武夷山成矿带燕山期岩浆岩地质年代学研究<br/>——以天华山盆地鹅湖岭组及打鼓顶组年龄为例

武夷山成矿带燕山期岩浆岩地质年代学研究
——以天华山盆地鹅湖岭组及打鼓顶组年龄为例

2021-11-23田世洪

东华理工大学学报(自然科学版) 2021年5期

刘涛，向蜜，田世洪

(1. 东华理工大学地球科学学院，江西南昌 330013；2.东华理工大学核资源与环境国家重点实验室，江西南昌 330013)

武夷山成矿带是我国十九个成矿带之一，同时也是环太平洋成矿带重要组成部分，区内发育大量铅锌银类矿床，是华南中、新生代岩浆岩的重要成矿区之一。其独特的地质条件和成矿优越性，一直是国内外学者的研究热点(毛建仁等，2011；邢光福等，2017)。武夷山成矿带位于中国东南沿海活动大陆边缘内侧，扬子板块与华夏地块的陆缘造山带内(图1)。行政区划包括浙江西南部、江西东部、福建中西部、广东东北部。成矿带内具有华南最大面积的前泥盆纪变质岩和多期次火成岩，是研究古构造演化的理想区域。成矿带北侧是以绍兴-江山-萍乡断裂为界与赣杭成矿带接壤，西以鹰潭-安远断裂为界与罗霄山相接，东以政和-大浦断裂带为界与东南沿海火山岩带相隔，南部以佛冈-五华断裂为界与广东莲花山相邻(王淼等，2007)。

图1 武夷山成矿带大地构造示意图(邢光福等，2017)Fig.1 Geotectonic diagram of Wuyishan metallogenic belt ①绍兴-江山-萍乡断裂；②鹰潭-安远断裂；③政和-大浦断裂；④佛冈-五华断裂；⑤吴川-四会断裂

独特的大地构造背景之下形成了复杂的构造-岩浆-成矿演化史。自晚太古代以来，成矿带内各个地质历史时期均有岩浆活动的痕迹。岩浆活动由老至新可以划分为7个主要阶段(陈世忠等，2013)：古元古代岩浆岩(2 500～1 800 Ma)、中元古代岩浆岩(1 800～1 000 Ma)、新元古代岩浆岩(1 000～800 Ma)、加里东期岩浆岩(570～375 Ma)、海西-印支期岩浆岩(375～208 Ma)、燕山早期(208～145 Ma)和燕山晚期岩浆岩(145～65 Ma)。其中燕山期岩浆活动具有范围广、作用强和明显的多阶段特征，与带内大多数金属矿床成因息息相关。燕山期岩浆活动可进一步细分为中-晚侏罗世和早白垩世两个岩浆活动最为强烈的时期，同时也是带内多金属元素成矿峰值期，形成了一系列的晚中生代大型、超大型金属矿床，如冷水坑银铅锌矿，生米坑、焦塘等铅锌矿床。故带内岩浆岩演化史对于认识带内多金属成矿机制及大地构造背景具有重要意义。

笔者重点关注武夷山北坡燕山期岩浆岩年代学研究进展，通过对该区年代学数据的分析及研究成果简单整理，并以此为基础在前人认识上归纳了一些新认识及对其中产生的问题进行综合论述。

1 武夷山成矿带岩浆岩年代学研究现状

岩浆岩因缺乏生物化石及生物遗迹，确定其相对年龄较为困难，一般要采用同位素年龄方法获得精确年代学信息(杨海斌等，2015)。在岩浆岩年代学研究早期主要采用Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法等进行定年研究，但该类方法容易受到后期热液活动的影响，无法获得精确的成岩年龄；而后随着锆石微区原位定年技术(锆石SHRIMP U-Pb、锆石LA-ICP-MS U-Pb以及锆石SIMS U-Pb)的出现，可以更精确地确定锆石的形成年龄和蚀变年龄，为精确研究岩浆岩年代提供了可能(陈文等，2011)，从而促使一大批岩浆岩成岩及成矿年龄的重新厘定。但锆石微区原位定年也受锆石放射性损伤及重结晶等因素的影响，这就要求在挑选锆石时要遵循一定的锆石挑选原则。

武夷山成矿带的岩浆岩年代学研究一直是学者所关注的焦点。区内斑岩与多金属矿床的形成有着紧密的联系，斑岩常作为赋矿岩体或者赋矿围岩存在于矿床之中，故带内岩浆岩年代学研究对于揭示矿床形成具有重要意义。然而，由于定年方法不同，学者对于武夷山成矿带内的花岗斑岩及火山岩测年结果不尽相同，且存在较大争议。总体存在以下观点：如早期由戚建中等(1986)利用全岩、钾长石的K-Ar法测得天华山盆地内花岗斑岩年龄为125 Ma，并由此判断其形成与火山活动时间相近，把其归类于早白垩世次火山岩类；孟祥金等(2007)也对该盆地花岗斑岩使用全岩Rb-Sr等时线定年测得年龄为131 Ma。但不少学者对该类方法测出的年龄提出质疑，有的认为采用K-Ar、Rb-Sr等方法易受后期热液蚀变影响，无法得出较为准确的成岩年龄(孟祥金等，2009；苏慧敏等，2013)；有的利用锆石SHRIMP U-Pb与锆石LA-ICPMS U-Pb法测得盆地内花岗斑岩年龄为156.4～162 Ma，认为花岗斑岩时代属于晚侏罗世(孟祥金等，2012；左立艳等，2010；狄永军等，2013；余明刚等，2015；龚雪婧等，2019)。

同时，带内火山碎屑岩年龄也存在较大的争议，与上述斑岩产生年龄差异原因所不同的是火山碎屑岩几乎都是采用最新的微区原位定年技术，但年龄仍存在较大的差异。如邱骏挺等(2013)、张家菁等(2009)、罗平等(2009)测得天华山盆地内打鼓顶组及鹅湖岭组的火山碎屑岩锆石年龄为137.5～146.6 Ma，为早白垩世岩层；孟祥金等(2012)、狄永军等(2013)、余明刚等(2015)对同一地层的锆石进行微区原位定年，测得锆石年龄为157.2～161.3 Ma，为一套晚侏罗世地层。

2 武夷山成矿带燕山期斑岩存在的地质问题

武夷山成矿带内各个火山盆地均发育大量火山岩(安山岩、粗面岩、流纹岩等)、次火山岩(花岗斑岩、石英正长斑岩、流纹斑岩、碱长花岗斑岩等)及火山碎屑岩(熔结凝灰岩、晶屑凝灰岩、层凝灰岩、凝灰质角砾岩、火山角砾岩等)。区域上燕山期的岩浆岩与成矿作用关系最为密切，盆地内斑岩为主要赋矿围岩。戴盼等(2018)根据斑岩特征划分成矿类型，将武夷山地区在燕山期成矿作用均划分为早期(165～150 Ma)的斑岩-矽卡岩型Cu、Mo、Pb、Zn、Ag、W成矿作用和晚期(140～125 Ma)的斑岩-热液脉以及火山-次火山热液型Pb、Zn、Mo、Ag成矿作用。由此可见斑岩时代及成矿类型的确定对于带内矿床成矿机制具有重要意义。带内花岗斑岩主要分布于赣南-闽西南以及闽西北的部分地区，位于武夷山脉两侧，标志性岩体有闽西南一带的武平、白石岗、才溪、紫金山、虎岗等(邢光福等，2017)，存在于天华山火山盆地内的花岗斑岩也是该阶段的产物。

2.1 武夷山成矿带燕山期花岗斑岩年代学问题

武夷山火山岩带存在大量的侵入岩，由于早期测年技术的限制，前人测得天华山盆地中4种侵入岩年龄相仿，认为是同一期次的产物。如戚建中等(1986)结合岩体的穿插关系，采用全岩、钾长石的K-Ar测年方法测得石英正长斑岩为136 Ma，花岗斑岩为125 Ma，流纹斑岩为115 Ma、碱长花岗斑岩为109 Ma，并认为这4种岩体均侵入火山岩层中，统一归类于次火山岩；孟祥金等(2007)也对该盆地4种侵入岩使用全岩Rb-Sr等时线定年测得花岗斑岩为131 Ma、流纹斑岩为130 Ma、碱长花岗斑岩为128 Ma、石英正长斑岩为121 Ma。前人研究成果表明武夷山成矿带内天华山等盆地大量发育绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化、硅化和黄铁矿化等蚀变。而K-Ar、Rb-Sr等方法易受后期热液蚀变影响，故使用该类方法得到年龄往往为蚀变年龄，并不能代表成岩的真实年龄。故前人以此年龄为基础所定岩层时代需要重新思考。

从现今大量高精度原位定年数据来看，前人所测年龄具有较大的偏差，带内各火山盆地的花岗斑岩年龄多显示为160 Ma左右。如苏慧敏等(2013)、龚雪婧等(2019)测得天华山盆地内含矿花岗斑岩年龄为150.3～168.09 Ma；而带内石英正长斑岩、碱长花岗斑岩、流纹斑岩年龄为137.0～144.0 Ma(表1)。花岗斑岩与其他类型的斑岩具有20 Ma左右的年龄差，属于不同地质时代的产物。花岗斑岩应为侏罗纪的一套侵入岩，其成矿模式应划分为斑岩-矽卡岩型Pb、Zn、Cu、Mo、Ag、W成矿；其他类型斑岩可按前人归类于白垩纪的一套次火山岩，其成矿模式为火山-次火山热液型Pb、Zn、Mo、Ag成矿机制，两者属不同地质时代，不同成矿模式。

表1 武夷山火山盆地燕山期斑岩的年龄Table 1 The age of Yanshanian granite-porphyry in Wuyishan volcanic basin

按前人所遵从的地质事实应该是花岗斑岩同其他次火山岩体侵入于火山岩，那么花岗斑岩年龄为160 Ma左右，则火山岩年龄应该更早，而今测得鹅湖岭组火山碎屑岩的年龄为140 Ma左右(后文进行时代确定具体描述)，为白垩纪的一套岩层，所测年代学数据与前人所描述地质事实并不相符。此外，笔者在查阅天华山盆地相关文献中并未见到花岗斑岩侵位到打鼓顶组和鹅湖岭组火山岩地层的实质性证据。然而，苏慧敏等(2013)观察到存在于冷水坑矿田钻孔中的鹅湖岭组晶屑凝灰岩和花岗斑岩有较为清晰的界线(图2a)，并且晶屑凝灰岩中包含有疑似花岗斑岩“捕虏体”，“捕虏体”的颜色、矿物成分、颗粒大小、结构都与花岗斑岩极为相似，可初步判断为花岗斑岩角砾。从图2b中可以看出在花岗斑岩和流纹斑岩接触部位形成了一个构造破碎带，同样右边的流纹斑岩中也有花岗斑岩角砾。从野外照片显示出的地质现象可以推断花岗斑岩是早于流纹斑岩形成的，流纹斑岩成岩年龄为早白垩世140 Ma左右和本区火山岩几乎是同时形成的，同时推断出花岗斑岩形成于火山碎屑岩之前。

图2 天华山盆地岩浆岩野外照片(苏慧敏等，2013)Fig.2 Field photos of magmatic rocks in the Tianhuashan basina.晶屑凝灰岩中含有花岗斑岩角砾；b.流纹斑岩与花岗斑岩的接触面

2.2 武夷山成矿带燕山期花岗斑岩类型重新划分

由于早期测年手段的制约，前人所采用K-Ar、Rb-Sr法进行花岗斑岩测年易受蚀变作用的影响，所测花岗斑岩的年龄并不准确。后期的高精度U-Pb定年的数据使得花岗斑岩时代归属发生较大的变化，所以不能简单地将花岗斑岩同其他三种次火山岩归于同一类型。由上述的年代学数据、野外地质事实及岩体产出特征三方面来看，存在于天华山盆地的花岗斑岩与该盆地白垩世早期的火山岩及次火山岩不是同一阶段的产物，花岗斑岩应从传统的次火山岩分类中剥离，归类于侏罗纪的一套侵入岩；其内白垩纪的一套次火山岩如石英正长斑岩、碱长花岗斑岩、流纹斑岩等，其年龄与盆地火山碎屑岩中的早白垩世早期的锆石年龄一致，表明该岩体是同火山岩一起或者稍后所产生的一套次火山岩，这是符合次火山岩的概念，因而可以延续前人分类。

3 武夷山成矿带燕山期火山碎屑岩年龄

3.1 天华山盆地火山碎屑岩年代学研究现状

近年来华南大部分打鼓顶组和鹅湖岭组火山岩地层的年代归属有了新的定义，如相山盆地火山岩系鹅湖岭组和打鼓顶组归属于早白垩世(张万良等，2007；何观生等，2009；杨水源等，2012；郭福生等，2016)；浙东火山岩均归类于早白垩世(刘飞宇等，2009；李祥辉等，2011；Liu et al.,2012)。在此基础上巫建华等(2019)进行归纳提出江西及广东北部不存在晚侏罗世地层，赣东北地区鹅湖岭组时代均为早白垩世的结论。

天华山火山盆地是武夷山成矿带内主要的火山盆地之一，盆地内发育一套打鼓顶组和鹅湖岭组中酸性火山岩及与之伴生的次火山岩(图3)，在火山碎屑岩及侵入岩内形成了冷水坑超大型Ag-Pb-Zn矿。同时，很多学者也对武夷山火山盆地中的鹅湖岭组和打鼓顶组火山岩的时代归属提出了异议，对传统定年方法(如K-Ar法、Rb-Sr法)测年结果表示怀疑，进而对该盆地开展新的年代学工作，希望由此对盆地鹅湖岭组与打鼓顶组年代进行重新厘定。如邱骏挺等(2013)运用锆石LA-ICP-MS U-Pb测得打鼓顶组熔结凝灰岩形成于(160.8±1.9) Ma，而鹅湖岭组流纹质晶屑熔结凝灰岩则具有间歇性和多期喷发特点，其最初活动时间为159 Ma，而主体形成于(146.6±2.2) Ma，火山碎屑岩多形成于侏罗纪；苏慧敏等(2013)对天华山盆地内的冷水坑矿床的火山岩进行LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年研究，得出打鼓顶组下段晶屑凝灰岩年龄为(144±1) Ma，鹅湖岭组第一段的层状凝灰岩为(140±1) Ma，第三段火山-沉积旋回的流纹质熔结凝灰岩为(137±1) Ma，这一套火山碎屑岩地质时代均属早白垩世早期。在使用相同的锆石微区原位定年也产生了较大的年龄差异，其造成年龄差异原因值得学者考虑。

图3 武夷山成矿带天华山盆地火山岩地层柱状图(据苏慧敏等，2013)Fig.3 Volcanic stratigraphic histogram of Tianhuashan basin in the metallogenic belt of Wuyishan1.熔结凝灰岩;2.流纹岩;3.粗晶屑凝灰岩;4.层凝灰岩;5.安山岩;6.凝灰质粉砂岩;7.石英正长质凝灰角砾岩;8.火山角砾岩;9.灰岩;10.石英砂岩，粉砂岩;11.片岩,片麻岩;12.花岗斑岩;13.石英正长斑岩;14.流纹斑岩;15.碱长花岗斑岩

3.2 火山碎屑岩测年所存在的问题

由前文可知，存在于天华山盆地的鹅湖岭组与打鼓顶组的火山碎屑岩年龄仍存在较大的异议，这一套火山碎屑岩既有晚侏罗世年龄也存在早白垩世年龄。对此不同学者给出不同解释，邱骏挺等(2013)认为造成年龄差异的原因可能是岩体不同部位的冷却速率造成，先结晶锆石年龄自然老于后结晶的锆石年龄；余明刚等(2015)则认为天华山盆地存在三期火山活动，打鼓顶组与鹅湖岭组不同年龄的锆石源于火山不同期次的喷发；巫建华等(2019)认为存在两个年龄段原因在于前人研究时获得晚侏罗世锆石U-Pb年龄的样品可能为熔结凝灰岩、凝灰岩之类的火山碎屑岩，完全有可能是火山碎屑岩中岩屑的锆石年龄(即捕获锆石的年龄)，并不能代表火山岩的年龄。

笔者在对前人测年成果进行整理时也发现当研究者进行采样测年时，采样地点离花岗斑岩较近时，其所测火山碎屑岩年龄会偏大或者与花岗斑岩年龄较为相近。如孟祥金等(2012)对冷水坑银铅锌矿床进行系统采样，所采LSK-38、LSK-39样品均接近于花岗斑岩岩体，测年数据显示年龄变化范围为140～160 Ma，这指示锆石的多来源。在图2中可以观察到晶屑凝灰岩内含花岗斑岩“捕虏体”野外地质现象，这可能预示着火山碎屑岩形成之初，花岗斑岩体受力破碎混入碎屑中，后期经沉积作用固结成岩，从而产生火山碎屑岩中既有原生锆石年龄又有后来捕获的花岗斑岩锆石年龄的现象。同时，对定年样品的岩性进行分析时，发现打鼓顶组与鹅湖岭组年龄与岩性存在一定联系，当岩性为喷出相的晶屑凝灰岩时，定年结果变化范围较大，在140～160 Ma皆有分布；当岩性为流纹质或者安山质喷出相时，其年龄较为统一，大多数为140 Ma左右(表2)。这从另一方面证明了上述猜想，火山碎屑岩喷出时可能捕获大量花岗斑岩的锆石，而溢流相次火山岩形成条件更为稳定，较少地捕获围岩锆石，故更能代表火山岩形成的年龄。由此可以判断出天华山盆地的鹅湖岭组与打鼓顶组火山碎屑岩的两组年龄中160 Ma为捕获花岗斑岩的锆石年龄，代表不了火山岩及地层的实际年龄；而存在于喷出、溢流相岩体的140 Ma锆石年龄更能代表岩层形成的实际年龄。正如表2中年龄与岩性之间的关系，溢流相的火山碎屑岩大多数都是呈现140 Ma的年龄群。

表2 武夷山火山盆地火山碎屑岩年龄Table 2 Age of pyroclastic rocks in volcanic basin of Wuyishan metallogenic belt

综上所述，天华山盆地的打鼓顶组与鹅湖岭组的火山碎屑岩年龄为140 Ma更为符合地质事实，与华东地区大多数火山盆地形成年龄较为一致，应该形成于早白垩世，而160 Ma年龄段是捕获花岗斑岩的锆石年龄。因此在对火山碎屑岩进行年代学研究时应注意，当对类似火山岩定年时，应该选喷出溢流相的流纹质及安山质岩体内锆石更为可靠。如果无法避免对喷出相的火山碎屑岩进行定年，也要在挑选样品时尽量选择小的、晶形差的、环带不明显的锆石进行定年工作。因为像凝灰岩等类似的火山碎屑岩锆石在喷出过程中冷却结晶时间较短，往往晶型较差、形态较小，而那些晶形好的、环带清晰的锆石往往为花岗岩岩屑的锆石(巫建华等，2017)。