岩石学报  2018, Vol. 34 Issue (9): 2565-2580   PDF    
湘南黄沙坪多金属矿床花岗质岩浆性质及演化对成矿差异的约束
原垭斌1 , 袁顺达1 , 赵盼捞1 , 张东亮2     
1. 中国地质科学院矿产资源研究所, 国土资源部成矿作用与矿产资源评价重点实验室, 北京 100037;
2. 中南大学地球科学与信息物理学院, 长沙 410083
摘要:黄沙坪矿床是湘南地区最大的铅锌矿床,除铅、锌外,可供开采利用的矿种还包括钨、锡、钼、铜、铁、硫等。矿区内岩浆作用复杂、成矿元素多样、矿化类型丰富,是研究湘南地区斑岩-矽卡岩-热液脉型Cu多金属与矽卡岩W-Sn多金属复合成矿作用的理想对象。为查明矿区Cu多金属与W多金属复合成矿机理,本文在已有研究的基础上,从岩石学、矿物学及元素地球化学等方面分别对区内石英斑岩和花岗斑岩这两类成矿岩体开展了系统研究。结果表明,两类岩体具有相似的源区特征,但在源区性质及其演化过程方面仍存在差异:石英斑岩侵位深度更浅,具有相对较高的氧逸度和较低的形成温度;而花岗斑岩则侵位相对更深,具有更高的形成温度和极高的分异演化程度、更低的氧逸度。这些地球化学特征差异可能是制约石英斑岩成铜矿而花岗斑岩成钨矿的重要原因。
关键词: 复合成矿     岩体成矿差异     黄沙坪矿床     湘南地区    
Properties and evolution of granitic magma in the Huangshaping polymetallic deposit, southern Hunan: Their constraints to mineralization differences
YUAN YaBin1, YUAN ShunDa1, ZHAO PanLao1, ZHANG DongLiang2     
1. MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
2. Geophysics Information College of Central South University, Changsha 410083, China
Abstract: The Huangshaping polymetallic deposit is the largest Pb-Zn deposit in southern Hunan Province, and it also has large reserves of W, Sn, Mo, Cu, Fe and S being mined besides Pb and Zn. The deposit is characterized by its complex magmatism, multiple metal association and different mineralization type, which make it an ideal deposit to clarify the enigma that two distinct mineral assemblages, the porphyry-skarn-vein Cu and skarn W-Sn deposits, occurred in the same region in southern Hunan. To illuminate this issue, we present whole-rock geochemistry and mineral chemistry data of the quartz porphyry and granite porphyry in the Huangshaping ore district which is associated with skarn Cu and skarn W-Sn-Mo mineralization, respectively. The results indicate that the two types of ore-related rocks have the same source, and they have differences in magma properties and evolution processes:the quartz porphyry is characterized by relative shallow emplacement depth, high oxygen fugacity and low initial magma temperature; in contrast, the granite porphyry show features of relative deep emplacement depth, low oxygen fugacity, high initial magma temperature and a high degree of fractional crystallization. These differences may provide the main constraints on the mineralization differences of the quartz porphyry and granite porphyry in the Huangshaping polymetallic deposit.
Key words: Complex mineralization     Mineralization differences constrained by granites     Huangshaping deposit     Southern Hunan    

湘南地区成矿地质条件优越,于中、晚侏罗世爆发的大规模成岩成矿作用不仅形成了一系列大型-超大型W-Sn多金属矿床,同时还发育了一套Cu多金属矿床,显示出W-Sn与Cu多金属两套成矿作用类型在该区复合成矿的特点(Yuan et al., 2007, 2008; Mao et al., 2013)。区域范围内,这两套矿床成矿机制的差异一直是矿床学研究的焦点。黄沙坪矿床位于湘南地区的西部,为区内最大的铅锌矿山,是区域上Cu和W-Sn多金属复合成矿的代表性矿床,同时产出Pb-Zn-Ag-W-Sn-Mo-Fe-Cu及非金属S等矿种。矿区内花岗质岩体规模较小,但伴随的矿化类型丰富,总体分为:与花岗斑岩有关的矽卡岩型W-Sn-Mo-Pb-Zn矿体;与石英斑岩有关的斑岩-矽卡岩型Cu-Pb-Zn矿体(艾昊,2013原垭斌等,2014b)。近年来,很多学者围绕黄沙坪矿床花岗岩与多金属成矿关系进行了大量的研究工作,为厘清矿区内成岩成矿机制提供了重要依据。然而,目前对该矿区这两种成矿岩体的岩浆源区认识方面还存在较大争论。部分学者认为矿区与W-Mo-Sn成矿及与Cu成矿有关的花岗质岩体分别来自不同的源区,其中,与铜矿有关的石英斑岩来自下地壳物质的部分熔融,或有地幔物质的加入,在成因上与宝山、铜山岭典型的Cu-Pb-Zn多金属矿花岗闪长斑岩相似,而与W-Mo-Sn成矿有关的花岗斑岩是上地壳变质基底的部分熔融的产物;也有学者认为矿区岩体与千里山、骑田岭等岩体属于同一类型,与铜山岭和宝山等花岗闪长斑岩有明显差异,为地壳物质的部分熔融(姚军明等,2005; Li et al., 2014, 2016; Ding et al., 2016)。因此,造成矿区花岗岩成矿差异是两套成岩系统相互叠加作用的结果,抑或与区内同源岩浆的不同演化机制有关?对这一问题的解答是深入探讨并理解该多金属复合矿床成因机理的关键。

本文在详细野外地质调查和已有锆石Hf同位素研究(艾昊,2013原垭斌等,2014a)基础上,对矿区新鲜的石英斑岩与花岗斑岩全岩主微量元素、主要造岩矿物的主量元素及副矿物锆石的原位微区微量元素进行系统分析,对比研究两类成矿岩体的侵位条件及其元素地球化学特征,并与区域上典型的W-Sn及Cu多金属矿成矿岩体对比,初步探讨两类花岗质岩石成因及演化差异,为全面认识矿床成因、研究多金属复合成矿机理提供新的理论依据。

1 区域概况及矿区地质特征

湘南地区在构造上处在扬子板块与华夏板块的对接带上,同时位于EW向“南岭成矿带”与NE向“钦杭成矿带”的结合部位。由于其特殊的大地构造位置,且长期以来经历了多期次复杂的构造岩浆活动,在该区发育了一系列花岗岩体,并相伴产生了世界级的W-Sn多金属矿床(Yuan et al., 2011),同时还发育一套与板内高钾钙碱性系列岩石有关的斑岩-矽卡岩-热液型Cu-Pb-Zn-Ag(Au)多金属矿床(华仁民等,2003),且这两套成岩成矿体系均沿着NE向深大断裂侵位和成矿(毛景文等, 2008, 2011),构成了湘南钨锡多金属矿集区。

黄沙坪多金属矿床位于湘南钨锡多金属矿集区的西缘,在大地构造位置上处于(耒)阳-临(武)南北向构造带的中段(图 1),矿区内发育一系列近南北向的复式褶皱和逆冲断层(图 2)。其中,褶皱构造主要为坪宝复式向斜的一部分,主要由宝岭-观音打座复式倒转背斜、上银山向斜和上银山背斜组成。区内断裂按其走向可分为近南北向(F1、F2、F3)、东西向(F0、F6、F9)、北东向、北西向四组。这些褶皱、断裂构造既控制了岩体的产出,同时也是重要的控矿构造(雷泽恒等,2010)。矿区出露的地层比较简单,除部分为泥盆系上统外,主要为石炭系下统的一套海相-浅海相碳酸盐岩夹陆源碎屑岩沉积建造,岩性以灰岩为主,含少量的砂页岩。容矿地层为石磴子组和测水组,石磴子组岩性为灰岩,自下而上依次为层状致密灰岩、生物碎屑灰岩及泥质灰岩,测水组为一套钙质砂岩、灰岩和砂页岩(童潜明等,1986)。区内岩浆作用强烈,总体侵位较浅,产出面积较小,但分布广泛,岩石类型从酸性至中酸性均有发育,主要有石英斑岩、花岗斑岩和英安斑岩,其中英安斑岩与石英斑岩出露于地表,花岗斑岩为隐伏岩体。空间上,英安斑岩与矿化无明显关系;石英斑岩主要与Cu-Pb-Zn矿化关系密切,岩体内局部发育斑岩型铜矿化,多以细网脉或浸染状产出,在与围岩的接触带附近出现矽卡岩型Cu-Pb-Zn矿化,矿体产状和形态多受接触带控制,矿石矿物主要为闪锌矿、磁黄铁矿、方铅矿、黄铜矿;而在花岗斑岩与石凳子组灰岩的接触带周围发育一套矽卡岩型W-Mo-Sn-Pb-Zn矿化,矿体形态与矽卡岩形态基本一致,矽卡岩组成矿物为石榴子石、阳起石、绿帘石、透闪石和萤石等,金属矿物包括磁铁矿、白钨矿、辉钼矿、锡石等。

图 1 湘南地区地质矿产略图(据Peng et al., 2006改编) Fig. 1 Sketch map of nonferrous metal deposits in southern Hunan Province (modified after Peng et al., 2006)

图 2 黄沙坪矿区地质略图(据雷泽恒等,2010改编) Fig. 2 Geological sketch map of the Huangshaping polymetallic deposit (modified after Lei et al., 2010)
2 矿区成矿岩体岩石岩相学特征

本次采集的石英斑岩与花岗斑岩均为井下新鲜或微弱蚀变的样品,经过详细的手标本描述和显微镜下观察(图 3),黄沙坪矿床与成矿有关的花岗质岩石主要特征如下。

图 3 黄沙坪矿区成矿岩体和典型矿石野外及显微照片 (a)矿区石英斑岩;(b)石英斑岩手标本;(c)花岗斑岩手标本;(d)石英斑岩镜下结构(HSP-7,正交偏光);(e)花岗斑岩(HSP-2,正交偏光);(f)花岗斑岩(HSP-2,正交偏光)中局部有显微文象结构出现;(g)矽卡岩型铜矿石;(h)矽卡岩型钨锡矿石 Fig. 3 Photos and micrographs for the granites and ores from the Huangshaping deposit (a) quartz porphyry in mineral area; (b) quartz porphyry; (c) granite porphyry; (d) photomicrograph of quartz porphyry (HSP-7, crossed light); (e) photomicrograph of granite porphyry (HSP-2, crossed light); (f) graphic texture partly appeared in the photomicrograph of granite porphyry (HSP-2, crossed light); (g) ore from skarn copper deposit; (h) ore from skarn W-Sn deposit

石英斑岩 矿区石英斑岩侵位较浅,部分出露地表。此次石英斑岩(图 3)采自矿区-96中段5线石门3附近,全岩样品浅红-暗肉红色,块状构造,以斑状结构为主,斑晶含量为5%~20%,主要以石英为主,尚有少量钾长石和斜长石,石英斑晶部分受熔蚀呈港湾状,粒径多不足1mm,局部可达3mm,钾长石斑晶多为浅红色的低透长石,粒径约1mm左右,呈板状分布,斜长石斑晶多已蚀变成高岭石。此外,岩体中副矿物以发育榍石区别于矿区花岗斑岩。基质颗粒极细,多呈霏细结构,主要为长英质矿物。

花岗斑岩 矿区花岗斑岩为隐伏岩体,此次花岗斑岩(图 3)分别采自矿区坑道-96中段111线和56中段石门8附近,通过手标本和显微镜下特征可以看出,全岩样品为浅灰色-浅肉红色,斑状结构,块状构造。斑晶含量约为12%~25%,主要为钾长石(4%~10%)、石英(6%~15%)、斜长石(2%~5%),还有少量黑云母,基质呈细粒的花岗结构,局部有显微文象结构,矿物组分与斑晶基本接近。镜下特征显示石英边部多熔蚀呈不规则状,钾长石有明显的卡式双晶,斜长石呈自形条状,局部发生绢云母化。

3 分析测试方法

此次分析测试主要针对全岩样品进行了主要造岩矿物电子探针成分分析、岩石主、微量元素以及副矿物锆石的微量元素测定,主要分析测试方法如下。

(1) 长石、黑云母电子探针成分分析:此次对黄沙坪岩体的主要造岩矿物(长石和黑云母)电子探针成分的分析测试工作在国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室电子探针室完成,所用仪器为JXA-8800电子探针仪,工作条件为15kV电压与20nA电流,束斑直径为5μm。

(2) 全岩主、微量元素测定:在详细的手标本与显微镜下观察基础上,挑选无蚀变或有微弱蚀变的两类新鲜样品(石英斑岩和花岗斑岩),在无污染条件下粉碎至200目后进行主量元素与微量元素测试,分析测试在国家地质测试中心完成,主量元素分析通过X荧光光谱仪(3080E)运用X射线荧光法(XRF)测定,分析精度优于2%~5%。岩石微量元素测试是在离子质谱仪(X-series)上采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)进行的,相对标准偏差小于5%。

(3) 锆石的微量元素分析:先将用于锆石原位微区分析的两类岩石样品粉碎至80~100目,再先后采用常规浮选和电磁选方法进行分选,然后在双目镜下挑选出晶型和透明度较好的锆石颗粒,接着将这些有代表性的锆石颗粒固定在无色透明的环氧树脂上,对环氧树脂表面抛光使锆石完全暴露以待测试。在固化于样品靶上的锆石颗粒当中选取测试点时,分别进行了阴极发光(CL)和透、反射光照相,反复对比CL图像和显微镜下锆石照片,力求避开其内部裂隙和包裹体等干扰因素。

锆石的原位微量元素测试工作在国家测试中心完成,采用方法为激光剥蚀等离子质谱法(LA-ICP-MS)。仪器为Thermo Element Ⅱ等离子质谱仪,New Wave UP-213激光剥蚀系统。实验过程采用He作为剥蚀载气,激光波长为21 3nm,束斑直径40μm,能量0.176mJ,脉冲10Hz,密度23J/cm2,实验测试时首先遮挡激光束,进行15s空白背景采集,接着对样品连续剥蚀采集45s,停止剥蚀后,继续吹扫15s做系统清洗,单点分析测试为75s。质谱参数为:冷却气流速15.55L/min,辅助气流速0.67L/min,载气流速为0.58L/min,射频发生器功率为1205W,样品气流速0.819L/min。数据分析测试标样是NIST-600。

4 分析测试结果 4.1 主要造岩矿物电子探针分析结果 4.1.1 长石

长石的探针成分结果(表 1)表明,石英斑岩中长石组分包含碱性长石和奥长石,钾长石的端员组分Or为75.32~86.45,Ab为13.40~24.23,An成分非常低,为0.09~0.45,所测的典型钠长石的端元组分Ab为91.21、Or为1.94、An为6.86,此外,石英斑岩中的斜长石还包含奥长石,其端元组分Ab为82.93、Or为4.19、An为12.88。

表 1 石英斑岩和花岗斑岩中长石电子探针成分分析结果(wt%) Table 1 Chemical compositions of representative feldspar from the Huangshaping granites by electron microprobe analysis (wt%)

花岗斑岩的长石几乎全为碱性长石,钾长石的端员组分Or为84.67~89.04,Ab为10.87~15.33,几乎不含CaO成分。其钠长石中An端元组分也非常低,明显小于石英斑岩中钠长石CaO含量,Ab端元组分为97.66~97.74,Or端元组分为0.54~0.64。

4.1.2 黑云母

黄沙坪矿区石英斑岩中几乎不含黑云母,而花岗斑岩中存在较多黑云母。黑云母也是花岗斑岩中最主要的暗色造岩矿物,电子探针成分分析显示(表 2),花岗斑岩中的黑云母成分较为集中,其SiO2含量变化于37.04%~38.31%之间,均具有富Al、K元素、贫Mg、Ti的特征,根据探针成分结果以氧为22计算阳离子数可以看出,黄沙坪花岗斑岩中黑云母Ti含量为0.06~0.14,Mg/(Mg+Fe)比值较低,均小于0.02。在黑云母分类图解(图 4)中,花岗斑岩中黑云母几乎全部落入铁叶云母范围。

表 2 花岗斑岩中黑云母电子探针成分分析结果(wt%) Table 2 Chemical compositions of representative biotite from the Huangshaping granite porphyry by electron microprobe analysis (wt%)

图 4 花岗斑岩中黑云母成分分类图 Fig. 4 Classification diagram of biotites from the Huangshaping granite porphyry
4.2 岩石地球化学特征 4.2.1 主量元素组成

主量元素分析结果(表 3)显示样品均具有较低的烧失量(LOI=0.45%~2.59%),矿区花岗斑岩和石英斑岩均具有高硅(花岗斑岩中SiO2=73.99%~75.89%,石英斑岩SiO2= 74.65%~77.45%)、富碱(花岗斑岩中K2O+Na2O=8.44%~9.14%,石英斑岩K2O+Na2O=6.17%~7.13%)、富铝(花岗斑岩中Al2O3=13.08%~13.38%,石英斑岩Al2O3=11.33%~12.61%)、贫钙(花岗斑岩中CaO=0.75%~1.11%,石英斑岩CaO=0.89%~2.31%)、镁铁值低(花岗斑岩中MgO=0.07%~0.39%,FeOT=0.70%~1.20%;石英斑岩MgO=0.17%~0.25%,FeOT=0.68%~1.10%)的特点,两类岩体铝饱和指数变化范围较小且基本一致(A/CNK=0.94~1.08),总体上属于准铝质-弱过铝质和高钾钙碱性系列(图 5)。上述结果也显示两者在某些元素特征方面存在明显差异,相较于石英斑岩而言,花岗斑岩更富碱、贫钙,其里特曼指数(δ=2.23~2.68)显著高于石英斑岩(δ=1.15~1.83),同时花岗斑岩分异指数(DI=92.06~95.37)略高于石英斑岩(DI=86.81~92.42)。

表 3 黄沙坪两类成矿岩体主量(wt%)、微量元素(×10-6)组成及相关系数 Table 3 Compositions of major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of the Huangshaping granites

图 5 黄沙坪花岗质岩体SiO2-K2O图解(据Peccerillo and Taylor, 1976)和A/NKC-A/NK图解(据Rickwood,1989) Fig. 5 SiO2 vs. K2O (after Peccerillo and Taylor, 1976) and A/NKC vs. A/NK (after Rickwood, 1989) diagrams of the Huangshaping granitoids
4.2.2 微量元素组成

稀土元素分析结果(表 3)显示,花岗斑岩的∑REE范围在233.7×10-6~342.3×10-6之间,均值为289.4×10-6;花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素分布型式(图 6)显示,所有样品配分模式极其相似,轻、重稀土分馏不明显,(La/Y)N=0.87~1.24;由于全部花岗斑岩样品中Eu含量均低于检测限而无法获得精确值,本次研究在运用公式δEu=EuN/(Sm*Gd)N½计算δEu值时均采用最低检测限值0.05,因此花岗斑岩δEu的实际值小于表中计算获得的δEu值,即δEu < 0.01。

图 6 黄沙坪花岗岩体球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b) of representative samples of the Huangshaping granitoids (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

石英斑岩的∑REE值低于花岗斑岩,范围为70.85×10-6~129.8×10-6,均值为108.7×10-6;而样品稀土配分模式与花岗斑岩类似,轻、重稀土同样分馏不明显,(La/Y)N=0.53~1.66;石英斑岩也存在明显的Eu负异常,根据有精确Eu含量数据的样品计算得到δEu=0.03,高于花岗斑岩的δEu值(δEu < 0.01)。

样品原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 6)显示,石英斑岩与花岗斑岩具有近乎一致的曲线形态,均表现出Th、U、Nb、Ta、Ce、Nd、Zr、Hf、Sm、Y正异常及Ba、La、Sr、P、Ti负异常的特征。而两者在某些特征元素含量方面有明显差别,相对于石英斑岩,花岗斑岩具有较高的Rb、U、Nb、Ta、Hf及REE含量,Ba、Sr、Ti等元素含量较低。

在成矿元素含量方面(表 3),石英斑岩和花岗斑岩中所含的Pb、Zn含量仅有微弱差别,均在同一数量级内;而两者Cu、W、Sn含量却差别很大,石英斑岩中的Cu含量显著高于花岗斑岩,而花岗斑岩明显富集W、Sn。

4.3 锆石微量元素特征

Li et al. (2014)通过分析黄沙坪矿区不同类型岩体中锆石的原位微区特征指出,矿区花岗质岩石中存在大量的热液锆石,特别是在花岗斑岩中热液锆石为主要的锆石类型。

本次研究所选的对象锆石首先排除内部发育包裹体或含有裂隙的类型,锆石的微区微量元素分析结果见表 4,测试结果显示花岗斑岩中的锆石∑REE范围为14222×10-6~22137×10-6,均值17956×10-6,整体高于石英斑岩中锆石样品的∑REE(6505×10-6~9400×10-6,均值为8072×10-6)。两类锆石样品稀土元素球粒陨石标准化曲线均表现出一致的LREE亏损、HREE富集的明显左倾形态,以及强烈的正Ce异常与负Eu异常(图 7)。

表 4 黄沙坪石英斑岩和花岗斑岩锆石微量元素LA-ICP-MS测试结果(×10-6) Table 4 Trace element compositions of zircons by LA-ICP-MS from the Huangshaping granites (×10-6)

图 7 黄沙坪花岗质岩体锆石稀土元素球粒陨石标准化图解(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns of representative zircons from the Huangshaping granitoids (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

锆石常量和微量元素地球化学特征可用来研究锆石的成因(谢桂青等,2002)。通常岩浆锆石与热液锆石的微量元素组成明显不同(赵振华,2010Toscano et al., 2014),本次锆石样品的原位微区分析结果显示其均为岩浆锆石。锆石的Th/U值通常作为判断锆石类型的重要手段,Hoskin and Schaltegger (2003)指出通常情况下岩浆锆石Th/U≥0.5,但也有明显例外;热液锆石Th/U值一般小于0.1。而进一步研究显示,典型的热液锆石Th/U值变化范围较大(0.05~0.82,Hoskin, 2005Pettke et al., 2005),Fu et al. (2009)也提出锆石的Th/U值并不是区分岩浆锆石与热液锆石的可靠证据。此次研究的锆石由于普遍具有高的U含量,Th/U比值范围集中在0.2~0.4之间,无法作为准确判断锆石类型的依据。Hoskin and Schaltegger(2003)指出岩浆锆石的稀土元素含量均低于热液锆石,其中绝大多数岩浆锆石的Ce含量小于50×10-6,且相对于轻稀土配分曲线平缓、无明显Ce异常的热液锆石,岩浆锆石稀土元素球粒陨石标准化曲线表现出从La至Lu陡升的形态,具有明显的正Ce异常和负Eu异常。此次研究获得的矿区岩体锆石中Ce含量较低(19×10-6~46×10-6),稀土元素球粒陨石标准化曲线也与典型的岩浆锆石形态一致,显示较强烈的Ce、Eu异常(δEu <0.3,δCe=2.7~31.2)。已有研究认为岩浆锆石受到热液交代后,Y/Ho比值会偏离球粒陨石的初始比值(24~34,Jochum et al., 1986; Sun and McDonough, 1989; Bau, 1996),此次黄沙坪岩体的锆石Y/Ho比值(27.15~30.87)均处在标准岩浆锆石范围内。同时大量研究表明两种类型锆石的微量元素Hf含量差别显著,岩浆锆石HfO2含量小于3%,而热液锆石中HfO2含量高且变化范围大(>2.8%,Kerrich and King, 1993Hoskin and Schaltegger, 2003Hoskin, 2005赵振华,2010),本次锆石样品较低的HfO2值(1.26%~2.28%)同样显示出岩浆锆石的特征。

5 讨论 5.1 矿区岩浆源区特征及与区域成矿岩体的异同

详细的矿床地质特征和室内分析研究结果均显示,黄沙坪矿区石英斑岩主要与Cu矿化有关,而花岗斑岩则与W-Sn等矿化有关,并被众多研究者所接受(艾昊,2013原垭斌等,2014b; Li et al., 2014, 2016; Ding et al., 2016)。然而目前针对石英斑岩和花岗斑岩的成因还存在不同的认识,部分学者认为两种成矿岩体来自不同的源区,与铜矿有关的石英斑岩来自下地壳物质的部分熔融,或有地幔物质的加入,在成因上与宝山、铜山岭典型的Cu-Pb-Zn多金属矿花岗闪长斑岩相似,而与W-Mo-Sn矿有关的花岗斑岩是上地壳变质基底的部分熔融的产物;也有学者认为矿区岩体与千里山、骑田岭等岩体属于同一类型,与铜山岭和宝山等花岗闪长斑岩有明显差异,为地壳物质的部分熔融(伍光英,2005; 姚军明等,2005; Li et al., 2014, 2016; Ding et al., 2016)。近年来矿区大量的高精度同位素测年数据结果表明,石英斑岩和花岗斑岩均形成于晚侏罗世(姚军明等,2005艾昊,2013原垭斌等,2014aDing et al., 2016),与成矿年龄在误差范围内基本一致(马丽艳等,2007姚军明等,2007雷泽恒等,2010)。最近的矿区岩体锆石Hf同位素研究结果表明两种成矿岩体的εHf(t)均值接近(石英斑岩:-4.6;花岗斑岩:-5.4.艾昊,2013原垭斌等,2014a),与全岩Nd同位素结果(εNd(t)均值:-5.6,伍光英,2005)基本一致,显示出同源岩浆的特征,主要源于中元古代古老地壳物质的部分熔融,演化过程中可能有地幔物质的加入。从本次两类成矿岩体的微量元素(图 6)和稀土元素配分模式特征(图 7)可以看出,二者具有较为相似的微量及稀土配分特征,亦说明其为同源岩浆在不同阶段分异演化的产物。

在岩石地球化学组成特征方面,将黄沙坪矿区两类岩体与湘南地区典型钨锡矿有关的花岗岩及典型铜多金属矿有关的花岗闪长岩对比研究显示,黄沙坪矿区成矿岩体与宝山、铜山岭花岗闪长斑岩并不属于同一系列,但与柿竹园成矿岩体特征较一致,均为高硅高钾钙碱性系列(图 8);微量元素组成方面,黄沙坪矿区与铜矿有关的石英斑岩的稀土配分模式与铜山岭、宝山等典型的铜多金属矿床的成矿岩体存在明显差异(图 9),其中,铜山岭与宝山矿区内的花岗闪长斑岩稀土元素地球化学特征较一致,轻重稀土分馏明显,相对富集轻稀土、亏损重稀土,负Eu异常较弱,而黄沙坪矿区两类成矿岩体的稀土配分模式较一致,与柿竹园矿区成W-Sn矿的似斑状黑云母花岗岩及等粒黑云母花岗岩特征相似,轻重稀土分异不明显,且Eu负异常强烈,反映黄沙坪矿区石英斑岩和花岗斑岩均与千里山等典型的成钨锡矿花岗岩为同一系列,可能是该区岩石圈伸展、软流圈地幔上涌发生强烈壳幔相互作用的结果(谢桂青等,2005Xie et al., 2006; 袁顺达等,2012袁顺达,2017)。

图 8 黄沙坪、宝山、铜山岭及柿竹园矿区花岗质岩体SiO2-K2O图解(据Peccerillo and Taylor, 1976) 部分数据毛景文等,1995弥佳茹,2016Zhao et al., 2016; 图 9 Fig. 8 SiO2-K2O diagrams of the Huangshaping, Baoshan, Tongshanling and Shizhuyuan mining area (after Peccerillo and Taylor, 1976) Part of the data from Mao et al., 1995; mi2016; Zhao et al., 2016; also in Fig. 9

图 9 黄沙坪、宝山、铜山岭及柿竹园矿区成矿岩体球粒陨石标准化稀土元素图解(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 9 Chondrite-normalized REE patterns of representative granitic samples from the Huangshaping, Baoshan, Tongshanling and Shizhuyuan mining area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)
5.2 矿区岩浆性质、演化及侵位环境对比

上述元素地球化学的对比研究显示,黄沙坪矿区石英斑岩和花岗斑岩同属于典型的钨锡成矿花岗岩,我们最近的研究结果亦显示,矿区石英斑岩与花岗斑岩具有几乎一致的Hf同位素组成,可能为同一岩浆在不同阶段下侵位的结果(原垭斌等,2014a)。我们在上述研究的基础上,系统对比研究两类花岗质岩石岩浆性质、演化及其侵位环境对成矿差异的约束。

5.2.1 侵位环境

在岩浆侵位特征方面,石英斑岩出露于地表,为高侵位岩体,而花岗斑岩为隐伏岩体,侵位较深。对比两种岩石的岩相学特征发现,石英斑岩基质颗粒极为细小、显微镜下亦无法分辨,为隐晶质结构;而花岗斑岩基质颗粒相对较粗,为显晶质结构,指示花岗斑岩形成时经历了较为充分缓慢的结晶分离作用,并侵位于一定深度条件下;而石英斑岩内存在大量花岗质岩石包体,结合其岩相学特征反映岩浆未经历充分的分异演化即迅速上升侵位形成(Ding et al., 2016)。从区域成矿作用来看,围绕千里山岩体,在深部发育与等粒黑云母花岗岩密切相关的柿竹园特大型矽卡岩-云英岩型W-Sn-Bi-Mo-(Pb-Zn)矿床,而在浅部发育一套与石英斑岩有关的大型斑岩型野鸡尾Cu-Sn矿床,黑云母花岗岩与石英斑岩锆石U-Pb测年结果显示二者亦基本同时侵位(李红艳等,1996毛景文等,2007Yuan et al., 2015),在一定程度上表明岩体的侵位不同可能会造成矿区的成矿作用差异。

5.2.2 岩体分异演化程度对比

矿区岩体元素地球化学特征显示,两类岩体的SiO2含量较高(74.0%~77.5%),均表现出较高的演化程度。而花岗斑岩更富碱、贫钙,分异指数(DI=92.06~95.37)整体高于石英斑岩(DI=86.81~92.42),显示更高的分异演化程度。花岗斑岩高的Rb/Sr和低的K/Rb值(表 3)表明岩浆在演化过程中分异结晶更为强烈(Blevin,2002),同时花岗斑岩较小的负Eu异常(δEu < 0.01;石英斑岩δEu=0.03)也指示岩浆经历了更显著的斜长石分离结晶作用(谢桂青等,2008),而其更高的∑REE(花岗斑岩:233.7×10-6~342.3×10-6;石英斑岩:70.85×10-6~129.8×10-6)同样说明分异演化程度高于石英斑岩。花岗斑岩的Rb/Sr、Ba与Sr之间明显的负相关关系亦表明,在岩浆演化过程中发生了明显的斜长石的结晶分异(图 10),与所测得的岩体中长石组成(几乎全部为碱性长石)吻合;而石英斑岩中长石组分除碱性长石外,还包括部分奥长石,且与花岗斑岩相比,其斜长石普遍含有相对较高的钙长石端员组分(表 1)。同时,花岗岩锆石的Th/U值可以反映岩体的分异演化程度,随着岩浆不断的结晶分异作用进行,锆石中的Th/U值会降低(Kemp et al., 2007),而矿区两类成矿岩体中锆石的Th/U值(表 4,石英斑岩:0.25~0.36;花岗斑岩:0.16~0.23)也指示矿区花岗斑岩比石英斑岩经历了更为强烈的分离结晶作用。

图 10 黄沙坪花岗质岩体Ba-Sr (a)与Rb/Sr-Sr (b)图解 Fig. 10 Ba vs. Sr (a) and Rb/Sr vs. Sr (b) diagrams of the Huangshaping granitoids

已有研究显示,岩浆的分异演化程度是研究花岗岩类成矿专属性的重要指标之一。通常,富Cu多金属成矿作用与演化程度较低的花岗质岩浆作用有关,而极高分异的花岗岩浆作用有利于W-Sn多金属矿床的形成(Blevin and Chappell, 1995; Blevin, 2002; Yuan et al., 2018a, b; Zhao et al., 2018)。因此,黄沙坪矿区石英斑岩与花岗斑岩的分异演化程度差异可能是导致其分别形成Cu多金属矿与W-Sn多金属矿的重要因素之一。

5.2.3 温度

锆石作为酸性岩浆早期结晶的矿物,其结晶温度通常高于其他矿物,基本接近岩浆侵位的温度(赵海杰等,2010)。由于锆石中的Ti含量对温度变化尤为灵敏,根据Ti含量变化提出的锆石Ti温度计现已成为限定岩浆结晶温度的重要依据。Watson et al.(2006)提出在TiO2饱和条件下(体系中存在金红石),Ti4+进入锆石(ZrSiO4)晶格主要受温度控制。Ferry and Watson(2007)通过进一步实验研究指出控制体系中锆石Ti含量的最主要因素为SiO2活跃度(αSiO2)、TiO2活跃度(αTiO2)和温度(T),并提出温度计算通式:

(1)

对于αSiO2,当熔体中存在石英时αSiO2=1;对于αTiO2,锆石存在时αTiO2≥0.5,钛铁矿存在时αTiO2≥0.6,榍石和钛铁矿存在时αTiO2=0.7,金红石存在时αTiO2=1(高晓英等,2011)。

本次研究在石英斑岩样品中发现部分榍石与锆石共存,花岗斑岩样品中并未发现任何富Ti矿物,因此石英斑岩与花岗斑岩样品的αTiO2≈0.7和0.5、αSiO2=1,在本文获得的两类岩体锆石Ti含量基础上,运用公式(1)计算得到石英斑岩和花岗斑岩结晶温度大致分别为652~791℃(平均为720℃)和742~1085℃(平均为915℃)。通常热液锆石的结晶温度(< 500℃)远低于岩浆锆石(Pelleter et al., 2007; Li et al., 2014),因而本次获得的锆石结晶温度均明显高于500℃,也指示其为典型的岩浆锆石。通过锆石的Ti温度计获得的数据结果显示,两类岩体的形成温度明显不同,花岗斑岩的初始结晶温度(~915℃)显著高于石英斑岩(~720℃)。

5.2.4 氧逸度

研究表明斑岩-矽卡岩型铜多金属矿往往与高氧逸度的花岗质岩浆作用密切相关,而与锡成矿有关的花岗质岩体多为还原性花岗岩,而与花岗岩有关的钨矿的形成与岩浆氧逸度无明显相关性(Blevin and Chappell, 1992Candela, 1992; Hedenquist and Lowenstern, 1994; Minert et al., 2005; Zhao et al., 2016)。由于在氧化的条件下,岩浆中硫具有较高溶解度,主要以六价硫形式存在,使硫处于不饱和状态从而有利于亲铜元素在岩浆分离结晶过程中的富集成矿(梁华英等,2004Dilles et al., 2015)。而在高氧逸度条件下锡在岩浆中主要以Sn4+形式存在,由于Sn4+与Ti4+有相近的离子半径,因此Sn容易以类质同象的方式进入早期结晶的镁铁质矿物(主要为角闪石、黑云母、磁铁矿、榍石等),因此在晚期熔体或者流体中不能大量的富集,不利于成矿(Lehmann, 1990);而在还原条件下,Sn主要以Sn2+形式存在,Sn2+有较大的离子半径,不易进入到矿物晶格中,倾向于在结晶分异晚期的熔体和流体中富集,因而有利于成矿。

锆石中的Ce4+/Ce3+常被用于指示岩浆的氧化还原状态(Ballard et al., 2002赵振华,2010罗茂澄等,2011)。根据已有的锆石Ce4+/Ce3+计算公式(详见Ballard et al., 2002)得出,黄沙坪矿区石英斑岩和花岗斑岩锆石的Ce4+/Ce3+平均值分别为55和8,这与石英斑岩具有相对较高的Fe3+/Fe2+(表 3)特征一致,显示石英斑岩具有相对高的氧逸度,有利于Cu矿化;而花岗斑岩较低的氧逸度则有利于Sn成矿。因此岩浆氧逸度不同可能是造成矿区内Cu和Sn成矿差异的重要原因。

综上,在区域上以W-Sn为主的成岩成矿体系中,由于岩浆演化的差异可以形成一定规模的铜,但其机制与宝山、铜山岭等典型的矽卡岩Cu多金属矿床不同,这种差异机制也可能是黄沙坪铜矿规模较小(3.6Mt铜矿石,品位1.02%)的主要原因,而同时期同源岩浆由于演化及侵位条件的差别造成成矿差异的特征对区域找矿勘查及成矿模式的建立具有重要意义。

6 结论

(1) 总结区内元素-同位素地球化学资料得出,矿区两类成矿岩体形成于晚侏罗世,具有相似的岩浆源区特征,主要源于中元古代古老地壳物质的部分熔融,演化过程中可能有地幔物质的加入,应属于同时期同源岩浆不同阶段演化的产物,与区域千里山成矿岩体可能为同一系列,而不同于宝山、铜山岭矿区花岗闪长斑岩。

(2) 通过系统的岩石学、矿物学及元素地球化学研究表明在同一时期同源岩浆在演化与侵位时的差别可能是黄沙坪矿区岩体成矿差异、Cu-Pb-Zn-W-Mo-Fe多金属复合成矿的重要原因:石英斑岩的浅侵位、相对较高的岩浆氧逸度和较低的侵位温度可能是Cu多金属矿形成的关键;而极高分异、较低氧逸度的高温花岗斑岩岩浆可能是形成W-Sn矿的重要条件。

致谢      湘南地质勘察院张怡军高级工程师、中国地质科学院陈振宇研究员和胡明月博士分别在野外样品采集、室内实验测试过程中提供了指导和帮助;审稿专家提出了许多建设性的意见;在此一并表示感谢。

参考文献
Ai H. 2013. Zircon U-Pb geochronology and Hf isotopic compositions of ore-related granites from Huangshaping polymetallic deposit of Hunan Province. Mineral Deposits, 32(3): 545-563.
Ballard JR, Palin JM and Campbell IH. 2002. Relative oxidation states of magmas inferred from Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ) in zircon:Application to porphyry copper deposits of northern Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144(3): 347-364.
Bau M. 1996. Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems:Evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect. Contributions to Mineralogy and Petrology, 123: 323-333. DOI:10.1007/s004100050159
Blevin PL and Chappell BW. 1992. The role of magma sources, oxidation states and fractionation in determining the granite metallogeny of eastern Australia. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 83(1-2): 305-316. DOI:10.1017/S0263593300007987
Blevin PL and Chappell BW. 1995. Chemistry, origin, and evolution of mineralized granites in the Lachlan fold belt, Australia:The metallogeny of I-and S-type granites. Economic Geology, 90(6): 1604-1619. DOI:10.2113/gsecongeo.90.6.1604
Blevin PL. 2002. The petrographic and compositional character of variably K-enriched magmatic suites associated with Ordovician porphyry Cu-Au mineralisation in the Lachlan fold belt, Australia. Mineralium Deposita, 37(1): 87-99.
Candela PA. 1992. Controls on ore metal ratios in granite-related ore systems:An experimental and computational approach. Transactions of the Royal Society of Edinburgh:Earth Sciences, 83(1-2): 317-326. DOI:10.1017/S0263593300007999
Dilles JH, Kent AJR, Wooden JL, Tosdal RM, Koleszar A, Lee RG and Farmer LP. 2015. Zircon compositional evidence for sulfur-degassing from ore-forming arc magmas. Economic Geology, 110(1): 241-251. DOI:10.2113/econgeo.110.1.241
Ding T, Ma DS, Lu JJ, Zhang RQ, Zhang ST and Gao SY. 2016. Petrogenesis of Late Jurassic granitoids and relationship to polymetallic deposits in southern China:The Huangshaping example. International Geology Review, 58(13): 1646-1672.
Ferry JM and Watson EB. 2007. New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers. Contributions to Mineralogy and Petrology, 154(4): 429-437. DOI:10.1007/s00410-007-0201-0
Fu B, Mernagh TP, Kita NT, Kemp AIS and Valley JW. 2009. Distinguishing magmatic zircon from hydrothermal zircon:A case study from the Gidginbung high-sulphidation Au-Ag-(Cu) deposit, SE Australia. Chemical Geology, 259(3-4): 131-142. DOI:10.1016/j.chemgeo.2008.10.035
Gao XY and Zheng YF. 2011. On the Zr-in-rutile and Ti-in-zircon geothermometers. Acta Petrologica Sinica, 27(2): 417-432.
Hedenquist JW and Lowenstern JB. 1994. The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits. Nature, 370(6490): 519-527.
Hoskin PWO and Schaltegger U. 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. In: Hanchar JM and Hoskin PWO (eds.). Zircon. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53: 27-62
Hoskin PWO. 2005. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69(3): 637-648. DOI:10.1016/j.gca.2004.07.006
Hua RM, Chen PR, Zhang WL, Liu XD, Lu JJ, Lin JF, Yao JM, Qi HW, Zhang ZS and Gu SY. 2003. Metallogenic systems related to Mesozoic and Cenozoic granitoids in South China. Sciences in China (Series D), 46(8): 816-829. DOI:10.1007/BF02879525
Jochum KP, Seufert HM, Spettel B and Palme H. 1986. The solar-system abundances of Nb, Ta, and Y, and the relative abundances of refractory lithophile elements in differentiated planetary bodies. Geochimica et Cosmochimica Acta, 50(6): 1173-1183. DOI:10.1016/0016-7037(86)90400-X
Kemp AIS, Hawkesworth CJ, Foster GL, Paterson BA, Woodhead JD, Hergt JM, Gray CM and Whitehouse MJ. 2007. Magmatic and crustal differentiation history of granitic rocks from Hf-O isotopes in zircon. Science, 315(5814): 980-983. DOI:10.1126/science.1136154
Kerrich R and King R. 1993. Hydrothermal zircon and baddeleyite in Val-d'Or Archean mesothermal gold deposits:Characteristics, compositions, and fluid-inclusion properties, with implications for timing of primary gold mineralization. Canadian Journal of Earth Sciences, 30(12): 2334-2351. DOI:10.1139/e93-203
Lehmann PDB. 1990. Metallogeny of Tin. Berlin Heidelberg, Springer: 1-211
Lei ZH, Chen FW, Chen ZH, Xu YM, Gong SQ, Li HQ, Mei YP, Qu WJ and Wang DH. 2010. Petrogenetic and metallogenic age determination of the Huangshaping lead-zinc polymetallic deposit and its geological significance. Acta Geoscientia Sinica, 31(4): 532-540.
Li H, Watanabe K and Yonezu K. 2014. Zircon morphology, geochronology and trace element geochemistry of the granites from the Huangshaping polymetallic deposit, South China:Implications for the magmatic evolution and mineralization processes. Ore Geology Reviews, 60: 14-35.
Li HY, Mao JW, Sun YL, Zou XQ, He HL and Du AD. 1996. Re-Os isotopic chronology of molybdenites in the Shizhuyuan polymetallic tungsten deposit, southern Hunan. Geological Review, 42(3): 261-267.
Li XF, Huang C, Wang CZ and Wang LF. 2016. Genesis of the Huangshaping W-Mo-Cu-Pb-Zn polymetallic deposit in southeastern Hunan Province, China:Constraints from fluid inclusions, trace elements, and isotopes. Ore Geology Reviews, 79: 1-25. DOI:10.1016/j.oregeorev.2016.04.023
Liang HY, Xie YW, Zhang YQ and Campbell I. 2004. Constraints to the mineralization of the copper deposits from forming and evolution of kalium-rich alkali rock at Machangqing copper deposit. Progress in Natural Science, 14(1): 116-120.
Luo MC, Wang LQ, Leng QF and Chen W. 2011. Zircon Hf Isotope and Ce4+/Ce3+ ratio of the monzogranite porphyry and biotite monzonitic granite in Bangpu Mo(Cu) deposit, Tibet. Mineral Deposits, 30(2): 266-278.
Ma LY, Lu YF, Qu WJ and Fu JM. 2007. Re-Os isotopic chronology of molybdenites in Huangshaping lead-zinc deposit, Southeast Hunan, and its geological implications. Mineral Deposits, 26(4): 425-431.
Mao JW, Li HY, Pei RF, Raimbaull L and Guy B. 1995. Geology and geochemistry of the Qianlishan granite stock and its relationship to polymetallic tungsten mineralization. Mineral Deposits, 14(1): 12-25.
Mao JW, Xie GQ, Guo CL and Chen YC. 2007. Large-scale tungsten-tin mineralization in the Nanling region, South China:Metallogenic ages and corresponding geodynamic processes. Acta Petrologica Sinica, 23(10): 2329-2338.
Mao JW, Xie GQ, Guo CL, Yuan SD, Cheng YB and Chen YC. 2008. Spatial-temporal distribution of mesozoic ore deposits in South China and their metallogenic settings. Geological Journal of China Universities, 14(4): 510-526.
Mao JW, Chen MH, Yuan SD and Guo CL. 2011. Geological characteristics of the Qinhang (or Shihang) metallogenic belt in South China and spatial-temporal distribution regularity of mineral deposits. Acta Geologica Sinica, 85(5): 636-658.
Mao JW, Cheng YB, Chen MH and Pirajno F. 2013. Major types and time-space distribution of Mesozoic ore deposits in South China and their geodynamic settings. Mineralium Deposita, 48(3): 267-294. DOI:10.1007/s00126-012-0446-z
Meinert LD, Dipple GM and Nicolescu S. 2005. World skarn deposits. In: Hedenquist JW et al. (eds.). Economic Geology 100th Anniversary Volume, 299-336
Mi JR. 2016. The study of genetic difference between Cu and W deposits in southern Hunan: Take the Baoshan and Huangshaping deposits as an example. Master Degree Thesis. Beijing: China University of Geosciences, 1-83 (in Chinese with English summary)
Peccerillo R and Taylor SR. 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58(1): 63-81. DOI:10.1007/BF00384745
Pelleter E, Cheilletz A, Gasquet D, Mouttaqi A, Annich M, Hakour AE, Deloule E and Feraud G. 2007. Hydrothermal zircons:A tool for ion microprobe U-Pb dating of gold mineralization (Tamlalt-Menhouhou gold deposit-Morocco). Chemical Geology, 245(3): 135-161.
Peng JT, Zhou MF, Hu RZ, Shen NP, Yuan SD, Bi XW, Du AD and Qu WJ. 2006. Precise molybdenite Re-Os and mica Ar-Ar dating of the Mesozoic Yaogangxian tungsten deposit, central Nanling district, South China. Mineralium Deposita, 41(7): 661-669. DOI:10.1007/s00126-006-0084-4
Pettke T, Audetat A, Schaltegger U and Heinrich CA. 2005. Magmatic-to-hydrothermal crystallization in the W-Sn mineralized Mole Granite (NSW, Australia):Part Ⅱ:Evolving zircon and thorite trace element chemistry. Chemical Geology, 220(3-4): 191-213. DOI:10.1016/j.chemgeo.2005.02.017
Rickwood PC. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22(4): 247-263.
Sun SS and McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders AD and Norry MJ (eds.). Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publication, 42(1): 313-345
Tong QM, Jiang SZ, Li RQ, Gong MY, Wang SM and Huang RM. 1986. A study of geological characteristics and ore forming process of the Huangshaping lead-zinc ore deposit, Hunan. Hunan Geology, (Suppl.2): 1-42.
Toscano M, Pascual E, Nesbitt RW, Almodóvar GR, Sáez R and Donaire T. 2014. Geochemical discrimination of hydrothermal and igneous zircon in the Iberian pyrite belt, Spain. Ore Geology Reviews, 56: 301-311. DOI:10.1016/j.oregeorev.2013.06.007
Watson EB, Wark DA and Thomas JB. 2006. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 151(4): 413-433. DOI:10.1007/s00410-006-0068-5
Wu GY. 2005. The Yanshanian granitoids and their comical mineralization interaction in poly metallogenic deposit-concentrated, area in southeastern Hunan. Ph. D. Dissertation. Beijing: China University of Geosciences, 1-218 (in Chinese with English summary)
Xie GQ, Hu RZ, Jiang GH and Zhao JH. 2002. Evaluation of the genesis of the zircons and U-Pb isotopic dating. Geology-Geochemistry, 30(1): 64-70.
Xie GQ, Mao JW, Hu RZ, Li RL and Cao JJ. 2005. Discussion on some problems of Mesozoic and Cenozoic geodynamics of Southeast China. Geological Review, 51(6): 613-620.
Xie GQ, Hu RZ, Mao JW, Pirajno F, Li RL, Cao JJ, Jiang GH and Zhao JH. 2006. K-Ar dating, geochemical, and Sr-Nd-Pb isotopic systematics of late Mesozoic mafic dikes, southern Jiangxi Province, Southeast China:Petrogenesis and tectonic implications. International Geology Review, 48(11): 1023-1051. DOI:10.2747/0020-6814.48.11.1023
Xie GQ, Li RL, Jiang GH, Zhao CS and Hou KJ. 2008. Geochemistry and petrogenesis of Late Mesozoic granitoids in southeastern Hubei Province and constrains on the timing of lithospheric thinning, Middle-Lower Reaches of the Yangtze River, eastern China. Acta Petrologica Sinica, 24(8): 1703-1714.
Yao JM, Hua RM and Lin JF. 2005. Zircon LA-ICPMS U-Pb dating and geochemical characteristics of Huangshaping granite in Southeast Hunan Province, China. Acta Petrologica Sinica, 21(3): 688-696.
Yao JM, Hua RM, Qu WJ, Qi HW, Lin JF and Du AD. 2007. Re-Os isotope dating of molybdenites in the Huangshaping Pb-Zn-W-Mo polymetallic deposit, Hunan Province, South China and its geological significance. Science in China (Series D), 50(4): 519-526. DOI:10.1007/s11430-007-2052-y
Yuan SD, Peng JT, Shen NP, Hu RZ and Dai TM. 2007. 40Ar-39Ar isotopic dating of the Xianghualing Sn-polymetallic orefield in southern Hunan, China and its geological implications. Acta Geologica Sinica, 81(2): 278-286. DOI:10.1111/acgs.2007.81.issue-2
Yuan SD, Peng JT, Hu RZ, Li HM, Shen NP and Zhang DL. 2008. A precise U-Pb age on cassiterite from the Xianghualing tin-polymetallic deposit (Hunan, South China). Mineralium Deposita, 43(4): 375-382.
Yuan SD, Peng JT, Hao S, Li HM, Geng JZ and Zhang DL. 2011. In situ LA-MC-ICP-MS and ID-TIMS U-Pb geochronology of cassiterite in the giant Furong tin deposit, Hunan Province, South China:New constraints on the timing of tin-polymetallic mineralization. Ore Geology Reviews, 43(1): 235-242. DOI:10.1016/j.oregeorev.2011.08.002
Yuan SD, Mao JW, Cook NJ, Wang XD, Liu XF and Yuan YB. 2015. A Late Cretaceous tin metallogenic event in Nanling W-Sn metallogenic province:Constraints from U-Pb, Ar-Ar geochronology at the Jiepailing Sn-Be-F deposit, Hunan, China. Ore Geology Reviews, 65: 283-293. DOI:10.1016/j.oregeorev.2014.10.006
Yuan SD. 2017. Several crucial scientific issues related to the W-Sn metallogenesis in the Nanling Range and their implications for regional exploration:A review. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 36(5): 736-749.
Yuan SD, William-Jones AE, Mao JW, Zhao PL, Yan C and Zhang DL. 2018a. The origin of the Zhangjialong tungsten deposit, South China:Implications for W-Sn mineralization in large granite batholiths. Economic Geology, 113(5): 1193-1208.
Yuan YB, Yuan SD, Chen CJ and Huo R. 2014a. Zircon U-Pb ages and Hf isotopes of the granitoids in the Huangshaping mining area and their geological significance. Acta Petrologica Sinica, 30(1): 64-78.
Yuan YB, Yuan SD, Liu XF, Mi JR, Xuan YS and Zhao PL. 2014b. Sulfur isotopic characteristics of the Huangshaping granite and their geological significance in southern Hunan Province. Acta Geologica Sinica, 88(12): 2437-2442.
Yuan YB, Yuan SD, Mao JW, Zhao PL, Yan C, Zhao HJ, Zhang DL, Shuang Y and Peng JT. 2018b. Recognition of Late Jurassic W-Sn mineralization and its exploration potential on the western margin of the Caledonian Guidong granite batholith, Nanling Range, South China:Geochronological evidence from the Liuyuan Sn and Zhuyuanli W deposits. Ore Geology Reviews, 93: 200-210. DOI:10.1016/j.oregeorev.2017.12.025
Zhao HJ, Mao JW, Ye HS, Hou KJ and Liang HS. 2010. Chronology and petrogenesis of Shijiawan granite porphyry in Shannxi Province:Constrains from zircon U-Pb geochronology and Hf isotopic compositions. Mineral Deposits, 29(1): 143-157.
Zhao PL, Yuan SD, Mao JW, Santosh M, Li C and Hou KJ. 2016. Geochronological and petrogeochemical constraints on the skarn deposits in Tongshanling ore district, southern Hunan Province:Implications for Jurassic Cu and W metallogenic events in South China. Ore Geology Reviews, 78: 120-137. DOI:10.1016/j.oregeorev.2016.03.004
Zhao PL, Yuan SD, Mao JW, Yuan YB, Zhao HJ, Zhang DL and Shuang Y. 2018. Constraints on the timing and genetic link of the large-scale accumulation of proximal W-Sn-Mo-Bi and distal Pb-Zn-Ag mineralization of the world-class Dongpo orefield, Nanling range, South China. Ore Geology Reviews, 95: 140-1160.
Zhao ZH. 2010. Trace element geochemistry of accessory minerals and its applications in petrogenesis and metallogenesis. Earth Science Frontiers, 17(1): 267-286.
艾昊. 2013. 湖南黄沙坪多金属矿床成矿斑岩锆石U-Pb年代学及Hf同位素制约. 矿床地质, 32(3): 545-563. DOI:10.3969/j.issn.0258-7106.2013.03.007
高晓英, 郑永飞. 2011. 金红石Zr和锆石Ti含量地质温度计. 岩石学报, 27(2): 417-432.
华仁民, 陈培荣, 张文兰, 刘晓东, 陆建军, 林锦富, 姚军明, 戚华文, 张展适, 顾晟彦. 2003. 华南中、新生代与花岗岩类有关的成矿系统. 中国科学(D辑), 33(4): 335-343.
雷泽恒, 陈富文, 陈郑辉, 许以明, 龚述清, 李华芹, 梅玉萍, 屈文俊, 王登红. 2010. 黄沙坪铅锌多金属矿成岩成矿年龄测定及地质意义. 地球学报, 31(4): 532-540.
李红艳, 毛景文, 孙亚利, 邹晓秋, 何红蓼, 杜安道. 1996. 柿竹园钨多金属矿床的Re-Os同位素等时线年龄研究. 地质论评, 42(3): 261-267. DOI:10.3321/j.issn:0371-5736.1996.03.011
梁华英, 谢应雯, 张玉泉, Campbell I. 2004. 富钾碱性岩体形成演化对铜矿成矿制约——以马厂箐铜矿为例. 自然科学进展, 4(1): 116-120. DOI:10.3321/j.issn:1002-008X.2004.01.020
罗茂澄, 王立强, 冷秋锋, 陈伟. 2011. 邦铺钼(铜)矿床二长花岗斑岩、黑云二长花岗岩锆石Hf同位素和Ce4+/Ce3+比值. 矿床地质, 30(2): 266-278. DOI:10.3969/j.issn.0258-7106.2011.02.008
马丽艳, 路远发, 屈文俊, 付建明. 2007. 湖南黄沙坪铅锌多金属矿床的Re-Os同位素等时线年龄及其地质意义. 矿床地质, 26(4): 425-431. DOI:10.3969/j.issn.0258-7106.2007.04.006
毛景文, 李红艳, 裴荣富, Raimbaull L, Guy B. 1995. 千里山花岗岩体地质地球化学及与成矿关系. 矿床地质, 14(1): 12-25.
毛景文, 谢桂青, 郭春丽, 陈毓川. 2007. 南岭地区大规模钨锡多金属成矿作用:成矿时限及地球动力学背景. 岩石学报, 23(10): 2329-2338. DOI:10.3969/j.issn.1000-0569.2007.10.002
毛景文, 谢桂青, 郭春丽, 袁顺达, 程彦博, 陈毓川. 2008. 华南地区中生代主要金属矿床时空分布规律和成矿环境. 高校地质学报, 14(4): 510-526. DOI:10.3969/j.issn.1006-7493.2008.04.005
毛景文, 陈懋弘, 袁顺达, 郭春丽. 2011. 华南地区钦杭成矿带地质特征和矿床时空分布规律. 地质学报, 85(5): 636-658.
弥佳茹. 2016.湘南铜钨矿成矿岩体差异性研究——以宝山及黄沙坪矿床为例.硕士学位论文.北京: 中国地质大学, 1-83
童潜明, 姜胜章, 李荣清, 龚茂杨, 王世明, 黄日明. 1986. 湖南黄沙坪铅锌矿床地质特征及成矿规律研究. 湖南地质, (增2): 1-42.
伍光英. 2005.湘东南多金属矿集区燕山期花岗岩类及其大规模成矿作用.博士学位论文.北京: 中国地质大学, 1-218
谢桂青, 胡瑞忠, 蒋国豪, 赵军红. 2002. 锆石的成因和U-Pb同位素定年的某些进展. 地质地球化学, 30(1): 64-70. DOI:10.3969/j.issn.1672-9250.2002.01.011
谢桂青, 毛景文, 胡瑞忠, 李瑞玲, 曹建劲. 2005. 中国东南部中-新生代地球动力学背景若干问题的探讨. 地质论评, 51(6): 613-620. DOI:10.3321/j.issn:0371-5736.2005.06.002
谢桂青, 李瑞玲, 蒋国豪, 赵财胜, 侯可军. 2008. 鄂东南地区晚中生代侵入岩的地球化学和成因及对岩石圈减薄时限的制约. 岩石学报, 24(8): 1703-1714.
姚军明, 华仁民, 林锦富. 2005. 湘东南黄沙坪花岗岩LA-ICPMS锆石U-Pb定年及岩石地球化学特征. 岩石学报, 21(3): 688-696.
姚军明, 华仁民, 屈文俊, 戚华文, 林锦富, 杜安道. 2007. 湘南黄沙坪铅锌钨钼多金属矿床辉钼矿的Re-Os同位素定年及其意义. 中国科学(D)辑, 37(4): 471-477.
袁顺达, 张东亮, 双燕, 杜安道, 屈文俊. 2012. 湘南新田岭大型钨钼矿床辉钼矿Re-Os同位素测年及其地质意义. 岩石学报, 28(1): 27-38.
袁顺达. 2017. 南岭钨锡成矿作用几个关键科学问题及其对区域找矿勘查的启示. 矿物岩石地球化学通报, 36(5): 736-749. DOI:10.3969/j.issn.1007-2802.2017.05.004
原垭斌, 袁顺达, 陈长江, 霍然. 2014a. 黄沙坪矿区花岗岩类的锆石U-Pb年龄、Hf同位素组成及其地质意义. 岩石学报, 30(1): 64-78.
原垭斌, 袁顺达, 刘晓菲, 弥佳茹, 轩一撒, 赵盼捞. 2014b. 湘南黄沙坪矿区花岗岩的硫同位素特征及其地质意义. 地质学报, 88(12): 2437-2442.
赵海杰, 毛景文, 叶会寿, 侯可军, 梁慧山. 2010. 陕西洛南县石家湾钼矿相关花岗斑岩的年代学及岩石成因:锆石U-Pb年龄及Hf同位素制约. 矿床地质, 29(1): 143-157. DOI:10.3969/j.issn.0258-7106.2010.01.013
赵振华. 2010. 副矿物微量元素地球化学特征在成岩成矿作用研究中的应用. 地学前缘, 17(1): 267-286.