岩石学课程设计江西矿床的岩石学特征.docx

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岩石学课程设计江西矿床的岩石学特征

第一章、德兴斑岩铜矿

一、地质背景

德兴斑岩铜矿位于江南古陆东南缘与浙赣早古生代坳陷带结合部，其东南侧为赣东北深断裂，是我国目前公认的斑岩型铜矿床，也是环太平洋成矿域西成矿带中，赋存于大陆边缘断裂—岩浆活动带中的一个有代表性的斑岩铜矿床。

德兴铜矿包括铜厂、富家坞、朱砂红3个矿区，是我国目前已开采的规模最大的特大型或超大型斑岩型铜矿。

与该矿床成矿有密切空间和成因关系的侵入岩体为花岗闪长斑岩，其同位素年龄为157～170Ma。

主岩体受东西向褶皱构造带中的北西或北西西向横张断裂构造控制。

花岗闪长斑岩为块状构造，全晶质斑状结构。

斑晶主要为自形晶板状中长石，其次为自形和半自形柱状普通角闪石、黑云母以及板状钾长石和石英。

基质呈它形粒状结构，主要由更长石、石英、钾长石及少量普通角闪石和黑云母组成，副矿物主要是磁铁矿、磷灰石、榍石、钛铁矿和锆石等。

花岗闪长斑岩岩体围岩为中元古界双桥山群中上部一套浅变质泥砂质和凝灰质千枚岩。

花岗闪长斑岩体内部，发育钾长石化、黑云母化、水云母化和绿泥石化蚀变带，在接触带附近，则发生硅化、绢云母化、绿泥石化和碳酸盐化，并伴有金属矿物多次沉淀。

远离接触带的围岩中，蚀变减弱，形成绿泥石化—绢云母化带。

二、含矿岩石特征及其类型

本区含矿岩石，是由时代及性质完全不同的两大岩类组成。

其一，元古代九岭群浅变质岩系，据微古植物化石资料及同位素年龄为1041百万年（矿床所）；其二，燕山中晚期花岗闪长斑岩小侵人体，同位素年龄为169百万年（宜昌地矿所）。

矿体沿岩体与围岩接触带分布，矿石1/3赋存在侵人体内，2/3分布于浅变质围岩之中。

（一）侵人岩的岩石特征及其类型

1、侵人岩宏观地质特征：

含矿花岗闪长斑岩属小型岩株状浅成侵人体。

岩体近乎筒状，地表形态似三角形，出露面积约0.7平方公里，长轴方向北西320°。

岩体与围岩呈侵入接触关系。

岩体及其周围常见脉岩，依其与主岩体的关系可分出三类：

①与主岩体同时期，具有相似矿物组合的花岗闪长斑岩脉；②形成于主岩体之后的暗色份岩脉；③细粒闪长岩脉。

这种岩脉有些侵人到老地层中，有的则被花岗闪长岩切穿。

2、微观岩石学特征：

含矿侵入岩主岩体的化学成分，介于花岗闪长岩与英云闪长岩之间，并显示钙碱性岩石组合特征。

主岩体具两种矿物组合形式：

其一斑晶矿物，主要由中长石、石英、角闪石、黑云母、磷灰石斑晶和钾长石变斑晶组成；其二基质矿物，由钾长石、石英及奥长石构成。

二者含量比例，由浅部向深部表现出一种渐变过渡的线性变化趋势。

露天采场岩石为少斑结构，斑晶含量＜30%，向深部过渡到多斑结构，斑晶＞50%，在600米左右深度，岩石开始转变为似斑状结构。

斜长石：

斑晶斜长石为自形、半自形板状晶体，粒径一般1～3.5毫米，聚片双晶、卡钠联合双晶和三连晶非常发育。

具明显的环带构造。

经费氏台鉴定，斑晶斜长石An35-40，有序度为0.85左右。

而基质斜长石An15-20，有序度变化于0.45-0.55之间。

表明基质与斑晶斜长石形成的物化条件有差异。

石英:

斑晶石英量少，粒度1～2.5毫米。

有典型六方双锥高温石英，其表面干净，透明度较高。

也有他形粒状石英，但往往含有较多的气一液包裹体，形态为圆状和次圆状。

某些圆形石英尤如一枚硬币镶嵌于基质之中。

基质石英无色透明，他形粒状，粒径一般0.05～0.2毫米。

暗色矿物:

主要有角闪石、黑云母。

二者均呈斑晶出现，为自形、半自形晶体。

粒径为1～3毫米，多色性明显。

角闪石Np—淡黄，Nm—黄绿，Ng—绿。

黑云母Ng≈Nm棕褐色，Nm一黄褐色。

副矿物:

岩体的副矿物，属磁铁矿一磷灰石一错石组合类型。

磁铁矿主要分布在钾长石化一黑云母化带。

磷灰石具两种结晶形态:

一种是无色透明，细小针状晶体。

通常包裹在斑晶矿物之内，代表岩浆早期结晶矿物相;另一种呈斑晶出现，自形程度高，晶体内常包含其他矿物，如角闪石、磁铁矿等，并在侵入体的某些小岩枝内高度富集，显示出是岩浆结晶过程或岩浆结晶晚期形成的晶体。

3、“原岩”的钾长石化:

著者通过深钻岩芯观察和岩石结构详细研究，对

前人定名的未蚀变的花岗闪长斑岩—“原岩”的性质讨论如下:

花岗闪长斑岩呈浅灰一肉红色，颜色的变化取决于岩石中钾长石的含量。

钾长石呈粒状，粒度3～6毫米，个别达1厘米，偶见钾长石小脉。

岩石中可见星散状矿化。

通过显微镜观察，这种“原生”岩石除叠加有微弱羚液蚀变的交代矿物一绢云母、绿泥石之外，钾长石化和黑云母化较发育。

钾长石多呈变斑晶，颗粒轮廓不清，边界不整齐，他形粒状，并包裹大量石英、斜长石、磷灰石和角闪石等小晶体。

小石英晶体常见熔蚀港湾结构，这些小晶体均无蚀变，有些无规则地分布在钾长石变斑晶内，形成筛状嵌晶变斑结构；另一些则呈乳滴状沿钾长石变斑晶边部成连续串珠分布。

这种结构特征反映出岩浆晚期残余流体偏碱性富钾质，因钾交代速度较快，岩体未完全固结，将已经形成的基质矿物包裹在交代钾长石之内。

据ZK301钻孔7个不同深度薄片体积百分含量统计（利用电动求积仪），花岗闪长斑岩中的钾长石变斑晶平均占岩石总量的5.87%。

蚀变黑云母往往呈细小鳞片状交代暗色矿物，并保留角闪石横、纵断面假像，但黑云母在岩体中不甚发育。

因此，所谓“原生”岩石实际上应属于弱钾化的花岗闪长斑岩。

4、侵人岩的岩石类型：

由于岩浆晚期流体交代作用对“原岩”的影响，在目前尚无法获得绝无蚀变“原岩”的条件下，应该对弱钾化花岗闪长斑岩的化学和矿物成分进行校正。

为了与原分类方案比较，暂引用QAP三元分类体系。

对岩浆晚期流体交代作用形成的嵌晶变斑晶钾长石，按统计结果，将其从CIPW标准矿物计算的钾长石总量中除去，经过重新换算投影到QAP三元分类图发现，其应属石英二长岩与花岗闪长岩过渡类型。

与分类原则比较，本区岩体标准矿物的计算，未将钠长石（An=0.00～0.05）归入A的范畴。

室内研究表明岩体中某些斜长石常见钠长石交代边，热液硅质作用对原岩的影响亦很难确定，特别是标准矿物投影点跨越两类岩石。

前人为解释该特征提出：

岩体在300米以下主体部分为正常的花岗闪长斑岩，在300米以上逐渐变为石英二长玢岩。

但实际上，无论从宏观岩石学特征，还是显微镜鉴定研究，这种划分都是不明确的。

鉴于此，引用克钠尔（Canner，1965）提出的用An、Ab、Or三元系分类的方案。

本区的岩石落在花岗闪长岩接近英云闪长岩的范围。

这一结果与其他岩石鉴定特征相吻合。

因此，与矿有关的侵入岩属于英云闪长岩质花岗闪长斑岩。

（二）含矿浅变质围岩的岩石特征及其类型

含矿浅变质围岩占有该矿主要矿石量，弄清其岩石特征和性质是矿床研究过程中必须注意的基本问题之一。

迄今为止，对这套浅变质岩系的原岩，仍然存在着认识上的分歧。

有人认为，其原岩是以火山为物质来源占主体的泥质岩及沉凝灰岩，并且是提供成矿物质的重要来源（江西地质科学研究所，1982年）；也有人认为其原岩为泥质岩和粉砂岩（中国地质科学院矿床所等，1977）。

下面著者对含有一定数量砂粒级碎屑的“沉凝灰岩”进行剖析。

1、野外岩石共生组合特征：

“变质沉凝灰岩”总是与泥质板岩、千枚岩等共生，空间上呈互层产出。

并且，在相当大范围内分布稳定。

在本区1：

30万区域地质调查范围内，至今未发现典型火山岩，如火山熔岩、火山角砾岩等与“沉凝灰岩”空间上共生。

2、宏观岩石特征：

岩石呈浅灰、深灰色及灰绿色。

岩石致密，表面较粗糙，不千净，片理不明显。

3、岩石碎屑特征：

岩石由碎屑和基质两部分组成，碎屑含量30～40%，成分主要为石英、长石，其次是岩屑。

石英碎屑：

基本为单晶石英，颗粒大小不一，分选性差，粒度变化0.3～0.04毫米，主要是细砂级。

有的石英表面光滑，有的较污浊。

即有强波状消光的石英，也有双锥状高温石英。

单晶形态复杂，主要呈尖棱角状、棱角状，也有的呈似圆状。

个别石英有顺层理拉长现象。

有的石英可见熔蚀港湾，石英占碎屑总量54.7%。

长石碎屑：

基本都是斜长石，未见钾长石。

颗粒大小不一，粒度变化同石英碎屑。

有的长石呈棱角状、次棱角状，表面千净，聚片双晶发育，成分为钠长石（据电子探针分析）；另一些表面较脏，呈浑圆状，聚片双晶不发育，自形程度差。

长石占碎屑总量的30.8%。

上述两种不同特征的斜长石及磨圆度较好的石英碎屑共生的现象，具有重要的成因意义。

岩屑：

含量较低，粒度在细粒和微粒级范畴。

形态往往被拉扁或拉长，轮

廓常常不清楚。

有长英质岩屑，也有千枚岩岩屑。

其占碎屑总量的14.6%。

4、基质特征：

岩石基质含量高，主要为泥质，大部分已经变成绢云母、水白云母和绿泥石。

呈现显微鳞片变晶结构。

5、岩石化学成分特征：

将本区含矿围岩岩石化学分析结果与其他地区的岩石比较，“沉凝灰岩”实际上与硬砂岩的岩石化学成分极为相似。

与“沉凝灰岩”定义比较（地质辞典，1981），本区该类岩石粒度虽然小于2毫米，但在沉积碎屑物质中，即未显示广泛的火山成因特征，也没有发现特征性的火山成因碎屑，占主导地位的是陆源碎屑。

因此，这类岩石应该是离火山活动区更远，接近完全正常沉积区的沉积火山岩类建造。

根据野外观察，显微镜鉴定及岩石化学分析结果，参照裴蒂庄（F.J.Pettjohn，1979）对硬砂岩的定义，著者认为本区原定名为“沉凝灰岩”的岩石归类于硬砂岩范畴更符合客观实际。

不过需要指出的是1本区硬砂岩中岩屑比例相对偏低，这可能是由于在较老的砂岩中，鉴定岩屑不容易造成的。

因为，它们可能在更多的组分颗粒周围被压碎形变，以致于它们混合成粘土基质或作为粘土基质出现（Allen，1962）。

根据基质含量以及石英、长石、岩屑等不同碎屑组分的比例，将其投影到裴蒂庄“四端元”砂岩分类圈内可知，该类岩石可以定为长石质硬砂岩。

三、成矿物质和成矿介质来源

1、矿质来源:

本区成矿物质与侵入岩同源，特别是地壳深部的英云闪长母岩浆，可能是提供大量成矿物质的主要源泉。

伴随岩浆的演化，成矿物质不断聚集，最后在地壳浅部形成工业矿体。

在成矿作用中，地下水循环可能会将围岩内某些矿质活化萃取并参加成矿作用，但这种来源物质并不重要。

因为矿石在岩体内主要呈浸染状结构，而围岩中矿石均为细脉状和网脉状结构，并且，明显地受构造裂隙控制。

另外，含矿围岩属于一套以泥质岩为主，夹有长石质硬砂岩和硬砂质泥岩的具类复理石特征的沉积建造。

这种渗透性很低的岩石，作为提供成矿物质的矿源层是困难的。

2、成矿介质来源：

本区成矿物质主要来自岩浆，但使其迁移聚集的介质，在岩浆演化不同阶段显示不同的来源和性质。

在地壳深部，岩浆本身就是矿质的搬运介质。

但是，岩浆侵人到地壳浅部，在岩浆晚期流体作用阶段，搬运成矿物质的介质转化为偏碱性富钾流体。

热液成矿阶段，使矿质大规模沉淀的介质是岩浆来源和地下循环雨水混合的热液，并以接触带为中心，在应力场形成的裂隙系统中，造成一个对流循环体系。

据δO18，值测定结果（宜昌地矿所），岩体内δO18值均大于4‰，千枚岩蚀变带占δO18则出现负值。

表明在矿质大规模沉淀阶段，可能内接触带仍以岩浆来源热液活动占主导地位，但在外珍触带地下水活动增强。

3、成矿热液的来源：

以往资料都认为德兴斑岩铜矿的成矿热液来自岩浆。

最近有人根据矿物的氧同位素资料、蚀变类型和成矿温度等提出了主要是地下水来源和岩浆水与雨水的混合来源。

德兴斑岩铜矿成矿流体可以直接由雨水转化而来的地热水生成。

我们认为,高温阶段的地热水与岩浆或岩石达到或接近平衡,而低温阶段地热水与围岩未达平衡。

也就是说,在整个成矿过程中都有雨水参加,而且它始终起主导作用。

德兴斑岩铜矿化和热液蚀变由浅往深明显减弱,甚至完全消失。

而且,花岗闪长斑岩的水含量远低于围岩,但在近矿体部分,蚀变斑岩的水含量增高,而蚀变围岩的水含量却减少。

这些事实在某种程度上显示在成矿蚀变过程中水由围岩向岩体方向迁移。

4、铜的各地化场中其它元素含量的变化：

我们选择了铜的各地化场的部分样品作了分析,并统计出它们的平均值。

可见：

①从远离岩体的正常场至以接触带为中心的矿化场,多数元素的变化幅度明显增大,反映出这些元素的有规律变化与斑岩铜矿的成矿蚀变过程有关；②在成矿蚀变过程中,不仅矿田内的铜发生活化,形成范围很大的异常地化场,而且其它许多元素也发生迁移再分配。

即使是像钾和钠等造岩元素的含量,在正晕场和降低场之间也有急剧的变化。

可见,斑岩铜矿成矿作用影响的范围较大,其半径以公里计；③碳酸钙的溶解度随温度降低而显著增高。

高温溶液中碳酸钙的溶解度很小,在其冷却过程中不会发生沉淀。

相反,低温溶液中碳酸钙的溶解度较大,当其受热时就发生沉积。

在德兴矿田的铜的矿化场中碳酸钙含量较高,比正常场增高一倍多。

显然,这是富碳酸氢钙的低温地下水受岩浆热的影响而沉淀生成。

这从另一测面证实成矿热液主要是地下水。

四、原始岩浆

区内地层主要为上元古界双桥山群,由孪质沉凝灰岩和绢云母千枚岩等组成。

东南部主要为震旦系和寒武系的砂页岩、凝灰岩和灰岩等岩层,南部零星分布侏罗系红色砂砾岩和中酸性火山岩。

区内有多次岩浆活动，除前寒武纪的火山活动外，加里东期和海西期有少量中一基性岩脉和岩株，印支期有大茅山花岗岩岩基，燕山期有超基性一中酸性小侵入体和火山岩。

铜矿化主要与其中的花岗闪长斑岩和英安斑岩等有关。

五、岩浆演化与成矿的关系

1、岩浆演化的一般趋势：

本区侵人岩属于闪长岩一花岗闪长岩系列。

不同岩石类型空间上共存，代表了岩浆活动的长期性。

根据岩体中环带斜长石及钾长石成分（电子探针分析），利用An-Ab-Or三元系相图，将本区不同类型岩石成分投影发现：

最初岩浆钾质含量较低，然后开始向富碱质（Na₂O+K₂O）的方向演化；在花岗闪长斑岩主岩体形成过程中，岩浆明显地向富钾方向演化；尔后又向富碱偏钾方向演化。

2、花岗闪长斑岩岩浆的演化：

本区侵入岩主体是花岗闪长斑岩，其最主要造岩矿物为中长石、奥长石及富镁普通角闪石和富镁黑云母等暗色含水矿物，未见辉石。

斑晶中基本没有钾长石。

环带斜长石核心成分为拉长石（An=60左右），表明与斜长石最初结晶时相平衡的熔体成分可能为中性。

利用常见侵人岩及其组合的化学一矿物分类体系，本区具弱钾化的花岗闪长斑岩的化学成分投影点，大部分落在花岗闪长岩区内，个别落在石英二长闪长岩区。

但是，校正后的标准矿物投影点，却落在英云闪长岩区。

这种矿物组合类型和岩石化学成分特征暗示，本区花岗闪长斑岩很可能是岩浆在一定期间演化过程形成的衍生物，其母岩浆应该是形成于地壳更深部的英云闪长岩浆。

3、岩浆演化与成矿的关系：

由英云闪长母岩浆衍生的花岗闪长斑岩，不仅经历了正常的岩浆作用，而且延续到成岩后的热液成矿作用。

岩浆作用一流体状态一热液成矿作用，成为岩浆演化的统一过程。

根据岩浆所处地质环境、岩石组构特征及蚀变矿化作用，试将岩浆一流体一热液的演化划分为二期五个阶段。

矿床主要形成于岩浆演化的第三、第四阶段，成矿作用与偏碱性岩浆一热液流体和弱碱性流体一热液活动密切相关。

但二者处于完全不同的热力学体系，并且，在成矿中的地位也极为不同。

偏碱性岩浆一热液流体主要从深部攫取并搬运矿质，使矿质初步富集，而弱碱性的雨水一热液系统则使矿质大规模聚集沉淀。

第二章、相山铀矿

一、地质背景

相山破火山口塌陷构造在平面上呈长轴为东西向的椭圆形,东西长约26km,南北宽12km,面积约312km2。

火山盆地基底断裂构造有EW、SN、NE、NW向4组,EW向构造为主构造线,SN、NE及NW向构造次之;盖层构造表现为以NE向为主导、NW向次之的线性断裂和火山塌陷环状断裂交织格局,盖层构造多是基底构造的继承和发展。

邹家山矿床位于该铀矿田的西部,主要受北东向的邹家山石洞断裂控制,围岩主要为流纹英安岩（J3d）和碎斑熔岩（J3e）。

矿区内地层出露简单,主要为上侏罗统鹅湖岭组上部的碎斑熔岩。

矿区地层由下部至上部依次为:

震旦寒武系黑云母石英片岩,上侏罗统鹅湖岭组下部的砂岩、砂砾岩夹熔接凝灰岩,上侏罗统打鼓顶组上部的流纹英安岩、流纹英安斑岩,白垩系红色碎屑沉积岩层等。

矿区主要产铀层位是上侏罗统鹅湖岭组上部的流纹质碎斑熔岩和打鼓顶组上部的流纹英安岩。

二、岩石学特征

（1）杂岩体岩相学特征

江西相山火山一侵入杂岩为陆壳改造型杂岩体川,该区火山活动可分为两个亚旋回：

第一亚旋回主要形成流纹英安岩、英安流纹岩及少量凝灰岩、熔结凝灰岩；第二亚旋回早期主要形成碎斑熔岩、泡沫熔岩及少量凝灰岩,晚期主要形成花岗斑岩。

薄片观察显示：

流纹英安岩、英安流纹岩基质主要为霏细结构；碎斑熔岩边缘相基质主要为霏细一细粒结构；过渡相基质为中细粒结构；中心相基质为中粗粒结构；花岗斑岩为粗粒结构。

Swanson等认为花岗质岩石的结构是其温度条件的反映,随着冷却速率由快→慢,岩石的结构出现由玻璃质→细粒一粗粒的变化。

因此相山杂岩体中岩石的基质特征反映,从火山岩→碎斑熔岩的边缘相→过渡相→中心相→花岗斑岩,岩石的冷却速率逐渐变慢,而且整个杂岩体的冷却速率变化幅度较大。

总之，江西相山火山一侵入杂岩中主要出现Ribbe分类中的低透长石与正长石分界处的长石,而在侵出相的碎斑熔岩及潜火山岩相的花岗斑岩中出现正长石,并且从碎斑熔岩边缘相→过渡相→中心相→花岗斑岩,T1位置AL的占位率从0.38上升到0.44.

（二）相山斜长角闪岩的岩石学、岩石化学特征

斜长角闪岩呈似层状产于相山东北部贯下、马口一带的细粒石榴云母片岩中,局部有变质泥质硅质岩的夹层,产状稳定,主要岩性为斜长角闪岩和角闪片岩。

矿物成分为角闪石80%±、斜长石（5%—12%±）、石英（1%—8%±）、磁铁矿（3%±）,含有少量磷灰石、钦铁矿等副矿物。

角闪石颜色深浅不一,呈墨绿色、灰绿色、黄绿色,半自形柱状一放射状变晶结构,新鲜,无蚀变现象斜长石粒度均匀,0.3—0.09mm,具聚片双晶,充填于不规则排列的柱状、放射状角闪石间隙中。

可见,相山斜长角闪岩的化学成分以SiO₂低（<52%）、CaO>MgO及Na₂O>K₂O为特征。

所研究的样品新鲜,无混合岩化现象,表明变质作用是在等化学条件下进行的,因而可以利用它的化学成分来恢复原岩的性质。

这充分说明相山斜长角闪岩的原岩是与周围沉积岩同时形成的基性火山岩夹层,其年龄值代表该地区沉积岩的形成时代。

（三）矿田铀成矿特征

1、铀矿化空间分布

相山火山盆地内业已探明的铀矿床,在平面上呈两条东西向矿集带形式产于火盆的西部和北部,EW向基底构造与矿集带空间产出相关联。

西部铀矿床较集中产出于长约7km、宽约3.5km的矿集带内,EW向、NE向、NW向、近SN向构造及火山塌陷构造分别或复合控制矿床定位,火山岩是主要赋矿岩性,往往被称为火山岩型铀矿床;北部的铀矿床相对集中产出于长约6.5km,宽约1.5km的矿集带内,矿床多定位于NE向、EW向构造、推覆构造和环状火山塌陷构造复合部位,北部多数矿床赋存于次火山岩（花岗斑岩）及其内外接触带中,习惯上称为次火山岩型铀矿床。

铀矿体的空间产出受低级别、低序次的断裂或裂隙密集带控制,矿体形态以脉状为主,次为透镜状或似层状。

相山矿田绝大多数矿床的矿化垂深为200～400m,少数及个别矿床达600m和1100m,这仅是目前勘查深度内统计结果的反映。

至于铀矿化与岩性间的关系,事实上,相山矿田铀矿化对岩性并无绝对的选择性。

据上,相山矿田铀矿化空间分布特征,是现有勘探深度内及勘探对象结果的客观反映,铀矿化的空间分布是成矿作用过程中各种因素相互作用导致的一种“终态”客观实体。

2、围岩蚀变

相山矿田围岩蚀变具多阶段作用和空间叠加的特点。

成矿前蚀变可分为碱性蚀变和酸性蚀变两种,前者以钠长石化为代表,发育于矿田的北部和东部,花岗斑岩钠长石化极为强烈,是自变质作用的结果;后者以水云母化为代表,发育于矿田西部,沿火山沿火山塌陷构造、断裂

构造可形成宽达几十米至数百米的蚀变带。

成矿期蚀变可分为早、晚两个阶段,早阶段以赤铁矿化为主,并伴随有钠长石化、绿泥石化、水云母化和碳酸盐化;晚阶段以萤石化、水云母化、绿泥石化为主,并伴随有碳酸盐化、黄铁矿化。

成矿期蚀变具分带性,蚀变中心一般为萤石化、水云母化及绿泥石化,其旁侧为早阶段赤铁矿化、水云母化、绿泥石化、碳酸盐化,最外侧为成矿前的钠长石化（矿田北、东部）和水云母化（矿田西部）。

矿后期蚀变主要为碳酸盐化、硅化、萤石化等,呈脉状充填于裂隙之中。

3、矿石类型

矿田内铀主要以沥青铀矿、钛铀矿、铀钍石、铀石等矿物形式存在矿石中,其中沥青铀矿多呈斑点状、发丝状、肾状及半圆形胶状体充填在矿石内,常见有黄铁矿、辉钼矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿等金属矿物与铀矿物相伴生,为中低温热液型铀矿床。

据矿田内与成矿关系最密切、最明显的围岩蚀变对矿石类型进行划分,矿田内主要铀矿石类型有:

铀—赤铁矿型、铀—绿泥石型、铀—萤石型和铀—硫化物型。

尽管各矿床一般有几种矿石类型,但主要类型为1～2种,值得指出的是,各矿床中均见有铀—赤铁矿型矿石。

矿田西部铀矿床的矿石类型多以铀—萤石型和铀—硫化物型为主,而北部铀矿床以铀—赤铁矿型和铀—绿泥石型矿石为主。

4、成矿流体性质

不同矿石类型表明其成矿流体性质不同。

相山矿田北部与铀成矿有关的流

体为富钠碱性热液,形成碱交代型铀矿化;矿田西部与铀成矿有关的流体为富氟酸性热液,形成萤石—水云母型铀矿化。

碱交代型铀矿化,成矿时成矿流体的压力值约为5×10000000Pa、成矿温度约为200℃、盐度为18.36～31.03wt.%NaCl;萤石—水云母型铀矿化成矿流体压力值约为2×10000000Pa、成矿温度约为150℃、盐度为21.57～22.09wt.%NaCl。

5、成矿年龄

据UPb同位素资料,相山矿田铀-赤铁矿型矿石同位素年龄主要介于120～140Ma之间,铀-绿泥石型矿石同位素年龄集中于105～125Ma;铀-萤石型矿石的成矿年龄为90~110Ma。

相山矿田不同类型矿石的同位素年龄相对连续,三种类型矿石各自成矿延续时间约为20Ma,并且彼此间有5Ma的重叠时间域,矿田铀成矿累计时间跨度约为50Ma。

据此,矿田铀成矿作用自火山岩浆大规模喷溢和侵出之后,伴随着次火山岩侵入开始发生。

在时间尺度上,火山岩成岩成矿作用具连续性;在空间尺度上,钠交代型铀矿化与火盆北部次火山岩相关联,萤石-水云母化型铀矿化主要产于西部火山岩中。

由此可见,相山矿田不同阶段高强度成矿作用相应发生于某一时空域内。

三、成矿物质来源

相山矿田成矿物质来源始终存在争议,以往的研究多侧重于相山火山盆地内岩、矿石分析数据的推认。

如前所述,相山矿田火山岩成岩成矿是相对连续的时间过程,可以认为相山火山盆地仅是成矿物质的汇聚区,应从更大时空尺度去寻找成矿物质来源,不应将汇聚区内成矿物质迁移及再分配作为分析成矿物质来源的途径。

基于此,本文从区域铀物质时空分布特征对铀源进行判定。

华南地区自元古宙到中生代沉积、变质岩铀含量分析结果表明,早寒武世地层铀含量高达16.53×1/1000000～91.56×1/1000000,而其他时代地层铀含量一般不超过7×1/1000000。

区域地层现代实测的铀含量经过了长期地质和地球化学作用改造,若改造的结果导致高铀含量地层中铀大量迁出、贫化而接近区域平均水平,就不可能为其后的铀成矿提供物质来源。

早寒武世地层中的铀现在仍表现为较高值,显然其可构成华南地区区域铀源层。

我国华南地区已探明了13个花岗岩型和火山岩型铀矿田,其中有4个火山岩型和8个花岗岩型铀矿田的基底地层及岩体外围地层分布有早寒武世区域铀源层,这种关联现象支持区域铀源层可能为铀成矿提供物质来源。

尽管相山火山盆地基底地层中目前缺失早寒武世区域铀源层,但同属于