江苏钦杭成矿带雅山岩体地球化学特征及其成因探讨

江苏钦杭成矿带雅山岩体地球化学特征及其成因探讨

中国南方以多花点花岗岩为主要特征，它与淡啤酒、锡、锆、锆、稀土等金属矿床密切相关。因此，花岗岩的起源及其成矿关系一直是该地区地质调查的中心问题。前人进行了长期的科学研究，取得了良好的成果。例如，在初步研究中，这些稀有多金属矿化的花岗岩的起源类型可分为陆上地壳改造类型（xuetal，1984）。花岗岩岩浆的异质化对成矿有重要的限制作用（徐克勤等，1989；陈军等，2008）。随后众多学者提出沿钦杭成矿带(杨明桂等,1997)发育的一些钨锡稀有多金属矿床的成矿岩体(如柿竹园、骑田岭、灵山等)在成因类型上应归为A型花岗岩(赵振华等,2000;柏道远等,2005;章平等,2005;蒋少涌等,2008;Jiangetal.,2006;Zhaoetal.,2012),且不同稀有金属矿化花岗岩的演化程度各不相同(陈骏等,2008),因此,花岗岩的成因与演化及其对稀有多金属成矿的制约仍是华南备受关注的研究课题。江西雅山岩体构造上处于钦杭成矿带东段(萍乡-绍兴结合带)的西端(图1a),是宜春钽铌矿(或“414”钽铌矿)的成矿母岩,前人从不同角度对该岩体及相关Ta、Nb成矿作用进行过不同程度的研究(Schwartz,1992;Yinetal.,1995;Belkasmietal.,2000;Huangetal.,2002;黄小娥等,2005;喻良桂,2007;李洁等,2013),取得了许多重要研究进展,但对雅山岩体的成岩年龄、源区组成及岩体成因与演化的研究相对薄弱,对成矿机制的认识不一,存在岩浆分异(徐克勤等,1989;Yinetal.,1995;Huangetal.,2002)、碱质交代(胡受奚等,1983;王成发,1986)和岩浆高程度分异—富挥发分流体交代复合成因(赵振华等,1992)等多种观点。为此,本文以雅山岩体为对象,在详细的岩相学观察和全岩地球化学研究基础上,阐明了岩体的成因类型归属,并结合锆石U-Pb定年和Hf同位素,以及全岩Nd同位素组成,探讨了岩浆源区组成与演化过程及其对成矿制约的可能机理。1岩石学和矿物学特征江西宜春雅山岩体位于武功山混合岩化花岗岩隆起区的东北部,北面与萍乐海西印支期坳陷带相邻接(图1b),为燕山期多阶段侵入的复式岩体,出露面积约9.5km2。矿区出露的地层包括新元古界板溪群、震旦系和寒武系(Yinetal.,1995),岩性主要为千枚岩和变质砂岩。岩体侵入于震旦系松山群的老虎塘组浅变质岩中,受北东和北西两组断裂控制,长轴呈北西向展布(图1c)。根据岩相学特征及成分变化,雅山岩体可划分为五个侵入阶段,从早至晚依次为:①中粗粒黑鳞云母-白云母花岗岩;②细粒斑状白云母花岗岩;③中粒白云母花岗岩;④锂云母花岗岩;⑤黄玉锂云母花岗岩(Schwartz,1992;Yinetal.,1995)。其中仅①、④及⑤出露于地表,其余两者则为隐伏小岩株,仅见于矿坑道中。中粗粒黑鳞云母-白云母花岗岩为雅山岩体的主体部分,占岩体出露总面积的60%(图1c);黄玉锂云母花岗岩分布于岩体最上部分,属雅山岩体晚阶段高程度分异演化的产物,具有较强的Nb、Ta矿化,为开采的主要矿体。黑鳞云母-白云母花岗岩呈灰白色,似斑状结构,斑晶粒径约1~20mm,主要造岩矿物为碱性长石(30%~35%)、石英(30%~35%)、斜长石(25%~30%)、黑鳞云母(2%~3%)和白云母(3%~5%),矿物多呈半自形—他形(图2a),碱性长石不同程度泥化,黑云母部分绿泥石化,并见锆石、磷灰石等副矿物包裹其中。斑状白云母花岗岩的斑晶(~25%)主要为钾长石和少量石英,基质由石英、钾长石、斜长石、白云母组成;中粒白云母花岗岩矿物组成与斑状白云母花岗岩类似,但粒度略粗;锂云母花岗岩中除他形石英(35%~40%)、泥化较强的钾长石(20%~25%)之外,还有较多板条状钠长石(~25%)及锂云母(10%~15%)出现(图2b,c),副矿物主要有锆石、铌钽锰矿和金红石等;最上部的黄玉锂云母花岗岩则呈白色,并且由于大量锂云母的出现而略带紫色,主要由石英(20%~25%)、钠长石(50%~60%)、锂云母(15%~20%)和少量钾长石(<5%)组成,此外还可见黄玉(1%~2%)和萤石,长石泥化不明显,石英斑晶通常较大,常包裹有呈环状排列的板条状钠长石而形成特征的雪球结构(图2d),这一结构在国内外含钽花岗岩中十分普遍,通常被认为与富F残余岩浆结晶有关(孙世华等,1990)。岩体与变质沉积岩围岩之间还存在一薄层似伟晶岩壳(图1c),这是华南含钽矿化花岗岩体的重要标志。2相带岩石地球化学本次研究主要选取雅山岩体地表出露的三个相带岩石,即中粗粒黑鳞云母-白云母花岗岩、锂云母花岗岩和黄玉锂云母花岗岩,进行年代学与元素和Nd-Hf同位素组成测定。2.1分析方法及过程在严格避免污染的条件下,对全岩样品进行破碎、淘洗和磁选,分离出锆石精样,然后在双目镜下挑选出较大的锆石排列于双面胶上,并注入环氧树脂胶结,待其固结后抛光至锆石核部出露,制成样品靶。在测试之前先对锆石内部结构进行阴极发光(CL)照相,以作为测试时选点的依据。CL照相在西北大学大陆动力学国家重点实验室采用安装有MonoCL3+型(Gatan,U.S.A.)阴极荧光探头的扫描电镜(Quanta400FEG)完成,除CL图像外,其他测试项目(锆石U-Pb年龄和Hf同位素,以及全岩主量、微量、稀土元素和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。锆石U-Pb年龄测定首先采用NewWave213nm激光系统取样,激光束斑直径为25μm,随后利用与取样系统连接的Aglient7500a型ICP-MS进行测试,并利用澳大利亚锆石标样GEMOC/GS-1(207Pb/206Pb年龄为608.5±1.5Ma,Jacksonetal.,2004)为外标进行同位素质量分馏校正,采用MudTank(732±5Ma,Blacketal.,1978)为内标控制分析精度。样品的同位素比值及元素含量计算采用Glitter(ver4.0)软件,并使用嵌入Excel的ComPbCorr#3-15G程序(Andersen,2002)进行普通铅校正,年龄谐和图用Isoplot(ver2.49,Ludwig,2001)绘制。锆石原位Lu-Hf同位素组成分析是在LA-ICP-MS锆石U-Pb定年的基础上,参照锆石阴极发光(CL)图像,选择在原年龄测定点位置或附近进行,所用仪器为NewWaveUP193激光剥蚀系统及与其相连接的ThermoNeptunePlus多接收等离子体质谱仪(MC-ICP-MS),以He作为载气,分析中使用的激光束斑直径为35μm,剥蚀频率为8Hz,剥蚀时间为26s,采用锆石91500和MT作为外部标样,本次实验获得的上述2个标样的176Hf/177Hf比值分别为0.282279±0.000016(n=12,2σ)和0.282475±0.000008(n=23,2σ),详细分析方法见Yuan等(2008)。2.2稀土元素及微量元素地球化学主量元素采用XRF方法测定,测试仪器为ThermoScientificARL9900型X射线荧光光谱仪,使用Li2B4O7和LiBO2(67∶33)为助熔剂,通过加拿大Glaisse高温自动燃气熔样机制样,X射线工作电压为50kV,电流为50mA,相对于标准样品的测定值,相对误差在元素丰度>1.0%时为±1%,元素丰度<1.0%时为±10%。微量及稀土元素则采用德国生产的FinniganElementII型电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)测定,样品用浓HF和浓HNO3溶解,同时在测试的过程中采用F-基体匹配分析技术,有效地解决了Nb、Ta、Zr、Hf等元素在稀硝酸介质中不稳定问题。对USGS国际标准样品(BHVO-2)的测定结果表明,样品测定值和推荐值的相对误差小于10%,且绝大多数值在5%以内(高剑峰等,2003)。Nd同位素组成采用ThermoScientificNeptunePlus多接收等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)测定。将样品烘干后称取50mg,完全溶解于HF+HNO3的混合酸中,采用BioRad50WX8阳离子交换树脂分离提纯出Nd,详细的分析流程参考濮巍等(2004,2005)。Nd同位素比值采用146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏校正,实验过程测定的标样JNdi-1的143Nd/144Nd=0.512074±11(n=11,2σ)。3结果3.1岩石学和成岩年龄本次尽管对地表出露的三个阶段岩石均进行了锆石U-Pb年龄测定,但晚期的黄玉锂云母花岗岩因其锆石Th/U比值太低(约0.01~0.06),未能获得合理结果,因此,表1仅列出地表分布最广的二个岩相,即黑鳞云母-白云母花岗岩(YS-1)和锂云母花岗岩(YS-2)二件样品的锆石U-Pb定年结果,图3为被测锆石的阴极发光(CL)图像及测定点位和206Pb/238U视年龄,图4为U-Pb年龄谐和图。二件被测样品的锆石多为浅黄色,透明—半透明,柱状或长柱状,自形程度高,长径100~200μm,长宽比多为1.5∶1~3∶1,其中黑鳞云母-白云母花岗岩中的锆石普遍大于锂云母花岗岩中的锆石,CL图像均可见清晰的韵律环带,Th/U比值也普遍较高,表明它们均为典型岩浆结晶锆石。对YS-1样品,本次共获得16个有效测试点数据。在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图中,样品点都落在谐和线上或靠近谐和线(图4a),表明被测锆石未遭受明显的后期热事件的影响。它们的206Pb/238U年龄介于147~152Ma之间,经计算获得的206Pb/238U年龄统计权重平均值为150.1±1.0Ma(MSWD=0.35,2σ)。对YS-2样品共获得15个有效测试点数据,在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上,该样品部分数据点沿水平方向不同程度地偏离谐和线(图4b),这可能与锆石中存在微量普通铅有关,但精度较高的206Pb/238U年龄仍可以准确地反映成岩年龄(Yuanetal.,2003),这15个锆石测定点的206Pb/238U年龄介于147~157Ma之间,经计算获得其加权平均年龄为150.2±1.4Ma(MSWD=1.5,2σ)。楼法生等(2005)曾报道雅山岩体的锆石U-Pb年龄为161.0±1.0Ma,由于这一年龄是采用单颗粒锆石全溶法测定,当被测锆石中含有老的继承锆石核时,获得的往往是混合年龄,因而尚不能将其视为精确的成岩年龄。本次测定获得2件样品的锆石U-Pb年龄在测试范围内基本一致,说明结果有较高的准确性,因此,雅山岩体成岩年龄应为150Ma左右。这一年龄与赣南大吉山细粒白云母花岗岩(含钽花岗岩)的成岩年龄(=151.7±1.6Ma,张文兰等,2006)十分接近,也可与南岭一些重要稀有多金属矿床成矿岩体的年龄相对比,如与湘南柿竹园钨-锡-钼-铋多金属矿床有关千里山岩体的年龄为150.3±3.6~152.9±4.1Ma(毛景文等,1998),赣南漂塘钨矿成矿岩体年龄为161.8±1~153.3±1.9Ma(张文兰等,2009),赣南九龙脑钨锡铅锌矿集区成矿岩体年龄为158.7±3.9~154.9±2.2Ma(郭春丽等,2011),它们均位于华南中生代成矿大爆发峰期年龄(170~150Ma)范围内。3.2a/cnk-a/nk图.表2列出了雅山岩体中粗粒黑鳞云母-白云母花岗岩、锂云母花岗岩和黄玉锂云母花岗岩典型样品的主量元素分析结果及相关参数,这些样品代表了该岩体的三个不同演化阶段。由表中数据可看出,雅山岩体在主量元素组成上具以下特征:①SiO2含量较高,尤其是早期的黑鳞云母-白云母花岗岩,岩体的主体岩性均落在典型花岗岩区(图5a)。②富铝(Al2O3=13.66%~18.57%),铝饱和指数(A/CNK值)普遍在1.20以上,CIPW标准矿物组成中均出现刚玉分子(>3%),与S型花岗岩强烈富铝(A/CNK>1.10,CIPW标准矿物中刚玉分子含量>1%,Chappelletal.,1992)的特征一致。③碱含量中等,K2O+Na2O=7.55%~8.99%,过碱指数(AKI值)均低于0.80,在A/CNK-A/NK图解中,样品点全部投影于亚碱强过铝区域(图5b)。④贫铁、镁、钙、钛、锰,分异指数(DI值)均在92以上,表明岩体经历了高程度的分异演化。⑤磷含量较高,P2O5均在0.15%以上,特别是晚期的黄玉锂云母花岗岩,P2O5含量可高于0.50%,与I型和A型花岗质熔体P2O5含量普遍较低(约0.1%,Watsonetal.,1981;Harrisonetal.,1984)的特点明显有别。黄玉等矿物的出现说明岩浆体系富氟,刘昌实等(1999)将该花岗岩体归为富氟高磷花岗岩。3.3稀土元素特征稀土元素组成上,雅山岩体各阶段岩石的稀土含量均较低,尤其是演化晚阶段的黄玉锂云母花岗岩,稀土总量(ΣREE)仅为1.31×10-6(表3);不同阶段的岩石均出现较显著的铕负异常(δEu=0.04~0.25),球粒陨石标准化配分型式均呈“海鸥型”(图6a)。雅山岩体稀土元素组成的另一重要特征是存在不同程度的四分组效应(TE1,3=1.05~1.87,图6a),尤以演化晚期的黄玉锂云母花岗岩表现最为明显。华南许多含钽花岗岩体均具有类似的稀土元素组成特征,如广西栗木矿化花岗岩的ΣREE<10×10-6,δEu<0.30(林德松,1993);江西大吉山含钽花岗岩(细粒白云母花岗岩)的ΣREE=32.34×10-6,δEu=0.02(邱检生等,2004),它们均表现出显著的四分组效应。据研究,岩浆演化晚期流体—熔体的相互作用是形成稀土元素四分组效应的主要原因,可作为识别稀有金属矿化花岗岩的重要标志(赵振华等,1992;Bau,1997),雅山岩体晚期岩相所表现出的显著稀土元素四分组效应,表明其成矿应受到高分异演化熔体和富挥发分(主要是F,Cl)流体共同作用的制约。微量元素组成上,雅山岩体富集Cs、Rb、Th、U、Pb、Nb、Ta等元素,亏损Ba、Sr、Ti(图6b),具有华南高演化花岗岩的普遍特征,且从早期到晚期,Rb/Sr、Rb/Ba比值急剧增大,指示晚期的黄玉锂云母花岗岩经历了强烈的分异演化。研究表明,高分异演化花岗质岩浆的Zr常饱和,因此可以运用锆石饱和温度计(Watsonetal.,1983)估算岩浆结晶温度,计算结果表明,雅山岩体的锆石饱和温度为625~704℃(表3),明显低于一般I型和S型花岗岩锆石饱和温度的平均值(分别为781℃和764℃,Kingetal.,1997),且随着分异演化程度的增高,结晶温度不断降低,这与An-Or-Ab体系中,随着F含量的增高,熔体结晶温度逐渐降低的实验结果一致(图7)。3.4雅山岩体nd同位素组成表4列出了雅山岩体黑鳞云母-白云母花岗岩和锂云母花岗岩样品的Sm-Nd同位素组成测定结果,该岩体晚阶段的黄玉锂云母花岗岩由于Nd含量太低(仅为0.04×10-6,表3),未能获得有效测定结果。由表中数据可看出,雅山岩体的εNd(t)值较低(=-9.5~-10.7),与南岭强过铝花岗岩(如赣南西华山岩体:εNd(t)=-10.4~-11.3,Guoetal.,2012;闽西南红山岩体:εNd(t)=-7.9~-11.7,Yuetal.,2007)相似,较之华南一些目前被认为属A型花岗岩的稀有金属矿化岩体(如千里山岩体:εNd(t)=-6.4~-8.6,毛景文等,1998;骑田岭岩体:εNd(t)=-5.5~-7.6,Zhaoetal.,2012;密坑山岩体:εNd(t)=-3.6~-5.1,邱检生等,2005)相对偏低。在t-εNd(t)关系图上,这些强过铝花岗岩的样品点均落在南岭前寒武地壳演化域内,但较靠近成熟度低的地壳演化线(图8)。雅山岩体二阶段Nd模式年龄(TDM2=1.79~1.81Ga)较之华夏地块基底变质岩的Nd模式年龄(主要为1.8~2.2Ga,陈江峰等,1999)略低,上述Nd同位素组成特征说明雅山岩体成岩物质主要为古老的基底地壳,但也可能存在少量幔源组分或初生地壳物质的加入。对雅山岩体已做锆石U-Pb定年的二件样品进行了原位Hf同位素组成测定,表5列出了测试结果及根据年龄计算的有关参数。由表中数据可看出,黑鳞云母-白云母花岗岩样品(YS-1)锆石的176Hf/177Hf变化于0.282267~0.282589之间,相应的εHf(t)值为-3.4~-14.8(图9a),二阶段Hf模式年龄TDM2(Hf)为1.41~2.12Ga(图9b);锂云母花岗岩样品(YS-2)锆石的176Hf/177Hf变化于0.282288~0.282704,εHf(t)值为0.7~-14.1(图9c),TDM2(Hf)为1.15~2.08Ga(图9d)。Hf同位素组成的共同特点是εHf(t)值变化范围较大,变化幅度均在10个ε单位之上,在t-εHf(t)关系图上,多数样品点落在下地壳演化线之上(图10),Hf同位素组成较明确指示雅山岩体有幔源或初生地壳组分参与成岩。4讨论4.1雅山岩体的成矿制约南岭是世界上最重要的钨锡铌钽成矿集中区,由于W、Sn、Nb、Ta具有相似的地球化学性质,因此许多花岗岩体往往同时形成W-Sn、Nb-Ta矿化,且在复式岩体中,W-Sn矿化常与早阶段花岗岩有关,而Nb-Ta矿化总是与演化最晚阶段的花岗岩有关,典型实例如江西大吉山(邱检生等,2004;张文兰等,2006)、湖南邓阜仙(蔡杨等,2011)和广西栗木(张怀峰等,2013)等。这类花岗岩一般统称为含钨锡铌钽花岗岩(徐克勤等,1989;陈骏等,2008),在20世纪基本被认为是陆壳熔融改造的产物,按目前国际上使用最为广泛的I-S-M-A花岗岩分类方案,它们主要被划归为S型。近10余年以来,越来越多的学者注意到,这些稀有多金属花岗岩的部分岩体具有A型花岗岩特征,它们主要分布在钦杭成矿带上,如与柿竹园钨锡钼铋多金属有关的千里山岩体(赵振华等,2000;Jiangetal.,2006)、与芙蓉锡矿有关的骑田岭岩体(柏道远等,2005;蒋少涌等,2008;Zhaoetal.,2012),以及与葛源钽铌矿有关的灵山岩体(章平等,2005)等。国内外其他地区也先后报道了许多稀有多金属矿化与A型花岗岩有关,如苏州钽、铌矿床(汪建明等,1993),新疆拜城铌、钽矿床(刘春花等,2012),尼日利亚Jos高原的锡(铌、钨、锌)矿床(Hossainetal.,1983)和巴西北部的Pitinga锡(锆、铌、钽、钇、稀土)矿床(Lenharoetal.,2003)等。雅山岩体在构造位置上处于钦杭成矿带东段萍乡-绍兴结合带的西端,其是否也可归为A型花岗岩,抑或属于其他类型,这是探讨岩体演化对成矿制约首先需要讨论的问题。前述岩石学和元素地球化学特征综合指示雅山岩体经历了高程度的分异演化,由于高分异的S型花岗岩的某些地球化学特点与A型花岗岩相似,因此,对这类岩体成因类型的判定尤其需要谨慎。就雅山岩体而言,其各阶段花岗岩的104×Ga/Al比值均较高,普遍在2.60以上,按Whalen等(1987)基于Ga/Al比值提出的花岗岩成因类型判别标准,它们可归属到A型花岗岩,但该岩体在其他许多特征上与A型花岗岩又明显有别,如:①岩体的A/CNK值普遍大于1.10,属于强过铝花岗岩,尽管20世纪90年代后期以来,陆续有学者认为A型花岗岩的铝含量可以较高,进而提出“铝质A型花岗岩”(aluminousA-typegranite)的概念(Kingetal.,1997),但铝质A型花岗岩的A/CNK值一般在1.0~1.1之间(邱检生等,2000),即主要为弱过铝花岗岩,因此,雅山岩体强过铝的特征指示其与S型花岗岩具有更近的亲缘性。②岩体的碱含量相对偏低,过碱指数(AKI值)基本均低于0.80,而A型花岗岩的AKI值一般应大于0.85(Whalenetal.,1987)。③雅山岩体相对贫铁,FeOt/MgO比值较低,而A型花岗岩多显著富铁,以致部分学者认为这类花岗岩应称为铁质花岗岩(Frostetal.,2011)。Eby(1990)认为,采用SiO2-FeOt/MgO关系图,可以有效地将A型花岗岩与分异的I型和S型花岗岩相区分,在该判别图中,雅山岩体样品基本均落在分异的I型与S型花岗岩区,尤其是早阶段占主体的黑鳞云母-白云母花岗岩样品(图11)。考虑其强过铝特征明显有别于I型花岗岩,因此,这一特征说明雅山岩体应归为分异的S型花岗岩。④雅山岩体P2O5含量较高,基本均在0.15%以上,且随着分异演化程度的增高,其P2O5含量递增。大量的实验研究表明(Watsonetal.,1981;Harrisonetal.,1984),在准铝质-弱过铝质(A/CNK<1.1)的I型和A型花岗岩浆中,P2O5含量很低,大约只有0.1%,且随着岩浆的分异演化而降低;而在强过铝质的S型花岗岩浆中,P2O5含量较高,且随A/CNK的增加而呈线形增加,如当A/CNK为1.3时,P2O5可高达0.63%(Wolfetal.,1994)。雅山岩体自早至晚,岩石的A/CNK值增大,P2O5含量递增,这一特征也与S型花岗岩明显相似。⑤雅山岩体稀土总量偏低,尤其是演化晚期的花岗岩,而A型花岗岩除Eu外,其余稀土元素的含量均较高(Whalenetal.,1987)。雅山岩体除Nb因与Ta有相似地球化学特性而含量较高外,其余一些用于判别A型花岗岩的特征元素(如Zr、Ce、Y等)均显著偏低,岩石的Zr+Nb+Ce+Y含量均低于A型花岗岩的下限值(=350×10-6,Whalenetal.,1987)。⑥雅山岩体的锆石饱和温度低,为625~704℃(表3),平均662℃,明显有别于A型花岗岩常具高的锆石饱和温度特征(>800℃,刘昌实等,2003)。综上所述,尽管雅山岩体Ga/Al比值较高而表现出与A型花岗岩有一定的相似性,但岩石的总体特征表明该岩体应归为分异的S型花岗岩。4.2雅山岩体岩浆源区及岩浆形成机制前面已经论述,雅山岩体属强过铝的S型花岗岩,一般认为,强过铝花岗岩是陆—陆碰撞挤压背景下由源区变质沉积岩经部分熔融的产物(Pearceetal.,1984;Harrisetal.,1986),但随后的研究发现,大量原来认为是同碰撞的强过铝花岗岩却为碰撞后(post-collisional)成因(Sylvester,1998),形成于碰撞高峰期后的岩石圈伸展背景(Williamsonetal.,1996;Kalsbeek,etal.,2001),同时幔源岩浆也可能参与了一些S型花岗岩的形成(Clemens,2003)。雅山岩体低的εNd(t)值(=-9.5~-10.7)说明其源区主要为古老的基底地壳。实验研究表明,源区岩石不同,生成的强过铝花岗岩有不同特征,特别是岩石的CaO/Na2O比值存在明显区别。泥质岩部分熔融生成的强过铝花岗岩的CaO/Na2O比值一般较小,而砂屑岩所生成的强过铝花岗岩的CaO/Na2O比值一般大于0.3(Sylvester,1998)。雅山岩体主体岩性———黑鳞云母-白云母花岗岩的CaO/Na2O比值均低于0.3(图12),演化晚阶段的锂云母花岗岩和黄玉锂云母花岗岩的CaO/Na2O比值更低,指示雅山岩体的源区应为变质泥质岩。研究表明,华南变质基底较之中国东部其他地区,具有最高的W、Sn、Nb、Ta等成矿元素丰度(鄢明才等,1997;马东升,2008),且泥质沉积岩通常富集F、Cl等元素(Rudnicketal.,2003;陈骏等,2005),因此,区内变质泥质沉积岩的部分熔融可以为雅山岩体成矿提供重要的物质基础(包括成矿元素Ta、Nb及矿化剂元素F等)。但雅山岩体的二阶段Nd模式年龄较之华夏地块基底变质岩相对偏低,指示成岩过程中可能存在少量幔源或初生地壳组分,锆石Hf同位素组成散布范围较大(εHf(t)=0.68~-17.76)的特点更明确指示成岩过程中有幔源组分参与。雅山岩体在构造位置上紧邻钦杭结合带(图1a),该结合带是一条新元古代碰撞对接带,在中晚侏罗世再次活化,于表壳显示出一种先挤压后伸展的环境(毛景文等,2011),这一伸展拉张背景有利于地幔物质参与带内花岗岩的形成,因此,雅山岩体主要起源于基底变质泥质岩的熔融,但在成岩过程中有幔源组分的加入,即极可能遭受了壳幔岩浆混合过程。雅山岩体SiO2含量较高,富Cs、Rb、Th、U,亏损Ba、Sr、Ti及稀土元素,并具较强的Eu负异常,同时,在Harker图解上,SiO2与主要氧化物及Rb、Th、Hf、Ta、Y、ΣREE之间均具有较明显的协变关系(图13),这些特征表明雅山岩体的初始岩浆随后经历了一系列分异演化作用。与一般花岗质岩浆的分异演化不同,雅山岩体SiO2含量随演化程度增强逐渐降低,这主要是由于F的富集对熔体的演化具有决定性作用。实验研究表明,F含量的升高会使石英稳定域扩大,长石稳定域缩小(Manning,1981),在富F花岗质熔体中,矿物结晶顺序为石英-碱性长石-云母-萤石,石英的首先分离晶出导致了体系中SiO2含量的下降,随着结晶分异作用的进行,使得花岗质岩浆最终演化成贫硅过铝富氟的熔体(李福春等,2003)。雅山岩体全铁含量逐渐降低,说明分离结晶的矿物中应含有黑云母或其他镁铁矿物,岩体显著的Ti亏损可能与钛铁矿的分离有关,Sr、Ba、Eu的亏损指示成岩过程中发生了斜长石和钾长石的分离结晶(Hanson,1978;Greenetal.,1986)。按Rayleigh分离结晶方程,经模拟计算获得有关元素分离结晶协变图解(图14),由图可看出,雅山岩体Sr、Ba的强烈亏损及Rb的富集基本上是由于长石的分离结晶而引起,受黑云母的影响很少,在Ba-Sr图解中,样品点的分布趋势更靠近钾长石演化线,说明钾长石在分离结晶过程中应起主导作用,而斜长石较为次要。副矿物方面,(La/Yb)N-La图解表明雅山岩体还经历了独居石和褐帘石的分离结晶,稀土总量的变化趋势也支持这一认识,因为独居石的溶解度在过铝质熔体中通常不高(Wolfetal.,1995),且随铝含量的增多、温度的降低而降低。雅山岩体随演化程度的升高,A/CNK值逐渐上升,温度逐渐降低,熔体中独居石结晶析出,残余熔体中REE含量减少,另一方面,受独居石分离晶出的影响,岩体Nd、Th、Th/U比值也明显下降。过铝质富F花岗岩通常经历两阶段演化:岩浆的结晶分异阶段及随后残余流体-熔体的共同作用,第二阶段通常以较强的四分组效应(TE1,3>1.2),较低的K/Rb(<50)、Zr/Hf(<25)以及Nb/Ta(<5)(Dostaletal.,1995;Irber,1999)等地球化学特征为标志。雅山岩体演化程度最高的黄玉锂云母花岗岩四分组效应较强(TE1,3=1.44),K/Rb=6.10,Zr/Hf=5.22,Nb/Ta=0.32(表3),这些特征表明雅山岩体在经历充分的结晶分异演化之后,晚期还经历了强烈的流体-熔体作用,岩体的高程度分异演化及晚期强烈的流体-熔体相互作用是导致其成矿的重要前提。4.3含岩石组构特征及浆结晶分异如前所述,雅山岩体为典型的过铝质S型花岗岩,岩体经历高程度分异演化,显著富集Cs、Rb、Th、U,以及F、P等元素,可归为富氟高磷花岗岩(刘昌实等,1999),岩体演化晚阶段出现明显的稀土元素四分组效应,指示晚期存在较强烈的熔体-流体相互作用。由于该岩体最晚阶段的黄玉锂云母花岗岩Ta、Nb含量最高并富集成矿,因而部分学者认为该花岗岩的Ta、Nb富集主要是受流体交代作用的影响,矿化是由于热液流体淋滤下部岩体的成矿元素,并在岩浆演化后期向上运移富集于岩体顶部形成的(胡受奚等,1983;王成发,1986);而另一些学者则主张该岩体Ta、Nb的富集主要受岩浆分异演化所控制,流体作用的影响很小(Xuetal.,1984;Yinetal.,1995;Huangetal.,2002)。考虑到雅山岩体既经历了高程度的分异演化,晚期又叠加了流体-熔体相互作用的影响,因此,赵振华等(1992)提出雅山Ta、Nb矿应为岩浆高程度分异—富挥发分流体交代复合成因。根据对岩体地质地球化学特征的全面分析,结合有关实验岩石学研究成果,我们认为雅山Ta、Nb成矿尽管受到岩浆高程度分异演化和晚期流体-熔体相互作用的综合影响,但总体而言,前者应是控制Ta、Nb成矿的主要因素,主要证据有:①在雅山岩体矿化程度最高的黄玉锂云母花岗岩中发育有特征的“雪球结构”,即石英斑晶中包裹有同心环状排列的板条状钠长石(图2d),众多研究表明,这种特殊结构为石英和钠长石同时从岩浆中结晶所致,属岩浆成因(孙世华等,1990;Schwartz,1992),流体交代作用无法解释如此规整结构的形成,因此,含钽花岗岩发育“雪球结构”指示Ta、Nb富集主要受岩浆结晶分异控制。②稀土元素的四分组效应主要是由于稀土元素与流体中F、Cl等挥发分形成的配合物分配系数具有一定差异而产生(Irber,1999),它的出现指示存在强烈的流体-熔体相互作用。但实验研究表明,在流体-熔体相互作用体系中,绝大部分Nb、Ta都富集于熔体,流体中所占比例极低,如Chevychelov等(2004)测得在100MPa的过铝质熔体中,Nb、Ta的流体/熔体分配系数分别为:DNb流体/熔体=0.005~0.008,DTa流体/熔体=0.002~0.08,另一些学者所测得的流体中Ta、Nb含量甚至远低于检测限(Keppler,1996),这些数据说明,在熔体-流体相互作用体系中,Ta、Nb