江南造山带东段长岭尖花岗斑岩的形成年代、岩石成因及Rb成矿指示*

张飞 张达玉 翁望飞 韦导忠 王静 姜重任 侯舒雅 周涛发

铷(Rb)作为关键金属元素之一,因其优异的光电性能被广泛应用于生物医药、电子通信、特种玻璃等军事和民生领域,也是未来铷量子计算机、离子火箭发动机、原子钟、磁流体发电等高新技术领域不可替代的关键材料(孙艳等, 2019; 吴昌志等, 2021),是全球关注的关键矿产资源之一。然而,我国探明的铷资源量仅占全球的8.6%,供应风险高,亟待开展铷资源的勘探以保障我国经济发展需求(吴昌志等, 2021)。研究显示,铷矿床类型主要为花岗伟晶岩型、盐湖及地下卤水型(孙艳等, 2019),其中以花岗伟晶岩型铷矿化为主,与高硅、高分异的花岗岩成因相关(吴福元等, 2023),然而对富Rb岩浆岩成因及其Rb等成矿元素富集机理还有待深入研究。

江南造山带东段燕山期中酸性侵入体分布广泛(周涛发等, 2004; Wuetal., 2012; 谢建成等, 2012; 张达玉等, 2017; Yanetal., 2017; Yuetal., 2022)。薛怀民(2021)根据大量的地质年代学资料大致将其分为初期(181～167Ma)、早期(155～135Ma)、晚期(135～120Ma)三个时代。初期侵入岩体规模小、分布零星;早期以I型(少部分S型)花岗岩为主,形成了大规模的W-Mo多金属矿床(王德恩等, 2011; 陈雪霏等, 2013; Maoetal., 2015; 丁宁, 2012; 张达玉等, 2017)。与之相比,晚期以A型花岗岩为主,具高硅、富碱、富集不相容元素等特点(Wuetal., 2012; 薛怀民, 2021)。然而,由于前期找矿方向与勘探投入等限制,江南造山带东段与晚期A型花岗岩相关的稀有金属矿床成矿尚未得到关注(Xiangetal., 2017; 陈雪锋等, 2019)。因此,亟待开展江南造山带东段晚期A型花岗岩的成因及其相关稀有金属元素成矿专属性研究,为该区晚期岩浆岩及其相关矿产勘查工作提供参考。

基于此,本文聚焦于江南造山带东段最新勘探发现的长岭尖钨矿床中富Rb花岗斑岩,在地质特征和岩相学特征观察基础上,开展锆石U-Pb定年、全岩地球化学和Sr-Nd同位素、锆石Hf同位素分析,据此探讨该花岗斑岩的成因及Rb富集成矿条件。研究成果将为江南造山带东段地区燕山期岩浆岩的成因提供证据,同时为该区Rb等稀有金属元素的成矿潜力评价和找矿方向提供依据。

1 地质特征

江南造山带是华夏板块与扬子板块在新元古代拼合形成的构造带(Shuetal., 2006; 薛怀民, 2021),长约1500km,宽约200km(图1a),其中鄱阳湖以东的皖南、赣北和浙西地区被称为江南造山带东段(图1b)。江南造山带东段以广泛出露新元古代变质基底为特征,岩性包括浅变质的板岩、砂岩、千枚岩夹变质火成岩等;上覆岩层为一套南华系-早古生代的海相沉积盖层(薛怀民, 2021)。区内构造以北北东-北东向断裂为主,其次为北西向与近东西向断裂。江南造山带东段晋宁期和燕山期中酸性侵入岩均有出露,以燕山期为主;空间上以休宁盆地为间隔,可大致分为南、北两个岩浆岩带(韩瑶等, 2016):南带代表性岩体自西向东有横山、鹅湖、卧龙谷、瑶里、桃岭、灵山、莲花山、铜山等,北带代表性岩体包括城安-牯牛降、黟县、休宁、许村、歙县、伏岭等(图1b)。近年来,在江南造山带东段地区陆续发现了朱溪、东源、竹溪岭、桂林郑等大型-超大型钨多金属矿床(王德恩等, 2011; 丁宁, 2012; 陈雪霏等, 2013; 李岩等, 2014),探明钨(WO3)资源量超过400万t(Maoetal., 2019, 2020)。

江南造山带东段长岭尖钨矿床位于莲花山复式岩体东北侧(图1b)。矿区出露地层主要为新元古代井潭组(Pt3j)变质凝灰岩和流纹斑岩及南华系休宁组(Nh1x)杂色砂岩等,受NE向断裂及韧性变形构造控制。矿区内出露岩浆岩主要为晋宁晚期的莲花山复式岩体,少量基性-酸性侵入岩脉沿着北东向构造侵位发育。

图1 华南地区构造图(a,据李鹏举, 2014修改)和江南造山带东段地质简图(b,据Yu et al., 2022修改)Fig.1 Tectonic map of the South China (a, modified after Li, 2014) and geological map of the eastern Jiangnan Orogenic Belt (b, modified after Yu et al., 2022)

勘探资料显示,长岭尖矿床已探明工业WO31364.4t(平均品位0.302%);另伴生铷、钼、铋、铍等矿化。矿体呈北东走向(～30°)(图2),长约1.5km,宽约200～300m,产状在30°～75°之间,呈上陡下缓特点。矿化主要以含矿石英脉为主,脉宽1～10cm之间,矿化不均匀,走向上与倾向上均具尖灭再现特征;围岩蚀变发育,以矿化石英脉为中心向两侧,具钾化、云英岩化、绢云母化和绿泥石化过渡。长岭尖矿床主要矿石矿物为黑钨矿、白钨矿、辉钼矿和辉铋矿等(图3b, c);脉石矿物主要包括石英、钾长石、绿泥石、黑云母等。

图2 长岭尖钨矿区地质图(据安徽省地质矿产勘查局332地质队, 2022(1)安徽省地质矿产勘查局332地质队. 2022. 安徽省黄山市长岭尖钨多金属矿普查地质报告. 1-141 (内部资料)修改)Fig.2 Geological map of the Changlingjian W deposit

长岭尖花岗斑岩体是该矿床ZK502钻孔(全孔997m)勘探揭示的隐伏岩体(安徽省地质矿产勘查局332地质队, 2022)。该花岗斑岩体呈岩株状赋存于ZK502钻孔620～770m处(图3a)。花岗斑岩体的上、下接触带分别为井潭组变质流纹斑岩和较早侵位的二云母花岗岩。长岭尖花岗斑岩呈灰褐色(图3d),似斑状结构(图3e),块状构造,斑晶矿物主要为钾长石(～25%)、石英(～15%)、斜长石(～5%);基质含量大于50%,主要为石英、钾长石和斜长石等矿物的微晶,另有少量黑云母、萤石(图3h)等矿物星点状分布。钾长石斑晶呈灰白色,呈自形-半自形长柱状粒状,粒径在2～8mm之间,杂乱分布;钾长石显微岩相学特征可分为自形与他形两种(图3g),自形钾长石粒径在1～6mm,呈自形板柱状,杂乱分布,是主要的斑晶矿物;他形钾长石呈放射状分布在自形钾长石颗粒周围(图3g);且在放射状钾长石内发育少量石英微晶。LA-ICP-MS微量元素分析显示,两类钾长石均富Rb,其含量在1308×10-6～1501×10-6之间(图3i)。斜长石呈自形-半自形板柱状,浸染状分布,粒径在0.1～0.5mm,聚片双晶发育;石英斑晶粒径大小在0.05～3mm(图3e),常呈集合体形式产出(图3f),边缘发育溶蚀结构。黑云母呈放射状、浸染状分布于钾长石和石英颗粒之间,粒径在0.05～2mm。基质矿物主要为钾长石和石英的微晶(<0.1mm)。岩石发生了弱硅化、绿泥石化和高岭土化。

2 采样与分析测试方法

本次研究的花岗斑岩样品采自ZK502钻孔620m至780m的岩心(图3a),采样过程中尽量采取新鲜、裂隙少的岩石样品,在岩相学观察基础上,进一步开展锆石LA-ICP-MS U-Pb定年和Hf同位素、全岩地球化学和Sr-Nd同位素分析。

图3 长岭尖钨矿区ZK502钻孔柱状图及花岗斑岩岩相学特征(a)长岭尖钨矿区ZK502钻孔柱状图;(b)石英脉中发育白钨矿、黑钨矿及少量黄铁矿;(c)石英脉中发育脉状辉钼矿;(d)花岗斑岩与下伏二云母花岗岩侵入接触关系;(e)花岗斑岩手标本特征;(f)石英呈集合体发育,钾长石中发育有斜长石,构成条纹长石,表面发育高岭土化;(g)他形钾长石围绕自形钾长石发育,有少量黑云母及绿泥石;(h)岩体中萤石与钾长石共生;(i)钾长石Rb含量(×10-6).Bi-黑云母;Chl-绿泥石;Fl-萤石;Kfs-钾长石;Mol-辉钼矿;Pl-斜长石;Py-黄铁矿;Qtz-石英;Sch-白钨矿;Wf-黑钨矿Fig.3 Columnar diagram from ZK502 drill core and petrographic photos of Changlingjian granite porphyry(a) columnar diagram from ZK502 drill core; (b) scheelite, Wolframite and Pyrite developed in quartz veins; (c) molybdenite grains in quartz veins; (d) granite porphyry intruded the two-mica granite; (e) granite porphyry photographic features; (f) quartz developed in aggregate, plagioclase developed in K-feldspar, forming striped feldspar, kaolinization developed on the surface; (g) xenomorphic K-feldspar developed around authomorphic K-feldspar, with small amounts of wolframite and chlorite; (h) fluorite coeval with K-feldspar in the rock; (i) K-feldspar Rb content (×10-6). Bi-biotite; Chl-chlorite; Fl-fluorite; Kfs-K-feldspar; Mol-molybdenite; Pl-plagioclase; Py-pyrite; Qtz-quartz; Sch-scheelite; Wf-wolframite

2.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年与Hf同位素

锆石单矿物分离、制靶在河北省廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司完成。阴极发光扫描电镜照相和U-Pb同位素定年在合肥工业大学资源与环境工程学院完成。具体过程如下:将样品破碎至50～150μm,通过磁选、重液分选挑选出锆石颗粒,在双目镜下挑选出晶形完整、粒径大于50μm的颗粒用于制靶, 对锆石靶进行抛光,露出锆石1/3以上。选用配有阴极发光探头的电子显微镜进行阴极发光照相, 确定锆石的内部结构。U-Pb同位素测试过程中选用国际标准锆石91500作为标样, 每个样品点分析时间为80s,用硅酸盐玻璃标准参考物NIST SRM 610对仪器进行标准化,采用He作为剥蚀物质载气。利用 ICPMS Data Cal进行数据处理,年龄计算及谐和图的绘制采用IsoplotR 4.3。详细方法参见(Vermeesch, 2018)。

锆石Lu-Hf同位素分析在中国科学院中国科学技术大学壳幔物质与环境重点实验室完成。测试使用的仪器为GeoLas 193nm ArF激光剥蚀系统和Neptune Plus型多接收电杆耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS),剥蚀束斑直径为43μm,激光脉冲频率为10Hz。原始Lu-Hf同位素数据按照Guetal. (2019)提出的等压校正模型进行校正。分析时采用外标为标准锆石Penglai和Qinghu,同次实验中两种标准锆石176Hf/177Hf测试结果为0.282956±0.000023和0.282996±0.000017,这些结果与推荐值一致(Moreletal., 2008; Lietal., 2013a)。Lu-Hf同位素数据都以2σ的不确定性报告。详细方法参见文献(Lietal., 2021)。

2.2 全岩地球化学分析

全岩主、微量稀土元素的测试分析工作在澳实矿物测试有限公司(广州)完成。相关分析测试步骤如下:主量元素分析采用XRF方法(X荧光光谱法),将代表性样品磨制200目,取样品0.9g,煅烧后加入9.0g的Li2B4O7-LiBO2助熔物,充分混合后放置在自动熔炼仪中,使之在100～1050℃熔融;熔融物倒出后形成扁平的玻璃片,再用XRF荧光光谱仪进行分析,分析精度优于5%。稀土和微量元素分析采用ICP-MS方法分析,首先取200目的样品0.2g,加入到含0.9g的LiBO2熔剂中,混合均匀后在1000℃的熔炉中熔化;然后等溶液冷却,溶解于100mL 4%的硝酸盐中;最后用等离子质谱仪ICP-MS分析,测试精度为5%～10%。主、微量元素分析的详细方法参见文献(Fuetal., 2020; Jiangetal., 2021)。

全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成分析均在中国地质调查局天津地质调查中心实验室完成。准确称取0.1g样品于聚四氟乙烯溶样罐,加入2.5mL HF、0.5mL HNO3、0.015mL HClO4置于150℃的电热板上保温一周用于溶解样品。采用AG50W×12强酸性阳离子交换树脂和P507树脂分离提纯Sr和Nd,详细的分析流程参考相关参考文献(刘文刚等, 2017)。利用Triton型热电离质谱仪(TIMS)(Thermo Electron公司)测定Sr和Nd同位素比值,利用88Sr/86Sr=8.375209和146Nd/144Nd=0.7219分别对Sr和Nd进行质量分馏校正。国际标样SRM987和Jndi-1用于监测仪器状态。实验过程以国际标准岩石样品BCR-2(玄武岩)监测分离流程,其结果是:87Sr/86Sr=0.705031±0.00006(2SE);143Nd/144Nd=0.512644±0.000005(2SE)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄及Hf同位素

长岭尖矿床花岗斑岩(样品ZK502-670)的锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年分析结果见表1。所测的14颗代表性锆石Th、U含量分别在236.9×10-6～780.9×10-6和526.2×10-6～1833×10-6之间,Th/U比值在0.30～0.49之间,锆石的206Pb/238U加权平均年龄为122.7±1.8Ma(n=14,MSWD=1.3)。所测14颗锆石呈自形-半自形的柱状,长度大多在80～250μm,长宽比为1:1～3:1,具有岩浆锆石标志性的振荡环带(图4a),且均落在锆石206Pb/238U-207Pb/235U谐和曲线上(图4b),指示为岩浆成因锆石特点(Williamsetal., 1996)。因此,本文测得的锆石U-Pb同位素年龄可代表长岭尖花岗斑岩的侵位年代。

本文对长岭尖花岗斑岩14颗锆石的测年相同位置开展Hf同位素测试,除实验过程中有一颗锆石(ZK502-670-03)被激光击穿而未得到有效数据外,剩余13颗锆石的Hf同位素数据如表2所示。13颗锆石的176Yb/177Hf的比值为0.054134～0.122549,均值为0.082485,176Hf/177Hf为0.282566～0.282827,均值0.282739;176Lu/177Hf值在0.001155～0.002705,均值为0.001851,低的176Lu/177Hf值表明放射性成因的176Hf在锆石形成后积累很少(吴福元等, 2007),锆石所测的176Lu/177Hf比值可代表其形成时Hf同位素特征。根据花岗斑岩的形成时代(122.7±1.8Ma)进行校正,13颗锆石εHf(t)值为-4.8～+4.5,均值为1.4(图5b),锆石对应的一阶段(tDM1)和二阶段(tDM2)模式年龄分别为607～998Ma(均值744Ma)和887～1477Ma(均值1088Ma)。

表1 长岭尖花岗斑岩(样品ZK502-670)锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果

表2 长岭尖花岗斑岩(样品ZK502-670)锆石Hf同位素分析结果

表3 长岭尖花岗斑岩全岩主(wt%)、微量元素(×10-6)和锶钕同位素(×10-6)分析结果

续表3

3.2 全岩主、微量元素

长岭尖花岗斑岩的稀土和微量元素分析结果如表3所示。所测9件样品的稀土元素总量(∑REE)在501.0×10-6～563.2×10-6之间,均值为530.8×10-6;轻重稀土比值(LREE/HREE)在7.63～8.23之间,平均为7.99,轻重稀土分馏显著。球粒陨石标准化稀土元素配分图(图7a)显示,所测样品负Eu异常显著(δEu=0.07～0.08),呈右倾型的“V”字形。原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b)显示,长岭尖花岗斑岩具有Rb、Th、U、La、Nd、Zr、Hf、Y等元素富集,Ba、Nb、Sr、P、Ti等元素亏损。其中Rb含量在471×10-6～512×10-6之间,平均487×10-6,远高于平均地壳(Rb=49×10-6;Rudnick and Gao, 2003),具显著富Rb特点。

3.3 全岩Sr-Nd同位素

本文测得长岭尖花岗斑岩全岩Sr-Nd同位素数据如表3所示。花岗斑岩的87Rb/86Sr在41.15～48.21之间,147Sm/144Nd为0.13,根据上文锆石U-Pb测年结果取122.7Ma为该岩浆岩形成年代计算,花岗斑岩的 (87Sr/86Sr)i值在0.73301～0.73998之间;(143Nd/144Nd)i值在0.512362～0.512372之间,对应的εNd(t)值在-2.3～-2.1之间,对应的二阶段Nd模式年龄(tDM2)为1107～1091Ma。

4 讨论

4.1 成岩年代

长岭尖钨矿区位于江南造山带东段的皖南地区(图1b),本次研究获得长岭尖花岗斑岩的形成年代为122.7±1.8Ma(图4b),对应于早白垩世。已有研究显示,皖南地区燕山期中酸性侵入体出露广泛,这些中酸性侵入体大多形成于155～120Ma之间(Wuetal., 2012),呈复式岩体产出(周涛发等, 2004)。其中,形成较早(155～136Ma)的岩浆岩以花岗闪长岩为主,以岩基状产出,构成了皖南地区复式岩体的主体,主要有青阳、旌德、廊桥、太平、城安等;较晚侵位(135～120Ma)的中酸性岩浆岩以花岗岩为主,呈岩基状侵位于早期岩基内部(九华山)或边部(黄山、牯牛降、谭山、伏岭等)。本文测得的长岭尖花岗斑岩(122.7±1.8Ma)是皖南地区目前报道的最晚岩浆活动的产物。

图4 长岭尖花岗斑岩(样品ZK502-670)锆石阴极发光照片(a)和U-Pb定年同位素协和年龄图(b)Fig.4 The zircon CL images with analytical locations (a) and U-Pb isochron dating results (b) from the Changlingjian granite porphyry (Sample ZK502-670)

图5 长岭尖花岗斑岩(样品ZK502-670)锆石Hf同位素演化图(a)和εHf(t)分布直方图(b)数据来源:基底(Wang et al., 2013; 韩园园, 2019),新元古代花岗岩(Wu et al., 2006; Li et al., 2018);江南造山带燕山期岩浆岩参考文献同表4Fig.5 The εHf(t) values vs. ages (a) and histogram (b) diagrams of the tested zircon grains from the Changlingjian granite porphyry (Sample ZK502-670)Data sources: crust (Wang et al., 2003; Han, 2019), Neoproterozoic granites (Wu et al., 2006; Li et al., 2018). Zircon Hf isotope data of the Yanshanian granites, EJOB from literatures are same as in Table 4

江南造山带东段中生代岩浆岩形成年代如表4所示。该区燕山期中酸性侵入体主要形成于177～120Ma之间,按照年代活动频谱大致可分为初期(177～157Ma)、早期(155～136Ma)和晚期(135～120Ma)三期(图8)。结合可见分布特征,进一步将江南造山带东段已报道的燕山期中酸性岩浆岩的形成年代按皖南、浙西、赣北分区统计显示:初期(177～157Ma)岩浆岩主要分布在赣北地区,以银山、铜厂、塔前等为代表,皖南和浙西地区分布零星,仅有荆桐崖(皖南)、桐村(浙西)等小规模中酸性侵入体年龄报道。早、晚两期(155～120Ma)岩浆岩均有分布,皖南、赣北地区岩浆岩分布更为广泛(图1b)。时空分布特征显示,江南造山带东段燕山期中酸性岩浆岩具有自西向东(赣北→皖南→浙西)逐渐年轻的特点(图8)。本文研究的长岭尖钨矿区的花岗斑岩体形成年代为122.7±1.8Ma,与赣北的段莘(124.8Ma, 胡鹏等, 2014)、鹅湖(121.7Ma, Jiangetal., 2011)、浙西的黄湖(123.8Ma, Wuetal., 2012)等共同构成了江南造山带燕山期最晚期岩浆活动的产物。

4.2 岩石成因

4.2.1 岩石类型

长岭尖花岗斑岩呈高钾钙碱性、过铝质岩石系列花岗岩特点(图6)。在(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y),(Zr+Nb+Ce+Y)-10000Ga/Al判别图解中(图9a, b),样品均落入A型花岗岩区域;在Ce/Nb-Y/Nb,Nb-Y-Ce图解中(图9c, d)均落入A2型花岗岩区域,且Y/Nb(1.8～2.2)>1.8,指示了长岭尖花岗斑岩为A2型花岗岩。中酸性岩浆岩的形成温度是区分高分异的I型或S型花岗岩与A型花岗岩的有效指标(Wuetal., 2017),A型花岗岩(>830℃)的岩浆温度往往高于I型(～750℃)和S型(≤700℃)花岗岩(Watson and Harrison, 1983; Kingetal., 2001)。长岭尖花岗斑岩的全岩Zr饱和温度(Watson and Harrison, 1983)计算为843～879℃(>830℃),与A型花岗岩一致。同时,该花岗斑岩富集稀土元素(>501.0×10-6),极低P2O5含量(<0.01)及缺乏典型的含铝矿物(堇青石、石榴子石等)特点,与S型花岗岩明显不同(Kingetal., 1997; Bonin, 2007)。综上,长岭尖花岗斑岩的岩石类型为高钾钙碱性、过铝质的A2型花岗岩。

图7 长岭尖花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989;平均地壳据Rudnick and Gao, 2003)Fig.7 Chondrite-normalized rare earth element pattern (a) and primitive mantle-normalized trace element pattern (b) of the Changlingjian granite porphyry (normalization values after Sun and McDonough, 1989; continental crust data from Rudnick and Gao, 2003)

图8 江南造山带东段燕山期花岗岩成岩时代分布频率曲线图数据来自表4Fig.8 The temporal frequency diagram of the Yanshannian granitoid intrusions in EJOBData from Table 4

4.2.2 岩浆起源与演化

长岭尖花岗斑岩的地球化学特性显示具有低Mg#值(2.68～5.02)、高分异指数(DI=91.8～92.8),且显著负Eu异常(δEu<0.08),高HREE含量(>55.79×10-6,Yb>8.9×10-6,Y>81.3×10-6)和平坦的HREE分布曲线(图7a),指示岩浆演化过程中发生了斜长石等矿物分离结晶。所测花岗斑岩的微量元素特征具有富集Rb、Zr、REE,亏损Sr、Ba、P、Ti等(图7b),也指示经历了显著的斜长石、磷灰石和钛铁矿的分离结晶(陈雪锋等, 2017)。岩浆演化过程中,若发生明显的地壳混染作用,则εNd(t)随SiO2含量增大而减小(Wang and Yan, 2021),长岭尖εNd(t)值(-2.3～-2.1)稳定,指示了其岩浆演化过程中未受到明显的围岩混染作用。同时岩浆中的分配系数相似的不相容元素比值(如Nb/U、Ce/Pb等)在分离结晶作用下基本恒定,而在有外来物质混入的同化混染过程中差异显著(Jiangetal., 2018; Wang and Yan, 2021),花岗斑岩的Nb/U(2.33～2.65)和Ce/Pb(5.56～6.98)变化不大,也指示该岩浆演化过程中未受到明显的围岩同化混染作用。

图9 长岭尖花岗斑岩的A型花岗岩判别图解(a)(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解,(b)(Zr+Nb+Ce+Y)-10000Ga/Al图解(Whalen et al., 1987);(c)Ce/Nb-Y/Nb图解,(d)Nb-Y-Ce图解(Eby, 1992)Fig.9 The A-type granite discriminative diagrams of Changingjian granite porphyry(a) (K2O+Na2O)/CaO vs. Zr+Nb+Ce+Y diagram, (b) Zr+Nb+Ce+Y vs. 10000Ga/Al diagram (Whalen et al., 1987); (c) Ce/Nb vs. Y/Nb diagram, (d) Nb-Y-Ce diagram (Eby, 1992)

地球化学特征显示长岭尖花岗斑岩为A型花岗岩(图9),目前对A型花岗岩的起源主要有以下三种成因机制:(1)幔源岩浆分离结晶(可含少量地壳物质的混染)(Turneretal., 1992; Andersonetal., 2003; Wongetal., 2009);(2)浅层上地壳英云闪长岩-花岗闪长质岩石的脱水部分熔融(Patio Douce, 1997);(3)经历早期部分熔融后的富F麻粒岩相地壳的部分熔融(Collinsetal., 1982; Clemensetal., 1986; Huangetal., 2011)。结合长岭尖花岗斑岩地质和地球化学特征,对其形成机制判定如下:

(1)Lee and Morton (2015)研究显示,幔源玄武质岩浆演化形成A型花岗岩过程(SiO2=70%)中,最终的A型花岗岩浆不超过于母岩浆原始质量的5%,需经历高程度镁铁质矿物的分离结晶作用而产生大量同时代的中基性岩浆岩。然而在江南造山带东段地区,几乎没有与长岭尖花岗斑岩(～122Ma)同时代的中基性岩浆岩报道(薛怀民, 2021)。长岭尖花岗斑岩呈高硅、高碱、过铝-强过铝(A/CNK=1.06～1.26)特点,富集LREEs和LILEs(如Rb、Th、U、K),也指示为地壳源区(Xuetal., 2009; Kongetal., 2018)。综上,长岭尖A型花岗斑岩不太可能直接由幔源玄武岩浆结晶分异演化形成。

(2)英云闪长岩-花岗闪长岩部分熔融产生的A型花岗岩往往具有准铝质特点(A/CNK<1, Patio Douce, 1997);低HREE和HFSE含量(Zr<150×10-6,Nb<20×10-6;Kingetal., 1997; Chenetal., 2013; Zhaoetal., 2016)。长岭尖花岗斑岩呈S型花岗岩类似的过铝质(A/CNK=1.06～1.26)特点、且具有高HREE(>55.79×10-6)和HFSE(Nb>41.9×10-6,Zr>274×10-6)含量,均与之差异显著。因而长岭尖花岗斑岩的母岩浆也不太可能由浅层上地壳英云闪长岩-花岗闪长岩质岩石部分熔融形成。

图10 长岭尖花岗斑岩岩浆源区判别图解(a)花岗斑岩全岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i关系图(据Mao et al., 2015);(b)花岗斑岩亏损地幔物质占比示意图,幔源比例计算公式据DePaolo et al., 1991;江南造山带东段地区燕山期(155～120Ma)中酸性岩全岩εNd(t)值(c)和全岩锆饱和温度(d)变化趋势图(数据来源同表4参考文献)Fig.10 The magmatic source discriminative diagrams of the Changlingjian granite porphyry(a) whole-rock εNd(t) vs. (87Sr/86Sr)i diagram for the Changlingjian granite porphyry (Mao et al., 2015); (b) estimated proportions of the juvenile component for the Changlingjian granite porphyry. The equation of mantle component from DePaolo et al., 1991; The whole-rock εNd(t) values vs. Age (c) and TZr vs. Age (d) of the 155～120Ma granitoid samples in the EJOB (data from the literature are the same as in Table 4)

(3)经历过早期部分熔融后的残余麻粒岩具有贫水、富F、富集REE等不相容元素特点(Collinsetal., 1982),当其再次发生部分熔融时往往产生A型花岗岩(Finch and Tomkins, 2017; Yuanetal., 2019; Zhaoetal., 2022a)。Huangetal. (2011)在对湖南九嶷山A型花岗岩研究认为在低氧逸度、无水和高温条件下残余麻粒岩部分熔融能够产生A型花岗岩。Zhaoetal. (2016)在对浙江舟山群岛内A型花岗岩研究后认为是由残余麻粒岩部分熔融的产物。Wangetal. (2018)对九华山I-A复式岩体研究后也认为晚期A型花岗岩是由于早期I型岩浆提取后的残余麻粒岩发生部分熔融的产物;Zhaoetal. (2019)对南岭地区锡矿研究认为成锡矿花岗岩为A型花岗岩,并且为下地壳部分熔融的产物。Dall’Agnol and de Oliveira (2007)在系统比对巴西氧化和还原的A型花岗岩之后认为,相对还原的A型花岗岩可以是由变沉积岩部分熔融形成。可见,变沉积岩/火成岩部分熔融形成S型/I型花岗岩后,其残余源区物质再次部分熔融可形成过铝质的A型花岗岩(Huangetal., 2011; Gaoetal., 2016; Wangetal., 2018)。本文锶钕同位素研究显示,长岭尖花岗斑岩样品投点于双桥山群区域(图10a);且其对应的二阶段Nd模式年龄为1107～1091Ma之间(表3),与江南造山带东段新元古代基底(双桥山群)形成时代基本一致(1240～1650Ma, 周泰禧等, 1995),指示该岩浆为江南造山带新元古代基底部分熔融的产物,同时长岭尖花岗斑岩具有富Rb(>471×10-6)、∑REE(>501×10-6)特点,矿区内发育与钨钼矿化密切相关的早期二云母花岗岩(131.4±1.9Ma)、具S型花岗岩特点(本课题组待发表数据)。因此,本文认为长岭尖花岗斑岩为经历了早期部分熔融后的富F麻粒岩相地壳部分熔融的产物。

图11 长岭尖花岗斑岩的Y-Nb(a)和(Y+Nb)-Rb(b)构造环境判别图解(底图据Pearce et al., 1984; 皖南地区花岗岩据Yan et al., 2017)Fig.11 The Y vs. Nb (a) and Y+Nb vs. Rb (b) geodynamic discriminative diagrams of the Changlingjian granite porphyry (modified after Pearce et al., 1984; and the granitoid data in southern Anhui Province from Yan et al., 2017)

江南造山带东段形成于155～120Ma中酸性岩的Nd同位素和成岩温度统计显示,随着时间的演化,该区岩浆岩εNd(t)值(图10c)和成岩温度(图10d)均呈增高的趋势,指示江南造山带东段中酸性岩浆岩源区中亏损幔源物质参与比例逐渐增高(Yanetal., 2017; 薛怀民, 2021; 叶龙翔等, 2022)。本文研究显示,长岭尖花岗斑岩的锆石εHf(t)值介于-4.8～+4.5,相较于早期的S型/I型花岗岩具有相对较高的εHf(t)值(图5),指示可能存在少量亏损幔源物质混入。为更进一步深化这一认识,本文据DePaoloetal. (1991)模拟计算公式对Nd同位素开展壳幔混合模拟(图10b):

幔源比例(%)=(Ndc/Ndm)/[(Ndc/Ndm)+(εm-εs)/(εs-εc)]

Ndc为地壳端元Nd浓度,Ndm为地幔端元Nd浓度,εm、εs和εc分别为地幔端元、测量样品和地壳端元的Nd同位素组成。

本文选取江南造山带东段出露的同时代(126.2Ma)龙游镁铁质岩(εm=+6.6,Ndm=52.9×10-6;Qietal., 2016)和双桥山群变质沉积岩(εc=-6,Ndc=9.48×10-6;马长信和项新葵, 1993)的钕同位素值分别代表本区岩石圈地幔端元和基底地壳单元。模拟结果显示,长岭尖花岗斑岩落于双桥山群基底(～93%)混入少量亏损岩石圈地幔(～7%)的演化线上,指示了长岭尖花岗岩为少量(～7%)幔源物质混入下,基底地壳发生部分熔融的产物。

4.2.3 成岩背景

前人对江南造山带东段燕山期岩浆岩是古太平洋板块向欧亚大陆的俯冲背景的产物已有共识(Wuetal., 2012; Yanetal., 2017; 毛景文等, 2020; 薛怀民, 2021)。该区燕山早期(155～136Ma)中酸性岩浆岩为I/S型花岗岩,形成于火山弧或同碰撞花岗岩环境(Wuetal., 2012; 薛怀民, 2021),晚期(135～120Ma)为A型花岗岩,落入板内花岗岩区域(Yanetal., 2017; Taoetal., 2020)。长岭尖花岗斑岩在花岗岩构造环境判别图解中均落于板内环境(图11),指示其形成于板内伸展环境。前述地球化学特征显示其为A2型花岗岩(图9),也指示形成于非造山或碰撞后的拉张环境。

综上,长岭尖花岗斑岩的岩石成因为:在伸展背景下,早期发生部分熔融和岩浆抽离(二云母花岗岩)后的富F麻粒岩基底在幔源混入下再次熔融的产物,形成的初始熔体在上升侵位过程中经历了显著的分离结晶作用形成了长岭尖花岗斑岩体。

4.3 Rb富集成矿指示

稀有金属Rb是不相容元素,在分离结晶过程中易于富集于残余岩浆中(Miller and Mittlefehldt, 1982; Medlinetal., 2015; Wuetal., 2017)。因此Rb成矿岩浆岩通常是高硅、富碱的高分异花岗岩(Wuetal., 2017),长岭尖花岗斑岩Rb含量在471×10-6～512×10-6之间,均值487×10-6;∑REE含量在501.0×10-6～563.2×10-6之间,均值为530.8×10-6。单矿物的LA-ICP-MS的原位成分分析显示,长岭尖花岗斑岩的主要富Rb矿物为钾长石,Rb含量在1308×10-6～1501×10-6之间(图3i),其他矿物中Rb含量均小于100×10-6,无明显富集。岩相学特征显示,钾长石是长岭尖花岗斑岩的主要组成矿物(>30%,图3i),具有Rb富集成矿潜力。Rb的富集成矿条件探讨如下:

4.3.1 岩浆源区

图12 长岭尖花岗斑岩氧逸度判别图解(a)全岩FeO-log10(Fe3+/Fe2+)图解(Blevin, 2004);(b)锆石logfO2-T图解(Yang et al., 2021)Fig.12 Oxygen fugacity discrimination diagrams of the Changlingjian granite porphyry(a) the whole-rock FeO vs. log10(Fe3+/Fe2+) diagram (Blevin, 2004); (b) zircon logfO2 vs. T diagram (Yang et al., 2021)

4.3.2 F含量

F在岩浆演化中发挥着重要的作用,不仅可以降低岩浆的最低固相线温度和密度(Wuetal., 2017),还可以提高组分扩散率和晶液分馏率,使岩浆能够持续发生分离结晶作用(Chenetal., 2014; Wangetal., 2021; Michaud and Pichavant, 2020; Zhangetal., 2020; Duanetal., 2021)。同时F-作为硬碱配位体,也为Rb+、REE3+等稀有金属硬酸提供配位体形成络合物(叶天竺等, 2014; Wangetal., 2021; Dingetal., 2022),有利于Rb等稀有金属元素在岩浆热液中发生迁移。长岭尖花岗斑岩全岩F含量高达3742×10-6(本课题组待发表数据),岩体内有原生萤石发育(图3h),指示长岭尖花岗斑岩为富F花岗岩,其高F含量可能是Rb富集的有利因素。

4.3.3 水含量

Rb(0.248nm)与K(0.227nm)离子半径相近,在钾长石、云母等载体矿物结晶过程中Rb通常以类质同象的方式替换K进入矿物中(Icenhower and London, 1995)。在中酸性岩浆结晶分异过程中,贫水岩浆往往发生斜长石的大量分离结晶,使得形成的花岗岩具有显著负Eu异常,而含水岩浆优先形成角闪石等含水矿物,从而抑制斜长石分离结晶,形成岩石富含角闪石,且无显著负Eu异常(Loucks, 2014)。长岭尖花岗斑岩具有显著负Eu异常,组成矿物主要为石英、钾长石、斜长石等,角闪石不发育,指示长岭尖富Rb岩浆为贫水体系(Maaløe and Wyllie, 1975)。可见,较低水含量可能是长岭尖花岗斑岩富Rb的有利因素。

4.3.4 氧逸度

岩浆演化过程中,氧逸度是影响元素富集的重要因素(Ishihara, 1977; Linnenetal., 1996; Zhaoetal., 2018; 袁顺达等, 2020),大量研究显示,稀有金属Rb通常富集于还原岩浆中(Yuanetal., 2018; 蒋少涌等, 2020; Maoetal., 2019, 2021; Zhaoetal., 2022c)。此外,相比氧化性A型花岗岩,还原性A型花岗岩可能更有利于LILE(如Rb等)和HFSE的富集(Dall’Agnol and de Oliveira, 2007; Cámeraetal., 2017, 2020)。长岭尖花岗斑岩全岩(图12a)和锆石(图12b)的岩浆氧逸度判别图解均显示为其为还原性花岗岩。因此,岩浆的低氧逸度可能是长岭尖花岗斑岩富集Rb的有利因素。

综上,长岭尖花岗斑岩的Rb富集岩浆岩条件为:早期发生W、Mo成矿岩浆岩部分熔融与岩浆抽离后,残余麻粒岩基底再次部分熔融形成的富F、贫水的还原性岩浆经过分离结晶作用形成的A型花岗岩,使得钾长石为Rb的主要载体矿物。在江南造山带东段地区,燕山早期(155～136Ma)岩浆岩普遍发育W多金属矿化(如朱溪、大湖塘、东源、竹溪岭、长岭尖等),已形成了世界上第一大钨矿带(Maoetal., 2019, 2021; 毛景文等, 2020)。该区晚期岩浆岩(135～120Ma)空间分布与早期岩浆岩相似,且晚期岩浆岩温度普遍高于早期的特点(图10d),目前已有W、Rb、Sn、REE等关键金属矿化报道,如黄山岩体Rb矿化(张舒等, 2009)、西坞口Sn-Rb矿化(陈雪锋等, 2019)、茅棚店Sn矿化(Mengetal., 2022)、桂林郑REE矿化(任康达等, 2022)等,这些特征均指示江南造山带东段地区晚期(135～120Ma)岩浆岩具有关键金属成矿潜力。

5 结论

(1)长岭尖花岗斑岩形成于122.7±1.8Ma,对应于早白垩世,是江南造山带东段燕山期晚期岩浆活动的产物。

(2)长岭尖花岗斑岩为形成于伸展背景下的高钾钙碱性、过铝质的A2型花岗岩;该岩浆岩是在伸展背景下,经历了早期熔体析离(初次熔融)的残余基底在亏损地幔物质混入后再次部分熔融的产物,岩浆在上升侵位过程中经历了显著结晶分异作用。

(3)长岭尖花岗斑岩的富黑云母(Rb、REE)的残余基底源区、富F、贫水、低氧逸度等特征是Rb富集的有利条件;江南造山带东段燕山晚期(135～120Ma)岩浆岩具有Rb成矿潜力。

致谢本次研究的野外过程中得到了安徽省地矿局332地质队的支持与帮助;LA-ICP-MS分析测试工作得到了合肥工业大学汪方跃和李全忠老师的帮助;文章修改过程中得到了中国地质大学(北京)袁顺达研究员、赵盼捞博士的帮助;长安大学吴昌志教授及匿名审稿专家提出了建设性意见;在此一并致以衷心的感谢。