广东长排铀矿床成矿流体特征

徐 浩，张 闯，庞雅庆，曹豪杰，刘佳林，刘文泉

(1.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083；2.中国核工业地质局，北京 100013；3.核工业北京地质研究院，北京 100029；4.核工业二九0研究所，广东 韶关 512026)

0 引 言

图1 长排地区地质简图(据①修改)Fig.1 Geological sketch map of Changpai area(modified after [注]核工业二九〇研究所.广东省韶关市仁化县长排铀矿床普查地质报告.2013：1-137. )1.第四系；2.细粒二云母花岗岩；3.中粒二云母花岗岩；4.细粒黑云母花岗岩；5.中粒黑云母花岗岩；6.中粒斑状二云母花岗岩；7.中粒斑状黑云母二长花岗岩；8.花岗斑岩岩脉；9.中基性岩脉；10.构造断裂带；11.铀矿床及编号

花岗岩型铀矿是我国重要的铀矿化类型之一。国内外学者对花岗岩型铀矿的研究始于20世纪60年代，对法国、中国华南等地区花岗岩型铀矿的产铀花岗岩特征、成矿流体性质、成矿机理和铀的迁移方式等进行了研究[1-6]，先后提出了花岗岩岩浆热液浸出淋滤成矿、大气降水淋滤成矿、深循环加热大气降水浸出成矿、深源矿化剂成矿、热点铀成矿和地幔流体成矿等观点[7-12]，大大加深了对热液铀成矿作用的认识。长排(301)铀矿床位于广东省韶关市长江铀矿田内，毗邻地区还发现了棉花坑(302)、油洞(306)、水石(308)等铀矿床。其中，棉花坑铀矿床发现较早，前人从蚀变分带[13-15]、成矿流体特征[16-19]、同位素地球化学特征[20-22]、成矿时代[23]和矿床成因[24-26]方面进行了较为深入的研究，然而对深部流体是否参与铀成矿作用及其具体成矿机理还存在争议。长排铀矿是长江铀矿田内新扩大、落实的大型花岗岩型铀矿床，埋藏较深，目前还缺乏对其成矿流体性质和流体演化的深入研究，对其铀成矿作用的研究还很薄弱。流体包裹体是地质时期成矿流体的样品，流体包裹体和同位素地球化学是研究流体性质、揭示矿床成因的重要手段[27-29]。本文以长排铀矿床为研究对象，结合野外地质资料，对流体包裹体进行镜下观察、显微测温、激光拉曼光谱分析等，对成矿流体特征进行了总结分析，探讨了矿床成因。

1 矿区地质概况

长排铀矿床产于诸广山复式岩体中部长江铀矿田，区内出露的岩体主要为印支期和燕山期的黑云母花岗岩和二云母花岗岩，并发育少量燕山晚期基性岩脉(以煌斑岩为主)。长江铀矿田内主要控矿构造为北东东向棉花坑断裂、黄溪水断裂及北西向的油洞断裂。长排、棉花坑等铀矿床产于棉花坑断裂和黄溪水断裂夹持的次级断裂中(图1)。

根据长排铀矿床普查地质报告①，长排铀矿床上部围岩为印支期斑状黑云母二长花岗岩和二云母花岗岩，矿床下部围岩为燕山期黑云母花岗岩，并伴有幔源基性岩脉贯入。铀矿化(体)主要赋存于油洞断裂南部北北西向构造蚀变带中的硅质“骨架”(硅化碎裂岩)及其两侧的蚀变花岗岩中(图2)，含矿岩性主要为赤铁矿化硅化碎裂岩和碎裂花岗岩等。常见的矿物共生组合为沥青铀矿-红色微晶石英-赤铁矿和沥青铀矿-胶状黄铁矿-紫黑色萤石组合，也可见少量沥青铀矿-方解石组合。金属矿物主要有沥青铀矿、赤铁矿和黄铁矿等，沥青铀矿主要呈细脉状、团块状或浸染状产出。

图2 长排铀矿床14号勘探线地质剖面图(据①修改)Fig.2 No.14 cross section of the Changpai uranium deposit(modified after ①)1.中粒黑云母花岗岩；2.中粒斑状二云母花岗岩；3.中粒斑状黑云母二长花岗岩；4.煌斑岩脉；5.硅化带；6.蚀变带；7.地质界线；8.铀矿体；9.施工钻孔

矿床热液蚀变发育，受断裂带控制，分布在构造破碎带及其两侧的次级裂隙中。成矿前蚀变主要有碱交代(以钾长石化为主)和硅化(含钨白色石英脉)。成矿期蚀变主要有绢云母化、绿泥石化(图3A)、赤铁矿化(图3B)、硅化(肉红色、烟灰色微晶石英，图3C)和紫黑色萤石化等(图3D)，少量矿石可见碳酸盐化(图3E)。由构造蚀变带中心向两侧大致有硅化—赤铁矿化—水云母化—绿泥石化的水平分带特征。成矿后蚀变主要有硅化、碳酸盐化(图3F)和萤石化。硅化、紫黑色萤石化、碳酸盐化和黄铁矿化叠合部位，铀矿化好、品位高(图3G、H、I)。

根据长排铀矿床矿脉产出的空间关系以及矿物共生组合等，将矿物按次序分为成矿前、成矿期和成矿后3个阶段(图4)。成矿前主要为花岗岩中的成岩矿物，主要有钾长石、斜长石、黑云母、石英等矿物。成矿期矿物主要有肉红色和烟灰色的微晶石英、紫黑色萤石、方解石、绿泥石、水云母、黄铁矿、赤铁矿和沥青铀矿等矿物。成矿后矿物多为绿色萤石、白色方解石等。

2 样品及测试

图3 长排铀矿床蚀变岩石和矿石特征照片Fig.3 The altered rock and mineral characteristics of the Changpai uranium depositA.绿泥石化、绢云母化蚀变花岗岩；B.赤铁矿化蚀变花岗岩；C.肉红色微晶石英；D.沥青铀矿与黄铁矿、紫黑色萤石共生；E.成矿期方解石脉；F.成矿后方解石脉；G—I.铀矿石显微照片(透射正交偏光)；Qz.石英；Cal.方解石；Fl.萤石；Py.黄铁矿；Ptc.沥青铀矿

本次研究样品主要采集于长排铀矿床NNW向9号、60号和61号构造蚀变带。根据矿物粒度、颜色、共生组合及脉体穿插关系，将所采集的透明矿物(石英、萤石和方解石)划分为不同阶段。将样品磨制成双面抛光的薄片，重点对成矿期红色微晶石英和紫黑色萤石的流体包裹体进行研究。选择代表性的样品进行破碎，然后在双目镜下挑选，获得纯度较高的石英和方解石，用于碳、氢、氧同位素组成质谱分析。

图4 长排铀矿床矿物生成次序Fig.4 The mineral arisen sequence of the Changpai uranium deposit

激光拉曼光谱分析在核工业北京地质研究院进行，测量仪器型号为LABHR-VIS LabRAM HR800显微激光拉曼光谱仪，采用Yag晶体倍频固体激光器，扫描范围为100～4 200 cm-1，波长532 nm，测试条件为温度25 ℃、湿度50%。

碳、氢、氧同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，使用仪器为MAT 253EM型质谱仪。碳和氧同位素的分析精密度为±0.2‰，氢同位素的分析精密度为±2‰。

图5 长排铀矿床典型流体包裹体类型Fig.5 Typical fluid inclusions from the Changpai uranium depositA、B.石英中含CO2三相包裹体；C.石英中富液相包裹体；D.萤石中富液相包裹体；E.石英中富气相包裹体；F.方解石中富液相包裹体

3 流体包裹体及碳、氢、氧同位素特征

3.1 流体包裹体

成矿前石英流体包裹体以含CO2三相包裹体和气液两相包裹体为主。含CO2三相包裹体常表现为液相CO2围绕气相CO2作环状分布(图5A、B)，此类包裹体气相组分占15%～85%，主要形态为椭圆状、长条状，少数为不规则状，长轴大小为4～12 μm，主要赋存在成矿前石英中，加热多数均一到气相。气液两相包裹体根据包裹体气液比细分为富液相流体包裹体和富气相流体包裹体。镜下观察显示，富液相流体包裹体比富气相流体包裹体更为发育。富液相流体包裹体气相组分占12%～40%，多在12%～30%，形态主要有椭圆形、长条形和不规则形，长轴大小为3～12 μm，成群分布，均一化过程中均一为液相(图5C)；富气相流体包裹体，气相组分占50%～60%，形态多为椭圆形和多边形，长轴大小为4～10 μm，呈孤立分布，均一化过程中多均一为气相。

成矿期肉红色微晶石英、紫黑色萤石和烟灰色方解石中发育富液相流体包裹体(图5D)和富气相包裹体(图5E)。富液相流体包裹体气相组分多为3%～15%，形态主要有椭圆形、长条形和不规则形，长轴3～20 μm，成群分布，均一化过程中均一为液相；富气相流体包裹体中气相组分占60%～90%，形态多为椭圆形和多边形，长轴3～9 μm，呈孤立分布，均一化过程中多均一为气相。

成矿后白色方解石主要发育富液相流体包裹体(图5F)，此类包裹体气相组分占3%～30%，多在5%～10%之间，形态主要有椭圆形、近四边形和不规则形，长轴4～15 μm，属于原生包裹体，成群分布，均一化过程中均一为液相。

长排铀矿床不同成矿阶段、不同类型流体包裹体的测温及计算结果见表1、图6和图7。成矿前石英流体包裹体均一温度介于291～381 ℃之间，平均为334 ℃，盐度3.1%～7.9%，平均为4.9%。其中，含CO2三相包裹体初熔温度为-61.9～-58.9 ℃，其笼形物消失温度为5.5～8.2 ℃，部分均一温度为19.7～29.2 ℃，完全均一温度为291～381 ℃，平均为331 ℃，盐度为3.5%～7.9%，平均为5.4%。

成矿期流体包裹体均一温度介于91～295 ℃之间，平均为192 ℃，多介于120～250 ℃。盐度位于0.4%～10.2%，平均为5.4%。其中，萤石中流体包裹体均一温度为91～294 ℃，平均为205 ℃，盐度为5.7%～7.9%；石英中气液两相包裹体均一温度为115～295 ℃，平均为197 ℃，盐度为2.6%～10.2%，平均为5.7%；方解石中气液两相包裹体均一温度为121～171 ℃，平均温度为140 ℃，盐度为0.4%～1.1%，平均为0.7%。

成矿后的原生富液相流体包裹体均一温度介于146～220 ℃之间，平均为188 ℃，盐度为1.4%～4.5%，平均为2.3%。

选择各阶段流体包裹体开展了激光拉曼光谱分析(图8)，结果表明：成矿前石英含CO2三相包裹体气相组分主要为CO2，在此类包裹体的气泡中可检测到显著的CO2双峰(拉曼峰值在1 285 cm-1、1 388 cm-1附近)，成矿期石英富液相两相水溶液包裹体气相组分主要为CO2、CH4和H2，富气相两相水溶液包裹体气相组分主要为CO2(拉曼峰值在1 284 cm-1、1 388 cm-1附近)。

由于供给缺口和闲置产能均主要来自OPEC国家，因而OPEC的产量变动在很大程度上决定了OECD国家的原油库存周期。将2010年以来的OPEC产量与布伦特油价格进行简单线性拟合（见图4），从拟合结果可以得出，100万桶/日的产量缺口可以导致约14美元/桶的油价上涨。在实际交易中，真实产量缺口的数据往往严重滞后，油价的涨幅经常偏离产量缺口，交易者应当更关注当前的产量缺口与价格变动的预期偏差，以及闲置产能投产预期下的价格回归。

表1 长排地区流体包裹体显微测温结果

图6 长排铀矿床流体包裹体均一温度直方图Fig.6 Histograms of homogenization temperatures of the fluid inclusions from the Changpai uranium deposit

3.2 氢、氧同位素

图7 长排铀矿床流体包裹体盐度直方图Fig.7 Histograms of salinities of the fluid inclusions from the Changpai uranium deposit

图8 长排铀矿床流体包裹体激光拉曼光谱分析Fig.8 The Laser Raman spectrum analyses of the fluid inclusions from the Changpai uranium depositA.石英含CO2三相包裹体中富含CO2；B.石英富液相包裹体中富含CO2和CH4；C.石英富气相包裹体中富含CO2；D.石英富液相包裹体中富含H2

样品编号成矿阶段地区岩性t/℃δD /‰δ18Oquartz/‰δ18Owater/‰ZN72成矿前长排 灰白色石英270-51.09.21.1ZN3-1成矿前塘洞 灰白色石英270-73.910.52.4ZN14成矿前棉花坑灰白色石英267-57.211.33.1ZN33-1成矿前学塘坳灰白色石英270-104.414.36.4ZN42-6成矿前长排 灰白色石英270-85.211.53.4-15029-1成矿期棉花坑肉红色石英208-77.98.7-2.55008-3成矿期棉花坑肉红色石英248-71.610.21.2-10041-1成矿期棉花坑肉红色石英301-92.29.93.1-10029-1成矿期棉花坑肉红色石英272-51.69.71.7ZK4-3-2成矿后棉花坑灰白色石英170-77.912.3-3.7ZK23-2-1成矿后棉花坑浅灰白色石英170-83.210.2-5.8ZK23-3-7成矿后棉花坑灰白色石英170-76.811.2-4.8ZN3成矿后塘洞 灰白色石英217-84.28.0-2.7ZN10成矿后城口 灰白色石英163-73.47.1-5.904C-2成矿后棉花坑灰白色石英177-71.510.8-1.2

长江铀矿田石英的氢、氧同位素分析结果见表2，成矿流体的δ18O水用实测石英的δ18Oquartz和流体包裹体均一温度进行了计算，校正计算公式据Clayton et al[32]。成矿前流体的δD为-104.4‰～-51‰，δ18Oquartz为9.2‰～14.3‰，δ18Owater为1.1‰～6.4‰；成矿期热液的δD为-92.2‰～-51.6‰，δ18Oquartz为8.7‰～10.2‰，δ18OH2O为-2.5‰～3.1‰；成矿后流体的δD为-84.2‰～-71.5‰，δ18Oquartz为7.1‰～12.3‰，δ18Owater为-5.9‰～-1.2‰。

3.3 碳、氧同位素

长排铀矿床方解石中碳、氧同位素分析结果见表3，成矿期热液流体的δ13CPDB为-9.1‰～-0.6‰，且绝大部分为-9.1‰～-8.2‰，δ18OSMOW值为6.3‰～13.6‰；成矿后方解石的δ13CPDB为-11.9‰～-1‰，δ18OSMOW为6.5‰～15.7‰。总体而言，成矿后方解石的δ13CPDB值较成矿期方解石略有降低。

4 讨 论

4.1 成矿流体特征

流体包裹体分析表明，长排铀矿床成矿前石英流体包裹体以含CO2三相包裹体和气液两相包裹体为主，均一温度为291～381 ℃，盐度为3.1%～7.9%。成矿前流体具有中高温、中低盐度的特征，可能与成矿前发育的碱交代蚀变有关；成矿期气液两相包裹体均一温度多集中在120 ～250 ℃，盐度介于0.4%～10.2%；成矿后流体包裹体以富液相流体包裹体为主，均一温度为146～220 ℃，盐度为1.4%～4.5%。综上所述，长排铀矿床成矿期流体为中低温、中低盐度的流体，与诸广南大部分花岗岩型铀矿床相似，成矿流体成分从早到晚由CO2-H2O-NaCl体系向NaCl-H2O体系演化。

表3长排铀矿床方解石的碳、氧同位素组成

Table3CarbonandoxygenisotopiccompositionsofcalciteintheChangpaiuraniumdeposit

图9 长江地区δD - δ18O同位素组成图Fig.9 δD - δ18O isotopic composition of Changjiang area

根据长排和棉花坑等铀矿床的δD-δ18OH2O同位素组成(图9)，成矿前期和成矿期样品多落于原生岩浆水与雨水线之间，且主要落于原生岩浆水附近，成矿后期样品靠近雨水线。表明成矿前流体为原生岩浆水，成矿期流体为深部流体和大气降水的混合，成矿后流体以大气降水为主。长排铀矿床流体包裹体均一温度与棉花坑铀矿床相似，且从成矿前到成矿期到成矿后，流体温度和盐度大体呈降低趋势[16]，反映从成矿前到成矿后，深部和浅部流体(大气降水)混合比例的变化。成矿期由于流体不混溶(沸腾)作用导致矿质沉淀，大量气体溢出，该阶段成矿流体盐度较高。晚阶段大气降水不断加入，盐度逐渐降低。

4.2 成矿物质来源

图10 长排铀矿床δ13CPDB- δ18OSMOW同位素组成图 Fig.10 δ13CPDB - δ18OSMOW isotopic composition in the Changpai uranium deposit

CO2是热液铀矿床成矿的重要矿化剂，对其来源的探讨是矿床成因研究的重要内容[10-11]。热液矿床中碳的主要来源有地幔脱气或岩浆来源(δ13CPDB值为-9.0‰～-3.0‰[33])、沉积岩中碳酸盐岩的脱气或含盐卤水与泥质岩相互作用(δ13CPDB值为-2.0‰～3.0‰[34])、各种岩石中的有机碳(δ13CPDB值为-30.0‰～-15.0‰[35])等来源。一般认为，产于花岗岩中的碳酸盐总量不足以形成高度富集CO2的成矿流体[35]。长排铀矿床区内矿物共生组合简单，至今没有发现在高氧逸度条件下形成的重晶石，也没有发现在低氧逸度条件下形成的石墨和磁黄铁矿等矿物，因此该区方解石的碳同位素组成可以近似作为成矿流体的碳同位素组成[35]。长排铀矿床成矿期δ13CPDB值大部分为-9.1‰～-8.2‰，靠近岩浆-地幔源端，说明成矿流体中的碳主要来源于深部。相对于成矿期，成矿后方解石相对亏损13C，且方解石的碳、氧同位素大致呈现随δ13CPDB值降低而δ18OSMOW值增加的趋势，两者具有显著的负相关关系(图10)。综合分析认为，热液发生CO2去气作用将引起沉淀的碳酸盐更为亏损13C，方解石的δ13CPDB-δ18OSMOW易呈负相关关系[36]。长排地区方解石碳同位素值变化特征可能与地壳拉张、岩石圈伸展下的地幔去气(CO2)作用有关[20]。

前人对长江矿区内基性岩脉和花岗岩体的铀含量进行了分析。源自地幔的基性岩脉铀含量较低(<1.5×10-6)[37]，暗示地幔流体本身携带的铀含量有限，显然不能提供形成铀矿床所必需的、足够的铀源。矿区内赋矿的印支期和燕山期花岗岩为强过铝质花岗岩，是古元古代晚期富铀基底部分熔融的产物，铀含量较高。其中，油洞岩体铀含量平均为12.3×10-6[38]，长江岩体平均铀含量高达22.3×10-6[39]，明显高于上地壳铀含量平均值(2.8×10-6[40])。富碱、富含CO2的超临界流体，在与花岗岩体相互作用发生碱交代等蚀变过程中，很容易将铀活化转移进入成矿流体。棉花坑铀矿床沥青铀矿的Sm-Nd 同位素组成及其稀土元素配分模式与矿床深部印支期的长江岩体相似[23]，反映深部长江岩体可能是主要的铀源体。

4.3 成矿机理分析

目前，暂未取得长排铀矿床成矿年龄的数据，根据对成矿地质特征、流体包裹体和稳定同位素的综合对比分析，长排铀矿床与棉花坑铀矿床成矿地质特征相似，应是同一铀成矿作用的产物。棉花坑铀矿床形成于54 Ma、70 Ma和127 Ma[20,23]，明显晚于赋矿的燕山期和印支期花岗岩(油洞岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄为(232±4) Ma[38]，长江岩体锆石SHRIMP U-Pb 年龄为(160±2) Ma[39])。前人分析认为，华南中—新生代大规模的铀矿化与华南和华北地块后碰撞及太平洋板块俯冲引起的岩石圈伸展有关[41-43]，岩石圈伸展形成大规模的断裂构造不仅有利于花岗质岩浆的侵入和CO2等气体的上升，还为大气水的下渗提供了有利条件。来自深部的富碱、富挥发分的流体(长排成矿期流体激光拉曼光谱分析显示含CO2、CH4和H2)，在向上运移过程中与大气降水混合，将铀元素从富铀的花岗岩体中萃取出来。铀与CO32-、F-和Cl-组成的络合物是铀元素迁移的主要形式[10,12]，长排铀矿床铀矿石常可见沥青铀矿与石英、萤石和方解石共生，这从侧面证实了铀元素可能以CO32-、F-和Cl-络合物迁移。

流体不混溶(沸腾)作用广泛发生于浅成热液矿床和脉状多金属矿床中，是其矿物沉淀的重要机理[44]。沸腾包裹体群的出现是确定流体沸腾的重要标志。长排铀矿床流体包裹体中可见含CO2三相包裹体和气液两相包裹体共存，且H2O-CO2类型包裹体中CO2占比从15%至80%不等，应是含CO2的流体被不均一捕获时发生的结果；成矿期富气相包裹体，具有较高的气相成分，均一温度和盐度变化范围大，可能与流体的沸腾作用有关[44]。引起流体沸腾的常见机制有压力释放以及不同温度流体的混合[27]。长排铀矿床流体沸腾作用可能是在中—新生代板块碰撞向岩石圈伸展转变期所导致的压力释放及深部成矿流体与较低温大气降水混合共同引起。成矿流体从深部向地表运移过程中，将铀元素从围岩中迁移出来，与大气降水混合，由于断裂的张开和压力的降低发生沸腾作用，导致CO2逸出，流体pH值升高、还原性增强[45]。在沉淀方解石的同时，同样导致铀酰硅酸盐络离子、铀酰碳酸盐络离子解体而发生沥青铀矿的沉淀[20]。

基性岩脉本身不提供铀源，但能提供热能，且基性岩脉上侵过程中，能够带来H2、CH4等气体，在基性岩脉与控矿构造的复合部位往往是氧化还原过渡界面，容易形成富矿体。长排铀矿床北部的油洞断裂中充填有煌斑岩并发育铀矿化就是一个很好的证据。

综合研究认为，长排铀矿床铀矿体主要呈脉状，受断裂构造控制明显，发育硅化、绢云母化、赤铁矿化等围岩蚀变，矿体与围岩界线清楚。根据流体包裹体测温结果，结合石英、方解石等矿物的碳、氢和氧同位素分析，初步认为长排铀矿床属于中低温热液脉型铀矿床，流体沸腾可能是长排铀矿床铀元素沉淀、富集的原因。

5 结 论

(1)长排铀矿床成矿期流体具有中低温和中低盐度的特征。成矿前石英流体包裹体均一温度介于291～381 ℃之间，盐度为3.1%～7.9%；成矿期气液两相包裹体均一温度多介于120～250 ℃之间，盐度为0.4%～10.2%；成矿后流体包裹体均一温度介于146～220 ℃之间，盐度为1.4%～4.5%。从成矿前到成矿期和成矿后，包裹体均一温度和盐度大致呈降低趋势。

(2)成矿期石英的δD值为-92.2‰～-51.6‰，δ18O值为8.7‰～10.2‰。成矿流体有深部流体的作用，同时有大气降水的汇入。

(3)成矿期方解石的δ13CPDB值多介于-9.1‰～-8.2‰之间，δ18OSMOW值为6.3‰～13.6‰，成矿流体中的碳主要来源于深部。

(4)综合分析认为，长排铀矿床属于中低温热液脉型铀矿床。成矿期，来自深部富含CO2、CH4和H2等成分的流体将铀元素从花岗岩中活化迁移出来。成矿流体沿断裂往上迁移过程中，与大气降水混合，发生流体沸腾作用造成CO2溢出，铀元素沉淀富集从而形成铀矿床。