Distribution-controlling factors and emplacement mode of lamproite in southeastern Guizhou Province
-
摘要:
黔东地区发现大量的钾镁煌斑岩体，具有区域椭圆状分布和局部带状产出的基本特征，据测年资料，主要形成于晚奥陶世。结合地史演化分析，经武陵运动、雪峰运动和加里东期郁南运动及都匀运动等多期（幕）运动，在黔东钾镁煌斑岩区基底应存在类似于“江南古陆”区菱块状构造格架的地质构造条件，并因此而控制黔东钾镁煌斑岩区域椭圆状分布和局部带状产出。另据岩相古地理分析，黔东钾镁煌斑岩或应主要为基底构造控制下的“泥鳅钻豆腐”侵入模式，故而找矿勘查方向应主要和首先关注已知岩区的“攻深找盲”问题。
Abstract:A large number of lamproite plutons were discovered in eastern Guizhou Provence, which are distributed either as regional elliptical pattern and/or local banding pattern. Dating information reveals that they were mainly formed in late Ordovician. Geohisto-ry analyses suggest that geological structural conditions of the substrate of the lamproite pluton regions should resemble those of the rhombic structural framework that characterized the "Jiangnan old land", after experiencing multiphase tectonic movements including Wuling Orogeny, Xuefeng Orogeny, and Yunan Orogeny as well as Duyun Movement in the Caledonian. The resulting geological structural condition thus accounted for the formation of the lamproite plutons, i.e., elliptical pattern in regional and banding pattern locally. In combination of dating data and lithofacies paleogeography studies, the authors hold that lamproite plutons were emplaced at the position with the mode of "loach throw bean-curd", which was controlled by substrate structural conditions. The prospecting and exploration policy should primarily focus on "exploring to the deep and unknown places" of existing deposits.
-
钦杭结合带是扬子和华夏2个古陆块于新元古代碰撞拼接所形成的板块结合带[1-2]，其南西起自广西钦州湾，经湘、赣往北东延伸至浙江杭州湾，总体呈北东向反“S”状弧形展布。钦杭成矿带是沿钦杭结合带两侧扩展而新圈定的一个重要成矿带，成矿地质条件优越。开展地质调查工作以来，相继在该成矿带发现了一批大中型矿床，如锡田锡矿、思委银矿、园珠顶铜钼矿等，找矿突破成果显著[3]。对钦杭成矿带内一些典型矿床进行系统的研究，对了解区域成矿地质条件、矿床成因、矿床分布规律等具有重要意义。
幕阜山地区位于钦杭成矿带中部，是钦杭成矿带西段部署的重点找矿地区之一，已发现的主要矿种有钨、金、铀、铍、铌、钽、铜、铅、锌等，湖南三墩铜铅锌矿位于幕阜山岩体南部[2-3]①。幕阜山岩体呈岩基状产出，出露面积达2530km2，主体部分位于湖南省境内。幕阜山岩体为多期次侵入的复式岩体②③，区域地质调查对其进行了划分，其中燕山早期岩浆活动持续时期较长（189~145Ma），在长达44Ma的地质时期内，除了侵入以粗中粒斑状二长花岗岩为主的岩体外，在岩浆后阶段还有大量花岗伟晶岩脉生成，燕山晚期岩浆活动基本上紧接着燕山早期岩浆活动发生，其活动时期在136~115Ma之间，持续时间21Ma, 燕山晚期岩体划分出第一、第二、第三次侵入体，还伴有部分花岗伟晶岩脉的生成。虽然前人对幕阜山岩体进行了成岩期次划分和同位素年龄分析，但受当时测试条件和方法本身的制约，同位素年龄存在精度不高的问题，且缺乏系统的岩石成因研究。为了获得高精度的成岩年龄数据，本文采用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，并结合Hf同位素和岩石地球化学分析，深入探讨岩石成因，为研究成岩与成矿的关系提供重要的科学依据。
1. 地质背景
三墩铜铅锌矿区位于下扬子陆块江南古岛弧的北缘，幕阜山岩体南部与冷家溪群侵入接触部位、北东向天府山-幕阜山断裂与枫林-浆市断裂复合处北西侧②④。矿区出露地层较简单（图 1），主要为冷家溪群变质岩，位于矿区南部，岩性以黑云母片岩、二云母片岩、石英片岩为主，其中有大量伟晶岩岩脉及石英脉穿插。区内断裂构造发育，尤其以北北西向和近南北向断裂最发育，延伸稳定、规模较大，断裂带内构造透镜体、石英脉、角砾岩等发育。区内岩浆岩十分发育，主要出露幕阜山岩体燕山晚期第一次侵入体，在矿区东北角还出露燕山早期侵入体和燕山晚期第三次侵入体，燕山早期侵入体（Mγ52Pb）岩性为片麻状粗中粒斑状黑云母二长花岗岩，燕山晚期第一次侵入体（γ53-1）岩性为中细粒二云母二长花岗岩，燕山晚期第三次侵入体（γδ53-3）岩性为细粒花岗闪长岩。
![]()
图 1 三墩铜铅锌矿区地质简图1—第四系全新统；2—冷家溪群；3—燕山晚期第三次侵入体；4—燕山晚期第一次侵入体；5—燕山早期侵入体；6—花岗伟晶岩；7—石英脉；8—含矿石英脉；9—断裂；10—采样位置（锆石U-Pb）；Ⅱ-1-5—江汉-洞庭断陷盆地；Ⅱ-2-2—下扬子被动陆缘；Ⅱ-2-3—江南古岛弧；Ⅱ-3-1—湘中-桂中裂谷盆地Figure 1. Geological sketch map of Sandun矿区内热液活动强烈，硅化显著，尤其在断裂带内硅化现象最明显，往往被石英脉充填，石英脉除少数呈透镜状产出外，大部分呈整脉状充填在断裂带内。区内已探明19条含矿石英脉，其中具有工业矿体的有5条，皆呈脉状、透镜状产出，其走向为北北西向，倾向为北东东向。围岩蚀变除硅化外，还有绢云母化、绿泥石化、萤石化，偶见碳酸盐化、重晶石化等，萤石化与矿化关系密切。一般在断层构造带的中部、断裂构造转折处、两组断裂相交处，硅化、绿泥石化强烈发育处和北北西向断裂（节理）带中，形成较富的矿体②③。
2. 岩石学特征
三墩铜铅锌矿区花岗岩岩石地球化学和测年样品（东经113°45.626′、北纬28°52.622′）均采于幕阜山岩体燕山晚期第一次侵入体的地表露头。通过观察手标本和显微镜下特征（图 2），鉴定三墩铜铅锌矿区花岗岩岩性为二云母二长花岗岩，灰白色，中细粒花岗结构，块状构造，矿物成分为石英（25% ~30%）、钾长石（30% ~35%）、斜长石（25% ~30%）、黑云母（5%~7%）、白云母（5%~8%）。
![]()
图 2 花岗岩手标本（a）和正交偏光照片（b）Figure 2. Hand specimen (a) and crossed nicols photograph (b) of granite3. 分析测试方法
主量、微量元素测试在中国地质调查局武汉地质调查中心中南矿产资源监督检查中心进行（前者用X-射线荧光光谱法XRF，后者用ICP-MS法）。地球化学参数计算与图解生成使用GeoKit软件[4]。
花岗岩样品破碎和锆石挑选由廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成。锆石阴极发光（CL）图像在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室拍摄，并结合透射光和反射光图像观察锆石内部结构。
锆石U-Pb定年分析在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室（GPMR）LAICP-MS仪器上完成，ICP-MS型号为Agilent7500a。激光剥蚀系统为GeoLas 2005，所用斑束直径为32μm。对分析数据的离线处理（包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算）采用软件ICPMSDataCal [5-6]完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法同Liu等[5-6]。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均值计算均采用Isoplot 3.0完成[7]。
锆石Hf同位素原位测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室的多接受电感耦合等离子质谱仪MC-ICP-MS（Nu Plasma）上完成。分析时采用氦作为剥蚀物质载气，激光束斑直径为42μm, 分析步骤和流程参见徐平等[8]和Yuan等[9]。采用标准锆石91500、MON-1和GJ-1作为外部标样，分析精度和误差用标样来校准，误差为2σ，本次实验测试中91500的分析结果176Hf/177Hf=0.282307 ± 0.000016，与参考值一致。
4. 分析结果
4.1 锆石U-Pb分析结果
本次研究采集的测年样品编号为SD2-2。样品CL图像显示（图 3），锆石形态大部分呈短柱状，晶形比较完整，裂纹不发育，振荡环带发育。从制备好的测年样品中选取锆石进行测试，每颗锆石一个测点，多数测点位于锆石柱体两端，少数测点在柱体中部。锆石Th含量为192×10-6~963×10-6，U含量为1581×10-6~10530×10-6，Th/U值为0.034~0.39，虽然锆石的Th/U值较低，但其具有较高的Th、U含量和存在振荡环带等特征，表明其为岩浆锆石[10]。
![]()
图 3 样品中代表性锆石阴极发光（CL）图像及其U-Pb年龄Figure 3. Representative CL images for zircons with U-Pb ages测年样品的同位素分析结果见表 1。共测试20个测点，除3号点数据有明显错误删除外，有效测点为19个，其中15号点年龄明显较老，14号点年龄明显较小，其余17个测试点的206Pb/238U年龄值集中分布于129.0~134.9Ma之间，投影点均落在谐和线上（图 4），206Pb/238U年龄加权平均值为131.9±1.1Ma（95%置信度，MSWD=2.3），可代表三墩铜铅锌矿区花岗岩的成岩年龄。结合阴极发光图像分析，15号测点应为继承锆石核，其206Pb/238U年龄为749.5Ma。
表 1 花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素测试结果Table 1. LA-ICP-MS U-Th-Pb isotopic compositions of zircons for the granite分析
点含量/10-6 Th/U 同位素比值 年龄/Ma Pb Th U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 1 231 323 9563 0.034 0.04826 0.00120 0.14259 0.00348 0.02115 0.00021 122.3 57.4 135.3 3.1 134.9 1.3 2 155 377 6425 0.059 0.04627 0.00127 0.13697 0.00381 0.02114 0.00023 13.1 63.0 130.3 3.4 134.8 1.5 3 103 243 4266 0.057 0.04430 0.00125 0.13036 0.00375 0.02102 0.00024 error error 124.4 3.4 134.1 1.5 4 174 358 7255 0.049 0.04723 0.00137 0.13570 0.00381 0.02056 0.00022 61.2 66.7 129.2 3.4 131.2 1.4 5 101 240 4245 0.057 0.04742 0.00182 0.13820 0.00545 0.02082 0.00030 77.9 88.9 131.4 4.9 132.8 1.9 6 109 279 4578 0.061 0.05025 0.00160 0.14233 0.00446 0.02024 0.00022 205.6 74.1 135.1 4.0 129.2 1.4 7 84 224 3476 0.064 0.04772 0.00160 0.13724 0.00451 0.02058 0.00023 87.1 -117.6 130.6 4.0 131.3 1.5 8 110 259 4530 0.057 0.04652 0.00146 0.13614 0.00420 0.02097 0.00021 33.4 64.8 129.6 3.8 133.8 1.3 9 81 211 3513 0.060 0.04946 0.00318 0.14136 0.00903 0.02063 0.00034 168.6 154.6 134.3 8.0 131.7 2.1 10 233 376 10530 0.036 0.04686 0.00134 0.13658 0.00453 0.02102 0.00042 42.7 66.7 130.0 4.0 134.1 2.6 11 120 375 5185 0.072 0.04865 0.00152 0.13863 0.00437 0.02049 0.00026 131.6 78.7 131.8 3.9 130.7 1.6 12 79 192 3258 0.059 0.04918 0.00166 0.14283 0.00465 0.02097 0.00021 166.8 79.6 135.6 4.1 133.8 1.3 13 148 399 6305 0.063 0.04854 0.00110 0.13748 0.00307 0.02040 0.00017 124.2 55.6 130.8 2.7 130.2 1.1 14 210 561 9618 0.058 0.04795 0.00103 0.12706 0.00283 0.01910 0.00017 98.2 45.4 121.5 2.5 122.0 1.1 15 392 963 2472 0.390 0.06553 0.00086 1.11877 0.01526 0.12330 0.00078 790.7 27.8 762.4 7.3 749.5 4.5 16 38 286 1581 0.181 0.04736 0.00244 0.13302 0.00626 0.02055 0.00029 77.9 109.3 126.8 5.6 131.1 1.8 17 141 371 6038 0.061 0.04796 0.00111 0.13634 0.00319 0.02040 0.00016 98.2 53.7 129.8 2.9 130.2 1.0 18 138 326 5740 0.057 0.04908 0.00174 0.14255 0.00407 0.02112 0.00021 150.1 83.3 135.3 3.6 134.7 1.3 19 145 358 6175 0.058 0.04931 0.00142 0.14325 0.00423 0.02089 0.00025 161.2 66.7 135.9 3.8 133.2 1.6 20 154 398 6752 0.059 0.04837 0.00138 0.13621 0.00389 0.02022 0.00017 116.8 63.9 129.7 3.5 129.0 1.1 ![]()
图 4 花岗岩锆石U-Pb谐和图（a）和206Pb/238U年龄图谱（b）Figure 4. U-Pb concordia diagram (a) and 206Pb/238U age spectrum (b) of zircons form the granites4.2 地球化学分析结果
岩石地球化学分析结果见表 2。花岗岩SiO2含量为72.56%~74.27%（＞70%），Al2O3含量为14.05%~14.46%，铝饱和指数（A/CNK）值为1.13~1.28，属强过铝质（＞1.1）。碱含量（Na2O+K2O）变化范围为7.71% ~8.81%，其中K2O含量为4.22% ~5.61%，在TAS岩石分类图解（图 5-a）上[11-12]，样品点落在亚碱性花岗岩系列。在岩石系列SiO2-K2O图解（图 5-b）上[13]，样品点落在高钾钙碱性系列。
表 2 花岗岩主量、微量和稀土元素含量Table 2. Major, trace and rare earth element values of the granite样号
岩性SD1-4
二云母
花岗岩SD1-5
二云母
花岗岩SD2-2
二云母
花岗岩SD3-1
二云母
花岗岩SD4-1
二云母
花岗岩SiO2 72.70 72.56 74.27 73.49 73.49 Al2O3 14.45 14.46 14.18 14.35 14.05 Fe2O3 0.501 0.383 0.250 0.228 0.237 FeO 1.88 2.04 1.73 1.77 2.34 CaO 0.553 1.02 0.475 0.732 0.739 MgO 0.325 0.346 0.184 0.231 0.320 K2O 5.61 4.50 4.77 5.00 4.22 Na2O 3.20 3.66 3.08 3.12 3.49 TiO2 0.125 0.107 0.106 0.127 0.165 P2O5 0.201 0.181 0.267 0.215 0.111 MnO 0.034 0.035 0.050 0.039 0.064 灼失量 0.399 0.277 0.419 0.459 0.460 Cu 13.5 15.0 19.6 17.8 12.7 Pb 65.0 90.3 28.2 43.2 43.5 Zn 108 59.4 47.0 57.9 146 Cr 14.5 3.86 17.9 7.27 9.28 Ni 2.25 2.29 2.65 19.4 5.07 Co 1.70 1.54 1.20 1.42 2.12 W 2.19 2.14 3.12 3.27 2.29 Mo 0.85 0.55 0.89 Bi 1.04 1.25 1.45 4.82 0.22 Sr 42.4 63.3 18.1 33.3 38.8 Ba 251 199 78.9 163 226 Nb 17.3 14.8 18.6 Ta 2.86 2.57 4.89 Zr 48.0 59.9 51.2 Hf 2.26 2.52 1.97 U 17.2 8.02 8.00 Th 6.55 9.92 10.7 La 22.8 15.7 12.7 17.4 20.7 Ce 36.1 27.2 26.6 35.8 40 Pr 5.5 4.02 3.16 4.37 4.73 Nd 18.9 14 10.9 15.1 16.2 Sm 4.49 3.39 2.67 3.81 3.78 Eu 0.47 0.4 0.25 0.46 0.54 Gd 3.83 2.93 2.26 3.32 3.39 Tb 0.58 0.46 0.45 0.56 0.57 Dy 2.56 2.05 2.5 2.54 2.64 Ho 0.36 0.29 0.44 0.35 0.42 Er 0.87 0.73 1.24 0.81 1.09 Tm 0.12 0.093 0.24 0.11 0.2 Yb 0.74 0.58 1.51 0.74 1.39 Lu 0.094 0.071 0.19 0.091 0.19 Y 9.27 7.49 12.7 9.43 11.8 A/CNK 1.17 1.13 1.28 1.21 1.21 ∑REE 106.68 79.40 77.81 94.89 107.64 δEu 0.35 0.39 0.31 0.40 0.46 δCe 0.79 0.84 1.03 1.01 0.99 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量为10-6 ![]()
图 5 花岗岩TAS岩石分类图解（a）和SiO2-K2O关系图（b）1—橄榄辉长岩；2a—碱性辉长岩；2b—亚碱性辉长岩；3—辉长闪长岩；4—闪长岩；5—花岗闪长（斑）岩；6—二长花岗（斑）岩；7—硅英岩；8—二长辉长岩；9—二长闪长岩；10—二长岩；11—石英二长岩；12—正长岩；13—副长石辉长岩；14—副长石二长闪长岩；15—副长石二长正长岩；16—副长石正长岩；17—副长深成岩；18—霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩Figure 5. TAS(a)and SiO2-K2O(b)diagram of the granite花岗岩稀土元素总量（∑REE）为77.81×10-6~107.64×10-6，平均为80.56×10-6，δEu=0.31~0.46，δCe=0.79~1.03。在微量元素蛛网图（图 6-a）上，富集U、Ta、Pb等元素，亏损Ba、Nb、Sr、Zr、Ti等元素。Nb/Ta值为3.80~6.05，平均为5.20，低于地壳Nb/Ta值，指示源区具有地壳性质。Sr亏损指示斜长石的分离结晶；Ti亏损指示钛铁矿的分离结晶，暗示岩浆物质来源于地壳[14-16]。在稀土元素球粒陨石标准化配分图（图 6-b）上，稀土元素为右倾配分模式，轻、重稀土元素分异强烈，富集轻稀土元素，重稀土元素平坦分布，具有弱负Eu异常特征。
![]()
图 6 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模式图（b）Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantlenormalized trace element spider diagram(b)of the granite4.3 Hf同位素分析结果
对测年样品锆石19个有效测点中的17个测点（包含15号继承锆石核，除去5号和14号测点）进行了原位Hf同位素分析，除继承锆石用测点的年龄计算外，其余锆石Hf同位素计算所用的年龄为该样品的206Pb/238U年龄加权平均值，分析结果见表 3。测年样品的16个燕山晚期花岗岩锆石的微区原位Hf同位素组成相对均匀，初始176Hf/177Hf值较一致，分布在0.282526~0.282624之间，平均值为0.282589，εHf(t)值集中分布在-5.9~-2.4之间，平均值为-3.7，二阶段模式年龄（T2DM）在1558~1338Ma之间，平均值为1417Ma。15号继承锆石核初始176Hf/177Hf值为0.282453，εHf(t)值为4.8，一阶段模式年龄（T1DM）为1130Ma, 二阶段模式年龄（T2DM）为1355Ma。
表 3 锆石Lu-Hf同位素分析结果Table 3. Lu-Hf isotope data of zircons分析点 176Hf/177Hf
比值2σ 176Lu/177Hf
比值2σ 176Yb/177Hf
比值2σ t/Ma εHf(t) T1DM/Ma T2DM/Ma fLu/Hf 1 0.282554 0.000018 0.000975 0.000003 0.026140 0.000080 131.9 -4.9 988 1496 -0.97 2 0.282570 0.000017 0.000971 0.000008 0.025686 0.000242 131.9 -4.4 966 1460 -0.97 4 0.282526 0.000021 0.000974 0.000004 0.025628 0.000105 131.9 -5.9 1028 1558 -0.97 6 0.282584 0.000016 0.000732 0.000009 0.019666 0.000251 131.9 -3.8 939 1426 -0.98 7 0.282605 0.000019 0.000830 0.000020 0.021906 0.000564 131.9 -3.1 912 1380 -0.98 8 0.282600 0.000014 0.001043 0.000011 0.027627 0.000318 131.9 -3.3 925 1392 -0.97 9 0.282597 0.000019 0.000897 0.000002 0.024262 0.000049 131.9 -3.4 926 1399 -0.97 10 0.282624 0.000016 0.001042 0.000014 0.027703 0.000383 131.9 -2.4 890 1338 -0.97 11 0.282614 0.000028 0.001068 0.000004 0.029513 0.000140 131.9 -2.8 906 1361 -0.97 12 0.282588 0.000017 0.000782 0.000004 0.020700 0.000127 131.9 -3.7 935 1418 -0.98 13 0.282616 0.000016 0.001003 0.000014 0.026896 0.000377 131.9 -2.7 901 1355 -0.97 15 0.282453 0.000018 0.000985 0.000004 0.023484 0.000117 749.5 4.8 1130 1355 -0.97 16 0.282575 0.000015 0.000511 0.000002 0.013413 0.000053 131.9 -4.1 946 1445 -0.98 17 0.282595 0.000019 0.001079 0.000005 0.028965 0.000139 131.9 -3.4 932 1403 -0.97 18 0.282541 0.000021 0.000971 0.000006 0.025835 0.000161 131.9 -5.4 1006 1524 -0.97 19 0.282619 0.000021 0.000940 0.000002 0.024897 0.000063 131.9 -2.6 896 1349 -0.97 20 0.282613 0.000016 0.001165 0.000002 0.031296 0.000053 131.9 -2.8 910 1364 -0.96 5. 讨论
5.1 成岩年龄
幕阜山复式岩体最早的同位素年龄测定是在20世纪80年代区域地质调查时完成的，其中报道有南江桥附近的铷锶（全岩）同位素年龄样品等时线年龄为189±29.7Ma, 黄龙山岩体的白云母K-Ar年龄为139Ma②③，由于当时条件制约，存在同位素年龄精度不高的问题。锆石中Pb的扩散封闭温度高达900℃[17]，是目前测定岩浆结晶年龄最理想的矿物之一，锆石结晶年龄代表了岩石成岩年龄[10]。本次选取与成矿关系密切的燕山晚期第一次侵入体开展锆石LA-ICP-MS定年工作，获得了燕山晚期第一次侵入体花岗岩的年龄为131.9±1.1Ma, 为准确限定幕阜山岩体燕山晚期第一次侵入体的年龄提供了重要的年代学依据。
本次工作发现了新元古代继承锆石核的存在，其206Pb/238U年龄为749.5Ma, 与前人研究一致，表明湖南地区的中酸性岩体中存在新元古代—新太古代继承锆石核[18-20]。
5.2 物质来源
近年来的研究发现，锆石原位Hf同位素分析是揭示地壳演化和示踪岩浆源区的重要手段[21]。三墩铜铅锌矿区花岗岩燕山晚期锆石的176Hf/177Hf值为0.282526~0.282624，εHf(t)值为-5.9~-2.4（图 7-a），Hf同位素二阶段模式年龄在1558~1338Ma之间。在t-εHf(t)图（图 7-b）上，花岗岩样品燕山晚期锆石测点均落在球粒陨石和下地壳演化线之间，表明其物质来源为中元古代的古老地壳岩石部分熔融。
![]()
图 7 花岗岩锆石εHf(t)直方图（a）和Hf同位素演化图解（b）Figure 7. Histograms of εHf(t)(a)and Hf isotopic diagram(b)of zircons from the granite继承锆石核的176Hf/177Hf值为0.282453，对应的εHf(t)值为4.8，二阶段模式年龄（T2DM）为1355Ma, 投影点落在亏损地幔和球粒陨石之间，表明其岩浆源区为直接源于亏损地幔分异的新生地壳的迅速重熔，新生地壳年龄为中元古代。
综合证据表明，花岗岩主要物质来源为中元古代地壳岩石的部分熔融，岩浆源区或上升通道可能有新元古代幔源物质加入。燕山晚期锆石和继承锆石的二阶段模式年龄都为中元古代，指示中元古代是该区重要的地壳生长阶段。
5.3 构造背景
钦杭成矿带是一条巨型的构造岩浆活动带，学者们普遍认为其在新元古代完成了拼接，但在中侏罗世又复活[22-23]。中侏罗世是一个重要的构造转折期，华南乃至中国东部发生了特提斯体制向太平洋体制的转变，随着太平洋板块持续俯冲，华南板块受到强烈挤压，地壳缩短加厚，产生一系列北东向断裂，原先不活动的断裂又重新活动；大约在早白垩世太平洋板块运动方向由原来的斜俯冲转向几乎平行大陆边缘运动，中国大陆乃至东亚大陆边缘转换为伸展阶段，区域上对应出现了基性岩浆活动，代表性的有蕉溪岭煌斑岩，其成岩年龄在136Ma左右[24]。沿钦杭结合带，是构造相对薄弱的古板块拼接带，由于强烈挤压活化，壳幔相互作用更加活跃，致使钦杭成矿带成为华南中生代大规模岩浆活动和成矿作用最集中的地区[2，22]。
前人研究表明，岩石圈减薄和软流圈上涌是华南中生代岩浆作用形成的主要机制[25-28]，笔者认为，太平洋板块的运动方式制约了华南中生代大规模的岩浆活动和成矿作用，其中中晚侏罗世受太平洋板块挤压加厚的中下地壳发生部分熔融，局部出现岩石圈垮塌，形成大量火山岩浆活动；早白垩世太平洋板块运动方向发生转向，发生了强烈挤压向伸展的构造转换，出现大规模的岩石圈减薄和软流圈上涌事件，加速了中下地壳的熔融，爆发了大规模岩浆活动和成矿作用，幕阜山岩体燕山晚期第一次侵入体就是其成岩事件爆发的响应。三墩铜铅锌矿区花岗岩岩石地球化学特征具有壳源特征，Hf同位素特征表明，其主要物质来源为中元古代地壳岩石的部分熔融，在岩浆熔融的过程中有少量幔源物质的加入。三墩铜铅锌矿区花岗岩可能是由于中下地壳的部分熔融岩浆形成后，混入少量幔源物质上侵形成的。
6. 结论
（1）通过对LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，获得了三墩铜铅锌矿区幕阜山岩体燕山晚期第一次侵入体的年龄加权平均值为131.9±1.1Ma, 成岩年龄为燕山晚期，继承锆石核的206Pb/238U年龄为749.5Ma, 暗示区内可能存在新元古代岩浆活动。
（2）通过岩石地球化学研究，确定三墩铜铅锌矿区花岗岩为一套强过铝质高钾钙碱性系列花岗岩，富U、Ta、Pb等元素，贫Ba、Nb、Sr、Zr、Ti。具有向右倾斜的稀土元素配分模式，富集轻稀土元素，重稀土元素分布平坦，具弱负Eu异常。
（3）结合Hf同位素分析，确定三墩铜铅锌矿区花岗岩物质来源主要为中元古代地壳物质重熔，并混入少量的幔源物质。其成岩可能是在大范围的岩石圈伸展背景下，发生了岩石圈拆离、软流圈上涌，中下地壳加热，部分熔融形成花岗岩浆上侵。
致谢: 衷心感谢审稿老师对论文提出的建设性意见。 -
![]()
![]()
![]()
![]()
图 4 镇远(马坪)菖萄塘-大塘哨-黄东铺钾镁煌斑岩分布④
Q—第四系；Ot—奥陶系桐梓组；∈Ols—寒武系-奥陶系娄山关组；∈s—寒武系石冷水组；∈q—寒武系清虚洞组
Figure 4. Occurrence of the lamproite plutons in Changtaotang-Datangshao-Huangdongpu areas of the Zhenyuan (Maping) region
![]()
图 5 镇远思南塘-魏家屯钾镁煌斑岩分布③
Q—第四系；∈Ols—寒武系-奥陶系娄山关组；∈g-s—寒武系高台组-石冷水组；∈q—寒武系清虚洞组；∈j-p—寒武系九门冲组-耙榔组；Zds-lc—震旦系陡山沱组-留茶坡组；Nhn—南华系南沱组；Qbq—青白口系清水江组
Figure 5. Occurrence of the lamproite plutons in Sinantang-Weijiatun areas of the Zhenyuan region
-
罗会文, 杨光树.贵州省镇远地区钾镁煌斑岩岩石特征[J].岩石矿物学杂志, 1989, 8(2):3-15. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSKW198902000.htm 任怀翔, 张光文.贵州麻江金云火山岩(钾镁煌斑岩)的地质特征[J].贵州地质, 1993, 10(3):189-191. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-GZDZ199303000.htm 杨光忠.贵州施秉下翁哨含铬镁铝榴石等自然重砂异常初探[J].华东地质, 2017, 38(增刊):17-19. 杨光忠.简述贵州施秉下翁哨含铬镁铝榴石和镁铬尖晶石重砂异常之谜[J].地质论评, 2018, (3):658-664. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dzlp201803013 江万.贵州东部镇远地区钾镁煌斑岩的矿物学和岩石学研究[J].现代地质, 1995, 9(3):351-358. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-XDDZ503.011.htm 任怀翔, 杨光忠, 饶红娟.贵州雷公山地区煌斑岩类岩石特征及金刚石原生矿找矿思考[J].贵州地质, 2013, 30(2):81-85. doi: 10.3969/j.issn.1000-5943.2013.02.001 杨宗文.麻江隆昌地区金云火山岩含金刚石性浅析[J].贵州地质, 1995, (3):215-224. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-GZDZ503.003.htm 卢登蓉, 任怀翔.贵州省施秉地区金伯利岩与偏碱性超镁铁煌斑岩岩石特征[J].贵州地质, 1987, 4(1):73-82. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-GZDZ198701009.htm 马大铨.贵州马坪云母金伯利岩及伴生偏碱性超基性岩的岩石特征[J].中国地质科学院宜昌地质矿产研究所刊, 1983:65-75. http://cpfd.cnki.com.cn/Article/CPFDTOTAL-ZGDJ198310003007.htm Mei H J, Tang C J, Li S R, et al. Lamproites and kimberlites in China and the genesis of diamond deposit[J].Science in China(D), 1998, 43(supp):83-92. doi: 10.1007%2FBF02875638
方维萱, 胡瑞忠, 苏文超, 等.贵州镇远地区钾镁煌斑岩类的侵位时代[J].科学通报, 2002, 47(4):307-312. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.2002.04.015 宋瑞祥.中国金刚石矿床专论——中国金刚石矿找矿与开发[M].北京:地质出版社, 2013:94-95, 209. 贵州省地质矿产局区域地质调查大队.贵州岩相古地理图集(中元古代-三叠纪)[M].贵阳:贵州科技出版社, 1992:8-12. 贵州省地质矿产局.贵州省区域地质志[M].北京:地质出版社, 1987:480-485, 618, 621. 徐惠长, 邓松华, 田旭峰, 等.初论湖南省主要有色金属、贵金属矿床成矿谱系[J].华南地质与矿产, 2003, (1):39-45, 48. doi: 10.3969/j.issn.1007-3701.2003.01.008 王砚耕.梵净山区格林威尔期造山带与Rodinia超大陆[J].贵州地质, 2001, 18(4):211-216. doi: 10.3969/j.issn.1000-5943.2001.04.001 吴浩若.广西加里东运动构造古地理问题[J].古地理学报, 2000, 2(1):70-76. doi: 10.3969/j.issn.1671-1505.2000.01.009 余开富, 王守德.贵州南部的都匀运动及其古构造特征和石油地质意义[J].贵州地质, 1995, 12(3):225-232. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-GZDZ503.004.htm 邓新, 杨坤光, 刘彦良, 等.黔中隆起性质及其构造演化[J].地学前缘, 2010, 17(3):79-89. doi: 10.2174-187152409788452090/ 刘彦良, 杨坤光, 邓新.镇远-贵阳断裂带活动历史及其对黔中隆起演化的制约[J].地质科技情报, 2009, 28(3):41-47. doi: 10.3969/j.issn.1000-7849.2009.03.007 杨宝俊, 刘万崧, 王喜臣, 等.中国东部大兴安岭重力梯级带域地球物理场特征及其成因[J].地球物理学报, 2005, (1):86-97. doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2005.01.014 李学刚, 杨坤光, 胡祥云, 等.黔东凯里-三都断裂结构及形成演化[J].成都理工大学学报(自然科学版), 2012, 39(1):18-26. doi: 10.3969/j.issn.1671-9727.2012.01.003 范小林, 陆国新, 蒋洪堪, 等".江南古陆"西南区段深部地质(构造)探讨——浅析瓮安-从江壳(幔)重力(密度)剖面[J].华东地质学院学报, 1993, (1):38-45. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-HDDZ199301005.htm 杨光忠.贵州镇远地区钾镁煌斑岩产出控制因素浅析[J].地质与勘探, 2013, 49(4):696-702. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dzykt201304011 方维萱, 胡瑞忠, 苏文超, 等.黔东-湘西早古生代岩石圈热状态与高产热率HHPRIVI型地慢源区[J].大地构造与成矿学, 2002, 26(4):337-344. doi: 10.3969/j.issn.1001-1552.2002.04.001 路凤香.金伯利岩与金刚石[J].自然杂志, 2008, 30(2):63-66. doi: 10.3969/j.issn.0253-9608.2008.02.001 章人骏.论沅水流域及其邻区寻找金刚石原生矿的前景[J].湖南地质, 1985, 4(1):1-14. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-HNDZ198501000.htm 盛学庸.黔东南雪峰隆起区大地构造属性之我见——质疑其华南造山带属性判定[J].贵州地质, 2012, 29(3):235-239. doi: 10.3969/j.issn.1000-5943.2012.03.018 胡魁.践行就矿找矿理论的十种方式[J].中国国土资源经济, 2012, (12):4-7, 54. doi: 10.3969/j.issn.1672-6995.2012.12.003 刘江天, 刘荫椿, 付乐.就矿找矿理论浅析[J].黄金, 2009, 30(2):10-13. doi: 10.3969/j.issn.1001-1277.2009.02.004 贵州一〇一地质队革命委员会.贵州省镇远县马坪地区金刚石原生矿详查报告.1973: 1-96. 贵州一〇一地质队革命委员会.贵州省施秉县下翁哨地区金刚石矿详查地质报告. 1973. 贵州省地质矿产局101地质大队. 1: 5万镇远幅区域地质图.中国地质图制印厂, 1990. 贵州省地质矿产局101地质大队. 1: 5万施洞口幅区域地质图].地质矿产部五四三厂, 1993. 贵州省地质矿产局104地质大队. 1: 5万麻江幅区域地质图].保定五四三厂, 1996. 贵州省地质矿产局101地质大队. 1: 5万马场坪幅区域地质图.保定五四三厂, 1997. 贵州省地质局101地质大队.贵州省施秉地区金伯利岩与碱性超镁铁煌斑岩岩石特征.1983. 国家地质总局贵州一零八地质队. 1: 20万黎平幅区域地质图.中国地质图制印厂, 1978. 贵州省地质调查院. 1: 250000锦屏县幅区域地质调查报告. 2006. 贵州省地矿局101地质大队.贵州省金刚石和指示矿物分布图.1992.
下载:
计量
- 文章访问数: 3488
- HTML全文浏览量: 323
- PDF下载量: 2594
