2. 中海油研究总院有限责任公司, 北京 100027;
3. 湖南省地质调查院, 长沙 410116
2. Research Institute, CNOOC, Beijing 100027, China;
3. Hunan Institute of Geology Survey, Changsha 410116, China
0 引言
最近几年在江南古陆及邻区发现和探明了一批斑岩-矽卡岩型钨矿床,如大湖塘、香炉山和花山洞等,构成了一个与长江中下游铜多金属矿带相平行的钨矿带(图 1)[1-4],迄今为止,累计探明钨资源量近300万t。其中,大湖塘钨资源储量100多万t[5-6],朱溪钨资源诸量接近286万t[7-8],香炉山钨矿和花山洞钨矿均达到20~30万t。该钨矿带的发现和探明重塑了我国钨矿空间分布的格局,即除南岭地区是我国或全球重要的超大型钨矿富集区外,濒临长江中下游南侧的江南古陆及邻区也是全球另一个超大型钨矿富集区。因此,江南古陆钨矿带的成矿规律和成矿地球动力学背景,以及超大型钨矿的成矿过程已经成为颇受关注和亟待解决的重要科学问题。木瓜园钨矿床位于江南古陆斑岩型钨矿带的最西段(图 1),是2013年初湖南省地质矿产勘查开发局418队于湖南省桃江县三仙坝一带首次发现的大型钨矿床,研究表明该区具有很好的找矿潜力。由于是新发现,该矿床的矿床地质特征以及与矿床成因相关的成矿年龄几乎没有研究,进而影响了下一步的找矿勘探工作。笔者对木瓜园钨矿床的地质特征、成岩成矿年代学开展了研究,探讨了成矿地质背景,以期为矿区进一步找矿提供理论依据和方向。
1 区域地质背景木瓜园钨矿床位于江南古陆安化—浏阳东西向构造带与沅江—邵阳拗陷带结合处。区域上,出露地层主要有中元古界冷家溪群、新元古界板溪群,次为震旦系、寒武系、志留系及白垩系。其中冷家溪群、板溪群主要为一套浅变质碎屑岩建造,属广阔浅海相槽地沉积,是岩金等内生矿床产出和赋存的重要层位[9]。区内主要由一系列东西向褶皱、断裂群所组成,往西与安化—会同华夏期联合组成雪峰山弧形构造,往东伸入洞庭湖拗陷;次为北东向构造,以断裂为主,属燕山运动早期,切割桃江岩体及前述构造。区域内岩浆活动频繁,具多期次特征,形成时代有武陵中期、武陵晚期、雪峰期,加里东晚期及印支期,其中以加里东及印支期岩浆活动较强烈,形成的岩体规模较大。区域矿产主要有钨、金矿,次为锑、铁、锰等。区域矿产主要有钨、金两种:金矿均为热液型金矿,可分为石英脉型(羊头村金矿)、破碎带蚀变岩型(木瓜园金矿)、花岗斑岩型金矿(半边山金矿); 钨矿分为斑岩型(木瓜园钨矿)和石英脉型(修山钨矿)。
2 矿床地质特征木瓜园钨矿区出露地层由老到新主要分布有中元古界冷家溪群上组(Pt2Ln3)、新元古界板溪群马底驿组(Pt3Bnm)(图 2)。冷家溪群上组分布于整个矿区,主要为粉砂质板岩、绢云母板岩等。板溪群马底驿组分布于矿区中部,为矿区的主要赋矿层位。其上部主要为浅灰色、灰绿色粉砂质板岩,风化后呈灰黄色、紫红色;下部见有岩屑砂岩或长石石英杂砂岩,假整合于冷家溪群上组之上。矿区经历了长期多次构造运动,以近东西—南东东向为主,由一系列东西向褶皱、断裂群所组成,如花桥港断裂(F2)、柳溪—花果山断裂(F3)。其中:F2分布于矿区中部,控制长约800 m,宽0.15~0.80 m,总体走向约295°,倾向北东,倾角65°~88°,一般在80°以上,局部倒转,断裂主要由碎裂化板岩、石英脉、断层泥及少量构造角砾岩等组成,多期构造活动明显,早期属压性,后期属张性,F2是本矿区的主要含矿及导矿断裂;F3总体走向约60°,倾向北西,倾角56°~80°,一般为60°~70°,控制长约600 m,宽0.20~3.00 m,一般为0.20~0.50 m,局部具有收缩膨大、分支复合现象,主要由碎裂化板岩、石英脉、断层泥和少量构造角砾岩组成。矿区最大的褶皱为花桥港向斜,位于矿区中部,核部由马底驿组灰绿色、紫红色粉砂质板岩组成,两翼为冷家溪群上组粉砂质板岩、绢云母板岩等。
① 湖南省地质矿产勘查开发局418队.湖南省桃江县木瓜园矿区金矿勘查实施方案.娄底:湖南省地质矿产勘查开发局418队,2012.
矿区岩浆岩主要分布于矿区东部木瓜园一带,其次为矿区中部三仙坝一带的含矿花岗斑岩体,另外,矿区西部沿F2零星出露有花岗斑岩脉。岩浆活动具多期次特征,形成时代有武陵中期、武陵晚期、雪峰期、加里东晚期及印支期[10]。加里东晚期有两次岩浆活动,其中瓦窑冲岩体、油榨坳岩体为第一次岩浆活动时侵入,规模较小,呈岩株状。距矿区较近的为印支期的桃江岩体和岩坝桥岩体。其中:桃江岩体为一呈北西西延伸的中深成相花岗闪长岩岩基,形态呈长椭圆形,由印支期晚期花岗闪长岩及少量岩脉组成,位于矿区南侧,距矿区直距约6 km;岩坝桥岩体为一近东西向卵圆形展布的角闪石黑云母花岗岩岩株,位于矿区北西西方向,距矿区直距约7 km[10](图 2)。与成矿关系密切的三仙坝花岗斑岩体主要分布于三仙坝,沿花桥港断裂分布,出露宽度约50 m,长约200 m,不连续出露,大致呈脉状,岩脉走向约290°,斑岩体最大埋深757 m,单个岩体(脉)最大垂直厚度483.50 m;三仙坝花岗斑岩体主要岩性为花岗斑岩,局部为花岗岩、石英斑岩。花岗斑岩风化较强烈,新鲜面灰白色,风化后灰黄色,斑状结构,块状构造;斑晶为石英、长石,粒径3~10 mm,体积分数一般60%左右,局部体积分数小于20%;基质为长英质矿物,具显微晶质或隐晶质结构。经岩矿鉴定,白钨矿呈浸染状散布于基质中,或呈细脉状分布于斑岩微裂隙中;副矿物以锆石、黄铁矿(褐铁矿)、赤铁矿、硬锰矿和电气石为主,锐钛矿、金红石、磁铁矿和独居石较少;岩石蚀变较弱,主要为绢云母化、硅化、云英岩化、黄铁矿化和绿泥石化等,钨矿化与硅化关系密切。
2.1 矿体特征钨矿体主要产于F2断裂带南侧三仙坝花岗斑岩体中,大致呈似层状、浸染状产出。钨矿化类型主要有:蚀变花岗斑岩中呈浸染状、薄膜状、细脉状和网脉状钨矿(图 3),为主要的矿石类型;断裂带中充填的薄饼状白钨矿或白钨矿-石英脉,此类矿石往往品位较高。白钨矿主要呈细(网)脉状、浸染状产出(图 3),另外,在围岩砂质板岩中的石英脉也有产出。
矿石矿物组成主要有白钨矿,其次为少量的黄铁矿和辉钼矿,局部可形成辉钼矿伴生矿体,偶见毒砂;脉石矿物主要为长石、石英和绢云母,局部含高岭土,偶见绿泥石和方解石。矿石结构主要为斑状结构和充填结构;矿石构造主要为块状构造、星点状构造和斑点状构造。
白钨矿:灰白色、米白色、淡黄色,半自形粒状结构,粒径多为0.1~3.0 mm,在紫外线下发出淡蓝色荧光,多呈星点状、细脉状分布于花岗斑岩或石英脉内,石英脉内多处于脉中部和边部(图 4a)。
黄铁矿:在花岗斑岩中较普遍,也是最主要的金属硫化物;黄色、浅黄色,偶见锡白色,多呈立方体自形,大小约1 mm(图 4b、c、d、e),为白钨矿富集的辅助标志。
辉钼矿:浅灰色,强金属光泽,硬度低,底面解理极完全,多呈鳞片状集合体,集合体多分布于石英脉边缘(图 4d、f);裂隙面内偶见辉钼矿薄膜,薄膜较弯曲。
毒砂:锡白色,金属光泽,局部自形粒状,断面为三角形,一般呈浸染状集合体分布于石英脉内(图 4c);毒砂一般与白钨矿共生,是白钨矿的找矿标志之一。
2.2 围岩蚀变围岩蚀变主要有绢云母化、硅化、黄铁矿化和高岭土化,局部可见绿泥石化和碳酸盐化等,其中与钨矿化关系密切的为硅化、黄铁矿化、绢云母化(图 5);高岭土化、绢云母化和硅化相互叠置穿插,分带不明显。
硅化:是矿区最常见的围岩蚀变,主要表现为石英或隐晶质二氧化硅在蚀变岩石中体积分数增加,使岩石变坚硬,颜色变浅。是一种与该区矿化关系密切的蚀变。
黄铁矿化:与硅化相伴,但不均匀,主要分布于围岩中。黄铁矿一般呈浅黄色,自形—他形粒状,粒径一般为0.05~0.50 mm,局部变粗为1.00~2.00 mm。常呈粒状及粉末状集合体、浸染状、细脉状产出。与矿化关系较密切。
绢云母化:呈显微鳞片状,有明显的平行定向分布,并反映岩石的片理方向,呈不规则的团块状分布于矿脉及近矿围岩中。
碳酸盐化:有方解石化与白云石化。呈星散状、团块状或细网脉状、薄膜状产于蚀变带或两侧围岩中。与矿化无明显关系。
褪色化:多出现于含矿构造带的地表及浅部,主要表现为岩石颜色变浅。与矿化关系不明显。
2.3 成矿期次与成矿阶段根据矿脉穿插关系和矿物共生组合的特点, 可将成矿过程划分为热液成矿期和表生期。其中热液成矿期可划分为4个成矿阶段:①早期的钾硅酸盐阶段——主要形成黑云母等含钾矿物,黑云母化主要位于花岗闪长岩之中, 该阶段钾长石均发生了绢云母化,且部分又发生了弱黏土化,有细脉状、弥漫状及脉体晕等3种产出形式;矿物组合为石英+云母+绿泥石,见有少量的白钨矿;青磐岩化主要发育于矿床的浅部及外围,属于整个蚀变带的外带,该蚀变发育较强,主要组成矿物为绿泥石、绿帘石和绢云母等。②白钨矿-石英阶段——主要形成石英、白钨矿为主的脉体,脉中也可见少量黑云母、黄铁矿等矿物——主要产于石英斑岩和花岗闪长斑岩中,该阶段也发育蚀变矿物磁铁矿和黑云母,矿物组合为白钨矿+石英,钨矿物以白钨矿为主。③白钨矿-硫化物-石英阶段——该阶段共产出2种脉体,分别为石英+黄铁矿+白钨矿和石英+黄铁矿+辉钼矿+白钨矿脉;其中,石英+黄铁矿+白钨矿脉体中金属矿物呈线状连续或不连续分布于脉体中心或边缘。这种脉体在矿区发育较多,石英+黄铁矿+辉钼矿+白钨矿脉中黄铁矿和白钨矿呈浸染状分布于脉体中,辉钼矿呈细脉状、薄膜状分布于脉体中,脉旁有微弱的绿泥石化。钨矿物为白钨矿,硫化物种类主要有黄铁矿、辉钼矿和黄铜矿。
3 样品采集与测试 3.1 锆石U-Pb年龄在大量的岩相学研究基础上,选择代表性样品进行了锆石分选,挑选晶型完好、有代表性的颗粒制成靶,利用显微镜投射光和反射光研究锆石的形态、裂纹、包体等特征,并对其照相。在此基础上,开展典型锆石的阴极发光图像,揭示锆石内部形态和成因。阴极发光CL图像工作在北京离子探针中心HITACHI(日立)S-300N+GATAN公司Chroma仪器上完成。结合投射光、反射光和阴极发光照片,在前人的工作基础上,对木瓜园钨矿区斑岩体进行了LA-ICP-MS锆石的U-Pb测年工作,锆石样品靶的制备与SHRIMP定年锆石样品制备方法基本相同[11],LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成,锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25 μm,频率为10 Hz,能量密度约为2.5 J/cm2,以He为载气。信号较小的207Pb,206Pb,204Pb(+204Hg),202Hg用离子计数器(multi-ion-counters)接收,208Pb,232Th,238U信号用法拉第杯接收,均匀锆石颗粒207Pb/206Pb,206Pb/238U,207Pb/235U的测试精度(2σ)均为2%左右,对锆石标准的定年精度和准确度在1%(2σ)左右。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式,数据分析前用锆石GJ-1进行调试仪器,使之达到最优状态, 锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标,U、Th质量分数以锆石M127(w(U)为923×10-6;w(Th)为439×10-6;Th/U为0.47[11])为外标进行校正。锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。详细实验测试过程可参见文献[11]。
3.2 辉钼矿Re-Os年龄本次辉钼矿样品采自木瓜园钨矿床辉钼矿-石英-白钨矿脉中,样品共计3件,矿石矿物组成主要有辉钼矿和白钨矿,其次为少量的黄铁矿;脉石矿物主要为长石、石英和绢云母。矿石呈石英细脉、网脉状和浸染状分布。将野外采集的矿石样品首先用小刀将辉钼矿集合体从矿石中剔出,粉碎至60~80目,在双目镜下手工挑选出辉钼矿单矿物,辉钼矿质纯、无氧化、无污染,然后用玛瑙钵体研磨至200目以供Re-Os同位素分析使用。Re-Os同位素测定在中国科学院地球化学研究所同位素实验室完成。辉钼矿Re-Os同位素定年方法目前非常成熟[12]。根据辉钼矿的组成,用浓HNO3代替逆王水分解样品,在样品溶解的同时,使Mo转换成MoO3不溶物,从而达到了分析物与基体元素的分离,大大简化了Re的化学分离过程[13-14]。样品经过一系列分离、蒸干和加压溶解之后,在ICP-MS上进行测试。
4 定年结果 4.1 三仙坝斑岩体成岩年龄测定测试样品石英斑岩(TJ-01)主要由石英(40%)和长石(55%)组成,石英大小均一,大小约3 mm,长石呈长柱状,金属矿物有磁铁矿和黄铁矿,白钨矿呈浸染状分布。样品JT-01中的锆石形态复杂多样,但大多数晶粒为无色透明至淡黄色,呈自形程度较好的短柱状、双锥状和半截锥状。晶体长为70~150 μm,宽为30~50 μm,长宽比值介于7:3~3:1之间。阴极发光照片显示大多数锆石具有典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构(图 6)。
测试样品绿帘石化黑云母化花岗闪长斑岩(TJ-02)主要成分为石英(45%)、斜长石(已发生绿帘石化)(45%)和黑云母(7%~8%)。黑云母晶形较好,呈长柱状、粒状。锆石晶体长为50~200 μm,宽为30~70 μm,长宽比值介于5:3~20:7之间。阴极发光照片显示,大多数锆石具有典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构(图 6)。
石英斑岩(TJ-01)中锆石共测试了5个点,结果(表 1)显示,锆石中Th质量分数为(213~331)×10-6,U质量分数为(255~427)×10-6,Th与U值之间具有正相关性,而且Th/U值介于0.62~1.20之间,均大于0.1,表明了样品中锆石多为岩浆结晶产物[15]。在谐和图上,有一个点偏离谐和线较远,可能与Pb丢失有关,其他4个有效点的206Pb/238U和207Pb/235U谐和性较好,表明锆石在形成后其U-Pb体系一直保持封闭状态,基本上没有Pb的丢失,这4个测点在206Pb/238U和207Pb/235U组成谐和图上集中于220 Ma附近,谐和年龄为(219±3)Ma(MSWD=2.5),其206Pb/238U加权平均年龄为(221±13)Ma(MSWD=1.8),在误差范围内一致(图 7a、b)。在谐和图上,被测锆石多数分布在谐和线上,这一特征指示被测锆石未遭受明显的后期热事件影响。因此,所测年龄可以代表木瓜园石英斑岩体的侵位时间,即木瓜园石英斑岩岩浆侵位活动发生在印支期。
测点号 | wB/10-6 | Th/U | 同位素比值 | 年龄/Ma | |||||||||||
Pb | Th | U | 207Pb/206Pb | 1σ | 207Pb/235U | 1σ | 206Pb/238U | 1σ | 207Pb/235U | 1σ | 206Pb/238U | 1σ | |||
TJ-01-3 | 13 | 254 | 294 | 0.86 | 0.054 57 | 0.005 26 | 0.280 08 | 0.025 11 | 0.037 92 | 0.001 57 | 251 | 20 | 240 | 10 | |
TJ-01-5 | 11 | 308 | 256 | 1.20 | 0.055 12 | 0.003 45 | 0.248 19 | 0.014 44 | 0.033 79 | 0.000 76 | 225 | 12 | 214 | 5 | |
TJ-01-7 | 17 | 266 | 427 | 0.62 | 0.053 15 | 0.006 63 | 0.259 91 | 0.031 34 | 0.035 94 | 0.002 04 | 235 | 25 | 228 | 13 | |
TJ-01-13 | 12 | 213 | 255 | 0.83 | 0.057 39 | 0.010 62 | 0.277 35 | 0.043 12 | 0.037 41 | 0.002 64 | 249 | 34 | 237 | 16 | |
TJ-01-25 | 18 | 331 | 408 | 0.81 | 0.053 74 | 0.006 41 | 0.260 15 | 0.032 51 | 0.034 77 | 0.001 11 | 235 | 26 | 220 | 7 | |
TJ-02-1 | 11 | 231 | 277 | 0.83 | 0.057 48 | 0.004 17 | 0.252 44 | 0.014 84 | 0.033 77 | 0.000 99 | 229 | 12 | 214 | 6 | |
TJ-02-2 | 16 | 259 | 392 | 0.66 | 0.052 78 | 0.002 79 | 0.252 61 | 0.013 43 | 0.035 06 | 0.000 70 | 229 | 11 | 222 | 4 | |
TJ-02-3 | 16 | 229 | 398 | 0.58 | 0.053 09 | 0.003 23 | 0.252 51 | 0.014 77 | 0.035 30 | 0.000 89 | 229 | 12 | 224 | 6 | |
TJ-02-5 | 18 | 165 | 462 | 0.36 | 0.051 40 | 0.004 36 | 0.244 26 | 0.021 16 | 0.034 47 | 0.001 50 | 222 | 17 | 218 | 9 | |
TJ-02-6 | 16 | 340 | 378 | 0.90 | 0.052 33 | 0.002 30 | 0.248 01 | 0.014 14 | 0.035 02 | 0.000 82 | 225 | 12 | 222 | 5 | |
TJ-02-7 | 10 | 167 | 273 | 0.61 | 0.057 03 | 0.005 03 | 0.233 98 | 0.013 82 | 0.032 41 | 0.000 98 | 213 | 11 | 206 | 6 | |
TJ-02-8 | 14 | 156 | 364 | 0.43 | 0.054 80 | 0.004 72 | 0.253 25 | 0.017 89 | 0.035 00 | 0.000 75 | 229 | 14 | 222 | 5 | |
TJ-02-9 | 15 | 152 | 414 | 0.37 | 0.052 50 | 0.002 71 | 0.252 00 | 0.012 71 | 0.035 39 | 0.000 77 | 228 | 10 | 224 | 5 | |
TJ-02-10 | 9 | 207 | 194 | 1.07 | 0.057 96 | 0.008 07 | 0.260 34 | 0.036 12 | 0.034 49 | 0.002 01 | 235 | 29 | 219 | 13 | |
TJ-02-11 | 18 | 343 | 439 | 0.78 | 0.052 34 | 0.002 39 | 0.252 42 | 0.011 08 | 0.035 30 | 0.000 63 | 229 | 9 | 224 | 4 | |
TJ-02-12 | 14 | 155 | 382 | 0.40 | 0.051 58 | 0.002 43 | 0.245 91 | 0.011 86 | 0.034 67 | 0.000 65 | 223 | 10 | 220 | 4 | |
TJ-02-13 | 25 | 213 | 730 | 0.29 | 0.052 95 | 0.001 85 | 0.253 97 | 0.008 51 | 0.034 97 | 0.000 56 | 230 | 7 | 222 | 4 | |
TJ-02-14 | 14 | 195 | 394 | 0.50 | 0.052 20 | 0.002 62 | 0.244 24 | 0.012 24 | 0.034 60 | 0.000 84 | 222 | 10 | 219 | 5 | |
TJ-02-15 | 15 | 315 | 341 | 0.92 | 0.052 93 | 0.004 11 | 0.256 75 | 0.017 08 | 0.036 23 | 0.001 93 | 232 | 14 | 229 | 12 | |
TJ-02-16 | 12 | 147 | 322 | 0.46 | 0.053 43 | 0.003 14 | 0.264 09 | 0.014 13 | 0.036 42 | 0.000 77 | 238 | 11 | 231 | 5 | |
TJ-02-18 | 10 | 198 | 263 | 0.75 | 0.052 11 | 0.003 27 | 0.247 64 | 0.015 79 | 0.034 28 | 0.000 82 | 225 | 13 | 217 | 5 | |
TJ-02-19 | 10 | 169 | 248 | 0.68 | 0.055 33 | 0.005 08 | 0.272 65 | 0.024 36 | 0.037 07 | 0.001 13 | 245 | 19 | 235 | 7 | |
TJ-02-20 | 11 | 223 | 258 | 0.86 | 0.054 67 | 0.007 04 | 0.266 01 | 0.029 32 | 0.036 20 | 0.001 71 | 239 | 24 | 229 | 11 | |
TJ-02-21 | 12 | 190 | 285 | 0.67 | 0.053 28 | 0.003 25 | 0.264 28 | 0.015 14 | 0.036 65 | 0.000 86 | 238 | 12 | 232 | 5 | |
TJ-02-22 | 14 | 254 | 325 | 0.78 | 0.053 59 | 0.003 75 | 0.264 40 | 0.016 88 | 0.036 40 | 0.000 88 | 238 | 14 | 231 | 5 | |
TJ-02-23 | 15 | 193 | 389 | 0.50 | 0.051 56 | 0.003 55 | 0.243 31 | 0.015 67 | 0.034 51 | 0.000 69 | 221 | 13 | 219 | 4 | |
TJ-02-24 | 11 | 149 | 278 | 0.53 | 0.054 51 | 0.006 49 | 0.257 58 | 0.027 53 | 0.035 67 | 0.001 36 | 233 | 22 | 226 | 8 | |
TJ-02-25 | 10 | 169 | 237 | 0.71 | 0.054 85 | 0.003 83 | 0.255 91 | 0.016 87 | 0.034 87 | 0.000 88 | 231 | 14 | 221 | 5 |
绿帘石化黑云母化花岗闪长斑岩(TJ-02)中锆石共测了25个点,锆石中Th质量分数为(147~343)×10-6,U质量分数为(194~730)×10-6,Th与U值之间具有正相关性,而且Th/U值介于0.29~1.07之间,均大于0.1,表明了样品中锆石多为岩浆结晶产物[15]。谐和年龄为(222±1)Ma(MSWD=9.1),其206Pb/238U加权平均年龄为(222±2)Ma(MSWD=1.13),在误差范围内一致(图 7c、d),代表了绿帘石化黑云母化花岗闪长斑岩的结晶年龄,属于岩浆侵位时的年龄,其形成时代属中生代三叠纪印支期。
4.2 辉钼矿Re-Os年龄测定3件辉钼矿样品均检测出普通Os,其Re、Os同位素测试结果如表 2,采用衰变常数(λ)为1.666×10-11a-1[17],获得木瓜园钨矿床的辉钼矿Re-Os模式年龄为(223±5)~(228±3)Ma, 加权平均模式年龄为(226±5)Ma(图 8a)。利用ISOPLOT软件作图,187Re、187Os的相对误差均输入1.0%(1σ),将3件样品的结果进行等时线加权拟合,得到一条等时线(图 8b),获得等时线年龄为(220±21)Ma,MSWD=0.30。
样品号 | w(普Os)/10-9 | w(187Re)/10-9 | w(187Os)/10-9 | w(187Re)/10-9 | 质量/g | 模式年龄/Ma | ||||||||
测定值 | 不确定度 | 测定值 | 不确定度 | 测定值 | 不确定度 | 测定值 | 不确定度 | 测定值 | 不确定度 | |||||
TJ-06 | 2.26 | 0.27 | 113436 | 2286 | 424.1 | 9.1 | 181207 | 3652 | 0.40 | 224 | 4 | |||
TJ-08 | 2.38 | 0.17 | 44101 | 463 | 168.1 | 2.6 | 70450 | 740 | 0.19 | 228 | 3 | |||
TJ-09 | 2.88 | 0.15 | 53190 | 610 | 198.4 | 2.7 | 84968 | 974 | 0.03 | 223 | 5 |
精确的成岩成矿年代学是分析矿床成因、阐明成矿规律和理解成矿作用于地球动力学背景的关键,因此获得木瓜园钨矿床高精度的成岩成矿年龄显得非常必要。区域上,桃江岩体为一复式岩体,湖南省地质矿产局[10]测得桃江中粒角闪石黑云母花岗闪长岩的锆石U-Pb同位素年龄为396 Ma,时代为加里东晚期;续海金等[14]用SHRIMP锆石U-Pb测得的桃江岩体形成年龄为(210±3)Ma;Wang等[15-16]测得的区域上桃江岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄为(219±3) Ma;李洪英等①测得的桃江岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄(215±1)Ma, 与上述相接近。与木瓜园钨矿成矿关系密切的三仙坝花岗斑岩和石英斑岩中锆石均发育典型岩浆生长环带或具有条痕状吸收,并具有较高的Th/U值(石英斑岩为0.62~1.20,花岗闪长斑岩为0.29~1.06);暗示了它们的岩浆结晶成因;同时也表明这些锆石的定年结果反映了它们的形成时代。锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明,木瓜园三仙坝花岗闪长斑岩的形成时代为(222±1)Ma,三仙坝石英斑岩的形成时代为(219±3)Ma,2个岩体年龄接近,说明它们为同一时期形成。本次测定的辉钼矿Re-Os同位素年龄在228~223 Ma之间,其加权平均年龄为226 Ma,该年龄限定了木瓜园钨矿成矿时间为晚印支期,成岩年龄与成矿年龄基本一致,表明木瓜园钨矿的形成与三仙坝岩体存在密切的成因联系。
① 李洪英,杨磊,陈剑锋,等.湖南桃江地区岩浆侵入作用时限:来自锆石U-Pb年龄及Hf同位素证据.矿床地质, 待发表.
综上所述,木瓜园钨矿区至少存在2期岩浆侵入事件:一期为加里东晚期,如桃江中粒角闪石黑云母花岗闪长岩;第二期为晚三叠世印支晚期(228~210 Ma),如桃江岩体、三仙坝岩体。华南地区成矿在时间上并不连续,有3个比较清楚的成矿阶段,即三叠纪(230~210 Ma),侏罗纪(170~150 Ma)和白垩纪(134~80 Ma)[4, 18],因此木瓜园地区钨矿的成岩成矿为华南三叠纪大规模成矿作用的重要组成部分[18],且与中国东部其他地区中生代成岩成矿作用具有很好的吻合性[4]。
5.2 成岩成矿对壳幔相互作用的响应近年来,华南地区花岗岩研究的一项重要成果即是识别出了一系列NE—NNE向具有高εNd(t)、低tDM值的花岗岩带[19-20],湘南钨锡多金属成矿带正好位于这样的花岗岩带内。赵振华等[21]对千里山花岗岩的岩石化学、微量元素及Nd-Pb-Sr-O同位素的研究得出,千里山岩体应为铝质碱性花岗岩,壳幔相互作用对花岗岩及柿竹园超大型矿床的形成具有重要贡献。朱金初等[22-23]对该区骑田岭岩体和牛庙花岗岩的研究认为,该区与钨锡成矿有关的花岗岩具有壳幔混合来源。Li等[24]对芙蓉锡矿田硫化物的He同位素研究认为幔源物质参与了该区的成矿作用。Wu等[25]对柿竹园超大型矿床的He同位素研究亦认为成矿流体为壳幔混合来源。蔡明海等[26]对新田岭矿床的黄铁矿稀有气体同位素分析也显示其具有壳幔混合的特点。张龙升等[27]研究认为湘西大神山印支期花岗岩为Ⅰ型花岗岩,是幔源岩浆与下地壳局部熔融所形成。此外,作者通过对木瓜园钨矿区三仙坝斑岩体地球化学分析研究显示,其成矿物质主要来自下地壳,但是也有幔源物质的加入(待发表)①。
① 李洪英,杨磊,陈剑锋,等.湖南桃江地区岩浆侵入作用时限:来自锆石U-Pb年龄及Hf同位素证据.矿床地质, 待发表.
Re-Os同位素体系不仅用于同位素定年,而且可以有效地示踪成矿物质来源[28-29]。Mao等[28]经综合分析,对比中国各种类型钼矿床中辉钼矿的Re质量分数,发现从地幔来源到壳幔混源再到地壳来源,矿石中辉钼矿的Re质量分数呈10-1下降。木瓜园钨矿的辉钼矿Re的质量分数分布范围为(70~181)×10-6,平均为112×10-6,反映其可能为壳幔混合来源。
综上所述,壳幔相互作用可能对华南中—晚侏罗世大规模的花岗岩浆活动及钨锡多金属的爆发式成矿作用具有重要贡献,地幔不仅为成岩成矿提供了主要的热动力,而且为成岩成矿贡献了部分幔源物质。
5.3 矿床成因斑岩型钨矿床主要有加拿大东南部New Brunswick钨矿床[30]、加拿大北部Yukon Territory地区Logtung钨矿床[31]、韩国Weolag钨矿床和Dae Hwain钨矿床[32-33],以及我国江西北部地区阳储岭钨矿[34-35]和广东莲花山钨矿床[36-37]。斑岩型钨矿床与石英岩型和石英脉型钨矿床明显不同的特征:斑岩型矿床中主要是细脉浸染型矿化,蚀变类型除云英岩化外,还有钾化和青磐岩化[34, 38-39]。
唐勇明等[40]认为木瓜园钨矿床具有斑岩钨矿床的矿化特征以及斑岩矿床的蚀变特征。本次研究发现,与成矿关系密切的三仙坝斑岩体的锆石U-Pb年龄与钨矿床中辉钼矿的Re-Os年龄相当,因此木瓜园钨矿床的钨矿化与石英斑岩和花岗闪长斑岩有密切关系。此外,木瓜园钨矿床与云英岩型和石英脉型钨矿床明显不同,其石英-白钨矿矿体发育较少,主要以细脉浸染状矿化分布于花岗闪长斑岩和石英斑岩中,白钨矿-硫化物-石英块状矿化主要位于斑岩体与围岩的接触带中。而且木瓜园钨矿床具有典型的斑岩蚀变特征,如钾化、云英岩化和青磐岩化。钾化主要被黑云母化和硅化交代,黑云母主要呈他型浸染状分布于斑岩体中。在云英岩型和石英脉型矿床中也有黑云母化,但黑云母主要呈自形。因此,综上所述,木瓜园钨矿床是一个典型的斑岩型矿床。
6 结论1) 木瓜园钨矿区与成矿关系密切的三仙坝花岗闪长斑岩的形成时代为(222±1)Ma,三仙坝石英斑岩的形成时代为(219±3)Ma,2个岩体年龄接近,为同一时期形成。木瓜园钨矿床3件辉钼矿Re-Os同位素模式年龄为228~223 Ma;等时线年龄为(220±21)Ma,成矿时代为晚三叠世。
2) 辉钼矿中Re质量分数显示木瓜园钨矿床成矿物质主要为壳幔混合来源。
3) 江南古陆成矿带晚三叠世花岗岩浆活动及钨锡多金属成矿作用可能发生于印支晚期后碰撞构造环境,为软流圈地幔沿深大断裂不断上涌发生强烈的壳幔相互作用的结果,地幔不仅为成岩成矿提供了主要的热动力,而且为成岩成矿贡献了部分幔源物质。
致谢: 野外工作期间,湖南省地矿局及418地质大队的领导和同行们给予了支持和大力帮助,室内测试工作时中国科学院地球化学研究所漆亮老师及同仁给予了的大力支持, 向他们表示衷心感谢!
[1] |
Song G X, Qin K Z, Li G M, et al. Geochronologic and Isotope Geochemical Constraints on Magmatism and Associated W-Mo Mineralization of the Jitoushan W-Mo Deposit, Middle-Lower Yangtze Valley[J]. International Geology Review, 2012, 54: 1532-1547. DOI:10.1080/00206814.2011.646806 |
[2] |
Mao Z H, Cheng Y B, Liu J J, et al. Geology and Molybdenite Re-Os Age of the Dahutang Granite-Related Veinlets-Disseminated Tungsten Ore Field in the Jiangxi Province, China[J]. Ore Geology Reviews, 2013, 53: 422-433. DOI:10.1016/j.oregeorev.2013.02.005 |
[3] |
Mao J W, Pirajno P, Lehmann B, et al. Distribution of Porphyry Deposits in the Eurasian Continent and Their Corresponding Tectonic Settings[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2014, 79: 576-584. DOI:10.1016/j.jseaes.2013.09.002 |
[4] |
Mao J W, Pirajno F, Nigel C N. Mesozoic Metallogeny in East China and Corresponding Geodynamic Settings:An Introduction to the Special Issue[J]. Ore Geology Reviews, 2011, 43: 1-7. DOI:10.1016/j.oregeorev.2011.09.003 |
[5] |
项新葵, 汪石林, 詹国年, 等. 赣北石门寺矿区钨多金属矿床成矿地质条件[J]. 地质找矿论丛, 2012, 27(2): 143-155. Xiang Xinkui, Wang Shilin, Zhan Guonian, et al. Metallogenic Geological Conditions of Shimensi Tungsten-Polymetallic Deposit in North Jiangxi Province[J]. Contributions to Geology and Mineral Resources Research, 2012, 27(2): 143-155. |
[6] |
项新葵, 王朋, 詹国年, 等. 赣北石门寺超大型钨多金属矿床地质特征[J]. 矿床地质, 2013, 32(6): 1171-1187. Xiang Xinkui, Wang Peng, Zhan Guonian, et al. Geological Characteris of Shimensi Tungsten Polymentallic Deposit in Northern Jiangxi Province[J]. Mineral Deposits, 2013, 32(6): 1171-1187. DOI:10.3969/j.issn.0258-7106.2013.06.006 |
[7] |
陈国华, 万浩章, 舒良树, 等. 江西景德镇朱溪铜钨多金属矿床地质特征与控矿条件分析[J]. 岩石学报, 2012, 28(12): 3901-3914. Chen Guohua, Wan Haozhang, Shu Liangshu, et al. An Analysis on Ore-Controlling Conditionsand Geological Features of the Cu-W Polymetallic Ore Deposit in the Zhuxi Area Jingdezhen, Jiangxi Province[J]. Acta Petrologica Sinica, 2012, 28(12): 3901-3914. |
[8] |
王先广, 刘战庆, 刘善宝, 等. 江西朱溪铜钨矿区细粒黑云母花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和岩石地球化学研究[J]. 岩矿测试, 2015, 34(5): 592-599. Wang Xianguang, Liu Zhanqing, Liu Shanbao, et al. LA-ICP-MS Zircon U-Pb Dating and Petrologic Geochemistry of Fine-Granined Granite from Zhuxi Cu-W Deposit, Jiangxi Province and Its Geological Significance[J]. Rock and Mineral Analysis, 2015, 34(5): 592-599. |
[9] |
朱明新, 王河锦. 长沙-澧陵-浏阳一带冷家溪群及板溪群的甚低级变质作用[J]. 岩石学报, 2001, 17(2): 291-300. Zhu Mingxin, Wang Hejin. Very Low-Grade Metamorphism of the Lengjiaxi and Banxi Groups Around the Area of Changsha-Liling-Liuyang, Hunan Province, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2001, 17(2): 291-300. |
[10] |
湖南省地质矿产局. 湖南省区域地质志[M]. 北京: 地质出版社, 1988. Hunan Bureau of Geology and Mineral Resources. Regional Geology of Hunan Province[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1988. |
[11] |
侯可军, 李延河, 田有荣. LA-MC-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年技术[J]. 矿床地质, 2009, 28(4): 481-492. Hou Kejun, Li Yanhe, Tian Yourong. In Situ U-Pb Zircon Dating Using Laser Ablation-Multi Ion Counting-ICP-MS[J]. Mineral Deposits, 2009, 28(4): 481-492. DOI:10.3969/j.issn.0258-7106.2009.04.010 |
[12] |
李晶, 孙亚莉, 何克, 等. 辉钼矿Re-Os同位素定年方法的改进与应用[J]. 岩石学报, 2010, 26(2): 642-648. Sun Jing, Sun Yali, He Ke, et al. The Improved Molybdenite Dating Method and Its Application[J]. Acta Petroligica Sinica, 2010, 26(2): 642-648. |
[13] |
吴元保, 郑永飞. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约[J]. 科学通报, 2004, 49(16): 1589-1604. Wu Yuanbao, Zheng Yongfei. Genetic Mineralogy of Zircon and It's Restricts for the Age of U-Pb[J]. Science Bulletin, 2004, 49(16): 1589-1604. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2004.16.002 |
[14] |
续海金, 马昌前, 钟玉芳, 等.湖南桃江、大神山花岗岩的锆石SHRIMP定年: 扬子与华夏拼合的时间下限[C]//2004年全国岩石学与地球动力学研讨会.北京: 地质出版社, 2004: 312-314. Xu Haijin, Ma Changqian, Zhong Yufang, et al. The Zircon SHRIMP Dating of the Taojiang and Dashenshan Granitoids: The Lower Limit Time Between the Cathaysia and Yangtzed Block[C]//The Seminar of Petrology and Geodynamic in China, 2004. Beijing: Geological Publishing House, 2004: 312-314. http://cpfd.cnki.com.cn/Article/CPFDTOTAL-ZGKD200400001164.htm |
[15] |
Wang K X, Chen P R, Chen W F, et al. Magma Mingling and Chemical Diffusion in the Taojiang Granitoids in the Hunan Province, China:Evidences from Petrography, Geochronology and Geochemistry[J]. Mineral Petrology, 2012, 106: 243-264. DOI:10.1007/s00710-012-0239-1 |
[16] |
丁兴, 陈培荣, 陈卫锋, 等. 湖南沩山花岗岩中锆石LA-ICP-MS U-Pb定年:成岩启示和意义[J]. 中国科学:D辑, 2005, 35(7): 606-616. Ding Xing, Chen Peirong, Chen Weifeng, et al. LA-ICP-MS Zircon Dating of Weishan Granitic Plutions in Hunan Province:Petrogenisis and Tectonic Implications[J]. Science in China:Series D, 2005, 35(7): 606-616. |
[17] |
Smoliar, Michael I, Walker, et al. Re-Os Ages of Group ⅡA, ⅢA, ⅣA, and ⅣB Iron Meteorites[J]. Science Magazine, 1996, 271: 1099-1102. |
[18] |
毛景文, 谢桂青, 郭春丽, 等. 华南地区中生代主要金属矿床时空分布规律和成矿环境[J]. 高校地质学报, 2008, 14(4): 510-526. Mao Jingwen, Xie Guiqing, Guo Chunli, et al. Spatial-Temporal Distribution of Mesozoic Ore Deposits in South China and Their Metallogenic Settings[J]. Geological Journal of China Universities, 2008, 14(4): 510-526. DOI:10.3969/j.issn.1006-7493.2008.04.005 |
[19] |
Gilder S A, Gill J, Coe R S, et al. Isotopic and Paleomagnetic Constraints on the Mesozoic Tectonic Evolution of South China[J]. Journal of Geophysical Research:B, 1996, 101(7): 16137-16155. |
[20] |
Hong D W, Xie X L, Zhang J S. Isotopic Geochemistry of Granitoids in South China and Their Metallogeny[J]. Resource Geology, 1998, 48(4): 251-263. |
[21] |
赵振华, 包志伟, 张伯友, 等. 柿竹园超大型钨多金属矿床形成的壳幔相互作用背景[J]. 中国科学:D辑, 2000, 28(增刊): 7-14. Zhao Zhenhua, Bao Zhiwei, Zhang Boyou, et al. Crust-Mantle Interaction Background of the Ore Formation in the Giant Shizhuyuan Tin Polymetallic Deposit[J]. Science in China:Series D, 2000, 28(Sup.): 7-14. |
[22] |
朱金初, 黄革非, 张佩华, 等. 湖南骑田岭岩体菜岭超单元花岗岩侵位年龄和物质来源研究[J]. 地质论评, 2003, 46(3): 245-252. Zhu Jinchu, Huang Gefei, Zhang Peihua, et al. On the Emplacement Age and Material Sources for the Granites of Cailing Superunit, Qitianling Pluton, Southern Hunan[J]. Geological Review, 2003, 46(3): 245-252. DOI:10.3321/j.issn:0371-5736.2003.03.004 |
[23] |
朱金初, 谢才富, 张佩华, 等. 桂北牛庙闪长岩和同安石英二长岩:岩石学、锆石SHRIMP U-Pb年代学和地球化学[J]. 岩石学报, 2005, 21(3): 665-676. Zhu Jinchu, Xie Caifu, Zhang Peihua, et al. Niumiao and Tong'an Intrusive Bodies of NE Guangxi:Petrology, Zircon SHRIMP U-Pb Geochronology and Geochemistry[J]. Acta Petrologica Sinica, 2005, 21(3): 665-676. |
[24] |
Li Z L, Hu R Z, Peng J T, et al. Helium Isotope Geochemistry of Ore-Forming Fluids from Furong Tin Orefield in Hunan Province, China[J]. Resource Geology, 2006, 56(1): 9-15. |
[25] |
Wu L Y, Hu R Z, Peng J T, et al. Helium and Argon Isotope Compositions of Fluid Inclusions in Pyrite from Shizhuyuan W-Sn-Mo-Bi Deposit, Hunan Province[J]. Journal of China University of Geosciences, 2007, 18(Sup.): 297-299. |
[26] |
蔡明海, 韩凤彬, 何龙清, 等. 湘南新田岭白钨矿床He、Ar同位素特征及Rb-Sr测年[J]. 地球学报, 2008, 29(2): 167-173. Cai Minghai, Han Fengbin, He Longqing, et al. He, Ar Isotope Characteristics and Rb-Sr Dating of the Xintianling Skarn Scheelite Deposit in Southern Hunan, China[J]. Acta Geoscientia Sinica, 2008, 29(2): 167-173. DOI:10.3321/j.issn:1006-3021.2008.02.006 |
[27] |
张龙升, 彭建堂, 张东亮, 等. 湘西大神山印支期花岗岩的岩石学和地球化学特征[J]. 大地构造与成矿学, 2012, 36(1): 137-148. Zhang Longsheng, Peng Jiantang, Zhang Dongliang, et al. Geochemistry and Petrogenesis of the Indosinian Dashenshan Granite, Western Hunan[J]. South China Geotectonica et Metallogenia, 2012, 36(1): 137-148. DOI:10.3969/j.issn.1001-1552.2012.01.017 |
[28] |
Mao J W, Zhang Z C, Zhang Z H, et al. Re-Os Isotopic Dating of Molybdenites in the Xiaoliugou W (Mo) Deposit in the Northern Qilian Mountains and Its Geological Significance[J]. Geochimical Cosmochimical Acta, 1999, 63(11/12): 1815-1818. |
[29] |
耿艳光, 简伟, 李洪英, 等. 中条山篦子沟铜矿辉钼矿铼-锇同位素年龄及其地质意义[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2017, 47(5): 1405-1418. Geng Yanguang, Jian Wei, Li Hongying, et al. Re-Os Isotopic Dating of Molybdenite from Bizigou Cu Deposit in Zhongtiao Mountain and Its Implication[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2017, 47(5): 1405-1418. |
[30] |
Parrish I S, Tully J V. Porphyry Tungsten Zones at Mt Pleasant, New Brunswick[J]. CIM Bull, 1978, 71: 93-100. |
[31] |
Noble S R, Spooner E T C, Harris F H. The Logtung Large Tonnage, Low-Grade W (Scheelite)-Mo Porphyry Deposit, South-Central Yukon Territory[J]. Economic Geology, 1984, 79(5): 848-868. DOI:10.2113/gsecongeo.79.5.848 |
[32] |
So C S, Shelton K L, Seidemann D E, et al. The DaeHwa Tungsten-Molybdenum Mine, Republic of Korea:A Geochemical Study[J]. Economic Geology, 1983, 78(5): 920-930. DOI:10.2113/gsecongeo.78.5.920 |
[33] |
Shelton K L, Taylor R P, So C S. Stable Isotope Studies of the Dae Hwa Tungsten-Molybdenum Mine, Republic of Korea:Evidence of Progressive Meteoric Water Interaction in a Tungsten-Bearing Hydrothermal System[J]. Economic Geology, 1987, 82(2): 471-481. |
[34] |
Zhang Y X. Geological Characteristics and Origin of Yangchuling Porphyry W-Mo-Deposit[J]. Geochimica, 1982, 2: 122-132. |
[35] |
Mao J W, Xiong B K, Liu J, et al. Molybdenite Re/Os Dating, Zircon U-Pb Age and Geochemistry of Granitoids in the Yangchuling Porphyry W-Mo Deposit (Jiangnan Tungsten Ore Belt), China:Implications for Petrogenesis, Mineralization and Geodynamic Setting[J]. Lithos, 2017, 286/287: 35-52. DOI:10.1016/j.lithos.2017.05.023 |
[36] |
Liu P, Mao J W, Pirajno F, et al. Ore Genesis and Geodynamic Setting of the Lianhuashan Porphyry Tungsten Deposit, Eastern Guangdong Province, SE China:Constraints from Muscovite 40Ar-39Ar and Zircon U-Pb Dating and Hf Isotopes[J]. Mineralium Deposita, 2018, 53(6): 797-814. DOI:10.1007/s00126-017-0779-8 |
[37] |
谭运金. 广东莲花山斑岩钨矿床地质地球化学特征及矿床成因[J]. 地球化学, 1983(2): 121-132. Tan Yunjin. Geological-Geochemical Characteristics of Lianhuashan Porphyry Tungsten Deposit, and Its Origin[J]. Geochemistry, 1983(2): 121-132. DOI:10.3321/j.issn:0379-1726.1983.02.002 |
[38] |
柳少波, 王联. 莲花山斑岩型钨-金矿床蚀变矿化过程中元素迁移定量研究[J]. 地质科学, 1998, 33(1): 102-114. Liu Shaobo, Wang Lian. Element Gains and Loss in the Process of Alteration in Lianhuashan W-Au Porphyry-Type Deposit[J]. Science Geology, 1998, 33(1): 102-114. |
[39] |
古菊云. 中国主要斑岩钨矿床地质特征[J]. 矿产与地质, 1988, 2(1): 13-21. Gu Juyun. The Characteristics of Dominant Porphyry Tungsten Deposits of China[J]. Mineral Resource Geology, 1988, 2(1): 13-21. |
[40] |
唐勇明, 赵乔辉, 罗仕长. 湖南桃江木瓜园斑岩型钨矿床地质特征及成矿规律[J]. 西部资源, 2016, 32(3): 94-95. Tang Yongming, Zhao Qiaohui, Luo Shizhang. Geological Characteristics and Metallogeny of Muguayuan W Deposit in Taojiang County, Hunan Province[J]. Western Resources, 2016, 32(3): 94-95. |