热液矿床成矿深度研究方法及其在铀矿地质中的应用综述

刘成东，黄易勤，梁 良，张雪芬

(1.东华理工大学放射性地质与勘探技术国防重点学科实验室、核资源与环境省部共建国家实验室培育基地，江西 南昌 344000；2.广西冶金研究院分析测试中心，广西 南宁 530023)

热液矿床成矿深度研究方法及其在铀矿地质中的应用综述

刘成东1，黄易勤2，梁 良1，张雪芬1

(1.东华理工大学放射性地质与勘探技术国防重点学科实验室、核资源与环境省部共建国家实验室培育基地，江西 南昌 344000；2.广西冶金研究院分析测试中心，广西 南宁 530023)

论述了地质推断法、流体包裹体法和裂变径迹法等研究方法及发展动态。地质推断法是以成矿地球动力学环境造成控矿构造、矿石矿物组合、地球化学元素组合、成矿岩体、矿体延深等地质依据来推断成矿时的深度；流体包裹体法是通过测定包裹体的均一温度、盐度，计算其密度、压力，进而获得成矿深度；裂变径迹法计算裂变径迹年龄、隆升速率、剥蚀速率以及剥蚀量等参数，进而讨论成矿深度。最后评述了热液铀矿床成矿深度研究的现状。

成矿深度；流体包裹体；裂变径迹；热液铀矿床

成矿深度是指矿床形成时距地表的距离，即上覆岩石的厚度，它是矿床学的重要研究内容，也是矿床成因分类的一个重要参数。成矿作用是一种造成金属元素高度富集的特殊地质作用，人们对其了解还相当浅薄，尚有许多问题未阐明。近年来，随着危机矿山接替资源探矿项目的实施，深部找矿的理论研究面临着新的挑战和发展契机，与深部找矿有关的一些理论问题，如成矿深度、矿体延深、矿区隆升与剥蚀历史和速率等引起了人们的高度关注，它关系到深部成矿预测的问题，也是提高深部找矿效果，解决危机矿山深部探矿迫切需要解决的现实问题。

1 研究方法及发展动态分析

评价热液矿床成矿深度，主要有3种方法。

1.1 地质推断法

矿床地质推断法是以研究成矿地球动力学环境，形成的不同级别控矿构造类型、矿石矿物组合、蚀变矿物种类、矿石地球化学元素组合、相关脉岩深度相、成矿岩体、矿体延深等准则推断成矿时的深度。

斯米尔诺夫按形成的深度对矿床进行分类，分为近地表带(1～1.5 km)、浅成带(3～5 km)、深成带(5～10 km)和超深带(10～15 km)矿床[1]。不同的流体体系其矿床形成深度也不同。地壳浅部流体是以H2O-NaCl为主的低温低盐度的地下水卤水体系，中上地壳流体是以H2O-NaCl-CO2为主的中高温高盐度的岩浆卤水体系，深部地壳和地幔流体是以CO2-CH4-N2等气体为主的超临界流体体系，张德会等阐述了热液矿床形成的深度与温度、压力的密切关系[2]，指出浅成热液矿床形成温度为160～270 ℃，成矿深度50～1000 m；高温气化热液矿床形成温度为600～300 ℃，压力为20～100 Mpa、形成深度为1.5～5 km，南岭地区石英大脉型钨矿床形成的深度更大，为4～8 km，热液成矿作用的深度下限最大可以下降到10000～12000 m。不同类型矿床的成矿深度范围与成矿时的地质构造特征有关，且有很大的变化空间。在一定程度上，成矿深度是根据控制流体流动的断裂裂隙发育的深度与岩石脆韧性的变化等来推断的。陈国华等根据胶东地区中深成和浅成脉型金矿成矿深度-矿体延深模型研究，认为成矿深度与矿体延深具明显对应性[3]，统计发现中深成金矿床的成矿深度总体大于2.5 km，矿体延深大于500 m；浅成金矿成矿深度总体小于1.5 km，矿体总体延深小于500 m。形成深度受成矿母岩岩浆侵位深度的约束，多孔岩石的渗透率也与成矿深度有关。

铜陵地区包村、朝山金矿床采用矿床地质推断法结合流体包裹体压力计法对成矿深度进行了探讨[4-6]。首先用矿床地质推断法论述了成矿相关岩体、矿体延深、矿石特征、矿物组成及金矿物形态等与成矿深度的关系，认为成矿深度与相关侵入体的深度相对应，根据侵入体Q-Ab-Or三元相图判断，成岩压力约为0.5×108～1.0×108Pa；岩体的角闪石与黑云母平衡结晶压力为0.9×108～1.0×108Pa，按1×10 Pa8=3.3 km计算，推算成矿岩体侵位深度为1.65～3.3 km，故成矿深度属中浅成类型。其次从矿石特征看，矿石的胶状构造、层状胶黄铁矿、硫盐类矿物等也反映出矿床的浅成特征；第三，从金矿物的形态判断，金矿物多呈片状、树枝状、纤维状等复杂形态，也显示出浅成特征。

另一例子是鸭绿江金矿。成矿深度推算是从计算成岩深度入手的[7]，侵入体的成岩深度虽然不能完全等同于成矿深度，但成矿部位和与其有关的侵入体的相对空间位置是基本一致的。因此，通过计算已知成矿侵入体的深度来推算成矿深度是可行的。陈锦荣等借助Wones和Eugster[8]正规溶液理论，应用于岩浆矿物平衡计算的公式，在大量实验资料的基础上，总结出黑云母、透长石、磁铁矿的平衡式，利用Ti在角闪石和黑云母之间的分配估算其平衡温度，借助黑云母中Fe2+和Fe3+的相对含量确定lgfO2，根据黑云母成分计算χ值并计算出水逸度(lgfH2O)，再利用水逸度与水压的关系换算出水压(PH2O)。假定压力梯度为3.3 km/10 Pa，可计算出成岩深度，据以推算成矿深度。计算成岩深度还可借助Johnson[9]实验提出的花岗岩类钙质角闪石全铝压力计法，该法对角闪石进行电子探针成分分析，利用钙质角闪石成因类型判别图解对角闪石进行成因类型判别，确定适于进行角闪石压力计估算的成分点，即落入酸性岩浆结晶角闪石区的成分点，再用Johnson等提出的钙质角闪石全铝压力计计算式：p=4.23n(AlT)-3.46，对酸性岩浆结晶角闪石的结晶压力进行估算，根据压力计算成岩深度，进而推算成矿深度。

1.2 流体包裹体压力梯度法

通常使用流体包裹体作为地质压力计有6种方法[10]：(1)溶液的蒸汽压力；(2)均一温度与一个独立的地质温度计的比较方法；(3)两种不混溶流体的同时圈闭；(4)两种部分不混溶流体的同时圈闭；(5)沸腾流体的圈闭；(6)含子矿物的流体包裹体。

Hagmann等在脉状矿床的研究中评述了这些方法[11]，认为方法(4)可用于中地壳深度热液流体形成压力的确定，而方法(1)(4)(5)可确定浅成热液矿床的形成压力。例如浅成热液矿床普遍发育富液和富气共存的流体包裹体，表明流体包裹体被圈闭时处于沸腾的环境中，由此可使用沸腾温度计算压力，因为当流体发生沸腾时，流体内压与外压相等，此时捕获的包裹体，其均一温度和压力即可代表流体的温度和压力，无需温度和压力校正，只要利用包裹体盐度就可以用Haas[12]提供的NaCl-H2O体系的实验数据，从相应的沸腾曲线图上求得流体包裹体形成时的深度；但最常用的是方法(4)，即同时圈闭两种部分不混溶流体的方法计算形成压力，然后获得成矿深度。

流体包裹体压力的计算常常使用流体组分的热力学状态方程，只要测定出包裹体的均一温度(由热台测定)和含盐度(由冷台下测出冰点而确定)，代入密度式中，即可计算出包裹体中流体的密度值。再由密度、含盐度的等容式，从包裹体的形成温度求出其形成压力。计算压力的方法至少有3种：①刘斌[13]提出的等容式：p=a+bt+ct2，式中：p—压力(bar)；t—温度(℃)；a，b，c为无量纲参数，不同盐度、密度下，a，b，c参数不同；②根据包裹体均一的温度和盐度，采用Abroadand Rose的NaC1-H2O体系温度-盐度-密度图解获得流体密度，再以Roedder and Bodnar的温度-密度-压力图解，用水的等容线外推法近似地获得成矿压力；③根据邵洁莲[14]计算成矿压力的经验公式p1=p。×T1/T。式中：p。=219+2620×S，T。=374+920×S；其中：p。为初始压力，p1为成矿压力，T1为实测均一温度，T。为初始温度，S为ω′(NaCl)(盐度)，获得压力之后即可求得成矿深度，当流体主要受静岩压力作用时，按静岩压力公式p=ρ×g×h计算，ρ为岩石平均密度(如花岗岩为2.7 g/cm3)，g为重力加速度(9.8 m/s)，h为上覆岩石厚度(m)，即成矿深度。

吕古贤等在研究韧性剪切带有关的金矿床时发现上述方法获得的压力和深度有一定的误差[15]，认为p=ρ×g×h公式源自流体力学原理，即描述静流体中压力与深度关系的帕斯卡原理，所以只适用于流体。而所有岩石都是固体。当外力作用于固体单元上时，固体的应力场存在两部分：均应力和差应力。而液体应力场中则总是只有均应力而无差应力。地壳中某处的总压力至少由两部分合成：由构造引起的压力和由重力引起的压力，前者称构造附加静压力。合理计算成岩成矿深度的方法，应该是从总压力中减去构造附加静压力，再除以岩石比重，h=(p-pt)/d，pt为构造附加静压力，故压扭性构造带中实际成矿深度比由包裹体压力(并按静岩压力)梯度推算的成矿深度要小得多。但是，对于上面论述也有学者持异议，如陈柏林指出一方面应用应力-应变的弹性力学方程于塑性变形过程，缺乏理论基础；另一方面，虽然构造差应力可以产生附加静水压力，但只能存在于连续介质中，对于脉状矿床的金矿脉结晶时的不连续介质条件是不适用的，其结论值得商榷[16]。对于热液铀矿床而言，目前还没发现像吕古贤等研究的玲珑金矿那样的韧性剪切带型铀矿，所以这种计算方法可暂缓考虑。陈柏林等还认为矿物包裹体压力代表的是矿物结晶时的成矿流体的压力，因矿脉中矿物的结晶作用常发生在流体压力最低的时候，故用矿物包裹体压力来推断成矿深度时，矿物包裹体压力代表的是矿物结晶时略高的静水压力，而不是静岩压力，成矿流体压力应为pm=pr-(pr-pw)×90%，pr为静岩压力，pw为静水压力，若岩石密度按2.7计算，即pr=2.7pw，可计算出成矿流体压力pm=1.17pw。孙丰月、金巍等认为通过压力梯度计算成矿深度时，用静水压力梯度(10 MPa/km)或用静岩压力梯度(26～33 MPa/km)，都存在需要校正的问题[17]。因为若压力和深度之间不是线性关系，计算出的深度值就不能反映成矿的实际深度。因而他们认为，小于5 km(或流体压力小于40 MPa)时，可用静水压力梯度计算成矿深度，大于16 km(或流体压力大于370 MPa)时，流体压力接近静岩压力，可近似用静岩压力梯度来计算成矿深度，但在5～16 km(或流体压力在40～370 MPa)之间，流体压力和深度之间存在非线性关系，既不能用静水压力梯度也不能用静岩压力梯度来计算成矿深度。此时可依据Sibson等[18]的断裂带流体垂直分带曲线，分段拟合深度和压力之间的关系式，用于成矿深度的计算。

虽然列举了诸多方法，但是有的学者[19-20]认为目前这种主要通过测量矿物包裹体进行成岩成矿深度研究及推算的方法仍处在探讨阶段。

1.3 裂变径迹法

裂变径迹法能提供隆升速率、剥蚀速率以及剥蚀量的定量数据，通过成矿深度与剥蚀深度对比分析，能更好地了解矿床形成后变化保存条件，验证上述方法推算的成矿深度。

裂变径迹可分为自发裂变和诱发裂变径迹。自发裂变径迹是指岩石从形成到现在，所含放射性元素的原子核按一定速率自发产生裂变，并在矿物本身记录下辐射损伤的痕迹。诱发裂变径迹是用中子照射的办法使矿物中的铀(或钍)原子核发生裂变，原子核裂变的径迹用外加探测器，如白云母的办法记录下来。含铀量为0.004×10-6的矿物的诱发裂变径迹密度可达1000根/cm2。花岗岩平均铀含量是4.5×l0-6，若采用裂变径迹法，其灵敏度是足够的。常用的矿物有磷灰石、榍石和锆石等，磷灰石、榍石和锆石的封闭温度分别为100±20 ℃，250±50 ℃和200～250 ℃，磷灰石裂变径迹的封闭温度特别低，因而广泛用于低温部分、挽近地质时期的隆升冷却史的研究中。裂变径迹测量可获得自发径迹密度、自发径迹数、诱发径迹密度、诱发径迹数、裂变径迹长度、裂变径迹年龄等数据[21-24]。

裂变径迹法是研究矿区隆升与剥蚀的一种有效手段，利用裂变径迹计算隆升速率主要有3种方法[25-27]：(1)年龄高程法。裂变径迹年龄是依据裂变径迹在矿物中累积的数目与矿物形成的时间和矿物中的铀含量成正比，并根据已知铀含量、238U裂变常数和裂变径迹的密度，计算出地质年龄。因为裂变径迹也存在封闭温度，当矿物冷却到该温度以下，238U裂变产物的径迹才开始在矿物内积累，同位素时钟才开始启动，因此，矿物的裂变径迹年龄记录了矿物冷却到封闭温度以下所经历的时间。径迹年龄一般是随地形高度的增加而增加，现今高程大的部分径迹年龄较大，根据这个道理，隆升速率就等于被测矿物分布的高差与它们裂变径迹年龄差之比。由于样品采自同一岩体，故选取高程差较大的样品估算隆升速率，其误差应该相对较小。(2)矿物对法。如利用磷灰石裂变径迹年龄与锆石年龄组成矿物对。根据矿物对封闭温度差与矿物对封闭年龄差之比求得冷却速率(v。)，再根据冷却速率(v。)与地温梯度之比求得隆升速率(vt)，隆升速率(vt)与年龄差之积即为隆升的幅度。(3)径迹长度特征法。通过磷灰石裂变径迹长度的分布特征，如裂变径迹平均长度、长度偏差，径迹长度集中分布区等，结合径迹年龄、温度来更精确地记录隆升和剥蚀冷却史，恢复隆升和剥蚀量，计算隆升与剥蚀速率。

裂变径迹样品采样位置的高程利用地形图、工程图或气压计结合轻便型GPS测定，挑选出磷灰石和锆石，送中国地震局地质研究所裂变径迹实验室，经原子能科学研究院重水反应堆活化区辐照，照射后的云母外探测器置于HF中蚀刻，揭示诱发裂变径迹，裂变径迹统计分析在自动测量装置上完成。

2 热液铀矿床成矿深度研究述评

我国热液铀矿成矿深度研究开展较少，仍处于探索阶段。早期，覃慕陶等[28]根据丹霞盆地剥蚀深度约400 m和华南每年剥蚀近10 cm的速率估算粤北棉花坑花岗岩型矿床成矿深度为400～1800 m，又据棉花坑及其邻近矿床测得的成矿温度为121～233 ℃，用成矿温度按一定的地温梯度(10 m/4.67 ℃)估算成矿深度为1.1～2.1 km。上述推算仅考虑区域条件和地温梯度，因而是初步的、粗略的。王蕾等[29]，张树明等[30]对相山矿田沙洲热液铀矿床做过包裹体法成矿深度研究，所获包裹体是沸腾类型的包裹体，该类型包裹体的形成温度就是均一温度，不需进行压力校正。只要利用包裹体盐度就可以用Haas[12]提供的NaCl·H2O体系的实验数据，从相应的沸腾曲线图上求得流体包裹体形成时的深度，推算得到两组成矿深度数据：38～1425 m(平均578 m)，50～975 m(平均537 m)，矿体形成后遭受的剥蚀深度为190～240 m。同类型的相山矿田邹家山热液铀矿床也用同样的方法求得两组成矿深度数据：-130 m标高样品推算得出成矿深度范围为110～1420 m(平均值为553 m)，206 m标高得出成矿深度范围是4～200 m(平均值65 m)，剥蚀厚度为65～150 m。笔者认为上述推算所用的沸腾类型的包裹体难以准确鉴定，得到的数据变化幅度又很大，故该法有待完善。此外，白丹丹等以邹家山矿床流体包裹体用邵洁涟成矿压力和成矿深度经验公式求得成矿深度0.32～0.68 km[31]。张万良，刘德长，李子颖，张静波等[31]根据苏守田等(1980)测定的邹家山热液铀矿床地表团块状紫黑色含矿萤石气液包裹体均一温度为131、136、137、143、145 ℃，平均为138.4 ℃，爆裂温度为155 ℃，盐度为15.1 wt%(NaCl)等数据，利用卢焕章提出的公式[33]计算压力推算成矿深度为757 m。这些都是用包裹体法对铀矿床成矿深度研究不多见的例子，可供借鉴。由此看出，所得数据变化幅度大的原因可能是方法本身或方法不同引起的差异，或取样地点高程不同、样品类型不同引起的差异，因此必须选定矿床采用综合方法进行深入系统的工作才能得到较准确的结论。作者根据粤北棉花坑热液铀矿床流体包裹体测定的均一温度(153.1～369.2℃，均值242.7 ℃)、盐度(8.00wt%～14.77wt%，均值11.44wt%)，按邵洁莲[14]计算成矿压力公式p1=p。×T1/T。，得出压力是43.4～103.1 Mpa，按静岩压力公式p=ρ×g×h计算出成矿深度1.6～3.8 km，平均值2.6 km。但是我们只选择少量观测点取样，未做系统工作，上述的成矿深度值也没考虑样品的高程影响。

根据当前热液铀矿床成矿深度研究的进展，以下方面需关注：

(1)按地质推断法的要求搜集矿床控矿构造、矿物组合、蚀变种类、脉岩深度相、成矿岩体、矿体延深等基础地质资料，然后选择重点地段开展野外观测和取样测试工作。

(2)以流体包裹体法为重点，测定与成矿密切相关的岩矿石中气液相包裹体的均一温度、盐度，计算其密度、压力和压力梯度并以此计算其成矿深度。在矿区范围内按不同高程进行流体包裹体系统的取样测定工作。

(3)按裂变径迹法测量的要求，利用采矿巷道和深钻进行不同高程的系统取样，选出矿区岩石中的磷灰石或锆石进行测定，计算裂变径迹年龄、隆升速率、剥蚀速率和剥蚀量等参数，结合上述包裹体测试成果和同位素年龄等基础地质资料推断、验证成矿深度。

(4)用电子探针测定成矿围岩中与成矿关系密切的石英、长石、黑云母、角闪石等成分，借助相图或平衡式计算压力、温度、氧逸度、水逸度等参数以推算成岩深度，判断成矿深度或环境。

(5)根据岩矿石主量元素、微量元素(着重深源元素)、稀土元素、同位素、同位素年龄资料并选择少数典型流体包裹体测定其气液相成分和稀土元素等含量，确定铀成矿时代、岩浆事件时代，建立演化序列，阐明成矿流体来源和演化过程以及成矿富集机理。综合上述基础资料，依据地球化学原理论证其成矿深度。

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StudyMethodofMetallogenicDepthofHydrothermalUraniumDepositsandTheirApplicationinUraniumGeologyResearch

LIU Cheng-dong1，HUANG Yi-qin2，LIANG Liang1，ZHANG Xue-fen1

(1.FundamentalScienceonRadioactiveGeologyandExplorationTechnologyLaboratory，StateKeyLaboratoryBreedingBaseofNuclearResourcesandEnvironment，EastChinaInstituteofTechnology，Nanchang，Jiangxi330013，China；2.TheAnalysisandTestCenterofGuangxiResearchInstituteofMetallurgy，Nanning，Guangxi530023,China)

In this paper，geological deduction，fluid inclusion and fission track and their development are discussed in detail.Geological deduction is a method to inferring the metallogenic depth by studying metallogenic geodynamic environment and the ore-controlling structures，ore mineral composition，geochemical element composition，ore-forming rocks and ore body extension.Fluid inclusion is a method to acquire the metallogenic depth by measuring the homogenization temperature，salinity，and calculating the density and pressure.Fission track is a method to discuss the metallogenic depth after calculating the parameters such as fission track age，uplifting rate，erosion rate and erosion quantity.Finally，status and main points of the metallogenic depth researches of hydrothermal uranium deposits are commented.

metallogenic depth; fluid inclusions; fission track; hydrothermal uranium deposit

10.3969/j.issn.1000-0658.2014.05.006

2013-04-25 [改回日期]2013-10-15

刘成东(1964—)男，教授，博士，从事岩石学和铀矿地质学的教学与科研工作。E-mail：chdliu@ecit.cn

1000-0658(2014)05-0287-07

P611

A