青海牛苦头矿区两期岩浆岩及其矽卡岩型成矿作用*

王新雨 祝新友 李加多 王玉往 蒋斌斌 吴锦荣 黄行凯 赵子烨

1. 北京矿产地质研究院有限责任公司，北京 100012 2. 青海鸿鑫矿业有限公司，格尔木 816099

青海祁漫塔格地区位于东昆仑造山带中西段(图1a)，目前已成为我国中西部最重要和最具找矿潜力的矽卡岩多金属成矿带，引起了学者们的广泛关注(李世金等，2008；徐国端，2010；丰成友等，2011；张爱奎，2012；高永宝等，2014; Zhongetal., 2017, 2018b; 钟世华等, 2017a, b)。研究表明，东昆仑造山带经历了早古生代(海西期)和晚古生代-早中生代(印支期)两期期俯冲-碰撞造山作用(莫宣学等，2007；高永宝，2013)。大多数学者认为，该成矿带多金属矿床的成矿岩浆岩时代主要为印支期(丰成友等，2010, 2012；毛景文等，2012；姚磊，2015;于淼，2017)。然而部分学者通过研究发现，印支期可能不是整个成矿带的唯一成矿期，区域还可能存在另一期岩浆作用即海西期(谌宏伟等，2006; 刘彬等，2012; 高永宝等，2014)，例如野马泉的M13矿带、卡尔却卡B矿区(高永宝等，2014；宋忠宝等，2014)。到目前为止，关于青海祁漫塔格地区海西期岩浆岩的地质背景、成因和成岩成矿作用的研究却十分薄弱。海西期是否是本区另一个重要的多金属成矿期目前仍不清楚。因此，开展海西期与印支两期岩浆成岩与成矿作用研究，对认识青海祁漫塔格地区的成矿规律和科学部署勘查工作具有重要的意义。

牛苦头矽卡岩型铅锌多金属矿位于祁漫塔格成矿带中段(图1b)，主要分为三个磁异常区：M1、M4以及M2磁异常区(矿段)，目前已完成牛苦头矿区M1、M4矿段的勘探工作，M2矿段尚处于普查阶段。其中M1、M4矿段已探明Pb+Zn资源量逾110万吨(推断及以上)，而M2矿段探获Pb+Zn资源量15.4万吨(推断及以上)，是祁漫塔格地区最大的矽卡岩型铅锌矿床。野外调查研究发现，M1与M4矿段矿床与矿体地质特征类似，而M2矿段矿床地质特征与M1、M4矿段存在明显的差异性(王新雨等，2020)。关于牛苦头M1矿段铅锌矿的成矿时代，部分学者认为牛苦头矿床与三叠纪花岗质岩石密切相关(贾建团，2013; 蒋成伍，2013)。但近期的研究逐渐推翻这种认识，例如，李加多等(2019)认为牛苦头M1采坑东侧地表大量出露的花岗闪长岩与铅锌成矿作用有关，其锆石LA-ICP-MS年龄为394±3Ma，初步认为矿区大规模岩浆活动为海西期，而非前人认为的印支期，早先认为的牛苦头-四角羊矿区三叠纪成岩成矿作用可能是由于过去测年技术精度不够造成的误解。另外，M2矿段成矿岩体时代可能与区域野马泉、尕林格一致，为印支期(王新雨等，2020)。这样一来，牛苦头矿区可能存在两期岩浆岩及其相关的成矿作用，研究牛苦头矿区两期岩浆成矿作用对于目前正在普查阶段的M2磁异常区的勘查及潜力评价工作具有重要的理论指导意义。

自2017年来，作者对牛苦头矿区铅锌矿床地质特征进行了系统的研究，对矿区与铅锌矿床密切相关的岩体有了深入的了解。本文试图通过岩体的自蚀变特征、矿物组合以及蚀变矿化分带，确定成矿岩体。通过对成矿岩体的LA-ICP-MS锆石 U-Pb测年，限定矿床的成矿时代。在岩石学、岩浆岩全岩主微量基础之上，对不同时期的岩浆岩差异性进行对比，确定成矿岩体的地质地球化学特征、成因、岩浆源区性质及地球动力学背景，进一步揭示牛苦头大规模铅锌矿床成矿作用的岩浆演化机制，结合成矿作用特征标志的差异性，划分成矿系统，为牛苦头矿区矽卡岩型铅锌成矿规律研究及潜力评价工作提供理论依据。

1 地质背景

1.1 区域地质

祁漫塔格造山带位于青藏高原北部，是东昆仑造山带的西延部分(Yuetal., 2017;于淼, 2017)(图1a, b)。区内出露地层主要为：新元古界金水口群下 岩组混合岩夹少量大理岩、片麻岩和片岩；上奥陶统滩涧山群碎屑岩夹火山岩组；下石炭统大干沟组含生物碎屑灰岩、假鲕状灰岩和砂岩；上石炭统缔敖苏组生物碎屑灰岩、灰岩和白云岩；上二叠统流纹质含角砾凝灰岩、安山岩和火山角砾岩；以及第四系风积、冲积物和亚砂土。区内构造活动强烈，断裂、褶皱发育。断裂构造主要为 NWW 向、NW 向断裂和近 EW 向的压扭性断裂，褶皱构造以轴向近 E-W 向的背、向斜为主。区内侵入岩属东昆仑花岗岩带、祁漫塔格花岗岩亚带，以海西期和印支期花岗岩类最为发育，并受 NW 向和 NWW 向二组断裂控制。区内岩石普遍发生片理和劈理化。

图1 东昆仑地区大地构造简图(a)与祁漫塔格地区地质矿产图(b)(据丰成友等, 2012; Zhong et al., 2018a, b修编)Fig.1 Tectonic sketch map of East Kunlun orogenic belt (a) and geological and mineral deposit distribution in the Qimantagh area (b) (modified after Feng et al., 2012; Zhong et al., 2018a, b)

1.2 矿床地质

矿区出露地层主要为上奥陶统滩间山群和第四系(图2)。滩间山群为一套浅海相细碎屑岩-碳酸盐岩沉积，岩性主要为大理岩夹灰岩、条带状灰岩，以及泥质岩、粉砂质岩等。区内断裂构造以NWW向为主，NE向次之，其中NWW向断裂属于昆北断裂的次级断裂。矿区岩浆岩类型复杂，包括花岗闪长岩、二长花岗岩、钾长花岗岩、花岗二长斑岩、似斑状花岗岩、石英闪长岩等，以及大量的中酸性脉岩。

图2 牛苦头矿区地质图(据王新雨，2020)Fig.2 Geological map of the Niukutou ore district (after Wang, 2020)

牛苦头M1、M4矿段铅锌矿床矿体类型主要为矽卡岩型层状或脉状矿体，进一步可分为铅锌矿硫化物矿体和非铅锌硫化物矿体。铅锌硫化物矿体中矿石矿物主要为闪锌矿和方铅矿，非铅锌硫化物矿体矿石矿物主要为磁黄铁矿，含少量黄铜矿、毒砂。这些矿体顺层产于矽卡岩中或地层和矽卡岩的接触带中(图3)，其中铅锌矿的赋矿矽卡岩类型主要为锰钙铁辉石黑柱石矽卡岩、锰钙辉石矽卡岩、石榴子石锰钙铁辉石、黑柱石锰钙辉石矽卡岩以及黑柱石矽卡岩中(图4a-f)。

图3 牛苦头矿区勘探线剖面及矽卡岩分带图(剖面位置见图2b、c)Fig.3 Geological profile and skarn zonation of the Niukutou deposit(location of profiles are shown in Fig.2b, c)

M2矿段矿体按矿种主要可分为含铅锌硫铁矿体，含硫铁铅锌矿体。含硫铁铅锌矿体位于00线剖面上部，呈陡倾脉状(图3c)，严格受硅钙面控制，为热液和矽卡岩型两种成因。含铅锌硫铁矿体为矽卡岩成因，主要表现为硫铁矿体呈团块状、稠密浸染状分布于钻孔底部矽卡岩中，整体矿体产状为脉状。铅锌矿体赋矿矽卡岩类型主要为透闪石-阳起石矽卡岩，硫铁矿体赋矿矽卡岩类型主要为透辉石、石榴子石矽卡岩(图4g-l)。

图4 牛苦头矿区典型矽卡岩手标本及镜下照片(a) M1矿段锰钙辉石矽卡岩手标本；(b) M1采坑黑柱石矽卡岩手标本；(c) M1采坑阳起石手标本；(d) M1矿段黑柱石、辉石矽卡岩，单偏光下；(e) M1矿段黑柱石矽卡岩，正交偏光下；(f) M1矿段含铅锌黑柱石矽卡岩，反射光；(g) M2矿段矽卡岩化粉砂质凝灰岩手标本；(h) M2矿段透辉石化、透闪石化大理岩手标本；(i) M2矿段含黄铁矿阳起石矽卡岩手标本；(j) 辉石、石榴子石矽卡岩，正交偏光下；(k) M2矿段辉石、透闪石石卡岩，正交偏光下；(l) M2矿段阳起石矽卡岩，单偏光下.Q-石英;Mn-Hd-锰钙铁辉石;Cal-方解石;Ilv-黑柱石;Mn-Ilv-锰黑柱石;Jo-锰钙辉石;Px-辉石;Di-透辉石;Act-阳起石;Tr-透闪石;Sp-闪锌矿;Gn-方铅矿;Py-黄铁矿;Po-磁黄铁矿Fig.4 Typical skarn hand specimens and microscopic photos in the Niukutou ore district(a) the hand specimen of johannsenite skarn in M1 ore block; (b) the hand specimen of ilvaite skarn in M1 pit; (c) the hand specimen of actinolite skarn in M1 pit; (d) the microscopic photo of ilvaite and pyroxene skarn in M1 ore block, PPL; (e) the microscopic photo of ilvaite in M1ore block, CPL; (f) the microscopic photo of Pb-Zn ore bearing ilvaite skarn in M1 ore block, PPL; (g) the hand specimen of skarnization silty tuff; (h) the hand specimen of diopside and tremolite marble in M2 ore block; (i) the hand specimen of pyrite bearing skarn hand specimens in M2 ore block; (j) the microscopic photos of pyroxene and garnet skarn in M2 ore block, CPL; (k) microscopic photos of pyroxene and tremolite skarn in M2 ore block, CPL; (l) microscopic photos of actinolite skarn in M2 ore block, PPL. Q-quartz; Mn-Hd-manganhedenbergite; Cal-calcite; Ilv-ilvaite; Mn-Ilv-manganese ilvaite; Jo-johannsenite; Px-pyroxene; Di-diopside; Act-actinolite; Tr-tremolite; Sp-sphalerite; Gn-galena; Py-pyrite; Po-pyrrhotite

2 样品采集与测试方法

本文M1、M4矿段研究样品采自M1矿段10线钻孔底部以及M4矿段09线钻孔底部，岩性主要为花岗闪长岩，取样位置见图3a, b。M2矿段研究样品采集自00线钻孔底部(图3c)，岩性为二长花岗岩。

M1矿段10线钻孔底部花岗闪长岩，中粗粒结构(图5a, b)，石英含量约30%，自形-半自形结构，粒径0.6～1.5mm。斜长石，自形结构，含量约40%，粒径1～1.5mm，斜长石表面多发生泥化。斜长石中可发现具有环带结构的中长石。钾长石，含量约20%，粒径0.5～0.8mm，多为正长石，局部表面发育泥化。黑云母，含量约7%～10%，粒径，单偏光下呈棕褐色，片状，明显为热液蚀变的产物。花岗闪长岩中普遍发育钾化、硅化(图5c)，如花岗闪长岩中的硅化脉，斜长石边部的钾化环带边(图5d)，这些连同其中发育的热液黑云母(图5d)，均表明M1矿段底部花岗闪长岩发生了较强的热液蚀变作用。

图5 牛苦头矿区花岗岩类野外产状及镜下照片(a)M1矿段钻孔ZK1008底部强蚀变花岗闪长岩手标本；(b)M1矿段钻孔ZK1008底部强蚀变花岗闪长岩发育绿泥石化；(c)M1矿段钻孔底部强蚀变花岗闪长岩中发育的绢云母化长石，单偏光；(d)M1矿段钻孔底部强蚀变花岗闪长岩中发育的黑云母化和钾化，单偏光；(e)M2矿段二长花岗岩手标本；(f)M2矿段二长花岗岩镜下特征，正交偏光Fig.5 Occurrence of granitoids and their photomicrographs in the Niukutou ore district(a) the hand specimen of strongly altered granodiorite at the bottom of ZK1008 drill hole，M1 magnetic anomaly area;(b)chloritization developed in the strongly altered granodiorite at the bottom of ZK1008 drill hole，M1 magnetic anomaly area；(c) sericitized feldspar developed in the strongly altered granodiorite at the bottom of ZK1008 drill hole, PPL; (d) biotitization and potassification developed in the strongly altered granodiorite at the bottom of ZK1008 drill hole，PPL；(e) the hand specimen of monzogranite in M2 ore block; (f) the microscopic characteristics of monzogranite in M2 ore block, CPL

M2矿段二长花岗岩(图5e)，分布钻孔底部，其主要由石英(40%)、碱性长石(30%～35%)、斜长石(25%)、黑云母(3%～5%)组成。该二长花岗岩多发生硅化(图5f)，表现为石英多发生了重结晶，与早先形成的石英颗粒相比，重结晶的石英颗粒较小，大小较均一。早先形成的石英构成了斑晶，基质主要由重结晶的石英构成。钾长石，成分多为正长石、微斜长石、条纹长石，钾长石多发育绢云母化。正交光下显示，条纹长石浅色部分为斜长石，深色部分为钾长石。斜长石，多发生绢云母化。斜长石和钾长石表面多发生泥化。黑云母，片状，粒径较小，300～500μm，含量约3%～5%。

本文对选取M1矿段10线钻孔底部的花岗闪长岩(KUB403)1件、M4矿段钻孔底部的花岗闪长岩(KUC022C-1)1件以及M2矿段00线钻孔底部二长花岗岩(KUC03B、NZC039)2件作为锆石挑选对象。

主微量样品则选择M1矿段钻孔底部花岗闪长岩样品3件、M4矿段钻孔底部花岗闪长岩3件以及M2钻孔底部二长花岗岩样品9件作为测试对象。

3 测试方法

3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb测年方法

LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试在合肥工业大学矿物原位分析实验室完成，定年分析仪器为Agilent7900电感耦合等离子质谱仪(美国)及与之配套的Analyte气态准分子激光剥蚀系统(美国)。激光剥蚀半径为30μm，以He为载气。锆石U-Pb含量以91500为外标进行校正，测试过程中每测试10个样品前后重复测定2个91500标样进行校正，并测定1个PLE，观察仪器的状态以保证测试精度。数据处理采用ICP MS Da Ta Cal(Liuetal.，2010)，普通铅校正利用EXCEL宏程序ComPbCorr#3-17(Andersen，2002)进行校正，锆石年龄谐和图用Isoplot3.0获得。

3.2 主微量测试方法

主量元素、稀土和微量元素分析在北京核工业地质研究院地质分析测试中心完成，其中主量元素采用 X 荧光光谱，(XRF) 进行分析，分析精度优于 1%; 稀土和微量元素利用SX-2 型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS) 进行测定，分析精度优于 5%～10%。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb定年

对M1和M4矿段2件花岗闪长岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素组成进行了分析测试，采样位置见图3。测试结果详见表1。

表1 牛苦头花岗岩类锆石U-Pb数据

牛苦头M1矿段花岗闪长岩中(KUB403)锆石CL图像呈无色透明的短柱状，少量呈长柱状(图6a)。长约100～350μm，宽70～50μm。同时CL图像显示锆石一般具有发光的核部(低U)以及晶形较好的岩浆震荡环带，也发现局部自形锆石形态不够完整，呈残缺状，但保留了原有锆石的自形晶形，可能为后期岩浆热液所致。测得21个锆石LA-ICP-MS加权平均年龄为375.5±4.6 Ma(MSWD=3.9，n=17)(图6a)，均属于泥盆纪，这表明牛苦头M1矿段花岗闪长岩体侵位于晚泥盆世，属于海西期。M4矿段花岗闪长岩中(KUC022C-1)锆石CL图像呈无色透明的短柱状，也要少量呈长柱状，自形晶(图6b)。长约100～250μm，宽80～150μm。同时CL图像显示锆石一般具有发光的核部(低U)以及晶形较好的岩浆震荡环带(图6b)。对花岗闪长岩锆石14点进行了LA-ICP-MS测试分析，其加权平均年龄为353.0±3.6Ma(MSWD=3.3，n=21)(图6b)，表明M4磁异常区牛苦头钻孔底部花岗闪长岩侵位于晚泥盆世，也属于海西期。

图6 牛苦头矿区花岗岩类锆石年龄协图和及加权平均年龄图Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagram and weighted average ages of granitoids in the Niukutou ore district

M2印支期锆石样品(KUC03B、NZC039)锆石CL图像下颜色较深(图6c, d)，这可能是这些锆石Th、U含量较高所致。其Th含量1254×10-6～6723×10-6，U含量4269×10-6～8277×10-6，明显高于M1、M4矿段的整体水平。这些锆石的Th/U比值0.40～0.91，暗示其典型的岩浆锆石成因。其2个样品的206Pb/238U加权平均年龄分别为216.5±3.3Ma和212.0±7.4Ma(图6c, d)。

4.2 全岩主微量元素

4.2.1 主量元素地球化学

M1、M4矿段花岗闪长岩主量元素组成详见表2，其中SiO2含量为64.35%～68.90%，K2O含量为2.41%～5.71%，CaO含量为0.46%～4.01%，MgO含量为0.91%～2.32%，碱含量K2O+Na2O=5.90%～6.64%，FeOT/MgO=1.51～3.1，在TAS图解中落入花岗闪长岩系列(图7a)，整体属于低钾-高钾钙碱性系列，个别(仅1个样品)属于钾玄岩系列(图7b)。A/CNK值为0.98～1.17(仅有1个样品为2.18)，整体具有准铝质成因(图7c)，极个别(仅1个样品)属于钾玄岩系列。Mg#值为33.10～51.46(平均值44.23)。

M2矿段二长花岗岩石英含量高、不具有碱性暗色矿物，主量元素SiO2含量介于67.85%～74.85%之间，K2O含量为4.05%～5.93%，CaO含量为0.77%～4.05%，MgO含量为0.19%～0.78%，碱含量K2O+Na2O=5.65%～9.34%(图7a)，FeOT/MgO=2.64～9.05，属于高钾钙碱性-钾玄岩系列(图7b)。A/CNK=1.02～1.15(仅有1个样品值为0.68)，具有准铝质和过铝质成因(图7c)。

图7 牛苦头矿区花岗岩类 (K2O+Na2O)-SiO2 (a, 据Middlemost, 1994)、K2O-SiO2(b, 据 Peccerillo and Taylor, 1976)和A/CNK-SiO2图解(c, 据Maniar and Piccoli, 1989)Fig.7 (K2O+Na2O) vs. SiO2 diagram (a, after Middlemost, 1994), K2O vs. SiO2 diagram (b, after Peccerillo and Taylor, 1976) and A/CNK vs. SiO2 diagram (c, after Maniar and Piccoli, 1989) of the Niukutou granitoids

4.2.2 稀土元素地球化学

M1、M4矿段花岗闪长岩稀土元素总体含量略低(表2)，ΣREE=113×10-6～211×10-6，LREE/HREE=6.9～11.8。较弱的Eu负异常(δEu为0. 68～0. 87)，无明显δCe异常(0.62～1.05)。配分曲线略向右倾，相对富集轻稀土元素，亏损重稀土元素(图8a)。

图8 牛苦头矿区各矿段成矿岩体球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化值据Sun and McDonough，1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a, c) and primitive mantle-normalized trace elements spidergrams (b, d) of the ore-related granotoids in Niukutou ore district (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

M2矿段矿段二长花岗岩稀土元素含量较M1、M4矿段偏高，ΣREE=114×10-6～543×10-6，LREE/HREE=2.4～10.4，δEu=0.11～0.56，δCe=0.94～1.21。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图解上(图8c)，M2矿段二长花岗岩表现出了富集轻稀土元素(LREE)、亏损重稀土元素(HREE)的右倾特征，其Eu负异常较为明显(δEu=0.11～0.56)，∑REE含量较高，代表了较高分异的岩体。

4.2.3 微量元素地球化学

牛苦头海西期M1、M4矿段花岗闪长岩显亏损高场强元素(P、Nb、Ta、Ti)和过渡元素(Sr、Ba)等，富集大离子亲石元素(Rb、Th、U、K)等(图8b)，显示了I型花岗岩的特征，与东昆仑早泥盆世后碰撞环境形成的 I 型花岗岩特征基本一致(赵振明等，2008)。其Rb/Sr比值0.25～5.55。M2矿段二长花岗岩相对富集Rb、Ba、K、Th、U，而亏损Pb、Nb、Ta、Ti(图8d)、Sr，显示出I型花岗岩的特征。其Rb/Sr比值1.14～5.86。

5 讨论

5.1 牛苦头铅锌矿床成矿时代

5.1.1 M1、M4矿段铅锌矿床成岩成矿时代

多数学者认为，中-晚三叠世是祁漫塔格造山带内非常重要的地质演化阶段(王秉璋等，2009；丰成友等，2012; 于淼，2017；Zhongetal., 2018a，b)，是祁漫塔格地区主要的成矿时期。该阶段内祁漫塔格处于后碰撞构造背景，由挤压环境向伸展环境转换。该环境下幔源基性岩浆与壳源花岗质岩浆发生不同程度混合作用，并发生一定程度的岩浆分异作用，为区内大规模铁铜铅锌多金属矿化提供有利条件(高永宝等，2014；白宜娜等，2016)。然而，也有少数学者对“印支期作为祁漫塔格地区唯一的矽卡岩成矿期”提出质疑，并通过事实和证据，提出该地区多金属成矿与泥盆纪岩浆作用有关 (高永宝等，2014; 宋忠宝等，2014；姚磊，2015; 李加多等，2019)。但未深层次揭露岩体与矿体时空关系以及成矿作用过程。

本次研究发现，M1和M4矿段钻孔底部晚期中粒花岗闪长岩岩体应为成矿岩体，其证据如下：1)其隐伏在层状矽卡岩下部位置，自花岗闪长岩体向外，分带依次为：钙铁榴石、钙铁辉石矽卡岩带→钙铝榴石、锰钙(铁)辉石矽卡岩带→阳起石、黑柱石矽卡岩带→矽卡岩化大理岩-新鲜大理岩(图3)，矿化分带则为底部的磁铁矿化-黄铜矿化带、中部的磁黄铁矿化带、以及顶部的铅锌矿化带(图3)，符合矽卡岩型铅锌矿床的蚀变矿化分带特征；2)底部花岗闪长岩体中发育较强的自蚀变，并发育有浸染状、脉状闪锌矿化；3)高精度磁法异常的分布范围与成矿花岗闪长岩的分布范围几乎吻合。

综合以上分析，本文认为牛苦头矿区M1、M4矿段大规模铅锌成矿作用时代为海西期晚泥盆世。这说明了祁漫塔格地区存在大规模“海西期铅锌成矿作用”，为祁漫塔格地区区别于“印支期成矿作用的”的另一期中酸性岩浆岩找矿标志。

5.1.2 M2矿段成岩成矿时代

M2矿段相对于M1、M4矿段，成矿略显复杂，这主要是由于M2矿段两期花岗岩造成的(图3c)。00线多个钻孔揭示到深部二长花岗岩和围岩接触带上发育矽卡岩，二长花岗岩局部发生了强烈的矽卡岩化，钻孔揭露的矿体靠近二长花岗岩的位置铁的含量明显升高，远离二长花岗岩则铅锌含量升高，这些特点符合矽卡岩型矿床成矿岩体的特征，而北东侧和南西侧的花岗闪长岩和围岩接触并未发生明显矿化，仅仅发生硅化，表明其并非成矿岩体。因此可以确认M2的成矿岩体为二长花岗岩。

另外，自二长花岗岩向外依次发育三个蚀变矿化分带：内带(磁黄铁矿+磁铁矿+石榴子石、透辉石矽卡岩带)、中带(磁黄铁矿+闪锌矿+透辉石+阳起石矽卡岩带)和外带(闪锌矿+方铅矿+阳起石+透闪石矽卡岩带)。另外，二长花岗岩发育明显的自蚀变(绢云母化和绿泥石化)，远离二长花岗岩Pb/Zn比值增高。这些都足以说明晚期印支期二长花岗岩为成矿岩体。

由此，基本可以确定，M2矿段钻孔底部二长花岗岩为成矿地质体，M2矿段成矿时代在217～212Ma之间，属于印支期岩浆成矿作用的产物。

5.2 岩石成因及地球动力学背景

5.2.1 岩石成因

5.2.1.1 海西期岩浆作用成因

牛苦头矿区M1、M4矿段海西期成矿花岗闪长岩SiO2(64.35%～68.90%)，不含堇青石，具有少量角闪石，A/CNK=0.98～1.17(仅有1个样品为2.18)，明显区别于典型S型花岗岩(Chappell and White，2001)，其表现出钙碱性-高钾钙碱性系列，富集轻稀土元素，具中等强度的负δEu异常(δEu为0. 60～0. 81)，显示了I型花岗岩的特征。微量元素表现为富集大离子亲石元素(Rb、Th、U、K和La、Ce、Nd)，亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti、P)，这些性质与东昆仑中-晚泥盆世后碰撞环境下形成的岩浆岩性质基本一致(赵振明等，2008)。

研究发现，Mg#是判断岩浆熔体单纯来源于地壳还是有地幔物质参与的有效参数。一般来说，地壳部分熔融产生的熔体，形成的岩石均具有较低的Mg#(<40)，而高Mg#(>40)的岩石则可能是与地幔物质加入有关(Rapp and Watson, 1995)。牛苦头海西期花岗闪长岩Mg#33.6～51.5，平均44.2，属于高Mg#系列，这暗示着牛苦头海西期花岗闪长岩在形成过程中有地幔物质的参与。

陆壳岩石熔融实验结果表明高钾特征花岗岩通常是壳幔混合的结果，且常来自富集地幔的岩浆混合(Patio Douce, 1999)。牛苦头海西期岩浆岩具有典型的高钾特征，结合其广泛发育的暗色包体，也表明其壳幔混合作用成因。这与东昆仑地区部分发育的早-中泥盆世岩浆岩可能为壳幔岩浆混合形成的认识基本一致(谌宏伟等，2006; 莫宣学等，2007; 赵振明等，2008; 刘彬等，2012)。

在其源区图解上(图9a, b)，牛苦头海西期花岗闪长岩落入角闪岩(变玄武质)源区。结合海西期花岗闪长岩较老的Hf二阶段模式年龄(948～1364Ma，另文发表)，本文认为牛苦头海西期花岗闪长岩可能由于地幔底侵古老地壳，古老地壳重熔形成壳源岩浆与幔源岩浆的混合。

5.2.1.2 印支期岩浆作用成因

M2矿段二长花岗岩石英含量高、不具有碱性暗色矿物，主量元素SiO2含量介于67.85%～74.85%之间，K2O含量为4.05%～5.93%，CaO含量为0.77%～4.05%，MgO含量为0.19%～0.78%，碱含量K2O+Na2O=5.65%～9.34%，FeOT/MgO=2.64～9.05，属于高钾钙碱性-钾玄岩系列。A/CNK=1.02～1.15(仅有1个样品值为0.68)，属于I型花岗岩类。在其源区图解上，M2矿段二长花岗岩落入变砂岩源区(图9, b)，这与M1、M4矿段落入角闪岩(变玄武质)源区有所不同。以上间接暗示了M2矿段源区主要为变沉积岩类，而M1、M4矿段岩浆岩源区则为变火成岩类。

Eu-Sr、Rb/Sr-1/Sr协变图解显示(图9c, d)，牛苦头M2矿段二长花岗岩样品的投影点基本呈线性排列，指示岩浆在侵位后经历了强烈的分异演化作用，并表现出受长石结晶作用控制的趋势。此外，其明显的Eu负异常(δEu=0.11～0.56)也暗示了长石的分离结晶作用。其Mg#值较低，暗示地幔物质的贡献不大。

因此，M2矿段二长花岗岩应源自于类似于变砂岩岩性地壳的部分熔融并经历了较强分异演化，最终侵位形成的I型花岗岩。

图9 牛苦头矿区岩浆岩源区图解及M2矿段二长花岗岩分异图解(据Patino Douce, 1999)(a)Al2O3/(FeOT+MgO+TiO2)-Al2O3+FeOT+MgO+TiO2图解；(b)(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2) 图解；(c)M2矿段二长花岗岩Sr-Eu图解；(d)M2矿段二长花岗岩1/Sr-Rb/Sr图解Fig.9 Diagram of magma source in Niukutou ore district and differentiation diagram of monzogranite in M2 ore block (after 据Patino Douce, 1999)(a)Al2O3/(FeOT+MgO+TiO2) vs. Al2O3+FeOT+MgO+TiO2 diagram;(b)(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2) vs. (Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2) diagram；(c)Sr vs. Eu diagram of M2 monzogranite；(d)1/Sr vs. Rb/Sr of M2 monzogranite

5.2.2 两期岩浆岩成矿地球动力学背景

5.2.2.1 海西期花岗闪长岩地球动力学背景

前人研究认为，东昆仑地区主要经历了始特提斯和古特提斯两期重要演化过程(李荣社等，2008; 刘彬等，2012)，相应存在早古生代、晚古生代-早中生代两期构造岩浆旋回(莫宣学等，2007)。已有研究表明，早寒武世为东昆仑始特提斯洋形成和扩张的阶段(图10；黎敦朋等，2003；莫宣学等，2007; 崔美慧等，2011); 志留纪，在祁漫塔格山岛弧的北侧发生局部伸展作用，形成祁漫塔格北部的白干湖组弧后复理石盆地 (黎敦朋等， 2003)、 阿牙克及白干湖(高永宝和李文渊，2011)等 A 型花岗岩体。早-中泥盆世，在祁漫塔格地区大量过铝质花岗岩(I型或 S 型)(赵振明等，2008)以及喀雅克登塔格(谌宏伟等，2006)等地区闪长岩-辉长岩组合的出现，说明东昆仑在早-中泥盆世已由碰撞挤压环境转向后碰撞的伸展环境，并可能同时发育壳幔岩浆混合作用 (谌宏伟等，2006; 莫宣学等，2007; 刘彬等，2012)。

图10 祁漫塔格地区早古生代-晚古生代构造演化模式图(据高永宝，2013；王新雨，2020)Fig.10 The tectonic evolution model of Qimantag area in Early-Late Paleozoic (after Gao, 2013; Wang, 2020)

区域早、中泥盆世地层的缺失以及晚泥盆世牦牛山组磨拉石建造的广泛发育，表明东昆仑在晚泥盆世已进入造山后崩塌阶段。

在Rb-(Y+Nb)和Rb/30-Hf-3×Ta图解中(图11a, b)，牛苦头M1、M4矿段海西期花岗闪长岩与野马泉海西期岩浆岩一致，均属于后碰撞造山环境。后碰撞伸展致使地幔底侵，古老地壳重熔形成花岗质岩浆，壳幔物质的交换为金属成矿提供大量成矿物质。牛苦头矿区M1、M4矿段海西期矽卡岩型铅锌成矿作用便是在这一构造背景下形成。

5.2.2.2 印支期二长花岗岩地球动力学背景

晚二叠世-早三叠世(260～240Ma)为俯冲造山期，发育一套弧花岗岩类(莫宣学等，2007)；中-晚三叠世为碰撞-后碰撞阶段(莫宣学等，2007)，野马泉矿区南矿带石英二长闪长岩(219±1Ma；高永宝，2013)、正长花岗岩(213±1Ma；高永宝，2013)以及牛苦头M2磁异常区217～212Ma二长花岗岩就形成于该构造环境中(图10)。在Rb-(Y+Nb)和Rb/30-Hf-3×Ta图解中(图11a, b)，M2矿段二长花岗岩表现出后碰撞伸展的地球化学特征，进一步验证了其形成于后碰撞伸展环境下。

图11 牛苦头矿区海西期岩浆构造判别图解(a)Rb-(Y+Nb)图解(底图据Pearce et al.，1984)；(b)Al2O3-SiO2图解 (底图据Maniar and Picooli，1989)；(c)祁漫塔格地区海西期和印支期构造背景年代学Fig.11 Tectonic discrimination diagrams for the magmatic rocks within the Niukutou deposit(a)Rb vs. Y+Nb diagram (modified after Pearce at al., 1984);(b)Al2O3-SiO2 diagram (modified after Maniar and Picooli，1989);(c)the tectonic setting of Qimantag area in Hercynian and Indosinian

印支早期-中期，松潘地块向柴达木地块之下俯冲(图10)。印支晚期，大体在230～215Ma，造山活动减弱，随着大规模俯冲作用的结束，造山活动逐渐进入伸展阶段，幔源物质(软流圈)物质上涌，导致类似于变砂岩的地壳重熔，其在侵位、上涌时受上地壳物质的混染以及深部岩浆房的进一步演化，形成一批更高分异水平的酸性岩浆岩。

5.3 岩浆作用与成矿

5.3.1 海西期岩浆作用与成矿

总体而言，牛苦头矿区M1、M4矿段由成矿岩体内部到围岩地层，表现出明显的多金属蚀变矿化分带特征：由岩体→接触带→含碳酸盐岩地层，金属成矿元素分别为W-Mo→Fe-Sn-Cu→Cu-(Pb-Zn)→Pb-Zn-Ag (图12)；蚀变类型由岩体自蚀变的钾化、硅化、黄铁矿化，过渡为正接触带附近的浸染状闪锌矿化以及晚期的绿泥石化、碳酸盐化。

自M1、M4矿段钻孔底部成矿花岗闪长岩→矽卡岩化侵入岩→矽卡岩→矽卡岩化碳酸盐岩，表现出不同的地球化学成分特征。其中，成矿花岗闪长岩→矽卡岩化侵入岩→矽卡岩，SiO2、Al2O3、K2O、Na2O含量普遍减少(图12)，而Fe2O3T含量增加；从矽卡岩→矽卡岩化碳酸盐岩→碳酸盐岩，CaO、MnO含量明显增加，Fe2O3T含量减少 (图12)。表明接触交代变质形成矽卡岩过程中，CaO从大理岩带入，SiO2、Al2O3、K2O、Na2O从岩体带入，而Fe2O3和MnO则从热液中带入。暗示着钻孔底部成矿岩体的接触交代作用。此外，晚期成矿岩体中成矿元素Cu、Pb、Zn、Ag在成矿岩体附近的地层或矽卡岩中明显升高(图12)。

图12 牛苦头矿区ZK0405钻孔剖面主量元素变化图解(据祝新友等，2019(1)祝新友, 李加多, 王新雨, 王玉往, 吴锦荣, 蔡亚伟, 毛嘉俊, 李岩, 郭天军. 2019. 牛苦头地区多金属矿矿区成矿规律及成矿预测研究报告, 1-213)

牛苦头M1、M4矿段以及四角羊δ34S值集中于+5.97‰～+6.39‰，其较高的δ34S值，暗示矿区成矿物质主要来自幔源岩浆热液(徐国端，2010)。此外，牛苦头-四角羊的硫化物Pb同位素位于上地壳与地幔之间(徐国端，2010)，分布较为集中，显示出岩浆热液矿床共有的特征，这也暗示着牛苦头M1、M4矿段铅锌矿床的形成与海西期岩浆作用形成的中高温岩浆热液密切相关。

综上分析，本文认为牛苦头海西期岩浆岩成矿背景和成矿模式可以解释为：晚泥盆世，东昆仑始特提斯洋闭合，在后碰撞伸展阶段下，地幔物质底侵下地壳，下地壳部分熔融形成的壳源岩浆与幔源岩浆混合，形成牛苦头矿区早期的I型花岗闪长岩。其上升侵位与滩间山群地层发生接触交代作用，接触交代过程中成矿元素Cu、Pb、Zn、Ag进一步富集，形成含矿热液，在硅钙面或者构造薄弱面卸载，形成铅锌矿化或矿体(图13)。

图13 牛苦头矿区海西期岩浆岩成矿模式图(据王新雨，2020)Fig.13 The ore-forming model of Hercynian magmatic rocks in the Niukutou ore district (after Wang, 2020)

5.3.2 印支期岩浆作用与成矿

M2矿段相较于M1、M4矿段，矽卡岩化、硫化物矿化强度较弱。但M2矿段自底部二长花岗岩至地层也呈现出了明显的蚀变矿化分带，如靠近岩体处明显的磁铁矿化、磁黄黄铁矿化以及共生的透辉石化，远离岩体的弱石榴子石化、绿帘石化、铅锌硫化物矿化(图14)。总之，M2矿段也表现出了明显的矽卡岩矿床的典型蚀变矿化分带特征(图14)。

图14 M2矿段二长花岗岩成矿作用及其与之相关的蚀变矿化分带特征(据王新雨，2020)Fig.14 Mineralization and related altered zonation of monzogranite in M2 ore block (after Wang, 2020)

Pb/Zn比值作为重要的评价指标(祝新友等，2019)。一般而言，岩浆热液矿床中铅锌矿体的Pb/Zn比值围绕成矿中心或成矿岩体发生分带，Pb主要富集于外带，Zn主要富集于内带，造成自内而外，Pb/Zn比值逐渐升高。以M2矿段00线剖面的ZK0001、ZK0002、ZK0005、ZK0004、ZK0006钻孔为例，底部印支期二长花岗岩附近的钻孔ZK0005、ZK0004、ZK0006 Pb/Zn 比值低(分别为0.39，0.47及0.46)，代表了靠近成矿中心的位置，而靠近海西期花岗闪长岩的ZK0001、ZK0002钻孔的Pb/Zn 比值较高(2.56和1.15)，显示这两个钻孔已远离成矿岩体。这样的元素富集分布规律也进一步表明了印支期二长花岗岩与成矿作用的关系。

5.4 两期成矿系统简析

上述分析发现，牛苦头矿区M1与M4矿段成矿岩体为海西期花岗闪长岩(375～353Ma)，而M2矿段成矿岩体为印支期二长花岗岩(216～212Ma)。两期岩浆岩地球化学性质差异明显。另外，通过对比研究分析发现(项目组未发表数据)，牛苦头矿区M1和M4矽卡岩与M2矽卡岩产状、成分均存在明显差异，见表3、图15。

图15 祁漫塔格地区辉石(a)与石榴子石(b)三元图解 (底图据Meinert, 2005；数据引自Zhong et al., 2018a；王新雨等，2020)Fig.15 Ternary plots showing the end member compositions of pyroxenes (a) and garnets (b) in Qimantagh area (base map after Meinert, 2005; Data from Zhong et al., 2018a; Wang et al., 2020)

表3 M1、M4和M2矿段矽卡岩矿物、闪锌矿差异性对比表

由表3可知，M1和M4矿段矽卡岩化较强，属于锰质矽卡岩，矽卡岩矿物成分也指示了铅锌矿成矿的专属性(图15)。而M2矿段矽卡岩矿化较弱，属于钙质矽卡岩，矽卡岩矿物组分指示了矽卡岩远端的特征。同时两期不同的成矿地质体暗示着M1、M4矿段与M2矿段可能为两期不同的成矿系统，其中M1、M4矿段对应于海西期铅锌多金属成矿系统，而M2矿段对应印支期成矿系统。

6 结论

(1)牛苦头矿区存在两期侵入岩，其中M1和M4矿段成矿岩体为中粗粒花岗闪长岩，其时代为375～353Ma，属于海西期；M2矿段成矿岩体为中细粒二长花岗岩，其时代为216～212Ma，属于印支期。

(2)海西期成矿花岗闪长岩属于钙碱性-高碱钙碱性系列I型花岗岩，形成于晚泥盆世始特提斯洋闭合后的后碰撞伸展阶段，地幔底侵重熔古老地壳并与之混合形成花岗质岩浆，壳幔物质的交换为金属成矿提供大量成矿物质；印支期成矿二长花岗岩属于高钾钙碱性-钾玄岩系列I型花岗岩，其形成于晚三叠世古特提斯洋的后碰撞伸展阶段，类似于变砂岩岩性的地壳的部分熔融并经历了较强分异演化而形成。

(3)牛苦头M1和M4矿段矽卡岩类型属于锰质矽卡岩建造，属于海西期成矿系统，与海西期岩浆作用有关；而M2矿段矽卡岩类型属于钙质矽卡岩建造，属于印支期成矿系统，成矿作用与印支期岩浆作用有关。

致谢野外工作得到了青海鸿鑫矿业有限公司矿产资源部工作人员的大力支持；主微量元素分析得到了核工业北京地质研究院分析测试研究所刘牧老师的悉心指导；审稿专家对论文提出了许多宝贵的意见和建议；在此对以上人员致以衷心的感谢。