Question

产铀岩体岩石地球化学特征

Answer 1

20世纪80年代以来，南京大学地球科学系、核工业290研究所、核工业北京铀矿地 质研究院等单位在这一地区开展了广泛的研究工作，并从区域上系统总结了产铀花岗岩的 地球化学特征（张祖还等，1991）。然而，上述研究大多侧重于大范围的区域性工作，或 是对产铀花岗岩铀矿化特征方面的研究，而很少针对某一具体的产铀岩体展开更加深入细 致的研究工作，因而对产铀岩体岩石地球化学特征及其成因方面的研究还比较薄弱。为 此，选择了南岭东段最为重要的产铀岩体——贵东复式岩体（图7-3）中的笋洞岩体， 开展了较为详细的年代学、微量元素和同位素地球化学研究工作，以便深入了解该产铀岩 体的岩石地球化学特征，查明花岗岩的物质来源及其形成的地球动力学背景。

贵东岩体位于南岭东段粤北地区，区域上属于南岭地区三条东西向岩浆岩带之一的花 山-大东山-贵东岩浆岩带的重要组成部分，是一个由沙溪岩体、鲁溪岩体、下庄岩体、 笋洞岩体、龟尾山岩体和帽峰岩体等组成的早中生代—晚中生代复式岩体（图7-3），出 露面积达1500km²。该岩体侵入的围岩在东北侧和东侧为寒武-奥陶系浅变质砂岩、板岩 及含炭板岩；在南侧主要为泥盆-石炭系砂岩、碳酸盐岩。接触带附近的围岩均有不同程 度的接触变质作用。笋洞岩体是贵东复式岩体的一个重要组成部分，出露面积约90km²。 主要由中粒，次为中粗粒黑云母花岗岩组成，局部见有中粗粒似斑状花岗岩。岩体范围内 NWW、NNE和NEE向基性岩脉十分发育（图7-4）。花岗岩呈花岗结构或似斑状结构， 组成矿物主要为钾长石、斜长石、石英、黑云母和白云母。以往研究认为，贵东复式岩体 属中-晚侏罗世岩浆活动产物（金景福，1984；王学成，1986；胡瑞忠等，1988）。但近 期高精度的单颗粒锆石U-Pb定年结果表明，贵东复式岩体是早中生代—晚中生代多次 岩浆活动产物（孙涛等，2003）。

1.形成时代

笋洞岩体以往尚未有人进行过年代学研究。为获得可靠的测年数据，从该岩体中335矿床KD-17坑道以西500m处，选择了新鲜的中粒似斑状黑云母花岗岩全岩样品，由天 津地质矿产研究所同位素实验室李惠民研究员采用当前比较可信的单颗粒锆石U -Pb同 位素稀释法测定岩体的形成时代，分析结果见表7-6。

图7-3 贵东复式岩体地质图

图7-4 粤北贵东复式岩体中笋洞岩体地质略图（a）研究区位置示意图；（b）贵东岩体简图；（c）贵东复式岩体东部花岗岩及基性岩脉分布图

由表7-6所示，笋洞岩体中锆石的U-Pb表面年龄表现出不同的变化特征：序号1 和2锆石为长柱状透明自形晶，代表岩浆结晶锆石。它们（尤其是序号2）的三组表面年 龄相当一致，反映锆石自形成以来，对放射成因铅保持了封闭。考虑到²³⁸U和²³⁵U的半衰 期及其丰度存在差异，锆石中放射成因²⁰⁷Pb的丰度比放射成因²⁰⁶Pb的丰度约低20倍，使 前者的测量精度较差，导致²⁰⁷Pb/²³⁵U和²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄值往往不能反映岩体形成的真实年龄。这表明，对于放射成因组分积累较少的年轻锆石来说，²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄比²⁰⁷Pb/²³⁵U 和²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄更能反映锆石的结晶时间（Composton，1992）。因此，序号1和2的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄的加权平均值（189.1±0.7）Ma应代表锆石结晶年龄。序号3和4锆石颗 粒的表面年龄偏高，²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为223～289Ma，²⁰⁷Pb/²³⁵U年龄为236～318Ma，²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 年龄为361～539Ma。它们为短柱状晶体，因此，表面年龄值的偏高可能同这两颗锆石内 部含有少量继承锆石核有关。本文取（189.1±0.7）Ma代表笋洞岩体的形成时代（图 7-5）。

表7-6 笋洞岩体锆石U-Pb同位素分析结果

注：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb已对实验空白（Pb＝0÷050ng，U＝0.002ng）及稀释剂作了校正，其他比值中的铅同位素均为放 射成因同位素，括号内的数字为2σ绝对误差，0.0686（2）表示0.0686±0.0002（2σ）。

图7-5 笋洞岩体锆石U-Pb谐和图

利用激光探针ICPMS对贵东复式岩体中其他岩体所进行的系统单颗粒锆石U-Pb同 位素定年表明（徐夕生等，2003），贵东岩体是早中生代—晚中生代多次岩浆侵入形成的 复式杂岩体，其中鲁溪岩体（（239±5）Ma）、下庄岩体（（235.8±7.6）Ma）是早中生 代花岗岩；隘子岩体（（160.1±6.1）Ma）、司前岩体（（151±11）Ma）是晚中生代花 岗岩。鲁溪岩体中的锆石颗粒，除一个样品（S013-54）表现为410～500Ma外，其余锆 石颗粒可分为年龄较老和较年轻（图7-6（a）（b））两组，但两组锆石在形貌上没有明 显的区别。下庄岩体的15颗锆石样品中，有2颗锆石表现为元古代的年龄（即S013-88 和S013-100的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄分别为1275Ma和2137Ma），有2颗锆石表现为古生代的年 龄（即S013-87和S013-112的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄分别为427Ma和458Ma），这4颗锆石具 较复杂的内部结构或浑圆状核心（图7-6（c），（d）），表明它们是残留锆石或继承锆 石；其余11颗锆石样品的年龄较为一致。下庄岩体中1275～2137Ma残留锆石（图7-6（d））的发现，表明贵东花岗岩杂岩体的物质来源与华南元古宙陆壳基底有关（Xu Xish- eng et al.，2003）。详细的单颗粒锆石U-Pb同位素定年为研究贵东岩体的形成演化与构 造作用、成矿作用的关系提供了重要的依据。

图7-6 贵东复式岩体中代表性锆石颗粒背散射电子图像

2.主量元素特征

笋洞岩体的主量元素组成具有如下特征（表7-7）：(1)SiO₂含量高，为72.22％～ 75.18％（平均为73.50％）；(2)碱含量较高，K₂O＋Na₂O＝7.58％～8.84％（平均为 8.34％）；钾大于钠，K₂O/Na₂O＝1.51～2.00（平均为1.78）；(3)铝饱和指数（A/CNK） 高，样品的A/CNK值基本上都大于1.1（1.08～1.20，平均为1.13，表7-7），属强过 铝花岗岩范畴；在ACF图中，数据点都位于斜长石-堇青石-黑云母组合范围内，相似 于S形花岗岩（图7-8）。在A/CNK-NK/A图解上，数据点都位于亚碱性过铝质区域内（图7-7（b））；(4)在Frost et al.（2001）提出的SiO₂-TFeO/（TFeO＋MgO）（图7-7（c））和SiO₂-（K₂O＋Na₂O-CaO）（图7-7（d））图上，分别落在镁质花岗岩和碱钙 质花岗岩区，与过铝质淡花岗岩的分布区域一致；(5)CIPW标准矿物成分计算表明，所有 样品均出现刚玉分子，C值都大于1（1.23％～2.41％，表7-7），碱性长石含量高（Or＋Ab＝62.15％～67.23％），钙长石含量低（An＝1.80％～5.00％）；(6)FeO/（FeO＋ MgO）比值较低，低于0.8（0.64～0.79，平均为0.71），与过铝质花岗岩的特征（＜0.80，肖庆辉等，2002）完全一致。

表7-7 笋洞岩体的主量元素（ωt％）、微量元素和稀土元素（10^-6）分析结果

续表

注：LOI为烧失量；Total为总量；TFeO＝FeO＋0.9×Fe2O3。

3.微量元素特征

笋洞岩体富集不相容元素Rb，Th和稀土元素Ce，Sm，Y，明显亏损Ba，Sr，P，Ti 和轻微亏损Nb，Ta，“峰” 和“谷” 区别明显（图7-8），属于典型的低Ba-Sr花岗岩， 相似于南岭东段强过铝花岗岩（孙涛等，2003）。Nb，Ta，Ti的亏损反映岩浆源区主要由 地壳物质组成，P的亏损可能同磷灰石的分离结晶作用有关。由表7-7可见，笋洞岩体 的Nb/Ta比值较低（5.81～8.81，平均为7.21）。这表明，岩浆作用过程中Nb和Ta发生 过较明显的分馏，Nb趋向亏损而Ta相对富集。笋洞岩体的铀含量（（7.3～18.2）× 10^-6，平均为15.1×10^-6）比中国东部上地壳的平均值（1.5×10^-6，高山等，1999）高 5～12倍，从而可为区域内铀矿化的富集提供丰富的铀源。它的Rb/Sr比值（3.0～9.5， 平均为6.0）和Rb/Nb＝17.3～19.9（平均为18.5）都明显高于中国东部（分别为0.31 和6.8，高山等，1999）和全球（分别为0.32和4.5，Taylor et al.，1985）上地壳的平均 值。这些特征表明，笋洞岩体源自成熟度较高的陆壳物质。

图7-7 笋洞岩体的主要元素图解

4.稀土元素特征

由表7-7可知，笋洞岩体的稀土总量为（169.0～268.0）×10^-6（平均为210.5× 10^-6），它稍低于火成岩的平均含量（290×10^-6）；LREE/HREE＝6.64～8.76（平均为 7.32），（La/Yb）N＝6.44～10.74（平均为8.72），表明轻稀土相对富集，轻、重稀土之 间的分馏相对明显，配分曲线略呈右倾型（图7-9）；（La/Sm）_N值较高（3.05～3.88）， 反映轻稀土的分馏相对明显；（Gd/Yb）_N值较低（1.33～2.58），反映重稀土的分馏不明 显；Eu亏损明显，δEu ＝0.14～0.31（平均为0.22）。

5.同位素特征

（1）氧同位素：如表7-8所示，笋洞岩体具有高的全岩δ¹⁸O值（10.2‰～12.7‰， 平均为11.0‰），反映其源区是由富18O的地壳物质组成。但应当指出，全岩δ¹⁸O值的变 化已远远超出分析误差允许的范围（约0.2‰）以及由岩浆结晶分异作用产生的δ¹⁸O值 变化范围（＜1‰～2‰，Muehlenbach et al.，1982），因而上述δ¹⁸O值的明显变化或者 反映岩体曾受到流体的作用，或者归因于岩体的源区具有不均一的氧同位素组成，本文认 为后一种可能性较大（讨论见Nd-Sr同位素部分）。

图7-8 笋洞岩体的微量元素蛛网图解（标准化所用MORB数据据Pearce，1983）

图7-9 笋洞岩体的稀土元素球粒陨石标准化曲线（标准化所用球粒陨石数据，Taylor et al.，1985）

表7-8 笋洞岩体的Nd-Sr同位素组成

注：Nd模式年龄采用二阶段模式进行计算，计算公式：

南岭东段中-新生代盆-山动力学及其铀成矿作用

（2）Nd-Sr同位素：笋洞岩体的εNd（t）值低，为-11.4～-9.3（平均为-10.3）；（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i值高，为0.73109～0.74923。在ε_Nd（t）-t图上，数据点位于南岭地区前寒武 纪地壳Sm-Nd同位素演化区域内（图7-10（a））；在ε_Nd（t）-（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i图上，数据 点都位于右下方第四象限内，与华南壳源型花岗岩（沈渭洲等，1999）的分布范围一致（图7-10（b））；采用两阶段模式（陈江峰等，1999）计算的Nd模式年龄为1762～ 1933Ma（平均为1843Ma）。这些特征表明，笋洞岩体属壳源型花岗岩范畴，是由古-中 元古代地壳组分经部分熔融形成的。

除了上述已指出的、笋洞岩体具有大的全岩δ¹⁸O值变化外，它的Nd，Sr同位素组成 同样变化明显：ε_Nd（t）值的变化达2.1ε单位，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i值的变化达0.01814，都已远 远超出分析误差允许的范围（ε_Nd为0.5ε单位，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.00005）。同一岩体中Nd，Sr 同位素组成显著变化的例子已不鲜见（陈江峰等，1992；DePaolo，1981；Michard-Vitrac et al.，1980；Juteau et al.，1984；Halliday，1984；Deniel et al.，1987；Krogstad et al.； 1996），并对此已提出不同的模式进行解释，如同化-分离结晶模式（DePaolo，1981； Halliday，1984）、壳-幔混合模式（Michard-Vitrac et al.，1980；陈江峰等，1992）、流 体作用模式（Juteau et al.，1984）和同位素初始不均一模式（Deniel et al.，1987；Krogs- tad et al.；1996）等。鉴于在ε_Nd（t）-（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i图上，笋洞岩体的数据点呈明显的水平 方向展布，十分类似于喜马拉雅地区Manaslu淡色花岗岩（图7-10（b）），因此，笋洞 岩体Nd，Sr，O同位素组成的明显变化很可能象Manaslu花岗岩（εNd_（t）＝-16.1～ -13.1，（87Sr/86Sr）i＝0.73789～0.76372，δ¹⁸O＝11.2‰～12.7‰，Deniel et al.，1987） 那样，是由源区同位素组成的初始不均一性造成的。因为当这种具有不均一同位素组成的 源区发生低程度部分熔融时，岩浆作用（包括熔融和对流混合等）并没有使这种不均一 消失，而是继承了源区同位素组成的不均一性（Deniel et al.，1987；Krogstad et al.， 1996）。

图7-10 笋洞岩体的ε_Nd（t）-t和ε_Nd（t）-（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i图

（3）Pb同位素：表7-9列出了笋洞岩体钾长石的铅同位素组成。由于钾长石不含铀 或铀含量极低，故测定的铅同位素组成即可代表岩体形成时的初始同位素组成。与上述 Nd，Sr，O同位素组成不同的是，笋洞岩体的铅同位素组成相当均一，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb＝18.180～ 18.488，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb＝15.655～15.661，208Pb/²⁰⁴Pb＝38.512～38.694。在铅构造模式图上， 数据点分布于造山带演化线上方（图7-11），相似于华南壳源型花岗岩（沈渭洲等， 1992；朱炳泉，1998），表明笋洞岩体的源区具有相对均一的铅同位素组成。

表7-9 笋洞岩体的Pb同位素组成