湖南中山鈾礦床蝕變分帶特征、元素遷移規(guī)律及其對成礦流體的約束

顏越，吳湘濱，歐陽平寧，王前林，劉鑫揚，蔣紅安

（1.中南大學 地球科學與信息物理學院，湖南 長沙 410083；2.中南大學 有色金屬成礦預測與地質環(huán)境監(jiān)測教育部重點實驗室，湖南 長沙 410083；3.核工業(yè)二三〇研究所，湖南 長沙 410007；4.中國鈾業(yè)有限公司，北京 100013）

不同礦種存在不同的圍巖蝕變類型及差異明顯的元素遷移特征，蘊藏著成礦流體成分、溫壓、pH 值等成礦信息。系統(tǒng)分析熱液蝕變作用過程中元素含量的相對變化，對揭示熱液蝕變過程中元素遷移規(guī)律和探討熱液蝕變機理提供依據，同時對礦床成因和成礦環(huán)境提供依據。準確限定蝕變過程中元素遷移的種類和程度，是正確認識這些地質過程的前提和關鍵。Guo 等（2009）［1］和郭順等（2013）［2］在綜合研究Grant（1986）［3］的Isocon 圖解的基本思想基礎之上建立了標準化Isocon 圖解法，是目前研究元素遷移規(guī)律常用方法。王翠云等（2012）［4］、張婷等（2014）［5］、張炳林等（2017）［6］、張濤（2018）［7］運用Isocon 圖解在熱液型Cu、Au 礦床開展了相關研究，確定了元素地球化學行為。鐘軍等（2016）［8］、李海東等（2016）［9］、劉軍港等（2017）［10］、宋凱等（2019）［11］、吳德海等（2019）［12］將“標準化Isocon 圖解法”應用于鈾礦床的熱液蝕變研究中，實際效果良好。

中山鈾礦床位于湖南省汝城地區(qū)，由核工業(yè)二三〇研究所近年新發(fā)現(xiàn)，規(guī)模達中型［13］。礦床屬于華南典型的花崗巖型熱液鈾礦床，處于我國華南鈾礦省諸廣山鈾成礦帶鹿井礦田外圍的南西地帶“三九”地區(qū)?！叭拧钡貐^(qū)目前已發(fā)現(xiàn)九曲嶺鈾礦床、九龍江鈾礦床、九龍徑鈾礦床、中山鈾礦床、秀才洞鈾礦床、牛頭尾鈾礦床等及一批潛力鈾礦點。礦床發(fā)現(xiàn)較新，研究程度低。

本文選取礦區(qū)具代表性的55 號勘探線，系統(tǒng)采集圍巖、蝕變巖及礦化中心礦石樣品，進行微量和稀土元素地球化學特征分析，應用“標準化Isocon 圖解法”開展蝕變過程中元素遷移規(guī)律研究，嘗試對礦床成礦物質來源、成礦流體來源和性質進行約束，以期能夠進一步理清中山鈾礦床的成礦作用特征和成礦機理，為總結礦區(qū)成礦規(guī)律和鈾礦找礦工作提供依據。

1 區(qū)域地質概況

中山鈾礦床位于華夏古陸湘桂粵海西-印支凹陷與閩贛后加里東隆起的交匯部位，南華活動帶北緣，華南多期復合造山帶內的諸廣山巖體中南部，北東毗鄰鹿井鈾礦田，東鄰長江鈾礦田，南鄰城口礦田，構造區(qū)位特殊，屬諸廣山鈾成礦帶（圖1）。中山鈾礦床是“三九”地區(qū)重要的礦床之一，目前已達中型規(guī)模［13］。區(qū)內出露震旦紀-寒武紀的黑色沉積巖系地層［14］，主要為震旦系埃岐嶺組、寒武系香楠組和茶園頭組。區(qū)域巖漿活動頻繁，表現(xiàn)為多期次多階段侵入的復式巖體，以酸性巖漿為主。

圖1 中山鈾礦床大地構造位置略圖（據Hu et al.，2008［15］；Bonnetti et al.，2017［16］；杜國森等，2012［17］）Fig.1 Tectonic location and sketch regional geology map of Zhongshan uranium deposit

2 礦床地質特征

研究區(qū)內出露的地層有新元古界震旦系埃歧嶺組（Za）、下古生界寒武系香楠組（?x）和茶園頭組（?cy）（圖2）。香楠組分為下、中、上三段。

區(qū)內出露的巖漿巖主要為諸廣山復式巖體中段的印支期和燕山期花崗巖（圖2）。印支晚期巖漿產物桃金洞花崗巖鋯石U-Pb 年齡為（204±2.1）Ma［18］；燕山早期第二階段中棚花崗巖呈巖株、巖枝狀，為灰白色-肉紅色、細粒-中細粒含白云母黑云母花崗巖，鋯石U-Pb 年齡為（148.2±1.9）Ma［19］；燕山早期第一階段九峰花崗巖為灰白色肉紅色黑云母二長花崗巖，巖瘤狀，鋯石U-Pb定年結果為（162.9±2.3）Ma［19］。

圖2 中山鈾礦床地質圖Fig.2 Geological sketch of Zhongshan uranium deposit

研究區(qū) 發(fā)育有NE、EW、近SN 向3 組控（含）礦斷裂，局部發(fā)育NNW 向角礫巖帶組。這幾組構造的交匯挾持部位控制了區(qū)內鈾礦體展布。NE 向含礦構造以F1、F2、F5、F6、F7為主，鈾礦化主要賦存在這些構造及上下盤的次級構造內，該構造帶組內已控制礦體長度達1.08 km。EW 向構造 主要為F16、F17、F18、F20、F21、F22、F24、F25、F26、F27、F28、F29等控（含）礦構造，構造內主要為紫紅色的微晶石英脈膠結硅化花崗碎裂巖，礦化較好。近SN 向構造帶組主要包括F8、F9、F10、F13等構造，構造帶寬約3 m，主要為硅化碎裂角礫巖，原巖為肉紅色細粒-中細粒二云母二長花崗巖，見較多的淺紅色微晶石英脈穿插充填，局部有紫紅色玉髓脈充填，角礫有花崗巖角礫和白色塊狀石英角礫，發(fā)育硅化、赤鐵礦化等蝕變，對成礦較為有利。

鈾礦化受斷裂控制，礦體產狀與含礦斷裂一致（圖3）。礦體主要賦存于貫穿花崗巖內外帶的NE 向F2、F5和SN 向F8斷裂中。礦體較集中，沿走向、傾向延伸穩(wěn)定，主礦體較明顯，品位較富，厚度較大，延伸較穩(wěn)定。礦化往深部有變富變厚的趨勢。

圖3 中山鈾礦床55 號勘探線剖面圖及采樣位置圖Fig.3 Section and sampling location of the No.55 exploration line of Zhongshan uranium deposit

礦物組合形式主要為鈾-赤鐵礦型、鈾-黃鐵礦型、鈾-玉髓型、鈾-螢石型、鈾-方解石型，以前兩者最重要。礦石礦物為瀝青鈾礦、鈾黑、硅鈣鈾礦、鈣鈾云母等，伴生有赤鐵礦、黃鐵礦、褐鐵礦和少量輝銻礦。

3 蝕變類型及蝕變帶特征

3.1 蝕變類型

區(qū)內巖漿活動頻繁，構造發(fā)育，熱液活動普遍，發(fā)育硅化、赤鐵礦化、黃鐵礦化、堿性長石化、絹（水）云母化、綠泥石化、碳酸鹽化及螢石化等（圖4）。其中，對鈾礦化最有利的圍巖蝕變?yōu)辄S鐵礦化、赤鐵礦化、硅化（黑色、紅色硅質脈）、碳酸鹽化及螢石化，當以上蝕變有兩種或兩種以上同時出現(xiàn)時對鈾礦化更有利。蝕變主要沿斷裂構造發(fā)育，蝕變強度、疊加程度由斷裂構造中心部位→斷裂兩側→兩側圍巖逐漸減弱。

硅化是區(qū)內最常見的一種近礦圍巖蝕變，多分布于斷裂中心，成礦各期次均可出現(xiàn)（圖4a、b）。其中紅色、暗紅色或雜色微晶石英、玉髓，呈微裂隙滲濾的脈體交代圍巖，與赤鐵礦化伴隨發(fā)育，為成礦期蝕變，是重要的找礦標志及鈾礦化的主要聚集體。成礦早期及晚期白色石英脈，常沿斷裂構造裂隙充填，與圍巖基本未發(fā)生物質交換。

赤鐵礦化是鈾礦床中的重要成礦期蝕變，呈彌散狀、云霧狀分布在長石、微晶石英及巖石基質中，在斷裂構造發(fā)育、巖石高度破碎或者堿性長石孔隙度高、透水性強的巖石內普遍發(fā)育（圖4c）。按照其產出形式不同，可分為兩個階段：第一個階段赤鐵礦以微粒狀或超顯微粒狀、浸染狀于長石礦物表面和解理紋中，呈云霧狀、塵點狀散布于石英脈的上、下盤巖石中，蝕變寬幾十厘米至數米，是伴隨硅質脈體侵位所產生的一種赤鐵礦交代長石礦物的蝕變；第二階段赤鐵礦呈細脈狀、微細脈狀產出，是本區(qū)重要的含礦脈體之一。在大部分情況下，赤鐵礦蝕變強度與鈾礦化有一定的依存關系：赤鐵礦化巖石的顏色越深，其鈾品位也越高，反之越低。

黃鐵礦化在成礦各期次普遍發(fā)育，是鈾礦化重要的指示礦物（圖4d），按產出形式可分為兩類：呈浸染狀交代或充填造巖礦物微裂隙；呈斷續(xù)絲脈、細脈充填巖石或礦物微裂隙。按黃鐵礦晶形可分為兩種：一種呈自形-半自形，另一種呈膠狀他形集合體。黃鐵礦化與赤鐵礦化、綠泥石化、水云母化共生，且多與石英脈、硅質脈伴生產出。成礦期黃鐵礦往往呈膠狀、他形，被鈾礦物包裹。

堿交代主要為鉀長石化（圖4e），呈獨立的蝕變體產出，交代后的巖石中鉀長石含量增加，石英含量明顯減少，黑云母大部分被綠泥石或白云母交代。鉀長石化往往伴隨赤鐵礦化，構成華南熱液型鈾礦床中普遍發(fā)育的紅化，為重要的成礦期蝕變。

絹（水）云母化（圖4f）在研究區(qū)普遍發(fā)育，主要為斜長石被絹（水）云母交代，且沿構造裂隙呈線狀或面狀分布，空間上位于鈾礦化邊緣帶。

綠泥石化主要為圍巖中黑云母遭受熱液交代，蝕變?yōu)榫G泥石，與赤鐵礦化、絹（水）云母化形成疊加蝕變帶，巖石呈暗綠色，常沿斷裂構造呈線型分布于斷裂兩側破碎帶中，綠泥石化往往伴隨著成礦物質的釋放。

碳酸鹽化多呈細脈狀、網脈狀充填于巖石裂隙中（圖4e、g）。

螢石化沿含礦構造帶分布，以細脈、微脈狀為主（圖4h、i）。與鈾礦化有關的是紫黑色螢石膠結角礫巖，淺色和結晶較好的晚期螢石與礦化無關。

圖4 中山鈾礦床典型蝕變特征Fig.4 Photos showing typical alteration in Zhongshan uranium deposit

3.2 礦化蝕變帶

通過對礦區(qū)地表和鉆孔巖心的編錄觀察，礦化與蝕變的空間分布可以劃分為礦化中心帶（Ⅰ）、近礦旁蝕變帶（Ⅱ）、遠礦蝕變帶（Ⅲ）和圍巖（Ⅳ）（圖5）。礦化蝕變帶在蝕變組合和礦物組合等方面具有自礦化中心向兩側呈對稱的分帶特征。

圖5 中山鈾礦床蝕變分帶示意圖Fig.5 Schematic diagram showing the alteration zonation in Zhongshan uranium deposit

礦化中心帶（Ⅰ）：主要為礦化體或工業(yè)礦體地段，發(fā)育在斷裂破碎帶內，呈帶狀或透鏡狀，主體呈豬肝紅或深灰色，蝕變作用最強，幾乎疊加了礦區(qū)所有蝕變，主要蝕變組合為硅化＋赤鐵礦化＋黃鐵礦化＋鉀長石化＋絹（水）云母化±螢石化±碳酸鹽化。近礦蝕變帶（Ⅱ）：主要發(fā)育在斷裂構造破碎帶內，與礦化中心帶呈漸變過渡關系，巖石碎裂，主要呈肉紅色或淺綠色，蝕變強度相比礦化中心帶減弱，主要蝕變組合為鉀長石化＋綠泥石化＋絹（水）云母化＋弱硅化＋弱赤鐵礦化＋弱黃鐵礦化±碳酸鹽化。遠礦蝕變帶（Ⅲ）：主要發(fā)育在斷裂構造破碎帶邊緣，巖石碎裂程度低，整體呈肉紅色，整體蝕變較弱，主要蝕變組合為鉀長石化＋絹（水）云母化＋綠泥石化±碳酸鹽化。圍巖（Ⅳ）：主要為灰白色中細粒二云母花崗巖和灰白色中粗粒似斑狀黑云母花崗巖，巖石呈花崗結構或似斑狀結構，塊狀構造，基本未發(fā)生蝕變。

4 樣品采集及測試

選取中山鈾礦床具有代表性的55 號勘探線為研究對象，在該勘探線中施工的5 個鉆孔中系統(tǒng)采集8 件樣品，采樣位置見圖3，樣品清單見表1。開展微量、稀土元素測試分析，進行蝕變過程元素運移規(guī)律研究，確定鈾成礦過程中流體的運移方式，指出中山地區(qū)下一步鈾礦勘查方向。

表1 中山鈾礦床樣品信息Table 1 Sample information of Zhongshan uranium deposit

采集的樣品進行碎樣處理，在瑪瑙研缽中磨至200 目，微量、稀土元素測試分析在核工業(yè)二三〇研究所分析測試中心完成，利用Finnigan-MAT Elment型高精度電感耦合等離子質譜儀（ICP-MS）進行測定，檢測限優(yōu)于0.5×10-9，相對標準偏差小于5%。測試結果見表2。

表2 中山鈾礦床各樣品微量、稀土元素含量/10-6Table 2 The content of trace and rare earth elements(10-6)in samples of Zhongshan uranium deposit

5 元素地球化學特征

5.1 微量元素

圍巖→蝕變巖石→礦化中心，各樣品具有相似微量元素特征（圖6）。以富集大離子親石元素（LILE）Rb、Cs、U、Li，強烈虧損Ba、Sr、Eu 為特征；高場強元素（HIFS）Th 相對穩(wěn)定，Y 和Pb 相對富集；過渡族元素Sc、V、Cr、Co、Ni 明顯虧損，Cu、Mo、As、Bi、Be、Ba 等元素富集。其中Ba、Sr、Eu 虧損可能主要由于部分熔融過程中源區(qū)殘留的斜長石，或者成巖過程中斜長石的分離結晶作用引起［20-22］。圍巖物質組分與礦化中心成礦流體具有繼承關系或同源特征。

圖6 中山鈾礦床各樣品微量元素蛛網圖（原始地幔數據據Sun and Mc Donough，1989［23］）Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of rocks from Zhongshan uranium deposit

5.2 稀土元素

各樣品稀土元素含量見表2，稀土元素特征參數見表3，球粒隕石數據據Anders and Grevesse（1989）［24］。

表3 中山鈾礦床各樣品稀土元素特征值Table 3 Characteristic values of rare earth elements of samples from Zhongshan uranium deposit

各樣品稀土元素總量介于（43.01～172.72）×10-6，平均為121.11×10-6；輕重稀土比值介于1.21～3.55，平均為2.23；（La/Yb）N值介于0.48～2.28，平均為1.29；（La/Lu）N值介于0.47～2.31，平均為1.32；表明輕重稀土分餾較弱；（La/Sm）N值介于0.65～1.61，平均為1.18，表明輕稀土分餾較弱；（Gd/Yb）N值介于0.61～1.07，平均為0.76，表明重稀土分餾弱；δEu 介于0.01～0.15，平均為0.08；δCe 介于0.81～1.05，平均為0.94；T1，3值介于1.06～1.20，平均為1.13；配分曲線呈海鷗型（圖7）。

圖7 中山鈾礦床各樣品稀土元素配分曲線圖Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of rocks from Zhongshan uranium deposit

6 質量平衡計算與元素遷移特征

標準化Iscon 圖解法可以同時對多個樣品體系組分質量轉移進行平衡研究。因此，對樣品體系中不活潑組分確定，顯得十分關鍵。李海東等（2016）［9］、劉軍港等（2017）［10］、吳德海等（2019）［12］在華南熱液鈾礦蝕變特征研究中，選擇Al2O3為不活動組分，得出的結論與事實吻合度較高。王正慶等（2018）［25］選擇Ti 為不活動組分。郭順等（2013）［2］、宋凱等（2019）［11］選擇Yb 作為不活動組分。

本文依據前人在質量平衡研究方面的成果，結合元素的活動性、原巖的均勻分布程度以及蝕變作用、元素的含量等，確定Yb 為不活動組分，進行質量平衡研究。標準化Iscon 圖解法具體分析方法參考郭順等（2013）［2］和Guo 等（2009）［1］。

中山礦床微量元素標準化數據、投圖數據及遷移率數據見表4，遷移率及其標準化Isocon圖解見圖8。各樣品Sb、Co、Mo、Ni、Be、Th、Sr、As、Ba、Cs、Pb、Li、Rb、V、U 元素在Isocon 線上方，在蝕變過程中表現(xiàn)為遷入；Bi、Sc、Tb、Tm、Lu、Ho、Tl、Dy、Er、Gd 元素相對穩(wěn)定，蝕變作用沒有使其發(fā)生物質交換。Cr、Ga、Zn 元素含量從新鮮巖石→蝕變巖石→礦化中心逐漸丟失；Cs、Li、W、U 元素含量從新鮮巖石→蝕變巖石→礦化中心逐漸增加。As、Ba、Sr、U、W、Ce、Eu等元素在礦化中心遷入率最高；Co 在礦化中心遷入率最低，且顯示從深部至淺部含量逐漸增加（圖9）。

圖8 中山鈾礦各樣品微量、稀土元素標準化Isocon 圖解Fig.8 Standardized Isocon diagram of trace and rare earth elements of samples from Zhongshan uranium deposit

表4 中山鈾礦床各樣品質量平衡計算數據Table 4 Mass balance calculation data of samples from Zhongshan uranium deposit

圖9 中山鈾礦各樣品元素質量平衡遷移率/%對比圖Fig.9 Comparison chart of element mass balance migration of samples from Zhongshan uranium deposit

7 元素遷移規(guī)律及機制

U 在礦化中心遷移率最大，靠近圍巖逐漸減弱；而與U 地球化學特征相似的Th 同樣表現(xiàn)遷入?？傮w上，Bi 在礦化中心遷出率最高；As、Ba、Sr、U、W、Ce、Eu 等元素在礦化中心遷入率最高；Co 在礦化中心遷入率最低，且Co 顯示從深部至淺部含量逐漸增加。成礦元素在富集中心高度集中，與圍巖存在截然界線。

牟保磊（1999）［26］研究提出，花崗巖中的稀土元素主要賦存在副礦物中（如鋯石、榍石、褐簾石、磷釔礦、獨居石等），造巖礦物中較少。王翠云等（2012）［4］、劉軍港等（2017）［10］提出在熱液型礦床中，巖漿-熱液作用對稀土元素含量變化起主導作用。稀土元素隨著原子序數的增加，離子半徑越來越小，與F-、［HCO3］-、［CO3］2-、［PO4］3-等形成絡陰離子的能力和穩(wěn)定性越來越強，即HREE 形成絡合物的能力和穩(wěn)定性大于LREE，且在熱液中遷移能力比LREE更強。鈾主要以鈾酰離子（如［UO2F3］-、［UO2F4］2-、［UO2（CO3）3］4-等）的形式在熱液流體中運移，而HREE 與U、Th 的地球化學行為非常類似，相對于LREE 更容易形成碳酸鹽和氟化物的絡合物（如［REE（CO3）3］3-和［REEF6］3-）在熱液流體中遷移。李海東等（2016）［9］、張濤等（2020）［27］研究發(fā)現(xiàn)熱液鈾礦床中成礦流體富稀土元素這一特征。研究區(qū)礦化中心稀土元素整體為遷入，且LREE 遷入率大于HREE，與上述觀點相符，成礦流體富集REE。

8 成礦物質來源的約束

中山鈾礦床賦礦圍巖（九峰花崗巖和中棚花崗巖）具有較高的U 含量（平均為18.4×10-6），遠高于中國東部上地殼鈾平均值（1.55×10-6）［28］；Th/U 值較低（介于0.61～0.70），具備為區(qū)內鈾成礦提供充足鈾源的潛力。

在地質過程中，Sm/Nd 值是指示成礦物源和成礦作用特征一重要指標，Sm 和Nd 元素具有較強的抗干擾能力［29］。研究區(qū)圍巖、蝕變巖、礦化中心Nd-Sm 雙對數圖解上（圖10a），相關系數R2=0.76，指示Nd-Sm 之間相關性明顯；在稀土元素總量∑REE 與輕重稀土比值（LREE/HREE）N對比分析（圖10b）中［30］，圍巖→蝕變巖石→礦化中心，各樣品分布較集中；在圖10c 中，Y 和∑REE 在圍巖、蝕變巖石及礦化中心含量相對較低，Y 和∑REE 表現(xiàn)較好相關性，顯示成礦物質與圍巖存在親緣性；在圖10d 中，Sm/Nd-LREE/HREE 圖解相關性較好。可見，熱液蝕變作用未改變各類巖石稀土配分模式，蝕變巖及礦化中心基本保留圍巖稀土特征，表明成礦物質與圍巖物質組成具有相似性或繼承性。

圖10 各樣品元素圖解Fig.10 Elemental diagram of samples

但是通過質量平衡計算發(fā)現(xiàn)，與成礦關系最為直接的U 元素在礦化中心遷入率最大，且與蝕變巖、圍巖中U 遷入率呈突變關系，顯然與近礦的圍巖提供鈾來源有些不符。假設近礦圍巖提供鈾源，在橫向上，U 含量從圍巖→蝕變巖→礦化中心，應該存在一個U 含量逐漸增加過程，且需要構造-熱事件持續(xù)的作用于圍巖，使圍巖中U 活化，向礦化中心遷移、沉淀，這一過程必然導致圍巖發(fā)生蝕變，但事實是近礦圍巖基本未發(fā)生蝕變，且U 含量在礦化中心顯示突變，與蝕變巖、圍巖并非漸變。假設鈾源來自深部的富鈾地質體，成礦流體運移將以垂向為主導，富鈾地質體在有利的構造熱驅動下，成礦流體從深部高熱場通過導礦構造向淺部運移，在物理、化學等界面轉換位置沉淀成礦，然而高熱場成礦流體通過淺部低熱場巖石時，必然會引起兩側巖石發(fā)生蝕變，在平面上表現(xiàn)為水平蝕變分帶特征。華南花崗巖型鈾礦床中，主要的礦石礦物瀝青鈾礦以礦脈形式存在，這說明成礦流體中U 含量非常高，可能相當于礦液，且成礦流體沉淀時間短，成礦非?？焖?，近礦圍巖很難提供這樣的成礦流體。吳仁貴等（2018）［31］提出熱液鈾礦中鈾源主要來自深部高熱場的富鈾地質體，而非低熱場的成礦周邊富鈾地質體；巫建華等（2017）［32］提出的熱液型鈾礦對巖漿巖的巖性巖相沒有選擇性，鈾礦床明顯受斷裂構造（斷層、破裂帶和裂隙群）控制；陳正樂等（2013）［33］研究相山鈾礦控礦因素提出的斷裂構造通過控制巖石的變形行為控制了礦體產出，進而解釋了所謂的“巖性控礦”現(xiàn)象；張濤等（2020）［27］通過對桂北向陽坪鈾礦床中礦石礦物開展LA-ICP-MS 微區(qū)原位稀土分析，發(fā)現(xiàn)礦石礦物稀土元素富集顯著，稀土元素配分模式與圍巖、蝕變巖存在較大差異，兩者親緣性不明顯，提出鈾主要來自深部熱液，圍巖貢獻不顯著觀點；李海東等（2016）［9］提出赤鐵礦化可作為深部找礦標志。綜合分析認為，賦礦圍巖和深部富鈾地質體均可能為中山鈾礦床提供鈾源，鈾源具多來源和深源性。

9 成礦流體來源與性質

花崗巖中鈾多以離子的形式賦存在晶質鈾礦、鋯石、獨居石、磷釔礦等副礦物中，巖漿水氧逸度無法使U4＋氧化成U6＋進行遷移、富集和成礦。中山鈾礦床賦礦圍巖九峰花崗巖鋯石U-Pb 年齡為（162.9±2.3）Ma，中棚花崗巖鋯石U-Pb 年齡為（148.2±1.9）Ma［19］。而研究區(qū)主要存 在25～15 Ma、45～35 Ma、65～55 Ma、105～95 Ma 等4 個主要成礦期［13］，礦巖時差較大，遠大于花崗巖固結成巖時間，限定了花崗質巖漿水不太可能成為中山鈾礦床的成礦流體來源。

劉叢強等（2002）［34］、王翠云等（2012）［4］、劉軍港等（2017）［10］、張濤等（2020）［27］研究表明稀土元素在熱液循環(huán)過程中存在帶入帶出，研究區(qū)稀土元素在蝕變過程至礦化中心富集（圖9）。樣品中Sm/Nd、Y/Ho、（La/Pr）N值可以指示成礦流體性質。研究區(qū)圍巖→蝕變巖→礦化中心，Sm/Nd、Y/Ho、（La/Pr）N值變化趨勢不明顯。Sm/Nd 值介于0.32～0.49，平均為0.39；Y/Ho 值介于24.25～32.63，平均為30.08；（La/Pr）N值介于0.93～1.28，平均為1.13。Wang 等（1982）［35］研究表明，Sm/Nd＜0.33 為殼源，Sm/Nd＞0.33 為幔源，指示成礦過程具有深源物質參與，李海東等（2016）［9］研究相山李家?guī)X鈾礦，顯示成礦流體具深源性；初始地幔Y/Ho 值為27.74，各樣品中Y/Ho 值范圍較大，表明成礦流體存在深源和大氣降水多來源；Bau and Dulski（1995）［36］認為地幔流體（La/Pr）N值一般較高，而大氣降水（La/Pr）N值一般較低，樣品中（La/Pr）N值較低，表明成礦流體主要來自殼源大氣降水。韓嚀文和馬振東（2003）［37］提出在還原條件下Th/U 值增加，在氧化條件下Th/U 值降低，中山鈾礦床中礦化中心Th/U 值明顯低于圍巖（圍巖Th/U 值介于0.61～0.70，礦化中心Th/U 值為0.01），表明成礦流體具有相對高氧逸度的特征。地幔流體具低氧逸度的特征，與鈾以U6＋形式遷移所需的高氧逸度條件相矛盾，凌洪飛（2011）［38］認為成礦過程中必然存在高氧逸度的流體大氣降水與地幔流體混合。

Ce、Eu 在氧化還原條件下呈現(xiàn)不同的價態(tài)，導致在不同地球化學環(huán)境中產生不同程度的分餾，從而形成Ce、Eu 的異常。研究區(qū)圍巖→蝕變巖→礦化中心均表現(xiàn)出強烈虧損（δEu值介于0.01～0.15，平均為0.08）。Eu 負異常指示圍巖中長石發(fā)生熱液改造，是熱液型鈾礦化典型特征之一。在成礦流體中通常呈Eu3＋，在相對還原條件下部分轉變?yōu)镋u2＋，與其他稀土元素分離。鈾成礦作用經歷氧化-還原環(huán)境轉變，成礦流體在氧化環(huán)境攜帶Eu3＋運移，在相對還原環(huán)境沉淀成礦，同時Eu3＋轉變?yōu)镋u2＋與其他稀土元素分離，造成礦化中心及蝕變影響帶負Eu 異常。這與熱液型鈾礦床中鈾以＋6價鈾酰類形式遷移，經還原作用鈾以＋4 價沉淀成礦認識一致。與石少華等（2011）［39］、張濤等（2020）［27］研究桂北苗兒山花崗巖型鈾礦認識一致。δEu 值整體變化差異較小，暗示成礦環(huán)境的氧化還原特征較為穩(wěn)定。

δCe 主要受控于體系的氧化還原環(huán)境，在還原環(huán)境中，Ce 主要以Ce3＋形式存在，δCe＞1；在氧化環(huán)境中，Ce 以Ce4＋形式存在，δCe＜1。樣品中δCe 值介于0.83～1.05，平均為0.94，總體上Ce 顯示微弱異常。同樣δCe 值整體變化不明顯，暗示成礦環(huán)境的氧化還原特征較為穩(wěn)定。

研究區(qū)九峰花崗巖和中棚花崗巖T1，3=1.06～1.20，平均為1.13，伴隨異常明顯Eu 負異常的“M”型四分組效應，Takahashi 等（2002）［40］研究提出水-巖作用是造成“M”和“W”型四分組效應共軛分布的原因。趙振華等（1992）［41］和Irber（1999）［42］認為高演化的花崗巖在晚期與富揮發(fā)分（F、Cl）流體的相互作用是造成稀土元素四分組效應的重要控制因素。高程度演化的晚階段花崗巖均具有“M”型的元素四分組效應。富F 體系中四分組效應最強。九峰花崗巖和中棚花崗巖高Rb/Sr 值（介于26.6～85.0）及明顯的Eu 負異常（0.01～0.15），表明巖漿經歷了強烈的結晶分異作用。蘭鴻鋒（2015）［19］提出中棚花崗巖Zr/Hf 值指示流體作用存在，且礦床中發(fā)育較強的螢石化，認為九峰花崗巖、中棚花崗巖中稀土元素表現(xiàn)出的四分組效應與巖體高度演化和流體的相互作用有關。具有稀土元素四分組效應的花崗巖經歷強烈的分離結晶作用和流體的作用可以導致?lián)]發(fā)分H2、F、Cl 和B 等的富集，含F(xiàn) 和Cl 等元素的流體能夠增強U 的活動性，有利于U的富集成礦。

綜合礦化蝕變特征、微量和稀土元素的含量特征、比值特征以及元素的遷移特征，認為中山鈾礦床的成礦流體在成分上富含揮發(fā)分（F、Cl 等）、堿金屬元素（Cs、Rb），性質上具有相對高的氧逸度，其來源是深部流體與經歷了深循環(huán)大氣降水的混合成因流體，具有穩(wěn)定成礦環(huán)境，有利于成礦作用。

10 結論

1）中山鈾礦床蝕變作用發(fā)育，圍巖發(fā)育的黃鐵礦化＋赤鐵礦化＋硅化（黑色、紅色硅質脈）±碳酸鹽化±螢石化疊加熱液蝕變，對鈾礦化最有利。

2）V、Zn、Rb、Mo、Pb、As、Ba、Bi、Sr、U、W、REE 等元素在礦化中心遷入，As、Ba、Sr、U、W、Ce、Eu 等元素在礦化中心遷入率最大，對鈾礦化具有較好指示作用。

3）中山鈾礦床中鈾源可能來自賦礦圍巖和深部富鈾地質體，具多來源和深源性。

4）中山鈾礦床成礦流體在成分上富含揮發(fā)分F、Cl 等和堿金屬元素Cs、Rb，性質上具有相對高的氧逸度，是深部流體與經歷了深循環(huán)大氣降水的混合成因流體。