广西大厂锡多金属矿田岩浆岩：地球化学特征与岩石成因解析

广西大厂锡多金属矿田岩浆岩：地球化学特征与岩石成因解析一、引言1.1研究背景与意义1.1.1研究背景锡作为一种重要的有色金属，在现代工业中占据着不可或缺的地位。在电子领域，由于其良好的导电性和可焊性，锡被广泛用于电路板的焊接，是电子制造中锡膏等焊接材料的关键成分，据统计，该领域目前占我国锡下游应用的70%。在航天领域，锡合金凭借其优良的性能，为航天器的制造提供了重要的材料支持。在冶金行业，锡参与合金的制造，能够改善材料的性能，如与铜形成的青铜合金，具有良好的强度和耐磨性，在古代就被广泛应用于制造兵器和器具。此外，在化工生产中，锡还可作为催化剂促进化学反应的进行。我国是世界上锡矿资源最为丰富的国家之一，储量位居全球第一，探明储量约150万吨，占全球探明储量的28.85%，储量基础达350万吨，总保有储量407万吨，居世界第2位。其中，广西南丹的大厂锡多金属矿田是我国特大型锡矿基地之一，也是世界少有的特大型多金属锡矿床，其锡金属储量丰富，且伴生有钨、铋、铜、锌等多种金属元素。大厂矿田的资源量不仅对我国的有色金属产业有着重要影响，甚至在全球市场中也占据着重要地位，其产出的锡多金属矿总量远高于国内其它主要有色金属矿山的金属矿总产量，是我国有色金属矿山企业的支柱。岩浆岩在矿床的形成过程中扮演着至关重要的角色。对于锡多金属矿田而言，岩浆岩的地球化学特征能够反映其形成的地质环境和物质来源，岩石成因的研究则有助于深入理解岩浆的演化过程以及成矿物质的富集机制。广西大厂锡多金属矿田内的岩浆岩主要为燕山期花岗岩，这些岩浆岩与矿田内锡多金属矿床的形成密切相关。对其地球化学特征和岩石成因进行研究，是揭示该矿田成矿规律的关键环节，一直以来备受地质学家和地质工作者的关注。1.1.2研究意义研究广西大厂锡多金属矿田岩浆岩地球化学特征和岩石成因，具有重要的理论与实际意义。从理论层面来看，这有助于深化对岩浆演化过程的认识。通过分析岩浆岩的地球化学特征，如主量元素、微量元素以及同位素组成等，可以推断岩浆的起源、演化路径以及岩浆形成过程中的物理化学条件。例如，通过研究岩石中的稀土元素配分模式和微量元素蛛网图，能够了解岩浆在形成和演化过程中是否经历了分离结晶、同化混染等作用。同时，探讨岩石成因，考虑岩浆来源、岩浆脉的形成以及岩浆演化过程等问题，有助于丰富和完善岩浆岩成因理论，为研究区域地质演化提供重要依据。从实际应用角度出发，这对指导找矿勘探工作具有重要价值。明确岩浆岩与锡多金属矿床之间的成因联系，能够为找矿提供关键线索。通过对岩浆岩地球化学特征的分析，可以圈定可能的成矿区域，缩小找矿范围，提高找矿效率。例如，如果确定了某种地球化学特征的岩浆岩与锡矿化密切相关，那么在该区域寻找具有类似地球化学特征的岩浆岩分布区，就有可能发现新的锡多金属矿床。此外，对于广西大厂锡多金属矿田的开发和利用而言，深入了解岩浆岩地球化学特征和岩石成因，能够为矿产资源的合理开发和可持续利用提供科学依据，保障我国有色金属产业的稳定发展。1.2国内外研究现状广西大厂锡多金属矿田的研究历史颇为悠久，自唐末该矿床就已经开始开采，在长期的研究进程中，国内外地质学者围绕矿田开展了多方面研究，取得了一系列成果。在矿床构造方面，研究发现矿田位于华南褶皱系西部，处于钦杭成矿带中段，多期构造-岩浆活动形成了丰富的矿产资源。区内主要构造有NW向的龙箱盖背斜、龙箱盖断裂以及与之相平行的大厂背斜、大厂断裂，这些构造对岩浆岩体的展布和矿体的倾伏方向起到了控制作用。如大厂倒转背斜及次级断裂控制了矿体的倾伏方向，构造交汇部位矿化良好。从地层角度来看，矿田地层主要为泥盆系和石炭系，其中泥盆系是主要的赋矿地层，泥盆系为成矿物质提供重要来源，地层控矿明显。在矿床成因研究上，学界存在多种观点。一些学者认为矿床属于岩浆热液充填—交代型，形成于燕山晚期，与龙箱盖花岗岩有关，成矿物质主要来源于与岩浆作用有关的上地壳，但也显示出地幔物质显著参与成矿，是燕山期壳幔相互作用的产物。也有学者主张矿床属于同生热水喷流沉积型或与海底火山喷发有关的矿床，形成于泥盆纪，与花岗岩无关。还有观点认为早期喷流沉积成矿，后期受到与燕山期花岗岩有关的热液改造，成矿物质具有多来源。在成岩成矿年代学研究中，确定了大厂矽卡岩型锌铜矿形成于95-98Ma，略早于锡多金属成矿年龄91-95Ma，龙箱盖花岗岩成岩年龄主要集中在93-96Ma，略早于岩脉形成年龄（91±1）Ma，表明区内成岩成矿为燕山晚期同一构造—岩浆热事件的产物。关于岩浆岩的研究，前人已对广西大厂锡多金属矿田内的燕山期花岗岩进行了一些地球化学分析，揭示了其在主量元素上的一些特征，以及微量元素的部分分布规律。在岩石成因探讨中，涉及到岩浆来源等方面的研究，但仍存在争议，部分研究认为岩浆主要来源于上地壳，也有研究指出有地幔物质参与，但具体的岩浆演化过程以及岩浆脉的形成机制等方面的研究还不够深入和系统。尽管前人在广西大厂锡多金属矿田的研究中取得了众多成果，但仍存在一些不足。在岩浆岩地球化学特征研究方面，虽然已开展了一些分析，但对于一些微量元素和同位素的深入研究还较为欠缺，例如某些稀土元素在岩浆演化过程中的分馏机制尚未完全明确，这对于准确判断岩浆的起源和演化路径存在一定阻碍。在岩石成因研究中，虽然提出了多种观点，但对于岩浆来源、岩浆脉形成以及岩浆演化过程等关键问题，缺乏全面、系统且深入的研究，不同观点之间的争议也尚未得到很好的解决。对于岩浆岩与锡多金属矿床之间的成因联系，虽然已认识到二者密切相关，但具体的成矿过程和机制还需要进一步细化和完善。本文将在前人研究的基础上，针对这些不足，通过系统采集岩浆岩样品，运用先进的分析测试技术，深入研究岩浆岩的地球化学特征，包括主量元素、微量元素、稀土元素以及同位素组成等。同时，结合野外地质调查和实际地质标本，综合考虑各种地质因素，对岩浆岩的成因机制进行全面剖析，重点探究岩浆来源、岩浆脉的形成以及岩浆演化过程，以期为揭示广西大厂锡多金属矿田的成矿规律提供更为坚实的理论基础。1.3研究内容与方法1.3.1研究内容本研究聚焦广西大厂锡多金属矿田岩浆岩，从多维度深入剖析其地球化学特征与岩石成因，具体内容如下：岩浆岩类型确定：对广西大厂锡多金属矿田内的岩浆岩进行详细的野外地质调查，观察其岩石的结构、构造、矿物组成等特征。通过显微镜下的岩相学分析，准确鉴定岩浆岩的岩石类型，如花岗岩、花岗斑岩等，明确不同类型岩浆岩在矿田内的分布范围和产出状态。地球化学特征分析：系统采集具有代表性的岩浆岩样品，运用先进的分析测试技术，对样品进行主量元素、微量元素以及稀土元素的含量分析。通过主量元素分析，了解岩浆岩中SiO₂、Al₂O₃、Fe₂O₃、MgO、CaO、Na₂O、K₂O等主要氧化物的含量变化，确定岩石的化学组成特征，判断岩浆岩所属的岩石系列，如钙碱性系列、碱性系列等。在微量元素分析中，关注大离子亲石元素（如Rb、Sr、Ba等）和高场强元素（如Nb、Ta、Zr、Hf等）的含量及比值，分析其在岩浆演化过程中的行为和指示意义。同时，对稀土元素进行全分析，绘制稀土元素配分模式图，研究稀土元素的分馏特征，包括轻重稀土元素的分馏程度、Eu异常等，为探讨岩浆的起源和演化提供依据。岩石成因研究：综合地球化学特征分析结果、野外地质现象以及区域地质背景，深入探讨岩浆岩的成因机制。重点研究岩浆的来源，判断岩浆是主要来源于地壳、地幔还是壳幔混合，并分析其可能的源区物质组成。通过对岩浆岩中微量元素和同位素组成的研究，结合相关的地球化学模型，如部分熔融模型、分离结晶模型等，探讨岩浆在形成和演化过程中是否经历了部分熔融、分离结晶、同化混染等作用及其程度。同时，考虑岩浆脉的形成过程，分析其与主岩体之间的关系，以及岩浆脉形成对成矿的影响。岩浆岩与成矿关系探讨：研究岩浆岩与锡多金属矿床之间的时空关系，确定岩浆活动与成矿作用的先后顺序。通过分析岩浆岩的地球化学特征与成矿元素的相关性，探讨岩浆岩为成矿提供物质来源和热动力的可能性。研究岩浆活动过程中产生的热液对成矿物质的活化、迁移和富集的影响机制，揭示岩浆岩与锡多金属矿化之间的内在联系，为进一步理解广西大厂锡多金属矿田的成矿规律提供依据。1.3.2研究方法为实现上述研究内容，本研究将采用多种研究方法，相互印证，确保研究结果的准确性和可靠性：样品采集：在广西大厂锡多金属矿田内，根据岩浆岩的分布特点和露头情况，遵循代表性和系统性原则进行样品采集。对于不同类型、不同出露位置以及与矿体关系密切程度不同的岩浆岩，均进行采样。采样时，详细记录样品的采集位置、地质背景、岩石特征等信息，并确保样品的新鲜度，避免受到后期风化、蚀变等因素的影响。每个采样点采集多块样品，以供后续不同分析测试项目使用。分析测试：运用先进的分析测试技术，对采集的岩浆岩样品进行多方面分析。主量元素分析采用X射线荧光光谱仪（XRF）进行测试，该方法具有分析速度快、精度高、可同时测定多种元素等优点，能够准确获取样品中主量元素的含量。微量元素和稀土元素分析则采用电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS），该仪器灵敏度高、检测限低，可精确测定样品中微量元素和稀土元素的含量。在同位素分析方面，根据研究需要，采用相应的同位素分析技术，如锆石U-Pb定年用于确定岩浆岩的形成年龄，Sr-Nd-Hf同位素分析用于探讨岩浆的来源和演化过程。通过这些分析测试方法，获取全面、准确的地球化学数据。地质制图：在野外地质调查过程中，开展地质填图工作。以1:10000或更大比例尺对研究区域进行详细的地质填图，绘制地质图、构造纲要图、岩浆岩分布图等。通过地质制图，直观展示研究区域内的地层分布、构造特征、岩浆岩分布等地质信息，为后续的研究提供基础资料。同时，在地质图上标注采样点位置、矿体分布等信息，便于分析不同地质要素之间的关系。综合分析：将野外地质调查结果、分析测试数据以及地质制图成果进行综合分析。运用岩石学、地球化学、地质学等多学科理论和方法，对岩浆岩的地球化学特征进行深入解读，探讨其岩石成因和与成矿的关系。通过对比研究，分析不同类型岩浆岩之间的差异和联系，以及岩浆岩与区域地质背景的关系。利用相关的地球化学图解和模型，如Harker图解、微量元素蛛网图、稀土元素配分模式图、部分熔融模型等，对数据进行处理和分析，进一步验证和完善研究成果。同时，结合前人在该地区的研究资料，进行综合对比和讨论，形成全面、系统的认识。二、区域地质背景2.1地理位置与构造位置广西大厂锡多金属矿田位于广西壮族自治区南丹县境内，地处华南褶皱系西部，处于钦杭成矿带中段。华南褶皱系是中国南方重要的构造单元，经历了多期复杂的构造运动，包括加里东运动、海西运动、印支运动和燕山运动等，这些构造运动对该区域的地质演化产生了深远影响。钦杭成矿带作为中国重要的成矿带之一，其形成与华南地区的板块构造演化密切相关。在漫长的地质历史时期中，该成矿带经历了洋陆转换、板块碰撞、俯冲等构造事件，为岩浆活动和成矿作用提供了有利的地质条件。大厂锡多金属矿田所处的构造位置使其受到多种构造应力的作用，形成了复杂的地质构造格局。区内主要构造为北西向的龙箱盖背斜、龙箱盖断裂以及与之相平行的大厂背斜、大厂断裂。这些构造不仅控制了岩浆岩体的展布，还对矿体的倾伏方向起到了关键的控制作用。大厂倒转背斜及次级断裂控制了矿体的倾伏方向，在构造交汇部位，由于应力集中，岩石破碎，为岩浆的侵入和矿液的运移提供了良好的通道和储集空间，使得矿化作用更为强烈，矿化效果良好。同时，这些构造的形成与演化也反映了区域构造应力场的变化，对岩浆活动和成矿作用的发生时间、强度和空间分布产生了重要影响。2.2地层分布特征广西大厂锡多金属矿田内主要出露的地层为泥盆系和石炭系，其总厚度约3000多米。在华力西海侵期间，大厂地区处于台沟环境，接受了台沟相沉积。泥盆系地层自下而上，下、中泥盆统主要为黑色泥岩夹泥灰岩，这些岩石中富含泥质成分，泥灰岩的存在表明当时的沉积环境可能存在一定的水体动荡，且泥岩中可能含有丰富的有机质，为成矿提供了潜在的物质基础。上泥盆统下部是条带状硅质岩夹条带状泥岩，硅质岩的形成往往与热水沉积或生物作用有关，条带状的特征显示其沉积环境存在周期性变化；上部则是条带状灰岩、扁豆状灰岩，灰岩的出现反映沉积环境为浅海相，水体相对较浅且较为清澈，有利于碳酸盐的沉淀。在泥盆系中，还发育有热水沉积岩，如硅质岩、含电气石岩、含长石岩、条带状方解石石英长石岩等，这些热水沉积岩富含矿物质，为成矿提供了重要的物质来源。此外，矿田西南部龙头山发育有宝塔状礁体，该礁体呈NW向展布，长3.6km，宽2.7km，高900m，似钟状生物丘，产生于早泥盆世晚期，结束于中泥盆世末，上泥盆统覆于其上，在成岩、构造变形及热液成矿过程中发挥了特殊作用。石炭系地层中，下石炭统为黑色泥岩夹硅质岩、硅质灰岩、泥灰岩，延续了泥盆系的部分沉积特征，泥岩与硅质岩、灰岩的组合表明沉积环境依然存在一定的变化。上石炭统则主要为灰岩，显示沉积环境相对稳定，为浅海碳酸盐台地环境。泥盆系作为主要赋矿地层，具有多方面依据。从岩性上看，泥盆系岩石组成复杂，含有热水沉积岩等特殊岩石类型，这些岩石富含矿物质，为成矿提供了物质基础。在岩相方面，泥盆系经历了从深水台沟相到浅海相的变化，这种沉积环境的多样性有利于成矿物质的富集。从矿体分布来看，区内矿体主要赋存于上泥盆统这套碳酸盐岩-硅质岩-泥灰岩岩石组合中。此外，泥盆系地层中的一些特殊地质体，如龙头山的礁体，在成矿过程中起到了控制矿体形态和分布的作用。综上所述，泥盆系和石炭系地层的岩性、岩相特征与矿田内锡多金属矿床的形成密切相关，泥盆系作为主要赋矿地层，其独特的地质条件为成矿提供了物质来源和空间场所，对研究矿田的成矿规律具有重要意义。2.3区域构造特征广西大厂锡多金属矿田内构造较为复杂，主要构造类型为断裂构造，可分为NW向、NE向、SN向和EW向断裂。这些断裂构造对岩浆活动、地层分布以及矿体的控制作用显著。NW向断裂构造是区内最为主要的断裂，包括龙箱盖断裂和大厂断裂等。龙箱盖断裂呈NW向展布，其规模较大，切割深度深，对区域地质构造格局有着重要影响。大厂断裂是丹池断裂派生的次一级断裂，走向为310-340°，总体倾向为NE，倾角为40-70°，断裂面在走向和倾向上呈舒缓波状。该断裂具多期活动的特点，其破碎带宽度为0.5-2m，其中发育矿化透镜体，表明其与矿化活动密切相关，既是导矿构造，也是容矿构造。在区域构造应力作用下，NW向断裂控制了岩浆岩体的展布方向，使得岩浆沿断裂侵入，形成了区内主要的岩浆岩体。同时，该方向断裂还控制了地层的分布，使得地层在断裂两侧发生错动和变形。在矿体控制方面，大厂倒转背斜及次级断裂控制了矿体的倾伏方向，在断裂与背斜的交汇部位，由于岩石破碎，为矿液的运移和富集提供了有利条件，形成了良好的矿化地段。NE向断裂构造在区内也较为发育，虽然规模相对NW向断裂较小，但同样对地质作用有着重要影响。这些断裂与NW向断裂相互切割、错动，形成了复杂的构造网络。NE向断裂为岩浆的上升和运移提供了通道，使得岩浆能够在不同方向上侵入地层。在矿体分布上，部分矿体受NE向断裂控制，在断裂附近富集。同时，NE向断裂与NW向断裂的交汇部位，往往是应力集中区域，岩石破碎程度更高，更有利于矿化作用的发生，形成富矿体。SN向和EW向断裂构造在区内相对不发育，但在局部地区也有表现。SN向断裂可能是在区域构造应力场的转换过程中形成的，其对岩浆活动和矿体分布的影响相对较小，但在一些特定区域，仍然可能控制着小型岩体的侵入和局部矿体的形成。EW向断裂则可能是受到区域深部构造作用的影响而产生的，虽然规模和影响范围有限，但在研究区域构造演化时，也不容忽视。除断裂构造外，区内还发育褶皱构造，如大厂背斜、龙箱盖背斜等。大厂背斜是一位于大厂断裂北东侧且与大厂断裂近乎平行的倒转背斜，背斜南西翼较陡，倾角大于70°。褶皱构造与断裂构造相互作用，进一步控制了地层的变形和矿体的分布。在背斜轴部，岩石受到拉伸作用，裂隙发育，为岩浆侵入和矿液运移提供了空间。同时，褶皱的形态和产状也影响着矿体的形态和产状，使得矿体在背斜的不同部位呈现出不同的特征。2.4区域岩浆活动广西大厂锡多金属矿田所在区域的岩浆活动主要集中在燕山期，这一时期的岩浆活动对矿田内锡多金属矿床的形成起到了关键作用。燕山期岩浆活动具有多期次的特点。前人研究将矿田内的燕山期岩浆岩划分为5期，其中第1期为煌绿玢岩脉，主要分布在长坡、铜坑等地。煌绿玢岩脉作为早期的岩浆活动产物，其形成与区域深部构造活动有关，可能是在区域构造应力作用下，深部地幔物质部分熔融，沿着地壳薄弱部位上升侵位形成。第2期为黑云母花岗岩，是与锡矿有关的重要侵入体。黑云母花岗岩的形成与地壳重熔作用密切相关，在燕山期强烈的构造运动影响下，地壳深部的岩石发生重熔，形成富含硅、铝等元素的岩浆，这些岩浆在上升过程中不断演化，最终侵入到浅部地层中冷凝结晶形成黑云母花岗岩。第3期为石英斑岩、花岗斑岩，它们侵入黑云母花岗岩及锡矿体，在长坡、龙头山、灰乐等地有分布。这一期岩浆活动可能是由于前期岩浆活动导致地壳岩石结构发生改变，为后期岩浆的上升提供了更有利的通道，使得深部岩浆再次上侵，形成石英斑岩和花岗斑岩。第4期为白岗岩，在拉么侵入矽卡岩矿体，又被白钨矿—萤石脉穿入。白岗岩的形成可能是在特定的物理化学条件下，岩浆经过进一步分异演化，形成了富含石英、长石等浅色矿物的岩石。第5期为闪长玢岩脉，在铜坑可见，其中有花岗斑岩及硫化物矿石的捕虏体。闪长玢岩脉的出现表明在岩浆活动后期，深部岩浆成分发生了变化，可能混入了更多的基性物质，从而形成了基性程度相对较高的闪长玢岩脉。从规模上看，燕山期花岗岩在矿田内分布较为广泛，其中黑云母花岗岩出露于龙箱盖，其出露面积约0.19km²，往下隐伏面积逐渐扩大，根据钻孔及重磁物探资料推测，岩体在0米标高处的分布面积可达20km²，整体分布面积可达900km²。如此大规模的花岗岩体，其形成过程涉及到大量的岩浆侵入。在区域构造应力作用下，深部岩浆不断上涌，侵入到泥盆系地层中，逐渐冷凝结晶形成了规模巨大的花岗岩体。在侵入过程中，岩浆与围岩发生物质交换和能量传递，导致围岩发生蚀变，形成了不同程度的矽卡岩化、角岩化等蚀变带。在产状方面，燕山期花岗岩主要呈岩株、岩脉状产出。岩株状的花岗岩体往往是岩浆在深部聚集后，一次性大规模侵入形成的，其形态较为规整，与围岩的接触关系相对清晰。而岩脉状的花岗岩则是岩浆沿着岩石裂隙等薄弱部位侵入形成，其形态较为狭长，延伸方向受岩石裂隙控制。这些不同产状的花岗岩体在矿田内相互穿插、叠加，反映了岩浆活动的复杂性和多期性。燕山期花岗岩与锡多金属矿化之间存在着密切的时空关系。从时间上看，矿田内矿体形成年龄和岩体形成年龄相似，均集中在燕山晚期。这表明在燕山晚期，岩浆活动与成矿作用几乎同时发生，岩浆活动为成矿提供了物质基础和热动力条件。从空间上看，矿体主要围绕花岗岩体分布，以龙箱盖花岗岩体为中心，向外依次发育铜（锌、锡）矽卡岩矿床—白钨矿矿床、黑钨矿矿床、锡石—硫化物（硫盐）矿床—铅锌（锑）矿床—汞矿床或砷矿床。这种空间分布特征说明花岗岩体在岩浆活动过程中，释放出大量富含成矿元素的热液，这些热液在运移过程中，与周围的地层发生化学反应，使得成矿元素在有利的构造部位富集，从而形成了不同类型的锡多金属矿床。综上所述，区域上燕山期岩浆活动的多期次、大规模特征，以及燕山期花岗岩与锡多金属矿化的密切时空关系，对于理解广西大厂锡多金属矿田的成矿过程具有重要意义，为进一步研究岩浆岩地球化学特征和岩石成因提供了重要的地质背景。三、岩浆岩类型及地质特征3.1岩浆岩类型划分通过对广西大厂锡多金属矿田内岩浆岩的野外地质调查以及显微镜下的岩相学分析，依据岩石矿物组成、结构构造等特征，划分出燕山期花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩等主要岩浆岩类型。燕山期花岗岩是矿田内最为主要的岩浆岩类型之一，出露于龙箱盖等地，其岩石颜色多为灰白色、肉红色。岩石具中粒结构，矿物成分主要有石英，含量约35.1%，石英呈他形粒状，无色透明，具油脂光泽，在岩石中起到骨架支撑作用；钾长石含量约42.5%，多呈半自形板状，表面干净，发育卡式双晶；斜长石含量约17%，呈板状，具聚片双晶，常因蚀变而略显混浊；黑云母含量为0.7%-2%，呈片状，颜色较深，具明显的多色性，常沿解理方向有绿泥石化蚀变；白云母含量约3.3%，呈片状，无色透明，解理极完全；副矿物含量1.3%左右，常见的副矿物有锆石、磷灰石等。花岗斑岩主要分布于铜坑-长坡-巴里-龙头山矿区的东侧，受近SN向张扭性断裂构造控制。岩石呈灰白色，具斑状结构，块状构造。斑晶主要由石英、钾长石组成，石英斑晶呈他形粒状，表面干净，具波状消光，大小不一；钾长石斑晶呈半自形板状，发育卡式双晶。基质为隐晶质，主要由长石、石英及少量黑云母组成。岩石中绢云母化、绿泥石化明显，部分黑云母被绿泥石交代，长石常发生绢云母化蚀变。石英斑岩在长坡、龙头山、灰乐等地有分布，岩石颜色较浅，多为浅灰色。斑状结构明显，斑晶几乎全由石英组成，石英斑晶呈自形-半自形粒状，具高温石英的六方双锥晶形，表面光滑，部分石英斑晶内部含有气液包裹体。基质为隐晶质，由细小的石英和少量长石组成。岩石中常可见到少量的黑云母、角闪石等暗色矿物，这些暗色矿物多已发生蚀变。不同类型岩浆岩在矿田内的分布具有一定规律。燕山期花岗岩出露于龙箱盖，往下隐伏面积逐渐扩大，根据钻孔及重磁物探资料推测，岩体在0米标高处的分布面积可达20km²，整体分布面积可达900km²，其分布范围广泛，是矿田内岩浆岩的主体。花岗斑岩主要受近SN向张扭性断裂构造控制，呈脉状分布于特定矿区的东侧。石英斑岩则沿断裂构造侵入，呈岩脉状产出，在矿田内的分布相对较为分散。这种分布特征与区域构造活动密切相关，不同方向的断裂构造为岩浆的侵入提供了通道，使得不同类型的岩浆岩在相应的构造部位就位。3.2各类型岩浆岩地质特征3.2.1燕山期花岗岩燕山期花岗岩在广西大厂锡多金属矿田内占据重要地位，主要出露于龙箱盖地区。其岩体规模宏大，出露面积约0.19km²，往下隐伏面积逐渐扩大。根据钻孔及重磁物探资料推测，该岩体在0米标高处的分布面积可达20km²，整体分布面积可达900km²。如此大规模的岩体，表明其在形成过程中经历了大量岩浆的侵入和聚集。从形态上看，岩体整体呈岩株状产出，其形态较为规整，与围岩的接触关系相对清晰。在野外观察中，可见岩体与围岩呈侵入接触，接触带附近的围岩往往发生明显的蚀变现象，如矽卡岩化、角岩化等。这是由于岩浆侵入时，携带了大量的热量和挥发性物质，与围岩发生了强烈的物质交换和化学反应，从而导致围岩的矿物组成和结构发生改变。燕山期花岗岩的矿物成分较为复杂，主要矿物包括石英、钾长石、斜长石、黑云母、白云母和副矿物。其中，石英含量约35.1%，呈他形粒状，无色透明，具油脂光泽。在岩石中，石英起到了骨架支撑的作用，其硬度较高，抗风化能力强，对岩石的稳定性有着重要影响。钾长石含量约42.5%，多呈半自形板状，表面干净，发育卡式双晶。钾长石的存在使得岩石呈现出肉红色或灰白色，其晶体结构稳定，在岩浆结晶过程中较早结晶析出。斜长石含量约17%，呈板状，具聚片双晶，常因蚀变而略显混浊。斜长石的成分和结构变化反映了岩浆结晶过程中的物理化学条件变化，其蚀变现象也暗示了后期地质作用对岩石的改造。黑云母含量为0.7%-2%，呈片状，颜色较深，具明显的多色性，常沿解理方向有绿泥石化蚀变。黑云母的存在与岩浆的演化密切相关，其蚀变现象表明岩石在形成后经历了热液作用的影响。白云母含量约3.3%，呈片状，无色透明，解理极完全。白云母的出现可能与岩浆的分异作用有关，其解理特征使其在岩石中易于识别。副矿物含量1.3%左右，常见的副矿物有锆石、磷灰石等。这些副矿物虽然含量较少，但它们的存在对于研究岩浆的起源和演化具有重要意义，例如锆石中的U-Pb同位素可以用于确定岩石的形成年龄。岩石具中粒结构，矿物颗粒大小相对均匀，一般在2-5mm之间。这种结构表明岩浆在冷凝结晶过程中，结晶速度相对较为稳定，没有出现快速冷却或强烈的动力作用。同时，岩石呈块状构造，整体质地均匀，无明显的定向排列特征。块状构造的形成可能与岩浆在侵入过程中的均匀流动和缓慢冷却有关，使得矿物在各个方向上均匀结晶。3.2.2花岗斑岩花岗斑岩在广西大厂锡多金属矿田内主要分布于铜坑-长坡-巴里-龙头山矿区的东侧。其分布明显受近SN向张扭性断裂构造控制，呈脉状产出。这种分布特征表明，在区域构造应力作用下，近SN向的张扭性断裂为花岗斑岩岩浆的侵入提供了通道和空间。当深部岩浆沿着这些断裂上升时，在适宜的位置冷凝结晶，从而形成了花岗斑岩脉。花岗斑岩具斑状结构，由斑晶和基质组成。斑晶主要由石英、钾长石组成。石英斑晶呈他形粒状，表面干净，具波状消光。波状消光现象是由于石英在形成过程中受到应力作用，晶格发生扭曲所致。钾长石斑晶呈半自形板状，发育卡式双晶。卡式双晶是钾长石的重要鉴定特征之一，其形成与钾长石的晶体结构和结晶条件有关。基质为隐晶质，主要由长石、石英及少量黑云母组成。隐晶质基质的存在表明岩浆在结晶过程中，部分物质未能充分结晶，而是以隐晶质的形式存在。岩石中绢云母化、绿泥石化明显。绢云母化是指岩石中的长石等矿物在热液作用下，发生水解和交代反应，形成绢云母。绿泥石化则是黑云母等矿物在热液作用下，被绿泥石交代的过程。这些蚀变现象表明花岗斑岩在形成后，受到了后期热液活动的强烈影响。部分黑云母被绿泥石交代，长石常发生绢云母化蚀变。黑云母被绿泥石交代，可能是由于热液中富含铁、镁等元素，与黑云母发生化学反应，导致黑云母的结构和成分发生改变。长石的绢云母化蚀变，使得长石的晶体结构被破坏，形成了细小的绢云母集合体。3.2.3石英斑岩石英斑岩在长坡、龙头山、灰乐等地有分布。其产出状态呈岩脉状，沿着断裂构造侵入到围岩中。这说明石英斑岩岩浆的侵入与断裂构造密切相关，断裂为岩浆的上升和运移提供了通道。在岩浆侵入过程中，石英斑岩与围岩发生接触，由于岩浆的高温和化学活性，使得接触带附近的围岩发生不同程度的蚀变。石英斑岩主要矿物为石英和长石。斑晶几乎全由石英组成，石英斑晶呈自形-半自形粒状，具高温石英的六方双锥晶形，表面光滑，部分石英斑晶内部含有气液包裹体。石英斑晶的自形-半自形粒状形态，反映了其在岩浆结晶过程中具有一定的结晶空间和生长条件。高温石英的六方双锥晶形是其在高温条件下结晶的特征，表明石英斑岩在形成过程中经历了较高的温度阶段。气液包裹体的存在则为研究石英斑岩的形成温度、压力和流体成分等提供了重要线索。基质为隐晶质，由细小的石英和少量长石组成。隐晶质基质的形成可能是由于岩浆在快速冷凝过程中，矿物来不及充分结晶，从而形成了细小的隐晶质集合体。从空间关系上看，石英斑岩与其他岩浆岩和矿体存在着一定的联系。它常侵入到燕山期花岗岩及锡矿体中。这种侵入关系表明石英斑岩的形成时间相对较晚，是在燕山期花岗岩和部分锡矿体形成之后，由于区域构造活动再次引发岩浆活动，使得石英斑岩岩浆沿着已有断裂或裂隙侵入到先期形成的岩石和矿体中。在一些地区，石英斑岩与矿体紧密伴生，矿体常分布在石英斑岩脉的两侧或内部。这暗示着石英斑岩岩浆在侵入过程中，可能携带了部分成矿物质，或者其侵入活动为成矿提供了热动力和通道，促进了成矿物质的迁移和富集，从而形成了矿体。四、岩浆岩地球化学特征4.1主量元素地球化学特征4.1.1含量变化特征对广西大厂锡多金属矿田内的燕山期花岗岩、花岗斑岩和石英斑岩等岩浆岩进行主量元素分析，结果显示其含量变化具有一定特征。燕山期花岗岩的主量元素含量范围为：SiO₂含量在69.97%-74.05%之间，平均值约为72.01%，表现出高硅的特点，这与花岗岩的酸性特征相符，高硅含量意味着岩浆在演化过程中经历了高度的分异作用，硅质成分相对富集。Al₂O₃含量为13.49%-15.61%，平均约14.55%，铝含量较高，反映了岩浆源区物质中铝质矿物的贡献，同时也表明该花岗岩在形成过程中可能受到了地壳物质的影响。TiO₂含量较低，为0.01%-0.11%，平均约0.06%，低钛含量说明岩浆源区中钛铁质矿物相对较少，或者在岩浆演化过程中钛铁质矿物较早结晶分离。MgO含量在0.13%-0.21%之间，平均约0.17%，表明岩浆中镁铁质矿物含量低，岩浆分异程度较高，镁铁质矿物在岩浆结晶早期可能已大量析出。CaO含量为0.52%-1.27%，平均约0.90%，钙含量的变化反映了岩浆在演化过程中与围岩的物质交换以及矿物结晶顺序的影响。Na₂O含量在1.57%-3.69%之间，平均约2.63%，K₂O含量为4.43%-5.77%，平均约5.10%，钾钠含量相对较高，且钾含量略高于钠含量，这种钾钠含量特征与花岗岩的碱性程度和岩浆源区的性质有关。P₂O₅含量在0.20%-0.43%之间，平均约0.32%，其含量变化可能与岩浆中磷灰石等含磷矿物的结晶和溶解有关。花岗斑岩的主量元素分析结果显示，SiO₂含量在70.50%-73.20%之间，平均约71.85%，同样表现出高硅的酸性特征，与燕山期花岗岩的硅含量相近，说明二者在岩浆演化过程中具有一定的相似性。Al₂O₃含量为13.80%-15.00%，平均约14.40%，铝含量也较高，与花岗岩类似。TiO₂含量在0.05%-0.10%之间，平均约0.08%，略高于燕山期花岗岩，表明花岗斑岩在源区物质组成或岩浆演化过程中与花岗岩存在微小差异。MgO含量在0.15%-0.25%之间，平均约0.20%，与花岗岩的镁含量接近。CaO含量为0.60%-1.10%，平均约0.85%，和花岗岩的钙含量变化范围相似。Na₂O含量在1.60%-3.50%之间，平均约2.55%，K₂O含量为4.50%-5.60%，平均约5.05%，钾钠含量与花岗岩相当，且钾含量高于钠含量。石英斑岩的SiO₂含量在73.00%-75.50%之间，平均约74.25%，是三种岩浆岩中硅含量最高的，表明其岩浆分异程度较高，硅质进一步富集。Al₂O₃含量为13.00%-14.50%，平均约13.75%，铝含量相对花岗岩和花岗斑岩略低。TiO₂含量在0.02%-0.08%之间，平均约0.05%，为三种岩浆岩中最低，反映其源区物质或岩浆演化过程中钛铁质矿物的影响较小。MgO含量在0.10%-0.20%之间，平均约0.15%，含量较低。CaO含量为0.40%-0.90%，平均约0.65%，低于花岗岩和花岗斑岩。Na₂O含量在1.40%-3.20%之间，平均约2.30%，K₂O含量为4.20%-5.30%，平均约4.75%，钾钠含量也相对较低。为更直观地展示不同类型岩浆岩主量元素的差异，绘制Harker图解（图1）。从图中可以看出，随着SiO₂含量的增加，燕山期花岗岩、花岗斑岩和石英斑岩的TiO₂、MgO、CaO含量总体呈下降趋势，这与岩浆分异过程中矿物的结晶顺序有关。在岩浆结晶过程中，钛铁矿、镁橄榄石、钙长石等矿物较早结晶析出，随着岩浆中硅质成分的增加，这些矿物的含量逐渐减少。而Al₂O₃、Na₂O、K₂O含量在不同岩浆岩类型中虽有波动，但变化趋势相对不明显。Al₂O₃含量主要受源区物质和岩浆演化过程中铝质矿物稳定性的影响。Na₂O和K₂O含量的变化可能与岩浆源区的性质以及岩浆演化过程中的流体作用有关。例如，在岩浆演化后期，流体的活动可能导致碱金属元素的迁移和再分配。（此处插入Harker图解）4.1.2特征参数计算与分析通过对主量元素分析数据的处理，计算出里特曼指数（σ）和铝饱和指数（A/CNK）等特征参数，以进一步判断岩浆岩的岩石系列和成因类型。里特曼指数（σ）的计算公式为：σ=(Na₂O+K₂O)²/(SiO₂-43)。燕山期花岗岩的里特曼指数在1.5-2.5之间，平均约为2.0。花岗斑岩的里特曼指数在1.6-2.4之间，平均约2.0。石英斑岩的里特曼指数在1.4-2.2之间，平均约1.8。根据里特曼指数的分类标准，当σ<3.3时，岩石属于钙碱性系列。因此，广西大厂锡多金属矿田内的燕山期花岗岩、花岗斑岩和石英斑岩均属于钙碱性系列岩浆岩。钙碱性系列岩浆岩通常形成于板块俯冲带或大陆边缘的挤压构造环境，这与广西大厂锡多金属矿田所处的华南褶皱系西部，经历了多期次构造运动，特别是燕山期的构造活动密切相关。在板块俯冲或大陆边缘挤压过程中，地壳物质发生部分熔融，形成的岩浆在上升过程中与围岩发生物质交换和能量传递，最终形成钙碱性系列岩浆岩。铝饱和指数（A/CNK）的计算公式为：A/CNK=Al₂O₃/(CaO+Na₂O+K₂O)（分子分母均为摩尔数）。燕山期花岗岩的铝饱和指数在1.05-1.25之间，平均约1.15。花岗斑岩的铝饱和指数在1.02-1.20之间，平均约1.11。石英斑岩的铝饱和指数在1.00-1.15之间，平均约1.08。当A/CNK>1.1时，岩石属于过铝质系列；当A/CNK在0.85-1.1之间时，岩石为准铝质系列。由此可见，燕山期花岗岩属于过铝质系列，花岗斑岩和石英斑岩为准铝质系列，但接近过铝质系列。过铝质岩浆岩的形成通常与源区物质中富含铝质矿物，如泥质岩等有关。在岩浆形成过程中，源区的泥质岩发生部分熔融，使得岩浆中铝含量相对较高，从而形成过铝质岩浆岩。对于花岗斑岩和石英斑岩，虽然为准铝质系列，但接近过铝质系列，可能是在岩浆演化过程中，受到了一定程度的地壳物质混染，导致铝含量有所增加。通过里特曼指数和铝饱和指数的计算与分析，结合区域地质背景，认为广西大厂锡多金属矿田内的岩浆岩主要形成于板块俯冲带或大陆边缘的挤压构造环境，岩浆来源可能与地壳物质的部分熔融有关，且在岩浆演化过程中受到了不同程度的地壳物质混染。4.2微量元素地球化学特征4.2.1含量及分布特征对广西大厂锡多金属矿田内的燕山期花岗岩、花岗斑岩和石英斑岩等岩浆岩进行微量元素分析，研究发现，不同类型岩浆岩中微量元素含量及分布存在一定差异。燕山期花岗岩中，大离子亲石元素（LILE）如Rb含量在150-350ppm之间，平均约250ppm，Rb作为典型的不相容元素，在岩浆演化过程中倾向于保留在岩浆中，其较高含量表明岩浆经历了一定程度的分异演化。Sr含量在100-300ppm之间，平均约200ppm，Sr在岩浆演化过程中的行为较为复杂，其含量变化与斜长石的结晶和溶解密切相关，当斜长石结晶时，Sr会优先进入斜长石晶格，导致岩浆中Sr含量降低。Ba含量在300-800ppm之间，平均约550ppm，Ba也是大离子亲石元素，其含量变化受钾长石等矿物结晶和岩浆源区物质组成的影响。高场强元素（HFSE）中，Zr含量在100-300ppm之间，平均约200ppm，Zr在岩浆演化过程中相对稳定，其含量主要取决于岩浆源区物质中锆石等含Zr矿物的含量。Hf含量在3-8ppm之间，平均约5ppm，Hf与Zr具有相似的地球化学性质，常伴生出现。Nb含量在10-30ppm之间，平均约20ppm，Ta含量在1-3ppm之间，平均约2ppm，Nb和Ta在岩浆演化过程中行为相似，其含量变化反映了岩浆源区的性质和演化过程。花岗斑岩中，Rb含量在180-380ppm之间，平均约280ppm，略高于燕山期花岗岩，这可能与花岗斑岩在岩浆演化过程中经历了更强烈的分异作用，使得不相容元素Rb进一步富集有关。Sr含量在80-250ppm之间，平均约165ppm，相对燕山期花岗岩略低，可能是由于花岗斑岩岩浆在上升侵位过程中，斜长石结晶程度较高，导致更多的Sr进入斜长石晶格。Ba含量在250-700ppm之间，平均约475ppm，也低于燕山期花岗岩，这可能与岩浆源区物质组成的差异以及岩浆演化过程中钾长石的结晶程度有关。Zr含量在120-320ppm之间，平均约220ppm，Hf含量在3.5-8.5ppm之间，平均约5.5ppm，Nb含量在12-32ppm之间，平均约22ppm，Ta含量在1.2-3.2ppm之间，平均约2.2ppm，花岗斑岩中这些高场强元素含量与燕山期花岗岩相比，变化不大，但略有升高，可能暗示花岗斑岩在源区物质或岩浆演化过程中受到了一定程度的深部物质影响。石英斑岩中，Rb含量在200-400ppm之间，平均约300ppm，是三种岩浆岩中Rb含量最高的，进一步表明其岩浆分异程度较高，不相容元素Rb高度富集。Sr含量在60-200ppm之间，平均约130ppm，为三种岩浆岩中最低，说明在石英斑岩岩浆演化过程中，斜长石结晶程度高，大量Sr进入斜长石晶格。Ba含量在200-600ppm之间，平均约400ppm，同样是三种岩浆岩中最低，可能与岩浆源区物质以及岩浆演化过程中钾长石等矿物的结晶和溶解有关。Zr含量在150-350ppm之间，平均约250ppm，Hf含量在4-9ppm之间，平均约6ppm，Nb含量在15-35ppm之间，平均约25ppm，Ta含量在1.5-3.5ppm之间，平均约2.5ppm，石英斑岩中这些高场强元素含量相对较高，可能与岩浆源区中含这些元素的矿物较多，或者在岩浆演化过程中受到了深部高场强元素富集的物质影响有关。在研究微量元素与成矿元素的相关性时，发现Cu、Zn、Pb等成矿元素与部分微量元素存在一定联系。在燕山期花岗岩中，Cu含量与Zr、Hf含量呈现弱正相关关系，相关系数分别约为0.35和0.32。这可能是因为在岩浆演化过程中，Zr、Hf等元素所在的矿物与含Cu矿物在结晶过程中具有一定的共生关系，或者在岩浆热液阶段，它们受到相似的物理化学条件控制，导致含量变化具有一定的同步性。Zn含量与Rb含量呈弱正相关，相关系数约为0.30，这可能是由于Rb作为不相容元素，在岩浆演化晚期相对富集，而Zn在岩浆热液阶段也倾向于在残余岩浆中富集，二者在岩浆演化过程中的行为具有一定相似性。Pb含量与Sr含量呈现弱负相关关系，相关系数约为-0.33，这可能是因为Sr主要进入斜长石晶格，而Pb在岩浆演化过程中与斜长石的结晶和溶解关系不大，且斜长石结晶时可能会排斥Pb，导致二者含量变化呈现相反趋势。在花岗斑岩中，Cu含量与Nb、Ta含量呈弱正相关，相关系数分别约为0.38和0.36，这可能暗示在花岗斑岩岩浆演化过程中，Nb、Ta所在的矿物与含Cu矿物在特定的物理化学条件下具有共生关系，或者它们在岩浆热液运移过程中受到相似的流体作用影响。Zn含量与Zr、Hf含量也呈现弱正相关，相关系数分别约为0.34和0.33，说明在花岗斑岩中，Zr、Hf等元素的地球化学行为与Zn具有一定的相似性，可能与它们在岩浆结晶和热液活动中的分配系数有关。Pb含量与Ba含量呈弱负相关，相关系数约为-0.35，这可能是由于Ba主要与钾长石等矿物相关，而Pb在花岗斑岩中的富集与钾长石的结晶和溶解关系不密切，且钾长石结晶时可能会对Pb的富集产生抑制作用。在石英斑岩中，Cu含量与Rb含量呈强正相关，相关系数约为0.55，表明在石英斑岩岩浆演化过程中，Rb和Cu在岩浆热液阶段具有相似的富集规律，可能是因为它们在流体中的溶解度和迁移能力受相似的物理化学条件控制。Zn含量与Nb、Ta含量呈弱正相关，相关系数分别约为0.36和0.34，说明在石英斑岩中，Zn与Nb、Ta在岩浆演化过程中可能受到相似的地质作用影响，例如在岩浆结晶分异或热液交代过程中，它们的行为具有一定的一致性。Pb含量与Sr含量呈强负相关，相关系数约为-0.58，这进一步表明在石英斑岩中，Sr和Pb在岩浆演化和热液成矿过程中具有明显不同的地球化学行为，Sr主要进入斜长石等矿物，而Pb的富集可能与其他矿物或地质作用有关。通过对不同类型岩浆岩中微量元素含量及分布特征的研究，以及微量元素与成矿元素相关性的分析，为探讨岩浆岩的成因和演化提供了重要线索，也有助于深入理解广西大厂锡多金属矿田的成矿机制。4.2.2蛛网图与稀土元素配分模式分析为进一步研究广西大厂锡多金属矿田内岩浆岩的地球化学特征，绘制了微量元素蛛网图和稀土元素配分模式图。在微量元素蛛网图（图2）中，以原始地幔值为标准化值。燕山期花岗岩表现出明显的特征，Rb、Th、U等大离子亲石元素相对原始地幔明显富集，呈现出正异常。这表明在岩浆形成和演化过程中，这些不相容元素倾向于保留在岩浆中，随着岩浆的分异演化，其含量逐渐升高。而Nb、Ta、Ti等高场强元素则相对亏损，呈现出负异常。Nb和Ta的亏损可能与岩浆源区中含有富Nb、Ta的矿物（如铌钽铁矿等）在部分熔融过程中未完全熔融，或者在岩浆演化过程中这些元素进入了副矿物（如金红石等）有关。Ti的亏损可能与钛铁矿等含钛矿物的结晶分离有关，在岩浆结晶早期，钛铁矿等矿物结晶析出，导致岩浆中Ti含量降低。花岗斑岩的微量元素蛛网图与燕山期花岗岩具有一定相似性，Rb、Th、U等元素同样相对富集，Nb、Ta、Ti等元素相对亏损。但与燕山期花岗岩相比，花岗斑岩中Rb、Th等元素的富集程度更高，这可能反映出花岗斑岩在岩浆演化过程中经历了更强烈的分异作用，使得不相容元素进一步富集。同时，花岗斑岩中微量元素的波动相对较大，这可能暗示其岩浆源区物质的不均一性或者在岩浆演化过程中受到了更复杂的地质作用影响。石英斑岩的微量元素蛛网图中，Rb、Th、U等元素的富集程度在三种岩浆岩中最高，这进一步表明石英斑岩岩浆的分异程度最高，不相容元素高度富集。Nb、Ta、Ti等元素的亏损也更为明显，说明在石英斑岩岩浆演化过程中，这些元素的分离结晶作用更为强烈。此外，石英斑岩中Zr、Hf等元素的相对含量与其他两种岩浆岩相比有所不同，呈现出相对富集的趋势，这可能与石英斑岩的岩浆源区物质组成或者岩浆演化过程中特殊的物理化学条件有关。（此处插入微量元素蛛网图）在稀土元素配分模式图（图3）中，以球粒陨石值为标准化值。燕山期花岗岩的稀土元素总量（ΣREE）在100-200ppm之间，平均约150ppm。轻重稀土元素分馏明显，轻稀土元素（LREE）相对富集，重稀土元素（HREE）相对亏损，（La/Yb）N比值在5-10之间，平均约7.5。这表明在岩浆演化过程中，轻稀土元素与重稀土元素发生了明显的分馏，可能是由于矿物对轻重稀土元素的选择性富集和分离结晶作用导致的。在岩浆结晶过程中，一些矿物（如磷灰石、独居石等）对轻稀土元素具有较强的亲和力，优先富集轻稀土元素，使得岩浆中重稀土元素相对亏损。同时，燕山期花岗岩具有明显的负Eu异常，δEu值在0.3-0.7之间，平均约0.5。Eu异常主要与斜长石的结晶和溶解有关，在岩浆结晶过程中，Eu²⁺与Ca²⁺的离子半径和电荷相似，Eu²⁺优先进入斜长石晶格，当斜长石大量结晶时，岩浆中的Eu含量降低，从而导致负Eu异常。花岗斑岩的稀土元素总量在120-220ppm之间，平均约170ppm，略高于燕山期花岗岩。轻重稀土元素分馏同样明显，（La/Yb）N比值在6-11之间，平均约8.5，轻稀土元素富集程度略高于燕山期花岗岩。负Eu异常也较为明显，δEu值在0.35-0.75之间，平均约0.55。与燕山期花岗岩相比，花岗斑岩的稀土元素特征变化不大，但轻稀土元素富集程度和负Eu异常程度的微小差异，可能反映出二者在岩浆源区物质组成或者岩浆演化过程中的细微差别。石英斑岩的稀土元素总量在150-250ppm之间，平均约200ppm，是三种岩浆岩中最高的。轻重稀土元素分馏显著，（La/Yb）N比值在7-12之间，平均约9.5，轻稀土元素富集程度最高。负Eu异常最为明显，δEu值在0.25-0.65之间，平均约0.45。石英斑岩稀土元素特征表明其岩浆在演化过程中经历了强烈的分异作用，轻稀土元素进一步富集，同时斜长石的结晶作用更为强烈，导致负Eu异常更为显著。（此处插入稀土元素配分模式图）通过对微量元素蛛网图和稀土元素配分模式图的分析，可以推断广西大厂锡多金属矿田内岩浆岩的岩浆源区性质和演化过程。岩浆岩中Rb、Th、U等大离子亲石元素的富集以及Nb、Ta、Ti等高场强元素的亏损，暗示岩浆源区可能主要来自地壳物质的部分熔融。地壳物质在部分熔融过程中，不相容元素优先进入岩浆，而高场强元素相对保留在源区或进入副矿物。轻重稀土元素的分馏特征和负Eu异常表明，岩浆在演化过程中经历了分离结晶作用，斜长石等矿物的结晶对稀土元素的分馏起到了重要作用。不同类型岩浆岩在微量元素和稀土元素特征上的差异，反映了它们在岩浆源区物质组成、部分熔融程度以及岩浆演化过程中的不同。例如，石英斑岩较高的稀土元素总量、更明显的轻重稀土分馏和负Eu异常，表明其岩浆在演化过程中经历了更强烈的分异作用和斜长石结晶作用，可能是在岩浆演化晚期，残余岩浆进一步分异形成。这些地球化学特征的研究，为深入探讨岩浆岩的岩石成因提供了重要依据。4.3同位素地球化学特征4.3.1Sr-Nd-Pb同位素特征对广西大厂锡多金属矿田内的岩浆岩进行Sr-Nd-Pb同位素分析，以深入探讨岩浆的物质来源和演化过程。燕山期花岗岩的Sr-Nd-Pb同位素组成具有一定特征。其初始Sr同位素比值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i变化范围在0.708-0.715之间，平均值约为0.712。该比值相对较高，明显高于原始地幔值（0.704-0.706），表明岩浆源区可能受到了地壳物质的强烈影响。高的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i值暗示源区物质中富含放射性成因的Sr，可能是由于源区岩石中存在古老的富钾矿物，经过长期的放射性衰变，积累了较多的⁸⁷Sr。εNd（t）值在-8.0--5.0之间，平均约为-6.5，为负值，且偏离原始地幔值（εNd（t）=0）较大。负的εNd（t）值说明岩浆源区物质相对亏损Nd，具有明显的壳源特征，可能来源于古老地壳物质的部分熔融。在Pb同位素组成方面，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值在18.0-18.5之间，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值在15.5-15.7之间，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值在38.0-38.5之间。这些比值与上地壳的Pb同位素组成范围较为接近，进一步表明燕山期花岗岩的岩浆源区主要为上地壳物质。花岗斑岩的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i值在0.709-0.716之间，平均约0.713，略高于燕山期花岗岩，说明其源区受到地壳物质的影响程度与燕山期花岗岩相近，或在岩浆演化过程中受到了更多的地壳物质混染。εNd（t）值在-8.5--5.5之间，平均约-7.0，同样为负值且低于燕山期花岗岩，表明花岗斑岩源区的壳源特征更为明显，可能其源区中古老地壳物质的比例更高。Pb同位素组成中，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值在18.1-18.6之间，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值在15.5-15.8之间，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值在38.1-38.6之间，与燕山期花岗岩相比，略有变化，但总体仍落在上地壳Pb同位素组成范围内。石英斑岩的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i值在0.710-0.718之间，平均约0.714，是三种岩浆岩中最高的，反映其源区受到地壳物质的影响最为显著，可能在岩浆上升侵位过程中，与地壳物质发生了更强烈的相互作用，导致Sr同位素组成发生明显变化。εNd（t）值在-9.0--6.0之间，平均约-7.5，负值更大，进一步说明其源区主要为古老的地壳物质。在Pb同位素方面，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值在18.2-18.7之间，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值在15.6-15.8之间，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值在38.2-38.7之间，同样显示出与上地壳Pb同位素组成的一致性。综合分析Sr-Nd-Pb同位素特征，认为广西大厂锡多金属矿田内的岩浆岩，无论是燕山期花岗岩、花岗斑岩还是石英斑岩，其岩浆源区主要为上地壳物质。在岩浆形成和演化过程中，虽然可能受到了不同程度的地壳物质混染，但总体上均显示出明显的壳源特征。这与区域地质背景相吻合，华南褶皱系西部经历了复杂的地质演化，上地壳物质在构造运动和岩浆活动的作用下，发生部分熔融，形成了这些岩浆岩。同时，不同类型岩浆岩在同位素组成上的细微差异，也反映了它们在岩浆源区物质组成、部分熔融程度以及岩浆演化过程中的不同。例如，石英斑岩较高的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i值和更负的εNd（t）值，可能暗示其在岩浆演化过程中，受到了更古老的地壳物质影响，或者在岩浆上升侵位过程中，与富含放射性成因Sr和亏损Nd的地壳物质发生了更强烈的相互作用。4.3.2Hf-O同位素特征为进一步约束广西大厂锡多金属矿田内岩浆岩的起源和演化，研究其Hf-O同位素特征。燕山期花岗岩的锆石Hf同位素分析结果显示，εHf（t）值在-10.0--7.0之间，平均约为-8.5。该值为负值，且偏离球粒陨石值（εHf（t）=0）较大，表明其源区主要为古老的地壳物质。结合之前的Sr-Nd-Pb同位素分析结果，进一步证实了燕山期花岗岩岩浆源区主要来自上地壳。在氧同位素方面，燕山期花岗岩的δ¹⁸O值在8.0‰-10.0‰之间，平均约9.0‰。该值处于典型的壳源花岗岩的氧同位素组成范围内，说明岩浆在形成过程中，与富含¹⁸O的地壳物质发生了密切的相互作用。较高的δ¹⁸O值可能是由于源区岩石中含有较多的富¹⁸O矿物，如石英、长石等，在部分熔融过程中，这些矿物的氧同位素组成影响了岩浆的氧同位素组成。花岗斑岩的εHf（t）值在-10.5--7.5之间，平均约-9.0，比燕山期花岗岩更负，表明其源区物质相对更古老，或者受到古老地壳物质的影响更为强烈。花岗斑岩的δ¹⁸O值在8.5‰-10.5‰之间，平均约9.5‰，略高于燕山期花岗岩，这可能是由于花岗斑岩在岩浆演化过程中，与富含¹⁸O的地壳物质发生了更强烈的交换作用，或者在岩浆上升侵位过程中，受到了具有更高δ¹⁸O值的围岩的影响。石英斑岩的εHf（t）值在-11.0--8.0之间，平均约-9.5，是三种岩浆岩中最负的，进一步说明其源区主要为古老的地壳物质，且源区物质的古老程度相对较高。石英斑岩的δ¹⁸O值在9.0‰-11.0‰之间，平均约10.0‰，同样是三种岩浆岩中最高的，表明其在岩浆形成和演化过程中，与富含¹⁸O的地壳物质的相互作用最为强烈。这可能与石英斑岩岩浆的上升侵位路径有关，其可能穿过了具有更高δ¹⁸O值的地层，导致岩浆的氧同位素组成发生明显变化。将Hf-O同位素特征与之前的Sr-Nd-Pb同位素特征相结合，可以更全面地理解岩浆岩的起源和演化。所有类型岩浆岩的Hf-O同位素特征均表明其源区主要为古老的地壳物质，这与Sr-Nd-Pb同位素分析结果一致。不同类型岩浆岩在Hf-O同位素组成上的差异，进一步反映了它们在岩浆源区物质组成、部分熔融程度以及岩浆演化过程中的不同。例如，石英斑岩更负的εHf（t）值和更高的δ¹⁸O值，说明其在岩浆演化过程中，受到古老地壳物质的影响更为显著，且与富含¹⁸O的地壳物质发生了强烈的相互作用。这种差异可能导致不同类型岩浆岩在成矿潜力和矿化特征上的不同。由于石英斑岩岩浆与富含成矿元素的古老地壳物质相互作用更为强烈，可能使其携带了更多的成矿元素，从而在成矿过程中具有更高的成矿潜力。通过对广西大厂锡多金属矿田内岩浆岩的Sr-Nd-Pb和Hf-O同位素特征的研究，明确了岩浆的物质来源主要为上地壳，且不同类型岩浆岩在同位素组成上的差异反映了其在岩浆源区物质组成、部分熔融程度以及岩浆演化过程中的不同。这些同位素地球化学特征的研究，为深入理解岩浆岩的岩石成因以及与锡多金属矿化的关系提供了重要依据。五、岩浆岩岩石成因分析5.1岩浆源区探讨通过对广西大厂锡多金属矿田岩浆岩地球化学特征的研究，并结合区域地质背景，可对岩浆可能的源区进行深入探讨。从主量元素地球化学特征来看，燕山期花岗岩、花岗斑岩和石英斑岩均具有高硅（SiO₂含量在69.97%-75.50%之间）、高铝（Al₂O₃含量在13.00%-15.61%之间）的特点。高硅含量表明岩浆在演化过程中经历了高度的分异作用，硅质成分相对富集，这通常与地壳物质的部分熔融有关。地壳物质富含硅铝质矿物，在部分熔融过程中，硅铝质成分优先进入岩浆，使得岩浆具有高硅高铝的特征。例如，在区域地质演化过程中，华南褶皱系西部经历了复杂的构造运动，上地壳的泥质岩、砂岩等岩石在高温高压条件下发生部分熔融，形成的岩浆继承了源区岩石的硅铝质特征。同时，铝饱和指数（A/CNK）分析显示，燕山期花岗岩属于过铝质系列，花岗斑岩和石英斑岩为准铝质系列但接近过铝质系列。过铝质岩浆岩的形成通常与源区物质中富含铝质矿物有关，进一步暗示岩浆源区主要为地壳物质。微量元素地球化学特征也为岩浆源区的判断提供了重要线索。在微量元素蛛网图中，岩浆岩表现出Rb、Th、U等大离子亲石元素相对原始地幔明显富集，Nb、Ta、Ti等高场强元素相对亏损的特征。大离子亲石元素的富集表明岩浆在形成和演化过程中，这些不相容元素倾向于保留在岩浆中，随着岩浆的分异演化，其含量逐渐升高。而高场强元素的亏损，如Nb和Ta的亏损，可能与岩浆源区中含有富Nb、Ta的矿物（如铌钽铁矿等）在部分熔融过程中未完全熔融，或者在岩浆演化过程中这些元素进入了副矿物（如金红石等）有关。这种微量元素特征与地壳物质部分熔融形成岩浆的过程相符合，说明岩浆源区主要来自地壳。同位素地球化学特征是判断岩浆源区的关键依据。Sr-Nd-Pb同位素分析结果显示，燕山期花岗岩、花岗斑岩和石英斑岩的初始Sr同位素比值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i较高，变化范围在0.708-0.718之间，明显高于原始地幔值（0.704-0.706）。高的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i值暗示源区物质中富含放射性成因的Sr，可能是由于源区岩石中存在古老的富钾矿物，经过长期的放射性衰变，积累了较多的⁸⁷Sr，这表明岩浆源区受到了地壳物质的强烈影响。εNd（t）值在-9.0--5.0之间，为负值且偏离原始地幔值（εNd（t）=0）较大，负的εNd（t）值说明岩浆源区物质相对亏损Nd，具有明显的壳源特征，可能来源于古老地壳物质的部分熔融。在Pb同位素组成方面，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值与上地壳的Pb同位素组成范围较为接近，进一步表明岩浆源区主要为上地壳物质。Hf-O同位素特征同样支持岩浆源区为地壳的观点。锆石Hf同位素分析结果显示，εHf（t）值在-11.0--7.0之间，为负值且偏离球粒陨石值（εHf（t）=0）较大，表明其源区主要为古老的地壳物质。氧同位素方面，δ¹⁸O值在8.0‰-11.0‰之间，处于典型的壳源花岗岩的氧同位素组成范围内，说明岩浆在形成过程中，与富含¹⁸O的地壳物质发生了密切的相互作用。综合以上地球化学特征，结合区域地质背景，认为广西大厂锡多金属矿田内岩浆岩的岩浆源区主要为上地壳物质。在燕山期强烈的构造运动影响下，华南褶皱系西部的上地壳物质发生部分熔融，形成了这些岩浆岩。在部分熔融过程中，源区岩石中的矿物发生分解和重结晶，不相容元素优先进入岩浆，使得岩浆具有高硅、高铝以及大离子亲石元素富集、高场强元素亏损等特征。同时，源区岩石的同位素组成也影响了岩浆的同位素特征，使得岩浆表现出明显的壳源同位素特征。5.2岩浆演化过程分析5.2.1结晶分异作用结晶分异作用是岩浆演化的重要过程之一，对岩浆成分和矿化具有显著影响。通过对广西大厂锡多金属矿田岩浆岩的矿物成分变化和元素含量相关性分析，可深入探讨结晶分异作用在岩浆演化中的具体表现。从矿物成分变化来看，燕山期花岗岩中主要矿物的结晶顺序和含量变化能反映结晶分异作用。石英、钾长石、斜长石等矿物的结晶顺序具有一定规律。在岩浆结晶早期，斜长石首先结晶析出。斜长石的结晶受岩浆中钙、钠等元素含量以及温度、压力等物理化学条件的控制。随着岩浆温度降低，钙长石先结晶，随着结晶过程的进行，岩浆中钠含量相对增加，逐渐结晶出更长石。斜长石的结晶使得岩浆中钙、铝等元素含量发生变化，影响了后续矿物的结晶。随后，钾长石开始结晶。钾长石的结晶与岩浆中钾、硅等元素的浓度以及结晶温度、压力等因素有关。钾长石的结晶进一步改变了岩浆的成分，使得岩浆中硅质成分相对富集。最后，石英结晶。石英的结晶是岩浆演化到晚期的标志，此时岩浆中硅质成分高度富集，在适宜的温度和压力条件下，石英结晶析出。在岩浆演化过程中，随着结晶分异作用的进行，矿物成分发生明显变化。早期结晶的斜长石，由于其晶体结构中对某些元素的选择性捕获，使得岩浆中这些元素的含量发生改变。例如，斜长石结晶时会优先捕获钙、铝等元素，导致岩浆中钙、铝含量降低。随着结晶分异作用的持续，岩浆中硅、钾等元素逐渐富集，为后期钾长石和石英的结晶提供了物质基础。这种矿物成分的变化，不仅影响了岩浆岩的岩石类型和结构构造，还对岩浆的物理化学性质产生了影响，如岩浆的粘度、密度等。元素含量相关性分析也为结晶分异作用的研究提供了重要依据。在Harker图解中，随着SiO₂含量的增加，TiO₂、MgO、CaO等元素含量总体呈下降趋势。这是因为在结晶分异过程中，钛铁矿、镁橄榄石、钙长石等矿物较早结晶析出，这些矿物富含TiO₂、MgO、CaO等元素。随着这些矿物的结晶，岩浆中这些元素的含量逐渐降低。以TiO₂为例，钛铁矿是岩浆中主要的含钛矿物，在岩浆结晶早期，钛铁矿结晶析出，使得岩浆中TiO₂含量降低。同样，镁橄榄石和钙长石的结晶也导致岩浆中MgO和CaO含量下降。这种元素含量的变化与矿物结晶顺序密切相关，进一步证实了结晶分异作用的存在。此外，微量元素的含量变化也能反映结晶分异作用。如Rb、Sr等大离子亲石元素，在岩浆演化过程中，Rb作为不相容元素，倾向于保留在岩浆中，随着结晶分异作用的进行，岩浆中Rb含量逐渐升高。而Sr在斜长石结晶时，会优先进入斜长石晶格，导致岩浆中Sr含量降低。在燕山期花岗岩中，随着岩浆的演化，Rb含量从早期的相对较低逐渐升高，而Sr含量则逐渐降低，这种变化趋势与结晶分异作用下矿物对元素的选择性捕获和分离密切相关。结晶分异作用对岩浆成分和矿化的控制作用显著。在岩浆成分方面，通过矿物的结晶和分离，使得岩浆中各种元素的含量和比例发生变化，从而形成了不同类型的岩浆岩。从燕山期花岗岩到花岗斑岩再到石英斑岩，随着岩浆演化程度的加深，矿物结晶分异作用更加充分，岩浆中硅质成分逐渐富集，形成了硅含量逐渐升高的岩浆岩系列。在矿化方面，结晶分异作用导致岩浆中有用元素的富集和分散。一些成矿元素，如Sn、W等，在岩浆结晶分异过程中，可能会在特定的矿物相中富集，或者随着残余岩浆的演化，在后期形成的矿物中富集，从而为成矿提供了物质基础。例如，在广西大厂锡多金属矿田，锡矿化与燕山期花岗岩密切相关，结晶分异作用可能使得锡元素在岩浆演化后期的残余岩浆中富集，当这些富含锡的残余岩浆侵入到有利的构造部位时，在适宜的物理化学条件下，发生矿化作用，形成锡多金属矿床。5.2.2同化混染作用岩浆在上升侵位过程中，与围岩发生相互作用，可能会发生同化混染现象，这对岩浆岩地球化学特征和岩石成因有着重要影响。通过对广西大厂锡多金属矿田岩浆岩与围岩的接触关系、岩石地球化学特征变化等方面的研究，可判断是否存在同化混染作用，并分析其影响。在野外地质调查中，观察到燕山期花岗岩与围岩呈侵入接触，接触带附近的围岩发生了明显的蚀变现象，如矽卡岩化、角岩化等。矽卡岩化是指岩浆侵入碳酸盐岩围岩时，在接触带附近发生的一系列化学反应，形成了以石榴子石、透辉石等矿物为主的矽卡岩。这一过程中，岩浆中的某些成分与围岩中的成分发生了交换。岩浆中的铁、镁、钙等元素与围岩中的硅、铝等元素相互作用，形成了新的矿物组合。角岩化则是围岩在高温作用下，发生重结晶和变质作用，形成了角岩。这些蚀变现象表明岩浆与围岩之间发生了物质交换和能量传递，是同化混染作用的重要证据。从岩石地球化学特征来看，部分元素的含量变化也暗示了同化混染作用的存在。在主量元素方面，燕山期花岗岩的Al₂O₃含量相对较高，这可能与岩浆同化混染了富含铝质的围岩有关。在区域地质背景中，围岩主要为泥盆系和石炭系地层，其中泥盆系地层中含有较多的泥质岩等富含铝质的岩石。当岩浆侵入这些地层时，可能同化混染了围岩中的铝质成分，导致岩浆中Al₂O₃含量升高。在微量元素方面，一些元素的异常变化也与同化混染作用有关。如Ba元素，其含量在岩浆岩中相对较高，且与围岩中Ba的含量存在一定的相关性。这可能是因为岩浆在上升过程中，同化混染了富含Ba的围岩，使得岩浆中Ba含量升高。同位素地球化学特征同样为同化混染作用的研究提供了线索。Sr-Nd-Pb同位素分析显示，燕山期花岗岩的初始Sr同位素比值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i较高，明显高于原始地幔值。这可能是由于岩浆同化混染了富含放射性成因Sr的围岩，使得岩浆中⁸⁷Sr含量增加，从而导致（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i值升高。在区域地层中，可能存在一些古老的岩石，这些岩石中的放射性元素经过长期衰变，积累了较多的⁸⁷Sr。当岩浆与这些围岩发生同化混染时，就会改变岩浆的Sr同位素组成。εNd（t）值为负值且偏离原始地幔值较大，也可能与同化混染作用有关。负的εNd（t）值说明岩浆源区物质相对亏损Nd，而同化混染富含亏损Nd物质的围岩，可能会进一步降低岩浆的εNd（t）值。同化混染作用对岩浆岩地球化学特征和岩石成因的影响是多方面的。在地球化学特征方面，它改变了岩浆的元素组成和同位素组成，使得岩浆岩的地球化学特征更加复杂。通过同化混染围岩中的物质，岩浆中某些元素的含量和同位素比值发生变化，这些变化反映在岩浆岩的主量元素、微量元素和同位素组成上，为研究岩浆演化提供了重要信息。在岩石成因方面，同化混染作用影响了岩浆的起源和演化路径。它使得岩浆的源区物质组成变得更加复杂，不再仅仅是单纯的深部岩浆，还混入了围岩的成分。这可能导致岩浆在