广西北部摩天岭地区铀成矿特征浅析

舒孝敬，范立亭，梁永东，邹明亮，梁太平

（核工业230研究所，湖南 长沙 410007）

广西北部摩天岭地区铀成矿特征浅析

舒孝敬，范立亭，梁永东，邹明亮，梁太平

（核工业230研究所，湖南 长沙 410007）

摩天岭地区铀成矿与岩体风化剥蚀、大气降水、储矿构造闭合性及特定的还原环境密切相关；岩体表层风化剥蚀物和变质岩残留体为铀成矿提供铀源，表层浸取作用使铀从铀源体中浸出，并随大气降水沿构造进入地下，硅质热液活动将成矿流体加热并上升到近地表成矿。从铀源、水源、热源、储矿构造及还原环境等方面对其成矿特征进行了简单叙述，并建立了铀成矿模式。

摩天岭地区；铀成矿特征；铀成矿模式

1 地质概况

大地构造单元位于华南板块扬子陆块南缘，属桂北隆起之九万大山褶断带。在铀成矿单元上，属于扬子陆块东南部铀成矿省雪峰山—九万大山碳硅泥岩型、花岗岩型铀成矿带中九万大山—元宝山成矿区。

出露地层有中元古界的四堡群、新元古界的丹洲群。主要为半深海-深海相碎屑岩，具复理石沉积特征，局部地区夹枕状细碧角斑岩和火山碎屑岩，并有似层状基性-超基性岩顺层侵入。

摩天岭花岗岩体侵位于四堡群地层中，根据最新的锆石U-Pb同位素年龄测定［1-2］，形成时代为（825.0±2.4）Ma，属于雪峰期，是由四堡群深层位和以下层位地层部分重熔的岩浆向上侵位结晶形成。岩体分异较差，分相清楚，可以划分彼此渐变的内部相、过渡相和边缘相3个相带，分别由中粗粒变斑状黑云（二云）母花岗岩、中粒似斑状黑云（二云）母花岗岩和细粒（或细粒含斑）黑云母花岗岩组成。根据岩浆相带分布与侵入接触关系、岩浆演化序列与结构变化特征、岩浆与围岩的高角度侵入关系等，该岩体可能是脉动岩浆演化与侵位的一个典型实例，侵位岩浆属于主动式底辟侵位机制，不同相带间的侵位符合吹气球模式。

摩天岭地区存在两个明显不同的成矿时期：早期为293～378 Ma，属华力西期，以达亮矿床为代表；晚期为47～64 Ma，属燕山晚期—喜山期，是摩天岭地区主要成矿时期，以新村矿床为代表。尽管成矿时代不同，根据交代热液成矿学说［3］，与成矿密切相关的一些特征，如铀源、水源、热源、储矿构造及还原环境等方面是相似的。

2 铀成矿特征

2.1 铀 源

摩天岭岩体铀质量分数背景值高达22×10-6，其中，岩体内部相铀质量分数为34×10-6，过渡相铀质量分数为17×10-6，边缘相铀质量分数为11×10-6，平均浸出率为33.76%。铀矿床附近岩体内部相片麻状粗粒变斑状黑云母花岗岩蚀变后铀质量分数显著下降为6.6×10-6，表明花岗岩为成矿提供主要铀源。岩体内铀最初来自变质岩地层，四堡群及其以下地层重熔、岩浆向上侵位造成了地层中铀的活化转移到岩浆中，在岩体表层形成“铀壳层”，为花岗岩体内现代铀成矿主要铀源。

实际上，摩天岭地区还有一种重要的铀源体，即变质岩残留体，它是花岗岩浆重熔不完全产物。丹洲群下部白竹组片岩、千枚岩夹大理岩平均铀质量分数为21.1×10-6，为区域性铀源层。四堡群是岩体的主要围岩，为变余含碳粉砂岩、绿泥石绢云白云母片岩，铀质量分数为6.01×10-6，铀浸出率高达40%。岩体内铀成矿区存在大量变质岩残留体是摩天岭地区明显特征。从已知矿床看，新村矿床上游分布有多处范围较大的变质岩残留体（图1），矿床西侧的沉积变质岩-云母石英片岩残留体呈不规则弧形与高武断裂形成圈闭区，矿床赋存于圈闭区内。达亮矿床除位于岩体接触带外，西北也有多处分布的变质岩残留体。

显然，铀成矿铀源主要来自花岗岩体表层 “铀壳层”，在岩体形成以后长达800多百万年地质作用过程中，大气降水、风化等使原始 “铀壳层”剥蚀，其剥蚀物被搬运到合适地区堆积形成成矿前的铀源区。大气降水表层浸取铀是形成含铀流体的主要铀源，花岗岩体侵入形成的地壳中局部隆起为花岗岩体的长期剥蚀氧化提供了条件，可保证铀表层浸取在地质历史时期中长期进行［4］。这种由原始 “铀壳层”提供的铀由于成岩和侵入时多次活化、富集作用，铀浸出率相当高。根据岩体及地层岩石浸泡试验，花岗岩体铀浸出率平均为33.67%，以粗粒黑云母花岗岩为最高，达38.4%，四堡群变质岩铀浸出率比花岗岩更高 （41.9%）。成矿围岩极高的铀浸出率使铀很容易从这些地质体中浸出，为铀成矿提供丰富铀源。由于剥蚀作用，造成铀成矿主要发生在剥蚀和堆积区边界地带的构造断陷带和岩体边缘舌形凹陷带，铀矿化和γ异常分布在高山区四周低地形带，并以高武断裂 （Fg）为对称轴呈现出“U”字型分布特点（图 2）。

根据这种铀成矿特点，充足的铀源决定于剥蚀物的来源，因此，高大山脉下的凹陷带往往是大量剥蚀物的堆积区，能形成较大规模的铀矿化。

另外，山前平缓、山坡很长的剥蚀物通常在漫长山坡上堆积，尤其堆积在不同高度台形阶地上。这种台形阶地通常是山体错动形成的，在其两侧由于大气降水的长期冲刷，形成较深的沟谷，是剥蚀物主要堆积区，也是铀矿化的集中赋存区。不同台形阶地下铀成矿形成了不同标高铀矿化。当在一个长山坡上形成多个台形阶地时，铀成矿自上而下依次变差。

2.2 水 源

根据矿物包体均一法测温资料显示，沥青铀矿形成温度下限变化为102～198℃，表明成矿作用是在中-低温环境下进行的。同时，根据脉石矿物氧同位素分析，热液中水δ18O为－6.28‰～5.4‰，成矿期δ18O为－0.28‰～2.7‰，与大气降水（δ18O＝－6.1‰）较接近，表明成矿溶液主要来自大气降水。

从新村矿床看，成矿温度从上往下降低，有逆分布现象，表明该矿床铀主要是由地表岩石风化淋滤而来，经构造带灌入、深部加热形成含矿热液，后在合适条件下形成铀矿床［5］。

由于铀成矿与大气降水关系密切，因此与岩体的风化剥蚀作用、成矿前的流水系统、对水系产生重大影响的古山体垮塌、地质作用等密切相关。实际上，已知矿体走向和侧伏方向与现代水系流向具有一致性，且沿水系走向形成富大铀矿体，如新村地区水系自北北东流向南南西，矿体侧向南南西，且沿水系走向形成 “躺着”的巨大主矿体（占总储量的49%）；达亮矿床1号和12号带仅一山脊之隔，水系流向不同，矿体侧伏方向也不同［5］。

由于大气降水是形成成矿流体的原始水，铀成矿具有明显的地形特征；地形低洼区是明显的标志，陈祖伊等（1996）认为，由于华东南的裂陷是发生在较近地质年代的作用，它在地形特征上常留下明显痕迹，而低洼地形则是古断陷带的残迹，它们多为构造断陷带，为古裂陷作用期大气降水的汇水区、地下水深循环的对流区和上升水的减压区，成为良好的聚矿场所［6］。因此，早期由于山体垮塌及其在上游形成的古堰塞湖（图3）、由大型断裂控制的山前凹陷是大气降水的主要汇集区，也是主要的铀成矿区。

2.3 热 源

摩天岭地区属于变质核杂岩构造（热隆构造），岩体侵入于热隆构造核部。这种构造下部常见脉岩群的穿插，常见幔汁-岩浆和热流体的多次活动，也发育多类型隐爆角砾岩筒，证明其是高温的高热场区［7］。

实际上，摩天岭岩体铀成矿主要与不同时期热液活动有关，热液活动一方面导致硅化断裂带形成，同时也为铀成矿提供热源。热液活动有两期，早期热液活动发生在加里东期前后（345～510 Ma），和岩体第1次区域变质同期。热液的充填交代作用主要生成赤铁矿、绿泥石，形成铀-绿泥石型矿化。第2期热液活动发生在燕山期—喜山期，硅质热液沿NNE向系列断裂充填和交代，并形成了铀-硅质脉型矿化。在岩体内，第2期热液活动较为普遍而强烈，按其与矿化的时间以及彼此间关系又可详分为3期10个阶段。矿前有粗晶石英（Q1）、 中晶石英（Q2）、 细晶石英（Q3）和浅色微晶石英（Q4-1）等 4 个阶段， 成矿期有暗灰色微晶石英（Q4-2）、 肝红色玉髓（Q5-1）、灰黑色微晶石英（Q5-1′）等3个阶段，矿后期有浅色玉髓（Q5-2）、 梳状石英（Q6）、 赭色硅质脉（Q7）等3个阶段。矿前及矿期热液活动为下渗成矿流体提供热，形成成矿热液并上升到浅地表成矿。

李耀菘等（1982）在对新村矿床的成因进行研究后认为，成矿前由深部上升的酸性含硅热液使岩石蚀变，并改变铀在岩石中的存在形式，尔后上升的、夹裹着较高CO2、S、F等而具有强烈络合能力的硅质溶液与浸取了铀的表生水汇合而形成成矿热液［8］。

2.4 断裂构造特征

2.4.1 断裂构造型式

岩体含矿构造的组合型式较多，平面上有 “多”字型和 “y”型，但主要为帚状构造。铀矿化产出在帚状构造的收敛部位，帚状构造有张扭性和压扭性两种，如新村矿床，乌指山断裂上盘部分为压性帚状构造，下盘部分为张扭性帚状构造。剖面上，主要由一些小型的裂隙组成帚状构造型式，它们成为流体下渗通道，地表有时表现为 “贫”铀区，但在其下部的收敛部位，往往出现铀矿化，如梓山坪地区。

平面上帚状构造两翼通常由规模较大的次级断裂组成，中间为一些较小的次级断裂，次级断裂可以分成不同方向组。

这些帚状构造的一个共同特点就是撒开端都是朝向高地形区，这种分布使整个帚状构造为一汇水区，帚状构造以上山区大范围大气降水沿帚状构造流向收敛端，使铀矿化往往集中分布在收敛部位。

就浅地表成矿而言，压扭性的帚状构造是控矿的主要构造，矿化往往产于产状变缓或宽度变大而具有角砾岩带（破碎带）的地段。可见，铀成矿发生在应力释放部位，这种宽松的闭合环境下不仅有利于成矿流体的汇聚、滞留，同时也会使大量以粒状形式搬运的还原物质如磁性矿物等堆积，形成对成矿有利的还原环境。

2.4.2 断裂闭合性特征

断层封闭具有双向性，即垂向封闭和侧向封闭。成矿流体沿断裂带运移与断裂封闭作用是同一事物的两种不同表现，断裂起通道作用就不能是封闭的，断裂是封闭的就不能使流体顺畅运移［9］。实际上，对成矿流体运移最有利的情况是具有一定渗透性的未完全封闭断裂，当成矿流体在断裂中运移时突然遭遇阻挡、滞留，形成缓慢渗透时，就会发生成矿作用。

摩天岭地区大量的铀矿化主要产出在断裂的上盘，这是与断裂闭合性特征密切相关的，对铀成矿流体进行圈闭的主要是如下几方面的因素：

（1）含硅质热流体沿破碎断裂带的充填作用。区内NNE向和NW向断裂大都以巨大的硅化断裂带的形式表现出来，说明这些断裂在形成之后都有含硅质热液沿断裂活动，这些热液在沿断裂破碎带活动时，①破碎带中心的碎裂岩等物质被胶结、冲开或被溶融，形成数米至数十米宽的硅化带；②碎裂岩两侧的断层角砾被硅化，形成硅化角砾岩；③使断裂带两侧的诱导裂缝带充填形成纵横交叉的硅质脉。大型硅化带的形成起到了上、下盘之间的隔水作用，由于铀成矿的原始水为大气降水，使成矿流体基本上都在构造上盘运移，这就是摩天岭地区铀成矿主要发生在断裂上盘的原因。当有后期的构造切穿硅化带时，成矿流体会渗漏到下盘地层中，从而在构造下盘的次级断裂（裂隙）中形成铀矿化。另外，硅化带两侧的硅质角砾岩带是具有一定孔隙度的破碎带，是磁性矿物颗粒等还原物质容易在裂隙中滞留的地区，也是成矿流体渗滤的有利通道，因此是矿化的有利储矿空间，形成与硅质角砾岩有关的铀矿化。

（2）糜棱岩层或碎粉岩层形成隔水层。当断裂不是硅化带而以破碎带形式表现出来（如梓山坪断裂），下部往往是糜棱岩层或碎粉岩层对破碎断裂形成闭合，糜棱岩层往往具有较好的铀矿化。如在达亮矿床东侧，规模较大的NNE向断裂内存在数十厘米厚的糜棱岩层，具有一定规模的工业铀矿化。

除上述因素外，铀成矿断裂附近细粒花岗岩脉也可能是造成断裂闭合的原因之一，在所有铀成矿区，几乎都可以见到细粒花岗岩的存在。

摩天岭地区铀成矿大多发生在脆-韧性环境，即构造下盘为糜棱岩，上盘为角砾岩，角砾岩是含磁性矿物的，它们与细粒花岗岩一起形成相对封闭的汇（渗）水还原环境。

实际上，合适的断裂闭合程度及来自铀源区的大范围汇水条件对形成大规模铀矿化是最有利的。由次级断裂造成破碎的局部断陷区、洼兜区是一些泥质物主要堆积地段，具有相对封闭的、较好的汇水和渗透条件，对大规模的富铀矿化的形成最为有利。

2.5 黄铁矿与铀成矿

黄铁矿是自然界最为常见的金属矿物之一，因而是矿床成因、热液活动和找矿研究的重要对象［10］。松散粒状和胶状黄铁矿普遍存在于摩天岭地区的铀矿床中，与铀成矿有着非常密切的联系。

2.5.1 松散粒状和胶状黄铁矿的一般特征

松散粒状黄铁矿产于矿体上部硅化带表面的绿色石英岩裂隙和绿色蚀变带上部鳞片状绿泥石中，以结构松散、分散分布为特征，未见其他共生矿物，晶体形态以立方体自形晶为主。

胶黄铁矿主要与铀矿化有关，如在角砾状构造的矿石中，花岗岩、红色玉髓、萤石角砾往往被黄铁矿、沥青铀矿、微晶石英和萤石胶结；在环带结构矿石中，胶黄铁矿往往包裹沥青铀矿和角砾。有时，沥青铀矿以黄铁矿为核心形成多环的同心环带结构，而在外表面由硅质物形成薄薄的被膜。胶状黄铁矿中有时包裹早期黄铁矿晶体，呈现近似同心圆状的环带特征，各环带中又不同程度地发育微环带。环带在显微镜下可以识别，微环带则在电子显微镜下利用背散射成像可以识别，两者均以环带间出现亮带为特征［10］。

2.5.2 黄铁矿的成因

对新村矿床硫同位素测试结果表明，矿前黄铁矿硫同位素（δ34S）平均为4.6‰～6.64‰，与其他地区已固结的早期块状硫化物（δ34S＝1.4‰～3.0‰）存在系统差异，说明其中有大气降水硫加入。大气降水硫加入黄铁矿的形成过程，是通过Fe2＋等还原SO4产生H2S来实现的。因此，其硫同位素特征可以反映黄铁矿的形成速度，如矿床中胶黄铁矿形成速度较慢，动力分馏而产生的H2S富集，其硫同位素表现为负值（平均为-5.6‰）。

达亮矿床黄铁矿δ34S内带为－5.08‰～9.1‰，平均为 1.45‰；外带为－24.7‰～7.71‰，平均为－8.67‰。内带平均值较接近零，表明硫主要来自花岗岩体，岩体外带平均值为负值，表现出生物硫特征，硫源来自变质岩。

初凤友等（1995）通过对内核黄铁矿晶体成分分析表明，S与Fe的比值仅为1.925，明显亏硫，其他成分与胶状黄铁矿差别较大，说明是分属不同矿化阶段（期）的产物。胶状黄铁矿与松散粒状黄铁矿的热电性质相近，而与内核黄铁矿晶体差异明显，说明内核黄铁矿晶体形成于松散粒状黄铁矿和胶状黄铁矿之前，二者分属不同矿化阶段（期），这与化学成分及结构特征具有一致性［10］。黄铁矿热电性质是杂质成分和形成条件的综合反映，胶状黄铁矿和松散粒状黄铁矿的热电系数表现为较小的正值，与其形成温度较低有关［11］。

胶状黄铁矿多呈草莓状产出，与现代海底及湖底沉积物中自生黄铁矿在形态上相似，说明其形成方式和形成条件（低温、碱性条件下形成）具有一定的相似性。化学成分、物理性质和形态产状及硫同位素特征等都说明，胶状黄铁矿是热液进入浅地表后与大气降水混合而迅速冷却形成的。

热液与大气降水混合导致金属沉淀的机理有冷却作用、稀释作用、中和反应和氧化还原作用［10］。热液混入大气降水后，温度下降至地表水温或稍高，pH值接近大气降水，在此之前，其他硫化物，如Ca、Zn已从热液中分离，因此，胶状黄铁矿单独出现而不与其他硫化物共生。

胶状黄铁矿的各环带之间在光性、物性及化学成分上均显示韵律性变化，各环带中又不同程度地发育微环带，宏观与微观的分带现象可能系重结晶作用的结果。成矿热液进入浅地表在还原条件下，围绕某些结晶中心（如早期黄铁矿晶体）沉淀形成黄铁矿胶体，随后胶体中相对均匀的铀等成矿元素在结晶过程中，在自组织自纯化的反馈机制作用下重新分配，从而形成环带和微环带。

2.5.3 成矿作用

大量分散状的黄铁矿存在于绿色蚀变（铁绿泥石化）带内，铁绿泥石的形成可能与流体的沸腾作用有关［12］。因此，摩天岭绿泥石化带中大量分散粒状黄铁矿也可能是成矿热液的 “沸腾”引起的；成矿热液在运移到浅地表还原作用区成矿后，流体内会携带大量硫化物，加之地表大气降水及水中硫的加入，成为接近大气降水温度的含大量黄铁矿的流体，在成矿热液脉动上升的过程中，除了将近地表大量沿构造搬运堆积的片状、鳞片状黑云母蚀变成绿泥石外，还会将大量散粒的黄铁矿遗留在成矿区的上方。

由于上述成因特点，热液的 “沸腾”造成了成矿区上部铁绿泥石化和分散粒状黄铁矿遗留，因此，根据构造上部分布的分散粒状黄铁矿，对寻找成矿热液出口具有指示意义，预示着深部可能存在隐伏铀矿化。而在铀成矿的深部，热液温度较高，加之携带溶液的硅质热液的胶结作用形成与铀共生的胶状黄铁矿。

胶状黄铁矿的形成尤其是表层硅质被膜形成可以延缓还原物质氧化速度，使溶液中铀矿物充分还原沉积，对铀矿物保存有重要意义。另外，成矿热液中CaF2（萤石）的存在也可以减缓还原物质氧化速度，延长铀成矿的时间。刘亚洁等（2006）在对铀矿石生物浸出中氟对铁-硫氧化细菌的影响研究表明，氟是一种亲矿元素，氟离子是一种影响铁－硫氧化细菌生物活性的重要抑制因素，随着F-含量的增加，完全氧化Fe2＋所需时间会越来越长［13］。因此，在胶黄铁矿、萤石矿物存在的情况下，铀还原时间大大延长，铀矿石品位明显增高。

2.6 还原环境

引起铀矿物沉淀的还原剂，不外乎是Fe2＋、 HS-、 CH4、 CO、 H2和 H2S 等，在外界环境影响下，使含铀热液 （热水）的还原剂相对集中，促使UO22＋还原成UO2。

摩天岭地区铀矿化与蠕绿泥石化、胶状黄铁矿化、赤铁矿化等关系非常密切，尤以蠕绿泥石化、胶状黄铁矿化、萤石化发育地段矿化较富，矿体集中。

根据新村矿床围岩（片麻状变斑状黑云母花岗岩）及矿石的化学成分（表1），正常围岩中Fe2O3、SO4都很少，而矿石中的Fe2O3是围岩的8～14倍，SO4是围岩的238～512倍。另据刘广庆等（2008）资料，矿石中黄铁矿质量分数高达 15%～25%［14］。

显然，磁性矿物是造成铀成矿的主要因素，它们作为还原物质使成矿流体中铀矿物还原沉积。根据有关资料，磁铁矿使铀还原沉积后被氧化成赤铁矿，磁黄铁矿被氧化后形成黄铁矿，蠕绿泥石也称铁绿泥石，其中大部分是镁和铁的成分，主要为Fe2＋。在铀成矿流体的运移过程中，铀是以一种可溶的强氧化形式被地下水搬运，铀矿物的沉积是在成矿流体受到还原作用影响地区，磁铁矿、磁黄铁矿等可促使溶解的铀还原，然后分别氧化成赤铁矿和黄铁矿［15］。所以，野外通常发现铀矿石与大量黄铁矿和赤铁矿共生。在片岩中，铀矿和石墨通常是密切共生的，如果铁存在于这种环境，就会形成菱铁矿。钛磁铁矿可使铀还原形成钛铀矿［16］。

表1 新村矿床下部围岩及矿石化学成分Table 1 Chemical composition of wall rock and ore in the bottom of Xincun uranium deposit

在铀成矿中，铁的赋存形式给了人们很大启发，Fe3＋是和U4＋同时以云雾状、分散状、细脉状产出并共生在一起，提供Fe2＋和U6＋来源的惟一可能性就是热液流体本身，它在适宜的氧化还原环境下完成了铁、铀反应。流体中低价铁、高价铀的氧化还原作用（U6＋＋Fe2＋→U4＋＋Fe3＋）很容易通过渗滤扩散作用进行。自然，这个过程是复杂的，它和热液的组成关系密切。假如原生热液流体是H2S型，而非CO2型，则不易形成U-赤铁矿型矿石，而形成黄铁矿＋沥青铀矿型矿石［7］。

成矿过程中磁性矿物的转变与成矿时温度和压力等密切相关，不同条件下它们是互相转变的。在特定压力的H2S和O2下，它们往 往 按 Fe1-xS→FeS2→Fe3O4→Fe2O3、 Fe2S→Fe3O4→Fe2O3方式进行。例如，在600℃温度条件下，磁黄铁矿→黄铁矿→磁铁矿的硫分压力为103Pa，氧分压为10-20Pa。在同一温度情况下，将氧分压增大到10-4Pa，便会产生赤铁矿，并使磁黄铁矿分解。当温度升高时，发生下列转变：黄铁矿→磁铁矿；黄铁矿→磁铁矿→赤铁矿［17］。磁黄铁矿氧化为黄铁矿，遗留假象和残余解理。

通常，磁性矿物颗粒是以不可溶的固态形式搬运的。大气降水、风化作用使磁性矿物从其原生地质体（花岗岩体）中析出。摩天岭岩体中钛铁矿、磁铁矿是作为主要副矿物存在的，磁性矿物含量由岩石从粗变细是逐渐减少的，它们主要分布在粗粒花岗岩中。断裂作用造成了中粗粒花岗岩的破碎，因此，为地表下渗的流体运移提供了通道。在流体的运移过程中，一些较易从破碎岩体内分离出的物质，如磁性矿物颗粒、含Fe2＋成分的矿物等随地下流体运移，在一些流体的滞留区堆积，为今后铀的沉积提供了还原环境。

可以认为，新村、达亮矿床引起铀沉淀的还原剂是成矿热液中还原物质达到高度饱和（即热液流体运移到还原物质大量堆积）的地区，并可能以HS-和H2S为主。它的成矿机制是：

其反应式的 ΔGΦT127＝－252 kJ·mol-1＜0，反应可向右进行［14］。这样可以合理解释沥青铀矿和胶状黄铁矿密切共生，磁性矿物的堆积通常呈带状或由于地下水滞留时的水体环状运移，使铀矿石呈带状、环带状构造的特点。

3 铀成矿模式

断裂作用造成山体垮塌或错动，形成长期汇水的断陷区或堵塞山谷形成古堰塞湖，为成矿流体的原始水。风化剥蚀作用形成含铀剥蚀物的长期堆积区，为铀源体。大气降水表层浸取将铀从铀源体浸出形成成矿流体。断裂使岩石破碎，磁性矿物颗粒等还原物质从破碎岩石中析出，被地下水沿断裂搬运到滞流区堆积，形成长期缓慢渗水的还原环境。成矿流体形成后，随着晚期含硅质热液的活动，由深部上升的酸性含硅热液使岩石蚀变，并改变铀在岩石中的存在形式，而后上升的、夹裹着较高CO2、S和F等而具有强烈络合能力的硅质溶液与浸取了铀的表生水汇合而形成成矿热液，当上升到还原环境区时，发生铀的沉积而成矿。

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Brief analysis of uranium metallogenic features in Motianling area，northern Guangxi

SHU Xiao-jing， FAN Li-ting， LIANG Yong-dong，ZOU Ming-liang， LIANG Tai-ping
（Research Institute No.230， CNNC， Changsha， Hunan 410007， China）

In Motianling area， uranium metallogenesis are intimately related to weathering and denudation of the granite， atmospheric precipitation， closing degree of the ore storing structure， and the specific reducing environment. The denuded substances of the granite surface and the metamorphic residue body provide the uranium sources for uranium ore-forming. As a result of surfacial leaching， uranium is leached by meteoric water， and entered deep earth with precipitation along the fractures.Ore-forming fluids are heated and raised to the near surface for mineralization owing to siliceous hydrothermal activity. Uranium metallogenic features in Motianling area are briefly described in the aspects of uranium sources， water sources， heat sources， ore-storing structure and reducing environment etc.，and uranium metallogenic model is established in the paper.

Motianling area； uranium mineralization features； uranium metallogenic model

P619.14；P598

A

1672-0636（2012）03-0142-07

10.3969/j.issn.1672-0636.2012.03.004

2012-03-31

舒孝敬（1953—），男，湖南溆浦人，高级工程师 （研究员级），主要从事铀矿勘查及研究工作。E-mail:shxj230@163.com