产铀岩体形成的地球动力学背景

产铀花岗岩富铀岩体的形成必须具备一定的地球动力学背景和有利的地质条件，这与 一般的非产铀花岗岩有所不同。区内产铀岩体的形成与南岭东段地壳发展、盆山演化大陆 动力学背景有密切的关系。

如上所述，笋洞岩体的主要元素、微量元素、稀土元素以及Nd、Sr、Pb、O同位素 特征均表明，它属于壳源型花岗岩范畴，是由古-中元古代地壳衍生的。笋洞岩体又属于 低Ba-Sr花岗岩，因此在岩浆起源上不像高Ba-Sr花岗岩那样，与海底高原俯冲、富 Ba、Sr镁铁质岩浆底侵或岩石圈受碳酸盐流体交代富集有成因上联系（Tarney et al.， 1994；Fowler et al.，1996），而是很可能像Harris et al.（1992）对泥质岩石起源花岗岩提 出的模式那样，是壳源物质低程度部分熔融的产物。

Sylvester（1998）提出，可根据CaO/Na₂O比值判断花岗岩的源区物质成分：CaO/ Na₂O＞0.3，表示源区属于砂屑岩成分，CaO/Na₂O ＜0.3，表示源区属于泥质岩成分。笋 洞岩体的CaO/Na₂O比值虽然有少数稍大于0.3（表7-7），但其平均值（0.26）低于 0.3，在Rb/Sr-Rb/Ba图解上，数据点主要投影于右上角富黏土源岩区域内，仅少数投 影于左下角砂质岩区域（图7-12），加之笋洞岩体的TFeO＋MgO＋TiO₂含量（2.10‰～ 2.91％）都低于4％（肖庆辉等，2002），富Rb贫Ba、Sr（图7-5），因此可以认为，笋 洞岩体的源岩由泥质成分岩石为主，少量砂质岩组成。

图7-11 笋洞岩体的铅构造模式

图7-12 笋洞岩体Rb/Sr-Rb/Ba图（据Sylvester，1998）

花岗岩的Als₂O₃/TiO₂比值可以作为源区部分熔融温度的指示剂：若Als₂O₃/TiO₂ ＞ 100，部分熔融温度低于875℃；若Als₂O₃/TiO₂ ＜ 100，则部分熔融温度高于875℃（Sylvester，1998）。由表7-7可知，笋洞岩体的Als₂O₃/TiO₂比值稍大于100（平均为 102），反映其熔融温度可能较低（＜875℃）。这和根据二长石温度计得出的岩浆形成温 度747℃（王学成，1986）相吻合。因此，笋洞岩体应属于低温强过铝花岗岩范畴。

现有资料表明，印支板块与华南板块的主碰撞期为245Ma（Carter et al.，2001），扬 子板块与华北板块之间的主碰撞期为220～245Ma（Chavagnac et al.，1996；Lan et al.， 2000；李曙光等，1993，1996，1997），反映上述三大板块之间的碰撞时间基本相同。以 挤压为主的早中生代碰撞运动使南岭地区的地壳厚度明显增加（可达50km）。笋洞岩体 的锆石U-Pb年龄为189Ma，表明它形成于碰撞后阶段。在这一阶段，构造体制将经历 由 “挤压-岩石圈增厚” 向 “拉张-岩石圈减薄” 的转换过程。根据闽西南—赣南—湘 东南地区存在中-晚侏罗世的碱性花岗岩（176～178Ma，陈培荣等，1998；范春方等， 2000）、双峰式火山岩（158～179Ma，许美辉，1992；陈培荣等，2002）和碱性玄武岩（Ar-Ar年龄175～178Ma，赵振华等，1998；Chung et al.，1997）等地质事实，可以认 为这一转换发生的时间应始于中-晚侏罗世。晚中生代大部分岩浆活动就发生在这种伸展 构造应力体制中。这种伸展构造体制既可由后印支运动的继续伸展而诱发，也可能是由古 太平洋板块向中国东南大陆消减所造成的弧后伸展（Zhou et al.，2000）而产生。由于笋 洞岩体的形成时间（189Ma）早于古太平洋板块向欧亚板块消减的时间（约180Ma， Maruyama et al.，1986），因而前一可能性较大。但应当指出的是，无论是哪一种动力学 体制，越来越多的证据都支持该区的中-晚侏罗世花岗岩形成于伸展构造环境。因此，笋 洞岩体可能是在地壳伸展-减薄、降压、导水的过程中（Barbarin，1996），通过以泥质 成分为主的古-中元古代变质沉积岩低程度部分熔融的方式形成。