赣中相山矿田北部铀成矿地质条件分析

周玉龙，刘云浪，高 琰

（江西省核工业地质局261大队，江西 鹰潭，335001）

相山铀矿田地处江西省中部崇仁、乐安县境内，是闻名国内、外的火山岩型铀矿田。通过50余年的地质工作，相继发现和探明了几十个大、中、小型铀矿床。这些矿床主要集中分布于相山火山盆地北部和西部，构成了两大成矿聚集区。以次火山岩亚型为主的北部成矿聚集区已探明的铀矿床占矿田矿床总数的50%，资源储量占矿田总资源储量36%。由此可见，北部成矿聚集区在整个矿田成矿过程中起到了举足轻重的作用。虽然北、西两大成矿聚集区都处于相同的相山火山盆地中，但是这两大成矿聚集区除具有相山矿田普遍性的成矿地质条件外，还各自具有特殊性的成矿地质条件。这种独具特色的成矿条件与相对应的地质背景和构造—岩浆活动紧密相关。通过系统总结相山矿田北部找矿和科研成果，重新梳理、深入认识并归纳整理相山矿田北部独特的铀成矿地质条件，有助于进一步找矿勘查和成矿远景预测。

1 地质背景

相山矿田地处扬子板块与华南加里东褶皱系的结合部，位于NE向赣杭火山岩带与SN向大王山—于山花岗岩带的交汇部位［1］，同时又位于华南铀成矿省北部赣杭构造火山岩铀成矿带的南西端，受制于相山大型塌陷式火山盆地［2］。它由一个主火山口和若干个次火山口联合组成 （破火山口），平面上呈椭圆形，东西长约27.5 km，南北宽约18 km，剖面上呈不对称蘑菇状。

基底主要为震旦纪（Z）变质岩系，以千枚岩、片岩为主，多属绿片岩相—低角闪岩相，中低变质程度；石炭系下统华山岭组（C1h）变质石英砂岩、砂岩和三叠系上统安源组（T3a）含燧石石英砂岩、炭质页岩局部夹煤系地层仅在火山盆地东侧出露。盖层为一套侏罗系爆发、溢流的火山岩系及出露于火山盆地西部白垩系（K）陆相断陷盆地沉积碎屑岩，紫红色砂砾岩、砂岩、粉砂岩。火山岩系分为打鼓顶组（J3d）和鹅湖岭组（J3e），是由酸性、 中酸性火山熔岩、火山碎屑岩及少量正常碎屑沉积岩构成。火山岩浆活动明显具有两个旋回：第1旋回呈裂隙式喷发，形成中酸性流纹英安岩（打鼓顶组）；第2旋回呈中心式喷发，形成酸性碎斑熔岩（鹅湖岭组），出露面积最大，为相山火山主体岩性。

大规模火山活动期后，每个火山旋回的末期都发生次火山岩浆的侵入，次火山岩浆沿基底断裂、火山环状断裂、推覆构造及各种层间离张断裂贯入，环绕火山盆地边缘，以不规则的弧形和半弧形呈岩墙形式产出。按其所在火山盆地北部出露的空间位置可划分为外、中和内3条环状岩体（墙）。外环为裴家—沙洲次斑状花岗岩（πγ）岩墙，中环为横涧—善堂庵—巴泉次花岗斑岩（γπ）岩墙，内环为湖田—王泥坑次斑状花岗岩（πγ）岩墙。次花岗斑岩（γπ）地表断续出露，深部鱼贯相连，与内环的次斑状花岗岩（πγ）呈渐变过渡关系。

相山火山盆地盖层构造表现为以NE向断层为主导，EW向次之，NE向构造依次为横涧—裴家断层，善堂庵—巴泉断层，邹家—石洞 断 层 （F3），邹家—布 水 断 层（F4），杨 家山—湖田断层，沙洲—游坊断层（F5）等。EW向构造主要是裴家—沙洲断层，元头—横上逆掩断层，横涧—元头—梅峰山断层。盖层构造常常继承、发展、利用和改造基底构造，形成了一系列以NE向为主的多序次、继承式的控矿、储矿构造网络，为矿液的运移、沉淀创造了有效的空间条件。火山作用过程中，在岩浆活动和重力影响下发生了持续性塌陷作用，形成相山破火山口。火山构造利用和改造了基底构造，使之形成一系列的火山环状构造、火山塌陷构造、火山塌陷牵引离张构造和爆发角砾岩筒构造，同时产生了次火山岩浆侵入。线性断层与火山塌陷、火山环状构造组成线环交叠的构造骨架，它们与区域性构造组成圈闭或半开放构造网络系统，控制了火山活动、热液活动和成矿作用。

相山矿田北部成矿作用主要与大规模火山塌陷及次火山岩侵位有关，铀矿床多定位于NE向断裂与EW向半环状或弧形火山构造的复合部位，矿体赋存于呈岩墙、岩枝和岩床产出的次火山岩体内及其内、外接触带附近。

2 铀成矿地质条件

相山矿田北部是指火山盆地内相山—戴坊EW向基底断陷带以北，相山复背斜以南，南北宽4 km，东西宽8 km的矩形地域。该地区已发现和探明十几个矿床，其中次火山岩亚型铀矿床具有埋藏浅、品位高、易采易选和经济意义大等特点。这些分布于相山火山盆地北部的铀矿床具有下述独特的成矿地质条件。

相山矿田北部矿床的定位主要是受断裂构造控制。火山盆地北部除EW向断裂构造外，还分布有一系列的NE向控矿断裂构造，相山火山盆地内6条NE向主干断裂构造就有3条（F3、F4和F5）贯穿矿田北部。这一系列断裂构造具等间距性平行分布，在其旁侧产生了成群、成组与之配套的次级构造和裂隙群，这些NE向断裂和EW向构造一同组成纵横交错、复杂多变的构造网络系统，为成矿创造了有利空间条件，它们对矿床的定位起着控制作用（图1）。如NE向邹家—布水断裂（F4）与EW向元头—横上逆掩断层控制着红卫矿床，NE向沙洲—游坊断裂（F5）与EW向裴家—沙洲断层控制着沙洲矿床，NE向沙洲—游坊断裂（F5）与EW向横涧—元头—梅峰山断层控制着湖田矿床。

3 铀元素的迁移和预富集

基底变质岩区域变质和构造变形有利于铀元素的迁移和预富集。相山火山盆地基底变质岩系，多属绿片岩相—低角闪岩相，中低变质程度。岩性以千枚岩、片岩为主。基底变质岩岩石化 学特征：w（K2O）＞w（Na2O），w（Al2O3）为 14.92%～19.56%，w（CaO）＜w（MgO）。变质原岩属泥砂质，并含灰岩、火山碎屑等杂质组分，原沉积岩维氏值为3.2×10-6。这套变质岩系由新元古代—古生代陆相碎屑夹海底喷发并发生中低级变质作用而成。

相山火山盆地由于多期次构造运动使基底变质岩系出现变质变形，并在区域变质和构造变形过程中产生了铀迁移富集。其趋势是由较深变质带、较强变形带向浅变质带、弱变形带迁移富集（表1）。

表1 相山火山盆地基底不同变质岩（相）带岩石铀质量分数表 （据 《华东铀矿地质志》，2005）Table 1 Uranium content of different metamorphic rocks in the basement of Xiangshan volcanic basin（After East China Uranium Geology，2005）

由表1可见，相山火山盆地变质岩系的铀质量分数随着变质程度的加深而逐渐减少。说明变质作用使岩石中的铀元素得到改造活化，对铀起到一定的预富集作用。这种迁移富集使火山盆地形成了富铀层，为以后的成矿作用提供铀源奠定了基础。

3.1 多旋回大规模火山活动形成的富铀热液

相山火山喷发具有两个明显旋回，每个喷发旋回结束，都发生了次火山岩浆侵入，且与铀成矿关系密切。据相山矿田锶、氧同位素资 料，火 山 岩 、 次火山岩的 Ⅰ（Ni（87Sr）/Ni（86Sr））＝0.7109±0.0004（Ⅰ（Sr）＞0.708）和δ18O的平均值为＋11.3‰（δ18O＞10‰），表明火山岩浆是壳源物质重熔或幔源岩浆被壳源物质混染的结果［3］，属于沉积岩或变质岩熔融形成的S型花岗岩。此外，相山火山盆地岩、矿石稀土元素地球化学特征也表明，火山岩与次火山岩的稀土元素配分曲线图具彼此平行的特点，显示了火山岩与次火山岩具有同源性，是同一岩浆房不同阶段脉动事件的产物。火山岩与基底变质岩的稀土元素配分模式图相似，说明火山岩系形成源于陆壳物质的熔融，与之具成生联系［4］。以上事实充分说明，被重熔的物质是成矿物质的“源”，重熔岩浆的地球化学标型特征对壳源重熔物质具有强烈的继承性：

（1）相山火山盆地碎斑熔岩的铀质量分数一般为 3.2×10-6～12.2×10-6，均 值为7.52×10-6，流纹英安岩的铀质量分数一般为3.6×10-6～17.4×10-6，均值为 7.58×10-6，而地壳酸性岩铀质量分数（维氏值）为 3.5×10-6［5］。相山火山熔岩的平均铀质量分数是地壳酸性岩维氏值的1.6～2.5倍。这反映了火山岩系的物质来源中混熔了富铀的基底地层，富铀基底地层中的铀活化迁移进入了重熔岩浆［6］。

（2）赣杭构造火山岩带内中酸性火山岩铀的平均质量分数为4.6×10-6，相山火山盆地中次火山岩 （次斑状花岗岩）平均铀质量分数为9.0×10-6（表2），不但高于赣杭火山岩带中酸性火山岩铀质量分数，而且比地壳中酸性岩（花岗岩）维氏值3.5×10-6要高。证实了火山岩浆从下地壳深部通向地表途中发生了同化混染作用，萃取围岩中的铀形成了富铀热液。

（3）据刘小宇（1991）研究，相山火山岩原始岩浆质量分数为10×10-6～13×10-6，而火山岩基质中铀质量分数仅为2.9×10-6～4.0×10-6，一方面说明这种富含挥发组分火山汽液也含较高的铀；另一方面，说明有大量的铀在岩浆演化过程中转移到汽液中。

总之，富铀变质岩的混染作用导致火山岩浆中铀质量分数增高，富铀变质岩层熔融是伴随火山-次火山活动发生、发展，并长期演化的复杂过程，它使铀活化转移，进入了火山岩浆产生富集，并最终发生了铀成矿作用。

3.2 控矿条件

火山岩系地层组间界面是控矿的重要条件。在盖层火山岩中，侏罗系上统鹅湖岭组上段碎斑熔岩（J3e2）及侏罗系上统打鼓顶组上段流纹英安岩（J3d2）是相山矿田北部两种主要含矿岩性。这种组间界面是不同岩性物理-化学条件变异的部位，常发育构造破碎带，通常在打鼓顶组与鹅湖岭组的组间界面两侧各200 m左右的幅度内成为矿化富集的场所（图2），如石马山、横排山、湖田和凉亭等矿床都是很好的例证。

由于脆性火山熔岩的碎斑熔岩（J3e2）与流纹英安岩（J3d2）之间存在一套相对柔性碎屑沉积岩的粉砂岩、砂岩和砂砾岩 （J3e1），而这两套脆-柔性岩石物理力学性质又具有差异大、不均匀性强等特点，因此，岩层接触界面附近岩石“结合力”是最为薄弱的部位。火山活动时在构造应力作用下，相对容易发生滑（移）动，由于牵引力或拖曳力作用导致脆性的岩石发生破碎形成裂隙群，甚至是破碎带，因而有利于含矿热液的聚集和铀矿体的形成。

表2 相山火山盆地次火山岩铀质量分数表Table 2 The uranium content of subvolcanics in Xiangshan volcanic basin

3.3 成矿有利部位

次火山岩体及其内、外接触带是铀成矿的有利部位。次火山岩为矿田北部主要赋矿岩性之一，如横涧、岗上英、源头、沙洲、红卫、湖田、沙洲西南和巴泉等铀矿床均与次火山岩有关。次火山岩浆侵入过程中，在岩浆热力和机械力双重作用下，形成了大量原生节理，这些原生节理绝大多数分布在次火山岩体的边缘，少数延伸进入围岩。受后期构造作用的影响，沿次火山岩体接触界面附近，岩石容易产生破碎，形成各类网状、羽状裂隙构造。矿化多集中分布于次火山岩体内、外接触带，特别是在弧形次火山岩体内弧一侧的内、外接触带易形成密集成群的矿体，或形成大脉矿体（图3）。

3.4 空间条件

断裂构造、推覆构造、火山环状构造与基底断裂复合创造了有利的成矿“导、运、储”空间条件。相山次火山岩主要分布于火山盆地北部，呈3个不连续的半环状，岩性为次斑 状 花岗岩（πγJ3e）或次花岗斑 岩 （γπJ3e）。它侵入充填于断裂构造、推覆构造、火山环状断层和火山塌陷层间离张构造中。这些各类断裂构造常常复合叠加，互相贯通，组成了种类繁多、形态复杂多变的次火山岩体。

相山矿田北部众多矿床都产于上述各类构造交汇复合叠合处。如横涧、源头、巴泉、红卫和沙洲西南部等矿床受NE向基底断层、EW向逆掩断层和推覆构造复合控制。次火山岩浆沿基底中陡倾断层、逆掩断层和推覆构造面侵入，形成形态复杂的次火山岩体：上部结构层为推覆体及其所带来的NW向外来构造；中间结构层为EW向逆掩断层、推覆构造和产状平缓的次火山岩床；下部结构层为NE向基底构造及陡倾次火山岩墙所构成的特殊构造层，俗称“立交桥”式结构（图4）。NE向基底构造深切基底，推覆构造面和基底中断裂构造在火山塌陷时被引张，次火山岩充填其中，各种构造复合叠加是岩浆和成矿热液的良好通道和贮藏空间，成矿期推覆构造系统的多层结构和推覆体的屏蔽作用，为成矿创造了有利条件。由于推覆构造面下的构造、岩墙和矿体被屏蔽隐伏其下，形成了特殊的“三盲”（盲构造、盲岩体和盲矿体）型，而这正是成矿的有利条件。

3.5 利于铀矿化的多期次、多类型热液蚀变叠加

热液蚀变对铀成矿富集作用有着多方面影响，它不仅能改变围岩的物理力学性质，为成矿热液提供必要通道、容矿空间，而且能改变围岩中铀的存在形式，使活化铀含量增高，有利于铀迁移并使其成为铀源；同时，它还可以为成矿物质沉淀提供有利的地球化学障和固铀剂［7］。因为含矿热液与围岩相互作用，产生物质组分的交换（带入与带出）可以改变含矿热液物理-化学条件，使铀酰络合物分解，从而达到铀矿物的沉淀富集。矿田北部主要矿石类型是铀-赤铁矿化和铀-绿泥石化。大规模火山喷发后产生的火山塌陷和次火山岩浆侵入是铀-赤铁矿化阶段、铀-绿泥石化阶段的主要控制因素。蚀变叠加区通常是铀矿化集中分布的地区。成矿前期蚀变为钠长石化，为含矿热液的叠加奠定基础；成矿早期为铀-赤铁矿化阶段，主要有赤铁矿化、钠长石化、绿泥石化和碳酸盐化发育，形成单铀、低品位铀矿化。主成矿阶段为铀-绿泥石化阶段蚀变，主要有绿泥石化、水云母化和黄铁矿化等进一步叠加，形成高品位、富铀矿化。多期次、多类型热液蚀变叠加是铀成矿的必要条件。矿化蚀变明显受构造控制，具有明显水平分带性和叠加特点。水平分带自蚀变中心向围岩两侧依次出现：绿泥石化带→赤铁矿化带→碳酸盐化或硅化带→钠长石化带→未蚀变岩石［8］。

4 结 语

相山火山盆地富铀的基底变质岩系活化迁移富集的先决条件，由基底变质岩熔融而衍生的富铀火山岩浆，多旋回、多阶段活动火山岩浆喷溢、侵出和侵入所形成的火山熔岩或次火山岩（次花岗斑岩）成为含矿主岩和次火山岩体内、外接触带矿化富集部位。此外，长期构造运动所形成的不同级别、不同形式的各类构造（如断裂构造、推覆构造和火山环状构造交叉复合组成圈闭或半开闭构造系统）也控制了火山岩浆、热液活动和铀成矿作用，故而在相山火山盆地北部形成了以次火山岩亚型为特点的铀成矿聚集区。

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