刘蓉蓉，　李子颖，　汤江伟，　徐小奇

(1.核工业北京地质研究院 ， 北京　100029；2.浙江省核工业269大队，浙江 金华　321000；3.中国钢铁集团，北京　100080)

赣杭铀成矿带是我国著名的热液型铀矿产地之一，衢州地区位于该带东段，以江山-绍兴断裂为界，将该区划分为南北两个铀成矿区。北区为新路火山岩盆地，南区则为大洲火山盆地。北区骨干铀矿床由东到西分别为南山梗(138)砂岩型铀矿床、白鹤岩(670)火山岩铀矿床、大桥坞(671)火山岩铀矿床、杨梅湾(621)花岗岩型铀矿床和芳村(681)火山型铀矿床，含矿围岩类型多样，但均具热液成矿的特点，可统称之为热液型铀矿。南区骨干铀矿床大茶园(661)、王贵寺(664)、雷公殿(663)和白西坑(665)火山岩型铀矿床，又称之为层间破碎带亚型，构成大洲铀矿田(660)。在南北两区还发现了大量的铀矿点，相信随着后序工作的推进，不少铀矿点也可发展为铀矿床。

北部新路火山岩盆地内的铀成矿可明显分为两期。早期为与赤铁矿化、钠交代和硅化有关的铀成矿，矿石为红色，称之为“红化”，矿体品位相对较低，与火山喷发期后的酸性侵入岩关系较为密切；晚期为与萤石、金属硫化物有关的铀成矿，与基性岩脉侵入相对应，矿石为黑色，称之为“黑化”(汤江伟, 2009；韩效忠等, 2010)，两期铀矿化叠加，形成了品位超为1%的富矿体。与之相对，铀成矿年龄也明显分为两期限，早期为为125～115Ma，晚期为90～70.2 Ma(王剑锋，1992；陈爱群，1999；韩效忠等，2010)。

南部大洲火山岩盆地内的大洲铀矿田铀矿体明显受“绿色层”控制，绿色蚀变主要为水云母、蒙脱石化，“绿色层”的层数明显的控制了矿体的层数(毛孟才，2001；雷遥鸣，2012)，且矿体呈似层状紧邻绿色层下部界面产出，目前控制的铀矿体为三层，由浅向深铀矿体品位变富，矿体规模变大。据研究其下可能还存在第四、第五层铀矿体，是今后本区铀矿找矿的重点层位。与北部新路火山岩盆地铀矿体相比较，南部大洲铀矿田主体为“红化”的铀矿体，“黑化”的铀矿体不发育，矿体品位相对较低，小于0.1%，获得的铀矿体U-Pb等时年龄为101～97 Ma*北京第三研究所一室火山岩组．1982．660矿田绿色蚀变带及其意义(内部报告)．*北京第三研究所一室实验室．1983．六六〇矿田流纹岩中熔融包体特征研究(内部报告)．，(107.0±2.3)Ma和(110.0±3.5)Ma(田建吉等，2010)，(87.4±1.2)Ma和(85.8±1.2)Ma(另文发表)，显示本区铀成矿具多期次，可能与多期次脉动式火山喷发有关，但与北部截然划分为两期或两阶段的铀矿化不同，从矿石特征来讲，南部铀成矿阶段划分不明显，很可能是同一成矿机制下不同期的产物。

前人根据衢州地区铀矿床的特点，提出了一些铀成矿模式或机制，代表性的研究有多重斑岩铀矿成矿模式、陆相热水铀矿成矿模式、火山侵入-隐爆角砾岩相关的成矿模式(周家志，1992；陈爱群，1999)。韩效忠等(2010)在前人认识的基础上将新路火山岩盆地铀成矿划分为火山喷发及岩浆侵入、大规模铀成矿、后期剥蚀矿体改造3个阶段。部分学者认为本区铀成矿明显受热液蚀变、断裂构造、火山岩或侵入岩体和火山机构联合控制(邓家瑞等，1999；汤其韬，2000；毛孟才，2001；杨建明等，2003；周肖华等，2004；王正其等，2013；汤江伟，2009；韩效忠等，2010，2014；刘蓉蓉等，2011；惠小朝等，2012；王正其等，2013)。同时认为富碱和富CO2、CH4、F、H2O幔源流体的活动是成矿关键(范洪海等，2003；姜耀辉等，2004；刘雷，2005；杜乐天，2009；邱林飞等，2009，2012；刘正义等，2011；刘蓉蓉等，2012；王运等，2012；胡宝群等，2016)，赣杭铀成矿带早白垩世自西向东幔源岩浆混入程度逐渐增高，而贫U幔源岩浆的混入进而导致西段铀成矿潜力减小(Wang et al.，2015；王洪作，2016)，铀元素的沉淀和富集明显受断裂构造的开启时限控制(韩效忠等，2016)，在现已发现的与火山岩有关的铀矿体形成之前，本区就已有铀矿化形成(韩效忠等，2014)，这一方面指示衢州地区深部铀矿找矿新破突是可行的，另一方面深部早期铀矿体为浅部与火山岩有关的晚期铀矿体的形成提供了铀源。

综上所述，前人对本区铀成矿的控矿规律、流体来源均进行了详细论述，但深部成矿流体运移至浅部是如何沉淀富集，其沉淀富集的机制又是如何？本文拟试图回答这一问题，为提升我国热液型铀成矿理论或认识提供借鉴，为本区实现深部铀矿找矿突破提供理论支撑。

1　区域地质概况

本区以江山-绍兴断裂为界，骑跨于扬子板块和华夏板块之上，北侧新路火山岩盆地位于扬子地块东南缘，南侧的大洲火山岩盆地位于华夏板块东北缘，两个火山岩盆地由金衢白垩纪红色陆相沉积盆地相隔(图1)。南北两个火山岩盆地基底差别明显(北侧为古生代连续沉积的浅海相地层，南侧为南华纪变质杂岩)，长期以来其基底各自独立演化，直至三叠纪晚期才完成碰撞拼合(万天丰，2004)，两个块体的发展演化才趋统一。因受不同基底影响，南北两个火山岩盆地在地层、构造特征以及铀成矿方面均表现出了不同的特征。

1.1　区域地层

新路火山岩盆地：基底地层主要由前震旦系、下古生界震旦系、寒武系、奥陶系组成。盖层主要由中生代下白垩统劳村组(K1l)和黄尖组(K1h)组成。黄尖组岩性以厚层状熔结凝灰岩为主，夹少量凝灰质砂岩，是区内重要的含矿层位；劳村组为一套紫红色砂岩、砂砾岩、粉砂岩夹火山岩。

大洲火山岩盆地：基底地层主要由前震旦系陈蔡群(AnZch)和上三叠统坞灶组(T3w)地层组成。盖层有：(1)大爽组(K1d)流纹质、英安质凝灰岩、熔结凝灰岩、安山岩夹河湖相凝灰质砂砾岩；(2)高坞组(K1g)厚层状流纹质熔结凝灰岩、凝灰熔岩、晶屑凝灰岩夹少量紫红色凝灰质砂砾岩；(3)西山头组(K1x)流纹质晶屑凝灰岩、熔结凝灰岩、凝灰熔岩、沉凝灰岩及河湖相凝灰质砂页岩互层；(4)九里坪组(K1j)多层流纹岩与薄层状水云母化火山碎屑岩(绿色层)互层，是本区主要的含矿层位。

1.2　构造

图1　衢州地区铀矿地质简图Fig.1　Sketch uranium geological map in Quzhou area1.第四系；2.上白垩统金华组；3.上白垩统衢江组；4.下白垩统黄尖组；5.下白垩统劳村组；6.下白垩统中戴组；7.下白垩统九里坪组；8.下白垩统西山头组；9.下白垩统高坞组；10.下白垩统大爽组；11.上三叠统乌灶组；12.古生界；13.前震旦系；14.新近系玻基辉橄岩；15.新近系玄武玢岩；16.新近系玄武岩；17.下白垩统花岗岩；18.下白垩统花岗斑岩；19.下白垩统二长花岗斑岩；20.下白垩统二长花岗岩；21.下白垩统流纹岩；22.下白垩统石英霏细斑岩；23.下白垩统石英二长岩；24.角度不整合地层界线；25.整合地层界线；26.断层；27.铀矿床及编号

新路：区内断裂构造发育，全区夹持于两条北东向区域性深大断裂球川—萧山深断裂(新路火山岩盆地南部边界断裂)和常山—漓渚大断裂(新路火山岩盆地北部边界断裂)之中。北北东向切层断裂发育，主要有双桥断裂及东湾断裂，是该区规模最大、活动历史最长的切穿火山岩盖层的控岩控矿断裂构造，控制了该区火山喷发、沉积及次火山岩的侵入活动。北西向断裂构造极为发育，一般规模较小，为区内主要的赋矿构造，它们与区内火山构造的复合，控制了铀矿床的定位。区内火山活动十分强烈，除大规模的火山喷发外，火山期后岩浆侵入和残浆隐爆作用较为强烈，致使区内火山构造发育，各类小型火山机构和次火山岩体(脉)广布。

大洲：断裂构造在本区十分发育。根据构造的空间展布方位、活动时期、规模及对地层的控制作用等分为基底断裂和盖层断裂。其中最重要的基底断裂为北东向江山-绍兴深断裂，对本区火山活动、火山岩展布、断陷盆地的形成和铀矿化的发育及定位起了重要的控制作用。盖层断裂十分发育，主要有北北东、北西西和北西向断裂组。其中，以北北东向、北西西向断裂最为发育，它们相互交切，组成格子状构造骨架，直接控制了铀矿床的空间定位。

1.3　岩浆活动

本区岩浆活动较为强烈，主要以火山喷发、喷溢活动和火山期后岩浆侵入活动为主。其中南片(660矿田)以火山喷发、喷溢活动为主，形成了盆地内一套分布面积广、厚度大、以中酸性、酸性为主的火山熔岩和火山碎屑岩，奠定了本区火山熔岩层控型铀矿的基础。北片(新路铀矿聚集区)则以大规模火山喷发和火山期后岩浆侵入活动为主，形成了该区巨厚的火山碎屑岩和广泛发育的次火山岩(脉)体，为火山岩脉型铀矿床的发育创造了条件。

图2　流体包裹体分析样品Fig.2　Fluid inclusions analysis sample

2　样品简介及流体包裹体类型

本次研究在新路盆地大桥坞矿床(671)钻孔ZK20-4采集了3个样品，由深至浅样品编号为H-601、H-607和H604。H-601位于钻孔ZK20-4中的593 m处，流体包裹体分析部位为夹于肉红色花岗斑岩中石英脉，脉体呈近直立状产出，花岗斑岩强烈水云母化(图2A)，其流体包裹体可代表石英脉形成的热液特征。H-607位于钻孔ZK20-4中的502 m处，流体包裹体分析部位为与赤铁矿化有关的铀矿化的花岗斑岩中石英颗粒(图2C)，其流体包裹体可代表与赤铁矿化有关的铀矿化(早期成矿阶段，与紫黑色萤石有关的铀矿化为晚期阶段)形成的热液特征。H-604位于钻孔ZK20-4中的373 m处，流体包裹体分析部位为夹于灰色凝灰岩中细脉状石英脉和方解石脉(图2B)，其目的是研究这些脉体形成时的热液特征。

镜下观察，无论是石英脉体、方解石脉体，还是与赤铁矿有关的铀矿石中的石英颗粒中，流体包裹体均很发育，流体包裹体多呈沿微裂隙成带状分布，大小变化较大，小者长轴只有3 μm，大者可达40 μm，根据其充填度和相组成，可将其划分为气液两相盐水包裹体、CO2(含)多相包裹体、纯气体包裹体和含子矿物多相包裹体4种类型(图2D-G)。

3　成矿流体温度盐度和成分

流体包裹体测温仪器是Linkam TH600型显微冷热台，仪器本身精度为±0.1 ℃，测温条件为室温22 ℃，湿度50%。盐度值是通过查表得出。温度和盐度结果见表1。

依据表1，绘制了图3所示流体包裹体温度、盐度直方图。

从流体包裹体均一温度来看，成矿晚期的石英脉相对应的流体温度较低，多在150～190 ℃，获得的最高温度为212 ℃，盐度低(图3A)，稍早于石英脉的细脉状方解石中的流体包裹体均一温度和盐度与其相似。

成矿早期的方解石和石英脉中的包裹体均一温度出现了140～200 ℃和230～280 ℃两个峰值，盐度也相应的出现了两个峰值，但均较低，初步认为前一峰值可能反映了与方解石脉相对应的流体温度，后一峰值反映了成矿早起石英形成的流体温度(图3B)。

表1　流体包裹体测温数据

注：括号内数字表示同一数据出现的次数，*表示含子矿物多相包裹体的均一温度，文献资料据邱林飞等(2009)。

图3　流体包裹体均一温度和盐度直方图Fig.3　Homogenization temperature and salinity histogram of fluid inclusions

早期与赤铁矿化有关的铀矿体中，其石英颗粒裂隙中的流体包裹体均一温度和盐度均出现了明显增高，该样品中流体包裹体均一温度也具两个峰值，前一峰值温度为220～260 ℃，后一峰值温度为310～360 ℃。根据样品H-604反映的情况来看，前一峰值与其相似，进一步说明成矿早期石英形成温度可能为220～280 ℃之间；后一峰值反映了早期成矿阶段的成矿温度。与之相对应，含盐度也出现了两个峰值，与高温流体相对应，其盐度达到了40%～50%，受其影响，低温流体盐度虽较低，但其比样品H-604中石英脉中流体包裹体稍高(图3C)。

晚期与萤石化有关的铀矿体中，其萤石中含CO2两相盐水体系包裹体均一温度集中于140～180 ℃，盐度集中于16%～20%，含子矿物三相包裹体均一温度区间为290～420 ℃，盐度区间为35%～50%(邱林飞等，2009)。

此外从表1可见，与成矿期相对应的流体包裹体中，不论是与赤铁矿化有关的早期成矿阶段，还是与萤石化有关的晚期成矿段，均发育含子矿物的三相流体包裹体，表明铀成矿是在流体的沸腾作用机制下形成，宏观观察发现，在大桥坞矿床、白鹤岩矿床中均发育爆破角砾岩，进一步说明流体的沸腾作用是存在的。

依据包裹体均一温度测试结果认为早期成矿阶段，成矿温度较高，达到中到高温热液成矿，晚期成矿温度较低，为中温热液成矿。这一方面说明成矿具多阶段性，同时也预示着随着成矿作用的不断进行，高温过饱和流体温度与盐度都逐渐降低。

据邱林飞等(2009)研究发现，流体包裹体气体成分主要为CO2，同时含有CH4，H2，N2等挥发份。周家志(1996)分析发现，本区成矿流体中阴离子含量相对低，阳离子Ca2+含量较高，其次为K+，总体上表现为Ca2+- K+-SO42--F-- CO2-H2O溶液，成矿流体总体为富含卤素、硫及碱金属的C-H-O流体。

4　成矿流体来源探讨

对于上述流体成份，国内外众多学者多认为其来源于地幔，Bailey(1978)指出，地幔流体主要是CO2并含碱、H2O、卤素、氮气及一些金属元素，杜乐天(1988)将此类成矿流体称之为幔汁流体，毛景文(2005)指出地幔流体是由水和一些非极性物质如CH4、CO2组成的混合流体，其中也溶有多种碱性元素、稀有气体以及氟、磷、氯等微量组份，在此就不再一一列举。因此，从成矿流体的角度，初步认为该区成矿热液流体主要为幔源流体。

在大洲矿田采集了6件硫同位素样品，其中771矿-1，771矿-2，H-479和H-480采自大茶园铀矿床135 m中段采矿坑道，H-578 和H-572采自溪口镇朱家槽铀矿点，除H-572外，均为铀矿石样品。样品送核工业北京地质研究院分析，检测方法和依据为DZ/T0184.14—1997硫化物中硫同位素组成的测定，仪器型号MAT-251。结合前人在新路盆地中获得的硫同位素分析结果汇总成表2。

从表2可见，在新路盆地的大桥坞矿床、白鹤岩矿床和杨梅湾矿床中硫同位素极差较大，并在大桥坞矿床中出了较多的δ34S为负值的样品，正值样品除H-591的δ34S为0.6‰，670-1的δ34S为1.8外(可能为岩浆硫，来自于深地壳或地幔)，其它样品多大于7，在杨梅湾矿区一个样品δ34S达14.9‰；在大洲矿区δ34S值比较一致，为2.6‰～5‰，平均为3.8‰。

由此可以推断，新路矿区硫具多来源，特高正值硫可能来自海相地层中的硫酸岩，高负值硫可能来自火山岩基底的沉积岩，还有部分大气降水的改造作用，而其它硫来自于深部岩浆；大洲矿区硫来源于岩浆硫，Taylor(1987)认为岩浆硫平均值为4‰，说明大洲矿区其硫来源较为单一，均来自于火山喷发或其期后的次火山岩，可推断大洲矿区硫可能来自上地幔或深部地壳。

结合研究区区域地质，不难理解本区硫同位素的分布形式。新路火山岩盆地基底为扬子板块东南缘，发育巨厚的古生代沉积岩，当深部岩浆向上喷发时，势必带入基底地层中的硫，导致本区硫同位素显示出多来源的特征。大洲火山岩盆地基底为华南褶皱系北缘，为一套中元古界变质岩，且原岩多为岩浆岩，因此对岩浆硫的同化混染作用较小，更多的保留了岩浆硫的特征。

表2　新路和大洲铀矿田硫同位素分析数据表

注：大桥坞、白鹤岩、杨梅湾分析数据据韩效忠(2010)

依据流体包裹体特征和硫同位素结果，初步认为本区成矿流体与岩浆活动关系密切，其产生可能与岩浆结晶分异有关，其来源可能来源于地壳深部或上地幔。

5　热液型铀矿铀元素迁移富集机理

目前铀矿地质界普遍认为U6+能与CO32-生成UO2(CO3)22-和UO2(CO3)34-配合物，认为铀能在相对还原性的深部热液中被氧化呈上述碳酸盐配合物迁移，在相对氧化性的浅部热液中呈UO2F42-被还原、沉淀，沥青铀矿就是六价铀的氟配合物被还原的结果(胡瑞忠等，1990)。也有学者认为，铀的成矿作用是减压、还原、“双溶液混合”的结果(李振球等，1990)。郑大中(2003)认为铀主要呈铀氢化物、铂合金氮化物从地壳深部迁移至地壳浅部，由于环境发生变化，氢逃逸、氧化，氢化物被氧化分解、富集成矿。其化反应方程如下：

减压作用：UO2(CO3)22-→UO2↓+2 CO2

+ O2

还原作用：UO2(CO3)22-+4HS-+2Fe2+

→UO2↓+2FeS2↓+2 CO2↑+2H2O

“双溶液混合”作用：UO2(CO3)22-+4H+

→UO2↓+2HCO3-

氢化物作用：

4(U，Pb，RE)H3+ 7O2=4(U，Pb，RE)O2+6H2O，生成晶质铀矿；

12(U，Pb，Si，A1，Ca)H3+7O2=4(U，Pb，Si，A1，Ca)O2+18H2O，生成沥青铀矿；

4(U，RE，Th)(Ti，Fe)2H7+19O2=4(U，RE，Th)(Ti，Fe)2O6+14H2O，生成钛铀矿；

从上面化学方程式可以看出，前三种模式认为铀以六价态形式进行运移，而以四价态形式进行沉淀，这也是目前铀矿界多数学者认为的铀的迁移富集机理，在外生铀矿床方面已无争议，因为主要铀源就暴露在富氧的地表或浅表之下，而在地下氧化还原过渡带形成铀矿床，该现象成为砂岩型铀矿的主要找矿标志。

图4　大茶园矿床成矿期紫色萤石中流体包裹体激光拉曼成分谱图(欧光习等，2010)Fig.4　Laser Raman spectrogram of fluid inclusions in purple fluorite during the metallogenic period of the Dacayuan deposit (Ou et al.，2010)

而对于内生的热液型铀矿就可能并非如此，事实上热液型铀矿成矿热液主要来自于深部，深部缺氧，地球化学环境以还原为主，深部铀源在如此环境下铀以六价态形式运移是很难理解的，因此深部铀元素呈铀氢化物、铂合金氮化物从地壳深部迁移至地壳浅部较为合理，即铀以还原态随岩浆，热液、热气迁移至地壳浅部，这也是为什么在白鹤岩铀矿床中火山角砾岩基中能存在早期铀矿物的原因所在(韩效忠等，2014)。欧光习等(2010)通过对大茶园矿床流体包裹体激光拉曼光谱分析发现，存在大量的H2(图4)，指示通过铀氢化物向上运移是可能的。

但是，通过对典型矿床研究发现，矿体周围均受到明显的热液蚀变，即铀矿体的铀源可能与围岩萃取有明显的联系，且研究发现蚀变岩石与正常岩石相比较，出现了明显的铀丢失(韩效忠等，2010)，指示部分铀被活化迁出。大桥坞铀矿床钻孔ZK12-31中的样品主量元素含量(测试方法和依据：GB/T14506.28-93硅酸盐岩石化学分析方法X射线荧光光谱法测定主、次元素量；测试仪器：飞利浦PW2404 X射线荧光光谱仪)特征显示(表3和图5)，在矿化段附近出现了明显的CaO的增高，指示由于成矿时脱CO2，出现了明显的碳酸岩化作用。即浅部围岩中的铀是通碳酸盐配合物迁移的，且在含矿构造处于开启状态下时，这种氧化作用是可以发生的。

表3　钻孔ZK12-31不同深度部分主量元素(%)与铀矿化关系表

注：样品由核工业北京地质研究院分析测试中心测试

图5　部分主量元素与铀含量关系图Fig.5　Relationship of content between partial main elements and uranium element纵座标U单位为10-3，其它为10-2

综上所述，笔者认为，本区铀成矿来源来自两个渠道，一是铀元素随深部流体，通过铀氢化物、铂合金氮化物从上地幔、地壳深部迁移至地壳浅部成矿，二是通过热液蚀变萃取围岩中铀元素，并以碳酸盐配合物迁移而富集成矿。

6　结论

(1)本区流体包裹体有气液两相盐水包裹体、CO2(含)多相包裹体、纯气体包裹体和含子矿物多相包裹体4种类型。成矿不同阶段的包裹体均一温度和盐度均出现了2个峰值，但成矿期的流体包裹体均一温度和盐度明显增高，且发育含子矿物三相包裹体，表明铀成矿是在流体的沸腾作用机制下形成，并着随着成矿作用的不断进行，高温过饱和流体温度与盐度都逐渐降低。

(2)成矿流体总体为富含卤素、硫及碱金属的C-H-O流体，大洲矿区δ34S值比较一致，为2.6‰～5‰，平均为3.8‰，新路矿区δ34S值为-16.3‰～14.9‰，变化区间较大，平均为2.1。综合不同区段地质特征，指出成矿流体与岩浆活动关系密切，其产生可能与岩浆结晶分异有关，其来源可能来源于地壳深部或上地幔。

(3)成矿流体运移机理分析认为，本区铀成矿来源有两个渠道，一是铀元素随深部流体，通过铀氢化物、铂合金氮化物从上地幔、地壳深部迁移至地壳浅部成矿，二是通过热液蚀变萃取围岩中铀元素，并以碳酸盐配合物迁移而富集成矿。