花岗岩型铀矿床成矿分带特征及其在下庄矿田隐伏矿床预测中的应用

彭卓伦 ,陈国能 ,陈 震 ,娄 峰邱 惟张俊浩许清燕

(1.中山大学 地球科学与地质工程学院,广东 广州 510275;2.广东省地质过程与矿产资源探查重点实验室,广东 广州 510275;3.吉林大学 地球科学学院,吉林 长春 130061)

地台或大陆克拉通活化(陈国达,1956,1959;朱日祥等,2012)是当今大陆地质学研究的重大课题(陈国能,1997,2011;张国伟等,2011)。硅铝质陆壳大规模熔融导致大量重熔或再生花岗岩产出,是地台或克拉通活化的重要标志(Chen et al.,2014),而花岗岩型(热液型)铀矿的产生,则反映了活化区地壳的多次熔融和壳内岩浆层的高度分异(陈国达和杨心宜,2003;Chen and Grapes,2007)。花岗岩型铀矿床的出现,有可能作为大陆地壳成熟度的指标(张珂,2001),而且研究壳内熔融与花岗岩型热液铀矿床形成的关系,对指导深部隐伏矿床的寻找与勘探,有重要的实用价值。

花岗岩型铀矿床与其寄主花岗岩之间常存在巨大年龄差(李耀菘,1982;金景福和黄光荣,1991;娄峰等,2011),这使得早期基于传统岩浆侵入模型的热液成因说(Narayanaswamy and Venkatasubramanian,1969;杜乐天,1982;周维勋,1982;胡瑞忠,1989;张祖还和章邦桐,1991;Casas et al.,1994)无法自圆其说,因为铀矿成矿时赋矿岩体早已固结,不可能再产生岩浆热液。然而,这类铀矿与花岗岩体空间上形影相随的事实,又无法排除花岗岩与铀矿之间成因上的联系。近30年来,产生了各种基于铀的成矿物质来自花岗岩石而不是花岗岩浆的假说或模型,亦即含铀花岗岩经后期流体作用导致其内的铀元素活化与富集,如地下热水浸出说(李学礼,1992;戚华文和胡瑞忠,2000;杜乐天,2001;Tersea et al.,2006);地表水淋积说(Michel,1984;季克俭等,1989);地幔气“萃取说”(Susumu,1992;Haines,1993;Casas et al.,1994;邓平等,2003;毛景文等,2004;杜乐天,2005)。

陈国能(1989)、陈国能等(1996)、Chen and Grapes (2007)在花岗岩成因研究的基础上,提出了与传统理论不同的铀矿成矿学说。为此,广东省核工业地质局与中山大学合作,成立了“花岗岩与铀矿资源研究所”,以下庄矿田为切入点开展了系统研究,进行深部隐伏矿床定位预测,经钻探验证,获得重要突破。在此基础上,本文进一步探讨热液铀矿成矿过程的分带规律,并根据建立的分带模型,尝试在下庄矿田 XXX矿床的深部隐伏矿体进行定位预测。

1 花岗岩型铀矿床热液蚀变类型及分带现象

下庄矿田位于近EW走向的粤北贵东岩体东部,是由燕山早期(γ52-1)黑云母(二长)花岗岩(160～185 Ma)、燕山中期(γ52-3)二云母–白云母花岗岩(135～155 Ma)和燕山晚期(γ53-1)花岗正长岩(125 Ma)组成的复式岩体。燕山早期岩体为主体,燕山中期岩体以岩株(面积多为几～几十平方公里)产于早期岩体内部,燕山晚期花岗正长岩则主要以岩脉或出露面积仅几平方公里小岩株的形式出露于贵东岩体东部(娄峰等,2011;李宏卫等,2011)。

贵东岩体已知的铀矿床(点)主要分布于岩体东部下庄地区(图1A)。铀矿的 U-Pb年龄集中在70～90 Ma之间(李耀菘,1982;王学成和饶冰,1989;徐达忠等,1999;丁瑞钦和梁天锡,2003)。矿体受花岗岩中的断裂破碎带或裂隙带控制(张珂,2001;张珂等,2011),在断裂与基性岩脉交汇部位往往显著富化,形成所谓“交点型”矿体(刘汝洲,2003)。

铀矿的矿石矿物主要有沥青铀矿和铀石,围岩蚀变类型为硅化(从高温无色–白色石英到黑色微晶石英)、萤石化、碳酸盐化(方解石)、水云母–绿泥石化等(图1B)。赤铁矿化或红化伴随着上述各种蚀变类型出现(图1B-c、e、f),证实含铀热液应为碱性氧化流体(Chen and Grapes,2007)。

从图1A可见,下庄矿田的各类蚀变在平面上有自北向南,从石英带(包括高温石英和黑色微粒或微晶石英)–萤石带–方解石带的变化特征,矿田南部花岗岩体内接触带附近,尚发育水云母–绿泥石带(图1B-d);矿物包裹体温度也有自北向南降低的变化趋势(刘延勇,2008)。研究表明,这种平面上的分带,主要是由铀矿成矿壳层的埋深所引起,已知铀矿床的矿体埋深自北向南逐渐加大,这也正是南部地表铀矿化较弱、铀矿床(点)相对较少的原因(中山大学地球科学系、广核–中大花岗岩与铀矿资源研究所,2009)。

图1 下庄铀矿田地质简图及主要蚀变类型平面分布特征(A),与主要蚀变类型野外照片(B)Fig.1 Schematic map of geology and plane-view of different alteration types in the Xiazhuang ore-filed (A),and associated alteration types in the uranium ore field (B)

2 花岗岩型铀矿床矿化类型及分带特征

相对于不同的蚀变类型,铀矿化也表现出不同的特征(金景福等,1991)(图2):与微粒石英型相应的铀矿化往往为大脉型,矿体品位较富(图2a),例如下庄330、331、332、333等矿床;与萤石化型相应的多为连续性较好的线型矿脉(图2b),例如下庄337矿床的晚期矿化;与方解石–黏土化型相应的则多为不连续的网脉型,脉幅多在0.n～0.00n mm之间(图2c)。这三种矿化类型,以往被认为分属三种独立的成矿过程(金景福和黄广荣,1991)。

根据花岗岩成因的原地重熔说(陈国能,1989;陈国能等,1996;Chen and Grapes,2007),在壳内熔融–固结过程中,U究竟是参与造岩元素的结晶还是在气相流体中富集,其决定因素是岩浆系统的氧化–还原条件。在还原条件下,U4+可类质同像取代Zr4+、Hf4+及REE3+等进入副矿物晶格而被分散。在氧化条件下铀为六价铀(U6+),与氧结合成为铀酰离子团(UO2)2+,由于半径太大而无法再以类质同像方式进入硅酸盐晶格,在岩浆结晶过程中只可能存在于气相中,最终形成含铀热液流体。研究证实岩浆系统的氧化电位升高与系统的熔融(重熔)次数有相关关系,因此有花岗岩型铀矿床产出的地区,区域上一般有多期花岗岩出露,而铀矿的产出通常与最晚期的岩浆活动有关,矿体与寄主花岗岩存在巨大的年龄差(Chen and Grapes,2007)。多次熔融使岩浆系统氧逸度升高,即 U4+氧化为 U6+,并在热液流体中富集,在花岗岩型铀矿床中赤铁矿化的普遍出现(图1B),也进一步证实沥青铀矿的成矿流体,与一般热液硫化物矿床成矿流体相比,更偏碱性和具有较高的氧化电位。同时,萤石化和方解石化在铀矿成矿过程中的普遍出现,也揭示含铀流体中有大量的F-、Cl–、CO2–3等离子组分。

图2 花岗岩型铀矿床主要矿化蚀变类型(据金景福和黄广荣,1991重绘)Fig.2 Main mineralization and alteration types of granite-type uranium deposit

图3 花岗岩型铀矿床成矿分带模型(据彭卓伦等,2007修改)Fig.3 Zoning model for granite-type hydrothermal uranium deposit

根据上述研究,并结合下庄矿田各矿床的资料建立了热液铀矿成矿模型(图3,Peng et al.,2014)。在陆壳多次熔融(重熔)晚期岩浆层的固结过程中,析出的含铀气液流体向晚期重熔界面(MI3)的凸起部位汇聚,随着系统的减压沿断裂通道向上运移,并随着温度和压力的降低,不同的元素在不同的区间沉淀析出,形成不同的蚀变和矿化分带:深部高温带(250～400 ℃)为高温石英的沉淀区,形成石英脉;随着SiO2大量析出和温度的降低,流体中剩余SiO2形成中低温带的红色或黑色微粒石英,或交代流体通道两侧岩石而导致围岩的硅化;萤石在热液过程中的析出温度低于白色石英(Chen and Grapes,2007),随着红色或黑色微粒石英的结晶,萤石也开始析出。据现有资料,沥青铀矿的形成温度主要在250～150 ℃之间,与微粒石英和萤石大量析出的温度区间基本一致,由此很容易理解热液铀矿与微粒石英和萤石密切共生的原因。碳酸盐化和黏土化是热液蚀变的低温产物,流体中的铀在此之前已大量沉淀,因而成矿已是强弓之末。从流体动力考虑,含矿气液流体离开源区初期,由于温度高、内压大,向上运移速度快,可冲开通道上的障碍物(如断层物质),为高温石英的沉淀腾出空间,形成规模较大的石英脉;随着离源区距离的增加,加上石英等高温物质的沉淀对通道的堵塞,流体的动力渐弱,且随着向上刚性破裂面增多,压力被分散,流体只能沿着这些分散的破裂面向上运移和渗透,从而形成线脉带和其上的网脉带(图3)。换言之,图2所示的不同矿化和蚀变类型,并非起因于不同的成矿过程,而是同一成矿过程在不同深度的表现。热液铀矿的成矿分带从下而上可分高温无矿带–大脉带–线脉带–网脉带–低温无矿带,相应蚀变带依次为氧化物–氟化物–碳酸盐–水化物。

综上所述,花岗岩型铀矿床实质是花岗岩热液矿床,其形成与地壳的多次熔融有关。不同类型的蚀变(微粒石英型、萤石化型、黏土化或碳酸盐化型)与不同脉型(大脉型、线脉型、网脉型)的铀矿化,实质是含铀热液向上运移过程中不同温度或深度区间(即不同物化环境)的响应,这在脉状钨矿中甚为常见。这一认识对于深部隐伏铀矿体的寻找与勘探,有重要实用意义。

3 下庄矿田XXX矿床深部隐伏矿体预测

根据上述模型,作者选择了下庄矿田XXX矿床进行解剖和成矿预测。矿区内发育燕山早期黑云母花岗岩(γ52(1))、燕山中期白云母花岗岩(γ52(3))和白垩纪的辉绿岩脉(图4a)。有NNE向和近EW向两组断裂,前者规模较大,倾向北西,倾角 70°左右;后者单条断裂的延伸一般只有数百米,倾向北;铀矿沿EW向断裂充填,矿体呈细脉状成群产出。据现有资料,矿体的铀矿物主要为晶质铀矿,少量沥青铀矿,后者沿同样的裂隙充填并切割了前者。两种形成于不同物理化学环境的铀矿物在矿体中共存,表明该区先后发生过两次成矿作用,即早期为晶质铀矿,晚期为沥青铀矿。

矿区做过三种不同方法的物化探测量,一是裂变径迹,二是铀晕,三是爱曼和伽玛测量。三种方法获得的单个异常的走向基本都是近 EW 向,而异常的组合却都是近SN走向(图4b)。按照物化探方法的原理和测试对象,矿区上的裂变径迹晕、铀晕、爱曼晕和伽玛晕,应反映不同深度的铀矿化。爱曼晕和伽玛晕反映的是深部,裂变径迹晕反映地表,铀晕反映的深度则处于两者之间。若此属实,上述异常组合应是深部成矿流体自西(深部)向东(浅部)的运移,导矿通道为NNE向断裂(该组断裂断面西倾)(图4b)。

图4 下庄矿田XXX矿床地质简图(a)、矿床地质资料和物化探异常综合解译图(b)Fig.4 Schematic geological map of the No.XXX ore deposit (a),synthetic explanation of geological,geochemical and geophysical data of the deposit (b)

从图4可见,与导矿通道(NNE向断裂)近乎垂直的近 EW 向断裂,由于其走向与成矿流体运移的方向一致,因而可在流体运移的主通道上方形成低压区,诱使含矿流体沿该组断裂向上运移,沿此组断裂充填的早期晶质铀矿脉中叠加有后期的沥青铀矿即为这一过程的证据。

根据图3的分带模型可知,XXX矿床目前所控制的矿体,应主要为早期的晶质铀矿,并未控制到晚期的沥青铀矿。叠加在晶质铀矿脉中的沥青铀矿细脉,指示晚期有沥青铀矿成矿流体沿断裂带向上渗透,但见到的仅仅是整个晚期矿化带顶部的线脉甚至网脉带,因此,晚期沥青铀矿的主矿体应该尚在深部。

结合该矿 2号勘探线的资料,作者尝试对该线上的深部隐伏矿体进行定位预测(图5),并在该线的北西端布置两个设计钻孔,预测在海拔标高 650 m(孔深～220 m)以下见矿。这一认识有待下一步钻探证实。

4 小 结

华南地台的活化伴随有多期次的花岗岩活动,反映活化地壳经历了多次熔融或重熔。多次熔融(重熔)导致岩浆系统氧逸度升高,是铀元素能够在岩浆期后的气液流体中富集、而不是在岩浆结晶过程进入造岩矿物而被分散的根本原因。含铀热液流体在离开源区向上运移过程中,其内的元素大体按照氧化物–氟化物–碳酸盐–水化物的顺序沉淀析出,形成自下而上为高温石英–黑色微粒石英–萤石–方解石–水云母的矿物(或蚀变)分带顺序。沥青铀矿沉淀析出主要发生在黑色微粒石英–萤石阶段,因而与上述伴生矿物分带顺序相对应,由下而上出现高温无矿带–大脉带–线脉带–网脉带–低温无矿带的沥青铀矿化分带特征。在上述研究的基础上,通过下庄矿田XXX矿床晶质铀矿和沥青铀矿共存的现象,得出该矿经历了两期矿化:早期为晶质铀矿化,晚期为沥青铀矿化,且两者在同一空间叠加的认识。结合该矿已有的地质、地球化学和地球物理勘探资料,指出该矿探明的矿体,可能只是早期的晶质铀矿,而对晚期的沥青铀矿化,目前仅探及其顶部的网脉带,大脉带应该还在深部。据此,并结合该矿2号勘探线的资料,作者对该剖面深部可能的隐伏矿体进行了定位预测,预测结果有待下一步的钻探验证。

致谢:中山大学张珂教授和博士生李宏卫、姜莲婷等同学参与了本项研究的部分野外工作,本项研究得到了广东省核工业地质局领导陈光明、敖文波、卢映新和该局属下 292地质大队总工赖中信高级工程师等专家学者的大力支持,在此一并致谢。

陈国达.1956.中国地台“活化区”的实例并着重讨论“华夏古陆”问题.地质学报,36(3):239–271.

陈国达.1959.地壳的第三基本构造单元——地洼区.科学通报,4(3):91–95.

陈国达,杨心宜.2003.活化构造成矿学.长沙:湖南教育出版社:1–128.

陈国能.1997.大陆地质学研究的若干问题思考.高校地质学报,3 (3):342–347.

陈国能.2011.岩石成因与岩石圈演化思考.地学前缘,18(1):1–8.

陈国能.1989.原地重熔——中国东南地洼区中生代花岗岩的重要形成途径.大地构造与成矿学,13(2):136–149.

陈国能,曹建劲,张珂.1996.原地重熔与元素地球化学场.北京:地质出版社:1–96.

邓平,沈渭洲,凌洪飞,叶海敏,王学成,濮巍,谭正中.2003.地幔流体与铀成矿作用——以下庄矿田仙石铀矿床为例.地球化学,32(6):520–528.

丁瑞钦,梁天锡.2003.下庄矿田构造岩浆演化与富铀成矿作用初探.铀矿地质,19(1):21–27.

杜乐天.1982.花岗岩型铀矿找矿的地质判据 // 花岗岩型铀矿文集.北京:原子能出版社:283–327.

杜乐天.2001.中国热液铀矿基本成矿规律和一般热液成矿学.北京:原子能出版社:1–130.

杜乐天.2005.迎接铀矿找矿新高潮——华南二轮找矿势在必行.铀矿地质,21(3):146–151.

胡瑞忠.1989.XW铀矿成矿机理.成都地质学院学报,16(3):1–9.

季克俭,吴学汉,张国柄.1989.热源矿床的矿源、水源和热源及矿床分布规律.北京:科学技术出版社:1–131.

金景福,黄广荣.1991.铀矿床学.北京:原子能出版社:1–287.

李宏卫,娄峰,陈光明,邱列,唐煜坤,杨燕娜,许冠军.2011.粤北贵东复式岩体的形成与重熔界面的形态演化.地学前缘,18(1):39–48.

李学礼.1992.论热源水源矿(铀)源三源成矿理论问题.华东地质学院学报,15(2):101–112.

李耀菘.1982.华南花岗岩型铀矿成矿时代及成因探讨 //花岗岩型铀矿文集.北京:原子能出版社:357.

刘汝洲.2003.浅谈交点型铀矿中的几个问题.华南铀矿地质,20(1):41–48.

刘延勇.2008.广东下庄矿田破裂构造体系及其与铀成矿关系.广州:中山大学博士学位论文:7–81.

娄峰,马浩明,刘延勇,李宏卫,杨燕娜,陈耀均.2011.中国东南部中生代基性岩脉时空分布与形成机理.地学前缘,18(1):15–23.

毛景文,谢桂青,李晓峰,张长青,梅燕雄.2004.华南地区中生代大规模成矿作用与岩石圈多阶段伸展.地学前缘,11(1):45–55.

彭卓伦,陈国能,张珂,陈光明,卢映新,刘延勇.2007.花岗岩型铀矿成矿分带模型.矿物学报,27(增刊):454–455.

戚华文,胡瑞忠.2000.华南花岗岩岩浆期后热液与铀成矿热液的初步对比.矿物学报,20(4):401–405.

王学成,饶冰.1989.粤北贵东岩体内基性岩脉的成因研究.南京大学学报,25(1):120–135.

徐达忠,刘林清,胡宝群.1999.下庄矿田气热高温铀成矿特征及年龄研究.铀矿地质,15(5):266–278.

张国伟,郭安林,董云鹏,姚平安.2011.大陆地质与大陆构造和大陆动力学.地学前缘,18(3):1–12.

张珂,闫亚鹏,赖中信,卢映新.2011.下庄铀矿田构造特征及与热液铀矿化的关系.地学前缘,18(1):118–125.

张珂.2001.用原地重熔说讨论热液铀矿形成的若干问题.华东地质学院学报,24(2):98–103.

张祖还,章邦桐.1991.华南产铀花岗岩及有关铀矿床研究.北京:原子能出版社:1–249.

中山大学地球科学系、广核–中大花岗岩与铀矿资源研究所.2009.粤北下庄地区热液铀矿成矿机理与隐伏矿床预测研究(科研报告).

周维勋.1982.花岗岩铀矿床及其成因 // 花岗岩型铀矿文集.北京:原子能出版社:368.

朱日祥,徐义刚,朱光,张宏福,夏群科,郑天愉.2012.华北克拉通破坏.中国科学(D辑),42(8):1135–1159.

Casas I,Casabona D,Duro L and Depablo J.1994.The influence of hematite on the sorption of uranium (VI)onto granite filling fractures.Chemical Geology,113:319–326.

Chen G N and Grapes R.2007.In-situ Melting:Granite Genesis and Crustal Evolution.The Netherlands:Springer Publication:1–259.

Chen G N,Chen Z and Grapes H G.2014.Behaviour of elements during granite formation and its relationship to mineral-zonation.Acta Geologica Sinica,88(supp.2):1590–1594.

Haines E L.1993.Uranium concentration and distribution in six peridotite inclusions of probable mantle origin.Earth and Planetary Science Letters,20:45–53.

Michel J.1984.Redistribution of uranium and thorium series isotopes during isovolumertric weathering of granite.Geochimica et Cosmochimica Acta,48:1249–1255.Narayanaswamy R and Venkatasubramanian V S.1969.Uranium and Thorium contents of coexisting gneisses,granites and pegmatites.Geochimica et Cosmochimica Acta,33:1007–1009.

Peng Z L,Chen Z,Liao Z H and Chen G N.2014.Mineralzonation of vein-type U-deposit and predetermination of concealed ore-bodies in the Xiazhuang ore field,SE China.Acta Geologica Sinica,88(supp.2):1663–1665.

Susumu N.1992.Partition of uranium between peridotite nodules and host basalt.Chemical Geology,10:211–221.

Tersea T,Antonio M C,Calota G,Edurado G R.2006.Uranium and thorium in weathering and pedogenetic profiles developed on granitic rocks from NW Spain.Science of Total Environment,356:192–206.