广西全州铀矿田流体地球化学及其成矿意义

何玉坤, 张德会, 黎建南

(1.中国地质大学,北京 100083;2.核工业二三零所,长沙 410000)

广西全州铀矿田流体地球化学及其成矿意义

何玉坤1, 张德会1, 黎建南2

(1.中国地质大学,北京 100083;2.核工业二三零所,长沙 410000)

位于广西全州的铀矿床为中型铀矿床。含矿岩层主要为泥盆系四排组、东岗岭组和榴江组地层。此区域矿床受新宁―资源―灵川(麻城―广济)断裂的分枝及其次级断裂Fl、F3等控制。古花岗岩提供了铀源。在浅部环境下,碳酸根络合物[UO2(CO3)3]4-和[UO2(CO3)2]2-发生分解形成UO2

2+(也可能与F-结合形成UO2F42-),并最终沉淀形成铀矿床。选取穿插于四排组地层和花岗岩中石英脉或花岗岩样品,对其中的石英进行流体包裹体均一法测温和爆裂法测温。流体包裹体类型为气液包裹体、含子晶包裹体、富气包裹体和CO2包裹体。绝大部分为气液包裹体,均一法实验测得的冰点温度显示盐度较高,平均盐度为10.3%。含子矿物包裹体的存在说明流体的密度和盐度较高。包裹体均一温度差别较大,但整体集中在200℃～280℃,气液包裹体平均均一温度222℃。爆裂法实验测得爆裂温度350℃左右。较高的捕获温度和高的盐度说明成矿流体与岩浆热液密切相关。选取样品进行碳同位素测试,得出碳的来源为岩浆碳,选取样品进行氢氧同位素测试,表明流体来源既有岩浆源,又有与岩浆热液密切相关的大气降水来源。两个矿化点样品含黑钨矿样品和白钨矿指示了钨的矿化,又由于U-W的共生进而指示了铀的矿化。结合野外观察和地球化学样品分析的数据,成矿主要和燕山期岩体有密切的成因联系。

铀矿床 流体包裹体 矿床成因 全州铀矿田 同位素

He Yu-kun,ZhangDe-hui,L iJ ian-nan.Fluid geochem istry and itsm ineralization significance of the uranium ore deposit in Quanzhou,Guangxi Prov ince[J].Geology and Exploration,2010,46(4):0670-0680.

全州铀矿田位于广西壮族自治区全州县,属于南岭铀成矿带湘桂段。以往对南岭铀矿床的研究主要是从构造、岩石学等方面探讨,或从宏观的地幔流体的作用加以阐释(李建威等,1997;梅水泉等, 1998;李建威等,1999;唐相生等,2000;邓平等, 2003;郑作环等,2007)。由于受浅源浅成铀成矿理论的影响以及勘探手段的限制,特别是上世纪80年代后期至90年代,地勘队伍结构调整,投资大幅度减少,给矿床的进一步勘查与客观评价带来不利影响,所以现有的研究还存在以下几个问题:1).对花岗岩体在成矿中的作用认识不够。在我国华南地区,花岗岩体与铀成矿时间相近,它的活动与侵入,与热流体活动和成矿作用密切相关,特别与早期铀矿化关系更为密切。全州矿田主要铀矿化均产于越岩体的关系,此外,通过对氢氧同位素和碳同位素的城岭花岗岩内接触带有较大燕山期花岗岩侵入体的对应部位,在花岗岩区有较多的近东西向的燕山期花岗岩侵入体。这些花岗岩侵入体与东西向裂隙构造及与铀矿化关系尚无系统的研究。2).对大地构造演化、热液活动与铀成矿的关系研究不够。不同组合形式的热液脉体活动,伴随于大地构造演化的不同阶段,铀成矿作用往往发生在与大地构造演化有关的热液脉体活动的某一或某几个阶段。不同成因类型的铀矿化在空间和时间上可以相互重叠。因此,深入研究热液脉体的组合形式及演化规律,对铀矿找矿具有重要意义①。

针对以上问题,本文试图通过对流体包裹体进行详细的研究,包括显微镜下观察和测温,测得冰点温度、均一温度、爆裂温度等,进而讨论成矿与花岗测定试图寻找流体来源及矿床成因。

图1 全州矿田地质略图(据湖南长沙核工业二三零所,2007修编)Fig.1 Sketch map showing geology of the ore deposit in Quanzhou (M odified from No.230 Institute of Neclear Industry,Changsha,Hunan,2007)

1 区域地质概况

全州矿田位于扬子准地台与南华活动带接壤部位、扬子准地台江南台隆湘中褶皱带越城岭复背斜东翼大西江-龙水向斜盆地(图1)。区内广泛分布的一系列断裂或褶皱,是漫长地质历史和多期构造运动的综合产物。各个构造组合形态往往前后叠加、改造,更多是跟踪和利用早期构造。以加里东构造格局为基础,印支运动是加里东运动的继承和发展。力学性质由压变张、由张变压。燕山期长期维持张性平移性质。矿床均分布于大西江-龙水向斜西翼中、上泥盆统层间破碎带中。矿田断裂发育,主要包括F1、F3层间挤压破碎带,北东向F2断裂带组F切层断裂带和东西向断裂带组。11这些断裂均与矿化密切相关①②③。

矿田包括广子田矿床、大江背矿床、土地堂矿床、矿山脚矿床及一批矿点和矿化点。广子田矿床位于广西壮族自治区全州县境内全州矿田北部,距湘桂铁路全州站27km。矿床1972年普查发现,经地表及钻探揭露,1987年提交勘探基地报告,1992年底结束矿床勘查,落实为中型铀矿床④。大江背矿床位于广西壮族自治区全州县境内,距湘桂铁路全州火车站31km。矿床1972年普查发现并进行深部揭露,1973年转入深部详查揭露,1992年结束勘查, 1995年提交详查报告,落实为中型铀矿床⑤。土地堂矿床位于广西壮族自治区全州县境内全州矿田南部,距湘桂铁路全州火车站16km,矿床1955～1956年普查发现,1971年深部揭露,1978年转入深部详查揭露,1990年结束勘查,落实为小型铀矿床⑥。

表1 样品描述表Table1 Description of samples

1.1 含矿地层

全州矿田地层出露较为齐全,除志留系、三叠系缺失外,元古界至第四系均有不同程度的出露,主要为砂岩。本次研究样品主要采自泥盆系四排组。泥盆系在测区内广泛分布,为一套滨海-江海相的碎屑岩、碳酸岩沉积,呈明显角度不整合覆盖于下古生界地层与加里东期花岗岩之上。四排组(D2S):为一套干旱、炎热、近岸、富氧条件下的滨海-浅海相的陆源碎屑沉积①③。

1.2 岩浆岩

区内岩浆岩分布广泛,以花岗岩为主。区内岩浆活动主要为加里东期和燕山期酸性岩浆侵入形成的越城岭复式岩体。加里东期花岗岩沿越城岭背斜轴部侵入,呈岩基产出,长轴为北北东向,与前泥盆系呈侵入接触。岩性为中细粒-中粗粒斑状黑云母花岗岩,同位素年龄414～378Ma,铀含量8.3×10-6～2.0×10-5,平均1.66×10-5,W平均含量1.7× 10-5。燕山期花岗岩分布在越城岭岩体东侧,呈岩株或岩枝、岩脉产出,以细粒黑云母花岗岩为主,次为花岗斑岩。岩体东侧内外接触带有较多细粒黑云母花岗岩脉、长英岩脉、伟晶岩脉、细晶岩脉等。同位素年龄133、152、201Ma,云母花岗岩铀含量2.62 ×10-5①⑦。

2 流体地球化学特征

流体包裹体的测定可以显示成矿的温度、盐度、压力环境,各种成分的密度,可确定流体来源,探讨矿床成因。地层中有花岗岩侵入,花岗岩中有石英脉穿插,认为成矿与花岗岩及石英脉相关。选取地点进行样品采集,对样品进行流体包裹体分析。

图2 偏光显微镜下流体包裹体Fig.2 Photos of fluid inclusions under polarizing m icroscope

研究的剖面所在地区主要出露沙砾岩、泥质砂岩、细砂岩、粉砂岩。其中出现花岗岩和石英脉。选取不同地层不同岩性的样品,特别是选取多块石英脉样品进行研究(表1)。

2.1 流体包裹体镜下特征

矿物中包裹体的偏光显微镜下研究的主要内容有:包裹体的形状、产状、大小和颜色;包裹体的数量、丰度及空间分布特征;包裹体的类型、相态、成分和填充度;原生、次生、假次生包裹体的区分等(Donatienneet al.,2003;卢焕章等,2004;Xuet al., 2008)。

表2 包裹体均一法测温结果Table2 Homogen ization temperature data of fluid inclusions

包裹体主要在石英中出现,其中DMQ-01、Q02-2方解石矿物中也有出现(图2)。方解石中包裹体主要类型为纯液相包裹体,也含气液和富气类型包裹体。晶形多为负晶形。石英脉标本现象优于花岗岩也优于其它类型岩石。现主要讨论石英中的流体包裹体。

(1)从成因上看,主要是原生包裹体,少量出现次生包裹体和假次生包裹体,其中假次生包裹体也为原生包裹体,此外还出现沿矿物生长带定向排列的包裹体。

图3 按包裹体类型均一温度直方图Fig.3 Histogram show ing homogenization temperature of fluid inclusions according to the different types

(2)包裹体类型:均以气液包裹体为主,含较多富气包裹体,部分标本含有少量纯液包裹体。其中HX-01等标本中有较多的含子晶包裹体,含CO2包裹体数量很少,在GD-08、G D-09等标本中出现。

图4 按包裹体样品均一温度直方图Fig.4 Histogram s showing homogen ization temperature of fluid inclusions according to different samples

(3)流体包裹体形态特征:形状多样,主要为圆状、椭圆状、不规则状。其中少量标本中含负晶形包裹体。包裹体较小,整体<20μm,大部分在10μm左右,观察较困难。气液包裹体的填充度>70%。

2.2 流体包裹体均一法测温

均一温度为253.3℃,对应盐度约为34.68%,有一含两个子矿物的包裹体的其中一个子晶的消失温度为295.4℃,对应盐度约37.78%。直到包裹体最后爆裂子晶矿物都不消失,考虑有两点原因:1)包裹体形成时捕获的为含固体矿物的非均一相;则这些捕掳矿物相是偶然地与部分流体一同被圈闭进包裹体中来的(卢焕章等,2004)。2)固相子晶不是石盐晶体。有可能是很难熔化的碳酸盐矿物,也有可能是不熔的硅酸盐矿物。

图5 按样品盐度直方图Fig.5 Histogram s showing f inal ice melting temperature of fluid inclusions

(4)CO2包裹体数量少,部分均一温度平均为20.85℃左右,完全均一温度为305.2℃。但由于CO2包裹体本身数量少、个数小的条件限制,其笼合物熔化(分解)的温度(Tm,cla)测量不到,得不到CO2的密度和摩尔分数(卢焕章等,2004)。

2.2.1 均一温度

通过作直方图可以分析温度、盐度的分布情况、进而推断流体的特征(戚华文等,2000)。

(1)由所得数据按包裹体不同类型可做直方图(图3):

由柱状图可以看出气液和含子晶包裹体(气泡

根据包裹体的基本假设和前提,包裹体所捕获的流体为原始均一的单相流体,它们充满着整个包裹体空间。随着温度下降,流体(气体或液体)的收缩系数大于固体(主矿物)的收缩系数,包裹体流体将沿着等容线演化,一直到两相界面位置。升温后可以相继看到一些可逆的相变化的现象。该方法是在详细观察和辨认包裹体中含流体的各种物相(固相、气相、液相)基础上,通过升温或冷冻来测量各种瞬间变化的温度。气相和液相均一的过程,实际上是相转变的过程(卢焕章等,2004)。

主要仪器设备为Linkam THMSG 600型冷-热台。对样品进行均一法测温。由测温数据(表2)可得:

(1)气液包裹体(V-L)占大部分。包裹体中气相均一到液相,均一温度105℃～368.1℃,大部分200℃～250℃,平均均一温度222℃。冰点温度大部分-4℃左右,据卢焕章等(2004),查表对应盐度6.45%左右,有些样品冰点温度<-10℃,盐度大于13.94%,最低可达-18.5℃,盐度21.33%。

(2)富气包裹体数量较多,但基本为纯气相包裹体,看不到液相,所以无法观测,只观察到两个含有液相的富气包裹体,测得其中一组数据为:均一温度253.9℃,冰点温度-6.3℃,盐度9.6%,另一个包裹体只测得一个均一温度367.6℃。

(3)含子矿物包裹体气相均一到液相,气液均一温度在138.3℃～291.5℃之间,大部分230℃左右,气泡消失的平均温度221℃。大部分子矿物不消失,包裹体最后爆裂。爆裂温度350℃～530℃之间,大部分400℃～500℃。有个别子晶消失,平均消失,均爆裂,子晶未消失)的均一温度集中在200℃～280℃,峰值在280℃左右。

含子晶包裹体气液均一温度基本呈正态分布;而气液包裹体均一温度较集中。

(2)由所得数据按样品不同作直方图(图4):

由于所测样品中大部分为气液包裹体,少部分含子晶包裹体,所以图4和图3一样,所显示出均一温度集中在200℃～280℃,峰值在280℃左右,呈现正态分布的特点。捕获的最低温度属于中低温,矿床为中低温热液矿床。

图6 HX02-2爆裂温度谱线图Fig.6 L ine graph showing burst temperature of HX02-2

2.2.2 盐度

按样品不同的盐度数据可做直方图(图5):

由图可以看出包裹体盐度相差较大,包裹体类型以气液包裹体为主,据此计算出其平均盐度为10.3%,同时又存在着较多数量的含子晶包裹体,表明形成包裹体的流体盐度较高,说明流体来源于岩体,成矿作用和岩体密切相关。

2.3 流体包裹体爆裂法测温

流体包裹体是一个被主矿物圈闭在晶体缺陷内的封闭体系。当加温使包裹体达到均一温度后,若再继续升温,包裹体的内压急剧上升,当内压大于包裹体腔壁所能承受的压力时,包裹体发生爆裂,同时发生噼啪的响声。将发出声响时的温度记录下来,这个温度即为爆裂温度。用爆裂温度测定矿物生成的方法叫爆裂法(卢焕章等,1990)。

使用的爆裂仪为DT-5型矿物包裹体爆裂测温仪,该仪器由中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室设计改造。该仪器由样品加热、包裹体热爆声接收、放大记录等三大部分组成。其中样品炉功率为500W,测温范围0～800℃,精度为±2℃仪器,灵敏度1～2uV,放大倍数>105,小声说话对测温无影响。

采用20mg用样量作为本次实验的统一用样量。实验中,将同一样品分别粉碎到20～40目(0. 45～0.9mm)。

选取样品DMQ-01、GD-09、HX-01、HX02-2、TQ-02、Q02-2做爆裂实验,其中样品DMQ-01为白钨矿矿石中的石英,Q02-2为黑钨矿矿石中的石英,其他均为石英脉中的石英。所得谱线图用CorelDRAW描出(武法东等,2003)。现选取现象良好的以下样品作为说明(图6～图10):

图6谱线有两个峰。经过一段升温预热阶段,第一个峰为主爆期,起爆温度为390℃,此时相对整体图谱背景线来看有最强的爆裂强度,由谱线可知频数小,包裹体数量少。相变温度为565℃。

图7 TQ-02爆裂温度谱线图Fig.7 L ine graph show ing burst temperature of TQ-02

图7谱线有两个峰,经过一段升温预热阶段,第一个峰为主爆期,起爆温度为382℃,此时大量包裹体爆裂,爆裂强度大,但频数小,说明该样品中包裹体数量少,继续升温达到574℃为相变温度。

图8 GD-09爆裂温度谱线图Fig.8 L ine graph show ing burst temperature of GD-09

图8谱线有三个峰。第一个峰起爆温度为220℃,这时有较强的包裹体爆裂强度。分析是由于富CO2包裹体爆裂产生。样品经过一段升温预热阶段(即<348℃的图谱背景线基本平直。)在348℃时有大量包裹体起爆,即第二个峰为主爆期,时间长,起爆温度为348℃,此时爆裂强度极大。第三个峰为粒径较小的包裹体爆裂,此时又出现较多量包裹体的爆裂,又出现一个大的爆裂强度,起爆温度为476℃,继续升温,相变温度超出测量范围,未得到数据。

图9 DM Q-01爆裂温度谱线图Fig.9 L ine graph showing burst temperature of DM Q-01

图9谱线主要有三个峰。主爆期长。样品经过一段升温预热阶段(即<368℃的图谱背景线基本平直。)在368℃时有包裹体起爆,爆裂强度极大,而且由368℃开始随温度的均匀上升,包裹体大量连续性爆破,所以368℃为主爆期的起爆温度。第二个峰为粒径较小的包裹体爆裂,继续升温,达到576℃时,出现一个窄而尖的高峰,其峰顶为576℃,是石英α-β相变点的显示,温度升至580℃,曲线回原来背景基线的位置。

图10 Q02-2爆裂温度谱线图Fig.10 L ine graph show ing burst temperature of Q02-2

图10谱线样品经过一段升温预热阶段(即< 348℃的图谱背景线基本平直。)在348℃时有包裹体起爆,一个峰,主爆期长,起爆温度为348℃。在348℃时大部分包裹体爆裂,最强的爆裂强度。继续升温在测量范围内没有相变。

结合地理位置(图1),燕山期花岗岩岩体在西侧,地层在东侧,由西到东样品爆裂温度依次为横溪源HX02-2:390℃、唐前TQ-02:382℃、戈渡源G D -09:348℃、大门前DMQ-01:368℃。其中TQ-02取样于γ3岩体,其他三个样品由西到东为HX02-2取样于石英脉中,G D-09取样于D2S3泥质砂岩中的石英脉,DMQ-01取样于奥陶系灰岩。由此可见,上述爆裂温度随着靠近岩体,捕获温度是逐渐升高的,说明成矿与花岗岩岩体的相关性(胡瑞忠,1994)。

3 同位素特征

自然体系中氢氧同位素的分馏导致不同产状的水具有不同的同位素组成,对样品氢氧同位素的测试,旨在寻找流体的来源及矿床成因(韩吟文等, 2003)。测试单位为中国地质科学院。

表3 全州铀矿田H、O同位素组成Table3 H and O isotopes of uran ium ore deposit in Quanzhou

3.1 氧同位素

选取样品GD-09、Q-TB-1、DM-05进行氢同位素测试。样品中石英的δ18OV-SMOW‰数据为: 16.2、13.5、15.1。根据公式1000lnα矿物-水≈δ矿物-δ水=A×106/T2+B,在200～500℃时,公式为1000lnα矿物-水≈δ矿物-δ水=3.38×106/T2-3.40,其中T为绝对温度(韩吟文等,2003)。

GD-09:T=248.36+273.15=521.51。δ矿物-δ水=3.38×106/521.512-3.40,其中δ矿物=16. 2‰,则δ水=7.17‰;DM-05:T=204.2+273.15= 477.35K。δ矿物-δ水=3.38×106/477.352-3.40,其中δ矿物=15.1‰,则δ水=3.67‰

3.2 氢同位素

选取样品GD-09、Q-TB-4、Q-TB-1、DM-05进行氢同位素测试。

样品中H2O中的δDV-SMOW‰数据为-40、-71、-55、-64。

根据计算,可知G D-09的氢氧同位素坐标(7.17,-40),投影到不同产状水的δ18O和δD组成的图中可知水的来源为原始岩浆水。DM-05的氢氧同位素坐标为(3.67,-64),投影到不同产状水的δ18O和δD组成的图中可知水的来源为大气降水。

实验所得的均一温度集中在200℃～280℃,峰值在280℃左右,考虑到进行测温的样品并没有全部进行氢氧同位素测试,所以现在选取δ18OV-SMOW‰值最高的GD-09进行T=300℃(实验所测得所有样品的平均均一温度均<300℃)的极值计算,得出的δ水=9.31‰,选取实验所得最大的δDV-SMOW‰=-40‰,则极值氢氧同位素坐标为(9.31,-40),仍在“原始岩浆水”的范围之内,即确定流体来源为岩浆水(表3)。

3.3 碳同位素

选取样品Q-T B-4进行碳同位素测试。样品中方解石的δ13CV-PDB‰数据为-8.2‰。根据当地出露岩石的矿物组合(黄铁矿+方解石)可知此碳酸盐的δ13C值等于热液δ13C值,即-8.2‰,说明碳是岩浆碳,且是深源的,属幔源型,指示铀成矿过程中的矿化剂来源于地幔。与前人对南岭花岗岩型铀矿的研究相符(陈贵华等,2001;邓平等,2003;巫建华等,2005)。

4 讨论与结论

4.1 铀的迁移及与钨的共生

U为变价元素,常见的有+6价和+4价。其中低价U的氧化物和络合物较稳定,不易被迁移;高价U在氧化条件下以易溶的碳酸根络合物[UO2(CO3)3]4-和[UO2(CO3)2]2-的形式进行迁移。U具有从高温相向低温相迁移的强烈倾向,也就是说地球中的U和Th的总迁移规律是有地球内部(上地幔以内)逐渐向上迁移至地表。来自地幔的CO2气体进入深源热液循环系统,导致流体中CO32-的活度升高,有利于汲取热液循环系统围岩中的U,并以[UO2(CO3)3]4-的形式在流体中迁移。由U、Th不断富集而在岩石圈下形成的核热能富集圈的温度升高至熔点而具有可塑性,造成其上覆的岩石圈板块漂移。在漂移的板块俯冲带,新增近的含水和挥发份的地壳物质与地球内部的U、Th进行反应,导致U、Th更进一步向富集圈迁移聚集的循环渐进,随地幔流体上升至浅部环境下,富∑CO2和U的流体遇到突然减压的条件时,流体中的CO2气体大量逸出,导致流体中CO32-的活度急剧降低,碳酸根络合物[UO2(CO3)3]4-和[UO2(CO3)2]2-发生分解形成UO22+(也可能与F-结合形成(UO2F42-)),并最终沉淀形成铀矿床(陈贵华等,2001;姜耀辉等, 2004;郑作环等,2007)。

金属元素在硅酸盐熔体中的赋存状态和活动形式主要取决于离子夺氧的能力,电荷大、半径小、电离势高、电负性大以及断开能和结合能大的阳离子和成矿元素等与O2-有强的结合能力,如铀和钨。故而氧与它们之间产生相当牢固的键合而呈各自的络阴离子存在于岩浆中(刘英俊等,1987),所以常相伴相生,所以钨的富集成矿对铀的矿化有很好的指示作用。全州矿田寒武系平均钨含量为3.15× 10-5,越城岭岩体加里东期花岗岩钨含量为1.7× 10-5,四排组岩层含钨较高(8×10-6～2×10-5),平均钨含量为1×10-5,高出克拉克值10倍,这些含钨较高岩层和花岗岩为区内钨成矿提供了较充足的钨源。在印支、燕山期构造作用下,岩石强烈破碎,地层中钨发生活化迁移,钨被氢氧化铁胶体吸附后逐渐脱水老化而形成含钨赤铁矿,部分钨在合适条件下(温度200～300℃、压力500～1000bar,溶液中-偏碱性)形成白钨矿⑦⑧。辉钼矿化石英脉和Q02 -2黑钨矿样品存在于燕山期细粒花岗岩岩体之中,较高的温度说明流体与岩体关系密切,钨的富集指示了铀的富集,进一步证实了矿区的U成矿和燕山期花岗岩体密切相关。

4.2 矿化受地层岩性控制

据前人的研究,广子田、大江背和土地堂矿床的铀矿化主要赋存在四排组薄层泥质粉砂岩、粉砂质页岩之中,该层岩石铀含量高,富含粘土矿物、有机质和黄铁矿,利于铀的富集。四排组的泥质粉砂岩和东岗岭组的细晶白云岩在岩石组合、矿物成分、化学成分、物理机械性质、含水性等方面差异较大,有利于层间破碎带形成。铀矿体的大矿体呈似层状产出,产状与地层一致,随地层产状变化而变化⑦。

4.3 矿化明显受构造控制

古裂谷(裂陷)为铀的成矿提供了有利的构造背景。该区域的3个铀矿床:广子田矿床、大江背矿床、土地堂矿床位于扬子准地台江南台隆湘中褶皱区南部越城岭复背斜东翼大西江―龙水向斜西翼,西侧出露加里东期和燕山期越城岭复式岩体。新宁―资源―灵川(麻城―广济)断裂的分枝及其次级断裂Fl、F3(北北东向层间破碎带)等通过向斜西翼,为全州矿田主要控矿与含矿断裂③⑦。

4.4 矿化与岩体的密切联系

此区域岩浆多期多阶段侵入和喷发,主要有加里东期、海西期、印支期和燕山期。陈贵华等(2001)认为古老的花岗岩化基底经变质作用发生了铀的再分配,尤其是通过花岗岩化作用使其成为富铀的基底,并在后期铀成矿中提供了主要的铀源。即笔者所认为的铀矿形成与流体密切相关。原因如下:

(1)流体包裹体证据:1).把均一温度作为捕获温度的下限,爆裂温度作为捕获温度的上限,可以确定成矿温度。样品中包裹体的均一温度较高,且主爆期的起爆温度﹥300℃,显示出流体受岩浆热场的影响。此外,表现出越接近西部的越城岭岩体,均一温度、爆裂温度也越高,即捕获温度越高,表明流体与花岗岩岩体关系十分密切,可能是岩浆侵入期后形成的岩浆热液。同时由冰点温度计算出的高盐度也说明了流体来源不可能仅仅为低盐度的流体来源。2).样品主要取自穿插于地层和花岗岩体的石英脉,说明成矿期晚于地层。四排组的地层形成晚于加里东时期,早于燕山时期。燕山期的石英细脉穿插于地层中,部分的石英脉中见有辉钼矿、白钨矿、黑钨矿。据前人研究成果,花岗岩体中铀含量较高,北京铀矿地质研究院曾经用全岩样进行发射光谱铅同位素年龄测定,矿山脚矿床为1.5、10、14、21、31、43、45、59、63、64、70、145Ma⑦(阳隆金等, 2005),145Ma对应燕山期花岗岩,结合野外地质观察和地球化学样品分析数据,可确定铀的成矿主期次是燕山期。此外,在燕山期主期次成矿后可能还有多期次的成矿作用。

(2)同位素证据:根据所得的碳同位素数据得出流体的岩浆源。据前人的研究,作为络合物[UO2(CO3)3]4-和[UO2(CO3)2]2-主要成分之一的碳经同位素分析证明在成矿前和成矿期主要来自深源,也间接说明了铀主要来源于深源(陈贵华等, 2001),氢氧同位素得出H2O的来源既有岩浆水,也有与岩浆热液密切相关的大气降水。据前人研究,近年来的氢氧同位素资料,含铀热液中的水虽然在成矿前、成矿期以岩浆水为主,但在成矿期已有大量大气降水的加入,甚至以大气降水为主(Xuet al., 2008)。由以上数据及前人研究分析得出流体来源并不单一,既有大气降水,同时也和岩浆密切相关。

总之,地幔流体或围岩中的铀以[UO2(CO3)3]4-和[UO2(CO3)2]2-的形式进行迁移,在浅部减压的条件下发生分解经历多种作用并最终形成铀矿床。研究区的铀钨共生很好地指示了铀的矿化。铀矿化不仅受地层岩性和构造的控制,而且通过流体包裹体和同位素的研究证实铀矿化和燕山期花岗岩的联系更加密切。

致谢:衷心感谢中国地质大学(北京)张文淮老师、诸惠燕老师给予的指导,席斌斌、徐文刚同学的帮助。感谢中国地质大学(北京)流体包裹体实验室、中国地质大学(北京)磨片室、湖南长沙核工业二三零所。

[注释]

①核工业二三O研究所.2007.全州项目设计书

②核工业二三O研究所.2007.湘南、桂北花岗岩型、外接触带型铀矿控矿因素和找矿模式研究2007年度项目设计书

③中南地勘局310大队.1990.广西壮族自治区全州县全州矿田铀资源评价

④中南地勘局310大队.1994广西壮族自治区全州县广子田铀矿床评查报告

⑤中南地勘局310大队.1995.广西壮族自治区全州县大江背铀矿床评查报告

⑥中南地勘局310大队.1996.广西壮族自治区全州县土地堂背铀矿床评查报告

⑦核工业二三O研究所.2007.全州铀矿田总况

⑧中南地勘局310大队.1984.广西壮族自治区全州县3105铀矿床钨在矿石中的分布及存在形式的研究报告

Chen Gui-hua,YangWei-ming.2001.On sublatitudinal mesozoic volcanic belts in China and their uranium metallogeny[J].Uranium Geology,17(1):18-23(in Chinese with English abstract)

Deng Ping,ShenWei-zhou,LingHong-fei,Ye Hai-min,WangXuecheng,Pu Wei,Tan Zheng-zhong.2003.Uranium mineralization related tomantle fluid:A case studyof the Xianshi deposit in the Xiazhuang uranium orefield[J].Geochimica,32(6):520-528(in Chinese with English abstract)

Deng Ping,ShuLiang-shu,Tan Zheng-zhong.2003.The geological setting for the formation of rich uranium ores in Zhuguang-Guidong large-scale uranium metallogenetic area[J].Geological Review,49 (5):486-492(in Chinese with English abstract)

Donatienne Derome,Michel Cuney,Michel Cathelineau,Cécile Fabre, Jean Dubessy,Patrice Bruneton,Amélie Hubert.2003.A detailed fluid inclusion study in silicified breccias from the Kombolgie sandstones(Northern Territory,Australia):inferences for the genesis of middle-Proterozoic unconformity-type uranium deposits[J].Journal of Geochemical Exploration,80(2-3):259-275

Han Yin-wen,Ma Zhen-dong.Geochemistry[M].Beijing:Geological Publishing House:246-267(in Chinese)

Hu Rui-zhong.1994.A commentaryon genesisof granite-type uranium deposits:As exemplified by south China[J].Advance in Earth Sciences,9(2):41-45(in Chinese with English abstract)

Jiang Yao-hui,Jiang Shao-yong,Ling Hong-fei.2004.Mantle-derived fluids and uranium mineralization[J].Earth Science Frontiers, 11(2):491-499

Li Jian-wei,Li Zi-jin,Li Xian-fu,Fu Zhao-ren.1999.Characteristics ofmetallogenic fluids of typical uranium deposits in eastern Hunan[J].Geological Science and Technology Information,18(4):63 -66(in Chinese with English abstract)

Li Jian-wei,Li Zi-jin,Fu Zhao-ren.1997.Structural analysis of Jinguanchong uranium deposit in eastern Hunan[J].Geology and Mineral Resources of South China,1:70-75(in Chinese with English abstract)

Liu Ying-jun,Ma Dong-sheng.1987.Geochemistry of Tungsten[M]. Beijing:Science Press:75-76(in Chinese)

Lu Huan-zhang,Fan Hong-rui,Ni Pei,Ou Guang-xi,Shen Kun, ZhangWen-huai.2004.Fluid Inclusion[M].Beijing:Science Press:154-274(in Chinese)

Lu Huan-zhang,Li Bing-lun,Shen Kun,Zhao Xi-cheng,Wei Jiaxiu.1990.Fluid Inclusion Geochemistry[M].Beijing:Geological Publishing House:88-95(in Chinese)

Mei Shui-quan,Zhou Xu-ye,Li Xiao-lang,Qian Hua.1998.Discussion on hydrogenic superim position of high-grade uranium deposits in Zhuguang-Jiuyi region[J].Uranium Geology,14(1):7-10(in Chinese with English abstract)

Qi Hua-wen,Hu Rui-zhong.2000.Comparison betweem uranium ore -forming fluids and magmatic fluids of granites,southern China-A preliminary study[J].Acta Mineralogica Sinica,20(4):401-405 (in Chinese with English abstract)

Tang Xiang-sheng,Shen Jun.2000.Relations between tectono-magmatic evolution and uranium mineralization in eastern partofNanling tectonic zone[J].Contributions to Geology and Mineral ResourcesResearch,15(2):174-182(in Chinese with English abstract)

Wu Fa-dong,TianMing-zhong,ChaiChun-mei.2003.PracticalComputer Graphics[M].Beijing:China University of Geosciences(Beijing):172-182(in Chinese)

Wu Jian-hua,Liu Shuai,Yu Da-gan,ZhangBang-tong.2005.Mantle geofluid and uranium ore-formation model[J].Uranium Geology, 21(4):196-203(in Chinese with English abstract)

Xu Jiu-hua,DingRu-fu,Xie Yu-ling,ZhongChang-hua,Shan Lihua.2008.The source of hydrother mal fluids for the Sarekoubu gold deposit in the southern Altai,Xinjiang,China:Evidence from fluid inclusions and geochemistry[J].Journal ofAsian Earth Sciences,32 (2-4):247-258

Yang Long-jin,Chen Wu-qin.2005.South China granite contact zone of a uranium ore distribution and relationship[J].West-China Exploration Engineering,109:102-105(in Chinese with English abstract)

Zheng Zuo-huan,Li Wu-wei.2007.Deep-source uranium metallogenesis and prospecting in Sourtheast China:Discussion on uranium metallogenetic belt of Nanling[J].World Nuclear Geoscience,24 (2):63-67(in Chinese with English abstract)

[附中文参考文献]

陈贵华,杨卫明.2001.中国近东西向中生代火山岩带及其铀成矿作用[J].铀矿地质,17(1):18-23

邓 平,舒良树,谭正中.2003.诸广-贵东大型铀矿聚集区富铀矿成矿地质条件[J].地质论评,49(5):486-492

邓 平,沈渭洲,凌洪飞,叶海敏,王学成,濮巍,谭正中.2003.地幔流体与铀成矿作用:以下庄矿田仙石铀矿床为例[J].地球化学,32(6):520-528

韩吟文,马振东主编.2003.地球化学[M].北京:地质出版社:246-267

胡瑞忠.1994.花岗岩型铀矿床成因讨论-以华南为例[J].地球科学进展,9(2):41-45

李建威,李紫金,傅昭仁.1997.湘东金管冲铀矿控矿构造解析[J].华南地质与矿产,1:70-75

李建威,李紫金,李先福,傅昭仁.1999.湘东地区某些典型铀矿床的成矿流体特征[J].地质科技情报,18(4):63-66

刘英俊,马东升.1987.钨的地球化学[M].北京:科学出版社:75-76.

卢焕章,范宏瑞,倪 培,欧光习,沈 昆,张文淮.2004.流体包裹体[M].北京:科学出版社:154-274

卢焕章,李秉伦,沈 崑,赵希澂,喻铁阶,魏家秀.1990.包裹体地球化学[M].北京:地质出版社:88-95

姜耀辉,蒋少涌,凌洪飞.2004.地幔流体与铀成矿作用[J].地学前缘,11(2):491-499

梅水泉,周续业,李小朗,钱 华.1998.诸广-九嶷山地区富铀矿的水城叠加作用初探[J].铀矿地质,14(1):7-10

戚华文,胡瑞忠.2000.华南花岗岩岩浆期后热液与铀成矿热液的初步对比[J].矿物学报,20(4):401-405

唐相生,沈 俊.2000.南岭构造带东段构造岩浆演化与铀成矿关系[J].地质找矿论丛,15(2):174-182

巫建华,刘 帅,余达淦,章邦桐.2005.地幔流体与铀成矿模式[J].铀矿地质,21(4):196-203

武法东,田明中,柴春媚.2003.实用计算机制图[M].北京:中国地质大学(北京):172-182

阳隆金,陈武钦.2005.华南某铀矿田花岗岩体接触带与铀成矿分布关系[J].西部探矿工程,109:102-105

郑作环,李妩巍.2007.中国东南部深源铀成矿与找矿:南岭铀成矿带讨论[J].世界核地质科学,24(2):63-67

Fluid Geochem istry and ItsM ineralization Sign ificance of the Uran ium Ore Deposit in Quanzhou,Guangxi Prov ince

HE Yu-kun1, ZHANGDe-hui1, L IJian-nan2
(1.China University of Geosciences,Beijing 100083; 2.No.230Institute of Neclear Industry,Changsha 410000)

The uranium ore deposit located in GuangxiQuanzhou isofmedium size,where the ore-bearing rocks are mainly in the strata ofDevonian Sipai,DonggangLing and Liu Jiang Groups.This deposit is controlled by the branching and secondary faults of the Xinning-Ziyuan-Lingchuan(Macheng-Guangji).fault zone Ancient granites provided a source of uranium.In the shallow environment,the carbonate complex[UO2(CO3)3]4-and [UO2(CO3)2]2-were decomposed toUO22+(probably combinedwith F-to form UO2F42-),and finally these substances formed the uranium deposit. This work selects samples of granite and quartz in the Sipai Group which penetrates in granite tomeasure temperature of its quarts inclusions using the unifor m and burstmethods.Data analysis shows that themain typesof fluid inclusions are gas-liquid inclusion,inclusion of sub-crystal,gas-rich inclusion and CO2inclusion.Most of the inclusions are gas-liquid inclusions.According to the unifor m method ofmeasurement at the freezing temperature the data display high salinity and the average salinity of 10.3%.There are many inclusions of sub-crystalwhich display salinity of the over-saturated;the unifor m temperatures are different,but the overall concentrates in 200℃～280℃.The average homogeneous temperature of the gas-liquid inclusions is222℃.According to burst experiment,the measured temperature of burst is around 350℃.High temperature and high salinity indicate that ore-for ming fluids are closely relatedwith magmatic hydrother mal fluids.Thiswork also selects the sample for carbon isotope test,and the result shows that the carbon was derived from magma carbon.Oxygen isotope test and hydrogen isotope teston the samples demonstrate that the fluid source is atmospheric precipitation,and also related with magmatic hydrothermal activity.Samples including wolframite and scheelite indicate the tungsten mineralization.Because of the U-W symbiotic,they further indicate uranium mineralization.Combined with the field observations and geochemical analysis of the sample data,this study suggests thatmineralization of this ore deposit is closely related with rocks of the Yanshan period.

uranium ore deposit,fluid inclusion,genesis of the Deposit,uranium ore field in Quanzhou,isotope

book=7,ebook=433

P619.14

A

0495-5331(2010)04-0670-11

2010-05-06;

2010-07-02;[责任编辑]郑 杰。

国家自然科学基金(编号:40573033)资助。

何玉坤(1985年-),女,2008年毕业于中国地质大学(北京),在读硕士,地球化学专业,Email:karen_hk1104@163.com。[通讯作者]张德会(1955年-),男,教授,从事地球化学的教学和研究工作,Email:zhdehui@cugb.edu.cn。