下庄花岗岩型铀矿与深部流体成矿作用初探

[摘要]广东省下庄铀矿田产于贵东复式花岗岩体内，富含铀元素的花岗岩在燕山晚期伸展构造背景下，被富含地幔源的流体萃取并且在合适部位沉淀成矿。通过分析贵东花岗岩、辉绿岩的成因、铀矿化的成矿时代、地幔源流体的性质，探讨矿化剂物质来源等方面，论证下庄铀矿田与深部流体成矿作用的关系。

[关键词]下庄铀矿田 辉绿岩脉 矿化剂 深部成矿流体成矿作用

[中图分类号] P57 [文献码] B [文章编号] 1000-405X（2014）-3-66-2

0前言

下庄铀矿位于广东北部贵东复式岩体的东部，是我国第一颗原子弹提供原料的著名铀矿床。下庄铀矿化在空间上往往同与岩体交切的基性岩脉密切相关。本文通过收集下庄铀矿田中典型铀矿床（仙石铀矿床）及仙人障辉绿岩脉的资料进行研究，探讨铀矿形成过程中存在的地幔流体成矿作用。

1贵东花岗岩的成因与铀矿化

贵东复式岩体是由多个岩体等组成的印支-燕山期复式岩体（徐夕生，2003），出露面积达1500km2。与该岩体接触的地层包括寒武系（北侧）和泥盆-石炭系（南侧）。岩体内NWW、NNE和NEE向基性岩脉十分发育。以笋洞岩体为例，单颗粒锆石U-Pb测年表明它形成于（189.1±0.7）Ma，相当于早侏罗世，花岗岩具有以下地球化学特征：SiO2和碱含量较高，铝饱和指数（A/CNK）相对较高（1.08～1.20），属于亚碱性过铝质岩类。岩石的Ba和Sr含量低，属于低Ba-Sr花岗岩。全岩的δ18O值（10.2‰～12.7‰）和（87Sr/86Sr）i值（0.72949～0.74923）相对较高，εNd（t）值相对较低（-11.4～-9.3），属于壳源花岗岩，这些表明花岗岩是以泥质成分为主的古-中元古代变质沉积岩低程度部分熔融方式形成的，在此过程中，铀得到富集。这种富铀的花岗岩在随后的热液事件中，铀被活化进入热液。

2辉绿岩的成因与铀矿化

如上所述，在贵东复式花岗岩体东部的下庄矿田范围内，基性岩脉分布广泛，与铀矿化的关系十分密切，基性岩脉多成组、成群、多方向产出，主要包括NWW组、NNE组和NEE组。在时间上，NWW向辉绿岩和闪斜煌斑岩形成最早，NNE向辉绿玢岩形成最晚。NWW向基性岩脉在矿田内最为发育，从北往南有五组，约呈4km等间距产出。鲁溪-仙人障辉绿岩是其中一组。

辉绿岩脉宽可从几厘米变化至几十厘米不等，与花岗岩之间的突变接触关系清楚，辉绿岩的蚀变作用较强，主要是纤闪石化、硅化、碳酸盐化、绿帘石化等，在NWW向基性岩脉中鲁溪-仙人障辉绿岩规模最大，分支、复合、尖灭、膨胀等现象明显，最大宽度可达200m，长达15km以上，形成年龄101Ma（王学成，1989）。

辉绿岩属于拉班玄武岩系列，辉绿岩的K2O/TiO2比值（0.18～0.53）明显低于1，属于大陆拉班玄武岩，与邻区（湘东北和赣西北）造山带基性岩脉的拉班玄武岩相似（谢桂青，2002）。辉绿岩的微量元素富集大离子元素，相对亏损高场强元素（见图2），稀土元素和高场强元素特征表明鲁溪-仙人障辉绿岩形成于板内环境（汪云亮等，2001），很少受到地壳物质的混染。

据毛景文等（2005）研究，下庄辉绿岩原始岩浆的铅同位素具有富集地幔（即EMⅡ）端员特征，与上述微量元素研究所得出的结论是一致的。辉绿岩的（87Sr/86Sr）i值（0.70508～0.70641）和εNd（t）值明显不同于当时的亏损地幔的值（分别为0.70255和9.8），说明其地幔源区相对富集。

毛景文等（2005）对辉绿岩的研究指出，辉绿岩的地幔源区受俯冲太平洋板块及其沉积物脱水所分泌的流体交代作用的影响而发生富集。舒良树等（2002）认为，华南地区晚中生代大量的基性岩脉、呈线状排列的断陷盆地以及其中玄武岩的存在，是由该区的构造体经历了从“挤压-岩石圈增厚”向“拉张-岩石圈减薄”的转换过程。赵振华等（1997）认为转换发生的时间始于燕山早期，燕山晚期随着地壳伸展和岩石圈的持续和加强，幔源基性岩浆上侵形成基性岩脉。多幕此的伸展和构造活动，使来自富集地幔的流体也沿着构造上升，萃取地壳基地及花岗岩中的铀，最后在急性岩脉以及与花岗岩接触带铀元素沉淀成矿。

3地幔流体成矿作用

在下庄铀矿田中，与基性岩脉有关的铀矿床占有很重要的地位。在这些矿床中，基性岩脉不仅控制着矿床的定位，而且也控制着具体的矿体，使许多矿体严格限制在基性岩脉内部或其边缘。王学成等（1989）对下庄铀矿田中基性岩脉与铀矿化的研究，认为基性岩脉中高的Fe2+含量有利于成矿流体中U6+还原形成沥青铀矿沉淀以及基性岩浆活动提供了大量的矿化剂（富CO2的流体），从而有利于成矿流体的形成。

仙石大型铀矿床位于贵东复式岩体东部，含矿岩石为上述鲁溪-仙人障组辉绿岩和燕山早期笋洞岩体，矿体主要赋存于NWW向辉绿岩脉与NNE向硅化带相交部位。一般情况下，辉绿岩的厚度即为矿体长度，矿体穿过辉绿岩脉，矿体随之尖灭。矿脉中金属矿物以沥青铀矿和胶状、粒状黄铁矿为主，含少量方铅矿、黄铜矿和辉铜矿。沥青铀矿形态复杂（脉状、葡萄状、鲕状和角砾状等），常沿辉绿岩角砾边缘生长，或与方解石、萤石、黄铁矿和微晶石英共生。脉石矿物为方解石、萤石和微晶石英。根据矿物共生组合特征，可划分出三种主要矿化类型：沥青铀矿-方解石型、沥青铀矿-萤石型、沥青铀矿-黄铁矿-红色微晶石英型。

下庄铀矿田中的矿床主要存在两期铀矿化，早期沥青铀矿呈角砾状，零星分布于方解石脉中，成矿温度相对较高，最近在下庄铀矿田竹山下铀矿体的研究表明，出现晶质铀矿、白钨矿和电气石高温矿物组合，其中电气石的爆裂温度可达450℃（胡宝群等，2001），晚期沥青铀矿呈细脉状产出，成矿温度主要介于250～150℃之间（王学成等，1986）。矿化蚀变作用强烈，花岗岩中的蚀变类型主要有钾长石化、钠长石化、硅化和绿泥石化，辉绿岩中的蚀变类型有硅化、赤铁矿化和绿帘石化，其中以赤铁矿化、绿泥石化与铀矿化关系最为密切。

3.1矿化时代

徐达忠（1999）、胡宝群（2001）等研究表明，下庄铀矿田的矿床存在两期铀矿化，沥青铀矿封闭温度较高。通过对早晚两期矿化的沥青铀矿U-Pb定年结果表明，早期角砾状铀矿化的形成时间为125～166.4Ma，晚期的脉状沥青铀矿形成时间为（81.2±7.7）Ma，这与成矿期黄铁矿Rb-Sr同位素等时线年龄（82.5±1.3）Ma得到佐证。晚期铀矿化是主要成矿期，形成于早白垩纪晚期，稍晚于鲁溪-仙人障辉绿岩的形成时间（101Ma），与鲁溪花岗岩的形成时间（189Ma）相差很大。

3.2成矿流体性质

根据石英流体包裹体直接测定的仙石铀矿床成矿流体的成矿期的δDH2O值为-65～-34‰，成矿后期δDH2O值为-54‰；通过石英和方解石氧同位素组成计算获得的成矿流体的 δ18DH2O值：成矿前期、主成矿期和成矿后期的δ18DH2O分别为4.5‰～5.2‰、1.4‰～6.6‰、-5.3‰～0.5‰。矿区新鲜和未蚀变辉绿岩的δ18O值7.3‰～8.0‰，蚀变辉绿岩的δ18O值8.6‰～9.1‰。蚀变岩石的δ18O值明显升高，表明成矿流体应由富18O（≥1‰）的水组成。毛景文等（2002）研究认为，仙石铀矿床成矿流体δDH2O值可低达-65‰，这种富18O成矿流体不可能由大气降水通过深部循环而演化形成。因此成矿前期和成矿期富18O成矿流体最可能由岩浆水演化形成。一种猜测是富18O成矿流体最可能是沿伸展构造上升的地幔流体及从基性岩浆分异出来的少量流体。成矿后期的流体的δ18DH2O值（-5.3‰～0.6‰）明显降低，反映成矿后期由于大气降水量加入，使流体演化为大气降水占主导地位。

黄铁矿的（87Sr/86Sr）i值0.72258，介于含矿辉绿岩的（87Sr/86Sr）i值（0.70518～0.70656）和赋矿笋洞花岗岩的（87Sr/86Sr）i值（0.71959～0.78374）之间，但明显偏向后者。这表明成矿流体中的Sr以地球来源为主，他们是在成矿流体向上运移过程中萃取了了笋洞花岗岩或基底变质岩中的放射成因Sr。毛景文等（2002）对黄铁矿中的He和Ar同位素研究指出，成矿流体中He和Ar很可能来自富集地幔和地壳两部分向混合的产物。

3.3矿化剂的CO2来源

仙石铀矿床成矿流体包裹体的盐度高，一般为18～20wt%，并常见NaCl、KCl等子矿物，气相成分以CO2为主（陈安福，1986），暗示成矿流体来源于地幔流体的。

成矿流体中的矿化剂∑CO2由成矿时间发生的伸展构造及其伴生的机型岩浆活动从地幔去气作用产生的，这可从以下证据体现：

（1）基性岩脉来源于具EMⅡ特征的富集地幔源区。这种富集地幔很可能是有长期亏损的地幔源区受到基性岩脉形成之前不久富∑CO2的地幔流体的交代作用形成（曹荣龙等，1990），由这种富集地幔源区部分熔融和分离结晶所形成的基性岩墙一般富含∑CO2。在下庄地区的基性岩脉中，有时可见到由碳酸盐矿物组成的眼球体（王学成等，1989），这是其富集∑CO2的一个有力证据。这些富∑CO2的基性岩浆在上升侵位的降温、降压过程中发生的地幔去气作用可以为成矿流体提供丰富的幔源∑CO2。

（2）仙石铀矿床中方解石的δ13C值相当稳定，为-8.5‰～-3.1‰（平均为-6.2‰），与目前地幔来源岩石的δ13C值为（-5±2）‰相吻合，表明仙石铀矿床中成矿的碳同位素组成与岩浆或地幔CO2的碳同位素组成基本一致，成矿热液中的碳同位素主要来源于地幔（胡瑞忠等，2004）。

（3）仙石铀矿化形成时期（125～166.4Ma和81Ma）正是华南地壳强烈伸展时期（李献华等，1997），借助于由伸展引起的贯通地幔的深断裂构造，可以使富含CO2和H2O的地幔流体上升进入地壳，参与成矿流体的组成。

（4）碳酸铀酰络离子是铀成矿流体中一种最稳定和最主要的搬运型式（陈培荣等，1991），仙石铀矿床中方解石为主要脉石矿物也证实，成矿流体中铀主要以碳酸铀酰络离子形式搬运。因此，这种源于深部的富∑CO2的流体在富铀岩石中流动是，易于是其中的铀活化转移进入流体，提高流体对铀的携带能力，从而非常有利于含铀成矿流体的形成。

4结论

贵东印支-燕山期复式岩体是在挤压（印支期）―拉张（燕山期）构造背景下形成的。燕山晚期随着地壳伸展和岩石圈减薄的继续和加强，幔源基性岩浆上侵和富含矿化剂的地幔流体进入地壳，萃取地壳中基底岩石或花岗岩的铀，最终在合适构造部位形成铀矿床。

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