鹅公山火山盆地铀多金属矿成矿条件分析

邵 飞， 方启春， 许健俊， 刘佳佳， 刘 毅， 陈黎明

(1.核工业270 研究所，江西 南昌 330200;2.东华理工大学地球科学学院，江西 抚州 344000)

鹅公山火山盆地位于江西省铅山县、上饶县境内，面积约160 km2，其在铅山县境内呈近EW 向展布，在上饶县境内呈NE 向展布。20 世纪六十至八十年代，火山盆地内开展了放射性、有色金属及贵金属矿产找矿工作，发现了林家(34)、新安(50)、双头铺(640)火山岩型铀矿床和沙潭火山岩型金银矿床，还发现了众多的铀矿(化)点，铀矿床中伴生有金、银、钼、锌、铅、钇等。九十年代以后，由于找矿难度增大，探矿投入不足，致使找矿工作处于停滞状态。近年来，内生热液矿床成矿规律认识及成矿理论有了新的进展(毛景文等，2004;杨明桂等，2002;王长明等，2010 )，故有必要在整理前人勘查成果资料的基础上，对火山盆地铀多金属矿成矿条件进行梳理，以期对今后的找矿工作能有所禆益。

1 区域构造环境演化

鹅公山火山盆地位于赣杭构造火山岩带中段，赣杭构造火山岩带长600 余km、宽50 ～80 km，其大地构造位置地处扬子板块与华夏板块的交接部位(邵飞等，2010)。

青白口纪早期四堡运动(约950 ±50 Ma)，扬子板块与华夏板块在萍乡—广丰—江山—绍兴一带开始对接，至奥陶纪末古板块持续俯冲，扬子和华夏板块最终拼合为统一的华南大陆，板块拼接带形成了赣杭构造带的雏形。华力西—印支—燕山早期Ⅰ幕，赣杭构造带表现为坳陷带(杨明桂等，1998)。燕山早期Ⅱ幕，太平洋板块开始向欧亚大陆板块俯冲，诱发了地幔隆起带及其附近发生部分熔融，随后的伸展作用，使得赣杭构造带发生中酸性—酸性火山喷发与浅成—超浅成岩浆侵入。燕山晚期，由于太平洋板块俯冲速率减慢且俯冲带向大洋方向迁移，区域构造环境由挤压转为拉张，并在拉张体制下形成了一系列伸展、推覆构造(王德滋等，2002)。

赣杭构造火山岩带的形成，是区域构造环境演化的产物，燕山期火山喷发及岩浆侵入，使得该带发育系列火山盆地，鹅公山火山盆地是其中一员，热液作用形成了铀多金属矿床。

2 铀多金属矿成矿地质特征

2.1 鹅公山火山盆地地质概况

鹅公山火山盆地具典型的“基底+盖层”两层结构。基底主要是中元古界铁沙街群(Pt2)细碧岩—石英角斑岩、震旦系周潭群变质岩夹火山岩、上古生界石炭系(C2)—中生界下侏罗统(J1)含火山岩、煤层的碳酸盐岩和碎屑岩;盖层主要为中生界上侏罗统打鼓顶组(J3d)、鹅湖岭组(J3e)及下白垩统石溪组(K1s)陆相中酸性、酸性火山岩和火山碎屑—沉积岩，次为上白垩统南雄组(K2n)红色碎屑岩。据区域成矿特征，基底地层属含海底热液喷流铜多金属矿沉积建造，盖层主要属与火山侵入岩有关的热液矿床的陆相火山岩建造(王长明，2010;江西省地质矿产局，1984)。

盆地内晚侏罗世打鼓顶组火山活动产物为火山沉积岩与酸、中酸性火山岩互层，火山岩厚度薄，表明火山活动强度弱，属火山活动初始阶段;鹅湖岭组火山旋回，以火山沉积岩开始，向上为酸性火山岩夹火山沉积岩，火山岩厚度大，属火山活动的高峰期;早白垩世石溪组火山旋回，由山前粗碎屑沉积岩开始，向上为一套火山碎屑—沉积岩夹火山碎屑岩，表明其与鹅湖岭组旋回间有较长时间间断，火山活动强度弱，是盆地内火山活动的尾声。各火山旋回均发育有潜火山岩。打鼓顶旋回末期，安山玢岩在盆地东南缘侵入;鹅湖岭旋回末期，粗面英安玢岩(K-Ar年龄131.1 Ma)①华东地质局二六五大队. 1995.赣杭带中段鹅公山火山盆地调查报告［R］. 南昌:核工业270 研究所.侵入;石溪旋回末期也发育有粗面英安玢岩(K - Ar年龄117 Ma)。此外，火山活动期后，盆地内还有酸性石英斑岩脉及基性煌斑岩脉侵入。

盆地内发育有近EW 向、NE 向、NNE 向及NW向线性断裂，其中近EW 向、NE 向断裂活动时间长，是重要的控岩、控盆断裂;NNE 向断裂，不仅切断近EW 向、NE 向断裂，而且切割J3e、K1s 地层，属燕山晚期产物;NW 向断裂，在盆地内常被基性脉岩充填。推覆和滑覆构造，在盆地西端34、50 矿床地段发育，表现形式为J1逆冲到J3d 之上;J3-K1s火山—沉积岩在J1l 之上滑动，并在两者之间的不整合面上产生主滑脱面(图1)。

图1 鹅公山火山盆地地质略图Fig.1 Geological sketch map of Egongshan volcanic basin

2.2 铀矿成矿地质特征

鹅公山火山盆地西端及中段发现了34、50、640三个小型铀矿床，按赋矿岩性及空间，它们分属爆发角砾岩型、火山碎屑岩型、潜火山岩型铀矿床。由此可见，铀矿化对岩性无明显选择性。

火山盆地内铀矿床构造、岩性界面控矿特征明显，具体表现为:34 矿床铀矿化主要赋存于滑覆断裂F5 上盘滑覆体底部J3d 层位内缓倾的破碎带(混有隐爆角砾岩)内(图2);50 矿床铀矿化主要分布于由早期层间滑脱面形成的剥离断裂F15 本身及其上盘J3d 层位张扭性裂隙中(图3);640 矿床铀矿化主要产于沿NW 向构造充填的煌斑岩内及其内外接触带(图4)②张金带，戴民主，邵飞，等. 2005.华东铀矿地质志［R］. 北京:中国核工业地质局.。

图2 34 矿床7 线地质剖面示意图Fig.2 NO.7 exploration line section map of the NO.34 deposit

图3 50 矿床3 线地质剖面示意图Fig.3 NO.3 exploration line section map of the NO.50 deposit

铀矿床矿石特征及成矿期围岩蚀变相似。铀矿物主要有沥青铀矿、钙铀云母及铜铀云母;金属矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿，34 矿床还见有银的硫化物矿物;脉石矿物有高岭石、迪开石、方解石、石英、绢云母、萤石等。矿石中共(伴)生元素为Cu，Mo，Ag，Au，Pb，Th，Y 等，34矿床矿石中Mo，Ag，Y，Th 具综合利用价值。成矿期蚀变主要为酸性蚀变，包括:硅化、迪开石化、黄铁矿化、绢云母化、赤铁矿化、萤石化、绿泥石化等。

图4 640 矿床54 线地质剖面示意图Fig.4 NO.54 exploration line section map of the NO.640 deposit

据上，与沥青铀矿共、伴生的金属矿物属中、低温热液矿床标型矿物，矿石中贵金属元素Au，Ag 富集。因此，火山盆地中铀矿床属中低温热液矿床(刘英俊，1984)。

2.3 金银矿成矿地质特征

沙潭金银矿床产于火山盆地呈NE 走向的东段，矿区内主干断裂为NE 向，斜贯全区，含矿构造为NW 向、EW 向、NE 向裂隙构造。矿区内发育上侏罗统鹅湖岭组(J3e)中下部火山岩，潜火山岩见于矿区北部，主要赋矿岩性为流纹质熔结凝灰岩，矿化类型有石英脉型、构造破碎带型、硅化蚀变岩型三种，以石英脉型为主。与Au，Ag 矿化关系密切的蚀变为硅化、黄铁矿化、冰长石化及水云母化(叶桐，1993)。

矿石主要金属矿物有:自然金、自然银、银金矿、辉银矿、深红银矿等。伴生矿物有:黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、磁黄铁矿、毒砂、重晶石、萤石、孔雀石等，属典型中低温热液矿床标型矿物，同时具潜火山岩型金属矿床矿物成分特征(耿文辉等，2006)。

前人研究成果表明，矿床成因属中温火山热液脉状金银矿床(吴志军，1991)。

3 成矿条件分析

3.1 火山岩成矿元素聚集条件

火山盆地内铀多金属矿，主要赋矿空间为火山岩脆性断裂及爆发角砾岩、基性脉岩内外接触带，成矿作用是火山岩浆喷发、成岩后的地质事件，并进而认为火山岩与火山岩浆有关的流体—岩石相互作用造就了成矿过程(张荣华等，2002)。显然，火山岩系成矿元素含量③华东地质局270 研究所. 1995.华东铀成矿规律及成矿预测［R］. 南昌:核工业270 研究所.可以作为判定成矿物来源的依据之一(表1)。

由表1 可见，鹅公山火山盆地火山岩成矿元素U 含量与维氏值相当，低于赣杭带中酸性火山岩平均U 含量;Au，Ag 元素含量明显高于维氏值。可见，火山岩浆作用对U 聚集不明显，但Au，Ag 强度富集，具备为金银矿成矿提供物质来源条件。尽管火山岩U 含量相对较低，若热液作用能将其从岩石中有效活化迁移，仍可为铀成矿提供铀源。

表1 成矿元素含量表Table 1 The contents of the ore-forming elements

3.2 构造条件

热液矿床的一个显著特点是受构造控制明显。由于其成矿介质是热水溶液，构造为其运移提供通道，同时又为成矿时矿质卸载提供空间场所。

鹅公山火山盆地主要发育有EW 向、NE 向基底断裂，它们在加里东期、印支期、燕山期均有活动，尤其在燕山期活动强烈，不仅控制了火山盆地的空间形态，而且控制了盆地内潜火山岩的空间展布，还控制了34、50、640 铀矿床和沙潭金银矿床及众多铀矿(化)点呈EW 向和NE 向排列(图1)。由此表明，基底断裂具重要的导岩、导矿作用。

燕山晚期，NW 向构造活动强烈，不仅表现为与铀矿化具时空关联的基性脉岩沿其侵入(640 矿床)，而且改造早期推滑覆构造滑脱面并形成NW向张扭性构造，为脉岩侵入及铀成矿提供了空间(34、50 矿床)。此外，NW 向裂隙构造对沙潭金银矿也具重要控制作用。据此认为，NW 向构造是火山盆地内铀多金属矿的重要含矿构造。

3.3 岩浆活动条件

岩浆活动可以为矿床、特别是内生矿床提供成矿物质来源，或促进成矿流体的演化，它与矿产两者之间在时间、空间、物质成分和成矿专属性等方面，具成因联系(江思宏等，2006)。

鹅公山火山盆地中生代陆相火山岩浆活动频繁，具多旋回性，打鼓顶、鹅湖岭、石溪三个旋回末期均有潜火山岩侵入。因此，盆地内火山碎屑岩、潜火山岩发育，火山活动产物具喷发相、溢流相、侵入相等，火山岩自南向北从老至新分布(图1)。大规模火山活动之后，燕山晚期尚有基性脉岩侵入。显然，鹅公山火山盆地在燕山期是一个火山—潜火山岩浆、热液活动中心区，有利于铀多金属矿成矿元素的预富集及热液矿床的形成(徐九华等，2012)。

3.4 围岩蚀变条件

蚀变围岩是热液活动和热液矿床形成的标志。热液活动越强烈，蚀变就越明显，也就越有利于矿床的形成(陈友良等，2012)。

鹅公山火山盆地铀多金属矿床围岩蚀变发育，具多期次和空间叠加特点。从矿前期到成矿期，蚀变作用增强，但蚀变空间幅度减小，成矿期蚀变主要为酸性蚀变，矿后期蚀变较弱，主要为碳酸盐化、萤石化以脉状形式充填于矿化和围岩裂隙中。

沙潭金银矿床，随蚀变强度增大，SiO2，Fe2O3含量递增，Al2O3，FeO，K2O，Na2O 含量递减，矿液中金银元素在蚀变岩中沉淀(表2)。

3.5 隐爆作用条件

隐爆作用是指在火山作用晚期，由于火山口管道被早期火山岩浆堵塞，在更后期岩浆—汽液作用下发生的地下爆破。其致使火山管道内固结的火山熔岩及附近的围岩破碎或震碎呈角砾，并被后期同岩性的火山岩浆所胶结。隐爆角砾岩在与浅成相—潜火山岩有关的矿床中发育，并与矿化有密切关系。

表2 沙潭金银矿床蚀变前后岩石化学成分(%)及元素(10 -6)含量变化Table 2 Chemical composition and elements content changes before and after the alteration of the rocks in shatan Au-Ag deposit

34 矿床铀矿化集中分布的三个区段，隐爆角砾岩体(筒)成群、成串分布，在空间上隐爆角砾岩产于潜火山岩—霏细岩脉内外接触带，角砾岩成分为鹅湖岭组凝灰质砂岩、玻屑凝灰岩及霏细岩。隐爆角砾岩是矿床重要的赋矿岩性之一，矿石中还伴生有钼、银、钇、钍。

隐爆作用表明火山岩浆期后发育有强烈的汽液作用，隐爆角砾岩为成矿溶液的交代充填提供了空间(姚金炎等，2004)。由此可见，隐爆作用是鹅公山火山盆地铀多金属矿有利成矿条件之一。

3.6 幔源物质条件

幔源物质参与成矿在国内外许多大型—超大型、非金属以及油气矿床得到证实(刘丛强等，2004)，其参与火山岩、花岗岩型热液铀矿床成矿作用过程，也被越来越多的分析测试数据及实验数据所支持(王正其等，2010;胡瑞忠等，2007)。

640 矿床铀矿化与火山盆地内发育的基性脉岩具空间关联，这一客观事实意味着可能有幔源物质参与铀成矿作用。幔源流体具独特的溶解和输运能力，前人研究结果表明，幔源CO2是华东南热液铀矿床形成的重要矿化剂，它有利于铀从固相中的浸出并继而成矿(刘丛强等，2001;胡瑞忠，2004)。尽管鹅公山火山盆地火山岩铀含量相对较低，但幔源物质的参与，显然有利于火山岩中铀的有效活化迁移。事实上，幔源物质参与赣杭火山岩带铀多金属成矿作用在该带南西端的相山矿田、北东段的大桥坞铀矿床及赣东北铜矿床均得到公认(胡瑞忠等，2007;王正其等，2012;余达淦等，2012)。

4 结论与建议

(1)鹅公山火山盆地矿产较丰富，已发现铀、金银矿床，铀矿床类型多样，铀多金属矿化对岩性无明显的选择性。基底断裂控制了矿床定位，断裂构造、隐爆角砾岩构造及岩性界面控矿特征明显。

(2)火山岩金、银含量较高，具备为成矿提供物质来源的前提。中生代陆相火山岩浆活动频繁，火山岩及潜火山岩发育，围岩蚀变强烈，鹅公山火山盆地成为火山—潜火山岩浆、热液活动中心，为铀多金属矿成矿提供了重要基础地质条件。

(3)隐爆作用是鹅公山火山盆地有利的成矿条件之一。隐爆作用及由此形成的隐爆角砾岩与铀多金属矿的关系日益得到重视，故有必要加强鹅公山火山盆地隐爆角砾岩特征、形态、分布规律及其与矿化关系的研究。

(4)幔源物质参与鹅公山火山盆地铀多金属矿成矿作用，目前的认识仅由铀矿化与基性脉岩具空间关联这一客观事实所支持。此外，火山盆地内火山岩铀含量相对较低，推论幔源物质可使固相中铀有效活化迁移并继而成矿。但幔源物质是否真正参与成矿作用，需要进一步研究。

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