陳永清，周 頂，2，郭令芬

1.中國地質大學（北京）地球科學與資源學院，北京 100083

2.武警黃金部隊第六支隊，河南 三門峽 472000

3.哈爾濱師范大學地理科學學院，哈爾濱 150025

0 引言

花敖包特鉛鋅銀多金屬礦床位于內蒙古西烏珠穆沁旗境內，南西距西烏珠穆沁旗約138km，北東距霍林郭勒市約75km。大地構造位置上位于大興安嶺成礦帶中南段錫林浩特—霍林郭勒成礦亞帶，是近年來發(fā)現的大型熱液脈狀鉛鋅銀多金屬礦床［1－3］。

目前，對于該礦床成礦物質來源、成礦流體來源及成因探討方面的研究資料還不夠充足，在一定程度上影響了下一步找礦工作及研究工作的開展。成礦物質及成礦流體來源的研究對于研究礦床的成因具有重要意義，而礦床成因的研究則有助于深化對該區(qū)成礦規(guī)律的認識。為此，筆者主要通過對花敖包特鉛鋅銀多金屬礦床地質特征、流體包裹體特征及硫、鉛、氫、氧同位素組成特征的研究，結合該區(qū)區(qū)域地質背景，探討該礦床的成礦物質來源、成礦流體來源及成因，為研究區(qū)及外圍找礦工作提供新的啟示。

1 礦區(qū)地質特征

礦區(qū)地層從老到新為：下二疊統(tǒng)壽山溝組凝灰質粉砂巖、凝灰質細砂巖夾板巖，該組地層為主要的賦礦地層；上侏羅統(tǒng)滿克頭鄂博組灰紫色酸性含集塊角礫凝灰?guī)r、含角礫凝灰?guī)r，該組與壽山溝組呈不整合接觸；上侏羅統(tǒng)瑪尼吐組安山巖、安山玢巖夾巖屑凝灰?guī)r；新近系上新統(tǒng)寶格達烏拉組棕色粉砂質泥巖?？傊?，地層出露較差，大部分被第四系沖洪積物、沖坡積物、風成沙覆蓋（圖1）。

區(qū)內出露的巖漿巖主要為華力西晚期的超基性巖體、堿長花崗巖（鉆孔巖心）和早白堊世的閃長玢巖、花崗斑巖和流紋斑巖，以及花崗斑巖脈與閃長玢巖脈。構造以斷裂為主，多為隱伏構造，呈北東、北西、近南北走向，它們控制了中酸性脈巖與礦體的分布。其中控制華力西晚期超基性巖空間分布的NE向梅勞特深斷裂是礦體賦存的有利地段。

花敖包特鉛鋅銀多金屬礦床已探明礦體多呈脈狀，以北東、北西走向為主，傾向南東（100°～130°）、北東（50°～80°）方向，傾角45°～70°。礦體的分布多受NE向梅勞特斷裂及下二疊統(tǒng)壽山溝組控制。

2 蝕變礦化特征及礦化階段劃分

2.1 蝕變礦化特征

該礦床礦化以鉛鋅銀多金屬硫化物礦化為主，蝕變類型有硅化、綠泥石化、高嶺石化、碳酸鹽化等。硅化是該礦床主要的蝕變類型，且與礦化密切相關。礦石中主要金屬礦物有閃鋅礦、黃鐵礦、方鉛礦、輝銀礦、深紅銀礦、黃銅礦、磁黃鐵礦、毒砂等，非金屬礦物有石英、方解石、螢石等。

圖1 花敖包特鉛鋅銀礦床地質簡圖Fig.1 Simplified geological map of Huaaobaote Pb－Zn－Ag deposit

礦石結構主要有固溶體分離結構，如閃鋅礦中包含有黃銅礦、磁黃鐵礦、細粒方鉛礦呈固溶體分離結構（圖2a）。結晶結構，如他形晶深紅銀礦（圖2b）、自形晶石英（圖2c）。交代結構，如：閃鋅礦、方鉛礦交代石英（圖2c）；黃鐵礦、閃鋅礦交代方鉛礦（圖2d）；黃鐵礦、方鉛礦交代石英（圖2e）。后期脈狀方鉛礦穿切閃鋅礦與石英（圖2f）。礦石構造以致密塊狀構造、細脈浸染狀構造為主，少數呈條帶狀構造、角礫狀構造。

2.2 礦化階段劃分

根據各礦物間及礦物集合體之間的共生、交代及穿插關系，可確定各礦物由早到晚的生成順序為：自形石英－螢石－黃鐵礦－毒砂→自形—半自形閃鋅礦－方鉛礦（共生的深紅銀礦、輝銀礦）－磁黃鐵礦－黃銅礦→石英（脈狀）－方解石（脈狀）黃鐵礦、毒砂（脈狀）。

結合礦石、圍巖的蝕變礦化特征及礦石礦物、脈石礦物的生成順序，將該礦床的成礦期劃分為熱液期（表1），其成礦過程包括3個礦化階段：自形石英－黃鐵礦階段、閃鋅礦－方鉛礦階段及他形黃鐵礦－毒砂階段。

3 流體包裹體研究

3.1 樣品與測試

在礦區(qū)采集礦化石英脈樣品及閃鋅礦礦石樣品，并將其磨制成用于測溫的包裹體拋光片共10件，分別在顯微鏡下進行包裹體巖相學研究。流體包裹體顯微測溫分析在中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室進行，所用儀器為Linkam MDS600Stage冷熱臺，溫度控制范圍為－196～600℃。分析精度為：±0.2℃，＜30℃；±1℃，＜300℃；±2℃，＜600℃。其中，閃鋅礦中的包裹體研究要借助于透射紅外線顯微鏡。

流體包裹體的鹽度值可利用Bodnar［4］提出的NaCl－H2O鹽度－冰點公式計算得出；包裹體的密度利用劉斌［5］提出的經驗公式計算獲得。

3.2 流體包裹體巖相學

圖2 花敖包特鉛鋅銀礦床礦物共生組合Fig.2 Some mineral assemblages in the Huaaobaote Pb－Zn－Ag deposit

石英及閃鋅礦中原生包裹體較發(fā)育，假次生、次生包裹體相對較少。從包裹體的相態(tài)來看，以富液相包裹體（L＋V）為主，氣液比為1∶2～1∶8，相界線顏色較深，純液相（L）、純氣相（V）包裹體較少。包裹體以近圓形、不規(guī)則形狀及橢圓形為主。石英中的包裹體較閃鋅礦發(fā)育，包裹體長軸長度為3～10μm；閃鋅礦中包裹體的長軸長度多為2～10μm。包裹體的典型特征見圖3。

表1 礦物生成順序及礦化階段Table 1 The mineral arisen sequence and metallogenic stages

圖3 研究區(qū)包裹體照片Fig.3 Some typical photos of the inclusions in the study area

3.3 流體包裹體顯微測溫學

本次研究分別獲得127個均一溫度數據、50個冰點溫度數據。其中，礦化石英脈中包裹體均一溫度數據112個、冰點溫度數據35個，其余數據來自閃鋅礦中的包裹體，測定對象為富液相兩相包裹體。

石英中富液相包裹體的冰點溫度范圍為－4.3～－0.5℃（表2），均一溫度范圍為146.7～274.3℃，多集中在160.0～235.0℃（圖4）。因冷凍過程中未見CO2水合物的形成，表明該流體屬于NaCl－H2O體系類型，可在NaCl－H2O體系中計算其相應的流體鹽度值［6］。由此計算出的包裹體鹽度為0.90%～8.52%，相應的流體密度為0.790～0.943g/cm3。閃鋅礦中包裹體的冰點溫度為－2.4～－0.3℃，均一溫度多集中在145.0～165.0℃，鹽度為0.54%～4.53%，密度為0.877～0.942g/cm3。

綜上可知，該礦床的成礦溫度多集中在中—低溫的溫度范圍內。結合包裹體的均一溫度、流體鹽度及流體密度等，繪制NaCl－H2O體系的均一溫度（Th）－鹽度（S）－密度（D）相圖［7］（圖5）。從圖5可以看出，該成礦流體屬于低鹽度、低密度的不飽和溶液。

3.4 流體成礦壓力及深度估算

該區(qū)成礦流體鹽度較低（低于10%），可根據溫度、鹽度、密度的關系，采用邵潔漣等［8］所擬定的經驗公式估算成礦壓力，由此得出包裹體的形成壓力范圍為9.60～20.26MPa。鑒于該區(qū)斷裂構造是主要的控礦因素，根據Sibson等［9］提出的斷裂帶流體垂直分帶曲線及孫豐月等［10］所擬合的成礦深度和流體壓力間的關系式，獲得該區(qū)成礦深度為0.96～2.03km，與熱液礦床的成礦深度相符［11］。以上數據表明，該礦床形成于中深到淺成的深度范圍。

圖4 石英、閃鋅礦中的包裹體均一溫度直方圖Fig.4 Homogenous temperature histogram of inclusions from quartz and sphalerite

圖5 NaCl－H2O 體系的Th－S－D 相圖Fig.5 The phase diagram of Thvs S vs Din NaCl－H2O system

4 穩(wěn)定同位素特征

4.1 樣品及分析方法

挑選新鮮的鉛鋅銀礦石及礦化石英脈樣品分別用于硫、鉛同位素與氫、氧同位素組成測試，測試工作均在宜昌地質礦產研究所同位素地球化學開放實驗室完成。

筆者共采集了21件礦石樣品及8件礦化石英脈樣品，挑選方鉛礦、閃鋅礦及石英單礦物后，獲得硫同位素樣品25件（其中閃鋅礦18件，方鉛礦7件）、鉛同位素分析樣品9件（方鉛礦）、氫氧同位素分析樣品8件。鉛同位素采用MAT－261多接收質譜計測試，硫、氫、氧同位素采用 MAT－251質譜計測試，硫同位素結果以VCDT標準給出，氫氧同位素數據以SMOW標準給出。硫、氧同位素分析精度為±0.2‰，氫同位素分析精度為±2‰。本文給出的δ18O值為石英－水平衡分餾轉換后水的δ18O值。

4.2 硫、鉛同位素

硫同位素的分析數據如表3所示。閃鋅礦的δ34SVCDT值為－0.88‰～1.21‰，均值為0.30‰；方鉛礦的δ34SVCDT值為－3.61‰～－2.36‰?？傮w上方鉛礦的δ34SVCDT值小于閃鋅礦的δ34SVCDT值，說明閃鋅礦與方鉛礦中硫同位素組成達到了平衡［12－13］。另外，該礦床的δ34SVCDT總體變化范圍相對較窄，均值為－0.65‰，說明輕重硫同位素分餾不明顯。

鉛同位素數據變化范圍：206Pb/204Pb為18.013～18.178，207Pb/204Pb為15.344～15.509，208Pb/204Pb為37.519～38.021，μ為9.00～9.31，ω為32.56～35.22，Th/U為3.50～3.66（表4），變化范圍很小，認為該礦石鉛的組成相對均一。

如圖6所示，樣品點多落入了μ＝9的增長線上端，僅兩件樣品點位于其下端。鉛同位素數據線性關系較好（相關系數R＝0.981），斜率較初始等時線陡，不具有等時年齡意義。同時也表明該礦石鉛為混合鉛，它們是不同μ值不同時代的兩組正常鉛的混合［14］。

圖6 花敖包特礦區(qū)礦石鉛同位素分布圖Fig.6 Coordinate of lead isotopes of ore in Huaaobaote mine

表2 流體包裹體的類型與基本特征Table 2 Type and basic features of the fluid inclusions

表3 硫同位素組成Table 3 Sulfur isotope composition of the ores

表4 花敖包特礦石鉛同位素組成Table 4 Lead isotope composition of the ores

4.3 氫、氧同位素

石英包裹體中的氫、氧同位素組成如表5所示。δ18OSMOW為－11.78‰～－6.01‰，偏離了巖漿水的δ18O（7.0‰ ～9.0‰）范圍［15］。 而包裹體水的δDSMOW為－110.90‰ ～－70.30‰，介于巖漿水δD（－80‰～－50‰）［15］與大興安嶺中生代大氣降水δD（－140‰ ～ －90‰）［16］之 間。在δDSMOW－δ18OH2O圖解中（圖7），投點均落在大氣降水與巖漿水之間，顯示出成礦流體具有巖漿水與大氣降水混合特征。

表5 成礦期石英包裹體中氫、氧同位素組成Table 5 H，O isotopic compositions of the fluid inclusions from mineralization－epoch quartzes

圖7 成礦流體δDSMOW－δ18 OH2O圖解Fig.7 δDSMOWvsδ18 OH2Odiagram of ore－forming fluids

5 鋯石U－Pb定年與成礦年齡

鋯石來自與礦化有關的流紋斑巖。顯微鏡下觀察及陰極發(fā)光研究分別在中國科學院地質與地球物理所電子探針實驗室與中國地質科學院北京離子探針中心完成。鋯石的U－Pb年齡測定在中國地質科學院北京離子探針中心SHRIMPⅡ上完成。所測的單個數據點及樣品年齡加權平均值誤差均為1σ。

對該礦區(qū)流紋斑巖中17粒鋯石的測年分析結果見表6。礦區(qū)流紋斑巖脈中鋯石U質量分數變化非常大，為（197.62～1 841.33）×10－6；232Th/238U為0.23～0.99，207Pb/235Th為0.126～0.366；除7個異常點給出較高的年齡值（148.77、154.32、144.04、141.80、144.28、302.64及163.69Ma）外，其余10個點給出了一致的U－Pb等時線年齡（136±3）Ma，MSWD＝0.31（圖8），屬于早白堊世。

圖8 花敖包特礦區(qū)流紋斑巖中鋯石U－Pb同位素等時線圖Fig.8 Diagram showing U－Pb isotopic isochron of zircons from rhyolite porphyry

6 礦床成因探討

6.1 成礦地質背景

花敖包特鉛鋅銀多金屬礦床位于大興安嶺中南段錫林浩特—霍林郭勒多金屬成礦亞帶，該亞帶上富鉛、鋅、銀、銅等多金屬礦產，產有拜仁達壩、道倫大壩等鉛、鋅、銀多金屬礦床和銅多金屬礦床等，是尋找鉛、鋅、銀、銅等多金屬礦的有利地段。

區(qū)內出露的下二疊統(tǒng)壽山溝組是礦區(qū)主要的賦礦地層。礦區(qū)內構造和巖漿活動發(fā)育，自華力西晚期到燕山晚期均有構造巖漿活動，并伴有超基性和中性酸性巖漿侵入。與成礦密切相關的燕山晚期流紋斑巖脈鋯石U－Pb定年結果顯示，其等時線年齡為（136±3）Ma，屬于早白堊時期。由此，推斷其成礦時代可能為早白堊世末。

表6 花敖包特礦區(qū)流紋斑巖中鋯石U－Pb同位素分析結果Table 6 U－Pb isotopic analytical results of zircons from rhyolite porphyry

自古生代以來，大興安嶺南段經歷了兩期大地構造演化：古生代及早侏羅世期間處于中亞碰撞造山環(huán)境，從中侏羅世到早白堊世則進入了伸展構造體制［17－19］。華力西晚期大興安嶺中南段處于中亞碰撞造山構造背景下，以擠壓應力體制下的構造和巖漿活動為主。推測該區(qū)北東向壓扭性梅勞特深斷裂及超基性侵入體、堿長花崗巖即為華力西晚期構造和巖漿活動的產物。自中生代以來，大興安嶺南段伸展造山過程具有明顯的階段演化性，并在晚侏羅世—早白堊世早期構造和巖漿作用尤為強烈，奠定了本區(qū)構造巖漿活動帶的基本格局［20］。伸展造山作用將引起地殼減薄及與之有關的熱流補給，導致深部巖漿上侵，巖漿生成界面則不斷抬升。另外，伸展作用引起的構造和巖漿活動頻發(fā)，為成礦元素的活化、再富集提供了熱源、礦源及賦礦空間，形成了構造－巖漿－成礦作用為一體的耦合體系。根據該區(qū)流紋斑巖脈的定年結果，推測花敖包特鉛鋅銀多金屬礦床是在該伸展造山構造背景下形成的。

結合礦區(qū)地質特征，認為區(qū)內NE向梅勞特深斷裂的多期復活導致了巖漿與礦液的上升侵位，為典型的導礦構造。早白堊世形成的一系列北西向、北東向及近南北向次級斷裂為早白堊世的巖體侵入及成礦物質的運移、賦存提供了空間，為儲礦構造。

6.2 成礦物質來源

硫是大多數熱液礦床中最重要的礦化劑元素之一，其同位素組成特征的研究對于示蹤成礦金屬元素的來源具有十分重要的意義。研究表明，硫同位素主要有3個儲存庫：幔源硫，其δ34S值約為0‰±3‰［21－22］；海水硫，海水中δ34S值約為20‰；沉積物中的還原硫，其δ34S值以較大的負值為主［15］。另外，硫同位素的組成又受諸多因素影響。魏菊英等［23］認為硫同位素的組成受熱液總硫的濃度和總硫同位素組成、物理化學參數（氧逸度、溫度、Eh、pH等）、結晶礦物的種類和相對數量影響。氧逸度比較低時，流體中的S主要以S2－、HS－形式存在，所形成的硫化物δ34S值與整個流體的δ34S值相似；而氧逸度較高時，則以的形式存在，并形成富集34S的硫酸鹽，導致成礦流體中虧損34S［24－26］。該礦床主成礦階段形成的含硫礦物主要有閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦、磁黃鐵礦、輝銀礦、深紅銀礦等硫化物，未見硫酸鹽類礦物，因此該礦床是在低氧逸度條件下成礦的，硫化物的平均δ34S值可以近似地代表成礦熱液的總硫同位素組成。

B.A.格里年科等［27］認為要用同位素比值判斷金屬礦物硫源的性質，不僅要了解各類具體礦床的硫同位素變化特點和分餾趨勢，而且還要注意金屬硫化物中硫的混合和均一化作用。若金屬硫化物的δ34S為4‰～10‰，這種變化既可能與硫酸鹽巖和巖漿硫的混合有關，亦可能與從地殼中吸取的各種成因硫有關；若金屬硫化物的δ34S為10‰～20‰，可以確定其中有地殼硫。

研究區(qū)礦石硫化物δ34S值為－3.61‰～1.21‰，均值為－0.65‰，接近于0‰。據此推測，該礦床的硫主要為幔源硫，包括巖漿釋放的硫和從火成巖硫化物中淋漓出來的硫［24，28－31］。該礦床硫化物的δ34S值雖然分布在0‰附近，但仍有一定程度的變化（－3.61‰～1.21‰，極差為4.82‰）。Deines［32］認為幔源硫具有隕石硫同位素的組成特征，分布在0‰附近，而δ34S值為－6‰～6‰的硫同位素組成則與地殼再循環(huán)組分有關。從硫同位素組成直方圖（圖9）中可以看出，樣品的δ34S峰值為－3.5‰～－2.5‰（方鉛礦）、0‰～0.5‰（閃鋅礦），呈雙塔式分布，這與中國絕大多數巖漿活動有關的熱液鉛鋅礦床閃鋅礦、方鉛礦硫同位素組成一致［33］。閃鋅礦δ34S大于方鉛礦的原因可能是因為在熱液成礦體系平衡結晶過程中，閃鋅礦比方鉛礦具有更強的鍵合能力［34］。

圖9 花敖包特礦床的硫同位素組成分布直方圖Fig.9 Sulfur isotopic distribution histogram of Huaaobaote deposit

鉛同位素演化特征對成礦物質來源的示蹤同樣具有重要意義。通常認為，鉛同位素組成特征值（如μ值）的變化能提供地質體所經歷地質過程的信息，反映成礦物質的來源。研究表明，若鉛同位素特征值μ＞9.58，反映鉛是來自U、Th相對富集的上部地殼物質，μ值相對低的鉛可能來自于下地殼或者上地幔［35］，高ω低μ的鉛可能來自下地殼［36－37］。該區(qū)礦石鉛同位素μ為9.00～9.31，低于9.58，但又高于地幔原始環(huán)境鉛μ值（8.92）；ω為32.56～35.22，低于地殼鉛ω平均值（36.84）；Th/U 為3.50～3.66，均值為3.58，略高于地幔鉛的 Th/U（3.45），表明礦石鉛可能主要來源于上地?；蛳碌貧ぃ?8］。

為了確定該礦床中礦石鉛的來源，將鉛同位素比值分別投影到Zartman等［38］提出的206Pb/204Pb－207Pb/204Pb、206Pb/204Pb－208Pb/204Pb圖（圖10）上。可以看出，樣品點多落在上地幔鉛的演化線附近，部分樣品點落在造山帶鉛與下地殼鉛的演化線附近，因此，推測其礦石鉛可能主要來源于上地幔和/或下地殼。

圖10 花敖包特礦床礦石鉛同位素構造模式圖（底圖據文獻［38］）Fig.10 Diagram of lead isotopic composition of the ore from Huaaobaote deposit（base map from references［38］）

朱炳泉［39］提出的 Δβ－Δγ成因分類圖解能消除時間因素的影響，對于研究礦石鉛的源區(qū)具有更好的示蹤意義。將該區(qū)的鉛同位素參數投在Δβ－Δγ成因分類圖解上（圖11）?？梢钥闯?，樣品點多落入了幔源鉛區(qū)域內，呈線性分布，并向造山帶鉛及上地殼與地幔混合的俯沖帶鉛邊界偏移。這一特征與Zartman等［38］的鉛構造模式圖中鉛同位素數據的分布特征基本一致，反映成礦物質來源于上地幔，并有向殼?；旌细_帶巖漿作用區(qū)演化的趨勢。

硫、鉛同位素的數據皆表明該礦床的成礦物質主要來源上地幔，控制超基性巖和礦帶呈NE向分布的梅勞特深斷裂的多期活動為幔源礦質的運移提供通道和驅動力，與其配套的次級斷裂為礦質的沉淀聚集提供了場所。

圖11 鉛同位素Δβ－Δγ成因分類圖解（底圖據文獻［39］）Fig.11 Δβ－Δγ genetic classification diagram of lead isotope（base map from references［39］）

6.3 成礦流體來源

從流體包裹體均一溫度（Th）－鹽度關系圖（圖12）中可以看出，當流體鹽度從0.54%到8.52%變化時，均一溫度只在有限的區(qū)間內變化，說明該區(qū)流體是與不同鹽度的流體近等溫混合的結果，而等溫流體只能由同期的巖漿水提供。成礦期石英包裹體中的氫、氧同位素組成特征顯示，成礦流體具有巖漿水與大氣降水混合特點。由此推測，早白堊世的巖漿在侵位結晶過程中，為該區(qū)的成礦作用提供了熱動力與巖漿水；結合硫、鉛同位素組成綜合分析，成礦流體可能是以巖漿水為主、大氣降水為輔的混合成礦流體。

圖12 均一溫度－鹽度關系圖Fig.12 Diagram of Thvs w（NaCl）

6.4 礦床成因

綜上所述，花敖包特鉛鋅銀多金屬礦床的形成可概括為：華力西晚期大興安嶺中南段處于中亞碰撞造山構造背景下，深部巖漿沿著梅勞特深斷裂侵入，形成了該區(qū)與下二疊統(tǒng)壽山溝組呈斷層接觸的超基性侵入體。自中生代以來，大興安嶺南段進入了伸展造山構造體制，從三疊紀到晚白堊世，伸展作用持續(xù)演化，而伸展造山作用將引起地殼減薄及與之有關的熱流補給，導致深部巖漿上侵，巖漿生成界面不斷抬升至地殼。同時，幔源的鉛鋅硫等成礦元素也不斷被帶至地殼。此外，在此伸展構造背景下，梅勞特深斷裂的多期活動，不僅觸發(fā)早白堊世巖漿沿著斷裂通道上升侵位，為該區(qū)的成礦作用提供了熱液及熱動力，而且在疊加改造早期構造的基礎上，形成了以北西向、北東向為主的次級斷裂系統(tǒng)，為成礦元素的活化、再富集提供了通道及賦存空間。由此，形成了該區(qū)構造－巖漿－成礦作用為—體的耦合體系。成礦早期形成了以自形石英、自形黃鐵礦、自形毒砂為主的礦物組合；隨著溫度、壓力的降低及流體中氣體成分（如F2、CO2等）的減少等物理化學條件的改變，流體攜帶成礦物質的能力逐漸降低，成礦物質在中深—淺成的構造有利部位富集沉淀，形成了閃鋅礦、黃銅礦、方鉛礦（輝銀礦、深紅銀礦）、螢石、方解石、石英等礦物；最后，受構造脈動和流體溫度持續(xù)降低等因素的影響，形成了脈狀毒砂、黃鐵礦和方鉛礦等礦物。最終堆積形成了受深斷裂、早白堊世構造巖漿活動與壽山溝組多重地質因素控制的中—低溫熱液型鉛鋅銀多金屬礦床。

7 結論

通過對花敖包特鉛鋅銀多金屬礦床的礦物組合、同位素和流體包裹體等特征研究，得出結論如下：

1）該礦床成礦過程包括3個礦化階段：自形石英－黃鐵礦階段，塊狀閃鋅礦－方鉛礦階段，細脈狀黃鐵礦－毒砂－石英－方解石階段。

2）礦化石英脈及閃鋅礦中的流體包裹體測溫結果顯示：該礦床屬于中—低溫礦床；成礦流體具有低密度、低鹽度及不飽和的特點；流體成礦壓力及深度估算結果顯示，該礦床形成于中深—淺成環(huán)境。

3）礦石中金屬硫化物的硫、鉛同位素分析結果顯示，該礦床的成礦物質主要來源于上地幔；石英包裹體中H－O同位素組成表明，成礦流體以巖漿水為主，部分為大氣降水。

4）結合區(qū)域地質特征及構造演化，認為該礦床是在大興安嶺南段中生代伸展造山構造體制背景下形成的受深斷裂、早白堊世構造巖漿活動，以及壽山溝組多重地質因素控制的中—低溫熱液型鉛鋅銀多金屬礦床。

感謝在野外工作和資料收集方面給予大力支持的內蒙古玉龍礦業(yè)股份有限公司領導與工作人員，以及一起參加野外工作的2008級碩士研究生韓學林和秦東銳等，中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室在包裹體測溫工作上給予了很大幫助，宜昌地質礦產研究所同位素室測試了相關樣品，在此深表感謝。

（References）：

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