江西相山礦田鄒家山鈾礦床特富礦石流體包裹體特征：來自共生磷灰石-紫黑色細晶螢石等礦物制約

郭晶晶，邱林飛，胡寶群*，高海東，王 運，薛 棟

(1. 東華理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，江西 南昌 330013； 2. 核工業(yè)北京地質(zhì)研究院，北京 100029)

0 引 言

江西相山礦田鈾資源豐富，歷來都是學(xué)者們研究的焦點。前人對相山地區(qū)進行了一系列的研究工作，并積累了大量資料，研究涉及成礦流體[1-5]、成礦物質(zhì)來源[6-10]以及成礦模式[11-15]等，取得了許多重要的成果，極大地加深了對相山礦田鈾成礦規(guī)律的認識。流體包裹體作為成礦流體保存下來的唯一直接樣品，研究其溫度、成分和同位素等特征對于判斷成礦流體的性質(zhì)和來源具有重要作用[16]。在包裹體研究中，流體包裹體的選擇會直接影響測試數(shù)據(jù)的準(zhǔn)確性，進而影響對成礦流體特征和來源的判斷。早期研究者多選擇結(jié)晶良好、透明度高的透明脈石礦物中的流體包裹體進行溫度和成分研究，普遍認為相山礦田為中低溫?zé)嵋盒外櫟V[17-20]。近幾年，隨著研究技術(shù)的進步，部分學(xué)者對不同期次礦物中流體包裹體進行研究，發(fā)現(xiàn)相山礦田的鈾成礦作用過程中存在中高溫?zé)嵋毫黧w的參與[21-22]。前人研究表明，在熱液型鈾礦床中，磷灰石與鈾成礦密切相關(guān)[23-24]。相山礦田鈾礦床(尤其是鄒家山和居隆庵鈾礦床)中，磷灰石含量較高，且與U含量成正相關(guān)關(guān)系[25]。已有學(xué)者開展了磷灰石的礦物學(xué)、元素地球化學(xué)等研究[25-31]，但少見磷灰石流體包裹體研究的報道?；诖耍疚倪x取相山礦田鄒家山鈾礦床特富礦石中磷灰石的流體包裹體開展研究，并討論該礦床的成礦流體性質(zhì)，以期為成礦流體來源的判斷與成礦過程的研究提供新資料。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

相山礦田位于贛杭構(gòu)造帶的西南端，是一大型塌陷式火山盆地，受相山火山-侵入雜巖體控制(圖1)。盆地基底由震旦系變質(zhì)巖及下石炭統(tǒng)、上三疊統(tǒng)沉積巖組成，其中變質(zhì)巖以千枚巖和片巖為主。蓋層主要為下白堊統(tǒng)打鼓頂組和鵝湖嶺組火山-沉積巖系。打鼓頂組巖性主要為中酸性火山熔巖及酸性火山碎屑巖；鵝湖嶺組巖性以碎斑熔巖和熔結(jié)凝灰?guī)r為主。

圖件引自文獻[21],有所修改圖1 江西相山礦田地質(zhì)簡圖及其大地構(gòu)造位置Fig.1 Sketch Geological Map and Geotectonic Location of Xiangshan Orefield in Jiangxi

鄒家山鈾礦床位于相山礦田西部，受NE向鄒家山—石洞斷裂控制[32-38]。礦區(qū)地層出露較為簡單，主要為下白堊統(tǒng)鵝湖嶺組碎斑熔巖、打鼓頂組流紋英安巖及震旦系基底淺變質(zhì)巖[39]，其中基底淺變質(zhì)巖主要為黑云母石英片巖、絹云母千枚巖。鄒家山鈾礦床以中、小型礦體為主，礦體多呈透鏡狀、脈狀、細脈狀及群脈狀，賦礦圍巖主要為碎斑熔巖和流紋英安巖，礦石品位相對較高。礦床蝕變類型眾多：早期為堿性蝕變，以鈉長石化、鉀長石化為主；晚期為酸性蝕變，主要為水云母化、螢石化[40]。

2 樣品采集與分析方法

2.1 樣品采集

本次實驗樣品均取自鄒家山鈾礦床4號帶130 m中段采場。樣品巖性為強烈蝕變礦化的碎斑熔巖特富鈾礦石[圖2(a)]。樣品中P和U含量都較高，經(jīng)主量元素分析結(jié)果(表1)顯示，特富鈾礦石中的P2O5含量(質(zhì)量分數(shù)，下同)大于4%，U含量大于4%。

圖2 鄒家山鈾礦床4號帶坑道礦體與礦石手標(biāo)本Fig.2 Ore Body and Hand Specimen of Ore in Tunnel 4 of Zoujiashan Uranium Deposit

表1 特富鈾礦石主量元素分析結(jié)果Tab.1 Analysis Results of Major Elements in Ultra-rich Uranium Ore

2.2 分析方法

2.2.1 主量元素

主量元素分析在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成，采用荷蘭PANalytical PW2424型X射線熒光光譜(XRF)儀測定，相對誤差小于5%。首先將樣品粉碎至200目，后加Li2B4O7-LiBO2助熔物煅燒，充分混合后置于自動熔煉儀中使之熔融，將熔融物倒出形成扁平玻璃片，用X射線熒光光譜儀分析主量元素。

2.2.2 流體包裹體

流體包裹體實驗在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院地質(zhì)礦產(chǎn)研究所巖礦鑒定實驗室進行。使用Leica DM4P研究級偏光顯微鏡對典型樣品進行包裹體巖相學(xué)觀察；激光拉曼成分分析采用Horiba LabRAM Evolution 激光拉曼光譜儀，儀器空間分辨率為2 μm；顯微測溫使用Linkam THMSG600型冷熱臺，儀器精度為0.1 ℃，采用顯微測溫法對所需測量的包裹體進行溫度和冰點的測定(具體測試方法詳見文獻[41])；測得冰點后，根據(jù)NaCl-H2O體系流體包裹體冰點-鹽度關(guān)系表[42]獲得流體包裹體的鹽度。

3 磷灰石及其共生礦物中流體包裹體特征

3.1 磷灰石顯微特征及其與鈾礦物的關(guān)系

顯微鏡下可見兩種類型的磷灰石，鏡下特征差異明顯。一類為微晶磷灰石(Ap1型)，形狀不規(guī)則，結(jié)晶較差，呈淡黃色或暗灰色，透明度較差，呈微粒狀、蠕蟲狀等[圖3(a)]。掃描電鏡能譜分析顯示，該類磷灰石明顯與鈾礦物(鈦鈾礦、瀝青鈾礦)共生[圖3(c)、(d)、(g)]，部分鈾礦物還以礦物包裹體的形式存在于磷灰石的晶格中，呈嵌布狀分布，表明該類磷灰石是鈾成礦同期的產(chǎn)物。另一類是中粗晶磷灰石(Ap2型)，自形程度高，形狀規(guī)則，部分呈六方柱形，還可見加大邊發(fā)育[圖3(b)]。掃描電鏡能譜分析顯示，該類磷灰石明顯與鈾礦物共生[圖3(e)、(f)、(h)]，圍繞鈦鈾礦或瀝青鈾礦外圍生長，這類磷灰石稍晚于鈾成礦形成，推測為成礦晚階段產(chǎn)物[圖3(b)]。這兩類磷灰石都應(yīng)屬于成礦期形成的礦物。

Qz為石英；U為瀝青鈾礦；Kfs為鉀長石；Cof為鈾石；Bt為鈦鈾礦圖3 磷灰石顯微特征及其與鈾礦物關(guān)系Fig.3 Microscopic Characteristics of Apatites and Their Relationship with Uranium Minerals

3.2 流體包裹體巖相學(xué)特征

顯微鏡下觀察顯示，成礦期微晶磷灰石、微晶石英、紫黑色細晶螢石及成礦晚階段的中粗晶磷灰石中流體包裹體特征有所差異。這可能是由于鈾成礦過程為瞬時快速的降溫降壓過程，礦物結(jié)晶時間短，成礦期礦物結(jié)晶較差，而且礦物較小，造成微細晶礦物中包裹體普遍較小。

前已述及，成礦期微晶磷灰石與鈦鈾礦及瀝青鈾礦密切共生，綜合巖相學(xué)特征推測其為主成礦階段的產(chǎn)物。由于這類磷灰石晶形較差且粒度小，含大量的黑色成礦物質(zhì)，透明度較差，包裹體較小，所以可供測試的包裹體更少，但所幸本次研究中找到一些可供測試的包裹體?？傮w而言，主成礦階段微晶磷灰石少量發(fā)育透明無色純液體包裹體及氣液比為10%～20%的無色—灰色富液相包裹體，一般與黑色金屬礦物包裹體(能譜分析為鈦鈾礦)共生[圖4(a)、(b)]。包裹體大小一般為3～7 μm。

成礦期微晶石英與鈦鈾礦密切共生，為主成礦階段的產(chǎn)物。顯微鏡下觀察到的包裹體數(shù)量較多，常成群分布[圖4(f)]，因此，可供測溫的包裹體較多。主成礦階段微晶石英主要發(fā)育氣液比為15%～20%的無色—灰色富液相包裹體[圖4(g)]，少量發(fā)育深灰色氣相包裹體及無色—深灰色富CO2包裹體。包裹體大小一般為4～8 μm。

Fl為紫黑色細晶螢石圖4 流體包裹體顯微特征Fig.4 Microscopic Characteristics of Fluid Inclusions

成礦期紫黑色細晶螢石與鈦鈾礦密切共生，與鈾成礦同期，為主成礦階段的產(chǎn)物。由于紫黑色細晶螢石結(jié)晶較差且透明度較低，包裹體較難觀察(需要特殊的強光條件)，且較少發(fā)育，所測包裹體數(shù)據(jù)較少。主成礦階段紫黑色細晶螢石少量發(fā)育氣液比為15%～25%的無色—灰色富液相包裹體[圖4(h)]。包裹體大小一般為3～8 μm。

中粗晶磷灰石圍繞鈦鈾礦或瀝青鈾礦外圍生長，推測為成礦晚階段產(chǎn)物。該磷灰石自形程度高，形狀規(guī)則，粒度明顯大于微晶磷灰石，呈淺黃色或淺灰色，透明度較好[圖4(c)、(e)]。顯微鏡下包裹體較為發(fā)育，常成群分布。成礦晚階段中粗晶磷灰石主要發(fā)育透明無色液相包裹體或深灰色氣相包裹體，少量發(fā)育氣液比為5%～15%的無色—灰色富液相包裹體[圖4(d)]。包裹體大小一般為2～10 μm。

3.3 流體包裹體激光拉曼光譜成分

本次測試選取了樣品中較為典型的流體包裹體進行激光拉曼光譜成分分析，共獲得9個測試點的激光拉曼光譜圖，氣體成分分析結(jié)果見表2。由于磷灰石礦物自身具有較強的熒光，所以無法獲得磷灰石礦物中流體包裹體的成分。由表2可知，與磷灰石共生的紫黑色細晶螢石中流體包裹體的氣體成分主要為H2[圖5(d)]，微晶石英中流體包裹體的氣體成分主要為O2和CO2[圖5(a)～(c)]，指示了成礦流體中的氣體組分以H2、O2為主，可能含有少量CO2。成礦早階段成礦流體可能為富H2的還原性流體，成礦晚階段氧逸度增加，可能為更富O2的氧化性流體。

表2 流體包裹體氣體成分分析結(jié)果Tab.2 Gas Composition Analysis Results of Fluid Inclusions

圖5 典型流體包裹體激光拉曼光譜Fig.5 Laser Raman Spectra of Typical Fluid Inclusions

3.4 均一溫度和鹽度

本次研究共獲得65組流體包裹體數(shù)據(jù)。其中，主成礦階段微晶磷灰石3組，微晶石英17組，紫黑色細晶螢石11組；成礦晚階段中粗晶磷灰石34組。流體包裹體均一溫度與鹽度分析結(jié)果如表3所示。

表3 流體包裹體均一溫度與鹽度分析結(jié)果Tab.3 Analysis Results of Homogenization Temperature and Salinity of Fluid Inclusions

4 結(jié)果分析

4.1 均一溫度特征

4.1.1 主成礦階段

本次實驗共獲得了主成礦階段31組流體包裹體數(shù)據(jù)。根據(jù)主成礦階段流體包裹體均一溫度分布直方圖[圖6(a)]可知，主成礦階段包裹體的均一溫度為230 ℃～390 ℃，其中，高峰值區(qū)為270 ℃～330 ℃。微晶磷灰石中包裹體的均一溫度數(shù)據(jù)較少，僅有3個，分別是233 ℃、373 ℃、387 ℃；微晶石英中包裹體的形成溫度高峰值區(qū)為280 ℃～330 ℃；紫黑色細晶螢石中包裹體均一溫度主要為280 ℃～300 ℃。

綜合前人研究可知，大部分研究者所選擇的均為結(jié)晶較好的螢石中的包裹體。然而，相山礦田是多期成礦，紫色螢石也是多期多成因，其中，真正與鈾成礦同期的應(yīng)該是紫黑色細晶螢石。因此，本次實驗選用了紫黑色細晶螢石中的原生包裹體作為測試對象，這種流體包裹體可以較好地體現(xiàn)成礦流體的成礦溫度。研究獲得紫黑色細晶螢石中的原生包裹體溫度為280 ℃～300 ℃。此外，從微晶石英中測得沿微細石英生長環(huán)帶分布、且與鈦鈾礦密切共生的流體包裹體溫度為280 ℃～330 ℃。這兩類流體包裹體都較好地體現(xiàn)了主成礦階段的成礦溫度，即為280 ℃～330 ℃。而在主成礦階段的微晶磷灰石僅獲得了3組數(shù)據(jù)，不便參與討論，但總體上體現(xiàn)了成礦早階段(即鈦鈾礦開始沉淀階段)成礦流體的溫度可能達到了水的臨界溫度附近。

比較上述3種礦物的均一溫度分布情況可知，微晶磷灰石的形成溫度略高，為370 ℃～390 ℃，初步推測微晶磷灰石均一溫度顯著高于其他礦物，這可能是微晶磷灰石在流體沸騰過程中捕獲不混溶包裹體所致。微晶石英和紫黑色細晶螢石的均一溫度相接近。因此，270 ℃～330 ℃總體可代表主成礦階段(尤其是鈦鈾礦形成階段)的溫度[28]。

4.1.2 成礦晚階段

成礦晚階段的包裹體主要為中粗晶磷灰石中的原生包裹體。圖6(c)為成礦晚階段流體包裹體均一溫度分布直方圖。由圖6(c)可知，成礦晚階段包裹體的均一溫度為160 ℃～360 ℃，分布范圍較為廣泛，其中，180 ℃～220 ℃、240 ℃～280 ℃為高峰值區(qū)。

圖6 流體包裹體均一溫度和鹽度分布直方圖Fig.6 Distribution Histograms of Homogenization Temperature and Salinity of Fluid Inclusions

4.1.3 小 結(jié)

主成礦階段流體包裹體的均一溫度主要為270 ℃～330 ℃，而成礦晚階段流體包裹體的均一溫度主要為180 ℃～220 ℃。前人研究普遍認為在主成礦階段發(fā)生過流體的沸騰作用[21,41,43]，沸騰作用形成的包裹體無需壓力校正，其均一溫度即可代表成礦溫度。因此，鄒家山鈾礦床的主成礦階段形成溫度應(yīng)為270 ℃～330 ℃。而在成礦晚階段，主要發(fā)生流體的混合作用，流體混合形成的包裹體均一溫度并不能反映真實的捕獲溫度，需要進行壓力校正，但本文并未獲得可靠的壓力數(shù)據(jù)，故不能進行壓力校正。但研究中明顯發(fā)現(xiàn)成礦晚階段中粗晶磷灰石與鈾礦物密切共生結(jié)晶時間應(yīng)該比鈾成礦稍晚一些。本次實驗所測得的中粗晶磷灰石中包裹體的均一溫度為180 ℃～220 ℃，可以反映鈾成礦晚階段沉淀時成礦溫度的下限。因此，鄒家山鈾礦床的成礦溫度至少應(yīng)該高于180 ℃，這明顯高于前人的測試結(jié)果。

4.2 鹽度特征

將主成礦階段和成礦晚階段的各類礦物流體包裹體鹽度制成分布直方圖[6(b)、(d)]。由圖6(b)、(d)可以看出，主成礦階段和成礦晚階段流體包裹體鹽度變化范圍均較窄，為4%～10% NaCleq，主要為7%～8% NaCleq，總體屬于低鹽度流體。

5 討 論

5.1 成礦流體演化過程

由鄒家山鈾礦床流體包裹體均一溫度-鹽度關(guān)系(圖7)可知，主成礦階段流體包裹體的均一溫度主要為270 ℃～330 ℃，屬中(高)溫?zé)嵋悍秶?。其溫度明顯高于前人測試結(jié)果[17-20]，這是因為與主成礦階段礦物共生的鈾礦物主要是鈦鈾礦。王運等研究表明，鈦鈾礦形成溫度較高[44-45]。因此，本次實驗所測結(jié)果高于前人測試結(jié)果[17-20]是完全合理的。成礦晚階段流體包裹體均一溫度集中于180 ℃～220 ℃，屬中低溫?zé)嵋悍秶?。主成礦階段流體包裹體的鹽度為5%～9% NaCleq，成礦晚階段流體包裹體的鹽度為4%～10% NaCleq，說明成礦流體為中低鹽度流體。激光拉曼光譜成分分析顯示，主成礦階段流體中的氣體組分以H2、O2為主，表明成礦流體具有深部富H2流體的加入，成礦流體可能從富H2的還原性流體向富O2的氧化性流體演化。

圖7 流體包裹體均一溫度-鹽度關(guān)系Fig.7 Relationship Between Homogenization Temperature and Salinity of Fluid Inclusions

已有研究資料表明，鄒家山鈾礦床成礦流體D-O同位素投影一般落入巖漿水與大氣降水之間的區(qū)域，而成礦晚階段明顯靠近大氣降水線附近[7,46-49]。張萬良等測得成礦期成礦流體的δ18OH2O值為1.42‰～1.83‰，成礦后期δ18OH2O值為-9.14‰，δ18OH2O值降低，表明成礦期成礦流體以巖漿水為主，之后不斷有大氣降水加入[7]。郭建等對鄒家山鈾礦床H-O同位素研究表明，主成礦階段成礦流體以巖漿水為主，而成礦晚階段有大氣降水混入[46]。其他學(xué)者測得鄒家山鈾礦床成礦流體的δ18O值為-9.8‰～10.0‰，δD值為-87.14‰～-40.00‰[47-49](圖8)。由圖8可知，總體上，鄒家山鈾礦床D-O同位素投影分布基本落在巖漿水與大氣降水之間的區(qū)域，說明鄒家山鈾礦床成礦流體除了巖漿水外，還有大氣降水的參與。從主成礦階段至成礦晚階段，成礦流體由巖漿水向大氣降水演化。

圖8 成礦流體D-O同位素投影圖解Fig.8 D-O Isotopic Diagram of Ore-forming Fluid

綜上所述，由主成礦階段至成礦晚階段，流體包裹體均一溫度和鹽度均呈緩慢降低的趨勢。主成礦階段流體包裹體氣體組分富含H2，成礦晚階段向富O2流體轉(zhuǎn)變。主成礦階段成礦流體主要為巖漿水，而成礦晚階段有大氣降水參與?？傮w上，成礦流體由中高溫中低鹽度富H2的還原性流體向中低溫低鹽度富O2的氧化性流體演化。

5.2 鈾成礦過程

江西相山礦田鈾成礦時代主要有兩期，分別為128～120和110～90 Ma[50]，與火山巖主體形成時代(137～134 Ma[51])存在一定的礦巖時差，成礦時代與相山地區(qū)廣泛存在的煌斑巖脈侵入時代相一致。已有研究表明，相山礦田存在“上鈾下多金屬”的成礦模式，多金屬礦化與鈾礦化具有不同的成因性質(zhì)，多金屬礦化具有典型的巖漿期后熱液流體性質(zhì)[6,21,52]，鈾礦化晚于多金屬礦化。在這個背景下，鈾成礦流體可能繼承演化于多金屬成礦流體，即富含多金屬的巖漿期后熱液流體在發(fā)生多金屬的沉淀之后，成礦流體中初步富集了一定量的U，此時成礦流體表現(xiàn)為160 ℃～180 ℃的低溫?zé)嵋毫黧w[21]。隨著煌斑巖脈等基性巖脈的侵入，成礦流體被加熱升溫至300 ℃以上。這一方面加強了整個區(qū)域的熱對流與水巖相互作用，促使成礦流體中富含U、Th、Ti、HREE、P等元素的氧化性流體；另一方面，地幔來源的基性巖脈活動帶來了大量的還原性流體(如H2)。在成礦流體運移至開闊的構(gòu)造薄弱部位時，由于壓力突然釋放，在成礦早階段還原環(huán)境下，H2的強還原性與壓力的快速釋放促使成礦物質(zhì)發(fā)生快速卸載，形成了微細晶鈦鈾礦+微晶磷灰石+紫黑色細晶螢石等礦物組合，并表現(xiàn)為成礦流體的強烈沸騰現(xiàn)象，具有富氣相包裹體-氣液比相對較大的富液相包裹體-含子礦物包裹體組合。之后，成礦流體溫度迅速下降至220 ℃左右時，在成礦晚階段與淺部含鈾含氧水發(fā)生混合作用，H2被大量消耗變成了相對的氧化環(huán)境，形成了鈦鈾礦+瀝青鈾礦+中粗晶磷灰石+淡紫色螢石+細晶石英等礦物組合，表現(xiàn)為成礦流體的混合作用，具有少量富氣相包裹體-氣液比較小的富液相包裹體組合。

6 結(jié) 語

(1)江西相山礦田鄒家山鈾礦床特富礦石中磷灰石可分為兩類。一類為微晶磷灰石(Ap1型)，含黑色礦物包裹體，晶形較差，形狀不規(guī)則，粒度小，呈淡黃色或暗灰色，透明度較差，呈微粒狀、蠕蟲狀等，與鈦鈾礦明顯共生，推測為主成礦階段產(chǎn)物；與這類磷灰石共生的主要有微晶石英和紫黑色細晶螢石，同屬主成礦階段產(chǎn)物。另一類為中粗晶磷灰石(Ap2型)，自形程度高，形狀規(guī)則，部分呈六方柱形，粒度大，部分還可見加大邊發(fā)育；這類磷灰石圍繞鈦鈾礦或瀝青鈾礦生長，為成礦晚階段產(chǎn)物。

(2)激光拉曼光譜成分分析表明，鄒家山鈾礦床紫黑色細晶螢石中包裹體氣體成分主要為H2，微晶石英中包裹體氣體成分主要為O2和CO2，指示了成礦流體中的氣體組分以H2、O2為主，可能含有少量的CO2。成礦早階段成礦流體可能為富H2的還原性流體，成礦晚階段氧逸度增加，可能為更富O2的氧化性流體。

(3)鄒家山鈾礦床主成礦階段流體包裹體均一溫度為270 ℃～330 ℃，而成礦晚階段流體包裹體均一溫度為180 ℃～220 ℃；主成礦階段和成礦晚階段流體包裹體鹽度變化范圍均較窄，為4%～10% NaCleq，主要為7%～8% NaCleq，屬于低鹽度流體?？傮w上，從主成礦階段至成礦晚階段，流體包裹體均一溫度和鹽度均呈緩慢降低的趨勢，成礦流體由中(高)溫中低鹽度富H2的還原性流體向中低溫低鹽度富O2的氧化性流體演化，成礦流體的沸騰作用和混合作用是鈾成礦的主要機制。