相山矿田荷上铀矿床地质特征及成因探讨

2022-12-02毛玉锋

东华理工大学学报(自然科学版) 2022年4期

毛玉锋

(核工业二四○研究所，辽宁沈阳 110100)

相山矿田是我国重要的铀矿资源基地。核工业地勘单位于20世纪50年代末在相山地区发现航空伽马放射性异常，经过多年的地质勘探工作，落实了一批铀矿床，如横涧、岗上英、石马山、何家、源头、巴泉、红卫、横排山、沙洲、云际、邹家山、居隆庵、书塘、河元背、牛头山、湖港等矿床(章俊等,2013；陈黎明等，2018；王运等，2020；董泽彬，2020；郭建等，2020；刘龙等，2021；王勇剑，2021；巫建华等，2017)，其中矿田北部的横涧、岗上英矿床(山南地区)在开采过程中发现大量铀矿体，预示着其深部和外围具有良好的找矿前景。长期以来众多研究人员在相山北部开展工作，系统研究了铀矿化特征、成矿地质条件以及成矿规律，取得了较好的成果。荷上铀矿床位于相山矿田北部重要的矿集带内，是21世纪以来第一个系统开展勘查工作的地区，落实了中型铀矿床，铀矿平均品位为0.239%。尽管荷上铀矿床在相山北部重要的成矿单元内，但与邻区矿床在地质特征和控矿因素上有较大差异，且矿化的分布也由以花岗斑岩内外接触带为主向火山岩岩性界面为主转变，扩大了找矿范围，对随后在相山北部的横排山、巴泉、红卫矿床开展的连点成面工作具有重要参考意义。笔者以最新勘查成果为基础，结合矿石化学成分分析，参考以往的研究认识，探讨了荷上铀矿床的地质特征及成因，为进一步扩大相山北部资源量提供指导。

1 区域地质背景

相山矿田是我国最大的热液脉型铀矿田，面积约318 km2，在大地构造位置上处于华南褶皱带的北缘，赣杭构造火山岩铀成矿带的西端，遂川-德兴深断裂的东侧(图1)。东西向断裂大致控制了矿田北部次火山岩的展布，盖层构造以北东向断裂为主，贯穿基底，为基底断裂的继承和发展(付湘等，2019)。相山矿田目前已发现30余个铀矿床，主要分布于北部和西部，少量为东部，且东、西部具有不同的控矿因素和成矿地质条件(汪来，2021)。

图1 相山矿田大地构造位置(a)及地质略图(b；据张万良等，2021)Fig.1 Geotectonic location (a) and geological sketch map (b) of Xiangshan ore field1.第四系黏土、砾石；2.上白垩统龟峰群紫红色砂岩、砂砾岩；3.下白垩统鹅湖岭组碎斑熔岩；4.下白垩统打鼓顶组流纹英安岩；5.下白垩统打鼓顶组砂岩；6.上三叠统石英砂岩、页岩；7.青白口系片岩、千枚岩；8.打鼓顶组花岗斑岩；9.加里东期花岗岩；10.岩相分界线；11.断裂；12.矿床；13.荷上矿区及邻区范围

铀矿床主要产于相山火山侵入杂岩内和近外围围岩中。其围岩为青白口系变质岩，盖层为上白垩统红层，浅成超浅成岩体侵入活动频繁，有利于铀多金属成矿(胡宝群等，2015)。在矿田北部，矿床呈东西向带状展布，与近东西向带状展布的花岗斑岩关系密切。岩体与北东向展布的断裂构造的锐角夹持部位是矿体有利的成矿地段(何丹丹等，2018)，由东向西，矿床品位和规模有变富变大趋势，矿体由产于岩体内水力压裂裂隙带中为主，逐渐变为产于岩体内外接触带附近为主。在矿田西部，北东向、北西向断裂发育，并形成数个菱形断块构造格局(许健俊等，2021)。矿床多受菱形断块构造控制，矿体产于该菱形断块内的南北向断裂两侧，受不同方向和规模的水力压裂构造控制(张万良等，2021)。荷上铀矿床位于相山矿田的北部(图1)，紧邻横涧、岗上英、石马山矿床。

2 矿床地质特征

矿区地层岩性较简单，地表主要出露下白垩统鹅湖岭组碎斑熔岩，西侧出露青白口系变质岩，深部和北部有下白垩统打鼓顶组流纹英安岩、火山碎屑岩及花岗斑岩等。构造主要发育北东向、北西向断层，局部有近南北向断层分布(图2)。

2.1 地层岩性

(1)碎斑熔岩。主要为边缘相碎斑熔岩，呈浅肉红-肉红色、灰色，斑状结构，块状构造(图3a)；斑晶主要为钾长石、石英和少量斜长石、黑云母，含量约40%～50%。长石、石英斑晶大部分呈碎裂状，并见双锥状石英。钾长石局部高岭土化及条纹长石化，常吸附赤铁矿(弱红化)呈肉红色(图3b)，斜长石见不同程度的水云母化。岩石中含大量外源岩屑，成分以棱角状的灰黑色变质岩为主，底板界面附近岩屑增多变大。

(2)流纹英安岩。呈暗紫红色、灰红色、灰绿色，斑状结构，块状、流纹构造(图3c)。斑晶主要为钾长石及少量黑云母、斜长石和石英，基质呈霏细结构。流纹英安岩顶、底界面附近构造裂隙发育，常强烈蚀变呈砖红色(图3d)，是区内主要赋矿岩性。

图2 铀矿床地质略图Fig.2 Geological sketch map of the Heshang area1.下白垩统鹅湖岭组上段碎斑熔岩；2.下白垩统打鼓顶组上段流纹英安岩；3.下白垩统打鼓顶组下段砂岩；4.断裂；5.勘探线；6.钻孔

图3 蚀变及正常岩性特征Fig.3 Lithologic characteristics of fresh and altered rocksa.边缘相碎斑熔岩；b.蚀变碎斑熔岩；c.蚀变及正常流纹英安岩；d.流纹英安岩中的矿化

(3)变质岩。包括黑云母石英片岩、二云母石英片岩、十字石石榴云母片岩、含石榴子石黑云母石英片岩、千枚岩、板岩等，总厚度超过1 000 m。局部见深层变质变形的糜棱岩和热变质角岩，其变质程度自南往北逐渐增强，岩石类型依次为千枚岩—片状千枚岩—微晶片岩—片岩—石榴黑云片岩—十字石石榴黑云片岩，即低绿片岩相(绿泥石带、黑云母带)—高绿片岩相(石榴石带)—低角闪岩相(十字石带)，它们之间呈过渡关系。

(4)花岗斑岩。荷上铀矿床多个钻孔揭露花岗斑岩，地表未见出露。矿区深部的花岗斑岩主要侵入到打鼓顶组砂岩或基底变质岩中，主要分布于矿区东南部，其次分布于西部。花岗斑岩的埋深较深，约为258～700 m，岩体形态走向约55°，向南东缓倾，倾角为30°～50°，往南西侧伏(图4)。斑岩形态不稳定，深部与岗上英和石马山的花岗斑岩相连。

花岗斑岩热液蚀变强烈，呈灰绿色、灰白色，斑状结构，块状构造(图5a)。斑晶主要为长石、石英和黑云母，含量占全岩的50%以上，粒径为0.5～2.0 cm，其中长石斑晶以钾长石为主，斜长石次之。石英斑晶常见熔蚀和反应边结构，并见双锥体。基质为霏细结构，球粒结构(图5b)。

图4 荷上铀矿床深部花岗斑岩隐伏形态示意图Fig.4 Schematic diagram showing the shape of the hidden granite porphyry in Heshang uranium deposit1.-203 m标高花岗斑岩展布形态；2.-283 m标高花岗斑岩展布形态；3.-363 m标高花岗斑岩展布形态

图5 花岗斑岩照片Fig.5 Photographs showing the characteristics of the granitic porphyrya.花岗斑岩岩芯照片；b.花岗斑岩显微照片

2.2 构造

区内断裂构造发育，且次火山岩体侵位形式多样。相山矿田北部铀成矿主要受断裂构造、次火山岩和岩性界面控制(司志发等，2021)。从南向北，矿体的分布由组间界面控制逐渐转换为断裂构造、次火山岩体以及次火山岩体和基底变质岩接触带控制，各种控矿因素叠加及形态变异部位是极为有利的成矿空间。

(1)北东向断裂。区内北东向断裂发育，是盖层的主导断裂，控制了荷上铀矿床花岗斑岩体的侵入和矿带的产出(陈黎明等，2018)，该断裂带为控制相山多个富大铀矿床的邹-石断裂带的北东延伸端，断层在荷上铀矿床走向为5°～25°，南东陡倾，倾角为63°～86°。该地段的北东向断裂带经历了早期压扭性和晚期张性-张扭性的破碎变形，构成了主要容矿空间(陈正乐等，2013)。

(2)近南北向断裂。矿区西部由北及南分别以构造破碎带和裂隙密集带的形式出现，其在北端片岩中表现为控矿构造。

(3)东西向构造。区内隐伏的青白口系变质岩，由相山北部近东西向推覆构造自南向北推覆逆掩于打鼓顶组之上，沿推覆构造常见花岗斑岩侵入。整个相山矿田北部北东向断裂与东西向断裂构造复合部位控制了多个矿床的定位，密集成群的裂隙带控制着铀矿体的产出(窦小平等，2015)。该类型的裂隙集带在荷上铀矿床极为发育，同时伴随着强烈的矿化蚀变。

(4)裂隙构造。主要发育在主干断裂旁侧的碎斑熔岩和流纹英安岩中，成群成带出现，裂隙发育，走向及倾向、倾角变化较大。片岩及砂岩中的裂隙连续性较差，走、倾向延伸不稳定。

3 矿体特征

3.1 矿体分布规律

矿体主要赋存于花岗斑岩上方流纹英安岩裂隙带内或火山岩组间界面附近(图6)。这些界面包括打鼓顶组与鹅湖岭组的界面和打鼓顶组流纹英安岩与砂岩的界面，含矿岩性主要是流纹英安岩，也有碎斑熔岩，前者矿石品位高、厚度较大。该地段矿体埋深随岩性界面的埋深变化而变化，矿体产状与岩性界面产状大致相同，矿体呈群脉状或似层状，矿体产状较稳定，总体上矿体具有从东北向南西侧伏的规律(陈黎明等，2018)。

区内北部、中部存在一南北向火山岩组间界面凹陷部位，该部位矿化较集中，且产状相对较稳定，形成一条呈南北向分布的矿体聚集带，埋深从北向南由浅变深。

图6 荷上地区49A勘探线剖面示意图Fig.6 Schematic diagram of exploration line 49A in Heshang area1.下白垩统鹅湖岭组上段碎斑熔岩；2.下白垩统鹅湖岭组下段凝灰岩；3.下白垩统打鼓顶组上段流纹英安岩；4.下白垩统打鼓顶组下段砂岩；5.青白口系片岩、千枚岩；6.花岗斑岩；7.实测、推测地质界线；8.实测、推测不整合地质界线；9.钻孔及编号、孔深；10.矿体

矿床内共圈定工业矿体65个，矿体呈群脉状、透镜状，矿体规模以小矿体为主，沿走向延伸最大约为130 m,一般为25～50 m；沿倾向延伸最大约为100 m,一般为25～50 m；平均厚度为1.37 m，单矿体最大厚度为11.18 m，主要产于花岗斑岩岩体上方流纹英安岩裂隙带中，矿化蚀变强烈，见紫黑色胶状萤石化、水云母化，单矿体最高品位为0.578%，平均品位为0.239%。围岩蚀变具有明显的分带性,从矿化中心向两侧分为矿化中心水云母化蚀变带、矿旁赤铁矿化蚀变带、近矿绿泥石化蚀变带。

北东向主矿带内的矿体多为群脉状，这些矿体除几个较大矿体外，规模均较小，品位一般为中等-富，沿走向、倾向延伸不稳定，具有由北东至南西向深部侧伏的趋势。矿区北部、中部火山岩组间界面凹陷部位矿体产状较缓，沿火山岩组间界面呈似层状产出，矿体连续性较好，规模中等，埋深浅，相对集中分布。

3.2 铀-镭平衡特征

铀-镭平衡系数是反映矿床富铀的重要指标之一，在自然界中铀系的母体核素为238U，铀系中80%以上的伽马射线都是由镭及其子体衰变时所释放出来的，铀-镭平衡系数表示矿石中的铀镭质量的比值与平衡状态时铀镭的质量比值之比(陈凤兴,2015)。本次对53个碎斑熔岩和57个流纹英安岩铀矿石样品进行铀、镭含量的测定。该工作由江西核工业分析测试中心完成，其中铀含量测试仪器为H1936低本底多道γ能谱仪(北京核仪器厂)，测量范围分辨率≤7.5%，误差≤±20%，镭含量测定仪器为FD—125室内氡钍分析仪(北京综合仪器厂)，输入脉冲加幅度为200 mV～2 V，误差为1.8×10-2Bq/g。

通过测试并按式(1)计算铀-镭平衡系数(KP)，结果表明，流纹英安岩和碎斑熔岩矿石的KP平均值均小于0.9。其铀-镭平衡系数在标高100 m以上时基本处于弱偏镭状态，在标高-100～100 m时基本处于平衡，标高-100 m以下时，明显偏铀(图7)。

图7 铀-镭平衡系数随深度变化图Fig.7 Diagram showing variation of uranium-radium equilibrium coefficient with depth

(1)

式中，KP为铀-镭放射性平衡系数，QRa为样品的镭含量(10-6)，QU为样品的铀含量(10-6)。

4 矿石特征

矿石类型有铀-赤铁矿型和铀-萤石型。铀-赤铁矿型铀矿石，呈角砾状构造，角砾呈红色，胶结物为绿泥石等蚀变矿物，铀矿物主要呈细小点状、发丝状或细小条带状及微粒集合体存在于胶结物中，与绿泥石紧密伴生，与铀矿物共生的还有水云母、方解石、磷灰石、萤石、黄铁矿、铅锌矿、辉钼矿等。

铀-萤石型铀矿石呈浸染状，交代结构，铀矿物主要为沥青铀矿及少量的钛铀矿，与铀矿物共生的有萤石、水云母、磷灰石、绿泥石等脉石矿物及铁、铅、锌、铜、钼等金属硫化物。铀矿物与萤石关系密切，其微粒集合体常围绕萤石分布。水云母有被萤石溶蚀现象，黄铁矿多呈细小点状分布于萤石和水云母矿物中，边缘偶见有铀矿物沉淀。

表1 荷上铀矿床矿石伴生元素分析结果表Table 1 Chemical composition of associated elements of the ore in the Heshang uranium deposit /10-6

与铀有关的共(伴)生元素主要有Mo、Zn、Pb、Cu、Ni、P、V、Sr、Th、Ga等(表1)，其中Mo、Cu、Pb、Zn、Ni等以硫化物独立矿物形式存在，其含量均未达到工业品位要求；P主要以磷灰石或胶磷矿形式存在。P2O5是富大铀矿成矿和找矿的重要标志(高海东，2021)，热液环境中P2O5能促进U、Th等从固相进入液相。在相山热液成矿阶段，P2O5对铀活化迁移起重要的促进作用。

通过对铀矿石及围岩的微量元素进行分析测试，发现花岗斑岩铀矿石中U与Th、Mo、Ga、Pb含量呈明显正相关性，与Cu含量相关性不明显；碎斑熔岩矿石中U与Th呈正相关性，而围岩中U与Th含量无相关性。同时，U与Ga、Cu、Pb含量存在一定的正相关性，与Mo含量无相关性(图8)。

图8 围岩及矿石中相关伴生元素与U、Th含量变化曲线Fig.8 Compositional variations of U, Th and associated elements in surrounding rock and ore

5 矿床成因讨论

相山矿田北部铀矿的成矿年龄为123.90～114.84 Ma(胡志华等,2018),花岗斑岩的平均年龄为(125.4±1.0) Ma,且岩浆活动持续时间较长，约为24 Ma(彭中用等，2018)，因此铀成矿与花岗斑岩具有密切的关系。荷上铀矿床北侧的岗上英矿床成矿温度为120～154 ℃(张鸿，2008)。荷上铀矿床与其处于同一构造体系中，具有相同的成矿背景，因此荷上铀矿床属于中低温热液型铀矿床。

荷上铀矿床处在邹-石断裂带的北东延伸端，深部具有总体沿北东向断裂带发育的次火山岩。在花岗斑岩侵入活动后期，流体压力增大，触发了斑岩体上方岩石的水力压裂作用，导致岩石中的铀等元素的活化、运移和沉淀富集，进而形成铀矿床。

铀矿体的分布与花岗斑岩岩体位于同一构造空间，构造控岩控矿。区内花岗斑岩经过了较充分的演化分异，成矿物质因此发生了初始的富集，由于岩浆内含矿热液的运动速度大于岩浆，因而成矿流体常常聚集在岩体的顶部或前峰地层界面附近的裂隙密集带中，后期来自深部上升的富含CO2和F的富铀热水溶液对形成工业铀矿体起着决定性的作用。