景德镇朱溪钨(铜)矿床花岗斑岩的锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其与成矿关系探讨

李岩 ,潘小菲,赵苗,陈国华,张天福,刘茜,张诚

1)中国地质科学院地质研究所,北京, 100037；2)中国地质大学(北京),北京, 100083； 3)江西省地质矿产勘查开发局912大队,江西鹰潭, 335001

内容提要：江西省景德镇朱溪钨(铜)多金属矿是近年新发现的一个矽卡岩型矿床,其研究基础薄弱。为了确定与该矿床形成密切相关的花岗斑岩的侵位时代、岩石成因,以及与矿床的内在关系。文章对矿区钻孔中发育的花岗斑岩岩株进行了岩相学、地球化学及锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学研究。研究的结果表明,花岗斑岩的侵位年龄为150Ma左右；岩石富硅〔SiO2平均为76.57%〕、富碱〔(Na2O+ K2O)平均为5.43%〕、A/CNK均大于1.0,属过铝质岩石；富集轻稀土,亏损重稀土,且具有明显的负铕异常(δEu=0.18～0.21)；富集Th、U、Rb等大离子亲石元素；亏损Nb、Ti等高场强元素；与(华南)陆壳改造系列花岗岩(S型花岗岩)的地球化学特征相类似；锆石εHf(t)为-16.5～0.6；两阶段Hf 模式年龄主要集中在1.58～2.58Ga,也表明朱溪花岗斑岩是由古元古代地壳组分熔融产生,且有少量地幔物质参与。初步探讨了朱溪大规模钨(铜)矿化与花岗斑岩的密切关系,认为花岗斑岩可能为其提供了成矿物质及能量来源。

江西省是我国钨矿的产量和出口大省,具有“世界钨都”之称(林黎等,2006),而且,由于大量钨矿化均发育于江西南岭一带,一直以来流行的传统观念是江西省属于“南钨北铜” (丰成友等,2012)。但是,随着赣北大型—超大型香炉山钨矿以及阳储岭、大湖塘钨矿的相继发现逐渐改变这一传统观念,认为赣东北地区同样具有形成大型—超大型钨矿床的潜力。朱溪钨(铜)多金属矿床位于江西景德镇浮梁县朱溪镇西南麻油厂村头(图1),属于赣东北地区。该矿原先为一小型铜矿点,由私人或小公司断断续续开采近十几年,因矿化规模不大,其矿化类型未确定,且一直在矿区内未发现与矿化有关的岩体,近两年来,江西地矿局912大队对其周围及深部,开展了详细的勘探,在原矿点西南200多米处深部新发现了厚度达200多米的钨(铜)矿体,勘探资料显示,朱溪矿区具有形成大型至超大型矿床的潜力(陈国华等,2012),因此,确定该矿床的形成过程对于该矿床的进一步勘探以及寻找同类型的矿床具有重要的实际意义。然而之前对于该矿床的研究还比较少,仅何细荣等(2011)与陈国华等(2012)分别对朱溪矿床的找矿方向及地质特征、控矿条件等做了初步的探讨,并推测与矿区燕山期花岗质岩浆的侵位有关。为了探讨矿区花岗质岩浆作用与该矿床形成的关系,对于矿区发现的花岗质岩石的研究是非常必要的。作者在对勘探岩芯(最深1700m)进行详细编录后发现,朱溪矿床下部的巨厚钨(铜)矿化与勘探岩芯内发现的仅5 m厚的花岗斑岩脉关系密切,且矿化属于矽卡岩型。根据已开展的物探资料和矿区内发现大范围的透辉石蚀变推断,该花岗斑岩脉仅是延脉,下部存在较大岩体或岩浆房,才能导致如此巨厚的W(Cu)矿化和大面积透闪石—透辉石的蚀变(图1c)。由于钻孔样品有限且比较珍贵以及采样困难等实际因素,本文仅选取岩芯内与矿化关系密切的花岗斑岩,开展了详细的岩石学、锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学以及主微量和稀土元素地球化学等研究,以确定该斑岩的侵位时代、岩石成因,进而探讨其岩浆作用与该区钨(铜)矿化的内在关系,为在江南地区寻找更多和更大规模的钨铜多金属矿、圈定有利的勘探开发远景区提供依据。

图1 景德镇朱溪钨(铜)多金属矿地质图：(a)据陈国华等,2012修改；(b)据杨明桂等,2009修改； (c)据陈国华等,2012修改Fig. 1 Geological map of the Zhuxi Cu—W polymetallic ore deposit, Jingdezhen： (a) modified after Chen Guohua et al., 2012；(b)modified after Yang Minggui et al., 2012；(c)modified after Chen Guohua et al., 2012 (b)图：Q—第四系；K—白垩系；J—侏罗系；T—三叠系；P—二叠系；C—石炭系；Pt3—新元古界；γ—白垩纪花岗细晶岩；—白垩纪细粒花岗岩；γ—白垩纪花岗斑岩；γδ—白垩纪花岗闪长斑岩；β—白垩纪辉绿岩；—白垩纪辉长岩；q—石英脉；λπ—流纹斑岩；δ—闪长(玢)岩和二长岩；χ—煌斑岩；βμ—辉绿玢岩；ν—辉长岩Fig. (b): Q—Quaternary；K— Cretaceous；J—Jurassic；T— Triassic；P— Permian；C—Carboniferous；Pt3— Cretaceous gabbro； q— quartz vein；λπ— subrhyolite porphyry；δ— dioritic porphyrite and monzonite; χ— lamprophyre, βμ—sillite, ν- gabbro (c)图：Q—第四系； T3a—安源群；T3q—青龙组；P3c—长兴组；P2m—茅口组；P2q—栖霞组；C3—P1c—船山组；C2h—黄龙组；Pt3—新元古界；ι—细晶岩；γπ—花岗斑岩；δμ—二长闪长玢岩；χ—煌斑岩；YT—透闪石—阳起石化带Fig. (c): Q—Quaternary；T3a— Anyuan Group；T3q—Qinglong Formation；P3c—Changxing Formation；P2m—Maokou Formation；P2q—Qixia Formation； C3—P1c—Chuanshan Formation；C2h—Huanglong Formation；Pt3— Neoproterozoic；ι— granite aplite；γπ—granite porphyry；δμ—monzonitic diorite porphyrite；χ—Lamprophyre；YT—tremolite and actinolite zone

1 区域地质背景

朱溪钨(铜)多金属矿床大地构造位置隶属于钦州—杭州接合带江西段萍乡—乐萍凹陷带之北缘(Shu Liangshu., 2008； 舒良树等,2012),江南造山带东段,赣东北深大断裂北西侧、宜丰—景德镇深断裂带南侧,萍乡—乐平铜铅锌金银钴成矿带东端塔前—赋春有色金属成矿远景区中(杨明桂等,1998,2009；华仁民等,2010)。其中发育石炭纪—三叠纪地层(图1a、b),研究显示,地层内铜、钨、钼、铅、锌等元素背景值均较高(陈国华等,2012)。

朱溪矿区出露的地层从老到新依次为：新元古界双桥山群、中石炭统黄龙组、上石炭统和下二叠统船山组、下二叠统栖霞组和茅口组、上二叠统乐平组和长兴组、上三叠统安源群,以及第四系(图1c)。其中,新元古界双桥山群为本区褶皱基底,中石炭统黄龙组和下二叠统船山组中W、Cu等元素背景值是克拉克值的2～14倍,二叠系下统茅口组下部的泥灰岩及镁质黏土岩中浸染状硫化物岩石的Cu、Zn、W、Mo等元素比区域背景值高几倍到几十倍,其很有可能为成矿时产生的扩散晕。

矿区内古生代沉积盖层呈北东50°～55°走向、倾向北西的单斜构造。区内发育北东、北西和近东西向三组断裂。北东向斜贯矿区北部的压扭性断裂(F1),为区域性断裂,延长达数百千米,矿区内该断裂带宽2～4m,由挤压透镜体、片理化碎裂岩组成,为本区主要控岩控矿构造。北东向断裂(F12)在矿区中部,为一挤压带,走向北东50°,延伸1000余米,略呈“S”形,发育于下二叠统栖霞组与茅口组地层界面处,上下岩层受挤压强烈形成紧密褶皱及小断裂。北东向断裂F3在东南部构成沿黄龙组与双桥山群不整合面发育的层间破碎带。区内近东西向和近南北向断裂,一般规模较小。其中,近东西向断裂,在地表所见为F14断裂,延长数百米,具压扭性。一般深部东西向隐伏断裂较发育,往往与北北东向扭裂复合形成较厚的矿体。

朱溪矿区岩浆活动受区域北东向断裂的控制,均呈脉状产出,地表仅少量出露。岩石类型主要有花岗岩、花岗斑岩、花岗闪长岩、二长岩以及煌斑岩脉。陈国华等(2012)研究发现区内铜钨多金属矿化与晚侏罗世—早白垩世花岗岩类关系密切,且以花岗斑岩铜钨含量最高。

2 样品特征及分析方法

本文所研究的矿区花岗斑岩地表出露的规模较小,呈岩株或岩脉产出,在矿区42号勘探线中二叠统栖霞组和茅口组接触带可见一花岗斑岩岩株。此外,在Zk2808、Zk4207、Zk4208中亦可见到。本文研究的样品Zk2808-1090.1、Zk2808-1091.1和Zk4207-902.1分别采自朱溪矿区钻孔Zk2808和Zk4207,钻孔位置如图1c所示,所有样品编号中的尾数(如Zk2808-1090.1 中的1090.1)是指该岩芯样品离地表深度。花岗斑岩岩株在钻孔中揭露的厚度接近5m,岩株与围岩接触带发生了绿泥石—绿帘石化、硅灰石化—大理岩化,以及弱的黄铁矿、黄铜矿化(图2a、b)。根据野外标本鉴定和室内显微镜观测结果发现,所见的脉岩均为花岗斑岩,灰白色,斑状结构,块状构造,斑晶主要为石英,少量钾长石和白云母；基质以长石、石英为主,副矿物有锆石、金红石等,斑岩发生弱的绢云母化、碳酸盐化和泥化蚀变,黄铁矿化、黄铜矿化明显(图2c)。

图2 样品手标本及显微照片Fig. 2 Hand specimen photos and micro-photo of sample (a)Zk4207(钻孔)深度902m处的花岗斑岩手标本；(b) Zk4207(钻孔)在904m处花岗斑岩与白云质大理岩的接触蚀变样品； (c)较较新鲜花岗斑岩的显微镜特征,其中Qz—石英,Kfs—钾长石,Mus—白云母,CP—黄铜矿,Py—黄铁矿 (a)the granite porphyry from the depth of 901 m of ZK4207; (b) the alterted granitic porphyry from the contact belt between the granitic porphy and the dolomitic marble；(c)the micro photo of weakly altered granitic porphyry. Qz—quartz,Mus—muscovite,Cp—chalcopyrite,Py—pyrite

锆石单矿物的分选在廊坊市诚信地质服务有限公司完成,利用无污染标准技术分选。锆石制靶在中国地质大学(北京)地学实验中心完成,阴极发光和透、反射光研究分别在中国科学院地质与地球物理研究所和中国地质科学院地质研究所完成。锆石U-Pb同位素分析在中国地质大学(北京)地学实验中心激光剥蚀电感耦合等离子体质谱实验室完成。激光剥蚀系统配备有美国New Wave贸易有限公司的UP193SS型激光器,激光波长193nm,束斑直径为25μm,装载He气,流速为0.8L/min,激光频率10 Hz,预剥蚀时间5 s,剥蚀时间45 s。等离子质谱(ICP-MS)型号为美国Agilent公司生产的7500a质谱仪；元素积分时间U、Th、Pb为20ms,Si、Zr为6ms,其它元素为10ms。数据处理软件使用Glitter 4.4.1。年龄计算时以标准锆石91500为外标进行同位素比值校正,标准锆石TEM为监控盲样；元素含量以国际标样NIST610为外标,Si为内标计算,NIST612和NIST614为监控盲样,204Pb校正方法同Andersen(2002)。主量和微量元素分析在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。主量元素分析采用X荧光光谱法(XRF)测试,误差< 0.5%；微量元素用等离子质谱法(ICP-MS)测试。锆石Hf同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所配有193mn激光取样系统上进行的,激光束直径为63μm,激光剥蚀时间为26s,采用国际标样915000作为外部标样,仪器运行条件以及详细分析过程数据处理见Wu Fuyuan 等(2006)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学3.1.1 钻孔Zk4207花岗斑岩样品(Zk4207-902.1)

图3 景德镇朱溪矿床花岗斑岩中Zk4207-902.1(a)和Zk2808-1090.1(b) 锆石阴极发光(CL)图像及测试位置Fig. 3 Cathodoluminescence(CL)images of representative zircons from granitic porphyry Zk4207-902.1(a)and Zk2808-1090.1(b)in the Zhuxi deposit, Jingdezhen

3.1.2钻孔Zk2808花岗斑岩样品(Zk2808-1090.1)

该样品锆石主要呈自形粒状,粒度较小,多在50～200μm之间,长宽比为5∶1～1∶1。CL图像上,锆石大多颜色较暗,个别因Th、U含量低而较亮(如图3b中点8),具有核—边或核—幔结构。通过锆石的阴极发光及透、反射光图像可以发现,该斑岩的锆石大致可以分为两类：一是长柱状,即锆石长宽比较大(1∶3或更大),透射光下无色透明,含包裹体和子矿物；反射光下锆石表面较干净；CL图像中虽然锆石整体颜色呈灰黑色或混浊状,但仍能观察到生长环带,为岩浆锆石。二是短柱状,即锆石长宽比较小(1∶3～1∶1),此类锆石较少,透射光下无色透明,含包裹体和子矿物；反射光下锆石表面较干净；CL图像中生长环带不明显,呈黑色或混浊状,基本显示为岩浆锆石的特征,因此所测得的年龄能代表岩浆的结晶年龄。挑选晶形完好、表面干净且子矿物少的锆石,进行了23个点的U-Pb同位素分析,最终得到22个点的U-Pb年龄(表1)。除测点2、7、11、19、22可能因后期热液蚀变导致Th、U变化外,其余17个测点的Th/U值为0.11～0.72,暗示其岩浆成因。测点在U-Pb谐和图上大致分为3组(图4b),其中点1、3、7、10、11、13、15、16、18、19、20、23年龄集中于144±2 Ma～152±2 Ma,加权平均年龄为149.5±1.9 Ma,从CL图像上,上述11个测试锆石颗粒震荡环带清晰,测试点均完全落入具震荡环带的锆石颗粒部分,测试数据应指示了震荡锆石环带形成并封闭的年龄,即代表了该花岗斑岩的结晶年龄。而点2、4、5、6、8、17年龄集中于164±2 Ma～174±3 Ma,加权平均年龄为169.0±3.4Ma；点14、21、22年龄集中于156±2 Ma～158±3 Ma,加权平均年龄为156.8±3 Ma。这9个点的CL图像显示,锆石小且环带不是很清晰,测试束斑占位可能超出了最外侧的震荡环带部分而进入了内部继承核,因此,年龄结果可能为继承捕获锆石和岩浆震荡环带形成时的混合年龄。点9年龄为210±3 Ma,束斑测定部位为核部,代表了继承锆石的年龄。

3.2 地球化学特征

3.2.1主量元素

表2可以看出,矿区内与矿化关系密切的花岗斑岩SiO2含量为72.64%～78.21%,平均为76.57%；TiO2、Fe2O3、MgO和CaO的含量分别为0.01%～0.15%、1.20%～1.22%、0.16%～0.64%和0.5%～1.12%；全碱含量较高,Na2O+ K2O为4.15%～8.19%,平均为5.43%； K2O/Na2O值为6.95～50.88,属于超钾质系列(图5b)。在TAS分类图解中,样品落入流纹岩/花岗岩区域内(图5a),在SiO2—K2O图解中(图5c),显示钾玄岩或高钾钙碱性岩石的特征。Al2O3含量为13.48%～13.64%,平均为13.59%。A/CNK值为1.48～2.90,A/NK值为1.67～3.25,在A/NK—A/CNK分类图解中,落入过铝质范围内(图5d)。

3.2.2 微量元素特征

朱溪矿区花岗斑岩的稀土和微量元素分析结果见表3,稀土元素总量(∑REE)为14.13～15.29 μg/g；(La/Yb)N比值为2.39～3.03,相对富集轻稀土元素(LREE),贫重稀土元素(HREE)；具有明显的负Eu异常((Eu=0.18～0.21),暗示源区或者结晶分异过程中残留有斜长石；稀土元素配分曲线为缓右倾“V”型(图6b)。微量元素原始地幔标准化蛛网图中,富集Th、U、Rb等大离子亲石元素(LILE)；亏损Nb、Ti等高场强元素(HFSE)(图6a)。

3.2.3锆石Hf同位素

对进行锆石U-Pb定年的样品进行原位锆石Hf同位素组成测定。由表4中Hf同位素测定点即样品Zk4207-902.1的点1、2、5、6、8、10、11和样品Zk2808-1090.1的点1、3、7、10、11、13、15、16、18、19、20、23可以看出,锆石的n(176Hf)/n(177Hf)比值相对稳定,变化于0. 2822144～0. 2826947之间；计算的εHf(t)为-16.5～0.6；两阶段Hf 模式年龄主要集中在1.58～2.58Ga,也表朱溪花岗斑岩是由古元古代地壳组分熔融产生。

文献阅读作为提高学生科研能力和学习能力的重要手段，近年来在本科经济学[1]、工学[2][3]以及某些快速发展领域的专业课学习中成为一个不可或缺的环节[4]，而针对本科生的数学理论课程开展文献阅读的做法较为少见。

图 4 景德镇朱溪矿区花岗斑岩Zk4207-902.1(a)和Zk2808-1090.1(b)锆石U-Pb一致曲线图Fig. 4 U-Pb concordia diagrams of zircon LA-ICP-MS analyses for the granitic porphyry Zk4207-902.1(a)and Zk2808-1090.1(b)in the Zhuxi deposit, Jingdezhen

表2 景德镇朱溪矿区花岗斑岩岩石化学成分(%)及相关参数Table 2 Major element compositions (%) of granite porphyry in Zhuxi deposit, Jingdezhen, and relative parameters

图 5 景德镇朱溪矿区花岗斑岩的岩石分类图解Fig. 5 Classification diagrams for the granitic porphyry in the deposit, Jingdezhen (a)TAS分类图解(据Le Maitre,1989),图中碱性和亚碱性系列岩石区域据Irvine等(1971)； (b)K2O—Na2O分类图解； (c)K2O—Si2O分类图解(据Rickwood,1989)；(d)A/NK—A/CNK分类图解 (a)TAS diagram (after Le Maitre, 1989), the line between alkaline and subalkaline series after Irvine et al.(1971); (b)K2O—Na2O diagram; (c)K2O—Si2O diagram; (d)A/NK—A/CNK diagram

图 6 景德镇朱溪矿床花岗斑岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)和稀土元素球粒陨石标准化 配分型式图(b)(标准化值据Sun and McDonough,1989)Fig. 6 Primitive mantle-normalized spider diagrams (a) and Chondrite-normalized REE distributions patterns(b) for trace elements( normalization values after Sun and McDonough,1989) of granite porphyry in the deposit, Jingdezhen

4 讨论

4.1 花岗斑岩侵位时间

朱溪矿区花岗斑岩岩株测得大量的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄,年龄集中在183.7～149.5Ma之间,暗示了晚侏罗世到早白垩世该地区岩浆活动频繁。根据锆石特点和CL影像等剔除有疑问的数据后,我们认为,两个样品(ZK2808-1090.1和Zk4207-902.1)所获得的149.5±1.9 Ma、151±2 Ma年龄,在误差范围内一致,代表了朱溪矿区花岗斑岩年龄,因此朱溪矿区花岗斑岩结晶年龄可能为150 Ma左右,系中生代晚侏罗世岩浆活动的产物。

4.2 花岗斑岩的成因及其成岩背景

岩石地球化学数据显示,朱溪矿区花岗斑岩具有高碱的特征,属于超钾质系列。朱溪花岗斑岩的SiO2、Al2O3、Fe2O3、MnO和CaO 含量与徐克勤(1987)中给出的S型(改造型)花岗岩相似,FeO、TiO2、NK/A含量较之则明显偏低,P2O5则略高。A′=[n(Al)-n(Na)-n(K)-2n(Ca)]×1000是用来判别I型(同熔型)还是S型(改造型)的重要参数(刘珺等,2008),在SiO2—A′的关系判别图中,朱溪矿区花岗斑岩均落入S型区域(图7),地球化学性质与华南壳源改造(重熔)型花岗岩(S型花岗岩)(刘昌实等,1990)相似。徐克勤(1983)指出不同成因系列的花岗岩,微量元素有截然不同的分布特征,并以华南为例加以讨论,其研究发现,改造型(S型)花岗岩亲氧元素以及稀碱金属的平均含量,则明显高于同熔型花岗岩。朱溪矿区花岗斑岩W(平均为11.95μg/g)、Rb(平均为567.33μg/g)含量均较高与华南改造型花岗岩相似,高于同熔型花岗岩。Th和Y随着岩浆结晶分异演化的趋势是区分花岗质岩浆是准铝质或过铝质的有效判据(Chappell,1999),Th和Y富集的矿物在过铝质的岩浆演化早期优先结晶,因此分异S型花岗岩的Th和Y含量低,且随着Rb增加而降低；而在准铝质(分异I型花岗质岩浆)中则相反。图8可以看出朱溪花岗斑岩样品的Rb—Th和Rb—Y图与Chappell (1999)中Lachlan褶皱带中S型花岗岩的演化趋势一致,均为负相关关系,即随着Rb的增加,Th和Y减少。因此,朱溪矿区花岗斑岩岩株具有(华南)陆壳改造系列花岗岩(S型花岗岩)的一些特征。另外,Xu Keqin (2000)和刘昌实等(1990)根据华南陆壳改造系列花岗岩的构造背景、成岩物质来源以及成岩方式的差异将其分为三种类型：同造山混合岩化花岗岩和岩浆花岗岩型、非造山陆壳重熔型以及同碰撞花岗岩。在矿物组合及化学成分上朱溪花岗斑岩不含堇青石、夕线石矿物组合,富硅、富铝,这些特征与非造山陆壳重熔型相似。刘昌实等(1990)利用Sm—Nd、Rb—Sr同位素数据对花岗质岩石的源区构成进行定量计算,其结果表明:侏罗纪—白垩纪侵位的华南非造山陆壳重熔型花岗岩类,其形成受太平洋板块俯冲作用直接或间接的影响；其亏损地幔端元所占的比例较高,表明这些岩体形成时,有可能有一部分地幔派生的岩浆直接加入,或者岩浆源区深度大,一部分下地壳铁镁质麻粒岩参与部分熔融事件(刘昌实等,1990)。含二云母或石榴子石,REE显示“海鸥式”配分图或“四分组”效应的花岗岩,指示岩体曾发生了强烈的岩浆—流体相互作用 (Whitney, 1988; 汪洋, 2008)。朱溪矿床花岗斑岩的稀土配分模式图也为“海鸥式”,而且具有“四分组”效应,表明花岗斑岩具有上述强烈的岩浆—流体相互作用。

表3 景德镇朱溪矿区花岗斑岩微量和稀土元素组成(μg/g)Table 3 Trace and rare earth element compositions of granite porphyry in Zhuxi deposit, Jingdezhen(μg/g)

图7 景德镇朱溪矿区花岗斑岩A′—SiO2 图 (据刘昌实等,1990)Fig 7 A′—SiO2 diagram of the granitic porphyry in the deposit, Jingdezhen (after Liu Changshi et al., 1990)

图8 景德镇朱溪矿区花岗斑岩Y—Rb图(a)和Th—Rb图(b) (其中Lachlan褶皱带的I型和S型花岗岩趋势引自Chappell,1999)Fig. 8 Y—Rb(a)and Th—Rb(b)diagrams of the granite porphyry in the Zhuxi deposit, Jingdezhen (the trends of I-type and S-type granites in Lachlan fold belt were after Chappell, 1999)

近年来,锆石原位Hf同位素示踪研究越来越受到人们的重视,其可为示踪岩浆源区和具体的岩浆过程提供证据(Amelin et al., 1999; Vervoort et al., 1999; Griffin et al., 2002; Griffin et al., 2004; 吴福元等,2007；董春艳等,2009；王彦斌等,2010；刘亮等,2011；黄道袤等,2012；梁清玲等,2013；卢仁等,2013；林彬等,2014)。在εHf(t)—t关系图上(图9a),朱溪花岗斑岩数据点多数位于地壳平均—球粒陨石之间,只有Zk2808-1090.1的点3与Zk4207-902.1的点6分别为0.6和0.2,表明朱溪花岗斑岩的源区物质是以壳源物质为主,可能有一定的幔源物质参与(吴福元等,2007)。此外,由图9b可知,朱溪花岗斑岩的εHf(t)变化较大,众多的研究表明,锆石U-Pb年龄均一,而εHf(t)值变化较大的特点指示其应经历不同来源岩浆的混合过程(Belousova et al., 2006; Kemp et al., 2007；Andersen et al. , 2007 ；Yang et al., 2007) ,因此朱溪花岗斑岩可能来自于两种或两种以上的源岩部分熔融,或者后期经历了岩浆混合过程。

表4 景德镇朱溪矿区花岗斑岩ε(Hf)同位素测试值及模式年龄Table 4 εHf values and model ages of granite porphyry in the Zhuxi deposit, Jingdezhen

图9 景德镇朱溪矿区花岗斑岩εHf (t)—t关系图(据吴福元等,2007) (a)和εHf (t)柱状图(b)Fig.9 εHf (t)—t diagram(after Wu Fuyuan et al. , 2007) (a) and histogram of εHf (t) values (b) of the granite porphyry in the Zhuxi deposit, Jingdezhen

发生于华南地区的中生代印支构造运动以258～243Ma Sibumasu地块与印支板块—华南板块的碰撞增生为代表,并且在245Ma左右造成东特提斯洋的关闭(Carter et al.,2001),同时也推动了华北板块和华南板块在印支期的碰撞拼合(吴福元和孙德有,1999)。如同世界上其他造山带发生的大量地壳拉张一样,华南印支造山运动在造山期和造山期后都有强烈的拉张构造发生(刘勉等,2002；华仁民等,2005),也已被大量研究证实,华南地区中生代存在多阶段地壳伸展、岩石圈减薄并伴随大范围的岩浆活动(Chung et al., 1997；Gilder et al., 1996；Gilder et al., 1995；李献华,1997；李献华,1999；孙涛等,2002；谢桂青,2003；邹和平,2001； Chen et al,1998；Hong et al,1998；陈培荣等,2002)。中生代以来,中国东部发生了多幕次强烈的构造活动,并伴随有广泛的岩浆活动(华仁民等,1999；毛景文等,2000)。220～240Ma期间华北与华南地块碰撞对接连成一体,诸多证据表明主应力场方向由南北向近东西方向发生了转变,且这地球动力学调整发生在侏罗纪与白垩纪交界(Zhang et al., 1996；李锦轶等,1999；牛宝贵等,2003),该时期内中国东部具有相同的地球动力场。

谢桂青(2003)提出华南地区岩石圈伸展发生与6个阶段,主要可归并为180～155Ma,145～125Ma和129～122Ma 3个阶段,李献华(1999)划分出164～153Ma,146～136Ma,129～122Ma,109～101Ma和97～87Ma 5次花岗岩浆侵位事件。本文所测的朱溪地区花岗斑岩岩株年龄为150Ma,应属于谢桂青(2003)所提出的华南地区岩石圈3个伸展阶段的180～155Ma阶段,李献华(1999)划分出的华南5次花岗岩侵位事件中的164～153Ma阶段；总之,朱溪矿床岩石地球化学数据显示与陆壳重熔型花岗岩相似,为华南地区中生代多阶段地壳伸展、岩石圈减薄、地幔物质上涌导致下地壳部分熔融的产物,其可能来自于两种或两种以上的源岩部分熔融,或者后期经历了岩浆混合过程。而且发生了强烈的岩体—流体相互作用。

4.3 与该区铜钨矿化之间的关系

朱溪钨(铜)多金属矿床大地构造位置隶属于华南钦州—杭州接合带江西段萍乐凹陷带之北缘(Shu Liangshu et al., 2008； 舒良树等,2012)。钦—杭结合带位于华南地区,大地构造上属于扬子古陆块与华夏古陆块在新元古代的碰撞对接带,中—晚侏罗世受华南地壳伸展、岩石圈减薄影响而再度活化,与此相关伴随着大规模的岩浆活动以及与该阶段的中酸性和酸性花岗岩浆的侵入活动有关的铜、钨、锡多金属矿化(徐德明等,2012)。燕山期开始(180～170Ma),华南内部发生了较大规模的岩浆活动,如在赣南—闽西发现的A型花岗岩(176～178Ma)和双峰式火山—侵入杂岩(158～179Ma)(陈培荣等,2002)；湘东南发现的碱性玄武岩(175～177Ma)(赵振华等,1998)；以及发育于江南造山带钙碱性岩浆活动,典型的代表有德兴矿集区花岗闪长斑岩,其年龄集中于176～171Ma(王强等,2004；水新芳等,2012)。伴随着该阶段岩浆活动发生了大量的Cu、Pb、Zn、Au成矿作用,如德兴斑岩型铜(金)矿、银山铜(金)矿等。170Ma之后燕山中期伴随着岩石圈的进一步伸展—减薄,形成了大量的陆壳重熔型花岗岩类,其主要是地壳物质部分熔融形成的,幔源物质贡献较少,总体显示壳源岩石地球化学特征,其中代表有赣南的西华山花岗岩其年龄集中在150～157Ma(李亿斗等,1986；陈志雄等,1989；McKee et al.,1987),此外粤北的佛岗、贵东、九峰,桂东北的花山、姑婆山、里松也发现了该阶段形成的花岗岩类(陈志雄等,1989；李献华,1999；邓平等2000；陈小明等,2002；包志伟等,2003；朱金初等,1898；张德全等,1985；史明魁等,1981)。伴随着该阶段的岩浆活动发生了一系列的钨锡成矿作用。华仁民等(2005)研究发现该阶段成矿具有明显的滞后性且与充分演化的改造型花岗岩或一些来源更深、侵位更浅的小岩体(如花岗斑岩)关系密切。而燕山晚期在华南地区岩石圈大规模伸展以及太平洋动力体系的影响,华南岩浆活动较燕山早期与中期更为强烈,主要为一些发育南岭地区侵位较浅花岗岩类以及东南沿海的钙碱系列火山—侵入岩,与之相关的发育大量的Sn、U、Pb、Zn、Ag、Cu等矿化(华仁民等,2005)。

本文所测得的来自两个钻孔的花岗斑岩年龄为149.5±1.9Ma、151±2Ma,表明朱溪矿区花岗斑岩侵位时代为晚侏罗—白垩世(150Ma左右),该时段恰好与燕山中期发生大规模成矿时期相对应。根据钻孔资料显示,在花岗斑岩与碳酸盐岩地层接触部位发育厚大矽卡岩化伴随着品位较高的钨、铜矿化(陈国华等,2012),表明朱溪钨(铜)多金属矿床的矽卡岩化以及伴生的钨、铜矿化与矿区花岗斑岩岩浆的侵入活动关系密切。另外,已获得了朱溪矿区矽卡岩中一个辉钼矿的铼—锇模式年龄(145.9±2.2Ma,待发表数据),该铼—锇模式年龄在误差范围内与花岗岩侵位年龄一致。因此,笔者等认为朱溪铜钨多金属矿床大规模矿化应该与花岗斑岩株侵位时代同时或略晚,朱溪矿床应属于华南地区燕山中期W、Sn、Nb-Ta等金属大规模成矿作用的产物之一(华仁民等,2005)。

同属于华南地区燕山中期W、Sn、Nb—Ta等金属大规模成矿作用产物的朱溪钨(铜)多金属矿床,其成矿作用肯定与区内发育的各类花岗质岩浆侵入活动密不可分。据地球化学资料显示,朱溪矿区内各类岩体矿质含量均较高,且尤以花岗斑岩含W元素丰度最高(陈国华等,2012),花岗斑岩可能为朱溪矿床提供了部分金属成矿物质如钨的来源。而且,陈国华等(2012)对朱溪矿床的黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿单矿物样品进行的硫同位素测试所获得的12组数据显示δ34S值较低,变化范围窄,其平均值接近陨石硫数值,与沉积物硫化物不同,表明其硫来源于岩浆分异过程,间接指示与矽卡岩化和钨铜矿化关系密切的花岗斑岩可能为其提供了成矿所需的矿化剂S和所需能量。

5 结论

(1)江西景德镇朱溪钨(铜)多金属矿区内两个钻孔内花岗斑岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb 年龄分别为149.5±1.9Ma和151±2Ma,在误差范围内一致,属晚侏罗世岩浆活动的产物。

(2)景德镇朱溪钨(铜)多金属矿区花岗斑岩富硅〔SiO2平均为76.57%〕、富碱〔(Na2O+ K2O)平均为5.43%〕、A/CNK均大于1.0,属过铝质岩石；富集轻稀土,亏损重稀土,且具有明显的负铕异常(δEu=0.18～0.21)；富集Th、U、Rb等大离子亲石元素；亏损Nb、Ti等高场强元素；与(华南)陆壳改造系列花岗岩(S型花岗岩)的地球化学特征相类似且发生了强烈的岩体—流体相互作用。

(3)景德镇朱溪钨(铜)多金属矿区花岗斑岩的锆石Hf同位素研究表明成岩物质主要源于古元古代地壳组分,且有少量地幔物质参与,可能来自于两种或两种以上的源岩部分熔融,或者后期经历了岩浆混合过程。

致谢：感谢董春燕副研究员在文章写作时给予的指点,感谢苏犁教授和李秋耘博士在测试锆石时的指导; 感谢审稿专家和章雨旭研究员提出的宝贵修改意见。