粤北梅子窝钨矿二长花岗岩的发现 及其地球化学特征.pdf

收稿日期 2012-07-26; 改回日期 2013-09-16 项目资助 全国危机矿山专题项目编号 200644089资助。 第一作者简介 姜海1986−, 男, 博士研究生, 主要从事大地构造与成矿方面的研究。 Email atalas1986 卷Volume38, 期Number1, 总SUM140 页Pages197207, 2014, 2February, 2014 大 地 构 造 与 成 矿 学 Geotectonica et Metallogenia 粤北梅子窝钨矿二长花岗岩的发现 及其地球化学特征 姜 海 1, 2, 李文铅1 1.中国科学院 广州地球化学研究所 矿物学与成矿学重点实验室, 广东 广州 510640; 2.中国科学院大学, 北京 100049 摘 要 粤北梅子窝钨矿为华南地区典型的与中生代花岗岩有密切成因联系的钨矿床, 同时也是丞待实现深部找矿突破 的危机矿山。本文对危机矿山项目新发现的梅子窝二长花岗岩进行了报道, 并对该岩体的岩石学和地球化学特征进行了 研究。结果表明, 该二长花岗岩与上部花岗闪长岩呈侵入接触关系, 为新一期岩浆活动的产物。该岩体具高硅、富碱、 贫钙、镁、铁的特征, 属偏铝-弱过铝质、高钾钙碱性岩系。稀土总量较低, 表现出富重稀土、强负 Eu 异常、轻重稀土 分馏不明显的特征, 具典型的四分组效应; Rb/Sr 值较高显示其岩浆结晶分异较充分。 从成因上看, 梅子窝二长花岗岩为 I 型花岗岩, 可能形成于中生代岩石圈减薄和伸展背景下的后碰撞陆内环境。本次二长花岗岩的发现, 提供了很好的找矿 远景区, 也为深部找矿的顺利实现和对钨矿脉深部延伸和分布规律的研究提供了依据。 关键词 梅子窝; 钨矿; 二长花岗岩; 地球化学 中图分类号 P595 文献标志码 A 文章编号 1001-1552201401-0197-011 华南尤其是南岭地区是世界著名的钨矿产地, 其中粤北地区更是我国钨矿资源量集中、开采历史 悠久的地区之一。南岭地区的钨矿床与陆壳重熔型 花 岗 岩 类 具 密 切 的 成 因 联 系 , 成 矿 期 集 中 于 160150 Ma毛景文, 2004; 华仁民等, 2005a; Hua et al., 2005。 位于南岭东段主要指赣南和粤北地区的梅子 窝钨矿, 是粤北地区一个重要的钨矿床, 属于粤北 九连山钨矿集区华仁民等, 2010。该钨矿发现于 1918 年, 开采至今面临着资源无以为继的窘境, 如 何实现深部找矿突破是当务之急。隐伏花岗岩的发 现可作为判断隐伏、半隐伏石英脉型黑钨矿床的矿 化下限的依据, 对顺利实施找矿工作具有重要的指 导意义。 精确的锆石 SHRIMP U-Pb 年龄显示此前认 为属于燕山期冶金部南岭钨矿专题组, 1985的花岗 闪长岩形成于 430 Ma翟伟等, 2010, 属加里东期; 白云母的 39Ar-40Ar 定年结果表明黑钨矿石英脉的成 矿年龄为 155.9 Ma翟伟等, 2010。因此, 上部的花 岗闪长岩仅仅为赋矿岩体, 与成矿作用无关, 与成 矿关系密切的岩体有待进一步工作的揭露和控制。 本次危机矿山勘查项目采用坑探和坑内钻探相 结合的方法, 在海拔 100300 m 处首次发现了部分 浅色细粒二长花岗岩。笔者从地质特征、岩相学和 岩石地球化学特征等方面对二长花岗岩进行了研究, 并与上部花岗闪长岩进行了差异对比, 认为该二长 花岗岩为新一期岩浆活动的产物, 可能与梅子窝钨 198 第 38 卷 矿的成矿作用有关。本次二长花岗岩的发现, 扩展 了找矿空间, 提供了很好的找矿远景区, 为深部找 矿的顺利实现和对钨矿脉深部延伸和分布规律的研 究提供了依据。 1 区域地质概况 研究区位于湘赣粤加里东隆起成矿带南西边缘, 次 级大地构造单位为粤中海西坳陷, 矿区分布于印支 褶皱构造分区中的粤北瑶岭复背斜东部图 1, 粤北 山字形构造东弧内侧的东西向构造带上。在瑶岭复 背斜核部, 自西向东分布有瑶岭、石人嶂、梅子窝 三个中、大型石英脉型钨矿床, 以及师姑山、河口 山等小型矿床、矿点。 区域地层发育较齐全, 主要为寒武系-奥陶系的 浅变质石英岩、板岩、细砂岩、灰岩等; 泥盆系、石 炭系分布于复背斜的南、北两翼, 与寒武系-奥陶系呈 角度不整合接触。 泥盆系中统为一套河流-三角洲相陆 源碎屑岩建造, 上统为一套滨岸-潮坪相碎屑岩、碳酸 盐建造; 石炭系为一套浅海相碳酸盐建造。白垩系主 要分布于北部的南雄盆地, 为陆相碎屑岩及火山岩地 层。钨矿的主要赋矿地层是寒武系、奥陶系。 区域上侵入岩发育, 主要沿近 EW 向或 EW-NE 向构造复合部位侵入形成大的花岗岩岩基, 如北部 出露燕山期的九峰花岗岩体, 南部出露燕山期贵东 花岗岩体; 或沿NW向或NW-NE向断裂复合部位侵 入形成的花岗岩类小岩株, 如梅子窝矿区北部的嶂 下花岗闪长岩体、瑶岭地区中部的石英斑岩等。 区域构造主要有 NE-近 SN 向加里东期为主复 式褶皱和近 EW-NW 向印支期为次的瑶岭复背斜。 矿区断裂构造发育, 主要有近 EW-NW、NE、近 SN 向三组断裂, 断裂活动具有多期性、继承性、复合 性的特点。 钨矿化主要发生在近 SN 向或 NE 向轴向 加里东期褶皱鞍部、倾伏端。 2 二长花岗岩地质和岩石学特征 梅子窝矿区主要发育 3 个期次岩浆活动 分别 为加里东期都坑英安玢岩、嶂下花岗岩以及隐伏于 嶂下花岗闪长岩之下的细粒二长花岗岩。前两种岩 石在地表均已出露, 而二长花岗岩只是前人综合地 质资料推断得出, 并未实际控制。 本次工作于 2230 勘探线钻孔中发现了深部灰 白色细粒花岗岩脉侵入花岗闪长岩中, 岩脉宽一般 为 15 m; 在 6 勘探线海拔标高 90 m 处发现了隐伏 的灰白色细粒花岗岩体, 与上部花岗闪长岩为侵入 接触关系图 2a, 图 3a, c, 界限分明, 岩体边缘具冷 凝边, 有接触热变质现象。从上部的花岗闪长岩到 隐伏的细粒花岗岩, 钾长石增多, 钠长石和石英减 少, 矿物颗粒明显变细, 岩石颜色变浅。30 勘探线 图 1 瑶岭-梅子窝钨矿带区域地质图据翟伟等, 2010 Fig.1 Regional geological map of the Yaoling-Meiziwo tungsten mineralization belt 第 1 期 姜 海等 粤北梅子窝钨矿二长花岗岩的发现及其地球化学特征 199 1. 中上寒武统; 2. 加里东期花岗闪长岩; 3. 燕山期二长花岗岩 本次发现; 4. 石英脉; 5. 含钨石英脉; 6. 角岩化带; 7. 穿脉。 图 2 梅子窝矿区 6 线、30 线勘探线剖面图 Fig.2 Cross sections for No.6 and No.30 exploration lines of the Meiziwo deposit 钻孔资料显示, 岩枝上侵到海拔标高 600 m 附近图 2b。岩矿鉴定该细粒花岗岩为二长花岗岩。 灰白色细粒二长花岗岩, 块状构造、细粒花岗 结构图 3d。岩石的主要矿物组成、矿物特征及其 与花岗闪长岩的对比详见表 1。二长花岗岩发育少 量裂隙, 充填物为葡萄石。副矿物有磷灰石、锆石、 磷钇矿等。黄玉是过铝富氟花岗岩的特征造岩矿物 黄小龙等, 1998, 呈自形充填于矿物的空隙中。大 部分岩石均含有具环带结构的石榴石。次生矿物为 绢云母、高岭土、绿泥石、帘石、碳酸盐、石英、 钠长石等。 3 样品采集及分析测试 3.1 样品采集 本文的 5 个二长花岗岩样品 M601、M602、 M603、 M604 和 M605 采自钻孔 ZK601, 样品新鲜 无风化, 有弱的钾化蚀变。 文中用于与二长花岗岩 地球化学特征对比的花岗闪长岩样品采自 600 m 中段 2224 勘探线钻孔中不同深度。所有样品均 送至河北省区域地质矿产调查研究所实验室分析 测试。 3.2 分析方法 主量元素分析主要采用滴定法和重量法。微量 元 素 的 测 试 方 法 为 电 感 耦 合 等 离 子 体 质 谱 法 ICP-MS, 相对标准偏差小于 5。 分析结果见表 2。 相关地球化学图解借助于Geokit软件路远发, 2004 完成。 4 岩石地球化学特征对比 4.1 主量元素 梅子窝二长花岗岩SiO2含量为75.1077.66, 平均 76.13, K2ONa2O为 6.858.28, K2O/ Na2O 值在 0.731.44 之间, 相对富钾, 在 SiO2-K2O 图解中, 全部落入高钾钙碱性系列图 4a。 高钾钙碱 性花岗岩通常认为与后造山环境有关, 既可产出在 碰撞造山后的垮塌过程中, 又可以产出在挤压向拉 张环境转变的过程中Bonin, 1990。Al2O3含量为 11.9713.38, A/CNK 值介于 0.971.05, 属偏铝 质-弱过铝质系列图 4b。样品含有较低的 FeO* 0.461.36、MgO0.080.12、CaO0.96 1.23、 P2O50.010.04、 MnO 0.083 0.138 和 TiO20.0010.01。上述特征表明岩石可能经 历了较高程度的分异演化, 总体上具有富硅、 富碱、 低镁、贫钙磷的特征, 该特征与广东河源白石冈 148.5 Ma 高分异 I 型花岗岩体类似邱检生等, 2005。 4.2 微量元素 二长花岗岩的大离子亲石元素 Ba、Sr、Eu 及部 分高场强元素 Nb、La、Zr 和 Ti 亏损, 部分高场强 元素如 Th、Ta、Hf 富集图 5a, 与粤西中元古代地 壳部分熔融形成的燕山早期连阳岩体类似高剑峰 等, 2005。Rb 的富集表明岩浆经历了完全分异的作 用, Ta 的富集则暗示岩浆形成于陆内而非岛弧环境 Hoogewerff et al., 1997, Sr 的强亏损可能是斜长石 从岩浆中结晶分离造成的。此外, Nb/Ta 比值为 1.122.69, 低于正常花岗岩和大陆地壳的平均值 11Green, 1995; Rb/Sr37.6161.41和 Rb/Nb9.42 29.74比值变化明显, 显著高于中国东部上地壳平 均值分别为 0.31 和 6.8, 高山等, 1999。不同于有 较多地幔物质参与的高 Ba、Sr 含量花岗岩Tarney and Joney, 1994; Flower and Henney, 1996, 梅子窝 二长花岗岩属于低 Ba、Sr 花岗岩Harris and Inger, 1992。 200 第 38 卷 a 花岗闪长岩岩芯照片ZK601, 海拔标高 231 m; b 花岗闪长岩中粒半自形粒状结构, 斜长石具文象结构正交偏光; c 二长花岗岩岩芯 照片ZK601, 海拔标高 190 m, 见少量暗色偏基性矿物细小条带; d 二长花岗岩细粒花岗结构, 斜长石多绢云母化、黑云母绿泥石化正交偏 光。矿物缩写 Qz. 石英; Pl. 斜长石; Kf. 钾长石; Bit. 黑云母。 图 3 钻孔岩芯样品及显微特征 Fig.3 Photos of the drill core samples and microphotographs of the granitoids 表 1 梅子窝二长花岗岩和花岗闪长岩主要矿物成分及特征对比 Table 1 Major mineral compositions of the Meiziwo monzogranites and granodiorites 主要组成矿物 二长花岗岩 花岗闪长岩 石英 2530, 它形粒状, 大小0.14 mm, 填隙状分布, 交代斜 长石 2530, 它形粒状, 部分24 mm, 少量0.12 mm, 填隙状分 布, 交代斜长石 斜长石 3035, 半自形-它形粒状, 大小0.32.5 mm, 杂乱分布, 被钾长石、石英蚕食状交代, 局部钠长石化、绢云母化、帘 石化、碳酸盐化 5055, 半自形板状, 大小23 mm, 填隙状分布, 部分被钾 长石、 石英蚕食状交代, 部分具文象结构, 绢云母化、 高岭土化 钾长石 3035, 半自形板状-它形粒状, 大小0.54 mm, 杂乱分 布, 高岭土化, 交代斜长石 812, 它形粒状, 大小22.5 mm, 填隙状分布, 高岭土化, 交代斜长石 黑云母 10, 叶片状, 片径0.42 mm, 零散分布, 绿泥石化, 呈假 象, 有残留 暗色矿物 2530, 绿泥石化, 呈假象, 零星分布 4.3 稀土元素 二长花岗岩的稀土元素总量∑REE为 134.48 10−6219.4510−6, 平均 160.210−6。重稀土元素相 对富集, 平均为 100.5210−6; 轻稀土元素含量较低, 平均为 59.6910−6。LREE/HREE 平均为 0.62, La/YbN变化于 0.160.28, 平均值为 0.23, 轻、重 稀土的分馏不显著, La/SmN比值变化于 0.410.64, Gd/YbN比值仅为 0.380.67, 岩石的稀土元素球粒 陨石标准化配分型式呈现明显的左倾斜形图 5b, 并显示明显的 Eu 负异常δEu0.0030.008, 无明显 Ce 异常, 具典型的 M 型稀土元素四分组效应, 同时 也具有浅色碱长花岗岩的特点。Eu 的强烈负异常暗 第 1 期 姜 海等 粤北梅子窝钨矿二长花岗岩的发现及其地球化学特征 201 表 2 梅子窝二长花岗岩和花岗闪长岩主量元素、、微量和稀土元素10− −6分析结果表 Table 2 Major and trace element 10− −6 contents of the Meiziwo monzogranites and granodiorites 样号 M601 M602 M603 M604 M605 21-1621-1841-0141-0341-1642-0442-08 42-12 43-05 41-1443-10 细粒二长花岗岩 花岗闪长岩 SiO2 75.54 77.66 76.54 75.82 75.1 67.1667.3670.0067.3267.6466.8067.10 69.40 67.64 67.3268.16 TiO2 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.420.450.360.390.390.440.410.44 0.43 0.390.39 Al2O3 13.06 11.97 12.60 13.07 13.38 13.7814.2113.9714.1813.8714.3014.914.15 13.85 14.1813.80 Fe2O3 0.02 0.03 0.00 0.01 0.50 1.310.900.530.670.620.820.740.58 0.75 0.670.82 FeO 0.55 0.57 0.46 0.53 0.91 2.783.262.253.283.073.283.262.40 3.16 3.283.07 MnO 0.09 0.13 0.08 0.14 0.19 0.070.070.040.080.080.070.070.08 0.07 0.080.07 MgO 0.09 0.12 0.08 0.08 0.08 1.691.641.291.601.531.8 1.631.38 1.61 1.601.65 CaO 1.19 1.23 1.11 0.96 1.11 2.883.652.083.603.123.524.033.73 3.39 3.603.52 Na2O 3.88 3.04 3.34 4.00 4.60 2.402.502.332.612.572.222.722.02 2.22 2.612.36 K2O 4.49 3.81 4.80 4.08 3.37 4.103.984.873.724.484.413.204.25 3.64 3.724.17 P2O5 0.01 0.04 0.01 0.04 0.04 0.150.140.120.140.130.150.150.15 0.14 0.140.16 LOI 0.87 1.24 0.89 0.87 0.85 2.331.421.922.122.161.511.761.42 2.51 2.121.38 Total 99.81 99.85 99.91 99.60 100.13 99.0799.5999.7699.7199.6799.30100.00 99.99 99.42 99.7199.55 A/CNK 0.97 1.05 0.99 1.03 1.01 1.010.941.080.950.940.960.980.96 1.01 0.950.93 Mg 0.86 0.83 0.85 0.87 0.94 0.7 0.710.680.710.7 0.690.710.68 0.7 0.710.70 FeO*/MgO 6.31 4.98 5.76 6.74 17.00 2.342.482.112.432.372.232.412.12 2.38 2.432.31 Na2OK2O 8.94 7.45 8.6 8.62 9.33 6.506.487.206.337.056.635.926.27 5.86 6.336.53 K2O/Na2O 1.16 1.25 1.44 1.02 0.73 1.711.592.091.431.741.991.182.10 1.64 1.431.77 Rb 934 865 1011 830 829 139255162292406204228328 347 271181 Sr 20 23 21 14 14 237200197154188203193170 186 184182 Ba 7 14 16 19 1 375724724859601764479689 732 648643 Y 194 192 165 213 307 33.329.329.122.930.228.530.522.9 31.0 27.730.5 Zr 87 88 66 91 83 142178176148164157176186 178 165165 Hf 8.1 7.8 7.1 11 11 6 7.4 7.4 5.9 6.7 6.4 7 7.3 7.1 6.7 6.8 Nb 39 42 34 32 88 11 11.812.29.1 11.211.310.311.9 11.9 11.311.7 Ta 18.2 15.6 19.6 28.7 54.6 1.121.021.080.851.1 1.010.861.03 1.04 0.941.06 Th 18.7 19.1 15.6 19.5 17.9 16.415.317.911.517.917.213.816.9 14.6 13 17 La 6.4 6.5 6.6 9.1 9.2 22 32 49 23 43 32 39 33 29 26 32 Ce 17.7 16.6 18.1 25.1 29.2 51 63 92 46 83 63 75 64 60 51 64 Pr 3.4 3.1 3.3 4.1 5.2 6.847.3910.255.519.377.5 8.717.5 7.39 6.397.72 Nd 15.6 13.7 15.5 17.2 22.7 27.928.837.521.435 28.733.128.5 28.7 24.929.5 Sm 10.1 8.5 9.3 9.2 12.9 5.785.576.2 4.2 6.2 5.466.095.04 5.67 4.835.67 Eu 0.03 0.03 0.03 0.01 0.03 1.141.031.130.991.031.021.180.99 1.11 1.091.07 Gd 15.8 13.8 13.9 13.1 19 5.7 5.095.423.935.464.975.5 4.53 5.29 4.745.29 Tb 3.24 2.8 2.88 2.8 4.05 1.010.910.950.690.950.870.950.77 0.96 0.830.93 Dy 26.4 23.3 22.7 23.4 29.2 5.9 5.1 5.2 4.1 5.3 5 5.4 4.3 5.4 4.8 5.2 Ho 5.5 4.9 4.6 4.9 7.5 1.141.021.010.791.030.971.040.83 1.05 0.951.04 Er 17.8 16.4 15 17.9 27 3.733.2 3.112.493.173.073.2 2.44 3.29 2.993.26 Tm 3.18 2.9 2.59 3.58 5.41 0.620.520.510.4 0.510.5 0.520.39 0.54 0.480.52 Yb 21.22 19.4 17.18 27.09 40.96 3.772.962.862.353.022.833.062.26 3.13 2.733.14 Lu 3.4 3.2 2.8 4.7 7.1 0.570.430.440.340.450.420.450.34 0.46 0.420.47 202 第 38 卷 续表 2 样号 M601 M602 M603M604 M605 21-1621-1841-0141-0341-1642-0442-08 42-12 43-05 41-1443-10 细粒二长花岗岩 花岗闪长岩 ∑REE 149.77 135.13 134.48 162.18 219.45 137.1157215.6116.2197.5156.3183.2 154.9 152 132.2159.8 LREE/HREE 0.55 0.56 0.650.66 0.57 5.117.1710.066.7 8.937.398.11 8.77 6.55 6.377.05 δEu 0.007 0.008 0.0080.003 0.006 0.6070.5910.5960.7450.5410.5990.623 0.633 0.62 0.6960.597 La/YbN 0.22 0.24 0.280.24 0.16 4.197.7512.297.0210.218.119.14 10.47 6.65 6.837.31 La/SmN 0.41 0.49 0.460.64 0.46 2.463.715.1 3.544.483.784.13 4.23 3.3 3.483.64 Gd/YbN 0.62 0.59 0.670.4 0.38 1.251.421.571.381.5 1.451.49 1.66 1.4 1.441.39 ZrYNbCe 337.7 338.6 283.1361.1 507.2 237.3282.1309.3226288.4259.8291.8 284.8 281 255271.2 Nb/Ta 2.15 2.69 1.741.12 1.61 9.8211.5711.310.7110.1811.1911.98 11.55 11.44 12.0211.04 Rb/Sr 46.7 37.61 48.1459.29 59.21 0.591.280.821.9 2.161 1.18 1.93 1.87 1.470.99 Rb/Nb 23.95 20.6 29.7425.94 9.42 12.6421.6113.2832.0936.2518.0522.14 27.56 29.16 23.9815.47 LOI 为烧失量; 铝饱和指数 A/CNKAl2O3/Na2OK2OCaO; FeO*Fe2O30.9FeO。 图 4 二长花岗岩的 SiO2-K2O 图解a, 底图据 Le Maitre, 1989和 A/CNK-A/NK 图解b, 底图据 Maniar and Piccoli, 1989 Fig.4 SiO2 vs. K2O a and A/CNK vs. A/NK b diagrams for the monzogranites PT. 漂塘花岗岩数据据华仁民等2003; XHS. 西华山中粒黑云母花岗岩数据据吕科等2011。 图 5 梅子窝二长花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图a和稀土元素球粒陨石标准化配分型式b, 原始地幔标准化 值和球粒陨石标准化值据 Sun and McDonough, 1989 Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element spidergrams a and Chondrite-normalized REE patterns b for the Meiziwo monzogranites 第 1 期 姜 海等 粤北梅子窝钨矿二长花岗岩的发现及其地球化学特征 203 示岩体物质来源于地壳深部或上地幔; 花岗岩稀土 元素四分组效应是花岗质熔体与富挥发分F, Cl流 体相互作用的结果赵振华等, 1992。典型的浅色花 岗岩通常有两种形成方式, 其一为花岗岩的热侵位 导致表壳岩或先前变质岩的局部熔融, 产生浅色花 岗岩体或岩脉; 其二为花岗岩本身的后期岩浆分异 产生浅色花岗岩体, 侵位于围岩之中Bea et al., 1994; Ayres et al., 1997。由于磷灰石或独居石在地 壳深融过程中常常以残留体的形式出现, 早期轻稀 土富集的副矿物如独居石有可能不参与部分熔融, 或者参与花岗质岩浆后期的分异作用, 随分异程度 的增强和富含轻稀土元素的分离结晶作用, 导致最 后岩浆的 SiO2增高、LREE 含量减少曾令森等, 2006。 二长花岗岩和花岗闪长岩的地球化学特征区别 见表 3。 此外, 梅子窝二长花岗岩与华南地区与钨矿 床有关的漂塘、西华山燕山早期花岗岩具有极为相 似的稀土元素分布曲线图 5b, 可能反映它们经历 了相似的地质过程。随着花岗岩分异演化程度增高, Nb/Ta、Zr/Hf 等比值降低, 稀土元素含量不断减少, 伴随着 δEu 与 LREE/HREE的明显降低, W 的含量不 断增加, 最终发生矿化。 5 讨 论 5.1 岩石成因类型 尽管花岗岩是大陆上最丰富的岩石类型, 但却 没有一个广泛应用的分类方案Frost et al., 2001, 目 前最为流行的划分方案是将它们区分为 I 型、S 型、 M 型和 A 型。自然界中真正由地幔岩浆衍生的 M 型 花岗岩极少, 主要成因类型为 I 型、S 型和 A 型。判 断和区分 I、 S、 A 型花岗岩的重要矿物学标志是角闪 石、堇青石和碱性暗色矿物Miller, 1985; 吴福元等, 2007, 但由于梅子窝二长花岗岩缺乏这些标志性矿 物, 因此难以从矿物学上划分成因类型。 对于南岭地区的花岗岩在判别花岗岩成因类型 的图解上, 样品点基本均落在高分异钙碱性花岗岩 和 I 型花岗岩区图 6a, b。在高分异的情况下, I 型 花岗岩具有与 A 型花岗岩类似的矿物学和地球化学 特点Chappell and White, 1992, 从而对岩石成因类 型的正确判定造成影响。如何有效地区分分异的 I 型花岗岩和 A 型花岗岩仍须进一步的探讨和研究。 梅子窝二长花岗岩体具有显著区别于 A 型花岗岩的 一系列化学组成特征, 主要表现在 1 尽管该岩体 碱含量较高, 但 FeO*/MgO 比值除一个样品为 17 外, 整体比较低4.986.74, 不同于 A 型花岗岩显著富 铁的特征FeO*/MgO10, Whalen et al., 1987; 2 该岩体的 Zr、Nb、Ce、Y 等元素的含量均较低, Zr NbCeY283.110−6507.210−6, 多数低于 350 10−6。在 Whalen et al. 1987区分 A 型花岗岩与分异 的 I 型花岗岩的判别图解中, 样品点基本均落在分 异花岗岩区图 6c, d。 因此, 笔者认为该岩体属于高 钾钙碱性的分异 I 型花岗岩。 5.2 大地构造背景 梅子窝二长花岗岩属高钾钙碱性系列岩石。这 类花岗岩在南岭地区分布广泛, 常作为岩石圈伸展 减薄、向非造山板内活动过渡时期的岩浆作用产物 出现, 其源区通常与先前的俯冲作用有关Liegeois et al., 1998。近年来对南岭地区的大量研究陈培荣 等, 1998; 李献华等, 2000, 2001; 包志伟等, 2000; 孔兴功等, 2000; 王岳军等, 2001; 王强等, 2002; 陈 志刚等, 2003发现, 南岭地区存在大量双峰式火山 岩、A 型花岗岩类及其有关的碱性杂岩等指示软流 圈上涌、岩石圈减薄和大陆地壳开始拉张裂陷的直 接岩石学标志Suneson and Lucchitta, 1983; Eby, 1990, 1992; Pin and Marini, 1993; Liegeois et al., 1998; 表 3 梅子窝二长花岗岩和花岗闪长岩主要地球化学特征对比 Table 3 Major geochemical characteristics of the Meiziwo monzogranites and granodiorites 二长花岗岩 花岗闪长岩 SiO2含量为75.1077.66, 平均76.13 SiO2含量为66.8270.00, 平均67.81 K2ONa2O为6.858.28, K2O/Na2O值在0.731.44之间 K2ONa2O为4.416.75, K2O/Na2O值在1.182.10之间 主量元素 FeO*0.461.36、MgO0.080.12、CaO0.961.23、 P2O50.010.04、 MnO0.0830.138、 TiO20.0010.01 FeO*2.734.07、MgO1.291.80、CaO2.084.03、 P2O50.120.16、MnO0.0390.081、TiO20.360.44 微量元素 大离子亲石元素Ba、Sr、Eu及部分高场强元素Nb、La、Zr 和Ti亏损, 部分高场强元素如Th、Ta、Hf富集 大离子亲石元素Ba、Sr、Eu及部分高场强元素Zr和Ti较二长 花岗岩弱亏损, 部分高场强元素如Th、La、Hf较二长花岗岩 富集 稀土元素 ∑REE在134.4810−6219.4510−6之间, 重稀土元素相对富 集, 具四分组效应 ∑REE在15910−624410−6之间, 轻稀土元素相对富集, 无四 分组效应 204 第 38 卷 a TiO2 vs. Zr 图解据 Collins et al., 1982; b Al2O3CaO/FeO*Na2OK2O vs. 100MgOFeO*TiO2图解; c FeO*/MgO vs. Zr NbCeY 图解据 Whalen et al., 1987, OGT 代表未分异的 I、S 和 M 型花岗岩区, FG 代表分异的 I 型花岗岩区; d K2ONa2O/CaO vs. ZrNbCeY 图解据 Whalen et al., 1987, 图中各岩石范围据原图数据点圈定。 图 6 梅子窝二长花岗岩成因类型判别图 Fig.6 Geochemical discrimination diagrams for the Meiziwo monzogranites 张玉泉和谢应雯, 1997, 表明南岭地区在中侏罗世 约 170 Ma已发生大范围的岩石圈伸展、减薄以及 软流圈上涌事件, 区域上处于陆内构造背景。梅子 窝二长花岗岩可能形成于岩石圈伸展减薄的地球动 力学背景之下, 形成时代晚于 170 Ma。该花岗岩体 具有低 Sr 的特点, 表明斜长石为残留相。一般情况 下, 源区存在斜长石时的岩浆起源压力较低1000 MPa 或 30 km, 对应于 Moho 面附近。Sr210−6, 代表了减薄的地壳张旗等, 2006, 有利 于岩石的熔融形成花岗质岩浆。 这一特点也佐证了梅 子窝二长花岗岩形成于岩石圈伸展减薄的环境下。 Thompson 1999研究发现, 压力降低或者外来热源 的加入可以产生花岗质岩浆。地壳的拉张减薄, 压力 降低, 同时可伴随软流圈地幔的上涌和幔源岩浆的 底侵作用, 从而使地壳加热而进一步发生部分熔融, 有利于花岗质岩浆的形成。在 Maniar and Piccoli IAG. 岛弧花岗岩; CAG. 钙碱性系列花岗岩; CCG. 大陆碰撞花岗岩; POG. 后碰撞花岗岩; RRG. 与裂谷有关的花岗岩; CEUG. 大陆造陆 抬升的花岗岩。 图 7 梅子窝二长花岗岩主量元素构造环境判别图解据 Maniar et al., 1989 Fig.7 Major element tectonic discrimination diagram for the Meiziwo monzogranites 第 1 期 姜 海等 粤北梅子窝钨矿二长花岗岩的发现及其地球化学特征 205 1989主元素构造环境判别图解中, 梅子窝二长花岗 岩的样品点均落在后碰撞post-collisional花岗岩区 图 7。在微量元素构造环境判别图中图 8, 则落入 板内花岗岩区, 暗示花岗岩形成于后碰撞陆内环境。 VAG. 火 山 弧 花 岗 岩 ; ORG. 洋 脊 花 岗 岩 ; WPG. 板 内 花 岗 岩 ; Syn-COLG. 同碰撞花岗岩。 图 8 梅子窝二长花岗岩微量元素构造环境判别图解据 Pearce et al., 1984 Fig.8 Trace element tectonic discrimination diagrams for the Meiziwo monzogranites 综上所述, 笔者认为梅子窝二长花岗岩形成于后 碰撞陆内环境, 岩石圈减薄和伸展的构造背景下。前 人研究认为, 南岭地区钨矿主要形成于伸展环境毛景 文等, 2004; 华仁民等, 2005b。 因而, 形成于伸展构造 背景下的该二长花岗岩极有可能是梅子窝钨矿形成的 热源以及成矿母岩, 值得进一步深入研究。 6 结 论 1 本次发现的二长花岗岩与上部花岗闪长岩 呈侵入接触关系, 为新一期岩浆活动的产物。 2 梅子窝二长花岗岩体在化学组成上具有高 硅、 富碱、 偏铝-弱过铝、 贫钙、 镁、 铁, Rb/Sr、 Rb/Nb 比值高, 富 Rb、Th、Ta, 贫 Ba、Sr、Ti、Eu 等特点。 岩