江西桃山铀矿田大布铀矿床成矿模式研究

王洪荣， 邵维江， 周 邓， 赵陟君

（江西省核工业地质调查院， 南昌 330038）

大布铀矿床位于江西省宁都县， 是桃山花岗岩型铀矿田内最大的铀矿床。 关于大布铀矿床的研究成果主要集中于矿床的成矿特征研究， 如矿体产状、 赋矿构造、 矿化类型等［1］； 成矿条件研究， 包括铀源条件、 控矿构造、 热液作用、 岩浆作用等 方 面［2-3］； 矿石的生产工 艺 研 究［4］； 桃山矿田的成因 研 究［5-6］；桃山地区找矿突破的思考［7］； 桃山岩体的年代学和地球化学研究［8-10］等。 以往工作十分重视打鼓寨花岗岩体对成矿的贡献， 但忽略了晚于打鼓寨岩体形成的罗布里岩体和更晚期岩脉的作用， 对成矿地质体的认识还存在诸多争议， 未构建明确的成矿模式， 一定程度上限制了大布铀矿床甚至桃山铀矿田找矿突破。作者结合 “三位一体” 预测理论， 提出了大布铀矿床新的成矿模式， 同时也明确了大布矿床及其周边主要地质体在成矿中的作用。

1 地质概况

图 1 研究区铀成矿区带图 （据朱捌［11］和张金带等［12］）Fig. 1 Uranium metallogenic zone in study area（After ZHU Ba［11］ and ZHANG Jindai， et al［12］）

大布矿床位于华夏加里东褶皱带内， 处于滨太平洋成矿域扬子陆块铀成矿省桃山—诸广铀成矿带的北东端（图1）， 桃山复式花岗岩体东北部。 所处岩体为桃山复式花岗岩体，该岩体由印支期至燕山晚期不同时期、 不同规模的岩体、 岩瘤组成。 复式岩体的西侧为晚古生代浅变质岩， 东侧为白垩纪砂砾岩沉积盆地， 北北东向大沽断裂和北东向角源断裂分别控制着岩体西部和东部边界（图2）。

大布矿床分布于桃山复式岩体中燕山期打鼓寨岩体西北部接触带（图2）， 为桃山断裂和罗坑断裂夹持地段。 打鼓寨岩体是矿床的赋矿围岩， 形成时代为侏罗纪， 岩性主要为中粒小斑二云母正长花岗岩和中粒二云母正长花岗岩。 打鼓寨岩体外围侵入体主要有印支期蔡江岩体， 燕山期黄陂岩体、 钓峰岩体、罗布里岩体等， 此外还分布有燕山晚期的细粒花岗岩、 细晶岩、 伟晶岩、 煌斑岩、 花岗斑岩等岩瘤和岩脉。

矿床位于桃山断裂上盘1.5 km 处， 受北东向 F4、 F10、 F18 等 断裂复合部位控制（图 3）。 北东向 F4、 F10 等断裂是桃山断裂上盘扫帚状构造的一部分。 这些断裂走向NE30°～40°， 向南东倾斜， 呈糜棱碎裂岩带的形式产出， 宽1～2 m， 在这些断裂的两侧分布着大量近东西向裂隙（图3）。 在深部坑道中这些裂隙变为含铀矿裂隙， 成为主要的含矿构造。矿床内裂隙密集带的宽度可达1 km， 长度在2 km 以上。

矿体呈群脉状分布（图4）， 主矿体不明显， 大部分矿体短小， 沿走向和倾向延伸一般 10～30 m， 最大走向长度 325 m， 最大倾向延伸255 m。 矿体受单裂隙控制时为单脉状、 板状或透镜状、 不规则团块状等。

以赤铁矿化为主的红色蚀变和以伊利石化为主的绿色蚀变是大布矿床最重要的两种成矿期蚀变类型。 赤铁矿化与铀成矿关系十分紧密，主要的工业矿体都与赤铁矿化有关［13］， 所形成的矿石为铀-赤铁矿型。 伊利石化常与绿泥石化和萤石化组成绿色蚀变。 绿色蚀变与红色蚀变叠加时， 往往形成富铀矿体。

图2 桃山岩体地质简图Fig. 2 Geological sketch of Taoshan pluton

图3 大布矿床地质图Fig. 3 Geological map of Dabu uranium deposit

2 成矿条件分析

2.1 成矿物质来源

2.1.1 富铀地层

桃山矿田外围西部为变质岩， 东部为沉积岩。 变质岩厚度大， 总厚度在7 km 以上，变质岩系铀丰度值［3］平均为 6.36×10-6， 其中变质砂岩类可达23×10-6。 另据研究， 岩体外围炭质板岩的铀含量［2］为 24.6×10-6～26.91×10-6，平均25.76×10-6， 变质岩为区域富铀地层。

图4 大布矿床706 勘探线剖面图Fig. 4 Section of exploration Line 706 for Dabu uranium deposit

2.1.2 富铀岩体

桃山岩体为岩浆多期次多阶段侵位复式岩体， 形成时代包括三叠纪、 侏罗纪和白垩纪（图2）。 三叠纪以蔡江岩体为代表， 岩性为中粗粒斑状黑云母二长花岗岩。 中侏罗世早期以黄陂岩体为代表， 岩性为中粗粒斑状黑云母二长花岗岩； 中期以钓峰岩体为代表，岩性为中粒似斑状黑云母二长花岗岩； 晚期以打鼓寨岩体为代表， 岩性为中粒小斑（黑）二云母花岗岩。 晚侏罗世形成罗布里岩体，岩性为中（细）粒似斑状黑云母二长花岗岩。白垩纪花岗岩为细粒黑云母花岗岩及各类脉岩。 从晚三叠世至中侏罗世晚期 （岩体形成顺序为蔡江岩体→黄陂岩体→钓峰岩体→打鼓寨岩体）， 岩体铀含量逐渐增高， 至中侏罗世晚期打鼓寨岩体， 铀含量达到最高值（表1）。复式岩体较高的铀含量为铀成矿提供了铀源［14］。

2.2 成矿构造

2.2.1 接触带构造

由于本区岩浆多期次活动， 不同岩性之间存在不同宽度的接触带， 特别是打鼓寨富铀岩体与其他岩体的接触带， 具有明显的高U、 Th、 K 的特点， 在物探伽马能谱剖面、 物探氡子体测量剖面与实测地质剖面的对比中可以发现， 不同岩性的界面、 断裂构造面往往是成矿的有利部位（图5）。

表1 桃山各期次岩体U 和Th 含量Table 1 Contents of U and Th in granite of different phases in Taoshan pluton

图5 罗布里—谢源地区综合剖面图Fig. 5 Composite section of Luobuli-Xieyuan area

2.2.2 断裂构造

桃山矿田主要断裂大多呈北东向及北北东向展布， 构成了矿田的主要构造格架。 断裂构造的挟持区是控制矿床形成及定位的极其有利的构造部位。 构造活动的长期性多阶段性， 导致矿区岩石整体大面积挤压破碎及低序次、 低级别裂隙构造的广泛发育， 为成矿热液的运移、 富集及赋存提供了良好的空间条件。 实验研究表明， 大布矿床碎裂蚀变岩石比正常岩石的孔隙度提高82%， 矿化岩石比正常岩石的孔隙度提高更大， 平均达157%［17］（表 2）。

表2 大布矿床岩矿石孔隙度统计结果Table 2 Statistical results of ore porosity in Dabu uranium deposit

2.3 成矿地质体

“成矿地质体是指与矿床形成在时间、 空间和成因上有密切联系的地质体， 是形成矿床主要矿产主成矿阶段空间定位的成矿地质作用的实物载体”［18］， 因此研究成矿地质体必须从地质体与成矿的时间、 空间和成因方面着手。

从时间看， 区内岩浆岩主侵入年龄从230至133 Ma， 而成矿年龄则较新， 为65～41 Ma，主侵入期的成岩与成矿的时代间隔最大近200 Ma。 由于岩、 矿形成时间间隔太大， 包括提供铀源的打鼓寨岩体在内的主侵入体都不大可能是本区的成矿地质体。 在桃山断裂两侧大规模发育燕山晚期脉岩群， 其中花岗斑岩同位素年龄为81 Ma 和74 Ma， 与成矿年龄较接近且稍早于铀成矿年龄， 表明脉岩岩浆活动结束随即开始铀矿化， 二者具有前后相续的特点。 据研究， 桃山—诸广铀成矿带基性岩脉至少有5 期， 最晚的为65～50 Ma，而对应最晚期的成矿年龄为65～50 Ma， 与基性岩脉的成岩年龄一致［19-20］。 大布铀矿床相邻勘探线钻孔中沥青铀矿的成矿年龄具有上老下新的特点， 上部成矿年龄为65 Ma， 下部成矿年龄为 41 Ma［20］， 导致这一现象的原因可能与花岗斑岩脉（81～74 Ma）和基性岩脉（据野外关系， 成矿期基性岩脉晚于花岗斑岩脉形成）有关。

从空间看， 桃山地区广泛发育的晚白垩世脉岩群是导致桃山地区密集分布的细脉型矿化的主要原因［21］， 由于深部岩浆活动沿断裂侵入形成各种脉岩的构造带促成了铀矿化，那些与脉岩具有成因联系的断裂， 是矿化有利部位［22］。

从成因看， 碳同位素研究表明， 大布铀矿床的成矿前和成矿阶段热液脉体中方解石样品的 δ13C 变化范围为-0.77 至-10.45， 结合岩石年代学和大地构造背景， 可以确定大布矿床热液中的 CO2为幔 源 碳［23］， 从而可以推测本区基性岩为铀成矿提供了∑CO2等矿化剂。

因此， 无论是时间、 空间还是成因联系，桃山断裂和罗坑断裂附近的脉岩都与主成矿阶段有密切联系， 是本区的铀成矿地质体。

2.4 成矿热液与温压条件

通过对比矿床内不同时期的方解石、 石英和碱性长石的氧同位素与坑道内地下水和当地大气降水的氧同位素特征， 发现成矿期和矿前期的 δ18O 值略低于岩浆水的 δ18O 值，矿后期的δ18O 值与大气降水基本一致， 表明打鼓寨岩体内铀矿床的成矿热液为岩浆水与大气降水的混合热液［24］。

图6 打鼓寨岩体氧同位素特征Fig. 6 Oxygen isotope characteristics of Daguzhai pluton

大布矿床石英、 萤石、 方解石包裹体测温和成分分析［24］表明， 矿化形成温度为150～250 ℃。 成矿期的压力为 920×105～1 590×105Pa； pH 值为 5.45～7.46； Eh 值为-0.640～-0.704 V； 氧逸度 fO2为 （10-39～10-33）×1.013 25 Pa， 硫 逸 度 fS2值 （10-9～10-1）×1.013 25 Pa。由此可见， 铀矿形成环境为中低温、 中压、低氧逸度、 中性-碱性的还原环境。

3 成矿模式讨论

大布矿床铀成矿经历了漫长的岩浆演化和元素富集过程， 是多种地质作用共同作用的结果， 成因类型属岩浆期后中低温热液铀矿床。 大布铀矿床的形成过程大致可分为3个阶段： 富铀岩体形成阶段、 铀矿预富集阶段及铀成矿阶段。

3.1 富铀岩体形成阶段

桃山地区位于加里东褶皱隆起区， 基底岩石相对富含铀， 对形成富铀花岗岩有利。在印支期， 地幔上隆， 软流圈物质上涌加热下地壳， 下地壳物质部分熔融并引起古老上地壳部分熔融， 形成酸性岩浆房， 由于上地壳碎屑岩富铀， 为富铀岩浆形成提供了条件，最终形成了蔡江岩体， 蔡江岩体中发现的大量变质岩残留体就是这一过程的良好证明。至燕山期， 岩浆多次侵位， 岩浆活动中心逐渐由西南向东北移动， 岩浆演化过程中铀含量逐渐向晚期富集（图7A）。 到燕山早期第三阶段时形成打鼓寨岩体， 与其他岩体相比，打鼓寨岩体中晶质铀矿明显增多， 含量为2.71 g/t， 最高达 6.88 g/t［25］。 根 据 测 定 晶质铀矿的同位素年龄值为 138 Ma［17］， 表明岩石中的晶质铀矿是同岩产物。 打鼓寨富铀花岗岩体是铀成矿的直接物质来源。

3.2 铀矿预富集阶段

燕山中期经历了岩浆活动和强烈的地壳运动， 在打鼓寨岩体周围形成了罗布里花岗岩体， 同时， 桃山断裂、 罗坑断裂等开始形成。在铀矿预富集阶段， 罗布里岩体和断裂带起着关键作用。 Rb-Sr 同位素和全岩δ18O 研究表明，罗布里岩体为地幔来源岩浆与地壳物质按一定比例混合的产物， 属同熔型花岗岩［8］。

打鼓寨岩体经受强烈的构造挤压， 造成岩石结构、 构造严重破坏， 罗布里岩体岩浆期后热液沿断裂和裂隙对打鼓寨岩体进行广泛的碱交代、 云英岩化、 白云母化及伊利石化等。

岩石经碱交代后， 岩石中晶质铀矿大量减少甚 至 消 失［25］， 成为活化铀。 高温、 高压实验研究显示， 花岗岩在白云母化过程中，全岩将有30%～60%的铀析出［26］； 大布铀矿床的蚀变围岩铀得失模拟计算结果为， 经成矿前白云母化和伊利石化等蚀变后， 围岩中有27%～67%的铀被活化转移带出［27］。

总之， 伴随罗布里岩体形成而发生蚀变作用导致铀活化， 最终在岩石裂隙及矿物粒间、 副矿物表面等有利部位富集（图7B）。

3.3 铀成矿阶段

图7 大布铀矿床成矿模式Fig. 7 Metallogenic model of Dabu uranium deposit

燕山晚期大量中基性岩脉产生的热液在封闭的环境下呈弱碱性， 这样有利于S2-的富集和 CO2的溶解， ∑CO2是主要矿化剂， 可以从铀源岩体中 浸 取 铀［21］， U6＋以碳酸铀酰络合离子的形式进行运移， 当热液进入裂隙系统时， 由于CO2很快逃逸导致热液PH 值迅速升高， 破坏了碳酸铀酰络合离子， 含矿热液形成的黄铁矿和早期蚀变被本次热液活动改造的黄铁矿是铀的理想还原剂， 二价铁与热液中六价铀发生反应， 六价铀被还原为四价铀， 而二价铁则被氧化为三价铁形成赤铁矿（图 7C）。

大气降水经过沉积盆地时， 下降的含氧地下水与上升的含U、 F、 S 等还原性热水形成氧化还原过渡带， 总体上形成上部以红化型矿石（蚀变矿物以赤铁矿为代表）为主， 中下部以绿化型矿石（蚀变矿物以赤铁矿、 绿泥石、 伊利石等为代表） 为主的矿石类型特征，由于受赤铁矿的吸附作用影响， 铀矿化更集中于赤铁矿化地区。

4 结论

大布铀矿床位于桃山复式花岗岩体内，其成矿物质来源主要与高铀丰度值的变质岩和因多期次岩浆活动而逐渐富集铀元素的岩浆岩有关。 接触带构造和断裂构造构成了矿床的主要成矿构造系统。 燕山晚期分布于桃山断裂与罗坑断裂之间及其附近的脉岩与成矿关系密切， 可能是大布铀矿床的铀成矿地质体。 矿床的形成经历了富铀岩体形成阶段、铀矿预富集阶段、 铀成矿阶段3 个阶段。