江西相山沙洲铀矿床He、Ar同位素特征及其地质意义

严冰 ,严寒 ,魏文风,曹阳 ,李健

1) 成都理工大学,成都,610059； 2)核工业西藏地质调查院,成都,610081； 3) 有色金属华东地质勘查局,南京,210007

内容提要:江西相山沙洲铀矿床位于中国华南赣杭铀成矿带南西段、华南中生代陆相火山岩带西缘。本次工作系统采集了矿区内成矿期黄铁矿、方解石,开展了稳定同位素和稀有气体同位素研究。研究表明方解石的δ13CV-PDB和δ18OV-SMOW值分别为-3.2‰～-7.4‰,8.5‰～15.2‰,成矿流体中的碳主要源自地幔；黄铁矿样品流体包裹体的n(40Ar)/n(36Ar)值为303～326,n(3He)/n(4He)值为0.193～2.946 Ra；成矿流体的He—Ar同位素组成是地壳流体[n(3He)/n(4He)值较低,n(40Ar)/n(36Ar)值与大气近似]和地幔流体[高n(3He)/n(4He)和n(40Ar)/n(36Ar)值]两端元的不同比例混合产物。

早在20世纪60年代,稀有气体元素由于其具有的含量低、化学性质稳定和同位素分馏效应等特点(刘英俊等,1984),就已成为研究各类地质作用、地球化学过程的良好工具,广泛应用于现代地质流体源区示踪及水—岩反应过程的研究(Kennedy et al.,2006)。自Simmons等(1987)首次通过研究秘鲁热液矿床流体包裹体中的氦同位素组成以来,稀有气体同位素在示踪成矿流体来源、推演成矿过程与壳幔演化机制方面的研究引起了海内外诸多矿床研究人员的重视。其中最为常用的是He和Ar同位素。尤其是He,其n(3He)/n(4He)值在大气、地壳、上地幔和下地幔中的平均值分别为1.4×10-6,2×10-8,1.2×10-5,5×10-5,地壳中的n(3He)/n(4He)值与典型地幔流体中的n(3He)/n(4He)值相差3个数量级,这就使得矿石矿物流体包裹体中封存的n(3He)/n(4He)值可灵敏显示地幔流体成分的存在。这种典型的壳幔差异性及灵敏识别度使得稀有气体同位素已经逐渐成为流体示踪地幔流体成分最为重要的示踪剂之一,在研究成矿背景,揭示矿床成因等方面被广泛应用(胡瑞忠等,1997,1998,1999；Stuart et al.,1995；Turner et al.,1992a；Burnard et al.,1999；毛景文等,1997, 2001；张连昌等,2002；申萍等,2004；翟伟等,2006)。

图1 乐安县相山铀矿田地质简图Fig. 1 Geological sketch map of the Xiangshan uranium orefield, Le’an county K—白垩系红色砂砾岩；J3e—上侏罗统鹅湖岭组碎斑熔岩；J3d—上侏罗统打鼓顶组流纹英安岩、砂砾岩； T3a—上三叠统安源组砂砾岩、砂岩；Z—震旦系变质岩；πγ—潜花岗斑岩；γ3—加里东期花岗岩 K—Cretaceous red sandy conglomerate; J3e—Late Jurassic porphyroclastic lava; J3d—Late Jurassic rhyolitic volcanics, sandstone, conglomerate; T3a—Late Teriassic sandstone, conglomerate; 7—Sinian metamorphic rocks; πγ— sub-granite-porphyrys; γ3— Caledonian granite

近年来,随着对华南地区中生代大规模成矿作用与岩石圈多阶段伸展研究,及华南白垩纪—古近纪地壳拉张与铀成矿关系研究的不断深入,对华南地区诸多铀矿床,采用稀有气体同位素示踪流体中幔源组分的研究也取得了重要进展,如对广东仁化长江铀矿田302铀矿床(张国全,2008)、粤北下庄铀矿田(商朋强, 2007)、邹家山铀矿床(Hu Ruizhong et al.,2009)的研究均表明：在华南地区铀成矿过程中,存在大量幔源稀有气体。鉴于此,本次工作研究了相山矿田沙洲铀矿床硫化物流体包裹体中的稀有气体同位素组成,结合方解石碳同位素特征,探讨该矿床成矿流体中稀有气体组分及矿化剂CO2来源,为正确揭示区域上大规模铀成矿活动与华南岩石圈伸展间直接联系提供新的佐证。

1 地质概况

沙洲铀矿床位于江西省抚州市乐安县相山火山盆地相山铀矿田北部,大地构造位置属于华南中生代陆相火山岩带西缘,赣杭构造火山岩铀成矿带西南段,是相山铀矿田中具有代表性的大型铀矿床之一。相山火山盆地为一个以酸性岩浆为主体构成的复杂地质体(图1)。区内地层可分为基底和盖层两大部分,其中震旦系—寒武系的千枚岩及片岩浅变质岩系构成盆地基底；盖层主要为一套侏罗纪陆相火山岩系,由下至上分别为打鼓顶组蚀变晶玻屑凝灰岩、流纹英安岩,鹅湖岭组流纹质玻屑凝灰岩、碎斑熔岩。已查明铀矿体展布总体上受北东向各级断裂构造带及相山火山塌陷构造联合控制；铀在区内各类岩石中均有富集,各类岩石含矿比见表1；矿体形态很大程度上受到含矿构造形态的制约,多呈脉状、透镜状及较复杂的扁豆状、叉状、巢状、串珠状等。矿区内矿石、矿物成分总的特点是种类简单,数量少,颗粒细且较分散。沥青铀矿为区内主要铀矿物,次为钛铀矿、铀石；金属矿物则主要为共生黄铁矿,另有少量方铅矿、辉钼矿、黄铜矿；脉石矿物有方解石、石英(包括玉髓)、萤石等。浸染状构造为矿石主要构造,次为显微细脉及显微网脉状构造；矿石结构则以球粒状、肾状结构为主。已有报道区内沥青铀矿U-Pb等时线年龄为：铀—赤铁矿化成矿期年龄115.2±0.5Ma,铀—萤石化成矿期年龄97.6±7.6Ma(陈繁荣等,1990)。

表1 相山铀矿田各类岩石含矿比统计表(据矿山生产资料统计)Table 1 Rate of ore bearing of all kinds of rocks in the Xiangshan uranium orefield (data from production statistics in the deposit)

2 样品采集及分析

2.1 黄铁矿样品

本次工作选取沙洲铀矿床不同中段作业面上与铀共生的、晶形完好、未见后期热液蚀变改造的立方体状、五角十二面体两种黄铁矿进行研究,其中编号为“58-*”的样品为立方体状黄铁矿,采自沙洲工区-58中段5号穿脉巷道中,取样位置均为平行矿脉,黄铁矿与铀矿体呈单脉状共生产出；编号“6-*”的样品为五角十二面体黄铁矿,采自沙洲工区-8中段3号采场,该采场正处于拉底辟漏阶段,采样位置正位于拉底空间与-58中段天井交接部位,取样位置均为平行矿脉,样品与铀矿体呈群脉状共生产出。为保证压碎后稀有气体测试精度,单颗粒矿物粒径不小于1mm。

流体包裹体He、Ar同位素组成分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室的稀有气体同位素实验室完成。实验方法为逐步压碎法,即：首先采用真空压碎法提取流体包裹体中的He、Ar,然后用分辨率>800、能将3He和HD+完全分开的全金属稀有气体质谱计(VG5400)测定其同位素组成。详细分析流程详见文献(张国全等,2010)。

2.2 方解石样品

本次测试所用方解石均采自沙洲井下-8中段21-6-3、4巷道,-58中段5号穿脉巷道,-98中段6巷道中,样品均为成矿期肉红色方解石,方解石脉宽为2～20cm不等,与沥青铀矿高品位矿石共生产出。

方解石C、O同位素组成在中国地质科学院矿产资源研究所测定。分析采用100%磷酸法,质谱计型号MAT-252,分析相对误差小于±0.2%。样品制备与分析流程如下：称取30mg试样置于反应管中,并注入4ml100%磷酸,抽真空2 h并稳定在1.0Pa,待试样与磷酸充分混合后,将反应管置于恒温在25±1℃的水中5～6 h,再用液氮吸收CO2气体,测定C、O同位素组成。校测标样为GBW04416和GBW04417,以PDB为标准。详细流程见文献(Hu Ruizhong et al.,2009)。

3 结果

(1)碳氧同位素分析结果: 沙洲铀矿床方解石碳、氧同位素测试结果见表2,其δ13CV-PDB和δ18OV-SMOW值分别为-3.2‰～-7.4‰,8.5‰～15.2‰,均值分别为-4.3‰,10.1‰。

(2)稀有气体分析结果: 相山沙洲铀矿床流体包裹体中He、Ar同位素组成分析结果列于表3。样品流体包裹体4He、3He浓度变化范围较窄,4He为0.772～23.059×10-6cm3STP/g,平均为6.312×10-6cm3STP/g。n(3He)/n(4He)值变化范围较大,介于0.193～2.946 Ra[Ra为大气的n(3He)/n(4He)值,1 Ra=1.39×10-6]之间,平均为1.422 Ra。

表2 相山铀矿田沙洲铀矿床碳、氧同位素组成Table 2 Carbon and oxygen isotopic composition from the Shazhou uranium deposit, Xiangshan orefield

图2 相山铀矿田沙洲铀矿床方解石的碳同位素直方图Fig. 2 Carbon isotopic histograms of calcite samples from the Shazhou uranium deposit, Xiangshan orefield

与He同位素一样,样品Ar浓度变化范围也较窄,40Ar在0.545～4.493×10-6cm3STP/g间变化,平均为1.603×10-6cm3STP/g。n(40Ar)/n(36Ar)值在303～326之间,平均313.83,均高于大气值,但明显小于地幔流体的值(>40000)。

4 讨论

4.1 碳、氧同位素特征

图3 相山铀矿田沙洲铀矿床方解石的 δ13CV-PDB和δ18OV-SMOW图解Fig. 3 δ13CV-PDB vs. δ18OV-SMOW plots in calcite samples from the Shazhou uranium deposit, Xiangshan orefield

一般而言,流体与围岩间的水—岩反应、流体混合作用及CO2去气作用均能导致热液中方解石沉淀析出。已有研究表明(Zheng Yongfei,1990)：流体混合作用成因导致生成的方解石,其碳氧同位素组成特征一般在C—O图解中具有正相关关系,而与CO2去气作用或流体与围岩间的水-岩反应有关的同位素组成则呈负相关关系。而据表2中数据,相山铀矿方解石的δ13CV-PDB—δ18OV-SMOW图解并未表现出明显的正相关关系(图3),这可能暗示CO2去气作用或流体与围岩间的水-岩反应是导致方解石沉淀的主要机制。然而,单纯由围岩与流体间的水—岩反应虽然可以使得流体的氧同位素组成发生变化,但对碳同位素组成影响甚微(δ13C变化小),而这与本次测试结果不符(δ13CV-PDB变化范围较大,-3.2‰～-7.4‰),表明单纯的水—岩反应不应是造成方解石沉淀的唯一因素。事实上,成矿流体发生减压沸腾是CO2去气作用实现的重要途径之一。已有流体包裹体研究表明相山铀矿田成矿流体发生了沸腾作用,成矿时压力介于16.44～149MPa,从成矿前到成矿后,具有逐步降低趋势,铀沉淀过程中损失了大量CO2气相组分(81.93%)(严冰,2012)。这表明流体发生CO2去气作用可能是相山铀矿田内方解石沉淀的最主要机制：当CO2从流体中逸失时,溶液pH值上升,导致方解石沉淀,进而破坏成矿流体中碳酸铀酰络合离子的稳定性,使其解体,从而导致铀沉淀。如前所述,区内铀矿体在空间分布上受断裂构造等扩容减压空间控制,铀成矿活动并无明显岩性选择,这一客观事实也表明铀矿化是在压力降低时发生的。

4.2 稀有气体同位素特征

4.2.1数据可靠程度分析

前已述及He和Ar同位素组成在地壳与地幔中极不相同,矿物原生流体包裹体中的He、Ar同位素组成是厘定成矿流体来源的理想示踪工具,但前提是必须满足包裹体自被捕获后其成分没有发生后期改变这一前提条件。而自流体包裹体形成以后,扩散丢失,后生叠加及同位素分馏等均可能对流体包裹体初始He和Ar同位素的组成造成影响。

4.2.1.1He和Ar的扩散丢失

由于化学上的惰性,氦不易与其他元素化合,半径、密度均较小。相对而言,其在矿物晶格和晶格缺陷中的扩散率较大,在不同矿物中的扩散系数不同。He在矿物晶格中扩散丢失的量与其在寄主矿物中的扩散系数大小成正比(Stuart et al., 1995),但由于流体包裹体壁是有效防止气体扩散的屏障,可使得氦扩散性比在其寄主矿物晶格中低几个数量级(Trull et al., 1991)。因此,基于一级近似,对于一些扩散系数较小的寄主矿物而言,包裹体在被捕获封闭后的100Ma内,几乎不会发生明显的扩散丢失,一般认为硫化物是较为理想的寄主矿物,其中又以黄铁矿的封闭程度最高,是最为理想的样品(Trull et al.,1991；Burnard et al.,1999；胡瑞忠等,1997)。理论上而言,由于3He和4He相对质量差的存在,分馏将使残留的n(3He)/n(4He)值相对降低。但前人研究认为：黄铁矿因具有很低的He扩散系数以及包裹体壁良好的屏蔽效应,He的扩散对n(3He)/n(4He)值影响甚微而可忽略不计(Hu Ruizhong et al.,2004),即使流体包裹体中初始He扩散丢失>70%,对n(3He)/n(4He)值产生的影响程度也仅仅在测试误差范围之内(Stuart et al.,1995)；而即使流体包裹体初始He的扩散丢失高达99%,残留He的n(3He)/n(4He)值也仅比其初始值降低了约5%(胡瑞忠等,1999)。已有研究也证实现代洋中脊流体包裹体中的n(3He)/n(4He)值(寄主矿物为硫化物),与当前所探测到的洋中脊热液中n(3He)/n(4He)值是基本一致的(Turner et al.,1992b；Baptiste et al.,1996)。与He相对应的是,Ar在矿物和流体包裹体中的扩散系数均低于He,液体包裹体对Ar具有很好的保存能力,包裹体中的Ar更不易扩散,可以很好地保存下来(Trull et al.,1991；胡瑞忠等, 1999),因此在采用流体包裹体研究Ar同位素组成时,一般不考虑其扩散丢失影响。因此,本次工作中可排除后期He、Ar扩散丢失的影响。

表3 相山铀矿田沙洲铀矿床硫化物流体包裹体中He、Ar同位素组成Table 3 He, Ar isotopic composition of fluid inclusions in pyrite from the Shazhou uranium deposit, Xiangshan orefield

注：样品重量指样品被压碎至小于200目的部分；40Ar*指扣除空气40Ar后的过剩氩,40Ar*=(40Ar)样品-295.5×(36Ar)样品；cm3STP /g指每克寄主矿物中流体包裹体内的稀有气体量,它只是流体包裹体中稀有气体真实浓度的粗略衡量标准；F4He=[n(4He)/n(36Ar)]样品/[n(4He)/n(36Ar)]大气。

图4 相山铀矿田沙洲铀矿床黄铁矿流体包裹体中n(3He)/n(4He)-4He比值图解(底图据Gautheron et al., 2005修改)Fig. 4 n(3He)/n(4He)-4He plot of fluid inclusions in pyrite samples from the Shazhou uranium deposit, Xiangshan orefield (Base map from Gautheron et al., 2005).

4.2.1.2He和Ar的后生叠加

流体包裹体中稀有气体元素自被捕获后,理论上后期放射性衰变、核反应及宇宙射线作用均可能通过后期叠加改变其初始组成。

一般情况而言,所测试的流体包裹体中后生放射性成因的稀有气体量,与流体包裹体中所含母体元素的含量及自包裹体被捕获形成以来所经历的时间成正比。假定沙洲铀矿床流体包裹体中的铀含量为300μg/g(矿石最低工业品位,远高于其实际值)(Th在热液中几乎不溶,可忽略不计,刘英俊等,1984),取相山铀矿田已有报道成矿年龄值中最大值为143Ma,采用Craig等(1976)提出的方法扣除放射成因4He后的n(3He)/n(4He)值变化不大(表4),所有样品扣除后比值与本次测试值间误差均在测试误差范围内；在4He浓度与n(3He)/n(4He)比值图解上(图4),数据点均落在临界值(10-9cm3STP/g)的右侧,因此可基本排除后生放射成因4He的影响。且因黄铁矿为非含钾矿物,原地放射成因40Ar的量可以忽略不计(Turner et al.,1992a)；同时流体包裹体中K含量较低(黄锡强等, 2008),相对于流体包裹体中捕获的大量Ar而言,放射性成因的40Ar是微不足道的。根据申萍等(2004)对石英流体包裹体以钾含量0.608μg/g,成矿时代为334Ma计算放射性成因40Ar的结果表明,n(40Ar)/n(36Ar)初始比值没有明显变化。

表4 相山铀矿田沙洲铀矿床扣除放射成因4He前后n(3He)/n(4He)值变化对比表Table 4 n(3He)/n(4He) changes of the Shazhou uranium deposit, Xiangshan orefield in contrast table before and after the deduction of radiogenic 4He

流体包裹体被捕获后,寄主矿物晶格中的U、Th、K衰变所产生的He、Ar也有可能扩散进入流体包裹体,从而影响稀有气体组成。但本次工作采用黄铁矿作为研究对象,本身矿物中U、Th等亲石元素的含量很低,黄铁矿又具有很低的He扩散系数以及包裹体壁良好的屏蔽效应,因此放射性成因He、Ar几乎不可能大量扩散进入流体包裹体内。

在测试过程中,矿物晶格中部分放射性成因的He、Ar不可避免会受外力作用进入测试气体中,进而影响流体包裹体中初始的He、Ar同位素组成。但是本次测试采用的逐步压碎法,相对于熔样法和逐步加热法而言,理论上对于矿物晶格中放射性成因的He、Ar释放量最低；同时,由表3可见,同一样品不同压碎序次的n(3He)/n(4He)、n(40Ar)/n(36Ar)比值在误差范围内基本一致,这也说明样品测试的压碎环节中,矿物晶格内的放射成因He、Ar并未明显释放出来。放射成因的4He和40Ar对黄铁矿流体包裹体中初始同位素比值的影响可基本不计。

宇宙射线轰击氮时所产生的氚,经过反应也可形成宇宙成因的氦,从而导致所测定样品流体包裹体中3He明显增加,但这种作用一般只限于长期裸露地表的岩石矿物(>100a),或在地表1.5m范围内岩石矿物(Stuart et al., 1995)。由于本次相山铀矿田沙洲矿床测试用的硫化物样品分别采自地下-8m中段及-58m中段作业面,样品均为刚刚暴露于空气中的新鲜样品,因此矿物晶格和流体包裹体中的宇宙成因3He可忽略不计(Burnard et al., 1999),宇宙射线成因干扰可排除在外。

4.2.1.3成矿后流体活动

矿物内的He和Ar主要圈闭在流体包裹体中,由于压碎法无法区分不同期次的流体包裹体,所测得数据组成只能代表单颗粒矿物中不同期次流体组分的平均数值。但是基于以下几点：①本次工作所选用的成矿期黄铁矿样品均具立方体或五角十二面体状完好晶形,无后期热液活动改造痕迹；②通过包裹体镜下观察,铀成矿期的深紫黑色萤石中流体包裹体主要以孤立状原生包裹体为主,所测试的流体包裹体成分可近似代表铀沉淀时成矿流体的组分；③为了消除矿物中可能含有的少量次生包裹体,我们对样品进行了预处理以使次生包裹体破裂除去(蒸馏水洗净的黄铁矿置于丙酮中,经超声波清洗后烘干；在真空系统中加热到120℃持续24h以上去气,使次生包裹体破裂除去),并除去黄铁矿表面吸附的He和Ar；④本次测试成果数据显示,对同一样品而言,不同压碎序次的n(3He)/n(4He)、n(40Ar)/n(36Ar)比值在误差范围内基本一致,这也说明测试样品中基本不存在次生包裹体。因此在沙洲铀成矿后流体活动对流体包裹体中的稀有气体初始组成影响可忽略不计。

综上所述,无论是扩散丢失,后生叠加、成矿后流体活动,还是同位素分馏等各种后生过程,对相山沙洲矿床黄铁矿样品流体包裹体中的He、Ar初始同位素组成影响均可忽略不计,表3中分析数据可代表相山铀成矿流体的初始He、Ar同位素组成。

4.2.2稀有气体来源

据Burnard等(1999)研究认为成矿热液流体中的稀有气体可能有三种来源,即：大气或大气饱和水(ASW)、地幔流体及壳源流体。

(1) 大气或大气饱和水：由于大气中的V(He)含量很低,约为5.18×10-6,相对于地壳流体中He的丰度和同位素组成,其影响可忽略不计(Turner et al.,1993)；在一定温度压力条件下,大气饱和水与大气处于动态平衡,两者具有相似的同位素组成：n(3He)/n(4He)=1.399×10-6=1Ra,n(40Ar)/n(36Ar)=295.5,n(3He)/n(36Ar)=5×10-8,n(4He)/n(36Ar)=3.6×10-2。对大多数来源于天水或海水的地热流体而言,因含水层岩石中U、Th等放射性元素衰变所产生的放射性成因4He扩散进入流体中,从而使得其n(3He/4He)值低于大气值,4He含量高于大气饱和水(Burnard et al.,1999)。对于Ar而言,因其在矿物中的封闭温度较高(250℃),放射性成因的Ar一般不会扩散进入到地下流体中,从而使得流体通常具有大气Ar的组成特征。

(2) 地幔流体：地球上3He主要集中在地球内部,地幔中氦有三种可能源区(Simmons et al.,1987),分别为：地幔柱型,n(3He)/n(4He)值最高达32Ra；洋中脊玄武岩型(MORB),n(3He)/n(4He)较稳定为8Ra；岛弧型即岛弧深部和贝尼奥夫带以上的地幔(包含俯冲作用带来的再循环物质),因大洋板块俯冲携带的海洋沉积物吸附部分大气来源的加入,使得其n(3He)/n(4He)(6Ra)值低于MORB型。幔源成因的Ar以放射成因40Ar为主,n(40Ar)/n(36Ar)>40000(Porcelli et al.,1992)。

(3) 壳源流体：由于地壳岩石含有U、Th、K放射性衰变及锂中子反应产生的放射性成因地壳He和Ar,在地壳岩石中循环的地下流体与地壳岩石平衡,从而也具有相似的He、Ar同位素组成,其n(3He)/n(4He)特征值为0.01～0.05Ra(Stuart et al.,1995),n(40Ar)/n(36Ar)≥45000(Fontes et al., 1991)。

图5相山铀矿田沙洲铀矿床黄铁矿流体 包裹体中He同位素组成演化图解Fig. 5 Helium isotopic composition evolving diagram of fluid inclusions in pyrite samples from the Shazhou uranium deposit, Xiangshan orefield

4.3 沙洲铀矿床稀有气体源区

对沙洲铀矿床,我们通过采用计算F4He值(定义F4He=[n(4He)/n(36Ar)样品]/[n(4He)/n(36Ar)大气]的方法计算其成矿流体中大气He的贡献程度可知：其黄铁矿样品中的F4He值为548～12997(表3),表明成矿流体中4He的含量高出大气中的548倍以上,是大气饱和水(F4He=0.18～0.28)的1900倍以上。这就意味着即使是有大气He加入到成矿流体中,其影响也可基本忽略不计,故沙洲铀矿床成矿流体中的He只能有两个可能的源区,即地幔流体和地壳流体。在n(4He)—n(3He)/n(4He)比值图解(图4)、He同位素组成演化图解(图5)以及n(40Ar)/n(36Ar)—n(3He)/n(4He)图上(图6),沙洲铀矿床成矿流体He同位素组成的投点全部位于地幔氦与地壳氦之间,并倾向于地幔氦一侧,n(3He)/n(4He)值在10-5～10-7之间,显示出成矿流体中He组成具有壳幔混合的特点。此外,从图7中可知,在n(3He)/n(36Ar)—n(4He)/n(36Ar)区间中,流体包裹体的He—Ar同位素组成具有一定线性相关性,即整个区间内,总体趋势表现为正相关,表明成矿流体的He—Ar同位素组成是较低n(3He)/n(4He),与大气n(40Ar)/n(36Ar)值近似的地壳流体和高n(3He)/n(4He),高n(40Ar)/n(36Ar)的地幔流体两端元的不同比例混合产物。

图6 相山铀矿田沙洲铀矿床黄铁矿流体包裹体 n(40Ar)/n(36Ar)— n(3He)/n(4He)图Fig.6 n(40Ar)/n(36Ar)— n(3He)/n(4He) plot of fluid inclusions in pyrite samples from the Shazhou uranium deposit, Xiangshan orefield

图7 相山铀矿田沙洲铀矿床黄铁矿流体包裹体 n(3He)/n(36Ar)—n(4He)/n(36Ar)图Fig. 7 n(3He)/n(36Ar)—n(4He)/n(36Ar) plot of fluid inclusions in pyrite samples from the Shazhou uranium deposit, Xiangshan orefield

4.3.1地壳流体端元

由于地壳岩石含有高含量放射性成因的4He、40Ar,大气饱和水在地壳岩石中循环的过程中,流体中不可避免的会有放射成因4He、40Ar的扩散叠加,但对于非放射性成因的3He、36Ar而言,大气饱和水中的n(3He)/n(36Ar)比值保持不变。基于此,我们在n(3He)/n(36Ar)—n(4He)/n(36Ar)图中采用最小二乘法进行拟合(图7)：在拟合直线中,当n(3He)/n(36Ar)=5×10-8(大气饱和水特征值)时,样品流体包裹体中的n(4He)/n(36Ar)为172.26,与典型大气饱和水特征值(3.6×10-2)相比,差异高达4785倍。这说明成矿流体中的地壳流体端元部分在获取地壳放射成因稀有气体的过程中,获得了较多的4He(相对于40Ar而言)。已有研究表明,现代地下水n(40Ar*)/n(4He)的降低,是地下水从流经岩石中优先(相对于40Ar)获取4He的结果(Torgersen et al.,1989)；对于大多数矿物而言,对Ar的封闭温度(>250℃)高于对He的封闭温度(一般<200℃),250℃时,绝大多数矿物均能保留大量的Ar(Lippolt and Weigel, 1988)。相山沙洲铀矿床成矿流体地壳流体端元中n(4He)/n(36Ar)值明显高于正常壳源流体的n(4He)/n(36Ar)比值的事实,表明在该地壳流体端元地壳浅层循环过程中,地壳岩石中的He明显优先扩散进入流体中,该流体只可能是一种低温(<250℃)改造流体。

据表2,样品中n(40Ar)/n(36Ar)为303～326,略高于大气中n(40Ar)/n(36Ar)值(295.5),考虑到测试结果理论上必然受到后期流体包裹体及测试过程中大气氩混入的影响,成矿流体实际n(40Ar)/n(36Ar)必然高于测量值,说明成矿流体中必有壳源或幔源放射性成因40Ar*的参与。采用Kendrick等(2001)提出的计算公式：

测试样品中放射性成因的40Ar*含量可以量化如下：样品中放射性成因的40Ar*的最低含量为1.350%～11.234%,平均为6.742%,大气40Ar的最高贡献为88.766%～98.650%,平均为93.258%。鉴于前述Ar在矿物中的封闭温度较高,浅层地下水中几乎不含放射性成因的Ar,我们可以推断成矿流体中放射性成因的40Ar*应当是来自幔源放射性成因,这也表明沙洲铀矿成矿流体主要是地壳流体与地幔流体混合产物。

4.3.2地幔流体端元

由表1可知,相山铀成矿流体的n(3He)/n(4He)值(0.193～2.948 Ra)明显高于地壳特征值(0.01～0.05 Ra),而趋近于地幔特征值[n(3He)/n(4He)=6～9 Ra]。Ballentine 等(2002)认为流体中n(3He)/n(4He)比值>0.1 Ra就意味着成矿流体中含幔源流体；结合n(3He)/n(4He)—4He图解(图4),样品数据投点均靠近地幔端元,表明至少部分地幔流体参与了相山铀成矿过程。

虽然Xu Sheng等(1995)研究认为放射成因Ar和地幔Ar均具有高n(40Ar)/n(36Ar)的特点,仅根据较高的n(40Ar)/n(36Ar)值无法区分究竟是放射成因Ar还是地幔Ar。但流体中同时具有高含量的3He和高n(40Ar)/n(36Ar)比值则是幔源稀有气体组成的独有特点(胡瑞忠等,1997)。根据壳—幔二元混合模式,成矿流体He组成中地壳、地幔He比例可根据下式计算得出(Kendrick et al., 2001)：

其中：Rm：地幔组成(8Ra),Rc：地壳组成(0.01～0.05Ra),R：样品实测值。结果表明：相山铀成矿流体He组成中地幔He约为2%～42%,平均为18%,揭示铀成矿流体是典型壳幔混合产物,幔源流体对铀成矿过程具有重要影响。

5 结论

(1)沙洲铀矿方解石的δ13CV-PDB和δ18OV-SMOW值分别为-3.2‰～-7.4‰,1.7‰～15.2‰,成矿流体中的C源自于地幔,流体发生CO2去气作用应是导致相山铀矿田内方解石沉淀的主要机制。

(2)沙洲铀矿黄铁矿样品流体包裹体的n(40Ar)/n(36Ar)值为303～326,n(3He)/n(4He)值为0.193～2.946Ra,具壳幔混合特征；流体He组成中地幔He平均为18%,大气40Ar的平均贡献为93.258%。壳源流体为具有n(3He)/n(4He)比值较低,n(40Ar)/n(36Ar)值与大气近似特征的低温改造流体。沙洲铀成矿流体中幔源流体应来自华南地区白垩纪—古近纪地壳拉张期上涌的幔源流体。