華南諸廣貴東巖體典型花崗巖鈾礦床成礦特征對(duì)比研究

趙晶　劉瑤　汪剛

摘 要：諸廣山-貴東巖體為我國華南典型花崗巖型鈾礦產(chǎn)集區(qū)。通過對(duì)302和330兩個(gè)典型花崗巖型鈾礦巖性特征和圍巖蝕變、成礦物質(zhì)來源及成礦流體來源等成礦因素作對(duì)比，得出成礦物質(zhì)來源具有不同源性，成礦流體也為多種流體混合特征。

關(guān)鍵詞：成礦物質(zhì)來源；成礦流體來源；不同源；流體混合

一、區(qū)域地質(zhì)背景

諸廣山巖體處于閩贛后加里東隆起與湘桂粵北海西～印支坳陷的剛?cè)岬貕K結(jié)合部，處于萬洋～諸廣南北向、九峰～大余東西向、萬長山北東向的巖漿活動(dòng)隆起帶的交匯部位，并且是吳川～四會(huì)區(qū)域控礦深大斷裂往北延伸通過的部位.該區(qū)主要經(jīng)歷了加里東、海西—印支、燕山、喜山四個(gè)地質(zhì)構(gòu)造旋回期。巖體內(nèi)主要發(fā)育北東、北東東和北北西三組斷裂，其中北東—北東東向的斷裂為控礦主干斷裂，控制了斷陷帶以及鈾礦田的分布。302鈾礦床位于諸廣山復(fù)式巖體東南部長江礦區(qū)中部由NE向棉花坑斷裂和NW向油洞斷裂夾持的區(qū)域內(nèi)。鈾礦體產(chǎn)于其中一組近SN向展布的構(gòu)造蝕變帶中。

貴東復(fù)式花崗巖體處于南嶺東西向構(gòu)造一巖漿作用帶的中東段，贛湘粵后加里東隆起與湘桂粵北海西一印支坳陷帶的交接部位。面積約1000Km2。巖體呈東西展布，東部向南偏轉(zhuǎn)呈北西走向，圍巖為震旦一古生代地層。巖體是由多期多階段巖漿侵入形成的不同巖性系列所組成的復(fù)式巖體，內(nèi)部由若干個(gè)小巖體組成。對(duì)于成巖時(shí)代，大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為其為燕山期花崗巖。近些年，高精度的同位素定年數(shù)據(jù)再次表明巖體內(nèi)花崗巖有印支期的產(chǎn)物。因此，目前看來貴東巖體是印支一燕山期的復(fù)式巖體[1～3]。330礦床為產(chǎn)于復(fù)式巖體主體相東北角的頂蓋相細(xì)粒、中粒白云母花崗巖之中，受北東東向硅化斷裂帶系控制。

二、巖性特征及圍巖蝕變

302鈾礦床上部圍巖為印支期油洞巖體中粒-中細(xì)粒斑狀二云母花崗巖，礦床中、下部圍巖為燕山早期長江巖體中粒黑云母花崗巖，并伴有幔源基性脈巖貫入。鈾礦體主要呈似脈狀、扁豆?fàn)罨蛲哥R狀產(chǎn)于油洞巖體和長江巖體中的斷裂蝕變帶內(nèi)[4]。

礦床內(nèi)熱液活動(dòng)頻繁，具有多期多階段性，且由于熱液組份與圍巖物質(zhì)成分存在差異，從而使得蝕變作用普遍較強(qiáng)烈。；高溫?zé)嵋何g變有云英巖化、硅化、堿性長石化；中低溫?zé)嵋何g變以硅化、赤鐵礦化、絹云母化為主，其次有黃鐵礦化、螢石化、綠泥石化、高嶺土化和碳酸鹽化.與鈾礦化關(guān)系密切的蝕變主要是硅化、赤鐵礦化、黃鐵礦化及紫黑色螢石化。

330礦床及其附近產(chǎn)出的巖石，主要有陸殼硅鋁層重熔成因的燕山期富鈾花崗巖和大量幔源富∑CO2煌斑巖?；◢弾r可分為四個(gè)階段，從早到晚分別為中粗粒似斑狀黑云母花崗巖、中細(xì)粒黑云母花崗巖、中細(xì)粒少斑狀二云母花崗巖和中細(xì)粒白云母花崗巖。其中，中細(xì)粒白云母花崗巖外接觸帶具似斑狀結(jié)構(gòu)的花崗巖和煌斑巖，是礦化的主要圍巖。蝕變以酸性中低溫的硅化、水云母化、螢石化、黃鐵礦化為主。

三、成礦物質(zhì)來源

諸廣山巖體內(nèi)的基性巖脈雖然源自富集地幔，但它們的鈾含量都低于1.5×10-6（平均為0.8×10-6）[5]。這暗示了地幔流體本身攜帶的鈾不可能為302鈾礦床形成所必需的鈾源。因此可以認(rèn)為，成礦流體中的鈾不是來源于地幔，而是主要來源于地幔流體在上升過程中與地殼巖石，尤其是與研究區(qū)范圍內(nèi)富鈾的基底變質(zhì)巖和花崗巖（長江、油洞等巖體）相互作用過程中從中浸取的。

330礦床成礦熱液中的鈾，主要由熱液從已固結(jié)的花崗巖中浸取而來。且為成礦提供鈾源的花崗巖，最可能是晚期的白云母花崗巖，及其鄰近一些由早期花崗巖經(jīng)自變質(zhì)而形成的白云母花崗巖。因?yàn)榛◢弾r漿分異出的初始熱液貧鈾，且礦體嚴(yán)格受到花崗巖體的控制[6]。

四、成礦流體來源

經(jīng)前人研究已經(jīng)知道302鈾礦床成礦期流體中的水是富18O。富18O的水流體主要包括變質(zhì)水、巖漿水（地幔流體）和高溫深循環(huán)的大氣降水。由于302鈾礦床賦存于諸廣山印支-燕山期復(fù)式花崗巖體內(nèi)，巖體的圍巖又都是顯生宙沉積巖或淺變質(zhì)巖，成礦時(shí)期區(qū)域上沒有發(fā)生明顯的區(qū)域變質(zhì)作用，因而變質(zhì)水參與302鈾礦床成礦流體組成的可能性可以排除[7]。

而貧18O的大氣降水與富18O的地殼巖石發(fā)生氧同位素交換時(shí)，在水巖比值（W/R）>0.01的情況下，交換作用不會(huì)使大氣降水的δD值發(fā)生變化。但在（W/R）<0.01的情況下，它的δD值則可隨著水-巖交換作用的進(jìn)行而升高。即由大氣降水演化形成的成礦流體的δ18O值可介于大氣降水初始值（在南嶺地區(qū)約為-7.5‰）和被交換巖石值（礦區(qū)范圍內(nèi)花崗巖的δ18O值為10.0‰）之間；成礦流體的δD值則應(yīng)大于大氣降水的初始值（在南嶺地區(qū)約為-50‰）[8]。而302鈾礦床熱液流體的δDH2O值（-50‰～-82‰）均≤-50‰。因此，302鈾礦床成礦流體不可能由以大氣降水為主的流體通過深循環(huán)而演化形成[9]。

根據(jù)賦礦巖體的成巖年齡與成礦年齡的對(duì)比，302鈾礦床富18O成礦流體也不可能來源于賦礦花崗巖漿演化形成的巖漿水。因此推測(cè)，302鈾礦床成礦期流體很可能以沿深層次伸展構(gòu)造上升的地幔流體為主。（作者單位：成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院）

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