华南地区新元古代花岗岩铀成矿机制——以摩天岭花岗岩为例

徐争启 宋昊 尹明辉 张成江 程发贵 唐纯勇

1. 成都理工大学地球科学学院，成都 6100592. 地学核技术四川省重点实验室，成都 6100593. 广西壮族自治区三〇五核地质大队，柳州 545005

众所周知，铀资源是十分重要的能源资源和战略资源。经过数十年的工作，我国铀矿勘查与研究取得了重要进展，在华南发现了以花岗岩型铀矿、火山岩型铀矿和碳硅泥岩型铀矿为代表的多种铀矿类型(Huetal., 2008, 2009; 张金带等, 2011)。华南地区产铀花岗岩以印支期到燕山期花岗岩为主，其中又以燕山期花岗岩最为重要。前人围绕华南地区印支-燕山期花岗岩及其铀矿成矿规律进行了数十年的研究，取得了大量的重要成果(金景福和胡瑞忠, 1985; 金景福等, 1992; 陈培荣和刘义, 1990; 倪师军和金景福, 1992; 倪师军等, 1993; Huetal., 1993, 2008; 胡瑞忠, 1994; 胡瑞忠等, 2007, 2015; 冯海生等, 2009; 朱捌, 2010; 黄国龙等, 2015; 凌洪飞, 2011; 张金带等, 2011; 范洪海等, 2012; 祁家明等, 2014, 2015; 谭忠银等, 2015; 高飞等, 2015; 徐浩等, 2018; 梁良等, 2019)。

华南地区除印支期-燕山期花岗岩中产铀外，还有少量的古老花岗岩中也产铀矿。位于广西北部的新元古代摩天岭花岗岩体中发现了多个铀矿床，使得摩天岭岩体以我国最老产铀花岗岩而闻名于世。长期以来，前人对摩天岭岩体及其周围地层做了大量的研究工作，主要从岩体年龄、成因及其所反映的大地构造环境及演化等方面进行了较为深入的研究(李献华, 1999; 李江海和穆剑, 1999; 吴根耀, 2000; 凌文黎和程建萍, 2000; 王剑, 2000)，对摩天岭岩体铀成矿进行了初步探讨(邹明亮等, 2011; 徐争启等, 2011, 2012; 祁家明等, 2013; 邓春源等, 2014)，但对作为最古老花岗岩铀成矿机理研究尚不明确，严重制约着该区铀矿找矿工作的开展，也制约着花岗岩型铀矿成矿规律的认识。

本文在详细总结前人研究成果的基础上，通过大量调查和分析，重新认识和总结摩天岭岩体特征及其铀矿成矿规律，通过研究不同类型岩石、蚀变围岩、矿石及其热液脉体的岩石学、地球化学特征，对与沥青铀矿密切共生的方解石碳氧同位素、黄铁矿稀有气体同位素等进行系统研究，进一步探讨成矿流体的来源及其演化过程，揭示摩天岭花岗岩体铀矿成矿机理，总结成矿规律。

1 区域地质背景

研究区位于扬子板块与华南地块结合部之江南造山带西南侧，桂北隆起的核部、扬子板块西南部九万大山隆褶带之复合部位(图1)。

图1 研究区大地构造位置示意图(据王剑, 2000; 宋昊等, 2015修改)1-摩天岭岩体和元宝山岩体；2-中元古代地层；3-新元古代地层；4-岩浆岩；5-断裂Fig.1 Geotectonic location in the study area (modified after Wang, 2000; Song et al., 2015)1-Motianling-Yuanbaoshan granite; 2-Pt2 strata; 3-Pt3 strata; 4-magmatic rocks; 5-fault

图2 桂北摩天岭-元宝山地区地质简图(据徐争启等, 2014; 宋昊等, 2015修改)1-第四系；2-寒武系；3-震旦系；4-丹洲群；5-四堡群；6-新元古代雪峰期花岗岩；7-新元古代雪峰期花岗混合岩；8-晚中元古代花岗闪长岩；9-中元古代基性-超基性岩；10-铀矿床；11-铀矿点；12-断层；13-地层不整合界线；14-中酸性岩脉Fig.2 Geological map of the Motianling-Yuanbaoshan area in northern Guangxi (modified after Xu et al., 2014; Song et al., 2015)1-Quaternary; 2-Cambrian System; 3-Sinian System; 4-Danzhou Group; 5-Sibao Group; 6-Neoproterozoic granite; 7-Neoproterozoic granite migmatite; 8-Late Mesoproterozoic granodiorite; 9-Mesoproterozoic basic-ultrabasic rocks; 10-uranium deposits; 11-uranium ore spots; 12-faults; 13-unconformity boundary; 14-intermediate and acid dike

1.1 地层

研究区出露有基底地层。基底为元古代和早古生代地层，元古界为四堡群、丹洲群、震旦系，早古生界主要是寒武系(图2)。

中元古界四堡群(Pt2S)，由弱变质砂泥岩、变粉砂岩、砂质板岩及多层超基性-基性火山岩组成。按岩性组合自上而下可分为九小组、文通组、鱼西组，总厚大于4594m。

上元古界丹洲群(Pt3D)，分为白竹组、合桐组、三门街组、拱洞组，以三江-融安断裂为界，两侧以含砾片岩、含砾千枚岩，变质砂砾岩与下伏四堡群呈角度不整合，未见火山岩；东侧未见底，在合桐组与拱洞组之间夹多层基性火山岩，并有大量透镜状、似层状基性-超基性岩顺层侵入。

震旦系(Z)，可分陡山沱组灰黑色、灰绿色页岩、硅质页岩、炭质页岩夹白云岩透镜体；老堡组灰白-灰黑色薄-中厚层状硅质岩。

新生界主要为第四纪残坡积物、冲洪积物，分布于缓坡、河流沿岸。

图3 摩天岭岩体SiO2-K2O (a，实线据Peccerillo and Taylor, 1976; 虚线据Middlemost, 1985)和A/CNK-A/NK (b，据Maniar and Piccoli, 1989)图解Fig.3 SiO2 vs. K2O (a, solid line after Peccerillo and Taylor, 1976; dotted line after Middlemost, 1985) and A/CNK vs. A/NK (b, after Maniar and Piccoli, 1989) diagrams of Motianling granite

1.2 构造

研究区经受多次构造运动的影响，构造比较复杂，四堡运动和广西运动使四堡群和丹洲群至下古生界的地层强烈褶皱。断裂构造较为发育，构造线方向主要为北东向，次为北西向。摩天岭岩体中有四条北东向断裂，自西到东依次为麻木岭断裂(Fm)、梓山坪断裂(Fz)、高武断裂(Fg)和乌指山断裂(Fw)，其中高武断裂带规模最大。四堡深大断裂处于摩天岭岩体和元宝山岩体之间。在元宝山岩体的西侧有平硐岭断裂、东侧有三江-融安断裂。北西向的断裂往往错断北东向的大断裂(图2)。

1.3 岩浆岩

研究区内岩浆岩分布广泛，主要出露中元古代及新元古代侵入岩和火山岩。侵入岩主要包括花岗岩类和镁铁质-超镁铁质岩类。中元古代代表性的花岗岩类岩体为本洞花岗闪长岩体，新元古代代表性的花岗岩岩体为摩天岭花岗岩体和元宝山花岗岩体(李献华, 1999)。摩天岭和元宝山地区镁铁质-超镁铁质岩类主要为中元古代四堡期，龙胜地区镁铁质-超镁铁质岩类主要为新元古代雪峰期火山岩(葛文春等, 2001; Lietal., 2003)。

2 摩天岭岩体岩石地球化学及年代学特征

2.1 岩石学特征

研究区与铀成矿关系密切的花岗岩体为新元古代雪峰期摩天岭岩体和元宝山岩体。摩天岭岩体为一巨型的椭圆形复式岩体，椭圆长轴呈NNE向，南北向最长大于45km，东西向最宽大于25km，出露面积为955km2(图2)。主体岩性为斑状黑云母二长花岗岩，斑晶由钾长石、石英组成，粒度大小不一，粒径一般2～5mm，大者可达50mm。

摩天岭岩体分相清楚，内部相和过渡相比较发育，边缘相发育较差。三个相带面积比为4.7:4:1。细粒花岗岩的小岩体比较发育，大小不等，由几十平方千米到几百平方米或更小。主体岩性为片麻状粗粒、中粗粒变斑状黑云母花岗岩。岩体中片麻状构造广泛发育，片麻理比较明显，但各地发育程度不等，一般与围岩片理产状一致，靠近边部的倾角一般较陡，中部则较缓。在主体内，围岩的残留体比较常见，与区域构造线的方向基本一致。在残留体和主体之间也多为渐变关系，即由变质岩经细粒花岗岩再变为粗粒花岗岩。

2.2 地球化学特征

2.2.1 样品采集及分析测试方法

本文研究过程中采集摩天岭岩体不同粒度的新鲜花岗岩样品29件，其中粗粒花岗岩11件，中粗粒花岗岩9件，中粒花岗岩4件，细粒花岗岩5件。样品送往核工业北京地质研究院分析测试中心。

常量元素含量采用X射线荧光光谱法进行测定，在Axios X射线荧光光谱仪上完成。FeO含量采用湿化学滴定法测试分析，遵守GB/T 14506.14—2010；其他常量元素分析遵守GB/T 14506.28—2010，采用GBW07211和GBW07108作为分析标样，分析误差小于3%。

微量元素采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)分析测定，样品研磨到200目后消解制成溶液，在ELEMENT XR ICP-MS分析仪上进行测试，测试遵守GB/T 14506.30—2010，并用GBW07103和GBW07104作为分析标样，含量大于10×10-6的元素分析误差优于5%，含量小于10×10-6的元素分析误差优于10%。

2.2.2 常量元素地球化学特征

摩天岭岩体常量元素分析统计结果见表1。

从表1可以看出，无论是粗粒还是细粒结构，摩天岭岩体均具有富硅、富碱、铝过饱和、钾大于钠的特点。与中国花岗岩和世界花岗岩平均值相比，本区岩体的Si、Fe、Ca、K含量比中国花岗岩和世界花岗岩平均值高；Al含量与中国花岗岩和世界花岗岩平均值相当；Mn、P、Mg、Ti和Na的含量明显低于中国花岗岩和世界花岗岩的平均值。表明摩天岭岩体为高K、Ca，低Mn、Na花岗岩。

摩天岭岩体SiO2-K2O和A/CNK-A/NK图解(图3)表明，摩天岭岩体属于高钾钙碱过铝质花岗岩。

来志庆(2009)研究认为，摩天岭花岗岩属于S型花岗岩。根据本次研究数据，做出摩天岭花岗岩的成因判别图(图4)，从图中可以看出，摩天岭岩体属于S型花岗岩，尽管投点比较分散，但图中所有粗粒花岗岩和中粒花岗岩及大部分中粗粒和细粒花岗岩投在S型花岗岩区，仅有1个中粗粒花岗岩样品投在I型花岗岩区，1个细粒花岗岩投在A型花岗岩区，根据野外观察，这2个样品采集于摩天岭岩体的补体花岗岩之中。

表1摩天岭岩体常量元素分析结果(wt%)

Table 1 Analysis results of major elements in Motianling granite (wt%)

样品号SiO2Al2O3Fe2O3MgOCaONa2OK2OMnOTiO2P2O5FeO备注M00277.459.935.100.290.291.523.860.070.190.093.95M00477.9210.682.940.160.372.065.460.040.040.052.55M005-171.2414.143.460.640.190.258.430.040.180.052.40M005-377.3110.633.510.560.190.205.640.040.170.082.75M006-274.0212.582.710.310.121.477.060.030.140.071.55M017-373.9113.032.780.400.441.265.470.040.090.062.15M02477.8410.513.700.260.301.843.640.040.250.052.00M02573.2212.214.350.361.512.594.120.070.270.123.50M02874.7311.204.480.370.621.984.890.060.120.113.00M029-169.9915.643.000.610.482.025.900.060.290.132.15M037-274.4711.896.240.500.150.143.560.060.270.093.35最大值77.9215.646.240.641.512.598.430.070.290.133.95最小值69.999.932.710.160.120.143.560.030.040.051.55平均值74.7412.043.840.410.421.395.280.050.180.082.67粗粒花岗岩M00170.2413.594.861.242.102.653.180.110.390.133.55M010-175.8411.025.080.890.130.114.340.050.270.063.05M04177.6112.241.580.570.070.155.980.010.160.070.90M04470.7314.862.440.320.171.928.000.030.090.081.60M078-173.8012.593.310.660.192.435.010.090.160.091.65M078-570.1514.744.070.740.242.025.240.110.160.131.45M078-673.2613.912.400.500.302.575.400.050.140.141.15M078-772.4314.192.750.770.332.275.630.050.200.151.40M03675.0212.192.810.340.872.355.080.050.210.141.85最大值77.6114.865.081.242.102.658.000.110.390.153.55最小值70.1511.021.580.320.070.113.180.010.090.060.90平均值73.2313.263.260.670.491.835.320.060.200.111.84中粗粒花岗岩ZK1-579.7510.392.810.370.230.174.060.040.050.141.95M01174.6812.592.060.430.772.525.300.020.050.091.25M015-374.1113.562.420.420.110.615.610.040.120.061.25M017-178.029.723.860.460.700.484.000.140.080.043.20最大值79.7513.563.860.460.772.525.610.140.120.143.20最小值74.119.722.060.370.110.174.000.020.050.041.25平均值76.6411.572.790.420.450.954.740.060.070.081.91中粒花岗岩M015-175.3112.113.540.390.191.404.830.050.070.072.55M029-274.3812.601.830.220.262.096.980.050.110.121.40M04075.7510.864.710.290.282.005.530.050.100.083.95M07170.8316.251.930.410.182.545.760.040.080.090.80M07973.2014.591.860.370.263.235.080.030.120.090.70最大值75.7516.254.710.410.283.236.980.050.120.123.95最小值70.8310.861.830.220.181.404.830.030.070.070.70平均值73.8913.282.770.340.232.255.640.040.100.091.88细粒花岗岩中国花岗岩平均值71.9913.861.370.810.123.813.421.550.210.201.70Li, 1995世界花岗岩平均值71.3014.321.210.710.054.073.661.840.310.121.64刘英俊和曹励明, 1987

2.2.3 微量元素地球化学特征

表2是摩天岭岩体微量元素和稀土元素分析结果表。摩天岭岩体微量元素蛛网图如图5所示。从图5可以看出，摩天岭岩体Sr、Ba、P、Ti呈强烈亏损，Rb高度富集，Nb呈弱富集状态。Sr和Ba的亏损可能是由于长石结晶的缘故，也可能是源区物源所致(徐争启等, 2014)。岩浆演化早期，基性矿物较早结晶，酸性矿物则较晚结晶。在长石结晶过程中Sr和Ba可以作为类质同相置换Ca，因此早期长石结晶消耗了母岩浆中大部分的Sr和Ba，致使晚期酸性岩浆中相对贫Sr、Ba。

表2摩天岭岩体微量元素和稀土元素分析结果(×10-6)

Table 2 Analysis results of trace elements and REE in Motianling granite (×10-6)

样品号M029-1M041M044M078-1M078-5M078-6M078-7ZK1-5M029-2M040M071M079Rb313294327247279324270447356370372293Sr86.516.149.516.519.118.713.55.0420.319.79.4819.5Nb8.007.365.758.348.449.319.426.5610.28.198.68.4Ba56117058910512556.611516620.72423.8110Th12.213.612.612.911.712.811.212.416.416.212.614.2U4.845.376.361012777.616.415.2273.28.734.72Zr74.492.971.787.377.610389.999.1117129100118Hf2.283.112.93.552.863.863.354.14.014.784.584.74La2818.913.99.8115.28.1710.94.3319.79.196.3614.7Ce52.539.6292420.519.817.39.78311513.221.4Pr7.434.613.232.63.712.082.491.155.172.471.543.54Nd26.617.311.61014.17.958.784.2318.68.934.612.5Sm6.414.163.062.823.542.222.131.264.842.761.493.55Eu0.9520.370.670.1770.2140.150.1270.0660.1860.1150.0490.17Gd5.833.412.892.513.062.231.841.234.992.81.523.56Tb1.220.7340.5570.6290.6830.5850.4940.3671.220.7790.5090.987Dy7.44.243.013.944.063.642.92.417.365.353.575.93Ho1.330.870.490.7590.7420.7330.5990.481.321.070.731.01Er3.372.521.32.242.262.221.91.44.063.342.253.04Tm0.5270.3730.1720.3750.3640.3730.2970.1910.5790.580.4290.506Yb2.982.251.122.262.242.461.961.43.373.882.923.28Lu0.4020.3470.1310.3240.2970.3230.2760.2340.4180.5490.4380.44Y36.521.918.119.219.819.315.513.2402820.224.5

图4 摩天岭岩体成因类型图(底图据Collins et al., 1982)Fig.4 Genetic type chart of Motianling granite (base map after Collins et al., 1982)

图5 摩天岭岩体球粒陨石标准化微量元素蜘蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized trace element spider diagrams of Motianling granite (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

从摩天岭岩体微量元素构造环境判别图(图6)中可以看出，投点全部落于火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩区域，这与前人(来志庆, 2009)的研究结果一致。

图6 摩天岭岩体Y-Nb图解(底图据Pearce et al., 1984)WPG-板内花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；Sysn-COLG-同碰撞花岗岩；ORG-大洋中脊斜长花岗岩Fig.6 Y vs. Nb chart of Motianling granite (base map after Pearce et al., 1984)WPG-intraplate granite; VAG-volcanic arc granite; Sysn-COLG-collisional granite; ORG-plagioclase granite of mid-ocean ridge

图7 摩天岭岩体球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of Motianling granite (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

2.2.4 稀土元素地球化学特征

摩天岭岩体的球粒陨石标准化稀土元素配分模式见图7。从表2和图7可以看出，摩天岭岩体不同粒度花岗岩稀土元素配分模式总体上具有相似的规律性，均富轻稀土，有较强的Eu负异常，Ce异常特征不明显。但不同粒度花岗岩稀土元素配分模式略有差异，细粒花岗岩Eu负异常更为明显且较为接近，轻重稀土分异较弱；中粗粒花岗岩Eu负异常较为分散，轻重稀土分异相对较大；粗粒花岗岩与中粗粒花岗岩稀土元素配分模式类似。反映了形成它们的花岗质熔体经历了高度的结晶分异作用。

2.3 年代学特征

图8 摩天岭岩体锆石年龄分布图Fig.8 Zircon age distribution map of the Motianling granite

关于摩天岭岩体的时代，一直存在不同看法。20世纪60年代1:20万三江、罗城和融安幅区调报告(广西区域地质测量队,1966(1)广西区域地质测量队.1966. 1:20万三江、罗城和融安幅区域地质调查报告)认为其时代是加里东期；1:5万滚贝等四幅区调报告(广西区域地质调查院, 1994(2)广西区域地质调查院.1994. 1:5万滚贝、大平东、三防、为才东幅区域地质调查报告. 1-221)采用锆石U-Pb法所测定的同位素年龄值分别为：更丹地区872±12Ma，吉羊地区858±50Ma，汪洞地区859±29Ma，水碾地区822±30Ma。赵子杰和宜昌地质矿产研究所(1987)测得摩天岭岩体全岩Rb-Sr同位素年龄为845Ma，饶冰等(1989)测得九桶岩体的Rb-Sr等时线年龄为668Ma，李献华(1999)利用锆石SHRIMP U-Pb定年法测定摩天岭岩体和元宝山岩体的年龄分别为825±8Ma和824±4Ma。在笔者研究的摩天岭岩体中测得不同类型岩浆岩锆石SHRIMP U-Pb年龄结果显示(徐争启等, 2014)，花岗岩锆石年龄具有多期特征，主要集中在770～828Ma，少量测点为85Ma左右，极少量测点为218Ma(表3、图8)。

表3广西摩天岭岩体锆石LA-MC-ICP-MSU-Pb年龄测定结果(据徐争启等,2014)

Table 3 Zircon LA-MC-ICP-MS U-Pb dating results of Motianling granite (after Xuetal., 2014)

样品号岩性年龄(Ma)误差(Ma)测点数M015-1细粒花岗岩795.2±2.817770±4.65M016-1云英岩786±141385±114M021-02电英岩741.8±1.917M040细粒花岗岩782.5±2.519M062-3细粒花岗岩828±1222M063-1钠长岩797±927Y007细粒花岗岩782.7±5.0884.1±2.85218±152ZK2-10中细粒黑云母花岗岩782.9±2.815

研究中分析测得的摩天岭岩体年龄与前人分析结果总体一致，但时代略偏小，这主要因为摩天岭岩体岩性变化较大，不同粒度花岗岩之间形成年龄有一定的差异，本研究主要测试的是中粒到细粒花岗岩，前人测试的大部分是粗粒花岗岩。这种差异反映了整个江南造山带新元古代构造-岩浆演化过程(宋昊等, 2015)。综合分析认为，摩天岭岩体形成于770～850Ma，属于新元古代雪峰期。

表4摩天岭岩体断裂附近铀矿分布统计

Table 4 Distribution statistics of uranium deposits near the faults in Motianling granite

断裂名称矿床(点)备注乌指山断裂(Fw)矿点:大河边、头坪、滚贝、跃进桥;矿床:新村乌指山断裂南延还有吉羊和同乐矿点分布高武断裂(Fg)矿点:乌华、尧岜、维洞、如雷茶山矿点西距高武断裂800m,古汤矿点西距高武断裂约2km梓山坪断裂(Fz)矿点:大桥、高强、梓山坪、如腊、大蒙达亮矿床在该断裂南延方向麻木岭断裂(Fm)矿点:俾门、高堤

图9 达亮矿床矿石镜下特征(a)浸染状沥青铀矿(Ur)；(b)团块状及脉状沥青铀矿；(c)沥青铀矿与黄铜矿(Clp)共生；(d)黄铜矿、斑铜矿(Bn)及蓝辉铜矿(Dg)共生Fig.9 Microscopic characteristics of pitchblende in Daliang deposit(a) disseminated pitchblende (Ur); (b) massive and vein pitchblende; (c) symbiosis of pitchblendeand chalcopyrite (Clp); (d) symbiosis of chalcopyrite, porphyry (Bn) and chalcopyrite (Dg)

3 摩天岭地区铀矿化特征

3.1 铀矿的分布及产出特征

摩天岭地区铀矿化类型丰富，目前已经发现铀矿床(点)22个。从产出位置来看，有花岗岩内部型(新村矿床)和接触带型(达亮矿床)。所有矿点均分布于不同类型的断裂附近或断裂带内(图2、表4)。

3.2 铀矿化类型

摩天岭地区铀矿化类型按其独特的矿物共生组合可分为下列三类(表5)。

(1)铀-绿泥石型：主要由沥青铀矿与绿泥石组成，代表性矿床(点)有达亮矿床、茶山矿点。沥青油矿呈浸染状、团块状、脉状，与蠕绿泥石、胶黄铁矿等共生。此外尚有磷铀矿、水硅铀矿、水硫铀矿及深黄铀矿等次生铀矿物。金属矿物除黄铁矿外，可见黄铜矿、斑铜矿等(图9)。

(2)铀-硅化带型：主要由沥青铀矿与不同类型石英组成，该类型铀矿是摩天岭地区分布最广的铀矿类型。摩天岭地区新村矿床，吉羊、古汤、俾门、跃进桥、尧岜等矿点及甲朶、拉培、头坪、梓山坪等矿化点均属于该类型。沥青铀矿同灰黑色、棕红色微晶石英，肝红色、黑红色玉髓以及胶状黄铁矿、赤铁矿密切共生或是呈小脉体或是呈角砾状胶结物产于含矿硅化构造带中。次生铀矿物有脂铅铀矿、钙铀云母、铜铀云母和硅钙铀矿。金属矿物除胶状黄铁矿外，还有少许的白铁矿。

(3)铀-萤石型：主要由沥青铀矿与萤石组成，该类型铀矿化可叠加在上述两类型铀矿之内。新村矿床主要叠加在矿床中部600～760m标高中。达亮矿床及吉羊、同乐、俾门等矿点，萤石在局部地段呈团块状、小透镜体状与沥青铀矿共同产出。金属矿物除胶状黄铁矿外，尚有镜铁矿、黄铜矿，非金属矿物则以萤石为主。

表5铀矿化成因类型及矿物组合

Table 5 Genesis types and mineral assemblages of uranium mineralization in Motianling area

成因类型铀矿物金属矿物非金属矿物铀-硅化带型铀-萤石型沥青铀矿及少量铀黑、脂铅铀矿、硅钙铀矿、铀云母等黄铁矿、胶黄铁矿、白铁矿微晶石英以及玉髓为主黄铁矿、胶黄铁矿、少许镜铁矿、黄铜矿萤石为主,少量玉髓、微晶石英、方解石等铀-绿泥石型沥青铀矿、水硅铀矿、水硫铀矿、磷铀矿、深黄铀矿黄铁矿、胶黄铁矿、黄铜矿、赤铁矿等蠕绿泥石,少量石英

3.3 铀矿化蚀变特征

3.3.1 总体蚀变特征

摩天岭岩体岩石蚀变作用广泛而强烈，主要有钾钠长石化、云英岩化、黄铁矿化、硅化、绿泥石化、绢云母化以及水云母化、萤石化、碳酸盐化等。其中钾长石化主要分布在构造带附近，其特点是石英明显减少，长石含量增加，长石呈肉红色，化学成分除了SiO2减少外，Al2O3、K2O+Na2O、Fe2O3及MgO、U含量都增加。在新村矿床乌指山断裂(Fw)上盘可见钠长石化。云英岩化、电英岩化多见于岩体边缘接触带内带。

3.3.2 新村矿床围岩蚀变特征

新村矿床产于乌指山硅化断裂带(Fw)及其次级断裂中(图10)。矿床围岩蚀变丰富，有硅化、萤石化、黄铁矿化、绢云母化、水云母化、高岭土化、叶腊石化、赤铁矿化及绿泥石化等。新村矿床萤石分布广泛，呈细脉状、网脉状产出，有颜色、结晶程度各不相同的多种类型，其中以紫黑色、粉末状的萤石与铀矿化关系密切；淡色、结晶程度较好的萤石往往与成矿晚期的梳妆石英及方解石共生，与铀成矿无关。

图10 新村矿床4号勘探线剖面示意图Fig.10 Profile sketch of No.4 exploration line of Xincun deposit

矿区内围岩蚀变具有明显的分带性，在硅化带内的蚀变以充填物微晶石英为主，绢云母和黄铁矿化次之；硅化带上盘以绢云母化为主，硅化、黄铁矿化、绿泥石化次之，形成上蚀变带；硅化带下盘以硅化、赤铁矿化为主，绢云母化、绿泥石化、萤石化次之，形成下蚀变带。其中，断裂带上盘硅化作用有较明显的期次性，分为三个期次：矿前期充填入的白色微晶、细晶石英，这期石英为淡紫色，呈他形、眼球状、聚粒联斑构造；成矿期的杂色微晶石英和玉髓脉；矿后期的淡色梳状石英脉，纯度高。

硅化带下盘铀矿化具有不同的蚀变特征，充填物以富含与沥青铀矿紧密共生的胶状黄铁矿与Fw硅化带上盘略有不同。F10、F12主要充填物杂色玉髓-微晶石英脉，脉旁近矿围岩蚀变以红化、水云母化为主；F11-1和F11-2则以充填物紫黑色石英脉为主，蚀变类型以硅化、高岭土化为主(图10)。

3.3.3 达亮矿床围岩蚀变特征

达亮矿床蚀变类型多，无明显的分带性，但岩体接触带内外带蚀变特征有明显的差异。内接触带蚀变强，主要有绿泥石化、云英岩化、钾长石化、黄铁矿化、赤铁矿化、硅化、绢云母化、沸石化、萤石化、碳酸盐化、高岭土化等。外接触带蚀变较弱，主要有绿泥石化、硅化、黄铁矿化、碳酸盐化、萤石化等。

达亮矿床围岩蚀变根据颜色、形态及相互关系，可区分出不同的期次。可观察到有明显期次的蚀变矿物包括硅化、水云母化、绿泥石化和萤石化。

硅化：成矿前期硅化以交代为主，部分形成石英岩；成矿期充填微晶石英，常与胶状黄铁矿相伴生，沥青铀矿分散在石英矿物颗粒间；成矿后期为白色石英，梳状石英脉充填于岩石裂隙中。

水云母化也可分为三期：成矿前期由斜长石蚀变形成绢云母，颜色浅、 分布广，由于蚀变使其岩石孔隙度增大，是成矿有利围岩；成矿期绢云母颜色淡黄，常与细分散黄铁矿伴生，呈微脉状分布于沥青铀矿脉的两侧或沥青铀矿脉沿绢云母边缘沉淀；成矿后期绢云母常与粘土矿物共生。

表6摩天岭地区元古界地层含铀情况

Table 6 Uranium-bearing situation of Proterozoic strata in Motianling area

群组U (×10-6)Th (×10-6)U/Th丹州群拱洞组4.114.70.28合桐组6.417.20.37白竹组21.315.11.41四堡群鱼西组5.414.90.36九小组11.417.00.67白岩顶组7.416.10.46

绿泥石化与铀矿物关系密切。在矿区内普遍存在由黑云母蚀变形成的叶绿泥石。与铀矿化关系较为密切的绿泥石化为蠕绿泥石，颜色较深，富铁镁，粒径小，有两种存在形式：1)交代条纹长石、正长石，被交代的矿物有时尚保留原有轮廓；2)呈脉状、网脉状分布于蚀变岩石中，或呈破碎岩石的角砾胶结物产出。它常与胶状黄铁矿和沥青铀矿紧密共生，多在富矿地段出现。

矿区内萤石化根据矿物形态分为两种：成矿期萤石呈紫黑色，结晶程度差，偶见于深部钻孔中；成矿后期萤石颜色浅、结晶程度好，分布也较少。

4 摩天岭地区铀成矿规律

4.1 铀源

中新元古代四堡群和丹州群沉积过程中产生了原始铀的富集，由四堡群经过部分熔融形成花岗岩时对沉积岩中的铀再次活化，导致形成富铀花岗岩。高背景的围岩可以为摩天岭地区铀矿提供充足的铀源。

4.1.1 地层中的铀是铀矿成矿来源之一

关于四堡群和丹州群地层铀含量，前人曾做过大量的分析研究(广西壮族自治区305核地质大队, 1980(3)广西壮族自治区305核地质大队. 1980. 桂北摩天岭花岗岩体铀矿成矿规律与成矿预测.1-75)，在四堡群采样109个(白岩顶组92个，九小组17个)作铀含量分析，分析结果发现白岩顶组地岩中铀含量为1.4×10-6～19.7×10-6，平均为6.2×10-6，变异系数高达49%，铀的含量比地壳岩石中铀的平均含量高2～3倍。九小组铀含量变化范围3×10-6～11×10-6，平均为6.2×10-6。本文研究中测得摩天岭地区元古界地层铀钍含量见表6所示，发现丹洲群白竹组铀含量可达21.3×10-6，四堡群九小组铀含量达到11.4×10-6。据前人所做浸泡实验(广西壮族自治区305核地质大队, 1980)，用浸出的铀除以浸取之前岩石中的铀，得到铀浸出率，结果发现四堡群平均铀浸出率达46.24%，其中黑云变粒岩最高，达74%，变质粉砂岩次之，平均48.02%，云母石英片岩最低，为32.56%。可见花岗岩围岩地层不但有较高的铀含量，而且较容易浸出，完全可以为铀成矿提供铀源(赖伏良, 1982)。

表7岩体岩石浸泡实验结果一览表

Table 7 Experimental results of rock immersion in granite

岩性U(×10-6)Th(×10-6)U浸出率(%)Th/U样品数粗粒黑云母花岗岩5.391438.42.6012中粒黑云母花岗岩8.4811.729.21.3821细粒黑云母花岗岩9.599.730.21.0119平均值8.1711.2531.681.3852云英化花岗岩5.1328.67白云母化花岗岩10.8928.12绿泥石化花岗岩7.0730.95绢云母化花岗岩5.636.43钾交代花岗岩38.326.05

4.1.2 花岗岩岩体是铀的另一个来源

摩天岭岩体铀含量背景值较高，岩体铀含量不均匀，在岩体东南部达10×10-6～18×10-6，而岩体中部包括新村一带只有4×10-6～5×10-6。元宝山岩体中，粗粒花岗岩中U含量12×10-6，Th含量11×10-6；中粒花岗岩中U含量11.8×10-6，Th含量13.0×10-6；细粒花岗岩U含量8.5×10-6，Th含量10.4×10-6。本文研究中所采集的花岗岩铀平均值大于15×10-6(表2)。

据广西壮族自治区305核地质大队(1994(4)广西壮族自治区305核地质大队.1994. 达亮矿床勘查报告. 1-89)所做的浸泡实验结果(表7)表明，摩天岭岩体铀含量本身相对较高，平均达到8.17×10-6，不同粒度花岗岩铀浸出率不同，粗粒花岗岩浸出率达38.54%，平均为31.68%。经蚀变的岩石除云英岩化、绿泥石化、绢云母化岩石稍低于正常岩石平均值外，以钾长石化花岗岩铀浸出率为最高，达到36%左右。如果热源足够，上述浸出率还要提高。因此，摩天岭花岗岩岩体本身完全可以给铀矿成矿提供一定量的铀源。

4.2 流体来源

前人在研究摩天岭岩体达亮矿床时，根据含氧脉石矿物(石英、方解石等)的氧同位素分析来确定矿液中水的来源，认为达亮矿床成矿流体来源于大气降水(张祖还等, 1988)。

随着矿床研究方法技术的不断进步，近年来通过对与成矿关系密切的方解石碳氧同位素以及黄铁矿稀有气体同位素的研究来确定成矿流体来源逐渐成为一种行之有效的方法(胡瑞忠, 1994; Stuartetal., 1995; 胡瑞忠等, 2007)。本文采集达亮矿床与沥青铀矿共生在一起的成矿期方解石脉和浸染状黄铁矿分别做碳氧同位素和稀有气体同位素。碳氧同位素组成在成都理工大学地球化学实验室MAT-253质谱仪上完成，质谱仪测试最小精度为0.01‰，碳氧同位素测试时以PDB为标准，然后再将δ18OPDB换算成δ18OSMOW，换算公式为：δ18OSMOW=1.03086×δ18OPDB+30.86(Nafietal., 2004)，测试结果见表8。

表8成矿期方解石脉C、O同位素组成

Table 8 C and O isotopic compositions of calcite veins in metallogenic period

样品号岩性取样地点δ13CPDB (‰)δ18OSMOW (‰)ZK1-9ZK2-13M076-2M076-1M077-1方解石达亮矿床-8.4213.31达亮矿床-8.8410.45同乐矿点-16.8017.99同乐矿点-17.2015.64同乐矿点-17.4516.32

稀有气体同位素研究以石英脉中挑选的成矿期浸染状黄铁矿为测试对象，样品送往中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源研究中心做稀有气体同位素分析，工作仪器为MM5400质谱仪，工作标准为兰州市皋兰山顶的空气，其3He/4He值为1.4×10-6，即Ra，详细的实验方法参见(叶先仁等, 2001)，测试结果见表9。

4.2.1 碳、氧同位素特征及示踪

从达亮铀矿床和同乐铀矿点成矿期的方解石碳、氧同位素组成特征可以看出(表8)，δ13CPDB介于-17.45‰～-8.42‰之间，平均值为-13.74‰；δ18OSMOW介于10.45‰～17.99‰之间，平均值为14.75‰。其中达亮矿床的δ13CPDB介于-8.84‰～-8.42‰之间；δ18OSMOW介于10.45‰～13.31‰之间。

碳、氧同位素是示踪成矿流体中∑CO2来源的有效方法(Deményetal., 2010; 石少华等, 2011)。热液成矿流体中碳一般有以下三种来源：岩浆或地幔来源的碳、沉积碳酸盐岩的碳以及有机质中的碳(沈渭州, 1987; Zheng and Hoefs, 1993; 彭建堂和胡瑞忠, 2001)。研究表明，δ13CPDB在-9‰～-3‰最能代表地幔等原始岩浆碳同位素组成，沉积碳酸盐岩的δ13CPDB值为0‰左右，有机碳的δ13CPDB值为-25‰(Faure, 1986)。从图11可以看出，达亮矿床的碳、氧同位素值投影点主要落在岩浆-地幔等深部流体碳附近，并较靠近于岩浆为代表的深部流体，说明了达亮矿床成矿流体具有深部来源的特点。相较于达亮矿床，同乐铀矿方解石的碳同位素更低，而氧同位素更高。这可能是由于这些方解石是不同阶段热液演化的产物。前人研究认为，只有热液流体发生CO2去气作用或者流体与围岩的水-岩反应时方解石的δ13C-δ18O才会呈负相关关系(Zheng and Hoefs, 1993)。图11亦能看出，摩天岭地区铀矿床方解石的δ13C-δ18O呈负相关关系。因此，摩天岭地区铀矿床的方解石主要以热液去气成因或水-岩反应成因。

图11 摩天岭地区铀矿床碳、氧同位素组成图(底图据刘建明和刘家军, 1997)Fig.11 Carbon and oxygen isotope compositions of uranium deposits in Motianling granite (base map after Liu and Liu, 1997)

4.2.2 稀有气体同位素特征及其证据

从表9可以看出，3He/4He比值为0.001～0.046Ra，平均值为0.019Ra，40Ar/36Ar比值除其中1个样品未被检测出来外，其余样品为270.8～2300.9，平均值为658.4。除1个样品外，其余样品的40Ar/36Ar均明显高于大气Ar同位素组成(40Ar/36Ar=295.5)。

研究表明，稀有气体的来源主要有以下几种：大气、地壳和地幔。大气的3He/4He值为1Ra，地壳物质的3He/4He值为0.01～0.05Ra，地幔流体的3He/4He值为6～9Ra(Turneretal., 1993; 叶先仁等, 2001)。据表9可以看出，达亮铀矿床成矿流体3He/4He介于0.001～0.046Ra之间，处于地壳物质的范围内。

由于本次研究中未测黄铁矿样品中的U、Th含量，因而无法恢复样品中稀有气体的原始值，所以所测的数据只能代表矿床形成时成矿流体中稀有气体的组成趋势(张国全等, 2010)。尽管如此，3He/4He值也还是能够大致判别达亮矿床成矿流体来源。从图12可以看出，达亮矿床成矿期黄铁矿3He/4He与40Ar/36Ar比值之间存在着良好的正相关关系，说明流体以地壳来源为主，并具有逐渐向深部来源演化的趋势，显示了成矿流体具有地壳与深部流体混合，以地壳来源为主的特点。

4.3 热源

研究区的热源主要来自于区域变质作用和构造运动。研究区地处扬子板块和华南板块的结合部位，自从新元古代形成摩天岭岩体以来经历了多次构造运动。每一次构造运动均对研究区产生了显著的影响。对研究区影响最大的构造运动是加里东运动和燕山-喜山运动，这两次重大地质事件均提供了丰富的热源。

表9成矿期黄铁矿流体包裹体稀有气体组成同位素组成

Table 9 Isotopic composition of noble gases in pyrite fluid inclusions during metallogenic period

样品号M014ZK2-6ZK2-9M043M027-4M023-4M070-24He (cm3STP/g) (E-7)40554821026889836051184335135.320Ne (cm3STP/g) (E-7)7040.911851.560.991.480.12740Ar (cm3STP/g) (E-7)24.826.072740.420.65.968.463He/4He (Ra)0.017700.020690.0010160.0089810.0071020.036070.0455940Ar/36Ar未检测出405.5270.8318.6301.2353.12300.9

图12 黄铁矿3He/4He与40Ar/36Ar关系图Fig.12 3He/4He and 40Ar/36Ar diagram of pyrite

加里东运动在研究区的表现是形成了一次范围广泛的区域变质事件，提供了丰富的热源。这次区域变质事件导致摩天岭岩体花岗岩产生了明显的变质，云母等矿物呈现了明显的定向构造，形成了片麻理，片麻理为北东-南西走向，倾向北西。花岗岩中的黑云母测试年龄约为360Ma左右，反映了加里东运动导致的区域变质作用(广西壮族自治区305核地质大队, 1994)，该次区域变质事件在区域上提供了大量的热量，同时产生了一次十分重要的铀成矿作用，形成了达亮矿床及多个矿点。

摩天岭地区在燕山-喜山期，与华南其他地区处于相同的构造动力学背景，即处于伸展构造背景下(胡瑞忠等, 2015)，产生了区域性大断裂，形成了一系列北东-北北东向的断裂。摩天岭岩体内部有4个大断裂分布，从西到东依次为：麻木岭断裂、梓山坪断裂、高武断裂、乌指山断裂。这些断裂的形成伴随着大量的热量的释放，一方面提供了热源，另一方面沟通了深部流体，产生了丰富的热液，形成了硅化断裂带。伴随着铀成矿作用的发生，形成了以新村铀矿床为代表的一系列硅化带型铀矿床、矿点。

4.4 控矿因素

4.4.1 岩性控矿

岩性对铀矿(化)的控制主要表现在铀矿化往往产出在不同类型岩性的接触部位，如达亮矿床产于沉积变质岩与花岗岩的内外接触带，以内接触带为主；同一类型岩石不同结构构造类型的岩性界限处，如达亮矿床的部分矿体产于中细粒花岗岩与粗粒花岗岩的接触部位，同乐铀矿点的矿化产于粗粒花岗岩和细粒花岗岩的接触部位。岩性之所以对铀矿产生控制作用，主要是因为在两种性质不同或结构构造有异的岩性界面处物理化学条件有显著的变化(张成江等, 2001)，即有一个明显的地球化学障或地球化学界面，致使原有含矿流体成分和性质发生了变化，最终导致铀的富集沉淀。

4.4.2 断裂控矿

根据断裂与成矿的关系，将控矿断裂分为导矿构造和容矿构造。研究区的导矿构造是北东向的深大断裂，容矿构造可以是北东向的次级断裂，也可以是北西向的断裂。如新村矿床的主要矿体赋存于北东向的次级断裂带中，这些次级断裂带既有北西倾向，也有南东倾向(图10)。达亮矿区的容矿构造则主要为走向北东、倾向南东的断裂，这种断裂带规模均不大，且大多与区域上的断裂产状不完全一致。

5 摩天岭地区铀成矿作用及成矿模式

5.1 铀成矿作用

摩天岭-元宝山地区的铀成矿作用属于多期次成矿，至少可以分为铀的前期预富集作用及两次大的铀成矿事件。两次大的成矿事件主要为加里东-海西期成矿事件和喜山期成矿事件。

5.1.1 铀的预富集作用

如前文表6所示，研究区四堡群和丹洲群在形成时铀含量较高，四堡群平均铀含量8.01×10-6，远高于地壳丰度值1.7×10-6，特别是文通组铀含量可以达到11.4×10-6。丹洲群平均铀含量10.6×10-6，白竹组铀含量可达21.3×10-6。可见，四堡群、丹洲群在沉积成岩过程中铀得到了最初的高背景值。

在雪峰运动的作用下，原先沉积成岩的中元古代四堡群等地层，在构造运动以及岩石自身重力压力之下，发生了原地重熔。在岩石重熔及结晶分异过程中，铀发生了重新分配。摩天岭岩体中的铀具有较高的背景值，岩体平均铀含量可达15×10-6，远高出酸性岩浆岩3.5×10-6的含量水平。

上述沉积成岩作用、重熔作用以及结晶分异作用过程中使得最初含量较低的铀逐渐活化富集，形成了最初的预富集作用过程。

5.1.2 加里东-海西期铀成矿事件

研究区在加里东期经受了剧烈的构造运动，形成了一次范围广泛的区域变质事件，使得原有岩石(包括摩天岭岩体、元宝山岩体及其围岩)发生了一次显著的区域变质作用，花岗岩中产生了明显的定向构造和片麻理。此次区域变质作用，使得岩体及围岩中的铀再次产生活化。加里东晚期到海西早期，在深部流体及热液的共同作用下，研究区产生了一次重要的铀矿成矿作用，在摩天岭岩体西南部形成了达亮铀矿床，在元宝山岩体东部，形成了多个铀矿点。本文在研究过程中，挑选达亮矿床富矿石样品送往核工业北京地质研究院分析测试中心，采用传统的同位素稀释法进行分析，获得沥青铀矿年龄401Ma(样品号M078-3)。此外，广西壮族自治区305核地质大队(1994)在研究中获得沥青铀矿年龄360Ma。由此可见，加里东晚期到海西早期是摩天岭岩体一次重要的铀成矿事件。

5.1.3 燕山-喜山期铀成矿事件

随着燕山-喜山运动的不断发展，与中国东部及南部所处构造动力学背景一致，在伸展构造背景下，研究区形成了一系列的北北东向的断裂(胡瑞忠等, 2015)。这些断裂的形成沟通了深部成矿物质和流体，导致了一次范围广泛的铀成矿事件。此次铀成矿作用在整个中国南方是一次十分重要的铀成矿作用，形成了许多大中型铀矿床，在岭南花岗岩诸广山岩体、贵东岩体中形成了多个大型铀矿床(胡瑞忠等, 2004, 2015)。研究区的新村铀矿床及众多铀矿点就是喜山早期形成的，新村矿床沥青铀矿测试的成矿年龄为47Ma(广西壮族自治区305核地质大队, 1980)。在研究区以东的越城岭、猫儿山一带，也有燕山晚期和喜山早期的铀矿床的形成，如产子坪铀矿(黄世杰等, 1985)。研究区以西黔中地区白马硐铀矿床喜山早期为主要成矿期(陈露明, 1990)。

5.2 铀成矿模式探讨

摩天岭地区的铀成矿与含铀丰富的地层及岩体有关，也与地质构造演化密不可分。根据前述研究，认为摩天岭地区铀矿是多期次成矿作用的结果。综合前人资料及本次研究，将摩天岭地区花岗岩型铀矿成矿模式讨论如下。

中元古代四堡期的沉积预富集作用。距今1800～1000Ma，研究区处于一个海相环境，沉积了厚度超多5000m的碎屑岩、火山岩等岩石。铀随着这些物质的沉积、成岩，有了最初的预富集，使得地层中的铀含量达到了5.4×10-6～11.7×10-6。四堡期末期(1000Ma)，地壳抬升，并受到近南北向构造力的作用，导致了四堡期地层形成了轴向近东西向的褶皱。

新元古代雪峰期，地壳下沉，沉积了丹洲群地层，导致丹洲群与四堡群之间形成角度不整合。随后，研究区经历了碰撞、晚碰撞、后碰撞等阶段(宋昊等, 2015)。在晚碰撞阶段(900～790Ma)，由于碰撞积累的能量以及地层自身的压力，导致四堡群地层熔融，形成了摩天岭岩体和元宝山岩体主体，之后在后碰撞阶段(790～750Ma)，又有岩浆活动，并且呈双峰式脉动，形成了细粒花岗岩补体。在此过程中，铀进一步活化和富集。

加里东期的区域变质作用，形成了片麻状构造，提供了大量的热，导致花岗岩及围岩地层中的铀大规模活化。这种活化主要出现在岩体的边缘部位，由于岩体与围岩接触面具有相对的空间和低压区，导致含矿流体向这些地区流动，最终在海西早期在内外接触带形成了达亮铀矿床及多处铀矿化。

燕山晚期-喜山早期的伸展构造运动导致了新的成矿作用的产生(100～45Ma)。燕山晚期-喜山早期，随着新华夏构造体系的形成与发展，在研究区形成了一系列北北东向的压扭性的深大断裂。与这些深大断裂伴随形成了一系列北西向的断裂。这些深大断裂沟通了地壳深部物质与能量，导致深部物质和流体沿导矿构造上涌，在合适的容矿构造中富集沉淀，形成了新村铀矿床和一系列铀矿点、矿化点。

综上所述，认为摩天岭-元宝山地区的铀矿是在成矿物质来源多样，多期构造运动主导，构造-岩浆-热事件共同作用的条件下形成的。

6 结论

(1)摩天岭岩体岩性主要为黑云母花岗岩、二云母花岗岩，岩体分带明显，属于富硅、富碱、铝过饱和、钾大于钠的S型花岗岩，构造背景为同碰撞花岗岩，摩天岭岩体形成时代为770～850Ma，属于新元古代，是我国南岭花岗岩带最古老的产铀花岗岩。

(2)摩天岭岩体铀矿类型丰富，铀矿分布受构造控制明显。铀矿类型以铀-绿泥石型和铀-硅化带型为主，达亮矿床为典型的铀-绿泥石型铀矿床，新村铀矿是摩天岭岩体铀-硅化带型铀矿的代表，均分布在断裂带及其附近。

(3)摩天岭岩体及其围岩中铀背景值较高，且无论花岗岩还是围岩板岩中铀的浸出率均较高，分别达到32%、46%以上，铀极易活化，是良好的铀源。成矿流体有深部来源，是大气降水与深部来源共同作用的结果。热源是加里东期的区域变质作用和构造活动以及喜马拉雅期的构造伸展活动。

(4)摩天岭地区铀矿成矿时代主要为两期：加里东晚期和喜马拉雅早期，其中达亮铀矿形成时代为360～401Ma，为华南地区成矿时代最早的铀矿床，是加里东晚期的区域变质作用和构造活动的产物。新村铀矿形成于47Ma，是喜马拉雅期伸展构造背景下的铀成矿作用的结果。

(5)高背景的铀含量是成矿的物质基础，构造热事件是成矿的主导因素。摩天岭地区铀成矿是岩性-构造-热事件共同作用的结果，经历了中元古代四堡期的沉积预富集作用、新元古代雪峰期地壳熔融富集作用、加里东期的区域变质作用形成了达亮铀矿；燕山晚期-喜山早期的伸展构造运动导致了新的铀成矿作用的产生，形成了新村铀矿。