劉援軍

東華理工大學(xué)，江西 撫州 344000

粵北百順地區(qū)晚白堊紀(jì)輝綠巖地球化學(xué)特征

劉援軍

東華理工大學(xué)，江西 撫州 344000

百順地區(qū)位于粵北諸廣巖體南部，是我國重要的產(chǎn)鈾礦田，區(qū)內(nèi)基性巖脈廣泛發(fā)育，主要呈NWW向展布。其大離子親石元素(Ba，Rb，K，Th)明顯富集，高場強(qiáng)元素(Nb，Ta，Zr，Hf)無虧損；在構(gòu)造環(huán)境判別圖上, 該輝綠巖位于板內(nèi)玄武巖, 具有鈣堿性玄武巖的地球化學(xué)特征；研究區(qū)輝綠巖的稀土總量較高(118.22×10-6～130.92×10-6)，輕、重稀土之間的分餾較明顯: LREE/ HREE =5.21～6.14（平均為5.79），分布模式呈右傾型，Eu具有異常(δEu =0.67～0.98)。這些特征反應(yīng)該區(qū)輝綠巖是在晚白堊紀(jì)太平洋板塊俯沖引起的地殼伸展和巖石圈減薄的構(gòu)造背景下,被俯沖帶流體長期交代所形成的，且具有富集地幔源區(qū)特征。

百順礦田位于粵北諸廣巖體南部，是我國重要的產(chǎn)鈾礦田，區(qū)內(nèi)基性巖脈廣泛發(fā)育，其與鈾成礦作用關(guān)系較為密切。自上世紀(jì)50年代，華南開展大規(guī)模鈾礦找礦工作以來，研究工作者對(duì)其基性巖脈和鈾礦化的關(guān)系認(rèn)識(shí)不斷深化。從最初的主要探討基性巖脈與鈾成礦的關(guān)系，而研究基性巖脈的巖石地球化學(xué)特征和成因的較少（王學(xué)成，1986；胡瑞忠，1989，1993；胡瑞忠和金景福，1990）。近十多年來，隨著幔源成礦理論的不斷發(fā)展，研究者們開始重視基性巖脈的研究。由于基性巖脈的充填是大陸地殼拉張的重要標(biāo)志，所以通過對(duì)輝綠巖的地球化學(xué)特征和構(gòu)造環(huán)境的研究對(duì)特定地球動(dòng)力學(xué)背景下鈾成礦作用的研究具有重要的意義（陸建軍等，2006）。

1 地質(zhì)背景與巖石學(xué)特征

本研究區(qū)內(nèi)的基性巖脈多以小巖株和巖脈狀產(chǎn)出，脈長幾百米到幾公里,寬2～10米不等，以近EW向或NWW向侵入早期印支和燕山期花崗巖體中，其中絕大多數(shù)以NWW向?yàn)橹?。主要巖性為輝綠巖和少量灰綠玢巖及閃斜煌斑巖。輝綠巖主要由斜長石、輝石和少量角閃石、石英組成, 輝綠結(jié)構(gòu)明顯。

圖1 輝綠巖微量元素蛛網(wǎng)圖解

2 微量元素地球化學(xué)特征

在MORB標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素蛛網(wǎng)圖1上，絕大部分元素的含量都高于MORB值，其中大離子親石元素(Ba，Rb，K，Th)明顯富集，高場強(qiáng)元素(Nb，Ta，Zr，Hf)無虧損,分布形式呈現(xiàn)左側(cè)隆起和右側(cè)相對(duì)平緩的特征圖1。在Ti/100-Zr-Y*3 圖解上, 數(shù)據(jù)點(diǎn)位于板內(nèi)玄武巖區(qū)域內(nèi)圖2a；在Ti-Zr圖解上, 數(shù)據(jù)點(diǎn)位于板內(nèi)玄武巖區(qū)域內(nèi)圖2b；在TiO2-Y/Nb圖解上, 數(shù)據(jù)點(diǎn)位于大陸拉斑玄武巖區(qū)域內(nèi)圖2c；在Zr/Y-Zr圖解上, 數(shù)據(jù)點(diǎn)都位于板內(nèi)玄武巖區(qū)域內(nèi)圖2d。以上四個(gè)構(gòu)造環(huán)境判別圖表明,研究區(qū)輝綠巖屬于板內(nèi)玄武巖, 具有鈣堿性玄武巖的地球化學(xué)特征。

圖2 輝綠巖構(gòu)造環(huán)境判別圖

圖3 輝綠巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線Taylor et al.(1985)

3 稀土元素地球化學(xué)特征

研究區(qū)輝綠巖的稀土總量較高(118.22×10-6～130.92×10-6，平均為123.83×10-6)，變化小，富集輕稀土，輕、重稀土之間的分餾較明顯: LREE/HREE = 5.21～6.14（平均為5.79）,（La/ Yb）N=5.51～7.07(平均為6.31),分布模式呈右傾型圖3，反應(yīng)演講具有富集特征。輝綠巖Eu具有異常(δEu=0.67～0.98，平均為0.82)，反映巖漿演化過程中, 斜長石出現(xiàn)了分離結(jié)晶現(xiàn)象?！芌EE和δEu與Mg#、SiO2之間不存在相關(guān)關(guān)系，說明巖漿演化和地殼混染并不是控制巖石中稀土元素變化的主要因素(賈大成等, 2002)。該輝綠巖的La/Sm比值(4.94～5.68)和La含量(23.3×10-6～27.0×10-6)都變化很小,顯示原始巖漿的形成以分離結(jié)晶方式為主(賈大成等，2002，2003)。

4 源區(qū)特征與巖石成因動(dòng)力學(xué)背景討論

根據(jù)上述元素地球化學(xué)和特征分析,百順輝綠巖的地球化學(xué)性質(zhì)總體上相似于活動(dòng)大陸邊緣鈣堿性玄武巖, 源區(qū)具有富集特征。筆者認(rèn)為輝綠玢巖源區(qū)的富集作用主要由于俯沖帶流體對(duì)上覆地幔楔的交代改造作用,因?yàn)檩x綠巖的Th/Yb比值比較高(1.82～2.16)而Nb/Yb比值較低(5.98～6.02),根據(jù)Zhi等(1990)提出的Th/Yb2Nb/Yb圖解上,數(shù)據(jù)點(diǎn)都位于俯沖富集區(qū)域。該區(qū)輝綠巖形成時(shí)太平洋板塊俯沖作用已經(jīng)達(dá)到了80Ma以上,因而由俯沖帶流體交代作用產(chǎn)生源區(qū)地幔的富集是可能存在的,這和前人研究認(rèn)為的華南陸下地幔在晚中生代時(shí)期發(fā)生交代富集作用的認(rèn)識(shí)(胡瑞忠等, 1993; 李獻(xiàn)華等, 1997; 謝昕等,2001)是一致的。因此本區(qū)輝綠巖形成于晚白堊紀(jì)末期,在太平洋板塊俯沖引起的地殼伸展和巖石圈減薄的構(gòu)造背景下,其被俯沖帶流體長期交代作用所形成的，且具有富集地幔源區(qū)特征。

[1]胡瑞忠. XW鈾礦床成礦機(jī)理[J].成都地質(zhì)學(xué)院學(xué)報(bào), 1989.16(3):129

[2]胡瑞忠,李朝陽,倪師軍,等.華南花崗巖型鈾礦床成礦熱液中ΣCO2來源研究[J].中國科學(xué)(B輯), 1993.23(2):1892196

[3]金景福,胡瑞忠. XW鈾礦床成礦物質(zhì)來源探討.礦床地質(zhì), 1990.9(2):141～148

[4]賈大成,胡瑞忠,謝桂青.湘東北中生代基性巖脈微量元素地球化學(xué)特征及巖石成因[J]. 地質(zhì)地球化學(xué), 2002.30(3):33239

[5]賈大成, 胡瑞忠, 盧焱.湘東南汝城盆地基性巖元素地球化學(xué)及其大地構(gòu)造環(huán)境[J]. 地質(zhì)地球化學(xué), 2003.31(2):25231

[6]陸建軍,吳烈勤,凌洪飛,等.粵北下莊鈾礦田黃陂-張光營輝綠巖脈的成因:元素地球化學(xué)和Nd-Sr-Pb-O 同位素證據(jù)[J].巖石學(xué)報(bào),2006.22(2):3972406

[7]李獻(xiàn)華.諸廣山巖體內(nèi)中基性巖脈的成因初探Sr-Nd-O 同位素證據(jù).科學(xué)通報(bào),1990,35(16):1247～1249

[8]王學(xué)成.貴東巖體地質(zhì)地球化學(xué)特征及339礦床成因研究(碩士學(xué)位論文)[D].南京: 南京大學(xué)地球科學(xué)系. 1986

[9]謝昕,徐夕生,鄒海波,等.中國東南沿海中2新生代玄武巖微量元素和Nd2Sr2Pb同位素研究[J].巖石學(xué)報(bào), 2001.17:6172628

[10]Pearce J A, Cann J R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis[J].Earth Planet.Sci.Lett., 1973.19:2902300

[11]Pearce J A. Role of the sub2continental lithosphere in magma genesis at active continentalmargins. In: Hawkesworth C J and Norry M J eds.Continental Basalts and Mantle Xenoliths [J].Nantwich:Shiva,2302249. 1983

[12]Pearce J A, NorryM J.1979. Petrogenetic implications of TiZrY and Nb variations in volcanic rocks[J].Contrib.Meniral. Petrol.,69:33247

[13]Taylor S R and Mclennan S M. 1995. The geochemical evolution of the continental crust.Rev.Geophys.,33: 267～309

10.3969/j.issn.1001-8972.2012.06.005