3701铀矿床成矿伴生元素与铀的相关性特征

谭玉清，谢国胜

（广西壮族自治区三〇七核地质大队，广西 贵港 537100）

1 矿床地质概况

3701铀矿床位于华夏褶皱系钦州褶皱带六万大山凸起东北部的大容山复式背斜轴部北侧。矿床的南、西、北西侧均分布二叠纪花岗岩（P2ξγH）（六陈岩体）， 北及北东部分布奥陶系和泥盆系浅变质碎屑岩。矿区地层主要有泥盆系四排组（D1s）及应堂组（D2i）碳酸盐岩［1］。

应堂组（D2i）是主含矿层位，其下段以白云岩为主，其次是结晶灰岩；中段为灰色泥质灰岩、浅灰色条带状泥质灰岩、灰色结晶灰岩夹浅灰色白云质灰岩及灰质白云岩；上段为结晶灰岩 （大理岩化灰岩）；总厚度约376 m。在构造发育地段，受挤压作用和岩溶作用形成构造碎裂岩、构造角砾岩和溶洞角砾岩，角砾成分以结晶灰岩、泥质灰岩为主，其次为花岗岩、石英砂岩、炭质灰岩等，胶结物为泥质、钙质、炭质；受热变质及动力改造作用部位形成角岩或大理岩。在富含泥质、炭质、有机质和生物碎屑的岩石中，金属硫化物发育，铀矿物相对富集。

矿区断裂构造主要有北东向的F1、F2、F4、 F15和北西向的 F5、 F10。 其中， F1、 F15是灵山-藤县基底深（大）断裂的分支，具有韧性变形特征，并有明显的控岩、控相、控矿作用。F1断裂为压扭性片理化破碎带，由4条片理化带、角砾岩带组成，倾向SE，是主要的含矿构造。铀矿体赋存于F1、F15与后期构造F5造成的断陷带中（图1）。

该矿床产于六陈花岗岩体外接触带、剖面为似船形的泥盆系凹兜中。铀矿体受地层及断裂带的联合控制，铀矿化主要产于应堂组中段灰岩中，受深大断裂派生的次级断裂、层间破碎带（主要是F1角砾岩带、片理化带）控制。矿体规模及产状与破碎带和角砾岩带规模及产状基本一致。矿体形态较简单，主要为似层状、透镜状、脉状。矿体中心部位厚度较大，品位较高，矿化较均匀，沿走向两端、倾向上下厚度逐渐变薄，品位也随着降低。铀矿化类型属碳硅泥岩型，赋矿岩石主要为应堂组的角砾岩、结晶灰岩、泥质灰岩，角砾岩矿石最富；矿石结构主要有胶状结构和溶蚀结构，其次是结晶颗粒结构、交代结构；矿石构造以脉状、浸染状、角砾状构造为主［2-4］。

图1 3701铀矿区地质略图 （据核工业三〇七大队，1989修改）Fig.1 Geological sketch map of uranium Deposit 3701

2 矿床微量元素分布特征

微量元素是一个相对概念，通常将自然体系中含量低于0.1%的元素称之为微量元素。岩石的微量元素地球化学特征往往很好地保持了有关原岩物质的信息［2］。

表1显示，3701铀矿床围岩（正常灰岩）的Cu、Zn含量低于地壳平均含量（Cu为100×10-6、Zn为200×10-6），但U、Pb、Ag含量比地壳平均含量略高 （U为2.5×10-6、Pb为16×10-6、Ag为0.07×10-6）；各类蚀变岩石的大部分微量元素含量有不同程度增高，铀矿化岩石中的 Cu、 Pb、 Ag、 Ti、 Ni、 Mo、 Co有明显富集（Cu 最高达 702×10-6， Pb 最高达 1 164×10-6、Ag最高达10×10-6，Pb、Ag已达综合利用品位指标）［2-3］。

表1 3701铀矿床岩石微量元素光谱半定量分析结果/10-6Table 1 Spectral semi-quantitative analysis of trace elements in rocks of uranium deposit 3071

3 铀与成矿伴生元素相关关系

3.1 铀与成矿伴生元素富集特征

从矿石的主要伴生元素及铀含量化学分析结果（表2）可以看出，Cu、Pb、Ag在角砾岩铀矿石中含量最高，其次是泥质灰岩矿石、结晶灰岩矿石；Zn在泥质灰岩铀矿石中最高，其次是角砾岩矿石、结晶灰岩矿石。总体上，Cu、Pb、Zn、Ag在角砾岩铀矿石及泥质灰岩铀矿石中含量较高，与正常灰岩相比，Cu、Pb含量最高分别富集了300多倍，Zn富集了50多倍，Ag富集了40多倍。Cu、Pb、Ag含量已达综合利用品位指标。

3.2 成矿伴生元素与铀的相关性分析

由表3可见，在角砾岩铀矿石中，U与Ag的相关性最高，相关系数为0.5643，其次是与Pb、Zn、Cu；结晶灰岩铀矿石则以U与Cu的相关性最高，相关系数为0.6061，其次是与Pb、Ag、Zn；泥质灰岩铀矿石中U与Pb的相关性最高，相关系数为0.9181，其次是与Ag、Cu、Zn。由此看来，3701矿床的矿石中，U与Cu、Pb、Zn、Ag均呈极显著的正相关关系。

表2 矿石主要伴生元素及铀含量化学分析结果/10-6Table 2 Chemical analysis result of uranium and associated elements in ore

表3 矿石伴生元素与铀的相关性分析表Table 3 Correlation coefficient matrix of uranium and associated elements

4 铀及伴生元素赋存状态及产出特征

通过矿石光 （薄）片观察、放射性照像、电渗析和电子探针等分析［5］，确定矿石中约90%的铀以沥青铀矿形式存在，约10%的铀与泥质分散状吸附有关。早期的沥青铀矿生成于黄铁矿颗粒周围，或充填其裂隙，或沿方铅矿和闪锌矿环边、镶边沉淀；成矿期则常形成沥青铀矿-硫化物矿脉（或沥青铀矿-硫化物以方解石为中心构成组合矿脉）、沥青铀矿-炭质、绿泥石矿脉，或呈独立的沥青铀矿矿脉。

铜以黄铜矿为主、少量砷黝铜矿形式存在，部分交代铅、锌、铀矿物；次生铜矿物主要赋存于黏土型矿石中。黄铜矿呈浸染状、细脉状、微脉状产出，矿物颗粒细小（肉眼不易见），可充填胶状闪锌矿的裂隙，或呈乳滴状出溶体存在于矿前期的胶状闪锌矿中，还可沿云母解理交代、充填，形成交代鳞片状结构或禾束结构。黄铜矿仅出现于铀成矿前期和成矿期，其分布与铀矿体重叠或紧靠铀矿体。铅主要以方铅矿形式出现，黄铁矿、闪锌矿中含有一定量的方铅矿包裹体。方铅矿主要与沥青铀矿、闪锌矿，其次与黄铜矿、砷黝铜矿紧密连生。锌以闪锌矿形式与方铅矿紧密连生。在矿前期，方铅矿和闪锌矿为胶状或他形粒状、脉状；成矿期为半自形、他形，呈浸染状或脉状。这两种矿物可呈文象或环带状交生，矿后期形成于晶洞、裂隙中，呈自形、半自形粒状。银主要以辉银矿形式赋存于黄铁矿、闪锌矿的方铅矿包裹体中，其次存在于方铅矿、黄铜矿、砷黝铜矿中，原生成因的黄铁矿含银量少。

3701矿床属铀-多金属矿床，铀与成矿伴生元素在空间分布上大体一致，但不完全吻合，伴生金属的分布范围要大于铀矿化范围。各成矿伴生元素的原生晕也比较发育，且和铀的晕圈一致。随着铀矿化的减弱，各金属元素的原生晕也趋向减弱，元素组合没有明显的分带性，各原生晕具有相似的形态特征。

5 铀及成矿伴生元素的来源

5.1 矿区围岩的铀含量

矿区围岩的铀含量：应堂组泥质灰岩为3.12×10-6，四排组白云质灰岩为3.65×10-6，郁江组灰岩为2.48×10-6，莲花山组粉砂岩为1.75×10-6， 均高于地层维氏值 （1.7×10-6）。铀主要呈炭质、泥质等吸附状态存在，并极易被弱酸、弱碱性溶液浸出，为成矿提供部分铀源。六陈花岗岩的铀含量为7.11×10-6，高出维氏值（3.5×10-6）1倍多，其铀的浸出率为9.66%～47.61%，同样为成矿提供了丰富的铀源［5］。

5.2 铅同位素

铅同位素常被用来判别硫化物中与Pb关系密切的Cu、Pb、Ag等元素富集的物质来源［6］。六陈花岗岩中钾长石的铅同位素组成可代表成岩时的铅，矿石方铅矿中的铅同位素组成即代表成矿时的铅。对矿石和花岗岩进行铅同位素含量分析，结果显示（表4），所有样品的模式年龄均为负值，变化在-93.15～-261.40 Ma，属于海西期至燕山期；在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb坐标图（图2）上，样品点均落在零年等时线的右侧，表明均为异常铅；对样品数据进行回归处理后发现，矿石铅同位素与钾长石铅同位素在坐标图上具有良好的线性关系，表明两种铅有同源关系；矿区μ值（μ＝238U/204Pb）变化范围为9.09～9.26，平均值9.1655，反映了矿石铅与花岗岩体之间存在成因联系。

表4 铅同位素组成及相关参数Table 4 Lead isotopic composition and related parameters

图2 3701铀矿床207Pb/204Pb-206Pb/204Pb特征图Fig.2 A Schematic diagvam of207Pb/204Pb-206Pb/204Pb in the deposit

根据异常铅同位素演化的连续增长特点认为，异常铅中的放射性成因铅增高部分是在一段时间内于陆壳富铀岩石中形成的，并从富铀岩石迁移至矿化岩石中，在成矿前或成矿过程中与正常灰岩铅混合，形成了方铅矿。因此，矿石中的铅来自六陈花岗岩和矿区地层。六陈花岗岩的铅含量为43×10-6，高出维氏值（20×10-6）一倍多；矿区泥盆系正常灰岩的铅含量为40×10-6，高于维氏值（9×10-6）4～5倍，也显示铅等元素的富集均来自于花岗岩和地层。

5.3 硫同位素特征

确定硫的来源，是判断铀与亲硫伴生元素来源的有效途径，也是推断硫化物沉淀环境的主要依据［7］。3701铀矿床中的黄铁矿发育普遍、分布广泛，其形成于矿前期、成矿期和矿后期。从表5可见，矿区地层岩石中的黄铁矿 δ34S为-8.05‰～-20.49‰（平均为-16.92‰），反映其硫来源于海水中的硫酸盐经厌氧菌还原作用的产物，属生物成因硫；花岗岩的 δ34S值为 8.7‰～13.1‰（平均为11.22‰），具有陆壳改造型花岗岩的特征；矿石的 δ34S值为0.8‰～-19.66‰（平均-12.28‰），介于地层与花岗岩之间而更接近地层，显示为二者的混合，且硫多来源于地层。

表5 硫同位素组成Table 5 Isotopic composition of sulfur

5.4 碳同位素特征

碳的同位素组成也可用于示踪成矿流体来源。表6表明，围岩δ13C为1.004‰～-0.965‰（平均为-0.152‰），为典型的海相碳酸盐岩的δ13C值特征。海相碳酸盐岩是在含氧水带之下，靠近沉积物和水界面的有机质由于受到需氧菌的作用而快速分解、生成CO2，并向上扩散、溶解进入沉积水中，即碳酸盐是一定生物作用和物理化学作用的产物。花岗岩的 δ13C为-5‰～-8‰；而矿石的 δ13C为-0.23‰～-1.53‰（平均为-0.815‰）， 更接近海相碳酸盐岩。这表明成矿热液的碳多来自于附近的地层岩石。有机碳具有吸附性质，对铀、铜、铅、银等的沉淀有着重要作用。

表6 碳同位素组成Table 6 Isotopic composition of carbon

6 铀与成矿伴生元素的成因关系

根据热变质、动力变质、围岩蚀变和矿物的共生组合、相互交代关系特征及铀成矿同位素年龄测定（60～65 Ma和30.7 Ma）等判断［8］，铀与成矿伴生元素的矿物生成顺序为：1）铀成矿前期：闪锌矿、方铅矿、黄铁矿-黄铜矿、砷黝铜矿；2）第一阶段铀成矿期：沥青铀矿-闪锌矿-黄铁矿、方铅矿；3）第二阶段铀成矿期：方铅矿、闪锌矿-黄铁矿-黄铜矿-砷黝铜矿-沥青铀矿；4）铀成矿后期：黄铁矿、方铅矿；5）表生期：铀黑、钙铀云母、铜蓝、蓝铜矿、孔雀石等。

推测该地区加里东期形成的同沉积基底深 （大）断裂控制着裂陷槽，至泥盆纪中期，由滨海碎屑岩沉积转变为局限台地相碳酸盐岩沉积。由于隆起地层遭受风化淋滤，U、Pb等成矿物质迁移至海盆内。在碳酸盐沉积相中，其生物丰富，生物遗体分解和细菌的作用，促使有机物还原海水中的硫酸盐并产生硫化氢，有利于硫化物的生成和析出。沉积层中含炭质、泥质、磷质，也导致了成矿物质的滞留和沉积。二叠纪印支期六陈花岗岩浆的侵入，来自上地幔的热（水）液沿深断裂或破碎带上升，与围岩发生强烈的物质与能量交换，促使矿源岩中的铀及其他多金属元素等成矿物质大量析出，构成成矿流体并沿导矿构造上升、运移至岩体外带的构造破碎地段沉淀富集。

岩浆期后由于构造抬升，花岗岩和地层岩石长期遭受强烈风化剥蚀，导致U、Cu、Pb、Ag、S、C等转入地下水循环系统，在燕山期构造运动产生的地下热水溶液作用下，于花岗岩体围成的船形凹兜地带等相对封闭环境中发生复杂的氧化-还原作用，成矿物质在有利空间（构造及岩溶塌陷叠加部位、层间破碎带、层间滑脱等）富集成矿，形成铀-铜、铅、银等多金属型矿床。

7 结论

1）3701铀矿床的主要伴生元素有铜、铅、锌、银等。其中，铜、铅、银具有综合利用价值，有的部位已达到工业品位。铀矿石中，U与Cu、Pb、Zn、Ag等均呈极显著的正相关关系。

2）成矿元素铀及铜、铅、银等均来源于六陈花岗岩体和地层；是在同一地质环境和地质作用下富集而成矿。该矿床成因以热液成矿为主，属于多源、多期、多阶段的复合成因类型。

3）从现有资料看，多金属伴生元素晕与铀矿床的空间分布有着极为密切的联系。Cu、Pb、Zn等伴生元素在铀成矿过程中往往形成原生晕，成矿后在地壳外营力作用下形成次生晕、重砂异常、水化学晕等。这些原生或次生晕、异常反过来指示了成矿作用的存在，甚至可能存在铀-多金属矿床，因此应是本区找矿的重要线索和标志。