江西相山鈾礦田山南礦區(qū)流紋英安巖和花崗斑巖的地球化學(xué)與Sr、Nd同位素特征

陳 雷，趙元藝，王宗起，劉 妍，曹 潔，定 立

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所國土資源部成礦作用與資源評價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100037;2.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083)

相山鈾礦床是我國最大的火山巖型鈾礦床，主要賦存在白堊紀(jì)火山侵入雜巖體中，大地構(gòu)造位置上位于揚(yáng)子板塊與華南板塊縫合線南緣(楊明桂，1997)(圖1a)，同時(shí)又處于北東向展布的贛杭構(gòu)造火山巖成礦帶中(圖1b)。在長達(dá)半個(gè)多世紀(jì)的開采和研究過程中，已有眾多的學(xué)者從礦床地質(zhì)特征、礦物學(xué)、成礦流體、年代學(xué)及巖石地球化學(xué)等方面對其進(jìn)行了詳細(xì)的研究(方錫珩等，1982;李坤英等，1989;陳迪云等，1993;陳躍輝等，1995;周文斌等，1997;陳小明等，1999;廖宇華，2000;余達(dá)淦，2001a，b;吳仁貴等，2003;范洪海等，2001a，b，c，2006、2005;張萬良和李子穎，2007;邵飛等，2008;Yang et al.，2010;楊水源等，2012)，目前已經(jīng)普遍接受的是相山火山侵入雜巖形成于早白堊世(～135Ma，Yang et al.，2010;楊水源等，2012)，但是對于這套火山侵入雜巖的性質(zhì)、成因及鈾礦的物質(zhì)來源仍存在有較多爭議。多數(shù)學(xué)者都認(rèn)為相山火山侵入雜巖具有S型巖漿的性質(zhì)，源自地殼的重熔(劉家遠(yuǎn)，1985;王德滋，1991;劉昌實(shí)等，1992a，b;李邦達(dá)，1993;竇小平，2005;Yang et al.，2010;楊水源等，2012)，也有部分學(xué)者認(rèn)為雖然具有殼源特征，但是在形成過程中有地幔物質(zhì)加入，而且地幔物質(zhì)對巖漿和成礦物質(zhì)的形成具有重要意義。源區(qū)主要是由下地殼的部分熔融而形成(方錫珩，1982;劉家遠(yuǎn)，1986;夏林圻，1992;陳迪云，1993;范洪海，2001a，b，c;方錫珩等，1982;夏林圻等，1992;陳迪云等，1993;李邦達(dá)，1993;段蕓等，2001)，Jiang et al.(2005)通過對相山礦田內(nèi)的火山巖及其內(nèi)部包體進(jìn)行了礦物學(xué)和地球化學(xué)研究，認(rèn)為形成相山火山雜巖的巖漿為富Mg的鉀質(zhì)巖漿，起源于巖石圈地幔。同時(shí)，對相山鈾礦體的成礦作用也有較多的爭論，有淺源淺成論(余達(dá)淦，2001a，b;范洪海等，2001a)，斑巖型成礦(張萬良，2001;吳仁貴等，2003)及地幔流體成礦模式(胡瑞忠等，2004;姜耀輝等，2004;張樹明等，2005;Jiang et al.，2006;Hu et al.，2009)，但無論哪一種成礦作用模式，都認(rèn)為相山的鈾礦化與礦田內(nèi)各種斑(狀)巖具有密切聯(lián)系，如花崗斑巖、流紋英安斑巖及碎斑熔巖，鈾礦化主要發(fā)育在各類斑(狀)巖內(nèi)或與其接觸的地層中，因此對礦區(qū)內(nèi)廣泛出露的各種斑(狀)巖進(jìn)行深入、詳細(xì)的研究，不僅能夠進(jìn)一步了解相山火山雜巖的真正成因，而且對于理解礦田內(nèi)鈾的成礦作用也具有重要的意義。

因此，本次研究選擇相山礦田山南礦區(qū)的賦礦巖石－花崗斑巖和流紋英安巖作為研究對象，在詳細(xì)的野外地質(zhì)觀察和室內(nèi)巖相學(xué)研究的基礎(chǔ)上對上述兩種巖石進(jìn)行了地球化學(xué)和Sr、Nd同位素測試，期望能夠通過本次研究對相山含礦火山雜巖的巖漿起源、演化及形成背景有更加深入、準(zhǔn)確的理解，同時(shí)也期望能夠?qū)ΦV田甚至區(qū)域內(nèi)鈾的成礦作用提供一些有利信息。

1 礦區(qū)地質(zhì)特征

相山火山侵入雜巖體平面上呈橢圓形，東西長約26.5km，南北寬約15km，面積約309km2，構(gòu)成一個(gè)大型火山塌陷盆地(圖1c)。前人研究表明，火山侵入雜巖為一套酸性(次)火山巖和火山碎屑巖，具有多旋回、多階段特征(方錫珩等，1982;夏林圻等，1992;吳仁貴，1999)。該火山塌陷盆地基底地層主要為早－中元古代中－深變質(zhì)巖系和震旦紀(jì)淺變質(zhì)巖系，蓋層主要是侏羅系的火山巖，盆地北西部被白堊系紅層覆蓋。

山南礦區(qū)位于相山礦田的北部，礦區(qū)內(nèi)有橫澗、崗上英及石馬山3個(gè)火山巖型中低溫?zé)嵋好}型鈾礦床。礦區(qū)內(nèi)發(fā)育有震旦系變質(zhì)巖和上侏羅統(tǒng)打鼓頂組和鵝湖嶺組中酸性－酸性火山巖系(圖1d)。蓋層火山巖系總體向南東緩傾斜;花崗斑巖體產(chǎn)狀及形態(tài)多變，在西部橫澗地段出露地表，往南東方向向深部傾伏呈盲巖體(吳三 等，2010)。斷裂構(gòu)造主要有北東向和近東西向斷裂。北東向斷裂主要發(fā)育在蓋層中，從西到東發(fā)育有6條走向北東、往南東方向陡傾的早期為壓扭，晚期為左旋的正斷層性質(zhì)的斷裂構(gòu)造，是礦田內(nèi)控制富大鈾礦體的鄒家山－石洞斷裂帶的北東段組成部分;近東西向斷裂構(gòu)造主要為基底隱伏的逆斷層，被花崗(閃長)斑巖所充填。在火山巖的組間界面附近還發(fā)育有近東西向弧形火山塌陷構(gòu)造。此外，在各種巖性界面附近裂隙構(gòu)造極為發(fā)育(吳三 等，2010)。山南礦區(qū)內(nèi)賦礦圍巖主要為花崗斑巖，其次為打鼓頂組的流紋英安巖和鵝湖嶺組的碎斑熔巖，在花崗斑巖外接觸帶的打鼓頂組砂巖以及震旦系片巖中也有少量鈾礦體。圍巖蝕變分帶明顯，中心為螢石、水云母、綠泥石及硫化物與瀝青鈾礦物一起形成富礦脈，兩側(cè)為具赤鐵礦化的較低品位鈾礦化，并向具有鈉長石化、水云母化的圍巖過渡。礦體規(guī)模小，呈脈狀、群脈狀，受構(gòu)造斷裂帶或破碎蝕變巖帶控制。礦石類型主要為鈾－赤鐵礦和鈾－螢石型，礦石品位變化大，鈾－螢石型品位一般較富(吳三 等，2010)。

2 樣品與測試方法

本次研究的花崗斑巖和流紋英安巖主要采自山南礦區(qū)橫澗礦段，巖石樣品主要為弱蝕變或無蝕變的新鮮的花崗斑巖和流紋英安巖樣品。

流紋英安巖手標(biāo)本呈深灰色，斑狀結(jié)構(gòu)(圖2a)，流紋狀構(gòu)造，斑晶約占10% ～13%，主要是斜長石和石英，有少量鉀長石，斜長石呈自形－半自形結(jié)構(gòu)，可見有明顯的雙晶結(jié)構(gòu)(圖2c)，由于樣品發(fā)生了硅化和粘土化蝕變，部分長石斑晶表面形成了很多細(xì)小的絹云母;基質(zhì)主要由長石、石英及很少量的黑云母等礦物組成，多呈?；豢椊Y(jié)構(gòu)。

花崗斑巖手標(biāo)本呈灰白色，斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造(圖2b)，斑晶主要有長石(斜長石和鉀長石)和石英組成。其中長石占斑晶總量的60%左右，呈半自形板狀或它形粒狀，粒徑一般在1～3mm之間，其中部分長石蝕變渾圓狀顆粒，形成了高嶺土和細(xì)小的絹云母顆粒;石英占斑晶總量的40%左右，粒徑一般在1～2.5mm(圖2d)。基質(zhì)主要是長英質(zhì)礦物及很少量的黑云母，顆粒界線不清。大部分花崗斑巖都發(fā)生了高嶺石化蝕變。

圖1 相山鈾礦田的大地構(gòu)造位置(a，b，據(jù)余心起等，2006修改)，相山火山侵入雜巖體地質(zhì)簡圖(c，據(jù)范洪海等，2011修改)山南礦區(qū)地質(zhì)簡圖(d，據(jù)吳三毛等，2010修改)Fig.1 Tectonic framework of the Xiangshan ore foeld(a，b，after Yu et al.，2006)，geological sketch map of volcanic-intrusive comples in the Xiangshan ore foeld(c，after Fan et al.，2011)，geological sketch map of Shannan ore district(d，after Wu et al.，2011)

樣品的主量、微量、稀土元素和Sr－Nd同位素的測試在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成，測試前首先將樣品磨碎至200目。主量元素分析采用XRF方法(X熒光光譜法)，取0.5g樣品煅燒后加入9.0g的 Li2B4O7－LiBO2助熔物(固體)，充分混和后放置在自動熔煉儀中，使之在1050～1100℃熔融，熔融物倒出后形成扁平玻璃片，再用XRF熒光光譜儀進(jìn)行分析，分析精度優(yōu)于5%。稀土和微量元素采用ICP－MS方法分析，取0.2g樣品，加入到0.90g的 LiBO2熔劑中，混合均勻，在1000℃的熔爐中熔化。熔液冷卻后，溶解于100mL 4%的硝酸中，然后用等離子質(zhì)譜儀(ICP－MS)分析，測試精度為5% ～10%。

Sr－Nd同位素測試前首先稱取0.1～0.2g粉末樣品，置于低壓密閉溶樣罐中，加入稀釋劑，用混合酸(HF+HNO3+HClO4)溶解24h。待樣品完全溶解后，蒸干，加入6mol/L的鹽酸轉(zhuǎn)為氯化物蒸干。用0.5mol/L的鹽酸溶液溶解，離心分離，清液載入陽離子交換柱。然后用鹽酸溶液淋洗，蒸干，最后用ISOPROBE－T熱電離質(zhì)譜計(jì)完成質(zhì)譜分析。Sr同位素比值測定的內(nèi)校正因子采用86Sr/88Sr=0.1194，標(biāo)準(zhǔn)測量結(jié)果NBS987為0.710250±7。Nd同位素比值采用146Nd/144Nd=0.7219校正，標(biāo)準(zhǔn)測量結(jié)果SHINESTU為0.512118±3(標(biāo)準(zhǔn)值為0.512110)。

3 測試結(jié)果

3.1 主量元素

山南礦區(qū)巖漿巖樣品的主量元素分析結(jié)果見表1。流紋英安巖的 SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)為 69.47% ～72.19%，Al2O3質(zhì)量分?jǐn)?shù)為 12.85% ～14.43%，F(xiàn)e2O3質(zhì)量分?jǐn)?shù)在1.01% ～3.31%之間，F(xiàn)eO在0.2%～1.4%之間，MgO質(zhì)量分?jǐn)?shù)變化較大，在0.06% ～0.51%;K2O/Na2O在0.4～0.52之間，說明樣品富堿、富鈉;Mg#較低且變化較大，在5.02～26.75。在 SiO2－(K2O+Na2O)圖解上(圖3a)，測試樣品都落在了流紋巖和英安巖的交界處，這也與野外和室內(nèi)鏡下觀察結(jié)果相一致。

花崗斑巖的SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)為72.32% ～78.6%，Al2O3質(zhì)量分?jǐn)?shù)為 12.17% ～14.32%，F(xiàn)e2O3質(zhì)量分?jǐn)?shù)在0.64% ～1.72%，F(xiàn)eO在0.15%～1.0%之間，MgO質(zhì)量分?jǐn)?shù)在0.17% ～0.33%;K2O/Na2O在0.4～0.67之間，同樣也說明其具有富堿、富鈉的特征;Mg#較低且變化較大，在13.13～36.26。在QAP圖解上(圖3b)，測試樣品都落在了堿長花崗巖和花崗巖區(qū)域內(nèi)。

流紋英安巖和花崗斑巖都屬于高鉀鈣堿性和鉀玄巖系列(圖4a)，在A/CNK－A/NK圖解上，大部分樣品都位于過鋁質(zhì)區(qū)域內(nèi)，只有兩個(gè)樣品位于準(zhǔn)鋁質(zhì)范圍內(nèi)(圖 4b)。在 SiO2與 Al2O3、FeOt、TiO2、MgO、CaO及P2O5的協(xié)變關(guān)系圖上(圖5)可以發(fā)現(xiàn)流紋英安巖和花崗斑巖都具有隨著SiO2含量的增加而其他元素含量減少的趨勢，兩種巖性的樣品具有相同的變化趨勢，說明兩者可能具有相同的巖漿演化特征。

3.2 微量和稀土元素

流紋英安巖和花崗斑巖的微量和稀土元素含量見表1，兩者具有相似的微量元素特征，相對富集Th、U、Pb等高場強(qiáng)元素和 Rb、K等大離子親石元素，相對虧損 Zr、Ti、Ta、Ce 等高場強(qiáng)元素和 Ba、Sr等大離子親石元素(圖6a，c)，普遍具有U、Pb的富集，這可能與礦區(qū)內(nèi)兩種巖性的巖石中普遍具有鈾礦化有關(guān)。兩種巖性的樣品中Sr含量不高且變化較大，在 43.8～285×10－6之間，Rb/Sr值分別為0.16～0.98(平均 0.71)和 0.14～2.90(平均1.46)，Rb/Nb值分別為1.36～15.28(平均9.80)和2.65～16.17(平均7.56)，Rb/Sr和 Rb/Nb值都明顯高于中國東部(分別為0.31和6.8，高山等，1999)和全球上地殼的平均值(分別為0.32和4.5，Taylor and McLennan，1985)，反映流紋英安巖和花崗斑巖源自成熟度較高的陸殼物質(zhì)。

圖5 相山鈾礦田山南礦區(qū)的流紋英安巖和花崗斑巖的SiO2與Al2 O3、FeOt、TiO2、MgO、Ca2 O及P2 O5的協(xié)變關(guān)系圖，圖例同圖3Fig.5 SiO2－Al2 O3，F(xiàn)eOt，TiO2，MgO，CaO and P2 O5 diagrammatize of rhyodacite and granite porphyry samples in Shannan ore district of Xiangshan ore field，symbols as Fig.3

在稀土元素方面，流紋英安巖的∑REE(229.32～330.33×10－6)略高于花崗斑巖的∑REE(117.58～241.64×10－6);在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖上，流紋英安巖和花崗斑巖的樣品均表現(xiàn)出輕稀土元素富集，重稀土元素虧損(圖6b，d)，LREE/HREE分別為9.32～11.59和2.12～8.27，(La/Yb)N值分別為10.59～14.26和1.41～9.47;兩者都具有明顯的Eu異常，表明兩種巖性的巖石在分餾結(jié)晶或部分熔融的過程中源區(qū)均有長石的殘余;兩者的(La/Sm)N值為3.73～5.94和1.51～4.57，(Gd/Yb)N值分別為1.47～1.77和0.76～1.41，表明輕、重稀土元素都發(fā)生了一定的分餾，而輕稀土元素的分餾程度要強(qiáng)于重稀土元素，流紋英安巖的分餾程度要普遍高于花崗斑巖。

3.3 Sr－Nd同位素

流紋英安巖和花崗斑巖的Sr、Nd同位素分析結(jié)果見表2。流紋英安巖的87Rb/86Sr比值在0.4738～4.3443之間，花崗斑巖在0.2932～9.3296之間;147Sm/144Nd比值變化不大，流紋英安巖在0.0985～0.1139，花崗斑巖在0.1142～0.1854之間。根據(jù)Yang et al.(2010)和楊水源等(2012)對相山礦體的流紋斑巖、流紋英安巖和流紋英安斑巖進(jìn)行的鋯石U－Pb測年結(jié)果，選擇135Ma作為巖體形成年齡，計(jì)算得出流紋英安巖的初始Sr比值(ISr)比值在0.7172～0.7178，花崗斑巖在 0.7160～0.7219之間，兩者的εNd(t)值在－7.81～－8.93之間。流紋英安巖和花崗斑巖的Nd同位素兩階段模式年齡(TDM2)相一致，介于1562～1639Ma之間，為中元古代。

圖6 相山鈾礦田山南礦區(qū)的流紋英安巖(a，b)和花崗斑巖(c，d)的微量元素和稀土元素配分模式圖(原始地幔和球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)，圖例同圖3Fig.6 Chondrite-normalized and Primitive mantle normalized REE and trace elements diagrams for rhyodacite and granite porphyry samples in Shannan ore district of Xiangshan ore field(primitive mantle and Chondrite values from Sun and McDonough，1989)，symbols as Fig.3

表1 相山礦田山南礦區(qū)巖漿巖的主量、微量元素組成及鋯石飽和溫度Table 1 Major，trace elements and crystallization temperature of igneous rocks in Shannan ore district of Xiangshan ore field

續(xù)表1Continued Table 1

表2 相山礦田山南礦區(qū)巖漿巖的Sr－Nd同位素特征Table 2 Sr－Nd isotopes of igneous rocks in Sha nnan ore district of Xiangshan ore field

4 討論

4.1 巖漿巖結(jié)晶的溫度、壓力條件

花崗質(zhì)巖漿初始結(jié)晶的溫度對于理解花崗質(zhì)巖漿的起源和演化具有重要的意義，本次主要選取巖石的鋯石飽和溫度計(jì)對流紋英安巖和花崗斑巖的結(jié)晶溫度進(jìn)行估算。根據(jù)Miller et al.(2003)的計(jì)算公式，具體公式和結(jié)果見表1，計(jì)算出流紋英安巖和花崗斑巖的結(jié)晶溫度分別為812.5～904.9℃和772.1～826℃，流紋英安巖的溫度相對高于花崗斑巖。Sylvester(1998)提出花崗巖的Al2O3/TiO2比值可以作為源區(qū)部分熔融的溫度指示劑，當(dāng)Al2O3/TiO2＞100時(shí)，表明部分熔融溫度 ＜875℃，反之則相反。本次研究的流紋英安巖Al2O3/TiO2比值平均為56.09，而花崗斑巖的比值平均為167.54，這表明流紋英安巖的形成溫度要高于花崗斑巖，而這一結(jié)果與鋯石飽和溫度計(jì)的結(jié)果相一致。張旗等(2006)提出根據(jù)花崗巖的Sr、Yb地球化學(xué)特征，判別其形成時(shí)的壓力，本次測試的樣品在Sr－Yb圖解上(圖7)，主要都落在了低Sr高Yb的區(qū)域內(nèi)，說明相山礦區(qū)的流紋英安巖和花崗斑巖形成于較低的壓力范圍。綜合上述溫度和壓力的估算結(jié)果，說明相山礦區(qū)內(nèi)的流紋英安巖和花崗斑巖形成于高溫、低壓的環(huán)境。

圖7 相山礦田山南礦區(qū)流紋英安巖和花崗斑巖的Yb－Sr圖解(據(jù)張旗等，2006)，圖例同圖3Fig.7 Plot of Yb－Sr of rhyodacite and granite porphyry samples in Shannan ore district of Xiangshan ore field(after Zhang et al.，2006)，symbols as Fig.3

4.2 巖石成因

山南礦區(qū)的流紋英安巖和花崗斑巖都具有相對較高的SiO2含量，(K2O+Na2O)含量也較高，K2O/Na2O＜1，在K2O－Na2O的判別圖上(圖8a)，絕大部分樣品都位于S型巖漿巖范圍內(nèi);同樣，在Zr+Nb+Ce+Y與 104×Ga/Al、FeO*/MgO的圖解上(圖9a、b)，絕大部分的樣品也都落在了高分異的I、S型巖漿巖區(qū)域內(nèi)，說明山南礦區(qū)的流紋英安巖和花崗斑巖主體具有S型花崗巖特征。在分異指數(shù)(AR)與SiO2的關(guān)系圖上(圖8b)，所有測試樣品均位于堿性巖區(qū)域內(nèi)，說明本次研究的流紋英安巖和花崗斑巖都具有富鈉、高堿的特征。絕大部分樣品的A/CNK值也都大于1.1或在1.1附近，說明具有強(qiáng)過鋁質(zhì)巖石特征。微量元素方面，兩種巖性的樣品均具有較高的Rb/Sr和Rb/Nb值，相對虧損Ta等元素，輕重稀土分異明顯，具有強(qiáng)烈的Eu負(fù)異常特征，這些地球化學(xué)特征與華南地區(qū)典型的強(qiáng)富鋁殼源巖漿巖特征相一致(孫濤等，2002，2003;王孝磊等，2004;周新民，2007;黃蘭椿等，2012)。

圖10 相山礦田山南礦區(qū)流紋英安巖和花崗斑巖的(La/Sm)－La(a)、Mg#－SiO2(b)、εNd(t)－SiO2(c)及(87 Sr/86 Sr)i－1000/Sr(d)關(guān)系圖，圖例同圖3Fig.10 Plot of(La/Sm)－La(a)，Mg#－SiO2(b)，εNd(t)－SiO2(c)and(87 Sr/86 Sr)i－1000/Sr(d)of rhyodacite and granite porphyry samples in Shannan ore district of Xiangshan ore field，symbols as Fig.3

在(La/Sm)－La圖解中(圖10a)所有的測試樣品均表現(xiàn)出正相關(guān)性特征，表明巖漿在形成的過程中經(jīng)歷了部分熔融作用;在Mg#－SiO2分布圖上(圖10b)，所有樣品顯示出較低的Mg#特征，說明巖漿源區(qū)主要以殼源成份為主，而這一特征與流紋英安巖和花崗斑巖表現(xiàn)出S型花崗巖特征相一致。流紋英安巖和花崗斑巖在εNd(t)與SiO2的相關(guān)圖解上(10c)表現(xiàn)出明顯的負(fù)相關(guān)性，說明其經(jīng)歷了同化混染作用(Thompson，1984;Fitton et al.，1988;Gill et al.，2004)。在(87Sr/86Sr)i－1000/Sr圖上(10d)，所有的測試樣品均表現(xiàn)出正相關(guān)性，也說明兩者在形成過程中具有同化混染作用，并未表現(xiàn)出強(qiáng)烈的結(jié)晶分異作用。

綜合上述結(jié)論可知，山南礦區(qū)內(nèi)的流紋英安巖和花崗斑巖具有明顯的S型花崗巖特征，在其形成過程中主要經(jīng)歷了部分熔融和同化混染作用。

4.3 物質(zhì)來源

流紋英安巖和花崗斑巖的Sr－Nd同位素分析結(jié)果顯示，兩者均具有較大的ISr含量，較小的εNd(t)值(－7.81～ －8.93)，在 ISr－εNd(t)圖解上(圖11a)，所有的樣品均落在了地幔與贛中地區(qū)元古代變質(zhì)巖之間的演化線上，而且更靠近區(qū)域內(nèi)元古代的變質(zhì)巖，這與前人對相山地區(qū)火山雜巖的研究結(jié)果相一致(范洪海等，2001b，c;Yang et al.，2010;楊水源等，2012)。在 t－εNd(t)圖解上(圖11b)，流紋英安巖和花崗斑巖也都位于華南元古代地殼演化區(qū)域內(nèi)，遠(yuǎn)離虧損地幔演化線，說明流紋英安巖和花崗斑巖起源于古老的地殼物質(zhì)重熔，并未有明顯的地幔物質(zhì)混入，與區(qū)域內(nèi)元古代變質(zhì)巖具有密切成因聯(lián)系。同時(shí)在ISr－εNd(t)圖解上(圖11a)，流紋英安巖和花崗斑巖都位于華南地區(qū)S型花崗巖的區(qū)域內(nèi)，這也進(jìn)一步說明兩者是具有殼源特征的S型花崗質(zhì)巖漿。

圖11 相山礦田山南礦區(qū)流紋英安巖和花崗斑巖的ISr－εNd(t)(a)與t－εNd(t)圖解(圖中相山火山雜巖范圍引自范洪海等，2001;Yang et al.，2010;楊水源等，2012;元古代變質(zhì)巖數(shù)據(jù)引自胡恭順等，1999;I型和S型花崗巖范圍引自Ling et al.，2001;華南元古代地殼演化域數(shù)據(jù)引自沈渭洲，2006)，圖例同圖3Fig.11 ISr－εNd(t)(a)and t－εNd(t)(d)diagrams for rhyodacite and granite porphyry samples in Shannan ore district of Xiangshan ore field(the data of volcanic rocks from Fan Honghai et al.，2001，Yang et al.，2010，Yang Shuiyuang et al.，2012;the data of Proterozoic metamorphic rocks from Hu Gongshun et al.，1999;the boundary of I and S type granite from Ling et al.，2001;the evolution of Proterozoic crust oSouth China from Shen Weizhou，2006)，symbols as Fig.3

在La－(La/Sm)的關(guān)系圖上(圖10a)，流紋英安巖和花崗斑巖與區(qū)域內(nèi)元古代變質(zhì)巖具有相似的分布范圍和變化趨勢，而且流紋英安巖和花崗斑巖都表現(xiàn)出部分熔融的特征，這些說明區(qū)域內(nèi)元古代變質(zhì)巖可能是兩者的源巖，通過部分熔融作用而形成了流紋英安巖和花崗斑巖的巖漿。在εNd(t)與SiO2、(87Sr/86Sr)i－1000/Sr圖解上(10c，d)，流紋英安巖和花崗斑巖表現(xiàn)出明顯的同化混染特征，說明流紋英安巖和花崗斑巖的巖漿在形成和演化過程中具有較大程度的地殼物質(zhì)混染。Ce－Ce/Pb的關(guān)系圖上(圖12a)，山南礦區(qū)流紋英安巖和花崗斑巖都落在了區(qū)域內(nèi)元古代變質(zhì)巖的范圍附近，靠近大陸平均地殼而遠(yuǎn)離原始地幔和MORB區(qū)域;Nb－Nb/Th圖上(圖12b)本次測試樣品也均在元古代變質(zhì)巖的范圍附近，Nb/Y－Th/Y圖解(圖12c)所有的樣品均在Th/Nb=1的趨勢線附近，靠近大陸平均地殼，與區(qū)域內(nèi)元古代的變質(zhì)巖具有相同的分布范圍;Ta/Yb－Th/Yb的圖解中(圖12d)，測試樣品遠(yuǎn)離了地幔交代的演化趨勢線，同樣也落在了區(qū)域內(nèi)元古代變質(zhì)巖區(qū)域內(nèi)。因此，由上述大離子不相容元素的關(guān)系圖可以發(fā)現(xiàn)，山南礦區(qū)內(nèi)的流紋英安巖和花崗斑巖均表現(xiàn)出強(qiáng)烈的殼源特征，而這與Sr－Nd同位素的研究結(jié)果相一致。

Sylvester(1998)提出CaO/Na2O比值可以判斷花崗巖的源區(qū)物質(zhì)成分，并認(rèn)為若 CaO/Na2O＞0.3，表示源區(qū)屬于砂質(zhì)巖成分;而 CaO/Na2O＜0.3，則表示源區(qū)屬于泥質(zhì)巖成分。在本次測試的流紋英安巖和花崗斑巖的CaO/Na2O值既有大于0.3，也有部分小于0.3，說明兩者的源區(qū)既有砂質(zhì)巖也有泥質(zhì)巖成分;在 C/MF－A/MF(C/MF=CaO/(FeOt+MgO)，A/MF=Al2O3/(FeOt+MgO)，都為摩爾數(shù))配分圖上(圖13a)，流紋英安巖和花崗斑巖位于變質(zhì)砂巖和變質(zhì)泥巖的部分熔融區(qū)域。在Rb/Sr與Rb/Ba和CaO/Na2O分布圖上(圖13b，c)，流紋英安巖和花崗斑巖在泥質(zhì)源區(qū)和砂質(zhì)源區(qū)都有分布，但是大部分測試數(shù)據(jù)都位于砂質(zhì)巖源區(qū)的范圍，說明流紋英安巖和花崗斑巖的源區(qū)成分具有砂質(zhì)巖也有泥質(zhì)巖，但以砂質(zhì)巖成分為主。本次得到的流紋英安巖和花崗斑巖的 εNd(t)值為 －7.81～－8.93，兩階段模式年齡 TDM2分別為1562～1627Ma和1583～1639Ma，與區(qū)域內(nèi)的元古代變質(zhì)巖具有相同的年齡，說明區(qū)域內(nèi)元古代的變質(zhì)巖中砂質(zhì)巖和泥質(zhì)巖很可能就是本次研究的流紋英安巖和花崗斑巖的源巖，而與流紋英安巖和花崗斑巖具有密切的鈾礦化同樣也具有殼源特征。

4.4 成礦構(gòu)造背景

圖14 相山礦田山南礦區(qū)流紋英安巖和花崗斑巖的Y+Nb－Rb和Y－Nb圖解(據(jù)Pearce et al.，1984)，圖例同圖3Fig.14 Y+Nb－Rb and Y－Nb diagrams for rhyodacite and granite porphyry samples in Shannan ore district of Xiangshan ore field(after Pearce et al.，1984)，symbol as Fig.3

華南地區(qū)作為我國重要的成礦域，在中生代發(fā)生了大規(guī)模成礦作用，華仁民等(1999)、毛景文等(1999、2000、2004)對區(qū)域內(nèi)的巖漿活動和成礦作用進(jìn)行了詳細(xì)、系統(tǒng)的研究和總結(jié)，認(rèn)為在華南地區(qū)中生代主要金屬礦床形成于3個(gè)階段，且均認(rèn)為第一、二次大規(guī)模成礦作用分別對應(yīng)于印支造山運(yùn)動后巖石圈的局部拉張－裂解和大規(guī)模伸展減薄，而第三次大規(guī)模成礦作用的背景更為復(fù)雜，既有拉張又有擠壓，大陸邊緣大規(guī)模的火山巖漿作用、弧后的擴(kuò)張作用、板內(nèi)巖石圈的進(jìn)一步伸展以及深斷裂的活動。Yang et al.(2010)和楊水源等(2012)對相山礦區(qū)的火山雜巖進(jìn)行的鋯石U－Pb年代學(xué)研究表明，其主要形成于～135Ma，表明相山礦區(qū)的火山雜巖主要形成于華南中生代第二次大規(guī)模成礦作用，形成于巖石圈的大規(guī)模伸展減薄環(huán)境。本次研究的山南礦區(qū)內(nèi)的流紋英安巖和花崗斑巖在構(gòu)造環(huán)境上形成于板內(nèi)環(huán)境(圖14)，Sr－Nd同位素和地球化學(xué)特征表明流紋英安巖和花崗斑巖具有殼源特征，與區(qū)域內(nèi)元古代變質(zhì)巖具有密切的成因聯(lián)系。這些都說明本次研究的流紋英安巖和花崗斑巖可能在中生代由于太平洋板塊的俯沖作用導(dǎo)致華南地區(qū)巖石圈發(fā)生大規(guī)模的伸展減薄，而這種巖石圈的伸展減薄造成了區(qū)域內(nèi)元古代的變質(zhì)巖發(fā)生重融而形成相山礦田內(nèi)出露的具有殼源特征的堿性巖漿巖，同時(shí)也形成了礦田范圍內(nèi)大規(guī)模的鈾礦化。

5 結(jié)論

本次研究通過對相山礦田山南礦區(qū)內(nèi)的流紋英安巖和花崗斑巖進(jìn)行了地球化學(xué)和Sr、Nd同位素的研究，得出了以下結(jié)論:

(1)相山礦田山南礦區(qū)內(nèi)的流紋英安巖和花崗斑巖屬于高鉀鈣堿性和鉀玄巖系列的堿性巖漿巖，其中流紋英安巖和花崗斑巖具有較高的結(jié)晶溫度，分別為812.5～904.9℃和772.1～826℃，兩者都形成于低壓的環(huán)境;

(2)地球化學(xué)和Sr、Nd結(jié)果顯示山南礦區(qū)內(nèi)的流紋英安巖和花崗斑巖具有明顯的S型花崗巖特征，在其形成過程中主要經(jīng)歷了部分熔融和同化混染作用。流紋英安巖、花崗斑巖及相應(yīng)的鈾礦化具有強(qiáng)烈的殼源特征，而區(qū)域內(nèi)的元古代變質(zhì)巖中的砂質(zhì)巖和泥質(zhì)巖可能是源巖;流紋英安巖和花崗斑巖形成于板內(nèi)環(huán)境，與中生代華南地區(qū)巖石圈的伸展減薄有關(guān)。

致謝 本次研究工作得到了南京大學(xué)倪培教授的大力支持;還得到了中國地質(zhì)調(diào)查局南京地質(zhì)調(diào)查中心郭坤一所長、南京地調(diào)中心礦勘部駱學(xué)全主任及班宜忠研究員的關(guān)心和支持;實(shí)驗(yàn)過程中得到核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心各位老師的大力支持，在此一并表示感謝!

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