胡俊良, 徐德明, 張 鯤 劉勁松

(1.中國地質(zhì)調(diào)查局 武漢地質(zhì)調(diào)查中心, 湖北 武漢 430205; 2.中國地質(zhì)調(diào)查局 花崗巖成巖成礦地質(zhì)研究中心, 湖北 武漢 430205)

湖南七寶山銅多金屬礦床石英斑巖時代與成因:鋯石U-Pb定年及Hf同位素與稀土元素證據(jù)

胡俊良1,2, 徐德明1,2, 張 鯤1, 劉勁松1,2

(1.中國地質(zhì)調(diào)查局 武漢地質(zhì)調(diào)查中心, 湖北 武漢 430205; 2.中國地質(zhì)調(diào)查局 花崗巖成巖成礦地質(zhì)研究中心, 湖北 武漢 430205)

湖南瀏陽七寶山銅多金屬礦床位于欽杭成礦帶西段, 是湘東北規(guī)模最大的銅多金屬礦床。礦床的形成與區(qū)內(nèi)的石英斑巖關(guān)系密切。石英斑巖內(nèi)鋯石具有巖漿鋯石特征, LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年結(jié)果為155～153 Ma, 代表其形成年齡, 屬晚侏羅世巖漿活動產(chǎn)物。巖漿鋯石的176Hf/177Hf=0.282296～0.282603, εHf(t)= –12～ –2.7, 平均地殼模式年齡 tDM2=1377～ 2056 Ma; 鋯石ΣREE=496～4162 μg/g, (Yb/Nd)N=71.9～3133.8, HREE強烈富集, 具有強烈Ce正異常(δCe=1.68～203.13)和強烈至中等Eu負異常(δEu=0.05～0.67), 表明石英斑巖的巖漿源區(qū)具有明顯殼源特征, 來自于古元古代至中元古代地殼的部分熔融。結(jié)合巖石學研究, 七寶山礦區(qū)石英斑巖的形成除了中下地殼冷家溪群或更古老的基底物質(zhì)的部分熔融外，還有幔源組分加入，這一期巖漿與成礦作用與巖石圈拆離和軟流圈物質(zhì)上涌及隨后的玄武巖底侵作用有關(guān)。

石英斑巖; 地球化學; 鋯石U-Pb年齡; Hf同位素; 成因機制; 湖南七寶山

0 引 言

欽杭成礦帶是在欽杭結(jié)合帶的基礎(chǔ)上提出的。欽杭結(jié)合帶是指揚子與華夏兩大古陸塊于晉寧期碰撞拼貼形成的巨型板塊結(jié)合帶。水濤(1987, 1995)、楊明桂和梅勇文(1997)、楊明桂(1998)、楊明桂等(2002, 2004)對欽杭結(jié)合帶進行了較系統(tǒng)的闡述和研究, 明確了“欽州灣至杭州灣為揚子古板塊與華夏古板塊的結(jié)合帶(簡稱欽杭結(jié)合帶)”的認識。它從西南端廣西欽州灣, 經(jīng)湘東和贛中延伸到東北端浙江杭州灣地區(qū), 全長近2000 km, 寬100～150 km, 總體呈反S狀弧形展布。中國地質(zhì)調(diào)查局資源評價部等(2010)將其列為全國重點成礦帶之一, 并劃分為東、西兩段。東段大體相當于江山–紹興帶分布區(qū)域, 西段包括南嶺及其以南地區(qū)。欽杭成礦帶西段及其旁側(cè)是華南地區(qū)最為重要的 Cu-Pb-Zn-Au和 W-Sn-Mo-Bi多金屬成礦帶, 分布著一大批特大型銅金鉛鋅鉭鈾礦床(毛景文等, 2007, 2008, 2010, 2011; 楊明桂等, 2009)。對這一成礦帶內(nèi)礦床進行系統(tǒng)全面的研究, 對于了解區(qū)域礦產(chǎn)分布情況、對比區(qū)域礦床成因等具有重要意義, 并對下一步在該成礦帶內(nèi)找礦探礦具有非常重要的指導意義。

欽杭成礦帶內(nèi)與斑巖相關(guān)的銅礦(斑巖–矽卡巖型)經(jīng)常與鉬、金等多金屬礦共生, 在整個帶內(nèi)均有產(chǎn)出, 分布在華南大陸邊緣靠近板內(nèi)一側(cè)。東段以德興銅礦和永平銅礦最為典型。其中德興斑巖銅礦的區(qū)域巖漿巖主要為燕山期 I型花崗巖, 成礦巖體主體為燕山早期第二階段的花崗閃長斑巖, 呈小巖株狀產(chǎn)出, 巖漿分異程度高。西段包括銅山嶺銅礦、寶山銅多金屬礦、水口山銅多金屬礦, 產(chǎn)于湘東南中生代花崗閃長質(zhì)巖漿巖帶中(王岳軍等, 2001), 以及本文研究的七寶山銅多金屬礦床。近幾年的地質(zhì)調(diào)查結(jié)果顯示在南部也同樣發(fā)現(xiàn)了斑巖型銅礦, 主要代表為圓珠頂大型銅鉬礦和南和銅(鉬)礦。將前人對欽杭成礦帶斑巖型銅礦的成礦時間進行統(tǒng)計(表1), 成礦帶斑巖型銅礦的成巖成礦年齡主要集中于180～150 Ma, 形成于燕山早期。

湖南瀏陽七寶山銅多金屬礦床位于欽杭成礦帶西段湘東北地區(qū), 是該地區(qū)規(guī)模較大的銅硫多金屬礦床, 也是欽杭成礦帶西段重要的斑巖型銅礦之一,勘探研究歷史達五十多年。礦體的形成與區(qū)內(nèi)發(fā)育較大面積石英斑巖侵入體關(guān)系密切( 姤劉 群等, 2001;胡祥昭等, 2002; 胡俊良等, 2012)。前人對湘東南地區(qū)水口山、寶山及銅山嶺巖體做過詳細的研究(喻亨祥和劉家遠, 1997; 楊國高和陳振強, 1998; 胡志堅和吳永芳, 2005; 伍光英等, 2005; 魏道芳等, 2007),但對七寶山石英斑巖體的研究較少, 特別是形成時代還存在較大爭議。沈瑞錦和陸玉梅(1996)測得石英斑巖中磷灰石U-Pb年齡為227 Ma, 胡祥昭等(2002)所做的全巖Rb-Sr等時線年齡為195 Ma, 由于受當時實驗條件的限制以及方法本身的局限性, 造成同位素年齡可信度較低。因為LA-ICP-MS法裂變徑跡定年在徑跡蝕刻是否對磷灰石顆粒中238U含量造成影響、激光剝蝕深度、磷灰石顆粒U含量不均勻性及與磷灰石性質(zhì)相似的標準樣品選取等方面仍然存在問題; 而 Rb-Sr同位素體系封閉溫度較低, 全巖Rb-Sr等時線年齡也常常因容易受后期構(gòu)造–熱事件影響而導致其年齡值低于巖體的形成時代, 但上述結(jié)果卻恰恰相反, 反映出當時的測定誤差較大。

本文對礦區(qū)內(nèi)的石英斑巖進行鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年, 在區(qū)分巖漿鋯石和繼承鋯石的情況下數(shù)據(jù)是可靠的, 其地質(zhì)意義是明確的。同時本文對鋯石進行了微區(qū)原位Hf同位素組成和REE分析, 不僅能探討該巖體的年代學、巖漿混合成因及巖漿演化過程, 對七寶山銅多金屬礦床的成礦時代及礦床成因分析也能提供進一步依據(jù)。

1 礦區(qū)地質(zhì)背景及巖體特征

1.1 礦區(qū)地質(zhì)

七寶山礦床至今已有五十多年的勘探研究歷史,從最初認為的鐵礦到后來詳細勘探的以S、Cu、Pb、Zn為主, 并伴有Au、Ag、Ga、In、Te、Cd、Mo、Bi和U等有用元素的大型多金屬礦床。

礦區(qū)內(nèi)出露地層簡單, 由老至新依次為前震旦系冷家溪群(PtLN)、震旦系蓮沱組(Z1l)、下石炭統(tǒng)大塘階(C1d), 以及中上石炭統(tǒng)壺天群(C2+3HT)(圖 1)。冷家溪群為一套灰綠色、紫紅色千枚狀板巖和千枚巖等組成的綠片巖相淺變質(zhì)巖系, 分布在礦區(qū)的南北兩側(cè); 蓮沱組分布在礦區(qū)北側(cè)邊緣, 由灰綠色、淺紅色變質(zhì)砂質(zhì)板巖及含礫石英砂巖組成, 與下伏冷家溪群呈角度不整合接觸; 大塘階為一套紫紅色、淺紅色頁巖、粉砂巖、石英礫巖, 零星分布于礦區(qū)北側(cè); 壺天群為灰白色厚層狀泥晶灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、白云巖, 廣布于礦區(qū)的中部及西部, 石炭系底層與下伏地層呈明顯的角度不整合接觸。

表1 欽杭結(jié)合帶主要斑巖相關(guān)銅礦床及其成巖成礦年齡Table 1 Porphyry-related copper deposits and their isotopic ages of crystallization and mineralization in Qinghang Suture Zone, southern China

圖1 七寶山礦區(qū)地質(zhì)示意圖Fig.1 Geological sketch map of the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

礦區(qū)構(gòu)造復雜, 總體構(gòu)造為一倒轉(zhuǎn)向斜, 該向斜西部開闊, 東部狹窄, 軸向近東西, 軸面往南傾,北翼傾角約30°, 南翼傾角約60°。向斜軸部由中上石炭統(tǒng)壺天群白云質(zhì)灰?guī)r組成, 兩翼分別由震旦系蓮沱組及冷家溪群組成。礦區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育, 其中古港–橫山斷裂從礦區(qū)中南部通過, EW 走向, 往南傾, 是一條多期活動的區(qū)域性大斷裂。

近礦圍巖蝕變主要為矽卡巖化, 次為硅化、碳酸鹽化、綠泥石化和鐵錳碳酸鹽化。

礦區(qū)巖漿活動頻繁, 持續(xù)時間長, 活動期次明顯地分為三期: 雪峰期、加里東期和印支–燕山期,其中以雪峰期巖體的規(guī)模最大。與礦床成因密切相關(guān)的石英斑巖侵入體出露于礦區(qū)中部, 早期研究(陸玉梅等, 1984)認為其屬印支–燕山早期產(chǎn)物(如圖 1,包含圖中和)。該期巖體為一個多次侵入的復式巖體。其中, 燕山早期第一次侵入石英斑巖)以高嶺土化蝕變?yōu)橹饕卣? 而燕山早期第二次侵入石英斑巖()以綠泥石化蝕變?yōu)橹饕卣? 侵入于中、晚石炭世及元古宙地層中, 受構(gòu)造控制明顯, 呈巖枝狀產(chǎn)出。另外南部雞公灣附近出露小面積的花崗斑巖。

七寶山礦體在空間上均與七寶山石英斑巖體相伴出現(xiàn)。絕大多數(shù)礦體分布在離巖體侵入中心1000 m的范圍內(nèi)。礦床成因類型為矽卡巖型+斑巖型, 以矽卡巖型為主。斑巖型主礦體中淺部較大礦體產(chǎn)于石英斑巖體中, 局部呈細脈浸染狀礦體; 而矽卡巖型礦體就賦存于巖體與圍巖——中–上石炭統(tǒng)壺天群灰?guī)r–白云質(zhì)灰?guī)r的接觸帶中。巖體與圍巖底層的接觸構(gòu)造包括捕擄體接觸、舌狀體接觸、平緩超覆接觸、穿插接觸等。 這些接觸構(gòu)造使得巖體與圍巖接觸面積最大化, 為礦體的形成提供了更有利的條件。當?shù)V體遠離巖體時就變薄或尖滅, 在巖體2000 m之外, 基本無礦體。

1.2 石英斑巖體

石英斑巖體地表出露形態(tài)十分復雜, 總體為一蘑菇狀產(chǎn)出的巖株, 主巖體東西長 6 km, 南北寬 20～ 1000 m, 出露面積約2 km2。石英斑巖主要礦物成分為正長石、石英、斜長石, 有少量黑云母, 同時也含有少量磷釔礦、鋯石、磷灰石等副礦物。

圖2 七寶山礦區(qū)石英斑巖樣品照片和顯微照片F(xiàn)ig.2 Macro- and micro-photographs of the quartz-porphyries in the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

石英呈斑晶及基質(zhì)產(chǎn)出(圖2)。石英斑晶粒徑一般為3 mm左右, 斑晶普遍受到熔蝕, 大多被熔蝕成渾圓狀及港灣狀；基質(zhì)石英無色透明, 大多為它形粒狀, 粒徑一般小于0.02 mm。正長石呈斑晶及基質(zhì)產(chǎn)出。斑晶正長石多為半自形, 粒徑為2～4 mm, 卡斯巴雙晶發(fā)育, 基質(zhì)正長石粒徑大多小于0.02 mm, 蝕變強烈, 大多數(shù)蝕變?yōu)楦邘X石等黏土礦物。斜長石較少, 一般為半自形寬板狀, 粒徑一般為0.01 mm, 常見聚片雙晶, 在顯微鏡下經(jīng)多種方法測得 An為 22%,屬更長石, 且已基本蝕變?yōu)榻佋颇?。黑云母整體較少, 大多已蝕變?yōu)榫G泥石, 黑云母中常包裹自形鋯石晶體, 鋯石周圍常發(fā)育暈色圈。黑云母中 SiO2、FeOT含量極高, 分別達 38.16%及 25.26%, 而 MgO及CaO含量極低, 屬鐵葉云母。這是由于在巖漿分異過程中黑云母總是向富鐵端元演化造成的。

胡俊良等(2012)根據(jù)主量、微量、稀土元素的分析, 得到該石英斑巖是一套高鉀(K2O>>Na2O)、富鋁、貧硅的亞堿性的粗面安山巖–安山巖–英安巖組合。地球化學上顯示了富輕稀土元素(LREE)、大離子親石元素(LILE)(Ba, K等)、成礦元素(Cu、Pb、Zn等),以及貧重稀土元素(HREE)特征。稀土元素配分模式為右傾, 有輕微的Eu負異常, 說明它具有部分幔源特征, Al2O3/TiO2比值在30左右, 同樣說明源區(qū)具有幔源特征; 而明顯的Sr負異常, 且與地殼豐度相似,加上較高K2O/Na2O比值, Pb-Pb/Ce投圖后均說明巖石為地殼來源。由此看來, 七寶山礦區(qū)石英斑巖的巖漿源區(qū)主要為地殼物質(zhì)部分熔融, 而其具有幔源性質(zhì)的稀土配分模式和其他部分元素特征, 說明在巖漿熔融過程中有幔源物質(zhì)的加入, 屬殼幔同熔型花崗巖。

2 樣品及分析方法

用以分選鋯石的樣品均采自七寶山礦區(qū)內(nèi), 巖性為石英斑巖, 此次采樣2件, 編號為QB-28(E113°55′30″, N28°17′07″)、QB-29(E113°55′45″, N28°16′57″), 均為燕山早期第二次侵入的石英斑巖, 即圖1中的oπ5bⅠ。鋯石分選在河北廊坊區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究所實驗室用常規(guī)方法粉碎后, 經(jīng)淘選和電磁法初步分離并在雙目鏡下挑選。選出無色透明、晶形完好、無明顯裂痕少有包裹體的鋯石, 將鋯石粘貼于環(huán)氧樹脂表面,并打磨至露出鋯石表面, 然后拋光待測。

陰極發(fā)光(CL)圖像分析在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。鋯石的U-Pb測年在西北大學大陸動力學國家重點實驗室用配有193 nm激光器的Agilen 7500a ICP-MS進行。測定過程以哈佛鋯石 91500樣品做外部標樣, 用NIST610硅玻璃標準優(yōu)化儀器, 激光頻率為10 Hz, 80 mJ強度, 激光束斑直徑 30 μm, 詳細的分析方法見袁洪林等(2003)的描述。定年獲得的29Si,204Pb,206Pb,207Pb,208Pb,232Th和238U以及U, Th和Pb的含量, 用29Si作為中間校準, NIST610做參考物計算獲得。207Pb/206Pb,206Pb/238U,207Pb/235U和208Pb/232Th比值用GLITTER4.10程序計算, 并用鋯石 91500進行校正。所得數(shù)據(jù)用Anderson and Griffin (2004)的方法進行普通鉛校正后用ISOPLOT3.10獲得年齡和諧和圖。

鋯石原位Hf同位素組成在西北大學大陸動力學國家重點實驗室的Nu Plasma HRMC-ICP-MS與GeoLas 2005受激準分子ArF的193 nm激光剝蝕系統(tǒng)上進行。分析中使用的激光束斑直徑為40 μm, 激光頻率為10 Hz, 脈沖能量為80 mJ, 剝蝕時間為50 s, 用鋯石91500, MON-1和GJ-1作外標。儀器運行條件和詳細的分析流程以及數(shù)據(jù)精度見袁洪林等(2003)。Hf同位素數(shù)據(jù)處理方法參見吳福元等(2007), 其公式中的特定數(shù)值參見全球 Lu-Hf同位素參考體系數(shù)值(Vervoort and Patchett, 1996a; Scherer et al., 1997; Blichert-Toft and Albarede, 1999; Amelin et al., 1999; Griffin et al., 2000)。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石陰極發(fā)光圖像及U-Pb同位素年代學

七寶山礦區(qū)石英斑巖樣品QB-28、QB-29鋯石顏色從無色透明到淺黃色, 粒徑長150～250 μm。鋯石形態(tài)較簡單, 以長柱狀為主, 長寬比為1∶1～3∶1。鋯石多數(shù)呈半自形–自形, 柱面、錐面均可見。部分鋯石晶形不完整, 很可能是鋯石破碎過細所致。鋯石陰極發(fā)光圖像(圖3)顯示, 大部分鋯石為透明的柱狀自形晶體, 并具有清晰的振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)或線狀分帶,為典型的巖漿鋯石; 而線狀分帶主要是因為母巖漿具有高溫和快速冷卻的特征。也有部分鋯石顆粒為“老核新殼”的復合型鋯石, 具橢圓或它形的繼承核,如QB-28樣品中的8、10號點和QB-29中的12、13號點, 但鋯石外部生長環(huán)帶結(jié)構(gòu)依然很清晰。

樣品QB-28、QB-29各選20個分析點大部分位于鋯石邊部, 少部分位于鋯石核部, 測試數(shù)據(jù)見表2。QB-28中20個測點的U含量變化于222×10–6～ 1098×10–6之間, Th含量變化于 54.3×10–6～525×10–6之間。這些測點的Th/U比值為0.18～0.79, 除具有繼承核的鋯石上的8、10號分別為0.18、0.25, 其他點為0.30～0.79, 比值整體較高。QB-29中20個分析點的 U含量變化于325×10–6～3856×10–6之間, Th含量變化于224×10–6～1853×10–6之間。這些測點的Th/U比值為0.07～1.05, 變化較大, 比值整體也較高。其中最小值為15號點0.07, 但結(jié)合其形態(tài)來看(圖3)并不具有變質(zhì)鋯石特征(吳元保和鄭永飛, 2004), 而是具有明顯環(huán)帶生長結(jié)構(gòu), 無繼承核, 為典型的巖漿鋯石,而巖漿鋯石 Th/U比值小于 0.1的情況也是存在的(Gebauer, 1996; 吳元保等, 2002; Hidaka et al., 2002)。

圖3 七寶山礦區(qū)石英斑巖鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像Fig.3 CL images of zircon grains from the quartz-porphyries in the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

表2 七寶山礦區(qū)石英斑巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results for the quartz-porphyries in the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

圖4 七寶山礦區(qū)石英斑巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 LA-ICP-MS zircon U-Pb concord diagrams for the quartz-porphyries in the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

在207Pb/235U-206Pb/238U圖(圖4)上, QB-28樣品絕大多數(shù)測點投影位于諧和曲線上或附近, 指示被測鋯石同位素體系沒有受到后期地質(zhì)熱事件明顯干擾。從測年結(jié)果看, 鋯石明顯分為兩組, 第一組有8、10、13、17、18號五個測點, 對應的206Pb/238U表觀年齡為801±8 Ma、890±12 Ma、764±8 Ma、871±9 Ma、 803±7 Ma, 這些鋯石分析點均位于鋯石繼承內(nèi)核,代表了繼承鋯石的時代, 對應的是中元古代至新元古代早期華南小洋盆由擴張到消亡, 晉寧弧陸碰撞、揚子與華夏古板塊拼合時期(約 825 Ma)(楊明桂等, 2009), 說明該鋯石繼承核形成于揚子與華夏古板塊拼合事件中。兩組之間 4、5號點給出了239±3 Ma、619±11 Ma, 因其具有鋯石振蕩環(huán)帶, 且具有較高Th/U比值(0.48、0.3), 測試點也均位于鋯石邊部, 說明了鋯石對晉寧期、印支期巖漿活動的記錄。第二組包含余下13個測試點, 年齡集中于151～154 Ma,加權(quán)平均年齡為 152.9±1.3 Ma(置信度 95%, MSWD=0.14), 由于鋯石均未見明顯變質(zhì)環(huán)帶, 內(nèi)外環(huán)帶年齡值相差不大, 且Th/U比值0.3～0.79, 顯示巖漿結(jié)晶鋯石的特點, 代表了取樣點巖石的侵位年齡。

QB-29中20個測點大多數(shù)投影位于諧和曲線上或附近, 有3個測點(9、11、12號測點)較遠離諧和曲線(圖4), 說明被測鋯石同位素體系可能受到后期地質(zhì)事件的干擾, 計算時將其剔除。而1、3、19號鋯石并不具有環(huán)帶結(jié)構(gòu), 形態(tài)結(jié)構(gòu)復雜, 不是巖漿鋯石, 可能是巖漿上侵過程中的捕獲鋯石, 其給出的年齡為209±4 Ma、252±4 Ma、243±6 Ma, 不具實際地質(zhì)意義。13、17號鋯石形態(tài)規(guī)則, 具有環(huán)帶結(jié)構(gòu), 測點均在邊部, 且具有較高 Th/U比值(0.54、0.47), 其給出的年齡433±5 Ma、176±3 Ma, 代表了鋯石對加里東期、燕山早期巖漿活動的記錄。剩余的 12點均在諧和曲線上或附近, 表觀年齡在 151～ 161 Ma之間, 加權(quán)平均年齡為154.8±2.1 Ma(置信度95%, MSWD=2.1), 鋯石均具有巖漿鋯石特征, 代表取樣點巖石的侵位年齡。

綜上所述, 七寶山礦區(qū)石英斑巖兩個樣品給出了152.9±1.3 Ma、154.8±2.1 Ma的年齡, 代表了該石英斑巖體的主結(jié)晶年齡, 屬晚侏羅世巖漿活動產(chǎn)物。

3.2 鋯石Hf同位素特征

本次研究對做過 U-Pb測年的七寶山礦區(qū)石英斑巖鋯石樣品(QB-28、QB-29)的各20個點進行了微區(qū)原位Hf同位素分析(表3)。分析點與定年點臨近

且鋯石的特征相同, 其中除QB-29中的03號點Yb含量較高, 可能造成結(jié)果的偏差, 因而未采用該數(shù)據(jù), 其余兩個樣品共計39個點分析結(jié)果均列入表3。結(jié)果顯示, 所測鋯石QB-28中176Lu/177Hf比值介于0.000378～0.001963; QB-29中176Lu/177Hf比值介于0.000117～0.001917, 均小于 0.002, 說明鋯石中的176Lu及由其衰變而成的質(zhì)量相對于177Hf的質(zhì)量要低得多, 分析獲得的176Hf/177Hf比值可以近似代表鋯石的原始176Hf/177Hf比值。利用所測得的年齡計算的εHf(t)值分布范圍較寬(表3、圖5)。

表3 七寶山礦區(qū)石英斑巖鋯石Hf同位素組成Table 3 Zircon Hf isotopic compositions of the quartz-porphyries in the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

七寶山礦區(qū)石英斑巖兩個樣品的176Hf/177Hf同位素為 0.281209～0.282679。其中巖漿期鋯石兩個樣品的該同位素組成相似,176Hf/177Hf同位素比值為 0.282296～0.282603, 對應的 εHf(t)值均為負值,集中在–12～ –2.7(表3, 圖5), 計算的虧損地幔模式年齡(tDM1)集中在 918～1323 Ma, 平均地殼模式年齡(tDM2)集中于 1377～2056 Ma。Hf同位素數(shù)據(jù)表明該巖體主要來自于古元古代-中元古代地殼的部分熔融。

巖體的繼承鋯石Hf同位素的 εHf(t)值和兩階段模式年齡具有較大變化范圍, εHf(t)值正、負值均存在,分布范圍較寬(–6.7～14, 另QB-29樣品11、12號點εHf(t)值為–41.9、–45.2, 與其他點相距甚遠)。兩階段模式年齡主要集中在古元古代至新元古代。

3.3 鋯石的稀土元素特征

鋯石的稀土元素原位分析點與Hf同位素相同。分析結(jié)果(表4)表明: 鋯石ΣREE含量均較高, 其中QB-28相對較低(496×10–6～1626×10–6); QB-29則相對更高(564×10–6～4162×10–6), 重稀土元素(HREE)強烈富集, (Yb/Nd)N數(shù)值兩樣品相似, 為71.9～3133.8,稀土配分模式為左傾(圖 6)。鋯石稀土具有強烈 Ce正異常(QB-28的 δCe=1.68～203.13, 平均為 40.15; QB-29的δCe=3.07～154.27, 平均為51.73)和強至中等 Eu負異常(QB-28的 δEu=0.05～0.46, 平均 0.30; QB-29的δEu=0.12～0.67, 平均0.38) , 類似于巖漿鋯石和深熔作用成因的鋯石特征(Rubatto, 2002; 吳元保和鄭永飛, 2004)。由此可見, 兩樣品的鋯石具有相似的稀土元素特征, 并出現(xiàn) LREE超量現(xiàn)象, 即鋯石中Lu、Yb等重稀土元素的分配系數(shù)是La、Ce等輕稀土元素的100多倍(Watson, 1980), 從而導致與HREE強烈富集規(guī)律不符合的現(xiàn)象, 其原因與鋯石中P5++LREE3+對Si4++Zr4+的類質(zhì)同象替換有關(guān)。

圖5 七寶山礦區(qū)石英斑巖鋯石εHf(t)-tDM2直方圖Fig.5 Histograms of zircon εHf(t) vs. tDM2for the quartz-porphyries in the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

表4 七寶山礦區(qū)石英斑巖鋯石的稀土元素(×10–6)分析結(jié)果Table 4 REE compositions (×10–6) of zircons from the quartz-porphyries in the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

圖6 七寶山礦區(qū)石英斑巖鋯石的稀土元素配分模式圖Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns of zircons from the quartz-porphyries in the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

4 討 論

4.1 成巖年齡

七寶山銅多金屬礦床石英斑巖侵位時代為155～153 Ma，比前人給出的年齡227 Ma(沈瑞錦和陸玉梅, 1996)和195 Ma(胡祥昭等, 2002)要新, 從測試方法技術(shù)來講更可信。近年來獲得銅山嶺礦區(qū)花崗閃長斑巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡為149±4 Ma (魏道芳等, 2007), 比之前年齡(178.9±1.7 Ma、181.5±8.8 Ma)(王岳軍等, 2001)要新, 并且圓珠頂?shù)V區(qū)花崗斑巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡為154±2 Ma(陳富文等, 2012), 與本文研究的七寶山礦區(qū)石英斑巖年齡相近。這說明華南斑巖–矽卡巖型銅礦床石英斑巖–花崗閃長斑巖–花崗斑巖形成時間較為一致, 為同一期成巖事件的產(chǎn)物, 也說明燕山早期晚侏羅世巖漿活動是華南地區(qū)斑巖–矽卡巖型銅礦床成巖成礦的重要時期。

4.2 巖漿源區(qū)

七寶山礦區(qū)石英斑巖巖漿期鋯石176Hf/177Hf同位素比值為 0.282296～0.282603, 對應的 εHf(t)值為–12～ –2.7, 在t-εHf(t)圖(圖7)上, 投點(圖7中點密集區(qū))集中于球粒隕石線之下且多數(shù)在下地殼演化線上下, 表明石英斑巖主要由下地殼物質(zhì)熔融形成。這一特征與具有低176Hf/177Hf和 εHf(t)的殼源巖漿鋯石相似(Peter and Roland, 2003)。而平均地殼模式年齡(tDM2)集中于 1377～2056 Ma, 證明該殼源巖漿主要是古元古代至中元古代地殼部分熔融的產(chǎn)物。

圖 7 七寶山礦區(qū)石英斑巖鋯石 t-εHf(t)圖解(底圖據(jù)Amelin et al., 1999; Griffin et al., 2000, 2002; 吳福元等, 2007)Fig.7 Plot of zircon εHf(t) vs. t for the quartz-porphyries in the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

七寶山石英斑巖鋯石微量元素具有較高且變化范圍較寬的 ΣREE(496×10–6～4162×10–6)和強至中等Eu負異常(δEu=0.05～0.67, 平均0.34), 并具有LREE超量現(xiàn)象, 與殼源巖漿鋯石的稀土元素特征(Belousova et al., 1998; Li et al., 2000; Hoskin and Ireland, 2000)相似, 而中等Eu負異常卻并未與強烈Eu負異常的殼源巖漿鋯石完全相同, 其中可能有極少量幔源巖漿的加入(Belousova et al., 1998); 而其強Ce正異常(δCe=1.68～203.13, 平均為 45.94), 具有明顯殼源鋯石特征(Li et al., 2000)。

4.3 成巖成礦的地球動力學背景

華南地區(qū)中生代經(jīng)歷了3次大規(guī)模成礦事件(華仁民等, 2005; 毛景文等, 2008; 劉善寶等, 2010)。雖然不同學者對成礦事件的限定不同, 但均認為在燕山早期經(jīng)歷了一次大規(guī)模的、與巖漿活動有關(guān)的、以Cu-Pb-Zn-Mo-Au-Ag為主的成礦事件。而此時的華南地塊正受到伊澤奈奇(Izanagi)板塊向西北俯沖的影響(Isozaki et al., 1989; Isozaki, 1997; Shigenori et al., 1997)。這一動力背景下, 大量的埃達克質(zhì)巖漿或鈣堿質(zhì)巖漿高侵位于地殼淺部, 形成了花崗閃長(斑)巖和相關(guān)的斑巖–矽卡巖銅礦(毛景文等, 2008)。七寶山礦床及與成礦關(guān)系密切的石英斑巖也是形成于這一地質(zhì)事件中, 同時也證實了此次大規(guī)模成巖成礦事件的存在。然而, 根據(jù)本文七寶山巖體年齡152.9±1.3～154.8±2.1 Ma、銅山嶺礦區(qū)花崗閃長斑巖年齡149±4 Ma、圓珠頂?shù)V區(qū)花崗斑巖年齡150.2± 1.7 Ma, 欽杭成礦帶與斑巖–矽卡巖銅礦成礦有關(guān)的巖體成巖年齡要從 175～160 Ma(王強等, 2012)變更為175～145 Ma。

前文所述, 根據(jù)鋯石Hf同位素及REE特征, 七寶山礦區(qū)石英斑巖主要來自于地殼物質(zhì)的熔融, 平均地殼模式年齡(tDM2)集中于 1377～2056 Ma, 證明該殼源巖漿主要是古元古代至中元古代地殼部分熔融的產(chǎn)物, 結(jié)合區(qū)域上同時期花崗巖特征, 認為該殼源巖漿極有可能就是區(qū)內(nèi)出露的冷家溪群地層的部分熔融(賀轉(zhuǎn)利等, 2004)。

另外, 根據(jù)七寶山石英斑巖巖石地球化學特征,特別是具有幔源性質(zhì)的稀土元素配分模式和其他部分元素特征(胡俊良等, 2012), 說明在巖漿熔融的過程中有幔源物質(zhì)的加入, 具有混合巖漿特征。如前文所述，這一特征主要是因為華南地塊受到伊澤奈奇(Izanagi)板塊向西北俯沖的影響, 湘東北地區(qū)被擠壓達到高峰時期(160～140 Ma), 因地殼加厚、巖石圈拆離和軟流圈上涌及隨后的玄武巖底侵影響, 區(qū)域熱異常持續(xù)增高并逐步達到頂峰(陳衍景, 1998), 致使下地殼冷家溪群或更古老的基底物質(zhì)部分熔融加快, 形成大規(guī)模的混合巖漿。巖石圈拆離和軟流圈上涌也是華南中生代巖漿作用形成的主要機制(李獻華, 1990; 李獻華等, 1997; 郭鋒等, 1997; 趙振華等, 1998; Li et al., 2000; 范蔚茗等, 2003; 付建明等, 2004; 車勤建等, 2005; 江西根等, 2006; 魏道芳等, 2007)。而七寶山石英斑巖的鋯石 Hf同位素特征并未記錄到幔源巖漿特征,可能是因為中下地殼的冷家溪群熔融巖漿已經(jīng)形成, 軟流圈物質(zhì)進入后并未進行均勻混合, 雖然導致了巖石成分的改變, 但并未來得及改變鋯石同位素特征。

由此看來, 七寶山礦區(qū)石英斑巖極可能是中下地殼冷家溪群或更古老的基底物質(zhì)部分熔融形成巖漿, 爾后巖石圈拆離和軟流圈物質(zhì)上涌進入巖漿發(fā)生不均勻混合上侵形成的。

5 結(jié) 論

(1) 七寶山礦區(qū)石英斑巖的結(jié)晶年齡為 155～ 153 Ma,代表了巖體的主結(jié)晶年齡, 屬晚侏羅世巖漿活動產(chǎn)物。

(2) 石英斑巖主要由地殼物質(zhì)的熔融而成, 可能有極少量幔源物質(zhì)加入。

(3) 結(jié)合巖石學研究, 七寶山礦區(qū)石英斑巖極可能是中下地殼冷家溪群或更古老的基底物質(zhì)部分熔融形成巖漿, 而后巖石圈拆沉和軟流圈物質(zhì)上涌進入巖漿發(fā)生不均勻混合上侵形成的。

何良諸眼睛適應了，酒館小，火炕大，火炕上擺四張矮趴趴的炕桌，酒客們盤腿坐在熱炕上。這些家伙，能從天亮喝到天黑，屁股烙糊了，也不愿挪窩兒。女掌柜小勺跪坐在炕梢，身前擁只大肚酒壇，像個孕婦。

致謝: 本文樣品鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年及Hf同位素和稀土元素分析在西北大學大陸動力學國家重點實驗室相關(guān)人員的協(xié)助下得以完成; 匿名審稿人對稿件進行了認真的審閱并提出寶貴意見, 筆者在此一并致以衷心的感謝！

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Zircon U-Pb Dating, Hf Isotope and REE Geochemistry of the Quartz-porphyry in the Qibaoshan Cu-polymetallic Deposit in Hunan

HU Junliang1,2, XU Deming1,2, ZHANG Kun1and LIU Jinsong1,2
(1. Wuhan Center of China Geological Survey, Wuhan 430205, Hubei, China; 2. Research Center for Petrogenesis and Mineralization of Granitoid Rocks, China Geological Survey, Wuhan 430205, Hubei, China)

The Qibaoshan Cu-polymetallic deposit in Liuyang belongs to the west section of the Qinzhou-Hangzhou metallogenic belt, and it is the largest Cu-polymetallic deposit in northeastern Hunan province. The mineralization of the Qibaoshan Cu-polymetallic deposit is closely related to the quartz-porphyry. The zircons from quartz-porphyry are typical magmatic zircon, and the LA-ICP-MS U-Pb dating yielded age of 155 - 153 Ma, indicative of an Early Mesozoic intrusion. The magmatic zircons have176Hf/177Hf values of 0.282296 - 0.282603, εHf(t) of -12 --2.7, and crustal model ages (tDM2) from 1377 to 2056 Ma. The zircons have high ΣREE concentrations of 496×10-6- 4162×10-6, enriched in HREE with high (Yb/Nd)N= 71.9 - 3133.8. The strong positive Ce anomalies (δCe = 1.68 - 203.13) and strong to moderate negative Eu anomalies (δEu =0.05 - 0.67) of the zircons indicate that the rocks were formed of the partial melting of the Paleoproterozoic to Mesoproterozoic crust. The porphyry related mineralization in the period of 175 - 145 Ma in the region may related to the northwestward subduction of the Izanagi plate. All these data suggest the magma from the partial meilting material of the Lengjiaqi group in the lower crust or even much older crust was in the magma chamber already, the asthenospheric mantle fluid upwelled into the magma chamber and they mixed inhomogeneously by the effects of the delamination of lithosphere and asthenosphere upwelling. And then the magma intruded upward to form the quartz porphyry.

quartz-porphyry; geochemistry; zircon U-Pb dating; Hf isotopes; petrogenesis; Qibaoshan Cu-polymetallic deposit

P611; P597; P595

A

1001-1552(2016)06-1185-015

2014-09-09; 改回日期: 2015-05-12

項目資助: 中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查評價專項(12120113068000、1212011085405、12120113067200)聯(lián)合資助。

胡俊良(1982–), 男, 高級工程師, 主要從事礦床地球化學研究。Email: hjl1982da@163.com