岩浆冷凝成岩阶段的氧逸度与华南热液型铀矿的成矿类型

李明连，蓝恒春

（广东省核工业地质局，广东 广州 510800）

华南的热液型铀矿按含矿主岩可划分为花岗岩型、火山岩型铀矿。在花岗岩型铀矿中，按成矿热液和铀的来源又可细分出 “岩源活化型”和 “岩浆热液型”。

华南热液型铀矿的成矿母岩是花岗岩、流纹岩等酸性岩浆岩，都是酸性岩浆冷凝成岩的产物。是什么原因造成了源自同一母体的铀在成矿类型上的差别呢？研究这一问题，对深化铀矿成矿机理的认识，完善铀的成矿理论，有着重要意义。

笔者经研究后认为：岩浆冷凝成岩过程中的氧逸度，是造成华南热液型铀矿成矿类型差异的主因。为论述方便，文中把岩浆冷凝成岩阶段的氧逸度，简称为岩浆的氧逸度。

1 岩浆的氧逸度与岩石的氧化系数

岩浆的氧逸度 （fO2）在这里是指岩浆在冷凝过程中的有效氧分压 （oxygen partial pressure）。氧分压是指混合气体总压力之下的氧的分压力。对于理想气体来说，氧逸度就是氧分压。而对于实际气体氧逸度是校正后的有效氧分压，它的大小与岩浆的成因、所处的环境（如深度、温度、压力等）以及气体本身的性质有关。岩浆的氧逸度，是造成岩浆在冷凝成岩过程中氧化还原环境条件的重要因素，直接影响化学元素在此阶段的地球化学行径。

岩石的氧化系数 （K）是根据岩石化学分析结果，用FeO和Fe2O3的含量计算出的一个用以反映岩石形成时氧化还原环境条件的参数。计算方法有两种：①K＝Fe3＋／（Fe3＋＋Fe2＋）；②K＝Fe2O3／（FeO＋Fe2O3）。本文在计算中采用前者。

从理论上讲，岩浆的氧逸度与岩石的氧化系数都是反映岩石成岩时氧化还原环境条件的参数，在不受无关因素干扰的情况下，两者应是相关的。笔者循着这一思路，先寻求华南花岗岩质岩石的氧化系数与相应岩浆氧逸度之间的关系，然后用氧化系数代替氧逸度研究有关问题。

由于测定岩石的氧化系数比测定岩浆的氧逸度容易且成本低廉，此法可供野外地质技术人员参考。

根据收集的资料，经统计计算，结果见表1、图1。

表1 华南花岗质岩石的氧化系数与相应岩浆的氧逸度 （对数）[1－2]Table 1 The oxygenated coefficient and corresponding magma oxygen fugacity （logarithmic）of granitic rocks in South China[1－2]

图1 岩浆氧逸度与岩石氧化系数关系图Fig.1 The coefficient diagram of oxygen fugacity and oxidation of some plutons

表1表明，华南花岗岩质岩石的氧化系数与相应岩浆的氧逸度成显著的正相关关系。以氧化系数作自变量，经回归方程计算出来的氧逸度回归预测值与氧逸度实测值之间的误差甚小 （表2）。因此可以在研究华南热液型铀矿的有关问题时，用岩石氧化系数代替岩浆氧逸度。

表2 氧逸度实测值与回归预测值的常用对数值Table 2 Ordinary used logarithm values of the measured and predicted oxygen fugacity of some plutons

华南地区产出的花岗岩质岩石，因其成因、成岩环境、规模等方面的差异，岩浆的氧逸度是不一样的。根据岩石的氧化系数判断，岩浆的氧逸度总的分布规律是：①一般情况下，S型花岗岩比其它成因类型的花岗岩高；②浅成岩比深成岩高，超浅成和火山岩更高，且有着由浅至深逐渐由高到低的变化趋势；③某些规模较大的岩体，具有中心相低、过渡相次之、边缘相高的特点。

2 岩石的氧化系数与铀含量

岩石的氧化系数与铀含量之间的关系，是成岩阶段岩浆氧逸度影响铀元素地球化学行径的一个重要反映。当氧逸度高，环境氧化还原电位高于铀的氧化还原电位时，四价铀离子氧化成六价溶解于水进入岩浆热液系统，使其从岩浆中分离 （部分可能参与成矿），岩浆成岩后岩石的铀含量低；反之，四价铀保持原有的状态不变，留在岩浆中以单矿物 （如晶质铀矿）、类质同象或其它形式与造岩矿物一起结晶成岩，岩石的铀含量高。华南花岗岩体中的晶质铀矿多被黑云母包裹，所以黑云母冷凝结晶阶段岩浆中的氧逸度对铀元素地球化学行径的影响尤为重要。

根据自然界中常见氧化还原反应的氧化还原电位表修正计算[3]：当pH＝6～8，T＝800℃时，E（Fe2＋→Fe3＋＋e）＝1.51～1.39V；E（U4＋→U6＋＋2e）＝0.1.15～1.03V （修正时未计压力影响）。

当岩浆中的环境氧化还原电位低于铀的氧化还原电位时，四价铀和两价铁离子都保持原有状态。若其它条件也能满足，晶质铀矿和黑云母按顺序结晶，形成黑云母包裹晶质铀矿的状态。

若环境氧化还原电位高于铀的氧化还原电位而低于铁的氧化还原电位，生成黑云母，黑云母中没有晶质铀矿包裹体，而四价铀因氧化不能生成晶质铀矿。

当岩浆中的环境氧化还原电位高于铁的氧化还原电位时，不能形成黑云母和晶质铀矿，只能生成白云母等。

下面列举贵东岩体东部下庄矿田的例子说明岩浆氧逸度与铀含量的关系 （表3）。

表3表明，岩石的氧化系数与铀含量和晶质铀矿含量都成显著的负相关关系，说明在同一地区成岩地质环境基本相同的条件下，岩浆的氧逸度越高从岩浆中分离出来的铀越多，留在岩浆中随其它矿物结晶成岩的铀就越少；反之，留在岩浆中随其它矿物结晶成岩的铀越多。

在相山和仁差的碎斑熔岩中也可看到相同的情形 （表4）。

3 与岩浆的氧逸度关系密切的其它岩石特征

除氧化系数和铀含量之外，与岩浆的氧逸度关系密切的岩石特征还有黄铁矿、赤铁矿、晶质铀矿的含量。这与铀、铁这两种离子对氧逸度的相对敏感有关。一般说来，岩浆氧逸度高，岩石中的赤铁矿含量高，黄铁矿含量低或者无，无晶质铀矿。岩浆氧逸度低，岩石中黄铁矿含量高，赤铁矿含量低或者无，含晶质铀矿 （表5、6）。

表5 燕山第1期 （早侏罗世）黑云母花岗岩的氧化系数与矿物成分[1]Table 5 Oxygen fugacity and mineral composition of the biotite granite of 1thYanshan period（Early Jurassic）

表6 燕山第3期 （晚侏罗世）黑云母花岗岩的氧化系数与矿物成分[1]Table 6 Oxygen fugacity and mineral composition of the biotite granite of 3thYanshan periodt （Late Jurassic）

4 岩浆氧逸度与铀矿化类型的关系

综上所述，岩浆冷凝成岩时的氧逸度直接影响铀元素在该阶段的地球化学行径，进而影响铀元素参与成矿的时间和方式。

深成岩岩浆的氧逸度低，其中的铀无法由四价态变为六价态，绝大部分会以单矿物 、类质同象或其它方式留在岩体中，岩体铀含量高，成为产铀岩体。铀参与成矿的时间在岩体冷凝且经蚀变和风化剥蚀之后，矿岩时差大。大气降水是成矿热液的主要成分，形成花岗岩型矿床中的岩源活化型铀矿床。以诸广岩体中的361、201等矿床为代表。

浅成岩或超浅成岩岩浆的氧逸度较高，其中的铀可以从四价态变为六价态，进入岩浆热液系统，在岩体的内外接触带参与成矿；或者进入地表水循环系统逸散。岩体的铀含量较低。铀参与成矿的时间在岩体冷凝成岩之后，矿岩时差相对较小。成矿热液以岩浆热液为主，混有大气降水，形成岩浆热液型矿床。在广东省境内，目前虽未发现该类型工业铀矿床，但八帘山岩体内外接触带中的铀矿化属于这种类型。

火山岩岩浆相对于前两种情形氧逸度更高，其中的铀可以较快地从四价态变为六价态，进入岩浆热液与大气降水相混合的成矿热液系统，参与成矿。岩石的铀含量低。铀参与成矿的时间稍晚于岩体冷凝成岩时间，矿岩时差小。成矿热液由岩浆热液与大气降水混合组成，形成火山岩型矿床，如相山岩体中的铀矿床。

岩浆氧逸度影响铀成矿类型的实例见表7。

表7 岩浆氧逸度影响铀成矿类型的实例Table 7 Cases showing the affect of magma oxygen fugacity to the type of uranium mineralization

除氧逸度外，岩浆中的铀含量和挥发分，也是日后铀能否参与成矿的重要因素，但这不是本文讨论的重点。

5 结论

（1）岩浆的氧逸度是决定华南热液型铀矿床成矿类型的主因之一。岩浆氧逸度与铀成矿类型之间的关系，建立起了我国几个重要的铀成矿类型 （花岗岩型、火山岩型铀矿，岩源活化、岩浆热液型铀矿等）之间的内在联系，深化了对华南热液型铀矿床成矿机理的认识。

（2）岩浆氧逸度与铀成矿类型之间的关系，确立了岩浆热液型铀矿在华南存在的理论依据。

由于在华南地区以往的找矿成果中，岩源活化型铀矿占了绝对优势，人们便把主要精力集中于此，而忽略了其它类型的矿床，造成找矿盲点。从上述资料和分析结果可以看出，岩源活化型铀矿的母体 “产铀岩体”与岩浆热液型铀矿的母体特征完全不同。因此，在部署找矿工作的初期，首先就会排除氧化系数高而铀含量低的花岗岩体，使可能存在其中的岩浆热液型铀矿失去被发现的机会。实际上，根据岩石氧化系数和矿物成分判断：贵东岩体东部可能存在适合产出岩浆热液型铀矿的岩体，如热水岩体以及下庄矿田范围的某些岩体。这是应该引起重视的。

下面列出岩源活化型铀矿与岩浆热液型铀矿的特征对比表 （表8），期望在部署普查找矿时，提供参考借鉴。

表8 两种不同成矿类型铀矿特征对比表Table 8 Features of two different type uranium mineralization

[1]杨超群，郭曰恒，梁敦杰，等.广东省区域地质志 [M].北京：地质出版社，1984.

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[3]曹 添，於崇文，张本仁，等.地球化学 [M].北京：中国工业出版社，1962.

[4]张成江 .贵东岩体花岗岩中晶质铀矿的特征及其找矿意义 [J].成都地质学院学报，1990，17（3）：10－17.