桂东北苗儿山地区花岗岩型铀矿田地质特征及成矿模式分析

王 珂， 陈 琪， 吴昆明， 黄宏业， 谢 飞， 张 宇

(核工业二三〇研究所，湖南 长沙 410007)

铀作为一种战略性矿产资源，在高精尖武器、医疗设备、节能环保、高端装备制造、新材料等领域具有不可替代性(王登红，2019)。目前铀矿床类型主要有砂岩型、花岗岩型、火山岩型和碳硅泥岩型。其中，花岗岩型铀矿床泛指产在花岗岩体内部或其外接触带断裂构造中的热液铀矿床。我国花岗岩型铀矿主要分布在华南地区，是主要的铀矿勘查类型之一，铀资源量占我国铀资源量的22.9%(Cai et al., 2015)。自1950年代末期在贵东岩体中发现该类矿床以来，经过前人几十年的勘查与科学研究，逐渐发现了桃山、贵东、鹿井、下庄、苗儿山等一大批铀矿田(Cai et al., 2015)，为新中国军事和能源事业的发展奠定了坚实的基础。

苗儿山铀矿田是华南典型的花岗岩型铀矿田之一，其内部分布有许多规模较大的花岗岩型铀矿床，如沙子江、孟公界、双滑江、白毛冲等铀矿床。前人已经对该地区花岗岩以及相关的铀矿床矿开展了年代学、地球化学、岩石成因、铀成矿来源等一系列研究(Zhao et al., 2013, 2014, 2016; Yu et al., 2020; Zhang et al., 2021, 谢晓华等，2008；石少华等，2010；陈琪等，2020；王正庆，2018；郭春影等，2020)，取得了较多成果，例如：苗儿山地区产铀花岗岩中独居石、晶质铀矿等含铀矿物的蚀变行为是岩体产铀的主要因素(Yu et al.,2020；Zhang et al.,2021；胡欢等，2012；王正庆，2018)；苗儿山地区铀成矿流体主要来自大气降水和地幔流体混合(石少华等，2010；陈琪等，2020)。然而该区域的铀成矿地质特征和成矿模式综合分析较少。因此，本研究收集了苗儿山地区已报道的构造、年代学、岩石化学、矿物化学等多个方面资料，系统分析了区域上的控矿构造分布规律、矿床时空分布、产铀岩体与非产铀岩体差异、岩浆-热液-矿化特征等，重新审视了苗儿山铀成矿地质特征并构建了铀成矿模式，旨在深化区域上花岗岩型铀矿成矿机理，同时也为下一步花岗岩型铀矿远景区预测和深部勘查提供依据。

1 地质背景

苗儿山铀矿田位于广西资源县与湖南新宁县境内，大地构造位置上处于华南板块西北部和扬子陆块南部的过渡带，属于扬子板块江南造山带南缘的湘桂海西-印支凹陷区(图1a，孙涛等，2003)。出露的地层包括新元古界、古生界变沉积岩系以及白垩系红色砂砾岩(图1b)。构造活动强烈，以加里东期、印支期和燕山期最为显著，铀矿化主要受NNE向的天金断裂、香草坪断裂以及其次级断裂控制。岩浆活动频繁，显示多阶段多期次特点，形成了由加里东期准铝质的苗儿山岩体、印支期过铝质的香草坪、豆乍山、张家岩体以及燕山期过铝质的小木楠岩体等组成的苗儿山复式岩体(图1b，郭春影等，2020)，与铀矿化密切相关的是印支期的豆乍山和张家岩体(Zhao et al., 2016；陈琪等，2020; 郭春影等，2020)，其边缘聚集了沙子江、孟公界、双滑江、白毛冲、张家、红桥、乍古田等多个重要的铀矿床。

图1 苗儿山地区大地构造位置和岩体分布简图

2 铀成矿特征

2.1 与成矿相关的构造特征

控矿断裂系统对花岗岩中铀的迁移、富集有着重要的影响，是形成热液型铀矿床的关键(冯明月等，2012；赵如意等，2020)。苗儿山地区构造广泛发育，其中NNE向的区域性一级断裂——新-资断裂控制并贯穿整个工作区，天金断裂、香草坪断裂以及其发育一系列NE和NNE向和少量近EW向的次级断裂，构成了工作区主要断裂构造格架，是区域重要的找矿标志(欧阳平宁，2012；黄宏业等，2014；李妩巍，2016)。区域构造主要的特征有：

(1)区域性大断裂控制了苗儿山地区花岗岩的展布，具有规模大、活动时间长特征，并且能够使深部的岩石不断发生重熔和岩浆上升侵位，形成了苗儿山花岗复式岩体。在岩体演化形成过程中，成矿元素铀不断富集，最终形成了豆乍山和张家两个重要的产铀岩体。

(2)NNE向破碎带为含矿构造带，铀矿化与NNE向的构造关系密切。在豆乍山岩体周围，NE向的双瓜断裂和天金断裂带共同控制了双滑江矿床、NNE向的F800断裂带控制了沙子江矿床、NNE向的F7和F8断裂带控制了向阳坪矿床。近年来，铀矿勘探在NNE向的F805断裂带、F7断裂带深部取得突破性找矿成果。在张家岩体周围，NE向断裂带控制着众多矿床、矿(化)点、异常点。然而，随着近年来地勘程度的加深，在一些老矿区近EW向及NW向构造信息越来越多，而且与铀矿化的关系也十分密切，如孟公界铀矿床严格受NNW方向的断裂所控制(黄宏业等，2014)。因此要加强对这些构造控矿性的探索，为新一轮的铀矿勘探打开新局面。

(3)断裂带及其次级断裂带发育程越高，铀矿化越明显。豆乍山和张家岩体断裂及次级断裂非常发育，不同方向、不同次序的断裂相互交织成网，使岩石发生大规模的破碎，形成了有力的容矿空间。另外，断裂发育地区易于水、挥发分和各种流体汇聚，使岩体发生自交代(钾长石化、钠长石化、绢云母化等)和后期蚀变(黄铁矿化、赤铁矿化、萤石化、碳酸盐化等)，从而促进了铀的活化、迁移、富集及沉淀。

2.2 与成矿相关的岩石学特征

苗儿山铀矿田经历了多期次构造-岩浆活动，岩浆分异程度高，经历了从黑云母花岗岩→二云母花岗岩演化序列，从而形成苗儿山复式岩体(Zhao et al., 2016；王正庆，2018)。根据前人研究认为，演化程度高的豆乍山岩体和张家岩体与区域上铀成矿关系非常密切，是区域上铀矿床主要的铀源供给岩体(Zhao et al., 2016；Zhang et al., 2021；谢晓华等，2008；王正庆，2018；郭春影等，2020)，具有一定的铀成矿专属性。因此，本研究综合整理了苗儿山地区豆乍山和张家岩体的岩相学和岩石地球化学特征。

2.2.1 岩相学特征

(1)中细粒二云母花岗岩是主要的产铀岩性。豆乍山岩体和张家岩体岩性均为灰白色中细粒二云母花岗岩，沙子江、向阳坪、张家等铀矿床均赋存在该岩性中或者与其接触带附近，与桃山矿田、下庄矿田、长江矿田、百顺矿田等非常类似，是花岗岩型铀矿田普遍出现的现象。

(2)白云母是主要的产铀标志。随着演化程度增加，豆乍山和张家产铀花岗岩中白云母易与岩石中原生黑云母、斜长石等矿物发生自交代作用，从而易于将惰性铀转化为活性铀迁移至流体中，形成含矿铀热液(Yu et al., 2020；胡欢等，2013)。

(3)晶质铀矿是主要的铀源。豆乍山和张家产铀岩体中富铀矿物以晶质铀矿为主，且含量相对较高，为铀成矿提供了矿源(Zhao et al., 2016；胡欢等，2012；王正庆，2018；郭春影等，2020)。相反，苗儿山和香草坪岩体中富铀矿物以褐帘石、独居石等为主，铀主要呈惰性状态，不易被萃取而形成铀矿床。

2.2.2 岩石地球化学特征

(1)高初始铀含量，为铀矿床提供充足的铀源。苗儿山复式花岗岩普遍具有较高的铀含量(普遍大于花岗岩平均铀含量2.7×10-6)，以豆乍山岩体和张家岩体的中细粒二云母花岗岩最为显著(铀含量为3.00×10-6～38.00×10-6，平均值为18.62×10-6)。该特征与华南地区产铀岩体中的二云母花岗岩铀含量(平均值为17.9×10-6，冯明月等，2012)类似，高含量铀源为后来的铀成矿奠定了物质基础。

(2)岩石主量元素具有高硅、偏钾高碱、高的铝饱和指数(A/CNK一般大于1.1)，显示强过铝质特征；微量元素显示相对富集Rb、Th、U、相对亏损Ba、Sr、Ti、P等元素，具有强烈Eu的负异常，与华南典型的产铀花岗岩特征相同，属于典型的壳源重熔型S型花岗岩，其铀含量相对比较高。

(3)高程度的岩浆结晶分异是铀预富集的基础。铀因为其离子半径大和化合价高，在硅酸盐岩浆中表现出高度不相容而进入晚期残余岩浆中，最终结晶成独立铀矿物。豆乍山和张家岩体的中细粒二云母花岗岩作为花岗质岩浆演化到一定程度的产物，具有高硅和强烈Eu的负异常(一般小于0.2，表1)，属于岩浆分异晚期的产物。并且在图2(Zhao et al., 2013, 2016; Zhang et al., 2021；谢晓华等，2008；王正庆，2018)上，两者显示明显的线性关系，表明高程度结晶分异能够促进铀的富集，从而为铀成矿提供矿源。

图2 苗儿山花岗岩的SiO2-U和δEu-U关系图解

(4)稀土总量低的岩体对铀成矿有利。相对苗儿山和香草坪两个非产铀岩体，豆乍山和张家两个产铀岩体均显示更低的稀土总量(平均值为121.37×10-6和136.49×10-6，表1)，这可能是由于稀土元素含量高，在结晶过程中铀很容易进入独居石、褐帘石等稀土矿物晶格中，对成矿不利。

表1 苗儿山地区花岗岩部分元素含量及比值表

(5)低的Th/U比值有利于花岗岩铀成矿。据报道华南产铀花岗岩中Th/U比值一般小于3(Zhang et al., 2017)。相比苗儿山和香草坪岩体，豆乍山和张家岩体显示更低的Th/U比值(平均值约2.0和1.6)，比值明显小于3，具有有利的铀成矿条件。

(6)富挥发分(F、CO2、P、B等)易于铀的迁移与富集。胡瑞忠(1994)已经报道在花岗质岩浆中，铀易与F、CO2等矿化剂形成络合物而迁移沉淀。野外观察显示，苗儿地区豆乍山和张家岩体中有白云母以及局部电气石聚集体出现，表明岩浆是富水和挥发分，高水和挥发分的岩浆不仅有利于重熔型花岗岩的形成，同时易与岩浆中的铀离子形成络合物而迁移与富集。

2.3 与成矿相关的矿物学特征

花岗岩型铀矿床全岩化学成分蕴含着丰富的铀成矿有用信息，但是含矿岩体普遍遭受一定的热液蚀变，影响了岩石化学的部分应用指标(Zhang et al., 2021；胡欢等，2012，2014；李杰等，2021)。然而，单矿物的研究能够更好地弥补岩石化学指标的不足。因此，本研究通过搜集苗儿山地区已发表与成矿相关的矿物学数据，系统地总结与分析苗儿山地区与铀成矿相关的信息。

2.3.1 黑云母

黑云母是铀的重要载体(Hu et al., 2008；Zhang et al., 2021；胡欢等，2014)，它的矿物化学成分特征不仅为研究花岗岩形成的物理-化学条件提供了重要信息，而且是研究后期热液蚀变及成矿元素铀的重要媒介(章健等，2011；胡欢等，2014；张龙等，2017)。苗儿山地区的豆乍山、张家、苗儿山和香草坪4个岩体中黑云母广泛发育，并且呈现不同程度的蚀变。本研究综合前人对以上岩体中黑云母的研究资料(Zhang et al., 2021；胡欢等，2014；秦蕾胜等，2018)和野外实际观察，发现主要有：

(1)不同的蚀变作用强度。豆乍山和张家岩体中的黑云母显示更强烈的绿泥石化，香草坪和苗儿山岩体蚀变相对较弱，绿泥石化过程中不仅提高了豆乍山和张家岩体中铀的活化迁移能力，同时也提高了岩体对铀的还原能力，从而显示强的铀矿化(胡欢等，2014；秦蕾胜等，2018)。

(2)不同的黑云母种类。前人已经报道不同种类的云母显示明显的成矿专属性(Hu et al., 2008)。豆乍山和张家岩体中黑云母显示相对富铁贫镁(含铁系数平均值为0.67和0.64，含镁系数平均值为0.23和0.25，表2)，属于铁叶黑云母(一般含镁系数小于0.38)；而苗儿山和香草坪岩体中的黑云母相对贫铁富镁(含铁系数平均值为0.47和0.55，含镁系数平均值为0.49和0.39，表2)，属于铁质黑云母。可见含铁系数越高，成矿潜力越大。

(3)不同的结晶温度与氧逸度。前人研究表明岩体结晶时候的温度和氧逸度与产铀关系密切(胡欢等，2014；张龙等，2017；Zhang et al., 2021)。利用Henry等(2005)的温度结算公式得出了4个岩体的形成温度(表2)，其中豆乍山岩体形成温度为636～694 ℃，平均值为660 ℃，张家岩体形成温度为685～701 ℃，平均值为692 ℃，苗儿山岩体形成温度为649～671 ℃，平均值为661 ℃，香草坪岩体的形成温度为673～693 ℃，平均值为681 ℃，可见苗儿山地区各花岗岩体的结晶温度与其产铀关系不明显。然而，根据估算出的结晶温度和黑云母的相对稳定度(100×Fe/(Fe+Mg)，表2)，依据Woues等(1965)方法，初步获得豆乍山和张家岩体形成时的氧逸度为-16～-17，而苗儿山和香草坪岩体形成时的氧逸度为-13～-14。可见岩体结晶时，低氧逸度的成岩环境是豆乍山和张家两个岩体产铀的有利因素。

(4)不同的化学物质组成。豆乍山和张家岩体中黑云母显示高的Fe/(Fe+Mn)比值(0.73～0.77)，而香草坪和苗儿山岩体的Fe/(Fe+Mn)比值相对较低(0.50～0.62)，如表2所示。Zhang等(2021)研究认为黑云母中Fe/(Fe+Mn)比值大于0.65，是评价岩体产铀潜力的良好指标，由图3a可见，豆乍山和张家岩体显示更高的产铀能力，这与华南地区的长江、下庄、油洞等产铀岩体表现出的特征极为相似。另外，Zhang等(2021)利用LA-ICP-MS原位微区技术发现豆乍山和张家岩体中的黑云母具有相对高的Li、Sn、Nb、Mn、U和低的V、Co等元素，而苗儿山和香草坪岩体则恰好相反(表2)。可见，不同矿物化学成分与岩体产铀能力关系密切。

(5)不同的矿化剂F和成矿元素U含量。前人研究表明在花岗质岩浆体系中，高的挥发分F含量有利于提高U在熔体/流体中的溶解度，从而结晶形成含铀矿物(Chen et al., 2012; Zhang et al., 2021)。豆乍山和张家岩体中的黑云母显示相对高的F(0.15%～0.51%和0.14%～0.69%，平均值为0.31 %和0.35 %)与U(0.03×10-6～1.89×10-6和0.02×10-6～1.91×10-6，平均值为0.32×10-6和0.33×10-6)含量，而苗儿山和香草坪岩体显示相对低的F(0.03%～0.17%和0～0.14%，平均值为0.12%和0.05%)和U(0.01×10-6～0.35×10-6和0.01×10-6～0.39×10-6，平均值为0.10×10-6和0.08×10-6)含量特征(图3b；表2)，表明高的挥发分F有利于促进U元素的富集。另外，根据Zhang等(2012)提出F在黑云母与花岗质熔体平衡方程，估算出豆乍山和张家花岗质岩浆中的F含量(280×10-6～958×10-6和194×10-6～965×10-6，平均值为568×10-6和482×10-6)显著高于苗儿山和香草坪花岗质岩浆中的F含量(21×10-6～132×10-6和10×10-6～138×10-6，平均值为94×10-6和83×10-6)，进一步表明花岗岩浆中高的挥发分F含量是控制岩体产铀的有利因素(胡欢等，2014；张龙等，2017；Zhang et al., 2021)。

表2 苗儿山地区花岗岩中黑云母主量和部分微量元素数据表

图3 苗儿山地区花岩岗中黑云母化学成分图解

2.3.2 锆石

锆石作为主要的含铀矿物之一，其蕴含有较多的成岩与成矿信息。它不仅可以灵敏、有效地指示岩体的原始富铀程度，还可以用来评价岩体的产铀远景(陈振宇等，2014；伍皓等，2020)。本研究收集了苗儿山地区豆乍山、张家、香草坪及苗儿山4个岩体中锆石铀含量(表3)，其中苗儿山岩体中的锆石铀含量为226×10-6～7 172×10-6，平均值为862×10-6，香草坪岩体中的锆石铀含量为217×10-6～6 866×10-6，平均值为1 848×10-6，张家岩体中的锆石铀含量为1 552×10-6～24 927×10-6，平均值为7 909×10-6，豆乍山岩体中的锆石铀含量为1 215×10-6～34 505×10-6，平均值为9 889×10-6。显然，豆乍山和张家岩体中的岩浆锆石铀含量明显高于另外两个岩体，表明印支晚期的豆乍山和张家岩体具有高的铀成矿能力，锆石是铀成矿很好的铀源潜在矿物(胡欢等，2014)。

2.4 与成矿相关的热液蚀变特征

苗儿山地区花岗岩型铀矿床热液蚀变主要可分为成矿前热液蚀变和成矿期热液蚀变，蚀变类型主要有：钠长石化、钾长石化、白云母化、绿泥石化、硅化、方解石化、赤铁矿化、水云母化、黄铁矿化、萤石化等(Yu et al., 2020; Zhang et al., 2021; 欧阳平宁，2012；王正庆，2018；陈琪等，2020)。成矿前热液蚀变至关重要，它能使富铀花岗岩的化学特性发生改变，造成其内部的铀发生活化、迁移，从而形成含铀热液(冯明月等，2012；胡欢等，2012)。豆乍山和张家岩体的中细粒二云母花岗岩成矿前热液蚀变强烈，主要有钠长石化、钾长石化、绿泥石化等(王正庆，2018)。其中，绿泥石化作用对以上两个产铀岩体中铀的活化和再分配起着重要的影响，绿泥石交代黑云母后，原来寄存于黑云母中的高放射性包裹体(晶质铀矿、独居石、锆石等)大量消失，铀发生了活化迁移，最终富集成矿(Yu et al., 2020; Zhang et al., 2021；胡欢等，2012，2013)。成矿期热液蚀变不仅可以改变岩石的机械物理性质，使其抗压强度降低，孔隙度增大，利于流体充分与富铀岩体接触以及为铀沉淀提供空间(Yu et al., 2020), 同时更重要的是为铀沉淀提供有利的化学条件(Cuney, 2009; Bonnetti et al., 2018; Yu et al., 2020)。苗儿山地区铀成矿期蚀变类型主要包括赤铁矿化、萤石化、硅化、方解石化、黄铁矿化、绿泥石化等。其中赤铁矿化呈细脉状、微细脉状产出，是区域上重要的矿化类型之一，并且赤铁矿化程度与铀品位存在一定的正相关，即赤铁矿化岩石的颜色越深，其铀品位也越高。萤石化常呈不规则浸染状或细脉状与沥青铀矿共生，常呈紫黑色，即萤石颜色越深，铀矿化程度越大。因此，热液蚀变是苗儿山地区花岗岩型铀矿主要的找矿标志，可以根据热液蚀变的程度及范围来圈定有利的靶区。

2.5 与成矿相关的矿物组合类型特征

苗儿山地区花岗岩型铀矿床矿物组合类型丰富，主要有铀-赤铁矿型、铀-玉髓型、铀-黄铁矿型、铀-方解石型、铀-萤石型、铀-绿泥石型(图4)，豆乍岩体周围的铀矿床以铀-赤铁矿型、铀-玉髓型、铀-黄铁矿型为主，而张家岩体周围的铀矿床以铀-方解石型、铀-萤石型为主。

(1)铀-赤铁矿型。赤铁矿主要呈浸染状及细脉状分布于两侧的碎裂花岗岩中，并常见赤铁矿细脉沿着长石解理或石英、长石碎裂带充填使岩石染成红褐色，铀与赤铁矿共生，为区内主要矿化类型(图4a)。

(2)铀-黄铁矿型。黄铁矿主要呈浸染状、细脉状分布于蚀变花岗碎裂岩及碎裂花岗岩中，铀常与黄铁矿共生，该类型是豆乍山地区F10号带主要矿石组合类型(图4b)。

(3)铀-玉髓型。玉髓主要呈细脉状分布于构造角砾岩、蚀变花岗碎裂岩及碎裂花岗岩中，铀常与红色玉髓、石英共生，该类型是豆乍山地区F7号带主要矿石组合类型(图4c)。

(4)铀-方解石型。方解石主要呈细脉状、网脉状、胶结物分布于构造角砾岩、蚀变花岗碎裂岩中，铀与方解石伴生，该类型多见于豆乍山地区F7号带构造角砾岩之中(图4d)。

(5)铀-绿泥石型。绿泥石主要呈浸染状分布碎裂花岗岩裂隙面上，铀与绿泥石伴生，为区内新发现的一种类型，具有一定的找矿意义，该类型主要见于豆乍山地区F8号带(图4e)。

(6)铀-萤石型。萤石主要呈脉状分布于蚀变花岗碎裂岩及碎裂花岗岩中，铀与萤石伴生，在张家矿床及周围较为常见(图4f)。

3 建立铀成矿模式

3.1 成矿时代

苗儿山花岗岩型铀矿田是我国华南地区代表性花岗岩型铀矿田之一，铀矿床主要产出于豆乍山岩体和张家岩体。豆乍山岩体出露的铀矿床有沙子江、双滑江、向阳坪、白毛冲、孟公界，张家岩体出露的铀矿床有张家、乍古田、红桥等(图1b)。由苗儿山成岩成矿年代学统计表(表3和表4)可知，苗儿山成矿岩体主要形成于印支晚期(220 Ma)，而铀成矿具有明显多期次性，大致可分为6期铀成矿作用，成矿期为50～146 Ma(表4，Luo et al., 2015; 王正庆，2018；李杰等，2021)，两者显示明显的矿岩时差。

表3 苗儿山地区花岗岩中锆石数据来源表

表4 苗儿山地区花岗岩型铀矿床成矿时代数据表

3.2 铀成矿模式

前人研究表明不同矿石矿物-脉石矿物组合的铀矿床可能具有不同的成因模式，如：沥青铀矿-赤铁矿化型可能与氧化-还原作用铀成矿模式有关(Cuney, 2009; Bonnetti et al., 2018; Yu et al., 2020; 陈琪等，2020)；沥青铀矿-方解石型可能与加气-去气铀成矿模式有关(Cuney, 2009; Hu et al., 2008; 石少华等，2010；王正庆等，2018；陈琪等，2020)。苗儿山地区铀矿物组合类型丰富，以铀-赤铁矿型、铀-黄铁矿型、铀-方解石型、铀-萤石型为主，显示其成因类型丰富。其中，铀-赤铁矿型是向阳坪铀矿床中的主要类型，主要产出于赤铁矿化的红色蚀变带中(图4a)。该种铀矿化类型形成可能是由强氧化性、高氧逸度及富CO2的含矿热液在还原性强的介质(如黄铁矿或者绿泥石)及岩体中的Fe2+的还原作用下，含矿热液中的U6+被还原成U4+，Fe2+被氧化成Fe3+，从而形成赤铁矿-黄铁矿-硅质-沥青铀矿矿物组合(Yu et al., 2020; 陈琪等，2020)。铀-方解石型常见于豆乍山地区F7号构造带(图4d)。该种铀矿化类型形成可能由于在构造膨大部位，深部上升的富CO2含矿热液由于减压沸腾，产生强烈的CO2去气作用，络合物分解导致铀和方解石的沉淀，以胶结物或网脉的形式与硅质角砾胶结形成方解石-沥青铀矿矿物组合(石少华等，2010；王正庆等，2018；陈琪等，2020)。

图4 苗儿山铀矿田铀矿物组合类型野外照片

苗儿山大地构造位置处于华夏板块和扬子板块的交界处，构造-岩浆-流体活动强烈。结合前人对苗儿山地区构造、岩浆、地球化学特征、蚀变等多方面资料(孙涛等，2003；谢晓华等，2008；黄宏业等，2014；王正庆，2018；陈琪等，2020)，本研究综合分析并构建了苗儿山花岗岩型铀成矿模式，提出了3个成矿阶段(图5)：

图5 苗儿山地区花岗岩型铀矿成矿模式图

(1)在印支晚期后造山环境下(250～200 Ma)，由变泥质岩的元古代基底经部分熔融和高程度结晶分异形成了富铀的强过铝质的豆乍山和张家二云母花岗岩岩体。这2个岩体中富含晶质铀矿、锆石、独居石、磷钇矿、褐帘石等富铀矿物，为苗儿山地区铀成矿作用提供了丰富的铀源基础。

(2)在晚侏罗世-古近世(150～50 Ma)，华南岩石圈处于拉张减薄阶段，地壳浅层的断裂系统与地幔贯通，地幔上升的CO2、F、H2S等矿化剂与进入深部循环的大气热水混合，形成浸取能力较高的混合成矿流体。然后，成矿流体沿深大断裂上升流经豆乍山、张家等富铀花岗岩岩体，使富铀矿物发生蚀变，其中铀主要以UO2(CO3)22-、UO2(CO3)24-、UO2F42-络合物形式迁移至热液中，形成了富铀热液。

(3)在后期多期次的构造活动中，由于温度、压力、pH、Eh、围岩蚀变(赤铁矿化、硅化、方解石化、萤石化等)等条件的变化，上升的富铀热液发生了络合物分解，在开阔的构造空间内沉淀成矿，此时形成了沙子江、向阳坪、孟公界、张家、红桥、乍古田等一系列花岗岩型铀矿床。

4 结论

(1)苗儿山地区构造活动强烈，以NNE方向的断裂及次级断裂为主，其控制了苗儿山铀矿床矿体的展布，为区域主要的控矿构造。

(2)苗儿山地区花岗岩普遍富铀，以豆乍山和张家岩体最为显著。产铀花岗岩主要呈现高硅、富碱、强过铝质，相对富集Rb、Th、U、F和相对亏损Ba、Sr、Ti、P、Eu等元素，属于典型的演化程度高的S型花岗岩。

(3)苗儿山地区的黑云母和锆石有效区分产铀与非产铀花岗岩，而且指示了低氧逸度(-16～-17)的有利成矿条件。

(4)苗儿山地区热液蚀变和铀矿物组合类型多样。成矿期热液蚀变以赤铁矿化、黄铁矿、硅化、碳酸盐化、萤石化为主；铀矿物组合类型以铀-赤铁矿型、铀-黄铁矿型、铀-玉髓型、铀-萤石型为主。

(5)苗儿山铀矿田经历了多阶段多期次的构造-岩浆-流体活动。分异程度高的豆乍山和张家岩体为铀成矿提供了铀源基础，后期经地幔流体和大气降水组成的热液交代岩体中的含铀矿物形成了UO2(CO3)22-、UO2(CO3)24-、UO2F42-等铀络合物离子，最后在合适的物理化学空间等条件下形成了一系列铀矿床。