相山铀矿田成矿后隆升剥露的磷灰石裂变径迹分析

张万良

（核工业270研究所，江西 南昌县 330200）

0 引言

相山铀矿田是地质作用的历史产物，矿床形成后经历了新构造运动的改造［1］和各种后生变化，包括矿床的空间位置和所在环境的变化、埋深的变化、矿体形态产状的变化等，就象翟裕生［2］指出的，一些矿床可能经强烈剥蚀而消失，一些矿床则有幸被保存下来。矿床形成后的隆升和剥露状态，是矿床预测和深部资源潜力评价必须考虑的重要因素。

美国学者C.W.Naeser最早用裂变径迹方法研究构造抬升并重建沉积盆地热历史［3］。近年来，国内的应用研究实例不断增多［4－10］，纪友良等利用磷灰石裂变径迹法，结合地震速度法、镜质组反射法、声法时差法、地质外推法，推算了渤海湾地区中生界三叠系、侏罗系、白垩系的剥蚀量，恢复了其原始地层厚度［11］；刘武生等通过对鄂尔多斯盆地磷灰石裂变径迹资料深入分析与反演模拟得出，晚侏罗世—晚白垩世早期（160～90 Ma）盆地具东升西降的特点，东部以约25 m/Ma的速率隆升，造成1 500～ 2 000 m的剥蚀量；晚白垩世末至始新世早期（90～23 Ma），盆地具整体隆升特点，盆地南部和西部隆升幅度达1 500～2 000 m，盆地东部表现为弹性回返，隆升缓慢，幅度小于500 m；中新世早期以来（23 Ma至今），全盆快速隆升，周边隆升速率达45～108 m/Ma，造成1 000～2 500 m的剥蚀量［12］。

利用磷灰石裂变径迹恢复目标地层体经受的古温度状况和构造抬升引起的地层剥蚀量是建立在磷灰石所含的238U自发裂变产生的径变在地质历史时间内受温度作用而发生退火行为这一化学动力学原理基础之上的，依据裂变径迹年龄、裂变径迹平均长度及裂变径迹长度分布特征等参量就可以确定样品所在层位所经历的热史演化过程和温度变化规律，从而求出最大埋深与最小埋深的古地温，最终推算剥蚀厚度。

相山矿田碎斑熔岩为火山侵出相岩石，面积212 km2，占相山火山－侵入杂岩面积的70％，是相山矿田的主要含矿围岩，单颗粒锆石U-Pb年龄140.3 Ma［13］，，熔岩中磷灰石常见，其粒径为0.0n～0.nmm。

相山碎斑熔岩岩石相对坚硬、致密，与其围岩如变质岩相比，抗蚀能力较强，因而形成了中央高、四周渐低的正地形地貌，相山主峰海拔1 219 m，四周海拔200～400 m。相山矿田现今地貌以典型的低山侵蚀区为特征，侵蚀区的分布规律清楚地表明相山矿田目前仍处于地表侵蚀阶段（图1）。通过统计分析，区内地貌面和侵蚀区大体有：山顶面800～1 200 m，残余侵蚀面（阶状台地）500～600 m，主侵蚀区500～200 m，现代堆积面100～200 m。相山东西、南北两侧存在明显的地貌差异，东侧和南侧坡度大，残余侵蚀面虽然存在但不甚清晰，高度较北侧和西侧相对较低；北侧和西侧则明显地存在500～600 m的残余侵蚀面。

图1 相山地形剖面图Fig.1 Xiangshan geomorphic section（上图NW-SE向，下图SW-NE向）

图2 相山火山－侵入杂岩略图Fig.2 Geological sketch of Xiangshan volcanic intrusive complex

1 取样及试验

在野外调查地形地貌特征、河流阶梯、第四系分布特征的基础上，考虑到矿田不同部位隆升的差异性，分别在相山矿田的东、西、南、北、中进行碎斑熔岩中的磷灰石采样（图2）。采样时以地质观察研究为基础，确保样品空间分布的代表性和质量，碎斑熔岩样品的风化程度尽可能一致。

样品送中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室，测定磷灰石的辐射后标准玻璃外探测器的径迹密度、矿物中238U的自发裂变径迹密度、矿物中235U诱发裂变径迹密度等参数。

2 分析结果

磷灰石裂变径迹分析样品采自相山碎斑熔岩不同部位和标高，海拔最高的样品（XS-07-13）位于相山峰顶附近，海拔高程1 217 m；最低的样品（XS-07-12）位于相山西部，与红层盖层毗邻，海拔高程114 m；XS-07-11样品位于邹家山矿床范围内，U含量较高。7个样品的磷灰石裂变径迹平均长度（12.04±0.18）～（11.45±0.13）μm，标准差为1.81～1.23μm，中心年龄最大值为（78.7± 7.1）Ma，最小为（34.5±4.1）Ma（表1），用高程加权的平均年龄为61.1 Ma。

裂变径迹年龄为表观年龄，不是该矿物形成的地质年龄。所有样品表观年龄远远小于样品所处的地层（岩体）的实际年龄（140.3 Ma），说明这些样品均经历一次退火作用，反映了碎斑熔岩在61.1 Ma以来遭受了不同程度的剥蚀作用。裂变径迹年龄与样品高程之间具有一定的正相关趋势（图3a），显示研究区经历了比较有规律的构造历史或冷却历史，即61.1 Ma之前高程变化不大，现代高程差异是61.1 Ma后形成的。

表1 相山碎斑熔岩裂变径迹数据表Table 1 Fission track analytic results of apatite from Xiangshan porphyroclastic lava

图3 磷灰石裂变径迹数据相关关系图Fig.3 Plot showing fission track data of apatite and their correlation

从磷灰石裂变径迹长度标准差与平均长度关系图（图3b）可见，总体上平均径迹长度越大，其标准差有增大的趋势，表明这些样品的构造热历史是大致相似的。但位于相山北部（XS-07-3）和相山南部（XS-07-6）样品径迹长度标准差略大，推测这些样品可能具有相对复杂的构造热历史，样品附近花岗斑岩穿插频繁是影响因素之一。

磷灰石裂变径迹年龄与平均径迹长度的相关关系不很明显（图3c），反映了78.7～34.5 Ma期间未受到明显的退火作用或加热事件。

图4 磷灰石封闭径迹长度分布直方图Fig.4 Distribution histograms of the closed fission track length of apatite横坐标为长度（μm），纵坐标为频数（条）

样品高程与径迹长度有一定相关关系（图3d）：高程较高者，平均径迹长度较大，且变化不大；高程较低者，平均径迹长度较小且变化较大，反映了其较为复杂的构造演化及热历史。

不同样品的径迹平均长度变化较小，为11.45～12.04μm，长度分布直方图具有单峰特征（图4）。除XS-07-3和XS-07-6样品直方图略显宽外，其余均较窄，长度标准差介于1.23～1.81μm之间。具有类似长度分布特征的样品，如样品XS-07-9，XS-07-11，XS-07-12，XS-07-13，XS-07-14，它们所经历的地质热历史或冷却史相类似。

3 碎斑熔岩的热历史和隆升过程

根据不同矿物的封闭年龄、封闭温度与地温梯度，通过热年代学方法，能较好地定量分析相山火山侵入杂岩的热历史和隆升过程。已有充分的实验资料表明，不同矿物的不同记年系统具有不同的封闭温度。如锆石U-Pb法年龄的封闭温度为（700± 50）℃［14］，黑云母的K-Ar法年龄封闭温度为（300± 50）℃［15］，钾长石的K-Ar法年龄封闭温度为（160± 30）℃，磷灰石裂变径迹法记年系统的封闭温度为（100±25）℃［16］。

碎斑熔岩在140.3 Ma时（锆石U-Pb年龄），其温度约700℃，在61.1 Ma时（磷灰石裂变径迹年龄），变为100℃左右，即在140.3～61.1 Ma之间，碎斑熔岩的温度下降了600℃，冷却速率达7.6℃/Ma。这是一段快速冷却的时代。

从61.1 Ma至现代，温度下降了约75℃，冷却速率为1.2℃/Ma。这是一段较缓慢的冷却时代。

假设古地温梯度与现今地壳平均地温梯度相近，约为30℃/km。在利用磷灰石FT年龄计算隆升速率时，采用传统径迹年龄——高程法，即认为不同时期地表高程不变或隆升量与剥蚀量相等［17］，现代地表露出的碎斑熔岩在61.1 Ma时尚处于地下深部约3.3 km处。该深度应包括覆盖于碎斑熔岩之上的上白垩统红层厚度和碎斑熔岩顶部厚度之和。自61.1 Ma以来，红层不再沉积，地壳开始快速隆升，隆升速率为54 m/Ma，即61.1 Ma以来相山矿田剥蚀了的平均厚度约3.3 km。

4 结束语

新生代以来是全球地壳形变与造山运动发展演化的重要地质阶段［19］。中国是世界上新构造运动最活跃地区之一，这些新构造运动对中国自然地理、环境、自然灾害有深刻影响，也是许多矿床形成与保存的重要因素［20－21］。

从检索到的相关文献或勘查报告可知，相山铀成矿年龄多在140～90 Ma之间［18］，个别为65 Ma，即相山铀矿主要形成于早白垩世，晚白垩世也有成矿的踪迹。相山铀矿形成后，经历了古近纪、新近纪及第四纪的漫长演变过程。

一个地区的地貌发育过程是构造、营力和时间的函数。在构造抬升的基础上，外动力侵蚀剥蚀作用下，该地区的地貌发育过程（时间）可以分为幼年期、壮年期与老年期等几个地貌发育阶段［22］。

根据基于DEM的面积－高程曲线的计算方法［23］，笔者曾绘制了相山地区面积高程曲线，计算出面积高程曲线积分值约14.66％，＜35％，地表侵蚀严重，属老年期的残丘地形［24］。

在华南地区，新生代以来以剥蚀夷平和沉降堆积为主要特征［25］，由于处亚热带气候区，高温多雨，风化作用较强烈，相山火山侵入杂岩遭受较强烈的侵蚀剥蚀作用，水系由中央向四周呈放射状分布，地形切割较强烈。相山铀矿田受到不同程度的侵蚀和剥露，邹家山、横涧、沙洲等矿床均已露出地表，是隆升剥露的重要佐证。磷灰石裂变径迹分析表明：61.1 Ma以来，相山矿田被剥蚀了的平均厚度大约为3.3 km。

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