湘中錫礦山礦區煌斑巖中捕獲鋯石U-Pb定年及其地質意義

彭建堂 , 胡阿香 張龍升 雷文艷, 陽杰華, 林芳梅

(1.中南大學 有色金屬成礦預測教育部重點實驗室, 地球科學與信息物理學院, 湖南 長沙 410083; 2.中國科學院 地球化學研究所 礦床地球化學國家重點實驗室, 貴州 貴陽 550002; 3.廣東省有色金屬地質局932隊, 廣東韶關 512026)

位于湘中盆地中央的錫礦山銻礦, 是世界上最大的銻礦床, 其儲量達到 2.5 Mt以上(史明魁等,1993), 超過國外銻礦儲量的總和, 被譽為“世界銻都”。自美國地質學家 Tegengren 于1915年首次對其進行地質調查以來(Tegengren, 1921), 人們從不同側面對該礦進行了大量的地質、地球化學研究,并取得一系列重要的成果。但為什么不足16 km2錫礦山礦區內會有如此巨量的銻礦石堆積, 這些巨量金屬究竟來自何處, 一直是困擾我國地學工作者的難題。錫礦山銻成礦有何特殊的構造背景？目前仍不清楚。對該區煌斑巖的研究, 有可能促進上述問題的解決。

錫礦山地區巖漿活動微弱, 礦區東部出露的煌斑巖, 是該區唯一的巖漿活動記錄。人們先后對其進行了一些地質、地球化學研究(劉煥品等, 1983①;凌水成, 1999; 吳良士和胡雄偉, 2000; 彭建堂, 2000;謝桂青等, 2001; 易建斌等, 2001), 但該煌斑巖形成時間、形成構造背景及其與銻成礦的關系, 目前并不太清楚。對錫礦山礦區煌斑巖的侵位深度, 也存在兩種截然不同的認識: 一種觀點認為該煌斑巖為花崗質巖漿晚期分異的淺成脈巖; 另一種觀點則認為該煌斑巖來自深部地幔(黎盛斯, 1996; 易建斌等,2001)。

在前人已有工作的基礎上, 本文對錫礦山礦區煌斑巖中的鋯石進行了 LA-ICP-MS U-Pb定年, 精確測定了鋯石的形成年齡, 并揭示煌斑巖中鋯石的來源及其所蘊含的地質意義, 這有助于揭示湘中地區銻礦的物質來源及形成的構造環境。

1 煌斑巖的地質特征

在錫礦山礦區及其外圍, 巖漿活動微弱, 僅在礦區東部發育有一煌斑巖脈(圖1)。該煌斑巖大體呈NNE向分布, 長約10 km, 傾向SE, 傾角近于直立;其寬度變化較大, 最寬達10 m左右, 最窄僅0.2 m,一般為2~4 m(吳良士和胡雄偉, 2000)。在錫礦山礦區, 煌斑巖侵入上泥盆統佘田橋和錫礦山組中, 與圍巖呈明顯的侵入接觸關系(圖1)。在老江沖公路旁的一處煌斑巖露頭, 可見煌斑巖侵入上泥盆統錫礦山組長龍界(D3x1)頁巖以及兔子塘(D3x2)灰巖段中,并見灰巖發生明顯的變形(圖2)。

該區煌斑巖地表露頭往往風化為褐黃色、土黃色(圖 2), 新鮮煌斑巖呈灰黑色(圖 3a), 致密塊狀,煌斑結構。斑晶主要為黑云母、斜長石(圖3b), 通常斜長石呈板狀, 約占 40%; 黑云母呈黃褐色(圖 3b,c), 約占礦物總量20%。基質主要為黑云母、斜長石和鉀長石。因此, 該煌斑巖為云斜煌斑巖(劉煥品等,1985; 胡阿香, 2013)。

2 樣品采集及測試分析

挑選鋯石的煌斑巖樣品 XKS-39采自老江沖獨立小屋附近的山頭, 該處煌斑巖侵入上泥盆統錫礦山組兔子塘灰巖中, 采樣位置如圖 1所示, 其地理坐標為東經 27°45′33.2″, 北緯 111°30′13.2″。野外和室內觀察均顯示, 該樣品很新鮮, 未見明顯的蝕變現象(圖 3a)。

樣品的破碎和鋯石的挑選由河北廊坊地質誠信服務公司完成。鋯石陰極發光顯微照相在中國科學院地質與地球物理研究所完成。鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成, 實驗采用的激光束斑直徑為 24 μm; 作為驗證和補充, 在西北大學大陸動力學國家重點實驗室也進行了部分鋯石的LA-ICP-MS測試, 采用的激光束斑直徑為 41 μm。普通鉛校正方法見 Anderson(2002), 詳細的測試流程見Yuan et al. (2004)。年齡計算采用ISOPLOT(Ludwig, 2003)軟件包。單個點年齡數據的可信度為95%(1σ)。

圖1 湘中錫礦山銻礦床的地質圖Fig.1 Geological map of the Xikuangshan antimony deposit in central Hunan

圖2 錫礦山礦區煌斑巖野外露頭(老江沖公路旁)Fig.2 The outcrop of the lamprophyre in the Xikuangshan mining district

3 分析測試結果

圖3 錫礦山煌斑巖的手標本(a)及顯微鏡下照片(b, c, d)Fig.3 The hand-specimen (a) and its micrograph (b, c, d) of the lamprophyre in the Xikuangshan mining district

煌斑巖中鋯石含量豐富, 既有半自形的, 也有呈中等程度磨圓的, 晶形長 50~150 μm, 長寬比大體為1∶1~3∶1(圖4), 陰極發光(CL)圖像顯示大多具有明顯的環帶結構, 部分還可見扇形分帶現象(圖4),另外部分鋯石中可見殘余晶核, 這些形貌特征表明其為巖漿成因的鋯石。鋯石的Th、U含量較高, Th/U比值為 0.28~2.50, 絕大多數大于 0.6(表 1), 也表現出巖漿鋯石的特征。另外, 這些鋯石的稀土元素配分模式明顯富集重稀土元素, 亦表明其為典型巖漿成因的鋯石。

本次對錫礦山煌斑巖中33 顆鋯石進行了35 個數據點的分析, 其U-Pb同位素測試結果列于表1。該煌斑巖的鋯石T h、 U含量分別為49.8×10-6~718×10-6和53×10-6~454×10-6, 其 Th/U 比值為 0.28~2.5, 除一個點外, 其余均大于0.40 (表 1)。由表1可知, 在中國地質大學(武漢)和西北大學兩個實驗室得到的數據, 年齡分布范圍基本一致, 同一鋯石顆粒的年齡數據相當吻合, 表明本次研究的分析數據是準確可靠的。

在鋯石U-Pb年齡諧和圖上, 本次測試的35個數據點均落在諧和線上, 且其206Pb/238U年齡主要分布于822~840 Ma、779~807 Ma和722~749 Ma三個區間(圖5): 10個數據點分布于822~840 Ma之間, 其加權平均年齡為828.0±3.8 Ma(MSWD=0.66); 19個點集中分布于 779~807 Ma之間, 加權平均年齡為793.5±4.3 Ma(MSWD=1.9); 5個點分布于722~749 Ma,加權平均年齡為733±13 Ma(MSWD=4.1)。由此可見,錫礦山煌斑巖中鋯石的 U-Pb年齡主要分布于 800 Ma和830 Ma附近, 少量為730 Ma左右。

4 討 論

4.1 鋯石的來源

錫礦山礦區的煌斑巖, 侵入晚泥盆世地層中,并受 NE向燕山期構造的控制, 顯然該煌斑巖為燕山期巖漿活動的產物, 本次測定的鋯石U-Pb年齡不是煌斑巖的形成年齡。煌斑巖中的鋯石大多呈半渾圓狀, 有明顯的磨損和熔蝕現象, 表明其并非原地產出的, 而是經過一段距離的搬運。因此, 錫礦山煌斑巖中的這些鋯石應該是巖漿上升過程中從其途經的地層中捕獲而來的繼承鋯石。

圖4 錫礦山煌斑巖樣品XKS-39中鋯石陰極發光(CL)圖像Fig.4 CL images along with U-Pb ages of the zircon grains from the lamprophyre in the Xikuangshan mining district

眾所周知, 湘中盆地長期處于坳陷狀態, 在晚古生代沉積了一層巨厚的碳酸鹽巖, 厚度達5 km以上(王根賢等, 1986; 林肇鳳等, 1987)。顯然這些碳酸鹽地層不可能為錫礦山煌斑巖提供數量如此多的鋯石, 故該煌斑巖中的鋯石只可能是來自盆地下部的前泥盆紀地層。

在江南古陸的西南段, 如湘西、黔東北、黔東南、桂北等一帶, 前寒武系的淺變質碎屑巖非常發育, 新元古界冷家溪群(四堡群、梵凈山群)被板溪群(下江群)不整合覆蓋。板溪群可劃分為下部的馬底驛組和上部的五強溪組。最近幾年, 人們對這些前寒武紀淺變質巖進行了大量鋯石 U-Pb定年研究(Wang et al., 2007; 周金城等, 2008; 張世紅等, 2008;Zhao et al., 2011; Wang et al., 2012)。這些研究表明,湘東北冷家溪群凝灰巖鋯石U-Pb年齡為822±10 Ma(高林志等, 2011), 黔東北梵凈山地層沉積時代應在850~815 Ma之間(Zhao et al., 2011; 王敏, 2012), 桂北四堡群形成于 835.3±3.6 Ma左右(Wang et al.,2012)。湘東北板溪群張家灣組鋯石 U-Pb年齡為802.6±7.6 Ma(高林志等, 2011); 湘西板溪群五強溪組底部凝灰巖為809.3±8.4 Ma(張世紅等, 2008), 滄山鋪火山巖中鋯石U-Pb年齡為814±12 Ma(王劍等,2003), 老山崖組(相對于五強溪組下部)凝灰巖鋯石U-Pb年齡為809±16 Ma(尹崇玉等, 2003)。不難發現,江南古陸西南段冷家溪群(四堡群)的沉積時間約為830 Ma左右, 而板溪群(下江群)的形成年齡主要集中在800 Ma左右。而本文錫礦山煌斑巖中鋯石U-Pb年齡主要集中在828.0±3.8 Ma和793.5±4.3 Ma左右,與冷家溪群(830 Ma)和板溪群(800 Ma)的形成年齡相當吻合。因此, 錫礦山煌斑巖中的鋯石很可能主要是來自盆地基底的新元古代地層: 板溪群和冷家溪群。另外, 本文得到另外一組鋯石年齡733±13 Ma,與湘西一帶震旦系大塘坡組的沉積時間(728 Ma,唐曉珊等, 1994)也基本吻合。值得注意的是, 對湘西、黔東南和桂北前寒武紀淺變質碎屑巖研究發現,這些地層中的碎屑鋯石主要為巖漿成因, 振蕩環帶明顯, 絕大部分鋯石的 Th/U比值大于 0.4(Wang et al., 2007; Wang et al., 2012; 高林志等, 2011; 王鵬鳴, 2012), 與本研究中鋯石的形貌特征和地球化學指標非常類似。因此, 湘中盆地深部應存在新元古代基底地層, 并且這些基底為煌斑巖提供了鋯石。我們早前的Sr同位素研究也表明, 湘中盆地深部有前寒武紀碎屑巖基底存在, 這種碎屑巖基底很可能是錫礦山成礦流體中高放射成因87Sr和成礦金屬銻的提供者(彭建堂等, 2001)。

表1 錫礦山煌斑巖(XKS-39)鋯石LA-ICP-MS U-Pb 年齡數據Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb analytical results of sample XKS-39 from the Xikuangshan mining district

4.2 煌斑巖的形成深度及構造環境

前人已有的研究顯示, 湘西雪峰山地區, 新元古界冷家溪群厚度可達8664 m(唐曉珊, 1989), 板溪群厚度為2500~3000 m②湖南省地質礦產廳區域地質研究所. 1995. 湖南新元古代板溪群(內部科研報告)., 湘中盆地碳酸鹽巖沉積厚度在 5000 m以上, 其中泥盆系厚度超過 2300 m(王根賢等, 1986)。如前所述, 錫礦山煌斑巖中的鋯石是巖漿從盆地深部的板溪群和冷家溪群基底捕獲而來的。在礦區該煌斑巖侵入的最新地層為上泥盆統錫礦山組, 區域上為下石炭統大塘階的梓門橋組

圖5 煌斑巖中鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.5 U-Pb concordia diagram of zircons from the lamprophyre in the Xikuangshan mining district

③錫礦山銻礦志編纂委員會. 1983. 錫礦山銻礦志.。因此, 該區煌斑巖的侵位深度至少為5 km以上。

對于該區煌斑巖侵位的斷裂 Fx的性質, 存在很大爭議, 大部分學者認為錫礦山礦區的 Fx是一壓性斷裂, 是銻礦化的東部邊界, 作為隔擋墻, 起到阻擋流體向東部運移的作用(如史明魁等, 1993; 靳西祥, 1993)。但也有人提出, 煌斑巖侵位的斷裂Fx應為一張性斷裂(單業華和易建斌, 1994; 易建斌等,2001)。從本文的研究來看, 錫礦山礦區煌斑巖的侵位深度在5 km以上, 其定位的Fx斷裂不可能是壓性的, 該煌斑巖應形成于一種拉張伸展的構造環境中。近年來, 大量研究表明, 自早侏羅世以來, 華南地區巖石圈不斷減薄, 確實存在多期次的拉張伸展事件(Li, 2000; 胡瑞忠等, 2007; 彭建堂等, 2008)。因此, 錫礦山地區這種拉張伸展的構造環境與華南區域地質事件是完全吻合的。

4.3 湘中地區的大地構造屬性

華南由揚子地塊和華夏地塊組成, 但兩者的界線, 特別是其在湖南境內的分界線, 歷來存在很大爭議, 雪峰古陸及湘中盆地的大地構造性質及其歸屬是爭議的焦點。

有人將“江南古陸”及其以南地區(含湘中盆地)劃為華南加里東褶皺帶(黃汲清, 1954); 亦有人認為揚子和華夏地塊的分界線應為雪峰古陸的東緣, 雪峰山為揚子地塊的一部分, 而湘中盆地屬華夏地塊(王鴻禎, 1986; 饒家榮等, 1993); 也有人將整個雪峰古陸和湘中盆地視為揚子和華夏地塊的過渡地帶(任紀舜, 1990; Zhao et al., 2011)。蔣洪堪等(1992)根據大地電測測深結果, 提出揚子板塊和華夏板塊分界線應在湘中盆地以東, 大體位于茶陵-永興斷裂附近。

從本次研究的結果來看, 湘中盆地的深部基底為雪峰山古陸出露的新元古代地層——板溪群和冷家溪群, 也就是雪峰山古陸和湘中盆地具有相同的基底組成。因此我們認為兩者均屬于揚子地塊。近年來, 越來越多地球物理和地球化學資料表明, 欽(州) -杭(州)帶在構造位置上處于揚子地塊與華夏地塊在晚元古代的碰撞拼合帶(楊明桂和梅勇文, 1997;Hong et al., 1998; 洪大衛等, 2002; 毛景文等,2011)。顯然, 揚子和華夏地塊的分界線在湘中盆地以東。

5 結 論

(1) 錫礦山煌斑巖中鋯石的206Pb/238U年齡主要分布于800 Ma和830 Ma附近, 與湘西一帶新元古代板溪群和冷家溪地層年代相當, 應為捕獲鋯石,是煌斑巖形成過程中從盆地新元古代的碎屑基底帶入的; 湘中盆地深部存在新元古界基底。

(2) 錫礦山煌斑巖形成于一種拉張伸展的構造環境, 其侵位深度至少為5 km以上。

(3) 湘中盆地屬揚子板塊。

致謝: 鋯石U-Pb定年工作得到中國地質大學(武漢)和西北大學的大力支持; 成文過程中中國地質大學(武漢)趙軍紅教授提供了很好的意見; 我校地質 06級的薛勝超、姬祥永, 隗含濤等同學也參加本項目的野外工作; 兩位審稿人提供寶貴的修改意見, 在此一并致以誠摯的謝意！

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