稀土矿床

稀土矿床（共4篇）

稀土矿床 篇1

一、3 6 1铀矿床地质特征

361矿床位于诸广山复式岩体南部, 地堑式的百顺断陷带中部, 南北向构造带、北北东向构造带与近东西向的暖水塘-焦坪断裂带三者复合部位, 受断陷带东缘 (F1) 牛澜断裂带上盘次级“入”字型构造 (F2) 烟筒岭断裂带所控制。矿区内岩性复杂, 构造发育, 热液活动强 (图1) 。地层出露简单, 只见有新生界第四系近代积层和残积层。岩浆作用频繁, 侵入体为中生代的诸广山岩体, 岩性主要有粗中粒斑状黑云母花岗岩, 其次为粗粒斑状黑云母花岗岩和中细粒黑云母花岗岩。岩脉极其发育, 脉岩主要有伟晶岩、细晶岩、细粒黑云母花岗岩、花岗正长岩及辉绿岩, 其中以粗中粒斑状黑云母花岗岩和细粒花岗岩与铀矿化关系最密切。

1.粗粒巨斑状黑云母花岗岩;2.中粗粒斑状黑云母二长花岗岩;3.中粒斑状二云母花岗岩;4.细粒二云母花岗岩;5.碱交代岩;6辉绿岩;7.硅化岩;8.碎粉岩;9铀矿体

二、3 6 1铀矿床稀土元素地球化学特征

根据图2可以明显看出, 沥青铀矿脉的稀土总量最高, 其次为碱交代富矿石和绿泥石化、水云母化碎裂花岗岩, 主构造边部的辉绿岩的稀土总量相对较低。

在富矿石沥青铀矿脉中稀土元素高度富集, 稀土元素总量ΣREE达到334.05μg/g, 明显高于地壳平均值 (146.8μg/g) , L/H值为3.13μg/g, 较低, (La/Yb) N值为2.25μg/g, Eu亏损明显, δEu值为0.24μg/g, δCe值为0.92μg/g, 属Ce亏损型, 在稀土元素配分模式图上, 呈轻稀土元素轻微亏损和重稀土元素轻微富集的海鸥型模式 (图3) 。

导致沥青铀矿中稀土元素富集以及L/H比值较低, 使分配模式呈海鸥型的因素可能是在成矿热液中, 稀土元素以络合物形式进行迁移 (黄国龙, 2010) , 而这种络合物的稳定性随着原子数的增加而增强, 因而在富C O 2的热液中, H R E E的碳酸阴离子络合物比LREE的更容易溶解和迁移。当热液流体发生去气作用而导致络合物发生分解时, L R E E、H R E E碳酸阴离子络合物都发生沉淀。但在相同的条件下, HREE的碳酸阴离子络合物比LREE的更容易发生沉淀, 从而造成沥青铀矿中H R E E的富集优于L R E E (黄国龙, 2 0 1 0) 。

近矿围岩样品中绿泥石化水云母化碎裂花岗岩、萤石化碎裂岩、绿泥石化花岗岩的稀土元素总量介于160.39~218.09μg/g之间, 平均值为191.96μg/g, 高于地壳稀土元素总量平均值 (163.5μg/g) ;L/H比值介于6.20~14.13之间, 平均值为9.79, 高于陆壳平均值 (9.53) 。Eu值介于0.508~0.658, 平均值为0.59。反映出花岗岩成岩过程岩浆内的轻稀土元素发生了强烈的分馏作用, 而重稀土元素分馏作用弱。它们的Eu异常都较为明显δEu=0.26~0.37, 平均为0.263, Ce异常都较弱, 其值δCe在0.95~1.01之间, 平均为0.977。这些特征反映它们是在大陆边缘陆棚水环境中沉积形成的 (吉磊, 1992) 。三个样品稀土元素分布曲线大致相似, 表明花岗岩各样品稀土元素分馏程度相同。

从稀土元素球粒陨石标准化分布形式图 (图5) 可知:在361铀矿床中构造碎粉岩的稀土元素配分曲线明显比其他的要低, 但各个岩石样品的曲线形态基本一致, 说明它们的形成演化条件和时期基本相同, 同时也显示样品之间稀土元素分馏程度基本相同。各个岩石样品稀土元素总量较高, Eu的负异常极强, 稀土配分模式曲线呈右倾下滑式的“V”字形, 而且数值都在1上方。各稀土元素分量、∑REE、L/H与球粒陨石标准值相差数十到数百倍;∑REE的值在56.64~218.09μg/g之间, L/H比值在5.07~14.13之间, 明显是轻稀土相对富集, 重稀土相对亏损。

在萤石化碎裂岩中, 稀土元素总量ΣREE为160.39μg/g, 在硅化角砾岩稀土元素总量ΣREE值为144.60μg/g, 而且它们的球粒陨石标准化曲线的数值基本上都是在10以上。由此可以推测, 萤石化、硅化与铀矿化的关系较密切, 可以作为找矿标志。

几乎所有蚀变岩石的铀含量均高于未蚀变岩石, 并随着蚀变的增强, 铀含量增加。这一特点表明, 在成矿过程中, 随着热液向围岩两侧扩散和渗透, 造成热液蚀变岩石, 并导致铀含量的提高, 虽然热液蚀变能使岩石中铀的存在形式改变, 但是由于热液蚀变产生的黏土又能将铀固定下来, 使吸附铀和裂隙铀增加。因此, 蚀变带本身是成矿作用的产物, 不太可能为成矿提供大量铀源, 只能作为寻找热液铀矿床的有效找矿标志。

摘要：361铀矿床沥青铀矿脉的稀土总量最高, 其次为碱交代富矿石和绿泥石化、水云母化碎裂花岗岩, 主构造边部的辉绿岩的稀土总量相对较低。富矿石沥青铀矿脉中稀土元素高度富集, 稀土元素配分模式图上, 呈轻稀土元素轻微亏损和重稀土元素轻微富集的海鸥型模式。花岗岩成岩过程中, 岩浆内的轻稀土元素发生了强烈的分馏作用, 而重稀土元素分馏作用弱。在361铀矿床中构造碎粉岩的稀土元素配分曲线明显比其它的要低, 但各个岩石样品的曲线形态基本一致, 说明他们的形成演化条件和时期基本相同, 同时也显示样品之间稀土元素分馏程度基本相同。几乎所有蚀变岩石的铀含量均高于未蚀变岩石, 并随着蚀变的增强, 铀含量增加。

关键词：361铀矿床,花岗岩型铀矿床,稀土元素地球化学特征

稀土矿床 篇2

金顶铅锌矿床流体包裹体的显微测温和流体的稀土元素特征表明:金顶矿区成矿流体均一温度为54℃～309℃,平均143℃,盐度(ω(NaCl),下文同)为1.6%～18.0%,平均6.0%.在矿区,由东向西、由北向南温度逐渐降低,而盐度从东向西稍有降低,但是从北向南却是增加的`.从第一矿化阶段到第三矿化阶段,稀土总量和LREE/HREE都是逐步增加的,轻稀土富集程度逐步增强,并且轻、重稀土内部分异程度也由轻稀土分馏程度大于重稀土分馏程度变为重稀土分馏程度大于轻稀土分馏程度,并且流体有从还原环境向氧化环境转变的趋势.

作 者：曾荣 薛春纪 刘淑文 高永宝 朱和平ZENG Rong XUE Chun-ji LIU Shu-wen GAO Yong-bao ZHU He-ping  作者单位：曾荣,刘淑文,高永宝,ZENG Rong,LIU Shu-wen,GAO Yong-bao(长安大学资源学院地质系,西安,710054)

薛春纪,XUE Chun-ji(中国地质大学地学院,北京,100083)

朱和平,ZHU He-ping(中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京,100029)

刊 名：地质与勘探  ISTIC PKU英文刊名：GEOLOGY AND PROSPECTING 年，卷(期)：2007 43(2) 分类号：P618.42 P618.43 关键词：金顶铅锌矿   流体包裹体   显微测温   稀土元素  

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稀土矿床 篇3

1 区域地质背景分析

贵州道真县隆兴铝土矿床, 大地构造位置位于扬子准地台黔北台隆遵义断拱之凤冈北北东向构造变形区内。

区域出露的地层从老到新有寒武系、奥陶系、志留系、二叠系、三叠系、侏罗系、第三系及第四系地层。寒武系集中分布于背斜核部, 且出露面积大;志留系只发育中下统韩家店群, 缺失志留系上统, 一般分布于背斜与向斜接合部位;泥盆系和大部分石炭系地层缺失;二叠系下统缺失, 中上统和三叠系相对发育较全, 分布于向斜核部;第三系发育不全, 仅于务川县北部的务川向斜核部有小块分布;第四系普遍发育, 多沿沟谷及地形低凹处堆积, 整体分布零星[1]。

2 稀土元素组成特征

通过采样分析, 勘查区内单工程矿体厚0.81~3.24m, 平均1.42m, Al2O3含量为43.97~76.80%, 平均54.92%;Si O2含量为1.12~24.97%, 平均17.09%;A/S为1.87~68.57, 平均6.65;Fe2O3含量为1.42~27.06%, 平均7.00%;TS含量为0.01~7.35%, 平均1.00%。

铝土矿层的分析中, 要通过与其他区域的比较, 分析稀土元素的含量和元素组成。这个过程中, 工作人员要较好分析其线形关系, 确保其总量始终恒定。在隆兴矿床中, 要注重铝土矿稀土元素的组成相似性, 然后计算∑REE的数值。这种标准需要结合不同的区域进行统一规范, 在石炭系黄龙组中, 白云质灰岩及二叠系∑REE比较低, 具体相差两个数量级。勘察人员分析, 矿床以及矿层的数据计算中, 其LREE和HREE都大于1, 这种情况下, 轻稀土富集比较明显, 重稀土则会出现不同程度的亏损[2]。这种情况下, 矿层上部轻稀土富集, LREE和HREE为0.58×10-6。

铝土矿床中, (La/Yb) N/ (La/Sm) N比值变化比较大, 而针对 (Gd/Yb) N、 (La/Ce) N的比值变化范围比较小。勘测人员要认真比较这种偏差, 统计铝土矿石类型, 充分展示稀土元素的总量, 并保证其半土状铝土矿含量较高。在矿床北部, 稀土总量比较高、只有少量的铝土矿样品的稀土总量接近边界。

3 稀土元素的分配模式

勘查区矿体据其所处的地理位置, 规模大小, 依次将其分为Ⅰ号矿体和Ⅱ号矿体, 矿体特征分述如表1。

针对稀土元素的分配模式分析, 要了解轻稀土元素和重稀土元素的不同, 然后掌握这种明显的负斜率变化。其中重稀土元素的曲线, 主要向右倾斜, 不同样品的含量比较接近, 都能够展示这种稀土元素的变化[3]。矿体呈层状、似层状产出, 总体形态简单完整, 以单层矿产出为其特征, 矿石结构以半土状为主, 次为致密状及碎屑状。矿体产状与围岩一致, 倾向北东, 倾角21~44°, 平均35°。据资源量估算范围内的9个山地工程探槽和6个钻孔统计, 单工程矿体厚0.82~2.68m, 平均厚1.56m, 变化系数为40%。

在矿床中, 人员要掌握不同层位的曲线形态分布, 主要是矿层底部的稀土元素分布。例如在铝土矿层中, δCe的数值1.01~1.44, 主要呈现微弱和中等之间波动。

4 稀土元素组成的地质意义

稀土元素主要具有明确的化学性质和地球化学属性, 通过这种指示, 能够较好的分析出元素之间的含量变化, 然后进行特征的有效运算, 研究沉积环境和成矿物质来源。目前, 国外已经有很多学者对这种数据进行研究, 描述其地质意义。

4.1 铝土矿沉积环境探讨

研究认为, (La/Ce) N越高, 说明受陆源的影响越小δC越大, 受陆源的影响越大。大量分析成果显示, δCe大洋中脊最低, 平均0.29;大洋盆地中等, 平均0.60;大陆边缘最高, 平均1.03。

土状铝土矿为主要自然类型, 为灰、灰白及黄灰色。矿石具泥晶或粉晶结构, 土状构造, 总体具块状构造。矿石表面粗糙, 吸水性强, 质地疏松, 呈土状。土状铝土矿Al2O3含量为56.06~74.16%, 平均含量为65.11%、A/S 5.34~53.60, 平均7.58, 矿石质量较优。根据这种因素铝土矿层顶部 (La/Ce) N的具体数值为0.632, 变化的程度比较大, δCe主要在1.23~1.33内变化, 平均数值为1.22。这种情况体现了由陆相向海相的转变, 陆源的影响有所减弱[4]。这种情况下, 工作人员要研究地质的主要改变, 分析沉积情况, 从炭质页岩、钙质页岩为主的岩石, 转向开放浅海环境, 沉积以灰岩为主的碳酸盐岩, 即海进的过程相一致。

4.2 铝土矿物质来源

铝土矿层中 (La/Ce) N为0.74~0.97, 平均0.87, 比值<1, 总体较低;δCe为1.03~1.45, 平均1.22, 比值>1, 为弱到中等, 表明铝土矿物源主要来自陆源, 沉积环境主要为陆相沉积, 局部为海相沉积, 与研究区矿石中常见植物化石相吻合。

碎屑状铝土矿是区内铝土矿次要自然类型, 为灰、深灰及黄灰色, 具碎屑结构, 块状构造。矿石质地疏松—致密。此种类型碎屑颗粒明显, 主要呈砂屑、砾屑, 碎屑呈棱角或浑圆状, 大小不一, 分布不规则[5]。

豆鲕状铝土矿是区内铝土矿次要自然类型, 灰、深灰色, 具豆、鲕结构, 块状构造。它由豆状、鲕状一水硬铝石组成的混合型矿石, 鲕粒粒径为1~5mm, 球形或椭球状, 内含硅质和铁质。Al2O3含量44.14~71.6%, 平均含量为54.28%、A/S 1.81~99.44, 平均3.68。

5 结束语

通过对贵州道真县隆兴铝土矿床的稀土元素组成分析, 勘察人员能够更好的掌握矿床情况, 为该地的矿产勘察以及找矿工作, 奠定较好的基础。

参考文献

[1]李沛刚, 王登红, 雷志远, 翁申富, 高兰.贵州大竹园大型铝土矿稀土元素地球化学特征及其意义[J].地球科学与环境学报, 2012, 02:31~40.

[2]金中国, 刘玲, 黄智龙, 向贤礼, 鲍淼.贵州务正道地区铝土矿床稀土元素组成及地质意义[J].地质与勘探, 2012, 06:1067~1076.

[3]谷静, 黄智龙, 金中国, 丁萍.贵州务川瓦厂坪铝土矿床稀土元素地球化学特征及其对成矿过程的指示[J].矿物学报, 2015, 02:229~238.

[4]代龙省, 金中国, 李光春, 王瑞雪.贵州道真新民铝土矿床地质-地球化学特征研究[J].矿物学报, 2015, 03:411~420.

稀土矿床 篇4

微量元素地球化学是地球化学的重要分支学科之一,微量元素在岩石和矿物中的含量极其微少,在地质作用过程中它们在岩石和矿物中的浓度极易发生较明显的变化,因而微量元素可作为地质作用过程的示踪剂[3]。近年来,随着对黄沙铀矿区铀矿勘查工作的进一步开展,鉴于还未有过对221铀矿床元素地球化学特征方面的研究,本文将从微量元素地球化学入手,系统采集坑道内矿石及围岩样品,总结该矿床的微量元素迁移变化特征,探讨微量元素、稀土元素与铀成矿作用的关系,为该地区的下一步铀矿勘查工作提供借鉴。

1 区域地质背景

黄沙铀矿区位于青嶂山复式岩体中南部,处于黄田江断陷带的西南边缘、竹山-镇岗东西向褶皱带的南侧。区内出露岩性主要有燕山早期第一阶段肉红色粗粒、中粗粒似斑状黑云母花岗岩,是铀矿化的主要围岩;燕山早期第三阶段细粒二云母花岗岩,分布于矿区南部,是假茶坑岩体的一部分,在岩体内保留有燕山早期第一阶段的残留体;此外,区内还出露有燕山晚期细粒花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩、石英正长岩及各种脉岩等,前者呈岩滴、岩脉状产出,后者主要为中基性岩脉,还有花岗岩脉、细晶岩脉及少量的正长岩脉。它们的产出严格受断裂构造的控制。

黄沙铀矿区内构造十分发育,主要表现为断裂和断陷两种形式。断裂构造主要呈EW向、NNE向展布,NWW向断裂也较发育,但规模较小(图1)。

EW向断裂是区内发育规模最大、活动时间最长的一组断裂,以黄沙断裂和上竹坑断裂为代表,横贯全区,它们是竹山-镇岗褶皱带的组成部分。该组断裂构造延伸十几千米到数十千米,构造宽度达十余米至数百米,控制了区内一些带状花岗岩体、花岗斑岩及基性脉岩的分布。黄沙断裂和上竹坑断裂两者联合组成黄沙断陷带,控制了黄沙铀矿区的展布。

NNE向断裂构造的规模也较大,以良伞寨断裂、下村断裂、F53与F55断裂为代表。F53与F55及良伞寨与下村断裂,分别组成了鹅公塘断陷带与下村断陷带,控制了区内矿床的分布。良伞寨断裂是斜贯全区先扭后压的主导断裂,形成了以蚀变破碎带为主的断裂带。F53与F55是两条走向近似平行、倾向相反的对偶断裂,两者组成了一个宽约0.9 km,长3.7 km的NNE向断陷带,控制了本区主矿带的展布,其中F53为断陷带的主要控矿构造,为一由北向南收敛的蚀变破碎断裂带,走向15°~20°,倾向南东,倾角50°~60°,构造带内岩石主要以赤铁矿化、绢云母化碎裂花岗岩及花岗碎裂岩为主,构造带中心局部为条带状角砾岩、糜棱岩和少量石英岩,岩石内片理、裂隙发育,破碎强烈。F55断裂构造发育不完整,倾向NW,倾角60°~70°,构造弱化,以破碎为主,行迹不清。

1.中泥盆系;2.震旦系;3.花岗斑岩;4.燕山晚期细粒花岗岩;5.正长岩、石英正长岩;6细粒二云母花岗岩;7中粒似斑状黑云母花岗岩;8.粗中粒似斑状黑云母花岗岩;9.粗粒似斑状黑云母花岗岩;10.硅化断裂带;11.蚀变破碎带;12.中基性岩脉;13.断陷带范围;14。矿床及编号

NW向组断裂同铀矿化关系极为密切,基本上控制了区内矿体的展布。当中基性岩脉(特别是闪长煌斑岩)有成矿期的硅质脉充填、叠加或同近EW向、NEE向蚀变破碎带、硅化带重接、斜接、反接时,往往铀矿化变好,或有较大的工业矿体产出,NW向的中基性脉岩同NW向的硅化破碎带重接部位也有较好的铀矿化或矿体产出,NW向的硅化破碎带单独出现时,也可形成规模小、变化大的矿体。

2 矿床地质特征

矿床位于黄沙铀矿区中部,区内岩浆活动强烈,构造发育,出露岩性有燕山早期过渡相粗中粒斑状黑云母花岗岩、边缘相中细粒二云母花岗岩、补体细粒二云母花岗岩、燕山晚期细粒花岗岩及中基性岩脉。

区内构造纵横交错,组成网格状骨架,矿床内北东向良伞寨断裂是斜贯全区先扭后压的主导断裂,与其成生联系的北西向次级构造F61和北东向次级构造F60是矿床主要储矿构造(图2)。粗中粒二云母花岗岩、闪斜煌斑岩是矿化的主要岩性,矿体严格受F60、F61号(组)带控制,主要矿化方向有二组,即主构造与不同方向的次级构造交汇复合部位成矿,硅化破碎带与闪斜煌斑岩脉呈斜接、重接、反接部位,形成工业矿体,其产状与主构造带的产状基本一致。

矿石结构构造较简单,主要呈浸染状、细脉状等。铀矿物主要有沥青铀矿和晶质铀矿;次生矿物有铀黑、脂铅铀矿、硅钙铀矿、钙铀云母等,呈集合体产于矿石的颗粒间和裂隙中。脉石矿物主要有中细晶石英、微晶石英、玉髓、萤石、方解石、高岭土等。金属矿物有黄铁矿、赤铁矿,少量方铅矿、黄铜矿等。围岩蚀变主要有白云母化、绢云母化、赤铁矿化、硅化,局部可见萤石化、黄铁矿化、绿泥石化;与矿化关系密切的有萤石化、黄铁矿化、赤铁矿、硅化。

3 样品采集与分析

系统采集221矿床坑道内矿石及围岩共9件样品,其中矿石样品3件,围岩样品6件。样品由广州澳实分析检测有限公司分析测试,测试方法代码为ME-MS81,测试仪器为电感耦合等离子体发射质谱,仪器型号Agilent 7700x,分析结果见表1、表2。

4 微量元素特征

4.1 微量元素组成

表1为221铀矿床坑道内矿石与围岩的微量元素含量。由矿石与围岩的微量元素原始地幔蛛网图(图3)可知,221铀矿床蚀变围岩富集大离子亲石元素Rb、Cs、U,较为富集Y、Sb、W,明显亏损Ni、Th等;铀矿石则明显富集Rb、Sb、W、Pb、U。但不管是蚀变围岩还是铀矿石,轻微量元素的富集亏损拟合较好,而重微量元素的的富集亏损差异则较大。这可能与成矿物质中各微量元素的地球化学行为特征有关,同时也反应了流体中重微量元素的分馏作用较为明显[4]。

4.2 微量元素相关性分析

运用SPSS统计软件分别对221铀矿床的矿石和围岩进行R型聚类分析,聚类分析结果见图4,由图可知,矿石样品中元素的相关性都比较好,当距离为10时,可以分为3类:(1)Ni,Y,Sc,Co,Cu;(2)Hf,Th,Cr,Zr,Ta,Rb,Nb,Zn,Cs,Sr,Sb;(3)W,U,Ba,Pb。然而围岩样品中元素的相关性较差,当距离为10时,可以分为6类:(1)Nb,Hf,Ta,Th,Sr,Zn,Zr;(2)Sc,Y;(3)Co;(4)Rb,Cs,Pb,Ba,W;(5)Cr,Ni,U,Sb;(6)Cu。

此外,在表3中,从U与各元素的相关性可以看出,矿石中U与各元素的相关性都比较好,其中与U元素呈负相关关系且相关系数小于-0.9的元素有Sc、Ni、Rb、Y、Nb;相关系数介于-0.9~-0.7的元素有Zn、Sr、Cs;与U元素呈正相关关系且相关系数介于0.7~0.9之间的元素有Ba、Pb;相关系数大于0.9的元素为W。在围岩中,U与各元素的相关性比较差,除个别元素外,大部分元素的相关系数介于-0.66~0.58之间,元素间分类无规律。由此可知,矿石与围岩的元素分类明显不同,在相关性上也有很大差异,说明矿石中的元素不来自于围岩或者不完全来自于围岩。

1.第四系;2.细粒二云母花岗岩;3.中细粒二云母花岗岩;4.粗中粒二云母花岗岩;5.中基性岩脉;6.硅化带,蚀变构造带;7.碱交代岩;8.矿带及编号;9.地质界线

5 稀土元素特征

稀土元素是一组地球化学性质极其相似的元素,在地质、地球化学作用过程中,往往以一个整体活动,但不同的稀土元素之间,性质仍有微小差别。同时,由于外界条件的变化,稀土元素之间可发生一定程度的分馏,它们的分馏情况能够灵敏的反映地质-地球化学作用的性质,因此,成为一种良好的地球化学指示剂[3]。

5.1 围岩稀土元素特征

据221铀矿床围岩稀土元素含量表(表2)及稀土元素球粒陨石标准化分布模式图(图5)可得出围岩稀土元素具有以下特征:(1)围岩ΣREE在151.71×10-6~255.00×10-6,平均值为201.08×10-6,除少量样品外,大部分样品接近或高于地壳的ΣREE平均值163.5×10-6[6];(2)属于轻稀土元素富集型,稀土元素球粒陨石标准化分布模式向右陡倾,右边相对平缓,反应出岩石成岩过程中轻稀土发生了强烈的分馏作用,而重稀土元素的分馏相对较弱;(3)围岩稀土元素具有明显的负铕异常,反映了造岩过程中岩浆母体经历过分异作用,也可能是继承了原岩(基底的变质岩系)的特征[7]。

5.2 矿石稀土元素特征

据221铀矿床矿石稀土元素含量表(表2)及稀土元素球粒陨石标准化分布模式图(图5)可得出矿石稀土元素具有以下特征:(1)矿石ΣREE在125.83×10-6~192.16×10-6(平均160.48×10-6),与围岩ΣREE相比有所减少,主要表现为轻稀土元素减少;(2)LREE/HREE比值与围岩相比较,也明显减少,分布模式右倾,属于轻稀土元素富集型;(3)δEu平均值为0.46,负铕异常比围岩更为明显;(4)(La/Yb)N值在8.05~20.41(平均12.87),比围岩的(La/Yb)N值小(平均25.38),反应矿石稀土元素的分馏作用与围岩相比相对较弱。

5.3 稀土元素来源探讨

5.3.1 Y/Ho比值特征指示

Y和Ho在自然界中一般以三价态存在,且离子半径非常接近,在地质作用过程中具有非常相似的地球化学行为,而且Y/Ho比值不受氧化-还原条件的影响,该比值的变化一般与热液、岩石间的水-岩反应有关,亦或者与不同热液系统间络合介质差异有关[10,11]。经历部分熔融或分离结晶的岩浆岩、洋中脊玄武岩以及一个沉积旋回内的碎屑岩,都略保持球粒陨石Y/Ho比值在28左右[10];而在含水溶液中,Y/Ho比值却不一定保持球粒陨石的比值,如南太平洋海水Y/Ho比值为57[10],与水作用有关的灰岩、热液成因的萤石等出现非球粒陨石的Y/Ho比值[10]。221铀矿床个围岩样品稀土元素的Y/Ho比值为29~32.04,而华南产铀花岗岩的Y/Ho比值为29.86,并都接近于球粒陨石的Y/Ho比值,说明研究区的花岗岩与华南花岗岩有着同源性,并同属于地壳部分重熔型花岗岩。

221铀矿床矿石样品稀土元素的Y/Ho比值为26.61~47.30,远高于围岩样品稀土元素的Y/Ho比值。前文已述及,成矿流体在沿岩石缝隙运移时会与围岩发生水-岩反应,流体会从围岩中以络合的方式带出一部分元素,Y/Ho比值也会发生变化。如果成矿流体及铀源来自于花岗岩本身,则矿石的Y/Ho比值将十分接近围岩的比值,但实际上矿石的Y/Ho比值远高于围岩,由此可见,成矿物质并非全来自于花岗岩体本身,可能具有深部地幔组分来源特征。

5.3.2 δCe、δEu特征指示

Ce、Eu是具有重要意义的变价元素,可随环境的氧化还原条件不同而呈不同的价态,在相对还原的条件下Ce3+可在溶液中保存较长时间,而Eu3+则被还原成Eu2+而发生沉淀,使得流体中出现Ce的相对稳定和Eu的相对异常;在相对氧化的条件下,Eu3+可在溶液中保存较长时间,而Ce3+则被氧化成Ce4+并沉淀,使得流体中出现Eu的相对稳定和Ce的相对异常[12]。由表3中数据可知,221铀矿床围岩样品的δEu值为0.31~0.46,平均值为0.39;δCe值为0.97~1.53,平均值为1.08。明显的负Eu异常和比较稳定的Ce含量,表明围岩形成于比较还原的环境。而矿石样品的δEu值为0.41~0.52,平均值为0.46,δCe值为0.92~1.00,平均值为0.96,表明铀成矿形成于较为还原环境,而且矿石的形成环境的还原性比围岩的形成环境的还原性要弱的多。

5.3.3 稀土元素特征指示

前文已阐述,221铀矿床矿石ΣREE要小于围岩的ΣREE;矿石LREE/HREE比值与围岩LREE/HREE比值相比较也明显降低;Sm/Nd比值平均为0.21;矿石Ce/Y比值平均为36.73,与围岩的Ce/Y比值(平均值为83.64)相比较要小得多。以上数据特征表明了成矿物质来源具有上、下地壳混合的特点,成矿物质在运移过程中与围岩发生了混染。

此外,从矿石、辉绿岩和正长岩稀土元素的球粒陨石标准化分布模式图(图6)中可以看出,221铀矿床矿石的稀土元素分布模式与区内辉绿岩尤其是正长岩的稀土元素分布模式十分相近,而且辉绿岩等已经被证实具有幔源性质[13],这说明了221铀矿床的成矿流体具有幔源性质。

6 结论与讨论

从221铀矿床微量元素特征来看,矿石中与U密切相关的元素有Sc、Ni、Y、Nb、Sr、Cs、Pb等高场强元素;围岩中的微量元素组合无明显的规律性,且相关性不高。从矿石与围岩中元素的R型聚类分析来看,成矿物质并不全来自于围岩,而是有部分成矿物质为深层来源。

通过对矿221铀矿床矿石与围岩稀土元素的研究发现,矿石与围岩的稀土元素有较大的差异,说明它们的来源并不一致;矿石样品中的ΣREE要明显少于围岩样品中的ΣREE,形成这种差异性特征的原因可能有如下几方面:(1)在酸性和碱性条件下,尤其是在强酸性条件下铀具有很强的迁移能力。酸性环境有利于铀和稀土元素尤其是碱性较弱的重稀土元素的聚集。而黄沙铀矿区围岩蚀变以碱性蚀变为主,不利于稀土元素的富集;(2)络合离子[REE(CO3)3]3-,[REE(CO3)4]5-可以稳定地存在于富含碳酸的溶液中。而黄沙铀矿区指示拉张环境的基性岩脉与铀矿化有很大的关系,基性岩脉能够提供大量的ΣCO2矿化剂,有利于成矿流体的形成,但是不利于稀土元素一同运移;(3)独居石、褐帘石等副矿物的分离结晶在花岗岩演化过程中起着重要作用,使得轻稀土元素和稀土元素总量同步减少[7]。总之,矿石与围岩的稀土元素特征及参数比值的差异也说明了成矿物质并不完全来自围岩,而是有一部分来自地壳深部。