相山铀矿田基底变质岩原岩恢复及构造环境判别

2022-01-27马永胜聂江涛郭建司志发刘军港

铀矿地质 2022年1期

马永胜，聂江涛，郭建，司志发，刘军港

（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）

相山铀矿田作为我国最大的火山岩型铀矿田，长期以来备受铀矿地质学家的关注［1-19］。目前，有关该矿田浅表的火山岩、次火山岩及相关脉岩已展开了详细的岩石学、地球化学和同位素年代学等研究［1-4，6］；此外，对于相山铀矿田铀矿化特征、关键控矿要素及其成矿作用等方面也进行了详细的研究与讨论，取得一系列丰硕的科研成果［1-2，6-8］。尤其是近年来核工业北京地质研究院启动了相山铀矿田深部多金属铀成矿理论的研究计划，发现深部除具有铀矿化信息外，还具有较好的铅锌找矿潜力［2-4］；与此同时，随着科学深钻的实施，进一步揭穿了相山火山盆地基底与盖层的岩性界面，发现其深部广泛发育厚度较大的中-浅变质岩。然而，一直以来，由于受盖层的覆盖使得相山铀矿田基底变质岩的研究较为薄弱，缺乏足够关注。因此，本文以相山铀矿田基底变质岩为研究对象，对江西相山铀矿田深部岩心进行系统取样，通过岩石学及矿物学、地球化学等方面的研究，并结合区域地质成果，进一步开展原岩恢复及成因环境的机制研究，从而为相山铀矿田深部地质演化提供一定的理论依据。

1 区域地质概况

相山铀矿田位于扬子板块与华南板块缝合线南缘，呈椭圆形，东西长26 km，南北宽16 km，面积约316 km2，为中国目前最大的陆相火山岩型铀矿田。

相山铀矿田在大地构造位置上处于扬子板块与华南板块的边缘缝合地带（图1a），经历了多期次构造及岩浆演化活动，其中以中生代陆相火山活动最为强烈［1，4］。加里东期，华南板块与扬子板块碰撞，在造山带内部形成一系列NE 向深源断裂；燕山期早期，随着太平洋板块强烈的俯冲，深源断裂在强烈的区域挤压构造应力作用下发生平移，形成NE 向走滑构造断裂体系，从而为相山中酸性岩浆的喷发活动提供可能；燕山晚期，板块俯冲减缓，板块弧后松弛促使其构造应力由挤压转为拉张，遂川-德兴断裂在拉张构造应力下，产生一系列小型断裂和构造裂隙（图1b），这为后期成矿流体的运移和富集成矿提供了成矿空间与可能，从而促使相山铀矿田的形成［1-2，5，13，18-20］。

图1 相山铀矿田大地构造位置（a）与地质简图（b）（据文献［6］修改）Fig.1 Tectonic location（a）and sketch geology map（b）of Xiangshan uranium ore field（modified after reference［6］）

相山火山盆地的火山侵入杂岩体主要由碎斑流纹岩、流纹英安岩和花岗斑岩等组成，其基底主要为中元古界晚期低绿片岩相-角闪岩相变质岩系，在晋宁晚期及加里东期经历了强烈的变质、变形作用［7，11］。前人通过研究相山地表出露的变质岩发现，其岩石类型复杂，浅变质作用显著，主要发育库里组和上施组。库里组岩性主要为含十字石榴千枚状二云片岩、石榴二云石英片岩及细粒砂岩；上施组岩性主要为石榴石英片岩、石榴二云千枚岩及石榴黑云母粉砂岩，并且遭受了一定的区域变质作用［5］。

2 样品采集及分析方法

铀矿第一科学深钻CUSD1 显示，地层从上到下依次为南雄组碎屑沉积物（砂岩、砾石等），厚度约50 m；鹅湖岭组碎斑流纹岩、熔结凝灰岩，厚约1 000 m；打鼓顶组流纹英安岩、熔结凝灰岩，厚约200 m；安源组砂砾岩，厚约150 m；深度14 60.30～2 812.03 m 的中元古代厚层基底变质岩，厚度未见底。本文采集钻孔1 460.30～2 812.03 m 处的15 个基底变质岩岩心样品，并对其进行全岩主微量元素、稀土元素测试分析。

地球化学分析测试由核工业北京地质研究院分析测试所完成。分析样品均为新鲜无蚀变的岩心样品。主量元素利用PW2404 型X 射线荧光光谱仪进行扫描测定，分析测试条件：电压为50 kV，电流为50 mA，分析误差小于5%；微量元素利用德国Finnigan-MAT 公司的HR-ICP-MS X射线荧光光谱仪进行分析测试，测试湿度为30%，温度为20℃，相对误差根据微量元素含量分别为＜5%（＞10×10-6）、＜10%（＜10×10-6）。

3 岩石学及矿物组合特征

本文根据变质岩结构构造等特征，把变质岩分为片岩、千枚岩、板岩，其主要矿物为石英、白云母、黑云母、斜长石及钠长石等。

3.1 白云母石英片岩

白云母石英片岩以灰黑色为主，重结晶作用明显，片状构造（图2a）。岩石为显晶质鳞片粒状变晶结构、斑状变晶结构，局部保留有变余砂状结构，组成矿物主要有白云母（20%～25%）、绢云母（20%～30%）、石英（35%～40%）、长石（约15%）、黑云母（约5%）。矿物以粒状、片状为主，定向性差，大小不均（图2b），粒径主要集中在0.1～0.15 mm。主要变质矿物组合为石英+白云母+绢云母+斜长石+黑云母。

3.2 绢云母石英千枚岩

绢云母石英千枚岩硬度大，呈浅灰黑色（图2c）。显微镜下片理面上可见由细小鳞片状矿物定向排列而成的丝绢状光泽，以变余粉砂-显微粒状变晶结构为主，千枚状构造（图2c）。组成矿物主要有石英（20%～30%）、长石（20%～30%）、白云母（5%～10%）和少量碳质；变质矿物有绢云母（20%～30%）和绿泥石（3%～7%）。矿物长轴方向长度为0.03～0.05 mm，绢云母沿长轴方向排列在拉长变形的石英颗粒间构成千枚状构造（图2d），绢云母、方解石等矿物定向排列，部分斜长石等矿物保持原岩结构，泥质、碎屑成分较多，方解石、斜长石等矿物变质程度较低（图2e）。变质矿物组合为石英+钠长石+绢云母+绿泥石。

3.3 硅质板岩

硅质板岩致密，颜色较深（图2f），显微镜下以变余粉砂-显微鳞片状变晶结构为主，板状构造、变余层理构造（图2g、h），见后期发育的石英脉充填（图2i）。矿物组成主要有石英（40%～50%）、泥质（5%～10%）、碳质（15%～20%）、绢云母（5%～10%）、黑云母（5%～10%），颗粒粒径为0.01～0.03 mm。变质矿物组合为石英+绢云母+黑云母。

图2 相山基底变质岩显微及野外照片Fig.2 Field photos and microscopic feature of metamorphic rocks from Xiangshan basement

4 地球化学特征

4.1 主量元素

三种变质岩的主量元素分析结果见表1，其中硅质板岩SiO2含量平均为66.81%，相对于其他两种变质岩，其含量更高，且Si值较高，为223.26；绢云母石英千枚岩具有更高的K2O 与Al2O3含量；白云母石英片岩的alk 值平均为17.22，显示钠钾含量较低。所有样品的SiO2含量为60.08%～69.56%，平均为65.50%，低于石英砂岩（91.50%）和长石砂岩（77.10%），接近古生代杂砂岩（66.10%）［16］，显中酸性。Al2O3含量为11.70%～18.57%，平均含量为15.00%，显示高铝特征。本套岩石Al2O3/SiO2为0.17～0.29，平均为0.23，与杂砂岩相近，显示碎屑沉积物近于源区，分选型差，成熟度较高［21］。TiO2含量除了样品SD1-47 为1.00%外普遍小于1%。K2O 与Na2O 的含量变化较大，总体上，Na2O＜K2O。FeO与Fe2O3含量分别为2.69%～5.99%和1.10%～2.21%，平均含量分别为4.50%和1.58%，差异明显，部分岩石富铁，部分铁含量相对较低，推测岩石具有两个系列的类型。从岩石化学组分来看，原岩类型比较复杂，规律性较差。尼格里参数fm 值介于22.19～36.48，平均为31.96，Si 值为175.79～255.04，平均为210.56，可见岩石整体以高镁铁、富硅为特征，含有较多的石英、云母矿物。c 值介于1.81～11.70，平均值为4.36，说明岩石普遍含钙质，且含量相对较低。al值介于42.65～55.39，平均值为47.74，显示高铝特征。alk 值介于12.84～20.52，平均值为15.94，显示低钠钾特征。根据主量元素化学特征分析，岩石成熟度较高，显示高镁铁、富硅、富铝，低钠钾的特征。

4.2 微量元素

三种变质岩的微量元素分析结果见表2。结合微量元素原始地幔标准化蛛网图可知（图3），各元素含量变化较为均一，总体分异程度较低，且含量均大于原始地幔。

图3 变质岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（原始地幔数据引自文献［22］）Fig.3 Primitive mantle normalized trace element spider diagram of metamorphic rocks（standardized data quotes from reference［22］）

绢云母石英千枚岩Th平均含量为9.69×10-6，U 平均含量为1.64×10-6；白云母石英片岩Th 平均含量为8.82×10-6，U 平均含量为1.64×10-6；硅质板岩的Th 平均含量为8.20×10-6，U 平均含量为1.52×10-6。白云母石英片岩具有更高的Ce 含量，其平均含量为67.6×10-6，推测其形成环境氧逸度较高。

基底变质岩样品总体表现为微量元素含量以高Th、La、Nd、Sm、Ba、Cr、Rb，低Nb、Sr、Zr、Hf等为特征。U 含量介于（1.13～2.12）×10-6，平均为1.59×10-6，含量相对较低；Th 介于（6.93～11.20）×10-6，平均为8.90×10-6，Th、U 含量与澳大利亚新太古代页岩（PAAS）上部陆壳值变化相似，推测其在物质来源上具有一定的相似性［22］。La含量介于（29.5～49.2）×10-6，平均为38.3×10-6，Nd含量介于（24.3～40.0）×10-6，平均为31.6×10-6，Sm含量为（4.50～8.04）×10-6，平均为5.91×10-6，Ba含量为（297～1 106）×10-6，平均为576×10-6，Zr含量介于（24.7～180）×10-6，平均为117.4×10-6，Sr含量介于（97.4～269）×10-6，平均为148.4×10-6，Nb含量介于（8.67～14.5）×10-6，平均为12.02×10-6，Hf 含量介于（0.664～4.80）×10-6，平均为2.85×10-6。

通过研究微量元素含量特征，显示样品微量元素整体具有相对较高的Ba、Cr、Rb、K、Th 等元素含量，较低的Nb、Sr、P、Ti、U 等元素含量，推测可能有较多的泥质和有机质成分［23］。由于Nb、Sr、Ti 等元素化学性质在各种介质条件下相对不稳定，易受变质、蚀变、风化等影响，且不易进入晶体产生类质同象置换，所以受碎屑物质长距离搬运沉积和其后热变质过程的叠加影响，岩石中所含的Nb、Sr、Ti 等元素产生了迁移丟失。

4.3 稀土元素

从稀土元素配分曲线展布形式上看（图4），各样品的稀土模式较为相似，变质岩整体表现为向右倾斜的变化趋势，与前人研究的关于相山火山塌陷盆地基底变质岩的特征比较相似［9］。

基底变质岩样品稀土元素总量（ΣREE）较高，为（132.61～212.51）×10-6，平均为169.38×10-6；轻、重稀土元素比值（LREE/HREE）为6.76～11.49，平均为8.70；LaN/YbN值为6.15～14.65，平均为10.03，显示轻、重稀土元素分馏较为明显，且轻稀土相对富集、重稀土相对亏损，重稀土一侧近于平行，总体展布较为平缓。δEu 为0.60～1.12，平均为0.72，小于1，表现为负异常；δCe为2.93～3.86，平均为3.36，表现为正异常，分异程度相对较小，推测其沉积氧化程度较显著［21］。Th/U 为4.47～7.82，平均为5.67，普遍高于太古宙上地壳（3.8），Th/U值较高，反映了较强烈的沉积再循环作用［24］。La/Sc 为1.88～3.54，平均为2.62，Th/Sc 为0.43～0.75，平均为0.61。结合图3，稀土元素的分异和Eu 负异常，显示变质再循环地壳的特点，推测其物质与源于古老地壳的再循环有关。

绢云母石英千枚岩Eu平均含量为1.32×10-6，Ce平均含量为66.2×10-6；白云母石英片岩Eu平均含量为1.36×10-6，Ce平均含量为67.6×10-6；硅质板岩的Eu含量平均为1.24×10-6，Ce 含量平均为63.2×10-6。三种变质岩Ce 含量均较高，δCe 平均值分别为3.06、3.38、3.65。绢云母石英千枚岩与白云母石英片岩、硅质板岩的LaN/YbN平均值分别为7.44、9.74、12.91，结合变质岩稀土元素北美页岩标准化（NASC）蛛网图显示（图4b），样品稀土元素总体含量与北美页岩（NASC）含量比较相近，显示原岩具有沉积岩的特征［25-26］。

图4 变质岩稀土元素球粒陨石（a）与北美页岩标准化蛛网图（b）（球粒陨石数据引自文献［22］，北美页岩数据引自文献［25-26］Fig.4 Chondrite normalized（a）and North American shale normalized（b）REE pattern of metamorphic rocks（chondrite data quotes from reference［22］，North American shale composite date quotes from reference［25-26］）

5 原岩恢复及成因环境探讨

变质岩都是特定原岩在相对较为封闭的条件下经变质作用的产物，其化学变化基本是等化学的，主要受原岩形成作用和成岩构造环境的影响，因此，通过研究岩石地球化学特征，基本可以反映原岩的特征［12］。本文主要结合变质岩原岩恢复机制以及样品的岩石地球化学主微量数据特征，对所采集的深部样品进行原岩恢复性研究。

5.1 原岩恢复

根据TiO2-SiO2图解（图5），样品沿沉积岩、火山岩分界线边缘两侧分布，且大多落在沉积岩区域，推测原岩可能来源于一定风化作用的基性火成岩、碎屑泥质岩或杂砂岩。

图5 TiO2-SiO2图解（据文献［27］修改）Fig.5 Diagram of TiO2-SiO2（modified after reference［27］）

利用深部样品岩石地球化学分析结果，计算尼格里参数后进行原岩恢复的投图，由尼格里参数对Si投影图（al+fm）-（c+alk）-Si图解显示（图6），大多数样品投点落于沉积系列厚层泥质岩区域，这与相关学者的研究结果比较相似［5］，推测相山基底变质岩原岩主要为泥沙质，泥岩含有大量有机质和炭化植物碎屑，所以形成的变质岩内也相应含较高的碳。结合图5与图6，推测岩浆源区存在两端元不均一的混合作用或在岩浆上升过程中与围岩发生同化混染、变质作用。岩石内泥质成分较多，所以在变质作用下容易形成沉积碎屑岩，在镜下，观察到长石、石英等矿物的结构构造较好，晶形变化微弱，推测其变质程度较低（图2e）。这与镜下观察岩石组构和岩石宏观产状得出的结论具有较好的一致性，以上研究结合尼格里参数对Si投影图，推测本次样品其原岩属于浅变质作用类型的陆源碎屑岩。

图6 （al+fm）-（c+alk）-Si图解（据文献［28］修改）Fig.6 Diagram of（al+fm）-（c+alk）-Si（modified after reference［28］）

在A-C-FM判别图解中（图7），根据岩石学及矿物学特征显示样品含有较多钙镁、铝硅酸盐矿物，样品主要集中落于富镁硅酸盐岩、铝硅酸盐岩区域，推测其原岩为富镁沉积岩、泥质碳质硅质岩，可能有部分火山凝灰岩。这与胡恭任等研究的赣中变质岩带结晶基底原岩为泥质岩、碳质岩及硅质岩，副变质岩原岩为杂砂岩、黏土等特征有一定的相似性［11］。

图7 A-C-FM判别图（据文献［29］修改）Fig.7 Diagram of A-C-FM（modified after reference［29］）A—Al2O3/（Fe2O3×2+FeO+MgO+CaO+Al2O3）×100%；C—CaO/（Fe2O3×2+FeO+MgO+CaO+Al2O3）×100%；FM—（Fe2O3×2+FeO+MgO）/（Fe2O3×2+FeO+MgO+CaO+Al2O3）×100%。

根据以上TiO2-SiO2图解与A-C-FM 判别图解分析，本区变质岩其原岩比较复杂，推测其原岩主要为一套陆源海相沉积泥质岩、砂岩及粉砂岩系列的浅变质作用类型的陆源碎屑岩，主要有岩屑砂岩、富镁沉积岩、泥质碳质硅质岩，可能有部分火山凝灰岩。

5.2 构造环境判别

陆源变质沉积碎屑的化学组分受风化、侵蚀、搬运沉淀及成岩后生作用等多重影响因素，这些影响因素又与相应的构造环境有紧密的关系［23］。微量元素可以较好的反映源区原岩的地球化学特性［30］。基底变质岩的∑REE、δEu、LaN/YbN、Th/U、Th/Sc、La/Sc 值显示大陆边缘沉积物的特征［31］。

根据微量元素构造判别图显示，样品大多数点投于大陆弧环境（图8），显示其原岩主要以大陆弧构造环境为主，这与前人关于赣中相山变质岩的研究结果比较相似［20］。根据镜下观察，长英质矿物在构造应力作用下使粒状长石、石英拉长，并定向分布（图2d）；结合岩石矿物学特征与TiO2-SiO2图解及（al+fm）-（c+alk）-Si图解，可推测基底变质岩原岩可能是在相应的构造环境下缓慢沉积演化的。前人研究表明扬子地块南缘新元古代沉积岩形成于活动大陆弧后盆地，其碎屑物主要在大陆构造环境下，由岛弧火山喷发形成沉积碎屑岩［30，32-33］。从变质岩原岩自下而上岩性、粒度的变化和变质岩内矿物颗粒变形特征可以推测，从元古宙开始陆源碎屑物搬运距离和母岩风化产生的碎屑物质种类均发生过较大变化，同时遭受变质变形叠加改造，其具有较高的成熟度，是经历搬运沉积和地球化学壳内再循环的产物，同时在沉积作用过程中，伴随有相应的火山活动。