江西相山矿田邹家山铀矿床特富矿石流体包裹体特征：来自共生磷灰石-紫黑色细晶萤石等矿物制约

郭晶晶，邱林飞，胡宝群*，高海东，王 运，薛 栋

(1. 东华理工大学 地球科学学院，江西 南昌 330013； 2. 核工业北京地质研究院，北京 100029)

0 引 言

江西相山矿田铀资源丰富，历来都是学者们研究的焦点。前人对相山地区进行了一系列的研究工作，并积累了大量资料，研究涉及成矿流体[1-5]、成矿物质来源[6-10]以及成矿模式[11-15]等，取得了许多重要的成果，极大地加深了对相山矿田铀成矿规律的认识。流体包裹体作为成矿流体保存下来的唯一直接样品，研究其温度、成分和同位素等特征对于判断成矿流体的性质和来源具有重要作用[16]。在包裹体研究中，流体包裹体的选择会直接影响测试数据的准确性，进而影响对成矿流体特征和来源的判断。早期研究者多选择结晶良好、透明度高的透明脉石矿物中的流体包裹体进行温度和成分研究，普遍认为相山矿田为中低温热液型铀矿[17-20]。近几年，随着研究技术的进步，部分学者对不同期次矿物中流体包裹体进行研究，发现相山矿田的铀成矿作用过程中存在中高温热液流体的参与[21-22]。前人研究表明，在热液型铀矿床中，磷灰石与铀成矿密切相关[23-24]。相山矿田铀矿床(尤其是邹家山和居隆庵铀矿床)中，磷灰石含量较高，且与U含量成正相关关系[25]。已有学者开展了磷灰石的矿物学、元素地球化学等研究[25-31]，但少见磷灰石流体包裹体研究的报道。基于此，本文选取相山矿田邹家山铀矿床特富矿石中磷灰石的流体包裹体开展研究，并讨论该矿床的成矿流体性质，以期为成矿流体来源的判断与成矿过程的研究提供新资料。

1 区域地质背景

相山矿田位于赣杭构造带的西南端，是一大型塌陷式火山盆地，受相山火山-侵入杂岩体控制(图1)。盆地基底由震旦系变质岩及下石炭统、上三叠统沉积岩组成，其中变质岩以千枚岩和片岩为主。盖层主要为下白垩统打鼓顶组和鹅湖岭组火山-沉积岩系。打鼓顶组岩性主要为中酸性火山熔岩及酸性火山碎屑岩；鹅湖岭组岩性以碎斑熔岩和熔结凝灰岩为主。

图件引自文献[21],有所修改图1 江西相山矿田地质简图及其大地构造位置Fig.1 Sketch Geological Map and Geotectonic Location of Xiangshan Orefield in Jiangxi

邹家山铀矿床位于相山矿田西部，受NE向邹家山—石洞断裂控制[32-38]。矿区地层出露较为简单，主要为下白垩统鹅湖岭组碎斑熔岩、打鼓顶组流纹英安岩及震旦系基底浅变质岩[39]，其中基底浅变质岩主要为黑云母石英片岩、绢云母千枚岩。邹家山铀矿床以中、小型矿体为主，矿体多呈透镜状、脉状、细脉状及群脉状，赋矿围岩主要为碎斑熔岩和流纹英安岩，矿石品位相对较高。矿床蚀变类型众多：早期为碱性蚀变，以钠长石化、钾长石化为主；晚期为酸性蚀变，主要为水云母化、萤石化[40]。

2 样品采集与分析方法

2.1 样品采集

本次实验样品均取自邹家山铀矿床4号带130 m中段采场。样品岩性为强烈蚀变矿化的碎斑熔岩特富铀矿石[图2(a)]。样品中P和U含量都较高，经主量元素分析结果(表1)显示，特富铀矿石中的P2O5含量(质量分数，下同)大于4%，U含量大于4%。

图2 邹家山铀矿床4号带坑道矿体与矿石手标本Fig.2 Ore Body and Hand Specimen of Ore in Tunnel 4 of Zoujiashan Uranium Deposit

表1 特富铀矿石主量元素分析结果Tab.1 Analysis Results of Major Elements in Ultra-rich Uranium Ore

2.2 分析方法

2.2.1 主量元素

主量元素分析在澳实分析检测(广州)有限公司完成，采用荷兰PANalytical PW2424型X射线荧光光谱(XRF)仪测定，相对误差小于5%。首先将样品粉碎至200目，后加Li2B4O7-LiBO2助熔物煅烧，充分混合后置于自动熔炼仪中使之熔融，将熔融物倒出形成扁平玻璃片，用X射线荧光光谱仪分析主量元素。

2.2.2 流体包裹体

流体包裹体实验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进行。使用Leica DM4P研究级偏光显微镜对典型样品进行包裹体岩相学观察；激光拉曼成分分析采用Horiba LabRAM Evolution 激光拉曼光谱仪，仪器空间分辨率为2 μm；显微测温使用Linkam THMSG600型冷热台，仪器精度为0.1 ℃，采用显微测温法对所需测量的包裹体进行温度和冰点的测定(具体测试方法详见文献[41])；测得冰点后，根据NaCl-H2O体系流体包裹体冰点-盐度关系表[42]获得流体包裹体的盐度。

3 磷灰石及其共生矿物中流体包裹体特征

3.1 磷灰石显微特征及其与铀矿物的关系

显微镜下可见两种类型的磷灰石，镜下特征差异明显。一类为微晶磷灰石(Ap1型)，形状不规则，结晶较差，呈淡黄色或暗灰色，透明度较差，呈微粒状、蠕虫状等[图3(a)]。扫描电镜能谱分析显示，该类磷灰石明显与铀矿物(钛铀矿、沥青铀矿)共生[图3(c)、(d)、(g)]，部分铀矿物还以矿物包裹体的形式存在于磷灰石的晶格中，呈嵌布状分布，表明该类磷灰石是铀成矿同期的产物。另一类是中粗晶磷灰石(Ap2型)，自形程度高，形状规则，部分呈六方柱形，还可见加大边发育[图3(b)]。扫描电镜能谱分析显示，该类磷灰石明显与铀矿物共生[图3(e)、(f)、(h)]，围绕钛铀矿或沥青铀矿外围生长，这类磷灰石稍晚于铀成矿形成，推测为成矿晚阶段产物[图3(b)]。这两类磷灰石都应属于成矿期形成的矿物。

Qz为石英；U为沥青铀矿；Kfs为钾长石；Cof为铀石；Bt为钛铀矿图3 磷灰石显微特征及其与铀矿物关系Fig.3 Microscopic Characteristics of Apatites and Their Relationship with Uranium Minerals

3.2 流体包裹体岩相学特征

显微镜下观察显示，成矿期微晶磷灰石、微晶石英、紫黑色细晶萤石及成矿晚阶段的中粗晶磷灰石中流体包裹体特征有所差异。这可能是由于铀成矿过程为瞬时快速的降温降压过程，矿物结晶时间短，成矿期矿物结晶较差，而且矿物较小，造成微细晶矿物中包裹体普遍较小。

前已述及，成矿期微晶磷灰石与钛铀矿及沥青铀矿密切共生，综合岩相学特征推测其为主成矿阶段的产物。由于这类磷灰石晶形较差且粒度小，含大量的黑色成矿物质，透明度较差，包裹体较小，所以可供测试的包裹体更少，但所幸本次研究中找到一些可供测试的包裹体。总体而言，主成矿阶段微晶磷灰石少量发育透明无色纯液体包裹体及气液比为10%～20%的无色—灰色富液相包裹体，一般与黑色金属矿物包裹体(能谱分析为钛铀矿)共生[图4(a)、(b)]。包裹体大小一般为3～7 μm。

成矿期微晶石英与钛铀矿密切共生，为主成矿阶段的产物。显微镜下观察到的包裹体数量较多，常成群分布[图4(f)]，因此，可供测温的包裹体较多。主成矿阶段微晶石英主要发育气液比为15%～20%的无色—灰色富液相包裹体[图4(g)]，少量发育深灰色气相包裹体及无色—深灰色富CO2包裹体。包裹体大小一般为4～8 μm。

Fl为紫黑色细晶萤石图4 流体包裹体显微特征Fig.4 Microscopic Characteristics of Fluid Inclusions

成矿期紫黑色细晶萤石与钛铀矿密切共生，与铀成矿同期，为主成矿阶段的产物。由于紫黑色细晶萤石结晶较差且透明度较低，包裹体较难观察(需要特殊的强光条件)，且较少发育，所测包裹体数据较少。主成矿阶段紫黑色细晶萤石少量发育气液比为15%～25%的无色—灰色富液相包裹体[图4(h)]。包裹体大小一般为3～8 μm。

中粗晶磷灰石围绕钛铀矿或沥青铀矿外围生长，推测为成矿晚阶段产物。该磷灰石自形程度高，形状规则，粒度明显大于微晶磷灰石，呈浅黄色或浅灰色，透明度较好[图4(c)、(e)]。显微镜下包裹体较为发育，常成群分布。成矿晚阶段中粗晶磷灰石主要发育透明无色液相包裹体或深灰色气相包裹体，少量发育气液比为5%～15%的无色—灰色富液相包裹体[图4(d)]。包裹体大小一般为2～10 μm。

3.3 流体包裹体激光拉曼光谱成分

本次测试选取了样品中较为典型的流体包裹体进行激光拉曼光谱成分分析，共获得9个测试点的激光拉曼光谱图，气体成分分析结果见表2。由于磷灰石矿物自身具有较强的荧光，所以无法获得磷灰石矿物中流体包裹体的成分。由表2可知，与磷灰石共生的紫黑色细晶萤石中流体包裹体的气体成分主要为H2[图5(d)]，微晶石英中流体包裹体的气体成分主要为O2和CO2[图5(a)～(c)]，指示了成矿流体中的气体组分以H2、O2为主，可能含有少量CO2。成矿早阶段成矿流体可能为富H2的还原性流体，成矿晚阶段氧逸度增加，可能为更富O2的氧化性流体。

表2 流体包裹体气体成分分析结果Tab.2 Gas Composition Analysis Results of Fluid Inclusions

图5 典型流体包裹体激光拉曼光谱Fig.5 Laser Raman Spectra of Typical Fluid Inclusions

3.4 均一温度和盐度

本次研究共获得65组流体包裹体数据。其中，主成矿阶段微晶磷灰石3组，微晶石英17组，紫黑色细晶萤石11组；成矿晚阶段中粗晶磷灰石34组。流体包裹体均一温度与盐度分析结果如表3所示。

表3 流体包裹体均一温度与盐度分析结果Tab.3 Analysis Results of Homogenization Temperature and Salinity of Fluid Inclusions

4 结果分析

4.1 均一温度特征

4.1.1 主成矿阶段

本次实验共获得了主成矿阶段31组流体包裹体数据。根据主成矿阶段流体包裹体均一温度分布直方图[图6(a)]可知，主成矿阶段包裹体的均一温度为230 ℃～390 ℃，其中，高峰值区为270 ℃～330 ℃。微晶磷灰石中包裹体的均一温度数据较少，仅有3个，分别是233 ℃、373 ℃、387 ℃；微晶石英中包裹体的形成温度高峰值区为280 ℃～330 ℃；紫黑色细晶萤石中包裹体均一温度主要为280 ℃～300 ℃。

综合前人研究可知，大部分研究者所选择的均为结晶较好的萤石中的包裹体。然而，相山矿田是多期成矿，紫色萤石也是多期多成因，其中，真正与铀成矿同期的应该是紫黑色细晶萤石。因此，本次实验选用了紫黑色细晶萤石中的原生包裹体作为测试对象，这种流体包裹体可以较好地体现成矿流体的成矿温度。研究获得紫黑色细晶萤石中的原生包裹体温度为280 ℃～300 ℃。此外，从微晶石英中测得沿微细石英生长环带分布、且与钛铀矿密切共生的流体包裹体温度为280 ℃～330 ℃。这两类流体包裹体都较好地体现了主成矿阶段的成矿温度，即为280 ℃～330 ℃。而在主成矿阶段的微晶磷灰石仅获得了3组数据，不便参与讨论，但总体上体现了成矿早阶段(即钛铀矿开始沉淀阶段)成矿流体的温度可能达到了水的临界温度附近。

比较上述3种矿物的均一温度分布情况可知，微晶磷灰石的形成温度略高，为370 ℃～390 ℃，初步推测微晶磷灰石均一温度显著高于其他矿物，这可能是微晶磷灰石在流体沸腾过程中捕获不混溶包裹体所致。微晶石英和紫黑色细晶萤石的均一温度相接近。因此，270 ℃～330 ℃总体可代表主成矿阶段(尤其是钛铀矿形成阶段)的温度[28]。

4.1.2 成矿晚阶段

成矿晚阶段的包裹体主要为中粗晶磷灰石中的原生包裹体。图6(c)为成矿晚阶段流体包裹体均一温度分布直方图。由图6(c)可知，成矿晚阶段包裹体的均一温度为160 ℃～360 ℃，分布范围较为广泛，其中，180 ℃～220 ℃、240 ℃～280 ℃为高峰值区。

图6 流体包裹体均一温度和盐度分布直方图Fig.6 Distribution Histograms of Homogenization Temperature and Salinity of Fluid Inclusions

4.1.3 小 结

主成矿阶段流体包裹体的均一温度主要为270 ℃～330 ℃，而成矿晚阶段流体包裹体的均一温度主要为180 ℃～220 ℃。前人研究普遍认为在主成矿阶段发生过流体的沸腾作用[21,41,43]，沸腾作用形成的包裹体无需压力校正，其均一温度即可代表成矿温度。因此，邹家山铀矿床的主成矿阶段形成温度应为270 ℃～330 ℃。而在成矿晚阶段，主要发生流体的混合作用，流体混合形成的包裹体均一温度并不能反映真实的捕获温度，需要进行压力校正，但本文并未获得可靠的压力数据，故不能进行压力校正。但研究中明显发现成矿晚阶段中粗晶磷灰石与铀矿物密切共生结晶时间应该比铀成矿稍晚一些。本次实验所测得的中粗晶磷灰石中包裹体的均一温度为180 ℃～220 ℃，可以反映铀成矿晚阶段沉淀时成矿温度的下限。因此，邹家山铀矿床的成矿温度至少应该高于180 ℃，这明显高于前人的测试结果。

4.2 盐度特征

将主成矿阶段和成矿晚阶段的各类矿物流体包裹体盐度制成分布直方图[6(b)、(d)]。由图6(b)、(d)可以看出，主成矿阶段和成矿晚阶段流体包裹体盐度变化范围均较窄，为4%～10% NaCleq，主要为7%～8% NaCleq，总体属于低盐度流体。

5 讨 论

5.1 成矿流体演化过程

由邹家山铀矿床流体包裹体均一温度-盐度关系(图7)可知，主成矿阶段流体包裹体的均一温度主要为270 ℃～330 ℃，属中(高)温热液范围。其温度明显高于前人测试结果[17-20]，这是因为与主成矿阶段矿物共生的铀矿物主要是钛铀矿。王运等研究表明，钛铀矿形成温度较高[44-45]。因此，本次实验所测结果高于前人测试结果[17-20]是完全合理的。成矿晚阶段流体包裹体均一温度集中于180 ℃～220 ℃，属中低温热液范围。主成矿阶段流体包裹体的盐度为5%～9% NaCleq，成矿晚阶段流体包裹体的盐度为4%～10% NaCleq，说明成矿流体为中低盐度流体。激光拉曼光谱成分分析显示，主成矿阶段流体中的气体组分以H2、O2为主，表明成矿流体具有深部富H2流体的加入，成矿流体可能从富H2的还原性流体向富O2的氧化性流体演化。

图7 流体包裹体均一温度-盐度关系Fig.7 Relationship Between Homogenization Temperature and Salinity of Fluid Inclusions

已有研究资料表明，邹家山铀矿床成矿流体D-O同位素投影一般落入岩浆水与大气降水之间的区域，而成矿晚阶段明显靠近大气降水线附近[7,46-49]。张万良等测得成矿期成矿流体的δ18OH2O值为1.42‰～1.83‰，成矿后期δ18OH2O值为-9.14‰，δ18OH2O值降低，表明成矿期成矿流体以岩浆水为主，之后不断有大气降水加入[7]。郭建等对邹家山铀矿床H-O同位素研究表明，主成矿阶段成矿流体以岩浆水为主，而成矿晚阶段有大气降水混入[46]。其他学者测得邹家山铀矿床成矿流体的δ18O值为-9.8‰～10.0‰，δD值为-87.14‰～-40.00‰[47-49](图8)。由图8可知，总体上，邹家山铀矿床D-O同位素投影分布基本落在岩浆水与大气降水之间的区域，说明邹家山铀矿床成矿流体除了岩浆水外，还有大气降水的参与。从主成矿阶段至成矿晚阶段，成矿流体由岩浆水向大气降水演化。

图8 成矿流体D-O同位素投影图解Fig.8 D-O Isotopic Diagram of Ore-forming Fluid

综上所述，由主成矿阶段至成矿晚阶段，流体包裹体均一温度和盐度均呈缓慢降低的趋势。主成矿阶段流体包裹体气体组分富含H2，成矿晚阶段向富O2流体转变。主成矿阶段成矿流体主要为岩浆水，而成矿晚阶段有大气降水参与。总体上，成矿流体由中高温中低盐度富H2的还原性流体向中低温低盐度富O2的氧化性流体演化。

5.2 铀成矿过程

江西相山矿田铀成矿时代主要有两期，分别为128～120和110～90 Ma[50]，与火山岩主体形成时代(137～134 Ma[51])存在一定的矿岩时差，成矿时代与相山地区广泛存在的煌斑岩脉侵入时代相一致。已有研究表明，相山矿田存在“上铀下多金属”的成矿模式，多金属矿化与铀矿化具有不同的成因性质，多金属矿化具有典型的岩浆期后热液流体性质[6,21,52]，铀矿化晚于多金属矿化。在这个背景下，铀成矿流体可能继承演化于多金属成矿流体，即富含多金属的岩浆期后热液流体在发生多金属的沉淀之后，成矿流体中初步富集了一定量的U，此时成矿流体表现为160 ℃～180 ℃的低温热液流体[21]。随着煌斑岩脉等基性岩脉的侵入，成矿流体被加热升温至300 ℃以上。这一方面加强了整个区域的热对流与水岩相互作用，促使成矿流体中富含U、Th、Ti、HREE、P等元素的氧化性流体；另一方面，地幔来源的基性岩脉活动带来了大量的还原性流体(如H2)。在成矿流体运移至开阔的构造薄弱部位时，由于压力突然释放，在成矿早阶段还原环境下，H2的强还原性与压力的快速释放促使成矿物质发生快速卸载，形成了微细晶钛铀矿+微晶磷灰石+紫黑色细晶萤石等矿物组合，并表现为成矿流体的强烈沸腾现象，具有富气相包裹体-气液比相对较大的富液相包裹体-含子矿物包裹体组合。之后，成矿流体温度迅速下降至220 ℃左右时，在成矿晚阶段与浅部含铀含氧水发生混合作用，H2被大量消耗变成了相对的氧化环境，形成了钛铀矿+沥青铀矿+中粗晶磷灰石+淡紫色萤石+细晶石英等矿物组合，表现为成矿流体的混合作用，具有少量富气相包裹体-气液比较小的富液相包裹体组合。

6 结 语

(1)江西相山矿田邹家山铀矿床特富矿石中磷灰石可分为两类。一类为微晶磷灰石(Ap1型)，含黑色矿物包裹体，晶形较差，形状不规则，粒度小，呈淡黄色或暗灰色，透明度较差，呈微粒状、蠕虫状等，与钛铀矿明显共生，推测为主成矿阶段产物；与这类磷灰石共生的主要有微晶石英和紫黑色细晶萤石，同属主成矿阶段产物。另一类为中粗晶磷灰石(Ap2型)，自形程度高，形状规则，部分呈六方柱形，粒度大，部分还可见加大边发育；这类磷灰石围绕钛铀矿或沥青铀矿生长，为成矿晚阶段产物。

(2)激光拉曼光谱成分分析表明，邹家山铀矿床紫黑色细晶萤石中包裹体气体成分主要为H2，微晶石英中包裹体气体成分主要为O2和CO2，指示了成矿流体中的气体组分以H2、O2为主，可能含有少量的CO2。成矿早阶段成矿流体可能为富H2的还原性流体，成矿晚阶段氧逸度增加，可能为更富O2的氧化性流体。

(3)邹家山铀矿床主成矿阶段流体包裹体均一温度为270 ℃～330 ℃，而成矿晚阶段流体包裹体均一温度为180 ℃～220 ℃；主成矿阶段和成矿晚阶段流体包裹体盐度变化范围均较窄，为4%～10% NaCleq，主要为7%～8% NaCleq，属于低盐度流体。总体上，从主成矿阶段至成矿晚阶段，流体包裹体均一温度和盐度均呈缓慢降低的趋势，成矿流体由中(高)温中低盐度富H2的还原性流体向中低温低盐度富O2的氧化性流体演化，成矿流体的沸腾作用和混合作用是铀成矿的主要机制。