赣北大湖塘超大型钨矿多期似斑状花岗岩岩浆作用、成因及意义

吴显愿，张智宇,郑远川，戴佳良，樊献科，盛俞策

(1. 中国地质大学 地球科学与资源学院， 北京 100083； 2. 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037)

大湖塘地区是近年查明的一个世界级超大型钨矿产地。该区燕山期花岗岩的岩性多样，且与成矿关系密切，主要由似斑状花岗岩、细粒黑云母花岗岩、中细粒白云母花岗岩、中粗粒二云母花岗岩以及花岗斑岩等组成。其中，似斑状花岗岩与巨量钨的富集密切相关(彭花明等， 2016； Weietal., 2018； Zhangetal., 2019)。多年来，前人对大湖塘花岗岩做了系统性研究(黄兰椿等， 2013； 左全狮等， 2014； 张志辉等， 2014； 项新葵等， 2015； 叶泽宇等， 2016； Maoetal., 2015； Songetal., 2018)，但对多种花岗岩形成的精确年龄、岩浆序列、成因等问题依然存在争议和不足。

就似斑状花岗岩而言，前人已查明有两期岩浆作用，分别是北区石门寺似斑状黑云母花岗岩和南区狮尾洞似斑状白云母花岗岩，认为北区似斑状黑云母花岗岩形成于150.0～147.3 Ma(毛志昊， 2016； 叶海敏等， 2016； 潘大鹏等， 2017)，是上地壳岩石在陆内拼贴挤压环境下熔融演化而成的S型花岗岩(项新葵等， 2012)。而南区似斑状白云母花岗岩的成岩年龄为144.2±1.3 Ma，是富泥质岩石在拉张构造环境下通过部分熔融形成的强过铝质S型花岗岩(黄兰椿等， 2012)。笔者在地质调研中，识别出南区似斑状二云母花岗岩，其岩浆结晶年龄明显晚于上述两期岩浆作用。南、北区似斑状花岗岩是否属于同一岩石单元？岩浆源区及构造环境有何异同？这些问题还没有一个定论，限制了对大湖塘地区燕山期岩浆序列及其成因的认识。

本文在前人研究的基础上，对大湖塘南区似斑状二云母花岗岩进行了精细的独居石和锆石U-Pb同位素年龄测定，开展了岩相学、岩石地球化学及锆石Hf同位素研究，并对比研究了南、北区似斑状花岗岩的岩石成因、物质来源、构造背景及意义。该研究对深化理解大湖塘钨矿岩浆序列及矿床成因有重要意义。

1 地质背景与岩石学

大湖塘钨铜矿集区位于江西省九岭山脉中段北部三县(武宁、修水、靖安)交界区域。研究区地处扬子地块东南缘，属于江南造山带中段，北邻长江中下游成矿带九瑞铜多金属矿集区(图1a)(蒋少涌等， 2015)，区域构造位于赣北北东向构造带的九岭-官帽山复式背斜与武宁-宜丰北北东向走滑冲断-伸展构造的复合部位，属九岭北北东向钨铜钼多金属成矿带(林黎等， 2006a， 2006b)。

区域地层为新元古代双桥山群浅变质岩(Wangetal., 2008； 高林志等， 2008， 2012)，为一套断陷环境下形成的深海火山-碎屑岩沉积建造(徐国辉等， 2013)。岩性以变余云母细砂岩为主，其次为板岩、千枚状页岩，是成矿的主要围岩(徐国辉等， 2013)。

区域构造十分发育，褶皱构造为九岭复式褶皱中的靖林-操兵场次级背斜东延部分，断裂构造按走向可分为近东西向(或北东东向)、北东-北北东向、近南北向、北西向4组，其中，近东西向和北东-北北东向两组断裂最为重要，为区内主要的控岩控矿断裂构造(徐国辉等， 2013)。

区域内侵入岩主要为晋宁期黑云母花岗闪长岩和燕山期岩浆岩。晋宁期黑云母花岗闪长岩呈岩基产出，是九岭岩基的重要组成部分，侵入于双桥山群中(彭花明等， 2016)。燕山期花岗岩体主要呈岩株、岩瘤及岩枝状产出，大部分侵入黑云母花岗闪长岩基中，少数侵入于双桥山群中，是主要的成矿母岩(彭花明等， 2016)。岩性主要为似斑状花岗岩、细粒黑云母花岗岩、中细粒白云母花岗岩、中粗粒二云母花岗岩以及花岗斑岩。

图 1 大湖塘地区区域大地构造位置[a， 据杨明桂等(2004)改编]及地质简图[b， 据项新葵等(2012a)、左全狮等(2014)改编]Fig.1 Location and tectonic setting (a, modified after Yang Minggui et al., 2004) and geological sketch map (b, modified after Xiang Xinkui et al., 2012a; Zuo Quanshi et al., 2014) of the Dahutang area

根据目前勘探和开采现状，可将大湖塘矿集区划分为3个区，即北区石门寺矿区、大雾塘矿区和南区狮尾洞矿区(图1b)，本次研究工作主要集中在狮尾洞矿区(图2)。狮尾洞矿区出露地层为新元古代双桥山群浅变质岩，以粉砂质板岩和变余粉砂岩为主。出露的岩浆岩主要为晋宁期黑云母花岗闪长岩。钻孔及坑道工程揭露的燕山期岩浆岩有中细粒黑云母花岗岩、细粒白云母花岗岩、似斑状二云母花岗岩以及花岗斑岩等，呈岩瘤、岩株或岩枝产出。矿区构造十分发育，主要的控岩控矿构造为3条规模较大的断裂F4、F5、F6(蒋少涌等， 2015)。

图 2 狮尾洞矿床地质简图[据蒋少涌等(2015)改编]Fig.2 Geological map of the Shiweidong ore deposit (modified after Jiang Shaoyong et al., 2015)

本次研究样品采自狮尾洞矿区的3个钻孔： ZK0-15、ZK1-13、ZK5-8，岩性均为似斑状二云母花岗岩(图3)，岩石呈灰白色，似斑状结构，块状构造，由斑晶(～55%)和基质(～45%)组成。斑晶主要为石英(40%～45%)、斜长石(30%～35%)和钾长石(20%～25%)。其中，石英呈烟灰色，它形粒状，粒径3～8 mm；斜长石呈灰白色，板状或粒状，粒径2～4 mm；钾长石呈浅肉红色，它形粒状为主，次为半自形板柱状，粒径1～2 mm。基质具有花岗结构，主要由石英(30%～35%)、斜长石(20%～25%)、钾长石(15%～20%)、白云母(15%～20%)及黑云母(～15%)组成。石英与斑晶中的石英类似，粒径1 mm左右；斜长石呈灰白色，它形粒状，粒径0.5～1 mm；钾长石呈浅肉红色，它形粒状，粒径0.5～1 mm；白云母呈白色，鳞片状，大小0.5～1 mm；黑云母呈黑色，片状，大小0.5～1 mm。副矿物(<2%)主要为钛铁矿、磷灰石、锆石、独居石等。岩石较新鲜，蚀变很弱，仅见斑晶中钾长石局部被白云母交代。

2 分析方法

用于锆石和独居石U-Pb同位素年代学测定的似斑状二云母花岗岩(锆石样品16K4-G1、16K12-G、独居石样品16K4-G1)经过破碎、浮选和电磁选等方法后制作成靶，进行镜下透射光、反射光照相及阴极发光(CL)分析，根据阴极发光分析结果选择合适的测定区域进行测年分析。锆石U-Pb定年及其微量元素分析在北京科荟测试技术有限公司完成，采用的激光剥蚀系统为ESI NWR 193 nm，电感耦合等离子体质谱仪是AnalytikJena PlasmaQuant MS Elite ICP-MS。激光束斑的剥蚀孔径为25 μm，剥蚀时间60 s，激光脉冲重复频率6 Hz，能量密度约为2.5 J/cm，详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2010)完成，锆石年龄谐和图用Isoplot程序获得。锆石微量元素含量利用SRM610作为外标、Si作内标的方法定量计算(Liuetal., 2010)。独居石U-Pb同位素年代学测定在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)完成。分析过程中激光束斑直径为16 μm，并采用标准独居石91500作标样进行校正，实验原理和详细的测试方法见文献(Jacksonetal., 2004)，同位素比值、年龄和误差采用软件ICPMSDataCal计算获得，普通铅校正采用Andersen(2002)的方法进行，年龄计算和谐和图的绘制用Isoplot程序完成(Ludwig, 2003)。

岩石的主量、微量及稀土元素测试在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。主量元素分析采用X射线荧光光谱法(XRF)，所用仪器为飞利浦PW2404 X射线荧光光谱仪，元素的测定精度可达0.01%，分析误差<5%。微量元素分析采用HR-ICPMS(Element Ⅰ)仪器，测试方法参照DZ/T0223-2001[电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)]方法，微量元素含量大于10 μg/g时相对误差小于5%，小于10 μg/g的相对误差小于10%。利用Geokit软件对分析数据进行岩石地球化学数据处理(路远发， 2004)。

锆石Hf同位素测试在北京科荟测试技术有限公司采用LA-MC-ICP-MS微区原位分析方法完成，测试仪器为193 nm激光多接收等离子质谱仪(MC-ICP-MS)。实验过程中，采用氦气作为剥蚀样品物质载气，剥蚀直径为50 μm，采用锆石国际标样GJ-1作为参考标准，测试点与锆石U-Pb测年分析点位于同一颗锆石的相同或相邻位置。相关仪器运行条件及实验分析流程见文献 ( 侯可军等, 2007) 。计算时176Lu的衰变常数采用1. 867×10-11/a (吴福元等, 2007)； 球粒陨石的176Lu /177Lu=0. 033 2，176Hf /177Hf = 0. 282 772 ( Bouvieretal. , 2008)，亏损地幔的176Hf /177Hf = 0. 283 25和176Lu /177Lu=0. 038 4 ( Vervoortetal., 1999 )，平均地壳的176Lu /177Hf=0. 015 ( Griffinetal., 2002) 。

3 分析结果

3.1 锆石特征、稀土元素特征及U-Pb定年

两件似斑状二云母花岗岩样品中，16K4-G1(图4a)的锆石透明，呈浅黄色，大部分锆石结晶较好，为长柱状自形晶体，长50～120 μm，长宽比大多为2∶1～5∶1。锆石在阴极发光(CL)图像中呈黑色，环带不明显，这可能是受该锆石中高U、Th含量的影响。样品16K12-G(图4b)的锆石为无色透明或浅黄色，自形程度较好，长40～100 μm，长宽比大多在1∶1～4∶1。样品中有部分锆石在CL图像中呈黑色，环带不明显，也有部分锆石具有明显的内部结构及典型的岩浆振荡环带，符合岩浆锆石特点。

两件似斑状二云母花岗岩样品的锆石原位稀土元素分析结果见表1。由表1可知，锆石稀土元素总量ΣREE为1 236×10-6～39 387×10-6，平均5 824×10-6，LREE/HREE值变化于0～4.4之间，(La/Yb)N均值为0.15。如图5所示，锆石稀土元素配分曲线总体较陡，呈左倾型，表现为轻稀土元素亏损、重稀土元素富集的特征，Eu/Eu*值为0.02～0.11，Ce/Ce*值为0.84～10.78，具有明显的Ce正异常和Eu负异常，属典型的岩浆成因锆石。

两件似斑状二云母花岗岩样品(16K4-G1、16K12-G)的锆石U-Pb同位素测试结果列于表2。样品16K4-G1和16K12-G各测试了25个点，分别有11和13个测试点由于信号积分区间太窄或谐和度较低不可用。样品16K4-G1谐和度>90%的样品点有14个，该样品的14个测点的Th含量变化于128×10-6～3 827×10-6之间, U含量变化于2 841×10-6～34 704×10-6之间, Th/U值为0.01～0.16，在谐和图上年龄点较为集中,206Pb/238U加权平均年龄为130.0±2.2 Ma(图6a)；样品16K12-G谐和度>90%的样品点有12个，该样品的12个测点的Th含量变化于50.2×10-6～1 184×10-6之间, U含量变化于238×10-6～25 886×10-6之间,Th/U值为0.01～0.30，在谐和图上年龄点较为集中,206Pb/238U加权平均年龄为128.6±2.3 Ma(图6b)。

图 4 狮尾洞似斑状二云母花岗岩中锆石阴极发光图像(实线圈代表U-Pb年龄测试点，虚线圈代表Lu-Hf同位素测试点)Fig. 4 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from porphyritic two-mica granite in Shiweidong (The solid circle represents the U-Pb age test point, and the dotted circle represents the Lu-Hf isotope test point)

样号LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuδEuδCe(La/Yb)NLREE/HREEΣREE16K4-G1 似斑状二云母花岗岩18.63 21.00 2.04 9.50 13.30 0.69 70.4 56.9 830 294 1 295 296 2 652 371 0.06 1.17 0.00 0.01 5 920.52 22.32 8.35 0.97 6.18 6.84 0.34 30.6 28.9 424 151 713 191 1 972 301 0.06 1.34 0.00 0.01 3 837.26 30.84 5.74 1.00 8.84 15.60 0.71 62.0 49.1 746 271 1 223 283 2 610 367 0.06 1.30 0.00 0.01 5 644.42 410.60 27.50 3.03 16.70 18.70 0.87 77.3 59.0 893 312 1 324 306 2 779 392 0.06 1.15 0.00 0.01 6 219.39 64.11 18.20 2.54 13.40 9.23 0.54 41.2 26.4 368 138 650 180 1 746 261 0.07 1.32 0.00 0.01 3 458.28 7939.00 1 712.00 203.00 793.00 176.00 2.86 234.0 84.1 1 006 359 1 511 370 3 212 467 0.04 0.90 0.20 0.53 11 067.35 90.19 1.26 0.20 3.23 13.30 0.53 85.5 60.0 843 307 1 319 314 2 753 381 0.04 1.37 0.00 0.00 6 081.51 108 063.00 14 589.00 1 597.00 6 471.00 1 360.00 13.90 1 091.0 167.0 1 193 339 1 318 286 2 555 345 0.03 0.92 2.13 4.40 39 386.77 121.00 5.94 1.26 9.08 17.50 0.67 101.00 64.1 910 336 1 467 354 3 194 458 0.04 1.08 0.00 0.01 6 918.06 170.58 2.74 0.74 8.78 18.8 0.73 124 78.9 1 127 415 1 834 442 3 986 572 0.03 0.85 0.00 0.00 8 611.49 190.00 1.08 0.05 1.76 7.36 0.16 52.0 25.8 313 112 482 113 1 056 160 0.02 7.05 0.00 0.00 2 324.40 21992.00 1 869.00 225.00 969.00 211.00 2.19 198.00 45.1 418 136 558 128 1 142 168 0.03 0.92 0.59 1.53 7 062.39 225.76 23.40 4.12 23.30 21.40 0.88 53.90 27.5 338 116 526 145 1 539 233 0.08 1.11 0.00 0.03 3 057.62 253.10 19.30 3.04 18.50 24.40 0.97 104.00 59.3 820 288 1228 296 2 617 356 0.05 1.37 0.00 0.01 5 837.18 16K12-G 似斑状二云母花岗岩50.45 3.91 0.56 4.03 4.51 0.46 23.8 16.7 212 79.0 324 81755 105 0.11 1.61 0.00 0.01 1 611.09 61 114.00 1 985.00 231.00 958.00 174.00 3.08 165.0 36.4 340 109 433 91 870 116 0.05 0.90 0.86 2.07 6 625.67 752.30 103.00 9.73 40.20 17.30 0.75 63.7 31.5 387 142 592 162 1 424 213 0.06 1.03 0.02 0.07 3 239.30 80.02 0.91 0.06 1.44 7.51 0.30 55.0 28.0 352 125 523 122 1 139 168 0.03 4.25 0.00 0.00 2 522.31 120.08 5.29 0.46 3.84 8.84 0.54 44.7 17.6 192 60 248 56 523 76 0.07 3.26 0.00 0.02 1 235.74 130.00 1.05 0.07 1.99 8.61 0.27 54.9 23.1 259 90 384 90 825 123 0.03 4.54 0.00 0.01 1 862.11 140.58 3.43 0.19 1.62 6.73 0.39 64.2 40.2 506 174 715 170 1 583 226 0.04 2.48 0.00 0.00 3 490.72 160.04 0.64 0.07 1.45 6.10 0.42 46.6 26.4 318 110 473 114 1 009 150 0.05 2.26 0.00 0.00 2 255.30 210.04 4.10 0.10 1.99 7.32 0.58 49.9 21.7 258 89 359 80 723 114 0.07 10.78 0.00 0.01 1 709.13 220.30 2.97 0.15 1.74 4.40 0.31 33.7 17.5 233 84 354 83 788 112 0.06 3.40 0.00 0.01 1 714.77 23193.00 321.00 39.80 174.00 55.80 1.00 139.0 68.0 884 303 1 310 302 2 721 359 0.03 0.84 0.05 0.13 6 870.51 250.01 0.41 0.02 0.74 4.13 0.12 37.6 25.1 343 130 566 142 1 413 193 0.02 4.38 0.00 0.00 2 853.56

注： 表中点号与锆石U-Pb定年点号一一对应。

图 5 狮尾洞似斑状二云母花岗岩锆石稀土元素标准化配分曲线(球粒陨石标准值引Boynton, 1984)Fig.5 Standardized partition curve of zircon REE from porphyritic two-mica granite in Shiweidong (after Boynton,1984)

3.2 独居石特征及U-Pb定年

锆石因其矿物稳定性高，富含U、Th，低普通Pb，是U-Pb同位素定年的首选对象。然而，研究表明，与钨锡矿有关的高分异花岗岩，其锆石U含量普遍较高(U>2 000 μg/g)，容易发生锆石蜕晶化，使得锆石原位U-Pb年龄散乱、误差较大(Lietal., 2013)。大湖塘地区与钨矿有关的花岗岩多属于此类高U锆石(黄兰椿等， 2012， 2013)，且锆石颗粒较小，长宽比大，这可能是导致锆石U-Pb年龄测试中有较多测点信号积分区间太窄或谐和度低的主要原因。独居石作为一种常见于高分异酸性岩中的副矿物，富含Th、U，初始普通Pb含量较低，且不易发生蜕晶化，是Th-Pb和U-Pb同位素定年的理想对象(Harrisonetal., 2002； Seydoux-Guillaumeetal., 2002； Lietal., 2013)。因此，本文又对似斑状二云母花岗岩进行了独居石U-Pb定年，对成岩年龄进行约束，提高其可靠性，同时，还能了解“高U效应”对锆石U-Pb同位素测年结果的影响。

图 6 狮尾洞似斑状二云母花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 6 Concordia diagrams showing zircon U-Pb data of the Shiweidong porphyritic two-mica granite

样品16K4-G1(图7)的独居石呈浅黄色，透明，半自形到自形，为短柱状、近等轴状，自形状，粒度较锆石大，在80～120 μm之间，在CL图像中呈灰黑色，具有明显的岩浆环带。

1件似斑状二云母花岗岩样品(16K4-G1)的独居石U-Pb同位素测试结果列于表3。测试结果中，样品16K4-G1谐和度>90%的样品点有16个，其206Pb/238U加权平均年龄为128.3±1.7 Ma(图8)。

3.3 岩石地球化学特征

狮尾洞似斑状二云母花岗岩代表性样品的主、微量元素测试结果列于表4。

由表4可知，狮尾洞似斑状二云母花岗岩SiO2含量为72.83%～74.59%，平均为73.86%；K2O/Na2O值变化于1.16～1.32之间，平均为1.24；(Na2O+K2O)含量在7.67%～8.7%，平均为8.13%；Al2O3含量为14.10%～15.03%，平均为14.51%；CaO含量极低，为0.67%～0.80%，平均为0.73%；MgO含量也低，在0.23%～0.29%，平均为0.27%。岩石表现为富硅、富碱，贫钙、贫镁的特征。在硅碱图(图9a)上，岩石样品均落在亚碱性系列；在岩石系列K2O-SiO2图解(图9b)中，绝大多数点均投影于高钾钙碱性系列，而北区个别点落于钾玄岩系列；在A/NK-A/CNK图中投点均落在过铝质区域(图9c)。南区似斑状二云母花岗岩和似斑状白云母花岗岩A/CNK值基本上相同，分别为1.17～1.23和1.16～1.24(黄兰椿等， 2012)，整体上高于北区似斑状黑云母花岗岩(A/CNK=1.09～1.16)(项新葵等， 2012； 彭花明等， 2016)，表明南区较北区似斑状花岗岩的过铝质程度更高。

图 7 狮尾洞似斑状二云母花岗岩中独居石阴极发光图像Fig. 7 Cathodoluminescence (CL) images of monazites from porphyritic two-mica granite in Shiweidong

图 8 狮尾洞似斑状二云母花岗岩独居石U-Pb年龄谐和图Fig.8 Concordia diagrams showing monazite U-Pb data of the porphyritic two-mica granite in Shiweidong

狮尾洞似斑状二云母花岗岩的稀土元素组成特征总体表现为稀土元素总量较低，ΣREE变化于51.02×10-6～58.67×10-6之间，这可能是由于锆石和磷灰石结晶分离和(或)在岩浆演化阶段的晚期REE随着F-REE、Cl-REE的络合物进入流体引起的(Tayloretal., 1981； Irber, 1999)。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(图10a)上，稀土元素表现出右倾斜的配分特征。南区似斑状二云母花岗岩LREE/HREE为6.32～7.36，(La/Yb)N为7.72～9.29，Eu/Eu*在0.33～0.46，而似斑状白云母花岗岩LREE/HREE为9.88～11.7，(La/Yb)N为15.1～19.0，Eu/Eu*在0.13～0.24(黄兰椿等， 2012)；北区似斑状黑云母花岗岩LREE/HREE为8.84～14.81，(La/Yb)N为11.9～28.4，Eu/Eu*在0.13～0.63(项新葵等， 2012； 彭花明等， 2016)。总体上，南北区样品均富集轻稀土元素，轻重稀土元素分馏明显，但北区似斑状花岗岩的轻重稀土元素分馏较南区更显著，南区似斑状白云母花岗岩较似斑状二云母花岗岩分馏更显著，这可能是由于锆石和磷灰石的结晶分离分别引起MREE和HREE含量的降低。均具有强烈的Eu负异常，可能由于源区部分熔融时残留斜长石导致了Eu的强烈负异常。

在微量元素的原始地幔标准化图解(图10b)中，大湖塘似斑状花岗岩的微量元素配分曲线均呈右倾趋势，且表现出富集Rb、Th、U等大离子亲石元素(LILE)，贫Ba、Nb、Sr、Ti等元素的特征。其中，南区似斑状二云母花岗岩Nb含量为5.56×10-6～18.6×10-6，Rb/Sr值为7.6～15.9， 似斑状白云母花岗岩Nb含量为16.6×10-6～19.6×10-6， Rb/Sr值为19.3～26.3(黄兰椿等， 2012)；北区似斑状黑云母花岗岩Nb含量为5.6×10-6～16×10-6，Rb/Sr值为5.1～17.2(项新葵等， 2012； 彭花明等， 2016)。整体来说，南北区岩石均表现出Nb负异常和高Rb/Sr特征，且南区似斑状白云母花岗岩和北区似斑状黑云母花岗岩较南区似斑状二云母花岗岩Nb负异常更显著，Rb/Sr值更高。

表 4 狮尾洞似斑状二云母花岗岩主量(wB/%)、微量和稀土元素(wB/10-6)组成及相关参数Table 4 Major(wB/%), trace and rare earth element(wB/10-6)content and related geochenical parameters of the Shiweidong porphyritic two-mica granite

续表 4 Continued Table 4

图 9 大湖塘似斑状花岗岩的TAS图解(a， 据Middlemost， 1994)、K2O-SiO2岩石系列判别图(b， 据Le Maitre等， 1989)和岩石铝饱和指数判别图解(c， 据Rollinson， 1993)Fig.9 TAS diagram (a, after Middlemost, 1994) , K2O-SiO2 diagram (b, after Le Maitre et al. , 1989) and A/NK-A/CNK diagram (c, after Rollinson，1993) for the porphyritic granite in Dahutang

图 10 大湖塘似斑状花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(a)及微量元素原始地幔标准化蜘蛛网图(b)Fig.10 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams(b) for the Dahutang porphyritic granite球粒陨石标准化值据Boynton(1984)，原始地幔标准化值据McDonough和Sun(1995)normalized values for chondrite after Boynton(1984); primitive mantle after McDonough and Sun(1995)

3.4 锆石Hf同位素特征

狮尾洞似斑状二云母花岗岩样品的锆石Lu-Hf同位素分析结果见表5。由表可知，两件狮尾洞似斑状二云母花岗岩样品(16K4-G1、16K12-G)的锆石初始176Hf /177Hf值较一致，介于0.282 488～0.282 730之间，均值为0.282 570；以相对应的锆石分析点的207Pb/206Pb年龄值计算，得出εHf(t)值为-7.31～0.58，绝大多数小于-2.24，均值为-4.56；Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2)变化于1 652.65～1 147.41 Ma之间，均值为1 475.88 Ma。

4 讨论

4.1 成岩年龄及其区域意义

大湖塘地区燕山期花岗岩岩性繁多，区域上产出有似斑状花岗岩、白云母花岗岩、黑云母花岗岩及花岗斑岩，不同种类的花岗岩按矿物含量或粒度又可分为多种岩性，岩浆期次极其复杂。前人对该地区燕山期岩浆岩的成岩年龄做过一系列研究，林黎等(2006a, 2006b)通过黑云母K-Ar同位素测年得出大湖塘燕山期岩浆岩年龄为150～134 Ma，并将燕山早期的岩浆活动粗略地划分成燕山早期3个侵入期次；Song 等(2018)认为大湖塘燕山期岩浆作用与成矿作用主要发生在两个时期，即晚侏罗世(约153～147 Ma)和晚侏罗世至早白垩世(约146～130 Ma)。对于与成矿密切相关的似斑状花岗岩，在北区石门寺和南区狮尾洞都有产出，叶海敏等(2016)利用独居石 LA-ICP-MS U-Pb定年方法测得北区似斑状黑云母花岗岩的成岩年龄为150.0±0.7 Ma，这一年龄是比较可信的，是晚侏罗世时代岩浆作用的产物；黄兰椿等(2012)通过锆石U-Pb定年获得南区似斑状白云母花岗岩的成岩年龄为144.2±1.3 Ma。而本文对南区似斑状二云母花岗岩分别开展了锆石和独居石LA-ICP-MS U-Pb定年工作，两件似斑状二云母花岗岩锆石的岩浆结晶年龄分别为130.0±2.2 Ma和128.6±2.3 Ma，与独居石U-Pb定年给出的结果(128.3±1.7 Ma)基本吻合，均在128 Ma左右，这一年龄代表了似斑状二云母花岗岩的成岩年龄，形成于早白垩世，明显晚于似斑状黑云母花岗岩及似斑状白云母花岗岩岩浆作用的时间。这一结果表明，大湖塘地区似斑状花岗岩在燕山期至少有3期，从早到晚依次为石门寺似斑状黑云母花岗岩、狮尾洞似斑状白云母花岗岩和似斑状二云母花岗岩。

表 5 狮尾洞似斑状二云母花岗岩锆石Lu-Hf同位素分析结果Table 5 Lu-Hf isotopic data of the Shiweidong porphyritic two-mica granite

4.2 区域似斑状花岗岩成因对比及成矿意义

前人研究表明，大湖塘南区似斑状白云母花岗岩在岩石成因上属于强过铝质的S型花岗岩，其源岩很可能是来自于双桥山群中的富泥质岩石(黄兰椿等， 2012)。北区似斑状黑云母花岗岩是内陆拼贴环境下形成的S型花岗岩，由上地壳岩石熔融、同源演化而成(项新葵等， 2012； 彭花明等， 2016)。南区似斑状二云母花岗岩具有高的SiO2、Al2O3、K2O，低TiO2、MnO和CaO的特征，K2O+Na2O变化范围为7.67%～8.7%，K2O/Na2O=1.16～1.32；CaO/Na2O=0.17～0.23，铝饱和指数A/CNK=1.17～1.23，属高钾钙碱性花岗岩(图9a、9b)。

岩石的铝饱和指数A/CNK均大于1，显示其为强过铝质花岗岩(图9c)。稀土元素配分模式图(图10a)显示，岩石富集轻稀土元素，轻重稀土元素分馏明显，北区似斑状花岗岩的轻重稀土元素分馏较南区更显著；岩石呈现出明显的Eu负异常特征，是典型的过铝质花岗岩的稀土元素特征。Miller(1985)研究表明，强过铝质花岗岩的矿物学标志是比黑云母更富铝的矿物(如白云母、石榴石等)的出现。大湖塘似斑状花岗岩富含白云母，南区白云母含量明显多于北区，这也表明大湖塘似斑状花岗岩均属过铝质花岗岩，且南区岩石过铝质程度高于北区。

前人通过Sr-Nd同位素研究推测狮尾洞似斑状白云母花岗岩的源区很可能来源于双桥山群的富泥质岩石(黄兰椿等， 2012)。锆石Hf同位素作为有力的地球化学示踪技术已广泛应用于揭示地壳演化和岩浆源区判别(吴福元等， 2007)。狮尾洞似斑状二云母花岗岩和石门寺似斑状黑云母花岗岩的锆石176Hf /177Hf值分别介于0.282 488～0.282 730和0.282 435～0.282 590(Weietal., 2018)之间，εHf(t)值分别介于-7.31～0.58和-8.60～-3.10 (Weietal., 2018)之间，二阶段模式年龄(tDM2)均值分别为1 475.88 Ma和1 579.88 Ma，均与双桥山群地层的年龄值(<1.8 Ga)相符(周效华等， 2012； Weietal., 2018)，指示似斑状花岗岩的源区可能来源于古老下地壳物质的重熔(图11)，显示出S型花岗岩的源区特征(Allègre and Ben Othman, 1980; Chappell, 1999； Peter and Roland, 2003)。狮尾洞似斑状二云母花岗岩有1个测点的εHf(t)值相对较高，为0.58，暗示岩石在形成过程中可能有少量新生物质的参与(侯可军等， 2007； 吴福元， 2007)。此外，狮尾洞似斑状二云母花岗岩内锆石微量元素具有较高的ΣREE(1 236×10-6～39 387×10-6，平均为5 824×10-6)和明显的Ce正异常(Ce/Ce*=0.84～10.78)及强烈的Eu负异常(Eu/Eu*=0.02～0.11)，显示出壳源岩浆锆石的稀土元素特征(Lietal., 2000)。

图 11 大湖塘似斑状花岗岩εHf(t)-t年龄图Fig.11 The plots of the εHf(t) versus t age diagram for the zircon of the Dahutang porphyritic granite

野外地质调查发现，大湖塘地区区域地层主要为新元古代双桥山群浅变质岩，在南北区均有双桥山群地层出露，但南区出露面积较北区更大，更富泥质，这为大湖塘燕山期花岗岩岩浆的形成提供了物质基础。实验表明，不同沉积岩(如泥质岩和杂砂岩)通过部分熔融产生的熔体差别较大(Sylvester, 1998； Douce, 1999)。因此，可以通过研究岩石的某些特征参数来反推源区特征，岩石CaO/Na2O值已被广泛应用于识别过铝质S型花岗岩的源区特征。一般地，CaO/Na2O<0.3时为泥质岩石的部分熔融，CaO/Na2O>0.3时为杂砂岩的部分熔融(Patino-Douce and Johnston, 1991； Skjerlie and Johnston, 1996)。大湖塘南区狮尾洞似斑状二云母花岗岩和似斑状白云母花岗岩CaO/Na2O值相差不大，分别为0.17～0.26和0.16～0.25，均小于0.3，显示出相同的物质来源，均为富泥质岩石部分熔融而成；而北区石门寺似斑状黑云母花岗岩CaO/Na2O=0.15～0.4，平均为0.28，显示出泥质岩和杂砂岩共同参与部分熔融的结果。总体上南区似斑状花岗岩较北区有更低的CaO/Na2O值，指示狮尾洞似斑状花岗岩的源岩比石门寺更富泥质，这与我们野外观察到的南区双桥山群地层较北区更富泥质相吻合。

在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上(图10b)，所有样品均表现出富集Rb、Th和U等大离子亲石元素(LILE)，贫Ba、Nb、Ta、Sr、Ti等元素的特征。所有样品的Rb=360×10-6～707×10-6，均高于花岗岩的平均值(200×10-6)；Sr(21.7×10-6～74.2×10-6)和Ba(45.2×10-6～234×10-6)均明显低于花岗岩的平均值(Sr=300×10-6，Ba=830×10-6)。Ba和Sr亏损反映岩浆经历了较高程度的岩浆演化，较低的Nb/Ta(2.04～6.54)和Zr/Hf(24.58～35.56)值反映岩石发生了明显的分异，可能与云母和锆石的分离结晶有关；而Rb、Th和U等大离子亲石元素富集，Nd和Ta亏损反映岩浆的源岩为陆壳物质(李正辉等， 2013)。此外，前人在大湖塘似斑状黑云母花岗岩顶部发现了似伟晶岩壳(张智宇等， 2015)。似伟晶岩壳的出现，指示岩浆经历了高度分异作用，这表明大湖塘似斑状花岗岩是高分异花岗岩。综合以上信息可知，大湖塘似斑状花岗岩是双桥山群富泥质岩石部分熔融形成的强过铝质S型花岗岩，母岩浆在演化过程中经历了高度分异作用。

高分异花岗岩具有成矿专属性，与W、Sn等金属矿化密切相关(吴福元等， 2017)。华南古老基底双桥山群的W含量高达9.16×10-6，相对平均地壳(W平均含量为1.0×10-6)富集9倍(Erteletal., 1996； Rudnick and Gao, 2004； Arevalo and McDonough, 2008； 彭花明等， 2016)。在早燕山期，大湖塘地区区域地壳增厚，处于地壳深处的双桥山群发生脱水，并在随后的热松弛作用下进一步发生深熔作用而产生岩浆，且在部分熔融过程中，源岩中的W趋于进入岩浆(Erteletal., 1996； 彭花明等， 2016)。这为地壳部分熔融后成矿流体的演化提供了物质基础。大湖塘似斑状花岗岩样品中W的平均含量为119×10-6，大约是源岩双桥山群富泥质岩石的13倍，反映了成矿元素W在源岩部分熔融时，大量地转移到似斑状花岗岩岩浆中。岩浆的高度分异作用，可以使残余岩浆中的W得到进一步富集(Fogliataetal., 2012)，而大湖塘南区似伟晶岩壳代表了高分异花岗质岩浆系统早期出溶的富水流体，反映了早期高温、高δ18O、富碱金属元素、低氧逸度的酸性流体(Zhangetal., 2019)，这种特殊性质的流体可以携带W向围岩迁移，进而在围岩有利的容矿部位中富集成矿。

4.3 岩浆构造环境

S型花岗岩或强过铝质花岗岩曾被认为是同碰撞或同构造的产物(Pearceetal., 1984)，然而伸展构造对于花岗岩形成的重要性同样得到了广泛的认识(Pearce, 1996； Healyetal., 2004)，甚至部分学者认为所有花岗岩均为伸展(拉张)构造环境下形成(Sylvester, 1998)，但是仍有学者将花岗岩母岩浆的产生和侵位归因于碰撞挤压环境(Liégeois, 1998； Chenetal., 2000； Atherton and Ghani, 2002； Sheppardetal., 2003)。

九岭花岗岩体北临长江中下游成矿带，南为十杭成矿带(黄兰椿等， 2012)。构造研究表明，进入燕山期后，华南板块内部在中侏罗世发生强烈的岩浆活动，形成大面积火成岩且集中产于十万大山-杭州裂谷带(Gilderetal., 1996; 侯增谦等， 2007)。十杭带南西段南岭地区含钨花岗岩的成岩年龄主要为160～150 Ma(Zhuetal., 2008, 2009； Fengetal., 2012)，北东段(赣杭带)燕山晚期火山侵入杂岩的成岩年龄主要集中在135～125 Ma，且十杭带整个燕山期花岗岩都被认为是在减压伸展的构造环境下形成的(Wongetal., 2009； Wangetal., 2011； Yangetal., 2012)。长江中下游成矿带于燕山期演变为造山带内部的火山-沉积盆地，在经历后造山伸展和碎屑岩建造沉积后，于晚侏罗世至早白垩世发育强烈的岩浆活动，在地壳大规模伸展的构造环境下形成长江中下游中酸性花岗岩侵入岩带(侯增谦等， 2007)。由此可知，位于长江中下游成矿带和十杭成矿带之间的九岭燕山期岩浆岩也应该形成于伸展的构造环境。

此外，研究表明，高分异花岗岩主要与后造山事件及其伴随的大型伸展构造伴生(吴福元等， 2017)。大湖塘似斑状花岗岩含铝指数A/CNK>1，且分异程度高，属典型的高分异过铝质S型花岗岩，其成岩年龄分布在150～128 Ma之间，正处于区域伸展构造环境时期。因此，我们认为大湖塘3期似斑状花岗岩处于相同的构造背景，是在后造山期陆内伸展构造环境下形成的。在常量元素综合指数R2-R1图解(图12)中，大湖塘似斑状花岗岩绝大多数投点落在造山晚期区域，这也证实了大湖塘似斑状花岗岩主要形成于伸展构造环境。

图 12 大湖塘似斑状花岗岩形成构造环境的主量元素R2-R1因子判别图(据Batchelor and Bowden, 1985)Fig.12 R2-R1 diagram of major elements for tectonic discrimination of the Dahutang porphyritic granite (after Batche-lor and Bowden, 1985)①—地幔分异产物; ②—板块碰撞前; ③—板块碰撞后隆起期; ④—造山晚期; ⑤—非造山环境; ⑥—同碰撞; ⑦—造山期后①—mantle fractionates; ②—pre-plate collision; ③—post-collision uplift; ④—late-orogenic; ⑤—anorogenic; ⑥—syn-collision; ⑦—post-orogenic

5 结论

(1) 两件狮尾洞似斑状二云母花岗岩的锆石给出的岩浆结晶年龄分别为130.0±2.2 Ma和128.6±2.3 Ma，与独居石U-Pb定年结果(128.3±1.7 Ma)基本吻合，表明狮尾洞似斑状二云母花岗岩形成于早白垩世，明显晚于似斑状白云母花岗岩和似斑状黑云母花岗岩的成岩年龄(分别为144.2 Ma和150.0 Ma)，表明大湖塘地区在燕山期至少有3次似斑状花岗质岩浆侵入活动。

(2) 大湖塘3期似斑状花岗岩均为高钾钙碱性的S型花岗岩，南区两期似斑状花岗岩具有相似的地球化学特征。南、北区似斑状花岗岩主要来源于古老下地壳的重熔，南区岩石有少量新生物质的参与。较低的CaO/Na2O值指示大湖塘似斑状花岗岩的源岩主要为富泥质岩石，南区似斑状花岗岩较北区有更低的CaO/Na2O值，推测南北区似斑状花岗岩的源岩分别为富泥质岩石和富泥质夹杂砂岩岩石。

(3) 大湖塘3期似斑状花岗岩是双桥山群中的富泥质或泥质夹杂砂岩岩石在后造山伸展构造环境下经部分熔融后分异演化而成。

致谢野外工作得到江西省赣西北地质大队占岗乐、但小华等工程师的帮助与支持，锆石和独居石定年测试分别得到北京锆年领航科技有限公司和中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室胡兆初教授和罗涛博士的帮助，岩石主微量元素测试得到核工业北京地质研究院袁建、张彦辉工程师的帮助，审稿人和主编认真审阅了本文，并提出了宝贵的修改意见，在此一并表示感谢！