广东煎茶岭镍矿地质特征及成因分析

广东煎茶岭镍矿地质特征及成因分析

儒茶岭醚矿床位于略阳-阳（平关）黑、色、贵金矿床西北部的略阳市。这是中国发现的唯一与超镁铁矿岩有关的大型锡矿床。该矿床自20世纪70~80年代发现以来,备受地勘单位和科研院所广大地质工作者关注,相继从矿床地质特征、成岩成矿时代、同位素地球化学及矿田构造等方面开展了大量研究,并取得了丰硕的成果(任小华,1990,2008;庞春勇等,1993;王相等,1996;廖俊红,19951;汪军谊,2001;王瑞廷等,2002,2003,2005;姜修道等,2010;聂江涛等,2012)。关于成岩与成矿时代,因受不同时期的测试方法和技术水平限制,煎茶岭镍矿的成岩与成矿时代仍然是不同学者所争论的焦点,先后有海西期(庞春勇等,1993)、印支期(王相等,1996;姜修道等,2010)和晋宁期成矿(王瑞廷等,2003)等多种不同观点。对成岩成矿时代认识不仅影响了矿床成因的划分及对区域成矿规律的认识,而且直接影响找矿勘查工作布署。本文通过对与镍矿成矿关系密切的花岗斑岩和钠长斑岩的成岩时代及地球化学研究,确定矿床成矿时代,为区内找矿勘查提供进一步理论支持。1岩石学和矿物学特征煎茶岭镍矿床位于松潘-甘孜褶皱系摩天岭褶皱带东部,北邻勉-略缝合带,南以勉县-阳平关断裂为界。区域出露地层主要由新太古界鱼洞子群中深变质火山沉积岩、中元古界接官厅组变质火山岩系和震旦系碳酸盐岩沉积盖层组成。矿区出露接官厅组下部绿泥钠长石英片岩、钠长石英片岩为主,其次有上部的碎屑-碳酸盐岩。区域基本构造为晋宁运动形成并且在后期继承性活动的何家岩倒转背斜及其两翼的近东西向(F18)、北西向(F145)断裂构造(图1)。其中,F18和F145断裂是区域上主要的控岩、控矿断裂,分别控制了煎茶岭南、北超基性岩枝和区内花岗斑岩体、钠长岩脉及煎茶岭镍矿和金矿的产出。区域范围内岩浆活动强烈而频繁,煎茶岭超基性岩受F18与F145断裂控制,沿交汇部位侵入何家岩背斜东部倾伏端,形成了区内最大、最早的超基性侵入体。平面上呈中部膨大,向北西、南西分枝,向东收缩的“燕鱼”形(王相等,1996),其北西分枝为北部三岔子岩枝,南西分枝为南部柳树坪岩枝。岩体与围岩呈断裂接触,出露面积约5km2。超基性岩已全部发生蛇纹岩化、滑石菱镁岩化、透闪石化。地球化学分析表明,超基性岩属镁铁质超基性岩,岩石镁/铁(m/f)比值为8.45~11.96。超基性岩体中Ni、Co、Au等成矿元素含量较高,硅酸盐中Ni含量高达0.3%,Co含量最高0.1%,是矿区主要含矿源岩(廖俊红等,19951)。此后,在超基性岩内先后侵入了花岗斑岩和钠长斑岩脉。花岗斑岩呈不规则状侵入中部超基性岩体南部边缘,出露面积0.34km2,空间上呈“漏斗”状,南界为F18断裂所限制,界面平直,北界在超基性岩内呈向北微凸的弧形,接触面自上而下由北向南偏转,以往认为该岩体形成于海西期(庞春勇等,1993)。花岗斑岩与镍矿成矿作用关系密切,目前已发现的煎茶岭镍矿体主要产于花岗斑岩北侧。钠长斑岩分布较为广泛,多隐伏出现,呈脉状产出,走向近东西,分为三个岩带(廖俊红等,19951):北岩带分布在煎茶岭金矿床矿体下盘或旁侧,倾向北,倾角55°~88°;中岩带分布于中部超基性岩体内(煎茶岭镍矿区),东侧脉体北倾,西侧脉体南倾,倾角80°左右;南岩带位于超基性岩体西南缘外侧100~200m出的接官亭组火山岩中(火地沟地区),倾向南,倾角55°~65°。中部钠长斑岩脉在走向和倾向上破坏了镍矿体的连续性,全岩K-Ar年龄为239Ma2,尚未发现与花岗斑岩存在直接的接触关系。此外,超基性岩体内还有少量的闪长岩脉和辉长岩脉,他们与镍矿无直接空间关系。2矿床的地质特征2.1基性成矿煎茶岭镍矿床赋存于煎茶岭南部超基性岩与花岗斑岩外接触带弧形断裂蚀变带中,矿体成群成带环绕花岗斑岩北接触带分布于超基性岩体内,花岗斑岩体内未见明显矿化。主矿体主要分布于32~44线之间,富镍矿体基本位于700m标高之上(廖俊红等,19951)。受花岗斑岩北接触带向北突出向南倾斜的弧形构造控制,各矿体也呈北突出向南倾斜的弧形产状,总体走向260°~280°,南倾,倾角68°~75°,呈透镜体状、似层状产出。单矿体一般呈似层状、透镜状,沿走向和倾向均有明显的分支复合、膨缩现象。在横剖面和平面上,矿体产状完全与花岗斑岩北接触带一致(图2)。主要矿体均具有头部矿体薄,矿石品位低,深部矿体厚大,矿石品位高的变化规律(王相等,1996)。钠长斑岩岩浆侵入活动对矿体起到破坏作用,主要表现为钠长岩侵入体破坏了矿体连续性(图3),特别是在矿带中部侵入的一个钠长斑岩脉带,使镍矿带一分为二,形成了矿区南北两个弧形镍矿带。2.2成矿与成矿的关系矿床近矿围岩蚀变主要为硅化、黄铁矿化、磁黄铁矿化、透闪石化、滑石菱镁岩化、蛇纹石化等,硅化、黄铁矿化、磁黄铁矿化与成矿关系密切。透闪石化、滑石菱镁岩化、蛇纹石化属于超基性岩变质作用产物,与成矿关系不大。2.3黄铁镍黄铁矿煎茶岭镍矿显示热液改造成因矿床的典型结构、构造特征。矿石结构以交代(残余)结构(黄铁矿交代磁黄铁矿、镍黄铁矿、磁铁矿等,图4d),网脉状、半自形~他形结构(黄铁矿呈半自形、他形产出)为主,乳浊状、骸晶结构较少,没有发现岩浆熔离型矿石结构;矿石构造以团块浸染状、星散浸染状、似条带状、斑杂状、致密块状构造为主(图4b~4f)。2.4主要金属矿物矿石类型主要有滑镁岩型(50%,图4b)、蛇纹岩型(29%,图4e)、菱镁岩型(13%,图4f)、透闪岩型(8%)2。主要金属矿物有磁黄铁矿、镍黄铁矿(图4e)、黄铁矿、磁铁矿、铬铁矿及紫硫镍铁矿、针镍矿、辉镍矿;脉石矿物主要有叶蛇纹石、纤蛇纹石、胶蛇纹石、滑石、菱镁矿、石英、铁白云石、铬云母(图4f)等。3岩化合和还原分析3.1分析方法及结果为了准确厘定煎茶岭镍矿与蚀变超基性岩、中酸性侵入岩及地层之间的地球化学关系及其形成时代,本文选择了蛇纹岩型矿石、蚀变超基性岩(菱镁岩、滑石菱镁岩)、花岗斑岩、钠长斑岩和白云岩样品分别进行了岩石地球化学分析。其中,菱镁岩、滑石菱镁岩受轻微矿化和蚀变,样品采集位置见表1;选取了花岗斑岩和钠长斑岩开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年。岩石地球化学分析样品采用无污染法破碎、磨碎(>200目)制成分析样品,测试工作在国家测试中心(北京)进行。岩石主量元素测试采用X荧光光谱仪(PW4400)分析,F元素采用离子选择性电极分析,Au元素测试采用等离子质谱(ICP-MS)分析,其他微量元素测试采用等离子质谱(X-series)分析。全分析相对标准偏差(RSD)=2%~8%,REE及微量元素RSD=5%~10%;误差RE=30%,检查限Au<0.01×10-9,REE及其他微量元素<0.05×10-6。分析结果见表1、表2。岩石地球化学数据处理及作图采用Geokit软件(路远发,2004)。锆石测年样品为侵入于超基性岩体内的花岗斑岩和穿切矿体的钠长斑岩。由于主矿区地表花岗斑岩已经完全风化或覆盖较厚,本文采集的花岗斑岩样品(20kg)位于煎茶岭镍矿东南部地表,GPS点坐标为N33°15′26.5″,E106°21′31.75″。花岗斑岩呈黄褐色或深灰色-灰白色,块状构造,斑状结构。斑晶以长石和石英为主,长石斑晶几乎完全蚀变为绢云母,仅核部有保留(图4a),基质由细小长石、石英、次生绢云母、碳酸盐及黄铁矿组成。钠长斑岩(15kg)采自煎茶岭镍矿824中段P6W5位置,似斑状结构,块状构造,主要由钠长石和黑云母组成。斑晶主要是钠长石,呈半自形粒状,大小0.2~0.6mm,含量50%~55%,其粒间有黑云母分布,具弱绢云母化。黑云母片状,大小0.03~0.3mm,含量10%~15%,部分蚀变为绿帘石。基质由细粒黑云母和钠长石组成,分布于斑晶粒间。钠长斑岩普遍发育阳起石化、方解石化、滑石化和黝帘石化。需要说明的是,以往部分研究者在研究煎茶岭花岗斑岩时,所采集样品的地点均是通过未经校正的GPS定点,导致定点误差很大,不能真实代表花岗斑岩的位置。本文工作是采样经过已知三角控制点坐标校正的GPS进行定点,采样位置准确。锆石颗粒分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成,样品制靶和显微镜透、反射照相及阴极发光(CL)照相在北京离子探针中心完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析在“中国地质大学(北京)科学研究院激光等离子体质谱实验室”完成,分析仪器为由美国NewWaveResearchInc.公司生产的193nm激光剥蚀进样系统(UP193SS)和美国AGILENT科技有限公司生产的Agilent7500a型四级杆等离子体质谱仪联合构成的激光等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)。193nm激光器工作频率为10Hz,剥蚀物质载气为高纯度He气,流量为0.8L/min;Angilent等离子质谱仪工作条件:冷却气(Ar)流量1.2L/min;测试点束斑直径为36mm,剥蚀采样时间为45s。详细测试流程见YuanHL等(2008),测试数据年龄计算采用Isoplot3.0程序(Ludwig,2001)。3.2微量元素特征主量元素分析表明,蚀变超基性岩和镍矿石贫硅(SiO2=26.07%~35.86%)、贫铝(Al2O3=0.39%~7.08%)、低钛(TiO2=0.01%~0.04%)和磷(P2O5=0.01%)、富铁(TFe=7.93%~16.78%)和镁(MgO=12.53%~29.47%),TFe/Mg=0.27~0.76,显示出超镁铁质岩石特征(表1)。花岗斑岩和钠长斑岩具有中—高硅(55.2%~74.4%)、高铝(Al2O3=14.34%~17.83%)、富碱(K2O+NaO=5.39%~10.17%)、贫铁(TFe=3.51%~5.9%)、镁(MgO=0.36%~6.47%)特征。微量元素分析显示,Cu、Ni、Co、Cr、Fe等亲超基性岩微量元素从蛇纹岩型矿石→矿化菱镁岩、矿化滑镁岩→蛇纹岩→钠长斑岩、花岗斑岩→白云岩含量逐渐降低(表1)。蛇纹岩型矿石中的Ni、Co、Cr含量与矿化菱镁岩、矿化滑镁岩、蛇纹岩接近,与花岗斑岩和钠长斑岩相差较大,显示出对超基性岩的继承性;Pb、Zn、Mo含量与花岗斑岩和钠长斑岩比较接近,反映出受酸性岩浆的蚀变影响较大。在微量元素蛛网图上,蛇纹岩型矿石与钠长斑岩和花岗斑岩显示相似的配分模式(图5),弱亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素;矿化滑镁岩、矿化菱镁岩、蛇纹岩及白云岩微量元素与矿石和钠长斑岩、花岗斑岩明显不同。稀土分析表明,矿化滑镁岩和菱镁岩稀土元素与蛇纹岩型矿石、钠长斑岩、花岗斑岩也显示出明显差异(表1)。矿化滑镁岩和菱镁岩稀土总量较低,ΣREE为9.49×10-6~13.57×10-6,LREE/HREE为11.62~12.13,稀土配分模式轻稀土分异明显,重稀土分异差,δEu、δCe无异常;钠长斑岩和花岗斑岩稀土总量较高,ΣREE为56.57×10-6~186.82×10-6,LREE/HREE为6.55~12.42,轻重稀土分异较明显,LaN/YbN为5.16~16.11,稀土配分模式右倾,显示δEu弱负异常到负异常,表明岩浆分异作用不强烈;蛇纹岩型矿石ΣREE为87.72×10-6,LREE/HREE为7.99,与酸性侵入岩具有相似配分模式,显示δEu负异常,δCe无异常(图5);白云岩具有δCe弱负异常,表明矿石与岩浆热液蚀变作用有关,没有遭受地层混染;蛇纹岩稀土总量最低,ΣREE为1.77×10-6,稀土配分模式与矿石及矿化岩石明显不同。3.3测点及测点位置煎茶岭矿区花岗斑岩(JN11)和钠长斑岩(JN03)中锆石无色透明,晶形较好,多呈自形—半自形柱状、半截状,大小50~100μm。CL图像显示出典型岩浆锆石所具有的震荡环带和明暗相间的条带结构,部分锆石保存了继承锆石残核(图6)。钠长斑岩中锆石晶体边部及沿晶体裂隙处多具灰白色强发光效应,花岗斑岩中锆石晶体边部相对钠长斑岩发光效应弱(图6)。为了避免继承锆石对测年结果的影响,所选择的测点基本位于锆石的结晶环带上,个别在核幔边界或核部,以确保年龄的可靠性和地质意义。Rubatto(2002)和Bingen等(2004)研究表明,发育震荡环带和明暗相间的条带结构的锆石,且Th/U比值一般在0.1~1之间,代表岩浆成因锆石;无环带且低Th/U比值(<0.1)的锆石被认为是变质成因锆石。钠长斑岩和花岗斑岩中锆石发育震荡环带和明暗相间的条带结构,JN03样品锆石Th含量为95×10-6~350×10-6,U含量为180×10-6~528×10-6,Th/U比值在0.3~0.8之间,JN11样品锆石Th含量为65×10-6~821×10-6,U含量为118×10-6~955×10-6,Th/U比值在0.42~0.76之间(11号测点除外),表明他们为岩浆成因的锆石。3.4锆石u年龄值本文对钠长斑岩(JN03)样品中27颗锆石进行了LA-ICP-MS测试(表2)。在所测定的27颗锆石中18颗锆石年龄在谐和图上集中于很小的区段,年龄为700~830Ma,其他8颗锆石可能由于Pb丢失等原因造成206Pb/238U表面年龄偏小,年龄在497~668Ma之间(如11号、16号)。1颗(25号)锆石206Pb/238U年龄偏大(1349±19Ma),为继承核锆石年龄,计算时未参与等时线年龄计算。26颗锆石计算的206Pb/238U谐和年龄为844±26Ma,MSWD为1.3(图7a),可代表钠长斑岩的形成年龄。对花岗斑岩(JN11)中26颗锆石的测年表明(表2),其中19颗年龄在谐和图上集中于很小的区段,206Pb/238U表面年龄比较集中(709~843Ma);2颗锆石(8号、11号)由于Pb丢失等原因造成年龄偏小(540Ma和544Ma);5颗锆石(1号、17号、23号、24号、26号)可能由于其中存在包体或裂缝,造成放射成因Pb严重丢失,使得207Pb/206Pb、207Pb/235U、206Pb/238U之间误差较大,不适合参与年龄计算。21颗锆石计算的206Pb/238U谐和年龄为859±26Ma,MSWD为0.76(图7b),可代表花岗斑岩的形成年龄。4讨论4.1宏观方面:矿化蚀变时代及勉略宁地区岩浆-成矿时代如前所述,煎茶岭镍矿受花岗斑岩严格控制,目前所发现的镍矿体只产于花岗斑岩北侧超基性岩体内,远离花岗斑岩则无矿化体。煎茶岭超基性岩已经完全蚀变和矿化,花岗斑岩和钠长斑岩也发生不同程度蚀变。因此,准确厘定超基性岩和花岗斑岩的年龄成为关键。自20世纪70年代以来,先后有多为学者对此开展了不同的测年研究。原桂林冶金地质研究所(1972)通过全岩K-Ar法获得了煎茶岭北部超基性岩的年龄为388Ma,认为这与花岗斑岩的侵入有关。庞春勇等(1993)通过全岩Sm-Nd法获得了南部超基性岩的年龄为927±49Ma,认为煎茶岭超基性主岩体形成于新元古代早期,得到大家广泛认可;同时也获得蚀变花岗斑岩的Rb-Sr等时线年龄400±44Ma,认为煎茶岭花岗斑岩及镍矿床均形成于海西期。之后,黄婉康等(1996)测得煎茶岭金矿区石英菱镁岩中铬水云母的K-Ar年龄为144.2±14.9Ma,代表了区内最晚期与金矿化有关的热蚀变年龄,并认为这是区内最晚期的矿化蚀变时代,煎茶岭镍矿的形成也受这期蚀变影响。本次工作通过锆石LA-ICP-MSU-Pb测年法测得侵入主超基性岩内的花岗斑岩U-Pb年龄为859±26Ma,穿切矿体的钠长斑岩脉U-Pb年龄为844±26Ma,这与王瑞廷等(2003)获得蛇纹岩型镍矿石中镍黄铁矿的Re-Os模式年龄(878±27Ma)相当,表明测试结果比较可靠,真实反映了煎茶岭镍矿的形成时代,可以认为煎茶岭镍矿床形成于新元古代中期,而非前人所认为的海西期,甚至印支—燕山期等多期富集成矿。尽管王宗起等也获得煎茶岭村西花岗斑岩(具体位置不详)的U-Pb年龄为216±4Ma(个人通讯),这可能表明煎茶岭地区曾经历过印支晚期的岩浆热液事件,该期岩浆事件可能是造成煎茶岭金矿形成的事件,非煎茶岭镍矿形成的主要时期。这和岳素伟等(2013)获得煎茶岭金矿铬云母的200Ma的Ar-Ar年龄一致,表明煎茶岭金矿形成于印支期。事实上,煎茶岭酸性岩体的侵入和镍矿床的形成在区域上并非独立事件,其形成时代与勉略宁地区大面积出露的碧口群火山岩的形成时代(846~776Ma,闫全人等,2003;赖绍聪等,2007)及区域内铜厂闪长岩成岩年龄(834~880Ma,王伟等,2011)、铜厂铜矿的成矿时代(834Ma,丁振举等,1998)相近。碧口岩群是勉略宁地区出露最为广泛的火山岩,也是勉略宁地区重要的赋矿岩层。前人对碧口群火山岩系的形成环境曾提出岛弧环境(秦克令等,1992;闫全人等,2004;王宗起等,2009)、大陆裂谷环境(夏林圻等,1996;丁振举等,1998;徐学义等,2002)和洋中脊或大洋板内环境(张二朋等,1993)等认识。大量的岩石地球化学和野外填图解析(夏祖春等,1999;徐学义等,2002;夏林圻等,2007)认为,碧口群火山岩由基性火山岩(细碧岩及细碧质凝灰岩)和酸性火山岩(石英角斑岩及石英角斑质凝灰岩)组成,显示典型双峰式火山岩组合特征,表明新元古代中期勉略宁地区处于大陆裂谷拉张环境。这说明煎茶岭花岗斑岩、钠长斑岩和镍矿床形成于大陆拉张环境中,是全球Rodinia超大陆裂解事件(900~700Ma,郝杰等,2004)在扬子板块西北缘的重要响应。4.2矿石硫源成因岩、矿石地球化学分析表明,镍矿石相对超基性岩表现出富铝、钙、碱质、钛和磷,相对酸性侵入岩则富镁、铁、钙;微量元素分析显示,矿石相对蛇纹岩、菱镁岩、滑石菱镁岩富集Ni、Co、Cr等微量元素的同时,又富含Pb、Zn、Mo等亲酸性岩成矿元素;在稀土元素及微量元素配分模式图中,矿石表现出与酸性侵入岩一致性,与超基性岩则明显不同(图5)。尽管蚀变超基性岩中Ni、Co含量亦较高,但其尚不能构成工业矿体。现有的南北向穿透超基性岩体的探矿工程和矿山生产运输巷道已经证实,远离花岗斑岩蚀变改造的超基性岩内并未见较好的矿化。这些地球化学特征说明煎茶岭镍矿床成矿物质来源不均一,超基性岩不是成矿物质的主要来源。前人对煎茶岭镍矿床不同岩(矿)石硫同位素分析表明(甘先平等,19943;王瑞廷等,2005;姜修道等,2010),煎茶岭镍矿石和围岩硫同位素变化范围均较大(6.1‰~15.3‰),从蚀变超基性岩→镍矿化体→镍矿石→花岗斑岩,硫同位素值依次降低。镍矿石富含重硫,平均10.27‰,介于蚀变超基性岩和花岗斑岩之间,与岩浆铜镍硫化物矿床的硫同位素值(0~3‰,张理刚,1985)不同,表明矿石中硫源亦非单一来源,外来硫的加入比较明显。Rb-Sr同位素研究表明,煎茶岭浸染状镍矿石Rb/Sr比值很低(<0.06),(87Sr/86Sr)i值普遍高(0.717166~0.725812),说明成矿过程中有壳源物质混入(陈民扬等,1994)。煎茶岭镍矿石中高放射性成因187Os/188Os值,也反映了这一特征(王瑞廷等,2005)。虽然区域上元古代火山岩地层全岩硫同位素值变化范围(+5.60‰~+12.55‰)及众值(+10‰)与矿石硫接近(陈民扬等,1994;张复新等,1999),但火山岩中的Ni、Co、Cr、Cu、S等元素丰度远低于矿化岩石或超基性岩,不能代表成矿物质主要来自地层。钠长斑岩无论在硫同位素值变化范围还是平均值均高于镍矿石和其他围岩(图8),且穿切矿体,因此,不能视为矿石硫源来源。相比而言,矿石硫同位素平均值和花岗斑岩更为接近,且矿石中的微量与稀土元素特征均与花岗斑岩相似,指示矿石中的成矿物质受花岗斑岩影响较大,花岗斑岩的侵入可能为含矿流体中硫的饱和或过饱和提供了重要热源和物源。这与庞春勇等(1993)获得超基