江西大湖塘富钨花岗斑岩年代学_地球化学特征及成因研究_黄兰椿

发布时间：2024-11-10

1000-0569/2013/029(12)-4323-35ActaPetrologicaSinica岩石学报

江西大湖塘富钨花岗斑岩年代学、地球化学特征及成因研究

黄兰椿

蒋少涌

＊1，2，3＊

2，3＊＊

HUANGLanChun1andJIANGShaoYong1，

1.内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学地球科学与工程学院，南京2100932.地质过程与矿产资源国家重点实验室，中国地质大学，武汉4300743.资源学院和紧缺战略矿产资源协同创新中心，中国地质大学，武汉430074

1.StateKeyLaboratoryforMineralDepositsＲesearch，SchoolofEarthSciencesandEngineering，NanjingUniversity，Nanjing210093，China2.StateKeyLaboratoryofGeologicalProcessesandMineralＲesources，ChinaUniversityofGeosciences，Wuhan430074，China

3.FacultyofEarthＲesourcesandCollaborativeInnovationCenterforScarceandStrategicMineralＲesources，ChinaUniversityofGeosciences，Wuhan430074，China

2013-08-01收稿，2013-11-02改回.

HuangLCandJiangSY.2013.Geochronology，geochemistryandpetrogenesisofthetungsten-bearingporphyriticgranitein

29（12）：4323－4335theDahutangtungstendeposit，JiangxiProvince.ActaPetrologicaSinica，

AbstractTheporphyriticgranitecontaininghightungstencontent（typicallyseveralhundredsof×10－6）isdiscoveredinthe

Dahutangarea，JiangxiProvince，SouthChina.Thetungstencontentisdozenstohundredsoftimeshigherthanthenormalbarrengranites.Inthispaper，wereporteddetailedstudiesontheLA-ICP-MSzirconU-Pbdating，majorelements，traceelements，zirconHf

isotopiccompositionsandwhole-rockNdisotopiccompositionsofthetungsten-bearingporphyriticgranite.Thestudiesofpetrography

rich，highandgeochemistryofthisrockindicatethatitishighlyfractionalS-typegranite，possessingthecharacteristicsofsilica-alkalinity，highGa/Alratios，lowzirconsaturationtemperatures，enrichmentinLILEsanddepletioninHFSEsandsignificantnegative

thisrockbelongstoperaluminousgranite.ItsεNd（t）andεHf（t）valuesvariedfrom－7.45to－8.20andfromEuanomalies.Hence，

stagemodelages（tDMC）ofNdandHfisotopesareas1534～1595Maand－2.43to－8.23，respectively，andthecalculatedtwo-1312～1677Ma，respectively.CoupledwiththevaluesofCaO/Na2O（＜0.3），thesedatasuggestthatpeliticmetasedimentsof

ProterozoicShuangqiaoshanGroupmaybethesourcerocksfortheporphyriticgranite.Theporphyriticgraniteshowstypical

，andＲb-rich，Ba-，Zr-，andΣＲEE-depletion，withtheGCIvalues＞0.ThevaluesofBa/Ｒb＜0.6andgeochemicalfeaturesofLi-Ｒb/Zr＞6canbeusedtodistinguishthetungsten-bearinggranitefromthebarrengranite.Itislikelythatthemagmahadextracted

tungstenfromthetungsten-richShuangqiaoshanGroupmetasedimentaryrocksduringpartialmeltingofthesesourcerocks.Extreme

fractionalcrystallizationresultedinfurtherenrichmentoftungstenintheevolvedgraniticmagmawhichledtolaterprecipitationoftungstenfromthemagmatic-hydrothermalfluids.

KeywordsZirconU-Pbdating；Nd-Hfisotopes；Geochemistry；Porphyriticgranite；Dahutangtungstenoredeposit摘

要

在江西大湖塘地区发现具有高钨含量的花岗斑岩体，钨含量是普通花岗岩的几十甚至上百倍。本文对该富钨花

Pb年代学、Hf同位素研究。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得大湖岗斑岩进行了详细的锆石U-主量元素、微量元素以及Nd-塘花岗斑岩成岩年龄为134.6±1.2Ma。岩相学和岩石地球化学研究表明这种花岗斑岩属于高分异的S型花岗岩，具有高硅，Eu负异常明显的特点。大湖塘富钨花岗斑岩的εNd(t)值富碱，过铝质，较高的Ga/Al值，锆饱和温度低，轻重稀土分馏明显，

两阶段Nd和Hf模式年龄分别为tDM(Nd)=1534～和锆石εHf(t)值分别变化于－7.45～－8.20，－2.43～－8.23之间，

＊本文受国家重点基础研究发展计划（2012CB416706）和十二五科技支撑项目（2011BAB04B03）联合资助．

1985年生，第一作者简介：黄兰椿，女，博士生，矿物学、岩石学、矿床学专业

1964生，E-mail：shyjiang@cug．edu．cn男，教授，矿床学和地球化学专业，＊＊通讯作者：蒋少涌，

4324ActaPetrologicaSinica29（12）岩石学报2013，

1595Ma，tDMC(Hf)=1312～1677Ma。结合其CaO/Na2O值都小于0.3，本文认为它的源区很可能来源于双桥山群的泥质变质Ｒb，贫Ba、Zr，GCI值大于零的特征。Ba/Ｒb＜0.6，Ｒb/Zr＞6可作为富钨沉积岩。这种富钨花岗斑岩有富Li、ΣＲEE含量低，花岗岩的判别标志而与贫钨的花岗岩区分开来。富钨的双桥山群泥质变质岩部分熔融可初步形成富钨的花岗岩浆，岩浆在高度结晶分异过程中则可使得钨进一步富集在花岗斑岩岩浆热液中并进一步形成了超大型的大湖塘钨矿床。关键词

Pb定年;Nd-Hf同位素;地球化学;花岗斑岩;大湖塘钨矿床锆石U-P588.121；P597.3

中图法分类号

许多学者通过对野外岩石与矿脉的穿切关系、流体包裹岩浆很可能是钨矿床最重体以及元素和同位素的研究认为，

要的成矿物质的来源，钨大多通过岩浆热液方式富集成矿（Ishihara，1977；CandelaandBouton，1990；Linnen，2005；Fogliataetal.，2010；Maulanaetal.，2013）。己有研究表明，钨锡矿化与演化程度较高的花岗岩关系密切，这种花岗岩通常情况是S型花岗岩，也有极少数A型花岗岩，都具有过碱性和过铝质的特征（SrivastavaandSinha，1997；KempeandWolf，2006；Xieetal.，2009）。有学者发现许多与钨锡矿形成有关的花岗岩本身也富含钨、锡元素，因此把富含钨、锡元素的花岗岩作为寻找钨锡矿的一个标志（Teixeiraetal.，2012；Fogliataetal.，2012）。江西大湖塘钨矿床是目前世界其WO3储量达到两百万吨（Maoetal.，最大钨矿之一，

2013）。该区位于赣西北部地区九岭成矿带，区内燕山期花岗岩具有多期次侵入的特点。我们曾对该区燕山期较早期ICP-MS锆石U-Pb的似斑状白云母花岗岩进行高精度的LA-2012）。根据定年，结果为144.2±1.3Ma（黄兰椿和蒋少涌，野外岩体穿切关系，本文研究的花岗斑岩属于燕山期侵入时具有富钨的特点，相应的年代学研究还未有间较晚的一期，

Ar法测报导。针对较晚期的花岗岩，有学者运用黑云母K-得黑云母花岗斑岩的年龄为134Ma，但文中只是给出同位素的年龄，缺乏详细的分析测试过程（林黎等，2006b），因而燕山期较晚阶段花岗岩侵入的年龄还需要进一步证实。针对本区富钨花岗斑岩的岩石学以及富钨成因的研究也还未有报道，因此，本文对大湖塘地区富钨花岗斑岩开展了详细的Pb定年工作、Nd同位素、全岩主微量元素、锆石Hf锆石U-同位素组成的研究工作，探讨含钨花岗斑岩的成岩年龄、岩石成因、物质来源及钨在花岗岩浆中的富集过程；分析了富钨花岗岩与贫钨花岗岩的区别，以及本区富钨花岗斑岩的微量元素特征。

图1Fig．1

江西北部大湖塘钨矿区地质简图

SimplifiedgeologicmapoftheDahutangtungstenore

districtinnorthernJiangxiProvince

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，属九岭北北东向钨钼铜多金属成矿带的中部（林黎等，2006a）。

区域地层为元古代双桥山群浅变质岩，为一套断陷环境碎屑岩沉积建造。岩性以变余云母细砂岩为形成的火山-主，其次为千枚状页岩、板岩，呈厚层状。区内大面积出露晋宁期中-粗粒黑云母花岗闪长岩以及燕山期的中细粒黑云母花岗岩、似斑状二云母或白云母花岗岩以及花岗斑岩等。晋宁期花岗岩呈岩基产出，燕山期花岗岩呈小岩株、岩瘤或岩墙（脉）产出（林黎等，2006b）。燕山期岩体侵入于震旦系双桥山浅变质的砂页岩和晋宁期黑云母花岗闪长岩中。

大湖塘矿区内燕山期岩浆岩具多期次、多层次侵入特细粒黑云母花岗岩、征。燕山期首次侵入体岩性主要为中-似斑状二云母或白云母花岗岩，岩体多呈岩株（瘤）、岩枝（脉）产出。燕山期晚阶段侵入体岩性主要为细粒二云母花岗岩、二云母花岗斑岩、中细粒白云母花岗岩、花岗斑岩，多局部地段由于岩浆在结晶、冷凝过程中，主呈岩墙（脉）产出，

体挥发组份聚集，压力增大，发生隐爆，形成隐爆角砾岩。

大湖塘矿集区是以细脉浸染型、黑（白）钨矿为主体，兼有石英大脉型、蚀变花岗岩型、云英岩型及隐爆角砾岩型钨（锡、钼、铜）矿等共生的矿床。区内矿床属与燕山期花岗岩浆热液有关的钨锡钼铜成矿系列，矿体环绕燕山早期花

1地质背景及岩石学特征

本研究的大湖塘含钨花岗斑岩体位于江西省大湖塘钨

矿区，属于江南造山带中段，九岭山脉中段北部之武宁、修水、靖安三县交界区域，面积约750km。本区地处扬子古板块东南缘，北邻长江中下游的九瑞地区，南邻赣杭带的相山。它隶属Ⅱ级构造单元江南地块之九岭-障公山隆起西段，南邻萍-乐坳陷，北为修水-武宁滑覆拗褶带，东邻鄱阳湖坳陷（图1）。区域构造位于赣北东西向构造带的九岭-

官帽山复

黄兰椿等:江西大湖塘富钨花岗斑岩年代学、地球化学特征及成因研究4325

其中包括1次已知年龄的锆石样品未知样品10～12次，

MudTank（735Ma）。测试过程中激光束斑的剥蚀孔径为25μm，剥蚀时间60s，背景扫描时间40s，激光脉冲重复频率

206207208232238

5Hz，采集Pb，Pb，Pb，Th和U的计数来测定年龄。

实验原理和详细的测试方法见（Jacksonetal.，2004）。ICP-MS的分析数据通过即时分析软件GLITTEＲ（VanAchterberghetal.，2001）计算获得同位素比值、年龄和误差。普通铅校正采用（Andersen，2002）的方法进行校正，结果用Isoplot程序（V.3.23）完成年龄计算和谐和图的绘制（Ludwig，2003）。

将所取得的四块样品进行岩石地球化学分析。首先将样品破碎、磨碎（＞200目）制成分析样品。主量元素、微量

图2

大湖塘花岗斑岩显微照片

元素和Nd同位素均在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。其中主量元素运用XＲF完成；微量MS测定（型号为FinniganElementⅡ），元素运用ICP-详细的2003）；Nd同位素采用BioＲadAG分析方法参考（高剑峰等，

50W×8阳离子树脂纯化Nd元素，详细的化学分离流程参考（濮巍等，2005）。把Nd元素同Sm分离并提纯后溶解于1mL3%～5%的硝酸溶液中，ICP-MS（型号为把其导入MC-－11NeptunePlus）分析测试，整个测试的背景值为5×10g。锆

（a）-（d）分别来自样品ZK8-3-11、ZK8-3-13、ZK8-3-14、ZK8-3-15，正交偏光.Kfs-钾长；Q-石英；Pl-斜长石

Fig．2PhotomicrographsoftheDahutangporphyriticgranite

（a）-（d）arefromsamplesofZK8-3-11，ZK8-3-13，ZK8-3-14andZK8-3-15，respectively，CPL.Kfs-potassiumfeldspar；Q-quartz；Pl-plagioclase

岗岩株顶部及外接触带形成“多位一体”的钨（钼、锡、铜）矿床，矿体多分布于石英大脉、石英细（网）脉及花岗部分浸染于脉侧围岩中，形成脉状和“面型”或带岩体中，状矿化。

本文选取了来自大湖塘矿狮尾洞矿区8线钻孔不同深3-11、ZK8-3-13、ZK8-3-14和度的四块花岗斑岩样品：ZK8-ZK8-3-15。岩石呈块状构造，斑状结构，斑晶多由石英、长石组成。主要矿物组成有斜长石（36%～50%）、钾长石（14%～19%）、石英（23%～33%）、基质中少量白云母（1%～10%），显微镜下观察未见到黑云母，副矿物见钛铁矿、磁铁磷灰石等（图2）。矿、

MC-ICP-MS（型号为石的原位Hf同位素分析，运用LA-NeptunePlus）测定，2006）。详细的分析方法参考（Wuetal.，实验过程采用Ar气作为剥蚀物载气，锆石剥蚀直径为28μm，频率为6Hz。

3.1

分析结果

Pb定年结果锆石U-3-14中锆石为无色透明大湖塘富钨花岗斑岩样品ZK8-

或浅黄色，大部分锆石结晶较好，呈长柱状晶形。在阴极发光图像上，样品中部分锆石CL图像中呈黑色，有的具有典型有的由于颜色太深而不明显（图3a），表明的岩浆振荡环带，

Th含量都较高（表1）。这些锆石的U含本样品的锆石中U、

－6－6

Th的变化量的变化范围在1571×10～26781×10之间，－6－6

范围在152×10～798×10之间，除了两个点以外，其余

2分析方法

3-14）首先用于锆石年代学测试的花岗斑岩（样品ZK8-

经过破碎，经浮选和电磁选等方法后，经淘洗、挑选出单颗粒锆石。将锆石颗粒用环氧树脂固定于样品靶上。样品靶表面经研磨抛光，直至磨至锆石晶体近中心截面。对靶上锆石进行镜下透射光、反射光照相后，对锆石进行阴极发光（CL）分析，锆石CL实验在北京锆年领航科技有限公司的实验室拍摄，根据阴极发光照射结果选择典型的岩浆锆石进行锆石U-Pb测年分析。锆石U-Pb定年工作在南京大学内生金属ICP-MS完成，矿床成矿机制研究国家重点实验室采用LA-ICP-MS型号为Agilent7500a型，激光剥蚀系统为NewWave公司生产的UP213固体激光剥蚀系统。质量分馏校正采用1（608Ma），每轮（ＲUN）测试约分析15个标样GEMOC/GJ-1标样2～4次，分析点，开始和结束前分别分析GJ-中间分析

的锆石的Th/U都小于0.1，是岩浆锆石（吴元保和郑永飞，2004）。Shuetal.（2011）研究了南岭地区与钨锡成矿有关其锆石特征与本区富钨花岗斑岩中的吻的花岗岩中的锆石，

合，该研究认为黑色富U锆石的结晶环境很可能是花岗岩浆演化晚期未达到水饱和之前，此时岩浆中富含大量流体、矿物质、高场强元素，从而使得在此环境下结晶形成的锆石更富U。本区富钨花岗斑岩的锆石非常可能是这种环境下形3-14锆石成的，导致了高U含量，低Th/U比值。样品ZK8-10、11），共分析了11个点（表1），其中有3个点不谐和（4、并未统计在计算年龄之内。其余8个点的年龄比较一致，

206

Pb/238U年龄变化在133～137Ma之间，Pb年也全落在U-

龄谐和图上（图3a），计算得到的加权平均年龄为134.6±

4326

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3.2图3图及谐和图Fig．3

钨花岗斑岩的成岩年龄。

ZK8-3-14fromtheDahutangporphyriticgranite

主量元素及微量元素

ActaPetrologicaSinica

1.00～1.21，表明岩体属于过铝质花岗岩（图4）。

3-14样品的锆石U-Pb年龄大湖塘花岗斑岩ZK8-ZirconU-Pbageanditsconcordiadiagramofsample

ZK8-3-14、ZK8-3-15进行了主量元素和微量元素含量的13、

量元素组成上具有富硅富碱的特征，该区四个样品的SiO2

1.2Ma（n=8，MSWD=1.8）（图3b），这个年龄应代表了富

测定，分析结果见表2。从表2中可看出，富钨花岗斑岩在主

8.62%，且相对富钠。大湖塘富钨花岗斑岩的A/CNK为

etal.，1981；Irber，1999）。在球粒陨石标准化的稀土元素

29（12）岩石学报2013，

含量变化是72.27%～74.87%；K2O+Na2O=7.77%～

锆石和磷灰石的结晶分离，和（或）在岩浆演化阶段的晚期

－6－6

ΣＲEE变化于30.5×10～45.8×10之间，这可能是因为

ＲEE随着F-ＲEE、Cl-ＲEE的络合物进入流体引起的（Taylor

3-11、ZK8-3-对大湖塘富钨花岗斑岩的四个样品ZK8-

该样品的稀土元素组成特征总体表现为稀土总量很低，

黄兰椿等:江西大湖塘富钨花岗斑岩年代学、地球化学特征及成因研究表2

－6

大湖塘花岗斑岩主量元素（wt%）和微量、稀土元素（×10）分析结果

4327

Table2Majorelementcompositions（wt%）

andrareearthandtraceelementcompositions（×10－6）

oftheDahutang

porphyriticgranite

zircon/melt）（WatsonandHarrison，1983），DZr，zircon/melt=49600/全岩中的锆含量，M=Na+K+2×注：TZr=12900/（2.95+0.85×M+lnDZr，

1997）Ca）/（Al×Si）（阳离子数比率）.GCI=log10（Ｒb3×Li×104）/（Mg×K×Ba×Sr）（wt%）（SrivastavaandSinha，

配分模式图上（图5），稀土元素表现出右倾斜的配分特征。（La/Yb）总体上样品富集轻稀土，

值较高（6.70～8.08），变

化范围不大，属于轻稀土富集轻重稀土分馏强烈，可能是由于磷灰石和锆石的结晶分离分别引起MＲEE和HＲEE的降Eu/Eu*=0.16～0.23，低。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。在微量元素蛛网图（图6）中（相对低钙型花岗岩微量元素全球平均丰度标准化），大湖塘花岗斑岩的微量元素分布较为一Ｒb、W、Sn元致，相对普通低钙型花岗岩都表现出富集Li、Zr、Th元素的特征。贫Ba、素，

图4Fig．4

A/NK图大湖塘花岗斑岩的A/CNK-DiagramofA/CNK-A/NKfortheDahutang

3.3

Nd-Hf同位素

Hf同位素分析及计算大湖塘富钨花岗斑岩样品的Nd、

Ｒb、结果分别见表3与表4。由于样品具有较高的Ｒb含量，

porphyriticgranite

4328ActaPetrologicaSinica29（12）岩石学报2013，

表3大湖塘花岗斑岩Nd同位素组成

NdisotopiccompositionsoftheDahutangporphyriticgranite

Sm（×10－6）

2.12

2.211.441.74

Nd（×10－6）

7.29

7.865.146.05

147

Table3

样品号ZK8-3-11ZK8-3-13ZK8-3-14ZK8-3-15

Sm/144Nd0.17590.17010.16960.1737

143

Nd/144Nd0.512229

2σ0.0000070.0000070.0000060.000007

INd0.5120740.5120820.5120450.512083

εNd（t）－7.62－7.47－8.20－7.45

tDMC（Ma）1548153515951534

0.5122320.5121940.512236

表4大湖塘花岗斑岩锆石的Hf同位素组成

HfisotopiccompositionsofzirconfromtheDahutangporphyriticgranite

176

Table4

SpotAge（Ma）ZK8-3-141234567891011121314151617

134．6

Yb/177HfＲatio

176

Lu/177HfＲatio

Ｒatio

176

Hf/177Hf

2σ0．0000180．0000150．0000230．0000130．0000140．0000170．0000220．0000190．0000160．0000360．0000170．0000150．0000180．0000290．0000130．0000210．000018

εHf（0）εHf（t）2σtDM（Ma）tDMC（Ma）fLu/Hf

0．0672600．0314420．0356210．0251030．0445240．0499450．0616740．0536300．0544280．0842980．1233620．0641400．0618540．0801550．068950．0464570．109841

0．0024950．0010050．0011990．0008650．0013240．0016020．0020390．0016960．0017050．0026030．0035330．0018630．0019250．0024270．0020010．0014760．002986

0．2825660．2825910．2825260．2826120．2825150．2825540．2825720．2824930．2826360．2825560．2825920．2826210．2824730．2825020．2825610．2825050．282565

－7．75－6．87－9．16－6．12－9．55－8．15－7．53－10．3－5．27－8．10－6．83－5．80－11．0－10．0－7．92－9．91－7．78

－4．99－3．97－6．27－3．20－6．68－5．31－4．72－7．50－2．43－5．34－4．16－2．98－8．23－7．23－5．11－7．05－5．06

0．640．520．810．450．510．610．770．660．561．280．580．530．631．020．440．730．64

101193610329031052100398910948891029100291411291102100410701026

14741410155513611580149414571632131214961422134716771615148116041478

－0．93－0．97－0．96－0．97－0．96－0．95－0．94－0．95－0．95－0．92－0．89－0．94－0．94－0．93－0．94－0．96－0．

素的数据统计在内。计算得到的εNd（t）值变化范围很小，在－7.45～－8.20之间，利用两阶段模式（LiewandHofmann，1988）计算出的Nd同位素模式年龄tDMC=1534～1595Ma。花岗斑岩与大湖塘燕山期的似斑状白云母花岗岩（144Ma）

的εNd（t）（－7.47～－7.78）值与tDM值（1543～1568Ma）吻

2012），合（黄兰椿和蒋少涌，很可能来源于同一源区。计算得到的εHf（t）值的变化范围比εNd（t）值要大，在－2.43～－8.23之间，Hf同位素两阶段的模式年龄平均值为－5.31，tDMC=1312～1677Ma，平均模式年龄为1494Ma。

图5Fig．5

大湖塘花岗斑岩稀土元素分布模式图（标准化值Chondrite-normalizedＲEEpatternsofrepresentativefrom

the

Dahutang

porphyritic

granite

4.1

讨论

花岗斑岩的成岩年龄

前人对九岭地区的燕山期花岗杂岩体的成岩年龄已做

1995）据McDonoughandSun，samples

Ar法过少量研究。江西省地质矿产局（1984）用白云母K-Ar黑云母K-测九岭地区甘坊岩体年龄为257Ma和204Ma，

法测得古阳寨北侧的黑云母花岗岩年龄为177Ma。林黎等（2006a，b）认为大湖塘地区的燕山期岩浆岩侵入九岭岩基和双桥山地层的年龄为134～150Ma，其中细粒黑云母花岗岩

（normalizationvaluesafterMcDonoughandSun，1995）Sr含量的测试误差以及年代学的测试误差会对样品的

Sr/86Sr的初始值具有较大的影响，因此本文并未把Sr同位

黄兰椿等:江西大湖塘富钨花岗斑岩年代学、地球化学特征及成因研究4329

andWhite，1992；LandenbergerandCollins，1996；Clemens，2003）。然而当岩石经历了高度的分异结晶作用之后，其矿物成分都趋近于低共结的花岗岩，从而使岩石类型难于鉴别（Wuetal.，2003；Lietal.，2007）。例如，澳大利亚Lachlan褶皱带中I型花岗岩由于高度的结晶分异作用导致其具有过铝质的特征与该区S型花岗岩的铝饱和指数部分重叠（Chappell，1999）；澳大利亚北昆士兰的高分异S型花岗岩Ga、Zn和Sc，富集Nb、具有A型花岗岩的某些特性（ChampionandBultitude，2013）。

大湖塘的花岗斑岩是一种过铝质的高硅碱性花岗岩（图4、SiO2含量变化范围是72.27%～74.87%；碱含量较表2），

图6

大湖塘花岗斑岩、旌德花岗岩和桃岭花岗岩的低

K2O+Na2O=7.77%～8.62%；A/CNK值为1.00～1.21，高，

－6－6

稀土总含量不高（30.5×10～45.8×10），配分模式呈右

钙型花岗岩微量元素全球平均丰度标准化微量元素蛛1961）网图（标准化值据TurekianandWedepohl，

旌德花岗岩和桃岭花岗岩的数据来源于周洁（2013）

Ｒb/Sr倾型，轻重稀土分馏明显，有强烈的铕负异常（图5），值较高（3.0～4.6）。显微镜下对岩石薄片进行观察，不含角闪石，含有白云母，含大量钠长石斑晶。根据这些地球化学性质以及显微镜观察，花岗斑岩应不属于I型花岗岩。在图7a，b中，花岗斑岩的样品点分别落在了A型花岗岩和高分异花岗岩的区域内。根据（WatsonandHarrison，1983）提出的锆饱和温度计，计算了花岗斑岩的成岩温度在666～704℃之间，由于岩浆侵位的过程可能俘获围岩的锆石以及继承源区锆石，因此计算出来的温度代表了岩浆温度的上限（Milleretal.，2003），可见该花岗斑岩的成岩温度较低，明显低于典Zr、高场强元素Ce、型的A型花岗岩的锆石饱和温度。而且，

Y和Nb含量都偏低（表1），Ce+Zr+Y+Nb的总和为60.9×10－6～99.1×10－6，远低于A花岗岩的下限值（350×10－6）（Whalenetal.，1987）。而且根据ElBouseandElSokkary（1975）提出的Sr-Ｒb-Ba图（用于判别普通花岗岩与高分异型花岗岩）（图8），本研究的花岗斑岩样品点全落于高分异型的区间。因此综上研究，大湖塘花岗斑岩应该是一种高分异的S型花岗岩。4.3

花岗斑岩源区讨论

S型花岗岩的源区一般被认为是变质沉积岩（Kalsbeeketal.，2001；Koesteretal.，2002）。花岗斑岩的A/CNK值为1.00～1.21是过铝质花岗岩，其中两个样品的A/CNK值＞1.1具有强过铝的性质。实验表明，不同源区部分熔融产生的S型花岗岩，其CaO/Na2O比值极其不同。其中，泥质岩生成的强过铝质花岗岩所含的CaO/Na2O比值一般较小（＜0.3），而砂屑岩所生成的强过铝质花岗岩所含的CaO/Na2O比值一般大于0.3（Sylvester，1998）。大湖塘花岗斑岩的CaO/Na2O平均值为0.15，变化范围在0.14～0.17，都小于0.3，表明其源区可能以泥质岩为主，在反映花岗岩源区特Ｒb/Ba图解（图9）上位于“富粘土的源区”。碎征的Ｒb/Sr-屑锆石在富粘土的沉积变质岩中比在粗粒的砂岩等变质沉积岩中含量少，且泥质源区中的云母可以富集Ｒb元素，因此富粘土的变质沉积岩部分熔融形成的S型花岗岩其Zr含量

Fig．6Spiderdiagramoftraceelementcontentsofsamples

fromtheDahutangporphyriticgranite，JingdegraniteandTaolinggranitenormalizedtoworldwideaveragecrustalabundanceoftraceelementsingranites（normalizationvaluesafterTurekianandWedepohl，1961）

ThedataofJingdegraniteandTaolinggranitefromZhou（2013）

和白云母花岗岩被认为是燕山早期产物，成岩年龄为～150Ma，Ar法同位素年龄为黑云母花岗斑岩的黑云母K-134Ma，代表燕山晚期的岩浆活动。钟玉芳等（2005）利用Pb定年方法测得九仙塘燕山期中细粒黑云锆石SHＲIMPU-黄兰椿和蒋少涌（2012）母花岗岩的年龄为151.4±2.4Ma，

ICP-MS对大湖塘地区的似斑状白云母花岗岩进行锆石LA-U-Pb定年获得

206

Pb/

238

U加权平均年龄为144.2±1.3Ma。

可见关于九岭地区燕山期岩浆活动年代学格架并不是很完善且存在争议。九岭地区燕山期岩浆活动早期形成的花岗依据实验方法来岩主要是黑云母和二云母（白云母）花岗岩，

黑云母花岗岩的年龄151.4±2.4Ma与似斑状白云母花看，

岗岩的年龄144.2±1.3Ma是比较可信的，他们代表了九岭地区燕山期岩浆活动的起始时间应该为晚侏罗世与早白垩世的交接时段。本文对九岭大湖塘地区的含钨花岗斑岩展

206238

ICP-MSU-Pb定年工作，开了锆石LA-获得Pb/U加权平

Ar法测这一定年结果和黑云母K-均年龄为134.6±1.2Ma，

得的黑云母花岗斑岩的年龄134Ma一致（林黎等，2006b），按照野外观察的岩体穿插关系，本研究的花岗斑岩显示为较代表了大湖塘地区燕山期较晚期的岩浆活晚期侵入的岩脉，

动，且表明该地区在早白垩世的岩浆活动至少持续了10Myr。4.2

花岗斑岩的岩石成因类型

自I，S，A，M型花岗岩分类被提出之后（Chappelland1974；Whalenetal.，1987；Bonin，2007），White，大量的地球化学分类方法用于区分这几种类型的花岗岩（Chappell

4330ActaPetrologicaSinica29（12）岩石学报2013，

图71987）

Na2O+K2O与10000×Ga/Al判别图（a）和（K2O+Na2O）/CaO与（Ce+Zr+Y+Nb）判别图（b）（据Whalenetal.，

FG-，S-andM-分异型的长英质花岗岩；OGT-未分异的I-型花岗岩

Fig．7

Na2O+K2Ovs.10000×Ga/Al（a）and（K2O+Na2O）/CaOvs.（Ce+Zr+Y+Nb）（b）discriminationdiagrams（after

Whalenetal.，1987）

FG-fractionatedfelsicgranites；OGT-unfractionatedI-，S-andM-type

granites

2000）厘定了双桥山群中板岩，千枚岩，凝灰岩和杂砂岩的Nd同位素演化线范围。如图10a所示，大湖塘含钨花岗斑岩的εNd（t）值落于华南元古代地壳Nd同位素演化线范围的边缘，且亦位于双桥山群Nd同位素演化线范围的中部。在图10b中，含钨花岗斑岩具有较低的εNd（t）和εHf（t），该值位于全球沉积物区域内，表现了εNd（t）和εHf（t）未解耦的性质。综合以上研究，我们认为大湖塘含钨花岗斑岩的原岩很可能是来自于双桥山群中的富泥质岩石。利用两阶段模式

计算出的Nd和Hf同位素模式年龄分别为tDM=1534～

1595Ma、tDMC=1312～1677Ma，Nd同位素的模式年龄重叠于Hf同位素模式年龄，且指示了花岗斑岩的源区是早中元古代的地壳物质重熔而来。4.4

含钨花岗斑岩的元素地球化学特征

－6

大湖塘燕山期134Ma的花岗斑岩具有高钨（112×10

图8Fig．8

Ba-Sr三元图（底图据Bouse大湖塘花岗斑岩的Ｒb-PlotsoftheDahutangporphyriticgranitesamplesin

andSokkary，1975）

theternaryＲb-Ba-Srdiagram（modifiedafterBouselyandSokkary，1975）

1984）而Ｒb含量较高（刘英俊应该相对较低（Patchettetal.，

1984），等，本研究的花岗斑岩具有非常低的Zr含量（28.1×10－6～49.2×10－6）和很高的Ｒb含量（350×10－6～570×10－6），除了岩浆高度分异以外可能和其源区是富粘土矿物的变质沉积岩有关。

通过对εNd（t）与εHf（t）的研究，大湖塘花岗斑岩的εNd（t）值与εHf（t）值分别变化于－7.45～－8.20和－8.2～－2.4之间，根据资料（Lingetal.，1992；马长信和项新葵，1993；李献华，1996；ChenandJahn，1998；张海祥等，

～245×10－6）与高锡（51.8×10－6～71.2×10－6）含量的特征，在江南造山带东部的旌德、桃岭花岗岩中钨含量为0.62×10－6～11.1×10－6（周洁，2013），在普通低钙型花岗岩中

－6－6

锡含量仅为3.00×10（Turekian钨的含量仅为2.20×10，

andWedepohl，1961）。在图6中，富钨的大湖塘花岗斑岩与贫钨的旌德和桃岭花岗岩的微量元素相对低钙型花岗岩微量元素全球平均丰度标准化后，可以看出两种花岗岩的微量Ｒb，Zr，其元素变化很不相同。富钨花岗斑岩富集Li、贫Ba、Nb、Ga、Th与普通花岗岩的平均值相差不大，Sn、W元中Sr、

素远高于普通花岗岩的值。贫钨的旌德、桃岭花岗岩相对含钨花岗岩微量元素变化平稳，有些元素变化范围有些大（如W、Ba、Sr和Zr），这有可能是由于不同岩体且样品不均一性Ｒb、Li、F以及贫引起的。Olade（1980）认为花岗岩中富Nb、

黄兰椿等:江西大湖塘富钨花岗斑岩年代学、地球化学特征及成因研究4331

图91998）Fig．9

大湖塘花岗斑岩源岩判别图解（底图据Sylvester，Discriminantdiagramforthesourcerockofthe

图10t图（a）和εNd-大湖塘花岗斑岩的εNd（t）-εHf图

（b）（底图据VervoortandBlichert-Toft，1999）

1992；图（a）中：双桥山群εNd（t）的演化数据来源于Lingetal.，马长信和项新葵，1993；李献华，1996；ChenandJahn，1998；2000；华南元古代地壳的εNd同位素演化区间据王德张海祥等，1994滋等，

Dahutangporphyricticgranite（afterSylvester，1998）

Ba、Sr、Zr、K是指示锡富集的特征亦可能是锡成矿的指示标Nb、Ｒb、Li、Ba、Zr、K志。其对73个含锡花岗岩样品中的Sn、

Ｒb与Sn相关系数达0.35、0.38，Ｒb-相关性分析后，认为Li、Zr的相关系数分别为－0.21和－0.60。本研究中，Ba与Ｒb-W与Ｒb、Li的相关系数分别是0.23、0.62，W与Ba、Zr、Sr的－0.03、－0.03（表5）。相关系数分别为－0.61、

基于在岩浆过程或岩浆期后热液过程中有关元素不同元素之间的关系和比值可能指示了花岗岩的成的迁移特性，

Ｒb、Li富集在含钨花岗岩中，与W正矿潜力。在本研究中，

表5大湖塘含钨花岗斑岩的钨元素与其他元素之间的相关性Table5

元素

-Ｒb-Ba-Zr-Sr-Sn

Fig．10

EvolutionofεNd（t）（frombulkrockNdisotopic

rockεNdvs.zirconεHf（b）composition）（a）andwhole-diagramsfortheDahutangporphyricticgranite（afterVervoortandBlichert-Toft，1999）

InFig.10a：DataofNdisotopiccompositionofShuangqiaoshanGroupisbasedonpreviousresearches（ChenandJahn，1998；Lingetal.，1992；Li，1996；MaandXiang，1993；Zhangetal.，2000）.TheεNdisotopicevolutionenvelopofProterozoiccrustinSouthChinahasbeendeterminedbyWangetal.（1994）

Elementcorrelationsbetweentungstenandother

相关系数0.620.050.250.270.

Zr的情况相反。除本研究数据外，相关，而Ba、本文还采用了与钨矿形成有关的花岗岩（黄兰椿和蒋少涌，2012；Heetal.，2010；Fogliataetal.，2012），如：大湖塘似斑状白云母花岗岩、漂塘花岗闪长岩和Pampeanas造山带花岗岩，以及典型贫钨花岗岩：旌德和桃岭花岗岩（周洁，2013）中的Ｒb、Ba、Zr作图11a，b，Ba/Ｒb=0.6足以区分富钨与在图11a中，贫钨的花岗岩，低的Ba/Ｒb值可能是富钨花岗岩的特征。图

elementsinDahutangporphyriticgranite

4332ActaPetrologicaSinica29（12）岩石学报2013，

图12富钨与贫钨花岗岩的地球化学表征指数（GCI）-

Li关系图

图例与数据来源同图11

Fig．12vs.Li

Plotoftungsten-richandtungsten-barrengranites

inadiagramofgeochemicalcharacterizationindex（GCI）

SymbolsanddatasourcesarethesameasthoseofFig.11

Ｒb含量（571×10－6～707×10－6）（黄兰椿和蒋少涌，2012）还是略低，而且这两种花岗岩的εNd（t）值吻合都来源于双桥可能表明大湖塘花岗斑岩的分异程度不及似斑状白云山群，母花岗岩。

图11

Ｒb和Ｒb-Zr关系图富钨与贫钨花岗岩的Ba-4.5

花岗斑岩富钨成因

本区中含钨花岗斑岩的源区岩石是华南古老基底双桥钨倾向于富集在泥质岩石中，特别是含铁、山群中富泥质岩，

锰、碳质的细碎屑沉积物，华南各类泥质岩石中具有最高的W、Sn、Sb、U等成矿元素丰度（鄢明才和迟清华，1997；Breiter，2012）。在华南地区总的来看，泥岩、页岩和板岩中双桥山群泥质岩中钨的含量最高到达12×钨含量高于砂岩，

1982），10－6（刘英俊等，大湖塘富钨花岗斑岩样品中钨的含

－6－6

量变化范围是112×10～245×10（表2），而钨在下地壳－6－6的含量为0.6×10，上地壳的含量为1.9×10（Ｒudnick－6andGao，2004），在低钙型花岗岩中的平均含量为2.2×10

大湖塘似斑状白云母的数据来源于黄兰椿和蒋少涌，2012；漂塘花岗闪长岩的数据来源于Heetal.，2010；阿根廷Pampeanas2012；旌德花岗岩与桃岭岩造山带花岗岩来源于Fogliataetal.，2013体都来源于周洁，

Fig．11Plotsofthetungsten-richandtungsten-barren

granitesindiagramsofBavs.Ｒb（a）andＲbvs.Zr（b）

ThedataofDahutangporphyric-likemuscovitegranitefromHuangandJiang，2012；ThedataofPiaotanggranodioritefromHeetal.，2010；ThedataofgraniteofSierrasPampeanasOrogen，ArgentinafromFogliataetal.，2012；JingdegraniteandTaolinggranitefromZhou，2013

11b中，Ｒb/Zr超过6可能是富钨花岗岩的特征。

SrivastavaandSinha（1997）提出地球化学表征指数GCI=log10（Ｒb3×Li×104）/（Mg×K×Ba×Sr）指示富钨花岗本文运用GCI指数与Li含量作图12，从图中可以看出大岩，

富钨花岗岩湖塘花岗斑岩居于左上方具有最高的Li含量，

Li的GCI值都大于0，而贫钨花岗岩的GCI值小于0。GCI-的关系图可以很好地区分富钨和贫钨的花岗岩。

低Sr高Ｒb含量是许多与钨矿形成有关的花岗岩的一个重要特征（Heetal.，2010；黄兰椿和蒋少涌，2012；Fogliataetal.，2012）。本研究中Sr元素与普通花岗岩的平Ｒb含量虽然较高（350×10－6～570×10－6），

均值相差不大，

但相比大湖塘燕山期与成矿有关的似斑状白云母花岗岩的

（TurekianandWedepohl，1961）。因此，源区富含钨元素可能是形成富钨花岗斑岩的原因之一。

钨是一种不相容性极强的亲石元素，通过源区岩石的部分熔融作用钨进一步富集在岩浆中，随后的结晶分异则可加Erteletal.剧这种富集作用。钨呈+6和+4两种价态，

2－（1996）认为在花岗岩浆中大多呈［WO4］形式存在，也就是

W6+存在。同样的，Wadeetal.（2013）认为在氧逸度高于

6+Fe-FeO缓冲线的情况下，钨以+6价存在于岩浆中。W可

大量的赋存于云母与金红石，而其他矿物含钨量较少。花岗岩浆中一般以钛铁矿和钛磁铁矿为含Ti的副矿物而不是金1976），因此钨不可能大量赋存在结晶分异红石（Haggerty，

Ｒobb（2005）认为S型花岗岩早期形成的副矿物中。并且，

黄兰椿等:江西大湖塘富钨花岗斑岩年代学、地球化学特征及成因研究4333

以变质沉积岩为源区，这样的源区可能含有有机碳质。源区部分熔融后，熔体中有机碳质以CH4进入挥发分使整个岩浆体系相对还原（CandelaandBouton，1990）。在还原条件下，钨作为不相容元素，它从熔体到结晶体的分配系数非常小（DWcrystal/melt=0.05）（Ｒobb，2005），它的浓度随着结晶分异花岗斑岩的高分异性可能是使得作用而增加。在本研究中，钨富集的一个主要原因。

前人已对大湖塘钨多金属矿床的成矿年龄做了研究，Maoetal.（2013）和丰成友等（2012）进行了辉钼矿Ｒe-Os同位素定年工作，得到钨矿成矿年龄分别为138～144Ma和141～144Ma。这个年龄早于本区富钨花岗斑岩的年龄，而与我们之前获得的该区似斑状白云母花岗岩的年龄（144Ma，黄2012）大体相当。因此，兰椿和蒋少涌，从本文获得的134Ma的富钨花岗斑岩年龄看，很可能该区存在至少两期钨的成矿分别为144Ma和134Ma左右。但与花岗斑岩有关的这作用，

期成矿作用还值得进一步的研究。

5结论

（1）本文利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得大湖塘

富钨花岗斑岩成岩年龄为134.6±1.2Ma，结合前人的研究，表明九岭地区在早白垩世的岩浆活动可能有多期，且至少持续了10Myr。岩相学和岩石地球化学研究表明这种花岗斑岩属于过铝质的高分异的S型花岗岩，锆饱和温度计计算结果表明该花岗斑岩形成温度的上限为666～704℃。

（2）大湖塘富钨花岗斑岩的εNd（t）值变化于－7.45～

C－8.20之间，两阶段模式年龄为tDM=1534～1595Ma，εHf（t）

值的变化范围在－2.43～－8.23之间，两阶段的模式年龄为tDMC=1312～1677Ma，指示了花岗斑岩的源区应是早中元古代地壳物质重熔的产物。这种富钨花岗斑岩与贫钨花岗岩Ｒb，贫Ba、Zr，GCI值大于零的特征。Ba/Ｒb＜相比有富Li、

0.6，Ｒb/Zr＞6可用来区分富钨与贫钨的花岗岩。大湖塘花岗斑岩的CaO/Na2O值都小于0.3，表明其源岩很可能是来自于双桥山群中的富泥质岩石。双桥山群泥质岩富钨元素花岗斑岩高分可能是形成富钨花岗斑岩的原因之一；再者，

异的特性可能是使得钨进一步富集在花岗斑岩中的一个主要原因。致谢

Pb定年得到了武兵老师的帮助；Nd同本文锆石U-

位素分析工作得到了濮魏老师的帮助；微量元素分析工作得到了魏海珍和杨涛老师的帮助；野外地质工作得到了赣西北地质大队的帮助；审稿人曾对本文初稿提出了很好的修改建议；在此一并表示衷心的感谢。

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