广东河源断裂带基性岩脉时代及其与铀成矿关系

娄 峰，于玉帅，林碧美，陈洪仁，周永洪，周梅林

LOU Feng1，YU Yu-Shuai2，3，LIN Bi-Mei1，CHENG Hong-Ren1，ZHOU Yong-Hong1，ZHOU Mei-Lin1

（1.广东省核工业地质局292大队，广东 河源517001；2.中国地质调查局武汉地质调查中心，武汉430205；3.中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心，武汉430205）

（1.Brigade 292，Geological Bureau for Nuclear Industry of Guangdong，Heyuan 517001，Guangdong，China；2.Wuhan Center of Geology Survey，CGS，Wuhan 430205，China；3.Research Center of Granitic Diagenesis and Mineralization，CGS，Wuhan 430205，China）

基性岩脉是深部岩浆入侵的产物，被很多学者认为其具有特殊动力学指示意义，标志区域性的地壳拉张作用、岩石圈减薄伸展或地幔柱活动[1－4]。近年来，不少学者对华南广泛发育的中生代基性岩脉进行了研究和报导。据统计，基性岩脉主要集中分布在湖南和广西东北部、江西东北部、粤、闽、浙及其沿海地区，包括海南岛[5－14]。基性岩脉作为岩石圈伸展拉张裂解的重要标志，目前对其成因认识主要有：观点一，基性岩脉可能形成于长期较亏损[15]或与俯冲流体有关的富集地幔[11，14]，代表了“后碰撞弧”的板内拉张环境[16－17]；观点二，不同时期的基性岩脉形成机制并不相同，早期的基性岩脉可能是由挤压转变为拉张条件下软流圈地幔上涌的地幔热柱环境，而晚期才具有大陆拉张带（裂谷初期）形成的玄武岩浆源区性质，并且岩浆源区可能受到地壳物质的混染[18－19]。

早在上世纪90年代，我国的学者就认识到不同类型伸展构造与不同类型铀矿床之间在空间分布和时间演化上有很好的对应关系，认为伸展构造活动产生的有利构造环境是导致铀成矿作用产生的根本原因，而且伸展构造活动的脉动性及其相应的岩浆作用决定了铀成矿作用的多期多阶段性，不同地区伸展构造活动的先后决定了不同类型铀矿床成矿作用的时序和空间分布[20]。李献华等[15]开展粤北贵东岩体中生代基性岩脉形成的年代学研究，认为华南地区伸展拉张作用主要形成于～140 Ma、～105 Ma、～90 Ma三个阶段；胡瑞忠等[21]通过大量的基性岩脉年代学数据，分析了华南中生代以来岩石圈伸展作用和铀成矿作用的关系，进一步认为华南可能存在六期伸展构造（135～145 Ma、115～125 Ma、100～110 Ma、85～95 Ma、70～75 Ma和45～55 Ma）；张贵山[14]通过对闽北和闽西基性岩脉的对比研究，认为福建省中生代地壳拉张期次分别为75 Ma、85 Ma、90～100 Ma、110～120 Ma、125 Ma、和180～165 Ma；曹建劲[19]通过对广东沿海地区基性岩脉的年代学特征研究，认为广东地区存在146 Ma，132～138 Ma，105～112 Ma，82～99 Ma，54～75 Ma五个拉张期。前人对华南花岗岩型、火山岩型和碳硅泥岩型铀矿床大量U－Pb同位素年龄测定（沥青铀矿）数据表明，在华南地区不同类型的铀矿床大致有140 Ma、120 Ma、100 Ma、90 Ma和70 Ma六个主成矿期[22－26]。铀矿床的成矿时代与白垩纪－古近纪岩石圈伸展事件的时代具有良好的对应关系，铀矿床与代表拉张环境的基性岩脉的成岩时间具有很好的同时性[20，24]。

河源断裂带位于广东省境内的贵东岩体的东南部，位置相隔不远。其中，断裂带北段及南段已发现多处铀矿床或矿点（图1），并且铀矿化类型丰富，主要包括我国四大工业铀矿类型中的花岗岩型、火山岩型、砂岩型铀矿床，具有可观资源量。但是河源断裂带区域内，基性岩脉的研究程度并不高，目前所报导出来的基性岩脉的年龄结果只有河源断裂北段仁差盆地中的辉绿岩（96.2±2.8 Ma）[27]和兴宁盆地霞岚岩体中的辉长岩（178.7±3.9 Ma）[28]。显然，与华南多期的伸展构造事件对比，该地区还缺少相应的年代学证据。本次工作主要是对河源断裂带东北段平远仁居的辉绿玢岩和西南段新丰佛岗岩体东段的辉绿岩开展年代学研究，探讨自中生代以来地壳伸展作与铀成矿的关系。

1 研究背景

河源断裂带，即河源－邵武深断裂带西南段，大地构造位置处于华南南部，是东西向南岭成矿带东部与北东向武夷成矿带西南部的复合部位。该带西起河源经龙川东至梅州平远，长约400 km，宽为20～30 km，东北段与闽北邵武断裂带衔接。断裂带由黄泥塘、河源、人字石、灯塔－客家水、龙川、麻布岗、咸水和鹧鸪隆等数十条断裂组成。这些断裂控制着区内一系列中、新生代沉积盆地，且构成断陷盆地边界。中生代以前区域内构造变形以褶皱为主，主构造线方向为北东东向，亦发育有东西向、南北向褶皱。中生代以断裂活动为主，主构造线方向为北东、北北东方向，也发育有北西向断裂，同时伴随岩浆侵入活动和中酸性火山岩喷发。新生代构造－岩浆活动以断块作用及基性岩浆沿控盆断裂带喷溢或侵入为特征。河源断裂带因多组断裂构造交叉复合，沿着断裂带形成了一条Fe、Cu、Pb、Zn、Au、Ag、U以及Ta、Nb、REE等多金属成矿带[29]。

本次工作在详细的野外地质调查基础上，采集了河源断裂南北两端3件基性脉体样品（图1），挑选其中的锆石进行LA－ICP－MS锆石U－Pb定年研究。其中，北段采集到1件辉绿玢岩样品，地点为平远县仁居镇（样品编号：RC－B4，采样位置：N24°53′07″；E115°57′33″）；南段采集到2个辉绿岩样品，地点分别为新丰县下郑（样品编号：XF－1，采样位置：N24°18′37″；E114°16′03.6″）和黄沙坑（样品编号：XF－2，采样位置N24°53′07″；E115°57′33″）。3件样品均为深灰色，除仁居RC－B4样品有弱风化外，其余两个样品岩石新鲜未见风化。

2 分析方法

首先分别将重约5～8 kg的岩石样品进行破碎，过筛80～100目，然后将岩石粉末经人工淘洗、重液分离和电磁分选，再经手选，挑选出锆石，然后用环氧树脂将选出的锆石颗粒固定于样品靶上打磨抛光。锆石透反射和阴极发光（CL）照相在中山大学地质成矿与过程中心实验室完成。采用光学显微镜和扫描电子显微镜阴极发光（CL）对锆石样品靶进行观察，选择晶形较好、没有裂纹、包裹体不发育的锆石晶体进行LA－ICP－MS锆石U－Pb定年（图2）。

LA－ICP－MS锆石U－Pb定年在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室，由ICP－MS和激光剥蚀系统联机完成。ICP－MS为美国Agilent公司生产的Agilent 7500 a，激光剥蚀系统为美国生产的GeoLasPro。样品激光熔样光斑大小选择32μm。数据处理采用ICPMSDataCal软件[30－32]。U－Pb同位素定年采用标准锆石91500作外标进行同位素分馏校正，U－Th－Pb同位素比值推荐值据Wiedenbeck et al（1995）[33]。采用标准锆石Plesovice作为监控样，该锆石的TIMS测定206Pb/238U年龄为337.13±0.37 Ma（2σ）[34]。样品U－Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3完成[35]。使用ComPbCorr#3.18程序[36]进行普通Pb校正。本次所采集的3个样品共测试了40粒锆石，41个分析点，其中样品RC－B4测试了16个分析点；样品XF－1测试了15个分析点；XF－2测试了10个分析点。其中测定一组样品时间为60 s，其中前20 s关闭激光，后40 s打开激光。由于磷灰石含有较多普通铅，如果在分析点上La或P的含量较高，表明激光熔样点含有磷灰石包裹体，这些分析数据点要被排除[37－38]。为了获得更精确的年龄，在计算岩石结晶年龄时，只计算主群组的锆石年龄，一般来说主群组锆石年龄的MSWD多小于2.0。

图1河源断裂带地质简图Fig.1 Geological sketch map of Heyuan fault zone

3 结果

基性岩由于结晶程度不高，原生岩浆锆石一般数量较少，挑选难度较大，挑选出的锆石颗粒较小。本次挑选出的锆石多为无色、透明的晶体。大部分锆石呈半自形到自形晶体，长70～200μm，长宽比大多为1.5～2.2。CL图像显示锆石内部结构主要为扇状环带或振荡环带（图2），为典型的岩浆结晶锆石的特征。样品少数锆石Th/U比值小于0.3（表1，2，3），可能受到后期的热动力作用影响，但这些锆石的在206Pb/238U－207Pb/235U图中表现出很好的谐和性（图3），主群锆石U－Pb年龄可以代表岩浆结晶的年龄。

仁居辉绿玢岩RC－B4样品16颗锆石的UTh－Pb同位素组成分析结果见表1。其中点8的206Pb/238U年龄为1351.4 Ma，可能为岩浆捕获的早期岩浆锆石；点4的206Pb/238U年龄为152.9 Ma，但是Th/U（0.15）比值和谐和度（20%）都比较低，可能受到后期蚀变的影响；点15和点16的206Pb/238U年龄分别为52.4 Ma和49.5 Ma，显示比主群锆石年龄相差较大，可能代表了另一期的岩浆事件。因此，上述4个点在计算主群锆石年龄时不参加计算，其余12个点用Isoplot软件求得加权平均年龄为154.3±1.6 Ma（MSWD=1.3，n=12），代表了仁居辉绿玢岩的结晶年龄（图3）。

下郑基辉绿岩XF－1样品14颗锆石共15个分析点的U－Th－Pb同位素组成见表2（1号点、2号点属于同一颗锆石）。其中3个分析点（点7、10、12）谐和度较低，在计算年龄时被剔除，其余点的206Pb/238U年龄在81.8～88.7 Ma之间，用Isoplot软件求得加权平均年龄为85.7±2.0 Ma（MSWD=1.4，n=12），代表下郑辉绿岩的结晶年龄（图3）。

黄沙坑辉绿岩XF－2样品10颗锆石的U－Pb同位素组成见表3。其中分析点均谐和度大于90%，但是有两个年龄数据点（8、9）分别为88.0 Ma和501.0 Ma，其Th/U比值较小（0.09和0.21），在计算年龄时被剔除，其余8个点的206Pb/238U年龄在142.0～157.0 Ma之间，用Isoplot软件求得加权平均年龄为148.6±4.1 Ma（MSWD=1.3，n=8），代表黄沙坑基性岩的结晶年龄（图3）。

图2基性岩脉锆石阴极发光图像Fig.2 CL images of analyzed zircon form mafic dikes

图3基性岩脉U-Pb谐和图和206Pb/238U年龄Fig.3 U-Pb concordia diagrams and 206Pb/238U age plots of zircons in mafic dikes

度和谐87%89%92%20%96%91%95%85%98%97%96%98%96%11%82%34%±1δ 1.8 1.2 3.2 10.5 2.0 2.7 4.5 19.5 1.7 2.0 4.2 2.6 1.7 11.9 1.3 1.9 238U/Ma 206Pb/153.2 156.8 153.4 152.9 152.9 168.6 156.2 1351.4 152.9 157.6 158.3 1521 150.9 155.5 52.4 49.5±1δ 9.3 8.3 7.9 34.7 6.1 6.2 8.4 25.6 4.5 4.7 10.5 3.7 3.3 30.2 3.2 6.4表（RC-B4）果结析分素位LA-ICP-MS U-Pb同石锆岩玢绿辉居1仁表Table 1 In-situ zircon LA-ICP-MS U-Pb data of diabase-porphyry from Renju 235U/Ma 207Pb/±1δ 238U 206Pb/±1δ 235U 207Pb/±1δ 206Pb 207Pb/Th/U 135.5 0.0003 0.0241 0.0104 0.1427 0.0032 0.0426 0.2338 140.7 0.0002 0.0246 0.0093 0.1486 0.0028 0.0434 0.4636 142.5 0.0005 0.0241 0.0090 0.1506 0.0027 0.0454 0.2870 353.1 0.0017 0.0240 0.0483 0.4158 0.0138 0.1397 0.1469 147.0 0.0003 0.0240 0.0069 0.1558 0.0020 0.0466 0.3586 154.9 0.0004 0.0265 0.0071 0.1648 0.0021 0.0448 0.3289 164.0 0.0007 0.0245 0.0097 0.1753 0.0032 0.0525 0.5575 1556.5 0.0037 0.2332 0.1165 3.6316 0.0038 0.1123 0.2822 155.6 0.0003 0.0240 0.0052 0.1656 0.0016 0.0498 0.2562 160.8 0.0003 0.0247 0.0054 0.1716 0.0016 0.0498 0.4267 163.6 0.0007 0.0249 0.0122 0.1748 0.0036 0.0509 1.2111 1543 0.0004 0.0239 0.0042 0.1641 0.0010 0.0493 0.4959 156.6 0.0003 0.0237 0.0038 0.1668 0.0012 0.0508 0.3196 404.3 0.0019 0.0244 0.0443 0.4890 0.0115 0.1583 0.5190 62.6 0.0002 0.0082 0.0034 0.0636 0.0033 0.0572 0.2521 98.2 0.0003 0.0077 0.0070 0.1016 0.0071 0.0970 0.9589-6)U(10-6)Th(10-6)Pb(10号编品样3352.4 783.9 82.2 Rc-B4-01 1562.0 724.2 45.9 Rc-B4-02 2074.5 595.4 51.1 Rc-B4-03 318.1 46.7 10.9 Rc-B4-04 1623.6 582.3 43.3 Rc-B4-05 2222.5 730.9 64.9 Rc-B4-06 408.3 227.6 13.0 Rc-B4-07 739.0 208.5 203.7 Rc-B4-08 2023.3 518.3 52.2 Rc-B4-09 1386.3 591.6 39.6 Rc-B4-10 318.2 385.3 14.3 Rc-B4-11 10791.4 5351.5 286.0 Rc-B4-12 2343.9 749.2 62.0 Rc-B4-13 791.0 410.5 34.2 Rc-B4-14 2397.8 604.4 22.5 Rc-B4-15 755.6 724.6 10.4 Rc-B4-16

度和谐88%99%93%95%93%99%80%92%92%60%89%82%94%97%90%±1δ 2.7 2.6 3.3 2.6 2.6 2.4 2.8 2.6 2.5 4.3 3.9 6.9 2.7 2.5 2.7 238U/Ma 206Pb/88.1 87.0 94.1 88.6 83.9 83.5 85.5 83.1 81.8 112.0 135.0 219.0 84.9 83.7 88.7±1δ 5.4 5.5 8.3 5.5 5.9 3.9 8.0 6.6 5.5 15.0 7.3 16.7 7.1 4.6 5.2表（XF-1）果结析分素位LA-ICP-MS U-Pb同石锆岩绿辉郑2下表Table 2 In-situ zircon LA-ICP-MS U-Pb data of diabase from Xiazheng 235U/Ma 207Pb/±1δ 238U 206Pb/±1δ 235U 207Pb/±1δ 206Pb 207Pb/Th/U 78.5 0.0004 0.0138 0.0058 0.0804 0.0031 0.0422 0.36 86.6 0.0004 0.0136 0.0059 0.0890 0.0033 0.0475 0.54 101.0 0.0005 0.0147 0.0090 0.1044 0.0049 0.0517 0.60 93.1 0.0004 0.0138 0.0060 0.0960 0.0033 0.0492 0.49 89.5 0.0004 0.0131 0.0064 0.0921 0.0037 0.0503 0.63 83.0 0.0004 0.0130 0.0042 0.0852 0.0025 0.0464 0.52 104.0 0.0004 0.0133 0.0087 0.1080 0.0057 0.0602 1.01 89.6 0.0004 0.0130 0.0071 0.0923 0.0042 0.0512 0.39 88.0 0.0004 0.0128 0.0059 0.0905 0.0035 0.0516 0.44 166.0 0.0007 0.0175 0.0174 0.1778 0.0094 0.0736 1.89 151.0 0.0006 0.0212 0.0084 0.1601 0.0028 0.0541 0.48 260.0 0.0011 0.0345 0.0212 0.2922 0.0050 0.0626 1.06 89.8 0.0004 0.0133 0.0076 0.0925 0.0047 0.0518 0.67 85.5 0.0004 0.0131 0.0050 0.0878 0.0028 0.0487 0.54 98.0 0.0004 0.0139 0.0056 0.1013 0.0030 0.0512 0.55-6)U(10-6)Th(10-6)Pb(10号编品样365 131 6.45 XF-1-01 506 275 9.19 XF-1-02 222 134 4.54 XF-1-03 565 276 10.60 XF-1-04 470 294 8.52 XF-1-05 1923 993 33.63 XF-1-06 194 196 4.07 XF-1-07 250 98.2 4.36 XF-1-08 619 275 10.77 XF-1-09 51.3 96.9 1.76 XF-1-10 1002 479 29.28 XF-1-11 89.2 94.6 5.10 XF-1-12 295 198 5.63 XF-1-13 760 413 13.68 XF-1-14 1073 586 20.73 XF-1-15

度和谐99%96%95%96%97%87%92%90%93%91%±1δ 4.3 4.4 4.5 4.1 4.1 4.4 4.3 14.6 2.6 4.3 238U/Ma 206Pb/147.0 157.0 147.0 144.0 142.0 150.0 154.0 501.0 88.0 150.0±1δ 9.6 6.8 10 7.3 7.6 9.5 7.8 25.3 4.1 9.3表（XF-2）果结析分素位LA-ICP-MS U-Pb同石锆岩绿辉坑沙3黄表Table 3 In-situ zircon LA-ICP-MS U-Pb data of diabase from Huangshakeng 235U/Ma 207Pb/±1δ 238U 206Pb/±1δ 235U 207Pb/±1δ 206Pb 207Pb/Th/U 148.0 0.0007 0.0231 0.0110 0.1570 0.0037 0.0491 0.55 162.0 0.0007 0.0246 0.0079 0.1728 0.0023 0.0502 0.36 141.0 0.0007 0.0230 0.0110 0.1487 0.0036 0.0454 0.47 150.0 0.0006 0.0226 0.0084 0.1593 0.0028 0.0505 0.44 146.0 0.0006 0.0223 0.0086 0.1550 0.0028 0.0499 0.34 170.0 0.0007 0.0235 0.0111 0.1822 0.0037 0.0561 0.84 165.0 0.0007 0.0241 0.0090 0.1762 0.0027 0.0525 0.54 552.0 0.0024 0.0809 0.0429 0.7215 0.0041 0.0658 0.09 94.0 0.0004 0.0138 0.0044 0.0973 0.0025 0.0468 0.21 163.0 0.0007 0.0235 0.0108 0.1739 0.0034 0.0534 0.44-6)U(10-6)Th(10-6)Pb(10号编品样592 323 17.67 XF-1-01 2958 1058 91.8 XF-1-02 189 89.2 5.78 XF-1-03 928 413 27.23 XF-1-04 972 330 27.27 XF-1-05 503 422 17.53 XF-1-06 1504 816 49.0 XF-1-07 83.6 7.37 8.32 XF-1-08 15004 3172 282.5 XF-1-09 429 188 13.10 XF-1-10

4 讨论

4.1 测年结果分析

上述LA－ICP－MS锆石U－Pb年龄数据表明，本次获得的基性岩成岩年龄MSWD值小，测试数据真实可靠。仁居辉绿玢岩成岩年龄为154.3±1.6 Ma，黄沙坑辉绿岩成岩年龄为148.6±4.1 Ma，两者在误差范围内完全一致，显示了其为晚侏罗世的岩浆事件。下郑辉绿岩成岩年龄为85.7±2.0 Ma，指示其为晚白垩世岩浆活动的产物。

值得注意的是，本次仁差盆地中的辉绿玢岩49.5～52.4 Ma的年龄，虽然只有2个分析点的数据，反应了本地区可能存在古近纪早期的热事件。前人对河源盆地拉伸剥离断层下盘糜棱岩中的白云母进行40Ar－39Ar定年，测定的40Ar－39Ar坪年龄显示有90.5～87.7 Ma、82.2～73.3 Ma和68.3～59.2 Ma三个阶段[39]，证实了河源断裂在晚白垩世－早古近纪存在三次伸展拉张作用。

4.2 华南基性岩脉时空分布

通过前人的研究进展来看，华南地区基性脉岩和相关岩浆作用表现出的多阶段伸展构造模式，华南岩石圈地幔组成可能存在着区域性的差异，这种差异很可能与区域构造演化历史的不同有关[40]。无论其成因是形成于大陆边缘岛弧背景，还是伸展构造背景下的岩石圈地幔物质上涌，用单一的模式来解释整个华南的基性岩脉成因显然都不够全面[41]。而且现有脉岩的产出空间范围，也没有显示出与古太平洋俯冲相关的规律性。笔者对目前公开发表和报导的华南地区基性岩脉年龄数据进行了粗略统计。根据收集到的105个年龄数据，按照自北西向南东方向的地域划分进行统计（图4）。

图4华南基性岩脉年龄频率对比图Fig.4 Comparison of age frequency of mafic dikes in South China

统计结果表明侏罗纪（190～150 Ma），基性岩脉主要在湘桂地区产出，除赣粤地区有一个样品外，其他都没有这个阶段的基性岩脉；150～100 Ma，赣粤和闽浙地区基性岩脉产出较多，赣粤地区在此阶段的基性岩脉达到峰值；100～60 Ma，闽浙地区的基性岩脉达到了峰值。湘桂、赣粤和闽浙地区基性岩脉产出的年代区间分别为：湘桂地区48～186 Ma、赣粤地区41～178 Ma、闽浙地区58～129 Ma。从年龄分布来看，侏罗纪以前基性岩脉主要分布在湖南和广西东北部。约140 Ma以来，基性岩脉在华南地区大面积出现，基本显示出连续的同步性，在晚白垩纪早期，基性岩脉的发育达到顶峰。这段时期形成的具有代表性的基性岩脉有湖南汝城的煌斑岩（136.61 Ma）和辉绿岩（86.18 Ma）[18]；粤北地区的辉绿岩（105 Ma）、拉辉煌斑岩（140 Ma）和辉绿玢岩（90 Ma）[15]；赣西北基性岩脉（120 Ma，110～100 Ma）[11]；福建沿海产出的中－基性岩墙群（87～95 Ma和87～96 Ma）[7，12－13]；浙江东部沿海群岛的基性脉岩（87～97 Ma）[6]；海南岛南部的基性岩墙群（101 Ma，93 Ma，81 Ma）[16]。从105个年龄数据组成的年龄柱状图可见，中生代基性岩脉年龄起自190 Ma至中生代末期均有产出，其中出现三个峰值分别为170～180 Ma、110～120 Ma和80～90 Ma（图5），本次统计的年龄从总体上来看，与李献华等[15]报道的粤北基性岩脉后两个阶段的年龄基本一致（～140 Ma、～105 Ma、～90 Ma）。这些统计的年龄数据中，侏罗纪及前侏罗纪基性岩脉主要分布于湘中南－桂东北地区，而白垩纪以来基性岩脉在华南广大地区均有出现，时间持续到古近纪早期。

4.3 基性岩脉与铀成矿

华南的铀成矿作用与幔源基性岩脉密切相伴，其中花岗岩型铀矿床这一特点尤为显著。起源于地幔的基性岩浆充填先前形成的构造裂隙成为了铀矿最理想的沉淀场所，并且固结后的岩脉又为后期热液的叠加改造再次成矿提供了重要的矿化剂。刘治恒等[42]对中基性岩脉与铀成矿的关系进行了总结，把二者的关系主要归纳为：（1）中基性岩脉能否提供铀源尚需进一步研究；（2）中基性岩脉可以提供铀成矿流体；（3）中基性岩脉可以提供铀成矿重要的矿化剂；（4）中基性岩脉可以控制铀矿床的定位；（5）中基性岩脉可以提供有利于铀沉淀富集的场所；（6）中基性岩脉所代表的岩浆活动、构造作用可以为铀从花岗岩中的活化转移创造有利条件；（7）岩脉的侵入作用对围岩具有一定的加热作用，但还不能作为铀成矿的主要热源。

图5华南基性岩脉年龄柱状图Fig.5 Age histogram of mafic dikes in South China

陈毓川等[43]在对南岭地区矿床成矿系列的划分中，把华南的花岗岩型铀矿纳入到“南岭地区与燕山期中浅成酸性花岗岩有关的稀土、稀有、有色及铀金属矿床成矿系列”。由于早期普遍认为产铀花岗岩的成岩时代主要是燕山期，与成矿作用的时差不大，铀成矿作用往往是岩浆活动后期发生。但是近年来，随着高精度同位素定年技术的迅猛发展，很多燕山期的产铀花岗岩体被重新测定为印支期，成岩成矿时差太大，以至于铀成矿作用无法再用岩浆后期演化产物来解释。陈振宇等[40]鉴于花岗岩型铀矿主要与燕山晚期－喜山期的伸展构造活动及其伴随的中基性－酸性岩浆活动（常以脉岩形式穿切充填于印支期－燕山期花岗岩中）有关，认为南岭地区火山岩型、碳硅泥岩型铀矿床的成矿时代与花岗岩型铀矿的成矿时代具有同时性，同样也受燕山晚期－喜山期的伸展构造活动及其伴随的中基性－酸性岩浆活动控制，提出将南岭地区的花岗岩型铀矿重新厘定为“南岭地区与燕山晚期－喜山期伸展构造活动有关的铀矿成矿（亚）系列”。因此，南岭地区这几种不同类型的热液铀矿床应属于同一个成矿（亚）系列，在成矿机理上具有统一性[44－45]，指示华南不同类型铀矿的成矿作用受统一的构造－岩浆事件控制；铀矿床的成矿时代与该区白垩纪－古近纪岩石圈伸展事件的时代具有良好的对应关系，铀矿床与拉张环境的基性岩脉具有很好的同时性[24]。

4.4 河源断裂带基性岩脉期次划分

从河源断裂带与区域伸展构造匹配的阶段来看，主要存在178 Ma、154～148 Ma、96～87 Ma、82～73 Ma、68～49 Ma五个阶段（表4）。因此，可以看出河源断裂带在晚白垩世以后与华南的岩石圈伸展拉张事件的时代大体具有同步性。其中154～148 Ma可以对应粤北地区的伸展拉张的第一阶段（～140 Ma）。华南地壳构造演化的一个显著的特点是从侏罗纪（主要发育同造山过铝质壳型花岗岩）到白垩纪的区域构造应力场从挤压到拉张的演变，白垩纪则主要以基性-酸性火山侵入杂岩和晚造山、非造山高钾I型和A型花岗质岩浆活动发育为特征，并形成了一系列北东向断裂及张性红色断陷盆地。因此，从构造岩浆演化模式来看，与基性岩脉产出配套出现的还有同期的岩浆混合作用、双峰式火山岩、玄武质岩浆的底侵作用、A型花岗岩和变质核杂岩等一系列组合标志[46]。兴宁盆地霞岚岩体中的辉长岩辉长岩（178.7 Ma），可能显示了本区在早侏罗世晚期已进入太平洋板块的俯冲域作用范围，直接导致了区域本区的岩浆活动，但是证据还不够充分。林小明等[47]在本区北部新丰雷公寨嵩灵组（J1s）测得流纹质岩屑晶屑凝灰岩铀铅加权平均年龄年龄185±3 Ma，英安斑岩年龄为184±4.6 Ma，流纹年龄为190±2.3 Ma，均属于早侏罗世；于玉帅[48]首次获得仁差盆地流纹岩、流纹质凝灰岩年龄为187.1±1.6 Ma和195.7±2.5 Ma，提出仁差盆地存在早侏罗世火山活动；在本区东部还发育有闽西永定藩坑组双峰式火山岩（流纹岩全岩Rb－Sr等时线年龄为179 Ma和玄武岩的全岩K－Ar稀释法年龄为177 Ma）和赣南双峰式火山岩[28]（寻邬白面石流纹岩全岩Rb－Sr等时线年龄165±2 Ma和龙南东坑的玄武岩全岩Rb－Sr等时线年龄为173～178 Ma）。然而，河源断裂带西南段规模最大的佛岗岩体内，最早的石背岩体同位素年龄为175.6 Ma，岩性为粗粒斑状黑云母花岗岩，虽然与兴宁盆地霞岚岩体中的辉长岩同一时期，同一区域内出现，但是明显有别于同时期的典型的伸展构造环境中形成的碱性岩－正长岩－花岗岩组合，如邻区的南昆山碱性花岗岩（147 Ma）、江西全南正长岩（164 Ma）、从化亚髻山霞石正长岩（125 Ma）等[49]。另外，笔者在河源断裂带东段平远差干钻孔中测得该区基底文象花岗岩年龄为179 Ma和186 Ma[50]，其岩性也与典型的伸展构造环境形成的花岗岩存在较大差别。从现阶段的认识来看，自早侏罗世，在河源断裂带全域内可能已进入太平洋板块的俯冲作用影响范围，但是华南地区受印支运动和太平洋构造域双重叠加的影响明显，二者之间的构造域转换期还有很大争议，该年龄是否代表了该时代本地区的拉张构造－岩浆事件，还有待进一步的研究。

表4河源断裂带基性岩脉及盆地拉张年龄测试数据表Table 4 Test data of basic veins and basin extension age in Heyuan fault zone

由此，本区的构造背景构架可以归纳为在早侏罗世古太平洋板块向华南板块发生俯冲，导致地壳增温，壳内物质熔融形成岩浆，地壳受压缩沿河源断裂带形成一系列NE向凹陷盆地。这一时期可能出现了局部的拉张（霞岚岩体中的辉长岩178 Ma），但仍以挤压构造背景为主，同时期形成燕山早期岩体（如佛岗石背岩体176 Ma）。晚侏罗世（～140 Ma），岩浆活动强度和规模达到峰值[51]。而后，俯冲的太平洋板块发生后撤，岩石圈伸展，地壳系统内能降低，岩浆活动减弱，地壳受拉张形成众多NE向晚白垩世或古近纪断陷盆地，基性岩浆沿着拉张区脉动式充填（96～87 Ma、82～73 Ma、68～49 Ma），由于燕山晚期多次酸性和基性岩浆活动的叠加而形成了多期、多阶段的铀矿化，其成矿作用时间从晚白垩世至古近纪，与基性岩脉的侵入同时发生，形成了众多的铀矿床。

本地区燕山晚期强烈的火山活动，火山盖层覆盖厚（特别是东段），地表露头少，目前尚未发现同时期典型伸展构造环境中形成的碱性岩－正长岩－花岗岩组合，加之该研究区位处南岭与武夷两大成矿构造带的交接部位，其构造意义尤为特殊。因此，该区域的地质基础研究工作有待进一步加强。

5 结论

（1）对河源断裂带东北段平远仁居的辉绿玢岩和西南段新丰佛岗岩体东段的辉绿岩进行LAICP－MS锆石U－Pb定年，测试结果表明仁居辉绿玢岩加权平均年龄为154.3±1.6 Ma，时代为晚侏罗世，该样品还包含2个古近纪年龄，分别为49.5 Ma和52.4 Ma；新丰下郑辉绿岩加权平均年龄为85.7±2.0 Ma，时代为晚白垩世；新丰黄沙坑辉绿岩成岩年龄为148.6±4.1 Ma，时代为晚侏罗世。

（2）结合华南地区的基性岩脉成因及年代学研究，认为本地区可能存在178 Ma、154～148 Ma、96～87 Ma、82～73 Ma、68～49 Ma五个伸展拉张阶段，并在本区晚白垩世和古近纪红盆内发育了众多的铀矿床。

野外工作得到广东省核工业地质局292大队杨树奎高级工程师和刘峤工程师的帮助，本文撰写中与广东省地质调查院李宏卫博士进行了有益的讨论，编辑老师和匿名审稿专家为本文的最后定稿提出了建设性的意见，在此一并表示衷心的感谢！