王 雷, 許嘉勁, 任雯琪, 朱恩異, 蔣宗和

湘南長城嶺銻鉛鋅礦床方解石Sm-Nd同位素年代學(xué)、地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義

王 雷1, 許嘉勁1, 任雯琪1, 朱恩異2, 蔣宗和3

(1. 昆明理工大學(xué) 國土資源工程學(xué)院, 云南 昆明 650093; 2. 貴州省畢節(jié)市赫章縣能源局, 貴州 畢節(jié) 553206; 3. 中國石油 東方地球物理公司 西南物探分公司, 四川 成都 610000)

長城嶺礦區(qū)位于南嶺成礦帶與欽杭成礦帶的疊合部位, 發(fā)育多期次的巖漿活動(dòng), 同時(shí)產(chǎn)出銻鉛鋅多金屬礦床和銣等稀有金屬礦床, 銻鉛鋅礦床的成礦時(shí)代和成礦物質(zhì)來源研究較為薄弱, 本文對(duì)與銻鉛鋅礦共生的脈石礦物方解石開展Sm-Nd同位素年代學(xué)、元素地球化學(xué)和C-O同位素分析。結(jié)果顯示: ①方解石Sm-Nd同位素等時(shí)線年齡為151.5±3.2 Ma, 表明銻鉛鋅礦是南嶺燕山期成礦大爆發(fā)產(chǎn)物, 與礦區(qū)內(nèi)花崗斑巖型銣礦(222.5±1.8 Ma)屬于兩期不同成礦作用的產(chǎn)物; ②方解石稀土元素配分模式為輕稀土元素富集型, Y/Ho-La/Ho分布特征顯示方解石為同源熱液產(chǎn)物; 不同礦物組合的方解石稀土元素變化特征表明, 成礦過程中成礦流體的稀土元素總量隨成礦作用進(jìn)行而減少; 較負(fù)的Eu異常值指示, 原始成礦流體虧損Eu元素; ③熱液方解石δ13CPDB值為?5.12‰～?0.63‰, δ18OSMOW值為3.80‰～12.69‰, 具有明顯較低的δ18OSMOW值, 表明成礦CO2源于深源地幔。Nd()值為?12.48～?12.37, 表明成礦物質(zhì)來自于地殼與地幔的部分熔融。綜合研究表明, 銻鉛鋅礦床與銣礦床形成時(shí)代不同, 二者具有兩期疊合成礦特點(diǎn), 推測礦區(qū)存在燕山期隱伏的巖漿巖, 深部具有較好的找礦前景。

南嶺成礦帶; 方解石; Sm-Nd同位素年代學(xué); C-O同位素; 稀土元素

0 引 言

南嶺成礦帶是我國重要的有色多金屬成礦帶之一,多期次的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)造就了南嶺成礦帶自加里東期–燕山期復(fù)雜的多金屬成礦系統(tǒng), 形成獨(dú)具特色的多金屬礦床, 備受礦床學(xué)家關(guān)注(華仁民等, 2005;毛景文等, 2007; 陳駿等, 2014; 柏道遠(yuǎn)等, 2016; 袁順達(dá), 2017)。長城嶺礦床是湘南地區(qū)的一個(gè)中型銻鉛鋅銀多金屬礦床, 由于長期的開采, 礦區(qū)內(nèi)的金屬礦產(chǎn)資源日漸枯竭, 隨著“三稀”礦產(chǎn)戰(zhàn)略資源調(diào)查與深邊部找礦工作的開展, 該區(qū)新發(fā)現(xiàn)超大型銣多金屬礦床(王雷等, 2019), 為礦區(qū)資源接替起到重要作用。長城嶺礦床成礦作用復(fù)雜, 礦化類型眾多, 不同礦化與區(qū)內(nèi)構(gòu)造具有較好耦合關(guān)系, 呈規(guī)律性展布特征。長期以來, 眾多學(xué)者從礦床地質(zhì)特征(羅綷, 1987; 錢麗華等, 2014; 劉賢紅等, 2015; 蔣宗和, 2019)、成礦物質(zhì)來源(許雪冰, 2013; 錢麗華, 2014)、構(gòu)造控礦規(guī)律(田旭峰等, 2020)和成巖成礦時(shí)代(劉勇等, 2012; 楊帆等, 2018;朱恩異等, 2022)等方面對(duì)其進(jìn)行了研究, 并且提出了低溫?zé)嵋航淮?羅綷, 1987)、同生VMS型海底噴流沉積型(游先軍, 1998)以及海相沉積?熱液疊加MVT型(趙健榮, 2006)等多種礦床成因模式。劉勇等(2012)對(duì)長城嶺上塘背巖體進(jìn)行年代學(xué)研究, 得到上塘背花崗斑巖形成于晚侏羅世(153±14 Ma); 朱恩異等(2022)對(duì)礦區(qū)南部塘下壟花崗斑巖進(jìn)行年齡測定, 得到晚三疊世的成巖年齡(222.5±1.8 Ma), 為礦區(qū)成巖成礦年代學(xué)格架提供了新的制約。前人研究顯示, 長城嶺礦區(qū)經(jīng)歷了多期次多階段的成巖成礦過程。近期, 項(xiàng)目組在野外坑道編錄過程中, 在花崗斑巖內(nèi)發(fā)現(xiàn)一條含閃鋅礦的方解石脈體, 表明銻鉛鋅成礦晚于花崗斑巖。對(duì)于長城嶺銻鉛鋅成礦時(shí)代一直缺乏年代學(xué)數(shù)據(jù)支撐, 趙健榮(2006)和許雪冰(2013)研究認(rèn)為銻鉛鋅成礦物質(zhì)由區(qū)內(nèi)花崗斑巖提供, 但多金屬成礦與花崗斑巖的時(shí)代關(guān)系并不明確。本文在詳細(xì)野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上, 通過對(duì)長城嶺銻鉛鋅礦床中成礦期共生的方解石脈開展微量元素組成分析和Sm-Nd同位素定年工作, 結(jié)合C-O同位素特征, 厘定銻鉛鋅礦床成礦時(shí)代及成礦流體來源與演化特征, 揭示成礦作用過程, 為礦區(qū)下一步找礦工作提供依據(jù)。

1 區(qū)域與礦區(qū)地質(zhì)特征

1.1 區(qū)域地質(zhì)背景

湘南多金屬礦集區(qū)位于NE向欽杭成礦帶與近EW向南嶺成礦帶的疊合部位(圖1a), 是華南重要的多金屬礦床分布區(qū)之一。湘南地區(qū)經(jīng)歷了自元古宙?中生代的多期次構(gòu)造運(yùn)動(dòng), 形成了復(fù)雜的構(gòu)造?巖漿?成礦帶, 被稱為中國有色金屬之鄉(xiāng), 是研究多金屬成礦過程的天然實(shí)驗(yàn)室(毛景文等, 2011; Hu and Zhou, 2012; Jiang et al., 2018; Xiong et al., 2020; Hu et al., 2023)。長城嶺銻鉛鋅多金屬礦床地處南嶺成礦帶中段與欽杭成礦帶的疊合部位, 該區(qū)經(jīng)歷多期次的構(gòu)造活動(dòng)(圖1)。NE向炎陵?郴州?藍(lán)山與NW向懷化?邵陽?郴州等基底斷裂, 中生代受到古太平洋板塊向歐亞大陸板塊俯沖的遠(yuǎn)程效應(yīng)影響,進(jìn)一步活化, 形成了一系列次級(jí)成礦構(gòu)造(Zhou et al., 2006; Li and Li, 2007)。

圖1 南嶺成礦帶區(qū)域地質(zhì)圖(a;據(jù)毛景文等, 2011; 周永章等, 2017修改)和南嶺成礦帶W-Sn-Pb-Zn多金屬礦床分布位置圖(b;據(jù)Yuan et al., 2011修改)

湘南地區(qū)目前已發(fā)現(xiàn)礦床近千處, 石炭系、泥盆系等古生代地層是區(qū)內(nèi)主要的賦礦地層, 巖性主要為灰?guī)r、白云巖、灰質(zhì)白云巖以及變質(zhì)砂巖。這些礦床主要受到深大斷裂控制(唐朝永等, 2007), 分布于斷裂構(gòu)造兩側(cè)以及斷裂交會(huì)部位(圖1b)。區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)頻繁, 巖石組合復(fù)雜, 按形成時(shí)代主要分為加里東期、印支期與燕山期。巖漿活動(dòng)伴生多類型有色和稀有金屬礦產(chǎn), 例如加里東期的楊家山石英脈型錫鎢礦床(409.8±5.9 Ma; Xie et al., 2019); 印支期與中粒白云母花崗巖相關(guān)的鎢錫礦床, 如王仙嶺(～224 Ma; Zhang et al., 2015)、水源山(～214 Ma; Zhang et al., 2015)與荷花坪(224.0±1.9 Ma; 蔡明海等, 2006)等礦床; 燕山期與殼幔混合中酸性巖相關(guān)的錫鉛鋅多金屬礦床(柏道遠(yuǎn), 2008), 如寶山(174±7 Ma, 姚軍明等, 2006; 141±4 Ma, 盧友月等, 2022)、黃沙坪(179.9±1.3 Ma, 全鐵軍等, 2012; 143±1 Ma, 盧友月等, 2022)、芙蓉(155～160 Ma; 李華芹等, 2006)等礦床; 與高分異花崗巖相關(guān)的鎢錫多金屬礦床, 如香花嶺(Yuan et al., 2008)、瑤崗仙(156±3 Ma、170±5 Ma; 王登紅等, 2009)、新田嶺(～160 Ma; 袁順達(dá)等, 2012b)、柿竹園(151.0±3.5 Ma; 李紅艷等, 1996)和紅旗嶺(151.0±3.5 Ma; 袁順達(dá)等, 2012a)等礦床(圖1b)。湘南地區(qū)成礦類型復(fù)雜, 成礦時(shí)代多集中于中生代, 但跨度大。關(guān)于華南中生代不同巖漿礦床相互疊合的問題也引起眾多學(xué)者的廣泛關(guān)注, 這些問題對(duì)于湘南乃至華南區(qū)域成礦規(guī)律研究與深部找礦預(yù)測具有重要意義(Wang et al., 2000; 陳毓川和王登紅, 2012; 王登紅等, 2014; Hu et al., 2017; 謝桂青等, 2021; Zhu et al., 2022; 何昊等, 2023)。

1.2 礦區(qū)地質(zhì)背景

長城嶺礦區(qū)地層總體走向NE, 傾向SE, 傾角30°～ 50°, 出露的地層主要為泥盆系棋梓橋組(D2)、佘田橋組(D3)、錫礦山組(D3), 石炭系孟公坳組(C1)和下侏羅統(tǒng)(J1)。中泥盆統(tǒng)棋梓橋組是主要賦礦地層, 該地層為一套含煤建造的淺海相碳酸鹽巖與海陸交互相碎屑巖, 與上覆地層呈角度不整合接觸。

礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育, 具有多期活動(dòng)的特點(diǎn),按其展布方向, 主要分為NE向、NW向與近SN向3組, 這三組斷裂共同組成了長城嶺礦區(qū)“棋盤式”構(gòu)造格架(圖2)。其中NE向斷裂以F101、F102、F103、F104為代表, 延伸規(guī)模大, 走向與劉家?平和復(fù)式背斜軸向平行, 屬于NE向炎陵?郴州?藍(lán)山深大斷裂的重要組成部分(張術(shù)根, 2014), 控制了礦區(qū)銻鉛鋅礦體的分布。NW向斷裂與NE向斷裂交會(huì), 并錯(cuò)斷NE向斷裂, 在斷裂交錯(cuò)部位可見花崗斑巖體和少量基性玄武巖巖株侵位(朱書林等, 2015)。

礦區(qū)巖漿活動(dòng)頻繁, 巖性主要有花崗斑巖、石英斑巖、輝綠巖、輝綠玢巖以及少量玄武巖等(張術(shù)根, 2015)。區(qū)內(nèi)花崗斑巖具銣礦化, 是新發(fā)現(xiàn)的超大型稀有金屬礦床(王雷等, 2019), 該礦床具有“云母型”銣礦潛力(朱恩異等, 2021), 取得了我國首個(gè)銣采礦權(quán)證。

2 礦體特征

長城嶺銻鉛鋅多金屬礦區(qū)可劃分為Ⅰ號(hào)與Ⅱ號(hào)2個(gè)含礦帶, 其中Ⅰ號(hào)、Ⅱ號(hào)含礦帶分別與F102、F103斷裂密切相關(guān), 礦體呈條帶狀分布(圖2), 走向NE, 傾向SE, 局部反傾, 傾角60°～85°。礦體主要受構(gòu)造、巖性、圍巖蝕變聯(lián)合控制。根據(jù)產(chǎn)出形態(tài), 可將礦石分為三類: 脈狀鉛鋅礦體(圖3a)、條帶狀鉛鋅礦體(圖3b)和脈狀輝銻礦體(圖3c)。脈狀鉛鋅礦體主要發(fā)育在Ⅱ號(hào)含礦帶相關(guān)的層間斷裂中, 圍巖為棋梓橋組灰?guī)r, 礦體多呈脈狀或囊狀產(chǎn)出, 礦石礦物主要有閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦, 脈石礦物為方解石與菱錳礦(圖3a、e)。條帶狀鉛鋅礦體主要發(fā)育在Ⅱ號(hào)含礦帶主斷裂中, 圍巖也為棋梓橋組灰?guī)r, 礦體多呈條帶狀或囊狀產(chǎn)出, 礦石礦物有方鉛礦、閃鋅礦與黃鐵礦, 全巖數(shù)據(jù)顯示該類礦體Ag元素含量為5×10?6～400×10?6, 表明其為銀礦物賦存的主要礦體, 脈石礦物主要為方解石、菱錳礦與少量石英(圖3f、g)。輝銻礦體主要發(fā)育在Ⅰ號(hào)含礦帶相關(guān)的斷裂帶與層間破碎帶中, 礦體與硅化蝕變關(guān)系密切, 礦石礦物主要為輝銻礦與黃鐵礦, 脈石礦物為方解石與石英, 按照礦石構(gòu)造, 可分為脈狀自形輝銻礦(圖3h)與層間破碎帶內(nèi)產(chǎn)出的浸染狀輝銻礦(圖3i)。

(a) 脈狀鉛鋅礦體; (b) 條帶狀鉛鋅礦體; (c) 脈狀輝銻礦體; (d) 550 m中段花崗斑巖中見方解石?閃鋅礦脈; (e) 脈狀鉛鋅礦石樣品標(biāo)本; (f)、(g) 條帶狀鉛鋅礦石樣品標(biāo)本; (h) 脈狀輝銻礦石樣品標(biāo)本; (i) 浸染狀輝銻礦石樣品標(biāo)本; (j) 花崗斑巖中發(fā)育的螢石?方解石脈; (k) 與螢石、方解石共生的輝銻礦礦石; (l) 與螢石共生的閃鋅礦礦石。礦物代號(hào): NY. 灰?guī)r; Cal. 方解石; Fl. 螢石; Sdr. 菱錳礦; Gn. 方鉛礦; Sp. 閃鋅礦; Py. 黃鐵礦; Stb. 輝銻礦; γπ. 花崗斑巖。

根據(jù)礦物組合與脈體穿插關(guān)系, 將礦床成礦過程劃分為成礦前和成礦期。根據(jù)成礦溫度, 成礦期又可分為2個(gè)成礦階段: 中?低溫成礦階段(方鉛礦?閃鋅礦?方解石階段)與低溫成礦階段(輝銻礦?方解石階段)(圖4)。中?低溫成礦階段出現(xiàn)方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦與黃鐵礦的礦物組合, 多伴生方解石、石英與菱錳礦(圖5a～j); 低溫成礦階段出現(xiàn)輝銻礦與黃鐵礦系列礦物, 脈石礦物也為方解石(圖5k、l)。本次研究的方解石樣品均采自兩個(gè)成礦階段, 礦物鏡下特征與產(chǎn)出形態(tài)見圖5。

圖4 長城嶺礦床成礦階段與礦物共生序列

(a) 在透射光下, 浸染狀方鉛礦與方解石共生; (b) a在反射光下, 可見早期自形的黃鐵礦, 少量它形黃銅礦與方鉛礦共生; (c) 方鉛礦與浸染狀黃鐵礦共生, 可見早期晶型較好的黃鐵礦遭受溶蝕; (d) 在正交偏光下, 閃鋅礦與方解石和石英共生; (e) d在反射光下, 閃鋅礦被后期黃鐵礦脈切穿; (f) 浸染狀方鉛礦與石英共生, 可見方鉛礦“黑三角”節(jié)理受應(yīng)力影響, 呈現(xiàn)有規(guī)律的變形; (g) 在正交偏光下, 閃鋅礦和方鉛礦與石英共生; (h) g在反射光下, 閃鋅礦與方鉛礦形成共生邊結(jié)構(gòu), 可見少量半自形黃鐵礦與方鉛礦共生; (i) 方解石與閃鋅礦和方鉛礦共生; (j) 在透射光下, 淺棕色閃鋅礦與方解石共生, 可見方解石的平行節(jié)理; (k) 在正交偏光下, 自形程度較好的輝銻礦與方解石共生; (l) 浸染狀輝銻礦與小顆粒碎裂狀方解石共生, 可見少量早期半自形黃鐵礦。礦物代號(hào): Cal. 方解石; Qtz. 石英; Gn. 方鉛礦; Sp. 閃鋅礦; Py.黃鐵礦; Stb. 輝銻礦; Ccp. 黃銅礦。

礦區(qū)內(nèi)圍巖蝕變較為發(fā)育, 主要為硅化、方解石化、白云石化以及鐵錳碳酸鹽化, 其次為少量螢石化、綠泥石化、蛇紋石化等。硅化與銻鉛鋅成礦密切相關(guān), 是有利的找礦標(biāo)志。螢石化蝕變可見2種產(chǎn)出形式, 一種是在花崗斑巖內(nèi)部或與圍巖接觸帶發(fā)育的螢石、方解石?螢石脈(圖3j), 第二種是與銻礦石和鉛鋅礦石緊密共生的螢石(圖3k、l), 表明礦區(qū)存在多期螢石化現(xiàn)象, 螢石化多沿控制銻鉛鋅礦化、花崗斑巖的構(gòu)造分布。

3 樣品采集與測試方法

本次研究所測試的方解石, 均采集于礦床各中段富含硫化物的熱液方解石脈中, 其測試結(jié)果能夠代表礦床的成礦年齡。挑選代表性樣品進(jìn)行單礦物分選, 首先將樣品粉碎至40～80目, 在雙目鏡下挑選出純凈的方解石, 使其純度至99%以上, 將初選樣品用超凈水沖洗并低溫蒸干, 將其研磨至200目。具體采樣位置及樣品產(chǎn)出特征見圖2與表1。

表1 長城嶺礦床方解石Sm-Nd同位素年齡測試樣品信息

方解石的稀土元素以及Sm-Nd同位素分析測試工作均在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)研究所完成。在進(jìn)行同位素分析之前, 先使用X Series Ⅱ型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定樣品稀土元素及微量元素含量, 測試精度RSD<10%。在此基礎(chǔ)上, 挑選Sm、Nd比值適合的定年樣品進(jìn)行同位素組成測定。將方解石樣品用HF和HClO4溶解后均勻分成兩份, 其中一份加入適量149Sm-146Nd混合稀釋劑, 待分離純化后用于測定Sm、Nd含量。另一份溶液待分離純化后用于Nd同位素比值測定。Sm-Nd分離流程采用傳統(tǒng)AG50W×12陽離子交換樹脂和P507樹脂相結(jié)合的分離流程, Sm、Nd同位素測試均使用TRITON熱電離質(zhì)譜儀上進(jìn)行。Nd同位素分餾的內(nèi)校正采用146Nd/144Nd=0.7219, Sm、Nd同位素的檢測下限分別為3×10?11和5×10?11。在測試過程中, 用國際標(biāo)準(zhǔn)巖石樣BCR-2對(duì)全流程和儀器進(jìn)行監(jiān)控, BCR-2標(biāo)準(zhǔn)測定結(jié)果Sm=6.3765 μg/g、Nd=27.8779 μg/g,147Sm/144Nd=0.1383,143Nd/144Nd= 0.512649±0.000006。Sm、Nd同位素含量的實(shí)驗(yàn)分析誤差均優(yōu)于0.5%,147Sm/144Nd(2σ)的實(shí)驗(yàn)分析誤差為±0.2%, 說明所獲得的方解石 Sm-Nd同位素?cái)?shù)據(jù)準(zhǔn)確可靠。另外, 利用國際通用的ISOPLOT程序計(jì)算Sm-Nd同位素的等時(shí)線年齡, 其中用于計(jì)算的衰變常數(shù)(147Sm)=6.54×10?12a?1。

C-O同位素測試工作在昆明理工大學(xué)穩(wěn)定同位素分析實(shí)驗(yàn)室完成。C、O同位素測試采用100% 磷酸法, 在90 ℃時(shí), 樣品與磷酸反應(yīng)大于1 h, 在高純氦氣的保護(hù)下將釋放的CO2氣體導(dǎo)入 ISO Prime 100型氣相穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀, 進(jìn)行C、O同位素組成測定。實(shí)驗(yàn)采用 Vienna Pee Dee Belemnite (PDB)為標(biāo)準(zhǔn), 測試精度δ13C≤0.50‰、δ18O≤1.00‰。C-O同位素分析精度優(yōu)于±0.2‰。

4 分析結(jié)果

4.1 稀土元素組成

方解石樣品的稀土元素含量見表2。其中5個(gè)與輝銻礦共生的方解石稀土總量(ΣREE)為9.13×10?6～ 15.55×10?6(平均13.11×10?6), δEu為0.71～0.97; 8個(gè)與鉛鋅礦共生的方解石稀土總量(ΣREE)為13.74×10?6～ 99.7×10?6(平均32.97×10?6), δEu為0.74～1.02。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(圖6)顯示,所有樣品配分曲線均為右傾型, 呈輕稀土元素富集型, 具負(fù)Eu異常(僅一件樣品δEu為1.02), 其中與輝銻礦共生的方解石稀土元素含量明顯低于與鉛鋅礦共生的方解石。

表2 長城嶺礦床方解石稀土元素分析結(jié)果(×10?6)

圖6 長城嶺礦床方解石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

4.2 C-O同位素組成

C、O同位素分析結(jié)果見表3。方解石δ13CPDB值介于?5.12‰～?0.63‰之間, 均值為?2.35‰, 硅化灰?guī)r的δ13CPDB值介于?3.20‰～?1.17‰之間, 均值為?1.98‰。方解石δ18OPDB值為?26.25‰～?17.63‰, 均值為?21.40‰, 硅化灰?guī)rδ18OPDB值為?16.79‰～ ?14.88‰, 均值為?16.28‰。依據(jù)Friedman (1977)公式, 計(jì)算出方解石δ18OSMOW值為3.80‰～12.69‰, 均值為8.80‰, 硅化灰?guī)rδ18OSMOW值為13.55‰～15.52‰, 均值為14.08‰?？梢姺浇馐腃、O同位素組成變化范圍較大, 不同礦化類型方解石之間存在一定差異, 輝銻礦成礦階段比方鉛礦?閃鋅礦成礦階段的方解石具有更虧損的O同位素組成, 表明成礦期方解石來源不一致或均一程度不同。

表3 不同礦體方解石與硅化圍巖的C-O同位素組成

4.3 Sm-Nd同位素年代學(xué)

方解石Sm-Nd元素含量和同位素分析結(jié)果見表4。6個(gè)方解石樣品Sm含量為0.61×10?6～3.34×10?6, Nd含量為2.07×10?6～15.4×10?6,147Sm/144Nd和143Nd/144Nd分別為0.1312～0.3550和0.511934～0.512158, 獲得Sm-Nd等時(shí)線年齡為151.5±3.2 Ma(=6; MSWD= 0.62)(圖7), 對(duì)應(yīng)的初始Nd同位素(143Nd/144Nd)i= 0.511804～0.511810。方解石Nd()=?12.48～?12.37。

表4 長城嶺礦床方解石Sm-Nd元素和同位素測試結(jié)果

圖7 長城嶺礦床方解石Sm-Nd等時(shí)線年齡圖

5 討 論

5.1 成巖與成礦時(shí)代

因缺乏精準(zhǔn)的定年礦物, 熱液礦床的年代學(xué)研究一直是個(gè)難點(diǎn)。Fryer and Taylor (1984)首次報(bào)道Sm-Nd同位素體系在熱液礦床定年的潛力, 近年來利用熱液礦床中的含鈣礦物如方解石、螢石、白鎢礦等進(jìn)行礦床定年的實(shí)例越來越多(Bell et al., 1989; Darbyshire et al., 1996; Escayola et al., 2007; Wang et al., 2012; 劉協(xié)魯?shù)? 2014; 于皓丞等, 2019), 印證含鈣礦物為Sm-Nd同位素定年的理想礦物, 具有良好的應(yīng)用前景。

由于Sm、Nd元素的地球化學(xué)性質(zhì)相似, 在同位素衰變過程中子體與母體易于在方解石晶格中保存下來, 所以方解石中的Sm-Nd同位素體系易保持封閉, 常用于熱液礦床定年(Chesley et al., 1994; Peng et al., 2002, 2003; 李文博等, 2004; Su et al., 2009; 王加昇和溫漢捷, 2015; 彭建堂等, 2021)。研究表明, 稀土元素在含鈣礦物中主要以置換Ca2+的形式存在(Elzinga and Reeder, 2002), 其化學(xué)性質(zhì)穩(wěn)定, 不易在成巖、變質(zhì)或分離結(jié)晶作用中發(fā)生分餾。且有學(xué)者指出, 熱液礦床形成過程中的Sm、Nd元素發(fā)生較高程度的分餾(Chesley et al., 1994; Brugger et al., 2002; 彭建堂等, 2002b, 2003, 2006), 這些研究為使用方解石定年提供了新思路。

一直以來, 由于缺少直接的年代學(xué)證據(jù), 長城嶺銻鉛鋅礦床的形成時(shí)代僅依靠成礦構(gòu)造分析和花崗斑巖年代學(xué)來推測(趙健榮, 2006; 許雪冰, 2013; 田旭峰等, 2020)。本文對(duì)成礦期與銻鉛鋅礦體共生的方解石脈開展Sm-Nd同位素定年。結(jié)果顯示, 方解石樣品的143Nd/144Nd-1/Nd和147Sm/144Nd-1/Sm之間不存在線性關(guān)系(圖8), 表明其同位素分餾過程處于相對(duì)封閉的環(huán)境, 圖7具有等時(shí)線意義(Faure, 1977; 李志昌和黃圭成, 2004)。本次獲得長城嶺銻鉛鋅礦床年齡為151.5±3.2 Ma(WSWD=0.62)(圖7), 結(jié)合區(qū)域成礦背景, 銻鉛鋅礦床形成于晚侏羅世晚期, 與南嶺W-Sn-Pb-Zn多金屬礦床形成時(shí)代相近(毛景文等, 2004; 付建明等, 2008; 盧友月等, 2015), 如柿竹園W-Sn-Mo-Bi多金屬礦床(151.1±3.5 Ma; 李紅艷等, 1996)、香花嶺錫多金屬礦床(154～157 Ma; Yuan et al., 2008)、錫礦山銻礦床(155.5±1.1 Ma; Peng et al., 2003)、芙蓉錫礦床(153～155 Ma; Peng et al., 2006)等。但該成礦年齡與礦區(qū)內(nèi)花崗斑巖型銣礦體年齡(222.5±1.7 Ma; 朱恩異等, 2022)有較大差異。

圖8 長城嶺礦床方解石的143Nd/144Nd-1/Nd(a)和147Sm/144Nd-1/Sm(b)關(guān)系圖

華南成礦省不乏有多期成礦作用在同一礦區(qū)出現(xiàn)的實(shí)例: 如南嶺地區(qū)的錫田礦區(qū)狗打欄鎢錫礦床(Liang et al., 2016)、荷樹下鎢錫礦床(Cao et al., 2018), 鄧埠仙礦區(qū)的湘東鎢礦床(蔡楊等, 2012; Xiong et al., 2020)、大隴鉛鋅礦床(鄭明泓等, 2016)以及東坡礦田的荷花坪鎢礦床(蔡明海等, 2006, 2013; Zhang et al., 2015); 桂北地區(qū)的苗兒山?越城嶺礦集區(qū)(陳文迪等, 2016; 林書平等, 2017); 滇東南地區(qū)老君山礦田南秧田鎢礦床(Zhao et al., 2017; Wang et al., 2019); 以及右江礦集區(qū)的老寨灣金礦床等(Pi et al., 2017), 這些礦區(qū)普遍存在加里東期、印支期與燕山期成礦作用疊加, 并伴隨多時(shí)代的巖漿活動(dòng)。這些礦床多以加里東期與印支期花崗巖為巖基, 但礦化與燕山期花崗巖密切相關(guān)。燕山期花崗巖多以巖株形式呈隱伏狀產(chǎn)出, 進(jìn)一步證實(shí)華南地區(qū)深部隱伏燕山期巖體的成礦潛力(伍式崇等, 2009; Wei et al., 2018; 謝桂青等, 2021), 且根據(jù)礦化分帶特征, 鉛鋅礦化深部往往伴隨鎢錫礦(化)體, 具有較好找礦前景(翟裕生等, 2004; 何昊等, 2023)。長城嶺礦區(qū)存在有印支期成銣和燕山期成銻鉛鋅的兩期成礦作用, 推測深部存在燕山期隱伏巖體, 具有較好成礦潛力。

5.2 成礦物質(zhì)來源

5.2.1 REE元素的制約

Bau and Dulski (1995)研究表明, Y與Ho元素具有相似的離子半徑與離子電位, Y/Ho值可以指示成礦流體來源。借助礦物Y/Ho與La/Ho值變化范圍及趨勢對(duì)比, 是討論成礦流體來源的常用手段。同源流體沉淀的礦物Y/Ho值基本保持不變, 而經(jīng)過遷移的不同來源熱液礦物Y/Ho值變化較大(唐波浪等, 2023)。長城嶺礦床中不同礦物組合的方解石稀土元素配分模式相似, 均為右傾型(圖6), 在Y/Ho-La/Ho圖解(圖9a)中, 樣品點(diǎn)分布范圍較為集中, 表明屬于同一熱液系統(tǒng)的產(chǎn)物。

圖9 長城嶺礦床方解石Y/Ho-La/Ho(a)、Yb/Ca原子比-Yb/La原子比關(guān)系圖(b)(據(jù)Bau and Dulskip, 1995)

Yb/Ca-Yb/La(原子比)圖解可以有效判別方解石的成因。Yb/La值與稀土元素分餾程度相關(guān), Yb/Ca值可以揭示方解石形成時(shí)的流體環(huán)境(M?ller et al., 1976; Subías and Fernández-Nieto, 1995)。在Yb/Ca-Yb/La圖解(圖9b)中, 長城嶺礦床不同礦物組合的方解石均落入熱液成因范圍內(nèi)。結(jié)合方解石稀土元素配分模式、Y/Ho-La/Ho圖解中樣品點(diǎn)近水平變化特征, 可推測長城嶺礦床中兩類方解石均為熱液成因的方解石, 具有相似的成礦流體來源。

5.2.2 C-O同位素的約束

成礦流體作為成礦過程中的重要介質(zhì), 蘊(yùn)含著大量的成礦信息, 是研究礦床成因與成礦物質(zhì)來源的關(guān)鍵。C、O同位素質(zhì)量小, 但相對(duì)質(zhì)量差別較大, 流體運(yùn)移成礦過程中質(zhì)量較輕的同位素分餾明顯, 對(duì)于判別成礦流體來源具有重要意義(Hoefs, 1997)。

Ohmoto (1972)提出當(dāng)成礦體系中不存在與其共生的石墨時(shí), 方解石的C同位素可以作為成礦熱液的總體C同位素組成。已有研究表明, 熱液系統(tǒng)中的碳主要來源于幔源巖漿、海相碳酸鹽巖與沉積有機(jī)物(Taylor et al., 1967; Ohmoto, 1972; Veizer and Hoefs, 1976; 黃智龍等, 2004)。在δ13CPDB-δ18OSMOW圖解(圖10)中, 不同源區(qū)的CO2在通過各種分餾途徑時(shí)具有不同變化趨勢(劉建明等, 1997; 毛景文等, 2002; 劉家軍等, 2004; 袁順達(dá)等, 2008; 周家喜等, 2012; 李堃等, 2014; 謝銀財(cái)?shù)? 2015; 路睿等, 2017)。長城嶺礦床不同礦物組合方解石的C、O同位素組成相對(duì)均一, 熱液方解石與硅化巖石的δ13CPDB范圍為?5.12‰～?0.63‰, 均值為?2.35‰, 變化較小, δ18OSMOW組成范圍為3.80‰～12.69‰, 均值為8.80‰。在C-O同位素圖解中, 方解石樣品點(diǎn)分布于碳酸鹽巖組成范圍左下方區(qū)域, 方解石樣品點(diǎn)偏向于幔源巖漿范圍, 硅化灰?guī)r樣品點(diǎn)位于海相碳酸鹽巖與幔源巖漿范圍之間。由于測試樣品的δ13CPDB值變化范圍較窄, 且明顯高于沉積有機(jī)物的C同位素組成, 因此首先排除沉積有機(jī)物提供碳的可能。熱液方解石與硅化灰?guī)rδ13C值相對(duì)地幔體系偏高, 與海相碳酸鹽巖較吻合。此外, 方解石δ18O組成與幔源巖漿區(qū)域相一致, 低于海相碳酸鹽巖和棋梓橋組灰?guī)r(圍巖), 即成礦流體的δ18O較為虧損, 并且δ18O具有硅化灰?guī)r>方解石(與鉛鋅礦共生)>方解石(與輝銻礦共生)的特點(diǎn)。結(jié)合前人對(duì)于礦區(qū)內(nèi)方解石流體包裹體的測溫結(jié)果(許雪冰, 2013; 錢麗華, 2014), 隨著成礦溫度的下降δ18O的值具有負(fù)向“漂移”趨勢。綜合C、O同位素組成特點(diǎn), 本文認(rèn)為長城嶺銻鉛鋅礦床中的碳來自于幔源, 成礦流體在成礦過程中發(fā)生了與碳酸鹽巖(圍巖)的水?巖反應(yīng), 并且伴隨著大氣降水混入, 致使成礦物質(zhì)沉淀從而成礦。

底圖據(jù)劉建明等, 1997; 劉家軍等, 2004修改; 棋梓橋組灰?guī)r同位素?cái)?shù)據(jù)引自劉文均, 1987。

5.2.3 Nd同位素的約束

在熱液成礦過程中, Sm、Nd等稀土元素在方解石等含鈣礦物中穩(wěn)定性高, 當(dāng)這些礦物結(jié)晶時(shí)Nd同位素體系可以保持封閉狀態(tài)(Cherniak, 1998), 方解石的Nd同位素被廣泛應(yīng)用于成礦物質(zhì)來源的示蹤研究(彭建堂等, 2003; 李文博等, 2004; 陳恒等, 2012; 劉善寶等, 2017; 于皓丞等, 2019; 金廷福等, 2021)。長城嶺礦床成礦期方解石構(gòu)筑出一條有效的方解石Sm-Nd同位素等時(shí)線年齡, 表明長城嶺銻鉛鋅礦床形成于約151 Ma。

長城嶺熱液方解石Nd()=?12.48～?12.37, 說明有古老地殼物質(zhì)的混入(陳駿和王鶴年, 2019)。本研究的Nd()值變化范圍較小, 暗示成礦物質(zhì)的源區(qū)相對(duì)均一, 為同期熱液流體活動(dòng)的產(chǎn)物。方解石(143Nd/144Nd)i=0.511804～0.511810, 在(143Nd/144Nd)i-年齡圖解(圖11)中, 樣品點(diǎn)均落入原始地幔演化線與地殼演化線之間, 且更加靠近地幔演化線, 表明成礦方解石Nd同位素組成具有殼?；煸刺卣?。

圖11 長城嶺礦床中151 Ma的方解石Nd同位素組成(底圖據(jù)黃從俊, 2019)

5.3 稀土元素對(duì)成礦流體性質(zhì)的指示

熱液方解石是長城嶺銻鉛鋅礦床中最主要的脈石礦物(圖4)。由于在熱液成礦系統(tǒng)中硫化物的稀土元素含量較低, 礦石中的稀土元素主要賦存于方解石中(Zhou et al., 2011; 周家喜等, 2012)。故方解石的稀土元素組成大致可以代表成礦流體特征, 其變化規(guī)律記錄了成礦流體來源及演化的重要信息。在熱液系統(tǒng)中, 稀土元素常與CO32?、HCO3?形成絡(luò)合物, 并主要以類質(zhì)同象的方式置換晶格中的Ca2+而進(jìn)入方解石中, 且LREE3+的離子半徑相對(duì)于HREE3+更接近Ca2+, 故LREE更易進(jìn)入方解石(韓吟文等, 2003),導(dǎo)致熱液體系中方解石稀土元素配分模式呈LREE富集的右傾型, 本次分析測試結(jié)果與該規(guī)律相符。

根據(jù)配位地球化學(xué)理論研究, REE3+與Eu2+具有不同的性質(zhì)(Sverjensky, 1984; Wood, 1990; Chen and Fu, 1991), Eu異常的變化受到成礦流體的溫度、壓力、pH值以及稀土元素的賦存狀態(tài)影響(Lüders et al., 1993)。因此, 在熱液成礦過程中會(huì)出現(xiàn)Eu2+與REE3+的分離, 從而出現(xiàn)Eu的正負(fù)異常。Eu異常一般被用于解釋成礦流體的氧化還原條件, 從而反映成礦流體演化過程與水?巖反應(yīng)的物理化學(xué)過程(Li et al., 2015, 2022)。前人研究表明, 在熱液成礦系統(tǒng)中若水?巖反應(yīng)的階段處于相對(duì)還原環(huán)境, 會(huì)出現(xiàn)正Eu異常、較低的∑REE以及高LREE/HREE值現(xiàn)象; 若處于相對(duì)氧化的條件則出現(xiàn)相反情況, 這被稱為REE的地球化學(xué)氧化?還原模式(Chen and Fu, 1991; Chen and Zhao, 1997; Ma and Liu, 1999)。

在熱液礦床研究中, 常通過方解石的稀土元素和C-O同位素研究, 總結(jié)礦床成礦環(huán)境演化過程(周家喜等, 2012; 梁峰等, 2016)。長城嶺礦區(qū)的礦物組成主要為輝銻礦、方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦及方解石。在熱液成礦早期氧逸度很低, 對(duì)應(yīng)研究區(qū)中低溫成礦階段, 成礦流體中H2S對(duì)礦物的形成起主要作用, 由于大量還原性S2?的存在, 流體中Fe2+、Pb2+、Zn2+等離子首先與S2?結(jié)合形成黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦。根據(jù)REE的氧化?還原模式, 在還原環(huán)境下研究區(qū)熱液方解石的Eu應(yīng)富集而非虧損, 表現(xiàn)出Eu負(fù)異常, 造成此種現(xiàn)象的原因可能是: ①成礦流體及其來源本身虧損Eu; ②Eu元素主要富集在硫化物中。長城嶺礦區(qū)硫化物原位微量元素測試表明, 其REE含量均低于1×10?6(課題組未發(fā)表數(shù)據(jù)),因此本文認(rèn)為該礦床成礦流體及來源本身虧損Eu。

與輝銻礦共生方解石的稀土元素含量明顯低于與方鉛礦?閃鋅礦共生的方解石(圖6), 由于Sb3+屬于低溫元素, 當(dāng)流體逐漸冷卻, Sb3+與S2?結(jié)合形成輝銻礦。彭建堂等(2002a, 2004)研究表明, 方解石REE總量受成礦流體的REE濃度控制。隨成礦作用的進(jìn)行成礦溫度逐步降低, 硫化物的形成消耗了成礦流體中稀土元素, 導(dǎo)致與輝銻礦共生的方解石稀土元素總量低于與鉛鋅礦共生的方解石。稀土元素與C-O同位素組成特征共同表明, 長城嶺礦床成礦過程中熱液系統(tǒng)受到大氣降水與水?巖反應(yīng)等多種因素共同影響, 流體中稀土元素呈現(xiàn)隨流體溫度下降而降低的趨勢。

5.4 銻鉛鋅礦床形成過程及其意義

長城嶺銻鉛鋅礦床在空間上與區(qū)內(nèi)花崗斑巖密切相關(guān)(圖2)。羅綷(1987)、許雪冰(2013)和錢麗華(2014)將銻鉛鋅礦床歸為與花崗斑巖相關(guān)的巖漿熱液型礦床, 游先軍(1998)和趙健榮(2006)曾先后提出VMS型與MVT型的礦床成因模式。年代學(xué)研究表明, 銻鉛鋅礦床形成于晚侏羅世(151.5±3.2 Ma), 晚于區(qū)內(nèi)花崗斑巖的形成年齡(222.5±1.8 Ma; 朱恩異等, 2022), 指示區(qū)內(nèi)花崗斑巖與銻鉛鋅成礦并非同時(shí)期形成。此外, 野外地質(zhì)特征和方解石同位素組成特征表明, 銻鉛鋅礦床與原生沉積成礦作用不相關(guān)。

前人研究認(rèn)為, 湘南地區(qū)大規(guī)模成礦主要集中于兩個(gè)時(shí)期: 晚三疊世(230～210 Ma)和中晚侏羅世(170～150 Ma)(Mao et al., 2013)。長城嶺礦區(qū)的成礦過程可概括為: ①中生代早期, 印支板塊與亞歐板塊發(fā)生陸陸碰撞, 導(dǎo)致華南板塊與華北板塊碰撞拼接, 在主碰撞期后20 Ma左右, 在區(qū)域伸展背景下長城嶺地區(qū)形成了花崗斑巖(～220 Ma), 而此時(shí)未發(fā)生銻鉛鋅成礦作用(Sun et al., 2005; Zhou et al., 2006; 朱恩異等, 2022); ②早侏羅世(205～180 Ma)湘南地區(qū)處于構(gòu)造成礦的靜止期, 構(gòu)造體系由特提斯構(gòu)造域向太平洋構(gòu)造域轉(zhuǎn)變(Maruyama and Send, 1986; Zhou et al., 2006; Mao et al., 2013)。太平洋板塊于170 Ma左右向亞歐大陸之下斜向俯沖, 導(dǎo)致大陸地殼增厚, 在弧后環(huán)境形成了一系列NE向的巖石圈伸展帶, 并活化早期已有構(gòu)造(毛景文等, 2007; Mao et al., 2008, 2011),湘南地區(qū)由此進(jìn)入成礦大爆發(fā)時(shí)期(170～150 Ma) (毛景文等, 2004; 華仁民等, 2005)。研究表明, 太平洋板塊的俯沖伴隨著NE向走滑作用(Mao et al., 2013), 當(dāng)板塊俯沖至一定深度時(shí), 板片發(fā)生裂解并脫水熔融, 伴隨著地幔物質(zhì)的加入(Hatherton and Dickinson, 1969), 成礦物質(zhì)通過深大斷裂遷移至地殼的有利部位而參與成礦(劉叢強(qiáng)等, 2001; Ballentine et al., 2002)。

通過長城嶺銻鉛鋅礦床的控礦構(gòu)造研究表明, 銻鉛鋅成礦構(gòu)造以NE向?yàn)橹? 表現(xiàn)為早期壓扭性, 晚期為張扭性的力學(xué)特征(田旭峰等, 2020; 朱恩異等, 2021), 與區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動(dòng)相吻合。本文方解石地球化學(xué)與年代學(xué)研究結(jié)果表明, 由于晚侏羅世強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng), 使幔源混熔的巖漿沿NE向與NW向深大斷裂(炎陵?郴州?藍(lán)山基底斷裂與郴州?邵陽深大斷裂)的交匯部位上涌并形成巖漿巖, 為長城嶺礦床提供了Pb-Zn-Sb-Ag等成礦物質(zhì)。巖漿上涌過程中發(fā)生結(jié)晶分異作用, 形成攜帶大量成礦物質(zhì)的熱液, 含礦熱液流經(jīng)劉家?平和背斜的軸部與棋梓橋組灰?guī)r層間破碎帶等部位, 較高的溫度導(dǎo)致灰?guī)r發(fā)生硅化蝕變, 熱液與圍巖發(fā)生水?巖反應(yīng), 壓力驟變伴隨溫度降低和大氣降水混入, 發(fā)生方解石與硫化物的沉淀, 形成長城嶺礦區(qū)與巖漿相關(guān)的熱液脈型銻鉛鋅多金屬礦床。雖然區(qū)內(nèi)至今并未發(fā)現(xiàn)有關(guān)銻鉛鋅成礦的燕山期花崗巖出露, 但地球物理調(diào)查資料顯示長城嶺礦區(qū)遙感影像存在環(huán)形構(gòu)造, 區(qū)域地球物理調(diào)查資料顯示深部存在隱伏巖體(羅綷, 1987; 朱書林等, 2015; 塔那等, 2021), 結(jié)合南嶺成礦帶巖漿熱液礦床, 鉛鋅銻礦床深部存在鎢錫礦(化)體的規(guī)律, 推測長城嶺礦區(qū)深部具有進(jìn)一步尋找W-Sn-Pb-Zn礦產(chǎn)資源的找礦潛力。

6 結(jié) 論

(1) 長城嶺銻鉛鋅礦床方解石Sm-Nd等時(shí)線年齡為151.5±3.2 Ma, 其成礦時(shí)代為晚侏羅世, 是南嶺地區(qū)成礦大爆發(fā)時(shí)期的產(chǎn)物。測年結(jié)果顯示銻鉛鋅多金屬成礦與區(qū)內(nèi)花崗斑巖中銣礦體成礦時(shí)代不同, 屬于不同成礦系統(tǒng)。

(2) 熱液方解石C-O、Nd同位素與稀土元素地球化學(xué)特征表明, 成礦流體與巖漿熱液相關(guān)。成礦過程中水?巖反應(yīng)是成礦物質(zhì)沉淀的重要原因, 并受到大氣降水與低溫蝕變等因素影響, 從而形成銻鉛鋅礦體。結(jié)合礦床形成時(shí)代與地球化學(xué)研究, 推測礦區(qū)深部存在燕山期隱伏巖體, 為銻鉛鋅成礦提供了成礦物質(zhì), 因此礦區(qū)深部具有較好W-Sn-Pb-Zn找礦潛力。該區(qū)是印支期與燕山期多期疊合成礦的典型實(shí)例, 為湘南地區(qū)深部找礦工作提供了新思路。

致謝:本文野外工作得到宜章縣鑫聯(lián)礦業(yè)有限公司領(lǐng)導(dǎo)和技術(shù)人員的大力支持; 方解石Sm-Nd同位素測試得到了中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所李厚民研究員和李立興研究員的幫助; 方解石C-O同位素測試得到昆明理工大學(xué)賈福聚老師的支持; 中南大學(xué)李歡教授與另一位匿名審稿專家提出了寶貴的修改意見和建議, 在此一并表示感謝。

柏道遠(yuǎn), 馬鐵球, 王先輝, 張曉陽, 陳必河. 2008. 南嶺中段中生代構(gòu)造?巖漿活動(dòng)與成礦作用研究進(jìn)展. 中國地質(zhì), 35(3): 436–455.

柏道遠(yuǎn), 吳能杰, 鐘響, 賈朋遠(yuǎn), 熊雄, 黃文義. 2016. 湘西南印支期瓦屋塘巖體年代學(xué)、成因與構(gòu)造環(huán)境. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 40(5): 1075–1091.

蔡明海, 陳開旭, 屈文俊, 劉國慶, 付建明, 印建平. 2006. 湘南荷花坪錫多金屬礦床地質(zhì)特征及輝鉬礦Re-Os測年. 礦床地質(zhì), 25(3): 263–268.

蔡明海, 王顯彬, 彭振安, 劉虎, 郭騰飛, 譚澤模, 唐龍飛. 2013. 湘南荷花坪錫多金屬礦區(qū)花崗質(zhì)巖石Sm-Nd同位素研究. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 37(3): 530–538.

蔡楊, 馬東升, 陸建軍, 黃卉, 章榮清, 屈文俊. 2012. 湖南鄧阜仙鎢礦輝鉬礦錸?鋨同位素定年及硫同位素地球化學(xué)研究. 巖石學(xué)報(bào), 28(12): 3798–3808.

陳恒, 胡瑞忠, 畢獻(xiàn)武, 朱經(jīng)經(jīng), 石少華. 2012. 贛南6722鈾礦床方解石Sm-Nd等時(shí)線年齡及其地質(zhì)意義. 礦物學(xué)報(bào), 32(1): 52–59.

陳駿, 王鶴年. 2019. 地球化學(xué). 北京: 科學(xué)出版社.

陳駿, 王汝成, 朱金初, 陸建軍, 馬東升. 2014. 南嶺多時(shí)代花崗巖的鎢錫成礦作用. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 44(1): 111–121.

陳文迪, 張文蘭, 王汝成, 儲(chǔ)著銀, 肖榮, 張迪, 車旭東. 2016. 桂北苗兒山?越城嶺地區(qū)獨(dú)石嶺鎢(銅)礦床研究: 對(duì)復(fù)式巖體多時(shí)代差異性成礦的啟示. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 46(12): 1602–1625.

陳毓川, 王登紅. 2012. 華南地區(qū)中生代巖漿成礦作用的四大問題. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 36(3): 315–321.

付建明, 李華芹, 屈文俊, 馬麗艷, 楊曉君, 魏君奇, 劉國慶. 2008. 粵北始興地區(qū)石英脈型鎢礦成礦時(shí)代的確定及其地質(zhì)意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 32(1): 57–62.

韓吟文, 馬振東, 張宏飛, 張本仁, 李方林, 高山, 鮑征宇. 2003. 地球化學(xué). 北京: 地質(zhì)出版社.

何昊, 王雷, 韓潤生, 許以明, 趙凍, 朱恩異, 馬躍華, 蔣宗和, 任雯琪. 2023. 湘南紅旗嶺錫鎢鉛鋅多金屬礦區(qū)構(gòu)造控礦規(guī)律及找礦預(yù)測. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 47(1): 115–132.

華仁民, 陳培榮, 張文蘭, 陸建軍. 2005. 論華南地區(qū)中生代3次大規(guī)模成礦作用. 礦床地質(zhì), 24(2): 99–107.

黃從俊. 2019. 揚(yáng)子地塊西南緣拉拉IOCG礦床地質(zhì)地球化學(xué)研究. 成都: 成都理工大學(xué)博士學(xué)位論文.

黃革非, 龔述清, 蔣希偉, 譚雙喜, 黎傳標(biāo), 劉東紅. 2003. 湘南騎田嶺錫礦成礦規(guī)律探討. 地質(zhì)通報(bào), 22(6): 445– 451.

黃智龍, 李文博, 陳進(jìn), 許德如, 韓潤生, 劉叢強(qiáng). 2004. 云南會(huì)澤超大型鉛鋅礦床C、O同位素地球化學(xué). 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 28(1): 53–59.

蔣宗和. 2019. 湘南長城嶺礦區(qū)風(fēng)吹羅帶巖體稀有金屬含礦性與富集規(guī)律研究. 昆明: 昆明理工大學(xué)碩士學(xué)位論文.

金廷福, 羅偉, 李佑國, 李朋威, 孫騰蛟, 蘭葉芳. 2021. 揚(yáng)子西南緣大紅山鐵銅多金屬礦床礦化方解石脈方解石Sm-Nd定年及意義. 礦物學(xué)報(bào), 41(3): 343–354.

李紅艷, 毛景文, 孫亞利, 鄒曉秋, 何紅蓼,杜安道. 1996. 柿竹園鎢多金屬礦床的Re-Os同位素等時(shí)線年齡研究. 地質(zhì)論評(píng), 42(3): 261–267.

李華芹, 路遠(yuǎn)發(fā), 王登紅, 陳毓川, 楊紅梅, 郭敬, 謝才富, 梅玉萍, 馬麗艷. 2006. 湖南騎田嶺芙蓉礦田成巖成礦時(shí)代的厘定及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)論評(píng), 52(1): 113–121.

李堃, 吳昌雄, 湯朝陽, 段其發(fā), 于玉帥. 2014. 湘西黔東地區(qū)鉛鋅礦床C、O同位素地球化學(xué)特征及其對(duì)成礦過程的指示. 中國地質(zhì), 41(5): 1608–1619.

李文博, 黃智龍, 王銀喜, 陳進(jìn), 韓潤生, 許成, 管濤, 尹牡丹. 2004. 會(huì)澤超大型鉛鋅礦田方解石Sm-Nd等時(shí)線年齡及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)論評(píng), 50(2): 189–195.

李志昌, 黃圭成. 2004. 放射性同位素地質(zhì)學(xué)方法與進(jìn)展. 武漢: 中國地質(zhì)大學(xué)出版社: 99–101.

梁峰, 畢獻(xiàn)武, 馮彩霞, 唐永永, 韋東曉, 戴智慧. 2016. 云南富樂鉛鋅礦床碳酸鹽礦物化學(xué)特征及其對(duì)成礦作用的指示. 巖石學(xué)報(bào), 32(11): 3418–3430.

林書平, 伍靜, 黃文婷, 張健, 陳喜連, 梁華英. 2017. 桂東北苗兒山?越城嶺東北部界牌鎢?銅礦區(qū)成礦巖體鋯石U-Pb年齡及華南加里東期成礦分析. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 41(6): 1116–1127.

劉叢強(qiáng), 黃智龍, 李和平, 蘇根利. 2001. 地幔流體及其成礦作用. 地學(xué)前緣, 8(4): 231–243.

劉家軍, 何明勤, 李志明, 劉玉平, 李朝陽, 張乾, 楊偉光, 楊愛平. 2004. 云南白秧坪銀銅多金屬礦集區(qū)碳氧同位素組成及其意義. 礦床地質(zhì), 23(1): 1–10.

劉建明, 劉家軍, 顧雪祥. 1997. 沉積盆地中的流體活動(dòng)及其成礦作用. 巖石礦物學(xué)雜志, 16(4): 341–352.

劉善寶, 劉戰(zhàn)慶, 王成輝, 王登紅, 趙正, 胡正華. 2017. 贛東北朱溪超大型鎢礦床中白鎢礦的稀土、微量元素地球化學(xué)特征及其Sm-Nd定年. 地學(xué)前緣, 24(5): 17–30.

劉文均. 1987. 湘南泥盆系碳酸鹽巖中氧、碳同位素組成特點(diǎn). 地球化學(xué), 16(3): 243–248.

劉賢紅, 張術(shù)根, 錢麗華. 2015. 長城嶺鉛鋅銻多金屬礦床礦石礦物組構(gòu)特征及成礦階段劃分. 南方金屬, (4): 38–42.

劉協(xié)魯, 王義天, 胡喬青, 魏然, 王瑞廷, 溫深文, 陳明壽, 楊光華. 2014. 陜西省鳳太礦集區(qū)柴螞金礦床碳酸鹽礦物的Sm-Nd同位素測年及意義. 巖石學(xué)報(bào), 30(1): 271–280.

劉勇, 李廷棟, 肖慶輝, 耿樹方, 王濤, 陳必河. 2012. 湘南宜章地區(qū)輝綠巖、花崗斑巖、安山巖的形成時(shí)代和成因——鋯石U-Pb年齡和Hf同位素組成. 地質(zhì)通報(bào), 31(9): 1363–1378.

盧友月, 付建明, 程順波, 劉樹生, 黎傳標(biāo), 張利國, 馬麗艷. 2015. 湘南銅山嶺銅多金屬礦田成巖成礦作用年代學(xué)研究. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 39(6): 1061–1071.

盧友月, 楊長明, 程順波, 黃富年, 李茂平, 王兀升, 唐峰, 曹荊亞, 夏杰, 付建明, 張遵遵, 楊齊智. 2022. 湘南黃沙坪和寶山鉛鋅多金屬礦床成礦時(shí)代及成礦物質(zhì)來源: 來自閃鋅礦Rb-Sr同位素的證據(jù). 華南地質(zhì), 38(3): 472–485.

路睿, 繆柏虎, 徐兆文, 陸建軍, 王汝成, 左昌虎, 趙增霞. 2017. 湖南祁東清水塘鉛鋅礦床成礦物質(zhì)來源同位素示蹤. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 91(6): 1285–1298.

羅綷. 1987. 宜章縣長城嶺銻礦地質(zhì)特征及成因探討. 湖南地質(zhì), (1): 21–27.

毛景文, 陳懋弘, 袁順達(dá), 郭春麗. 2011. 華南地區(qū)欽杭成礦帶地質(zhì)特征和礦床時(shí)空分布規(guī)律. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 85(5): 636–658.

毛景文, 謝桂青, 郭春麗, 陳毓川. 2007. 南嶺地區(qū)大規(guī)模鎢錫多金屬成礦作用: 成礦時(shí)限及地球動(dòng)力學(xué)背景. 巖石學(xué)報(bào), 23(10): 2329–2338.

毛景文, 赫英, 丁悌平. 2002. 膠東金礦形成期間地幔流體參與成礦過程的碳氧氫同位素證據(jù). 礦床地質(zhì), 21(2): 121–128.

毛景文, 謝桂青, 李曉峰, 張長青, 梅燕雄. 2004. 華南地區(qū)中生代大規(guī)模成礦作用與巖石圈多階段伸展. 地學(xué)前緣, 11(1): 45–55.

彭建堂, 符亞洲, 袁順達(dá), 沈能平, 張東亮. 2006. 熱液礦床中含鈣礦物的Sm-Nd同位素定年. 地質(zhì)論評(píng), 52(5): 662–667.

彭建堂, 胡瑞忠, 蔣國豪. 2003. 螢石Sm-Nd同位素體系對(duì)晴隆銻礦床成礦時(shí)代和物源的制約. 巖石學(xué)報(bào), 19(4): 785–791.

彭建堂, 胡瑞忠, 漆亮, 蔣國豪. 2002a. 晴隆銻礦床中螢石的稀土元素特征及其指示意義. 地質(zhì)科學(xué), 37(3): 277–287.

彭建堂, 胡瑞忠, 漆亮, 趙軍紅, 符亞洲. 2004. 錫礦山熱液方解石的REE分配模式及其制約因素. 地質(zhì)論評(píng), 50(1): 25–32.

彭建堂, 胡瑞忠, 趙軍紅, 林源賢. 2002b. 錫礦山銻礦床熱液方解石的Sm-Nd同位素定年. 科學(xué)通報(bào), 47(10): 789–792.

彭建堂, 王川, 李玉坤, 胡阿香, 魯玉龍, 陳憲佳. 2021. 湖南包金山礦區(qū)白鎢礦的地球化學(xué)特征及Sm-Nd同位素年代學(xué). 巖石學(xué)報(bào), 37(3): 665–682.

錢麗華. 2014. 湖南宜章縣背首–陳家銻鉛鋅多金屬礦床關(guān)鍵成礦控制系統(tǒng)研究. 長沙: 中南大學(xué)碩士學(xué)位論文.

錢麗華, 張術(shù)根, 劉賢紅, 黎彩鳳. 2014. 湖南宜章長城嶺銻鉛鋅多金屬礦圍巖蝕變特征. 礦業(yè)工程研究, 29(3): 66–70.

全鐵軍, 孔華, 王高, 費(fèi)利東, 郭碧瑩, 趙志強(qiáng). 2012. 黃沙坪礦區(qū)花崗巖巖石地球化學(xué)、U-Pb年代學(xué)及Hf同位素制約. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 36(4): 597–606.

塔娜, 鮑甜甜, 馮一鳴, 王瑞雪. 2021. 湖南長城嶺?鳳凰山地區(qū)遙感蝕變信息提取與成礦預(yù)測. 地質(zhì)找礦論叢, 36(3): 328–341.

唐波浪, 劉英超, 岳龍龍, 馬旺, 莊亮亮. 2023. 云南華昌山Pb-Zn礦床熱液流體演化: 方解石REE及C-O同位素證據(jù). 地質(zhì)學(xué)報(bào), 97(4): 1–16.

唐朝永, 張南鋒, 周興良, 劉利生. 2007. 湘南多金屬礦集區(qū)的圈定及深大斷裂構(gòu)造在成礦中的控制作用. 礦產(chǎn)與地質(zhì), 21(5): 538–541.

田旭峰, 朱恩異, 文一卓, 王雷, 韓潤生, 趙凍, 蔣宗和, 何昊, 黃亞虎, 李洋海. 2020. 湘南長城嶺銻鉛鋅多金屬礦床構(gòu)造控礦規(guī)律研究. 礦產(chǎn)勘查, 11(9): 1860– 1872.

王登紅, 陳振宇, 黃凡, 王成輝, 趙芝, 陳鄭輝, 趙正, 劉新星. 2014. 南嶺巖漿巖成礦專屬性及相關(guān)問題探討. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 38(2): 230–238.

王登紅, 李華芹, 秦燕, 梅玉萍, 陳鄭輝, 屈文俊, 王彥斌, 蔡紅, 龔述清, 何曉平. 2009. 湖南瑤崗仙鎢礦成巖成礦作用年代學(xué)研究. 巖礦測試, 28(3): 201–208.

王加昇, 溫漢捷. 2015. 貴州交犁?拉峨汞礦床方解石Sm-Nd同位素年代學(xué). 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版), 45(5): 1384–1393.

王雷, 蔣宗和, 韓潤生, 田旭峰, 李洋海, 朱恩異, 丁金金, 黃亞虎. 2019. 湘南長城嶺礦區(qū)首次發(fā)現(xiàn)超大型銣礦床. 昆明理工大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 44(4): 1–4.

伍式崇, 洪慶輝, 龍偉平, 羅鄖. 2009. 湖南錫田鎢錫多金屬礦床成礦地質(zhì)特征及成礦模式. 華南地質(zhì)與礦產(chǎn), (2): 1–6.

謝桂青, 毛景文, 張長青, 李偉, 宋世偉, 章榮清. 2021. 華南地區(qū)三疊紀(jì)礦床地質(zhì)特征、成礦規(guī)律和礦床模型. 地學(xué)前緣, 28(3): 252–270.

謝銀財(cái), 陸建軍, 楊平, 馬東升, 徐兆文, 章榮清, 蔡楊, 丁騰. 2015. 湘南寶山鉛鋅礦床硫、鉛、碳、氧同位素特征及成礦物質(zhì)來源. 礦床地質(zhì), 34(2): 333–351.

許雪冰. 2013. 湖南省宜章縣長城嶺銻礦床地質(zhì)特征與成礦機(jī)制研究. 長沙: 中南大學(xué)碩士學(xué)位論文.

姚軍明, 華仁民, 林錦富. 2006. 湘南寶山礦床REE、Pb-S同位素地球化學(xué)及黃鐵礦Rb-Sr同位素定年. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 80(7): 1045–1054.

楊帆, 黃小龍, 李潔. 2018. 華南長城嶺晚白堊世斜斑玄武巖的巖漿作用過程與巖石成因制約. 巖石學(xué)報(bào), 34(1): 157–171.

游先軍. 1998. 宜章長城嶺礦田鉛鋅銀礦床地質(zhì)特征. 湖南地質(zhì), 17(3): 150–154.

于皓丞, 李俊, 邱昆峰, 勾宗洋, 耿建珍, 劉文剛, 龐瑤, 王博雄. 2019. 西秦嶺甘南早子溝金銻礦床白云石Sm-Nd同位素地球化學(xué)及其意義. 巖石學(xué)報(bào), 35(5): 1519–1531.

袁順達(dá). 2017. 南嶺鎢錫成礦作用幾個(gè)關(guān)鍵科學(xué)問題及其對(duì)區(qū)域找礦勘查的啟示. 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào), 36(5): 736–749.

袁順達(dá), 劉曉菲, 王旭東, 吳勝華, 原埡斌, 李雪凱, 王鐵柱. 2012a. 湘南紅旗嶺錫多金屬礦床地質(zhì)特征及Ar-Ar同位素年代學(xué)研究. 巖石學(xué)報(bào), 28(12): 3787–3797.

袁順達(dá), 彭建堂, 李向前, 彭麒麟, 符亞洲, 沈能平, 張東亮. 2008. 湖南香花嶺錫多金屬礦床C、O、Sr同位素地球化學(xué). 地質(zhì)學(xué)報(bào), 82(11): 1522–1530.

袁順達(dá), 張東亮, 雙燕, 杜安道, 屈文俊. 2012b. 湘南新田嶺大型鎢鉬礦床輝鉬礦Re-Os同位素測年及其地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報(bào), 28(1): 27–38.

翟裕生, 鄧軍, 王建平, 彭潤民, 劉家軍, 楊立強(qiáng). 2004. 深部找礦研究問題. 礦床地質(zhì), 23(2): 142–149.

張術(shù)根, 劉賢紅, 朱書林. 2015. 宜章縣長城嶺燕山期兩類巖漿巖的巖石學(xué)及構(gòu)造背景. 中國有色金屬學(xué)報(bào), 25(12): 3473–3487.

張術(shù)根, 錢麗華, 劉賢紅. 2014. 宜章縣長城嶺淺成花崗質(zhì)巖漿隱爆機(jī)制及找礦意義探討. 巖石礦物學(xué)雜志, 33(4): 707–719.

趙健榮. 2006. 長城嶺鉛鋅銀多金屬礦田地質(zhì)特征及找礦方向初探. 湖南有色金屬, 22(4): 1–5.

鄭明泓, 邵擁軍, 劉忠法, 張宇, 鄒艷紅, 馮雨周. 2016. 大垅鉛鋅礦床硫化物Rb-Sr同位素和主微量成分特征及礦床成因. 中南大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 47(11): 3792–3799.

周家喜, 黃智龍, 周國富, 曾喬松. 2012. 黔西北天橋鉛鋅礦床熱液方解石C、O同位素和REE地球化學(xué). 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 36(1): 93–101.

周永章, 李興遠(yuǎn), 鄭義, 沈文杰, 何俊國, 虞鵬鵬, 牛佳, 曾長育. 2017. 欽杭結(jié)合帶成礦地質(zhì)背景及成礦規(guī)律. 巖石學(xué)報(bào), 33(3): 667–681.

朱恩異, 王雷, 任濤, 韓潤生, 蔣宗和, 何昊, 黃亞虎. 2022.湘南長城嶺礦區(qū)塘下壟花崗斑巖地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)及Hf同位素特征. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 46(6): 1200–1217.

朱恩異, 王雷, 任濤, 肖慶飛, 韓潤生, 謝賢, 蔣宗和, 李洋海. 2021. 湘南長城嶺超大型銣鈮鉭礦金屬元素賦存狀態(tài)及規(guī)律. 中南大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 52(3): 1040–1047.

朱書林, 張術(shù)根, 李凱林. 2015. 宜章長城嶺鉛鋅多金屬礦床成礦構(gòu)造. 礦業(yè)工程研究, 30(1): 56–63.

Ballentine C J, Burgess R, Marty B. 2002. Tracing fluid origin, transport and interaction in the crust., 47(1): 539–614.

Bau M, Dulski P. 1995. Comparative study of yttrium and rare- earth element behaviours in fluorine-rich hydrothermal fluids., 119(2): 213–223.

Bell K, Anglin C D, Franklin J M. 1989. Sm-Nd and Rb-Sr isotope systematics of scheelites: Possible implications for the age and genesis of vein-hosted gold deposits., 17(6): 500–504.

Brugger J, Maas R, Lahaye Y, McRae C, Ghaderi M, Costa S, Lambert D, Bateman R, Prince K. 2002. Origins of Nd-Sr-Pb isotopic variations in single scheelite grains from Archaean gold deposits, Western Australia., 182(2–4): 203–225.

Cao J Y, Wu Q H, Yang X Y, Kong H, Li H, Xi X S, Huang Q F, Liu B. 2018. Geochronology and genesis of the Xitian W-Sn polymetallic deposit in eastern Hunan Province, South China: Evidence from zircon U-Pb and muscovite Ar-Ar dating, petrochemistry, and wolframite Sr-Nd-Pb isotopes., 8(3), 111.

Chen Y J, Fu S G. 1991. Variation of REE patterns in early Precambrian sediments-theoretical-study and evidence from the southern margin of the north china craton., 36(13): 1100–1104.

Chen Y J, Zhao Y C. 1997. Geochemical characteristics and evolution of REE in the Early Precambrian sediments: Evidence from the southern margin of the North China Craton., 20(2): 109–116.

Cherniak D J. 1998. REE diffusion in calcite., 160(3–4): 273–287.

Chesley J T, Halliday A N, Kyser T K, Spry P G. 1994. Direct dating of Mississippi valley-type mineralization — Use of Sm-Nd in fluorite., 89(5): 1192– 1199.

Darbyshire P F, Pitfield E J, Campbell D G. 1996. Late Archean and Early Proterozoic gold-tungsten mineralizationin the Zimbabwe Archean craton: Rb-Sr and Sm-Nd isotope constraints., 24(1): 19–22.

Elzinga E J, Reeder R J. 2002. X-ray absorption spectroscopystudy of Cu2+and Zn2+adsorption complexes at the calcitesurface: Implications for site-specific metal incorporation preferences during calcite crystal growth., 66(22): 3943–3954.

Escayola M P, Pimentel M M, Armstrong R. 2007. Neoproterozoic backarc basin: Sensitive high-resolution ion microprobe U-Pb and Sm-Nd isotopic evidence from the Eastern Pampean Ranges, Argentina., 35(6): 495–498.

Faure G. 1977. Principles of Isotope Geology. Chichester: Wiley.

Friedman I, O’Neil J R. 1977. Compilation of Stable Isotope Fractionation Factors of Geochemical Interest. USGovernment Printing Office.

Fryer B J, Taylor R P. 1984. Sm-Nd direct dating of the Collins Bay hydrothermal uranium deposit, Saskatchewan., 12(8): 479–482.

Hatherton T, Dickinson W R. 1969. The relationship betweenandesitic volcanism and seismicity in Indonesia, the Lesser Antilles, and other island arcs., 74(22): 5301–5310.

Hoefs J. 1997. Stable Isotope Geochemistry. Berlin: Springer.

Hu R Z, Fu S L, Huang Y, Zhou M F, Xiao J F, Fu S H, Zhao C H, Wang Y J, Bi X W. 2017. The giant South China Mesozoic low-temperature metallogenic domain: Reviews and a new geodynamic model., 137: 9–34.

Hu R Z, Zhou M F. 2012. Multiple Mesozoic mineralization events in South China — An introduction to the thematic issue., 47: 579–588.

Hu X J, Li H, F?rster M W, Elatikpo S M, Kong H, Wu J H, Zhu D P. 2023. Using apatite to differentiate metallogenic potential and environment of granitic rocks: A case study from the Tongshanling W-Sn-Cu-Pb-Zn ore field, Nanling Range (South China)., 245(23): 107–143.

Jiang W C, Li H, Evans N J, Wu J, Cao J. 2018. Metal sources of world-class polymetallic W-Sn skarns in theNanling Range, South China: Granites versus sedimentary rocks?, 8(7), 265.

Li B, Zhou J X, Huang Z L, Yan Z F, Bao G P, Sun H R. 2015. Geological, rare earth elemental and isotopic constraintson the origin of the Banbanqiao Zn-Pb deposit, southwest China., 111: 100–112.

Li J, Li N, Wang M Y, Song Y X, Tang Z Y, Zhang P, Wang G, Zhang L P. 2022. Formation of the Miaoan Au-polymetallicdeposit in the Northern Taihang Mountain, North ChinaCraton: Ore geology, geochronological and geochemical perspectives., 12(9), 1144.

Li Z X, Li X H. 2007. Formation of the 1300-km-wide intracontinental orogen and postorogenic magmatic province in Mesozoic South China: A flat-slab subduction model., 35(2): 179–182.

Liang X L, Dong C G, Jiang Y, Wu S C, Zhou Y, Zhu H F, Fu J G, Wang C, Shan Y H. 2016. Zircon U-Pb, molybdenite Re-Os and muscovite Ar-Ar isotopic dating of the Xitian W-Sn polymetallic deposit, eastern Hunan Province, South China and its geological significance., 78: 85–100.

Lüders V, Mller P, Dulski P. 1993. REE fractionation in carbonates and fluorite., 30: 133–150.

Ma Y J, Liu C Q. 1999. Trace element geochemistry during chemical weathering., 44(24): 2260–2263.

Mao J W, Cai Y B, Chen M H, Pirajno F. 2013. Major types and time-space distribution of Mesozoic ore deposits in South China and their geodynamic settings., 48(3): 267–294.

Mao J W, Xie G Q, Bierlein F, Qü W J, Du A D, Ye H S, Pirajno F, Li H M, Guo B J, Li Y F, Yang Z Q. 2008. Tectonic implications from Re-Os dating of Mesozoic molybdenum deposits in the East Qinling-Dabie orogenic belt., 72(18): 4607– 4626.

Mao J W, Xie G Q, Duan C, Pirajno F, Ishiyama D, Chen Y. 2011. A tectono-genetic model for porphyry-skarn- stratabound Cu-Au-Mo-Fe and magnetite-apatite deposits along the Middle-Lower Yangtze River Valley, Eastern China., 43(1): 294–314.

Maruyama S, Send T. 1986. Orogeny and relative plate motions: Example of the Japanese Islands., 127(3–4): 305–329.

Ohmoto H. 1972. Systematics of sulfur and carbon isotopes in hydrothermal ore deposits., 67(5): 551–578.

M?ller P, Parekh P P, Schneider H J. 1976. The application of Tb/Ca-Tb/La abundance ratios to problems of fluorspar genesis., 11(1): 111–116.

Peng J T, Hu R Z, Burnard P G. 2003. Samarium-neodymium isotope systematics of hydrothermal calcites from the Xikuangshan antimony deposit (Hunan, China): The potential of calcite as a geochronometer., 200(1–2): 129–136.

Peng J T, Hu R Z, Lin Y X, Zhao J H. 2002. Sm-Nd isotope dating of hydrothermal calcites from the Xikuangshan antimony deposit, Central Hunan., 47(13): 1134–1137.

Peng J T, Zhou M F, Hu R Z, Shen N P, Yuan S D, Bi X W, Du A D, Qu W J. 2006. Precise molybdenite Re-Os and mica Ar-Ar dating of the Mesozoic Yaogangxian tungstendeposit, central Nanling district, South China., 41(7): 661–669.

Pi Q H, Hu R Z, Xiong B, Li Q L, Zhong R C. 2017.SIMS U-Pb dating of hydrothermal rutile: Reliable age for the Zhesang Carlin-type gold deposit in the golden triangle region, SW China., 52(8): 1179–1190.

Su W C, Hu R Z, Xia B, Xia Y, Liu Y P. 2009. Calcite Sm-Nd isochron age of the Shuiyindong Carlin-type gold deposit, Guizhou, China., 258(3–4): 269–274.

Subías I, Fernández-Nieto C. 1995. Hydrothermal events in the Valle de Tena (Spanish Western Pyrenees) as evidenced by fluid inclusions and trace-element distribution from fluorite deposits., 124(3–4): 267–282.

Sun S S, McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes.,,, 42(1): 313–345.

Sun T, Zhou X M, Chen P R, Li H M, Zhou H Y, Wang Z C, Shen W Z. 2005. Strongly peraluminous granites of Mesozoic in Eastern Nanling Range, southern China: Petrogenesis and implications for tectonics.(), 48(2): 165–174.

Sverjensky D A. 1984. Europium redox equilibria in aqueoussolution., 67(1): 70–78.

Taylor H P, Frechen J, Degens E T. 1967. Oxygen and carbon isotope studies of carbonatites from the Laacher See District, West Germany and the Aln? District, Sweden., 31(3): 407–430.

Veizer J, Hoefs J. 1976. The nature of O18/O16and C13/C12secular trends in sedimentary carbonate rocks., 40(11): 1387–1395.

Wang C Y, Han R S, Huang J G, Xu S H, Ren T. 2019. The40Ar-39Ar dating of biotite in ore veins and zircon U-Pb dating of porphyrtic granite dyke in the Nanyangtian tungsten deposit in SE Yunnan, China., 114(4): 103–133.

Wang D H, Chen Y C, XU J, Yang J M, Xue C J, Yan S H. 2000. Cenozoic mineralization in China, as a key to past mineralization and a clue to future prospecting.(), 74(3): 478–484.

Wang J S, Wen H J, Fan H F, Zhu J J. 2012. Sm-Nd geochronology, REE geochemistry and C and O isotope characteristics of calcites and stibnites from the Banian antimony deposit, Guizhou Province, China., 46(5): 393–407.

Wei W, Song C, Hou Q L, Chen Y, Faure M, Yan Q R, Liu Q, Sun J F, Zhu H F. 2018. The Late Jurassic extensional event in the central part of the South China Block — Evidence from the Laoshan’ao shear zone and XiangdongTungsten deposit (Hunan, SE China)., 60(11–14): 1644–1664.

Wood S A. 1990. The aqueous geochemistry of the rare-earthelements and yttrium: 1. Review of available low-temperature data for inorganic complexes and the inorganic REE speciation of natural waters., 82: 159–186.

Xie G Q, Mao J W, Li W, Fu B, Zhang Z Y. 2019. Granite- related Yangjiashan tungsten deposit, southern China., 54: 67–80.

Xiong Y Q, Shao Y J, Cheng Y, Jiang S Y. 2020. Discrete Jurassic and cretaceous mineralization events at the Xiangdong W(-Sn) deposit, Nanling Range, South China., 115(2): 385–413.

Yuan S D, Peng J T, Hao S, Li H M, Geng J Z, Zhang D L. 2011.LA-MC-ICP-MS and ID-TIMS U-Pb geochronology of cassiterite in the giant Furong tin deposit, Hunan Province, South China: New constraints on the timing of tin-polymetallic mineralization., 43: 235–242.

Yuan S D, Peng J T, Hu R Z, Li H M, Shen N P, Zhang D L. 2008. A precise U-Pb age on cassiterite from the Xianghualing tin-polymetallic deposit (Hunan, South China)., 43(4): 375–382.

Zhang R Q, Lu J J, Wang R C, Yang P, Zhu J C, Yao Y, Gao J F, Li C, Lei Z H, Zhang W L, Guo W M. 2015. Constraintsofzircon and cassiterite U-Pb, molybdenite Re-Os and muscovite40Ar-39Ar ages on multiple generations of granitic magmatism and related W-Sn mineralization in the Wangxianling area, Nanling Range, South China., 65: 1021–1042.

Zhao Z Y, Hou L, Ding J, Zhang Q M, Wu S Y. 2017. A genetic link between late cretaceous granitic magmatism and Sn mineralization in the southwestern south china block: A case study of the Dulong sn-dominant polymetallic deposit., 93: 268–289.

Zhou X M, Sun T, Shen W Z, Shu L S, Niu Y L. 2006. Petrogenesis of Mesozoic granitoids and volcanic rocks in South China: A response to tectonic evolution., 29(1): 26–33.

Zhu D P, Li H, Tamehe L S, Jiang W C, Wang C, Wu K Y. 2022. Two-stage Cu-Pb-Zn mineralization of the Baoshan deposit in southern Hunan, South China: Constraints from zircon and pyrite geochronology and geochemistry., 241, 107070.

Sm-Nd Isotope Chronology, Geochemical Characteristics and Significance of Calcite from the Changchengling Sb-Pb-Zn Deposit and Geological Significance in Hunan, Southern China

WANG Lei1, XU Jiajin1, REN Wenqi1, ZHU Enyi2, JIANG Zonghe3

(1. Faculty of Land Resources Engineering, Kunming University of Science and Technology, Kunming 650093, Yunnan, China; 2. Energy Bureau of Hezhang County, Bijie 553206, Guizhou, China; 3. Bureau of Geophysical Prospecting INC., CNPC, Chengdu 610000, Sichuan, China)

The Changchengling deposit is located on the overlapping portion of the Nanling and Qinhang metallogenic belts, which is characterized by multiple stages of magmatism and the associated mainly Sb-Pb-Zn mineralization. In order to determine the age of mineralization, source of ore-forming materials, and characteristics of ore-forming fluids of the deposit, we carried out Sm-Nd isotope chronology, C-O isotope, and trace element analyses of the calcite samples from the main mineralization period. The calcite Sm-Nd isotope isochron yielded an age of 151.5±3.2 Ma, therefore, the Sb-Pb-Zn metallogenic system is part of the Nanling Yanshanian mineralization explosion which is irrelevant to the granite porphyry Rb mineralization (222.5±1.8 Ma). The calcite samples from different mineral assemblages have similar REE patterns and Y/Ho-La/Ho distribution characteristics, which indicate that they are homologous hydrothermal products. The decreasing REE contents of the early to late stage calcite samples and the negative Eu anomalies may reflect the signature of the ore-forming fluids. The hydrothermal calcite has13CPDBvalues ranging from ?5.12‰ to ?0.63‰, and18OSMOWranging from 3.80‰ to 12.69‰, indicating a deep mantle origin for the ore-forming CO2. The hydrothermal calcite samples haveNd() values ranging from ?12.48 to ?12.37, implying that the ore-forming material was formed by crust-mantle mixing. Comprehensive research reveals that the antimony lead zinc deposit and granitic porphyry Rb deposit formed in different periods, therefore, a hidden Yanshanian intrusion may exist in the mining area, and thus the area may have a promising prospecting potential.

Nanling metallogenic belt; calcite; Sm-Nd isotope chronology; C-O isotopes; REE

10.16539/j.ddgzyckx.2023.05.002

2023-05-15;

2023-06-24

國家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃課題(2018YFC0603902)、國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(42362009)和云南省興滇英才支持計(jì)劃“青年人才”專項(xiàng)聯(lián)合資助。

王雷(1983–), 教授, 博士生導(dǎo)師, 從事礦床學(xué)與找礦預(yù)測研究。E-mail: kust_wanglei@kust.edu.cn

P611; P597

A

1001-1552(2023)05-0933-020