广西栗木锡钨铌矿岩浆岩型长英质脉型钨锡多金属矿化的岩浆作用

广西栗木锡钨铌矿岩浆岩型长英质脉型钨锡多金属矿化的岩浆作用

李-f花岗岩以酸性、亲水性、锆含量、羟基、二氧化、磷、钾等发育成分为主，并以李、rb、cs、be、ta、nb、sn、w等亲石金属素为主要特征。黄黄石钠长石花岗岩的典型代表（王连奎等，2000；朱金三等，2002）。世界广泛分布的富含Li、F的花岗岩,常伴有钨锡铌钽铍等多种矿化(王联魁等,2000),产于我国华南稀有金属花岗岩矿集区的广西壮族自治区恭城县栗木锡钨铌钽矿就是Li-F花岗岩成矿的代表矿床。关于稀有金属花岗岩的成因演化,岩浆说(杜绍华等,1984;夏卫华等,1989;朱金初等,2002)与交代说(胡受奚,1975;王玉荣等,2007;袁忠信等,1987)已经激烈地争论了数十年,至今仍未完全平息。我国华南与钨锡铌钽稀有金属矿化有关的Li-F花岗岩体中存在很多与结晶分异观点相悖的地质现象,如条带状、韵律状构造、黑色斑点状矿囊、云英岩包体以及似伟晶岩-细晶岩条带等,越来越多的研究认为其属于花岗岩岩浆液态不混溶的结果(王联魁等,1983;张德会,1988;彭省临等,1995;王联魁等,2000)。本文基于栗木矿床中存在的大量液态不混溶地质现象,结合南岭地区其他矿床(如江西大吉山钨矿、梅子窝钨矿、湖南瑶岗仙钨矿、湖南锡田矿床等)的研究,提出液态不混溶作用是栗木矿床碱长花岗岩的主要分异机制,这种演化机制自岩浆阶段持续至晚期热液阶段,制约钨锡铌钽的富集成矿过程。1胶凝剂为li-fb广西栗木锡矿田处于南岭成矿带西段,恭城复式向斜北部扬起端。主要出露地层为寒武系边溪组变质砂岩;泥盆系下统莲花山组、那高岭组泥质砂岩、粉砂质页岩,中统郁江组和东岗岭组的石英砂岩、白云质(泥质)灰岩,上统融县组灰岩;下石炭统岩关阶、大塘阶灰岩、白云质灰岩。矿区内断裂构造主要有东西向、南北向两组,构成“廿”字型构造体系(图1)。栗木碱长花岗岩体形成于印支期(杨峰等,2009),富含黄玉以及钨、锡、铌钽矿物,富挥发性活动元素Li(348~464×10-6)、Rb(950~1600×10-6)和F(1.4~1.7%)等,同时稀有元素Ta、Nb、Hf、Zr、W、Sn等富集,属于典型的富Li-F花岗岩。前人多将栗木花岗岩体顶部的淡色花岗岩确定为钠长石花岗岩,深部的主体花岗岩确定为黑云母花岗岩,经大量岩矿鉴定和长石电子探针分析,岩石中基本不含斜长石,钠长石的An值均小于5,95%以上的样品An<2,平均仅有0.72,栗木花岗岩皆为碱长花岗岩(祝新友等,2012)。两类碱长花岗岩接触界线较清楚,但无冷凝边和烘烤边,细粒碱长花岗岩II呈“西瓜皮”状上覆于中粒斑状锂铁云母碱长花岗岩I之上(图1中A-A’剖面图)。栗木碱长花岗岩体大部分隐伏于矿区深部,在水溪庙、金竹源、老虎头、三个黄牛等地,呈岩株、岩墙状上侵,在其向上突出部位,形成花岗岩型锡铌钽矿化、长石石英脉型钨矿化、石英脉型钨锡矿化等。含锡钽铌花岗岩是矿区最主要的矿体,产于隐伏花岗岩顶部,呈缓倾斜似层状产出。矿石以稀散浸染状构造、块状构造为主,局部矿化富集,形成矿囊。矿石矿物主要为铌钽铁矿和锡石,伴生有黝锡矿、黄铜矿、闪锌矿等。长英质脉型或石英脉型钨锡矿体主要呈脉状产出,形态复杂,产状多变,且规模小。矿石矿物以锡石为主,伴生有黑钨矿、白钨矿、黝锡矿、黄铜矿、闪锌矿、辉钼矿等。矿床垂向分带明显,从下到上依次为中粒似斑状碱长花岗岩I带→细粒碱长花岗岩II带(铌钽矿体碱长花岗岩)→花岗伟晶岩脉带→长石石英脉带→萤石锂云母细脉带。2岩石地球化学特征栗木矿床中,发现大量能代表岩浆液态分离的地质现象,包括似伟晶岩-细晶岩紧密共生、花岗岩中不规则状条带、韵律条带、矿化囊包体等,地球化学特征也表现出液态不混溶作用演化特点。岩浆晚期的液态不混溶作用常伴随着钨锡铌钽等的成矿作用。2.1碱长火山岩及成矿岩型岩浆液态不混溶地质特征表现在多个方面,不仅出现大量的似伟晶岩、细晶岩,而且还有体现液态分离作用的花岗岩条带构造、岩石流动构造、以及与矿化有直接关系的矿囊、矿化碱长花岗岩II及长石石英脉等。栗木矿区花岗岩顶部附近常见似伟晶岩与细晶岩紧密相伴出现。产在细粒碱长花岗岩II内的似伟晶岩脉边部尤其是下方常出现平行分布的细晶岩(图2A),二者间界限清楚,无明显先后关系,为岩浆液态不混溶作用分离的产物;产在岩体顶部接触带附近的似伟晶岩-细晶岩常呈韵律条带状,条带宽度大到几十公分,小到1~2cm(图2B,C),条带与岩体-大理岩接触带平行。水溪庙矿段岩体顶部或边缘地带发现有大量近水平的不规则状条带,由两类不同颜色的细粒碱长花岗岩组成(图2D)。条带大小不一,长0.5~20m,两种花岗岩界线明显,接触带无烘烤边及冷凝边,无穿插关系。二者岩性相近,均为碱长花岗岩,富含黄玉、白云母,以及锡石、铌钽矿物、黝锡矿、黄铁矿、黄铜矿等,呈定向排列(图2E),显示岩浆的流动性质。类似的条带还有由长石石英脉-石英脉共同组成的条带(图2F),其成因是岩浆不混溶作用分离出的不同岩相在动力作用下形成。铌钽矿物和钨锡矿物呈副矿物分散于细粒碱长花岗岩II内部,含量较高时构成矿体。矿体与含矿化或正常的细粒碱长花岗岩II迅速过渡,无明显截然的界线,这种现象也应是岩浆液态不混溶作用的结果。这类矿体在湖南瑶岗仙、江西大吉山等矿床的花岗岩中也有发现。矿囊主要分布于金竹源矿段钠长石花岗岩顶部,钨锡矿物、铌钽矿物及黄铁矿等硫化物高度集中分布于不规则囊状体中。囊状呈透镜状、团块状等(图3A),其中矿石矿物含量最高可达40%(图3B),主要为锡石、黝锡矿及少量铌钽矿等(图3C、D)。矿囊中除了成矿物质高度富集外,F、P、Na的含量也较碱长花岗岩高(表1)。矿囊的花岗结构与细粒碱长花岗岩II相似,由此也说明,矿囊形成时,同周围的碱长花岗岩均处于一种液态熔浆分离的状态,是典型的岩浆不混溶地质现象。任云生等(2003)结合高温高压实验对这一观点进行了验证。类似的矿囊在湖南瑶岗仙、邓阜仙、江西大吉山等钨矿的岩体中均有发育。含矿石英脉或长英质脉主要分布于岩体和似伟晶岩上方,矿化长英质脉与似伟晶岩过渡,再向上过渡为石英脉,在水溪庙和三个黄牛矿区出现较多。栗木矿床几类岩体化学成分变化不大,均以强烈富SiO2、Al2O3、低CaO、MgO、MnO、FeO为特点,K2O+Na2O平均8.10%~9.01%。细粒碱长花岗岩II→细晶岩→似伟晶岩,岩石碱度K2O+Na2O、F含量、Na2O/K2O比值在中粒碱长花岗岩I中最低,逐渐增高;TiO2含量逐渐降低。显示出挥发份在上部碱长花岗岩以及细晶岩、似伟晶岩中聚集,伴随着碱度的增高,而Ti、Fe等组分残留于下部的碱长花岗岩中。矿囊及花岗岩型矿体分布于细粒碱长花岗岩II中,主要含量指标与细粒碱长花岗岩II相似。相比之下,SiO275.38%、P2O50.22%、F0.27%、MnO0.2%,含量明显高。2.2地球化学及微量元素特征按照矿物组成及演化顺序,将栗木花岗岩划分为四类:中粒斑状碱长花岗岩I、细粒碱长花岗岩II、细晶岩和似伟晶岩。系统测定这些岩石和矿囊的物质组成,平均地球化学成分分析结果见表1。主量元素成分测定方法用X荧光光谱法,微量元素测定方法采用ICP-MS。在K2O-Na2O图解(图4)中,不同岩石K2O、Na2O发生明显分异,中粒碱长花岗岩I中K2O>Na2O,细粒碱长花岗岩K2O<Na2O,二者差异相对小。相比之下,细晶岩、似伟晶岩的差异性更加明显,呈两级化分异,前者富Na2O,后者富K2O。矿囊的特点与细粒碱长花岗岩相似,只是Na2O含量略低。整体上,栗木花岗岩富集挥发性活动元素Li、Be、Rb、F,其中Rb950×10-6~3096×10-6,细粒碱长花岗岩及细晶岩的Rb含量等已达到最低工业品位。Ta、Nb、Hf、Zr、W、Sn等元素含量也很高,贫或亏损Ba、Sr,REE元素含量很低,尤其是细粒碱长花岗岩II及矿囊等,这也是华南地区稀有金属花岗岩的特点(陈骏等,2008)。中粒碱长花岗岩I中成矿元素Nb(31×10-6)、Ta(11×10-6)的含量明显高于普通花岗岩(Nb:21×10-6,Ta:4.2×10-6)(李昌年,1992)。Nb、Ta、W、Cu、Zn等在细粒碱长花岗岩II中进一步富集(表1),为形成花岗岩型矿化奠定了良好的物质基础,通过岩浆不混溶作用分离形成的似伟晶岩W、Mo、Bi等成矿元素得到进一步富集,可能是岩体顶部形成似伟晶岩型及长石石英脉型矿化的重要原因。岩矿石的Rb/Sr(平均51~126)均较高,尤其是细粒碱长花岗岩II的Rb/Sr高达270。一般情况下,岩浆结晶分异演化过程中,随着岩浆分离结晶的加强,Nb/Ta增加,而Zr/Hf减小(李昌年,1992),而本矿区花岗岩岩体的Nb/Ta、Zr/Hf比值具有正相关关系(图5),显示岩浆分异可能以液态不混溶分异为主。碱长花岗岩稀土总量很低,中粒碱长花岗岩I的ΣREE平均在60×10-6,与湖南邓阜仙钨矿晚期岩体(84×10-6)及瑶岗仙钨矿粗粒碱长花岗岩(平均98×10-6)含量相当,远低于南岭花岗岩稀土总量平均值250×10-6(地矿部南岭项目花岗岩专题组,1989),细粒碱长花岗岩II平均为3×10-6,多数样品<1×10-6。稀土配分模式如图6,中粒碱长花岗岩I稀土配分模式呈较平坦的“V”字形,与南岭大部分钨矿区花岗岩相类似。细粒碱长花岗岩II、矿囊、似伟晶岩及细晶岩等配分曲线相似,ΣREE较中粒碱长花岗岩低一个数量级,接近分析方法的检出限,Eu异常较弱,配分曲线总体上微向右倾斜。相比之下,细晶岩中δEu为弱负异常,似伟晶岩中δEu呈弱正异常。3讨论3.1岩浆不混溶作用有关栗木碱长花岗岩成因,交代论者认为是由黑云母花岗岩强烈“钠长石化”蚀变的结果(胡受奚,1975;王玉荣等,1979;袁忠信等,1987)。岩矿鉴定显示,钠长石结晶早于钾长石和石英,往往被钾长石、石英等矿物穿切,并非钠长石化的结果。结晶分异成因观点认为,早期花岗岩先结晶,富含挥发份和成矿物质的残余热液残留于顶部(朱金初等,1996;陈骏等,2008)。似伟晶岩也多被认为与结晶分离有关(JahnsandBurnham,1969)。对栗木矿床似伟晶岩-细晶岩条带,朱金初等(1996)认为,水溪庙矿区伟晶岩和细晶岩呈韵律式交替出现,与熔浆在岩脉环境下的分异演化、F含量的涨落和黄玉的周期性晶出以及熔浆结晶的动力学机制有关;王联魁等(2000)认为该构造是岩浆不混溶作用的结果。近年一些研究认为,南岭地区锡钨多金属矿区的花岗岩广泛发育岩浆液态不混溶作用(王联魁等,1983,2000;彭省临等,1995)。岩浆液态不混溶(亦称岩浆不混溶、岩浆液态分离)作用指原来均一的岩浆(或熔体),演化到一定温度、压力条件下不再稳定,分离成两种或两种以上成分不同、互不混溶的岩浆(或熔体)(Barker,1983)。早在20世纪后期,就有人用岩浆不混溶作用的观点来解释空间上并列产出而岩性不同的岩石成因,提出岩浆可能分裂成为互不相溶的两种液体(苏良赫,1984)。但由于种种原因,直到七十年代末,硅酸盐液态不混溶才被列为重要的岩石成因(Yoder,1979)。由于花岗岩质岩浆黏性大,长石、石英等矿物与熔浆的比重差别小等,张旗等(1997)认为酸性岩浆几乎不可能发生结晶分异。对于栗木花岗岩的演化过程,我们不否认结晶分异作用存在,但仅以结晶分异机制难以圆满解释矿囊、碱长花岗岩条带、伟晶岩-细晶岩紧密共生等地质现象。栗木矿区各类碱长花岗岩及花岗岩型矿体,矿物成分及地球化学成分差异并不十分明显,但各类岩石间界线明显,无明显的穿切关系;碱长花岗岩I、II之K2O/Na2O比值不同,似伟晶岩、细晶岩的K2O、Na2O组合显现出更深层次的分离,其分离方向符合王联魁等(1997,2000)提出的Li-F花岗岩液态分异的端元演化方向;同时,栗木花岗岩∑REE、δEu的突变性也显示了与岩浆结晶分异作用的区别,而这些特征都可以用岩浆液态分异来解释。同时,似伟晶岩-细晶岩呈相伴的脉状产出于岩体边部;矿囊不规则分布于岩浆岩中,其矿物组合与细粒碱长花岗岩相同,只是作为副矿物的钨、锡、铌钽等矿物含量较高;这些均是岩浆发生液态分离作用的产物。有关岩浆液态不混溶过程中碱金属元素的行为,前人开展过大量的研究(李健康等,2008),岩浆不混溶作用共轭两相的分离导致了Na、Li与K的分离(王联魁等,1997,2000)。通过对世界Li-F花岗岩地球化学特征研究(王联魁等,2000),认为典型Li-F花岗岩中存在富Na、富K、富Si三端元组分。栗木岩体中K、Na分离的现象也符合岩浆液态不混溶作用分异演化端元,且从中粒碱长花岗岩I→细粒碱长花岗岩II→细晶岩+似伟晶岩→长石石英脉,岩浆不混溶是一个不断进行、连续演化的过程。似伟晶岩和细晶岩不仅见于栗木碱长花岗岩中,在国内湖南瑶岗仙、邓阜仙、江西西华山(王联魁等,1983;张德会,1988)、荡平(余行祯等,1988)等矿床以及美国达科他和加利福尼亚等地也有广泛出现(Jahnsetal.,1963;Stemetal.,1986;Rockholdetal.,1987)。似伟晶岩中往往含有大量的不混溶流体包裹体,包括熔融包裹体和熔流包裹体(Websteretal.1997;Kovalenkoetal.1996;Thomasetal.2000),因此被认为是岩浆晚期不混溶作用的产物。夏卫华等(1984)在栗木老虎头碱长花岗岩的石英中发现熔融包裹体,为栗木花岗岩液态不混溶演化提供了更直接的证据。湖南瑶岗仙多数矿脉的下部变为长石石英脉,甚至伟晶岩脉(陈依壤,1988),林新多等(1986)据此提出“上液下浆”的观点,张德会(1988)认为石英脉是液态分异作用的结果。由此,我们初步认为栗木矿床含矿长英质脉很可能是岩浆液态不混溶作用的直接产物。彭省临等(1995)进行的钨、锡的流-熔分配和熔-熔分配实验结果分析表明,在超临界条件下,花岗质岩浆期后热液成矿作用难以形成大、中型钨、锡矿床,而液态分离作用可以形成富钨、锡的高硅熔体,是形成钨、锡矿床的主要成矿作用。综上所述,岩浆液态不混溶作用贯穿于栗木岩浆演化整个过程,是栗木花岗岩的主要分异机制,同时也存在结晶分异的影响。3.2成矿物质来源在岩浆演化过程中,成矿元素在流/熔体间的交换、分配过程是岩浆热液矿床形成的重要环节。实验研究表明,W、Sn的流-熔分配系数很小(彭省临等,1995;王玉荣等,2007;胡小燕等,2007),Nb、Ta同样倾向于分散在花岗岩熔浆,但在超临界状态下,Nb、Ta氟络合物能够溶于气热相中(王玉荣等,1979)。有资料解释,钨在残余熔浆中聚集的原因是钨对氧有很强的亲和力,形成的WO42-具有较大的体积,难于大量进入造岩矿物晶格,导致其在残余熔浆中大量聚集(李建平,2012)。元素在熔体和流体间的分配特征不仅受到温度、压力、氧逸度等条件的制约,流体组成、碱含量、熔体的NBO/T(非桥氧键/桥氧键)也是制约元素分配行为的重要因素,尤其是挥发份元素F、Cl等。F倾向于分配进入熔体相中,其分配系数小于1,熔体中F含量的增加可使锡在熔体中的溶解度增大(Bhallaetal.2004)。南岭与钨锡成矿有关的碱长花岗岩富含Li、F等挥发份,其中F在岩浆液态分异过程中发挥了重要作用,一方面可能作为岩浆不混溶作用的催化剂,另一方面是与成矿元素结合形成络合物,促进成矿元素的迁移(李统锦,1994;王玉荣等,2007;Peng,1993)。在花岗岩岩浆演化过程中,液态分离作用促使体系中成矿元素及挥发份在其中一相熔体中的不断富集。栗木矿床的形成自始至终发生岩浆液态不混溶作用,并伴随着元素的分离和成矿物质的富集。与中粒碱长花岗岩I相比,细粒碱长花岗II富含Na2O、P2O5、活泼元素Li、成矿元素Cu、Zn、W、Bi、Mo、Sb、Nb、Ta,以及碱土元素Sr、