广西花山铀矿床氧化带中铀酰矿物特征、成因及其勘查指示意义

付 伟, 冯佐海, 黄永高, 柴明春, 康志强, 余 勇 ,杨梦力, 江超强

1)桂林理工大学广西矿冶与环境科学实验中心, 广西桂林 541004;

2)桂林理工大学地球科学学院, 广西桂林 541004

广西花山铀矿床氧化带中铀酰矿物特征、成因及其勘查指示意义

付 伟1,2), 冯佐海1,2), 黄永高2), 柴明春2), 康志强1,2), 余 勇1,2),杨梦力2), 江超强2)

1)桂林理工大学广西矿冶与环境科学实验中心, 广西桂林 541004;

2)桂林理工大学地球科学学院, 广西桂林 541004

本文分析了广西花山铀矿床氧化带中铀酰矿物的类型、组合及赋存特征, 探讨铀酰矿物的成因机制及其对深部铀矿体勘查的指示意义。研究发现, 花山铀矿床氧化带中铀酰矿物的类型非常复杂, 长冲、白石脚和糙米坪等三个矿点出现不同的铀酰矿物组合。长冲矿点发育准钙铀云母、钙铀云母和硅钙铀矿等铀酰磷酸盐和铀酰硅酸盐组合, 铀酰矿物的阳离子组分以富Ca为特点; 白石脚矿点出现硅铅铀矿和斜磷铅铀矿等铀酰硅酸盐组合, 铀酰矿物的阳离子组分以富Pb为特点; 糙米坪矿点出现翠砷铜铀矿、铜铀云母和脂状铅铀矿等铀酰磷酸盐、铀酰砷酸盐和铀酰氢氧化物组合, 铀酰矿物的阳离子组分以富Cu和As等为特点。花山铀矿床中的铀酰矿物是原生铀矿物(推断为沥青铀矿)在氧化环境下发生次生沉淀作用而形成的, 三个矿点铀酰矿物组合的差异归因于原生铀矿体元素地球化场、地下水中络阴离子类型和地下水介质 pH环境等多种因素的耦合。研究认为, 铀矿床氧化带中的铀酰矿物对于指导深部盲矿勘查具有一定的指示意义。在花山地区, 铀酰矿物沿断裂带出现大规模的垂向分布, 它的发育位置大致记录了原生铀矿体的产状特征,而铀酰矿物的含量和类型则有助于提供原生铀矿石品位和硫化物含量等重要的成矿信息。本研究预测, 在花山矿区内的糙米坪和白石脚矿点仍然存在发现氧化型铀矿体的良好潜力。

铀酰矿物; 铀矿床; 氧化带; 花山; 广西

广西贺州市花山铀矿是我国核工业“开业之石”的产地。1943年, 有中国“铀矿之父”称号的南延宗先生在广西花山地区黄羌坪一带发现了我国第一块铀矿标本。之后, 关于广西花山地区的铀矿资源逐渐引起了业界的关注, 原中央地质调查所会同资源委员会的徐克勤、原广西三队、核工业〇三七大队及广西〇三一核地质大队等专家和单位陆续在该地区开展了勘查工作, 并发现了一批矿体。21世纪以来, 随着国家对铀矿床勘查的日渐重视, 花山铀矿床又成为广西大规模找矿突破的重点之一, 找矿勘查工作不断推进。值得注意的是, 尽管花山铀矿床的勘查历史已有70余年, 但相关的科学研究却极其有限。早期, 南延宗和吴磊伯对花山铀矿床的矿物学特征开展过初步描述(南延宗等, 1943, 1944),徐克勤对矿床的成矿地质特征进行了总结研究(徐克勤, 1946), 之后除了一些生产性的勘探报告外,鲜有关于花山铀矿床基础地质研究的公开报道。

为深化对广西花山铀矿床成矿规律与矿床成因的认识, 并为指导该矿床的勘查提供新的科学依据,在前人工作的基础上, 本文重点研究花山铀矿床氧化带中的铀酰矿物, 因为铀酰矿物是氧化型铀矿体的主要矿石矿物, 同时它对于理解 U元素的表生地球化学行为、重建铀矿物的表生演变序列、反演表生环境演化、指导原生铀矿体的勘查以及处置核废料等方面都具有重要的意义(叶夫谢耶娃等, 1980;别洛娃, 1981; 卢龙等, 2006; Hazen et al., 2009; Alexandre et al., 2012; Göb et al., 2013)。本研究旨在深入揭示该花山矿床氧化带中铀酰矿物的主要类型、矿物组合及其矿物赋存规律, 分析其成因机制并探讨铀酰矿物对深部铀矿体勘查的指示意义。

1 矿床地质特征

研究区处于湘桂两省交界处, 主体出露于广西东北部的富川、贺州和钟山地区(常简称富贺钟地区)。在大地构造位置上, 研究区位于华南地区扬子板块与华夏板块在三叠纪的最终拼合带上, 北西为扬子板块, 南东为华夏板块。由于地处板块拼合带的特殊地质背景, 区内中酸性岩浆岩极其发育, 南岭地区最壮观的东西向中生代花岗岩带: 花山—姑婆山—大东山—贵东—寨背—武平花岗岩带, 即从研究区内贯穿而过。值得注意的是, 这条花山—姑婆山—大东山—贵东—寨背—武平花岗岩带也同时是华南地区的一条大型铀矿床成矿带(胡瑞忠等,2007; 杨尚海, 2010), 如诸广岩体南部的长江铀矿田、澜河铀矿田、鹿井铀矿田及贵东岩体的下庄铀矿田等都发育这条带上。

花山铀矿床产在桂东北地区的花山杂岩体内。该岩体的主体岩性为花岗岩, 平面上呈浑圆状, 出露面积约 600 km2, 侵位发生于中晚侏罗世之交的特提斯构造域向太平洋构造域转换时期(Feng et al.,2011), 同位素年龄在 163～148 Ma之间(朱金初等,2006)。冯佐海等(2002)把花山杂岩体分为了5个单元, 由老到新依次为: 牛庙独立侵入体, 岩性主要为细-中粒石英二长闪长岩; 杨梅山独立侵入体, 岩性为中粒石英二长岩; 里松单元, 岩性为中粒角闪石黑云母二长花岗岩; 望高单元, 岩性主要为中粗粒黑云母二长花岗岩; 华美单元, 岩性为细粒花岗岩。矿区出露地层主要是寒武系浅变质长石石英杂砂岩夹泥岩、泥盆系细砂岩、泥岩、泥灰岩、硅质岩等。断裂构造主要为NE和NW向, 两者呈“X”型展布, 其次为近SN和近EW向。

矿床主要赋存于花山岩体内的望高单元中(图1)。目前已发现长冲、白石脚和糙米坪等3处铀矿点, 分别位于研究区的北部、东北部和西南部。矿区内围岩蚀变种类多样, 且相互迭加, 但分带性不甚明显。一般在平面上自矿化中心向两侧依次发育硅化带、钾长石化带、绢云母化带、赤铁矿化带和高岭土化带。在垂向上围岩蚀变在深部表现为大范围的钾长石化、褐铁矿化、绢云母化和硅化, 而浅部以钾化为主, 次为绿泥石化, 局部地区可见孔雀石化。矿体主要受近 EW向断裂构造控制, 矿体产状与构造带产状基本一致, 矿体形态多呈脉状、透镜状, 单矿脉规模普遍较小(图2)。铀矿石品位变化大, 多以低品位矿石为主。矿石类型主要包括钾长石化赤铁矿化轻微碎裂花岗岩型矿石、赤铁矿化硅化花岗碎斑岩型矿石、硅化赤铁矿化构造角砾岩型矿石及硅化石英脉型矿石等。载铀矿石矿物主要为钙铀云母、铜铀云母、硅钙铀矿和硅铅铀矿等, 而脉石矿物以石英、玉髓和钾长石和赤铁矿为主, 其次为电气石、绢云母、黑云母、绿泥石等。

图1 花山铀矿床地质简图Fig. 1 Sketch geological map of the Huashan uranium ore deposit

2 取样及分析方法

采样工作布置在花山矿区内的长冲、白石脚和糙米坪等 3处矿点。其中, 长冲矿点的样品采自矿体氧化带的地表露头和钻孔岩芯, 而白石脚和糙米坪矿点的样品均采自矿体氧化带的地表探槽内。室内测试主要开展了岩相薄片观察、X粉末衍射物相分析和电子显微镜+能谱分析等。

在制样上, 由于氧化带铀矿石样品的物质组分非常松散, 为便于光学显微镜岩相鉴定和电子显微镜矿物分析, 光薄片制备采用了注胶法。岩相观察和鉴定采用Leica DM EP高分辨率透反两用显微镜进行。X粉晶衍射物相分析的仪器为Philips X’ Pert MPD, 实验条件为: Cu靶, Ka射线, 工作电压44 kV,电流30 Ma。全角度扫描范围为3°～80°, 扫描速度为10°/min。X衍射的数据处理由JADE.5.0软件完成。电子显微镜的分析仪器为 JXA-8230型电子探针。工作条件为: 加速电压为20.0 kV, 束斑电流为3×10-8A, 扫描电子束直径为1.0 μm。所有测试工作均在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成。

图2 花山矿床长冲矿点垂向剖面简图(据广西三一〇核地质队, 2011修改)Fig. 2 Vertical profile of the Changchong uranium ore spot in Huashan area (modified after Guangxi No. 310 Nuclear Geological Party, 2011)

3 测试结果

3.1 铀酰矿物类型与共生组合

X粉末衍射(图 3)、岩相薄片及电子显微镜(图4, 5, 6)鉴定显示, 花山铀矿床氧化带中铀酰矿物的种类多样, 且三个矿点各自具有不同类型的矿物组合。其中, 长冲矿点的样品中主要铀酰矿物是准钙铀云母, 次为钙铀云母, 与之共生的脉石矿物主要为赤铁矿、石英、玉髓和钾长石, 还发现少量的电气石、绢云母、黑云母、绿泥石等。白石脚矿点的样品中主要铀酰矿物是硅铅铀矿和斜磷铅铀矿, 共生的脉石矿物主要为赤铁矿、石英(玉髓)和钾长石,其次为绢云母、黑云母、绿泥石、金红石、水磷钙钍石等。糙米坪矿点的样品中主要铀酰矿物为翠砷铜铀矿, 次为铜铀云母, 伴生的金属矿物包括赤铁矿、赤铜矿, 脉石矿物则以石英(玉髓)和钾长石为主,此外还发现了绢云母、黑云母、绿泥石、锆石、金红石、褐帘石、磷灰石、独居石等。

依据铀矿物分类(张静宜等, 1995; 张成江等,2007), 花山矿床氧化带中铀酰矿物的类型主要是铀酰磷酸盐类(长冲矿点的准钙铀云母、钙铀云母以及糙米坪矿点的铜铀云母)、铀酰砷酸盐类(糙米坪矿点的翠砷铜铀矿)和铀酰硅酸盐类(白石脚矿点的硅铅铀矿和斜磷铅铀矿)。

3.2 铀酰矿物特征与赋存形式

准钙铀云母(Met): 手标本上主要表现为黄绿、淡黄绿色鳞片状晶体, 呈浸染状与石英、绢云母和赤铁矿等矿物共生(图4A), 在紫外线照射下发强烈的黄绿色荧光。在光学显微镜下, 准钙铀云母呈无色—浅黄色—黄色至深黄色, 可见一组完全解理,平行消光, 多色性明显。在 X 粉末衍射图谱中(图3), 准钙铀云母在 d=8.5111Å, 4.2604Å, 3.1986Å 处出现强峰。电子显微镜观察发现, 准钙铀云母的赋存状态主要有 3种形式: ①呈叶片状(较自形)沿长石或石英(尤其是长石)颗粒裂隙穿插充填(图 4B);②呈细脉状与玉髓脉共生充填于裂隙或破碎带中,或生长于石英晶洞中(图 4C); ③与赤铁矿共生分布于石英颗粒中(图4D)。能谱分析表明(图7), 准钙铀云母中 CaO平均含量为 6.00%, UO2平均含量为67.90%, P2O5平均含量为18.92%, 其化学成分与准钙铀云母标准化学式 Ca(UO2)2(PO4)2·8H2O 的理论值相似。

图3 花山铀矿氧化带铀矿石X粉晶衍射图Fig. 3 XRD patterns of uranium ore samples from the oxidized zone in the Huashan uranium deposit

图4 准钙铀云母矿物特征及赋存形式Fig. 4 Mineralogical characteristics and modes of occurrence of meta-autunites

图5 硅铅铀矿和斜磷铅铀矿矿物特征及赋存形式Fig. 5 Mineralogical characteristics and modes of occurrence of kasolite and parsonsite

图6 翠砷铜铀矿矿物特征及赋存形式Fig. 6 Mineralogical characteristics and modes of occurrence of zeunerites

硅铅铀矿(Kas): 手标本上呈棕黄、蛋黄色细粒晶体, 半金刚光泽、油脂光泽, 条痕为褐黄色, 在野外多呈土状集合体产出(图5A), 在紫外线照射下不发荧光。显微镜下硅铅铀矿多表现为深褐色、黑色,可见一组完全解理, 平行消光(图5B)。在X粉末衍射图谱中, 硅铅铀矿在 d=6.4920Å, 3.2497Å,2.9155Å处出现强峰。在电子显微镜下, 硅铅铀矿多呈半自形粒状、柱状及细针状晶形, 沿石英或长石(主要为石英)粒间或裂隙充填交代(图5C, D), 显示充填交代结构。能谱分析表明(图7), 该矿物化学成分中 PbO平均含量为 36.59%, UO2平均含量为46.26%, SiO2平均含量为12.81%。

斜磷铅铀矿(Par): 野外常与硅铅铀矿共生。在显微镜下, 斜磷铅铀矿矿物形态以片状、板条状为主, 集合体呈放射束状、皮壳状, 矿物赋存形式与硅铅铀矿基本一致, 呈充填交代结构产于石英或长石粒间或裂隙中(图5B, C)。能谱分析表明(图7), 斜磷铅铀矿化学成分中PbO平均含量为47.38%, UO2平均含量为31.37%, P2O5平均含量为15.33%。

翠砷铜铀矿(Zeu): 手标本上为翠绿、苹果绿色,鳞片状和星点状晶形, 矿物集合体多呈团簇状(图6A), 在紫外线照射下不发荧光。在野外多与铜铀云母、石英和一些金属矿物共生发育。显微镜下呈蓝绿色-淡蓝绿色的鲜明干涉色, 一组完全解理, 平行消光, 具弱多色性。在 X粉末衍射图谱中, 翠砷铜铀矿在 d=10.6200Å, 3.5923Å处出现强峰。在电子显微镜下, 该类矿物主要沿长石、石英、黑云母以及褐帘石等矿物的粒间或裂隙充填交代(图 6B), 并常见与赤铁矿及赤铜矿(图6C, D)共生发育。能谱分析表明(图7), 翠砷铜铀矿中CuO平均含量为6.44%,UO2平均含量为67.38%, As2O5平均含量为11.38%,P2O5平均含量为10.59%, 这与标准矿物的理论化学成分有一定差别, 不排除翠砷铜铀矿中包裹有铜铀云母等其它铀矿物的微粒。

4 讨论

4.1 花山铀矿床中铀酰矿物的成因

早在20世纪40年代, 前人就在花山地区的“黄羌坪”(即本文所指的糙米坪地区)报道发现了磷酸铀矿、脂状铅铀矿和沥青铀矿(南延宗等, 1944)。在这些铀矿物中, 沥青铀矿属原生铀矿物, 而磷酸铀矿和脂状铅铀矿均属铀酰矿物。此后, 地勘队伍在花山矿区陆续发现了钙铀云母和硅钙铀矿等一批铀酰矿物(广 西三一 〇 核 地质队, 2011)。在综合前人工作的基础上, 本研究进一步发现花山铀矿床内铀酰矿物的发育具有多样性, 长冲、白石脚和糙米坪等3个矿点出现不同的铀酰矿物组合, 表现为长冲矿点发育准钙铀云母、钙铀云母和硅钙铀矿等铀酰磷酸盐和铀酰硅酸盐组合, 白石脚矿点出现硅铅铀矿和斜磷铅铀矿等铀酰硅酸盐组合, 而糙米坪矿点则出现翠砷铜铀矿、铜铀云母和脂状铅铀矿等铀酰磷酸盐、铀酰砷酸盐和铀酰氢氧化物组合。

图7 花山花岗岩型铀矿床各矿化点铀矿物能谱图Fig. 7 EDS spectrograms of uranyl minerals in the Huashan deposit

通常认为, 铀酰矿物是原生铀矿物(UO2)在表生环境下被氧化、迁移和再沉淀的产物(Wronkiewicz et al., 1992, 1996; Hazen et al., 2009)。原生铀矿物常与硫化物共生, 在表生环境下硫化物易被氧化并产生酸性水溶液, 这将加速原生铀矿物的分解氧化, 导致U4+被氧化U6+离子, U6+易与S与结合形成(UO2)[SO4]22-或(UO2)[SO4]34-等硫酸盐易溶络合物, 或形成氢氧化物络合物UO2[OH]2、碳酸盐 Na2UO2[CO3]2络合物或有机络合物等进行迁移(闵茂中等, 1992; Brugger et al., 2003; Trenfield et al.,2011)。U6+随地下水溶液经短暂迁移后, 在特定的物理化学条件下, 会与地下水中的 PO43-、AsO43-、VO43-、CO32-等络阴离子以及 Ca、Pb、Ba、Cu 等金属阳离子结合形成铀酰矿物(叶夫谢耶娃等, 1980;别洛娃, 1981)。

值得一提的是, 花山铀矿床内原生铀矿物非常罕见。除南延宗等(1944)报道在“黄羌坪”(即糙米坪地区)报道发现了沥青铀矿外, 在该地区长期从事地质勘查的广西三一 〇 核 地质队和本次研究均未发现四价原生铀矿物发育的明确证据。这说明矿区内的原生铀矿体应该遭受了强烈的氧化作用次生改造, 使得原生铀矿物难以被保存下来。

导致三个矿点氧化带出现不同类型铀酰矿物的原因可能是多方面的。原生矿床中矿物元素组合、氧化带pH和Eh环境及地下水化学成分等条件都是制约铀酰矿物发育的重要因素(闵茂中等, 1992; 卢龙等, 2006; Hazen et al., 2009)。对比三个矿点的铀酰矿物化学成分, 不难发现, 它们的阳离子化学成分各有特点, 长冲矿点富Ca, 白石脚矿点富Pb, 而糙米坪矿点富 Cu等。由于三个矿点的围岩基本相同, 都为望高单元黑云母二长花岗岩, 因而影响铀酰矿物阳离子成分的源头应该都是原生矿床的元素地球化学场。前期研究已表明(冯佐海, 2013), 长冲、白石脚和糙米坪三个矿点氧化带的元素地球化学特征有明显差异, 特别是金属元素的含量高低有别,如 Pb的含量依次为: 白石脚(>10000×10-6)>糙米坪(544.3×10-6)>长冲(282×10-6), Cu 的含量依次为: 糙米坪(494×10-6)>白石脚(135×10-6)>长冲(3.9×10-6)。这些地球化学数据指示, 白石脚矿点的原生铀矿床中应该伴生方铅矿等含铅硫化物, 因而它的氧化带发育了富 Pb的元素地球化学场, 而糙米坪矿点的原生铀矿床中应该伴生黄铜矿等含铜硫化物, 这导致了它的氧化带出现了富 Cu的元素地球化学场。随着原生铀矿体中硫化物的氧化分解, Pb、Cu等元素进入氧化带中的地下水中, 为硅铅铀矿、斜磷铅铀矿、铜铀云母和翠砷铜铀矿等铀酰矿物的发育提供了丰富物源。而长冲矿点有所不同, 它的原生铀矿体中金属硫化物的含量偏少, 导致地下水中相对贫金属元素, 而富集来自长石等硅酸盐矿物风化所释放的Ca离子, 因而发育准钙铀云母、钙铀云母和硅钙铀矿等铀酰矿物组合。

地下水中络阴离子的成分也会影响到铀酰矿物的发育类型。实验地球化学表明, 在弱酸性的地下水溶液中, UO22+: HPO42-离子浓度比值小于等于1将适宜于铀酰磷酸盐矿物的沉淀(闵茂中等,1992)。可见, 长冲矿点发育的钙铀云母和准钙铀云母, 以及糙米坪矿点发育的铜铀云母等这些铀酰磷酸盐矿物都应该产于富P的地下水中。P主要来自花岗岩中的磷灰石, 或风化壳中降解的有机质(Alexandre et al., 2012; Göb et al., 2013)。糙米坪矿点的地下水中除富P外还应该富As, 这是因为该矿点发育的翠砷铜铀矿需要地下水中含有AsO42-络阴离子。As的来源应该与花岗岩侵入期后的热液活动有关, 毒砂等含 As硫化物是花岗岩型原生铀矿体中常见的伴生矿物。随着原生铀矿体的风化, 毒砂中等硫化物中的 As会被氧化释放进入地下水溶液中(李艺等, 1999)。与长冲和糙米坪矿点不同, 白石脚矿点中产出硅铅铀矿和斜磷铅铀矿等铀酰硅酸盐类矿物的地下水应该是一种富Si类型。这是因为当地下水溶液中 UO22+、SiO43-离子浓度较高, 而PO42-、SO42-、AsO42-、VO42-、CO32-等络阴离子浓度极低时, 铀酰硅酸盐类矿物才能形成(闵茂中等,1992)。卢龙等(2006)研究下庄铀矿田中的硅钙铀矿等铀酰硅酸盐类矿物时也认为它们的成因与富 Si类型的地下水中有关。

铀酰矿物的次生沉淀受氧化带中地下水介质pH值的制约(闵茂中等, 1992; Hazen et al., 2009)。钙铀云母和铜铀云母等铀酰磷酸盐矿物在中性介质的水溶液中溶解度最低(图8A, B), 它们的次生沉淀作用是载U地下水在迁移过程中遭受中性化pH值环境时发生的。翠砷铜铀矿等铀酰砷酸盐矿物的沉淀环境与前述的铀酰磷酸盐矿物类似(图8C)。而硅铅铀矿等铀酰硅酸盐类矿物则明显不同, 它们的溶解度最低值出现在近中性-弱碱性的pH区间(图8D),也就是说它们的次生沉淀需要载U地下水在遭受弱碱性的水文地球化学环境时才能形成。

综上所述, 花山铀矿床氧化带中的铀酰矿物均是原生铀矿物(推断为沥青铀矿)在氧化环境下被氧化并发生次生沉淀作用形成的, 之所以长冲、白石脚和糙米坪 3个矿点的铀酰矿物产出类型不同, 这与原生铀矿体的元素地球化场、地下水中络阴离子类型和地下水介质的 pH环境等多种因素的耦合作用相关。长冲矿点的准钙铀云母、钙铀云母等铀酰磷酸盐矿物组合发育在贫金属元素的元素地球化学场背景下, 它们是酸性富 Ca2+、UO22+和 PO42-络阴离子的地下水在迁移过程中遭受中性化的 pH环境时形成的。白石脚矿点的硅铅铀矿和斜磷铅铀矿等铀酰硅酸盐组合发育在富 Pb的元素地球化学场背景下, 地下水化学成分以富Pb2+、UO22+与SiO42-络阴离子为特点, 有利的沉淀环境是弱碱性的 pH值条件; 而糟米坪矿点的翠砷铜铀矿、铜铀云母等铀酰磷酸盐和铀酰砷酸盐矿物组合发育在富 Cu的元素地球化学场背景下, 它们的成因与酸性富UO22+、Cu2+与 PO42-、AsO42-络阴离子的地下水相联系, 次生沉淀作用主要发生在中性化的pH环境中。

值得注意的是, 南延宗等(1944)还报道在花山“黄羌坪”地区(即本文所指的糙米坪)发现了脂状铅铀矿(即脂铅铀矿), 这种铀酰矿物是原生铀矿物在风化早期形成的亚稳定态铀酰氢氧化物或氧化物,其动力学上的机理是铀酰氢氧化物或氧化物成核和晶体生长速率快于铀酰硅酸盐(陈繁荣等, 2003)。本研究尚未在花山铀矿床中发现该类矿物, 指示它的发育范围非常局限, 其原因可能是脂状铅铀矿多分布在矿床氧化带的上层, 易于被剥蚀而难以保存,或在长期风化作用下已多被铀酰磷酸盐或铀酰硅酸盐矿物等进一步交代(Finch et al., 1989)而难以被发现。

4.2 铀酰矿物对花山矿床深部勘查的指示意义

前苏联学者认为氧化带中铀酰矿物的地质产状和矿物属性包含了下部原生盲矿体的若干信息(别洛娃, 1981; 契尔尼科夫, 1981), 提出可利用氧化带垂向结构判定原生矿床的类型, 利用标型矿物属性指示深部盲矿体的形态、埋藏深浅, 或利用共生铀酰矿物之间的相互比例推断原生矿石的原始成分等。但叶弗谢耶娃(1980)同时指出, 由于铀矿床氧化过程的复杂性和多阶段性, 存在富矿体上方形成贫矿氧化带, 在贫矿体上方形成富矿氧化带的诸多不确定性, 需要针对各个矿床的地质规律做具体分析。

在花山铀矿区内, 由于长冲矿点已开展钻探工作, 因此关于地表露头铀酰矿物与深部盲矿体之间的联系已经得到初步揭示。首先, 矿点深部的盲矿体(标高 860～160 m)并非由原生铀矿物(沥青矿物)组成, 而是由硅钙铀矿、钙铀云母等铀酰矿物组成(广 西三一 〇 核 地质队, 2011)。这说明了花山地区铀矿床氧化带的发育规模非常大, 垂向深度接近700 m。如此大规模发育的铀矿床氧化带应该与所在地质单元的透水性有直接关系(张振强等, 2005)。长冲矿点的氧化带沿断裂带发育, 这种断控的线状氧化带不同于受潜水面控制的面状氧化带, 富含自由氧的地下水可沿着高渗透性断裂带直达到地下深部, 从而有利于氧化带的增厚。与本案例可良好对比的是桂北地区的双滑江铀矿床, 陈璋如等(1989)报道该矿床的氧化带厚度也近 500 m, 次生铀矿物从地表探槽(约标高720 m)一直延伸至钻孔深部(标高255 m)。其二, 长冲矿点的深部盲矿体均为氧化矿体, 这些由铀酰矿物所组成的氧化矿体保留着原生铀矿体的透镜状、脉状等形态轮廓和间隔发育、歼灭再现的产状特征(图2)。这种现象指示氧化带中铀酰矿物的空间分布大致记录了原生铀矿体的形态和产状特征。其三, 铀酰矿物的发育空间非常局限,只分布于含矿断裂带内部及旁侧, 多以浸染状和星点浸染状产出, 所组成的铀矿石品位总体偏低, 并且在地表露头的下部也未出现高品位的“次生铀黑”带。别洛娃(1981)指出若铀矿床氧化带出现“次生铀黑”带, 则指示它的原生铀矿体是富铀-高硫化物型, 反之则指示单铀或低硫贫铀类型。因此, 综合长冲矿点铀酰矿物及铀矿石的低品位特征, 推断其原生铀矿体应该是低硫贫铀类型。

糙米坪、白石脚与长冲等三个矿点在含矿断裂产状、富矿围岩、赋矿标高等成矿特征上基上类似,因而长冲矿点中铀酰矿物所蕴含的找矿信息也可以给糙米坪和白石脚矿点的深部勘查工作提供有价值的启示。本研究认为, 在糙米坪和白石脚矿点, 矿体的地表露头之下沿含矿断裂带仍然存在铀矿体向下延伸的可能性, 矿体类型应该是由铀酰矿物构成的氧化型矿体, 但这种氧化型矿体会保留着原生矿体形态复杂多变、产出位置不连续的特点。此外, 前述已知糙米坪和白石脚矿点的铀酰矿物类型明显不同于长冲, 它们的铀酰矿物阳离子组分分别以富Pb和 Cu为特点, 指示这两个矿点的原生铀矿体中伴生较多的Pb和Cu硫化物(方铅矿、黄铜矿)。对比华南地区的花岗岩热液型铀矿床发现, 铀的富集程度与矿石中硫化物含量有一定的正相关关系, 因为富硫容易使得成矿流体保持一种还原状态, 这对于铀在热液体系中从迁移态(U6+)变成沉淀态(U4+)非常重要(余达淦, 1989)。依据这条规律, 本文认为糙米坪和白石脚矿点的原生铀矿体中相对富集硫化物的特点对于深部勘查而言是一个积极的信号, 一方面硫化物的含量高指示了原生铀矿体中的U含量可能也偏高, 另一方面硫化物在氧化过程中形成的酸性淋滤环境将有利于U在含矿断裂带的深部形成相对高品位的次生富集带(别洛娃, 1981)。

5 结论

(1)花山铀矿床氧化带中出现3种不同类型的铀酰矿物组合。长冲矿点出现准钙铀云母、钙铀云母和硅钙铀矿等铀酰磷酸盐和铀酰硅酸盐组合, 铀酰矿物的阳离子组分以富 Ca为特点; 白石脚矿点出现硅铅铀矿和斜磷铅铀矿等铀酰硅酸盐组合, 铀酰矿物的阳离子组分以富 Pb为特点; 糙米坪矿点出现翠砷铜铀矿、铜铀云母和脂状铅铀矿等铀酰磷酸盐、铀酰砷酸盐和铀酰氢氧化物组合, 铀酰矿物的阳离子组分以富Cu和As等为特点。

(2)花山矿区内的铀酰矿物是原生铀矿物(推断为沥青铀矿)在表生环境下被氧化并发生 U元素迁移和次生沉淀作用的产物。长冲、白石脚和糙米坪等3个矿点的铀酰矿物类型差异与原生铀矿体元素地球化学场、地下水络阴离子类型和地下水 pH环境等多种因素的耦合作用有关。

(3)铀酰矿物对指导花山地区的铀矿床深部盲矿勘查具有一定的指示意义。铀酰矿物沿断裂带的大规模垂向分布大致记录了原生铀矿体的形态和产状特征, 而铀酰矿物的含量和类型则有助于推断原生铀矿体的品位和硫化物含量等重要的成矿信息。本文认为在深部勘查工作开展较少的糙米坪和白石脚矿点具有进一步寻找深部盲矿体的可能性, 推断沿含矿断裂带向下延伸还可能出现由铀酰矿物组成的氧化型矿体, 但这种氧化型矿体应该保持着原生铀矿体形态复杂多变、产出位置不连续的特点。

致谢:在野外考察和室内研究过程中得到了广西三一 〇 核 地质队李容森、孙如良、李贤国和唐耀群等领导及员工的大力支持和协助, 在此致以真挚的谢意！感谢匿名审稿专家提出的建设性修改意见。

别洛娃. 1981. 热液铀矿床氧化带[M]. 北京: 原子能出版社.

陈繁荣, EWING R C. 2003. U6+化合物结构构形熵及其对热力学稳定性的影响——在核废料地质处置中的应用[J]. 中国科学(D辑), 32(8): 644-652.

陈璋如, 刘耀宝. 1989. 双滑江铀矿床矿物一地球化学特征[J].铀矿地质, 5(1): 8-14.

冯佐海, 梁金城, 张桂林, 李晓峰, 邓继新. 2002. 论广西东部中生代花岗岩类岩石谱系单位——以姑婆山花山花岗岩体为例[J]. 桂林工学院学报, 22(3): 333-340.

冯佐海. 2013. 广西花山花岗岩型铀矿成矿潜力评价与找矿预测[R]. 桂林: 桂林理工大学, 广 西三一 〇 核 地质队.

广西三一 〇 核 地质队. 2011. 广西恭城县三江铀矿普查地质报告[R]. 桂林: 广 西三一 〇 核 地质队.

胡瑞忠, 毕献武, 彭建堂, 刘燊, 钟宏, 赵军红, 蒋国豪. 2007.华南地区中生代以来岩石圈伸展及其与铀成矿关系研究的若干问题[J]. 矿床地质, 26(2): 139-152.

李艺, 赖来仁. 1999. 砷酸盐矿物研究及其地质找矿意义[J]. 地质论评, 45(5): 470-476.

卢龙, 陈繁荣, 王汝成. 2006. 粤北下庄铀矿田中铀酰矿物的成分特征——对核废料处置库中 UO2氧化行为的启示[J]. 地质论评, 52(4): 562-569.

闵茂中, 张富生. 1992. 成因铀矿物学概论[M]. 北京: 原子能出版社.

南延宗, 吴磊伯. 1943. 记广西东部几种铀矿物[J]. 中国地质学会志, 13: 169-171.

南延宗, 吴磊伯. 1944. 广西省富贺钟区铀矿之发现[J]. 地质论评, 9(Z1): 85-92.

契尔尼科夫. 1981. 铀矿物标型及其实际意义(李连杰译)[J]. 放射性地质, 510-515.

徐克勤. 1946. 广西钟山黄羌坪之矿床地质[R]. 南京: 南京大学.

杨尚海. 2010. 中南地区铀资源类型、特点及找矿方向[J]. 地质学报, 84(5): 703-715.

叶夫谢耶娃, 别列尔曼, 依万诺夫. 1980. 表生带铀的地球化学[M]. 北京: 原子能出版社: 134-135.

余达淦. 1989. 还原体(体系)与富铀矿的形成[J]. 铀矿地质, 5(6):343-349.

张成江, 王德荫, 傅永全. 2007. 铀矿物学[M]. 北京: 原子能出版社.

张静宜, 王爱珍, 李秀英. 1995. 中国铀矿物志[M]. 北京: 原子能出版社: 113-121.

张振强, 桑吉盛, 金成洙. 2005. 白城—通辽地区第三系地浸砂岩铀成矿后生氧化条件分析[J]. 地球学报, 26(5): 461-464.

朱金初, 张佩华, 谢才富, 张辉, 杨策. 2006. 南岭西段花山—姑婆山侵入岩带锆石U-Pb年龄格架及其地质意义[J]. 岩石学报, 22(9): 2270-2278．

ALEXANDRE P, UVAROVA Y, KYSER T K. 2012. Origin of uranous and ruanyl minerals at the Centennical deposit, Athabasca basin, northern Saskatchewan, Canada[J]. Can Mineral,50: 693-704.

BRUGGER J, BURNS P, MEISSER N. 2003. Contribution to the mineralogy of acid drainage of Uranium minerals: marécottite and the zippeite group[J]. American Mineralogist, 88:676-685.

CHEN Fan-rong, EWING R C. 2003. U6+compound structure configuration entropy and its effect on thermodynamic stability—In the application of nuclear waste geological disposal[J].Science in China (Series D), 32(8): 644-652(in Chinese).

CHEN Zhang-ru, LIU Yao-bao. 1989. The Mineral-geochemical characteristics of Shuanghuajiang Uranium Deposit[J]. Uranium Geology, 5(1): 8-14(in Chinese with English abstract).FENG Zuo-hai, LIANG Jin-cheng, ZHANG Gui-lin, LI Xiao-feng,DENG Ji-xin. 2002. On the lithodemic units of Mesozic granitoid in east Guangxi——a case from Guposhan_Huashan granitic pluton[J]. Journal of Guilin Institute of Technology,22(3): 333-340(in Chinese with English abstract).

FENG Zuo-hai, WANG Chun-zeng, LIANG Jin-cheng, LI Jun-zhao,HUANG Yong-gao, LIAO Jia-fei, WANG Rui. 2011. The emplacement mechanisms and growth styles of the Guposhan-Huashan batholith in western Nanling Range, South China[J]. Science China Earth Sciences, 54(1): 45-60.

FENG Zuo-hai. 2013. Evaluation and prospecting for the Huashan granite-type U deposit, Guangxi[R]. Guilin: Guilin University of Technology, Guangxi No. 310 Geological Exploration Party(in Chinese).

FINCH R J, EWING R C. 1989. Alteration of natural UO2under oxidizing conditions from Shinkolobwe, Katanga, Zaire: a natural analogue for the corrosion of spent fuel[J]. Radiochim.Acta, 89(37): 395-401.

GÖB S, GÜHRING J E, BAU M, MARKL G. 2013. Remobilization of U and REE and the formation of secondary minerals in oxidized U deposits[J]. American Mineralogist, 98(4):530-548.

Guangxi No. 310 Geological Exploration Party. 2011. The general geological survey report of the Sanjiang U deposit in Gongcheng County, Guangxi[R]. Guilin: Guangxi No. 310 Geological Exploration Party(in Chinese).

HAZEN R M, EWING R C, SVERJENSKY D A. 2009. Evolution of uranium and thorium minerals[J]. American Mineralogist,94: 1293-1311.

HU Rui-zhong, BI Xian-wu, PENG Jian-tang, LIU Shen, ZHONG Hong, ZHAO Jun-hong, JIANG Guo-hao. 2007. Some problems concerning relationship between Mesozoic-Cenozoic lithospheric extension and uranium metallogenesis in South China[J]. Mineral Deposits, 26(2): 139-152(in Chinese with English abstract).

KIEHL КАФЕЛЬНИКОВ. 1981. Uranium target type and its practical significance(LI Lian-jie translation)[J]. Radioactive geological, 510-515(in Chinese).

LI Yi, LAI Lai-ren. 1999. A Study of Arsenate Minerals and Its Geologieal Significance to Ore Prospecting[J]. Geological Review, 45(5): 470-476(in Chinese with English abstract).

LU Long, CHEN Fan-rong, WANG Ru-cheng. 2006. The Compositional Characteristic of Uranyl Minerals in Xiazhuang Uranium Ore Field: Insight for the Oxidation Behavior of UO2in Nuclear Waste Repository[J]. Geological Review, 52(4):562-569(in Chinese with English abstract).

MIN Mao-zhong, ZHANG Fu-sheng. 1992. Introduction to genesis of uranium mineralogy[M]. Beijing: Atomic Energy Press(in Chinese).

NAN Yan-zong, WU Lei-bo. 1943. Rememberi several kinds of uranium mineral in east Guangxi[J]. Geological Society of China, 13: 169-171(in Chinese).

NAN Yan-zong, WU Lei-bo. 1944. The found of rich Hezhong area uranium in GuangXi[J]. Geological Review, 9(Z1): 85-92(in Chinese).

TRENFIELD M A, MCDONALD S, KOVACS K, LESHER E K.2011. Dissolved organic carbon reduces uranium bioavailability and toxicity.1.Characterization of an aquatic fulvic acid and its complexation with uranium[VI][J]. Environmental Science and Technology, 45(7): 3075-3081.

WRONKIEWICZ D J, BATES J K, GERDING T J, VELECKIS E,TANI B S. 1992. Uranium release and secondary phase formation during unsaturated testing of UO2at 90℃[J]. Journal of Nuclear Materials, 190: 107-127.

WRONKIEWICZ D J, BATES J K, WOLF S F, BUCK E C. 1996.Ten-year results from unsaturated drip tests with UO2at 90℃:implications fox the corrosion of spent nuclear[J]. Journal of Nuclear Materials, 238: 78-95.

XU Ke-qing. 1946. Geological characteristics of the Huangqiangping U deposit in Zhongshan area, Guangxi[R]. Nanjing: Nanjing University(in Chinese with English abstract).

YANG Shang-hai. 2010. The Types, Features and Prospecting Direction of Uranium Resources in Central South China[J].Acta Geologica Sinica, 84(5): 703-715(in Chinese with English abstract).

YU Da-gan. 1989. Reduction of body (system) and the formation of rich uranium deposits[J]. Uranium Geology, 5(6):343-349(in Chinese with English abstract).

ZHANG Cheng-jiang, WANG De-yin, FU Yong-quan. 2007. Mineralogy of uranium[M]. Beijing: Atomic Energy Press(in Chinese).

ZHANG Jing-yi, WANG Ai-zhen, LI Xiu-ying. 1995. Journal of the uranium minerals in China[M]. Beijing: Atomic Energy Press: 113-121(in Chinese).

ZHANG Zhen-qiang, SANG Ji-sheng, JIN Cheng-zhu. 2005. Epigenetic Oxidation of Tertiary Sediments and Its Contribution to In-situ Leachable Sandstone Uranium Mineralization in the Baicheng-Tongliao Area[J]. Acta Geoscientica Sinica, 26(5):461-464(in Chinese with English abstract).

ZHU Jin-chu, ZHANG Pei-hua, XIE Cai-fu, ZHANG Hui, YANG Ce. 2006. Ziucon U-Pb age framework of Huashan-Guposhan intrusive belt, western part of Nanling range, and its geological significance[J]. Acta Petrologica Sinica, 22(9):2270-2278(in Chinese with English abstract)．

Е. ФУ XIEYE РЕБЕНКОМ, НЕ ЛГУТ ЭРМАН, ПО ИВАНОВ.1980. Supergene zone uranium geochemistry[M]. Beijing:Atomic Energy Press: 134-135(in Chinese).

У ПЕТРОВА. 1981. Hydrothermal uranium deposits oxidation zone[M]. Beijing: Atomic Energy press(in Chinese).

Mineralogical Characteristics and Genesis of the Uranyl Minerals in the Oxidized Zone of the Huashan Deposit, Guangxi, and Their Implications for Deep Ore Exploration

FU Wei1,2), FENG Zuo-hai1,2), HUANG Yong-gao2), CHAI Ming-chun2), KANG Zhi-qiang1,2),

YU Yong1,2), YANG Meng-li2), JIANG Chao-qiang2)
1)Guangxi Scientific Experiment Center of Mining, Metallurgy and Environment,Guilin University of Technology, Guilin, Guangxi541004;
2)College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin, Guangxi541004

This study aims at revealing the mineralogical characteristics of the uranyl minerals from the oxidized zone of the Huashan deposit in Guangxi and investigating their genetic mechanism in relation to deep ore exploration. The authors have found that there are different mineral assemblages in the three ore spots of the study area, with the assemblage of meta-autunite, autunite and uranophane in the Changchong ore spot, that of kasolite and parsonsite in the Baishijiao ore spot, and that of zeunerite, torbernite and gummite in the Zhaomiping ore spot. These uranyl minerals were derived from the primary U-bearing mineral (uraninite) and formed by the secondary precipitation process in an oxidation environment. Different uranyl mineral assemblages in the three ore spots are attributed to element geochemical backgrounds of the primary ore bodies, types of the complex anions in the groundwater solutions, and Ph values of the U-bearing groundwater. This study indicates that the uranyl minerals can provide important clues for deep exploration; for example, the uranyl minerals are extensively developed along the faults, and their characteristics have recorded the location of the primary ore body and the information of the primary ore grade and sulfide content. It is held that there are good potentials for further prospecting in the Baishijiao and Zhaomiping ore spots.

uranyl minerals; U deposit; oxidized belt; Huashan; Guangxi

P619.14; P611.21

A

10.3975/cagsb.2014.03.04

本文由国家自然科学青年基金项目(编号: 41102051)、广西自然科学基金项目(编号: 2012GXNSFAA053187; 2013GXNSFBA019209)、广西大规模地质矿产勘查项目(编号: 桂财建函[2010]130号)和广西重点实验室建设项目(编号: 11-031-20; 12-071-20)联合资助。

2013-08-21; 改回日期: 2013-11-26。责任编辑: 闫立娟。

付伟, 男, 1980年生。博士, 副教授。主要从事矿床地质学及地球化学方向的教学与科研工作。E-mail: fuwei@glut.edu.cn。