祁东县清水塘矿区周家岭花岗岩形成时代及物质来源

2014-09-10缪柏虎左昌虎赵增霞徐兆文陆建军路睿陈进全

地质论评 2014年3期

缪柏虎, 左昌虎, 赵增霞, 徐兆文, 陆建军, 路睿, 陈进全

1) 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室,南京大学地球科学与工程学院, 南京, 210093； 2) 湖南水口山有色金属集团公司,湖南衡阳,421513

内容提要：本文通过岩石化学、锆石U-Pb定年和锆石 Hf同位素等研究探讨了祁东县清水塘矿区周家岭花岗岩的岩石化学性质、形成时代和物质来源。研究表明,岩石以富碱, 富集LREE和LILE(Rb、Th、U), 亏损HREE和HFSE(Nb、Ta、Ti)和Ba、Sr等元素为特征。LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为203.0 ± 1.4 Ma(MSWD = 0.49,2σ,N = 19),属于印支晚期产物。具有较低的Hf同位素初始比值εHf(t) =-10.69～-6.31和老的二阶段模式年龄TCDM(TCDM = 1.59 ～ 1.85Ga), 表明周家岭花岗岩成岩物质主要来自古元古界下地壳。印支晚期,华南地区处于同造山阶段的后碰撞构造环境挤压峰期之后,应力减弱或挤压松弛体制之下,古元古界加厚的下地壳在高温熔融环境下形成的花岗岩岩浆,沿着断裂构造上侵形成周家岭花岗岩体。

清水塘铅锌矿床位于湖南省祁东县与邵阳县交界处,隶属祁东县和邵阳县管辖,位于祁东县城北西约38 km处,地理坐标E111°47′08″ ～ 111°50′15″,N26°01′51″ ～ 26°59′50″。处于扬子陆块东缘中段,衡阳盆地西北侧,是一个中型铅锌矿床,迄今已有上百年开采历史。由于自然环境差交通不便,及矿山分属两个地市管辖,到目前为止仅对铅锌矿床的矿床成因开展了少量地质研究,如矿床地质特征(宋宏邦,1991；黄满湘等,1994；赖健清等,1997；张爱华等,2007；湖南省有色地质勘查局217队❶；黄如清,2000)、构造环境(李石锦等,1999), 矿石硫同位素组成,含矿石英的氢、氧同位素组成,以及含矿石英流体包裹体也开展了少量研究工作(李石锦,1993；宋宏邦,1993),但对矿区内周家岭花岗岩迄今尚未开展详细的地质研究工作。虽然周家岭花岗岩紧邻矿体,并且地质勘探普查时,在钻孔岩芯中曾发现含方铅矿、闪锌矿的石英—方解石脉充填于花岗岩裂隙中,岩体中还见有浸染状方铅矿、闪锌矿矿化(湖南省有色地质勘查局217队❶),但是由于缺乏精确的成岩成矿年龄,仅凭已发现的矿化现象,还无法断定周家岭花岗岩与清水塘铅锌成矿有直接关系。虽然也有人提出周家岭花岗岩与周边关帝庙花岗岩属于同期产物,但这显然与周边水口山及湘南地区晚侏罗世成岩成矿时代相差较大。因此开展周家岭花岗岩研究有着重要的理论意义。此外,周家岭花岗岩的岩石化学性质和物质来源至今也未曾开展过系统研究,所以本文在详细的野外地质工作和显微观察基础上,运用岩石化学和同位素地球化学等方法,通过花岗岩全岩元素地球化学、锆石U-Pb定年和锆石原位Hf同位素地球化学等综合研究,参照前人的研究成果,探讨了周家岭花岗岩的岩石化学性质、形成时代、物质来源,以及与清水塘铅锌矿床和关帝庙花岗岩的关系。

1 矿区地质概况和周家岭花岗岩地质特征

1.1 矿区地质

图1 清水塘矿区地质图Fig. 1 Geological sketch map of the Qingshuitang ore-field Q—第四系；D2q—中泥盆统棋梓桥组；D2t—中泥盆统跳马涧组；S—志留系；O1—下奥陶统；∈3—上寒武统 Q—Quaternary；D2q—Middle Devonian Qiziqiao Formation；D2t—Middle Devonian Tiaomajian Formation； S—Silurian；O1—Lower Ordovician；∈3—Upper Cambrian

矿区内出露地层主要有上寒武统、下奥陶统、志留系、中泥盆统及第四系(图1)。其中上寒武统(∈3)由灰黑色板岩、硅质板岩夹白云质灰岩透镜体组成,分布于矿区中部。下奥陶统(O1)由灰绿色至灰黑色绢云母粉砂质板岩、含绢云母粉砂岩组成,分布于矿区北部及东北部。志留系(S)由灰—深灰色绢云母板岩夹石英长石砂岩、杂砂岩等组成,分布于矿区东北部,与下伏志留系地层断层接触。中泥盆统(D2)可分为棋梓桥组(D2q)和跳马涧组(D2t),棋梓桥组由灰黑色泥质灰岩组成,分布于矿区西部,与下伏地层整合接触；跳马涧组由灰白、紫红色细砂岩、粉砂岩组成,分布于矿区西部,与下伏地层不整合接触。

第四系(Q)由风化板岩碎屑、泥土等组成,分布于矿部及低洼部位。区内褶皱构造主要为NNE向金矿岩复式背斜,其次为NW向和NE向次级背斜和向斜。断裂构造成矿前主要为NW—NWW向,多由煌斑岩脉所充填；成矿期为NNE—NE向,发育密集,主要为矿脉充填；成矿后主要为NNE—NE向,沿矿脉壁产出,少数斜切矿脉。矿区出露的岩浆岩主要为周家岭花岗岩,以及少量NW向展布的煌斑岩脉。矿体主要呈脉状沿NNE—NE向展布,赋矿地层为上寒武统和下奥陶统(湖南省有色地质勘查局217队❶)。

1.2 周家岭花岗岩地质特征

周家岭花岗岩位于清水塘铅锌矿区东北部邵阳工区,呈NNE向岩株状展布,侵入于下奥陶统(O1)地层中,由于NE向断裂切割,岩体出露不完整,面积约0.15 km2。岩石颜色呈灰白色至肉红色,等粒结构,块状构造,主要由斜长石、钾长石、石英及黑云母等矿物组成。地表与坑道中的岩石多已蚀变,主要为硅化、绿泥石化、绢云母化以及碳酸盐化。显微观察斜长石(30% ±)呈自形—半自形,也可见少量聚片双晶,绢云母化、绿泥石化；钾长石(35% ±)它形板状,常见显微条纹构造,绢云母化、绿泥石化较强；石英(25% ±)呈它形粒状；黑云母(8% ±)自形片状,多已绿泥石化、绢云母化；副矿物主要有锆石、榍石、磷灰石和磁铁矿等。岩石定名为黑云母花岗岩。

2 样品及分析方法

样品主要采自清水塘铅锌矿邵阳工区坑道内部,在显微镜下观察基础上,挑选岩石样品磨碎至200 目,有待主量元素、微量元素、稀土元素分析。主量元素分析由南京大学现代分析中心完成。微量元素、稀土元素测试由内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。

图2 周家岭花岗岩(K2O + Na2O)— SiO2图解(a) 和K2O—SiO2图解(b) Fig. 2 Diagrams of (K2O + Na2O) vs. SiO2 (a) and K2O vs. SiO2 (b) of the Zhoujialing granite

主量元素分析采用X射线荧光光谱法(XRF)测试,由熔融法制得薄片,精度优于0.5% ；FeO含量采用湿化学方法分析,精度优于0.5%。微量元素和稀土元素分析采用Finnigan Element Ⅱ型电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)测定,检测限低于0.5×10-9,相对标准偏差小于5%。详细测试流程见高剑峰等 (2003)。

用于锆石U-Pb定年和锆石原位Hf同位素研究的样品经磁分选和重液分离出单颗粒锆石,然后在双目镜下手工挑选出颗粒较大,晶形完好的锆石制靶,拍摄反射光、透射光、阴极发光(CL)照片,CL图像拍摄在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。锆石U-Pb定年和锆石原位Hf同位素分析在内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。CL图像拍摄采用JEOL-JXA-8100电子探针仪,工作状态为加速电压15 kV,束电流2×10-8A,束斑直径1μm。锆石LA-ICP-MS定年采用的仪器型号为Agilent 7500a,配备UP213型固体激光剥蚀系统,分析过程激光束斑直径为32 μm,频率为5 Hz,实验原理和详细测试方法可参照Jackson等(2004),数据处理使用GLITTER 4.0程序,计算获得同位素比值、年龄和误差,普通铅校正采用Andersen(2002)的方法进行,具体实验方法见Xu Haijin等(2007)。锆石原位Hf同位素测试在Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)上完成。实验采用氦作为剥蚀物质载气,根据锆石大小,剥蚀直径采用55 μm或40 μm,测定使用锆石国际标样GJ1作为参考物质,分析点与U-Pb定年分析点为同一位置,分析中锆石标准GJ1的n(176Hf)/n(177Hf) 测试加权平均值为0.282015 ± 8 (2σ,n= 10),仪器运行状况及详细分析流程见侯可军等(2007)。

3 分析结果

3.1 岩石化学

3.1.1主微量元素

主量元素分析结果见表1,由表可见周家岭花岗岩SiO2为66.80% ～69.05%,均值为68.37%； K2O 为4.11% ～ 5.99%,均值为5.27%；K2O + Na2O介于6.95% ～ 8.42%之间(除ZJL 09样品以外),均值为7.85%； K2O/ Na2O为1.54 ～2.80(除ZJL04、ZJL09样品以外),均值为2.10。由于周家岭花岗岩多数已蚀变,以致有些样品烧失量略偏大(个别达到5.57%)。在TAS图解上(图2a),投影点多数落于花岗岩区间内,参照岩相学特征,岩石定名为黑云母花岗岩。在K2O—SiO2图解上(图2b)投影点落于钾玄岩系列。

续表 1

注：Mg#= 100 ×n(MgO)/[n(MgO) +n(FeO*)]；δEu = 2·(Eu/0.087)/(Sm/0.231 + Gd/0.306)。

图3 周家岭花岗岩球粒陨石标准化稀土分配模式(a)和原始地幔标准化蛛网图(b) 球粒陨石数据引自Sun and McDonough (1989),原始地幔数据引自McDonough and Sun (1995)Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns (a) and mantle-normalized spidergrams (b) of the Zhoujialing granite The chondrite values is from Sun and McDonough (1989); the primitive mantle values are from McDonough and Sun (1995)

3.1.2稀土元素

稀土元素分析结果见表1,由表可见稀土总量 (∑REE) 为151.99×10-6～ 187.53×10-6, 均值为169.58×10-6, LREE/ HREE 值为12.18 ～ 14.99, 均值为13.59, ( La/Yb)N值为14.80 ～ 19.74, 均值为17.42,( La/Sm)N值为4.50 ～ 4.96, 均值为4.82,( Gd/Yb)N值为1.86 ～ 2.18,均值为2.01。球粒陨石标准化稀土配分图右倾(图3a),轻稀土分馏明显,重稀土分馏相对不明显。Eu中度亏损(δEu = 0.48 ～ 0.55),说明岩浆演化程度较高。

3.1.3微量元素

微量元素分析结果见表1,原始地幔标准化蜘蛛网图总体呈右倾斜模式,大离子亲石元素(Rb、Th、U、K)富集,高场强元素(Nb、Ta、Ti)和Ba、Sr等元素亏损(图3b)。

3.2 锆石U-Pb定年

锆石多呈无色至浅黄色,半透明至透明,以半透明为主,柱状或长柱状,晶体自形程度良好,长轴为100 ～ 300 μm,长短轴之比为1∶1 ～ 3∶1(图4),锆石的阴极发光图像显示出较清晰的震荡环带,表明锆石为岩浆锆石；LA-ICP-MS 锆石U-Pb年龄测试结果列于表2,由表可看出锆石的Th/U比值介于0.51 ～ 1.15之间,与岩浆锆石具高Th/U值的特征一致(Th/U>0.1,吴元保和郑永飞,2004),未发现继承锆石,也表明锆石为岩浆锆石(Corfu et al., 2003; 吴元保和郑永飞,2004)。

19个分析点投影绝大多数位于U-Pb谐和线上,少数投点有不同程度地沿水平方向偏离谐和线,主要原因是由于年轻锆石207Pb丰度较低而难以测准或者与锆石中存在微量普通铅有关,但是年轻锆石主要采用精度较高的n(206Pb)/n(238U)年龄,因此这一沿水平方向的漂移不会对定年结果产生显著影响。n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄为203.0 ± 1.4Ma(MSWD = 0.49,2σ,n= 19),说明年龄精确可靠(图5),代表了岩浆的结晶年龄,属于印支期晚期岩浆活动的产物。

图4 周家岭花岗岩锆石阴极发光图像(圆圈表示U-Pb同位素分析点位置)Fig. 4 Cathodoluminescence images for the zircons of the Zhoujialing granite

3.3 锆石原位Hf同位素

图5周家岭花岗岩锆石 U-Pb年龄谐和图(a)和n(206Pb)/n(238U)加权年龄平均图(b)Fig. 5 Zircon U-Pb dating concordia diagram (a) and weighted average of n(206Pb)/n(238U) (b) of the Zhoujialing granite

表2 周家岭花岗岩LA-ICP-MS锆石 U-Pb年龄分析结果(Ma)Table 2 LA-ICP-MS Zircon U-Pb analytical data for the Zhoujialing granite (Ma)

图6 周家岭花岗岩锆石εHf(t)(a)和频率直方图(b)Fig. 6 Frequency histograms of εHf(t)(a) and (b) for zircons of the Zhoujialing granite

4 讨论

4.1 锆石U-Pb年龄及地质意义

湖南省地质局区测队❷曾提出周家岭花岗岩体与周边关帝庙花岗岩岩基同属印支期第一期侵入产物,关帝庙花岗岩岩基黑云母K-Ar法年龄为185 ～ 222Ma。而对于周家岭花岗岩年龄多少,是否与关帝庙花岗岩岩基同属于印支期产物？笔者等本次采用LA-ICP-MS方法,对周家岭黑云母花岗岩进行了锆石U-Pb定年,测定了25个点,其中19个测点分析结果十分集中,且具有很好的谐和度,由此计算n(206Pb)/n(238U)值加权平均年龄精度较高(203.0 ± 1.4Ma,MSDW = 0.49,2σ,n= 19)。因此可以认定,该年龄代表了周家岭花岗岩体的结晶年龄,应属于印支期晚期产物, 但稍晚于关帝庙花岗岩岩基。

图7 周家岭花岗岩εHf(t) —年龄(Ma)图解Fig. 7 εHf(t) vs. Age(Ma) diagram for Zhoujialing granite

据目前已有同位素年龄资料统计显示,华南印支期花岗岩主要呈面状分布,同位素年龄变化范围较大。郭春丽等(2012)对华南印支期成岩年龄统计发现,华南印支期花岗岩成岩年龄在202 ～ 278Ma之间,除了大义山花岗岩岩基范围较大(210 ～ 278Ma,王岳军等,2005)外,主要集中于220Ma左右,这与湖南省地质矿产局(1988)对湖南境内83个印支期花岗岩年龄数据统计结果一致(峰期为210 ～ 225 Ma),表明前人通过不同方法所测得湖南境内印支期花岗岩与整个华南印支期花岗岩一致,具有一定可信度。同时近年来不同学者对华南印支期花岗岩锆石年龄研究也证实,花岗岩岩基形成年龄主要集中于峰期范围内,如江西张天堂岩体216 ± 7Ma(孙涛等,2003),湖南安华大神山岩体218 ± 3Ma(续金海等❸),阳明山岩体218.0 ± 10Ma和218.9 ± 3.4Ma(陈卫锋等,2006),歇马岩体218 ± 3Ma(Wang et al., 2007),白马山花岗岩年龄为203.2 ± 4.5 ～ 209.2 ± 38Ma(陈卫锋等,2007)。周家岭花岗岩岩体处于湖南祁东县与邵阳县交界处,测得年龄203.0 ± 1.4Ma,属于华南印支花岗岩侵入峰期之后。尽管有人提出周家岭花岗岩体与周边关帝庙花岗岩岩基属同一期产物,但关帝庙花岗岩岩基现有的年龄资料(239 ± 3Ma,丁兴等,2005)并不完全支持这一认识,周家岭花岗岩锆石U-Pb年龄为203.0 ± 1.4Ma,明显晚于关帝庙花岗岩岩基锆石U-Pb年龄,应该说两者都形成于印支期,但不属同一阶段产物。

表3周家岭花岗岩锆石原位Hf同位素分析结果Table 3 Hf isotopic data of zircons of the Zhoujialing granite

图8 周家岭花岗岩Rb—(Yb+Ta)(a)、Rb—(Y+Nb) (b)、Ta—Yb(c)和Nb—Y(d)判别图(据Pearce等,1984)Fig. 8 Discrimination diagrams of Rb vs. (Yb+Ta) (a), Rb vs. (Y+Nb) (b), Ta vs. Yb(c) and Nb vs. Y (d) in the Zhoujialing granite (after Pearce et al.,1984) VAG—火山弧花岗岩; WPG—板内花岗岩; S-COLG—同碰撞花岗岩; ORG—洋中脊花岗 VAG—Volcanic-arc granite；WPG—intraplate granite；S-COLG—Syncollision granite； ORG—ocean-ridge granite

前人研究表明湘南地区铅锌矿床的成矿年龄主要集中于燕山早期,即151 ～ 160Ma(李红艳等,1996；陈柏林等,1998,1999；路远发等,2006；姚军明等,2007；马丽艳等,2007；蔡明海等,2008),但勘探和采掘都发现周家岭花岗岩体内部和周边都有矿化,而且有矿脉穿插于周家岭花岗岩体中(湖南省有色地质勘查局217队❶),对于周家岭花岗岩体是否与矿化直接有关,目前尚缺乏可靠的科学依据。清水塘铅锌矿赋存于寒武—奥陶系地层中,与湘南地区绝大多数铅锌矿床赋存于石炭系—二叠系地层明显不同。而且清水塘铅锌矿床明显受近南北向断裂控制,矿体主要呈南北向展布。因此,清水塘铅锌矿成矿时代及与岩浆作用关系,亟待精准的成矿年龄印证,但至少当前还不能完全排除清水塘矿区周边或深部存在燕山期岩浆活动的可能性。

4.2 源区性质

4.3 构造背景

近年来,学者们研究一致认为印支期花岗岩是在华南地壳增厚的基础上由地壳物质部分熔融形成(王岳军等,2005),或在碰撞峰期之后应力松弛伸展阶段的降压导水条件下形成(孙涛等,2003；丁兴等,2005)。在Pearce 等(1984)多组微量元素构造环境判别图上(图8),周家岭花岗岩投点均落入同碰撞花岗岩类范围,而大量在Pearce等(1984)图解中落入同碰撞的SP花岗岩,其实是在地壳加厚达到最高值以后才定位的,属于后碰撞类型(肖庆辉,2002)。因此,周家岭花岗岩形成环境属于同造山阶段的后碰撞构造环境,是挤压高峰期之后的产物。

前人研究表明华北板块与华南板块沿苏鲁—大别造山带的碰撞和Sibumasu地块与印支—华南板块的碰撞使得三叠世时期华南处于强烈的陆内挤压背景之下(Rowley et al.,1997；Carter et al.,2001；柏道远等,2006,2007a,b,2008；周新民等,2007),造成地壳叠置加厚,可达50 km(王岳军等,2002；周新民,2003),引起温度升高,但由于区域挤压应力的叠加使得压力随之增大,从而提高了矿物的熔点并使得岩石难以熔融,同时挤压体制下封闭的上部地壳也使得岩浆难以向上运移侵位,从而自挤压开始至峰期阶段区内并无花岗岩岩体发育。而随着深度加厚,在10 ～ 20 Ma的时间内会发生热—应力松弛作用(Patino Dounce et al.,1990； Sylvester；1998),因此,在中三叠世末—晚三叠世后期,挤压作用减弱,深部压力降低,充分加温的古元古界华南地壳岩石因熔点降低而得以熔融,并在相对开放的环境下运移侵位成岩(柏道远等,2006,2007a,b,2008)。周家岭花岗岩在时限上属于晚三叠世末期,明显晚于该挤压峰期。其次,周家岭花岗岩岩体主要为块状构造,长轴NNE方向,与区域主要断裂方向一致,暗示岩体侵位时区域挤压作用并不强烈。因此,结合构造环境判别图(图8),可以推断周家岭花岗岩体形成于挤压峰期之后,在应力减弱或挤压松弛体制之下,古元古界下地壳高温熔融形成的岩浆,沿着区域断裂运移侵位,最终形成周家岭花岗岩体。