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摘 要：诸广山-贵东岩体为我国华南典型花岗岩型铀矿产集区。通过对302和330两个典型花岗岩型铀矿岩性特征和围岩蚀变、成矿物质来源及成矿流体来源等成矿因素作对比，得出成矿物质来源具有不同源性，成矿流体也为多种流体混合特征。
关键词：成矿物质来源；成矿流体来源；不同源；流体混合
一、区域地质背景
诸广山岩体处于闽赣后加里东隆起与湘桂粤北海西～印支坳陷的刚柔地块结合部，处于万洋～诸广南北向、九峰～大余东西向、万长山北东向的岩浆活动隆起带的交汇部位，并且是吴川～四会区域控矿深大断裂往北延伸通过的部位.该区主要经历了加里东、海西—印支、燕山、喜山四个地质构造旋回期。岩体内主要发育北东、北东东和北北西三组断裂，其中北东—北东东向的断裂为控矿主干断裂，控制了断陷带以及铀矿田的分布。302铀矿床位于诸广山复式岩体东南部长江矿区中部由NE向棉花坑断裂和NW向油洞断裂夹持的区域内。铀矿体产于其中一组近SN向展布的构造蚀变带中。
贵东复式花岗岩体处于南岭东西向构造一岩浆作用带的中东段，赣湘粤后加里东隆起与湘桂粤北海西一印支坳陷带的交接部位。面积约1000Km2。岩体呈东西展布，东部向南偏转呈北西走向，围岩为震旦一古生代地层。岩体是由多期多阶段岩浆侵入形成的不同岩性系列所组成的复式岩体，内部由若干个小岩体组成。对于成岩时代，大多数学者认为其为燕山期花岗岩。近些年，高精度的同位素定年数据再次表明岩体内花岗岩有印支期的产物。因此，目前看来贵东岩体是印支一燕山期的复式岩体[1～3]。330矿床为产于复式岩体主体相东北角的顶盖相细粒、中粒白云母花岗岩之中，受北东东向硅化断裂带系控制。
二、岩性特征及围岩蚀变
302铀矿床上部围岩为印支期油洞岩体中粒-中细粒斑状二云母花岗岩，矿床中、下部围岩为燕山早期长江岩体中粒黑云母花岗岩，并伴有幔源基性脉岩贯入。铀矿体主要呈似脉状、扁豆状或透镜状产于油洞岩体和长江岩体中的斷裂蚀变带内[4]。
矿床内热液活动频繁，具有多期多阶段性，且由于热液组份与围岩物质成分存在差异，从而使得蚀变作用普遍较强烈。；高温热液蚀变有云英岩化、硅化、碱性长石化；中低温热液蚀变以硅化、赤铁矿化、绢云母化为主，其次有黄铁矿化、萤石化、绿泥石化、高岭土化和碳酸盐化.与铀矿化关系密切的蚀变主要是硅化、赤铁矿化、黄铁矿化及紫黑色萤石化。
330矿床及其附近产出的岩石，主要有陆壳硅铝层重熔成因的燕山期富铀花岗岩和大量幔源富∑CO2煌斑岩。花岗岩可分为四个阶段，从早到晚分别为中粗粒似斑状黑云母花岗岩、中细粒黑云母花岗岩、中细粒少斑状二云母花岗岩和中细粒白云母花岗岩。其中，中细粒白云母花岗岩外接触带具似斑状结构的花岗岩和煌斑岩，是矿化的主要围岩。蚀变以酸性中低温的硅化、水云母化、萤石化、黄铁矿化为主。
三、成矿物质来源
诸广山岩体内的基性岩脉虽然源自富集地幔，但它们的铀含量都低于1.5×10-6（平均为0.8×10-6）[5]。这暗示了地幔流体本身携带的铀不可能为302铀矿床形成所必需的铀源。因此可以认为，成矿流体中的铀不是来源于地幔，而是主要来源于地幔流体在上升过程中与地壳岩石，尤其是与研究区范围内富铀的基底变质岩和花岗岩（长江、油洞等岩体）相互作用过程中从中浸取的。
330矿床成矿热液中的铀，主要由热液从已固结的花岗岩中浸取而来。且为成矿提供铀源的花岗岩，最可能是晚期的白云母花岗岩，及其邻近一些由早期花岗岩经自变质而形成的白云母花岗岩。因为花岗岩浆分异出的初始热液贫铀，且矿体严格受到花岗岩体的控制[6]。
四、成矿流体来源
经前人研究已经知道302铀矿床成矿期流体中的水是富18O。富18O的水流体主要包括变质水、岩浆水（地幔流体）和高温深循环的大气降水。由于302铀矿床赋存于诸广山印支-燕山期复式花岗岩体内，岩体的围岩又都是显生宙沉积岩或浅变质岩，成矿时期区域上没有发生明显的区域变质作用，因而变质水参与302铀矿床成矿流体组成的可能性可以排除[7]。
而贫18O的大气降水与富18O的地壳岩石发生氧同位素交换时，在水岩比值（W/R）>0.01的情况下，交换作用不会使大气降水的δD值发生变化。但在（W/R）<0.01的情况下，它的δD值则可随着水-岩交换作用的进行而升高。即由大气降水演化形成的成矿流体的δ18O值可介于大气降水初始值（在南岭地区约为-7.5‰）和被交换岩石值（矿区范围内花岗岩的δ18O值为10.0‰）之间；成矿流体的δD值则应大于大气降水的初始值（在南岭地区约为-50‰）[8]。而302铀矿床热液流体的δDH2O值（-50‰～-82‰）均≤-50‰。因此，302铀矿床成矿流体不可能由以大气降水为主的流体通过深循环而演化形成[9]。
根据赋矿岩体的成岩年龄与成矿年龄的对比，302铀矿床富18O成矿流体也不可能来源于赋矿花岗岩浆演化形成的岩浆水。因此推测，302铀矿床成矿期流体很可能以沿深层次伸展构造上升的地幔流体为主。（作者单位：成都理工大学地球科学学院）
参考文献：
[1] 李建红，舒孝敬，梁良.诸广南部铀矿集区成矿环境及矿床时空分布规律[A].中国矿物岩石地球化学学会.中国矿物岩石地球化学学会第十届学术年会论文集[C].中国矿物岩石地球化学学会：，2005：2.
[2] 黄国龙，尹征平，凌洪飞，邓平，朱捌，沈渭洲.粤北地区302矿床沥青铀矿的形成时代、地球化学特征及其成因研究[J].矿床地质，2010，02：352-360.
[3] 黄展裕.诸广山岩体南部铀矿床某些元素的分布特征及其与铀矿体的关系[J].内蒙古石油化工，2010，09：21-22.
[4] 李建红，卫三元，梁良，冯明月.贵东岩体地质地球化学特征及其形成的构造环境识别[J].铀矿地质，2004，06：321-329.
[5] 金景福，胡瑞忠.302矿床成因探讨[J].成都地质学院学报，1985，04：1-11+105.
[6] 李献华，朱炳泉，桂训唐.万洋山-诸广山加里东期花岗岩的物质来源——Ⅱ.同位素多维空间的拓扑分析[J].中国科学（B辑 化学 生命科学 地学），1992，08：855-859.
[7] 张珂，闫亚鹏，赖中信，卢映新.下庄铀矿田构造特征及与热液铀矿化的关系[J].地学前缘，2011，01：118-125.
[8] 陈培荣，刘义.302铀矿床成矿物理化学条件、热液来源和运移方向[J].矿床地质，1990，02：149-157.
[9] 陈振胜，张理刚.水/岩交换作用及其找矿[J].地质与勘探，1989，02：7-11.
关键词：成矿物质来源；成矿流体来源；不同源；流体混合
一、区域地质背景
诸广山岩体处于闽赣后加里东隆起与湘桂粤北海西～印支坳陷的刚柔地块结合部，处于万洋～诸广南北向、九峰～大余东西向、万长山北东向的岩浆活动隆起带的交汇部位，并且是吴川～四会区域控矿深大断裂往北延伸通过的部位.该区主要经历了加里东、海西—印支、燕山、喜山四个地质构造旋回期。岩体内主要发育北东、北东东和北北西三组断裂，其中北东—北东东向的断裂为控矿主干断裂，控制了断陷带以及铀矿田的分布。302铀矿床位于诸广山复式岩体东南部长江矿区中部由NE向棉花坑断裂和NW向油洞断裂夹持的区域内。铀矿体产于其中一组近SN向展布的构造蚀变带中。
贵东复式花岗岩体处于南岭东西向构造一岩浆作用带的中东段，赣湘粤后加里东隆起与湘桂粤北海西一印支坳陷带的交接部位。面积约1000Km2。岩体呈东西展布，东部向南偏转呈北西走向，围岩为震旦一古生代地层。岩体是由多期多阶段岩浆侵入形成的不同岩性系列所组成的复式岩体，内部由若干个小岩体组成。对于成岩时代，大多数学者认为其为燕山期花岗岩。近些年，高精度的同位素定年数据再次表明岩体内花岗岩有印支期的产物。因此，目前看来贵东岩体是印支一燕山期的复式岩体[1～3]。330矿床为产于复式岩体主体相东北角的顶盖相细粒、中粒白云母花岗岩之中，受北东东向硅化断裂带系控制。
二、岩性特征及围岩蚀变
302铀矿床上部围岩为印支期油洞岩体中粒-中细粒斑状二云母花岗岩，矿床中、下部围岩为燕山早期长江岩体中粒黑云母花岗岩，并伴有幔源基性脉岩贯入。铀矿体主要呈似脉状、扁豆状或透镜状产于油洞岩体和长江岩体中的斷裂蚀变带内[4]。
矿床内热液活动频繁，具有多期多阶段性，且由于热液组份与围岩物质成分存在差异，从而使得蚀变作用普遍较强烈。；高温热液蚀变有云英岩化、硅化、碱性长石化；中低温热液蚀变以硅化、赤铁矿化、绢云母化为主，其次有黄铁矿化、萤石化、绿泥石化、高岭土化和碳酸盐化.与铀矿化关系密切的蚀变主要是硅化、赤铁矿化、黄铁矿化及紫黑色萤石化。
330矿床及其附近产出的岩石，主要有陆壳硅铝层重熔成因的燕山期富铀花岗岩和大量幔源富∑CO2煌斑岩。花岗岩可分为四个阶段，从早到晚分别为中粗粒似斑状黑云母花岗岩、中细粒黑云母花岗岩、中细粒少斑状二云母花岗岩和中细粒白云母花岗岩。其中，中细粒白云母花岗岩外接触带具似斑状结构的花岗岩和煌斑岩，是矿化的主要围岩。蚀变以酸性中低温的硅化、水云母化、萤石化、黄铁矿化为主。
三、成矿物质来源
诸广山岩体内的基性岩脉虽然源自富集地幔，但它们的铀含量都低于1.5×10-6（平均为0.8×10-6）[5]。这暗示了地幔流体本身携带的铀不可能为302铀矿床形成所必需的铀源。因此可以认为，成矿流体中的铀不是来源于地幔，而是主要来源于地幔流体在上升过程中与地壳岩石，尤其是与研究区范围内富铀的基底变质岩和花岗岩（长江、油洞等岩体）相互作用过程中从中浸取的。
330矿床成矿热液中的铀，主要由热液从已固结的花岗岩中浸取而来。且为成矿提供铀源的花岗岩，最可能是晚期的白云母花岗岩，及其邻近一些由早期花岗岩经自变质而形成的白云母花岗岩。因为花岗岩浆分异出的初始热液贫铀，且矿体严格受到花岗岩体的控制[6]。
四、成矿流体来源
经前人研究已经知道302铀矿床成矿期流体中的水是富18O。富18O的水流体主要包括变质水、岩浆水（地幔流体）和高温深循环的大气降水。由于302铀矿床赋存于诸广山印支-燕山期复式花岗岩体内，岩体的围岩又都是显生宙沉积岩或浅变质岩，成矿时期区域上没有发生明显的区域变质作用，因而变质水参与302铀矿床成矿流体组成的可能性可以排除[7]。
而贫18O的大气降水与富18O的地壳岩石发生氧同位素交换时，在水岩比值（W/R）>0.01的情况下，交换作用不会使大气降水的δD值发生变化。但在（W/R）<0.01的情况下，它的δD值则可随着水-岩交换作用的进行而升高。即由大气降水演化形成的成矿流体的δ18O值可介于大气降水初始值（在南岭地区约为-7.5‰）和被交换岩石值（矿区范围内花岗岩的δ18O值为10.0‰）之间；成矿流体的δD值则应大于大气降水的初始值（在南岭地区约为-50‰）[8]。而302铀矿床热液流体的δDH2O值（-50‰～-82‰）均≤-50‰。因此，302铀矿床成矿流体不可能由以大气降水为主的流体通过深循环而演化形成[9]。
根据赋矿岩体的成岩年龄与成矿年龄的对比，302铀矿床富18O成矿流体也不可能来源于赋矿花岗岩浆演化形成的岩浆水。因此推测，302铀矿床成矿期流体很可能以沿深层次伸展构造上升的地幔流体为主。（作者单位：成都理工大学地球科学学院）
参考文献：
[1] 李建红，舒孝敬，梁良.诸广南部铀矿集区成矿环境及矿床时空分布规律[A].中国矿物岩石地球化学学会.中国矿物岩石地球化学学会第十届学术年会论文集[C].中国矿物岩石地球化学学会：，2005：2.
[2] 黄国龙，尹征平，凌洪飞，邓平，朱捌，沈渭洲.粤北地区302矿床沥青铀矿的形成时代、地球化学特征及其成因研究[J].矿床地质，2010，02：352-360.
[3] 黄展裕.诸广山岩体南部铀矿床某些元素的分布特征及其与铀矿体的关系[J].内蒙古石油化工，2010，09：21-22.
[4] 李建红，卫三元，梁良，冯明月.贵东岩体地质地球化学特征及其形成的构造环境识别[J].铀矿地质，2004，06：321-329.
[5] 金景福，胡瑞忠.302矿床成因探讨[J].成都地质学院学报，1985，04：1-11+105.
[6] 李献华，朱炳泉，桂训唐.万洋山-诸广山加里东期花岗岩的物质来源——Ⅱ.同位素多维空间的拓扑分析[J].中国科学（B辑 化学 生命科学 地学），1992，08：855-859.
[7] 张珂，闫亚鹏，赖中信，卢映新.下庄铀矿田构造特征及与热液铀矿化的关系[J].地学前缘，2011，01：118-125.
[8] 陈培荣，刘义.302铀矿床成矿物理化学条件、热液来源和运移方向[J].矿床地质，1990，02：149-157.
[9] 陈振胜，张理刚.水/岩交换作用及其找矿[J].地质与勘探，1989，02：7-11.