2. 中国地质大学资源学院和紧缺战略矿产资源协同创新中心,武汉 430074
3. 南京大学地球科学与工程学院,内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室,南京 210093
2. Faculty of Earth Resources and Collaborative Innovation Center for Scarce and Strategic Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
3. State Key Laboratory for Mineral Deposits Research, School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210093, China
华南花岗岩众多,但花岗岩型铀矿床仅集中产出在为数并不多的几个花岗岩体中,这些含铀矿化的花岗岩一般被称为产铀花岗岩(张祖还和章邦桐,1991)。上地壳的平均铀含量约为2.7×10-6(Rudnick and Gao, 2003),但产铀花岗岩往往含有非常高的铀含量(一般大于10×10-6),并且铀浸出率高,能为后期的热液成矿作用提供铀源。因此,寻找到产铀花岗岩对于进一步寻找到花岗岩型铀矿床具有重要的指示意义。对华南这些具有成矿专属性的产铀花岗岩,其岩石成因以及铀在花岗岩中的富集机制一直受到人们的关注(张祖还和章邦桐,1991; 陈培荣,2004;Zhao et al., 2011)。华南的印支期花岗岩分布较为广泛(图 1a),印支期花岗岩的成矿作用虽然远远不如燕山期花岗岩,但最近的一些研究则表明,华南很多的产铀花岗岩为印支期花岗岩(陈培荣,2004;谢晓华等,2008; 董晨阳等,2010; Chen et al., 2012)。对华南印支期花岗岩形成的动力学背景,目前国内外学者还存在不同的观点和认识(Zhou et al., 2006; Li and Li, 2007; Wang et al., 2007; Zhao et al., 2013)。
![]() | 图1 华南印支期花岗岩分布据(a,孙涛等,2006)及峡江铀矿床和金滩花岗岩地质简图(b) Fig.1 Distribution of Indosinian granites in South China (a, after Sun et al., 2006) and geological map of the Xiajiang uranium ore deposit and the Jintan granites (b) |
矿区内断裂构造发育,主要由近东西向含矿断裂带及北西向含矿断裂带组成构造骨架。近东西向断裂构造是矿床的主导构造,控制了主要矿体的展布。矿床内共有20余条铀矿化体,矿体受破碎蚀变带、硅化破碎带控制,矿体呈透镜状、脉状、团块状产出。矿石成分简单,属单铀型,铀矿物主要是沥青铀矿,多呈细脉状、网脉状产出。矿石品位一般为中低级,平均品位0.236%,最高可达14.84%。
野外调查和室内显微分析表明,金滩岩体主要由两种岩性的花岗岩组成,其中主体岩性为斑状黑云母二长花岗岩(图 2c, d),块状构造,其中斑晶主要由钾长石和斜长石组成,斑晶大小约为3~4cm×1~2cm,具有明显的环带构造。基质为中粒结构,主要由斜长石(30%)、钾长石(30%)、石英(30%)、黑云母(10%)组成,斜长石以奥-中长石为主,部分为钠-奥长石,而钾长石以微斜长石为主,少数为正长石和条纹长石。副矿物主要包括独居石、锆石、钛铁矿、磷灰石等。另一种岩性则为中粒含石榴子石二云母花岗岩(图 2a, b),呈岩株产出在金滩岩体东部边缘。块状构造,等粒状,中粒结构,主要矿物组合包括黑云母(2%)、白云母(3%)、钾长石(35%)、斜长石(25%)、石英(35%)以及少量石榴子石。副矿物主要有磷灰石、独居石、锆石等。铀矿体主要产出于金滩岩体东部的二云母花岗岩中。两种岩性花岗岩的野外接触关系并不清楚, 但钻孔资料显示, 斑状黑云母二长花岗岩与二云母花岗岩为侵入接触关系。
![]() | 图2 金滩岩体等粒状二云母花岗岩显微照片(a,b,单偏光)和似斑状黑云母花岗岩手标本(c)及其显微照片(d,单偏光) Fig.2 Photomicrographs of the two-mica granite (a, b), field photo (c) and photomicrograph (d) of the porphyritic biotite granite Bt-biotite; Pl-plagioclase; Mus-muscovite; Kf-K-feldspar; Q-quartz |
样品主要采自野外露头和勘探钻孔样品,均为新鲜的花岗岩样品。其中分别选取二云母花岗岩和斑状黑云母花岗岩样品各1件,挑选锆石,制成锆石靶。先进行透射光、反射光观察和照相,然后在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行锆石阴极发光照相,观察锆石内部结构。锆石的U-Pb同位素定年测试在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重 点实验室的LA-ICP-MS仪器上完成。ICP-MS型号为Agilent 7500a型四级杆质谱仪,激光剥蚀系统为New Wave公司产的UP-213固体激光剥蚀系统,剥蚀孔径一般选择为30μm,采用He气作为载气。质量分馏校正采用锆石标样GJ-1完成。按照Andersen(2002)的方法进行普通铅校正。分析数据通过即时分析软件GLITTER计算获得同位素比值、年龄和误差,分析结果通过ISOPLOT软件(版本3.23)完成加权平均年龄计算和U-Pb谐和图的 绘制。
全岩主量元素含量分析在南京大学现代分析中心采用传统的X射线荧光光谱仪(仪器型号为ARL-9800)分析完成,分析误差优于0.5%。微量元素含量分析采用南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的HR-ICP-MS(Finnigan MAT Element II型)仪器进行,分析方法和仪器性能同高剑峰等(2003),大部分元素分析误差好于5%。
Sr-Nd同位素分析测试在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的同位素超净间和表面热电离质谱仪(TIMS,Finnigan MAT Triton TI型)上完成,树脂分离和质谱测试方法同濮巍等(2004,2005)。Sr同位素比值测试采用86Sr/88Sr=0.1194进行质量分馏校正,本次分析中Sr同位素标样NBS-987的测试结果为87Sr/86Sr=0.710260±10(2σ,n=6)。Nd同位素比值测试采用146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏校正,Nd同位素标样JNDi-1的测定值为143Nd/144Nd=0.512116±8(2σ,n=6)。εNd(t)值的计算采用球粒陨石的143Nd/144Nd值(0.512638)和147Sm/144Nd值(0.1967)(Jacobsen and Wasserburg, 1980)。两阶段Nd模式年龄采用亏损地幔的143Nd/144Nd值(0.513151)和147Sm/144Nd值(0.2136)以及平均地壳的147Sm/144Nd值(0.118)(Jahn and Condie, 1995)。147Sm的衰变常数采用6.54×10-12a-1(Lugmair and Marti, 1978)。
选取二云母花岗岩的一个样品(09XJ-1,采自峡江县峡里村往东的铀矿勘探区内钻孔样品,GPS坐标:N27°33′50.4″, E115°05′50.2″),为新鲜的中粒二云母花岗岩,从中挑选出锆石。锆石 晶形完好,短柱状到长柱状,长约150~250μm,宽约100μm,长/宽比接近2:1。阴极发光图像下,锆石具有明显的岩浆结晶振荡环带,应为典型岩浆结晶锆石(Hoskin and Schaltegger, 2003; Wu and Zheng, 2004)。
选取其中17颗晶形较完好的锆石,在其边部具韵律环带区域一共进行了17个点的激光剥蚀U-Pb同位素定年分析(表 1)。这些分析点,U含量变化为189×10-6~3550×10-6之间,Th含量变化在144×10-6~3662×10-6之间,Th/U比值变化在0.20~2.36之间,均大于0.1,显示岩浆结晶锆石的特点。206Pb/238U年龄变化在235~245Ma之间,给出加权平均年龄239±1Ma (MSWD=1.6)(图 3a)。在谐和图上,有些点发生右漂,可能与207Pb计数偏低,207Pb/235U比值误差大有关。239±1Ma的加权平均年龄可以代表二云母花岗岩的结晶年龄,表明二云母花岗岩应为印支期侵入结晶的花岗岩。
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表1 金滩岩体二云母花岗岩和斑状黑云母花岗岩锆石U-Pb定年 Table 1 U-Pb dating of zircons from the two-mica granite and the porphyritic biotite granite in the Jintan batholith |
![]() | 图3 金滩岩体二云母花岗岩(a)和斑状黑云母花岗岩(b)锆石U-Pb年龄谐和图 Fig.3 U-Pb concordia diagram of zircons from the two-mica granite (a) and the porphyritic biotite granite (b) in the Jintan batholith |
选取斑状黑云母花岗岩的一个新鲜样品(09XJ-05a,采自峡里村往西一露天山头,GPS坐标:N27°33′57.1″, E115°05′12.2″),挑选出锆石,锆石结晶很好,晶体更大,多为长柱状,一般长300~500μm,宽100μm左右,长宽比为3:1~5:1。在阴极发光图像下,锆石也都具有很好的岩浆结晶振荡环带,也为典型的岩浆结晶锆石。
一共对18个锆石进行了18个点的同位素定年分析(表 1)。分析结果表明,U含量变化在64×10-6~829×10-6之间,Th含量变化在35×10-6~429×10-6之 间,Th/U比值变化在0.24~1.52之间,符合岩浆锆石的特征。锆石点除2个年龄数据较大(434Ma、283Ma)和和一个较不谐和(点08)外,其余15个点的206Pb/238U年龄变化在215~230Ma间。在谐和图上,也有部分分析点右漂偏离谐和线。这15个点的加权平均206Pb/238U年龄为226±2Ma (MSWD=4.8)(图 3b)。该年龄可以代表斑状黑云母花岗岩的结晶年龄。斑状黑云母花岗岩也为印支期花岗岩,但形成时代略晚于二云母花岗 岩。
二云母花岗岩具有较高的SiO2含量和Al2O3含量,SiO2含量变化为74.09%~74.53%,Al2O3含量变化在13.54%~14.27%(表 2)。同时岩石具有较低的TiO2含量(0.08%~0.19%)、CaO(0.17%~0.31%)和MgO含量(0.04%~0.26%)。Al2O3/TiO2比值变化在72.3~183。CaO/Na2O比值变化在0.07~0.10。花岗岩的铝碱指数A/CNK值变化在1.20~1.46之间,属于强过铝花岗岩,这与该花岗岩中含有白云母和石榴子石等过铝质矿物相一致。
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表2 金滩岩体花岗岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量 Table 2 Major element(wt%)and trace element(×10-6)contents for the two-mica granite and the porphyritic granite in the Jintan batholith |
微量元素组成上,二云母花岗岩具有高的Rb含量(417×10-6~554×10-6)、低的Sr含量(12.5×10-6~ 30.2×10-6)和高的Rb/Sr比值(18.34~33.28)(表 2)。该花岗岩具有较低的高场强元素含量和稀土元素含量。在微量元素原始地幔均一化图上,显示出明显的Ba、Sr、Eu、Ti的亏损(图 4a)。全岩稀土元素总量变化在27.5×10-6~88.5×10-6。球粒陨石稀土元素配分模式图上显示为轻重稀土分异,具有明显的Eu负异常的特点(Eu/Eu*=0.20~0.23)(图 5a)。
![]() | 图4 金滩岩体二云母花岗岩(a)和斑状黑云母花岗岩(b)微量元素原始地幔均一化蛛网图(原始地幔值据Sun and McDonough, 1989) Fig.4 Primitive mantle-normalized trace element spidergrams for the two-mica granite and the porphyritic biotite granite in the Jintan batholith (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
![]() | 图5 金滩岩体二云母花岗岩(a)和斑状黑云母花岗岩(b)稀土元素球粒陨石均一化配分图(球粒陨石值据Boynton, 1984) Fig.5 Chondrite-normalized REE diagrams for the two-mica granite and the porphyritic biotite granite in the Jintan batholith(normalization values after Boynton, 1984) |
二云母花岗岩的U含量变化在11.1×10-6~14.1×10-6间,远高于上地壳U平均含量(2.7×10-6,Rudnick and Gao, 2003)。Th含量变化为5.79×10-6~15.82×10-6。而斑状黑云母花岗岩的U含量要低于二云母花岗岩,变化在6.6×10-6~10.5×10-6之间,Th含量变化在21.71×10-6~29.36×10-6。
在哈克图解上(图 6),二云母花岗岩和斑状黑云母花岗岩构成不同的演化线,表明二者并不是从同一岩浆演化而来,而是形成于不同的岩浆源区。
![]() | 图6 金滩岩体花岗岩哈克图解 Fig.6 Harker diagrams of the Jintan granites |
因二云母花岗岩具有很高的Rb/Sr比值,导致计算的(87Sr/86Sr)i具有很大的不确定性,因此主要依靠其Nd同位素组成来指示源区。二云母花岗岩样品具有很高的Sm/Nd比值(0.237~0.271)和较低的εNd(t)值(-9.0~-8.8),两阶段Nd模式年龄为1.73~1.75Ga(表 3)。斑状黑云母花岗岩的(87Sr/86Sr)i变化在0.7107~0.7138之间。斑状黑云母花岗岩具有比二云母花岗岩明显低的Sm/Nd比值(0.172~0.188)和相对更低的εNd(t)值(-9.8~-9.4),两阶段Nd模式年龄为1.77~1.80Ga。同位素组成的差异也表明两期花岗岩具有不同的岩浆源区。
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表3 金滩花岗岩全岩Sr-Nd同位素组成 Table 3 Sr-Nd isotopic compositions of the two-mica granite and the porphyritic biotite granite from the Jintan batholith |
金滩岩体中的二云母花岗岩,含有白云母、石榴子石等强过铝质的矿物,铝饱和指数也都大于1.1,应为典型的强过铝S型花岗岩(Zen, 1988; Sylvester, 1998; Clements, 2003)。同时,地球化学和同位素特征,如高的Rb/Sr比值,较低的εNd(t)值也支持其为地壳沉积物质重熔而来。二云母花岗岩的两阶段Nd同位素模式年龄为1.73~1.75Ga,表明其源区应为具古元古代模式年龄的沉积地层。非常高的Rb/Sr、Rb/Ba比值(图 7)和非常低的CaO/Na2O比值(图 8)都指示其源区主要为富粘土的泥质沉积物源区。
![]() | 图7 金滩岩体花岗岩Rb/Sr-Rb/Ba图解(底图据Sylvester, 1989) Fig.7 Plot of Rb/Sr vs. Rb/Ba for the Jintan granites (after Sylvester, 1989) |
![]() | 图8 金滩岩体花岗岩Al2O3/TiO2-CaO/Na2O图解(底图据Sylvester, 1989) Be-Bethanga花岗岩;Mo-Moschumandl花岗岩;Vy-Vysoky-Kamen花岗岩;Sh-Shisha Pangma花岗岩平均值.LFB-澳大利亚拉克兰褶皱带;Hercyniders-欧洲海西期褶皱带;Alps-阿尔卑斯造山带;Himalayas-喜马拉雅造山带 Fig.8 Plot of Al2O3/TiO2 vs. CaO/Na2O for the Jintan granites (after Sylvester, 1989) |
由于华南地区印支期花岗岩数量少,较分散,并缺乏相应共生的火山岩(图 1,周新民,2003),精确的厘定华南印支期花岗岩的时空分布是探讨印支期构造环境的基础。对于华南印支期花岗岩的 成因背景,目前主要有四种不同的认识:
(1)印支造山运动挤压背景下地壳叠置加厚部分熔融产生(Wang et al.,2002);(2)印支运动后碰撞伸展背景下地壳减薄、减压熔融而成(Ding et al., 2006; Zhou et al., 2006;周新民,2003);(3)存在同碰撞地壳增厚(249~225Ma)和后碰撞地壳伸展(225~207Ma)两个阶段的花岗岩(Wang et al., 2007;于津海等,2007);(4) 二叠纪开始的大洋板片向西北方向水平俯冲造成的陆内迁移造山过程中形成(Li and Li, 2007)。
研究显示华南内陆并不存在早中生代的洋盆或洋陆俯冲事件(Zhou et al., 2006)。另外,华南印支期花岗岩总体呈面状分布且区内缺乏同期火山岩的特征也不支持太平洋板块俯冲模式的成因观。因此大洋板片俯冲模式目前还不能很好地解释华南印支期花岗岩的岩性特征和分布规律。印支造山运动是由Sibumasu地块与华南地块发生碰撞而引起的,其碰撞带位于红河以南的金沙江-墨江-松马一线。对越南中北部地块的变质基底的40Ar-39Ar年代学研究表明,印支运动的变质峰期发生于距今约258~243Ma (Lepvrier et al., 1997; Nam et al., 1998; Carter et al., 2001)。印支运动稍后也造成了华南大陆与华北大陆发生碰撞对接,形成秦岭-大别超高压碰撞造山带,其超高压峰期作用发生在218~238Ma间 (Li et al., 1993; Zheng, 2008)。夹持在金沙江-松马和秦岭-大别两个碰撞带间的华南地块在印支期间很可能处在挤压环境下。碰撞挤压会导致华南内陆地层褶皱,在华南地区产生一系列的逆冲推覆构造,导致地壳增厚。
Sylvester(1998)曾根据四个主要造山带中的强过铝质花岗岩的Al2O3/TiO2和CaO/Na2O组成特征将强过铝质花岗岩分成两类形成环境。一类形成于“高压低温环境”,类似于阿尔卑斯碰撞造山带和喜马拉雅碰撞造山带中的强过铝花岗岩,在高压碰撞环境中,增厚的地壳(>50km)在后碰撞垮塌中部分熔融形成。另一类则形成于“高温低压环境”,类似于澳大利亚拉克兰褶皱带和欧洲海西褶皱带中的强过铝花岗岩,同碰撞期间地壳增厚并不大(≤50km),在后碰撞岩石圈拆层和软流圈上涌条件下,地壳部分熔融形成强过铝花岗岩。在Al2O3/TiO2-CaO/Na2O图解(图 8)上,金滩岩体中的二云母花岗岩和斑状黑云母花岗岩均具有相对低的Al2O3/TiO2比值,落在欧洲海西褶皱带和澳大利亚拉克兰褶皱带中的强过铝花岗岩范围内,应形成于“高温低压环境”中。印支运动时期,华南板块夹持在金沙江-松马和秦岭-大别两个碰撞带间,华南板块内部的这些印支期花岗岩都远离碰撞带。因此,华南内陆的印支期花岗岩可能并非直接形成于碰撞造山带环境,而为印支期的碰撞造山在华南内陆的远程作用下。
对已发表的华南印支期花岗岩年代学数据的统计发现,华南的印支期变质-岩浆活动具有双峰式的特征,即花岗岩主要形成于249~225Ma和225~207Ma两个阶段,第一个阶段可能形成于同碰撞背景,而第二个阶段则可能是晚碰撞或后碰撞的产物(Wang et al., 2007;于津海等,2007)。本次研究证实,金滩岩体由两期的印支期花岗岩组成,早期约239Ma形成的二云母花岗岩为典型的强过铝S型花岗岩,且具有较高的Rb含量(417×10-6~554×10-6)和Y+Nb值(20.5×10-6~45.3×10-6)。在Rb-(Y+Nb)构造判别图解上(图 9),落在同碰撞期的花岗岩范围内。而第二期约226Ma形成的斑状黑云母花岗岩虽然也为S型花岗岩,但其Rb含量明显低于二云母花岗岩,为250×10-6~370×10-6,Y+Nb值为30.6×10-6~48.1×10-6。在构造判别图解上(图 9),落在属于后碰撞期花岗岩范围内。同时,斑状黑云母花岗岩具有比二云母花岗岩相对更低的Al2O3/TiO2比值,指示其形成温度要高于二云母花岗岩(Jung and Pfänder, 2007)。锆石饱和温度计的计算结果也是如此,斑状黑云母花岗岩为779~809℃,二云母花岗岩为683~773℃。因此,金滩岩体的这两期花岗质岩浆活动可能正好对应于印支运动的不同构造背景。第一期岩浆活动约为239Ma左右,以具古元古代模式年龄的泥质沉积地层重熔为主,形成强过铝的S型二云母花岗岩。该期岩浆活动可能为印支运动同碰撞期挤压环境下地壳重叠增厚,导致白云母脱水,地壳熔融而成。第二期岩浆活动则从226Ma左右开始,属于后碰撞岩浆活动,在后碰撞伸展过程中,玄武质岩浆底侵,导致基底碎屑沉积地层发生部分熔融,形成斑状黑云母花岗岩。因此,至少从226Ma开始,华南进入印支运动的后碰撞伸展阶段。
![]() | 图9 金滩岩体花岗岩Rb-Y+Nb判别图解(底图据Pearce,1996) Fig.9 Plot of Rb vs. Y+Nb for the Jintan granites (after Pearce, 1996) |
金滩花岗岩中,铀矿化主要发生在第一期的二云母花岗岩中。二云母花岗岩也具有比斑状黑云母花岗岩更高的U含量。对比华南其他的几个产铀花岗岩(Zhao et al., 2011; Chen et al., 2012; 张祖还和章邦桐,1991;谢晓华等,2008),金滩岩体中的二云母花岗岩在岩石学、矿物组成以及岩石地球化学特征上与它们十分类似。这些产铀花岗岩基本上均为含白云母黑云母花岗岩或二云母花岗岩,铝饱和指数A/CNK值一般大于1.1,为典型强过铝质S型花岗岩。同位素组成,一般具有较高的(87Sr/86Sr)i值和较低的εNd(t)值,源岩是具古元古代模式年龄的陆壳物质。同时,含有较高的Rb/Sr比值和较低的CaO/Na2O比值,指示其源区主要为泥质岩源区。因此金滩岩体中能为铀矿化提供铀源的产铀花岗岩应该是二云母花岗岩。
以往对于铀在产铀花岗岩中的富集机制研究并不多。我们最近通过对比产铀和非产铀花岗岩,发现源区对于控制铀在花岗岩中的富集具有重要的作用(Zhao et al., 2011)。对金滩花岗岩来说,二云母花岗岩与斑状黑云母花岗岩U含量的差异也可能主要与其源区物质的差异有关。从前面的讨论可知,二云母花岗岩主要形成于富粘土的泥质沉积源区,而斑状黑云母花岗岩则形成于贫粘土的碎屑沉积源区。在地壳沉积物中,还原的泥质沉积物,如黑色页岩等,一般都具有较高的U含量。如果由泥质沉积物作为源岩,重熔出来的花岗岩则可能具有较高的U含量。因此,富铀的泥质沉积物源区可能是控制华南产铀花岗岩形成的一个关键因素。
(1)峡江铀矿区的金滩花岗岩体存在两期印支期花岗岩:第一期为二云母花岗岩,锆石U-Pb定年结果表明其形成于约239±1Ma,第二期为斑状黑云母二长花岗岩,形成于约226±2Ma;
(2)二云母花岗岩为强过铝S型花岗岩,为具古元古代模式年龄的泥质沉积岩部分熔融而来,斑状黑云母二长花岗岩也为S型花岗岩,其源区为具古元古代模式年龄的砂质沉积岩部分熔融而来;
(3)二云母花岗岩可能为印支运动同碰撞期地壳增厚导致富粘土的泥质沉积物脱水熔融,而斑状黑云母二长花岗岩则为后碰撞伸展期碎屑沉积物部分熔融而来;
(4)富铀的泥质沉积物源区可能是控制华南产铀花岗岩形成的一个关键因素。
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