幕阜山南缘仁里稀有金属矿区7号伟晶岩脉、辉石闪长岩脉特征及地质意义

陈剑锋, 文春华, 黄建中, 张锦煦, 汪 程, 唐 勇, 吕正航, 周芳春, 陈 虎, 曹创华, 陈宇鹏

幕阜山南缘仁里稀有金属矿区7号伟晶岩脉、辉石闪长岩脉特征及地质意义

陈剑锋1, 2, 3, 文春华2*, 黄建中2, 张锦煦2, 汪 程3, 唐 勇4, 吕正航4, 周芳春5, 陈 虎5, 曹创华2, 陈宇鹏2

(1. 湖南省煤炭地质勘查院, 湖南 长沙 410114; 2. 湖南省地质调查所, 湖南 长沙 410116; 3. 中南大学, 有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室, 湖南 长沙 410083; 4. 中国科学院 地球化学研究所, 贵州 贵阳 550081; 5. 湖南省核工业地质局 三一一大队, 湖南 长沙 410100)

位于湖南幕阜山南缘的仁里稀有金属矿床是国内近年新发现的超大型伟晶岩型铌钽矿床。针对矿区内二云母伟晶岩的形成年龄、物质来源以及伟晶岩与花岗岩之间的关系等科学问题, 选择对仁里矿区最具典型特征的7号伟晶岩脉以及内部的辉石闪长岩脉进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和Hf同位素分析, 以及岩石地球化学测试。结果显示, 仁里矿区7号伟晶岩脉和辉石闪长岩脉的锆石U-Pb年龄分别为141.5±0.8 Ma和137.2±0.6 Ma, 均形成于早白垩世; 综合伟晶岩、辉石闪长岩锆石Hf()值和二阶段模式年龄(DM2)相近的特征, 以及辉石闪长岩中稀有金属元素丰度很高, 且富集不相容元素Rb、U、Nd和明显亏损Ba、Nb、Sr、P、Ti等特征, 认为矿区伟晶岩的成岩、成矿物源主要为地壳的部分熔融。伟晶岩与花岗岩在时空上的关系以及Hf同位素特征等显示矿区二云母伟晶岩的母岩为黑云母二长花岗岩。

锆石U-Pb定年; Hf同位素组成; 地球化学特征; 伟晶岩脉; 辉石闪长岩; 仁里矿区

0 引 言

花岗岩伟晶岩作为一种赋存Li、Be、Nb、Ta、Rb、Cs、Zr、Hf 等具重要战略意义稀有金属的岩石类型(London, 2008, 2018; 张辉等, 2019)而备受地质矿产界关注, 开展伟晶岩的成岩成矿作用研究不但可为其成因及演化提供重要科学依据, 而且对稀有金属矿床的找矿勘查具有重要指导价值。

位于湖南幕阜山岩体南缘的仁里伟晶岩型稀有金属矿床是国内新发现的超大型铌钽矿床, 湖南省核工业局311大队在矿区普查阶段所探获的Ta2O5和Nb2O5资源量分别为10791 t(平均品位0.036%)和14057 t(平均品位0.047%)(刘翔等, 2018), 使其成为华南目前已知最大规模的铌钽矿床。该矿床被列入中国地调局2017年的十大找矿成果, 近年来在矿区内开展了一系列的成岩成矿作用研究(李鹏等, 2017; 刘翔等, 2018, 2019; 石威科等, 2020)。研究主要集中围绕矿区成矿规模最大、内部结构分带良好的仁里5号伟晶岩脉展开, 并从矿物学(李乐广等, 2019)、年代学(Li et al., 2020; Xiong et al., 2020; 周芳春等, 2020)、成岩成矿机制(周芳春等, 2019a)、岩浆‒热液演化(王臻等, 2019; 杨晗等, 2019; 周芳春等, 2019b)等角度展开了系统工作, 取得了系列认识。

整体上, 仁里矿区内出露的伟晶岩脉在矿物组合、侵入围岩以及含矿性特征等方面差别迥异, 以往的工作主要聚焦在矿区含矿性最好的5号伟晶岩脉上, 而矿区内出露的大多数不含矿伟晶岩脉, 目前尚未对其开展研究工作。

在对矿区伟晶岩系统的岩石矿物学以及含矿性等特征考察基础上, 本次选择与5号伟晶岩脉在成岩成矿特征上迥异, 而最具典型代表的仁里7号伟晶岩脉以及其内部的辉石闪长岩脉为研究对象, 对其进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb年代学、锆石Hf同位素分析, 以及辉石闪长岩的岩石地球化学特征分析, 以探讨伟晶岩脉和辉石闪长岩脉的侵位时限、岩石成因以及成岩成矿作用等问题。

1 区域地质特征

幕阜山稀有金属矿集区位于扬子陆块东南缘、江南新元古代造山带中段北缘的湘东北断隆带(湖南省地质调查院, 2017), 大地构造位置属扬子陆块与华夏陆块的中间过渡部位(图1a)。

区内岩浆活动强烈, 形成最早武陵期花岗闪长岩侵入体(邓奇等, 2016)和以燕山期花岗岩为主体(李乐广等, 2019)呈北西向展布的幕阜山大型复式花岗岩基。区域地层上, 除北东部外, 幕阜山岩体周围大面积分布、或呈孤立残丘覆盖在花岗岩基上的地层为新元古界青白口系冷家溪群(图1b), 其岩性为一套浅变质灰‒灰绿色绢云母泥板岩、条带状板岩、粉砂质板岩、岩屑杂砂岩和片岩, 局部夹火山岩, 总厚6700～10127 m(高林志等, 2011; 湖南省地质调查院, 2017; 杨雪等, 2020)。寒武系、奥陶系、志留系以及白垩系仅出露于幕阜山岩体北东部, 第四系分布在区域内溪流两侧及其阶地地带。区内构造总体为北西向‒近东西向, 整体表现为以早期北西向为主的褶皱基底构造, 经印支运动形成统一的近东西向褶皱构造, 后期叠加燕山运动, 形成北北东向、北东向断裂构造(刘翔等, 2018)。区内成矿作用强烈, 如在岩体内及接触带附近分别发现大型铅锌矿、萤石矿及一系列铀矿床(点)(叶柏庄, 2006; 陕亮等, 2017); 其中岩体北部的断峰山铌钽矿床(李乐广等, 2019)以及南部的仁里铌钽矿床(刘翔等, 2018)为近年国内在稀有金属矿床找矿工作方面的重大突破。此外, 在岩体内还分布大量的铍(铌钽)矿床(点), 显示出了幕阜山地区优越的稀有金属成矿条件及找矿前景。

图1 幕阜山稀有金属矿集区地质矿产简图(据李鹏等, 2017; 周芳春等, 2020修改)

2 矿区地质及岩相学特征

仁里铌钽稀有金属矿区位于幕阜山岩体南缘(图1)。矿区出露地层较单一, 为新元古界青白口系冷家溪群云母片岩, 冷家溪群分布于矿区南部, 与幕阜山岩体呈侵入接触关系; 此外少量第四系砂砾石层呈条带状沿矿区河流阶地覆盖在岩体及冷家溪群片岩之上(图2)。矿区断裂主要呈北北东向‒北东向, 主要包括有压扭性断裂F12、F84以及张扭性断裂F75, 次级构造发育(图2), 在地层内可见小型的褶皱及节理裂隙带。

矿区内岩浆活动强烈, 其中幕阜山岩体燕山期粗–中粒斑状黑云母二长花岗岩分布于矿区北部, 与地层接触处显示片麻状构造特征; 二云母二长花岗岩分布于矿区北东部梅树湾一带(图2); 另矿区还可见中细粒白云母二长花岗岩呈小岩株侵入(Xiong et al., 2020)。武陵期三墩、钟洞及梅仙花岗岩体分布于矿区南部, 主要岩性为中粒黑云母闪长花岗岩(图2)。

仁里矿区分布有规模较大的伟晶岩脉140余条, 根据其主要矿物云母的类型, 可分为二云母伟晶岩和白云母伟晶岩。具体表现为以幕阜山岩体与地层接触界线为界, 一组为侵入于岩体内部的二云母伟晶岩, 约95条, 岩脉产状杂乱无序, 二云母伟晶岩中长石以微斜长石为主, 通常不具备稀有金属矿化或以Be矿化为主, 个别见钠长石化及白云母化的岩脉中含细小的针状铌钽矿。另一组为侵入于冷家溪群中的白云母伟晶岩脉, 约45条, 大多数岩脉产状与矿区冷家溪群片理产状一致, 整体走向北西, 倾向南西。白云母伟晶岩中长石包含有微斜长石和钠长石, 表现为由岩体边缘向外围, 长石类型由以微斜长石为主逐渐转为以钠长石为主(图2)。矿区的铌钽矿主要分布在白云母伟晶岩脉的2、3、5、6 号矿脉中, 其中5号与2号伟晶岩矿脉的Ta2O5资源量分别占整个矿区Ta2O5资源量的67%和17%。除铌钽矿外, 在西北部的46、47号白云母伟晶岩脉中富含锂辉石, 5号脉的核部带中也见有锂云母和锂电气石等矿物。整体上, 从岩体内部往南经岩体边缘至稍远离岩体, 伟晶岩中成矿组合呈Be→Be、Nb、Ta→Li、Be、Nb、Ta过渡演化的特征。

1. 第四系; 2. 冷家溪群片岩; 3. 细粒二云母二长花岗岩; 4. 中粒二云母二长花岗岩; 5. 粗–中粒似斑状黑云母二长花岗岩; 6. 粗–中粒片麻状黑云母二长花岗岩; 7. 新元古代二云母斜长花岗岩; 8. 白云母伟晶岩脉及其编号; 9. 二云母伟晶岩脉及编号; 10. 断裂; 11. 伟晶岩类型分带界线; 12. 采样位置及编号。伟晶岩分带类型: Ⅰ. 微斜长石型; Ⅱ. 微斜长石钠长石型; Ⅲ. 钠长石型; Ⅳ. 钠长石锂辉石型。

仁里7号伟晶岩脉(以下简称7号脉)位于仁里稀有金属矿区北部(图2), 与幕阜山岩体粗‒中粒斑状黑云母二长花岗岩呈侵入接触关系。7号脉走向北西, 在地表沿走向长约2～3 km, 宽80～140 m, 倾向190°～200°, 倾角50°～80°, 为矿区岩体内出露规模最大的一条伟晶岩脉, 具有很强的代表性(3a)。伟晶岩内部见有明显的结构分带, 主要以文象结构带和石英‒云母带为主, 局部可见块体微斜长石带, 岩石矿物组成主要有微斜长石、石英、黑云母、白云母(图3b、c)等, 副矿物有石榴子石、电气石等。对垂直其走向的百余件刻槽样分析结果显示, 7号脉中的Nb含量为0～15´10−6, Ta含量<2´10−6(周芳春等, 2017), 因此, 该脉不具备铌钽矿化。

辉石闪长岩脉侵入于7号脉内部(图3a), 两者接触界线呈波形弯曲状(图3b), 局部见两者有相间穿插的现象, 表明两者为塑性侵入关系。岩脉呈深绿色, 倾向南西(～250°), 倾角65°～80°; 宽约1 m, 上部见尖灭于伟晶岩脉中(图3a); 其矿物组成主要为斜长石、角闪石、黑云母、辉石和石英。显微镜下显示斜长石具有明显的聚片双晶(图3d), 自形‒半自形板状, 含量约占50%; 辉石为单斜辉石, 呈半自形粒状、板状结构, 含量约5%～10%; 黑云母呈自形片状, 含量约10%～15%; 角闪石为普通角闪石, 半自形粒状、长柱状结构, 含量约15%～20%; 石英粒度较小, 半自形粒状, 含量约5%; 岩石不具明显辉长结构(图3d)。岩脉两侧与7号脉接触部位可见有较强的绿泥石化、绿帘石化等, 而岩脉中心部位除轻微的绿泥石化外(图3d), 未见其他蚀变作用。

矿物代号: Bt. 黑云母; Chl. 绿泥石化; Cpx. 单斜辉石; Mc. 微斜长石; Mu. 白云母; Or. 角闪石; Pl. 斜长石; Qtz. 石英。

3 样品采集和分析测试方法

本次用于年代学研究的样品(20-RL7-1、20-RL7-2)采于新开基公路陡坎壁, 其中样品20-RL7-2采于7号伟晶岩脉中部, 样品20-RL7-1采于辉石闪长岩脉中; 用于主量、微量元素分析的样品(RL-01～04)采集于辉石闪长岩内部(中心部位)未受蚀变的部位。具体采样位置见图2。

主量、微量元素分析在中国科学院地球化学研究所矿床国家重点实验室完成。主量元素测试采用Axios(PW4400)型X射线荧光光谱仪, 测试精度优于3%; 微量元素测试采用Finnigan MAT公司生产的ELEMENT型高分辨等离子质谱仪。

锆石单矿物在无污染环境下用人工重砂方法分离(包括手工碎样、水洗、磁选), 然后在双目镜下挑选出晶形较好、具代表性的锆石, 用环氧树脂充分固定颗粒、抛光, 制成样品靶。锆石CL图像、U-Pb定年以及Hf同位素分析均在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。

锆石U-Pb测试分析仪器为Perkinelmer 生产的ELAN DRC-e型等离子质谱仪, 配套GeoLasPro 193 nm型准分子激光剥蚀系统, 束斑直径为32 µm。原始测试数据采用ICPMSDataCal软件处理(Liu et al., 2008, 2010)。普通Pb校正方法参照Andersen (2002),206Pb/238U加权平均年龄计算和谐和图绘制采用ISOPLOT软件(Ludwig et al., 2003)。

LA-MC-ICP-MS 锆石Hf同位素分析测试在中国科学院地球化学研究所矿床国家重点实验室激光微区分析实验室完成。多接收器型号电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)为英国Nu Instruments公司制造的Nu Plas Ma Ⅲ。剥蚀系统为Australian Scientific Instruments制造的RESOlution-S155 193 nm ArF 准分子激光, 准分子能量密度约为6.0 J/cm2, 束斑直径为60mm, 频率为6 Hz, 共剥蚀40 s, 剥蚀气溶胶由氦气送入MC-ICP-MS完成测试。测试过程中每隔30颗样品锆石, 测试5种标准锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank、Penglai),同时每5颗样品测试1颗Penglai锆石标样, 以检验锆石Hf同位素比值数据质量。采用176Yb/173Yb=0.7962以及176Lu/175Lu=0.02655(Vervoort et al., 2004)扣除176Yb和176Lu对176Hf的同量异位干扰, 采用173Yb/171Yb=1.13017和179Hf/177Hf=0.7325分别对Yb 同位素和Hf 同位素进行指数归一化质量歧视校正(Segal et al., 2003)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb定年结果

4.1.1 伟晶岩(20-RL7-2)

伟晶岩中大多数锆石呈自形, 长柱状, 透明‒半透明, 粒径较大, 在200～500 μm 之间。阴极发光图像显示, 大多数锆石发育微弱的环带结构或者可见岩浆环带残留(图4a); 少数锆石颗粒内部局部孔隙发育, 呈海绵状, 不具分带现象。由于高U含量或残余流体的作用, 一些锆石具弱蜕晶质化。根据透射光、反射光以及阴极发光特征, 本次研究选择了环带部位、无裂纹、表面清晰或者不发光但是反射光均一的锆石进行U-Pb年龄分析, 共获18个年龄数据(表1)。结果显示, 锆石Th含量为(82.2～620)×10−6, U含量为(5354～21886)×10−6, Th/U值为0.02～0.03。其中测点09和18的206Pb/238U年龄较老, 均为150±1 Ma, 推测其应为捕获锆石。其余16颗锆石206Pb/238U年龄相近, 为140±2 Ma～142±2 Ma,且这些点均位于谐和线上或附近(图5a), 获得其加权平均年龄为141.5±0.8 Ma(MSWD=0.22)(图5b), 代表了伟晶岩的形成年龄。

4.1.2 辉石闪长岩(20-RL7-1)

辉石闪长岩中锆石呈自形、短轴状(图4b), 半透明‒不透明, 粒径相对较小, 为60～120 μm。阴极发光图像中, 多数锆石幔部或边部具模糊的分带结构, 部分锆石颗粒核部见有空隙发育, 基本无分带现象。由于高U含量, 辉石闪长岩锆石内部经历较明显的蜕晶质化。

选择辉石闪长岩中无裂纹、表面清晰、具环带特征的锆石进行U-Pb年龄分析, 获得17个年龄数据(表1)。其Th含量为(1148～94754)×10−6, U含量为(14936～77327)×10−6, Th/U值介于0.08～1.24之间,206Pb/238U年龄为136±1 Ma～139±1 Ma, 加权平均值137.2±0.6 Ma(MSWD=0.26)(图5d)。

图4 仁里7号伟晶岩和辉石闪长岩锆石阴极发光图像(实线圆圈为U-Pb测试位置, 虚线圆圈为Hf同位素测试部位)

表1 仁里矿区7号伟晶岩和辉石闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果

续表1:

图5 仁里7号伟晶岩和辉石闪长岩锆石U-Pb年龄谐和图(a、c)和加权平均年龄图(b、d)

4.2 锆石Hf同位素特征

4.2.1 伟晶岩(20-RL7-2)

对伟晶岩中的18颗锆石进行了Hf同位素测试, 获得其176Yb/177Hf和176Lu/177Hf值分别为0.014481～ 0.082928和0.000487～0.002803(表2), 其中除点11和17外, 其他测点176Lu/177Hf值均小于0.002, 表明锆石形成以后, 具较少放射成因Hf的积累, 因而初始176Hf/177Hf值代表锆石形成时的176Hf/177Hf值(吴福元等, 2007), 可以用于示踪岩浆源区特征。

表2 仁里矿区7号伟晶岩和辉石闪长岩锆石Lu-Hf同位素分析结果

注:Hf()=10000×{[(176Hf/177Hf)S−(176Lu/177Hf)S×(e−1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR, 0−(176Lu/177Hf)CHUR×(e−1)]−1};DM1=1/×ln{1+[(176Hf/177Hf)S−(176Hf/177Hf)DM]/[(176Hf/177Hf)S−(176Hf/177Hf)DM]};DM2=DM1−(DM1−)×[(cc−s)/(cc−DM)];Lu/Hf=(176Lu/177Hf)S/(176Lu/177Hf)CHUR−1, 其中=1.867×10−11a−1(Soderlund et al., 2004); (176Lu/177Hf)S和(176Hf/177Hf)S为样品同位素组成; (176Lu/177Hf)CHUR=0.0332, (176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.282772(Blichert-Toft and Albarède, 1997); (176Lu/177Hf)DM=0.0384, (176Hf/177Hf)DM=0.28325(Griffin et al., 2000); (176Lu/177Hf)mean crust=0.015;cc=[(176Lu/177Hf)mean crust/(176Lu/177Hf)CHUR]−1;s=Lu/Hf;DM=[(176Lu/177Hf)DM/(176Lu/177Hf)CHUR]−1;=锆石结晶年龄。

样品的Lu/Hf值介于−0.99～−0.92之间, 明显小于铁镁质地壳的Lu/Hf值(−0.34; Amelin et al., 1999)和硅铝质地壳的Lu/Hf值(−0.72; Vervoot et al., 1996), 因此其二阶段模式年龄更能反映源区物质从亏损地幔抽取的时间(或其源区物质在地壳的平均存留年龄)。

176Hf/177Hf值为0.282443～0.282530(表2), 平均值为0.282486, 显示Hf同位素成分较均一; 对应Hf()变化范围为−8.69～−5.34, 平均值−7.1; 地壳模式年龄DM2变化范围在1535～1740 Ma之间(表2), 平均值为1640 Ma。

4.2.2 辉石闪长岩(20-RL7-1)

对辉石闪长岩中14颗粒径稍大的锆石进行Hf同位素测试, 其中仅测点1、5、6中的176Lu/177Hf值小于0.002, 可以有效反映岩浆源区信息。这3颗锆石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf值分别为0.029803～0.51760和0.001145～0.001920,176Hf/177Hf集中在0.282458～0.282472之间, 得到Hf()与DM2变化范围分别为−8.25～−7.74与1677～1909 Ma(表2)。而其余11个测点的176Lu/177Hf值均大于0.002, 显示锆石内部存有放射成因Hf的积累(吴福元等, 2007), 不能准确反映岩浆源区特征。

4.3 辉石闪长岩主量、微量元素特征

仁里矿区辉石闪长岩主量、微量元素组成见表3。结果显示, 仁里矿区辉石闪长岩具较低的SiO2(50.09%～52.89%)和Na2O(0.87%～2.15%)含量, 而K2O(2.49%～3.34%)、CaO(8.66%～12.56%)、Fe2O3T(6.83%～7.88%)、MgO(12.07%～15.92%)含量较高, Mg#值(78.05～80.31)高; 全碱(Na2O+K2O)含量为4.19%～ 4.64%。在TAS图解(图6a)上, 所有样品点均落入辉石闪长岩区域, 其里特曼指数(σ)为2.18～2.38, Na2O/K2O值小于1, 表现为富K的特征。在K2O-SiO2图解(图6b)中, 样品均落在高钾钙碱性系列与钾玄岩系列内。样品烧失量(LOI=1.53%～2.20%)较低, 表明岩石未经历明显的后期蚀变作用, 因此, 其地球化学特征可以反映岩浆源区性质(Karsli et al., 2017)。

表3 仁里矿区辉石闪长岩主量(%)和微量元素(´10−6)组成

续表3:

图6 仁里矿区辉石闪长岩TAS(a;底图据Irvine and Baragar, 1971; Middlemost, 1994)及K2O-SiO2图解(b;底图据Peccerillo and Taylor, 1976)

辉石闪长岩的稀土总量相对较低(ΣREE= 106×10−6～156×10−6, LREE/HREE值为27.0～33.7, 具较强的轻、重稀土元素分异和微弱Eu负异常(δEu=0.77～0.84)。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图上, 样品整体呈右倾配分模式(图7a)。

辉石闪长岩Co(26.6´10−6～35.7´10−6)、Ni (75.2´10−6～179´10−6)、Cr(620´10−6～1268´10−6)含量较高。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b)中, 样品明显富集不相容元素Rb、U、Nd等, 相对亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti和碱土金属元素Ba、Sr。

5 讨 论

5.1 伟晶岩的形成年龄

幕阜山岩体外围的5号伟晶岩脉侵入于冷家溪群浅变质片岩中, 是矿区成矿规模最大的一条伟晶岩脉, 为白云母伟晶岩的典型代表。近年关于矿区内伟晶岩脉成岩成矿年龄的研究工作也主要集中在5号伟晶岩上, 如Li et al. (2020)获得5号脉中锆石的U-Pb年龄为131.2±2.4 Ma; 周芳春等(2020)获得矿区5号伟晶岩脉的辉钼矿Re-Os年龄为130.5±1.1 Ma; Xiong et al. (2020)和Li et al. (2020)分别获得5号脉钽铁矿和铌铁矿的U-Pb年龄为141.0±2.3 Ma和133.0±2.6 Ma。综上, 仁里5号脉的成岩成矿年龄应介于140～130 Ma之间。

本次研究的7号脉位于幕阜山花岗岩体的内部, 为矿区内不含矿的二云母伟晶岩脉。锆石U-Pb定年分析获得7号脉的年龄为141.5±0.8 Ma; 而与7号岩脉呈塑性侵入关系的辉石闪长岩脉形成年龄为137.2±0.6 Ma。结果表明, 辉石闪长岩侵位年龄与矿区内含矿伟晶岩的形成年龄相近, 稍晚于其围岩7号脉的形成年龄, 但均为早白垩世。与矿区内5号伟晶岩脉(131.2±2.4 Ma; Li et al., 2020)以及矿区2号脉、3号脉、47号脉形成年龄(均为含矿伟晶岩, 135～137 Ma, 本课题组未发表数据)相比, 7号脉的形成年龄更早, 暗示了矿区存在两期伟晶岩侵位, 即幕阜山岩体内部早期不含矿的二云母伟晶岩脉和岩体外围侵位于片岩中的晚期含矿伟晶岩脉。

图7 仁里辉石闪长岩球粒陨石标准化图稀土元素配分图(a; 标准化值据Sun and McDonough et al., 1995)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b;标准化值据Boynton, 1984)

5.2 成岩成矿的物质来源及构造背景

Hf同位素研究显示, 7号脉中锆石Hf同位素组成较均一,Hf()变化范围较窄, 主要集中于−8.7～−5.9之间(表2; 图8a、c); 其二阶段模式年龄为1535～ 1740 Ma, 暗示岩石为中元古代古老地壳的部分熔融形成(Vervoort et al., 2000; Griffin et al., 2002, 2006)。Li et al. (2020)获得Nb-Ta矿化的5号脉锆石Hf()和DM2分别为−8.3～−6.6(平均为−7.2)和1.61～1.72 Ga(图8c、d), 表明矿区7号脉与5号脉具有相似的锆石Hf同位素组成, 指示两者为同源。进一步对比发现, 矿区伟晶岩锆石Hf同位素组成与矿区内燕山期(146.2～138.3 Ma)黑云母二长花岗岩、二云母二长花岗岩特征相似(图8b、c、d), 显示它们之间具有相同物源的特征, 即矿区岩浆岩主要起源于元古代地壳的部分熔融, 并且可以推断伟晶岩与黑云母二长花岗岩、二云母二长花岗岩之间具有成因联系。

辉石闪长岩锆石Hf同位素特征显示, 尽管多颗锆石的176Lu/177Hf值均大于0.002, 显示其内部可能存有放射性Hf同位素的积累, 但仍有少量锆石保留了源区的Hf同位素信息, 这些锆石具有与7号脉中锆石Hf同位素相类似的特征, 其Hf()与DM2值变化范围分别为−8.3～−7.7与1677～1709 Ma, 同样也指示了壳源的特征。

Y、Ho具有相似的地球化学行为, 可有效指示成矿流体的来源(Atanasova et al., 2020), 矿区辉石闪长岩Y/Ho值介于27.41～30.91之间(表 3), 与球粒陨石Y/Ho值(28±3; Jochum et al., 1989)相当, 表明研究样品未受后期流体的改造。Nb/Ta值可指示岩浆形成时地壳组分的参与程度(白宜娜等, 2016; 蒋昊原等, 2020), 仁里矿区辉石闪长岩Nb/Ta 值为11.68～27.17, 平均值为19.4, 具有与地幔Nb/Ta值(17.5±2)相似的特征(Green, 1995)。此外, 辉石闪长岩Mg#值为78.05～80.31, Na2O含量为0.87%～ 2.15%(表3), TiO2和Fe2O3T含量高, 这些特征都有别于壳源物质(Atherton and Petford, 1993; Wolf and Wyllie, 1994; Rapp, 1995; Rapp et al., 1995; Patiño, 1995, 1997; Rudnick et al., 2004)。虽然笔者曾在矿区外围的黄柏山采石场见过与辉石闪长岩脉岩性类似的岩石(接触关系显示其产于黑云母二长花岗岩内), 但在该处未发现原生露头, 故未对其开展进一步的研究工作; 且在仁里矿区及周围也未发现产于7号脉内部的辉石闪长岩脉相类似的同时代基性岩体(脉), 因此, 辉石闪长岩脉不太可能是由地幔物质部分熔融产生的。实验岩石学研究结果显示, 类似于辉石闪长岩这种低SiO2、弱或无Eu负异常等特征的基性熔体也可由地壳部分熔融产生(Wolf and Wyllie, 1994; Rapp, 1995)。因此, 辉石闪长岩脉物源可能以壳源为主, 并混有小比例幔源物质。

数据来源: 5号伟晶岩脉和花岗岩数据引自李鹏等(2019); Li et al., (2020)。

微量元素蛛网图(图7b)也显示, 辉石闪长岩明显富集不相容元素Rb、U、Nd等, 而相对亏损Nb、Ba、Sr、P、Ti等特征, 指示其为地壳来源(Bea et al., 2011; Dong et al., 2013)。另辉石闪长岩中Li 元素高度富集(330´10−6～582´10−6, 平均440´10−6), 也暗示成矿物质源自地壳的特征; 且Be(22.9´10−6～39.7´10−6, 平均35´10−6)、Nb(12.5´10−6～33.1´10−6, 平均25.8´10−6)含量远高于矿区内各类型花岗岩(Li et al., 2020; 李鹏等, 2020; Xiong et al., 2020); Li、Nb、Ta含量也明显高于7号脉(周芳春等, 2017), 因此, 矿区存在有源自地壳部分熔融的富含稀有金属元素的岩浆活动, 且该岩浆活动时间与矿区含矿5号伟晶岩脉的成矿年龄相近。

幕阜山地区北部区域154 Ma发生的幔源岩浆上涌事件可能为湘东北中生代岩石圈伸展的启动时间(王连训等, 2009), 而区域内中侏罗世‒晚白垩世花岗岩形成于古太平洋板块向西北俯冲有关的伸展构造环境(Wang et al., 2014)。近年关于仁里矿区燕山期花岗岩以及与稀有金属矿化相关的伟晶岩, 前人研究认为它们形成于碰撞造山后的伸展拉张环境(刘翔等, 2018; 周芳春等, 2019a; 李鹏等, 2020; 石威科等, 2020)。本文获得7号脉及辉石闪长岩脉侵位年龄与矿区花岗岩的形成年龄十分相近(图8b), 而辉石闪长岩(中基性岩脉)往往代表的是后碰撞构造背景下的伸展环境(Ernst et al., 1995; Headman, 1997), 为矿区花岗岩/伟晶岩形成于拉张环境提供了进一步佐证。

5.3 花岗岩与伟晶岩的关系

长期以来, 伟晶岩常被认为是花岗质岩浆(母岩)分异演化晚期固结的产物(Černý and Ercit, 2005; Černy et al., 2012; Roda-Robles et al., 2018; Fei et al., 2020), 也可以由变质沉积岩小比例部分熔融(深融)形成(Dill, 2018; Knoll et al., 2018; 张辉等, 2019; Lü et al., 2018, 2019)。

仁里矿区的伟晶岩位于幕阜山燕山期花岗岩体内及岩体与地层接触带附近, 时空分布暗示两者可能存在有亲缘关系。李鹏等(2019)和Li et al. (2020)通过仁里矿区含稀有金属伟晶岩与矿区广泛出露的燕山期二云母二长花岗岩或黑云母二长花岗岩地球化学特征上存在断崖式突变, 指出含稀有金属伟晶岩不是二云母二长花岗岩或黑云母二长花岗岩直接分异结晶的产物。Xiong et al. (2020)根据矿区出露花岗岩体与含稀有金属伟晶岩脉(5号脉)的时空关系、矿物与岩体的地球化学组成等, 指出相对矿区其他类型花岗岩, 早白垩世高分异的白云母花岗岩更可能是稀有金属伟晶岩的母岩。

本次获得岩体内7号伟晶岩脉年龄为141.5±0.8 Ma, 稍早于矿区内白云母二长花岗岩(140.7 Ma; Xiong et al., 2020)及二云母二长花岗岩(139.3 Ma; 刘翔等, 2019)的年龄。对比矿区内三种花岗岩主量元素特征可发现, 黑云母二长花岗岩→二云母二长花岗岩→白云母二长花岗岩, 其K2O平均含量逐步降低而Na2O含量逐渐升高(李鹏等, 2019; 刘翔等, 2019; Xiong et al., 2020), 特别是相对黑云母二长花岗岩中Na2O平均含量(3.34%)较低, 二云母二长花岗岩与白云母二长花岗岩中的Na2O平均含量则高达5%以上(刘翔等, 2019; Xiong et al., 2020)。而且以7号脉为代表的二云母伟晶岩中长石主要为微斜长石, 各结构带中肉眼均未见有钠长石的产出, 因此矿区内的白云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩不可能是二云母伟晶岩的母岩。

London的模拟实验(London, 2014, 2018; London et al., 2020)研究表明, 伟晶岩形成的关键主要取决于岩浆液相线的过冷程度, 因此, 岩浆的分异程度并非伟晶岩形成的必要条件。前人在探讨不同类型花岗伟晶岩与花岗岩之间的继承发展关系中指出, 二云母微斜长石型伟晶岩的母岩来源于黑云母花岗岩(邹天人和徐建国, 1975)。李鹏等(2019)获得矿区内隐伏的黑云母二长花岗岩的锆石U-Pb年龄为146.2±0.2 Ma, 稍早于7号伟晶岩脉的形成年龄; 而且黑云母二长花岗岩的锆石Hf()和DM2值(范围为−10.8～−5.3和1.54～1.88 Ma)也与7号脉特征十分接近(图8c、d), 因此, 矿区内的黑云母二长花岗岩可能是7号伟晶岩脉所代表的二云母伟晶岩的母岩。

6 结 论

(1) 仁里矿区7号伟晶岩脉及辉石闪长岩脉的锆石U-Pb定年结果分别为141.5±0.8 Ma和137.2± 0.6 Ma, 表明两者均形成于早白垩世。结合前人研究, 幕阜山岩体内部二云母伟晶岩脉(以7号脉为代表)的侵位年龄稍早于岩体外围的白云母伟晶岩脉(以5号脉为代表)。

(2) 伟晶岩、辉石闪长岩锆石Hf同位素特征以及辉石闪长岩地球化学特征显示, 矿区伟晶岩的成岩、成矿物质均以壳源为主。

(3) 伟晶岩与花岗岩的时空关系、锆石的U-Pb年龄、Hf同位素特征显示, 矿区内的黑云母二长花岗岩很可能为7号脉的母岩。

致谢:衷心感谢中国科学院地球化学研究所张辉研究员与中国地质科学院矿产资源研究所李建康研究员对本文细致的审查并提出宝贵意见。

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Characteristics of No.7 Pegmatite Vein and Pyroxene Diorite in Renli Rare Metal Deposit, South Margin of Mufushan Batholiths and its Geological Implications

CHEN Jianfeng1, 2, 3, WEN Chunhua2*, HUANG Jianzhong2, ZHANG Jinxu2, WANG Cheng3, TANG Yong4, LÜ Zhenghang4, ZHOU Fangchun5, CHEN Hu5, CAO Chuanghua2, CHEN Yupeng2

(1. Academy of Coal Geological Survey of Hunan Province, Changsha 410114, Hunan, China; 2. Hunan Institute of Geological Survey, Changsha 410116, Hunan, China; 3. Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals and Geological Environment Monitoring, Ministry of Education, Central South University, Changsha 410083, Hunan, China; 4. Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550081, Guizhou, China; 5. 311 Brigade of Hunan Nuclear Geological Bureau, Changsha 410100, Hunan, China)

The Renli rare metal deposit, located at the southern margin of Mufushan batholith, is a newly discovered super-large sized granitic pegmatite type Nb-Ta deposit. In this study, we report the LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results and Hf isotope compositions of the No.7 pegmatite vein and the pyroxene diorite, as well as the major and trace element concentrations of the pyroxene diorite, and discuss the formation age and magma source of the two-mica pegmatite veins as well as the relationship between the pegmatite and the granite. The LA-ICP-MS zircon U-Pb analysis yielded206Pb/238U ages of 141.5±0.8 Ma and 137.2±0.6 Ma for the No.7 pegmatite vein and the pyroxene diorite respectively, suggesting that both of them formed in the Early Cretaceous. The No.7 pegmatite vein and the pyroxene diorite have similarHf() values and two-stage model ages (DM2). Geochemically, the pyroxene diorite is characterized by high rare metal element concentrations, depleted in Ba, Nb, Sr, P, Ti and enriched in Rb, U, Nd, which indicates that the primary magma of the pegmatite and ore-forming materials in the Renli deposit are likely derived from the Proterozoic crust. The close spatio-temporal relationship between the pegmatite and the granites, as well as their similar zircon Hf isotope compositions show that the two mica pegmatite veins and the biotite monzogranite in Renli are co-magmatic in origin.

zircon U-Pb age; Hf isotopes; geochemical; pegmatite; pyroxene diorite; Renli

2021-01-28;

2021-05-17;

2021-11-17

湖南省重点领域研发计划资助项目(2019SK2261)、国家重点研发计划资助项目(2017YFC0601402)、湖南省自然科学基金(2021JJ30387)、湖南省专项科普专题(2020ZK4082)和有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室基金(2021YSJS04)联合资助。

陈剑锋(1985–), 男, 博士, 高级工程师, 从事地质找矿及矿床研究工作。E-mail: chenjianfeng021041@163.com

文春华(1982–), 男, 博士, 高级工程师, 从事稀有金属矿床成矿作用研究。E-mail: herowch2004@163.com

P595; P597

A

1001-1552(2022)05-0951-017

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.018