苗儿山中段向阳坪铀矿床绿泥石特征及其成岩成矿意义

谭 双，陈 琪，万建军，高 翔，吴昆明，欧阳平宁，张 涛

(1. 东华理工大学 核资源与环境国家重点实验室， 江西 南昌 330013； 2. 核工业二三〇研究所， 湖南 长沙 410007； 3. 湖南省伴生放射性矿产资源评价与综合利用工程技术研究中心， 湖南 长沙 410007)

绿泥石作为热液矿床中典型的蚀变矿物，在诸多矿床中广泛发育，其矿物学方面的研究对热液矿床的低温热液蚀变机制、热液成矿环境变化等研究具有重要意义(Deeretal.， 1962； Cathelineau and Nieva， 1985； Bryndzia and Scott， 1987； Cathelineau， 1988； Bevinsetal., 1991； De Caritatetal., 1993； 张展适等， 2007； 夏菲等， 2016； 谭双等， 2017)。不少学者对与绿泥石密切相关的各类成矿热液系统进行了研究， 概括出不同类型绿泥石的化学组成和结构构造性质， 并探索出能够间接指示其形成温压条件的方程及计算模型(Cathelineau and Nieva， 1985； Bryndzia and Scott， 1987； Cathelineau， 1988； Bevinsetal., 1991； Battaglia， 1999； Grigsby， 2001； Tóthetal., 2007； Gouldetal., 2010)。Rausll-Colom等(1991)、Nieto(1997)与Battaglia(1999)等对前人总结的绿泥石温度计算公式进行更新和补充， 新的算法逐步得到学术界认可， 并广泛运用至许多热液矿床的成矿温度计算。

苗儿山地区是我国南方重要的铀成矿区， 向阳坪矿床是2006年以来在苗儿山地区开展勘查工作新发现的矿床。前人对该区控矿构造、矿床地球化学、矿床成因及年代学等方面开展了大量的研究工作(黄宏业等， 2008； 李妩巍等， 2010， 2011； 石少华等， 2011； 陈琪等， 2013， 2020， 2021； 吴昆明等， 2016； 谭双等， 2021)， 并取得了一系列的成果。广泛发育的各类围岩蚀变是花岗岩型热液铀矿床最为显著的特征之一， 碱交代、赤铁矿化、硅化、黏土化等不同蚀变类型为热液铀矿床铀元素迁移、活化、富集、沉淀等成矿过程中的关键环节提供了必要条件(杜乐天， 1986； 章邦桐等， 1990； Cuneyetal.， 2012； 钟福军等， 2017； 吴德海， 2020)。前人对向阳坪铀矿床围岩蚀变陆续开展了蚀变类型划分、蚀变分带等方面的研究， 取得了蚀变空间分布规律、蚀变矿物共生组合等方面的认识(李妩巍等， 2010； 陈琪等， 2013； 吴昆明等， 2016)。除此之外， 热液蚀变作用常常伴随着铀矿化的产生， 并影响着热液矿床中成矿元素的活化、迁移、富集和沉淀， 蚀变过程中更为关键的各元素迁移规律、蚀变与矿化时空耦合关系、各阶段物理化学条件、蚀变矿物学特征等水岩反应机理、热液铀成矿精细成矿过程的信息， 制约着华南热液型铀矿的矿床成因以及下一步的铀矿找矿工作。绿泥石化蚀变现象在向阳坪铀矿床中广泛发育， 是该矿床与铀成矿密切相关的重要蚀变类型之一， 同时也是该矿床的找矿标志。绿泥石化主要形成于富Fe-Mg、弱碱性的中低温热液环境， 酸性火成岩中黑云母和斜长石容易被绿泥石交代， 其形成过程中局部的氧化-还原环境可为铀元素沉淀提供条件。可见， 绿泥石化对向阳坪矿床的铀矿勘查工作， 特别是铀-绿泥石型铀矿化的下一步找矿方向十分关键， 但相关的绿泥石研究工作尚未开展。因此， 本矿床亟需开展绿泥石精细矿物学及成分特征的研究， 以宏观结合微观的角度进一步细化何种类型的绿泥石能够作为找矿标志， 剖析绿泥石与铀矿化关系， 为铀矿床成因和铀矿找矿工作提供理论和数据支撑。本次研究采集了向阳坪铀矿床中各类型代表性绿泥石样品， 开展了绿泥石岩相学观察和电子探针分析， 以揭示向阳坪矿床绿泥石形成时的物理化学条件， 并讨论了其与铀成矿之间的关系。

1 矿床地质特征

向阳坪矿床是苗儿山铀矿田近年最新发现的铀矿床， 大地构造位置属江南地块南缘， 处于岩石圈具多层叠置式结构的桂北幔凹区， 北东向的安化-城步深断裂带、新-资深成韧性剪切带与北西向的新宁-蓝山深断裂带交汇夹持区， 苗儿山-越城岭花岗岩穹隆构造区。该区经历了自元古代以来复杂的地质构造与成矿作用演化， 为热液型铀、多金属及非金属矿集区， 研究区内断裂构造发育， 一系列的北北东向构造控制了区内铀矿化的发育， 如图1a所示(欧阳平宁等， 2012； 王正庆， 2018)。地层出露主要为新元古界、古生界变沉积岩系和白垩系红色砂砾岩。矿床周围出露香草坪和豆乍山两种岩体， 锆石SHRIMP U-Pb法测定其成岩年龄均为印支期， 分别为211± 2 Ma和228± 11 Ma(谢晓华等， 2008； 李妩巍等， 2010)。

研究区内构造为F1～F13等一系列北北东向控矿构造， 其中， F7～F10断裂带控制了向阳坪矿床的产出(图1)。野外宏观蚀变分带和蚀变矿物学研究显示， 向阳坪矿床铀矿体多以透镜状和雁列式产出， 矿化蚀变较为广泛， 与铀矿化密切相关的蚀变主要是绿泥石化、黄铁矿化、赤铁矿化以及硅化。向阳坪铀矿床内的绿泥石化分布广泛， 主要由长石和黑云母蚀变而来， 常充填于岩石裂隙间， 绿泥石化与赤铁矿化两种蚀变叠加时铀矿化较好， 成矿期绿泥石常与铀矿物共生。本次取样钻孔分布于矿床内F8号带， 在弱蚀变、中等蚀变到强蚀变带中进行了系统的取样工作， 代表了向阳坪矿床绿泥石化的特征。

图1 苗儿山大地构造位置图(a)、苗儿山岩体(b)及中段铀成矿区(c)地质简图(据谭双等， 2021)

2 测试方法

对样品进行了岩相学观察和电子探针分析， 测试工作均在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成。仪器分别为FEI-Nova NanoSEM40型电镜和JXA-8230型电子探针。电子探针工作电压和电流分别为15.0 kV和2.0×10-8A， 束斑为1 μm。根据EPMA数据开展的绿泥石结构式计算， 其标准为28个氧原子， Fe3+值计算参考郑巧荣(1983)， 即通过正电价总和与负电价总和平衡原理。考虑到绿泥石本身属于蚀变矿物， 电子探针检测限较高， 故采用钠、钾、钙氧化物含量总和是否大于0.5以判别绿泥石测点是否有效， 本文所列数据已去除不符合要求的点。

3 绿泥石岩相学特征

通过系统的钻孔岩心编录和宏观手标本观察， 可以发现本矿床中绿泥石化现象广泛发育， 其与铀矿化的空间分布关系主要有以下两种： ① 绿泥石分布在发育赤铁矿化、钾长石化的碎裂岩型矿体的上下盘(图2a、2b)； ② 绿泥石化矿石较为松散， 绿泥石与沥青铀矿等铀矿物密切共生(图2c、2d)。结合光学显微镜的详细观察， 可将其归纳为黑云母蚀变型(Ⅰ型)、裂隙充填型(Ⅱ型)、铀矿物相关型(Ⅲ型)和黏土矿物吸附铁镁转变型(Ⅳ型)。其中， Ⅰ型绿泥石显微镜下呈半自形-他形次棱角状、叶片状， 整体呈黑云母形态， 判断由矿前期热液交代黑云母蚀变而成， 矿物缝隙及颗粒间产出钍石、赤铁矿、磷灰石等矿物(图3a、3d)； Ⅱ型绿泥石多以脉状形式充填于造岩矿物颗粒间， 伴随有局部还原环境沉淀出的少量铀矿物和其他金属矿物(图3b、3e)； Ⅲ型绿泥石与铀矿物关系密切， 由含矿热液蚀变黑云母而形成， 但与Ⅰ型绿泥石有所区别， Ⅲ型绿泥石多为他形， 矿物自形程度较差、粒径较小， 形状多为不规则状， 周边多分布沥青铀矿、硅钙铀矿等铀矿物(图3f)， 而根据矿物结构和绿泥石-铀矿物共生组合关系可以判断， Ⅱ型和Ⅲ型绿泥石均为主成矿期热液流体作用的产物； Ⅳ型绿泥石整体呈云雾状， 晶形较差， 多色性较弱， 由黏土矿物与含矿热液共同作用后吸附其中的铁镁质，生成绿泥石， 常与赤铁矿、磁铁矿和铀矿物伴生， 亦形成于成矿期(图3c)。

图2 向阳坪铀矿床绿泥石化岩心照片

图3 向阳坪铀矿床各类型绿泥石岩相学特征

4 绿泥石化学成分特征

对4种不同类型绿泥石开展电子探针原位微区分析， 结果见表1。Ⅰ类绿泥石SiO2含量最高， 均值为25.95%， Ⅲ类绿泥石最低， 均值为23.58%； Al2O3含量差别不大， 4类绿泥石均值变化范围为20.67%～20.89%； FeO和MgO含量区别较大， Ⅰ类绿泥石FeO、MgO分别为31.52%、5.89%， Ⅱ类为32.82%、5.67%， Ⅲ类为34.50%、6.01%， Ⅳ类为31.98%、5.65%。其中， 硅铝含量变化范围较小， 铁镁的质量分数变化相对较大， 指示研究区绿泥石矿物存在较为普遍的铁镁相互置换作用。

表2为绿泥石测试数据以28个氧原子为基准计算的阳离子数和特征值。基于计算所得离子数， 进一步根据Deer 等(1962)提出的铁-硅划分原则(图4)对所有绿泥石具体判断， 结果表明， 向阳坪铀矿床主体为铁镁绿泥石， 部分为蠕绿泥石， 含少量密绿泥石， 但都属于富铁绿泥石大类。其中， Ⅰ型绿泥石主要为铁镁绿泥石和蠕绿泥石，Ⅱ型绿泥石主要为铁镁绿泥石，Ⅲ型绿泥石为铁镁绿泥石，Ⅳ型主要为铁镁绿泥石， 少量为密绿泥石。Inoue(1995)指出， 上述富铁绿泥石大类， 通常多形成于相对酸性的还原环境， 并与热液沸腾作用关系密切， 说明向阳坪铀矿床中相对酸性的还原环境更有利于铀的沉淀富集。

表1 向阳坪铀矿床中不同类型绿泥石的化学组成 wB/%

表2 向阳坪铀矿床不同类型绿泥石阳离子数和特征值

图4 向阳坪铀矿床中不同类型绿泥石硅铁分类图解(据Deer et al.， 1962)

5 讨论

5.1 绿泥石的原岩类型判别

Laird(1988)利用绿泥石的镁、铝、铁离子数之间的关系， 判别绿泥石与其母岩的关系， 具体表现为Al/(Al+Mg+Fe)>0.35， 原岩为泥质岩， 反之， 则原岩为铁镁质岩石。向阳坪铀矿床各类型绿泥石Al/(Al+Mg+Fe)值介于0.39～0.44之间， 平均为0.41， 均大于0.35， 且Mg/(Fe+Mg)与Al/(Al+Mg+Fe)具较弱的负相关性(图5a)， 指示向阳坪铀矿床不同成因和产状的绿泥石都来源于泥质岩。此外， 前人研究认为， 基性岩中绿泥石Mg/(Fe+Mg)一般要高于相对含铁的基底地层， 可用于指示绿泥石母岩的基性岩浆岩成因和富铁沉积岩成因(Zang and Fyfe， 1995； 张展适等， 2007； 夏菲等， 2016； 谭双等， 2017)。向阳坪铀矿床绿泥石Mg/(Fe+Mg)变化范围为0.16～0.28， 均值为0.24， 相对较低， 更接近于古老基底地层， 说明向阳坪铀矿床绿泥石化花岗岩源于沉积岩母岩， 这与谢晓华等(2008)、王正庆(2018)认为区内赋矿豆乍山岩体、香草坪岩体由华夏板块元古代基底泥质岩经部分熔融形成的观点相一致。

5.2 绿泥石各离子数的特征参数

Xie等(1997)认为， 如果绿泥石离子互换关系是典型的钙镁闪石型， 则 AlⅣ与AlⅥ更趋于1∶1(相关系数=0.95)。向阳坪铀矿床绿泥石的AlⅣ变化范围为1.66～2.74， 均值2.39， AlⅥ变化范围为2.87～3.58， 均值3.13。数据整体表现为AlⅣ

不仅如此， Xie等(1997)研究还显示， 绿泥石阳离子与镁之间是否具有较好的线性关系， 能够指示流体对原岩的热液蚀变改造。向阳坪铀矿床中绿泥石Si-Mg-Fe-AlⅤ四元协变图解(图5c～5f)表明， Mg-Fe和Mg-AlⅥ呈现明显的负相关性， 线性关系良好， Mg-Si线性关系显示出弱负相关性， Mg-AlⅣ线性关系不明显， 指示向阳坪铀矿床中的绿泥石可能经历了多期次流体作用。同时也说明， 研究区绿泥石八面体位置上以Fe置换Mg为主， 可能产于含铁高的背景中， 与前文提及的富铁绿泥石相符。

在AlⅣ-Fe-Mg协变关系图解中(图5g、5h)，AlⅣ与Fe/(Fe+Mg)之间表现为较弱的正相关关系， 而AlⅣ与Mg/(Fe+Mg)之间表现为相反的负相关关系， 反映在AlⅣ对Si互换的同时， 还伴随着八面体上铁对镁的互换。而此过程导致的绿泥石结构变化， 将会引起更加强烈的AlⅣ-Si替换作用， 绿泥石化蚀变也随之强烈。

图5 向阳坪铀矿床绿泥石中主要阳离子间的相关关系图

5.3 绿泥石形成的物理化学条件

不少学者曾针对绿泥石形成时的物理化学条件及其成分之间的关系进行探索， 本文根据经验公式d001=14.339-0.115AlⅣ-0.020 1Fe2+计算面网间距d001值， 并在此基础上， 利用t=(14.379-d001)/0.001计算绿泥石温度(℃)(表2)(Bryndzia and Scott， 1987； Rausell-Colom， 1991； Nieto， 1997； Battaglia， 1999)。向阳坪铀矿床Ⅰ类绿泥石温度变化范围为190～244℃， 平均值为226℃；Ⅱ类温度稍高， 变化范围为216～247℃， 平均值为238℃； Ⅲ类温度最高， 变化范围为240～265℃， 平均值为257℃； Ⅳ类温度变化范围为212～243℃， 平均值为236℃。以上数据指示4类绿泥石均为中低温热液蚀变作用的产物(图6)， 与铀矿物关系密切的Ⅲ型绿泥石的形成温度最高(均值257℃)， 但也仍处于中低温范围， 间接表明本矿床热液铀成矿条件也为中低温环境， 与石少华等(2011)和王正庆(2018)对区内成矿阶段石英中流体包裹体测温结果一致， 而铀成矿作用可能对Ⅲ型绿泥石成分产生了一定的影响。此外， 向阳坪铀矿床中绿泥石主要为铁镁绿泥石， 相对富铁， 反映出相对还原的成矿条件， 而绿泥石广泛出现AlⅣ-Si、Fe-Mg互换， 进一步指示成矿流体中Fe、Mg、Al元素含量较高。

图6 向阳坪铀矿床绿泥石温度柱状图

5.4 绿泥石形成机制及其与铀成矿的关系

绿泥石化现象在热液蚀变带中广泛发育， 被认为是华南地区热液铀成矿的关键识别标志之一。根据前文所述向阳坪绿泥石化型铀矿石中， 绿泥石与铀矿物的共生组合关系以及岩相学结构构造特征， 可以判断Ⅰ型绿泥石为矿前期热液流体对黑云母进行交代蚀变的产物， Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ型3类绿泥石均为矿床主成矿期热液流体发生充填、蚀变交代、黏土矿物吸附等作用的产物，与沥青铀矿、铀钍石等铀矿物关系密切。前人研究将绿泥石成因总体概括为溶蚀-结晶和溶蚀-迁移-结晶两种(Laird， 1988； Zang and Fyfe， 1995； Bevinsetal.， 1991； 张展适等， 2007； 吴德海等， 2018)。溶蚀-结晶通常发生于成矿作用之前， 分布在矿体的上下盘， 如Ⅰ型绿泥石(图2a、2b)，具体表现为绿泥石交代各类长石、黑云母等花岗岩主要造岩矿物， 蚀变交代记录明显(图3a)。溶蚀-迁移-结晶则多发生于成矿期阶段， 此种绿泥石与铀矿物密切共生(图2c、2d)， 呈细脉状沿各矿物裂隙生长(图2e、2f、3b)， 如Ⅱ型、Ⅲ型和Ⅳ型绿泥石。绿泥石化与铀成矿的关系主要表现在以下几个方面：

(1) 改变赋矿岩体物理化学性质。Ⅰ型绿泥石化形成过程中， 由于热液流体与岩石相互作用， 改变了赋矿岩体的物理化学性质， 使豆乍山和香草坪岩体花岗岩变得松散， 孔隙度和渗透率都有所增加(图2c、2d)， 这为后续成矿期含矿热液提供了运移通道和有利沉积成矿的环境(章邦桐， 1994； 张展适等， 2007； Wuetal.， 2019)。

(2) 指示铀成矿环境。Ⅱ型、Ⅲ型和Ⅳ型绿泥石与铀矿物紧密共生， 形成条件与铀成矿相似， 含铀流体在还原环境下， 其体系平衡易遭受破坏， 引起铀与对应的阴离子解离， 从而以四价铀的形式沉淀， 并被绿泥石等黏土矿物吸附。同时， 绿泥石形成温度也可间接指示流体温度， 说明华南花岗岩型铀矿化普遍发育中低温热液蚀变(章邦桐， 1994； 胡瑞忠等， 2007； 石少华等， 2011； 王正庆， 2018)。

(3) 改变铀在岩石中的赋存状态。含铀流体沿豆乍山、香草坪岩体内的各类裂隙活动， 热液对云母、长石等硅酸盐矿物作用， 形成围岩蚀变， 生成绿泥石。在此过程中， 热液作用也对不易活动的四价铀进行氧化， 形成更易迁移的六价铀， 为后续铀矿化确保了物质基础。

6 结论

(1) 向阳坪铀矿床中绿泥石可区分为黑云母蚀变型(Ⅰ型)、裂隙充填型(Ⅱ型)、铀矿物相关型(Ⅲ型)和黏土矿物吸附铁镁质转变型(Ⅳ型)等4种。其中， Ⅰ型绿泥石为矿前期形成， 与铀成矿相关性稍弱， Ⅱ型、Ⅲ型和Ⅳ型绿泥石为主成矿期热液流体的产物， 与铀矿化密切相关， 而Ⅲ型绿泥石可作为该地区铀成矿作用指示性矿物标志之一。

(2) 向阳坪铀矿床中绿泥石以铁镁绿泥石为主， 部分为蠕绿泥石， 少数为密绿泥石， 均属于富铁绿泥石。

(3) 向阳坪铀矿床绿泥石温度变化范围为190～265℃， 指示其为中低温热液蚀变作用的产物。

(4) 绿泥石化为铀成矿提供了所需的还原环境， 使活化铀元素沉淀形成沥青铀矿等铀矿物。