朱 斌，黃志新，鐘 軍，東 前，焦永玲

（中核集團鈾資源勘查與評價重點實驗室核工業(yè)北京地質研究院，北京 100029）

張麻井（460）鈾鉬礦床是中國北方地區(qū)最大的火山巖型鈾礦床，其中，鈾礦、鉬礦資源量均達大型規(guī)模（邱沙等，2016）。迄今，諸多學者對該礦床的成巖成礦年齡（李耀崧，1989；張振強，2001；巫建華等，2015；2017）、蝕變礦化特征（周德安，1988；羅毅，1993；1994；陳東歡等，2011a；孟艷寧等，2014）、構造環(huán)境特征（羅毅，1993；1994；任之鶴等，1997）、成礦流體特征（陳安福等，1987；陳東歡等，2011b；黃志新等2014）、礦床成因（沈光銀，2007；劉學武等，2010；芮果楨，2010）、成礦模式（張振強，2001；羅毅，1993；1994）以及鈾的富集機制（周德安，1989；郭鴻軍等，2009）等方面開展了較為全面的研究。總體上看，張麻井鈾鉬礦床是發(fā)育于火山塌陷盆地中的熱液型鈾鉬礦床，其成礦巖漿是古太平洋板塊向歐亞板塊俯沖過程中誘發(fā)基底變質巖重熔形成的，礦體受斷裂及流紋斑巖體控制明顯，垂向上發(fā)育3 期鈾礦化，成礦流體具有中高溫-低溫演化的特點。然而，關于礦石中鈾和鉬的成因關系仍不清楚，特別是早期浸染狀鉬（鈾）礦體的成因，這嚴重制約了對張麻井鈾鉬礦的成因認識。

礦床成因直接決定了礦區(qū)的找礦思路與找礦方向，是指導礦產勘查的重要依據。20 世紀90 年代以來，核工業(yè)地勘單位在沽源及其鄰區(qū)陸續(xù)開展了一系列地表和深部勘查工作，卻始終沒有新的找鈾礦突破。礦床成因方面的研究不足是制約該地區(qū)鈾礦資源量擴大的主要原因。通常，不同類型礦床具有不同的成礦礦物種類及礦物組合，且成礦礦物和賦礦巖石的元素地球化學特征往往存在顯著差異，因此，對礦床開展詳細的礦物學及元素地球化學研究，可有效制約成礦元素的共伴生關系，進而為礦床成因提供約束。本文對張麻井鈾鉬礦床中的浸染狀鉬（鈾）礦石開展了較為詳細的礦物學和元素地球化學研究，探討了鈾鉬礦的成因關系，并對礦床成因提出了新的認識和見解。

1 區(qū)域地質背景

研究區(qū)位于華北陸塊北緣（圖1a）燕遼火山巖帶上，該帶是中國重要的火山巖型鈾礦帶，由眾多火山巖盆地組成。沽源火山巖盆地位于該帶西段，整體呈NE向展布，為一不對稱斷陷式盆地。盆地邊界受SN 向赤城-沽源-哈巴嘎區(qū)域深斷裂、EW 向崇禮-赤城深斷裂和NE向張北斷裂所控制（圖1b）。

沽源火山盆地發(fā)育典型的二元結構，基底為新太古界谷咀子群和紅旗營子群變質巖系，蓋層為中新生代火山巖和沉積巖，局部發(fā)育海西期花崗巖、燕山期流紋斑巖、石英斑巖、正長斑巖等（巫建華等，2015）?；坠染鬃尤簽橐惶缀Ｏ嗷曰鹕綆r建造，發(fā)育角閃巖相-麻粒巖相變質作用，形成角閃斜長片麻巖、二輝斜長麻粒巖和磁鐵石英巖；紅旗營子群為一套淺海相含碳砂泥巖、碳酸鹽巖及中基性火山巖建造，發(fā)育綠片巖相-角閃巖相變質作用，形成黑云變粒巖、淺粒巖、片麻巖、斜長角閃巖、大理巖和鉀質混合巖。在鉀質混合巖形成過程中，伴有鈾、釷、鉀的明顯增加，形成一些局部的富鈾基底，為后期的鈾成礦奠定了基礎（劉小宇等，1996）。下白堊統(tǒng)張家口組是該區(qū)最主要的火山巖蓋層，為一套中酸性火山巖建造（巫建華等，2015；2017），主要由火山熔巖（粗面巖和流紋巖）組成，間夾少量凝灰?guī)r和角礫巖。全巖的Sr-Nd 同位素及鋯石的Hf 同位素組成均表明，張家口組火山巖為基底紅旗營子群部分熔融的產物（楊進輝等，2006；張亞菲等，2016）。新近紀時期，盆地東側圍場地區(qū)和西側張北地區(qū)發(fā)育漢諾壩組玄武巖。

2 礦床地質特征

張麻井鈾鉬礦床位于沽源火山盆地西部（圖1b）。礦區(qū)地層由下白堊統(tǒng)張家口組二段的粗面巖和張家口組三段的流紋質火山巖和火山沉積巖組成，二者以F45斷裂為界呈斷層接觸（圖2a）。張家口組三段酸性火山巖共分為8 層，3 個火山旋回，巖性包括流紋巖、熔結凝灰?guī)r、晶屑凝灰?guī)r、火山角礫巖等，是礦區(qū)內除流紋斑巖以外的重要賦礦層位（圖2a、b）。

礦區(qū)內斷裂構造發(fā)育，其中，NEE 向F45斷裂為區(qū)域性基底伸展斷裂，形成于燕山早期；NW 向F3為F45的次級張扭性斷裂，形成于燕山晚期；NNE 向的F2、F4、F5、F6和NNW 向的F7均為燕山晚期形成的走滑斷裂，規(guī)模較?。_毅，1993）。該礦床的主要控礦斷裂為F3斷裂，在其和F45的復合部位，發(fā)育著控制礦體的流紋斑巖，呈NW 向產出（圖2a），向NE陡傾（圖2b）。礦體主要發(fā)育于流紋斑巖體內部，遠離巖體，礦化迅速減弱或消失（周德安，1988）?？傮w來看，鈾鉬礦化嚴格受巖體（流紋斑巖）和構造控制。

圖1 沽源地區(qū)大地構造位置（a，據李真真等，2014）和沽源地區(qū)地質簡圖（b，據巫建華等，2015）1—新近系漢諾壩組；2—下白堊統(tǒng)青石砬組；3—下白堊統(tǒng)義縣組；4—下白堊統(tǒng)張家口組第三段；5—下白堊統(tǒng)張家口組第二段；6—下二疊統(tǒng)大石寨組；7—新太古界紅旗營子群；8—燕山早期二長斑巖；9—燕山早期正長斑巖；10—燕山早期石英斑巖；11—海西期花崗巖；12—地質界線；13—斷裂；14—鈾鉬礦床Fig.1 Tectonic map(a,modified after Li et al.,2014)and simplified geological map(b,modified after Wu et al.,2015)of Guyuan area1—Neogene Hannuoba Formation;2—Lower Cretaceous Qingshila Formation;3—Lower Cretaceous Yixian Formation;4—The third member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation; 5—The second member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation; 6—Lower Permain Dashizhai Formation;7—Neoarchean Hongqiyingzi Group;8—Early Yanshanian monzonite porphyry;9—Early Yanshanian syenite porphyry;10—Early Yanshanian quartz porphyry;11—Hercynian granite;12—Geological boundary;13—Fault;14—Uranium and molybdenum deposit

圖2 張麻井鈾鉬礦床地質簡圖（a）和剖面示意圖（b）（據周德安，1988；羅毅，1993）1—第四系沉積物；2—下白堊統(tǒng)張家口組三段第八層球粒流紋巖；3—下白堊統(tǒng)張家口組三段第七層熔結凝灰?guī)r；4—下白堊統(tǒng)張家口組三段第六層角礫凝灰?guī)r；5—下白堊統(tǒng)張家口組三段第五層細紋狀流紋巖；6—下白堊統(tǒng)張家口組三段第四層角礫凝灰?guī)r；7—下白堊統(tǒng)張家口組三段第三層鉀質流紋巖；8—下白堊統(tǒng)張家口組三段第二層細紋狀流紋巖；9—下白堊統(tǒng)張家口組三段第一層熔結凝灰?guī)r；10—下白堊統(tǒng)張家口組二段粗面巖；11—早白堊世流紋斑巖；12—礦體；13—地質邊界；14—實測斷層；15—推測斷層；16—原生黑色浸染狀礦化帶；17—后生紅色脈狀礦化帶；18—表生藍黑色淋濾礦化帶；19—村莊Fig.2 Geological sketch map(a)and geological section(b)of the Zhangmajing U-Mo deposit(modified after Zhou,1988;Luo,1993)1—Quaternary deposits;2—Spheroidal ryolite in the third member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation;3—Lava breccia in the third member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation;4—Tuff breccia in the third member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation;5—Thin lanimated rhyolite in the third member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation;6—Tuff breccia in the third member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation;7—K-rhyolite in the third member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation;8—Thin lanimated rhyolite in the third member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation;9—Lava breccia in the third member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation;10—Trachyte in the second member of the Lower Cretaceous Zhangjiakou Formation;11—Early Cretaceous rhyolite porohyry;12—Ore body;13—Geological boundary;14—Fault;15—Inferred fault;16—Original black disseminated mineralization belt;17—Epigenetic red vein-like mineralization belt;18—Secondary bluish black mineralization belt;19—Village

張麻井礦床的鈾礦化具有埋藏淺、品位高、分布集中、與鉬礦化緊密共生的特點。垂向上，具有明顯的分帶性。自地表向深部可劃分為次生淋濾形成的藍黑色鈾鉬礦體（1508 m 附近）、原生黑色細脈狀-浸染狀貧鈾礦體（1349～1527 m）和后生紅色脈狀富鈾礦體（1476～1067 m）（周德安，1988）（圖2b），3 個礦化帶的總垂向幅度達500 m。從礦物組成上看，原生浸染狀礦石主要由膠硫鉬礦、輝鉬礦、膠狀黃鐵礦、閃鋅礦、瀝青鈾礦和螢石組成，礦石中鉬品位較高（0.55%），而鈾品位較低（0.05%～0.20%）（羅毅，1993），為鉬（鈾）礦體；近地表的次生淋濾鈾鉬礦體是原生浸染狀礦體疊加改造的產物，以膠硫鉬礦氧化為藍鉬礦為主要特點。后生脈狀礦石是疊加于早期原生浸染狀礦體的產物，主要由瀝青鈾礦、金屬硫化物和玉髓組成，鈾品位高（一般為0.3%，富礦可達1%～2%），是該礦床最主要的鈾礦體。此外，鉬礦化在垂向上也具有分帶性，礦床的中上部以浸染狀的膠硫鉬礦為主，下部以脈狀的輝鉬礦為主（羅毅，1993）。

流紋斑巖體發(fā)育不同程度的熱液蝕變，由深向淺依次為赤鐵礦化-鉀化帶（1476 m 標高以下）、水云母化-蒙脫石化帶（1527～1476 m 標高之間）和褐鐵礦化-硅化帶（1527 m 標高以上）。從蝕變組合及空間分布上看，其與斑巖型礦床的鉀化帶、泥化帶和頂部的硅化帶相對應。從礦化與蝕變的關系來看，鈾礦化主要與紅色、灰黑色硅化有關，為深部鉀交代去硅作用形成的硅質流體向上遷移的產物；赤鐵礦化主要發(fā)育在礦床的中、下部，是脈狀鈾礦化最重要的近礦蝕變，在空間上和成因上與瀝青鈾礦和多金屬硫化物礦脈密切伴生（羅毅，1993）。

3 樣品采集和分析方法

系統(tǒng)采集了張麻井鈾鉬礦床的典型浸染狀礦石，包含4 塊地表采坑樣品（HB14-125、HB14-126、HB14-128和HB14-143）及5塊鉆孔巖芯樣品（HB14-184、HB14-185、HB14-188、HB14-193和HB14-194），樣品標高位于1333～1520 m，為原生黑色細脈狀-浸染狀富鉬貧鈾礦體的主要分布標高。礦石原巖為流紋斑巖，呈藍黑色至黑色，塊狀構造，斑狀結構，斑晶主要由鉀長石和石英組成（圖3a、b）。鉀長石呈自形板狀-半自形粒狀，粒徑2～5 mm，含量約5%，長石斑晶多發(fā)育絹云母化、黏土化，部分斑晶蝕變嚴重僅保留斑狀晶型（圖3a）；石英斑晶多呈自形-半自形粒狀，粒徑2～4 mm，含量約10%?；|由細小石英和長石微晶組成，部分為玻璃質。另外，巖石中還有大量不透明金屬礦物（1%），主要為鈦鐵礦和黃鐵礦（圖3c、d）。

雖然礦石中鈾含量較高（能譜測量eU 可達1725.05×10-6），但手標本尺度下，肉眼無法識別出鈾礦物。在光學顯微鏡下，薄片中的鈾礦物和鉬礦物十分細小，難以判別其礦物類型，因此，利用電子探針對礦石中鈾、鉬礦物類型及元素分布范圍開展研究。光薄片中礦物的成分特征及元素面掃描信息在核工業(yè)北京地質研究院分析測試中心的電子探針實驗室完成。采用日本JEOL JXA-8100 型電子探針，分析測試條件為：加速電壓20 kV，束流1×10-8A，分析束斑直徑2 μm。

4 分析結果

張麻井鈾鉬礦床中鈾礦物和鉬礦物的粒徑都很小（通常不足10 μm），并且礦物種類繁多，在光學顯微鏡下難以識別和區(qū)分，因此，其礦相學研究主要基于電子顯微鏡開展。前人研究表明，本區(qū)的鈾礦物主要為瀝青鈾礦（周德安，1988；羅毅，1993；1994）。本次研究發(fā)現在浸染狀礦石中，除瀝青鈾礦外，鈾石是最重要的鈾礦物。電子探針分析結果（表1）顯示，鈾礦物中的w（SiO2）較高，為0.63%～27.02%，平均w（SiO2）高達9.82%。此外，鈾礦物中SiO2含量與氧化物總量之間具有較好的正相關性，即SiO2含量越高，氧化物總量越接近100%，滿足鈾石（U(SiO4)1-x(OH)4x）的化學組成特征。BSE（背散射）圖像（圖4b～d）顯示，鈾石通常發(fā)育在絹云母化和鉬礦化強烈的部位，通常與膠硫鉬礦、閃鋅礦共生，呈他形粒狀，粒度極微小，較大的為2～5 μm，大部分小于1 μm，大多數薄片中的鈾均以鈾石的形式存在，僅在1 個硅化-螢石化強烈的鈾礦化樣品中，發(fā)現鈾礦物以瀝青鈾礦的形式為主，呈他形粒狀或團塊狀，1～10 μm，發(fā)育在硅化-螢石化強烈的部位或螢石脈邊緣。鉬礦物主要為膠硫鉬礦，呈細脈狀、膠狀和細粒浸染狀。在地表礦坑礦石樣品中，可見膠硫鉬礦氧化為藍鉬礦。除膠硫鉬礦外，還發(fā)現有少量鉬鉛礦，呈細脈狀切穿黃鐵礦和膠硫鉬礦。

通過電子探針原位分析手段，對浸染狀鉬（鈾）礦石薄片開展了微觀元素含量面掃描，測定了鈾鉬礦化區(qū)域內鈾和鉬的分布和豐度。從元素分布范圍來看（圖5），鈾與鉬的空間分布范圍非常一致，在全部的掃描樣品中，二者均非常吻合的分布在同一空間，這種對應關系同樣表明鈾和鉬應為同一期成礦作用的產物。從含量來看，多數樣品（區(qū)域）中鉬含量均大于鈾含量，表明以鉬礦化為主。對比同一鈾鉬礦化區(qū)域的鈾鉬含量分布特征可以發(fā)現，多數情況下，相較于核部，邊部的鉬含量更高，而鈾含量相對降低（圖5），反映存在1 期富鉬流體成礦作用，疊加作用于早期的鉬（鈾）成礦作用之上。

5 討 論

5.1 鈾和鉬的成因關系

全巖的微量元素組成顯示，浸染狀礦石中鈾和鉬的含量具有良好的正相關關系，且其Pearson 相關系數達0.87（相關系數為1時代表完全相關），具有很高的相關性（黃志新等，2016），表明二者應為同一期礦化的產物。

從礦物的元素組成上看（表1），浸染狀礦石中鈾和鉬總是相伴產出。鈾礦物中均含有較高的鉬含量（0.46%～46.91%），鉬含量高時形成鈾鉬礦（化學式為：U(MoO4)2，在理想條件下，w（UO2）為48.4%；w（MoO3）為51.6%）。相對的，鈾也以類質同象的形式分布于膠硫鉬礦之中（孟艷寧等，2014）。礦物產出狀態(tài)顯示，鈾石與膠硫鉬礦顆粒呈接觸共生的典型現象（圖4b、c），未觀察到鈾礦物與鉬礦物間的包裹關系；此外，鈾礦物和鉬礦物的顆粒大小也不存在明顯差異。上述均表明，浸染狀礦石中鈾和鉬應為同一期礦化的產物。

圖3 礦化流紋斑巖的巖相學特征a.鉀長石斑晶發(fā)育強烈的黏土化；b.新鮮的鉀長石和石英斑晶；c.流紋斑巖中的黃鐵礦；d.流紋斑巖中的鈦鐵礦Fig.3 Petrological characteristics of mineralized rhyolite porphyrya.Intensive clayization of K-feldspar phenocryst;b.Fresh K-feldspar and quartz phenocrysts;c.Pyrite in rhyolite porphyry;d.Ilmenite in rhyolite porphyry

從礦石中鈾和鉬元素分布特征來看，鈾與鉬的空間分布范圍非常一致，二者均非常吻合的分布在同一空間（圖5），這種對應關系同樣表明鈾和鉬應為同一期成礦作用的產物。

值得注意的是，同一鈾鉬礦化區(qū)域的鈾鉬含量分布特征顯示，相較于核部，邊部的鉬含量更高，而鈾含量相對降低（圖5），反映存在1 期富鉬流體成礦作用，疊加作用于早期的鉬（鈾）成礦作用之上。這一觀點與鉬（鈾）礦體外圍發(fā)育1 層單鉬型礦化（宋凱等，2019）相吻合。前人的研究結果表明，早期浸染狀礦化（88～103 Ma）后，張麻井礦床發(fā)育1 期脈狀鈾礦化（24 Ma）（李耀崧，1989；張振強，2001）。從元素含量上看，脈狀礦體相比于浸染狀礦體具有更高的鈾含量和較低的鉬含量（周德安，1988；羅毅，1994），表明此次礦化為單鈾型礦化。若富鉬流體成礦作用發(fā)生于脈狀鈾礦化之后，則脈狀礦石相比于浸染狀礦石不應具有較低的鉬含量，因此，鉬礦化作用應介于早期浸染狀鉬（鈾）礦化與晚期脈狀單鈾型礦化之間。

5.2 礦床成因

鉆探揭露顯示，垂向上鈾鉬礦體分帶明顯，呈3期礦化，自深部向地表可劃分為后生紅色脈狀富鈾礦體（鈾礦的主體）、原生黑色浸染狀鉬（鈾）礦體和表生疊加淋濾形成的藍黑色鈾鉬礦體（周德安，1988）（圖1b）。脈狀鈾礦體的形成年齡（24 Ma）與該區(qū)廣泛發(fā)育的漢諾壩組玄武巖的噴發(fā)時代（王慧芬等，1985；Zhao et al.,2013）一致，且得到了熱液礦物中流體包裹體的He-Ar 同位素組成的支持（3He/4He 為0.64～6.73 Ra，成礦流體以幔源為主）（朱斌等，2019）。表生淋濾型鈾鉬礦體的形成年齡（10～2 Ma）與喜馬拉雅造山期研究區(qū)逐漸抬升的構造事件相吻合。早期浸染狀鉬（鈾）礦體的形成年齡（88～103 Ma）明顯小于賦礦流紋斑巖的年齡（138 Ma），存在顯著的巖、礦時差，這是大多數學者將張麻井礦床劃歸為火山巖型鈾礦床（熱液脈型鈾礦）的一個重要原因。然而，浸染狀鉬（鈾）礦體的形成年齡，在該地區(qū)缺乏地質構造事件的響應。值得注意的是，由于

瀝青鈾礦的U-Pb 同位素體系封閉性差，前人通過浸染狀鉬（鈾）礦石全巖和其包含的瀝青鈾礦獲得的UPb 年齡數據質量并不高。張振強（2001）與李耀崧（1989）獲得的浸染狀鉬（鈾）礦石的年齡差距很大（103.4 Ma 和88 Ma），因此，浸染狀鈾礦化的年齡并不可靠。其實，不難理解，瀝青鈾礦的U-Pb 同位素體系封閉性較差，張麻井礦床在24 Ma發(fā)育1期脈狀鈾礦化，必然會對早期的浸染狀礦體產生一定程度的改造，導致其年齡偏小。推測浸染狀鉬（鈾）礦體的形成時代與流紋斑巖接近，可能并不存在顯著的巖、礦時差。

表1 張麻井鈾鉬礦床賦鈾礦物電子探針成分分析結果Table 1 EPMA result of representative uranium minerals in the Zhangmajing U-Mo deposit

圖4 張麻井鈾鉬礦床中鈾、鉬礦物的電子探針背散射圖像a.細小的瀝青鈾礦顆粒；b.鈾石與膠硫鉬礦接觸共生；c.膠硫鉬礦與鈾石接觸共生；d.膠硫鉬礦和細小的鈾石顆粒；e.次生的藍鉬礦及鉬鉛礦；f.脈狀鉬鉛礦切穿黃鐵礦Pit—瀝青鈾礦；Cof—鈾石；Jor—膠硫鉬礦；Ils—藍鉬礦；Wul—鉬鉛礦；Qtz—石英；Ill—伊利石；Py—黃鐵礦Fig.4 BSE images of uranium and molybdenum minerals in the Zhangmajing U-Mo deposita.Tiny pitchblende particles;b.Coexisting of coffinite and jordisite;c.Coexisting of jordisite and coffinite;d.Jordisite and tiny coffinite particles;e.Secondary wulfenite and ilsemannite;f.Pyrite cut by wulfenite vein Pit—Pitchblende;Cof—Coffinite;Jor—Jordisite;Ils—Ilsemannite;Wul—Wulfenite;Qtz—Quartz;Ill—Illite;Py—Pyrite

此外，浸染狀鉬（鈾）礦體與脈狀鈾礦體中的鈾礦化存在顯著差異。在早期浸染狀礦體中，以鉬礦化為主，鈾礦化較弱，且多呈細脈浸染狀，鈾礦物除瀝青鈾礦外，還含有大量的鈾石和鈾鉬礦；而晚期脈狀礦體中，鉬礦化較弱，鈾礦化強烈，多呈脈狀，鈾礦物以瀝青鈾礦為主。鈾礦化特征的差異表明，早期浸染狀礦體與晚期脈狀礦體（火山熱液脈型鈾礦）可能具有不同的成因。

任之鶴等（1997）基于賦礦巖石為流紋斑巖以及鈾鉬礦體受斑巖體控制的特點，將張麻井礦床劃歸為斑巖型鈾鉬礦床，但該觀點一直沒有得到其他學者的支持。通過對張麻井礦床進行野外考察以及室內研究發(fā)現，其浸染狀礦體符合斑巖型礦床的一些基本地質特征，依據如下：

（1）在時間上、空間上、成因上與斑狀結構的中酸性淺成或超淺成的小侵入體有關，張麻井礦床的鈾鉬礦體受流紋斑巖體控制，在斑巖體外圍，礦化明顯減弱至消失。目前唯一不足的是缺少精確的浸染狀礦體的鉬、鈾成礦年齡數據，難以建立鈾鉬成礦年代與流紋斑巖的時間聯系；

（2）礦床受區(qū)域斷裂-構造控制，礦體常受次一級構造控制。張麻井礦床產于區(qū)域斷裂F45上，受其次級斷裂F3控制；

（3）礦體的圍巖多為致密的硅鋁質巖石，可作為巖體頂蓋的“隔擋層”，使礦液不易流通和散失，利于成礦。張麻井礦床的頂部圍巖為張家口組三段的酸性流紋巖，巖石致密，是很好的頂蓋“隔擋層”，同時，也成為該礦床鈾礦化的一個潛在鈾源；

（4）礦床的圍巖蝕變發(fā)育，常具有明顯的水平和垂直分帶，多數情況自巖體向外殼分為鉀化帶-石英絹云母化帶-泥化帶-青磐巖化帶，4 個帶不一定全部都存在，最重要的是鉀化帶和石英絹云母化帶。張麻井礦床中也發(fā)育有強烈的圍巖蝕變。其核部發(fā)育強烈的鉀長石化，向外發(fā)育硅化+絹云母化+黃鐵礦化（對應斑巖型礦床的絹英巖化）帶，蒙脫石化+水云母化（對應斑巖型礦床的泥化）；

（5）礦體多呈細脈浸染狀、脈狀、條帶狀等；金屬礦物有黃銅礦、輝鉬礦、方鉛礦、閃鋅礦等，常伴有黃鐵礦。張麻井礦床中，早期浸染狀礦石中的鈾鉬礦化呈細脈浸染狀，且在礦體的底部，發(fā)育輝鉬礦（斑巖型鉬礦中的典型鉬礦物），上部為膠硫鉬礦（輝鉬礦的低溫相），反映成礦流體從高溫向低溫演化。此外，礦石中亦發(fā)育有黃鐵礦和少量方鉛礦、閃鋅礦；

（6）斑巖型礦床中，金屬硫化物多數形成于350～250℃，并一直延續(xù)到低溫階段。張麻井礦床浸染狀礦體中，熱液礦物的流體包裹體測溫結果顯示其成礦階段流體的均一溫度為250～310℃（羅毅，1993），為中-高溫熱液，與斑巖型礦床中金屬硫化物的形成溫度一致。晚期脈狀鈾礦石的成礦流體為150～250℃，為中低溫熱液（羅毅，1993；黃志新等，2016），與典型的熱液脈型鈾礦化溫度一致。

此外，同一成礦帶上紅山子地區(qū)小東溝鉬礦為典型的斑巖型鉬礦床，其輝鉬礦的Re-Os 同位素定年結果為135～138 Ma（聶鳳軍等，2007；覃峰等，2008），與賦礦花崗斑巖的形成年齡一致，不存在巖礦時差。更為重要的是，小東溝礦床的花崗斑巖與沽源地區(qū)的流紋斑巖不僅形成時代一致，且具有一致的地球化學特征（富硅、富堿、貧鋁、貧鈣，燕式稀土元素配分，高Ga/Al比值等），均為伸展背景下的A型花崗巖（張連昌等，2008；覃鋒等，2009；Zeng et al.,2010;2011;張亞菲等，2016）。

在很多火山巖型鈾礦中，均發(fā)育鈾鉬共生的特點（張龍等，2020），且礦床深部多為輝鉬礦，淺部為膠硫鉬礦（與輝鉬礦化學成分一致，只是形成溫度低），這是成礦流體溫度降低的直接體現，在礦床類型上有從斑巖型向淺成低溫熱液型過渡的特點。此外，流體包裹體研究表明，斑巖型礦床的成礦流體多具有巖漿熱液與天水（大氣降水）混合的特征（Sillitoe, 2010）?；鹕綆r型鈾鉬礦床中，礦體常與超淺成的流紋斑巖有關，形成深度淺，更有利于天水的混合。當巖漿熱液與天水（特別是氧化性的天水）混合后，導致成礦流體的溫度降低，流體的氧逸度升高，進而將流紋斑巖及其圍巖（多為酸性的火山巖，且一般具有較高的鈾含量）中的鈾元素萃取出來，并在特定的物理化學條件下沉淀成礦。

6 結 論

（1）除瀝青鈾礦外，鈾石和鈾鉬礦是張麻井礦床浸染狀鉬（鈾）礦石中非常重要的鈾礦物。

（2）早期浸染狀礦體中鈾和鉬的分布范圍非常一致，鈾鉬礦化應為同一期礦化的產物。

（3）存在一期獨立的鉬礦化作用介于早期浸染狀鉬（鈾）礦化與晚期脈狀單鈾型礦化之間。

（4）早期浸染狀鉬（鈾）礦化具有斑巖型礦化的特點。