辽东连山关地区古元古代基性岩特征及与铀矿关系探讨

吴 迪, 刘永江, 王庆喜, 李伟民

辽东连山关地区古元古代基性岩特征及与铀矿关系探讨

吴 迪1, 2, 刘永江3*, 王庆喜4, 李伟民1

(1.吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春 130061; 2.中核北方铀业有限公司, 辽宁 葫芦岛 125000; 3.深海圈层与地球系统前沿科学中心 海底科学与探测技术重点实验室, 中国海洋大学 海洋地球科学学院, 山东 青岛 266100; 4.核工业二四〇研究所, 辽宁 沈阳 110032)

连山关地区位于华北克拉通北缘铀成矿省辽东铀成矿带, 以往的勘探发现铀矿周围大量基性岩发育, 为进一步了解基性岩构造环境及其与铀成矿的关系, 本文以钻孔深部基性岩为研究对象, 通过岩石学、地球化学及年代学等研究, 探讨基性岩的地质地球化学特征、形成时代、岩石成因及与铀成矿的关系。研究表明: 钻孔深部基性岩以变辉绿岩和辉绿玢岩为主, 具有钾、钠含量相当, 过铝质等特征, 属于碱性‒过碱性系列岩石; 稀土元素含量偏高, 轻稀土元素相对富集, 重稀土元素相对亏损, 轻重稀土元素分异作用不明显, Eu呈现中等程度负异常, Ce呈微弱负异常; 微量元素Ba、La、Zr、Hf相对富集而U、K、P、Ti相对亏损。地球化学特点表明, 研究区基性岩属于板内碱性玄武岩, 源区为过渡型地幔, 形成于大陆碰撞后伸展裂解的构造环境, 并在上侵过程中存在地壳混染作用。连山关岩体南缘发育的韧性剪切带及相伴生的张性破裂为基性岩的就位提供空间。基性岩同时也为铀成矿提供热源、矿化剂及部分成矿流体。综合分析认为, 造山期后伸展张裂阶段形成的基性岩与铀成矿关系密切, 连山关岩体南部辽河群覆盖区可作为下一步重点找矿地段。

古元古代; 基性岩; 铀成矿; 幔源; 韧性剪切带; 连山关

0 引 言

基性岩是岩石圈(或地壳)伸展构造背景下, 地幔岩石圈部分熔融作用以及幔源岩浆作用的产物, 对限定研究区的构造格局和时空演化特征起着重要作用, 具有重要的大陆动力学意义(Halls, 1987; Windley, 1996; 李江海等, 1997, 2006; 周鼎武等, 1998, 2006; 王正其等, 2007, 2010)。近年来, 对基性岩的研究已经成为国内外热点, 在基性岩的形成条件、岩石学、地球化学、年代学、构造演化及其与金属成矿之间的关系等方面取得了一系列的成果(李献华等, 1990, 1995, 1997; Groves, 1993; 胡瑞忠等, 1993; 曹荣龙, 1995, 1996; 李子颖等, 1999; 马芳等, 2000; 侯贵廷等, 2005, 2010)。有资料表明, 一些铀矿体与基性岩具有密切的时空关系, 在铀成矿过程中, 基性岩也起到了一定作用。例如, 张守本(2004)对亚洲158个新生代铀矿体统计分析表明, 约60%铀矿体直接位于玄武质火山机构的接触带附近; 我国华南地区下庄、相山、宝龙山铀矿田(床)内, 铀矿化都发生在基性岩形成以后, 且两者具有同源性, 并为铀成矿提供重要的矿化剂(毛景文等, 2000; 胡瑞忠等, 2004; 王正其和李子颖; 2007; 宁君等, 2011; 张良, 2013, 2014; 颜新林, 2018)如相山铀矿床成矿流体中存在大量的幔源稀有气体(胡瑞忠等, 2004; 姜耀辉等, 2004; 饶泽煌, 2012); 杜乐天(2002, 2009)认为热液铀矿床是碱交代作用形成的, 形成矿床的热液来自幔源; 基性岩脉的形成能够为铀的沉淀富集作用提供场所等(王学成等, 1991)。

辽吉古元古裂谷带位于华北克拉通东北部, 带内矿产资源丰富, 目前发现有铀、金、银、铁、铜、铅、锌、钴等金属矿以及硼矿、菱镁矿、岫玉和滑石矿等非金属矿产, 区域成矿作用可能与裂谷演化关系密切(陈荣度, 1984, 1990; 李三忠等, 1996, 2001; 翟安民等, 2005; 宋建潮, 2011; 周永恒等, 2011; 董存杰, 2012; 张朋等, 2016)。值得关注的是, 辽东地区是中国最古老铀矿床(点)集中分布区和很好的潜在铀成矿省(夏毓亮和韩军, 2008)。目前辽东发现铀矿床主要产于连山关地区, 对于该区铀矿床成因, 学者们持有沉积变质‒热液改造型(郭智添, 1982, 1986; 钟家蓉, 1983; 刘德正, 1990)、碱交代热液脉型(王驹和杜乐天, 1988; 刘正义等, 2019)、热液脉状充填型(张家富, 1990, 1994)、混合岩化热液脉型(连立祥, 1989; 杨福鹏, 2010; 佟国元, 2012)、不整合脉型(董春林和薛树桐, 1992; 张振强和曲先良, 2001)、重熔混合热液型(庄廷新等, 2009; 吴迪等, 2013, 2017)和构造热液型(张小勇等, 2015; 郭春影等, 2018)等。

辽吉裂谷带北侧发育大量基性岩。前人对基性岩做了大量研究, 提出基性岩石与花岗质岩石是形成于陆内裂谷构造环境下的双峰式岩浆岩组合(张秋生, 1987; Sun et al., 1993; 李守义等, 1994; 孙敏等, 1996)和地幔部分熔融的产物(Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016)等不同成因观点; 在构造背景上有形成于火山弧环境(Faure et al., 2004; 马立杰等, 2007; Yuan et al., 2015; 高铂森等, 2017)或者弧后伸展环境(刘永达等, 1989, 1992; 王惠初等, 2011; Meng et al., 2014)等不同认识。出露于研究区范围内的基性岩呈面状分布, 以岩床、岩墙或者岩脉的形式侵入于辽河群中。由于辽河群整体受古元古代构造变形和相关变质作用的改造较弱, 这些基性岩石绝大多数也因此保留了原始的岩浆结构, 岩性主要包括变辉绿岩和变辉长岩(许王, 2019)。

此外, 连山关地区铀矿受岩体周缘韧性剪切带控制比较明显, 但并不是整个剪切带内都含(铀)矿。随着近几年找矿勘查向深部发展, 在连山关太古宙花岗质岩体内的铀矿体下方识别出许多基性岩脉, 铀矿受剪切带控制的同时有可能与基性岩有一定的关系。而前人对连山关地区铀矿成因研究大多忽略了基性岩在铀成矿过程中所起的作用, 对矿床(点)中的基性岩特征、构造背景及与铀成矿的关系研究处于空白。鉴于此, 本文以连山关地区侵入到太古宙岩体内的基性岩为研究对象, 探讨基性岩特征及与铀成矿的关系, 进而填补前人研究的薄弱环节, 以期补充完善本区铀成矿模式, 对今后该区铀矿找矿工作提出新的思路。

1 地质背景

研究区位于辽吉古元古裂谷带北缘(图1a), 主体构造格架为一轴向北西西向的短轴背斜, 核部为太古宙混合花岗杂岩体, 冀部为古元古界辽河群沉积变质岩系所覆(图1b)。区内主要出露太古宙结晶基底、太古宇鞍山群和古元古界辽河群沉积变质岩系, 同时伴有少量的古元古代基性岩墙群。其中鞍山群呈残留体赋存于混合花岗杂岩体中, 区内仅有茨沟组及大峪沟组分布; 辽河群在区内分布广泛、出露完整、韵律明显, 构成一巨大沉积旋回, 共出露5个岩组: a. 浪子山组, 为碎屑岩‒黏土质岩建造; b. 里尔峪组, 为酸性岩‒火山岩建造; c. 高家峪组, 为黏土质‒半黏土质建造及碳酸盐建造; d. 大石桥组, 为碳酸盐建造; e. 盖县组, 为碎屑岩建造(吴迪等, 2017)。

研究区断裂十分发育, 主要有NW向、近EW向断裂组与NE向、NNE向断裂组, 主要发育在辽河群与岩体接触部位, 即连山关岩体南带与辽河群不整合面的构造挤压糜棱岩、片理化带。伴随区域南北向的挤压变形形成连山关背斜穹窿, 同时在岩体周缘发生较大规模的右旋剪切走滑作用, 形成了大型的NW向滑脱的顺层韧性剪切滑脱带(刘永江等, 1996; 李三忠等, 1996)。近期研究表明, 连山关岩体周缘均发育有不同变形强度的韧性剪切带, 岩体南缘和东北缘韧性剪切带岩石应变特征较明显, 岩体东、西两端构造变形相对较弱, 其余均被新元古代地层覆盖。连山关岩体南缘韧性剪切带呈NWW向展布, 长37 km、宽1.5 km, 总体表现为强弱不同的变形特征, 既发育挤压褶皱又发育右行走滑剪切变形, 从西到东与辽河群浪子山组地层的接触关系均为构造接触, 原始的沉积不整合接触关系已被改造消失, 取而代之的是强烈的韧性剪切变形带(常瑞虹等, 2017)。

图1 辽东连山关地区地质简图(据常瑞红等, 2017修改)

研究区侵入岩主要包括太古宙和古元古代两个演化时期。太古宙岩体以变质深成岩‒片麻岩类为主, 连山关混合花岗杂岩体作为主要代表, 由太古宙侵入岩体混合了太古宇鞍山群和古元古界辽河群浪子山组底部岩层组成, 该混合花岗杂岩体西起弓长岭、东至草河城, 呈近东西向分布, 岩体长40 km, 宽7～10 km, 面积约320 km2, 构成连山关复背斜的轴部, 杂岩体主体由红色钾质混合花岗岩组成, 其间有少量早期钠质花岗片麻岩残留体, 并大量分布太古宙鞍山群残留体, 边部分布白色重熔混合岩(吴迪等, 2013, 2017); 背斜核部连山关岩体平均含铀量为(6～8)×10−6, 是辽东地区主要铀矿远景区之一(郭智添, 1982; 庄廷新等, 2009; 吴迪等, 2013); 古元古代侵入体主要为基性岩, 走向与韧性剪切带一致, 呈北西向展布于辽河群中(图1), 岩性多为斜长角闪岩、变辉长岩、变辉绿岩, 以层状或脉状形态产出(卢天骄, 2019; 许王, 2019; 刘杰勋, 2019; 薛吉祥等, 2020)。

从产出状态角度, 大部分基性岩主要分布在辽河群内, 呈北西向展布, 主要包括变辉长岩、变辉绿岩和变玄武岩等, 并经历了绿片岩相‒角闪岩相变质作用(于介江等, 2007; 许王, 2017)。于介江等(2007)在斜长角闪岩中获得了2060±20 Ma 的锆石U-Pb岩浆年龄; 秦亚(2013)确定裂谷带裂陷期火山岩的原岩年龄为2165～2179 Ma; Meng et al.(2014)测得变辉长岩锆石LA-ICP-MS 年龄2157±17 Ma、变辉绿岩锆石LA-ICP-MS 年龄2161±12 Ma、变玄武岩锆石LA-ICP-MS 年龄2144±16 Ma, 表明这些变质基性岩形成于太古宙克拉通裂解、辽吉古裂谷拉张、辽河群沉积阶段, 是裂谷活动初始阶段的产物(Halls, 1987; 侯贵廷等, 2005; Yuan et al., 2015; 许王等, 2017)。少量发现于连山关岩体中, 岩性主要为变辉绿岩和辉绿玢岩, 目前还没有相关研究成果发表。王惠初等(2011)对辽阳河栏附近的变质枕状熔岩、变质辉绿岩墙以及花岗伟晶岩进行了研究, 认为变质枕状熔岩形成于1880 Ma, 花岗伟晶岩的年龄为1860 Ma, 可作为造山作用结束的标志, 变质基性岩墙年龄为 1830 Ma, 可作为后造山伸展张裂的标志; 董存杰(2012)测得侵入下元古界辽河群的基性岩年龄1751 Ma; 秦亚等(2015)发现裂谷带所有变质火山岩和变质沉积岩样品均具有1860～1883 Ma的变质锆石, 侵入到大石桥组中的基性岩墙群中具有1874±31 Ma 的变质锆石, 代表裂古闭合时的区域变质事件时代或造山期后大陆架伸展阶段基性岩浆侵入时代。

2 典型铀矿床特征

研究区内已发现有连山关、黄沟和玄岭后三个铀矿床。三者成矿时代较为一致, 均为吕梁运动晚期1.8～1.9 Ga(夏毓亮和韩军, 2008; 韩军, 2009)。其中, 连山关和黄沟铀矿分布在岩体南侧接触带、玄岭后铀矿分布在岩体北侧接触带, 均受韧性剪切带控制, 主要矿体赋存于剪切带内带的重熔混合岩(原混合质石英岩、白色混合花岗岩)之中。

2.1 连山关(3075)铀矿

连山关铀矿受北东走向的小背斜控制, 该背斜轴长120～140 m, 两翼宽度120 m, 背斜高60～80 m, 标高180～260 m, 背斜北东仰起, 南西倾伏, 倾伏角46°; 由浪子山岩组一段石英岩、云母石英片岩组成, 核部被重熔混合岩充填(图2)。

2.2 黄沟铀矿

黄沟铀矿分布在东西长约600 m、南北宽约500 m的范围内, 大多数矿体集中在标高0～200 m空间内。矿体呈细脉状、透镜状、鱼群状分布, 矿体厚度一般为1.0～4.0 m; 矿体走向集中在60°～90°, 倾向南东, 倾角19°～45°; 矿床中矿体均为隐伏盲矿体, 主要赋存于重熔混合岩异常增厚部位内的北东东向剪切裂隙中, 自北西向南东雁行排列并向南西侧伏(图3)。

黄沟铀矿有22个钻孔深部见基性岩脉, 占钻孔总数的三分之二, 基性岩投影位于黄沟铀矿床中心部位, 且基性脉岩常位于铀矿体深部(图4a)。黄沟ZK35-1号钻孔在229.63～234.83 m见5.20 m变辉绿岩, 辉绿岩本身无矿(放射性强度为围岩的三分之一), 但裂隙面见铀矿化(图5)。

2.3 玄岭后(410)铀矿

玄岭后铀矿矿体形态和产状变化较大, 一般多呈透镜状、脉状、不规则状。矿体走向很不稳定, 主体走向北东、倾向北西, 上部倾角陡、下部变缓; 矿体厚度由0.5～15 m, 延深30～140 m, 平均铀含量0.107%;矿体分布在岩体与片岩接触带内带, 距接触带0～30 m左右, 在平面和剖面上处于岩体外凸部位。在探采对比剖面中, 发现多条辉绿岩脉穿插在岩体与地层之中, 铀矿体在形态中受岩脉控制且与辉绿岩脉产状相似, 位于辉绿岩脉中间夹持部位(图4b)。

3 基性岩样品的岩相学特征

本次研究的采样地点分别为连山关岩体周缘接触带的黄沟、祁家堡、云盘和玄岭后4个铀矿(化)点, 共计5个钻孔内的9件样品(图1b), 全部为钻孔深部岩心样品, 根据手标本结合镜下岩矿鉴定, 岩性主要为变辉绿岩(图6a～c)和辉绿玢岩(图6d～f)。

图2 连山关铀矿床220 m中段平面图及剖面示意图(据庄廷新, 2009修改)

图3 黄沟铀矿床160 m中段平面图及剖面示意图

图4 研究区基性岩脉与铀矿化空间位置图(a. 黄沟铀矿; b. 410铀矿)

变辉绿岩手标本呈灰绿色, 残余辉绿结构, 块状构造。主要由基性斜长石、普通辉石及后期蚀变矿物绢云母和方解石组成。见少量磁铁矿、钛铁矿等不透明金属矿物。岩石发育较强绢云母化及碳酸盐化。基性斜长石含量约55%, 呈自形‒半自形薄板状、板条状交织分布, 粒径长0.4～0.6 mm, 聚片双晶明显, 多以拉长石为主; 普通辉石含量约40%, 呈它形粒状、短柱状(多呈半自形), 粒径0.08～0.30 mm, 少数隐约可见微弱多色性, 干涉色大多为二级中部及二级橙。普通辉石发育强烈绢云母化和碳酸盐化, 部分已完全被绢云母和方解石交代, 且在蚀变过程中析出有铁镁质组分, 形成不透明金属矿物, 仅少量辉石仍保留短柱状外形。

辉绿玢岩手标本呈灰黑色, 斑状结构, 块状构造。由斑晶和基质组成, 斑晶为斜长石(Pl)、辉石(Px), 约占10%～15%; 基质(80%～85%)为显微晶质斜长石、辉石、黑云母等, 微晶斜长石架构中充填细粒的辉石、黑云母、磁铁矿等呈辉绿结构。副矿物为磁铁矿、磷灰石等。其中, 斜长石: 自形、柱状, 部分颗粒隐约见双晶; 斑晶, 粒径1.0～7.0 mm, 约占岩石总量7%～10%; 基质, 显微晶质, 含量约35%～ 40%; 辉石: 自形、柱状, 主要为普通辉石; 斑晶, 主要粒径0.5～3.0 mm, 含量约5%～8%; 基质, 显微晶质, 含量25%～30%; 黑云母: 自形、片状, 褐棕色, 显微晶质, 含量10%～15%; 副矿物: 磁铁矿, 自形、粒状, 含量约4%～5%。

4 基性岩样品的地球化学特征

4.1 分析方法

本文样品主微量、稀土元素分析测试均在核工业东北分析测试中心完成, 主量元素分析采用X射线荧光熔片法(XRF), 分析精度小于1%, 其中FeO和LOI采用湿化学分析法测定; 稀土元素和微量元素分别采用阳离子交换分离‒电感耦合等离子体原子发射光谱法(ICP-AES)和电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)完成, 分析精度优于6%。分析结果(表1)利用地球化学工具软件包GeoKit程序对数据进行处理(路远发, 2004)。

4.2 分析结果

9件样品的SiO2含量为40.16%～49.81%, 属于基性岩范畴, 在全碱-硅(TAS)分类图解(图7a)上, 研究样品投入副长石辉长岩区域内, 属于碱性系列岩石; MgO含量为4.29%～9.58%, Mg#变化较大(30.48～ 58.84), 在Nb/Y-SiO2火山岩分类图解(图7b)上, 样品投入碱性玄武岩和碧玄岩区域。在岩浆系列判别图解(图8)上, 样品投入钾玄岩及过碱性系列岩石区域内。样品的固结指数变化较大(17.31～37.27), 表明岩浆结晶分异趋势较明显; 固结指数SI与MgO的线性关系相比其与SiO2之间的线性关系更好, 说明MgO对岩浆的结晶分异起主导作用(图9)。

图5 黄沟矿区基性岩裂隙面见铀矿化

(a) 变辉绿岩手标本; (b) 变辉绿岩镜下(+); (c) 变辉绿岩镜下(−); d. 辉绿玢岩手标本; (e) 辉绿玢岩镜下(+); (f) 辉绿玢岩镜下(−)。矿物代号: Pl. 斜长石; Px. 普通辉石; Cal. 方解石。

表1 基性岩脉岩石化学分析表(主量元素: %, 稀土、微量元素: ´10−6)

注: Mg#=100´Mg2+/(Mg2++Fe2+); SI=MgO´100/(MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O)。

Ir系Irvine分界线, 上方为碱性, 下方为亚碱性。1. 橄榄辉长岩; 2a. 碱性辉长岩; 2b. 亚碱性辉长岩; 3. 辉长闪长岩; 4. 闪长岩; 5. 花岗闪长岩; 6. 花岗岩; 7. 硅英岩; 8. 二长辉长岩; 9. 二长闪长岩; 10. 二长岩; 11. 石英二长岩; 12. 正长岩; 13. 副长石辉长岩; 14. 副长石二长闪长岩; 15. 副长石二长正长岩; 16. 副长正长岩; 17. 副长深成岩; 18. 霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩。

图8 连山关地区基性岩的岩石系列判别图解(底图: a据Peccerillo and Taylor, 1976; b据Middlemost, 1985)

稀土元素总量ΣREE=70.66×10−6～319.87×10−6, 平均值为265.22×10−6, 表明稀土总量较高, ΣLREE= 64.71×10−6～293.08×10−6, ΣHREE=5.95×10−6～27.03×10−6, ΣLREE/ΣHREE=10.63～11.02, (La/Yb)N=2.27～2.36, 表明轻稀土元素明显富集, 轻、重稀土元素之间分异作用不明显; 在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图10a)上, 所有样品均表现为“右倾”型。各样品稀土元素配分曲线相似, 暗示其同源演化的特点; 具有弱的Eu负异常(δEu=0.73～0.78), 表明原始岩浆中的斜长石发生了一定程度的结晶分异作用; Ce微弱异常(δCe=0.96～1.02), 暗示基性岩受后期影响较小(刘燊等, 2005)。

在微量元素蛛网图(图10b)上, 样品富集Ba、La、Zr、Hf等元素, 亏损U、K、P、Ti等元素。基性岩Nb/Ta值为14.06～14.94, 稍高于太古代大陆地壳平均值(12.5), Y、Yb、Lu三种元素与原始地幔含量相近, 表明其具有幔源物质参入, Sr的弱负异常可能与低压条件下的斜长石分异结晶作用有关(童劲松等, 2007), Zr、Hf相对高含量反映幔源岩浆混染了壳源物质。

5 讨 论

5.1 基性岩的构造环境与物质源区

利用研究区基性岩主、微量元素含量进行地球化学投点对其构造环境进行判别(图11), 在TiO2-Zr判别图解上, 样品大部分投入板内玄武岩区域内, 少量投入火山弧玄武岩区; 在Th/Yb-Ta/Yb图解上, 仅1个样品投入陆缘弧玄武岩区域, 其余均投入板内玄武岩区域内; 在Th/Hf-Ta/Hf判别图解上, 样品大部分投入大陆板内裂谷玄武岩区, 个别投入大洋玄武岩区; 在2Nb-Zr/4-Y图解上, 样品投入板内碱性玄武岩区域内。综上, 样品投点大部分落入板内玄武岩区域, 且MgO含量变化范围不大。同时, 基性岩样品明显亏损P、Nb、Ti等元素且U/Th值(0.02～019)明显低于岛弧火山岩特征, 而与大陆裂谷(伸展环境)玄武岩含量相当。本文认为, 研究区基性岩属于大陆裂谷玄武岩类, 其成因与板内大陆裂谷构造环境密切相关, 形成于大陆碰撞后伸展裂解的构造环境。

前人研究成果表明, 如果La/Sm值大于5, 说明在岩浆演化过程中发生地壳混染。研究区基性岩中La/Sm=5.93～6.25, 均大于5, 说明岩浆在上侵过程中存在地壳混染作用; Ta/La均值为0.10, 与原始地幔(Ta/La=0.06)相近, 表明地壳混染作用对岩浆演化影响不大; Nb/La=0.48～3.15均值为1.38, 说明岩浆可能继承了混合作用改造的地幔源区(杨毓红等, 2013)。此外, 研究区基性岩Zr/Nb=3.58～19.58, 均值为8.64, 而原始地幔Zr/Nb=18, 结合基性岩具有富集轻稀土元素、大离子亲石元素、亏损高场强元素的特点, 认为研究区基性岩源区为过渡型地幔。

基性岩可产出于多种构造环境, 包括形成于离散板块边缘的洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩、大陆溢流玄武岩、大陆裂谷玄武岩以及与俯冲带有关的玄武岩等。前人研究结果表明, 华北克拉通东部陆块和西部陆块的碰撞拼合, 形成中央造山带的时间大约发生于1850 Ma, 之后又经历数次伸展和裂解事件, 形成边缘断裂, 最终导致基性岩的侵位(金成伟等, 2002; Simon, 2004; 赵太平等, 2007; 赵国春等, 2009)。综合研究认为, 研究区基性岩形成于辽吉古元古裂谷带闭合后伸展裂解的构造环境。

5.2 基性岩与铀矿的时空关系

在每个重要的热液成矿期都存在成矿前贯入的基性岩墙群(杜乐天, 2011, 2015)。研究区内呈脉体侵入到花岗岩体之中的变辉绿岩、辉绿玢岩尚未有年龄数据发表, 本次研究也未测得其年龄, 但研究区基性岩形成于大陆碰撞后伸展裂解的构造环境, 结合华北克拉通早期的构造事件, 限定其时限为1700～1900 Ma(翟明国, 2004); 同时在黄沟辉绿岩脉中发现铀矿这一现象, 表明铀矿化形成在辉绿岩侵入之后, 结合前人总结造山期后伸展阶段的基性岩年龄在1751～1880 Ma, 其侵入年龄与连山关铀成矿年龄相吻合(1851±8071Ma, 夏毓亮和韩军, 2008; 1798±60 Ma, 郭春影, 2018)的特点, 说明该期基性岩与铀矿在时间上较为接近。

图10 球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)与MORB标准化微量元素蛛网图(b)(球粒陨石标准化值据Taylor and Mclennman, 1985; MORB标准化值据Sun and Mcdonough, 1989)

MORB. 洋中脊玄武岩; VAB. 火山弧玄武岩; WPB. 板内玄武岩。Ⅰ. 板块发散边缘N-MORB区; Ⅱ. 板块汇聚边缘(Ⅱ1. 大洋岛弧玄武岩区; Ⅱ2. 陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩区); Ⅲ. 大洋板内洋岛、海山玄武岩区及T-MORB、E-MORB区; Ⅳ. 大陆板内(Ⅳ1. 陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区; Ⅳ2. 陆内裂谷碱性玄武岩区; Ⅳ3. 大陆拉张带(或初始裂谷)玄武岩区; Ⅴ. 地幔热柱玄武岩区)。A1+A2. 板内碱性玄武岩; A2+C. 板内拉斑玄武岩; B. P型MORB; D. N型MORB; C+D. 火山弧玄武岩。

研究表明, 全球大量的铀矿床空间上与基性岩墙密切相关(Christie, 1953)。如加拿大112个热液铀矿有70个产于基性岩中(Robinson, 1955), 据张守本(2004)统计, 俄罗斯、蒙古、中国、南非、德国、澳大利亚和北美洲等国铀矿在时空分布上与基性岩体保持一致。研究区内黄沟铀矿和玄岭后铀矿在铀矿体附近均发现辉绿岩脉。黄沟铀矿体下方多见辉绿岩脉、且在辉绿岩脉中发现铀矿化, 玄岭后铀矿体与辉绿岩脉产状高度一致, 说明基性岩与铀矿空间关系密切。

5.3 基性岩与铀矿的成因关系

5.3.1 提供热源

地幔流体不仅是一种高温流体, 而且是一种热能传输介质(饶泽煌和方欣, 2011); 研究表明, 希望、石土岭铀矿床的形成与贵东热点活动有着密切的成因联系(李子颖等, 1999, 2006); 连山关地区见多期次花岗质和中基性岩浆侵入体, 深源偏碱性、碱性火山岩及中基性岩浆活动是深部热动力隆升作用的一部分, 它可作为区域上铀成矿的一种标志(李子颖等, 2006)。连山关铀矿形成温度在237～304 ℃之间(王驹和杜乐天, 1988), 属于中低温热液铀矿床, 基性岩浆温度大约在1000～1200 ℃(Carmichael et al., 1974), 远高于铀矿形成时的温度, 因此, 基性岩浆上涌可提供足够热源。

5.3.2 提供矿化剂

基性岩中携带的强还原性气体H2、CO、CH4、H2S、烃类是极为理想的还原剂(Carrat, 1974), CO2减压逸散是铀大量沉淀富集的条件(Maisonneuve, 1984), 巫建华等(2005)强调构成成矿热液主体的∑CO2来自地幔, 石角围、小水铀矿床成矿流体中的矿化剂来自地幔, 铀源可能直接来自与辉绿岩具有相似源区性质的富集地幔, 推测铀的沉淀成矿与富含CO2、F、H2S、U等组分的超临界态成矿流体在临界点附近发生沸腾作用相关(李子颖, 2006; 王正其等, 2010); 幔源流体本身具有高温且含有还原性物质, 在与含铀量较高的围岩相互作用过程中, 发生物质交换, 当温压条件合适, 热液中铀发生聚集并沉淀, 在此过程中, 基性岩起到了热源和矿化剂的作用(邵飞等, 2011, 2012)。地幔软流体上隆, 地壳减薄, 基性岩墙贯入, 幔汁跟着上涌, 形成强烈的碱交代作用热液成矿(杜乐天, 2015)。根据对连山关铀矿床中与沥青铀矿同生石英的包裹体分析, 连山关铀矿成矿期热液偏中性, 为Ca2+-Na+/HCO3−-SO42−型, 铀主要以[UO2(CO3)2]2−形式迁移, 流体中H2较高为(0.13～0.22)´10−6, 经计算结果H2/H2O=1.6×10−12, 显示H2来自幔源(核工业241大队, 1990)。

5.3.3 提供成矿流体

基性脉岩在我国华南地区下庄、长江、桃山等铀矿田成矿过程中均起到了重要作用。如: 希望、石土岭铀矿床成矿流体具有幔源特征(邓平等, 2003; 凌洪飞等, 2005; 巫建华等, 2005; 朱捌, 2008, 2010; 沈渭洲等, 2010; 曹豪杰等, 2011); 下庄铀矿田花岗岩体中辉绿岩磷灰石的87Sr/86Sr初始值为0.705, 具幔源岩石初始锶同位素比值特征; 棉花坑铀矿床辉绿岩、花岗岩及铀伴生的紫黑色萤石的Sr同位素分析认为, 成矿组分Sr可能来源于基性脉岩(沈渭洲等, 2010)。诸广矿田范围内幔源基性岩脉非常发育, 成矿流体的H、O同位素、方解石的δ13C值也显示成矿过程中有地幔流体参与(张国全等, 2008; 沈渭洲等, 2010; 郭国林等, 2010)。地幔流体提供成矿流体, 渗透到地壳中地幔流体可以活化、迁移其中的成矿元素, 形成成矿流体(饶泽煌和方欣, 2011)。随着热点活动的继续, 更深部的幔源物质上侵, 同时来自地幔的碱性流体上升(胡瑞忠等, 1993; 李子颖, 2006; 杜乐天和王文广, 2009; 骆金诚等, 2019), 流体与围岩的相互作用, 在已形成的富铀体中产生部分熔融, 同时产生多种成分复杂(阴离子群: CO32−、PO43−、F−、S2−、O2−、OH−、Se2−等, 阳离子群: U4+、Si4+、Mg2+、Fe2+、Cu2+、Pb2+、Zn2+、Ca2+、K+、Na+等)富铀的成矿流体, 为铀成矿作用奠定了基础(邓平等, 2003; 李子颖等, 2004, 2015; 王正其等, 2010; 杜乐天, 2011)。

地球化学分析结果表明, 研究区基性岩在上涌过程中与围岩发生了物质交换, 其证据如下: 一是原始地幔、华北地幔、华北地壳、本文基性岩样品、连山关铀矿石围岩和铀矿石的稀土元素含量对比发现(表2), 连山关地区基性岩样品稀土元素含量明显高于地幔、稍高于地壳、与赋矿围岩相近, 轻稀土元素均高于围岩, 重稀土元素均低于围岩, 说明在基性岩浆侵位过程中, 不断进行物质交换; 二是连山关铀矿床成矿期热液δO18H2O为0.45‰, δDH2O为70.1‰～62.1‰, 推测成矿热液可能是混合水, 即深部(幔源)初生水(具较低的δD18值)与来自连山关杂岩体(具较高的δD18值)混合而成(核工业241大队, 1990); 三是本区基性岩铀含量较低, 平均值0.87×10−6, 但在其侵入过程中, 伴随着来自幔源流体上涌, 成矿流体存在来自于深源的Pt元素(图12)。

图12 铀矿石SEI及U元素和Pt元素关系图

5.4 韧性剪切带与铀矿的关系

韧性剪切变形作用作为一种重要的构造运动形式, 对于矿床的预富集、形成及演化产生了十分重要的影响。在造山带构造体制转换的环境下, 铀元素的活化、迁移和沉淀过程与脆-韧性剪切带紧密相关(韦昌山和翟裕生, 1996; Yan et al., 2003; Qiu et al., 2018)。连山关岩体及其上部辽河群的年代学研究以及构造背景分析, 确定了该地区辽河群底部与太古宙花岗岩之间存在大型韧性剪切带(刘永江等, 1997); 其形成于古元古代晚期区域构造挤压背景下D2变形幕, 同时伴随着辽河群的变形变质作用和岩体的局部重熔(李三忠等, 1998; 吴迪等, 2013; 常瑞虹等, 2017); 韧性剪切带岩石变形温度为450～550 ℃, 韧性剪切作用伴随着接触带岩石的部分重熔, 形成了沿韧性剪切带呈带状展布的重熔混合岩(吴迪等, 2013; 常瑞虹等, 2017)。连山关地区铀矿均受北西向韧性剪切带控制, 分布于重熔混合岩之中, 剪切带属于一级控矿构造, 铀矿体定位于剪切带内次级裂隙之中。韧性剪切带属地壳中深层次构造的主要类型, 可为深部岩浆等流体上涌提供通道。研究区内呈北西西向展布的基性岩即通过韧性剪切带就位, 同时, 大型的剪切构造活动也为深部流体上涌带来通道, 富碱热液沿途交代围岩中的活动铀随着热液的运移在局部地段发生了预富集, 被裂隙中的绿泥石集合体及泥铁质胶结物吸附后, 形成了研究区的铀矿化。

5.5 成矿模型及今后找矿方向

结合本文研究成果认为, 辽东连山关地区铀成矿主要由重熔混合岩(提供铀源)、大型韧性剪切活动(提供动力及热液运移通道)和基性脉岩(提供热源和矿化剂, 与部分成矿流体)等综合因素的结果(吴迪等, 2017)(图13)。在此基础上, 完善了本区的铀成矿模式。基性岩墙事件是在拉张环境下地幔流体上涌的产物, 在此环境下, 围岩形成张性裂隙或裂隙组, 基性岩冷凝过程中也会产生裂隙, 为成矿流体运移提供空间和动力。连山关地区多期次岩体及脉体活动频繁, 伴随着铀的活化、迁移、聚集、沉淀。因此, 本区具有较大的找矿潜力, 多期次岩体及脉体侵入地段和构造叠加部位可作为下一步重点找矿方向。通过新的铀成矿模式, 提出了新的三位一体找矿模型, 暨铀矿化发育在重熔混合岩隆起区内、北西西向韧性剪切带和北东东向裂隙组交汇部位及辉绿岩墙(脉)附近。据此找矿模型, 结合连山关铀矿补充勘探中发现矿体有向西南侧伏的规律, 且矿床西南边界尚未控制住, 本文认为连山关岩体南部辽河群覆盖区有较大的找矿潜力。

6 结 论

(1) 连山关地区辽河群地层和连山关岩体中广泛发育基性脉岩, 其侵入时期主要分为裂谷拉张和造山期后两个阶段, 岩石类型主要有变辉长岩、变辉绿岩、变玄武岩和灰绿玢岩等。

(2) 岩石地球化学分析表明, 研究区基性岩属于碱性‒过碱性系列岩石, 属于板内碱性玄武岩, 形成于大陆碰撞后伸展裂解的构造环境, 源区为过渡型地幔, 上侵过程中存在地壳混染作用。

(3) 造山期后伸展张裂阶段形成的连山关地区基性岩与铀矿的时空关系密切, 在时间上稍早于铀矿化,空间上常位于铀矿体深部, 成因上可为铀成矿提供热源、矿化剂及部分成矿流体。在基性岩的就位与铀成矿过程中, 韧性剪切带提供了运移通道。

(4) 根据基性岩与铀成矿模型, 指出连山关岩体南部辽河群覆盖区可作为下一步重点找矿方向。

1. 浪子山组二段石榴二云片岩; 2. 浪子山组一段石英岩、石英云母片岩; 3. 太古宇鞍山群残留体; 4. 重熔混合岩; 5. 太古宙混合花岗岩; 6. 古元古代基性侵入岩; 7. 古风化壳中含铀地段; 8. 韧性剪切带; 9. 工业铀矿体; 10. 渐变地质界线。

致谢:非常感谢两位审稿人对稿件的细致审阅和提出的宝贵修改意见。

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Characteristics of Paleoproterozoic Mafic Rocks and Their Relationship with Uranium Mineralization in Lianshanguan Area, Eastern Liaoning Province

WU Di1, 2, LIU Yongjiang3*, WANG Qingxi4and LI Weimin1

(1. Earth Science Institute, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China; 2. North Uranium Co., Ltd CNNC, Hu Ludao 125000, Liaoning, China; 3. MOE Key Lab of Submarine Geoscience and Prospecting Techniques, Frontiers Science Center for Deep Ocean Multispheres and Earth System, College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, Shandong, China; 4. Research Institute No.240 CNNC, Shenyang 110032, Liaoning, China)

The Lianshanguan area is located in the eastern Liaoning uranium metallogenic belt and belongs to the uranium metallogenetic province of the North China Craton. Previous exploration has found a large number of basic intrusions around the uranium deposits. To delineate the tectonic environment of the mafic rocks and the relationship between the mafic rocks and uranium mineralization, the mafic rocks in the deep borehole are investigated. The results show that the mafic rocks are mainly peraluminous metadiabase and sillite, which have equivalent contents of Na2O and K2O, and belong to alkaline peralkaline series. The mafic rocks are characterized by enriched LREE (light rare earth elements) and depleted HREE (heavy rare earth elements), with negative Eu anomalies and weak negative Ce anomalies, and enrichment of Ba, La, Zr, Hf and depletion of U, K, P, Ti. According to the geochemical characters, the mafic rocks are likely derived from transitional mantle and experienced crustal contamination during magma ascend, which belongs to intraplate alkaline basalts formed in extensional tectonic environment after continental collision. The ductile shear zone developed in the southern margin of the Lianshanguan granitic pluton and the associated tensile fracture might have provided space for the emplacement of the mafic rocks. Moreover, the mafic rocks provided heat, mineralizer and some ore-forming fluids for the uranium mineralization. According to the comprehensive analysis, we propose that the mafic rocks, which formed in the post orogenic extension and tensional stage, are closely related to the uranium mineralization, while the covering area of the Liaohe Group in the south of Lianshanguan granitic pluton can be considered as the key prospecting area for the uranium mineralization.

Paleoproterozoic; basic rock; uranium mineralization; mantle-derived; ductile shear zone; Lianshanguan area

2020-03-09;

2020-05-25;

2021-04-27

国家重点研发计划(2016YFC0600108-02)、国家自然科学基金(41672185)与青岛市创新领军人才计划(19-3-2-19-zhc)和泰山学者计划(ts20190918)联合资助。

吴迪(1987–), 男, 博士研究生, 高级工程师, 从事铀矿地质勘查与研究。Email: wudi.1114@163.com

刘永江(1964–), 男, 教授, 博导, 从事大地构造学、构造年代学和大陆流变学研究。Email: liuyongjiang@ouc.edu.cn

P595

A

1001-1552(2021)04-0727-018

10.16539/j.ddgzyckx.2021.02.016