江西龍南稀土花崗巖的鋯石U-Pb年齡、內生礦化特征及成因討論

趙 芝, 王登紅, 陳振宇, 陳鄭輝, 鄭國棟, 劉新星

1)中國地質科學院礦產資源研究所, 國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室, 北京 100037; 2)中國地質大學(北京)地球科學與資源學院, 北京 100083

江西龍南稀土花崗巖的鋯石U-Pb年齡、內生礦化特征及成因討論

趙 芝1), 王登紅1), 陳振宇1), 陳鄭輝1), 鄭國棟1), 劉新星2)

1)中國地質科學院礦產資源研究所, 國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室, 北京 100037; 2)中國地質大學(北京)地球科學與資源學院, 北京 100083

江西省龍南地區離子吸附型稀土成礦花崗巖出露廣泛, 然而由于缺乏精確的同位素年代學依據,致使對各巖體的侵位時代、巖石成因等方面的認識存在分歧。本文對足洞、牛坑及半坑花崗巖的風化殼(或基巖)樣品進行了LA-MC-ICPMS鋯石U-Pb定年, 獲得206Pb/238U加權平均年齡分別為: (168.2±1.2) Ma、(168.3±1.7) Ma和(209.75±0.86) Ma, 表明足洞和牛坑花崗巖體的侵位時代一致, 均形成于燕山期, 晚于寨背—關西巖體(～195 Ma), 更晚于印支期侵位的半坑巖體。足洞—牛坑巖體的稀土配分類型為重稀土型, 巖石學、礦物學方面具有相似性, 可能為同源巖漿同期分離結晶的產物; 寨背—關西巖體和半坑巖體的稀土配分類型均為輕稀土型, 巖石學、礦物學方面具相似性, 可能為同源巖漿不同期次形成的產物。而足洞—牛坑巖體與寨背—關西巖體具有不同的稀土礦物組合、稀土配分模式和微量元素特征(寨背—關西花崗巖風化殼的Zr/Hf比值(20～60)大于足洞—牛坑巖體(＜20), 且Zr/Hf比值與Nb/Ta比值正相關), 可能來自不同的巖漿源區。

稀土花崗巖; 鋯石年齡; 稀土內生礦化; 巖石成因; 江西龍南

江西龍南地區輕、重稀土礦床類型發育齊全,是華南造山系南嶺造山帶風化殼離子吸附型稀土礦礦集區(袁忠信等, 2013)內最具代表性的成礦地區之一, 也是我國乃至全球重要的重稀土資源生產地。區內密集分布的成礦巖體(如牛坑、足洞、半坑、關西及寨背巖體等)是眾稀土礦床形成的物質基礎。近二十多年, 不少學者對足洞、半坑、關西和寨背巖體的年代學、巖石學、礦物學及地球化學特征進行了一定程度的研究(贛南地質調查大隊, 1987; 吳澄宇, 1988; 吳澄宇等, 1992; 黃典豪等, 1988, 1993;陳培榮等, 1998, 2007; Bao et al., 2008; 章邦桐等, 2011), 但是大多數巖體仍缺乏精確的鋯石 U-Pb同位素年代學資料, 加上20世紀80年代定年方法精確度有限, 如足洞巖體全巖、長石 Rb-Sr等時線年齡和鋯石 U-Pb不一致線法測得的年齡分別為148 Ma和124 Ma, 相差較大, 致使對眾巖體的形成時代、巖石成因等方面的認識存在分歧。20世紀70年代初, 1:20萬龍南幅將足洞、關西及半坑巖體作為寨背巖基的邊緣相, 歸屬于燕山期, 這種觀點被很多學者沿用至今。80年代末, 贛南地質調查大隊(1987)根據野外地質填圖將足洞、關西和半坑巖體劃分開來, 并認為足洞和關西巖體為燕山期不同階段的獨立巖體, 關西巖體與半坑巖體可能為同源巖漿。目前, 對于牛坑巖體和半坑巖體的侵位時代、稀土內生礦化特征及與足洞、關西、寨背巖體之間是否存在成因聯系等問題缺乏深入研究。因此, 本文對龍南牛坑、足洞及半坑巖體進行了LA-MC-ICPMS鋯石U-Pb定年, 并結合各巖體稀土內生礦化特征及稀土、微量元素特征, 探討了巖石成因。

龍南地區處于華南造山系南嶺造山帶贛南隆起, 屬于Ⅱ級華南成礦省Ⅲ級南嶺成礦帶的贛南隆起W-Sn-REE成礦亞帶(徐志剛等, 2008)。贛南地區發育前寒武紀結晶基底, 之上沉積震旦—奧陶紀的砂巖、板巖等巨厚巖系, 志留紀發生了強烈的構造-熱事件, 大規模花崗質巖漿侵位。晚泥盆世地層呈角度不整合覆蓋在前泥盆紀地層之上(舒良樹, 2006a)。晚泥盆世、石炭紀、二疊紀、早三疊世的地層主要由淺海相碳酸鹽巖和泥砂質巖組成, 晚三疊世、侏羅紀、白堊紀和古近紀地層主要為陸相碎屑巖-火山巖系(舒良樹等, 2006b)。區內出露大面積花崗巖, 以發育離子吸附型稀土礦和鎢礦為特征(“五層樓”+“地下室”成礦模式)(李建康等, 2013)。

龍南地區出露眾多稀土花崗巖體: 牛坑、足洞、半坑、關西及寨背巖體等(圖1), 它們屬于九嶷—大東山—泉州 EW 向中生代花崗巖帶的中段(莫柱孫等, 1980)。牛坑巖體位于龍南縣南部6 km的富坑一帶, 呈長條狀巖瘤產出, 巖體規模小, 出露面積約20 km2, 主體巖性為中粗粒黑云母鉀長花崗巖。巖體東部與白堊系呈斷層接觸, 其余與上古生界侵入接觸。足洞巖體又稱新圩巖體, 位于牛坑巖體東側約 5 km處, 地表呈似橢圓狀, 長軸方向為 NE65°,出露面積為32.5 km2。主要巖性由白云母鉀長-堿長花崗巖組成, 中間分布少量黑云母鉀長花崗巖, 兩者的界線為漸變過渡。巖體南部與上二疊統含煤地層呈斷層接觸, 與半坑巖體呈侵入接觸, 接觸面上見中性巖脈充填, 與關西巖體之間被一小規模花崗斑巖巖株分隔(贛南地質調查大隊, 1987)。半坑巖體位于足洞巖體南部, 呈不規則的 S型長條狀分布,主要巖性為黑云母鉀長花崗巖。巖體東部侵入下古生界, 西部被侏羅系覆蓋。關西巖體位于足洞巖體東側, 與寨背巖體相連, 呈巖基產出, 出露面積超過400 km2, 主體巖性為中粗粒黑云母鉀長花崗巖。南部侵入并包裹多處輝長巖體, 其中最大的輝長巖體稱為車步巖體(鋯石U-Pb年齡為175 Ma)(賀振宇等, 2007), 出露面積約20 km2。巖體與寒武系淺變質巖、晚加里東期混合巖、海西晚期花崗巖和侏羅系火山巖呈侵入接觸。

1 樣品采集及分析測定

1.1 樣品采集

用于鋯石定年的樣品 LN-nk3采自牛坑巖體, LN-jy采自足洞巖體, LN-xx3采自半坑巖體, 具體位置見圖1。LN-nk3: 為黑云母花崗巖風化殼, 樣品呈淺肉色(圖 2a), 為全風化層, 中粒狀結構, 砂狀構造, 主要為粘土礦物和少量石英、長石。LN-jy:為白云母花崗巖風化殼, 呈灰白色, 為半風化層,保持了基巖的結構和構造, 但礦物多被風化, 一捏便碎, 中粗粒粒狀結構, 塊狀構造(圖2b)。LN-xx3:黑云母鉀長花崗巖(圖 2c), 樣品呈肉紅色, 文象結構發育, 塊狀構造, 主要由石英(25%)、微斜長石+條紋長石(40%)、斜長石(20%)及黑云母組成(5%)。條紋長石呈粗粒大晶體, 他形為主, 鈉長石條紋呈細脈狀、線狀定向排列; 斜長石呈板柱狀, 局部發育鈉長石環帶; 黑云母較集中分布, 內見較多磁鐵礦; 石英呈他形粒狀, 多分布在條紋長石內部, 大小不一, 形成文象結構。副礦物中磁鐵礦較多, 可見鋯石、磷灰石和褐簾石。巖石具有鉀長石化, 主要是條紋長石內部可見斜長石形成變斑晶。

圖1 江西龍南地區地質簡圖(據江西省重工業局區域地質調查大隊, 1970;江西省地質局區域地質調查大隊, 1973修編)Fig. 1 Simplified geological map of Longnan area, Jiangxi Province (modified after The Regional Geological Survey Team of the Jiangxi Heavy Industry Bureau, 1970; The Regional Geological Survey Team of Jiangxi Geological Bureau, 1973)

圖2 樣品的野外地質特征Fig. 2 Field geological characteristics of dating samples

1.2 樣品測定

鋯石樣品的年齡測試工作是在中國地質科學院礦產資源研究所 MC-ICP-MS實驗室完成, 所用儀器為 Finnigan Neptune型 MC-ICP-MS 及Newwave UP 213激光剝蝕系統。實驗中激光剝蝕斑束直徑為 25 μm, 頻率為 10 Hz, 能量密度為2.5 J/cm2, 以He為載氣。鋯石年齡諧和圖用Isoplot 3.0程序完成, 測試數據、加權平均年齡的誤差均為1σ。鋯石加權平均年齡采用206Pb/238U年齡。詳細的實驗測試過程參見侯可軍等(2009)。

風化殼樣品的稀土元素分析測試由中國地質科學院國家地質實驗測試中心測定完成, 采用等離子質譜分析方法(ICP-MS), 實驗儀器為X-Series型電感耦合等離子體質譜儀(美國Thermo公司), 分析誤差小于5%。樣品經過烘干后人工過篩至200目。

1.3 鋯石測年結果

足洞巖體(LN-jy): 用于分析測試的鋯石均呈自形晶, 多為短柱狀, 粒徑多在100 μm左右, 長寬比介于2:1之間(圖3), 具有清晰、致密的韻律環帶結構, Th/U 比值介于 0.12～1.12之間, 僅個別鋯石Th/U比值小于0.4, 多顯示巖漿成因特征。20個測點的年齡顯示, 無論是鋯石的核部(如點 3、18等)還是邊部(如 1、9等), 其 U-Pb年齡基本一致。在鋯石U-Pb年齡諧和圖中(圖4a), 11顆鋯石年齡位于諧和線上,206Pb/238U加權平均年齡為(168.2±1.2) Ma (MSWD=1.3), 該年齡代表巖體的侵位年齡。

牛坑巖體(LN-nk3): 鋯石均呈自形晶, 多為細長條狀, 粒徑多在100 μm左右, 長寬比介于3:1之間(圖3), 具有清晰、致密的韻律環帶結構, Th/U比值介于0.3～1.0之間, 僅個別鋯石Th/U比值小于0.4,多顯示巖漿成因特征。在鋯石諧和年齡圖解中(圖4b), 13顆鋯石年齡位于諧和線上, 其206Pb/238U加權平均年齡為(168.3±1.7) Ma (MSWD=1.4), 該年齡為巖體的侵位年齡。

半坑巖體(LN-xx3): 用于分析測試的鋯石均呈自形晶, 多為短柱狀, 粒徑多在100 μm左右, 長寬比介于2:1之間(圖3), 具有清晰、致密的韻律環帶結構, Th/U比值介于0.56～1.36之間, 顯示巖漿成因特征。在鋯石諧和年齡圖解中(圖4c), 13顆鋯石的年齡位于諧和線上, 其206Pb/238U 加權平均年齡為(209.75±0.86) Ma (MSWD=1.2), 該年齡為花崗巖的侵位年齡。

圖3 樣品的鋯石陰極發光圖像Fig. 3 Cathodoluminescence images of analyzed zircons

圖4 樣品LN-jy(a)、LN-nk3(b)、LN-xx3(c)的鋯石U-Pb年齡諧和圖解Fig. 4 Concordia diagrams of zircon U-Pb isotopes of sample LN-jy(a), LN-nk3(b) and LN-xx3(c)

1.4 稀土元素特征

足洞風化殼樣品的稀土含量明顯高于母巖(為2.8倍), 但繼承了母巖的稀土配分模式, 為重稀土配分型, 具有Eu的負異常, 與牛坑巖體風化殼樣品具有幾乎一致的配分曲線(圖 5)。足洞周邊水體受風化殼稀土配分特征影響, 也顯示富集重稀土的特征(羅建美等, 2007)。寨背黑云母鉀長花崗巖與關西黑云母鉀長花崗巖具有一致的稀土配分模式, 均為輕稀土型。寨背巖體風化殼的稀土配分類型繼承了母巖特征,且與半坑巖體風化殼的稀土配分模式相似(圖6)。

2 討論

2.1 龍南地區稀土花崗巖的侵位關系

關于龍南稀土花崗巖的侵位關系一直存在兩種觀點: (1)足洞、關西及半坑巖體為寨背巖體的邊緣相,牛坑巖體與它們同為燕山期第二階段巖漿活動的產物(江西省重工業局區域地質調查大隊, 1970); (2)足洞巖體全巖、長石的Rb-Sr等時線年齡為148 Ma, 鋯石 U-Pb不一致線年齡為124 Ma; 半坑巖體的全巖K-Ar同位素表面年齡為 154 Ma; 關西巖體鋯石U-Pb不一致線法年齡為170 Ma, 與全巖Rb-Sr等時線年齡(176 Ma)基本相同(贛南地質調查大隊, 1987;黃典豪等, 1989)。寨背巖體的全巖Rb-Sr等時線年齡為(176±10) Ma(陳培榮等, 1998), SHRIMP鋯石U-Pb年齡為171.6 Ma(Li et al., 2003), 章邦桐等(2011)認為寨背花崗巖基由于放射性元素的質量分數較高、出露面積較大等原因, 導致其侵位—結晶時差較大,反演計算得出的侵位年齡為195.2 Ma。除了寨背巖體, 區域上花崗巖侵位—結晶時差較大的巖體還有花山—姑婆山巖體(章邦桐等, 2012)。

本文鋯石 U-Pb測年結果表明, 足洞與牛坑巖體具有一致的鋯石U-Pb年齡, 均為168 Ma; 半坑巖體鋯石U-Pb年齡為209 Ma。考慮到足洞和半坑巖體受較強的蝕變作用, Rb-Sr、K-Ar很難保持封閉體系, 其年齡可信度相對較差。其次足洞、牛坑和半坑巖體出露面積均較小、侵位相對較淺(牛坑、足洞巖體均為巖漿高度演化分異的產物, 侵位淺于分異程度相對較低的寨背巖體), 侵位-結晶時差較小, 認為鋯石的結晶年齡代表了各自巖體的侵位年齡。關西和寨背巖體無論是全巖Rb-Sr等時線年齡還是鋯石U-Pb年齡幾乎一致, 為同一巖體。可見,龍南地區稀土巖體的侵位順序為: 半坑巖體(209 Ma)、寨背—關西巖體(約195 Ma)、足洞—牛坑巖體(168 Ma)。

圖5 重稀土型花崗巖及風化殼的球粒隕石標準化REE配分模式Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns of HREE type granite and weathering crust samples

圖6 輕稀土型花崗巖及風化殼球粒隕石標準化REE配分模式Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns of LREE type granite and weathering crust samples

2.2 龍南地區巖漿演化與內生稀土礦化特征

足洞巖體主要為白云母鉀長-堿長花崗巖及少量黑云母鉀長花崗巖, 前者是后者交代作用的產物,牛坑巖體巖性以黑云母鉀長花崗巖為主。足洞白云母鉀長-堿長花崗巖, 副礦物組合為氟碳鈣釔礦-硅鈹釔礦-螢石-鋯石, 稀土礦化與螢石-碳酸鹽化密切相關; 足洞和牛坑黑云母鉀長花崗巖的副礦物組合幾乎一致, 均為鋯石-獨居石-磷釔礦, 少量的硅鈹釔礦、氟碳鈣釔礦等, 且巖體風化殼的稀土配分模式幾乎一致。因此, 無論從巖體的侵位時代還是巖石類型、稀土礦物組合及風化殼稀土配分特征, 足洞和半坑巖體均具有相似性, 它們很可能為同源巖漿同期分離結晶的產物。

圖7 花崗巖樣品SiO2-TiO2圖解Fig. 7 SiO2versus TiO2correlation diagram of granite samples

圖8 風化殼樣品Nb/Ta-Zr/Hf比值圖解Fig. 8 Zr/Hf versus Nb/Ta correlation diagram of weathering crust samples

寨背和關西巖體巖性均以黑云母鉀長花崗巖為主, 副礦物以磁鐵礦、鈦鐵礦、榍石、鋯石、褐簾石、磷灰石為主, 磁鐵礦遠大于鈦鐵礦, 稀土礦化主要以發育榍石-褐簾石-磷灰石為特征。巖石的稀土配分類型均屬于輕稀土型, 亦為同源巖漿同期分離結晶的產物。半坑巖體的侵位時代早于寨背—關西巖體, 但它們具有相似的巖石類型——黑云母鉀長花崗巖, 和一致的稀土配分類型, 推測可能與寨背—關西巖體為同源巖漿。

寨背—關西巖體與足洞—牛坑巖體, 除了稀土礦化特征截然不同外, 主量元素也存在差異。以SiO2-TiO2圖解為例(圖 7), 寨背—關西黑云母鉀長花崗巖的 TiO2含量隨 SiO2含量增高而降低的趨勢較為緩慢, 顯示同源巖漿演化特征。而足洞黑云母鉀長花崗巖的TiO2含量隨SiO2含量增高快速降低,顯示與寨背—關西巖體不同的演化趨勢。白云母鉀長-堿長花崗巖由于受蝕變作用的影響, 二者呈正相關性, 暗示有新礦物形成。

兩巖體之間的微量元素亦存在顯著差異。Zr、Hf、Nb、Ta均為相對穩定的元素, 即使在風化過程中Zr/Hf、Nb/Ta比值也基本保持不變(Middelburg et al., 1988; 馬英軍等, 1999; Panahi et al., 2000)。在Zr/Hf-Nb/Ta比值圖解中(圖 8), 半坑和寨背花崗巖風化殼的Nb/Ta、Zr/Hf比值偏高(20～60), 且兩比值呈正相關性。而足洞花崗巖風化殼, 隨 Nb/Ta比值的快速增長, Zr/Hf比值基本不變, 且小于20, 反映出足洞花崗巖的巖漿分異演化程度高于寨背花崗巖。足洞花崗巖與寨背—關西花崗巖的SiO2含量相近, 很難為同源巖漿分異的產物。由此認為, 足洞—牛坑巖體與寨背—關西巖體為兩個獨立巖漿房演化形成的產物。

3 結論

本文對龍南地區稀土花崗巖進行了鋯石U-Pb測年, 結果表明: 半坑巖體侵位于印支期(209 Ma), 足洞—牛坑巖體侵位于燕山期(168 Ma), 晚于鄰區的寨背—關西巖體(約195 Ma)。足洞—牛坑花崗巖的稀土內生礦化以重稀土為特征, 為同源巖漿同期高度分異演化的產物。寨背—關西花崗巖與半坑花崗巖的稀土內生礦化則以輕稀土為特征, 可能為同源巖漿不同階段侵位形成。而足洞—牛坑花崗巖與寨背—關西花崗巖則為兩個獨立巖漿房演化形成的產物。

致謝:衷心感謝中國地質科學院礦產資源研究所袁忠信和白鴿研究員對本文的修改提供了寶貴意見,感謝他們在稀土礦床研究方面的悉心指導！

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Zircon U-Pb Age, Endogenic Mineralization and Petrogenesis of Rare Earth Ore-bearing Granite in Longnan, Jiangxi Province

ZHAO Zhi1), WANG Deng-hong1), CHEN Zhen-yu1), CHEN Zheng-hui1), ZHENG Guo-dong1), LIU Xin-xing2)
1) Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037; 2) School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences(Beijing), Beijing 100083

Granites related to ion adsorption type rare earth ore deposits are widely exposed in Longnan area, Jiangxi Province. However, there are different views concerning the emplacement age and petrogenesis of the granites due to the lack of accurate isotopic geochronologic data. In this paper, the authors conducted research on the zircon U-Pb chronology of the weathering crust or granite samples from Zudong, Niukeng and Bankeng granites by using Laser Ablation-Multicollector Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry (La-MS-ICPMS). Three weighted average206Pb/238U ages obtained are (168.2±1.2) Ma, (168.3±1.7) Ma and (209.75±0.86) Ma respectively. These data show that the emplacement ages of the Zudong and Niukeng granites are consistent with each other in consideration of the errors, suggesting the Yanshanian period. The ages are younger than the age of the Zhaibei-Guanxi granite (～195 Ma), and are much younger than the age of Bankeng granite which was emplaced during the Indosinian period. The Zudong and Niukeng granites have similar petrologic andmineralogical characteristics as well as heavy rare earth distribution patterns, implying that they might be products of the same stage of the comagmatic evolution. The Zhaibei-Guanxi and Bankeng granites also have similar petrologic and mineralogical characteristics and light rare earth distribution patterns, suggesting that they might be products of different stages of the comagmatic evolution. A comparison between the Zudong-Niukeng granite and the Zhaibei-Guanxi granite shows that they have different rare earth minerals, rare earth distribution patterns and trace elements characteristics (the Zr/Hf ratios of the weathering crust samples from the Zhaibei-Guanxi granite (20～60) are higher than those of the Zudong-Niukeng granite (＜20), and they are positively correlated with the Nb/Ta ratios). It is believed that these granites originated from different magmatic source areas.

rare earth ore-bearing granite; zircon U-Pb age; endogenic mineralization; petrogenesis; Longnan region

P618.7; P597

A

10.3975/cagsb.2014.06.07

本文由中國地質調查局地質大調查項目“我國離子吸附型稀土戰略調查及研究”(編號: 1212011220804)和“南嶺巖漿巖成礦專屬性”(編號: 1212011120989)聯合資助。

2013-12-30; 改回日期: 2014-08-23。責任編輯: 張改俠。

趙芝, 女, 1984年生。博士, 助理研究員。主要從事巖石、礦床地球化學研究。通訊地址: 100037, 北京市西城區百萬莊大街26號。E-mail: zhaozhi_sun@163.com。

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