Question

贵东岩体热点作用

Answer 1

贵东岩体分为东段和西段两部分，东段是下庄铀矿田所在地。东段和西段不仅在铀成 矿方面有显著不同，而且地质构造特征，岩浆活动等方面也有显著差异。通过地质学、同位 素年代学、岩石学和矿物学、蚀变作用、地球化学、地球物理学及成矿特征方面系统的研究，认为贵东岩体东段是一个发育于中生代的大陆型热点。该热点是华南中生代地幔柱构造活 动的一部分，具有较典型的热点活动的特征：

（1）在地貌上呈隆起特征，隆起高点大帽峰海拔高985.7 m，与周围地貌的相对高差达 800 m；在形态上呈等轴状，直径15～20 km，该区至今仍是一个热高场区，发育多处温泉，如 茅山温泉的温度达到48℃。

（2）发育多期次的不同性质的岩浆作用，既有酸性岩浆，也有中性、基性岩浆，它们叠置 在大致同一空间。同位素年代学研究结果（见第五章）表明，这些不同性质的岩石具有不同 年龄，中酸性岩体侵入时间主要有258 Ma、210 Ma、1⁸⁶Sr Ma、160 Ma、146 Ma和121 Ma；辉绿 岩脉的侵入年龄为100～120 Ma，拉辉煌斑岩年龄为92 Ma。不仅岩浆活动具有多期次特 点，区域构造热液活动和铀成矿作用也具有多期次特点，代表区域热事件发生的蚀变矿物白 云母（片状伊利石）、细晶伊利石的K-Ar年龄为125 Ma和92～109 Ma。成矿期次至少有3 期：沥青铀矿化有两期85 Ma、65 Ma。晶质铀矿等时线年龄为123 Ma，但因其结晶太细，可 能有硫化物混入，估计其真实年龄为100 Ma。由此可见，贵东岩体东段的岩浆活动和成矿 作用皆有多期次、脉动式特点，是一个长时期的热作用区。

（3）由于受深部物质侵位隆升和热动力作用的影响，不仅使深部的岩层出露（第一章的 第一节），而且在聚合岩体的周围围岩中由于压应力和热力作用的双重影响，产生围绕岩体 分布的片理化（图2-6），形成比较强的热动力变质和韧性剪切带（图版3-1、3-2）。这种 环形韧性变形带是单纯的穹隆褶皱、断块作用以及其他浅部地质作用所不能形成的；岩体本 身也由于垂向隆升应力的作用，产生比较强烈的裂隙构造；矿物岩石产生比较强烈的碎裂和 变形（李子颖等，2002）

（4）在地球物理上，由于硅铝质物层熔融的侵入，总体上呈重力负异常特征；此外，又由 于热点活动幔源深部物质的贯入，如辉绿岩脉，使得重力负异常与西部或其他花岗岩侵入区 不同。重力负异常明显小，反映的是酸性和基性成分的混合特征（图2-12）。

（5）不同温度（高、中、低温）和不同性质（碱性、酸性）蚀变产物在热点活动区叠置（图 2-6）。也反映了热点活动不同期次、阶段的作用特点，特别是碱性流体中的碱质（K、Na） 大量萤石化中的氟、绿泥石化的镁、铁质组分，都表明贵东岩体东段明显受到热点深部作用 的影响。

（6）在地球化学上，贵东岩体东段也是多元素复合叠置区、即不同性质、不同温度元素 的复合共存（图3-1至图3-17，图中纵横坐标均为千米数）。这种多元素的复合叠置特点 也是长期的多期次的构造热事件的产物，即热点活动所致。

由此可见，贵东岩体东段的地质构造作用、岩浆活动、变质作用和成矿作用都有独特特 征，它们不是分割独立的，而是有有机联系的，统一于热点活动的产物。

稀有元素铍、锂、铷、铯和铌在贵东岩体东段具有显著富集的特征，锂的最高含量在170× 10^-6（图3-1），铷的含量达700×10^-6（图3-2），铯的最高含量达65×10^-6（图3-3），铍 的含量在贵东岩体东段最高可达100×10^-6（图3-4），铌的含量最高可达70×10^-6（图3-5），它们在贵东岩体的东段岩体中的含量均比一般花岗岩中高，比地壳克拉克值要 高出数倍至数十倍。这些元素是典型的亲石元素，在岩浆熔化中随着酸性组分增高而增加，并伴随挥发分进入岩浆，在晚期花岗岩中形成很高的富集。

图3-1 贵东岩体东段Li含量（10^-6）等值线图

图3-2 贵东岩体东段Rb含量（10^-6）等值线图

图3-3 贵东岩体东段Cs含量（10^-6）等值线图

图3-4 贵东岩体东段Be含量（10^-6）等值线图

亲硫元素铜、铅、锌、锑、钼和铋在贵东岩体东段也有不同程度的富集特征（图3-6～图 3-11），特别是铜、铅、锑、钼、铋相对富集程度较高。铜的含量最高达200×10^-6（图3-6），锌的含量达200×10^-6（图3-8），锑的含量达2.5×10^-6（图3-9），钼的含量达14×10^-6（图3-10），铋的含量亦高达14×10^-6（图3-11），这些元素都是亲硫元素，特别是铜和钼，具有很强的亲硫性，一般随着酸性岩浆的演化，其含量是降低的，而它们的富集进一步表明 深部地质作用的影响。

图3-5 贵东岩体东段Nb含量（10^-6）等值线图

图3-6 贵东岩体东段Cu含量（10^-6）等值线图

图3-7 贵东岩体东段Pb含量（10^-6）等值线图

图3-8 贵东岩体东段Zn含量（10^-6）等值线图

图3-9 贵东岩体Sb含量（10^-6）等值线图

图3-10 贵东岩体Mo含量（10^-6）等值线图

图3-11 贵东岩体Bi含量（％）等值线图

图3-12 贵东岩体W含量（％）等值线图

图3-13 贵东岩体S含量（％）等值线图

图3-14 贵东岩体F含量（10^-6）等值线图

图3-15 贵东岩体Sr含量（10^-6）等值线图

图3-16 贵东岩体Th含量（10^-6）等值线图

高温元素钨也显示出特别富集的特 征（图3-12）。挥发分矿化剂元素氟和 硫也是富集的，说明贵东东段强烈的岩 浆活动伴随有较多的气液组分（图3- 13、图3-14）。锶在贵东岩体东段没有 显示出特别富集的特征，最高含量为 300×10^-6（图3-15），低于地壳克拉克 值375×10^-6，锶的含量与钙的含量有着 密切的关系，如岩浆经过多次的熔融和 分异，特别是酸性岩浆最晚期阶段锶的 含量降为最低，这也说明贵东岩体东段 花岗质岩石具有很高的演化程度。

图3-17 贵东岩体U含量（10^-6）等值线图

放射性元素铀和钍反映出其亲石元素的典型特征（图3-16、图3-17），并在花岗岩浆 的演化过程中，富集在晚期次的花岗岩浆中，特别是成矿元素铀，其在晚期侵入的岩体中含 量高达40×10^-6～50×10^-6（图3-17），说明铀在花岗质岩浆多次部分熔融过程中是不断 富集的，这一过程为铀成矿准备了条件。

（7）在贵东岩体光能谱图像（图3-18）上，贵东岩体东段存在一明显环形影像，环形影 像具有较高的铀/钍比值，与环带状分布的低钍补体空间位置大部分重叠，这一环形影像反 映了由热点活动引起的穹状构造隆升事件以及岩浆活动事件，是岩浆活动事件形成的低钍、高铀/钍比值、低钍补体的反映。

图3-18 贵东岩体光能谱图像

（8）深源钾化蚀变特征：在钾伽马能谱密度分割图像上，灰度值在41～90的密度层呈 面状，与贵东岩体的分布范围基本吻合，反映贵东岩体形成时的钾含量（以灰度表示）在 90～411变化；而灰度值大于90的密度层则呈点状、带状，主要分布在贵东岩体东段，西段仅 有零星分布，与不同期次花岗岩侵入体并无对应关系。显然，该密度层不是岩体形成时钾含 量的反映，而是其他地质作用带入钾造成的。联系到贵东岩体蚀变东强西弱的特点，初步认 为灰度值大于90的钾高场是由热液蚀变带入钾造成的。为了进一步确定钾高场的热液蚀 变成因，我们把上述钾高场图像与TM5波段图像经配准、彩色空间变换处理融合在一起，形 成贵东岩体光-能谱融合钾化蚀变断裂带专题图像（图3-19）。在该图像上，点状钾高场往 往分布在两组或两组以上断裂的结点处及附近，带状钾高场均沿断裂分布。钾高场与断裂 间的这种空间对应关系，说明了钾高场是沿单个断裂或多组断裂结点处发育的热液钾交代 作用带入钾形成的。这样，通过对控制钾高场的断裂构造解译，可以提取钾化蚀变断裂带信 息。提取结果表明，贵东岩体东段，即下庄铀矿田的范围，钾化蚀变断裂带强烈发育，而贵东 岩体西段，仅局部发育钾化蚀变断裂带（图3-19）。在下庄铀矿田，钾化蚀变带呈节状或团 块状，大体成北西西向、北东东向和北西向排列。这种排列格局与花岗岩中的伊利石化构造 蚀变带，与伊利石冰长石化辉绿岩的构造蚀变带相呼应，而且显示了矿化的集中分散。

图3-19 贵东岩体光-能谱融合钾化蚀变断裂带专题图像（叠合铀矿床）

从钾化蚀变断裂带专题图像（图3-19）上还可看出，在下庄铀矿田的11个矿床中，除 两个矿床未见发育钾化蚀变断裂带外，其余9个矿床均处于钾化蚀变断裂带区域内或边缘，显示了钾化蚀变断裂带对铀矿床的形成及分布具有明显的控制作用。更令人感兴趣的是，本区的4个富铀矿床都位于矿田中部呈北西向宽带状展布的强烈钾化蚀变带区域，其中的 3个富铀矿床直接分布在强烈钾化蚀变断裂带内，而一般蚀变程度的钾化蚀变断裂带仅控 制贫铀矿床（个别贫铀矿床具有独立的富铀矿体）。二者相比，可以认为，钾化蚀变的强弱 与铀矿床的贫富也具有密切联系。