2. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083 ;
3. 北京东方燕京矿山工程设计有限责任公司, 北京 100070 ;
4. 西南石油大学地球科学与技术学院, 成都 610500 ;
5. 西藏金龙矿业股份有限公司, 拉萨 850000 ;
6. 中国有色金属矿产地质调查中心, 北京 100012
2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China ;
3. Beijing Oriental Yanjing Mining Design Co., Ltd., Beijing 100070, China ;
4. School of Geoscience and Technology, Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China ;
5. Tibet Jinlong Incorporated Co., Ltd., Lasa 850000, China ;
6. China Non-Ferrous Metal Resource Geological Survey, Beijing 100012, China
0 引言
钦—杭结合带被认为是扬子地块和华夏地块之间的构造单元边界[1-4],在华南大地构造格局中占有重要地位[5]。钦(州)—杭(州) 成矿带是华南地区最为重要的CuAuPbZnAg多金属成矿带,分布着一大批特大型铜金铅锌钽铀矿床[6],随着被列入中国重点找矿区带,在其东段的浙西地区掀起了新一轮的基础地质研究与找矿工作高潮。
浙江常山里山岭小型斑岩型铜矿床位于常山县球川镇里山岭村,构造上位于钦(州)—杭(州) 成矿带东段,受球川—萧山深断裂带控制。中心点坐标:118°17′50″E,28°54′55″N。矿区由叶溪岭、里山岭、桃树坞3个块段组成,面积约36 km2。其外围尚分布塘岭、双源岭铅锌矿区,构成以里山岭为中心的铜铅锌热液成矿系统(图 1)。
里山岭铜矿床在浙西地区具代表性,前人对该矿区的研究工作着重于矿床地质特征、岩体岩性等方面[7],在与成矿有关的斑岩体的岩石地球化学、成岩年代学研究仍属空白。本文在前人工作的基础上,对矿区与成矿有关的花岗斑岩开展了系统的岩石学、岩石地球化学、SrNd同位素与锆石SHRIMP UPb年代学研究,进而探讨成岩成矿的岩浆源区,研究成果对深入研究矿床成因和指导浙西地区下一步的找矿勘查工作具有重要意义。
1 矿区及矿床地质概况矿区出露地层主要为奥陶系长坞组(O3c)、文昌组(O3w) 和志留系中统(S2)、上统(S3) 一套碎屑岩。岩层为向NW倾斜的单斜层,地层倒转,走向50°~80°,花岗斑岩体北侧地层倾角15°~35°,花岗斑岩体南侧地层倾角25°~70°(图 1)。
矿区位于球川—叶家塘复式向斜NW翼,发育NE、NW向两组断裂。NE向断裂历经多期活动,以 张扭性为主,次为压扭性,多被中酸性脉岩充填,为控岩控矿构造。NW向断裂构造走向310°~330°,张性、张扭性,规模较小,为成矿后构造。
里山岭花岗斑岩体东起叶溪岭,经里山岭、桃树坞止于浙赣边界,长约5 000 m,宽150~600 m,呈岩枝产于志留系中,面积约1.5 km2。西南段桃树坞一带岩性为花岗岩,长2 100 m,宽400~600 m,倾向北西,倾角40°~75°,向西渐变为细粒斑状花岗岩,呈枝叉状延伸至浙赣边界。里山岭一带岩性为花岗斑岩,长1 600 m,宽100~350 m,倾向北西,倾角45°~60°。两侧各见1条与主岩体大致平行的花岗斑岩岩脉,脉岩深部与主岩体相连。叶溪岭一带岩性为霏细斑岩、霏细岩,长1 300 m,呈岩脉产出,脉带宽100~400 m,单脉宽几米到20 m不等,倾向北西。
全区脉岩计有100余条,主要走向为NE向,部分走向为NW向。岩性主要有霏细斑岩、花岗斑岩、石英斑岩、闪长岩、闪长玢岩、安山玢岩等,其次为辉绿岩、煌斑岩、英安玢岩、霏细岩等。部分脉体见矿化。
矿化类型主要为矽卡岩型与斑岩型。矽卡岩型矿化分布于里山岭花岗斑岩体南北两侧的矽卡岩中,顺层分布,单个矿体呈透镜状,沿走向不连续。矿石类型为浸染状、条带状、角砾状。主要金属矿物为黄铜矿、闪锌矿、磁铁矿,次为黄铁矿、方铅矿、辉钼矿、蓝铜矿、褐铁矿(图 2a,b )。
斑岩型矿化分布于斑岩体顶部,长260 m,平均厚8.03 m,平面上呈长条状展布,走向60°~70°,倾向NW,剖面上呈楔状。矿石类型以细脉浸染状(图 2c )、胶结角砾状为主。主要金属矿物为黄铜矿、黄铁矿,次为方铅矿、闪锌矿、磁铁矿、白铁矿、辉钼矿。平均品位:Cu为 0.69%、Ag 为(12~30)×10-6、Au为(0.05~0.12 )×10-6。
围岩蚀变类型主要为角岩化、大理岩化、矽卡岩化、硅化、绿泥石化、绢云母化、萤石化、高岭土化、碳酸盐化等。
2 采样位置及分析方法里山岭铜矿区采集有5件岩石样品,编号分别为LSLRbSr/SmNd6、LSLUPb1、LSL6、LSL7、LSL8。其中,样品LSLRbSr/SmNd6与LSLUPb1为同一件样品,只是编号 不同,采集于矿区平硐硐口,地理坐标28°55′16″N,118°18′08″E,岩性为(正长) 花岗斑岩(图 2d)。双源岭铅锌矿区采集有2岩石样品,编号为SYL1、SYL2。
用于岩石地球化学、Sr、Nd同位素分析及锆石SHRIMP UPb法测年的样品新鲜,无风化,局部发育绢云母化。岩石鉴定、样品的加工和单矿物分离以及主微量元素、稀土元素测试由河北省区域地质调查研究院实验室完成。锆石挑选在河北廊坊区域地质与矿产调查所实验室完成。锆石制靶、CL图像和锆石U、Th、Pb同位素组成分析在中国地质科学院北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ仪器上完成。实验原理和分析流程,见文献[8]。数据处理采用SQUID1.02及ISOPLOT程序[9]。Sr、Nd同位素分析由中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室同位素室完成。
3 花岗斑岩的岩相学与地球化学特征 3.1 岩相学(正长) 花岗斑岩镜下鉴定的基本特征为:斑晶由斜长石、钾长石、石英和暗色矿物构成,大小一般为0.3~2.5 mm(图 2c、d,图 3a、b);斜长石半自形板状,被绢云母及少量碳酸盐、不透明矿物交代呈假像,聚片双晶隐约可见;钾长石为正长石,半自形板状,发育高岭土化和轻微碳酸盐化,部分颗粒内见斜长石包体;斜长石、钾长石体积分数为5%~10%;石英呈自形—半自形粒状,局部有熔蚀现象,占3%~5%;暗色矿物主要为少量的黑云母、角闪石,多被绢云母、石英等交代呈假像残留。基质由斜长石、钾长石、石英等组成,多呈似球粒状,具微晶结构,粒径一般小于0.2 mm,个别达0.3 mm;多发生绢云母化、高岭土化、碳酸盐化等蚀变。长石主要呈半自形板状,少量他形粒状,杂乱分布,亦发生蚀变;斜长石聚片双晶不可见,体积分数约10%;钾长石为正长石,高岭土化,体积分数约55%;石英体积分数为20%~25%,呈他形粒状,填隙状分布,少量粒内嵌布长石微晶。
3.2 岩石主量元素特征矿区岩体的主量元素分析结果(表 1) 表明,样品w (SiO2) 为75.62%~79.35%,平均77.51%,偏酸性。w (Na2O) 为0.07%~2.82%,平均1.49%;w (K2O) 为4.19%~6.47%,平均5.25%;全碱 w(Na2O+K2O) 为5.58%~7.78%,平均6.74%,总体富碱。Na2O/K2O值为0.01~0.58,平均0.31, w (Na2O)< w(K2O) 的原因可能系岩石遭受蚀变的结果。莱特碱度率(AR) 为2.21~3.35,平均2.82。里特曼指数(δ) 为0.85~1.77,为钙碱性岩。w (CaO) 为0.02%~1.15%,平均0.45%,低钙; w (MgO) 为0.09%~0.46%,平均0.22%,TFe2O3/MgO值为2.65~10.34,平均5.86。A/NKA/CNK图解(图 4) 中,样品为过铝质,且碱质含量较高。
样号 | SiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MgO | CaO | Na2O | K2O | MnO | P2O5 | TiO2 | 烧失量 | 合计 | TFe2O3 | ID | A/NK | A/CNK | AR | δ |
LSLRbSr/ SmNd6 | 77.33 | 12.72 | 0.74 | 0.55 | 0.46 | 0.02 | 0.07 | 6.47 | 0.02 | 0.00 | 0.07 | 1.53 | 99.98 | 1.35 | 90.70 | 1.79 | 1.78 | 3.11 | 1.24 |
LSL6 | 79.35 | 12.33 | 0.36 | 0.16 | 0.13 | 0.40 | 0.10 | 5.48 | 0.01 | 0.00 | 0.06 | 1.62 | 100.01 | 0.54 | 90.46 | 2.02 | 1.81 | 2.56 | 0.85 |
LSL7 | 77.20 | 12.46 | 0.45 | 0.44 | 0.09 | 0.49 | 2.82 | 4.96 | 0.01 | 0.00 | 0.07 | 0.72 | 99.72 | 0.94 | 70.42 | 1.24 | 1.14 | 2.55 | 1.77 |
LSL8 | 78.27 | 12.78 | 0.70 | 0.47 | 0.11 | 0.18 | 2.44 | 4.19 | 0.02 | 0.00 | 0.06 | 0.71 | 99.94 | 1.21 | 72.47 | 1.49 | 1.44 | 2.21 | 1.25 |
SYL1 | 77.26 | 12.35 | 0.53 | 0.71 | 0.25 | 0.45 | 1.81 | 5.10 | 0.02 | 0.01 | 0.06 | 1.42 | 99.96 | 1.32 | 76.81 | 1.45 | 1.33 | 3.35 | 1.39 |
SYL2 | 75.62 | 12.37 | 0.87 | 0.33 | 0.26 | 1.15 | 1.71 | 5.28 | 0.04 | 0.00 | 0.06 | 2.15 | 99.86 | 1.24 | 75.24 | 1.45 | 1.17 | 3.14 | 1.49 |
样号 | La | Ce | Pr | Nd | Sm | Eu | Gd | Tb | Dy | Ho | Er | Tm | Yb | Lu | Y | ΣREE | LREE | HREE | L/H |
LSLRbSr/ SmNd6 | 5.66 | 4.13 | 1.54 | 6.20 | 1.88 | 0.10 | 2.48 | 0.72 | 6.21 | 1.53 | 4.96 | 0.89 | 5.91 | 0.86 | 41.74 | 43.08 | 19.52 | 23.57 | 0.83 |
LSL6 | 16.15 | 28.88 | 5.52 | 22.85 | 6.47 | 0.14 | 6.86 | 1.38 | 9.81 | 2.07 | 6.24 | 1.05 | 6.67 | 0.95 | 64.14 | 115.03 | 80.01 | 35.02 | 2.28 |
LSL7 | 16.74 | 30.82 | 6.40 | 30.13 | 10.28 | 0.21 | 12.34 | 2.36 | 14.54 | 2.74 | 7.33 | 1.16 | 7.53 | 1.05 | 73.77 | 143.63 | 94.57 | 49.05 | 1.93 |
LSL8 | 26.64 | 37.83 | 8.71 | 35.12 | 9.43 | 0.18 | 8.23 | 1.47 | 9.15 | 1.82 | 5.41 | 0.92 | 5.85 | 0.83 | 50.84 | 151.58 | 117.90 | 33.68 | 3.50 |
SYL1 | 44.15 | 60.78 | 15.47 | 64.67 | 18.27 | 0.32 | 17.68 | 3.01 | 17.22 | 3.11 | 8.21 | 1.26 | 8.00 | 1.08 | 94.07 | 263.22 | 203.66 | 59.57 | 3.42 |
SYL2 | 71.36 | 65.21 | 20.11 | 89.72 | 26.47 | 0.60 | 32.00 | 5.37 | 29.28 | 5.23 | 13.43 | 2.11 | 13.18 | 1.80 | 170.0 | 375.87 | 273.46 | 102.41 | 2.67 |
样号 | LaN/YbN | LaN/SmN | GdN/LuN | δEu | δCe | Rb | Ba | Th | U | K | Ta | Nb | Pb | Sr | P | Zr | Hf | Ti | |
LSLRbSr/ SmNd6 | 0.65 | 1.89 | 0.36 | 0.15 | 0.33 | 373.30 | 173.20 | 25.40 | 6.26 | 54 539.73 | 2.35 | 33.51 | 21.73 | 11.90 | 21.71 | 139.20 | 5.80 | 397.21 | |
LSL6 | 1.63 | 1.57 | 0.90 | 0.06 | 0.73 | 310.60 | 130.60 | 20.20 | 5.45 | 46 240.52 | 1.88 | 19.64 | 21.77 | 13.30 | 20.83 | 134.90 | 5.69 | 371.31 | |
LSL7 | 1.50 | 1.02 | 1.46 | 0.06 | 0.72 | 220.30 | 80.90 | 18.40 | 4.56 | 41 581.19 | 1.83 | 25.46 | 26.84 | 35.90 | 16.85 | 125.20 | 5.43 | 394.78 | |
LSL8 | 3.07 | 1.78 | 1.24 | 0.06 | 0.60 | 248.80 | 80.00 | 22.10 | 4.81 | 35 050.94 | 1.93 | 26.39 | 26.82 | 17.30 | 20.88 | 131.40 | 5.33 | 391.64 | |
SYL1 | 3.72 | 1.52 | 2.03 | 0.05 | 0.56 | 236.70 | 124.00 | 21.60 | 4.83 | 42 985.49 | 1.88 | 25.91 | 24.95 | 19.20 | 24.40 | 138.90 | 5.94 | 358.55 | |
SYL2 | 3.65 | 1.70 | 2.20 | 0.06 | 0.41 | 246.00 | 144.30 | 25.10 | 5.22 | 44 874.77 | 2.17 | 28.97 | 30.52 | 23.20 | 15.36 | 145.30 | 6.34 | 385.44 | |
注:主量元素质量分数单位为%、微量元素和稀土元素质量分数单位为10-6;TFe2O3为三价铁的全铁。 |
QAP化学成分分类图中(图 5a),矿区6个样品中有4个落入碱性长石花岗岩区(2区),另有2个点分别落入富石英花岗岩(1区) 和普通花岗岩区(3a区)。TAS分类图(图 5b) 中,矿区样品主要投在花岗岩区。结合岩石岩相学特征,确定里山岭矿区岩浆岩类型主要为(正长) 花岗斑岩。
3.3 岩石稀土元素特征矿区岩石稀土元素分析结果见表 1。含矿岩体的稀土总量(∑REE) 为43.08×10-6~375.87×10-6,平均值182.07×10-6,略高于国内I或S型花岗岩。岩体稀土元素配分型式呈“海鸥型”(图 6a),轻、重稀土分异不明显,LREE/HREE值为0.83~3.50,平均2.44,LaN/YbN为0.65~3.72,平均2.37,轻稀土元素较重稀土元素略微富集。La N/Sm N为1.02~1.89,平均值为1.58,Gd N/LuN为0.36~2.20,平均值为1.36,说明轻重稀土元素内部分异特征不明显。δCe为0.33~0.73,平均为0.56,具不同程度的弱负异常,可能系源区存在洋壳沉积物所致。
δEu变化范围为0.05~0.15,平均值为0.07,强烈亏损,表明岩浆演化过程中发生过斜长石和钾长石的结晶分离作用或在熔融残余体中残留有大量的斜长石[15],具S型花岗岩的典型特征。
3.4 岩石微量元素特征微量元素原始地幔标准化图解(图 6b) 中,含矿斑岩配分模式总体右倾,亲熔体元素含量低,亲固相的元素含量较高,亏损Sr、Ba等大离子亲石元素,富集高场强元素(HFSE:Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、Y、Yb) 和Rb、Pb,且Nb、Ta负异常不明显。较大的P、Ti负异常表明岩浆源区可能存在磷灰石和钛铁矿的结晶分离。强负Sr异常暗示斜长石的分离结晶作用较强。
4 成岩时代本次研究利用单颗粒锆石SHRIMP UPb法确定里山岭(正长) 花岗斑岩的形成时代。
光学显微镜下,锆石大多呈半透明双锥柱状自形晶,长50~150 μm,长宽比约为2∶1,晶体柱面平直,内部显示较清晰的韵律环带结构(图 7),为典型的岩浆结晶锆石[16]。个别锆石边部存在裂隙或内部发育包裹体,说明岩体形成后经历了复杂的地质过程。测试过程中尽量避开裂隙或包裹体部位。里山岭花岗斑岩锆石的年龄较为一致,分布于130 Ma左右,未发现继承锆石。
分析结果(表 2) 表明,样品LSLUPb1中锆石U质量分数为933×10-6~1 314×10-6,平均1 053.6×10-6,Th质量分数为415×10-6~680×10-6,平均554.2×10-6,具较高的Th、U质量分数,Th/U值为0.43~0.67,平均0.54,具岩浆锆石特征。对样品LSLUPb1中的锆石进行了11个点的分析测试,在锆石年龄谐和图(图 8) 上,11个测点组成相关性较好的主锆石组,在谐和图上形成密集一簇并切割一致曲线,得到平均年龄为(131±2)Ma,MSWD=0.39,加权平均年龄为(131.3±1.6)Ma,MSWD = 0.39,表明里山岭的花岗斑岩体形成于早白垩世,为燕山晚期构造岩浆活动的产物。
测点 | wB/10-6 | ThU | 同位素比值 | 同位素年龄/Ma | ||||||||
U | Th | Pb | 207Pb /206Pb | ±1σ | 207Pb /235U | ±1σ | 206Pb /238U | ±1σ | 206Pb/238U | ±1σ | ||
1.1 | 1 011 | 505 | 0.23 | 0.52 | 0.049 8 | 2.4 | 0.140 6 | 3.1 | 0.020 48 | 1.9 | 130.7 | 2.5 |
2.1 | 1 158 | 560 | 0.53 | 0.50 | 0.050 0 | 3.7 | 0.143 6 | 4.5 | 0.020 84 | 2.5 | 133.0 | 3.3 |
3.1 | 1 063 | 535 | 0.19 | 0.52 | 0.050 4 | 2.1 | 0.144 9 | 2.8 | 0.020 87 | 1.9 | 133.1 | 2.5 |
4.1 | 1 035 | 644 | 1.02 | 0.64 | 0.049 2 | 6.4 | 0.139 | 6.7 | 0.020 48 | 1.9 | 130.7 | 2.5 |
5.1 | 933 | 484 | 3.33 | 0.54 | 0.053 4 | 6.7 | 0.148 0 | 7.1 | 0.020 10 | 2.4 | 128.3 | 3.0 |
6.1 | 935 | 438 | 0.72 | 0.48 | 0.047 0 | 4.0 | 0.131 8 | 4.5 | 0.020 34 | 2.2 | 129.8 | 2.8 |
7.1 | 1 001 | 415 | 0.88 | 0.43 | 0.050 9 | 3.1 | 0.142 1 | 3.7 | 0.020 25 | 2.0 | 129.2 | 2.5 |
8.1 | 947 | 557 | 0.38 | 0.61 | 0.049 2 | 2.1 | 0.141 5 | 2.9 | 0.020 87 | 2.0 | 133.1 | 2.6 |
9.1 | 1 314 | 680 | 0.62 | 0.54 | 0.049 1 | 2.5 | 0.141 1 | 3.1 | 0.020 85 | 1.9 | 133.0 | 2.5 |
10.1 | 1 186 | 621 | 0.42 | 0.54 | 0.049 1 | 2.5 | 0.140 5 | 4.0 | 0.020 74 | 3.1 | 132.3 | 4.0 |
11.1 | 1 007 | 657 | 0.22 | 0.67 | 0.049 7 | 2.4 | 0.141 1 | 3.0 | 0.020 59 | 1.9 | 131.4 | 2.5 |
LSLRbSr/SmNd6样品RbSr、SmNd同位素测试结果见表 3。采用131 Ma年龄数据(锆石SHRIMP UPb法) 对SrNd同位素参数进行计算。
样号 | 87Rb/86Sr | 87Sr/86Sr | 147Sm/144Nd | 143Nd/144Nd | t/Ma | εSr(t) | (87Sr/86Sr)i | εNd(t) | (143Nd/144Nd)i | T2DM/Ma |
LSLRbSr/SmNd1(1) | 31.369 75 | 0.7424 9 | 0.303 46 | 0.512 41 | 131 | -287.8 | 0.684 08 | -6.3 | 0.512 15 | 1 439 |
LSLRbSr/SmNd1(2) | 31.369 75 | 0.7614 0 | 0.303 46 | 0.512 40 | 131 | -19.3 | 0.702 99 | -6.4 | 0.512 14 | 1 449 |
LSLRbSr/SmNd1(3) | 31.369 75 | 0.7383 5 | 0.303 46 | 0.512 43 | 131 | -346.4 | 0.679 95 | -5.8 | 0.512 17 | 1 396 |
LSLRbSr/SmNd1-(4) | 31.369 75 | 0.7760 2 | 0.303 46 | 0.512 40 | 131 | 188.3 | 0.717 61 | -6.4 | 0.512 14 | 1 449 |
LSLRbSr/SmNd1(5) | 31.369 75 | 0.7794 9 | 0.303 46 | 0.512 30 | 131 | 237.6 | 0.721 08 | -8.4 | 0.512 04 | 1 608 |
花岗斑岩(87Sr/86Sr)i值为0.679 95~0.721 08,平均0.701 14。εSr(t) 值为-346.4~237.6,平均-45.5,其中有3个数据为负值。εNd(t) 值均为负值,为-8.4~-5.8,平均-6.7,反映其源区是以古老地幔物质为主,系古老地幔物质的再改造而形成[17],也可能反映其由不均一源区熔融形成,抑或形成过程中曾发生过壳/幔物质(或壳内滞留时间短的亏损地幔来源物质) 的混合作用[18-19]。Nd模式年龄T2DM主要集中于1 396~1 608 Ma,表明花岗岩源岩可能为中元古代的基底物质。
Sr同位素演化图(图 9a) 上,有效数据投点位于壳源区和壳幔混源区。εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图(图 9b) 上,投点位于南扬子变质基底与华南S型花岗岩(地壳重熔型) 之间,表明花岗岩与区域壳幔混源基底有成因联系。
6 讨论与结论 6.1 岩石成因类型Frost等[20]提出花岗岩分类新方法,将FeOtot/(FeOtot+MgO) 定义为铁原子数Fe*,Na2O+K2O-CaO定义为MALI(钙碱指数),可以很好地将A、S、I 3种类型区分开来。在Frost等[21-22]的判别图解(图 10a,b) 上,I型花岗岩为镁质花岗岩,A型花岗岩为铁质花岗岩,S型花岗岩分布在铁质镁质过渡区。该分类使用全岩的氧化物含量,而氧化物直接对应的是花岗岩组成矿物,与微量元素判别图相比,避免了因蚀变作用易于造成K2O、Na2O等物质成分的带入带出而带来的偏差,更适用于花岗岩的分类。
里山岭花岗斑岩分布在铁质镁质过渡区,主要为S型花岗岩,且具有I型和A型的过渡性质(图 10a)。w (Na2O+K2O-CaO)- w(SiO2) 图解(图 10b) 中,花岗斑岩分布在A型和I型重合过渡区域,向S型漂移,主要分布在钙碱质和钙质过渡区,与铁原子数的FeOtot/(FeOtot+MgO)-w(SiO2) 分类图解结果基本一致。
前人实验表明,P2O5可以有效地区别S型和I型花岗岩[23-24]。在准铝质或弱过铝质花岗岩浆中,磷灰石的溶解度很低,并且随温度的降低和SiO2的增加而降低;在强过铝质岩浆中则会与A/CNK呈正相关;实验结果表明,I型花岗岩的P2O5与SiO2呈负相关,S型花岗岩的P2O5随SiO2增加而增加或基本不变。里山岭花岗斑岩的P2O5质量分数随着SiO2质量分数的增加基本不变(图 11),为典型的S型花岗岩。结合岩相学特征、主量元素协变关系及“海鸥型”稀土元素分布型式及强烈的负Eu异常的特征,确定里山岭花岗斑岩岩石类型为S型。
6.2 岩浆源区及构造背景里山岭含矿斑岩的稀土配分模式与德兴地区[25]壳幔混合成因花岗岩的稀土模式明显有别,而与华南典型陆壳改造型花岗岩特征的“海鸥型”曲线[26]非常类似。微量元素特征表明,里山岭含矿斑岩富集大离子亲石元素,亏损高场强元素,不具NbTa负异常。S型花岗岩被认为是沉积岩原岩重融的产物[27-28],而沉积岩所处的深度不可能太大。里山岭含矿斑岩的SrNd同位素特征证实了岩浆源区主要为地壳,可能存在少量地幔物质的混染。有学者认为斑岩铜矿具有多种物质源区[29-32],如上地幔、俯冲板片、中下地壳及上地壳等。其中,一般认为成矿物质Cu主要源自俯冲洋壳或俯冲流体交代的地幔。里山岭岩浆岩源区为壳源的特征可能是造成其成矿过程中铜的物质来源不足,铜矿床规模较小的主要原因。
华南地区广泛分布燕山期火山侵入杂岩,此时是燕山期岩浆成矿大爆发时期。为此,地质学家提出了各种成因模式试图解释中生代中国东部的构造背景:一种观点认为与古太平洋板块俯冲无关,包括阿尔卑斯型的大陆碰撞[33]、地幔柱观点[34-36]、大陆伸展和裂谷模式[37];另一种观点认为华南地区为与古太平洋板块俯冲有关的活动大陆边缘[38]。侏罗纪前,中国东部岩石圈和地壳厚度分别为200 km和40 km,到了中侏罗世—早白垩世(150~130 Ma) 期间,岩石圈厚度减薄至60~80 km,地壳厚度增加至50~60 km[39]。里山岭花岗岩形成于早白垩世(~131 Ma),对应着中国东部岩石圈减薄的大地构造环境。
7 结论1) 里山岭矿床含矿花岗斑岩为高硅、富碱、高分异、过铝质S型花岗岩。
2) 稀土分布型式右倾,整体呈“海鸥型”,有明显负Eu异常。岩石亏损Sr、Ba等大离子亲石元素,亏损Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、Y、Yb等高场强元素。
3) 里山岭S型花岗岩的元素、SrNd同位素及SHRIMP锆石UPb年代学特征表明,里山岭含矿花岗斑岩源区主要为地壳,兼有少量地幔物质的混染;含矿花岗斑岩SHRIMP锆石UPb年龄为 (131±2) Ma,属燕山晚期构造岩浆活动的产物;里山岭早白垩世S型花岗岩是中国东部岩石圈减薄背景下的产物。
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