华南铀矿床岩石磁学差异分析及其勘探意义

葛坤朋， 章强新， 徐慧茹， 刘青松， 谢基海， 吴伯民

(1. 东华理工大学 放射性地质与勘探国防重点学科实验室，江西 南昌 330013；2．东华理工大学 地球物理与测控技术学院，江西 南昌 330013；3．中国地质大学 地球物理与空间信息学院，湖北 武汉 430074；4．南方科技大学 海洋科学与技术学系，广东 深圳 518055；5．海洋地质研究所 青岛海洋科学与技术国家实验室，山东 青岛 266237)

华南铀矿床是中国重要的脉型铀矿产地之一 (Hu et al., 2008)。其中“交点型”和“硅化带型”铀矿床是两种最主要的脉型成矿类型 (曾文伟等，2009；赖中信等，2010)。以下庄矿田为例，“交点型”铀矿床赋存于NNE向硅化断裂带与NWW向的辉绿岩脉交会部位。而“硅化带型”铀矿床，其矿化多由近NNE向的硅化断裂带所控制，矿体产于硅化的花岗岩中。例如著名的新桥-下庄硅化断裂带等构造，是下庄矿田重要的成矿带之一 (张辉仁等，2010)。

随着浅层铀矿的持续消耗，铀矿勘查业已发展到攻深找盲阶段 (Boyle, 2013)。一些地球物理方法 (如重力、磁法等勘探方法) 因其能够在一定程度上圈定铀矿床汇集的源头 (深部大规模岩浆活动) 以及铀成矿运移的有利通道 (深部大型断裂) (Tuncer et al., 2006; Orozco et al., 2013)，为铀矿床的深部勘探提供了有效途径。

然而，华南铀矿田的磁异常解释受到了岩浆岩变质作用的强烈影响，通过传统磁法勘探仍然难以准确圈定具有富矿特征的构造带 (Min et al., 2005)。究其本质原因有两点：(1) 在磁异常准确圈定了构造带的情况下，构造带内部的变质环境不同，将导致铀矿富集程度存在差异，形成富矿或者贫矿的构造带 (Castor et al., 2000)；(2) 火山岩地区剩磁异常强度比例高。当剩磁异常估计的偏差在15°以上时，磁异常解释将会得到错误的结果 (Shearer, 2005)。

对构造带磁性特征和剩磁的研究属于岩石磁学的范畴 (Dunlop et al., 2001)。岩石磁学主要研究自然界中复杂磁性矿物的基本磁学性质，同时岩石、矿石和围岩之间的磁学性质及其差异，是引起磁异常的地质原因，也是磁法勘探的地球物理基础。例如，Ge等 (2017) 通过对下庄对山地区“交点型”铀矿床的磁学分析研究，认为结合磁法勘探结果，可以在一定程度上判断构造区域是否含矿。

因此，本研究即在岩石磁学的基本理论框架下，以下庄矿田钻孔样品为研究对象，经过岩石磁学分析研究，厘定“交点型”和“硅化带型”铀矿及其围岩的磁学特征，并进行磁学对比研究，结合前人丰富的勘探研究成果 (杨亚新等, 2008; 杨树流, 2009)，讨论本研究对于华南地区铀矿勘探的意义。

1 地质背景与采样

图1 下庄地区地质构造示意图(修改自梁碧环，2011；孙远强等，2013)Fig.1 Geological sketch map of Xiazhuang uranium orefield1.古近系地层；2.泥盆系地层；3.寒武系地层；4.细粒白云母花岗岩；5.中粒斑状黑云母花岗岩；6.粗粒斑状黑云母花岗岩；7.印支期英安斑岩；8.加里东期花岗岩；9.以白色石英充填为主的构造带；10.以硅化为主的的构造带；11.辉绿岩脉；12.矿床；13.矿点；14.采样位置

下庄铀矿位处于贵东岩体东部，华夏古陆西缘，岩性以燕山期侵入的中粒黑云母花岗岩为主体，其次为边缘相的白云母花岗岩 (图1)。区域内构造亦十分发育，断裂带呈NNE向展布，下庄矿田铀矿床的产出即受到该断裂带控制。该地区中基性岩脉极为发育，广泛出露后期侵入的辉绿岩，呈NWW方向展布。辉绿岩脉、硅化断裂带、花岗岩围岩在热液作用下，最终形成了以“交点型”和“硅化带型”为主要类型的铀矿床 (张振奋等, 2007)。

本研究陆续采集了下庄地区湖子北、对山、小水等地区6个“交点型”铀矿钻孔 (Ge et al. 2017)，以及湖子北、对山等地区4个“硅化带型”铀矿钻孔共计10个钻孔32块样本。其中“交点型”铀矿与围岩钻孔编号为J1～J6，采样序列1～4分别为为辉绿岩、蚀变辉绿岩、交点含矿岩和花岗岩；“硅化带型”铀矿与围岩钻孔编号为G1～G4，采样序列1～2分别为硅化含矿岩和花岗岩。

所采集的岩心样本，首先使用固定台钻钻取小型柱状样品，样品直径为～0.4 cm, 高度为～0.6 cm。随后将柱状样品分为两组，一组固定于陶瓷盒子中进行质量磁化率 (χ) 和天然剩磁 (NRM) 的测量；另一组研磨成粉末，进行其它岩石磁学测试。

2 岩石磁学方法

第一组样品在东华理工大学放射性地质与勘探国防重点学科实验室进行测试，其中质量磁化率 (χ) 的测定使用了英国Bartington仪器公司生产的Bartington MS2 磁化率测量系统；样品的天然剩磁 (NRM) 通过英国Molspin Ltd 公司生产的Minispin旋转磁力仪进行测定。

图2 “交点型”与“硅化带型”铀矿及其围岩样品磁学参数统计图Fig.2 Diagrams of statistical magnetic parameters of samples from "intersection type" and "silicified fault type" uranium depositsa. 岩石样品感应磁化强度与剩余磁化强度关系图； b. Q值与χ/χpara关系图，其中Q值称为Koenigsberger比值，即剩余磁化强度Mi和感应磁化强度Mr的比值，用以衡量感应磁化和剩余磁化作用的相对大小

第二组样品在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室进行测试。其中磁滞回线和反向场退磁曲线，使用了美国Princeton仪器公司生产的MicroMag3900 型振动样品磁力仪 (VSM) 进行测试，实验中最大外加场为1～1.5 T，同时可以获得矫顽力 (Bc) 等磁滞参数。热磁曲线 (χ-T) 应用捷克AGICO公司生产的MFK-FA多功能磁化率仪和CS-4温度控制系统进行测量。样品加热梯度为2 ℃/min，加热最高温度为700 ℃。为避免样品在加热过程中的氧化行为，样品加热和冷却过程全程在氩气环境 (50 mL/min) 中进行。

3 实验结果

3.1 磁学参数统计特征

下庄地区的铀矿及其围岩的主要磁学参数如图2所示。对于“交点型”铀矿床，样品磁化强度区分程度较大。其辉绿岩围岩的磁化强度最高，含矿带样品磁化强度较低，但高于花岗岩围岩。蚀变辉绿岩的磁化强度值分布于从辉绿岩到花岗岩的广泛区域，变化范围较大。“硅化带型”铀矿床含矿岩与花岗岩围岩磁化强度区分并不明显。对于“交点型”铀矿床，辉绿岩具有较高的χ/χpara和较低的Q值。随着蚀变的进行，χ/χpara值变低，当进入含矿带时，χ/χpara值继续降低，Q值明显增高。花岗岩围岩具有较低的χ/χpara值和Q值。“硅化带型”含矿样品的χ/χpara高于围岩，但Q值变化不大。

3.2 磁滞回线

图3 顺磁性改正前 (a-h)，改正后 (a′-h′) 的典型“交点型”(J6钻孔) 和“硅化带型”(G1和G2钻孔)铀矿钻孔样品序列的磁滞回线图Fig.3 Typical magnetic hysteresis loops of samples from "intersection type"(Drill J6) and "silicified fault type" (Drill G1 and G2) uranium deposits before (a-h) and after (a′-h′) paramagnetic correction

图3显示顺磁性改正前，岩性由辉绿岩围岩向矿心过渡时，总磁化强度降低，岩石顺磁性成分增加。但是含矿样品的磁化强度仍明显高于花岗岩围岩。顺磁性改正后，辉绿岩样品J6-1展现了PSD-MD磁铁矿的性质，发生蚀变后样品J6-2矫顽力明显增加。对于含矿样品J6-3，矫顽力较蚀变样品变化不大，但是在高场下并未达到饱和。花岗岩围岩的铁磁性成分含量较少，矫顽力较低。

对于“硅化带型”铀矿床含矿样品，顺磁改正前含矿样品的磁化强度低于花岗岩围岩，同时顺磁性物质磁化强度比例较高。顺磁性改正后，含矿样品的铁磁性组分含量仍低于花岗岩围岩，且呈现高矫顽力和低矫顽力两种特征(图3e′, 3g′)。花岗岩围岩的磁滞回线变化不大，以低矫顽力铁磁性矿物为主。

3.3 SIRM获得曲线

图4 典型“交点型”(J6钻孔) 与“硅化带型”(G1和G2钻孔) 铀矿钻孔样品序列的IRM获得曲线 (a-h) 与矫顽力组分分析图 (a′-h′)Fig.4 Representative IRM acquired (a-h) and component analyses (a′-h′) curves of samples from "intersection type" (Drill J6) and "silicified fault type" (Drill G1 and G2) uranium deposits

典型“交点型”和“硅化带型”铀矿床的SIRM获得曲线及IRM分析曲线如图4所示。由辉绿岩到矿心，SIRM呈现递减的趋势。其中样品J6-1在0.3 T外加场下剩磁已经接近饱和，IRM分析显示出中低两种矫顽力成分。对于样品J6-2，IRM除在初始外加场下快速增长，但在外场为1.5 T时并未达到饱和，IRM分析样品中出现较大矫顽力成分的物质。矿心样品J6-3的剩磁随外场增加呈现逐步增加的趋势，IRM分析样品以大矫顽力矿物为主。花岗岩围岩J6-4的SIRM较低，分析显示磁性矿物矫顽力较低。

对于“硅化带型”铀矿床含矿样品G1-1 (图4e)，随着外加场的增加，IRM线性增加。IRM分析显示样品磁性矿物以高矫顽力矿物为主。花岗岩围岩G1-2样品的IRM在低场下饱和。与G1-1的变化趋势不同，含矿样品G2-1显示了低场饱和的性质。相反，花岗岩围岩样品G2-2与G1-2的SIRM曲线特征相似，即载磁组分以低矫顽力矿物为主。

3.4 χ-T曲线

图5 “交点型”(钻孔J6) 和“硅化带型”(钻孔G1和G2) 铀矿钻孔样品序列的热磁曲线图Fig.5 Temperature-dependence of magnetic susceptibility for samples from typical "intersection type" (Drill J6) and "silicified fault type" (Drill G1 and G1) uranium deposits

图5展示了“交点型”和“硅化带型”铀矿床样品序列的热磁曲线图，对于辉绿岩样品J6-1，样品磁化率在～550 ℃出现快速下降。冷却曲线的磁化率远高于加热曲线，随温度的降低，磁化率在～550 ℃出现快速上升，并在～400 ℃达到峰值后降低。蚀变岩样品J6-2的磁化率随温度增加逐步降低，并在～550 ℃出现快速下降。其冷却曲线与J6-1相似，但峰值幅度较低。含矿样品J6-3磁化率较低，磁化率在～550 ℃出现明显的Hopkinson峰，随后磁化率快速降低，在～700 ℃达到最低值。其低温曲线行为与样品J6-1相似。花岗岩样品J6-4磁化率较低，并在～550 ℃出现快速下降。冷却曲线磁化率较低，显示了随温度降低逐步增加的特征。

“硅化带型”含矿样品的初始磁化率低于花岗岩围岩样品 (图5e-h)。其中样品G1-1的热磁升温曲线随着温度增加，整体呈现下降趋势。磁化率在～400 ℃后上升，并在～550 ℃出现Hopkinson峰。样品冷却曲线磁化率远高于升温曲线，在～500 ℃出现磁化率峰值。G1钻孔花岗岩围岩的磁化率较低，磁化率随着温度的增加缓慢降低，并在～580 ℃出现快速下降。 G2钻孔含矿样品磁性物质含量极低，磁化率在 ～400 ℃后上升， ～500 ℃出现快速下降， 并于700 ℃到达最低值。花岗岩样品G2-2升温曲线与样品G1-2类似，但其降温曲线在～300 ℃出现快速升高。

通过对“交点型”和“硅化带型”的岩石磁学分析，可以得出以下结论：

“交点型”铀矿床的辉绿岩围岩磁性矿物成分含量较高，铁磁性矿物以粗颗粒 (如MD和PSD) 磁铁矿为主，顺磁性物质相对较低 (图2b, 图5a)；蚀变岩磁性矿物含量变化较大，铁磁性矿物以较细颗粒 (如PSD和SD) 磁铁矿为主，并含有部分赤铁矿，顺磁性物质含量较辉绿岩高 (图2, 图3b′, 图5b)；含矿岩磁性矿物含量显著降低，铁磁性矿物以细颗粒 (如SD和SP) 磁铁矿以及赤铁矿为主，顺磁性物质含量明显增高 (图2, 图3c′, 图4c, 图5c)；花岗岩围岩铁磁性矿物以含量极低的较细颗粒磁铁矿为主，顺磁性物质比例低于含矿带样品 (图2, 图3, 图5d)。

“硅化带型”铀矿床的含矿样品磁性矿物含量较低，铁磁性矿物以赤铁矿或细颗粒 (如SD和SP) 磁铁矿为主，顺磁性物质成分较高 (图3, 图5e, 图5g)；花岗岩围岩磁性矿物含量略高于含矿样品，但差别并不明显。铁磁性矿物成分以较细颗粒 (如SD和SP) 磁铁矿为主，且含量极低 (图3, 图5f, 图5h)。

4 讨论

4.1 铀矿床磁学对比研究

对比“交点型”和“硅化带型”铀矿床的岩石磁学结果，可以发现两种成矿类型含矿岩样品都具有以细颗粒磁铁矿或赤铁矿为主要铁磁性矿物，并含有较多顺磁性物质的磁性特征。并且两者花岗岩围岩磁化强度相近，磁性矿物以较细颗粒的磁铁矿为主。同时，两种类型含矿样品的热磁曲线中加热与冷却曲线磁化率值相差较大 (图5c, 5e, 5g)，可能是顺磁性的铁化合物(如黄铁矿)加热转化成磁铁矿所致；而两种类型矿床的花岗岩围岩热磁曲线变化较小，指示了其主导的顺磁性矿物可能为黑云母、角闪石等造岩矿物。

相比于共同点，两种铀矿床类型的磁性特征差异性更大。具体体现为：

首先，铀矿床成矿序列的磁性特征不同。“交点型”铀矿床，从辉绿岩到含矿带磁性特征呈现规律性变化，即磁性物质总含量降低，磁铁矿颗粒逐渐减小，顺磁性物质 (铁硫化物) 比例逐步增加。而“硅化带型”铀矿床，从含矿带到花岗岩围岩，磁性物质总含量和铁磁性矿物变化规律不明显，顺磁性物质由铁化合物 (铁硫化物) 过渡为黑云母、角闪石等造岩矿物。

其次，铀矿床含矿样品的精细磁学特征不同。“交点型”铀矿床含矿带的磁化率、剩余磁化强度等磁学参数明显高于与围岩花岗岩，而该参数在“硅化带型”铀矿床含矿带与花岗岩围岩上无明显差异。因此“交点型”铀矿床磁性矿物含量明显高于“硅化带型”铀矿床。并且“交点型”铀矿床花岗岩围岩受到辉绿岩交代影响，铁磁性物质比例高于“硅化带型”铀矿床花岗岩围岩。另一方面，“交点型”铀矿床与“硅化带型”铀矿床含矿样品的矫顽力、Q值也有所不同。

第三，铀矿床含矿样品与围岩的磁学特征区分度不同。“交点型”铀矿源于辉绿岩蚀变成矿，磁性矿物成分较高，含矿带磁学参数可以明显与花岗岩围岩区分开来。“硅化带型”铀矿含矿样品磁化强度整体略低于花岗岩围岩，但区分度不高。

华南铀矿田“交点型”和“硅化带型”铀矿床均属于热液型铀矿床 (Hu et al., 2008)，富集的铀矿是热液蚀变的产物。“交点型”构造在热液作用下，以辉绿岩蚀变为特征，形成了由围岩到矿心磁性参数规律变化的特征。而“硅化带”构造中，因没有中基性岩脉作为铁元素来源，热液与花岗岩围岩造岩矿物黑云母、角闪石等产生交代作用，形成了总磁化强度略低于围岩，但区分度低的含矿区硅化特征。因此磁性矿物的变化特征，在一定程度上反映了热液蚀变特征，也即成矿特征。

4.2 对铀矿勘探的启示

本文研究发现，由辉绿岩到含矿带，磁性物质总含量降低，使得磁化强度呈规律性降低。因此可以通过磁法勘探探测“交点”构造区域的这种变化寻找储铀构造 (Ge et al., 2017)。并且含矿带明显升高的Q值和矫顽力意味着磁性矿物的剩磁携带能力很强。因此在将来的研究中，对“交点型”铀矿带剩磁方向的分析研究，将对磁法勘探的物性约束具有重要意义。

对于“硅化带”型铀矿床，虽然含矿带铁磁性矿物比例较花岗岩围岩大，但其磁性矿物总强度略低于花岗岩围岩。同时，由于含矿带样品的剩磁比例与围岩差异无明显规律，且构造带磁性矿物含量很低，因此在实际勘查中硅化带与围岩磁异常区分度不大。在寻找“硅化带型”铀矿床时，应结合放射性、电磁法等地球物理勘探方法，对储铀的硅化带构造进行综合地球物理调查研究。

5 结论

通过对华南铀矿田“交点型”和“硅化带型”铀矿床及其围岩样品进行天然剩磁、磁滞回线、反向场退磁曲线、热磁曲线等岩石磁学分析对比研究，可以得到以下结论：

(1) “交点型”铀矿床从围岩到矿体变化过程中，磁性矿物由铁磁性的磁铁矿逐渐发生蚀变，转变为较小粒径的磁铁矿、部分高矫顽力矿物如赤铁矿以及顺磁性矿物 (黄铁矿)。 “硅化带型”铀矿床的热液成矿作用造成含矿带岩石中磁铁矿流失。由围岩到矿体变化过程中，磁性矿物种类和粒径变化不大，含矿带磁性物质主要以小颗粒磁铁矿或赤铁矿为主。

(2) “交点型”铀矿床与围岩的磁性区分度较大，在磁法勘探中可以有效识别。“硅化带型”铀矿床因其与围岩磁性区分度较小，需要结合其它物探方法加以识别。

(3) “交点型”铀矿床磁化强度的剩磁比例较高，在后续研究中，正确估计深部剩磁方向，对该地区磁法勘探找矿具有重要意义。

致谢：野外工作得到了核工业293大队的大力支持和帮助。感谢孙俊杰、苏承建在样品准备上的帮助。本文在设计、撰写中与仇登登、陈渝罗进行了多次探讨并获益良多，在此一并感谢。