降扎铀矿床热水沉积硅质岩的地球化学特征

张 岩，漆富成，张字龙，李治兴，王文全，杨志强

(核工业北京地质研究院，中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 100029)



降扎铀矿床热水沉积硅质岩的地球化学特征

张 岩，漆富成，张字龙，李治兴，王文全，杨志强

(核工业北京地质研究院，中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 100029)

降扎铀矿床的赋矿主岩为碳硅泥岩富铀建造，笔者对其硅质岩的化学成分、微量元素、稀土元素及Si同位素进行研究，结果表明硅质岩为热水沉积成因。这种硅质岩可能形成于陆缘裂谷或裂谷向小洋盆过渡的环境；沉积成岩热水可能为与下伏中酸性火山岩进行水-岩反应的深循环海水。硅质岩成岩后可能还受到来自上地幔的热液叠加改造。

降扎铀矿床；硅质岩；热水沉积成因；形成环境；热液来源

降扎碳硅泥岩型铀矿床是若尔盖铀矿田的重要组成部分。该矿床的矿体主要赋存于志留系硅质岩破碎带与硅灰岩透镜体中。虽然前人对降扎铀矿床开展了大量的研究工作，但对作为“铀源层”的碳硅泥岩富铀建造及其硅质岩的成因观点不一[1-4]。笔者试图通过对该建造中的硅质岩进行地球化学特征研究，以期揭示硅质岩的成因类型及古形成环境，并探讨成岩硅质热液与后期成矿热液的来源。这对碳硅泥岩型铀矿成因研究及区内找矿具有现实意义。

1 区域及矿床地质概况

研究区位于秦岭-大别造山带秦岭板块西段南缘，白龙江复背斜温泉沟次级背斜北翼西部，距南面勉略缝合带50km左右。区内出露地层有震旦系至白垩系，岩浆岩有志留纪后期侵入的辉绿岩，规模小且分散。震旦系以中酸性火山岩为主。区内主体构造为白龙江复背斜，走向NWW，长约50km，宽约20km。主要断裂构造线为NWW向，与地层走向大体一致，其次是横切地层的NE向断裂。降扎铀矿床的矿体主要沿NWW向主干断裂转折端及分支膨胀部位破碎带分布，具有明显的后期构造控矿特征(图1)。矿区内寒武系和奥陶系地层厚927m，岩石中U含量为(8～12)×10-6；志留系地层厚度大于1147.3m，岩石U含量为(5～15)×10-6,均为典型的碳硅泥岩，局部硅质岩层呈铀矿化。

2 样品特征及分析测试方法

研究工作中采取的样品为志留系地层岩心的富铀硅质岩及硅质岩。硅质岩具水平及块状层理，局部见鲕粒结构，组成矿物主要为微晶石英及少量重结晶石英，有机质含量较高，有脉宽<1mm的后期方解石脉或白云石脉充填。硅质岩无后期蚀变、淋滤或氧化褪色现象，具浅变质特征，铀含量为(9～12)×10-6，与其他围岩的铀含量基本一致。

样品粉碎至200目，进行X-荧光化学成分分析及ICP-MS微量元素化学分析。Si同位素组成以硅酸盐或含硅矿物的五氟化溴法进行测定。

图1 若尔盖铀矿田区域地质略图(据朱西养等，2008修改)Fig.1 Regional geological map of Ruoergai uranium ore field1—第四系黄土；2—白垩系陆源碎屑岩；3—侏罗系安山岩、火山碎屑岩；4—三叠系灰岩、白云岩、砂岩；5—二叠系灰岩；6—石炭系灰岩；7—泥盆系灰岩、板岩、白云岩；8—上志留统硅质岩、灰岩、板岩、硅灰岩透镜体；9—中志留统砂岩、板岩、硅质岩、硅灰岩透镜体；10—下志留统板岩、灰岩、硅质岩、硅灰岩透镜体；11—寒武-奥陶系硅质岩、板岩、砂岩、灰岩(白云岩)透镜体；12—震旦系凝灰岩；13—地质界线；14—断裂；15—辉绿岩脉体；16—钻孔；17—铀矿床。

3 硅质岩的地球化学特征

3.1 岩石化学成分

硅质岩样品的SiO2含量为90.72%～93.01%，K2O/Na2O>1，Fe2O3含量为1.38%～3.06%，Al2O3含量为0.252%～0.692%(表1)。由于Al是陆源碎屑铝硅酸盐的主要组分，故被看作是陆源物质的代表；而Fe、Mn是热液流体的主要组成元素，故可将Fe、Mn的相对含量作为识别热液贡献大小的标志。Bostrom(1973)等提出利用Fe/Ti、Al/(Al+Fe+Mn)、(Fe+Mn)/Ti (元素质量比)来区分热水沉积物与正常海水沉积物，当上述比值分别>20、<0.35、>25(±5)时，则认为其属于热水沉积物[5]。降扎铀矿床的硅质岩Fe/Ti>143.88(远大于20)；Al/(Al+Fe+Mn)为0.08～0.21(<0.35)；(Fe+Mn)/Ti为55.01～180.6[>25(±5)](表1)，说明该硅质岩为热水沉积成因。经Fe-Mn-Al及Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)成因判别图进行数据投影(图2、3)，硅质岩样品的投影点全部落在热水沉积物区的富Fe端[5-6]。

3.2 微量元素特征

Murray等(1991)研究表明：大陆边缘硅质岩的V含量为20×10-6左右、Ti/V值(元素质量比值)约为40，大洋盆地硅质岩V含量为38×10-6左右、Ti/V值约为25，洋中脊硅质岩V含量为42×10-6左右[7]。研究区硅质岩大部分样品的V含量为(48.1～83.8)×10-6，高于洋中脊硅质岩，1、6号样品V含量为(28.6～29.4)×10-6，接近于大陆边缘向大洋盆地过渡部位的硅质岩；硅质岩样品Ti/V值<6.29，部分样品Ti/V值趋近0(表2)。Girty等(1994)研究表明：与大陆边缘环境相关的硅质岩Th/U值(元素质量比值)>3.8，相对远离大陆环境的硅质岩Th/U值介于0.6～5.0。区内样品的Th/U值为0.01～0.05，3件样品趋近于0，远小于相对远离大陆环境的硅质岩Th/U值(表2)。

表1 硅质岩化学成分含量(%)及部分特征值

注:样品分析测试由核工业北京地质研究院分析测试中心完成。

图2 硅质岩Fe-Mn-Al成因判别图(据adachi等，1986)Fig.2 Fe-Mn-Al diagram of siliceous rockⅠ—生物沉积及其他非热水沉积物区；Ⅱ—热水沉积物区。

图3 硅质岩Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)成因判别图(据Bostrom, 1973)Fig.3 Fe-Mn-(Cu+Ni+Co) diagram of siliceous rockHN—水成沉积物区；HD—热水沉积物区；RH—红海热水沉积物区；ED—东太平洋中脊热水沉积物区。

样品号取样深度(m)岩 性VThUZrCrTi/VTh/U1810硅质岩(铀矿化)28600119018700024800133006290012808硅质岩(弱铀异常)48100060443000239001420042400138079硅质岩型铀矿石83700047016950005200017100172<00148075硅质岩(弱铀异常)501000280413001880013400—00158076硅质岩672000580107002230017500—00568064硅质岩2940003479220936010800—00478066硅质岩838000578126002490020800179005

注:样品分析测试由核工业北京地质研究院分析测试中心完成。

在U-Th关系图中(图4)[8]，硅质岩投影点部分落在相当于红海热水沉积物区，部分落在U/Th=100趋势线左上侧，说明铀的后期富集对硅质岩形成环境的判别起到干扰作用。而在Zr-Cr关系图中(图5)[9]，硅质岩样品的投影点则全部落在现代热水沉积物趋势线以下。

3.3 稀土元素特征

稀土元素是研究硅质岩成因、恢复古海洋环境和判别氧化还原条件的良好地球化学示踪剂。由于岩石的稀土配分模式一般不受成岩和变质作用的影响，所以硅质岩的稀土配分模式主要反映成岩前稀土的配分特征。研究区硅质岩样品的球粒陨石标准化配分模式曲线(图6)具有较好的一致性，其相关参数的计算均以北美页岩作为比对。

图4 不同类型沉积物的U-Th关系图(据Rona P A, 1984)Fig.4 U-Th diagram of different types of sedimentsⅠ—TAG热水沉积物区；Ⅱ—Galapagos热水沉积物区；Ⅲ—Amphitrite热水沉积物区；Ⅳ—红海热水沉积物区；Ⅴ—中太平洋中脊热水沉积物区；Ⅵ—Langban热水沉积物区；Ⅶ—锰结核区；Ⅷ—普通深海沉积物区；Ⅸ—铝土矿区；Ⅹ—古老石化的热水沉积物区。

Murray(1991)等在研究了大洋中脊、大洋盆地和大陆边缘等不同大地构造环境中的热水沉积硅质岩后发现：(1)现代大洋硅质岩和造山带古海洋硅质岩δCe值从大洋中脊(0.29) →大洋盆地(0.55) →大陆边缘沉积环境(0.90～1.30) 表现出递增规律。洋中脊附近硅质岩的(La/Ce)N值约为3.15；大洋盆地硅质岩(La/Ce)N=1.10～2.15；大陆边缘硅质岩(La/Ce)N=0.15～1.15。洋中脊附近的硅质岩δEu值从洋中脊的1.35降低到距洋中脊75km的处的1.02。自滨浅海至大洋盆地，硅质岩的∑REE降低，近洋中脊硅质岩∑REE<10.9×10-6，距洋中脊75km的硅质岩∑REE<72.6×10-6[7]。

对比区内硅质岩样品的稀土元素特征值(表3)，其δCe值范围为1.102～1.239，(La/Ce)N为0.76957～0.95201，均落在大陆边缘沉积环境硅质岩的相应数值范围内。硅质岩样品的δEu范围为1.803～2.212，大于洋中脊硅质岩的δEu值。∑REE介于(11.934～27.894)×10-6，平均值为17.73386×10-6，介于近洋中脊与距洋中脊75km的硅质岩的∑REE值范围之间。

图5 硅质岩的Zr-Cr沉积环境判别图(据Marchin 等, 1982)Fig.5 Zr-Cr diagram of siliceous rockⅠ—现代热水沉积物的趋势线；Ⅱ—现代水成沉积物的趋势线及集中区；Ⅲ—现代水成含金属沉积物分布区。

图6 降扎铀矿床硅质岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式曲线图(据Boynton,1984)Fig.6 The chondrite-normalized REE pattern of siliceous rock samples of Jiangzha uranium deposite 1—硅质岩(铀矿化)；2、4—硅质岩(弱铀异常)；3—硅质岩型铀矿石； 5～7—硅质岩。

样品号取样深度(m)岩 性LaCePrNdSmEuGdTbDy1810硅质岩(铀矿化)3480740007773130057402170542010405762808硅质岩(弱铀异常)29306750067528800559013304950095053538079硅质岩型铀矿石36009470109050001340037711300285192048075硅质岩(弱铀异常)21705370054424300508012804330078042858076硅质岩38508680082134600671032705980103053368064硅质岩18404420044020800602019905720110061478066硅质岩295070800664302006980245062001180672球粒陨石(平均)03108080122060195007350259004740322北美页岩(NASC)41831013875161635123549

续表3

注:样品由核工业北京地质研究院分析测试中心完成分析测试；球粒陨石(平均)据Boynton(1984)；NASC据SHOLKOVITZ(1988)。

3.4 Si同位素特征

研究资料表明，不同成因的硅质岩具有特定的δ30Si值分布范围。低温水中自生沉积的石英砂δ30Si值为1.1‰～1.4‰；热水沉积硅质岩δ30Si值为-1.5‰～0.8‰，成岩过程中次生石英的δ30Si值变化范围介于前两者之间；交代成因硅质岩δ30Si值为2.4‰～3.48‰；深海环境下沉积并与蛇绿岩或混杂岩共生的生物成因硅质岩，其δ30Si值为-0.6‰～0.8‰，平均值为0.16‰；半深海环境下与石灰岩共生的生物成因硅质岩，其δ30Si值为0.1‰～0.6‰，平均值为0.4‰；浅海环境下与叠层石白云岩共生的生物成因硅质岩δ30Si值为 -0.3‰～3.4‰，平均值为1.3‰；生物成因硅质岩的δ30Si值变化较大，并与沉积环境关系密切；火山喷发-化学沉积硅质岩δ30Si值为-0.5‰～-0.4‰[10-13]。

区内硅质岩样品并不与正常沉积成因的石灰岩或白云岩共生，但有少量方解石脉和白云石脉分布，且降扎铀矿区志留系及前志留系地层中均未发现蛇绿岩或蛇绿混杂岩，但有中酸性火山岩分布，这排除了硅质岩样品δ30Si值(表4)与深海环境下沉积并与蛇绿岩或混杂岩共生的生物成因，或半深海环境下与石灰岩共生的生物成因硅质岩、浅海环境下与叠层石白云岩共生的生物成因δ30Si值重叠，可能为其中任何一种成因的可能性。因此，笔者认为本区硅质岩应为热水沉积成因。

表4 硅质岩样品的硅同位素分析结果

注:样品由核工业北京地质研究院分析测试中心完成分析测试；NBS-28为美国国家标准局标样。

4 硅质岩成因及形成的古环境

上述岩石化学成分、微量元素、稀土元素及Si同位素特征综合显示，区内硅质岩为热水沉积成因。这与朱西养等(2008)提出的本地区硅质岩为热水沉积硅质岩的结论相一致[5]。由于取样位置的局限性，未发现硅质岩的形成与生物化学作用及火山作用有关的迹象[3，4]。

研究表明，区内硅质岩形成于陆缘裂谷或裂谷向小洋盆过渡环境，显示了洋中脊硅质岩与相对远离大陆边缘环境硅质岩共存的特征。这说明硅质岩的形成环境具有陆缘环境与近洋中脊环境的双重性，可能为陆缘裂谷或裂谷向小洋盆过渡环境。这一观点与张国伟(2003)提出本地区前奥陶纪-泥盆纪存在裂谷的论断相近似[14]。

硅质岩的沉积成岩热水可能为与下伏中酸性火山岩进行水-岩反应的深循环海水，其成岩后可能受到了来自上地幔热液的叠加改造。矿区中除硅质岩型铀矿石样品外，其他样品均显示出与下伏中酸性火山岩相同的稀土元素配分模式，说明成岩热水为与下伏中酸性火山岩进行水-岩反应的深循环海水。硅质岩型铀矿石略富集LREE，这可能与来自上地幔的热液在上涌过程中吸收了壳源的LREE有关；也可能与分析测试方法(硅质岩与后期脉体混合粉末样品测量取平均值)有关。但HREE的未亏损趋势已显示了幔源的特点，所以认为上述观点可以成立。这与陈友良(2008)认为本地区后期成矿热液为壳幔混源的观点相近[15]。但由于矿化硅质岩样品较少，难于具有代表性，还有待后续工作的进一步证实。

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Geochemical Characteristics of Hot Water Deposited Siliceous Rock in Jiangzha Uranium Deposit

ZHANG Yan, QI Fu-cheng, ZHANG Zi-long, LI Zhi-xing, WANG Wen-quan, YANG Zhi-qiang

(CNNCKeyLaboratoryofUraniumResourceExplorationandEvaluationTechnology,BeijingResearchInstituteofUraniumGeology,Beijing10029,China)

Systemic research of major elements, trace elements, and Si isotope on siliceous rock samples in Jiangzha uranium deposit indicate that the rock is of hot water genesis and may formed in rift setting or rift to small ocean basin setting.The diagenesis water might was deeply cycled seawater which reacted with underlyn acidic volcanic rock and might surfer the later alteration by hydrotherm from the upper mantle.

Jiangzha uranium deposit;siliceous rock;hot water sedimentation genesis; forming environment; source of hydrothermal

10.3969/j.issn.1000-0658.2015.02.003

2014-10-24 [改回日期]2014-11-19

张 岩(1987—)，男，在读硕士研究生，专业方向：矿产普查与勘探。E-mail：zhongmou111@126.com

1000-0658(2015)02-0081-08

P581;598

A