福建安溪长坑花岗岩体地质特征与成矿关系探讨

2015-01-13卓福星

福建地质 2015年2期

卓福星

(福建省闽东南地质大队，泉州，362021)

1 地质特征

长坑岩体北侧以剑斗—霞春为界，西至潘田—福春，南邻外黄田—尚卿，东侧为青洋—珍地—盛富一带(图1)。岩体受东西向、北北东向构造控制，岩基形态呈不规则状，南北长18～25 km，东西宽15～20 km，出露面积259 km2。北部围岩为中—晚元古代马面山群，东部为二叠纪地层，西部、南部为晚侏罗世南园组火山岩，与围岩均呈侵入接触关系，接触界线呈港湾状，局部为锯齿状。接触面产状北侧、东侧及西侧以外倾为主，缓倾角20°～37°，局部陡倾。

1.1 岩石学特征

长坑岩体具有一定的分带现象。根据岩石结构特征，分为中心相、过渡相、边缘相3个相带。其中过渡相最为发育，其次为中心相、边缘相呈细带状分布。

中心相位于岩体西北部及中部，岩性以灰色中粗粒、粗粒花岗岩为主，局部为似斑状花岗岩。岩石具中粗粒、粗粒花岗结构，块状构造。岩石主要由钾长石(35 %～60 % )、更长石(15 %～30 %)、石英(20 %～45 %)、黑云母(1 %～5 %)组成，副矿物主要有磁铁矿、磷灰石、锆石等。钾长石以他形粒状为主，部分为半自形板状，具卡氏双晶，颗粒边缘常呈齿状，多具泥化；更长石呈半自形板状，具聚片双晶，普遍已绢云母化及高岭土化；石英呈他形粒状充填于长石颗粒间。粒径为3～8 mm。

图1 安溪长坑地质矿产略图Fig.1 The sketch geological mineral map of the Changkeng area in Anxi County1—南园组；2—长林组；3—梨山组；4—文宾山组；5—翠屏山组；6—童子岩组;7—文笔山组;8—棲霞组；9—林地组；10—马面山群；11—燕山晚期花岗闪长岩；12—燕山晚期石英二长岩；13—燕山晚期晶洞花岗岩；14—燕山早期花岗岩；15—燕山早期石英闪长岩；16—次花岗斑岩；17—石英斑岩；18—次流纹岩；19—断裂构造；20—背斜；21—向斜；22—接触交代矽卡岩型铁、铁多金属矿；23—热液型钼矿；24—风化淋滤型稀土矿、高岭土矿；25—中粗粒花岗岩；26—中细粒花岗岩；27—似斑状花岗岩

过渡相位于岩体西侧和南侧，岩性为灰色中细粒、细粒花岗岩，以细粒花岗结构为主，其次为不等粒花岗结构，块状构造。岩石主要由钾长石(35 %～50 %)、更长石(20 %～30 %)、石英(25 %～40 %)、黑云母(1 %)等组成，副矿物主要有磁铁矿、锆石、磷灰石等。钾长石以交代条纹长石为主，具卡氏双晶，多具泥化，更长石呈半自形-自形板状，聚片双晶发育，绢云母化、高岭土化；石英呈他形粒状，常聚成团块状。粒径0.5～3 mm。

边缘相位于岩体北侧和东侧香东坑—青洋一带，风化剥蚀强烈。岩性为浅灰色、浅肉红色似斑状微细粒花岗岩，具似斑状结构、似文象结构，块状构造。基质为微花岗结构，块状构造。斑晶主要由钾长石(10%～20 %)、斜长石(5%～10%)、石英(5%～20%)及少量黑云母、角闪石组成。基质为钾长石、斜长石及石英(10%～30%)构成。副矿物主要有磁铁矿、独居石、磷灰石及锆石等。钾长石斑晶呈他形板状，斜长石斑晶呈半自形-自形板状，石英呈他形粒状，绢云母化、绿帘石化普遍。斑晶粒径1～3 mm,基质矿物粒径小于0.2 mm。

3个相带均呈渐变过渡关系。矽卡岩型铁矿和热液型钼矿分别与边缘相似斑状微细粒花岗岩及中心相粗粒花岗岩关系较为密切。

1.2 岩石化学及地球化学特征

1.2.1 岩石化学特征

根据岩石化学成分(表1)，自中心相、过渡相到边缘相SiO2含量变化不大，为75.17 %～76.22 %，属于SiO2过饱和岩石。σ值为1.79～2.02，A/NKC值中心相大于1.1，过渡相及边缘过相小于1.1。Al2O3-SiO2铝饱和指数(图2)及K2O-SiO2判别(图3)中，3岩相分别落在低铝质区和高钾钙碱性岩系。因此，3岩相均属高硅低铝高钾钙碱性岩系，碱质含量K2O+Na2O由中心相7.26 %，过渡相7.71 %，边缘相8.04 %呈逐渐增加，说明边缘相与围岩产生同化混染。铁的氧化程度Fe2O3/FeO比值为0.99～1.41，高于福建同期花岗岩中铁的氧化程度(0.65～0.78)，说明岩体侵位中等，风化剥蚀较强烈。DI值从中心相89.35到边缘相91.22，说明岩浆具有较好的分异作用。

表1长坑岩体化学成分及主要参数特征

Table1ThechemicalcompositionandmainparameterscharacteristicsoftheChangkengrockmass

相带边缘相过渡相中心相相带边缘相过渡相中心相岩石名称似斑状花岗岩中细粒花岗岩中粗粒花岗岩岩石名称似斑状花岗岩中细粒花岗岩中粗粒花岗岩SiO275.2276.2275.17TiO20.170.10.15Al2O312.6912.2612.91Fe2O31.41.391.41FeO0.991.061.42MnO0.060.040.66MgO0.340.150.14CaO0.840.540.61K2O4.764.434.22Na2O3.283.283.04P2O30.030.040.02总量99.7899.2199.75主要参数q35.238.4634.91am3.982.432.85ab27.8227.925.28or28.226.3229.16DI91.2292.6889.35σ2.011.792.02SI3.171.461.25FL90.5493.4592.96AR3.934.033.5A/NKC1.051.11.21K2O/Na2O1.451.351.39K/K+Na0.620.60.61

注：氧化物含量单位为%。

图2 Al2O3-SiO2铝饱和指数图Fig.2 Al2O3-SiO2 figure of the saturation index of aluminium

图3 K2O-SiO2判别图Fig.3 K2O-SiO2 identify figure

1.2.2 微量元素特征

岩体中微量元素依岩相略有分带特征，Ba和Cr含量中心相大于过渡相、边缘相；Pb 和Sn含量边缘相大于过渡相、中心相；Bi、Nb 和Zn含量过渡相大于中心相、边缘相；V含量过渡相、边缘相大于中心相；其他各元素含量近于相等。3个岩相微量元素含量与A.II维诺格拉多夫相应岩石克拉克值比较，Ba、Sn、V、Ga、等元素明显偏低；Pb、Zn 、Mo、Co、Cr、Ni、Cu、Y等元素明显偏高(表2)。

表2长坑岩体各相带微量元素含量表(×10-6)

Table2ThetraceelementscontenttableoftheeachfacieszoneoftheChangkengrockmass(×10-6)

岩石名称BaBePbSnWBiCrNiCoMoVCuZnAgGaNbLaYYb边缘相似斑状花岗岩490<108020<100<10120<10<10<102035<20011020<10040<10过渡相中细粒花岗岩350<1030<10<100201701010<102040<4601-101030<17040<10中心相中粗粒花岗岩650<1030<10<100<10240<10<10<10<1040<16011020<10040<10维氏值花岗岩8305.52045/225851.94030600.15302046202

1.2.3 稀土配分

长坑岩体以富含稀有、稀土矿物为特征。稀土元素总量为256.05×10-6～258.49×10-6，LREE/HREE比值为0.987～2.187，δEu 0.134～0.29，出现不同程度的Eu亏损。LaN/YbN比值为1.94～4.846、LaN/SmN比值为2.35～3.948，属轻稀土富集型。稀土配分模式具左高右低的“V”型曲线，具强Eu负异常，显示岩浆分异较好。

1.3 副矿物特征

副矿物种类多，总量高，属于钛铁矿-锆石型，但边缘相独居石含量相对较高，属钛铁矿-独居石-锆石型。3个相带中普遍含有较多的磁铁矿、钛铁矿、锆石、变种锆石、独居石、黄铁矿以及少量褐钇铌矿、锐钛矿、石榴子石、绿帘石、萤石、磷灰石等。过渡相和中心相还含有金红石、榍石、磷钇矿、褐帘石、钍石、辉钼矿、自然铅。不同处过渡相含有黑钨矿，而中心相含有白钨矿、黄铜矿、辉铋矿、方铅矿、闪锌矿、电气石等。

从上述特征分析，岩体中心相副矿物种类最丰富，其次为过渡相，边缘相则较少。这可能是边缘相与围岩蚀变、矿化时副矿物明显带出有关。

1.4 围岩蚀变与矿化

围岩主要受热变质作用，表现在岩石矿物的重新组合、重结晶、变质矿物及矽卡岩的形成。蚀变类型有矽卡岩化、角岩化、云英岩化、绢英岩化、硅化、次生石英岩化、绿泥石化、黄铁矿化等。蚀变随围岩岩性及部位不同而差异。

西部及东部蚀变明显，西北部岩体与马面山群、棲霞组、梨山组接触，岩体外接触带均产生矽卡岩化、角岩化。西部岩体与南园组接触产生硅化和云英岩化，蚀变带宽140 m。东部岩体与棲霞组接触产生矽卡岩化、红柱石角岩化、石墨化,蚀变带宽380 m，与南园组接触产生硅化和云英岩化*福建省地质调查研究院，福建漳平洛阳—安溪潘田地区矿产远景调查报告，2014。。蚀变带呈弧状分布在岩体内外接触带上。从岩性特征看，灰岩、钙质粉砂岩等含碳酸盐岩类岩石和砂岩、砂页岩等硅铝质类岩石，这二者容易产生矽卡岩化及角岩化。

区内矽卡岩种类以钙铁-钙铝石榴石、钙铁透辉石矽卡岩为主，石榴石矽卡岩及透辉石矽卡岩中普遍见到铁矿化。矽卡岩主要分布于岩体外接触带或矿体的顶、底板处，或与矿体呈互层状和透镜状。云英岩化分布在岩体内接触带及岩体中部，研究区见富云母云英岩(白云母含量为65 %、石英含量为35 %)和富石英云英岩(白云母含量为25 %、石英含量为75 %)2种，富石英云英岩与热液型钼矿关系较密切。

1.5 侵入年代讨论

长坑岩体西部侵入于上侏罗统南园组第二段，内接触带有厚约1 m细粒相，外接触带云英岩厚2 m，凝灰熔岩产生红柱石角岩化，而岩体西南部被燕山晚期第一阶段第一次侵入的珊屏岩体所侵入，并产生绿泥石化蚀变及混染带。对岩体进行40Ar-40K年龄测定，侵入年代(112～163)Ma*冶金工业部地质研究所所刊，1982(1)。，上述资料综合表明，该岩体侵入年代属于晚侏罗世—早白垩世，属燕山早期第三阶段第三次侵入花岗岩。

2 岩体成因机制探讨

长坑岩体发育有细粒边缘相带，部分发育有冷凝边，围岩及内接触带蚀变发育，具中等侵位深度。晚期补充侵入体矿物结晶细，具斑状结构，石英常见六方双锥雏晶，其侵位深度较浅。从岩体细粒边缘相带断续分布，局部见有围岩捕虏体，从岩体细粒、中细粒、中粗粒相带发育完整程度分析，该岩体属中等剥蚀程度。

根据地质、岩石学、岩石地球化学特征分析， SiO2含量为75.17 %～76.22 %，碱总量为7.71%～8.06%，A/NKC大多数小于1.1，个别大于1.1，属高硅低铝高钾钙碱性岩系。在NK-DI图中投于改造型花岗岩区，极少部分投于同熔型花岗岩区。微量元素Li、Nb、Co、Ni与维氏值相当，而Cr远高于维氏值，并出现Cu、Sn异常，Rb/Sr比值接近S型花岗岩，δEu值0.084～0.495。表明该岩体具有“S”型花岗岩特征，并部分具“I”型花岗岩特征，其岩浆物质主要来源于地壳并有幔源物质加入。岩体呈不规则产出，接触界面呈港湾状，总体呈北北东向展布，受构造控制明显。岩体发育有细粒边，往中心粒度变粗，出现中-中粗粒结构，局部边部具弱叶理化构造。表明岩浆是沿断裂上升扩展，在区域挤压应力作用下不断膨胀、熔蚀、扩展，脉动侵位定位于地壳中-中浅部位。

3 与成矿关系探讨

3.1 矿床分布情况及特征

岩体与铁、钼矿化关系较为密切。矽卡岩型铁矿床有潘田、剑斗、东阳、雪山等铁矿以及青洋铁锰矿。其中潘田磁铁矿床达中型规模，矿体呈层状、似层状，北西-南东走向，矿体长超过2 000 m，厚几米至数十米，沿倾向延伸超过800 m，贮存于岩体与船山组、棲霞组外接触带矽卡岩体中。热液型钼矿有南阳、石壁兜、深内矿点，格丘钼铅锌矿点、水杠钨钼矿点、溪湾镜铁矿化点等。其中南阳钼矿点的矿体呈细脉状-脉状，长百余米，厚十几厘米至一米多，贮存于岩体内富石英云英岩带中。风化淋漓型稀土矿有福斗铈钇矿点、后林磷钇矿点，及溪湾、长坑、玉南、平阳、尾桥、银坑、祖格头洋等高岭土矿点，其中福斗铈钇矿点矿层厚约3 m，面积1 000 m2。

3.2 成矿条件讨论

长坑花岗岩体与区内矿床(点)成矿的关系主要体现在3个方面。一是为成矿提供成矿物质；二是为成矿提供热液和矿化剂；三是岩体规模、形态及产状对成矿的控制。

3.2.1 提供成矿物质

长坑花岗岩体的含矿性和成矿专属性表明其为区内铁多金属矿床(点)提供一定的成矿物质。岩体中含较多的磁铁矿、钛铁矿等副矿物，说明花岗岩体携带的Fe、Mo等是区内重要的成矿物质来源；另一方面，岩体中Zn、Cu、Pb等元素含量较高，是造成区内铁矿体中Zn、Pb、S等伴生元素含量高的主要原因。据此，可以认为该花岗岩体与区内铁矿成矿有着密切联系。岩体富含稀有、稀土矿物，为形成风化淋漓型稀土矿提供成矿物质来源。

3.2.2 提供热液和矿化剂

花岗岩岩浆侵入时带来大量的热液和矿化剂。热液沿林地组、船山组、棲霞组钙质碎屑岩含矿建造发生接触交代作用，使含矿建造中的成矿元素进一步活化、重溶、迁移。从含矿建造中萃取、富集成矿物质，形成高浓度含矿流体，在褶皱轴部、层间破碎带、断裂等构造有利部位聚集、沉淀形成矿床。研究表明，岩浆与地层相互作用成矿，并据此提出了“层控式矽卡岩矿床”著名学说[2，3]。区内潘田、剑斗矽卡岩铁多金属矿床的成因与“层控式矽卡岩矿床”是一致的，充分说明岩浆侵入对成矿产生了重要作用。

3.2.3 岩体规模、形态、产状对成矿的控制

长坑岩体呈岩基状(259 km2)，与围岩侵入接触面呈港湾状，在港湾状内侧有利于矿化。岩体东侧、西侧均以外倾为主，倾角较缓，致使东、西侧围岩蚀变带宽分别为380 m、140 m,表明热源充足、热液丰富有利于矿化。根据潘田铁矿床钻孔资料，侵入岩体超覆于碳酸岩类岩石之上，在下盘接触带有利于矽卡岩铁矿体的富集；岩体顶部接触带裂隙发育地段有利于矿化富集。该岩体规模、形态、产状有利于成矿，对成矿起一定的控制作用。花岗岩岩浆活动对成矿的另一个作用是导致成矿流体的不断循环，花岗岩在矿区深部侵位，当矿液沿导矿裂隙运移至深部，被岩浆热液再次加热，在热动力驱使下，矿液不断向上运移，在容矿构造中“冷却”成矿。

综上所述，区内花岗岩体内、外矿床是燕山期岩浆活动后期有用组分分异作用所导致的，花岗岩浆活动不仅为内生金属矿床的形成提供充分的热源，而且还为成矿提供充分的流体和成矿物质。

3.3 与岩体关系密切的3种矿床类型

3.3.1 接触交代(矽卡岩)型矿床

矿体多产于林地组与船山组、棲霞组接触面，底部、旁侧一般有花岗岩侵入。在林地组、船山组、棲霞组接触带附近钙铝石榴石矽卡岩相当发育，矽卡岩化铁矿体规模大。远离接触带矽卡岩不发育，矿体小趋向尖灭。贮存于岩体外接触带的矽卡岩型矿床(点)有潘田、剑斗、东阳、雪山等铁矿以及青洋铁锰矿。

3.3.2 热液型矿床

花岗岩类岩石在高温热液作用下，形成云英岩蚀变岩石。在云英岩化过程中，SiO2是主要的惰性组分，而CaO、MgO、FeO、Fe2O3和Na2O 等有显著的淋失。斜长石、钾长石、黑云母等分解或消失，为石英、浅色云母和萤石等交代，W、Mo、Pb、Zn等元素得以富集。热液型矿点有南阳钼矿点，石壁兜、深内钼矿化点，格丘钼铅锌矿点，水杠钨钼矿点，溪湾镜铁矿化点等。

3.3.3 风化淋漓型矿床

产于花岗岩体风化壳中，地表岩石受化学风化作用分解，铈钇及磷钇等稀土矿物经淋漓得到富集形成稀土矿。区内有福斗铈钇矿点、后林磷钇矿点。岩体内的脉岩风化形成的高岭土矿点有溪湾、长坑、玉南、平阳、尾桥、银坑、祖格头洋等地。