诸广山三九铀矿田震旦-寒武系地球化学特征及其铀成矿意义

石威科， 陈 旭， 刘晓东， 姜必广， 覃金宁

(1.湖南省地质院，湖南 长沙 410014；2.东华理工大学 核资源与环境国家重点实验室，江西 南昌 330013；3.湖南省地质院三〇六大队，湖南 衡阳 421000；4.九江学院，江西 九江 332005)

诸广山复式岩体是华南花岗岩型铀矿矿集区之一，前人已在该地区获得了大量生产及科研工作成果(邓平等，2003；舒良树等，2004；马星华等，2013；田泽瑾，2014)。近年来，湘核地勘单位在诸广山中段的三九地区(湖南省汝城县九龙径—九曲岭—九龙江地区)开展了大量勘查工作，取得的找矿成果已将该区铀资源量及潜力提升至矿田级别。关于三九矿田的成矿地质特征，如富铀老地层、产铀花岗岩体和导控矿构造等已有较多研究(梅水泉，1996；杜乐天等，2011；陈旭等，2016；王前林等，2017；姜必广等，2017)，然而区内震旦-寒武系作为铀多金属矿床的重要铀矿源地层(梅水泉，1988；章邦桐等，1994；丁长河等，2011；Lan et al.，2017)，对于其成因、形成环境与铀预富集机制，尤其是控矿构造附近以及岩体接触带附近黑色沉积岩系的研究报道较少。

本次研究在原工作和科研基础上，以矿田北部九龙径矿区典型富铀黑色沉积岩作为切入点，通过镜下观察、全岩地球化学分析，研究样品的岩相学、主微量元素特征，进一步厘清震旦-寒武纪富铀地层的成岩地质特征与成矿作用的关系，丰富区内铀成矿理论。

1 地质背景

1.1 成矿地质背景

三九矿田位于华夏板块湘、桂、粤北海西-印支凹陷与闽赣后加里东隆起交汇部位的诸广山复式岩体中部。诸广山复式岩体为万洋山-诸广山走滑岩浆带的重要组成部分(图1a,b)，是区域主要产铀花岗岩岩体之一(夏宗强等，2016)。三九矿田以九龙径、九曲岭、九龙江矿区及其周边产出花岗岩内外带型铀矿床而命名。区内出露地层有震旦系、寒武系、泥盆系、石炭系、第四系等(图1c)，岩浆岩主要为燕山早期高分异过铝质S型多期次花岗岩(费天伟等，2012；张术根等，2014；兰鸿锋，2015；兰鸿锋等，2018，2020)。其中东岭单元(J2D)岩体是三九矿田主要赋矿围岩，为燕山早期第二阶段呈岩基产出的中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩，岩体结晶年龄为(161.9±2.1) Ma(兰鸿锋，2015；兰鸿锋等，2018)，此外还有中棚单元岩体、少量燕山晚期花岗岩及细粒花岗岩脉。三九矿田断裂构造发育，控矿构造以走向为NE、NNE、NW等方向的次级断裂为主(图1c)。区内铀矿化属中低温热液型，矿石类型主要为蚀变岩型、硅化脉型和碎裂角砾岩型。成矿期围岩蚀变包括硅化、黄铁矿化、赤铁矿化、萤石化、绿泥石化、伊利石化和黏土化等，矿石矿物主要为沥青铀矿、晶质铀矿和铀石，次生铀矿物较为发育(1)杜国升,肖振华,吴治南,2012. “三九”地区铀成矿地质条件及找矿前景研究[R]. 湖南省核工业地质局三○二大队.陈旭,姜必广,何友宇,等,2013. 湖南省某县某铀矿床地质报告[R]. 湖南省核工业地质局三○六大队.。

1.2 震旦-寒武纪地层

研究区内的震旦-寒武纪地层为一套具区域弱变质具类复理石建造特征的碎屑岩组合，构成了加里东褶皱基底，铀含量较高，如震旦系上统和寒武系下统铀含量为20×10-6～50×10-6，是诸广山地区铀矿床的重要铀源(章邦桐等，1994)。区内寒武系与震旦系的划分是以寒武系特有的“黑层”出现为标志。震旦系上下统的划分以冰碛层为标志，冰碛之上，“黑层”之下为震旦系上统。震旦系上统埃歧岭组的岩石组合以砂岩为主夹板岩及少量硅质板岩，本区硅质岩相对邻区明显减少(丁腰河组主要为硅质岩)。寒武系下统香楠组上、下段以含炭泥岩为主，夹砂岩，中段以砂岩为主，夹含炭泥岩或呈互层，多为灰黑至黑色，沉积韵律、水平层理发育。其中底部“黑层”为一套黑色薄层炭质板岩与黑色、深灰色硅质岩、硅质板岩夹(互)层，富含黄铁矿、磷结核、炭质(石煤层)及U、V等元素，地层揉曲强烈。这套岩性组合经区域热变质后，由于物化性能差异，易形成构造破碎带和地球化学障，有利于形成接触带型和外带构造角砾岩型铀矿床。区内震旦-寒武系的划分方案见表1。

2 样品特征及分析方法

在九龙径矿区采集了具有代表性的寒武系富铀黑色岩心样品，取样位置分别为构造上盘(ZS01)、接触带(ZS02)、构造下盘(ZS04)。手标本为灰黑色-黑色炭砂质板岩，镜下观察显示该类岩石具有砂状、少砾状的沉积岩残留结构(变余结构)，主要成分为石英、少量绢云母和有机质，偶见黄铁矿。石英含量一般超过80%，整体分布较均匀，粒径为几微米到上百微米，少量呈微脉状产出；绢云母一般经历了强烈蚀变，多呈他形，干涉色绚丽鲜艳，为长石蚀变形成；其他金属矿物极少(图2)。

样品的光学显微镜观察是在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成。样品的化学分析在广州澳实分析检测有限公司完成，所有样品先用无污染钵振动碾磨至约200目，其中炭质板岩高温焙烧后再采用碱熔和酸消解样品，最后分别采用X射线荧光光谱仪(XRF，型号PANalytical PW2424)分析主量元素含量(相对偏差RD<5%，相对误差RE<2%)，电感耦合等离子质谱(ICP-MS，型号Agilent 7700X)分析微量元素含量(相对偏差RD<10%，相对误差RE<10%)。

3 分析结果

3.1 主量元素

本次研究及以往工作的分析结果显示(表2、表3)，寒武系下统的FeO、P2O5、FeS2含量及CaO/MgO、CaO/(TFe+CaO)等值相对较高，表明这部分地层形成于较高盐度和硫逸度的还原环境。倪师军等(2009，2012)认为这种黑色岩系有利于铀多金属元素的预富集及后期的改造成矿。

表2 三九矿田震旦-寒武系氧化物比值

3.2 微量元素

表5 诸广地区、三九矿田和九龙径矿区震旦-寒武系稀土元素组成

3.3 稀土元素

收集了前人所做的诸广部分地区、三九矿田震旦-寒武系的稀土元素数据与本次分析的数据做对比(表5)。数据显示，前人分析数据与本次研究存在一定差别。如诸广地区、三九矿田∑REE为141.08×10-6～243.59×10-6，平均值为198.07×10-6；九龙径矿区∑REE为102.52×10-6～162.19×10-6，平均值为136.05×10-6。本次研究样品采自接触带、靠近接触带的构造，样品∑REE偏低主要是因为LREE较低(HREE没有显著变化)，表明接触带及控矿构造中的岩石相比一般地层更易遭受各种流体的改造，导致LREE流失。LREE/HREE值可反映稀土元素的分馏程度，区内各类样品除了ZS02的LREE/HREE值为0.86外，其他9个样品LREE/HREE比值为6.73～28.48，平均值为11.25，显示轻重稀土元素分馏程度较高。

4 讨论

4.1 主微量元素对成岩环境的制约

SiO2/Al2O3值可区分沉积岩物源，若沉积岩SiO2/Al2O3值大于地壳均值3.60，可认为沉积岩经历了生物或热水作用(Taylor et al., 1986)。三九矿田中北部SiO2/Al2O3值为2.99～5.60，平均值为3.56，而九龙径矿区构造上下盘、接触带内样品的SiO2/Al2O3值明显偏高(3.44～9.67，平均值为6.84)。结合成岩地质环境可认为，与三九矿田一般黑色沉积岩系相比，控矿构造附近、接触带的黑色沉积岩系经历了更显著的热水(液)改造。

沉积岩中不同微量元素受沉积环境影响的程度不同，其组成、比值特征可指示成岩环境的氧化还原条件(李凤杰等，2019)。

(1)Fe、Mn对成岩环境的指示。Fe、Mn离子氧化还原电位不同，Fe/Mn值易受水体氧逸度影响。Fe/Mn值越高(相应的MnO/TFe值越小)，沉积环境还原性越强(史富强等，2016)，表2样品的MnO/TFe平均值均为0.01，表明其在较强还原性的成矿环境形成。

(2)U、Th对成岩环境的指示。U在沉积环境中的富集程度受氧气的制约(Crusius et al.，2000)，而Th在水体中不溶或难溶，基本不受沉积环境影响，因此U/Th值可指示沉积环境的缺氧程度。表3样品Th/U的平均值为1.36，处于厌氧沉积环境的Th/U值区间(0～2，Wignall et al.，1996；Kimura et al.，2001)。Wignall(1994)提出U、Th关系式δU=2U/(U+Th/3)，当δU>1指示缺氧沉积环境，δU<1则指示正常海水沉积环境。本次研究大多数样品δU值为1.40～1.58，平均值为1.53，表明其基本形成于缺氧沉积环境。

(3)V、Cr对成岩环境的指示。V、Cr在氧化沉积环境中均易溶，在还原沉积环境中易于富集，但V、Cr还原过程中表现出较大区别(Jones et al.，1994)，因此V/Cr值可判别沉积环境的氧化还原性。V/Cr值为2.00～4.25指示贫氧环境，大于4.25指示缺厌氧环境(Crusius et al.，2000；Tribovillard et al., 2006)，而研究区样品V/Cr值为1.22～7.44，平均值为2.34(表4)，指示了沉积环境以贫缺氧为主。图3显示区内震旦-寒武系样品的U/Th值基本集中于1，在成因上属于古热水喷溢沉积，而海底喷流作用可提供丰富的U和Th，是震旦-寒武系富U的原因(鲍学昭等，1998)。周永章等(1998)指出华南震旦-寒武系形成过程中的热水-沉积活动事件与许多金属矿产或矿源层预富集关系密切。

前人研究及上述主微量元素组成特征表明，区内震旦-寒武系形成于缺厌氧的还原性成岩环境且有古热水参与。这种成岩环境下形成的黑色岩系有利于有机质、硫化物、一些微量元素和成矿元素的预富集(吴朝东等，1999；Wu et al., 2020)。构造周边及接触带的黑色岩系经过后期热液改造更易富集铀等成矿元素。

4.2 稀土元素对成岩环境的制约

采用澳大利亚太古界后沉积岩平均成分(PAAS)作为标准化数据(McLennan, 1989)，对表5数据作REE标准化图解(图4)，REE模式曲线大多较为平缓，(La/Yb)N为0.61～4.12，没有明显Ce、Eu异常。然而，接触带ZS02稀土模式曲线明显左倾，显示了明显的贫LREE、富HREE(同时相对富U)和Eu负异常等地球化学特征，而区内东岭单元花岗岩存在显著的Eu负异常，表明接触带地层有部分接受了花岗岩中含铀热液的改造。

δEu、δCe是Eu、Ce异常系数，可以较灵敏地反映地质体的地球化学特征，如物源、构造环境、沉积环境的氧化还原性等(王立社等，2010)。诸广地区样品δEu值为0.84～1.08， 平均值为0.97；三九矿田样品δEu值为1.24～1.39，平均值为1.33；九龙径矿区接触带样品δEu值为0.35，构造上下盘非接触带样品δEu值分别为0.81和0.96。海相沉积物中的Eu正异常可能是沉积过程中，有富Ca长石类矿物的火山碎屑岩加入或有中高温、还原性的可稳定存在Eu2+的热液参与(Sverjensky, 1984)。研究区远离火山带，沉积岩中也不存在火山碎屑等物质，因此区内黑色岩系沉积形成过程中有还原性热液参与。接触带内及附近的样品δEu值均<1，呈现出明显负异常，是斜长石经历热液改造，发生蚀变的结果。诸广地区样品δCe值为0.77～0.91，平均值为0.85；三九矿田样品δCe值为0.95～1.10，平均值为1.02；九龙径矿区样品δCe值为0.94～0.99，平均值为0.96，与δEu不同，接触带或非接触带样品的δCe值较为接近。研究区及周边黑色岩系岩石的Ce异常不明显，表明古热水沉积普遍难以保留其异常特征(Murray et al., 1991)，但样品中Ce整体呈较微弱的负异常，暗示了其形成于相对缺氧而封闭的沉积环境(王立社等，2010)。Bai等 (1994)研究华南泥盆纪沉积地层提出，沉积岩Ce/La<1.5时为富氧环境，Ce/La=1.5～1.8时为贫氧环境，Ce/La>2.0时为厌氧环境。研究区样品Ce/La值为1.64～2.23，平均值为1.95，表明区内黑色岩系在贫氧或厌氧环境下沉积而成。对表5的数据进行La/Yb-Ce/La(图5a)、La/Yb-REE(图5b)投图。结果显示，这些黑色沉积岩集中于沉积岩区和玄武岩区(包括明显受后期热液改造的富铀样ZK02)，表明其形成于正常海相沉积，同时伴有热水作用参与，而热水在成因上可能与玄武质基性岩浆有关。

4.3 黑色岩系的产出位置与矿化关系

本次研究的样品ZS01、ZS04来自构造上下盘的地层，ZS02来自岩体外接触带的地层。表3分析结果显示，样品的Th含量较为接近，但接触带地层的U含量(ZS02，28.70×10-6)明显高于控矿构造附近地层的U含量(ZS01，8.15×10-6；ZS04，3.64×10-6)，这表明接触带黑色岩系相比非接触带内黑色岩系更易成矿，与以往勘查成果相印证。岩体与老地层的外接触带通常经历了弱变质，在后期构造活动的影响下，更易受多种富铀地质体(如花岗岩体和其他位置地层)后期热液的影响和改造，进一步活化析出预富集的成矿元素，即表现为控矿构造中富集成矿。

5 结论

(1) 区内震旦-寒武纪地层的黑色沉积岩系形成于正常海相沉积环境，有基性岩浆成因的古热水参与沉积。成岩环境具有较高盐度、高硫逸度、缺厌氧(低氧逸度)、较强还原性等特征。

(2) 震旦-寒武纪地层易于预富集铀、钍等放射性元素及多种成矿金属元素，形成铀源层或矿源层。这些老地层与侵入的印支-燕山期花岗岩体形成接触带，接触带经区域弱变质、后期热液改造等地质作用，可成为更富的铀(矿)源层或在控矿构造析出矿源成矿。