乌克兰地盾基洛沃格勒地块古元古代AMCG 岩组地球化学特征及构造属性探讨

2021-05-22虞航李子颖蔡煜琦胡超男

铀矿地质 2021年3期

虞航，李子颖，蔡煜琦，胡超男

（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 100029）

岩体型斜长岩时空上常与奥长环斑花岗岩共生，构成AMCG（Anorthosite-Mangerite-Charnockite-Granite）岩石组合，被认为属非造山岩浆作用的产物，可能代表大陆裂谷环境；也有一部分数据结果显示其可形成于造山作用的后期阶段，暗示产出于碰撞后环境［1］。它们形成于元古宙，仅赋存在前寒武纪变质地层中，其成因在大陆地壳演化过程中具有特殊意义，代表地球演化历史上很特殊的构造-热事件，是地球科学研究的热点。

乌克兰地盾基洛沃格勒地块科松-新和平城岩体主要以辉长-斜长岩体（斜长岩、辉长-苏长岩、淡色苏长岩、二长岩、二长-苏长岩、二长闪长岩等）和奥长环斑花岗岩体（环斑花岗岩、粗粒黑云母花岗岩、花岗岩等）构成［2］，具有A 型花岗岩特征。笔者采用地球化学手段对分属该两类岩体的辉石二长岩和环斑花岗岩开展研究，来讨论它们的地球化学特征，进一步探讨它们的构造属性及其在乌克兰地盾基洛沃格勒地块地质演化过程中的意义。

1 区域构造背景

乌克兰地盾主要形成演化时间为36.5～16.5 亿年［3-5］，由6 个古老地块和3 条韧性剪切带构成，其中基洛沃格勒地块和克里沃罗格韧性剪切带是乌克兰交代型铀矿床集中产出地区，又称乌克兰中央铀成矿省。基洛沃格勒地块主要形成于古元古代，大约20 亿年左右［5］，大部分由古元古代因古尔-因古列茨系列变质岩和混合岩（23～21 亿年）构成［6］。基洛沃格勒、新乌克兰卡花岗岩体和科松-新和平城奥长环斑花岗岩体是区内主要岩浆岩。基洛沃格勒和新乌克兰卡花岗岩体是同一时期产物，形成于2 060 Ma～2 025 Ma［7］。科松-新和平城岩体，总出露面积为6 000 km2，岩性以奥长环斑花岗岩为主，被中部霍德斯克-斯米拉辉长-斜长岩体分成南北两部分，南部仍见少数辉长-斜长岩小岩体出露。该岩体东西两侧发现少数小型铀矿床、矿点，超大-大型铀矿床则主要发育在南侧新乌克兰卡和基洛沃格勒岩体中，已发现的铀矿床、矿点呈环绕其产出的特征（图1）。

2 采样位置及分析方法

辉石二长岩样品采自科松-新和平城岩体南部一规模较小的露天采石场，样品较为新鲜，未见岩体与围岩的接触关系。岩石具有似斑状结构和二长结构（图2）。其中，长石含量为70%左右，其中正长石为30%～35%，斜长石为35%～40%，辉石含量为10%～15%，角闪石含量为5%～10%，石英含量为5%，见少量黑云母，副矿物以锆石、钛铁氧化物为主，应是辉长-斜长岩向奥长环斑花岗岩过渡的产物。环斑花岗岩样品采自诺沃米奥洛得镇西侧一废弃露天采石场，样品遭受了地表风化。岩石具有似斑状结构，偶尔见长石斑晶，具有环斑结构。其中，长石含量为65%～70%，石英含量为25%，黑云母含量为5%左右，副矿物可见锆石等（图2）。

样品在无污染情况下粉碎至200 目。主量元素含量采用X 射线荧光光谱法测得，所用仪器为Axios-mAX 波长色散X 射线荧光光谱仪，检测方法依据GB/T 4506.14—2010《硅酸盐岩石化学分析方法第14 部分：氧化亚铁量测定》，GB/T 14506.28—2010《硅酸盐岩石化学分析方法第28部分：16 个主次成分量测定》和岩石矿物分析《第四版16.20 灼烧减量的测定》完成；微量元素含量采用NexION300D 等离子体质谱仪完成，检测方法依据GB/T 14506.30—2010《硅酸盐岩石化学分析方法第30 部分：44 个元素量测定》。

图1 乌克兰地盾基洛沃格勒地块地质简图（a）及样品采集位置（b）Fig.1 Geological sketch（a）and sample locations（b）of the Kirovograd megablock，Ukrainian Shield

图2 辉石二长岩和环斑花岗岩镜下特征Fig.2 The microscopic photos of pyroxene monzonite and rapakivi granite

3 AMCG 岩组地球化学特征

辉石二长岩和环斑花岗岩岩石样品的地球化学分析结果（表1）表明，其分别是硅饱和的准铝质和过铝质岩石（图3）。

图3 辉石二长岩和环斑花岗岩A/CNK-A/NK 判别图解Fig.3 Diagram of A/CNK-A/NK of pyroxene monzonite and rapakivi granite

辉石二长岩的SiO2平均值为61.37%，环斑花岗岩平均值为70.68%，岩石中都可见有石英；Al2O3含量中等（13.61%～15.99%），A/NK＞1，A/CNK（铝指数）在0.81～1.37之间；Na2O/K2O 为0.51～0.77；Na2O＋K2O 为7.39%～8.82%，K2O/Na2O 值＞1（1.30～1.95），无过碱性矿物出现。

微量元素分析结果表明（表1），与世界典型A 型花岗岩类的平均值接近［8］，具有较高的104×Ga/Al 值（3.43～3.65）和REE 含量（∑REE＞300×10-6，不含Y，Ce＞100×10-6），均大于A型花岗岩的下限值［9］。在104×Ga/Al-（Na2O＋K2O），104×Ga/Al-FeOT/MgO，104×Ga/Al-Ce，104×Ga/Al-Nb，104×Ga/Al-Y，104×Ga/Al-Zr分类图解中（图4），岩石样品均落入A 型花岗岩区。

在球粒陨石标准化微量元素蛛网图上（图5a），两者明显富集Rb、K、Ba、Th 等大离子亲石元素，亏损高场强元素Nb、Ti 和Sr、P，具有明显的负异常特征。辉石二长岩和环斑花岗岩的Rb/Sr 值分别为0.60 和1.24，远高于原始地幔的相应值0.029［10］，反应出岩浆经历了较高程度的分异演化；Rb/Ba 值分别为0.05 和0.12，与原始地幔的相应值0.088 比较或低或高［10］，是由于岩体早期结晶的钾长石斑晶引起Ba 富集导致的。

在球粒陨石标准化稀土元素配分图上（图5b），两者表现为一平滑的右倾曲线，轻稀土富集，∑LREE/∑HREE 平均值为6.98，辉石二长岩δEu 平均值为0.76，环斑花岗岩δEu 平均值为0.48，表明岩浆形成过程中发生过斜长石的分异。

4 构造背景探讨

4.1 成岩构造背景

Pearce 等［11］把石英含量大于5%的侵入岩都笼统地定义为花岗质岩石，并分为大洋脊、火山弧、板内和碰撞型。辉石二长岩和环斑花岗岩在花岗岩类构造环境（Y+Nb）-Rb、（Y+Ta）-Rb 判别图解上，样品投点均落在板内花岗岩区（图6），表明其形成于相对稳定的板内环境［2］。

辉石二长岩和环斑花岗岩都具有典型的A型花岗岩地球化学特征。Eby［12］根据化学成分将A 型花岗岩类分为A1型和A2型两个亚类。从元素比值来看，A1亚类与洋岛玄武岩（OIB）具有一定的相似性，其成因可能与洋岛玄武岩来源相似的岩浆侵位于大陆裂谷或在板内岩浆作用过程中的分异产物［13］，与非造山运动的板内裂谷或地幔柱、热点活动有关，如东非裂谷系的Naivasha、也门裂谷以及新罕布什尔州白山岩基等。A2亚类与地壳平均值和岛弧玄武岩具有一定的相似性，代表的环境范围要广得多，它包括碰撞后花岗岩以及在漫长的高热流、花岗质岩浆作用阶段末期所侵位的花岗岩［14］，如澳大利亚的Gabo、Mumbulla、Lachland褶皱带、纽芬兰的Topsails 杂岩等。在Ce/Nb-Y/Nb 和Y/Nb-Yb/Ta 图解中（图7），辉石二长岩样品投点均落入A1区域，代表与非造山运动的板内裂谷或地幔柱、热点活动有关；环斑花岗岩样品在Ce/Nb-Y/Nb 图解中，虽都落入A2区域，但地球化学特征更靠近洋岛玄武岩，在Y/Nb-Yb/Ta 图解中，部分落入A1区域，小部分向A2区域过渡，结合其花岗岩类构造环境辨别图解表明其形成于相对稳定的板内环境，认为板内“漫长的高热流、花岗质岩浆作用”导致环斑花岗岩具有该地球化学特征。

表1 辉石二长岩和环斑花岗岩的主量/%、微量/10-6和稀土元素/10-6分析结果Table 1 Analytical results of major(%),trace elements(10-6)and REE(10-6)of pyroxene monzonite and rapakivi granite

图4 基洛沃格勒地块A 型花岗岩类地球化学判别图解（底图据Whalen 等，1987）Fig.4 Discrimination diagram for A-type granitoids in Kirovograd megablock

图5 微量元素蛛网图（a）和稀土元素配分曲线（b）（球粒陨石标准化值据和原始地幔标准化值据Sun 等，1989）Fig.5 Spider diagram of trace elements（a）and chondrite normalized REE patterns（b）

图6 辉石二长岩和环斑花岗岩构造环境判别图解（底图据Pearce 等，1984）Fig.6 The tectonic discrimination diagrams for pyroxene monzonite and rapakivi granite

乌克兰地盾基洛沃格勒地块基洛沃格勒岩体（形成于2 060～2 025 Ma）和新乌克兰卡岩体（形成于2 040～2 025 Ma）被认为是碰撞后环境下形成的产物［7］，代表造山运动的结束。科松-新和平城岩体形成年龄［2］为1 757～1 750 Ma，晚于上一次造山运动250 Ma。该年龄结果也佐证了辉石二长岩和环斑花岗岩地球化学图解判别其形成于稳定的板内构造环境。

4.2 岩石成因

斜长岩-奥长环斑花岗岩-花岗岩组合，一般被认为是辉长岩原始岩浆分异作用的产物。普遍大量赋存的高压矿物巨（斑）晶（如斜长岩中的斜长石和辉石，环斑花岗岩中的钾长石卵球），是岩体型斜长岩和环斑花岗岩类在造岩矿物共生组合上最明显的特征，也是AMCG 组合“深源浅侵位”直接的依据［15］。

目前主要有两种代表性成因模式：底侵模式［16］和地壳舌状物熔融模式［17］。前者可能与板内伸展构造体制相关联，后者可能与碰撞后或造山环境相关联［1］。本文从地球化学成分方面研究，判别辉石二长岩和环斑花岗岩属A1型花岗岩，其成因与板内裂谷、地幔柱或热点活动有关，故认为底侵模式更适合该地块AMCG 岩组的成因模式：1）大陆地壳克拉通化后，地慢上涌、岩石圈减薄和破裂，导致上地慢减压熔融产生玄武质岩浆；2）玄武质岩浆汇聚在壳-幔边界附近，形成巨大的镁铁质岩浆房并发生底侵作用，导致下地壳深熔作用，形成长英质岩浆房；3）经过高压结晶和深部分异作用形成粥状岩浆；4）由于密度差异以及伸展体制下的刚性破裂，使粥状岩浆以及分异的残余岩浆以底辟方式进入上地壳浅部并固结，下沉到玄武质岩浆房底部的镁铁硅酸盐矿物堆积体，可能进一步下沉进人地慢或残留在下地壳的底部。

图7 辉石二长岩和环斑花岗岩Ce/Nb-Y/Nb 和Y/Nb-Yb/Ta 关系图解（底图据Eby，1992）Fig.7 Ce/Nb-Y/Nb and Y/Nb-Yb/Ta diagram of pyroxene monzonite and rapakivi granite

4.3 铀成矿构造背景

基洛沃格勒地块造山运动结束（2.0 Ga）以后，持续长达200 Ma 稳定板内构造环境。至1.8 Ga，区内出现大量镁铁质和超镁铁质岩墙，有人认为这些镁铁质和超镁铁质岩墙，是Volgo-Sarmatia 板块和Fennoscandia 板块碰撞后岩石圈扩张环境下形成的［18］，也有人认为它们代表地幔柱活动的迹象［19］。鉴于Volgo-Sarmatia 板块和Fennoscandia 板块碰撞发生于1.76 Ga±［20］，作者更倾向于1.8 Ga 形成的镁铁质和超镁铁质岩墙是由于地幔柱活动引起的。

本文讨论的科松-新和平城岩体形成于1.75 Ga±，其地球化学特征显示形成于板内扩张环境下，与地幔柱或热点活动有关。那么，自1.8 Ga 至1.75 Ga 之间，是否存在长达50 Ma的地幔柱或热点？作者认为是有可能的。通常情况下，认为与地幔柱或热点活动相关的火成岩侵入事件小于2 Ma，如西伯利亚火山喷发事件，但依然有一些与地幔柱或热点相关的地质事件在较长一段时间内表现为脉冲式活动的特征，如北美大湖地区基维诺火成岩区［21］。

基洛沃格勒地块交代型铀矿床的形成年龄为（1 812±42）Ma 至（1 753±42）Ma［22］，与可能存在的地幔柱或热点地质事件，在时间跨度上高度吻合。已有部分地球化学数据证明，区内铀成矿受到深部还原性流体的影响［23］。作者认为，持续的板内扩张环境下，“长达50 Ma、脉冲式活动的地幔柱或热点”，导致了深部的成矿流体与成矿物质上涌，促使区内铀成矿。当然，仍需更多的地球化学判据来证明这一结论。