南嶺西段姑婆山–花山花崗巖基差異剝蝕機理與風化礦床分布特征

馮 夢,許 成,王 睿,康志強

(1.北京大學 地球與空間科學學院,北京 100871;2.許昌職業技術學院,河南 許昌 461000;3.桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室,廣西 桂林 541004)

影響巖石風化剝蝕的因素很多,除氣候、生物等外在因素外,還有礦物的抗風化性和巖石的結構構造等內在因素。巖石的“能量地球化學”概念是由洪慶玉(1992)所提出的地能學說引申而來的,并在花崗巖巖石譜系劃分中得到應用(馮佐海等,1996;李曉峰等,2000)。它主要是將巖石化學成分以及由此而形成的礦物組合關系轉化為對巖石能量的計算,是礦物抗風化性的一種表達方式,可用于從量化角度評價巖石的抗風化剝蝕能力。

姑婆山–花山花崗巖基是南嶺西段著名的中生代花崗巖基(圖1a),不僅與鎢、錫、鈮、鉭等內生礦床關系密切,而且與該區廣泛分布的砂錫等風化礦床在時空分布、物質來源上有著密切的關系,屬于華南鎢錫成礦省的核心區域。前人對該區花崗巖與內生金屬礦床的關系進行了深入研究(王建輝等,2006;顧晟彥等,2007;蔡明海等,2012),在巖體構造研究等方面也有一定的積累(袁奎榮,1981;金躍群等,1985;馮佐海等,2009a,2011;Feng et al.,2012),但對花崗巖體的差異剝蝕機制及其與風化礦床的關系研究涉及甚少。本文擬從巖石能量地球化學入手,揭示姑婆山–花山花崗巖基差異剝蝕機制及對風化礦床的影響,為表生礦床的找礦預測提供理論依據。

圖1 南嶺燕山早期花崗巖分布圖(a)、姑婆山–花山花崗巖基地質簡圖(b)和剖面圖(c)Fig.1 Simplified geologic map showing the distribution of the Early Yanshanian granite plutons in the Nanling Range(a),the Guposhan-Huashan batholith (b),and the cross sections (c)

1 區域地質背景

姑婆山–花山花崗巖基主要出露于湘桂粵三省交界處的桂東北地區,已有花崗巖鋯石U-Pb測年結果顯示,該巖基侵位于 163~148 Ma(朱金初等,2006a,2006b),為燕山早期多次巖漿侵位而成。姑婆山–花山花崗巖基由東部的姑婆山花崗巖體和西部的花山花崗巖體組成,出露面積約 1250 km2。其中姑婆山花崗巖體出露面積近 650 km2,平面上主體呈渾圓的倒梯形;花山花崗巖體出露面積約 600 km2,平面上主體呈近圓形。兩巖體各伸出一楔形的“拖尾”在兩者之間相連成啞鈴形狀(圖1b)。區內地層主要有寒武紀淺變質碎屑巖及泥盆紀、石炭紀碎屑巖和碳酸鹽巖,巖體與上述圍巖界線清晰且均呈侵入接觸關系。受巖體影響,圍巖普遍發生熱接觸變質作用。

姑婆山–花山花崗巖基可劃分為 7個單元(或獨立侵入體),各單元的侵位順序由早至晚依次為:(1)牛廟獨立侵入體(Nm),主要為深灰–灰黑色細–中粒石英二長閃長巖;(2)楊梅山獨立侵入體(Ym),為灰白色中粒似斑狀石英二長巖;(3)里松單元(Ls),主要為灰白色中粒似斑狀角閃石黑云母二長花崗巖;(4)望高單元(Wg),主要為淺紅色中粗粒黑云母二長花崗巖;(5)新路單元(Xl),巖性為淺紅色粗粒黑云母二長花崗巖;(6)白水帶單元(Bs),為灰白色細粒似斑狀黑云母二長花崗巖;(7)華美單元(Hm),為細粒花崗巖。白水帶單元和華美單元多呈帶狀或脈狀的巖枝、巖脈產于上述各單元的邊部或巖體內(馮佐海等,2011)。

2 地貌及水系特征

姑婆山–花山花崗巖基總體地勢北高南低,但兩巖體地貌特征迥異。姑婆山花崗巖體呈四周高中心低的中央凹陷盆地地貌(圖1c),巖體中心部位的里松單元出露區海拔一般 400~600 m,最低處海拔不到 240 m;望高單元在里松單元的四周形成凸起,海拔一般 1000~1600 m;新路及白水帶單元侵位于巖體西、北部的望高單元中,海拔多在1000 ~1700 m,表現為相對較高的中山山地地貌。花山花崗巖體總體呈中央高四周低的中央凸起地貌(圖1c),主要表現為巖體外環的牛廟獨立侵入體、楊梅山獨立侵入體和里松單元分布區為低山丘陵,巖體中部的望高單元出露區呈中山山地地貌,地形起伏較大,相對高差300~600 m。其中,牛廟和楊梅山兩獨立侵入體出露區的海拔一般為 300~700 m,里松單元出露區海拔在 250~800 m;巖體中部望高單元分布區海拔多在 1000~1300 m,而零星分布其間的華美單元海拔一般為1000~1400 m。

姑婆山–花山花崗巖體地貌特征主導了兩巖體內外水系總的發育和分布狀況。在兩巖體的外緣,河流主要沿巖體與圍巖的接觸帶發育,它們環繞巖體構成幾近封閉的環形河流(圖1b),這些河流接受從巖體內流出的大小溪流注入后,匯聚成數量有限的幾大主要河流流出區外。在兩巖體的內部,水系發育特征因地貌差異而迥然不同,在姑婆山花崗巖體內,與中央凹陷盆地地貌相對應,水系呈匯聚型分布,占整個姑婆山花崗巖區約 60%流域內的大小溪流向巖體中央里松凹陷盆地匯聚,并在凹陷盆地中央形成里松河,之后經收斂匯聚的里松河水沿深切望高和新路單元的深邃峽谷向南西徑流流出區外;在花山巖體內,受中央凸起地貌的控制,水系呈放射狀分布,大小溪流從巖體中央望高和華美單元構成的凸起向巖體四周地勢漸低的里松等早期單元(或獨立侵入體)分布區發散流出,在巖體的周緣與發育于巖體接觸帶上的環形河流匯合,之后依地勢在巖體的東、西緣形成兩大環形河流并分別從巖體的南側和北西側流出區外。思勤江是花山地區一重要河流,它匯聚了花崗巖地區約 70%流域的溪流,該江發源于巖體北部里松單元與圍巖的接觸帶上,而后呈向東突出的環形在巖體的東部自北向南流經里松單元,再沿牛廟獨立侵入體與圍巖的接觸帶自北東向南西徑流,最后在巖體南部的牛廟附近匯聚數條從巖體向外流入的河水之后向南流出區外。

3 巖體構造型式與成礦特征

3.1 花崗巖體構造型式特征

巖體生長方式是指巖體侵位生長過程中單元或序列的空間配置方式。具有不同生長方式的巖體由于其生長過程中巖漿的脈動次數、巖漿量和定位位置等存在明顯差異,在巖體內部可能會形成不同的構造型式。花崗巖體的構造型式主要表現為巖體內部各單元或序列間不同的空間展布型式,同源巖漿以階段性增生方式侵位疊加到初始侵位巖體的內部,最終可形成同心環帶狀、半環帶狀和不規則狀等構造型式。人們通常把同心環帶狀(包括半環狀)花崗巖體分為正環帶和反環帶,正環帶表現為巖體中心單元晚于邊部單元侵位,巖體的生長方式由外向內,稱作內侵式;反環帶則相反,巖體中心部位單元早于邊部單元侵位,巖體的生長方式由內向外,稱作外侵式(馮佐海等,2009b)。

姑婆山和花山兩花崗巖體的構造型式均為同心環帶狀,但由于兩巖體中各單元生長方式的不同,導致其構造型式具有明顯的差異。姑婆山花崗巖體從外向內各單元的侵位年代具有由老到新的變化趨勢,即早期侵位的里松單元位于巖體中心,而晚期侵位的望高和新路單元位于巖體的外環,具有反環帶、外侵式增生的巖體特征;與姑婆山花崗巖體構造型式不同,花山花崗巖體總體是一個正環帶、內侵式增生的巖體,早期侵位的牛廟和楊梅山獨立侵入體以及里松單元位于外環,晚期侵位的望高和華美單元位于巖體的內環和中心。

3.2 花崗巖體的成礦特征

本次研究分析和收集了姑婆山–花山花崗巖基30件樣品的主量元素,見表1。其中,21件樣品數據引自馮佐海(2003);9件樣品主量元素分析是在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室的ZSX Primus 2型X射線熒光光譜儀上進行。

姑婆山–花山花崗巖基具有高硅(SiO2平均73.04 %)、高鉀(K2O平均4.93%)、富堿(平均Na2O+K2O=8.3 %)、貧鈣(CaO平均1.5 %)等特征。從早期單元到晚期單元結晶分異程度逐漸增高,為高度分異的花崗巖,是華南地區與鎢、錫成礦作用密切相關的花崗巖類型。

南嶺地區作為華南鎢、錫高含量的集中分布區,成礦背景優越。研究顯示,華南燕山早期花崗巖的鎢、錫平均值(鎢平均值為 3.2×10–6,錫平均值為8.7×10–6)高于中國東部地殼數倍(遲清華等,2012)。與之相比,姑婆山和花山花崗巖鎢的含量分別為254×10–6~434×10–6(王建輝等,2006)和 3.72×10–6~16.10×10–6(張雪峰等,2011),錫的含量為 4.78×10–6~10.05×10–6(王建輝等,2006),其鎢、錫含量遠大于或接近華南燕山早期花崗巖的平均值,特別是較晚期單元的鎢、錫含量顯著增高,表明成礦元素在晚期單元中得到進一步富集。稀土元素方面,除晚期的華美和白水帶單元外,其他各單元稀土總量均較高(馮佐海,2003),表明姑婆山–花山花崗巖基,尤其是晚期各單元具有較高的鎢、錫及稀土礦床的成礦潛力,可為各類礦床的形成提供成礦物質來源。

姑婆山–花山花崗巖基是巖漿多期次侵位的產物,由于各單元分異演化程度、地球化學特征不同,成礦特征也有所區別。在 SiO2-Al2O3/(K2O+Na2O+CaO)成礦判別圖上(圖2),除牛廟和楊梅山獨立侵入體落入無礦巖體區域,其余各單元樣品投影點均落在含礦巖體區域內。在∑REE-La/Tm相關圖解中(圖3),早期的牛廟和楊梅山獨立侵入體的樣品投影點均落在無礦區,里松和望高單元主要分布在REE、Be、Nb、Ta、W成礦區,新路單元落在REE成礦區,晚期的華美和白水帶單元則主要落在REE、Be、Nb、Ta、W和Ni、Th、Sn、W成礦區。結合本區現有礦床發育特征表明,早期的牛廟和楊梅山獨立侵入體不成礦,里松、望高和新路單元與REE、W、Nb、Ta相關,而晚期的白水帶、華美單元則最有利于生成W、Sn礦床。

4 礦床類型及分布特征

4.1 內生金屬礦床類型及分布特征

姑婆山–花山地區礦產類型齊全且分布廣泛,最主要的內生金屬礦主要為鎢錫多金屬礦床,并伴生銅、鉛、鋅和稀土等,按成因可分為錫石硫化物型、石英(云英)脈型、矽卡巖型、構造破碎帶蝕變巖型和矽卡巖–蝕變斷裂破碎帶復合型等5種主要類型。

圖2 姑婆山–花山花崗巖基成礦判別圖Fig.2 Metallogenetic discrimination diagram for the Guposhan-Huashan batholith

圖3 姑婆山–花山花崗巖基∑REE-La/Tm 圖(數據引自馮佐海,2003;底圖據毛景文等,1988)Fig.3 ∑REE vs.La/Tm diagram for the Guposhan-Huashan batholith

在姑婆山地區,礦床主要產于花崗巖與圍巖接觸帶附近,沿巖體邊緣從北向南呈環帶狀分布(圖1b),較大規模的鎢錫多金屬礦田主要有姑婆山、可達、水巖壩和新路礦田。姑婆山鎢錫礦田位于姑婆山花崗巖體北西側船腳嶺附近,形成于巖體與泥盆系碎屑巖和碳酸鹽巖的內外接觸帶中,礦床類型有矽卡巖型(船嶺腳、大關塘)、構造破碎帶蝕變巖型和矽卡巖–蝕變斷裂破碎帶復合型(冬瓜沖、野雞坳)(鄒建林等,2005;余君鵬等,2007;曾志方等,2008);可達礦田位于姑婆山巖體西側望高單元與中上泥盆統碳酸鹽巖的內外接觸帶中,以鎢錫礦為主,礦床類型有矽卡巖型和矽卡巖–蝕變斷裂破碎帶復合型(宋慈安等,2001);水巖壩礦田位于巖體西南緣的新路單元與中上泥盆統碳酸鹽巖的外接觸帶中,主要礦床類型有矽卡巖型(大廟山、楓木沖)、構造破碎帶蝕變巖型(姜家坳)及石英脈型(爛頭山),其中爛頭山石英脈型鎢錫礦是區內規模最大的礦床,礦體呈脈狀或細脈狀產出于隱伏花崗巖頂部的灰巖及白云質灰巖中(顧晟彥等,2007;康志強等,2012;蔡明海等,2012),表現出上錫下鎢的特征,從區內產出的多個大型砂錫礦床看,礦床上部的富錫礦帶已被剝蝕,現僅留下部的鎢礦帶;新路礦田位于巖體南緣接觸帶的內凹部位,區內出露地層有中上泥盆統和下石炭統碎屑巖及碳酸鹽巖,礦床主要發育于新路和白水帶單元的內外接觸帶中,受 SN向斷裂及層間破碎帶控制,礦床類型有矽卡巖型(六合坳、石灰沖)、構造破碎帶蝕變巖型(路花)、錫石硫化物型(木橋面、白面山、石門)和云英脈型(金雞嶺),其中白面山錫鋅礦是礦田內規模最大的礦床,礦體呈似層狀和脈狀產于巖體外接觸帶中上泥盆統砂頁巖與灰巖界面附近的層間破碎帶及灰巖、大理巖的裂隙中(歐陽成甫等,1993;蔡明海等,2012)。

在花山地區,僅在巖體中部的望高和華美單元內發育少量鎢錫礦床,成礦規模較小,為一系列石英(云英)脈型含鎢、錫礦床,主要礦點有銀坪、麻姑莊等(李曉峰等,2012)。

4.2 風化礦床類型及分布特征

姑婆山–花山花崗巖基位處亞熱帶季風氣候區,雨量充沛,氣候潮濕,植被發育,化學及生物風化作用強烈。姑婆山–花山花崗巖基及周緣風化礦床類型主要有風化型稀土礦和砂錫礦。風化型稀土礦主要為離子吸附型,礦體主要發育于里松單元中,呈帶狀和不規則的面狀分布于低山丘陵及凹陷盆地內,礦體主要產于花崗巖全風化層的中上部,礦體多直接裸露于地表,全風化層中主要有中粗粒石英、長石顆粒、細沙和黏土組成,其黏土部分是含稀土的主要載體,一般厚度4~12 m,聚集的稀土元素以Ce和Y為主,La、Nb、Pr次之,其他稀土元素含量相對較少(李社宏等,2011),主要礦床有里松稀土礦、周家稀土礦和紅花稀土礦等。

姑婆山–花山地區砂錫礦分布面積達 1000 km2,主要受原生錫礦位置、地形地貌和水系發育特征的制約。砂錫礦按其成因可分為殘坡積型砂錫礦、沖積型砂錫礦和洪積型砂礦 3個主要類型(單振華,1986),砂礦中除錫石外,還伴生有白鎢礦、鈦鐵礦、獨居石、鋯英石、金紅石和磷釔礦等。在姑婆山地區,砂錫礦主要分布于姑婆山花崗巖體西南接觸帶及里松河、白沙河、望高河沿岸,砂錫礦分布范圍廣、規模大,成因類型以殘坡積型和沖積型為主,次為洪積型;礦體形態主要呈帶狀、面狀和不規則囊狀,形態復雜,埋藏條件有的出露于地表,也有埋深近 50 m,砂錫礦多集中于上述河流的上中游,主要有新路砂錫礦、望高砂錫礦、水巖壩砂錫礦等。在花山地區,砂錫礦主要分布于花山花崗巖體的中部和南部,其中巖體中部為殘坡積型砂礦,礦體主要呈不規則的囊狀,主要有麻姑莊砂錫礦等;巖體南部主要是思勤江沿岸分布的沖積型砂錫礦,礦體主要呈帶狀發育于河流的中下游,典型礦床有牛廟砂錫礦等。

5 差異剝蝕及其對風化礦床分布的控制

5.1 巖漿巖巖石能量與花崗巖體差異剝蝕機制

巖漿在結晶成為巖漿巖時隨著溫壓降低、化學組分的不斷變化,釋放出很大的能量,反之當巖漿巖受到破壞、風化或分解時,也必須施加給它同樣大的能量。因此,巖漿巖的巖石能量是衡量巖漿巖抵抗風化剝蝕作用重要的因素之一,即巖石能量越大,礦物或巖石抗風化的能力越強,反之則越弱。

洪慶玉(1992)在晶體化學第二定律的基礎上,提出了利用巖石化學分析所得的氧化物百分含量計算巖石能量的新原理和方法,即:

U= q×μ

式中:U為巖石能量,量綱為4.184 kJ/mol;q為巖石能量系數,量綱為4.184 kJ/g;μ為巖石的摩爾量,量綱為4.184 g/mol。而

q巖石= ΣqSiO2×KSiO2+ qTiO2×KTiO2+ …

式中:q巖石為所求巖石的能量系數,量綱為kJ/g;qSiO2為SiO2或其他氧化物的能量系數,量綱為 kJ/g;KSiO2為SiO2或其他氧化物的質量百分數。

但由于巖石中氧化物含量的不同常導致巖石(樣品)的摩爾數處于不同的數量級,不利于對比。為此需把巖石的化學組成平均轉化為1 mol氧化物分子或原子后,再進行對比,則巖石能量計算公式可寫為:

U= q巖石×μn

式中:μn為巖石化學組成平均化為1 mol氧化物分子時的摩爾質量,量綱為g/mol。

應用上述方法,本文計算了姑婆山–花山花崗巖基各單元的巖石能量(表1)。結果顯示,從早期的牛廟獨立侵入體到晚期的華美單元,平均巖石能量系數q巖石從1.69×105J/g遞增到1.92×105J/g,平均巖石能量U從1.18×107J/mol增加到1.29×107J/mol,除新路單元外其他各單元的巖石能量總體呈上升趨勢。若將能量守恒定律應用到巖漿巖在地表條件下所遭受的風化上,則可看出巖石的能量不僅可作為巖石結晶放出能量的度量,同時它也是巖石抗風化

剝蝕能力的度量。因此,通過以上數據分析可知:從早期單元到晚期單元,巖石能量越來越大,其抗風化剝蝕能力也越強。在姑婆山花崗巖體,處于巖體外環較晚期的望高、新路和白水帶單元巖石抗風化剝蝕能力比處于巖體中心早期的里松單元抗風化剝蝕能力高,這是形成姑婆山花崗巖體中央凹陷盆地地貌的主要內因;在花山花崗巖體,處于巖體中部較晚期華美和望高單元比位于巖體外環里松等早期單元巖石抗風化剝蝕能力強,從而構成了花山花崗巖體中央高四周低的地貌特征。

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5.2 花崗巖體差異剝蝕機制對風化礦床分布的控制

姑婆山–花山地區風化礦床的分布主要受有利于成礦的花崗巖體、原生錫礦位置、地形地貌和水系發育特征等制約。

風化型稀土礦床主要發育在巖石抗風化剝蝕能力較弱里松單元中。在姑婆山地區,由于巖體中央里松凹陷盆地地勢較低,匯聚型河流將風化作用后溶于水中的稀土離子運移至盆地內并被高嶺土吸附而固定下來,經長期富集形成大型的里松稀土礦床;在花山巖地區,放射狀的河流水系不易于稀土離子富集,這些放射狀河流將稀土離子運移至巖體東緣地勢較低的兩安–紅花一帶的思勤江匯水盆地內富集,從而形成大型紅花稀土礦。

姑婆山和花山兩花崗巖體不同的地形地貌和水系分布特征對沖積、洪型砂錫礦的分布影響最為明顯。在姑婆山地區,匯聚型的水系可使砂錫等重砂礦物在里松河、白沙河、望高河的上、中游富集成礦,且形成的礦床規模大、數量多;與此相反,在花山地區,放射狀水系使砂錫等重砂礦物分散,同樣不利于砂錫在河流上游富集成礦,這些放射狀河流將砂錫搬運到環繞巖體外緣具有匯聚型特征的河流,如思勤江中才得到初步富集,因此在本區大型的砂錫礦只能在這些河流的中、下游富集而成,且數量稀少。

6 結論

(1) 姑婆山–花山花崗巖基從早期的牛廟獨立侵入體到晚期的華美單元,巖石能量系數q巖從1.69×105J/g遞增到1.92×105J/g,巖石能量U從1.18×107J/mol增加到 1.29×107J/mol,除新路單元外其他各單元的巖石能量總體呈上升趨勢。

(2) 姑婆山花崗巖體具有外侵式、反環帶構造型式,巖石能量較小、抗風化剝蝕較弱、形成較早的里松單元出露于巖體的中部,四周被巖石能量較大、抗風化剝蝕程度較強、形成較晚的望高和新路單元所環繞,地貌上對應表現為巖體中央成凹陷盆地,四周為中山陡坡地形;與此相反,花山花崗巖體具有內侵式、正環帶構造型式,巖石能量較大、抗風化剝蝕較強、形成較晚的華美和望高單元出露于巖體的中部,四周被巖石能量較小、抗風化剝蝕能力較弱、形成較晚的里松等單元所環繞,地貌上對應表現為巖體中央呈中山地形,四周多為低山、丘陵。因此,具有不同巖石能量的各單元在姑婆山和花山花崗巖體內的分布型式是形成兩巖體地貌景觀差異的內在因素。

(3) 姑婆山和花山兩花崗巖體不同的構造型式同樣也是決定風化礦床空間分布差異的根本原因。在姑婆山地區,其反環帶構造型式導致巖體內水系呈匯聚型分布特征,匯聚型的河水搬運砂錫及稀土離子在巖體中部的凹陷盆地及里松河等河谷階地內富集形成風化礦床;在花山地區,其正環帶構造型式導致巖體內水系呈放射狀分布,這種放射型水系顯然不利于在巖體內部形成較大規模的風化礦床,砂錫及稀土離子隨河水搬運距離較遠,最終在巖體外環(或邊緣)地勢較低的兩安–紅花一帶以及牛廟附近的思勤江匯水盆地內沉積富集形成大型砂錫及離子吸附型稀土礦。

致謝:桂林理工大學地球科學學院馮佐海教授和武新麗同學在研究過程中給予了很多幫助,在論文評審過程中,桂林理工大學地球科學學院宋慈安教授和另一位匿名審稿專家對本文提出了建設性的修改意見和建議,筆者在此表示衷心的感謝。

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