粤北长江地区花岗斑岩脉年代学、地球化学特征及其地质意义

庞雅庆，孟晓庆，范洪海，高飞，王勇剑，何德宝

（1.核工业北京地质研究院 中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 100029；2.中国地质大学（北京），北京 100083）

花岗斑岩是岩浆侵入活动较晚阶段的产物，与多种矿产有着密切的成因关系［1-5］，而花岗斑岩也因与铀成矿有着密切的空间关系引起了众多学者的关注［6-10］。粤北长江地区产出有众多花岗岩型铀矿床，是重要的铀矿产地。该类型铀矿与花岗岩体有着密切的空间和成因联系［11-15］。前人对长江地区产铀花岗岩体和基性岩脉已经开展了详细的岩相学、岩石地球化学以及年代学等研究［16-24］，探讨了岩浆演化特征及与铀成矿的关系，但是针对区内花岗斑岩的研究尚未见报道。

本文以长江地区花岗斑岩脉为研究对象，在野外地质调查的基础上，对花岗斑岩开展了岩石学、锆石年代学和地球化学特征等研究，探讨了其成岩年龄、岩石类型、物质来源、构造背景及与铀成矿的关系，以期进一步完善长江地区岩浆演化特征及其与铀成矿关系。

1 地质背景

长江地区是粤北重要的铀矿产地，产出有棉花坑、书楼丘和长排等铀矿床及众多铀矿点。区内岩浆活动发育，广泛出露印支期油洞岩体和燕山期长江岩体，岩性多为粗、中、细粒斑状黑云母花岗岩或二云母花岗岩，也见少量基性岩脉和酸性岩脉穿插于岩体中。长江地区花岗斑岩近EW 向展布，呈脉状穿插于油洞岩体中（图1）。花岗斑岩多为灰色，风化后呈灰白色，斑状结构，块状构造（图2a）。斑晶主要为钾长石和石英（图2b），少量为黑云母（图2c）；钾长石呈自形板状，0.2～3 mm，大小不等，含量5 %左右，多见绢云母化及黏土化；石英呈他形粒状，0.1～1.5 mm，大小不一，含量4 %左右；黑云母多呈片状-长条状，0.2～1 mm，含量1 %左右，局部蚀变为绿泥石，保留黑云母假象。基质主要由隐晶质和石英、长石、黑云母微晶组成，粒度多数小于0.1 mm，石英、长石微晶常组成显微文象结构（图2d）。

图1 长江地区地质简图（据参考文献［24］修改）Fig.1 Geological sketch map of Changjiang area（modified after reference［24］）

图2 长江地区花岗斑岩脉手标本及镜下照片Fig.2 Hand specimen and microphotographs of granite porphyry dykes from Changjiang area

2 样品采集与分析方法

研究的6 件花岗斑岩样品均采自长江地区地表露头，样品新鲜，风化弱且无蚀变，采样位置见图1。

用于U-Pb 定年的花岗斑岩样品的锆石挑选和锆石制靶、阴极发光（CL）等照相在河北廊坊宇能岩石矿物分选技术服务有限公司进行。花岗斑岩样品经粗碎、细碎和淘洗，将样品碎至锆石单体解离的粒度，经重选、磁选等方法富集锆石，在双目镜下挑选晶型好、无裂纹、具代表性的锆石进行制靶，然后对锆石样品靶进行透射光、反射光和阴极发光（CL）照相，综合分析锆石影像特征并判别锆石成因，避开锆石上裂隙、包裹体或杂质从而确定锆石U-Pb 定年测点位置。

花岗斑岩样品LA-ICP-MS 锆石U-Pb年代学测试工作在天津地质矿产研究所同位素实验室完成。质谱仪采用Thermo Fisher 公司制造的Neptune 型质谱仪，剥蚀系统采用的激光发射器为美国ESI 公司制造的ArF 准分子激光器，原始数据处理采用ICPMSDataCal 软件［25］，U-Pb 年龄协和图绘制采用Isoplot 软件［26］。

花岗斑岩样品主量元素、微量元素分析均在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。主量元素和微量元素测试仪器分别为Axiosm AX-X 射线荧光光谱仪和NexION300D 等离子体质谱仪，主量元素测试误差小于1 %，微量元素分析精度优于5 %。

3 锆石U-Pb 年龄

表1 为长江地区花岗斑岩样品（ZN99）LAICP-MS 锆石U-Pb 同位素测试数据。花岗斑岩的锆石无色透明，粒径长介于80～260µm 之间，宽介于45～90µm 之间，多呈自形-半自形柱状，少量可见较完整的晶棱或晶锥，阴极发光（CL）图像显示锆石具有岩浆振荡环带（图3），显示其岩浆成因特征。本次共测定24 个锆石点的w（Th）/w（U）比值（0.17～0.98）均大于0.1（表1），具有典型岩浆锆石的高w（Th）/w（U）比值特征［27］。

表1 长江地区花岗斑岩脉LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄分析结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating analysis results of granite porphyry dykes from Changjiang area

测点的206Pb/238U 年龄（148～155 Ma）比较集中（表1）。从锆石U-Pb 年龄谐和图可以看出，24 个测点均位于谐和线上或其附近（图4），反映这些锆石未遭受后期热事件影响，没有发生显著的Pb 丢失。根据24 个测点计算获得的206Pb/238U 年龄加权平均值为151.8±0.7 Ma（n=24，MSWD=1.8），该年龄可以代表花岗斑岩的结晶年龄。

图4 长江地区花岗斑岩脉锆石U-Pb 年龄谐和图Fig.4 U-Pb dating concordia diagram of zircons from granite porphyry dykes in Changjiang area

4 地球化学特征

4.1 主量元素特征

花岗斑岩脉样品主量元素含量见表2。花岗斑岩w（SiO2）含量高（74.13%～75.25%，平均为74.67%），全碱w（Na2O+K2O）含量较高（7.10%～8.80 %，平均为7.79 %），w（K2O）/w（Na2O）值为1.72～3.23，w（Al2O3）含量较高（12.92%～13.96%，平均为13.39 %），w（CaO）含量较低（0.15 %～0.66%，平均为0.39%），A/CNK 值显示为弱过铝质（1.08～1.57，平均为1.28），里特曼指数σ值显示为钙碱性（1.60～2.40，平均为1.91）。在TSA图上数据点均落入亚碱性花岗岩区域（图5a），在SiO2-K2O图上数据点都落入高钾钙碱性系列区域（图5b）。

表2 长江地区花岗斑岩脉主量元素含量w（B）/%及相关参数Table 2 The major elements data /% and parameters of granite porphyry dykes from Changjiang area

图5 长江地区花岗斑岩脉TSA 图解（a，底图据参考文献［28］）和SiO2-K2O 图解（b，底图据参考文献［29］）Fig.5 The TAS（a，base map after reference［28］）and SiO2-K2O（b，base map after reference［29］）diagrams of granite porphyry dykes from Changjiang area

综上所述，该地区花岗斑岩具高硅、富碱、富铝、钾大于钠、低钙等特点，与长江地区油洞岩体和长江岩体特征相似［17，20］，属于典型的壳源型花岗岩范畴。

4.2 微量-稀土元素特征

表3 为花岗斑岩脉样品微量元素和稀土元素含量分析结果。

表3 长江地区花岗斑岩脉微量和稀土元素分析结果w（B）/10-6及相关参数Table 3 Analytical results of trace elements，rare earth elements（10-6）and parameters of granite porphyry dykes from Changjiang area

从微量元素蛛网图可以看出（图6a），花岗斑岩强烈富集Rb、Th、Hf，“高峰”明显，而Ba、Sr、P 和Ti 明显亏损，呈现“低谷”。花岗斑岩具高的w（Rb）/w（Sr）值（6.45～15.53，平均为9.93）和w（Rb）/w（Nb）值（17.38～21.86，平均为20.03）、低的w（Nb）/w（Ta）值（4.08～6.79，平均为5.00）和w（Zr）/w（Hf）值（19.78～25.26，平均为21.87），以及区别明显“峰”“谷”分布曲线，与长江岩体和油洞岩体的壳源型花岗岩相似［17，20］，也与南岭东段强过铝花岗岩一致［30］。

图6 长江地区花岗斑岩脉微量元素原始地幔标准化蛛网图（a）［31］和稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（b）［32］Fig.6 The spider diagram of primitive mantle-normalized trace element（a）［31］and of chondrite-normalized REE（b）patterns［32］of granite porphyry dykes from Changjiang area

花岗斑岩中ΣREE 为（91.46～179.82）×10-6（平均为126.78×10-6），略微偏低；LREE/HREE 为3.66～7.40（平均为4.87），（La/Yb）N为2.23～6.29（平均为3.87），稀土元素配分曲线呈轻稀土略富集右倾型（图6b）；δEu为0.23～0.44（平均为0.31），Eu 明显亏损。花岗斑岩的稀土元素及其配分曲线特征，与长江岩体壳源型花岗岩相似［20］。

5 讨 论

5.1 岩石成因

关于长江地区不同类型岩石成因研究方面，黄国龙等（2012）［17］认为粤北油洞岩体属于典型的壳源型花岗岩范畴，是由古-中元古代地壳组分泥质岩和砂质岩混合组成的源区发生部分熔融而形成；黄国龙等（2014）［20］认为粤北长江岩体属于壳源型花岗岩范畴，是由古元古代地壳砂质岩源区部分熔融形成；徐文雄等（2014）［19］认为长江地区细粒花岗岩脉属于典型的壳源型花岗岩范畴，是由中-上地壳的泥质岩组分发生部分熔融形成的；庞雅庆等（2023）［24］认为长江地区基性岩脉为俯冲交代作用形成的富集地幔部分熔融形成。

长江地区花岗斑岩脉在主量元素方面，具高w（SiO2）（平均为74.67 %）、富w（Al2O3）（平均为13.39%）、高w（K2O）/w（Na2O）值（平均为2.15）和高A/CNK 值（平均为1.28）；在微量元素方面，具高w（Rb）/w（Sr）值（平均为9.93）和高w（Rb）/w（Nb）值（平均为20.03），Rb、Th和Hf富集，Ba、Sr、P 和Ti 亏损；w（Zr+Nb+Ce+Y）含量为（226.50～303.20）×10-6，明显小于典型A型花岗岩（＞350×10-6）［33］，在（Zr+Nb+Ce+Y）-FeOT/MgO 判别图解上（图7a）数据点都落入分异的I、S 和M 型花岗岩范围内；在稀土元素方面，配分曲线呈轻稀土略富集右倾型，Eu 亏损明显（δEu 平均为0.31），在δEu-（La/Yb）N判别图解上（图7b）数据点均落入壳源型花岗岩区域。上述特征表明：长江地区花岗斑岩属于典型的壳源型花岗岩。

长江地区花岗斑岩w（CaO）/w（Na2O）值介于0.09～0.22 之间（平均为0.15），w（FeOT+MgO+TiO2）值介于1.29 %～2.30 %之间（平均为1.78），符合泥质岩源岩特征（w（CaO）/w（Na2O）<0.3，w（FeOT+MgO+TiO2）<4 %）［35］；在w（CaO）/w（MgO+FeOT）-w（Al2O3）/w（MgO+FeOT）判别图解上（图8a），5 个数据点主要落入泥质岩源岩区域内，仅有1 个数据点落入杂砂岩源岩区域中；在w（Rb）/w（Sr）-w（Rb）/w（Ba）判别图解上（图8b），数据点均落入富黏土源岩区域内。综上所述，长江地区花岗斑岩源岩主要为泥质岩。

5.2 构造背景

关于长江地区不同类型岩石构造背景研究方面，黄国龙等（2012）［17］认为粤北油洞岩体形成于华南地块和印支地块碰撞结束后不久的伸展构造环境；黄国龙等（2014）［20］认为粤北长江岩体为燕山早期岩浆活动的产物，形成于太平洋板块俯冲导致的地壳减薄的伸展构造环境；徐文雄等（2014）［19］认为长江地区细粒花岗岩脉是燕山晚期岩浆活动的产物，形成于太平洋板块俯冲影响下的伸展构造环境；庞雅庆等（2023）［24］认为长江地区基性岩脉主要形成于大陆板内环境，与华南中生代主要的地壳拉张活动时间相一致。总之，该地区中生代花岗岩形成于后碰撞伸展构造环境，基性脉岩形成与大陆板内环境。

长江地区花岗斑岩在Y+Nb-Rb 判别图解上（图9a），数据点均落入同碰撞和后碰撞花岗岩区域内，更偏向于后碰撞花岗岩。Sylvester［35］认为，后碰撞花岗岩的侵位发生在地壳缩短高峰之后的伸展构造环境中。在SiO2-Al2O3判别图解上（图9b），数据点均落入后造山花岗岩类区域。后造山环境处于构造体制转换时期，通常处于挤压造山作用以后的区域拉伸构造环境，往往是岩石圈去根作用的产物，该区域与后碰撞花岗岩相似［37］。上述判别结果表明：长江地区花岗斑岩主要形成于后造山伸展拉张构造环境。

5.3 地质意义

长江地区主要出露油洞和长江花岗岩体，以及少量基性岩脉和酸性岩脉。油洞花岗岩体SHRIMP 锆石U-Pb 年龄为232 Ma［17］，LAICP-MS 独居石U-Pb 年龄为228 Ma［23］，为印支晚期岩浆活动的产物；长江花岗岩体SHRIMP锆石U-Pb 年龄为160 Ma［16］，LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄为157.2～161.6 Ma［20］，LA-ICP-MS独居石U-Pb 年龄为156.8 Ma［23］，以及本文测得的花岗斑岩脉锆石U-Pb 年龄为151.8 Ma，均为燕山早期岩浆活动的产物；长江地区细粒花岗岩脉锆石U-Pb 年龄为138.6 Ma［19］，为燕山晚期岩浆活动的产物；长江地区基性岩脉全岩Ar-Ar年龄为136.8、120.7 和110.1～113.8 Ma［24］，为燕山晚期岩浆活动的产物。上述岩浆活动构成长江地区完整的岩浆演化序列。该地区花岗斑岩脉岩石地球化学特征表明：花岗斑岩与油洞、长江花岗岩体均为典型的壳源型花岗岩，具有相似的成岩构造背景，且其成岩年龄与南岭地区燕山早期花岗岩体的锆石U-Pb 年龄（150～160 Ma）相一致［40］。

针对南岭地区燕山早期花岗岩形成的构造环境，燕山早期存在的A 型花岗岩类［41-45］、双峰式火山岩［46-47］等均表明南岭地区在侏罗纪时岩石圈便发生了伸展作用，但该伸展构造环境是“ 陆内裂谷”［16，20，48-49］还是“ 后造山”［41-44，50-52］仍存在一定争议。南岭地区分布面积大、发育极为广泛的燕山早期花岗岩类主要为（高钾）钙碱性岩类［53］，该类花岗岩通常为同碰撞岩石圈加厚之后伸展垮塌、向非造山板内环境过渡时期的岩浆作用产物［54］，而板内裂谷环境中则以发育数量很少的正长岩、二长岩等为主。长江地区燕山早期花岗斑岩为高钾钙碱性岩类，并且构造环境判别图解中均落入后碰撞和后造山构造环境中，上述结果均表明：长江地区燕山早期花岗斑岩脉主要形成于后造山伸展构造环境。

该构造环境的形成同中生代时期先后经历了印支运动和燕山运动两次大的构造-岩浆活动有关。长江地区区域上受华南地块和印支地块碰撞作用的影响，印支运动导致华南地壳加厚（可达50 km 左右）［30］，在碰撞应力消退后，这种加厚的地壳会很快发生自然减薄（即对加厚的均衡响应）［55］，使岩石圈进入伸展减薄的构造环境，印支晚期在地壳增厚后伸展、减薄作用影响下，由源区为泥质岩和砂质岩的地壳组分发生部分熔融而形成油洞岩体。在燕山运动时期，研究区自中侏罗世开始已处于岩石圈伸展、减薄的构造环境，岩石圈的伸展、减薄与拆沉，软流圈地幔的上涌与加热等，造就研究区后造山拉张环境，造成巨量花岗岩浆形成与大量花岗岩体的侵位，由砂质岩部分熔融而形成长江岩体，由泥质岩部分熔融而形成花岗斑岩脉；燕山晚期随着太平洋板块俯冲作用的影响，深部地幔上隆和岩石圈伸展减薄作用进一步加强，构造环境由先期后造山伸展转变为板内裂谷强拉张，由泥质岩部分熔融而形成细粒花岗岩脉、小规模花岗质侵入体，由富集地幔部分熔融形成不同期次基性岩脉。

长江地区典型铀矿床主成矿年龄介于60～80 Ma之间［56-58］，花岗斑岩脉成岩年龄为151.8 Ma，细粒花岗岩脉成岩年龄为138.6 Ma［19］，矿岩时差较大，因此具有相同成因的酸性岩脉与铀成矿没有直接的成因联系。但在空间分布上，具有相同成因的酸性脉岩与铀成矿关系密切，如棉花坑矿床中常见细粒花岗岩脉穿插，鹿井地区大场坪矿点花岗斑岩中见铀矿体等，这些现象表明：随着酸性脉岩的贯入，增加了含矿围岩结构的不均匀性，易于形成有利成矿空间。

6 结 论

1）长江地区花岗斑岩脉LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄为151.8±0.7 Ma（MSWD=1.8），为燕山早期岩浆活动的产物。

2）长江地区花岗斑岩脉在主量元素方面具高硅、富铝、高w（K2O）/w（Na2O）值和高A/CNK 值等特征，在微量-稀土元素方面具高w（Rb）/w（Sr）值和w（Rb）/w（Nb）值，Rb、Th 和Hf 富集，Ba、Sr、P、Ti和Eu 亏损等特征，配分曲线呈轻稀土略富集右倾型，属于典型的壳源型花岗岩。

3）长江地区花岗斑岩主要形成于后造山伸展拉张构造环境，由中-上地壳的泥质岩组分部分熔融形成。