诸广山九龙江铀矿床南部石壁窝矿段稀土元素地球化学特征及其地质意义

陈 旭,刘晓东,潘家永,姜必广,覃金宁

(1.东华理工大学 地球科学学院,南昌 330013;2.湖南省核工业地质局三〇六大队,湖南 衡阳 421000；3.九江学院,江西 九江 332005)

稀土元素中各元素的地球化学行为相近并且性质类似,常将它们作为一个整体来研究。岩矿样品的稀土元素配分模式能够反映各类成岩成矿热液流体在沉淀时的稀土元素瞬时特征,热液流体与其物源具有相同的稀土元素地球化学特征,因此稀土元素具有一定的物源示踪作用,可为矿床的成岩成矿等重要地质问题提供可靠依据[1-4]。

九龙江铀矿床是鹿井铀矿田西南侧三九地区的代表性花岗岩型铀矿床之一,石壁窝矿段位于九龙江铀矿床南部,地表发育高品位次生铀矿。湘核地质人在九龙江、九曲岭、九龙径3个地段及其周边,通过几十年尤其是近十年来的铀矿地质勘查,不断取得了找矿突破,已将该地区确定为铀矿田级别。结合前人研究成果,本文通过对石壁窝矿段正常花岗岩、蚀变花岗岩、含矿构造岩、蚀变矿物、不同成矿阶段萤石等样品的稀土元素地球化学特征对比,探讨铀元素迁移、富集及成矿流体的演化过程,进而推测石壁窝矿段成矿潜力。

1 地质概况

三九地区位于华夏古陆湘桂粤海西-印支凹陷与闽赣后加里东隆起的交汇部位,南华活动带北缘,华南多期复合造山带内的诸广山岩体中南部。诸广山岩体为万洋山-诸广山走滑岩浆带的重要组成部分,受九峰-大余东西向隆起带、万洋-诸广南北向隆起带和万洋山北东向隆起带的三重控制(图1)。 区域上已发现了一系列铀矿田(鹿井、 城口、 长江、 澜河等)以及多个多类型铀矿床、矿点。三九地区与北东部的鹿井矿田、 南部的城口矿田同属诸广隆起带的Ⅱ级热水-城口断陷带控制(图2),区内成矿地质条件优越[5-7]。

图1 诸广山岩体大地构造位置略图(据广东省核工业地质局二九一大队,2006)Fig.1 Sketch map showing the geotectonic location of Zhuguangshan massif1—隆起区;2—坳陷区;3—花岗岩体;4—隆起带;5—矿床、矿田;6—三九地区

三九地区产铀地层为震旦-寒武纪的黑色沉积岩系[7-9]。区内出露岩浆岩主要为诸广山复式岩体中段的燕山期花岗岩,主要为燕山早期第二阶段的东岭单元(J2D)及中棚单元(J3Zp),分别为呈岩基产出的结晶年龄为161.9±1.5 Ma[10-11]的中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩和呈岩株、岩枝、岩脉状产出的结晶年龄为148.2±1.9 Ma的细粒二云母花岗岩[10],主要分布于NE向上堡-热水断裂带、NW向塘湾断裂上下盘,此外还有少量燕山晚期花岗岩和细粒花岗岩脉。前人研究认为，诸广中段燕山早期花岗岩为后造山环境产出的壳源重熔,晚期可能有壳-幔混熔的过铝质S型或A型花岗岩[11];或是伸展构造环境下,古陆壳(古元古代变质沉积岩)部分熔融主导并经历幔源岩浆混合过程的高分异S型花岗岩[10-11,13]。

三九地区位于区域上堡-热水断裂带的中南部,城口矿田菱形格状构造的北部,区内断裂构造发育,形态多样,构造成分复杂,按其走向大致分为NNE、NE、近EW、 NW向四组。 九龙江铀矿床的主控矿断裂为NE-NNE向F101断裂,石壁窝矿段构造格架以NW向塘湾断裂及NE向次级断裂为主(图2)。三江口矿区铀矿化属热液型矿化,按矿石类型可分为硅质脉型和碎裂蚀变岩型,二者在空间上没有明显界线,石壁窝矿段标高较低,以蚀变岩型为主等[5-6]。九龙江铀矿床西北侧的九曲岭铀矿床,其沥青铀矿U-Pb同位素年龄为91.6～115.0 Ma[7],反映了区内花岗岩型铀矿床具有较大的岩矿时差。

图2 三九地区地质略图(据湖南省核工业地质局三〇六大队,2013)Fig.2 Simplified geological map of Sanjiu areaQ—第四系;C2+3—石炭系中上统;C1d—石炭系大塘阶;C1y—石炭系岩关阶;D3x—泥盆系锡矿山组;D2q—泥盆系棋桥组;D2t—泥盆系跳马涧组;∈2、∈1—寒武系中、下组;Z2、Z1—震旦系上下组;K1M—木溪头单元;J3Zp—中棚单元;J3G—高奢单元;J2D—东岭单元;T3Y—鱼王单元;1—细粒花岗岩脉;2—实测、推测地质界线;3—接触变质带;4—实测、推测断层;5—铀矿床、矿点;6—取样位置;7—三江口矿区

2 样品采集、分类与测试

此次用于稀土元素研究的岩矿心样品均采自石壁窝矿段的施工钻孔(图3、 图4, 表1),可分为4类:第1类为正常花岗岩、蚀变花岗岩;第2类为蚀变矿物;第3类为近矿、含矿构造岩;第4类为含矿性不同的脉石矿物(图4)。这些样品的地质特征及采集位置见表1,除脉石矿物挑取高纯度单矿物外,其他样品直接用全岩及矿石进行分析。稀土测试工作在湖南省核工业地质局放射性核素检测中心的核工业中心实验室采用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)法完成,分析误差±5%, 具体分析方法及流程见国家标准《硅酸盐岩石化学分析方法第30部分: 44个元素量测定》(GB/T 14506.30—2010)[14]。

图3 样品取样位置示意图Fig.3 Sketch map the of sampling position in the drills1—第四系;2—东岭单元花岗岩;3—塘湾断裂带;4—异常体;5—矿化体;6—矿体;7—钻孔及编号;8—剥土及编号;9—浅井及编号;10—地表水

图4 石壁窝矿段样品的代表性照片(岩心样品直径均为5 cm)Fig.4 Representative samples from drills of Shibiwo occurrencea—绿泥石、 绿泥石化构造岩; b—绿泥石化构造岩; c—绿色萤石; d—钾长碎裂花岗岩; e—团块状钾长石; f—紫色萤石

3 稀土元素测试结果

石壁窝矿段样品(含前人)稀土元素平均含量和特征参数见表2、 表3, 稀土元素配分模式见图5, 球粒陨石标准化采用Sun & McDonough数据。

表1 石壁窝矿段样品地质特征及采集位置

注: *根据样品采集孔深换算为标高。

3.1 稀土元素配分模式

区内沉积岩系的稀土配分模式表现为轻稀土富集右倾型(图5a); 东岭单元花岗岩(尤其是石壁窝矿段)的稀土配分模式表现为中等Eu亏损的轻稀土富集右倾型(图5b); 中棚单元花岗岩则表现为强烈的Eu亏损, 略呈四分组效应(图5c); 蚀变花岗岩稀土配分模式与其源岩花岗岩表现为相似的中等Eu亏损的轻稀土富集右倾分布特征(图5d); 构造岩、 蚀变矿物、 脉石矿物等稀土配分模式表现为弱到中等Eu亏损的轻稀土略富集右倾型或弱Eu亏损的轻、 重稀土两侧较对称的海鸥型(图5e、 f)。

3.2 稀土元素地球化学参数特征

3.2.1 稀土元素总量 诸广山三九地区的震旦-寒武纪沉积岩系∑REE=(178.92～227.75)×10-6, 平均为199.26×10-6; 九龙江铀矿床的东岭单元花岗岩∑REE=(168.26～190.30)×10-6, 石壁窝矿段的东岭单元花岗岩∑REE=237.26×10-6; 区内中棚单元细粒二云母花岗岩∑REE=(109.99～140.70)×10-6, 平均为125.35×10-6, 这两期花岗岩体∑REE比南岭花岗岩∑REE平均值[16](227×10-6)略小或相当; 石壁窝矿段各类蚀变花岗岩(原岩属东岭单元)∑REE=(139.77～197.52)×10-6, 均值为168.65×10-6; 九龙江矿床地表(标高约320 m)构造岩∑REE (平均值)=33.98×10-6, 石壁窝矿段地表(标高约240 m)构造岩∑REE=19.56×10-6, 埋深约150 m(平均标高112 m)构造岩∑REE=146.54×10-6; 石壁窝矿段各类蚀变矿物、 脉石矿物∑REE=(28.03～161.38)×10-6, 平均为104.83×10-6(图6)。

表2 研究区及周边样品稀土元素平均含量

Table 2 REE average contents of samples from research area and adjacent areawB/10-6

注: ① 数据源自湖南省地矿局区调队, 1984; ② 数据源自湖南省核工业地质局三〇六大队, 2012; ③ 数据源自文献[10]。

表3 研究区及周边样品稀土元素特征参数

注: ∑REE、 LREE、 HREE单位为wB/10-6; ∑REE、 HREE的计算结果均不包含Y; δEu=EuN/(SmN·GdN)1/2, δCe=CeN/(LaN·PrN)1/2。

分析结果表明, 研究区尤其是石壁窝矿段东岭单元花岗岩∑REE与区域沉积岩系∑REE相当;花岗岩经历围岩蚀变后REE总量差别不大, 但分异度变高;地表构造岩∑REE相对正常围岩显著减少, 但往深部又有增高;蚀变矿物绿泥石∑REE往深部(标高降低)也有增高趋势; 矿化紫黑色萤石∑REE、REE分异度相比绿色萤石更低。

3.2.2 LREE/HREE值 分析样品中(表3), 震旦-寒武纪沉积岩系LREE/HREE(平均值)=10.46; 三九地区东岭单元花岗岩LREE/HREE=4.53～5.71, 石壁窝矿段东岭单元花岗岩LREE/HREE=12.05, 三九地区中棚单元花岗岩LREE/HREE(平均值)=2.28, 均属轻稀土富集型; 蚀变花岗岩LREE/HREE(平均值)=9.11;含矿性不同的构造岩LREE/HREE=1.56～7.90,平均值为4.51;绿泥石LREE/HREE(平均值)=9.43; 钾长石LREE/HREE=3.42; 萤石LREE/HREE=2.36～5.45, 平均值为3.91(表3、 图6)。

整体来看,东岭单元花岗岩与区内老地层沉积岩均富LREE,稀土元素特征可能具有成因物源的继承性,具弱四分组效应的中棚单元花岗岩可能经历强烈的后期水岩作用；其他样品的稀土元素特征都与正常花岗岩(或其源岩)相似,具有较好的继承性。

3.2.3 La/Yb、La/Sm、Gd/Yb标准化值 三九地区花岗岩(La/Yb)N=1.67～5.96, (La/Sm)N=1.53～2.73; (Gd/Yb)N=0.87～1.64; 石壁窝矿段东岭单元花岗岩(La/Yb)N=22.31, (La/Sm)N=3.32, (Gd/Yb)N=3.87, 该矿段的其他各类蚀变花岗岩(La/Yb)N=5.15～19.11,(La/Sm)N=3.07～3.55,(Gd/Yb)N=1.12～3.02; 不同标高的矿化构造岩(La/Yb)N=2.78～10.51,(La/Sm)N=2.14～2.97,(Gd/Yb)N=0.80～2.24, 绿泥石、钾长石团块、不同期次的萤石等(La/Yb)N=2.31～11.89,(La/Sm)N=2.12～3.25,(Gd/Yb)N=0.98～2.42。

分析结果表明,区内尤其是石壁窝矿段各类样品的LREE、HREE均表现出明显分异,LREE的分异相对更为显著。

图5 各类样品稀土元素球粒陨石标准化配分模式Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of various samples

图6 各类样品∑REE及LREE/HREE值对比Fig.6 ∑REE and LREE/HREE of various samples

3.2.4 Ce、Eu异常 矿物元素与REE元素发生类质同象置换的能力与其离子价态、半径密切相关[17]。REE一般为+3价且半径相近,多数矿物对其摄取是类似的,但Ce、Eu在一定氧化还原条件下可能呈现出+2、+4价[18],价态变化会相应引起其离子半径的变化[19],从而导致Ce、Eu与其他REE之间发生分异[20],因此Ce、Eu的这一特性可用来探讨流体的氧化还原条件。

由表3可知,三九地区震旦-寒武纪沉积岩系δEu(平均值)=0.71, 东岭单元花岗岩δEu(平均值)=0.15, 中棚单元花岗岩的的δEu(平均值)=0.06。华南花岗岩若δEu<0.2,表明花岗岩浆已发生晚期分异和交代,岩浆源区可能有斜长石残留或岩浆固结前已晶出大量斜长石[21]。

石壁窝矿段其他样品δEu(平均值)=0.25(0.21～0.29), 为强负异常; δCe(平均值)=1.02(0.95～1.13),趋于正常或无异常。即Eu亏损严重,Ce基本不亏损。Eu亏损是由于Eu3+在还原环境下被还原为Eu2+而与其他稀土元素发生分离,Ce亏损是由于Ce3+在氧化环境下被氧化为Ce4+而与其他稀土元素发生分离,由于Eu亏损严重,Ce基本正常,可认为石壁窝矿段所取各类样品埋深虽不大,但Ce、Eu异常情况却又反映了相对还原的环境,NW向塘湾断裂及其上下盘附近次级断裂、蚀变花岗岩应是有利于铀元素预富集或富集成矿的导矿储矿体系。

3.2.5 Sm/Nd值、La/Sm-La关系 三九地区东岭单元花岗岩Sm/Nd=0.21～0.27, 其他蚀变花岗岩、 蚀变矿物、 脉石矿物Sm/Nd=0.20～0.29, 均小于(Sm/Nd)N值0.33,显示为幔源性质[21];而中棚单元花岗岩Sm/Nd平均值为0.338,推测其岩浆成因偏壳源。

将表2中正常花岗岩数据作La/Sm-La图解(图7),投影点表现出较好的正线性相关性,与南岭陆壳改造型花岗岩图解相似[23],说明该区花岗岩可能源自硅铝质陆壳重熔而形成的岩浆。石壁窝矿段东岭单元花岗岩投点位置位于右上,可能是其幔源成分相对较高所致。

图7 三九地区燕山早期花岗岩的La/Sm-La图解Fig.7 La/Sm-La diagram of early Yanshanian granites in Sanjiu area

3.2.6 La/Pr标准化值 无论是三九地区,还是石壁窝矿段,包括铀源层沉积岩在内的各类样品(La/Pr)N值表现稳定。 沉积岩系(La/Pr)N=1.55～1.86, 平均1.71; 正常花岗岩(La/Pr)N=1.17～1.58, 平均1.44; 蚀变花岗岩(La/Pr)N=1.57～1.63, 平均1.60; 构造岩(La/Pr)N=1.28～1.54, 平均1.38; 蚀变矿物、 脉石矿物(La/Pr)N=1.48～1.54, 平均1.50。 除沉积岩、 正常花岗岩外, 其他样品(La/Pr)N=1.28～1.63, 平均值为1.48, 变化范围虽窄但较正常花岗岩略有升高, 暗示成矿流体化学性质稳定,主要由低(La/Pr)N值的大气降水和少量高(La/Pr)N值的地幔流体组成[24]。

3.2.7 Y/Ho值 Y和Ho离子半径非常接近, 地球化学行为在地质作用过程中也非常相似, 而且Y/Ho值不受氧化还原条件的影响。 该值一般与热液、 岩石间的水岩作用或与不同热液系统间络合介质差异有关[25-26]。 此次分析的三九地区花岗岩Y/Ho=22.47～28.60;石壁窝矿段花岗岩Y/Ho=27.95,蚀变矿物绿泥石Y/Ho=24.58～28.96,脉石矿物中钾长石Y/Ho=45.11,萤石Y/Ho=41.91～47.90。三九地区(包括石壁窝矿段)花岗岩与华南产铀花岗岩Y/Ho值(29.86)[28]及球粒陨石Y/Ho值(27.74)[15]接近,说明该区花岗岩与华南花岗岩具同源性,同属于地壳部分重熔型花岗岩[27]。石壁窝矿段花岗岩、矿化蚀变矿物、含矿性不同的脉石矿物Y/Ho变化幅度大,说明成岩成矿流体性质可能既有部分深源特征,又有大气降水来源[28]。

4 成矿分析

此次研究的石壁窝矿段相比三九地区, 其东岭单元花岗岩∑REE、 LREE更高, REE分异相对更显著。 前人研究表明, LREE相对HREE碱性强,更易在岩浆作用晚期富集[29], 地幔流体相对富集REE,尤其是LREE[24]。石壁窝矿段正常花岗岩、蚀变花岗岩的LREE相比九龙江铀矿床更富集,反映其在成因上可能偏碱性、偏晚期,且受深源流体改造。Sm/Nd等多个稀土元素组分比值也表明石壁窝矿段的岩体成岩岩浆、成矿流体组分可能具幔源组分或受幔源流体改造。此外,对石壁窝矿段东岭单元花岗岩的光学显微镜下观察,发现少量晶形较为完整的针状磷灰石(图8), 这种具有幔源或深源超基性岩浆组分特征矿物的存在[30-32], 也暗示石壁窝矿段东岭单元S型花岗岩可能在演化晚期混入幔源组分或受幔源流体影响。

由图9可看出,石壁窝矿段铀矿化区与铀源区(正常花岗岩)基本没有交集,矿化区内存在无矿区,不同标高构造岩的矿化差异较大,矿化区明显受LREE/HREE、Eu/∑REE制约。正常花岗岩作为铀源岩,随着蚀变的增强不断释放铀质, 同

图8 石壁窝矿段花岗岩中的针状磷灰石(+)Fig.8 Acicular apatite in granite of Shibiwo occurrenceAp—磷灰石;Ur—晶质铀矿;Bt—黑云母;Hem—赤铁矿;Qtz—石英

图9 三九地区各类样品LREE/HREE-Eu/ΣREE图解Fig.9 LREE/HREE-Eu/∑REE diagram of various samples from Sanjiu area

时伴随着轻重稀土分异度(LREE/HREE)的升高和∑REE尤其是HREE的少量流失; 控矿构造在地表或浅部的∑REE流失严重,伴随着次生铀矿化或贫矿化,但往深部∑REE与蚀变花岗岩相似,LREE/HREE显著升高;整体偏低的δEu反映了石壁窝矿段成矿初期处于较还原的环境,从正常花岗岩→蚀变花岗岩→控矿构造岩及从控矿构造深部往浅部,成矿环境由相对还原向相对氧化转换,Eu/∑REE值逐渐升高,矿化有先富集再贫化的变化过程。从找矿实践来看,石壁窝矿段浅井、钻孔的揭露情况显示控矿构造在浅地表发育高品位原生铀矿和少量次生铀矿,往浅部矿化略具贫化,往中深部,矿化又具有品位变高、视厚度变大等更富集趋势(图3),因此可认为石壁窝矿段的铀矿化具有浅部地下水改造、中深部混合热液改造、受不断转换的氧化还原带制约的较为复杂的成矿地质特征。

结合石壁窝矿段的稀土元素地球化学特征,建立如下成矿-改造模式:(1)区内花岗岩等铀源岩体自形成后,华南岩石圈从136 Ma开始了强烈伸展拉张[33-34],含有幔源CO2、F-等矿化剂[35]的高氧逸度成矿流体顺着拉张导矿构造向上运移,在中浅部与大气降水或大气降水成因的地下水混合后,逐渐转化为相对氧化的弱酸性流体,不断活化、迁移、预富集铀源体中铀元素及REE,形成丰富的铀酰络合物,随后铀酰络合物在控矿构造氧化还原过渡带不断分解→沉淀→成矿(REE发生类质同象沉淀); (2)成矿后期,随着岩体不断的剥蚀,控矿构造在地表及浅部的原生铀矿遭受氧化淋滤,伴随着∑REE的流失,部分铀矿转变为次生铀矿甚至贫矿化,矿化构造岩上低下高的∑REE值,矿化区内存在无矿区对应了这一矿化演变过程;(3)在地下水或深部成矿流体影响下,成矿后期或矿化后期控矿构造浅部成矿流体可能向弱酸氧化或弱碱还原性质转换,从而制约氧化还原过渡带的变换转移。伴随着强烈的水岩作用,原先富集的铀元素和类质同象REE可能再次向控矿构造深部转移,改造旧矿化区形成新矿化区。

5 结 论

(1)石壁窝矿段的不同类型样品均具有相似的富LREE及负Eu异常的右倾稀土配分模式,表明这些岩矿即使经历了多期次岩浆热液改造及后期水岩作用,彼此的稀土元素特征仍具有一定继承性。

(2)石壁窝矿段的东岭单元花岗岩相比三九地区更富LREE,可能含少量幔源组分或受幔源流体影响。Ce、Eu异常及Sm/Nd等多个稀土元素组分比值表明,石壁窝矿段的成矿流体可能具幔源组分或受幔源流体改造,在成矿前期能提供有利于铀预富集的还原环境,在成矿期表现为较为稳定的混合成矿流体,有利于铀元素的持续富集,成矿后期可能由于大气降水占主导地位,浅部原生铀矿有一定改造。这些成岩成矿演化历史表明，石壁窝矿段的整体铀成矿地质背景较为优越。

(3)石壁窝矿段的正常花岗岩、蚀变花岗岩等主要铀源体相比九龙江铀矿床轻重稀土分异更为显著,成矿期岩浆热液活动、浅部成矿流体性质转换更活跃;NW向控矿断裂中的铀矿化及稀土元素配分受多期次岩浆热液活动、氧化还原带转移的影响或改造,浅部铀成矿地质特征复杂。结合钻孔揭露情况来看,往深部可能具有较好成矿潜力。