若尔盖铀矿田碳氧同位素特征及其成因

若尔盖铀矿田碳氧同位素特征及其成因
赵聪;陈友良;朱西养;张成江;王勤
【摘要】研究了若尔盖铀矿田中灰岩、硅灰岩及方解石脉的碳氧同位素组成,结果表明产于地层中的灰岩、硅灰岩及方解石脉的δ13C值为-1.48‰～3.18‰,平均为1.51‰,为海洋沉积碳酸盐岩的碳同位素组成特征；δ18O值为-12.81‰～-3.71‰,平均为-9.92‰,在铀矿田中δ18O值最高.与成矿作用关系最为密切的含矿方解石脉δ13C值为-2.78‰～-4.81‰,平均为-3.93‰,明显表现为地幔来源的特点；δ18O值为-13.14‰～-15.05‰,平均为-13.87‰,其值在铀矿田中介于地层中岩石(脉)与矿区方解石脉之间.矿区方解石脉的δ13C值为-3.53‰～-6.35‰,平均为-4.93‰,与含矿方解石脉的碳同位素组成相近,表明其亦是成矿作用的产物；δ18O值为-16.00‰～-24.75‰,平均为-19.36‰,在铀矿田中δ18O值最低,明显表现为深部来源特征.综合若尔盖铀矿田的碳氧同位素组成特征,暗示其成矿流体应当来源于地幔.
【期刊名称】《四川地质学报》
【年(卷),期】2012(032)003
【总页数】4页(P272-275)
【关键词】铀矿田;碳氧同位素;成因;若尔盖
【作者】赵聪;陈友良;朱西养;张成江;王勤
【作者单位】成都理工大学地学与核技术重点实验室,成都610059;成都理工大学地学与核技术重点实验室,成都610059;核工业280研究所,四川广汉618300;成都
理工大学地学与核技术重点实验室,成都610059;核工业280研究所,四川广汉618300
【正文语种】中文
【中图分类】P619.14
若尔盖铀矿田是我国著名的碳硅泥岩型铀矿床产区之一，该矿田的铀矿床不仅规模大、品位较富，而且分布集中，并伴有多种金属元素可供综合利用，因而被受广大矿床地质工作者所关注（陈友良，2004）。

综合前人从上世纪六十年代以来所作
的研究工作，对该区铀矿床的成因主要形成了表生氧化论、地下水淋滤论、变质分异论、构造挤压浸出论、“自生自储”累积成矿、成矿“三步”论（地层预富集—蚀变预富集—工业富集）、构造—岩浆活化成矿论等成因观点（毛裕年，1989；王驹，1991；何明友，1993）。

本文详细研究了该铀矿田多个铀矿床的碳氧同位素组成与分布特征，并就其成因意义进行了新的探讨。

1 地质背景
若尔盖铀矿田位于四川省阿坝自治州西北部的若尔盖县与甘肃省迭部县和碌曲县交界地带，矿田呈近东西向展布，西起川甘交界处的拉日玛梁，东至益洼，东西长约50km，南北宽约6km，面积约300km2，海拔高为2 900～4 060 m。

现已探明铀矿床10余个，矿（化）点20余处（图1）。

该铀矿田含矿岩系为下志留统的硅、灰岩段。

下志留统自下而上划分为羊肠沟组、塔尔组和拉垅组，皆为陆棚相沉积（陈友良，2007）。

羊肠沟组为绢云母板岩夹
泥质粉砂岩，顶部夹硅、灰岩；塔尔组为泥质粉砂岩、板岩夹硅、灰岩层；拉拢组为泥质粉砂岩、板岩、灰岩、硅岩。

依据含矿主岩进行划分，该地区的铀矿床属于碳硅泥岩型铀矿。

图1 若尔盖铀矿田矿床地质简图1.白垩系，2.泥盆系，3.上志留统，4.中志留统，5.下志留统，6.前志留系，7.石英二长岩，8.辉绿岩，9.断层，10.不整合地质界线，11.铀矿床位置及编号
2 样品的采集与分析方法
若尔盖铀矿田除510—1铀矿床正在开采外，其余铀矿床尚未开发，且勘探时所施工坑道现在大多已经关闭，给深部取样带来了困难。

因此本次研究工作所采方解石样品大多在已施工坑道的出口处渣堆中选取。

为了准确分辨所采样品的产出状态，野外采用 FD-3014γ辐射仪对所采样品进行了放射性总量测定，并结合样品的结构、构造、颜色、蚀变等宏观特征综合判定，将样品分为地层中方解石脉（产于地层中）、矿区方解石脉（产于矿区中）、含矿方解石脉（产于矿石中）三种产出状态。

样品分析由核工业北京地质研究院分析测试中心完成。

分析采用DZ/T0184.17—1997碳酸盐矿物或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法测定，将反应释放出来的
CO2在Finnigan公司生产的MAT—251型质谱仪上进行碳、氧同位素组成测定，测试精度为0.2‰。

所得结果如表1所示。

表1 若尔盖铀矿田灰岩、硅灰岩及方解石脉的碳氧同位素组成注：12、13、17、18、19号样品数据系引自赵兵，1994。

序号样品号采样位置岩性描述δ13C‰（PDB）平均δ18O‰（PDB）平均1 R-24 羊肠沟剖面羊肠沟组上段下部灰黑色中层状硅灰岩 3.18 -12.5 2 R-25 羊肠沟剖面羊肠沟组上段下部灰黑色块状硅
灰岩 3.14 -10.62 3 R-26 羊肠沟剖面羊肠沟组上段中部灰黑色中层状硅灰岩 -
1.48 -1
2.81 4 R-27 羊肠沟剖面羊肠沟组上段中部灰黑色块状硅灰岩 2.56 -10.18 5 R-28 羊肠沟剖面羊肠沟组上段中部灰黑色块状硅灰岩 2.2 -9.93 6 R-30 羊肠沟剖面羊肠沟组上段中部灰色薄层状灰岩 0.88 -6.4 7 R-40 512—3矿床1中段坑
道口渣堆白色方解石脉（产于地层中） 0.12 -11.32 8 R-45 513矿床废渣堆白色
方解石脉（产于地层中） 2.13 -3.71 9 R-50 511矿床东侧废渣堆白色方解石脉（产于地层中） 0.86 1.51 -9.92 -11.85 10 R-38 512—3矿床3中段坑道口渣堆白色方解石脉(产于矿区中) -6.35 -24.75 11 R-41 512—1矿床4中段坑道口渣堆白色方解石脉(产于矿区中) -5.38 -16.64 12 S南-2 白色方解石脉(产于矿区中) -4.44 -20.04 13 ZK051 白色方解石脉(产于矿区中) -3.53 -4.93 -19.36 -16.00 14 R-46 513矿床废渣堆白色含矿方解石脉(产于矿石中) -4.55 -13.52 15 R-53 511矿床西侧废渣堆白色含矿方解石脉(产于矿石中) -4.81 -13.39 16 R-58 510—1
矿床第6中段矿石（矿车中选样）灰黄色含矿方解石脉(产于矿石中) -2.78 -
13.43 17 2-1-1 含矿方解石脉(产于矿石中) -3.53 -14.66 18 L-3-7-1 含矿方解石脉(产于矿石中) -4.46 -15.05 19 510-4 含矿方解石脉(产于矿石中) -3.44 -3.93 -13.87 -13.14
3 碳氧同位素组成特征
自然界中碳同位素组成的变化范围超过100‰，最重的碳酸盐δ13C值大于20‰，最轻的甲烷δ13C值为-90‰（韩吟文等，2003）。

在热液体系中，含碳组分主要进入钙、铁、镁、锰的碳酸盐岩（方解石、白云石、文石、菱铁矿、菱锰矿等）以及矿石与脉石矿物的气液包裹体中的CO2和CH4，少数情况下还有石墨。

热液中的碳大致有3个来源：①岩浆源或深部源，它们的δ13C值在-7‰（PDB，以下同）左右；②沉积碳酸盐岩来源，沉积岩中碳酸盐的脱气或含盐卤水与泥质岩相互作用，故这种来源的碳同位素组成具有重碳同位素的特征，其δ13C值变化范围为-2‰～3‰，一般大多稳定在0‰左右；③沉积岩、变质岩与火成岩中的有
机碳（还原碳），有机碳一般富集12C，因而碳同位素组成很低，其δ13C值为-30‰～15‰，平均为-22‰（Ohmoto H，1972）。

因此根据热液系统中的碳
同位素组成可示踪碳的来源，进而查明成矿流体的来源。

由于若尔盖铀矿田矿床中矿物的共生组合简单，属黄铁矿—方解石型，既无大量高氧逸度条件下形成的重
晶石，也无低氧逸度条件下形成的石墨和磁黄铁矿，因此在此种情况下，方解石的平均δ13C值可近似代表成矿热液的碳同位素组成（Ohmoto H，1972）。

目前
已知，地幔来源岩石的δ13C值一般为（-5±2‰）（Faure G，1986）。

黄世杰（2006）依据中国已有热液型铀矿床含矿脉体的稳定同位素资料和矿床的不同特点，将热液型铀矿大体上归纳为3种不同的成因类型，即热水循环富集型，其
δ13C值为-7‰、δ18O值为＜-68.2‰（PDB，以下同）；岩浆期后热液型，它们的δ13C值为+2.9‰～-9.8‰、δ18O值为-25.1‰～-20.2‰；地幔流体富集型，δ13C值为-4‰～-8‰、δ18O值为-24.1‰～-22.2‰。

表1为若尔盖铀矿田灰岩、硅灰岩及方解石脉的碳氧同位素组成，从该表可以看出，产于地层中的灰岩、硅灰岩及方解石脉的δ13C值为-1.48‰～3.18‰，平
均为1.51‰，虽稍有偏高，但总体上仍为海洋沉积碳酸盐岩的碳同位素组成特征。

δ18O值为-12.81‰～-3.71‰，平均为-9.92‰，在铀矿田中δ18O值最高。

与成矿作用关系最为密切的含矿方解石脉具有比较稳定的碳同位素组成，其δ13C值为-2.78‰～-4.81‰，平均为-3.93‰，明显表现为地幔来源的特点。

δ18O值
为-13.14‰～-15.05‰，平均为-13.87‰，其值在铀矿田中介于地层中岩石（脉）与矿区方解石脉之间，与岩浆期后热液型或地幔流体富集型铀矿相比，其δ18O
值较高，暗示在成矿过程中可能发生了较强的水岩交换作用或有大气降水的混入。

而矿区方解石脉的δ13C值为-3.53‰～-6.35‰，平均为-4.93‰，与含矿方解
石脉的碳同位素组成相近，表明其亦是成矿作用的产物。

矿区方解石脉的δ18O
值为-16.00‰～-24.75‰，平均为-19.36‰，在铀矿田δ18O最低，明显表现
为深部来源特征。

4 成因探讨
图2 若尔盖铀矿田碳氧同位素组成分布图
自然界中铀很少以单一的铀酰离子形式迁移，一般情况下，铀酰离子要首先同络阴
离子结合形成铀酰络离子才能进行迁移。

而铀酰离子要与络阴离子结合成铀酰络离子，溶液中就必须要有足够的络阴离子存在。

这些络阴离子就是矿化剂，它在矿床的形成中发挥着至关重要的作用。

金景福等（1994）1成都理工学院.1994.若尔盖地区隐伏富铀矿床成矿规律及其
找矿预测准则研究成果报告,1～182.对该区热液早、中、晚各阶段形成的石英、方解石中的流体包裹体成分进行了研究，结果表明在热液早阶段溶液几乎不含S，而中、晚阶段尤其是晚阶段，热液中的S逐渐增加，说明中、晚阶段才有大气降水
的参与。

含矿热液中富含CH4、H2、CO2。

其中最突出的是CO2含量变化，
CO2不断聚集，相对浓度增大，说明铀的矿化剂主要为CO2。

从若尔盖铀矿田矿石矿物的组合特征看，沥青铀矿与碳酸盐矿物的关系十分密切，常构成沥青铀矿—方解石组合，此种矿物组合类型的矿石约占矿田矿石总储量 80%以上，说明
CO2是该区铀成矿的重要矿化剂。

因此研究与成矿作用关系最密切的含矿方解石
脉中碳同位素组成对查明成矿流体来源具有重要的意义。

图2为若尔盖铀矿田碳氧同位素组成分布图解。

从该图可以看出，产于地层中的
灰岩、硅灰岩和方解石脉与含矿方解石脉和矿区方解石脉具有明显不同的碳氧同位素组成成分，说明两者的碳氧同位素组成来自不同的体系，也说明矿化剂的来源不是地层。

从若尔盖铀矿田碳氧同位素组成分析，与成矿作用关系最为密切的含矿方解石脉的碳同位素组成（δ 13C值为-2.78‰～-4.81‰）与地幔来源岩石的δ13C值（-
5±2‰）十分相似，表现为地幔来源的特点，说明该区成矿流体应当来源于地幔。

δ18O值为-13.14‰～-15.05‰，平均-13.87‰，与我国热液型铀矿床比较，远高于热水循环富集型铀矿（δ18O值为＜-68.2‰），稍高于岩浆期后热液型
（δ18O值为-25.1‰～-20.2‰）和地幔流体富集型铀矿（δ18O值为-24.1‰～-22.2‰）。

结合流体包裹体成分分析（早期主要为C，中、晚阶段出现 SO42-），
说明成矿流体应当为岩浆期后热液或者为地幔流体，但在中晚阶段有大气降水的混入。

综合碳、氧同位素组成特征，若尔盖铀矿田的成矿流体应当来源于地幔。

5 结论
通过对若尔盖铀矿田产于地层中的灰岩、硅灰岩和方解石脉与含矿方解石脉和矿区方解石脉的碳氧同位素组成分析，可以得出如下结论：
1）产于地层中的灰岩、硅灰岩和方解石脉与含矿方解石脉和矿区方解石脉具有明显不同的碳氧同位素组成成分，说明两者的碳氧同位素组成来自不同的体系。

2）与成矿作用关系最为密切的含矿方解石脉的碳同位素组成与地幔来源岩石十分相似，表现为地幔来源的特点，说明本区的成矿流体应当来源于地幔。

矿区方解石脉与含矿方解石脉的碳同位素组成相近，表明矿区方解石脉亦是成矿作用的产物。

3）矿区方解石脉的氧同位素组成具明显的深部来源特征，含矿方解石脉的氧同位素组成表明在成矿过程中有大气降水的混入。

4）CO2是本区铀成矿的主要矿化剂，综合碳、氧同位素两者的组成特征，若尔盖铀矿田的成矿流体应当来源于地幔。

在野外研究工作中得到了中核集团龙江铀业公司秦德恩总经理、周义凡副总经理的大力支持，在此谨表感谢。

【相关文献】
[1] 陈友良. 西南地区铀资源现状与找矿前景展望[J]. 铀矿地质, 20(1): 20041～3.
[2] 陈友良, 侯明才,朱西养, 赵剑波.若尔盖铀矿田含矿岩系的岩石特征及成因探讨[J].成都理工大学学报, 2007,53(4):555～558.
[3] 何明友. 若尔盖铀成矿带构造—岩浆活化成因模式[D]. 成都理工学院博士学位论文, 19931～122.
[4] 韩吟文, 马振东, 张宏飞, 张本仁, 李方林, 高山, 鲍征宇. 地球化学[M]. 北京:地质出版社, 2003181～266.
[5] 黄世杰. 略谈深部铀成矿与深部找矿问题[J]..铀矿地质, 2006, 22(2):70～75.
[6] 毛裕年,闵永明. 西秦岭硅灰泥岩型铀矿[M]. 北京: 地质出版社, 198971～104.
[7] 王驹. 碳硅泥岩型金（铀）矿床成矿富集的地球化学[D]. 核工业北京地质研究院博士学位论文, 199182～164.
[8] 赵兵..若尔盖铀成矿带地球化学与矿床成因研究[D]. 成都理工学院博士学位论文, 1994, 1～128.
[9] Faure G .Principles of Isotope Geology [M].New York:John Wiley, 1986,1～589.
[10] Ohmoto H . Systematics of sulfur and carbon isotopes in hydrothermal ore deposits[J] .Econ Geol, 1972, 67(5):551～578.。