湖南中山铀矿床蚀变分带特征、元素迁移规律及其对成矿流体的约束

2021-10-02颜越吴湘滨欧阳平宁王前林刘鑫扬蒋红安

铀矿地质 2021年5期

颜越，吴湘滨，欧阳平宁，王前林，刘鑫扬，蒋红安

（1.中南大学地球科学与信息物理学院，湖南长沙 410083；2.中南大学有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室，湖南长沙 410083；3.核工业二三〇研究所，湖南长沙 410007；4.中国铀业有限公司，北京 100013）

不同矿种存在不同的围岩蚀变类型及差异明显的元素迁移特征，蕴藏着成矿流体成分、温压、pH 值等成矿信息。系统分析热液蚀变作用过程中元素含量的相对变化，对揭示热液蚀变过程中元素迁移规律和探讨热液蚀变机理提供依据，同时对矿床成因和成矿环境提供依据。准确限定蚀变过程中元素迁移的种类和程度，是正确认识这些地质过程的前提和关键。Guo 等（2009）［1］和郭顺等（2013）［2］在综合研究Grant（1986）［3］的Isocon 图解的基本思想基础之上建立了标准化Isocon 图解法，是目前研究元素迁移规律常用方法。王翠云等（2012）［4］、张婷等（2014）［5］、张炳林等（2017）［6］、张涛（2018）［7］运用Isocon 图解在热液型Cu、Au 矿床开展了相关研究，确定了元素地球化学行为。钟军等（2016）［8］、李海东等（2016）［9］、刘军港等（2017）［10］、宋凯等（2019）［11］、吴德海等（2019）［12］将“标准化Isocon 图解法”应用于铀矿床的热液蚀变研究中，实际效果良好。

中山铀矿床位于湖南省汝城地区，由核工业二三〇研究所近年新发现，规模达中型［13］。矿床属于华南典型的花岗岩型热液铀矿床，处于我国华南铀矿省诸广山铀成矿带鹿井矿田外围的南西地带“三九”地区。“三九”地区目前已发现九曲岭铀矿床、九龙江铀矿床、九龙径铀矿床、中山铀矿床、秀才洞铀矿床、牛头尾铀矿床等及一批潜力铀矿点。矿床发现较新，研究程度低。

本文选取矿区具代表性的55 号勘探线，系统采集围岩、蚀变岩及矿化中心矿石样品，进行微量和稀土元素地球化学特征分析，应用“标准化Isocon 图解法”开展蚀变过程中元素迁移规律研究，尝试对矿床成矿物质来源、成矿流体来源和性质进行约束，以期能够进一步理清中山铀矿床的成矿作用特征和成矿机理，为总结矿区成矿规律和铀矿找矿工作提供依据。

1 区域地质概况

中山铀矿床位于华夏古陆湘桂粤海西-印支凹陷与闽赣后加里东隆起的交汇部位，南华活动带北缘，华南多期复合造山带内的诸广山岩体中南部，北东毗邻鹿井铀矿田，东邻长江铀矿田，南邻城口矿田，构造区位特殊，属诸广山铀成矿带（图1）。中山铀矿床是“三九”地区重要的矿床之一，目前已达中型规模［13］。区内出露震旦纪-寒武纪的黑色沉积岩系地层［14］，主要为震旦系埃岐岭组、寒武系香楠组和茶园头组。区域岩浆活动频繁，表现为多期次多阶段侵入的复式岩体，以酸性岩浆为主。

图1 中山铀矿床大地构造位置略图（据Hu et al.，2008［15］；Bonnetti et al.，2017［16］；杜国森等，2012［17］）Fig.1 Tectonic location and sketch regional geology map of Zhongshan uranium deposit

2 矿床地质特征

研究区内出露的地层有新元古界震旦系埃歧岭组（Za）、下古生界寒武系香楠组（Єx）和茶园头组（Єcy）（图2）。香楠组分为下、中、上三段。

区内出露的岩浆岩主要为诸广山复式岩体中段的印支期和燕山期花岗岩（图2）。印支晚期岩浆产物桃金洞花岗岩锆石U-Pb 年龄为（204±2.1）Ma［18］；燕山早期第二阶段中棚花岗岩呈岩株、岩枝状，为灰白色-肉红色、细粒-中细粒含白云母黑云母花岗岩，锆石U-Pb 年龄为（148.2±1.9）Ma［19］；燕山早期第一阶段九峰花岗岩为灰白色肉红色黑云母二长花岗岩，岩瘤状，锆石U-Pb定年结果为（162.9±2.3）Ma［19］。

图2 中山铀矿床地质图Fig.2 Geological sketch of Zhongshan uranium deposit

研究区发育有NE、EW、近SN 向3 组控（含）矿断裂，局部发育NNW 向角砾岩带组。这几组构造的交汇挟持部位控制了区内铀矿体展布。NE 向含矿构造以F1、F2、F5、F6、F7为主，铀矿化主要赋存在这些构造及上下盘的次级构造内，该构造带组内已控制矿体长度达1.08 km。EW 向构造主要为F16、F17、F18、F20、F21、F22、F24、F25、F26、F27、F28、F29等控（含）矿构造，构造内主要为紫红色的微晶石英脉胶结硅化花岗碎裂岩，矿化较好。近SN 向构造带组主要包括F8、F9、F10、F13等构造，构造带宽约3 m，主要为硅化碎裂角砾岩，原岩为肉红色细粒-中细粒二云母二长花岗岩，见较多的浅红色微晶石英脉穿插充填，局部有紫红色玉髓脉充填，角砾有花岗岩角砾和白色块状石英角砾，发育硅化、赤铁矿化等蚀变，对成矿较为有利。

铀矿化受断裂控制，矿体产状与含矿断裂一致（图3）。矿体主要赋存于贯穿花岗岩内外带的NE 向F2、F5和SN 向F8断裂中。矿体较集中，沿走向、倾向延伸稳定，主矿体较明显，品位较富，厚度较大，延伸较稳定。矿化往深部有变富变厚的趋势。

图3 中山铀矿床55 号勘探线剖面图及采样位置图Fig.3 Section and sampling location of the No.55 exploration line of Zhongshan uranium deposit

矿物组合形式主要为铀-赤铁矿型、铀-黄铁矿型、铀-玉髓型、铀-萤石型、铀-方解石型，以前两者最重要。矿石矿物为沥青铀矿、铀黑、硅钙铀矿、钙铀云母等，伴生有赤铁矿、黄铁矿、褐铁矿和少量辉锑矿。

3 蚀变类型及蚀变带特征

3.1 蚀变类型

区内岩浆活动频繁，构造发育，热液活动普遍，发育硅化、赤铁矿化、黄铁矿化、碱性长石化、绢（水）云母化、绿泥石化、碳酸盐化及萤石化等（图4）。其中，对铀矿化最有利的围岩蚀变为黄铁矿化、赤铁矿化、硅化（黑色、红色硅质脉）、碳酸盐化及萤石化，当以上蚀变有两种或两种以上同时出现时对铀矿化更有利。蚀变主要沿断裂构造发育，蚀变强度、叠加程度由断裂构造中心部位→断裂两侧→两侧围岩逐渐减弱。

硅化是区内最常见的一种近矿围岩蚀变，多分布于断裂中心，成矿各期次均可出现（图4a、b）。其中红色、暗红色或杂色微晶石英、玉髓，呈微裂隙渗滤的脉体交代围岩，与赤铁矿化伴随发育，为成矿期蚀变，是重要的找矿标志及铀矿化的主要聚集体。成矿早期及晚期白色石英脉，常沿断裂构造裂隙充填，与围岩基本未发生物质交换。

赤铁矿化是铀矿床中的重要成矿期蚀变，呈弥散状、云雾状分布在长石、微晶石英及岩石基质中，在断裂构造发育、岩石高度破碎或者碱性长石孔隙度高、透水性强的岩石内普遍发育（图4c）。按照其产出形式不同，可分为两个阶段：第一个阶段赤铁矿以微粒状或超显微粒状、浸染状于长石矿物表面和解理纹中，呈云雾状、尘点状散布于石英脉的上、下盘岩石中，蚀变宽几十厘米至数米，是伴随硅质脉体侵位所产生的一种赤铁矿交代长石矿物的蚀变；第二阶段赤铁矿呈细脉状、微细脉状产出，是本区重要的含矿脉体之一。在大部分情况下，赤铁矿蚀变强度与铀矿化有一定的依存关系：赤铁矿化岩石的颜色越深，其铀品位也越高，反之越低。

黄铁矿化在成矿各期次普遍发育，是铀矿化重要的指示矿物（图4d），按产出形式可分为两类：呈浸染状交代或充填造岩矿物微裂隙；呈断续丝脉、细脉充填岩石或矿物微裂隙。按黄铁矿晶形可分为两种：一种呈自形-半自形，另一种呈胶状他形集合体。黄铁矿化与赤铁矿化、绿泥石化、水云母化共生，且多与石英脉、硅质脉伴生产出。成矿期黄铁矿往往呈胶状、他形，被铀矿物包裹。

碱交代主要为钾长石化（图4e），呈独立的蚀变体产出，交代后的岩石中钾长石含量增加，石英含量明显减少，黑云母大部分被绿泥石或白云母交代。钾长石化往往伴随赤铁矿化，构成华南热液型铀矿床中普遍发育的红化，为重要的成矿期蚀变。

绢（水）云母化（图4f）在研究区普遍发育，主要为斜长石被绢（水）云母交代，且沿构造裂隙呈线状或面状分布，空间上位于铀矿化边缘带。

绿泥石化主要为围岩中黑云母遭受热液交代，蚀变为绿泥石，与赤铁矿化、绢（水）云母化形成叠加蚀变带，岩石呈暗绿色，常沿断裂构造呈线型分布于断裂两侧破碎带中，绿泥石化往往伴随着成矿物质的释放。

碳酸盐化多呈细脉状、网脉状充填于岩石裂隙中（图4e、g）。

萤石化沿含矿构造带分布，以细脉、微脉状为主（图4h、i）。与铀矿化有关的是紫黑色萤石胶结角砾岩，浅色和结晶较好的晚期萤石与矿化无关。

图4 中山铀矿床典型蚀变特征Fig.4 Photos showing typical alteration in Zhongshan uranium deposit

3.2 矿化蚀变带

通过对矿区地表和钻孔岩心的编录观察，矿化与蚀变的空间分布可以划分为矿化中心带（Ⅰ）、近矿旁蚀变带（Ⅱ）、远矿蚀变带（Ⅲ）和围岩（Ⅳ）（图5）。矿化蚀变带在蚀变组合和矿物组合等方面具有自矿化中心向两侧呈对称的分带特征。

图5 中山铀矿床蚀变分带示意图Fig.5 Schematic diagram showing the alteration zonation in Zhongshan uranium deposit

矿化中心带（Ⅰ）：主要为矿化体或工业矿体地段，发育在断裂破碎带内，呈带状或透镜状，主体呈猪肝红或深灰色，蚀变作用最强，几乎叠加了矿区所有蚀变，主要蚀变组合为硅化＋赤铁矿化＋黄铁矿化＋钾长石化＋绢（水）云母化±萤石化±碳酸盐化。近矿蚀变带（Ⅱ）：主要发育在断裂构造破碎带内，与矿化中心带呈渐变过渡关系，岩石碎裂，主要呈肉红色或浅绿色，蚀变强度相比矿化中心带减弱，主要蚀变组合为钾长石化＋绿泥石化＋绢（水）云母化＋弱硅化＋弱赤铁矿化＋弱黄铁矿化±碳酸盐化。远矿蚀变带（Ⅲ）：主要发育在断裂构造破碎带边缘，岩石碎裂程度低，整体呈肉红色，整体蚀变较弱，主要蚀变组合为钾长石化＋绢（水）云母化＋绿泥石化±碳酸盐化。围岩（Ⅳ）：主要为灰白色中细粒二云母花岗岩和灰白色中粗粒似斑状黑云母花岗岩，岩石呈花岗结构或似斑状结构，块状构造，基本未发生蚀变。

4 样品采集及测试

选取中山铀矿床具有代表性的55 号勘探线为研究对象，在该勘探线中施工的5 个钻孔中系统采集8 件样品，采样位置见图3，样品清单见表1。开展微量、稀土元素测试分析，进行蚀变过程元素运移规律研究，确定铀成矿过程中流体的运移方式，指出中山地区下一步铀矿勘查方向。

表1 中山铀矿床样品信息Table 1 Sample information of Zhongshan uranium deposit

采集的样品进行碎样处理，在玛瑙研钵中磨至200 目，微量、稀土元素测试分析在核工业二三〇研究所分析测试中心完成，利用Finnigan-MAT Elment型高精度电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）进行测定，检测限优于0.5×10-9，相对标准偏差小于5%。测试结果见表2。

表2 中山铀矿床各样品微量、稀土元素含量/10-6Table 2 The content of trace and rare earth elements(10-6)in samples of Zhongshan uranium deposit

5 元素地球化学特征

5.1 微量元素

围岩→蚀变岩石→矿化中心，各样品具有相似微量元素特征（图6）。以富集大离子亲石元素（LILE）Rb、Cs、U、Li，强烈亏损Ba、Sr、Eu 为特征；高场强元素（HIFS）Th 相对稳定，Y 和Pb 相对富集；过渡族元素Sc、V、Cr、Co、Ni 明显亏损，Cu、Mo、As、Bi、Be、Ba 等元素富集。其中Ba、Sr、Eu 亏损可能主要由于部分熔融过程中源区残留的斜长石，或者成岩过程中斜长石的分离结晶作用引起［20-22］。围岩物质组分与矿化中心成矿流体具有继承关系或同源特征。

图6 中山铀矿床各样品微量元素蛛网图（原始地幔数据据Sun and Mc Donough，1989［23］）Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of rocks from Zhongshan uranium deposit

5.2 稀土元素

各样品稀土元素含量见表2，稀土元素特征参数见表3，球粒陨石数据据Anders and Grevesse（1989）［24］。

表3 中山铀矿床各样品稀土元素特征值Table 3 Characteristic values of rare earth elements of samples from Zhongshan uranium deposit

各样品稀土元素总量介于（43.01～172.72）×10-6，平均为121.11×10-6；轻重稀土比值介于1.21～3.55，平均为2.23；（La/Yb）N值介于0.48～2.28，平均为1.29；（La/Lu）N值介于0.47～2.31，平均为1.32；表明轻重稀土分馏较弱；（La/Sm）N值介于0.65～1.61，平均为1.18，表明轻稀土分馏较弱；（Gd/Yb）N值介于0.61～1.07，平均为0.76，表明重稀土分馏弱；δEu 介于0.01～0.15，平均为0.08；δCe 介于0.81～1.05，平均为0.94；T1，3值介于1.06～1.20，平均为1.13；配分曲线呈海鸥型（图7）。

图7 中山铀矿床各样品稀土元素配分曲线图Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of rocks from Zhongshan uranium deposit

6 质量平衡计算与元素迁移特征

标准化Iscon 图解法可以同时对多个样品体系组分质量转移进行平衡研究。因此，对样品体系中不活泼组分确定，显得十分关键。李海东等（2016）［9］、刘军港等（2017）［10］、吴德海等（2019）［12］在华南热液铀矿蚀变特征研究中，选择Al2O3为不活动组分，得出的结论与事实吻合度较高。王正庆等（2018）［25］选择Ti 为不活动组分。郭顺等（2013）［2］、宋凯等（2019）［11］选择Yb 作为不活动组分。

本文依据前人在质量平衡研究方面的成果，结合元素的活动性、原岩的均匀分布程度以及蚀变作用、元素的含量等，确定Yb 为不活动组分，进行质量平衡研究。标准化Iscon 图解法具体分析方法参考郭顺等（2013）［2］和Guo 等（2009）［1］。

中山矿床微量元素标准化数据、投图数据及迁移率数据见表4，迁移率及其标准化Isocon图解见图8。各样品Sb、Co、Mo、Ni、Be、Th、Sr、As、Ba、Cs、Pb、Li、Rb、V、U 元素在Isocon 线上方，在蚀变过程中表现为迁入；Bi、Sc、Tb、Tm、Lu、Ho、Tl、Dy、Er、Gd 元素相对稳定，蚀变作用没有使其发生物质交换。Cr、Ga、Zn 元素含量从新鲜岩石→蚀变岩石→矿化中心逐渐丢失；Cs、Li、W、U 元素含量从新鲜岩石→蚀变岩石→矿化中心逐渐增加。As、Ba、Sr、U、W、Ce、Eu等元素在矿化中心迁入率最高；Co 在矿化中心迁入率最低，且显示从深部至浅部含量逐渐增加（图9）。

图8 中山铀矿各样品微量、稀土元素标准化Isocon 图解Fig.8 Standardized Isocon diagram of trace and rare earth elements of samples from Zhongshan uranium deposit

表4 中山铀矿床各样品质量平衡计算数据Table 4 Mass balance calculation data of samples from Zhongshan uranium deposit

图9 中山铀矿各样品元素质量平衡迁移率/%对比图Fig.9 Comparison chart of element mass balance migration of samples from Zhongshan uranium deposit

7 元素迁移规律及机制

U 在矿化中心迁移率最大，靠近围岩逐渐减弱；而与U 地球化学特征相似的Th 同样表现迁入。总体上，Bi 在矿化中心迁出率最高；As、Ba、Sr、U、W、Ce、Eu 等元素在矿化中心迁入率最高；Co 在矿化中心迁入率最低，且Co 显示从深部至浅部含量逐渐增加。成矿元素在富集中心高度集中，与围岩存在截然界线。

牟保磊（1999）［26］研究提出，花岗岩中的稀土元素主要赋存在副矿物中（如锆石、榍石、褐帘石、磷钇矿、独居石等），造岩矿物中较少。王翠云等（2012）［4］、刘军港等（2017）［10］提出在热液型矿床中，岩浆-热液作用对稀土元素含量变化起主导作用。稀土元素随着原子序数的增加，离子半径越来越小，与F-、［HCO3］-、［CO3］2-、［PO4］3-等形成络阴离子的能力和稳定性越来越强，即HREE 形成络合物的能力和稳定性大于LREE，且在热液中迁移能力比LREE更强。铀主要以铀酰离子（如［UO2F3］-、［UO2F4］2-、［UO2（CO3）3］4-等）的形式在热液流体中运移，而HREE 与U、Th 的地球化学行为非常类似，相对于LREE 更容易形成碳酸盐和氟化物的络合物（如［REE（CO3）3］3-和［REEF6］3-）在热液流体中迁移。李海东等（2016）［9］、张涛等（2020）［27］研究发现热液铀矿床中成矿流体富稀土元素这一特征。研究区矿化中心稀土元素整体为迁入，且LREE 迁入率大于HREE，与上述观点相符，成矿流体富集REE。

8 成矿物质来源的约束

中山铀矿床赋矿围岩（九峰花岗岩和中棚花岗岩）具有较高的U 含量（平均为18.4×10-6），远高于中国东部上地壳铀平均值（1.55×10-6）［28］；Th/U 值较低（介于0.61～0.70），具备为区内铀成矿提供充足铀源的潜力。

在地质过程中，Sm/Nd 值是指示成矿物源和成矿作用特征一重要指标，Sm 和Nd 元素具有较强的抗干扰能力［29］。研究区围岩、蚀变岩、矿化中心Nd-Sm 双对数图解上（图10a），相关系数R2=0.76，指示Nd-Sm 之间相关性明显；在稀土元素总量∑REE 与轻重稀土比值（LREE/HREE）N对比分析（图10b）中［30］，围岩→蚀变岩石→矿化中心，各样品分布较集中；在图10c 中，Y 和∑REE 在围岩、蚀变岩石及矿化中心含量相对较低，Y 和∑REE 表现较好相关性，显示成矿物质与围岩存在亲缘性；在图10d 中，Sm/Nd-LREE/HREE 图解相关性较好。可见，热液蚀变作用未改变各类岩石稀土配分模式，蚀变岩及矿化中心基本保留围岩稀土特征，表明成矿物质与围岩物质组成具有相似性或继承性。

图10 各样品元素图解Fig.10 Elemental diagram of samples

但是通过质量平衡计算发现，与成矿关系最为直接的U 元素在矿化中心迁入率最大，且与蚀变岩、围岩中U 迁入率呈突变关系，显然与近矿的围岩提供铀来源有些不符。假设近矿围岩提供铀源，在横向上，U 含量从围岩→蚀变岩→矿化中心，应该存在一个U 含量逐渐增加过程，且需要构造-热事件持续的作用于围岩，使围岩中U 活化，向矿化中心迁移、沉淀，这一过程必然导致围岩发生蚀变，但事实是近矿围岩基本未发生蚀变，且U 含量在矿化中心显示突变，与蚀变岩、围岩并非渐变。假设铀源来自深部的富铀地质体，成矿流体运移将以垂向为主导，富铀地质体在有利的构造热驱动下，成矿流体从深部高热场通过导矿构造向浅部运移，在物理、化学等界面转换位置沉淀成矿，然而高热场成矿流体通过浅部低热场岩石时，必然会引起两侧岩石发生蚀变，在平面上表现为水平蚀变分带特征。华南花岗岩型铀矿床中，主要的矿石矿物沥青铀矿以矿脉形式存在，这说明成矿流体中U 含量非常高，可能相当于矿液，且成矿流体沉淀时间短，成矿非常快速，近矿围岩很难提供这样的成矿流体。吴仁贵等（2018）［31］提出热液铀矿中铀源主要来自深部高热场的富铀地质体，而非低热场的成矿周边富铀地质体；巫建华等（2017）［32］提出的热液型铀矿对岩浆岩的岩性岩相没有选择性，铀矿床明显受断裂构造（断层、破裂带和裂隙群）控制；陈正乐等（2013）［33］研究相山铀矿控矿因素提出的断裂构造通过控制岩石的变形行为控制了矿体产出，进而解释了所谓的“岩性控矿”现象；张涛等（2020）［27］通过对桂北向阳坪铀矿床中矿石矿物开展LA-ICP-MS 微区原位稀土分析，发现矿石矿物稀土元素富集显著，稀土元素配分模式与围岩、蚀变岩存在较大差异，两者亲缘性不明显，提出铀主要来自深部热液，围岩贡献不显著观点；李海东等（2016）［9］提出赤铁矿化可作为深部找矿标志。综合分析认为，赋矿围岩和深部富铀地质体均可能为中山铀矿床提供铀源，铀源具多来源和深源性。

9 成矿流体来源与性质

花岗岩中铀多以离子的形式赋存在晶质铀矿、锆石、独居石、磷钇矿等副矿物中，岩浆水氧逸度无法使U4＋氧化成U6＋进行迁移、富集和成矿。中山铀矿床赋矿围岩九峰花岗岩锆石U-Pb 年龄为（162.9±2.3）Ma，中棚花岗岩锆石U-Pb 年龄为（148.2±1.9）Ma［19］。而研究区主要存在25～15 Ma、45～35 Ma、65～55 Ma、105～95 Ma 等4 个主要成矿期［13］，矿岩时差较大，远大于花岗岩固结成岩时间，限定了花岗质岩浆水不太可能成为中山铀矿床的成矿流体来源。

刘丛强等（2002）［34］、王翠云等（2012）［4］、刘军港等（2017）［10］、张涛等（2020）［27］研究表明稀土元素在热液循环过程中存在带入带出，研究区稀土元素在蚀变过程至矿化中心富集（图9）。样品中Sm/Nd、Y/Ho、（La/Pr）N值可以指示成矿流体性质。研究区围岩→蚀变岩→矿化中心，Sm/Nd、Y/Ho、（La/Pr）N值变化趋势不明显。Sm/Nd 值介于0.32～0.49，平均为0.39；Y/Ho 值介于24.25～32.63，平均为30.08；（La/Pr）N值介于0.93～1.28，平均为1.13。Wang 等（1982）［35］研究表明，Sm/Nd＜0.33 为壳源，Sm/Nd＞0.33 为幔源，指示成矿过程具有深源物质参与，李海东等（2016）［9］研究相山李家岭铀矿，显示成矿流体具深源性；初始地幔Y/Ho 值为27.74，各样品中Y/Ho 值范围较大，表明成矿流体存在深源和大气降水多来源；Bau and Dulski（1995）［36］认为地幔流体（La/Pr）N值一般较高，而大气降水（La/Pr）N值一般较低，样品中（La/Pr）N值较低，表明成矿流体主要来自壳源大气降水。韩咛文和马振东（2003）［37］提出在还原条件下Th/U 值增加，在氧化条件下Th/U 值降低，中山铀矿床中矿化中心Th/U 值明显低于围岩（围岩Th/U 值介于0.61～0.70，矿化中心Th/U 值为0.01），表明成矿流体具有相对高氧逸度的特征。地幔流体具低氧逸度的特征，与铀以U6＋形式迁移所需的高氧逸度条件相矛盾，凌洪飞（2011）［38］认为成矿过程中必然存在高氧逸度的流体大气降水与地幔流体混合。

Ce、Eu 在氧化还原条件下呈现不同的价态，导致在不同地球化学环境中产生不同程度的分馏，从而形成Ce、Eu 的异常。研究区围岩→蚀变岩→矿化中心均表现出强烈亏损（δEu值介于0.01～0.15，平均为0.08）。Eu 负异常指示围岩中长石发生热液改造，是热液型铀矿化典型特征之一。在成矿流体中通常呈Eu3＋，在相对还原条件下部分转变为Eu2＋，与其他稀土元素分离。铀成矿作用经历氧化-还原环境转变，成矿流体在氧化环境携带Eu3＋运移，在相对还原环境沉淀成矿，同时Eu3＋转变为Eu2＋与其他稀土元素分离，造成矿化中心及蚀变影响带负Eu 异常。这与热液型铀矿床中铀以＋6价铀酰类形式迁移，经还原作用铀以＋4 价沉淀成矿认识一致。与石少华等（2011）［39］、张涛等（2020）［27］研究桂北苗儿山花岗岩型铀矿认识一致。δEu 值整体变化差异较小，暗示成矿环境的氧化还原特征较为稳定。

δCe 主要受控于体系的氧化还原环境，在还原环境中，Ce 主要以Ce3＋形式存在，δCe＞1；在氧化环境中，Ce 以Ce4＋形式存在，δCe＜1。样品中δCe 值介于0.83～1.05，平均为0.94，总体上Ce 显示微弱异常。同样δCe 值整体变化不明显，暗示成矿环境的氧化还原特征较为稳定。

研究区九峰花岗岩和中棚花岗岩T1，3=1.06～1.20，平均为1.13，伴随异常明显Eu 负异常的“M”型四分组效应，Takahashi 等（2002）［40］研究提出水-岩作用是造成“M”和“W”型四分组效应共轭分布的原因。赵振华等（1992）［41］和Irber（1999）［42］认为高演化的花岗岩在晚期与富挥发分（F、Cl）流体的相互作用是造成稀土元素四分组效应的重要控制因素。高程度演化的晚阶段花岗岩均具有“M”型的元素四分组效应。富F 体系中四分组效应最强。九峰花岗岩和中棚花岗岩高Rb/Sr 值（介于26.6～85.0）及明显的Eu 负异常（0.01～0.15），表明岩浆经历了强烈的结晶分异作用。兰鸿锋（2015）［19］提出中棚花岗岩Zr/Hf 值指示流体作用存在，且矿床中发育较强的萤石化，认为九峰花岗岩、中棚花岗岩中稀土元素表现出的四分组效应与岩体高度演化和流体的相互作用有关。具有稀土元素四分组效应的花岗岩经历强烈的分离结晶作用和流体的作用可以导致挥发分H2、F、Cl 和B 等的富集，含F 和Cl 等元素的流体能够增强U 的活动性，有利于U的富集成矿。

综合矿化蚀变特征、微量和稀土元素的含量特征、比值特征以及元素的迁移特征，认为中山铀矿床的成矿流体在成分上富含挥发分（F、Cl 等）、碱金属元素（Cs、Rb），性质上具有相对高的氧逸度，其来源是深部流体与经历了深循环大气降水的混合成因流体，具有稳定成矿环境，有利于成矿作用。