邹家山矿床超常富集铀矿石Ti 的赋存特征及其铀成矿意义*

王 运，胡宝群**，高海东 ，邱林飞,2，孙占学，郭福生，周万蓬，吴志春

（1 东华理工大学地球科学学院，江西南昌 330013；2 核工业北京地质研究院，北京 100029）

随着铀矿床的开采，铀矿石中含Ti 逐渐引起了国内外学者注意。Ti 化学性质较为稳定，是铀矿石选冶过程中很难去除的杂质。同时，铀矿石中Ti含量明显高于围岩，且国内外铀矿床普遍存在U 与Ti 含量呈非线性正相关性（Saager et al.,1983；王运，2011；Singh et al.,2013；Miloš,2016；胡 宝 群 等 ，2016；Macmillan et al.,2017；何升等，2018；王守敬，2019；Mesbah et al.,2019），说明 Ti 可能参与了铀成矿作用。虽然国内外对铀矿石中含Ti 铀矿物的赋存特征研究已较为广泛（Makar’ev et al.,2010；Singh et al.,2013；章邦桐等，2014；王运等，2014；Miloš,2016；Macmillan et al.,2017；王贵等，2017；何升等，2018；王守敬，2019；Mesbah et al.,2019），但很少涉及Ti 对U 成矿作用的研究。相山铀矿田矿石中的Ti 含量明显高于围岩，且w(TiO2)与w（U）呈非线性正相关（王运，2011；王倩等，2015；胡宝群等，2016；林锦荣等，2017）。王峰等（2017）进一步研究发现，酸交代铀矿石w(TiO2)明显高于碱交代铀矿石。王运（2011）通过电子探针分析，初步查明邹家山铀矿床钛铀矿的赋存特征，常见钛铀矿包裹金红石或锐钛矿边缘生长，认为Ti 来自于围岩。胡志华等（2018）通过电子探针分析，发现邹家山铀矿床钛铀矿为细小板柱状半，自形-自形，认为其是在中高温酸性成矿流体中快速结晶所形成。王运（2018）通过电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）测定，发现邹家山铀矿床钛铀矿为重稀土富集型，钛铀矿形成于中低温酸性热液。本区主要存在2 次主铀成矿热液活动（邵飞，2007）。第1 次发生在早白垩世（约120～105 Ma），以富 Na、U、Th 等为代表的中高温（＞250℃）碱性热液活动，形成主要以钠长石化为标志的碱交代型铀矿化；第2 次发生在晚白垩世（约 100～80 Ma），以富 F、U、Ti、Th、REE 等为代表的中低温（150～250℃）酸性-弱酸性热液活动，形成萤石-水云母型铀矿化（邵飞，2007；胡宝群等，2016；王运，2018）。

邹家山矿床矿石中Ti含量明显高于围岩，w(TiO2)与w（U）（w（U）＜1.04%）呈非线性正相关，而超常富集铀矿石（w（U）＞3.00%）中Ti 的含量并未随U 含量的增高而增加。同时，前人对邹家山矿床含Ti 矿物的研究多局限于利用电子探针分析含Ti 矿物，定性估算含Ti 矿物的多少，无法为铀矿选冶工艺的改进提供较准确的含Ti 矿物数据，且对Ti 的来源及在铀成矿中的作用很少提及。因此，急切需要开展超常富集铀矿石中Ti 的赋存特征、来源及对铀成矿的作用研究。本文在地球化学分析和电子探针分析的基础上，挑选1件具代表性的典型样品开展矿物自动分析，较为准确地获得了矿石中含Ti矿物种类、含量、赋存特征及Ti在各矿物中的含量；在此基础上，结合前人实验研究成果探讨Ti的来源及其对铀成矿的作用。

1 地质背景

相山铀矿田位于江西省抚州市乐安县，大地构造位置处于赣杭构造火山岩铀成矿带与大王山-于山花岗岩型铀成矿带的复合叠加部位，是中国最大的岩浆岩型热液铀矿田，平面上存在东碱、西酸的演化趋势，而且在垂向上还存在上酸、下碱的演化规律（范洪海等，2003）。

邹家山矿床位于相山矿田西部NE 向邹家山-石洞断裂带的东侧（图1a），是矿田内资源储量最多，U品位最高的矿床。矿区地层出露简单，主要为下白垩统鹅湖岭组上段碎斑熔岩。矿区深部及外围发育下白垩统鹅湖岭组下段晶屑玻屑凝灰岩、下白垩统打鼓顶组上段流纹英安岩（图1b）。矿床内断裂构造主要为NE 向邹家山-石洞断裂带。该断裂带的主断裂走向为 30°～60°，倾向 NW，倾角 65°～80°，断裂带全长约10 km，宽约200～300 m，是由一系列平行的首尾相接的裂隙带组成；其次为如意亭-邹家山-书堂-阳家山弧形火山断陷构造，该火山断陷构造在平面上呈弧形，在剖面上各岩层或岩性段呈阶梯状向火山盆地中心倾。在阶梯状内倾岩性界面附近岩石破碎，微裂隙十分发育。区内未见岩浆岩出露，在矿床深部发育流纹英安斑岩，其为深灰色、灰绿色，斑状结构，块状构造，呈脉状、岩枝状侵入于下白垩统中，脉宽约1～30 m，长约50～200 m。该矿床矿体严格受断裂控制，呈脉状、细脉状。铀矿石类型为酸交代型和碱交代型矿石，赋矿围岩主要为碎斑熔岩和流纹英安岩。围岩蚀变主要为萤石化、伊利石化、黄铁矿化、绿泥石化、碳酸盐化等。

2 取样和测试方法

本次实验样品取自邹家山矿床15号竖井4号矿带-170 m、-210 m、-250 m 中段的矿体。将矿石样品制备成薄片进行镜下观察，并在测定常微量元素基础上，挑选富U 样品（w（U）＞3.00%）的薄片，利用JXA-8100 电子探针和矿物自动定量分析系统（MLA）对铀矿物的显微关系，尤其是Ti 的分布及钛铀矿的赋存特征等进行研究。

常微量元素的测定是在澳实分析检测（广州）有限公司采用X 射线荧光光谱仪、电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）等完成，另外还利用红外硫碳测定仪（LECO）和离子电极等测定了C、S、F元素。

电子探针分析在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室电子探针室完成。电子探针的型号为JEOL JXA-8100，加速电压为15.0 kV，电流10 μA，探针束流为1.00×108A，束斑大小为1 μm，能谱型号为Inca ENERGY，检测限100×10-6，所用标准样品为美国国家标准局的53个国际标准样品。

矿物自动定量分析实验在中国地质科学院郑州矿产综合利用研究所完成。按矿物自动定量分析测试要求（贾木欣，2007），在电子探针分析基础上挑选1 件包含矿物种类多、铀矿物颗粒相对较大、铀矿物接触边界明显的样品，将样品粉碎至200 目左右，开展矿物定量分析。

3 地球化学特征

对超常富集铀矿石进行化学测试分析（表1），测试结果w(U)为3.45%～9.38%，平均为5.65%；w(TiO2)为 0.50%～1.58%，平均为 0.95%；w(Th)为 0.55%～3.87%，平均为1.91%；w(P2O5)为1.39%～5.96%，平均为 3.72%；w(SiO2) 为 25.34%～53.62%，平 均 为39.08%；w(F)为1.07%～6.05%，平均为3.41%；w(C)为0.04%～1.66%，平均为0.34%；w(S)为1.10%～3.61%，平均为2.35%。

超常富集铀矿石成分与围岩相比，SiO2、Al2O3、MgO、Na2O、K2O、LREE 含量减少，Fe2O3、CaO、TiO2、P2O5、MnO、F、C、S、U、∑REE+Y、HREE、烧失量增加。超常富集铀矿石平均w(TiO2)是围岩的1.90 倍，与w(U)相比富集并不高。超常富集铀矿石U、S、F、P2O5等平均含量是围岩的565倍、33.57 倍、31.00 倍、18.60 倍，说明 U 与 S、F、P2O5共同富集。

利用数据分析SPSS17.0 软件，研究TiO2和U 与其他化学成分的相关性发现：①w(TiO2)与w(K2O）呈显著正相关，与Al2O3、MgO、Th、HREE、∑REE+Y含量呈中度正相关，与LREE 含量低度正相关；TiO2含量与 U 含量为中度负相关，与 SiO2、Fe2O3、CaO、Na2O、MnO、F、S 含量低度负相关；②w(U)与w(F）呈中度正相关，与P2O5、S、LREE 含量呈低度正相关；U 含量与MgO、K2O、TiO2、MnO、C、烧失量中度负相关，与 Th、HREE 含量为低度负相关；③ TiO2含量与F、S、P2O5等能组成络合物共同迁移的化学成分含量关系不明显，甚至呈低度负相关；而U 含量与F、S、P2O5含量呈正相关（图2）；进一步说明成矿环境中U 与Ti 物理化学性质差别较大，物质来源可能不同。

图1 相山矿田（a）与邹家山矿床（b）地质略图1—上白垩统红层；2—下白垩统鹅湖岭组上段；3—下白垩统鹅湖岭组下段；4—下白垩统打鼓顶组上段；5—下白垩统打鼓顶组下段；6—下泥盆统云山组；7—青白口系；8—花岗斑岩；9—花岗岩；10—火山塌陷构造；11—实测、推测断裂构造；12—铀矿床；13—地名；14—山峰；15—矿体和矿带编号；16—矿床范围；17—采样位置；18—15号竖井Fig.1 Geological sketch map of the Xiangshan orefield(a)and Zoujiashan deposit(b)1—Late Cretaceous red beds;2—Upper member of the Ehuling Formation of Lower Cretaceous;3—Lower member of the Ehuling Formation of Lower Cretaceous;4—Upper member of the Daguding Formation of Lower Cretaceous;5—Lower member of Daguding Formation of Lower Creta‐ceous;6—Yunshan Formation of Lower Devonian;7—Qingbaikou system;8—Granite porphyry;9—Granite;10—Volcanic collapse structure;11—Measured and inferred fault structure;12—Uranium deposit;13—Place name;14—Mountain peak;15—Orebody and belt number;16—Deposit range;17—Sampling location;18—No.15 shaft

表2 邹家山矿床超常富集铀矿石化学成分相关性分析Table 2Correlation analyses of chemical components of super-enrichment uraniumore at the Zoujiashan deposit

图2 邹家山矿床超常富集铀矿石w(TiO2)、w(U)、w(F)、w(S)、w(P2O5)变化趋势图Fig.2 The variation trend diagram of the w(U), w(F), w(S),w(P2O5) and w(TiO2)in super-enrichment uranium ore of the Zoujiashan deposit

4 超常富集铀矿石矿化特征

由于铀矿物颗粒细小，且种类较多，很难通过普通显微镜进行观察。本次利用电子探针背散射图像对超常富集铀矿石矿化特征进行研究，发现铀矿化主要与萤石、伊利石、磷灰石、黄铁矿、白云石、铁白云石等关系密切（图3a～d）。本次对铀矿物及部分伴生矿物进行了电子探针定量分析（表3）。由于电子探针无法测试矿物中碳、氟、羟基等，且电子探针对于氧化物和硫化物的分析有不同的标准，在测试氧化物的同时测试硫化物，会使硫化物数据不准确。故本次分析的矿物元素含量数据合计很难达到100%，并未对白云石、铁白云石、萤石、黄铁矿等进行定量分析。这些未进行电子探针定量分析的矿物是根据电子探针能谱定性数据判别矿物类别。

图3 邹家山矿床超常富集铀矿石矿物组合（电子探针背散射电子图像）a.大量的沥青铀矿和钛铀矿生长于萤石边缘及裂隙中；b.大量的钛铀矿生长于磷灰石边缘；c.大量的沥青铀矿生长于白云石边缘及裂隙中；d.大量的沥青铀矿和钛铀矿生长于铁白云石边缘及裂隙Bt—钛铀矿；U—沥青铀矿；Py—黄铁矿；Ap—磷灰石；Fl—萤石；Ill—伊利石；Dol—白云石；Ank—铁白云石Fig.3 Mineralogical assemblage of super-enrichment uranium ore at the Zoujiashan deposit（BSE images）a.A large amount of uraninite and brannerite on fluorite margin and fracture;b.A large amount of uraninite at the edge of apatite;c.A large amount of uraninite growing in dolomite margin and fracture;d.A large amount of uraninite and brannerite in ankerite margin and fracture Bt—Brannerite;U—Uraninite;Py—Pyrite;Ap—Apatite;Fl—Fluorite;Ill—Illite;Dol—Dolomite;Ank—Ankerite

表3 铀矿物及部分伴生矿物电子探针分析Table 3 The electron microprobe analysis results of uranium and some associated minerals

萤石颗粒大小约为50～100 μm，呈自形-半自形，边缘及裂隙中生长着大量的沥青铀矿和钛铀矿（图3a）。伊利石主要为长石蚀变形成，多保留部分长石晶体的假象，其中生长着大量钛铀矿（图3a）。磷灰石以小颗粒为主，大小约10 μm，半自形，其边缘生长着大量的钛铀矿，说明颗粒较小的磷灰石可能更有利于富集铀矿物（图3b）。黄铁矿分布较广，颗粒大小约20～100 μm，自形-半自形，边缘生长着钛铀矿、沥青铀矿等（图3a～d）。白云石颗粒大小一般＞100 μm，半自形，晶体呈支离破碎状，边缘及裂隙中充填大量沥青铀矿（图3c）。铁白云石颗粒大小约50～100 μm，自形-半自形，晶体呈支离破碎状，边缘及裂隙中充填大量沥青铀矿、钛铀矿（图3d）。

5 超常富集铀矿石矿物自动分析

利用矿物自动定量分析（MLA）对典型超常富集铀矿石中Ti在矿物中的分布测试，发现95.54%的Ti 赋存于钛铀矿中，4.46%的Ti 赋存于金红石中。矿石中,钛铀矿质量分数为4.69%，金红石质量分数为0.10%，因此,矿石中Ti主要赋存于钛铀矿中。

在MLA 扫描电镜背散射图像上（图4a～f）显示钛铀矿、沥青铀矿和磷钇矿均为自形-半自形；钛铀矿表面较为纯净，而沥青铀矿表面则有暗色的磷钇矿“斑点”；钛铀矿大小约为1～75 μm，沥青铀矿大小约为1～90 μm，磷钇矿大小约为1～10 μm。钛铀矿生长于沥青铀矿边缘，两者矿物边缘均为港湾状，沥青铀矿表面生长磷钇矿（图4a）；钛铀矿集合体包裹沥青铀矿且在钛铀矿集合体外边缘生长沥青铀矿及磷灰石（图4b）；钛铀矿与沥青铀矿交代接触，两者边界处存在颜色渐变带（图4c）；沥青铀矿较为碎裂且包裹钛铀矿（图4d）；沥青铀矿包裹钛铀矿和磷灰石（图4e、f）。经研究发现，钛铀矿既包裹着边缘呈港湾状的沥青铀矿（图4a、b），又被边缘较为规整的沥青铀矿包裹（图4e），说明沥青铀矿存在早、晚2 期，即早期的沥青铀矿被钛铀矿包裹，晚期的沥青铀矿包裹钛铀矿。

6 讨 论

6.1 Ti来源

地球中大于98%的Ti存在于地幔中（赵新苗等，2020）。相山铀矿田来自于地幔的基性岩煌斑岩、辉绿岩平均w（TiO2）分别为 1.20%、1.00%（饶泽煌，2012），高于浅变质岩基底上施组（w（TiO2）平均为0.77%）、库里组（w（TiO2）平均为0.71%）、神山组（w（TiO2）平均为0.85%）（时国等，2015）以及赋矿围岩流纹英安斑岩（w（TiO2）平均为0.44%）、碎斑熔岩（w（TiO2）平均为0.15%）、似斑状花岗岩（w（TiO2）平均为0.40%）等。

图4 钛铀矿嵌布照片（扫描电镜背散射电子图像）a.钛铀矿和沥青铀矿伴生，沥青铀矿表面生长磷钇矿；b.钛铀矿集合体包裹沥青铀矿，沥青铀矿表面生长磷钇矿；c.钛铀矿和沥青铀矿伴生，沥青铀矿表面生长磷钇矿；d.钛铀矿和沥青铀矿伴生，沥青铀矿表面生长磷钇矿；e.钛铀矿与沥青铀矿、磷灰石伴生，沥青铀矿表面生长磷钇矿；f.钛铀矿与沥青铀矿、磷灰石伴生，沥青铀矿表面生长磷钇矿Xen—磷钇矿；U—沥青铀矿；Bt—钛铀矿；Ap—磷灰石Fig.4 Photo of dissemination state of brannerite（SEM images）a.Brannerite associated with uraninite,xenotime on the surface of uraninite;b.Uraninite wrapped by brannerite aggregate,xenotime on the surface of uraninite;c.Brannerite associated with uraninite,xenotime on the surface of uraninite;d.Brannerite associated with uraninite,xenotime on the surface of uraninite;e.Brannerite associated with uraninite and apatite,xenotime on the surface of uraninite;f.Brannerite associated with uraninite and apatite,xenotime on the surface of uraninite Xen—Xenotime;U—Uraninite;Bt—Brannerite;Ap—Apatite

大量研究表明，相山不同火山岩由浅变质基底熔融形成，为源于同一岩浆房的岩浆演化产物（杨水源，2013；郭福生等，2015；杨庆坤，2015；周万蓬，2015），且无明显地幔物质的加入（杨水源，2013）。

在岩浆房内结晶分异是其主导作用（夏林圻等，1992），由于Ti 在部分熔融过程中是不相容元素(Ren et al.,2017)，因此，绝大部分Ti优先进入熔体中（赵新苗等，2020；孙赛军等，2020），导致Ti随岩浆的演化而富集于岩体，如攀枝花岩体随岩浆演化而逐渐富Ti（柏中杰等，2019）；新疆东天山香山岩体随岩浆演化而逐渐富Ti（姜超等，2015）。相山火山-侵入杂岩火山喷发相流纹质熔结凝灰岩w（TiO2）最低，平均0.08%，火山喷发之后的火山侵出相碎斑熔岩（w（TiO2）平均0.15%）及浅成-超浅成侵入岩花岗斑岩（w（TiO2）平均0.33%）、流纹英安斑岩（w（TiO2）平均0.44%）、英安斑岩（w（TiO2）平均0.82%）中w（TiO2）则逐渐增高（张万良，2005），同样说明随岩浆演化，导致岩体中TiO2相对富集。

邹家山矿床存在2 次大的热液成矿活动，第1次为先富Na 后富K 的碱性热液活动，以碱交代型铀矿化为代表；第2 次为富F 的酸性-弱酸性热液活动，以萤石-水云母型铀矿化为代表（邵飞，2007；胡宝群等，2016；王运，2018）。邹家山矿床的金红石w（FeO）为 1.07%～1.69%（王运，2011），而w（FeO）大于0.13%的金红石，一般为变质成因（Zack et al.，2004），因此认为本矿床中金红石为热液变质成因，即热液变质的强弱影响着金红石的含量。从近矿围岩→蚀变岩→铀矿石，热液变质程度逐渐增强，TiO2含量逐渐增加（王运等，2012；王倩等，2015；胡宝群等，2016；林锦荣等，2017），但富集程度不高，其他铀矿床（谢玉华等，2016；李治兴等，2012）及金矿床（祁冬梅等，2015）也有类似特征。邹家山矿床成矿期萤石Sr、Nd 同位素和黄铁矿Pb同位素示踪显示铀成矿物质来源具壳源特征（范洪海等，2001；邵飞等，2008）。刘斌等（2019）通过对邹家山矿床附近的河元背和居隆庵矿床铀矿石中黄铁矿的S 同位素研究认为，钛铀矿的Ti 来自于围岩（流纹英安岩和碎斑熔岩）中的钛铁矿。另外，据研究地下流体中 Ti 迁移距离短（Liu et al.，2019），很难从深部或远处迁移至此。根据以上分析笔者认为，铀矿石中Ti 来源于围岩。邹家山矿床围岩中含Ti 矿物主要为黑云母、钛铁矿、榍石等，其中，黑云母含量在岩石中相对较多，而钛铁矿、榍石等作为副矿物含量相对较少。在富K 的热液中黑云母蚀变会释放大量的Ti（袁峰等，2017；Yuan et al.，2018），本次对围岩中主要暗色矿物黑云母及其蚀变矿物绿泥石进行电子探针分析，发现黑云母w（TiO2）为2.12%～2.26%，平均值为2.18%，绿泥石w（TiO2）为0%～0.13%，平均值为0.06%，说明黑云母蚀变为绿泥石时，释放出大量的Ti 进入流体，进而与铀结合形成钛铀矿。在电子探针背散射电子图像上可以看到绿泥石中生长钛铀矿（图5a、b）。因此，推测铀矿石中的Ti 主要来自围岩中蚀变的黑云母。

图5 邹家山矿床绿泥石与钛铀矿特征（电子探针背散射电子图像）a.绿泥石中生长钛铀矿；b.绿泥石中生长钛铀矿，方解石脉切穿蚀变的钠长石Bt—钛铀矿；Chl—绿泥石；Ab—钠长石；Cc—方解石Fig.5 Characteristics of chlorite and brannerite at the Zoujiashan deposit（BSE images）a.Growth of uraninite in chlorite;b.Growth of uraninite in chlorite，calcite veins cutting through altered albite Bt—Brannerite;Chl—Chlorite;Ab—Albite;Cc—Calcite

6.2 钛铀矿成因

邹家山铀矿床中Ti主要分布于钛铀矿和金红石中，且金红石边缘伴生钛铀矿（王运，2011；胡志华等，2018），国内外各类型矿床也普遍存在含钛矿物边缘生长钛铀矿等类似特征（Saager et al.,1983；Ma‐kar’ev et al.,2010；Singh et al.,2013；章邦桐等，2014；王运等，2014；Miloš,2016；王贵等，2017；Macmillan et al.,2017；何升等，2018；王守敬，2019）。通过对邹家山矿床伴生铀矿物的萤石、方解石等流体包裹体测试，其成矿温度集中于250～303.2℃和141～175℃，成矿流体盐度w（NaCleq）为1.14%～13.41%、平均值6.76%（张树明等，2012；杨庆坤，2015；王运，2018），成矿流体中气体组分主要为CO2、H2、N2、CH4、H2O，少量CO、O2、C4H6，液体组分为Na+、K+、Mg2+、Ca2+、F-、Cl-、、等，其中，Ca2+、F-含量相对较高（杨庆坤，2015；王运，2018），这与该矿床普遍发育紫黑色萤石化现象一致。因此，邹家山矿床主成矿期流体为中低温、低盐度、酸性富F 流体。邹家山铀矿床酸性热液含有大量的富F流体，富F流体可以有效地活化围岩中的Ti，从而形成含TiF 络合物（Rapp et al.，2010；何俊杰等，2015）以及胶体金红石、白钛石等。这些胶体的TiO2矿物对铀离子有很强的吸附能力（Dymkov et al., 2003；Vinokurov et al., 2010；Guo et al.，2016；Tatarchuk et al.，2019；Chen et al.，2019），可为铀矿的生长提供晶核（Fuchs et al.，2015）。Kon‐stantinou 等（2008）通过对比研究发现，TiO2表面对金属离子的相对亲和力为U（Ⅵ）＞Eu（Ⅲ）＞Cu（Ⅱ）。范圣茜等（2019）实验研究发现，温度为298 K，pH=2.0～5.0 时，纳米TiO2的铀吸附容量随pH 值的增加而增加，且受溶液中阳离子Zn2+、Mg2+、Pb2+、Mn2+、Na+及阴离子Cl-、的浓度影响很小，而受F-浓度影响较大，但Al3+的存在会减小F-的影响。邹家山铀矿床成矿流体pH 值为5 左右（杨庆坤，2015），因此，铀成矿时TiO2对U 具有很强的吸附能力，为钛铀矿的形成提供有利环境。

图6 邹家山矿床铀矿石的w(TiO2)和w(U)变化趋势图Fig.6 The variation trend diagram for the w(TiO2)-w(U)of uranium ore at the Zoujiashan deposit

笔者通过研究在邹家山矿床共采集的46 件不同蚀变类型和强度的碎斑熔岩铀矿石w（U）与w（TiO2）数据发现，w（U）以1.04%为界，w（U）＜1.04%时，w（U）与w（TiO2）总体为正相关性，w（U）＞1.04%时，w（U）与w（TiO2）总体为负相关性（图6）。利用电子探针和MLA 分析，发现超常富集铀矿石中几乎不含金红石，沥青铀矿晶体不完整，常见港湾状、破裂状，其边缘常生长钛铀矿，并可见钛铀矿集合体包裹沥青铀矿，表明前期形成的金红石和沥青铀矿被酸性热液溶解，导致U与Ti结合形成钛铀矿。

据此推测，沥青铀矿是在碱性和弱酸性条件下形成。由于水岩作用，流体pH 值逐渐降低，先前形成的沥青铀矿在酸性流体作用下发生部分溶解，同时，Ti从围岩中浸出。在酸性溶液环境下，铀矿石的水岩实验发现，U 浸出率为24.64%～93.94%（王莉，2013），Ti 同样有较高的浸出率（林锦荣等，2017；王运，2018）。因此，本矿床酸性成矿流体中存在大量的Ti与U 等，随着水岩反应的进行，pH 值缓慢升高，形成胶体TiO2吸附热液中的U。这时部分U 存在于流体中，还有部分吸附在流体中的TiO2胶体上，从而大大增加了流体的U 含量。当遭遇弱碱性矿物如白云石、铁白云石、羟基磷灰石等，便会与其发生中和反应，导致pH 快速升高，形成地球化学障，从而使流体中的成矿物质溶解度降低，进而在这些弱碱性矿物边缘卸载，形成沥青铀矿、钛铀矿等铀矿物。本次研究发现超常富集铀矿石中Ti 主要赋存于钛铀矿，部分钛铀矿边缘成港湾状以及被沥青铀矿紧密包裹，说明随着铀成矿作用的持续进行，热液中Ti几乎已耗尽，钛铀矿不再新增，但受后期成矿热液的温度及pH值变化等影响，钛铀矿缓慢溶蚀（Gilligan et al.,2015）以及被新形成的沥青铀矿交代（Aleshin et al.,2007；王运，2011），引起Ti 的缓慢流失，导致超常富集铀矿石中w（U）与w（TiO2）为中度负相关。

7 结 论

（1）超常富集铀矿石TiO2、U、S、F、P2O5含量分别是围岩的 1.90 倍、565 倍、33.57 倍、31.00 倍、18.60倍，其中,TiO2与U 相比富集程度并不高，说明成矿流体中Ti 含量不高，且U 与Ti 物理化学性质差别较大。

（2）超常富集铀矿石中铀矿物主要为沥青铀矿、钛铀矿，与萤石、伊利石、磷灰石、黄铁矿、白云石、铁白云石等关系密切，尤其是白云石、铁白云石等边缘发现大量的沥青铀矿和钛铀矿。

（3）超常富集铀矿石中95.54%的Ti赋存于钛铀矿中，4.46%的Ti 赋存于金红石中。矿石中钛铀矿质量分数为4.69%，金红石质量分数为0.10%，因此矿石中Ti主要赋存于钛铀矿中；钛铀矿呈自形-半自形，大小约1～75 μm；钛铀矿既包裹着早期的沥青铀矿，又被晚期的沥青铀矿包裹。

（4）Ti 来源于赋矿围岩中的黑云母蚀变，胶体TiO2矿物对铀的强吸附性有利于钛铀矿的形成，并促使铀在地球化学障处超常富集。

致 谢感谢审稿专家对本文提出的宝贵修改意见。