稀土元素地球化学研究论文范文

1区域地质背景

老君山成矿区大地构造处于华夏地块、江南造山带、扬子地块、三江造山带等几大构造单元接合部位(图1)。研究区主要出露寒武系、奥陶系和泥盆系，其中早、中寒武统为主要赋矿层位；中部为老君山燕山期S型复式花岗岩体，出露面积约153km2；紧邻老君山花岗岩体形成了一套穹窿状变形变质岩系，被称为“老君山变质核杂岩”（李东旭和许顺山，2000；Yanetal.,2005，2006；），变形-变质作用的峰期为印支期（约235Ma）（刘玉平等，2007a；冯佳睿等，2011）。成矿区受到多期地质作用叠加(早加里东期、印支期、燕山期)，成矿过程十分复杂。区内都龙超大型锡多金属矿床在20世纪60年代被探明，由于矿床紧邻老君山花岗岩体，且岩体富含锡、钨等成矿物质，该矿床最初被认为是典型的花岗岩岩浆热液型矿床（宋焕斌，1989；安保华，1990；忻建刚和袁奎荣，1993）。20世纪末期至今，随着区内新寨、南秧田等矿床的发现，有关该区矿床的认识也取得了新的进展，由于主矿体呈层状或似层状与地层整合产出，块状硫化物矿石中发现了大量鲕状结构、层纹条带状构造等典型特征，并通过地层和矿石的稀土、微量元素分析证实了加里东期海底（火山）喷流沉积成矿作用的存在（罗君烈，1995b；周建平和徐克勤，1997；曾志刚等，1999；贾福聚，2010a；石洪召等，2011；戴婕等，2011）。王学焜通过对新寨锡矿床、南秧田白钨矿床S，Pb同位素测试，测得成矿年龄为200Ma，与区域变质年龄接近，提出印支期变质热液改造成矿的观点（王学焜，1994）。刘玉平通过都龙锡锌矿床锡石和锆石U-Pb年代学研究，测得该矿床存在大量燕山期成矿年龄，证明该区存在大规模花岗岩成岩、成矿事件（刘玉平等，2007b）。纵观以往研究成果，该区矿床应为多期复合叠加成矿模式，与成矿相关的地质作用主要包括加里东期火山喷流沉积成矿作用、印支期区域变质作用和燕山期花岗岩叠加改造成矿作用。

2主要岩类及矿床类型

老君山燕山期花岗岩体按照其演化顺序大致可分为三期（冯佳睿等，2011）：第一亚期占岩体出露总面积的三分之二，为灰白色含斑中粗粒二云母花岗岩，组成矿物有斜长石、微斜长石、黑云母、白云母、石英，为似斑状花岗结构、块状构造。第二亚期约占该岩体总面积的三分之一，为灰白色中细粒二云母花岗岩，呈岩株状侵入于第一期岩体中，主要矿物为微斜长石、更长石、石英、黑云母、白云母，具细粒花岗结构，块状构造。第三亚期为灰白色花岗斑岩，呈岩枝及岩脉穿插于早期花岗岩及变质岩系中，斑晶主要为钾长石、石英，次为黑云母、斜长石，具斑状结构、块状构造。经野外实地调研及综合分析，都龙、南秧田矿区出露的第三期花岗岩斑岩脉对锡钨等元素的富集具有积极意义（贾福聚等，2010b）。老君山成矿区主要变质岩类型包括：（1）片岩类，主要有绿泥石片岩、角闪片岩、云母片岩、云母石英片岩、石英电气石片岩、长石云母片岩等，在研究区普遍发育；（2）大理岩类，有方解石大理岩、白云石大理岩、含碳质大理岩、含砾钙泥质大理岩，与其它变质岩呈互层状产出；（3）混合片麻岩类，包括眼球状花岗片麻岩、条痕状花岗片麻岩，在南秧田地区发育较广；（4）夕卡岩是成矿区内主要的赋矿岩石，根据组成矿物组合及复杂程度，可分为简单夕卡岩及复杂夕卡岩两类。简单夕卡岩主要矿物为透辉石、绿帘石、阳起石、斜黝帘石、普通角闪石、石英、长石、黑云母，及少许磁铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿等，层位稳定，呈似层状、层状分布，厚度小，一般小于40m，延长小于40km。复杂夕卡岩由十余种硅酸盐矿物组成，主要有透辉石、钙铁辉石、斜黝帘石、绿帘石、绿泥石、阳起石、石榴子石等，其次有石英、云母、方解石、电气石、钠长石、萤石，普遍含金属硫化物，呈囊状、透镜状、似层状产出，厚度一般小于60m，走向延伸超过10km以上。复杂夕卡岩是成矿区最重要的赋矿围岩，都龙、新寨、南秧田等超大型、大型矿床均产于复杂夕卡岩层位中。老君山成矿区矿床类型包括简单夕卡岩型锡矿床，片岩、复杂夕卡岩型锡钨多金属矿床，和与花岗岩有关的石英脉、伟晶岩型钨锡矿床，赋矿围岩主要为花岗岩及变质岩类。简单夕卡岩型锡矿床分布于成矿区的北东部，矿体产出地层为中寒武统田蓬组（2t），层状含矿简单夕卡岩广泛分布，长达30余公里（巷香寨—茅草坪—三水），普遍发育锡矿化，矿物组合简单，一般不超过四种非金属矿物，主要金属矿物有锡石、黄铁矿，脉石矿物有透辉石、绿泥石、阳起石等，典型矿化点有茅草坪、三水等。片岩、复杂夕卡岩型矿床可分为锡石多金属硫化物矿床及白钨矿床两类，是老君山成矿区的主要矿床类型。锡石多金属硫化物矿床主要分布于花岗岩体南西部的都龙及北东部的新寨，赋矿地层为中寒武统田蓬组（2t），矿体产出于碎屑岩与碳酸盐岩过渡带，矿体走向长几十米至2000余米，厚度数米至数十米，倾斜延伸几十米至数百米；主要金属矿物有锡石、铁闪锌矿、磁铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿、毒砂；脉石矿物有钙铁辉石、透辉石、绿泥石、阳起石、石榴石、透闪石、绿帘石、石英、白云母、萤石、方解石等。白钨矿矿床分布于花岗岩体东部的南秧田，赋矿地层为下寒武统冲庄组（1ch）浅灰绿色云母石英片岩、透辉石片岩、阳起石片岩，下部矿层多为似层状、层状矿体展布，走向长10余公里，厚度数米至10余米，倾斜延伸百余米至千余米，白钨矿颗粒细小，上部矿层有脉状、透镜状矿体穿插，脉状矿体中白钨矿颗粒粗大；主要金属矿物有白钨矿、磁黄铁矿、黄铁矿、毒砂、黄铜矿及少量锡石，脉石矿物有石英、长石、云母、透辉石、透闪石、阳起石、斜黝帘石。与花岗岩有关的石英脉、伟晶岩型钨锡矿床位于老君山成矿区中心近花岗岩体部位，典型矿点有花石头、戈岭、老寨等。矿体呈脉状产出于花岗岩体内部、及其与围岩的接触带中，组成矿脉的主要矿物有锡石、黑钨矿、绿柱石、黄铁矿、黄铜矿、石英、长石、云母、电气石、石榴子石、绿泥石。

3稀土元素地球化学特征

老君山成矿区与成矿密切相关的岩类主要有海相火山喷流沉积岩，花岗岩及变质岩，根据前人研究成果和已有认识（王中刚等，1989；邱家骧，1991），各岩类的稀土元素地球化学特征分述如下。

3.1海相火山沉积岩

海底火山活动形成的海相火山岩，可以涵盖从基性到酸性各类复杂的岩石类型（韩宗珠等，2005），总体以玄武岩类为主。按照玄武岩形成的构造环境可分为大洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩、岛弧玄武岩和活动大陆边缘玄武岩等，其中岛弧玄武岩及活动大陆边缘玄武岩，形成于大洋板块俯冲和大陆边缘裂解的环境下，伴随深源成矿物质的上涌往往形成金属矿床，如黑矿型矿床。大洋中脊拉斑玄武岩与岛弧拉斑玄武岩，由稀土元素亏损的地幔岩较高程度（15%~30%）的熔融形成，稀土总量低，轻稀土表现为弱异常或无异常，稀土配分模式曲线总体近于平坦，Eu常表现为正异常。洋岛碱性玄武岩由地幔岩较低程度（5%）的熔融形成，轻稀土优先进入熔融体，造成了其轻稀土元素的富集和稀土总量的明显提高。

3.2花岗岩

根据成岩物质来源和成岩机制，花岗岩可分为幔源型、过渡型地壳重熔型和陆壳改造型三类（徐克勤和涂光炽，1984）。其中幔源型花岗岩稀土配分模式曲线为平滑的右倾斜型，轻稀土富集，LREE/HREE=3.93~4.13，一般无Eu异常，δEu=0.94~1.00；过渡型地壳重熔型花岗岩稀土配分模式曲线亦为平滑的右倾斜型，轻稀土富集更强烈，LREE/HREE=5.00~10.00,具弱Eu异常，δEu=0.7~1.1；陆壳改造型花岗岩中的混合岩化花岗岩轻稀土相对富集，Eu呈中等负异常，陆壳改造型花岗岩中的陆壳重熔再生花岗岩则重稀土明显富集，LREE/HREE=1.00~3.00，Eu负异常加剧，δEu<0.4（王中刚等，1989）。

3.3变质岩

在低级变质作用过程中，由于稀土熔点与沸点很高、化学性质稳定等特点，稀土元素组成及含量基本保持不变。在区域变质作用过程中，由于没有外来物质的大量参与，其对原岩稀土元素组成的影响应与低级变质作用过程类似（陈德潜和陈刚，1990）。在与交代作用有关的中、高级变质作用过程中，随着元素组分的带入与带出，稀土总量及组成往往发生变化。个旧燕山期花岗岩体交代围岩发生的夕卡岩化研究（赵一鸣和李大新，1987）表明，夕卡岩较原岩稀土总量常有较大增高，其中轻稀土总量变化大，且多表现为增高，而重稀土含量基本稳定，轻、重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）明显增大。对广西平英花岗岩交代基性杂岩形成的蚀变分带进行的系统研究（毛景文等，1988）显示，围绕岩体自下往上形成了钾长石岩带→黑云母岩带→青盘岩带→电英岩带→石英脉带→碳酸岩脉带，随着蚀变程度的降低，稀土总量依次降低，且负Eu异常亦逐渐减弱，反映了花岗岩对基性围岩稀土配分模式的影响程度依次降低。

4成矿系列的厘定

根据野外地质调研和已有资料的综合分析，认为影响研究区矿床形成的地质作用主要包括：加里东期海底火山喷流沉积成矿作用、印支期区域变质作用和燕山期花岗岩侵入地质作用。在火山喷流沉积时期形成了分布广泛的多金属块状硫化物矿石和矿源层；区域变质期火山喷流沉积物质普遍变质、成矿物质得到改造和富集；老君山花岗岩体中成矿元素丰富，在侵位过程中不但形成了多处石英脉、伟晶岩型矿床，对周边大型多金属硫化物矿床的形成也具有一定的叠加改造作用。结合成矿区不同地质体的成矿作用特点，研究区可划分为3大成矿系列，分述如下。1）加里东期海底火山喷流沉积-印支期变质成矿系列,分布在老君山花岗岩体北东的区域，成矿以海底火山喷流沉积作用、区域变质作用为主，形成简单夕卡岩型锡矿床，赋矿围岩主要为区域变质岩，典型矿点有茅草坪、三水等。2）加里东期海底火山喷流沉积-印支期区域变质-燕山期花岗岩热液叠加改造成矿系列,该系列矿床与加里东早期海底火山活动密切相关，海相火山喷流沉积成矿作用形成了矿源层或矿体，并受到印支期区域变质作用和燕山期花岗岩热液作用的的影响，成矿物质迁移、叠加而富化，形成片岩、复杂夕卡岩型矿床，可分为锡石多金属硫化物矿床及白钨矿矿床两类，典型矿床有都龙锡多金属硫化物矿床、新寨锡多金属硫化物矿床和南秧田白钨矿床。3）燕山期花岗岩热液成矿系列,老君山花岗岩体及接触带中形成了一系列的石英脉型钨、锡矿床，和伟晶岩型铍、锡矿床，这些矿床的形成与花岗岩体的侵位密不可分，典型矿床有花石头石英脉型锡钨矿床、瓦渣含铍伟晶岩型矿床。

5样品选取、分析与测试结果

稀土元素分析样品包括3件简单夕卡岩取自茅草坪（MCP-1,MCP-2,MCP-3），1件相关矿石中的方铅矿编号K14。6件复杂夕卡岩分别取自都龙（DL-1,DL-2）、新寨（XZ-1,XZ-2）和南秧田（NYT-1,NYT-2），2件相关矿石中的方铅矿编号K15、毒砂编号K16。3件花岗岩来自都龙北部老君山岩体（G-1,G-2,G-3），2件相关矿石中的黄铁矿编号K23和K24。稀土元素由宜昌地质矿产研究所电感藕合等离子体质谱法（ICP-MS）测定，分析精度5％~10％，稀土分布模式图采用Boynton（1984）球粒陨石推荐值标准化，分析结果见表1，稀土配分模式图见图2。取自茅草坪的3件简单夕卡岩，稀土总量（ΣREE）较低，均值为47.33×10-6。轻重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）也比较低，均值为6.30。样品同时具有Eu正异常和Ce负异常。简单夕卡岩稀土元素配分模式与岛弧拉斑玄武岩基本一致。与简单夕卡岩相关的方铅矿，稀土总量（ΣREE）为1.26，轻重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）为9.69，亦同时具有Eu正异常和Ce负异常，简单夕卡岩和相关方铅矿具有相似的稀土配分模式，说明二者具有同源性。都龙、新寨和南秧田的6件复杂夕卡岩样品稀土元素总量变化性较大，变化范围为31.20×10-6~295.98×10-6。轻重稀土比值变化性也比较大，变化范围为5.06~10.94。6件样品均具有弱的Ce负异常特征，其中4件样品表现为Eu负异常，2件样品Eu正异常。Eu正异常样品稀土总量低（ΣREE均值为41.58×10-6），分布在稀土配分模式曲线的下部，Eu负异常样品稀土总量高（ΣREE均值为241.24×10-6），位于稀土配分模式曲线的上部。与复杂夕卡岩相关的金属硫化物方铅矿和毒砂，均具有弱Ce负异常特征，其中Eu呈正异常的方铅矿，稀土总量低（ΣREE为0.83×10-6），Eu呈负异常的毒砂，稀土总量高（ΣREE为4.36×10-6）。取自老君山花岗岩体的5件花岗岩及其相关矿石中的黄铁矿，稀土总量(ΣREE)高，均值为97.19×10-6。轻重稀土比值(ΣLREE/ΣHREE)也较高，均值为11.46。5件样品均为Eu负异常，其中4件样品表现为Ce弱正异常，1件样品表现为Ce弱负异常。老君山花岗岩稀土元素配分模式曲线与地壳重熔型花岗岩相吻合。花岗岩及其相关矿石中的黄铁矿具有相似的稀土配分模式，说明金属硫化物的形成源自于花岗岩岩浆热液。所有样品均具轻稀土富集、重稀土亏损的特征，ΣLREE/ΣHREE值变化范围为2.78~11.95。各类岩石稀土元素配分模式与相关矿石中的金属硫化物具有相似的稀土元素配分模式，说明各含矿岩系的成岩与成矿具有相似的地质作用过程。

6讨论

6.1加里东期海底火山喷流沉积-印支期变质成矿系列的稀土元素特征

茅草坪的简单夕卡岩及矿石样品，稀土总量较低，同时具有Eu正异常和Ce负异常，稀土配分模式与岛弧拉斑玄武岩相类似。Eu正异常代表成矿流体具有较高的温度和相对还原的性质，Ce负异常代表海水的参与（ElderfieldandGreaves.,1982；Shikazono,1999），还原、高温热水流体不具明显的Ce负异常，而海水不发育Eu正异常，单靠热水流体的简单传导冷却，不会使流体发育Ce负异常，而从海水正常沉淀出的物质也很少发育Eu的正异常，因此二者同时在矿石中出现，应指示在海底火山喷流沉积成矿时相对高温的热水流体和较低温的海水在海底发生了对流混合（Barrettetal.,1990；Hofmann,1997）。

6.2加里东期海底火山喷流沉积-印支期区域变

质-燕山期花岗岩热液叠加改造成矿系列的稀土元素特征都龙、新寨和南秧田地区夕卡岩及相关矿石稀土元素分析表明，稀土总量低的样品与茅草坪地区简单夕卡岩稀土元素配分模式类似，同时具有Eu正异常和Ce负异常，其原岩属于海底火山喷流沉积成因。其它稀土总量高的样品，Eu和Ce元素均表现为负异常，推测是是由花岗岩热液的叠加改造作用引起的。花岗岩热液叠加改造作用过程使岩石轻稀土含量具有明显增加，轻重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）得到提高，同时造成了稀土总量的增加和Eu的明显负异常，钨、锡、锌等成矿元素得到了进一步富集。本成矿系列变质岩及矿石的稀土配分模式：Eu正异常的样品稀土总量低，稀土配分模式曲线位于下部，Eu负异常的样品稀土总量高、稀土配分模式曲线位于上部，这种现象在其它地区火山沉积-叠加变质岩类中也较普遍（图3）。该现象在南秧田矿区被认为是层状矿体与脉状矿体稀土配分模式的区别（曾志刚和李朝阳，1998；王冠等，2012）。推测这种稀土配分组合模式可作为火山喷流沉积-花岗岩热液叠加改造复合成矿模式的判别标志。6.3燕山期花岗岩热液成矿系列的稀土元素特征老君山花岗岩及相关矿石中的黄铁矿，Eu表现为强烈的负异常，稀土总量高，轻重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）也较高，显示了花岗岩体分异程度较高，其稀土配分模式与地壳重熔花岗岩相吻合。

7结论

通过综合分析众多前人研究成果，结合不同矿床地质特征，认为老君山成矿区矿床的形成是主要受加里东期海底火山喷流沉积、印支期区域变质和燕山期花岗岩侵位三期地质作用的制约。结合不同类型矿床的稀土元素地球化学特征，在老君山成矿区厘定出3大成矿系列。1）加里东期海底火山喷流沉积-印支期变质成矿系列，位于研究区的最，距离岩体较远。该类矿床样品稀土总量较低，同时具有Eu正异常和Ce负异常，具有海相火山喷流沉积岩特征，岩石样品稀土元素配分模式与岛弧拉斑玄武岩类似。相关矿石样品稀土元素配分特征与围岩一致，反映了二者具有同源性。2）加里东期海底火山喷流沉积-印支期区域变质-燕山期花岗岩热液叠加改造成矿系列，分布于老君山花岗岩体空间，距离岩体较近。该类矿床Eu为正异常、Ce为负异常的样品，稀土总量低，具有海底火山喷流沉积岩（岛弧拉斑玄武岩）的特征；Eu和Ce元素均表现为负异常的样品，稀土总量高，反映了花岗岩热液叠加改造的特征。3）燕山期花岗岩热液成矿系列，分布于老君山花岗岩体及其接触带。该类矿床，稀土总量高，Eu为负异常，Ce以弱负异常为主，与地壳重熔型花岗岩稀土元素配分模式一致。可见，在受多期地质作用影响地区，通过不同成矿系列稀土元素组成的对比研究，可以分析各期地质作用对成矿的影响，从而验证成矿系列划分的合理性。

作者：贾福聚念红良李星伍伟燕永锋刘晓玮郭跃进单位：昆明理工大学国土资源工程学院云南省有色地质局317地质队云南省有色地质局地质勘查院云南冶金集团股份有限公司云南省国土资源规划设计研究院云南华联矿产勘探有限责任公司