粤北下庄铀矿田基性岩脉Ar-Ar定年及其与铀成矿关系新认识

骆金诚 齐有强 王连训 陈佑纬 田建吉 石少华

1. 中国科学院地球化学研究所，矿床地球化学国家重点实验室，贵阳 5500812. 中国地质大学地球科学学院，武汉 4300743. 核工业北京地质研究院，中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 1000294. 湖南省地质调查院，长沙 410116

基性岩脉是源于地幔的基性熔融岩浆由于某种地质构造作用，侵位至地壳浅部冷却形成的一类岩石，对于划分区域岩石圈伸展以及示踪反演深部地幔性质和地球动力学演化具有重要意义，一直是国内外研究的一个热点(Hall, 1982; Ernstetal.,1995; 李献华等, 1997; 谢桂青等, 2001; 彭澎, 2005; Wangetal., 2015; Qietal., 2012, 2016)。目前，我国基性岩脉的研究多集中于华北地块、中央造山带(昆仑-秦岭-大别)以及中国东部的基性岩脉群(陈孝德和史兰斌, 1983; 李江海等, 1997; 李献华等, 1997; 张成立等, 1999; 周鼎武等, 2000; Xieetal., 2006a, b; Xuetal., 2012; Xiongetal., 2014; Zhangetal., 2018a)。迄今为止，对中国东南部中生代基性岩脉的系统研究主集中在粤北、福建沿海、湘赣边界、琼南以及某些热液矿床区内(王学成等, 1991; 李献华等, 1997; 谢桂青等, 2001; 葛小月等, 2003; 胡瑞忠等, 2004; Xieetal., 2006a, b; Xuetal., 2012; Xiongetal., 2014; Zhangetal., 2018a)，有学者针对构造活动带内的基性岩脉开展了系统研究，并讨论了构造带与基性岩脉发育的关系(齐有强等, 2011; Qietal., 2016)。值得指出的是，基性岩脉在时空分布上与热液型矿床，尤其是与花岗岩型铀矿床、金和铅锌矿床有着十分密切的关系，吸引了众多学者对基性岩脉的成岩年代、源区特征、成因机制及其与成矿作用关系等方面进行研究(王学成, 1986, 1989; 胡瑞忠和金景福, 1988, 1990; 王学成等, 1991; 胡瑞忠等, 1993, 2004; 赖绍聪和徐海江, 1993; 李献华等, 1997; Huetal., 2008, 2009; Wangetal., 2015; 齐有强等, 2016; Zhangetal., 2018a)

华南是中国重要的热液型铀矿产区，按赋矿围岩主要划分为花岗岩型、火山岩型和碳硅泥岩型铀矿床(胡瑞忠等, 2004)。南岭地区广泛发育与花岗岩有关的热液型铀矿床，其中粤北地区下庄铀矿田是我国最大的花岗岩型铀矿田，曾是全国最大的铀矿基地。该矿区发育大量的基性岩脉(图1)，被认为与铀矿化密切相关(胡瑞忠, 1990; 李献华等, 1997; 胡瑞忠等, 2004; Wangetal., 2015)(图1)。基性岩脉不仅控制着铀矿床的定位(图1、图2)，且控制着矿体的空间分布(图2)，使许多矿体严格限制在基性岩脉内部(图3a)或在花岗岩与基性岩脉的边缘接触带(图3b)(丁瑞钦, 2002; 刘汝洲, 2003)。多年来，前人对下庄矿田的岩浆作用、成矿构造、铀矿床成因以及基性岩脉与铀成矿作用关系等方面进行了不同程度的研究，积累了大量成果，提出了著名的“交点铀成矿”理论模型(史运澄等, 1992; 丁瑞钦, 2002; 刘汝洲, 2003)。从广义上讲，“交点型”矿床是由指两条构造相交部位控制的矿化类型(丁瑞钦, 2002)。文中涉及的“交点型”铀矿床是指硅化断裂构造带交切基性岩脉的交点部位控制的铀矿、矿化(刘汝洲, 2003)。其特征主要体现在矿体较为严格的受交切复合交点部位硅化构造带和中基性岩脉的双重控制，而矿体则赋存在受成矿热液蚀变充填的中基性脉岩和花岗岩硅化破碎带中。“交点型”铀矿床类型控制储量曾占下庄铀矿区已查明储量的65%以上(吴烈勤和谭正中, 2004)，有着举足轻重的地位，对我国花岗岩型铀矿床的勘查工作起到了重要的指导作用。

图1 贵东复式岩体东部主要花岗岩体、基性岩脉和铀矿床分图简图(据凌洪飞等, 2004, 2005; 张展适, 2011; Chen et al., 2012; Luo et al., 2015a)Fig.1 Simplified geological maps showing the distribution of granite plutons, mafic dykes and major uranium deposits in the eastern part of the Guidong granite complex (after Ling et al., 2004, 2005; Zhang, 2011; Chen et al., 2012; Luo et al., 2015a)

图2 下庄矿田中338和339矿床产于NWW向辉绿岩与NE向硅化带的交点部位(据邓平等, 2003a)Fig.2 Simplified geological maps showing the No.338 and No.339 uranium deposits located at intersections between the WNW-trending mafic dykes and NE-trending silicified zone within the Xiazhuang uranium ore field (after Deng et al., 2003a)

图3 下庄矿田336矿床中铀矿体赋存在辉绿岩中(a,据杜乐天, 2015)和331铀矿床B01矿体与煌斑岩接触关系示意图(b,据吴烈勤和谭正中, 2004)Fig.3 Geological profile showing the uranium bodies hosted within mafic dykes from the No.336 deposit (a, after Du, 2015) and crossing the B01 ore bodies associated with lamprophyre from the No.331 deposit (b, after Wu and Tan, 2004) in the Xiazhuang uranium ore field

目前，已有的研究表明华南白垩纪-第三纪发生过六次大规模岩石圈伸展事件：145～140Ma、125～115Ma、～105Ma、95～85Ma、75～70Ma和55～45Ma(余达淦, 1992; 李献华等, 1997; 胡瑞忠等, 2004, 2007, 2015; Huetal., 2008)。值得指出的是，铀成矿年龄的统计结果表明华南不同类型的铀矿床有着大致相同的六个主成矿期：～135Ma、120～115Ma、105～100Ma、90～85Ma、75～70Ma和50～45Ma(胡瑞忠等, 2004, 2007; Huetal., 2008; Luoetal., 2015a, b)，与华南岩石圈伸展作用事件的时间具有较好的对应关系(胡瑞忠等, 2004, 2007, 2015; 王正其和李子颖, 2007; 朱捌, 2010; Huetal., 2008; Luoetal., 2015a, b, 2017)。虽然以往的研究工作已从大区域角度初步证实这种对应关系，但在矿田(床)尺度范围内基性岩脉与铀成矿年龄对应关系还有待进一步证实(胡瑞忠等, 2007, 2015)。Luoetal. (2015a)通过SIMS铀矿物U-Pb年龄方法对仙石铀矿床进行研究，发现该矿床存在三期铀矿化作用135±4Ma、113±2Ma和104±2Ma，提出该矿床中的三期矿化年龄与区域上基性岩脉的侵位年龄具有一一对应关系。然而，Wangetal. (2015)利用SHRIMP锆石U-Pb方法获得下庄矿区黄陂-张广营基性岩脉的结晶年龄193±4Ma，该年龄明显早于下庄矿区早期报道的最老的基性岩脉年龄(角闪石K-Ar年龄：142.6±3.0Ma; 李献华等, 1997)和已确认的最老的铀矿化年龄135±4Ma(Luoetal., 2015a)。在下庄矿田相邻的赣南隘高铀矿区内，Zhangetal. (2018a)采用LA-ICP-MS磷灰石U-Pb法获得矿区内NW向辉绿岩的结晶年龄189±4Ma，且该年龄也显然早于隘高铀矿的矿化年龄70.1±1.4Ma(李立生和谢溢华, 2011)。由于新获得的基性岩脉的侵位年龄与铀的矿化年龄存在较大的差别，因而研究者提出基性岩脉并不能为后期铀的矿化作用提供矿化剂(∑CO2)，但基性岩脉中高的Fe2+含量有利于成矿流体中U6+还原形成沥青铀矿沉淀(Wangetal., 2015; Zhangetal., 2018a)。

因此，极有必要重新审视这些基性岩脉的精确侵位年龄，并评估基性岩脉在铀成矿作用中的贡献。笔者在近年研究进展的基础上，通过基性岩脉的侵位年龄与铀成矿年龄的对比、成矿物质来源和成矿流体(He和CO2)特征等方面的综合考虑，对基性岩脉与花岗岩型铀矿床成因联系机理的认识进行了深入的探讨，为进一步揭示花岗岩型铀矿床的成矿机理和控矿因素提供新的约束。

图4 野外照片显示下庄矿田基性岩脉与花岗岩、脉石矿物方解石和黄铁矿以及铀矿脉之间的关系(a-c) NWW向第一组(a)和第二组(b)辉绿岩脉及新鲜基性岩脉(c)与花岗岩的截然接触；(d、e)新鲜和蚀变的基性岩脉；(f)破碎基性岩脉角砾充填在后期热液方解石脉中，部分基性岩脉角砾发生赤铁矿化后出现蚀变晕圈而褪色，早期破碎的基性岩脉角砾和胶结的方解石脉被晚期阶段的石英脉切割；(g、h)铀矿物-方解石脉充填在赤铁矿化的基性岩脉裂隙中；(i)绿泥石化的基性岩脉边界出现大量的方解石和黄铁矿Fig.4 Field photographs showing the relationship between mafic dykes and granites, calcites, pyrite and uranium minerals in the Xiazhuang uranium ore field(a-c) sharp contact between the NWW-trending first group (a), second group (b) and unaltered (c) mafic dykes and their host granites; (d, e) fresh and alteration mafic dykes, respectively; (f) mafic rock clasts in the carbonate dykes showing hematitization halos, late stage quartz vein cross-cutting the mafic rock clasts and carbonate dykes; (g, h) uranium mineral and calcite vein occur within altered mafic dykes which show the strongly hematitization; (i) abundant pyrites and calcites occur within the boundary of altered mafic dyke

表1下庄铀矿区主要基性岩脉及其相关的铀矿床和矿化点(据张展适,2011; 冯志军等,2016; 本文)

Table 1 The main uranium deposits and mineralization points associated with mafic dykes occurred in the Xiazhuang uranium ore field(after Zhangetal., 2011; Fengetal., 2016 and this study)

岩脉编号组名岩性产状长度(km)厚度(m)最大厚度(m)间距(km)控制矿床、矿点典型矿床年龄(Ma)岩脉年龄(Ma)文献NWW向岩脉第Ⅰ组水口-竹山下辉绿岩、煌斑岩、纤闪石化辉绿岩285°NE∠70°～90°5.51030～4.0333、332、水口及相关矿点332矿: ～55;333矿:85～165角闪石Ar-Ar:200～185徐达忠等, 1999; 吴烈勤等, 2003; 本文第Ⅱ组黄陂-张广营角闪辉绿岩、纤闪石化辉绿岩295°N∠50°～90°142040～4.0小水、6009、 黄陂、张光营及相关矿点小水矿: 71.8～75.2角闪石K-Ar:142.6±3.0; 锆石U-Pb: 193±4;角闪石Ar-Ar: ～200李献华等, 1997; Wang et al., 2015; 本文第Ⅲ组下庄-寨下辉绿岩、纤闪石化辉绿岩290°NE∠50°～90°14～2230170～4.0335、336、明珠湖、白水寨及相关矿点335矿:93.5±1.2; 73.1±1.4角闪石Ar-Ar:109.9±2.3李献华等, 1997; 邹东风等, 2011第Ⅳ组鲁溪-仙人嶂辉绿岩、纤闪石化辉绿岩280°～290°NE∠50°～90°15.540～602002.7～4.8334、338、339及相关矿点339矿:135±4; 113±2; 104±2;角闪石Ar-Ar:110.4±3.2; 106.6±12.2; 150.1±1.1李献华等, 1997; Luo et al., 2015a; 未发表数据第Ⅴ组中心段拉辉煌斑岩、纤闪石化辉绿岩270°～280°NE∠70°～90°103070～4.0泉洞及十余个矿化点—角闪石K-Ar:139.0±2.6李献华等, 1997NNE向岩脉第一组小寨-下庄辉绿玢岩、闪长玢岩80°～120°∠50°～90°～82～55～3.0332、336及相关矿点332矿: ～55角闪石Ar-Ar:145.1±12.1本文第四组石土岭-太平庵辉绿玢岩、闪长玢岩90°～115°∠70°～90°73～1010～4.0337矿床和太平庵矿化点337矿: ～135角闪石Ar-Ar:141.4±2.6李献华等, 1997; 吴烈勤等, 2003; 朱捌等, 2006

1 地质背景

1.1 区域地质特征

下庄铀矿田位于贵东岩体的东部。贵东岩体位于广东省韶关北部的翁源和始兴县之间，属于南岭东西向大东山-贵东-五里亭岩浆岩带的中-东段。大地构造位置上处于华夏古陆西缘闽、赣、粤加里东隆起与湘、桂、粤北海西-印支凹陷的交汇部位，位于南岭U、W-Sn、Cu和Nb-Ta等多金属成矿带的南部，是诸广-贵东铀矿聚集区的重要组成部分。贵东岩体为多期次侵入的复式岩体，主要由东部的下庄岩体、鲁溪岩体、帽峰岩体、笋洞岩体以及西部的司前岩体和隘子等岩体组成(图1)，出露面积约1000m2。近年，贵东复式岩体的高精度年代学研究表明，鲁溪岩体(239±5Ma)、下庄岩体(235.8±7.6Ma)和帽峰岩体(219.6±0.9Ma)为印支期花岗岩，而笋洞岩体(189.1±0.7Ma)、司前岩体(160.1±6.1Ma)和隘子岩体(151±11Ma)为燕山期岩体(徐夕生等, 2003; 凌洪飞等, 2004, 2005; Chenetal., 2012)。该复式岩体在东北和东侧侵入的围岩为寒武-奥陶系浅变质砂岩、板岩及含炭板岩，南侧的侵入围岩为为泥盆-石炭系砂岩、碳酸盐岩。接触带附近的围岩均发生程度不同的接触变质作用。

图5 下庄矿田代表性基性岩脉的岩相学照片Am-角闪石；Px-辉石；Pl-斜长石；Urt-纤闪石Fig.5 Representative photomicrographs illustrating mafic dykes from the Xiazhuang uranium ore fieldAm-amphibole; Px-pyroxene; Pl-plagioclase; Urt-uralite

图6 下庄矿田331矿床中不同方向基性岩脉间的交切关系(a)和337矿床中基性岩脉与铀矿体间的接触关系(b)(据张展适, 2011)Fig.6 The cross-cutting relationship between various trend of mafic dykes from the No.331 deposit (a) and mafic dykes and uranium ore bodies from the No.337 deposit in the Xiazhuang ore field (after Zhang, 2011)

岩体内除发育晚期花岗斑岩脉等酸性岩浆岩外，亦可见NWW、NNE和NEE向基性岩脉侵入早期花岗岩体或地层中(图1、图4a-c)。这些基性岩脉的岩性主要为辉绿岩、角闪辉绿岩和辉绿玢岩，少量为闪斜煌斑岩和拉煌斑岩(本文统称基性岩脉)。辉绿岩主要由斜长石、辉石和角闪石、石英组成，辉绿结构明显(图5)。副矿物主要有磷灰石、钛铁矿、磁铁矿、黄铁矿等。闪斜煌斑岩主要由斜长石、角闪石和少量石英组成，斑晶为角闪石。此外还有少量云煌岩、拉辉煌岩、闪长岩和闪长玢岩，其中辉绿玢岩均以NNE和NEE向分布。大多与花岗岩接触的辉绿岩脉具有冷凝边结构(图4b, c)。铀矿区内基性岩脉大多经受不同程度的蚀变。NNE向岩脉主要分布在岩体东缘的太平庵断裂带，NEE向岩脉则分布在岩体北部湖子地区。在野外可见到NEE向辉绿玢岩脉穿切近E-W(NWW)向辉绿岩脉。区内断裂构造活动强烈，分布着众多典型的花岗岩型热液铀矿床。铀矿化明显受断裂构造控制，中基性岩脉与铀成矿关系密切(图2、图3)。矿田受黄陂断裂与马屎山断裂的夹持，NNE向基性岩脉与区内EW向和NEE向含矿硅化断裂带相互交织，控制下庄矿田内铀矿床的空间分布。在下庄矿田内从北往南共发育五组基性岩脉，约呈4km等间距产出，依次为水口-竹山下、黄陂-张广营、下庄-寨下、鲁溪-仙人嶂和中心段(图1和表1)。这些基性岩脉的形态变化较大，尖灭形式多样。单条岩脉厚度一般为几米至几十米，大多数为10～30m。NNE向的硅化断裂带与近NWW向中基性岩脉呈近等间距分布，整个矿区形成格子状构造(图1)。

1.2 矿床地质特征

下庄矿田内基性岩脉的组成、产状、规模及控制的主要矿床(点)如表1。位于硅化带和NWW向基性岩脉交汇点的部位发育众多“交点型”铀矿床(如330、331、333、334、335、336、338、339、小水和湖子堆山等铀矿床)。通常，硅化带穿过或错断基性岩脉，基性岩脉与花岗岩以及铀矿床(体)之间的穿插关系较为复杂(图2、图3、图6)，如331矿区内不同侵位方向的基性岩脉相互穿插，可以推断NWW向辉绿岩和闪斜煌斑岩形成较早，而NNE东向辉绿玢岩形成最晚(图6a; 张展适, 2011)。NNW断裂控制矿田内最早形成的铀-方解石矿化(如339和337矿床)和晚期的铀-微晶石英矿化(如333和330矿床)(朱捌等, 2006; 张展适, 2011; Luoetal., 2015a)。NNE向断裂是矿田内活动最强烈的断裂构造带，带内充填有大量的石英脉，其中以新桥-下庄断裂和大帽峰-石角尾断裂最为重要(王正其等, 2007)。下庄地区的构造具有多期次的特点，与铀成矿古水热系统的活动密切相关，这些构造不仅起到了连通岩体东西部水热系统的作用，且为深部物质的上涌提供了运移通道(丁瑞钦和梁天锡, 2003)。

区内蚀变作用广泛发育，其中花岗岩中广泛发育白云母化和绿泥石化，局部钠长石化和电气石化强烈。硅化断裂带内发育绢云母化和水云母化；辉绿岩部分遭受纤闪石化和碳酸盐化蚀变作用(图4f-h)。当矿体赋存在蚀变花岗岩中时，铀矿物通常与猪肝色微晶石英、黑色微晶石英、黄铁矿和紫黑色萤石伴生。相应的矿石类型有：红色微晶石英-沥青铀矿组合、黑色微晶石英-黄铁矿-沥青铀矿组合、微晶石英-紫黑色萤石-沥青铀矿等(胡瑞忠, 1989; 商朋强, 2007; 张展适, 2011)。围岩蚀变主要为硅化、绿泥石化、赤铁矿化和水云母化等。当铀矿体位于辉绿岩边界或赋存在辉绿岩破碎带中时，普遍发育碳酸盐化蚀变(方解石)和赤铁矿化(图4f-i)，且常伴随有绢云母化和绿泥石化(图4i)。方解石大量出现时，主要出现铀矿物-方解石组合(图4g, h)。铀矿化附近的基性岩脉往往出现褪色现象，部分发生赤铁矿化(即基性岩脉中Fe2+氧化为Fe3+)(图4f-h)，矿石类型即为铀矿物-赤铁矿化。热液脉体中矿物流体包裹体研究显示，成矿阶段的温度通常在150～250℃，流体包裹体盐度变化较大(1%～20% NaCleqv)，可见NaCl和KCl子矿物，矿物包裹体的气相成分以CO2和H2为主(陈安福和赵洪波, 1986; 王学成, 1986; 胡瑞忠, 1989; 邓平等, 2003a, b; 商朋强, 2007; 何德宝, 2017)。

李献华等(1997)对下庄地区代表性基性岩脉做了较为详细的K-Ar和Ar-Ar年代学研究，结果显示第二组和第五组NWW向辉绿岩年龄最早为145～140Ma；第三组和第四组辉绿岩时代为～105Ma；而NEE向闪长玢岩和NNE向辉绿玢岩最年轻为～90Ma。最近，Wangetal. (2015)利用SHRIMP锆石U-Pb方法获得第二组黄陂-张广营基性岩脉的结晶年龄193±4Ma，含热液增生边的锆石年龄177±4Ma为后期热事件的年龄。目前，大量铀矿物U-Pb年代学数据表明，下庄铀矿区内铀成矿作用的年龄主要在135～50Ma之间，集中体现在四期铀矿化：～135Ma、125～120Ma、90～85Ma和75～70Ma(吴烈勤等, 2003; 邓平等, 2003a, b; 胡瑞忠等, 2004; 朱捌等, 2006; Huetal., 2008; 王正其等, 2010a; 张展适, 2011; 骆金诚, 2015; Luoetal., 2015a)。早期铀矿化作用的时限也与野外地质和岩相学证据相佐证，如337矿床中～135Ma铀矿体被晚期辉绿玢岩脉所切割(图6b)(吴烈勤等, 2003)；仙石(339)矿床中团块状铀矿物被晚期铀矿物-方解石脉重新胶结(吴烈勤等, 2003)，且晚期铀矿物颗粒呈破碎角砾充填在后期热液方解石脉中(Luoetal., 2015a)。

2 角闪石40Ar-39Ar年代学

2.1 样品特征

本文用于40Ar-39Ar同位素定年的角闪石样品分别采自第一组NWW向333铀矿区附近采石场辉绿岩(QZSX)和332铀矿区内(K332-2)辉绿岩、第二组NWW向湖子堆矿洞辉绿岩(HZDX)、NEE向张广营(ZGY)地区(337矿区)闪长玢岩以及NNE向湖子堆矿洞附近的辉绿玢岩(HZDS)。野外观察可见这些基性岩脉与花岗岩均呈截然接触关系，其中NWW向湖子堆矿洞(HZDX)基性岩脉中暗色矿物颗粒较细小，可见有绿泥石化(图5)，局部可见碳酸盐化(方解石)。332矿区(K332-2)附近的辉绿岩和张广营(ZGY)地区(337矿区)的闪长玢岩均具有明显的辉绿结构，可见辉石矿物颗粒，无明显蚀变矿物。333铀矿区附近采石场的辉绿岩和湖子堆矿洞NEE向辉绿玢岩(HZDS)均呈灰绿色，其组成的矿物相对新鲜。表1系统总结了下庄地区主要的基性岩脉及受其控制的矿床和矿化点，表中列出了不同基性岩脉的年龄以及与基性岩脉相关典型铀矿床的成矿时代。

2.2 测试方法

选取的样品经过破碎、筛选至40～60目，在双目镜下挑选，使角闪石的纯度大于99%，用超声波洗净。将洗净后的样品封进石英管中，而后在核反应堆进行快中子辐照。本次样品辐照工作在中国原子能科学研究院核反应堆进行。使用49-2反应堆H4孔道进行中子活化，照射时间为30h。同时，接受辐照的还有监测中子通量的Ga1550黑云母国际标样，采用Ga1550目前广泛引用的年龄标定值98.79±0.96Ma(Renneetal., 1998)。辐照后的样品放置到放射性剂量降至安全操作范围时，进行阶段升温测试工作。样品由中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室40Ar/39Ar同位素实验室MM5400惰性气体质谱仪测试。在对温控表和炉内温度进行校正后，所采用温度范围为800～1400℃。数据经过本底校正、质量歧视校正、K和Ca同位素反应校正、37Ar和39Ar放射性衰变校正。用CaF2和K2SO4确定Ca和K同位素反应的校正参数：(40Ar/39Ar)K=3.3×10-4，(36Ar/37Ar)Ca=2.69×10-4，(36Ar/37Ar)Ca=8.52×10-4。年龄计算中衰变常数采用：λ=(5.543±0.010)×10-10a-1(Steiger and Jäger, 1977)。数据不确定度为95%置信区间(2σ)。详细实验流程见王非等(2006)。

图7 粤北下庄地区基性岩脉中五个角闪石40Ar-39Ar坪年龄图和反等时线年龄图Fig.7 40Ar-39Ar age spectrum and inverse isochron for five hornblendes from the mafic dykes in the Xiazhuang uranium ore field, northern Guangdong

2.3 测试结果

粤北下庄地区基性岩脉中5个角闪石40Ar-39Ar阶段升温测年数据见表2，相应的坪年龄谱和反等时线年龄如图7。在800～1400℃温度范围内，对下庄地区基性岩脉的5个角闪石样品进行不同阶段的释热分析。其中，NWW向第一组333矿区采石场(QZSX)和332矿区(K332-2)基性岩脉的角闪石样品分别在980～1400℃和1000～1230℃，获得坪年龄为202.9±3.1Ma和185.6±3.0Ma(图7a, c)，对应的39Ar释放量分别为76.5%和94.4%。相应的39Ar/40Ar-36Ar/40Ar反等时线年龄分别为201.6±6.5Ma(MSWD=0.8)和185.4±5.9Ma(MSWD=2.7)(图7b, d)，40Ar/36Ar初始值分别为296.8±5.8和296.4±17.1。NWW向第二组湖子堆矿洞(HZDX)基性岩脉的角闪石样品在1020～1200℃，获得的坪年龄为211.4±10.3Ma(MSWD=0.4)(图7e)，对应的39Ar释放量为70%。相应的39Ar/40Ar-36Ar/40Ar反等时线年龄分别为203.9±26.2Ma(MSWD=0.4)(图7f)，40Ar/36Ar初始值为299.0±11.5。张广营(ZGY)地区(337矿区)NEE向基性岩脉的角闪石样品在1020～1400℃，获得坪年龄为179.6±2.8Ma(MSWD=4.0)(图7g)，对应95.5%的39Ar释放量。相应的39Ar/40Ar-36Ar/40Ar反等时线年龄为175.2±4.0Ma(MSWD=2.4)(图7h)，40Ar/36Ar初始值为309.5±10.4。湖子堆矿洞附近NNE向晚期辉绿玢岩(HZDS)角闪石样品在980～1200℃，获得的坪年龄为145.1±12.1Ma(MSWD=1.2)(图7i)，对应98.9%的39Ar释放量。相应的39Ar/40Ar-36Ar/40Ar反等时线年龄为141.3±23.3Ma(MSWD=1.4)，40Ar/36Ar初始值为297.0±7.8(图7j)。

3 讨论

3.1 基性岩脉角闪石40Ar-39Ar年龄及其可靠性

前人通过详细的基性岩脉K-Ar和Ar-Ar年代学研究，获得下庄地区存在三期基性岩脉：145～140Ma、110～105Ma和～90Ma(李献华等, 1997)。值得注意的是，由于下庄矿区内基性岩脉大多出现了不同程度的热液蚀变，当热液温度超过基性岩脉中含钾矿物放射性成因Ar的封闭温度时，全岩K-Ar和Ar-Ar法所记录的年龄可能仅为后期蚀变作用或热事件的年龄，而不一定是基性岩脉的侵位年龄。事实上，研究显示下庄铀矿田中蚀变严重的基性岩脉中辉石几乎全部被交代成了纤闪石(Wangetal., 2015)，说明部分地区后期热液流体对基性岩脉中矿物的改造蚀变非常强烈。Wangetal. (2015)采用SHRIMP锆石U-Pb方法获得NWW向第二组黄陂-张广营基性岩脉的结晶年龄193±4Ma，含增生边的热液锆石年龄177±4Ma被认为是记录后期热事件的年龄。通常，基性岩浆在上侵过程中会常常捕获基底和围岩中的锆石，且基性岩浆本身往往难以结晶出大量锆石，故基性岩脉中锆石U-Pb年龄是否能代表其自身的结晶年龄尚不确定。

中生代以来，粤北地区遭受过多期次构造-岩浆-成矿作用事件的影响。角闪石40Ar-39Ar坪年龄图，显示本次研究的这些基性岩脉中5个角闪石样品很可能受到一定程度的蚀变作用，导致这些样品在低温阶段显示出明显的异常。即在低温阶段时坪年龄图表现出不规则，但在整个高温阶段可以形成的稳定坪年龄。本文测试结果表明(表2)，5个角闪石样品的40Ar-39Ar坪年龄和39Ar/40Ar-36Ar/40Ar反等时线年龄在误差范围内基本一致，由反等时线获得这些角闪石样品的40Ar/36Ar初始值均与现代大气氩同位素比值(298.56±0.31; Leeetal., 2006)在误差范围内一致，表明角闪石形成时没有捕获过剩氩。因此，五个样品的坪年龄可以代表这些基性岩脉中角闪石的结晶年龄。值得注意的是，湖子堆矿洞辉绿玢岩(HZDS)样品在高温阶段中表现出视年龄稍微偏高且轻微不规则的坪年龄图，可能是样品中矿物边部受到了轻微热液作用而导致在低温阶段出现Ar丢失现象。本文测定的第二组辉绿岩(HZDX)角闪石40Ar-39Ar年龄与其锆石U-Pb年龄(193±4Ma, Wangetal., 2015)在误差范围内基本一致。同时，野外地质特征显示NWW向的第一组和第二组基性岩脉均被NE和NEE向基性岩脉切割(图1、图6)。所以，岩脉之间的穿插关系，也支持第一组和第二组基性岩脉成岩时代偏老的地质事实。因此，当基性岩脉样品的坪年龄图在高温阶段显示出轻微的不规则，但整个高温阶段仍可以形成稳定的坪年龄，且该年龄接近样品的成岩年龄。故采用角闪石Ar-Ar年龄定年方法可以获得下庄地区复杂的基性岩脉最接近的真实年龄。

精确厘定下庄基性岩脉的成岩时代，对探讨基性岩脉与铀成矿关系可提供关键的时限约束，尤其是对铀矿床成矿模型的建立具有至关重要的作用。因此，为了进一步精确限定这些脉岩的侵位年龄，笔者选择下庄地区与相应矿床走向相同的基性岩脉，并尽可能远离矿区热液蚀变影响的基性岩脉样品。挑选出受热液影响最小的角闪石单矿物。本文对NWW向第一组位于332铀矿区(K332-2)和333铀矿区附近采石场(QZSX)和第二组湖子堆矿洞(HZDX)基性岩脉样品，采用单矿物角闪石40Ar-39Ar定年法获得的年龄分别为202.9±3.0Ma～185.6±3.0Ma和211.4±10.3Ma。此外，NEE向张广营(ZGY)地区(337矿区)闪长玢岩中角闪石40Ar-39Ar年龄为179.6±2.8Ma；NNE向湖子堆矿洞辉绿玢岩(HZDS)的角闪石40Ar-39Ar年龄为145.1±12.1Ma。近来，Zhangetal. (2018a)通过LA-ICP-MS磷灰石U-Pb法，获得下庄铀矿田相邻的赣南艾高铀矿区NW向基性岩脉年龄ca.190Ma。同时，Wangetal. (2015)利用LA-ICP-MS锆石U-Pb法测定贵东岩体北部苦竹坑辉长岩脉年龄为198±1Ma。综合这些研究工作(李献华等, 1997; Wangetal., 2015; Zhangetal., 2018a)，笔者认为下庄地区至少存在三期基性岩脉：200～190Ma、～180Ma、145～140Ma。

3.2 基性岩脉的侵位年龄与铀矿化年龄的关系

长久以来，下庄铀矿田一直是我国学者研究花岗岩型铀矿床的典型范例。尽管，花岗岩区铀的成矿作用与成岩时差问题很早就引起关注(杜乐天, 1982; 胡瑞忠, 1989; 胡瑞忠等, 1993, 2004)，但早期获得的花岗岩、 基性岩脉以及铀成矿年龄的准确性仍值得商榷。随着更多精确年龄数据的报道，对这些铀矿床成因的认识也进一步深入。如前人认为下庄地区与帽峰岩体密切相关的337矿床(～135Ma)是成矿温度高(290～340℃)、矿岩时差小的岩浆热液矿床的典型代表(倪师军, 1987; 吴烈勤等, 2003)。然而，矿区内与铀成矿密切相关的下庄岩体、帽峰岩体和笋洞岩体年龄分别为235.8±7.6Ma、219.6±0.9Ma和189.1±0.7Ma(徐夕生等, 2003; 凌洪飞等, 2005; Chenetal., 2012)。显而易见，如此巨大的矿岩时差(至少～50Myr)，基本可排除下庄地区与花岗岩有关的岩浆热液型铀矿床的存在。

表2粤北下庄地区基性岩脉中五5个角闪石40Ar/39Ar阶段升温测年数据

Table 240Ar/39Ar stepwise heating analytical data for five hornblendes from the mafic dykes in the Xiazhuang uranium ore field, northern Guangdong

温度(℃)40Ar/39Ar37Ar/39Ar36Ar/39Ar40Ar∗/39Ark40Ar∗39ArkAge±2s(%)(Ma)HZDS (J=0.0077030±0.0000193)8005465.50158.432418.2916384.301.331.03904.81645.2980123.6212.58140.393058.566.8528.80115.541.0102055.9517.48780.1576110.9419.2524.69146.217.6106084.2210.37140.255399.6611.3714.40129.831.51100130.8112.83010.4034112.769.659.47169.549.21120123.2919.60430.3743914.4611.535.04191.059.8120049.0021.70120.1348111.0922.2216.58148.320.1HZDX (J=0.0077030±0.0000193)8005441.052.710916.80042475.238.751.192783.3457.7980126.6712.45690.3615521.0516.4428.76271.732.2102057.3317.18290.1458415.837.2124.66208.115.1106086.1610.95060.2364717.329.9114.37226.427.31100129.6713.87150.3876016.432.529.44215.643.91120117.0021.79330.3497915.663.135.02205.956.7120051.0521.48580.1255915.940.6516.56209.418.4K332-3 (J=0.0077470±0.0000194)800744.336.41242.1877398.9013.210.261028.6149.7870844.232.49392.6131272.408.560.88805.1173.0950167.096.00940.4692029.077.311.76367.239.6100094.953.63640.2499821.442.512.68277.923.7104031.298.80380.0609514.094.6811.37187.36.2107016.9911.94830.0139313.971.3660.11185.84.4110030.226.84770.0589813.424.134.15178.89.3114019.099.59380.0203213.962.548.73185.73.7118018.419.03240.0188113.683.715.12182.14.1123021.267.41960.0254214.437.442.32191.65.0140023.668.15170.0291715.806.312.62208.85.6QZSX (J=0.0077200±0.0000193)8004429.9433.369513.48742460.160.090.502740.8343.48601060.4616.98803.17228126.241.731.691230.3166.7920259.5812.96740.7399442.436.163.82512.457.698071.2426.29800.1863818.6725.6217.48243.517.3101032.7922.44700.0663215.275.6820.97201.56.7103032.9617.35950.0649615.3745.9514.57202.87.0105048.2114.59610.1150215.581.926.16205.411.5107078.3418.12530.2182815.519.502.72204.621.7109095.1225.98630.2751616.246.692.05213.528.6112079.7818.37520.2205416.330.152.80214.723.2115054.9625.63290.1429215.096.862.65199.317.4120037.8320.12270.0837614.948.804.57197.38.8125042.1519.47030.0954015.776.802.75207.813.1133046.1821.27420.1131814.691.244.85194.312.8140029.4924.28370.0545715.6251.8612.42205.85.8ZGY (J=0.0077140±0.0000193)930257.3633.07620.7093151.8519.580.65608.458.0960135.9834.01330.3437038.2327.300.92467.438.699051.0215.27840.1138118.866.472.91245.611.5102017.1915.38950.0179813.276.2137.42176.32.4

续表2

Continued Table 2

温度(℃)40Ar/39Ar37Ar/39Ar36Ar/39Ar40Ar∗/39Ark40Ar∗39ArkAge±2s(%)(Ma)104020.2112.66250.0266813.485.9812.02178.93.3107028.8712.55630.0544613.927.717.24184.55.8110045.3315.01330.1124613.469.323.19178.711.6113028.5015.02480.0542413.8547.967.08183.55.4116024.8514.30410.0403314.256.635.64188.65.9119025.3022.08500.0450214.0254.382.87185.76.2122019.5415.36970.0227414.2371.873.89188.39.0125029.9626.65900.0606714.487.231.66191.510.3128022.8617.12870.0352414.0160.411.73185.610.6140017.6814.35030.0191313.3374.4912.77177.02.7

目前，铀成矿年龄的统计结果表明华南地区不同类型的铀矿床有着大致六个主成矿期：～135Ma、120～115Ma、105～100Ma、90～85Ma、75～70Ma和50～45Ma(胡瑞忠等, 2004, 2007; Huetal., 2008; Luoetal., 2015a, b)，且与华南岩石圈伸展作用事件的时间具有较好的对应关系(胡瑞忠等, 2004, 2007, 2015; 王正其和李子颖, 2007; 朱捌, 2010; Huetal., 2008; Luoetal., 2015a, b)。同时，胡瑞忠等(2007)明确指出以往的研究工作主要从大区域角度初步证实这种对应关系，在矿田(床)尺度范围内基性岩脉与铀成矿年龄的对应关系还有待进一步证实。本文获得的角闪石Ar-Ar年龄进一步确认下庄地区发育NNE向145～140Ma的基性岩脉。结合前人已报道的下庄矿田邻区的长江铀矿区内辉绿岩(角闪石Ar-Ar: 145.1±1.5Ma, Zhangetal., 2018b)和大吉山钨矿区角闪辉绿岩(全岩K-Ar: 139.9±2.8Ma, 李献华等, 1997; 142.4±2.5Ma, Xieetal., 2006a)，江西武山铜矿区闪斜煌斑岩(全岩Ar-Ar: 139.7±2.1Ma～143.5±2.7Ma)和640铀矿区拉辉煌斑岩(全岩Ar-Ar: 139.8±2.8Ma, Xieetal., 2006a)，以及切穿湖南千里山花岗岩的NE向辉绿玢岩脉(全岩Ar-Ar: 142.3±2.8Ma, 刘义茂等, 1997)等同期基性岩脉，暗示了该期基性岩脉在南岭地区广泛发育，表明南岭地区在这一时期处在广泛的岩石圈伸展构造背景。同时，该期基性岩脉的侵位年龄与下庄铀矿区内最早的铀矿化年龄135±4Ma基本对应，进一步证实了在矿田尺度上铀的成矿作用与岩石圈的伸展作用存在时间上的对应关系(胡瑞忠等, 2004, 2007; Huetal., 2008; Luoetal., 2015a)。

3.3 下庄地区200～190Ma(角闪石Ar-Ar)基性岩脉的构造意义

华南地区侏罗纪早期的岩浆活动对限定中生代以来华南板块的构造演化至关重要。本研究利用角闪石Ar-Ar法新获得的下庄两组NWW向基性岩脉和一组NEE向基性岩脉的年龄为200～180Ma，这些基性岩脉的年龄与Wangetal. (2015)报道的下庄基性岩脉锆石U-Pb年龄在误差范围内总体一致，进一步证实粤北下庄地区存在早侏罗世的基性岩浆活动。尽管与其对应期次的铀矿化年龄迄今还未见报道，但这些早期基性岩脉的存在对铀成矿作用的认识(下文详述)及区域地质构造演化具有极其重要的地质意义。Zhouetal. (2006)认为华南地区早中生代的岩浆活动(250～205Ma)与印支期碰撞造山密切相关，而晚中生代的岩浆作用主要受太平洋板块NW-NWW向俯冲的影响。在205～180Ma存在一个明显的岩浆间歇期，代表了华南大地构造背景由特提斯构造域向太平洋构造域的转换(舒良树和周新民, 2002; Zhouetal., 2006)。陈培荣等(2002)则提出华南地区出现的180～150Ma双峰式火山和碱性玄武岩是印支期碰撞造山后大陆裂解的产物。在下庄及其邻区赣南隘高出现200～180Ma的基性岩脉，为约束印支期碰撞造山后华南大陆伸展裂解作用的时限提供了新的证据。近年来，越来越多的研究发现，华南地区可能广泛存在200～180Ma的岩浆活动，而非前人认为的岩浆寂静期，如粤北下庄辉绿岩(～193Ma, Wangetal., 2015)、苦竹坑辉长岩(～198Ma, Wangetal., 2015)和霞岚辉长岩(～195Ma, Zhuetal., 2010; Yuetal., 2010)，江西白面石和东坑玄武岩(194～188Ma, 项媛馨和巫建华, 2012; Cenetal., 2016)，赣南程龙和车步辉长岩(197～191Ma; 王国昌, 2016)，赣南寨背、柯树北、珠兰埠和陂头A-型花岗岩及塔背正长岩(189～177Ma, 陈培荣等, 2004; Li and Li, 2007; Heetal., 2010; Jiangetal., 2017; 王国昌, 2016)和闽西北光泽A-型花岗岩(～189Ma, 王国昌, 2016)等。这些岩体(195～180Ma)和基性岩脉(200～190Ma)的陆续发现，表明华南地区此刻处在伸展构造地质背景，标志着印支期碰撞造山作用发生后华南地区岩石圈伸展作用可能至少在200～190Ma已经开始。

3.4 基性岩脉与铀成矿作用关系

在世界范围内，学者们很早就注意到基性岩脉(煌斑岩墙)与热液铀矿的形成密切相关(Cuney, 1978; Leroy, 1978; 王炎庭, 1986; 胡瑞忠, 1989; Ruzicka, 1993; 胡瑞忠等, 1993, 2007; Johnson and Cross, 1995; Huetal., 2008)，尤其是法国中央地块中的海西期热液铀矿床与我国华南花岗岩型铀矿最为典型(王炎庭, 1986; 胡瑞忠, 1989; 胡瑞忠等, 1993, 2007; Huetal., 2008; 杜乐天, 2015)。前人对基性岩脉与铀成矿作用关系的研究从未间断，早期的工作认为基性岩浆活动提供了大量矿化剂(富CO2的流体)，从而有利于成矿流体的形成以及基性岩脉中高的Fe2+含量有利于成矿流体中U6+还原形成沥青铀矿沉淀(胡瑞忠, 1989, 1990; 胡瑞忠和金景福, 1990; 王学成等, 1991; 胡瑞忠等, 1993, 2004)。邓平等(2003a)通过对仙石铀矿床成矿流体中碳和H-O同位素的解析，提出幔源流体参与铀矿作用。目前，对成矿物质中铀的来源也存在不同认识：(1)主要来自赋矿花岗岩围岩(胡瑞忠, 1989; 朱捌等, 2006; 商朋强, 2007; Huetal., 2008; 凌洪飞, 2011; 骆金诚, 2015)；(2)直接来自与基性岩脉具有相似源区性质的岩石圈富集地幔(姜耀辉等, 2004; 王正其和李子颖, 2007; 王正其等, 2010)。因此，要查明基性岩脉与铀成矿关系的本质，诚如王学成等(1991)所说：实质上是要解决铀成矿过程中源-运-储有关的三个基本问题：

(一)基性岩脉能否为铀成矿提供铀源？前人针对基性岩脉中铀的分布特征及含量已开展过相应研究工作，认为基性岩脉并不太可能为铀成矿提供铀源(Leroy, 1978; 王学成, 1991)。尤其是，王学成等(1991)系统研究了华南产铀岩体和非产铀岩体中基性岩脉的铀含量，发现不同地区基性岩脉中铀的平均含量无明显区别，集中在2.4×10-6～2.7×10-6。结合花岗岩中铀的含量及其活动性，基本可以确定基性岩脉不太可能为花岗岩型铀矿床提供铀源。对于花岗岩型铀矿床中铀的来源，事实上在四十年前国际学者已达成共识，铀主要来自赋矿花岗岩(Cuney, 1978; Leroy, 1978)，主要证据：(1)花岗岩的含铀量及活性，明显高于基性岩，且铀矿区内赋矿花岗岩中通常大量出现晶质铀矿(Leroy, 1978; 王学成等, 1991; 张展适, 2011; Chenetal., 2012)；(2)铀矿物或铀矿石稀土元素配分模式与赋矿花岗岩类似，而与基性岩脉的稀土配分模式差异明显，说明铀矿物中的铀主要来自赋矿花岗岩(朱捌等, 2006; 张展适, 2011; Mercadieretal., 2011; 骆金诚, 2015)；(3)花岗岩中的铀主要以含铀副矿物和固定晶格铀的形式存在于黑云母及其所包裹的副矿物中，发生交代作用后，云母中的裂隙铀、黑云母晶格中以及其包裹的副矿物中的固定铀均容易迁移活化运移(倪师军, 1987; 程华汉和杜乐天, 1998; 卢海萍等, 2003)。

(二)基性岩脉能否为铀的运移提供有利条件？由于岩浆的氧逸度达不到铀形成U6+所需条件，铀不会大量进入岩浆分异出的热液中(碱性和富卤素岩浆除外)，因此，很少有岩浆热液铀矿床的出现(凌洪飞, 2011)。故此处探讨的是指与赋矿花岗岩存在较大成岩成矿时差的花岗岩型铀矿床。通常，花岗岩区的基性岩脉是该地区较晚期岩浆活动的产物，在时间上基性岩脉的侵位年龄往往与铀成矿作用的时代较为接近。针对这一特点，一些学者提出基性岩脉所代表的岩浆活动可以为铀的活化提供矿化剂∑CO2(Leroy, 1978; 胡瑞忠, 1989, 1990; 胡瑞忠等, 1993; Huetal., 2008)。论证这一问题的关键在于确定岩脉的侵位与铀矿化事件的年龄。基于目前下庄地区获得的基性岩脉年龄与铀矿化年龄数据，笔者认为在大的区域尺度上，下庄矿田铀矿化的年龄与基性岩脉的侵位具有很好的对应关系，但还需从矿床尺度上进一步证实。如下庄矿区内目前识别出最早期矿化的仙石矿床(339)和石土岭(337)(～135Ma, 朱捌等, 2006; Luoetal., 2015a)与本文获得的145～140Ma基性岩脉在年龄上较为接近，且稍晚于基性岩脉的侵位。因此，在矿床尺度上铀矿化年龄与基性岩脉的侵位年龄接近时，前述观点可以合理的解释基性岩脉为铀的活化提供矿化剂∑CO2。

值得指出的是，近来发现在矿床尺度上基性岩脉明显早于铀矿化的现象，如赣南隘高铀矿区内基性岩脉的侵位早于铀矿化作用～120Ma(Zhangetal., 2018a)；下庄矿田内新识别的基性岩脉年龄200～180Ma，显而易见，比矿区内已确认最老的仙石(339)和337矿床的铀矿化年龄(～135Ma)至少早～45Ma(Wangetal., 2015; Luoetal., 2015a; 本文)。针对本研究中第一组～200Ma基性岩脉及其相关的332和333铀矿床而言，基性岩脉的侵位明显比332和333铀矿床中铀的成矿作用时代(55～165Ma; 徐达忠等, 1999; 吴烈勤等, 2003)更早。虽然，目前还没有与其对应期次的铀矿化年龄的报道，但笔者认为并不能否认在铀矿床的形成过程中，区域上与铀矿化同期或接近的基性岩浆活动可为铀的活化提供矿化剂∑CO2的可能性。主要存在三方面的证据：(1)在下庄地区乃至整个华南地区，与铀矿化作用密切相关的成矿阶段方解石δ13C=-8.5‰～-3.1‰，主体值范围接近地幔流体δ13C=-8.0‰～-4.0‰，表明成矿流体中碳(矿化剂∑CO2)主要来源于地幔(胡瑞忠, 1989, 1990; 胡瑞忠等, 1993; Huetal., 2008; 邓平等, 2003a; 朱捌等, 2006; 张展适, 2011)；(2)与沥青铀矿伴生的黄铁矿3He/4He=0.06～1.04Ra，显示下庄铀矿区He具有壳-幔混合来源的特征，表明地幔流体参与了铀成矿作用(王学成等, 1991; 商朋强, 2007; 张展适, 2011)；(3)部分矿床中矿化阶段石英的H-O同位素显示有岩浆水参与铀成矿，如小水、337和339等矿床(邓平等, 2003a; 朱捌等, 2006; 王正其等, 2007; 张展适, 2011)。所以，当基性岩脉与相关铀矿床(是指铀矿体与基性岩脉存在空间上的接触关系)的成岩与铀成矿作用年龄存在巨大差异时，只能说明该矿床内早期形成的基性岩脉并不能为后期铀的运移提供矿化剂∑CO2和/或流体。然而，铀矿区内与基性岩脉侵位密切相关的深大断裂可联通岩石圈地幔，当岩石圈发生广泛的伸展作用时，可通过控制幔源矿化剂∑CO2的提供与铀成矿作用发生联系，且伸展拉张的时代大致反映了向地壳浅层热液体系提供幔源矿化剂∑CO2的时代(胡瑞忠等, 1993, 2004)。这与前述下庄铀矿区内基性岩脉的侵位年龄明显早于铀的矿化作用年龄时，铀成矿过程中仍有地幔流体的参与(如方解石的δ13C和黄铁矿的He-Ar同位素证据)相印证。基于此，笔者认为此时与深大断裂密切相关的基性岩脉仍可为地幔脱气作用(矿化剂∑CO2)提供流体的运移通道，进而促进铀的成矿作用。

综上所述，当铀矿区内基性岩脉与铀矿体存在空间联系时：(1)若基性岩脉的侵位时代与铀的成矿作用年龄接近时，与基性岩脉相应的岩浆活动可为铀的矿化作用提供矿化剂∑CO2和/或流体，且基性岩脉还可为铀的沉淀富集提供理想的条件(胡瑞忠, 1989, 1990; 胡瑞忠和金景福, 1990; 王学成等, 1991; 胡瑞忠等, 1993; Huetal., 2008)；(2)若基性岩脉的侵位早于铀的成矿作用，与基性岩脉密切相关的深大断裂可为铀成矿作用提供流体(矿化剂∑CO2)运移的通道，同时基性岩脉也可为后期铀的沉淀富集提供场所，进而促进铀的成矿作用。目前，这一认识能够很好的解释粤北下庄地区基性岩脉与铀矿化之间的成因联系。

但须需注意的是，华南某些花岗岩型铀矿区内基性脉岩并不十分发育，个别矿区甚至缺失基性岩脉的现象(胡瑞忠等, 1993)，此种条件下铀又是如何沉淀富集成矿？因此，当矿区内存在基性岩脉且与铀矿体无直接联系，此类基性岩脉对铀的沉淀富集机理的认识还值得进一步深入探讨。

4 结语

本文采用单矿物角闪石40Ar-39Ar定年方法，获得粤北下庄地区NWW向第一组和第二组辉绿岩脉侵位年龄200～190Ma，新识别出一期NEE向辉绿岩年龄～180Ma以及NNE向辉绿玢岩脉年龄145～140Ma。综合前人已有的研究，笔者认为粤北下庄地区至少发育三期基性岩脉，且华南地区在200～190Ma和145～140Ma期间可能存在广泛的岩石圈伸展作用。粤北地区识别出200～190Ma基性岩脉，标志着华南地区在印支期碰撞造山作用结束后岩石圈伸展裂解作用可能至少在200～190Ma已经开始。

结合成岩成矿作用的时差以及铀矿体与基性岩脉的时空关系，笔者认为基性岩脉与铀成矿作用的联系，极大地受成岩成矿作用时差的制约。尤其值得注意的是，精确厘定基性岩脉的侵位时代与铀的成矿作用年龄，是探讨基性岩脉与铀成矿作用关系的前提。当基性岩脉与铀的成矿作用年龄接近或具有对应关系时，基性岩脉不仅可以提供幔源流体(∑CO2矿化剂)参与铀的成矿作用，也可为铀的沉淀富集提供理想场所(还原障)；当基性岩脉明显早于铀的矿化作用时，基性岩脉不仅能为后期铀的沉淀富集提供条件，且与基性岩脉相关的深大断裂也可为幔源流体(∑CO2矿化剂和/或He)参与铀的成矿过程提供运移通道。因而，当铀矿区内基性岩脉与铀矿体存在密切的接触关系时，无论基性岩脉的侵位与铀的矿化作用是否存在时差，笔者认为基性岩脉均可以为后期铀的沉淀富集提供场所，进而促进铀的成矿作用。

因此，只有在深入剖析典型铀矿区内基性岩脉与铀成矿作用的联系后，才能为后期寻找同种类型铀矿床提供可靠的科学依据。未来，可在已确定目标花岗岩体为富铀岩体的前提下，重点寻找切割花岗岩体且与硅化、碳酸盐化和绿泥石化等密切相关的蚀变基性岩脉，进而有利于逐步缩小勘探靶区范围。需要指出的是，铀矿区内基性岩脉年龄的精确测定，值得更加深入的研究和广泛的关注，它对铀矿床成矿模型的建立和未来找矿勘探的导向至关重要。相信在不久的将来，随着越来越多精确的成岩成矿年龄工作的报道，定会引起人们对先前提出的铀矿床成因认识和成矿模型的不断思考。

致谢感谢凌洪飞教授和谢桂青研究员详细地审阅本文，并提出了诸多宝贵的修改建议。中国科学院地质与地球物理研究所杨列坤老师在角闪石Ar-Ar年龄测定过程中给予了帮助；东华理工大学张展适教授为本文的撰写提供了重要的文献资料；特此致谢。