贵东岩体燕山期与印支期花岗岩元素地球化学特征对比及其指示意义

邵上，王春双，刘斌，吴建勇，叶松鑫

（核工业二九〇研究所，广东 韶关 512029）

贵东复式花岗岩体地处南岭铀-多金属成矿带中段，是中国重要的花岗岩型铀矿产铀岩体之一，主要由鲁溪岩体、下庄岩体、帽峰岩体、桃村坝岩体、寨头岩体和长坪岩体等组成［1-2］。这里分布着我国最大的花岗岩型铀矿田——下庄矿田，由希望、335 和377 等多个铀矿床组成，这些铀矿床均产在贵东复式花岗岩体东部的下庄、帽峰及笋洞等印支期花岗岩体中，与之毗邻，处于贵东岩体西部燕山期的寨头和长坪等岩体无铀矿床分布［3］。自20 世纪50 年代发现该矿田以来，许多学者对贵东岩体东部的印支期花岗岩与铀成矿关系展开了大量的研究工作，而西部燕山期花岗岩的地球化学特征或对比研究显得较为薄弱［4-9］。前人的研究表明［10］，贵东岩体东、西部分布的主要花岗岩体为两个不同的期次，岩体形成机理较为相似，但铀矿化特征存在明显差异，这种差异受何种因素制约？这一问题的阐述，推进了花岗岩型铀矿成矿机制向更深层次的探讨。因此本文重点选取了贵东岩体内西部的燕山期花岗岩与东部的印支期花岗岩，系统分析其元素地球化学特征，查明不同时期岩体的成岩物质来源、成因类型及其形成的构造背景，为进一步厘定贵东复式岩体不同时期花岗岩体地球化学特征差异提供依据，同时总结出产铀花岗岩的指示信息，为铀矿找矿工作提供一定的理论依据。

1 地质背景及岩石学特征

贵东岩体地处粤北地区，区域上位于华夏古陆闽、赣、粤后加里东隆起与湘、桂、粤北海西-印支凹陷的交汇部位。该岩体出露面积约1 000 km2，总体呈东西向展布，与铀矿床存在较为密切关系的主要为下庄岩体和帽峰岩体（图1）。以往的研究认为贵东岩体是由主体和补体组成的燕山期花岗岩［11］，近年来更多的研究显示，贵东岩体是由印支-燕山期多次岩浆侵入形成的复式岩体［2］。鲁溪岩体（239±5 Ma＜单 颗 粒 锆 石LA-ICP-MS＞）［12］、下 庄 岩 体（235.8±7.6 Ma＜单颗粒锆石LA-CP-MS＞）［13］、帽峰岩体（219.6±0.9 Ma＜单颗粒锆石U-Pb 同位素稀释法＞）［10］的成岩年龄均表明，其均为印支期岩体，主要以中细粒黑云母花岗岩和细粒白（二）云母花岗岩为主；桃村坝岩体（161.5±1.8 Ma＜单颗粒锆石U-Pb 同位素稀释法＞）［10］、寨头岩体（163.0±2.0 Ma＜单颗粒锆石U-Pb 同位素稀释法＞）［14］和长坪岩体（158 Ma）［14］均为燕山期岩体，岩性主要为中粗粒黑云母花岗岩，部分地区出露粗粒巨斑状黑云母（二长）花岗岩和中细粒二（白）云母花岗岩，见表1。

表1 贵东岩体不同期次岩体年龄Table 1 Ages of Guidong composite pluton in different periods

图1 贵东岩体地质简图（据文献［15］修改）Fig.1 Geological sketch of Guidong composite pluton（modified after reference［15］）

2 岩石地球化学特征

2.1 样品和分析方法

共采集8 个岩石样品，在显微镜下选取4件蚀变作用最轻微的样品进行分析。主量元素、微量元素、稀土元素分析均由核工业二〇三研究所实验室完成，其中主量元素测试采用X 荧光光谱仪（XRF）分析，总体测试误差小于5%。微量元素和稀土元素分析使用Finnigan Element II 型电感藕合等离子体质谱（ICP-MS）测定，相对标准偏差小于5%［16］。

2.2 主量元素特征

如表2 所示，燕山期花岗岩的岩石化学组分含量分别为：w（SiO2）为69.93%～74.28%，w（K2O）为4.5%～5.99%，w（Na2O+K2O）为6.00%～8.73%，w（Al2O3）为12.92%～14.00%，w（CaO）为0.19%～1.84%，w（MgO）为0.24%～1.18%，钾钠比值（K2O/Na2O）为1.75～2.19；（平均值1.94）；里特曼指数（δ）为1.85～2.36（平均值2.16），属钙碱性岩。与印支期花岗岩相比，燕山期花岗岩的SiO2、Fe2O3和K2O 含量均较高，而Al2O3、TiO2、MgO 和CaO 的含量则相对较低。

表2 贵东岩体主量元素含量（wB/%）、微量元素和稀土元素含量（wB/10-6）分析结果Table 2 Analysis results of main elements (%),trace elements and rare earth elements (10-6)in the Guidong composite pluton

在SiO2-（Na2O+K2O）图上，不同期次花岗岩（除鲁溪岩体）都位于花岗岩区域内（图2a）；在SiO2-K2O 图解上，数据点主要属于钾玄岩系列和高钾钙碱性系列范畴，但印支期花岗岩大部分都位于高钾钙碱性系列范围内（图2b）；燕山期花岗岩的铝饱和指数A/CNK 为0.97～1.24（平均值1.09），大部分为过铝质，与S 型花岗岩相似；印支期花岗岩的A/CNK 值相对集中，为1～1.17 属弱过铝质（图2c）；在AFC 图解上，不同期次花岗岩都属于S 型花岗岩范围内（图2d）。

图2 贵东岩体不同期次花岗岩的主量元素图解Fig.2 Diagram of main elements of sub-granites in different periods in Guidong composite pluton

2.3 微量、稀土元素特征

在微量元素原始地幔标准化图（图3）上可以看出，两个期次的花岗岩具有相似的富集和亏损规律（富集大离子元素Rb、Th、U、Pb，亏损Ba、Sr、K、P、Ti），表明其岩浆源区均主要由地壳物质组成［21］，同时在成岩过程中磷灰石、钛铁矿产生了较强的分离结晶作用［22］。相对而言，印支期花岗岩相关元素的亏损和富集程度表现得更为强烈。

图3 贵东岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图Fig.3 Spider diagram of original mantle standardized trace elements in Guidong composite pluton

稀土元素蛛网（图4）也反映出这两个期次花岗岩具有相似的变化趋势，只是印支期花岗岩Eu负异常程度总体上更高，并且轻稀土更为富集。表明印支期花岗岩体在强烈的分异演化过程中，斜长石结晶分离程度更高且轻重稀土元素分异明显。印支期花岗岩中除Eu 含量较低外，其他稀土元素含量均高于燕山期花岗岩。

图4 贵东岩体稀土元素球粒陨石标准化蛛网图Fig.4 Chondrite normalized REE pattern of Guidong composite pluton

2.4 花岗岩源区特征及形成环境

根据CaO/Na2O 比值可判断花岗岩的源区物质成分，见表3。

表3 花岗岩源区特征判别表［23］Table 3 Discrimination of granite source characteristics（from reference[23]）

如表2 所示，两个期次花岗岩的CaO/Na2O比值大部分＞0.3，反映其源岩均主要由砂质岩组成［23］。在A/MF—C/MF 图解上［24］，除鲁溪岩体外，两个期次花岗岩的数据点绝大部分都位于变杂砂岩区域内（图5），进一步证实了大部分的贵东岩体的源区主要由砂质岩组成，成因上属于S 型花岗岩范畴。

图5 贵东岩体A/MF-C/MF 图解（底图据文献［24］）Fig.5 A/MF-C/MF diagram of Guidong composite pluton（after reference［24］）

在Rb-Y+Nb构造环境判别图解中（图6a）［25］，数据大部分投影于后碰撞花岗岩区域内，但寨头岩体（燕山期）位于同碰撞花岗岩区域内；在Al2O3-SiO2图解上（图6b）［26］，除鲁溪岩体外，其余岩体都位于后造山花岗岩区域内。由此可知，贵东岩体是在伸展的构造环境中形成的，且不同期次花岗岩均属于碰撞背景下的产物。

图6 贵东岩体花岗岩Rb-Y+Nb 图解（a）（底图据文献［25］）和Al2O3-SiO2图解（b）（底图据文献［26］）Fig.6 Diagram of Rb-Y+Nb（a）（after Reference［25］）and Al2O3-SiO2（b）（after reference［26］）of granites in the Guidong composite pluton

3 铀成矿规律及潜力探讨

铀所具有的亲石性和不相容性是其典型的地球化学特征，这使得它在最初的地球演化过程中明显倾向于在地壳中进行富集。对于中国东部，前人大量的研究结果表明该区域的上、中、下地壳铀含量分别为1.55×10-6、l.02×l0-6、0.74×10-6［27］。此外不同种类岩浆岩中的铀含量也存在较大差异，主要特征含量分别为：超基性岩为0.03×10-6、基性岩为0.1×10-6、中性岩为1.8×10-6、酸性岩为3.5×10-6［28］。华南地区基底的组成与构造演化对该地区成岩成矿存在重要的控制作用，而且基底演化时期的相关地质作用也为铀的迁移和预富集创造了有利条件［29］。

地球动力学研究表明，华南地区大规模的铀成矿活动主要发生在燕山晚期（100 Ma—60 Ma），而大部分铀矿床形成于富铀的印支期花岗岩中［30］。这些铀矿床在成岩与成矿的时间上形成了差距，主要表现为印支期花岗岩中的铀成矿部位大部分叠加了后期（燕山期）的构造-岩浆活动。这一热事件导致了印支期花岗岩中的铀发生活化和迁移，为铀矿床的形成提供了丰富的铀源［31］。

在印支期—燕山早期这一阶段，构造体经历了由“挤压-岩石圈增厚”向“拉张-岩石圈减薄”的转换过程［13］。由于构造环境的影响，后期岩浆中析出的挥发分与早期形成的印支期花岗岩发生交代反应而形成自变质作用。花岗岩遭受强烈的自变质作用后，富含铀的副矿物经过脱晶化作用被溶蚀、分解，其中铀大部分被活化出来；这种活性铀在后来热液作用下很容易转入溶液，从而形成含铀热液，在适宜的条件下富集形成铀矿床。

贵东岩体内燕山期花岗岩主要为燕山早期岩浆活动产物，岩体内仅存在一些铀矿化点和异常点，并无较大规模的铀矿床出现，可能存在以下几点原因：

1）对比于中国东部上地壳平均值（1.5×10-6）［27］，燕山期岩体U 含量（平均值9.78×10-6）相对较高，但明显低于已知产铀岩体的U 含量，如下庄岩 体 平 均 为20.17×10-6［1］、高 栋 岩 体平 均 为15.1×10-6［12］、帽峰岩体平均为19.7×10-6［13］。

2）相对印支期Th/U 比值（0.13～5.05）燕山期岩体的Th/U 比值（3.4～5.44）较高，且主要位于华南地区非产铀花岗岩范围內。

3）岩体具有高的REE 和HFSE 元素（Zr+Nb+Ce+Y）含量，这一特征表明了岩浆中铀元素的含量相对于前者是不饱和的，因而铀元素主要赋存在锆石、钍石、独居石等富含Th、REE和HFSE 的副矿物中。但这些副矿物中的U 较为稳定，即使在后期热液活动的作用下也较难被分解，只有矿物经过蜕晶化作用后才可能更充分释放［32］。

4）由于燕山期岩体晚期岩浆活动减弱，温度、压力及氧逸度的降低，锆石、独居石等含铀副矿物更容易形成。这些副矿物的增多致使U较为分散，从而难以为铀矿床提供丰富的铀源［2］。

4 结 论

总体上，燕山期与印支期花岗岩在元素地球化学特征上表现不尽相同，花岗岩浆成分、形成的环境、结晶分异程度以及后期自变质作用等因素，可能导致了贵东岩体内不同期次的花岗岩在产铀能力方面存在一定的差异性。通过以上对比认为：贵东岩体属于S 型花岗岩；大部分燕山期和印支期花岗岩的源区为变杂砂岩源区；产铀能力较强的印支期花岗岩中富集Al2O3、TiO2、MgO、CaO、Rb、Th、U、Pb 和LREE，并亏损K2O、P2O5、TiO2、Ba、Sr、Eu；贵东岩体大部分可能形成于同碰撞构造环境；对于结晶分异作用，产铀能力较强的印支期花岗岩较燕山期花岗岩的更强。因此印支期产铀花岗岩具有更好的铀成矿潜力，其地球化学特征的指示信息，可作为铀矿找矿的方向。