相山矿田南部浯漳花岗斑岩体年代学、地球化学及地质意义

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1. 东华理工大学核资源与环境国家重点实验室，南昌 3300132. 东华理工大学放射性地质与勘探技术国防重点学科实验室，南昌 3300133. 安徽省地质环境监测总站，合肥 2300001.

相山矿田为我国最大的火山岩型铀矿田，大地构造位置处于扬子板块与华夏板块接触带，亦位于赣杭构造带中，历经60余年勘探与研究，在铀矿地质研究领域具有极其重要的意义(张金带, 2008; 李子颖等, 2014; 蔡煜琦等, 2015; 郭福生等, 2016, 2017a, b; 彭中用等, 2018)。按照赋矿围岩不同，相山铀矿床可进一步细分为火山熔岩型(碎斑熔岩和流纹英安岩)、斑岩型(花岗斑岩)和爆发角砾岩型(火山角砾岩)三类。相山铀矿田目前已发现的铀矿床不均衡地分布于西部火山熔岩型成矿带和北部花岗斑岩成矿带(图1)，火山角砾岩型铀矿床仅巴泉一处且已开采殆尽。其中西部火山熔岩型铀资源占总资源量的56.53%，北部花岗斑岩型铀资源占总资源量的36.65%(曾文乐等, 2019)。相山北部各地区(横涧、游坊、沙洲)铀矿床产铀花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年数据显示，花岗斑岩的成岩年龄为132～136Ma(Yangetal., 2011; 陈正乐等, 2013; 王勇剑, 2015; 郭福生等, 2015; 阮小语, 2018)。北部斑岩型铀矿床可划分为两期矿化，早阶段为112.6～127Ma，晚阶段为89～119Ma(张金带等, 2005)。北部花岗斑岩与铀矿床具有较小的矿岩时差，说明其与铀成矿关系密切。多数铀矿床在空间上与花岗斑岩关系密切(薛振华等, 1991; 范洪海等, 2001a; 邵飞等, 2008, 2011)，赋矿空间主要为花岗斑岩内外接触带附近。斑岩成矿作用是斑岩成岩作用及岩浆期后热液作用演化的产物，降温、减压、流体混合作用促使成矿流体中的矿质浓缩和沉淀(邵飞等, 2008)。

相山南部亦分布花岗斑岩体(图1)，但至今未取得较大的找矿突破。目前关于相山矿田南部是否具有找矿突破，主要有三种学术观点。一种观点认为矿田南部本身就不具备成矿性。目前矿床不均衡分布来源于火山机构内部结构的不均一性和不对称性(核工业270研究所, 1995(1)核工业270研究所.1995.相山火山岩型富大铀矿找矿模式及攻深方法技术研究(内部资料))。一种观点认为虽然成矿但已剥蚀完毕。张万良等(2005, 2007, 2009)、张万良(2012)从地貌形态、花岗斑岩产状结构、碎斑熔岩物化性质三个方面进行剥蚀程度差异性研究，并采用磷灰石裂变径迹反演成矿深度及剥蚀程度，认为相山矿田受到了不均衡侵蚀剥露，导致相山南部矿体已剥离殆尽。陈正乐等(2012)在分析相山矿田地貌特征基础上采用磷灰石裂变径迹分析及其温度-时间模拟反演，分析相山矿田不同区域构造隆升-剥蚀的差异性，并结合现今区域地质和矿床空间展布特征，认为相山西北部至南部剥蚀程度依次加深，东南部早期形成的中低温铀矿体已剥蚀殆尽。第三种观点认为虽然东南部花岗斑遭受剥蚀，但是成矿在深部。林锦荣等(2013, 2014, 2016)认为相山矿田存在两个找矿空间，下部第二找矿空间受花岗斑岩侵入基底界面控制，具有很大的找矿前景。胡宝群等(2015)认为相山酸性次火山岩形态应是“上大下小”而不是“上小下大”，不认为酸性次火山岩随着剥蚀程度的加大而深部酸性次火山岩的面积会增大，从而认为西部抬升快、抬升高；东部抬升慢、抬升少，这与张万良(2012)提出的观点正好相反。张树明等(2009, 2012)在相山矿田西北部矿床成矿深度与剥蚀程度的基础上认为，成矿深度大，即使南部剥蚀程度大于北部，但是主要矿体仍位于深部而未被发现。近年来，相山南部发现浯漳、刁元、管家垄等铀矿点，揭露了几段较好的工业铀矿体，其中一个钻孔矿化幅度大于100m(未揭穿)，蚀变带上方工业矿段、矿化段、异常段交替重复出现，显示较好的找矿前景。最新的钻探资料显示矿田西部、中部深部也普遍存在花岗斑岩脉且与矿体空间关系密切。中国铀矿第一深钻(2818.88m)及西部牛头山等地区深孔也已经证实相山成矿潜力深度可超过2500m。值得一提的是，基底不整合面附近可能存在第二成矿界面，基底界面可能普遍存在晚期花岗斑岩脉侵入(林锦荣等, 2013, 2014, 2016; 曾文乐等, 2019)。

图1 相山南部花岗斑岩分布简图(据张万良，2015修改)1-第四系粘土；2-白垩统砂岩和砂砾岩；3-鹅湖岭组碎斑熔岩；4-鹅湖岭组晶屑凝灰岩；5-打鼓顶组流纹英安岩；6-打鼓顶组熔结凝灰岩和砂岩；7-三叠统砂岩；8-中元古界变质岩；9-加里东期花岗岩；10-相山花岗斑岩；11-主要断裂；12-铀矿床；13-采样位置Fig.1 Simple distribution map of granite porphyry in southern Xiangshan (modified after Zhang, 2015)1-Quarternary clay; 2-Cretaceous sandstone and conglomerate; 3-porphyroclastic lava from Ehuling Fm.; 4-crystal tuff from Ehuling Fm.; 5-rhyodacite from Daguding Fm.; 6-ignimbrite and sandstone from Daguding Fm.; 7-Triassic sandstone; 8-Mesoproterozoic metamorphic rock; 9-Caledonian granite; 10-Xiangshan granite-porphyry; 11-main fractures; 12-uranium deposits; 13-sampling locations

综上所述，相较于相山矿田北部花岗斑岩勘查程度与研究程度，相山南部勘查程度与研究程度均较低。最新的勘探实践表明，相山矿田南部具有较好的找矿前景。但是南部花岗斑岩研究较为薄弱，如岩相学、地球化学及年代学等特征研究系统性不足；花岗斑岩成因类型、岩浆物质来源及构造环境研究不足；花岗斑岩铀成矿可能性深入探讨不够，这在一定程度上制约了对相山南部地区铀矿勘查的深入认识。为此，本文在系统的野外地质调查基础上，重点对浯漳花岗斑岩体进行锆石年代学、岩石地球化学研究，探讨其形成时代、成因类型、构造背景及其物质来源，并通过与相山北部产铀花岗斑岩特征对比，判断南部浯漳花岗斑岩体铀成矿可能性。

1 地质背景及岩相学特征

相山铀矿田地处赣杭火山岩成矿带与大王山-于山花岗岩成矿带交汇处，构造与岩浆活动频繁，尤以中生代以来的岩浆活动最为明显。相山铀矿田具两层结构，下层为中元古代变质基底，上层为一套中酸性、酸性火山岩系并被白垩统龟峰群不整合覆盖。相山火山-侵入杂岩体具有明显的旋回：第一喷发-沉积旋回为粉砂岩、含砾凝灰质砂岩为主，夹英安岩、流纹质熔结凝灰岩、晶屑凝灰岩，底部为砾岩，相当于原打鼓岭组流纹英安岩和鹅湖岭组碎斑熔岩一段(138～136Ma)；第二喷溢-侵出旋回为流纹质碎斑熔岩为主，夹流纹质熔结凝灰岩、角砾凝灰岩，相当于鹅湖岭组碎斑熔岩二、三、四段(136～133Ma)(吴仁贵等, 2003; 范洪海等, 2005; 张万良等, 2007; 何观生等, 2009; Yangetal., 2011; 杨水源等, 2010; 杨水源, 2013; 陈正乐等, 2015; 郭福生等, 2015, 2017a, b; 巫建华等, 2017)。火山岩系中存在大量花岗斑岩、英安斑岩、煌斑岩脉、辉绿岩脉、石英二长斑岩等岩体侵入。与铀成矿关系密切的花岗斑岩为第二旋回晚期产物，广泛分布于矿田北部、东南部、西部及中部深部。

图2 浯漳花岗斑岩野外及显微镜下照片(a)花岗斑岩似斑状结构；(b)斜长石绢云母化和黏土化；(c)钾长石包含结构；(d)文象结构. Pl-斜长石；Q-石英；Bt-黑云母；Chl-绿泥石；Kfs-钾长石；Ser-绢云母Fig.2 Field photo and microphotographs of Wuzhang granite porphyry under the microscope(a) porphyaceous texture of granite porphyry; (b) sericitization and clayization of plagioclase; (c) poikilitic texture of potassium feldspar; (d) graphic texture. Pl-plagioclase; Q-quartz; Bt-biotite; Chl-chlorite; Kfs-K-feldspar; Ser-sericite

相山南部花岗斑岩主要出露于浯漳、山斜、尧岗等地，形成相山镇-浯漳岩墙-岩床群，呈弧形展布，推测其为一个岩体。浯漳花岗斑岩体东西长约8～10km、南北宽约3～4km，面积约为24km2(图1)。岩体产状较平缓，自东向西，岩体的倾角逐渐变缓。山斜一带向北倾斜；浯漳一带近乎平行。岩体东南部侵入于青白口系变质岩，侵入界线凸凹不平，侵入面倾向东南侧。岩体西北部主要与鹅湖岭组碎斑熔岩或打鼓顶组火山碎屑岩-沉积岩接触，在下保一带发现浯漳岩体中有碎斑熔岩的残留顶盖并见前者呈岩枝状侵入后者之中。

表1 花岗斑岩采样位置

主量元素、稀土和微量元素、同位素样品分别选自相山南部浯漳花岗斑岩上南、下保、下保南3个地点(表1、图1)；年代学样品选自上南和下保南两地。

3个地区的花岗斑岩手标本均为肉红色-浅肉红色，岩相学特征基本一致。斑状结构，块状构造(图2a)。斑晶成分主要为：石英、黑云母、斜长石和钾长石等。石英呈半自形-他形，含量10%～20%，粒径大小不一，常见边部被残浆熔蚀呈不规则状；斜长石20%～30%，半自形-他形，以中长石为主，可见绢云母化或粘土化(图2b)；钾长石含量为10%～35%，具包含结构(图2c)；暗色矿物含量较少，约2%～5%，主要为黑云母，偶见角闪石及单斜辉石。黑云母大多比较新鲜，有时具绿泥石化，其中常包裹有磷灰石等副矿物。基质为隐晶质，矿物成分与斑晶成分一致。斑晶斜长石、石英组成显微文象结构(图2d)。

图3 浯漳花岗斑岩锆石阴极发光图像(a、b)、U-Pb谐和图(c、e)和206Pb/238U年龄值及其误差图(d、f)样品XS-15 (a)和样品XS-24 (b)锆石阴极发光图像； 样品XS-15 (c)和样品XS-24 (e)锆石U-Pb谐和图； 样品XS-15 (d)和样品XS-24 (f) 206Pb/238U年龄值及误差图Fig.3 Cathodoluminescence images (a, b), U-Pb concordia diagrams (c, e) and 206Pb/238U ages and their errors (d, f) of zircons from the Wuzhang granite porphyryCathodoluminescence images of zircons from Sample XS-15 (a) and from Sample XS-24 (b); U-Pb concordia diagrams of zircons from Sample XS-15 (c) and from Sample XS-24 (e); diagrams of 206Pb/238U ages and their errors of zircons from Sample XS-15 (d) and from Sample XS-24 (f)

2 分析方法

花岗斑岩测年样品的锆石挑选和锆石制靶、阴极发光图像(CL)分别在河北廊坊诚信地质服务有限公司和中兴美科(北京)科技有限公司进行。首先将样品破碎，经人工淘洗获得粗淘重砂，然后经电磁去除强磁性矿物得到较纯净锆石样品，最后用双目镜进行人工锆石的精选。锆石U-Pb同位素测试由中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室激光烧蚀等离子质谱仪(LA-ICP-MS)完成。系统采用美国Coherent公司激光剥蚀系统(GeoLasPro 193准分子固体进样系统)，ICP-MS采用美国ThermoFisher公司离子体质谱(型号：X Series 2型四极杆)。在实验室以激光束斑(32μm)、频率(6Hz)，载气(氦气)，补偿气(氩气)为标准进行锆石U-Pb同位素定年。实验仪器标准化参考物质为NIST SRM610(美国国家标准)，微量元素同样以其作为外标。数据处理采用ICP-MS-DataCal和Isoplot 4.5软件对样品年龄谐和图进行绘制。定年外标采用标准锆石91500的U-Th-Pb同位素比值Wiedenbeck的推荐值，监控样品采用标准锆石Mud Tank。

主量元素和微量元素分析在北京核工业地质研究所完成。所有样品在实验室进行标号整理、去除表面杂物、人工破碎、机器粗碎、运用机器烘干、样品岩碎、磨成粒径为200目的岩石泥末等一系列处理，将样品入袋然后进行主微量及同位素分析测试。主量元素检测仪器为XRF(型号AB-104L，PW2404)，数据误差控制在均值<5%。微量元素、稀土元素采用等离子体质普分析仪(型号ELEMENT XP)分析测试。参考FeO测定《M2(SiO3)n岩石化学分析方法》(GB/T14506.14—2010)；十六个主次成分量测定《M2(SiO3)n岩石化学分析方法》(GB/T14506.28—2010)及四十四个元素测定《M2(SiO3)n岩石化学分析方法》(GB/T14506.30—2010)。

Sr-Nd-Pb同位素采用采用仪器(型号ISOPROBE-T)运用同位素稀释法分析，参考方法为《岩石中Sr、Nd、Pb同位素测定方法》(16722-1999)，Sr、Nd、Pb同位素测试要求实验室气温20℃，误差<2σ，湿度50%。

3 花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

样品XS-15(上南)中的锆石主要为自形-半自形棱角柱状晶体，长宽比为1:2～1:3，颗粒大小80～150μm(图3a)；Th/U比值为0.28～0.75，平均值为0.46(表2)，阴极发光CL图像显示XS-15锆石可见清晰的生长环带，具有明显岩浆结晶的环带特征(图3a)。对浯漳花岗斑岩XS-15部分捕获锆石年龄及群落性较差的年龄进行剔除，共做了17个有效分析点，同位素比值及年龄见表2。所得到的锆石分析数据投影点均分布在U-Pb谐和图中谐和线上(图3c, d)，17个分析点的206Pb/238U年龄加权平均值为135.6±1.6Ma(n=17，MSWD=0.67)，代表浯漳岩体上南地区锆石结晶年龄。

图4 浯漳花岗斑岩K2O-SiO2图解(a,据Peccerllo and Taylor, 1976; Middlemost, 1985)、A/NK-A/CNK图解(b,据Maniar and Piccoli, 1989)和AR-SiO2图解(c,据Wright, 1969)Fig.4 K2O vs. SiO2 diagram (a, after Peccerllo and Taylor, 1976; Middlemost, 1985), A/NK vs. A/CNK diagram (b, after Maniar and Piccoli, 1989) and AR vs. SiO2 diagram (c, after Wright, 1969) of Wuzhang granite porphyry

图5 浯漳花岗斑岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a, 标准化值据Sun and McDonough, 1989)和球粒陨石标准化稀土元素分布模式图(b,标准化值据Boynton, 1984)Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (a, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and chondrite-normalized rare element patterns (b, normalization values after Boynton, 1984) of Wuzhang granite porphyry

样品XS-24(下保南)中的锆石主要为自形-半自形棱角状晶体，长宽比为1:2～1:3，颗粒大小80～200μm(图3b)；Th/U比值为0.34～0.67，平均值0.47 (表2)，阴极发光CL图像显示XS-24锆石可见清晰的生长环带，具有明显岩浆结晶的环带特征(图3b)。对浯漳花岗斑岩XS-24部分捕获锆石年龄和群落性较差的年龄进行剔除，共做了19个有效分析点，同位素比值及年龄见表2。所得到的锆石分析数据投影点均分布在U-Pb谐和图中谐和线上(图3e, f)，19个分析点的206Pb/238U年龄加权平均值为135.2±1.5Ma(n=19，MSWD=0.95)，代表浯漳岩体下保南地区锆石结晶年龄。

4 地球化学特征

4.1 主量元素

花岗斑岩主量元素分析结果(表3)表明，浯漳花岗斑岩的SiO2含量为65.71%～67.11%；碱含量较高(K2O+Na2O=7.94%～8.61%)；CaO为1.78%～2.59%，平均值2.28%；Na2O含量2.65%～3.13%，平均值为2.87%；K2O含量4.83%～5.70%，平均值5.35%。

在SiO2-K2O图上(图4a)，样品投影点落于钾玄岩系列。岩石饱和指数平均值1.02，在A/NK-A/CNK图上(图4b)，A/CNK=0.92～1.10，为准铝质-过铝质花岗岩。在AR-SiO2图上(图4c)，浯漳花岗斑岩样品投影点落在碱性区域。

4.2 微量元素

原始地幔标准化微量元素蛛网图(图5a)显示，浯漳花岗斑岩富集大离子亲石元素Th(23.30×10-6～30.70×10-6)、U(3.221×10-6～4.050×10-6)、Rb(181×10-6～222×10-6)、K(K2O 4.83%～5.70%)，亏损高场强元素Zr(53.00×10-6～87.21×10-6)、Nb(21.52×10-6～26.72×10-6)、Ta(1.762×10-6～2.141×10-6)和大离子亲石元素Ba(423×10-6～754×10-6)、Sr(154×10-6～261×10-6)，表明花岗斑岩可能为地壳部分熔融产物。大离子亲石元素优先进入岩体，而不活泼的高场强元素则被保留在残余固相中。Nb的负异常一般是典型陆壳岩石的标志，浯漳花岗斑岩Nb负异常表明岩浆演化过程中存在地壳物质的混入。Sr主要赋存于钙斜长石、磷灰石等矿物中，其明显负异常表明可能存在斜长石的分离结晶作用明显。这与稀土元素的负Eu异常结果一致。

表3 浯漳花岗斑岩主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析结果

表4 浯漳花岗斑岩Sr、Nd和Pb同位素分析结果

4.3 稀土元素

浯漳花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式(图5b)显示，稀土元素标准化分布曲线明显右倾，轻稀土元素较富集，重稀土元素较亏损，样品中的稀土元素配分曲线基本一致。样品中轻稀土元素分馏较强，重稀土分馏较弱。样品的总稀土量较高(∑REE值为391.7×10-6～473.9×10-6)，LREE/HREE的值为12.38～16.16(均值14.32)，(La/Yb)N的值为17.5～24.1(均值21.4)，表明岩浆结晶分析程度较高。δEu=0.35～0.44(均值0.40)，呈现出明显的Eu负异常，指示在成岩过程中可能存在斜长石分离结晶作用。

4.4 Sr-Nd-Pb同位素特征

浯漳花岗斑岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果见表4。浯漳花岗斑岩(87Sr/86Sr)i值为0.715981～0.717884，均值为0.71657；fSm/Nd=-0.53～-0.49，均值为-0.52；εNd(t)值为-8.2～-6.3；tDM2为1443～1592Ma，均值为1506Ma，低于火山杂岩体残留锆石年龄(1766±19Ma)，说明其物质来源主要为中元古代的基底变质岩，可能有新的物质加入而造成其年龄降低；(206Pb/204Pb)i的值为18.253～18.283、(207Pb/204Pb)i的值为15.602～15.613、(208Pb/204Pb)i的值为38.474～38.545。

5 讨论

5.1 花岗斑岩成岩年龄

近年来相山北部花岗斑岩的高精度年代学数据表明，北部花岗斑岩成岩年龄集中在132～136Ma (Yangetal., 2011; 陈正乐等, 2013; 杨水源, 2013; 王勇剑, 2015; 郭福生等, 2015; 阮小语, 2018)。浯漳花岗斑岩为134～136Ma，与相山北部花岗斑岩一致，为早白垩世同期产物。

华南地区中生代成矿大爆发，形成包括U在内的Cu、Pb、Zn、Ag、W、Fe等一系列矿床，吸引了众多学者开展了大量的研究工作，特别是燕山期大规模成矿作用和与花岗岩有关的金属矿床研究已取得深远意义的学术成果(陈骏等, 2008; 胡瑞忠等, 2010; 毛景文等, 2007, 2011; 周永章等, 2017; 阳杰华等, 2017)。华南地区中生代构造转换机制是一个重要的地质事件，它将赣杭火山构造带由特提斯构造域卷入西太平洋构造域中，大地构造性质从华夏和杨子板块之间的挤压构造环境转为陆内岩石圈伸展拉张构造环境，并产生巨大的地质效应，直接导致了燕山期岩浆大规模活动以及成矿作用的大爆发(周永章等, 2017)。构造转换机制在华南地区具有明显的阶段性，首先发生在十杭带南段(163Ma)，其次发生在赣杭火山构造带(137Ma)，最后发生在东南沿海(110Ma)(杨水源, 2013)。胡瑞忠等(2004, 2007)认为华南铀矿床与岩石圈伸展作用事件的时间具有较好的一致性。相山铀矿田位于赣杭火山构造带西段，南部浯漳花岗斑岩成岩年龄134～136Ma，属于华南岩石圈伸展阶段与华南燕山期成矿大爆炸时期。

5.2 花岗斑岩类型

花岗岩类的ISMA分类体系由于能够反映岩浆源区信息以及指示特定的构造环境而得到广大的应用。常用Na-K判别图和Ga/Al判别图进行岩石成因类型判别。相山火山杂岩体的成因分类一直是学界争论的焦点。部分研究者认为相山火山杂岩体具有S型花岗岩典型特征，为S型花岗岩系(刘家远, 1985; 王德滋等, 1991; 刘昌实等, 1992; 陈繁荣等, 1995; 薛振华等, 1991; 陈小明等, 1999; 陈雷等, 2013; 杨庆坤, 2015; 周万蓬, 2015; 郭福生等, 2016)；其他研究者则认为相山花岗岩系为A型花岗岩系(Jiangetal., 2005; Yangetal., 2011; 杨水源, 2013; Yuetal., 2019)。

对于ISMA分类的合理性，部分学者提出质疑，因为不同源区的岩浆可以形成成分相同的花岗岩(Miller, 1985)。张旗等(2012)、张旗(2013)提出，A型花岗岩与I、S、M型花岗岩不应存在截然的界线，常用的Na-K判别图具有非此即彼性，存在逻辑思维的错误，应该弃而不用。国内广泛使用Na-K图(邱家骧, 1991)鉴别伸展构造环境的A型花岗岩，但是，该图用来鉴别A型花岗岩是不合理的(邓晋福等, 2015)。此外，微量元素Ga/Al判别图可能是比较好的一类，但是，也并非适用所有的A型花岗岩，也有误判的情况(吴锁平等, 2007; 李小伟等, 2010; 张旗等, 2012; 张旗, 2013; 邓晋福等, 2015)。A型花岗岩的实质是产于地壳伸展减薄的构造背景中的低压下部分熔融成因的花岗岩，明显的地球化学特征是富硅(>70%)，贫铝(12%～13%)、Sr(极低，有的甚至低于10×10-6)、Ba、Eu、Ti、和P，REE分布具明显富铕异常，可用稀土元素和微量元素分布图的联用进行判别(张旗等, 2012; 张旗, 2013)。贫Al和Sr是A型花岗岩最显著的特征，浯漳花岗斑岩A12O3含量为14.21%～15.36%，且Sr含量154×10-6～261×10-6，低于A型花岗岩判别标准，此外，浯漳花岗斑岩铕属于中等负异常(A型花岗岩为明显负异常)，故浯漳花岗斑岩不属于A型花岗岩类别。

张旗等(2006a, 2010)根据熔体与残留平衡的理论，运用Sr和Yb元素将花岗岩分为喜马拉雅型(Sr<300×10-6，Yb<2×10-6)、埃达克型(Sr>300×10-6，Yb<2.5×10-6)、浙闽型(40×10-61.5×10-6)、南岭型(Sr<100×10-6，Yb>1.5×10-6)。S型花岗岩大多贫Sr(<300×10-6)，Yb大多在1×10-6～7×10-6之间，在Sr-Yb图中大多分布在低Sr高Yb区，即浙闽型区域；而南岭型大体相当于A型花岗岩(张旗等, 2006a)。浯漳花岗斑岩Sr范围为154×10-6～261×10-6，平均194×10-6，Yb变化范围为2.65×10-6～3.62×10-6，平均3.27×10-6。在Yb-Sr图解(图6)可以看出，浯漳花岗斑岩属于低Sr高Yb型，落于浙闽型花岗岩区，且87Sr/86Sr>0.707，属于S型花岗岩。花岗岩类型与压力密切相关，浙闽型花岗岩处于正常地壳厚度下，形成压力<0.8～1.0GPa，形成的地壳厚度约30km左右(张旗等, 2006b)。

图6 浯漳花岗斑岩Sr-Yb分类图解(据张旗等, 2006a)Ⅰ-高Sr低Yb；Ⅱ-低Sr低Yb；Ⅲ-高Sr高Yb；Ⅳ-低Sr高Yb；V-非常低Sr高YbFig.6 Sr vs. Yb classification diagrams of Wuzhang granite porphyry (after Zhang et al., 2006a)Ⅰ-Type of high-Sr and low-Yb; Ⅱ-Type of low-Sr and low Yb; Ⅲ-Type of high Sr high Yb; Ⅳ-Type of low Sr and high Yb; Ⅴ-Type of very low Sr and high Yb

图7 浯漳花岗斑岩Rb-(Y+Nb)图解(a)和Nb-Y图解(b)(据Pearce et al., 1984)ORG-洋脊花岗岩；WPG-板内花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；syn-COLG-同碰撞花岗岩；虚线范围为后碰撞花岗岩Fig.7 Rb vs. (Y+Nb) diagram diagram (a) and Nb vs. Y (b) of Wuzhang granite porphyry (after Pearce et al., 1984)

5.3 花岗斑岩成岩构造环境

华南地区中生代经历东西走向的特提斯构造域向北东-北北东走向古太平洋构造域的转换，被广大学者所认可。尽管构造体系具体的转换时期还存在不同认识(李文达等, 1998; 毛健仁等, 1998; 吴福元和孙德有, 1999; 邢光福等, 2008; 张岳桥等, 2009, 2012)，但晚侏罗世到早白垩世总体上应为挤压到拉张的转换环境。华南地区存在3条北东向中A型中生代花岗岩带，即浙闽粤沿海带(110～90Ma)、湘桂粤带(163～150Ma)和赣杭带(137～122Ma)，表明华南拉张发生的时间和空间具有阶段性，先发生在湘桂粤带，再发生在赣杭火山构造带，最后发生在东南沿海。赣杭火山构造带分布较多晚中生代火山-侵入杂岩，如相山火山侵入杂岩(137～132Ma)、大桥坞花岗斑岩(133～136Ma)、杨梅湾花岗斑岩(135Ma)、大洲流纹岩(127Ma)、玉华山火山侵入杂岩体(132～131Ma)等(杨水源, 2013)。尽管相山火山杂岩体岩石类型存在争议，但是赣杭铀成矿带内含有火山盆地岩浆岩具有相似的地球化学特征，如富碱、REE、HFSE和Ga。相山火山侵入杂岩体位于赣杭火山构造带西段，与赣杭火山构造带东段其他花岗岩相比，具有较低的全岩εNd(t)和锆石εHf(t)值，显示赣杭火山构造带从西往东，时间上从早到晚，壳幔作用越来越强烈(杨水源, 2013)。

关于构造背景，依然存在争议。杨水源(2013)结合铁镁质包体的信息，认为相山铀矿形成于大陆弧后拉张构造背景。周万蓬(2015)结合区域地质背景和时空框架的基础上认为相山矿田火山岩形成于板内伸展拉张构造背景。毛健仁等(2013)以赣杭火山构造带为主要研究对象，研究晚中生代挤压-伸展构造的岩浆活动与成矿记录，认为170±5Ma太平洋板块斜向俯冲导致赣杭火山构造带挤压致使下地壳增厚，其后软流圈上涌，岩石圈减薄，促使新元古代的岛弧岩石部分熔融形成具埃达克质和岛弧型双重特征的石英闪长玢岩-花岗闪长岩，陆内造山后的伸展背景下形成了地壳熔融的花岗岩和双峰式岩脉。170±5Ma～120Ma为陆内造山作用时期，随后进入古太平洋正向俯冲构造体系。华南晚中生代玄武岩地球化学特征表明，以武夷山为界，武夷山以西受大陆裂谷影响，而武夷山以东受太平洋板块俯冲作用影响(Chenetal., 2005)。综上，相山矿田位于武夷山以西，距离东南沿海较远，受太平洋板块俯冲作用影响小，受板内岩石圈伸展和减薄动力学制约较大。该结论与他人对相山矿田火山侵入杂岩构造环境判别一致(周万蓬, 2015; 杨庆坤, 2015)。

在Nb-Y与Rb-Y+Nb图解(图7)中，浯漳花岗斑岩落在后碰撞花岗岩范围靠近板内花岗岩一侧。结合赣杭火山构造带演化史认为，浯漳花岗斑岩其形成于陆内后造山伸展拉张阶段。前文提到的浙闽型花岗岩形成于加厚地壳伸展拉张为正常地壳厚度，结合华南构造转换机制，应为挤压作用引起的增厚地壳在后造山伸展阶段逐渐减薄为正常地壳厚度的结果，侧面佐证了其分类的正确性。

5.4 花岗斑岩物质来源

现今大陆壳的(87Sr/86Sr)i经过25亿年的演化由0.706演化为0.719，浯漳花岗斑岩的分布范围为0.71740～0.71789(均值0.71657)，落于大陆增长线附近，表明物质来源于陆壳。通过计算获得两阶段模式年龄为1522～1599Ma，平均值为1560Ma，略低于相山火山杂岩体中残留锆石年龄(1787.9Ma)，说明其物质来源主要为中元古代基底变质岩。浯漳花岗斑岩微量元素δEu-(La/Yb)N图解(图8)中，样品点均落入壳源型区域；在(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解(图9)中显示，样品点分布在年轻上地壳附近，进一步说明了浯漳花岗斑岩物质来源自上地壳。

图8 浯漳花岗斑岩(La/Yb)N-δEu图解(据王中刚等, 1989)Fig.8 (La/Yb)N vs. δEu diagram of Wuzhang granite porphyry (after Wang et al., 1989)

铅同位素判别物质来源的图解较多，为了消除时间因素的影响且将不同时代铅同位素进行成因和物质来源对比，朱炳泉(1993; 朱炳泉等, 1998)提出铅同位素三维空间拓扑投影数据处理方法，根据不同成因类型矿石铅资料，总结出铅同位素Δβ-Δγ变化范围图解(图10)，理论上比那些全球性的演化模式有更好的示踪意义。在Δβ-Δγ图解中(图10)，浯漳花岗斑岩铅同位素落于上地壳铅范围，表明铅物质来源于上地壳。杨水源等(2010)从相山-侵入杂岩体中锆石的εHf(t)-206Pb/238U关系图中发现物质来源主要较集中在上地壳和下地壳的演化线之间。杨庆坤(2015)在Δβ-Δγ成因分类图解中，相山火山杂岩体落于上地壳铅中，显示整个杂岩体铅来源于上地壳。因此，相山南部浯漳花岗斑岩与北部花岗斑岩物质来源均为上地壳并靠近中地壳的位置。

图9 浯漳花岗斑岩(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解(据郭志军等, 2014)Fig.9 (87Sr/86Sr)i vs. εNd(t) diagram of Wuzhang granite porphyry (after Guo et al., 2014)

图10 浯漳花岗斑岩铅同位素Δβ-Δγ图解(据朱炳泉等, 1998)1-幔源铅；2-上地壳铅；3-上地壳与地幔混合的俯冲带型铅(3a-岩浆作用；3b-沉积作用)；4-化学沉积铅；5-海底热水作用铅；6-中深变质作用铅；7-深变质下地壳铅；8-造山带铅；9-古老页岩上地壳铅；10-退变质铅Fig.10 Lead isotopic Δβ vs. Δγ diagram of Wuzhang granite porphyry (after Zhu et al., 1998)1-mantle lead; 2-upper crust lead; 3-subduction-belt-type lead from upper crust combined with mantle (3a magmatism; 3b-sedimentation); 4-chemically deposited lead; 5-lead from hot water under the sea; 6-middle and deep metamorphic lead; 7-lead in deep metamorphic lower crust; 8-orgenic lead; 9-lead in upper crust of ancient shale; 10-degraded metamorphic lead

表5 相山矿田南、北花岗斑岩对比一览表

相山火山杂岩体岩浆演化过程中幔源如何参与一直存在争议。多数学者认为相山火山侵入杂岩主要是基底变质岩部分熔融的产物(方锡珩等, 1982; 王文传等, 1982; 刘家远, 1985; 王德滋等, 1991, 1993, 1994; 范洪海等, 2001a; Jiangetal., 2005; 杨庆坤, 2015; 周万蓬, 2015)。燕山晚期次火山岩中淬冷包体往往被认为是地幔参与的直接证据(范洪海等, 2001b)。但是，相山火山杂岩体幔源的淬冷包体几乎未影响到相山火山岩的87Sr/86Sr(Jiangetal., 2005)。此外，含淬冷包体的花岗斑岩与不含淬冷包体的流纹英安岩以及碎斑熔岩具有相同的Nd-Hf同位素组成，表明淬冷包体对花岗斑岩形成贡献很小；石英二长斑岩具有相对较高的εNd(t)值，可能原始岩浆有地幔物质的参与(杨水源, 2013)。赵沔等(2015)对相山火山侵入杂岩体黑云母运用电子探针微区技术得出，相山火山杂岩体物质来源主要是壳源，没有明显地幔物质加入，而石英二长斑岩有一定量的地幔物质的加入，并且发生在石英二长斑岩黑云母结晶前。Yuetal. (2019)通过测定斜长石和黑云母中磷灰石包裹体地球化学特征认为，石英二长斑岩中磷灰石包裹体具有更高的Mn和Cl，更强的Eu异常和更低的87Sr/86Sr，表明富Cl岩浆来自幔源(吸收了来自太平洋板块俯冲的海洋沉积物中的Cl)，从而得出地幔参与直到二长花岗斑岩形成之前并未发生。同时，花岗斑岩中的淬冷包体Sr同位素比值以及卤素元素表明其来自富Cl地幔通过注入花岗质岩浆中而来，并且作为包体形式存在，并未与花岗质岩浆混融，对花岗质岩浆也未产生化学影响。

综上所述，浯漳花岗斑岩物质来源为元古代基底变质部分熔融的产物，虽有铁镁质包裹体，但其对花岗斑岩无明显化学影响。

5.5 与铀成矿的关系

相山北部铀矿床资料表明，花岗斑岩与铀矿化空间分布具有一致性，铀矿体主要产于花岗斑岩内带，外接触带变质岩及砂岩中的铀矿化亦在接触带400m内，表明花岗斑岩与铀成矿关系密切。白垩纪晚期，强烈伸展拉张构造环境下，深源流体交代富铀地壳形成含矿热液上升至花岗斑岩附近，在适宜的温度，压力等物理化学条件下沉淀、富集成矿(邵飞等, 2008; 王勇剑, 2015; 许迅, 2017)。花岗斑岩为铀成矿提供了物质基础，后来的改造作用是斑岩中的铀活化、转移并且富集的重要条件，深部上升的富铀热液是形成富铀矿体的关键(付湘, 2013(2)付湘. 2013. 相山北部地区次火山岩与铀成矿关系. 中国核科学技术进展报告, 3: 96-100)。花岗斑岩内外接触带及斑岩侵位正前方、正上方构造破碎带、不同岩性界面是矿质卸载的有利场所(邵飞等, 2011)。王利玲等(2020)对相山北部含铀花岗斑岩的研究表明，相山北部花岗斑岩集中在132～137Ma之间，岩石成因类型为A-S型花岗斑，物质来源于中元古代地壳，为板内构造环境下伸展体制产物。

从表5可以看出，相山南部浯漳花岗斑岩与北部产铀花岗斑岩除出露规模略有不同外，在岩相学、年代学、地球化学、构造背景、物质来源等方面高度一致，故相山南部浯漳花岗斑岩具有产铀可能性。相山南部地区找矿未有突破，可能是对于南部地区找矿勘查力度不够，尤其是深部勘查工作缺乏，导致隐伏矿体未被发现。

6 结论

本文选取相山南部浯漳花岗斑岩作为研究对象，通过野外地质调查、岩相学、地球化学和年代学特征进行系统总结，在此基础上探讨了岩石成因类型、构造环境、物质来源及含铀性。本次研究所获得的主要认识有：

(1)浯漳花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果：上南地区花岗斑岩206Pb/238U年龄加权平均值为135.6±1.6Ma(n=17，MSWD=0.67)，下保南地区花岗斑岩206Pb/238U年龄加权平均值为135.2±1.5Ma(n=21，MSWD=0.95)，浯漳花岗斑岩成岩年龄集中在134～136Ma之间，属于早白垩世时期。

(2)浯漳花岗斑岩Sr含量154×10-6～261×10-6，Yb含量为2.65×10-6～3.62×10-6，具有低Sr高Yb特征，属于浙闽型(S型)花岗岩。

(3)浯漳花岗斑岩属于后造山伸展拉张构造环境的产物；其岩浆物质来源于上地壳物质部分熔融，无明显地幔物质的加入。

(4)对比相山北部产铀花岗斑岩规模、岩相、年代学、地球化学等特征，相山南部浯漳花岗斑岩具有产铀可能性。相山南部至今找矿未有突破，可能是缺乏深部勘查工程，导致隐伏矿体未被发现。