赣杭铀成矿带中段祭面关地区铀矿控矿构造及找矿方向探讨

许谱林，吴勇，张鸿，熊建，党飞鹏，聂涛

（核工业二七〇研究所，江西 南昌 330200）

随着相山地区铀矿床的发现，在赣杭火山岩带上以小比例尺航空伽马测量为依托圈定铀异常，以火山岩型铀矿为主要找矿方向，针对圈定的铀异常开展了大规模的地质、物化探工作，取得较好的找矿成果，探明有数十个铀矿床及数百个铀矿（化）点［1-2］。在赣杭带中段祭面关地区也先后落实了202 矿床、201、73-74 矿点以及501、275、405 等6 个矿化点以及大批异常点，取得了较好的找矿成果［3］。然而随着地质勘查的进一步深入，找矿难度也相对较大，同时也遇到了一些传统地质理论难以解释的地质问题，尤其是工作程度较低的基底构造、火山机构及层间破碎带等，如基底断裂与火山机构之间的联系，以及其在铀成矿过程中起到何种作用。近年来，“赣杭带中段铀矿资源调查评价”和“江西省上饶市石人底地区铀矿资源调查评价”项目的新进展进一步深化了对该区构造控矿的认识。笔者通过分析祭面关地区火山岩型铀矿产出地质背景，构造特征性质、属性及其与铀矿的关系，提出该区构造多层次控矿规律，即不同级别的构造控岩特征、构造控制矿床类别分布特点和形成作用等规律，以期为该地区攻深找盲及预测部署提供参考。

1 区域地质概况

祭面关地区位于广渡-横溪火山盆地的中部，该盆地位于赣杭火山岩铀成矿带中段（钦杭多金属成矿带的东段）南侧［4］，地处萍乡-广丰近EW 向超壳断裂与河源-邵武NE 向大断裂交接复合部位，为继承式火山沉陷盆地［5］。

盆地地层较为发育，包括基底地层、火山岩层和红盆盖层。基底地层断续出露于盆地边缘，底部为上古生界周潭岩组变质岩，晚石炭世-三叠纪滨海-浅海相碎屑-碳酸盐岩建造不整合覆盖其上。火山岩层为下白垩统鹅湖岭组和石溪组，主要由中-酸性火山碎屑岩、火山熔岩以及火山碎屑沉积岩组成，铀矿床、矿（化）点主要产于其中。盖层多分布于盆地北侧，为一套河湖相红色碎屑岩沉积（图1）。

图1 赣杭带中段广渡-横溪火山盆地铀矿地质示意图Fig.1 Uranium geology sketch of Guangdu-Hengxi volcanic basin，middle Ganhang belt

在盆地南东侧发育有古楼-广渡断裂，该断裂是河源-邵武断裂的北东延伸段，也是基底变质岩与中生代火山盆地的分界线，断裂规模宏大，延伸数十千米，断裂表现为宽度不等的糜棱岩和同一方向裂隙组成的挤压破碎带，该断裂控制着广渡-横溪火山盆地南东侧边界。

区内岩浆活动频繁，强度大，地表出露数十个岩体。岩石类型主要以酸性、中酸性为主，总体呈NE 向展布；中基性、基性脉岩在区内出露相对较少，总体呈NW 向展布，活动时间多以燕山期为主。

2 研究区地质特征

2.1 地层

祭面关地区出露的地层主要为一套中酸性火山熔岩、火山碎屑岩，呈单斜岩层产出，倾角一般在20°～50°之间，主要地层为中生界下白垩统鹅湖岭组和石溪组（图2）。火山碎屑岩铀含 量普遍较高，一般在（10～13.8）×10-6之间，高出本区酸性火山岩含铀量底数的2.4～3.3 倍之间，并且火山岩岩层厚度大，出露面积广，为铀矿床、矿（化）点的形成提供丰富的铀源。

2.2 构造

区内断裂较为发育，以NW 向和NE 向断裂为主，两者相互交织，组成了区内构造格架，在两者交汇附近发育有火山构造。

图2 祭面关地区铀矿地质简图Fig.2 Uranium geology sketch of Jimianguan area

NW 向断裂多为高角度正断层，规模不等，是印支运动产生的NE 向挤压走滑断裂的配套拉张断裂，燕山晚期受区域拉张应力场影响强烈活动，切割了NE 向断层并控制了石溪旋回火山活动。典型的断裂有祭面关断裂（F1），其沿走向延伸数十千米，横跨整个研究区，宽度在几米至50 m 之间，走向330°左右，倾向NE，倾角在57°～74°之间，是该区产出较早且多期活动的构造。断裂一般以硅化破碎带形式产出，局部地段为构造角砾岩、糜棱岩及断层泥等，后期的充填物有萤石脉、方解石脉以及花岗斑岩脉。两侧围岩蚀变有绿泥石化、水云母化及黄铁矿化等，断裂面呈舒缓波状平直光滑及锯齿状等，显示为张性-张扭性特征。

NE 向断裂伴随基底断裂而形成，在后期活动中得到了加强和发展，是研究区中形成最早的一组多期活动的断裂。典型的断裂为五道须NE 向断裂（F3），全长十多千米，主要表现为一条硅化破碎带，局部为角砾岩，糜棱岩带，带内有白色的石英、萤石、玉髓等充填，并可见硅化、黄铁矿化、碳酸盐化、萤石化等蚀变，断裂沿走向膨胀收缩较明显，宽度在1～20 m 之间变化。断裂倾向为SE，倾角在69°～75°之间，属压扭性特点。

盆地内火山活动多呈中心式串珠状链式喷发，火山构造一般位于基底NE 向断裂和NW 向断裂的交汇部位，如金堂坞、张湾、祭面关火山构造等。

2.3 岩浆岩

区内出露的岩浆岩主要有花岗二长斑岩、花岗斑岩、次火山岩及脉岩。花岗二长斑岩分布于研究区南西侧；花岗斑岩呈岩株状侵入于火山碎屑岩中，分布于研究区南侧，侵入时间为燕山晚期；次火山岩主要分布于火山碎屑岩内，呈小岩株形式产出，规模相对花岗斑岩明显要小，岩性主要为流纹斑岩、次花岗斑岩；脉岩以煌斑岩及霏细岩为主，主要沿着断裂构造发育。

3 典型铀矿化特征

区内已探明有202 矿床、201、73-74 矿点以及501、275、405 等6 个矿化点以及大批异常点。从其构造控矿因素分析，铀矿化多赋存在NE、NW 向断裂破碎带或断裂旁侧的次级断裂、裂隙中，个别受火山构造控制，最为典型的为202 铀矿床。此外，铀矿化产于层间破碎带中，如201 矿点和501 矿化点（表1）。

202 铀矿床产于火山环形、近EW 向断裂的南侧，倾向南，深部倾向北，倾角较陡，矿体主要产在次级断裂硅化破碎带附近，可分为两层，距离构造面最近的一层矿化好，矿体走向长一般大于倾向长，形态受构造面形态制约，多呈扁豆状、透镜体状产出（图3）。矿石品位与近东西向断裂关系非常密切，越靠近断裂面近矿蚀变越强，矿化越好，矿体品位越高。

表1 祭面关地区铀矿化特征Table 1 Uranium mineralization characteristics in Jimianguan area

图3 202 矿床0 号勘探线剖面图Fig.3 Geological section along exploration Line 0 of Deposit 202

201 铀矿点主要产于鹅湖岭组与石溪组不整合接触带之下，NE 向五道须断裂（F3）旁侧，产状较为平缓，形态随不整合面形态而变化［6］。矿体埋深较浅，呈似层状、透镜状、扁豆状、团块状产出，主要矿体可分为五层，靠近不整合面附近矿化相对较好，矿体倾向230°左右，倾角26°左右（图4）。

4 构造控矿分析

祭面关地区铀控矿作用多样，但最主要、最重要的控矿作用是构造控矿，不同构造级别控制着不同级别、规模的铀矿化。

4.1 NE 向基底断裂

图4 祭面关201 矿点综合地质剖面图Fig.4 The comprehensive geological section for Occurrence 201 in Jimianguan area

NE 向赣杭构造运动伴随着强烈的火山活动，在区域上控制了火山盆地的产出，如相山火山盆地、鹅公山火山盆地、横溪-广渡火山盆地以及大洲火山盆地等［7-9］，而在该带上所有的矿田及矿化集中区均产于火山盆地内或者附近，因此从区域上控制了矿田、矿化集中区的展布。在广渡-横溪火山盆地内，古楼-广渡NE 向断裂主要表现为对火山盆地南东侧空间位置的控制，盆地北西侧与基底地层之间界线也多呈NE 向展布，盆地内发育的火山碎屑岩整体呈NE 向展布。而区内大部分铀矿床、矿（化）点主要赋存于火山碎屑岩中，因此NE 向基底断裂也制约着火山岩型铀矿的空间定位。另一方面，在盆地内NE 向基底断裂后期发生长期活化，这对火山盆地的形成及内部结构的复杂性和不均一性产生重要影响。另外，火山盆地深部基底富铀的老地层建造所形成的深熔岩浆经充分分异演化释放的铀是横溪铀矿化集中区成矿的主要铀源。盆地内横溪、祭面关以及石狮岗三个铀矿带呈串珠状沿着NE 向等间距分布（图1）。因此认为NE 向基底断裂从整体上控制了该区铀矿化集中区的产出。

4.2 NW 向基底断裂

在火山碎屑岩形成之后，NW 向祭面关断裂（F1）沟通了地壳深部与地表，不仅为深部含铀热液往上运移提供了通道和储存空间，还造成了岩石破碎，降低了岩石的机械强度，加大了岩石的有效孔隙度，加速和加强了含矿热液在向上运移过程中与火山碎屑岩等富铀岩层热液交代作用，促进了围岩中铀元素的活化和迁移。区内已探明的铀矿床、铀矿（化）点主要分布于NW 向祭面关断裂（F1）两侧（图2），前人圈定的铀矿化异常主要也沿着祭面关断裂（F1）分布，上述均显示祭面关断裂（F1）控制了祭面关地区铀矿化带的展布。在该区北东部石狮岗地区发育的数个矿化点也主要呈NW 向展布［4］，这也进一步佐证了NW 向断裂对铀矿带空间形态的控制。

4.3 基底NW 向和NE 向断裂交汇

NE 向和NW 向基底断裂交汇复合部位往往为卸载压力的空间，火山活动一般位于基底NE 向和NW 向断裂交汇部位，如张湾、五道须以及祭面关火山口均发育于NW 和NE 向断裂交汇附近（图2）。含矿热液在沿着基底断裂上升过程中，也多沿着断裂交汇减压面进行运移和富集，交汇复合部位往往为含铀热液中铀元素的还原、沉淀准备了有利的地球化学环境。因此铀矿化主要定位于NE 与NW向基底断裂交汇、夹持部位。如202 矿床及201 矿化点均产于祭面关断裂（F1）与五道须断裂（F3）交汇部位。501 矿化点产于F1、F4断裂交汇附近，170-171 矿化点处于F2、F4断裂交汇附近（图2），上述均证实了基底NW 向和NE 向断裂定位铀矿床、矿（化）点。

4.4 基底次级断裂以及火山机构

在基底断裂活动过程中，易形成许多次级断裂及破碎带，其多与主断裂近乎平行，性质一致，也表现为在主断裂旁侧形成许多羽状裂隙，与断裂小角度斜交。基底断裂中的富含矿化剂热液、流体沿着次级断裂以及破碎带进入浅地表，在上升过程中与围岩发生强烈赤铁矿化、水云母化、硅化等近矿蚀变［10-11］，尤其是在几组破碎带或密集裂隙带与主断裂交汇复合部位，蚀变更为明显，矿体多赋存于其中。170-171 矿化点矿体主要沿着NE 向次级断裂 分 布（图5），73-74 矿点矿体主要分布于NW 向次级断裂中。矿体规模与次级断裂的规模呈正比，断裂规模越大，矿体规模相对也越大；矿体品位与破碎或密集裂隙带发育程度呈正比，岩石破碎越强，近矿蚀变也越强，矿体品味相对越高。矿体的倾伏侧伏规律多受次级断裂产状所控制。

图5 祭面关地区170-171 矿化点地质简图Fig.5 Geological sketch of the 170-171 uranium mineralization spot in Jimianguan area

发育于火山机构附近的铀矿化往往受火山构造控制较为明显，区内火山机构多具中心式火山构造的特点，而在火山机构附近，从中心式火山构造产生的力学机制分析，在岩浆垂直上侵的过程中，拱起上覆岩层，在主张应力作用下，在其顶部及四周的围岩中产生环状或者放射状张性断裂。该断裂既为深部含矿流体从深部到浅部的运移提供了通道，也为大气降水往深部渗透提供了有利的空间。尤其是在火山机构与区域基底NE 和NW 向断裂活动的叠加部位附近，一方面，热液流体进入张性的火山构造减压环境，溶液沸腾，CO2逸出，铀酰络合物将发生分解，U6＋变成U4＋沉淀［12］；同时深部基底导矿断裂中的富含矿化剂热液、流体与大气降水发生汇合，使铀进一步发生沉淀富集，前人也证实了矿化流体为大气降水与岩浆水混合成因［13-15］。因此火山机构为铀矿化运移、富集提供了有利空间，是主要的控矿断裂。如202矿床主要产于祭面关火山环形断裂附近，在靠近断裂面的矿化较好，矿体形态受断裂面形态制约，显示火山机构对202 矿床控制尤为明显（图3）。

4.5 不整合界面

熔结凝灰岩主要为脆性变形，上部凝灰质粉砂岩、页岩等多介于韧-脆性之间，两者物理性质相差较大，而且岩性分界面多为应力薄弱面，在受到应力过程中，不整合界面附近易于发生破碎变形，形成层间破碎带，为铀矿化的富集、沉淀提供有利的场所。沿着基底或者火山环形断裂运移的富含矿化剂热液、流体进一步运移至火山碎屑岩与上覆砂页岩不整合面之下的层间破碎带中，而且不整合面上部存在一硅质层。该硅质层对矿液起到了屏蔽作用，一方面改变了含矿热液的流速、流向，增加了停留时间，另一方面又限制了铀元素还原成矿的范围。随着矿液中铀元素的还原沉淀、温度降低、压力减小，萤石、碳酸盐等矿物也随之析出。铀矿体主要产于不整合面硅质层之下的层间破碎带中，矿体产状平缓，与不整合面形态一致，受不整合面形态制约（图4），两者岩性之间的不整合面对201 铀矿点以及501 矿化点取决定性作用。因此不整合接触面为层间破碎带型铀矿化点主要控矿构造。

5 找矿方向探讨

NW 向祭面关导矿断裂（F1）横穿研究区，NE 向断裂也较为发育，构造活动频繁，在构造交汇部位形成火山活动，并发育有次火山岩以及火山机构，几组构造相互交汇、复合为含矿热液的运移和富集提供了足够的导矿、控矿及赋矿空间；富含铀的火山碎屑岩出露厚度大，面积广，为铀矿化的形成提供丰富的物源，鹅湖岭组与石溪组不整合面贯穿全区，尤其是石溪组底部的凝灰质砂岩为铀矿化运移提供屏蔽层，显示有利的铀成矿地质条件。前人已在该区探明1 个矿床、2 个矿点、6 个矿化点以及一大批异常点，地表铀矿化信息丰富，显示该区具有较好的前景，深部及外围具有较好的找矿潜力。

在下一步找矿工作中，应以目前已查明的各类火山岩型铀矿为主攻目标，已知矿床（点）近外围的攻深、扩边是找矿方向之一［16］。在寻找构造破碎带型铀矿化时，应加强NW向祭面关断裂（F1）旁侧调查工作，其成矿地质条件与上述矿床、矿化点相似，前人也在该区探明有异常点，找矿前景较好。下一步应以202 矿床与I-40 矿化点蚀变特征为参照建立典型构造蚀变岩相特征，对NW 向祭面关及其次级断裂以及火山机构沿走向方向进行追索，以构造蚀变岩相为主要找矿标志，观察近矿蚀变赤铁矿化、水云母化、硅化等发育规模、强度及其规律，探明铀矿化往深部及外围发育情况。

在寻找层间破碎带型铀矿化时，前人多注重调查鹅湖岭组与石溪组不整合界面，而忽略了对南雄组砂砾岩与石溪组不整合界面控制层间破碎带型铀矿化的研究。南雄组砂砾岩也能为铀矿化运移提供屏蔽层，石溪组火山碎屑岩是富铀岩层，两者在受到应力活动时也多易形成层间破碎带，提供铀矿化赋存的空间，具有与鹅湖岭组与石溪组不整合面相似的成矿条件。通过地质调查在该不整合界面附近新发现有铀矿化带及铀异常点，铀矿化主要沿着岩性不整合界面分布（图6），显示在该不整合面也具有较好的找矿潜力。因此，下一步不仅要加强鹅湖岭组与石溪组不整合面的追索和研究，还应注重南雄组砂砾岩与石溪组火山碎屑岩之间的不整合面的调查。上述两个不整合面均是寻找层间破碎带型铀矿化的有利地段。

图6 南雄组与石溪组不整合界线地质及放射性物探剖面编录素描图Fig.6 The geological and radiometric logging sketch of unconformity interface between Shixi and Nanxiong Formation

6 结论

1）NE 向基底断裂控制了横溪铀矿化集中区的展布，NW 向祭面关断裂（F1）控制了祭面关铀矿带的展布，两者基底断裂交汇部位控制铀矿床、矿（化）点的定位；基底次级断裂以及火山机构控制构造破碎带型铀矿化产出；不整合界面控制层间破碎带型铀矿化产出。

2）NW 向祭面关断裂（F1）旁侧是寻找构造破碎带型铀矿化的有利地段，下一步应对NW 向祭面关及其次级断裂以及火山机构沿走向方向进行追索，以构造蚀变岩相为主要找矿标志，观察近矿蚀变赤铁矿化、水云母化、硅化等规模、强度及其规律，探明铀矿化往深部及外围发育情况。

3）南雄组砂砾岩能为铀矿化运移提供屏蔽层，石溪组火山碎屑岩是富铀岩层，两者在受到应力活动时多形成层间破碎带，提供铀矿化赋存的空间，在该不整合界面附近有新的铀矿化信息发现，显示在该不整合界面也具有较好的成矿潜力，找矿前景较好。