湘南长城岭矿区塘下垄花岗斑岩地球化学、,锆石U-Pb年代学及Hf同位素特征

朱恩异 , 王 雷, 任 涛 韩润生 蒋宗和 何 昊 黄亚虎

(1.昆明理工大学 国土资源工程学院, 云南 昆明 650093; 2.云南省地质科学研究所, 云南 昆明 650051)

南岭成矿带位于华南中部, 呈近东西向横跨扬子地块、江南造山带以及华夏地块, 是我国重要的战略性矿产资源基地。自中生代以来, 该区经历了多期次构造-岩浆活动, 形成了一系列与花岗质岩相关的大型-超大型有色、稀有金属矿床(毛景文等, 2007; 陈骏等, 2014; 袁顺达, 2017)。其中绝大部分的钨锡稀有金属矿床均与高分异花岗质岩密切相关(毛景文等, 2008, 2011; 郭春丽等, 2014; Yuan et al., 2018, 2019), 矿床类型以花岗岩型、花岗伟晶岩型为主。大量的年代学数据显示, 南岭地区大规模钨锡稀有金属成矿主要集中在160～150 Ma, 称之为成矿作用的大爆发期(华仁民等, 2005, 2010, 2013; 毛景文等, 2007, 2008, 2011; Yuan et al., 2007, 2008, 2011, 2018; 李晓峰等, 2021)。但随着我国“三稀”矿产资源战略调查开展以来, 在南岭地区发现了越来越多的三叠纪钨锡稀有金属矿床, 该期成岩成矿事件正逐渐受到人们的高度重视(伍静等, 2012; 郭春丽等, 2012; Mao et al., 2013; 陈骏等, 2014; 谢桂青等, 2021)。

长城岭铷(铌、钽)多金属矿床位于南岭成矿带中段湘南地区, 是近年来在长城岭锑铅锌矿区开展深边部找矿过程中新发现的超大型稀有金属矿床(王雷等, 2019), 铷(铌、钽)矿体赋存于花岗斑岩中。对矿区出露的花岗斑岩体进行野外调查后, 确定出20余个花岗斑岩体, 岩体中Rb、Nb、Ta、Li等稀有元素含量较高。已初步圈定7条铷(铌、钽)矿体, 长220～ 2000 m, 宽10～200 m不等, Rb2O平均品位达0.15%。前期研究认为, Rb主要以类质同象形式赋存于白云母和绢云母中, 且在白云母中Rb2O平均品位高达1.03%, 为可利用的云母型铷矿床, 具有巨大开采价值(朱恩异等, 2021)。铷(铌、钽)成矿作用与花岗斑岩的成岩作用关系极为密切, 研究花岗斑岩的成岩时代及同位素特征, 对长城岭矿区铷成矿时代及成矿物质来源具有一定的指示作用, 对区域上寻找同类型矿床有重要的指导意义。本文在详细的野外地质调查基础上, 选择长城岭矿区蚀变较弱的近SN向塘下垄富铷花岗斑岩开展系统的岩石学、元素地球化学、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及原位Hf同位素测试等工作, 探讨含矿岩体的成岩时代及成因, 同时也为进一步找矿勘查工作提供依据。

长城岭矿区位于宜章县北东约30 km 处, 地处赣南-桂东加里东早期后隆起地带与湘桂海西-印支凹陷区的过渡带, 五盖山倒转背斜与资兴向斜之间的南端。矿区内主要出露岩石组合为下侏罗统(J1)石英砂岩、泥质粉砂岩与砂页岩, 上泥盆统佘田桥组(D3s)厚层(泥质、白云质)灰岩, 及锡矿山组(D3x)泥质粉砂岩、中厚层灰岩, 中泥盆统棋梓桥组(D2q) (泥质)白云岩、(泥质、白云质)灰岩。矿区内断裂构造发育, 主要为NE向(F101、F102、F103、F104)、NWW向(F201、F202、F203)与近SN向断裂, 共同组成了长城岭矿区“棋盘式”构造格架。矿区岩浆岩发育, 多呈岩脉状、岩墙状、小岩株状产出, 形态复杂, 岩性有花岗斑岩、石英斑岩、辉绿玢岩、辉绿岩以及玄武岩等。其中, 花岗斑岩最发育, 呈小-中型岩体(脉)分布, 地表出露和坑道揭露隐伏岩体达二十余个, 受断裂构造控制明显, 与构造方向基本吻合, 总体沿NE向(如乌鸦山花岗斑岩体、羊犄垄花岗斑岩体)、NW向(如长城岭花岗斑岩体、风吹罗带花岗斑岩体)、及近SN向(如上塘背花岗斑岩体、塘下垄花岗斑岩体)展布(图1)。

长城岭矿区长期以开采锑铅锌多金属矿为主, 随着矿山锑铅锌矿资源的长期消耗, 资源危机开始显现。近年来, 项目组在该区进行深边部找矿勘查, 通过构造-蚀变岩相填图与全岩地球化学分析, 发现花岗斑岩中Rb、Nb、Ta等稀有元素均达到(伴生)工业品位或者边界品位, 且以铷为主, 伴生铌钽(锂)等稀有金属, 具有全岩铷等稀有金属矿化的特点, 其中Rb2O平均品位可达0.15%(王雷等, 2019)。铷等稀有金属的成矿与花岗斑岩的岩浆演化、侵位及后期热液蚀变等有直接联系。目前初步圈出7个稀有金属矿体, 呈NE向、NW向及近SN向产出。根据现阶段工程控制程度, 长城岭矿区新发现的稀有金属矿床可达超大型规模。其中位于矿区南部的塘下垄铷矿化花岗斑岩体, 走向近SN, 倾向东, 局部略有变化, 倾角较陡, 由南往北一直延伸至上塘背附近, 呈长带状分布, 是矿区内沿走向延伸最长的铷矿体, 地表出露长约2000 m, 宽约10～50 m, 出露标高为505～830 m。在南部探矿权内440中段揭露到该岩体(矿体), 控制的宽度为约12 m, 与棋梓桥组灰岩呈断裂接触。通过对440中段揭露的塘下垄岩体开展大比例尺构造-蚀变地质剖面测量(图2), 根据岩性及岩体蚀变程度, 划分为(方解石化)灰岩带、(花岗斑岩、灰岩)角砾岩带、强蚀变(硅化、黄铁矿化、方解石化)花岗斑岩带、弱蚀变花岗斑岩带。

图2 塘下垄岩体440中段实测构造-蚀变剖面图 Fig.2 Measured structural-alteration sections of the 440 level drift for the Tangxialong granite porphyry

塘下垄富铷花岗斑岩呈灰白色-浅灰绿色, 斑状结构, 块状构造(图3)。斑晶主要为石英、长石和白云母, 粒径约2～7 mm, 占岩石总体积的30%～45%。石英、白云母斑晶自形程度高, 长石斑晶部分被后期热液蚀变为绢云母或者高岭土; 基质以微细粒结构为主, 由石英、绢云母等矿物构成, 占岩石总体积的52%～68%。副矿物包括磷灰石、锆石、铌钽铁矿等。

图3 塘下垄花岗斑岩岩相学照片 Fig.3 Photos of hand specimens and photomicrographs of the Tangxialong granite porphyry

本次研究的样品采自长城岭440中段主巷道新揭露的花岗斑岩体和地表花岗斑岩, 采集新鲜的、弱蚀变的岩石, 采样位置见图1、2。其中样品CCc65-1、CCc65-3、CCc73、CCc74-1、CCc74-2、CCc104进行主量、微量及稀土元素测试; 样品CG-5进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄和Hf同位素测试。

图1 长城岭铷多金属矿区地质图(据黄革非等, 2003修改) Fig.1 Geological map of the Changchengling rubidium polymetallic deposit

主量、微量和稀土元素测试在澳实分析检测(广州)有限公司完成。主量元素采用P61-XRF26s方法, 用PANalytical Axios X荧光光谱分析, 分析精度优于5%; 微量和稀土元素分析采用ME-MS61r方法, 测试仪器为Agilent 7900型号的电感耦合等离子体质谱(ICP-MS), 分析精度优于5%。

测年样品破碎、锆石挑选、制靶及透反射光和阴极发光图像均在广州拓岩检测技术有限公司完成。通过挑选生长环带发育且无包体及裂隙的锆石进行U-Pb定年和Hf同位素分析。锆石U-Pb年龄及 Hf同位素测试在国家地质实验测试中心LA-ICP-MS实验室完成。锆石定年所用仪器为New Wave esi193nm激光剥蚀系统和Thermo Elment XR质谱仪组成。采用单点剥蚀的方式, 激光剥蚀所用斑束直径为25 μm, 频率为10 Hz, 能量密度约为2.5 J/cm2, 以He为剥蚀物质的载气, 在每测定10个样品前后重复测锆石国际标样91500(2点)和Plesovice (1点), 详细的实验测试过程见侯可军等(2009)。数据处理采用Glitter(Version 4.0)软件完成, 锆石U-Pb谐和图绘制及年龄加权平均计算采用Isoplot 3.0程序完成。

在锆石U-Pb定年的基础上运用MC-LA-ICP-MS进行Hf同位素原位分析, 实验过程中采用He作为剥蚀物质载气, 激光剥蚀束斑直径为40 μm, 以锆石国际标样Plseovice为参考物质, 激光剥蚀位置靠近U-Pb年龄测定点, 详细的实验测试过程见侯可军等(2007)。

3.1 岩石地球化学特征

长城岭矿区塘下垄花岗斑岩的主量和微量元素测试结果见表1。由于整个花岗斑岩均发生铷等稀有金属矿化, 岩石本身也存在一定的蚀变, 即使选择了相对新鲜且蚀变程度较弱的样品进行测试, 样品烧失量仍然较大(LOI=2.76%～5.78%)。通常, 在热液蚀变过程中, 高场强元素(Zr、Nb、Ta、Hf等)、稀土元素、Th和过渡元素, 相对较稳定(Winchester and Floyd, 1977; Hastie et al., 2007; 刘光贤等, 2017; 谭清立等, 2019; Wang et al., 2019; 李治华等, 2021)。部分主量元素如Ti、P、Al、Fe、Mn等在热液蚀变中不易发生迁移和丢失, 但是Ca、Na、K、Sr、Ba、Rb等活动性较强的元素通常会发生迁移和丢失。在烧失量(LOI)与Na2O、CaO、K2O、Rb、Ba、Sr图解中(图4), 除CaO具有明显的相关性外, Na2O、K2O、Rb、Ba、Sr含量略有变化, 与LOI的相关性较弱。因此, 本文主要用高场强元素(Zr、Nb、Ta、Hf等)、稀土元素及过渡性元素进行讨论。6件塘下垄花岗斑岩样品的SiO2含量为72.38%～79.02% (均为扣除烧失量后归一化的结果), 具富硅特征; Al2O3含量较高, 为13.64%～18.47%; 全碱(K2O+Na2O)含量偏低为2.40%～5.65%, K2O含量(2.36%～5.61%)远高于Na2O(0.03%～0.05%); Fe2O3T、MgO、CaO含量变化较大, Fe2O3T为 0.87%～1.13%, MgO含量为0.35%～1.10%, CaO含量为0.51%～3.10%; P2O5含量较高, 为0.05%～0.22%; TiO2、MnO含量偏低, 分别为0.01%～0.04%、0.06%～0.14%; 里特曼指数σ偏低,介于0.16～1.09之间, 属钙碱性岩。铝饱和指数(A/CNK)为1.75～2.61, 在A/NK-A/CNK图解(图5)中, 所有样品点均落入过铝质区域, 显示强过铝质特征。

图4 塘下垄花岗斑岩的Na2O、CaO、K2O、Rb、Ba、Sr与LOI协变关系图 Fig.4 Na2O, CaO, K2O, Rb, Ba, and Sr vs.LOI plots of the Tangxialong granite porphyry

图5 塘下垄花岗斑岩的A/NK-A/CNK图解(底图据Maniar and Piccoli, 1989) Fig.5 A/NK vs. A/CNK diagram of the Tangxialong granite porphyry

表1 塘下垄花岗斑岩主量元素(%)和微量元素(×10-6)分析结果 Table 1 Major (%), trace element (×10-6) concentrations of the Tangxialong granite porphyry

微量元素组成上, 塘下垄花岗斑岩具有较高的Rb(720×10-6～2000×10-6)、Ta(22.3×10-6～73.4×10-6)、Nb(58.7×10-6～87.7×10-6)等稀有金属元素含量, 其中Rb已达伴生工业品位; 同时W(11.6×10-6～65.7×10-6)、Sn(67.3×10-6～183×10-6)含 量 也 较 高; 低 Zr/Hf (10.4～20.0)、Nb/Ta(1.2～2.6)值。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6a)上, 所有样品呈现右倾的趋势, 岩石相对富集Rb、Th等大离子亲石元素和U、Ta、Nd、Hf等高场强元素, 而亏损Ba、K、Sr等大离子亲石元素及Zr、Ti等高场强元素。样品的稀土元素总量较低(ΣREE=20.3×10-6～66.0×10-6), 轻稀土元素(LREE)为 14.2×10-6～53.2×10-6, 重稀土元素(HREE)为5.88×10-6～13.9×10-6, LREE/HREE 值 在2.4～4.8之间, (La/Yb)N=1.3～3.2, 显示出轻稀土元素相对重稀土元素富集。在稀土元素配分图解上(图6b), 配分曲线呈微向右倾斜的“V”字型, 具有强烈的Eu负异常(δEu=0.03～0.07)和明显的“W”型四分组效应(TE1.3=1.13～1.20)。

图6 塘下垄花岗斑岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(b) Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of the Tangxialong granite porphyry

3.2 锆石U-Pb定年

花岗斑岩CG-5中的锆石大部分为无色, 部分略带浅黄色, 多为半自形柱状, 粒径为70～180 μm, 长宽比介于1∶1～3∶1。CL图像(图7)显示大多数锆石具有清晰的振荡环带, 为典型的岩浆锆石, 大部分锆石周边可见较窄的白色透明状的蚀变边, 可能是后期遭受了热液蚀变作用造成的。选取25颗锆石进行U-Pb同位素分析, 获得谐和度＞90%的数据点23个(表2)。锆石的Th、U含量分别为81.1×10-6～ 444×10-6、107×10-6～1017×10-6, Th/U值为0.31～0.79, 显示了典型的岩浆锆石特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。23颗锆石的206Pb/228U年龄在217.4～227.2 Ma之间, 加权平均年龄为222.5±1.8 Ma(MSWD=0.30) (图8), 代表花岗斑岩成岩年龄, 表明其为印支晚期岩浆侵入活动的产物。

图8 塘下垄花岗班岩(CG5)中锆石U-Pb年龄谐 Fig.8 U-Pb concordia diagram of zicon from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

表2 塘下垄花岗斑岩(CG5)LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试分析结果 Table 2 LA-ICP-MS U-Pb isotopic results of zircon from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

图7 塘下垄花岗斑岩CG5中锆石阴极发光(CL)图像 Fig.7 CL images of zircons from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

3.3 锆石Hf同位素

对已完成锆石U-Pb测年的23个有效测点进行原位Hf同位素分析,εHf(t)和二阶段Hf模式年龄均根据锆石的测试年龄进行回算, 结果见表3。锆石的176Lu/177Hf值为0.000557～0.001879, 均小于0.002, 表明在形成以后, 没有明显的放射成因Hf积累, 所测得的176Hf/177Hf值(0.282465～0.282565)可以代表锆石形成时体系的Hf同位素组成特征(吴福元等, 2007b)。锆石的fLu/Hf值较低, 为-0.98～-0.94, 明显小于镁铁质地壳(-0.34)和硅铝质地壳值(-0.72), 说明二阶段模式年龄(tDM2)能够指示其源区物质在地壳中存留的年限或从地幔中抽离的年限。根据相对测点锆石U-Pb年龄计算得出εHf(t)为-6.13～-2.59 (图9a), Hf同位素两阶段模式年龄为1414～1639 Ma (图9b)。

图9 塘下垄花岗斑岩(CG5)锆石Hf同位素组成(a)和模式年龄统计直方图(b) Fig.9 Histograms of Hf isotopic compositions (a) and Hf model ages (b) of zircon from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

表3 塘下垄花岗斑岩(CG5)锆石Hf同位素结果 Table 3 Hf isotopic compositons of zircon from the Tangxialong granite porphyry (CG5)

4.1 成岩时代

本文获得塘下垄花岗斑岩的成岩年龄为222.5± 1.8 Ma(MSWD=0.30,n=23), 是印支晚期岩浆活动的产物。刘勇等(2012)报道的上塘背花岗斑岩成岩年龄为153±14 Ma(n=3), 认为是燕山期岩浆活动的产物,但是这3颗锆石与其他锆石颗粒不同, 年龄数据误差较大, 可能是后期发生了Pb丢失, 且绝大部分的锆石U-Pb年龄集中在231～232 Ma(n=21)之间, 加权平均年龄为231.58±0.67 Ma, 该加权平均年龄与本次获得的花岗斑岩成岩年龄也较为相近, 故本文认为长城岭矿区与铷(铌钽)多金属成矿有关的花岗斑岩形成于印支晚期, 而不是以往认为的燕山期。

近年来, 在南岭地区发现了越来越多的印支期花岗岩(图10), 如五团岩体220.5 Ma(柏道远等, 2014)、211 Ma和227 Ma(黄子进等, 2017); 五峰仙岩体236.0～233.5 Ma和221.6 Ma(陈迪等, 2017); 瓦屋塘岩体217.7 Ma(李建华等, 2014)、216.4 Ma和215.3 Ma (柏道远等, 2016); 塔山复式岩体213～247 Ma (李勇等, 2015; 马丽艳等, 2016; 郭爱民等, 2017); 川口岩体群202～223 Ma(彭能立等, 2017); 王仙岭岩体235 Ma(郑佳浩和郭春丽, 2012); 柯树岭岩体251.5 Ma和202 Ma(郭春丽等, 2011)、231.9 Ma (Zhao et al., 2018)、230 Ma(李伟等, 2021); 清溪岩体229.3 Ma和227 Ma(于扬等, 2012)等, 表明南岭地区在印支期经历了强烈的岩浆活动。同时, 也相继发现了与印支期花岗岩有关的钨锡稀有金属矿床, 如广西木栗铌-钽-钨-锡多金属矿床(杨锋等, 2009)、李贵福钨锡多金属矿床(邹先武等, 2009)、与猫儿山-越城岭复式岩体密切相关的云头界中型钨-钼矿床(伍静等, 2012)、油麻岭钨矿床(杨振等, 2013)及高岭石英脉型钨矿床(李晓峰等, 2012; 张迪等, 2015; 张迪, 2015); 湘南地区与王仙岭岩体有关的水源山和野鸡窝钨矿床(Zhang et al., 2015)、与川口岩体有关的三角潭钨矿床(彭能立等, 2017; Qin et al., 2020)、川口钨矿床(Li et al., 2021)、南湾钨矿床(Qin et al., 2020)与合江口小型钨多金属矿床(Liu et al., 2016)床; 赣南仙鹅塘钨锡矿床(刘善宝等, 2008)、青山钨矿床(Zhao et al., 2018)等。这些矿床以W矿床为主, 其次为W-Sn、W-Mo、W-Sn-Nb-Ta、W-Sn-Cu-Zn等多金属成矿, 成矿年龄多集中于230～210 Ma, 与含矿花岗岩体的成岩时代大体一致(表4), 指示南岭地区存在较广泛的印支期钨锡稀有金属成矿作用。

表4 南岭地区印支期钨锡稀有金属床形成年龄及相关岩体年龄 Table 4 Ages of the W-Sn and rare mental deposits and the associated graintes in the Nanling metallogenic belt

图10 南岭地区钨锡稀有金属床和花岗岩分布图(据陈骏等, 2008修改) Fig.10 Geological map showing the distribution of the W-Sn and rare metal deposits and the associated graintes in the Nanling metallogenic belt

4.2 含矿岩体的成因

花岗岩成因类型可分为S型、I型、A型和M型。当岩石经历高度结晶分异作用后, 还可划分出F-I (高分异I型)和F-S (高分异S型)(Chappell and White, 1974, 1992; Whalen et al., 1987; Bonin, 2007; 吴福元等, 2007a)。区分不同类型的花岗岩需要结合矿物学和地球化学特征等进行综合分析, 其中角闪石、堇青石和碱性铁镁矿物是判别花岗岩成因类型的直接证据(吴福元等, 2007a)。在塘下垄花岗斑岩中, 未见上述标志性矿物, 因此地球化学特征则成为了判别岩石成因类型的重要依据。

塘下垄花岗斑岩主量元素显示出高硅(SiO2= 72.38%～79.02%), 低铁、钛、磷的特征; 微量元素相对富集Rb、Th、U, 亏损Ba、Sr、Zr、Ti, 具有较低的Zr/Hf(10.44～20.00)、Nb/Ta(1.2～2.6)值; 稀土元素总量低, 具有明显的Eu负异常和稀土元素四分组效应, 表明岩体历经了高程度的分异演化(Dostal and Chatterjee, 2000; Breiter et al., 2014; Ballouard et al., 2016; 吴福元等, 2017; Yuan et al., 2018, 2019)。在Nb/Ta-Zr/Hf图解(图11a)和10000×Ga/Al-(Zr+Nb+ Ce+Y)图解(图11b、c)中也显示出高分异花岗岩的特点。对于高分异花岗岩, 由于矿物组合和化学成分都趋近于低共结的花岗岩, 从而使岩石成因类型判别较困难(吴福元等, 2007a)。

塘下垄花岗斑岩样品的10000×Ga/Al值(4.2～4.8)较高, 满足 A型花岗岩(100000×Ga/Al＞2.6)的特征(Whalen et al., 1987), 但是I型和S型花岗岩经历了斜长石的高程度分离结晶作用后, 晚期结晶的花岗岩中Ga/Al值也会升高(冯尚杰等, 2020)。塘下垄花岗斑岩样品Zr(平均值为35×10-6)和Zr+Nb+Ce+Y (平均值为135.93×10-6)含量明显低于A型花岗岩的下限值(Zr=250×10-6, Zr+Nb+Ce+Y=350×10-6, Whalen et al., 1987), 且随分异程度增强, 表现出与I/S分异型花岗岩相同的演化趋势(图11d)。锆饱和温度为705～738 ℃(表1), 也明显低于典型A型花岗岩的温度值(833 ℃)(刘昌实等, 2003); 在Fe2O3T/MgO-SiO2图解(图11e)中, 样品点全部落入I＆S型花岗岩区域。因此, 认为塘下垄花岗斑岩应该为高分异I型或S型花岗岩而不是A型花岗岩。

塘下垄花岗斑岩具有强过铝质特征(A/CNK平均值为2.19), 显著的Eu负异常, P2O5平均含量为0.13%, 明显不同于I型花岗岩。在TiO2-Zr图解(图11f)中, 样品点全部落入S型花岗岩区域。在手标本岩性观察及显微镜下鉴定时, 可见铝质矿物, 如以斑晶形式产出的自形-半自形原生白云母。综上分析认为塘下垄花岗斑岩属于高分异的强过铝质S型花岗质岩石。

图11 塘下垄花岗斑岩成因类型判别图解 Fig.11 Diagrams of genetic type discrimination for the Tangxialong granite porphyry

塘下垄花岗斑岩具有高硅、富铝、低Co(0.20×10-6～ 0.50×10-6)、Cr(1.00×10-6～14.0×10-6)和Ni(0.70×10-6～ 1.20×10-6)的特征, 暗示其形成与地壳物质的部分熔融有关。锆石的εHf(t)为-6.13～-2.59, 表明其物质来源以壳源为主, 在εHf(t)-t、176Hf/177Hf-t图解(图12)上, 样品均分布于球粒陨石与平均地壳Hf同位素分异演化线之间,tDM2为1417～1642 Ma, 指示源岩来自于中元古代古老地壳物质的部分熔融。

图12 塘下垄花岗斑岩锆石U-Pb年龄与Hf同位素演化图 Fig.12 Plots of zircon U-Pb ages vs.εHf(t) and 176Hf/177Hf of the Tangxialong granite porphyry

4.3 成岩成矿地质背景及找矿启示

华南板块中生代以来处于构造活跃阶段, 先后经历了早中生代印支运动、晚中生代燕山运动, 并伴随着多期次大规模的岩浆活动。其中, 印支运动不仅导致印支、华南板块在258～243 Ma发生碰撞拼接(Nam, 1998; Carter et al., 2001; 梁新权等, 2005), 还使得华南板块与华北板块碰撞对接形成秦岭-大别碰撞造山带。华南板块受到印支板块向北的挤压, 形成一系列褶皱、大型冲断构造, 并最终导致地壳加厚(王岳军等, 2002; 孙涛等, 2003; 周新民, 2003)。由于华南印支期构造演化历史极为复杂, 对于华南印支期花岗岩形成的构造背景也存在不同认识。王岳军等(2002)通过数值模拟研究, 认为陆壳变形加厚作用可能是湖南印支期过铝质花岗岩形成的主导因素。一般而言, 地壳在加厚在10～20 Ma的间隔内会发生热-应力的松弛作用, 进入伸展构造环境, 地壳减压熔融, 从而形成花岗质岩浆(Patio Dounce et al., 1990; Sylvester, 1998)。孙涛等(2003)对南岭东段强过铝质花岗岩研究, 表明印支期花岗岩(228～225 Ma)形成于印支运动主碰撞期后约20 Ma的伸展环境, 属于后碰撞花岗岩; 梁新权等(2005)对十万大山地区的盆地研究也表明华南从晚三叠世开始进入应力伸展期。前人通过对华南印支期花岗岩深入研究, 认为印支早期花岗岩(251～234 Ma)为挤压环境下的同碰撞花岗岩, 晚期(234～205 Ma)则转变为伸展环境下的后碰撞花岗岩(Zhou et al., 2006; 于津海等, 2007; Wang et al., 2007)。长城岭矿区塘下垄强过铝质花岗斑岩侵位时间为222.5±1.8 Ma, 与华南印支晚期花岗岩侵位时间一致, 处在印支主造山运动后的伸展阶段, 表明其形成于碰撞后伸展环境。

在南岭地区, 由于印支期成矿规模和成矿数量相对较低, 又受到燕山期成矿作用的叠加改造, 因此常被忽视。但近年来, 随着南岭地区越来越多的印支期成岩成矿事件被报道, 进一步表明该区存在一次区域性的、与印支期花岗岩有关的成矿作用, 具有很好的找矿前景。长城岭铷(铌、钽)矿是在老矿山深边部找矿过程中新发现的稀有金属矿床, 以铷矿化为主, 伴生铌-钽, 成矿元素的富集与岩浆高分异演化有关, 是同一成矿系统演化至晚期的结果。含矿花岗斑岩的成岩年龄与区域上印支期成岩成矿时代基本一致, 推断该矿床成矿作用属于印支期。长城岭铷(铌、钽)多金属矿的发现不仅拓宽了南岭地区中生代多金属成矿的研究视野, 也为区域新一轮关键金属矿产找矿预测指明了方向。

(1) 长城岭矿区塘下垄花岗斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为222.5±1.8 Ma, 表明形成于印支晚期。同时花岗斑岩为铷(铌、钽)矿的成矿母岩, 该成岩年龄基本上可以代表长城岭矿区铷(铌、钽)矿的形成时代。

(2) 长城岭矿区塘下垄花岗斑岩具有高硅、富铝的特点, 富集Rb、Th、U、Ta、Nd、Hf等元素, 亏损Ba、K、Sr、Zr、Ti等元素; 全岩稀土元素总量较低, 稀土元素配分曲线呈微向右倾斜的“V”字型, 具有明显的Eu负异常和四分组效应; 属于高分异强过铝质S型花岗岩。

(3) 塘下垄花岗斑岩的锆石εHf(t)值为-6.13～ -2.59,tDM2为1417～1642 Ma, 指示源岩来自中元古代古老地壳物质的部分熔融。结合区域地质背景, 认为其形成于碰撞后伸展构造环境。

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