龙源坝岩体铀矿化时空定位研究及其意义

2022-05-19石亚飞梁发辉党飞鹏

矿产勘查 2022年1期

石亚飞，梁发辉，党飞鹏

(核工业二七〇研究所，江西南昌 330200)

0 引言

前人在龙源坝岩体投入了大量的地质勘查工作，系统地研究了构造运动与岩浆侵入特征，总结控矿构造与找矿标志，已探明铀矿化集中区一个，铀矿化属花岗岩内带型中-低温热液蚀变成矿，分别有硅化破碎带型、碎裂蚀变岩型铀矿化两个亚类。研究认为，燕山早期第二阶段花岗岩岩浆沿深大断裂呈NE 向、近EW 向似菱形构造格架侵入；燕山晚期花岗岩岩浆沿早期似菱形构造格架中的NE向深大断裂侵入(梁发辉和党飞鹏，2013；黄超等，2018)。龙源坝岩体具有很大的铀资源找矿潜力，受铀矿化与中基性脉岩“交点型”铀成矿地质条件影响，碎裂蚀变带型分为微晶石英型和碳酸盐型铀矿化两种，是富铀矿良好的成矿部位(黄世杰，2012；党飞鹏等，2014)。吴德海等(2018)提出矿区内“交点型”铀矿化与绿泥石化在空间上密不可分，铀矿体两侧必然发育有强烈的绿泥石化，因此，绿泥石化被认为是直接的铀矿找矿标志。以往研究指明了铀矿化控矿构造和找矿标志，但缺少对铀成矿期、铀矿化与古地热场等铀成矿机理的系统研究。

杜乐天和王玉明(1984)认为，花岗岩型铀矿化是“区域性岩浆-构造-热液活动统一制约的热液铀矿床”，受到区域性的铀源、古地热场、硅化(水云母化)蚀变带控制，成矿期具有同一性。本文系统研究富铀源、古地热场、大硅化带与铀矿化关系，初步分析总结铀成矿机理，为预测铀找矿远景区和找矿靶区提供参考。

1 研究区地质特征

1.1 大地构造位置

龙源坝复式杂岩体大地构造位于闽赣后加里东隆起西南缘与粤北-赣南海西-印支坳陷带的结合部位，呈南北向延伸，是南岭花岗岩带的北带(九嶷山-诸广山-仙游岩带)的组成部分(周新民，2007)，与诸广山南、陂头、贵东等岩体毗邻。龙源坝岩体由龙源坝岩基和青嶂山岩基组成，本文探讨主要范围位于龙源坝复式花岗岩岩体的南部(图1)。

图1 研究区大地构造位置示意图(据周新民，2007 修改)

1.2 构造与岩性特征

区域内，印支期—燕山早期(侏罗纪—白垩纪)，华南构造域整体处于挤压造山的构造应力环境，发生了大规模构造-岩浆活动，形成了一系列压性、压扭性构造和花岗质侵入岩体，分别以NE、近EW、NNE 向断裂构造和印支期花岗闪长岩、燕山早期中粗粒似斑状黑云母花岗岩为代表。至燕山晚期(白垩纪—古近纪)，挤压造山转变为陆壳伸展，形成了一系列伸展构造系，以NWW 向、NW 向张性、张扭性断裂为代表，且大部分被燕山晚期中基性岩浆充填，形成一系列成群成组斜列式等间距展布的中基性脉岩密集带(邓平等，2003)。

龙源坝岩体受华南构造域影响，根据构造运动活动特征和岩浆侵入形态的不同，划分成五个阶段(图2)。

图2 龙源坝岩体地质简图(自测)

(1)海西—印支运动:赣南地区受华南地区陆壳伸展影响，NNE 向深大断裂活动强度高，岩浆活动强烈，是龙源坝岩体形成时期。其中，海西期在岩体北西部残留有棉土窝、高土坑岩体；印支期第一阶段在岩体北东部残留有花岗闪长岩田螺寨岩体。第二阶段岩浆大量侵入形成龙源坝岩基、青嶂山花岗岩岩基，组成的龙源坝复式杂岩体NNE 深大断裂展布。

(2)燕山运动早期:燕山早期龙源坝岩基受两边毗邻地块相对扭动，在岩体南部形成中型“多”字形深大断裂中型构造体系，大致形成6 条NE 向横断层和4 条近EW 向冲断层组成的等间距似菱形构造格架，深大断裂构造延伸达十数公里至数十公里。此阶段岩浆以小岩体、岩株方式侵入，沿似菱形深大断裂呈网格状展布。主要岩体有假茶坑、焦营、方顶洞等黑云母花岗岩、二云母花岗岩和西泷石英正长岩岩体(梁发辉和党飞鹏，2013；黄超等，2018)。

(3)燕山晚期第一、二阶段和第三阶段早期:早白垩世(燕山晚期第一、二阶段和第三阶早期)区域应力场转换成挤压性应力环境，构造活动较弱、导致岩浆活动规模较小且向岩体中部退缩。受压扭性应力环境影响，近EW 向深大断裂不再活动，NE向深大断裂有较弱酸性岩浆活动，沿下南石、良伞寨、坪山3 条深大断裂侵入，小岩体、岩株呈串珠状分布，主要有黄埠岩体二云母花岗岩、西泷岩体石英正长岩等。

(4)燕山运动晚期第三阶段后期:至燕山晚期(白垩—古近纪)，挤压造山转变为陆壳伸展，形成NW 向张性、张扭性断裂。此阶段侵入的NW 向中基性岩脉带，岩性以辉绿岩为主、少量斜闪煌斑岩等，以3～5 条组成岩脉带，脉岩带之间大致呈平行等间距分布，间距为3～5 km(梁发辉和党飞鹏，2013；黄超等，2018)。

(5)喜山运动:喜马拉雅构造运动活动规模微弱，继承了燕山晚期似菱形构造格架，发育大量断裂构造，断裂构造中无热液蚀变现象，形成现有地形地貌的断崖、沟壑等，对后期铀矿化有一定破坏作用(张敏等，2006)。

2 铀矿化时、空定位研究

2.1 铀源体、古地热场与大硅化带

2.1.1 铀源体

经过大量的矿床研究以及地面、航空放射性测量证实，所有铀矿床都出现于预富集高场之中，此可称为矿床定位的高场法则。龙源坝岩体属富铀的钾玄岩系列，强过铝质花岗岩类，分别有两次铀富集过程:第一次是岩浆停侵后成岩预富集作用，在漫长冷却固结过程中，元素预富集在岩基上部的过渡相，分布规模数十平方公里；第二次是后期碱交代作用，再次形成中间性富集作用。

龙源坝富铀岩基铀含量为8.16 ×10-6(孙文良等，2014)，比克拉克值3.5 ×10-6高2～3 倍。地面能谱面积测量(自测)，成岩预富集作用形成的过渡相铀含量达19.8 ×10-6，后期经碱交代的中间性富集作用，在钾长石化花岗岩中平均铀含量57 ×10-6，过渡相和碱交代部位分别比克拉克值高5～6倍、16～17 倍。富铀的过渡相可为后期成矿提供丰富的铀源，是成矿的铀源体(表1)。

表1 龙源坝岩体铀含量统计表

2.1.2 铀成矿古地热体与古地热场

严格来说，所有期次侵入的岩浆体都是古地热体，但必须侵入到铀源体内或附近，具备为铀成矿提供铀源的条件，才能称为铀成矿古地热体。

剖析某典型铀矿床，燕山晚期第二阶段、第三阶段花岗岩小岩体侵入在龙源坝过渡相铀源体中，燕山晚期第三阶段晚期侵入的NW 向中基性脉岩切穿酸性小岩体。硅化破碎带呈NE 走向，沿燕山晚期第二阶段小岩体SE 部内外接触带切过，并切穿NW 向中基性脉岩。小岩体界面接触带没有热液蚀变现象，热液蚀变均沿硅化破碎带充填。铀矿化赋存在张裂性断裂或裂隙中，分别位于硅化破碎带在小岩体内外接触带产状变化部位形成帚状构造分枝部位，以及硅化破碎带与中基性脉岩相交部位。铀矿体赋存在断裂构造与中基性岩脉相交或构造碎裂部位(图3)。

图3 龙源坝岩体60 号铀矿带地质示意图

剖析该铀矿床地质特征:

(1)铀矿体具备了古地热场、富铀体、张性断裂或裂隙三个必要条件；

(2)岩浆停侵后会自上向下逐渐冷却，当固结到一定厚度的岩石硬壳，才能最大限度地产生刚性体脆性形变和断块运动。小岩体或小岩枝上部固结时已经冷却，深部岩浆室仍然保存较高温度，为热液提供热源(杜乐天和王玉明，1984)。剖析的铀矿床地质特征表明，侵入的小岩体上部界面没有热液蚀变发生，蚀变集中在NE 向断裂构造中，也证明小岩体上部不存在热源，蚀变热液是沿断裂构造从深部上升而来，小岩体深部岩浆室才是提供热源的古地热体。

(3)铀矿化沿前期硅化破碎带通道上升浸蚀，铀矿体赋存在硅化破碎带与小岩体内外接触带的帚状分枝部位或与中基性脉岩相交碎裂部位。

如上所述，燕山晚期第二、第三阶段侵入的酸性岩浆沿NE 向三条深大断裂侵入，形成的串珠状分布小岩体深部岩浆室是古地热体。因此，诸多小岩体的深部岩浆室组成NE 向铀成矿古地热场。

2.1.3 大硅化带与古地热场分布形态

(1)大硅化带组成:地质调查查明，大硅化带由3 个阶段组成:①矿前期高温蚀变阶段。本期蚀变由三期高温Q1、Q2、Q3(粗、中、细晶)石英脉组成，热值为340～200 ℃，是大硅化带主要组成部分。②矿期中-低温蚀变阶段。本期由二期中-温Q4、Q5-1(红色或深色微晶、隐晶)石英脉组成，热值为260～160 ℃，呈团块状、不规则状分布，同时发育萤石化、碳酸盐化、赤铁矿化、黄铁矿化、绿泥石化等。③矿后期蚀变阶段。矿后期Q5-2、Q6(浅色隐晶、梳状石英)细脉状石英脉，热值小于100 ℃，局部出现在第二阶段石英脉周边(党飞鹏等，2017)。

(2)大硅化带与古地热场展布形态:大硅化带沿串珠状展布的燕山晚期第二、第三阶段酸性小岩体分布，充填在3 条NE 向压扭性断裂带内，形成下南石、良伞寨、坪下硅化破碎带，硅质脉呈尖灭再现、尖灭侧现，延伸达十数至数十公里，宽1000 m 左右，与燕山晚期第二、第三阶段酸性小岩体展布形态和规模大小一致，形成下古地热场、上大硅化带的同形态、同规模结构(图4)。

2.2 铀成矿期定位

华南构造运动地质年代划分，普遍采用燕山晚期与白垩纪年代等同，时间在65～137 Ma。本文仍然采用这一地质年代划分。

2.2.1 铀成矿同一性

花岗岩型铀矿化是“区域性岩浆-构造-热液活动统一制约的热液铀矿床”，受到区域性的铀源、古地热场、硅化(水云母化)蚀变带控制，成矿期具有同一性。地质调查查明，龙源坝岩体中的铀矿化赋存在三条NE 向大硅化带内，大硅化带是古地热场、断裂构造、蚀变热液、富铀体的联合产物，铀成矿时期必然具备同一性(杜乐天和王玉明，1984)。

对龙源坝岩体内各部位铀矿物取样分析，其U-Pb 放射性年龄测定数据集中在63～73 Ma，也验证了铀成矿同一性(华东264 地质大队，1985①)。

2.2.2 铀成矿期

通过U-Pb 放射性年龄测定和剖析典型铀矿床(点)两种方法，对铀成矿期进行探讨:

(1)U-Pb 放射性年龄测定:对龙源坝岩体铀矿床取样进行U-Pb 放射性年龄测定，测定铀矿化期在63～73 Ma 之间(华东264 地质大队，1985①)，燕山构造运动结束时间为65 Ma(高彭，2016)，因此，铀成矿期在晚白垩世晚期—早古新世早期之间(表2)。

表2 江西省龙源坝地区铀矿化铀放射性年龄测定结果表

(2)铀矿化地质特征定年:根据剖析典型铀矿床(点)，铀成矿经过两个漫长的阶段:①燕山晚期第二、第三阶段酸性岩浆停侵冷却、固结阶段。燕山晚期中细粒黑云母(二云母)花岗岩、中粗粒似斑状黑云母花岗岩的西泷岩株，其同位素115 Ma(邓平等，2002)，岩浆停侵冷却、固结至一定厚度，才能形成脆性形变。区域上硅化断裂带呈压扭性结构面，切过燕山晚期NW 向辉绿岩脉，这一地质现象表明，大硅化带的形成在中基性脉岩冷凝之后(图3)，即酸性岩浆冷却固结时间十分漫长，至少延长至晚白垩世晚期起始时间为96 Ma 后(高彭，2016)。②蚀变热液冷却降温阶段。大硅化带形成是由深部岩浆室提供热源。从矿前期高温热液蚀变的粗、中、细晶石英脉侵入阶段，至铀成矿期中-低温微晶、隐晶石英脉侵入阶段，需要深部岩浆室时间漫长的缓慢降温过程。

根据喜山期构造运动发育的大量断裂构造，以无岩浆活动和热液蚀变现象为特征，结合63～73 Ma U-Pb 放射性年龄测定，表明铀成矿期在早古新世早期前结束。因此，龙源坝岩体铀成矿期应在晚白垩世晚期。

(3)矿岩时差:根据燕山晚期中细粒黑云母(二云母)花岗岩、中粗粒似斑状黑云母花岗岩的西泷岩株，其同位素年龄为115 Ma(党飞鹏等，2017)，和燕山期构造运动结束65 Ma 时限，矿岩时差大约为40～50 Ma。

3 成矿期铀矿化空间展布规律

铀源、古地热场、大硅化蚀变带三者重合区，是铀矿化带有利成矿区域；大硅化带控制了铀矿化展布形态，大硅化带与不同方向构造交接处或岩性界面相交部位，是铀矿体有利赋矿部位(杜乐天和王文广，2009)。

3.1 铀矿化带空间展布规律

形成矿前期高温大硅化带之后，受同一应力场作用，在大硅化带与不同方向断裂或不同岩性界面相交的应力集中区，产生了派生构造，派生构造为成矿期中—低温热液蚀变提供了通道和成矿空间。成矿期中—低温热液在断裂构造上升过程中，从龙源坝岩体过渡相铀源中浸出丰富的铀元素，并沿断裂通道迁移到地层浅部沉淀成矿。龙源坝铀矿化属中、低温岩浆残余热液花岗岩内带型，下分为硅化破碎带型和碎裂蚀变岩型，其中碎裂蚀变岩型按铀矿石类型分为铀-萤石型、铀-碳酸盐型(王启滨等，2014)。

龙源坝岩体的3 条NE 向下南石、良伞寨、坪山硅化破碎带，呈NE 向平行展布，相互距离4～5 km(图4)。

图4 龙源坝岩体铀矿化分布规律示意图

大硅化带主要由矿前期高温蚀变粗、中、细晶石英脉组成，呈尖灭再现、尖灭侧现，宽800～1000 m，长十数至数十公里，此阶段高温蚀变不利于铀元素的迁移、富集与沉积，是热液活动最强烈、范围最广的阶段，也圈定了后期铀矿化热液蚀变范围，间接控制铀矿化展布形态。

3.2 铀矿体(化)赋存规律

随着古地热场温度降低，热液蚀变强度也降低、蚀变范围向大硅化带中部退缩，局限于深部岩浆室上部的小岩体岩性界面内外接触带附近，赋存在NE 向硅化破碎带与不同方向构造交接处、岩性界面相交部位的张性断裂或裂隙中。

剖析典型铀矿床(点)，硅化破碎带型铀矿体或铀矿化蚀变，普遍出现在NE 向硅化破碎带与不同构造交接处或岩性界面相交部位，赋存在张性断裂构造内(图4)。如:NE 向下南石大硅化带内硅质脉与近EW 向黄沙断裂相交部位，形成3 个硅化破碎带铀矿化晕圈；NE 向良伞寨大硅化带中硅质脉与近EW 向下竹坑断裂带相交部位，在下方形成相同的SN 向红色或灰黑色隐晶质硅质脉，有紫黑色细脉状萤石侵入，形成SN 向硅化破碎带型铀矿体和铀矿化晕圈。

碎裂蚀变带型铀矿体或铀矿化蚀变普遍出现在NE 向硅化破碎带与NW 向中基性脉岩相交部位，赋存在张性裂隙中。如:沿良伞寨大硅化带中间硅质脉与辉绿岩脉相交部位，形成多处铀—萤石型铀矿体或铀矿化晕圈，形成部位常常受两组断裂相交，构造破碎较大，为中或中、低温热液蚀变，铀矿体或铀矿化蚀变沿EW 向辉绿岩脉延伸。铀-碳酸盐型铀矿体或铀矿化晕圈，位于良伞寨大硅化带西侧中段，赋存在硅质脉与辉绿岩脉相交部位，铀矿体或铀矿化晕圈沿NW 向辉绿岩脉延伸，是区内富铀矿体主要类型。

4 龙源坝地区铀矿化机理

分析总结龙源坝地区铀成矿机理，燕山晚期第二、第三阶段，酸性小岩体沿3 条NE 向深大断裂侵入到龙源坝岩基过渡相中(富源体)，当岩浆停止侵入，小岩体在密闭环境中经过漫长过程，逐渐冷却、固结至一定厚度，能够满足脆性断裂时，断裂构造才能切穿小岩体，为热液提供上升通道和成矿空间(李献华，2007)。此时，呈筒状、枝状、脉状、蘑菇状等形态的小岩体上部，也随着围岩冷却，只有深部岩浆室留存热源成为古地热体，诸多串珠状展布的小岩体组成NE 向铀成矿古地热场。古地热场是蚀变热液热源，热液沿NE 向断裂构造通道上升，沿途不断从富铀体浸出铀元素，经络合富集成铀成矿流体，升至浅层小岩内外接触带张性构造或裂隙中，逐渐释放铀元素形成铀矿化。中基性脉岩较易被构造破碎，提供充足的张性断裂或裂隙成矿场所，酸性的铀成矿流体与碱性中基性脉岩接触形成中和化学场，释放大量铀元素，形成“交点型”富铀矿体(杜乐天，2001)(图5)。