新疆西天山北达巴特斑岩型铜钼矿床铅同位素组成及成矿物质来源示踪*

库尔班江·艾肯江 李顺达 陈 川

（新疆中亚造山带大陆动力学及成矿预测重点实验室，新疆大学地质与矿业工程学院 乌鲁木齐 830017）

斑岩型矿床具有重要的工业和经济价值，是我国铜、钼资源的主要来源，受到地质工作者的广泛关注。西天山造山带位于中亚造山带西南缘，是世界上规模最大的增生造山带，全长大于2 500 km，从中国的新疆地区向西延伸至哈萨克斯坦、吉尔吉斯斯坦、塔吉克斯坦，止于乌兹别克斯坦（图1a）（高俊等，2009，2022；薛春纪等，2015）。新疆西天山斑岩型成矿带与盛产大型—超大型斑岩铜矿的哈萨克斯坦、乌兹别克斯坦和蒙古国接壤，区内已发现了Koksai（薛春纪等，2014）、北达巴特（张作衡等，2009；刘畅等，2015，2016）、莱厉斯高尔（薛春纪等，2011；程哲远，2014）、喇嘛苏（朱明田等，2011；Zhu et al.，2012；解洪晶等，2013）等一系列典型的斑岩铜钼矿。

北达巴特铜钼矿是新疆西天山代表性斑岩型矿床之一，矿区位于西天山赛里木湖地区（图1b），由新疆有色地勘局于1985 年进行的1∶50 000 区域化探工作中发现，并于2002 年和2003 年在该地区斑岩体中进行钻探工程，地表已揭露长约50～300 m，宽约1～15 m 的矿化体。自北达巴特铜钼矿发现以来，已探明铜金属储量7.6×104t，平均品位0.67%；钼金属储量1.2×104t，平均品位0.089%。

图1 西天山造山带的构造格局（a）和赛里木湖地区地质图（b.据Xue et al.，2014 修改）Fig.1 Tectonic framework of western Tianshan orogenic belt（a）and geological map of Sayram Lake area（b，modified after Xue et al.，2014）

前人对北达巴特的研究主要集中在流体包裹体、成矿构造、地质年代等方面。刘畅等（2016）通过流体包裹体观测和显微激光拉曼探针分析及热力学计算，得出矿区成矿流体富含CO2与CH4，并具有中高温特征。唐功建等（2008）通过对矿区的花岗斑岩体进行主、微量元素、LA-ICP-MS 分析，获得花岗斑岩体锆石U-Pb 同位素年龄为288.9±2.3 Ma，形成于早二叠世。Liu et al.（2018）通过Re-Os 定年，得出辉钼矿成矿时间为299.7±2.5 Ma，成矿与流纹斑岩有成因联系。但目前，矿床仍缺少Pb 同位素地球化学研究，有关铜、钼等成矿物质来源的讨论仍显不足，限制了成矿环境与矿床成因的深入研究。Pb 同位素是示踪成矿物质来源的有效手段之一。本文通过对北达巴特矿床发育的辉钼矿和黄铜矿分别进行Pb 同位素组成分析，并收集前人S 同位素等数据，详细刻画北达巴特矿床Pb 同位素体系，探讨成矿物质来源，为矿床成因研究以及区域成矿规律总结提供重要依据。

1 区域地质背景

赛里木湖地区位于中国西天山西部边缘，北、南、东分别以博尔塔拉河断裂、博罗科努山北坡断裂和天山北缘主干断裂为界（图1b）。博罗科努山北坡断裂走向为北西西向，西段倾向北、东段倾向南，倾角为60°～80°；天山北缘主干断裂呈北西—北北西向延展，倾向南，倾角为50°～80°，为超岩石圈断裂；博尔塔拉河断裂走向为近东—西向，总体北倾，倾角50°左右，为超岩石圈断裂。区域断裂总体呈东西向、北西西向，少数为北东向。

该地区出露的地层包括元古宇、古生界和新生界单元的组合，由老到新依次为：古元古界温泉群，主要岩性为片岩、片麻岩和麻粒岩夹大理岩组成；中元古界哈尔达板群为一套含碳酸盐岩的低级变质碎屑岩；中元古界库松木切克群，主要岩性为浅海相碳酸盐岩和少量砂岩；新元古界凯尔塔斯群以碳酸盐岩为主；中泥盆统汗吉尕组由浅海相钙质碎屑岩、碳酸盐岩和火山岩组成，以二云母石英砂岩为主；下石炭统大哈拉军山组由火山岩和火山碎屑岩组成，含少量碎屑岩和碳酸盐岩；上泥盆统托斯库尔他乌组，为矿区主要含矿地层，由含少量火山岩的滨海相碎屑岩组成；下石炭统阿恰勒河组仅矿区东北角小范围分布，由浅海陆棚相碳酸盐岩和陆源碎屑岩组成；下石炭统东图津河组由生物碎屑灰岩和酸性火山碎屑岩组成；下二叠统乌郞组主要由安山岩、流纹岩、砂岩和凝灰岩组成；新近系独山子组由泥岩、砂岩和砾岩组成。

区内火山活动频繁，以晚古生代为主，形成了一系列中酸性侵入体（王核等，2000；沙德铭等，2003；肖文交等，2006）。泥盆纪—晚石炭世花岗岩类被认为是准噶尔洋向南俯冲有关的弧后盆地岩浆作用的产物（Bonin，2007；Zhang et al.，2016）。赛里木地区晚古生代时期的花岗岩分布较广，主要为花岗闪长岩、二长花岗岩、花岗斑岩和流纹斑岩等，锆石U-Pb 年龄为366～278 Ma（李华芹等，2006；张作衡等，2009；Tang et al.，2010），其中大部分与斑岩铜钼矿床有关（Pirajno et al.，2009）。

赛里木地块成矿系列大致分为两类（段士刚，2011）：1）斑岩型—矽卡岩型—热液（网）脉型Cu-Mo-Pb-Zn-Ag-Au 成矿系列，典型矿床包括科克赛（Zhang et al.，2012）、北达巴特斑岩型铜钼矿床（王玉水，2008；Cao et al.，2019）、赛博铜矿床（Zhan et al.，2018）、库尔尕生铅锌矿床（戴玉林，1994；段士刚等，2012；Li et al.，2020）及阿希金矿床（顾雪祥等，2016）等；2）热水沉积型Pb-Zn 成矿系列，典型矿床包括哈尔达坂（Jiang et al.，2021）和托克赛（Man et al.，2020）铅锌矿床等。

2 矿区地质

北达巴特矿区主要出露上泥盆统托斯库尔他乌组下亚组地层，主要岩性为凝灰岩、凝灰质砂岩和少量凝灰质角砾岩（图2a）。矿区侵入岩依年龄由老到新依次为：英安斑岩（316±4 Ma），流纹斑岩（315.9±5.9 Ma），花岗斑岩（278.7±5.7 Ma）和石英斑岩（张作衡等，2008；Tang et al.，2010）。矿区断裂以北西—南东向和北东—南西向为主。其中，北西—南东向断裂成矿前形成，北东—南西向断裂成矿后形成（Li et al.，2021）。矿区多个矿体产于断裂处，具有断裂控矿的特征。

2.1 矿体特征

北达巴特矿床已查明4 个铜矿体和1 个钼矿体，它们在空间上相互独立（图2b）。

图2 北达巴特矿床区域地质图（a）和矿体剖面图（b）（据Li et al.，2021 修改）Fig.2 Regional geological map of Beidabate deposit（a）and ore body profile（b）（modified after Li et al.，2021）

钼矿体呈透镜状或厚板状产于流纹斑岩内部，为隐伏矿体，矿体赋存标高为2 020～2 500 m，长约350 m，宽约30 m，平均品位为0.065%，钼金属量约0.56×104t。钼矿化一般与石英、少量黄铁矿伴生。

铜矿体分布可分为南、北两条矿带。目前仅开采Ⅲ号铜矿体（由Ⅲ-1 号矿体和Ⅲ-2 号矿体组成）。Ⅲ-1 号铜矿体常与萤石伴生，矿体呈板状产于流纹岩斑岩南部与凝灰岩地层接触带附近。赋存标高2 020～2 380 m，矿体长约240 m，宽约20 m，平均品位为0.67%，估算铜金属量约5.2×104t，为矿区最大的铜矿体。 Ⅲ-2 号铜矿体呈脉状产于流纹岩斑岩体内部，长约220 m，宽约15 m，平均品位为0.59%。

2.2 矿石特征

矿石矿物主要为为辉钼矿、黄铜矿和黄铁矿，次要为少量辉铜矿、斑铜矿、闪锌矿和毒砂；脉石矿物主要有石英、钾长石、黑云母、白云母、萤石、方解石、绢云母、绿泥石和绿帘石。

辉钼矿化以细脉浸染状构造为主，形成大量辉钼矿—石英脉（图3a），绢云母化分布在流纹岩斑岩及钼矿体周围。金属矿物主要为鳞片状辉钼矿（图4a）。细小颗粒辉钼矿在石英脉中分布不均匀。非金属矿物主要为石英（图4f）。钼矿石中钾长石化不明显，呈灰白色，蚀变特征为弱绢云母化。

图3 北达巴特铜钼矿床手标本照片（矿物缩写见图4）a.辉钼矿—石英脉；b.粒状辉钼矿；c.黄铜矿—石英脉；d.黄铜矿细脉穿辉钼矿脉；e.辉钼矿—石英脉；f.萤石—黄铜矿脉Fig.3 Photographs of ore veins from the Beidabate Cu-Mo deposit（mineral abbreviation in fig.4）

图4 北达巴特铜钼矿床矿石镜下特征及矿石显微照片a.叶片状辉钼矿；b.黄铜矿；c.黄铁矿与黄铜矿共生；d.黄铜矿被闪锌矿交代；e.萤石（单偏光）；f.石英+绢云母化（正交偏光）Mol.辉钼矿；Py.黄铁矿；Ccp.黄铜矿；Sp.闪锌矿；Fl.萤石；Qz.石英Fig.4 Photomicrographs showing important mineral assemblages of the Beidabate Cu-Mo deposit

黄铜矿化以形成多金属硫化物脉为主（图3f），主要呈浸染状分布在流纹岩斑岩中，脉体附近常见硅化、绿帘石、绢云母等蚀变（图4e）。黄铜矿是主要的金属矿物（图4b），其次为黄铁矿（图4c），脉石矿物常见石英、方解石、萤石等（图3c）。自形—半自形的闪锌矿通常交代黄铜矿（图4d），表明前者是最后沉淀的金属矿物。

2.3 成矿阶段

根据现场和岩相观察，北达巴特矿床的成矿过程划分为为3 个阶段（图5）：1）早期石英—辉钼矿阶段，辉钼矿通常在石英脉中呈中细粒结构，在脉的边缘和中心呈薄片状晶体（图3b）。沿矿脉边缘出现少量绢云母、黑云母和钾长石。2）中期黄铁矿—黄铜矿—石英阶段，石英是最主要的脉石矿物，主要呈现乳白色，脉状分布，矿石矿物以黄铜矿、黄铁矿为主，及少量的斑铜矿和闪锌矿，矿脉厚度变化较大，在5～50 mm区间范围内（图3c、图3e）。绿帘石和绿泥石在围岩中分布广泛。黄铁矿—黄铜矿—石英矿脉横切辉钼矿—石英脉，表明其形成相对较晚（图3d）。主要成矿阶段以强烈的绢云母蚀变为特征。3）晚期萤石—黄铜矿阶段，为矿床中铜矿的主要来源（图3f）。围岩蚀变中也存在少量浸染状黄铜矿及黄铁矿。矿脉宽1～50 mm，矿脉周围可见宽度为2～20 cm 的原生蚀变晕。萤石—黄铜矿脉通常横切早阶段矿脉。

图5 北达巴特铜钼矿床成矿期次划分表Fig.5 Mineral paragenesis of the Beidabate Cu-Mo deposit

3 样品采集与分析结果

测试所用样品取自钻孔ZK01、ZK02，ZK03 和ZK05，其中3 件辉钼矿样品来自辉钼矿—石英脉阶段，3 件黄铜矿样品来自黄铁矿—黄铜矿—石英脉阶段。Pb 同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。

样品经粉碎、清洗、干燥后， 在双目镜下分别挑至纯度为99%的单矿物分析样。将样品用混合酸分解，然后用树脂交换法分离出铅，在相对湿度36%和室温20 ℃的条件下，利用ISOPROBE-T 热电离同位素质谱仪进行铅同位素比值测量，208Pb/204Pb、207Pb/204Pb、206Pb/204Pb 比值误差小于0.005%

北达巴特铜钼矿6 个矿样Pb 同位素组成测试结果显示（表1），早阶段辉钼矿的208Pb/204Pb 值为38.125～38.179，207Pb/204Pb 值为15.570～15.575，206Pb/204Pb 值为18.293～18.311；晚阶段黄铜矿的208Pb/204Pb 值为38.202～38.257，207Pb/204Pb 值为15.581～15.621，206Pb/204Pb 值为18.239～18.246。

表1 北达巴特矿区黄铜矿、辉钼矿铅同位素比值及特征参数表Table 1 Lead isotope data of chalcopyrite and molybdenite from the Beidabate deposit

4 讨 论

4.1 地层含矿性

前人对北达巴特矿区的各地质单元进行了金属元素含量的测试分析（尹意求等，2006）。围岩地层当中，流纹质熔结凝灰岩和流纹质碎斑熔岩的铜含量较高，为284.7×10-6～371.7×10-6，是铜元素克拉克值的5.3 倍（63×10-6），围岩地层明显富集铜元素。流纹质熔结凝灰岩和流纹质碎斑熔岩中的钼含量接近克拉克值（1.3×10-6），分别为3.16×10-6～6.75×10-6和1.61×10-6～6.25×10-6，对于提供成矿钼元素的贡献薄弱，不具备作为提供钼元素的主要载体。矿体主要赋存在流纹斑岩内部，我们推测流纹斑岩岩浆可能携带了丰富的钼元素，是矿区辉钼矿的主要物质来源。

4.2 成矿物质来源

Pb 是亲硫元素，能直接进入硫化物晶格（张宏飞等，2012）。金属硫化物中的U、Th 含量很低，并且有一定量的Pb。硫化物结晶以后通过衰变作用所产生的放射性成因Pb 的含量很低，对硫化物Pb 同位素组成的影响可忽略不计。因此，硫化物的Pb 同位素组成被广泛应用于矿床成矿物质示踪（Cumming and Richards，1975）。

在Pb 同位素构造环境演化图（图6a、图6b）中可以进一步示踪北达巴特铜钼矿床成矿物质来源。在使用Pb 构造模式示踪时，投影点落在造山带增长线上方的矿石Pb，指示其包含上地壳成分；而投影点位于造山带增长线下方的矿石Pb 则指示源于地幔或下地壳；投影点位于造山带附近，表明各储库混合源（Zartman and Doe，1981；Stacey and Hedlund，1983）。

图6 北达巴特矿区铅同位素构造环境演化图（据Zartman and Doe，1981 修改）Fig.6 Lead isotopic composition of Beidabate copper molybdenum deposit（modified after Zartman and Doe，1981）

矿区样品中的Pb 同位素组成表明，早阶段辉钼矿样品Pb 投影点落在地壳和地幔范围内，说明它经历了一定的岩浆分异演化，指示成矿物质主要来源于幔源岩浆，矿区出露的流纹岩和英安岩可能是辉钼矿的主要来源；晚阶段黄铜矿样品Pb 投影点落在地壳和造山带之间，说明它的成矿物质是地壳和地幔的混合来源，既有矿区围岩，如凝灰岩和熔岩的贡献，也有岩浆岩，如流纹斑岩、英安斑岩和花岗斑岩等的贡献。

此外，Tang et al.（2010）和李野（2012）也对北达巴特矿区进行过Nd-Hf 和S 同位素地球化学研究。

Tang et al.（2010）对矿区中的岩浆岩进行了Nd-Hf 同位素研究，结果表明，εNd（t）值为-1.72～0.00，εHf（t）值为0.5～11.7，再加上U-Pb 年龄方面的数据，认为北达巴特岩浆岩是在板块碰撞后形成断裂，软流圈地幔上涌，导致晚石炭世岩浆岩部分熔融，并跟新生下地壳玄武岩熔融形成的岩浆岩发生混染而形成的，说明矿区岩浆岩具有壳幔混合来源，与本文中根据Pb 同位素数据得到的结果一致。

李野（2012）对矿区中的黄铜矿样品进行了S 同位素研究，结果表明，δ34S 变化范围在4.9‰～6.8‰之间，测试结果显示，δ34S 值高于地幔硫范围（-3‰～1‰），可能是由于岩浆在上升过程中，与围岩的同化混染有关。因沉积岩地层中硫含量高，导致凝灰岩混入以后，硫化物的δ34S 值升高，再次证实矿区铜矿化具有岩浆岩与地层混合来源的特征。

综上，我们认为矿区钼矿体成矿物质主要来源于地幔，少部分来源于围岩地层，流纹斑岩体为可能为矿区提供了主要的钼来源；铜矿体成矿物质主要来源为地幔与地壳的混合来源，流纹斑岩体与凝灰岩地层可能为矿区提供了主要的铜来源。

4.3 成矿模式

伴随古生代俯冲增生过程，北天山洋在哈萨克斯坦—伊犁地块北缘形成了不同时期、不同发育特点的大陆和大洋岛弧环境及俯冲增生楔，是形成斑岩型铜钼矿床成矿系统的重要动力学背景（王京彬等，2006；刘畅，2018；李紫源等，2021）。

在晚石炭世末—早二叠世初，伴随北天山巴音沟洋的关闭，新疆西天山北部进入板块碰撞—板内伸展阶段（张作衡等，2008；于海峰等，2011）。在这时期，板内伸展环境使得源自地幔的岩浆沿断裂上升，在地壳下部发生底侵作用，岩浆上涌，侵位至泥盆纪托斯库尔他乌组碎屑岩夹火山岩建造中，形成北达巴特矿区流纹斑岩体。幔源岩浆在结晶过程中，大量的钼因岩浆体内部温度和压力的下降而沉淀，形成了具有细脉浸染状的钼矿体，产在流纹斑岩体内部。岩浆侵位上来后，在断裂薄弱部位，岩浆热液与围岩发生了广泛的物质交换，围岩中大量的铜元素进入到成矿系统当中，在与流纹斑岩与地层的接触带附近形成铜矿体。

5 结 论

（1）辉钼矿化与黄铜矿化为同一期岩浆热液作用在不同构造位置的产物，辉钼矿化形成于岩体内部，黄铜矿化受断裂控制，形成于岩体与地层的接触带部位。

（2）辉钼矿的铅同位素组成具有地幔铅特征，指示其成矿物质来源于幔源岩浆。

（3）黄铜矿的铅同位素组成，具有地壳与地幔混合的造山带铅特征，成矿物质可能主要来自地幔岩浆和地层凝灰岩。