湖南常宁水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩元素地球化学，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄和Hf同位素特征

2014-09-11左昌虎路睿赵增霞徐兆文陆建军王汝成陈进全

地质论评 2014年4期

左昌虎，路睿，赵增霞，徐兆文，陆建军，王汝成，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: 在野外地质工作的基础上，本文通过显微观察、岩石化学、锆石U-Pb定年、锆石原位Hf同位素分析研究，深入探讨水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩的岩石化学性质、形成时代和物质来源。研究表明：花岗闪长岩以高钾、富碱，富集轻稀土元素、大离子亲石元素(Rb、Th、U、La)和Pb，亏损重稀土元素、高场强元素(Nb、Ta、Ti )和Ba、Sr等元素为特征。锆石U-Pb加权平均年龄为156.0 ± 1.0Ma(MSWD = 0.33，2σ，N = 20)，属于燕山早期产物。锆石原位Hf同位素初始比值εHf(t)为-10.80～-8.71，平均-9.71；Hf同位素二阶段模式年龄TCDM为1.75～1.88Ga，平均1.82Ga，指示花岗闪长岩的岩浆源区主要来自古元古界下地壳物质。燕山早期湘南地区岩石圈处于全面的拉张—减薄期，导致地幔物质上涌，岩浆底侵，引发大规模的地壳熔融，熔融形成的岩浆沿深大断裂上侵，形成水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩。

水口山Pb—Zn矿床位于湖南省常宁市北约40 km松柏镇水口山矿田内，是我国重要的有色金属和贵金属生产基地之一，已有上百年的开采历史(全铁军和曾维平，2006)，享有“世界铅都”、“中国铅锌工业摇篮”之美誉，备受地质学界关注，数十年前就有地质学家对其地质和矿床地质进行研究(刘国昌，1946；张有正，1957)。近30余年来，在矿床成因(杨传益，1985；李仕能，1988；王卿铎等，1992；毕华，1995；Zeng Nanshi et al.，2000；许德如等，2002；谭建湘和宛克勇，2008)、成矿规律(刘清双，1996；张庆华，1999；胡志坚和吴永芳，2005；刘省三，2007)、成矿物质来源(湖南冶金地质勘探局217队❶；申志军和龚茂扬，1992；吴永芳，1995)、与矿化有关花岗闪长岩形成时代(喻亨祥和刘家远，1997b；Wang Yuejun et al.，2002；马丽艳等，2006)等方面都取得了很多研究成果。尽管前人已对水口山Pb—Zn矿床开展了大量的地质研究工作，但是这些工作仍局限于矿床地质基础方面的研究，即便已开展了一些与铅锌矿化有关花岗闪长岩的岩石化学和岩石定年方面的研究工作，如喻亨祥和刘家远(1997b)运用黑云母K-Ar法定年，获得水口山矿田内花岗质岩体年龄为143～161Ma；Wang Yuejun 等(2002)运用单颗粒锆石U-Pb稀释法，获得水口山花岗闪长岩年龄为173Ma；马丽艳等(2006)运用锆石SHRIMP定年法，获得水口山花岗闪长岩年龄为163 Ma；显然这些年龄范围跨度较大，还不能代表水口山矿田花岗闪长岩较为精确的成岩年龄。再说矿区内花岗闪长岩蚀变和风化强烈，使得研究工作难以开展，因此花岗闪长岩的化学性质和成岩物质来源至今尚未获得较为满意的解释，以致难以探讨花岗闪长岩的形成机制及与成矿关系。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质学等方法，通过花岗闪长岩全岩元素地球化学、LA-ICP-MS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，探讨水口山Pb-Zn矿区花岗闪长岩的岩石化学性质、形成时代、物质来源，以及与Pb—Zn矿床的成矿关系。

图1 华南板块(a)、水口山矿田 (b)地质简图及水口山矿区花岗闪长岩体(c)地质简图 (据湖南有色地质勘探局217地质队❷❸修改)Fig. 1 Geological sketch map of the South China Plate(a), the Shuikoushan Orefield (b) and the granodiorite in the Shuikoushan deposit(after the 217 Team of Nonferrous Geological Survey, Hunan Province❷❸) K1d—东井组；J1g—高家田组；T1d—大冶组；P3c—长兴组；P3dl—斗岭组；P2d—当冲组； P2q—栖霞组；P1ht—壶天组；C2s—石磴子组；C1m—孟公坳组；D3x—锡矿山组 K1d—Dongjing Formation; J1g—Gaojiatian Formation; T1d—Daye Formation; P3c—Changxing Formation; P3dl—Douling Formation; P2d—Dangchong Formation; P2q—Qixia Formation; P1ht—Hutian Formation; C2s—Shidengzi Formation; C1m—Menggong’ao Formation; D3x—Xikuangshan Formation;

1 地质背景

1.1 水口山矿田地质概况

水口山矿田位于华夏陆块西北缘中段(图 1a)，耒阳—临武南北向褶断带北部，是一个大型多金属矿田，分布有水口山Pb—Zn矿床、康家湾Pb—Zn矿床、石坳岭Pb—Zn矿床、龙王山Au矿床和仙人岩Au矿床等。矿田内地层隶属于湘南地层系，主要出露有泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系等(图 1b)，沉积总厚度大于3000 m。晚三叠世以前地层为浅海相碳酸盐建造，夹含铁、煤滨海相砂、页岩建造；上三叠统至白垩系以陆源碎屑磨拉石建造为主。矿田内构造发育，褶皱构造主要为轴向呈近南北向展布规模大小不一的背斜和向斜；断裂构造主要为近南北向叠瓦式推覆断层，其次为北东向和北西向断层。岩浆岩出露有中酸性火成岩，岩性主要为花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩等，形成时代为燕山期(喻亨祥和刘家远，1997a，b；Wang Yuejun 等，2002; 马丽艳等，2006；甄世民等，2012)。此外，矿田内还出露有潜火山杂岩，岩性主要为安山质凝灰岩、英安岩、流纹英安岩、流纹岩、火山熔岩、火山角砾岩等，形成时代为127～129Ma(喻亨祥和刘家远，1997b；湖南有色地质勘探局217 队❷，2005)。

1.2 花岗闪长岩地质特征及岩相学特征

与水口山Pb—Zn矿床有关的花岗闪长岩位于矿区中部，分东西两个部分(图 1c)；东部岩体呈岩株状沿龙王山—老鸦巢倒转背斜中段展布，北部侵入于二叠系栖霞组和当冲组，南部侵入于二叠系当冲组和斗岭组，西部由白垩系东井组覆盖；西部岩体呈岩株状分布于鸭公塘与中区矿段之间，北部侵入于二叠系栖霞组，南部侵入于二叠系栖霞组和斗岭组，西北部由白垩系东井组覆盖，出露面积约1.8 km2。岩体形态和产状受背斜和断裂控制，倾向南缓北陡，南部约为20°，北部约为70°。岩石地表风化强烈，风化后呈白色，仅在少数钻孔中可见较新鲜岩石。新鲜岩石的颜色为灰色、灰白色—浅肉红色，斑状结构，块状构造。镜下观察，斑晶(60% ±)主要由斜长石、钾长石、石英、角闪石和少量黑云母等矿物组成(图 2)；斜长石(45% ±)自形—半自形长柱状，双晶发育，具有环带构造；钾长石(20% ±)它形—半自形粒状，卡式双晶发育；石英(20% ±)呈它形粒状；普通角闪石(10% ±)自形长柱状，暗绿或暗褐色，具多色性，两组解理清晰可辨，大多数已蚀变；黑云母(2% ±)呈褐色，片状，多色性和吸收性明显(图 2)。基质(40% ±)为显晶质，主要由长石、石英和角闪石组成。副矿物主要有榍石、磷灰石、磁铁矿和锆石等。综合手标本和岩相学观察，岩石定名为花岗闪长斑岩。

1.3 蚀变花岗闪长岩

与水口山Pb—Zn矿床有关的花岗闪长岩均已发生不同程度的蚀变，地表露头多已风化成白色粉末。蚀变岩的颜色呈灰白色、灰色—灰绿色(局部略呈肉红色)，斑状结构、块状构造，主要矿物为斜长石、钾长石、石英、角闪石和黑云母，以及少量黄铁矿和黄铜矿等，局部还可见极少量的辉钼矿和自然金。显微观察显示岩石均遭受不同程度的热液蚀变，蚀变类型主要有钾长石化、绿泥石化、硅化、碳酸盐化、绢云母化、黄铁矿化等(图 2)，靠近接触带偶见弱的矽卡岩化。

2 样品与实验方法

用于化学分析的样品，弱蚀变岩石样品采自矿区普查钻孔的岩芯，强蚀变岩石样品分别采自老鸦巢工区三中段、七中段、十二中段采场，中区工区八中段采场。在显微镜下观察基础上，挑选样品分别磨碎至200目，待用于主量元素、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。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，采自水口山Pb—Zn矿区老鸦巢工区七中段7014采场。样品粉碎后，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)图像之后，对选定的锆石颗粒分别进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和锆石原位Hf同位素分析。CL图像拍摄由西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，LA-ICP-MS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EOL-JXA-8100电子探针仪，工作状态为加速电压15 kV，束电流20 nA，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32μm，频率为5Hz，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 Xisheng 等(2009)。原位锆石Hf同位素测试使用Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)完成。实验采用He作为剥蚀物质载气，根据锆石粒径大小，剥蚀直径采用55μm或40μm，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，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

表1 水口山Pb―Zn矿区花岗闪长岩主量元素(%)和微量元素 (×10-6)表 Table 1 Major elements (%) and trace elements (×10-6) of the granodiorite in the Shuikoushan Pb—Zn deposit

续表 1

3.1.1主量元素

主量元素分析结果见表 1，其中SK-12、22、32号样品为弱蚀变花岗闪长岩，其余样品为强蚀变花岗闪长岩。从表中可见较弱蚀变花岗闪长岩的SiO2为60.65%～60.99%，Al2O3为15.05%～15.67%，MgO为4.62%～6.59%。K2O+Na2O为6.81%～7.06%，平均6.95 %；K2O/Na2O为0.53～0.78，平均0.66；A/CNK值为1.13～1.34，平均1.25；A/NK值为2.19～2.22，平均2.21；SiO2与(Na2O+K2O)图投影点主要落在闪长岩、正长闪长岩、花岗闪长岩交界范围内(图 3)，参照岩相学特征岩石定名花岗闪长岩；SiO2与K2O图投影点落在钾玄岩系列范围(图 4)。强蚀变花岗闪长岩的主量元素和各种计算参数变化范围较大(表 1)。

图3 水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩SiO2—(Na2O+K2O)图(引自Wilson, 1989；碱性与亚碱性界线引自Irvine, 1971Fig. 3 SiO2 vs.(Na2O+K2O)diagram of the granodiorite in the Shuikoushan Pb—Zn deposit [after Wilson (1989) and Irvine (1971)]

图4水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩主量元素 SiO2—K2O图(据Middlemost, 1985)Fig. 4 SiO2 vs. K2O diagram of the granodiorite in the Shuikoushan Pb—Zn deposit (after Middlemost, 1985)

3.1.2稀土元素

稀土元素分析结果列于表 1，由表可见弱蚀变花岗闪长岩的ΣREE为171.61×10-6～173.96×10-6，平均173.13×10-6；LREE/HREE为26.72～28.59，平均27.38；(La/Yb)N为9.98～11.26，平均10.67；δEu值为0.77～0.83，平均0.79，表明Eu呈弱的负异常。稀土配分趋势呈右倾且倾斜趋势逐渐减缓，表明轻稀土富集，重稀土亏损，轻、重稀土相比，轻稀土之间分馏明显，重稀土之间分馏相对不明显(图 5a)。强、弱蚀变岩石的轻稀土元素分馏及富集程度大致相近，而弱蚀变岩石的重稀土元素略低于强蚀变岩含量(图 5a)。

3.1.3微量元素

图5 水口山Pb―Zn矿区花岗闪长岩稀土元素球粒陨石标准化图(a)和微量元素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. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and Mantle-normalized spidergrams (b) of the granodiorte in the Shuikoushan Pb—Zn deposit. The chondrite values are from Sun and McDonough (1989) and the primitive mantle values are from McDonough and Sun (1995)

图6 水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩锆石CL图像Fig. 6 Cathodeluminscence images of zircons for the granodiorite from the Shuikoushan Pb—Zn deposit (circles showing the spots of determination; black bars showing the scale of 100 μm)

微量元素分析结果列于表 1。在原始地幔标准化蜘蛛网图上，花岗闪长岩全岩的大离子亲石元素(Rb、Th、U、La)和Pb等相对富集；高场强元素(Nb、Ta、Ti、P、Ce)和Ba、Sr等元素相对亏损(图 5b)。强、弱蚀变花岗闪长岩对比显示，微量元素原始地幔标准化蜘蛛网图型大致相似，但亏损程度略有所差别，说明蚀变对微量元素有所影响。Nb、Ta元素亏损，类似于岛弧特征的钾质岩石，但有别于桂东南钾玄质岩石的无明显Nb、Ta亏损特征(李献华等，1999；王岳军等，2001)；Ba、Sr元素亏损则可能与斜长石分异结晶作用有关；而P、Ti元素亏损可能与磷灰石、钛铁矿的分离结晶作用有关。

4 锆石U-Pb定年和Hf同位素分析

4.1 锆石U-Pb定年

锆石呈无色至浅黄色，柱状或长柱状锥形，晶体自形程度良好，长轴为100～300μm，长短轴之比为1∶1～3∶1(图 6)，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值为0.50～1.03，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(Crofu et al., 2003; 吴元保和郑永飞，2004)。20 个分析点投影均位于U-Pb谐和线上，产生的谐和年龄介于153 ± 2～158 ± 2Ma之间，206Pb/238U加权平均年龄为156.0 ± 1.0Ma(MSWD = 0.33，2σ，N= 20)，说明年龄精确可靠(图 7)，代表了岩浆的结晶年龄，属于燕山早期岩浆活动的产物。

图7 水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 7 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram (a) and weighted average diagram (b) of the magmatic zircon grains from the Shuikoushan Pb—Zn deposit

图8 水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩原位锆石 εHf(t)与年龄(Ma)关系图(湘南地区花岗岩资料引自周新民，2006)Fig. 8 Diagram of εHf(t)vs. age (Ma) for in situ zircon grains from the Shuikoushan Pb—Zn deposit(Datas of granite in Southern Huunan Province are from Zhou Xinming, 2006)

4.2 锆石原位Hf同位素

锆石极强的稳定性使其Hf同位素组成比较稳定，较少受到后期地质事件的影响，不像铅同位素易受到铅丢失的影响，而极低的Lu含量有利于获得锆石形成时的准确同位素组成，所以，目前锆石Hf同位素示踪已成为探讨地壳演化和示踪岩石源区的有效手段(Griffin et al., 2002; 吴福元等，2007；董春艳等，2009；王彦斌等，2010；刘亮等，2011；黄道袤等，2012；全铁军等，2012;梁清玲等，2013；卢仁等，2013；林彬等，2014; 李岩等，2014)。在锆石U-Pb测年相同位置上，测定的原位Hf同位素结果列于表 3，176Lu的衰变常数采用1.865×10-11a-1公式计算(Scherer et al., 2001)。由表可见锆石的n(176Yb)/n(177Hf)和n(176Lu)/n(177Hf)值分别为0.024749～0.049484和0.001007～0.001819(除19号样品0.002140外)。锆石的n(176Lu)/n(177Hf)值均小于0.002，表明锆石形成后放射性成因Hf积累较少，可以很好地反映锆石形成时岩浆的Hf同位素组成特征(吴福元等，2007; Zhu Dicheng 等，2009)。依据侵位年龄(t= 156 Ma)计算，获得[n(176Hf)/n(177Hf)]i为0.282372～0.282428，Hf同位素初始比值εHf(t)为-10.80～-8.71，平均-9.71；采用平均地壳n(176Lu)/n(177Hf)值计算(Griffin et al., 2002)，获得Hf同位素二阶段模式年龄TCDM为1.75～1.88Ga，平均1.82 Ga。

5 讨论

5.1 岩石成因

由表 1可见，与水口山Pb—Zn矿床有关的花岗闪长岩具有富钾、富碱，富集轻稀土元素、大离子亲石元素(Rb、Th、U、La)和Pb，亏损重稀土元素、高场强元素(Nb、Ta、Ti)和Ba、Sr元素等特征，属于钾玄质亚碱性花岗闪长岩。锆石U-Pb年龄为156.0 ± 1.0Ma(MSWD = 0.33，2σ，N= 20)，属于燕山早期产物；锆石原位Hf同位素初始比值εHf(t)为-10.80～-8.71，平均-9.71；二阶段模式年龄TCDM为1.75～1.88Ga，平均1.82Ga，指示花岗闪长岩的岩浆源区主要来自古元古界地壳物质。在锆石εHf(t)与年龄(Ma)关系图上(图 8)，投影点位于下地壳演化线或其附近，由此指示花岗闪长岩的岩浆源区主要来自下地壳物质。以上研究结果与湘南地区燕山早期花岗岩锆石U-Pb年龄(155～165Ma)(李红艳，1996；毛景文等，2004，2009；徐文炘等，2002；付建明等，2004；姚军明等，2005；李华芹等，2006；路远发等，2006；章荣清等，2010；郑佳浩和郭春丽，2012)，以及锆石原位Hf同位素示踪结果相一致(主要集中于εHf(t) = -15.00～-0.60，TCDM= 1.07～1.88 Ga区间；如章荣清等，2010；甄世民等，2012；全铁军等，2012等)；Hf同位素示踪结果也与湘南地区燕山早期花岗岩全岩Sr—Nd同位素示踪结果相一致(周新民，2006)，证明水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩的成岩物质与湘南地区燕山早期花岗岩一样，都来自于元古宇组成的地壳。Ba、Sr、Ti和P等元素亏损，说明水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩浆演化成岩过程曾经历分离结晶作用。150～170Ma，古太平洋板块对欧亚大陆板块中国南部的消减，使得湘南乃至整个华南地区岩石圈处于全面的拉张—减薄环境。消减板片逐渐发生脱水或熔融作用，致上覆地幔楔湿熔融形成大量玄武岩浆，上涌底侵于下地壳底部，引发了大规模的地壳熔融，熔融形成的花岗质岩浆沿深大断裂上侵，形成了华南地区广泛分布的燕山早期花岗岩(华仁民等，1999，2003，2005；毛景文等，1999，2004，2009；Wang Yuejun 等，2002；朱金初等，2003；付建明等，2004)。水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩就形成于这种环境下。

表3 水口山Pb—Zn矿区花岗闪长岩锆石Hf同位素分析结果表Table 3 Hf isotope data of zircons for the granodiorite from the Shuikoushan Pb—Zn deposit

注：表中各参数的计算公式及常数的来源参见王彦斌等，2010或李岩等，2014。

5.2 岩浆作用与成矿关系

水口山Pb—Zn矿床与矿区花岗闪长岩在空间上紧密共生，伴有相关的成矿热液蚀变和矿化。矿石铅同位素分析结果与矿区内花岗闪长岩全岩及单矿物长石铅同位素大致相近(金荣龙，1986；路睿等，2013)，表明成矿与成岩物质来源相似。喻亨祥和刘家远(1997b)研究认为，水口山Pb—Zn矿床的成矿年龄约150Ma，与湘南地区主要成矿年龄150～160Ma 相吻合，进一步印证湘南地区燕山早期的岩浆活动大多伴生有同时代的金属矿床，(李红艳等，1996；路远发等，2006；姚军明等，2006，2007；马丽艳等，2007；蔡明海等，2008)。对比湘南地区花岗岩及相关矿床的研究成果，水口山Pb—Zn矿床及相关的花岗闪长岩应同属于湘南乃至中国东部燕山期大规模岩浆活动高峰期产物(华仁民等，1999，2003，2005；毛景文等，1999，2004，2009)，表明水口山Pb—Zn矿区花岗闪长质岩浆结晶晚阶段，富含Pb、Zn、Cu、Au等金属元素的成矿热液流体，在构造减压降温和大气降水的注入环境下，使的流体中的成矿物质在适宜的构造部位富集沉淀成矿，成矿物质主要来自地壳。