相山铀矿田矿体形态分类及成因意义

张万良

(核工业270研究所,江西 南昌 330200)

矿体是矿床的基本组成单位,具有一定的大小、形态、规模和产状特征。矿体形貌(morphlogy of orebody)是矿体外形和内部构造(夹石分布情况及矿化连续性等)的总和。关于矿体的外形,根据矿体空间三个方向延伸的比例不同分为下列三种基本类型:①等轴状矿体——在空间三个方向大致均衡延伸的矿体,如矿囊、矿瘤、矿巢等;②柱状矿体——在空间上向一个方向(大都是上下)延伸较长,另外两个方向延伸较短,且大致相等的矿体,如矿柱、矿筒等;③板状矿体——在空间上向两个方向延展的矿体,如矿脉、矿层等;此外,还有介于以上三种基本类型之间的过渡的类型及形态很不规则的各种矿体。

矿体形态一般分为四类:①形态简单;②形态较简单;③形态复杂;④形态很复杂(地质矿产部地质辞典办公室,2005)。矿体形态特征是影响矿床勘探难易程度的主要因素,是确定矿山开拓方案和选择开采方法的重要依据。

近年来,为了采矿和找矿预测的需要,国内外学者对矿体形貌及其变化特征、成因机制进行了不懈的探索(Carlson,1991;Ridley and Mengler,2000;宗信德等,2010;杨利容,2013;路魏魏等,2013;谭满堂等,2013)。汪劲草(2011)将矿体形貌划分为4种几何类型:一维矿体形貌、二维矿体形貌、三维矿体形貌及复维矿体形貌,并将矿体形貌划分为 4种成因类型:构造型矿体形貌、流体型矿体形貌、岩溶型矿体形貌及沉积型矿体形貌,提出了矿体形貌学的概念。马田生(2008)运用分形理论研究了山东焦家金矿床Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号主矿体的品位、厚度、品位厚度乘积的分维值在垂向上的变化特征。刘乐等(2013)使用 Surpac三维建模软件对姚家岭矿床的矿体及相关围岩的空间位置数据建立相应的地层和矿体三维模型,地层及矿体的三维形态表明姚家岭铜铅锌矿的控矿构造明显受到印支期和燕山期2期相互近垂直的构造应力的作用,其记录了中生代特提斯构造体制与太平洋构造体制转换的过程。

相山矿田是我国铀矿大基地建设的重点矿区,目前已发现铀矿床近30个,矿体超万个。以前,我们对相山矿田的地质研究主要集中在矿床层面或者矿石的微观特征方面,对矿床分布的时空规律、成矿条件、矿石物质组成、围岩蚀变以及成矿后的隆升剥露等已取得重要成果认识(夏林圻等,1992;邱爱金等,2002;李子颖,2006;邵飞和徐恒力,2009;张万良等,2009;张万良和余西垂,2011;张玉燕等,2011;张万良,2012),而对矿体地质尤其是矿体形状和内部结构的研究却十分薄弱。相山矿田众多矿床产于相山火山侵入杂岩体内,是统一的构造岩浆作用下的产物,矿体形态有没有体现矿床成因的一些特点？千姿百态的矿体形成机制的研究具有重要的意义。

随着相山矿田主要矿床的开采开发,主要矿床的矿体形态特征的本来面目逐渐显现出来了,地勘阶段圈定的矿体形态与矿体的真实形态有较大的差异,除了矿体的圈定受一定工业指标的限制外,还有勘查工程间距不可能达准确圈定矿体形态的原因。影响矿体形态和产状的地质因素很多,其中构造条件、围岩性质以及矿床成因具有决定性的意义。反过来,一定的矿体形态特征,反映了一定的成矿构造类型,隐含着特殊的矿床成因信息。因此,开展矿体形态及其形成机制的研究,既是地质勘查的需要,也是矿山开发的要求,更是矿床成因研究的重要内容。

在矿山技术部门的支持下,笔者通过对井下矿体边界、内部结构的详细观察和探采对比分析,发现相山矿田矿体形态复杂,规模不等,规律性不强,与区域性的应力破裂构造没有成生联系,呈现一种与液压致裂构造相关的矿体形貌特征。

1 矿田地质概况

相山铀矿田位于钦杭成矿带北东段、赣杭构造火山岩铀成矿带南西端,铀矿主要产于相山火山侵入杂岩体内,相山火山-侵入杂岩体产于EW向、NE向及 NW 向多组基底构造的交汇部位,由火山喷发相酸性火山碎屑岩(夹沉积岩)、火山侵出相酸性熔岩及火山期后浅成-超浅成侵入相斑岩所组成(图1)。杂岩体平面呈椭圆形,东西长约 20 km,南北宽 14 km,面积约318 km2。火山岩系基底为震旦纪变质岩及晚三叠世碎屑岩夹煤层,盖层为上白垩统南雄组红色碎屑岩和第四系。

图1 相山铀矿田地质略图Fig.1 Sketch geological map of the Xiangshan uranium field

浅成-超浅成侵入(喷出)体除碎斑熔岩外,花岗斑岩、流纹英安斑岩等小岩体广泛分布,形态各异,花岗斑岩岩体露头规模在南部较大,呈岩株状,矿物粒度较粗,曾有“斑状花岗岩”之称(华东 608大队12队,1966),往东部、北部,露头渐小,呈岩墙、岩脉状,至西部,露头少而小,为分散的岩滴状。流纹英安斑岩主要分布在西或西北部。这种斑岩体分布特征与相山地区的铀矿床主要分布在北或西北部可能有内在的成因联系。

碎斑熔岩、花岗斑岩、流纹英安斑岩是相山火山侵入杂岩体的主体岩性,也是矿体的主要围岩,分布面积约261 km2,占杂岩体面积约82%。碎斑熔岩最大厚度大于3000 m。其他岩层或岩性,或分布在杂岩体外缘,或厚度小,或规模小,总面积仅为杂岩体的18%。

含矿围岩与火山杂岩体各类岩体规模大小有一定关系,矿体围岩有碎斑熔岩、花岗斑岩、流纹英安斑岩、隐爆角砾岩、片岩、火山碎屑岩、砂岩等,碎斑熔岩中的铀矿储量约为相山矿田铀矿总储量的41%。我们知道,分布广、规模大的岩层或岩体,遭受构造破碎、热液作用及矿化的机会就多,各矿床往往具有多种含矿岩性,因此认为相山矿田铀矿化对岩性的选择性不大。

2 矿体形态和产状

相山矿田有近30个铀矿床,除了个别矿床矿体形态呈筒状外,大部分矿床的矿体呈脉状,但并非呈简单的脉状,而是呈一种复杂多变的脉状甚至不规则状。

2.1 脉状矿体

脉状矿体是沿着围岩的裂隙充填或交代而形成的矿体,一般与围岩的产状不一致,切割围岩。矿脉的大小不一,脉宽从数毫米至数米,个别达数十米,脉长从数米至几百米,少数达数千米。因此,根据具体情况,矿脉有大脉、中脉、小脉、细脉和微脉之分。

邹家山矿床的脉状矿体具有代表性。地勘单位在勘探邹家山矿床时,认为矿体受NE向断裂、裂隙控制,矿体形态为脉状,在储量计算过程中,铀矿体均按 NE走向进行圈连(图2,江西省核工业地质局 261大队,1982),勘探钻孔方位120°～140°,矿体倾向NW,倾角40°～60°。累计圈定工业矿体1000余个,规模较大的矿体有8个,其中4号矿带47-61线地段的C-502矿体规模最大,该矿体沿走向长324 m,沿倾向延伸199 m,均厚2.55 m,平均品位0.676%,产于碎斑熔岩与流纹英安岩界面附近。矿山开采结果显示,矿床北东部(1、2、3号带)矿体产状与勘探资料基本一致,但矿床南西部,如 19线西南,矿体产状变化较大,有的呈近 EW走向(80°～90°),倾向 S,倾角 30°～60°,有的呈 NW 走向(320°～350°),倾向SW,还有的呈SN走向。到47线以南,矿体走向以 NW 向较常见,倾向 SW,倾角 30°～81°。开采资料同时还表明,4号带矿体形态更为复杂,有脉状、透镜状,也有囊状、折线型、弧型、“Y”型、“人”字型和树杈状等(图3、4)。与地质勘探资料所提供的矿体产状形态有较大的变化。

图2 邹家山矿床4号带-170 m中段平面图Fig.2 Sketch map of -170 m level in the belt No.4 of Zoujiashan deposit

邹家山矿床矿体形态较复杂,其他矿床矿体形态也不简单。沙洲矿床2011年在-58 m中段所采的C1-115、C1-99-1、C1-98和 C1-79号矿体,均呈现首尾相接、分支复合现象(图5),矿体在走向上弯曲多变,在倾向上也呈现“合-分-合-分”的形态变化特征(王龙等,2012),如C1-99-1矿体在-33 m中段为一条矿体,在-33 m标高以下出现两条分支矿体,分别为C1-99-1和C1-77,在-50 m标高处,C1-99-1和C1-77两条矿体又合为一条矿体,而在距-58 m标高以下,又分为两条矿体,即C1-99-1、C1-204。

图3 邹家山4号带铀矿体形态图Fig.3 Morphology of uranium orebody in the belt No.4 of the Zoujiashan deposit

2.2 筒状矿体

筒状矿体是柱状矿体的范畴。柱状矿体呈一向延长,外形为柱状,它可以是沿着两组交叉构造(岩脉)发育的一种矿体,也可以是沿柱状岩体包括柱状角砾岩体发育的矿体,有的矿床中的富矿体部分往往呈柱状,因而亦称为矿柱。矿筒是柱状矿体的一种。习惯上将小型柱状矿体称为矿柱,而将中型、大型的柱状矿体称为矿筒。在与中心式侵入或火山作用有关的矿床中,矿筒较常见,如含金刚石的金伯利岩矿筒。

图4 分支状矿体(灰黑色,邹家山矿床-90 m中段某采场,U-萤石型矿脉宽 30～40 cm,围岩为弱红化流纹英安斑岩)Fig.4 A branched orebody

图5 沙洲矿床-58 m中段矿体形态及分布图Fig.5 Orebody morphology and its distribution at level -58 m of the Shazhou deposit

相山北部的巴泉矿床是典型的隐爆角砾岩筒型矿床,矿床主要由一个筒状矿体组成,整个岩筒都是矿石。铀矿体与隐爆角砾岩筒的产状一致,范围和形态也与之相似,呈同心筒状。岩筒在空间上呈椭圆锥形。其顶部已被已被剥蚀,现在保留下来的是岩筒中、下部。岩筒在平面上,椭圆长轴方向近东西,在垂向上近于直立,岩筒向深部逐渐收敛变小,在125 m标高开采坑道的平面上长70多米,最宽30 m,在5 m标高处收敛到长只有几米。岩筒延深190 m,往深部尖灭于英安玢岩中(图6)。

相山矿田矿体主要呈脉状,个别呈筒状,但脉状矿体形态并不简单,产状也无规律,筒状矿体内部结构也不均一,矿体形态隐含着成矿构造类型、矿床成因等重要信息。

3 矿体内部结构

图6 巴泉矿床7号剖面图Fig.6 Profile No.7 of the Baquan deposit

矿体与围岩的界线,不同的矿体表现形式不一致,有的矿体与围岩界线清楚,有的矿体与围岩呈渐变过渡关系。矿体与围岩的界线也有人为的或经济的因素在起作用,如一条很窄的富矿岩脉(几厘米厚),按经济可行的原则,可以把两侧一定厚度的围岩或低品位矿化岩石,与富矿岩脉一起开采,富矿岩脉是矿体的组成部分,富矿岩脉两侧围岩或低品位矿化岩石也是矿体的组成部分,这样矿体与围岩的界线就是渐变过渡的;如果富矿岩脉厚度足够大,可以单独开采,矿体即是富矿岩脉,矿体与围岩的界线就是截然的。

3.1 脉状矿体

脉状矿体通常由富矿岩脉和其旁侧的蚀变岩(低品位矿化岩石)组成,富矿岩脉与蚀变岩的界线截然,富矿岩脉厚度有的为厘米级,甚至毫米级(图7),少数达米级,富矿岩脉的U品位一般在1%以上,而富矿岩脉两侧的蚀变围岩品位迅速降低,通常在0.1%以下,再向外逐渐过渡至正常岩石。因此矿体与围岩的界线通常是过渡的。

河元背矿床八号带ZK17-3钻孔,放射性测井结果显示,在795.85～797.55 m处为一工业矿体,品位0.396%,视厚 1.70 m,但岩心观察表明,矿体实际上是由富矿岩脉和两侧蚀变围岩(低品位矿化岩石)构成的,富矿岩脉位于795.20～795.40 m,视厚仅20 cm,品位达 1.433%,该富矿岩脉呈灰绿色,似糜棱状结构,象岩粉一样(超细角砾岩),无定向构造,水云母化强烈,另有碳酸盐化、黄铁矿化,与两侧蚀变围岩(红化、水云母化流纹英安斑岩)界线截然。

图7 数mm宽的矿脉(邹家山-130 m中段,围岩为流纹英安斑岩)Fig.7 Thin ore veins at level -130 m of the Zoujiashan deposit

张玉燕等(2011)对这种矿体的内部分带特征进行了微观研究,以居隆庵矿床为例,矿化及蚀变带产于碎斑熔岩中,矿体由矿化中心带和矿旁蚀变带组成,矿化中心带即为富矿角砾岩脉,U含量44755×10-6,紫色萤石呈脉状和团块状充填于角砾岩中,矿石呈紫黑色,交代填隙结构,块状构造,矿物成分有原岩的蚀变残余矿物(石英和长石)、萤石及沥青铀矿、黄铁矿、辉钼矿等;矿旁蚀变带为低品位矿化岩石带,U 含量 1203×10-6,红化明显,原岩的斑状结构得到保留,矿物组成包括原岩的残留矿物以及钠长石、方解石、紫色萤石、黄铁矿等蚀变矿物。

横涧、岗上英矿床矿体内部组成与居隆庵矿床相似,矿体也由矿化中心带(富矿角砾岩脉)和矿旁蚀变带组成,但矿化中心带的主要矿物组成除萤石外,还有方解石、伊利石等,矿旁蚀变带除红化外,还见水云母化、绿泥石化和硅化(吴玉等,2013)。

沙洲矿床也是典型的脉状矿床,矿化直接发育在破裂构造及其两侧围岩中,如图8所示,矿体包括灰黑色“糜棱岩状”富矿石(富矿岩脉)和红化、钠长石化贫矿石,有的还包括水云母化、绿泥石化、高岭石化蚀变围岩,富矿岩脉旁的方解石脉也常常是矿体的组成部分。富矿石呈紫黑色团块状,胶状萤石是富矿岩脉的主要矿物成分,次有黄铁矿等金属硫化物和铀矿物。

图8 沙洲矿床矿体内部结构(WT-3采场)Fig.8 Structure of the orebody in the Shazhou deposit

薛振华等(2004)在邹家山矿床开采坑道50 m中段发现“凝灰岩型”富矿石,U品位达7.13%,显微镜下观察,矿石薄片中最大矿物粒径约 0.2 mm,水云母含量约 40%,绿泥石呈浅褐色集合体,约占 20%,钾长石约占 10%,已强烈水云母化,其他含量较少的矿物还有,磷灰石5%,方解石2%,紫色萤石3%,黄铁矿1%。矿石中钠长石含量很低,但出现较多的糖粒状自形石英小晶体。在反光镜下观察到有钙铀云母化的沥青铀矿,约占8%。这种沿构造裂缝充填的高品位“凝灰岩”脉,主要由热液矿物所组成,但其两侧的“凝灰岩”则呈现出“火山碎屑结构”特征,石英颗粒呈尖棱角状,大小差异很大,0.05～0.5 mm,具溶蚀现象,局部见有炸裂可拼合的形态,岩石中除石英碎屑外,还见有长石、黑云母及外来岩屑,在外来岩屑内部及周边出现了大量绿色电气石,反映了这种“凝灰岩”脉也是一种液压致裂构造产物,与草桃背矿床脉状隐爆细屑岩相类似(陈然志,1984)。

脉状矿体中富矿岩脉的内部结构,有的呈角砾状,角砾有一定的磨圆,脉壁清晰,多数富矿岩脉内部结构很细,野外常称之为“岩粉”,似糜棱状,杜乐天(2001)观察到,这种“岩粉”脉从钻孔中取出来后是硬泥块,半个月后即酥散成末,矿石越富越成泥块,虽然U品位高达7%,但并没有沥青铀矿黑色团块,镜下沥青铀矿呈极细(微米级)的鱼子状和细小的萤石、黄铁矿颗粒、胶磷矿、伊利石/蒙皂石混层粘土混杂在一起。富矿角砾岩脉和富矿“岩粉”脉,统称富矿岩脉,其共同特征是沿裂隙充填或侵入产出。

位于矿田东部的云际矿床,是唯一一个未见到富矿岩脉的铀矿床,矿体呈规模较大的脉状形态,1号矿体走向长 600 m,倾向延伸 280 m,最大厚度16.06 m,平均厚度5.06 m,U平均品位0.101%,3号矿体走向长400 m,倾向延伸80 m,最大厚度5.49 m,平均厚度2.01 m,平均品位0.134%。矿体产于红化钠交代岩中,是相山矿田碱交代型铀矿床的典型代表,矿体中微细裂隙发育,基本保留了碎斑熔岩的结构构造特征,矿石矿物有沥青铀矿、钛铀矿、铀石,金属矿物有赤铁矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、辉钼矿等,脉石矿物有钠长石、磷灰石、方解石、绿泥石、水云母、萤石、石英等,矿石类型主要为沥青铀矿-磷灰石型,少量沥青铀矿-绿泥石型和沥青铀矿-碳酸盐型。矿石物质组成与其他矿床富矿岩脉旁侧的低品位矿石(矿旁蚀变带或近矿蚀变带)相类似。

3.2 筒状矿体

筒状矿体与围岩界线是截然的,但隐爆角砾岩筒内部,角砾的大小有一定的分布规律(图9);在垂直方向上,自上而下,水平方向上,自中心到边缘,角砾逐渐变大,角砾的棱角逐渐明显。从剖面上和平面上看,岩筒可分为两个带。内带为角砾岩带,其中心,角砾小而均匀,呈次圆状,往外大角砾增多,呈次棱角状,逐渐过渡为位移不大的较大岩块。岩筒外带为裂隙带,主要表现为密集的不规则的裂隙,然后往外逐渐变为正常的围岩。

图9 横切岩筒的坑道编录图(据刘学斌等,1980)Fig.9 Sketch of the tunnel across the breccia pipe

岩筒的角砾成分,主要为花岗斑岩角砾,其次为变质岩和英安玢岩角砾,以 F5为界,东部为变质岩角砾,西部上部为花岗斑岩角砾,其边缘有少量的变质岩和英安玢岩角砾,下部为英安玢岩角砾。在勘探和开采过程中,没有发现外来角砾。花岗斑岩和英安玢岩角砾大小悬殊,无分选性,大角砾长轴可达2～3 m,多水平躺卧,小角砾大小1 cm左右,多数角砾20～30 cm。较小的角砾一般都已遭受蚀变(主要是钠长石化和绿泥石化),较大的角砾其边缘受到蚀变,而角砾内部较新鲜,能看到原岩的结构构造。大的花岗斑岩角砾,一般呈灰白色,似斑状结构,斑晶大小1 cm左右,基质为显晶质结构;大的英安玢岩角砾呈深灰色,斑状结构,斜长石斑晶较大,长达2～2.5 cm,基质具玻晶交织结构。变质岩角砾一般为20～30 cm,呈次棱角状。＞5 mm的角砾含量占全岩 50%以上,角砾间胶结物主要为爆炸产生的同成分的细小岩屑和岩粉。胶结物几乎全部绿泥石化,故呈现出黑绿色。在胶结物中还见有较多的黄铁矿和碳酸盐。

岩筒的角砾形态表明角砾有碾碎、磨圆的经历,角砾成分和分带与岩筒围岩不具有严格的对应关系,而是与岩筒附近出露的地层、岩性一致,表明岩筒不是严格就地取材的,岩筒的角砾岩可能经历了一定的流动搬运过程,这是一个初流化角砾岩筒(汪劲草,2000)。

4 成因意义

矿体的形貌和内部结构是构造条件、围岩性质以及矿床成因等多种地质因素影响的结果。汪劲草(2011)将矿体形貌划分为4种成因类型:①构造型矿体形貌——指由构造动力主导形成的成矿构造控制的矿体形貌;②流体型矿体形貌——指由流体动力主导形成的成矿构造控制的矿体形貌;③岩溶型矿体形貌——指由岩溶型成矿构造控制的矿体形貌;④沉积型矿体形貌——指由沉积作用控制的矿体形貌。相山矿田产于相山火山侵入杂岩中,是一热液型铀矿田(陈肇博,1985;杜乐天,2001),矿体的形貌及其内部结构应该与构造动力成矿构造或流体动力成矿构造有关。

构造动力主导形成的成矿构造一般形成于地壳浅部的脆性域中,流体动力成矿构造一般形成于地壳一定深度,特别是处在脆-韧性构造层次的变形域中(汪劲草,2010),这种两类型的成矿构造可进一步划分为不同的类型(表1)。

构造角砾岩与流体角砾岩不仅在形成环境上不同,而且在结构构造上也具有明显的差别:①构造角砾岩受断层控制,呈板状形态,而流体角砾岩一般与断层无直接的因果关系,可呈多种形态分布;②构造角砾岩中的角砾与胶结物(除少量热液矿物外)是同源的,而流体角砾岩中的角砾与胶结物是非同源的,胶结物为外来热液矿物;③构造角砾岩中的角砾与胶结物可以产生构造变形,特别是压性构造角砾岩中的角砾,往往因构造挤压而具有定向性,而流体角砾岩中的角砾与胶结物不会产生同构造期构造变形,角砾通常具有可拼性(汪劲草,2011;李建威和李先福,1997)。

表1 成矿构造类型划分表(据汪劲草,2010)Table1 Classification of the metallogenic structures

构造脉型与流体脉的本质区别是:①前者的边界一般不平直,其内可含已经位移的张性角砾,发育到后期一般转变为张剪性,或压剪性破裂,而后者的边界一般平直,其内可含少量原地的可拼合的张性角砾;②前者控制的脉状矿体中会出现多次构造碾磨的复角砾,角砾与胶结物皆为热液矿化,矿脉的韵律不发育,而后者控制的脉状矿体一般与破裂构造同时形成,矿脉的韵律非常发育(汪劲草,2011;李建威和李先福,1997)。

构造细脉型与流体细脉型的差别是,前者与脆性域中的主断裂带伴生,通常发育于断裂带的旁侧或其最外带,往断裂中心逐渐过渡到角砾岩带与碎裂岩带,其中,小(微)裂隙的大小与分布一般不均匀,主要变形机制为机械致裂,此类成矿构造难以形成独立的工业矿体;而后者发育于脆-韧性和韧性剪切带的Q域中,其中,小(微)裂隙通常互不连通,总体具优选方向,且集中成透镜状裂隙群(汪劲草,2002;汪劲草等,2003),裂隙群相互间呈雁行式排布,中部裂隙最发育,往边部渐趋消失。

构造蚀变岩型与流体蚀变岩型的差别是,构造蚀变岩型成矿构造是指断裂构造带内,以构造岩为容矿空间发生了全岩矿化的一种成矿构造型式,它包括碎裂岩蚀变岩型成矿构造与糜棱岩蚀变岩型成矿构造,虽然两种构造蚀变岩型成矿构造中构造岩类型不同,但矿化类型却是一致的,而且矿化都是发生于脆性变形阶段;流体蚀变岩型成矿构造是指通过成矿流体渗透交代而发生全岩矿化的一种成矿构造型式,其矿化母岩不是构造岩,例如,蚀变斑岩型矿体即是由流体蚀变岩型成矿构造控制的(汪劲草,2011)。

相山矿田矿体形态大致有两种类型,即脉状和筒状。筒状矿体只有巴泉矿床的 4号矿体,呈一直立、上大下小不规则的筒状体;脉状矿体形态极其复杂,表现出多种类型,如折线型、弧型、“Y”型、“人”字型和树杈状等,有些矿体的形态极为不规则,规模也不等,反映了矿体由构造型成矿构造控制的可能性不大,因为构造型成矿构造控制的矿体绝大多数形成二维板式的矿体形态特征。另一方面,矿脉(即脉状矿体)与围岩界线有截然和渐变两种类型,与围岩界线截然的矿脉,脉壁没有擦痕、阶步等断层作用标志;与围岩呈渐变过渡关系的矿脉,往往由富矿岩脉(角砾岩脉或岩粉)和两侧蚀变围岩或低品位蚀变岩型矿化所组成,富矿岩脉与两侧蚀变围岩界线截然,脉壁也无擦痕、阶步等断层作用标志。富矿角砾岩脉主要由角砾和热液矿物所组成,角砾大小不等,有一定的磨圆,胶结角砾的热液矿物主要是萤石、水云母等,角砾有时呈撕裂状,角砾越细,U品位越高;“岩粉”状的富矿岩脉,U品位往往大于1%,但并非是剪切应力下的糜棱岩,镜下没有看到矿物有任何定向排列或构造受力迹象。富矿角砾岩脉或富矿岩粉脉具有流体角砾岩(流化角砾岩或超流化角砾岩)的本质特征(汪劲草等,2000),反映了控制相山矿田大多数矿脉及矿筒的成矿构造不是形成于地壳浅部的脆性域,与构造动力作用形成的断层、裂隙、断层带性质截然不同,而是一种形成于地壳一定深度的特殊破裂构造,即流体角砾岩型成矿构造。

除流体角砾岩型成矿构造控制的呈不规则脉状或筒状的矿体外,在相山矿田,还有一种脉状矿体,规模较大,品位较低,产于钠长石化、绿泥石化、碳酸盐化等蚀变岩中,如云际矿床 1、3号矿体,其矿化母岩为碎斑熔岩,虽然微裂隙发育,但不是构造岩。此类脉状矿体与流体蚀变岩型成矿构造控制的矿体形貌特征相类似(汪劲草,2011)。

相山矿田的铀矿物沥青铀矿等,不管是产于富矿角砾岩(或岩粉)脉中的,还是产于低品位蚀变岩中的,其粒度均极为细小,呈显微脉状、网脉状、球粒状、竹叶状、云朵状、浸染状等,与沥青铀矿伴生的矿物主要是热液蚀变矿物,如绿泥石、磷灰石、方解石、钠长石、萤石、水云母、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等,目前尚未发现肉眼可见的沥青铀矿脉,即相山矿田尚未发现典型的流体脉型和流体细脉型成矿构造控制的铀矿体或矿脉。

流体角砾岩型和流体蚀变岩型成矿构造是相山矿田的主要成矿构造类型。矿床及矿体的产出与区域上的断裂构造没有明显的时空关系。相山矿田邹-石断裂(F3),长期认为是一条重要的成矿或控矿构造(中国核工业地质局《华东铀矿地质志》编写组,2005;魏祥荣等,2006)。但笔者新近研究发现,矿体并不产于邹-石断裂本身,断裂没有控制矿体几何形态、不是矿质直接充填或交代的地质构造单元,不具成矿构造的特点。矿体的分布特征没有表现出与邹-石构造的成生联系。由于邹-石断裂在地形上呈现线性沟谷,遥感影像图上呈现清晰的线性影像,切错了花岗斑岩,构造岩主要是围岩的破碎角砾、透镜体和构造泥,以脆性变形为主,温热水与之关系密切,故认为,邹-石断裂具有新构造活动的踪迹,形成于新近纪-第四纪,属成矿后构造(张万良,2014)。

矿田东部云际矿床通常认为是受云际断层(F13)控制的(中国核工业地质局《华东铀矿地质志》编写组,2005),实际上云际断层也是矿后构造,断层中见定向排列的构造透镜体、灰黑色糜棱岩、灰绿色鳞片状构造泥以及赤铁矿化、钠长石化碎斑熔岩或矿石透镜体或角砾。云际矿床虽然产在云际断裂上盘,但云际断层与云际矿床的具体控矿构造,如NNW向、近SN走向的裂隙构造,难以建立成因联系。

流体成矿构造与浅成岩体的侵入活动相关。浅成岩体引发的流体超压以及因此而促发的岩石破裂是制约成矿的关键动力学过程。流体超压可以改变岩石所受应力莫尔圆半径的大小和圆心的位置,进而控制岩石的破裂,这在理论上可以得到论证(杨果岳和张家生,2006;付旭等,2011),在实践中已发现大量的流体致裂成矿实例。安徽铜陵-安庆地区矽卡岩矿床的形成,是浅成岩体引发的流体超压、流体致裂、进而促发一系列剧变事件而实现的(刘亮明,2011);新疆土屋铜矿、江西德兴铜矿、山东红布金矿、河北尖宝山金矿、山东玲珑金矿、湖南沃溪钨锑金矿、陕西双王金矿、新疆柴窝堡层状铜矿等都是受流体型成矿构造控制的矿床(汪劲草,2010);广西苗儿山矿田花岗岩中的脉状铀矿也是流体压裂作用形成的(方适宜,2012);赣南河草坑矿田草桃背铀矿床受隐爆角砾岩、震碎花岗岩控制,与流体致裂作用有关(张万良,2002)。这些矿床的矿体形态复杂,变化较大,呈脉状、筒状或不规则状,与相山矿田矿体形态相似。

岩浆侵入的流体流动模拟表明,侵入体上方是流体聚焦流动的位置,流体通量远大于旁侧围岩,流体在此产生沸腾和减压过程,足以引起围岩流体致裂,形成陡倾或缓倾裂隙或其他形式的成矿构造(金旭东等,2010)。相山矿田矿床及矿体的分布主要与各类斑岩体(俗称晚期小岩体)的浅成侵入活动有关,小岩体与铀矿化的空间关系非常密切,相山北部所有铀矿床几乎都有小岩体或隐伏小岩体存在,绝大部分矿体均赋存在小岩体内部及其接触带附近。外接触带中的矿体一般富集在接触带附近几十米的范围内,极个别远离接触带200 m,而岩体上覆岩层中的矿体多数位于岩体顶部之上约 200 m,少数达400 m以上(图10)。

图10 荷上矿床37A剖面图Fig.10 Profile 37A of the Heshang deposit

上覆岩层中的矿体、矿带多与深部隐伏小岩体有关,即上部有矿体、矿带,深部一般也有隐伏岩体存在,北部各矿床几乎无一例外,西部邹家山、河元背、居窿庵等矿床深部也发现了隐伏小岩体。而且上覆岩层中的富矿地段与隐伏岩体中的矿体富集部位上下相对应,隐伏岩体的展布方向与上覆岩层中矿带分布方向往往相关联。

小岩体接触带附近构造发育,如花岗斑岩与K1d粉砂岩之间的接触面附近即是成矿有利的空间。这两种岩石在化学成分上有差异,在物理性质上也不同,前者致密,后者空隙度较高,同时接触面附近是构造薄弱部位,容易引发构造破裂,为成矿流体的运移和沉淀创造空间。

5 结 论

(1)相山矿田矿体空间分布特征,与区域性的应力破裂构造没有成生联系,呈现一种与液压致裂构造相关的矿体分布和形貌特征。

(2)相山矿田矿体形态主要呈脉状和筒状,筒状矿体受隐爆初流化角砾岩筒控制,脉状矿体有两种成因类型,一是受流体蚀变型成矿构造控制的脉状矿体,二是受流体角砾岩脉和其两侧蚀变岩共同构成的脉状矿体。流体角砾岩型和流体蚀变岩型成矿构造是相山矿田的主要成矿构造类型。

(3)流体致裂构造与浅成侵入体关系密切,相山矿田北部发现了大量与浅成侵入体(花岗斑岩)有关的铀矿床,在矿田西部,虽地表浅成侵入体规模较小,出露零星,但深部也揭见到花岗斑岩,近年来在居隆庵、河元背矿区不仅在熔岩之下揭见了花岗斑岩,而且在其内外接触带见到了工业铀矿化,浅成侵入体的空间分布指示着相山矿田的找矿方向。

致谢:感谢桂林理工大学汪劲草教授和中南大学刘亮明教授为本文提出了许多切实的修改意见和建议！

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