湘南长城岭锑铅锌矿床方解石Sm-Nd同位素年代学、地球化学特征及地质意义

王 雷, 许嘉劲, 任雯琪, 朱恩异, 蒋宗和

湘南长城岭锑铅锌矿床方解石Sm-Nd同位素年代学、地球化学特征及地质意义

王 雷1, 许嘉劲1, 任雯琪1, 朱恩异2, 蒋宗和3

(1. 昆明理工大学 国土资源工程学院, 云南 昆明 650093; 2. 贵州省毕节市赫章县能源局, 贵州 毕节 553206; 3. 中国石油 东方地球物理公司 西南物探分公司, 四川 成都 610000)

长城岭矿区位于南岭成矿带与钦杭成矿带的叠合部位, 发育多期次的岩浆活动, 同时产出锑铅锌多金属矿床和铷等稀有金属矿床, 锑铅锌矿床的成矿时代和成矿物质来源研究较为薄弱, 本文对与锑铅锌矿共生的脉石矿物方解石开展Sm-Nd同位素年代学、元素地球化学和C-O同位素分析。结果显示: ①方解石Sm-Nd同位素等时线年龄为151.5±3.2 Ma, 表明锑铅锌矿是南岭燕山期成矿大爆发产物, 与矿区内花岗斑岩型铷矿(222.5±1.8 Ma)属于两期不同成矿作用的产物; ②方解石稀土元素配分模式为轻稀土元素富集型, Y/Ho-La/Ho分布特征显示方解石为同源热液产物; 不同矿物组合的方解石稀土元素变化特征表明, 成矿过程中成矿流体的稀土元素总量随成矿作用进行而减少; 较负的Eu异常值指示, 原始成矿流体亏损Eu元素; ③热液方解石δ13CPDB值为−5.12‰～−0.63‰, δ18OSMOW值为3.80‰～12.69‰, 具有明显较低的δ18OSMOW值, 表明成矿CO2源于深源地幔。Nd()值为−12.48～−12.37, 表明成矿物质来自于地壳与地幔的部分熔融。综合研究表明, 锑铅锌矿床与铷矿床形成时代不同, 二者具有两期叠合成矿特点, 推测矿区存在燕山期隐伏的岩浆岩, 深部具有较好的找矿前景。

南岭成矿带; 方解石; Sm-Nd同位素年代学; C-O同位素; 稀土元素

0 引 言

南岭成矿带是我国重要的有色多金属成矿带之一,多期次的构造运动造就了南岭成矿带自加里东期–燕山期复杂的多金属成矿系统, 形成独具特色的多金属矿床, 备受矿床学家关注(华仁民等, 2005;毛景文等, 2007; 陈骏等, 2014; 柏道远等, 2016; 袁顺达, 2017)。长城岭矿床是湘南地区的一个中型锑铅锌银多金属矿床, 由于长期的开采, 矿区内的金属矿产资源日渐枯竭, 随着“三稀”矿产战略资源调查与深边部找矿工作的开展, 该区新发现超大型铷多金属矿床(王雷等, 2019), 为矿区资源接替起到重要作用。长城岭矿床成矿作用复杂, 矿化类型众多, 不同矿化与区内构造具有较好耦合关系, 呈规律性展布特征。长期以来, 众多学者从矿床地质特征(罗綷, 1987; 钱丽华等, 2014; 刘贤红等, 2015; 蒋宗和, 2019)、成矿物质来源(许雪冰, 2013; 钱丽华, 2014)、构造控矿规律(田旭峰等, 2020)和成岩成矿时代(刘勇等, 2012; 杨帆等, 2018;朱恩异等, 2022)等方面对其进行了研究, 并且提出了低温热液交代型(罗綷, 1987)、同生VMS型海底喷流沉积型(游先军, 1998)以及海相沉积‒热液叠加MVT型(赵健荣, 2006)等多种矿床成因模式。刘勇等(2012)对长城岭上塘背岩体进行年代学研究, 得到上塘背花岗斑岩形成于晚侏罗世(153±14 Ma); 朱恩异等(2022)对矿区南部塘下垄花岗斑岩进行年龄测定, 得到晚三叠世的成岩年龄(222.5±1.8 Ma), 为矿区成岩成矿年代学格架提供了新的制约。前人研究显示, 长城岭矿区经历了多期次多阶段的成岩成矿过程。近期, 项目组在野外坑道编录过程中, 在花岗斑岩内发现一条含闪锌矿的方解石脉体, 表明锑铅锌成矿晚于花岗斑岩。对于长城岭锑铅锌成矿时代一直缺乏年代学数据支撑, 赵健荣(2006)和许雪冰(2013)研究认为锑铅锌成矿物质由区内花岗斑岩提供, 但多金属成矿与花岗斑岩的时代关系并不明确。本文在详细野外地质调查基础上, 通过对长城岭锑铅锌矿床中成矿期共生的方解石脉开展微量元素组成分析和Sm-Nd同位素定年工作, 结合C-O同位素特征, 厘定锑铅锌矿床成矿时代及成矿流体来源与演化特征, 揭示成矿作用过程, 为矿区下一步找矿工作提供依据。

1 区域与矿区地质特征

1.1 区域地质背景

湘南多金属矿集区位于NE向钦杭成矿带与近EW向南岭成矿带的叠合部位(图1a), 是华南重要的多金属矿床分布区之一。湘南地区经历了自元古宙‒中生代的多期次构造运动, 形成了复杂的构造‒岩浆‒成矿带, 被称为中国有色金属之乡, 是研究多金属成矿过程的天然实验室(毛景文等, 2011; Hu and Zhou, 2012; Jiang et al., 2018; Xiong et al., 2020; Hu et al., 2023)。长城岭锑铅锌多金属矿床地处南岭成矿带中段与钦杭成矿带的叠合部位, 该区经历多期次的构造活动(图1)。NE向炎陵‒郴州‒蓝山与NW向怀化‒邵阳‒郴州等基底断裂, 中生代受到古太平洋板块向欧亚大陆板块俯冲的远程效应影响,进一步活化, 形成了一系列次级成矿构造(Zhou et al., 2006; Li and Li, 2007)。

图1 南岭成矿带区域地质图(a;据毛景文等, 2011; 周永章等, 2017修改)和南岭成矿带W-Sn-Pb-Zn多金属矿床分布位置图(b;据Yuan et al., 2011修改)

湘南地区目前已发现矿床近千处, 石炭系、泥盆系等古生代地层是区内主要的赋矿地层, 岩性主要为灰岩、白云岩、灰质白云岩以及变质砂岩。这些矿床主要受到深大断裂控制(唐朝永等, 2007), 分布于断裂构造两侧以及断裂交会部位(图1b)。区内岩浆活动频繁, 岩石组合复杂, 按形成时代主要分为加里东期、印支期与燕山期。岩浆活动伴生多类型有色和稀有金属矿产, 例如加里东期的杨家山石英脉型锡钨矿床(409.8±5.9 Ma; Xie et al., 2019); 印支期与中粒白云母花岗岩相关的钨锡矿床, 如王仙岭(～224 Ma; Zhang et al., 2015)、水源山(～214 Ma; Zhang et al., 2015)与荷花坪(224.0±1.9 Ma; 蔡明海等, 2006)等矿床; 燕山期与壳幔混合中酸性岩相关的锡铅锌多金属矿床(柏道远, 2008), 如宝山(174±7 Ma, 姚军明等, 2006; 141±4 Ma, 卢友月等, 2022)、黄沙坪(179.9±1.3 Ma, 全铁军等, 2012; 143±1 Ma, 卢友月等, 2022)、芙蓉(155～160 Ma; 李华芹等, 2006)等矿床; 与高分异花岗岩相关的钨锡多金属矿床, 如香花岭(Yuan et al., 2008)、瑶岗仙(156±3 Ma、170±5 Ma; 王登红等, 2009)、新田岭(～160 Ma; 袁顺达等, 2012b)、柿竹园(151.0±3.5 Ma; 李红艳等, 1996)和红旗岭(151.0±3.5 Ma; 袁顺达等, 2012a)等矿床(图1b)。湘南地区成矿类型复杂, 成矿时代多集中于中生代, 但跨度大。关于华南中生代不同岩浆矿床相互叠合的问题也引起众多学者的广泛关注, 这些问题对于湘南乃至华南区域成矿规律研究与深部找矿预测具有重要意义(Wang et al., 2000; 陈毓川和王登红, 2012; 王登红等, 2014; Hu et al., 2017; 谢桂青等, 2021; Zhu et al., 2022; 何昊等, 2023)。

1.2 矿区地质背景

长城岭矿区地层总体走向NE, 倾向SE, 倾角30°～ 50°, 出露的地层主要为泥盆系棋梓桥组(D2)、佘田桥组(D3)、锡矿山组(D3), 石炭系孟公坳组(C1)和下侏罗统(J1)。中泥盆统棋梓桥组是主要赋矿地层, 该地层为一套含煤建造的浅海相碳酸盐岩与海陆交互相碎屑岩, 与上覆地层呈角度不整合接触。

矿区内断裂构造发育, 具有多期活动的特点,按其展布方向, 主要分为NE向、NW向与近SN向3组, 这三组断裂共同组成了长城岭矿区“棋盘式”构造格架(图2)。其中NE向断裂以F101、F102、F103、F104为代表, 延伸规模大, 走向与刘家‒平和复式背斜轴向平行, 属于NE向炎陵‒郴州‒蓝山深大断裂的重要组成部分(张术根, 2014), 控制了矿区锑铅锌矿体的分布。NW向断裂与NE向断裂交会, 并错断NE向断裂, 在断裂交错部位可见花岗斑岩体和少量基性玄武岩岩株侵位(朱书林等, 2015)。

矿区岩浆活动频繁, 岩性主要有花岗斑岩、石英斑岩、辉绿岩、辉绿玢岩以及少量玄武岩等(张术根, 2015)。区内花岗斑岩具铷矿化, 是新发现的超大型稀有金属矿床(王雷等, 2019), 该矿床具有“云母型”铷矿潜力(朱恩异等, 2021), 取得了我国首个铷采矿权证。

2 矿体特征

长城岭锑铅锌多金属矿区可划分为Ⅰ号与Ⅱ号2个含矿带, 其中Ⅰ号、Ⅱ号含矿带分别与F102、F103断裂密切相关, 矿体呈条带状分布(图2), 走向NE, 倾向SE, 局部反倾, 倾角60°～85°。矿体主要受构造、岩性、围岩蚀变联合控制。根据产出形态, 可将矿石分为三类: 脉状铅锌矿体(图3a)、条带状铅锌矿体(图3b)和脉状辉锑矿体(图3c)。脉状铅锌矿体主要发育在Ⅱ号含矿带相关的层间断裂中, 围岩为棋梓桥组灰岩, 矿体多呈脉状或囊状产出, 矿石矿物主要有闪锌矿、方铅矿、黄铁矿, 脉石矿物为方解石与菱锰矿(图3a、e)。条带状铅锌矿体主要发育在Ⅱ号含矿带主断裂中, 围岩也为棋梓桥组灰岩, 矿体多呈条带状或囊状产出, 矿石矿物有方铅矿、闪锌矿与黄铁矿, 全岩数据显示该类矿体Ag元素含量为5×10−6～400×10−6, 表明其为银矿物赋存的主要矿体, 脉石矿物主要为方解石、菱锰矿与少量石英(图3f、g)。辉锑矿体主要发育在Ⅰ号含矿带相关的断裂带与层间破碎带中, 矿体与硅化蚀变关系密切, 矿石矿物主要为辉锑矿与黄铁矿, 脉石矿物为方解石与石英, 按照矿石构造, 可分为脉状自形辉锑矿(图3h)与层间破碎带内产出的浸染状辉锑矿(图3i)。

(a) 脉状铅锌矿体; (b) 条带状铅锌矿体; (c) 脉状辉锑矿体; (d) 550 m中段花岗斑岩中见方解石‒闪锌矿脉; (e) 脉状铅锌矿石样品标本; (f)、(g) 条带状铅锌矿石样品标本; (h) 脉状辉锑矿石样品标本; (i) 浸染状辉锑矿石样品标本; (j) 花岗斑岩中发育的萤石‒方解石脉; (k) 与萤石、方解石共生的辉锑矿矿石; (l) 与萤石共生的闪锌矿矿石。矿物代号: NY. 灰岩; Cal. 方解石; Fl. 萤石; Sdr. 菱锰矿; Gn. 方铅矿; Sp. 闪锌矿; Py. 黄铁矿; Stb. 辉锑矿; γπ. 花岗斑岩。

根据矿物组合与脉体穿插关系, 将矿床成矿过程划分为成矿前和成矿期。根据成矿温度, 成矿期又可分为2个成矿阶段: 中‒低温成矿阶段(方铅矿‒闪锌矿‒方解石阶段)与低温成矿阶段(辉锑矿‒方解石阶段)(图4)。中‒低温成矿阶段出现方铅矿、闪锌矿、黄铜矿与黄铁矿的矿物组合, 多伴生方解石、石英与菱锰矿(图5a～j); 低温成矿阶段出现辉锑矿与黄铁矿系列矿物, 脉石矿物也为方解石(图5k、l)。本次研究的方解石样品均采自两个成矿阶段, 矿物镜下特征与产出形态见图5。

图4 长城岭矿床成矿阶段与矿物共生序列

(a) 在透射光下, 浸染状方铅矿与方解石共生; (b) a在反射光下, 可见早期自形的黄铁矿, 少量它形黄铜矿与方铅矿共生; (c) 方铅矿与浸染状黄铁矿共生, 可见早期晶型较好的黄铁矿遭受溶蚀; (d) 在正交偏光下, 闪锌矿与方解石和石英共生; (e) d在反射光下, 闪锌矿被后期黄铁矿脉切穿; (f) 浸染状方铅矿与石英共生, 可见方铅矿“黑三角”节理受应力影响, 呈现有规律的变形; (g) 在正交偏光下, 闪锌矿和方铅矿与石英共生; (h) g在反射光下, 闪锌矿与方铅矿形成共生边结构, 可见少量半自形黄铁矿与方铅矿共生; (i) 方解石与闪锌矿和方铅矿共生; (j) 在透射光下, 浅棕色闪锌矿与方解石共生, 可见方解石的平行节理; (k) 在正交偏光下, 自形程度较好的辉锑矿与方解石共生; (l) 浸染状辉锑矿与小颗粒碎裂状方解石共生, 可见少量早期半自形黄铁矿。矿物代号: Cal. 方解石; Qtz. 石英; Gn. 方铅矿; Sp. 闪锌矿; Py.黄铁矿; Stb. 辉锑矿; Ccp. 黄铜矿。

矿区内围岩蚀变较为发育, 主要为硅化、方解石化、白云石化以及铁锰碳酸盐化, 其次为少量萤石化、绿泥石化、蛇纹石化等。硅化与锑铅锌成矿密切相关, 是有利的找矿标志。萤石化蚀变可见2种产出形式, 一种是在花岗斑岩内部或与围岩接触带发育的萤石、方解石‒萤石脉(图3j), 第二种是与锑矿石和铅锌矿石紧密共生的萤石(图3k、l), 表明矿区存在多期萤石化现象, 萤石化多沿控制锑铅锌矿化、花岗斑岩的构造分布。

3 样品采集与测试方法

本次研究所测试的方解石, 均采集于矿床各中段富含硫化物的热液方解石脉中, 其测试结果能够代表矿床的成矿年龄。挑选代表性样品进行单矿物分选, 首先将样品粉碎至40～80目, 在双目镜下挑选出纯净的方解石, 使其纯度至99%以上, 将初选样品用超净水冲洗并低温蒸干, 将其研磨至200目。具体采样位置及样品产出特征见图2与表1。

表1 长城岭矿床方解石Sm-Nd同位素年龄测试样品信息

方解石的稀土元素以及Sm-Nd同位素分析测试工作均在中国地质调查局天津地质研究所完成。在进行同位素分析之前, 先使用X Series Ⅱ型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定样品稀土元素及微量元素含量, 测试精度RSD<10%。在此基础上, 挑选Sm、Nd比值适合的定年样品进行同位素组成测定。将方解石样品用HF和HClO4溶解后均匀分成两份, 其中一份加入适量149Sm-146Nd混合稀释剂, 待分离纯化后用于测定Sm、Nd含量。另一份溶液待分离纯化后用于Nd同位素比值测定。Sm-Nd分离流程采用传统AG50W×12阳离子交换树脂和P507树脂相结合的分离流程, Sm、Nd同位素测试均使用TRITON热电离质谱仪上进行。Nd同位素分馏的内校正采用146Nd/144Nd=0.7219, Sm、Nd同位素的检测下限分别为3×10−11和5×10−11。在测试过程中, 用国际标准岩石样BCR-2对全流程和仪器进行监控, BCR-2标准测定结果Sm=6.3765 μg/g、Nd=27.8779 μg/g,147Sm/144Nd=0.1383,143Nd/144Nd= 0.512649±0.000006。Sm、Nd同位素含量的实验分析误差均优于0.5%,147Sm/144Nd(2σ)的实验分析误差为±0.2%, 说明所获得的方解石 Sm-Nd同位素数据准确可靠。另外, 利用国际通用的ISOPLOT程序计算Sm-Nd同位素的等时线年龄, 其中用于计算的衰变常数(147Sm)=6.54×10−12a−1。

C-O同位素测试工作在昆明理工大学稳定同位素分析实验室完成。C、O同位素测试采用100% 磷酸法, 在90 ℃时, 样品与磷酸反应大于1 h, 在高纯氦气的保护下将释放的CO2气体导入 ISO Prime 100型气相稳定同位素质谱仪, 进行C、O同位素组成测定。实验采用 Vienna Pee Dee Belemnite (PDB)为标准, 测试精度δ13C≤0.50‰、δ18O≤1.00‰。C-O同位素分析精度优于±0.2‰。

4 分析结果

4.1 稀土元素组成

方解石样品的稀土元素含量见表2。其中5个与辉锑矿共生的方解石稀土总量(ΣREE)为9.13×10−6～ 15.55×10−6(平均13.11×10−6), δEu为0.71～0.97; 8个与铅锌矿共生的方解石稀土总量(ΣREE)为13.74×10−6～ 99.7×10−6(平均32.97×10−6), δEu为0.74～1.02。球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图6)显示,所有样品配分曲线均为右倾型, 呈轻稀土元素富集型, 具负Eu异常(仅一件样品δEu为1.02), 其中与辉锑矿共生的方解石稀土元素含量明显低于与铅锌矿共生的方解石。

表2 长城岭矿床方解石稀土元素分析结果(×10−6)

图6 长城岭矿床方解石球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(标准化数值据Sun and McDonough, 1989)

4.2 C-O同位素组成

C、O同位素分析结果见表3。方解石δ13CPDB值介于−5.12‰～−0.63‰之间, 均值为−2.35‰, 硅化灰岩的δ13CPDB值介于−3.20‰～−1.17‰之间, 均值为−1.98‰。方解石δ18OPDB值为−26.25‰～−17.63‰, 均值为−21.40‰, 硅化灰岩δ18OPDB值为−16.79‰～ −14.88‰, 均值为−16.28‰。依据Friedman (1977)公式, 计算出方解石δ18OSMOW值为3.80‰～12.69‰, 均值为8.80‰, 硅化灰岩δ18OSMOW值为13.55‰～15.52‰, 均值为14.08‰。可见方解石的C、O同位素组成变化范围较大, 不同矿化类型方解石之间存在一定差异, 辉锑矿成矿阶段比方铅矿‒闪锌矿成矿阶段的方解石具有更亏损的O同位素组成, 表明成矿期方解石来源不一致或均一程度不同。

表3 不同矿体方解石与硅化围岩的C-O同位素组成

4.3 Sm-Nd同位素年代学

方解石Sm-Nd元素含量和同位素分析结果见表4。6个方解石样品Sm含量为0.61×10−6～3.34×10−6, Nd含量为2.07×10−6～15.4×10−6,147Sm/144Nd和143Nd/144Nd分别为0.1312～0.3550和0.511934～0.512158, 获得Sm-Nd等时线年龄为151.5±3.2 Ma(=6; MSWD= 0.62)(图7), 对应的初始Nd同位素(143Nd/144Nd)i= 0.511804～0.511810。方解石Nd()=−12.48～−12.37。

表4 长城岭矿床方解石Sm-Nd元素和同位素测试结果

图7 长城岭矿床方解石Sm-Nd等时线年龄图

5 讨 论

5.1 成岩与成矿时代

因缺乏精准的定年矿物, 热液矿床的年代学研究一直是个难点。Fryer and Taylor (1984)首次报道Sm-Nd同位素体系在热液矿床定年的潜力, 近年来利用热液矿床中的含钙矿物如方解石、萤石、白钨矿等进行矿床定年的实例越来越多(Bell et al., 1989; Darbyshire et al., 1996; Escayola et al., 2007; Wang et al., 2012; 刘协鲁等, 2014; 于皓丞等, 2019), 印证含钙矿物为Sm-Nd同位素定年的理想矿物, 具有良好的应用前景。

由于Sm、Nd元素的地球化学性质相似, 在同位素衰变过程中子体与母体易于在方解石晶格中保存下来, 所以方解石中的Sm-Nd同位素体系易保持封闭, 常用于热液矿床定年(Chesley et al., 1994; Peng et al., 2002, 2003; 李文博等, 2004; Su et al., 2009; 王加昇和温汉捷, 2015; 彭建堂等, 2021)。研究表明, 稀土元素在含钙矿物中主要以置换Ca2+的形式存在(Elzinga and Reeder, 2002), 其化学性质稳定, 不易在成岩、变质或分离结晶作用中发生分馏。且有学者指出, 热液矿床形成过程中的Sm、Nd元素发生较高程度的分馏(Chesley et al., 1994; Brugger et al., 2002; 彭建堂等, 2002b, 2003, 2006), 这些研究为使用方解石定年提供了新思路。

一直以来, 由于缺少直接的年代学证据, 长城岭锑铅锌矿床的形成时代仅依靠成矿构造分析和花岗斑岩年代学来推测(赵健荣, 2006; 许雪冰, 2013; 田旭峰等, 2020)。本文对成矿期与锑铅锌矿体共生的方解石脉开展Sm-Nd同位素定年。结果显示, 方解石样品的143Nd/144Nd-1/Nd和147Sm/144Nd-1/Sm之间不存在线性关系(图8), 表明其同位素分馏过程处于相对封闭的环境, 图7具有等时线意义(Faure, 1977; 李志昌和黄圭成, 2004)。本次获得长城岭锑铅锌矿床年龄为151.5±3.2 Ma(WSWD=0.62)(图7), 结合区域成矿背景, 锑铅锌矿床形成于晚侏罗世晚期, 与南岭W-Sn-Pb-Zn多金属矿床形成时代相近(毛景文等, 2004; 付建明等, 2008; 卢友月等, 2015), 如柿竹园W-Sn-Mo-Bi多金属矿床(151.1±3.5 Ma; 李红艳等, 1996)、香花岭锡多金属矿床(154～157 Ma; Yuan et al., 2008)、锡矿山锑矿床(155.5±1.1 Ma; Peng et al., 2003)、芙蓉锡矿床(153～155 Ma; Peng et al., 2006)等。但该成矿年龄与矿区内花岗斑岩型铷矿体年龄(222.5±1.7 Ma; 朱恩异等, 2022)有较大差异。

图8 长城岭矿床方解石的143Nd/144Nd-1/Nd(a)和147Sm/144Nd-1/Sm(b)关系图

华南成矿省不乏有多期成矿作用在同一矿区出现的实例: 如南岭地区的锡田矿区狗打栏钨锡矿床(Liang et al., 2016)、荷树下钨锡矿床(Cao et al., 2018), 邓埠仙矿区的湘东钨矿床(蔡杨等, 2012; Xiong et al., 2020)、大陇铅锌矿床(郑明泓等, 2016)以及东坡矿田的荷花坪钨矿床(蔡明海等, 2006, 2013; Zhang et al., 2015); 桂北地区的苗儿山‒越城岭矿集区(陈文迪等, 2016; 林书平等, 2017); 滇东南地区老君山矿田南秧田钨矿床(Zhao et al., 2017; Wang et al., 2019); 以及右江矿集区的老寨湾金矿床等(Pi et al., 2017), 这些矿区普遍存在加里东期、印支期与燕山期成矿作用叠加, 并伴随多时代的岩浆活动。这些矿床多以加里东期与印支期花岗岩为岩基, 但矿化与燕山期花岗岩密切相关。燕山期花岗岩多以岩株形式呈隐伏状产出, 进一步证实华南地区深部隐伏燕山期岩体的成矿潜力(伍式崇等, 2009; Wei et al., 2018; 谢桂青等, 2021), 且根据矿化分带特征, 铅锌矿化深部往往伴随钨锡矿(化)体, 具有较好找矿前景(翟裕生等, 2004; 何昊等, 2023)。长城岭矿区存在有印支期成铷和燕山期成锑铅锌的两期成矿作用, 推测深部存在燕山期隐伏岩体, 具有较好成矿潜力。

5.2 成矿物质来源

5.2.1 REE元素的制约

Bau and Dulski (1995)研究表明, Y与Ho元素具有相似的离子半径与离子电位, Y/Ho值可以指示成矿流体来源。借助矿物Y/Ho与La/Ho值变化范围及趋势对比, 是讨论成矿流体来源的常用手段。同源流体沉淀的矿物Y/Ho值基本保持不变, 而经过迁移的不同来源热液矿物Y/Ho值变化较大(唐波浪等, 2023)。长城岭矿床中不同矿物组合的方解石稀土元素配分模式相似, 均为右倾型(图6), 在Y/Ho-La/Ho图解(图9a)中, 样品点分布范围较为集中, 表明属于同一热液系统的产物。

图9 长城岭矿床方解石Y/Ho-La/Ho(a)、Yb/Ca原子比-Yb/La原子比关系图(b)(据Bau and Dulskip, 1995)

Yb/Ca-Yb/La(原子比)图解可以有效判别方解石的成因。Yb/La值与稀土元素分馏程度相关, Yb/Ca值可以揭示方解石形成时的流体环境(Möller et al., 1976; Subías and Fernández-Nieto, 1995)。在Yb/Ca-Yb/La图解(图9b)中, 长城岭矿床不同矿物组合的方解石均落入热液成因范围内。结合方解石稀土元素配分模式、Y/Ho-La/Ho图解中样品点近水平变化特征, 可推测长城岭矿床中两类方解石均为热液成因的方解石, 具有相似的成矿流体来源。

5.2.2 C-O同位素的约束

成矿流体作为成矿过程中的重要介质, 蕴含着大量的成矿信息, 是研究矿床成因与成矿物质来源的关键。C、O同位素质量小, 但相对质量差别较大, 流体运移成矿过程中质量较轻的同位素分馏明显, 对于判别成矿流体来源具有重要意义(Hoefs, 1997)。

Ohmoto (1972)提出当成矿体系中不存在与其共生的石墨时, 方解石的C同位素可以作为成矿热液的总体C同位素组成。已有研究表明, 热液系统中的碳主要来源于幔源岩浆、海相碳酸盐岩与沉积有机物(Taylor et al., 1967; Ohmoto, 1972; Veizer and Hoefs, 1976; 黄智龙等, 2004)。在δ13CPDB-δ18OSMOW图解(图10)中, 不同源区的CO2在通过各种分馏途径时具有不同变化趋势(刘建明等, 1997; 毛景文等, 2002; 刘家军等, 2004; 袁顺达等, 2008; 周家喜等, 2012; 李堃等, 2014; 谢银财等, 2015; 路睿等, 2017)。长城岭矿床不同矿物组合方解石的C、O同位素组成相对均一, 热液方解石与硅化岩石的δ13CPDB范围为−5.12‰～−0.63‰, 均值为−2.35‰, 变化较小, δ18OSMOW组成范围为3.80‰～12.69‰, 均值为8.80‰。在C-O同位素图解中, 方解石样品点分布于碳酸盐岩组成范围左下方区域, 方解石样品点偏向于幔源岩浆范围, 硅化灰岩样品点位于海相碳酸盐岩与幔源岩浆范围之间。由于测试样品的δ13CPDB值变化范围较窄, 且明显高于沉积有机物的C同位素组成, 因此首先排除沉积有机物提供碳的可能。热液方解石与硅化灰岩δ13C值相对地幔体系偏高, 与海相碳酸盐岩较吻合。此外, 方解石δ18O组成与幔源岩浆区域相一致, 低于海相碳酸盐岩和棋梓桥组灰岩(围岩), 即成矿流体的δ18O较为亏损, 并且δ18O具有硅化灰岩>方解石(与铅锌矿共生)>方解石(与辉锑矿共生)的特点。结合前人对于矿区内方解石流体包裹体的测温结果(许雪冰, 2013; 钱丽华, 2014), 随着成矿温度的下降δ18O的值具有负向“漂移”趋势。综合C、O同位素组成特点, 本文认为长城岭锑铅锌矿床中的碳来自于幔源, 成矿流体在成矿过程中发生了与碳酸盐岩(围岩)的水‒岩反应, 并且伴随着大气降水混入, 致使成矿物质沉淀从而成矿。

底图据刘建明等, 1997; 刘家军等, 2004修改; 棋梓桥组灰岩同位素数据引自刘文均, 1987。

5.2.3 Nd同位素的约束

在热液成矿过程中, Sm、Nd等稀土元素在方解石等含钙矿物中稳定性高, 当这些矿物结晶时Nd同位素体系可以保持封闭状态(Cherniak, 1998), 方解石的Nd同位素被广泛应用于成矿物质来源的示踪研究(彭建堂等, 2003; 李文博等, 2004; 陈恒等, 2012; 刘善宝等, 2017; 于皓丞等, 2019; 金廷福等, 2021)。长城岭矿床成矿期方解石构筑出一条有效的方解石Sm-Nd同位素等时线年龄, 表明长城岭锑铅锌矿床形成于约151 Ma。

长城岭热液方解石Nd()=−12.48～−12.37, 说明有古老地壳物质的混入(陈骏和王鹤年, 2019)。本研究的Nd()值变化范围较小, 暗示成矿物质的源区相对均一, 为同期热液流体活动的产物。方解石(143Nd/144Nd)i=0.511804～0.511810, 在(143Nd/144Nd)i-年龄图解(图11)中, 样品点均落入原始地幔演化线与地壳演化线之间, 且更加靠近地幔演化线, 表明成矿方解石Nd同位素组成具有壳幔混源特征。

图11 长城岭矿床中151 Ma的方解石Nd同位素组成(底图据黄从俊, 2019)

5.3 稀土元素对成矿流体性质的指示

热液方解石是长城岭锑铅锌矿床中最主要的脉石矿物(图4)。由于在热液成矿系统中硫化物的稀土元素含量较低, 矿石中的稀土元素主要赋存于方解石中(Zhou et al., 2011; 周家喜等, 2012)。故方解石的稀土元素组成大致可以代表成矿流体特征, 其变化规律记录了成矿流体来源及演化的重要信息。在热液系统中, 稀土元素常与CO32−、HCO3−形成络合物, 并主要以类质同象的方式置换晶格中的Ca2+而进入方解石中, 且LREE3+的离子半径相对于HREE3+更接近Ca2+, 故LREE更易进入方解石(韩吟文等, 2003),导致热液体系中方解石稀土元素配分模式呈LREE富集的右倾型, 本次分析测试结果与该规律相符。

根据配位地球化学理论研究, REE3+与Eu2+具有不同的性质(Sverjensky, 1984; Wood, 1990; Chen and Fu, 1991), Eu异常的变化受到成矿流体的温度、压力、pH值以及稀土元素的赋存状态影响(Lüders et al., 1993)。因此, 在热液成矿过程中会出现Eu2+与REE3+的分离, 从而出现Eu的正负异常。Eu异常一般被用于解释成矿流体的氧化还原条件, 从而反映成矿流体演化过程与水‒岩反应的物理化学过程(Li et al., 2015, 2022)。前人研究表明, 在热液成矿系统中若水‒岩反应的阶段处于相对还原环境, 会出现正Eu异常、较低的∑REE以及高LREE/HREE值现象; 若处于相对氧化的条件则出现相反情况, 这被称为REE的地球化学氧化‒还原模式(Chen and Fu, 1991; Chen and Zhao, 1997; Ma and Liu, 1999)。

在热液矿床研究中, 常通过方解石的稀土元素和C-O同位素研究, 总结矿床成矿环境演化过程(周家喜等, 2012; 梁峰等, 2016)。长城岭矿区的矿物组成主要为辉锑矿、方铅矿、闪锌矿、黄铁矿及方解石。在热液成矿早期氧逸度很低, 对应研究区中低温成矿阶段, 成矿流体中H2S对矿物的形成起主要作用, 由于大量还原性S2−的存在, 流体中Fe2+、Pb2+、Zn2+等离子首先与S2−结合形成黄铁矿、闪锌矿、方铅矿。根据REE的氧化‒还原模式, 在还原环境下研究区热液方解石的Eu应富集而非亏损, 表现出Eu负异常, 造成此种现象的原因可能是: ①成矿流体及其来源本身亏损Eu; ②Eu元素主要富集在硫化物中。长城岭矿区硫化物原位微量元素测试表明, 其REE含量均低于1×10−6(课题组未发表数据),因此本文认为该矿床成矿流体及来源本身亏损Eu。

与辉锑矿共生方解石的稀土元素含量明显低于与方铅矿‒闪锌矿共生的方解石(图6), 由于Sb3+属于低温元素, 当流体逐渐冷却, Sb3+与S2−结合形成辉锑矿。彭建堂等(2002a, 2004)研究表明, 方解石REE总量受成矿流体的REE浓度控制。随成矿作用的进行成矿温度逐步降低, 硫化物的形成消耗了成矿流体中稀土元素, 导致与辉锑矿共生的方解石稀土元素总量低于与铅锌矿共生的方解石。稀土元素与C-O同位素组成特征共同表明, 长城岭矿床成矿过程中热液系统受到大气降水与水‒岩反应等多种因素共同影响, 流体中稀土元素呈现随流体温度下降而降低的趋势。

5.4 锑铅锌矿床形成过程及其意义

长城岭锑铅锌矿床在空间上与区内花岗斑岩密切相关(图2)。罗綷(1987)、许雪冰(2013)和钱丽华(2014)将锑铅锌矿床归为与花岗斑岩相关的岩浆热液型矿床, 游先军(1998)和赵健荣(2006)曾先后提出VMS型与MVT型的矿床成因模式。年代学研究表明, 锑铅锌矿床形成于晚侏罗世(151.5±3.2 Ma), 晚于区内花岗斑岩的形成年龄(222.5±1.8 Ma; 朱恩异等, 2022), 指示区内花岗斑岩与锑铅锌成矿并非同时期形成。此外, 野外地质特征和方解石同位素组成特征表明, 锑铅锌矿床与原生沉积成矿作用不相关。

前人研究认为, 湘南地区大规模成矿主要集中于两个时期: 晚三叠世(230～210 Ma)和中晚侏罗世(170～150 Ma)(Mao et al., 2013)。长城岭矿区的成矿过程可概括为: ①中生代早期, 印支板块与亚欧板块发生陆陆碰撞, 导致华南板块与华北板块碰撞拼接, 在主碰撞期后20 Ma左右, 在区域伸展背景下长城岭地区形成了花岗斑岩(～220 Ma), 而此时未发生锑铅锌成矿作用(Sun et al., 2005; Zhou et al., 2006; 朱恩异等, 2022); ②早侏罗世(205～180 Ma)湘南地区处于构造成矿的静止期, 构造体系由特提斯构造域向太平洋构造域转变(Maruyama and Send, 1986; Zhou et al., 2006; Mao et al., 2013)。太平洋板块于170 Ma左右向亚欧大陆之下斜向俯冲, 导致大陆地壳增厚, 在弧后环境形成了一系列NE向的岩石圈伸展带, 并活化早期已有构造(毛景文等, 2007; Mao et al., 2008, 2011),湘南地区由此进入成矿大爆发时期(170～150 Ma) (毛景文等, 2004; 华仁民等, 2005)。研究表明, 太平洋板块的俯冲伴随着NE向走滑作用(Mao et al., 2013), 当板块俯冲至一定深度时, 板片发生裂解并脱水熔融, 伴随着地幔物质的加入(Hatherton and Dickinson, 1969), 成矿物质通过深大断裂迁移至地壳的有利部位而参与成矿(刘丛强等, 2001; Ballentine et al., 2002)。

通过长城岭锑铅锌矿床的控矿构造研究表明, 锑铅锌成矿构造以NE向为主, 表现为早期压扭性, 晚期为张扭性的力学特征(田旭峰等, 2020; 朱恩异等, 2021), 与区域构造运动相吻合。本文方解石地球化学与年代学研究结果表明, 由于晚侏罗世强烈的构造运动, 使幔源混熔的岩浆沿NE向与NW向深大断裂(炎陵‒郴州‒蓝山基底断裂与郴州‒邵阳深大断裂)的交汇部位上涌并形成岩浆岩, 为长城岭矿床提供了Pb-Zn-Sb-Ag等成矿物质。岩浆上涌过程中发生结晶分异作用, 形成携带大量成矿物质的热液, 含矿热液流经刘家‒平和背斜的轴部与棋梓桥组灰岩层间破碎带等部位, 较高的温度导致灰岩发生硅化蚀变, 热液与围岩发生水‒岩反应, 压力骤变伴随温度降低和大气降水混入, 发生方解石与硫化物的沉淀, 形成长城岭矿区与岩浆相关的热液脉型锑铅锌多金属矿床。虽然区内至今并未发现有关锑铅锌成矿的燕山期花岗岩出露, 但地球物理调查资料显示长城岭矿区遥感影像存在环形构造, 区域地球物理调查资料显示深部存在隐伏岩体(罗綷, 1987; 朱书林等, 2015; 塔那等, 2021), 结合南岭成矿带岩浆热液矿床, 铅锌锑矿床深部存在钨锡矿(化)体的规律, 推测长城岭矿区深部具有进一步寻找W-Sn-Pb-Zn矿产资源的找矿潜力。

6 结 论

(1) 长城岭锑铅锌矿床方解石Sm-Nd等时线年龄为151.5±3.2 Ma, 其成矿时代为晚侏罗世, 是南岭地区成矿大爆发时期的产物。测年结果显示锑铅锌多金属成矿与区内花岗斑岩中铷矿体成矿时代不同, 属于不同成矿系统。

(2) 热液方解石C-O、Nd同位素与稀土元素地球化学特征表明, 成矿流体与岩浆热液相关。成矿过程中水‒岩反应是成矿物质沉淀的重要原因, 并受到大气降水与低温蚀变等因素影响, 从而形成锑铅锌矿体。结合矿床形成时代与地球化学研究, 推测矿区深部存在燕山期隐伏岩体, 为锑铅锌成矿提供了成矿物质, 因此矿区深部具有较好W-Sn-Pb-Zn找矿潜力。该区是印支期与燕山期多期叠合成矿的典型实例, 为湘南地区深部找矿工作提供了新思路。

致谢:本文野外工作得到宜章县鑫联矿业有限公司领导和技术人员的大力支持; 方解石Sm-Nd同位素测试得到了中国地质科学院矿产资源研究所李厚民研究员和李立兴研究员的帮助; 方解石C-O同位素测试得到昆明理工大学贾福聚老师的支持; 中南大学李欢教授与另一位匿名审稿专家提出了宝贵的修改意见和建议, 在此一并表示感谢。

柏道远, 马铁球, 王先辉, 张晓阳, 陈必河. 2008. 南岭中段中生代构造‒岩浆活动与成矿作用研究进展. 中国地质, 35(3): 436–455.

柏道远, 吴能杰, 钟响, 贾朋远, 熊雄, 黄文义. 2016. 湘西南印支期瓦屋塘岩体年代学、成因与构造环境. 大地构造与成矿学, 40(5): 1075–1091.

蔡明海, 陈开旭, 屈文俊, 刘国庆, 付建明, 印建平. 2006. 湘南荷花坪锡多金属矿床地质特征及辉钼矿Re-Os测年. 矿床地质, 25(3): 263–268.

蔡明海, 王显彬, 彭振安, 刘虎, 郭腾飞, 谭泽模, 唐龙飞. 2013. 湘南荷花坪锡多金属矿区花岗质岩石Sm-Nd同位素研究. 大地构造与成矿学, 37(3): 530–538.

蔡杨, 马东升, 陆建军, 黄卉, 章荣清, 屈文俊. 2012. 湖南邓阜仙钨矿辉钼矿铼‒锇同位素定年及硫同位素地球化学研究. 岩石学报, 28(12): 3798–3808.

陈恒, 胡瑞忠, 毕献武, 朱经经, 石少华. 2012. 赣南6722铀矿床方解石Sm-Nd等时线年龄及其地质意义. 矿物学报, 32(1): 52–59.

陈骏, 王鹤年. 2019. 地球化学. 北京: 科学出版社.

陈骏, 王汝成, 朱金初, 陆建军, 马东升. 2014. 南岭多时代花岗岩的钨锡成矿作用. 中国科学: 地球科学, 44(1): 111–121.

陈文迪, 张文兰, 王汝成, 储著银, 肖荣, 张迪, 车旭东. 2016. 桂北苗儿山‒越城岭地区独石岭钨(铜)矿床研究: 对复式岩体多时代差异性成矿的启示. 中国科学: 地球科学, 46(12): 1602–1625.

陈毓川, 王登红. 2012. 华南地区中生代岩浆成矿作用的四大问题. 大地构造与成矿学, 36(3): 315–321.

付建明, 李华芹, 屈文俊, 马丽艳, 杨晓君, 魏君奇, 刘国庆. 2008. 粤北始兴地区石英脉型钨矿成矿时代的确定及其地质意义. 大地构造与成矿学, 32(1): 57–62.

韩吟文, 马振东, 张宏飞, 张本仁, 李方林, 高山, 鲍征宇. 2003. 地球化学. 北京: 地质出版社.

何昊, 王雷, 韩润生, 许以明, 赵冻, 朱恩异, 马跃华, 蒋宗和, 任雯琪. 2023. 湘南红旗岭锡钨铅锌多金属矿区构造控矿规律及找矿预测. 大地构造与成矿学, 47(1): 115–132.

华仁民, 陈培荣, 张文兰, 陆建军. 2005. 论华南地区中生代3次大规模成矿作用. 矿床地质, 24(2): 99–107.

黄从俊. 2019. 扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究. 成都: 成都理工大学博士学位论文.

黄革非, 龚述清, 蒋希伟, 谭双喜, 黎传标, 刘东红. 2003. 湘南骑田岭锡矿成矿规律探讨. 地质通报, 22(6): 445– 451.

黄智龙, 李文博, 陈进, 许德如, 韩润生, 刘丛强. 2004. 云南会泽超大型铅锌矿床C、O同位素地球化学. 大地构造与成矿学, 28(1): 53–59.

蒋宗和. 2019. 湘南长城岭矿区风吹罗带岩体稀有金属含矿性与富集规律研究. 昆明: 昆明理工大学硕士学位论文.

金廷福, 罗伟, 李佑国, 李朋威, 孙腾蛟, 兰叶芳. 2021. 扬子西南缘大红山铁铜多金属矿床矿化方解石脉方解石Sm-Nd定年及意义. 矿物学报, 41(3): 343–354.

李红艳, 毛景文, 孙亚利, 邹晓秋, 何红蓼,杜安道. 1996. 柿竹园钨多金属矿床的Re-Os同位素等时线年龄研究. 地质论评, 42(3): 261–267.

李华芹, 路远发, 王登红, 陈毓川, 杨红梅, 郭敬, 谢才富, 梅玉萍, 马丽艳. 2006. 湖南骑田岭芙蓉矿田成岩成矿时代的厘定及其地质意义. 地质论评, 52(1): 113–121.

李堃, 吴昌雄, 汤朝阳, 段其发, 于玉帅. 2014. 湘西黔东地区铅锌矿床C、O同位素地球化学特征及其对成矿过程的指示. 中国地质, 41(5): 1608–1619.

李文博, 黄智龙, 王银喜, 陈进, 韩润生, 许成, 管涛, 尹牡丹. 2004. 会泽超大型铅锌矿田方解石Sm-Nd等时线年龄及其地质意义. 地质论评, 50(2): 189–195.

李志昌, 黄圭成. 2004. 放射性同位素地质学方法与进展. 武汉: 中国地质大学出版社: 99–101.

梁峰, 毕献武, 冯彩霞, 唐永永, 韦东晓, 戴智慧. 2016. 云南富乐铅锌矿床碳酸盐矿物化学特征及其对成矿作用的指示. 岩石学报, 32(11): 3418–3430.

林书平, 伍静, 黄文婷, 张健, 陈喜连, 梁华英. 2017. 桂东北苗儿山‒越城岭东北部界牌钨‒铜矿区成矿岩体锆石U-Pb年龄及华南加里东期成矿分析. 大地构造与成矿学, 41(6): 1116–1127.

刘丛强, 黄智龙, 李和平, 苏根利. 2001. 地幔流体及其成矿作用. 地学前缘, 8(4): 231–243.

刘家军, 何明勤, 李志明, 刘玉平, 李朝阳, 张乾, 杨伟光, 杨爱平. 2004. 云南白秧坪银铜多金属矿集区碳氧同位素组成及其意义. 矿床地质, 23(1): 1–10.

刘建明, 刘家军, 顾雪祥. 1997. 沉积盆地中的流体活动及其成矿作用. 岩石矿物学杂志, 16(4): 341–352.

刘善宝, 刘战庆, 王成辉, 王登红, 赵正, 胡正华. 2017. 赣东北朱溪超大型钨矿床中白钨矿的稀土、微量元素地球化学特征及其Sm-Nd定年. 地学前缘, 24(5): 17–30.

刘文均. 1987. 湘南泥盆系碳酸盐岩中氧、碳同位素组成特点. 地球化学, 16(3): 243–248.

刘贤红, 张术根, 钱丽华. 2015. 长城岭铅锌锑多金属矿床矿石矿物组构特征及成矿阶段划分. 南方金属, (4): 38–42.

刘协鲁, 王义天, 胡乔青, 魏然, 王瑞廷, 温深文, 陈明寿, 杨光华. 2014. 陕西省凤太矿集区柴蚂金矿床碳酸盐矿物的Sm-Nd同位素测年及意义. 岩石学报, 30(1): 271–280.

刘勇, 李廷栋, 肖庆辉, 耿树方, 王涛, 陈必河. 2012. 湘南宜章地区辉绿岩、花岗斑岩、安山岩的形成时代和成因——锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成. 地质通报, 31(9): 1363–1378.

卢友月, 付建明, 程顺波, 刘树生, 黎传标, 张利国, 马丽艳. 2015. 湘南铜山岭铜多金属矿田成岩成矿作用年代学研究. 大地构造与成矿学, 39(6): 1061–1071.

卢友月, 杨长明, 程顺波, 黄富年, 李茂平, 王兀升, 唐峰, 曹荆亚, 夏杰, 付建明, 张遵遵, 杨齐智. 2022. 湘南黄沙坪和宝山铅锌多金属矿床成矿时代及成矿物质来源: 来自闪锌矿Rb-Sr同位素的证据. 华南地质, 38(3): 472–485.

路睿, 缪柏虎, 徐兆文, 陆建军, 王汝成, 左昌虎, 赵增霞. 2017. 湖南祁东清水塘铅锌矿床成矿物质来源同位素示踪. 地质学报, 91(6): 1285–1298.

罗綷. 1987. 宜章县长城岭锑矿地质特征及成因探讨. 湖南地质, (1): 21–27.

毛景文, 陈懋弘, 袁顺达, 郭春丽. 2011. 华南地区钦杭成矿带地质特征和矿床时空分布规律. 地质学报, 85(5): 636–658.

毛景文, 谢桂青, 郭春丽, 陈毓川. 2007. 南岭地区大规模钨锡多金属成矿作用: 成矿时限及地球动力学背景. 岩石学报, 23(10): 2329–2338.

毛景文, 赫英, 丁悌平. 2002. 胶东金矿形成期间地幔流体参与成矿过程的碳氧氢同位素证据. 矿床地质, 21(2): 121–128.

毛景文, 谢桂青, 李晓峰, 张长青, 梅燕雄. 2004. 华南地区中生代大规模成矿作用与岩石圈多阶段伸展. 地学前缘, 11(1): 45–55.

彭建堂, 符亚洲, 袁顺达, 沈能平, 张东亮. 2006. 热液矿床中含钙矿物的Sm-Nd同位素定年. 地质论评, 52(5): 662–667.

彭建堂, 胡瑞忠, 蒋国豪. 2003. 萤石Sm-Nd同位素体系对晴隆锑矿床成矿时代和物源的制约. 岩石学报, 19(4): 785–791.

彭建堂, 胡瑞忠, 漆亮, 蒋国豪. 2002a. 晴隆锑矿床中萤石的稀土元素特征及其指示意义. 地质科学, 37(3): 277–287.

彭建堂, 胡瑞忠, 漆亮, 赵军红, 符亚洲. 2004. 锡矿山热液方解石的REE分配模式及其制约因素. 地质论评, 50(1): 25–32.

彭建堂, 胡瑞忠, 赵军红, 林源贤. 2002b. 锡矿山锑矿床热液方解石的Sm-Nd同位素定年. 科学通报, 47(10): 789–792.

彭建堂, 王川, 李玉坤, 胡阿香, 鲁玉龙, 陈宪佳. 2021. 湖南包金山矿区白钨矿的地球化学特征及Sm-Nd同位素年代学. 岩石学报, 37(3): 665–682.

钱丽华. 2014. 湖南宜章县背首–陈家锑铅锌多金属矿床关键成矿控制系统研究. 长沙: 中南大学硕士学位论文.

钱丽华, 张术根, 刘贤红, 黎彩凤. 2014. 湖南宜章长城岭锑铅锌多金属矿围岩蚀变特征. 矿业工程研究, 29(3): 66–70.

全铁军, 孔华, 王高, 费利东, 郭碧莹, 赵志强. 2012. 黄沙坪矿区花岗岩岩石地球化学、U-Pb年代学及Hf同位素制约. 大地构造与成矿学, 36(4): 597–606.

塔娜, 鲍甜甜, 冯一鸣, 王瑞雪. 2021. 湖南长城岭‒凤凰山地区遥感蚀变信息提取与成矿预测. 地质找矿论丛, 36(3): 328–341.

唐波浪, 刘英超, 岳龙龙, 马旺, 庄亮亮. 2023. 云南华昌山Pb-Zn矿床热液流体演化: 方解石REE及C-O同位素证据. 地质学报, 97(4): 1–16.

唐朝永, 张南锋, 周兴良, 刘利生. 2007. 湘南多金属矿集区的圈定及深大断裂构造在成矿中的控制作用. 矿产与地质, 21(5): 538–541.

田旭峰, 朱恩异, 文一卓, 王雷, 韩润生, 赵冻, 蒋宗和, 何昊, 黄亚虎, 李洋海. 2020. 湘南长城岭锑铅锌多金属矿床构造控矿规律研究. 矿产勘查, 11(9): 1860– 1872.

王登红, 陈振宇, 黄凡, 王成辉, 赵芝, 陈郑辉, 赵正, 刘新星. 2014. 南岭岩浆岩成矿专属性及相关问题探讨. 大地构造与成矿学, 38(2): 230–238.

王登红, 李华芹, 秦燕, 梅玉萍, 陈郑辉, 屈文俊, 王彦斌, 蔡红, 龚述清, 何晓平. 2009. 湖南瑶岗仙钨矿成岩成矿作用年代学研究. 岩矿测试, 28(3): 201–208.

王加昇, 温汉捷. 2015. 贵州交犁‒拉峨汞矿床方解石Sm-Nd同位素年代学. 吉林大学学报(地球科学版), 45(5): 1384–1393.

王雷, 蒋宗和, 韩润生, 田旭峰, 李洋海, 朱恩异, 丁金金, 黄亚虎. 2019. 湘南长城岭矿区首次发现超大型铷矿床. 昆明理工大学学报(自然科学版), 44(4): 1–4.

伍式崇, 洪庆辉, 龙伟平, 罗郧. 2009. 湖南锡田钨锡多金属矿床成矿地质特征及成矿模式. 华南地质与矿产, (2): 1–6.

谢桂青, 毛景文, 张长青, 李伟, 宋世伟, 章荣清. 2021. 华南地区三叠纪矿床地质特征、成矿规律和矿床模型. 地学前缘, 28(3): 252–270.

谢银财, 陆建军, 杨平, 马东升, 徐兆文, 章荣清, 蔡杨, 丁腾. 2015. 湘南宝山铅锌矿床硫、铅、碳、氧同位素特征及成矿物质来源. 矿床地质, 34(2): 333–351.

许雪冰. 2013. 湖南省宜章县长城岭锑矿床地质特征与成矿机制研究. 长沙: 中南大学硕士学位论文.

姚军明, 华仁民, 林锦富. 2006. 湘南宝山矿床REE、Pb-S同位素地球化学及黄铁矿Rb-Sr同位素定年. 地质学报, 80(7): 1045–1054.

杨帆, 黄小龙, 李洁. 2018. 华南长城岭晚白垩世斜斑玄武岩的岩浆作用过程与岩石成因制约. 岩石学报, 34(1): 157–171.

游先军. 1998. 宜章长城岭矿田铅锌银矿床地质特征. 湖南地质, 17(3): 150–154.

于皓丞, 李俊, 邱昆峰, 勾宗洋, 耿建珍, 刘文刚, 庞瑶, 王博雄. 2019. 西秦岭甘南早子沟金锑矿床白云石Sm-Nd同位素地球化学及其意义. 岩石学报, 35(5): 1519–1531.

袁顺达. 2017. 南岭钨锡成矿作用几个关键科学问题及其对区域找矿勘查的启示. 矿物岩石地球化学通报, 36(5): 736–749.

袁顺达, 刘晓菲, 王旭东, 吴胜华, 原垭斌, 李雪凯, 王铁柱. 2012a. 湘南红旗岭锡多金属矿床地质特征及Ar-Ar同位素年代学研究. 岩石学报, 28(12): 3787–3797.

袁顺达, 彭建堂, 李向前, 彭麒麟, 符亚洲, 沈能平, 张东亮. 2008. 湖南香花岭锡多金属矿床C、O、Sr同位素地球化学. 地质学报, 82(11): 1522–1530.

袁顺达, 张东亮, 双燕, 杜安道, 屈文俊. 2012b. 湘南新田岭大型钨钼矿床辉钼矿Re-Os同位素测年及其地质意义. 岩石学报, 28(1): 27–38.

翟裕生, 邓军, 王建平, 彭润民, 刘家军, 杨立强. 2004. 深部找矿研究问题. 矿床地质, 23(2): 142–149.

张术根, 刘贤红, 朱书林. 2015. 宜章县长城岭燕山期两类岩浆岩的岩石学及构造背景. 中国有色金属学报, 25(12): 3473–3487.

张术根, 钱丽华, 刘贤红. 2014. 宜章县长城岭浅成花岗质岩浆隐爆机制及找矿意义探讨. 岩石矿物学杂志, 33(4): 707–719.

赵健荣. 2006. 长城岭铅锌银多金属矿田地质特征及找矿方向初探. 湖南有色金属, 22(4): 1–5.

郑明泓, 邵拥军, 刘忠法, 张宇, 邹艳红, 冯雨周. 2016. 大垅铅锌矿床硫化物Rb-Sr同位素和主微量成分特征及矿床成因. 中南大学学报(自然科学版), 47(11): 3792–3799.

周家喜, 黄智龙, 周国富, 曾乔松. 2012. 黔西北天桥铅锌矿床热液方解石C、O同位素和REE地球化学. 大地构造与成矿学, 36(1): 93–101.

周永章, 李兴远, 郑义, 沈文杰, 何俊国, 虞鹏鹏, 牛佳, 曾长育. 2017. 钦杭结合带成矿地质背景及成矿规律. 岩石学报, 33(3): 667–681.

朱恩异, 王雷, 任涛, 韩润生, 蒋宗和, 何昊, 黄亚虎. 2022.湘南长城岭矿区塘下垄花岗斑岩地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素特征. 大地构造与成矿学, 46(6): 1200–1217.

朱恩异, 王雷, 任涛, 肖庆飞, 韩润生, 谢贤, 蒋宗和, 李洋海. 2021. 湘南长城岭超大型铷铌钽矿金属元素赋存状态及规律. 中南大学学报(自然科学版), 52(3): 1040–1047.

朱书林, 张术根, 李凯林. 2015. 宜章长城岭铅锌多金属矿床成矿构造. 矿业工程研究, 30(1): 56–63.

Ballentine C J, Burgess R, Marty B. 2002. Tracing fluid origin, transport and interaction in the crust., 47(1): 539–614.

Bau M, Dulski P. 1995. Comparative study of yttrium and rare- earth element behaviours in fluorine-rich hydrothermal fluids., 119(2): 213–223.

Bell K, Anglin C D, Franklin J M. 1989. Sm-Nd and Rb-Sr isotope systematics of scheelites: Possible implications for the age and genesis of vein-hosted gold deposits., 17(6): 500–504.

Brugger J, Maas R, Lahaye Y, McRae C, Ghaderi M, Costa S, Lambert D, Bateman R, Prince K. 2002. Origins of Nd-Sr-Pb isotopic variations in single scheelite grains from Archaean gold deposits, Western Australia., 182(2–4): 203–225.

Cao J Y, Wu Q H, Yang X Y, Kong H, Li H, Xi X S, Huang Q F, Liu B. 2018. Geochronology and genesis of the Xitian W-Sn polymetallic deposit in eastern Hunan Province, South China: Evidence from zircon U-Pb and muscovite Ar-Ar dating, petrochemistry, and wolframite Sr-Nd-Pb isotopes., 8(3), 111.

Chen Y J, Fu S G. 1991. Variation of REE patterns in early Precambrian sediments-theoretical-study and evidence from the southern margin of the north china craton., 36(13): 1100–1104.

Chen Y J, Zhao Y C. 1997. Geochemical characteristics and evolution of REE in the Early Precambrian sediments: Evidence from the southern margin of the North China Craton., 20(2): 109–116.

Cherniak D J. 1998. REE diffusion in calcite., 160(3–4): 273–287.

Chesley J T, Halliday A N, Kyser T K, Spry P G. 1994. Direct dating of Mississippi valley-type mineralization — Use of Sm-Nd in fluorite., 89(5): 1192– 1199.

Darbyshire P F, Pitfield E J, Campbell D G. 1996. Late Archean and Early Proterozoic gold-tungsten mineralizationin the Zimbabwe Archean craton: Rb-Sr and Sm-Nd isotope constraints., 24(1): 19–22.

Elzinga E J, Reeder R J. 2002. X-ray absorption spectroscopystudy of Cu2+and Zn2+adsorption complexes at the calcitesurface: Implications for site-specific metal incorporation preferences during calcite crystal growth., 66(22): 3943–3954.

Escayola M P, Pimentel M M, Armstrong R. 2007. Neoproterozoic backarc basin: Sensitive high-resolution ion microprobe U-Pb and Sm-Nd isotopic evidence from the Eastern Pampean Ranges, Argentina., 35(6): 495–498.

Faure G. 1977. Principles of Isotope Geology. Chichester: Wiley.

Friedman I, O’Neil J R. 1977. Compilation of Stable Isotope Fractionation Factors of Geochemical Interest. USGovernment Printing Office.

Fryer B J, Taylor R P. 1984. Sm-Nd direct dating of the Collins Bay hydrothermal uranium deposit, Saskatchewan., 12(8): 479–482.

Hatherton T, Dickinson W R. 1969. The relationship betweenandesitic volcanism and seismicity in Indonesia, the Lesser Antilles, and other island arcs., 74(22): 5301–5310.

Hoefs J. 1997. Stable Isotope Geochemistry. Berlin: Springer.

Hu R Z, Fu S L, Huang Y, Zhou M F, Xiao J F, Fu S H, Zhao C H, Wang Y J, Bi X W. 2017. The giant South China Mesozoic low-temperature metallogenic domain: Reviews and a new geodynamic model., 137: 9–34.

Hu R Z, Zhou M F. 2012. Multiple Mesozoic mineralization events in South China — An introduction to the thematic issue., 47: 579–588.

Hu X J, Li H, Förster M W, Elatikpo S M, Kong H, Wu J H, Zhu D P. 2023. Using apatite to differentiate metallogenic potential and environment of granitic rocks: A case study from the Tongshanling W-Sn-Cu-Pb-Zn ore field, Nanling Range (South China)., 245(23): 107–143.

Jiang W C, Li H, Evans N J, Wu J, Cao J. 2018. Metal sources of world-class polymetallic W-Sn skarns in theNanling Range, South China: Granites versus sedimentary rocks?, 8(7), 265.

Li B, Zhou J X, Huang Z L, Yan Z F, Bao G P, Sun H R. 2015. Geological, rare earth elemental and isotopic constraintson the origin of the Banbanqiao Zn-Pb deposit, southwest China., 111: 100–112.

Li J, Li N, Wang M Y, Song Y X, Tang Z Y, Zhang P, Wang G, Zhang L P. 2022. Formation of the Miaoan Au-polymetallicdeposit in the Northern Taihang Mountain, North ChinaCraton: Ore geology, geochronological and geochemical perspectives., 12(9), 1144.

Li Z X, Li X H. 2007. Formation of the 1300-km-wide intracontinental orogen and postorogenic magmatic province in Mesozoic South China: A flat-slab subduction model., 35(2): 179–182.

Liang X L, Dong C G, Jiang Y, Wu S C, Zhou Y, Zhu H F, Fu J G, Wang C, Shan Y H. 2016. Zircon U-Pb, molybdenite Re-Os and muscovite Ar-Ar isotopic dating of the Xitian W-Sn polymetallic deposit, eastern Hunan Province, South China and its geological significance., 78: 85–100.

Lüders V, Mller P, Dulski P. 1993. REE fractionation in carbonates and fluorite., 30: 133–150.

Ma Y J, Liu C Q. 1999. Trace element geochemistry during chemical weathering., 44(24): 2260–2263.

Mao J W, Cai Y B, Chen M H, Pirajno F. 2013. Major types and time-space distribution of Mesozoic ore deposits in South China and their geodynamic settings., 48(3): 267–294.

Mao J W, Xie G Q, Bierlein F, Qü W J, Du A D, Ye H S, Pirajno F, Li H M, Guo B J, Li Y F, Yang Z Q. 2008. Tectonic implications from Re-Os dating of Mesozoic molybdenum deposits in the East Qinling-Dabie orogenic belt., 72(18): 4607– 4626.

Mao J W, Xie G Q, Duan C, Pirajno F, Ishiyama D, Chen Y. 2011. A tectono-genetic model for porphyry-skarn- stratabound Cu-Au-Mo-Fe and magnetite-apatite deposits along the Middle-Lower Yangtze River Valley, Eastern China., 43(1): 294–314.

Maruyama S, Send T. 1986. Orogeny and relative plate motions: Example of the Japanese Islands., 127(3–4): 305–329.

Ohmoto H. 1972. Systematics of sulfur and carbon isotopes in hydrothermal ore deposits., 67(5): 551–578.

Möller P, Parekh P P, Schneider H J. 1976. The application of Tb/Ca-Tb/La abundance ratios to problems of fluorspar genesis., 11(1): 111–116.

Peng J T, Hu R Z, Burnard P G. 2003. Samarium-neodymium isotope systematics of hydrothermal calcites from the Xikuangshan antimony deposit (Hunan, China): The potential of calcite as a geochronometer., 200(1–2): 129–136.

Peng J T, Hu R Z, Lin Y X, Zhao J H. 2002. Sm-Nd isotope dating of hydrothermal calcites from the Xikuangshan antimony deposit, Central Hunan., 47(13): 1134–1137.

Peng J T, Zhou M F, Hu R Z, Shen N P, Yuan S D, Bi X W, Du A D, Qu W J. 2006. Precise molybdenite Re-Os and mica Ar-Ar dating of the Mesozoic Yaogangxian tungstendeposit, central Nanling district, South China., 41(7): 661–669.

Pi Q H, Hu R Z, Xiong B, Li Q L, Zhong R C. 2017.SIMS U-Pb dating of hydrothermal rutile: Reliable age for the Zhesang Carlin-type gold deposit in the golden triangle region, SW China., 52(8): 1179–1190.

Su W C, Hu R Z, Xia B, Xia Y, Liu Y P. 2009. Calcite Sm-Nd isochron age of the Shuiyindong Carlin-type gold deposit, Guizhou, China., 258(3–4): 269–274.

Subías I, Fernández-Nieto C. 1995. Hydrothermal events in the Valle de Tena (Spanish Western Pyrenees) as evidenced by fluid inclusions and trace-element distribution from fluorite deposits., 124(3–4): 267–282.

Sun S S, McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes.,,, 42(1): 313–345.

Sun T, Zhou X M, Chen P R, Li H M, Zhou H Y, Wang Z C, Shen W Z. 2005. Strongly peraluminous granites of Mesozoic in Eastern Nanling Range, southern China: Petrogenesis and implications for tectonics.(), 48(2): 165–174.

Sverjensky D A. 1984. Europium redox equilibria in aqueoussolution., 67(1): 70–78.

Taylor H P, Frechen J, Degens E T. 1967. Oxygen and carbon isotope studies of carbonatites from the Laacher See District, West Germany and the Alnö District, Sweden., 31(3): 407–430.

Veizer J, Hoefs J. 1976. The nature of O18/O16and C13/C12secular trends in sedimentary carbonate rocks., 40(11): 1387–1395.

Wang C Y, Han R S, Huang J G, Xu S H, Ren T. 2019. The40Ar-39Ar dating of biotite in ore veins and zircon U-Pb dating of porphyrtic granite dyke in the Nanyangtian tungsten deposit in SE Yunnan, China., 114(4): 103–133.

Wang D H, Chen Y C, XU J, Yang J M, Xue C J, Yan S H. 2000. Cenozoic mineralization in China, as a key to past mineralization and a clue to future prospecting.(), 74(3): 478–484.

Wang J S, Wen H J, Fan H F, Zhu J J. 2012. Sm-Nd geochronology, REE geochemistry and C and O isotope characteristics of calcites and stibnites from the Banian antimony deposit, Guizhou Province, China., 46(5): 393–407.

Wei W, Song C, Hou Q L, Chen Y, Faure M, Yan Q R, Liu Q, Sun J F, Zhu H F. 2018. The Late Jurassic extensional event in the central part of the South China Block — Evidence from the Laoshan’ao shear zone and XiangdongTungsten deposit (Hunan, SE China)., 60(11–14): 1644–1664.

Wood S A. 1990. The aqueous geochemistry of the rare-earthelements and yttrium: 1. Review of available low-temperature data for inorganic complexes and the inorganic REE speciation of natural waters., 82: 159–186.

Xie G Q, Mao J W, Li W, Fu B, Zhang Z Y. 2019. Granite- related Yangjiashan tungsten deposit, southern China., 54: 67–80.

Xiong Y Q, Shao Y J, Cheng Y, Jiang S Y. 2020. Discrete Jurassic and cretaceous mineralization events at the Xiangdong W(-Sn) deposit, Nanling Range, South China., 115(2): 385–413.

Yuan S D, Peng J T, Hao S, Li H M, Geng J Z, Zhang D L. 2011.LA-MC-ICP-MS and ID-TIMS U-Pb geochronology of cassiterite in the giant Furong tin deposit, Hunan Province, South China: New constraints on the timing of tin-polymetallic mineralization., 43: 235–242.

Yuan S D, Peng J T, Hu R Z, Li H M, Shen N P, Zhang D L. 2008. A precise U-Pb age on cassiterite from the Xianghualing tin-polymetallic deposit (Hunan, South China)., 43(4): 375–382.

Zhang R Q, Lu J J, Wang R C, Yang P, Zhu J C, Yao Y, Gao J F, Li C, Lei Z H, Zhang W L, Guo W M. 2015. Constraintsofzircon and cassiterite U-Pb, molybdenite Re-Os and muscovite40Ar-39Ar ages on multiple generations of granitic magmatism and related W-Sn mineralization in the Wangxianling area, Nanling Range, South China., 65: 1021–1042.

Zhao Z Y, Hou L, Ding J, Zhang Q M, Wu S Y. 2017. A genetic link between late cretaceous granitic magmatism and Sn mineralization in the southwestern south china block: A case study of the Dulong sn-dominant polymetallic deposit., 93: 268–289.

Zhou X M, Sun T, Shen W Z, Shu L S, Niu Y L. 2006. Petrogenesis of Mesozoic granitoids and volcanic rocks in South China: A response to tectonic evolution., 29(1): 26–33.

Zhu D P, Li H, Tamehe L S, Jiang W C, Wang C, Wu K Y. 2022. Two-stage Cu-Pb-Zn mineralization of the Baoshan deposit in southern Hunan, South China: Constraints from zircon and pyrite geochronology and geochemistry., 241, 107070.

Sm-Nd Isotope Chronology, Geochemical Characteristics and Significance of Calcite from the Changchengling Sb-Pb-Zn Deposit and Geological Significance in Hunan, Southern China

WANG Lei1, XU Jiajin1, REN Wenqi1, ZHU Enyi2, JIANG Zonghe3

(1. Faculty of Land Resources Engineering, Kunming University of Science and Technology, Kunming 650093, Yunnan, China; 2. Energy Bureau of Hezhang County, Bijie 553206, Guizhou, China; 3. Bureau of Geophysical Prospecting INC., CNPC, Chengdu 610000, Sichuan, China)

The Changchengling deposit is located on the overlapping portion of the Nanling and Qinhang metallogenic belts, which is characterized by multiple stages of magmatism and the associated mainly Sb-Pb-Zn mineralization. In order to determine the age of mineralization, source of ore-forming materials, and characteristics of ore-forming fluids of the deposit, we carried out Sm-Nd isotope chronology, C-O isotope, and trace element analyses of the calcite samples from the main mineralization period. The calcite Sm-Nd isotope isochron yielded an age of 151.5±3.2 Ma, therefore, the Sb-Pb-Zn metallogenic system is part of the Nanling Yanshanian mineralization explosion which is irrelevant to the granite porphyry Rb mineralization (222.5±1.8 Ma). The calcite samples from different mineral assemblages have similar REE patterns and Y/Ho-La/Ho distribution characteristics, which indicate that they are homologous hydrothermal products. The decreasing REE contents of the early to late stage calcite samples and the negative Eu anomalies may reflect the signature of the ore-forming fluids. The hydrothermal calcite has13CPDBvalues ranging from −5.12‰ to −0.63‰, and18OSMOWranging from 3.80‰ to 12.69‰, indicating a deep mantle origin for the ore-forming CO2. The hydrothermal calcite samples haveNd() values ranging from −12.48 to −12.37, implying that the ore-forming material was formed by crust-mantle mixing. Comprehensive research reveals that the antimony lead zinc deposit and granitic porphyry Rb deposit formed in different periods, therefore, a hidden Yanshanian intrusion may exist in the mining area, and thus the area may have a promising prospecting potential.

Nanling metallogenic belt; calcite; Sm-Nd isotope chronology; C-O isotopes; REE

10.16539/j.ddgzyckx.2023.05.002

2023-05-15;

2023-06-24

国家重点研发计划课题(2018YFC0603902)、国家自然科学基金项目(42362009)和云南省兴滇英才支持计划“青年人才”专项联合资助。

王雷(1983–), 教授, 博士生导师, 从事矿床学与找矿预测研究。E-mail: kust_wanglei@kust.edu.cn

P611; P597

A

1001-1552(2023)05-0933-020