Question

铀在热液中的迁移和沉淀

Answer 1

图5-1　201矿床地质剖面示意图

1—细粒二云母花岗岩（

）；2—中粒斑状黑云母花岗岩；3—硅化带；4—矿体；5—钻孔

图5-2　211矿区9号矿脉地质剖面示意图

1—煌斑岩脉；2—细粒二云母花岗岩（

）；3—中粒黑云母花岗岩（

）；4—绢云母化蚀变带；5—成矿后萤石石英脉；6—矿体

伴随深成至浅成序列的花岗质岩浆演化分异，铀富集于晚期晚阶段岩浆中。在结晶分异和气液分异以及自交代（白云母化、钠长石化等）过程中，在富硅、富钠和挥发分的岩浆中，游离状态的铀形成铀酰硅酸盐配合物Na₂O（UO₂）（SiO₃）₂（CO₂）以及铀酰氟碳酸盐配合物Na₂（CO₂）F₂（UO₂）进入热液中。δ¹⁸O以正值为主，且变化不大，说明热液来源于岩浆。当然，在岩浆热液上升过程中，或岩浆上升过程带入围岩组分（包括铀元素等）这也有利于成矿。富铀热液从晚期岩浆带出，并运移至断裂带中成矿。因而花岗岩型铀矿体，主要产出在燕山晚期成矿母岩体的外接触带中（图5-1），也有一些矿体延伸至成矿母岩中（图5-2）。但大多数矿体主要产于母岩体侵入面50～1500m的外接触带内，201矿床的矿体则集中在离母岩体侵入面仅50～200m范围内，且在母岩体凹陷部位矿体最集中。也就是说，富铀热液从母岩体带出运移富集于最有利的部位。矿化富集的深度随母岩体起伏而起伏（图3-4），不仅211矿区9号脉矿体如此，201矿床也十分明显，成矿母岩体侵入顶面北浅南深，则矿体亦随之北浅南深，且南部多为盲矿体（图5-1）。

富铀热液运移至断裂破碎带后，在相对开放的构造环境，由于压力和氧逸度等物理化学条件变化，铀酰硅酸盐配合物分解：

南岭花岗岩型和火山岩型铀矿床

从上述反应式可以说明，南岭地区主要花岗岩型铀矿床，在铀成矿过程都伴随多次硅化（照片5-5）。两者是岩浆演化分异，富含硅、钠岩浆→热液整个演化过程的结果，是内在的有机联系的产物。成矿过程表现为最初是大量微晶状、细粒状石英晶出，随之沥青铀矿晶出，晚世代自形柱状石英沿着微细粒石英和沥青铀矿生长而呈梳状或放射状（照片5-6）。

除硅化外，由于不同成矿阶段的热液组分和物理化学条件不同，即铀沉淀的还原剂等不同，因而铀沉淀过程还伴随不同的蚀变。

在含沥青铀矿赤铁矿化硅化岩阶段，Fe²⁺还原U⁶⁺，其反应式：

南岭花岗岩型和火山岩型铀矿床

这一阶段是微晶石英先晶出，并在微晶石英集合体中有粉末状赤铁矿和少量黄铁矿（照片5-7）等。赤铁矿化的强弱，反映沥青铀矿晶出的多少。赤铁矿化强，其伴随的硅化岩中赤铁矿多，为猪肝色，则沥青铀矿就多，为球粒状、不规则状和短细脉状；赤铁矿化弱，其伴随的硅化岩中赤铁矿极微，为淡红色，难以见到沥青铀矿，铀多呈分散状和极微细矿物存在于微晶石英集合体中。这一阶段除Fe²⁺还原外，还有S^2-还原U⁶⁺，因而沥青铀矿较多时也有黄铁矿共生。

在含沥青铀矿黄铁矿化硅化岩阶段，S^2-还原U⁶⁺，其反应式：

南岭花岗岩型和火山岩型铀矿床

这一阶段也是细粒石英先晶出，但在细粒石英集合体中有不规则状、立方体黄铁矿（照片5-8），以及少量的方铅矿、黄铜矿、白铁矿等共生。以S^2-还原U⁶⁺为主的矿床，不但硫化物种类较多，而且各热液阶段都含有少量黄铁矿等硫化物（表5-2）。

以铀酰硅酸盐配合物形式迁移的富硅和氟、二氧化碳等挥发分的热液，当运移至断裂破碎带中，早阶段以主要交代方式形成较宽的含铀硅化岩带；晚阶段主要以充填方式形成含铀硅化岩脉。

铀也可以铀酰氟碳酸盐配合物形式运移至断裂裂隙中。由于物理和化学条件变化，铀酰氟碳酸盐配合物分解，S^2-还原U⁶⁺沉淀成沥青铀矿，同时还有黄铁矿共生。氟与钙化合而晶出萤石，或碳酸根与钙化合晶出方解石，即形成含沥青铀矿萤石方解石脉。