论花岗岩型铀矿床热液来源——来自氧逸度条件的制约.pdf

第卷第期 年月地质论评 注：本文为核工业地质局“十一五”基础科研项目、内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室研究项目（编号 ）的成果。收稿日期：；改回日期：；责任编辑：章雨旭。作者简介：凌洪飞，男，年生。现为南京大学地球科学与工程学院教授（博导）。主要从事古海洋环境、同位素地质和铀矿地质教学和研究。：。论花岗岩型铀矿床热液来源 来自氧逸度条件的制约凌洪飞南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学地球科学与工程学院，南京，内容提要：本文根据已有的关于熔体流体氧逸度的实验数据和理论计算结果，综述了铀在熔体中的价态及其地球化学行为，以及铀进入流体的氧逸度条件和其它条件。在此基础上，阐明了花岗岩型热液铀矿床矿岩时差的原因，阐述了对华南花岗岩型铀矿床铀源和热液来源的新认识。地幔岩浆和花岗岩浆的氧逸度都低于磁铁矿赤铁矿氧缓冲剂（）所确定的氧逸度，而流体相六价铀稳定的氧逸度都远高于，即地幔和地壳岩浆都达不到六价铀的氧逸度条件，因此在岩浆中铀以四价形式存在；在岩浆演化晚期，四价铀进入含铀副矿物或和晶质铀矿，很少进入岩浆分泌的热液中（除非在富的碱性岩浆条件下），这就是花岗岩很少有岩浆热液铀矿床的原因所在。由于流体中铀的运移形式主要是六价的铀酰离子及其络合物，因此高氧逸度流体对富铀花岗岩中铀的浸取作用，是花岗岩型热液铀矿床形成的关键过程；高氧逸度流体的终极来源为地表的氧化性水流体。对华南花岗岩型铀矿而言，印支期富铀的过铝浅色花岗岩是铀源岩，燕山晚期的构造伸展地壳拉张作用和脉岩浆活动，为含铀成矿热液的形成提供了热源和源自地表的高氧逸度水体下渗循环的裂隙系统。关键词：氧逸度；熔体流体系统；花岗岩；热液铀矿床花岗岩型热液铀矿床一个最显著的特点是，花岗岩成岩与铀成矿之间的时差大，至少数十百万年。这与花岗岩热液钨矿床几乎没有矿岩时差成鲜明对照。因此花岗岩型铀矿床的成矿热液并不是来自花岗岩浆分泌的热液，关于这一点人们已经基本达成了共识。但是，对于花岗岩型铀矿床的成矿热液来源问题的认识，分歧依然很大，主要观点有：大气降水来源热液（李月湘等，；刘金辉等，），地幔流 体 或 深 源 热 液（邓 平 等，；，；李子颖，），幔源 等矿化剂流体（胡瑞忠等，），混合热液（倪师军等，）等。由于铀在熔体中的行为和流体中的迁移和沉淀与氧逸度紧密相关，因此本文从熔体流体氧逸度与铀离子价态及其溶解度的角度，来阐述铀进入水流体迁移的氧逸度条件，以阐明花岗岩浆热液为何不形成铀矿的问题，并论述花岗岩型热液铀矿床流体的来源和成因。熔体流体氧逸度与铀价态 氧逸度的基本概念氧逸度（犳）就是有效氧分压。而氧分压是指混合气体总压力中氧气所占的分压犘。对理想气体而言，氧逸度就是氧分压；对实际气体，氧逸度是校正后有效氧分压，即犳 犘，其中为校正系数，与温度、压力和气体性质有关，低压高温下分子间引力小，实际气体接近于理想气体。熔体流体的氧逸度可通过其所形成的矿物中变价元素的价态来确定的，例如，铁的价态常被作为氧逸度高低的指标，从自然铁（）、方铁矿（）、磁铁矿（即）到赤铁矿（），其形成介质的氧逸度逐渐升高。在一定温压条件下的含水体系中，如果存在或形成含某元素不同价态的两种固体矿物，那么该体系的氧逸度就可由该两种固体矿物确定了（，；周繤若，）。例如体系中有磁铁矿赤铁矿产生或存在，体系就存在如下平衡反应：幑幐 当氧逸度升高时，反应向右进行；氧逸度降低，反应向左进行。因此，只要体系中有磁铁矿赤铁矿同时存在，氧逸度就保持固定，换言之，这两种矿物成为体系氧逸度的缓冲剂。不同的矿物组合具有不同的平衡氧逸度，这为实验体系提供了控制氧逸度的手段，也是文献图示中采用氧逸度缓冲剂作为参照的依据。常用的氧逸度缓冲剂如下（缓冲剂的名称由共存矿物英文名称首字母组合表示）：幑幐 自然铁 石英铁橄榄石：幑幐 自然铁磁铁矿：幑幐 自然铁方铁矿：幑幐 方铁矿磁铁矿：幑幐 铁橄榄石磁铁矿石英：幑幐 磁黄铁矿黄铁矿磁铁矿：幑幐 自然镍绿镍矿：幑幐 磁铁矿赤铁矿氧逸度缓冲剂的犳与狋（温度）的关系曲线可以通过热力学计算获得（图）由于缓冲剂的氧逸度是确定的，因此，对地质体氧逸度的描述，通常采用相对于某个缓冲剂来表达，例如（犳）（犳，），或更简单地，就表示其氧逸度的对数值比缓冲剂高个对数单位。有的实验中或文献中用氢逸度，因为在含水体系中，氧逸度缓冲剂实际上也是氢逸度缓冲剂，例如上述氧逸度缓冲剂、，也可用如下平衡反应表示：幑幐铁橄榄石 （）磁铁矿石英：幑幐磁黄铁矿 （）图常用缓冲剂的氧逸度（犳）与温度狋的关系（缓冲剂平衡反应式见正文）（引自 ，；原文献中压力为 （）（犳）（，）黄铁矿磁铁矿：幑幐 （）磁铁矿赤铁矿氢逸度与氧逸度的关系如下：在含水体系中，通过水分解平衡（幑幐），氧逸度与氢逸度（犳）和水活度（）关系如下（；，）：犓犳犳犳槡式中犓是水分解反应的平衡常数，犳为标准状态下的水逸度。可见犳与犳的平方根成反比，或犳与犳的平方成反比。地幔氧逸度张毅刚和鄂莫岚（）根据我国东部地区玄武岩及其地幔包体的矿物化学成分数据，计算了玄武岩和尖晶石二辉橄榄岩的氧逸度，各地区产出的各种类型的地幔包体尖晶石二辉橄榄岩的氧逸度变化地质论评 年很小，均 位 于 左 右，这 与 （）的 结 论 相 一 致，即 地 幔 交 代 造 成 、元素的富集，但不会造成氧逸度的升高。支霞臣等（）根据扬子地块东段尖晶石相橄榄岩包体中的矿物化学成分，采用新校准的地质氧逸度计和地质温压计，计算得到包体的平衡氧逸度较低，为 。对玄武岩岩浆的氧逸度，（）的计算结果表明碱性玄武岩比拉斑玄武岩的氧逸度高。（）对各种环境下的火山岩的氧逸度进行了总结，洋 脊 玄 武 岩 的 氧 逸 度 值 最 低，（）算得洋脊玄武岩的氧逸度约为，而煌斑岩类的氧逸度最高，达到左右。张毅刚和鄂莫岚（）计算获得我国东部各地区玄武岩的氧逸度平均值变化于 和 之间，钾质玄武岩氧逸度较低（），可能来源于地幔较深部。我国南方雷琼地区玄武岩的氧逸度为 （韩江伟等，）。在岩浆演化和侵位过程中，氧逸度可能受到外界因素的影响，但仍主要继承了岩浆源区的特征，直接反映 了 岩 浆 源 区 的 氧 化 还 原 状 态（，）。但火山口附近缓慢冷却的地表熔岩容易受大气氧化 所影响 产生异常 氧 逸 度 值（韩 江 伟 等，）。根据李天福和马鸿文（）的综述，大部分幔源超钾质岩浆形成于深度大于 的上地幔内。与之有关的地幔交代作用的氧逸度与缓冲剂相当，交代介质可能为低密度的流体和熔体，犳在和缓 冲 剂 之 间 时，流 体 主 要 由 构成，而犳与 对应时，流体主要为、和的混合物。关于地幔氧逸度的空间变化问题，刘丛强等（）对国际上的研究成果进行了综述，指出地幔氧逸度在纵向上的分布不均一，从上地幔顶部的近 可变化到核幔边界的。地幔橄榄岩石榴子石 和 尖 晶 石 中 含 量 研 究 表 明，南 部 非 洲 克拉通之下的上地幔的氧逸度确实也是变化的，从浅部的变化到 深处的（，）。近年来，对上地幔氧逸度在地质历史上演化也进行 了 研 究。（）的 研 究 表 明，由 的 比值确定的现代地幔的氧逸度大致为 （），太古宙玄武岩的 比值与 基本一致，反映从太古宙至今，地幔的氧逸度变化极小。（）从洋壳玄武岩铁同位素研究得出，地幔的氧逸度为 ，早太古代时玄武岩的铁同位素与现代洋壳玄武岩相似，也说明太古宙至今地幔氧逸度无明显演化。综上所述，地幔氧逸度几乎不随时间变化，地幔氧逸度随深度变化于 至 之间，都远远低于。花岗岩氧逸度花岗质岩浆氧逸度的研究数据较地幔岩浆的少。美国和芬兰黄玉流纹岩的氧逸度在附近（，）。而日本北部高流纹岩的氧逸度在附近（，）。新西兰北岛流纹岩的氧逸度也在附近（，）。花岗岩氧逸度由于物源区和侵位环境的不同而变化。埃及东部沙漠钙碱性花岗岩 的 形 成 温 度 范 围 为 ，对 应 的（犳 ）范围为 （，），投影到图中介于和之间。我国华南骑田岭花岗岩的氧逸度高于世界大部分花岗岩的，但其氧逸度也低于（位于与之 间）（，）。据 李 鸿 莉 等（），赣南岩背含黄玉花岗斑岩的成岩温度为 ，（犳 ）为 ；含黄玉黑云母花岗岩的成岩温度为 ，（犳 ）为 ；投影到图中，氧逸度也介于和之间；并且岩背含黄玉花岗斑岩岩浆演化过程分异出以富和 为特征的流体。根据毕献武等（）研究，西南哀牢山金沙江富碱侵入岩带内的姚安正长斑岩的形成温度为 ，氧逸度介于和之间，靠近；马厂箐花岗斑岩形成温度为 ，氧逸度 介 于和之间，接近。型花岗岩的氧逸度也是变化的。美国东南怀俄明中元古代型花岗岩的氧逸度略低于缓冲剂（，）。美国西德克萨斯中元古代 花岗岩套的岩浆结晶氧逸度也低于缓冲剂（，）。巴西东亚马逊克拉通 成矿省古元古代末几个型环斑花岗岩的氧逸度从低于变化到 （，）。我国冀北雾灵山型花岗岩 的 结 晶 温 度 高（从 ），岩 浆（犳 ）范 围 为 ，“分 布 在缓冲线附近，随温度降低而减小”（许保良等，第期凌洪飞等：论花岗岩型铀矿床热液来源 ）（笔 者注：原文是“氧 逸 度 范围 是 ”，未标明犳的单位，可以推断，其单位为 ）。浙江桃花岛碱性型花岗岩结晶的氧逸度为 ，普陀山铝质型花岗岩的氧逸度较高，介于 之间（谢磊等，）。福建漳州型和型花 岗 岩 中 黑 云 母 结 晶 温 度 范 围 约 为 ，对 应 的（犳 ）值 范 围 为 （陈国安和周繤若，），氧逸度较高，投影到图中，还是介于和之间。综上所述，花岗岩的氧逸度较地幔岩高，而且是变化的，总体 变化 范围从 低于变化 到 低于，大多数介于和之间，我国一些富碱的花岗岩、型花岗岩和含 花岗岩的氧逸度较高，介于和之间。但到目前为止，没有发现氧逸度高于的花岗岩。这与花岗岩中未见原生赤铁矿吻合。图在 为中性和总压力分别为水流体蒸汽饱和压（犘 ）（）和 （原文献中为 ）（）条件下，（）（）反应 中（）和（）稳定域的犳狋界线（图中虚线），同时标出了缓冲剂与水平衡时的犳狋值（图中实线）作为比较（引自 ，），（犘 ）（），（）（），犳狋 （）（）（）（），犳狋 （，）熔体和水流体中不同价态铀的稳定域和地球化学行为铀在硅酸盐熔体晶体体系中的分配行为，受铀的不同氧化价态的影响，后者取决于熔体的氧逸度和成分。在岩浆体系中，铀以四价（）和五价（）出现。的离子半径相对较大，据 （）的资料，六配位和八配位的离子半径分别为 和 （分别对应于之间的距离约 和 ）。四价钍（）离子半径很 相 似，六 配 位 和 八 配 位 的 离 子 半 径 分 别 为 和 （分别对应于 之间的距离约 和 ）。火成岩的一般造岩矿物缺乏合适的晶体结构位置可以稳定容纳半径大而高价的、和 离子。因此铀和钍在一般造岩矿物中，都属于高度不相容的大阳离子亲石元素（），在岩浆体系中的矿物熔体分配系数远小于（，）。与一样，也具有不相容性，两者都不会大量进入造岩矿物。但在岩浆分异的最晚阶段，它们分配进入某些副矿物中（原因见后述），如锆石、榍石、磷灰石和其它正磷酸盐矿物、以及晶质铀矿和铀钍矿等氧化物（；）。在火成岩中，大部分铀主要集中在含的矿物如晶质铀矿、铀方钍矿、铀石、铀钍矿中，或在黑云母等造岩矿物中以这些矿物包裹体出现；还以次要组分存在于锆石、榍石、磷酸盐矿物、钛锆钍矿、黑稀金矿、烧绿石等矿物中。（）的实验发现，在氧逸度接近的较为氧化的条件下，硅酸地质论评 年盐熔体中的铀主要以存在（，；，）。但在实际的火成岩中，很少发现有含的矿物，只在斯里兰卡的一些蜕变的锆石中发现以次要组分存在（，），而在这些锆石中更为普遍，这也说明一般的岩浆体系很少达到出现的氧逸度条件，即接近 缓冲对的氧逸度条件。在地质体中尚未发现存在，因为出现的氧逸度极低。而六价铀（）只有在氧化条件下稳定存在于热液、水成体系和表生铀矿物中。对含水流体而言，（）在大量的理论计算基础上，获得综合结果表明，在不同温度和 值近中性的条件下，铀在水流体体系中以六价为主所需的氢逸度（犳）都低于缓冲剂、和的氢逸度（图），也就是铀以六价为主所需的氧逸度犳都高于缓冲剂、和的氧逸度。比较上述地幔岩浆、花岗质岩浆和水流体的氧逸度数据资料，清楚地表明，达到水流体的氧逸度要远远高于，但无论地幔岩浆还是花岗质岩浆的氧逸度都低于，换言之，岩浆体系的氧逸度达不到稳定存在的条件。而只有才有大的水溶液溶解度（，）；的水溶液溶解度很小。综上所述，在岩浆阶段，铀元素绝大部分以存在，在岩浆结晶分异的晚阶段，由于氧逸度的限制，铀主要以进入铀矿物或锆石等含铀副矿物，而无法以进入岩浆分泌的热液流体。这就是花岗岩岩浆即使富含铀并分泌出岩浆热液，也不能形成铀矿床的症结所在。熔体 流体中碱金属、卤素和 对铀溶解度影响铀在硅酸盐熔体中的溶解度随碱金属（，）、非桥氧 和 非 结 构 氧 的 存 在（，）、以 及 卤 素 含 量 的 增 加 而 增 加（，）。实验表明，在硅酸盐玻璃中占据次配位的位置，推测在硅酸盐熔体中也占据次配位的位置，而在矿物晶体中的氧配位数大于，加之电荷平衡问题，因此相对于矿物而言，在硅酸盐熔体中更为稳定，因此，和其他一些高电价阳离子（如、和在熔体的早期分异阶段可以稳定地容留在熔体中，表现出其不相容性。这可以从键强理论得到解释：硅酸盐熔体中的次配位位置不倾向于与桥氧成键（因为那将导致桥氧过度成键），而是优先与非桥氧和非结构氧成键。而造岩矿物比熔体具有更为限制的结构，其桥氧非桥氧的分布也不适合于所要求的局部键强环境。熔体的这种由非桥氧和非结构氧包围的状态，可降低在熔体中的活度，使得在熔体中稳定，从而推迟进入矿物相。随着熔体分异的进行，桥氧含量升高，次配位铀增加，在熔体中变得不稳定而进入晚期结晶的副矿物（如锆石、钍石、榍石、磷灰石、铀氧化物等）中相对有利的位置，从而在岩浆分异结晶晚期表现出相容性。当熔体中碱含量较高时，即碱含量超过用来平衡四面体 局部电荷所需的量时，就产生额外的非桥氧，从而增强在熔体中的溶解度（，）。基于同样的道理，硅酸盐熔体中和的 溶 解 度 也 应 随 碱 含 量 增 加 而 升 高，因 为和键的强度与的相似。熔体中的卤素是影响熔体中溶解度的另一个重要因素。熔体中形成八面体 络合物（，；，），因而减少 在岩浆网络结构中的位置，导致岩浆四面体网络结构聚合度下降，同时产生的非桥氧将增加在含铝硅酸盐熔体中的溶解度，其它高场强元素如 和 也有相似的性质（，）。（）对、和 在岩浆过程中对和 的迁移和分馏的作用做了实验，他们在 、和缓冲剂条件下，实验研究了和 在细粒花岗岩（）熔体与含不同量、和 的水流体之间的分配情况。实验结果（图）表明，在纯水条件下，和 的流体熔体分配系数（犓 ）都很低（分别为 和 ）；当增加 浓度时，（图）和（图 未 显 示）的犓 有 明 显 的 增 大（，），说明在流体中形成了氟化物的络合物，但从图 可以看出，当溶液中 的浓度升高到 时，的犓 仍小于 ，说明大部分仍倾向于留在岩浆中，小部分可进入热液。这就是在富、富的碱性岩浆演化的晚期阶段出现碱性岩型铀钍矿床，甚至出现岩浆热液铀钍矿脉的原因。例如，澳大利亚 南 部 铀钍矿床（，）；以及我国东北赛马碱性岩体中的、和 的大型综合矿床，在该矿床中，铀矿物主要为草绿色霓石第期凌洪飞等：论花岗岩型铀矿床热液来源霓霞正长岩中的绿层硅铈钛矿，绿层硅铈钛矿中富含（）、（）、（）、（）、（）（北京铀矿地质研究所赛马矿床研究组，），赛马岩体碱性岩桨分异作用十分完整，从强钾质逐步演化为强钠质，铀矿化形成于残浆结晶末期阶段，矿石矿物绿层硅铈钛矿强烈交代早期形成的造岩矿物，被认为是“残浆交代型”成因。图 、和 缓冲氧化还原条件下，（）花岗岩，花岗岩 体系和（）花岗岩 的体系中的流体熔体分配系数犓 犆流体犆（）熔体，横坐标为溶液中、或 的浓度（），代表纯水（引自 ，）犓犆 犆（）（），（），（，）另一方面，（）的实验还显示，当增加 和 浓度时，的犓 也随之有所增大（图、），但从图中可以看出，当溶液中 和 的浓度分别升高到和 时，的犓 分别仅升高到小于 和 ，可见这时绝大部分的仍倾向于留在岩浆中，且犓 随 增大的效应较随卤素增大的效应小得多，这些表明，在高温岩浆分泌热液中仅形成少量氯化物络合物和很少量的碳酸盐络合物。碳酸铀酰络合物在低温溶液中更稳定（）。而 的犓 基本不随 浓度（图未显示）和 的浓度升高（图）而改变。高氧逸度流体的来源及对形成热液铀矿的重要性上述 （）的实验没有说明进入流体的铀的价态。由于实验是在缓冲剂条件下进行的，根据 （）的计算结果（图），流体中的铀应为四价。除了在含卤素的流体中与卤化物形成络合物而溶解度较高外，在纯水流体和含 流体中的溶解度都较小（，）；即使在较低温条件下，在几乎所有流体（包括含卤素或 的流体）中的溶解度都远高于的溶解度（，）。因此氧逸度升高，使转化为，是铀溶解进入流体、溶液铀浓度升高和铀迁移的最重要的条件因素。如上所述，地幔岩浆和花岗岩岩浆的氧逸度都达不到所需的氧逸度。那么高氧逸度的流体来自哪里？答案是显然的 即高氧逸度流体与大气有关，铀成矿地质演化的历史本身就提供了非常有力证据；换言之，氧化还原条件对铀成矿的控制作用地质论评 年可以从铀成矿地质演化史得到证实。（）和 （）根据铀矿物种类和铀矿床特点，把地球上铀成矿地质历史划分为四个时期 ，现在。现把这四个时期铀成矿作用特点及其与氧化还原条件的演变概括如下，从中可以看出热液铀矿床的出现和形成与大气氧演化紧密相关。（）时期：地球上基本不存在游离氧分子，地幔岩浆作用形成以基性岩（科马提岩和拉斑玄武岩）为主的薄层地壳，、等不相容元素在地壳初步得到富集，其中分异最强的 岩石中的含量一般等于或低于狀（狀），比原始地幔的铀含量（，）有很大提高，但铀没有达到晶质铀矿晶出的饱和度，铀以赋存于副矿物（锆石、榍石、独居石、褐帘石和磷灰石等）中，迄今没有任何中太古代以前岩石中存在晶质铀矿的报道。在岩浆过程中地球化学行为与极为相似，比值保持在 左右。（）时期：铀等不相容元素进一步分异进入地壳岩石，出现含晶质铀矿花岗岩，这可能主要与板块构造尤其是俯冲作用得到重要发展有关。该时期以分布广泛的几期高度富集、和的高分异钾质花岗岩为特征。该期晚阶段出现的过铝花岗岩仅富集和部分。这是地史上首次出现能结晶出高温晶质铀矿的花岗岩和伟晶岩。这些花岗岩套被剥蚀后，释出富 的晶质铀矿，由于当时大气中缺乏氧，晶质铀矿未被氧化而与黄铁矿等（锆石、独居石、铁钛氧化物）一起聚集保存在大型陆相盆地的沉积砂矿中，成为地球上最早出现的工业铀矿类型，如南非的 克拉通中的 群和 超群中的含金铀石英砾岩矿床，其年龄分别为 和 （，），这类矿床是该时期唯一存在的铀矿类型，也是大气中缺氧的证据之一。从 至今，有三种含晶质铀矿的花岗岩（，）。第 一 种 是 发 育 在 、，、和 等克拉通中的富 的高钾质花岗岩，是由受俯冲蚀变洋壳和沉积物脱水产生的流体交代过的地幔楔部分熔融形成。第二种含晶质铀矿的花岗岩开始出现于 ，是由陆壳中变沉积岩部分熔融形成的过铝浅色花岗岩和伟晶岩，一部分这种花岗岩富集，但大部分亏损、等其他 。第三种是富的过碱性花岗质岩石，在太古宙新古元古代较为稀少，例如加拿大 地区的高钾质粗面岩和白榴石响岩（，），在这类岩石中铀不是以晶质铀矿存在，而是分布在含、的矿物中，这与前述碱性岩浆富集这些元素相一致。以上这些类型的花岗岩在此后的地质时期都有产出，并且存在与之相关的热液脉型铀矿床，如我国华南和欧洲的产铀花岗岩。但在 以前，没有出现热液脉型铀矿床，其原因在于当时热液的氧逸度还达不到出现的条件。（）时期：古元古代早期 ，大气中氧逸度大幅升高（，；，）。原来岩石中的铀二氧化物被氧化，转化为六价的铀酰络合物而溶入水溶液。同时，大量有机质沉积于黑色页岩中，含量高达百分之几甚至百分之二十几。这些黑色页岩中的含量达到 狀。这一时期形成了一些非常重要的铀矿床，首次出现不整合面型热液铀矿床和其他脉型热液铀矿床，这与当时大气氧逸度已大幅升高这一事实相一致不是偶然的，而是有内在成因联系的：以后，超大陆的许多地区，进入了较长时间的构造宁静期，在不同地理位置发育了许多氧化的陆内盆地硅酸盐碎屑沉积（红色层），厚度变化于 。由于当时没有陆地植物，风化细颗粒产物被风吹走，故河流相沉积物中没有粘土，红色层也成为巨大的蓄水层。在加拿大的 盆地和澳大利亚的 盆地，未变质的石英碎屑层成为来自其上蒸发富 卤水的巨大储层（，），这些含氧卤水下渗到盆地基底并且从古元古代陆缘沉积物及其深熔产物 富花岗岩中淋漓出，最后流动迁移到基底或和盆地的还原部位，流体中氧耗尽，铀发生沉淀形成热液成岩型（）铀矿床。在加拿大 和澳大利亚北部，这类铀矿床赋存在盆地的基底（以后的变质陆缘台地沉积物）或不整合面以上的盖层砂岩中，成矿时代为 （，），一般被叫做与不整合面有关的铀矿床。而在加蓬 等地区的同时期铀矿床，氧化砂岩层在下，富有机质层在上，其可能成因见以下第（）条。（）以来时期：陆生维管植物（第期凌洪飞等：论花岗岩型铀矿床热液来源 ）在晚志留纪出现后，出现了新的铀矿床类型 砂岩型。这一时期，陆内碎屑沉积不再形成均一连续的氧化地层，而是氧化还原交替的地层，铀开始在沉积地层组内氧化还原过渡带沉淀，并且与氧化流体渗透有关。对扁平矿床和构造岩性矿床而言，流体为成岩热液来源；对卷状和基底型矿床而言，流体为大气水来源。几乎所有这类矿床都形成于侏罗纪到现在的时期，这种全球同时开始的流体运移与 大陆在早侏罗纪开始裂解相吻合。对砂岩型铀矿成因提出的大部分模型都认为，含六价铀酰离子的氧化流体运移到高渗透性的含陆生植物碎屑的砂岩中，被植物碎屑成岩演化产生的腐植酸盐所还原而沉淀成矿。与此相对，（）提出，美国德州南部的砂岩型铀矿床中的有机物，是来自深部石油储层、沿着断层渗透上来的烃类或二硫化氢。近来的一些研究支持这种情况的存在。这样，这类矿床就可以在前志留纪的地层形成，即陆生维管植物碎屑并不是必须的，如加蓬 地区与不整合面型氧化还原层上下分布相反的铀矿床，可能就是这样形成的。还有其他一些与有机质有关的矿床也可能是这样形成的。综上所述，地质历史上热液铀矿床的出现，与大气中氧浓度升高密切相关；种种实例表明，热液铀矿床的形成与源自地表的高氧逸度流体浸取富铀地质体中的铀有关。花岗岩型铀矿床铀源和热液来源讨论下面以华南为例，对花岗岩型铀矿床铀源和热液来源进行讨论 华南花岗岩型铀矿床铀源华南中生代印支运动和燕山运动对华南花岗岩的形成及其成矿具有重要影响（华仁民，；华仁民等，）。华南热液铀矿床的成矿作用主要发生 在 燕 山 晚 期（，例 如：吴 烈 勤 等，），与铀矿有关的岩体的 也多数为燕山期，故以前对华南产铀花岗岩的研究主要集中在燕山期花岗岩。随着花岗岩定年技术的发展，根据陈培荣（）统计，华南一批重要产铀花岗岩形成时代为印支期：例如赣南白面石花岗岩体（陈培荣等，）和隘高花岗岩体（陈培荣等，），桂北苗儿山岩体中的小木楠、张家、茶坪等岩体（据赵葵东等未发表数据），粤北贵东复式岩体中的下庄岩体（徐夕生等，；凌洪飞等，），龙源坝黑云母花岗岩（张敏等，），诸广山东部岩体中的长江铀矿田、澜河铀矿田、鹿井铀矿田等矿区的矿体和燕山期小岩体的围岩都是印支期花岗岩（张敏，）。此外，华南一些赋存在燕山期火山岩中的大型热液铀矿床的基底或围岩也往往都为印支期花岗岩，例如，福建的毛洋头铀矿床，基底是印支期高溪黑云母花岗岩（陈迪云，）；江西猫尖洞铀矿床，基底富城岩体为印支期二云母花岗岩（章邦桐等，）；江西白面石铀矿床，基底白面石岩体为印支期二云母花岗岩（陈培荣等，）。华南印支期产铀花岗岩多分布在华南内陆尤其是南岭地区，与铀矿有关的印支期花岗岩则多为强过铝质（）的浅色花岗岩（如诸广山、龙源坝、下庄、帽峰、苗儿山等岩体的二云母花岗岩、白云母花岗岩等）（李献华，；陈培荣等，；张敏等，；章邦桐等，；孙涛等，；吴烈勤等，），这些花岗岩的铀含量较一般花岗岩明显偏高；而在印支期准铝质弱过铝质花岗岩中铀含量偏低（如白马山、关帝庙、沩山、瓦屋塘等岩体中的黑云母花岗岩和花岗闪长岩）（丁兴等，；陈卫锋等，；，；陈卫锋等，），未发现重要工业铀矿床。因此华南花岗岩型铀矿产出与一定区域内一定特征的印支期花岗岩有关。另外一个重要现象是华南印支期花岗岩（如诸广山、下庄、白面石岩体等）中的铀成矿部位通常都叠加有燕山期岩浆作用（余达淦等，；沈渭洲等，；邓平等，；陈 培 荣，；华 仁 民 等，；，；沈渭洲等；）；而单纯以燕山期花岗岩为主体的大花岗岩基（如南岭地区的佛冈岩体，大东山岩体等）中，没有发现具有工业价值的铀矿床。基于以上多年的观察事实，南京大学铀矿研究组近年明确提出，印支期强过铝和富铀的浅色花岗岩，是华南花岗岩型（及部分火山岩型）铀矿床的主要的铀源岩（陈培荣，；南京大学地球科学与工程学院?）。强过铝浅色花岗岩属于型花岗岩，即由地壳深部沉积岩源岩部分熔融形成。这类产铀花岗岩的 同位素两阶段模式年龄多为古元古代晚期至中元古代早期（孙涛等，；凌洪飞等，），意味着这些花岗岩的源区沉积岩之剥蚀源区火成岩最初从亏损地幔中提取分离出来的平均时代为古元古代晚期至中元古代早期，而沉积岩沉积的时代应在此之后，具体沉积时代目前尚无方法进行确定。但有一地质论评 年点是可以推测的：因这类花岗岩富铀，其源区沉积岩也应该相对富铀，而富铀沉积岩沉积的环境，应该是在 大氧化事件之后有比较氧化的浅海存在的情况下，与氧化浅海联通的局部还原沉积环境。因为只有在大氧化事件之后，大气氧含量明显升高，大陆风化作用使暴露地表的花岗质岩石中的晶质铀矿等氧化成易溶的铀酰离子（）进入海洋，使氧化浅海中铀含量较以前明显升高。而在海洋的局部还原环境中，来自氧化海域的六价铀酰离子被还原为而沉淀，同时，有机质未被氧化而沉积保存在沉积岩中，这就是还原环境沉积的黑色页岩富铀的原因。富铀的印支期花岗岩的沉积源岩，极可能就是这样一种在特定海洋还原环境中沉积形成的。前面提到铀矿产出与一定区域内具有一定地球化学特征的印支期花岗岩有关，可能就是受特定海洋还原环境沉积的这类富铀页岩控制的，即这种富铀页岩分布在一定区域和一定地壳层位中，在印支期构造运动中，这一特定地壳层位的富铀页岩所处的温压条件恰好满足其部分熔融的条件，从而产生富铀的印支期花岗岩。到了燕山运动时期，是其它地壳层图华南产铀和非产铀花岗岩黑云母 图（据章键等，）（，）位岩石满足部分熔融条件，因此产生的燕山期花岗岩与印支期花岗岩不同。目前，已有两个方面的证据支持这一推理：印支期产铀花岗岩的源岩判别表明多为泥质岩（孙涛等，；凌洪飞等，）；由于还原环境形成的沉积岩除了富含外，还富含 或黄铁矿等，可预测其部分熔融形成的富铀花岗岩的氧逸度也应该较其它花岗岩的氧逸度低。根据章键等（）对华南印支期产铀矿和非产铀矿花岗岩进行的未蚀变黑云母矿物化学分析，结果清楚地证实，产铀矿花岗岩的氧逸度相对较低（位于及其以下），非产铀矿花岗岩的氧逸度相对较高（位于和之间）（图），这与本文上述预测完全吻合。花岗岩型铀矿床热液来源如上所述，富铀的花岗岩浆分异晚期的岩浆中铀含量将进一步升高，但即便如此，由于岩浆的氧逸度达不到铀成为所需的条件，大多数分散到分异晚期结晶的副矿物中，而不会大量进入岩浆（碱性、富卤素岩浆除外）分泌的热液中，因此，印支期富铀花岗岩形成时期，未发现有铀矿床形成。前述实验和观察资料表明，除了高温（）富卤素流体可以含铀（）、以及高温（）富 流体可含有部分铀（）（，）以外，只有高氧逸度的热液流体才能富集铀（以及其络合物存在）。实际观察表明，印支期富铀的强过铝浅色花岗岩（如诸广山、下庄、白面石岩体等）中的铀成矿部位通常都存在燕山期岩浆作用叠加。同样由于氧逸度的原因，燕山期岩浆本身也无法直接分泌含铀岩浆热液而成矿。燕山期构造岩浆作用对铀成矿的意义可能包含以下两个方面：（）燕山早期花岗岩浆作用叠加，使得印支期富铀花岗岩中的副矿物发生蚀变，有利于燕山晚期高氧逸度热液浸取这些蚀变矿物中的铀。但燕山早期花岗岩的侵位深度与印支期花岗岩的侵位深度相似，在这样的侵位深度（从 到 ），源自地表的高氧逸度水流体难于达到这样的深度，或者即使渗透到这样的深度，其氧逸度由于受到渗透途中 等还原剂的作用而已然降低，已经 不 具 有 氧 化的 能 力。因此，燕山早期花岗岩浆作用及印支期花岗岩浆作用产生的热源所引发的流体循环，与岩浆分泌热液类似，也不具有浸取富集铀的能力，故在华南燕山早期形成的铀矿床很少。（）燕山晚期的构造岩浆活动，主要表现为东南沿海火山活动和华南内陆的伸展拉张盆地及从基性到酸性的岩脉的形成。地壳甚至岩石第期凌洪飞等：论花岗岩型铀矿床热液来源圈伸展拉张和脉岩浆活动，为流体循环并且浸取富铀岩石中的铀提供了有利条件：地壳伸展拉张，岩石张性裂隙发育，有利于源自地表的高氧逸度流体下渗；地壳伸展减薄，地温梯度增大，有利于下渗流体加热成为热液；脉岩浆活动侵入地壳浅部，提供了多中心的局部额外热源，有利于下渗流体局部对流循环浸取岩石中的铀。需要指出的是，源自地表的高氧逸度流体浸取富铀花岗岩中的铀并不限于其下渗阶段，更重要的可能是在加热成为热液后的阶段，包括热液的上升迁移阶段；地壳伸展拉张，也有利于地壳深部乃至地幔来源的热流体上升，一方面提供了额外热源，另一方面也可能进一步提供了矿化剂，与源自地表的高氧逸度流体汇合，有可能形成具有更强铀浸取能力的流体。关于幔源矿化剂，胡瑞忠等（，）认为主要 是 对 铀成矿有重 要 作 用。据 （）的研究结果，在、通常的地下水 分压（）和氧化条件下的纯水中，铀酰碳酸盐络合物是铀存在的主要形式（，中 ）。但随着温度升高，铀酰碳酸盐络合物的重要性就降低，如在 和 分压为 时，碳酸铀酰络合物在任何 条件下都变为次要组分，铀主要以铀酰氢氧根形式存在（，中 ）。因此，地幔流体只有当温度降低到一定程度时，才具有较强的与铀酰结合为铀酰碳酸盐络合物的能力。更为重要的是，铀必须是六价才能形成铀酰碳酸盐络合物，但如上所述，幔源热液氧逸度低，除非幔源热液富含卤素，否则将不具有大量浸取铀的能力，因此源自地表的高氧逸度流体对铀浸取作用是花岗岩型铀矿形成过程中的关键。如果源自地表的高氧逸度流体和源自地幔的富 等矿化剂的流体两者联合形成的流体，并且又流经富铀的花岗岩，则可能是产生富铀（主要富含铀酰碳酸盐络合物，）流体的有利因素。自 然 界 中，不 止 一 种 铀 的 矿 化 剂。（）的研究表明，在 并具有通常盐类（碳酸盐、硫酸盐、氯化物和氟化物）浓度的地下水中，在还原条件下，时，四价铀氢氧化物络合物占主导，由于晶质铀矿和铀石的溶解度极低（），水体中四价铀氢氧化物络合物一般低于检测限；在较碱性水体中浓度稍高；在 低于时，水体中四价铀氟化物络合物占主导，浓度比碱性水体中略高（，中 ），但除 了 或，浓 度 一般 都 低于 。而在氧化的具有同样浓度盐类的水体中，时，六价的铀酰离子和铀酰氟化物络合物占主导，时，（）是重要组分，更高时，铀酰重碳酸盐和铀酰三碳酸盐络合物占主导，并且氧化条件下铀的浓度比还原条件时高几个数量级。可见在低温水体中铀的主要运移形式是氧化态的铀酰及其多种络合物（种类与 有关）。许多热液铀矿床中存在萤石，而且萤石出现的几率和量都比出现碳酸盐的高，目前对的来源（幔源壳源？）没有明确的看法，这些萤石中的对铀矿的成因可能具有重要意义，因此的来源和运移是值得进一步研究的课题。除了上述铀源（印支期富铀花岗岩）和热源（燕山期花岗岩和脉岩）叠加，铀源岩中断裂构造裂隙系统发育对铀成矿作用的同等重要性是显然的（以使源自地表高氧逸度水流体下渗成为热液浸取花岗岩中的铀），没有裂隙，热液无法流通，也就不可能形成热液铀矿。因此铀源、热源和裂隙三个重要因素缺一不可。关于铀从含铀热液中沉淀出来的条件，限于篇幅，本文将不作详细论述。但络合物分解和氧逸度降低使六价铀还原为四价铀，可能是两个最主要的因素。（）指出，六价铀还原为四价铀而沉淀的反应可能涉及到 氧化为，其它氧化反应如黄铁矿氧化为 和、氧化为 和氧化为等，也都能够使还原为而沉淀出沥青铀矿。王驹和杜乐天（）提出幔源的还原性气体（、和）是的高效还原剂。（）的研究结果认为，表面催化下的被 还原为是在一个范围较宽的氧化还原分层环境中使铀固定下来的主要途径。促使热液还原沉淀为沥青铀矿的地质环境条件也是华南花岗岩型铀矿研究中值得进一步研究的课题。结论（）地幔岩浆和花岗岩浆的氧逸度都达不到六价铀的氧逸度条件，虽然四价铀在岩浆演化过程中具有不相容性而随着岩浆演化在晚期岩浆中富集，但在岩浆演化晚期四价铀就随含铀副矿物或和晶质铀矿而结晶，很少进入岩浆分泌的热液中，除非岩浆和热液富含卤素。这就是除了少量富碱性岩浆岩形成岩浆热液铀矿床外，一般花岗岩很难有地质论评 年岩浆热液铀矿床的原因所在。（）由于氧化条件下的六价铀（铀酰离子及其络合物）在水溶液中的溶解度，比还原条件下四价铀的溶解度大得多，流体中铀的运移形式主要是铀酰离子及其络合物，因此高氧逸度流体对富铀花岗岩中铀的浸取作用，是花岗岩型热液铀矿床形成的关键过程。高氧逸度流体的终极来源为源自地表的氧化性水。（）对华南花岗岩型铀矿而言，印支期富铀的过铝浅色花岗岩是铀源岩，这种花岗岩的源区物质为古元古代局部还原性海洋泥质沉积物；燕山早期花岗岩的叠加使印支期富铀花岗岩发生蚀变，为燕山晚期流体浸取铀提供了有利条件；燕山晚期的构造伸展地壳拉张作用和脉岩浆活动，为源自地表的高氧逸度水体下渗循环提供了热源和裂隙系统，这种热液流体浸取印支期富铀花岗岩中的铀 成为含铀热液，然后在还原部位铀沉淀成矿。致谢：章邦桐教授、陈培荣教授对本文初稿提出宝贵建议，赵葵东副教授与作者进行了有益的讨论，冯尚杰帮助清绘了图件。在此向他们表示诚挚感谢！并感谢核工业地质局和内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室给予资助。注释犖 狅 狋 犲?南京大学地球科学与工程学院 华南印支期花岗岩与铀成矿关系研究 年度报告参考文献犚 犲 犳 犲 狉 犲 狀 犮 犲 狊北京铀矿地质研究所赛马矿床研究组 我国东北赛马碱性岩体中的铀矿床中国科学，（）：毕献武，胡瑞忠，彭建堂，吴开兴，李鸿莉 与铜、金矿化有关的富碱侵入岩矿物化学研究矿物学报，（）：陈培荣 华南东部中生代岩浆作用的动力学背景及其与铀成矿关系铀矿地质，（）：陈培荣，范春方，孔兴功，章邦桐 铀矿区火成岩的地球化学特征及其构造和成矿意义铀矿地质，（），陈培荣，吴燕玉，黄耀生，贺伯初 隘高花岗岩体锶和氧同位素研究南京大学学报（地球科学版），卷号（）：陈迪云 毛洋头的火山岩铀（银、钼）的控矿因素及成因矿床地质，（）：陈国安，周繤若 漳州地区白垩纪型和型花岗岩中黑云母的矿物学特征矿物岩石，（）：陈卫锋，陈培荣，周新民，黄宏业，丁兴，孙涛 湖南阳明山岩体的 锆石 定年及成因研究地质学报，（）：陈卫锋，陈培荣，黄宏业，丁兴，孙涛 湖南白马山岩体花岗岩及其包体的年代学和地球化学研究中国科学（辑），（）：邓平，沈渭洲，凌洪飞，叶海敏，王学成，濮巍，谭正中 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，（）：邓平，舒良树，谭正中，吴烈勤 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