相山铀矿田热结构特征与成矿关系——以邹家山矿床为例

银涌兵，李海英，卢 腾，韩飘平，孔德旭，万环环，庞文静，吴志春

(1.江西省地质局 核地质大队，江西 鹰潭 335001；2.江西省能源矿产地质调查研究院，江西 南昌330100；3.江西省地质调查勘查院 矿产勘查所，江西 南昌 330038；4.东华理工大学，江西 南昌330000)

0 引言

热结构最早由Blackwell提出[1]，主要是指一个地区地壳、地幔两部分热流的构成及分配。地壳浅部放射性元素U、Th、40K衰变产生的地壳热流与地壳深部及地幔产生的地幔热流构成了地表热流[2]。汪集旸等[3]对热结构进行了细化补充，认为热结构还应包括不同岩层间的热流构成、热物性参数、温度场特征及热流配分比。热液型铀矿是热液活动的产物，其形成不仅需要丰富的铀源，良好的热结构环境更是促使铀元素活化迁移、富集成矿的必要条件，热液型铀矿与热异常在时空上具有密切联系[4-8]。

相山矿田位于扬子陆块和华夏陆块两个一级大地构造单元间经历长期演化的复杂结合带上，区内多期次构造运动和岩浆活动频繁，中生代陆相火山活动尤为强烈，大面积发育的火山岩及次火山岩具有较高的放射性生热率。矿田铀矿资源丰富，是我国最大的火山岩型铀矿田。以往勘探成果表明，矿田内也蕴含着丰富的地热资源，且铀与热在空间上具有密切的相关性。前人在本区主要开展了地幔热流及温热水分布规律等研究，对矿田热结构特征研究较为欠缺，矿田热结构与铀成矿关系研究相对空白。

邹家山矿床是相山矿田内典型的超大型矿床的代表，勘探程度高，且部分地段已经开采，矿床基础资料丰富。本文以邹家山矿床作为研究对象，通过收集整理以往勘查成果资料，结合热物性参数测量及前人研究成果，对矿床热结构特征进行详细研究，同时，对比矿床矿体空间分布特征，分析研究热与铀的关系，以期为该区地热地质及成矿地质研究提供支撑。

1 研究区地质概况及大地热流特征

邹家山矿床位于相山矿田西部，EW向河元背—凤岗基底断陷带和NE向邹家山—石洞断裂带的交汇部位，钻孔资料显示，矿床地热异常明显。区内地层简单,构造复杂,热液活动频繁(图1)。基底为青白口系云母石英片岩(Qb)，盖层为下白垩统打鼓顶组粉砂岩、砂砾岩(K1d1)、流纹英安岩(K1d2)，鹅湖岭组晶屑玻屑凝灰岩(K1e1)和碎斑熔岩(K1e2)。区域深大断裂邹家山—石洞断裂带贯穿矿床，其展布呈尖灭再现和尖灭侧现，走向30°～60°，倾向NW、倾角70°～85°，区内隐伏型火山塌陷构造发育良好，埋深200～500 m。碎斑熔岩和流纹英安岩是矿床主要赋矿围岩，矿体主要赋存于邹家山—石洞断裂的旁侧裂隙及火山塌陷构造变陡部位不同岩性界面附近，地热异常与断裂构造关系密切。

图1 相山矿田地质背景及大地热流分布

矿田大地热流分布特征显示(表1)，大地热流最低65.6 mW/m2，最高83.5 mW/m2，平均大地热流73.3 mW/m2，略高于江西省实测大地热流均值70.1 mW/m2，属相对高热流区，大地热流高点落于邹家山矿床，显示研究区地热异常。NE向主断裂构造形成早期呈张扭性，深切基底，沟通、传导深部热能，晚期受板块应力影响，构造呈压扭性，利于深部热能富集、储存。特别是在火山塌陷构造复合部位，深部热能与构造运动热能叠加，NW向次级断裂构造为盖层构造，具导水、散热作用。受此影响，矿田大地热流值在平面上与NE向断裂构造呈正相关、与NW向断裂构造呈负相关，大地热流值最高处为NE向断裂构造与火山塌陷构造的复合部位。

表1 相山矿田大地热流统计

2 热物性参数

2.1 地温梯度

地温梯度是研究地温场及热结构的主要参数之一，反映一定范围内温度随深度的变化关系。地温梯度利用钻孔井温实测而得。井温测量采用准稳态测量法，测量仪器为JW238型数字井温仪，测井时间与钻孔水位静止时间相隔24 h以上。经与静井2年多的钻孔稳态测温结果对比，准稳态测量与稳态测量结果相对误差较小(<1.5 ℃)，准稳态测量结果较为可靠，可做基础资料研究使用。

2.2 热导率

岩石热导率是表征岩石传热特性的物理量，是研究地壳、上地慢热结构和地球深部热状态的重要参数。影响岩石热导率的因素较多，主要有岩石成分、颗粒物粒度和结构、孔隙度、水饱和度、渗透率、湿度、压力等。岩石热导率测试由东华理工大学核资源与环境国家重点实验室负责实施，测试仪器为德国TCS热导率测试仪，测试精度±3%，样品为钻孔原生带岩心。

前人研究结果表明，岩石热导率受温度影响较大，实测热导率采用如下公式[10]进行校正：

K(0)=K(25){1.007+25[0.0037-0.0074/K(25)]} ，

(1)

K(T)=K(0){1.007+T[0.0036-0.0072/K(0)]} ，

(2)

式中：T为钻孔岩心原位温度，℃；K(0)和K(25)分别为岩心在0℃和25℃时的热导率值，W/(m·K)。

2.3 生热率

岩石生热率是单位体积岩石中所含放射性元素在单位时间由衰变所释放的能量，标志着岩石自身生热能力的高低[11-12]。依据岩石放射性核素U、Th、K实测含量，采用Rybach提出的生热率计算方法[13]获得岩石生热率:

A=0.01ρ(9.52CU+2.56CTh+3.48CK)

，

(3)

式中：A为岩石生热率，μW/m3；ρ为岩石密度,g/cm3；CU为铀含量，10-6；CTh为钍含量，10-6；CK为钾含量，10-2。

该方法在采集钻孔岩心进行分析测试的基础上，能最大限度地获取岩石生热率实际特征，但对于深部岩体，受制于钻孔深度影响，不能通过实测其放射性核素含量来计算深部岩体生热率。针对这一情况，Rybach[13]从地球物理角度出发，研究了地震波纵波速度与岩石放射性生热率的关系，建立了波速与生热率间的相关关系：

InA=(16.5-2.74)Vp

，

(4)

式中：Vp为纵波波速，km/s。

依据江西上地壳三维速度结构特征，合成获取研究区不同深度纵波波速值[14]，计算得到深部岩体生热率值。

2.4 热流配分比

热流配分比是岩石圈热结构研究中非常重要的内容[15-16]，可据此获得热分布状态，建立研究区热结构。地壳热流是地壳各结构层放射性生热量的叠加结果，可采用“剥层法”计算各结构层热流(式(5))，进而获得地壳热流(式(6))；结合大地热流，可计算出地幔热流(式7)，最终获得壳幔热流配分比：

qi=Ai·Di

，

(5)

qc=∑qi

，

(6)

qm=q0-qc

。

(7)

式中：qi为结构层热流，mW/m2；Ai为结构层岩石生热率，μW/m3；Di为结构层厚度，km；qc为地壳热流，mW/m2；qm为地幔热流，mW/m2，q0为地表大地热流，mW/m2。

3 热结构特征

3.1 地温梯度特征

研究区平均地温梯度为4.01 ℃/100 m[17]，高于区域平均地温梯度3.06 ℃/100 m[14]。地温梯度等值线在平面上呈带状展布(图2)，其分布特征与大地热流分布特征具有较强的一致性，二者皆受控于断裂构造。地温梯度自邹家山—石洞断裂带两侧向中心部位逐渐增高，高梯度等值线呈不规则团状展布于邹家山—石洞断裂带、火山塌陷构造附近，走向与邹家山—石洞断裂带走向一致，体现了邹家山—石洞断裂带对地温梯度的控制性；同时，在地温梯度带内，地温等值线的不均匀、非线性展布特征，体现了深部塌陷构造对地温梯度的叠加影响效应。垂向上，不同深度地温梯度差异明显，变化趋势同样受控于断裂构造，靠近邹家山—石洞断裂带及火山塌陷构造部位的实测地温梯度明显增大，增幅为(2～3) ℃/100 m，近NW向断裂构造部位的实测地温梯度相对降低，降幅为(1～2) ℃/100 m。

图2 邹家山矿床地温梯度平面等值线

将地温梯度大于研究区平均地温梯度定义为地温异常，异常空间展布特征主要受盖层断裂及塌陷构造联合控制。切穿基底的NE向邹家山—石洞断裂规模较大，具有多期次活动的特点，为深部热源传导和地下水的深循环运动创造了良好条件，控制着地温异常的走向，NW向断裂构造为研究区补水构造，具有降温作用，控制着地温异常的宽度。火山塌陷构造呈隐伏态，埋藏较深，构造面岩石破碎，具有良好的储热、储水功能，火山塌陷构造与邹家山—石洞断裂带交汇部位控制着地温异常阈，异常幅值达6.8 ℃/100 m。

3.2 热结构模型

研究区0～1.46 km深度地层分布及岩石生热率特征依据式(3)据实计算而得，1.46～6.12 km深度地层结构及生热率依据式(3)参照基底岩石分析结果计算近似代表，6.12 km至莫霍面地层结构及岩石生热率依据式(4)结合区域地壳三维速度结构计算得到。

0～0.89 km深度结构层为下白垩统鹅湖岭组火山岩，岩性以碎斑熔岩为主，该结构层岩石生热率平均值为4.39 μW/m3；0.89～1.46 km深度结构层为下白垩统打鼓顶组火山岩，岩性以流纹英安岩为主，该层岩石生热率平均值为3.68 μW/m3；1.46～6.12 km深度结构层为上地壳层，岩性以沉积变质岩和花岗岩为主，该层岩石生热率平均值为1.51 μW/m3。

中地壳岩石以花岗岩、高角闪岩相和麻粒岩相变质岩为主，下地壳岩石以玄武岩质岩石和壳幔混熔岩石为主。中、下地壳结构分层以地层波速界线细化，表2为依据波速与生热率关系计算出的各结构层热结构。

表2 研究区岩石圈热结构计算结果

综合研究区地壳各结构层参数，统计计算地壳热流分层特征，建立了研究区地壳生热率及岩石圈热结构概念模型(图3)。研究区地壳热流为35.33 mW/m2，地幔热流为48.16 mW/m2，壳、幔热流比为0.73，属“热幔冷壳”型，与汪集旸等[18]、邱楠生[19]对中国东部地区热结构特征研究结果一致。上地壳热流值为13.05 mW/m2，中地壳热流值为16.13 mW/m2，下地壳热流值为6.16 mW/m2，地壳热流主要受上地壳、中地壳岩石放射性核素衰变生热的影响。

图3 矿床生热率模型及热结构特征

4 热结构与成矿关系

4.1 热源与铀源

研究区属铀钍混合、以铀为主型矿床，矿床铀平均品位为0.3%，约为含矿围岩平均品位的400倍。岩石U、Th元素衰变生热量大于总生热量的90%，大面积分布的高品位矿体源源不断地释放热能，为地表高热流的形成提供物质来源。

总体热结构显示，研究区6 km以浅上地壳岩石的生热率相对较高，约为深部岩石生热率的3～8倍，上地壳产生的热流大于地壳热流的三分之一，特别是早白垩世火山岩产生的热流约为地壳热流的六分之一，其厚度仅为地壳厚度的4%，暗示上地壳铀源丰富，早白垩世火山岩是区内主要铀源体。

4.2 空间展布特征

研究区矿体及热结构平面分布特征主要受邹家山—石洞断裂带和火山塌陷构造联合控制，总体呈NE向展布，断裂带与塌陷构造交汇部位是成矿主体部位[20-21]，也是热异常中心部位。贯穿全区的NE向邹家山—石洞深大断裂带切穿结晶基底，张扭性断裂构造沟通深部热源(液)，受深部热流上涌影响，断裂构造两侧一定范围内岩石发生水热蚀变，围岩性质发生变化，岩温相对升高，孔隙度变大，岩石地球化学环境及机械物理性质发生改变，深部成矿热液及矿化剂向上运移并发生热液作用，铀、钍离子有效迁移，在碱交代作用下初步富集于断裂构造附近，形成低级铀源建造即成矿地质体，该地质体控制着矿带平面范围。受热传导及热液温度影响，岩石蚀变带地温梯度相对升高，呈热异常态，在平面上，地温异常(地温梯度大于4 ℃/100 m)范围与矿带展布范围基本一致，走向上受NE向邹家山—石洞导热断裂带控制，主要分布于邹家山—石洞断裂带上盘，异常中心(地温梯度大于5 ℃/100 m)为钻孔揭露的火山塌陷构造的反映(图4)。据钻孔资料统计，地表岩石地温高值区为火山塌陷构造与邹家山—石洞断裂构造交汇平面投影位置，矿体分布于高值区两侧，且主要分布于火山塌陷构造的下盘，矿体的形成对岩性无选择性，但受塌陷构造形成因素影响(打鼓顶组流纹英安岩向火山盆地中心滑塌)，矿体岩性以打鼓顶组流纹英安岩为主。

图4 研究区地温与矿体平面投影

随着火山活动加剧，火山塌陷规模发育，在与断裂带的复合部位形成拉张空间，该空间由一系列滑塌裂隙带组成，在空间分布上具有成群、成带的特点，总体呈不规则脉状、透镜状，少数为囊状。深部热液、热流运移、汇聚至此，形成溶液容矿地质体及高温热储体。伴随大气降水的不断渗入，空间内成矿溶液物理化学性质发生变化，逐步呈中—酸性，铀、钍离子在还原条件下分别以U4+与Th4+铀酰碳酸盐络合物、卤化物或以硅酸盐络合物形式迁移、沉淀[22]，形成富大矿体。深部热液、热流是矿体形成的必要物质及热源条件，在垂向上，矿体形成时富集的热流造就了矿与热的一致性(图5)，同时，高品位矿体不断衰变产热，叠加形成矿化异常与地温异常高度重合的现今地热场特征。

1—下白垩统鹅湖岭组碎斑熔岩；2—下白垩统打鼓顶组流纹英安岩；3—断裂构造；4—地层界线;5—工业矿体；6—地温等值线(℃)；7—蚀变带范围；8—钻孔

4.3 找矿指示

前人研究结果表明，地热可作为找矿突破标志之一应用到热液型铀矿床找矿勘查中，尤其在利用铀矿与地热场分布的密切关系指导深部铀矿勘查上发挥着重大作用[23]。地热异常与矿体(带)空间分布特征的一致性是构建研究区地温找矿指示的重要依据。地温梯度大于4 ℃/100 m为找矿第一标志，该标志指示成矿第一平面空间即矿床定位空间，其范围受NE向断裂构造带及火山塌陷构造联合控制，宽约300 m，建议找矿勘查中地温梯度测量平面点距小于50 m。地温梯度异常轴线为导热控矿构造反应，轴线两侧地温梯度等值线密度则是找矿第二标志，等值线密集度越高，反映深部热变强烈，容矿控矿空间更大，为富大矿体赋存有利部位。

5 结论

本文以邹家山矿床为例，通过井温测井、取样测试等工作，分析了相山铀矿田热结构特征，并结合矿体(带)分布特征，研究了热与矿的关系，结论如下：

1)邹家山矿床地温梯度平均值为4.01 ℃/100 m，高于矿田地温梯度的平均值(3.06 ℃/100 m)。地温异常主要受邹家山—石洞断裂构造带及火山塌陷构造联合控制，总体呈NE向。

2)矿床地壳热流为35.33 mW/m2，地幔热流为48.16 mW/m2，壳、幔热流比为0.73，属“热幔冷壳”型；地壳热流主要来源于上地壳、中地壳岩石放射性核素衰变产热。

3)总体热结构显示，研究区上地壳铀源丰富，早白垩世火山岩是区内主要铀源体。

4)现今地热场显示，研究区热异常与矿体(带)空间分布特征镜像重合，二者皆受控于断裂构造分布特征。

5)地温梯度大于4 ℃/100 m为矿床平面定位标志，地温异常轴线旁侧等值线密集带是富大矿体赋存的有利部位。