内蒙古乌拉特中旗新忽热地区富钍岩体钍元素赋存形式及地球化学特征

俞嘉嘉，邱林飞，周万蓬，孟艳宁，范洪海，陈金勇，惠小朝，张振森，李铭鲲

（1.东华理工大学 核资源与环境国家重点实验室，江西 南昌 330013；2.核工业北京地质研究院，北京 100029）

我国的钍资源类型主要为沉积岩型、变质岩型和岩浆岩型［1］。内蒙乌拉特中旗新忽热地区主要属于岩浆岩型钍资源。该类型矿床主要分布于构造活动频繁、岩浆活动强烈的活动板块边缘，多期次岩浆活动不仅可提供钍成矿物质，而且提供了钍活化、运移、富集的动力源。

自然界中钍元素主要以3 种形式存在，独立钍矿物、以类质同象与铀共存和以类质同象存在于副矿物中［1］。白云鄂博钍-稀土矿床钍矿物主要以类质同像形式存在于稀土和稀有矿物的晶格中，少量以独立矿物析出（如钍石、铁钍石等）［2］。内蒙古乌拉特中旗新忽热地区位于白云鄂博西偏南约100 多千米处，处于白云鄂博钍元素异常带范围，前人未对其钍元素存在形式开展研究。笔者通过岩矿鉴定、扫描电子显微镜与能谱分析以及主微量分析等手段，系统分析了研究区内主要钍矿物类型、钍的赋存形式以及富钍岩体地球化学特征。

1 区域地质背景

内蒙乌拉特中旗新忽热地区位于华北克拉通北缘中段，北靠温都尔庙俯冲增生杂岩带，东临南部造山带［3-4］（图1），受华北克拉通复杂的构造活动和古亚洲洋对其多次的俯冲碰撞作用的影响，致使深大断裂发育。区内主要断裂为查干陶勒盖—西乌兰淘勒盖—东豪断裂带（图1），该断裂为重要的控矿断裂，呈北西西向分布，断裂向西南倾，倾角约70°～80°，为逆断层，沿断裂带可见明显的糜棱岩化带和角砾岩带［5］。受断裂影响，区内岩浆活动强烈，主要以晚太古代的片麻状黑云母花岗岩、石炭纪的石英闪长岩、花岗闪长岩、闪长岩、二叠纪的中细粒黑云母花岗岩为主；并且可见大规模的石英脉和石英流纹斑岩脉出露。整体岩（脉）体产状与查干陶勒盖—西乌兰淘勒盖—东豪断裂一致，沿断裂呈北西西向带状分布；从出露岩体之间的穿插关系及时代上显示岩浆活动受断裂影响，具多期次性。岩石蚀变特征明显，主体蚀变有赤铁矿化、花岗伟晶岩化、绿泥石化等。

研究区钍异常区主要位于新忽热地区北西西向的查干陶勒盖—东豪断裂带上盘，距断裂300～500 m 处，含钍矿（体）化均呈脉状产出，其脉宽0.5～5 m，脉长数十米至1 km 不等，数量约数十条，脉体出露面积约84 km2，测其走向均呈北西-北西西向展布，倾向倾角与断裂近一致。

2 研究方法与实验条件

图1 新忽热地区地质简图（据内蒙古自治区地质矿产局修改，1983［6］）Fig.1 Regional geology sketch of Xinhure region

本次研究采集了具有钍伽马能谱异常的岩石样品，其岩性为片麻状黑云母花岗岩和伟晶岩化、赤铁矿化黑云母二长花岗岩。对选取的样品磨制成岩石薄片，利用光学显微镜进行岩矿镜下观察鉴定、拍照，初步圈定分析区域，经喷碳后再通过扫描电子显微镜对样品进行观察，并利用能谱仪对样品进行单点分析。点分析只对单点进行成分分析，优点在于快速得到结果，且不损坏样品。分析测试在核工业北京地质研究院地质矿产研究所岩矿鉴定实验室完成，使用的仪器为LEICA 4500 型显微镜，EDAX 能谱仪和TESCAN VEGA3 型的电子显微镜，扫描电子显微镜的加速电压为20 kv。主微量元素分析由核工业北京地质研究院分析测试研究所完成，主量元素分析由AB104L，Axios-mAX 波长色散X 射线荧光光谱仪测试；微量元素分析由DRC-E 等离子体质谱仪测试。

3 岩相学特征

新忽热地区钍异常岩石主要为片麻状黑云母花岗岩和蚀变黑云母二长花岗岩，选取钍伽马能谱异常值高于300×10-6的样品进行研究。手标本显示该类异常岩石均表现出一定程度的伟晶岩化和赤铁矿化，部分遭受一定的弱变质作用。

3.1 片麻状黑云母花岗岩

结构构造：花岗结构，块状构造、片麻状构造。岩石受弱变质和伟晶岩化作用可见矿物粒径明显较正常花岗岩大，长石、石英粒径普遍大于5 mm，云母粒径较小，约0.1～0.3 mm。

主要矿物为斜长石、钾长石和石英。其中斜长石（含量约35%）单偏光下呈无色至灰白色，多数可见一组完全解理，表面较粗糙，有坑洼，裂痕；正交偏光下可见明显聚片双晶。石英（含量约25%）单偏光下无色透明，表面较长石光滑，无解理；正交偏光下一级灰白，波状消光。钾长石（含量约20%）单偏光下无色，解理不明显，表面较粗糙有裂痕；正交偏光下可见一级灰白干涉色。次要矿物为黑云母和绢云母。黑云母（含量约5%）单偏光下呈褐色-棕褐色，多色性明显，一组极完全解理少见；正交偏光下干涉色二级至三级。绢云母（含量约10%）多数由于弱变质作用而形成，其中钠长石一定条件下可蚀变为绢云母，单偏光下呈无色至灰褐色，一组极完全解理少见；正交偏光下为二级橙黄至蓝绿干涉色，具一定定向性。副矿物可见钍石（含量约2%）、榍石（含量约1%）、磷灰石（含量约1%）（图2a）。

3.2 黑云母二长花岗岩

结构构造：花岗结构、块状构造。受伟晶岩化作用矿物粒径明显增大，长石石英粒径明显大于5 mm，甚至大于1 cm。

图2 岩石显微镜下结构图Fig.2 Lithological structure of rock under microscope

主要成分为斜长石、钾长石和石英。斜长石（含量约35%）单偏光下无色，表面粗糙有裂痕，解理不明显；正交偏光下可见明显聚片双晶，双晶纹较宽，推测为钠长石。微斜长石（含量约35%）单偏光下无色，解理不明显；正交偏光下，一级灰-灰白干涉色，可见明显格子双晶。石英（含量约20%）单偏光下无色透明，表面较光滑，无解理；正交偏光下一级灰白。次要矿物黑云母（含量约5%）单偏光下浅褐色-棕褐色，多色性明显，解理不明显；正交偏光下二级干涉色。副矿物主要为钍石（含量约1%）（图2b）。

4 钍的赋存形式

电子显微镜、扫描电子显微镜及能谱分析结果显示，研究区钍矿物主要分布于矿物间裂隙中，呈粒状集合体或细脉状产出（图3），其存在形式主要分为3 种：1）独立钍矿物—钍石、铀钍石和方钍石；2）以类质同象形式存在于副矿物中，如磷灰石和稀土矿物（主要为独居石）；3）以吸附形式存在于赤铁矿表面。

图3 钍石镜下照片Fig.3 Thin section photograph of thorite

4.1 独立钍矿物

钍石（Th［SiO4］）为均质性矿物，不具多色性特征，单偏光和正交偏光下均显示褐色、深褐色或暗黑色（图3）。形态呈长柱状（图3a、b）、他形球粒状（图3c、d）、脉状（图3e、f）产出，其中以粒状集合体为主，范围为0.01 mm×0.01 mm～1 mm×0.5 mm。图3均清晰的显示出粒状钍石与细脉状钍石相连，并且由多条细脉汇聚形成集合体粒状钍石。钍石中Th 元素常被其它元素替代而形成变种钍石，如铀钍石、方钍石。能谱定量分析显示，钍石中ThO2含量为21.36%～58.50%（表1），是主要的钍矿物，也是岩石具钍异常的主要原因。

铀钍石（（Th，U）［SiO4］）在研究区中较少见。该矿物是因为某种原因导致钍石中U 含量增高，铀、钍发生类质同象置换，致使U替代Th，形成铀钍石（图4a）。铀钍石多呈细小颗粒产出（粒径1 μm 左右），其中ThO2含量为25.33%，UO2含量为2.97%（表1）。

方钍石（ThO2）在研究区也较少见。该类矿物属典型的高温内生矿物，主要产于碱性岩、花岗伟晶岩及其有关的接触交代矽卡岩中，也见于花岗岩及碳酸岩中［7］。镜下主要为黑色、褐色-深褐色，晶体呈立方体形，颗粒细小，一般呈圆粒状产出（图4b），其ThO2含量为28.44%（表1）。

4.2 类质同象形式存在于副矿物中

独居石是稀土矿物的一种，也是重要的含钍矿物。分析结果发现少量的Th 存在于独居石中（图4c、d、e）。其中ThO2含量为0.03%～4.29%（表1），La2O3含量为18.61%～32.00%，CeO2含量为35.69%～63.58%。从图4e、g 中可见独居石稀土矿物多分布于矿物与矿物之间的晶间缝和裂隙中，呈脉状产出，从测试结果中可知独居石中ThO2含量相对较低，一般小于5%。同样磷灰石（图4a、c、d、f、g）的分析结果显示Th 含量均普遍较低，磷灰石ThO2含量一般小于0.05%。

表1 扫描电镜测试结果/%Table 1 Results of scanning electron microscope tests

图4 钍石及其共生矿物电子探针背散射图像Fig.4 Electronic probe backscattering image of thorite and its associated minerals

4.3 吸附形式存在于赤铁矿中

赤铁矿（图4a、b、f、g、h）形成于赤铁矿化作用，钍以吸附形式存在于赤铁矿表面，其分析结果显示ThO2含量小于4.10%，含量较低，非研究区主要钍赋存形式。

5 富钍花岗岩地球化学特征

5.1 主量元素特征

主量元素分析结果（表2）所示，花岗岩的 SiO2含量为73.20 %～76.09 %（平均74.68%）；K2O 含量为2.66%～7.12%（平均5.72%）；Na2O＋K2O 含量为6.66%～9.79%（平均8.67%）；K2O/Na2O 值为0.67～3.58（平均2.09），属钾玄岩系列（图5a）。Al2O3含量为12.60%～14.57%（平均13.66%），铝饱和指数A/CNK 介于0.95～1.20 之间（平均1.10），为弱过铝质花岗岩类（图5b）。整体上两个富钍花岗岩其主量元素特征区别不大，其Al2O3、TiO2、Fe2O3、MgO、CaO、P2O5含量随钍含量增高而增高的变化趋势均较不明显。

表2 主量元素分析结果Table 2 Analysis results of major elements

图5 花岗岩的SiO2-K2O 图解（a）和A/CNK-A/NK 图解（b）Fig.5 Diagram of SiO2-K2O（a）and A/CNK-A/NK（b）of granite

5.2 稀土和微量元素特征

根据稀土和微量元素分析结果（表3）及其配分曲线和蛛网图解来看（图6），二长花岗岩和片麻状黑云母花岗岩的稀土元素和微量元素特征大致相同，LREE 含量明显高于HREE，LaN/YbN值为31.62～165.17，为明显陡倾的LREE 富集配分模式（图6a），花岗岩具有弱负铕异常（δEu＝0.38～1.86）；在微量元素原始地幔标准化蛛网图（图6b）中，大离子亲石元素K、Rb、Ba、Sr 等均明显高于标准化值，而高场强元素Nb、P、Ti 明显亏损，Th 明显富集。两者唯一区别较大的是二长花岗岩的Ta 亏损较为明显。

表3 微量元素和稀土元素分析结果Table 3 Analytical results of trace elements and Rare earth elements

图6 稀土元素配分曲线（a）和微量元素蛛网图（b）（球粒陨石标准化值据Sun and McDonough；原始地幔标准化值据Sun and McDonough，1989）Fig.6 Condrite normalized REE patterns and spider diagram of trace elements

5.3 讨论

研究区样品表现出富硅（73.20%～76.09%）、富钾（2.66%～7.12%）特征，其Na2O＋K2O 含量为6.66%～9.79%，FeOT/MgO值为2.03～9.10，可知其经历高度结晶分异；CIPW 矿物计算结果显示分异指数（DI）值为83.17～95.75（平均92.55），据此也印证了高分异过程。实验表明，磷灰石在准铝质到弱过铝质岩浆中溶解度很低，且岩浆分异过程中随SiO2的增加而降低；而在强过铝质岩浆中，磷灰石溶解度变化趋势与此相反［8］。磷灰石的这种特性已成功应用于I 型和S 型花岗岩的辨别［9-12］。研究区花岗岩A/CNK 介于0.95～1.20（平均1.10），为弱过铝质，其与P2O5（0.01%～0.09%，平均0.05%）之间呈负相关关系，这与I 型花岗岩变化趋势相同；由于富Y 矿物在弱铝质I 型岩浆演化早期阶段会发生结晶，导致在高分异I 型花岗岩中含量变低，进而与Rb 含量呈负相关关系［12］，研究区花岗岩Rb 含量为43.40×10-6～175.00×10-6（平均114.67×10-6），Y 含量为1.80×10-6～7.11×10-6（平均4.34×10-6），两者的负相关关系指示花岗岩为I 型。同样TiO2的亏损也可指示其为I 型花岗岩特征［9］。图7 所示花岗岩类成因判别图解均指示研究区花岗岩为I型，这与上述结果一致。由此可知，研究花岗岩可能为高分异I 型花岗岩。

图7 花岗岩类型判别图解（底图据Whalen et al.，1987）Fig.7 Discrimination diagram for granite type

微量元素Sr 值为（165.00～754.00）×10-6（平均为337.20×10-6），Yb 值为（0.15～0.91）×10-6（平均值为0.47×10-6），Sr/Yb 值为376.80～1 947.37（平均为915.02），大多数为低Sr 低Yb 类型，个别点为高Sr 低Yb 类型花岗岩（图8）。据张旗等（2006）研究表明低Sr 低Yb 特征可能形成于中等压力下，实验表明其极限深度可能接近50 km，进而推测低Sr 低Yb 特征花岗岩可能来源于加厚地壳深部［13-14］。

图8 钾质花岗岩类型与压力关系（底图据张旗等，2006）Fig.8 The relationship between potassium granite types and pressures

根据郝增元等（2016）和葛家昆（2017）对新忽热地区的花岗岩侵入体时代的研究，可知其主要形成于二叠纪［5，15］。研究区经历了华北克拉通复杂的构造活动和古亚洲洋对其多次的俯冲碰撞作用。据李锦轶等（2006）认为古亚洲闭合于中石炭世或晚石炭世［16］；李文渊等（2018）研究认为古亚洲洋在志留纪开始闭合，泥盆纪基本闭合完成［17］；朱俊宾等（2017）和张晋瑞等（2018）认为石炭纪之前，内蒙古中部古亚洲洋已经闭合，随后进入后碰撞阶段［18-19］；石文杰等（2019）在兴蒙造山带南段研究发现古亚洲洋在312 Ma年，即石炭纪已闭合［20］。据此可知研究区于二叠纪时期研究区已经进入后碰撞阶段；这与图9 根据Maniar et al.（1989）的花岗岩构造环境判别图解所反映的研究区花岗岩落于后造山环境一致。根据Pitcher（1987）认为造山期后的隆起阶段就相当于后碰撞阶段，其主要以高钾钙碱性I 型花岗岩类为主［21］和韩宝福（2007）认为多数造山带的后碰撞花岗岩类以中-高钙碱性I 型花岗岩为主，同样存在更高钾含量的钾玄岩系列花岗岩［22］以及张成立等（2008）认为后碰撞阶段壳幔作用增强，发生强烈幔源、壳源岩浆活动，致该时期形成大量混合成因花岗岩体。因后碰撞花岗岩类其源区主要受控于早期洋壳-陆壳俯冲阶段形成的地壳物质，指示花岗岩在地球化学特征上往往表现出似岛弧花岗岩的大离子亲石元素和LREE 元素富集，高场强元素和Nb、Ta、P、Ti 等亏损的特点［23］。上述所有特征均可指示研究区的高分异（钾玄岩系列）I型花岗岩，由此可推测研究区花岗岩产于后碰撞构造背景。

图9 花岗岩构造环境判别图解（底图据Maniar et al.，1989）Fig.9 The tectonic discrimination diagrams for granite

综上所述，后碰撞阶段的地壳增厚使下地壳物质部分熔融（与前文所述低Sr 低Yb反映花岗岩可能来源于中等压力下，地壳加厚部位相佐证），伸展应力背景下地壳发生拆沉，幔源物质底侵，进而形成壳幔混合成因的高分异I 型花岗岩。

6 结论

1）新忽热地区钍元素主要存在3 种赋存形式：以独立钍矿物存在（如钍石、方钍石、铀钍石等）；以类质同像形式存在于副矿物中，如磷灰石和稀土矿物（主要为独居石）中；少量以吸附形式存在于赤铁矿表面。

2）新忽热地区富钍花岗岩高硅、高钾，低磷，铝饱和指数为0.95～1.20，轻重稀土分馏明显，轻稀土富集、重稀土亏损，Th 正异常显著，Nb、Ta、Sr、P、Ti 呈明显负异常，Eu 呈弱负异常，属钾玄岩系列、弱过铝质高分异I 型花岗岩。

3）新忽热地区富钍花岗岩体形成于后造山的伸展环境，其成因可能是在深部地壳（＞50 km）加厚部位，幔源物质底侵于地壳熔融部分进而混合，并经高度结晶分异过程而形成。