粤东桃源铀矿床流体包裹体特征研究

2022-12-02江卫兵李海东周堂波晏少华

东华理工大学学报(自然科学版) 2022年4期

江卫兵，邵上，李海东,2，周堂波，晏少华

(1.核工业二九〇研究所，广东韶关 512029；2.东华理工大学核资源与环境国家重点实验室，江西南昌 330013)

在热液矿床中，流体作为成矿物质运输的载体，积极地参与到成矿作用过程的各个阶段(卢焕章，1997)。矿床的成因与流体的温度、压力、酸碱度等关系密切，而成矿流体包裹体是获取这些与成矿有关信息的最直接有效的证据(范宏瑞等，2003，2005；卢焕章等，2004；陈衍景等，2007；黄锡强等，2008)。因此众多学者通过成矿流体包裹体特征来研究成矿流体特征并用来分析探讨矿床的成因(王旭东等，2013；李占春等，2021；曾瑞垠等，2021)。

桃源铀矿床是位于长塘火山盆地西侧的花岗岩型热液铀矿床。通过勘查，该矿床目前已达到中型矿床规模。前人主要从区域地质背景、矿体地质特征对桃源矿床开展研究，初步查明了该矿床地质特征和矿体分布特征，但在矿床成因方面研究相对薄弱。为了了解矿床形成温度、压力及成因，在详细野外调查后，以矿床中与沥青铀矿共生的萤石脉中的流体包裹体为主要研究对象，对其开展岩相学、测温、激光拉曼光谱等分析，以获取成矿流体的温度、成分、密度和盐度等特征，进一步分析矿床形成的压力、深度等，为桃源地区下一步找矿勘查提供有力的理论依据。

1 矿床地质特征

桃源铀矿床位于广东省河源市和平县，大地构造位置属于华夏古陆块与扬子古陆块结合部位，处于特提斯构造域与环太平洋构造域汇聚部位(图1)。

图1 桃源铀矿床大地构造位置(a)及区域地质图(b；任纪舜等，1990)Fig.1 Tectonic location(a) and regional geological map(b) of Taoyuan uranium deposit1.第四系；2.第三系；3.白垩系；4.侏罗系；5.石炭系；6.泥盆系；7.奥陶系；8.寒武系；9.寒武-震旦系；10.震旦系；11.花岗斑岩；12.中粗粒斑状黑云母花岗岩；13.花岗闪长岩；14.断裂构造；15.不整合界线；16.花岗岩型铀矿床及矿点；17.砂岩型铀矿床及矿点；18.火山岩型铀矿床及矿点；19.桃源铀矿床

桃源铀矿床成矿年龄约88 Ma，矿床及其外围以花岗岩侵入体为主(图2)，此外还出露辉绿岩脉、晚期花岗斑岩、火山岩以及少量碱性钾质流体交代形成的钾化花岗岩。其中，大坝岩体以岩基形式产出，由主体中粒黑云母花岗岩和补体细粒二云母花岗岩组成，岩体广泛发育钾长石化、绿泥石化等热液蚀变。

区内地层不发育，仅在外围出露寒武系和白垩系，寒武系主要分布在桃源矿床南部，岩性以石英云母片岩、变质砂岩、板岩为主。上白垩系分布在研究区北部，岩性为紫红色砾岩、含砾砂岩、砂岩等，覆盖于花岗岩体、辉绿岩脉之上，被英安岩和晚期细粒斑状花岗岩脉穿插。

图2 桃源铀矿床地质略图Fig.2 Geological sketch map of Taoyuan uranium deposit1.白垩系砾、砂、页岩；2.印支期第二阶段细粒白云母花岗岩；3.印支期第二阶段中粒黑云母花岗岩；4.辉绿岩脉；5.花岗斑岩；6.钾长石化花岗岩；7.实测断裂；8.推测断裂；9.矿床；10.取样位置

桃源矿床铀矿化主要受北东向断裂构造控制，矿体大部分分布在构造带及其两侧蚀变带中(图3)，多呈脉状、透镜状，铀矿体厚度变化较大，品位多为0.065%～0.203%。矿石矿物主要为沥青铀矿、铀石和钛铀矿，脉石矿物主要为石英、萤石、方解石等。铀矿化与热液蚀变关系密切，区内热液蚀变主要有钾长石化、赤铁矿化、黄铁矿化、硅化、水云母化、绿泥石化、碳酸盐化等，局部有萤石化。按热液蚀变与铀成矿作用形成先后关系可将桃源矿床热液蚀变分为成矿前期、成矿期和矿后期。矿前期热液蚀变主要为钾长石化、硅化、水云母化、绿泥石化，是区内的一般性热液蚀变，呈面状广泛分布。其中钾长石化与铀矿化关系密切，钾长石化过程中完成了铀的预富集，且为铀成矿提供赋存空间，沥青铀矿脉往往位于钾长石化中(图4)。成矿期热液蚀变有赤铁矿化、硅化、黄铁矿化、紫黑色萤石化等，其中赤铁矿化、黄铁矿化、萤石化、硅化与铀矿化关系最为密切。成矿后期热液蚀变主要为硅化、碳酸盐化、高岭土化等。热液蚀变水平分带明显(图3，4a)，铀矿脉中心主要发育硅化、赤铁矿化、黄铁矿化，往外依次发育钾长石化、绿泥石化、水云母化。

桃源铀矿床的铀主要以独立铀矿物形式存在，如沥青铀矿、铀石、钛铀矿(图4，5)，少量铀以类质同象形式赋存于钍石、锆石、金红石等矿物，极少量呈吸附态存在于裂隙或矿物晶粒间。

2 样品采集和分析方法

表1 桃源铀矿床流体包裹体样品清单Table 1 List of samples of fluid inclusions in Taoyuan uranium deposit

本次研究的样品采自桃源铀矿床与铀成矿密切相关的萤石脉体(表1，图4c，d)，在详细野外和显微镜观察的基础上对萤石中的包裹体进行显微测温和激光拉曼分析。分析包裹体形成时的温度、密度、盐度、流体成分，推算其形成压力和深度等。包裹体的测试是在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成。测试仪器为英国Linkam THMSG600 型冷热台，测温范围为-196～600 ℃。均一法测定均一温度，冷冻法测定冰点，详细的测试方法及其工作原理见文献(卢焕章等，2004)。桃源铀矿床流体包裹体以气-液两相为主，为NaCl-H2O体系，由冷热台测定获得冰点和均一温度，利用Bischoff(1991) NaCl-H2O体系T-ρ相图求得包裹体密度，利用Hall 等(1988)的NaCl-H2O体系盐度-冰点公式W=0.00+1.78Tm2-0.044 2Tm2+0.000 557Tm3(W为NaCl 的质量分数,Tm 为冰点温度)获得流体包裹体盐度。

3 流体包裹体分析

对矿床成矿流体包裹体研究能提供成矿流体的性质、成分、成因、温度以及流体演化、压力条件等重要成矿信息(卢焕章等，2004)。本次对所有包裹体薄片显微镜观察，未发现含子矿物或盐晶的包裹体，故初步判定桃源矿床成矿流体为简单的盐水包裹体。用均一法对包裹体进行测温，所有包裹体均为气液两相包裹体，加热升温时气泡移动并逐渐变小，到达均一温度时均一到液体。本次共测了50个气液包裹体，测试结果见表2。

图3 桃源铀矿床钻孔剖面图Fig.3 Borehole section of Taoyuan uranium deposit1.白垩系砾岩；2.中粒黑云母花岗岩；3.断裂带及其编号；4.蚀变带；5.不整合界线；6.赤铁矿化/钾长石化；7.硅化/水云母化；8.绿泥石化/高岭土化；9.工业矿体；10.钻孔及其编号

3.1 流体包裹体类型及相态特征

所测包裹体全部为气液两相盐水溶液包裹体，以液相为主，气液体积比为4.5%～37.8%，以9%～15%居多，占所测全部包裹体的70%以上。包裹体大小为2～30 μm，主要呈长条形、椭圆形、四方形及不规则等形状。在空间上主要呈单个星点状随机分布，推测为原生包裹体(图6)。

3.2 成矿的物理化学参数

3.2.1 温度

包裹体测温主要有均一法和爆裂法两种，其中均一法应用更为广泛，所测数据更为直接、可靠(卢焕章等，2004)。均一法所测温度与成矿温度关系为Tt=Th+△T(Tt表示均一温度；Th表示成矿温度；△T为不确定的校正值，其与成矿流体盐度和压力有关)，桃源矿床形成于中低盐度和较小压力下，故△T可忽略不计(姚玉增等，2001)，即流体均一温度可代表其形成时的温度。

利用均一法测温结果见表2。桃源矿床流体均一温度为138.6～267.2 ℃，均值为202.2 ℃，属中低温度。

3.2.2 盐度和密度

流体包裹体盐度对研究流体性质和成矿时的压力具有重要作用。通过测定冰点的消失温度，利用Hall等(1988)提出的H2O-NaCl体系盐度-冰点公式计算成矿热液的盐度值。包裹体盐度w(NaCleqv)为6.24%～14.51%, 均值为11.52 %，属中低盐度(表2)。

表2 桃源矿床流体包裹体特征表Table 2 Characteristics of fluid inclusions in Taoyuan uranium deposit

图4 桃源铀矿床铀矿石手标本Fig.4 Hand specimen of uranium ore from Taoyuan uranium deposita.地表发现的沥青铀矿脉；b.钻孔揭露到的沥青铀矿脉；c.沥青铀矿、萤石脉；d.沥青铀矿、萤石脉；Kfs.钾长石；Py.黄铁矿；Chl.绿泥石

利用图解法投点读取包裹体密度(图7)为0.87～1.00 g/cm3，均值为0.95 g/cm3。

3.2.3 均一温度、盐度和密度之间的相互关系

由流体包裹体均一温度与盐度关系图(图8a)可以看出，流体的均一温度和盐度的变化范围均较大，主要集中在170～220 ℃的中低温。桃源矿床流体包裹体的均一温度与盐度呈一定的负相关关系。从横向上可以反映温度不变情况下流体盐度的变化过程，说明在成矿作用过程中原始流体与其他来源的流体发生了等温混合作用；从纵向上可以反映盐度不变情况下温度发生变化的过程和原始流体发生了自然冷却的过程。

从成矿流体包裹体的密度与均一温度相关性图解(图8b)可知，桃源矿床流体包裹体的密度与均一温度成明显的负相性，即包裹体的均一温度越低其流体的密度越大。

图5 桃源铀矿床铀矿石背散射照片Fig.5 Backscattering photos of uranium ore in Taoyuan uranium deposita.沥青铀矿和铀石共生组合；b.钛铀矿、金红石和绿泥石共生组合；c.沥青铀矿和微晶石英共生组合；d.铀石表面裂纹；Ura.沥青铀矿；Cof.铀石；Bt.钛铀矿；SiO2.微晶石英；Chl.绿泥石；Rt.金红石

流体包裹体密度与盐度关系图(图8c)显示，桃源矿床流体包裹体的密度与盐度呈正相关性。

成矿流体从深部向浅部运移的过程中，萃取了部分围岩的物质成分，同时温度、压力也会降低，成矿流体密度在一定程度上增大，从而改变成矿流体的物理化学性质，在合适的物理化学条件下沉淀成矿。

3.3 成矿压力和深度

流体包裹体的温度、成分、压力等研究可以反映其形成时的物理化学环境，其中包裹体的均一温度和流体捕获时的压力是两个重要的热力学参数(卢焕章等，2004)。成矿深度是矿床成因以及成矿作用过程研究的重要内容，目前国内外主要是根据矿物包裹体的压力和平均静岩压力梯度进行换算，最终得出成矿深度(张德会等，2011；张树明等，2012)。流体包裹体地质压力计算研究成矿深度的原理是假定成矿流体包裹体形成时的压力仅来自上覆岩石重力(即静流体压力模型)，通过测试成矿期流体包裹体的相关参数，进而得出流体的静压力。因为压力与深度呈线性关系，所以根据压力数据可以直接用重力/密度方法推算出成矿流体包裹体形成的深度，即成矿(矿化)深度(张德会等，2011；张树明等，2012)。通过相关公式计算来看，桃源矿床成矿流体盐度w(NaCleqv)为6.24%～14.51%，均值为11.52 %，属中低盐度，适用于流体压力-深度公式(邵洁涟等，1986)：

(1)T0=374+920×N

(2)P0=219+2 620×N

(3)H0=P0×1 300×105

(4)P1=P0×T1/T0

(5)H1=P1×1/300×105

式中，T0为初始温度(℃)，N为成矿溶液的盐度(%)，P0为初始压力(105Pa)，H0为初始深度(km)，P1为成矿压力(105Pa)，T1为矿区实测成矿温度(℃)，H1为成矿深度(km)，计算求得成矿深度为0.79～1.53 km，平均值为1.14 km，属于中等深度成矿环境。