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    甘肃红石泉地区基性岩脉特征及Ar-Ar定年

    蓝德初 张树明 秦雨 杨春四 王利玲 戚佳伟

    引用本文:
    Citation:

    甘肃红石泉地区基性岩脉特征及Ar-Ar定年

      作者简介: 蓝德初(1993—), 男, 硕士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业.
      通讯作者: 张树明, shmzhang@ecit.cn
    • 基金项目:

      国家自然科学基金项目 41172079

      国家自然科学基金项目 41862006

    • 中图分类号: P58

    Characteristics and Ar-Ar Dating of Mafic Dykes in Hongshiquan Area, Gansu Province

      Corresponding author: Zhang Shuming, shmzhang@ecit.cn ;
    • CLC number: P58

    图(12) / 表(3)
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    出版历程
    • 收稿日期:  2018-12-12
    • 刊出日期:  2019-10-01

    甘肃红石泉地区基性岩脉特征及Ar-Ar定年

      通讯作者: 张树明, shmzhang@ecit.cn
      作者简介: 蓝德初(1993—), 男, 硕士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业
    • 1. 东华理工大学核资源与环境省部共建国家重点实验室培育基地, 江西南昌 330013
    • 2. 东华理工大学放射性地质与勘探技术国防重点学科实验室, 江西南昌 330013
    • 3. 中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室, 广东广州 510640
    基金项目:  国家自然科学基金项目 41172079国家自然科学基金项目 41862006

    摘要: 基性岩脉是研究地幔和地幔变化的"窗口",并且与金、铀、金刚石等矿床有重要关系.甘肃红石泉地区产有我国最典型的白岗岩型铀矿床,其中发育有多条基性岩脉.研究区基性岩新鲜面呈灰绿色,具有典型的煌斑结构,块状构造,斑晶矿物主要为角闪石,基质主要由斜长石和黑云母组成,副矿物主要有磁铁矿、磷灰石及锆石等,据此确定基性岩为闪斜煌斑岩.岩石具有富碱、高钾、贫铁以及富集轻稀土元素和大离子亲石元素等地球化学特征,进而判断其属于钾质钙碱性煌斑岩.通过40Ar-39Ar全岩测定,获得煌斑岩成岩年龄为237.2±2.6 Ma,煌斑岩的岩浆来源于EMII型富集地幔,形成于板内拉张环境,岩浆在上升侵位过程中遭受了地壳物质的混染,属于早中生代古亚洲洋闭合、陆陆碰撞后伸展的产物.红石泉煌斑岩与铀矿床铀成矿没有直接成因关系,对于铀矿只有后期改造作用.

    English Abstract

    • 基性岩脉是在大陆伸展背景下, 主要来自地幔岩石圈或软流圈的岩浆侵入体, 是地壳(或岩石圈)伸展的重要标志, 是地幔岩石圈部分熔融作用以及幔源岩浆作用的产物, 对研究大陆动力学背景具有重要指示意义(周鼎武等, 1998; 王正其等, 2007).许多与地幔流体有关的矿床都和基性岩脉之间存在着一定的联系, 作为特殊的构造岩类型, 其拉张伸展构造环境往往是成矿时的导矿和储矿空间(刘燊等, 2010).因此, 基性岩脉的研究对探讨岩石成因、岩浆源区、构造背景及与金属矿产间的关系等方面具有重要意义.

      前人在对红石泉地区长期以来的研究过程中, 都发现地表有基性岩脉出露.20世纪至今, 众多学者对红石泉地区围绕铀矿化、含矿主岩等开展了较多的研究工作, 包括铀矿化特征、白岗岩特征及成因、白岗岩与铀的关系等(张诚, 1989; 赵建国和王龙成, 2009; 杨春四等, 2015).但是对于区内存在的基性岩脉研究较为薄弱, 在一定程度上制约了对源区性质、岩石成因、成岩时代及与金属成矿之间关系等的深化认识.本文选择该区基性岩脉为研究对象, 对其开展系统的野外地质调查、岩相学、地球化学、Sr⁃Nd⁃Pb同位素, Ar⁃Ar全岩定年等研究, 在此基础上厘定其地质特征和成岩时代, 并探讨与该区金属矿产之间的意义.

      • 红石泉地处甘肃省山丹县境内, 大地构造位置位于华北地台西南缘, 阿拉善台隆南缘之北西西向龙首山拱断带的西段, 北侧相邻潮水盆地, 南边连接民乐盆地(图 1), 是祁连-秦岭铀成矿省之祁连-龙首山铀成矿带重要组成部分(陈毓川等, 2007).产有碱交代型和伟晶状白岗岩型两种典型铀矿床, 前者如芨岭和新水井矿床, 后者就是红石泉矿床.

        图  1  甘肃龙首山区域地质及铀矿分布

        Figure 1.  Distribution of Gansu Longshoushan regional geology and uranium ore

        龙首山地区出露的主要地层由老到新分别是下元古界的龙首山岩群(Pt1l), 主要岩性是片岩、片麻岩、大理岩、石英岩和斜长角闪片岩等, 是该区主要的出露地层; 中元古界的墩子沟群(Pt2d), 主要出露地表的是硅质条带状大理岩、硅质灰岩、粉砂质千枚岩及结晶灰岩, 出露范围面积较少; 上元古界韩母山群(Pt3h), 主要岩性为基性火山岩、千枚岩、透闪石片岩和结晶灰岩、白云质泥质灰岩等; 研究区缺失下古生界地层, 上古生界石炭系出露岩性为灰色砂岩、板岩互层紫色砂岩, 偶夹火山碎屑岩、海陆交互相等.

        该区岩浆活动频繁, 以加里东期岩浆活动最为强烈, 其次为海西期和中条期.加里东期岩浆活动表现为期次多而强烈, 多数为复式岩体, 演化分异充分; 中条期岩石类型以成矿带西段的中酸性岩为主, 呈岩株、岩枝和岩脉产出, 地表出露范围不大; 海西期岩体主要呈串珠状岩枝, 沿区域性断裂分布.地表出露的岩浆岩以侵入岩居多, 主要包括伟晶状白岗岩, 石英闪长-斜长花岗岩, 中粒花岗岩, 片麻状花岗闪长岩及脉岩类, 脉岩主要是煌斑岩.

        研究区主要构造呈NWW向展布, 区内构造十分发育, 具有多期继承性的特点, 总体构造线呈NW向展布.以加里东期构造及其后期构造形迹为主, 形成于早古生代北祁连褶皱系的构造运动; 其次部分构造呈EW向展布, 其形成属于元古代后期, 被NW向断裂改造; 局部为早古生代NW向构造形成的次级构造(杨望暾等, 2013).上述构造基本控制了本区地层的展布和侵入岩的分布.

        龙首山地区矿产资源丰富, 其东段产有与超基性岩有关的金川铜-镍多金属硫化物矿床, 中部有与花岗岩有关的典型碱交代型铀矿床(芨岭、新水井矿床等), 西段则发育有与伟晶状白岗岩有关的铀矿床(红石泉矿床), 同时还产有一些具有工业价值的煤矿(红泉煤矿)、铁矿(平口峡、东大山、马大板铁矿)等.

      • 红石泉地区地表大致出露5条基性岩脉, 整体呈近东西向展布(图 2), 基性岩脉体集中出露在红石泉矿床地表中段, 整体风化强烈, 穿插在龙首山群变质岩中, 规模大小不等, 地表脉体形态有的似月牙, 有的像条状, 有的呈小团块产出, 地表出露长度多在10~100 m之间, 宽度2~8 m不等.

        图  2  红石泉地区地质略图

        Figure 2.  Sketch of ore deposit geology in Hongshiquan area

      • 本次基性岩样品均采自甘肃龙首山地区红石泉矿床范围内, 具体采样位置见图 2表 1.

        样品号 坐标 样品岩性
        X Y H
        LSS14-37 4 297 970 434 739 2 318 闪斜煌斑岩
        LSS14-44 4 297 992 434 659 2 347 闪斜煌斑岩
        LSS14-46 4 297 999 434 757 2 347 闪斜煌斑岩
        LSS14-57 4 298 029 435 151 2 373 闪斜煌斑岩
        LSS14-59 4 298 144 435 088 2 460 闪斜煌斑岩

        表 1  采样位置及岩性

        Table 1.  Sampling location and lithology

        区内的5条基性岩脉具有基本相同的岩相学特征, 岩石的新鲜面颜色呈灰绿色(图 3a, 3b), 镜下呈灰白色、灰绿色, 具有典型的煌斑结构(图 3c), 块状构造.斑晶主要是角闪石, 为单斜角闪石, 呈自形-半自形晶, 粒径在0.3~0.9 mm之间, 含量约30%;基质由长石和黑云母组成(图 3d), 长石呈他形-半自形板状微晶, 黑云母呈半自形晶, 粒径均小于0.5 mm, 含量约65%, 其中基质中的黑云母和长石易发生蚀变, 岩石整体发生绿泥石化、碳酸盐化以及绢云母化.主要副矿物有磁铁矿、磷灰石及锆石等, 含量少于5%.据此, 研究区基性岩确定为闪斜煌斑岩.

        图  3  煌斑岩脉照片

        Figure 3.  Lamprophyre vein photographs

      • 本次样品分析测试是在中核集团核工业北京地质研究院分析测试研究所完成.主量元素使用的仪器是飞利浦公司生产的PW2404 X射线荧光光谱仪, 微量元素和稀土元素采用等离子体质谱法, 测定使用的仪器均为ELEMENT XR等离子体质谱分析仪.同位素测定根据《岩石中铅、锶、钕同位素测试方法》(GB/T 17672⁃1999), 锶同位素及钕同位素测定使用的仪器为PHOENIX热电离质谱仪, 仪器编号为9444, 测试温度为20℃、相对湿度为50%;铅同位素测定使用的仪器为ISOPROBE⁃T热电离质谱仪, 仪器编号为9444, 测试温度为20℃、相对湿度为30%.

        附表 1和表 2分别是主量元素、微量元素、稀土元素和Sr、Nd、Pb同位素测试结果.

        样品号 LSS14-37 LSS14-57 LSS13-59
        87Rb/86Sr 1.752 0 1.788 0 1.807 1
        147Sm/144Nd 0.096 481 0.082 673 0.106 112
        87Sr/86Sr 0.711 956 0.712 965 0.712 828
        143Nd/144Nd 0.511279 0.511 837 0.511 994
        206Pb/204Pb 18.977 19.461 20.067
        207Pb/204Pb 15.557 15.493 15.564
        208Pb/204Pb 38.487 38.767 38.955
        (87Sr/86Sr)i=237.2 0.706 042 0.706 930 0.706 728
        εNd(t=237.2) -23.49 -12.18 -9.28

        表 2  红石泉地区煌斑岩Sr、Nd、Pb同位素数据(误差2δ计)

        Table 2.  Sr, Nd and Pb isotope data of lamprophyres in Hongshiquan area (error 2δ)

      • 从分析测试结果来看, 样品的烧失量(LOI)较高, 变化于4.42%~10.09%之间, 平均值为6.9%.结合岩石岩相学特征来看, 产生这种结果的原因是岩石普遍发生较强的蚀变作用, 蚀变作用主要表现为碳酸盐化和绢云母化, 从而导致岩石样品中水含量增加而导致烧失量偏高.因此, 通过去除烧失量将样品含量重新换算为100%后再进行地球化学特征分析.

        从附表 1和图 4~5可以看出, 煌斑岩主量元素具有以下特征:

        图  4  煌斑岩的(K2O+Na2O)-SiO2(a)和K/Al-K/(K+Na)(b)图解

        Figure 4.  (K2O+Na2O)-SiO2(a) and K/Al-K/(K+Na)(b) diagrams of lamprophyres

        图  5  煌斑岩主量元素Harker图解

        Figure 5.  Harker diagrams of the lamprophyres

        (1) SiO2含量在45.46%~48.96%之间, 属于基性岩类;

        (2) 在(K2O+Na2O)⁃SiO2煌斑岩分类图上, 岩石多落在钙碱性系列(CAL)范围内(图 4a);

        (3) ALK(K2O+Na2O)=3.26%~4.45%(平均值=4.04%), K2O/Na2O=1.32~2.13, 在K/Al⁃K/(K+Na)图解中所有岩石都落在钾质煌斑岩区(图 4b);

        (4) 里特曼指数σ=2.67~7.24(平均值=4.21), 说明研究区煌斑岩属于钾质-高钾质系列的特征;

        (5) MgO=6.19%~8.32%(平均值=7.36%), 在Harker图解中(MgO为参考因子)(图 5), MgO与SiO2、Na2O、Fe2O3、Al2O3、FeO、MnO存在正相关关系, 与CaO、TiO2、K2O、P2O5存在负相关关系, 说明岩浆演化过程中SiO2、Na2O、Fe2O3、Al2O3、FeO、MnO含量逐渐减少, 而CaO、TiO2、K2O、P2O5含量逐渐增加, 暗示岩浆演化过程中经历了结晶分离作用(李献华等, 2002);

        (6) 固结指数SI=28.67~34.74(平均值32.55), 在典型玄武岩的SI值30~40之间(许继锋和邱家骧, 1991);

        (7) 本次测试煌斑岩样品的烧失量较大(4.42%~10.09%), 表明研究区煌斑岩具有较多的挥发分.

      • 从附表 1和图 6的结果可以看出, 岩石微量元素具有以下特征:

        图  6  微量元素原始地幔标准化蛛网图

        Figure 6.  Primitive mantle-normalized spider diagrams for trace elements

        (1) 在煌斑岩的原始地幔标准化的微量元素蛛网图中, 煌斑岩相对富集K、Rb和Pb等大离子亲石元素(LILE), 相对亏损Ta、Nb、Th和Ti等高场强元素(HFSE), Sr弱亏损;

        (2) 岩石中的U元素含量为1.02×10-6~39.7×10-6(平均值=13.658×10-6), 明显高于中国大陆岩石圈(U=2.43×10-6, 黎彤和倪守斌, 1997)和大陆地壳平均值(U=0.91×10-6, Taylor and McLenann, 1985);

        (3) 相容元素Cr、Ni的含量较低, 其中Cr为93.7×10-6~120×10-6, Ni为17.3×10-6~97.9×10-6;

        (4) Nb、Ti的亏损可以反映源区性质, 从微量元素蛛网图中可以看到明显的Nb、Ti负异常, 暗示岩浆在成岩过程遭到地壳物质的混染(李永军等, 2015);

        (5) Nb/Ta=11.888~28.050(平均值18.19), 与原始地幔值(17.5±2.0)误差范围内一致, Zr/Hf=27.65~38.50(平均值35.52)在原始地幔值(36.27±2.0)误差范围内(Taylor and McLenann, 1985);

        (6) 原始地幔标准化的微量元素蛛网图形态相近, 表明样品具有相同的演化趋势, 是同源岩浆的产物.

      • 表 2图 7中可以得出, 煌斑岩稀土元素具有以下特征:

        图  7  稀土元素球粒陨石标准化配分模式

        Figure 7.  Chondrite-normalized REE patterns for rare earth elements

        (1) 在稀土元素分布模式图, 所有样品分配模式相一致, 均为右倾型的配分模式;

        (2) 岩石的稀土总量(∑REE)在159.65×10-6~241.87×10-6之间, 明显高于原始地幔值(∑REE=7.43×10-6)(Sun and McDonough, 1989);

        (3) 据煌斑岩的轻、重稀土比值可知(LREE/HREE=6.91~11.67), 岩石具有轻稀土相对富集、重稀土相对亏损特征;

        (4) 岩石(La/Sm)N=2.7~3.93(均值为3.29)、(La/Yb)N=7.95~10.98(均值为8.91), 表明轻稀土和重稀土内部均有较明显分馏作用, 且轻稀土分馏强度大于重稀土;

        (5) 煌斑岩δEu弱负异常δEu=0.79~0.97(平均值为0.87), 反映岩浆演化过程中发生过斜长石分离结晶作用.

      • 表 2可以看出红石泉地区煌斑岩Sr、Nd、Pb同位素具有如下特征:

        (1) 岩石的.87Rb/86Sr=1.752 0~1.807 1, 87Sr/86Sr=0.711 956~0.712 965, 高于原始地幔现代值0.704 5(DePaolo and Wasserburg, 1976);

        (2) 147Sm/144Nd=0.082 673~0.106 112;143Nd/144Nd=0.511 279~0.511 940, 低于原始地幔现代值0.512 638(Jacobsen and Wasserburg, 1980);

        (3) 岩石的(87Sr/86Sr)i=0.706 042~0.706 930, 高于原始地幔现代值0.704 5(DePaolo and Wasserburg, 1976), εNd(t)=-9.28~-23.49, 说明岩石具有高Sr低Nd的特征;

        (4) 煌斑岩的208Pb/204Pb=38.487~39.955、207Pb/204Pb=15.493~15.564、206Pb/204Pb=18.977~20.067, 206Pb/204Pb的比值明显高于208Pb/204Pb、207Pb/204Pb, 表明放射性成因的206Pb较高, 暗示煌斑岩原始含铀量较为丰富;

        (5) 在87Sr/86Sr⁃206Pb/204Pb和207Pb/204Pb⁃206Pb/204Pb图中(图 8), 样品投影点都位于区域内或靠近EMII附近, 表明研究区煌斑岩的源区可能与富集地幔有关.

        图  8  红石泉煌斑岩87Sr /86Sr-206Pb/204Pb(a)和143Nd /144Nd-206Pb/204Pb(b)相关图解

        Figure 8.  87Sr/86Sr-206Pb/204Pb (a) and 143Nd/144Nd-206Pb/204Pb (b) diagrams of the lamprophyres from Hongshiquan area

      • 对基性岩年龄测定, 过去通常使用K⁃Ar法测定, 但在使用该方法时, 样品的年龄往往被低估(卢磊勋等, 2015).利用Ar⁃Ar方法测试基性岩类的年代具有明显的优势, 一次质谱分析完成所有氩同位素比值的测量, 大大减少了样品的需求量; 通过测量同位素比值, 减少了K⁃Ar方法中测量K同位素和Ar同位素绝对值所带来的误差, 提高了精确度和可靠性; 逐步加热的方法, 可以减小外来氩(如大气氩)参与引起的误差(卢磊勋等, 2015).

        本次煌斑岩40Ar⁃39Ar定年共测试了3组样品, 测试工作是在中国地质科学院地质研究所Ar⁃Ar定年实验室完成, 采用的方法是常规40Ar/39Ar阶段升温测年法, 详细实验流程见有关文章(陈文等, 2011).表 3是样品阶段加热法40Ar/39Ar分析结果, 图 9a~9c为全岩的40Ar/39Ar坪年龄谱, 图 9d为煌斑岩样品LSS⁃59全岩等时线年龄图.

        T(℃) (40Ar/39Ar)m (36Ar/39Ar)m (37Ar/39Ar)m (38Ar/39Ar)m 40Ar(%) F 39Ar
        (10-14 mol)
        39Ar
        (Cum) (%)
        Age
        (Ma)
        ±1σ
        (Ma)
        LSS14-37 全岩 W=30.77 mg J=0.005 958
        800 215.164 7 0.685 8 5.279 4 0.157 6 5.99 12.941 5 0.29 1.60 134.0 3.2
        850 90.045 4 0.236 0 1.552 6 0.063 1 22.67 20.435 3 0.54 4.57 207.3 2.9
        900 51.357 2 0.093 8 0.177 6 0.031 7 46.03 23.642 1 1.16 10.91 237.7 2.3
        940 32.720 4 0.025 8 0.213 4 0.018 2 76.70 25.100 9 1.93 21.45 251.4 2.4
        980 31.509 1 0.013 0 0.108 3 0.015 1 87.80 27.668 7 3.93 42.92 275.3 2.6
        1010 35.514 6 0.025 6 0.190 2 0.017 6 78.74 27.966 7 1.36 50.35 278.0 2.8
        1050 48.236 6 0.054 8 0.273 1 0.024 5 66.44 32.053 8 0.97 55.64 315.3 3.4
        1090 57.924 4 0.046 1 0.866 7 0.026 2 76.57 44.386 4 0.81 60.07 423.3 3.8
        1130 47.059 8 0.037 5 0.514 6 0.022 3 76.52 36.023 5 1.17 66.47 350.8 3.2
        1170 48.588 4 0.038 3 0.798 1 0.023 8 76.82 37.351 2 2.09 77.85 362.5 3.4
        1210 48.769 6 0.015 0 0.730 0 0.019 1 90.99 44.402 6 2.23 90.02 423.4 3.8
        1300 34.863 7 0.009 9 0.294 5 0.015 5 91.66 31.962 5 1.32 97.22 314.5 3.0
        1400 35.534 0 0.030 6 0.141 9 0.016 7 82.91 29.463 0 0.51 100.00 291.8 2.8
        LSS14-53 全岩 W=73.71 mg J=0.005 784
        800 101.416 5 0.314 7 7.213 7 0.103 4 8.80 8.975 0 0.30 2.09 91.3 5.9
        840 48.979 2 0.109 6 2.260 6 0.030 6 34.18 16.772 2 0.37 4.71 167.0 8.2
        900 52.147 5 0.113 5 0.914 1 0.039 1 35.78 18.671 4 0.93 11.21 185.0 4.2
        950 37.209 4 0.049 4 1.729 6 0.025 9 61.07 22.754 7 0.98 18.12 223.1 2.3
        1000 37.419 3 0.044 2 3.023 6 0.026 0 65.66 24.631 0 1.47 28.46 240.3 2.3
        1040 45.519 0 0.051 6 6.902 3 0.033 7 67.54 30.917 0 0.94 35.06 296.8 2.8
        1080 40.921 5 0.039 4 5.477 1 0.029 8 72.46 29.782 5 1.75 47.32 286.7 2.7
        1120 40.048 6 0.040 2 3.382 8 0.026 7 70.92 28.479 2 1.67 59.04 275.1 2.8
        1160 41.564 3 0.043 7 2.732 5 0.025 8 69.38 28.902 8 1.31 68.20 278.9 2.7
        1200 47.214 2 0.052 4 4.444 6 0.030 5 67.87 32.159 0 1.42 78.15 307.7 2.8
        1250 40.451 8 0.027 2 4.289 2 0.025 0 80.90 32.838 5 1.97 91.97 313.7 2.9
        1300 65.808 8 0.087 1 11.413 4 0.049 8 62.13 41.268 8 1.03 99.20 386.2 3.5
        1400 167.066 2 0.415 5 17.789 3 0.118 7 27.26 46.201 0 0.11 100.00 427.2 6.9
        LSS14-59 全岩 W=27.96 mg J=0.005 614
        700 340.331 5 1.112 8 1.012 0 0.318 4 3.40 11.589 7 0.02 0.09 114 76
        800 45.100 3 0.135 6 0.625 8 0.049 2 11.25 5.075 7 0.41 1.67 50.7 1.3
        860 46.887 5 0.117 0 0.134 5 0.038 9 26.26 12.314 5 1.55 7.72 120.6 1.3
        900 28.748 4 0.037 3 0.102 6 0.020 3 61.67 17.731 3 1.26 12.62 171.2 1.8
        950 26.708 0 0.016 8 0.075 0 0.016 2 81.40 21.742 4 1.37 17.95 207.8 2.0
        990 31.363 2 0.026 7 0.220 7 0.018 9 74.89 23.492 8 1.81 25.01 223.5 2.2
        1030 45.743 2 0.072 4 0.148 0 0.028 0 53.18 24.331 2 1.99 32.75 231.0 2.2
        1070 50.802 9 0.087 6 0.108 8 0.030 8 49.06 24.925 0 2.73 43.39 236.3 2.2
        1110 30.289 7 0.018 1 0.075 6 0.016 1 82.30 24.930 5 3.50 57.01 236.3 2.3
        1150 27.759 5 0.008 5 0.064 9 0.014 3 90.90 25.234 9 4.64 75.09 239.0 2.2
        1200 27.511 3 0.005 5 0.042 1 0.013 7 94.11 25.891 9 3.33 88.04 244.8 2.3
        1300 29.118 7 0.005 6 0.037 1 0.013 4 94.32 27.464 1 2.61 98.20 258.7 2.4
        1400 30.627 6 0.009 5 0.244 3 0.014 6 91.91 27.849 3 0.46 100.00 262.1 2.9
            注:表中下标m代表样品中测定的同位素比值 Total age =311.0 Ma, F=40Ar*/39Ar.

        表 3  红石泉地区煌斑岩阶段加热法40Ar/39Ar分析结果

        Table 3.  Lamprophyre phasewise heating method 40Ar/39Ar analysis results of Hongshiquan area

        图  9  样品全岩40Ar/39Ar坪年龄谱(a~c)和等时线年龄(d)

        Figure 9.  Whole-rock 40Ar/39Ar age spectra (a-c) and sochron age (d) of lamprophyre samples

      • 样品LSS14⁃37和LSS14⁃53由于本身的含钾量偏低, 再加上易蚀变(具有较高的烧失量), 且实验样品中含有过多的Ar以及实验过程中Ar的核反冲丢失干扰了实验结果, 导致两组样品在加热阶段未形成理想年龄坪谱(陈文等, 2011; 卢磊勋等, 2015).

        样品LSS14⁃59坪年龄包括了700℃开始到1 400℃共13个升温阶段的数据采集(表 3), 对应了100%的39Ar含量.13个阶段一起构成了一个很好的年龄坪, 成阶梯状, 且构成年龄坪的所有年龄阶段的39Ar累积释放量约占总释放量的50%以上, 坪年龄Tp=237.2±2.6 Ma (图 9c).40Ar/36Ar的初始比值为292±17 Ma(MSWD=3.3), 其36Ar/40Ar⁃39Ar/40Ar等时线年龄Ti=239±12 Ma(图 9d), 与坪年龄在误差范围内保持一致.

        坪年龄谱和等时线年龄图显示所测红石泉地区煌斑岩的坪年龄和等时年龄在误差范围内基本一致, 说明样品中无过剩Ar或者含少量过剩Ar但不干扰实验结果, 且40Ar/36Ar的初始比值292±17 Ma(MSWD=3.3)和Faure(1986)获得的大气Ar同位素比值295.5±5 Ma基本一致.等时线年龄值与坪年龄值吻合程度也极高, 说明测试结果均可靠, 完全可以代表煌斑岩形成时的年龄.

        综上所述, 煌斑岩的成岩年龄为237.2±2.6 Ma, 属于三叠纪时期.

      • 煌斑岩是一类成分复杂的暗色斑状脉岩, 种类繁多、分布广泛, 常以岩脉、岩墙的形式分布于不同时期、不同类型的大地构造环境中, 岩石起源于超深环境, 能够利用其研究地幔及地幔的变化.20世纪90年代以来, 在有关煌斑岩的分类、成因、构造环境判别等的研究方面取得重大的突破(胡瑞忠和金景福, 1990; 路凤香等, 1991; 凌洪飞等, 1998; 肖成东等, 2004; 陈能松等, 2007; 陈宣谕等, 2011; 瓦西拉里等, 2011; Chen et al., 2018).煌斑岩与Au、Pb、Sb等金属矿产和金刚石、煤、石油等非金属矿产在时、空上密切共生的关系引起了越来越多学者的关注(周自立, 1987; 覃功炯和宋新宇, 1994; 许德如, 2000).近年来研究发现, 煌斑岩与铀矿成因之间存在多方面联系, 如暗色岩脉与铀成矿关系、中基性脉岩与铀矿化的关系、江西桃山铀矿田、江西相山铀矿田、冕西煌斑岩脉型铀矿化特征等(刘治恒和巫晓兵, 2009; 张万良等, 2009; 孙悦等, 2017; Zhang et al., 2018).

      • 红石泉地区煌斑岩具高钾富碱、富集大离子亲石元素(K、Rb、Pb)及轻稀土元素、亏损重稀土及高场强元素(Ta、Nb、Th、Ti)、高(87Sr/86Sr)i、低εNd(t)、富集放射性Pb同位素等特征.通常镁铁质岩石的这些特征或者与俯冲作用所改造的岩石圈富集地幔有关(Tarney and Jones, 1994), 或者与岩浆上侵过程中地壳混染有关(Ma et al., 1998).

        富钾及地幔中钾的交代是富集地幔的主要标志之一(Menzies, 1983), 也是形成高钾-钾质脉岩的重要原因(孙景贵等, 2000; 赵志雄等, 2018).红石泉的煌斑岩高钾(K2O/Na2O=1.32~2.13), 钾高于大陆地壳平均值1.1(Taylor and McLenann, 1985), 且煌斑岩的K2O含量不随SiO2改变, 表明研究区煌斑岩的地球化学特征是由源区性质决定, 其源区可能为富集地幔.

        87Sr/86Sr⁃206Pb/204Pb和143Nd/144Nd⁃206Pb/204Pb图解上(图 8), 煌斑岩样品投影大多落在EMII型地幔区域或靠近EMII型地幔区, 表明煌斑岩岩浆来源于EMII型富集地幔源区.此外, 有地壳混染的岩石其Nb/Ta与La/Yb具有负相关关系(Münker, 1998), 本区煌斑岩Nb/Ta与La/Yb具有负相关关系(图 10); Ti/Yb比值是判别岩石是否受到地壳物质的混染以及受地壳混染程度的重要标志, 当岩浆中Ti/Yb > 5 000时, 则表示未受到地壳物质的混染(Hart et al., 1989).研究区煌斑岩的Ti/Yb比值在1 796~3 845之间(平均值为2 671), 明显小于5 000; Nb、Ti在微量元素蛛网图中显示明显的负异常, 暗示岩浆在成岩过程遭到地壳物质的混染.

        图  10  红石泉煌斑岩La/Yb-Nb/Ta图解

        Figure 10.  La/Yb-Nb/Ta diagram of lamprophyres from Hongshiquan

        因此, 红石泉煌斑岩源区来源于EMII型富集地幔, 在岩浆上升侵位过程中遭受了地壳物质的混染.

      • 原始玄武岩浆的固结指数(SI≥40), 当岩浆发生结晶分异作用或者部分熔融作用时, 残余岩浆的固结指数会降低(黄智龙等, 1999).研究区煌斑岩固结指数SI=28.67~34.74(平均值32.55), 在典型玄武岩的SI值在30~40之间, 暗示研究区的煌斑岩源岩浆在演化过程发生结晶分异作用或者部分熔融作用, 具有演化玄武岩的特征(许继锋和邱家骧, 1991).镁指数Mg#=50.79~57.93(平均值54.72), 低于原始玄武岩浆镁指数70, 这也与固结指数分析结果所反映的一致, 暗示红石泉地区的煌斑岩具有演化玄武岩的特征(Dupuy and Dostal, 1984).在Harker图解(图 5)中可以看到MgO与Al2O3、FeO、MnO、SiO2、Na2O、Fe2O3具有正相关关系, 与K2O、TiO2、CaO、P2O5呈负相关关系, MgO与这些元素的相关性指示红石泉地区煌斑岩经历了岩浆结晶分异作用(李献华等, 2002).稀土元素La/Sm⁃La图解(图 11)特征也暗示本区煌斑岩岩浆在演化过程中发生了结晶分异作用和部分熔融作用(管涛等, 2003).

        图  11  煌斑岩La/Sm-La图

        Figure 11.  La/Sm-La plot of lamprophyres

        综上可知, 红石泉地区煌斑岩的岩浆演化过程经历了结晶分异和部分熔融作用, 煌斑岩具有演化玄武岩的特征.

      • 煌斑岩在自然界分布广泛, 出露于从前寒武纪到第四纪的各个时代及各种不同的大地构造单元, 如大陆裂谷区、造山带周边及岛弧带、洋岛、被动大陆边缘及破坏性大陆边缘等(路凤香等, 1991; 李世超等, 2017; 马永非等, 2017).通过煌斑岩上涌侵入提供的深部物质组成和岩浆侵位的动力学背景等信息, 推测侵位的大地构造背景(侯贵廷, 2012).

        据FeO*⁃MgO⁃Al2O3构造环境判别图、TiO2⁃Zr构造环境判别图和Zr/Y⁃Zr构造环境判别图(图 12)可知, 研究区煌斑岩都落在大陆玄武岩靠近造山带玄武岩交界区域, 在TiO2⁃Zr构造环境判别图(图 12b)和Zr/Y⁃Zr构造环境判别图(图 12c)中可以看到, 样品均落在了板内玄武岩区域或靠近板内玄武岩区域, 表明研究区煌斑岩形成的构造环境为板内拉张环境.

        图  12  红石泉地区煌斑岩FeO*-MgO-Al2O3(a)、TiO2-Zr(b)和Zr-Zr/Y(c)构造环境判别图

        Figure 12.  FeO*-MgO-Al2O3(a), TiO2-Zr(b) and Zr-Zr/Y(c) tectonic discrimination diagrams of lamprophyre in Hongshiquan area

        龙首山位于我国古老地块华北克拉通的西部, 具有丰富而复杂的构造演化史(翟明国, 2011).从古生代开始, 经历了挤压-拉张-再挤压-再拉张的多阶段构造演化:在中寒武世-中奥陶世, 华北克拉通西南边部为一个双列岛弧体系, 祁连洋与北祁连洋均向北俯冲, 反映了一种强烈的挤压环境; 志留纪末期到早-中泥盆世这段时期内, 研究区在拉张环境中板内裂谷完成开合; 在中泥盆纪世开始, 龙首山地区进入挤压环境, 地壳加厚; 在古生代晚期, 受古亚洲洋闭合事件的影响, 龙首山处于拉张环境.40Ar⁃39Ar全岩测定获得红石泉地区煌斑岩成岩年龄为237.2±2.6 Ma, 据此确定其形成于三叠系, 显示古亚洲洋闭合事件影响阿拉善西部.因此, 红石泉地区的煌斑岩属于早古生代古亚洲洋闭合、陆陆碰撞后伸展的产物.

      • 红石泉伟晶状白岗岩型铀矿床为一个以岩体型铀矿化为主, 后期迭加富集型铀矿化为辅的多期次-复成因铀矿床.近年来, 众多研究者对该矿床的成矿年龄进行过详细的研究:戎嘉树等(1984)用晶质铀矿U⁃Pb法测定矿化形成年龄, 测得9个晶质铀矿的表面年龄存在差异, 为求得矿化真实年龄, 将9个晶质铀矿的分析数据用三阶段模式方程求解, 得出上交点年龄为(1 740±60)~(1 740±62)Ma, 下交点年龄为(300±40)~(300±42) Ma, 同时还对12个铀矿石进行了U⁃Pb同位素体系演化研究, 按三阶段模式方程计算得出的矿化年龄为(1 830±138)~(1 830±152) Ma, 改造年龄为(342±118)~(342±132) Ma.辛存林等(2013)通过研究得到的铀矿化年龄为1 750 Ma; 赵建国和王龙成(2009)测得晶质铀矿形成年龄为1 792.4 Ma, 改造年龄为314 Ma等.综上, 红石泉白岗岩型铀矿床的铀成矿年龄在1 740~1 830 Ma范围之间, 为中条期形成, 改造年龄在224~460 Ma之间.

        本次研究测得红石泉地区煌斑岩的成岩年龄为237.2±2.6 Ma, 与铀成矿年龄(1 740~1 830 Ma)之间的矿岩时差达1 500.2~1 595.4 Ma, 很显然红石泉铀成矿与煌斑岩之间不可能存在成因上的关系, 对于铀矿只有后期改造作用.

      • (1) 研究区基性岩新鲜面呈灰绿色, 典型煌斑结构, 块状构造, 斑晶矿物主要为角闪石, 基质主要由斜长石和黑云母组成, 副矿物主要有磁铁矿、磷灰石及锆石等, 确定为闪斜煌斑岩, 根据岩石地球化学特征, 进而判断其属于钾质钙碱性煌斑岩.

        (2) 通过40Ar⁃39Ar全岩测定, 甘肃红石泉煌斑岩的成岩年龄为237.2±2.6 Ma, 形成时代为三叠纪.

        (3) 红石泉煌斑岩源区来源于EMII型富集地幔, 在岩浆上升侵位过程中遭受了地壳物质的混染, 形成环境为板内拉张环境, 属于早古生代古亚洲洋闭合、陆陆碰撞后伸展的产物.

        (4) 煌斑岩与红石泉铀矿床铀成矿没有直接成因关系, 对于铀矿只有后期改造作用.

    参考文献 (89)

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