华南铀成矿省作为我国热液型铀矿产出的代表区域，自20世纪60年代以来取得了显著的铀矿勘查成果，相继在花岗岩体内部及外接触带的沉积或变质地层中取得了找矿突破，引起国内外学者广泛关注. 诸广山复式岩体是华南铀成矿省内重要的产铀岩体之一，岩体内各期次花岗岩的铀含量均明显高于正常花岗岩，铀成矿潜力巨大（邵飞等，2013）. 鹿井铀矿田是诸广山岩体内的四大铀矿田（鹿井、长江、百顺、城口）之一，目前已确立鹿井、沙坝子、高昔和牛尾岭等多座铀矿床，其中尤以鹿井矿床的成矿地质特征最具代表性.

前人对该区铀矿床的研究多集中在基础地质、成岩成矿年代学以及元素、同位素地球化学等方面，目前普遍认为：（1）这些矿床的矿石类型主要为碎裂蚀变岩型或热液脉型，其成因类型均属热液铀矿床（李建威等，2000；邵飞等，2010；张万良等，2011）；（2）成矿物质主要由区域上富铀的中-下寒武统浅变质岩系和花岗岩提供（李紫金等，1998；邵飞等，2010；Zhang et al.，2018）；（3）矿田成矿时代为早白垩世末期至始新世早期（105~47 Ma）（Min et al.，1999；王明太等，1999；张振华等，1999；罗毅等，2002；杨尚海，2008；邵飞等，2010；张万良等，2010），期间可能存在103~87 Ma和~48 Ma两个成矿高峰期（Min et al.，1999；韩娟等，2011；Zhang et al.，2018）；（4）铀成矿作用的发生时间与区内张扭性走滑断层及丰州拉张盆地的形成时间大致相同，说明这些铀矿床的形成可能与该时期研究区的伸展构造背景有关（李先福等，1999）；（5）铀成矿作用与燕山晚期岩浆侵入活动密切相关（邵飞等，2010），尤以煌斑岩岩脉与矿体之间的时空关系最为密切（Min et al.，1999；Zhang et al.，2018），暗示其可能为铀成矿作用提供了热能、活化剂和初始成矿流体中的岩浆热液组分（张万良等，2011）.

上述研究成果不断加深了对该区铀成矿作用的认识，但目前有关成矿流体方面的研究明显相对薄弱. 张万良等（2011）测得成矿期方解石和萤石中流体包裹体的均一温度分别为112~250 ℃和130~270 ℃，提出鹿井矿田的成矿温度为中低温；邵飞等（2010）认为鹿井矿田内与碱性流体有关的矿化温压条件相对较高（100~290 ℃、15.2~50.7 MPa），而与酸性流体有关的矿化温压条件相对较低；其他学者提出的鹿井矿田成矿流体的温度虽有略微差异（110~260 ℃，Min et al.，1999；110~200 ℃，李建威等，2000；112~250 ℃，杨尚海，2008；98~340 ℃，李先福等，1999），但普遍认为成矿温度为中低温. 除此之外，鲜见有关该区成矿流体的来源、性质与演化以及成矿机制等方面的研究.

针对上述问题，本次研究选取鹿井矿床为研究对象，在矿床地质调研的基础上，对不同成矿阶段的石英、萤石和方解石开展了系统的流体包裹体岩相学观察和显微测温工作，并对不同阶段的石英进行了氢、氧同位素分析. 结合前人的研究成果，对该矿床的成矿流体来源、性质与演化以及成矿元素的迁移、卸载机理进行了深入探讨，研究结果对于进一步揭示鹿井铀矿床乃至整个矿田的成矿过程和成矿规律具有重要参考价值.

1.   区域地质概况

鹿井铀矿田位于南岭成矿带的南西部，该区地处闽赣后加里东隆起带西缘与湘桂粤北海西-印支凹陷带的接壤部位、万洋山-诸广山复式岩体由南北向转为东西向的内凹转折处（图 1，图 2）. 该区地壳演化史依次经历了早元古代结晶基底阶段、前泥盆纪冒地槽阶段、晚古生代稳定地台发展阶段与中生代伸展裂陷构造-岩浆活化阶段（王明太等，1999；罗毅等，2002；Zhang et al.，2018）. 区域地层主要为震旦系、寒武系、奥陶系、泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系、古近系和第四系，其间志留系、新近系全部和部分三叠系、侏罗系缺失.

图  1  研究区大地构造位置示意图(据张敏等，2006修改)

Fig.  1.  Tectonic position of the study area (modified from Zhang et al., 2006)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  2  诸广山岩体区域地质简图及主要铀矿床分布

Fig.  2.  Regional geological map of Zhuguangshan composite granite pluton showing the distribution of the major uranium deposits

下载: 全尺寸图片 幻灯片

区域岩浆活动十分频繁，自加里东期开始，印支-燕山期达到高峰，各期次岩浆活动均以中酸性岩浆侵入活动为主，所形成的岩体多呈岩基状或小岩株状产出，以诸广山巨型复式岩体为代表. 该岩体西部呈东西向展布，主要由燕山早期花岗岩类组成，岩体东部呈南北向展布，主要由印支期花岗岩类组成，同时出露少量燕山期花岗岩（图 1，图 2；朱捌，2010；Deng et al.，2012）. 岩体内部各类脉岩十分发育，包括细晶岩、石英斑岩、花岗斑岩、伟晶岩、辉绿（玢）岩、闪长（玢）岩和煌斑岩等，其中尤以白垩纪-古近纪的基性岩脉与铀矿化的关系最为密切（朱捌，2010；Min et al.，1999；Zhang et al.，2018）. 区域断裂以北东向、北西向和近东西向为主. 其中，鹿井铀矿田主要受遂川-热水走滑断裂的控制，该断裂走向北东，延伸逾300 km，出露宽度在数米至百余米之间，具左行张扭性特征，由北东段的遂川断裂和南西段的热水断裂构成，鹿井铀矿田位于二者的斜接部位（图 2）.

2.   矿床地质概况

鹿井矿床位于整个鹿井矿田的南部. 如图 3a所示，寒武系在矿区中、西部广泛出露，其与岩体接触部位常发生接触热变质作用而发育明显的强硅化或角岩化，同时含大量黄铁矿. 该套地层为一套低级变质岩，可划分为香楠组和茶园头组，前者岩性主要为黑色碳质板岩，其次为砂质板岩、硅质板岩和石英砂岩等，后者以长石石英砂岩、石英砂岩和细砂岩为主，其次为砂质板岩、碳质板岩等. 上白垩统红色碎屑沉积盆地（丰州盆地）在矿区北部不整合覆盖于寒武系和岩体之上，岩性主要为红色砾岩、砂砾岩等，厚度大于360 m，由四周向内倾斜，倾角为10°~15°（张万良等，2011）. 岩浆岩主要出露于矿区东部和南部（图 3a），主体为印支期中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩（235.4±1.1 Ma；韩娟等，2011）和燕山早期细粒少斑黑云母二长花岗岩（155.7±6.4 Ma；Min et al.，1999），其次为少量隐伏的燕山晚期细粒含电气石二云母花岗岩（128~105 Ma；张振华等，1999；邵飞等，2010）. 此外，井下及钻孔资料表明该区存在大量的燕山晚期岩脉，岩性主要为辉绿岩（165.4 Ma；邵飞等，2010）、花岗斑岩、石英斑岩以及多期次的煌斑岩（105~51 Ma；Min et al.，1999；邵飞等，2010）. 铀矿化主要受NE向硅化断裂带（QF_Ⅱ）、NW向角砾岩断裂带（F₁）和NEE向硅化含角砾糜棱岩带（F₂）的联合控制，这些断裂的上、下盘次级构造发育，岩石较为破碎，为铀成矿提供了良好的构造空间. 其中，NE向的硅化断裂带（QF_Ⅱ）是鹿井矿床的主要控矿-容矿构造，属遂川-热水走滑断裂的次级分支，走向45°~75°，倾向SE，倾角在55°~65°之间. 一条矿体可同时切穿印支-燕山两期花岗岩和寒武纪低级变质岩系（图 3b），说明铀成矿主要受断裂构造控制.

图  3  鹿井铀矿床地质简图（a）与剖面示意图（b）(据邵飞等，2013修改)

Fig.  3.  Geological sketch map of the Lujing uranium deposit (a) and schematic geologic section of Lujing uranium deposit (b) (modified from Shao et al., 2013)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

矿区东部矿体赋存于寒武纪低级变质岩中，受断裂、接触带和含矿层位的联合控制（以断裂控制为主），矿体多呈透镜状，局部似层状、板状；西部矿体主要赋存于花岗岩体中，主要受断裂控制，矿体形态、产状及规模多与其一致，多呈NE或NNE向展布，以陡倾斜为主，矿体形态多呈透镜状、脉状、团块状（图 4a~4e）（张万良等，2011）. 围岩蚀变较为发育，早阶段主要为碱性长石化、硅化、绿泥石化和绢云母化，主阶段主要为硅化、萤石化、碳酸盐化、绿泥石化和绢云母化，晚阶段为硅化、碳酸盐化和萤石化. 电子探针分析结果表明，鹿井铀矿床中的独立铀矿物主要为铀石、沥青铀矿和铀钍石，此外还有少量的铀以类质同象的形式赋存于钍石、锆石、金红石、磷灰石、独居石、磷钇矿等副矿物中（Zhang et al.，2018）. 成矿伴生金属矿物主要为多世代的黄铁矿，其次为黄铜矿、闪锌矿、赤铁矿、方铅矿等，脉石矿物主要有石英、萤石、绿泥石、绢云母、方解石等.

图  4  鹿井矿床矿体与矿石手标本特征

Fig.  4.  Photographs showing ore bodies and representative hand specimens from the Lujing deposit

下载: 全尺寸图片 幻灯片

根据矿物共生组合及穿切关系，成矿过程可划分为4个阶段. 其中阶段Ⅰ为成矿早阶段，阶段Ⅱ和Ⅲ代表成矿主阶段，阶段Ⅳ为成矿晚阶段.

阶段Ⅰ（成矿早阶段）矿物组合为粗晶石英+黄铁矿±绿泥石±绢云母；灰白色粗晶石英呈中粗粒半自形-他形粒状，以脉状产出，内含零星浸染状自形-半自形黄铁矿，该阶段不含铀（图 4a、4f）. 阶段Ⅱ为沥青铀矿+硫化物+绿泥石+绢云母+暗灰色微晶石英（图 4b、4d）. 其中，硫化物以黄铁矿为主（体积分数 > 95%），多以胶状集合体或稠密他形粒状集合体的形式产出，其次为少量方铅矿、黄铜矿和闪锌矿；沥青铀矿多与硫化物共生，但在后期流体交代作用下多已转变为铀石（Zhang et al.，2018）. 阶段Ⅲ为紫黑色萤石+肉红色方解石+灰色微晶石英+赤铁矿+铀石±黄铁矿，其中紫黑色萤石和灰色微晶石英多呈细脉充填于围岩裂隙中（图 4b~4d、4h），赤铁矿、黄铁矿和铀石多以致密粒状集合体、胶状集合体的形式产出于石英、萤石及其他早期矿物的边缘或裂隙中；此外该阶段还发育少量方铅矿及绿泥石等. 阶段Ⅳ已接近成矿作用尾声，形成的矿物主要为梳状石英、浅绿色萤石和白色方解石（图 4d、4e、4i）.

3.   样品与测试方法

3.1   流体包裹体显微测温

本次流体包裹体与H-O同位素研究的样品均采自鹿井矿床192 m中段. 流体包裹体岩相学观察及显微测温工作在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成. 将样品按照均一法、冷冻法的制备方法进行切片，制备成两面抛光、厚度约0.3 mm的包裹体样品薄片进行岩相学观察；在此基础上，选取成矿早阶段石英样品4件，成矿主阶段肉红色方解石、灰色石英和紫黑色萤石样品各1件，成矿晚阶段梳状石英、白色方解石和浅色萤石样品各1件，用于流体包裹体显微测温. 测温仪器为Linkam THME 600型冷热台，其测温范围在-196~600 ℃之间，在-196~0 ℃、0~30 ℃、30~300 ℃和300~600 ℃温度区间内的测试精度分别为±0.1 ℃、±0.2 ℃、±1 ℃和±2 ℃. 实验过程中升温速率控制在0.2~3 ℃/min，在接近相变温度时将升温速率降低为0.1 ℃/min，以获得更加准确的相变温度. 测试过程中使用FLUIDING公司的人工合成流体包裹体标样对仪器进行温度标定. NaCl-H₂O体系（W型）包裹体的盐度由冰点温度计算得出，包裹体的密度根据均一温度与盐度利用T-W-ρ图解获得（Bodnar，1983）.

3.2   H-O同位素分析

选取7件代表不同成矿阶段的石英样品开展H-O同位素测试（早阶段及主阶段各2件，晚阶段3件）. 单矿物分选工作委托廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成，将测试样品破碎并筛选至40~80目，在双目镜下挑选出石英单矿物（≥2 g），以保证其纯度达到99%以上. 样品测试在核工业北京地质研究所稳定同位素实验室的Finnigan MAT253型气体同位素质谱仪上完成，采用BrF₅法对石英单矿物的氧同位素进行分析，分析精度优于0.2‰；再根据各成矿阶段流体包裹体的平均均一温度（T），通过Clayton et al.（1972）提出的石英与水的氧同位素分流平衡方程（1 000lnα = 3.38×10⁶/T² -3.40）计算得出与石英平衡流体的δ¹⁸O_H2O近似值. 氢同位素分析采用爆破法直接获取流体包裹体中的水，用锌还原法置换出水中的氢，分析精度优于1‰. 氢、氧同位素的实验结果均以标准平均海水（SMOW）为标准给出，具体实验流程、仪器参数和标样情况参见刘汉彬等（2013）和马旺等（2019）.

4.   分析结果

4.1   流体包裹体

4.1.1   岩相学特征

各成矿阶段均捕获了大量的流体包裹体，依据成因分类准则可以将其分为以下三种类型（卢焕章等，2004）：（1）呈随机孤立分布或群状分布于单颗粒矿物（石英、萤石、方解石）内部的原生包裹体（图 6a）；（2）沿切穿相邻矿物颗粒的微裂隙分布的次生包裹体（图 6b）；（3）沿单颗粒矿物内部愈合的微裂隙或蚀坑分布的假次生包裹体（图 6c）. 若根据流体包裹体在室温条件下（25 ℃）的相态分类准则（Roedder，1984）及其在冷冻、升温过程中的相态变化，可将这些包裹体分为水溶液包裹体（NaCl-H₂O，W型）和含CO₂水溶液包裹体（CO₂-NaCl-H₂O，C型），其特征如下.

图  5  鹿井矿床成矿阶段划分及矿物生成顺序

Fig.  5.  Mineral paragenesis and ore-forming stages of the Lujing deposit

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  6  鹿井铀矿床流体包裹体岩相学特征

a.成矿早阶段石英中C型和W型包裹体组成的原生包裹体群；b.成矿早阶段石英中沿切穿相邻矿物颗粒的微裂隙分布的次生包裹体；c.成矿主阶段红色方解石中的假次生包裹体；d.成矿早阶段石英中的C型和W型包裹体共生；e.成矿主阶段红色方解石中的C型和W型包裹体共生；f.成矿晚阶段白色方解石中的W型包裹体

Fig.  6.  Petrographic characteristics of fluid inclusions from the Lujing uranium deposit

下载: 全尺寸图片 幻灯片

W型：绝大多数W型包裹体为气液两相包裹体，在室温条件下由液相水（${\mathrm{L}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$）和气相水（${\mathrm{V}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$）组成，其形态多呈长条状、椭圆状、似圆状或不规则状，大小在2~15 μm之间，多数在3~9 μm之间；气相比值普遍较低，多数在5~15 vol%之间（图 6d~6f），个别可达55 vol%. 此外，个别W型包裹体仅由液相水组成，且通常与两相水溶液包裹体共生.

C型：该类型包裹体数量极少（< 5%）. 在室温条件下呈液相水、液相CO₂和气相CO₂三相（C₁型，L${}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$+L${}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{2}}$+V$\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{2}$，图 6e）或液相水、液相CO₂两相（C₂型，L${}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$+L${}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{2}}$，图 6d、6e），C₂型包裹体在降温过程中出现气相CO₂而变为C₁型包裹体. 该类包裹体多为似圆状或不规则状，大小在3~8 μm之间，多数在3~5 μm之间. 室温条件下，成矿主阶段C型包裹体中CO₂相（L${}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{2}}$+ V${}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{2}}$或L${}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_{2}}$）的体积分数差别较大（25~60 vol%），多数在25~ 40 vol%之间（图 6d、6e），表明其被捕获时流体可能处于不混溶/沸腾状态（卢焕章等，2004）.

显微岩相学特征表明，成矿早阶段石英和成矿主阶段紫黑色萤石、肉红色方解石中均捕获了大量的W型包裹体和少量的C型包裹体，这些包裹体多为随机分布的原生包裹体，局部呈群状分布（图 6a），且在同一视域下可见不同CO₂体积分数的C型包裹体和不同气液比的W型包裹体共生（图 6d、6e），表明其被捕获时的成矿流体可能属于一种不均一的流体体系，暗示流体发生过不混溶/沸腾作用（Li et al.，2016；Wang et al.，2017）. 成矿晚阶段浅色萤石和白色方解石中则仅见W型包裹体（图 6f）.

4.1.2   流体包裹体的均一温度、盐度与密度

笔者在岩相学观察及测温过程中发现，鹿井矿床成矿早阶段与主阶段捕获的C型流体包裹体体型较小且数量极少，其在冷冻、升温过程中的相态变化难以观察. 因此，本次研究仅对各成矿阶段捕获的W型流体包裹体开展显微测温工作.

如表 1和图 7所示，成矿早阶段石英中W型包裹体的冰点温度（T_m，ice）为-9.0~-6.5 ℃，相应的盐度为9.9~12.9 wt% NaCl_eqv（图 7b）. 该阶段包裹体在186~317 ℃达到完全均一（图 7a），且大多均一至液相，仅个别均一至气相. 由包裹体的完全均一温度与盐度投图获得其密度为0.86~0.97 g/cm³. 成矿主阶段紫黑色萤石及肉红色方解石中W型包裹体的冰点温度在-6.5~-3.9 ℃之间，完全均一温度在169~236 ℃之间（图 7a），且大多均一至液相. 计算得出主阶段W型包裹体的盐度在6.3~9.9 wt% NaCl_eqv之间（图 7b），对应的密度为0.86~0.95 g/cm³. 成矿晚阶段浅色萤石和白色方解石中W型包裹体的冰点温度在-4.4~-2.7 ℃之间，完全均一温度在149~189 ℃之间（图 7a），全部均一至液相，计算得出其盐度在4.5~7.0 wt% NaCl_eqv之间（图 7b），对应的密度为0.90~0.95 g/cm³.

表  1  鹿井矿床流体包裹体显微测温数据

Table  Supplementary Table   Microthermometric data for fluid inclusions of the Lujing deposit

成矿阶段	测试矿物	类型	数量（个）	大小（μm）	Tm, ice(℃)	Th, TOT(℃)	盐度(wt% NaCleqv)	密度(g/cm3)
早阶段	石英	W	37	3~10	-9.0 ~ -6.5	186~317	9.9~12.9	0.86~0.97
主阶段	紫黑色萤石、肉红色方解石	W	60	5~10	-6.5 ~ -3.9	169~236	6.3~9.9	0.86~0.95
晚阶段	浅色萤石、白色方解石	W	29	3~12	-4.4 ~ -2.7	149~189	4.5~7.0	0.90~0.95
注：Tm, ice为冰点温度，Th, TOT为完全均一温度.

下载: 导出CSV 

| 显示表格

图  7  鹿井矿床流体包裹体均一温度（a）与盐度（b）直方图

Fig.  7.  Histograms of total homogenization temperatures (a) and salinities (b) of fluid inclusions of the Lujing deposit

下载: 全尺寸图片 幻灯片

4.2   H-O同位素

鹿井矿床各成矿阶段石英的氢、氧同位素分析结果详见表 2和图 8. 本次研究测得成矿早阶段、主阶段和晚阶段成矿流体的δD值依次为-68.8‰~-56.3‰、-63.5‰~-60.6‰和-65.7‰~-59.1‰，石英矿物的δ¹⁸O_quzrtz值依次为12.9‰~13.6‰、12.7‰和6.3‰~8.7‰. 根据各成矿阶段流体包裹体的平均均一温度（T）以及石英与水的氧同位素分流平衡方程1 000 lnα=3.38×10⁶/T²-3.40（Clayton et al.，1972），计算得出成矿早阶段、主阶段和晚阶段成矿流体的δ¹⁸O${}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$的值依次为3.1‰~3.8‰、0.9‰和-7.2‰~-4.8‰.

表  2  鹿井矿床各成矿阶段石英的H-O同位素组成

Table  Supplementary Table   Hydrogen and oxygen isotopic compositions of fluid inclusions in quartz samples from the Lujing deposit

序号	样号	成矿阶段	δD (‰)	δ18Oquartz (‰)	T (℃)	δ18${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$ (‰)
1	LK5-1	早阶段	-68.8	13.6	233	3.8
2	1002		-56.3	12.9		3.1
3	LK5-2	主阶段	-63.5	12.7	198	0.9
4	LK-11		-60.6	12.7		0.9
5	XD-3	晚阶段	-65.7	8.7	174	-4.8
6	LJ-7		-59.1	8.5		-5.0
7	LK-16		-60.9	6.3		-7.2
注：测试样品均为石英；T代表各成矿阶段包裹体的平均均一温度.

下载: 导出CSV 

| 显示表格

图  8  鹿井矿床成矿流体的δ¹⁸${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}\mathrm{-}\mathtt{δ}{\mathrm{D}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$图解（据Taylor，1997）

Fig.  8.  δ¹⁸${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}\mathrm{-}\mathtt{δ}{\mathrm{D}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$ plot of ore-forming fluids from the Lujing deposit (from Taylor, 1997)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

5.   讨论

5.1   构造背景

研究区早元古代结晶基底的原岩为冒地槽环境下形成的一套砂、泥质碎屑沉积岩（全岩Sm-Nd等时线年龄为2 220±57 Ma全岩Sm-Nd等时线年龄为2 220±57 Ma；王明太等，1999），雪峰造山运动期间，强烈的混合岩化作用使得变质基底中的放射性元素发生富集（U=8.25×10^-6，Th=17.16×10^-6；王明太等，1999；罗毅等，2002）. 中三叠世末期，陆内俯冲造山作用导致基底岩石部分熔融形成大量富铀岩浆（李先福等，1999），引发印支期花岗岩大规模侵位形成诸广山复式岩体的主体（U=15.5×10^-6，Th=26.0×10^-6；王明太等，1999）. 晚三叠世至侏罗纪，受太平洋板块俯冲作用影响，研究区内形成一系列北东向压扭性走滑断裂（如遂川-热水断裂），强烈的剪切作用致使地壳部分熔融，所产生的岩浆沿先前存在的构造侵位形成燕山早期花岗岩（李先福等，1999；Zhang et al.，2018）. 晚白垩世至渐新世，随着太平洋板块俯冲作用的减弱，区内构造环境由挤压逐渐转变为拉张，在此背景下，遂川-热水走滑断裂由压扭性向张扭性转变，产生大量的张性裂隙，并控制着丰州拉分盆地的形成和燕山晚期岩浆活动（李先福等，1999；陈小东等，2002）. 与此同时，矿化剂CO₂通过地幔脱气作用进入成矿流体，少量由海相碳酸盐岩所提供（Zhang et al.，2018）.

大量的研究表明，白垩纪至古近纪华南地区发生过多期地壳伸展事件（朱炳泉等，2001；毛景文等，2004；胡瑞忠等，2007；Hu et al.，2008），产生大量以煌斑岩和辉绿岩为主的幔源基性岩脉（李献华等，1997；Li，2000；Zhao et al.，2004；Xie et al.，2006；Luo et al.，2015a，2015b；钟福军等，2019）. 这些基性岩脉与华南地区的铀成矿作用具有良好的时间、空间和成因联系（胡瑞忠等，2004，2007；Hu et al.，2008）. 就鹿井地区而言，已有研究表明区内煌斑岩的侵位年龄（128~ 51 Ma）与铀矿化年龄（105~47 Ma）较为一致（Min et al.，1999；张振华等，1999；罗毅等，2002；邵飞等，2010；韩娟等，2011；Zhang et al.，2018；蒋红安等，2020），由此推测两者同样存在一定的成因联系.

5.2   成矿流体的来源

氢-氧同位素分析结果表明（表 2），鹿井矿床成矿早阶段流体的δD值为-68.8‰~-56.3‰，与岩浆水的δD值范围（-80‰~-50‰）保持一致，而早阶段流体的δ¹⁸${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$值（3.1‰~3.8‰）小于岩浆水的值（6‰~10‰）（Ohmoto，1986；Sheppard，1986），显示出岩浆水与大气降水混合的特征，暗示早阶段成矿流体中有大气降水的加入. 在δ¹⁸${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}\mathrm{-}\mathtt{δ}{\mathrm{D}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$图解中（图 8），这些数据的投影点分布在岩浆水区域的左侧. 上述特征表明，鹿井矿床的初始含矿流体来自于岩浆水与大气降水的混合.

5.3   成矿流体的性质与演化

流体包裹体岩相学特征和显微测温结果表明，鹿井矿床成矿早阶段和主阶段捕获的包裹体类型为W型和少量C型. 其中，成矿早阶段W型包裹体的完全均一温度、盐度和密度依次为186~317 ℃、9.9~12.9 wt% NaCl_eqv和0.86~0.97 g/cm³（表 1），表明早阶段成矿流体属于中低温、中低盐度的NaCl-H₂O-CO₂体系；成矿主阶段W型包裹体的完全均一温度、盐度和密度依次为169~236 ℃、6.3~9.9 wt% NaCl_eqv和0.86~0.95 g/cm³（表 1），表明成矿主阶段流体为中低温、低盐度的NaCl-H₂O-CO₂体系. 成矿主阶段的δD值和δ¹⁸${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$值分别为-63.5‰~-60.6‰和0.9‰（表 2），与成矿早阶段相比，主阶段流体的δ¹⁸O_H2O值明显降低. 在δ¹⁸${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}\mathrm{-}\mathtt{δ}{\mathrm{D}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$图解中（图 8），所对应的数据点向大气降水线发生移动，说明成矿过程中伴随着大气降水的持续加入.

研究表明，除H₂O以外，成矿流体的液相成分中阴离子主要为F^-、HCO₃^-、Cl^-和SO₄^2-，阳离子主要是K⁺、Na⁺、Ca²⁺和Li⁺，气相成分主要是CO₂及少量的CO、H₂和CH₄（李紫金等，1998；李建威等，2000）.

成矿晚阶段仅发育W型包裹体，其完全均一温度、盐度和密度依次为149~189 ℃、4.5~7.0 wt% NaCl_eqv和0.90~0.95 g/cm³（表 1）. 该阶段成矿流体的$\mathtt{δ}{\mathrm{D}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$值和δ¹⁸${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$值依次降为-65.7‰~-59.1‰和-7.2‰~-4.8‰（表 2），与成矿主阶段相比δ¹⁸${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$值进一步减小，在δ¹⁸${\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}\mathrm{-}\mathtt{δ}{\mathrm{D}}_{{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}}$图解（图 8）中对应的数据点远离岩浆水区域而更加靠近大气降水线一侧. 上述特征表明，随着大气降水的持续加入和流体沸腾过程中CO₂等挥发分的大量逸出，至成矿晚阶段，流体已演化为以大气降水为主的低温、低盐度的NaCl-H₂O体系.

5.4   成矿元素迁移、卸载机理

在成矿早阶段和主阶段，W型和C型包裹体共生（图 6a、6d、6e），说明它们是近乎同时被捕获的；测温过程中，具有不同气液比的W型包裹体在相近的均一温度下可以分别均一至气相和液相. 上述现象表明这些包裹体在被捕获时流体正处于不均衡的热液体系状态（卢焕章，2008；Wang et al.，2015；Chai et al.，2016，2019a），即成矿早阶段和主阶段发生了流体沸腾作用. 目前普遍认为，中温、中低盐度流体的不混溶或沸腾主要是断裂引发的压力突降或不同成分流体的混合所导致（或二者皆有）（Anderson et al.，1992；卢焕章等，2004；Wang et al.，2015，2017；Chai et al.，2019b，2020；Zhang et al.，2021）. 虽然H-O同位素结果表明鹿井矿床的成矿流体来自岩浆水与大气降水的混合，但从图 9可以看出，成矿早阶段和主阶段流体包裹体的均一温度和盐度变化范围均较小，表明流体混合不是沸腾作用发生的主因（Xavier and Foster，1999；Wang et al.，2015），进而推测流体沸腾作用主要是由压力降低导致的.

图  9  鹿井矿床流体包裹体均一温度与盐度关系

Fig.  9.  The homogenization temperature versus salinity of fluid inclusions from the Lujing deposit

下载: 全尺寸图片 幻灯片

研究表明，铀在岩浆中以四价形式存在，至岩浆演化晚期，四价铀倾向于进入先前已结晶的含铀矿物，而很少进入岩浆分泌的热液中，因而热液铀矿床中的铀通常来自于流体对富铀围岩的浸取（凌洪飞，2011）. 鹿井矿床内各期次花岗岩及寒武系浅变质岩的平均铀含量较高，均具备提供铀源的能力（邵飞等，2010；Zhang et al.，2018）. 铀进入流体后则以六价的铀酰离子及其络合物（UO₂（CO₃）₂^2-和UO₂（CO₃）₃^4-）的形式迁移（胡瑞忠等，2007），因此高氧逸度流体是花岗岩型热液铀矿床形成的关键（凌洪飞，2011）.

以煌斑岩为代表的基性岩浆演化晚期释放出热液并向上运移，期间不断有代表高氧化性的大气降水加入，两者混合所形成的高氧逸度流体在压力梯度和热力驱动下继续运移. 矿石组构特征及铀矿物赋存状态表明，鹿井矿床成矿流体运移的通道除断裂及其伴生张性裂隙外，还包括造岩矿物及蚀变矿物的粒间隙、内部空洞与微裂隙以及寒武系浅变质岩的层间空隙等（Zhang et al.，2018），这些通道也为成矿物质沉淀提供了空间. 随后，加入了矿化剂CO₂的高氧逸度流体在运移过程中不断浸取富铀围岩中的铀，形成碳酸铀酰络离子并在成矿流体中不断富集. 在地壳伸展环境下，成矿流体在上升、演化过程中压力持续降低，由此引发的流体沸腾作用是重要的成矿机制. 随着CO₂等挥发分的大量逸失，残余流体的温度、压力和酸碱度等物理化学性质发生改变，最终导致碳酸铀酰络离子分解，继而在构造有利部位卸载成矿.

6.   结论

（1）鹿井铀矿床属中低温热液型矿床，其成矿过程可划分为（Ⅰ）粗晶石英+黄铁矿+绿泥石+绢云母阶段、（Ⅱ）沥青铀矿+硫化物+绿泥石+绢云母+暗灰色微晶石英阶段、（Ⅲ）紫黑色萤石+肉红色方解石+灰色微晶石英+黄铁矿+铀石阶段和（Ⅳ）梳状石英+浅色萤石+白色方解石阶段，其中阶段Ⅱ和Ⅲ代表主成矿阶段.

（2）成矿流体来自岩浆水与大气降水的混合，随着大气降水的持续加入，自成矿早阶段至晚阶段，成矿流体由中低温、中低盐度的NaCl-H₂O-CO₂体系逐渐演化为低温、低盐度的NaCl-H₂O体系.

（3）地壳伸展环境下，由压力降低引发的流体沸腾作用是重要的成矿机制.