滇西北羊拉铜多金属矿床铅锌成矿作用初步研究-有色金属在线

羊拉铜矿床位于金沙江构造带中部，为滇西北地区最为典型的铜矿床，铅锌矿体为近年来的找矿新发现，铅锌成矿作用及其与铜矿体的成因联系成为亟待解决的科学问题。本文在野外坑道编录及室内岩矿鉴定的基础上，重点研究了铅锌矿体的稀土元素及C-O、S、Pb、Zn同位素地球化学。研究表明：①羊拉矿床的铅锌矿体主要为矽卡岩型，呈层状、似层状、脉状、透镜体状分布于矽卡岩型铜矿体的边缘，与矽卡岩型铜矿体共同产出，明显具分支复合、尖灭再现的特征；其次为热液脉型，呈不规则细脉状充填于构造破碎带内；与铅锌成矿作用相关的方解石可分为早阶段方解石(Ⅰ)和晚阶段方解石(Ⅱ)。②早成矿阶段方解石(Ⅰ)主要呈他形晶不规则团块状产出，ΣREE在24.05×10^-6~104.50×10^-6之间，△Eu显示正异常、△Ce显示弱负异常，稀土元素配分模式为轻稀土富集的右倾型曲线；△13C_PDB在-6.52‰~-4.07‰之间，△¹⁸O_SMOW在5.04‰~9.94‰之间，成矿物质主要来源于花岗岩质岩浆。晚成矿阶段方解石(Ⅱ)呈脉状产出，ΣREE在28.71×10^-6~114.60×10^-6之间，△Eu显示正异常、△Ce显示弱负异常，稀土元素配分模式为轻稀土富集的右倾型曲线；△13C_PDB在-3.81‰~-3.53‰之间，△¹⁸O_SMOW在14.36‰~17.30‰之间，成矿物质来自于花岗岩质岩浆与海相碳酸盐岩的混合。③早、晚成矿阶段方解石均为热液成因，其稀土元素并无明显差异。④38件硫化物的△³⁴S在-2.48‰~2.32‰之间，总硫同位素接近于零值，表明成矿物质来源于地幔和深部地壳，属岩浆源硫。⑤15件硫化物的铅同位素变化范围小，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb= 38.7501~38.7969，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.7159~15.7248，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.3640~18.3874，表明铅锌矿体中铅主要来源于上地壳。⑥5件闪锌矿Zn同位素的△⁶⁶Zn_JMC值在0.31‰~0.44‰之间，明显大于其他矽卡岩型铅锌矿床，亦揭示成矿物质Zn主要来源于岩浆。⑦羊拉矿床矽卡岩型铅锌矿体与矽卡岩型铜矿体在赋矿层位、形态产状、矿物组合、矿石组构、围岩蚀变、控矿因素以及C-O、S、Pb同位素组成等方面均无明显差异，反映铅锌矿体与铜矿体均为矽卡岩成因，铅锌矿体的形成稍晚于铜矿体，分布于铜矿体的边缘。综合上述资料，本文建立了羊拉矿床铜铅锌成矿模式。

关键词：

铅锌矿体；方解石；稀土元素；同位素；羊拉铜多金属矿床；滇西北；

文章编号：1004-0609(2021)-08-2279-34　　中图分类号：P611；P597　　文献标志码：A

引文格式：李波, 向佐朋, 王新富, 等. 滇西北羊拉铜多金属矿床铅锌成矿作用初步研究[J]. 中国有色金属学报, 2021, 31(8): 2279-2312. DOI: 10.11817/j.ysxb.1004.0609.2021-35995

LI Bo, XIANG Zuo-peng, WANG Xin-fu, et al. Primary study on lead-zinc mineralization of Yangla copper polymetallic deposit, northwest Yunnan province, China[J]. The Chinese Journal of Nonferrous Metals, 2021, 31(8): 2279-2312. DOI: 10.11817/j.ysxb.1004.0609.2021-35995

“三江”特提斯构造带位于特提斯-喜马拉雅全球构造带东段^[1]，是我国大陆重要的特提斯构造带之一^[2]。金沙江构造带隶属“三江”特提斯构造带，位于昌都-思茅陆块东缘、中咱-中甸陆块西缘^[3]。羊拉铜矿床位于金沙江构造带中段(见图1(a))，夹持于区域性近SN向的金沙江断裂和羊拉断裂之间，经历了长期的地史演化过程^[4]，是区内探明铜资源储量最大且最为典型的铜矿床。截止目前，前人对羊拉铜矿床的矿床地质^[5-6]、成矿流体^[7-9]、地球化学^[10-12]、构造特征^[13-15]、构造地球化学^[16-17]、成岩-成矿时代^[18-20]、矿床成因^[21-23]等方面开展了大量的研究，但矿床成因类型仍争议不断，主要有海底喷流-沉积型(SEDEX)^[24-25]、斑岩型^[26]、矽卡岩型^{[22, 27]}及复合叠加成因^{[3, 28]}等观点。近年来，随着矿区勘探程度的深入，在铜矿体深部陆续揭露到铅锌矿体，铅锌成矿作用机制及其与铜矿体的成因联系成为亟待解决的新科学问题。基于此，本文选取羊拉矿床的铅锌矿体开展稀土元素及C-O、S、Pb、Zn同位素地球化学研究，讨论铅锌成矿作用，进而探讨铅锌矿体与铜矿体的成因联系，并建立了铜铅锌成矿模式。

1 矿区地质概况

羊拉铜矿床位于云南省德钦县羊拉乡境内，主要由7个矿段组成，由北往南依次为贝吾、尼吕、江边、里农、路农、通吉格和加仁矿段^[16]，其中富矿体(KT2)主要分布于里农矿段(见图1(b))。矿区内出露地层主要为志留系、泥盆系、石炭系(见图2)，岩性主要为绢云砂质板岩、大理岩、变质石英砂岩及玄武岩等。赋矿地层主要为泥盆统江边组(D₁j)和里农组(D₂₊₃l)，赋矿岩性以透辉石矽卡岩、石榴石矽卡岩为主，次为大理岩、变质石英砂岩、绢云砂质板岩、花岗闪长岩以及花岗斑岩。矿体呈层状、似层状、透镜体状及脉状产出于岩体与围岩的接触带附近及破碎带内，明显受地层、岩体及构造控制^[29]。

羊拉矿区夹持于金沙江断裂和羊拉断裂之间^[1]，受多期强烈构造活动影响，矿区内褶皱、断层发育。矿区内江边向斜和里农背斜以及受岩浆侵入活动所形成的一系列层间断裂和破碎带，为成矿流体运移和储矿提供了有利空间^[15]。NE向断裂是成矿后断裂(以F₄断裂为代表)，F₄断裂早期为压性断层，后期转变为张扭性正断层，破坏了矿体的南延部分^[30]。

图1 羊拉铜矿床大地构造位置和矿区地质简图^[1]

Fig. 1 Geographical tectonic location map(a) and geology map(b) of Yangla copper deposit^[1]

图2 羊拉铜矿床里农矿段23号勘探线剖面图^[29]

Fig. 2 Profile map of 23 line prospecting lines in Linong ore block, Yangla copper deposit^[29]

羊拉矿床的铅锌矿体主要分布于里农矿段的3175 m、3150 m、3100 m、3075 m和3050 m中段，铅锌矿体走向呈NNW向-近SN向，倾向W，倾角一般为15°~45°；已控制矿体走向长约500 m，倾向延深50~150 m(见图2)，矿体厚0.21~9.95 m，铅+锌品位0.74%~21.34%；矿体主要呈层状、似层状、脉状、透镜体状分布于矽卡岩型铜矿体的边缘(见图3)，与矽卡岩型铜矿体共同产出，明显具分支复合、尖灭再现的特征；矿体顶、底板围岩均为薄层状绢云砂质板岩、变质石英砂岩，围岩具强矽卡岩化。铅锌矿石类型主要为矽卡岩型(见图3)，另有少量为热液脉型，呈不规则细脉状充填于构造破碎带内。铅锌矿体中可见粗粒闪锌矿为棕褐色-深褐色自形晶，呈断续不等的脉状、团块状产出，沿闪锌矿边部有方解石细脉平行产出，两者为共生关系；铅锌矿体内亦发育晚阶段方解石脉，明显切穿闪锌矿脉。方铅矿呈铅灰色亮金属光泽，多呈浸染状分布于闪锌矿内及方解石脉中，少量呈团块着分布于矽卡岩型铜矿体的边部；局部地段可见闪锌矿、黄铁矿、方解石、方铅矿呈细脉状互层产出。

图3 羊拉铜矿床3100 m中段18^#穿脉铅锌矿体素描图

Fig. 3 Drawing of lead- zinc ore body in No.18^# cross vein at 3100 m level tunnel, Yangla copper deposit

铜矿体上部为弱方解石化、下部为强方解石化(见图3中蓝色虚线所示)，铅锌矿体具强方解石化；铅锌矿体分布于铜矿体的下方，呈现“上铜+下铅锌”垂向分带模式，有别于传统的“上铅锌+下铜”矿床垂向分带模式。本文认为形成这种分带模式可能有两种原因：一种原因是铅锌矿体与铜矿体为同一期(或成矿阶段)成矿作用而成，铅锌矿体虽位于铜矿体的下部，但实则为铜矿体的边缘部；这种可能也就预示着铜矿体逐渐尖灭，其深部的找矿潜力极为有限；另一种原因是铅锌矿体与铜矿体为不同期(或成矿阶段)成矿作用形成，晚期(或晚阶段)形成的铅锌矿体叠加在早期(或早阶段)铜矿体上，这种可能则预示着深部还有较大的找矿潜力。目前的地质证据显示前者的可能性更大。

矽卡岩型铅锌矿石的结构主要为自形-他形晶粒状结构、交代残余结构、溶蚀-骸晶结构、碎裂结构等，矿石构造主要为脉状、块状、团块状、浸染状、条带状、角砾状等。金属矿物主要为黄铁矿、闪锌矿、方铅矿(见图4(a)、(b)、(c))，以及少量磁黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿；非金属矿物主要为石英、方解石等，绿泥石、白云石、绢云母等次之(见图4(d)、(e)、(f))。黄铁矿呈自形-他形晶粒状，常被方铅矿、闪锌矿等矿物所包裹或者交代(见图4(g)、(h)、(i))；磁黄铁矿形成较早，呈他形粒状集合体(见图4(j))。闪锌矿、方铅矿多呈他形晶粒状共生产出，晚阶段闪锌矿(Ⅱ)明显切穿早阶段闪锌矿、方铅矿(见图4(k))；早阶段黄铜矿(Ⅰ)呈他形晶粒状，被闪锌矿、方铅矿所交代(见图4(h))，晚阶段黄铜矿(Ⅱ)呈乳滴状分布于闪锌矿中(见图4(l))。

图4 羊拉铜矿床铅锌矿石的宏观、微观特征

Fig. 4 Macroscopic and microcosmic characteristics of lead-zinc ore in Yangla copper deposit

根据羊拉矿床的铅锌矿体特征、矿石特征、矿物组合以及不同矿物间的穿插、交代关系，本文将羊拉矿床铅锌矿体的形成划分为成矿前期和成矿期。其中，成矿期又划分为早成矿阶段和晚成矿阶段，成矿前期主要形成钙铁榴石、透辉石、绿帘石、磁铁矿等矽卡岩矿物，钙铁榴石多呈菱形十二面体或四角八面体的自形-半自形粒状结构，透辉石主要以他形粒状结构产出，绿帘石呈浅绿色他形晶粒状填充于干矽卡岩阶段的矿物颗粒间或裂隙中，磁铁矿则多呈自形-半自形晶粒状结构。早成矿阶段形成了大量的黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、斑铜矿等硫化物，以及少量的方铅矿和闪锌矿等；非金属矿物主要为石英、绢云母和少量绿泥石(见图4(d)、(e)、(f))。晚成矿阶段主要形成闪锌矿、方铅矿、黄铁矿以及少量黄铜矿等硫化物，非金属矿物主要为方解石，以及少量的石英、白云母和绢云母等(见表1)。

2 样品采集与测试分析

本文矿石样品全部采自羊拉铜矿床里农矿段的铅锌矿体，均为矽卡岩型铜铅锌矿石；采样时尽量选取不同成矿阶段的代表性样品，并兼顾了空间上的变化。其中，矿石3175-d120-5采自3175 m中段坑道内，矿石中方解石主要呈团块状与大量硫化物共生产出；矿石3150-0^#-1和3150-0^#-2采自3150 m中段坑道内，矿石中方解石主要呈不规则团块状发育；矿石3100-18-3、3100-18-6和3100-18-7采自3100 m中段坑道内，矿石中发育有多阶段方解石，可见晚阶段方解石切穿早阶段方解石、铅锌矿脉；矿石3075-9^#-1、3075-5-2、3075-5-3采自3075 m中段坑道内，矿石中方解石呈细脉状和团块状产出；矿石3050-3-2-4采自3050 m中段坑道内，矿石中方解石主要呈不规则团块状、脉状产出。羊拉铜矿床的铅锌矿石中硫化物的生成顺序见表1，方解石主要形成于两个阶段；早阶段方解石(Ⅰ)呈白色团块状分布于矽卡岩型铅锌矿石中，金属矿物黄铁矿、闪锌矿、方铅矿等亦呈团块状分布，方解石与金属矿物之间无明显的切穿或交代关系，为同一成矿阶段的产物(见图5(a)、(b))；晚成矿阶段方解石(Ⅱ)呈灰白色脉状产出，明显切穿早阶段闪锌矿-方铅矿-黄铁矿-方解石，晚成矿阶段方解石脉中可见自形-半自形晶黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿呈浸染状分布(见图5(c)、(d))。

表1 羊拉矿床铅锌矿体的矿物生成顺序表

Table 1 Mineral formation sequence of lead-zinc orebody in Yangla copper deposit

2.1 稀土元素测试

稀土元素测试在中国科学院矿床地球化学国家重点实验室完成，所用仪器型号为德国耶拿分析仪器股份公司生产的Plasma Quant-MS Elite型电感耦合等离子体质谱仪，样品分析数据相对精度优于10%。实验流程如下：先称取粒径＜74 μm样品50 mg，放入Teflon坩埚中，加入1 mL HF和1 mL HNO₃，加盖拧紧放入钢套中，置于烘箱内升温185 ℃分解40 h；取出冷却后低温蒸干；然后加入1 mL HNO₃后继续蒸干；于坩埚中准确加入200 ng的Rh内标溶液，2 mL HNO₃、3 mL去离子水，置于电热板升温150 ℃加热5 h。冷却后取出坩埚，摇匀，取0.4 mL溶液，在用去离子水稀释定容至10 mL待测。详细流程及分析方法参照^[31]。

2.2 C-O同位素测试

方解石C、O同位素组成在中国科学院矿床地球化学国家重点实验室完成，分析采用100%磷酸法。在25 ℃温度下，将样品与磷酸发生反应后释放出的CO₂在Finnigan MAT 251 EM型质谱仪上进行C、O同位素组成测定，分析结果以V-PDB为标准。为便于讨论，O同位素利用平衡方程△¹⁸O_SMOW=1.03091×△¹⁸O_PDB+30.91，转换为以SMOW标准表示，分析精度为±0.2%(2σ)^[32]。

图5 羊拉铜矿床铅锌矿石中不同成矿阶段的方解石

Fig. 5 Different metallogenic stages calcite in of lead-zinc ore, Yangla copper deposit

2.3 S同位素测试

将清洗干净后的硫化物(方铅矿、闪锌矿、黄铁矿)用玛瑙研钵磨至＜74 μm，称取适量的粉末样品，在中国科学院矿床地球化学国家重点实验室MAT-253气体质谱仪上完成硫同位素组成分析。以Vienna Canyon Diablo Troilite (V-CDT)作为参照标准，以STD-1(-0.22%)、STD-2 (22.57%)、STD-3 (-32.53%)为标样校正，测试误差±0.1‰^[33]。

2.4 Pb同位素测试

单颗粒方铅矿、闪锌矿和黄铁矿Pb同位素分析在澳大利亚昆士兰大学同位素实验室多接收器等离子体质谱仪(MC-ICPMS)上进行，该仪器对1 μg的铅²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb测量精度优于0.005%。测试过程中使用国际标准NBS 981进行监控。详细分析流程见文献[33]中所述。

2.5 Zn同位素测试

Zn同位素的化学分离和测试由北京科荟测试技术有限公司负责完成。称取150 mg左右样品于20 mL高压消解罐中，加入0.5 mL HNO₃和1 mL HF，盖上盖子，放入烘箱升温至195 ℃分解48 h；冷却取出后150 ℃蒸干至湿盐状，随后加入0.5 mL HNO₃继续蒸干除去HF，重复一次；然后，加入1 mL HCl，蒸干，加入1 mLHCl (7 mol/L)；上柱。Zn同位素的分离是用阴离子树脂AG MP-1(74~150 mm，Bio rad)完成的，依次用39 mL HCl(7 mol/L)、 20 mL HCl(2 mol/L)淋洗Cu和其他基质、Fe，最后用10 mL HNO₃(0.5 mol/L)接收Zn，提纯并将得到的Zn溶液蒸干，转化为HNO₃介质(质量分数为2%），待测。

Zn同位素测试工作在Neptune Plus型高分辨多接受电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上完成，采用标准-样品交叉法(SSB)对仪器的质量分馏进行校正^[34]。在测试样品之前，使用CAGS Zn 1μg/mL标准溶液对仪器进行参数优化，包括等离子体部分(矩管位置和载气流速等参数)和离子透镜参数，以达到最大灵敏度。将化学分离后的样品引入质谱，使得△⁶⁶Zn的信号强度为3 V左右。样品测试完成后，使用2%HNO₃清洗进样系统，然后开始下一个样品的测量。测试采用CAGS Zn作为标准样品，所得结果按文献所验证的值换算为样品对JMC30749-L Zn的值，△⁶⁸Zn的值由△⁶⁶Zn的值和仪器测试的质量分馏因子相乘所得。换算方式如下：△⁶⁶Zn_JMC-Zn‰=△⁶⁶Zn_CAGS-Zn‰-0.45^[35-36]。

3 测试结果

3.1 稀土元素

羊拉矿床铜矿石、大理岩、绢云砂质板岩、变质石英砂岩、花岗闪长岩和铅锌矿石中的方解石的稀土元素含量统计于表2。早阶段方解石(Ⅰ) (n=7)的ΣREE含量较高，且变化范围很大(ΣREE= 24.05×10^-6~104.50×10^-6，平均为61.26×10^-6)，LREE为19.07×10^-6~88.61×10^-6，HREE为4.10× 10^-6~15.89×10^-6，LREE/HREE为3.83~ 10.16，平均为7.25，(La/Yb)_N为5.36~21.87，反映LREE、HREE分异显著；△Eu=1.77~3.90，平均为2.49，显示为正Eu异常；Ce为弱负异常(△Ce=0.58~0.88，平均为0.76)(见表2)；稀土配分模式曲线显示为轻稀土(LREE)富集的右倾型(见图6(a))。

晚阶段方解石(Ⅱ) (n=3)的ΣREE含量高，且变化范围最大(ΣREE=28.71×10^-6~114.60×10^-6，平均为66.40×10^-6)，LREE为24.84×10^-6~ 96.21×10^-6，HREE为3.87×10^-6~18.42×10^-6，LREE/HREE为5.15~6.42，平均为5.60，(La/Yb)_N为9.19~11.27，也说明LREE、HREE分异明显；△Eu=1.22~2.86，平均1.91，显示为正Eu异常；Ce 为弱负异常(△Ce=0.75~ 0.89，平均为0.83)(见表2)；稀土配分模式曲线显示为轻稀土(LREE)富集的右倾型(见图6(a))。

铜矿石(n=9)的ΣREE含量很低，且变化范围大 (ΣREE=9.54×10^-6~93.54×10^-6，平均为44.58×10^-6)，LREE为4.63×10^-6~ 80.28×10^-6，HREE为4.90× 10^-6~15.06×10^-6；LREE/HREE=0.94~8.43，平均为3.561，(La/Yb)_N=0.34~7.85，反映轻重稀土分异不明显；△Eu=1.06~2.18，平均为1.66，显示正Eu异常；Ce为弱负异常(△Ce= 0.61~0.97，平均为0.79)(见表2)；稀土配分模式曲线总体显示为轻稀土弱富集的近平坦型(见图6(b))。

表2 羊拉铜矿床铅锌矿体方解石以及铜矿石、大理岩、绢云砂质板岩、变质石英砂岩和花岗闪长岩稀土元素组成

Table 2 Rare earth element concentrations of granodiorite, sericitization sandy slate, metamorphic quartz sandstone, marble, copper ore and calcite in Zn-Pb ore, Yangla copper deposit

图6 羊拉铜矿床铜矿石、大理岩、绢云砂质板岩、变质石英砂岩、花岗闪长岩及铅锌矿石中方解石稀土元素配分图(球粒陨石标准值据文献[37])

Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns of granodiorite, metamorphic quartz sandstone, sericitization sandy slate, marble, copper ore and calcites in lead-zinc ore in Yangla copper deposit (values of chondrite from Ref. [37])

大理岩(n=9)的ΣREE含量最低，且变化范围最小(ΣREE=9.38×10^-6~16.80×10^-6，平均13.10×10^-6)，LREE变化范围为7.70×10^-6~12.83×10^-6，HREE为1.68×10^-6~4.07×10^-6；LREE/HREE=2.99~5.15，平均4.24，(La/Yb)_N=4.75~9.97，反映轻重稀土分异程度相对较弱；△Eu=0.99~1.96，平均1.34，显示中等-微弱正Eu异常，负Ce异常(△Ce=0.46~0.69，平均0.61)(见表2)；稀土配分模式曲线显示为轻稀土弱富集的近平坦型(见图6(c))。

绢云砂质板岩(n=9)的ΣREE含量很高，且变化范围较大(ΣREE=70.95×10^-6~121.68×10^-6，平均97.84×10^-6)，LREE变化范围为61.07×10^-6~ 106.73×10^-6，HREE为9.89×10^-6~17.02×10^-6，LREE/HREE=5.56~7.79，平均6.46，(La/Yb)_N=5.13~ 7.64，反映轻重稀土分异程度相对较强；△Eu= 0.60~0.73，平均0.65，显示为负Eu异常，Ce异常不明显(△Ce=0.89~0.97，平均0.94)(见表2)；稀土配分模式曲线显示亦为轻稀土(LREE)富集的右倾型(见图6(d))。

变质石英砂岩(n=9)的ΣREE含量最低，且变化范围较低(ΣREE=48.53×10^-6~81.09×10^-6，平均58.53×10^-6)，LREE变化范围为42.40×10^-6~ 70.70×10^-6，HREE为4.51×10^-6~11.09×10^-6；LREE/HREE=4.44~10.54，平均6.77，(La/Yb)_N= 5.86~12.16，反映轻重稀土分异程度相对较强；△Eu=0.49~0.73，平均0.59，显示负Eu异常，Ce异常不明显(△Ce=0.81~0.95，平均0.89)(见表2)；稀土配分模式曲线显示为轻稀土(LREE)富集的右倾型(见图6(e))。

花岗闪长岩(n=10)的ΣREE含量最高，且变化范围很低(ΣREE=99.76×10^-6~129.04×10^-6，平均109.82×10^-6)^[19]，HREE为7.06×10^-6~11.76×10^-6，LREE变化范围为92.76×10^-6~118.90×10^-6，LREE/HREE在8.35~14.31之间，平均11.13，(La/Yb)_N=7.45~13.43，反映轻重稀土分异程度最大；△Eu=0.65~0.93，平均0.78，显示为负Eu异常，Ce为弱正异常(△Ce=1.07~1.17，平均1.13)(见表2)；稀土配分模式曲线显示为轻稀土(LREE)富集的右倾型(见图6(f))。

3.2 C-O同位素

成矿期方解石的C-O同位素对成矿流体中C、O来源有良好的示踪作用^[38]。羊拉矿区铅锌矿石中方解石的△13C_PDB范围为-6.52‰~-3.53‰，平均为-4.94‰，极差为2.99‰；△¹⁸O_SMOW范围为5.04‰~17.30‰，平均为10.36‰，极差为12.26‰(见表3)。其中，早阶段方解石(Ⅰ)的△13C_PDB范围为-6.52‰~-4.07‰，平均为-5.48‰，极差为2.45‰；△¹⁸O_SMOW范围为5.04‰~9.94‰，平均为8.11‰，极差为4.90‰(见表4)。晚阶段方解石(Ⅱ)的△13C_PDB范围为-3.81‰~-3.53‰，平均为-3.70‰，极差为0.28‰；△¹⁸O_SMOW范围为14.36‰~17.30‰，平均为15.60‰，极差为2.94‰；其碳、氧同位素值均大于早阶段方解石(见表3)。

羊拉矿区铜矿体的早阶段方解石(Ⅰ)的△¹³C_PDB范围为-7.00‰~-5.00‰，平均为-6.00‰，极差为2.00‰；△¹⁸O_SMOW范围为7.20‰~18.00‰，平均为11.10‰，极差为10.80‰；相对于铅锌矿体方解石(Ⅰ)，其碳同位素平均值相对较小，而氧同位素平均值明显较大，但碳、氧同位素组成的数值范围均有重叠部分。羊拉矿区铜矿体的晚阶段方解石(Ⅱ)的△¹³C_PDB范围为-4.50‰~-2.30‰，平均为-3.40‰，极差为2.30‰；△¹⁸O_SMOW范围为10.70‰~19.40‰，平均为15.80‰，极差为8.70‰；相对于铅锌矿体方解石(Ⅱ)(见表4)，其碳、氧同位素均值相对较大，且碳、氧同位素组成的极差较大，表明其碳、氧同位素组成相对不均一^{[2, 39-42]}。

羊拉矿区大理岩的△13C_PDB范围为-0.34‰~ 5.0‰，平均为3.13‰，极差为5.34‰；△¹⁸O_SMOW范围为10.16‰~25.4‰，平均为19.35‰，极差为15.24‰(见表4)；其碳同位素组成明显大于早、晚阶段方解石，氧同位素组成大部分高于早、晚阶段方解石，部分与早、晚阶段方解石近似。

3.3 S同位素

羊拉铜矿床铅锌矿体中硫化物的硫同位素显示(见表5)，方铅矿△³⁴S值(n=14)变化于-2.48‰~ -0.72‰之间，平均值-1.51‰，极差为1.76‰；闪锌矿△³⁴S值(n=13)变化于-1.49‰~0.99‰之间，平均值0.37‰，极差为2.47‰；黄铁矿△³⁴S值(n=11)变化于-0.51‰~2.32‰之间，平均值1.29‰，极差为2.83‰；铅锌矿体中硫化物的△³⁴S值(n=38)总体变化于-2.48‰~2.32‰，平均值-0.06‰，极差为4.80‰，显示出△³⁴S值变化范围较小，表明羊拉铜矿床铅锌矿体的S具有均一的来源。前人研究成果表明^{[2, 22, 40-41, 43-47]}，铜矿体中硫化物△³⁴S值变化范围为-5.80‰~3.30‰，平均0.20‰，极差9.10‰。其中，黄铁矿△³⁴S值(n=55)为-5.80‰~3.30‰，平均0.38‰，极差9.10‰；黄铜矿△³⁴S值(n=21)为-4.20‰~2.29‰，平均-0.69‰，极差6.49‰；方铅矿△³⁴S值(n=6)为-2.10‰~2.11‰，平均-0.06‰，极差4.21‰；闪锌矿△³⁴S值(n=4)为1.1‰~2.0‰，平均1.59‰，极差0.90‰；磁黄铁矿△³⁴S值(n=4)为-0.8‰~2.50‰，平均0.54‰，极差3.30‰；辉钼矿△³⁴S值(n=6)为0.6‰~0.9‰，平均0.72‰，极差0.30‰(见表6)。

表3 羊拉铜矿床铅锌矿体中方解石的C-O同位素组成

Table 3 C-O isotope compositions of calcite in lead-zinc ore, Yangla copper deposit

表4 羊拉铜矿床的C-O同位素统计表

Table 4 Statistics of C-O isotopic composition in Yangla copper deposit

3.4 Pb同位素

本文测试了羊拉铜矿床铅锌矿体硫化物铅同位素15件，其中方铅矿5件、闪锌矿5件、黄铁矿5件(见表7)，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.7501~ 38.7969，均值为38.3721；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.7159~ 15.7248，均值为15.7202；²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.3640~ 18.3874，均值为18.7740，样品的ω值变化范围为39.20~39.36，平均为39.27；Th/U的变化范围为3.91~3.92，平均为3.917；μ值变化范围在9.70~9.71之间(n=15)，平均为9.706，数据变化范围小，表明铅同位素具单一来源特征。

3.5 Zn同位素

羊拉铜矿床铅锌矿体中闪锌矿的△⁶⁶Zn_JMC值介于0.31‰~0.44‰之间，平均值为0.378‰；△⁶⁸Zn_JMC值介于0.63‰~0.88‰之间，平均值为0.76‰(见表8)。

本文测试的5件闪锌矿样品，数据显示△⁶⁶Zn分析精度优于0.11‰(2σ)。羊拉矿床和金厂河矽卡岩型矿床^[48]中闪锌矿的△⁶⁶Zn和△⁶⁸Zn数据呈现出明显的线性回归(见图7)，其梯度非常接近理论梯度2.000962，表明羊拉铅锌矿体中闪锌矿Zn同位素属于质量分馏。

表5 羊拉矿床矽卡岩型铅锌矿体主要硫化物S同位素组成

Table 5 S isotopic composition of sulfides in Pb-Zn ore bodies, Yangla deposit

表6 羊拉铜矿床的S同位素统计表

Table 6 Statistics of S isotopic composition in Yangla copper deposit

表7 羊拉矿床矽卡岩铅锌矿体和矽卡岩铜矿体的硫化物Pb同位素组成

Table 7 Pb isotopic composition of sulfides in skarn lead-zinc body and copper body, Yangla deposit

表8 羊拉矿床铅锌矿体中闪锌矿的Zn、S、Pb同位素组成

Table 8 Zn-S-Pb isotopic composition of sphalerite in lead-zinc ore body, Yangla deposit

图7 羊拉铜矿床闪锌矿Zn同位素分馏图

Fig. 7 Diagram of Zn isotope fractionation in sphalerite, Yangla copper deposit

4 讨论

4.1 成矿流体来源

4.1.1 REE元素证据

羊拉矿床铅锌矿石的矿物组合简单，金属矿物主要为方铅矿、闪锌矿和黄铁矿等，非金属矿物主要为方解石，且方解石的形成贯穿了整个铅锌成矿过程，是铅锌矿石中稀土元素的主要载体矿物。成矿期方解石的稀土元素地球化学特征直接反映了成矿流体的特征，其变化规律也记录了成矿物质的来源与演化^[49]。

由于△Eu和△Ce能有效地反映热液体系的某些地球化学特征，因此△Eu和△Ce是稀土元素地球化学中用来讨论成矿流体来源及成矿环境演化等问题的重要参数之一^[50]。本文早、晚成矿阶段方解石整体显示明显的正Eu异常(△Eu=1.22~3.9，平均2.32)，弱负Ce异常(△Ce=0.58~0.89，平均0.78)。Eu属于变价元素，在一般成矿体系中呈Eu³⁺，还原环境中部分会被还原为Eu²⁺，由于Eu²⁺与Ca²⁺具有相同的电荷数以及相近的离子半径，所以Eu²⁺更易替代Ca²⁺，导致结晶的方解石具正Eu异常^[51]。根据REE地球化学演化的氧化-还原模式，相对还原的条件下出现正Eu异常，而相对氧化条件则为负Eu异常^[52]。羊拉矿区铜矿石及方解石均表现出明显正Eu异常，表明成矿流体发生矿质聚集沉淀时为还原环境。矿石中的矿物组合主要为闪锌矿、黄铁矿、方铅矿、黄铜矿和方解石，表明矿质在发生沉淀时，成矿流体中存在大量高活动性的S^2-，亦反映成矿流体相对具有还原性。

在氧逸度较高或相对氧化的环境下，Ce³⁺易被氧化成Ce⁴⁺，后者因溶解度低而不易进入流体，造成流体呈现负Ce异常，进而导致沉淀矿物也表现为负Ce异常^[53]。羊拉矿区花岗闪长岩、变质石英砂岩及绢云砂质板岩表现为弱负Ce异常和负Eu异常(见图6(d)、(e)、(f))，揭示花岗闪长岩、变质石英砂岩及绢云砂质板岩可能处于弱氧化的成岩环境。

w(Y)/w(Ho)也是用来示踪流体演化过程的重要参数之一，由于w(Y)/w(Ho)不受流体氧化-还原条件的影响，因此w(Y)/w(Ho)可以提供独立于Eu、Ce异常之外的有关成矿流体的其他信息^[54]。同一来源的脉石矿物在w(Y)/w(Ho)-w(La)/w(Ho)图解中大致呈现出水平分布的特征^[55]。在w(Y)/w(Ho)- w(La)/w(Ho)图解中，羊拉矿区铅锌矿石中的早、晚成矿阶段方解石大致呈水平分布(见图8)，反映两者具有同源特征。

热液矿物的稀土配分模式与晶体化学因素无关或关系很小，而与热液体系中稀土元素络合物稳定性关系密切^[56]。稀土元素在溶液中主要以、等的络合物形式存在，且其稳定性与稀土元素原子序数存在正相关关系^[57]。由于REE主要是通过REE³⁺置换矿物晶格中Ca²⁺而进入方解石，且REE中LREE³⁺离子半径比HREE³⁺更接近Ca²⁺，所以LREE更容易置换矿物晶格中Ca²⁺进入方解石，故从热液体系中沉淀出的方解石表现为富集LREE^[58]，因而羊拉矿区铅锌矿石中的早、晚成矿阶段热液方解石的稀土配分模式曲线都是轻稀土(LREE)富集的右倾型(见图9)。

图8 羊拉铜矿铅锌矿石中方解石的w(Y)/w(Ho)-w(La)/ w(Ho)关系图^[55]

Fig. 8 w(Y)/w(Ho)-w(La)/w(Ho) diagram of calcites in lead-zinc orebodies, Yangla copper deposit^[55]

羊拉矿区花岗闪长岩体ΣREE均值109.82× 10^-6，变质石英砂岩ΣREE均值58.53×10^-6，绢云砂质板岩ΣREE均值97.84×10^-6，大理岩ΣREE均值13.10×10^-6，矽卡岩铜矿石ΣREE均值44.58× 10^-6，铅锌矿石中方解石ΣREE均值62.81×10^-6，ΣREE均值呈现“花岗闪长岩＞绢云砂质板岩＞方解石＞变质石英砂岩＞矿石＞大理岩”的变化趋势(见表3和图9)，可见矿石中的REE主要富集在脉石矿物方解石中。早、晚成矿阶段方解石的球粒陨石标准化REE分布模式不同于花岗闪长岩、变质石英砂岩及绢云砂质板岩，而与矽卡岩型铜矿石稀土元素配分模式较为一致；这与矽卡岩矿物REE分布模式具明显Eu正异常的特征较为一致^[59]；反映羊拉矿区铅锌矿石中的方解石与矽卡岩型铜矿石具有一致的REE来源，来自于花岗闪长岩与围岩绢云砂质板岩、变质石英砂岩、大理岩等的混合。

图9 羊拉铜矿床铜矿石、大理岩、绢云砂质板岩、变质石英砂岩、花岗闪长岩及铅锌矿石中方解石稀土元素配分图(球粒陨石标准值据文献[37])

Fig. 9 Chondrite-normalized REE patterns of granodiorite, metamorphic quartz sandstone, sericitization sandy slate, marble, copper ore and calcites in lead-zinc ore, Yangla copper deposit (value of chondrite after Ref.[37])

4.1.2 C-O同位素证据

前人研究表明，不同来源的碳混合在一起时，由于其碳同位素组成有较大的差别，其△13CPDB常集中在-5‰左右^[60]，热液方解石的C和O同位素组成是示踪成矿流体来源的有效手段^[38]。如果矿床内热液脉中无石墨与方解石共生，方解石或包裹体热液中的CO₂的碳同位素组成△13CPDB可以近似看作成矿流体的总C同位素组成△13C_ΣC^[61]。由于羊拉矿床未发现与成矿有关的石墨等含碳物质，因此热液方解石的C同位素组成可以近似的看作成矿流体的总C同位素组成。不同来源的成矿流体中CO₂具有不同的碳-氧同位素组成：地幔或火成碳酸盐岩的△13C_PDB为-8‰~-4‰，△¹⁸O_SMOW为6‰~ 10‰^[62]；海相碳酸盐岩的△13C_PDB为-4‰~4‰，△¹⁸O_SMOW为20‰~30‰^[63]；沉积有机物的△13C_PDB为-30‰~-15‰，△¹⁸O_SMOW为24‰~30‰^[64]。

羊拉矿床铅锌矿石方解石(Ⅰ)的△13C_PDB范围为-6.52‰~-4.07‰，△¹⁸O_SMOW为5.04‰~9.94‰；样品主要投影于花岗岩区域(见图10)，反映方解石的C、O主要来源于花岗岩质岩浆；铜矿石早成矿阶段方解石(Ⅰ)部分样品落在花岗岩区域，部分样品因为氧同位素较大，偏离花岗岩区域，总体以火成碳酸岩为起点，有向海相碳酸盐岩靠近的趋势，表明羊拉矿床铅锌矿石与铜矿石中早成矿阶段方解石的C、O同位素来源大致相同。铅锌矿石方解石(Ⅱ)的△13C_PDB范围为-3.81‰~-3.53‰，△¹⁸O_SMOW为14.36‰~17.30‰；样品主要投影于火成碳酸岩与海相碳酸盐岩之间的区域(见图9)，反映晚成矿阶段方解石的C、O来自于花岗岩质岩浆与海相碳酸盐岩的混合。铜矿石晚成矿阶段方解石(Ⅱ)样品亦落在火成碳酸岩与海相碳酸盐岩之间的区域，表明铅锌矿石和铜矿石晚成矿阶段方解石的C、O同位素相同。矿区大理岩的△13C_PDB范围为-0.34‰~5.0‰，△¹⁸O_SMOW范围为10.16‰~25.4‰；除2件样品落在花岗岩区域内，其余样品均投影于海相碳酸盐岩范围内及附近，指示大理岩的C、O主要来自于海相碳酸盐岩。

前人研究表明，用热液碳酸盐矿物的△13C_PDB和△¹⁸O_SMOW数值可以计算与其平衡的流体的△13C_fluid和△¹⁸O_fluid值，并用于指示流体的来源^[65]。假定流体中碳主要以CO₂形式存在，利用 CHACKO等^[66]方解石-碳同位素分馏平衡计算方程：1000lnα_Cal-CO₂=-0.388×10⁹/T³+5.538×10⁶/T²- 11.346×10³/T+2.962，以及O"NEIL等^[67]方解石-氧同位素分馏平衡计算方程：1000lnα_Cal-H_2O= 2.78× 10⁶/T²-3.39，取早成矿阶段和晚成矿阶段流体包裹体均一温度峰值300 ℃和150 ℃^{[39, 47]}，分别计算出早成矿阶段流体的△13C_PDB集中在-5.0‰~-3.0‰之间、均值为-4.0‰，△¹⁸O_SMOW集中在2.1‰~-12.9‰之间、均值为6.1‰；晚成矿阶段流体的△13C_PDB集中在-6.4‰~-4.3‰之间、均值为-5.4‰，△¹⁸O_SMOW集中在5.4‰~7.3‰之间、均值为5.9‰。可见羊拉矿区早成矿阶段和晚成矿阶段流体的C、O同位素组成相近(见图10)，表明铅锌矿成矿流体主要为岩浆水，这与该矿床铜矿“成矿流体为岩浆水”的结论^[2]相一致。

4.2 方解石成因

方解石的x(Yb)/x(La)-x(Yb)/x(Ca)比值具有成因指示意义，可以判断其成因和演化机制^[68-69]；根据x(Yb)/x(La)-x(Yb)/x(Ca)比值，方解石可划分为三种成因类型(伟晶成因、热液成因、沉积成因)。在x(Yb)/x(La)- x(Yb)/x(Ca)图解中，羊拉矿区早、晚成矿阶段方解石样品均落入热液成因区域内，并显示由结晶作用方式形成(见图11)。岩浆成因方解石和热液成因方解石往往具有不同的x(La)/ x(Yb)比值：岩浆成因方解石x(La)/ x(Yb)比值一般大于100，而热液成因方解石x(La)/ x(Yb)比值通常低于100^[70]。羊拉矿区铅锌矿体中的早、晚成矿阶段方解石x(La)/x(Yb)比值介于7.98~21.87之间，均明显小于100。由此可见，羊拉铜矿床铅锌矿石中的早、晚成矿阶段方解石均为热液成因。

图10 羊拉铜矿床铅锌矿石中方解石的△18O-△13C图(底图据文献[61])

Fig 10 △18O versus △13C diagram of calcite in lead-zinc ore, Yangla copper deposit(Base map according to reference[61])

图11 羊拉铜矿床铅锌矿石中方解石x(Yb)/x(La)- x(Yb)/x(Ca)图(底图据文献[69])

Fig. 11 x(Yb)/x(La)-x(Yb)/x(Ca) diagram of calcites in lead-zinc ore, Yangla copper deposit (Base map according to reference [69])

4.3 成矿物质来源

4.3.1 S同位素来源

硫同位素在矿床研究中普遍作为成矿物质来源的指示剂，为探讨矿床中硫的来源提供了有利证据^[71-73]。羊拉矿床铅锌矿体中硫化物种类简单，主要以方铅矿、闪锌矿、黄铁矿和黄铜矿为主；对这些主要硫化物中硫同位素组成的特征进行研究，是示踪羊拉铅锌矿成矿流体中S来源最直接、最有效的方法。

对于矿床中硫源的讨论，需要根据硫化物沉淀期间成矿热液中的总硫同位素组成(△³⁴S_∑S)来判断，由于热液流体中总硫同位素组成往往受到温度、pH值、氧逸度(f_O2)和离子强度(I)的影响^[74]，总硫值(△³⁴S_∑S)需要依据在热液流体成矿过程中硫同位素平衡分馏来确定。前人研究表明，当硫同位素分馏达到平衡时，硫化物富集△³⁴S的顺序为△³⁴S_Sul＞△³⁴S_Mol＞△³⁴S_Py＞△³⁴S_Sp＞△³⁴S_Po＞△³⁴S_Ccp＞△³⁴S_Gn＞△³⁴S_Cha＞△³⁴S_Arg＞△³⁴S_Cin^[75]；羊拉铜矿床铅锌矿体仅有1件(3175-d120-1)样品呈现△³⁴S_Sp＞△³⁴S_Py＞△³⁴S_Gn，显示硫分馏未达到平衡；其余样品均呈现△³⁴S_Py＞△³⁴S_Sp＞△³⁴S_Gn，显示硫分馏已达到平衡(见表9)。此外，该矿床大部分矽卡岩型铜矿体硫化物亦呈现△³⁴S_Py＞△³⁴S_Sp＞△³⁴S_Po＞△³⁴S_Ccp＞△³⁴S_Gn＞△³⁴S_Cha的趋势，且△³⁴S组成总体具有△³⁴S_Py＞△³⁴S_Sp＞△³⁴S_Po＞△³⁴S_Ccp＞△³⁴S_Gn＞△³⁴S_Cha的特征。综上所述，羊拉矿床铅锌矿体成矿体系硫化物H₂S基本达到平衡状态，总硫同位素组成(△³⁴S_∑S)可通过以下两种方法确定。

① 含硫矿物共生组合估算△³⁴S_∑S

羊拉矿床铅锌矿体中硫化物组合简单，以方铅矿、闪锌矿、黄铁矿为主，硫的主要溶解类型以H₂S为主，流体具还原性、pH＞6等特征^[42]，硫化物的△³⁴S平均值，特别是黄铁矿△³⁴S值可以近似代表热液中的总硫△³⁴S_∑S^[76]。此外硫同位素值是pH值、温度、Eh的氧逸度等的函数值，其差异受物理化学条件的影响^[76]；可能由于不同期次成矿作用的物理化学条件的差异，导致了硫化物硫同位素分馏的不平衡，这与矿床所表现的复合成因特征相符合。羊拉矿床铅锌矿体硫化物△³⁴S_V-CDT变化范围为-2.48‰~2.32‰，平均值-0.06‰，极差为4.80‰，主要集中在-2.0‰~2.0‰之间；闪锌矿△³⁴S_V-CDT主要集中在0.0‰~1.0‰之间，方铅矿△³⁴S_V-CDT主要集中在-2.0‰~-1.0‰之间，黄铁矿△³⁴S_V-CDT主要集中在1.0‰~2.0‰之间(见图12(a))；与矽卡岩型铜矿体硫化物硫同位素组成研究结果基本一致^[77-84] (见表9和图12(a))。△³⁴S_V-CDT值为-5.80‰~-3.30‰，其中，黄铁矿△³⁴S_V-CDT值为-5.80‰~3.30‰，黄铜矿△³⁴S_V-CDT值为-4.20‰~2.29‰，磁黄铁矿△³⁴S_V-CDT值为-0.80‰~2.50‰，闪锌矿△³⁴S_V-CDT值为1.1‰~2.0‰，方铅矿△³⁴S_V-CDT值为-2.10‰~2.11‰，辉钼矿△³⁴S_V-CDT值为0.6‰~0.9‰)。

② 同位素对图解法估算△³⁴S_∑S

成矿流体同位素达到平衡状态时，矿物的硫同位素组成可看作是成矿流体温度与总硫同位素的函数^[85]，即：1000lnα_x_-_y=A×10⁶/T²+B，其中1000lnα_x_-_y≈△³⁴S_x-△³⁴S_y，B=0。在高温条件下，成矿流体中各硫化物的△³⁴S近似等于△³⁴S_∑S。若有2个以上的矿物是从化学和同位素组成均一、有温度变化的成矿流体中析出时，样品在1000lnα_x_-_y对△³⁴S_x和△³⁴S_y的图上应为直线，实为近似直线，该直线在△³⁴S轴上的截距即为成矿流体的△³⁴S_∑S。△³⁴S_{∑S, Gn-Sp} = -1.68‰(见图13(a))、△³⁴S_∑S,Py-Sp= 0.62‰ (见图13(b))、△³⁴S_{∑S, Py-Gn}= -1.33‰(见图13(c))，矽卡岩型铅锌矿体硫化物同位素对估算总硫特征值(△³⁴S_∑S)变化范围较小(△³⁴S_∑S= -1.68‰~0.62‰)、均接近零值，与含硫矿物共生组合估算的△³⁴S_∑S结果一致(△³⁴S_∑S= -2.48‰~2.32‰)，与深部地壳或地幔岩浆硫特征一致(0±3.0‰)。

热液矿床金属硫化物的硫主要有3种来源：一种是幔源硫(△³⁴S≈0±3‰)，且变化范围小、塔式效应明显^[84]；第二种来自现代海水硫酸盐(细菌硫酸盐还原(BSR)和/或热化学硫酸盐还原(TSR)，20‰)^{[74, 86]}；第三种来自还原(沉积)硫或生物成因硫，由于生物作用强弱和、H₂S开放或封闭体系不同，△³⁴S一般为极大负值、且变化范围大，并常显示硫同位素非平衡效应。

表9 羊拉矿床矽卡岩型铅锌矿体和矽卡岩型铜矿体S同位素组成及平衡状态

Table 9 S isotopic compositions and equilibrium states of skarn Pb-Zn orebodies and Cu orebodies, Yangla Cu deposit

图12 羊拉铜矿床矽卡岩型铅锌、铜矿体的S同位素组成(a)以及幔源S和三江成矿带典型矿床的S同位素组成(b)^[77-84]

Fig. 12 S isotopic composition of skarn type Pb-Zn orebodies and Cu orebodies, Yangla deposit(a), and S comparison of mantle-derived S and typical ore deposits in Sanjiang metallogenic belt(b)^[77-84]

图13 羊拉铜矿床铅锌矿体硫化物对△³⁴S_∑S图解

Fig. 13 Total sulfur isotopic (△³⁴S_ΣS) diagrams of sulfides (△³⁴S_sulfides) in skarn Pb-Zn ore bodies, Yangla deposit

羊拉矽卡岩型铅锌矿体中方铅矿、闪锌矿和黄铁矿的硫同位素组成(△³⁴S=-2.24‰~2.32‰，平均为0.06‰；图12、表6)，与地幔或深部岩浆形成的硫相似(△³⁴S≈0±3‰)^[84]，而与地壳花岗岩、BSR和/或TSR、TDS形成的硫存在显著差异，暗示硫可能来源于深部(地幔或岩浆)。羊拉矽卡岩型铜矿体的硫同位素组成(△³⁴S=-5.80‰~3.30‰，主要集中在-3.3‰~3.0‰，平均为0.20‰)，与羊拉矽卡岩型铅锌矿体的硫同位素组成相近，均属于地幔或深部岩浆硫(△³⁴S≈0±3‰)^[84]。整体而言，羊拉矿床铅锌矿体的硫同位素组成在零值附近，均一程度高、变化范围小、硫来源单一，均显示深部地壳或地幔硫特征(见图14(a))，未受到上地壳物质的混染；且矽卡岩型铅锌矿体硫源与矽卡岩型铜矿体的硫源一致，与中国西南“三江”地区的普朗铜矿、雪鸡坪铜矿、浪都铜矿、春都铜矿及北衙金矿的硫同位素组成明显相似(见图12(b))。

4.3.2 Pb同位素来源

铅同位素作为一种放射性同位素，由于质量较大，不同的铅同位素分子之间相对质量差小，在浸取、运移和沉淀析出过程中，成矿流体中的铅继承了其源区的铅同位素组成^[87]，因此可以通过测定含铅矿物的铅同位素组成来示踪成矿物质来源。

图14 羊拉矿床矽卡岩型铅锌矿体S同位素直方图(a)和羊拉矿床矽卡岩型铜矿体S同位素直方图(b)

Fig. 14 △³⁴S frequency histogram of skarn Pb-Zn orebodies, Yangla deposit(a) and △³⁴S frequency histogram of skarn Cu orebodies, Yangla deposit(b)

图15 羊拉矿床矽卡岩铅锌矿体和矽卡岩铜矿体的²⁰⁷Pb/²⁰⁴b-²⁰⁶Pb/²⁰⁴图(a)和²⁰⁸Pb/²⁰⁴b-²⁰⁶Pb/²⁰⁴图(b) (图中数据来源见表7，底图据文献[88])

Fig. 15 ²⁰⁷Pb/²⁰⁴b-²⁰⁶Pb/²⁰⁴(a) and ²⁰⁸Pb/²⁰⁴b-²⁰⁶Pb/²⁰⁴(b) diagrams of skarn type lead-zinc orebodies and skarn type copper orebodies, Yangla copper deposit(Data from Table 7, Modified from Ref. [88])

在²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图中，羊拉矿床矽卡岩型铅锌矿体铅同位素数据落在上地壳演化线附近^[88] (见图15(a))；在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图中，铅同位素数据落在造山带演化线与下地壳演化线之间，稍靠近造山带演化线的一侧(见图15(b))；在γ-△β成因分类图解中^[87]，铅同位素样品主要落在上地壳铅范围(见图16)，与铅源区构造模式图(见图15)中的分布特征基本一致，表明矽卡岩型铅锌矿体中铅主要来源于上地壳。

矽卡岩型铜矿体的铅同位素组成变化范围较宽，数据落在地幔、造山带、上地壳、下地壳演化线之间的区域(见图15(a))；在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图解中，铅同位素数据落在造山带演化线与下地壳演化线之间，靠近造山带演化线一侧(见图15(b))；在△γ-△β成因分类图解中，样品落在上地壳、部分上地壳和地幔混合铅及少部分造山带铅范围，主要集中于壳幔混合铅的范围(见图16)。

矽卡岩型铅锌矿体与矽卡岩型铜矿体的铅同位素组成不一致(见图15和16)，矽卡岩型铅锌矿体铅同位素稳定均一、变化范围较窄，显示上地壳源铅特征，而矽卡岩型铜矿体的铅同位素显示壳-幔混合铅特征；羊拉矽卡岩型铅锌矿体中铅主要为上地壳铅，矽卡岩型铜矿体中铅主要为壳-幔混合铅。

4.3.3 Zn同位素来源

羊拉矽卡岩型铅锌矿体中闪锌矿样品△⁶⁶Zn_JMC值集中在0.31‰~0.44‰之间，极差为0.13‰，Zn同位素组成均一程度很高，可能是因为闪锌矿析出前成矿流体经过充分的“均一化”过程^[89]。利用共生矿物对的硫同位素组成，计算羊拉矿床铅锌矿体的成矿温度为168~347 ℃，平均为258 ℃；与杜丽娟(2017)^[90]流体包裹体测温研究获得的温度一致(142~415 ℃)，说明羊拉矿床成矿流体温度主要介于160~320 ℃之间。在这个温度范围内，闪锌矿从成矿流体中沉淀时产生的锌同位素分馏较低温条件下的锌同位素分馏要小得多。因此，羊拉矿床铅锌矿体中闪锌矿的Zn同位素表现出较高的均一程度。

Zn同位素的物质来源不同，其组成特征差异较大：碳质球粒陨石△⁶⁶Zn_JMC=0.35‰，火成岩△⁶⁶Zn_JMC=0.24~0.55‰，变质岩△⁶⁶Zn_JMC=-0.02~ 0.85‰，现代深海表层沉积物△⁶⁶Zn_JMC=0.17~ 0.35‰，生物成因△⁶⁶Zn_JM=-0.27~0.23‰^[91-101]。羊拉矿床铅锌矿体闪锌矿的Zn同位素为0.31‰~ 0.44‰，与岩浆矿床的△⁶⁶Zn值(0.02‰~0.44‰ )一致^[102-103]。

图16 羊拉矿床矽卡岩型铅锌矿体和铜矿体的铅同位素△γ-△β图解(图中数据来源见表7，底图据文献[87])

Fig. 16 △γ-△β diagram of lead isotope in skarn type lead-zinc orebodies and copper orebodies, Yangla deposit(Data are from Table 7, Modified after Ref. [87])

研究表明，矽卡岩型铅锌矿床^{[48, 104]}、密西西比河谷型(MVT型)铅锌矿床^{[100, 105-108]}、火山热液块状硫化物型(VMS型)矿床^[109]、喷流沉积型(SEDEX型)铅锌矿床^[110-111]、热液脉型铅锌矿床^{[96, 103, 105, 112]}和砂页岩型铅锌矿床^[113]的闪锌矿锌同位素组成存在显著变化(见图17(a))，羊拉矿床铅锌成矿流体的锌同位素组成与矽卡岩型铅锌成矿流体相似，而与其他类型铅锌矿床成矿流体不同。与凤凰山、新桥、金厂河等矽卡岩型铅锌矿床的闪锌矿锌同位素组成对比，羊拉矿床铅锌矿体相对富集重锌同位素、且相对均一(见图17(b) )。

羊拉矿床闪锌矿的锌、硫同位素组成存在线性相关(见图18(a))，闪锌矿中锌、铅同位素组成不存在明显的相关性(见图18(b))，表明硫和锌可能具有相同来源，而铅和锌同位素可能来源不同；结合硫、铅同位素结果，本文认为羊拉矿床铅锌矿体中的锌和硫来源于岩浆，铅来源于岩浆和上地壳基底岩石。这种S-Pb-Zn同位素特征与安徽铜陵矿集区^[104]和云南金厂河矽卡岩型铅锌矿床相似^[48]。

4.4 铅锌矿体与铜矿体的成因联系

图17 不同类型铅锌矿床中闪锌矿的△⁶⁶Zn_JMC同位素组成(a)和矽卡岩型铅锌矿床中闪锌矿的△⁶⁶Zn_JMC组成(b)

Fig. 17 △⁶⁶Zn_JMC composition of sphalerite in different types of lead-zinc deposits(a) and △⁶⁶Zn_JMC composition of sphalerite in skarn type lead-zinc deposit(b)

图18 羊拉矿床铅锌矿体中闪锌矿△³⁴S-△⁶⁶Zn_JMC相关图解(a)和²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-△⁶⁶Zn_JMC相关图解(b)

Fig. 18 △³⁴S vs △⁶⁶Zn_JMC diagram of sphalerite in lead-zinc orebodies, Yangla deposit(a) and ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb vs △⁶⁶Zn_JMC diagram of sphaleritein lead-zinc orebodies, Yangla deposit(b)

羊拉矿床铅锌矿体主要为矽卡岩型铅锌矿体和热液脉型铅锌矿体，其中热液脉型铅锌矿体主要产出在北东向构造破碎带及围岩裂隙内，推测与铜矿体不存在成因联系(本文未开展该类型铅锌矿体的研究工作)，而矽卡岩型铅锌矿体则主要产出在矽卡岩型铜矿体下部边缘，与铜矿体密切共生，两者为同一成因。从矿体产状、赋矿层位、矿体品位、矿体规模、矿石组构、矿物组合、围岩蚀变、控矿因素以及矿床地球化学等方面进行对比，结果表明：

1) 从矿体规模、矿体品位、矿体产状、控矿因素及矿体形态等方面来看，羊拉矽卡岩型铅锌矿体长200 m，厚0.21~9.95 m，锌品位0.21%~12.42%，铅品位0.18%~9.80%，铅品位变化系数122.81%，锌品位变化系数129.38%，矿体总体走向近南北向、倾向西，倾角一般15°~45°，深部变陡，严格受地层、岩体和构造的控制，呈层状、似层状、脉状、透镜体状产出；矽卡岩型铜矿体长约2200 m，厚0.7~44 m，平均为10 m，铜品位0.30%~3.06%，平均品位1.09%，矿体总体走向为北东向、倾向西，倾角10°~30°，深部可达40°~50°，受地层、岩体和构造的控制，呈层状、似层状、脉状、透镜体状产出。对比而言，矽卡岩型铅锌矿体规模不大、品位不高，而矽卡岩型铜矿体规模较大、品位较好，二者具有相似的矿体产状和控矿因素。

2) 在矿物组合、矿石组构、赋矿层位及围岩蚀变等方面，羊拉矽卡岩型铅锌矿体金属矿物主要为方铅矿、闪锌矿、磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿，少量斑铜矿等；非金属矿物有方解石、石英等，少量绿帘石、绢云母、绿泥石等；矿石结构有自形-半自形-他形粒状结构、碎裂结构、交代结构、固溶体分离结构、揉皱结构等，矿石构造主要有浸染状构造、团块状构造、细脉状构造；赋矿地层为泥盆系薄层状绢云砂质板岩、变质石英砂岩及大理岩，围岩具矽卡岩化、碳酸盐化、绿泥石化、绢云母化等。矽卡岩型铜矿体的金属矿物为黄铜矿、磁黄铁矿、磁铁矿、黄铁矿-白铁矿、斑铜矿等，少量方铅矿、闪锌矿、蓝铜矿、辉钼矿、孔雀石等，非金属矿物主要为绿帘石、石榴石、方解石、绢云母、石英等；矿石结构有半自形-他形粒状结构、包含结构、交代结构等，矿石构造为浸染状构造、团块状构造、脉-细脉状构造；矿体赋矿地层为泥盆系薄层状绢云砂质板岩、变质石英砂岩及大理岩，围岩具矽卡岩化、钾化、硅化、绿泥石化、碳酸盐化、绢云母化等。对比发现，矽卡岩型铅锌矿体的矿石组构、矿物组合及围岩蚀变相对简单，而矽卡岩型铜矿体矿石组构、矿物组合及围岩蚀变相对复杂，二者的赋矿层位一致。

3) 碳、氧同位素方面，羊拉矽卡岩型铅锌矿体中方解石形成于两个阶段，早阶段方解石△¹³C_PDB、△¹⁸O_SMOW分别为-6.52‰~-4.07‰、5.04‰~9.94‰，显示来源于花岗质岩浆；晚阶段方解石△¹³C_PDB、△¹⁸O_SMOW分别为-3.81‰~-3.53‰、14.36‰~ 17.30‰，来源于花岗质岩浆与海相碳酸盐岩的混合；两阶段方解石均为热液成因。矽卡岩型铜矿体中方解石也存在两个阶段，早阶段方解石△¹³C_PDB、△¹⁸O_SMOW分别为-7.0‰~-5.0‰、7.2‰~18.0‰，碳、氧同位素来源于花岗质岩浆，晚阶段方解石△¹³C_PDB、△¹⁸O_SMOW分别为-4.5~-2.3‰、10.7‰~ 19.4‰，碳同位素来源于花岗质岩浆与海相碳酸盐岩的混合；两阶段方解石均为热液成因。相对而言，铅锌矿体与铜矿体在方解石的成因上是相同的，均为热液成因，早阶段成矿流体为岩浆水、晚阶段流体有大气降水的加入，成矿物质来源由岩浆源转为岩浆与地层围岩的混合源。

4) 硫、铅同位素方面，羊拉矿床矽卡岩型铅锌矿体△³⁴S值变化于-2.48‰~2.32‰之间，平均为-0.06‰；△³⁴S值变化范围在岩浆硫范围内，属岩浆源。²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为38.7501~38.7969，均值为38.3721；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.7159~15.7248，均值为15.7202；²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为18.3640~18.3874，均值为18.7740，铅锌矿体铅来源上地壳。在△γ-△β成因图解中，铅锌矿体铅同位素表现为上地壳铅。矽卡岩型铜矿体△³⁴S值变化范围为-5.80‰~3.30‰，平均0.20‰，属岩浆硫；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为37.8330~38.7920，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.4340~15.7230，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为17.9850~18.3950，铜矿体铅同位素来源于上地壳与地幔及造山带铅的混合；在△γ-△β成因图解中，铜矿体表现为上地壳与地幔的混合铅。由此可见，铅锌矿体与铜矿体在硫化物S同位素组成方面并无明显差异，而在铅同位素组成方面存在一定差异；这是因为羊拉矿床铜矿体形成于多期多阶段，而本文研究的铅锌矿体则稍晚于铜矿体，为成矿晚阶段产物。

综上所述，矽卡岩型铅锌矿体与矽卡岩型铜矿体无论是在矿体产状、赋矿层位、矿体品位、矿体规模、矿石组构、矿物组合、围岩蚀变和控矿因素方面，还是在碳、氧、硫、铅同位素组成等方面，均存在一定的差别，但并无明显差异，两者应均属矽卡岩成因。热液脉型铅锌矿体的成因还有待于后续工作的证实。

4.5 成矿模式

在系统总结区域地质背景、矿床地质特征、矿床成因及铅锌矿体与铜矿体的关系等方面的基础上，本文建立了羊拉矿床铜铅锌成矿模式(见图19)。

中三叠世晚期，金沙江构造带进入碰撞晚期，引发区域性伸张，导致软流圈上涌；幔源岩浆上涌并侵入下地壳，导致下地壳发生大规模重熔，产生大面积酸性岩浆，与上升的基性岩浆发生混合^[39]。这种混合作用一方面导致大量成矿元素被溶解在混合后的岩浆中，使得成矿元素开始大规模富集；另一方面可以有效降低基性岩浆黏度，减少上涌阻力，并且酸性岩浆的加入增加了体系中的含水量，使其可以运载和迁移大量元素^[114]。230 Ma左右，羊拉矿床发生了大规模花岗质岩浆侵位活动，形成了与成矿关系密切的岩体(花岗闪长岩、花岗斑岩等)。岩体沿着金沙江断裂和羊拉断裂，呈近NS向展布；侵位于志留系、泥盆系大理岩、变质石英砂岩、绢云纱质板岩中；并发生了强烈矽卡岩化，形成了矽卡岩型Cu-Pb-Zn矿床。成矿物质主要来源于岩浆热液，部分可能受到上地壳物质的混染。前人流体包裹体研究证实，成矿流体呈现高温→低温的演化趋势。本文认为铜先析出富集形成铜矿体，而铅、锌则富集在铜矿体的边缘形成Cu-Pb-Zn矿体(见图19)。

图19 羊拉矿床铜铅锌成矿模式图

Fig. 19 Copper-lead-zinc metallogenic pattern of Yangla deposit

5 结论

1) 羊拉铜矿床的铅锌矿体主要为矽卡岩型，呈层状、似层状、脉状、透镜体状分布于矽卡岩型铜矿体的边缘，与矽卡岩型铜矿体共同产出，明显具分支复合、尖灭再现的特征；其次为热液脉型，呈不规则细脉状充填于构造破碎带内。

2) 羊拉铜矿床铅锌矿石中的方解石可分为两阶段，早成矿阶段方解石(Ⅰ)主要呈他形晶不规则团块状产出，晚成矿阶段方解石(Ⅱ)呈脉状产出，早、晚成矿阶段方解石的稀土元素地球化学特征并无明显差异。羊拉矿区铅锌矿石中的方解石与矽卡岩型铜矿石具有一致的REE来源，均来自于花岗闪长岩与围岩砂质板岩、石英砂岩、大理岩等混合。

3) 羊拉矿床铅锌矿石中的方解石均为热液成因，早成矿阶段方解石(Ⅰ)的△13C_PDB在-6.52‰~ -4.07‰之间，△¹⁸O_SMOW在5.04‰~9.94‰之间，成矿物质主要来源于花岗岩质岩浆；晚成矿阶段方解石(Ⅱ)的△13C_PDB在-3.81‰~-3.53‰之间，△¹⁸O_SMOW在14.36‰~17.30‰之间，成矿物质来自于花岗岩质岩浆与海相碳酸盐岩的混合。

4) 矽卡岩型铅锌矿体矿石的总硫同位素接近于零值，表明硫来源于地幔和深部地壳；铅同位素表明矽卡岩型铅锌矿体中铅主要来源于上地壳。

5) 羊拉矿床铅锌矿体中闪锌矿Zn同位素明显大于同类型的其他铅锌矿床，显示成矿物质主要来源于岩浆。

6) 羊拉矿床矽卡岩型铅锌矿体与矽卡岩型铜矿体在形态产状、赋矿层位、矿物组合、矿石组构、围岩蚀变、控矿因素以及碳、氧、硫、铅同位素等方面均无明显差异，反映铅锌矿体与铜矿体为同一成因，均为同一期成矿作用的产物；而铅锌矿体的形成稍晚于铜矿体，为成矿晚阶段产物。

致谢：

野外工作期间得到云南迪庆矿业开发有限责任公司刘小青、刘凤泽、罗诚及李在早等工程师给予的帮助和支持，室内分析测试工作得到了中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室谷静博士、胡静工程师、蔡佳丽工程师和陈军博士等的热情帮助，在此一并致以由衷的感谢。

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Primary study on lead-zinc mineralization of Yangla copper polymetallic deposit, northwest Yunnan province, China

LI Bo¹, XIANG Zuo-peng¹, WANG Xin-fu¹, HUANG Zhi-long², TANG Guo^{1, 3}, LIU Yue-dong⁴, ZOU Guo-fu^{1, 3}, YUE Yan¹

(1. Faculty of Land Resource Engineering, Kunmming University of Science and Technology/Southwest Institute of Geological Survey Centre for Nonferrous Metals Resources, Kunming 650093, China;

2. State Key Laboratory of Ore Deposit Geochemistry, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550081, China;

3. Kunming Prospecting Design Inst China Nonferrous, Kunming 650051, China;

4. Yunnan Diqing mining Co., Ltd. Shangrila 674400)

Abstract: The Yangla copper deposit which is located in the middle of Jinshajiang tectonic belt, is the most typical copper deposit in the northwest of Yunnan province. In recent years, Pb-Zn orebodies were newly discovered in the depth of Yangla copper deposit, Pb-Zn orebodies mineralization and its genetic relationship with copper ore bodies have become a new scientific problem. In this paper, the rare earth elements and C-O, S, Pb and Zn isotopes geochemistry of Pb-Zn orebodies were mainly studied, on the basis of tunnel geological logging and rock-mineral identification. The Pb-Zn ore bodies of Yangla deposit are mainly of skarn type, which are distributed in the edge of skarn type copper bodies in the form of stratiform, irregular veins and lenticular, and co-produced with skarn type copper bodies. It is obviously characterized by branch-compound and ore bodies' reappearing after disappearing. The second is hydrothermal vein type, which filled in the structural fracture zone with irregular veinlike shape. Calcite associated with Pb-Zn orebodies can be divided into early mineralization stage calcite (Ⅰ) and late mineralization stage calcite (Ⅱ). The early mineralization stage calcite (Ⅰ) mainly occurs in the Pb-Zn orebodies in irregular clumps, and anhedraal crystal, ΣREE of calcite (Ⅰ) is between 24.05×10^-6 and 104.50×10^-6, △Eu shows positive anomalies, △Ce displays weak negative anomalies, chondrite-normalized REE patterns are LREE-rich. The △¹³C_PDB and △¹⁸O_SMOW of calcite (Ⅰ) are between -6.52‰－-4.07‰ and 5.04‰-9.94‰, respectively, indicating that the metallogenic materials are mainly from granitic magma. The late mineralization stage calcite (Ⅱ) is produced veins in the Pb-Zn orebodies, ΣREE of calcite (Ⅱ) is between 28.71×10^-6 and 114.60×10^-6, △Eu shows positive anomalies, △Ce displays weak negative anomalies, chondrite-normalized REE patterns are LREE-rich. The △¹³C_PDB and △¹⁸O_SMOW of calcite (Ⅱ) are between -3.81‰－-3.53‰ and 14.36‰-17.30‰, which proves that the ore-forming material comes from the mixing of granitic magma and marine carbonate rocks. Calcite in early and late metallogenic stages are of hydrothermal origin, and there is no significant difference in the content of rare earth elements. The △³⁴S of sulfide (n=38) in Pb-Zn orebodies are between -2.48‰ and 2.32‰, total sulfur isotope is close to zero, indicating that the metallogenic materials are derived from mantle and deep crust. The lead isotopic variation range of sulfide (n=15) is small, the ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/ ²⁰⁴Pb and ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb range from 38.7501 to 38.7969, 15.7159 to 15.7248, and 18.3640 to 18.3874, respectively, indicating that the lead in Pb-Zn orebodies mainly comes from the upper crust. The △⁶⁶Zn_JMC of sphalerite (n=5) is between 0.31‰ and 0.44‰, which is obviously higher than other skarn type Pb-Zn deposits, and it also reveals that the metallogenic Zn mainly comes from magma. There is no significant difference between the Pb-Zn orebodies and Cu orebodies in terms of host-rock layers, orebodies attitude, mineral association, ore fabrics, wall rock alteration, ore-controlling factors and isotope composition of C-O, S, Pb, which shows that the Pb-Zn orebodies and the Cu orebodies are of the same origin and are the products of the same metallogenic process. Pb-Zn orebodies is later than the Cu orebodies, which is the product of the late metalogenic stage and distributed at the edge of Cu orebodies. Based on the above research data, the Cu-Pb-Zn metallogenic pattern of Yangla deposit is established in this paper.

Key words: Pb-Zn orebodies; calcite; rare earth element; isotopes; Yangla copper polymetallic deposit; northwest Yunnan province

Foundation item: Projects(41862007, 41402072) supported by the National Natural Science Foundation of China; Project(YNWR-QNBJ-2018-093) supported by the Yunnan Ten Thousand Talents Plan Young and Elite Talents Project, China; Project(14078384) supported by the Key Disciplines Construction of Kunming University of Science and Technology, China

Received date: 2020-08-05; Accepted date: 2020-11-12

Corresponding author: LI Bo; Tel: +86-15987187981; E-mail: libo8105@qq.com

(编辑何学锋)

基金项目：国家自然科学基金资助项目(41862007，41402072)；云南省万人计划青年拔尖人才资助项目(YNWR-QNBJ-2018-093)；昆明理工大学重点学科建设资助项目(14078384)

收稿日期：2020-08-05；修订日期：2020-11-12

通信作者：李波，教授，博士；电话：15987187981；E-mail：libo8105@qq.com

摘要：羊拉铜矿床位于金沙江构造带中部，为滇西北地区最为典型的铜矿床，铅锌矿体为近年来的找矿新发现，铅锌成矿作用及其与铜矿体的成因联系成为亟待解决的科学问题。本文在野外坑道编录及室内岩矿鉴定的基础上，重点研究了铅锌矿体的稀土元素及C-O、S、Pb、Zn同位素地球化学。研究表明：①羊拉矿床的铅锌矿体主要为矽卡岩型，呈层状、似层状、脉状、透镜体状分布于矽卡岩型铜矿体的边缘，与矽卡岩型铜矿体共同产出，明显具分支复合、尖灭再现的特征；其次为热液脉型，呈不规则细脉状充填于构造破碎带内；与铅锌成矿作用相关的方解石可分为早阶段方解石(Ⅰ)和晚阶段方解石(Ⅱ)。②早成矿阶段方解石(Ⅰ)主要呈他形晶不规则团块状产出，ΣREE在24.05×10^-6~104.50×10^-6之间，△Eu显示正异常、△Ce显示弱负异常，稀土元素配分模式为轻稀土富集的右倾型曲线；△13C_PDB在-6.52‰~-4.07‰之间，△¹⁸O_SMOW在5.04‰~9.94‰之间，成矿物质主要来源于花岗岩质岩浆。晚成矿阶段方解石(Ⅱ)呈脉状产出，ΣREE在28.71×10^-6~114.60×10^-6之间，△Eu显示正异常、△Ce显示弱负异常，稀土元素配分模式为轻稀土富集的右倾型曲线；△13C_PDB在-3.81‰~-3.53‰之间，△¹⁸O_SMOW在14.36‰~17.30‰之间，成矿物质来自于花岗岩质岩浆与海相碳酸盐岩的混合。③早、晚成矿阶段方解石均为热液成因，其稀土元素并无明显差异。④38件硫化物的△³⁴S在-2.48‰~2.32‰之间，总硫同位素接近于零值，表明成矿物质来源于地幔和深部地壳，属岩浆源硫。⑤15件硫化物的铅同位素变化范围小，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb= 38.7501~38.7969，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.7159~15.7248，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.3640~18.3874，表明铅锌矿体中铅主要来源于上地壳。⑥5件闪锌矿Zn同位素的△⁶⁶Zn_JMC值在0.31‰~0.44‰之间，明显大于其他矽卡岩型铅锌矿床，亦揭示成矿物质Zn主要来源于岩浆。⑦羊拉矿床矽卡岩型铅锌矿体与矽卡岩型铜矿体在赋矿层位、形态产状、矿物组合、矿石组构、围岩蚀变、控矿因素以及C-O、S、Pb同位素组成等方面均无明显差异，反映铅锌矿体与铜矿体均为矽卡岩成因，铅锌矿体的形成稍晚于铜矿体，分布于铜矿体的边缘。综合上述资料，本文建立了羊拉矿床铜铅锌成矿模式。