花岗伟晶岩矿物颗粒极为粗大, 常发育特征的矿物结构和构造分带, 是稀有、稀土、非金属及宝石矿产的重要来源。因此, 花岗伟晶岩是地质找矿工作的重点对象之一, 长期以来吸引着诸多国内外地质学家的关注^{[1, 2, 3, 4, 5]}。近年来研究认为, 花岗伟晶岩的伟晶结构可能是过冷却状态下快速生长形成的, 推翻了传统的在地壳深部^[3]、平衡结晶、缓慢冷却的认识^{[4, 6]}, 其出露也不再标志着区域深侵蚀。这对于重新认识花岗伟晶岩在造山带中的分布规律及其成矿效应有重要意义。

东秦岭是我国花岗伟晶岩较为发育的地区之一, 具有花岗伟晶岩分布面积大、类型全、分异演化强烈、矿化普遍的特点, 是我国寻找花岗伟晶岩型稀有元素矿产和宝石矿产的有利地区^[3]。在东秦岭的河南卢氏境内自北西向南东分布着3个伟晶岩脉密集区, 分别为官坡、黄柏沟和龙泉坪伟晶岩脉密集区, 其中又以官坡地区最为集中。前人主要对东秦岭地区花岗伟晶岩的分布规律、成矿特征、矿物学及其成矿母岩体等开展了研究^{[3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10]}, 极大地提高了对该地区花岗伟晶岩成因和成矿规律的理解, 而区内关于伟晶岩脉的成因、地球化学特征与稀有金属成矿关系的探讨很少。本文在前人认识基础上, 从地质和地球化学特征的角度讨论官坡伟晶岩脉的成因, 旨在为找矿勘探和研究提供一些参考。

研究区位于河南省卢氏县官坡镇境内, 地处华北板块与扬子板块两大构造单元的过渡地带。区域地质背景的形成与两大板块间俯冲、碰撞造山和造山后伸展等复杂地质过程有关^{[11, 12]}, 区内变形变质强烈, 岩浆活动频繁, 地质构造复杂。

官坡地区出露地层主要为中元古界秦岭岩群郭庄组、雁岭沟组和界牌组, 中元古界宽坪岩群广东坪组和四岔口组, 下古生界二郎坪岩群火神庙组和干江河组, 下古生界粉笔沟组, 中生界上三叠统和第四系(图1)。秦岭岩群自下而上可以分为3个基本岩性组合系列: 下部为陆源碎屑沉积建造、中部为碳酸盐岩建造和上部是碎屑岩夹碳酸盐岩沉积建造。宽坪岩群下部为富硅镁碳酸盐岩-基性火山岩建造, 中部为复理石建造, 上部为不纯碳酸盐岩建造。二郎坪岩群火神庙组主要由富钠质海相变火山岩系及部分碳酸盐岩组成, 层序不完整, 多成断块出露; 干江河组为一套浅海相碎屑岩、碳酸盐岩沉积。粉笔沟组下段岩性为二云石英片岩、变石英砂岩。上三叠统为陆相山间盆地沉积的含炭碎屑岩建造。区内第四系不发育, 主要沿洛河两岸及其支流分布, 另外在山梁及山谷洼地中也有零星分布。

图1

Fig.1

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图1 河南卢氏官坡地区区域构造及地质简图 1.第四系全新统; 2.第四系中上更新统; 3.三叠系上统下组; 4.下古生界粉笔沟组下段; 5.下古生界干江河组上段; 6.下古生界干江河组下段; 7.下古生界火神庙组上段; 8.下古生界火神庙组下段; 9.中元古界四岔口组上段; 10.中元古界四岔口组下段; 11.中元古界广东坪组上段; 12.中元古界广东坪组下段; 13.中元古界界牌组下段; 14.中元古界雁岭沟组上段; 15.中元古界雁岭沟组下段; 16.中元古界郭庄组; 17.燕山早期第一阶段二长花岗岩; 18.加里东期花岗伟晶岩脉; 19.前加里东期石英闪长岩; 20.花岗伟晶岩; 21.基性喷出岩; 22.地质界线; 23.断层; 24.样品位置Fig.1 Regional structure and geological sketch of the study area in Guanpo, Henan Province

区内断裂构造发育, 主要形迹为近EW向(图1), 次为NW向和NE向。区内出露2条规模巨大的近EW向超岩石圈断裂瓦穴子断裂(瓦穴子— 乔端断裂之一段)和双槐树断裂(朱阳关— 夏馆断裂之一段)。瓦穴子断裂由数条平行裂面组成, 单条裂面宽数米, 总体形成数十米至400余m的挤压破碎带、构造透镜体及劈片理化带, 具强烈的挤压特征, 总体北倾, 倾角70° ~80° , 显示由北向南逆冲特征。此断裂是早古生代海底裂隙喷发的通道, 喷发沉积了火神庙组细碧-石英角斑岩建造。双槐树断裂NWW向, 断面主体北倾, 倾角55° ~70° , 宽度数十米至数百米, 断裂自南而北可分为3个构造带: 糜棱岩带、碎裂化构造岩带和挤压破碎岩带。该断裂南部出露秦岭岩群, 受该断裂多期活动控制, 在秦岭岩群分布区产生2个各具特色的成矿期, 形成具明显差异的矿产组合。第一个成矿期为加里东期, 形成以钽铌为主的伟晶岩型稀有金属矿和白云母矿; 第二个成矿期为燕山期, 形成以锑为主的低温热液型锑(金)矿。

区内侵入岩受构造控制, 多呈近EW向展布, 与区域构造线相一致(图1)。包括前加里东期侵入岩、加里东期侵入岩和燕山期侵入岩。区内前加里东期侵入岩较少, 主要为侵入于宽坪岩群中的一些闪长岩脉及煌斑岩脉, 是宽坪岩群变基性火山岩同源同期的次火山岩相岩石。加里东期是本区侵入岩的主要活动期之一, 区内主要出露曹家院— 白花场花岗伟晶岩脉群, 以脉状、不规则状产出, 宽几米至几十米, 长几米至数百米, 少数可达千米以上, 含锂、铍、铌、钽并可形成矿床。燕山期侵入岩在区内占有重要地位, 区内出露燕山早期第一阶段蟒岭二长花岗岩体, 呈近EW向展布, 西起陕西商县韩子坪吊棚沟, 东至河南卢氏官坡河一线, 长约53 km, 南北宽度不等, 西段景丹公路一带宽约10 km, 东部兰草河一带宽约6 km, 平面上整体似鱼形, 岩体侵入于宽坪岩群, 界线清晰, 呈明显穿插关系。

区内火山岩主要为秦岭岩群、宽坪岩群变基性火山岩, 二郎坪岩群火神庙组变火山岩系。秦岭岩群中夹多层斜长角闪片岩, 原岩系基性火山岩, 代表了秦岭岩群形成过程中发生的火山喷发热事件; 宽坪岩群变基性火山岩为一套火山-沉积建造, 宽坪岩群下部主要为斜长角闪片岩、绿泥钠长片岩和角闪岩, 原岩为基性火山岩, 具大陆拉斑玄武岩特征, 虽变形强烈, 变质较深, 但火山岩构造保存较好, 气孔杏仁构造清晰普遍, 多被压扁, 拉长, 顺片理分布; 二郎坪岩群火神庙组变火山岩系为一套富钠质海相喷发的细碧-角斑岩系, 以酸性— 中基性喷溢熔岩为主, 期间夹硅质岩条带, 并发现有放射虫和海绵骨针, 具蛇绿岩组合特征, 伴随火山喷发活动, 广泛发育有次火山相岩床、岩墙。

本次研究采集的伟晶岩脉和稀有金属矿化样品均为新鲜岩石和矿石, 其中B1— B4样品采自采矿老硐, 其他样品采自地表伟晶岩脉。B1— B4为锂辉石-锂云母型伟晶岩脉, 均含钽铌等稀有多金属矿石。B5— B9为黑色电气石-白云母型伟晶岩脉, 其中B6、B7为钽铌矿化矿石。

岩石和矿石化学分析测试在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所完成。主量元素SiO₂、Al₂O₃和Fe₂O₃是用熔片法X-射线荧光光谱法(XRF)分析测试, 检出限为0.10%; FeO是用容量法分析测试, 检出限为0.10%; MgO、CaO、Na₂O、K₂O、MnO、P₂O₅和TiO₂是用熔片法X-射线荧光光谱法分析测试, 检出限为0.05%; 烧失量是用重量法(GR)分析测试, 检出限为0.1%; TFe₂O₃是用熔片法X-射线荧光光谱法分析测试, 检出限为0.1%。微量元素中的B是用发射光谱法(ES)分析测试, 检出限为2.0 μ g/g; Cr、Rb、Sr、Ba、V和Zr用压片法X-射线荧光光谱法(XRF)分析测试, 前5项的检出限为5.0 μ g/g, Zr检出限为2.0 μ g/g; 其他微量元素用等离子体质谱法(ICP-MS)分析测试, Ga、Nb和Pb的检出限为2 μ g/g, Co、Th、Cs、Li和Sc的检出限为1.0 μ g/g, Hf、U、Be的检出限为0.2 μ g/g, Ta的检出限为0.1 μ g/g。稀土元素用等离子体质谱法分析测试: La、Ce和Y的检出限为1.0 μ g/g; Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb和Lu的检出限均为0.1 μ g/g。

花岗伟晶岩脉的主、微量元素分析结果见表1。

4.1 主量元素

卢氏官坡花岗伟晶岩脉具有高硅(SiO₂含量为70.03%~77.24%, 平均为73.20%), 低铁、镁、钙

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 花岗伟晶岩脉主量和微量元素分析结果 Tab.1 Contents of major and trace elements for granitic pegmatite veins

表1 花岗伟晶岩脉主量和微量元素分析结果 Tab.1 Contents of major and trace elements for granitic pegmatite veins

和钛(w(TFe₂O₃)=0.62%~2.64%, w(MgO)= 0.03%~0.26%, w(CaO)= 0.27%~1.78%, w(TiO₂)=0.005%~0.028%)的特点。Al₂O₃含量为13.62%~16.97%, A/NK=1.25~2.17, A/CNK=1.15~1.60, 为过铝质岩石(图3)。全碱(Na₂O+K₂O)质量分数为4.91%~10.21%, 平均为6.90%; K₂O/Na₂O=0.28~3.68, 平均值为1.41。SiO₂-K₂O岩石系列判别图解显示, 主要为钙碱性系列和高钾钙碱性系列(图4)。主量元素显示具有Ⅰ 型花岗岩的地球化学特征。

锂辉石-锂云母型伟晶岩(稀有金属矿)中CaO含量为1.17%~1.78%, 平均为1.50%; MnO含量为0.106%~0.261%, 平均为0.164%; P₂O₅含量为0.57%~1.16%, 平均为0.85%。黑色电气石-白云母型伟晶岩(无矿或稀有金属矿)CaO含量为0.27%~0.56%, 平均为0.40%; MnO含量为0.027%~0.097%, 平均为0.061%; P₂O₅含量为0.13%~0.52%, 平均为0.34%。锂辉石-锂云母型伟晶岩的CaO、MnO和P₂O₅含量高于黑色电气石-白云母型伟晶岩。

图3

Fig.3

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	图3 官坡花岗伟晶岩的A/CNK-A/NK图解[13, 14]Fig.3 Plot of A/CNK - A/NK for granitic pegmatite in Guanpo[13, 14]

图4

Fig.4

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	图4 官坡花岗伟晶岩的SiO2- K2O图解[15, 16]Fig.4 SiO2-K2O diagram for granitic pegmatite in Guanpo[15, 16]

4.2 微量元素

官坡花岗伟晶岩微量元素组成特征见表1和图5。由图5可见, 官坡伟晶岩稀土和微量元素特征可分为2种类型: 一种为锂辉石-锂云母型(样品B1— B4), 发育铌钽矿化及钠长石化和高岭土化蚀变, 轻稀土富集, Eu负异常不明显; 另一种为黑色电气石-白云母型(样品B5— B9), 蚀变较微弱, 部分样品(B6和B7)发育铌钽矿化, 弱富集轻稀土, Eu负异常和Ce负异常明显。

官坡花岗伟晶岩的􀰑REE为1.66~28.14 μ g/g, 平均为8.75 μ g/g, 稀土元素总含量低; w(LREE)/w(HREE)的比值范围为0.70~2.79, 平均为1.97; 轻重稀土分馏作用不明显。 (La/Sm)_N为1.10~5.68, 平均为2.91; (La/Yb)_N为4.75~22.26, 平均为9.69; (Gd/Yb)_N为0.83~6.60, 平均为2.44, 可见轻稀土比重稀土分馏程度高。官坡花岗伟晶岩亏损高场强元素(HFSE)Ce、Pr、Nd、Ti, 轻微亏损Th和Nb, 富集U、Ta和Zr。大离子亲石元素(LILE)表现为亏损Ba, 轻微亏损Sr, 而富集Rb、P和Pb。

图5

Fig.5

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	图5 官坡花岗伟晶岩的稀土元素球粒陨石标准化配分图解和微量元素原始地幔标准化蛛网图[17]Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace elements diagrams for granitic pegmatite in Guanpo[17]

锂辉石-锂云母型伟晶岩的∑ REE为1.66~2.37 μ g/g, 平均为2.01 μ g/g; (Gd/Yb)_N为0.83~1.19, 平均为1.07。黑色电气石-白云母型伟晶岩的∑ REE为3.83~28.14 μ g/g, 平均为14.14 μ g/g; (Gd/Yb)_N为2.27~6.60, 平均为3.54。锂辉石-锂云母型伟晶岩的∑ REE和(Gd/Yb)_N 低于黑色电气石-白云母型伟晶岩。

花岗伟晶岩在空间上和成因上均与花岗岩类侵入体有关。东秦岭花岗伟晶岩多围绕加里东期的灰池子、桃坪等花岗岩体呈带状分布, 被认为成因上与这些花岗岩体存在着紧密关系, 这些花岗岩体可能是花岗伟晶岩的母岩^{[3, 18]}。前人对龙泉坪伟晶岩密集区灰池子和漂池岩体之间的伟晶岩锆石U-Pb年龄测定结果为380 Ma^[19], 对商南光石沟黑云母花岗伟晶岩晶质铀矿进行U-Pb测年获得391 Ma的等时线年龄^[20], 获得丹凤黄龙庙南花岗伟晶岩(含铀矿)锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为(404.3± 1.4) Ma^[21]。成都地质学院曾获得卢氏官坡花岗伟晶岩(含稀有金属)全岩K-Ar等时线年龄为396 Ma和410 Ma^[22]。综上可见, 东秦岭地区伟晶岩脉形成时代集中在380~410 Ma。

与东秦岭花岗伟晶岩有关的花岗岩类, 常呈岩基状产出, 这些岩基在理论上能够为花岗伟晶岩提供充足的挥发物质。东秦岭伟晶岩脉产于母岩侵入体的边部, 常常沿背斜轴部和断裂、层间裂隙侵位, 一般平行于区域构造线延伸, 少量为切割片理和构造线。裴小利等^[19]认为东秦岭花岗伟晶岩发育和演化受花岗岩体的控制和影响; 赵如意等^[21]认为东秦岭含铀花岗岩伟晶岩是含铀富挥发分残余岩浆在相对封闭的构造环境下充分结晶而成; 朱富社等^[20]认为东秦岭花岗伟晶岩属以壳源为主、具壳幔混源特征的同熔型系列花岗质岩石, 是深熔岩浆离开母岩浆房之后分异演化的产物。传统观点认为, 花岗伟晶岩是在地壳深部经缓慢冷却平衡结晶形成的^{[3, 6]}; 但近年研究认识到, 花岗伟晶岩可能是过冷却状态下快速生长形成的^[4]。东秦岭稀有金属矿化伟晶岩一般与中深成花岗岩基关系较为密切。只有在花岗岩体冷却到一定程度才能发生过冷却, 因此花岗伟晶岩年龄可能要稍微晚于相关花岗岩基的年龄, 这与很多学者的研究认识一致^{[19, 20, 21]}。

官坡花岗伟晶岩产在灰池子花岗岩基北西侧, 在成因上可能与该花岗岩基有关。灰池子花岗岩具有低∑ REE(99.97× 10^-6), Eu负异常不明显(0.94), 高∑ Ce/∑ Y(18.03)、La/Sm(12.6)和La/Yb(71.6)等比值的特点^[18]。官坡花岗伟晶岩具有相似特征, 也表现出∑ REE较低, Eu亏损很小, 强烈富集了轻稀土元素, 高∑ Ce/∑ Y、La/Sm和La/Yb等比值。但官坡花岗伟晶岩的∑ REE和主要特征值均低于灰池子花岗岩的相应值, 这可能暗示官坡花岗伟晶岩与灰池子花岗岩既是同源的, 又有演化。官坡花岗伟晶岩部分样品还表现出稀土元素“ 四分组效应” 。稀土元素“ 四分组效应” 是指以Nd/Pm、Gd、Ho/Er为分界点(其中Gd为公共点), 每4个元素为一组, 即La-Ce-Pr-Nd, Pm-Sm-Eu-Gd, Gd-Tb-Dy-Ho和Er-Tm-Yb-Lu, 构成4条近似“ M型” 曲线。官坡花岗伟晶岩部分样品(样品号B2、B6、B7和B9)除了Ce负异常较明显外, 四分组效应比较明显。高度演化花岗质岩浆结晶晚期流体/熔体相互作用可能是花岗质岩浆稀土四分组效应形成的重要控制因素。四分组效应反映了官坡花岗伟晶岩中流体作用的特点。官坡花岗伟晶岩主量元素具有高硅、富碱、过铝质及低铁、镁、钙和钛的特点, 可能是灰池子花岗岩高度演化后的产物。

东秦岭已发现商南、峦庄、官坡和龙泉坪4个花岗伟晶岩密集区, 其时代主要集中在加里东期^[3]。秦岭造山带自北向南由华北地块南缘、商丹缝合带、中秦岭微地块、勉略缝合带和扬子地块北缘组成^[23]。秦岭造山带经历了新元古代、古生代和中生代3期造山作用。在古生代, 洋壳沿商丹带一线发生俯冲增生及碰撞, 形成大量的花岗岩及伟晶岩等构造岩浆热事件^[24]。官坡地区及周边广泛发育的加里东期花岗伟晶岩就是这次俯冲碰撞作用的结果。在415 Ma及随后的一段地质时间内, 东秦岭地区被认为属于碰撞晚期阶段^[24]。官坡花岗伟晶岩形成时代集中在380~410 Ma, 可能形成于碰撞晚期阶段。官坡地区主要分布造山带中— 下地壳中元古代秦岭岩群中— 深变质岩系, 并发育大量花岗伟晶岩脉, 推测花岗伟晶岩产出的深度可能位于中— 下地壳。现今花岗伟晶岩可能是深部地壳剥露出地表的标志。

(1)官坡花岗伟晶岩具有伟晶岩脉分布集中、延伸稳定、规模较大、结构带发育完整、物质组成复杂的特点。

(2)官坡花岗伟晶岩脉具有高硅及低铁、镁、钙和钛的特点, 为过铝质, 主量元素显示具有I型花岗岩的地球化学特征; 稀土元素总含量低, 轻重稀土分馏作用不明显; 亏损高场强元素Ce、Pr、Nd、Ti, 轻微亏损Th和Nb, 富集U、Ta和Zr; 大离子亲石元素表现为亏损Ba, 轻微亏损Sr, 而富集Rb、P和Pb; 成因上可能与灰池子花岗岩具有亲缘性, 推测是该花岗岩高度演化后的产物。

(3)锂辉石-锂云母型伟晶岩的CaO、MnO和P₂O₅含量高于黑色电气石-白云母型伟晶岩, 􀰑REE和(Gd/Yb)_N低于黑色电气石-白云母型伟晶岩。

(责任编辑: 刘永权)