陕西华阳川铀-多金属矿床晶质铀矿电子探针U-Th-Pb化学定年及其地质意义*

黄 卉，潘家永**，洪斌跃，康清清，钟福军

（1东华理工大学核资源与环境国家重点实验室，江西南昌 330013；2福建省地质调查研究院，福建福州 350013；3中陕核工业集团二二四大队有限公司，陕西西安 710024）

华阳川铀-多金属矿床地处陕西省华阴市，位于华北板块与秦岭造山带接触的小秦岭陆内造山带内，夹持在老牛山花岗岩体和华山花岗岩体之间，呈北东-南西向分布。矿床成矿元素复杂，是一个以铀铌铅为主，并伴生稀有、稀土元素的超大型矿床，具有规模大、品位低、矿种多、潜力大的特征，含矿脉岩主要是伟晶岩和碳酸岩（惠小朝等，2016a；何升等，2016a）。该矿床自20世纪50年代发现以来，很多学者从地质特征、矿化蚀变、赋存状态、成矿流体特征等方面对其开展了研究（惠小朝，2014；惠小朝等，2016b；何升等，2016a；2016b；武翠莲等，2015；王林均等，2011）。然而，由于华阳川铀-多金属矿床矿石类型复杂，矿石矿物组合独特，目前成矿时代尚不清楚。

电子探针U-Th-Pb化学定年技术具有简单快捷、微区原位、无损检测，可以通过显微背散射图像避开表层、裂隙等不准确位置等优点（周剑雄等，2002）。近年来，许多学者先后利用电子探针对晶质铀矿进行了电子探针化学定年研究（张昭明，1982；Bowles，1990；Kotzer et al.，1993；Fayek et al.，1997；Kempe，2003；彭松柏等，2004；葛祥坤等，2011；Votyakov et al.，2011；郭国林等，2005；2012；赵慧博等，2014；张龙等，2016；唐傲等，2017）。华阳川铀-多金属矿床主要的铀矿物是烧绿石超族矿物，同时也发育晶质铀矿，作者利用电子探针微区分析技术对晶质铀矿进行U-Th-Pb化学定年，探讨该矿床的成矿时代。

1 区域地质背景

华阳川铀-多金属矿床位于华北陆块南缘与秦岭造山带接触的小秦岭陆内造山带（图1a），是整个秦岭造山带北部边缘的重要组成部分。秦岭造山带北侧以秦岭北界逆冲断层与华北板块为界，南部以阳平关-巴山弧-大别南缘逆冲推覆带与扬子地台和松潘甘孜褶皱系为界（张国伟等，2003）。小秦岭陆内造山带是华北陆块南缘一条狭长的古隆起区，该造山带南北分别被宝鸡-固始-栾川断裂和丹凤-商南断裂所限制，2条断裂均为超深断裂，前者为秦岭褶皱带与华北陆块的边界断裂，后者为北秦岭与中秦岭的边界断裂（喻学惠，1992），是中国重要的金、钼、铀矿产地之一（图1b）。

区域内经历了多次不同规模、不同性质的构造运动，地质构造较为复杂，断裂、褶皱极其发育。其中，近东西向的断裂构造是区内的构造基础，主要是其南、北两侧的边界断裂——小河断裂和太要断裂。中生代以来主要发育北东向、北西向构造，对东西向构造起了一定的改造叠加作用，北东向断裂主要有青岗坪-金堆城断裂以及张家坪-灞源断裂，北西向断裂则主要是华阳川断裂，也是华阳川铀-多金属矿床的主控矿断裂。区域内出露的地层由古到新有太古界太华群三关庙组（ArTh1s）、秦仓沟组（ArTh2q），中元古界长城系的铁铜沟组（Pt1t）、熊耳群（Pt2xn）、高山河组（Pt2g），以及蓟县系的龙家园组（Pt2l）、巡检司组（Pt2x）和杜关组（Pt2d）。

岩浆作用贯穿区域上整个地质演化历史，具有大规模、长期性和多期次的特征，岩浆岩分布广泛。太古宙岩浆活动表现为侵入太华群中的超基性岩、基性岩，形成太古代TTG片麻岩套。中元古代的岩浆活动造成熊耳群在区内广泛分布，岩浆岩主要为中酸性的二长花岗岩、花岗闪长岩等，其中规模较大的为小河复式岩体。燕山期秦岭进入陆内造山作用演化阶段，并以陆内俯冲的逆冲退覆隆升和伸展为特征（张国伟等，2001），同时发生了大规模强烈的花岗岩浆活动，形成区域上分布最广泛的侏罗纪、白垩纪岩浆岩，区内的华山岩体和老牛山岩体均为复式花岗岩体，岩性以黑云母二长花岗岩和黑云母花岗岩为主。

2 矿床地质特征

2.1 地层、构造及岩浆岩

华阳川铀-多金属矿床出露地层较简单，从古到新有太古界下太华群三关庙组（ArTh1s）的第五、六层和上太华群秦仓沟组（ArTh2q）的第一至第五层及第四系（Q），出露地层中有大量岩脉产出。

矿区断裂发育，形成北西-南东向裂隙密集带，最主要的断裂构造是呈北西向的华阳川断裂构造，为区域华阳川-西沟-小夫峪-马峪大型韧脆性断裂带的一部分，在本区表现为宽大的脆-韧性断裂带，其走向 100°～110°，倾向北东，倾角约 30°～65°，局部地段可见断面向南西陡倾。次级断裂发育，形成了北西-南东向断裂、密集裂隙带和北东向断裂构造，主要有刘家沟断裂和杨峪沟断裂，裂隙中大多充填有不同类型的脉岩、矿脉（惠小朝，2014；何升，2016a；康清清，2016）。华阳川断裂具有多期活动性和多种类力学性质转换的特点，断裂活动早期为压（扭）性，以韧性变形为主、形成挤压带，中期为张（扭）性，后期又转变为压扭性（郭威等，2008）。

矿区主要出露一套太古代TTG灰色片麻岩套，岩石局部混合岩化强烈，包括武家坪片麻岩（Ar2w）、侯家村片麻岩（Ar2h）、马驹峪片麻岩（Ar2m）、大月坪片麻岩（Ar2d），岩性以英云闪长质片麻岩为主，是区内铀铌铅矿化脉岩的围岩。岩浆活动强烈，岩浆岩分布广泛，主要由花岗岩构成的各种岩体及以脉体形式产出的各种脉岩组成，矿区花岗岩主要为分布于矿区南北两侧的老牛山花岗岩体和华山花岗岩体，脉岩包括碳酸岩脉、伟晶岩脉、煌斑岩脉、细粒花岗岩等，其中与矿化密切相关的为伟晶岩和碳酸岩（图2）。

图1 陕西小秦岭地区构造位置（a）及区域地质简图（b）（据康清清，2016修改）Fig.1 Sketch map of tectonic location(a)and regional geological map(b)in the Xiao Qinling area,Shaanxi Province(modified after Kang,2016)

2.2 矿化特征

华阳川铀-多金属矿床中最主要的矿化类型为铀铌矿化和铅矿化，根据矿化类型的不同，该矿床内的矿石可以分成2类，即铀铌矿石和铅矿石。由于矿化主要赋存于各种围岩的破碎裂隙中或赋存于各种脉岩内，导致矿床内的铀铌矿化和铅矿化在空间上重叠，因此可将矿体分为铀铌矿体和铀铌铅矿体。矿体主要受断裂构造和各类岩脉（特别是伟晶岩脉和碳酸岩脉）控制，裂隙构造和岩脉越发育的地段矿体规模越大。矿脉以北西、北北西方向为主，主要呈似层状、不规则大透镜状、大脉状和厚大网脉状（图2）。早期脉体形态较为复杂、沿走向膨大收缩现象明显，脉壁凹凸不平。晚期矿脉脉壁较平直或呈舒缓波状膨大缩小，大脉多由一系列规模不等的小脉组成。到矿化晚期，部分脉体脉壁呈锯齿状，常形成大量的空洞，沸石、天青石、菱锶矿及片状方解石在空洞内发育较好的自形晶（图3k）。

图2 华阳川铀-多金属矿床地质简图（据康清清，2016修改））Fig.2 Geological sketch map of the Huayangchuan U-polymetallic deposit(modified after Kang,2016)

华阳川铀-多金属矿床中矿石的矿物成分复杂。矿石矿物主要有烧绿石超族矿物（以下简称烧绿石）、晶质铀矿、方铅矿等。脉石矿物主要有微斜长石、石英、斜长石、角闪石、黑云母、方解石等。矿石结构以自形-半自形粒状结构为主，矿区近矿围岩蚀变主要有微斜长石化、阳起石化、霓辉石化、黑云母化、钠长石化、碳酸盐化、绢云母化、硅化等。

根据矿物组合、矿化类型及脉体穿插关系（图4），华阳川铀-多金属矿床可以划分为2个成矿期，伟晶岩期和碳酸岩期。碳酸岩期又可分为3个阶段：铀铌矿物阶段、硫化物-硫酸盐阶段和晚期阶段，其中铀铌矿物阶段和硫化物-硫酸盐阶段是主要成矿阶段，各阶段的矿物生成顺序见表1。

（1）伟晶岩期：伟晶岩期脉岩包括伟晶岩、混合伟晶岩，前者局部发育铀铌铅矿化，但矿化不均匀，后者经强烈交代作用形成，常发育较强的铀铌铅矿化。伟晶岩与围岩（片麻岩）接触部位常发育阳起石化及钾化（图3a），多伴有较强的铀矿化，烧绿石呈斑点状、浸染状或细脉状分布，矿物颗粒一般1～2 mm（图3b、c）。

（2）碳酸岩期：碳酸岩期是主要的成矿期，脉岩种类为与碳酸岩有关的各种组分复杂的杂脉，可分为3个阶段：

第一阶段为铀铌矿物阶段，岩性以霓辉石石英方解石为主，铀铌矿化为主要标志。矿化主要赋存于发育霓辉石化或绿泥石化的碳酸岩脉中（图3d、e），蚀变越强烈，矿化通常也越明显。烧绿石颗粒较小，大多呈半自形粒状-他形不规则粒状，部分与榍石共生在一起（图3e、f）。

图3 华阳川铀-多金属矿床典型矿石照片Fig.3 Typical photos of the Huayangchuan U-polymetallic deposit

第二阶段为硫化物-硫酸盐阶段，岩性以含黑云母重晶石石英方解石脉为主，黑云母呈集合体分布在脉石中，铅矿化是主要标志。硫化物主要是方铅矿，呈不规则团块状、细脉状、星点状或浸染状产于含矿脉岩内部或围岩裂隙中，与黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿共生，分布于烧绿石、石英与方解石的内部空洞中或石英与方解石的交界处（图3i）。天青石与重晶石是矿区内主要的硫酸盐矿物，为含锶和钡的硫酸盐类质同象系列，呈不规则团块状分布于矿石中，部分呈脉状产出，与铀矿物关系较为密切，常见与烧绿石等矿物共生（图3j）。

到晚期阶段，以形成大量的沸石、角闪石和片状方解石为标志，发育在矿脉的空洞内，沸石和片状方解石在空洞内发育较好的自形晶（图3k、l）。

图4 华阳川铀-多金属矿床含矿脉岩特征（据康清清，2016修改）Fig.4 Characteristics of ore-bearing veins in the Huayangchuan U-polymetallic deposit(modified after Kang,2016)

3 U-Th-Pb化学定年理论基础

电子探针U-Th-Pb化学定年以放射性核素衰变为基础，通过电子探针测量矿物中的Th、U、Pb含量，经过数据处理，最终计算出矿物的年龄。Th和U经过一系列衰变后最终形成Pb的稳定同位素：232Th→208Pb，235U→207Pb，238U→206Pb。

根据放射性同位素衰变理论，Th、U、Pb有如下关系：

式中 n(208Pb)、n(207Pb)、n(206Pb)、n(232Th)、n(235U)、n(238Pb)分别代表对应同位素的原子数，λ代表每种同位素的衰变常数，t为衰变时间，则有：

如果矿物中的初始铅(非放射成因铅)含量忽略不计，并假定矿物自形成后一直处于封闭系统，Th、U和Pb不与外界发生迁移，则矿物中的Pb全部是放射性成因Pb。由238U/235U=137.88，可得：

式中n为样品中Pb、Th、U的原子数，由Pb、Th、U各自的原子数可以计算出样品的年龄值。将式(5)中的U、Th、Pb原子数换算成对应氧化物UO2、ThO2、PbO的质量分数(Suzuki et al.,1991)，方程(5)可改为：

式中w为矿物中PbO、ThO2、UO2的百分含量；M为矿物中PbO、ThO2、UO2的分子量。根据Th、U、Pb的含量，即可计算出矿物形成年龄t，该年龄为视年龄（表观年龄）。对于富Th矿物，见式(7)；对于富U矿物，见式(8)：

表1 华阳川铀-多金属矿床矿物生成顺序表Table 1 Mineral-forming sequence in the Huayangchuan U-polymetallic deposit

如果单个矿物颗粒不同部分或者不同矿物颗粒是同源的，并含有相同数量的初始Pb和不同量的Th和U，以w(ThO2*)和w(UO2*)为横轴，PbO的含量为纵轴，可得到一条斜率为m、斜距为b的年龄等时线，方程为：

式中截距b为初始Pb。将所测得的分析数据用最小二乘线性回归法计算出该直线的斜率k，最后通过式(9)和式(10)计算出矿物的一级近似值T1，再将T1代替式(9)和式(10)中的t，反复迭代，直到满足年龄的精度要求为止。

4 样品采集与测试方法

依据野外观察、岩芯编录及岩相学工作，选取华阳川铀-多金属矿床钻孔ZK2404中390 m处（图2）1件碳酸岩期（主成矿期）含霓辉石碳酸岩脉富矿石进行分析。晶质铀矿是铀铌矿物阶段中除烧绿石超族矿物以外含量最多的铀矿物。将所采集的矿石样品经系统的岩矿鉴定，在电子探针下鉴别出晶质铀矿。

矿区晶质铀矿粒度细，粒度大部分＜0.40 mm，在透射光下呈黑色不透明，反射光下呈灰白色，主要呈2种分布形式：

（1）第一组晶质铀矿（Ur1）：呈自形-半自形粒状或不规则粒状分布于绿泥石内部或粒间裂隙内，晶形较好，与原生烧绿石超族矿物（Pcl1）、磁铁矿、钾长石、阳起石等矿物共生（图5a～c），部分晶质铀矿边部有受到热液蚀变的痕迹（图5c）。

（2）第二组晶质铀矿（Ur2）：半自形粒状、不规则粒状或细脉状分布于烧绿石超族矿物边部或包裹于其内部空洞、裂隙中。该类型晶质铀矿颗粒较第一种更小，晶形更差，内部常有裂隙（图5d～f），多与受到热液蚀变的烧绿石（Pcl2）共生在一起（图5f）。

对电子探针片进行镀碳处理，再利用电子探针测年分析。晶质铀矿电子探针化学测年在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成，仪器型号为JXA-8100、JXA-8230。部分背散射图像在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成利用FEI-Nova NanoSEM40场发射扫描电镜完成。电子探针工作条件设定加速电压为15.0 kV，探针电流为2.0×10-8A，束斑直径大小为1 μm。Y选择钇石榴石为标样，U、Th、Pb均采用晶质铀矿(w(UO2)=90.2%，w(ThO2)=6.2%，w(PbO)=1.75%)为标样，Si用石英，Ca用磷灰石，Fe用磁铁矿，Ce、Nd用独居石作标样。U、Th峰位计数时间为200 s，背景计数时间为100 s；Pb峰位计数时间为300 s，背景计数时间为150 s；其他元素峰位计数时间为40 s，背景计数时间为20 s。为了防止铅丢失造成误差，测点应选择一个封闭的环境。因此，在样品分析时尽量选择矿物中放射性元素含量高且没有裂隙的区域，以免由于裂隙(往往是矿物形成之后地质事件作用形成，并常发生部分熔融)造成Pb丢失影响分析结果（张文兰等，2003）。利用郭国林等（2012）用VC编写的年龄计算程序，即根据UO2、ThO2和PbO浓度，选用公式(8)，采用Bowles(1990)多次迭代的方法得到每一测点的表观年龄，再设定表观年龄误差为 5%(2ơ)，利用 Ludwig(1991)的 Isoplot软件计算得到表观年龄加权平均值及误差值。

图5 华阳川铀-多金属矿床晶质铀矿背散射图像Fig.5 BSE images of uraninites from the Huayangchuan U-polymetallic deposit

5 晶质铀矿年龄

本次实验共测试65个点，具体测试结果见表2。从表2可以看出晶质铀矿中的w(UO2)变化范围介于83.74%～95.18%，均值为90.02%；w(ThO2)变化范围介于0%～4.44%，均值为1.39%；w(PbO)变化范围介于1.43%～2.82%，均值为1.96%。根据电子探针分析所测得的w(UO2)、w(ThO2)和w(PbO)，计算出晶质铀矿的表观年龄，结果显示有2组年龄,第一组晶质铀矿（Ur1），即第一种形态中呈自形-半自形粒状分布于绿泥石内部或粒间裂隙内的晶质铀矿，表观年龄为210.19～231.31 Ma，18个分析点的加权平均年龄为（221.9±5.1）Ma，MSWD=0.36，置信度 95%（图6a）；第二组晶质铀矿（Ur2），即第二种形态中呈不规则粒状或细脉状分布于烧绿石边部或裂隙中的晶质铀矿，表观年龄为124.09～154.37 Ma，47个分析点的加权平均年龄为(137.1±2.0)Ma（MSWD=1.06），置信度95%（图6b）。

图6 华阳川铀-多金属矿床中晶质铀矿的年龄平均值Fig.6 Average age of uraninite from the Huayangchuan U-polymetallic deposit

6 讨 论

6.1 年龄有效性判定

运用电子探针对晶质铀矿进行测年首先应该满足以下2个条件(Kotzer,1993)：①晶质铀矿自形成后应处于封闭体系，未与外界环境进行U-Th-Pb成分交换，即U、Th、Pb没有丢失；②晶质铀矿中的初始铅含量应为零或者可以忽略不计。

测试矿物中初始铅含量为零，在铀矿物发生后期改造过程中，Si和Ca会进入铀矿物的晶格，造成Pb丢失。因此通常利用晶质铀矿中Ca、Si和Fe质量分数的高低来判断矿物内U-Th-Pb体系是否处于封闭，当晶质铀矿中Ca、Si和Fe的质量分数较低时，表明晶质铀矿没有经过后期的改造，所处的环境为封闭体系，一般没有发生放射性成因铅的丢失(Kempe,2003)。张龙等（2016）认为可以通过电子探针化学成分中 w(SiO2+CaO+FeO)与 w(UO2+PbO)、w(PbO)及晶质铀矿年龄(t)之间是否具有相关性来判断晶质铀矿中是否发生明显的Pb丢失。从本次实验的晶质铀矿样品电子探针成分分析表（表2）可见，晶质铀矿中w(SiO2+CaO+FeO)较低，介于0.19%～4.88%，均值为 1.65%，且 w(SiO2+CaO+FeO)与 w(UO2+PbO)(图7a)、w(PbO)(图 7b)及晶质铀矿年龄(t)(图 7c)之间都没有明显的相关性，因此可以推断晶质铀矿中没有发生明显的Pb丢失，其年龄是可靠的。

张昭明（1982）和陈岳龙等（2005）研究认为晶质铀矿中基本没有初始铅，就算含有初始铅，其含量也极低，一般不会超过0.36%，而U、Th和放射性成因Pb的含量一般都会较高。因此，相对于放射性成因Pb来说，晶质铀矿中的初始铅对晶质铀矿化学年龄值的影响极其有限。

综上所述，说明本次对晶质铀矿进行微区电子探针化学测年是较为可靠的方法。

6.2 晶质铀矿定年地质意义及其与成矿关系

东秦岭成矿带位于华北板块南缘与秦岭造山带的接壤地带，也是中国重要的金、钼、铀矿产地之一。矿带内发育的北西-北西西向固始-栾川深断裂带控制着中生代花岗岩类岩体的总体空间分布，而北西-北西西向断裂与次级的北东向或近南北向断裂的交错部位，则是含矿斑岩、脉岩赋存的有利地带。在本矿带内，迄今所知的含矿碳酸岩脉自西向东分布在华阳川-垣头-黄龙铺-驾鹿-黄水庵一带，有关东秦岭钼矿带内的主要矿床类型及其空间分布如图8所示。

表2 华阳川铀-多金属矿床中晶质铀矿电子探针分析值（w(B)/%）和化学年龄计算值Table 2 EPMA analyses（w(B)/%）and chemical ages of uraninite from the Huayangchuan U-polymetallic deposit

续表 2Continued Table 2

前人研究表明，华阳川铀-多金属矿床成矿期次复杂，可能存在多次的铀、铌成矿作用（惠小朝，2014；康清清等，2018）。华阳川铀-多金属矿床晶质铀矿的第一组年龄为（221.9±5.1）Ma，邻近的黄水庵碳酸岩脉型钼（铅）矿床Re-Os加权平均年龄为（209.5±4.2）Ma（黄典豪等，2009），黄龙铺碳酸岩脉型钼矿床Re-Os等时线年龄为221 Ma（黄典豪等，1994），这几个年龄比较相近，同属于晚三叠世，说明该地区发育重要的印支期碳酸岩成矿事件。齐秋菊等（2012）利用锆石LA-ICP-MS U-Pb定年测得老牛山石英二长岩和石英闪长岩的锆石年龄UPb分别为（223±1）Ma和（222±1）Ma，说明老牛山石英二长岩和石英闪长岩的形成时代为222 Ma左右。惠小朝（2014）通过锆石U-Pb定年测得华阳川花岗岩有两期成岩年龄，分别为207 Ma和225～229 Ma。笔者通过对华阳川早期碳酸岩中的独居石进行原位LA-ICP-MS U-Pb定年，获得独居石年龄为（218.7±1.2）Ma（数据未正式发表），可代表独居石所赋存的碳酸岩形成时间在220 Ma左右，与华阳川铀-多金属矿床晶质铀矿的第一组年龄基本一致。由此可见，晚三叠世是东秦岭地区一个重要的成岩成矿时代，华阳川在三叠世220 Ma左右也发育一期铀-铌成矿作用，且与碳酸岩形成时代基本相同。

图7 华阳川铀-多金属矿床晶质铀矿w(SiO2+CaO+FeO)与w(UO2+PbO)(a)、w(PbO)(b)和年龄(Ma)(c)关系图Fig.7 The w(SiO2+CaO+FeO)versus w(UO2+PbO)(a),w(PbO)(b)and age(Ma)(c)diagrams of uraninite in the Huayangchuan U-polymetallic deposit

图8 东秦岭矿带主要矿床分布地质略图（据黄典豪等，1996）Fig.8 Geologicalsketch map showing the distribution of main deposits in the EastQinling ore belt(after Huang etal.,1996)

研究表明，140 Ma左右是东秦岭地区的一个集中成岩成矿时代（毛景文等，2003），许多岩体和矿体的年龄都集中在这个时期。笔者将统计的东秦岭地区部分典型岩体/矿体测年数据列于表3。

金堆城钼矿和石家湾钼矿在空间位置上与华阳川铀-多金属矿床相邻，金堆城花岗斑岩锆石U-Pb年龄和金堆城钼矿床Re-Os年龄分别为143.7 Ma和139 Ma（焦建刚等，2010）；石家湾花岗斑岩锆石UPb年龄和石家湾钼矿床Re-Os年龄分别为141.4 Ma和138 Ma（赵海杰等，2010；2013）。老牛山花岗岩体和华山花岗岩体夹持着华阳川铀-多金属矿床，华山岩体顶部混染相二长花岗岩的锆石U-Pb年龄为（133.8±1.1）Ma（郭波等，2009）；齐秋菊等（2012）通过锆石U-Pb定年测得老牛山燕山期细粒-中细粒黑云母二长花岗岩年龄为（146±1）Ma。同位于东秦岭成矿带上的南泥湖花岗斑岩锆石U-Pb年龄和南泥湖-三道庄钼(钨)矿Re-Os年龄均为145 Ma（向君峰等，2012），小寺沟铜钼矿床Re-Os年龄和夜长坪钼矿床Re-Os年龄分别为134 Ma（黄典豪等，1996）和145 Ma（毛冰等，2011）。

表3 东秦岭地区部分岩体/矿体时代Table 3 Ages of some plutons and deposits in the East Qinling

如前所述，华阳川铀-多金属矿床第一组晶质铀矿（Ur1）大多呈自形-半自形粒状或不规则粒状分布，晶形较好，年龄也与碳酸岩形成时代相近，说明其应该是区域上220 Ma左右成岩成矿的产物。而第二组晶质铀矿（Ur2）呈半自形粒状、不规则粒状或细脉状分布于烧绿石边部或裂隙中，相比于220 Ma左右的晶质铀矿其颗粒更小，晶形更差，内部常有裂隙，可能是热液蚀变所形成的。电子探针下也发现有早期颗粒较大、晶形较好的晶质铀矿受到热液蚀变的痕迹（图5c），同时矿区与晶质铀矿共生的烧绿石也发生了热液蚀变（图5e、f）。蚀变前后烧绿石化学成分发生了很大改变，蚀变后形成的烧绿石（Pcl2）中Ca、U和Nb含量明显降低（图9a～c），而Si的含量则升高（图9d），由此说明热液蚀变使烧绿石中U、Nb、Ca、Si等元素发生了活化和迁移。因此，笔者认为在后期热液蚀变的作用下，使碳酸岩早期220 Ma左右形成的烧绿石（Pcl1）和晶质铀矿中的铀发生活化和迁移。当流体中浓度达到饱和时，在流体中水、CO2等还原组分的作用下，在原地沿烧绿石的边部或裂隙中再次沉淀下来，形成晚期晶质铀矿（UO2）和热液蚀变烧绿石（Pcl2）。第二组晶质铀矿的年龄就代表了此次铀铌活化-沉淀事件的发生时间，即137 Ma左右。

综上所述，东秦岭地区大规模成岩成矿主要集中在印支期的222 Ma左右和燕山期的132～146 Ma两个时间段。成矿带内既存在三叠纪碳酸岩型钼-铅矿和铀-铌矿，也存在燕山期斑岩型钼矿和碳酸岩型铀-铌成矿作用。华阳川铀-多金属矿床碳酸岩期晶质铀矿的2组U-Th-Pb年龄与成矿期密切，代表了该地区的两期次铀-铌成矿作用。

图9 华阳川铀-多金属矿床烧绿石超族矿物受热液蚀变Ca,U,Nb,Si元素a.p.f.u.（单位分子所含原子数目）变化Fig.9 Changes of Ca,U,Nb,Si elements a.p.f.u.(atomic number per molecule)by hydrothermal alteration of pyrochlore supergroup minerals in Huayangchuan U-polymetallic deposit

6.3 对东秦岭成矿带构造背景的探讨

华阳川铀-多金属矿床和整个东秦岭成矿带的时空分布和形成机制与秦岭造山带的性质、形成演化及特定阶段所对应的大陆动力学背景密切相关。在晚古生代—三叠世早期，华北克拉通总体处于构造稳定阶段。李曙光等（1990）和王鸿祯等（1982）认为，华北地台与扬子地台的拼接时代为早三叠世。也即是说，华北与扬子板块在早三叠世时开始碰撞造山，印支期是南、北两大陆块强烈挤压碰撞的高峰期，接着是碰撞后的松驰（拉伸）阶段，在本矿带内发育一系列北西-北西西向构造断裂带。这些北西-北西西向深断裂带（固始-栾川-石门）成为源于地幔的碱性硅酸盐-碳酸盐熔体-溶液上升的通道，并自西向东形成了陕西华阳川-垣头-黄龙铺-驾鹿至河南嵩县黄水庵等含矿碳酸岩脉，和与之相伴产出的正长（斑）岩脉或霓辉正长斑岩脉等（黄典豪等，2009）。华阳川铀-多金属矿床的第一期晶质铀矿年龄，与老牛山岩体（印支期）及邻近的黄龙铺钼矿床、黄水庵钼矿床年龄均集中在220 Ma左右，就是该地区早三叠世碰撞造山后伸展作用的佐证。

到燕山时期，在由古特提斯构造系向环太平洋主动陆缘的构造体制大转换，区域上构造挤压作用相对减弱，并向伸展作用转变，自侏罗纪以来该区相继经历陆内造山和造山后伸展作用。在伸展时期，发生局部沉陷，形成侏罗纪—白垩纪湖相沉积。同时，北西-北西西向断裂复活，并派生北东-北北东向断裂，南北主应力场向东西主应力场发生构造体制大转折，东西向岩石圈大规模减薄作用所伴随强烈的壳幔作用（毛景文等，2005；张国伟等，2001）。东秦岭成矿带上岩体和矿体的时空分布与形成机制与这个阶段的伸展大陆动力学背景密切相关。空间上，由地壳重熔（或深熔）作用产生的熔体和上涌地幔物质混合形成再生岩浆，并沿北西-北西西向断裂与北东-北北东向断裂的交错部位发生侵位，形成花岗岩类岩体和浅成-超浅成花岗斑岩株等，控制着与矿化有关的花岗岩类和矿床的空间分布（黄典豪等，2009）。陕西金堆城-黄龙铺-华阳川地区与成矿有关的花岗斑岩或碳酸岩脉和相应的矿床，主要就是受近东西向和北西向断裂或北东和北西向断裂的联合制约（黄典豪等，1996）。时间上，东秦岭成矿带上的一系列岩体和矿体时代均为132～146 Ma，可能记录了 132～146 Ma之间的岩浆事件，峰值为140 Ma左右，都属于造山晚期（伸展阶段）的产物。

7 结 论

（1）利用电子探针U-Th-Pb化学定年方法对华阳川铀-多金属矿床中晶质铀矿进行了微区定年工作，获得了2组年龄。第一组晶质铀矿加权平均年龄为(221.9±5.1)Ma，该区印支期老牛山岩体及邻近的黄龙铺钼矿床、黄水庵钼矿床年龄均集中在220 Ma左右，说明晚三叠世是东秦岭地区一个重要的成岩成矿时代，华阳川铀-多金属矿床在三叠世220 Ma左右也发育一期铀-铌成矿作用。

（2）获得华阳川铀-多金属矿床晶质铀矿第二组加权平均年龄为(137.1±2.0)Ma，代表华阳川铀-多金属矿床在白垩纪的一期铀-铌活化-沉淀作用。与东秦岭成矿带上的一系列岩体和矿床形成时间吻合，记录了东秦岭地区132～146 Ma之间的岩浆-成矿事件，峰值为140 Ma左右。

（3）测定的2组晶质铀矿化学年龄记录了研究区自晚三叠世开始的后碰撞伸展环境和早白垩世的造山后伸展环境。自早三叠世初开始华北板块与扬子板块碰撞造山，在晚三叠世转变为后碰撞伸展环境；至侏罗纪经历陆内造山和造山后伸展作用，转变为造山后伸展环境，南北主应力场向东西主应力场发生构造体制大转折。