Question

铀成矿地质条件

Answer 1

南岭东段铀矿主要集中分布在粤北诸广岩体南部和贵东岩体东部，它们集中了南岭东段约80％～90％铀矿储量，上述地区由此成为我国花岗岩型铀矿最为重要的大型矿聚集 区。诸广-贵东铀矿聚集区已发现的数十个铀矿床中，品位较高的富铀矿床有337、338、 339、361、201和ZTJ等，其中分布于贵东岩体东部的337、338、339、ZTJ矿床储量占贵 东岩体东部总储量的42％；分布于诸广南部的361、201矿床储量占诸广岩体南部总储量 的29.4％。除此之外，尚有较多的铀矿体品位较富。富铀矿的形成与下述地质条件关系 密切。

图7-14 南岭东段岩浆岩分布略图

1.富铀古陆块的存在

自Grabau（1924）提出 “华夏古陆（Cathaysian）” 以来，华南地区是否存在前寒武 纪古老陆块以及其时空范围一直是地学界颇具争议的问题（陈国达，1956；张文佑， 1959；任纪舜，1964；黄汲清，1977；郭令智，1980）。黄萱和DePaolo（1989）通过 Nd-Sr同位素研究，认为华南古生代花岗岩类来自地块深部古老大陆基底，这一基底最 老年龄大约为20亿年。李献华等（1998）采用SHRIMP测出浙西南闽西北地区的斜长 角闪岩锆石U-Pb年龄为（1766±19）Ma，并认为华夏古陆很可能是在元古宙晚期由太 古宙地壳再循环物质重熔结晶克拉通化而形成的。邓平等（2002a）根据浙闽赣粤地区出 露的中深变质岩石构造组合、构造形迹和同位素测年数据，认为华南地区前寒武纪曾经存 在一个古老的大陆块（华夏古陆），它以面形分布的片岩、片麻岩及混合岩为特征，年龄 值为18亿～10亿年（Sm-Nd、⁴⁰Ar-³⁹Ar、Rb-Sr、U-Pb、²⁰⁷Pb-²⁰⁶Pb、K-Ar）。8亿～9 亿年，该古陆沿绍兴-江山-萍乡-桂林构造带与扬子板块碰撞缝合，震旦纪初发生了— 次陆内裂解，至早中泥盆世再次缝合，其依据是武夷山两侧的大型走滑韧剪带新生云母 Ar-Ar年龄分别为390Ma和420Ma（舒良树等，1999）。从该区地壳厚度（29～35km） 和震旦-奥陶系变质岩系厚度（7～13km）可推测前寒武纪古陆块厚度可达20km。

南岭东段位于古老地块赣南粤北早古生代褶皱带边缘，铀矿的空间展布与早古生代褶 皱带关系非常密切，整个南岭地区几乎所有的铀矿都分布在早古生代褶皱带范围以内或其 边缘（图7-15）。该区基底岩石主要是新元古代—古生代的陆源碎屑夹海底喷发并经中 低级变质作用和混合岩化而成，其铀含量不均衡，存在新元古代—古生代富铀层（段）， 如早古生代构造层（Z-S）铀含量为（3.3～4.6）×10^-6，局部达36×10^-6，它们为该区 铀成矿提供了丰富的铀源。区内产铀花岗岩铀含量多数在13×10^-6以上，最高可达24× 10^-6，是一般花岗岩中铀克拉克值（3.5×10^-6）的数倍（杜乐天等，1982；金景福， 1984），也是区内变质岩系铀含量（4×10^-6～6×10^-6）的2～4倍。研究表明，区内晚 侏罗世强过铝质花岗岩类岩体，其物质源自古老地块或沉积岩（Zhou et al.，2000）。由 于本区富铀花岗岩一般为过铝质花岗岩，以及它们的母岩年龄为13～24亿年（谭正中， 1996），说明富铀岩体的原岩是一种富铀的大陆块，陈祖伊等推算其铀含量达20.53× 10^-6（高德统，1996）。

图7-15 南岭地区铀矿床空间展布与早古生代褶皱带的关系（早古生代褶皱带据任纪舜，2002）

华南地区铀矿的分布与华夏地块关系密切，并在区域上具有显著的分带性（图7- 16），华夏地块东北部以火山岩型铀矿为主，西南部以花岗岩型铀矿为主，而华夏地块西 北部边缘则以砂岩型和碳硅泥岩型铀矿为主。华夏地块以外邻近地区几乎没有铀矿产出， 表明本区所处的华夏地块及其边缘是铀成矿的有利地区。

图7-16 华夏地块铀矿分布略图

2.地壳厚度变异与深部构造交汇

该区受九峰EW向隆起带、万洋SN向隆起带、万洋山NE向隆起带的联合制约，是 早中生代NW向控岩深断裂与中-晚侏罗世EW向、NE向控岩深断裂，以及白垩纪NW 向切壳断裂与K₂-E的NE向控盆深大断裂的交汇部。从区域上看，该区莫霍面深度由南 东向北西逐渐增大，在1000km跨度内莫霍面深度从31km增加到38km。按照莫霍面深度 的不同，本区大致以北纬25°线为界分为南北两区。北区地壳厚度变化较大，NE、NNE 向深部构造明显；南区莫霍面起伏较小，地壳厚度多在34km以内，且以EW向深部构造 为主（图7-17）。诸广-贵东矿聚集区内富铀矿多形成于与晚古生代—早中生代凹陷相 交接的古隆起边缘一侧重力高向重力低过渡的幔坡地带，重力低舌头体前缘的幔坡段是控 制富铀矿的主要地段，表明该矿聚集区明显受古隆起构造和深部构造的联合制约，多组深 大断裂对多期次岩浆作用和活化深部铀源起到了积极作用。

3.多期多次强烈构造岩浆活动

诸广岩体南部及贵东岩体东部处于强烈的构造岩浆活动区内，区内岩浆活动频繁，从 早古生代到晚古生代—早中生代、晚中生代各时期均有岩浆活动（邓平等，2011a， 2012），岩浆活动具同期多阶段和深、浅源岩浆交替活动的特点。受构造岩浆活动所控 制，区内铀矿多分布于多方向、多期次岩浆活动中心或交汇部位，即NW向早中生代岩浆 岩带，EW向、NE向中-晚侏罗世岩浆岩带，NW向白垩纪岩浆岩带交接部位或多阶段 岩浆活动中心，矿体赋存于晚期小岩体周围或顶部凹兜部位。岩浆活动中心除少数为同期 多阶段活动区外，大多为岩浆多期次活动区，前者仅是单个矿床赋存区，而后者可能发育 大型铀矿聚集区。如诸广岩体南部和贵东岩体东部早中生代NW向岩浆岩带、中-晚侏罗世EW向及NE向岩浆岩带及白垩纪NW向基性岩脉群的交结部位，是大型花岗岩型铀矿 聚集区。 

图7-17 华南地区莫霍面等深度示意图（据江西省地质科研所，1985）

4.幔涌区内基性岩脉及碱交代发育

本区富铀矿的形成与区内深源岩浆和碱质流体有着十分密切的关系（杜乐天，1996， 2001；李子颖等，1999）。矿区内NWW和NNE向基性岩脉非常发育，铀矿化在空间上与 基性岩脉紧密伴生，并与 “帽峰式” 岩体关系密切（图7-18）。基性岩浆和 “帽峰式” 岩体侵入被认为是本区深源岩浆活动的标志。“帽峰式” 岩体为细不等粒含斑白云母化黑 云母花岗岩，其成岩年龄与基性岩脉形成时代相一致，为141.2Ma（138～143Ma，K- Ar、U-Pb、Rb-Sr法），⁸⁷Sr/⁸⁶Sr＝0.705～0.708，岩体形成温度达850℃，可见高温双 锥石英。从形成环境、岩石化学、副矿物特征、稳定同位素、稀土元素特征等各方面均说 明该类岩体的成岩物质来源是以幔源物质为主并混熔有一定量壳源物质的岩浆岩体（刘 汝洲等，1995）。伴随基性岩浆和“帽峰式” 岩体的侵入，发育有强烈的碱交代、电气石 化、伟晶岩化及白云母化，岩体本身及相邻的花岗岩被改造成二云母花岗岩和钠交代花岗 岩，并有一次面状碱交代和两次带状碱交代（张彦春，2001，2002），铀矿床中碱交代作 用十分普遍。

对区内基性岩脉所进行的系统年代学、元素和Sr-Nd同位素地球化学研究表明，基 性岩脉主要形成于140Ma、105Ma、90Ma（K-Ar、Ar-Ar法）三个阶段（李献华等， 1999），与本区铀成矿时代在时间上具有很好的对应性（李子颖等，1999；邓平等， 2002b）。基性岩脉化学成分以拉斑质玄武岩为主，高的εNd_（t） 值（＋5）表明其母岩浆 来源于一大离子亲石元素和轻稀土元素长期较亏损的地幔源（李献华等，1999）。通过对338和339矿床成矿流体H、O同位素研究（邓平等，2002e）后得出，矿前期和成矿期 成矿流体的δ¹⁸O_H2O＝1.4‰～6.6‰，δD_H2O＝-65‰～-34‰，表明成矿流体主要由地 幔流体组成。矿脉中方解石的δ¹³C＝-8.5‰～-3.1‰，反映矿化剂ΣCO₂来自地幔。

图7-18 诸广及贵东岩体铀矿分布与幔源基性岩浆的空间关系

诸广-贵东铀矿集聚区内与幔源基性岩浆活动有关的碱交代、脉体、变形构造和因流 体活动所导致的断裂带内岩石“扩容” 现象的广泛发育（李建威等，1999），以及地幔来 源的基性岩脉与铀成矿在时间上（140～47Ma，U-Pb法）一致、空间上相伴、成因上相 关的规律表明，地幔流体对铀成矿具有十分重要的作用，越来越多的证据表明铀的成矿作 用具有深源特点（杜乐天，2001；李子颖等，1999），基性岩脉可能不同程度地为铀成矿 提供了部分铀源。地幔流体是以富碱（K，Na，Li）、富挥发分（CO₂、S、H₂O）及富含 地球内部原始气体（³He，³⁶Ar）为特征的超临界流体。这种流体既不是水液，也不是岩 浆，而是由氢、卤素、热（H）、碱金属（A）、碳（C）、氧（O）、氮（N）、硫（S）等 组成的 “幔汁”（HACONS）（杜乐天，1996，2001）。它具有独特的溶解和输运能力，极 强的渗透能、化学反应能及反应速度极高的热容、萃取能力和分相不混溶性。这些地幔流 体不仅在地幔中产生交代作用，而且也在上升过程中对其携带的地幔岩包体产生交代作用， 尤其是当它们穿过上地幔及莫霍面进入岩石圈地壳时，与地壳岩石之间产生强烈的交代作 用，导致壳源成矿元素大规模活化转移，因而有利于形成大型、超大型矿床和巨大的矿带。

5.挤压向拉伸转变的构造环境

受中特提斯消减作用的影响，本区所处的华夏陆块西南部经历了早期离散块体挤压拼 合（230～150Ma，K-Ar、Ar-Ar法）转向晚期伸展—走滑—扩张（145～70Ma，K- Ar、Ar-Ar法）（邢光福等，2001，2002）的演化过程。晚中生代—新生代，岩浆来源由 上地壳源—中下地壳源—大陆岩石圈地幔源—软流圈地幔源逐渐向深源发展，构成了一个 漫长而巨大的构造-岩浆旋回，140Ma是南岭地质构造应力场从挤压向松弛拉张的重要转 变时期，中基性岩脉（140Ma，K-Ar、Ar-Ar法）的出现是大陆最初拉张的标志（李献 华等，1997）。此时期的花岗岩中多见玄武岩包体，并见壳幔岩浆混合作用，表明大陆内 部存在玄武岩浆的底侵作用（周新民等，2000）。

区内拉张活动具有NW和NE向双向伸展的特点：NW向热隆伸展导致幔源物质沿 NWW向伸展断裂上侵，在区内形成了辉绿岩（140Ma，K-Ar、Ar-Ar法）和煌斑岩（105Ma，K-Ar、Ar-Ar法）两组中基性岩脉群（李献华等，1997），随后又产生了拆离 作用，深部古老变质岩抬升地表，沿断裂有NWW向糜棱岩带形成（陈跃辉，1998）。NE 向裂陷伸展以形成NE向展布的隆陷构造为特征，并伴有NE向中基性岩脉（90Ma，K- Ar法）以及花岗斑岩脉侵位。与伸展构造相伴生的断陷盆地接受了厚度巨大的红色碎屑 岩堆积，同时还伴有玄武岩浆活动（82Ma、67Ma，K-Ar、Ar-Ar法）。至早第三纪， 本区裂陷伸展趋于结束。

华南地区铀成矿为140～47Ma（U-Pb法），与该区拉张期（陈跃辉等，1998）相吻 合（胡瑞忠，1990；蒋荣辉等，1990；张继顺等，1992；舒良树等，1998，1999；李子颖 等，1999），铀矿多赋存于由挤压转向拉张时形成的断陷带内（图7-19）。

6.富铀沉积建造及富铀岩体

本区元古代构造层（Pt）总厚度大于13000m，铀含量（2.6～4.8）×10^-6（含碳碎 屑岩达19×10^-6）（表7-10）；早古生代构造层（Z-S）总厚度大于10000m，铀含量（3.3～4.6）×10^-6（诸广岩体围岩中的早寒武世香楠组碳硅板岩达36×10^-6）；晚古生 代—早中生代构造层（D-T₂）总厚度约8000m，铀含量（2.3～4.6）×10^-6（局部达（5.5～6）×10^-6）；中生代构造层上部（K）和新生代构造层（R-Q）中红色碎屑岩铀 含量均为（3～4.0）×10^-6，浅色碎屑岩铀含量相对较高，最高可达13.1×10^-6。上述各 沉积建造铀含量十分丰富，富铀地层作为围岩是形成产铀岩体的一个有利条件。据华南地 区花岗岩体的铀、钍化学分析资料统计结果（谭正中等，1998）：铀含量大于等于13× 10^-6的富铀花岗岩体有诸广、贵东、柏埔、青嶂、大东山（东部）、大坪、中坝、龙川、 南昆山、武平、红山、白莲12个花岗岩体；铀含量（10～13）×10^-6的铀偏高岩体有18 个；铀含量（6～10）×10^-6的一般含铀岩体55个。上述资料表明，华南地区大多数花岗岩体的铀含量为地壳酸性岩平均含量的2～5倍以上，富铀的地球化学背景为本区铀成矿 提供了良好条件，区内花岗岩型铀矿床一般产于铀含量大于13×10^-6的岩体内。 

图7-19 诸广—贵东地区断陷带与铀矿关系

表7-10 南岭东段古生代地层含铀性（10^-6）

续表

（据核工业290研究所资料）

7.多期次蚀变叠加

热液蚀变对铀成矿富集作用有着多方面的影响，它能改变围岩的物理-力学性质，为 成矿溶液的运移和矿质沉淀提供必要通道和容矿空间；改变围岩中铀的存在形式，使活动 铀含量增高，有利于铀的活化转移并为成矿溶液提供部分铀源；它还可为成矿物质的沉淀 固定提供有利的地球化学环境和固铀剂（章邦桐等，1991）。区内高、中、低温蚀变叠加 区和酸、碱蚀变叠加区通常是铀矿集中分布的地区，特别是铀成矿作用与受控于韧性区域 构造的碱交代、绿泥石化、白云母化关系十分明显，并具有早碱晚硅、上硅下碱（杜乐 天，1992；王玉生等，2000）和上氧化下还原的蚀变叠加规律（金景福等，1992）。多期 次蚀变叠加区内岩石破碎，面型碱交代、白云母化、绿泥石化发育。碱交代、白云母化对 铀成矿起着决定性作用，未经碱交代、白云母化的花岗岩不管其铀含量多高，都不能成 矿。黑云母是花岗岩中分布最广、铀含量较高的成矿元素载体矿物（章邦桐，1994），其 平均铀含量为6.98×10^-6，而白云母的平均铀含量为1.14×10^-6，亦即在黑云母的白云 母化过程中约有84％的铀将从黑云母中释放出来（龚温书等，1986）。尽管本区白云母化 花岗岩中只有3％黑云母被白云母交代，但在整体上其铀量释放相当可观，这或许是多期 次蚀变叠加区内铀成矿的主要原因之一。

8.高低差异的放射性元素迁移

对区内1：50000航空γ能谱资料的处理研究发现（刘清鉴等，1993），区内岩体放射 性元素迁移场存在高U高Th、低U低Th、高U低Th和低U高Th等几种现象。高U高 Th或低U低Th两种情况Th/U比值均稳定在1.6～2.8范围内，表明岩体后期改造微弱， 它所反映的是岩体原始状态，这种岩体基本不成矿；而高U低Th或低U高Th两种情况， 反映岩体在经历了强烈的后期活化改造后，发生了U、Th分离和U的再分配。高U低Th 是铀成矿富集区；低U高Th则是U亏损带出的铀成矿贡献区，二者相邻紧密相伴，构成 了有利于铀成矿的放射性元素迁移富集场。因此，本区富铀矿多赋存于铀高场、钾高场、 钍低场部位，尤其是钍特低场区内（或附近）的铀高场、钾高场区，往往是富铀矿床的 富集部位（图7-20）。如诸广地区的龙华山高钍场NW侧钍低场区有361、201富铀矿 床，SE侧钍低场区内238矿床有富矿体分布；贵东地区的沙溪-杨贡坑特高钍场（70× 10^-6～104×10^-6）NE侧钍低场区有337富铀矿床。高钍岩体内的钍低场、铀高场、钾高 场中则赋存了338、339富铀矿床。

图7-20 贵东岩体东部U×K/Th含量等值图

9.良好的还原条件和封闭环境

良好的还原环境是铀成矿必须具备的条件，区内富铀花岗岩体是富含还原气体的岩 体，且晚期小岩体中还原气体明显高于早期主体岩浆侵入岩。据陈安福、欧光习等（1997）计算，1m³花岗岩在100～500℃下可析出100L以上的气体，其中氢、烃占20％， 其余80％为CO₂。CO₂及碳酸盐矿物，实际上是CH₄、CO等氧化转生物，仍反映了烃的 存在。氢、烃还原气体有助于U的还原沉淀和富集成矿。此外，本区富铀矿多产于绿泥 石蚀变带和中基性脉岩发育的部位，这些部位岩石中常含有较多的Fe^2＋，因而也为铀成 矿提供了丰富的还原剂。绿泥石化在化学成分上的变化主要是岩石的硫化和水化，其副矿 物中黄铁矿含量显著增加（王健芳等，1989）。因此，绿泥石化带本身可起到还原障的作 用，这对于铀成矿无疑是一个十分有利的地球化学背景场。

封闭的环境是铀成矿富集、保存的理想场所，本区岩体在成矿期由于存在变质岩盖层 而使岩体顶部及边缘具有良好的封闭环境，是铀成矿的理想条件，如201、238、337、 361、ZTJ等富铀矿床，矿体均产于岩体顶部或岩体边缘。

综上所述，诸广—下庄地区汇聚了华南地区众多的铀矿资源，是我国著名的铀矿聚集 区。区内绝大多数铀矿床成矿年龄与晚中生代岩浆活动时代相吻合，反映了晚中生代构 造-岩浆活动、壳幔物质与热能的迁移、矿床定位之间存在内在的必然联系（邓晋福等， 1999；华仁民等，1999；陶奎元等，1999）。南岭地区晚中生代花岗岩广泛发育，并与岩 石圈的伸展裂解作用有关（陈培荣，2004），是本区铀成矿的主要动力条件。同时南岭地 区存在富铀的基底沉积岩或变质岩，花岗岩的铀含量普遍较高，为铀成矿作用奠定了丰富 的铀源。大规模成矿的实质就是巨量成矿物质的汇聚过程（毛景文等，1999），富铀矿在 诸广、贵东两岩体内的集中分布和一系列有利于铀成矿的良好地质背景表明，该区乃至整 个南岭范围地质背景相似的地区是铀成矿的有利地区，存在寻找富大铀矿的巨大潜力。鉴 此，笔者提出把本文阐述的九个方面特征作为寻找富大铀矿的判别依据，在南岭地区开展 新一轮铀矿找矿和研究工作有良好前景，有望找到更多的花岗岩型富大铀矿床。