总的来说，与火山岩型铀矿床有关的火山岩和次火山岩岩石学和地球化学具有如下特征：
(1)成矿岩石类型主要有流纹岩、流纹斑岩、凝灰岩和花岗斑岩等。岩石多数为酸-中酸性，Ca、Mg、Fe、Ti相对亏损，但Na、K和Al相对富集。CaO、MgO、FeOt(全铁)、TiO2和Al2O3与SiO2呈负相关关系(图3)，表明随着岩浆演化程度的增加，上述元素含量降低。
图3 与火山岩铀矿床有关岩石的主量元素哈克图解(a)SiO2-TiO2；(b)SiO2-Al2O3；(c)SiO2-FeOT；(d)SiO2-MgO；(e)SiO2-CaO；(f)SiO2-Na2O+K2O. 数据来源：相山：Jiang et al., 2005；杨水源，2013；大桥坞：杨水源，2013；大洲：杨水源，2013；张麻井：沈光银和薛清波，2011；红山子：丁辉等，2016；武珺，2013；McDermitt: Castor and Henry, 2000; Sierra Pea Blanca: George-Aniel et al., 1991; Spor Mountain: Christiansen et al., 1983, 1984; Macusani: Pichavant et al., 1988, Leroy and Geoge-Aniel, 1992; 白杨河: Mao et al., 2014, Zhang and Zhang, 2014; Meseta Los Frailes: Leroy and Geoge-Aniel, 1992; Puna: Leroy and Geoge-Aniel, 1992; Streltsovskoye: Chabiron et al., 2003. 图4、图5数据来源同此图Fig.3 Hacker plots of major elements for the volcanic and subvolcanic rocks associated with volcanogenic uranium deposits
(2)岩石常常富集U、Nb、Ta、Th、Zr、F、Li和Rb等元素，而亏损Ti、P、Mg、Fe、Ca、Ba、Sr、La和Eu等元素。有些地区Zr含量异常富集，如大洲流纹岩Zr含量高达1145×10-6(杨水源，2013)，红山子流纹岩Zr含量高达1129.5×10-6(武珺，2013)。Spor Mountain黄玉流纹岩的F含量高达1.25%(Christiansen and Venchiarutti, 1990)。岩石的Nb含量通常大于10×10-6，有些地区的岩石Nb高于100×10-6(图4a)，如白杨河和Spor Mountain地区，白杨河花岗斑岩Nb含量高达121×10-6，Nb/Ta比值较高，多集中在2～20，尤其是白杨河、红山子和大洲。大多数岩石Th/U比值接近4(图4b)(地壳Th/U比值平均为4，Cuney and Kyser, 2008)，表明这些岩石相对新鲜，U未被明显萃取出。
图4 与火山岩铀矿床有关岩石的Nb-Ta(a)、 Th-U(b)、SiO2-A.R.(c)及A/CNK-A/NK(d)图解Fig.4 Plots of Nb vs. Ta (a), Th vs. U (b), SiO2 vs. A.R. (c), and A/CNK vs. A/NK (d) for the volcanic and subvolcanic rocks associated with volcanogenic uranium deposits
(3)岩石多位在碱性区域，少数落在钙碱性和过碱性区域(图4c)，这三种类型的岩石都可以成为重要的U源(Cuney, 2014)。虽然这三种类型岩石都可以成为U源，但是它们称为重要U源的条件和难易程度不同。铝饱和指数(A/CNK)变化范围较大，但多数是准铝质至过铝质(图4d)。例如Streltsovskoye流纹岩虽然显示过铝质特征，但是其岩浆却是过碱性(Chabironetal., 2001)；白杨河花岗岩则显示出准铝质至弱过铝质特征(Maoetal., 2014)。
(4)与火山岩型铀矿有关的火山岩和次火山岩多数都显示出A型花岗岩特征(图5a, b)。白杨河、Spor Mountain、大洲、红山子和Macusani火山岩或次火山岩显示A1型花岗岩特征，而相山、McDermitt和大桥坞火山岩则显示A2花岗岩特征(图5c, d)。
图5 花岗岩成因分类图解(底图据Whalen et al., 1987; Eby, 1992)(a)(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)；(b)Zr-1000×Ga/Al；(c)Ce-Y-Nb；(d)3Ga-Y-NbFig.5 Plots of (K2O+Na2O)/CaO vs. (Zr+Nb+Ce+Y) (a), Zr vs. 1000×Ga/Al (b), Ce-Y-Nb (c) and 3Ga-Y-Nb (d) for the volcanic and subvolcanic rocks associated with volcanogenic uranium deposits (base map after Whalen et al., 1987; Eby, 1992)
1.3 矿体和矿石特征
火山岩型铀矿以产于火山熔岩、火山碎屑岩和次火山岩为主。矿体形态较为复杂，常呈似层状、陡倾斜脉状、凸镜状、囊状、网脉状和柱状等多种形态(章邦桐，1990；覃慕陶和刘师先，1998)。矿体产状常与火山熔岩产状基本一致，以致一些矿体沿着次火山岩体接触带发育，例如白杨河矿床的U矿体主要位于杨庄花岗斑岩与地层的接触带(王谋等，2012；Lietal., 2015；朱艺婷等，2019)。火山岩型铀矿床的原生U矿物主要有沥青铀矿、铀石和钛铀矿。然而在火山岩铀矿系统中，这些原生U矿物常被氧化成次生U矿物如硅钙铀矿。以墨西哥Sierra Pea Blanca铀矿区为例，该地区可分为原生U矿化和次生U矿化，原生U矿化形成沥青铀矿和黄铁矿，然而在后期表生氧化环境中则形成硅钙铀矿、水铅铀矿、深黄铀矿、水硅钾铀矿和准钙钒铀矿等，次生U矿化是热液和表生蚀变共同作用的结果(George-Anieletal., 1990; Reyes-Cortésetal., 2010)。少数铀矿床中见到含钍沥青铀矿、钛铀矿、含U钍石等，表明其形成于高温环境(Cuney and Kyser, 2008)。其它金属矿物主要有赤铁矿、辉钼矿和黄铁矿等。非金属矿物除了围岩的石英和长石等矿物之外，还有岩浆自交代形成的钠长石、钾长石、绢云母、方解石、绿泥石和赤铁矿等。热液矿物主要为石英、萤石、方解石、绢云母、绿泥石，其次为磷灰石、白云石、重晶石等。
1.4 围岩蚀变
火山岩型铀矿床通常围岩蚀变发育，不仅种类多，而且多期多阶段作用，与火山岩型铀矿床有关的热液蚀变可分为岩浆自交代和热液交代(王剑锋，1986；章邦桐，1990；覃慕陶和刘师先，1998)。岩浆自交代包括钠长石化、白云母化、绢云母化、赤铁矿化、萤石化、绿泥石化、云英岩化和黄铁矿化等。它主要发育在火山熔岩和次火山岩中，即富含挥发分的火山岩浆结晶和冷却过程，尤其是成岩的晚期，这些岩浆气液沿着早结晶的矿物颗粒间或解理、晶面交代而成各种蚀变。而且随着结晶早期高温至晚期温度降低，形成高温蚀变至高中温、中温蚀变的演化规律。U成矿过程中的蚀变主要包括赤铁矿化、萤石化、硅化、碳酸盐化、黄铁矿化和绢云母化等蚀变。萤石常呈不规则浸染状或细脉状与沥青铀矿共生，常呈紫黑色。方解石化常出现在成矿晚期和成矿后，不同矿床的作用强度可能不同，主要取决于U在流体是以何种络合物进行迁移。
围岩蚀变是热液铀矿床的一种重要找矿标志，例如赤铁矿化、水云母化和绿泥石化等蚀变的分布范围常常比矿体要广，因此可以根据围岩蚀变的发育程度和分布范围来圈定有利的找矿靶区。矿石矿物、脉石矿物和蚀变矿物组合也可以有效地指示成矿流体性质及成矿物理化学条件。
2 成矿物质来源、流体特征与迁移沉淀
2.1 成矿物质来源
铀高度富集是花岗岩或火山岩成为U源的必要条件，但这并非充分条件(Cuney, 2014)。除此之外，U必须赋存于可以被氧化的热液流体或地下水萃取的位置(Romberger, 1984; Leroy and George-Aniel, 1992; Cuney, 2009, 2014)。对于花岗岩，U主要赋存于晶质铀矿、钍石、褐帘石和锆石等副矿物中；而对于火山岩，U则主要赋存于玻璃中(Pagel, 1982; Leroy and George-Aniel, 1992; Chabironetal., 2003; Cuney, 2009, 2014)，因此铀释放的关键是富铀岩浆岩发生蚀变以及副矿物(如锆石和褐帘石)发生蜕晶化。花岗岩和流纹岩是形成铀矿床最主要的铀源(Cuney, 2014)。可能成为铀源的岩石类型主要有三种：过碱性、过铝质和准铝质，它们只有在一定的条件下才可能成为铀源(Cuney and Friefrich, 1987; Leroy and George-Aniel, 1992; Chabironetal., 2003; Cuney, 2009, 2014; Tartèseetal., 2013; Bonnettietal., 2017)：①过碱性花岗岩、正长岩和火山岩(A1型)：这类岩石通常富集U、Th和其它高价元素如Nb、Ta、Zr和Th。尽管过碱性花岗岩U含量较高，与有重要意义的脉型矿床无关，但是当U-Th矿物发生蜕晶化时它们可能成为铀源。过碱性火山岩，由于U主要赋存于玻璃基质中，易萃取，因此是许多类型铀矿床的良好铀源。②过铝质岩石(S型)：赋存于晶质铀矿或火山岩等同物玻璃中的U是良好的铀源。③高钾钙碱性准铝质花岗岩和火山岩(A2型)，只有其中的含铀副矿物(如铀钍石、褐帘石)发生蜕晶化才能成为重要的铀源，对于具有相似地球化学性质的火山岩，当U主要赋存于玻璃基质时也可以是有利的铀源。
Streltsovskoye铀矿的成矿物质主要有三个来源：①充填于火山口中的侏罗纪高分异过碱性流纹岩，流纹岩熔体具有富U(14×10-6～23×10-6，平均19×10-6)和F(1.4×10-6～2.7×10-6)的特征。流纹岩的U含量平均为8×10-6，表明11×10-6铀似乎被热液流体从流纹岩中萃取，质量平衡计算显示从流纹岩萃取的U和F量分别可达26,000t/km3和52Mt/km3；②从火山岩熔体或下伏岩浆房排出的流体，从流纹岩熔体挥发相释放的U只有约1,000t，其意义较小；③华力西期地层中的富U高钾钙碱性花岗岩，仅仅其中的褐帘石蚀变便可释放出U 1638t/km3，那么花岗岩释放的U可达750000t/km3(Chabironetal., 2001, 2003)。白杨河矿床是U-Be共生矿床，赋矿岩体主要是杨庄花岗斑岩，其含有较高的Be、U、F和Mo含量，这为U、Be矿化提供了物质保证(Lietal., 2015; Zhangetal., 2019)。
2.2 成矿流体特征
火山岩型铀矿床的成矿流体研究主要是基于对矿石矿物或脉石矿物进行流体包裹体、稳定同位素和主微量元素等分析测试。这些结果支持大部分形成火山岩型U矿床的成矿流体是大气降水和岩浆水的混合。流体包裹体研究表明火山岩型U矿成矿温度主要集中在100～350℃、中低盐度(<15%NaCleqv)。Aleshinetal.(2007)通过对Streltsovskoye铀矿床进行详细的岩相学和流体包裹体研究，表明沥青铀矿和钛铀矿在300～350℃、中低盐度条件下沉淀。Cunninghametal. (1998)研究表明Marysvale铀矿化在温度约190～240℃、logfO2为-47～-50和pH为6～7条件下发生。Lietal.(2015)对白杨河矿床的脉石矿物萤石进行了详细的流体包裹体和微量元素分析，表明该矿床形成于低温低盐度成矿流体。Spor Mountain铍铀矿化发生在低温环境(100～200℃，Foleyetal., 2010)。相山铀矿床石英流体包裹体均一温度为150～250℃，盐度为2.5%～8.0% NaCleqv，并且成矿流体有幔源组分的加入(Huetal., 2009)。Rexpar矿床除了铀富集外，还富集Th和REE等元素，这表明其可能形成于高温环境(Cuney and Kyser, 2008)。
矿石矿物和脉石矿物可以为成矿流体性质和成矿环境等方面提供重要信息。沥青铀矿的稀土元素特征(主要是ΣREE、Y含量、REE分配模式和Eu异常等特征)是确定铀矿床成因条件及矿床类型的重要手段(Mercadieretal., 2011; Depinéetal., 2013; Eglingeretal., 2013; Pal and Rhede, 2013; Frimmeletal., 2014; Skirrowetal., 2016)。Mercadieretal.(2011)对世界范围内不同成因铀矿床中铀氧化物的稀土元素进行了系统研究(图6)，不同类型铀矿床的铀氧化物REE含量的主要控制因素有所差别：岩浆型的控制因素是温度，不整合型和同变质型的控制因素是晶体学特征和同源相，脉型和卷状型的控制因素是REE来源。沥青铀矿的稀土元素配分模式可以作为约束铀矿床地质模型和判别铀矿床成因的有效工具。
图6 不同类型铀矿床沥青铀矿的ΣREE和(ΣLREE/ΣHREE)N关系图解(据Mercadier et al., 2011)粗体字和实线代表每个矿床铀氧化物REE含量的主要控制因素；虚线代表热液矿床的REE含量反映的成矿流体盐度. S.-Sue; M.R.-McArthur River; M.-Millennium; E.P.-Eagle Point; N.-Nabarlek; K.-Koongarra; C.L.-Cigar LakeFig.6 Plot of ΣREE vs. (ΣLREE/ΣHREE)N in uranium oxides from different types of uranium deposits (after Mercadier et al., 2011)
2.3 铀迁移和沉淀机制
铀沉淀的机制主要有吸附作用、还原作用、微生物活动和流体混合等(Fayeketal., 2011)。在多数铀矿床中铀的沉淀与氧逸度降低有关，通常是氧化性的含铀流体与还原性物质(如碳质物质、H2S、磁铁矿、钛铁矿和硫化物等)或还原性流体相互作用，六价U被还原成四价，从而U沉淀下来。火山岩型铀矿床的还原作用通常受控于硫化学的控制，硫化氢、二硫化物离子和几种亚稳态硫-氧离子是有效的还原剂(Reynolds and Goldhaber, 1983; Nash, 2010)。例如Marysvale矿床，成矿流体与围岩(镁铁质矿物)相互作用，即六价铀与二价铁和H2S相互作用，导致铀还原沉淀，而氟则与斜长石蚀变所释放的钙作用而沉淀(Cunninghametal., 1998)。相山铀矿床的U主要以碳酸盐离子形式迁移，沸腾作用可能是主要的U沉淀机制(Huetal., 2008)。因此，铀的迁移形式对其沉淀机制有着重要影响。在U以氟络合物形式迁移的矿床中，不仅存在促使U还原的还原剂，也存在F沉淀所需的富钙环境；而在U以碳酸盐离子形式迁移的矿床中，沸腾作用和还原作用是主要的铀沉淀机制。根据铀沉淀的控制因素，可以推测其可能存在的位置，反过来，根据矿体的赋存位置(其岩石、构造等特征)也可以推测铀沉淀的控制因素。
3 火山岩型铀矿床中的伴生元素
火山岩型铀矿床的元素组合较为复杂，常有一些伴生元素，如Mo、Be、Ag、Cu、Pb、Zn、Hg和F等元素。大多数火山岩型铀矿床常伴有其它金属的成矿作用，常见的元素组合有U-Mo、U-Be、U-Th-REE、U-Pb-Zn和U-Ag-Sb-Hg等5个(表1)，其特征如下：
(1)U-Mo：这是火山岩型铀矿床中最常见的元素组合，代表性的矿床有Streltsovka矿床(Aleshinetal., 2007)、Marysvale矿床(Cunninghametal., 1998)、Date Creek Basin (Mueller and Hallbach, 1983)、Sierra Pea Blanca(George-Anieletal., 1991)和张麻井矿床(沈光银和薛清波，2011)。Mo常呈烟黑色粉末状硫钼矿与沥青铀矿共生在一起。在中低温和低盐度条件下，Mo主要的存在形式是HMoO- 4和H2MoO4，而Mo在高F环境，可以MoO3F-形式迁移(Tugarinovetal., 1973; Smith, 1983)。U在Mo较高的中低温热液中可以呈和和Mo都可以在富F流体中迁移。pH、氧逸度和温度的变化是钼沉淀的主要机制(Taneretal., 1998; Seoetal., 2012)，其沉淀机制与铀沉淀相似，都是主要受控于氧逸度和pH。
(2)U-Be：代表性的矿床有Spor Mountain(Foleyetal., 2010)和白杨河矿床(Lietal., 2015)，这两个矿床铍资源量均达到了特大型规模。在火山岩型铀铍矿床中，铍和铀主要以氟络合物形式迁移，这从脉石矿物萤石和其它富氟矿物的大量发育可以得到支持。铍的沉淀机制主要包括温度降低、pH值升高和流体中F移出(Wood, 1992; Barton and Young, 2002)；而铀沉淀主要受还原作用和pH值的控制。在火山岩型铍铀矿床中萤石发育，并且羟硅铍石和沥青铀矿常与其共生，因此萤石沉淀可能是控制Be、U沉淀的一个重要因素。萤石的沉淀机制主要是温度和压力变化、流体混合和围岩作用(Richardson and Holland, 1979)。由此可见，控制Be、U沉淀的机制既有相同点，也有不同之处。具备同时满足铍、铀迁移和沉淀的环境可能是铍铀共生的一个重要因素。与火山岩型铍铀矿床有关的岩石通常富氟，岩石中常含有富氟的黑云母和萤石等矿物，这表明这些岩石的岩浆可能富氟。以Spor Mountain矿床为例，黄玉流纹岩的F含量为0.3%～1.5%，石英斑晶中熔体包裹体的F含量可达1.4%，并且岩石中含有黄玉和黑云母等富氟矿物(Christiansenetal., 2007；Foleyetal., 2010)。白杨河矿床的花岗斑岩中含有大量原生黑云母(F含量为4.26%～7.78%，Zhangetal., 2019)和萤石等富氟矿物，指示岩浆可能富氟。可见岩浆富氟是控制超大型Be-U矿床形成的一个重要因素。
(3)U-Th-REE：这类矿床以Rexpar(Mortonetal., 1978)为代表。该矿床主要赋存于属于古生代至二叠纪Eagle Bay建造的流纹质岩石，包括变形粗面熔岩和浅成侵入岩、凝灰岩和含黄铁矿片岩。U、Th和REE的同时富集表明形成于有岩浆流体加入的高温环境，岩浆为过碱性。
(4)U-Pb-Zn：以相山矿床为代表，Novazza和Val Vedello也可见Cu、Pb和Zn矿化。相山矿床中铀和铅锌在空间上在垂向上具有上铀下铅锌的分布关系。铅锌矿化发现于6221铀矿床的700m以下的深部，铀矿化主要赋存在河元背-小陡断裂上盘浅部(地表至400m)的次级断裂中；铅锌矿化赋存于河元背-小陡断裂上、下盘的深部(600m)次级断裂带中。Pb-Zn矿体主要位于打鼓顶组流纹英安岩，而U矿体则位于鹅湖岭组的碎斑流纹岩(李子颖等，2014)。
(5)U-Ag-Sb-Hg：以Maureen、Macusani、Val Vedello和McDermitt矿床为代表。这类型元素组合常出现于浅成低温系统(Castor and Henry, 2000)。
火山岩型铀矿床的元素组合通常比其它类型的铀矿床类型(如花岗岩型)复杂。这些伴生元素可以来自火山岩体周围的岩石，特别是Mo、Ag和F等元素可能主要来自酸性火山作用(王剑锋，1986)。在火山岩型铀矿床中，除了铀之外，往往也可以满足伴生元素的迁移和沉淀要求。许多火山岩型铀矿床具有富F的特征，如Streltsovka(Aleshinetal., 2007)、Marysvale(Cunninghametal., 1998)、Maureen(Cuney and Kyser, 2008)、McDermitt(Castor and Henry, 2000)、Spor Mountain(Foleyetal., 2010)、Georgetown-Townsville(Nash, 2010)和白杨河(Zhangetal., 2019)等矿床，这些矿床除了有铀矿化，都伴生其它元素矿化，如Mo、Be、Sn、Zr和Hg等金属，表明火山岩型铀矿床复杂的元素组合可能与成矿流体富F有关。氟在岩浆演化和相关的成矿过程中具有重要作用，并且它可以运输多种金属如U、Be、Zr、Nb、REE和Mo等(Keppler and Wyllie, 1990; Barton and Young, 2002; Mölleretal., 2003; Harlov and Aranovich, 2018)。热液中的F可能最终来源于岩浆(McPhieetal., 2011)，因此岩浆富F可能是控制火山岩型铀矿床复杂元素组合出现的一个重要因素。
4 问题与展望
(1)成矿物质来源：火山岩型铀矿床几乎均为后生热液成因，因此铀从源岩中如何萃取出来是形成铀矿床的关键。虽然矿床地质和地球化学研究可以为可能的铀源提供一些证据，但是缺乏铀从岩石中萃取的直接证据。火山岩型铀矿床中的伴生元素是什么来源？与铀是否来自同一源区？在火山岩型铀矿床中常常有大量萤石、方解石等非金属矿物，以及黄铁矿、辉钼矿等硫化物的存在，那么氟、碳、和硫等元素是什么来源呢？对于碳和硫的来源，已经有学者通过碳同位素和硫同位素开展了一定的研究，但是对氟来源的研究目前仍比较薄弱。加强对成矿物质来源研究不仅有助于提高对铀矿成矿过程的认识，还可为勘查找矿工作提供理论依据。
(2)铀与伴生元素的成因关系：火山岩型铀矿床往往有可综合利用的伴生元素，如Mo、Be、Ag、Cu、Pb、Zn、Hg和F等。这些元素在来源、迁移条件和沉淀环境等方面与U成矿过程有何异同点？伴生元素在火山岩型铀矿床中出现的关键控制因素有哪些？在同一个铀矿床中，铀矿化与这些伴生元素常发生分离与共生，如白杨河矿床的铍和铀存在分离和共生现象，相山铀矿床的铀矿化和铅锌矿化发生分离，那么铀与这些元素发生分离和共生的机制是什么？火山岩型铀矿床可形成于高温环境，如加拿大Rexspar Th-U-REE矿床(Mortonetal., 1978)，以及美国的McDermitt U-Ag-Sb-Hg矿床(Castor and Henry, 2000)，亦可形成于浅成低温环境，那么温度、氧逸度等物理化学条件对铀和不同伴生元素的成矿作用有何控制作用？
5 结语
火山岩型铀矿床属于热液矿床，其形成是源岩、迁移条件和沉淀环境的耦合。源岩一般是酸-中酸性岩石，通常呈碱性、准铝质至过铝质，富硅质、富钾、贫钙，富集U、F、Nb、Ta、Zr、Th和Rb等元素，而亏损Mg、Fe、Ti、P、Ba、Sr、La和Eu等元素，与之有关的火山岩和次火山岩多数显示出A型花岗岩特征。铀通常赋存于副矿物或火山玻璃中，因此，源岩发生蚀变、副矿物发生蜕晶化是成矿物质释放的关键。火山岩型铀矿床中铀主要以碳酸盐和氟络合物形式迁移，铀的迁移形式对其沉淀机制有着重要影响。铀沉淀机制主要包括还原作用、pH值升高和沸腾作用。火山岩型铀矿床常伴生其它元素，主要是Mo、Be、Ag、Cu、Pb、Zn、Hg和F等。岩浆富氟可能是控制火山岩型铀矿床复杂元素组合的一个重要因素。应加强成矿物质来源、铀与伴生元素成因关系研究是未来铀成矿研究的一个重要方向。
致谢衷心感谢两位匿名审稿人对本文提出的宝贵修改意见。
