十里坪锑化学特征研究.docx
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十里坪锑化学特征研究
中国地质大学（武汉）
远程与继续教育学院
毕业论文（设计）
安徽工业经济职业学院教学站（点）
2010届资源勘查工程专业
题目陕西省十里坪锑矿床地球化学
及成矿年代研究
学号
学生
指导教师
评阅教师
2012年3月12日
摘要
最近在南秦岭南部晚古生代隆起区发现的十里坪锑矿床，受赵川陆缘隆-滑构造的主滑脱拆离带控制。
矿体呈脉状赋存于韧-脆性主滑脱带上部的脆性次级断层-节理中，矿石类型主要为萤石石英辉锑矿型。
围岩为太古宙－元古宙变质岩系，围岩蚀变弱。
成矿流体属H2O-CO2-NaCl体系，流体包裹体盐度w（NaCleq）为3.6-11.3%，均一温度为109-232℃，形成压力大致为800×105Pa。
硫、铅同位素研究表明，矿质主要来源于变火山岩围岩；氢、氧同位素显示，成矿流体以大气降水热液为主，初步定为变质岩源就地式大气降水热液矿床。
矿石的萤石Sm-Nd等时线年龄为（392±24）Ma，与南秦岭北部晚古生代拗陷区热水喷流-沉积成矿时代相一致,都形成于秦岭微板块泥盆纪非造山裂解阶段。
关键词：
锑矿床隆-滑构造大气降水热液十里坪
目录
绪言1
1区域地质概况3
2矿床地质概况7
2.1矿体地质7
2.2矿石类型、组成及结构构造7
2.3成矿阶段与围岩蚀变8
2.4流体包裹体特征8
2.5同位素地球化学10
3.成矿时代14
4.矿床成因讨论16
结束语18
致谢19
参考文献20
绪言
晚古生代时期，由于勉略洋的打开（裂谷和初始洋盆形成），原属于扬子板块北缘的南秦岭被动陆缘分离出来形成了秦岭微板块，包括南秦岭北部的裂陷带及南秦岭南部的隆起区[18]。
秦岭造山带是一个长期发育的复合型大陆造山带,以商（南）-丹（凤）断裂为界划分为南、北秦岭地区,它们分别是扬子地块的稳定陆缘区和华北地块的活动陆缘区。
其中南秦岭鄂豫陕三省毗邻的武当-赵川地区主要出露太古宇转路沟杂岩、中元古界武当山（岩）群、新元古界耀岭河群（组）、上震旦统（陡山沱组和灯影组）和下古生界,前二者分别组成结晶基底和变质-褶皱基底（过渡基底）,耀岭河群（组）组成中浅变质褶皱盖层,后二者组成沉积盖层。
转路沟杂岩出露于陕西省商南县赵川穹隆北西端,由深变质地层与变质侵入体组成,变质地层主要有（石榴）黑云斜长片麻岩、含石墨大理岩等前者即通常所称的南秦岭晚古生代拗陷盆地，在其中已发现了大量的金、银、汞、锑、铅、锌、铜矿床并进行过较深入研究。
其铅锌（铜、银）矿床一般被认为主要形成于泥盆纪，是在盆地裂陷阶段沿一些同生断裂发生海底热水喷流-沉积成矿作用而形成的[3、8、10、16]；其金矿床及汞锑矿床则往往被认为形成于印支－燕山期陆陆碰撞－后碰撞造山阶段，属后生热液矿床[3、9、10]，或被认为属层控型的沉积-改造矿床[7、8、17]。
而在南部隆起（剥蚀）区，已发现的矿床数量则相对较少，研究程度也较低。
南秦岭地区大地构造位处南秦岭推覆系，在主造山期已基本成型的逆冲推覆构造基础上又继承中新生代构造，形成巨型多层次的推覆构造系统。
后泥盆纪秦岭造山带发生两期重大构造事件。
第一期是晚海西—印支期三板块俯冲碰撞造山，导致一系列褶皱构造和变形变质，同时伴生强烈岩浆活动，对晚古生界矿源层中成矿物质的活化、迁移、富集创造了良好的热动力条件，并提供了迁移通道和容矿空间（层间断裂、背斜鞍部等）。
第二期是中新生代陆内造山作用，新的叠加构造和岩浆热液活动，尤其是燕山期广泛发育的’NE\NW向构造，为再次富集成矿提供了有利条件，同时又带来了新的深部成矿热液，导致许多金矿床和东部汞锑矿的形成。
最近，陕西地矿局在该隆起区发现并勘查出已达中型的十里坪锑矿床。
该矿床的矿石类型、赋矿围岩与上述拗陷区的汞锑矿床明显不同。
本文的初步研究表明，与南秦岭北部晚古生代碳酸盐岩中汞锑矿床主成矿期为印支－燕山期造山－后造山阶段不同，也与脉状锑矿床一般形成于同造山或后造山阶段不同，该矿床形成于非造山裂解阶段，与相邻拗陷区的泥盆纪铅锌（铜、银）热水喷流同生沉积成矿作用时代一致，但成因有别，是受陆缘隆-滑构造控制的大气降水热液矿床。
1区域地质概况
十里坪锑矿床位于陕西商南县十里坪乡古楼沟－大明洞一带,东经110°35′45″-100°38′20″，北纬33°12′55″-33°16′25″，处于秦岭微板块南部武当－赵川晚古生代隆-滑构造系统的北缘[12]，即赵川隆-滑构造的主滑脱拆离带的部位，与著名的山柞旬晚古生代拗陷盆地相邻（图1-1）。
图1-1十里坪锑矿床矿区地质简图
Ⅰ—华北板块；Ⅰ1—华北地台；Ⅰ2—北秦岭造山带；Ⅱ—秦岭微板块；Ⅱ1—南秦岭北部晚古生代拗陷区（山柞旬盆地）；Ⅱ2—南秦岭南部晚古生代隆起区；Ⅲ—扬子板块；Q—第四系；O—奥陶系；∈-O—寒武系-奥陶系，∈—寒武系；Z2—震旦系上统；Z1—震旦系下统；Pt3y—新元古界耀岭河（岩）组；Pt2w—中元古界武当山（岩）群；ArZh—太古宙转路沟杂岩；ηγ-二长花岗岩;γδ-花岗闪长岩;βυ-辉绿岩;υ-辉长-辉绿岩2—大型矿床；3—中型矿床；4—滑脱拆离断层及产状；5—正断层；6—逆断层；7—平移断层；8—推测断层；9—糜棱岩带；10—岩层产状；11—片（麻）理产状；12—锑矿脉及编号。
赵川隆-滑构造平面形态呈眼球形，长轴NWW-SEE向，面积约160km2。
赵川穹隆向东倾伏,在其北缘和东、西端次级小穹隆较为发育。
该隆-滑构造具三层结构，即内核、外壳、接合面[12]。
内核有多个，由太古宙转路沟杂岩、中元古代武当山（岩）群、新元古代耀岭河（岩）组等变质（杂）岩系组成。
转路沟杂岩主要由（石榴）黑云斜长片麻岩夹变粒岩、石英岩、石墨大理岩及少量片麻状花岗岩组成，片麻岩Sm-Nd等时线年龄为（3112±157）Ma[21]；武当山（岩）群主要由变酸性火山岩（绢云钠长石英片岩）组成；耀岭河（岩）组主要为变基性火山岩（绿帘阳起钠长片岩）。
外壳由震旦系-奥陶系碳酸盐岩夹少量碎屑岩组成，环绕内核展布。
内核与外壳之间为脆-韧性主滑脱拆离带，滑脱拆离带露头上呈封闭的环带状，外倾，由下部的糜棱岩带和上部的碎裂角砾岩带及次级断层-节理带构成，糜棱岩带一般宽100-500m，局部达1500m；碎裂角砾岩带宽数十米至上百米；次级断层-节理带跨于两者之间，宽几百米。
滑脱带中发育放射状线理，各种指向构造显示上盘向外滑覆，下盘向上隆升。
下盘变形明显强于上盘。
内核和外壳之间被滑失大量地层。
外壳中还有一些次级滑脱面，也造成了厚薄不等的地层滑失。
显示了锑矿脉赋存于脆－韧
性主滑脱拆离带中的次级脆性断层-节理中。
图1-2十里坪锑矿床锑矿脉与隆-滑构造关系剖面示意图
1－断层及编号；2－碎裂角砾岩及次级脆性断层-节理带；3-糜棱岩带；4－锑矿脉；其它同图1。
作为赵川隆-滑构造的主体——赵川穹隆,主要卷入了元古代及早古生代地层,加之赵川地区晚古生代地层基本缺失,表明赵川隆-滑构造在华力西初期开始发生,最后定型于华力西晚期—印支早期。
隆-滑构造是在岩石圈总体伸展作用下,因地幔隆起或板底岩浆上涌引起的地壳局部隆起及分层滑动的产物。
华力西期扬子地块向华北地块俯冲,扬子地块北缘的南秦岭地区处于向北伸展为主的构造环境,其西部的山（阳）柞（县）旬（阳）地区以沉降为主,广泛发育裂陷盆地的晚古生代—早中三叠世类复理石沉积,而东部的赵川地区则以隆升为主,基本缺失晚古生代地层。
特别是该区位处太行山-武陵山幔坡陡倾带中段的郧阳幔坡与旬阳幔坪的交会部位,深部又有白河热异常（可能有隐伏岩体）存在,在区域地壳总的向北伸展背景下,发生上地幔底辟隆起和上部地壳的局部隆升,形成赵川等穹隆构造群。
由于基底岩系与盖层之间以及基底岩系不同组（段）之间和不同时代盖层之间,岩性和岩石力学习性有显著差异,故而随着隆升加剧引发基底岩系和上覆盖层的分层滑脱拆离作用,至华力西晚期—印支早期最后奠定以穹隆为基础的赵川隆-滑构造,成为扬子地块北缘滑脱构造系的重要组成部分。
印支运动（主幕）期间,扬子、华北地块主要沿商-丹断裂全面碰撞拼合,形成向南推覆的武当逆冲推覆构造,并改造了赵川隆-滑构造,使它们进一步发展成为复背斜,这次改造不但破坏了武当隆-滑构造的完整形态,还使赵川滑-脱构造北缘的大、小佛洞穹隆和以北的杨家山-扁担山向斜向南倒转,其轴面和滑脱断层均向北倾,不少滑脱断层还表现出先张剪（斜落正断层）后压剪（斜冲逆断层）的复合特点。
因此可以推出赵川隆-滑构造及其主滑脱拆离带主要形成于晚古生代，尤其是泥盆纪。
进一步的理解成四点：
一是卷入该隆-滑构造及其主滑脱拆离带的岩石是奥陶系及更老地层（岩体），因此该隆-滑构造及其主滑脱拆离带的形成时间晚于奥陶纪；二是一些晚海西期具块状构造的辉长辉绿岩、辉绿岩体（脉）侵入于该隆-滑构造的内核部位并穿切主滑脱拆离带，辉长辉绿岩、辉绿岩全岩Rb-Sr等时线年龄分别为（277.4±23.1）Ma和278Ma[22]，所以该隆-滑构造及其主滑脱拆离带的主活动时间应早于约278Ma，而晚海西期时本区虽然仍处于拉张-上隆环境，但已无强烈的隆升-拆离作用；三是南秦岭晚古生代明显分为北部裂陷带和南部隆起区[19]，与北侧邻区发育巨厚的上古生界相反，赵川隆-滑构造及其所处的南秦岭南部整体缺失上表明本区隆-滑构造主要形成于晚古生代，与北侧同时代的裂陷盆地一样，都属于非造山扩张裂解环境（威尔逊旋回早期）产物；四是该隆-滑构造中主滑脱拆离带中充填的锑矿脉及相邻的隆起区中的钠长岩、钠长角砾岩[5]的同位素年龄（详见后述）属于泥盆纪，表明该隆-滑区及主滑脱拆离带在泥盆纪时构造-热液活动最强烈，也即主滑脱拆离带的主形成期为泥盆纪，这也与南秦岭北部拗陷区在泥盆纪时裂陷作用及热水喷流-沉积成矿作用最强烈[8]相耦合。
其中，主滑脱拆离带下部的糜棱岩带和上部的碎裂角砾岩带、次级断层-节理带是统一的滑脱拆离作用在地壳不同深度层次的不同构造表现形式，它们在活动时间上总体是近于同步的，但随着隆-滑作用的持续进行，上部地层不断滑失，下部已形成的糜棱岩带可逐渐抬升至浅部，遭受碎裂角砾岩、节理等脆性构造的叠加改造，并且可被形成于脆性域的矿脉穿切。
此外，还需说明的是，主滑脱拆离带中的构造角砾岩、锑矿脉等常呈透镜状并可有片理化，表明在晚古生代非造山拉张伸展体制下形成的主滑脱拆离带又遭受了中生代造山期挤压作用的改造。
赵川隆-滑构造的结构样式与变质核杂岩构造很相似，但由于它是非造山阶段陆缘环境下的伸展作用所形成的，不同于后造山阶段形成的变质核杂岩构造[4]，为相区别，故而称为隆-滑构造[14]。
矿区内还有大量近东西向断裂，并可与隆-滑构造中的滑脱带交汇复合。
主要有大竹园-西沟口-大佛洞断裂（F1）、大西沟-关帝庙-黄龙台-秦家墁断裂（F4）。
它们是区域性基底断裂，与西侧山柞旬拗陷区中的金鸡岭次级盆地北缘的同生断裂带相连。
它们在成矿期具有张性正断层的特点（普遍发育构造角砾岩），为主要的导矿构造，成矿后又受到中生代碰撞造山作用过程中挤压推覆构造的改造，使早先形成的构造角砾岩透镜体化及片理化。
2矿床地质概况
2.1矿体地质
十里坪锑矿区已发现矿化蚀变带25条，圈出锑矿体10个。
分为南矿段（古楼沟）和北矿段（大明洞）两个矿段。
南矿段发现5条矿化蚀变带，圈出4个锑矿体，赋矿围岩为武当山岩群的绢云钠长石英片岩（变石英角斑岩）。
矿体受脆-韧性滑脱拆离断层带F4之入字型次级构造，即北西西-近东西向（185-200°∠65-75°）断层破碎带控制（图2）。
北矿段发现矿化蚀变带20条，圈出锑矿体6个，赋矿围岩为太古宙转路沟杂岩的（石榴）黑云斜长片麻岩等及耀岭河岩组的绿帘阳起钠长片岩（变基性火山岩）等。
矿脉主要有NNE向（340-350°∠70-85°）、NNW-近NS向（270-290°∠50-65°）、近EW向（170-190°∠54-70°）几组，受苏家院－赵家坡滑脱拆离断层F2的次级配套断层破碎带-节理控制，在多组断裂交会处，可出现柱状富矿体。
矿体或矿化体长50-2050m,宽0.5-10m，工程控制最大斜深35-83m，常呈透镜状。
矿脉在平面上斜列，剖面上呈叠瓦状，往往具似等距分布的特点。
2.2矿石类型、组成及结构构造
矿石类型：
原生矿石以萤石石英辉锑矿矿石为主，石英辉锑矿矿石仅见于南矿段的q9-1矿脉中。
而在南秦岭北部拗陷区，汞锑矿床矿石类型常为汞锑紧密共生的石英辉锑矿辰砂型。
矿石组成：
矿石的矿物组成较简单，主要有萤石（紫萤石、绿-蓝绿萤石）、石英、辉锑矿、黄铁矿、钾长石等，可有少量重晶石、白云石及微量方解石、雌黄、黄铜矿、闪锌矿，显示以低温矿物组合为主。
该矿床锑矿体中wSb一般为（1.64-9.31）×10－2,局部高达22.51×10－2；锑矿化体wSb为（0.11-0.74）×10－2。
锑矿体或矿化体中wAu一般为（0.1-1.0）×10－6。
结构构造：
矿石结构主要有自形－半自形不等粒结构、等粒结构、碎裂结构等；矿石构造有块状构造、细脉浸染状构造、梳状构造、角砾状构造、环状及皮壳状构造等，反映矿体形成于脆性拉张扩容环境。
2.3成矿阶段与围岩蚀变
根据矿脉的穿插关系，该矿床可分为三个成矿阶段。
第一阶段为黄铁矿钾长石石英岩（脉）。
块状构造，微细粒结构，粒径一般＜0.5mm，黄铁矿稀疏浸染状，石英为弥散状或细脉状。
该阶段矿脉具金矿化（wAu0.2×10－6-1.62×10－6）和锑矿化（wSb0.2×10－2-0.5×10－2）。
第二阶段为角砾状萤石-石英-（辉锑矿）脉，呈角砾状、皮壳状、环带状构造，角砾主要为第一阶段的矿脉，胶结物中金属矿物很稀少，仅局部含辉锑矿。
第三阶段为块状萤石-石英-辉锑矿脉，是锑的主成矿阶段。
该矿床近矿围岩蚀变叠加在区域变质岩之上，以第一成矿阶段的脉旁蚀变略强，带宽为几十厘米至几米，主要有硅化、钾长石化、黄铁矿化及绢云母化，第二、三成矿阶段脉旁围岩蚀变微弱，仅有几毫米至几厘米宽，主要有硅化和萤石化，其次有绢云母化、重晶石化、碳酸盐化等。
该矿床围岩蚀变弱，表明矿体以热液充填沉淀成矿为主，交代作用不发育。
2.4流体包裹体特征
选择Ⅲ-1k2、Ⅲ-2k6（南矿段q3-1矿体第三成矿阶段矿石）、Ⅲ-2k1（南矿段q3-1矿体，第二成矿阶段矿石）、Ⅲ-26（北矿段q2矿体第一成矿阶段矿石）等4件样品进行了流体包裹体研究。
所使用的仪器主要为法国生产的Chaixmeca冷热台，低温部分（-60-0℃）精度为±0.2℃，高温部分（100-300℃）误差<5℃。
2.4.1流体包裹体岩相学
第二和第三阶段矿石成矿早期的石英、萤石中主要为含LCO2多相包裹体，共存的还有少量气态烃包裹体（发淡蓝色－黄色荧光）。
含LCO2多相包裹体中的CO2部分（LCO2＋VCO2）占包裹体体积的15%左右，LH2O占85Vol%左右；该类包裹体三相点温度（Te）为-56.8--67.3℃（说明含有少量CH4）；笼形物的熔化温度（Tmc）为3.5~5.2℃。
根据上述资料，推断该流体主要为H2O-CO2-NaCl体系。
第二、三阶段矿石成矿晚期的重晶石和石英中主要发育单相水溶液包裹体和少量两相气液包裹体，较特别的是，第一阶段的Ⅲ-26号样中所有石英都主要为单相水溶液包裹体和少量两相气液包裹体。
两相气液包裹体中的LH2O≥95Vol%，VH2O≤5Vol%，其三相点温度（Te）为-21℃左右，冰熔化温度（Tm）为-2.2--4.5℃，属H2O-NaCl体系。
上述包裹体大小较为悬殊，大者往往可达50μm以上，小者不到1-2μm，绝大多数为5-15μm。
一般以萤石中包裹体较大，石英中包裹体仅局部有较大者，多数较小，＜10μm，在Ⅲ-26的石英中包裹体特别细小,＜3-4μm。
当样品中辉锑矿含量多时，石英中流体包裹体体积也明显变大。
包裹体形态主要为各种较不规则的外形，少部分较规则,
呈石英、萤石的负晶形或呈米粒状、圆形、椭圆形等。
在分布上总的来说是沿寄主矿物的结晶生长面分布，说明是原生的。
有的则沿晶体内的短裂隙分布（假次生包裹体）。
2.4.2均一温度
图2-1十里坪锑矿床流体包裹体均一温度直方图
加热时，第二、三阶段含LCO2多相包裹体在10.9-20℃时（主要为17-18℃），CO2气泡首先消失，均一成LCO2（ρCO2=0.77-0.85g/cm3）；加热至168-232℃时（峰值约为200℃），LCO2逐渐全溶于LH2O达到完全均一化。
而各阶段的两相气液包裹体的完全均一化温度为109-133℃（表2-1、图2-1）。
萤石、石英中含LCO2包裹体最高均一温度值略有差别，即石英中的最高均一温度一般比紫色萤石中的最高均一温度高5-10℃，而与绿色萤石中的相当。
这与紫萤石常可分布于较浅部位（如上震旦统－下古生界）的脉体中，而绿萤石仅分布于基底地层的脉体中以及紫萤石可形成微细粒或隐晶质的皮壳和环带构造的现象相吻合。
据此推测，北矿段富含紫萤石而绿萤石较少可能说明成矿后北矿段的剥蚀程度较南矿段低，北矿段出露的是较浅部位的矿体。
此外，第一阶段Ⅲ-26样品中微细粒石英的包裹体均一化温度很低（118-125℃），这与热液矿床早期阶段形成温度一般较高以及金矿化阶段一般比锑矿化阶段温度高的情况相矛盾，它并不是代表该阶段热液的早期温度，而是代表其结晶晚期温度。
该种石英应是第一阶段矿脉尾部（上部）快速冷凝的产物。
由此推断，后期叠加的第二、三阶段成矿的主矿化位置相对第一阶段可能有较大距离的上移，相应地，第一阶段矿体往深部还应有较大延伸，甚至有可能找到较好的金矿体。
表2-1十里坪锑矿床流体包裹体均一温度测定结果
成矿
阶段
样品数
（件）
测定矿物
包裹体类型
测定数
（个）
均一温度（℃）
一
1
石英
两相气液
3
118~125
二
1
石英、萤石
含LCO2多相
22
172~232
重晶石、石英
两相气液
3
112~133
三
2
石英、萤石
含LCO2多相
38
168~223
重晶石、石英
两相气液
4
109~123
2.4.3成矿溶液的盐度、成矿压力、流体密度
据前面所述的包裹体中笼形物或冰熔化温度，算得含LCO2多相包裹体盐度为w（NaCleq）8.7%-11.3%，晚期两相气液包裹体盐度w（NaCleq）为3.6%-7.1%，属（中）低盐度。
含LCO2多相包裹体流体密度平均为1.03g/cm3，两相气液包裹体流体密度平均为0.98g/cm3。
根据含LCO2多相包裹体的组成、盐度、均一温度等资料，按Roedder（1984）的方法估算，包裹体均一时压力约为750×105Pa，但该法未考虑NaCl浓度的影响。
另根据加热时萤石中的较大包裹体在140～160℃时（均一化前）就开始破裂，而与萤石共生的石英中的包裹体一般是在均一后方发生破裂，据Τугаринов（1970）实验资料，表明成矿压力>450×105Pa，≤850×105Pa。
综合估算，成矿压力为800×105Pa左右，相当于形成深度3km左右，属中低深度。
2.5同位素地球化学
选择不同阶段矿石进行了S、Pb、H、O同位素地球化学研究。
但第一成矿阶段矿脉由于石英颗粒很细小且含有大量杂质难以选纯样品而未测定H、O同位素。
同位素测试工作由宜昌地质矿产研究所同位素室在德国产MAT251EM质谱仪上完成，S同位素误差为±0.1‰，Pb同位素比值精度优于1‰，O同位素误差为±0.2‰，H同位素误差为±2‰。
2.5.1硫同位素
该矿床第一成矿阶段中黄铁矿的δ34S为1.82‰（表2-2）。
由于该阶段矿脉中硫化物几乎只有黄铁矿产出，并且未见重晶石等硫酸盐，因此成矿流体中S绝大多数为H2S，处于低fO2和低pH值环境，黄铁矿的δ34S值近似等于流体的δ34SΣS值。
也即总硫的δ34S值大约为1.82‰，具有深源硫的特点，可能主要来自其围岩——变火山岩类。
而第二、三成矿阶段辉锑矿的δ34S值为－17.15‰-－19.05‰，为较大的负值，且南、北矿段基本一致。
第二、三阶段矿脉中出现了重晶石等硫酸盐，表明fo2升高，有较多SO42－产生，引起硫同位素分馏，使硫化物的δ34S值出现较大的负值，但其流体的δ34SΣS值应与第一阶段相近且来源基本一致。
Rye（1974）的研究结果表明，T=200℃,δ34SΣS=0‰的热液体系中，当H2S/SO42－＝1时，硫化物闪锌矿、方铅矿的δ34S分别为－17.2‰和－20.5‰。
Rye所研究的体系中δ34SΣS、T以及硫化物的δ34S值都与本矿床第二、三成矿阶段很相似，因此推断本矿床第二、三成矿阶段流体的H2S/SO42－比值大约为1。
表2-2十里坪锑矿床硫、铅同位素测定结果
样号
测定对象
采样位置
成矿阶段
δ34S－CDT
/‰
206Pb/
204Pb
207Pb/
204Pb
208Pb/
204Pb
模式年/Ma**
φ值
μ值
Th/U
Ⅲ-21k1
辉锑矿
南矿段q3-1
2
－17.15
17.580±0.004
15.413±0.005
37.428±0.008
545
0.619
9.19
3.70
Ⅲ-2k10
辉锑矿
南矿段q3-1
3
－17.94
17.694±0.005
15.396±0.008
37.263±0.022
441
0.608
9.14
3.56
Ⅲ-21k2
辉锑矿
南矿段q3-1
3
－17.66
17.520±0.004
15.445±0.003
37.596±0.008
626
0.627
9.27
3.82
Ⅲ-20k2
辉锑矿
南矿段q9*
3
－19.05
17.667±0.002
15.369±0.002
37.209±0.005
428
0.607
9.09
3.54
Ⅲ-6k2
辉锑矿
北矿段q2
3
—18.49
18.355±0.001
15.475±0.001
37.968±0.003
47.2
0.573
9.23
3.54
Ⅲ-6k1
黄铁矿
北矿段q2
1
+1.82
18.355±
0.001
15.507±0.001
38.155±0.006
89.2
0.576
9.29
3.63
*石英-辉锑矿脉，**模式年龄计算据DoeandStacey（1974）。
此外，我们对赵川隆-滑构造区西侧外壳部位中的大峰尖银铜锑矿床的S、Pb、H、O同位素进行了对比研究。
大峰尖矿床的方铅矿的δ34S为+9.66‰，考虑到该矿床中还有一些原生的孔雀石、兰铜矿、铜兰、重晶石等硫酸盐矿物，因此其成矿流体的δ34SΣS值应比方铅矿的δ34S值更高，硫应主要来源于其围岩-寒武纪-奥陶纪海相碳酸盐岩中的硫酸盐物质。
与此相似，南秦岭拗陷区的金、银、铜、铅锌、汞锑矿床中硫化物δ34S也往往具有较大的正值（多数为+8‰-+24‰），其硫主要是直接或通过地层间接来源于海水硫酸盐[6、11、13、20]。
2.5.2铅同位素
本矿床矿石铅同位素组成在同一矿段不同成矿阶段间基本一致，而在南、北矿段之间差别较明显（图2-2）。
在铅构造模式图上，绝大多数投影点位于地幔与造山带之间并靠近地幔演化线，且矿石的Th/U比值（3.54-3.82）也与陨石Th/U比值（3.8±0.1）
图2-2十里坪锑矿床铅构造模式图
相近，所以铅主要来自地幔，有少量上地壳铅的加入，特别是北矿段上地壳铅加入略多一点，这也与南矿段围岩为武当山岩群变火山岩，而北矿段围岩为转路沟杂岩及耀岭
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