福建宁化松岭锡矿地质特征及成矿模式探讨

黄长煌

(福建省地质调查研究院，福州，350013)

福建宁化松岭锡矿床位于武夷山成矿带中段[1]，与江西会昌锡坑迳锡矿田[2]属同一成矿带，分布有岩背、淘锡坝、凤凰岽、苦竹岽、松岭、下伊等众多中-大型矿床。宁化松岭锡矿床发现于1984年，除了勘查资料，对其地质特征及控矿因素研究较少。笔者在收集勘查资料的基础上，采用野外地质调查、岩石学和地球化学取样等手段，对矿床地质特征进行了再认识，以成矿地质学为依据，确定了锡矿的成矿地质体，在矿化蚀变特征及成矿时代等方面的研究取得了进展，提出了锡矿的成矿模式，对该地区的找矿突破具有重要参考意义。

1 成矿地质背景

宁化松岭锡矿位于华夏地块武夷基底杂岩[3]内，处在南平—宁化构造带附近，南岭花岗岩[4,5]带的东北部。区域地层具二元结构，下伏地层为新元古代浅变质英安质火山岩夹片岩，上覆地层为早侏罗世梨山组。岩浆岩主要有早泥盆世和晚侏罗世-早白垩世花岗岩。早泥盆世花岗岩为宁化岩体，岩性为二长花岗岩，呈北北东向长轴状岩基，面积达1 050 km2，是福建省最大的岩体之一。晚侏罗世-早白垩世花岗岩呈岩株、岩瘤或岩脉状产出，总体分布呈北北东向。构造运动主要2期：①加里东期构造运动十分强烈，一方面使基底(新元古代地层)形成大型褶皱和伴生十分复杂的小型紧密褶皱，另一方面是酸性岩浆作用形成宁化岩体，以及变质岩中花岗伟晶岩团块或脉群；②燕山期构造作用主要为张扭性构造运动，形成北北东向崇安—石城断裂带，以及一系列断陷盆地；禾口盆地属其中之一，矿区位于禾口盆地的北缘。成矿作用发生于早白垩世，属构造-岩浆作用的产物，矿体分布于北北东向构造的花岗斑岩体内外接触带(图1、图2)。

图1 宁化松岭锡矿地质略图Fig.1 The simplified geological map of Songling tin deposit in Ninghua county1—早侏罗世梨山组(复成分砾岩/长石石英砂岩/粉砂岩); 2—新元古代(浅灰色浅变质英安质火山岩); 3—早白垩世花岗岩; 4—早白垩世花岗斑岩; 5—硅化破碎带; 6—矿体及编号; 7—黄玉化/绢云母化; 8—硅化/黄铁矿化; 9—断层及编号; 10—地质界线; 11—不整合界线；12—剖面线

图2 宁化松岭锡矿区100线剖面示意图Fig.2 The section graph of Songling tin deposit in Ninghua county1—黄玉化/绢云母化;2—硅化/黄铁矿化;3—早侏罗世梨山组(复成分砾岩/长石石英砂岩/粉砂岩);4—新元古代浅变质英安质火山岩;5—早白垩世花岗岩;6—矿体及编号；7—钻孔及编号

2 矿区地质特征

2.1 地层

矿区地层有新元古代黄潭(岩)组和早侏罗世梨山组。黄潭(岩)组构成了该区的基底，其火山碎屑锆石U-Pb年龄为(729±7)Ma，主要岩性为浅变质英安质凝灰岩，岩性单一，厚度巨大，为主要贮矿层位。梨山组属禾口盆地沉积，为一套复成分砂砾岩、长石石英砂岩、粉砂岩构成的岩石组合，单层厚度1～0.5 m。梨山组不整合在黄潭(岩)组之上。

2.2 侵入岩

矿区出露的侵入岩均为早白垩世，有细粒花岗岩和花岗斑岩。前者分布在矿区的西北部，呈北北东向脉状产出；后者分布于矿区中部，呈北北东向贯穿矿区，属岩脉，矿体均分布其内外接触带上。

2.2.1 岩石学特征

早白垩世细粒花岗岩： 岩石呈肉红色，细粒花岗结构，块状构造。主要矿物有石英(28%)、斜长石(25%)、钾长石(45%)、黑云母(2%)，各矿物分布较均匀,粒径0.2～2 mm。 石英呈粒状他形晶，等轴粒状或不规则状。 钾长石为呈他形板状，具卡氏双晶。 斜长石为半自形-他形晶，板状或不规则状，发育聚片双晶、卡钠复合双晶。 黑云母呈半自形晶，鳞片状，颗粒边缘被稍晚结晶矿物交代，部分被绿泥石交代。

早白垩世花岗斑岩：岩石呈斑状结构，块状构造，为脉状产出，受绢云母化等蚀变，出现显微鳞片状结构。由斑晶(10%)、基质(90%)所组成，斑晶粒径0.2～1.2 mm，成分以石英为主、长石为次。其中石英呈半自形晶；长石均呈半自形晶，板状，被石英取代，仅保留假象。基质为长英质，矿物粒径在0.01～0.02 mm，为霏细状结构。岩石受到强烈蚀变，长英质矿物被绢云母交代。次生蚀变矿物为绢云母、次生石英。

2.2.2 岩石主微量元素特征

此次采取了新元古代浅变质火山岩(SL01)、早泥盆世二长花岗岩(NH01、NH03)、早白垩世花岗岩(1002-1、NH02)、早白垩世花岗斑岩(SL02)、锡矿石(SL04)和锡矿化蚀变岩(SL05)。福建省地质矿产实验研究中心进行主、微量元素分析。

主量元素：新元古代浅变质火山岩SiO2含量为67.66%，早泥盆世二长花岗岩SiO2含量为67.47%～68.64%，早白垩世花岗岩SiO2含量为73.26%～76.12%，早白垩世花岗斑岩SiO2含量为74.20%；岩石的Al2O3变化较大，多数为过铝质岩类，A/CNK>1，最高达3.00，其中早白垩世花岗岩变化很大，A/CNK 0.99～3.00；碱质和铁质变化也很大，没有出现由早到晚的变化规律，特别是同为早白垩世的花岗岩和花岗斑岩出现的变化呈跳跃性特征，反映了岩浆成分的多样性。成矿有关的早白垩世花岗斑岩具有高硅铝、富钾(K2O 4.44%)低钠(Na2O 0.19%)和铁镁含量高于同期的花岗岩特征(表1)。符合在地壳深部的高温和还原条件下，富含F等挥发分的富碱硅酸盐熔体有利于锡在熔体中富集[6]，以及锡元素具亲铁性特点。

表1 各类岩石主量元素(%)、微量元素(×10-6)含量及特征值

续表1

微量元素：各期岩石与矿化蚀变岩的微量元素蛛网图(图3-a)的配分曲线形态总体类似，曲线右倾，强不相容元素明显富集，Ba、Nb、Sr、P、Ti、P亏损，说明岩石与矿石的微量元素来源相似。与各类岩石的微量元素蛛网图[7]相比，该区花岗岩类与成熟的大陆弧背景下花岗岩类似，显然各类花岗岩是增生在大陆深部的新生地壳，与该区属华夏地块内部的地质环境吻合。新元古代浅变质火山岩和早泥盆世二长花岗岩的曲线十分相似，各元素的亏损或富集的程度较低，表明属地壳相对成熟的物质熔融物。

早白垩世花岗岩及花岗斑岩分异总体与新元古代浅变质火山岩和早泥盆世二长花岗岩相近，呈左高右低的曲线，但Sr、Ti等亏损和Pb的富集更强烈。早白垩世的3件样品表现为显著差异，下伊锡矿的花岗岩、松岭矿区的花岗岩和花岗斑岩差异较明显，这种差异可能不能用岩浆分异来解释，表明早白垩世岩浆岩可能来自不同的岩浆房。

锡矿的花岗斑岩与锡矿石基本一致,具类似的亏损与富集，显示了物质来源的一致性特征，表明二者同源。早白垩世花岗岩和花岗斑岩，与新元古代浅变质火山岩和早泥盆世二长花岗岩总体相似，具左高右低及Ba、Nb、Sr、P、Ti、P亏损特点，表明同属于华夏地块的地壳为主要物质来源。

稀土元素：早白垩世细粒花岗岩和花岗斑岩的稀土元素总量分别为34.37×10-6～171.81×10-6和302.58×10-6，轻稀土略大于重稀土(LREE/HREE)分别为1.28～1.95和1.4，δEu分别为 0.21～0.42和0.09。稀土元素配分模式(图3-b)。REE 配分曲线形态显示出不同时代的岩石特征：新元古代变质火山岩和早泥盆世二长花岗岩均为左高右低的斜线，Eu亏损不明显；早白垩世花岗岩及花岗斑岩具相似形态，轻、重稀土元素分馏较强，具中等-强烈的Eu亏损(花岗斑岩δEu 为0.09)，配分模式具典型的海鸥型的稀土元素配分模式。但在更细致的元素分布曲线上，各类岩石也存在一定相似性，如La～Eu，Gd～Sm十分相似，表明早白垩世花岗岩及花岗斑岩属新元古代浅变质火山岩、早泥盆世花岗岩地壳深部(残余相)的重熔物。

锡矿化蚀变岩与早白垩世花岗斑岩相似，锡矿石与花岗斑岩基本一致，反映了含矿热液与花岗斑岩之间没有稀土元素分异，表明锡矿化蚀变岩与花岗斑岩稀土元素来源是相同的，可能均来自深部同一岩浆房；少量样品可能受到围岩的混入而不同于花岗斑岩。显示了该区花岗斑岩是成矿地质体。来自深部的岩浆在分离结晶作用过程中，结晶出斜长石，致使残余岩浆强烈亏损Eu，表明花岗斑岩同源岩浆已经在深部出现高度分离结晶，并形成了碱质含量高的酸性岩浆。花岗斑岩与矿化蚀变岩的稀土元素配分曲线一致和Eu 负异常强烈、重稀土元素含量增加，轻、重稀土元素比值不高，表明岩浆形成时有地幔物质的参与，也有壳源物质混合。

图3 岩石微量元素蛛网图(a)、稀土配分图(b)、成矿元素岩石/原始地幔值图(c、d)Fig.3 The spider diagram of the rock trace element (a), Rare earth partition diagram (b), the value map of metallogenic element rocks and primitive mantle (c,d)注：(a)、(b)据表1，图例见(a)； (c)、(d)据表2；(c)、(d)阴影为岩石元素背景值，其上为正异常。球粒陨石和原始地幔元素标准值据[7]。

成矿元素：岩石成矿元素含量(表2)所示，W、Sn、Mo、Bi、Cu、Pb、Zn、Ag、Au在成矿元素岩石/原始地幔值图(图3-c，d)上显示了岩石和矿化蚀变岩的分异。岩石在W、Sn、Mo、Bi(岩石/原始地幔值)为100～1 000，但Cu、Zn主要为1～100，表明新元古代和早泥盆世的岩浆作用已经使得成矿元素富集，而早白垩世富集程度明显增高，特别是花岗斑岩成为含量最高的岩石；与花岗斑岩有关的蚀变岩却更富集。新元古代和早泥盆世的岩浆岩元素曲线形态一致，代表了早期地壳分异的中-酸性岩浆的特征；早白垩世花岗岩的成矿元素含量较低，与花岗岩中黑云母含量低相对应；但早白垩世花岗斑岩却显著富集，与成矿作用对应。

成矿元素背景值范围(阴影部分)，表明早白垩世花岗斑岩在成矿元素的含量方面居于高位，属富集程度最高的岩石，与其有关的热液蚀变岩石更富集，并有锡矿化。

与早白垩世花岗斑岩有关的矿化蚀变岩样品采在矿区的不同部位，代表了矿化蚀变的基本特征。其成矿元素的配分曲线特征相似度高，表明成矿作用为一次构造岩浆事件，成矿元素的富集程度高，反映了含矿热液是富含成矿元素的，其中W、Sn、Mo、Bi富集程度高，Cu、Pb、Zn、Ag、Au则富集程度较低。早白垩世花岗斑岩及锡矿化蚀变岩大大高于岩石背景， 二者特征一致，表现为W、Sn、Mo等元素显著富集。表明花岗斑岩与含矿热液具同源特征。

表2 岩石成矿元素含量(×10-6)

Sr-Nd同位素：Nd稳定同位素(表3)矿区内的花岗斑岩与锡矿石相似度较高，显示二者具成因联系，eNd(0)为-5.81～-9.32，属陆源地壳重熔形成的花岗岩；微量元素与成矿元素特征显示花岗斑岩与锡矿化蚀变岩基本相同，属壳源型花岗岩。成矿物质可能主要来自地壳[7]，与花岗质岩浆形成有关。

2.3 构造

新元古代浅变质火山岩是厚度巨大的地质块体，在加里东期的构造-变质作用过程中，产生了低绿片岩相变质，也出现紧密褶皱，但对于成矿的贡献不大。早白垩世花岗岩也是成矿前形成的，岩浆沿着北北东向脆性断层侵入形成的岩体。

早白垩世构造作用是以禾口盆地、均口盆地的形成为标志。这些盆地为陆内张性构造盆地，其内为红色陆相沉积物夹早白垩世火山岩，盆地边缘有多方向的盆边构造，主要为张扭性断裂、裂隙。这些张扭性构造形成了脆性层内的北北东向-北西向或东西向构造体系，是早白垩世酸性岩浆侵入的有利构造部位。松岭矿区出露的侵入岩为北北东向花岗岩脉和花岗斑岩脉，其中花岗斑岩体与锡矿关系十分密切，是成矿地质体。

表3 宁化地区地质体Nd同位素成果及参数

3 矿床地质特征

3.1 矿体产状、规模

区内共发现13条矿(化)带编号为1～13，其中1号矿化带规模最大，位于花岗斑岩内外接触带，属含锡石花岗斑岩型矿体；2～12号为次要矿化带，属含锡石石英网脉带型矿(化)体，属于花岗斑岩有关的含矿热液矿化蚀变的产物。

1号矿体是一条侵入到北北东向追踪张断裂面中的含锡石石英黄玉化花岗斑岩脉。该矿体地表延长1 500 m，已控制最大延伸500 m，宽度0.67～15.88 m，总体走向20°～40°，局部呈北北西走向，倾向北西，倾角50°～80°。

6号含锡石英网脉带矿化体走向北东65°～75°，倾向北北西，倾角60°～75°，在地表断续延长550 m，延伸117 m，水平厚度0.39～4.92 m，平均水平厚度2.63 m，平均锡品位0.822%。

12号含锡石石英网脉带矿化体北端走向为北东东65°，南端走向为北北东20°，倾向分别为北北西和北西西，倾角65°～80°。矿体连续性差，断续延长530 m，延伸200 m，一般水平厚度1.00～7.68 m，局部最大水平厚度达23.35 m，向北东延伸至江西石城境内，向南渐变成薄脉状(0.1～0.30 m)，平均水平厚度3.16 m，平均锡品位0.665%。

3.2 矿石化学成分

单项工程矿体中锡品位0.037%～1.038%，一般锡品位0.20%～0.56%。1号矿体中单样的锡品位0.01%～3.396%，一般0.2%～0.7%，平均品位0.43%。

3.3 矿物组分及锡石特征

主要矿物有锡石、黑钨矿、黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、斑铜矿、辉钼矿、褐铁矿，以及石英、长石、绢云母、绿泥石等。

锡矿石主要为花岗斑岩的矿化蚀变强烈或围岩角砾化蚀变强烈的岩石。锡矿石呈灰绿色，半自形-他形粒状结构，粒状变晶结构，显微鳞片状结构，条带状、角砾状或斑杂状构造，已形成的岩石遭受强热液蚀变作用，原岩的结构、构造、物质组分全消失，岩石中的矿物全为次生蚀变矿物。蚀变有两期，早期蚀变矿物有石英、黄玉、萤石；之后遭受动力作用，岩石产生裂隙，其内充填有晚期蚀变矿物锡石、萤石、绢云母、石英。 锡石矿物粒径为0.01～0.8 mm。镜下锡石矿物呈褐黄色、黄色，同一个颗粒颜色不均匀(颜色环带结构)，正突起很高，高级干涉色。

3.4 矿石结构构造

矿体的矿石结构主要为自形-半自形片状结构、他形粒状结构、包含结构等。矿石构造则为细脉状、条带状、环带状、浸染状构造等。

四是有所有权主体的自然资源和公共的环境之间有相关性，在公益诉讼方面，社会组织提起可以赔偿的公益诉讼和省级人民政府依据改革方案提起可以赔偿的公益诉讼，在提起诉讼的主体资格的衔接方面，有待加强。

3.5 矿化蚀变及分带

矿化蚀变带与锡矿化关系十分密切，二者紧密相关，以花岗斑岩为中心，分为内带和外带。黄玉-硅化-黄铁矿-绢云母化带，主要分布在花岗斑岩的内外接触带及相连通的构造裂隙带，蚀变分布于构造角砾或裂隙中，核心部位黄玉-硅化更为强烈，向外则绢云母化占优。硅化-绢云母化，蚀变沿裂隙分布，主要在张性脆性裂隙中。

矿床内广泛的面型蚀变在空间上作有规律分布，以花岗斑岩为中心，往外为黄玉石英绢云母黄铁矿化→石英绢云母化的似环带状分带特征，后期的萤石矿化较为普遍，分布于两个蚀变带中。

在松岭矿区的蚀变岩中含有大量的次生石英。镜下观察发现次生石英的气液包体十分丰富，呈圆状或近圆状，以独立或成群分布为主，被次生石英所包裹是石英结晶时的热液，代表了含矿热液的特征。对5个气液包体进行氧同位素测试，结果表明，δ18OV-SMOW‰分别为8.56，9.05，11.45，11.84和11.87，远离海水标准值，属典型岩浆热液，说明含矿热液主要为岩浆来源的热液，即岩浆热液。

4 讨论

4.1 控矿因素与矿床类型

松岭锡矿床形成的成矿地质环境及矿床特征，可概括出矿床具有3个成矿前提和4个典型特征。成矿前提：①新元古代火山岩和早泥盆世花岗岩作用形成了富含锡元素的地壳残余相，即成矿物质基础；②早白垩世岩浆热事件活化了深层的地壳“残余相”的硅碱质和锡元素，形成了细粒花岗岩、花岗斑岩，是矿床形成的必要条件；③晚中生代盆边构造是控制花岗(斑)岩脉及矿体产出的重要构造条件，这种复合封闭构造为蚀变矿化创造了有利的空间。典型的特征：①矿体贮存于花岗斑岩内、外接触带，矿石具浸染状、细脉浸染状构造，矿体厚度大，品位高，矿化较均匀；②矿物共生组合除锡石外，含有较多的黄玉、黄铁矿等金属硫化物；③矿床具有较明显的以接触带或矿体中部为中心似环状矿化蚀变分带；④裂隙型蚀变矿化发育，是矿化富集的重要因素，在矿体上部围岩中出现密集的绢云母、硅化。

结合松岭花岗斑岩的主量元素相对富含铁质，在微量元素上富含铁族(Fe、Ni、Co等)，成矿元素(W、Sn、Mo等)显著富集，其分布特征与矿化蚀变岩高度相似，产于花岗斑岩的内外接触带上的松岭锡矿是典型的斑岩型锡矿床。

4.2 成矿要素特征

主要成矿要素(表4)所示，其主要经历了新元古代U-Pb年龄(729±7)Ma和早泥盆世U-Pb年龄(407±3)Ma和(403±4)Ma花岗岩两期大规模地壳分异作用，使地壳残余相为富含锡元素的地球化学地块[8]；在早白垩世构造岩浆活动过程中被分离，与花岗质岩浆(末期)迁移至浅部，形成锡矿床。

表4 福建宁化松岭锡矿典型矿床成矿要素

4.3 成矿模式讨论

图4 福建宁化松岭斑岩型成矿模式Fig.4 The metallogenic model of Songling porphyry type tin deposit in Ninghua county Fujian Province1—早侏罗世梨山组复成分砾岩/长石石英砂岩/粉砂岩; 2—新元古代浅灰色浅变质英安质火山岩; 3—早白垩世花岗岩; 4—早白垩世花岗斑岩; 5—黄玉化/绢云母化; 6—硅化/黄铁矿化; 7—断层；8—成矿流体流动方向

第一阶段是花岗岩侵入，在残余相中形成的岩浆岩向浅部运动，形成了花岗岩。深部岩浆的结晶可能使锡元素向外迁移至岩浆-热液中。第二阶段是花岗斑岩侵入，即可能有地幔物质及热液加入，使得成矿流体在深部富集，形成富含矿质和热液的含矿岩浆。这种含矿岩浆向浅部运动，冷凝形成斑岩和含矿热液。第三阶段为成矿演化阶段。含矿热液(富硫、富氟的成矿流体)，随着硅、碱质向上运动，在黄玉化、硅化、绢云母化等作用下，锡石晶出形成矿体。

据江西岩背的资料(1)江西省地质勘查局，江西省锡矿潜力评价成果报告，2013。，黄玉石英化或黄玉云英岩化阶段主要形成温度为345～455℃，该阶段有少量锡石生成；随后，成矿热液温度降至340～290℃时，成矿体系进入锡石稳定区，开始出现大量锡石晶体沉淀；在绢云母化阶段，成矿流体温度下降至280～220℃，有利于锡石和大量黄铁矿及闪锌矿等硫化物生成。

综合松岭锡矿床成矿地质环境与矿床典型特征，结合其岩浆与成矿物质来源、成岩与成矿机制等方面的分析，初步总结出松岭斑岩型成矿模式。

致谢：福建省地质调查研究院林慈銮高级工程师、中国地质科学院矿产资源研究所陈郑辉研究员提出了许多有益的建议，在此表示衷心感谢。