粤北书楼丘矿床脉石矿物地球化学特征及其意义

2022-11-21叶永钦祁家明刘文泉

铀矿地质 2022年6期

叶永钦，祁家明，刘文泉

（1.核工业二九〇研究所，广东韶关 512029；2.广东省环境保护核辐射追踪研究重点实验室，广东韶关 512029；3.广东省放射性生态环境保护工程技术研究中心，广东韶关 512029）

粤北长江铀矿集区是我国南方地区重要的花岗岩型铀矿产地，书楼丘（305）矿床位于矿集区北部，南邻棉花坑（302）矿床，是区内典型铀矿床之一。因粤北花岗岩型铀矿的重要战略意义，前人从有利铀成矿地质条件、产铀与非产铀花岗岩体的矿物学-地球化学特征对比、成岩成矿年代学、构造控矿规律、围岩蚀变的垂直分带特征、热液矿物标型特征、流体包裹体、找矿潜力及找矿方向等诸多方面对长江铀矿集区及棉花坑矿床开展了系统研究［1-10］，为棉花坑矿床深部找矿取得突破提供了科学的理论依据。截止目前，专门针对书楼丘矿床的研究报道相对较少，仅有徐文雄等［11］报道了该矿床的成矿地质条件、控矿因素，并分析了深部找矿潜力；王兴明等［12］系统总结了综合物化探方法在书楼丘矿床的勘查效果；俞嘉嘉等［13］通过综合书楼丘矿床地质、地球化学等多元信息资料，利用GOCAD 软件构建了三维定量预测地质模型，并预测了深部找矿靶区。“攻深找盲”，寻找第二找矿空间是诸广南地区目前面临的找矿技术瓶颈。书楼丘矿床成矿期与非成矿期的各类热液脉石矿物发育，与成矿有关的方解石主要呈浅粉红色，矿后期方解石呈厚脉状，多为纯白色；紫黑色萤石与成矿关系密切，而矿前或矿后期萤石多为绿色、紫色等；充填在红色微晶石英裂隙或呈胶状的黄铁矿与铀成矿关系密切，而非成矿期黄铁矿多呈星点状。本文从成矿期浅粉红色方解石、紫黑色萤石和胶状黄铁矿的微量元素、稀土元素和同位素地球化学特征等方面，系统研究了书楼丘地区铀成矿流体和成矿物质的来源，结合前人研究成果，进一步探讨了书楼丘矿床成因，为其深部找矿勘探提供理论依据。

1 地质概况

书楼丘矿床位于诸广山岩体南部长江铀矿集区的北部。区域上处于华夏古陆闽赣后加里东隆起与湘、桂粤北海西-印支凹陷交汇部位，位于华南铀成矿省的北东向桃山-诸广山铀成矿带南段。区内多期多阶段岩浆热液活动频繁，印支期-燕山早期侵入活动最强烈，构成了岩体主体。诸广山岩体南部主要发育有南北向、北西西向和北东东（北东）向三组断裂构造，具有活动频繁、性质多变和等间距分布的特点。多方向断裂的交汇控制了铀矿床、铀矿点的产出，是集构造、岩浆、多金属成矿作用长期活动的地区，铀成矿条件有利。

研究区主要出露燕山早期中粒黑云母花岗岩（长江岩体，157 Ma［4］）、印支期第三阶段中粒斑状二云母花岗岩（油洞岩体，232 Ma［3］），此外还发育有燕山晚期细粒花岗岩脉及中基性岩脉。研究区发育北东向、北北东向、北西向、北北西向和近东西向等多组断裂，其中铀矿体受北北西向张扭性断裂带控制。已发现的北北西向断裂带有20 多条（图1），出露长度为0.5～4 km，其中规模较大且含矿较好的有1 号带、13 号带和19 号带等。含矿岩性主要为硅化碎裂岩及蚀变碎裂花岗岩；铀矿物主要为沥青铀矿，且多呈细脉状产出；金属矿物主要有赤铁矿、黄铁矿及少量的方铅矿；非金属矿物主要有石英、方解石和萤石等。

图1 书楼丘矿床地质简图Fig.1 Geological sketch of Shulouqiu deposit

2 样品采集及分析测试

矿区内成矿期脉体较为丰富，主要发育红色微晶石英、浅粉红色方解石、胶状黄铁矿，并见少量紫色萤石，这4 种脉石在空间上紧密共生，沥青铀矿发育于红色微晶石英脉体中。供本次研究的脉石矿物样品采自书楼丘地区多个钻孔（ZK26-1、ZK20-3、ZK22-4 和ZK8-2）的不同深度，主要有成矿期浅粉红色方解石、紫黑色萤石和胶状黄铁矿，其中方解石样品5 件、萤石样品7 件、黄铁矿样品6 件。对采集的样品进行碎样，在显微镜下挑选出纯度＞99%的方解石、萤石和黄铁矿单矿物，再将挑选出的单矿物在玛瑙研钵中磨至60～80 目粉末。本次样品分析检测均在澳实分析检测（广州）有限公司地质地球化学分析实验室完成。

方解石、萤石和黄铁矿微量元素和稀土元素分析依据标准DZ/T 00223—2001 采用电感藕合等离子体质谱（ICP-MS）方法分析，仪器型号为Finnigan 公司生产的HR-ICP-MS Element I，相对误差≤10%，分析结果见表1、2、3。

方解石碳、氧同位素分析依据标准DZ/T 0184.17—1997 采用碳酸盐矿物或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法测定，将反应释放出来的CO2在Finnigan 公司生产的MAT-251 型质谱仪上进行碳、氧同位素组成测定，测试精度为0.2‰，分析结果见表4。

黄铁矿铅同位素比值测定依据《岩石中铅锶钕同位素测定方法》（GB/T 17672—1999）在ISO-PROBE-T 热电离质谱仪上完成，测定误差小于0.5‰，分析结果见表5。

3 脉石矿物地球化学特征

3.1 微量元素

从成矿期方解石和黄铁矿微量元素原始地幔标准化蛛网图可以看出（图2、3），成矿期方解石和黄铁矿不同样品间的配分曲线大体一致，呈“W”字形，具有相似的微量元素特征。具体表现为方解石中U、W、Sr 和Y 明显富集，Ba、Nb和Zr明显亏损；黄铁矿中U明显富集，Cs、Th和W等轻微富集，Ba 和Sr 明显亏损，Rb、Ta 和Y 等轻微亏损，“峰值”和“谷值”明显。

图2 书楼丘矿床成矿期方解石微量元素原始地幔标准化蛛网图（原始地幔数据引自文献［14］）Fig.2 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of ore-forming phase calcite in Shulouqiu deposit（standardized data quotes from reference［14］）

图3 书楼丘矿床成矿期黄铁矿微量元素原始地幔标准化蛛网图（原始地幔数据引自文献［14］）Fig.3 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of ore-forming phase pyrite in Shulouqiu deposit（standardized data quotes from reference［14］）

书楼丘矿床成矿期黄铁矿的微量元素分析结果见表1。由表1可知，成矿期黄铁矿显著富集U，w（U）值为88.6×10-6～199×10-6，平均值为137.2×10-6，这可能与黄铁矿的矿物晶型有关。六价铀U6+的离子半径为7.3×10-11m，相似于二价铁Fe2+的离子半径（7.8×10-11m），U6+最容易以类质同象的形式进入到黄铁矿矿物晶格中，因而成矿期黄铁矿中w（U）值较高。其他微量元素则较低，如w（Th）值介于0.22×10-6～1.14×10-6之间，均值仅为0.56×10-6，这与黄铁矿208Pb/204Pb值在正常范围内（详见后述）所反映出来的成矿流体中Th 含量本底值较低的事实相佐证。

开展科学研究，是高校的三大功能之一，科研是高校提高教学质量和服务经济社会发展能力的重要基石。随着经济社会的不断发展，地方高校逐渐成为我国高院校的主体部分，是促进区域经济社会发展的重要力量，是地方高素质、高层次、复合型人才培养的重要阵地。近年来，地方高校的发展呈现多元化的态势，而且高校之间的竞争也成为常态，这种竞争在很大程度上取决于科研核心竞争力，科研核心竞争力的强弱已成为衡量一所地方高校综合实力的重要标志。科研核心竞争力可为地方高校带来持续长久的优势。如何准确地评价地方高校的科研核心竞争力已成为政府部门和高校关注的焦点。

表1 书楼丘矿床成矿期黄铁矿微量元素组成w（B）/10-6Table 1 Composition of trace elements (10-6)of ore-forming phase pyrite in Shulouqiu uranium deposit

众所周知，Nb、Ta、Zr、Hf 属于高场强元素，它们在同一流体中往往较稳定，不易受到其他地质环境作用变化的影响。但当体系受到不同来源热液混合或交代作用时，就会发生明显分异，具体表现为不同样品间同一元素含量变化较大［15］。由表1 可知，成矿期黄铁矿的Nb/Ta值为2.0～13.0，Zr/Hf值为10.0～40.0，比值变化范围大，说明成矿流体受到外源流体的混入。黄铁矿中的U 与Cs、Ba、Th、W、Nb、Sr、Zr和Hf 众多元素呈显著正相关，相关关系大于0.89，特别与Nb、Zr 和Hf 等高场强元素密切相关，相关系数均在0.95 以上。U 与这些元素密切相关的事实反映了形成黄铁矿的成矿流体应当来源于深部。

3.2 稀土元素

书楼丘矿床成矿期脉石矿物（方解石、萤石和黄铁矿）稀土元素总量偏低且变化明显，三者的w（Σ REE）值分别介于53.47×10-6～127.30×10-6（均值为82.50×10-6）、20.0×10-6～66.5×10-6（均值为42.7×10-6）、3.07×10-6～8.70×10-6（均值为6.46×10-6）（表2、3）；w（LREE）值分别为37.31×10-6～105.00×10-6（均值为57.95×10-6）、17.7×10-6～51.2×10-6（均值为35.7×10-6）、2.54×10-6～6.50×10-6（均值为5.07×10-6）；w（HREE）分别为10.67×10-6～37.69×10-6（均值为24.53×10-6）、2.3×10-6～15.3×10-6（均值为7.0×10-6）、0.53×10-6～2.20×10-6（均值为1.37×10-6）；轻重稀土比值LREE/HREE 分别为1.01～5.34（均值为2.97）、2.8～10.1（均值为6.5）、2.95～4.79（均值为4.02），明显富集轻稀土元素。LREE3+的离子半径相比于HREE3+更接近于Ca2+半径，更容易置换Ca2+，因而LREE3+的方解石流体的配分系数大于HREE3+，更容易从流体中进入方解石晶格中，使得热液期沉淀的方解石更富集LREE，因而热液成因的方解石常表现为轻稀土富集型［16］。

表2 书楼丘矿床成矿期方解石脉微量元素和稀土元素组成w（B）/10-6Table 2 Composition of trace elements and REE (10-6)in ore-forming phase calcite in Shulouqiu deposit

表2 （续）

表3 书楼丘矿床成矿期紫黑色萤石、黄铁矿和油洞岩体稀土元素组成w（B）/10-6Table 3 Composition of REE (10-6)in ore-forming phase fluorite,pyrite in Shulouqiu deposit and Youdong granite

方解石的LaN/YbN值为0.50～6.46，多数大于1；萤石的LaN/YbN值为2.4～14.8，平均为9.1；黄铁矿的LaN/YbN值为2.39～5.12，平均为3.79，轻重稀土分馏明显。Eu 亏损明显，方解石、萤石和黄铁矿的δEu 值分别为0.27～0.76（均值为0.47）、0.3～0.5（均值为0.4）、0.64～0.75（均值为0.69）；三者的δCe 值分别为1.04～1.16（均值为1.12）、0.6～0.9（均值为0.7）、1.06～1.30（均值为1.14），反映出书楼丘矿床脉石矿物形成于较还原的环境［17］。

在萤石、黄铁矿和油洞岩体的稀土元素球粒陨石标准化分布型式图解上（图4），萤石和油洞岩体的配分模式呈右倾“V”字形，虽然萤石的稀土元素总量ΣREE 低于长江矿集区富铀的油洞岩体，但彼此间的稀土配分曲线总体一致，可见形成萤石的热液流体部分继承了油洞岩体。而黄铁矿样品的配分模式与萤石和油洞岩体的配分模式存在较大区别，黄铁矿的轻重稀土比值LREE/HREE 和LaN/YbN值明显小于萤石和油洞岩体，且Eu 亏损不如后者明显，一方面可能是由于形成黄铁矿的热液流体成分受到其他外源成分的混入，另一方面由于黄铁矿中Fe2+的离子半径与LREE3+的离子半径相差较大，不利于LREE3+置换Fe2+，因而黄铁矿的轻重稀土比值LREE/HREE 较小。黄铁矿的LaN/SmN值（1.7～2.9，平均为2.1）和GdN/YbN值（1.0～1.8，平均为1.3）较小，反映轻稀土和重稀土本身之间的分馏较弱。

图4 书楼丘矿床成矿期萤石、黄铁矿和油洞岩体稀土元素球粒陨石标准化分布型式图（球粒陨石数据引自文献［15］）Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of ore-forming phase fluorite，pyrite in Shulouqiu deposit and Youdong granite（chondrite data quotes from reference［15］）

通过系统研究国外Tannenboden 矿床和Beihilfe矿床，Bau等［18］认为热液脉石矿物的La/Ho 和Y/Ho 值可用于判别热液成矿流体是否同源，如果不同产状的脉石矿物在La/Ho-Y/Ho图解上呈水平分布特征，指示形成矿物的流体可能是同一流体体系不同阶段的产物。国内学者［19-21］的研究也证实了上述结论。书楼丘矿床成矿期方解石La/Ho值为3.10～19.69，Y/Ho值为30.75～50.78；矿前期、矿后期浅色萤石La/Ho 值为4.42～96.25，Y/Ho值为40.49～59.91；成矿期紫黑色萤石La/Ho 值为13.0～71.0，Y/Ho 值为45.9～68.1；在La/Ho-Y/Ho 图解上这些值近水平分布（图5），表明形成书楼丘矿床的成矿流体源于同一流体体系。

图5 书楼丘矿床不同类型方解石和萤石的La/Ho-Y/Ho 图解Fig.5 La/Ho-Y/Ho diagrams of different types calcite and fluorite from Shulouqiu deposit

Y 和Ho 两种元素具有更相近的离子半径，地球化学行为具有趋同性，因此Y/Ho 值不受物理化学条件的影响，常被用来判定热液流体的演化过程［22-23］。经历部分熔融或者分离结晶的岩浆岩、洋中脊玄武岩和一个沉积旋回内的碎屑岩均保持球粒陨石的Y/Ho 值在28 左右，如果热液富含F-、HCO3-等络合物时，Y/Ho 值将远小于28。书楼丘矿床黄铁矿的Y/Ho 值在21.54～40.00 之间，平均值为28.85，相似于诸广岩体（25.5～34.6［24］）和华南基底变质岩（23.2～31.7［25］），可见书楼丘矿床成矿流体从深部向上运移过程中与围岩发生了成分萃取（元素迁入迁出），导致原始流体性质的改变。

3.3 方解石C-O 同位素

由表4 可知，书楼丘矿床成矿期方解石具有比较稳定的碳同位素组成，其δ13CPDB值介于－8.1‰～－6.6‰之间，平均值为－7.4‰，明显表现出地幔来源的特点；δ18OSMOW值介于9.1‰～13.8‰之间，平均值为12.6‰；δ18OPDB值介于－21.11‰～－16.55‰之间，平均值为－17.68‰，与岩浆期后热液型或地幔流体富集型铀矿相比，其δ18OPDB值较高，暗示在成矿过程中可能发生了较强的水岩交换作用或有大气降水的混入。

表4 书楼丘矿床成矿期方解石的C、O 同位素组成Table 4 C and O isotopic compositions of ore-forming phase calcite in Shulouqiu deposit

成矿期方解石δ18OSMOW-δ13CPDB图解显示（图6），书楼丘矿床的成矿流体碳、氧同位素主要落在花岗岩范围内或其附近，并伴随有低温蚀变的影响，指示书楼丘矿床热液流体萃取了区内花岗岩中的铀元素。

图6 书楼丘矿床成矿期方解石δ18OSMOW-δ13CPDB图解（底图据文献［27］）Fig.6 δ18OSMOW-δ13CPDB diagram of ore-forming phase calcite in Shulouqiu deposit（base map after reference［27］）

3.4 黄铁矿Pb 同位素

由粤北书楼丘矿床成矿期黄铁矿Pb 同位素组成可以看出（表5），书楼丘矿床206Pb/204Pb值为19.69～25.07，207Pb/204Pb值为15.74～16.03，208Pb/204Pb 值为39.24～39.45。黄铁矿的Pb 同位素组成具有放射性成因铅比值206Pb/204Pb和207Pb/204Pb 高且变化较明显的特点，而208Pb/204Pb 值稳定，近似于区内花岗岩的正常值。

表5 书楼丘矿床成矿期黄铁矿Pb 同位素组成Table 5 Pb isotopic composition of the ore-forming phase pyrite in Shulouqiu deposit

长江铀矿集区黄铁矿的铀含量较高（最高达987.68×10-6［28］），需先对放射性成因Pb 进行校正并获得成矿流体的初始铅同位素组成，才能讨论成矿流体中铅的来源。校正后的（206Pb/204Pb）i值（19.64～24.78）和（207Pb/204Pb）i值（15.72～16.02）仍然很高（表 5），在Holmes-Houtermans 图解上（图7），样品均落在零等时线右侧，指示研究样品属于高放射性成因铅，反映成矿流体中的铅来源于富铀的地质体。

图7 书楼丘矿床黄铁矿Pb 同位素Holmes-Houtermans 图解（底图据文献［28］）Fig.7 Holmes-Houtermans diagram of ore-forming pyrite in Shulouqiu deposit（base map after reference［28］）

吴开兴等［29］研究表明，无论矿床中的铀来自地层岩石还是其他地质体，热液作用产物的Pb 同位素组成应当与其源区的Pb 同位素组成呈线性关系。由图8 可以看出，粤北书楼丘矿床的Pb 同位素组成与诸广岩体和南岭地区基底变质岩的Pb 同位素组成呈明显的线性关系，显示研究区的Pb 同位素具有混合来源特征［30-31］。书楼丘矿床的Pb 同位素组成均落在基底变质岩区域，显示出成矿流体中的铅主要来源于基底变质岩，少量来源于诸广岩体。基底变质岩中的Pb 是由成矿流体从深部向上运移过程中从中萃取的［32］。

图8 书楼丘矿床黄铁矿Pb 同位素构造模式图（底图据文献［28］）Fig.8 Diagram of Pb isotopic composition of ore-forming phase pyrite in Shulouqiu deposit（base map after reference［28］）

南岭中段基底变质岩的铀质量分数远高于中国东部上地壳岩石，并且高于全球上地壳平均值（2.8×10-6［33］）。书楼丘矿床出露的长江岩体与油洞岩体内均广泛发育白云母化、碱交代和绿泥石化等热液蚀变，铀质量分数高，铀矿物和富铀矿物的改造程度大，前者平均值为22.3×10-6，后者平均值为12.3×10-6，为后期流体对变质基底和富铀岩体中铀的萃取和迁移提供了良好的条件，铀源主要为富铀花岗岩体。

4 讨论

华南热液型铀矿受中-新生代富铀岩浆活动中心和红盆控盆深源断裂构造联合控制［34］。根据诸广南部地区热液型铀矿产出的地质背景、铀成矿基本特征和主要控矿因素，矿床的形成是在有利的大地构造和深部构造背景的条件下，以地幔流体作用为主导因素的幔壳岩浆作用、断裂构造作用、热液作用等综合地质作用的产物。

本次研究认为，书楼丘矿床铀成矿流体明显表现出地幔来源的特点，但也受到外源流体混入影响。成矿期黄铁矿Pb 同位素化学特征指示成矿流体中的铅来源于富铀的地质体，富铀岩体为铀成矿提供矿质。矿床中脉石矿物以石英、方解石、萤石、黄铁矿为主要特征，反映成矿流体中铀可能主要以铀酰硅酸盐络离子UO2（SiO2）2-、铀酰碳酸盐络离子UO2（CO3）22-、UO2（CO3）34-和UO2F42-形式迁移。它们可能由于下列原因之一而导致沉淀：①富铀成矿流体与基性岩脉相互作用，由于基性岩脉中相对富集的Fe2+、H2S、CH4和CO等还原性组分的还原作用而导致沥青铀矿沉淀；②富铀成矿流体与不同来源地壳流体（以深循环大气降水为主）混合，使成矿流体的物理、化学条件发生变化而使沥青铀矿沉淀；③成矿流体进入减压环境时发生减压沸腾作用，CO2逸出，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沉淀。