湘南長城嶺礦區塘下壟花崗斑巖地球化學、 鋯石U-Pb年代學及Hf同位素特征

朱恩異 , 王 雷, 任 濤 韓潤生 蔣宗和 何 昊 黃亞虎

(1.昆明理工大學 國土資源工程學院, 云南 昆明 650093; 2.云南省地質科學研究所, 云南 昆明 650051)

南嶺成礦帶位于華南中部, 呈近東西向橫跨揚子地塊、江南造山帶以及華夏地塊, 是我國重要的戰略性礦產資源基地。自中生代以來, 該區經歷了多期次構造-巖漿活動, 形成了一系列與花崗質巖相關的大型-超大型有色、稀有金屬礦床(毛景文等, 2007; 陳駿等, 2014; 袁順達, 2017)。其中絕大部分的鎢錫稀有金屬礦床均與高分異花崗質巖密切相關(毛景文等, 2008, 2011; 郭春麗等, 2014; Yuan et al., 2018, 2019), 礦床類型以花崗巖型、花崗偉晶巖型為主。大量的年代學數據顯示, 南嶺地區大規模鎢錫稀有金屬成礦主要集中在160～150 Ma, 稱之為成礦作用的大爆發期(華仁民等, 2005, 2010, 2013; 毛景文等, 2007, 2008, 2011; Yuan et al., 2007, 2008, 2011, 2018; 李曉峰等, 2021)。但隨著我國“三稀”礦產資源戰略調查開展以來, 在南嶺地區發現了越來越多的三疊紀鎢錫稀有金屬礦床, 該期成巖成礦事件正逐漸受到人們的高度重視(伍靜等, 2012; 郭春麗等, 2012; Mao et al., 2013; 陳駿等, 2014; 謝桂青等, 2021)。

長城嶺銣(鈮、鉭)多金屬礦床位于南嶺成礦帶中段湘南地區, 是近年來在長城嶺銻鉛鋅礦區開展深邊部找礦過程中新發現的超大型稀有金屬礦床(王雷等, 2019), 銣(鈮、鉭)礦體賦存于花崗斑巖中。對礦區出露的花崗斑巖體進行野外調查后, 確定出20余個花崗斑巖體, 巖體中Rb、Nb、Ta、Li等稀有元素含量較高。已初步圈定7條銣(鈮、鉭)礦體, 長220～ 2000 m, 寬10～200 m不等, Rb2O平均品位達0.15%。前期研究認為, Rb主要以類質同象形式賦存于白云母和絹云母中, 且在白云母中Rb2O平均品位高達1.03%, 為可利用的云母型銣礦床, 具有巨大開采價值(朱恩異等, 2021)。銣(鈮、鉭)成礦作用與花崗斑巖的成巖作用關系極為密切, 研究花崗斑巖的成巖時代及同位素特征, 對長城嶺礦區銣成礦時代及成礦物質來源具有一定的指示作用, 對區域上尋找同類型礦床有重要的指導意義。本文在詳細的野外地質調查基礎上, 選擇長城嶺礦區蝕變較弱的近SN向塘下壟富銣花崗斑巖開展系統的巖石學、元素地球化學、LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年及原位Hf同位素測試等工作, 探討含礦巖體的成巖時代及成因, 同時也為進一步找礦勘查工作提供依據。

1 礦床地質特征

長城嶺礦區位于宜章縣北東約30 km 處, 地處贛南-桂東加里東早期后隆起地帶與湘桂海西-印支凹陷區的過渡帶, 五蓋山倒轉背斜與資興向斜之間的南端。礦區內主要出露巖石組合為下侏羅統(J1)石英砂巖、泥質粉砂巖與砂頁巖, 上泥盆統佘田橋組(D3s)厚層(泥質、白云質)灰巖, 及錫礦山組(D3x)泥質粉砂巖、中厚層灰巖, 中泥盆統棋梓橋組(D2q) (泥質)白云巖、(泥質、白云質)灰巖。礦區內斷裂構造發育, 主要為NE向(F101、F102、F103、F104)、NWW向(F201、F202、F203)與近SN向斷裂, 共同組成了長城嶺礦區“棋盤式”構造格架。礦區巖漿巖發育, 多呈巖脈狀、巖墻狀、小巖株狀產出, 形態復雜, 巖性有花崗斑巖、石英斑巖、輝綠玢巖、輝綠巖以及玄武巖等。其中, 花崗斑巖最發育, 呈小-中型巖體(脈)分布, 地表出露和坑道揭露隱伏巖體達二十余個, 受斷裂構造控制明顯, 與構造方向基本吻合, 總體沿NE向(如烏鴉山花崗斑巖體、羊犄壟花崗斑巖體)、NW向(如長城嶺花崗斑巖體、風吹羅帶花崗斑巖體)、及近SN向(如上塘背花崗斑巖體、塘下壟花崗斑巖體)展布(圖1)。

長城嶺礦區長期以開采銻鉛鋅多金屬礦為主, 隨著礦山銻鉛鋅礦資源的長期消耗, 資源危機開始顯現。近年來, 項目組在該區進行深邊部找礦勘查, 通過構造-蝕變巖相填圖與全巖地球化學分析, 發現花崗斑巖中Rb、Nb、Ta等稀有元素均達到(伴生)工業品位或者邊界品位, 且以銣為主, 伴生鈮鉭(鋰)等稀有金屬, 具有全巖銣等稀有金屬礦化的特點, 其中Rb2O平均品位可達0.15%(王雷等, 2019)。銣等稀有金屬的成礦與花崗斑巖的巖漿演化、侵位及后期熱液蝕變等有直接聯系。目前初步圈出7個稀有金屬礦體, 呈NE向、NW向及近SN向產出。根據現階段工程控制程度, 長城嶺礦區新發現的稀有金屬礦床可達超大型規模。其中位于礦區南部的塘下壟銣礦化花崗斑巖體, 走向近SN, 傾向東, 局部略有變化, 傾角較陡, 由南往北一直延伸至上塘背附近, 呈長帶狀分布, 是礦區內沿走向延伸最長的銣礦體, 地表出露長約2000 m, 寬約10～50 m, 出露標高為505～830 m。在南部探礦權內440中段揭露到該巖體(礦體), 控制的寬度為約12 m, 與棋梓橋組灰巖呈斷裂接觸。通過對440中段揭露的塘下壟巖體開展大比例尺構造-蝕變地質剖面測量(圖2), 根據巖性及巖體蝕變程度, 劃分為(方解石化)灰巖帶、(花崗斑巖、灰巖)角礫巖帶、強蝕變(硅化、黃鐵礦化、方解石化)花崗斑巖帶、弱蝕變花崗斑巖帶。

圖2 塘下壟巖體440中段實測構造-蝕變剖面圖 Fig.2 Measured structural-alteration sections of the 440 level drift for the Tangxialong granite porphyry

塘下壟富銣花崗斑巖呈灰白色-淺灰綠色, 斑狀結構, 塊狀構造(圖3)。斑晶主要為石英、長石和白云母, 粒徑約2～7 mm, 占巖石總體積的30%～45%。石英、白云母斑晶自形程度高, 長石斑晶部分被后期熱液蝕變為絹云母或者高嶺土; 基質以微細粒結構為主, 由石英、絹云母等礦物構成, 占巖石總體積的52%～68%。副礦物包括磷灰石、鋯石、鈮鉭鐵礦等。

圖3 塘下壟花崗斑巖巖相學照片 Fig.3 Photos of hand specimens and photomicrographs of the Tangxialong granite porphyry

2 樣品采集及分析方法

本次研究的樣品采自長城嶺440中段主巷道新揭露的花崗斑巖體和地表花崗斑巖, 采集新鮮的、弱蝕變的巖石, 采樣位置見圖1、2。其中樣品CCc65-1、CCc65-3、CCc73、CCc74-1、CCc74-2、CCc104進行主量、微量及稀土元素測試; 樣品CG-5進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡和Hf同位素測試。

圖1 長城嶺銣多金屬礦區地質圖(據黃革非等, 2003修改) Fig.1 Geological map of the Changchengling rubidium polymetallic deposit

主量、微量和稀土元素測試在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成。主量元素采用P61-XRF26s方法, 用PANalytical Axios X熒光光譜分析, 分析精度優于5%; 微量和稀土元素分析采用ME-MS61r方法, 測試儀器為Agilent 7900型號的電感耦合等離子體質譜(ICP-MS), 分析精度優于5%。

測年樣品破碎、鋯石挑選、制靶及透反射光和陰極發光圖像均在廣州拓巖檢測技術有限公司完成。通過挑選生長環帶發育且無包體及裂隙的鋯石進行U-Pb定年和Hf同位素分析。鋯石U-Pb年齡及 Hf同位素測試在國家地質實驗測試中心LA-ICP-MS實驗室完成。鋯石定年所用儀器為New Wave esi193nm激光剝蝕系統和Thermo Elment XR質譜儀組成。采用單點剝蝕的方式, 激光剝蝕所用斑束直徑為25 μm, 頻率為10 Hz, 能量密度約為2.5 J/cm2, 以He為剝蝕物質的載氣, 在每測定10個樣品前后重復測鋯石國際標樣91500(2點)和Plesovice (1點), 詳細的實驗測試過程見侯可軍等(2009)。數據處理采用Glitter(Version 4.0)軟件完成, 鋯石U-Pb諧和圖繪制及年齡加權平均計算采用Isoplot 3.0程序完成。

在鋯石U-Pb定年的基礎上運用MC-LA-ICP-MS進行Hf同位素原位分析, 實驗過程中采用He作為剝蝕物質載氣, 激光剝蝕束斑直徑為40 μm, 以鋯石國際標樣Plseovice為參考物質, 激光剝蝕位置靠近U-Pb年齡測定點, 詳細的實驗測試過程見侯可軍等(2007)。

3 測試結果

3.1 巖石地球化學特征

長城嶺礦區塘下壟花崗斑巖的主量和微量元素測試結果見表1。由于整個花崗斑巖均發生銣等稀有金屬礦化, 巖石本身也存在一定的蝕變, 即使選擇了相對新鮮且蝕變程度較弱的樣品進行測試, 樣品燒失量仍然較大(LOI=2.76%～5.78%)。通常, 在熱液蝕變過程中, 高場強元素(Zr、Nb、Ta、Hf等)、稀土元素、Th和過渡元素, 相對較穩定(Winchester and Floyd, 1977; Hastie et al., 2007; 劉光賢等, 2017; 譚清立等, 2019; Wang et al., 2019; 李治華等, 2021)。部分主量元素如Ti、P、Al、Fe、Mn等在熱液蝕變中不易發生遷移和丟失, 但是Ca、Na、K、Sr、Ba、Rb等活動性較強的元素通常會發生遷移和丟失。在燒失量(LOI)與Na2O、CaO、K2O、Rb、Ba、Sr圖解中(圖4), 除CaO具有明顯的相關性外, Na2O、K2O、Rb、Ba、Sr含量略有變化, 與LOI的相關性較弱。因此, 本文主要用高場強元素(Zr、Nb、Ta、Hf等)、稀土元素及過渡性元素進行討論。6件塘下壟花崗斑巖樣品的SiO2含量為72.38%～79.02% (均為扣除燒失量后歸一化的結果), 具富硅特征; Al2O3含量較高, 為13.64%～18.47%; 全堿(K2O+Na2O)含量偏低為2.40%～5.65%, K2O含量(2.36%～5.61%)遠高于Na2O(0.03%～0.05%); Fe2O3T、MgO、CaO含量變化較大, Fe2O3T為 0.87%～1.13%, MgO含量為0.35%～1.10%, CaO含量為0.51%～3.10%; P2O5含量較高, 為0.05%～0.22%; TiO2、MnO含量偏低, 分別為0.01%～0.04%、0.06%～0.14%; 里特曼指數σ偏低,介于0.16～1.09之間, 屬鈣堿性巖。鋁飽和指數(A/CNK)為1.75～2.61, 在A/NK-A/CNK圖解(圖5)中, 所有樣品點均落入過鋁質區域, 顯示強過鋁質特征。

圖4 塘下壟花崗斑巖的Na2O、CaO、K2O、Rb、Ba、Sr與LOI協變關系圖 Fig.4 Na2O, CaO, K2O, Rb, Ba, and Sr vs.LOI plots of the Tangxialong granite porphyry

圖5 塘下壟花崗斑巖的A/NK-A/CNK圖解(底圖據Maniar and Piccoli, 1989) Fig.5 A/NK vs. A/CNK diagram of the Tangxialong granite porphyry

表1 塘下壟花崗斑巖主量元素(%)和微量元素(×10-6)分析結果 Table 1 Major (%), trace element (×10-6) concentrations of the Tangxialong granite porphyry

微量元素組成上, 塘下壟花崗斑巖具有較高的Rb(720×10-6～2000×10-6)、Ta(22.3×10-6～73.4×10-6)、Nb(58.7×10-6～87.7×10-6)等稀有金屬元素含量, 其中Rb已達伴生工業品位; 同時W(11.6×10-6～65.7×10-6)、Sn(67.3×10-6～183×10-6)含 量 也 較 高; 低 Zr/Hf (10.4～20.0)、Nb/Ta(1.2～2.6)值。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖6a)上, 所有樣品呈現右傾的趨勢, 巖石相對富集Rb、Th等大離子親石元素和U、Ta、Nd、Hf等高場強元素, 而虧損Ba、K、Sr等大離子親石元素及Zr、Ti等高場強元素。樣品的稀土元素總量較低(ΣREE=20.3×10-6～66.0×10-6), 輕稀土元素(LREE)為 14.2×10-6～53.2×10-6, 重稀土元素(HREE)為5.88×10-6～13.9×10-6, LREE/HREE 值 在2.4～4.8之間, (La/Yb)N=1.3～3.2, 顯示出輕稀土元素相對重稀土元素富集。在稀土元素配分圖解上(圖6b), 配分曲線呈微向右傾斜的“V”字型, 具有強烈的Eu負異常(δEu=0.03～0.07)和明顯的“W”型四分組效應(TE1.3=1.13～1.20)。

圖6 塘下壟花崗斑巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖(a)和球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(b) Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of the Tangxialong granite porphyry

3.2 鋯石U-Pb定年

花崗斑巖CG-5中的鋯石大部分為無色, 部分略帶淺黃色, 多為半自形柱狀, 粒徑為70～180 μm, 長寬比介于1∶1～3∶1。CL圖像(圖7)顯示大多數鋯石具有清晰的振蕩環帶, 為典型的巖漿鋯石, 大部分鋯石周邊可見較窄的白色透明狀的蝕變邊, 可能是后期遭受了熱液蝕變作用造成的。選取25顆鋯石進行U-Pb同位素分析, 獲得諧和度＞90%的數據點23個(表2)。鋯石的Th、U含量分別為81.1×10-6～ 444×10-6、107×10-6～1017×10-6, Th/U值為0.31～0.79, 顯示了典型的巖漿鋯石特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。23顆鋯石的206Pb/228U年齡在217.4～227.2 Ma之間, 加權平均年齡為222.5±1.8 Ma(MSWD=0.30) (圖8), 代表花崗斑巖成巖年齡, 表明其為印支晚期巖漿侵入活動的產物。

圖8 塘下壟花崗班巖(CG5)中鋯石U-Pb年齡諧 Fig.8 U-Pb concordia diagram of zicon from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

表2 塘下壟花崗斑巖(CG5)LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素測試分析結果 Table 2 LA-ICP-MS U-Pb isotopic results of zircon from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

圖7 塘下壟花崗斑巖CG5中鋯石陰極發光(CL)圖像 Fig.7 CL images of zircons from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

3.3 鋯石Hf同位素

對已完成鋯石U-Pb測年的23個有效測點進行原位Hf同位素分析,εHf(t)和二階段Hf模式年齡均根據鋯石的測試年齡進行回算, 結果見表3。鋯石的176Lu/177Hf值為0.000557～0.001879, 均小于0.002, 表明在形成以后, 沒有明顯的放射成因Hf積累, 所測得的176Hf/177Hf值(0.282465～0.282565)可以代表鋯石形成時體系的Hf同位素組成特征(吳福元等, 2007b)。鋯石的fLu/Hf值較低, 為-0.98～-0.94, 明顯小于鎂鐵質地殼(-0.34)和硅鋁質地殼值(-0.72), 說明二階段模式年齡(tDM2)能夠指示其源區物質在地殼中存留的年限或從地幔中抽離的年限。根據相對測點鋯石U-Pb年齡計算得出εHf(t)為-6.13～-2.59 (圖9a), Hf同位素兩階段模式年齡為1414～1639 Ma (圖9b)。

圖9 塘下壟花崗斑巖(CG5)鋯石Hf同位素組成(a)和模式年齡統計直方圖(b) Fig.9 Histograms of Hf isotopic compositions (a) and Hf model ages (b) of zircon from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

表3 塘下壟花崗斑巖(CG5)鋯石Hf同位素結果 Table 3 Hf isotopic compositons of zircon from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

4 討 論

4.1 成巖時代

本文獲得塘下壟花崗斑巖的成巖年齡為222.5± 1.8 Ma(MSWD=0.30,n=23), 是印支晚期巖漿活動的產物。劉勇等(2012)報道的上塘背花崗斑巖成巖年齡為153±14 Ma(n=3), 認為是燕山期巖漿活動的產物,但是這3顆鋯石與其他鋯石顆粒不同, 年齡數據誤差較大, 可能是后期發生了Pb丟失, 且絕大部分的鋯石U-Pb年齡集中在231～232 Ma(n=21)之間, 加權平均年齡為231.58±0.67 Ma, 該加權平均年齡與本次獲得的花崗斑巖成巖年齡也較為相近, 故本文認為長城嶺礦區與銣(鈮鉭)多金屬成礦有關的花崗斑巖形成于印支晚期, 而不是以往認為的燕山期。

近年來, 在南嶺地區發現了越來越多的印支期花崗巖(圖10), 如五團巖體220.5 Ma(柏道遠等, 2014)、211 Ma和227 Ma(黃子進等, 2017); 五峰仙巖體236.0～233.5 Ma和221.6 Ma(陳迪等, 2017); 瓦屋塘巖體217.7 Ma(李建華等, 2014)、216.4 Ma和215.3 Ma (柏道遠等, 2016); 塔山復式巖體213～247 Ma (李勇等, 2015; 馬麗艷等, 2016; 郭愛民等, 2017); 川口巖體群202～223 Ma(彭能立等, 2017); 王仙嶺巖體235 Ma(鄭佳浩和郭春麗, 2012); 柯樹嶺巖體251.5 Ma和202 Ma(郭春麗等, 2011)、231.9 Ma (Zhao et al., 2018)、230 Ma(李偉等, 2021); 清溪巖體229.3 Ma和227 Ma(于揚等, 2012)等, 表明南嶺地區在印支期經歷了強烈的巖漿活動。同時, 也相繼發現了與印支期花崗巖有關的鎢錫稀有金屬礦床, 如廣西木栗鈮-鉭-鎢-錫多金屬礦床(楊鋒等, 2009)、李貴福鎢錫多金屬礦床(鄒先武等, 2009)、與貓兒山-越城嶺復式巖體密切相關的云頭界中型鎢-鉬礦床(伍靜等, 2012)、油麻嶺鎢礦床(楊振等, 2013)及高嶺石英脈型鎢礦床(李曉峰等, 2012; 張迪等, 2015; 張迪, 2015); 湘南地區與王仙嶺巖體有關的水源山和野雞窩鎢礦床(Zhang et al., 2015)、與川口巖體有關的三角潭鎢礦床(彭能立等, 2017; Qin et al., 2020)、川口鎢礦床(Li et al., 2021)、南灣鎢礦床(Qin et al., 2020)與合江口小型鎢多金屬礦床(Liu et al., 2016)床; 贛南仙鵝塘鎢錫礦床(劉善寶等, 2008)、青山鎢礦床(Zhao et al., 2018)等。這些礦床以W礦床為主, 其次為W-Sn、W-Mo、W-Sn-Nb-Ta、W-Sn-Cu-Zn等多金屬成礦, 成礦年齡多集中于230～210 Ma, 與含礦花崗巖體的成巖時代大體一致(表4), 指示南嶺地區存在較廣泛的印支期鎢錫稀有金屬成礦作用。

表4 南嶺地區印支期鎢錫稀有金屬床形成年齡及相關巖體年齡 Table 4 Ages of the W-Sn and rare mental deposits and the associated graintes in the Nanling metallogenic belt

圖10 南嶺地區鎢錫稀有金屬床和花崗巖分布圖(據陳駿等, 2008修改) Fig.10 Geological map showing the distribution of the W-Sn and rare metal deposits and the associated graintes in the Nanling metallogenic belt

4.2 含礦巖體的成因

花崗巖成因類型可分為S型、I型、A型和M型。當巖石經歷高度結晶分異作用后, 還可劃分出F-I (高分異I型)和F-S (高分異S型)(Chappell and White, 1974, 1992; Whalen et al., 1987; Bonin, 2007; 吳福元等, 2007a)。區分不同類型的花崗巖需要結合礦物學和地球化學特征等進行綜合分析, 其中角閃石、堇青石和堿性鐵鎂礦物是判別花崗巖成因類型的直接證據(吳福元等, 2007a)。在塘下壟花崗斑巖中, 未見上述標志性礦物, 因此地球化學特征則成為了判別巖石成因類型的重要依據。

塘下壟花崗斑巖主量元素顯示出高硅(SiO2= 72.38%～79.02%), 低鐵、鈦、磷的特征; 微量元素相對富集Rb、Th、U, 虧損Ba、Sr、Zr、Ti, 具有較低的Zr/Hf(10.44～20.00)、Nb/Ta(1.2～2.6)值; 稀土元素總量低, 具有明顯的Eu負異常和稀土元素四分組效應, 表明巖體歷經了高程度的分異演化(Dostal and Chatterjee, 2000; Breiter et al., 2014; Ballouard et al., 2016; 吳福元等, 2017; Yuan et al., 2018, 2019)。在Nb/Ta-Zr/Hf圖解(圖11a)和10000×Ga/Al-(Zr+Nb+ Ce+Y)圖解(圖11b、c)中也顯示出高分異花崗巖的特點。對于高分異花崗巖, 由于礦物組合和化學成分都趨近于低共結的花崗巖, 從而使巖石成因類型判別較困難(吳福元等, 2007a)。

塘下壟花崗斑巖樣品的10000×Ga/Al值(4.2～4.8)較高, 滿足 A型花崗巖(100000×Ga/Al＞2.6)的特征(Whalen et al., 1987), 但是I型和S型花崗巖經歷了斜長石的高程度分離結晶作用后, 晚期結晶的花崗巖中Ga/Al值也會升高(馮尚杰等, 2020)。塘下壟花崗斑巖樣品Zr(平均值為35×10-6)和Zr+Nb+Ce+Y (平均值為135.93×10-6)含量明顯低于A型花崗巖的下限值(Zr=250×10-6, Zr+Nb+Ce+Y=350×10-6, Whalen et al., 1987), 且隨分異程度增強, 表現出與I/S分異型花崗巖相同的演化趨勢(圖11d)。鋯飽和溫度為705～738 ℃(表1), 也明顯低于典型A型花崗巖的溫度值(833 ℃)(劉昌實等, 2003); 在Fe2O3T/MgO-SiO2圖解(圖11e)中, 樣品點全部落入I＆S型花崗巖區域。因此, 認為塘下壟花崗斑巖應該為高分異I型或S型花崗巖而不是A型花崗巖。

塘下壟花崗斑巖具有強過鋁質特征(A/CNK平均值為2.19), 顯著的Eu負異常, P2O5平均含量為0.13%, 明顯不同于I型花崗巖。在TiO2-Zr圖解(圖11f)中, 樣品點全部落入S型花崗巖區域。在手標本巖性觀察及顯微鏡下鑒定時, 可見鋁質礦物, 如以斑晶形式產出的自形-半自形原生白云母。綜上分析認為塘下壟花崗斑巖屬于高分異的強過鋁質S型花崗質巖石。

圖11 塘下壟花崗斑巖成因類型判別圖解 Fig.11 Diagrams of genetic type discrimination for the Tangxialong granite porphyry

塘下壟花崗斑巖具有高硅、富鋁、低Co(0.20×10-6～ 0.50×10-6)、Cr(1.00×10-6～14.0×10-6)和Ni(0.70×10-6～ 1.20×10-6)的特征, 暗示其形成與地殼物質的部分熔融有關。鋯石的εHf(t)為-6.13～-2.59, 表明其物質來源以殼源為主, 在εHf(t)-t、176Hf/177Hf-t圖解(圖12)上, 樣品均分布于球粒隕石與平均地殼Hf同位素分異演化線之間,tDM2為1417～1642 Ma, 指示源巖來自于中元古代古老地殼物質的部分熔融。

圖12 塘下壟花崗斑巖鋯石U-Pb年齡與Hf同位素演化圖 Fig.12 Plots of zircon U-Pb ages vs.εHf(t) and 176Hf/177Hf of the Tangxialong granite porphyry

4.3 成巖成礦地質背景及找礦啟示

華南板塊中生代以來處于構造活躍階段, 先后經歷了早中生代印支運動、晚中生代燕山運動, 并伴隨著多期次大規模的巖漿活動。其中, 印支運動不僅導致印支、華南板塊在258～243 Ma發生碰撞拼接(Nam, 1998; Carter et al., 2001; 梁新權等, 2005), 還使得華南板塊與華北板塊碰撞對接形成秦嶺-大別碰撞造山帶。華南板塊受到印支板塊向北的擠壓, 形成一系列褶皺、大型沖斷構造, 并最終導致地殼加厚(王岳軍等, 2002; 孫濤等, 2003; 周新民, 2003)。由于華南印支期構造演化歷史極為復雜, 對于華南印支期花崗巖形成的構造背景也存在不同認識。王岳軍等(2002)通過數值模擬研究, 認為陸殼變形加厚作用可能是湖南印支期過鋁質花崗巖形成的主導因素。一般而言, 地殼在加厚在10～20 Ma的間隔內會發生熱-應力的松弛作用, 進入伸展構造環境, 地殼減壓熔融, 從而形成花崗質巖漿(Patio Dounce et al., 1990; Sylvester, 1998)。孫濤等(2003)對南嶺東段強過鋁質花崗巖研究, 表明印支期花崗巖(228～225 Ma)形成于印支運動主碰撞期后約20 Ma的伸展環境, 屬于后碰撞花崗巖; 梁新權等(2005)對十萬大山地區的盆地研究也表明華南從晚三疊世開始進入應力伸展期。前人通過對華南印支期花崗巖深入研究, 認為印支早期花崗巖(251～234 Ma)為擠壓環境下的同碰撞花崗巖, 晚期(234～205 Ma)則轉變為伸展環境下的后碰撞花崗巖(Zhou et al., 2006; 于津海等, 2007; Wang et al., 2007)。長城嶺礦區塘下壟強過鋁質花崗斑巖侵位時間為222.5±1.8 Ma, 與華南印支晚期花崗巖侵位時間一致, 處在印支主造山運動后的伸展階段, 表明其形成于碰撞后伸展環境。

在南嶺地區, 由于印支期成礦規模和成礦數量相對較低, 又受到燕山期成礦作用的疊加改造, 因此常被忽視。但近年來, 隨著南嶺地區越來越多的印支期成巖成礦事件被報道, 進一步表明該區存在一次區域性的、與印支期花崗巖有關的成礦作用, 具有很好的找礦前景。長城嶺銣(鈮、鉭)礦是在老礦山深邊部找礦過程中新發現的稀有金屬礦床, 以銣礦化為主, 伴生鈮-鉭, 成礦元素的富集與巖漿高分異演化有關, 是同一成礦系統演化至晚期的結果。含礦花崗斑巖的成巖年齡與區域上印支期成巖成礦時代基本一致, 推斷該礦床成礦作用屬于印支期。長城嶺銣(鈮、鉭)多金屬礦的發現不僅拓寬了南嶺地區中生代多金屬成礦的研究視野, 也為區域新一輪關鍵金屬礦產找礦預測指明了方向。

5 結 論

(1) 長城嶺礦區塘下壟花崗斑巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為222.5±1.8 Ma, 表明形成于印支晚期。同時花崗斑巖為銣(鈮、鉭)礦的成礦母巖, 該成巖年齡基本上可以代表長城嶺礦區銣(鈮、鉭)礦的形成時代。

(2) 長城嶺礦區塘下壟花崗斑巖具有高硅、富鋁的特點, 富集Rb、Th、U、Ta、Nd、Hf等元素, 虧損Ba、K、Sr、Zr、Ti等元素; 全巖稀土元素總量較低, 稀土元素配分曲線呈微向右傾斜的“V”字型, 具有明顯的Eu負異常和四分組效應; 屬于高分異強過鋁質S型花崗巖。

(3) 塘下壟花崗斑巖的鋯石εHf(t)值為-6.13～ -2.59,tDM2為1417～1642 Ma, 指示源巖來自中元古代古老地殼物質的部分熔融。結合區域地質背景, 認為其形成于碰撞后伸展構造環境。

致謝:野外工作得到宜章縣鑫聯礦業有限公司各級領導的大力支持; 兩位匿名審稿專家提出了寶貴的修改意見和建議, 在此一并致以最誠摯的感謝。