江西上饶梨子坑火山盆地潜火山岩地球化学特征、锆石U-Pb年龄及其与铅锌矿成矿关系

徐庆胜，魏英文，黄安杰，罗平, 吴才来 ，赵红松，狄永军

1) 江西省地质矿产勘查开发局赣东北大队，江西上饶， 334000； 2) 中国地质科学院地质研究所，北京，100037； 3) 国土资源部大陆构造与动力学国家重点实验室，北京，100037 4)地质过程与矿产资源国家重点实验室；中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京, 100083

内容提要：本文研究了上饶梨子坑火山盆地分布最广的潜火山岩—花岗斑岩和流纹斑岩岩石学、岩石地球化学、稀土微量元素地球化学特征，并开展了锆石U-Pb定年。结果表明，周家矿区花岗斑岩体年龄为 164.6±1.0 Ma，相当于晚侏罗世；蔡家坪和橙树坪矿区流纹斑岩的年龄分别为 137.0±2.1 Ma、 138.8±1.4 Ma，为早白垩世。结合区内潜火山岩的特征及其与铅锌矿在赋存空间、成矿时代、热液蚀变、物质来源等方面的关系，认为梨子坑火山盆地内的晚侏罗世—早白垩世的花岗斑岩和流纹斑岩是本区铅锌矿最重要的成矿母岩和赋矿岩体，这为本区今后的找矿指明了方向。

梨子坑火山盆地位于江西省东北部上饶县境内，是武夷成矿带东部重要的火山岩盆地之一。区内岩性组合复杂，不仅有化学性质较为活跃的含钙砂岩，还有大量的中酸性火山碎屑岩，也有成分较为稳定、能够作为气液屏蔽的砂泥质岩石；诸多岩性的组合为本区成矿奠定了良好的围岩基础。此外，该区地质构造复杂，不仅有区域性断裂带从盆地西缘通过，还发育北东向和北西向断裂。不同时期、不同方向的断裂构成了本区错综复杂的断裂网络，加之时间跨度长，活动性质多样，为本区成矿奠定了重要的构造基础(杨明桂和王昆，1994)。更为重要的是，本区岩浆活动非常强烈，从巨型岩基到小型岩脉，从深成岩体到喷出岩流，从基性岩到中酸性岩均有发育。尤其是燕山期，本区形成了大面积分布的火山岩和潜火山岩，既是重要的成矿物质来源，也是重要的成矿热液媒介和动力来源。由此引导的矿化和蚀变也非常强烈，不仅矿化元素多，矿种丰富，还具有一定的分带特征，使本区成为武夷东段重要的铜、铅、锌、钨、钼、多金属矿集区(舒良树等，2008；王明义，1995；吴淦国等，2004)。然而，以前的研究工作主要以区域地质调查为主，对该火山盆地潜火山岩尚未做过专门的研究，尤其是潜火山岩与铅锌矿化关系的研究涉及更少。因此，本文以盆地内的潜火山岩为研究对象，通过潜火山岩的岩石学、地球化学及锆石U-Pb定年研究，探讨潜火山岩与铅锌矿床(化)的关系，为区内今后找矿提供理论依据，这不仅具有重要的科学意义，而且具有重要的现实意义。

1 潜火山岩产出的地质背景

梨子坑火山盆地处于扬子板块与华夏板块拼接带南侧，华夏板块北缘的武夷隆起区(图1)，我国19个重要成矿区带之一的武夷山成矿带北部。

图1 上饶梨子坑火山盆地大地构造位置示意图(据 毛景文，2011)Fig. 1 Tectonic schematic diagram of Lizikeng Volcanic Basin, in Shangrao, Jiangxi ① 月凤山火山盆地; ② 黄岗山火山盆地; ③ 梨子坑火山盆地; ④ 仙霞岭火山盆地 ① Yuefengshan volcanic basin; ② Huanggangshan volcanic rock; ③ Lizikeng volcanic basin; ④Xianxialing volcanic basin

武夷隆起区为加里东期褶皱造山带，印支期—燕山期转为陆内造山，因此，武夷地区是一个多期次复合造山带。区内主要构造是北北东向展布的花岗岩—构造隆起带和一系列规模巨大的断裂带，它们主要形成于印支期—燕山早期陆内造山阶段，后经燕山晚期伸展作用的改造形成现今的盆岭构造格局。区内燕山中—晚期岩浆活动频繁而强烈，形成以酸性、中酸性侵入岩为主，少量中基性、基性岩石。侵入岩呈岩基、岩株、岩瘤状产出。伴随岩浆侵入而形成的火山活动则以中生代最为强烈。区内中生代火山活动以白垩纪为主，其中又以早白垩世最为强烈，分为打鼓顶、鹅湖岭、石溪和茅店等四个火山喷发旋回，梨子坑火山盆地的火山岩主要发育于鹅湖岭旋回。鹅湖岭火山喷发旋回总体以酸性—中酸性火山碎屑岩为主，夹沉积碎屑岩，局部地段夹酸性、中酸性熔岩，其中又可分为三个喷发—沉积亚旋回。第一喷发亚旋回：以正常沉积碎屑岩—沉积火山碎屑岩—酸性熔结火山碎屑岩组合为特征，一般可分为3～4个沉积喷发韵律。其空间变化由西向东岩相由简单到复杂，火山堆积物亦相应从薄变厚。第二喷发亚旋回：喷发韵律比较清楚，一般可分为三个沉积—喷发韵律，火山岩以粗粒—细粒级正常沉积碎屑岩—沉积火山碎屑岩—酸性熔结碎屑岩组合为特征。第三喷发亚旋回多数地段同样可划分为三个沉积—喷发韵律，每一喷发韵律由沉积碎屑岩—火山凝灰岩—酸性熔结凝灰岩组成。

2 潜火山岩岩石学特征

梨子坑火山盆地分布的潜火山岩有花岗斑岩、流纹斑岩、碎斑花岗斑岩、长石斑岩、二长花岗岩等，其中分布最多的潜火山岩为花岗斑岩和流纹斑岩两种。花岗斑岩主要分布于梨子坑火山盆地西缘靠南一侧，规模相对较大，长达上千米，最宽达二百米，以北西走向为主。流纹斑岩主要分布于梨子坑火山盆地西缘靠北一侧，多呈岩墙、岩脉、岩床状侵位于侏罗系下统水北组和中统漳平组中。长一般数十米至近千米，宽一般数米至百余米。走向主要为北西向和北西西向，岩床顺岩层产出，倾角平缓(10°～30°)，岩墙、岩脉倾角较陡(50°～80°)。

花岗斑岩：据周家矿区ZK5钻孔所采集的样品ZK5-b1(孔深为234m，以下相同)、b2(236.7m)、b3(241.5m)、b5(243.2m)薄片鉴定结果：岩石呈斑状结构，块状构造。斑晶主要由石英、碱性长石、斜长石和黑云母组成。石英斑晶，无色透明，表面有裂纹，多具熔蚀结构，含量15%，粒径0.32mm×0.3mm～2.75mm×3.1mm；碱性长石斑晶为长板状，表面泥化，部分绿泥石化或绢云母化，正交偏光下见卡斯巴双晶，含量7%～15%，粒径0.33mm×0.56mm～2.3mm×2.4mm；斜长石斑晶为板状，正交偏光下见聚片双晶，含量3%～7%，粒径0.21mm×0.46mm～1.67mm×0.84mm；黑云母斑晶为片状，部分绿泥石化，含量3%。基质显晶质结构，与斑晶成分相同，含量59%～67%，具绢云母化，少量碳酸盐化。金属矿物主要为黄铁矿和闪锌矿。黄铁矿呈浅黄色，表面麻点状，含量约1%；闪锌矿单偏光下半透明，反射光下灰色略带棕色，含量约1%。

流纹斑岩：据蔡家坪矿区ZK001-3(机台边)、ZK003-23(326.09m)、ZK004-03(470m)钻孔和橙树坪矿区ZK302-b5(52.72m)、b6(59.07m)、N1(90.62m)、N3(114.20m)、b14(145.79m)和b15(149.74m)样品薄片鉴定结果：岩石具有斑状结构，块状构造。斑晶含量5%～10%，成分主要为石英和长石，石英斑晶多呈熔蚀状，粒径0.5～1mm，边缘熔蚀强烈，熔蚀范围较宽，可能经过多次熔蚀形成；长石斑晶大多数发生泥化、绢云母化和绿泥石化。基质成分为长英质，霏细结构，大多数由脱玻化的球粒组成，隐约可见放射状，球粒中黑色矿物可能为泥化的长石或暗色矿物，已蚀变，无法区分，部分球粒中可见棱角状的石英碎屑；基质含量80%～90%。常见有金属矿物与蚀变矿物共存，主要金属矿物有方铅矿、闪锌矿、黄铁矿等，含量0～10%。流纹斑岩脉边部均发育有数十厘米至数米宽的球粒流纹岩，具明显假流动构造，球粒由放射状碱性长石组成。

3 分析方法

3.1 岩石化学全分析

选择上饶梨子坑火山盆地周家矿区ZK5孔5个花岗斑岩样品和橙树坪矿区ZK302孔6个流纹斑岩样品进行全岩化学分析，结果见 表1。测试单位为中国地质科学院物化探研究所，测试仪器为X射线荧光光谱仪，仪器型号为帕纳克公司 PW4400。

3.2 锆石U-Pb定年

挑选锆石进行人工重砂鉴定，根据岩石中锆石的粒度，将样品粉碎至相应大小(约80～100目)，然后人工淘洗，把富集锆石的重矿物组分进行电磁选分离，进行人工重砂鉴定并挑选锆石。被测锆石与锆石标样(TEM)一起制靶，然后进行光学照像、阴极发光和电子背散射图像分析，最后镀金。锆石SHRIMP U-Pb分析在北京离子探针中心完成，实验方法见宋彪等(2002)；LA-ICP-MS U-Pb分析在天津地质矿产研究所同位素实验室完成。分析中应用澳大利亚国立大学地学院标准锆石SL13 (572 Ma) 标定TEM标准锆石和样品的U、Th及Pb含量，应用TEM (417 Ma)进行元素间分馏校正( Williams, 1998)。数据处理使用美国Berkeley地质年代学中心Kenneth R. Ludwig编制的计算程序(Ludwig, 2001, 2003)。应用实测204Pb校正普通铅，测试数据的误差均为1σ，样品最终的206Pb/238U年龄的加权平均值误差为2σ。

4 结果

4.1 潜火山岩地球化学

4.1.1主量元素特征

从 表1和TAS分类图(图2)可以看出，本区花岗斑岩的SiO2含量78.51%～81.78%，Al2O3含量10.81%～12.41%，K2O含量0.17%～0.42%，Na2O含量5.38%～6.86%，K2O/Na2O值0.02～0.08。从里特曼指数σ(0.86～1.39)可知花岗斑岩属亚碱性系列，固结指数SI[(MgO(100)/(MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O)]介于1.23～2.05之间，平均为1.51，表明岩浆发生过强烈的结晶分异作用。花岗斑岩的A/CNK值为0.98～1.17，表明岩石为准铝质到过铝质(表1)。

本区流纹斑岩的SiO2含量70.92%～79.90%(表1)，平均为75.61%；Al2O3含量11.44%～13.75%，平均为12.85%；全碱含量(Na2O+K2O)为3.91%～9.55%，平均为6.76%，Na2O 1.22%～6.50%，K2O 0.17%～4.17%，周家矿区花岗斑岩的Na2O大于K2O，Na2O/K2O比值为12.81～40.35，而橙树坪矿区流纹斑岩的多数样品Na2O小于K2O，Na2O/K2O比值范围为0.45～18.75。在硅—碱图(图2)中，样品落入流纹岩区，A/CNK值0.75～1.63，平均为1.22，大部分样品A/CNK大于1.00，仅有1件样品A/CNK<1.00，说明本区流纹斑岩为强过铝质。

表1 上饶梨子坑火山盆地潜火山岩化学成分Table 1 Chemical composition of subvolcanic rocks from the Lizikeng Volcanic Basin in Shangrao, Jiangxi

通过计算得出6件流纹斑岩样品的里特曼组合指数均小于3.3(表2)，范围在0.41～3.24之间变化，平均值为1.59。根据里特曼碱度类型划分标准，区内的流纹斑岩为钙碱性系列；因样品中SiO2含量均>70%，当SiO2在<42%或>70%时，σ值误差较大，其碱度不仅与SiO2和全碱有关，而且与Al2O3和CaO也有关。故引用莱特碱度率(AR) 指数来描述岩石的碱性程度，在SiO2相同条件下，AR值越大，则表示岩石越偏碱性。经过计算所有样品AR值在1.90～4.99之间变化，碱度率平均值为3.16。

表2 上饶梨子坑火山盆地橙树坪矿区流纹斑岩岩石化学特征参数Table 2 Geochemical parameters of the rhyolite-porphyry from Chengshuping ore area, Lizikeng Volcanic Basin in Shangrao, Jiangxi

注：原始氧化物数据剔除H2O、CO2和烧失量后，再重新计算到100%的数据，再进行各参数计算。

图2 上饶梨子坑火山盆地潜火山岩TAS分类图解Fig. 2 TAS diagram of subvolcanic rocks from the Lizikeng Volcanic Basin, Shangrao 1—霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩; 2—副长深成岩; 3—似长石正长岩; 4—似长石辉长岩; 5—似长石二长闪长岩; 6—似长石二长正长岩; 7—正长岩; 8—二长辉长岩; 9—二长闪长岩; 10—二长岩; 11—石英二长岩; 12—橄榄辉长岩; 13—碱性辉长岩; 14—非碱性辉长岩; 15—辉长闪长岩; 16—闪长岩; 17—花岗闪长岩; 18—花岗岩; 19—硅英岩

表2计算得出流纹斑岩的分异指数DI为82.30～95.63，平均为89.58，固结指数SI 1.26～4.20，平均为2.23，表明本区岩浆的酸性程度很高。长英指数FL 73.19～98.17，平均值为86.37。镁铁指数MF 83.31～94.69，平均值为90.08， FL和MF均较大，结合镜下观察，岩石中斑晶较少的特点，说明流纹斑岩的岩浆分离结晶作用程度不高，FL值和MF值偏大的原因是由岩浆源区的长石残留所引起。

4.1.2稀土元素特征

本区花岗斑岩的稀土元素含量中等，∑REE=125.05×10-6～ 136.21×10-6(平均131.1×10-6)(表1)；∑LREE/(∑HREE+Y)=1.09～1.29，平均值为1.21；(La/Yb)N=2.23～2.63，平均值2.46，轻重稀土分馏不明显；其(La/Sm)N=1.71～1.85；(Gd/Yb)N介于1.03～1.1，反映轻重稀土内部分馏不明显；Eu强烈亏损(δEu=0.09～0.14)，表明源区有斜长石残留。稀土球粒陨石标准化模式图(图3a)表明，LREE呈平缓的右倾趋势，强烈的负Eu异常和平缓的HREE曲线，使稀土元素配分曲线(图3a)呈明显的海鸥“V”型。

图3上饶梨子坑火山盆地周家矿区花岗斑岩(a) 和橙树坪矿区流纹斑岩(b)稀土元素球粒陨石 标准化配分曲线(球粒陨石标准化值来自 Sun and McDonough ,1989)Fig. 3 Chondrite-normalized rare earth element (REE) distribution patterns for the granite-porphyry from Zhoujia ore area (a) and Chengshuping ore area (b), Lizikeng Volcanic Basin in Shangrao, Jiangxi(Normalizing values are from Sun and McDonough, 1989)

流纹斑岩的稀土总量(ΣREE)变化较大, 76.28×10-6～222.54×10-6，平均值为128.61×10-6。其中，轻稀土总量(ΣLREE)61.28×10-6～205.81×10-6，重稀土总量(ΣHREE)14.60×10-6～17.45×10-6，ΣLREE/ΣHREE值为4.08～12.30，平均值为6.92，表明随着岩浆的演化，ΣLREE在岩浆作用晚期富集，ΣHREE亏损，反映轻、重稀土分异较明显。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(图3b)具有明显的右倾“V”型，Eu具有中等的负异常。

4.1.3微量元素特征

周家矿区花岗斑岩微量元素蛛网图上( 图4a)，不相容性元素Cs、Rb、Th、U和Pb显示清晰的正异常，而Ba、Nb、Ta、Sr和Ti则显示清晰的负异常，暗示其起源于地壳岩石。Rb相对于Ba富集，指示源区有钾长石残余(表1)。Sr亏损指示的是源区有斜长石残余，表明花岗斑岩主要是壳源物质部分熔融的产物。同时Eu、Ti的亏损可能反映了源区有斜长石残余和钛铁矿的分离结晶。从 表1和 图4b可以看出，橙树坪矿区流纹斑岩亏损P、Ti，但Pb富集，尤其样品ZK302-b5，Pb的富集度相当高，预示该样品已经有Pb矿化迹象。此外，样品ZK302-b6出现K亏损，其原因可能为该样品有一定程度的蚀变，造成K的流失。大部分样品显示出富集Th、U、K、Pb等，亏损高场强元素(HFSE)Nb、P、Ti等，说明该区流纹斑岩的源区岩石部分熔融程度不高，源区可能有钾长石的残留。

图4上饶梨子坑火山盆地周家矿区花岗斑岩(a)和橙树坪矿区流纹斑岩(b)微量元素蛛网图 (原始地幔标准化值来自 Sun and McDonough,1989)Fig. 4 Primitive mantle-normalized trace-element spider diagrams of the granite-porphyry from Zhoujia ore area (a) and Chengshuping ore area (b), Lizikeng Volcanic Basin in Shangrao, Jiangxi. (Normalizing values are from Sun and McDonough,1989

4.2 潜火山岩锆石U-Pb定年

研究表明，梨子坑火山盆地潜火山岩中与铅锌矿关系较为密切的岩性为花岗斑岩和流纹斑岩，故对这两种岩石分别进行了锆石SHRIMP、LA-ICP-MS U-Pb定年，结果列于表3、4、5。

4.2.1花岗斑岩

选择周家矿区ZK5钻孔中的花岗斑岩样品(ZK5-b5)，挑选其中锆石，采用LA-ICP-MS(激光探针等离子质谱)锆石U-Pb法进行定年。样品中的锆石为透明的自形晶体，主要为柱状、短柱状，无包裹体，CL图像显示出明显的环带结构，为典型的岩浆锆石。因此，此次测试所得到的锆石结晶年龄可以代表本区花岗斑岩的成岩年龄。共测试了24颗锆石，206Pb/238U表面年龄在160Ma左右～169Ma左右之间，变化范围很小(表3)，用206Pb/238U比值年龄进行加权平均，得出平均年龄为164.6±1.0Ma(MSWD=3.1)(图5a)，说明周家矿区花岗斑岩体侵位时间相当于晚侏罗世。

表3 周家矿区花岗斑岩中锆石LA-MC-ICPMS U-Pb分析结果Table 3 Zircon LA-MC-ICPMS U-Pb isotopic data for the granite-porphyry from Zhoujia ore area, Lizikeng Volcanic Basin in Shangrao, Jiangxi

注：样品为花岗斑岩，样品号ZK5-b5。n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄为164.6±1.0Ma，MSWD=3.1，probability =0.000。

图5 上饶梨子坑火山盆地潜火山岩锆石U-Pb定年谐和图: (a) 周家矿区花岗斑岩(ZK5-b5)LA-ICP MS定年; (b) 蔡家坪流纹斑岩SHRIMP锆石U-Pb定年; (c) 橙树坪流纹岩锆石(ZK302-N3)LA-ICP MS定年Fig. 5 Zircon 207Pb/235U—206Pb/238U Concordia diagram for the Subvolcanic Rocks from Lizikeng Volcanic Basin in Shangrao, Jiangxi (a) Zircon LA-ICP MS dating of the granite porphyry from Zhoujia ore area (Zk5-b5); (b)—Zircon SHRIMP dating of the rhyolite-porphyry from Caijiaping ore area; (c) Zircon LA-ICP MS dating of the rhyolite-porphyry (sample ZK302-N3) from Chengshuping ore area

4.2.2流纹斑岩

样品采自蔡家坪流纹斑岩体南东界TC5探槽。样品中的锆石主要为粉黄色，自形柱状、短柱状，伸长系数为1.6～3.6，粒径0.02～0.18mm，透明，弱金刚光泽，裂纹发育，易碎。CL图像显示了清晰的韵律环带，未见增生面、生长间断面，也未见继承性锆石，说明锆石为流纹斑岩岩浆中结晶形成。SHRIMP测定结果表明(表4)，锆石的Th/U比值0.53～2.02之间，属于典型的岩浆岩锆石；206Pb/238U年龄变化在133Ma～148Ma之间，分布集中。15个测点谐和曲线年龄为137±2.1Ma(MSWD=2.80)(图5b)，表明蔡家坪流纹斑岩的成岩时代为早白垩世。

橙树坪矿区的锆石样品选自ZK302钻孔114.20米处的灰—灰黑色流纹斑岩。锆石为透明的自形晶体，主要为柱状、短柱状，无包裹体，CL图像显示出明显的环带结构，为典型的岩浆锆石。共测试29个锆石颗粒，其中有效颗粒数为24粒(表5)。由 表5可知，锆石的Th/U比值变化较大，最大者可达2.42，最小的为0.52，但均大于0.10，指示锆石为岩浆成因。由于放射性成因207Pb在显生宙年龄锆石中积累的量很少，在分析中就容易产生较大的误差。因此，在计算年轻的显生宙年龄锆石的年龄时，不使用207Pb/206Pb年龄而用206Pb/238U年龄， 表5中采用206Pb/238U加权平均年龄。24个测点的206Pb/238U表面年龄在115.8±1.6～150.2±3.5 Ma之间，测点比值均在谐和线附近(图5c)。用206Pb/238U比值年龄进行加权平均，得出年龄为138.8±1.4Ma(MSWD=3.1)(图5c)。该年龄可解释为锆石结晶年龄，说明流纹斑岩的形成时代属早白垩世。

5 讨论

5.1 潜火山岩与铅锌矿化的空间关系

梨子坑火山盆地与铅锌矿化有关的潜火山岩主要为花岗斑岩和流纹斑岩。铅锌矿化一般产于斑岩体(花岗斑岩和流纹斑岩)接触带150m 范围内，有的分布于斑岩体内，如周家矿区高洲区段V5-2～V5-4矿体(图6)；有的分布于斑岩体接触带，如周家矿区V1矿体(图6)，橙树坪矿区M1-1矿体，蔡家坪矿区M6-1等，以内接触带为主；有的产于斑岩体上盘围岩的顺层破碎带中，如周家矿区V4、V5-1矿体，距接触带10～150m；有的产于斑岩体下盘围岩的顺层破碎带中，如黄柏坑矿区V11～14矿体分布在流纹斑岩体下盘接触带100m以内；有的产于斑岩体两侧围岩的顺层破碎带中，如蔡家坪矿区M3-2矿体分布于斑岩体接触带两侧顺层破碎带60m范围内；有的产于斑岩体顶部前锋的围岩顺层或穿层破碎带中，倾角较陡，如蔡家坪矿区M12-1和M13-1矿体，焦塘矿区主矿带斜深250 m以内未见到斑岩体，但在480 m深处揭露到了流纹斑岩脉及斑岩脉型矿体。可见，区内所有的铅锌矿体与潜火山岩体形影相随，反映了两者之间的密切成因联系。

5.2 潜火山岩与铅锌矿化的时间关系

潜火山岩锆石U-Pb定年结果表明，蔡家坪—橙树坪矿区成矿流纹斑岩的时代为138.8±1.4Ma～137±2.1Ma；蔡家坪矿区穿切流纹斑岩和铅锌矿体的北北东向断裂中的长英质脉体的钾长石40Ar /39Ar年龄为120±4 Ma(代堰锫等，2010)；因此，本区铅锌矿成矿时代应早于120Ma。从区域上看，与本区属同一火山岩带的冷水坑铅锌矿床成矿岩体钾质粗面斑岩的锆石SHRIMP年龄值为138.3±1.4Ma(狄永军，2013)，该矿床闪锌矿Rb-Sr年龄135.4±4.4 Ma与136.0 Ma(王登红等，2010)；与本区处于同一火山岩构造亚带的金竹坪铅锌矿区辉钼矿Re-Os年龄为135.5±5.7Ma(张家菁等，2009)。因此，可以推断本区与流纹斑岩有关的铅锌矿床成矿年龄在135Ma左右，属早白垩世早期。

本次获得周家矿区成矿花岗斑岩的时代为165±1Ma，与本区属同一火山岩带的冷水坑铅锌银矿床曾获得的成岩年龄值(162.4±2.2Ma，花岗斑岩，锆石SHRIMP U-Pb法)和成矿年龄值(162.8±1.6Ma，蚀变矿物绢云母40Ar/39Ar法)(孟祥金等，2007；2009)相似；但冷水坑矿田同期年龄值尚存疑议，本次测定结果却能给该期成岩年龄值以支持，说明本区应存在晚侏罗世成矿作用。

表4 蔡家坪矿区流纹斑岩锆石SHRIMP U-Pb测年结果表Table 4 Zircon SHRIMP U-Pb isotopic data for the rhyolite-porphyry from Caijiaping ore area, Lizikeng Volcanic Basin in Shangrao, Jiangxi

注：表中测点编号前面省略了“W07018-”。

由上可见，本区成矿作用主要为两期，一期发生于晚侏罗世(燕山中期早阶段)，成矿潜火山岩为花岗斑岩；另一期成矿作用发生于早白垩世早期(燕山中期晚阶段)，同期火山活动形成打鼓顶组和鹅湖岭组火山岩，成矿潜火山岩为流纹斑岩。一般来说，成矿作用发生于对应的潜火山岩浆活动期后的热液活动期，略晚于潜火山斑岩成岩时代。从总体上看，梨子坑火山盆地两期与潜火山岩浆活动相关的成矿作用时代与华南地区的成矿时代十分吻合，如华南的湘南地区香花岭锡多金属矿(Yuan et al., 2007, 2008)、芙蓉锡矿(Mao et al., 2004；彭建堂等，2007；Yuan et al., 2011)、新田岭钨矿(朱金初等， 2003， 2005， 2009; 付建明等，2004; 赵葵东等，2006；袁顺达等，2012a)、红旗岭锡矿(袁顺达等，2012b)等均形成于中—晚侏罗世。

5.3 潜火山热液蚀变作用与铅锌矿化关系

梨子坑火山盆地与成矿花岗斑岩、流纹斑岩有关的热液蚀变类型及特征基本相同，以硅化、绿泥石化、泥化、绢云母化为主，还可见到萤石化和碳酸盐化等，其中绿泥石化和硅化与成矿的关系最为密切(王明义，1995)。绿泥石化主要发育于各类岩石的裂隙中，多为脉状绿泥石充填在其它矿物或岩屑的间隙中，有的矿物(如黑云母)整体被绿泥石交代，一些细粒的基质也发生了绿泥石化。硅化多出现在杂砂岩和流纹斑岩中，多以石英细脉出现。绢云母化主要发育于砂岩中，多以细脉状出现，与硅化伴生，绿帘石化不普遍，碳酸盐化主要为后期充填形成的方解石脉。

从围岩的结构和蚀变关系看，围岩蚀变的次序大致为绢云母化、萤石化→硅化→绿泥石化→碳酸盐化，主要的划分依据有：① 绢云母化在杂砂岩中表现的比较明显，在流纹斑岩中见到早期的绢云母化被硅化充填交代的现象；② 绿泥石化细脉充填于萤石的裂隙中，说明萤石化是较早期蚀变，可能与绢云母化同时；③ 硅化主要发育在杂砂岩和流纹斑岩中，在镜下可见新鲜的硅化条带穿过绢云母化带，可见其形成时间要晚于绢云母化；④ 绿泥石化在各个层位均有出现，并且围岩中的大部分矿物(长石、云母及细小颗粒的基质等)都发生了不同程度的绿泥石化，绿泥石呈细脉充填于绢云母细脉的裂隙中，其形成时间晚于绢云母化；⑤ 碳酸盐化最晚，围岩中见到很新鲜的方解石脉充填在裂隙中，方解石脉切割了绿泥石化脉等。

表5橙树坪矿区ZK302孔流纹斑岩中LA-MC-ICPMS锆石U-Pb分析结果Table 5 Zircon LA-MC-ICPMS U-Pb isotopic data for the rhyolite-porphyry from the drill hole ZK302 from Chengshuping ore area, Lizikeng Volcanic Basin in Shangrao, Jiangxi

注：样品为流纹斑岩，样品号ZK302-N3，n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄为138.8 ± 1.4Ma，MSWD = 3.1，probability = 0.000。

图6 潜火岩与铅锌矿化关系地质示意图Fig. 6 Geological sketch map of relationship between subvolcanic rocks and Pb—Zn mineralization Q—第四系; K1e1—下白垩统鹅湖岭组下段; J1s2—下侏罗统水北组上段; J1s1—下侏罗统水北组下段; ηγK1—早白垩世微细粒多斑黑云二长花岗岩; γπJ3—晚侏罗世花岗斑岩 Q—Quaternary; K1e1—the Lower Member of Ehuling Formation, Lower Cretaceous; J1s2—the Upper Member of Ehuling Formation, Lower Cretaceous; J1s1—the Lower Member of Shuibei Formation, Lower Jurassic; ηγK1—Early Cretaceous fine-grained porphyritic biotite monzogranite; γπJ3— Late Jurassic granite porphyry

蚀变与矿化在时间和空间上密切相关，蚀变强度与矿化强度呈正相关，在岩性界面附近及围岩裂隙中蚀变和矿化均很强烈。围岩蚀变以绿泥石化和硅化为主，相应的矿化与绿泥石化和硅化密切相关。在岩性变化的界面附近，绿泥石化和硅化均很发育，薄片中可见有条带状的绿泥石和硅质条带，在绿泥石条带和硅质条带中可见有很强的金属矿化分布，矿石矿物含量也很高。在大的围岩裂隙中绿泥石化较为发育，可见绿泥石沿裂隙分布，在蚀变强烈的地带可见有金属矿物出现，金属矿物也沿蚀变裂隙分布。以上特征表明，围岩蚀变是矿化的基础，没有蚀变就没有矿化。蚀变在时间上早于矿化或与其同时发生，蚀变范围在空间上要大于矿化范围。

5.4 潜火山岩与铅锌成矿物质的关系

据绿泥石温度计、Cd元素地质温度计、硫同位素温度计计算，本区热液成矿温度在292.3～490.6℃之间(未出版资料)，属中高温黄铁矿—闪锌矿阶段的成矿温度。结合野外观察与镜下分析，初步将本区成矿过程划分为沉积成矿期、岩浆热液期与表生期，岩浆热液期又包括中高温黄铁矿—闪锌矿阶段、中低温石英—硫化物阶段以及碳酸盐阶段。中低温石英—硫化物阶段属主成矿阶段，主要矿石矿物组合为黄铁矿+闪锌矿+黄铜矿+方铅矿。因此，潜火山岩浆期后热液活动为铅锌成矿提供了主要金属来源、热源和流体。

研究表明，矿体或产于斑岩体接触带，或产于斑岩体两侧(上、下盘)150m范围以内，或产于斑岩体前锋500m范围以内；成矿作用时间与岩浆活动时间相近或稍晚，同位素年龄值在误差范围内几乎一致；围岩蚀变普遍且强烈，主要为绿泥石化及硅化；金属矿物主要为闪锌矿(含Fe量较高)、方铅矿、黄铁矿、黄铜矿等；矿石构造有细脉浸染状、脉状、团块状、块状等；δ34S值小，呈塔式分布，具有深源硫的特点；矿石矿物微量元素分析表明成矿主要与岩浆热液作用有关，并有层控型、沉积变质型的叠生。说明岩浆期后热液活动带来大量成矿物质的同时，也活化了地层中的成矿元素，成矿热液沿岩体接触带及围岩构造破碎带等有利部位渗透交代、灌入、沉淀、富集并成矿。因此，研究区铅锌矿床成因属中高温—中低温潜火山热液型矿床，其中岩浆热液作用为主导(未出版资料)。

5.5 潜火山岩浆活动及成矿过程

上述研究表明，梨子坑火山盆地内铅锌矿化均与潜火山岩有关，成矿时代一是晚侏罗世，二是早白垩世；成矿岩体一是晚侏罗世花岗斑岩，二是早白垩世流纹斑岩。然而，两个时期、两类成矿斑岩的成岩成矿作用方式及矿床类型基本相同，均形成细脉浸染型(斑岩脉型)和破碎带型矿体；矿化均以铅锌为主，伴生银、铜等组分；主要蚀变均为硅化、绿泥石化等。

根据上述研究，结合区域成矿特征，本区成岩成矿作用过程简述如下：燕山中期早阶段(晚侏罗世)，在区域性的挤压构造环境下，武夷地区中下地壳变质基底岩石熔融形成花岗质岩浆，在火山喷发之后，沿火山盆地边缘大断裂(横溪—焦塘断裂)及其次级断裂快速上侵，形成浅成—超浅成含矿花岗斑岩体，稍后含矿岩浆热液沿岩体接触带发生交代成矿作用，形成细脉浸染型(斑岩脉型)铅锌矿体，远离接触带形成顺层或穿层(破碎带)充填为主、交代为辅的成矿作用，形成破碎带型铅锌矿体。燕山中期晚阶段(早白垩世早期)，本区火山喷发作用最为强烈，火山喷发期后，幔源岩浆不断混熔壳源物质形成幔—壳源过渡型花岗质岩浆上侵，形成浅成—超浅成含矿流纹斑岩体，同样形成脉型和破碎带型两种类型铅锌矿化。伴随铅锌矿化同时发生硅化、黄铁矿化、绿泥石化、绢云母化、碳酸盐化等热液蚀变作用。

6 结论

(1) 梨子坑火山盆地花岗斑岩和流纹斑岩的锆石U-Pb定年结果表明，周家矿区花岗斑岩年龄为164.6±1.0 Ma，相当于晚侏罗世；蔡家坪和橙树坪流纹斑岩的年龄分别为 137.0±2.1 Ma、138.8±1.4 Ma，为中生代早白垩世。

(2)岩石地球化学研究表明，该火山盆地内的花岗斑岩为准铝质到过铝质，而流纹斑岩为强过铝质，但它们具有相似的稀土微量元素配分模式，表明它们具有相同的源区，均起源于地壳的部分熔融，两者的岩石地球化学特征存在的一些差异，可能说明它们的源区残留的斜长石比例不同。

(3)根据该火山盆地花岗斑岩和流纹斑岩的岩石地球化学特征及其与铅锌矿在赋存空间、成矿时代、热液蚀变、物质来源等方面的关系，认为它们是本区铅锌矿最重要的成矿母岩和赋矿岩体，这为本区下一步找矿指明了方向。

参 考 文 献 /References

代堰锫，余心起，吴淦国. 2010. 江西上饶蔡家坪铅锌矿床硫化物特征及F4 断裂的Ar-Ar 年龄*. 矿床地质，29(增刊)：425 ～ 426.

狄永军，徐贻赣，吴淦国. 2013. 江西冷水坑银铅锌矿田推覆构造的形成时代：来自年代学的约束. 地学前缘，20(4)：340 ～ 349.

付建明，马昌前，谢才富，张业明，彭松柏. 2004. 湖南骑田岭岩体东缘菜岭岩体的锆石SHRIMP 定年及其意义. 中国地质，31( 1) : 96 ～ 100.

毛景文, 陈懋弘, 袁顺达. 2011. 华南地区钦杭成矿带地质特征和矿床时空分布规律. 地质学报， 85(5)：636 ～ 658.

孟祥金，董光裕，刘建光等. 江西冷水坑斑岩型铅锌银矿床. 北京：地质出版社，2007.

孟祥金，候增谦，董光裕. 2009. 江西冷水坑斑岩型铅锌银矿床地质特征、热液蚀变与成矿时限. 地质学报， 83(12)：1951 ～ 1967.

彭建堂，胡瑞忠，毕献武，戴橦谟，李兆丽，李晓敏，双 燕，袁顺达，刘世荣. 2007. 湖南芙蓉锡矿床40Ar/39Ar 同位素年龄及地质意义. 矿床地质，26(3)：237 ～ 248.

舒良树，邓平，于津海. 2008. 武夷山西缘流纹岩的形成时代及其地球化学特征. 中国科学D辑：地球科学，38(8)：950 ～ 959.

宋彪,张玉海,万渝生. 2002. 锆石SHRIMP样品靶制作?年龄测定及有关现象讨论. 地质论评, 5(增刊): 26 ～ 30.

王登红, 陈郑辉, 陈毓川. 2010. 我国重要矿产地成岩成矿年代学研究新数据. 地质学报， 84(7): 030 ～ 1040.

王明义. 1995. 武夷山西坡成矿花岗岩的蚀变分带及地表矿化特征. 江西地质，124 ～ 131.

吴淦国，张达，彭润民. 2004. 东南沿海成矿带金属矿床形成时间演化规律研究. 地学前缘， 11(1)：237 ～ 247.

杨明桂，王昆. 1994. 江西省地质构造格架及地壳演化. 江西地质， 8(4)：239 ～ 250.

袁顺达, 刘晓菲, 王旭东, 吴胜华, 原垭斌, 李雪凯, 王铁柱. 2012b. 湘南红旗岭锡多金属矿床地质特征及Ar-Ar同位素年代学研究. 岩石学报, 28(12): 3787 ～ 3797.

袁顺达, 张东亮, 双燕, 杜安道, 屈文俊. 2012a. 湘南新田岭大型钨钼矿床辉钼矿Re-Os同位素测年及其地质意义. 岩石学报, 28(1): 27 ～ 38.

张家菁，吴木森，陈郑辉. 2009. 江西省上饶县金竹坪钼多金属矿床成矿年代学研究. 岩矿测试，28(3)：228 ～ 232.

张家菁，张永忠，罗国辉，刘消清. 2006. 江西上饶焦塘地区铅锌(银铜)成矿地质特征及成因初探. 第八届全国矿床会议论文集，287 ～ 292.

赵葵东，蒋少涌，姜耀辉，刘敦一. 2006. 湘南骑田岭岩体芙蓉超单元的锆石SHRIMP U-Pb 年龄及其地质意义. 岩石学报，25( 10) : 2611 ～ 2616.

朱金初，黄革非，张佩华，李福春，饶冰. 2003. 湖南骑田岭岩体菜岭超单元花岗岩侵位年龄和物质来源研究. 地质论评，46( 3) : 245 ～ 252.

朱金初，王汝成，张佩华，谢才富，张文兰，赵葵东，谢磊，杨策，车旭东，于阿朋，王禄彬. 2009. 南岭中段骑田岭花岗岩基的锆石U-Pb 年代学格架. 中国科学( D 辑) ，39( 8) : 1112 ～ 1127.

朱金初，张辉，谢才富，张佩华，杨策. 2005. 湘南骑田岭竹枧水花岗岩的锆石SHRIMP U-Pb 年代学和岩石学. 高校地质学报，11( 3) : 335 ～ 342.

Ludwig K R. 2001. Squid 1.02: A user’s manual: Berkeley Geochronology Center Special Publication No. 2: 15 ～ 35.

Ludwig K R. 2003. User's manual for Isoplot 3.00: A geochronological toolkit for Microsoft Excel: Berkeley Geochronology Center Special Publication No.4: 1 ～ 70.

Mao Jinwen, Li X F, Chen W, Lan X M and Wei S L. 2004. Geological characteristics of the Furong tin orefield, Hunan,40Ar-39Ar dating of tin ores and related granite and its geodynamic significance for rock and ore formation. Acta Geologica Sinica, 78(2): 481 ～ 491.

Sun S S and McDonough W F. 1998. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. // Sunders, A.D., Norry, M.J. Magmatism in the Ocean Basins, Special Publications, London, 42: 313 ～ 345.

Williams I S. 1998. U Th Pb geochronology by ion microprobe. In: McKibben M A, Sahnks Ⅲ W C, Ridley W I. Eds. Mineralizing Processes. Reviews in Economic Geology, 7：1 ～ 35.

Yuan S D, Peng JT, Hao S, Li HM, Geng J Z and Zhang D L. 2011. Insitu LA-MC-ICP-MS and ID-TIMS U-Pb geochronology of cassiteritein the giant Furong tin deposit, Hunan Province, South China: New constraints on the timing of tin—polymetallic mineralization. Ore Geology Reviews, 43: 235 ～ 242.

Yuan S D, Peng JT, Li HM, Shen NP, Zhang DL. 2008. A precise U Pb age on cassiterite from the Xianghualing tin—polymetallic deposit (Hunan, South China). Mineralium Deposita, 43: 375 ～ 382.

Yuan S D, Peng JT, Shen NP, Hu RZ and Dai TM. 2007.40Ar-39Ar isotopic dating of the Xianghualing tin—polymetallic orefield in Southern Hunnan and its geological implications. Acta Geologica Sinica, 81(2): 278 ～ 286.