熱液型礦床的主要依據(jù)是其賦礦巖石和礦物組合,此類礦床與中國東部地區(qū)發(fā)育較多的次火山巖型銅-銀礦床具有相似性(耿文輝等,2004),而且對于區(qū)域找礦具有很好的標(biāo)志意義,故本文也稱之為次火山巖型。次火山巖型礦床主要分布在西阿吾拉勒山的南部和中部地區(qū),產(chǎn)于下二疊統(tǒng)烏郎組和塔爾得套組火山巖中,主要包括黑山頭、巴斯?fàn)柛伞?09、土臺、群吉薩依、群吉、克牙克特等銅礦床(點)。中-低溫?zé)嵋好}型礦床則主要分布在西阿吾拉勒山北部地區(qū),賦存于中二疊統(tǒng)陸相沉積巖與下二疊統(tǒng)火山巖的界面附近,包括窮布拉克、阿克秋別克、克孜布拉克、奴拉賽、克孜克藏南等銅礦床(點)。雖然都受到構(gòu)造的控制,但中-低溫?zé)嵋好}型礦床的礦體多呈明顯的脈狀、透鏡狀,界線清楚,脈石礦物方解石、重晶石很發(fā)育,成礦具有多階段性,例如,奴拉賽銅礦床就可劃分為原生期和表生氧化期,原生期包括4個成礦階段:(1)黃鐵礦-白鐵礦-重晶石-方解石階段;(2)黃銅礦-方鉛礦-閃鋅礦-重晶石階段;(3)斑銅礦-輝銅礦-方解石階段;(4)黃鐵礦-方解石階段。次火山巖型礦床的礦體均賦存于次火山巖中,主要受破碎帶的控制,與巖體的界線較模糊。根據(jù)賦礦巖石的不同,次火山巖型礦床可分為2類:(1)與中-基性次火山巖有關(guān),如群吉薩依和土臺銅礦床(點),分別為輝綠玢巖和輝石閃長巖,而且兩者都具有全巖礦化的特點,巖體即礦體;(2)與酸性次火山巖有關(guān),主要為粗面巖、次流紋斑巖、鈉長斑巖等。次火山巖型銅礦床的礦物組合較簡單,脈石礦物較少,僅發(fā)育很少量的方解石或石英。圍巖蝕變較弱,尤其是賦存于酸性次火山巖中的銅礦床(點)。成礦不具有多階段性。本文所研究的5個銅礦床,是該地區(qū)最具代表性、規(guī)模最大且目前均處于生產(chǎn)階段的銅礦床,諸銅礦床的主要地質(zhì)特征對比見表1。3樣品預(yù)處理和分析方法本文用于碳、氧同位素分析的樣品為諸礦床內(nèi)不同類型礦石中的方解石(14件),硫同位素分析的樣品為諸礦床內(nèi)不同類型礦石中的金屬硫化物(34件)和奴拉賽礦床的少量重晶石(3件),鉛同位素分析的樣品為諸礦床內(nèi)礦石中的金屬硫化物(17件)及圍巖(10件)。在野外采集樣品時,盡量選擇新鮮的原生礦石及有代表性的樣品。在室內(nèi),先將樣品搗碎、篩選和淘洗,然后在雙目鏡下挑選出粒徑0.1~1mm的單礦物。方解石和重晶石單礦物的純度可達99%,硫化物的純度可達95%以上。全巖樣品則用瑪瑙研缽研磨至200目,用于鉛同位素分析。碳、氧、硫同位素分析在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成,使用傳統(tǒng)的離線分析方法。測定碳、氧同位素時,將約50mg方解石粉末樣品與無水磷酸在真空條件下反應(yīng),反應(yīng)溫度25℃,恒溫48h。分析結(jié)果用V-PDB標(biāo)準(zhǔn)表示,測試精度優(yōu)于±0.2‰;δ18OSMOW值根據(jù)公式δ18OSMOW=1.0309δ18OVPDB+30.91換算獲得。測定硫同位素時,將約15mg硫化物和重晶石粉末樣品與150mgV2O5,在1050℃條件下反應(yīng)15min。反應(yīng)完畢,將純化后的CO2和SO2氣體導(dǎo)入FinniganDeltaS型質(zhì)譜儀,測定其同位素比值。分析結(jié)果用V-CDT標(biāo)準(zhǔn)表示,測試精度優(yōu)于±0.3‰。鉛同位素分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院測試研究中心完成。將樣品用混合酸分解,然后用樹脂交換法分離出鉛,蒸干后,用熱表面電離質(zhì)譜法進行鉛同位素測量。測試儀器為ISOPROBE-T型質(zhì)譜儀,測試精度為:對1μg鉛,其204Pb/206Pb值低于0.05%,208Pb/206Pb值一般不大于0.005%。4測試結(jié)果4.1c值的變化規(guī)律諸銅礦床內(nèi)不同類型礦石中方解石的碳、氧同位素測試結(jié)果見表2。奴拉賽銅礦床的δ13C值介于-10.1‰~-2.27‰之間,平均-5.16‰;δ18O值為12.56‰~16.27‰,平均13.89‰。窮布拉克銅礦床的δ13C值為-7.37‰~-3.2‰,平均-5.49‰;δ18O值比較一致,為9.63‰~11.94‰,平均10.87‰。群吉薩依銅礦床的δ13C值為-1.28‰~-0.7‰,平均-0.99‰;δ18O值為13.53‰~13.8‰,平均13.66‰。群吉銅礦床的δ13C值為-1.44‰~0.8‰,平均-0.32‰;δ18O值為11.87‰~16.99‰,平均14.44‰。由此可見,中-低溫?zé)嵋好}型銅礦床的δ13C值變化范圍稍大,但主要集中在幔源碳的范圍(Hoefs,2009),而次火山巖型銅礦床的δ13C值變化較小,稍高于地幔δ13C值。這2種類型礦床的氧同位素變化范圍相近。4.2s值的變化規(guī)律5個典型銅礦床的硫同位素分析結(jié)果見表3。礦石中硫化物的δ34S值從南到北呈現(xiàn)出規(guī)律性變化:109銅礦床內(nèi)硫化物的δ34S值為3.4‰~4.4‰,平均3.8‰。群吉薩依銅礦床內(nèi)硫化物的δ34S值為-0.5‰~0.2‰,平均-0.3‰。群吉銅礦床內(nèi)硫化物的δ34S值為-1.6‰~-0.7‰,平均-1.06‰。奴拉賽銅礦床內(nèi)硫化物的δ34S值為-18‰~8.9‰,平均1.02‰;重晶石的δ34S值為13.9‰~17‰,平均15.6‰。窮布拉克銅礦床內(nèi)硫化物的δ34S值為-10.7‰~6.7‰,平均-4.03‰。在硫同位素直方圖(圖3)中,2種類型銅礦床的δ34S值呈完全不同的分布型式。銅礦帶南部和中部的次火山巖型銅礦床內(nèi)硫化物的δ34S值變化范圍很小,主要集中于-1‰~4‰之間(圖3a),反映出其來源單一。銅礦帶北部的中-低溫?zé)嵋好}型銅礦床內(nèi)硫化物δ34S值的變化范圍較大,主要集中于-11‰~9‰之間,呈現(xiàn)出2個峰值,即-7‰~-4‰和5‰~8‰(圖3b),說明其硫具有多源性或者經(jīng)歷了復(fù)雜的變化。4.3黃河群吉銅礦床內(nèi)硫化的表達2種類型銅礦床的鉛同位素分析結(jié)果見表4。其中,奴拉賽銅礦床內(nèi)硫化物的206Pb/204Pb值為18.061~18.144,極差為0.083;207Pb/204Pb值為15.512~15.648,極差為0.136;208Pb/204Pb值為37.868~38.319,極差為0.451。窮布拉克銅礦床內(nèi)硫化物的206Pb/204Pb值為18.043~18.351;極差為0.308;207Pb/204Pb值為15.487~15.599,極差為0.112;208Pb/204Pb值為37.576~38.147,極差為0.571。群吉薩依銅礦床內(nèi)硫化物的206Pb/204Pb值為18.126~18.574,極差為0.448;207Pb/204Pb值為15.575~15.733,極差為0.158;208Pb/204Pb值為38.084~39.052,極差為0.968。群吉銅礦床硫化物206Pb/204Pb值為17.363~21.325,極差為3.962;207Pb/204Pb值為15.393~15.697,極差為0.304;208Pb/204Pb值為37.421~40.579,極差為3.158。109銅礦床內(nèi)硫化物的206Pb/204Pb值為17.199~18.641,極差為1.442;207Pb/204Pb值為15.435~15.553,極差為0.118;208Pb/204Pb值為37.521~38.585,極差為1.064。由此可見,中-低溫?zé)嵋好}型銅礦床的鉛同位素比值變化范圍小,而次火山巖型銅礦床中與酸性次火山巖有關(guān)的礦床的鉛同位素比值變化范圍較大。5討論5.1成礦流體中-低溫?zé)嵋好}型銅礦床方解石的碳同位素接近幔源碳的范圍,而次火山巖型銅礦床的δ13C值高于地幔δ13C值,接近海相碳酸鹽巖的δ13C值。2種類型銅礦床的δ18O值均具有巖漿或深部地殼流體的特點(鄭永飛,2001)。在δ13C-δ18O相關(guān)圖(圖4)中,次火山巖型銅礦床的投影點主要呈正斜率的線性分布,δ18O值向增高方向漂移,形成這種分布型式可能有2種原因:(1)CO2去氣作用;(2)水-巖反應(yīng)(鄭永飛,2001;毛景文等,2002)。如果該類型礦床的碳、氧同位素的分布形式是由CO2的去氣作用所導(dǎo)致,那么,流體中碳同位素組成的變化應(yīng)該很明顯,而氧同位素組成則變化不大(鄭永飛,2001),所形成的方解石的碳同位素組成也應(yīng)變化明顯。這與本文的測試結(jié)果顯然不符。由于次火山巖型銅礦床內(nèi)方解石的δ13C值接近海相碳酸鹽巖的δ13C值,且大于有機質(zhì)的碳同位素組成,故可排除有機質(zhì)碳為成礦流體提供了主要碳的可能性(劉家軍等,2004)。因此,深源流體與含碳酸鹽巖地層的水-巖反應(yīng)就可能是造成該類型銅礦床內(nèi)方解石碳、氧同位素組成的主要原因。該類型銅礦床主要分布于研究區(qū)的中部和南部,與之毗鄰的是上石炭統(tǒng)伊什基里克組含碳酸鹽巖地層,因此,來自深源的火山熱液在運移過程中可能溶解了部分周圍的碳酸鹽巖地層,從而為成礦流體提供了部分碳。中-低溫?zé)嵋好}型銅礦床的投影點與次火山巖型礦床相似,大體呈正相關(guān)分布,但相對集中,僅一個點偏離了總體趨勢(圖4),說明該類型礦床與次火山巖型礦床可能具有相似的碳來源,但存在一定差異。其投影點主要位于和靠近深部來源區(qū),離海相碳酸鹽巖區(qū)較遠,說明碳酸鹽巖溶解所提供的碳的作用不如次火山巖型那樣明顯,這與中-低溫?zé)嵋好}型礦床的圍巖地層以陸相粗碎屑沉積為主的地質(zhì)特征相符。奴拉賽和窮布拉克銅礦床的流體包裹體研究表明,流體未發(fā)生過沸騰作用,成礦流體為火山熱液與演化大氣降水的混合(趙軍等,2012;張賀等,2012)。因此,兩種流體的混合作用可能是導(dǎo)致上述現(xiàn)象的主要原因(徐啟東等,2003)。根據(jù)奴拉賽和窮布拉克銅礦床流體包裹體測溫數(shù)據(jù),利用熱力學(xué)平衡分餾方程(鄭永飛等,2000),將其方解石的δ18O值換算成流體的δ18O值(表2),可以看出,有2個樣品的δ18O值(4.25‰和8.18‰)接近正常巖漿水的δ18O值,指示出成礦熱液主要為巖漿期后熱液并混有少量地表水,而其余5個樣品的δ18O值(0.16‰~2.41‰)更接近于零,顯然有更多的地表水加入了成礦熱液。此外,從圖4還可看出,方解石的低溫蝕變作用也可能對這2種類型礦床的碳、氧同位素組成產(chǎn)生了一定影響。Ohmoto(1972)指出,熱液礦床中硫化物的硫同位素組成是成礦溶液中總硫同位素組成、氧逸度f(O2)、pH值、離子強度和溫度的函數(shù)。因此,熱液成因硫化物的硫同位素組成,不僅取決于其源區(qū)物質(zhì)的δ34S值,也與成礦流體演化的物理化學(xué)條件有關(guān)。阿吾拉勒銅礦帶西段次火山巖型銅礦床內(nèi)硫化物的δ34S值變化范圍很小(圖3a),其礦石礦物組合均為中-低溫金屬硫化物,方解石和石英等脈石礦物很少,圍巖蝕變非常弱,不具有多期多階段成礦的特點,說明其成礦流體較為單一,未經(jīng)歷復(fù)雜的演化過程。而且,不同硫化物的δ34S值完全一致,說明硫化物沉淀時未發(fā)生過較強的分餾作用。因此,對于次火山巖型銅礦床來說,硫化物的硫同位素組成就能代表熱液的總硫同位素組成,即109銅礦床為深部巖漿源,群吉薩依和群吉礦床為地幔源(Hoefs,2009)。阿吾拉勒銅礦帶西段中-低溫?zé)嵋好}型銅礦床內(nèi)硫化物的δ34S值變化范圍較大且較分散,不具有塔式分布的特征(圖3b),說明其硫同位素發(fā)生了較強的分餾作用。該類型礦床的金屬硫化物組合較次火山巖型礦床復(fù)雜,脈石礦物方解石大量發(fā)育,奴拉賽銅礦床內(nèi)還發(fā)育較多的重晶石,圍巖蝕變礦物以低溫的碳酸鹽、綠泥石為主,多期多階段成礦的特征明顯。所以,其硫化物的硫同位素組成就不能代表熱液的總硫同位素組成。該類型礦床的流體包裹體研究表明,成礦流體為火山熱液與演化大氣水混合形成(莫江平等,1996;趙軍等,2012;張賀等,2012),說明其硫具有多源性,硫既可能來自深部的火山熱液,也可能來自沉積地層,并且在不同來源硫發(fā)生混合之前,硫同位素已經(jīng)發(fā)生了不同程度的分餾作用。在成礦作用發(fā)生時,該區(qū)為裂谷環(huán)境,構(gòu)造體系較為開放,大本模式就很難用于解釋此類銅礦床的硫同位素來源和分餾過程。另外,奴拉賽銅礦床內(nèi)硫化物δ34S值的變化范圍比窮布拉克銅礦床要大,可能與該礦床發(fā)育較多重晶石有關(guān)。重晶石的δ34S值(13.9‰~17‰)雖然與二疊紀時期的海相硫酸鹽較為一致(Sealetal.,2000),但是,區(qū)域上普遍缺乏海相和湖相硫酸鹽地層。因此,重晶石可能是由火山熱液中的SO2發(fā)生歧化反應(yīng)或H2S在氧化環(huán)境中反應(yīng)所形成(Rye,2005;Oppenheimeretal.,2011)。從成礦早階段到晚階段,硫化物的δ34S值逐漸增大,而重晶石的δ34S值則具有變小的趨勢,這可能與熱液中氧化硫與還原硫的比例變化有關(guān)(Zhengetal.,1993)。初始階段,成礦熱液中SO42-含量大于H2S含量,故形成較多的重晶石,且隨著重晶石的沉淀,其δ34S值會因熱液中SO42-與H2S的比例發(fā)生變化而逐漸減小;而隨后的硫化物沉淀則與之相反,其δ34S值會逐漸增大(鄭永飛,2001)。此外,輝銅礦和斑銅礦的較高硫同位素組成還可能與重晶石的熱化學(xué)還原作用有關(guān)(Ohmotoetal.,1979;Seal,2006)。不過,筆者曾在奴拉賽礦區(qū)發(fā)現(xiàn)過含瀝青的轉(zhuǎn)石,所以,也不排除有機質(zhì)對重晶石的還原作用。在卡農(nóng)鉛同位素演化圖解(圖5)(Cannonetal.,1961)中,奴拉賽、窮布拉克和群吉薩依銅礦床的礦石鉛投影點分布非常集中,且均位于普通鉛的范圍內(nèi),加之鉛同位素比值的極差較小,其模式年齡大多與地質(zhì)背景相符,因此為正常鉛(Faureetal.,2005)。109和群吉銅礦床的礦石鉛投影點大多位于普通鉛的范圍內(nèi),有一個樣品落在J型鉛的區(qū)域,各樣品投影點很分散,且線性關(guān)系很好,近似呈一條直線。而且,鉛同位素比值的極差較大,其模式年齡與地質(zhì)背景不吻合甚至為負值,表明這2個銅礦床的礦石鉛為含有較多放射性成因鉛的異常鉛,與前人的研究結(jié)果相一致(莫江平等,1996)。由表4可見,所有樣品的μ值和Th/U比值都相對較低,說明所有銅礦床礦石的普通鉛均以地幔和下地殼源為主(Kamonaetal.,1999)。在Zartman等(1981)提出的鉛構(gòu)造模式圖(圖6)中,絕大多數(shù)礦石鉛投影點都落在造山帶與地幔之間,且顯示出向地幔方向集中的趨勢,表明成礦物質(zhì)主要來源于地?；蛳碌貧?落在造山帶線附近的樣品可能代表了深源與淺源的混合(Staceyetal.,1983)。其中,中-低溫?zé)嵋好}型銅礦床的礦石鉛以地幔鉛占主導(dǎo),部分受到了地殼鉛的混染,導(dǎo)致這種現(xiàn)象的原因可能是成礦流體與圍巖進行了充分的反應(yīng),萃取了圍巖中的部分金屬物質(zhì)(Caronetal.,1997;Bouseetal.,1999;Andersonetal.,2002;Chiaradia,2004)。礦石鉛與基性火山巖圍巖鉛的特征相似,與酸性侵入巖則存在一定差別,反映出其物源與火山活動有關(guān)。群吉薩依銅礦床的礦石鉛則明顯為殼幔混合鉛,地殼混染作用強(Puig,1988;Townleyetal.,2001),與圍巖玄武安山玢巖的分析結(jié)果差別較大。109和群吉銅礦床的礦石鉛均位于造山帶線下方,來源較單一,主要為地幔和(或)下地殼源,但富含放射性成因鉛。其礦石硫化物與賦礦酸性次火山巖的投影點分布特征相同,且酸性次火山巖也富含放射性成因鉛,表明這2個礦床的成礦物質(zhì)來源與賦礦次火山巖緊密相關(guān)(張乾等,2000)。在礦石鉛同位素的Δβ-Δγ成因分類圖解(圖7)(朱炳泉等,1998)中,所有樣品的投影點主要落在地幔源區(qū)和殼?；旌显磪^(qū),與構(gòu)造模式圖(圖6)的結(jié)果一致。而且,大多數(shù)樣品都比較靠近造山帶區(qū),反映了該區(qū)的成礦物質(zhì)來源與碰撞造山后的構(gòu)造演化可能存在密切關(guān)系。為了獲悉109和群吉銅礦床礦石鉛中放射性成因鉛的來源,筆者將這2個礦床礦石鉛的207Pb/204Pb和206Pb/204Pb比值投影在Staecy-Kramers兩階段鉛演化圖解(圖8)中。根據(jù)異常鉛線方程和Staecy等(1975)兩階段鉛演化曲線方程,計算得出P點的模式年齡為1635.96Ma。該年齡代表了鉛脫離Staecy-Kramers第二階段正常鉛儲庫的時間,也就是正常鉛組分從源區(qū)母體中分離出來的時間。設(shè)定區(qū)域成礦年齡為242Ma(李華芹等,1998),按照連續(xù)增長模式計算得到放射性成因鉛的源區(qū)年齡為686.14Ma(模式年齡的計算過程略)。該異常鉛的模式年齡(1635.96Ma)與伊犁地塊內(nèi)的中元古代結(jié)晶基底的形成年齡(1609±40)Ma(李繼磊等,2009)非常一致,表明伊犁地塊大陸地殼基底的形成是造成109和群吉銅礦床礦石中異常鉛脫離源區(qū)的主要原因。而本文計算得出的放射性成因鉛的形成年齡(686.14Ma)與西天山地區(qū)普遍的變質(zhì)作用事件(600~900Ma)(Zhengetal.,2006;陳義兵等,1999;2000;胡靄琴等,2001)相一致,說明從新元古代中期開始,變質(zhì)基底巖石中的鈾和釷逐步衰變,形成的放射性成因混染鉛加入到正常鉛中,直到242Ma左右成礦作用發(fā)生時最終保留在硫化物中(Doeetal,1979;Andersonetal.,2000;Harkinsetal,2008)。109和群吉銅礦床賦礦次火山巖的鉛同位素組成與硫化物一致,均為富含放射性成因鉛的異常鉛,這不僅說明兩者具有同源性,而且表明兩礦區(qū)酸性次火山巖的形成還可能與前寒武系變質(zhì)基底的重熔有關(guān),這種現(xiàn)象在與伊犁古裂谷同時代的挪威奧斯陸(Oslo)裂谷也存在(Neumannetal.,1988;Andersonetal.,2000)。5.2成礦物質(zhì)來源的南北差異阿吾拉勒地區(qū)在石炭紀末—二疊紀時期為陸內(nèi)裂谷環(huán)境(姜常義等,1995;車自成等,1996;朱永峰等,2004;李永軍等,2010)。阿吾拉勒山西段現(xiàn)今的構(gòu)造格架繼承和保留了石炭紀—二疊紀伊犁古裂谷的構(gòu)造格局,地層組合不僅具有大陸裂谷環(huán)境的典型特征,而且其空間分布明顯受裂谷演化的控制。但是,對于裂谷演化與區(qū)域銅礦之間是否存在一定的聯(lián)系、銅礦的形成是否受裂谷環(huán)境的控制等問題,前人未曾進行過深入研究。本文的鉛同位素測試結(jié)果表明:阿吾拉勒成礦帶西段的不同類型銅礦床,其成礦物質(zhì)來源與特定的火山巖關(guān)系密切,具有同源性。同時,各礦床的碳、硫同位素組成存在南北差異,這種差異與該區(qū)二疊紀火山巖地層的巖性、巖石地球化學(xué)特征的南北差異具有相似性。另外,各銅礦床的賦礦巖石盡管存在明顯差別,但均以下二疊統(tǒng)陸相火山巖為主,且賦礦(次)火山巖的Cu含量均遠遠高于同類巖石的平均值,說明這2種類型銅礦床的物質(zhì)來源均與賦礦(次)火山巖緊密相關(guān)。成礦物質(zhì)來源的南北差異與賦礦地層和巖性組合的不同有很好的對應(yīng)關(guān)系,反映出南北成礦環(huán)境存在明顯不同。根據(jù)同位素研究結(jié)果,成礦物質(zhì)與賦礦火