2017, Vol. 33
2. 合肥工业大学矿床成因与勘查技术研究中心, 合肥 230009;
3. 安徽省地质矿产勘查局324地质队, 池州 247000
, ZHOU TaoFa1,2
, ZHANG DaYu1,2, XIONG ZhenYin3, LÜ QiLiang3, YUAN Feng1,2, REN Zhi1,2, FAN Yu1,2
2. Ore Deposit and Exploration Centre, Hefei University of Technology, Hefei 230009, China;
3. No. 324 Geological Party, Bureau of Geology and Mineral Resources Exploration of Anhui Province, Chizhou 247000, China
花岗岩类是有效识别岩浆起源及地球深部动力学过程的天然“探针”(Pitcher, 1983；Clarke, 1992；Whalen, 1987；Chappell and Stephens, 1988)。不同成因类型花岗岩形成的构造环境，构造-岩浆耦合作用及其成矿作用已得到了研究者的高度关注(张旗等, 2008a, b；肖庆辉等，2009)。大量研究显示，花岗质岩浆是金属矿床重要的物质和能量来源(徐克勤等, 1982; Blevin and Chappell, 1995；Louck, 2014; Cooke et al., 2005)，对矿区花岗岩类的成因分析，不仅能为该区成岩地球动力学背景提供证据，而且有助于加深对岩浆-流体-成矿这一过程的深入认识。
皖南地区位于长江中下游铜铁金成矿带以南，以钨钼成矿为主，包括东源、上金山、竹溪岭、逍遥等大-中型矿床，矿床类型以矽卡岩型为主，次为斑岩型、石英脉型。池州位于皖南的江南隆起带与下扬子坳陷之间的过渡带内，而桂林郑钼矿床是安徽省地矿局324地质队近年来在池州地区勘探发现的一处大型钼矿床。池州地区发育多个燕山期中酸性岩浆岩体及其相关的钨-多金属矿床(丁宁等，2012；陈芳，2014)。前人对研究区岩浆岩的地质特征(王伟华，2012；赵超等，2013)、成岩成矿年代(杨贵才等，2014；秦燕等，2010；Wu et al., 2012)、地球化学特征(宋国学, 2010；宋国学等, 2010; 刘圆圆等，2012；艾金彪等，2013)、矿床成因(薛卫冲，2013；霍明宇，2012；谢兴楠等，2013；陈芳等，2013；王克友，2008)等方面进行了不同程度的研究工作，推动了该区成岩成矿作用的研究。但上述研究多针对钨矿床及其成矿岩体，钼矿床的研究仅见马头斑岩型矿床相关研究，桂林郑钼矿床作为在该区迄今发现的唯一的大型矽卡岩型钼矿床，与成矿有关的花岗斑岩的成因尚未开展工作，这直接影响了对桂林郑钼矿床成因的深入认识和研究区下一步的找矿方向。
本次工作在对桂林郑钼矿床成矿岩体的地质和岩相学观察的基础上，开展锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年和全岩岩石地球化学研究，明确桂林郑钼矿床成矿岩体的形成时代、成因以及与钼矿化之间的关系，深化桂林郑钼矿床成因研究，并为池州地区以及邻近的长江中下游地区的成岩成矿规律深入探讨提供新的信息和依据。
1 区域地质背景池州地区位于江南隆起带与长江中下游成矿带之间的下扬子坳陷过渡带上(图 1)，区域地层属扬子地层区、江南地层分区，该区经历了前震旦纪基底形成阶段、震旦纪-早三叠世的盖层发育阶段及中三叠世-新生代以断块构造为主的板内变形阶段。区内出露的地层包括中元古代褶皱浅变质岩，以及新元古代到中生代的海相沉积盖层和第四系地层，以古生代-早三叠世为主，中生代晚侏罗世-早白垩世陆相火山岩堆积和晚白垩世-第三纪的陆相红色沉积零星分布。其中，古生代-早三叠世沉积岩地层是该区W、Mo、Pb、Zn、Cu、Au、Ag等金属矿床主要赋矿层位(唐永成等，1998)。
池州地区主构造线方向为北东向，一系列北东向倒转背斜和向斜、北东向、北北东向、近东西向和北西向断裂构成了本地区的基本构造格局(图 1)。其中，研究区北部(高坦断裂以北)呈背、向斜平行相间的特征；中部(高坦断裂和江南断裂之间)的褶皱枢纽波状起伏；在南部(江南断裂以南)以较宽缓的复式向斜为主。区内北东向、北西向及北-北东向断层发育。
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图 1 安徽池州地区地质图(据安徽省地质矿产局324地质队，2005①；宋国学等，2010修改) Fig. 1 Sketch Geological map of the Chizhou district, Anhui Province (Revised after Song et al., 2010) |
① 安徽省地质矿产局324地质队.2005.池州市黄山岭深部钼矿普查地质报告
池州地区岩浆岩十分发育，以中酸性侵入岩为主，包括青阳-九华、茅坦、花园巩、谭山等岩体，这些岩体以岩基状产出，岩性为闪长玢岩、石英闪长玢岩、花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、正长岩、花岗岩和花岗斑岩等。
2 矿区地质特征 2.1 桂林郑钼矿床桂林郑钼矿区位于池州地区的谭山岩体与青阳-九华岩体之间(图 1)。矿区内出露地层为志留系高家边组(S1g)，在矿区西侧，奥陶系五峰组(O3w)、汤头组(O3t)、宝塔组(O2b)、大田坝组(O2d)、红花园组(O1h)和仑山组(O1l)地层呈整合-假整合分布(图 2a)。褶皱主要为黄山岭背斜，其枢纽方向为北北东向，且北东段收敛倾伏。矿区内发育两条近似平行的断层F1和F2，F1断层走向北北东，倾角45°~55°，正断层；F2断层走向北北东，倾角34°~75°。矿区内岩浆岩发育，主要包括侵位于矿床底部奥陶系仑山组中的花岗斑岩体、顺层侵位于奥陶系五峰组和志留系高家边组的石英闪长玢岩。此外，矿区还发现了少量的辉绿玢岩脉、正长斑岩(脉)和正长岩(脉)，其中，正长斑岩(脉)侵位于汤头组至志留系高家边组层间裂隙，正长岩(脉)主要分布于高家边组砂页岩裂隙中，偶见于大湾组或仑山组上段碳酸盐裂隙中。
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图 2 桂林郑矿区地质图(a)及41线钻孔剖面图(b)(据安徽省地质矿产局324地质队，2005；李文庆和曹静平，2006修改) Fig. 2 Geologic map (a) and No.41 exploration line (b) of Guilinzheng deposit (Revised after Li and Cao, 2006) |
桂林郑钼矿床的矿体主要赋存于矿区内奥陶系仑山组下段灰岩地层与花岗斑岩体接触的矽卡岩带中，部分赋存在奥陶系五峰组、汤头组地层与志留系高家边组地层之间的层间滑脱带中(图 2b)。主要矿体为Ⅴ和Ⅶ号，其中Ⅴ号矿体呈层状、似层状，中间厚，两边薄，倾向南东，倾角17°~28°，赋存于奥陶系上统汤头组透辉石石榴子石矽卡岩带中，局部赋存于五峰组炭质硅质页岩裂隙中；Ⅶ号矿体产于Ⅴ号矿体下部桂林郑深部岩体与仑山组灰岩接触带上的矽卡岩中，少量赋存于花岗斑岩中，与Ⅴ号矿体一上一下，水平投影基本吻合，以ZK02为中心，向四周略微倾斜，呈中间厚，北东、南东、南西变薄的钟状，矿体形态基本与岩体的上拱形态一致。围岩蚀变主要有硅化、绢云母化、矽卡岩化和蛇纹石化，其中硅化、绢云母化主要发育于志留系下统高家边组地层中，分布于地层破碎带、石英脉和小岩脉穿插部位及构造强烈的地带，常发育热液充填型Mo-Pb-Zn矿化；矽卡岩化发育于奥陶系汤头组-志留系高家边组地层之间和深部岩体接触带上；蛇纹石化主要发育于岩体与围岩接触带中，伴随有强烈的脉状磁铁矿-白钨矿矿化。
桂林郑钼矿床矿石矿物为辉钼矿、闪锌矿、白钨矿、磁铁矿、方铅矿，次要矿物为磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿等，脉石矿物为方解石、透辉石、石榴子石、硅灰石、硅镁石、绿帘石、绿泥石、蛇纹石等。矿石矿物中辉钼矿(图 3a, d)呈鳞片状、片状结构，闪锌矿(图 3b, c)呈自形-半自形粒状结构，白钨矿(图 3e)呈半自形-他形结构，磁铁矿(图 3e, f)呈团块状结构，矿石具有团状、浸染状、脉状、网脉状、星点状等构造。
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图 3 桂林郑矿床典型矿石照片 (a)硅灰石石榴子石矽卡岩发育团块状辉钼矿；(b)方解石脉中的团块状闪锌矿；(c)石榴子石矽卡岩发育稠密浸染状闪锌矿；(d)沿花岗斑岩裂隙发育的辉钼矿；(e)大理岩中发育的白钨矿-磁铁矿脉；(f)磁铁矿矿石发育蛇纹石化. Grt-石榴子石; Wo-硅灰石; Mo-辉钼矿; Sp-闪锌矿; Mt-磁铁矿; Qtz-石英; Sch-白钨矿; Srp-蛇纹石; Cal-方解石; Mb-大理岩 Fig. 3 Photographs of typical ores from the Guilinzheng deposit (a) lumps molybdenite was distributed in the wollastonite garnet skarn; (b) calcite veins with lumps sphalerite; (c) dense disseminated sphalerite was distributed in garnet skarn; (d) molybdenite was filled in the fracture of granitic porphyry; (e) scheelite-magnetite veins in mable; (f) serpentine-magnetite ore. Grt-garnet; Wo-wollastonite; Mo-molybdenite; Sp-spalerite; Mt-magnetite; Qtz-quartz; Sch-scheelite; Srp-serpentine; Cal-calcite; Mb-mable |
花岗斑岩体位于桂林郑矿床下部，以岩株状侵位于黄山岭背斜东南翼深部仑山组上段碳酸盐地层中(图 2b)，呈北东-南西向的长垣状。花岗斑岩与灰岩接触部位形成矽卡岩带，并赋存了桂林郑钼矿床的主要的Ⅶ号矿体，岩体顶部有石榴子石化和透辉石化，见辉钼矿、磁铁矿等矿物浸染状分布于其中。
花岗斑岩呈肉红色，斑状结构，主要由钾长石(40%~60%)、石英(35%~40%)等组成，次为斜长石(5%~10%)、黑云母( < 5%)和少量白云母。钾长石呈自形粒状，粒径2~5mm；石英呈半自形-他形粒状结构，粒径1~3mm；斜长石呈半自形-他形粒状，粒径0.5~1mm，黑云母零星分布，岩石发生了强烈的黄铁绢英岩化蚀变(图 4)。
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图 4 花岗斑岩手标本和显微镜下照片 (a、b)肉红色花岗斑岩；(c)石英斑晶呈港湾状，细脉状斜长石分布于钾长石主晶中，形成细脉状条纹长石；(d)基质中石英呈半自形-他形结构；(e)斜长石被后期矿物石英交代；(f)树枝状具聚片双晶的斜长石条纹分布在钾长石主晶中，形成树枝状条纹长石.Qtz-石英；Pl-斜长石；Kfs-钾长石 Fig. 4 Hand specimen and micrograph of granitic porphyry (a, b) flesh pink granite porphyry; (c) embayment and veinlets plagioclase quartz phenocrysts distribute in the main crystals of feldspar and form veinlet perthite; (d) subhedral and hedral quartz in matrix; (e) plagioclase had been metasomaticed by late quartz; (f) dendrimers plagioclase with polysynthetic distribute in the main fringe crystals of feldspar and form dendritic perthite. Qtz-quartz; Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar |
本次工作选择桂林郑矿床深部的花岗斑岩作为研究对象。锆石定年样品采自于桂林郑钼矿床ZK658(图 2a)深部862m处；岩石地球化学样品分别采自于ZK658深部862m处(658~862)、ZK5705(图 2a)深部806m处(5705~806)、ZK4107(图 2a)深部1017m处(4107~1017) 和ZK4107深部1010m处(4107~1010) (图 2b)。
3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年锆石U-Pb测年分析在合肥工业大学资源与环境工程学院LA-ICP-MS实验室完成。锆石阴极发光照相在中国地质科学院地质研究所电子探针室完成。具体过程为：(1) 分选：将样品破碎至矿物自然粒度后(50~150μm)，通过磁选和重液等选矿技术，将矿物初步分离，然后配合双目镜手选方法进行单矿物分离提纯，分选出晶型完好、颗粒大于50μm的锆石(TPK-11>100颗；TPK-05>100颗)作为定年和成分测定对象。(2) 制靶：在双目镜下挑选出晶形完好，透明度和色泽较好的锆石单矿物粘在载玻片的双面胶上，然后用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂充分固化后，抛光至锆石颗粒露出1/3以上。(3) 照相：用配有阴极发光(CL)探头的电子显微镜对锆石进行鉴定并拍照，工作电压为15kV，电流为4nA。这些阴极发光照片被用来检查锆石的内部结构和选择分析区域。(4) 测年：锆石LA-ICP-MS U-Pb分析测试前分别用酒精和稀硝酸(5%)轻擦样品表面，以除去可能的污染。采用仪器为德国Geolas pro 193nm ArF准分子激光器+Agilent 7500a ICP-MS。采用He作为剥蚀物质载气，用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM610进行仪器最佳化，采用国际标准锆石91500作为同位素分析外标，Si作为内标。锆石年龄分析采用激光分析直径为30μm，激光剥蚀频率为6Hz，激光能量为10J/cm2。分析流程为：每隔4~5个样品分析点分析2次91500标准锆石，每隔10个点分析一次NIST SRM610，确保在分析过程中标准锆石、NIST610和待分析样品的仪器条件完全一致。(5) 处理：测试获得的锆石同位素的数据处理采用ICPMSDataCal (V8.6版)软件进行。普通铅校正采用的Andersen的方法(Andersen and Griffin, 2004)，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot (2.49版)进行(Ludwig, 2001)。
3.2 全岩地球化学分析全岩主、微量元素分析在广州市澳实矿物实验室完成。具体流程为：
样品粉碎：选取新鲜样品在刚玉破碎机进行粗碎至10cm大小；选择无石英脉、无风化面颗粒300克放入行星式玛瑙碎样机中细碎至75mm大小(约200目)。
主量元素分析：将岩石粉末样品约1g在100℃的烘箱内干燥后，将其放入温度高于1000℃的高温炉中灼烧2h，测得其烧失量(LOI)。然后称0.5g烘干过的样品和4g Li2B4O7溶剂共置于玻璃纸上，混匀后加0.4g 1% LiBr及0.5% NH4I助熔剂置于XRF专用铂金坩埚中，倒入该混合样品在1250℃熔融，制成玻璃饼，备XRF测定。测试方法详见Qi et al. (2000)。
微量、稀土元素分析：将岩石粉末样品约1g放入熔样罐中，加入2mL 8mol HNO3和0.5mL 8mol HF，置于电热板上(约100℃)加热至样品完全溶解；打开熔样罐在通风橱中蒸干样品。再次加入2mL 8mol HNO3继续加热，方法同前；最后将用8mol HNO3熔解的样品溶液加去离子水稀释至250mL放入洁净的溶样瓶中，摇匀后取10mL放入细小塑料管备ICPMS测试，样品测试采用内标法，详细过程参考靳新娣和朱和平(2000)。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb同位素定年本研究所测锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄结果如表 1所示。由CL图像上(图 5)可以看出，定年锆石样品均为自形-半自形短柱状，有明显的环带结构，指示为岩浆锆石。锆石内部发育有明显的筛孔，与锆石核部含高放射性元素U含量有关，锆石的震荡环带不协调，是由锆石结晶过程中物理化学条件瞬时改变所导致的(薛怀民等，2009)。测年分析结果(表 1)显示，除GLZ-21的普通Pb (2.21×10-6)较高之外，其他锆石的普通Pb均小于2×10-6；所有测年锆石Th/U为0.8~1.8之间，与通常岩浆成因锆石相比较高，但具有岩浆锆石成因的特点(Tomaschek et al., 2003; Rayner et al., 2005; Claoué-Long et al., 1990)，因此本文所测24颗锆石的206Pb/238U加权平均年龄为127.6±1.5Ma (MSWD=0.72，n=24)，可代表该花岗斑岩体的形成年龄。
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图 5 桂林郑花岗斑岩中锆石阴极发光图像及LA-ICP-MS U-Pb谐和图 Fig. 5 CL images of zircon and LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram of the Guilinzheng granitic porphyry |
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表 1 桂林郑花岗斑岩中锆石的LA-ICP-MS年龄测定结果 Table 1 LA-ICP-MS dating result of zircons from the Guilinzheng granitic porphyry |
桂林郑花岗斑岩的主量元素的分析结果见表 2。SiO2介于75.85%~76.82%之间，均值为76.30%；K2O含量4.66%~4.98%，均值为4.81%；Na2O含量3.84%~3.98%，均值为3.89%；Al2O3含量12.08%~12.38%，均值为12.29%；FeO (0.60%~0.65%)、Fe2O3(0.90%~1.23%)、MgO (0.04%~0.08%)、CaO (0.46%~0.53%)、TiO2(0.09%~0.13%)、P2O5(0.006%~0.01%)含量均较低，碱铝比(NK/A=(K2O+Na2O)/Al2O3)在0.941~0.948之间，铝过饱和度A/CNK值(Al2O3/(CaO+ K2O+Na2O))在1.32~1.35之间，ALK=8.53%~8.82%。
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表 2 桂林郑花岗斑岩主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析结果 Table 2 Analytical results of major elements (wt%) and trace elements (×10-6) for Guilinzheng granites porphyry |
在SiO2-(K2O+Na2O)图(图 6a)上，桂林郑花岗斑岩样品均位于亚碱性系列区域中，碱度率σ(σ=(Na2O+K2O)2/(SiO2-43))为2.19~2.33，为钙碱性岩石系列；K2O-SiO2图(图 6b)上，显示为高钾钙碱性系列；在AR-SiO2图(图 6c)和A/NK-A/CNK图(图 6d)上，样品具有碱性系列和过铝质岩石系列的特点。
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图 6 桂林郑花岗斑岩的岩石判别图解 (a) TAS图解(底图据Middlemost, 1994)；Ir-Irvine分界线，上方为碱性，下方为亚碱性; (b) K2O-SiO2岩石序列图解(底图据Ewart, 1982)；(c) SiO2-AR岩石序列判别图解(底图据Wright, 1969)；(d) A/NK-A/CNK图解(底图据Maniar and Piccoli, 1989).数据来源：贵池岩体：彭戈等，2012；花园巩岩体：刘圆圆等，2012；谭山岩体：赵玲和陈志洪，2014；茅坦岩体：Li et al., 2012；牯牛降和东库：褚平利等，2014；青阳岩体和九华山岩体：张德全和徐洪林，1997 Fig. 6 The discriminative diagrams of the granitoid intrusions in Guilinzheng granitic porphyry |
桂林郑花岗斑岩的稀土元素、微量元素分析结果分别见表 2。其中稀土元素总量∑REE=122.4×10-6~169.7×10-6，均值为150.3×10-6；轻重稀土比值(LREE/HREE)在4.03~5.15之间，均值为9.27；(La/Yb)N=6.37~8.77，显示花岗斑岩的轻重稀土分馏显著。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图 7a)上可见，桂林郑花岗斑岩具有显著Eu负异特点(δEu=0.14~0.23)，表现为明显负铕异常的“V”字形，指示在岩浆分离结晶过程中经历了显著的斜长石等矿物分离结晶作用。原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 7b)显示，桂林郑花岗斑岩具有Rb、Th、U、Pb富集、Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti亏损的特点。
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图 7 桂林郑花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Boynton，1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Galer et al., 1989) Crust, MORB及OIB值据Sun and McDonough, 1989; 江南过渡带数据据宋国学，2010 Fig. 7 Chondrite-normalized rare earth element pattern (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element variation diagram (b, normalization values after Galer et al., 1989) in Guilinzheng granites porphyry The Crust, MORB and OIB values from Sun and McDonough, 1989 |
本次工作测得桂林郑花岗斑岩岩浆锆石U-Pb年龄为127.6±1.5Ma，为早白垩世岩浆结晶的产物。前人测得邻近的谭山岩体形成于133.3~127.3Ma (Song et al., 2014；赵玲和陈志洪，2014；Wu et al., 2012)，青阳-九华山复式岩体形成年龄基于143.3~127.5Ma之间(Wu et al., 2012；Xu et al., 2009；范羽，2015)，桂林郑花岗斑岩年龄与青阳-九华山复式岩体和谭山岩体的晚期岩浆侵位年龄较为接近。
前人对江南过渡带(池州段)的中酸性岩体的成岩年代做了大量研究工作(彭戈等，2012；Li et al., 2012；赵玲和陈志洪，2014；Song et al., 2014, Wu et al., 2012；刘园园等，2012；Xu et al., 2009)，如表 3所示。分析显示，江南过渡带(安徽段)的成岩时代分布于149~110Ma之间，岩浆岩形成时代可分为三个阶段：149~137Ma、134~119Ma、116~110Ma (图 8)，桂林郑深部花岗斑岩体对应于第二阶段。
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图 8 皖南池州地区晚中生代岩浆岩形成年龄频谱图 Fig. 8 Histograms of isotopic ages of the Late Mesozoic magmatic rocks in Chizhou area, southern Anhui |
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表 3 皖南池州地区岩浆岩年龄统计表 Table 3 The geochronological data from the magmatic intrusions in Chizhou, southern Anhui |
岩浆岩与矿化的关系显示，江南过渡带(池州段)以高坦断裂为界可分为南、北两个部分：南部为江南深断裂与高坦断裂之间的区域，矿化以钨钼为主。南部地区的岩浆岩形成时代可分为两个阶段：149~137Ma，主要岩体为青阳岩体(早期)、牛背脊岩体，岩性以花岗闪长岩为主，伴随有钨钼矿化(高家塝钨矿床)；134~119Ma，主要岩体为青阳岩体(晚期)、九华山岩体、谭山岩体、桂林郑岩体等，岩性以花岗岩为主，并有钼钨铁铅锌银矿化(桂林郑钼矿床、百丈岩钨钼矿床、黄山岭铅锌矿床等)。北部为高坦断裂以北、长江中下游成矿带以南地区，以铜钼矿化为主。北部地区的岩浆岩形成时可分为三个阶段：149~137Ma，主要岩体为马头岩体、贵池岩体(早期)、马石岩体等，岩性以花岗闪长岩为主，伴随有铜钼矿化(马头铜钼矿床)；134~119Ma，主要岩体为茅坦岩体、花园巩岩体，岩性以花岗闪长岩、花岗岩为主，发育铜钼铅锌矿化(铜矿里铜钼矿床)；116~110Ma，主要岩体为花园巩岩体(晚期)、茅坦岩体，岩性以花岗岩、石英二长岩为主，基本无矿化。以上分析显示，江南过渡带(池州段)中酸性岩浆作用从南→北时间上逐渐变新，元素矿化从早(149~137Ma)→中(134~119Ma) →晚(116~110Ma)依次为铜钼、钨、钨钼→钨钼、钼钨铁铅锌银、铅锌→基本无矿化的演化趋势。
5.2 岩石成因类型桂林郑花岗斑岩体侵位于奥陶系仑山组的灰岩地层中，主要组成矿物为钾长石、石英、斜长石等，并与区域内主要岩体(谭山、九华、茅坦、花园巩等)的岩性特征相似。地球化学特征显示其具有高K2O (4.66%~4.98%)、富SiO2(75.85%~76.82%)、富Al2O3(12.08%~12.38%)，亏损Sr、Ba等大离子亲石元素和Nb、Ta、P、Ti等高场强元素的特征(图 7)，为过铝质、高钾钙碱性-碱性岩石序列(图 6)。前人对花岗岩类的研究指出，I型花岗岩相比A型花岗岩具较低SiO2、K2O、Ce、Y、Nb等元素含量(Loiselle and Wones, 1979; Colling et al., 1982)。在K2O-Na2O图解上，桂林郑花岗斑岩落在A型花岗岩区域(图 9a)，与10000Ga/Al2O3-(Na2O+K2O)/CaO (图 9b)、10000Ga/Al2O3-K2O/MgO (图 9c)和10000Ga/Al2O3-Y图解(张旗等，2012；周佐民，2011；李小伟等，2011；吴锁平等，2007；苏玉平和唐红峰，2005；许保良，1998；徐克勤等，1982；肖庆辉等，2009)判别结果(图 9d)一致，指示桂林郑花岗斑岩具有A型花岗岩特征。微量元素蛛网图(图 7b)中以富含K、Rb、Th亏损Ba、Sr等大离子亲石元素，富含Ta、Nb亏损P、Ti等高场强元素为主，显示具有高分异的A型花岗岩的性质(张旗等，2012；贾晓辉等，2009)。桂林郑花岗斑岩的稀土元素分配模式图中(图 7a)，重稀土相对亏损，轻稀土富集，表现出明显的右倾型，与A1型花岗岩的稀土元素特征类似(刘昌实等，2003；范裕等，2008)。据Eby (1992)研究显示Y/Nb比值(Y/Nb < 1.2为A1型花岗岩；Y/Nb>1.2为A2型花岗岩)可作为对A型花岗岩进一步分类的依据，桂林郑花岗斑岩Y/Nb=0.48~0.66，平均为0.57，落于A1型花岗岩(Eby，1992)范围内，指示其为A1型花岗岩。
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图 9 桂林郑A型花岗岩判别图解(a, 底图据Colling et al., 1982; b-d, 底图据Whalen et al., 1987) Fig. 9 Discrimination diagrams for A-type granites in Guilinzheng (a, after Colling et al., 1982; b-d, after Whalen et al., 1987) |
在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上(图 7b)，样品均亏损元素Sr、Ba、Eu、P、Ti和富集元素Rb、Th、U以及Pb，同时表现出了强烈的轻、重稀土分异特征和明显的Eu负异常特征(图 7a)，指示岩浆在演化过程中经历了斜长石、磷灰石和钛铁矿等矿物的分离结晶作用。高场强元素Y在岩浆结晶分异过程中往往易于在残留岩浆中富集，是岩浆发生分离结晶作用的指示剂；桂林郑花岗斑岩具有较高的Y含量(均值18.64×10-6)及Y正异常(图 7b)，也指示了其具有较高的分离结晶程度。在岩浆结晶分异过程中，地球化学性质相近的高场强元素如(Nb、Ta、Th、Hf)在没有外来物质加入时元素比值的变化范围很小，当有外来物质加入岩浆会发生显著变化(陈江峰等，1999；Chen et al., 2010; Zhang et al., 2014)。桂林郑花岗斑岩的Nb/Ta (15.0~15.8)、Th/Hf (23.0~26.8) 比值变化较小，指示了该岩浆在上升侵位过程中外来物质混染作用较弱。
关于A型花岗岩的成因主要有以下几种认识(汪洋，2009)：(1) 富F麻粒岩相下地壳部分熔融作用可以形成A型花岗岩(Colling et al., 1982；Whalen et al., 1987；Skjerlie and Johnston, 1993)；(2) 长英质和镁铁质源区的岩石部分熔融形成(Landenberger and Collins, 1996；King et al., 1997, 2001)；(3) 幔源的碱性基性岩-中性岩分异演化形成(Bonin, 2007)。而桂林郑花岗斑岩属于过铝质A1型花岗岩，低Sr高Yb型(Sr < 400×10-6、Yb>2×10-6)，对于过铝质A型花岗岩的成因，目前的主要观点有(1) 具有正常含水量的长英质下地壳部分熔融(King et al., 1997)；(2) 过铝质下地壳变质沉积岩的部分熔融(Anderson and Thomas, 1985)。由于整个区域基底为深变质的结晶基底和浅变质的褶皱基底，岩性以千枚岩、变凝灰岩和变安山岩为主，薛怀民等(2009)对皖南地区与桂林郑成岩时代(127.6±1.5Ma)相同的黄山A型花岗岩(127.7±1.3Ma)进行研究后认为岩浆可能来源于下地壳，并有较多的地幔物质的混入。异常低的Nb、Ta含量(图 6b)，也指示其来自于陆壳源区(Sylvester et al., 1997; Konishi et al., 2009)。桂林郑花岗斑岩具有大离子亲石元素(Rb、Th、U和Pb)富集和Nb、Ta亏损，也印证了其岩浆源区为壳源。
5.3 成岩背景桂林郑花岗斑岩具有A1型花岗岩的性质，指示形成于典型非造山环境(Frost et al., 2001)；在花岗岩构造判别图解Yb-Ta、Ta+Yb-Rb、Yb+Nb-Rb和Y-Nb (图 10)中，桂林郑花岗斑岩均落入板内花岗岩区域，也显示桂林郑岩体形成于板内伸展环境。
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图 10 桂林郑花岗斑岩构造背景判别图(底图据Pearce et al., 1984) 其他岩体数据来源同图 6；桂林郑数据为本文数据 Fig. 10 The tectonic setting discrimination of granitic porphyry in Guilinzheng (after Pearce et al., 1984) |
桂林郑花岗斑岩体是江南过渡带燕山期岩浆作用的产物。前人对长江中下游地区燕山期岩浆形成的地球动力学过程为：古太平洋板块倾向俯冲背景(152~135Ma)、岩石圈拆沉软流圈上涌背景(135~127Ma)和陆内伸展期背景(127~123Ma)三个阶段(周涛发等, 2010, 2011；刘园园等，2012)。而对于皖南地区燕山期岩浆形成背景的研究相对薄弱，存在(1) 与长江中下游地区岩浆岩分布特征一致(赵玲和陈志洪，2014)，(2) 太平洋俯冲背景(170~130Ma)和板内伸展(130~109Ma)的两分法(翁望飞等，2011)的争议。桂林郑花岗斑岩处于长江中下游地区和江南隆起带的过渡区域，形成时代为127.6±1.5Ma，具有过铝质碱性A1型花岗岩特点，其形成于陆内拉张背景。
5.4 成矿专属性指示Zhang et al.(2015)通过对中国东部Cu-Mo矿床成矿岩体地球化学特征分析，得出判别图解(图 11) SiO2-Sr/Y、SiO2-δEu/Yb、SiO2-Sr/Zr、SiO2-V对富Cu和富Mo的岩浆岩区分度较为明显。桂林郑钼矿床地质特征显示，矿体主要赋存于花岗斑岩体与奥陶系仑山组灰岩的接触带上，并在花岗斑岩体内发现沿裂隙赋存有辉钼矿，指示该花岗斑岩体是钼矿床的成矿岩体，该岩体地球化学特征显示，其具有较低的Sr/Y比值(图 11a)、δEu/Yb比值(图 11b)、Sr/Zr比值(图 11c)及V含量(图 11d)，且均落在富钼的中酸性岩浆岩范围内(图 11)，这些特征指示了桂林郑花岗斑岩体为富钼岩浆岩。此外，本次还测得桂林郑钼矿床的辉钼矿Re-Os同位素年龄(127.6±1.7Ma)(另文发表)，与桂林郑花岗斑岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄(127.6±1.5Ma)在误差范围内一致，也指示该花岗斑岩与钼矿床成矿密切相关。桂林郑花岗斑岩体是该钼矿床的成矿岩体。
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图 11 桂林郑花岗斑岩Cu-Mo成矿专属性判别图解(底图据Zhang et al., 2015) Fig. 11 The metallogenic specialisation granitoid discrimination of Cu-Mo for the granitic porphyries in Guilinzheng (after Zhang et al., 2015) |
桂林郑钼矿床成岩(127.6±1.5Ma)与成矿(127.6±1.7Ma)时代基本相同，也与江南过渡带(池州段)的青阳-九华山复式岩体(127.5±1.6Ma)和谭山岩体(127.3±2.1Ma)形成时代一致，且均为花岗(斑)岩，因此为同期岩浆活动的产物，这对于江南过渡带(池州段)寻找与该期岩浆活动有关的矿床具有指示意义。
6 结论(1) 本次获得桂林郑花岗斑岩的成岩年龄为127.6±1.5Ma，形成时代为早白垩世。
(2) 桂林郑花岗斑岩具有过铝质、高钾钙碱性-碱性的A1型花岗岩特点，岩浆源于中下地壳，上升过程中经历了显著的分离结晶作用，形成于陆内拉张环境。
(3) 池州地区岩浆岩形成时代可划分为三阶段：149~137Ma、134~119Ma、116~110Ma，矿化元素组合表现为以钨铜、钨为主向钼钨多金属为主的过渡趋势。
(4) 桂林郑花岗斑岩是富钼岩浆岩，对池州地区寻找与该类型岩浆岩有关的钼矿床具有指导意义。
致谢 本研究工作得到了安徽省地矿局324地质队陈超队长的大力支持，锆石定年工作得到了合肥工业大学LA-ICP-MS实验室李全忠老师的指导与协助；两位匿名专家对论文初稿提出了宝贵的修改意见；在此表示衷心的感谢。| [] | Ai JB, Ma SM, Zhu LX, Fan LJ, Hu ZX, Xi MJ. 2013. Characteristics and migration regularity of major elements and REEs in Matou porphyry Mo-Cu deposit in the Middle-Lower Reaches of Yangtze River. Acta Geologica Sinica, 87(5): 691–702. |
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