岩石学报  2016, Vol. 32 Issue (7): 2111-2123   PDF    
湘南荷花坪锡多金属矿床成矿年代研究
蔡明海, 张文兵, 彭振安, 刘虎, 郭腾飞, 谭泽模, 唐龙飞    
广西大学资源与冶金学院, 南宁 530004
摘要:荷花坪锡多金属矿床是本世纪初在南岭中段湘南地区新发现的一个大型矿床,区内的锡多金属矿化产在王仙岭岩体东南内、外接触带,已发现有Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ号4个主要锡多金属矿体。其中,Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ号矿体由早期矽卡岩型和晚期蚀变碎裂岩型矿石组成,Ⅲ号矿体则由独立产出的蚀变碎裂岩型矿石组成,且包含有部分碎裂花岗斑岩。以往研究已对Ⅳ号矿体中的矽卡岩型矿石和Ⅲ号矿体中含矿斑岩脉分别采用辉钼矿Re-Os法和锆石SHRIMP U-Pb法进行了测年,获得的年龄分别为224.0±1.9Ma和142±2Ma。本文补充了晚期蚀变碎裂岩型矿石的40Ar/39Ar测年,结果显示,Ⅱ号矿体中蚀变碎裂岩型矿石白云母样品和石英样品的坪年龄分别为151.88±1.58Ma和155.39±7.04Ma;Ⅳ号矿体中蚀变碎裂岩型矿石石英样品的坪年龄为156.94±1.64Ma。结合前人研究资料综合分析,认为荷花坪矿区存在印支晚期(224Ma)、燕山早期(151~156Ma)和燕山晚期(142Ma)三期成矿作用,分别与区内印支期中粗粒含电气石黑云母花岗岩、燕山早期中粗粒黑云母花岗岩和燕山晚期花岗斑岩脉有关,不同期成岩、成矿作用的构造环境均为岩石圈的拉张伸展。湘南地区印支期(205~224Ma)基性岩浆活动及荷花坪矿床印支期成岩、成矿过程中均有幔源物质的参与,它们共同指示南岭地区中生代构造体制的转换或岩石圈伸展减薄可能始于印支主期(230~244Ma)之后的224Ma左右,即晚三叠世。
关键词40Ar/39Ar同位素定年     成矿构造环境     荷花坪锡多金属矿     湘南地区    
Study on minerogenetic epoch of the Hehuaping tin-polymetallic deposit in southern Hunan
CAI MingHai, ZHANG WenBing, PENG ZhenAn, LIU Hu, GUO TengFei, TAN ZeMo, TANG LongFei     
College of Resources and Metallurgy, Guangxi University, Nanning 530004, China
Abstract: The Hehuaping large-scale tin-polymetallic deposit was discovered in the southern Hunan at the early of this century. The mineralization was mainly found in the southeastern portion of the Wangxianling granite pluton. The No.Ⅰ, Ⅱ, Ⅲ and Ⅳ ore veins occur in the inner and outer contact zone between the Wangxianling granite pluton and Devonian sedimentary rocks. The No.Ⅰ, Ⅱand Ⅳorebodies consist of early skarn-type and late altered cataclasitic-type ores. The No.Ⅲ orebody consists of altered cataclasitic-type ores including partly Late Yanshanian granite porphyry dike. In our previous study, the minerogenetic ages of the No. Ⅳ early skarn-type ores and the No. Ⅲ altered cataclasitic-type ores by molybdenite Re-Os and zircon SHRIMP U-Pb were 224.0±1.9Ma and 142±3Ma, respectively. In this paper, the 40Ar/39Ar isotopic geochronology data of quartz and muscovite from late altered cataclasitic-type ores are presented. The plateau age of one muscovite sample from the No.Ⅱ orebody is 151.88±1.58Ma. The plateau ages of two quartz samples from the No.Ⅱ and No.Ⅳ orebody are 155.39±7.04Ma and 156.94±1.64Ma, respectively. These results indicate that the forming of the Hehuaping tin-polymetallic mineralization includes following three periods: Late Indosinian, Early Yanshanian and Late Yanshanian. And the process of ore-forming are related to Indosinian middle-coarse biotite granite, Early Yanshanian middle-coarse biotite granite and Late Yanshanian granite porphyry dike. The tectonic-metallogenic setting of the three mineralizations appears to relate with the extensional geodynamic background in lithosphere. Mafic magmatic activities (from 224Ma to 205Ma) in the southern Hunan and mantle fluids were involved in the early metallogenic process (224Ma), suggesting that the Mesozoic tectonic regime transformation in the Nanling region possibly took place in the Late Triassic (224Ma).
Key words: 40Ar/39Ar isotopic geochronology dating     Metallogenic settings     Hehuaping tin-polymetallic deposit     Southern Hunan    
1 引言

荷花坪锡多金属矿床是本世纪初在南岭中段湘南地区新发现的一个大型矿床。矿区位于郴州市南东约18km处,东与超大型柿竹园钨锡多金属矿毗邻。区内锡多金属矿化主要产在王仙岭岩体东南接触带附近,成矿以锡为主,伴有少量铅锌钨铋。锡多金属矿体由早期矽卡岩型和晚期蚀变碎裂岩型矿石组成,后者叠加在前者之上或独立产出。近年来,一些地学工作者对荷花坪矿区的岩体特征、矿化特征以及成岩、成矿年代学等开展了研究并取得了一些新的发现。矿床学研究方面,吴寿宁(2006)报道了矿区地质和矿化特征;蔡明海等(2006)对矿区早期矽卡岩型矿石进行了Re-Os测年,发现区内存在三叠纪成矿作用;蔡明海等(2012)对不同类型矿石中黄铁矿的稀有气体示踪研究表明,早期矽卡岩型和晚期蚀变碎裂岩型成矿过程中均有地幔流体参与。岩石学研究方面,柏道远等(2006)Wei et al.(2007)章荣清等(20102011)、郑佳浩和郭春丽(2012)王显彬等(2012)分别开展了区内花岗质岩体的岩石学、地球化学、年代学以及Hf同位素示踪研究,表明王仙岭岩体并非全部由印支期岩体组成,而是一个多期次侵位的复式岩体,且不同期成岩过程中均有地幔物质加入。

湘南是南岭成矿带上一个重要的钨锡多金属成矿集中区。前人资料表明,湘南地区成矿作用主要发生中晚侏罗世(150~160Ma)(李红艳等,1996毛景文等,2004路远发等,2006Peng et al., 2006彭建堂等,2007Yuan et al., 2007付建明等,2007马丽艳等,2007刘晓菲等,2012袁顺达等, 2012abLi et al., 2014),唯有荷花坪矿床发现有晚三叠世成矿(蔡明海等,2006),因而在湘南众多的钨锡多金属矿中独具特色。荷花坪矿区发育早期矽卡岩型矿石和晚期蚀变碎裂岩型矿石,由于缺少晚期蚀变碎裂岩型矿石的测年资料,对荷花坪矿区是否存在中晚侏罗世的叠加成矿作用尚不明确,也影响了对矿床成因的深入认识。为弥补前人研究不足,本文应用40Ar/39Ar测年方法,以白云母和石英为测试对象,对荷花坪矿区晚期蚀变碎裂岩型矿石开展了同位素年代学研究,进一步厘定了荷花坪矿区多期成矿作用时代以及成岩与成矿的时空耦合关系,并结合前人资料讨论了湘南地区钨锡多金属成矿时空分布特征和构造环境。

2 成矿地质背景

荷花坪锡多金属矿床位于扬子与华夏板块的结合部位,属华南古生代褶皱系湘南-桂东拗陷东部,向东毗邻赣南-粤北隆起。区域构造以NE向断裂为主,其中,中部的NE向郴州-临武深大断裂带是一条重要的构造岩浆岩带(童潜明等,2000)(图 1)。

图 1 湘南地区地质矿产略图(据毛景文等,2004修改)
1-古近系-上三叠统碎屑岩;2-下三叠统-泥盆系碳酸盐岩、碎屑岩;3-寒武系-震旦系浅变质碎屑岩;4-花岗岩;5-花岗斑岩;6-断裂;7-铜铅锌多金属矿;8-钨锡多金属矿
Fig. 1 Sketch map of geological and mineral resources in southern Hunan(modified after Mao et al., 2004)
1-Paleogene-Upper Triassic clastic rocks; 2-Lower Triassic-Devonian carbonate rocks and clastic rocks; 3-Cambrian-Sinian epimetamorphic clastic rocks; 4-granite; 5-granite porphyry; 6-fault; 7-Cu-Pb-Zn-polymetallic deposit; 8-W-Sn-polymetallic deposit

矿区出露地层主要有中泥盆统棋梓桥(D2q)组灰岩、泥灰岩、白云质灰岩、白云岩和跳马涧组(D2t)石英砂岩、泥质砂岩、钙质砂岩、粉砂岩。矿区构造以断裂为主,主要有一系列NE向张扭性断裂及发育在跳马涧组灰岩和棋梓桥组砂岩界面附近的顺层破碎带,分别控制了区内脉状(Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号)和似层状矿体(Ⅳ号)的产出(图 2)。

图 2 荷花坪锡多金属矿区地质图
1-第四系;2-中泥盆统棋梓桥组灰岩;3-中泥盆统跳马涧组砂岩;4-印支期中粗粒似斑状含电气石黑云母花岗岩;5-印支期中细粒黑云母花岗岩;6-燕山早期黑云母花岗岩;7-燕山早期花岗斑岩脉;8-燕山晚期花岗斑岩脉;9-断裂;10-锡多金属矿体及编号;11-取样位置
Fig. 2 Geological map of Hehuaping tin-polymetallic deposit
1-Quaternary; 2-limestone of Middle Devonian Qiziqiao Formation; 3-sandstone of Middle Devonian Tiaomajian Formation; 4-middle-coarse tourmaline biotite granite of Indosinian; 5-middle-fine biotite granite of Indosinian; 6-biotite granite of Early Yanshanian; 7-granite porphyry dikes of Early Yanshanian; 8-granite porphyry dike of Late Yanshanian; 9-fault; 10-tin-polymetallic orebodies and number;11-sampling locations

荷花坪矿区岩浆岩发育,主要有王仙岭岩体和一系列NE向花岗斑岩脉(图 1图 2)。

王仙岭岩体出露面积约19.7km2,已往被认为是一个印支期岩体,由中心相浅灰色中粗粒似斑状含电气石黑云母花岗岩(邓家石单元)和边缘相深灰色中细粒黑云母花岗岩(人形岭单元)组成(柏道远等,2006)。前者普遍发育有云英岩化,La-MC-ICP MS锆石U-Pb年龄235±1.3Ma(郑佳浩等,2012);后者呈脉状侵入于前者东南边缘部位,基本无蚀变,SHRIMP锆石U-Pb年龄212±4Ma(Wei et al., 2007)。近年来,章荣清等(2011)郑佳浩和郭春丽(2012)在王仙岭岩体中识别出有燕山期岩体。燕山期岩体主要为隐伏岩体,地表仅有规模极小的露头,岩性为细粒黑云母花岗岩,La-MC-ICP-MS锆石U-Pb年龄为155.9 ± 1.0Ma(郑佳浩和郭春丽,2012);钻孔中所见主要为中粗粒黑云母花岗岩,发育有云英岩化、萤石化等,La-MC-ICP-MS锆石U-Pb年龄为157.1±0.8Ma(章荣清等,2011)。由此可见,王仙岭岩体应为一个多期次侵位的复式岩体。

在王仙岭岩体的东南侧发育有一系列NE向花岗斑岩脉,这些岩脉绝大多数无明显蚀变,斑晶以长石为主,石英次之,SHRIMP锆石U-Pb年龄为154.7±0.5Ma~159±3Ma(Wei et al., 2007章荣清等,2010)。仅在矿区西南侧的龙潭附近见有一条强烈蚀变的花岗斑岩脉,斑晶以石英为主,长石次之,SHRIMP锆石U-Pb年龄为142±2Ma(蔡明海等,2006Wei et al., 2007)。

3 矿床地质特征

荷花坪矿区的锡多金属矿化产于王仙岭岩体东南接触带附近,发现有Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ号4个主要矿体(图 1图 2)。

Ⅰ号矿体产于岩体内接触带的野鸡窝-桃花笼一带,受NE向断裂控制,沿断裂破碎带分布有大量角岩化、矽卡岩化围岩捕掳体,矿化主要产在围岩捕掳体内。矿体呈脉状,长约1800m,平均厚4.45m,Sn平均品位0.93%;Ⅱ号矿体产于岩体外接触带泥盆系地层中,受NE向断裂控制,与I号矿体平行产出。矿体呈脉状,长约1320m,平均厚4.20m,Sn平均品位0.58%;Ⅲ号矿体分布在矿区西侧的龙潭附近,受NE向断裂控制,由强烈矿化蚀变的碎裂砂岩和碎裂花岗斑岩组成,部分地段整个岩脉均为矿体的组成部分。矿体呈脉状,长约370m,厚3.40~18.0m,Sn平均品位0.51%;Ⅳ号矿体为区内规模最大的矿体,呈似层状产在跳马涧组砂岩和棋梓桥组灰岩界面附近的层间破碎带中,并被花岗斑岩脉穿切。矿体断续长约2600m,厚7.94m,Sn平均品位0.61%。

区内矿石自然类型主要有矽卡岩型和蚀变碎裂岩型两类,后者也被称为锡石硫化物型(章荣清等,2011)。

(1) 矽卡岩型矿石

该类型矿石是Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ号矿体的主体组成部分,矿石具他形-半自形粒状结构、交代结构,矿石构造有浸染状、条纹状和块状等。围岩蚀变为矽卡岩化、大理岩化和绿泥石化等。根据野外观察和室内镜下鉴定情况,矽卡岩型矿化可分为三个阶段: Ⅰ-含锡矽卡岩阶段,该阶段的金属矿物有锡石、黄铁矿、磁黄铁矿、磁铁矿、辉钼矿、白钨矿等,非金属矿物有石英、石榴石、透辉石、透闪石、萤石、绿柱石等,锡石粒径一般0.01~0.10mm,呈不规则粒状分布于矽卡岩矿物粒间;Ⅱ-硫化物阶段,主要金属矿物有黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等,方铅矿与闪锌矿、黄铜矿共生,交代早阶段黄铁矿、磁黄铁矿,非金属矿物主要有石英、绢云母等。该阶段以铅锌矿化为主,局部形成独立的铅锌矿体,镜下未见锡石矿物;Ⅲ-石英-方解石阶段,石英-方解石脉中含少量黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿等金属矿物。

(2)蚀变碎裂岩型矿石

该类型矿石可细分为两个亚类:

①Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ号矿体矽卡岩型矿石中叠加的蚀变碎裂岩型矿石。该类型矿石主要由含矿云英岩脉、石英脉和含浸染状矿化的蚀变碎裂岩组成,并见有早期矽卡岩型矿石形成的张性构造角砾。矿石具他形-半自形粒状结构、交代结构,矿石构造有浸染状、细-网脉状和块状等。围岩蚀变有云英岩化、硅化、绿泥石化、萤石化和碳酸盐化等。该类型矿化可分为两个阶段:Ⅰ-锡石-硫化物阶段,主要金属矿物有黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、辉铋矿、锡石等,非金属矿物有石英、白云母、绿泥石、萤石等;Ⅱ-方解石阶段,方解石脉呈不规则状产出,基本不含硫化物。

②Ⅲ号矿体中独立产出的蚀变碎裂砂岩型和蚀变碎裂花岗斑岩型矿石,由于有部分蚀变碎裂的花岗斑岩脉属矿体组成部分,吴寿宁(2006)将Ⅲ号矿体称之为“斑岩型”。该类矿石中主要金属矿物有锡石、辉铋矿、磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等,金属矿物呈浸染状和细网脉状产出,但脉体之间并无明显穿插关系,镜下偶见方铅矿交代磁黄铁矿。此外,矿体中见有少量基本不含硫化物的方解石-石英细脉,呈不规则状产出。据此,将该类型矿化分为两个阶段:Ⅰ-锡石-硫化物阶段;Ⅱ-方解石阶段。

4 样品采集与测试方法

本次用于Ar-Ar同位素测年的3个样品采自Ⅱ和Ⅳ号矿体(图 2)。其中,HH8-1白云母样品及HH8-2石英样品分别采自Ⅱ号矿体蚀变碎裂岩型矿石中的云英岩脉和石英脉。云英岩脉宽2~8mm,脉中见有辉铋矿、黄铁矿、锡石等金属矿物,白云母呈片状,粒径2~5mm;石英脉宽约5mm,脉中见有矽卡岩型矿石的张性角砾和黄铁矿、方铅矿等金属矿物。HH11-1石英样品采自Ⅳ号矿体边部蚀变碎裂岩型矿石中的乳白色石英脉,脉宽约8mm,脉中见有少量黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、锡石等金属矿物。

将采集样品碎至60目左右,然后在显微镜下挑选出纯净的石英和白云母单矿物作为实验样品。实验样品与标准样品分别用铝箔和铜箔包装成小圆饼状(直径约为5~7mm,厚5~10mm)装入小铝罐内,密封好。样品罐送中国原子能科学研究院49-2反应堆照射50h,快中子通量为(6.0~6.5)×1012/cm2·s。中子通量检测标准样品采用北京房山花岗闪长岩黑云母ZBH-2506,其年龄为132.5Ma。标样用激光全熔进行质谱Ar同位素组成分析,得到J值,然后根据J值变化曲线方程和样品的位置计算出每个样品的J值。干扰Ar同位素校正因子为(39Ar/37Ar)Ca=8.984×10-4、(36Ar/37Ar)Ca=2.673×10-4、(40Ar/39Ar)K=5.97×10-3。Ar同位素分析在中国科学院广州地球化学研究所GVI-5400质谱计上完成,激光加热采用COHERENT-50W二氧化碳激光器。应用全金属超真空碎样装置提取流体包裹体。实验前,整个提取系统用加热带缠绕烘烤,以降低系统本底。样品在碎样管中用温控电炉在150℃下加热12h,以除去样品表面吸附的气体。提取的包裹气体经过新研制的有机杂质气体纯化装置处理后,再经过两个温度分别为400℃和Zr-Al室温的SAES NP10进一步纯化,获得较纯净的惰性气体,送入质谱计进行Ar同位素组成分析。电子倍增器灵敏度为1.64×10-15mol/mV。40Ar-39Ar数据使用ArArCALC ver.2.4(Koppers,2002)进行计算和作图。

5 分析结果 5.1 白云母Ar-Ar年龄

白云母样品Ar同位素测试结果见表 1

表 1 白云母(HH8-1)样品同位表测试结果40Ar/39Ar Table 1 40Ar/39Ar analytical date for muscovite sample (HH8-1)

样品HH8-1获得坪年龄为151.88±1.58Ma(图 3a),等时线年龄152.17±2.62Ma(图 3b)、反等时线年龄152.09±2.59Ma(图 3c),MSWD=0.49。

由于白云母中Ar对后期地质作用很敏感,因此,即使部分受到后期叠加改造作用的影响,也会形成明显的扩散丢失图谱(Wijbrans and McDougall, 1986),而未受扰动的白云母则形成平坦的年龄谱(邱华宁和彭良,1997)。从表 1图 3不难发现,本次测定的白云母样品呈平坦型年龄谱,表明白云母形成以后基本未受到后期热事件的扰动。等时线和反等时线年龄对应的40Ar/36Ar初始值分别为291.8和293.3,与大气氩比值(295.5)接近,表明无过剩氩。坪年龄、等时线年龄和反等时线年龄十分接近,反映本次所测白云母样品的年龄真实可靠。

图 3 样品HH8-1白云母40Ar/39Ar坪年龄谱图(a)、等时线图(b)和反等时线图(c) Fig. 3 40Ar/39Ar spectrum and plateau age(a),normal isochron age(b)and inverse isochron age(c)from muscovite sample(HH8-1)
5.2 石英的Ar-Ar年龄

2个石英样品Ar同位素测试结果见表 2

表 2 石英样品(HH8-2和HH11-1)40Ar/39同位素测试结果 Table 2 40Ar/39Ar analytical date for quartz samples (HH8-2 and HH11-1)

样品HH8-2和HH11-1石英40Ar/39Ar坪年龄、等时线年龄和反等时线年龄分别见图 4图 5

图 4 样品HH8-2石英40Ar/39Ar坪年龄谱图(a)、等时线图(b)和反等时线图(c) Fig. 4 40Ar/39Ar spectrum and plateau age(a),normal isochron age(b)and inverse isochron age(c)from quartz sample(HH8-2)

图 5 样品HH11-1石英40Ar/39Ar坪年龄谱图(a)、等时线图(b)和反等时线图(c) Fig. 5 40Ar/39 Ar spectrum and plateau age(a),normal isochron age(b)and inverse isochron age(c)from quartz sample(HH11-1)

从分析数据(表 2)和图 4a图 5a不难看出,HH8-2和HH11-1两个石英样品年龄谱均呈平坦型。

样品HH8-2坪年龄155.39±7.04Ma(图 4a),等时线年龄155.34±16.34Ma(图 4b),反等时线年龄155.32 ± 16.29Ma(图 4c),MSWD=0.08。等时线和反等时线年龄对应的40Ar/36Ar初始值为388.8,高于大气氩比值(295.5),表明有过剩氩,但坪年龄、等时线年龄和反等时线年龄基本一致,反映样品的年龄真实可靠。

样品HH11-1坪年龄156.94±1.64Ma(图 5a),等时线年龄156.94±1.99Ma(图 5b),反等时线年龄156.94 ± 1.99Ma(图 5c),MSWD=0.24。等时线和反等时线年龄对应的40Ar/36Ar初始值为331.2,高于大气氩比值(295.5),表明有过剩氩,但坪年龄、等时线年龄和反等时线年龄相近,样品的年龄真实可靠。

6 问题讨论 6.1 荷花坪矿区多期成矿作用时代的厘定

作者早先获得了Ⅳ号主矿体中早期矽卡岩型矿石辉钼矿的Re-Os等时线年龄为224.0±1.9Ma(蔡明海等,2006),该年龄值与王仙岭岩体中印支期早阶段中粗粒似斑状含电气石黑云母花岗岩的成岩年龄(222.5~226Ma,柏道远等,2006;235.0±1.3Ma,郑佳浩等,2012)接近。野外观察表明,区内的矽卡岩化主要产在中粗粒似斑状含电气石黑云母花岗岩与泥盆系地层的接触带附近,岩体本身普遍含电气石,且发生了云英岩化,而晚阶段的中细粒黑云母花岗岩(212±4Ma,Wei et al., 2007)中无明显蚀变现象,与围岩接触部位也没有发现矽卡岩化,因此推断区内矽卡岩型矿化主要与印支期早阶段的中粗粒似斑状含电气石黑云母花岗岩有关,成矿作用发生在晚三叠世(T3),属印支晚期成矿。

产于Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ号矿体中的蚀变碎裂岩型矿石叠加在矽卡岩型矿石之上,其内发育有云英岩脉和石英细脉,并包裹有早期矽卡岩型矿石的张性构造角砾,表明该期成矿作用应在矽卡岩成矿之后。云英岩脉和石英细脉中见有少量黄铁矿、黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、辉铋矿等金属矿物,偶见有锡石呈粒状镶嵌在石英矿物之间,明显有别于晚阶段呈不规则状产出、且不含硫化物的石英-方解石或方解石细脉,代表了晚期主成矿阶段(Ⅰ阶段)产物。

本次采用40Ar/39Ar法获得的1个白云母样品和2个石英样品坪年龄分别为151.88±1.58Ma、155.39±7.04Ma和156.94±1.64Ma,三者在误差范围内基本一致,表明荷花坪矿区在燕山早期发生了一次成矿作用的叠加,这也与野外观察到的地质现象相符合。区内燕山期岩体由细粒黑云母花岗岩和中粗粒黑云母花岗岩组成,成岩年龄分别为155.9±1.0Ma和157.1±0.8Ma。前者在地表出露,基本无蚀变;后者主要在钻孔中见及,发育有云英岩化、萤石化等。由此推测,燕山早期的成矿作用可能与同期的中粗粒黑云母花岗岩有关。

区内的Ⅲ号矿体比较特殊,部分燕山晚期花岗斑岩脉本身就是矿体一部分,由于没能挑选出适合测年的矿物样品,因此未能直接获得其成矿年龄,但作为矿体组成部分的花岗斑岩脉的成岩年龄(142±2Ma,Wei et al., 2007)限定该期成矿作用应在发生在142Ma±,可能与邻区柿竹园钨锡多金属矿的晚期成矿(134.0±1.6Ma,毛景文等,2004),以及芙蓉矿田42号脉成矿年龄146±5Ma(李华芹等,2006)相当,属燕山晚期成矿。

综上所述,荷花坪矿区存在印支晚期(224Ma±)、燕山早期(151~156Ma)和燕山晚期(142Ma±)多期成矿作用,分别与王仙岭岩体中印支期中粗粒似斑状含电气石黑云母花岗岩、燕山早期中粗粒黑云母花岗岩以及燕山晚期的花岗斑岩脉有关。

6.2 湘南地区钨锡多金属成矿的时空分布

湘南地区产出有柿竹园W-Sn-Mo-Bi-F矿床、芙蓉Sn矿床、瑶岗仙W矿床、新田岭W矿床、白云仙W矿床、香花岭Sn-W-Pb-Zn多金属矿床、黄沙坪Pb-Zn多金属矿床、宝山Pb-Zn-Ag多金属矿床、荷花坪Sn多金属矿等多个大型、超大型矿床,是南岭中段一个重要的有色金属矿化集中区。据不完全统计,全区共探明钨储量约170万吨,锡储量约90万吨,铋储量约25万吨,钼储量约20万吨(毛景文等,2004)。湘南地区如此巨量的金属富集究竟有几次成矿作用,以及它们的时空分布特点和成矿环境等是众所关注的科学问题。

近几年,诸多学者运用Re-Os、40Ar/39Ar和SHRIMP锆石U-Pb方法对于湘南地区的主要矿床进行了精确测年(表 3),这些资料比较清楚地构筑出了湘南地区成矿的年龄格架。

表 3 湘南地区成矿年龄数据表 Table 3 Metallogenic ages of deposits in southern Hunan Province

表 3可以看出,湘南地区钨锡多金属成矿主要发生在中生代的晚三叠世至晚白垩世,可分为224Ma、169~170Ma、150~161Ma、134~146Ma和91Ma等五个成矿期。成矿作用的时空分布显示出以下特点:

(1) 发生在150~161Ma间的成矿作用在湘南地区绝大多数矿床中均有显示,是区内影响范围最为广泛的一次成矿作用。该期成矿作用也是南岭钨锡多金属的成矿高峰期(毛景文等, 20042007彭建堂等,2007华仁民等,2005a)。

(2) 湘南地区存在134~146Ma一期成矿作用。除了表 3所列的柿竹园矿区云英岩型矿脉白云母的Ar-Ar年龄为134.6±1.6Ma外,李华芹等(2006)获得芙蓉矿田10号脉矿石的Rb-Sr等时线年龄为137±5Ma、19号脉矿石-矿物Sm-Nd等时线年龄为133±15Ma;马丽艳等(2010)获得金船塘锡多金属矿石英的Rb-Sr等时线年龄为133.4±5.9Ma、红旗岭锡多金属矿矽卡岩矿物Sm-Nd等时线年龄为141±11Ma。尽管部分资料由于方法本身的局限性或测试技术的限制,可能有一定误差,但不同方法(Rb-Sr、Sm-Nd、Ar-Ar)均有该年 龄段的数据显示,特别是在荷花坪和芙蓉矿区矿化斑岩脉中获得锆石的SHRIMP U-Pb年龄分别为142±2Ma(Wei et al., 2007)和146±5Ma(李华芹等,2006),进一步证实了湘南地区确实存在该期成矿作用。

从空间分布来看,发生在134~146Ma间的成矿作用的影响范围主要为NE向郴州-临武深大断裂带,如荷花坪矿床、柿竹园矿床和芙蓉矿床等。该带内NE向岩脉成群出现,是地壳强烈拉张的构造显示。千里山岩体附近的花岗斑岩脉、辉绿玢岩脉的40Ar/39Ar坪年龄分别为144.41±2.83Ma和142.34±2.85Ma(刘义茂等,1997);骑田岭花岗岩邻近的杉山岭正长岩40Ar/39Ar坪年龄为141.30±2.83Ma(刘义茂等,2002);荷花坪矿区含矿花岗斑岩脉锆石SHRIMP U-Pb年龄为142±2Ma(Wei et al., 2007);芙蓉矿田含矿花岗斑岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为146±5Ma(李华芹等,2006)。这些资料表明,湘南地区NE向郴州-临武深大断裂带内燕山晚期(134~146Ma)在拉张的构造背景下发生了一期较为强烈的成岩、成矿作用。该期成矿作用影响范围及强度不及燕山早期成矿作用,矿化元素主要为Sn、Bi,伴生有Pb、Zn等。

(3) NE向郴州-临武深大断裂带内多期成矿作用明显,如荷花坪矿区发育有224Ma、151~156Ma和142Ma三期成矿作用,柿竹园矿区有151~158Ma和134Ma二期成矿作用叠加,芙蓉矿田同样存在150~160Ma和146Ma二期成矿作用。

(4) 发生在早-中侏罗世(169~170Ma)的成矿作用影响范围主要集中在东南部隆起区及其附近,如瑶岗仙钨矿、白云仙钨矿等;而晚白垩世成矿作用仅在西南角界牌岭矿区有所显示。早-中侏罗世和晚白垩世的成矿作用目前获得的年龄数据较少,有待进一步研究。

华仁民等(2005a)提出华南地区中生代发生了燕山早期(180~170 Ma)和(150~139 Ma)、燕山晚期(125~98 Ma)三次大规模成矿作用;毛景文等(2008)认为华南地区中生代可能存在晚三叠世(230~210 Ma)、晚侏罗世(170~150 Ma)和白垩纪(134~80 Ma)三次大规模成矿作用。尽管对大规模成矿作用时限的划分存在一定差别,但同样表明了华南地区中生代存在多期成矿作用。湘南地区发育有224Ma、169~170Ma、150~161Ma、134~146Ma和91Ma五个成矿期,多期成矿作用的发生可能是湘南地区有色金属超量聚集的主要原因之一。

6.3 成矿构造环境讨论

对于包括研究区在内的南岭乃至华南地区燕山期成矿构造环境,前人进行了深入研究。目前比较一致的认识是燕山期华南岩石圈出现过多期次的伸展作用,成矿属区域地壳拉张-岩石圈伸展减薄背景下壳幔相互作用的结果(毛景文等, 20042007华仁民等,2005b路远发等,2006彭建堂等,2007)。关于中生代华南地区构造转化的时限,贾小辉等(2014)李武显等(2013)认为早侏罗世华南处在印支运动晚期的后造山伸展或者垮塌过程中,甘成势等(2016)则提出华南从古特提斯构造域向古太平洋构造域转换的时限应晚于早侏罗世。

对南岭地区印支期成矿事件以往很少受到关注。近年来,继蔡明海等(2006)在湘南荷花坪矿区发现有印支期成矿之后,又在赣南和桂东北等地识别出有印支期成矿作用,如刘善宝等(2008)获得赣南仙鹅塘钨锡石英脉中白云母的40Ar/39Ar坪年龄为231.4±2.4Ma;杨锋等(2009)测定了栗木锡矿云英岩化花岗岩中白云母的40Ar/39Ar坪年龄为214.1±1.9Ma;邹先武等(2009)获得与都庞岭岩体有关的李贵富W-Mo矿床辉钼矿Re-Os等时线年龄为211.9±6.4Ma;李晓峰等(2012)测得与苗儿山岩体有关的高岭石英脉型W-Mo矿4件辉钼矿的Re-Os年龄分别为215.3±8.6Ma、213.6±5.6Ma、225.1±5.8Ma和227.3±3.4Ma,云头界W-Mo矿2件辉钼矿的Re-Os年龄分别为226.2±4.1Ma和219.3±4.0Ma。这些资料表明,南岭地区存在印支晚期成矿作用。

关于华南地区印支期的构造环境近年来已有较多研究,提出了不同认识。Liang and Li(2005)认为扬子和华夏地块在印支早期发生了强烈的陆内碰撞与汇聚及前陆盆地的沉积作用,中、晚三叠世由挤压构造向伸展构造转换;Zhou et al.(2006)提出,早中三叠世花岗岩为同碰撞花岗岩,中晚三叠世花岗岩为后碰撞花岗岩;Wang et al.(2007)认为,印支早期花岗岩(228~243Ma)为挤压环境下的同碰撞花岗岩,而印支晚期(206~220Ma)则转变为伸展环境下的后碰撞花岗岩;于津海等(2007)则认为,华南的印支期变质-岩浆活动具有两阶段特征,第一阶段花岗岩(249~225Ma)形成于同碰撞环境,第二阶段花岗岩(207~225Ma)为后碰撞或晚碰撞晚期的产物;毛景文等(2008)提出,华南三叠纪W-Sn-Nb-Ta成矿事件的时限为214~239Ma,与后碰撞花岗岩有密切关系;张岳桥等(2009)则认为华南地区印支期花岗岩属同构造地壳深熔作用的产物,形成于同碰撞环境;李晓峰等(2012)则提出,华南地区印支期存在两阶段成矿作用,分别形成于不同的动力学背景,即220Ma左右的成矿作用可能形成于挤压背景,而210Ma左右的成矿作用则形成于伸展的背景中。由此可见,对华南地区印支晚期构造背景存在着挤压与伸展两种不同认识。

湘南道县辉长岩包体的形成时间为224Ma(郭锋等,1997),保安圩中心铺玄武岩206Pb/238U 的加权平均年龄为212.3±1.7Ma、李宅湘碱性玄武岩206Pb/238U加权平均年龄为205.5±3.0Ma(刘勇等,2010),这些指示了印支晚期湘南地区存在基性岩浆的底侵作用。Hf同位素研究表明,荷花坪矿区印支期中粗粒似斑状黑云母花岗岩εHf(t)为-7.92~+4.61(郑佳浩和郭春丽,2012),明显高于印支期壳源大容山-十万大山花岗岩的εHf(t)值(-11~-9)(祁昌实等,2007),表明印支期成岩过程中有幔源物质参与。稀有气体示踪研究显示,印支期矽卡岩型矿石中黄铁矿的3He/4He=0.15~2.49Ra,成矿过程中亦有地幔物质参与(蔡明海等,2012)。湘南地区印支期基性岩浆活动及荷花坪矿床印支期成岩、成矿过程中均有幔源物质的参与,它们共同指示南岭地区中生代构造体制的转换或岩石圈伸展减薄可能始于印支主期(244~230 Ma)之后的224Ma左右,即晚三叠世。

7 结论

(1) 荷花坪锡多金属矿区早期矽卡岩型矿石辉钼矿Re-Os年龄为224.0±1.9Ma;晚期蚀变碎裂岩型矿石中1个白云母样品的坪年龄为151.88±1.58Ma,2个石英样品的坪年龄分别为151.88±1.58Ma和156.94±1.64Ma;最晚期成矿卷入了花岗斑岩脉,岩脉中锆石SHRIMP U-Pb为142±2Ma。表明荷花坪矿区存在3期成矿作用,分别与印支期中粗粒含电气石黑云母花岗岩、燕山期中粗粒黑云母花岗岩和燕山晚期花岗斑岩脉有关。

(2)湘南地区成矿作用可分为224Ma、169~175Ma、151~161Ma、133~146Ma和91Ma等五个成矿期,多期成矿作用叠加是湘南地区有色金属超量聚集的主要原因之一。

(3) 湘南地区不同期成矿作用的构造环境均为岩石圈的伸展,中生代由挤压向伸展的构造转换时期可能发生在晚三叠世。

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