江西省花山洞钨矿花岗岩锆石U-Pb定年及其地质意义

2017-01-19瞿泓滢肖荣阁梅燕雄黄修保

现代地质 2016年5期

罗刚，瞿泓滢，肖荣阁，梅燕雄，黄修保

(1.武警警种学院黄金系，北京 102202；2.中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037；3.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083；4.江西省地质矿产勘查开发局赣西北地质大队，江西九江 332000)

罗刚1,2，瞿泓滢2，肖荣阁3，梅燕雄2，黄修保4

花山洞钨矿是在江西省西北部新近发现的与花岗岩有关的钨矿床，为了确定矿区花岗岩的物质来源，形成过程以及构造背景环境，探讨成岩与成矿作用之间的关系。利用地球化学方法分析了与花山洞钨矿密切相关的花岗岩的地球化学特征，采用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年的方法测定了花岗岩的形成时代。岩石地球化学表明，花岗岩具有较高的w(SiO2)(68.23%～73.78%)含量；全碱含量w(Na2O+ K2O)为5.93%～7%；富Na，K2O/Na2O为0.38～0.86，小于1；w(Al2O3)为14.41%～15.81%，A/CNK均大于1.1，为过铝质岩石。富集Rb、Tu、U、La、Nd等大离子亲石元素，亏损Ba、Nb、Ti、Sr、P等元素，具大陆地壳的特征；稀土总含量较低，基本无δCe异常。稀土配分型式总体向右倾斜，为典型的‘I’型花岗岩特征；轻稀土斜率较大，分异较为明显，重稀土较为平缓，分异不明显。花岗岩锆石U-Pb测年结果为(807±8)Ma，与前人测得的辉钼矿Re-Os年龄极为接近，故花岗岩应该为成矿岩体。结合区域资料，综合分析可知，矿区花岗岩应主要来源于地壳物质，有部分地幔物质的加入；其可能形成于大陆边缘弧环境。花山洞钨矿床成矿年龄略晚于矿区花岗岩，表明成矿作用是花岗岩分异演化的结果，是晋宁期岩浆活动的产物。

赣西北；花山洞钨矿；花岗岩；地球化学；锆石定年

0 引言

九岭花山洞研究区地处江西省西北部修水县境内，与湘赣交界线不远，大地位置处于场子地块与华南地块交接部位南部的九岭隆起西段，位于著名的江南隆起东段成矿带中。该成矿带西部有香炉山钨矿；中部有阳储岭钨钼矿、大湖塘钨矿；东部有朱溪钨多金属矿等多个大型超大型金属矿床，是我国重要的钨矿资源集中区。长期以来，国内众多地质工作者均认为华南地区钨矿床成矿作用大多与燕山期岩浆活动密切相关，然而与传统认识不同，刘进先等[1]测得花山洞钨矿床中与白钨矿共生的辉钼矿的Re-Os年龄为(805±5) Ma，表明其为形成于晋宁期的钨矿床，该发现不仅为赣北甚至整个华南地区钨矿的研究提供新的思路和方向，而且对华南钨矿多期次成矿作用研究及找矿实践具有重要指导意义，但其所测得的花岗闪长岩的形成年龄为(863±18) Ma，与成矿年龄有较大差距。区域上出露了从前寒武到燕山期的多期次多岩性的岩浆岩，然而关于矿区花岗岩的地球化学性质以及花岗岩的形成时代、物质来源、形成构造背景、形成过程等还未有相关文献进行讨论。分析与钨矿相关的花岗岩的地球化学特征，测定其形成时代，确定钨矿化与花岗岩之间的关系，对于之后的找矿工作以及总结区域成矿规律具有一定的指示意义。

1 区域及矿区地质概况

1.1 区域地质背景

花山洞钨矿床位于修水县城西南方向35 km与湖南省平江县交界处，距大湖塘矿集区约60 km。大地构造位置处于扬子板块东南缘江南地块中段，下扬子成矿省之江南隆起东段成矿带西部。区域出露地层有新元古代、古生代和中生代地层，基底由新元古代浅变质岩系组成(图1)。区域构造表现为：基底褶皱主要以新元古代浅变质岩系组成、以近东西向紧密同斜褶皱与近南北向褶皱叠加干涉式为特征，盖层构造以近东西向复式褶皱和滑脱构造系统为主体构造型式[2]；

区域岩浆岩主要有雪峰期的九岭岩体、晋宁早期“S”型花岗岩、燕山期“I”型和“S”型花岗岩等。区域岩浆活动强烈，以岩浆侵入活动为主，由东往西分布的主要侵入岩分布有山口—漫江岩体及李阳斗、吕阳坑岩体*江西金地勘查有限责任公司.花山洞矿区钨钼矿普查地质报告.2009.。

图1 花山洞钨矿床区域地质略图*江西金地勘查有限责任公司.花山洞矿区钨钼矿普查地质报告.2009.Fig.1 Regional geological sketch map of Huashandong tungsten deposit1.双桥山群安乐林组；2.双桥山群修水组；3.震旦系下统莲沱组；4.雪峰期花岗闪长岩；5.燕山期花岗岩；6.断裂

1.2 矿床地质特征

矿区内出露的地层主要为双桥山群的安乐林组、修水组，震旦系下统莲沱组及下第三系、新第四系。双桥山群安乐林组第四段、第五段是隐爆角砾岩型及石英脉型矿体的主要赋矿层位。前人在双桥山群横涌组和安乐林组斑脱岩中分别获得锆石SHRIMP U-Pb加权平均年龄(831±5) Ma(横涌组)和(829±5) Ma(安乐林组)[3]。

矿区内褶皱构造为九岭复式褶皱的次级李阳斗—花山洞复背斜，该复背斜轴迹呈北西西向，西起李阳斗，向东经花山洞延入漫江岩体，并被岩体所吞蚀。区内以发育隐爆角砾岩筒为突出特点，近东西向相间产出的Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ 3个隐爆角砾岩筒是矿区重要的容矿构造。其次发育北东向、北西向断裂，其中近北东向的断裂贯穿整个矿区，其余为小型断裂。

矿区内无岩浆岩出露，据钻探揭露，隐伏岩体主要位于地表之下500～800 m，形态大致呈北东向突起，岩性为细粒花岗岩，细粒花岗结构，块状构造。

图2 花山洞钨矿区地质图Fig.2 Geological map of Huashandong tungsten ore district1.双桥山群安乐林组；2.隐爆角砾岩筒；3.含钨石英脉；4.断层；5.隐伏岩体等高线/m；6.地层产状

矿区矿化类型复杂，矿体赋存于隐伏岩体内外接触带，从内接触带向外大致可划分为蚀变花岗岩型、云英岩型、隐爆角砾岩型、石英脉型等4种矿化类型。前两者主要分布于斗牛场Ⅰ号隐爆角砾岩筒之下，隐伏岩体内外接触带，埋深约为360～700 m；隐爆角砾岩型矿体主要分布于Ⅱ号隐爆角砾岩筒中，石英脉型矿体主要分布于斗牛场北北东向石英脉带和杆坑北西向石英脉带中。这4种矿化类型围绕隐伏岩体共生或交织，形成花山洞多位一体的钨矿床(图2)。

2 样品采集及测试

2.1 样品采集

矿区内无岩浆岩出露，样品均采自钻孔，具体采样位置见表1，岩石较为新鲜。将钻孔中的岩心对半取样，每个样品取样长约1.2～1.5 m，选择样品适当位置切片。用于锆石 U-Pb 年代学测试的花岗岩采自ZK20-2的964～972 m处，样品对半取样，样长约8 m。

2.2 分析测试

2.2.1 元素地球化学分析

选取样品中无特殊现象者(如含脉体或包体等)，用水清洗干净，送样磨粉至200目(样品质量≥50 g)，样品在国家地质实验测试中心测试完成，主量元素利用PW4400型X射线荧光光谱仪测试，测试方法为GB/T14506.28-2010；FeO的测试方法依据GB/T14506.14-2010，微量元素及稀土元素采用等离子质谱仪(X-series)测试，测试方法依据DZ/T0223-2001。

表1 样品采集位置及岩性表

2.2.2 锆石U-Pb同位素分析

锆石样品首先经过破碎，经浮选和电磁选等方法后，挑选出单颗粒锆石。将锆石颗粒用环氧树脂固定于样品靶上。对靶上锆石进行镜下透射光、反射光照相后，对锆石进行阴极发光分析，锆石 CL照片由北京锆年领航科技有限公司实验室拍摄，根据阴极发光照射结果选择典型的岩浆锆石进行锆石 U-Pb 测年分析。

锆石 U-Pb 测年分析测试由中国地质大学(北京)科学研究院实验中心采用LA-ICP-MS 完成，仪器型号为GeoLasPro 193nm，X-Series 2；测试过程中质谱仪功率：1300 W；激光频率：6 Hz；氩气流量：0.7 L/min；氦气流量：0.7 L/min；湿度：50%±10%；温度：(25±2) ℃；激光斑束直径：32 μm；激光能量密度：7 J/cm2；信号采集时间：100 s；激光剥蚀时间：50 s。

图3 样品手标本及镜下照片Fig.3 Photographs of hand specimens and microphotographs of granitea.花岗岩手标本，含深色包体;b.黄铁矿化及绿泥石化;c.次生白云母;d.石英波状消光;e.花岗岩镜下照片;f.定向排列

U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正，每分析5个样品点，分析2次91500。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的变化采用线性内插的方式进行了校正[4]，锆石标准91500的U-Th-Pb同位素比值推荐值据参考文献[5]。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal[6]完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot( V.3.23)程序完成[7]。详细的仪器操作条件和数据处理方法同[4,6,8-9]。

3 岩石地球化学特征

花岗岩主要矿物有石英(30%～40%)、斜长石(25%～40%)、钾长石(10%～20%)、白云母(3%～8%)(图3)。斜长石呈半自形板状、长条状；发育聚片双晶，粒径0.5～1.5 mm。钾长石为它形粒状，部分可见格子双晶，晶内可见少量钠长石条纹，粒径0.8～2.0 mm。长石普遍泥化，少数绢云母化，偶有绿帘石取代。石英呈它形粒状，晶内多见波状消光(图3d)，粒径0.5～3.0 mm。白云母为片状，粒径0.3～1.0 mm，部分可能为次生白云母；次要矿物有绿泥石。其中样品YP-006具一定定向排列特点(图3f)，说明受到了一定的挤压或剪切作用。副矿物主要有磷灰石、榍石、锆石、绿帘石，偶见石榴子石。金属硫化物为它形，粒径0.1～0.4 mm，主要呈填隙状、星散浸染状充填分布于粒状矿物间隙。榍石呈它形粒状，少数还保留有较好的楔形，粒径0.1～0.4 mm。岩石普遍发育绿泥石化和黄铁矿化(图3b)。

花岗岩主量元素、微量元素及稀土元素分析结果见表2。SiO2含量为68.23%～73.78%，硅含量较高；全碱含量w(Na2O+ K2O)为5.93%～7%。花岗岩富Na，K2O/Na2O为0.38～0.86，均小于1，一般认为Na2O/K2O>l的岩浆起源通常与角闪石在8～12 kbar(1kbar=108Pa)的脱水熔融有关[10]，为地壳中以火山岩为源区重熔形成的“I”型花岗岩[11]。碱含量中等，在SiO2-K2O图解中(图4)，均落于钙碱性系列区域内。花岗岩w(Al2O3)为14.41%～15.81%；A/CNK均大于1.1，显示为过铝质岩石(图4)[12]。

在微量元素比值蛛网图上(图5)，相对于两侧元素，富集Rb、Tu、U、La、Nd等大离子亲石元素，亏损Ba、Nb、Ti、Sr、P等元素，是大陆地壳的特征，指示了地壳物质参与了岩浆过程。其中Sr亏损指示斜长石分离结晶后的残余岩浆，因为Sr与Ca化学性质相似，相容于斜长石；P亏损指示岩浆起源于亏损地幔或地壳岩石；Ti贫化表示岩浆物质来源于地壳，因为Ti不易进入熔体而残留在源区。

表2 花岗岩主量元素(wB/%)、微量元素及稀土元素(wB/10-6)含量

图4 研究区花岗岩浆岩K2O-SiO2图解及铝硅饱和程度图(底图据参考文献[12])Fig.4 A/NK vs. A/CNK and K2O vs. SiO2 plots for granite in the study area

图5 花岗岩稀土配分型式及微量元素蛛网图(球粒陨石及原始地幔数据参考文献[16])Fig.5 Chondrite-normalized REE and primitive normalized trace element patterns of granite

花岗岩的Rb/Sr、Rb/Nb平均值分别为0.98、20.8，显著高于中国东部上地壳的平均值[13](Rb/Sr=0.31，Rb/Nb=6.8)和全球平均值[14](Rb/Sr=0.32，Rb/Nb=4.5)，Nb/Ta平均值分别为9.34，低于地壳平均值(12.22)[15]，暗示花岗质岩浆具有壳源特征。成矿元素方面，花岗岩W、Sn平均含量分别为11.3×10-6、16.9×10-6，显著高于南岭地区W、Sn平均值[17](分别为1.01×10-6；1.55×10-6)，表明其与成矿关系密切。

花岗岩ΣREE(不含Y)为89.94×10-6～112.17×10-6，平均值为103.4×10-6，LREE/HREE为5.38～9.29，轻重稀土分异较为明显。稀土总含量较低，基本无δCe异常。稀土配分型式图(图5)中可见稀土配分型式总体向右倾斜；轻稀土斜率较大，轻稀土分异较为明显；重稀土较为平缓，分异不明显；为典型的I型花岗岩特征。δEu为0.48～0.85，中等δEu负异常，表明岩浆曾经发生过斜长石的分离结晶。

4 锆石U-Pb年龄分析

用于测试的锆石都是晶型良好，高度透明；阴极发光图像显示出锆石颗粒的内部具有明显的岩浆振荡环带结构(图6) 。晶体长100～180 μm，长宽比大多为1∶1 ～2∶1，部分锆石边部存在裂隙，个别锆石颗粒内部含有包裹体。本次测试共分析20个点，所有测点的谐和度均较高，Th含量为36.7×10-6～116.7×10-6，平均值为77×10-6；U含量为90.2×10-6～243.3×10-6，平均值为172.2×10-6；Th/U为0.32～0.56。锆石CL 图像和 Th/U 比值均表明，这些测点的锆石都是典型的岩浆锆石，故可以代表花岗岩的形成时代。

锆石U-Pb同位素测试结果见表3。测试结果显示，20个测点的206Pb /238U 的年龄值大致可以分为两组，一组为845 Ma左右(包括测点010-1、010-10、010-12、010-18)，共4个点，年龄值为(842±19)～(848±13) Ma，与刘进先等[1]所测得的花岗闪长岩的年龄(864±18) Ma较为一致，故推测是捕获的较早时期岩体中的锆石颗粒；另一组为810 Ma左右(剩余的测试点)，共16个点，年龄值为(800±24)～(815±17) Ma，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上样品点均落在谐和线上或谐和线附近，其加权平均值为(807.1±8.2) Ma(n=16，MSWD=0.038)(图7)，表明其为新元古代花岗岩。

测点号PbThU10-6Th/U207Pb/206Pb比值1σ207Pb/235U比值1σ206Pb/238U比值1σ207Pb/235U年龄/Ma1σ206Pb/238U年龄/Ma1σ谐和度010⁃12884839960480057800061109360095701405000457503464847325587%010⁃2630116724330480069000043126070074501330000298282335805216397%010⁃354597218440530060300038110550066501333000257560321806914393%010⁃428247610660450072700064132130106001331000318551464805617994%010⁃541569316660420067500039122970066201327000258142301803214598%010⁃649188620530430057100037103590067801327000267219338803414989%010⁃749284818640450060000031110340054901332000227550265806212593%010⁃843675616750450068100040126970075201336000278322336808615297%010⁃949094816810560061600035115330067801340000237788320810813095%010⁃1046076918140420067800035132850069201406000238582302848312898%010⁃1145076117750430066700035123420065601337000258163298808714599%010⁃122393679020410064200047122960085901395000348141391841619396%010⁃13613107123570450067700037124060067801322000438191307800324297%010⁃1444775616770450065600032122130060701347000308104277814716899%010⁃1538361714060440068700040126510071501337000358302321809019997%010⁃1656193923150410064000032119200068701333000587969318806933098%010⁃1738364015120420074100041135420076001336000408694328808523092%010⁃1843169415760440070600046133950082601400000428630358844923997%010⁃1958198420230490072400047131040067401334000368503296807320494%010⁃2041058418010320085100137133060082601329000528591360804329493%

注：Pb为总铅含量。

图7 锆石U-Pb谐和年龄及加权平均年龄图Fig.7 Zircon U-Pb concordia and average weight diagrams

5 讨论

5.1 构造背景

区域上，关于扬子地块周缘新元古代花岗岩的成因和构造属性前人做了许多研究，目前主要有以下几种观点：(1)新元古代花岗岩是地幔柱活动伴随伸展作用导致地壳重熔的产物[18-26]。(2)新元古代岩浆活动是由于洋壳俯冲消减于扬子板块下引起的岛弧岩浆活动[27-29]。(3)新元古代花岗岩是俯冲碰撞事件之后裂谷背景的产物，其形成与弧-陆碰撞造山带的垮塌有关[30-32]。此外，贾小辉等[33]结合碰撞或俯冲作用和地幔柱或超级地幔柱事件，认为这些花岗岩可能形成于“短期的地幔柱活动+长时限的俯冲”的构造背景中。

那顺巴雅尔在研究蒙古史诗文本时指出，由于时代、地域、宗教文化的变迁、僧侣篡改等诸多方面的影响，因而产生了不少异文，说唱史诗的艺人面对不同听众有时也不得不临时变更所依底本的内容[注]参阅那顺巴雅尔：《蒙古文学叙事模式及其文化蕴涵》(蒙古文版)，内蒙古教育出版社，2002年版，第105—107页。。如果我们认可这种说法，那么本部史诗中出现的这种相互抵牾的情况似乎就较容易理解了。

资料表明，1.0～0.87 Ga期间古华南洋俯冲导致了江南活动大陆边缘的形成，沿赣东北与江绍断裂带分布的蛇绿混杂岩、德兴蓝片岩和浙东—赣北I型花岗岩，大致标定了块体拼合带和古岛弧带的位置[34]；舒良树[35]认为华南至少经历了4期区域规模的大陆动力学过程，且在新元古代和晚中生代具有活动陆缘背景。

图8 花岗岩K-Na-Ca三角图解[37]Fig.8 K-Na-Ca triangular diagram of graniteTd.奥长花岗岩质分异趋势；CA.典型的钙碱性分异趋势

如前文所述，在SiO2-K2O图解中(图4)，花岗岩投点均落于钙碱性系列区域内，同时在K-Na-Ca三角图解上矿区花岗岩投点接近于典型的钙碱性分异趋势(图8)。花岗岩w(Al2O3)为14.41%～15.81%；A/CNK>1.1，显示为过铝质岩石，出现了黑云母、白云母等矿物，而未见堇青石等矿物，在故研究区花岗岩属于Barbarin[36]花岗岩分类中的含白云母过铝质花岗岩类，即MPG，其地球动力学环境应该为大陆碰撞环境。此外，在Rb-(Y+Nb)图解中(图9)，样品落在火山弧花岗岩中，表明其与火山弧有关；在Nb/Yb-Th/Yb图解中(图9)，样品落入大陆弧区域。综合区域构造-岩浆演化资料，矿区花岗岩应形成于大陆边缘弧环境。

图9 花岗岩Rb-(Y+Nb)[41]及Nb/Yb-Th/Yb图解[42]Fig.9 Rb vs.(Y+Nb) and Nb/Yb vs. Th/Yb diagrams of graniteORG为大洋脊花岗岩；WPG为板内花岗岩；VAG为火山弧花岗岩；syn-COLG为同碰撞花岗岩

图10 花岗岩K2O-Na2O和Y-SiO2图解[36]Fig.10 Na2O vs. K2O and Y vs.SiO2 diagrams of granite

5.2 岩石属性及源区

在K2O-Na2O图解上及Y-SiO2图解(图10)上，花岗岩位于“I”型花岗岩中。花岗岩稀土总含量较低，基本无δCe异常，在稀土配分型式图(图5)中可见稀土配分型式总体向右倾斜；轻稀土斜率较大，轻稀土分异较为明显；重稀土较为平缓，分异不明显；为典型的‘I’型花岗岩特征。而南岭地区同熔型花岗岩(相当于“I”型花岗岩)是地幔和地壳物质的“混源”[38-39]；张菲菲等[40]结合其较高的全岩δ18O，较靠近零的全岩εHf(t)值等地球化学特征，并通过与江南隆起带东北段的皖南许村、歙县、休宁岩体和西南段桂北三防、本洞、田朋岩体的Hf同位素组成进行对比，认为湘东-赣西新元古代花岗岩的源区物质除中元古代地壳物质以外，应有一定新生地幔物质的参与。刘昌实等[43]综合分析了华南花岗岩物源成因特征，认为在雪峰期存在不成熟陆壳(主要是洋壳)改造(重熔)系列花岗岩，以休宁、许村堇青石花岗岩闪长岩为代表，这些岩体的高A/CNK值指示，其为洋壳与其上覆沉积物熔融形成，指示其与地幔物质的亲缘联系。这类岩体普遍具有“S”型花岗岩的岩石学特征，但又具有“I”型花岗岩的同位素组成。

如前所述，矿区花岗岩属于含白云母过铝质花岗岩，即MPG，主要应来源于地壳。Barbarin[36]认为过铝质花岗岩类都属壳源，产于大陆碰撞构造环境；而钙碱性花岗岩都属壳-幔混合源。此外，花岗岩全碱含量w(Na2O+ K2O)为5.93%～7%；富Na，K2O/Na2O为0.38～0.86，均小于1，一般认为Na2O/K2O>l的岩浆起源通常与角闪石在8～12 kbar的脱水熔融有关[10]，为地壳中以火山岩为源区重熔形成的“I”型花岗岩[11]。同时相对于两侧元素，花岗岩富集Rb、Tu、U、La、Nd等大离子亲石元素，亏损Ba、Nb、Ti、Sr、P等元素，是大陆地壳的特征，指示了地壳物质参与了岩浆过程。花岗岩的Rb/Sr、Rb/Nb分别为0.98、20.8，显著高于中国东部上地壳的平均值；Nb/Ta平均值分别为9.34，低于地壳平均值，均暗示了花岗质岩浆具有壳源特征。

综上所述，本次分析的花岗岩应主要来源于地壳，但也有一定地幔物质的参与。

5.3 成矿作用

研究表明，新元古代成矿作用与同期的裂解作用关系密切，强烈的伸展为岩浆与成矿热液活动提供了有利的通道；而820～620 Ma时间段恰好是全球裂谷岩浆活动时期[44]；朱章显等[45]通过对山口—漫江岩体的两类断裂以及岩石结构构造分析，认为山口—漫江岩体成岩时的热动力学特征几乎未有表现，为被动式侵位；刘进先等测得矿区花岗闪长岩的年龄为(863±18) Ma，前人测得九岭岩体的年龄主要为820～810 Ma[19,40,46-50]，而本次研究测得花岗岩的形成年龄为(807±8) Ma；表明矿区内至少发生了3期及以上的岩浆活动。故岩浆的分异演化及构造引起的侵位是促进矿床形成的有利作用。

花岗岩中含有黑云母及白云母等矿物，Wyllie的实验表明[51]，含堇青石花岗岩类熔体的初始水含量一般不超过4%，只有当水含量升高到7%～8%时，才能结晶出白云母。因此，形成MPG的大规模原生岩浆必须含有大量的水，这些水可以由地壳中集中的流体提供，并为其开辟大型推覆带或剪切带的通道，有利于成矿作用的发生。

刘昌实等[43]综合分析了华南花岗岩物源成因特征，认为九岭超单元岩浆来源于下地壳，并有少量幔源物质加入，岩浆存在混合作用及同化混染作用，这也与样品中含有深色包体相一致。由花岗岩的岩石地球化学特征可知，花山洞钨矿花岗岩为火成混融花岗岩，具有壳幔混合来源特征。所谓火成混融花岗岩体系，即以导源于上地幔或硅镁层之火成岩为主，经与硅质地层混合融熔形成的岩体，相当于“I型”、“磁铁矿系列”、“同熔型”，应该是壳幔相互作用的产物[52]。结合前文所分析的区域构造背景可以推测，花山洞钨矿应为晋宁期，陆陆碰撞引起陆壳加厚的伸展裂解环境下，地幔物质上涌产生的热量和物质使得加厚的地壳深部发生熔融，形成载矿的原始岩浆，岩浆在上涌过程中同化混染了部分中上地壳物质，形成岩浆房，随着岩浆的分异演化，岩浆发生了多期次上涌并侵入到双桥山群之下，由于岩浆与地层之间的相互作用以及温度压力等地球化学条件的改变，最终形成蚀变及矿化；由于砂岩、板岩等渗透性较差，形成封闭，压力累积，最终在薄弱处形成隐爆角砾岩并成矿。

6 结论

(1)与花山洞钨矿有关的花岗岩为钙碱性过铝质，富Na的花岗岩；富集Rb、Tu、U、La、Nd等大离子亲石元素，亏损Ba、Nb、Ti、Sr、P等元素；稀土总含量较低，稀土配分型式总体向右倾斜，为典型的‘I’型花岗岩特征，具有壳幔混合的特征。

(2)花岗岩的形成时代为(807±8)Ma，与花山洞钨矿床主成矿阶段辉钼矿Re-Os同位素加权平均年龄颇为一致，故该期花岗岩应为成矿花岗岩，成岩及成矿作用属于晋宁期。

(3)根据地球化学图解，结合区域资料分析可知，矿区花岗岩应主要来源于地壳物质，也有部分地幔物质的加入；其可能形成于大陆边缘弧环境。花山洞钨矿床成矿年龄略晚于矿区花岗岩，显示了成矿作用与花岗岩分异演化一致，是晋宁期岩浆活动的产物。

致谢：在野外过程中得到了江西省地质工程(集团)公司的大力支持，在锆石测试过程中得到了中国地质大学(北京)王佳琳博士的帮助，在此表示感谢。

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Zircon U-Pb Geochronology of Granite in the Huashandong Tungsten Deposit, Jiangxi Province, China and Its Geological Significance

LUO Gang1,2, QU Hongying2, XIAO Rongge3, MEI Yanxiong2, HUANG Xiubao4

(1.Gold Department, Category Institute of CAPF, Beijing 102202, China;2.InstituteofMineralResources,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China;3.SchoolofEarthSciencesandResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China;4.NorthwestJiangxiGeologicalParty,JiangxiBureauofGeologyandMineralExplorationandDevelopment,Jiujiang,Jiangxi332000,China)

Huashandong deposit is a newly found tungsten deposit in northwest Jiangxi Province, China. The exploration report shows that the granite is related to the forming of this deposit.This paper reports LA-ICP-MS zircon U-Pb age, major and trace elements of the ore-related granite in the Huashandong tungsten deposit. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating yielded the crystallization age of (807±8) Ma for the granite. The granite is calc-alkaline, peraluminous and rich in Na,characterized by the SiO2content from 68.23% to 73.78%，Al2O3content from 14.41% to 15.81%, Na2O+K2O content from 5.93% to 7%，K2O/Na2O content from 0.38 to 0.86，A/CNK>1.1.ΣREE is low and there is enrichment of LREE.The fractionation between LREE and HREE is obvious. It is enriched in such LILE as Rb,Tu,U,La,Nd and depleted in HFSE such as Ba,Nb,Ti,Sr,P, with medium anomalies of Eu. In addition to the geological setting of Huanan plate in the Neoproterozoic, it shows that granite was formed in a continental marginal arc setting, and mainly originated from partial melting of crust.The age of Huashandong tungsten deposit is very close to the age of granite,showing that the mineralization is consistent with the differentiation evolution of granite,and the Huashandong tungsten deposit is the product of Jinningian magmatic activities.

Northwest Jiangxi; Huashandong tungsten deposit; granite; geochemistry; zircon U-Pb geochronology

2016-04-10；改回日期：2016-08-25；责任编辑：戚开静。

国家自然科学基金项目(41302056)。

罗刚，男，助教，硕士，1989年出生，矿产普查与勘探专业，从事矿产资源评价方面的研究。Email：luog2012@126.com。

瞿泓滢，女，副研究员，博士，1978年出生，矿物学、岩石学、矿床学专业，从事矿产普查与勘探方面的研究。Email：hongyingqu@126.com。

P588

1000-8527(2016)05-1014-12