华南热液型铀矿成矿流体研究现状及存在问题

邱林飞,庞雅庆

（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）

砂岩型、火山岩型、花岗岩型和碳硅泥岩型铀矿是中国铀矿床四大工业类型，其中花岗岩型和火山岩型铀矿被统称为热液型铀矿，是我国核工业的能源保障主要来源之一。老矿山的浅部铀矿资源被开采殆尽，“攻深找盲”是扩大老矿山铀资源储备的必由之路。近几年，核地质相关单位实施了数个超过1500 m（最深达3000 m）的钻孔进行深部找矿探索，在深部发现较好的工业铀矿体和多金属矿化，并开展了相关研究工作［1-3］。成矿流体研究对探讨成矿机理和成矿规律十分重要［4-6］。成矿流体的性质与来源是成矿作用机理研究的重要方面，可为深部成矿潜力提供参考。华南热液型铀矿床成矿流体与成矿作用过程，历来都是中国铀矿地质学研究的焦点之一，虽研究成果众多，但认识不尽相同。本文梳理近10年华南热液型铀矿成矿流体研究代表性成果表明，前人主要针对成矿流体的性质以及来源进行了探讨，研究手段主要是获取脉石矿物（石英、萤石、方解石）流体包裹体的温度、盐度、气液相成分，了解成矿流体的性质；其次是测定脉石矿物（石英、萤石、方解石）C-D-O同位素或硫化物（黄铁矿、闪锌矿等）S及稀有气体He/Ar同位素示踪成矿流体来源。

总体上，前人对热液型铀矿进行了较为深入的研究，但对铀矿床深部多金属矿床成矿性质还处于起步阶段。一般认为铀矿床深部多金属矿与铀矿成因明显不同，早期多金属矿化为高温成因，成矿流体具有中高温、中-高盐度性质，成矿流体富含CO2和CH4，流体可能主要来源于岩浆期后热液［7-8］。有关成矿流体研究的主要问题集中于2个方面：第1个问题是温压地球化学性质，究竟是中低温成矿环境还是中高温成矿环境，成矿压力如何变化；第2个问题是成矿流体是来源于浅部大气降水还是深部中下地壳，或是二者混合。鉴于华南热液型铀矿成矿流体研究存在争议，本文综合分析华南地区火山岩型和花岗岩型热液铀矿床成矿流体性质、来源的研究现状，分析其中存在的问题，以期为以后的研究提供参考。

1 热液型铀矿产出地质特征

热液型铀矿按含矿主岩类型划分为花岗岩型和火山岩型两个亚类，集中产于华南地区［8］。花岗岩型铀矿主要分布于华南后加里东隆起带上，火山岩型铀矿则主要分布于东南沿海的大陆板块边缘地区（图1）。这些铀矿床的形成一般都严格受地质构造控制，成矿时代与赋矿围岩存在差距，矿床的形成往往与成岩之后的热液活动有关。该类矿床的产出一般集中在地壳强烈拉张、断陷盆地广泛发育，并伴有幔源基性岩浆活动（基性脉岩、玄武岩）的地区，具有约135、115、85、65和45 M a等的几个主成矿期［10］。矿体一般沿赋矿围岩的断裂、裂隙及层间构造呈脉状、细脉状及似层状产出。

图1 华南热液型铀矿区域分布略图［10］Fig.1 Sketch distribution map of hydrothermal uranium deposits in southern China［10］

2 成矿流体温压特征

2.1 成矿温度条件

温度、盐度及其成分是成矿流体性质的表征形式。近十年的研究表明，多数学者还都倾向认为华南热液型铀矿床成矿流体主要为中-低温热液成因，其依据是铀矿物共生的热液脉石矿物中的流体包裹体均一温度主要集中在120～260℃之间［11-17］，但也有研究注意到流体包裹体的均一温度存在高温阶段（＞300℃），认为成矿过程中存在高温流体的作用［18-21］，有的仅列出结果并未加以讨论［13，14，16］。张树明等测得相山矿田邹家山矿床成矿期萤石矿物流体包裹体均一温度部分达300℃以上，最高达418℃，平均为267℃，山南矿床-3 m和92 m标高样品的平均均一温度为260℃和292℃，最高温度达到426℃，沙洲矿床-138 m和-98 m标高样品的平均均一温度为297℃和273℃，最高温度达到405℃［14］；王运等、刘若熙、胡志华等认为相山矿田铀矿物中存在大量的钛铀矿（或含钛铀矿物），其含量占总铀矿物的40%以上，反映了矿石中存在中-高温成因的铀矿物类型［22-24］；胡宝群等通过流体热力学研究认为成矿作用过程中水的相变对热液成矿有明显的控制作用，水在相变温度（374.15℃）附近成矿物质溶解达到极大值，热液成矿作用高峰为成矿流体降低至310℃左右时（相当于热容变化的拐点处），矿质发生沉淀，大致为二级相变成矿［25］；郭建测得相山邹家山矿床包裹体均一温度集中在180～320℃，盐度集中于2%～10%NaCl.eqv，液相成分主要为水，气相成分含有CO2、H2O、N2、CH4等［26］；聂江涛、王健等认为相山矿田多金属成矿流体具有中高温、高压、中高盐度的特征［7，27］；石少华等测得广西沙子江矿床成矿早阶段包裹体均一温度为165.3～342.6℃，主成矿阶段包裹体均一温度为136.1～312.8℃，流体成分为H2O，可能含烃类流体［13］；郭国林等测得诸广矿田棉花坑矿床成矿阶段流体包裹体均一温度为97～415℃，峰值分为中高温（298～332℃）和高温（380～415℃）两个阶段［18］；何德宝等认为下庄矿田硅质脉型铀矿和交点型铀矿中成矿流体均为地幔流体和大气降水混合的结果，其中硅质脉型铀矿均一温度具有270～320℃和120～160℃两个峰值范围，交点型铀矿中均一温度分别为350～370℃和110～250℃两个峰值范围［20］。

综合前人的研究表明，紫黑色萤石是华南热液型铀矿床中与铀成矿最为密切相关的矿物之一，将已发表的紫黑色萤石中流体包裹体均一温度进行统计，如表1和图2所示。由图2可知，紫黑色萤石中流体包裹体均一温度范围变化较大，从140～360℃均有分布。追溯文献中的流体包裹体岩相学特征，可以发现部分文献中所测的萤石为透明度较高的萤石矿物，并非紫黑色的萤石，其次，还可见流体包裹体呈现明显的线性特征，且气相百分数比较一致（均小于10%），这明显不符合大部分学者所认同的主成矿期与流体沸腾作用有关的流体包裹体组合特征。因此，本研究认为文献中流体包裹体相对较高的均一温度峰值段（240～360℃）可能指示了紫黑色萤石中原生包裹体的形成温度，而低温峰值段（120～160℃）可能指示了紫黑色萤石中次生包裹体或晚期浅紫色萤石的形成温度，也就是说紫黑色萤石中240～360℃峰值温度段可能指示了华南热液型铀矿主成矿阶段的温度。显然，200℃以下的低温峰值段也难以符合学者们普遍认同的主成矿阶段流体沸腾作用成矿所需的温度条件。

表1 华南热液型铀矿床成矿期紫黑色萤石流体包裹均一温度统计表Table 1 Statistics on the homogenization temperature of fluid inclusions in the purple-black fluorite during the mineralization stage of the hydrothermal uranium deposits in southern China

图2 华南热液型铀矿床成矿期紫黑色萤石流体包裹体均一温度统计图Fig.2 Histogram of the homogenization temperature of fluid inclusions in the purple-black fluorite during the mineralization stage of the hydrothermal uranium deposits in southern China

2.2 成矿压力条件

关于成矿压力的研究资料较少，聂江涛等通过流体包裹体的压力计算得到相山矿田铀下部的多金属成矿压力为12～95 MPa［7］，邱林飞等通过流体包裹体MacFlincor计算程序计算得到大桥坞矿床和相山矿田居隆庵矿床铀成矿流体的形成压力范围分别为50～110 MPa和89～188 MPa［11，28］。这些通过流体包裹体计算得到的压力值明显大于研究区的正常地层压力，反映了超高压成矿流体的存在，而这一点也符合胡宝群等的水热相变控矿理论中提到的超压流体二次降压成矿观点［25］，即成矿流体是在构造和深源热流体的共同作用下，使得成矿流体的温度压力聚集到临界温压条件而成为超临界流体，当超临界成矿流体运移到开阔的构造空间时，快速释压而强烈沸腾，致使成矿物理化学条件改变而发生成矿作用。

3 成矿流体来源

3.1 成矿流体来源主要观点

3.1.1 大气降水深循环观点

大气降水深循环的观点提出时间较早，李学礼、周文斌等研究提出，相山铀矿田成矿流体与大气降水沿构造裂隙深循环相关，并提出了铀的古热水成矿模式-古脉状承压热水泄水区（减压区）铀成矿模式，其特点是大气降水在补给区渗入地下，经深循环加温和水岩相互作用形成的富铀成矿热液在古热水系统排泄区（减压区）沉淀富集成矿［29-30］，这一观点被后来的许多学者所认同。严冰等测得相山矿田铀矿床方解石δ13C为-7.4‰～-3.2‰，δ18O为1.7‰～15.2‰，萤石的包裹体中水的δ18O为-9.0‰～-1.4‰，δD为-90‰～-68‰，石英δ18O为2.4‰～4.4‰，δD为-71‰～-59‰，认为成矿流体属大气降水成因流体，水－岩相互作用对流体氢氧同位素组成有明显影响，成矿流体中的硫可能主要来自围岩［31］。傅丽雯等得到诸广矿田棉花坑矿床成矿流体的δD为-105‰～-63‰，δ18O为-7.09‰～3.24‰，成矿期萤石的εNd（t）值（-11.9～-11.4），稀土配分模式与赋矿围岩长江岩体十分相似而与油洞岩体区别明显，成矿流体主要由深循环的大气降水通过水-岩相互作用演化形成，成矿物质主要来源于赋矿围岩长江岩体［32］。ZHANG等对棉花坑矿床开展了同位素及矿物阴阳离子分析，测得流体δ18O为-2.97‰～-2.83‰，δ13C为-11.2‰～-5.2‰，δ34S为-17.1‰～-3.2‰，认为成矿流体主要来自大气降水形成的红盆热卤水，第1期热液蚀变使大气降水富Ca2+和F-，并且使pH值增高，第2期CO2脱气造成U沉淀［33］。

3.1.2 “双混合”成因模式

这类观点提出也相对较早。CHEN对相山矿田研究提出，构成相山热液型铀矿床成矿溶液主体的水，绝大部分来自于由岩浆作用所发动起来的巨大地下热水体系中的大气成因水，而决定成矿溶液地球化学性质的主要矿化剂（F、Cl、CO2、S、P和碱金属）则主要来自活动大陆边缘硅铝壳中下部的深熔作用带和位于深熔作用带与地表之间不同深度的过渡岩浆房所分异出的原生流体［34］；范洪海、胡瑞忠等研究都得出了类似的结论［35-36］；YU等研究认为，邹家山矿床中的高Cl-端元盆地卤水与高F-端元深源流体混合导致U沉淀［17］；严冰等测得相山矿田沙洲铀矿床方解石的δ13C为-7.4‰～-3.2‰，δ18O为8.5‰～15.2‰，黄铁矿n（40Ar）/n（36Ar）值为303～326，n（3He）/n（4He）值为0.193～2.946 Ra，认为成矿流体中的碳主要源自地幔，He-Ar同位素组成是地壳流体与地幔流体两端元的不同比例混合的产物［37］；刘军港等研究了相山矿田深部多金属流体包裹体的n（3He）/n（4He）值为：0.21～0.35 Ra，认为相山深部多金属成矿流体以地壳流体和大气降水为主，可能存在少量幔源流体的加入［2］；王峰等测得相山矿田典型矿床中方解石的δ13C为-9.4‰～-3.1‰，δ18O为4.7‰～15.4‰，方解石流体包裹体中的n（3He）/n（4He）值为：0.21～0.35 Ra，40Ar/36Ar值为：314.4～334.1［38］；庞雅庆等研究了桃山黄泥胡矿床黄铁矿中包裹体的3He／4He为0.007～2.272 Ra，认为成矿流体的氦具有壳－幔混合来源的特征，以幔源流体占主导地位，地壳流体端元为含有一定放射性成因Ar的大气降水［39］；黄永高等研究认为广西花山铀矿床成矿流体成分为H2O，方解石δ13C为-16.5‰～-5.8‰，石英δD为-94‰～-51‰；H2O的δ18O为-6.21‰～2.04‰，认为成矿流体具有大气降水与深部流体混合成因的特点［16］。

3.1.3 与热点成矿作用有关的幔源成矿观点

李子颖等提出了热点铀成矿作用理论，该理论指出了华南地区热液型铀矿的主要成矿作用不存在氧化-还原作用，铀多以二氧化铀与硫化物共沉淀，以四价态的络合物形式搬运，动态与静态交替形式沉淀成矿，相山铀成矿流体经历了碱性-酸性-碱性演变过程，成矿流体具有深源性特点［40-41］；童航寿认为，华南亚（准）地幔柱控制了华南核心地带的钨、铀等金属矿种的空间展布，成矿流体具有深源特征［42］。

3.2 成矿流体稳定同位素综合分析

成矿流体来源的主要判断依据一般是利用成矿期热液脉体、共生矿石矿物或其包裹体的C-H-O-S及稀有气体同位素特征，根据地球化学图解投图进行分析。本文对已发表的相关数据整理作图（图3～5）。图3表明，铀矿石中方解石13C同位素表现为靠近幔源多相体系，C-O同位素的投影总体落入受高温效应影响的地幔多相体系和低温蚀变区域附近，指示方解石C并非单一来源。图4表明，铀矿共生脉石矿物中流体的H-O同位素的投影总体落入靠近原生岩浆水，以及原生岩浆水和大气降水线的混合区域，指示了成矿流体可能与岩浆期后流体深循环作用有关，深部流体与浅部大气降水混合参与了铀的成矿作用，但这并未考虑水-岩作用对同位素分馏的影响。图5表明，硫同位素一致性较好，铀成矿期黄铁矿34S同位素普遍为5‰～10‰，明显与铀矿下部具有岩浆特征的多金属矿34S同位素（1‰～3‰）不同，反映了铀成矿流体与下部多金属具有不同的硫源，铀与多金属矿具有不同的成因性质。

图3 华南典型热液型铀矿方解石C-O同位素投影图Fig.3 The C-O plot of calcite from typical hydrothermal uranium deposits in southern China

图4 华南典型热液型铀矿成矿流体D-O同位素投影图Fig.4 The D-O plot of ore-forming fluids of typical hydrothermal uranium deposits in southern China

图5 相山热液型铀矿床及其下部多金属矿化34 S同位素分布图Fig.5 Histogram of 34 S in Xiangshan hydrothermal uranium deposit and polymetallic mineralization

4 存在问题及建议

流体包裹体作为成矿流体保存下来的唯一直接样本，大部分研究都依据包裹体的均一温度、成分和同位素等推断成矿流体的温压性质及其来源。而造成数据或结论的多样性既有分析测试技术条件限制的原因，也有流体包裹体选择的主观性原因。随着测试技术的进步，测试技术的局限性可以逐步被克服，从而获取更加可靠的测试数据。而流体包裹体的选择，则需要细致的显微观察、成矿作用期次的划分及包裹体研究的经验。笔者根据大量的资料分析，结合自身流体包裹体观测的经验，认为成矿流体研究存在以下几个主要问题。

4.1 流体包裹体的代表性

详细观测以及薄片的岩相学工作，建立矿物生成先后顺序，准确找到成矿前、成矿期、成矿后的矿物是研究流体包裹体的前提。前人研究流体包裹体都是依托与沥青铀矿共生的透明脉石矿物进行的，而透明脉石矿物（石英、萤石和方解石等）往往是成矿晚期或成矿期后，矿石矿物结晶以后，随着温度、压力等地球化学条件的变化而析出的矿物，其中的流体包裹体并不能代表成矿流体，而是代表成矿晚期或成矿期后的流体。一般认为，我国南方热液型矿床都是在成矿流体温度和压力快速释过程中形成的，这就造成了铀矿石及其紧密共生的矿物一般都呈微晶甚至泥晶结构，如泥晶-微晶结构紫黑色萤石、微晶磷灰石和微晶石英，这就造成热液型铀矿包裹体研究十分困难。石少华等提出“主成矿阶段萤石颜色太黑，难以进行系统的显微研究”［13］；邱林飞等提出“紫黑色萤石本身是半透明-不透明矿物，故很难观察与测温，而这种流体包裹体往往会被研究者所忽略”［45］；黄永高等提出“早阶段紫黑色萤石矿物颜色较深，也很难进行系统的显微研究”，“由于成矿阶段萤石矿物呈微晶结构，其流体包裹体难以观测”［16］。分析近十年的相关研究成果发现，大部分文献所展示的流体包裹体都为结晶较好的萤石或石英中的流体包裹体。这就造成了研究所关注的矿物可能并不能代表成矿期所形成的矿物，其结果的可靠性也值得怀疑。针对这个问题，笔者建议研究者尽可能选择与铀矿物密切共生的细晶紫黑色萤石、微细晶石英或微细晶磷灰石中的原生流体包裹体组合（FIA）进行研究，包裹体的选择应充分考虑与黑色矿石矿物（沥青铀矿、钛铀矿等）的共生关系（图6 a、b），选择明确的成矿期流体包裹体进行研究，但这类包裹体普遍较小，需要研究者具有丰富的流体包裹体研究经验。此外，还可以选择富矿石中的石英（岩浆作用结晶形成）作为研究对象，找到这类石英矿物微裂隙中含铀矿物并与之共生的次生流体包裹体进行研究，这种次生包裹体相对更容易观察（图6 c、d、e），而且可以指示铀成矿期的流体信息。

图6 相山沙洲铀矿床典型成矿期流体包裹体显微特征Fig.6 Microscopic characteristics of fluid inclusions during ore-forming stage of Shazhou uranium deposit in Xiangshan

4.2 群体包裹体研究的局限性

目前，矿物中流体包裹体的获取主要有两种途径：压碎（或爆裂）萃取法和流体包裹体直接提取法。限于技术的原因，前人有关成矿流体的气液相成分、痕量元素和同位素等地球化学参数测定则是依赖于群体包裹体获得的。在我国南方热液型铀矿成矿流体来源研究中，人们一般是利用矿石中挑选出来的脉石单矿物，再利用压碎法或爆裂法提取气液成分，最终测试其中的气、液相成分、微量-稀土元素或同位素组成，进而探讨成矿流体的性质和来源问题。热液型铀矿床在形成之前、形成过程中及形成之后，都经历了多期次的流体活动，每次流体活动或多或少都会形成流体包裹体，这就造成了单一矿物中往往含有原生、次生的多期次流体包裹体。也就是说，压碎（或爆裂）萃取法所获取的流体往往包含有多世代的群体包裹体，其分析结果是多世代流体的混合信息，无法代表真正的成矿流体。这种方法要排除各期次干扰流体包裹体信息而获取单期次流体包裹体的包裹体信息是十分困难的，这可能是我国南方热液型铀矿成矿流体来源难以厘清的主要因素之一。CHI等指出了许多群体流体包裹体分析的一个共同问题是，在没有讨论样品和分析过程是否满足上述条件的情况下，直接将分析结果等同于原生包裹体或矿物的母流体成分，根本不考虑或评估次生包裹体的潜在污染，这就造成群体分析的误导性［46］。

单一期次或单个流体包裹体分析的新方法是克服群体包裹体分析结果误导性问题的可行途径。幸运的是，随着激光剥蚀与高分辨电感耦合质谱联用技术（LA-ICP-MS）的快速发展，单个流体包裹体的微量元素的准确定量已经能够实现，而且已成为矿床学研究的热点和前沿［47-48］，因此，笔者建议在热液型铀矿研究中，尽快开展单个流体包裹体的LA-ICP-MS的研究工作。

4.3 数据解释的合理性

对于热液型铀矿，大部分研究者都认同成矿早阶段发生了流体的减压沸腾作用，晚阶段发生了流体的混合作用。沸腾作用测试到的流体包裹体均一温度就可代表成矿流体的温度信息，无需经过压力校正，然而流体的混合作用形成的流体包裹体，其均一温度并不能代表成矿流体的温度信息，仅可以指示成矿流体的温度下限，这种均一温度往往需要经过压力校正才可使用。此外，在使用流体包裹体的成分和同位素数据时，研究人员一般都是利用一些经验图解投图进行解释。一方面，在使用数据投图解释时并未考虑所获得的数据是混合信息，这些信息难以客观的反应铀成矿作用过程的信息。另一方面，简单的同位素判别图解难以较准确地揭示成矿流体的真实来源。成矿流体的C、H、O同位素组成受热液原始水的类型、热液途经岩石的同位素组成、水／岩交换时的温度、水／岩交换时W/R比值大小等诸多因素的制约［31］。例如一个常见的做法是，通过群体包裹体分析获得流体的氢同位素组成，再通过分析主矿物石英的氧同位素，计算出流体的氧同位素组成，然后将结果投在δ18O-δD图上，如果这些数据落在大气降水和岩浆水之间，就认为流体是由大气降水和岩浆水混合而成的［46］，这种解释并没有讨论分析结果反映了原生包裹体和次生包裹体混染的可能性，而这种可能性在绝大多数情况下是确实存在的，并且这种方法的另一个问题是忽略了温度变化对流体氧同位素组成计算的影响。此外，矿物中的结构水问题、矿物与包裹体之间是否达到同位素平衡等问题都是制约同位素示踪可靠性的重要因素［49］。因此，本文建议在数据解释过程中，一方面要尽量克服混合信息的干扰，运用地质演化的动态过程思维进行综合考虑；另一方面，结合地质实际情况，充分考虑温度、水岩反应等对同位素变化的影响，多种手段相互验证，以期获得更客观真实的研究成果。

5 结语

流体包裹体是研究古流体系统的成分和温度-压力条件的有效手段，但在华南热液型铀矿研究中也存在许多问题。研究者应该认识这些问题的存在以及如何避免，并将其对数据质量和解释的影响最小化。虽然随着激光烧蚀等离子体质谱分析（LA-ICP-MS）、显微激光拉曼探针、显微傅里叶红外光谱、同步辐射X荧光光谱法等原位探针技术的不断改进，获取真正代表成矿流体的包裹体或许可以实现，但是任何好的包裹体研究都离不开细致的矿物学研究工作。建议在华南热液型铀矿的研究工作中，应在详细的野外地质和精细矿物学的研究基础上开展原位、多相态、高分辨的微区分析，获得成矿流体的真实成分和同位素等方面的信息，从而更加深入研究华南热液型铀矿成矿流体特征，为热液型铀矿成矿理论发展提供新的可靠的证据。

致谢：论文编写过程中得到了欧光习研究员的指导与帮助。感谢匿名审稿人为本文提供富有建设性的修改意见。