四川省若尔盖铀矿田含铀煌斑岩地球化学特征及其与铀成矿的关系

黄小昆，徐争启，李宝新，尹明辉，王永飞

（1.成都理工大学 地球勘探与信息技术教育部重点实验室，四川 成都 610059；2.地学核技术四川省重点实验室，四川 成都 610059；3.成都理工大学 地球科学学院，四川 成都 610059；4.四川省核工业地质调查院，四川 成都 610061）

若尔盖铀矿田是中国最具代表性的碳硅泥岩型铀矿床之一，自20 世纪60 年代开始，前人在该区进行了大量的铀矿勘探及研究工作。祝宏勋等［1］通过运用多重关联分析法对四川省若尔盖降扎地区进行铀矿资源预测评价，最后圈定出铀矿远景区；叶永钦等［2］从铀矿石及脉石矿物入手研究了若尔盖地区铀矿床的脉石矿物微量元素垂向分带特征；陈田华等［3］结合前人在若尔盖地区的铀矿勘探工作中所取得的研究成果和地质认识，对若尔盖地区的铀矿化特征、成矿规律以及控矿因素等进行了进一步的梳理和总结。随着勘探工作的进行，近期在若尔盖地区的新钻孔中发现了富铀的煌斑岩脉，部分煌斑岩样品铀品位达到了300×10-6以上，这在前人的研究中尚未发现过，这些富铀煌斑岩脉与区内铀成矿的关系也尚未厘清。前人研究表明，若尔盖地区富铀的岩浆岩可能使得源于上地幔的成矿流体再一次富集铀，这些岩浆岩脉可能为区内碳硅泥岩型铀成矿提供铀源［4］。煌斑岩是若尔盖地区岩浆岩的重要组成部分，尽管研究区煌斑岩出露较少，但其与区内铀矿床的分布在空间上基本重合，煌斑岩与铀成矿密切相关。前人研究表明煌斑岩地球化学特征通常能够反映深部的构造岩浆作用和源区性质等［5］，并且有学者通过研究煌斑岩的地球化学特征发现，煌斑岩脉往往来源于地幔且形成于深层的拉张构造环境，在这种深层次的拉张构造环境下煌斑岩岩浆侵入围岩时岩脉两侧会产生新的裂隙通道，这些新的裂隙会为后期含矿热液的运移提供有利条件［6］。煌斑岩岩浆演化会产生富挥发组分（F、Cl、CO2等）的流体，这些流体会活化交代围岩中的铀，使得煌斑岩岩浆在演化过程中形成含矿流体，煌斑岩可以为铀矿化提供矿化剂和热量等［7］。此外，还有学者通过地球化学分析以及精确定年发现基性岩脉可以为铀成矿提供有利的还原环境［8］。因此，研究富铀的煌斑岩脉对于若尔盖地区深部找矿具有重要意义。本文通过对若尔盖铀矿田富铀煌斑岩脉开展系统的地球化学特征研究，探讨煌斑岩的成因机制，分析区内煌斑岩脉与铀成矿的关系，以期对未来的深部找矿工作提供指示。

1 地质概况

若尔盖铀矿田地处秦岭褶皱系的西段，西秦岭褶皱带中的南亚带，其主要分布于由古生代地层所构成的白龙江复背斜的西部。从整个西秦岭地区上看，若尔盖铀矿田处于华北地块、扬子地块以及甘孜松潘褶皱带三大构造单元过渡地带的活动构造单元内，构造背景十分复杂，正是这种复杂的构造背景为若尔盖地区深部成矿奠定了基础（图1）［9］。

图1 若尔盖地区大地构造位置简图（据文献［10］修改）Fig.1 Tectonic location of Ruo'ergai area（modified after reference［10］）

若尔盖地区地层出露比较完整，震旦系到第四系均有出露，其中泥盆系和志留系发育相对齐全。区内断裂构造发育，主要包括两组（图2）：一组是印支期形成的北东向左旋张扭性断层；另一组为北西西向走向断层，该组断层在印支期表现为逆冲断层，在燕山期表现为扭性断层，它是区内最主要的控矿构造，区内多数矿体的分布受其控制［9］。该区侵入岩岩体规模较小且分布较为零散，大多数为脉状，少数为岩株状，其主要侵入的地层为下志留统，侵入岩的岩石类型主要为辉绿岩、闪长玢岩以及煌斑岩等。

图2 若尔盖铀矿田区域构造简图（据文献［11］修改）Fig.2 Sketch map of regional structures in Ruo’ergai uranium ore field（modified after reference［11］）

2 岩相学特征

本次采集的样品为蚀变煌斑岩，颜色为灰白-灰黑色，呈脉状产出，脉体厚约10 m，局部可见方解石脉。煌斑岩与围岩呈侵入接触关系，围岩主要为硅质灰岩，围岩中方解石脉发育（图3a）。煌斑岩样品可见煌斑结构、蚀变结构以及块状构造，样品蚀变较为强烈。偏光显微镜下观察到不同位置采集的样品矿物组合有细微差异，整体而言主要由交代残留状长石、自形片状黑云母、他形晶粒状碳酸盐矿物、微晶粒状石英、针柱状磷灰石以及少量不透明、半透明矿物组成（图3b～g）。其中，交代残留状斜长石约占10%，呈交代残留板柱状、隐显板柱状、隐显聚片双晶状等，碳酸盐化强烈，多仅残留轮廓。黑云母约占30%，呈自形片状、长片状，褐色，见环带结构，主要组成煌斑岩的斑晶，少量晶体见暗化边。碳酸盐矿物约占28%，呈他形晶粒状、粒状集合体状，高级白干涉色，浸染状交代岩石。石英约占20%，他形微晶粒状、粒状集合体状，一级亮白干涉色，主要与黏土矿物互混组成基质中的蚀变矿物。黏土矿物约占5%，呈显微鳞片状、显微鳞片集合体状，与石英互混交代岩石。磷灰石约占5%，呈针状、柱状，一级灰白干涉色，杂乱分布在岩石中。部分样品还有少量不透明矿物和重晶石，呈他形粒状、板柱状等。

图3 采样位置及显微镜下照片Fig.3 Sampling location in cores and microscopic feature of rocks

3 样品分析方法

本次采集的样品均来自于若尔盖地区ZK20-5 钻孔，共采集煌斑岩样品7 件，样品采集深度范围为873～880 m（图3a）。将采集的样品进行选取后送往核工业北京地质研究院分析测试中心进行分析测试，分析方法和依据为GB/T 14506.28—2010《硅酸盐岩石化学分析方法》。其中样品的主量元素测试所用的仪器为AB104L，Axios-mAX 波长色散X 射线荧光光谱仪，工作温度为21 ℃，相对湿度为19%，测定精度为0.01%，分析误差＜5%；微量元素测试采用电感耦合等离子质谱法（ICP-MS）进行分析，测试仪器为ELEMENT XR 等离子体质谱仪，工作温度为20 ℃，相对湿度为30%，微量元素质量分数大于10×10-6时误差小于5%，小于10×10-6时，相对误差小于10%。

4 分析结果

4.1 主量元素地球化学特征

根据样品测试分析结果（表1），研究区煌斑岩样品化学组分以MgO、Al2O3、SiO2和CaO为主，其中w（SiO2）值为16.60%～43.45%，w（CaO）值为10.43%～23.38%，w（Al2O3）值含量 为7.94%～14.09%，w（MgO）值 为5.38%～10.24%，w（Na2O）值 为0.026%～0.190%，w（K2O）值为0.843%～1.54%，w（Na2O+K2O）值 在0.877%～1.566%之间，w（TiO2）值 为0.569%～1.000%。研究区煌斑岩呈灰白-灰黑色，烧失量为18.39%～31.45%，较高的烧失量可能与研究区煌斑岩发生蚀变作用有关。此外，Na、K 等蚀变过程中易发生改变的金属元素含量远低于正常煌斑岩（w（Na2O+K2O）值为4%～7%［12］），且在偏光镜下观察到样品中主要的矿物为黑云母和碳酸盐矿物，很难见到长石、辉石等矿物（图3b～e），说明煌斑岩的蚀变作用较为强烈。值得注意的是，本次所采集的煌斑岩样品中富铀的样品具有硅质含量较低、钙质含量较高的特征，且w（U）值与w（CaO）值呈正相关关系，CaO 为研究区碳酸盐矿物的主要组成部分，这说明煌斑岩中铀的富集可能与碳酸盐化有关。

表1 若尔盖铀矿田煌斑岩主量元素/%及微量元素/10-6测试结果Table 1 Content of major elements (%)and trace elements (10-6)of lamprophyre in Ruo'ergai uranium ore field

表1 （续）

4.2 微量元素地球化学特征

根据过渡元素蛛网图及微量元素测试结果（图4，表1），研究区煌斑岩与原始地幔相比，过渡元素中Sc、Ti、V、Mn、Fe、Cu 和Zn 等相对富集，Cr、Co、Ni等深源元素相对亏损，7 件样品的曲线基本一致，且均为“W”形，这一特征与常见的幔源基性-超基性岩相似，并且暗示了煌斑岩样品具有同源性［13］。另外，除个别样品的w（Co）值低于标准范围外，样品的Sc、Co、Cr和Ni等元素的含量均处于地幔初始熔融的原生岩浆范围内（Sc＝15×10-6～30×10-6，Co＝25×10-6～80×10-6，Cr＝200×10-6～500×10-6，Ni＝90×10-6～700×10-6［14］），这些特征表明煌斑岩具有原生岩浆性质，煌斑岩可能来源于上地幔岩浆源区。

在煌斑岩原始地幔标准化微量元素配分图解中（图5），元素分配模式均为“驼峰”型，大离子亲石元素（LILE）中Rb、Ba 相对富集，而Sr相对弱亏损；高场强元素（HFSE）中Ta、Nb、Zr、Hf 和Ti 相对亏损，这些特征表明研究区煌斑岩可能来源于交代富集型地幔［13］。另外，图解中存在Ta、Nb 和Ti 的“TNT”型负异常，这与形成于与俯冲带相关的年轻钙碱性煌斑岩特征十分类似，由此可见，研究区煌斑岩具有的富集地幔特征可能与板块俯冲有关。岩石中大离子亲石元素活动性较强，在岩石蚀变过程中容易发生改变，特别是样品中w（K）值相对于正常煌斑岩而言有明显缺失，但微量元素配分图解研究结果与过渡元素蛛网图研究结果基本一致，因此在对于蚀变煌斑岩的特征分析过程中微量元素分析结果具有一定的参考价值。

图5 煌斑岩原始地幔标准化微量元素配分图解（原始地幔数据引自文献［16］）Fig.5 Primitive mantle normalized trace elements pattern of lamprophyre（original mantle data cited from reference［16］）

4.3 稀土元素地球化学特征

煌斑岩样品稀土元素测试结果及稀土元素配分曲线表明（表2，图6），研究区煌斑岩在蚀变与铀矿化过程中稀土元素总体变化趋势不大，7 件样品稀土配分曲线线型基本一致。研究区煌斑岩样品的ΣREE＝136.438×10-6～196.027×10-6，LREE＝120.52×10-6～174.26×10-6，HREE＝15.918×10-6～23.395×10-6，LREE/HREE＝6.92～7.58。从图6 可以看出，研究区煌斑岩稀土元素分配模式为右倾轻稀土富集型，其中（La/Sm）N＝2.58～3.29，平均值是2.996；（La/Yb）N＝6.99～9.27，平均值是7.96，这些特征表明煌斑岩样品的轻稀土和重稀土内部均存在分馏现象，且轻稀土的分馏作用比重稀土强。样品δEu＝0.43～0.81，存在明显的Eu 负异常；δCe＝0.83～0.91 之间，Ce 负异常相对较弱。

图6 若尔盖地区煌斑岩稀土元素配分曲线（球粒陨石数据引自文献［17］）Fig.6 Chondrite normalized REE pattern of lamprophyre in Ruo’ergai uranium ore field（chondrite data from reference［17］）

表2 若尔盖铀矿田煌斑岩稀土元素测试结果w（B）/10-6Table 2 Test results of rare earth elements of lamprophyre in Ruo'ergai uranium ore field w(B)/10-6

表2 （续）

5 讨论

5.1 煌斑岩蚀变特征

根据煌斑岩岩心样品及镜下特征（图3），本次所采集的煌斑岩样品均遭受了不同程度的蚀变。煌斑岩整体呈灰白-灰黑色，局部可见方解石脉，偏光显微镜下可见样品中含有大量碳酸盐矿物，原生斜长石、辉石等矿物几乎不可见，偶有交代残留状长石产出，但多数仅见轮廓。根据煌斑岩样品的元素分析测试结果，其K、Na 等蚀变过程中易发生改变的金属元素含量远低于正常煌斑岩，且样品烧失量达到了18%以上。由此可见，研究区煌斑岩蚀变强烈。对煌斑岩样品测试结果进行综合分析发现，样品中w（U）值与w（CaO）值呈正相关关系，而CaO 为碳酸盐矿物的主要组成部分，这表明了煌斑岩中铀的富集可能与碳酸盐化具有密切联系。前人对秦岭蚀变煌斑岩型金矿的研究中发现，随着煌斑岩蚀变程度增加，金含量也会随之增高，蚀变是煌斑岩中金成矿的关键因素［18］，本次研究结果与秦岭蚀变煌斑岩特征类似。因此，煌斑岩蚀变可能对铀的富集具有促进作用。

煌斑岩中原生碳酸盐矿物比较普遍，属于岩浆结晶作用的产物，一般在10%左右，本次所采集的样品中，碳酸盐矿物明显高于正常值，且采样点存在呈脉状产出的方解石，这些碳酸盐矿物可能是煌斑岩成岩后期蚀变作用的产物［19］。此外，区内蚀变煌斑岩样品中还存在大量石英以及少量磷灰石、重晶石等矿物（图3g），这些矿物的单独出现或组合出现在一定程度上证明了研究区煌斑岩成岩后期经历了热液活动［20］。通常情况下热液中一般含CO2等酸性气体，它们在温度较高的环境中极易对原岩发生溶蚀改造作用，因此，研究区煌斑岩成岩后的这一期热液活动可能是区内煌斑岩发生碳酸盐化的主要原因。并且煌斑岩围岩为硅质灰岩，围岩中方解石脉发育，围岩可以为煌斑岩碳酸盐化过程中形成次生碳酸盐矿物提供一定的物质基础。

5.2 岩浆源区性质及煌斑岩成因

煌斑岩在蚀变过程中，K、Na 等活动性较强的元素质量分数变化较大，而Nb、Ta、Zr 等非活动性元素一般变化不大，在分析过程中可以用这些非活动性元素来判定岩浆源区性质等［21］。煌斑岩微量元素和稀土元素测试结果及曲线特征表明，研究区煌斑岩具有幔源基性-超基性岩特征，煌斑岩岩浆可能来源于上地幔岩浆源区。另外，研究区煌斑岩Nb/Ta＝14.61～15.78，Zr/Hf＝35.39～39.59，均值分别为15.31和37.76，与原始地幔值中两者的比值（Nb/Ta＝17.5，Zr/Hf＝36.3）接近，且比地壳中两者的比值（Nb/Ta＝13，Zr/Hf＝11）高，这些特征进一步说明煌斑岩具有幔源特征并且存在地壳混染［22］。因此，研究区煌斑岩可能来自于上地幔源区，并且在其侵入到上部岩层的过程中存在地壳物质的混染作用，这与前人对若尔盖地区岩浆岩脉研究结果一致［4］。此外，对于蚀变程度不同的煌斑岩样品而言，多种主量元素以及Ni、Ba、U 等微量元素具有一定差异，说明煌斑岩经历热液蚀变过程中其物质组成也发生了一定的变化。综合以上分析结果，研究区蚀变煌斑岩是幔源、地壳物质混染以及后期热液叠加改造共同作用的结果。

5.3 煌斑岩与铀成矿

对于煌斑岩本身而言，未蚀变的煌斑岩铀含量不高，很难形成富铀的煌斑岩脉。区内煌斑岩碳酸盐化强烈，而蚀变作用通常情况下可以改变岩石中铀的赋存状态，这样会使活性铀增多，进而促进铀的富集［23］。前人研究表明，热液活动可以将CO2（可能来自地幔）向上迁移，富CO2的热液可以活化萃取岩石中的铀，铀可以以碳酸铀酰络离子的形式在富CO2的热液中迁移［24］。本文研究表明在煌斑岩经历后期热液的蚀变过程中，热液中的铀会在煌斑岩内沉淀富集，这是研究区煌斑岩中铀富集的主要原因。因此，随着煌斑岩蚀变作用增强，煌斑岩中铀含量也随之增高。蚀变作用对煌斑岩中铀的富集具有促进作用，本次研究结果对于未来的深部找矿工作具有一定的指示意义。煌斑岩分析测试结果显示，相对其他样品而言，ZK20-5-16 样品采集部位没有明显的热液活动现象，并且该样品中Ba、Ni 等与热液活动相关的微量元素质量分数以及w（CaO）值等相对较低，这说明该样品采集部位碳酸盐化程度较低，而碳酸盐化是煌斑岩中铀富集的主要原因，因此ZK20-5-16 样品中w（U）值也相对较低，这进一步说明了碳酸盐化是煌斑岩中铀富集的主要原因。

对区内碳硅泥岩型铀矿而言，富铀的煌斑岩在空间上与区内碳硅泥岩中的铀矿体的产出位置接近，富铀煌斑岩可能与区内碳硅泥岩型铀矿的成矿作用密切相关。煌斑岩通常比较致密且脆性较高，研究区煌斑岩还发生了强烈的碳酸盐化，含大量的碳酸盐矿物。因此在受到外力作用时区内煌斑岩原来的应力平衡状态容易受到破坏，此时煌斑岩容易破碎进而形成一些新的断裂构造，这些裂隙系统发育到一定程度时将有利于成矿流体的运移和富集沉淀。研究区煌斑岩脉附近通常断裂构造发育，这些断裂为铀成矿提供了良好的空间条件［6］。前人研究表明，煌斑岩脉的出现往往标志着地壳发生了伸展扩张，这为若尔盖地区富CO2的地幔流体向上运移提供了有利条件，这些地幔来源的CO2与变质水相互作用形成的富CO2流体对地壳物质中铀的萃取活化至关重要［24］。此外，煌斑岩岩浆演化晚期也会分异出富含F、Cl、CO2等挥发分的流体，并且矿化煌斑岩中Fe2O3含量有明显上升趋势，在此过程中煌斑岩脉可能使成矿流体中的碳酸铀酰络离子卸载沉淀，进而富集成矿，这表明研究区煌斑岩在铀矿化过程中还起到了地球化学障的作用［25］。综合以上分析结果，研究区碳酸盐化可以促进煌斑岩中铀的富集，煌斑岩可以为区内铀成矿提供成矿流体运移通道、铀富集沉淀的空间以及有利成矿的物理化学条件等，若尔盖地区富铀的煌斑岩对于未来深部找矿工作具有一定的指示意义。

6 结论

1）若尔盖铀矿田富铀煌斑岩发生了强烈的碳酸盐化。煌斑岩碳酸盐化是煌斑岩成岩后新的一期热液活动导致的，蚀变过程中发育方解石脉的围岩可以为煌斑岩碳酸盐化提供物质基础，并且煌斑岩铀含量与蚀变呈正相关关系，蚀变作用可能会促进煌斑岩中铀的富集。

2）综合分析若尔盖铀矿田富铀煌斑岩的地球化学特征表明，该区煌斑岩来源于上地幔源区，岩浆在侵入上部地层的过程中受到了地壳物质的混染，并且后期热液蚀变也使得煌斑岩的物质组合发生了变化。因此区内煌斑岩脉是幔源、地壳混染作用以及后期热液叠加改造三者共同作用的结果。

3）研究区富铀的煌斑岩在空间上与碳硅泥岩型铀矿床的产出位置接近，富铀煌斑岩可能与区内碳硅泥岩型铀矿的成矿作用密切相关。

4）煌斑岩脉及其附近断裂构造发育，这些裂隙系统有利于成矿流体的运移和铀的富集沉淀提供空间条件，此外煌斑岩脉还可以使成矿流体中的碳酸铀酰络离子卸载沉淀，进而富集成矿。煌斑岩可以为研究区铀成矿提供成矿流体运移通道、铀沉淀富集的空间以及有利成矿的物理化学条件等。