核桃坝地区火山岩型铀矿成矿过程及成矿条件分析研究

王强　薛伟

摘要：通过对核桃坝地区铀矿化体、赋矿围岩进行微量元素和稀土元素分析测试。结果表明成矿物质来源与围岩无直接关系，而与次火山岩有关的热液密切关系；通过对钻孔垂向上蚀变及铀矿石特征分析表明后期热液叠加改造是该类型铀矿化成因主要因素；结合铀矿石U-Pb同位素测年分析，说明铀矿初步富集最终形成高品位铀矿体是经过长时间的后期热液叠加改造形成的；Th/U值含量变化也表明后期表生热液改造在铀成矿过程中也扮演重要角色。

关键词：核桃坝铀矿化；热液蚀变；成矿来源；地球化学；U-Pb同位素；Th/U值

1. 引言

核桃坝地区位于多伦火山盆地的西北部，断裂构造较发育，主要有NNE、NE、NNW和EW向构造。据白志达、顾德林和田明中等研究，上述断层形成时代，大部分为中生代，部分为新生代，多具有多期次活动的特点[1]。区内构造、热液蚀变和矿化作用十分发育[2]，多年来核工业二〇八大队对核桃坝地区进行钻探验证，取得了较好的找矿成果，引起了许多地学工作者的兴趣。

图1 工作区地质——构造简图

2. 区域地质背景

研究区位于华北板块北缘，区域断裂构造发育，岩浆活动强烈，深大断裂对本区的地质构造和矿化活动有着深远的影响（图1）。中、新生代，颇有特色的燕山陆内造山和深部地质作用，使得区内岩浆活动最为强烈，与金属成矿的关系密切，往往形成重要的构造岩浆成矿带。中生代晚侏罗世——白垩世早期是该区的火山活动主要发生期。产铀地层主要为上侏罗统满克头鄂博组和白音高老期次火山岩体。

3. 地球化学特征

3.1 微量元素特征分析

从图2可知，次火山岩体内部或与围岩接触部位相对亏损Cs、Rb、Ba、Sr亲石元素，强烈亏损Sb、Mo、V元素，基本无亏损Ta、Nb、Zr、Hf、Th高场强元素，显示壳源的化学特征，整体上不同于典型的火山弧火山岩特征[4]，与洋中脊玄武岩地球化学特征迥异，类似壳源过铝质碱性花岗岩类。图3可知，近火口相与次火山岩体的微量元素特征相似，这表明该区铀矿化是由于同一岩浆房、同一类型的岩浆热液成矿所致。

华北板块直接基底铀含量较低（铀含量均小于5×10-6），供给铀源能力不足，因此热液从基底中萃取铀元素富集成矿的可能性较小，铀源应来自地壳深部。壳源深部S型花岗质岩浆可为铀矿化提供足够的铀源，岩浆熔体沿火山机构构造薄弱地带侵位形成次火山岩体，同时发生铀矿化。

由于钍活动性远不如铀，故岩石与矿石的ω（Th）/ω（U）有明显的不同。围岩中ω（Th）/ω（U）比值在0.75～9.69之间，而矿石的ω（Th）/ω（U）比值在0.01～0.02之间（表1），远低于围岩，清楚地显示了U、Th活动性能的差异。且空间上无U与Th的分带现象，常共生富集形成铀——钍混合型矿石。由于U、Th趋于分离的，表明它们受后期表生热液改造[5]。

3.2稀土元素的特征分析

稀土元素属于不活泼元素，稀土元素的地球化学特点可以十分有效地示踪成矿物质来源。从图4可知铀矿石和围岩中次火山岩体的稀土元素地球化学特征十分相似，呈现“右倾”平滑型，稀土元素总量在254.47×10-6～499.99×10-6之间，轻、重稀土元素发生较明显的分馏作用，Eu呈强烈负异常。侵入相花岗斑岩稀土元素总量在376.44×10-6～418.35×10-6之间，为富LREE的右倾曲线，轻、重稀土元素发生较明显的分馏作用，中等亏损Eu（图5），推断铀矿体的成矿物质来源与次火山岩体和花岗斑岩体形成成因相关。

4. 断裂体系对铀成矿的影响

由于近东西基底断裂的长期活动，形成了以北东向断裂为主、近东西向断裂为辅的深断裂系统，成为深部岩浆向上运动的通道；次级断裂以北东向、北北东向为主，控制火山盆地、破火山边界；与火山机构有关的断裂构造，主要发育于火山机构的边部，呈放射状和受火山机构塌陷作用所致的环状断裂。铀矿化受基底构造、盖层构造和火山构造联合控制，主要分布在环状构造以及不同火山岩相交接的次级构造部位。

核桃坝所处火山机构演化历史与大地构造背景由岛弧构造环境向板内伸展构造环境转变过程相对应，这说明大地构造背景转变与过渡过程利于火山岩浆的多次侵位或喷发[6]。构造与铀矿化的关系主要表现在其控制了本区局部断裂和火山机构的形成和火山期的热液活动。

5. 铀矿体特征分析

矿石矿物以沥青铀矿（隐晶结构、交代残余结构以及脉状构造）为主，另有少量铀的次生矿物。呈团块状、脉状细粒或微细粒集合体产出。与沥青铀矿伴生矿物主要是赤铁矿，其次为少量黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿等；伴生的脉石矿物主要有萤石、微晶石英和少量绿泥石、高岭石等。

通过钻孔岩心显示，与铀矿化有关的蚀变主要为酸性蚀变，以赤铁矿化、黑色含硫化物硅质细脉（以辉钼矿为主）、紫色粉末状萤石化和黄铁矿化，由矿体向两侧，围岩蚀变的分布依次为硅化——高岭石化——萤石化——水云母化——绿泥石化，垂向上蚀变具有由深部向浅部酸性增强，钼矿化增高的趋势。

通过U-Pb同位素方法对核桃坝7-5矿点沥青铀矿的形成年龄进行获取，其形成时间应在80Ma～85Ma，属于晚白垩世[7]。沥青铀矿和次生铀矿物则是岩浆期后的热液叠加、改造作用所形成；以方铅矿、闪锌矿为主的中低温矿物表明成矿热液系统为中低温成矿热液系统[8]。

铀矿化主要受火山机构形成的断裂和次火山岩体联合控制，次火山岩（潜流纹岩）形成时间为134.65Ma，其原始岩浆与铀矿初步富集密切相关，至沥青铀矿形成的时间差可达54Ma，又因为铀元素是强不兼容元素，其始终更易于液相，对比铀矿石和次火山岩体的微量元素地球化学十分相似。说明次火山岩浅成侵位后经过较长时间的后期热液叠加改造，最终形成高品位铀矿体。

6. 结论

（1）微量元素、稀土元素特征表明，核桃坝铀矿化的成矿物质来源与围岩无直接关系，与次火山岩有关的岩浆期后热液关系密切，微量元素特征指示次火山岩体为壳源的化学特征，稀土元素特征推断铀矿体的成矿物质来源与次火山岩体和花岗斑岩体形成成因相关。同时Th /U值含量变化也表明成矿期热液在运移过程中受后期表生热液改造。

（2）通过沥青铀矿的U-Pb同位素分析方法确定核桃坝7-5矿点沥青铀矿形成确切时间应在80Ma～85Ma，与次火山岩形成时间为134.65Ma对比，铀矿初步富集至高品位铀矿体形成的时间差可达54Ma，结合铀矿石岩石学和钻孔蚀变特征，说明铀矿体是在次火山岩体侵位后经过较长时间的后期热液叠加改造形成的。

参考文献：

[1] 杜乐天著.中国热液铀矿基本成矿规律和一般热液成矿学[M].原子能出版社，2001.

[2] 白志达.徐德斌，顾德林等.区域地质调查报告1∶5000[R].中国地质调查局，2000.

[3] 杜乐天.中国热液铀矿成矿理论体系[J].铀矿地质，2011（02）.

[4] 韩吟文，马振东，张宏飞等.地球化学[M].北京地质出版社，181-212. 2003.

[5] 姚宏鑫.江西相山铀矿田邹家山铀矿床蚀变特征及热液来源[J].矿物学报，2013（02），27

[6] 薛伟.多伦火山盆地核桃坝地区大地构造背景识别与铀成矿关系研究[J].吉林大学学报（地球科学版），2015（03）.

[7] 薛伟，韩军.多伦火山盆地核桃坝地区7-5铀矿点沥青铀矿定年及其地质意义[J].矿物学报，2013（S2）.

[8] 费红彩，肖荣阁.成矿流体演化与成矿物理化学[J].矿物岩石地球化学通报.21（2）.139—144，2002.

[9] 徐琳，肖进.内蒙古阿拉善北部阿拉克克尔特晚二叠世火山岩锆石U-Pb年龄及其地球化学特征[J].西部资源，2015（01）.

[10] 刘海明，宝音乌力吉，邵永旭，郭文军.内蒙古红格尔苏木地区奥陶系乌宾敖包组火山岩特征及构造环境探讨[J].西部资源，2012（01）.