北天山冰草沟铀磷矿床元素地球化学研究

北天山冰草沟铀磷矿床元素地球化学研究

0铀磷酸盐矿床自strutt（1906-1908年）发现磷矿伴随剂以来，国际原子能机构预测磷矿中储存的能源总量超过7500吨（nea和ia，2019年）。世界上含铀磷酸盐矿床从土耳其至摩洛哥均有分布，途经约旦、叙利亚、埃及等国家，总体上具有带状分布特征，并以磷品位高而铀品位低(0.005%～0.015%)为特点，其中具有代表性的矿床有:摩洛哥格里布卡矿床和哈萨克斯坦鱼骨碎屑型铀矿床等(Cuney,2009;Franz,2009;NEAandIAEA,2019)。我国含铀磷酸盐矿床主要分布在秦岭-大别造山带、华南褶皱系和扬子地台，其中扬子地台是目前发现该类矿床最多的地区(曹烨等，2013)，代表性的矿床有:贵州铜仁坝黄磷矿、陕西汉中含铀磷块岩矿床等。含铀磷酸盐矿床成因类型多样，包括沉积成因、淋滤成因、热液成因等(王文全，2016;Veríssimoetal.,2016)。绝大多数含铀磷酸盐矿床属沉积成因(Baturinetal.,2001;Cuney,2009;张维乾等，2018)，而热液成因的该类矿床相对比较少见，巴西伊塔太亚矿床和我国的60矿床是该类矿床的典型代表(张万良，1997,2001;Veríssimoetal.,2016)。北天山冰草沟地区发育一系列热液成因铀磷矿化点，其中冰草沟铀磷矿床是该区唯一的铀磷矿床。该矿床自1957年被发现以来，前人的研究工作主要集中在铀、磷相关性(周宏伟等，2012)、围岩蚀变(陈文正，2017)和成矿潜力分析(窦隆洋，2015;蒲小晨等，2017)等方面。尽管取得了一些认识，但总体上该矿床研究程度仍很薄弱，一定程度上制约了矿床的成因解释和本区进一步找矿勘探。本文在详细野外地质考察的基础上，针对典型的矿床剖面采集了代表性样品，利用显微镜、X荧光光谱仪(XRF)、电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)等方法对矿(岩)石样品开展了矿(岩)相学和元素地球化学研究，分析矿床的控矿因素，以期为该区类似矿床的寻找提供依据。1地质背景冰草沟铀磷矿床处于准噶尔地块与吐哈地块之间，博格达晚古生代裂谷西段(图1a)。区域上出露的地层主要有中-下石炭统博格达组(C2辉石闪长岩核部矿床主要位于冰草沟背斜南翼，矿区褶皱构造较为发育，背斜轴部呈北东东-近东西向，核部发育有辉石闪长岩，受冰草沟断裂所控制;断裂构造极其发育，有近东西向、北东向、北西向、近南北向和北北西向等多组断裂矿体主要赋存在玄武安山岩与砂岩接触带靠砂岩一侧(图2)，其中铀的平均品位为0.097%，磷的平均品位为11.03%3剖面中的地质特征及分析技术3.1蚀变玄武安山岩中3种矿物选取横穿矿体的代表性探槽为研究对象，开展了详细的野外地质编录。探槽剖面上分为4层，分别为:未蚀变玄武安山岩、蚀变玄武安山岩、矿体和弱蚀变粉砂岩，每层均采集了代表性样品(图3)。由于该探槽并未揭露新鲜砂岩，研究过程中在远离TC-211剖面的位置补充采集了新鲜砂岩样品。剖面及新鲜砂岩的地质特征分述如下:未蚀变玄武安山岩:手标本呈灰黑色，呈斑状结构，基质为隐晶质结构。斑晶主要由橄榄石、辉石和斜长石组成。橄榄石斑晶主要呈粒状，裂理发育，含量小于5%;辉石斑晶以粒状为主，含量约10%，可见辉石双晶(图4a、4b);斜长石斑晶呈半自形-自形，含量约55%，常见斜长石聚片双晶(图4a);副矿物主要有锆石、磷灰石、钛铁矿等。蚀变玄武安山岩:手标本呈灰黑色，由玄武安山岩蚀变而来。橄榄石斑晶裂理发育(图4c)，含量小于5%;辉石斑晶主要呈半自形-自形，含量约20%，部分被方解石脉所穿插，常见辉石聚片双晶(图4d)，部分蚀变成绿泥石;斜长石斑晶呈半自形-自形，含量约40%，常见斜长石聚片双晶和生长环带(图4c、d)，部分斜长石局部发生重结晶形成粒状斜长石(图4e)，常见绢云母化、碳酸盐化等蚀变。副矿物主要有锆石、磷灰石、钛铁矿等。矿体:矿体属于典型的铀-磷矿体。矿石手标本呈暗红色-红色，具胶状结构，矿石矿物主要为胶磷矿，呈团块状和胶状，透射光下呈浅红色-棕色(图4f)，含量:45%～55%，常混有其它碎屑组分。脉石矿物为砂岩的主要造岩矿物，如:石英、钠长石、黑云母等。其中，钠长石常围绕矿物边缘或裂隙交代石英、锆石和钛铁矿等矿物，蚀变形成的钠长石表面较脏，可见聚片双晶，呈云雾状，且不同程度被三价铁染色(图4g)。副矿物(锆石和钛铁矿等)颗粒细小，含量不足5%。赤铁矿化较为发育(图4h)。弱蚀变粉砂岩:手标本呈灰色，致密块状。该岩石具粉砂结构，钙质胶结，主要由石英、斜长石、黑云母等矿物组成，斜长石主要发育较弱的绢云母化和碳酸盐化，次要矿物主要有磷灰石、锆石等，局部可见粗粒赤铁矿(图4j)。碎屑颗粒分选性中等，呈次棱角状-次圆状(图4i)。未蚀变砂岩:手标本呈深灰色-灰色，致密块状。该岩石具中-细粒结构，钙质胶结，主要由石英、斜长石、方解石等矿物组成，次要矿物主要有磷灰石、锆石等。碎屑颗粒分选性较差，呈次棱角状-次圆状(图4k、4l)。3.2分析方法及过程将新鲜矿(岩)石样品无污染粉碎至200目，用于开展元素地球化学分析实验。主量元素、微量元素及稀土元素均在澳实分析检测(广州)有限公司完成。主量元素采用荷兰生产的PANalyticalPW2424型X射线荧光光谱仪(XRF)测定，分析重现性优于5%;微量元素及稀土元素测试仪器为美国生产的Agilent7700x型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)，分析精度优于10%。利用滴定法测定氧化亚铁时，消解试样过程中使用硫酸和氢氟酸试剂，然后置入装有稀硫酸、硼酸或磷酸溶液的烧杯中，然后用重铬酸钾溶液滴定;根据测定的全铁和亚铁数据计算获得Fe4矿床的地球化学特征4.1蚀变玄武安山岩冰草沟铀磷矿床矿石与赋矿围岩的主量元素分析结果见表1。未蚀变玄武安山岩:具有中性(SiO蚀变玄武安山岩:与原岩相比，蚀变玄武安山岩含有较低的FeO(0.86%)和较高的SiO未蚀变砂岩:未蚀变砂岩含有中等的SiO弱蚀变粉砂岩:与原岩相比，弱蚀变粉砂岩含有较高的SiO矿石:原岩为砂岩，含有较低的FeO(0.08%～0.23%)、SiO4.2a、ti、sr三元素冰草沟铀磷矿床矿石与赋矿围岩微量元素分析结果见表2，各层代表性样品原始地幔标准化微量元素蛛网图如图5所示。未蚀变玄武安山岩:未蚀变玄武安山岩相对富集Rb、U等元素，相对亏损Th、Nb、Ta、Ti等元素(图5a)。蚀变玄武安山岩:蚀变玄武安山岩相对富集Rb、U等元素，相对亏损Nb、Ta、Ti、Sr等元素(图5b)。相对于原岩而言，蚀变玄武安山岩更加亏损Ba、Sr，而Th、U、Nb、Ta、Ti、P等元素基本不发生变化(图5f)，表明Ba、Sr等元素变化可能由热液蚀变所致，其它微量元素带入带出不明显。未蚀变砂岩:未蚀变砂岩相对富集Rb等元素，相对亏损Ba、Nb、Ta、P和Ti等元素(图5c)。弱蚀变粉砂岩:弱蚀变粉砂岩相对富集Rb、U、Zr、Hf等元素，相对亏损Ba、P和Ti(图5d)。相对于新鲜砂岩而言，弱蚀变粉砂岩更加富集U、Zr、Hf等元素，而更加亏损Rb、Ba、K等元素，而Th、Nb、Ta、P和Ti等其它元素变化程度较低。矿石:矿石相对富集U、Sr、P等元素，相对亏损Rb、K、Nd和Ti等元素(图5e)。相对于新鲜砂岩而言，Ba、Th、U、Sr、P、Zr、Hf、Y、HREE等元素在矿石中显著富集，表明成矿过程中成矿流体可能携带该类元素;Rb、K等元素则显著亏损，而Nb、Ta、Nd、Ti等元素变化不大(图5f)。4.3蚀变玄武安山岩稀土组成特征冰草沟铀磷矿床矿石与赋矿围岩稀土元素分析结果如表2所示，各层代表性样品球粒陨石标准化稀土配分曲线如图6所示。未蚀变玄武安山岩:未蚀变玄武安山岩的ΣREE为184.62×10蚀变玄武安山岩:蚀变玄武安山岩与原岩稀土组成相差不大，两者稀土配分曲线近乎一致，表明蚀变过程中稀土组成几乎未受到影响(图6b、6f)。未蚀变砂岩:未蚀变砂岩的ΣREE为77.86×10弱蚀变粉砂岩:相对于原岩而言，弱蚀变粉砂岩稀土组成相差不大，稀土配分曲线近乎一致，表明在蚀变过程中稀土元素并未带入带出(图6b、f)。矿石:矿石的ΣREE为151.80×105讨论5.1宏观和微观构造元素热液蚀变是成矿流体与围岩相互作用的结果，常会引起介质物理化学性质的变化，如:在宏观上引起岩石性质(颜色、体积和矿物成分等)的变化，在微观上则表现为元素的带入带出(邓海琳等，1999;郭文铂等，2014;郑文宝等，2017;戴成龙等，2017)。本文按照成矿过程中元素是否发生明显迁移，将其分为两类。5.1.1矿石与新鲜砂岩微量元素地球化学特征前人的大量研究显示，在热液蚀变过程中某些元素因相对稳定而很少被流体所迁移，如:Al、Ti、Zr、Hf、P、Nb、Ta等元素(Grant,1976;周永章，1994;Lewisetal.,1997;Trolletal.,2003;Donoghueetal.,2008;陈光旭等，2017;冯绍平等，2017)。对冰草沟铀磷矿床矿石与新鲜砂岩的研究表明，Ti、Nb、Ta、Sn和Ga等元素在蚀变过程中表现为迁移不明显。其中，在矿石与新鲜砂岩微量元素蛛网图中Ti均表现亏损，而与原岩相比，Ti迁入迁出并不明显(图7a)，表明砂岩中含钛矿物在蚀变过程中较为稳定。Nb和Ta具有相似的地球化学性质，在两者含量较低的条件下，主要赋存在金红石等次要矿物中。在矿石和新鲜砂岩中，两者差异较小，这可能与金红石等次要矿物的稳定性有关，轻微的富集可能是热液流体少量带入所致。Sn和Ga在成矿过程中含量基本变化较小，这可能是因为含Sn和Ga矿物稳定较强。5.1.2在热液流体中的迁移能力Al和Ca:传统认为Al在热液蚀变过程中活动性较弱，迁移量变化不明显。然而冰草沟铀磷矿床矿石中Al表现出一定的迁出趋势(图7a)，这可能由于长石等含Al矿物被强烈改造而将其释放到流体中被迁移带出所致。Ca在成矿过程中表现出一定的带入趋势(图7a)。在剖面上，Ca在矿石中表现为高度富集，这是由于砂岩中含有大量方解石(图4k,4l)，在热液活动中不稳定而发生分解，导致大量Ca被带入流体中，使矿石中Ca含量明显增加。这一过程可为成矿提供大量钙质来源。Zr和Hf:Zr和Hf被称为是地球化学界的双生儿，其中Zr主要赋存在锆石中，Hf主要以类质同象的形式赋存在锆石中(TaylorandMcLennan,1985)。锆石具有化学性质稳定、抗风化能力较强和难蚀变等特点，因此长期以来被认为Zr和Hf为惰性元素，热液活动性较弱，基本不发生迁移(张宏飞和高山，2012)。然而近年来大量研究发现事实并非如此，如在富氟热液中可能影响Zr的活动性(Rubinetal.,1993)。富氟流体可能导致Zr的溶解度增加，一定程度上可能提高Zr在热液中的迁移能力(Ryzhenkoetal.,2008;Migdisovetal.,2011;何俊杰，2018)。Zr和Hf在遭受赤铁矿化等蚀变时均表现出富集的特征，且Zr的带入量远大于Hf，这可能与FP和U:可作为冰草沟铀磷矿床主要的成矿元素。成矿过程中，铀与磷同步富集(图8a)。在剖面上，P和U在矿体中表现出强烈富集的特征(图9)。在富磷的热液流体中，UORb、Sr和Ba:在蚀变过程中这些元素较为活泼，易被流体所迁移。Rb在热液蚀变过程中表现出一定的迁出趋势(图7)。铀成矿过程中伴随Sr的高度富集(图8b)。在TC-211剖面上，Sr在矿石中表现出显著富集的特征(图9)，表明Sr可能由热液大量带入。磷灰石主要以高Sr低Rb为特征(ExleyandJones.,1983;伍勤生等，1983;朱笑青等，2004),Sr可能以类质同象形式进入胶磷矿中。Ba在成矿过程中表现出一定的带入趋势(图7)。HREE和Y:稀土元素因化学性质类似且较为稳定，通常在热液中不易被迁移，属于不活动组分(王中刚等，1989)。然而大量研究证实稀土元素在热液中是可以迁移的(包志伟和赵振华，1998;刘丛强和凌其聪，2002;Pandarinathetal.,2008)。成矿过程中伴随HREE和Y的富集(图8c,d)。在剖面上，HREE和Y在矿石中富集量较大(图9)，轻、中稀土元素基本保持不变。胶磷矿主要为氟磷灰石(黄小芬等，2011)，在一定程度上反映热液体系中含有大量的F等挥发分。富氟流体会显著增强REE的活动性(Jiangetal.,2006)，优先络合HREE。Y与F的络合物可能比REE更为稳定(Bauetal.,1995)，所以Y在矿石中富集量比原岩较大。5.2玄武安山岩热液运移特征本文在野外地质调查的基础上，结合矿床剖面地球化学研究，对冰草沟铀磷矿床的控矿因素展开分析，认为氧化还原界面是控制冰草沟铀磷矿床空间定位的主要因素。在剖面上，矿体主要赋存在玄武安山岩与砂岩接触带的砂岩一侧(图9)。接触界面往往是构造应力薄弱部位，也是温度和压力的骤减部位。玄武安山岩在成矿过程中既是物理障又是化学障。玄武安山岩结构十分致密，在其内部热液运移可能受到一定的阻滞，热液可能在其接触面运移较多。砂岩裂隙较为发育，从砂岩碎屑颗粒的分选性和磨圆度来看，矿石和新鲜砂岩结构成熟度较低，导致砂岩中碎屑颗粒之间的孔隙度较大，大部分成矿热液沿砂岩运移较多，成矿部位主要倾向于砂岩一侧。玄武安山岩与砂岩之间化学成分相差较大，热液作用于两者的强度和蚀变类