诸广南棉花坑铀矿床热液蚀变伊利石矿物学和稳定同位素特征

赵宇霆，李子颖，刘军港，聂江涛，金念宪

（核工业北京地质研究院中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 100029）

伊利石属于黏土矿物中云母族的矿物，是一种层状硅酸盐矿物。伊利石主要在风化、沉积成岩作用等地质过程中大量形成，除此之外，它也是中低温热液作用下最常见的蚀变矿物［1］。在花岗岩区，蚀变黏土矿物一般为绿泥石、高岭石和伊利石，其中绿泥石是由镁铁质矿物蚀变形成［2］，高岭石和伊利石则是分别由斜长石和钾长石蚀变形成。在热液蚀变过程中形成的黏土矿物，往往因其结晶时的物理化学条件不同（如温度、氧逸度等），会呈现出不同的结晶特征［1-2］。利用这一特点，通过研究热液蚀变黏土矿物的特征，就可以对形成其流体的成分以及流体作用的温度和氧逸度等进行讨论，这对于研究中低温的热液蚀变机制有重要意义。近年来，已有学者在热液蚀变黏土矿物研究中取得一些成果［3］。此外，前人对以黏土矿物为主要矿石矿物的矿床（如高岭土矿）也开展过相关研究［4-5］。对于热液型铀矿床，无论是相山地区的火山岩型铀矿床，还是诸广山地区的花岗岩型铀矿床，在围岩蚀变中均可见很强的伊利石化［6-9］，但学者们对于铀矿床的蚀变研究多聚焦于蚀变分带和近矿蚀变矿物学研究，对于面状的低温热液蚀变矿物的研究相对薄弱。且随着学者对于铀矿床成矿研究的不断深入，就越需要以矿物学的方式对蚀变进行更为细致的研究，因此本文通过研究诸广南棉花坑矿床蚀变花岗岩中的伊利石的产出形式、化学成分等特征，结合其氢氧同位素特征来讨论该地区热液型铀矿床的热液蚀变机制、流体性质以及水岩反应环境。

1 矿床地质概况

棉花坑（302）铀矿床大地构造位置位于华南诸广山复式岩体南部，闽赣后加里东隆起与湘、粤、桂海西——印支坳陷结合部位。研究区内出露主要为印支期细粒小斑状二云母花岗岩和燕山期中粗粒黑云母花岗岩，同时区内还有一些晚期中基性脉岩出露。矿区内主要发育北东向、北西向和北北西向三组构造（图1）。其中北东向的棉花坑断裂为主要的控矿构造，主要含矿构造为北北西向构造蚀变带，而北西向的油洞断裂既是控矿构造又是含矿构造，同时沿着油洞断裂还有基性脉岩发育。研究区发生强烈的热液蚀变作用，具体体现在以含矿硅化断裂为中心向外依次表现为硅化→赤铁矿化→绿泥石＋伊利石化的蚀变特征，同时在含硅质构造断裂带中，碳酸盐化和萤石化蚀变也较为发育，而黄铁矿化蚀变则与铀矿化关系最为密切［9-10］。

图1 棉花坑矿床矿区地质简图（据文献［10］修改）Fig.1 Geological sketch of Mianhuakeng uranium deposit（Modified after References［10］）

矿区内的矿石按照蚀变矿物组合的不同可分为两种：第一种是赤铁矿化微晶石英-黄铁矿-沥青铀矿型矿石；第二种是紫黑色萤石-黄铁矿-沥青铀矿型矿石。主要矿石矿物为沥青铀矿，也可见有少量的硅钙铀矿、钙铀云母等次生铀矿。脉石矿物主要为微晶石英、萤石和方解石等。

2 样品制备与测试

为了探究研究区铀矿床蚀变过程中物质迁移和元素迁入迁出的特点，本次论文选择的样品来自于棉花坑矿床主要含矿断裂9号带南段钻孔ZK45-4中的蚀变花岗岩。9号带是棉花坑矿床主要赋矿构造，而钻孔样品相对位置清晰，具有一定代表性。样品先经过单矿物筛选，挑选出较纯的伊利石。单矿物挑选采用黏土矿物提取方法参见标准（DZ/T 0184.13—1997），将样品粉碎用蒸馏水浸泡再使用超声波处理，然后吸取粒径小于2μm的颗粒，杂质的消除在挑选单矿物时已经使用稀盐酸和双氧水处理。将提取的2μm以下的颗粒离心沉降再进行烘干。烘干后的伊利石分别进行自然烘干片和乙二醇饱和片（定向片）的制备，利用两种测试样片进行测试和后续结晶度KI（°）的计算。

将制备的伊利石样的烘干片和定向片进行X射线粉晶衍射和稳定同位素的分析。X射线粉晶衍射在核工业北京地质研究院分析测试中心完成，仪器为Panalytical X’Pert PRO X射线衍射仪，方法采用黏土矿物X射线衍射分析方法（SY/T 5163—2018），电压40 kV，电流40mA，Cu靶，测量角度范围3°～30°。

样品的氢氧同位素测试在核工业北京地质研究院分析测试中心进行，采用仪器型号为MAT-253型气体同位素质谱仪，以V-SMOW为标准物质。伊利石的氧的提取采用五氟化溴法测定（DZ/T 0184.13—1997），氢的提取采用天然水中氢同位素锌还原法测定（DZ/T 0184.19—1997），分析精度＜0.2%。

3 伊利石矿物学特征

3.1 伊利石产出及微观特征

样品的手标本特征是伊利石化为主的蚀变花岗岩（图2d），伊利石主要由斜长石被热液交代蚀变形成，往往呈浅黄色或浅黄绿色的长石假晶。镜下特征为长石仍有晶型但已经蚀变为鳞片状矿物（图2g、h、k、l）。而伊利石除了以交代矿物颗粒的形式发育外，还可见有张性构造细脉充填伊利石、石英等矿物故在岩芯中表现为黄绿色脉（图2a、b、f），在镜下伊利石表现为沿着张性脉的边缘发育（图2e、j、m），也有较强的碎裂岩中间被伊利充填并胶结原岩角砾（图2c）。为了能够准确的对伊利石开展研究，本次工作对采集到的伊利石化蚀变花岗岩和伊利石充填细脉先进行了伊利石单矿物的挑选，这样能够准确对伊利石进行分析测试，而省去了对黏土的区分的工作，能够保证对于伊利石这一种蚀变的精细研究。采集到的伊利石共分为三种，分别是伊利石脉、裂隙充填伊利石和长石蚀变伊利石。其中长石原位蚀变的伊利石选择远离矿化蚀变带采样，而脉状伊利石和裂隙充填伊利石则是选取成矿晚期或期后的构造脉采样。

图2 样品伊利石的产出形式和镜下特征Fig.2 Photos of core samples and thin sections of illite

3.2 伊利石成分和晶体特征

对采集到的15件伊利石样品进行X射线粉晶衍射分析，分析结果见表1。

表1 伊利石成分和结晶度Table 1 Composition and crystallinity of illite

通过X射线粉晶衍射可以看出挑选出的伊利石并非全为纯净的伊利石矿物，而是含有一定的伊利石和蒙皂石的混层。其中不同样品的伊利石含伊蒙混层比例各不相同，其中长石蚀变的伊利石混层占比高于纯伊利石的含量。而断裂内充填的伊利石则伊蒙混层含量相对较少，纯净的伊利石含量相对较高，甚至C19-8b样品是不含混层的非常纯净的伊利石。不同种类样品的伊蒙混层中，仍然是以伊利石层为主，仅仅有个别样品混层中蒙皂石含量占主导（C19-28a、C19-28c、C19-45a）。

关于伊利石的结晶度，在不同类型的伊利石中也有较为明显的不同：首先是4个伊利石脉 样 品，其 结 晶 度 为0.38°～0.41°，平 均 为0.395°，相对较高。而裂隙充填的伊利石结晶度为0.28°～0.39°，平均为0.336°，相对前者较低。而岩体中长石原位蚀变形成的伊利石结晶度为0.28°～0.39°，平均为0.315°在这三种样品中结晶度相对最低。

4 氢氧同位素特征

因为伊利石的晶体结构与白云母一致，只是层间钾离子含量及含水的差别。伊利石一般来说是由钾长石和云母类矿物风化形成，而本次研究的伊利石是热液蚀变形成的伊利石，用加热的方法去除层间水以消除层间水对研究 的 影 响，分 析 伊利石的δ18Ο值在0.4‰～9.1‰（表2），与前人得出热液成因黏土矿物在2‰～14‰相吻合，其中δ18Ο小于2‰则表示热液作用最为强烈［11］，而伊利石的δD在-92.4‰～-73.7‰。

表2 伊利石中结构水氢氧同位素组成Table 2 Hydrogen and oxygen isotopic compositions of structural water in illite

前人［12］对于黏土矿物稳定同位素研究得到了大气降水方程：

随后，又有学者［13］依据黏土矿物和水的氢同位素分馏系数和氧同位素分馏系数结合上式得到了黏土矿物δ18D和8δ18Ο之间存在如下线性关系：

然后再利用Yeh et al.［14］使 用 的 不 同 温 度伊利石和水的分馏系数带入（2）式得到的一组平行线，其中，可以认为25°是风化伊利石线，而50°以上可以认为是热液成因区。对本次论文的所有样品数据进行投点（图3），可以看出均为热液蚀变产物，且随着温度升高，伊利石和水的同位素分馏变小，伊利石的线逐渐靠近大气降水线。

图3 棉花坑地区伊利石δD-δ18Ο相关图（据文献［15］）Fig.3δD-δ18Οcorrelation diagram of illite in Mianhuakeng area（After References［15］）

通常情况下，可以根据已知矿物形成温度和氢氧同位素组成来计算形成矿物热液的氢氧同位素组成［16］，根据图3情况来看C19-28b和C19-28c（裂隙充填伊利石）是180°C，而C19-45b和C19-3（脉状伊利石）是100 °C，其余样品温度在75 °C左右。对伊利石样品而言，可以利用SheppardandGilg［17］提出的伊利石-水的氧同位素分馏公式进行计算：

氢同位素的分馏在0～350 °C之间为单调曲线，因此伊利石-水体系的氢同位素可以用高岭石-水体系的分流公式：

得出分馏系数之后再利用公式（其中AB为两相）计算热液中的同位素δ值：

将所计算的流体中水的稳定同位素组成的近似值（温度近似）归纳于表3。

表3 流体中水的氢氧同位素组成Table 3 Hydrogen and oxygen isotope compositions of hydrothermal solution

可以看出根据计算所得形成伊利石的流体中水的稳定同位素δ18O变化范围不大，为-9.45‰～-6.55‰，而δD较伊 利石 矿物中δD偏高为-68.56‰～-56.14‰。将所得的流体中的稳定同位进行投图，可以判断其流体来源主要来自于大气降水（图4）。

图4 棉花坑地区形成伊利石流体来源判别图（据文献［24］）Fig.4 Discrimination of illite fluid source in Mianhuakeng area（After References［24］）

5 成因讨论

棉花坑地区的主要含铀岩体——长江岩体和油洞岩体中广泛发育伊利石化，也就是前人所描述的水云母化。前人研究结果表明区域上广泛发育的伊利石化，是热液作用晚期形成的［7，8］。本通过研究不同深度和不同产出方式的伊利石，结果表明不同类型产出的伊利石，其结晶度和含的伊蒙混层不同，具体体现在长石原位蚀的伊利石其结晶度相对最低为0.315°（平均），含有最多的混层（绝大多数在70%以上）；而较大规模构造充填的伊利石，则相对三种伊利石的结晶度居中，平均为0.336°，但其含混层是最少的（约30%且出现纯的伊利石）；而脉状的伊利石，则是有着平均最高的结晶度0.395°，同时其含有的IS混层在三者中含量相对居中（50%～60%）。伊利石的形成往往除了温度和时间的限制因素外，还受到体系中的水/岩比、流体性质以及岩石和流体化学成分的影响。对于长石原位蚀变的伊利石而言，结晶度最低是因为该条件下，渗透率低，水/岩比很小，流体动力学作用相对较慢，这种情况下容易形成混层，因此其混层含量是最高的。而充填大型裂隙的伊利石，因为水/岩比较大，流体活动强烈，伊利石能直接从热液中结晶出来，理论上应具有最大的结晶度和最少的IS混层发育，但本次试验测得该种伊利石却相对脉状伊利石的结晶度较低，这里可能是温度的影响占据了较大的权重，可能是由于温度较高使得伊利石难以结晶出来，所以导致结晶度较脉状伊利石低；而脉状伊利石也存在这种问题，相对大构造充填的伊利石，往往脉状的伊利石水/岩比居中，因此其混层含量和结晶度应该介于上述两种伊利石之间，但其结晶度却相对前二者最高，笔者认为是状伊利石由于构造规模较小，可能流体作用时温度较低，因此伊利石更容易从热液中结晶出来，所以其结晶度高于较大规模构造充填伊利石。通过后两者结晶度比较，可以说明，地质条件类似的情况下，温度越高，伊利石结晶度越低。

流体包裹体的氢氧同位素研究表明伊利石的δ18Ο值范围在0.4‰～9.1‰，属于热成因，由伊利石的δD-δ18Ο相关图可知伊利石的形成温度在75～180 °C，属于中低温热液成因，区域上铀成矿也具有中低温热液的性质。本文所获得的形成伊利石的流体特征为中低温、且δ18O为-9.45‰～-6.55‰，这与前人对成矿晚期石英进行稳定同位素研究计算所得的δ18O值较为一致［18-20］，并且总结前人研究［20-23］，成矿后期的流体温度为100～200 °C，这也与本次论文所得的伊利石形成温度相一致，因此认为脉状伊利石是成矿晚期热液蚀变形成的特征蚀变矿物。而根据形成伊利石的流体中水的氢氧同位素组成进行流体来源判别投图，可以看出流体主要来自于大气降水，进一步说明这些伊利石是成矿晚期流体作用的产物。

6 结论

1）棉花坑地区的热液蚀变伊利石分有为裂隙充填、长石原位蚀变和细脉状三种产出方式，其结晶度分别为：裂隙充填伊利石0.28°～0.39°，平均为0.336°；长石原位蚀变伊利石0.28°～0.39°，伊利石脉0.38°～0.41°，平均为0.395°。长石原位蚀变伊利石的结晶主要受水/岩比控制，而后两种结晶度则受温度制约。

2）根据稳定同位素测试和计算，得出形成伊利石流体中水的氧同位素特征和前人研究中成矿晚期流体中水的氧同位素特征一致，同时根据计算所得伊利石形成温度在50～170℃，与成矿晚期流体温度一致，因此可判断伊利石是成矿晚期特征蚀变矿物。同时根据计算和投图表明形成伊利石的流体主要来源于大气降水，这与成矿后期流体来源相一致。