西準噶爾巴音布拉克花崗斑巖成因：巖石地球化學、年代學與Sr-Nd-Hf同位素證據(jù)

劉朕語，李光來*，劉曉東，陳光旭，王 果，宋 佳

(1.東華理工大學 核資源與環(huán)境國家重點實驗室，江西 南昌 330013;2.核工業(yè)二一六大隊，新疆 烏魯木齊 830011)

0 引 言

中亞造山帶處于東歐地臺—卡拉庫姆地臺—塔里木地臺—中朝地臺和西伯利亞地臺之間，是全球顯生宙地殼增生與改造最顯著的地區(qū)，也是全球最大的增生型造山帶與大陸成礦域[1]。西準噶爾作為中亞造山帶的重要組成部分，地處額爾齊斯—齋?？p合帶以南、北天山縫合帶以北、準噶爾盆地以西、中國與哈薩克斯坦國界以東的區(qū)域[2-3]。雪米斯坦成礦帶位于西準噶爾中部和哈薩克斯坦—準噶爾板塊北部的活動大陸邊緣，屬于額爾齊斯—齋桑晚古生代褶皺系的南部，帶內(nèi)礦產(chǎn)資源豐富，是中國重要的火山巖型鈾礦成礦帶，發(fā)育有著名的白楊河鈹鈾礦，為亞洲最大的鈹?shù)V，同時鈾資源儲量超過中型[4-9]。前人研究結(jié)果顯示，與形成白楊河鈹鈾礦密切相關(guān)的楊莊巖體受查干托洛蓋—巴音布拉克大斷裂控制，形成時代為早石炭世((313.4±2.3)Ma)，具有高Si，富堿，Al含量偏高，強烈富集Nb、Ta和貧Ti的特征，屬于A1亞型花崗巖[6-7]。巴音布拉克巖體位于雪米斯坦成礦帶的東南部，與楊莊巖體處于同一構(gòu)造帶，同受查干托洛蓋—巴音布拉克大斷裂控制，前人推測其與楊莊巖體具有相似的成礦條件[10]。目前，該巖體的周圍已經(jīng)發(fā)現(xiàn)有一系列的鈾礦化點，但還沒有發(fā)現(xiàn)具有工業(yè)意義的鈾礦，同時對于該巖體尚無針對性的研究工作。

本文在詳細的野外地質(zhì)考察基礎(chǔ)上，對雪米斯坦成礦帶巴音布拉克巖體開展了巖相學、巖石地球化學、年代學以及同位素地球化學等研究，厘定了花崗斑巖的形成時代，探討了巖體的成因及其形成的構(gòu)造背景，并與楊莊巖體進行了初步對比，預測該地區(qū)的找鈾前景。

1 地質(zhì)背景及巖石特征

西準噶爾巖漿巖極其發(fā)育，空間上呈面型分布，數(shù)量龐大，按照形成時間可以分成3期(圖1)：晚石炭世—早二疊世(290～310 Ma)、早石炭世(320～340 Ma)、晚志留世—早泥盆世(405～422 Ma)[11-12]。巴音布拉克地區(qū)斷裂構(gòu)造非常發(fā)育，一級斷裂呈近EW向展布，次級斷裂主要為NE向和NW向，其中NW向斷裂在區(qū)內(nèi)分布規(guī)模較小，且多被近EW向、NE向斷裂夾持。區(qū)內(nèi)發(fā)育有大量中基性巖脈，以輝綠巖脈為主，遍布于從老到新的各類巖石中，且在斷裂帶旁側(cè)和巖體內(nèi)及其周邊集中分布。輝綠巖脈主要呈近SN向，一般寬度為1～2 m，最寬者近10 m，長數(shù)米至百米，個別長達近千米。本文研究的花崗斑巖巖體位于巴音布拉克地區(qū)的中部，巖體出露面積約0.8 km2，受查干托洛蓋—巴音布拉克大斷裂控制。該巖體侵入于志留系雪米斯坦組(Sx)地層之中，與圍巖呈侵入接觸關(guān)系[圖1(c)]。圍巖巖性主要為中基性—中酸性火山巖和火山碎屑巖，主要巖石類型有流紋巖、流紋質(zhì)含角礫玻屑弱熔結(jié)凝灰?guī)r、流紋質(zhì)玻屑弱熔結(jié)凝灰?guī)r、流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r及薄層凝灰?guī)r、晶屑凝灰?guī)r和凝灰質(zhì)砂礫巖，玄武巖僅在局部有發(fā)育。

Q為石英；Kfs為鉀長石；Zr為鋯石

巖相學特征上，花崗斑巖呈深灰色至灰黑色，具斑狀結(jié)構(gòu)和塊狀構(gòu)造，斑晶大小為3～5 mm，主要為石英、鉀長石和極少量的白云母。石英為半自形—他形結(jié)構(gòu)，部分為渾圓狀，多數(shù)石英斑晶的邊部被熔蝕成港灣狀[圖2(a)]，部分石英中包裹有火山玻璃，后期地質(zhì)作用過程中發(fā)生了不同程度脫?；痆圖2(b)]，形成了少量白云母和石英等酸性巖的典型造巖礦物；鉀長石多呈半自形結(jié)構(gòu)，發(fā)育有卡斯巴雙晶[圖2(c)]；大量鋯石被放射性暈圈所包裹[圖2(d)]。副礦物主要為鋯石、磷灰石、金紅石、磁鐵礦和鈦鐵礦等。

2 樣品采集及分析方法

本次實驗所用的花崗斑巖樣品均采自鉆孔，選取新鮮無污染未發(fā)生蝕變的樣品，清洗后無污染粉碎至200目供巖石地球化學分析。主量元素分析測試儀器為Philips PW2404型X熒光光譜儀；微量和稀土元素分析采用Agilent 7700x型四極桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀。全巖主量、微量元素分析工作均在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成。

用于定年和Hf同位素分析的鋯石選自樣品16BYH-29。將樣品粉碎后，用常規(guī)方法挑選出鋯石，在雙目鏡下進一步精選裂隙少、透明度高的鋯石制作樣品靶，拍攝透射光和反射光照片，在掃描電鏡下進行陰極發(fā)光(CL)圖像采集。綜合光學照片和陰極發(fā)光圖像，選擇光滑平整、無包體、顏色均一的位置作為分析點。

鋯石U-Pb定年采用的分析儀器為Analyte Excite 193 nm ArF準分子激光剝蝕系統(tǒng)和Agilent 7700x型四極桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀。激光剝蝕系統(tǒng)的能量密度為6.0 J·cm-2，束斑直徑為35 μm，頻率為8 Hz，剝蝕時間為40 s。測試過程中以標準鋯石91500為外標，校正儀器質(zhì)量歧視與元素分餾；以標準鋯石GJ-1為盲樣，檢驗U-Pb定年數(shù)據(jù)質(zhì)量；以NIST SRM 610為外標，同時以Si為內(nèi)標標定鋯石中的Pb含量，以Zr為內(nèi)標標定鋯石中其余微量元素含量。U-Pb年齡原始數(shù)據(jù)用ICPMSDataCal軟件離線處理得到[14]，然后使用Isoplot 4.15軟件[15]繪制諧和曲線并計算加權(quán)平均年齡。

Sr-Nd同位素分析使用多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)。全巖巖石粉末經(jīng)高壓密閉溶樣彈消解后，一部分消解液經(jīng)過陽離子-鍶特效聯(lián)合樹脂分離出Sr，總稀土元素組分再經(jīng)過鑭系特效樹脂分離出Nd。Sr、Nd淋洗液被蒸干后，先用1.0 mL 2%稀硝酸溶解，將其作為母液；取其中50 μL，稀釋成500 μL，在Agilent 7700x型四極桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀上準確測定Sr、Nd含量。再用2%稀硝酸將Sr、Nd母液稀釋成Sr含量(質(zhì)量分數(shù)，下同)為50×10-6、Nd含量為50×10-6的溶液。同位素溶液經(jīng) Cetac Aridus Ⅱ膜去溶系統(tǒng)引入，在Nu Plasma Ⅱ MC-ICP-MS儀上測定同位素比值。Sr同位素比值測定過程中，采用86Sr/88Sr值為0.119 4校正儀器質(zhì)量分餾。Sr同位素國際標準物質(zhì)NIST SRM 987作為外標校正儀器漂移。Nd同位素比值測定過程中，采用146Nd/144Nd值為0.721 9校正儀器質(zhì)量分餾，國際標準物質(zhì)JNdi-1作為外標校正儀器漂移。

鋯石Hf同位素分析使用型號為Nu Plasma II的多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀，和鋯石U-Pb定年使用同一激光剝蝕系統(tǒng)。準分子激光發(fā)生器產(chǎn)生的深紫外光束經(jīng)勻化光路聚焦于鋯石表面，能量密度為6.0 J·cm-2，束斑直徑為50 μm，頻率為8 Hz，剝蝕時間為40 s，剝蝕氣溶膠由氦氣送入多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀完成測試。測試過程中，先測試5顆標準鋯石GJ-1、91500、Plesovice、Mud Tank、Penglai，之后每隔10顆樣品鋯石交替測試2顆標準鋯石(GJ-1、91500)，以檢驗鋯石Hf同位素比值數(shù)據(jù)質(zhì)量。數(shù)據(jù)處理過程中，首先采用179Hf/177Hf值為0.732 5獲得Hf同位素質(zhì)量歧視因子βHf，通過鋯石自身的172Yb/173Yb實測數(shù)據(jù)獲得Yb同位素質(zhì)量歧視因子βYb；然后，再采用176Yb/172Yb值為0.588 7扣除176Yb對176Hf的同量異位干擾；由于Lu只有175Lu與176Lu兩個同位素，假定βLu=βHf，再采用176Lu/175Lu值為0.026 55扣除176Lu對176Hf的同質(zhì)異位干擾[16]。鋯石U-Pb定年、Hf同位素分析及全巖Sr-Nd同位素分析工作均在南京聚譜檢測科技有限公司完成。詳細實驗測試過程見文獻[17]～[19]。

3 巖石地球化學特征

3.1 主量元素

巴音布拉克花崗斑巖的主量元素組成如表1所示。該巖體具有酸性(SiO2含量為68.88%～74.62%)，富堿(ALK值為8.71%～9.38%)，特別是富K(K2O含量為3.44%～6.11%)、Al(Al2O3含量為13.23%～15.10%)，貧Mg、Ca(MgO含量為0.08%～0.11%，CaO為0.04%～0.13%)的特征；氧逸度較高，為0.40～0.92；MgO#值為0.03～0.13，顯示巖石具有相對貧Mg的特征。

在TAS圖解[圖3(a)]中，除了一個樣品落在石英二長巖區(qū)域外，其余樣品均落在花崗巖區(qū)域。在A/NK-A/CNK圖解[圖3(b)]中，樣品位于準鋁質(zhì)和過鋁質(zhì)過渡區(qū)域。在AR-SiO2圖解[圖3(c)]中，樣品全部落在堿性區(qū)域；在堿性巖進一步分類的K2O-SiO2圖解[圖3(d)]中，樣品落在鉀玄巖系列和高鉀鈣堿性系列區(qū)域。

3.2 微量元素

原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上，與相鄰元素對比，Rb、Th、U、Zr、Hf富集，Sr、P、Ti強烈虧損[圖4(a)]。微量元素比值對于花崗巖的成因具有重要的指示意義，特定元素比值在不同的巖石單元中具有不同的變化范圍。熔體的演化程度增強通常會引起K/Rb值的顯著變小[20]，大多數(shù)地殼巖石為150～350，巴音布拉克花崗斑巖為334.51～432.84，絕大部分大于350，說明巴音布拉克花崗斑巖形成過程中花崗質(zhì)熔體的演化程度相對較弱；Nb/Ta值會隨著殼-幔之間的巖漿演化程度增大而減小[21]，原始地幔和球粒隕石為17.5±2.0[21-22]，花崗巖為12，若發(fā)生殼-幔演化作用，Nb/Ta值會遠小于12，巴音布拉克花崗斑巖Nb/Ta值為13.96～17.07，平均為14.9，十分接近原始地幔，說明巴音布拉克花崗斑巖在形成過程中殼-幔之間的巖漿演化程度較弱；巖漿演化過程中，Zr/Hf值會隨著巖漿演化程度的增大而變小[20,22]，大多數(shù)花崗巖平均值為39[20,22]，巴音布拉克花崗斑巖為42.18～45.30，大于一般花崗巖的平均值(39)[20,22]，說明巴音布拉克花崗斑巖形成過程中巖漿演化相對較弱。綜上所述，巴音布拉克花崗斑巖的化學成分具有初始巖漿的特征。

3.3 稀土元素

花崗斑巖稀土元素分析結(jié)果如表1所示。球粒隕石標準化稀土元素配分模式呈現(xiàn)明顯的右傾趨勢[圖4(b)]，輕稀土元素(含量為(205.2～297.8)×10-6)比較富集，重稀土元素((29.54～37.65)×10-6)相對虧損，輕、重稀土元素分餾比較明顯(LREE/HREE值為6.48～9.99,(La/Yb)N值為5.96～9.07)。稀土元素總含量為(236.8～327.6)×10-6，相對較高。所有樣品均表現(xiàn)出Eu負異常(0.18～0.21)，說明可能發(fā)生了斜長石的分離結(jié)晶作用或者源區(qū)有斜長石的殘留，Ce無明顯異常(1.00～1.07)。

4 鋯石U-Pb年齡

對巴音布拉克花崗斑巖中的鋯石進行了20個分析點測試，結(jié)果如表2所示?；◢彴邘r的鋯石具有明顯的振蕩環(huán)帶(圖5)，Th/U值普遍大于0.4(僅有兩個分析點為0.39)，屬于典型巖漿鋯石[29]。

w(·)為元素或化合物的含量；圖(a)引自文獻[23]；圖(b)引自文獻[24]；圖(c)引自文獻[25]；圖(d)引自文獻[26]

ws為樣品含量；wc為球粒隕石含量；wp為原始地幔含量；同一圖中相同線條對應(yīng)不同樣品；原始地幔標準化數(shù)據(jù)引自文獻[27]；球粒隕石標準化數(shù)據(jù)引自文獻[28]

所有分析點206Pb/238U年齡為387.7～401.2 Ma，除一個分析點偏離諧和曲線較遠外，其余點均在諧和曲線附近；20個分析點加權(quán)平均年齡為(393.7±1.7)Ma(平均標準權(quán)重偏差(MSWD)為1.3)(圖6)，指示巴音布拉克花崗斑巖為早泥盆世產(chǎn)物。

表1 主量、微量和稀土元素分析結(jié)果

續(xù)表1

注：MgO#值為鎂飽和度；AR值為萊特堿度率；wtotal為主量元素總含量；wREE為稀土元素總含量；wLREE為輕稀土元素總含量；wHREE為重稀土元素總含量。

實線圓圈表示U-Pb定年分析點；虛線圓圈表示Hf同位素分析點

圖6 鋯石U-Pb年齡諧和曲線和年齡分布

圖(a)引自文獻[11];圖(b)引自文獻[30]

圖引自文獻[31]

5 Sr-Nd-Hf同位素特征

5.1 Sr-Nd同位素

本次分析的4個花崗斑巖樣品的87Sr/86Sr值為0.736 217～0.794 827，143Nd/144Nd值為0.512 755 8～0.512 791 3(表3)。取鋯石U-Pb年齡為393.7 Ma進行計算，獲得初始87Sr/86Sr值(ISr)為0.699 409～0.706 062，這一比值位于原始地幔區(qū)間；εNd(t)為4.3～6.7，其變化范圍較小，說明巖漿相對均一；二階段Nd模式年齡為591～788 Ma。在εNd(t)-ISr圖解中，樣品大部分處于虧損地幔組分范圍內(nèi)；在εNd(t)-t圖解中，樣品主要落在古生代新生地殼及其附近區(qū)域(圖7)。由此可以認為，成巖物質(zhì)有可能來自于虧損地幔，且既有古生代新生地殼物質(zhì)參與，又有新元古代古老地殼物質(zhì)參與。

5.2 鋯石Hf同位素

對定年鋯石中具有Hf同位素測試條件的16個分析點(不包括分析點2、6、9、13)進行原位Hf同位素分析，分析結(jié)果如表4所示。所有εHf(t)和二階段Hf模式年齡均根據(jù)鋯石各自測試年齡計算得到。在Hf同位素圖解中，樣品全部落在球粒隕石演化線和虧損地幔演化線之間(圖8)；εHf(t)為3.98～9.35，均為正值，在鋯石εHf(t)分布直方圖中，集中在8～9(圖9)，顯示了較多的虧損地幔信息[32]。二階段Hf模式年齡為794～1 130 Ma，平均為910 Ma，同樣說明成巖物質(zhì)可能來源于新元古代。

表2 LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結(jié)果

表3 Sr-Nd同位素分析結(jié)果

注：εNd(t)為年齡t對應(yīng)的εNd值；TDM為一階段模式年齡；T2DM為二階段模式年齡。

表4 鋯石Hf同位素分析結(jié)果

注：εHf(t)為年齡t對應(yīng)的εHf值。

圖9 鋯石εHf(t)分布直方圖

6 討 論

6.1 巖石成因類型

Loiselle等將A型花崗巖定義為堿性、貧水、非造山的花崗巖[33]。巴音布拉克花崗斑巖具有較高的全堿含量(ALK值為8.71～9.38)，斑晶中含水礦物極少，符合A型花崗巖富堿和貧水的特征；巴音布拉克花崗斑巖中的Zr+Ce+Nb+Y含量為(694.3～806.0)×10-6，遠大于A型花崗巖的下限(350×10-6)[34]。10 000Ga/Al值為2.59～3.14，絕大部分高于I型和S型花崗巖的最大值(2.6)[34]，表現(xiàn)出較明顯的A型花崗巖特征(圖10)。

Eby等提出A型花崗巖可以進一步分為A1和A2兩種類型：A1亞型(非造山環(huán)境)主要與上地幔熱柱、裂谷作用有關(guān)，是造山作用巖漿活動時間序列中最晚的一次[35-36]；A2亞型(后造山環(huán)境)主要與大陸邊緣地殼伸展作用或陸內(nèi)剪切作用產(chǎn)生的拉張環(huán)境有關(guān)[36]。Eby同時也提出了可以運用Nb-Ce-Y、Nb-3Ga-Y圖解來判別A1和A2亞型花崗巖[35]，但是判別的樣品必須既處在Pearce等提出的判別圖解中板內(nèi)花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖11)[37]，也要處于Whalen等提出的相關(guān)圖解中A型花崗巖的區(qū)域內(nèi)[34]。在滿足上述兩個條件的前提下，對巴音布拉克花崗斑巖進行A型花崗巖進一步的分類投圖，結(jié)果顯示巴音布拉克花崗斑巖雖主要處在A2亞型花崗巖區(qū)域，但是靠近A1和A2亞型花崗巖分界線(圖12)，并不能準確地判斷巴音布拉克花崗斑巖的類型，需要更進一步的判斷。劉昌實等提出利用R1、R2值區(qū)分A1和A2亞型花崗巖，巴音布拉克花崗斑巖R1值為1 465～2 446，R2值為272～305，所有數(shù)據(jù)均處于A2亞型的范圍內(nèi)(R1值為1 187～2 703，R2值為202～577)[38]；另外，利用鋯飽和溫度計計算的巴音布拉克花崗斑巖的鋯飽和溫度為951 ℃～971 ℃，亦處于A2亞型鋯飽和溫度范圍內(nèi)(772℃～1 103 ℃)。綜上所述，巴音布拉克花崗斑巖屬于A2亞型花崗巖。

圖件引自文獻[34]

圖件引自文獻[37]

圖件引自文獻[35]

圖件引自文獻[39]

在巴音布拉克花崗斑巖εHf(t)-εNd(t)圖解(圖13)中，所有樣品均位于大洋島弧玄武巖區(qū)域內(nèi)，并十分靠近地幔演化趨勢線，推測巴音布拉克花崗斑巖的原巖可能較多地來自地幔。結(jié)合原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖4)，Nb元素的位置有一個小低谷，說明有陸殼物質(zhì)參與，導致Nb虧損[40-41]。同時，La/Sm值可指示巖漿在上升過程中受到地殼物質(zhì)混染的情況[37]。若未有地殼物質(zhì)的加入，La/Sm值為5；若有地殼物質(zhì)的加入，則La/Sm值大于5。巴音布拉克花崗斑巖的La/Sm值為5.4～13.9，均大于5，說明有很少陸殼物質(zhì)的參與。綜上所述，巴音布拉克花崗斑巖的原始巖漿可能是洋殼在俯沖環(huán)境下地幔發(fā)生部分熔融作用產(chǎn)生酸性巖漿，并在沿俯沖帶上升過程中混入少量古老地殼物質(zhì)而形成的。

6.2 構(gòu)造背景

西準噶爾成礦帶發(fā)育有大量NE向左行走滑斷裂，且有多條蛇綠混雜巖帶沿主要斷裂帶出露[42-47]，發(fā)育的古生代蛇綠混雜巖帶主要有6條，分別是唐巴勒、瑪依勒、達拉布特、巴爾雷克、克拉瑪依和洪古勒楞[圖1(a)]，年齡為(332±14)～(572±9)Ma，據(jù)此可以認為西準噶爾前寒武世到中泥盆世一直有洋盆的存在[48-49]。楊維等發(fā)現(xiàn)志留系雪米斯坦組鋯石U-Pb年齡存在中間老、兩邊新的特征(中部為(436±11)Ma，南部為(429.0±4.9)Ma，北部為(421.1±5.8)Ma)，暗示志留紀雪米斯坦島弧兩側(cè)存在洋盆的雙向俯沖，即準噶爾洋盆和齋桑洋盆向雪米斯坦島弧下俯沖并向南、向北增生[50]。巴音布拉克花崗斑巖具有Nb、Ta和Ti負異常，同時富集大離子親石元素和輕稀土元素(圖4)，這一現(xiàn)象多被認為與島弧的俯沖作用有關(guān)[51-52]。結(jié)合巴音布拉克花崗斑巖屬于A2亞型花崗巖的事實推測，該花崗斑巖是在與俯沖有關(guān)的局部拉張環(huán)境下形成的。陳家富等在雪米斯坦地區(qū)進行鋯石U-Pb年齡工作，發(fā)現(xiàn)該區(qū)侵入巖年齡為405～422 Ma[2]，而本文的巴音布拉克花崗斑巖年齡為393.7 Ma，因此，研究區(qū)巖漿活動時間應(yīng)至少持續(xù)到393.7 Ma。

6.3 與楊莊巖體對比

楊莊巖體位于雪米斯坦成礦帶西部，距巴音布拉克巖體約40 km，與巴音布拉克巖體同受查干托洛蓋—巴音布拉克大斷裂控制。在該巖體中發(fā)現(xiàn)了白楊河火山巖型鈹鈾礦床，孫遠強等研究認為巴音布拉克巖體與楊莊巖體非常類似，均為產(chǎn)鈾巖體[10]。楊莊巖體的巖性為花崗斑巖，形成于早石炭世((313.4±2.3)Ma)，具有高Si，富堿，Al含量偏高，強烈富集Nb、Ta和貧Ti的特征，屬于典型的A1亞型花崗巖[7-8]。巴音布拉克巖體的花崗斑巖則為晚泥盆世((393.7±1.7)Ma)產(chǎn)物，具有高Si，貧水，富堿，富集Th、U、Zr、Hf，虧損K、Sr、P、Ti、Nb、Ta的特征，屬于A2亞型花崗巖。通過上述特征對比后不難發(fā)現(xiàn)：巴音布拉克巖體和楊莊巖體均為花崗斑巖，Si含量都比較高；微量元素組成上，巴音布拉克巖體虧損Nb和Ta，而楊莊巖體強烈富集Nb和Ta；巖石成因類型上，楊莊巖體為A1亞型花崗巖，巴音布拉克巖體則為A2亞型花崗巖，差異比較明顯，兩個巖體可能形成于不同的構(gòu)造背景。綜上所述，巴音布拉克巖體與楊莊巖體之間存在比較明顯的差異。

盡管與楊莊巖體存在許多差異，但巴音布拉克巖體同樣也顯示了一些有利鈾礦化的信息。首先，巴音布拉克巖體鋯石中U含量普遍較低(普遍低于300×10-6)，而全巖Zr含量盡管部分可以高達584×10-6，簡單計算后不難發(fā)現(xiàn)，被鋯石“囚禁”的惰性鈾不足0.4×10-6；其次，巴音布拉克巖體還具有極低的P含量(P2O5含量不超過0.03%)，可以推斷被獨居石、磷釔礦、磷灰石等磷酸鹽類副礦物“囚禁”的惰性鈾含量也非常低；最后，該巖體具有斑狀結(jié)構(gòu)，因此，基質(zhì)中相當一部分U并未被礦物“囚禁”，在后期水巖反應(yīng)過程中，相當部分活性較高的U進入成礦流體是完全有可能的，事實上該巖體周圍已發(fā)現(xiàn)了多個鈾礦化異常點。

7 結(jié) 語

(1)西準噶爾巴音布拉克花崗斑巖具有高Si、貧水、富堿(特別是富K)、貧Mg的特征，Th、U、Zr、Hf富集，Sr、P、Ti虧損，稀土元素總含量((236.8～327.6)×10-6)較高，輕、重稀土元素分餾明顯(LREE/HREE值為6.48～9.99，(La/Yb)N值為5.96～9.07)，具有Eu負異常，10 000Ga/Al值為2.59～3.14，具有典型的A2亞型花崗巖特征。

(2)巴音布拉克花崗斑巖形成時代為(393.7±1.7)Ma；初始87Sr/86Sr值為0.699 409～0.706 062，εNd(t)為4.3～6.7，二階段Nd模式年齡為591～788 Ma；εHf(t)為3.98～9.35，二階段Hf模式年齡為794～1 130 Ma，平均年齡為910 Ma。成巖物質(zhì)有可能來自于虧損地幔，并有前寒武紀古老地殼物質(zhì)的參與。

(3)巴音布拉克花崗斑巖是在泥盆紀由俯沖導致的局部拉張背景下形成的。洋殼俯沖過程中，地幔發(fā)生部分熔融作用產(chǎn)生酸性巖漿，并在沿俯沖帶上升過程中混入少量古老地殼物質(zhì)，最終形成巴音布拉克花崗斑巖的原始巖漿。

(4)巴音布拉克巖體和楊莊巖體在微量元素組成、巖石成因類型、形成時代及構(gòu)造背景方面存在比較明顯的差異。對巴音布拉克巖體中含鈾副礦物中U含量的計算發(fā)現(xiàn)，基質(zhì)中相當一部分U并未被礦物“囚禁”，在后期水巖反應(yīng)過程中，相當部分活性較高的U完全有可能進入成礦流體，故該巖體仍具有找鈾前景。

野外工作過程中，核工業(yè)二一六大隊王謀高級工程師，核工業(yè)二一六大隊三分隊隊長康永、楊文龍工程師提供了大量幫助，東華理工大學李成祥老師和曹俊老師審閱了論文，東華理工大學張展適老師和鄔斌老師參與了論文討論，東華理工大學Christophe Bonnetti博士后參與了部分野外地質(zhì)工作，在此一并表示感謝！