1樓：中地數媒
20世紀80年代以來，南京大學地球科學系、核工業290研究所、核工業北京鈾礦地 質研究院等單位在這一地區開展了廣泛的研究工作，並從區域上系統總結了產鈾花崗岩的 地球化學特徵（張祖還等，1991）。然而，上述研究大多側重於大範圍的區域性工作，或 是對產鈾花崗岩鈾礦化特徵方面的研究，而很少針對某一具體的產鈾巖體更加深入細 致的研究工作，因而對產鈾巖體岩石地球化學特徵及其成因方面的研究還比較薄弱。為 此，選擇了南嶺東段最為重要的產鈾巖體——貴東複式巖體（圖7-3）中的筍洞巖體， 開展了較為詳細的年代學、微量元素和同位素地球化學研究工作，以便深入瞭解該產鈾巖 體的岩石地球化學特徵，查明花崗岩的物質**及其形成的地球動力學背景。
貴東巖體位於南嶺東段粵北地區，區域上屬於南嶺地區三條東西向岩漿岩帶之一的花 山-大東山-貴東岩漿岩帶的重要組成部分，是一個由沙溪巖體、魯溪巖體、下莊巖體、 筍洞巖體、龜尾山岩體和帽峰巖體等組成的早中生代—晚中生代複式巖體（圖7-3），出 露面積達1500km2。該巖體侵入的圍巖在東北側和東側為寒武-奧陶系淺變質砂岩、板岩 及含炭板岩；在南側主要為泥盆-石炭系砂岩、碳酸鹽巖。接觸帶附近的圍巖均有不同程 度的接觸變質作用。
筍洞巖體是貴東複式巖體的一個重要組成部分，出露面積約90km2。 主要由中粒，次為中粗粒黑雲母花崗岩組成，區域性見有中粗粒似斑狀花崗岩。巖體範圍內 nww、nne和nee向基性岩脈十分發育（圖7-4）。
花崗岩呈花崗結構或似斑狀結構， 組成礦物主要為鉀長石、斜長石、石英、黑雲母和白雲母。以往研究認為，貴東複式巖體 屬中-晚侏羅世岩漿活動產物（金景福，1984；王學成，1986；胡瑞忠等，1988）。但近 期高精度的單顆粒鋯石u-pb定年結果表明，貴東複式巖體是早中生代—晚中生代多次 岩漿活動產物（孫濤等，2003）。
1.形成時代
筍洞巖體以往尚未有人進行過年代學研究。為獲得可靠的測年資料，從該巖體中335礦床kd-17坑道以西500m處，選擇了新鮮的中粒似斑狀黑雲母花崗岩全巖樣品，由天 津地質礦產研究所同位素實驗室李惠民研究員採用當前比較可信的單顆粒鋯石u -pb同 位素稀釋法測定巖體的形成時代，分析結果見表7-6。
圖7-3 貴東複式巖體地質圖
圖7-4 粵北貴東複式巖體中筍洞巖體地質略圖（a）研究區位置示意圖；（b）貴東巖體簡圖；（c）貴東複式巖體東部花崗岩及基性岩脈分佈圖
由表7-6所示，筍洞巖體中鋯石的u-pb表面年齡表現出不同的變化特徵：序號1 和2鋯石為長柱狀透明自形晶，代表岩漿結晶鋯石。它們（尤其是序號2）的三組表面年 齡相當一致，反映鋯石自形成以來，對放射成因鉛保持了封閉。
考慮到238u和235u的半衰 期及其丰度存在差異，鋯石中放射成因207pb的丰度比放射成因206pb的丰度約低20倍，使 前者的測量精度較差，導致207pb/235u和207pb/206pb年齡值往往不能反映巖體形成的真實年齡。這表明，對於放射成因組分積累較少的年輕鋯石來說，206pb/238u年齡比207pb/235u 和207pb/206pb年齡更能反映鋯石的結晶時間（composton，1992）。因此，序號1和2的206pb/238u年齡的加權平均值（189.
1±0.7）ma應代表鋯石結晶年齡。序號3和4鋯石顆 粒的表面年齡偏高，206pb/238u年齡為223～289ma，207pb/235u年齡為236～318ma，207pb/206pb 年齡為361～539ma。
它們為短柱狀晶體，因此，表面年齡值的偏高可能同這兩顆鋯石內 部含有少量繼承鋯石核有關。本文取（189.1±0.
7）ma代表筍洞巖體的形成時代（圖 7-5）。
表7-6 筍洞巖體鋯石u-pb同位素分析結果
注：206pb/204pb已對實驗空白（pb＝0÷050ng，u＝0.002ng）及稀釋劑作了校正，其他比值中的鉛同位素均為放 射成因同位素，括號內的數字為2σ絕對誤差，0.
0686（2）表示0.0686±0.0002（2σ）。
圖7-5 筍洞巖體鋯石u-pb諧和圖
利用鐳射探針icpms對貴東複式巖體中其他巖體所進行的系統單顆粒鋯石u-pb同 位素定年表明（徐夕生等，2003），貴東巖體是早中生代—晚中生代多次岩漿侵入形成的 複式雜巖體，其中魯溪巖體（（239±5）ma）、下莊巖體（（235.8±7.6）ma）是早中生 代花崗岩；隘子巖體（（160.
1±6.1）ma）、司前巖體（（151±11）ma）是晚中生代花 崗巖。魯溪巖體中的鋯石顆粒，除一個樣品（s013-54）表現為410～500ma外，其餘鋯 石顆粒可分為年齡較老和較年輕（圖7-6（a）（b））兩組，但兩組鋯石在形貌上沒有明 顯的區別。
下莊巖體的15顆鋯石樣品中，有2顆鋯石表現為元古代的年齡（即s013-88 和s013-100的207pb/206pb年齡分別為1275ma和2137ma），有2顆鋯石表現為古生代的年 齡（即s013-87和s013-112的206pb/238u年齡分別為427ma和458ma），這4顆鋯石具 較複雜的內部結構或渾圓狀核心（圖7-6（c），（d）），表明它們是殘留鋯石或繼承鋯 石；其餘11顆鋯石樣品的年齡較為一致。下莊巖體中1275～2137ma殘留鋯石（圖7-6（d））的發現，表明貴東花崗岩雜巖體的物質**與華南元古宙陸殼基底有關（xu xish- eng et al.，2003）。
詳細的單顆粒鋯石u-pb同位素定年為研究貴東巖體的形成演化與構 造作用、成礦作用的關係提供了重要的依據。
圖7-6 貴東複式巖體中代表性鋯石顆粒背散射電子影象
2.主量元素特徵
筍洞巖體的主量元素組成具有如下特徵（表7-7）：(1)sio2含量高，為72.22％～ 75.
18％（平均為73.50％）；(2)鹼含量較高，k2o＋na2o＝7.58％～8.
84％（平均為 8.34％）；鉀大於鈉，k2o/na2o＝1.51～2.
00（平均為1.78）；(3)鋁飽和指數（a/cnk） 高，樣品的a/cnk值基本上都大於1.1（1.
08～1.20，平均為1.13，表7-7），屬強過 鋁花崗岩範疇；在acf圖中，資料點都位於斜長石-堇青石-黑雲母組合範圍內，相似 於s形花崗岩（圖7-8）。
在a/cnk-nk/a**上，資料點都位於亞鹼性過鋁質區域內（圖7-7（b））；(4)在frost et al.（2001）提出的sio2-tfeo/（tfeo＋mgo）（圖7-7（c））和sio2-（k2o＋na2o-cao）（圖7-7（d））圖上，分別落在鎂質花崗岩和鹼鈣 質花崗岩區，與過鋁質淡花崗岩的分佈區域一致；(5)cipw標準礦物成分計算表明，所有 樣品均出現剛玉分子，c值都大於1（1.23％～2.
41％，表7-7），鹼性長石含量高（or＋ab＝62.15％～67.23％），鈣長石含量低（an＝1.
80％～5.00％）；(6)feo/（feo＋ mgo）比值較低，低於0.8（0.
64～0.79，平均為0.71），與過鋁質花崗岩的特徵（＜0.
80，肖慶輝等，2002）完全一致。
表7-7 筍洞巖體的主量元素（ωt％）、微量元素和稀土元素（10-6）分析結果
續表注：loi為燒失量；total為總量；tfeo＝feo＋0.9×fe2o3。
3.微量元素特徵
筍洞巖體富集不相容元素rb，th和稀土元素ce，sm，y，明顯虧損ba，sr，p，ti 和輕微虧損nb，ta，「峰」 和「谷」 區別明顯（圖7-8），屬於典型的低ba-sr花崗岩， 相似於南嶺東段強過鋁花崗岩（孫濤等，2003）。nb，ta，ti的虧損反映岩漿源區主要由 地殼物質組成，p的虧損可能同磷灰石的分離結晶作用有關。由表7-7可見，筍洞巖體 的nb/ta比值較低（5.
81～8.81，平均為7.21）。
這表明，岩漿作用過程中nb和ta發生 過較明顯的分餾，nb趨向虧損而ta相對富集。筍洞巖體的鈾含量（（7.3～18.
2）× 10-6，平均為15.1×10-6）比中國東部上地殼的平均值（1.5×10-6，高山等，1999）高 5～12倍，從而可為區域內鈾礦化的富集提供豐富的鈾源。
它的rb/sr比值（3.0～9.5， 平均為6.
0）和rb/nb＝17.3～19.9（平均為18.
5）都明顯高於中國東部（分別為0.31 和6.8，高山等，1999）和全球（分別為0.
32和4.5，taylor et al.，1985）上地殼的平均 值。
這些特徵表明，筍洞巖體源自成熟度較高的陸殼物質。
圖7-7 筍洞巖體的主要元素**
4.稀土元素特徵
由表7-7可知，筍洞巖體的稀土總量為（169.0～268.0）×10-6（平均為210.
5× 10-6），它稍低於火成岩的平均含量（290×10-6）；lree/hree＝6.64～8.76（平均為 7.
32），（la/yb）n＝6.44～10.74（平均為8.
72），表明輕稀土相對富集，輕、重稀土之 間的分餾相對明顯，配分曲線略呈右傾型（圖7-9）；（la/sm）n值較高（3.05～3.88）， 反映輕稀土的分餾相對明顯；（gd/yb）n值較低（1.
33～2.58），反映重稀土的分餾不明 顯；eu虧損明顯，δeu ＝0.14～0.
31（平均為0.22）。
5.同位素特徵
（1）氧同位素：如表7-8所示，筍洞巖體具有高的全巖δ18o值（10.2‰～12.
7‰， 平均為11.0‰），反映其源區是由富18o的地殼物質組成。但應當指出，全巖δ18o值的變 化已遠遠超出分析誤差允許的範圍（約0.
2‰）以及由岩漿結晶分異作用產生的δ18o值 變化範圍（＜1‰～2‰，muehlenbach et al.，1982），因而上述δ18o值的明顯變化或者 反映巖體曾受到流體的作用，或者歸因於巖體的源區具有不均一的氧同位素組成，本文認 為後一種可能性較大（討論見nd-sr同位素部分）。
圖7-8 筍洞巖體的微量元素蛛網**（標準化所用morb資料據pearce，1983）
圖7-9 筍洞巖體的稀土元素球粒隕石標準化曲線（標準化所用球粒隕石資料，taylor et al.，1985）
表7-8 筍洞巖體的nd-sr同位素組成
注：nd模式年齡採用二階段模式進行計算，計算公式：
南嶺東段中-新生代盆-山動力學及其鈾成礦作用
（2）nd-sr同位素：筍洞巖體的εnd（t）值低，為-11.4～-9.
3（平均為-10.3）；（87sr/86sr）i值高，為0.73109～0.
74923。在εnd（t）-t圖上，資料點位於南嶺地區前寒武 紀地殼sm-nd同位素演化區域內（圖7-10（a））；在εnd（t）-（87sr/86sr）i圖上，資料 點都位於右下方第四象限內，與華南殼源型花崗岩（沈渭洲等，1999）的分佈範圍一致（圖7-10（b））；採用兩階段模式（陳江峰等，1999）計算的nd模式年齡為1762～ 1933ma（平均為1843ma）。這些特徵表明，筍洞巖體屬殼源型花崗岩範疇，是由古-中 元古代地殼組分經部分熔融形成的。
除了上述已指出的、筍洞巖體具有大的全巖δ18o值變化外，它的nd，sr同位素組成 同樣變化明顯：εnd（t）值的變化達2.1ε單位，（87sr/86sr）i值的變化達0.
01814，都已遠 遠超出分析誤差允許的範圍（εnd為0.5ε單位，87sr/86sr為0.00005）。
同一巖體中nd，sr 同位素組成顯著變化的例子已不鮮見（陳江峰等，1992；depaolo，1981；michard-vitrac et al.，1980；juteau et al.，1984；halliday，1984；deniel et al.
，1987；krogstad et al.； 1996），並對此已提出不同的模式進行解釋，如同化-分離結晶模式（depaolo，1981； halliday，1984）、殼-幔混合模式（michard-vitrac et al.，1980；陳江峰等，1992）、流 體作用模式（juteau et al.
，1984）和同位素初始不均一模式（deniel et al.，1987；krogs- tad et al.；1996）等。
鑑於在εnd（t）-（87sr/86sr）i圖上，筍洞巖體的資料點呈明顯的水平 方向展布，十分類似於喜馬拉雅地區manaslu淡色花崗岩（圖7-10（b）），因此，筍洞 巖體nd，sr，o同位素組成的明顯變化很可能象manaslu花崗岩（εnd（t）＝-16.1～ -13.1，（87sr/86sr）i＝0.
73789～0.76372，δ18o＝11.2‰～12.
7‰，deniel et al.，1987） 那樣，是由源區同位素組成的初始不均一性造成的。因為當這種具有不均一同位素組成的 源區發生低程度部分熔融時，岩漿作用（包括熔融和對流混合等）並沒有使這種不均一 消失，而是繼承了源區同位素組成的不均一性（deniel et al.
，1987；krogstad et al.， 1996）。
圖7-10 筍洞巖體的εnd（t）-t和εnd（t）-（87sr/86sr）i圖
（3）pb同位素：表7-9列出了筍洞巖體鉀長石的鉛同位素組成。由於鉀長石不含鈾 或鈾含量極低，故測定的鉛同位素組成即可代表巖體形成時的初始同位素組成。
與上述 nd，sr，o同位素組成不同的是，筍洞巖體的鉛同位素組成相當均一，206pb/204pb＝18.180～ 18.488，207pb/204pb＝15.
655～15.661，208pb/204pb＝38.512～38.
694。在鉛構造模式圖上， 資料點分佈於造山帶演化線上方（圖7-11），相似於華南殼源型花崗岩（沈渭洲等， 1992；朱炳泉，1998），表明筍洞巖體的源區具有相對均一的鉛同位素組成。
表7-9 筍洞巖體的pb同位素組成
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