諸廣中段印支期花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡及微量元素特征

李 杰, 黃宏業(yè), 劉子杰, 張 濤, 王前林, 方適宜, 鄒明亮

諸廣中段印支期花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡及微量元素特征

李 杰, 黃宏業(yè), 劉子杰, 張 濤, 王前林, 方適宜, 鄒明亮*

(核工業(yè)二三〇研究所, 湖南長沙 410007)

諸廣中段是華南重要的花崗巖型鈾礦集區(qū)之一, 區(qū)內(nèi)已發(fā)現(xiàn)的鈾礦床(點(diǎn))均集中分布于印支期花崗巖內(nèi)外接觸帶附近。為了更好地限定花崗巖源區(qū)特征和成因, 探討其與鈾成礦的關(guān)系, 本次研究選擇鹿井地區(qū)花崗巖(文英、大場坪、官莊巖體)為研究對(duì)象, 開展LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)和微量元素特征研究。結(jié)果表明, 花崗巖成巖時(shí)代集中于227～238 Ma, 均為印支早期巖漿活動(dòng)產(chǎn)物。鋯石微量元素特征指示, 該區(qū)花崗巖屬于典型的殼源S型花崗巖, 形成于同碰撞擠壓構(gòu)造環(huán)境, 是華南地塊和印支地塊碰撞結(jié)束后地殼疊置熔融作用過程中, 由加厚地殼中的泥質(zhì)沉積變質(zhì)巖系發(fā)生部分熔融形成。該地區(qū)鈾成礦作用受燕山晚期?喜山期區(qū)域性巖漿?構(gòu)造?熱液活動(dòng)的統(tǒng)一制約, 鈾礦床的空間定位則往往受燕山期構(gòu)造?巖漿熱事件疊加的印支期過鋁質(zhì)富鈾花崗巖控制。

LA-ICP-MS; 鋯石U-Pb定年; 鋯石微量元素; 印支早期; 諸廣中段

0 引 言

華南是重要的熱液型鈾礦產(chǎn)區(qū), 通常認(rèn)為區(qū)內(nèi)花崗巖型鈾礦床受控于燕山期, 特別是燕山晚期的巖漿?熱液作用。隨著對(duì)華南許多大型花崗巖型鈾礦床宏觀地質(zhì)條件及成礦物質(zhì)來源的深入研究, 發(fā)現(xiàn)印支期花崗巖類在鈾礦床形成過程中可能起了更關(guān)鍵的作用, 許多大型熱液鈾礦床都產(chǎn)在印支期花崗巖中, 或其基底由印支期花崗巖構(gòu)成(華仁民, 2005)。近年來在華南地區(qū)許多與鈾礦化密切相關(guān)的產(chǎn)鈾花崗巖被重新確定為印支期花崗巖。因此, 華南尤其是南嶺地區(qū)廣泛發(fā)育的相對(duì)富鈾的印支期過鋁質(zhì)花崗巖是鈾成礦的重要基礎(chǔ)。

諸廣山復(fù)式巖體位于湘贛粵三省交界地區(qū), 北起桂東巖體, 南至南雄斷裂, 面積約5000 km2, 受南嶺東西向構(gòu)造和諸廣山南北向構(gòu)造聯(lián)合控制, 是華南乃至全國最重要的花崗巖型鈾礦集區(qū)之一。諸廣山復(fù)式巖體由加里東期?印支期?燕山期多期多階段巖漿侵入形成, 具體可劃分為南體、中段和北體。南體位于粵北地區(qū), 呈東西向展布, 包括九峰、三江口、長江、扶溪、白云和龍華山等巖體, 產(chǎn)出有長江、百順等鈾礦田; 中段南起湘粵省界, 北至鹿井礦田北面小坑巖體, 面積約491.43 km2, 包括流溪、益將、文英、小坑、下洞、官莊、小沙等巖體, 產(chǎn)出有鹿井鈾礦田; 北體位于豐州?古亭以北的湘贛交界地區(qū), 呈南北向展布, 包括桂東、寨前、湯湖、東洛和鵝形等巖體(蘭鴻鋒等, 2016), 發(fā)育有營盤圩、茶葉龍、九羅洞等礦(化)點(diǎn)。對(duì)于諸廣中段, 前人開展了大量的研究, 但主要側(cè)重在成礦地質(zhì)背景(黃宏業(yè)等, 2008)、礦床地質(zhì)特征(張萬良等, 2011)、礦床成因(Zhang et al., 2018b)等方面, 對(duì)巖體的關(guān)注程度相對(duì)較低。鋯石微區(qū)定年研究表明諸廣中段鹿井地區(qū)的花崗巖主體形成于印支期(222.9±2.7 Ma～247± 2.2 Ma), 但其研究范圍基本局限在黃峰嶺地段(韓娟等, 2011; 鄒明亮等, 2016), 對(duì)于區(qū)域巖體的認(rèn)識(shí)尚存在不足。

精確厘定諸廣中段鹿井地區(qū)不同單元花崗巖的成巖時(shí)代, 有助于加深對(duì)鈾成礦過程的理解。本文在已有研究及詳細(xì)的野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上, 對(duì)鹿井地區(qū)花崗巖進(jìn)行了系統(tǒng)的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測定和鋯石微量元素分析, 精確限定了區(qū)內(nèi)花崗巖的形成年齡, 約束了巖石形成的源區(qū)特征。

1 地質(zhì)背景及巖相學(xué)特征

鹿井地區(qū)位于諸廣山近南北向中段巖體的狹窄部位, 大地構(gòu)造處于南華活動(dòng)帶華夏褶皺帶諸廣斷隆區(qū)、遂川斷裂及熱水?dāng)嗔呀M成的地塹式斷陷部位。區(qū)內(nèi)出露有寒武系、白堊系?第三系, 其中寒武系為富鈾地層, 包括香楠組和茶園頭組, 而香楠組黑色碳質(zhì)板巖是重要的賦礦圍巖。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育, 以NE向?yàn)橹? 次為NW、NNE向、近EW向。由北至南分布有QFⅠ、QFⅡ、QFⅢ、QFⅣ、QFⅤ五條NE向區(qū)域性石英硅化斷裂帶, 構(gòu)成基本構(gòu)造格架和主要導(dǎo)礦構(gòu)造, 其派生的次級(jí)構(gòu)造為主要容礦構(gòu)造(圖1c)。

1. 第四系; 2. 白堊紀(jì)?第三紀(jì)紅盆; 3. 寒武系; 4. 上寒武統(tǒng)茶園頭組; 5. 下寒武統(tǒng)香楠組; 6. 震旦系; 7. 中生代花崗巖; 8. 燕山早期第三階段花崗巖; 9. 燕山早期第二階段花崗巖; 10. 印支期第三階段花崗巖; 11. 印支期第二階段花崗巖; 12. 輝綠巖; 13. 煌斑巖; 14. 斷裂構(gòu)造; 15. 采樣位置。

諸廣中段巖漿活動(dòng)頻繁, 從加里東期至燕山晚期均有活動(dòng), 巖性復(fù)雜, 根據(jù)巖體與圍巖接觸關(guān)系、巖體之間接觸關(guān)系及同位素年齡資料, 巖漿活動(dòng)期次可分為加里東期、印支期、燕山早期及燕山晚期。鹿井地區(qū)主要出露印支期?燕山期巖體及少量石英斑巖、花崗斑巖脈和基性巖脈等。印支期巖體由文英巖體(γ1-2 5)(中?粗粒斑狀黑云母花崗巖、中?細(xì)粒不等粒二云母花崗巖)和小坑巖體(γ1-3 5)(中?細(xì)粒二云母二長花崗巖)組成南北向花崗巖帶; 燕山期巖體由早期第二階段(γ2-2 5)下洞巖體 (中?細(xì)粒黑(二)云母二長花崗巖)和早期第三階段(γ2-3 5)官莊巖體、小沙巖體、金雞嶺巖體、大場坪巖體(細(xì)粒少斑黑(二)云母二長花崗巖)組成, 其中早期第二階段侵入體呈巖株?duì)罨驇r瘤狀分布于羊角腦、下洞等地, 第三階段侵入體呈不規(guī)則小巖株、巖枝狀零星分布在豐洲盆地周邊(圖1c)。

文英巖體整體呈“入”字型巖基產(chǎn)出, 主要由兩種巖性的花崗巖組成, 其中主體巖性為中?粗粒斑狀黑云母花崗巖(B-LJ-2018-13、B-LJ-2018-15)(圖2a、d), 似斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造。其中斑晶主要由鉀長石和斜長石組成(含量約20%), 石英較少, 分布不均勻, 斑晶大小約為1～2 cm, 鉀長石發(fā)育簡單雙晶和格子雙晶, 斜長石普遍發(fā)育聚片雙晶, 發(fā)育強(qiáng)絹云母化(圖2b、c、e); 基質(zhì)為中細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu), 主要由石英(40%)、斜長石(30%)、鉀長石(25%)、黑云母(3%)和白云母(2%)組成, 其中鉀長石以微斜長石為主, 石英局部破碎, 具碎裂結(jié)構(gòu)(圖2f); 副礦物主要包括獨(dú)居石、鋯石、鈦鐵礦、磷灰石等。另一種巖性為中?細(xì)粒不等粒二云母花崗巖(B-LJ-2018-3、B-LJ-2018-11)(圖2g、j), 花崗結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 主要礦物組成有石英、斜長石、鉀長石、黑云母和白云母。石英(45%), 無色透明, 它形粒狀, 波狀消光, 裂隙發(fā)育, 局部溶蝕成港灣狀; 斜長石(25%), 呈自形?半自形板狀、柱狀, 聚片雙晶發(fā)育(圖2h), 局部見卡鈉復(fù)合雙晶, 普遍發(fā)育絹云母化(圖2k); 鉀長石(20%), 以微斜長石為主, 發(fā)育格子雙晶、簡單雙晶 (圖2h、l); 黑云母(4%), 為黃褐色, 片狀, 局部見綠泥石化(圖2i); 白云母(6%), 為它形不規(guī)則片狀, 粒徑較小, 零星分布。

大場坪巖體(B-LJ-2018-7)、官莊巖體(B-LJ- 2018-14)巖性為細(xì)粒少斑二長花崗巖(圖2m、p), 細(xì)粒含斑狀結(jié)構(gòu), 斑晶為石英、斜長石, 含量較少(約10%), 石英斑晶呈它形粒狀, 粒徑3～5 mm, 多溶蝕成渾圓狀, 斜長石斑晶呈板柱狀, 寬<0.5 cm, 長1 cm左右, 發(fā)育聚片雙晶, 多有不同程度溶蝕現(xiàn)象, 發(fā)育絹云母化(圖2r)?；|(zhì)為細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu), 主要礦物有石英40%、斜長石30%、鉀長石30%。石英呈它形粒狀, 波狀消光; 長石為半自形板狀, 斜長石發(fā)育聚片雙晶, 中心中等程度強(qiáng)絹云母化, 偶見環(huán)帶構(gòu)造(圖2o), 鉀長石發(fā)育簡單雙晶(圖2n、q), 偶見格子雙晶。

2 分析方法

用于LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年樣品的采樣位置見圖1。文英巖體中?細(xì)粒不等粒二云母花崗巖 B-LJ-2018-3樣品采自牛尾嶺地段、B-LJ-2018-11樣品采自仙人洞地段; 文英巖體中?粗粒斑狀黑云母花崗巖B-LJ-2018-13樣品采自1011礦點(diǎn)地段、B-LJ-2018-15樣品采自梨花開地段; 大場坪巖體細(xì)粒少斑二長花崗巖B-LJ-2018-7樣品采自大場坪地段; 官莊巖體細(xì)粒少斑二長花崗巖B-LJ-2018-14樣品采自官莊地段。

鋯石分選采用常規(guī)破碎到80～100目, 經(jīng)重砂淘選和電磁分選, 在雙目鏡下挑出相對(duì)透明干凈、完整的鋯石顆粒, 然后從中再挑選透明度和光澤度好、粒度較大、晶形完好的鋯石進(jìn)行制靶, 用環(huán)氧樹脂將鋯石顆粒膠結(jié)于樣品靶上, 固化后進(jìn)行表面研磨拋光至鋯石顆粒的1/3～1/2截面處。對(duì)樣品靶中的鋯石進(jìn)行反射光、透射光、陰極發(fā)光照相, 根據(jù)鋯石顯微結(jié)構(gòu), 選擇環(huán)帶清晰、無裂紋、無包裹體的顆粒進(jìn)行U-Pb同位素和微量元素測定。

鋯石陰極發(fā)光圖像拍攝在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。儀器為高真空掃描電子顯微鏡(JSM-IT100), 配備有GATAN MINICL系統(tǒng)。工作電場電壓為10.0～13.0 kV, 鎢燈絲電流為80～85 μA。

鋯石U-Pb同位素定年和微量元素含量分析在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用LA-ICP-MS完成。詳細(xì)的儀器參數(shù)和分析流程見Zong et al. (2017)。GeolasPro激光剝蝕系統(tǒng)由COMPexPro 102 ArF 193 nm準(zhǔn)分子激光器和MicroLas光學(xué)系統(tǒng)組成, ICP-MS型號(hào)為Agilent 7700e。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度, 二者在進(jìn)入ICP之前通過一個(gè)T型接頭混合, 激光剝蝕系統(tǒng)配置有信號(hào)平滑裝置(Hu et al., 2015)。本次分析的激光束斑為32 μm, 頻率為6 Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量處理中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500和玻璃標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST610作外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正。每個(gè)時(shí)間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30 s空白信號(hào)和50 s樣品信號(hào)。對(duì)分析數(shù)據(jù)的離線處理采用軟件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008)完成。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權(quán)平均計(jì)算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig et al., 2003)完成。206Pb/238U加權(quán)平均年齡值可信度為90%(小于90%的測點(diǎn)不參與年齡計(jì)算), 誤差為1σ,分析結(jié)果見表1。

3 分析結(jié)果

陰極發(fā)光(CL)圖像顯示, 鋯石呈短柱狀、長柱狀, 長寬比為1∶1～2.5∶1, 粒徑90～250 μm, 大部分鋯石結(jié)晶較好, 振蕩環(huán)帶清晰(圖3), 顯示巖漿鋯石特征(吳元保和鄭永飛, 2004)。

3.1 鋯石U-Pb年代學(xué)

本次分析樣品位于鹿井地區(qū), 是重要的花崗巖型鈾礦集區(qū), 絕大多數(shù)鋯石的U含量高于2500 μg/g(表1), CL圖像顯示顏色偏暗(圖3), 可能與原始巖漿的U含量高有關(guān)。Zhao et al. (2014)對(duì)廣西苗兒山地區(qū)熱液型鈾礦區(qū)高鈾巖體(豆乍山花崗巖)研究顯示, 對(duì)高U含量的鋯石(最高可達(dá)25000 μg/g)激光探針LA-ICP-MS獲得的U-Pb鋯石年齡比離子探針SHRIMP更可靠。

圖2 鹿井地區(qū)花崗巖手標(biāo)本和代表性巖相學(xué)照片

表1 鹿井地區(qū)花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測定結(jié)果

續(xù)表1:

續(xù)表1:

3.1.1 牛尾嶺地段(文英巖體中?細(xì)粒不等粒二云母花崗巖B-LJ-2018-3)

鋯石的U、Th含量分別為996～12849 μg/g和341～3841 μg/g, Th/U值在0.10～2.37之間(表1), 顯示巖漿鋯石特征(吳元保和鄭永飛, 2004)。

樣品共分析了18個(gè)鋯石顆粒測點(diǎn)(3-02、3-07、3-08置信度<90%), 其中13個(gè)有效測點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中為235±2 Ma～245±2 Ma(表1), 加權(quán)平均值為236.9±1.8 Ma(MSWD=1.9)(圖4a), 代表了巖石結(jié)晶年齡, 屬印支早期第二階段巖漿活動(dòng)產(chǎn)物。測點(diǎn)3-18年齡偏小為228±2 Ma。測點(diǎn)3-14的206Pb/238U表面年齡為420±3 Ma, 鋯石具渾圓狀核, 表明為殘留鋯石或繼承鋯石, 可能為巖漿上升及就位過程中捕獲加里東期巖體中的鋯石, 與區(qū)域內(nèi)存在加里東期巖體的地質(zhì)事實(shí)較為符合(Zhang et al., 2018a)。

3.1.2 大場坪地段(細(xì)粒少斑二長花崗巖B-LJ-2018-7)

鋯石的U、Th含量分別為449～5409 μg/g和264～842 μg/g, Th/U值在0.11～0.84之間, 顯示巖漿鋯石特征。

樣品共分析了19個(gè)鋯石顆粒測點(diǎn)(7-04置信度<90%), 其中16個(gè)測點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中, 在234±2 Ma～243±2 Ma之間(表1),加權(quán)平均值為238.0±1.4 Ma(MSWD=1.5)(圖4b), 代表了巖石結(jié)晶年齡, 屬印支早期第二階段巖漿活動(dòng)產(chǎn)物。測點(diǎn)7-14、7-18的206Pb/238U表面年齡分別為444±3 Ma、454±5 Ma, 可能為巖漿上升及就位過程中捕獲加里東期巖體中的鋯石。

3.1.3 仙人洞地段(中?細(xì)粒不等粒二云母花崗巖B-LJ-2018-11)

測點(diǎn)11-01、11-11、11-12、11-13和11-17的鋯石U含量極高為10336～17633 μg/g, Th含量為922～1495 μg/g, Th/U值低為0.06～0.13。CL圖像顯示這些鋯石發(fā)育黑邊或完全呈黑色, 可能是U含量高導(dǎo)致的(覃曉云等, 2017)。其他鋯石顆粒的U、Th含量分別為179～5834 μg/g和143～1354 μg/g, Th/U值在0.09～0.80之間(表1)。

圖3 鹿井地區(qū)花崗巖鋯石陰極發(fā)光圖像(年齡單位: Ma)

樣品共分析了17個(gè)鋯石顆粒測點(diǎn), 其中15個(gè)測點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中, 為225±2 Ma～ 233±1 Ma(表1), 加權(quán)平均值為227.0±1.1 Ma (MSWD=1.4)(圖4c), 代表了巖石結(jié)晶年齡, 屬印支早期第三階段巖漿活動(dòng)產(chǎn)物。測點(diǎn)11-15和11-16的年齡分別為402 Ma和921 Ma, 分別屬于泥盆紀(jì)和新元古代, 與張萬良等(2018)測得427～439 Ma和938～971 Ma鋯石年齡相吻合, 前者可能為巖漿上升及就位過程中捕獲加里東期巖體中的鋯石; 后者可能為原巖部分熔融過程中的殘留鋯石(繼承鋯石)。

圖4 鋯石U-Pb年齡諧和圖

3.1.4 1011礦點(diǎn)地段(中?粗粒斑狀黑云母花崗巖B-LJ-2018-13)

鋯石的U、Th含量分別為923～7252 μg/g和379～2242 μg/g, Th/U值在0.13～0.99之間(表1), 顯示巖漿鋯石特征。樣品共分析了18個(gè)鋯石顆粒測點(diǎn)(13-08、13-15置信度<90%), 其中15個(gè)有效測點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中, 為231±2 Ma～247±3 Ma (表1), 加權(quán)平均值為235.8±1.5 Ma(MSWD=1.7) (圖4d), 代表了巖石結(jié)晶年齡, 屬印支早期第二階段巖漿活動(dòng)產(chǎn)物。測點(diǎn)13-10的206Pb/238U表面年齡為510±6 Ma, 可能為巖漿上升及就位過程中捕獲加里東期巖體中的鋯石。

3.1.5 官莊地段(細(xì)粒少斑二長花崗巖B-LJ-2018-14)

鋯石的U、Th含量分別為1670～8677 μg/g和170～3065 μg/g, Th/U值在0.10～1.53之間(表1), 顯示巖漿鋯石特征。

樣品共分析了20個(gè)鋯石顆粒測點(diǎn)(14-02置信度<90%), 其中17個(gè)有效測點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中, 為235±2 Ma～241±2 Ma (表1), 加權(quán)平均值為235.7±1.0 Ma(MSWD=0.5)(圖4e), 代表了巖石結(jié)晶年齡, 屬印支早期第二階段巖漿活動(dòng)產(chǎn)物。測點(diǎn)14-04和14-06的207Pb/206Pb表面年齡為1011 Ma、1851 Ma, 屬于中元古代, 與韓娟等(2011)鋯石U-Pb測年中出現(xiàn)的1898 Ma、1062 Ma的鋯石年齡信息相吻合, 可能為原巖部分熔融過程中的殘留鋯石(繼承鋯石)。

3.1.6 梨花開地段(中?粗粒斑狀黑云母花崗巖B-LJ-2018-15)

鋯石的U、Th含量分別為1229～6644 μg/g和291～1017 μg/g, Th/U值在0.13～0.32之間(極個(gè)別小于0.1), 顯示巖漿鋯石特征。

樣品共分析了18個(gè)鋯石顆粒測點(diǎn), 其中17個(gè)有效測點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡比較集中, 為233± 2 Ma～246±3 Ma(表1), 加權(quán)平均值為236.5±1.7 Ma (MSWD=2.3)(圖4f), 代表了巖石結(jié)晶年齡, 屬印支早期第二階段巖漿活動(dòng)產(chǎn)物。測點(diǎn)15-07的207Pb/206Pb表面年齡為1057 Ma, 屬于中元古代, 鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)復(fù)雜, 可能為原巖部分熔融過程中的殘留鋯石(繼承鋯石)。

3.2 鋯石微量元素特征

鋯石微區(qū)微量元素分析結(jié)果見表2(數(shù)據(jù)較多, 見網(wǎng)絡(luò)電子版)。6件樣品中鋯石的稀土配分曲線表現(xiàn)出較好的一致性(圖5), 顯示它們可能是同一期巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。分析鋯石均具有較高的REE含量, 顯示出HREE明顯富集的左傾型分配模式以及顯著的Ce正異常和Eu負(fù)異常, 為典型的巖漿鋯石微量元素特征。

4 討 論

4.1 成巖時(shí)代

本次獲得的6件樣品LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分別為236.9±1.8 Ma、238.0±1.4 Ma、227.0±1.1 Ma、235.8±1.5 Ma、235.7±1.0 Ma、236.5±1.7 Ma, 均屬于印支早期巖漿活動(dòng)產(chǎn)物, 進(jìn)一步驗(yàn)證了鹿井地區(qū)花崗巖主體(文英巖體)形成于印支早期第二階段, 局部持續(xù)到印支早期第三階段(其中～227 Ma為鹿井北部仙人洞地段中粒黑云母花崗巖, 其東側(cè)即為印支早期第三階段小坑巖體, 該地段花崗巖可能與小坑巖體均為文英巖體的補(bǔ)體)。否定了官莊巖體和大場坪巖體形成于燕山期的認(rèn)識(shí)。各巖體中出現(xiàn)的402～ 510 Ma繼承鋯石, 則與貴東地區(qū)魯溪、下莊巖體中的殘留鋯石(410～500 Ma)具有較好的一致性, 可能是本區(qū)陸殼基底經(jīng)受加里東運(yùn)動(dòng)影響的記錄(徐夕生等, 2003); 921～935 Ma和1054～1669 Ma殘留鋯石, 則表明諸廣復(fù)式巖體的物質(zhì)來源與華南新元古代、中元古代陸殼基底有關(guān)。

華南印支期花崗巖可分為印支早期(243～228 Ma, 峰值年齡在約236 Ma)和印支晚期(220～206 Ma, 峰值年齡在約218～214 Ma)兩個(gè)階段, 即華南內(nèi)陸在印支期發(fā)生過早、晚兩期重要的構(gòu)造?巖漿作用(Wang et al., 2007)。鹿井地區(qū)花崗巖主體形成于236～238 Ma, 與諸廣南體印支期花崗巖(231～239 Ma, Deng et al., 2012)和貴東鈾礦集區(qū)產(chǎn)鈾巖體下莊中粒?中粗粒二云母花崗巖(235.8±7.6 Ma, 徐夕生等, 2003)成巖年齡一致, 是華南印支早期巖漿作用的典型代表之一。

4.2 鋯石微量元素組成對(duì)成巖過程的約束

稀土元素和一些微量元素是限定源巖性質(zhì)和形成過程最重要的指示劑之一, 鋯石中的離子擴(kuò)散慢, 因此鋯石的微量元素特征能夠反映主巖的成分演化以及熔融源區(qū)性質(zhì)等諸多信息(雷瑋琰等, 2013)。

由于花崗巖漿大多是絕熱式上升就位的, 巖漿在早期結(jié)晶時(shí)的溫度就可以近似代表巖漿形成時(shí)的溫度(吳福元等, 2007)?；◢弾r漿溫度的計(jì)算有三種方法: 鋯石飽和溫度計(jì)(Watson and Harrison, 1983); 鋯石的鈦溫度計(jì)(Watson et al., 2006); 加入SiO2和TiO2的活度(SiO2和TiO2)因素后修正的鋯石的鈦溫度計(jì)(Ferry and Watson, 2007)。本文采用三種方法分別對(duì)鹿井地區(qū)花崗巖進(jìn)行了溫度的計(jì)算, 結(jié)果顯示其全巖鋯石飽和溫度為713～825 ℃, 平均768 ℃(表3); 6個(gè)樣品鋯石的鈦溫度平均值范圍為750～810 ℃, 修正后的鋯石鈦溫度平均值范圍為778～845 ℃(體系中存在石英和榍石, 分別取SiO2≈1,TiO2≈0.7; Watson, 2005)(表2, 圖6b、c)。其中, 鋯石飽和溫度代表了巖漿的最低溫度, 鋯石鈦溫度反映巖漿的最高溫度。樣品鋯飽和溫度與華南典型S型花崗巖的平均溫度776 ℃(趙葵東等, 2013)較為接近; 鋯石鈦溫度亦落入S型花崗巖的溫度范圍(710～875 ℃; Smith et al., 2019)。

圖5 鋯石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

表3 鹿井地區(qū)印支期花崗巖全巖鋯飽和溫度

圖6 鹿井地區(qū)花崗巖全巖鋯石飽和溫度(a)、鋯石Ti溫度(b、c)直方圖

幔源鋯石與殼源鋯石的稀土元素配分模式有顯著的區(qū)別。相比于殼源鋯石, 幔源鋯石的ΣREE(<135 μg/g)和P(<100 μg/g)含量明顯偏低, 且殼源鋯石具有明顯的Ce正異常(δCe=1.3～30)和Eu負(fù)異常(δEu=0.05～0.5)。鹿井地區(qū)花崗巖中的鋯石ΣREEAVG為2967～4834μg/g, δEuAVG為0.05～0.11, δCeAVG為7.60～53.9, 且P平均含量為1853～2428 μg/g。在U/Yb-Y和Th/Yb-Y圖解中(圖7), 6件樣品的巖漿鋯石均投在大陸鋯石區(qū)域, 表明區(qū)內(nèi)花崗巖形成于深度<35 km的地殼巖漿源區(qū)(Li et al., 2012), 且形成過程中有斜長石的結(jié)晶分離或源區(qū)部分熔融殘留斜長石(雷瑋琰等, 2013)。

最常見的花崗巖成因分類(I-S-A)中, 三種類型花崗巖的鋯石均具有與巖漿鋯石相似的稀土元素特征, 但微量元素特征存在明顯的差異: 相對(duì)于I型花崗巖, S型花崗巖的鋯石則具有較高的Pb含量、較低的(Nb/Pb)N值(0.40～8.57)以及顯著的Eu負(fù)異常(δEu=0.03～0.30, 大多數(shù)<0.2)(Wang et al., 2012)。在Th-Pb和 (Nb/Pb)N-δEu圖解上(圖8), 樣品投點(diǎn)落入S型花崗巖區(qū)域。同時(shí), 鋯石的P含量能夠有效區(qū)別S型和I型花崗巖(Burnham and Berry, 2017)。鹿井地區(qū)花崗巖中鋯石P平均含量為1853～2428 μg/g, 屬于典型的S型花崗巖鋯石。結(jié)合鹿井地區(qū)印支早期花崗巖為強(qiáng)過鋁質(zhì), 局部存在電氣石, 認(rèn)為鹿井地區(qū)印支早期花崗巖是上地殼富鋁物質(zhì)經(jīng)過重熔作用形成的S型花崗巖。

圖7 U/Yb-Y (a)和Th/Yb-Y(b)圖解(據(jù)Grimes et al., 2007)

圖8 鋯石微量元素判別圖解(據(jù)Wang et al., 2012)

近年來的研究表明, 華南大部分含鈾花崗巖形成于印支早期, 具有較高的初始87Sr/86Sr值(>0.7100)和較低的Nd()值(<-10), 與世界其他造山帶含鈾S型花崗巖類似, 形成于同碰撞擠壓環(huán)境下加厚地殼的脫水熔融(Zhao et al., 2014)。鹿井地區(qū)花崗巖形成時(shí)間上稍晚于印支?華南板塊主碰撞期258～243 Ma (Carter et al., 2001), 表明其形成于同碰撞擠壓構(gòu)造環(huán)境中, 是在陸塊碰撞后引發(fā)的地殼疊置熔融作用為主導(dǎo)的機(jī)制下, 由加厚的地殼中的泥質(zhì)沉積變質(zhì)巖系發(fā)生部分熔融所形成(周新民, 2003; Deng et al., 2012)。

4.3 印支期花崗巖與鈾成礦的關(guān)系

華南“花崗巖型”鈾礦床的花崗巖成巖時(shí)間絕大多數(shù)為印支期, 但鈾的成礦作用主要發(fā)生在燕山晚期(華仁民, 2005), 受燕山晚期?喜山期區(qū)域性巖漿?構(gòu)造?熱液活動(dòng)的統(tǒng)一制約。華仁民等(2003)將華南燕山期與花崗巖類有關(guān)的鈾礦床稱之為晚期疊加型, 即鈾礦床的空間定位往往受該期不同源巖漿活動(dòng)疊加在海西晚期?印支期的過鋁質(zhì)花崗巖之上的控制。當(dāng)燕山期不同源、不同性質(zhì)巖漿活動(dòng)疊加時(shí), 不僅提供了熱量驅(qū)動(dòng)流體運(yùn)動(dòng), 促使較早期花崗巖中的鈾活化富集, 而且還提供深源揮發(fā)組分(CO2、F)直接參與鈾的成礦作用。鹿井地區(qū)花崗巖主體形成于227～238 Ma, 鈾成礦時(shí)間上限為103 Ma, 于93～82 Ma大規(guī)模成礦。鈾成礦與圍巖形成有較大的時(shí)差, 巨大的礦?巖時(shí)差表明成礦鈾和成礦熱液均與花崗巖成巖作用以及巖漿分異毫無關(guān)系, 成礦的鈾只與巖漿固結(jié)之后的花崗巖巖石鈾有關(guān), 鈾源來自花崗巖中分散的巖石鈾。雖然鈾成礦與花崗巖漿分異無關(guān), 即熱液型鈾礦對(duì)巖漿巖的巖性巖相沒有選擇性, 但卻與特定時(shí)期的巖漿巖有密切的關(guān)系, 其中與花崗巖有關(guān)的熱液型鈾礦主要賦存在印支期花崗巖中(巫建華等, 2017)。對(duì)于產(chǎn)鈾區(qū), 鈾礦有規(guī)律地全部產(chǎn)出在花崗巖體外帶不遠(yuǎn)的地層中, 或在以花崗巖體為盆地基底的上覆砂泥巖系紅層中, 究其根本, 花崗巖富含晶質(zhì)鈾礦副礦物是產(chǎn)鈾的關(guān)鍵因素。鹿井地區(qū)花崗巖屬印支早期S型花崗巖, 是寒武系等下古生界變泥質(zhì)巖源區(qū)部分熔融的產(chǎn)物。U是易聚易散的變價(jià)元素, 化學(xué)性質(zhì)極為活潑, 在外生條件下, 經(jīng)過風(fēng)化作用, 從U4+變成U6+, 以鈾酰離子UO22+的形式進(jìn)行運(yùn)移, 極易被層狀構(gòu)造礦物?黏土礦物及有機(jī)質(zhì)吸附(王木清, 2017), 所以泥質(zhì)巖的U含量(3.7 μg/g)往往比碳酸鹽(1.3 μg/g)、砂巖(2.0 μg/g)高。由泥質(zhì)巖轉(zhuǎn)化而來的花崗巖, 可將泥質(zhì)中分散的吸附U進(jìn)一步富集, 多形成晶質(zhì)鈾礦等易被熱液萃取浸出的活化鈾, 即泥質(zhì)巖熔融形成花崗巖往往具有較高的晶質(zhì)鈾礦含量(馮明月, 1984)。張萬良等(2018)研究表明, 鹿井印支期花崗巖源巖物質(zhì)成分主要為泥質(zhì)巖。

基于杜樂天(2011)提出的鈾成礦預(yù)富集序列理論, 對(duì)鹿井地區(qū)花崗巖鈾成礦作用的“鈾預(yù)富集系”進(jìn)行初步分析。該地區(qū)基底地層由中下寒武統(tǒng)淺變質(zhì)碳硅泥巖系組成, U平均含量高(5.4～30 μg/g), 是豐富的鈾源層, 為鈾活化再分配奠定了良好的物質(zhì)基礎(chǔ)(地層預(yù)富集)。諸廣巖體是一個(gè)加里東?海西?印支?燕山多期次巖漿活動(dòng)疊加形成的復(fù)式巖體, 花崗巖演化長達(dá)300 Ma之久, 且花崗巖體U含量從加里東期的6 μg/g→海西期的8.5 μg/g→印支期的17.8 μg/g→燕山期的19.5 μg/g(世界花崗巖平均U含量為3.5 μg/g), 具有明顯增高的趨勢。頻繁的巖漿侵入活動(dòng)使U元素發(fā)生一次又一次的活化再分配, 不同期次花崗巖體的形成是繼地層預(yù)富集之后發(fā)生的重大U預(yù)富集事件(巖體預(yù)富集)。受中新生代巖石圈伸展構(gòu)造影響, 鹿井地區(qū)形成了一套遂川?熱水左旋走滑斷裂帶, 在構(gòu)造端部呈帚狀散開, 構(gòu)成韌?脆性斷裂端部變形疊接帶, 產(chǎn)生拉分區(qū)或張性空間, 為內(nèi)外接觸帶巖漿期后熱液或滲流熱液成礦提供了條件。斷裂帶活動(dòng)帶來的深源熱和構(gòu)造應(yīng)力熱, 驅(qū)使成礦流體沿?cái)嗔严到y(tǒng)運(yùn)移, 對(duì)途經(jīng)巖石中的U進(jìn)行萃取, 形成富U熱液。多期多階段的構(gòu)造活動(dòng), 伴隨著多期次的熱液活動(dòng)和圍巖蝕變, 也進(jìn)一步增加了巖石中U的活動(dòng)性(構(gòu)造?熱液蝕變預(yù)富集)。富U熱液在構(gòu)造破碎帶變異部位、巖體與圍巖侵入接觸結(jié)構(gòu)面、不同期次巖體接觸結(jié)構(gòu)面、層間破碎帶膨脹部位、還原性物質(zhì)(黃鐵礦、有機(jī)質(zhì)等)聚集部位壓力驟減、氧逸度降低的空間發(fā)生減壓沸騰去氣作用、還原作用, 導(dǎo)致成礦流體中U6+被還原為U4+, 再與游離的O2–結(jié)合, 沉淀成礦。以鹿井鈾礦床為例, 印支期花崗巖作為基底或圍巖, 在經(jīng)歷燕山期(尤其是晚期)構(gòu)造?巖漿熱事件疊加后, 形成典型的“三層樓”鈾賦礦空間。鈾礦體均賦存于形態(tài)復(fù)雜的接觸帶附近, 淺部礦體產(chǎn)于寒武系淺變質(zhì)巖中, 中部礦體賦存于印支期花崗巖中, 深部礦體則產(chǎn)于燕山期花崗巖體中, 同一礦體自上而下穿寒武系、印支期花崗巖、深部燕山期花崗巖。

5 結(jié) 論

(1) LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年表明, 鹿井地區(qū)花崗巖形成于印支早期(227～238 Ma), 是華南印支早期巖漿作用的典型代表之一。

(2) 鋯石微量元素分析結(jié)果顯示, 鹿井地區(qū)印支早期花崗巖屬于典型的殼源S型花崗巖, 形成于同碰撞擠壓構(gòu)造環(huán)境中, 是在陸塊碰撞后引發(fā)的地殼疊置熔融作用為主導(dǎo)的機(jī)制下, 由加厚的地殼中的泥質(zhì)沉積變質(zhì)巖系發(fā)生部分熔融所形成。

(3) 鹿井地區(qū)花崗巖型鈾礦化主要賦存于印支早期花崗巖內(nèi)外接觸帶, 鈾成礦作用受燕山晚期?喜山期區(qū)域性巖漿?構(gòu)造?熱液活動(dòng)的統(tǒng)一制約, 表明印支早期花崗巖是一個(gè)良好的鈾源體和產(chǎn)鈾巖體。

表2 鹿井地區(qū)花崗巖LA-ICP-MS鋯石微量元素測定結(jié)果(μg/g)

續(xù)表2:

續(xù)表2:

續(xù)表2:

續(xù)表2:

續(xù)表2:

續(xù)表2:

本文撰寫過程中得到了很多同仁的幫助, 中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所李武顯研究員和另一位匿名專家提出了寶貴的修改意見, 在此一并表示衷心的感謝。

杜樂天. 2011. 中國熱液鈾礦成礦理論體系. 鈾礦地質(zhì), 27(2): 65–68.

馮明月. 1984. 華南產(chǎn)鈾巖體的副礦物特征. 放射性地質(zhì), (1): 21–25.

韓娟, 王彥斌, 王登紅, 陳鄭輝, 王清利, 侯可軍. 2011. 江西黃蜂嶺鈾礦床花崗巖時(shí)代、成因: 鋯石U-Pb年齡和Hf同位素證據(jù). 地質(zhì)與勘探, 47(2): 284–293.

華仁民. 2005. 南嶺中生代陸殼重熔型花崗巖類成巖?成礦的時(shí)間差及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)論評(píng), 51(6): 633–639.

華仁民, 陳培榮, 張文蘭, 劉曉東, 陸建軍, 林錦富, 姚軍明, 戚華文, 張展適, 顧晟彥. 2003. 華南中、新生代與花崗巖類有關(guān)的成礦系統(tǒng). 中國科學(xué)(D輯), 33(4): 335–343.

黃宏業(yè), 黃思東, 蔡松峰. 2008. 湖南鹿井地區(qū)鈾成礦地質(zhì)背景及找礦思路分析. 世界核地質(zhì)科學(xué), 25(2): 63–67.

蘭鴻鋒, 凌洪飛, 孫立強(qiáng), 王凱興, 歐陽平寧, 劉建偉, 王洪作. 2016. 諸廣山南體桃金洞花崗巖成因和鈾成礦潛力探討. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào), 22(1): 12–29.

雷瑋琰, 施光海, 劉迎新. 2013. 不同成因鋯石的微量元素特征研究進(jìn)展. 地學(xué)前緣, 20(4): 273–284.

覃曉云, 李武顯, 岑濤, 呂璞良, 陶繼華. 2017. 北武夷資溪?光澤巖體鋯石U-Pb年代學(xué)——對(duì)確定華南內(nèi)陸印支期巖漿活動(dòng)時(shí)空分布與形成環(huán)境的意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 41(4): 753–767.

王木清. 2017. 中國多階段活化構(gòu)造與鈾成礦作用. 鈾礦地質(zhì), 33(1): 9–15.

巫建華, 郭國林, 郭佳磊, 張旗, 吳仁貴, 余達(dá)淦. 2017. 中國東部中生代巖漿巖的時(shí)空分布及其與熱液型鈾礦的關(guān)系. 巖石學(xué)報(bào), 33(5): 1591–1614.

吳福元, 李獻(xiàn)華, 楊進(jìn)輝, 鄭永飛. 2007. 花崗巖成因研究的若干問題. 巖石學(xué)報(bào), 23(6): 1217–1238.

吳元保, 鄭永飛. 2004. 鋯石成因礦物學(xué)研究及其對(duì)U-Pb年齡解釋的制約. 科學(xué)通報(bào), 49(16): 1589–1604.

徐夕生, 鄧平, O’Reilly S Y, Griffin W L, 周新民, 譚正中. 2003. 華南貴東雜巖體單顆粒鋯石激光探針I(yè)CPMS U-Pb定年及其成巖意義. 科學(xué)通報(bào), 48(12): 1328– 1334.

張萬良, 高夢奇, 呂川, 黃超, 黃迪, 謝智聰. 2018. 湘贛邊界鹿井地區(qū)印支早期花崗巖的發(fā)現(xiàn)及意義. 現(xiàn)代地質(zhì), 32(5): 863–873.

張萬良, 何曉梅, 呂川, 韋金文. 2011. 鹿井鈾礦田成礦地質(zhì)特征及控礦因素. 鈾礦地質(zhì), 27(2): 81–87.

趙葵東, 李吉人, 凌洪飛, 陳培榮, 陳衛(wèi)鋒, 孫濤. 2013. 江西省峽江鈾礦床兩期印支期花崗巖的年代學(xué)、巖石地球化學(xué)和巖石成因——對(duì)華南印支期構(gòu)造背景和產(chǎn)鈾花崗巖成因的指示. 巖石學(xué)報(bào), 29(12): 4349– 4361.

周新民. 2003. 對(duì)華南花崗巖研究的若干思考. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào), 9(4): 556–565.

鄒明亮, 方適宜, 徐浩, 黃宏業(yè), 劉鑫揚(yáng), 向庭富. 2016. 諸廣山巖體黃峰嶺地區(qū)產(chǎn)鈾花崗巖的巖漿液態(tài)不混溶成因. 地質(zhì)科學(xué), 51(3): 850–871.

Burnham A D and Berry A J. 2017. Formation of Hadean granites by melting of igneous crust., 10(6): 457–461.

Carter A, Roques D, Bristow C and Kinny P. 2001. Under-standing Mesozoic accretion in Southeast Asia: Signifi-cance of Triassic thermotectonism (Indosinian orogeny) in Vietnam., 29(3): 211–214.

Deng P, Ren J S, Ling H F, Shen W Z, Sun L Q, Z B and Tan Z Z. 2012. SHRIMP zircon U-Pb ages and tectonic imp-lications for Indosinian granitoids of southern Zhuguangshan granitic composite, South China., 57(13): 1542–1552.

Ferry J M and Watson E B. 2007. New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers., 154(4): 429–437.

Grimes C B, John B E, Kelemen P B, MazdabF K, Wooden J L, Cheadle M J, Hangh?j K and Schwartz J J. 2007. Trace element chemistry of zircons from oceanic crust: A method for distinguishing detrital zircon provenance., 35(7): 643–646.

Hu Z C, Zhang W, Liu Y S, Gao S, Li M, Zong K Q, Chen H H and Hu S H. 2015. “Wave” signal smoothing and mercury removing device for laser ablation quadrupole and multiple collector ICP-MS analysis: Application to lead isotope analysis., 87(2): 1152– 1157.

Li N, Chen Y J, Pirajno F, Gong H J, Mao S D and Ni Z Y. 2012. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating, trace element and Hf isotope geochemistry of the Heyu granite batholith, eastern Qinling, central China: Implications for Mesozoic tectono-magmatic evolution., 142–143: 34–47.

Liu Y S, Hu Z C, Gao S, Günther D, Xu J, Gao C G and Chen H H. 2008.analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS withoutapplying an internal standard., 257(1–2): 34–43.

Ludwig K R. 2003. Isoplot 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. California: Berkeley Geochronology Center Special Publication.

Smith W D, Darling J R, Bullen D S, Lasalle S, Pereira I, Moreira H, Allen C J and Tapster S. 2019. Zircon perspectives on the age and origin of evolved S-type granites from the cornubian batholith, Southwest England., 336–337: 14–26.

Sun S S and Mcdonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes.,,, 42(1): 313–345.

Wang Q, Zhu D C, Zhao Z D, Guan Q, Zhang X Q, Sui Q L, Hu Z C and Mo X X. 2012. Magmatic zircons from I-, S- and A-type granitoids in Tibet: Trace element chara-c-teristics and their application to detrital zircon prove-nance study., 53: 59–66.

Wang Y J, Fan W M, Sun M, Liang X Q, Zhang Y H and Peng T P. 2007. Geochronological, geochemical and geothermal constraints on petrogenesis of the Indosi-nian peraluminous granites in the south China block: A case study in the Hunan Province., 96(3–4): 475–502.

Watson E B. 2005. Zircon thermometer reveals minimum melting conditions on earliest earth., 308: 841– 844.

Watson E B and Harrison T M. 1983. Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types., 64(2): 295–304.

Watson E B, Wark D A and Thomas J B. 2006. Crystalli-zation thermometers for zircon and rutile., 151(4): 413–433.

Zhang L, Chen Z Y, Li X F, Li S R, Santosh M and Huang G L. 2018a. Zircon U-Pb geochronology and geochemistry of granites in the Zhuguangshan complex, South China: Implications for raniuum mineralization., 308– 309: 19–33.

Zhang X T, Pan J Y, Xia F, Zhang Y, Liu G Q, Liu Y and Zhong F J. 2018b. Genesis and metallogenic process of the Lujing uranium deposit, Southwest Jiangxi Province, China: Constraints of micropetrography and S-C-O isotopes., 68(3): 303–325.

Zhao K D, Jiang S Y, Ling H F and Palmer M R. 2014. Reliability of LA-ICP-MS U-Pb dating of zircons with high U concentrations: A case study from the U-bearing douzhashan granite in South China., 389: 110–121.

Zong K Q, Klemd R and Yuan Y. 2017. The assembly of rodinia: The correlation of early Neoproterozoic (ca.900 Ma) high-grade metamorphism and continental arc formation in the southern Beishan orogen, Southern Central Asian Orogenic Belt (CAOB)., 290: 32–48.

LA-ICP-MS U-Pb Ages and Trace Element Compositions of Zircon from Indosinian Granites in Middle Zhuguangshan

LI Jie, HUANG Hongye, LIU Zijie, ZHANG Tao, WANG Qianlin, FANG Shiyi and ZOU Mingliang*

(.230,410007,)

The middle section of the Zhuguangshan batholith is an important production area of granite type uranium deposits in South China. The uranium deposits (spots) in the area are mainly concentrated near the inner and outer contact zone of the Indosinian granite plutons. These U-bearing granites generally contain zircon grains with high-U-concentrations. LA-ICP-MS U-Pb analyses for high-U zircon grains show much less pronounced matrix effect than SHRIMP analyses and likely yield more reliable U-Pb ages for the high-U zircon grains. In order to further enrich the geochronological data and better define the source characteristics and genesis of the granites in the area, so as to explore its relationship with uranium mineralization, LA-ICP-MS U-Pb dating and trace element analyses of zircon were carried out for the representative granite samples in the Lujing area of the middle Zhuguangshan batholith. The new dating results of the granites, with ages of 227 to 238 Ma, indicate that the granites were formed during the Early Indosinian magmatic activity. Among them, the main body of the granite was formed at 236 to 238 Ma, which is consistent with the ages of the Indosinian granites in the southern Zhuguangshan batholith and the U-bearing granites in the Guidong area. It is further confirmed that the main granites in the Lujing area were formed in the second stage of the early Indosinian period and part of which lasted to the third stage of the early Indosinian period. The magmatic temperaturesestimated using the zircon saturation thermometry (Zr) and Ti-in-zircon thermometry (Ti-in-Zircon) are 768 to 807 ℃. A/CNK values of the granites vary from 1.09 to 1.92. The granites have high SiO2contents (71.2% to 79.2%), belonging to S-type granite. The granites are likely formed by partial melting of the over-thickened muddy sedimentary metamorphic rocks in a syncollisional compressional environment subsequent to the collision between the South China Block and the Indosinian Block. The uranium mineralization in this area is restricted by the regional magma-tectonic- hydrothermal activities in the late Yanshanian-Himalayan period, and the spatial positioning of uranium deposits is often affected by the Indosinian peraluminous uranium-rich granites and overprinted by the Yanshanian tectonic and magmatic thermal events.

LA-ICP-MS; zircon U-Pb geochronology; zircon trace element; early Indosinian; middle Zhuguangshan

P597; P595

A

1001-1552(2021)06-1216-017

10.16539/j.ddgzyckx.2021.06.007

2020-06-21;

2021-02-17

國家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃項(xiàng)目(2017YFC0602600)、國防預(yù)研項(xiàng)目(3210402)和中核集團(tuán)菁英項(xiàng)目聯(lián)合資助。

李杰(1991–), 男, 工程師, 從事鈾礦地質(zhì)勘查工作。Email: lijie568521@qq.com

鄒明亮(1983–), 男, 高級(jí)工程師, 從事鈾成礦作用研究。Email: zoumingliang2001@163.com