稀土元素地球化学对铀迁移的指示

发布网友 发布时间：2022-04-25 15:23

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热心网友 时间：2023-10-12 12:49

稀土元素的外层电子构型决定了其特殊的物理化学性质，此性质也决定了稀土元素化学性质非常相近，在地质作用过程中，其往往是作为一个整体进行运移的，且其地球化学行为具有一定的可预见性，稀土模式的形态变化对物质来源、溶液化学和水-岩相互反应是敏感的（Joseph，1984）。因此，稀土元素包含的地质信息，可以揭示成矿作用过程中铀的迁移与聚集。

4.3.1.1 稀土标准化模式曲线

相山火山盆地的稀土元素分析有较多的数据，前人有良好的工作基础，本次研究仅补充采集了岩、矿石样品并测试了稀土含量，结果列于表4.5。

经球粒陨石标准化后，不同岩性及矿石的稀土配分模式如图4.3、图4.4所示（用于标准化的球粒陨石数据引自Boynton，1984）。

由图4.3可见，基底片岩及火山岩系的稀土配分模式均总体表现为轻稀土富集的右倾型，表明在岩石成岩过程中轻稀土发生了较强烈的分馏，而重稀土则分馏微弱。盖层火山岩、次火山岩与基底片岩稀土配分模式类似，且火山岩及次火山岩的稀土配分曲线具彼此平行一致的特征。相山火山岩系主要由深部古陆壳物质的深熔作用所形成（夏林圻等，1992；范洪海，2001），在火山岩浆上升侵位过程中还有包括富铀地层在内的沿途陆壳物质混染。因此，稀土配分模式不仅显示了火山岩和次火山岩具同源性，而且也表明了火山岩系与陆壳物质具有成生联系，进而证明了相山火山盆地是包括富铀地层在内的陆壳物质熔融后成矿物质的“汇”区。

对比相山火山盆地基底片岩与火山岩、次火山岩的稀土配分模式，Eu异常是一个重要指标，基底片岩的Eu负异常微弱，火山岩和次火山岩的Eu负异常明显，表明火山岩浆在通向地表途中曾受到高度分馏的结晶作用（Campbell et al.，1985），并由此导致经熔融作用汇集于岩浆中的铀向岩浆演化最晚期的热液中迁移。

图4.4所示为相山火山盆地矿石的稀土配分模式。片岩矿石及流纹英安岩矿石总体表现为轻稀土富集的右倾型，片岩矿石Eu负异常微弱，流纹英安岩矿石Eu负异常明显，尽管矿石的中、重稀土曲线呈锯齿状，但矿石与赋矿围岩稀土配分模式总体类似，这预示着岩、矿石相互关联，基底片岩及流纹英安岩中的铀及稀土元素可能向岩浆期后成矿热液迁移。碎斑熔岩矿石的稀土配分模式总体上呈Eu负异常明显、两侧相对对称、平滑的海鸥型，花岗斑岩矿石的稀土配分模式则为Eu负异常明显的锯齿状，碎斑熔岩矿石和花岗斑岩矿石重稀土相对富集，尤其是富矿石（22、23、26、27号样品）重稀土富集更为明显。总体上，矿石的重稀土富集，且矿石越富重稀土越富集，表明铀的富集伴随着重稀土富集。轻稀土的带出，重稀土的富集，与流体中稀土的存在形式有关。有关研究成果表明，与OH^-、F^-、及形式搬运的稀土，其轻稀土的稳定性比重稀土要小得多（Millero，1992），相山火山盆地铀与重稀土同富集，成矿流体中的铀及稀土可能是以F^-、及形式搬运的。

表4.5 相山火山盆地基底及盖层岩石、矿石的稀土元素含量（单位：w_B/10^-6）

图4.3 相山火山盆地不同岩性稀土元素配分曲线

4.3.1.2 稀土参数

稀土元素地球化学参数包含着极为丰富的地质信息，具有重要的地球化学意义。本研究对相山火山盆地岩、矿石稀土元素分析数据进行了充分的数据处理，计算的各类稀土参数列于表4.6。

基底片岩稀土含量为186.67×10^-6～251.35×10^-6，平均211.23×10^-6，据太古宙及太古宙后沉积岩中稀土元素组成（Taylor，1964），可推测相山火山盆地基底片岩成岩物质来源于中、下元古界古陆壳。火山岩稀土含量163.27×10^-6～350.60×10^-6，平均268.81×10^-6；次火山岩稀土含量187.18×10^-6～297.47×10^-6，平均243.49×10^-6，火山岩与次火山岩稀土含量大致相当，较基底片岩略高。矿石稀土含量高且变化区间大，为179.42×10^-6～2327.3×10^-6，一般矿石的平均含量为731×10^-6，富矿石的平均含量高达1452.48×10^-6，较一般矿石高出近一倍。

按稀土元素的富集程度，相山火山盆地岩石属LREE富集型，其LREE/HREE=1.56～4.78，据轻稀土与重稀土的总体分离程度，它们属于弱—中等分离型。而矿石则属HREE富集型，其LREE/HREE=0.10～2.70。

图4.4 相山火山盆地矿石稀土元素配分曲线

异常参数δCe和δEu可用于推断成矿物质聚集环境。相山火山盆地岩石Ce异常不明显，δCe介于0.72～1.08之间，平均0.96。矿石Ce异常变化明显，δCe为0.35～1.20，其中片岩矿石、流纹英安岩矿石、花岗斑岩矿石总体表现为Ce负异常，而碎斑熔岩矿石Ce异常不明显，δCe=0.88～1.20，平均值为1.04。同一种含矿岩性，其富矿石较一般矿石δCe值更为偏低，即富矿石Ce负异常更为明显。矿石中Ce异常的出现，可能与成矿过程中氧化还原环境有关，Ce在成矿流体中通常主要为Ce³⁺，在相对氧化条件下部分变化为Ce⁴⁺与其他稀土元素分离，因而在相对氧化条件下形成的矿石δCe相对较小，相对还原条件下形成的矿石其δCe相对较大。可见，相山火山盆地矿石的形成总体属相对还原条件，而富矿石的形成又属相对氧化条件，表明富矿石的形成环境有一个相对还原向相对氧化的变化过程。

相山火山盆地岩、矿石的Eu异常明显，且均表现为Eu负异常，岩石δEu=0.20～0.72，矿石δEu=0.06～0.90，赋矿围岩与矿石的δEu值范围总体相当（表4.6），从这点上来看，矿石与岩石都是岩浆作用的产物，也表现了相山火山盆地“汇”区特征。值得注意的是，按基底片岩矿石—流纹英安岩矿石—碎斑熔岩矿石—花岗斑岩矿石序列，δEu值有逐渐降低的趋势，其δEu值范围分别为：0.9、0.65～0.32、0.38～0.22、0.25～0.06。Eu异常的形成是由于环境氧化还原条件不同使得Eu呈现不同的价态，导致其在不同的地球化学环境中产生分馏（涂光炽，1998；马英军，2004）。在氧逸度低的环境中形成的岩矿石，一般不会出现Eu的负异常（刘本立，1991）。显然，相山火山盆地岩、矿石成岩、成矿环境是一种相对氧化的环境，鉴于矿石的δEu值总体低于同类含矿岩性的岩石，可以推测成矿环境相对于成岩环境氧逸度更高。考虑到自基底片岩到第一火山旋回的流纹英安岩，再到第二火山旋回的碎斑熔岩，直到火山期后次火山岩花岗斑岩不同岩性的矿石，其δEu值呈逐渐降低的趋势，可以设想成矿流体可能是自下而上运移的，在其运移过程中流体的氧逸度逐渐增加，或者有高氧逸度流体的混入。

LREE/HREE是反映轻、重稀土分馏程度的指标，岩石源区不同，该比值也不同。相山火山盆地基底片岩LREE/HREE为3.10～3.77，平均3.43，火山岩及次火山岩的LREE/HREE为1.56～4.78平均3.73，基底片岩与火山岩系的LREE/HREE总体相当，这也表明了它们的成生联系。矿石的LREE/HREE值介于0.10～2.70之间，平均为1.07，低于基底片岩和火山岩系，这是流体中铀与重稀土同富集的结果。

轻、重稀土含量比值（La/Y、La/Yb）反映稀土元素碱性强度，由于稀土元素系列从La到Lu碱性依次减弱，所以上述两个比值越大，碱性度则越强。基底片岩、火山岩及次火山岩的La/Y、La/Yb比值大致在同一范围，而矿石的该比值总体为低值，说明矿石的稀土元素碱性度较弱。此外，La/Y及La/Yb在一定程度上也反映了轻、重稀土的分馏程度，因而它们与LREE/HREE的起落变化相似。

稀土组分比值Sm/Nd不仅是划分岩石类型的重要参数，而且可以讨论成矿物质的迁移和聚集过程。相山火山盆地基底片岩Sm/Nd比值为0.17～0.23，平均0.20；火山岩为0.16～0.26，平均0.19；次火山岩为0.15～0.22，平均0.18，它们的平均值非常接近，且均落于沉积岩（Sm/Nd=0.142～0.217）范围内（Richard，1989），表明基底及火山岩系岩石的源岩均为沉积岩。矿石Sm/Nd比值总体上与岩石相当，但富矿石的Sm/Nd比值明显增高，为0.34～1.37，平均值达0.71。可以把相山矿田矿石视作火山岩浆期后的一种“特殊岩石”，可见岩、矿石是相同的“岩石”类型，它们都是岩浆的产物，富矿石形成可能更具复杂性，一般富矿石是多次成矿的叠加。

表4.6 相山火山盆地基底及盖层岩石、矿石的稀土元素参数

为了反映成岩及成矿时氧化还原状态的变化，可借助呈二价及呈三价稀土元素的比值进行判别，即：（Sm+Eu+Tm+Yb）_N/（Ce+Pr+Tb+Dy）_N比值（α值）。相山火山盆地基底片岩及火山岩系的α值为0.29～0.54，平均0.38，各岩性大致相当且变幅接近，矿石的α值较大。显然，α值可以明显地区别出岩、矿石，成岩氧化还原环境基本相同，与成岩环境相比，成矿是一种相对还原的环境，尤其是富矿石的形成可能更为复杂，结合δCe、δEu异常参数对成矿流体氧化还原性质的分析，可以认为相山火山盆地成矿环境伴随着一个氧化还原环境的变化过程。岩浆分异演化最晚期是SiO₂、K₂O和Na₂O、U含量较高的相对氧化环境（章邦桐等，1990），即铀聚集环境是相对氧化环境，而矿质淀积则属相对还原环境，这是岩浆期后热液系统演化的结果。

4.3.1.3 稀土元素图解

（1）（∑La-Nd）-（∑Sm-Ho）-（∑Er-Lu）三角图解

在轻（∑La-Nd）、中（∑Sm-Ho）、重（∑Er-Lu）稀土三角图解中（图4.5），基底片岩、火山岩及次火山岩的投影点极为集中，靠近∑La-Nd端，矿石的投影点总体比较分散，相对更靠近（∑La-Nd）（∑Er-Lu）一侧，部分矿石样品的投影点紧邻无矿岩石，单纯从岩石和普通矿石的投影点看，从相对集中的无矿岩石向矿石的演化是相对连续的。可见，相山火山盆地内岩石与矿石关系密切，这也说明了相山火山盆地是成矿物质的“汇”区，成岩及成矿也是相对连续的过程，它们都是岩浆活动的产物，火山岩浆期后热液系统演化促使成矿物质在汇区进一步迁移、聚集。

图4.5 相山火山盆地岩、矿石在（∑La Nd）（∑Sm Ho）（∑Er Lu）三角图中的投影

值得注意的是，富矿石的投影点位于全部矿石投影点的内部，两者呈形状相同的不规则同心环。据此推测富矿石的形成是在一般矿石的基础上成矿作用同位叠加的结果。

（2）LREE/HREE-Eu/∑REE图解

利用LREE/HREE-Eu/∑REE图解，有助于将地球化学性质相似的稀土元素之间的地球化学关系展示出来，可以对金属矿床成矿流体及其演化进行研究（谢树成，1997），进而对成矿物质迁移及聚集过程进行分析。

由图4.6可见，相山火山盆地岩石在LREE/HREE-Eu/∑REE图上各自分别聚集成区。碎斑熔岩和花岗斑岩的投影点有穿插现象，因为它们的成岩年龄相随。矿石投影点相对集中，与岩石投影点相比较，矿石的LREE/HREE及Eu/∑REE值两者同时趋小，即矿石的轻、重稀土分馏程度较小，并且Eu有较明显的负异常。从图面看，碎斑熔岩及花岗斑岩与矿石更为邻近，表明碎斑熔岩及花岗斑岩与矿石的关系较为密切。事实上，相山火山盆地铀成矿作用是伴随碎斑熔岩成岩而开始的；此外，碎斑熔岩及花岗斑岩是相山矿田主要的含矿岩性（表4.7）。相山矿田成岩成矿作用的同步，也表明了相山火山盆地是成矿物质的“汇”，伴随着岩浆的演化，成岩成矿作用发生，岩浆及其岩浆期后热液是铀迁移的载体，在随后发生的时间跨度大约50Ma的成矿作用，是火山岩浆期后热液系统演化的产物。

在图4.6 中勾画出两条成矿流体的演化方向线，一条是自基底岩石到火山岩系，直至矿石（AB线）的成矿流体演化方向，显然，这表示的是成矿流体向上运移；另一条是自第一火山旋回流纹英安岩至第二火山旋回碎斑熔岩、花岗斑岩，再到矿石，它表示的是岩浆期后热液演化为成矿流体（CD线）。从图4.6 中还可以看出，富矿石样品（22、23、26、27 号样品）投影点较一般矿石样品投影点更远离火山岩岩石投影点，说明富矿的形成更为复杂，可能是多次成矿作用叠加的结果，即不是某一条演化线的产物。

图4.6 相山火山盆地岩、矿石稀土元素LREE/HREE-（Eu/ΣREE）×100图解

表4-7 相山火山盆地主要含矿岩性统计表

据稀土配分模式、稀土参数及稀土元素图解研究，尤其是岩、矿石稀土元素地球化学特征的对比，充分显示了相山火山盆地“汇”区特征，火山盆地内岩、矿石均是岩浆作用的产物，但形成岩、矿石的氧化还原环境不同，富矿石的形成可能更具复杂性。为此，稀土元素地球化学指示了火山岩浆是成矿物质迁移的载体，岩浆期后热液系统演化也伴随着汇区内铀的再迁移。