粤北302铀矿床成矿流体与成矿物质来源研究：H、O、Sr、Nd同位素证据

傅丽雯，孙立强，凌洪飞*，沈渭洲，李坤，冯尚杰1.江苏省地质矿产局第一地质大队，南京10041；.内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学地球科学与工程学院，南京1003



粤北302铀矿床成矿流体与成矿物质来源研究：H、O、Sr、Nd同位素证据

傅丽雯1,2，孙立强2，凌洪飞2*，沈渭洲2，李坤2，冯尚杰2
1.江苏省地质矿产局第一地质大队，南京210041；2.内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学地球科学与工程学院，南京210023

摘要：粤北地区是中国花岗岩型铀矿最为重要的大型矿集区。位于粤北诸广复式岩体东部的302铀矿床是一个规模大，埋藏较深，矿化垂幅较大的花岗岩型铀矿床。矿体呈似脉状、扁豆状或透镜状产于印支期油洞岩体和燕山早期长江岩体的断裂蚀变带内，矿石矿物以沥青铀矿为主。近年来，研究者们对该矿床的成矿流体与成矿物质来源一直存在争议。文中对该矿床进行的氢、氧同位素研究表明，成矿流体的δ(18)O(H2O)值为-7.09‰～3.24‰，δD(H2O)值为-105‰～-63‰，反映成矿流体主要由深循环的大气降水通过水-岩相互作用演化形成，δD(H2O)值的偏低可能主要由成矿流体的热液沸腾作用和/或大气降水在深循环过程中与少量有机水（δD(H2O)=-90‰～-250‰）的混合引起。成矿期萤石的ε(Nd)(t)值(-11.9～-11.4)和稀土元素分布模式与赋矿围岩长江岩体十分相似而与油洞岩体区别明显，萤石落在Gd/Yb-Nb/Ta图解中的长江岩体及其邻近范围内，表明302矿床的成矿物质主要来源于赋矿围岩长江岩体。

关键词：同位素；成矿流体与成矿物质；302铀矿床；华南

位于粤北地区的302铀矿床是一个规模较大、埋藏较深、矿化垂幅大的花岗岩型铀矿床，目前勘探和开采表明，矿体上限标高495 m，下限标高为-647 m，且尚未封底，垂幅大于1097 m，是目前我国矿化垂幅最大的铀矿床，并且大部分矿石保持热液原生特点，未受到地表次生氧化作用影响，近期又发现其深部矿化很好，是我国重要的铀矿生产基地之一。

302矿床研究程度较高，一些地质工作者已经对该矿床的地质特征进行了报道（陈培荣等，1990；金景福等，1992；倪师军等，1992，1994；徐文雄等，2009，2014；冯海生等，2009；黄国龙等，2010；高翔等，2011；高飞等，2011；郭国林等，2012）。前人也从多个角度对302铀矿床的成矿物质和成矿流体来源做了卓有成效的研究工作，但对矿床成因的认识还存在着不同观点，仍值得进一步探讨。迄今为止，302铀矿床成矿流体来源的主要观点有：岩浆水与大气降水混合来源（金景福等，1985），大气降水来源（陈培荣等，1990），地幔流体与大气降水混合来源（沈渭洲等，2010），深源富铀地质热流体与部分大气水混合（王明太等，1999），大气降水、幔源流体以及花岗岩中残留热液的三元混合（倪师军等，1994）和地幔流体为主（徐文雄等，2009）。关于302铀矿床成矿物质铀来源的观点有：赋矿花岗岩为成矿提供铀源（金景福和胡瑞忠，1985；徐文雄等，2009），铀源主要来自于赋矿花岗岩和富铀基底变质岩（黄国龙等，2010；沈渭洲等，2010），成矿物质来源于上地幔流体与下地壳富铀前寒武纪结晶基底的混熔交代（王明太等，1999)。

针对上述存在问题，此次研究将根据矿脉微晶石英的氢、氧同位素组成和萤石的微量、稀土元素、Sr-Nd同位素组成进一步研究302铀矿床的成矿流体和成矿物质来源，以期为解释矿床成因提供重要证据。

1　矿床地质概况

302铀矿床在大地构造位置上处于闽赣后加里东隆起与湘桂粤海西-印支坳陷结合部位（郭国林等，2010）。矿床位于诸广复式岩体东部的北东向棉花坑断裂和北西向油洞断裂夹持部位（图1），矿体主要隐伏于花岗岩体内的断裂蚀变带中。

矿床的上部围岩是印支期油洞岩体，主要岩性为中粒小斑状二云母花岗岩，其SHRIMP锆石U-Pb年龄为232 Ma（黄国龙等，2012）。下部围岩是燕山早期长江岩体，中粗粒黑云母花岗岩、中粒黑云母花岗岩和细粒不等粒黑云母花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为157.2±1.7 Ma、159.5±1.2 Ma和161.6±2.1 Ma（黄国龙等，2014）。矿区内NWW向幔源基性岩脉发育，区域上出现有白垩纪断陷红盆（如丹霞盆地和南雄盆地等）和断陷带（如长江断陷带和百顺断陷带等；黄国龙等，2010）。

矿体主要呈似脉状、扁豆状或透镜状。矿石物质成分简单，矿石矿物以沥青铀矿为主，偶有很少量的次生铀矿物（黄国龙等，2010）。沥青铀矿主要赋存于含矿构造带（硅化碎裂岩、碎裂蚀变花岗岩、构造角砾岩）的微晶石英脉和方解石-萤石-石英脉体中。与沥青铀矿伴生的金属矿物主要是黄铁矿，其次为很少量的赤铁矿和方铅矿；伴生的脉石矿物有微晶石英、萤石、方解石和少量绿泥石、绢云母等。

矿床热液活动可划分为矿前期、成矿期和矿后期3个阶段。按热液活动所形成的脉体性质不同，矿前期还可分为碱交代高温石英脉和含钨石英脉两个热液活动亚阶段；成矿期可分为含铀隐晶-微晶石英脉和含铀紫黑色萤石脉两个亚阶段；矿后期可分为粘土-萤石-石英脉和方解石脉两个亚阶段（金景福等，1992；黄国龙等，2010）。

围岩蚀变相当发育，其中高温热液蚀变有白云母化，碱性长石化；中低温热液蚀变有硅化、绢云母化、赤铁矿化、黄铁矿化、萤石化、绿泥石化、碳酸盐化、高岭石化等。空间上与铀矿化紧密伴生的蚀变主要是硅化、赤铁矿化、黄铁矿化及紫黑色萤石化。蚀变作用具有一定的水平分带性（从含矿带向外，依次为硅化→红化→绢云母化→绿泥石化→高岭石化→碱性长石化→弱蚀变或正常花岗岩）和垂直分带现象（矿床中、上部位以出现规模较大的硅化、水云母化和高岭土化等酸性围岩蚀变为主，而矿床中、下部则以出现规模较大的成矿前的钠长石化、钾长石化、绿泥石化等碱交代蚀变为主；金景福等，1992；高翔等，2011；谢小占等，2011；高飞等，2011）。

图1　302铀矿床地质略图（据黄国龙等，2010）Fig.1 Geological sketch map of uranium deposit 302

2　样品和分析测试方法

脉石矿物石英、萤石样品取自标高为-450 m处，经双目镜下精选后，将石英碎至40～60目（用于测流体包裹体氢同位素）和细于180目（用于测石英氧同位素），萤石碎至200目（用于测微量元素和Sr-Nd同位素）。

H、O同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室MAT-253质谱仪上完成。氧同位素分析采用传统的BrF5分析方法（Clayton et al.，1963），用BrF5与挑纯并研磨至180目的石英样品在真空和高温条件下反应提取矿物氧，并与灼热电阻石墨棒燃烧转化成CO2气体用于质谱测定，氧同位素分析精度为±0.2‰，相对标准为V-SMOW。氢同位素分析则先将挑纯并碎至40～60目的石英样品在150℃的温度下真空去气4小时以上,以彻底除去表面吸附水和次生包裹体水，然后在400℃高温下爆裂取水，并与金属锌反应生成H2用于质谱测定，氢同位素分析精度为±2‰，相对标准为V- SMOW。

Sr、Nd同位素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用MC-ICP-MS测定。萤石的溶样方法：取挑纯并研磨至200目的萤石200 mg，先加7 mL HF和1 mL HNO3，150℃以上蒸干，再加3 mL HClO4，150℃以上蒸干，最后加4 mL王水，150℃以上蒸干，最后一个步骤重复2～3次。Sr和Nd元素用离子交换法进行分离提纯（濮巍等，2005）。水-岩交换作用温度升高而升高，当温度足够高和水/岩比值不很大的情况下最高可与被交换岩石的δ18O值相近）。

3　结果与讨论

3.1成矿流体来源

成矿流体的δ18OH2O值根据矿脉中微晶石英δ18O值及其形成温度利用石英-水的氧同位素分馏公式（Clayton et al.，1972）计算获得，成矿流体的δDH2O值是直接根据微晶石英流体包裹体水测定获得。结果列于表1，成矿期成矿流体的δ18OH2O值为0.44‰～3.24‰，δ18OH2O值为-105‰～-63‰；矿后期流体的δ18OH2O值为-7.09‰～-6.39‰，δ18OH2O值为-79‰～-68‰。

由表1可知，302矿床成矿期热液流体的δ18OH2O值（3.24‰～0.44‰）都大于0‰，反映成矿流体是由相对富18O的流体组成。富δ18O的流体主要来源于变质水（δ18OH2O值为3‰～25‰，δDH2O值为0‰～-70‰，Sheppard，1986）、花岗岩岩浆水（δ18OH2O=5.5‰～12.0‰，δDH2O=-80‰～-50‰，郑永飞等，2000）、地幔流体（δ18OH2O值为6.0‰～10.0‰，δDH2O值为-90‰～-45‰，Taylor and Shep⁃pard，1986）和深循环的大气降水（据张理刚（1989）资料，研究区成矿时期大气降水的δD值为-50‰，δ18O值为-7.5‰。大气降水在深循环过程中，其δD值基本保持不变，而δ18O值则随着

表1　302矿床微晶石英的H-O同位素分析结果Table 1 H-O isotopic compositions for microcrystalline quartz from uranium deposit 302

在成矿时期，研究区域内没有发生明显的区域变质作用，因此可以排除变质水是成矿流体来源的可能性。302矿床的赋矿围岩油洞岩体（SHRIMP锆石U-Pb年龄为232 Ma，黄国龙等，2012）和长江岩体（SHRIMP锆石U-Pb年龄为160 Ma，黄国龙等，2014）与沥青铀矿（Sm-Nd 和U-Pb年龄均为70 Ma，黄国龙等，2010）在形成时间上的差异达90 Ma以上，已远远超过一个大花岗岩基固结成岩所经历的时间。大的矿岩时差可以排除成矿流体来源于岩浆水的可能性。此外，矿床的形成温度为250～150℃（陈培荣等，1990），为中低温矿床，也支持矿床并非为岩浆热液成因。四价铀在水流体中的溶解度低，地幔流体氧逸度低，铀含量也低，也难于使存在于岩石副矿物中的四价铀氧化形成六价铀而活化转移进入成矿流体（凌洪飞，2011），因而，地幔流体作为302矿床成矿流体来源的可能性也不大。

认为成矿流体主要由深循环的大气降水演化形成，主要依据为：

（1）自白垩纪以来，研究区内构造—岩浆活动十分强烈：构造活动表现为大规模的地壳伸展构造形成的陆相断陷盆地（如南雄盆地、丹霞盆地，陈跃辉等，1998；舒良树等，2004）、断陷带（如长江断陷带和百顺断陷带等）、大型断裂带（南雄断裂和塘洞-胡坑断裂）和矿区范围内的断裂构造（图1），尤其是华南第5次岩石圈伸展事件发生的时间（70～75 Ma，李献华等，1997；胡瑞忠等，2004）与成矿时间十分接近；岩浆活动表现为矿区内（包括整个诸广南部岩体）主要发育大规模近东西向和NNE、SN向成群、成组出现的白垩纪基性岩脉（李献华等，1997）以及南雄盆地内的玄武岩（96±1 Ma，舒良树等，2004）。这些强烈的拉张断裂构造活动和岩浆活动为高氧逸度的大气降水向深部循环提供了运移通道，而且导致地温梯度明显升高，从而为大气降水在深部进行对流循环提供了能源动力，使之成为热液并与产铀花岗岩围岩相互作用，将其中的铀活化转移进入热液成为成矿流体。

（2）大气降水在向深部运移过程中，在100℃～300℃的温度范围内（图2），当W/R比值相对较大（5～0.1）时，流体δ18OH2O值随W/R比值的减小而增大，δD值则基本不变；而当W/R比值较小（0.1～0.001）时，δD值随W/R比值的减小而增大，而δ18O值变化很小（陈振胜和张理刚，1992）。在成矿时期内，研究区内断裂构造十分发育，水-岩相互作用是在水-岩比值较大的情况下发生。在这种情况下，虽然成矿时期研究区内大气降水的初始δ18O值较低（-7.5‰，张理刚，1989），但随着大气降水在富18O的花岗岩（诸广岩体花岗岩的δ18O值为10‰左右，李献华，1992）中向深部运移过程中，由于温度升高，水-岩相互作用明显，其δ18O值可不断升高，最高可接近被交换岩石值。302矿床成矿流体δDH2O值的偏低可能由两个原因引起：一是流体在温度升高和对流循环过程中发生了去气作用，去气作用可以使源自大气降水的流体的δD值低于-90‰，甚至可低于-100‰（张理刚等，1995），而302矿床成矿过程中确实存在热液沸腾作用（倪师军等，1994）。二是由大气降水在深循环过程中，可能接触到了地层中存在的少量有机水（δD=-90‰～-250‰，δ18O=-7‰～20‰，Sheppard，1986）而致δD降低。

图2　302矿床成矿流体氢氧同位素图解Fig.2 Hydrogen and oxygen isotope diagram of ore-forming fluid of deposit 302

矿后期成矿流体由于温度较低，水-岩交换过程中分馏较弱，流体的氢、氧同位素组成未发生明显变化，其δDH2O值（-7.09‰～-6.39‰）和δDH2O值（-79‰～-68‰）分别稍高和稍低于成矿时期大气降水值。

（3）302矿床成矿热液具有低的盐度（1.89～3.53 wt.%，陈培荣和刘义，1990；郭国林等，2010），这也是成矿流体来源于大气降水的一个重要证据。

综上所述，笔者认为302铀矿床的成矿流体可能主要由深循环的大气降水演化形成。

3.2成矿物质的来源

3.2.1萤石的稀土元素特征

由表2可知，成矿期紫黑色萤石与矿后期绿色萤石的稀土元素组成具有较为明显的区别。前者具有较低的∑REE（平均为74.3×10-6）和Tb/La比值（平均为0.022）、较高的LREE/HREE比值（平均为8.27）、(La/Yb)N值（平均为7.98）、(La/Sm)N值（平均为6.60）、Y/Ho值（65.5）和稍高的δEu值（平均为0.25），而后者具有较高的∑REE（180.1× 10-6）和Tb/La比值（0.078）、较低的LREE/HREE比值（3.33）、(La/Yb)N值（1.96）、(La/Sm)N值（平均为1.91）、Y/Ho值（51.5）和稍低的δEu值（0.23）。

上述这种差异可能主要与它们从成矿流体中沉淀的先后顺序有关。早期结晶的萤石具有较低的稀土总量（Eppinger and Closs，1990）、Tb/La比值（Constantopoulos，1988）和较高的Y/Ho比值（Bau and Moiler，1992）。由表2可知，早期结晶的紫黑色萤石的稀土总量和Tb/La比值（分别为31.69×10-6～105.55×10-6和0.011～0.028）明显低于晚期结晶的绿色萤石（分别为180.1×10-6和0.078）；而早期结晶的紫黑色萤石的Y/Ho比值（51.5～97.8）明显高于晚期结晶的绿色萤石（51.5）。在早期结晶的紫黑色萤石中，样号9的稀土总量（31.69×10-6）和Tb/La比值（0.011）明显低于其它样品（分别为67.05×10-6～105.55×10-6和0.023～0.028），而Y/Ho比值（97.8）明显高于其它样品（51.5～63.0），反映样号9比其它样品结晶更早，可能属于矿前期。

302矿床萤石的稀土总量（平均为91.93× 10-6）与长江岩体（平均131.9×10-6，黄国龙等，2014）较为相似而与油洞岩体（平均211.7×10-6，黄国龙等，2012）差异明显（图3），同时从图2可以看出，萤石的稀土配分模式也与长江岩体相似而与油洞岩体差异明显，说明萤石中的稀土元素可能主要来源于长江岩体。

表2　302矿床萤石微量元素(×10-6)和稀土元素(×10-6)分析结果Table 2 Trace and rare earth element compositions for fluorite from uranium deposit 302 (×10-6)

3.2.2萤石的微量元素特征

302矿床脉体中紫黑色萤石是成矿期的，绿色萤石是成矿后阶段的产物（金景福，1992）。由表2可知，与绿色萤石相比，紫黑色萤石具有较高的Cr（平均为10.2×10-6）、Pb（平均为147.5× 10-6）、U（平均为367.4×10-6）、Mo（平均为0.81× 10-6）、W（平均为1.29×10-6）和Bi含量（平均为0.50×10-6），较低的Hf（平均为0.06×10-6）、Ta（平均为0.02×10-6）、Ga（平均为0.29×10-6）、Nb（平均为0.09×10-6）和Y含量（平均为37.61× 10-6），其他元素的含量则十分相似。此外，V、Cr、U、Mo、W和Bi的变异系数较大，说明它们在热液中的化学稳定性易受热液在沉淀出萤石时的物理化学条件随时空而有所变化的影响。

由表2和图4可看出，紫黑色和绿色萤石虽然微量元素的含量有明显差别，但均显示Rb、U、La、Ce、Nd、Sm和Yb的富集以及Ba、Nb、Sr、Hf和Ti的亏损，说明他们应该是同源的，其含量变化是由于随着热液演化，热液的物理化学条件和元素浓度发生了系统性变化所致。从图4可看出，长江岩体与油洞岩体之间的微量元素分布模式差别不太大，而萤石与这两个岩体的微量元素分布模式似乎差别较大。即使结晶出萤石的热液是与这两个岩体或其中之一进行水岩反应（见前述H、O同位素讨论）而从岩体获得元素成分，从而热液作为一个整体其微量元素的分布模式与岩体具有一定的相似性，但由于从热液中结晶出的某单矿物对不同元素的固/液分配系数可以相差很大，因而单矿物的微量元素的分布模式一般不能代表热液流体整体的微量元素分布模式，例如即使热液中Rb含量较高，但可以预见Ca作为主要元素的萤石（CaF2）对Rb的固/液分配系数很小，因此萤石的Rb含量很低（图3）；萤石对Sr和Ba的固/液分配系数应该较大，但本文研究的萤石样品具有明显的Ba亏损和轻微的Sr亏损，这可能是因为热液整体是亏损Sr、Ba的，后者可能是继承了与热液进行水岩反应的岩体亏损Sr、Ba的特征，比较而言，长江岩体比油洞岩体更亏损Sr、Ba，萤石亏损Ba的程度更接近于长江岩体亏损Ba的程度，可能也说明热液中元素更多来自长江岩体，这与前述稀土分布模式特征所反映的情况相吻合；另外，上述两个岩体都没有明显的Hf亏损，但萤石Hf亏损明显，虽然我们没有萤石对Hf的分配系数资料，但作者推测这更可能是因为Hf主要赋存在岩体的锆石中，热液在与岩体进行水岩反应而吸取元素的时候，由于锆石中Hf很稳定，很少能被热液交代吸取进入流体，因此热液整体就是Hf亏损的，萤石可能是继承了热液的Hf亏损特征。由于上述因素以及没有萤石元素的分配系数资料，用微量元素分布模式来推断热液成矿物质来源比稀土元素要困难得多。

图3　302矿床萤石（a）和赋矿围岩长江岩体（b）与油洞岩体（c）的稀土元素分布模式图（标准化数据据Taylor et al.,1985）Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns for fluorite(a) from uranium deposit 302,Changjiang granite(b) and Youdong granite (c)

3.2.3萤石Gd/Yb-Nb/Ta图解

Nb和Ta的化学性质相近，Gd和Yb的化学性质也比较相近，这些元素被淋滤进入流体之后能记录原岩的特征，萤石是热液形成的脉石矿物，萤石的Gd/Yb和Nb/Ta比值能够反映其来源。由图5可以看出，长江岩体和油洞岩体分别位于Gd/ Yb-Nb/Ta图解中的不同区域，而萤石落在长江岩体及与其邻近的范围内，说明萤石的物质来源是长江岩体，间接说明了302矿床的成矿物质来源是长江岩体。

3.2.4萤石Sr与Nd同位素组成

由于矿物对Sr、Nd同位素一般没有可检测的分馏，因而用Sr、Nd同位素来分析成矿物质的来源是最为可靠的。由表3可知，由于萤石的Rb含量很低（1.40×10-6～3.75×10-6），加之成矿年龄年轻（70Ma），因而测定的87Sr/86Sr比值（0.71495～0.71972）与计算的（87Sr/86Sr）i值（0.71490～0.71962，平均为0.71603）十分接近。在成矿时期内，矿区范围内基性岩脉的（87Sr/86Sr）i值为0.70475～0.71504（平均为0.70840，李献华等，1997）上部围岩油洞岩体的（87Sr/86Sr）i值为0.76388～0.78052（平均为0.77202，黄国龙等，2012），下部围岩长江岩体的（87Sr/86Sr）i值为0.72758～0.73510（平均为0.73134，黄国龙等，2014）。上述数据对比表明，萤石的（87Sr/86Sr）i值介于白垩纪基性岩脉和赋矿围岩长江岩体的（87Sr/86Sr）i值之间，反映成矿流体中的Sr可能主要是通过水岩反应从长江岩体以及基性岩脉中获取。

图4　302矿床萤石(a)和赋矿围岩长江岩体(b)与油洞岩体(c)的微量元素蛛网图(标准化数据据Sun and McDonough (1989))Fig.4 Primitive-mantle normalized trace element spider diagram for fluorite(a) from uranium deposit 302,Changjiang granite(b) and Youdong granite(c)

图5　302矿床萤石Gd/Yb-Nb/Ta图解Fig.5 Gd/Yb-Nb/Ta diagram of fluorite of deposit 302

从表3可知，302矿床成矿期萤石的εNd(t)值为-11.9～-11.4（平均为-11.6），与沥青铀矿的εNd(t)值（-11.3～-13.1，平均为-11.5；黄国龙等，2010）十分相似。在成矿时期，诸广南部岩体内白垩纪基性岩脉的εNd(t)值为-5.6～5.1（平均为1.4；李献华等，1997），矿区内赋矿围岩长江岩体的εNd(t)值均为-9.0～-12.6（平均为-10.9；李献华，1990；张敏，2006；黄国龙等，2014），油洞岩体的εNd(t)值为-12.5～-13.8（平均为-13.2；黄国龙等，2012）。上述数据表明，302矿床中萤石的εNd(t)值与沥青铀矿相同，与基性岩脉区别明显，与赋矿围岩（尤其是长江岩体）十分相似，反映成矿流体中的Sm-Nd组分主要来源于长江岩体。矿后期的萤石与成矿期的具有较一致的特征。

表3　302矿床萤石Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析结果Table 3 Rb-Sr and Sm-Nd isotopic compositions for fluorite from uranium deposit 302

4　结论

（1）302矿床成矿流体的δ18OH2O值为-7.09‰～3.24‰，δDH2O值为-105‰～-63‰，矿后期流体的δ18OH2O值为-7.09‰～-6.39‰，δDH2O值为-79‰～-68‰，成矿流体是在强烈的构造-岩浆活动的地质背景下，由大气降水在深循环过程中通过水-岩相互作用演化形成，矿后期流体可能经历了热液沸腾作用和/或少量有机水的混入。

（2）成矿期萤石与沥青铀矿的εNd(t)值（平均值分别为-11.4和-11.5）几乎一致，与长江岩体的值（平均为-10.9）十分相似，与油洞岩体（平均为-13.2）和基性岩脉的值（平均为1.4）区别明显；矿后期的萤石与成矿期的具有较一致的特征；此外，萤石的（87Sr/86Sr）i值介于赋矿围岩长江岩体和白垩纪基性岩脉的（87Sr/86Sr）i值之间；萤石的稀土元素配分模式图也与长江岩体相似而与油洞岩体区别较明显。萤石落在Gd/Yb-Nb/Ta图解中的长江岩体及其邻近范围内。反映成矿流体中的多数元素物质成分是在流体与围岩尤其是与长江岩体之间的水-岩反应过程中获得的。

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Studyonthe Sourceof Ore-forming Fluidand Ore-forming Material ofthe302 Uranium Depositin Northern Guangdong Province: Evidencefrom H-O-Sr-Nd Isotope Geochemistry

FU Liwen1，2，SUN Liqiang2，LING Hongfei2*，SHEN Weizhou2，LI Kun2，FENG Shangjie2
1.Jiangsu Geology & Mineral Bnreau Geological 1st Battalion,Nanjing 210041,China；2.StateKeyLaboratoryforMineralDepositResearch,SchoolofEarthSciencesandEngineering,NanjingUniversity,Nanjing210023,China

Abstract:The 302 uranium deposit,located at the eastern part of the Zhuguangshan granite composite in northern Guangdong province which is the most important large ore-concentrated area of granite-hosted uranium deposit in China,is a large-scale,deeply buried and largely vertical mineralized granite-hosted uranium deposit.Uranium ore bodies occur mainly as vein type,flat beanpod-like and lens-like,and are hosted within hydrothermally altered fault zones in the Indosinian Youdong granite and the early Yanshanian Changjiang granite.And the dominant uranium-bearing mineral is pitchblende.Despite intensive research over the past few decades,the source of ore-forming fluid and ore-forming material of this uranium deposit remains controversial.The results of hydrogen and oxygen isotopes in this article show that δD(H2O)and δD(H2O)values of ore-forming fluids range from -7.09‰to 3.24‰and from -105‰to -63‰,respectively,indicating that ore-forming fluids were mainly formed by deeply circulating meteoric water which havebook=44,ebook=47experienced water-rock interaction.The relatively low δD(H2O)value may be caused by hydrothermal boiling action of ore-forming fluids or mixing up with small amount of organic water (δO(H2O)-90‰to -250‰) in the process of deep circulation.The ε(Nd)(t) values (-11.9 to -11.4) and rare earth element distribution patterns of the fluorite of metallogenic period are similar to those of the Changjiang granite but obviously different from those of the Youdong granite.Fluorites are in or near the scope of Changjiang granite in Gd/Yb-Nb/Ta diagram,indicating that uranium source of the 302 deposit was mainly derived from the Changjiang granite.

Key words:Isotopes；source of ore-forming fluid and ore-forming material；uranium deposit 302；South China

Corresponding author:LING Hongfei,Professor; E-mail: hfling@nju.edu.cn

*通讯作者：凌洪飞，男，1960年生，教授，博导，主要从事古海洋环境、同位素地质和铀矿地质教学和研究；E-mail：hfling@nju.edu.cn

作者简介：傅丽雯，女，1991年生，硕士，主要从事铀矿床的研究工作；E-mail：iamfuliwen@foxmail.com

基金项目：973课题（2012CB416703）；中国核工业地质局十二五高校铀矿地质科研项目

收稿日期：2015-03-26；修回日期：2015-07-14

DOI:10.16108/j.issn1006-7493.2015059

中图分类号：P619.14

文献标识码：A

文章编号：1006-7493（2016）01-0043-10