江西修水地区铀矿床地质特征与成因分析

王铂云，关显东，张文东

(1.桂林理工大学地球科学学院，广西桂林 541000；2.核工业北京地质研究院，北京100020)

江西省修水地区碳硅泥岩型铀矿主要受富铀碳硅泥岩建造内的层间破碎带控制，因此前人一直强调淋积成矿作用[1-2]。在区域地层，构造，岩浆岩和最新勘探资料综合分析的基础上[3-5]，通过对该矿床的地质特征和成因进行分析，认为热液叠加改造成矿作用是该区富铀矿形成的主成矿作用。沉积-热液叠加改造型为本区碳硅泥岩型铀矿的主要类型。

1 矿区地质背景

矿区位于扬子陆块，九岭隆起中段北缘修水-武宁复向斜西部。九岭隆起及其北面相邻的皖南沉降带，属于扬子陆块褶皱基底上加里东旋回出现的次级构造单元，矿床即分布在这两个次级构造单元相接连的构造过渡带内(图1)。

1.1 矿区地层

矿区主要出露地层震旦系(Z)陡山沱组和影灯组、寒武系(∈)下统的王音铺组和观音堂组，其上零星散布一些古近系红层。从老到新的关系如下：

(3)下寒武统王音铺组(∈1w)主要分为四个段：王音铺组一段(∈1w1)高碳质泥岩夹泥灰岩；王音铺二段(∈1w2)含核高碳质泥岩，顶部具有硅质岩；王音铺三段(∈1w3)碳质泥岩为主夹泥灰岩，含个大而量少的磷酸盐结核；王音铺四段(∈1w4)灰质泥岩与含碳硅质岩互层。

1.2 侵入岩

以酸性和中酸性花岗岩类为主。主要有晋宁期花岗闪长岩和燕山期黑云母花岗岩和二云母花岗岩。晋宁期花岗闪长岩呈岩基或岩体，主要侵位(分布)在元古界之中，其成因可能为晋宁造山运动重熔型花岗闪长岩。燕山期花岗岩多侵位于元古界之内，以沿北东向断裂、断陷盆地和北西向断裂侵入为特征，以规模较小的岩株、岩墙、岩脉产出。

1.3 矿区构造

自晋宁运动之后，未发生过明显的造山运动，因此地层剖面以平行不整合及整合接触形式为主；由基底褶皱构造层、沉积盖层构造层、中新生代上叠构造层组成。

在晋宁期固结的陆块基底上，从新元古代开始到中生代三叠纪，该区地质发展始终受控于东西向构造。因此该地区前中生代的各种构造行迹、古地理环境、地层发育分布等地质地理面貌总体上具有东西成带，南北分异的显著特色。

图1 修水地区矿化集中区铀矿地质图

进入中生代以来，滨太平洋构造活动对本区产生重要影响，原来东西向构造控制的地质格局转化为由北东和北北东向构造为主控的新局面；在陆块基底和盖层中产生了北东及北北东向区域断裂，以及由断裂引起的花岗质岩浆侵入活动、断隆及断陷的形成。

矿床位于修水-武宁复向斜西段南翼，古近纪渣津断陷红盆的南东缘。修水-武宁褶皱构造为一近东西走向的宽缓向斜，轴和两翼分别由寒武系、震旦系和南华系构成，地层倾角15°～40°。矿床内断裂相对较发育，其中有北北东、北西切层断裂、北北东向高角度带节理密集带及层间断裂带。

2 成矿地质特征

2.1 矿体特征

矿体多呈层状、似层状和透镜状。埋深一般40m～200m；高角度节理密集带控制的矿体埋深较浅只有0～400m。矿体产状与地层产状一致，呈缓倾斜，倾角10°～15°。矿体长数十米到百余米；其中主矿体最大厚度5.20m，平均厚度4.27m；铀平均品位0.269ω%；赋存标高46m～63cm，平均埋深110m；其它一般性矿体平均厚0.74m～4.30m；品位0.053ω%～0.278ω%。

2.2 矿石特征

主要有三种类型：黑色含炭质、硅质泥岩型矿石；黑色含炭质微晶白云岩型矿石；青灰色泥岩或白云质泥岩型矿石。

2.3 矿床围岩蚀变、矿化阶段

矿床的围岩蚀变、主要有碳酸盐化、硅化、赤铁矿化及黄铁矿化。其中硅化(石英细脉填充)、碳酸盐化(粉红及红色方解石脉填充)、黄铁矿化及其共生的赤铁矿化属于近矿围岩蚀变。

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该矿床富铀矿石以存在较多的铀矿物(沥青铀矿、次生铀矿物等)而区别于一般矿石(铀主要成吸附态)。富铀矿石多为多次累聚成矿的产物。确定有6次铀成矿期：147Ma、108～112Ma、65Ma、45～53Ma、24～31Ma、1.5～9.7Ma。其中24～31Ma为沥青铀矿形成期[2]，是该区主成矿期。

3 控矿因素

矿体除主要与地层岩性有关外，断裂控制作用也十分明显，矿体多发育在含矿岩层的断裂地段。即受地层、断裂两种地质因素联合控制。

控矿的断裂主要有北北东向切层断裂旁侧伴生的层间断裂、北西及近东西向次级断裂和北北东向高角度节理密集带。矿体规模大小和品位高低与含矿岩性地层单位的发育厚度及其构造破碎程度有直接关系。

4 铀矿床成因分析

修水地区早震旦世至早寒武世时期所处的大地构造环境为陆缘裂陷-深大断裂带环境，形成与沉积成岩作用和热水沉积作用有关并由下寒武统硅质磷块岩、碳质页岩、硅质岩组成的碳硅泥岩型铀矿赋存层位。

扬子陆块边缘由于强烈拉张和构造沉降，伴随同生断裂、海水对流循环和热液喷溢，同时接受了碳硅泥岩沉积物。这些沉积物除继承了侵蚀源区较丰富的铀源而且还吸附了溶解在海水中的铀，同时形成伴随海底喷流作用和海底火山喷发而形成的热水沉积硅质岩富铀建造、含铀硅质磷块岩以及沉凝灰岩夹层，从而引起铀在地层中进一步富集，形成重要的含铀源层并在局部地区形成同生沉积成岩型铀矿床。构成赋存于下寒武统地层中与海底火山喷溢和热水沉积作用有关的沉积成岩型铀矿床。发生陆缘裂陷热水沉积作用或喷气-沉积的依据如下：

4.1 硅质岩的常量元素地球化学标志

本区硅质岩样品分化学成分与美国Franciscan、Shimanto和DSDP Leg32等典型热水沉积物中Fe/Ti、(Fe+Mn) /Ti和Al/ (Al+Fe+Mn)比值范围一致。Bostrorn等指出，可用Fe/Ti、(Fe+Mn) /Ti和Al/ (Al+Fe+Mn)等值来鉴别是否为热水沉积，典型热水沉积物的Fe/Ti>20，(Fe+Mn) /Ti>20±5，Al/(Al+Fe+Mn)值一般小于0.35；其中硅质板岩建造中的硅质岩样品Fe/Ti为184.657～424.753；(Fe+Mn)/Ti为185.207～426.188；Al/(Al+Fe+Mn)为0.11～0.251，皆符合热水沉积的判别值。根据研究区的5件硅质岩样品的化学成分.计算Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti及Al/(Al+Fe+Mn)的比值，表明研究区硅质岩均属于热水沉积硅质岩，组成岩石的硅质矿物来源于热水。在AI-Fe-Mn三角图解上(图3)，本区5个硅质岩样品投影点均位于热水沉积硅质岩区内，反映出硅质岩主要为热水沉积作用的产物。同时，陡山沱组白云质灰岩也受热水沉积作用的影响。

图3 修水地区硅质板岩、硅质岩、硅质白云岩、白云质灰岩的AI-Fe-Mn三角图解

本区硅质岩的AI/(AI+Fe+Mn)比值在0.11～0.251，与世界标准热液硅质岩日本白垩系热液硅质岩(0.28)、美国加州白垩系热液硅质岩(0.22)、北太平洋白垩系热液硅质岩(0.24)十分接近。另据Adachieta1.(1986)的Al-Fe-Mn三角图解，所划分的生物成因硅质岩区(I)和热水沉积硅质岩区(Ⅱ)(如图4)。我们将本区硅质岩相应值投点，均落在Ⅱ区，表明本区硅质岩成因上与海底喷流有关。同样，在Bostrom(1973)所编制的现代海洋沉积物的Fe/Ti、AI/(Al+Fe+Mn)图解上，本区硅质岩的相应投点也落在靠热水沉积物端元一侧。

本区王音铺组硅质岩、陡山沱组白云质灰岩样品Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti比值大多大于20，Al/(Al+Fe+Mn)的比值均大于0.10，主要集中在0.2～0.6之间，并具有明显的变化趋势.这种趋势反映了除正常大洋中生物化学和化学沉积外，局部地区或层段还渗杂有相当规模海底火山和热泉作用的结果.表明研究区硅质岩主要为热水沉积作用的产物。

4.2 微量元素地球化学标志

据微量元素沉积地球化学标志研究.较高含量的U、Mo、Ni、V、Ba等是热水沉积的重要标志，某些微量元素含量特征同样也可以判别硅质岩的成因，Ni-Co-Zn三角成因图解成功地区分出热水沉积物与非热水沉积物，修水地区碳质泥页岩、硅质板岩、硅质岩、硅质白云岩、白云质灰岩微量元素，在Ni-Co-Zn三角图上投点，本区王音铺组碳质泥页岩、硅质板岩、硅质岩样品投影点均位于热水沉积区内或附近(图4)，大多数属较典型的热水来源沉积岩。

图4 修水地区碳质泥页岩、硅质板岩、硅质岩、硅质白云岩、白云质灰岩

4.3 稀土元素地球化学标志

稀土元素是各种地质作用良好的地球化学特征的示踪剂，因而对其组成和配分的研究是探讨岩石成因的重要途径之一。由于海底热水沿深大断裂上涌，热水带来了丰富的成矿元素U、Mo、Ni和其它高含量元素V、Cu、Zn、Cr、Ba、稀土元素等.强还原性的热水与海水混合，在氧化-还原界面以下形成了具有强烈Eu正异常或Ce的亏损较明显的碳质泥页岩、硅质板岩、硅质岩组成的富铀碳硅泥岩建造。

本区硅质板岩、硅质岩、硅质白云岩稀土元素配分图解中呈现弱Ce负异常，弱Eu正异常(图5)，其中δCe为0.45～0.91，平均为0.79，δEu为0.91～4.11，平均为1.56。Eu正异常是热液活动的主要表现，表明修武盆地铀富集受热液活动影响。修水地区王音铺组硅质板岩、硅质岩稀土元素配分模式呈现弱Ce负异常和Eu正异常表明成矿过程受高温的热水流体和较低温的海水在海底附近发生混合作用的影响。

La/Yb-REE稀土元素判别图解可较好的指示成矿物质来源及其形成环境。本区碳质泥页岩、硅质板岩、硅质岩、硅质白云岩、白云质灰岩在La/Yb-REE稀土元素地球化学判别图解中除个别样品外，王音铺组碳质泥页岩、硅质板岩、硅质岩投影点处于玄武岩区中(图6)，显示其成矿物质来源与深部地质作用有关，与岩浆侵入、喷发环境相联系。反映了王音铺组碳质泥页岩、硅质板岩、硅质岩的形成除正常大洋中生物化学和化学沉积外，还渗杂有相当规模海底火山和热泉作用等热水沉积作用。

修水地区富铀碳硅泥岩建造分布于扬子陆块东缘，属陆缘裂陷-深断裂带体系，其中U、V较为富集，地球化学类型属U-V型，成矿作用与沉积成岩作用和热水沉积作用有关。在早震旦-早寒武时期，扬子陆块边缘由于强烈拉张和构造沉降，同时伴有同生断裂、热液喷溢，海水对流循环，导致碳硅泥岩沉积时，不仅吸附海水中的铀，而且海底喷流作用和海底火山喷发作用还使铀在地层中进一步富集。

研究区铀矿床是震旦-寒武纪所成富铀地层，经长期叠加成矿作用形成的。属于同生沉积后期叠加型的碳硅泥岩型铀矿床。后期成矿叠加包括深部热液和地表常温溶液两种成矿作用。其中热叠加成矿作用主要在燕山-喜马拉雅期构造-岩浆活化阶段，成矿温度150℃～200℃。地表常温溶液氧化还原叠加成矿作用在形式上有层状氧化还原分带和切层构造氧化还原分带两种。热叠加成矿作用和常温叠加成矿作用的复合地段，或者层状氧化还原分带与切层构造氧化还原分带的交汇地段，常赋存有富、大矿体。

图6 修武盆地碳质泥页岩、硅质板岩、硅质岩、硅质白云岩、