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user: 4. 复式岩体与铀成矿 4.1. 成矿流体来源 研究区内矿床不同成矿期石英的氢氧同位素分析结果见表3 [ 20 ]，由表可见，矿前期石英的δ 18 O 水 都为正值，其变化范围为(2.39~7.50)‰；成矿期δ 18 O 水 值下降，一部分转化为负值(0.03~−1.49)‰)；到了矿后期δ 18 O 水 值进一步下降，全为负值。原生包体中的水常常代表了原始成矿溶液，其氧同位素由于易和周围含氧矿物中的氧进行同位素交换，通常较难准确反映成矿溶液原始氧同位素特征。而岩石和矿物中氢的含量比水中的氢含量小得多，同位素交换对包体水的氢同位素组成影响很小，因此可利用包体水的氢同位素值，结合矿物石英的δ 18 O 水 值，判断成矿热液来源。成矿期δD 水 = −50.9‰，δ 18 O 水 = (0.03~−1.49)‰，位于典型岩浆水和大气降水(δD 水 = −45‰，δ 18 O 水 = −8.2‰)氢氧同位素之间。根据以上氢氧同位索分析结果和H-O同位素图(图4) [ 20 ]，并结合地质概况，认为矿床成矿前的热液主要为岩浆热液，这种岩浆热液并不是指岩浆结晶分异到晚期富含挥发分的残余岩浆，而是指结晶分异结束后，残余在结晶矿物颗粒之间裂隙中的裂隙溶液在晚期各种脉岩侵入和构造活动过程中重新汇聚而形成的热液。成矿期热液主要来自岩浆热液和大气降水的混合热液。矿后期主要来自大气降水。 Table 3 Table of H and O isotope analysis results of quartz in each stage of the study are 氧同位素 矿化期次 测定矿物 温度(℃) δ 18 O石英‰ (SMOW) δ 18 O水‰ (SMOW) 矿前期 石英 300 10.9 4.34 石英 297 9.3 2.64 石英 310 13.72 7.5 石英 290 9.3 2.39 成矿期 灰色石英 279 5.83 −1.49 灰色石英 283 7.2 0.03 矿后期 梳状石英 150 7.2 −10.61 梳状石英 220 4.41 −8.02 梳状石英 217 5.22 −7.39 氢同位素 矿化期次 测定矿物 温度(℃) 矿物包裹体δD‰ (SMOW) 矿前期 石英 290 −62.7 成矿期 石英 210 −50 表3. 研究区内各期次石英的H、O同位素分析结果表 图4. 研究区内流体氢-氧同位素组成 4.2. 成矿物质来源 硫同位素组成对研究成矿物质来源和探讨矿床成因具有重要的指示意义，内生热液矿床中硫的来源主要有3类：幔源硫、壳源硫和混源硫。幔源硫的同位素组成十分稳定，变化范围很窄，其δ 34 S值一般在零附近，且随酸度的增大，其绝对值在一定范围内有变宽的趋势；壳源硫的同位素组成不稳定，变化范围均非常广，如来自大洋水和海水蒸发盐类一般以强烈富集重硫为特征，沉积来源硫则多为负值；混源硫即自然界中各种硫源的硫混合所成，其同位素组成特征由于不同硫源的种类和含量差异而无固定的范围。 通过野外和显微镜下观察已知，鹿井铀矿床矿石中的硫化物组合简单，主要为黄铁矿，次为极少量的方铅矿、黄铜矿和闪锌矿，未见硫酸盐矿物和磁黄铁矿，因此可以利用黄铁矿的δ 34 S近似代表鹿井铀矿床成矿流体的硫同位素组成。通过对鹿井矿床内矿石共生的黄铁矿S同位素测试(表4) [ 20 ]，鹿井铀矿床矿石中的黄铁矿δ 34 S值在(−14.4~+13.9)‰之间，均值为−3.9‰，均一化程度较低，分布区间较大，因此鹿井铀矿床成矿物质来源具有多重来源。进一步比较后发现矿石中黄铁矿的δ 34 S值与区内寒武系浅变质岩和重熔改造型印支期花岗岩的δ 34 S范围大致相同(表5) [ 20 ]，说明与铀矿物共生黄铁矿中的硫主要是由这两者所提供的，继而说明成矿物质也可能是来自于这两者。 Table 4 Sulfur isotope composition of symbiotic pyrite in Lujing deposi 序号 样号 测试矿物 δ 34 S CDT (‰) 1 LK-8 黄铁矿 1.6 2 LJ14-17 黄铁矿 −2.8 3 LJ14-12 黄铁矿 −3.5 4 LJ14-11 黄铁矿 −3.6 5 LJ14-15 黄铁矿 −3.9 6 LJ14-14 黄铁矿 −6 7 LJ-6 黄铁矿 −7.7 8 LJ-9 黄铁矿 −12.9 9 LF-3 黄铁矿 13.9 10 LF-1 黄铁矿 −14.4 表4. 鹿井矿床共生黄铁矿的硫同位素组成 Table 5 Sulfur isotope composition of pyrite in rocks and ores of Lujing deposi 样品岩性/种类 测试矿物 δ 34 S (‰) 样品个数 数据来源 范围 平均值 矿石 黄铁矿 −14.4~+13.9 −3.9 10 吴治南等，2016 [ 20 ] 寒武系浅变质岩 黄铁矿 −9.2~+4.4 −8.6 6 王明太等，1999 [ 4 ] 前中生代花岗岩 −9.1~+13.4 −1.28 14 下寒武统浅变质岩 未知 −19.9~+1.8 −8.34 5 沈吉等，1991 [ 5 ] 印支期花岗岩 −12.4~+4.3 −1.95 10 燕山期花岗岩 −1~+1.3 +0.24 5 表5. 鹿井矿床岩石与矿石中黄铁矿的硫同位素组成 4.3. 矿化剂(CO 2 )来源 结合鹿井矿田内的矿石类型，研究区内矿化剂主要是CO 2 ，其在热液中的存在和迁移形式为 UO 2 ( CO 3 ) 2 2 − 和 UO 2 ( CO 3 ) 4 4 − 络合物。通过鹿井矿田内矿石样分析测试其C、O同位素组成(表6) [ 20 ]，矿石中方解石的δ 13 C PDB 值为(−8.75~1.40)‰，平均值为−5.41‰，但两个主要区间为(−7.05~−8.75)‰和(−2.06~−1.40)‰，前者6个方解石样品的δ 13 C PDB 值落入深部岩浆或地幔脱气作用范围内，后者3个样品的δ 13 C PDB 值落入海相沉积碳酸盐岩范围内；δ 18 O SMOW 值为5.45~18.62，变化范围较大，平均值为13.02‰。将样品数据投影在δ 18 O SMOW -δ 13 C PDB 图解上发现，有6件样品的投影点位于地幔多相体系和花岗岩区域，其中4件受到低温蚀变作用影响，另有3件样品的投影点位于海相碳酸盐岩区域并受到碳酸盐溶解作用的影响，表明鹿井铀矿床成矿流体中的碳主要来自深部岩浆或地幔，部分来自沉积碳酸盐岩。 Table 6 Carbon and oxygen isotope composition of calcite in Lujing deposi 样品编号 测试矿物 δ 13 C PDB /‰ δ 18 O PDB /‰ δ 18 O SMOW /‰ LK-12 方解石 −8.75 −17.59 12.78 LK-7-1 方解石 −8.66 −17.67 12.69 LK-7-2 方解石 −8.24 −24.7 5.45 1003 方解石 −8.00 −18 12.35 1001 方解石 −7.10 −17.41 12.96 LK-16 方解石 −7.05 −21.74 8.50 LJ-8 方解石 −2.06 −16.12 14.29 LJ-4 方解石 −0.23 −11.92 18.62 LJ-9 方解石 1.40 −13.04 17.47 表6. 鹿井矿床方解石碳氧同位素组成 研究区内大量的基性岩脉出露，可能为本区提供了幔源的矿化剂。由此看来，成矿热液中的矿化剂CO 2 主要是来自地幔脱气作用，可能微量由海相碳酸盐岩所提供。晚白垩世(K 2 )至渐新世(E 2 )，区内由挤压作用为主转变为拉张作用为主，主要控矿构造遂川–热水走滑断裂就是在此背景下由压扭性走滑断层逐渐转变为张扭性走滑断层 [ 24 ]，并产生了大量的张性裂隙，此次构造事件持续时长与鹿井矿田的成矿年龄十分接近，因此矿化剂CO 2 很有可能是通过岩石圈伸展拉张导致的地幔脱气作用而加入到成矿流体中的。 4.4. 铀矿化定位 多期次岩浆活动中心，不同期次岩浆侵入接触部位，不同岩性接触部位及细粒花岗岩与粗粒花岗岩圈围部位等，是成矿最有利部位，也是寻找大型矿床的有利部位(图5) [ 20 ]。岩浆活动中心产生的自交代白云母化、碱交代作用，热液蚀变形成的绢云母化、水云母化、绿泥石化、长石红化、赤铁矿化等相互迭加部位、蚀变强烈、分布范围宽广地段，是矿化有利的地段。蚀变强烈部位且又存在成矿期构造是矿化最有利的地段。区内铀矿床内围岩蚀变水平分带现象明显，往往中心具强硅化，两侧发育红化、赤铁矿化、水云母化、绿泥石化、碱交代等，且从中心向两侧由强到弱，其中心的硅化岩及硅化碎裂岩是矿体的赋存部位。 图5. 鹿井矿床纵剖面示意图 良好的还原环境是铀成矿必须具备的条件，区内富铀花岗岩体是富含还原气体的岩体，且晚期小岩体中还原气液包裹体中有大量H 2 、CO存在，氢、烃还原气体有助于铀的还原沉淀和富集成矿。此外本区富铀矿多产于绿泥石化蚀变带和中基性岩脉发育部位，这些部位的围岩中常含有较多的Fe 2+ ，因而也为铀成矿提供了丰富的还原剂。绿泥石化在化学成分上的变化主要是岩石的硫化和水化，其副矿物中的黄铁矿含量显著增加，因此，绿泥石化带本身又可起到还原障的作用，这对于铀成矿无疑是十分有利的地球化学背景场。