江西花山洞钨矿床晋宁期岩体地球化学特征及其成因探讨

2024-01-23陈浩文刘志军温小明邱双双

中国钨业 2023年3期

陈浩文，刘志军，王高，温小明，邱双双

（1.江西省地质局工程地质大队，江西南昌 330029；2.赣州鑫宇矿冶有限公司，江西赣州 341000；3.江西省地质调查勘查院基础地质调查所，江西南昌 330001）

江西花山洞钨矿床位于修水县程坊乡境内，东距大湖塘矿集区60 km。有别于华南地区与燕山期岩浆活动有密切关系的钨矿床，通过对该矿床与成矿作用关系密切的花岗闪长岩和辉钼矿年代学研究，分别获得了花岗闪长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素加权平均年龄为863±18 Ma、辉钼矿Re-Os 同位素加权平均年龄为805±5 Ma，表明花山洞钨矿床是晋宁期岩浆活动的产物[1]。目前，对九岭地区成矿岩体的研究多集中于燕山期酸性浅成侵入岩体[2-5]，对晋宁期侵入岩体亦进行了大量地质学、地质年代学的研究，探讨了其岩性特征、演化、侵入关系、岩浆构造及侵位机制，为判断扬子地块东南缘花岗岩浆作用时代、物源等提供了信息[6-7]。本文在充分研究、类比前人研究、翔实岩相学观察的基础上，对花山洞晋宁期各期次侵入岩体展开了较为全面的主量元素、微量元素及稀土元素的研究工作，探讨了该岩体地球化学特征、岩石成因构造背景等，对矿区下一步地质勘查及研究具有一定参考意义。

1 区域地质背景

花山洞钨矿床地处下扬子地块江南东部隆起带之九岭隆起（图1），位于下扬子成矿亚区江南中部钨锡铜金成矿带九岭中段。区域上广泛出露新元古界基底地层——双桥山群安乐林组、修水组，沉积盖层主要为南华系—奥陶系一整套完整发育的地层。其中双桥山群安乐林组、修水组出露面积最大，为一套厚度巨大、由泥砂质及火山碎屑物为主的复理石建造，是钨锡铜金成矿的重要背景条件[8]。

图1 九岭地区地质构造略图[10]Fig.1 Geological structure sketch map of Jiiuling region

区域地质构造极为复杂，自元古代以来，华夏古陆由南向北不断俯冲，后期板块运动由俯冲转为仰冲，形成一系列走向北东—北东东向断层构造，并伴随有网结状韧性剪切带及同斜倒转褶皱；中生代历经九岭南缘逆冲推覆构造的改造，形成了一系列东西向逆冲推覆断裂。区域褶皱构造为一系列近东西向复式变质基底褶皱，基底褶皱变形强烈，褶皱形态紧闭，后期局部剪切叠加改造，盖层褶皱变缓[9]。

区域内经历了从元古代到新生代以来的各旋回构造运动，岩浆活动强烈，产生了从新元古代至白垩纪的多次岩浆活动，形成了广泛分布的花岗岩体，以晋宁期九岭岩基为主，大规模酸性岩浆侵入于新元古界青白口系双桥山群浅变质岩系中，形成了包括本区在内的面积巨大的黑云母花岗闪长岩岩基，大致呈东西向展布，以CaO 含量高为特点。晚侏罗世至早白垩世，区内岩浆活动又开始频繁，发生多次岩浆侵入活动，侵入体为规模较小的岩株、岩瘤、岩床，侵入于九岭岩基或双桥山群地层中，岩性主要有似斑状黑云母花岗岩、黑云母花岗岩、白云母花岗岩、黑云母花岗斑岩等。到晚白垩世，本区只有小规模的岩浆活动，岩性主要为花岗斑岩，呈岩脉或岩枝产出。

区域内分布的矿产主要有：钨、锡、金、铜、铅、锌等。主要钨矿床有香炉山夕卡岩型白钨矿床、大湖塘超大型钨矿床、阳储岭斑岩型钨矿床等。这些矿床都有双桥山群浅变质岩，晋宁期重熔型花岗岩或燕山期构造岩浆活动作为重要的成矿背景[4-5]。

2 花山洞隐伏岩体地质特征

花山洞钨矿床地表分布大片双桥山群变质岩，未见岩浆岩出露，但双桥山群变质岩之下560～800 m 揭露到隐伏岩体，控制面积约为0.18 km2，其走向大致呈北东东向转为北北东向，东距山口-漫江岩株5.2 km，西距李阳斗岩瘤7.7 km，主要岩性为花岗闪长岩。根据花山洞矿区钻孔揭露的穿插关系和岩性变化特征（图2），将花山洞隐伏岩体初步划分为两期次三个侵入阶段：第一期次为英云闪长岩（γδo23-1a）和花岗闪长岩（γδ23-1b），二者属于渐变关系，英云闪长岩为边缘相，花岗闪长岩为中心相；第二期次为二云母二长花岗岩（ηγ23-2a），其与第一期次的花岗闪长岩呈脉动接触关系。从英云闪长岩到花岗闪长岩，再到二云母二长花岗岩形成了一个由中酸性到酸性的完整的岩浆岩演化序列，与区域晋宁期九岭序列、石花尖序列基本相似[11-12]。

图2 花山洞晋宁期岩体期次接触关系示意图Fig.2 Schematic diagram of period contact relationship of Jinningian granite in Huashandong

3 花岗岩岩石矿物学特征

花山洞各期次侵入岩的主要矿物成分为斜长石、石英和钾长石，其次为黑云母、白云母（图3）。其中石英多呈他形粒状，粒径0.2～1.8 mm，各类岩石中含量大多在20 %～30 %之间，部分岩石中可见石英颗粒与钾长石共结形成文象结构，少数可见石英颗粒生长在斜长石颗粒中；斜长石呈半自形板状，粒径在0.8～2 mm 之间。在英云闪长岩和花岗闪长岩中含量在多为36 %～53 %，而在二云母二长花岗岩中，斜长石含量明显减少至30 %左右；钾长石主要存在于花岗岩闪长岩类和二云母二长花岗岩内，花岗闪长岩类往往含有15 %左右钾长石；二云母二长花岗岩中钾长石的含量大于30 %，个别能达到39 %。区内隐伏岩体中白云母含量较高，部分白云母为蚀变产生的，整体含量在6 %～9 %。呈半自形片状，片径0.5～0.8 mm 之间，花山洞隐伏岩体中高白云母含量特征是区别于区域内漫江—山口岩体的主要特征[13]。从早期到晚期岩石色率明显降低，黑云母含量减少，钾长石含量升高，斜长石含量降低（表1）。同时矿物粒径略有变粗，斑晶含量升高，岩浆结晶更充分[14]。

表1 花山洞晋宁期岩体岩石学特征表Tab.1 Petrological characteristics of Jinningian granite in Huashandong

图3 花山洞晋宁期岩体接触关系及镜下照片Fig.3 Contact relationship and microscope photos of Jinningian granite in Huashandong

4 花岗岩地球化学特征

4.1 主量元素地球化学特征

本次研究对花山洞晋宁岩体各期次的主量元素分析测定结果见表2。

表2 花山洞晋宁期岩体常量元素组成Tab.2 Major elements composition of Jinningian granite in Huashandong

（1）英云闪长岩（γδo23-1a）酸度整体较低，SiO2含量为67.50 %～69.79 %，平均含量为68.35 %；Al2O3含量较高为14.72 %～15.74 %，平均15.20 %；K2O+Na2O 含量为5.65 %～6.54 %，平均5.96 %；A/CNK 为1.10～1.47，平均1.26，CaO、MgO、MnO、TiO2、TFe2O3平均含量分别为2.23 %、1.46 %、0.10 %、0.50 %、4.31 %。

（2）花岗闪长岩（γδ23-1b）酸度整体较低，SiO2含量为67.84 %～70.83 %，平均含量为69.72 %；Al2O3含量较高为14.28 %～17.07 %，平均15.29 %；K2O+Na2O 含量为6.27 %～6.96 %，平均6.54 %；A/CNK 为1.10～1.52，平均1.28，CaO、MgO、MnO、TiO2、TFe2O3平均含量分别为1.61 %、1.15 %、0.10 %、0.38 %、2.99 %。

（3）二云母二长花岗岩（ηγ23-2a）酸度整体较高，SiO2含量为 71.41 %～74.83 %，平均含量为73.02 %；Al2O3含量相对较低为12.33 %～14.43 %，平均13.49 %；K2O+Na2O 含量为5.15 %～6.24 %，平均5.85 %；A/CNK 为1.16～1.2，平均1.19；CaO、MgO、MnO、TiO2、TFe2O3平均含量分别为1.80 %、0.90 %、0.09 %、0.26 %、2.55 %。

由表2 可知，花山洞隐伏岩体平均化学成分含量具有低硅、贫钾、富钠铁镁等特征，晋宁各期次岩体SiO2含量变化较大且总体含量较高，碱质总量较低，K2O+Na2O 一般在5.15 %～6.96 %之间，且K2O 的含量普遍低于Na2O 的含量，表现出相对贫钾富钠的特点；MgO、TFe2O3值较高，高于黎氏平均值，说明富含铁镁等暗色矿物，岩体中云母类含量高；铝质含量较高，均为铝过饱和型，A/CNK 基本大于1.2，里特曼指数在0.83～1.91 之间，岩石属于钙碱性岩类；固结指数5.54～14.27，固结指数较低；分异指数在70.77～83.29 之间，分异指数较高，表明岩浆分异结晶程度较高，固结程度低[15]。

各期次岩体SiO2含量变化较大且总体含量较高，在A/CNK-A/NK 图上各期花岗岩均落入过铝质区间（图4），晋宁期岩体总体属钙碱性及过铝质花岗岩，在K2O-SiO2图解中岩石为高钾钙碱性岩石和钙碱性岩石（图5）。在（K2O+Na2O）-SiO2图解中，各期次岩体分别落于花岗岩及花岗闪长岩区（图6）。从早到晚英云闪长岩（γδo23-1a）到二长花岗岩（ηγ23-2a）SiO2含量明显增加，随着SiO2含量的增加，MgO、MnO、TiO2、TFe2O3等均呈规律减少，K2O 和Na2O 无明显变化，反映可能为同源同时代的产物固结指数变小而分异指数增大。整体反映一个从英云闪长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩的向富硅、贫镁铁方向逐渐演化过程。

图4 铝质-准铝质A/NK-A/CNK 判别图解[16-17]Fig.4 A/NK-A/CNK discrimination diagram

图5 岩体SiO2-K2O 图解[16, 18]Fig.5 SiO2-K2O diagram

图6 岩体（K2O+Na2O）-SiO2 图解[16, 19]Fig.6 （K2O+Na2O）-SiO2 diagram

4.2 微量元素地球化学特征

花山洞晋宁期各单元岩体微量元素含量总体较高（表3），与维氏值相比其Cr 含量略低，富集系数0.49～1.16 不等，平均为0.74；Co、Ni、Pb、Zn含量与维氏值大致相当，其富集系数分别为1.11、1.16、1.40、1.03；Mn、Cu、W 的含量明显偏高，且钨的含量尤为显著，平均富集系数为62.77，最高富集系数可达409.33。

表3 花山洞晋宁期岩体微量元素含量及特征表Tab.3 Compositions and features of trace elements of Jinningian granite in Huashandong

从早到晚各岩石单元中，Co、Ni 含量略有升高，其平均含量分别由4.36×10–6、6.54×10–6增加到5.46×10–6、13.95×10–6；而Cr、Mn、Cu、Zn、Pb等成矿元素含量变化不明显；W 的含量变化最大，其在花岗闪长岩（γδ23-1b）中最为富集，平均富集系数可达129.63，在英云闪长岩（γδo23-1a）中平均富集系数为30.49，而在花岗闪长岩（γδ23-1b）中含量最低，平均富集系数仅为5.92。结果显示晋宁岩体中，第一期次的花岗闪长岩（γδ23-1b）和英云闪长岩（γδo23-1a）往往有利于W 元素富集，局部可富集成矿。花山洞晋宁岩体的Rb/Sr 比值在0.58～3.21 之间，平均值为1.42，大于0.90，表明区内岩浆岩源较为成熟；Nb/Ta 的值在7.13～11.46 之间，平均值为9.09，基本小于平均地壳值11，Zr/Hf 的值在22.43～31.44 之间，平均值为27.67，均小于平均地壳值37，说明区内岩石以壳源为主。两者均说明区内各类岩石都起源自成熟度较高的陆壳物质。

4.3 稀土元素地球化学特征

花山洞晋宁期岩体样品的稀土元素含量及特征值见下表（表4），其特征总体表现为稀土总量不高，ΣREE 变化于89.94×10–6～113.50×10–6之间，轻重稀土比重LREE/HREE 在5.98～7.78 之间，（La/Yb）N值变化范围较大，多在6.24～9.80 之间。在球粒陨石标准化的稀土元素配分模式图上（图7），稀土元素表现出曲线较为平缓，整体向右倾斜的配分特征，反映样品轻稀土相对富集且轻、重稀土分馏明显，可能是由于磷灰石和锆石的结晶分离分别引起MREE 和HREE 的降低。岩体样品具有较强的Eu 负异常，δEu 值在0.50～0.81 之间，平均为0.65，指示在部分熔融过程中源区有较多的斜长石残留或在岩浆演化过程中有较多斜长石结晶分异，导致了Eu 的强烈负异常。区内各期次岩体样品在稀土元素标准化配分图中曲线形态总体一致，说明了区内各岩石具有同源岩浆演化的特征。

表4 花山洞晋宁期岩体稀土元素含量及特征表Tab.4 Compositions and features of rare earth elements of Jinningian granite in Huashandong

图7 花山洞晋宁期岩体稀土元素配分模式图[20]Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution pattern of Jinningian granite in Huashandong

5 讨论

5.1 岩浆岩的岩石成因类型

花山洞晋宁岩体样品的SiO2含量变化为67.5 %～74.83 %，碱含量较低（5.15 %～6.96 %），岩体分异指数较高而固结指数较低，A/CNK 平均值大于1.2，为强过铝质花岗岩类。微量元素中稀土总量不高，配分模式呈右倾型，轻重稀土分馏明显，有强烈的Eu 负异常，这些地球化学特征与典型的九岭壳源型花岗岩的地球化学特征基本相同[14]。且在Zr+Nb+Ce+Y- (K2O+Na2O)/CaO 图解中（图8），岩石均落入非分异I 或S 型花岗岩区内，在TiO2-Zr图解中（图9），结果亦显示其为S 型花岗岩。综上所述，我们认为花山洞晋宁岩体在岩石成因上属于强过铝质的S 型花岗岩。

图9 岩石分类Zr-TiO2 图解[16, 21]Fig.9 Zr-TiO2 discrimination diagram

5.2 岩浆岩的起源及成因

Sylvester[22]指出，不同源区部分熔融产生的强过铝质花岗岩其CaO/Na2O 的比值极不同，通过其比值可判断花岗岩的源区物质成分：CaO/ Na2O＞0.3 表示源区属于砂质岩成分；CaO/Na2O＜0.3，表示源区属于泥质岩成分。花山洞晋宁各期次岩体的CaO/Na2O 比值除一个样品（0.21）小于0.3 外，其余样品（0.44～1.04）均大于0.3，反映其源岩以砂质成分为主，含少量泥质成分。岩石化学元素特征值A/MF-C/MF 图解显示（图10），样品大都落入变质砂岩部分熔融区，少部分落在变质泥岩部分熔融区内，表明区内岩石主要起源于变质砂岩的部分熔融，可能还有部分变质泥岩。而Al2O3/ TiO2-CaO/Na2O 图解（图11）亦显示其源区来自砂屑源区，据此我们判断，花山洞晋宁岩体的源岩主要是由含少量泥质的砂质岩组成。

图10 岩石源区判别A/MF-C/MF 图解[23]Fig.10 A/MF-C/MF diagram for source area

图11 岩石源区判别CaO/Na2O-Al2O3/TiO2图解[16, 22]Fig.11 CaO/Na2O-Al2O3/TiO2 diagram for source area

5.3 岩浆岩形成的构造环境

研究表明，岩石化学成分是反映构造环境的一个重要标志。里特曼[24]提出的里特曼指数（σ）与戈蒂尼指数（τ）对数坐标判别图可以较好地划分出造山和非造山的构造环境。由Logσ-Logτ图（图12）可知，研究区内岩浆岩的成分投影点都落在B 区，显示了造山带火山岩的特征，说明本区晋宁岩体形成与相对挤压（造山）的构造环境。常量元素R1-R2构造环境判别图解（图13）显示，区内大多数岩体为同碰撞花岗岩，也有少量的板块碰撞前花岗岩，显示当时的大地构造环境较为复杂。

图12 logσ-logτ 图解[16, 24]Fig.12 logσ-logτ diagrams

图13 R1-R2 构造环境判别图解[16, 25]Fig.13 R1-R2 diagram for tectonic settings

基于微量元素Y-Nb 以及（Yb+Ta）-Rb 的环境判别图解（图14、图15）表明，样品投影点大多落入火山弧-同碰撞花岗岩区域，与常量元素判别图解得出的结论一致，指示挤压构造环境。由此可知，区内岩体为一系列板块碰撞活动所形成的产物。

图14 Y-Nb 构造环境判别图解[16][26]Fig.14 Y-Nb diagrams for tectonic settings

图15 （Yb+Ta）-Rb 构造环境判别图解[16, 22]Fig.15 （Yb+Ta）-Rb diagrams for tectonic settings

前人资料表明[27]，中元古代早期，扬子陆块与华夏地块分离，两者被华南洋分隔，扬子陆块大陆边缘为被动大陆边缘。处于扬子陆块东段的江西北部在沉降阶段早期，以发育基性和中酸性火山熔岩、火山碎屑沉积岩为其重要特征。在其变质凝灰质砂岩、凝灰质板岩、变凝灰岩及石英角斑岩中，Pb、W 等元素的丰度，远高于地壳平均值，因此赣北扬子陆块早期沉降阶段的基性、中酸性熔岩及其碎屑沉积岩，构成了江西重要的含矿火山-碎屑沉积建造。中元古代末至新元古代早期（1 000～900 Ma）古华南洋开始关闭，使双桥山群褶皱变质，固结为陆壳。由于强烈挤压，华南地块向扬子陆块发生俯冲，随着俯冲的不断发展，华南洋逐渐缩小，华南地块与扬子地块逐渐接近，并产生由东向西发生碰撞和拼贴。形成铜鼓-靖安褶皱系、修水-武宁盆地及九岭岩浆带。致使该地区地层褶皱变质、陆壳加厚，在深部发生重熔，形成初生陆壳改造花岗岩类侵位（九岭等同碰撞期花岗岩体818～846 Ma）。最终形成了江西最古老的晋宁期九岭富斜花岗岩基[28]。