赣东北牛角坞钨多金属矿床地质、年代学和地球化学*

李陈浩 赵正 刘善宝 陈振宇 王成辉 许建祥 邓迪

1.自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室,中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037 2.江西省自然资源厅,南昌 330025

钨是国际上重点关注的关键金属,是我国最为重要的战略性矿产资源之一,它在军事、高端制造、医药卫生和光电材料等诸多领域发挥着不可替代的重要作用(毛景文等,2019; Zhaoetal.,2021)。我国是全球钨资源最为丰富的国家,近年来江南造山带中新发现的朱溪、阳储岭、大湖塘等大型-超大型钨矿床所探明的资源量已超600万t (毛景文等,2020; 郑瑜林等,2022)。牛角坞矿床构造上处于江南造山带东段,是赣东北矿集区的重要组成,是近年勘查取得重要突破的又一钨多金属矿床,目前已揭露浅部石英脉型钨矿脉带和深部细脉浸染型厚大钨矿体,其深部仍具有重要的资源潜力。

20世纪70年代,江西省地质局在赣东北地区开展瓷石矿勘查工作中发现了牛角坞矿床。近年矿山通过深部勘查,揭露了牛角坞矿床隐伏花岗闪长斑岩和接触带厚大白钨矿体,估算资源量达中型以上,WO3平均品位为0.26%(江西有色地质勘查四队,2019(1)江西有色地质勘查四队.2019.江西省浮梁县牛角钨矿区瓷石矿、钨矿资源储量核实报告; 朱聪等,2019)。牛角坞矿床浅部石英脉型和深部细脉浸染型矿体矿种均为白钨矿,含矿岩浆岩为花岗闪长斑岩,其矿化结构和成矿岩浆岩明显区别于赣南的“五层楼+地下室”勘查模型和赣北的“大湖塘”成矿模式(赵正等,2017; Zhaoetal.,2021),其成因机制和成矿模式具有重的要研究意义。本文在详细的矿床地质和野外编录工作基础上,首先厘定了牛角坞矿床矿化分带特征和成矿阶段,应用LA-ICP-MS锆石U-Pb法确定了成矿相关岩浆岩时代,并对其岩石地球化学和白钨矿矿物学开展了系统研究,探讨了其岩浆源区特征、成矿热液环境及其演化过程,通过与朱溪和大湖塘等矿床对比,进一步探讨了牛角坞矿床的成矿动力学背景。这为赣东北矿集区钨成矿规律研究和牛角坞钨多金属矿床下一步工作部署提供了新的理论依据。

1 成矿地质背景

牛角坞矿床位于江南造山带东段,区域地层主要由前寒武纪基底和显生宙盖层组成(图1)。其中,前寒武纪基底为大量的新元古代沉积岩与少量的新元古代蛇绿岩;志留系-上三叠统的海相碎屑岩与碳酸盐岩、中三叠统-下侏罗统的近海碎屑岩和中-上侏罗统的沉积岩及火山岩组成了上覆的显生宙盖层(Yeetal.,2007; Zhaoetal.,2011; Zhangetal.,2020; Songetal.,2021)。江南造山带东段经历了新元古代前寒武纪基底的形成、古生代南华裂谷的发育和中生代的碰撞造山三个主要构造演化阶段(薛怀民,2021),并发育多期次、多旋回的岩浆活动,尤以晋宁期和燕山期最为强烈(陆慧娟等,2007)。晋宁期受板块俯冲的影响,部分玄武质岩浆与古老地壳物质混杂形成新下地壳(薛怀民,2021),并形成了大量的岛弧型火山-侵入杂岩,如赣西北九岭岩体(840～800Ma),皖南的许村岩体(850Ma)、歙县岩体(838Ma)、休宁岩体(826Ma)、灵山岩体(823Ma)和莲花山岩体(814Ma)等(薛怀民等,2010)。燕山期受古太平洋板块俯冲影响,赣东北区域整体处于伸展减薄的构造体系下(舒良树,2012),带内强烈的壳幔相互作用和剧烈的岩浆活动形成了如赣北朱溪(144Ma)、大湖塘(148Ma)、阳储岭(145Ma)、珍珠山(129Ma)和东坪(133Ma)等岩浆侵入体(李岩等,2014; 刘战庆等,2016; 刘善宝等,2017; 胡正华等,2018; 曾庆权等,2019; 李宏伟等,2021)。区域内的燕山期花岗质侵入体与钨成矿作用最为密切(Maoetal.,2017; Su and Jiang,2017)。

图1 江南造山带地质简图(据Mao et al.,2017修改)

2 矿床地质

牛角坞矿区出露地层主要为元古界板桥组(Ptb),侏罗系月潭组(J1y)和第四系(Q)(图2)。矿区发育北东向(F2、F3和F5)和北西向(F8和F9)两组断裂。北东向断裂为主要控矿和容矿断裂:F2断裂倾向230°,倾角∠60°～65°,充填花岗闪长斑岩脉,部分断裂接触带上存在角砾岩;F3断裂倾向230°,倾角∠65°,可见花岗闪长斑岩脉填充,断裂上盘发育细晶岩脉,部分下盘断裂接触带上存在角砾岩;F5断裂为压扭性断裂,倾向235°,倾角∠60°～70°,有花岗闪长斑岩脉填充。矿区岩浆岩发育,岩性主要为花岗闪长斑岩、细晶岩,其次为石英闪长岩和辉绿岩,其中花岗闪长斑岩脉与白钨矿化关系最为密切。

图2 牛角坞矿床地质简图(据江西有色地质勘查四队,2019修改)

2.1 矿体特征

牛角坞矿区钨矿化类型为白钨矿化,目前发现的白钨矿矿体共7条,可简划为深部主矿带和浅部零星矿体:主矿带分布在深部花岗闪长斑岩岩体与地层的内外接触带,带上可见大量浸染状白钨矿,矿带产状受接触界面所控制;浅部零星矿体为呈细脉状或透镜状的石英脉,脉中可见团块状白钨矿,矿体整体产状150°∠61°(图3)。

图3 牛角坞矿床钻孔联合剖面图(据江西有色地质勘查四队,2019修改)

2.2 矿石特征

牛角坞矿床主要矿石类型为细脉浸染型白钨矿和石英脉型白钨矿。矿石矿物组合主要为白钨矿、黄铜矿、磁黄铁矿、黄铁矿和闪锌矿,含少量的毒砂、辉铋矿和自然铋;脉石矿物组合主要为石英、白云母、方解石和萤石等;矿石结构主要为交代结构、出溶结构和自形-半自形结构等;矿石构造主要为团块状和浸染状(图4、图5、图6)。

图4 牛角坞矿床360中段细脉浸染型白钨矿和石英脉型白钨矿矿化特征照片

图5 牛角坞矿床样品手标本特征及镜下矿物结构照片

图6 牛角坞矿床偏光镜下典型矿物结构特征照片

2.3 围岩蚀变和成矿阶段

矿区主要蚀变为硅化、云英岩化和硅钙角岩化,其次为绢云母化、碳酸岩化和绿泥石化等。不同类型白钨矿的蚀变特征有所区别,深部细脉浸染型白钨矿蚀变类型主要为硅钙角岩化,部分接触带存在少量的硅化;浅部石英脉型白钨矿蚀变类型为硅化和云英岩化,局部有少量的绢云母化。

牛角坞矿床成矿阶段据矿物组合和穿插关系可划分为岩浆阶段和热液阶段(图7)。石英贯穿整个成矿过程,岩浆阶段形成角闪石和斜长石等脉石矿物。热液阶段可进一步划分为三个阶段:阶段Ⅰ成矿流体在深部形成浸染状白钨矿(图4a),在浅部形成团块状白钨矿并伴生白云母和少量萤石(图4b);阶段Ⅱ成矿流体在浅部形成团块状闪锌矿、磁黄铁矿与浸染状白钨矿,含少量的黄铜矿和黄铁矿(图4c);阶段Ⅲ成矿流体在浅部浸染状硫化物,如黄铁矿、黄铜矿与磁黄铁矿,含有少量的毒砂、辉铋矿和自然铋(图4c)。

图7 牛角坞矿床矿物生成次序表

3 样品采集和实验方法

3.1 样品采集及其岩石学特征

于ZK1203号钻孔398m处采集3件花岗闪长斑岩样品(图5a),主要用于主量元素与微量元素测试、锆石U-Pb定年和锆石原位Hf同位素测试。

花岗闪长斑岩整体呈灰白色,斑状结构,块状构造,矿物斑晶较大,约占60%,主要由斜长石(40%)和角闪石(20%)组成(图5g):斜长石为自形-半自形结构,粒度为0.1～0.5mm,可见明显聚片双晶,角闪石自形-半自形结构,粒度为0.2～0.4mm;基质约占40%,细粒结构,主要为石英(30%)、少量钾长石(4%)和黑云母(3%)。

于ZK100-1号钻孔540m处采集1件细脉浸染型白钨矿(图5b),360中段采集5件石英脉型白钨矿(图5c,d)。白钨矿样品主要用于电子探针和LA-ICP-MS测试。细脉浸染型白钨矿手标本整体呈浅灰黑色,在紫外灯下白钨矿呈现黄色-蓝色荧光,颗粒粒径较小,粒度为0.2～0.3mm(图5e),斑状结构,块状构造,主要矿物有斜长石、角闪石、石英和白钨矿(图5h)。石英脉型白钨矿手标本整体呈白色,白钨矿在紫外灯下呈现亮蓝白色荧光,颗粒粒径较大,粒度为2～3mm (图5f),主要矿物有石英、白钨矿、黄铁矿、黄铜矿和磁黄铁矿(图5i)。

3.2 分析方法

3.2.1 全岩主量元素和微量元素分析

全岩地球化学主量元素和微量元素分析在贵州同微测试实验室进行。主量元素由波长分散X射线荧光光谱法(WD-XRFS)测定,分析仪器为飞利浦PW2400光谱仪;微量元素由四级杆型电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)测定,分析仪器为美国Perkin-Elmer公司生产的ELAN 9000/DRC-e质谱仪。主量和微量元素分析精度均优于10%,其中稀土元素分析精度优于5%,具体操作流程及分析方法参考(Qietal.,2000)。

3.2.2 LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年和原位Hf同位素测试

对花岗岩样品进行机械破碎、清洗、筛选、磁选和重选,并在双目镜下挑选颗粒较大晶形较好的锆石。将挑选好的锆石制靶,用于阴极发光、LA-ICP-MS锆石U-Pb分析和锆石Hf同位素测试。

锆石U-Pb测试工作在国家地质实验测试中心进行,所用仪器为Neptune Plus MC-ICP-MS与NWR 193TM激光剥蚀系统,后期数据处理采用Iolite4软件,并利用Isoplot 4.0程序绘制锆石年龄谐和图。详细实验流程可参见文献(侯可军等,2009)。

锆石原位Hf同位素测试于国家地质实验测试中心开展。锆石Lu-Hf同位素所用仪器为Neptune Plus MC-ICP-MS与NWR 193TM激光剥蚀系统,分析束斑直径为30μm,频率为6Hz,剥蚀时间为31s。详细的分析流程及校正方法参见文献(Wuetal.,2006)。

3.2.3 白钨矿主量和微量元素分析

背散射电子图像(BSE)拍摄和电子探针分析在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室进行。仪器型号为日本公司生产的JEOL JXA-iHP200F场发射电子探针。测试条件为:加速电压为15kV,电流为15nA,束斑直径为1μm,仪器的检测限制为0.01%～0.05%。测试元素包括WO3、CaO、MoO3等,采用ZAF校正法。

白钨矿原位微量元素分析在国家地质实验测试中心完成。使用仪器为Agilent公司生产的8900 ICP-MS Triple Quad,配合NWR 193TM激光剥蚀系统,实验采用He作为剥蚀物质的载气,激光束斑直径为50μm,脉冲频率8Hz,剥蚀时间为50s,校正方法是在外部完成,每10个样品使用2个NIST SRM 610和1个NIST SRM 612,以Ca作为内部标准校正仪器漂移,使用ICP-MSDataCal 11.4程序对数据进行处理(Lietal.,2018)。

4 测试结果

4.1 岩石地球化学特征

牛角坞花岗闪长斑岩主量元素分析结果见表1。从表1可知,岩石富硅(SiO2=69.95%～73.61%)、富铝(Al2O3=13.04%～14.58%),落在花岗闪长岩和花岗(斑)岩的分界线上(图8a)。全碱较高,Na2O+K2O为6.01%～6.69%(平均为6.24%),为钙碱性岩体(图8b)。A/CNK值为1.12～1.21,属于过铝质花岗岩(图8c)。

表1 牛角坞矿床花岗闪长斑岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

图8 赣北花岗岩系列地球化学图解

牛角坞花岗闪长斑岩稀土元素和微量元素见表1。稀土总量(∑REE)为101.8×10-6～123.8×10-6;(La/Yb)N比值为34.41～37.10,轻重稀土分异较为明显,具有弱Eu负异常(0.78～0.80);球粒陨石标准化稀土元素配分曲线表现出明显的轻稀土富集、重稀土亏损的特征(图9a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图9b),牛角坞花岗闪长斑岩富集Rb、Th、U等大离子亲石元素(LILE),亏损Nb、Ti等高场强元素(HFSE)。

图9 赣北花岗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)

4.2 锆石U-Pb年代学

牛角坞花岗闪长斑岩样品锆石主要为自形粒状结构,长度约为100μm,宽度约为50μm,长宽比为2:1,整体颗粒粒度较小。阴极发光(CL)图像上,锆石颜色普遍较暗,主要为灰黑色,普遍具有环带结构(图10a)。本次共测得41颗锆石年龄,根据锆石206Pb/238U年龄可分为三组:第一组206Pb/238U年龄在137～157Ma之间,共13颗;第二组206Pb/238U年龄在700～916Ma之间,共26颗;第三组共2颗锆石,206Pb/238U年龄分别为1822Ma和2001Ma (表2)。第一组锆石具备较为明显的岩浆环带,呈柱状或长柱状,少量具有核边结构,为岩浆成因锆石,可代表岩体侵位年龄;第二组锆石具备弱的岩浆环带特征,呈圆卵状,边缘可见溶蚀现象,为继承锆石;第三组锆石具备弱的岩浆环带特征,呈圆卵状,具有核边结构和溶蚀现象,为继承锆石。因此,第一组锆石年龄代表牛角坞花岗闪长斑岩成岩年龄。在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图中(图10b),锆石数据大部分偏离一致曲线,落在曲线下方,表明锆石存在放射性Pb的丢失,因此,206Pb/238U的年龄更能反映牛角坞花岗闪长斑岩成岩年龄,得到其加权平均年龄为149.1±0.6Ma (图10c)。

图10 牛角坞花岗闪长斑岩典型锆石阴极发光(CL)图像(a)、锆石U-Pb年龄谐和图(b)和206Pb/238U加权平均年龄图(c)

4.3 锆石Hf同位素

三组锆石年龄中,由于第三组锆石颗粒较少,因此仅对前两组锆石进行原位锆石Hf同位素测定。由表3可以看出,锆石的176Hf/177Hf比值较为稳定,第一组锆石主要介于0.281672～0.282558,第二组锆石则为0.282255～0.282582。第一组锆石εHf(t)为-15.2～-3.2之间(除-38.9以外),其tDM为840～1297Ma(除2201Ma以外),t2DM为1289～2054Ma(除3538Ma以外)。第二组锆石εHf(t)为-18.3～-7.3之间,tDM为951～1393Ma,t2DM为1553～2248Ma。

4.4 白钨矿矿物学

牛角坞白钨矿呈现出半自形-他形粒状结构,在BSE图像中(图11),石英脉型白钨矿整体呈现灰白-灰黑色,亮度较为均一,表面多具溶蚀孔洞,无明显的环带结构。细脉浸染型白钨矿整体呈现灰白色,亮度均一,无明显的环带结构特征。

图11 牛角坞矿床典型白钨矿背散射电子图像

牛角坞白钨矿主量元素见表4,石英脉型白钨矿WO3含量介于79.52%～80.69%之间,CaO含量介于19.77%～20.38%之间,MoO3含量介于0～0.11%,其余元素含量均<1%;细脉浸染型白钨矿WO3含量介于79.66%～80.50%之间,CaO含量介于19.75%～20.10%之间,MoO3含量介于0%～0.10%,其余元素含量均<1%。表明来自不同矿化阶段的白钨矿在主量元素的丰度上没有较大的区别。

表4 牛角坞矿床白钨矿电子探针数据(wt%)

牛角坞白钨矿稀土元素和微量元素含量见表5和表6,石英脉型白钨矿和细脉浸染型白钨矿表现出明显不相同的稀土元素配分模式(图12a,b),石英脉型白钨矿表现出为平坦型,LREE轻度富集,MREE和HREE轻微亏损,具有明显的正Eu异常,稀土含量变化较大(59.02×10-6～720.3×10-6),平均∑REE为372.3×10-6,含量中等;细脉浸染型白钨矿表现为左倾型,LREE亏损,MREE明显富集,HREE明显亏损,具有明显的负Eu异常。稀土含量变化较大(400.7×10-6～864.9×10-6),平均∑REE为663.1×10-6,含量较高。

表5 牛角坞矿床白钨矿稀土元素数据(×10-6)

表6 牛角坞矿床白钨矿微量元素数据(×10-6)

图12 牛角坞矿床石英脉型白钨矿(a)和细脉浸染型白钨矿(b)球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(标准化值据Sun and McDonough,1989)

5 讨论

5.1 成岩成矿时代

牛角坞石英脉型和细脉浸染型矿体均产出于隐伏花岗闪长斑岩内外接触带,说明牛角坞花岗闪长斑岩与两类钨矿化成因关系密切。本次工作获得了牛角坞赋矿花岗闪长斑岩的成岩年龄为149.1±0.6Ma,指示区内钨多金属成岩成矿作用发生于燕山早期阶段。结合江南造山带东段已有的年代学研究成果,如朱溪矽卡岩型钨矿床形成于144Ma、东源斑岩型钨矿床为149Ma、永平矽卡岩型钨矿床为160Ma、徐山石英脉型钨矿床为147Ma、阳储岭斑岩型钨矿床为145Ma、东坪石英脉型钨矿床为133Ma、香炉山矽卡岩型钨矿床为124Ma和虎形山云英岩型钨矿床为135Ma(秦燕等,2010; 李光来等,2011; 王开朗等,2013; 刘善宝等,2017; 戴盼,2018; 胡正华等,2018; 曾庆权等,2019; 苏蔷薇等,2021),指示江南造山带东段在燕山期(晚侏罗世-早白垩世,150～120Ma)主体处于古太平洋板块俯冲背景下的挤压后伸展环境,期间发生了复杂的壳幔相互作用——幔源岩浆底侵作用导致壳源物质大量重熔,形成了富钨的花岗质岩浆。岩浆热液型钨多金属成矿作用随花岗质岩浆侵位而发生,成岩与成矿时间间隔较小(Fangetal.,2018; Zhaoetal.,2018a),牛角坞与朱溪、大湖塘等超大型钨矿床同为该阶段成岩成矿作用的产物。

5.2 岩浆演化与源区

牛角坞花岗闪长斑岩在地球化学上表现为明显的钙碱性、过铝质的的花岗质岩浆系列特征(图8)。稀土元素配分模式表现出右倾型,具有微弱的负Eu异常,并相对富集Rb、Th和U等大离子亲石元素,亏损Eu、Sr和Ti元素,其微量元素和稀土元素的富集趋势与区域内朱溪、大湖塘和德兴赋矿岩体基本相似,反映牛角坞花岗闪长斑岩经历了较高程度的结晶分异作用。由于磷灰石在强过铝质/准铝质/弱过铝质岩浆中溶解度有所不同,P2O5与SiO2在I型和A型花岗岩中呈明显正相关,而在S型花岗岩中普遍表现出无相关关系(Miller,1985)。牛角坞花岗闪长斑岩中P2O5的含量分布较为分散(图13a),且与SiO2含量无明显相关性。此外,S型花岗岩的Th-Rb呈负相关,而I型花岗岩的则是正相关(Chappell and White,1992),牛角坞花岗闪长斑岩的Rb与Th呈现出明显负相关(图13b),以上判断牛角坞花岗闪长斑岩为S型花岗岩系列。

图13 赣北花岗岩SiO2-P2O5 (a)和Rb-Th (b)图

牛角坞花岗闪长斑岩中的锆石两阶段模式年龄主要集中在1.65～2.05Ga,表明牛角坞花岗闪长斑岩是由古元古代地壳组分熔融产生。牛角坞成矿阶段锆石εHf(t)为-15.2～-3.2(图14a),与朱溪εHf(t)(-13.5～-7.7)相比具有更多的下地壳组分(Zhangetal.,2020),相较于大湖塘εHf(t)(-12.7～10.9),基性物质参与更少(彭花明,2015),三者的岩浆源区比德兴εHf(t)(2.0～6.1)具有更多的壳源组分(Liuetal.,2012),均为燕山期古太平洋板块俯冲导致江南造山带东段地壳部分熔融的产物,有不同程度的幔源物质参与,暗示牛角钨矿区隐伏岩浆岩具有重要的成矿潜力。

图14 赣北花岗岩εHf(t)-t关系图(a,据郭春丽等,2011)和A/MF-C/MF(b,据Altherr et al.,2000)

牛角坞花岗闪长斑岩的Rb/Sr比值处在0.9附近,大部分值大于0.9,属变质砂屑岩和基性岩的过渡源区(图14b)。不同沉积岩部分熔融所产生的过铝质S型花岗岩的CaO/Na2O比值具有明显差异(CaO/Na2O<0.3,源区为泥质岩;CaO/Na2O>0.3,源区为砂屑岩)(王德滋等,1993; Sylvester,1998),牛角坞花岗闪长斑岩的CaO/Na2O比值介于0.37～0.59,均大于0.3,表明其由砂屑岩部分熔融形成。

5.3 成矿流体演化与成矿机制

钨作为强不相容元素,在岩浆结晶分异过程中易向熔体-流体中聚集,在富矿流体中沉淀主要受控于水岩反应、温压条件和氧化还原条件等因素(刘英俊,1982; Zhaoetal.,2021)。牛角坞两类矿体中白钨矿矿物BSE图像颜色均一,无明显的环带结构(图11),说明白钨矿结晶过程中未受到多阶段流体叠加的影响。此外,稀土元素中,Y和Ho的离子半径和化学性质相近,两者在岩浆体系中具有相似的地球化学行为(Bau and Dulski,1995),牛角坞石英脉型白钨矿和细脉浸染型白钨矿中Y-Ho呈明显线性相关关系(图15a),指示成矿热液源自同源岩浆,外界物质加入较少。

图15 牛角坞白钨矿地球化学图解

白钨矿中主要元素W和Mo,以及稀土元素可以指示其成矿的热液环境。在氧化条件下,白钨矿中的W6+会被流体中的Mo6+替换,而在还原条件下,Mo主要以Mo4+的形式进入辉钼矿中(Wuetal.,2019; 苏蔷薇等,2020)。牛角坞白钨矿Mo含量整体偏低(图15b),指示牛角坞白钨矿化主要为还原环境。此外,氧化条件下,Eu大多以Eu3+形式存在,进入白钨矿晶格的Eu元素相对较少,表现为负异常,还原条件下则相反(Ghaderietal.,1999; Bruggeretal.,2000; Songetal.,2014; 聂利青等,2018)。石英脉型白钨矿显现出明显的正Eu异常,同样指示其形成于还原的环境。细脉浸染型白钨矿与深部花岗闪长斑岩均表现出明显的负Eu特征,表明两者成因上密切相关,但白钨矿的负Eu异常有悖于其较低的Mo含量,指示白钨矿中Eu含量可能受控于多种因素。结合牛角坞矿床细脉浸染型白钨矿→石英脉型白钨矿LREE/HREE比值上升(图15c,d)以及两者存在明显的稀土配分曲线差异(图12),表明牛角坞白钨矿的稀土配分机制发生了变化(任康达等,2022)。

前人认为稀土元素进入白钨矿的方式主要有四种情况:

2Ca2+=REE3++Na+

①

Ca2++W6+=REE3++Nb5+

②

3Ca2+=2REE3++□Ca

③

□Ca为Ca位空位

Ca2++Mo6+=REE3++(1-x)Mo5++xNb5+(0≤x≤1)

④

上述①的替代机制会造成与Na+离子半径相近的MREE进入,从而表现MREE富集的特征;②的替代机制会导致Ca和 W元素浓度降低,Nb的上升;③的替代机制所造成的Ca空位可以容纳所有REE元素离子,进而表现为(La-Lu)的分配系数无差异;④的替代机制引起∑REE和Nb呈正相关,而与Ca和 W呈负相关(Nassauetal.,1963; Burt,1989; Ghaderietal.,1999; Bruggeretal.,2002; Zhaoetal.,2018b)。牛角坞细脉浸染型白钨矿具有MREE富集的特征,但其 Na(均值9.6×10-6)明显低于REE含量(均值629.4×10-6)(图15e),说明①的富集机制不符合牛角坞白钨矿元素特征。虽然牛角坞矿床中的白钨矿的Nb随REE含量上升而升高(图15f),但是白钨矿中W和 Ca整体变化小,此外石英脉型白钨矿和细脉浸染型白钨矿的Nb(均值分别为120.9×10-6和242.4×10-6)也与对应的REE含量存在较大差异(均值分别为372.3×10-6和629.4×10-6),表明②的富集机制与牛角坞成矿无关。③的富集机制会使稀土配分模式变成平坦或继承热液中富LREE的特征,这与石英脉型白钨矿具有较高的相似性,表明石英脉型白钨矿的稀土富集机制为③。④的富集机制易使白钨矿表现出富集MREE的特征,并且细脉浸染型白钨矿中Nb随REE含量上升而增加,推测细脉浸染型白钨矿稀土富集机制为④。

5.4 矿床成因模型

牛角坞钨矿床兼具了石英脉型和细脉浸染型钨矿化结构特征,但其深部细脉浸染型钨矿体与“五层楼”深部“地下室”又存在明显差异,其赋矿岩体为中酸性的花岗闪长斑岩。综合年代学、岩石地球化学和矿物学研究,本文建立了牛角坞钨矿床成矿模式:江南造山带东段在晚侏罗世-早白垩世,受到古太平洋板块向欧亚板块俯冲的影响,处于挤压后伸展的构造背景,地壳深断裂发育,软流圈地幔物质上涌,发生底侵作用,导致地壳基底大规模重熔,形成富钨母岩浆(图16a);富矿岩浆沿着北东向的深大断裂带向浅部运移,随着岩浆温度和压力变化,结晶分异作用持续发生,形成含钨成矿流体,进入岩浆结晶分异演化的晚期阶段(图16b);富钨成矿流体在岩体与围岩的接触带上冷却结晶,形成厚大的细脉-浸染状白钨矿体,小部分富挥发分的流体沿着接触带顶部裂隙上侵,形成石英脉型白钨矿和晚期硫化物脉(图16c)。

图16 牛角坞矿床成因模型

6 结论

(1)牛角坞矿床成矿花岗闪长斑岩成岩时代为149.1±0.6Ma,与江南造山带朱溪、阳储岭和大湖塘等大型-超大型矿床形成时代基本一致,同为燕山期古太平洋板块俯冲背景下江南造山带东段大规模钨多金属成矿作用的产物。

(2)牛角坞花岗闪长斑岩表现为典型的过铝质钙碱性岩浆系列的地球化学特征,锆石Hf同位素指示其岩浆来源于古元古代地壳组分重熔。

(3)牛角坞矿床以浅部石英脉型钨矿与深部细脉浸染型钨矿分带共生为特色,白钨矿稀土元素特征指示两类含矿热液均主体源自深部花岗质岩浆。

(4)牛角坞矿床为燕山期伸展构造背景之下,软流圈上涌引起基底物质重熔,大量富钨岩浆热液在岩体与地层的接触带形成细脉浸染型白钨矿,少量成矿流体沿接触带顶部裂隙上侵,形成了石英脉型白钨矿。

致谢本文野外工作得到了江西省自然资源厅、章源钨业等单位的支持;实验工作得到了李超老师的细心指导;编辑部老师和审稿专家提出了宝贵的修改意见;在此一并表示感谢。