甘肃省龙首山成矿带是中国祁连山-龙首山铀成矿带的一部分，以产出极具特色的钠交代型铀矿而备受关注(李占游，1987；杜乐天, 1996, 2001；王青山，2008；张树明等，2013；陈云杰等, 2012, 2014；赵如意等, 2013, 2015a)。似斑状花岗岩是芨岭岩体的重要侵入单元，杜乐天(1996, 2001)从与钠交代型铀矿化之间的关系入手，重点对矿区内蚀变似斑状花岗岩的矿物组成、地球化学特征进行研究，获得了Rb-Sr年龄为(433.8±19) Ma，K-Ar等时线年龄为450.9 Ma。至今仍少见芨岭铀矿区外围蚀变较弱和新鲜的似斑状花岗岩的研究。笔者在矿区进行勘查工作时通过对似斑状花岗岩的岩石学、同位素年代学、地球化学特征的研究，进而厘定其精确的侵位时间、岩石成因、构造意义和与铀成矿关系，以期深刻认识该区的铀成矿地质背景和成矿条件。

1 区域地质背景

芨岭岩体位于甘肃省龙首山成矿带的中段，属于祁连山-龙首山早古生代造山带的一部分(汤中立和白云来，1999；汤中立，2002)。以区域性大断裂为界，邻区构造单元自南向北依次为北祁连缝合带、河西走廊陆缘海、龙首山陆缘带缘、潮水盆地等，除缝合带外的其他地质单元均属华北板块。区内出露最老的地层为古元古界龙首山岩群(胡能高等，2005)，中元古界墩子沟群不整合覆于其上，再有新元古界韩母山群平行不整合或微角度不整合覆盖。除少量寒武系外，其余早古生界缺失，晚古生界分布于局部断陷盆地之中，新生界则发育于龙首山南北两侧为主。区域上岩浆作用十分发育，主要有早元古代伟晶状花岗岩(辛存林等，2013)、晚元古代镁铁和超镁铁岩(李献华等，2004；张宗清等，2004；闫海卿等，2005；王泸文和汤中立，2012)、寒武纪闪长岩(魏俏巧等，2013)、奥陶纪中粗粒花岗岩、奥陶纪似斑状花岗岩(本文)、中粒-中细粒花岗岩、志留纪碱性岩和钠长岩脉(赵如意，2015a)等。侵入体呈北西向展布为主，明显受到早期北西向构造控制，晚期构造以北北西向和北东东向两期为主(图 1)。

2 岩石学特征

似斑状花岗岩是芨岭复式杂岩体的主要侵入单元之一，主要分布于芨岭岩体的南带新水井、西岔-芨岭和牛角沟地段，在北带绿草沟、革命沟也有少量出露。本次研究的似斑状花岗岩样品采于芨岭钠交代型铀矿床外围地段。岩石呈浅肉红色-肉红色，块状构造，似斑状结构，中粗粒花岗岩结构(图 2a、2c)。岩石主要由斑晶和基质两部分组成，斑晶主要为钾长石，自形-半自形板状，长约10~40 mm，钾长石斑晶中常见含有石英、钠长石的小颗粒(图 2b)，肉红色斑晶常因蚀变而发育浅肉红色环带，斑晶含量占15%~35%。基质部分为中粗粒花岗岩，主要由石英(15%~25%)、钾长石(55%~65%)、钠长石(10%~15%)、黑云母(3%左右)组成。钾长石呈半自形，长为3~8 mm，有的可见卡式双晶发育，被钠交代蚀变时虽然仍保留有格子双晶的特点，但矿物已被钠长石所取代。钠长石半自形，长为4~6 mm，多数发育聚片双晶，常发育绢云母化，少量帘石化，晚期钠交代蚀变时常形成环带结构。石英颗粒呈集合体形式分布于长石间隙之中(图 2d)，石英常因晚期钠交代作用而被溶蚀，所以芨岭岩体所见钠长石化的似斑状花岗岩中的石英含量常小于15%。黑云母呈片状，长为3~5 mm，棕色-浅黄绿色多色性明显，常因蚀变而呈绿泥石产出，或是被大量溶蚀。

3 锆石U-Pb(LA-ICP-MS)年龄 3.1 样品采集与分析测试

用于LA-ICP-MS锆石U-Pb测年的样品是在2013年进行镜下初步研究的基础上于2014年完成采集的。样品由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成锆石挑选，同位素年龄测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，详细分析步骤和数据处理方法参见相关文献Ballard等(2001)，吴元保和郑永飞(2004)，赵如意等(2015a, 2015b)。

3.2 锆石特征及测试结果

似斑状花岗岩中的锆石呈粒状、短柱状双锥，多数椎体较短，长宽比为1~2，少数锆石长宽比可达到3，长为100~320 μm。所有锆石的震荡环带清晰且宽大(图 3)，由于样品是多个样品组合而成，有的样品发育了一定了钠交代蚀变，所以有的锆石因蚀变而发育白色透明的斑点，在测试时尽量避开蚀变斑点，以保证数据的可靠性。

从测试结果看(表 1)，似斑状花岗岩14颗锆石的14个测点Th、U含量多数较高，Th含量大多为220×10^-6~2035×10^-6，但有一个较高点(5130×10^-6)；U含量高、变化较大，为248×10^-6~3429×10^-6，这与锆石CL照片颜色偏暗的特征相一致。通常岩浆锆石的Th和U含量较高，且锆石Th/U值大于0.4(李献华等，2001；李秋立，2015)，所测试锆石的Th/U值为0.40~1.59，考虑到似斑状花岗岩是芨岭岩体主要的富铀岩性，其中锆石的U含量也必然偏高，部分锆石的Th/U值偏小，但仍属于正常范围，因此，所取样品的锆石均具属于岩浆锆石。所有测点在²⁰⁶Pb/²³⁸U-²⁰⁷Pb/²³⁵U谐和图(图 4a)上分布相对比较集中，谐和年龄为458.6 Ma，加权平均年龄为(458.3±2.3) Ma，MSWD=0.98，95%置信度(图 4b)，数据点多数在谐和线上或附近，代表了似斑状花岗岩早期结晶年龄。

4 地球化学特征 4.1 样品采集与测试分析

样品采集过程中尽量远离芨岭矿床蚀变范围，减少钠交代蚀变对似斑状花岗岩地球化学成分的影响。经薄片鉴定，其中不发育钠交代作用时，再对其进行地球化学测试分析。测试分析由核工业二〇三研究所分析测试中心完成，主量元素检测使用仪器为荷兰帕纳科公司制造的Axios X射线光谱仪，分析数据中总量为99.30~100.70，满足GB/ T14506.28-2010、GB/T14506-2010和GB/ T3257.21-1987要求。微量元素和稀土元素检测使用的是荷兰帕纳科公司制造的Axios X射线光谱仪和Thermo Flsher公司制造的Xseries2型ICP-MS，分析数据结果满足GB/ T14506.28-2010、DZ/ T0223-2001要求(赵如意等，2014)。

4.2 地球化学特征

将芨岭似斑状花岗岩的地球化学数据(表 2)和许多相似的花岗岩相比可知(谢智等，2004；卢成忠等，2006；陈志广等，2008；薛怀民等，2009；陈俊等，2013)，其SiO₂含量较低(67.26%~69.25%)、Al₂O₃含量较高(14.20%~15.90%)、TFeO含量相似(2.95%~3.46%)、MgO含量偏高(0.33%~0.86%)、CaO含量偏高(1.34%~2.04%)、Na₂O含量偏高(4.75%~5.64%)、K₂O含量偏低(2.58%~3.78%)、P₂O₅含量偏高(0.09%~0.14%)，其A / CNK值为0.98~1.20，A/NK值为1.10~1.34，A/CNK值多数样品为0.98~1.20(＞0.95)，在A / CNK-A/NK图上(图 5a)显示似斑状花岗岩为准铝-过铝质花岗岩。碱质含量较高[(K₂O+Na₂O)＞8%，为8.13%~8.72%]，碱度率(AR)为2.82~3.44，在AR-SiO₂图解(图 5b)上，所有样品全部落入碱性花岗岩区域。FeO^*/MgO值较高(3.74~9.52，均值为5.78)，高于一般的Ⅰ型(均值为2.27)、S型(均值为2.38)和M型(均值为2.37)花岗岩(Whalen et al., 1987)。而与世界典型的A型花岗岩(13.4)(Turner et al., 1992)和中国福建铝质A型花岗岩(邱检生等，2000)相比，其TFeO / MgO值和SiO₂含量偏低，Al₂O₃的含量偏高。这与浙江洪公铝质A型花岗岩(卢成忠等，2006)的主量元素特征相似，在SiO₂-TFeO/MgO图上(图 6)，样品全部落入A型花岗岩的区域。

似斑状花岗岩的稀土元素总量∑REE为202×10^-6~385×10^-6，轻稀土元素(LREE)丰度为189×10^-6~366×10^-6，重稀土元素(LREE)丰度为10.8×10^-6~18.3×10^-6，LREE/HREE的值为14.2~23.2。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(图 7a)上呈发育明显铕负异常(δEu=0.33~0.64)右倾配分模式，且轻稀土元素分异较强而重稀土元素分异不明显。与福建沿海的铝质A型花岗岩(邱检生等，2000)及澳大利亚铝质A型花岗岩(Turner et al., 1992)的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线相似。

从原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 7b)可以看出，芨岭似斑状花岗岩相对富集Rb、Th、U，而相对亏损Ba、Nb、Ta、Sr、Ti。与Ⅰ型、S型和M型花岗岩相比，芨岭铝质A型似斑状花岗岩Ga的丰度较高(17.0×10^-6~24.0×10^-6)，但是(Ga/Al)×10⁴的值偏低(2.23~2.92)，均值为2.48，略低于澳大利亚A型花岗岩(Turner et al., 1992)，但高于Ⅰ型和S型花岗岩的均值(分别为2.1和2.28)(Whalen et al., 1987)。HFSE元素含量较高，元素组合Zr+Nb+Ce+Y为317.4×10^-6~579.0×10^-6，均值为428.4×10^-6，高于A型花岗岩的下限350×10^-6，在TFeO/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解(图 8a)和10000×Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)图解(图 8b)中，均落入A型花岗岩区域，与一般的Ⅰ型和S型花岗岩可以较明显的区分出来。

5 讨论 5.1 岩石类型

A型花岗岩原指非造山构造背景下形成的富碱、贫水的花岗质岩石，一般具有碱过饱和而铝不饱和的特点。随着世界各地对A型花岗岩研究的进展，近年来已将A型花岗岩的概念拓展包括碱过饱和的碱性花岗岩和准铝质、过铝质以及强过铝的铝质A型花岗岩。A型花岗岩是以地球化学特征区域别于Ⅰ型、S型、M型花岗岩的岩石分类(苏玉平和唐红峰，2005；胡瑞忠等，2014)。与其他铝质A型花岗岩的地球化学特征相似(Turne et al., 1992; 洪大卫等，1995；邱检生等，2000；魏春生，2000；徐夕生和贺振宇，2012)，芨岭A型似斑状花岗岩的全岩组成矿物主要有石英(15%~20%)、钾长石(65%~70%)、斜长石(5%~10%)、黑云母(＜5%)等，在QAP图解上落入碱性长石花岗岩和碱性长石石英正长岩区域(图略)；岩石化学特征上呈现低硅(67.26%~69.25%)、富铝(14.20%~15.90%)，A/CNK>0.95(0.98~1.20)、贫铁(TFeO含量为2.95%~3.46%)、镁(0.33%~0.86%)、低钙(1.34%~2.04%)、多阳离子参数R₂(R₂=Al+2Mg+6Ca)值较高(468~546)、FeO^*/MgO值较高(3.74~9.52，均值为5.78)等特点；球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图的上轻重稀土分馏明显，Eu负异常明显；相对富集Rb、Th、U、La、Ce、Hf、Sm、Gd，相对亏损Ba、Nb、Ta、Sr、Ti等元素，HFSE元素组合(Zr+Nb+Ce+Y)含量高(317.4×10^-6~579.0×10^-6，均值为428.4×10^-6)，10000×Ga/Al的值高于Ⅰ型和S型花岗岩均值。以上特征表明芨岭似斑状花岗岩的岩石学特征和地球化学特征符合典型铝质A型花岗岩的判别依据，是铝质A型花岗岩。

5.2 岩石成因

A型花岗岩的成因有多种假设，总体归纳为交代成因、岩浆分异成因和下地壳部分熔融成因。(Collins et al., 1982; Taylor and McLennan, 1983; 苏玉平和唐红峰，2005；吴锁平等，2007；胡瑞忠等，2014)。King等(1997)认为，铝质A型花岗岩起源于正常水含量的长英质地壳熔融。Poitrasson等(1995)则认为形成铝质A型花岗岩的下地壳物质以镁铁质为主，是幔源岩浆与下地壳物质相互作用的产物。Anderson和Bender(1989)认为铝质A型花岗岩应起源于过铝质下地壳变质沉积岩的部分熔融。

芨岭铝质A型似斑状花岗岩的Sr、Nd同位素分析结果是：⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值为0.70901~0.73164，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值为0.51187~0.51201，ε_Sr(t)值为40.9~-85.3，ε_Nd(t)值为-9.8~-4.9，计算得到的Nd两阶段模式年龄t_DM2为1578~1971 Ma。可见芨岭铝质A型花岗岩的样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值和¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值与Ivrea Zone下部地壳的特点相似(顾大钊等，2015)。赵亚云等(2016)通过对芨岭岩体的花岗岩侵入单元进行了Sr-Nd-Pb同位素的研究，也认为花岗岩起源于古老残留地壳的熔融，可能有少量幔源物质的参与。结合芨岭地区确实有起源于上地幔的485 Ma左右辉绿岩脉侵入的事实，可认为芨岭铝质A型似斑状花岗岩应是在底侵上地幔物质作用下，下地壳部分熔融形成的，地幔物质对花岗岩质岩浆成分有一定的贡献。

5.3 构造意义

Eby(1990, 1992)根据A型花岗岩形成的构造环境，将其进一步划分为非造山型(AA)和后造山型(PA)。AA型是指大陆岩石圈稳定之后再拉张期间形成的A型花岗岩，它是裂谷活动开始的标志，PA型是陆-陆碰撞或岛弧岩浆作用的陆壳或板下地壳在地幔物质作用下熔融形成的A型花岗岩，是造山作用结束的标志。

芨岭铝质A型似斑状花岗岩在R₁-Ga/Al判别图上落入PA区(图 9a)，在R₁-R₂因子构造环境判别图(图 9b)上落入造山晚期，在微量元素构造环境判别图(Pearce et al., 1984)上落入同碰撞花岗岩与板内花岗岩界线附近(图 10a)和后碰撞构造背景区域(图 10b)。结合本文获得的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(458.3±2.3) Ma(MSWD=0.98，95%置信度)，判断芨岭铝质A型似斑状花岗岩形成于早古生代祁连山-龙首山造山作用晚期后碰撞伸展环境向非造山板内环境过渡的阶段。

5.4 与铀矿化关系

在芨岭岩体南带发育有两个钠交代型铀矿床和几十个钠交代型铀矿点、矿化异常点带，铀矿化受马路沟断裂及其次级断裂的控制，主要赋存于蚀变似斑状花岗岩之中。矿体中心部位发育钠长石化、绿泥石化、赤铁矿化、碳酸盐化“四位一体”的蚀变，尤其是细脉状绿泥石化标志着较富矿体的所在，外围蚀变还发育硅化、高岭土化等。钠交代型铀矿的成矿热液是来源于深部地壳产生的含有大量的CH₄、H₂、N₂、H₂S和CO₂等挥发分的花岗岩浆水，成矿流体的温度为280~300℃，其卸载成矿时由于碳酸铀酰络合物[UO₂(CO₃)]^4-的分解，热液中大量CO₂逃逸导致温度下降至200~260℃，温度的降低进一步促使铀酰络合物分解，导致成矿物质沉淀富集。

芨岭铝质A型似斑状花岗岩与钠交代型铀成矿关系十分密切，主要表现在以下几个方面：①岩矿同源。李占游(1987)通过铅同位素研究，发现钠交代型铀矿石、似斑状花岗岩及龙首山岩群的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb＜19.5，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb＜39.5，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb样点拟合出一条斜率为0.1383的直线，相关系数为0.9895，暗示钠交代型铀矿的成矿热液和似斑状花岗岩都是来源于龙首山岩群部分熔融形成的岩浆房；②补充铀源。似斑状花岗岩的平均Th含量(6个样)为32.44×10^-6，平均U含量(6个样)为13.55×10^-6，Th/U值为2.41，U含量是全区花岗岩平均U含量的3.27倍，Th/U值是全区花岗岩平均Th/U值的0.46倍(平均Th含量21.89×10^-6，平均U含量4.15×10^-6，Th/U的值为5.27)。当富含挥发分的钠质含铀热液流经芨岭铝质A型似斑状花岗岩时，溶蚀萃取其中含U矿物晶质铀矿、锆石、黑云母中的U进入热液，补充富集了热液中的U含量；③最利于赋矿。芨岭铝质A型似斑状花岗岩的斑晶一般为1~4 cm，基质颗粒为4~8 mm的粗粒花岗结构。与较为致密的闪长岩、中-细粒花岗岩相比，似斑状花岗岩在形成马路沟断裂的构造应力作用下更容易衍生出次级裂隙、节理，为铀成矿提供容矿空间。另外，粗大矿物颗粒间的孔隙更利于成矿热液在似斑状花岗岩之中扩散，溶蚀花岗岩中的石英，同时发生Na⁺置换K⁺的钠长石化，形成更多、更大的孔隙，为形成厚大矿体提供充足的容矿空间。

6 结论

(1) 芨岭似斑状花岗岩具有低硅(67.26%~69.25%)、富铝(14.20%~15.90%，A/CNK=0.98~1.20)、贫铁(TFeO为2.95%~3.46%)、镁(0.33%~0.86%)、低钙(1.34%~2.04%)和较高FeO^*/MgO值的岩石化学特征。其轻重稀土分馏明显，铕负异常明显，相对富集Rb、Th、U、La、Ce、Hf、Sm、Gd，相对亏损Ba、Nb、Ta、Sr、Ti等元素，HFSE元素组合(Zr +Nb+Ce+Y)含量和Ga/Al值明显高于Ⅰ型和S型花岗岩均值，是典型的铝质A型花岗岩。

(2) 芨岭铝质A型似斑状花岗岩是在幔源岩浆作用下由地壳深部物质重熔而成，它侵位于(458.3±2.3) Ma，这表明早古生代祁连山-龙首山造山作用进入由后碰撞伸展环境向非造山板内环境过渡的阶段。

(3) 钠交代型铀矿的成矿热液是芨岭铝质A型似斑状花岗岩浆房分异晚期的产物，当富含挥发分的含铀钠质热液流经下部似斑状花岗岩时萃取了其中的铀使得热液中的铀含量更加富集，上部构造碎裂似斑状花岗岩又为形成厚大钠交代型铀矿体提供充足的容矿空间。