铀矿地球化学研究论文范文

我国铀矿床分类一直以赋矿围岩为依据，已发现的铀矿类型主要有花岗岩型、火山岩型、碳硅泥岩型和砂岩型，其中花岗岩型和火山岩型铀矿无论是在矿床数量上还是在资源量上都占主导地位。需要指出的是，这种分类没有考虑成矿作用。就相山矿田铀矿床分类，本书沿用火山岩型铀矿术语。

火山岩型铀矿系指其成因和物质来源与火山作用及其产物有密切联系，并且以具有明显的热液蚀变和大多数矿体以脉型产出为主要特征。因而，火山岩型铀矿是一种热液脉型铀矿，在国内外一直是作为热液矿床（Hydrothermal deposit）进行研究的。

世界上目前有二十多个国家发现有火山岩型铀矿床，主要产于环太平洋带、阿尔卑斯-喜马拉雅山带、俄罗斯西伯利亚地台南部（覃慕陶等，2001）。火山岩型铀矿的研究成果表现在对其成因认识的不断深化，岩浆分异热液成矿说曾一度占统治地位，但随着资料的积累和成矿作用研究的深入，人们认识到岩浆分异热液成矿说并不能解释全部火山岩型铀矿床的成因。随后，众多学者根据火山岩型铀矿存在矿岩时差、含矿火山盆地长时间内存在承压水动力系统、成矿溶液的稳定同位素组成等基本地质事实，结合典型火山岩型铀矿的观察和研究，相继提出了浅成低温热液改造成矿说、古脉状承压热水排泄区铀成矿说（李学礼等，2000）、双混合成矿说（Chen Zhaobo，1981）和碱交代作用成矿说（杜乐天，2001）。

国外较系统的研究成果有：.里奇、.霍兰和U.彼得森（1976），他们通过大量的文献调研和野外工作，对北美洲，欧洲、大洋洲和非洲等地的许多热液铀矿床特征进行了总结，以传统地球化学理论为基础，认为包括火山岩型铀矿在内的热液铀矿床中的铀都是通过氧化溶液搬运的，并由六价铀还原成四价铀而沉淀成矿。高温高压条件下的化学动力学实验已对这一认识的普适性提出了质疑。图加林诺夫（1977）以前苏联某火山洼地中的铀矿床为例，从区域地质、矿床地质、矿物学、热液蚀变、矿床形成的物理化学条件等方面进行了剖析和研究，提出了如下基本论点：①成矿溶液是由渗流水沿顺层集水带潜入地下，并可能在陆相火山洼地下部层位与变质水或其他深层水混合而形成的；②火山洼地内水渗流时间长且有滞流性质，溶液成分中可能加入了大量岩浆活动的喷气物质，导致溶液与围岩发生剧烈反应；③复杂的岩性成分以及地层岩石的孔隙度和透水性各不相同，使溶液中富集包括铀在内的多种组分；④含铀溶液运移至减压区时，由于物理化学平衡受到破坏，因而发生成矿作用。需要指出的是，上述基本论点突出的是外生水在火山洼地内对成矿物质的二次迁移，没有揭示火山作用与铀成矿间的本质联系。

我国目前已发现的火山岩型铀矿床有80%左右分布在华南铀成矿省（图）。已探明的火山岩型铀矿储量占我国铀矿总储量的1/4左右，火山岩型铀矿是我国主要铀矿床工业类型之一（覃慕陶等，2001）。

我国火山岩型铀矿近年来较系统的研究成果有：覃慕陶等（2001）以地质力学理论为指导，以地质构造环境为基础，对南岭地区花岗岩型和火山岩型铀矿开展了“构造-岩浆-成矿”三位一体的综合研究，探讨了成矿的地球化学过程、成矿机制，并指出花岗岩型铀矿主要是热液作用成矿，火山岩型铀矿以成岩作用成矿为主。杜乐天（2001）在对我国典型热液铀矿床实例解剖的基础上，进而将中国热液铀矿床与俄罗斯、美国、巴西、南非、澳大利亚、法国等国家的同类矿床进行了对比，总结了中国热液铀矿基本成矿规律和一般热液成矿学，对以往热液铀矿的有关成矿理论提出了独特的见解，认为中国乃至全球包括火山岩型铀矿在内的热液铀矿是碱交代作用形成的，形成矿床的热液来自幔汁（HACONS）。

图 中国铀成矿省、火山岩及火山岩型铀矿床分布示意图

矿床的形成，一般都经历了由矿源、流体运输到矿石沉淀聚集的过程（翟裕生，1996），铀成矿作用也不例外。火山岩型铀矿以往的研究多以成矿过程中的“聚”为重要对象，至于“源”何在?一直说不清楚，事实上，火山岩型铀矿床研究争论的焦点就是矿质、热液的来源。此外，成矿流体的演化、矿质的沉淀等，也见解不一。

综述火山岩型铀矿的研究，主要是以传统地球化学理论为基础，围绕已经形成的矿床客观实体开展成矿地质背景、矿床特征、控矿因素、成矿规律等研究，属包括假说推断、唯空间定位、缺少系统演化及动力学过程分析的唯象学研究方法，将观察所得到的经验事实和大量的分析测试数据进行总结、归纳和演绎，并形成唯象理论（Phenomenologfy）。审视目前国内外的地学研究大多还是在形成唯象理论的层次上，许多研究成果仅是较前人观察的地质事实及分析测试数据有所补充或更新，然而在基础理论和方法论上缺乏创新，基本上只是在同一水平上多次重复，本质上还是徘徊于必然王国之中（於崇文，2003）。正因为如此，火山岩型铀矿研究仍然有许多问题说法不一。可见，火山岩型铀矿研究在基础理论和方法论上仍处于探索的阶段。

20世纪80年代以来，南京大学地球科学系、核工业290研究所、核工业北京铀矿地 质研究院等单位在这一地区开展了广泛的研究工作，并从区域上系统总结了产铀花岗岩的 地球化学特征（张祖还等，1991）。然而，上述研究大多侧重于大范围的区域性工作，或 是对产铀花岗岩铀矿化特征方面的研究，而很少针对某一具体的产铀岩体展开更加深入细 致的研究工作，因而对产铀岩体岩石地球化学特征及其成因方面的研究还比较薄弱。为 此，选择了南岭东段最为重要的产铀岩体——贵东复式岩体（图7-3）中的笋洞岩体， 开展了较为详细的年代学、微量元素和同位素地球化学研究工作，以便深入了解该产铀岩 体的岩石地球化学特征，查明花岗岩的物质来源及其形成的地球动力学背景。

贵东岩体位于南岭东段粤北地区，区域上属于南岭地区三条东西向岩浆岩带之一的花 山-大东山-贵东岩浆岩带的重要组成部分，是一个由沙溪岩体、鲁溪岩体、下庄岩体、 笋洞岩体、龟尾山岩体和帽峰岩体等组成的早中生代—晚中生代复式岩体（图7-3），出 露面积达1500km2。该岩体侵入的围岩在东北侧和东侧为寒武-奥陶系浅变质砂岩、板岩 及含炭板岩；在南侧主要为泥盆-石炭系砂岩、碳酸盐岩。接触带附近的围岩均有不同程 度的接触变质作用。笋洞岩体是贵东复式岩体的一个重要组成部分，出露面积约90km2。 主要由中粒，次为中粗粒黑云母花岗岩组成，局部见有中粗粒似斑状花岗岩。岩体范围内 NWW、NNE和NEE向基性岩脉十分发育（图7-4）。花岗岩呈花岗结构或似斑状结构， 组成矿物主要为钾长石、斜长石、石英、黑云母和白云母。以往研究认为，贵东复式岩体 属中-晚侏罗世岩浆活动产物（金景福，1984；王学成，1986；胡瑞忠等，1988）。但近 期高精度的单颗粒锆石U-Pb定年结果表明，贵东复式岩体是早中生代—晚中生代多次 岩浆活动产物（孙涛等，2003）。

1.形成时代

笋洞岩体以往尚未有人进行过年代学研究。为获得可靠的测年数据，从该岩体中335矿床KD-17坑道以西500m处，选择了新鲜的中粒似斑状黑云母花岗岩全岩样品，由天 津地质矿产研究所同位素实验室李惠民研究员采用当前比较可信的单颗粒锆石U -Pb同 位素稀释法测定岩体的形成时代，分析结果见表7-6。

图7-3 贵东复式岩体地质图

图7-4 粤北贵东复式岩体中笋洞岩体地质略图（a）研究区位置示意图；（b）贵东岩体简图；（c）贵东复式岩体东部花岗岩及基性岩脉分布图

由表7-6所示，笋洞岩体中锆石的U-Pb表面年龄表现出不同的变化特征：序号1 和2锆石为长柱状透明自形晶，代表岩浆结晶锆石。它们（尤其是序号2）的三组表面年 龄相当一致，反映锆石自形成以来，对放射成因铅保持了封闭。考虑到238U和235U的半衰 期及其丰度存在差异，锆石中放射成因207Pb的丰度比放射成因206Pb的丰度约低20倍，使 前者的测量精度较差，导致207Pb/235U和207Pb/206Pb年龄值往往不能反映岩体形成的真实年龄。这表明，对于放射成因组分积累较少的年轻锆石来说，206Pb/238U年龄比207Pb/235U 和207Pb/206Pb年龄更能反映锆石的结晶时间（Composton，1992）。因此，序号1和2的206Pb/238U年龄的加权平均值（±）Ma应代表锆石结晶年龄。序号3和4锆石颗 粒的表面年龄偏高，206Pb/238U年龄为223～289Ma，207Pb/235U年龄为236～318Ma，207Pb/206Pb 年龄为361～539Ma。它们为短柱状晶体，因此，表面年龄值的偏高可能同这两颗锆石内 部含有少量继承锆石核有关。本文取（±）Ma代表笋洞岩体的形成时代（图 7-5）。

表7-6 笋洞岩体锆石U-Pb同位素分析结果

注：206Pb/204Pb已对实验空白（Pb＝0÷050ng，U＝）及稀释剂作了校正，其他比值中的铅同位素均为放 射成因同位素，括号内的数字为2σ绝对误差，（2）表示±（2σ）。

图7-5 笋洞岩体锆石U-Pb谐和图

利用激光探针ICPMS对贵东复式岩体中其他岩体所进行的系统单颗粒锆石U-Pb同 位素定年表明（徐夕生等，2003），贵东岩体是早中生代—晚中生代多次岩浆侵入形成的 复式杂岩体，其中鲁溪岩体（（239±5）Ma）、下庄岩体（（±）Ma）是早中生 代花岗岩；隘子岩体（（±）Ma）、司前岩体（（151±11）Ma）是晚中生代花 岗岩。鲁溪岩体中的锆石颗粒，除一个样品（S013-54）表现为410～500Ma外，其余锆 石颗粒可分为年龄较老和较年轻（图7-6（a）（b））两组，但两组锆石在形貌上没有明 显的区别。下庄岩体的15颗锆石样品中，有2颗锆石表现为元古代的年龄（即S013-88 和S013-100的207Pb/206Pb年龄分别为1275Ma和2137Ma），有2颗锆石表现为古生代的年 龄（即S013-87和S013-112的206Pb/238U年龄分别为427Ma和458Ma），这4颗锆石具 较复杂的内部结构或浑圆状核心（图7-6（c），（d）），表明它们是残留锆石或继承锆 石；其余11颗锆石样品的年龄较为一致。下庄岩体中1275～2137Ma残留锆石（图7-6（d））的发现，表明贵东花岗岩杂岩体的物质来源与华南元古宙陆壳基底有关（Xu Xish- eng et al.，2003）。详细的单颗粒锆石U-Pb同位素定年为研究贵东岩体的形成演化与构 造作用、成矿作用的关系提供了重要的依据。

图7-6 贵东复式岩体中代表性锆石颗粒背散射电子图像

2.主量元素特征

笋洞岩体的主量元素组成具有如下特征（表7-7）：(1)SiO2含量高，为％～ ％（平均为％）；(2)碱含量较高，K2O＋Na2O＝％～％（平均为 ％）；钾大于钠，K2O/Na2O＝～（平均为）；(3)铝饱和指数（A/CNK） 高，样品的A/CNK值基本上都大于（～，平均为，表7-7），属强过 铝花岗岩范畴；在ACF图中，数据点都位于斜长石-堇青石-黑云母组合范围内，相似 于S形花岗岩（图7-8）。在A/CNK-NK/A图解上，数据点都位于亚碱性过铝质区域内（图7-7（b））；(4)在Frost et al.（2001）提出的SiO2-TFeO/（TFeO＋MgO）（图7-7（c））和SiO2-（K2O＋Na2O-CaO）（图7-7（d））图上，分别落在镁质花岗岩和碱钙 质花岗岩区，与过铝质淡花岗岩的分布区域一致；(5)CIPW标准矿物成分计算表明，所有 样品均出现刚玉分子，C值都大于1（％～％，表7-7），碱性长石含量高（Or＋Ab＝％～％），钙长石含量低（An＝％～％）；(6)FeO/（FeO＋ MgO）比值较低，低于（～，平均为），与过铝质花岗岩的特征（＜，肖庆辉等，2002）完全一致。

表7-7 笋洞岩体的主量元素（ωt％）、微量元素和稀土元素（10-6）分析结果

续表

注：LOI为烧失量；Total为总量；TFeO＝FeO＋×Fe2O3。

3.微量元素特征

笋洞岩体富集不相容元素Rb，Th和稀土元素Ce，Sm，Y，明显亏损Ba，Sr，P，Ti 和轻微亏损Nb，Ta，“峰” 和“谷” 区别明显（图7-8），属于典型的低Ba-Sr花岗岩， 相似于南岭东段强过铝花岗岩（孙涛等，2003）。Nb，Ta，Ti的亏损反映岩浆源区主要由 地壳物质组成，P的亏损可能同磷灰石的分离结晶作用有关。由表7-7可见，笋洞岩体 的Nb/Ta比值较低（～，平均为）。这表明，岩浆作用过程中Nb和Ta发生 过较明显的分馏，Nb趋向亏损而Ta相对富集。笋洞岩体的铀含量（（～）× 10-6，平均为×10-6）比中国东部上地壳的平均值（×10-6，高山等，1999）高 5～12倍，从而可为区域内铀矿化的富集提供丰富的铀源。它的Rb/Sr比值（～， 平均为）和Rb/Nb＝～（平均为）都明显高于中国东部（分别为 和，高山等，1999）和全球（分别为和，Taylor et al.，1985）上地壳的平均 值。这些特征表明，笋洞岩体源自成熟度较高的陆壳物质。

图7-7 笋洞岩体的主要元素图解

4.稀土元素特征

由表7-7可知，笋洞岩体的稀土总量为（～）×10-6（平均为× 10-6），它稍低于火成岩的平均含量（290×10-6）；LREE/HREE＝～（平均为 ），（La/Yb）N＝～（平均为），表明轻稀土相对富集，轻、重稀土之 间的分馏相对明显，配分曲线略呈右倾型（图7-9）；（La/Sm）N值较高（～）， 反映轻稀土的分馏相对明显；（Gd/Yb）N值较低（～），反映重稀土的分馏不明 显；Eu亏损明显，δEu ＝～（平均为）。

5.同位素特征

（1）氧同位素：如表7-8所示，笋洞岩体具有高的全岩δ18O值（‰～‰， 平均为‰），反映其源区是由富18O的地壳物质组成。但应当指出，全岩δ18O值的变 化已远远超出分析误差允许的范围（约‰）以及由岩浆结晶分异作用产生的δ18O值 变化范围（＜1‰～2‰，Muehlenbach et al.，1982），因而上述δ18O值的明显变化或者 反映岩体曾受到流体的作用，或者归因于岩体的源区具有不均一的氧同位素组成，本文认 为后一种可能性较大（讨论见Nd-Sr同位素部分）。

图7-8 笋洞岩体的微量元素蛛网图解（标准化所用MORB数据据Pearce，1983）

图7-9 笋洞岩体的稀土元素球粒陨石标准化曲线（标准化所用球粒陨石数据，Taylor et al.，1985）

表7-8 笋洞岩体的Nd-Sr同位素组成

注：Nd模式年龄采用二阶段模式进行计算，计算公式：

南岭东段中-新生代盆-山动力学及其铀成矿作用

（2）Nd-Sr同位素：笋洞岩体的εNd（t）值低，为～（平均为）；（87Sr/86Sr）i值高，为～。在εNd（t）-t图上，数据点位于南岭地区前寒武 纪地壳Sm-Nd同位素演化区域内（图7-10（a））；在εNd（t）-（87Sr/86Sr）i图上，数据 点都位于右下方第四象限内，与华南壳源型花岗岩（沈渭洲等，1999）的分布范围一致（图7-10（b））；采用两阶段模式（陈江峰等，1999）计算的Nd模式年龄为1762～ 1933Ma（平均为1843Ma）。这些特征表明，笋洞岩体属壳源型花岗岩范畴，是由古-中 元古代地壳组分经部分熔融形成的。

除了上述已指出的、笋洞岩体具有大的全岩δ18O值变化外，它的Nd，Sr同位素组成 同样变化明显：εNd（t）值的变化达ε单位，（87Sr/86Sr）i值的变化达，都已远 远超出分析误差允许的范围（εNd为ε单位，87Sr/86Sr为）。同一岩体中Nd，Sr 同位素组成显著变化的例子已不鲜见（陈江峰等，1992；DePaolo，1981；Michard-Vitrac et al.，1980；Juteau et al.，1984；Halliday，1984；Deniel et al.，1987；Krogstad et al.； 1996），并对此已提出不同的模式进行解释，如同化-分离结晶模式（DePaolo，1981； Halliday，1984）、壳-幔混合模式（Michard-Vitrac et al.，1980；陈江峰等，1992）、流 体作用模式（Juteau et al.，1984）和同位素初始不均一模式（Deniel et al.，1987；Krogs- tad et al.；1996）等。鉴于在εNd（t）-（87Sr/86Sr）i图上，笋洞岩体的数据点呈明显的水平 方向展布，十分类似于喜马拉雅地区Manaslu淡色花岗岩（图7-10（b）），因此，笋洞 岩体Nd，Sr，O同位素组成的明显变化很可能象Manaslu花岗岩（εNd（t）＝～ ，（87Sr/86Sr）i＝～，δ18O＝‰～‰，Deniel et al.，1987） 那样，是由源区同位素组成的初始不均一性造成的。因为当这种具有不均一同位素组成的 源区发生低程度部分熔融时，岩浆作用（包括熔融和对流混合等）并没有使这种不均一 消失，而是继承了源区同位素组成的不均一性（Deniel et al.，1987；Krogstad et al.， 1996）。

图7-10 笋洞岩体的εNd（t）-t和εNd（t）-（87Sr/86Sr）i图

（3）Pb同位素：表7-9列出了笋洞岩体钾长石的铅同位素组成。由于钾长石不含铀 或铀含量极低，故测定的铅同位素组成即可代表岩体形成时的初始同位素组成。与上述 Nd，Sr，O同位素组成不同的是，笋洞岩体的铅同位素组成相当均一，206Pb/204Pb＝～ ，207Pb/204Pb＝～，208Pb/204Pb＝～。在铅构造模式图上， 数据点分布于造山带演化线上方（图7-11），相似于华南壳源型花岗岩（沈渭洲等， 1992；朱炳泉，1998），表明笋洞岩体的源区具有相对均一的铅同位素组成。

表7-9 笋洞岩体的Pb同位素组成