南岭西段姑婆山–花山花岗岩基差异剥蚀机理与风化矿床分布特征

冯 梦,许 成,王 睿,康志强

(1.北京大学 地球与空间科学学院,北京 100871;2.许昌职业技术学院,河南 许昌 461000;3.桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室,广西 桂林 541004)

影响岩石风化剥蚀的因素很多,除气候、生物等外在因素外,还有矿物的抗风化性和岩石的结构构造等内在因素。岩石的“能量地球化学”概念是由洪庆玉(1992)所提出的地能学说引申而来的,并在花岗岩岩石谱系划分中得到应用(冯佐海等,1996;李晓峰等,2000)。它主要是将岩石化学成分以及由此而形成的矿物组合关系转化为对岩石能量的计算,是矿物抗风化性的一种表达方式,可用于从量化角度评价岩石的抗风化剥蚀能力。

姑婆山–花山花岗岩基是南岭西段著名的中生代花岗岩基(图1a),不仅与钨、锡、铌、钽等内生矿床关系密切,而且与该区广泛分布的砂锡等风化矿床在时空分布、物质来源上有着密切的关系,属于华南钨锡成矿省的核心区域。前人对该区花岗岩与内生金属矿床的关系进行了深入研究(王建辉等,2006;顾晟彦等,2007;蔡明海等,2012),在岩体构造研究等方面也有一定的积累(袁奎荣,1981;金跃群等,1985;冯佐海等,2009a,2011;Feng et al.,2012),但对花岗岩体的差异剥蚀机制及其与风化矿床的关系研究涉及甚少。本文拟从岩石能量地球化学入手,揭示姑婆山–花山花岗岩基差异剥蚀机制及对风化矿床的影响,为表生矿床的找矿预测提供理论依据。

图1 南岭燕山早期花岗岩分布图(a)、姑婆山–花山花岗岩基地质简图(b)和剖面图(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 区域地质背景

姑婆山–花山花岗岩基主要出露于湘桂粤三省交界处的桂东北地区,已有花岗岩锆石U-Pb测年结果显示,该岩基侵位于 163~148 Ma(朱金初等,2006a,2006b),为燕山早期多次岩浆侵位而成。姑婆山–花山花岗岩基由东部的姑婆山花岗岩体和西部的花山花岗岩体组成,出露面积约 1250 km2。其中姑婆山花岗岩体出露面积近 650 km2,平面上主体呈浑圆的倒梯形;花山花岗岩体出露面积约 600 km2,平面上主体呈近圆形。两岩体各伸出一楔形的“拖尾”在两者之间相连成哑铃形状(图1b)。区内地层主要有寒武纪浅变质碎屑岩及泥盆纪、石炭纪碎屑岩和碳酸盐岩,岩体与上述围岩界线清晰且均呈侵入接触关系。受岩体影响,围岩普遍发生热接触变质作用。

姑婆山–花山花岗岩基可划分为 7个单元(或独立侵入体),各单元的侵位顺序由早至晚依次为:(1)牛庙独立侵入体(Nm),主要为深灰–灰黑色细–中粒石英二长闪长岩;(2)杨梅山独立侵入体(Ym),为灰白色中粒似斑状石英二长岩;(3)里松单元(Ls),主要为灰白色中粒似斑状角闪石黑云母二长花岗岩;(4)望高单元(Wg),主要为浅红色中粗粒黑云母二长花岗岩;(5)新路单元(Xl),岩性为浅红色粗粒黑云母二长花岗岩;(6)白水带单元(Bs),为灰白色细粒似斑状黑云母二长花岗岩;(7)华美单元(Hm),为细粒花岗岩。白水带单元和华美单元多呈带状或脉状的岩枝、岩脉产于上述各单元的边部或岩体内(冯佐海等,2011)。

2 地貌及水系特征

姑婆山–花山花岗岩基总体地势北高南低,但两岩体地貌特征迥异。姑婆山花岗岩体呈四周高中心低的中央凹陷盆地地貌(图1c),岩体中心部位的里松单元出露区海拔一般 400~600 m,最低处海拔不到 240 m;望高单元在里松单元的四周形成凸起,海拔一般 1000~1600 m;新路及白水带单元侵位于岩体西、北部的望高单元中,海拔多在1000 ~1700 m,表现为相对较高的中山山地地貌。花山花岗岩体总体呈中央高四周低的中央凸起地貌(图1c),主要表现为岩体外环的牛庙独立侵入体、杨梅山独立侵入体和里松单元分布区为低山丘陵,岩体中部的望高单元出露区呈中山山地地貌,地形起伏较大,相对高差300~600 m。其中,牛庙和杨梅山两独立侵入体出露区的海拔一般为 300~700 m,里松单元出露区海拔在 250~800 m;岩体中部望高单元分布区海拔多在 1000~1300 m,而零星分布其间的华美单元海拔一般为1000~1400 m。

姑婆山–花山花岗岩体地貌特征主导了两岩体内外水系总的发育和分布状况。在两岩体的外缘,河流主要沿岩体与围岩的接触带发育,它们环绕岩体构成几近封闭的环形河流(图1b),这些河流接受从岩体内流出的大小溪流注入后,汇聚成数量有限的几大主要河流流出区外。在两岩体的内部,水系发育特征因地貌差异而迥然不同,在姑婆山花岗岩体内,与中央凹陷盆地地貌相对应,水系呈汇聚型分布,占整个姑婆山花岗岩区约 60%流域内的大小溪流向岩体中央里松凹陷盆地汇聚,并在凹陷盆地中央形成里松河,之后经收敛汇聚的里松河水沿深切望高和新路单元的深邃峡谷向南西径流流出区外;在花山岩体内,受中央凸起地貌的控制,水系呈放射状分布,大小溪流从岩体中央望高和华美单元构成的凸起向岩体四周地势渐低的里松等早期单元(或独立侵入体)分布区发散流出,在岩体的周缘与发育于岩体接触带上的环形河流汇合,之后依地势在岩体的东、西缘形成两大环形河流并分别从岩体的南侧和北西侧流出区外。思勤江是花山地区一重要河流,它汇聚了花岗岩地区约 70%流域的溪流,该江发源于岩体北部里松单元与围岩的接触带上,而后呈向东突出的环形在岩体的东部自北向南流经里松单元,再沿牛庙独立侵入体与围岩的接触带自北东向南西径流,最后在岩体南部的牛庙附近汇聚数条从岩体向外流入的河水之后向南流出区外。

3 岩体构造型式与成矿特征

3.1 花岗岩体构造型式特征

岩体生长方式是指岩体侵位生长过程中单元或序列的空间配置方式。具有不同生长方式的岩体由于其生长过程中岩浆的脉动次数、岩浆量和定位位置等存在明显差异,在岩体内部可能会形成不同的构造型式。花岗岩体的构造型式主要表现为岩体内部各单元或序列间不同的空间展布型式,同源岩浆以阶段性增生方式侵位叠加到初始侵位岩体的内部,最终可形成同心环带状、半环带状和不规则状等构造型式。人们通常把同心环带状(包括半环状)花岗岩体分为正环带和反环带,正环带表现为岩体中心单元晚于边部单元侵位,岩体的生长方式由外向内,称作内侵式;反环带则相反,岩体中心部位单元早于边部单元侵位,岩体的生长方式由内向外,称作外侵式(冯佐海等,2009b)。

姑婆山和花山两花岗岩体的构造型式均为同心环带状,但由于两岩体中各单元生长方式的不同,导致其构造型式具有明显的差异。姑婆山花岗岩体从外向内各单元的侵位年代具有由老到新的变化趋势,即早期侵位的里松单元位于岩体中心,而晚期侵位的望高和新路单元位于岩体的外环,具有反环带、外侵式增生的岩体特征;与姑婆山花岗岩体构造型式不同,花山花岗岩体总体是一个正环带、内侵式增生的岩体,早期侵位的牛庙和杨梅山独立侵入体以及里松单元位于外环,晚期侵位的望高和华美单元位于岩体的内环和中心。

3.2 花岗岩体的成矿特征

本次研究分析和收集了姑婆山–花山花岗岩基30件样品的主量元素,见表1。其中,21件样品数据引自冯佐海(2003);9件样品主量元素分析是在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室的ZSX Primus 2型X射线荧光光谱仪上进行。

姑婆山–花山花岗岩基具有高硅(SiO2平均73.04 %)、高钾(K2O平均4.93%)、富碱(平均Na2O+K2O=8.3 %)、贫钙(CaO平均1.5 %)等特征。从早期单元到晚期单元结晶分异程度逐渐增高,为高度分异的花岗岩,是华南地区与钨、锡成矿作用密切相关的花岗岩类型。

南岭地区作为华南钨、锡高含量的集中分布区,成矿背景优越。研究显示,华南燕山早期花岗岩的钨、锡平均值(钨平均值为 3.2×10–6,锡平均值为8.7×10–6)高于中国东部地壳数倍(迟清华等,2012)。与之相比,姑婆山和花山花岗岩钨的含量分别为254×10–6~434×10–6(王建辉等,2006)和 3.72×10–6~16.10×10–6(张雪峰等,2011),锡的含量为 4.78×10–6~10.05×10–6(王建辉等,2006),其钨、锡含量远大于或接近华南燕山早期花岗岩的平均值,特别是较晚期单元的钨、锡含量显著增高,表明成矿元素在晚期单元中得到进一步富集。稀土元素方面,除晚期的华美和白水带单元外,其他各单元稀土总量均较高(冯佐海,2003),表明姑婆山–花山花岗岩基,尤其是晚期各单元具有较高的钨、锡及稀土矿床的成矿潜力,可为各类矿床的形成提供成矿物质来源。

姑婆山–花山花岗岩基是岩浆多期次侵位的产物,由于各单元分异演化程度、地球化学特征不同,成矿特征也有所区别。在 SiO2-Al2O3/(K2O+Na2O+CaO)成矿判别图上(图2),除牛庙和杨梅山独立侵入体落入无矿岩体区域,其余各单元样品投影点均落在含矿岩体区域内。在∑REE-La/Tm相关图解中(图3),早期的牛庙和杨梅山独立侵入体的样品投影点均落在无矿区,里松和望高单元主要分布在REE、Be、Nb、Ta、W成矿区,新路单元落在REE成矿区,晚期的华美和白水带单元则主要落在REE、Be、Nb、Ta、W和Ni、Th、Sn、W成矿区。结合本区现有矿床发育特征表明,早期的牛庙和杨梅山独立侵入体不成矿,里松、望高和新路单元与REE、W、Nb、Ta相关,而晚期的白水带、华美单元则最有利于生成W、Sn矿床。

4 矿床类型及分布特征

4.1 内生金属矿床类型及分布特征

姑婆山–花山地区矿产类型齐全且分布广泛,最主要的内生金属矿主要为钨锡多金属矿床,并伴生铜、铅、锌和稀土等,按成因可分为锡石硫化物型、石英(云英)脉型、矽卡岩型、构造破碎带蚀变岩型和矽卡岩–蚀变断裂破碎带复合型等5种主要类型。

图2 姑婆山–花山花岗岩基成矿判别图Fig.2 Metallogenetic discrimination diagram for the Guposhan-Huashan batholith

图3 姑婆山–花山花岗岩基∑REE-La/Tm 图(数据引自冯佐海,2003;底图据毛景文等,1988)Fig.3 ∑REE vs.La/Tm diagram for the Guposhan-Huashan batholith

在姑婆山地区,矿床主要产于花岗岩与围岩接触带附近,沿岩体边缘从北向南呈环带状分布(图1b),较大规模的钨锡多金属矿田主要有姑婆山、可达、水岩坝和新路矿田。姑婆山钨锡矿田位于姑婆山花岗岩体北西侧船脚岭附近,形成于岩体与泥盆系碎屑岩和碳酸盐岩的内外接触带中,矿床类型有矽卡岩型(船岭脚、大关塘)、构造破碎带蚀变岩型和矽卡岩–蚀变断裂破碎带复合型(冬瓜冲、野鸡坳)(邹建林等,2005;余君鹏等,2007;曾志方等,2008);可达矿田位于姑婆山岩体西侧望高单元与中上泥盆统碳酸盐岩的内外接触带中,以钨锡矿为主,矿床类型有矽卡岩型和矽卡岩–蚀变断裂破碎带复合型(宋慈安等,2001);水岩坝矿田位于岩体西南缘的新路单元与中上泥盆统碳酸盐岩的外接触带中,主要矿床类型有矽卡岩型(大庙山、枫木冲)、构造破碎带蚀变岩型(姜家坳)及石英脉型(烂头山),其中烂头山石英脉型钨锡矿是区内规模最大的矿床,矿体呈脉状或细脉状产出于隐伏花岗岩顶部的灰岩及白云质灰岩中(顾晟彦等,2007;康志强等,2012;蔡明海等,2012),表现出上锡下钨的特征,从区内产出的多个大型砂锡矿床看,矿床上部的富锡矿带已被剥蚀,现仅留下部的钨矿带;新路矿田位于岩体南缘接触带的内凹部位,区内出露地层有中上泥盆统和下石炭统碎屑岩及碳酸盐岩,矿床主要发育于新路和白水带单元的内外接触带中,受 SN向断裂及层间破碎带控制,矿床类型有矽卡岩型(六合坳、石灰冲)、构造破碎带蚀变岩型(路花)、锡石硫化物型(木桥面、白面山、石门)和云英脉型(金鸡岭),其中白面山锡锌矿是矿田内规模最大的矿床,矿体呈似层状和脉状产于岩体外接触带中上泥盆统砂页岩与灰岩界面附近的层间破碎带及灰岩、大理岩的裂隙中(欧阳成甫等,1993;蔡明海等,2012)。

在花山地区,仅在岩体中部的望高和华美单元内发育少量钨锡矿床,成矿规模较小,为一系列石英(云英)脉型含钨、锡矿床,主要矿点有银坪、麻姑庄等(李晓峰等,2012)。

4.2 风化矿床类型及分布特征

姑婆山–花山花岗岩基位处亚热带季风气候区,雨量充沛,气候潮湿,植被发育,化学及生物风化作用强烈。姑婆山–花山花岗岩基及周缘风化矿床类型主要有风化型稀土矿和砂锡矿。风化型稀土矿主要为离子吸附型,矿体主要发育于里松单元中,呈带状和不规则的面状分布于低山丘陵及凹陷盆地内,矿体主要产于花岗岩全风化层的中上部,矿体多直接裸露于地表,全风化层中主要有中粗粒石英、长石颗粒、细沙和黏土组成,其黏土部分是含稀土的主要载体,一般厚度4~12 m,聚集的稀土元素以Ce和Y为主,La、Nb、Pr次之,其他稀土元素含量相对较少(李社宏等,2011),主要矿床有里松稀土矿、周家稀土矿和红花稀土矿等。

姑婆山–花山地区砂锡矿分布面积达 1000 km2,主要受原生锡矿位置、地形地貌和水系发育特征的制约。砂锡矿按其成因可分为残坡积型砂锡矿、冲积型砂锡矿和洪积型砂矿 3个主要类型(单振华,1986),砂矿中除锡石外,还伴生有白钨矿、钛铁矿、独居石、锆英石、金红石和磷钇矿等。在姑婆山地区,砂锡矿主要分布于姑婆山花岗岩体西南接触带及里松河、白沙河、望高河沿岸,砂锡矿分布范围广、规模大,成因类型以残坡积型和冲积型为主,次为洪积型;矿体形态主要呈带状、面状和不规则囊状,形态复杂,埋藏条件有的出露于地表,也有埋深近 50 m,砂锡矿多集中于上述河流的上中游,主要有新路砂锡矿、望高砂锡矿、水岩坝砂锡矿等。在花山地区,砂锡矿主要分布于花山花岗岩体的中部和南部,其中岩体中部为残坡积型砂矿,矿体主要呈不规则的囊状,主要有麻姑庄砂锡矿等;岩体南部主要是思勤江沿岸分布的冲积型砂锡矿,矿体主要呈带状发育于河流的中下游,典型矿床有牛庙砂锡矿等。

5 差异剥蚀及其对风化矿床分布的控制

5.1 岩浆岩岩石能量与花岗岩体差异剥蚀机制

岩浆在结晶成为岩浆岩时随着温压降低、化学组分的不断变化,释放出很大的能量,反之当岩浆岩受到破坏、风化或分解时,也必须施加给它同样大的能量。因此,岩浆岩的岩石能量是衡量岩浆岩抵抗风化剥蚀作用重要的因素之一,即岩石能量越大,矿物或岩石抗风化的能力越强,反之则越弱。

洪庆玉(1992)在晶体化学第二定律的基础上,提出了利用岩石化学分析所得的氧化物百分含量计算岩石能量的新原理和方法,即:

U= q×μ

式中:U为岩石能量,量纲为4.184 kJ/mol;q为岩石能量系数,量纲为4.184 kJ/g;μ为岩石的摩尔量,量纲为4.184 g/mol。而

q岩石= ΣqSiO2×KSiO2+ qTiO2×KTiO2+ …

式中:q岩石为所求岩石的能量系数,量纲为kJ/g;qSiO2为SiO2或其他氧化物的能量系数,量纲为 kJ/g;KSiO2为SiO2或其他氧化物的质量百分数。

但由于岩石中氧化物含量的不同常导致岩石(样品)的摩尔数处于不同的数量级,不利于对比。为此需把岩石的化学组成平均转化为1 mol氧化物分子或原子后,再进行对比,则岩石能量计算公式可写为:

U= q岩石×μn

式中:μn为岩石化学组成平均化为1 mol氧化物分子时的摩尔质量,量纲为g/mol。

应用上述方法,本文计算了姑婆山–花山花岗岩基各单元的岩石能量(表1)。结果显示,从早期的牛庙独立侵入体到晚期的华美单元,平均岩石能量系数q岩石从1.69×105J/g递增到1.92×105J/g,平均岩石能量U从1.18×107J/mol增加到1.29×107J/mol,除新路单元外其他各单元的岩石能量总体呈上升趋势。若将能量守恒定律应用到岩浆岩在地表条件下所遭受的风化上,则可看出岩石的能量不仅可作为岩石结晶放出能量的度量,同时它也是岩石抗风化

剥蚀能力的度量。因此,通过以上数据分析可知:从早期单元到晚期单元,岩石能量越来越大,其抗风化剥蚀能力也越强。在姑婆山花岗岩体,处于岩体外环较晚期的望高、新路和白水带单元岩石抗风化剥蚀能力比处于岩体中心早期的里松单元抗风化剥蚀能力高,这是形成姑婆山花岗岩体中央凹陷盆地地貌的主要内因;在花山花岗岩体,处于岩体中部较晚期华美和望高单元比位于岩体外环里松等早期单元岩石抗风化剥蚀能力强,从而构成了花山花岗岩体中央高四周低的地貌特征。

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5.2 花岗岩体差异剥蚀机制对风化矿床分布的控制

姑婆山–花山地区风化矿床的分布主要受有利于成矿的花岗岩体、原生锡矿位置、地形地貌和水系发育特征等制约。

风化型稀土矿床主要发育在岩石抗风化剥蚀能力较弱里松单元中。在姑婆山地区,由于岩体中央里松凹陷盆地地势较低,汇聚型河流将风化作用后溶于水中的稀土离子运移至盆地内并被高岭土吸附而固定下来,经长期富集形成大型的里松稀土矿床;在花山岩地区,放射状的河流水系不易于稀土离子富集,这些放射状河流将稀土离子运移至岩体东缘地势较低的两安–红花一带的思勤江汇水盆地内富集,从而形成大型红花稀土矿。

姑婆山和花山两花岗岩体不同的地形地貌和水系分布特征对冲积、洪型砂锡矿的分布影响最为明显。在姑婆山地区,汇聚型的水系可使砂锡等重砂矿物在里松河、白沙河、望高河的上、中游富集成矿,且形成的矿床规模大、数量多;与此相反,在花山地区,放射状水系使砂锡等重砂矿物分散,同样不利于砂锡在河流上游富集成矿,这些放射状河流将砂锡搬运到环绕岩体外缘具有汇聚型特征的河流,如思勤江中才得到初步富集,因此在本区大型的砂锡矿只能在这些河流的中、下游富集而成,且数量稀少。

6 结论

(1) 姑婆山–花山花岗岩基从早期的牛庙独立侵入体到晚期的华美单元,岩石能量系数q岩从1.69×105J/g递增到1.92×105J/g,岩石能量U从1.18×107J/mol增加到 1.29×107J/mol,除新路单元外其他各单元的岩石能量总体呈上升趋势。

(2) 姑婆山花岗岩体具有外侵式、反环带构造型式,岩石能量较小、抗风化剥蚀较弱、形成较早的里松单元出露于岩体的中部,四周被岩石能量较大、抗风化剥蚀程度较强、形成较晚的望高和新路单元所环绕,地貌上对应表现为岩体中央成凹陷盆地,四周为中山陡坡地形;与此相反,花山花岗岩体具有内侵式、正环带构造型式,岩石能量较大、抗风化剥蚀较强、形成较晚的华美和望高单元出露于岩体的中部,四周被岩石能量较小、抗风化剥蚀能力较弱、形成较晚的里松等单元所环绕,地貌上对应表现为岩体中央呈中山地形,四周多为低山、丘陵。因此,具有不同岩石能量的各单元在姑婆山和花山花岗岩体内的分布型式是形成两岩体地貌景观差异的内在因素。

(3) 姑婆山和花山两花岗岩体不同的构造型式同样也是决定风化矿床空间分布差异的根本原因。在姑婆山地区,其反环带构造型式导致岩体内水系呈汇聚型分布特征,汇聚型的河水搬运砂锡及稀土离子在岩体中部的凹陷盆地及里松河等河谷阶地内富集形成风化矿床;在花山地区,其正环带构造型式导致岩体内水系呈放射状分布,这种放射型水系显然不利于在岩体内部形成较大规模的风化矿床,砂锡及稀土离子随河水搬运距离较远,最终在岩体外环(或边缘)地势较低的两安–红花一带以及牛庙附近的思勤江汇水盆地内沉积富集形成大型砂锡及离子吸附型稀土矿。

致谢:桂林理工大学地球科学学院冯佐海教授和武新丽同学在研究过程中给予了很多帮助,在论文评审过程中,桂林理工大学地球科学学院宋慈安教授和另一位匿名审稿专家对本文提出了建设性的修改意见和建议,笔者在此表示衷心的感谢。

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