桂北苗儿山中段向阳坪铀矿床热液脉体地球化学特征及指示意义

陈 琪，高 翔，谭 双，黄 剑

(核工业二三〇研究所, 湖南 长沙 410007)

苗儿山中段是中国南方重要的花岗岩型铀矿富集区，同时是南方硬岩型铀矿找矿重点工作地区，向阳坪铀矿床为近年来在苗儿山中段新落实的中型矿床，新一轮扩大勘查取得突破性进展，在F7号带深部新发现大矿体(李妩巍等， 2011； 吴昆明等， 2016)。近年来关于该区赋矿岩体和矿床的年代学及地球化学(徐伟昌等， 1994； 李文杰等， 2006； 谢晓华等， 2008； 石少华等， 2010； 李妩巍等， 2010a； 柏道远等， 2014； 张涛等， 2020)、构造与成矿(黄宏业等， 2008； 李妩巍等， 2010b， 2011； 石少华等， 2011a， 2011b； 刘鑫扬等， 2011； 陈琪等， 2013； 吴昆明等， 2016)等方面进行了大量的研究，肯定了构造运动及热液活动等对铀成矿所起的决定性作用。硅质脉和方解石作为向阳坪铀矿床主要的脉石矿物，也是与成矿关系最为密切的脉石矿物，其内保留了重要的成矿信息有待挖掘。前人多年的研究成果表明，对方解石、石英等矿物的稀土元素及稳定同位素地球化学的研究，对于探讨铀成矿物质来源以及成矿流体示踪具有重要作用(商朋强等， 2006； 杨晓勇等， 2007； 张国玉等， 2007； 沈渭洲等， 2010； 石少华等， 2011c； 邵飞等， 2012； 陈友良等， 2012； 赵聪等， 2012； 严冰等， 2013； 陈云杰等， 2014； 姜涛等， 2018)。本文针对向阳坪铀矿床各期次、各类型的硅质脉和方解石稀土元素和碳氧同位素地球化学开展了系统研究，以期获取成矿物质来源、迁移、沉淀机制及成矿流体的演化信息。

1 地质背景

向阳坪铀矿床位于苗儿山花岗岩穹窿中段的豆乍山岩体西南角，大地构造位置处于华南加里东陆块江南地块南缘。矿区主要出露香草坪岩体和豆乍山岩体，岩性分别为中粗粒似斑状黑云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩，岩体接触界线明显，两个岩体均为富铀岩体。近年来年代学研究显示香草坪花岗岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为211±2 Ma(李妩巍等， 2010a)，豆乍山花岗岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为228±11 Ma(谢晓华等， 2008； 柏道远等， 2014)，白云母40Ar-39Ar法年龄为206±1 Ma(李妩巍等，2010a)。

区域构造以NNE向断裂为主，在苗儿山中段豆乍山岩体周边形成F1～F13等一系列的NNE向次级断裂带，控制了该区域花岗岩型铀矿床的产出(如向阳坪、沙子江、双滑江、白毛冲、孟公界等矿床， 图1)，其中F7、F8、F9、F10断裂带为向阳坪铀矿床的主要控(含)矿断裂。铀矿化与硅化、方解石化、赤铁矿化及黄铁矿化密切相关，矿石类型主要有构造角砾岩、碎裂蚀变岩及硅质脉3种。近年勘查工作在F7断裂带深部取得突破性找矿成果，在主要成矿次级断裂F710深部发现大矿体，沿走向和倾向具较好的连续性，铀矿化与断裂中心发育的构造角砾岩脉密切相关，矿体主要赋存在构造角砾岩脉中及两侧碎裂岩中，具膨大收缩、分支复合的特征。

图1 苗儿山中段铀成矿区地质简图Fig. 1 Geological sketch map of the middle part of the Miao’er Mountain uranium orefield

2 样品采集和分析方法

硅质脉和方解石脉是向阳坪铀矿床常见的脉石矿物，与铀矿化关系密切，具有多期性。本次采取的硅质脉和方解石样品均来自近年施工的钻孔岩心，根据与铀矿化关系和形成期次主要分为以下4种类型。

(1) 含矿硅质脉、硅质角砾：为成矿期热液作用的产物，早期主要呈红褐色、杂色玉髓脉或微晶石英脉产出，常与沥青铀矿脉、黄铁矿脉共生(图2a)，晚期呈硅质角砾、胶结物与方解石组成角砾岩，常见次生铀矿，局部见少量沥青铀矿(图2b)。

(2) 无矿的硅质脉、硅质角砾：为矿前期或矿化后期热液作用的产物，呈白色、烟灰色、红褐色玉髓脉或石英脉(图2d)。

(3) 含矿方解石：为成矿期热液作用的产物，早期主要呈方解石脉产出，常与沥青铀矿脉、硅质脉共生(图2a)，晚期呈网脉、胶结物与硅质角砾胶结(图2b、图2c)，常见次生铀矿，局部见少量沥青铀矿。

(4) 无矿方解石：主要为成矿晚阶段和矿后期热液作用的产物，成矿晚阶段主要形成白色方解石胶结物(图2e)，矿后期主要呈白色、浅肉红色方解石脉体(图2f)。

图2 向阳坪铀矿床硅质脉和方解石样品特征Fig.2 Sample characteristics of siliceous veins and calcite in the Xiangyangping uranium deposit

分析测试过程中，将野外采集的不同类型的典型钻孔岩心进行碎样，然后挑选本次研究的目标单矿物纯净的方解石和石英，再将挑选出的单矿物放在玛瑙研钵中反复研磨至200目粉末。稀土元素测试在核工业二三〇研究所分析测试中心完成，使用Finnigan-MAT Elment型高精度电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)，检测限优于0.5×10-9，相对标准偏差小于5%。方解石的碳、氧同位素测试工作在核工业北京地质研究院分析测试中心完成，采用DZ/T 0184.17-1997碳酸盐矿物或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法，将反应释放出来的CO2在MAT-253型气体同位素质谱仪上进行碳氧同位素组成测定，测试精度为0.2‰。

3 稀土元素特征及成因

3.1 稀土元素特征

稀土元素分析结果列于表1，各类型样品稀土元素组成具如下特征：

表1 向阳坪铀矿床各类型硅质脉和方解石稀土元素分析数据 wB/10-6Table 1 Analytical data of rare earth elements in various types of siliceous veins and calcite in the Xiangyangping uranium deposit

续表 1 Continued Table 1

含矿硅质脉、硅质角砾∑REE为13.99×10-6～90.84×10-6，平均57.30×10-6，负Eu异常明显，δEu值为0.19～0.26，平均0.22，LREE/HREE值为2.74～5.48，平均3.81，轻重稀土元素之间分异较弱，(La/Yb)N值为1.96～5.14，平均3.35；轻稀土元素分异较弱，(La/Sm)N值为1.01～3.56，平均2.64；重稀土元素分异相对不明显，(Gd/Yb)N值为0.83～1.12，平均1.08。

无矿的硅质脉、硅质角砾∑REE为7.43×10-6～69.87×10-6，平均44.15×10-6，负Eu异常明显，δEu值为0.19～0.30，平均0.22，δCe值平均1.09，LREE/HREE值为2.78～8.49，平均5.01，轻重稀土元素之间有一定程度的分异，(La/Yb)N值为2.58～6.28，平均4.44，轻稀土元素分异相对不明显，(La/Sm)N值为2.53～3.36，平均2.93，重稀土元素分异相对不明显，(Gd/Yb)N值为0.87～1.46，平均1.19。

含矿方解石∑REE为9.75×10-6～43.21×10-6，平均23.58×10-6，负Eu异常明显，δEu值为0.21～0.29，平均0.24，LREE/HREE值为2.75～10.00，平均5.95，轻重稀土元素之间分异非常明显，(La/Yb)N值为1.23～12.16，平均6.56；轻稀土元素分异较相对显著，(La/Sm)N值为1.55～8.68，平均5.46；重稀土元素分异相对较弱，(Gd/Yb)N值为0.59～1.14，平均0.97。

无矿方解石∑REE为9.73×10-6～45.98×10-6，平均26.70×10-6，负Eu异常明显，δEu值为0.19～0.39，平均0.25，LREE/HREE值为1.39～13.49，平均5.81，轻重稀土元素之间分异相对明显，(La/Yb)N值为0.89～16.18，平均6.37；轻稀土元素分异较相对显著，(La/Sm)N值为1.17～12.19，平均5.54；重稀土元素分异较弱，(Gd/Yb)N值为0.47～1.30，平均0.94。

3.2 稀土元素成因意义

通过球粒陨石(Boynton, 1984)标准化后，硅质脉和方解石样品均具有大体类似的轻稀土元素富集、负Eu异常明显的右倾海鸥型稀土元素配分模式(图3)，总体与花岗岩岩体和角砾岩矿石的稀土元素配分模式一致，反映各类型样品稀土元素具有继承性，总体继承了花岗岩特征。研究表明，矿区两个岩体显示高成熟度地壳的特征，具备为区内铀矿化提供充足铀源的能力，其中豆乍山花岗岩经历了更为彻底的岩浆演化过程，铀源潜力更大(陈琪等， 2013)。矿石、含矿硅质脉和角砾、方解石样品稀土元素配分与豆乍山花岗岩的一致性暗示了铀源主要为就近的豆乍山花岗岩(图3a、3b)。

相对于无矿硅质脉和硅质角砾，含矿的硅质脉和硅质角砾具有∑REE明显增加、轻重稀土元素之间分异较弱、HREE增加的特点，显示略微右倾的海鸥型配分模式(图3c、3d)，与矿石全岩稀土元素配分模式一致，这一特征在众多花岗岩型矿床中都有体现(刘成东等， 2010； 石少华等， 2011b； 邵飞等， 2012)。研究认为稀土元素与铀经历活化、迁移及富集的过程非常相似，此种情况可能是导致铀矿石和含矿的硅质脉、硅质角砾∑REE较高的原因(McLennan and Taylor, 1979)。HREE相对增加可能是由于铀与HREE的离子半径更为接近，导致类质同像置换时HREE较LREE在铀矿石中具有更大的分配系数。

含矿的硅质脉和硅质角砾总体显示一致的稀土元素配分模式，暗示硅质脉和硅质角砾可能形成于同一热液流体，硅质角砾的前身就是硅质脉，因后期构造活动，一部分硅质脉破碎形成硅质角砾。硅质角砾具有弱的负Ce异常(图3c)，可能是因为角砾岩后期受富氧化性大气降水流体改造有关。

含矿方解石与无矿方解石稀土元素组成一致性较高，说明不同期次的热液流体具有相同的来源，相对于成矿期方解石，成矿晚阶段和矿后期方解石∑REE略微增加，HREE明显增加(图3e、3f)。后期沉淀的方解石样品中HREE相对增加，是由于在富CO2的流体中，稀土元素与碳酸络离子形成稳定络合物迁移，且重稀土元素较轻稀土元素更容易迁移。

图3 向阳坪铀矿床各类型硅质脉和方解石稀土元素球粒陨石标准化配分模式图Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns of siliceous veins and calcite in the Xiangyangping uranium deposit

4 碳氧同位素特征及指示意义

4.1 碳同位素特征及来源分析

有关热液矿床成矿流体中的碳的来源目前已取得较多的共识，主要有3种可能来源：岩浆或地幔来源(δ13CPDB值为-9‰～-3‰)、沉积碳酸盐来源(δ13CPDB值为-3‰～3‰)和有机碳来源(δ13CPDB值为-30‰～-20‰)(Ohmoto, 1972)。从方解石样品碳氧同位素组成分析结果(表2)可知，向阳坪矿床方解石δ13CPDB值处于-10.0‰～-7.6‰之间，均值为-8.5‰，不同期次的流体均明显表现为岩浆或地幔来源(图4)。成矿期方解石具有更低δ13CPDB值，处于-10‰～-8.7‰之间，均值为-9.3‰，与邻区沙子江矿床成矿期方解石δ13CPDB值(-9‰～-5‰)较一致(石少华等， 2011c)，指示成矿流体以岩浆或地幔来源为主导，可能混有少量的有机碳来源，这是由于地层有机碳在花岗岩浆重熔改造和侵位过程中以沉积变质岩的捕掳体为载体进入岩体，成矿流体可能混染了变质岩地层来源的碳。

图4 向阳坪铀矿床方解石碳同位素组成统计直方图Fig. 4 Histogram of carbon isotope composition of calcite in the Xiangyangping uranium deposit

苗儿山中段铀矿床成矿年龄主要在104～53 Ma(石少华等，2010)，普遍存在较大的矿岩时差(100 Ma以上)，远超过岩浆活动所能影响的时限，基本可以排除岩浆来源碳的可能，从而确定成矿流体以深部来源为主导，具有地幔来源特征，地幔来源CO2加入成矿流体可能是通过岩石圈伸展致使地幔去气作用而实现的。

表 2 向阳坪铀矿床方解石碳同位素分析数据 ‰Table 2 Carbon isotope analysis data of calcite in the Xiangyangping uranium deposit

4.2 碳氧同位素指示意义

根据方解石样品δ13C-δ18O相关性图解(图5)，

图5 向阳坪铀矿床方解石δ13CPDB-δ18OSMOW图解[底图据刘家军等(2004)修改]Fig. 5 The δ13CPDB-δ18OSMOW diagram of calcite in the Xiangyangping uranium deposit (base diagram modified from Liu Jiajun et al., 2004)

方解石样品δ13C值和δ18O值显示弱的负相关性，成矿期方解石具有明显低的δ13CPDB值(10‰～-8.7‰)和高的δ18OSMOW值(14.8‰～18.1‰)，暗示具地幔来源的成矿流体在沿断裂构造上升过程中，在物理化学条件变异的部位，发生了减压沸腾作用，CO2逸出，碳酸铀酰络离子解体，发生铀和方解石的沉淀。因为流体中CO2相对富集13C，成矿流体发生去气(CO2)作用后导致沉淀的方解石更为亏损13C。

从早期成矿→晚期成矿→晚期成矿晚阶段→成矿后期，方解石δ13C值呈升高趋势，而δ18O值呈降低趋势，早期成矿的方解石脉δ13C值和δ18O值比较稳定，晚期成矿的方解石胶结物δ18O值相对离散，特别是成矿晚阶段的方解石胶结物及矿后期方解石脉δ18O值普遍较低，且变化较大(12.2‰～16.7‰)，这说明成矿晚阶段→成矿后期，热液流体与沿断裂下渗的地表大气降水流体进行了不同程度混合，从而导致沉淀的方解石具有相对离散的低δ18O值，同时，由于大气降水流体富含有沉积碳酸盐来源，δ13C值也一定程度增大。因大气降水流体的参与，对已形成的铀矿化具有淋滤改造作用，这与前述角砾岩矿石中硅质角砾出现弱的负Ce异常解释吻合。

5 讨论

矿岩时差大是几乎大部分花岗岩型铀矿床普遍存在的一个特点，有关花岗岩的成因研究基本也在围绕解释这一特征的基础上开展，目前主要有热水浸出说、深源矿化剂说、碱性地幔汁成矿说等，近年来，有关矿化剂∑CO2在热液铀成矿中的作用近来已经成为众多学者关注的热点(张彦春， 2002； 邓平等， 2003； 姜耀辉等， 2004； 巫建华等， 2005； 王正其等， 2007； 杜乐天等， 2009； 方适宜等， 2009)。

本次研究表明，向阳坪铀矿床矿石和成矿期的方解石和硅质脉与富有花岗岩体的稀土元素配分模式均显示明显继承性，暗示成矿物质来源于产铀岩体；方解石的碳氧同位素特征暗示成矿流体以深部来源为主导，具有明显地幔来源特征；从成矿期-矿化期的方解石δ13C值升高、δ18O值降低趋势特点和硅质角砾出现弱的负Ce异常均表明，铀成矿在后期明显受大气降水流体作用影响。根据近年来在苗儿山中段铀矿的勘查和研究，结合本文分析数据及前人理论成果，笔者建立了苗儿山中段铀矿成矿模式(图6)。

图6 苗儿山中段花岗岩型铀矿床成矿模式图Fig. 6 Metallogenic model of granite-type uranium deposit in the middle segment of Miao’er Mountain

印支晚期-燕山早期构造研究活动形成了苗儿山中段的产铀岩体(香草坪岩体和豆乍山岩体)，中生代晚期地壳拉张沟通了地壳与地幔，大量富含矿化剂∑CO2和氧化剂的地幔流体与深部流体混合，多期次的构造-热液活动使岩体发生自变质、热液蚀变作用，增加了铀源体中铀的活性，深部流体在上升过程中，萃取富铀花岗岩体中铀形成富硅、富CO2含矿热液，铀主要以碳酸铀酰络合物形式运移，成矿热液沿断裂上升。一方面，在相对还原的环境下，伴随CO2去气作用，络合物分解，铀在次级剪切断裂、裂隙、节理中沉淀下来，富集成矿，在保存条件较好的情况下，以硅质脉-方解石脉-黄铁矿-沥青铀矿脉组合形成沙子江、向阳坪F10号带、孟公界、白毛冲矿床。另一方面，成矿热液沿断裂持续上升，在浅部与以大气降水为主的低温流体混合，CO2逸出，铀主要以氢氧铀酰络合物运移，在高氧逸度体系中，随灰沸石的沉淀，铀先后以硅钙铀矿、钙铀云母沉淀下来，形成以双滑江矿床为代表的方解石-石英-灰沸石-硅钙铀矿、钙铀云母组合(McLennan and Taylor, 1979； Fryer and Taylor, 1987； Fayek and Kyser, 1997)。

后期随剧烈的构造活动，早期形成的硅质脉经构造破碎形成大小不等的硅质角砾，在断裂伸展扩容带拉张膨大部位，富CO2含矿热液由于减压沸腾，产生强烈的CO2去气作用，络合物分解导致铀和方解石的叠加沉淀，以胶结物或网脉的形式与硅质角砾胶结形成构造角砾岩矿石。由于构造角砾具良好的连通性，在成矿晚阶段-矿后期，富氧化性的大气降水流体下渗，对已形成的铀矿体进行淋滤改造，大部分铀就地氧化，一部分铀随流体迁移在断裂底部碎裂岩地段再次富集，经过改造，大部分矿石品位降低，但厚度增大，形成以向阳坪F7号带为代表的厚大矿体，矿物组合类型为方解石脉-硅质角砾-赤铁矿-硅钙铀矿、沥青铀矿(少量)。

6 结论

(1) 苗儿山中段向阳坪铀矿床硅质脉、方解石样品与角砾岩矿石具有总体类似的稀土元素配分模式，均为轻稀土元素富集、负Eu异常明显的右倾海鸥型稀土元素配分模式，总体继承了豆乍山花岗岩特征，暗示了铀源主要来自赋矿围岩，硅质脉和和硅质角砾在铀矿化过程伴随∑REE富集和HREE增加。

(2) 方解石碳氧同位素组成表明成矿流体以地幔来源为主导，成矿期方解石具有明显低的δ13C值和高的δ18O值，暗示减压沸腾发生的CO2去气作用是导致晚期铀沉淀的主要因素。从成矿期→矿后期，方解石δ13C值升高，δ18O值呈降低趋势，同时硅质角砾具有弱的负Ce异常，均指示铀矿化晚期有大气降水流体参与并且后期受到淋滤改造。

(3) 建立了苗儿山中段铀矿成矿模式，以赋矿花岗岩为主要的成矿物质来源，地幔和深部来源流体形成富CO2和硅质的成矿热液，CO2的去气作用和氧化还原条件的变化是热液铀成矿主要因素，指出了多期成矿叠加和后期大气降水淋滤改造是形成大矿体的主要模式，确定构造角砾岩型铀矿化是下一步寻找富、大矿体的一个重要找矿方向。