诸广中段印支期花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及微量元素特征

2022-01-11黄宏业刘子杰王前林方适宜邹明亮

大地构造与成矿学 2021年6期

李杰, 黄宏业, 刘子杰, 张涛, 王前林, 方适宜, 邹明亮

李杰, 黄宏业, 刘子杰, 张涛, 王前林, 方适宜, 邹明亮*

(核工业二三〇研究所, 湖南长沙 410007)

诸广中段是华南重要的花岗岩型铀矿集区之一, 区内已发现的铀矿床(点)均集中分布于印支期花岗岩内外接触带附近。为了更好地限定花岗岩源区特征和成因, 探讨其与铀成矿的关系, 本次研究选择鹿井地区花岗岩(文英、大场坪、官庄岩体)为研究对象, 开展LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学和微量元素特征研究。结果表明, 花岗岩成岩时代集中于227～238 Ma, 均为印支早期岩浆活动产物。锆石微量元素特征指示, 该区花岗岩属于典型的壳源S型花岗岩, 形成于同碰撞挤压构造环境, 是华南地块和印支地块碰撞结束后地壳叠置熔融作用过程中, 由加厚地壳中的泥质沉积变质岩系发生部分熔融形成。该地区铀成矿作用受燕山晚期‒喜山期区域性岩浆‒构造‒热液活动的统一制约, 铀矿床的空间定位则往往受燕山期构造‒岩浆热事件叠加的印支期过铝质富铀花岗岩控制。

LA-ICP-MS; 锆石U-Pb定年; 锆石微量元素; 印支早期; 诸广中段

0 引言

华南是重要的热液型铀矿产区, 通常认为区内花岗岩型铀矿床受控于燕山期, 特别是燕山晚期的岩浆‒热液作用。随着对华南许多大型花岗岩型铀矿床宏观地质条件及成矿物质来源的深入研究, 发现印支期花岗岩类在铀矿床形成过程中可能起了更关键的作用, 许多大型热液铀矿床都产在印支期花岗岩中, 或其基底由印支期花岗岩构成(华仁民, 2005)。近年来在华南地区许多与铀矿化密切相关的产铀花岗岩被重新确定为印支期花岗岩。因此, 华南尤其是南岭地区广泛发育的相对富铀的印支期过铝质花岗岩是铀成矿的重要基础。

诸广山复式岩体位于湘赣粤三省交界地区, 北起桂东岩体, 南至南雄断裂, 面积约5000 km2, 受南岭东西向构造和诸广山南北向构造联合控制, 是华南乃至全国最重要的花岗岩型铀矿集区之一。诸广山复式岩体由加里东期‒印支期‒燕山期多期多阶段岩浆侵入形成, 具体可划分为南体、中段和北体。南体位于粤北地区, 呈东西向展布, 包括九峰、三江口、长江、扶溪、白云和龙华山等岩体, 产出有长江、百顺等铀矿田; 中段南起湘粤省界, 北至鹿井矿田北面小坑岩体, 面积约491.43 km2, 包括流溪、益将、文英、小坑、下洞、官庄、小沙等岩体, 产出有鹿井铀矿田; 北体位于丰州‒古亭以北的湘赣交界地区, 呈南北向展布, 包括桂东、寨前、汤湖、东洛和鹅形等岩体(兰鸿锋等, 2016), 发育有营盘圩、茶叶龙、九罗洞等矿(化)点。对于诸广中段, 前人开展了大量的研究, 但主要侧重在成矿地质背景(黄宏业等, 2008)、矿床地质特征(张万良等, 2011)、矿床成因(Zhang et al., 2018b)等方面, 对岩体的关注程度相对较低。锆石微区定年研究表明诸广中段鹿井地区的花岗岩主体形成于印支期(222.9±2.7 Ma～247± 2.2 Ma), 但其研究范围基本局限在黄峰岭地段(韩娟等, 2011; 邹明亮等, 2016), 对于区域岩体的认识尚存在不足。

精确厘定诸广中段鹿井地区不同单元花岗岩的成岩时代, 有助于加深对铀成矿过程的理解。本文在已有研究及详细的野外地质调查基础上, 对鹿井地区花岗岩进行了系统的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定和锆石微量元素分析, 精确限定了区内花岗岩的形成年龄, 约束了岩石形成的源区特征。

1 地质背景及岩相学特征

鹿井地区位于诸广山近南北向中段岩体的狭窄部位, 大地构造处于南华活动带华夏褶皱带诸广断隆区、遂川断裂及热水断裂组成的地堑式断陷部位。区内出露有寒武系、白垩系‒第三系, 其中寒武系为富铀地层, 包括香楠组和茶园头组, 而香楠组黑色碳质板岩是重要的赋矿围岩。区内断裂构造发育, 以NE向为主, 次为NW、NNE向、近EW向。由北至南分布有QFⅠ、QFⅡ、QFⅢ、QFⅣ、QFⅤ五条NE向区域性石英硅化断裂带, 构成基本构造格架和主要导矿构造, 其派生的次级构造为主要容矿构造(图1c)。

1. 第四系; 2. 白垩纪‒第三纪红盆; 3. 寒武系; 4. 上寒武统茶园头组; 5. 下寒武统香楠组; 6. 震旦系; 7. 中生代花岗岩; 8. 燕山早期第三阶段花岗岩; 9. 燕山早期第二阶段花岗岩; 10. 印支期第三阶段花岗岩; 11. 印支期第二阶段花岗岩; 12. 辉绿岩; 13. 煌斑岩; 14. 断裂构造; 15. 采样位置。

诸广中段岩浆活动频繁, 从加里东期至燕山晚期均有活动, 岩性复杂, 根据岩体与围岩接触关系、岩体之间接触关系及同位素年龄资料, 岩浆活动期次可分为加里东期、印支期、燕山早期及燕山晚期。鹿井地区主要出露印支期‒燕山期岩体及少量石英斑岩、花岗斑岩脉和基性岩脉等。印支期岩体由文英岩体(γ1-2 5)(中‒粗粒斑状黑云母花岗岩、中‒细粒不等粒二云母花岗岩)和小坑岩体(γ1-3 5)(中‒细粒二云母二长花岗岩)组成南北向花岗岩带; 燕山期岩体由早期第二阶段(γ2-2 5)下洞岩体 (中‒细粒黑(二)云母二长花岗岩)和早期第三阶段(γ2-3 5)官庄岩体、小沙岩体、金鸡岭岩体、大场坪岩体(细粒少斑黑(二)云母二长花岗岩)组成, 其中早期第二阶段侵入体呈岩株状或岩瘤状分布于羊角脑、下洞等地, 第三阶段侵入体呈不规则小岩株、岩枝状零星分布在丰洲盆地周边(图1c)。

文英岩体整体呈“入”字型岩基产出, 主要由两种岩性的花岗岩组成, 其中主体岩性为中‒粗粒斑状黑云母花岗岩(B-LJ-2018-13、B-LJ-2018-15)(图2a、d), 似斑状结构, 块状构造。其中斑晶主要由钾长石和斜长石组成(含量约20%), 石英较少, 分布不均匀, 斑晶大小约为1～2 cm, 钾长石发育简单双晶和格子双晶, 斜长石普遍发育聚片双晶, 发育强绢云母化(图2b、c、e); 基质为中细粒花岗结构, 主要由石英(40%)、斜长石(30%)、钾长石(25%)、黑云母(3%)和白云母(2%)组成, 其中钾长石以微斜长石为主, 石英局部破碎, 具碎裂结构(图2f); 副矿物主要包括独居石、锆石、钛铁矿、磷灰石等。另一种岩性为中‒细粒不等粒二云母花岗岩(B-LJ-2018-3、B-LJ-2018-11)(图2g、j), 花岗结构, 块状构造, 主要矿物组成有石英、斜长石、钾长石、黑云母和白云母。石英(45%), 无色透明, 它形粒状, 波状消光, 裂隙发育, 局部溶蚀成港湾状; 斜长石(25%), 呈自形‒半自形板状、柱状, 聚片双晶发育(图2h), 局部见卡钠复合双晶, 普遍发育绢云母化(图2k); 钾长石(20%), 以微斜长石为主, 发育格子双晶、简单双晶 (图2h、l); 黑云母(4%), 为黄褐色, 片状, 局部见绿泥石化(图2i); 白云母(6%), 为它形不规则片状, 粒径较小, 零星分布。

大场坪岩体(B-LJ-2018-7)、官庄岩体(B-LJ- 2018-14)岩性为细粒少斑二长花岗岩(图2m、p), 细粒含斑状结构, 斑晶为石英、斜长石, 含量较少(约10%), 石英斑晶呈它形粒状, 粒径3～5 mm, 多溶蚀成浑圆状, 斜长石斑晶呈板柱状, 宽<0.5 cm, 长1 cm左右, 发育聚片双晶, 多有不同程度溶蚀现象, 发育绢云母化(图2r)。基质为细粒花岗结构, 主要矿物有石英40%、斜长石30%、钾长石30%。石英呈它形粒状, 波状消光; 长石为半自形板状, 斜长石发育聚片双晶, 中心中等程度强绢云母化, 偶见环带构造(图2o), 钾长石发育简单双晶(图2n、q), 偶见格子双晶。

2 分析方法

用于LA-ICP-MS锆石U-Pb定年样品的采样位置见图1。文英岩体中‒细粒不等粒二云母花岗岩 B-LJ-2018-3样品采自牛尾岭地段、B-LJ-2018-11样品采自仙人洞地段; 文英岩体中‒粗粒斑状黑云母花岗岩B-LJ-2018-13样品采自1011矿点地段、B-LJ-2018-15样品采自梨花开地段; 大场坪岩体细粒少斑二长花岗岩B-LJ-2018-7样品采自大场坪地段; 官庄岩体细粒少斑二长花岗岩B-LJ-2018-14样品采自官庄地段。

锆石分选采用常规破碎到80～100目, 经重砂淘选和电磁分选, 在双目镜下挑出相对透明干净、完整的锆石颗粒, 然后从中再挑选透明度和光泽度好、粒度较大、晶形完好的锆石进行制靶, 用环氧树脂将锆石颗粒胶结于样品靶上, 固化后进行表面研磨抛光至锆石颗粒的1/3～1/2截面处。对样品靶中的锆石进行反射光、透射光、阴极发光照相, 根据锆石显微结构, 选择环带清晰、无裂纹、无包裹体的颗粒进行U-Pb同位素和微量元素测定。

锆石阴极发光图像拍摄在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。仪器为高真空扫描电子显微镜(JSM-IT100), 配备有GATAN MINICL系统。工作电场电压为10.0～13.0 kV, 钨灯丝电流为80～85 µA。

锆石U-Pb同位素定年和微量元素含量分析在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS完成。详细的仪器参数和分析流程见Zong et al. (2017)。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成, ICP-MS型号为Agilent 7700e。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度, 二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合, 激光剥蚀系统配置有信号平滑装置(Hu et al., 2015)。本次分析的激光束斑为32 µm, 频率为6 Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20～30 s空白信号和50 s样品信号。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008)完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig et al., 2003)完成。206Pb/238U加权平均年龄值可信度为90%(小于90%的测点不参与年龄计算), 误差为1σ,分析结果见表1。

3 分析结果

阴极发光(CL)图像显示, 锆石呈短柱状、长柱状, 长宽比为1∶1～2.5∶1, 粒径90～250 μm, 大部分锆石结晶较好, 振荡环带清晰(图3), 显示岩浆锆石特征(吴元保和郑永飞, 2004)。

3.1 锆石U-Pb年代学

本次分析样品位于鹿井地区, 是重要的花岗岩型铀矿集区, 绝大多数锆石的U含量高于2500 μg/g(表1), CL图像显示颜色偏暗(图3), 可能与原始岩浆的U含量高有关。Zhao et al. (2014)对广西苗儿山地区热液型铀矿区高铀岩体(豆乍山花岗岩)研究显示, 对高U含量的锆石(最高可达25000 μg/g)激光探针LA-ICP-MS获得的U-Pb锆石年龄比离子探针SHRIMP更可靠。

图2 鹿井地区花岗岩手标本和代表性岩相学照片

表1 鹿井地区花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定结果

续表1:

3.1.1 牛尾岭地段(文英岩体中‒细粒不等粒二云母花岗岩B-LJ-2018-3)

锆石的U、Th含量分别为996～12849 μg/g和341～3841 μg/g, Th/U值在0.10～2.37之间(表1), 显示岩浆锆石特征(吴元保和郑永飞, 2004)。

样品共分析了18个锆石颗粒测点(3-02、3-07、3-08置信度<90%), 其中13个有效测点的206Pb/238U表面年龄比较集中为235±2 Ma～245±2 Ma(表1), 加权平均值为236.9±1.8 Ma(MSWD=1.9)(图4a), 代表了岩石结晶年龄, 属印支早期第二阶段岩浆活动产物。测点3-18年龄偏小为228±2 Ma。测点3-14的206Pb/238U表面年龄为420±3 Ma, 锆石具浑圆状核, 表明为残留锆石或继承锆石, 可能为岩浆上升及就位过程中捕获加里东期岩体中的锆石, 与区域内存在加里东期岩体的地质事实较为符合(Zhang et al., 2018a)。

3.1.2 大场坪地段(细粒少斑二长花岗岩B-LJ-2018-7)

锆石的U、Th含量分别为449～5409 μg/g和264～842 μg/g, Th/U值在0.11～0.84之间, 显示岩浆锆石特征。

样品共分析了19个锆石颗粒测点(7-04置信度<90%), 其中16个测点的206Pb/238U表面年龄比较集中, 在234±2 Ma～243±2 Ma之间(表1),加权平均值为238.0±1.4 Ma(MSWD=1.5)(图4b), 代表了岩石结晶年龄, 属印支早期第二阶段岩浆活动产物。测点7-14、7-18的206Pb/238U表面年龄分别为444±3 Ma、454±5 Ma, 可能为岩浆上升及就位过程中捕获加里东期岩体中的锆石。

3.1.3 仙人洞地段(中‒细粒不等粒二云母花岗岩B-LJ-2018-11)

测点11-01、11-11、11-12、11-13和11-17的锆石U含量极高为10336～17633 μg/g, Th含量为922～1495 μg/g, Th/U值低为0.06～0.13。CL图像显示这些锆石发育黑边或完全呈黑色, 可能是U含量高导致的(覃晓云等, 2017)。其他锆石颗粒的U、Th含量分别为179～5834 μg/g和143～1354 μg/g, Th/U值在0.09～0.80之间(表1)。

图3 鹿井地区花岗岩锆石阴极发光图像(年龄单位: Ma)

样品共分析了17个锆石颗粒测点, 其中15个测点的206Pb/238U表面年龄比较集中, 为225±2 Ma～ 233±1 Ma(表1), 加权平均值为227.0±1.1 Ma (MSWD=1.4)(图4c), 代表了岩石结晶年龄, 属印支早期第三阶段岩浆活动产物。测点11-15和11-16的年龄分别为402 Ma和921 Ma, 分别属于泥盆纪和新元古代, 与张万良等(2018)测得427～439 Ma和938～971 Ma锆石年龄相吻合, 前者可能为岩浆上升及就位过程中捕获加里东期岩体中的锆石; 后者可能为原岩部分熔融过程中的残留锆石(继承锆石)。

图4 锆石U-Pb年龄谐和图

3.1.4 1011矿点地段(中‒粗粒斑状黑云母花岗岩B-LJ-2018-13)

锆石的U、Th含量分别为923～7252 μg/g和379～2242 μg/g, Th/U值在0.13～0.99之间(表1), 显示岩浆锆石特征。样品共分析了18个锆石颗粒测点(13-08、13-15置信度<90%), 其中15个有效测点的206Pb/238U表面年龄比较集中, 为231±2 Ma～247±3 Ma (表1), 加权平均值为235.8±1.5 Ma(MSWD=1.7) (图4d), 代表了岩石结晶年龄, 属印支早期第二阶段岩浆活动产物。测点13-10的206Pb/238U表面年龄为510±6 Ma, 可能为岩浆上升及就位过程中捕获加里东期岩体中的锆石。

3.1.5 官庄地段(细粒少斑二长花岗岩B-LJ-2018-14)

锆石的U、Th含量分别为1670～8677 μg/g和170～3065 μg/g, Th/U值在0.10～1.53之间(表1), 显示岩浆锆石特征。

样品共分析了20个锆石颗粒测点(14-02置信度<90%), 其中17个有效测点的206Pb/238U表面年龄比较集中, 为235±2 Ma～241±2 Ma (表1), 加权平均值为235.7±1.0 Ma(MSWD=0.5)(图4e), 代表了岩石结晶年龄, 属印支早期第二阶段岩浆活动产物。测点14-04和14-06的207Pb/206Pb表面年龄为1011 Ma、1851 Ma, 属于中元古代, 与韩娟等(2011)锆石U-Pb测年中出现的1898 Ma、1062 Ma的锆石年龄信息相吻合, 可能为原岩部分熔融过程中的残留锆石(继承锆石)。

3.1.6 梨花开地段(中‒粗粒斑状黑云母花岗岩B-LJ-2018-15)

锆石的U、Th含量分别为1229～6644 μg/g和291～1017 μg/g, Th/U值在0.13～0.32之间(极个别小于0.1), 显示岩浆锆石特征。

样品共分析了18个锆石颗粒测点, 其中17个有效测点的206Pb/238U表面年龄比较集中, 为233± 2 Ma～246±3 Ma(表1), 加权平均值为236.5±1.7 Ma (MSWD=2.3)(图4f), 代表了岩石结晶年龄, 属印支早期第二阶段岩浆活动产物。测点15-07的207Pb/206Pb表面年龄为1057 Ma, 属于中元古代, 锆石内部结构复杂, 可能为原岩部分熔融过程中的残留锆石(继承锆石)。

3.2 锆石微量元素特征

锆石微区微量元素分析结果见表2(数据较多, 见网络电子版)。6件样品中锆石的稀土配分曲线表现出较好的一致性(图5), 显示它们可能是同一期岩浆活动的产物。分析锆石均具有较高的REE含量, 显示出HREE明显富集的左倾型分配模式以及显著的Ce正异常和Eu负异常, 为典型的岩浆锆石微量元素特征。

4 讨论

4.1 成岩时代

本次获得的6件样品LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为236.9±1.8 Ma、238.0±1.4 Ma、227.0±1.1 Ma、235.8±1.5 Ma、235.7±1.0 Ma、236.5±1.7 Ma, 均属于印支早期岩浆活动产物, 进一步验证了鹿井地区花岗岩主体(文英岩体)形成于印支早期第二阶段, 局部持续到印支早期第三阶段(其中～227 Ma为鹿井北部仙人洞地段中粒黑云母花岗岩, 其东侧即为印支早期第三阶段小坑岩体, 该地段花岗岩可能与小坑岩体均为文英岩体的补体)。否定了官庄岩体和大场坪岩体形成于燕山期的认识。各岩体中出现的402～ 510 Ma继承锆石, 则与贵东地区鲁溪、下庄岩体中的残留锆石(410～500 Ma)具有较好的一致性, 可能是本区陆壳基底经受加里东运动影响的记录(徐夕生等, 2003); 921～935 Ma和1054～1669 Ma残留锆石, 则表明诸广复式岩体的物质来源与华南新元古代、中元古代陆壳基底有关。

华南印支期花岗岩可分为印支早期(243～228 Ma, 峰值年龄在约236 Ma)和印支晚期(220～206 Ma, 峰值年龄在约218～214 Ma)两个阶段, 即华南内陆在印支期发生过早、晚两期重要的构造‒岩浆作用(Wang et al., 2007)。鹿井地区花岗岩主体形成于236～238 Ma, 与诸广南体印支期花岗岩(231～239 Ma, Deng et al., 2012)和贵东铀矿集区产铀岩体下庄中粒‒中粗粒二云母花岗岩(235.8±7.6 Ma, 徐夕生等, 2003)成岩年龄一致, 是华南印支早期岩浆作用的典型代表之一。

4.2 锆石微量元素组成对成岩过程的约束

稀土元素和一些微量元素是限定源岩性质和形成过程最重要的指示剂之一, 锆石中的离子扩散慢, 因此锆石的微量元素特征能够反映主岩的成分演化以及熔融源区性质等诸多信息(雷玮琰等, 2013)。

由于花岗岩浆大多是绝热式上升就位的, 岩浆在早期结晶时的温度就可以近似代表岩浆形成时的温度(吴福元等, 2007)。花岗岩浆温度的计算有三种方法: 锆石饱和温度计(Watson and Harrison, 1983); 锆石的钛温度计(Watson et al., 2006); 加入SiO2和TiO2的活度(SiO2和TiO2)因素后修正的锆石的钛温度计(Ferry and Watson, 2007)。本文采用三种方法分别对鹿井地区花岗岩进行了温度的计算, 结果显示其全岩锆石饱和温度为713～825 ℃, 平均768 ℃(表3); 6个样品锆石的钛温度平均值范围为750～810 ℃, 修正后的锆石钛温度平均值范围为778～845 ℃(体系中存在石英和榍石, 分别取SiO2≈1,TiO2≈0.7; Watson, 2005)(表2, 图6b、c)。其中, 锆石饱和温度代表了岩浆的最低温度, 锆石钛温度反映岩浆的最高温度。样品锆饱和温度与华南典型S型花岗岩的平均温度776 ℃(赵葵东等, 2013)较为接近; 锆石钛温度亦落入S型花岗岩的温度范围(710～875 ℃; Smith et al., 2019)。

图5 锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

表3 鹿井地区印支期花岗岩全岩锆饱和温度

图6 鹿井地区花岗岩全岩锆石饱和温度(a)、锆石Ti温度(b、c)直方图

幔源锆石与壳源锆石的稀土元素配分模式有显著的区别。相比于壳源锆石, 幔源锆石的ΣREE(<135 μg/g)和P(<100 μg/g)含量明显偏低, 且壳源锆石具有明显的Ce正异常(δCe=1.3～30)和Eu负异常(δEu=0.05～0.5)。鹿井地区花岗岩中的锆石ΣREEAVG为2967～4834μg/g, δEuAVG为0.05～0.11, δCeAVG为7.60～53.9, 且P平均含量为1853～2428 μg/g。在U/Yb-Y和Th/Yb-Y图解中(图7), 6件样品的岩浆锆石均投在大陆锆石区域, 表明区内花岗岩形成于深度<35 km的地壳岩浆源区(Li et al., 2012), 且形成过程中有斜长石的结晶分离或源区部分熔融残留斜长石(雷玮琰等, 2013)。

最常见的花岗岩成因分类(I-S-A)中, 三种类型花岗岩的锆石均具有与岩浆锆石相似的稀土元素特征, 但微量元素特征存在明显的差异: 相对于I型花岗岩, S型花岗岩的锆石则具有较高的Pb含量、较低的(Nb/Pb)N值(0.40～8.57)以及显著的Eu负异常(δEu=0.03～0.30, 大多数<0.2)(Wang et al., 2012)。在Th-Pb和 (Nb/Pb)N-δEu图解上(图8), 样品投点落入S型花岗岩区域。同时, 锆石的P含量能够有效区别S型和I型花岗岩(Burnham and Berry, 2017)。鹿井地区花岗岩中锆石P平均含量为1853～2428 μg/g, 属于典型的S型花岗岩锆石。结合鹿井地区印支早期花岗岩为强过铝质, 局部存在电气石, 认为鹿井地区印支早期花岗岩是上地壳富铝物质经过重熔作用形成的S型花岗岩。

图7 U/Yb-Y (a)和Th/Yb-Y(b)图解(据Grimes et al., 2007)

图8 锆石微量元素判别图解(据Wang et al., 2012)

近年来的研究表明, 华南大部分含铀花岗岩形成于印支早期, 具有较高的初始87Sr/86Sr值(>0.7100)和较低的Nd()值(<-10), 与世界其他造山带含铀S型花岗岩类似, 形成于同碰撞挤压环境下加厚地壳的脱水熔融(Zhao et al., 2014)。鹿井地区花岗岩形成时间上稍晚于印支‒华南板块主碰撞期258～243 Ma (Carter et al., 2001), 表明其形成于同碰撞挤压构造环境中, 是在陆块碰撞后引发的地壳叠置熔融作用为主导的机制下, 由加厚的地壳中的泥质沉积变质岩系发生部分熔融所形成(周新民, 2003; Deng et al., 2012)。

4.3 印支期花岗岩与铀成矿的关系

华南“花岗岩型”铀矿床的花岗岩成岩时间绝大多数为印支期, 但铀的成矿作用主要发生在燕山晚期(华仁民, 2005), 受燕山晚期‒喜山期区域性岩浆‒构造‒热液活动的统一制约。华仁民等(2003)将华南燕山期与花岗岩类有关的铀矿床称之为晚期叠加型, 即铀矿床的空间定位往往受该期不同源岩浆活动叠加在海西晚期‒印支期的过铝质花岗岩之上的控制。当燕山期不同源、不同性质岩浆活动叠加时, 不仅提供了热量驱动流体运动, 促使较早期花岗岩中的铀活化富集, 而且还提供深源挥发组分(CO2、F)直接参与铀的成矿作用。鹿井地区花岗岩主体形成于227～238 Ma, 铀成矿时间上限为103 Ma, 于93～82 Ma大规模成矿。铀成矿与围岩形成有较大的时差, 巨大的矿‒岩时差表明成矿铀和成矿热液均与花岗岩成岩作用以及岩浆分异毫无关系, 成矿的铀只与岩浆固结之后的花岗岩岩石铀有关, 铀源来自花岗岩中分散的岩石铀。虽然铀成矿与花岗岩浆分异无关, 即热液型铀矿对岩浆岩的岩性岩相没有选择性, 但却与特定时期的岩浆岩有密切的关系, 其中与花岗岩有关的热液型铀矿主要赋存在印支期花岗岩中(巫建华等, 2017)。对于产铀区, 铀矿有规律地全部产出在花岗岩体外带不远的地层中, 或在以花岗岩体为盆地基底的上覆砂泥岩系红层中, 究其根本, 花岗岩富含晶质铀矿副矿物是产铀的关键因素。鹿井地区花岗岩属印支早期S型花岗岩, 是寒武系等下古生界变泥质岩源区部分熔融的产物。U是易聚易散的变价元素, 化学性质极为活泼, 在外生条件下, 经过风化作用, 从U4+变成U6+, 以铀酰离子UO22+的形式进行运移, 极易被层状构造矿物‒黏土矿物及有机质吸附(王木清, 2017), 所以泥质岩的U含量(3.7 μg/g)往往比碳酸盐(1.3 μg/g)、砂岩(2.0 μg/g)高。由泥质岩转化而来的花岗岩, 可将泥质中分散的吸附U进一步富集, 多形成晶质铀矿等易被热液萃取浸出的活化铀, 即泥质岩熔融形成花岗岩往往具有较高的晶质铀矿含量(冯明月, 1984)。张万良等(2018)研究表明, 鹿井印支期花岗岩源岩物质成分主要为泥质岩。

基于杜乐天(2011)提出的铀成矿预富集序列理论, 对鹿井地区花岗岩铀成矿作用的“铀预富集系”进行初步分析。该地区基底地层由中下寒武统浅变质碳硅泥岩系组成, U平均含量高(5.4～30 μg/g), 是丰富的铀源层, 为铀活化再分配奠定了良好的物质基础(地层预富集)。诸广岩体是一个加里东‒海西‒印支‒燕山多期次岩浆活动叠加形成的复式岩体, 花岗岩演化长达300 Ma之久, 且花岗岩体U含量从加里东期的6 μg/g→海西期的8.5 μg/g→印支期的17.8 μg/g→燕山期的19.5 μg/g(世界花岗岩平均U含量为3.5 μg/g), 具有明显增高的趋势。频繁的岩浆侵入活动使U元素发生一次又一次的活化再分配, 不同期次花岗岩体的形成是继地层预富集之后发生的重大U预富集事件(岩体预富集)。受中新生代岩石圈伸展构造影响, 鹿井地区形成了一套遂川‒热水左旋走滑断裂带, 在构造端部呈帚状散开, 构成韧‒脆性断裂端部变形叠接带, 产生拉分区或张性空间, 为内外接触带岩浆期后热液或渗流热液成矿提供了条件。断裂带活动带来的深源热和构造应力热, 驱使成矿流体沿断裂系统运移, 对途经岩石中的U进行萃取, 形成富U热液。多期多阶段的构造活动, 伴随着多期次的热液活动和围岩蚀变, 也进一步增加了岩石中U的活动性(构造‒热液蚀变预富集)。富U热液在构造破碎带变异部位、岩体与围岩侵入接触结构面、不同期次岩体接触结构面、层间破碎带膨胀部位、还原性物质(黄铁矿、有机质等)聚集部位压力骤减、氧逸度降低的空间发生减压沸腾去气作用、还原作用, 导致成矿流体中U6+被还原为U4+, 再与游离的O2–结合, 沉淀成矿。以鹿井铀矿床为例, 印支期花岗岩作为基底或围岩, 在经历燕山期(尤其是晚期)构造‒岩浆热事件叠加后, 形成典型的“三层楼”铀赋矿空间。铀矿体均赋存于形态复杂的接触带附近, 浅部矿体产于寒武系浅变质岩中, 中部矿体赋存于印支期花岗岩中, 深部矿体则产于燕山期花岗岩体中, 同一矿体自上而下穿寒武系、印支期花岗岩、深部燕山期花岗岩。

5 结论

(1) LA-ICP-MS锆石U-Pb测年表明, 鹿井地区花岗岩形成于印支早期(227～238 Ma), 是华南印支早期岩浆作用的典型代表之一。

(2) 锆石微量元素分析结果显示, 鹿井地区印支早期花岗岩属于典型的壳源S型花岗岩, 形成于同碰撞挤压构造环境中, 是在陆块碰撞后引发的地壳叠置熔融作用为主导的机制下, 由加厚的地壳中的泥质沉积变质岩系发生部分熔融所形成。

(3) 鹿井地区花岗岩型铀矿化主要赋存于印支早期花岗岩内外接触带, 铀成矿作用受燕山晚期‒喜山期区域性岩浆‒构造‒热液活动的统一制约, 表明印支早期花岗岩是一个良好的铀源体和产铀岩体。

表2 鹿井地区花岗岩LA-ICP-MS锆石微量元素测定结果(μg/g)

续表2:

本文撰写过程中得到了很多同仁的帮助, 中国科学院广州地球化学研究所李武显研究员和另一位匿名专家提出了宝贵的修改意见, 在此一并表示衷心的感谢。

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LA-ICP-MS U-Pb Ages and Trace Element Compositions of Zircon from Indosinian Granites in Middle Zhuguangshan

LI Jie, HUANG Hongye, LIU Zijie, ZHANG Tao, WANG Qianlin, FANG Shiyi and ZOU Mingliang*

(.230,410007,)

The middle section of the Zhuguangshan batholith is an important production area of granite type uranium deposits in South China. The uranium deposits (spots) in the area are mainly concentrated near the inner and outer contact zone of the Indosinian granite plutons. These U-bearing granites generally contain zircon grains with high-U-concentrations. LA-ICP-MS U-Pb analyses for high-U zircon grains show much less pronounced matrix effect than SHRIMP analyses and likely yield more reliable U-Pb ages for the high-U zircon grains. In order to further enrich the geochronological data and better define the source characteristics and genesis of the granites in the area, so as to explore its relationship with uranium mineralization, LA-ICP-MS U-Pb dating and trace element analyses of zircon were carried out for the representative granite samples in the Lujing area of the middle Zhuguangshan batholith. The new dating results of the granites, with ages of 227 to 238 Ma, indicate that the granites were formed during the Early Indosinian magmatic activity. Among them, the main body of the granite was formed at 236 to 238 Ma, which is consistent with the ages of the Indosinian granites in the southern Zhuguangshan batholith and the U-bearing granites in the Guidong area. It is further confirmed that the main granites in the Lujing area were formed in the second stage of the early Indosinian period and part of which lasted to the third stage of the early Indosinian period. The magmatic temperaturesestimated using the zircon saturation thermometry (Zr) and Ti-in-zircon thermometry (Ti-in-Zircon) are 768 to 807 ℃. A/CNK values of the granites vary from 1.09 to 1.92. The granites have high SiO2contents (71.2% to 79.2%), belonging to S-type granite. The granites are likely formed by partial melting of the over-thickened muddy sedimentary metamorphic rocks in a syncollisional compressional environment subsequent to the collision between the South China Block and the Indosinian Block. The uranium mineralization in this area is restricted by the regional magma-tectonic- hydrothermal activities in the late Yanshanian-Himalayan period, and the spatial positioning of uranium deposits is often affected by the Indosinian peraluminous uranium-rich granites and overprinted by the Yanshanian tectonic and magmatic thermal events.

LA-ICP-MS; zircon U-Pb geochronology; zircon trace element; early Indosinian; middle Zhuguangshan

P597; P595

1001-1552(2021)06-1216-017

10.16539/j.ddgzyckx.2021.06.007

2020-06-21;

2021-02-17

国家重点研发计划项目(2017YFC0602600)、国防预研项目(3210402)和中核集团菁英项目联合资助。

李杰(1991–), 男, 工程师, 从事铀矿地质勘查工作。Email: lijie568521@qq.com

邹明亮(1983–), 男, 高级工程师, 从事铀成矿作用研究。Email: zoumingliang2001@163.com