江西宜黄县店前花岗岩型高纯石英矿独居石U-Pb同位素年龄及其地质意义

2023-12-11张思远潘家永张笑天唐春花钱正江刘小龙

东华理工大学学报(自然科学版) 2023年5期

张思远, 张勇, 潘家永, 张笑天, 唐春花, 周渝,袁晶, 钱正江, 刘小龙, 庞薇

(1.东华理工大学核资源与环境国家重点实验室,江西南昌 330013; 2.江西省地质调查勘查院基础地质调查所,江西南昌 330030;3.江西有色地质矿产勘查开发院,江西南昌 330030)

高纯石英广泛应用于光纤、光伏、航天航空等领域,是新一代信息产业、新能源、高端制造等战略产业的关键基础材料。高纯石英最初以杂质元素总量为判别标准,目前国际公认标准是美国矽比科公司的IOTA-CG标准,该标准规定高纯石英砂是12种杂质元素(Al, K, Na, Li, Ca, Mg, Fe, Mn, Cu, Cr, Ni, B)的总含量应小于 20×10-6,其中碱金属(K, Na, Li)含量均小于1×10-6的高技术产品。在此基础上,我国将高纯石英按SiO2的纯度分为三个等级:SiO2含量高于99.9%为低端高纯石英,被称为3N级;SiO2含量高于99.99%为中端高纯石英,被称为4N级;SiO2含量高于99.998%为高端高纯石英,被称为4N8级。目前我国 4N级以上的中-高端高纯石英完全依赖进口(顾真安等, 2019),特别是高端高纯石英(4N8)完全被美国公司垄断。

我国是全球石英储量最丰富的国家之一,已成功开采利用石英矿的区域有江苏东海、安徽凤阳、湖北红安、江西修水、内蒙古乌海等地(赵海波等, 2023),这些石英矿储量大、品位高、易开采,但大多数石英矿用于生产低档的石英制品。此外,伟晶岩大部分演化程度较高,锆石U-Pb同位素定年在厘定其形成年代方面存在局限性,而独居石则可以有效且精确厘定花岗岩和伟晶岩的成岩时代(Zhang et al., 2022)。东秦岭卢氏地区4N5级伟晶岩型高纯石英矿床的找矿突破,为我国花岗岩型高纯石英找矿勘查提供了新信息(赵海波等, 2023)。近期,江西有色地质矿产勘查开发院在江西省宜黄县店前发现花岗伟晶岩优质石英,具有提纯至4N级别高纯石英的潜力,该发现为揭示高纯石英矿产勘查提供了新的信息。笔者对该地区花岗岩型高纯石英矿点开展岩石地球化学、独居石U-Pb同位素年龄等方面的研究,初步揭示花岗岩型高纯石英成矿地质环境等信息,为该区高纯石英地质勘探提供岩石化学和年代学依据。

1 区域地质背景

店前高纯石英矿点地处江西省宜黄县棠阴镇,大地构造位置处于华夏板块东南造山带的武功山隆起、雩山隆起与武夷隆起接合部位(图1a),区域上主要出露地层(1)徐敏林,吴正昌,程爱美,等,2014. 江西宜黄—棠阴地区矿产远景调查成果报告[R].分为基底(蓟县系-寒武系)、盖层(泥盆系-石炭系)及三叠系-第四系(内陆盆地河湖相地层)三个构造层。蓟县系-寒武系为一套以变质砂岩、片岩为主的类复理石建造,间夹透镜状大理岩。泥盆系-三叠系以碎屑岩为主,间夹碳酸盐岩、含煤碎屑岩。白垩系为杂色-红色湖盆沉积,主要分布于调查区中部宜黄盆地。区域晋宁期和加里东期造山运动使前寒武系普遍遭受了不同程度的变质作用,变质岩主要包括区域变质岩、动力变质岩、混合岩三大类,局部叠加接触变质岩。

图1 棠阴地区大地构造位置图

该区域岩浆活动强烈,按时代主要划分为五期:奥陶纪、志留纪、三叠纪、侏罗纪、白垩纪,分别对应三个岩浆旋回:加里东期(奥陶纪、志留纪)、印支期(三叠纪)、燕山期(侏罗纪、白垩纪)。区域形成主要岩体有:棠阴(S3)、邱坊(T3)、大王山(J3)和相山(K1)。以志留纪岩浆活动最为强烈,侏罗纪次之,岩石类型以酸性花岗岩为主,少量中酸性岩、基性岩(周贤旭等, 2023)。其中,与成矿关系密切的岩体主要形成于侏罗纪,以中小型岩株为主。白垩纪为火山杂岩体(相山)。

2 矿区地质特征

2.1 店前高纯石英矿区概况

店前矿区主要出露南华-震旦纪洪山组和志留纪花岗岩体(图2)。洪山组下段在该区出露不全,主要岩性为石榴石二云母片岩、二云石英片岩和夹瘤状黑云斜长片麻岩,洪山组下段上部为石榴石二云片岩与黑云斜长片麻岩互层。洪山组上段主要有矽线石黑云片岩、石榴石二云母片岩、矽线黑云石英片岩夹薄-厚层状矽线黑云斜长变粒岩、黑云斜长变粒岩,以及矽线石二云母片岩、二云母石英片岩夹黑云斜长变粒岩,局部可见变粒岩和二云母片岩中含钙质包体,常可见伟晶岩脉无规律贯入,厚度为867.07～1 463.14 m,与下伏万源岩组呈构造整合接触。

图2 棠阴店前地区矿床地质简图

店前矿区花岗伟晶岩带长约650 m,宽近300 m,带内规模较大的5条花岗伟晶岩脉分布于花岗岩体内接触带,呈脉群聚集分布,由南至北依次为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ(图2)。花岗伟晶岩侵入中细粒黑云母二长花岗岩中,呈大脉状、囊状,长轴呈NEE走向,长265～650 m,宽6～80 m,总体倾向为NNW,局部倾向为SSE(余泉等, 2023),产状较陡,一般为65°～85°。钻孔勘探表明,花岗伟晶岩倾向延伸及规模稳定,ZK702(图3)钻孔探明倾向延深121 m处,Ⅱ号花岗伟晶岩厚度为15 m,ZK701钻孔探明倾向延深75 m处,Ⅲ号花岗伟晶岩厚度为14 m,探明倾向延深56 m处,Ⅳ号花岗伟晶岩厚度为17 m。

图3 棠阴店前地区钻孔岩芯图

2.2 店前高纯石英矿体地质特征

本次用于分析测试的花岗岩型高纯石英矿石样品采集自ZK702钻孔,钻孔内主要分布白云母花岗伟晶岩脉与黑云母花岗岩(图4)。钻孔第一部分为浮土,呈褐黄色-褐红色,主要以黏土为主,含少量砂粒,大小形态不一。

图4 棠阴矿区典型矿石岩相学特征

白云母花岗伟晶岩脉呈壳状或脉状产出,壳状主要分布于接触带中,脉状主要分布在断裂带中,脉体宽11～16 m,延伸约10 m。岩石呈浅灰-灰白色、乳白色,花岗伟晶结构,块状构造。主要矿物成分为:长石,灰白色,它形粒状,大小为1～4 cm;石英,无色-浅烟灰色,透明,它形粒状,大小为0.3～1.0 cm;白云母,灰白色,片状集合体,珍珠光泽,大小为0.3～0.6 cm;电气石,分布不均,呈柱状,黑色,大小为0.5～0.8 cm,含量为2%;石榴子石少量,局部可达0.5～1.0 cm,一般大小为2～4 mm。ZK702钻孔深71.00～71.15 m处石英尤为发育,石英集合体呈不规则状,大者可达5 cm,含量可达90%;电气石和石英沿裂隙生长,呈柱状,直径为0.5～0.8 cm,长达2～4 cm,含量约为10%。局部发育方解石细脉,脉宽约3 cm,发育小方解石晶洞。

黑云母花岗岩脉,岩石多呈灰白色,局部为灰白-浅灰白色,中细粒花岗结构,含少量粗粒的斜长石斑晶,块状构造。主要矿物成分为钾长石、斜长石、石英,其他矿物有黑云母,副矿物有石榴石、磷灰石和锆石,在与围岩接触附近,出现较多的石榴石。钾长石见高岭土化,局部还可见弱碎裂岩化黑云母花岗岩脉,灰白色-灰色,中粗粒花岗结构,块状构造,主要矿物成分为:长石,灰白色,粒径为2～7 mm;石英,无色透明,粒径为2～5 mm,含量为22%;黑云母占8%;偶见少量绿泥石、黄铁矿化现象。

石英单偏光镜下呈无色透明,颗粒内部有明显的裂纹发育,正交偏光镜下呈它形粒状,以集合体形式产出,可见波状消光,粒径总体为0.5～6.0 mm。斜长石单偏光镜下呈半自形-它形板状结构,正低突起。白云母单偏光镜下呈白色,颗粒内部有暗色解理,多色性较弱,正交偏光镜下近平行消光,多分布于石英与长石之间。黑云母单偏光镜下呈黑色,吸收性明显,中正突起,正交偏光镜下近平行消光。

3 样品采集和分析方法

3.1 样品采集

本次研究采取了地表露头和钻孔岩芯一共24件样品,岩性主要有花岗伟晶岩、黑云母花岗岩、黑云母二长花岗岩,选取典型样品并对其进行分析测试。

3.2 分析测试方法

3.2.1 全岩主微量元素测试

选取典型岩石样品,送南京聚谱检测科技有限公司,完成全岩主量和微量元素分析。原地质矿产部岩石类GSR、水系沉积物GSD 标物作为主量元素的质控盲样;美国地质调查局USGS岩石类标物(玄武岩BHVO-2、BCR-2、安山岩AGV-2、流纹岩RGM-2、花岗闪长岩GSP-2)作为微量元素的质控盲样。这些地质标物的实测值与德国马普学会地质与环境标物数据库 GeoReM 进行对比 (Jochum et al., 2008)。

3.2.2 独居石U-Pb同位素测试

独居石U-Pb同位素定年在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室LA-ICP-MS仪器上完成。实验过程中每个分析点位大约20 s背景信号和40 s样品剥蚀信号,对分析数据的离线处理(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 11.0 完成(Liu et al., 2008,2010)。样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均值计算采用Isoplot/Ex_ver 3完成(Ludwig,2012)。

4 分析测试结果

4.1 主量元素特征

花岗岩与花岗伟晶岩全岩主微量分析结果见表1。黑云母花岗岩富SiO2(68.47%),富K2O(2.87%),富Na2O(4.01%);白云母花岗伟晶岩富SiO2(71.35%),富K2O(7.99%),富Na2O(2.12%),但其TiO2含量比黑云母花岗岩少;黑云母二长花岗岩富SiO2(73.15%～73.95%),K2O含量为3.29%～6.02%,TiO2含量为0.04%～0.12%,黑云母二长花岗岩SiO2含量明显高于黑云母花岗岩,TiO2含量明显低于黑云母花岗岩;白云母花岗伟晶岩中K2O中含量很高;弱碎裂岩化黑云母二长花岗岩K2O含量明显高于普通的黑云母二长花岗岩,TiO2含量稍微小于普通的黑云母二长花岗岩。对花岗岩与花岗伟晶岩体进行SiO2-(Na2O+K2O)图解(图5a)、A/CNK-A/NK 图解(图5b)投图,所有样品位于花岗岩区域,并且A/CNK的比值均大于1,表现过铝质特性。

表1 棠阴店前花岗岩与伟晶岩主量元素分析测试结果

图5 棠阴店前花岗岩和伟晶岩体SiO2-(Na2O+K2O)分类图(a, 底图据 Middlemost, 1994)及A/CNK-A/NK图解(b, 底图据 Maniar等, 1989)

4.2 微量和稀土元素特征

黑云母花岗岩(22DQZ01)的稀土元素ΣREE为144.71×10-6(表2),LREE/HREE值为11.16,LaN/YbN值为17.40,δEu为0.48,表现为轻稀土富集,轻重稀土分异高度明显(图6a),铕呈现亏损型。

表2 棠阴店前花岗岩与伟晶岩微量元素分析测试结果

白云母花岗伟晶岩(22DQ01)ΣREE为16.02×10-6,LREE/HREE值为3.58,LaN/YbN值为2.86,δEu为1.28,表现为轻稀土富集,轻重稀土分异明显(图6a),铕呈现弱富集型。

黑云母二长花岗岩(22DQZ02、22DQZ03)中∑REE变化范围不大(12.70×10-6～17.23×10-6),LREE/HREE值为2.98～5.63,平均值为4.31,LaN/YbN值为2.59～6.67,平均值为4.63,δEu为0.55～0.78,平均值为0.67,表现为轻稀土富集,轻重稀土分异明显(图6a),铕呈现亏损型。

弱碎裂岩化黑云母二长花岗岩(22DQZ32)ΣREE为8.47×10-6,较一般样品稀土元素含量明显偏小。LREE/HREE值为2.15,LaN/YbN值为1.09,δEu为4.49,表现为轻稀土弱富集,轻重稀土分异不明显(图6a),铕呈现富集型。

在微量元素原始地幔标准化蛛网图中(图6b),花岗岩、花岗伟晶岩都表现出一定的相似性,具有明显的Rb、U、La、Pb的正异常和Th、K、P、Ti的负异常。

4.3 独居石U-Pb年龄

黑云母花岗岩样品(22DQZ01)30个测试点中有效点有13个,多数颗粒饱满结晶较好,呈现自形-半自形,矿物颗粒大小为50～140 μm,多数独居石含有微弱的环带,Pb含量为8 274×10-6～12 217×10-6,Th、U含量分别为193 877×10-6～232 766×10-6和5 145×10-6～23 394×10-6,Th/U值为8.3～45.2,平均值为29.5。

黑云母花岗岩独居石U-Pb年龄数据见表3,在谐和图中,样品22DQZ01的点落在谐和线上或靠近谐和线,206Pb/238U年龄分布在429.8～457.74 Ma,计算得到206Pb/238U加权平均值年龄为(444.97±1.41) Ma(MSWD=2.8,n=13)(图7a,b)。

表3 棠阴店前花岗岩与伟晶岩LA-ICP-MS独居石U-Pb定年分析结果

图7 棠阴矿区花岗岩与伟晶岩独居石U-Pb谐和图和加权平均年龄图

白云母花岗伟晶岩样品(22DQ01)30个测试点中有效点有22个,独居石呈透明、浅黄色,为自行-半自行棱柱状、粒状,颗粒大小为45～150 μm,背散射图像里独居石内部结构相对均匀,部分表面具有熔蚀特征,边缘出现晶棱圆化、港湾状结构。Pb含量为18 427×10-6～40 272×10-6,Th、U含量分别为37 963×10-6～262 673×10-6和64 490×10-6～129 284×10-6,Th/U值为0.6～3.0,平均值为2.2。

白云母花岗伟晶岩的独居石U-Pb年龄数据见表3,在谐和图中,样品22DQ01的点落在谐和线上或靠近谐和线,206Pb/238U年龄分布在409.2～422.4 Ma,计算得到206Pb/238U加权平均值年龄为(412.99±0.88) Ma(MSWD=0.74,n=22),形成晚于黑云母花岗岩(图7c,d)。

5 讨论

5.1 花岗伟晶岩成因与构造环境

店前矿区花岗岩和伟晶岩与东秦岭伟晶岩(赵海波等,2023)对比都表现为过铝质(图5),与A型花岗岩的过碱性特性不符合(马鸿文,1992)。矿区岩石内部未见到基性捕虏体,岩体类型不符合M型花岗岩定义的辉长岩与斜长花岗岩,并且花岗岩与伟晶岩样品A/CNK均大于1.1,符合S型花岗岩定义要求(Pitcher,1997)。故店前矿区花岗岩属于S型花岗岩。

对花岗岩同一岩类或同一岩体,随着时间的推移,岩石演化阶段相对增高,DI(分异指数)值增大。随着DI值的增大,多数岩体从斜长石空间(有时经碱性长石空间)向石英空间演化(张为鹂, 1988)。从超基性岩到酸性岩,DI值由小到大有规律地变化。对于某一原生岩浆演化形成的岩石,DI值越大,表明岩浆分异演化越彻底,酸性程度越高;DI值越小,表明分异程度低,基性程度相对高(邱家骥等, 1993)。店前矿区花岗岩DI值为83.44～96.23(表1),与东秦岭5号、10号花岗伟晶岩分异指数(DI为96.0～99.2)接近,均表现出高分异演化特性。花岗伟晶岩样品SiO2含量很高、富碱和 FeOT/MgO值为4.50～7.88,也说明它们经历了高程度结晶分异。

在花岗岩熔体的岩浆分化过程中,Nb/Ta值将降低,Nb/Ta<5的花岗岩多数与流体作用有关,Nb/Ta值的降低是部分结晶和亚固相体热液变化的结果(Christophe et al., 2016;陈茂松等, 2020)。店前矿区的花岗岩体Nb/Ta值为3.10～13.89,说明其中有部分花岗岩可能与流体作用有关;相比于正常的花岗岩,弱碎裂岩化花岗岩的Nb/Ta值也明显降低,也说明了弱碎裂岩化花岗岩内部发生了结晶或者热液变化。岩石的Mg#是用来判断幔源组分有没有参与壳源岩浆成岩的重要指标。当Mg#<40时,只有基性下地壳发生部分熔融,且只有地幔物质参与了成岩,才会造成岩石的Mg#>40。店前矿区的Mg#值均小于40(表1),与东秦岭5号、10号矿点Mg#(49.81～71.27)相比,店前矿区花岗岩成岩过程中可能没有幔源岩浆的参与。

通过和东秦岭矿区对比研究,认为两者具有相似的成因与地质特征。

5.2 花岗伟晶岩型高纯石英成矿时代

店前矿区花岗岩独居石U-Pb年龄为(444.97±1.41) Ma,归属于晚奥陶世,花岗伟晶岩独居石U-Pb年龄为(412.99±0.88) Ma,归属于晚志留世,与东秦岭5号和10号花岗伟晶岩的成岩时代(420～406 Ma, Zhang et al., 2022; 赵海波等, 2023)和灰池子花岗岩体的成岩时代(462.8～421 Ma)接近(王涛等, 2009;刘丙祥, 2014),并且花岗伟晶岩与花岗岩具有同源演化的关系。店前地区在加里东期经过强烈的变质作用,发生了混合花岗岩化和深成花岗岩的侵入和重熔交代作用,同时发生塑性流变(周先军等, 2018),并伴随着岩浆的结晶和不同程度的岩浆流动。这些岩浆富含二氧化硅,为高纯石英的形成提供了物质来源。

通过岩石学、矿物学、地球化学的分析,研究区的花岗岩为过铝质S型花岗岩,归属于加里东期(主要为奥陶纪、志留纪)。前人研究表明,江西中、南部加里东期岩浆活动强烈,花岗岩分布广泛,岩体多侵入于震旦-寒武系之中,少数侵入到中、下奥陶统(江西省地质矿产勘查开发院, 2017)。相关研究表明,花岗伟晶岩型高纯石英可能和发生在早古生代后期的构造-岩浆作用有关(张芳荣等, 2010)。在这一时期,店前地区经历了多期的构造和岩浆活动,为高纯石英的形成提供了有利条件。早古生代后期华南地区经历了陆内弧前缘的构造演化,包括构造的挤压和伸展等。这些构造活动引发了地壳的变形和破裂,形成了构造裂隙和断裂带,为后续的岩浆活动和矿化作用提供了通道和空间。这些岩浆活动主要表现为花岗岩和闪长岩的侵入和结晶。岩浆中的矽酸盐矿物逐渐结晶形成高纯石英,并伴随着岩浆的结晶和不同程度的岩浆流动,使高纯石英在岩石中得以富集。其定年多在400～444 Ma(张芳荣, 2011),这和笔者测得的年代吻合(图7b,d),也和前文所说岩浆活动一致。