江西相山铀矿田成矿地质条件

第1章引言

1.1 选题依据及意义

铀资源是一种军民两用的、高度敏感的战略资源，除作为核武器填料之外，也是核潜艇和核电站所需的基本原料，是发展核电的基础。能源是人类赖以生存的五大要素之一，核能作为一种清洁、高效、经济的能源，是当今世界能源供应的重要组成部分，发展核电对缓解我国能源短缺，改善环境和能源结构不合理情况，实现社会-经济-自然和谐发展更具现实重大意义。根据国家核电发展目标，2020年核电装机容量将占全国总装机容量的约4%，达到4000万千瓦。核电的大发展必然带来天然铀需求的极大增长。

充足的铀资源供给和储备是保障国家战略安全的需要，是发展经济、提高综合国力、保障我国核电可持续发展的物质基础。因此，加强铀矿资源勘查，确保天然铀的安全供应对顺利实施我国核电发展战略非常重要。加速铀矿找矿勘查和科研工作，寻找新的铀资源基地，确保天然铀的安全供应，是我国铀矿地质战线面临的十分紧迫的战略任务。

相山铀矿田位于中生代赣-杭火山岩带相山火山盆地内，是赣-杭火山岩构造带中最重要的铀矿田。相山矿田是我国火山岩型铀矿床的典型代表，所包含的矿床不仅数量多、储量大，而且矿化类型也比较复杂。近几年由于基础工作和科研工作的加强，矿田地质勘查取得了令人瞩目的进展，一批新矿床被发现，老矿床不断扩大，其中邹家山矿床已跨入超大型铀矿床的行列，表明相山矿田具有较大的找矿潜力，所以对其成矿作用特征的研究对以后的找矿工作意义重大。

1.3 相山铀矿田研究现状

相山铀矿田是我国目前最大最富的火山岩型铀矿床，该矿床所处的相山大型塌陷式火山盆地座落在区域性南北向长期活动的赣中南花岗岩隆起带与北东向的赣杭火山岩拗陷带复合的巨型大地构造带上。地处扬子板块与华南加里东褶皱带的结合部位[1-3]。

四十多年来，对相山地区进行全面深入的地质研究工作主要有三次。第一次

为1963-1965年，原华东608队12分队在相山地区进行了1: 5万的地质填图，提出了相山是个火山岩盆地，这是矿床区域地质背景研究上的一个重点突破；第二次是1970-1972，二机部北京地质局组织的由“3队1所1矿”人员参加的联合科考队，对相山矿床以往地质资料进行全面总结，提出了矿床北部控矿的花岗质小岩体是次火山岩体，对其展布特征编制了系统图件。并对相山地区进行了以构造特征为主的综合研究，编制了第一份相山构造地质图。揭示了深断裂对铀矿化的控制作用；第三次，1978-1980年，华东地勘局261大队在相山地区开展了岩性岩相填图，编制了相山1：2.5万相山矿床岩性岩相地质图，此图较全面地反映了相山火山盆地的地质特征，对盆地基底变质岩划分了五个岩性段。与此同时，北京三所陈肇博、王传文领导的火山岩组对相山矿田进行了系统研究。所队联合首次提出了相山盆地是破火山口(火山塌陷盆地)，相山铀矿床完全受这个破火山口机构控制，铀矿化受火山构造和区域断裂联合控制，矿化具多层位、多部位特点，并提出“双混合成因模式”[4]，使相山火山岩型铀矿床的研究提到了一个新的高度。

经过几次大规模的研究和其它学者的零星研究，矿床的成矿特征己经基本清楚：相山铀矿田位于中生代赣-杭火山岩带的相山火山塌陷盆地内，产于酸性火山岩断裂破碎带中[5][6]，成矿温度主要为300-100o C，成矿流体富含CO2(平均1.2%)[7]，铀在成矿流体中主要以[UO2(CO3)2]2- 形式迁移[8]。矿床内与铀矿化作用有关的蚀变是钠质交代热液蚀变和萤石-水云母交代热液蚀变[9]。钠质交代热液蚀变形成的铀矿化年龄，平均为120Ma,其形成的矿床、矿点主要分布在矿田北部、东部及南部；萤石-水云母交代热液蚀变形成的铀矿化年龄平均为100Ma，其形成的矿床、矿点分布在矿田西部。火山盆地内最晚一期酸性火山岩的K-Ar 年龄为140Ma[10]；盆地中还分布着白垩纪地壳拉张期形成的两期幔源基性脉岩，它们的K-Ar年龄分别为120Ma和100Ma左右[11]。相山铀矿田成矿物质主要来自富铀中酸性火山-侵入杂岩体及基底变质岩，表现了明显的壳源特征，但是并不排除成矿过程中有幔源流体介入以及中基性脉岩对铀成矿的控制作用[12]。相山矿田中赋矿围岩主要为碎斑熔岩、流纹英安岩及次火山岩。爆裂角砾岩筒和中性的二长斑岩脉对铀也具有一定的富集作用[13]。

第2章区域概况

2.1 相山地理位置

相山铀矿田地处江西省乐安市、崇仁县境内（如图2-1）。崇仁县位于江西省中部偏东，抚州西部，东北接临川，东南毗宜黄，西南邻乐安，西北连丰城。北纬27°25′18"-27°56′20"，东经115°49′-116°17′30"。素称赣东望邑，山川毓秀，物产丰腴，人杰地灵，是赣东大地上一颗璀璨的明珠。县境南北长57公里，东西宽42公里，总面积

1520平方公里。地势南高北低、

西高东低，交通发达，距省会南

昌市铁路125公里，公路140公

里；距江西省第一大机场（昌北

机场）128公里，毗邻京九线，与

浙赣线相连的向乐铁路穿境而

过，省地干线公路临八线、抚宁

线、崇宜线、崇乐线、崇丰线纵

横穿越县境。境内还有大小河流

140余条，总流长达910公里。便

利的交通，为崇仁对外开放、对

内搞活、发展横向联系和商品流

通提供了十分便利的条件。图2-1 相山交通地理位置图

2.2 自然资源

属亚热带湿润季风气候区，气候宜人，四季分明，日照充足，雨量充沛，自然条件十分优越。年平均气温17.6℃，日照时数1776小时，无霜期年平均为266天，年平均降雨量1773.6毫米。

崇仁名胜古迹颇多，加之大自然和神奇造化之功，赋予了这块土地一种浩然之气、一种旷古和时代感，有“花在雾中笑，林在云中立”的罗山，素有“道教圣地”之称的相山、岩乡“珠溪八景”、“鼎沸如汤”的奇观以及冬暖夏凉的“灵岩仙洞”，水境环碧的“港河平湖”、青龙吐翠的“宝水流霞”等等，都集“风、

水、气、瀑”于一体，“溪、湖、峰、岩”相得益彰，以千姿百态的风采，吸引着广大来客。

2.3 矿产资源

相山地区矿产资源丰富，有金属矿产20多种，非金属矿产30多种。主要有：有色金属（含贵金属）、稀有金属、黑色金属、稀土矿产、瓷土矿产、建筑材料及冶金辅助矿产等，以稀有金属铀、有色金属铜、瓷土矿和建筑材料矿产为优势。已探明储量的230处矿床中，内有大型矿床1处，中型6处，小型223处。已开采利用的有铜、铀、瓷土、金、钨、煤、稀土、萤石、石墨、建筑材料等。

第3章区域地质背景

相山矿田位于赣杭火山岩构造带的西缘（图3-1），是国内外闻名的火山岩铀矿田，也是我国重要的铀矿采冶基地。华南中生代陆相火山岩沿浙、闽、粤海岸线展布，长达l200km，向内侧皖、赣等省横伸500余km，属环太平洋中新生代火山岩带的一个组成部分。该带大规模火山活动起始于175Ma，结束于75Ma，火山活动高峰期为晚侏罗世到早白垩世，可划分为早、晚两期、4个旋回。时空分布表明，火山活动具迁移性，突出表现在南段粤东火山活动起始早、跨度大。闽东、浙东起始晚、跨度小，显示沿平行火山岩带方向梯度性迁移。同时，在垂直火山岩带方向上，早期火山岩(155-120Ma)遍布全区并向江西、浙西扩充，而晚期(118-75Ma)主要限于沿海，显示了由大陆向沿海收缩迁移。全区火山岩早期为高钾钙碱系列，晚期以玄武岩、流纹岩双峰式火山岩为持征，并有向碱性系列过渡的趋势[14]。

图3-1 赣杭构造带地质构造略图

1、一级大地构造单元界限;

2、二级大地构造单元界限;

3、赣杭构造带;

4、赣杭构造带范围。（据：张星蒲，1999年）

3.1 地层

相山火山盆地的基底主要为震旦系的变质岩系。上侏罗统火山岩系由不同产出相的酸性、中酸性火山熔岩、火山碎屑岩以及少量的正常沉积夹层所构成，可划分为两组、四段、12个岩性组合层,总厚度大于2O00m(表2-1)。广泛出露的

表3-1 相山地层简表

(据沈锋，1995)

主体火山岩为碎斑熔岩、其次为流纹英安岩。在盆地东缘有下石炭统华山岭组((C1h)以及上三叠统安源组(T1a)石英砂岩出露。近几年研究发现，相山地区北部变质岩基底存在新元古期变质岩，变质年龄723Ma，其原岩应属于前震旦系[15]。在盆地东缘有下石炭统及上三叠统地层出露。盆地内火山岩系由上侏罗统打鼓顶组(J3d )和鹅湖岭组(( J3e )组成。其中打鼓顶组由中、酸性火山及火山熔岩、火山碎屑岩和沉积岩组成，下段多为沉积岩，上段则以流纹英安岩为主，流纹英安岩最厚达529m，一般为100-200m。鹅湖岭组主要由流纹岩、碎斑熔岩组成。属于溢流-侵入相(部分为火山口相)，仅在本组下部见有凝灰岩与沉积岩互层，其厚度为20-37m，碎斑熔岩的总厚度大于2000m。盆地西北角有白垩世红色砂岩覆盖，此外，盆地中尚有一些次火山岩和基性岩脉。

3.2 构造

相山矿田为一大型塌陷式火山盆地(破火山口)（如图3-2）。以次花岗斑岩为主的次火山岩沿塌陷产生的环状断裂和各种拉张构造贯入。区域内的构造活动有以下特点：

火山盆地处在一组北东向深断裂(抚州-永丰断裂带)和一组近南北向大断裂(以宜黄-宁都断裂为代表)的复合处[16]。北东向断裂带控制赣杭火山岩带，而近南北向断裂带控制赣中南花岗岩带。所以，相山火山塌陷盆地又是处在花岗岩带与火山岩带的复合处，也就是现在的赣杭火山岩铀成矿带与赣中南花岗岩铀成矿带的复合部位[10]。因此，相山火山盆地处在大地构造结合部位，这种部位往往是地热场、地球化学场和地应力场最活跃处，实质上是地幔和地壳之间的能量和物质最容易交换的“窗口”。

相山地区在经历加里东运动之后，又曾有过多次的地壳升降而导致的海水进退，因此有些地段至今仍保留有晚古生代和早中生代沉积。但在晚侏罗世的火山喷发前，这些地区都曾上隆，使得盆地的基底中原有的早中生代地层(包括少量的晚古生代地层)己剥蚀殆尽，导致晚中生代火山岩系直接覆盖于变质岩系之上，构成独特的二元结构，形成一上叠式的火山盆地，因此也造就了富铀地质体的空间叠置。

燕山期由于抚州-永丰深断裂的走滑拉张，导致火山喷发，形成相山火山盆

地。其后的伸展拉张不仅继承和追踪了先期形成的NE向走滑断层，还复活了相山火山盆地原有的构造体系，导致盆地大规模塌陷，形成一大型破火山口，造就了张性的构造网络系统，从而为成矿提供有利的通道和赋矿空间。

相山矿田成矿前由于挤压作用形成的一系列逆冲或逆掩断层，构成了矿前期的构造圈闭[12]。成矿后，赣杭带的西段广泛发育一系列推覆体，抚州-永丰深断裂性质亦出现了从拉张变为挤压的转化，因而在晚白垩世红盆边缘的一些地段产生动力变质挤压片理和逆冲(或逆掩)断层，盆地内部产生冲断体。与此同时，挤压使得盆内NE向主干断裂封闭，从而构筑成另一个重要的地质圈闭。

图3-2 相山火山盆地地质略图(据华东地质局261大队，1985年)

3.3 岩浆活动

区域内岩浆活动强烈，有加里东期和印支期火山岩以及燕山期等多次岩浆活动。燕山期岩浆活动最强，且以喷溢活动方式为主，侵入次之[17-19]。由于铀矿是

在燕山期岩浆喷溢-侵入演化过程中形成的，尤其是晚侏罗世岩浆喷溢-侵入过程有铀沉淀富集成矿体，故侧重加以阐述。燕山期晚侏罗世岩浆为多旋回多次喷溢和侵入，根据其喷发-沉积、溢流、侵入及岩性关系，至少划分为两个喷溢-侵入旋回。

第一喷溢旋回为晚侏罗世早期。岩浆间歇性喷溢形成晶屑玻屑凝灰岩，后形成熔结凝灰岩：间歇沉积21m厚的杂砂岩、粉砂岩。接着岩浆大量喷溢，形成厚达200多米的英安岩。第一旋回主要发育于盆地北部，东部和西南部也有少量出露，总体呈东西向展布，但从流纹英安岩熔块呈北东向长条状产出，说明NNE-NE向断裂联合东西向断裂控制了裂隙式火山喷溢。

第二喷溢旋回为晚侏罗世晚期。岩浆活动强烈，大量中酸性岩浆喷溢，形成较厚的流纹质熔岩，熔岩以凝灰岩结构为主：岩浆活动进一步加强，大量酸性岩浆溢流，达到鼎盛程度，形成厚大(1200m以上)、分布最广的碎斑熔岩。从盆地四周向内倾斜，倾角由缓变陡。经短暂间歇后岩浆再次大量喷溢，形成碎斑熔岩为主体，底部有流纹质熔岩的熔岩体。随后岩浆再次上升，虽然强度减弱，但以侵入为主，形成花岗斑岩，主要出露于盆地中心偏东北的位置，呈近东西向的椭圆形。

表2-2 岩浆岩同位素年龄表

注:据徐礼中（1984年）资料编制.

关于火山岩的地质年代见岩石同位素年龄如表2-2。火山岩超覆的最新地层

为三叠系上统，而又被老第三系覆盖，故火山岩的地质时代为晚侏罗世。区内还有与各次喷溢的火山岩相应的次火山岩，它们多为次花岗斑岩。这些次火山岩的形态和产状都极不规则。

第4章相山铀矿田地质特征及成矿条件

4.1 矿田地质特征

在相山矿田内的所有铀矿床、矿点均分布在火山盆地内，铀矿化受火山盆地内基底构造，火山机构构造联合控制。根据矿田内各矿床，铀矿化点控制因素及其空间分布规律，将铀矿区分为三个成矿区，六个成矿带。三个成矿区是北部成矿区，西部成矿区，东部成矿区，六个矿化带是横涧-石洞成矿带，罗坡-沙洲成矿带，横排山-梅峰山成矿带，云际成矿带，济河口-罗家山成矿带和河源背成矿带[14]。

矿床、矿点大致成等间距分布，尤其是北部成矿区这一特点更加明显，在北部成矿区，矿床、矿点大致以900~1400米的等间距出现，而矿带则以400~600米的间距分布，在西部成矿区，矿体群则存在侧列式等间距分布。

4.1.1 矿体

相山火山盆地铀矿田的定位受断裂构造、火山构造、岩层界面和不整合面等控制。由于控矿构造和界面组合形式的多样性，导致矿体具多相位、多部位、多层位的产出特点。如定位于成矿期活动的断裂与火山环状或弧形构造复合部位的横涧、813、628等矿床；定位于成矿期活动的断裂及不同岩性接触带变异部位的邹家山矿床；定位于成矿期活动的区域断裂旁侧欢级断裂和裂隙密集带发育部位的620，6121等矿床；定位于成矿期活动的断裂与爆发角砾岩筒复合部位的巴泉矿床[14]。目前已经发现的矿床主要分布在盆地的北部和西部，其中西部邹家山-石洞构造两侧的铀矿床品位高、储量大，矿体呈单脉、群脉状、矿体长几十米至几百米，厚度几十厘米至几米，单个矿体储量多为几十吨至二百余吨，个别可达千吨。

4.1.2 矿石

相山火山盆地坐落在加里东期混合岩化的盆地基底上。主要铀钍矿物有沥青铀矿、钍铀矿、铀钍石、钛铀矿。主要伴生元素有钼、磷等。中元古代结晶基底

岩系由石英片岩、云母片岩、斜长角闪岩、变质岩组成，分布在盆地的北部边缘，斜长角闪岩Sm-Nd等时线年龄为1190±69Ma,单晶锆石年龄为1190±19Ma。震旦-寒武纪地层组成的褶皱基底分布在盆地四周,为绿片岩相的板岩、千枚岩,但在混合岩化、递进变质带及韧性剪切三位一体变质带上,即火山盆地北部边缘及南部边缘,为黑云母石榴子石片岩、黑云母千枚岩、十字石片岩。火山盆地东南角凤岗一带,变质基底上还残留少量T3-J1的含煤地层。

4.1.3 围岩蚀变

火山岩浆成岩过程，强烈的岩浆自交代作用过程，使铀沉淀富集形成矿体。伴随铀矿化的岩浆自交代作用有钠长石化，绢云母化，绿泥石化，赤铁矿化，萤石化等。在火山岩成岩过程，这些蚀变作用强烈。并且随着岩浆多旋回，多次喷溢而演化，产生不同种类和不同阶段的蚀变。

岩浆自交代的钠长石化局部见到，在火山岩喷溢的中心部位较发育，尤其是矿区北部和东部最明显。钠长石在岩浆结晶晚期交代早结晶的长石和基质等。岩浆自交代的绢云母化、绿泥石化作用范围广，晚侏罗世各旋回各次喷溢的熔岩中都有不同程度的发育，在绢云母化和绿泥石化过程中铀不同程度的富集，尤其是在绢云母集合体中有黄铁矿、萤石、绿泥石、方解石共生时，铀可富集成矿体。

近矿围岩蚀变有水云母化、钠长石化、赤铁矿化、绿泥石化、萤石化、黄铁矿化、碳酸盐化等，围岩蚀变与铀矿化关系非常密切，早期碱交代和铀矿化可分为早阶段形成的钠长石化(一般无矿化)和晚阶段出现的赤铁矿化、绿泥石化则伴有铀的弱矿化。晚期酸碱交替和主要铀矿化也可分为阶段即早阶段形成以萤石为主的充填型脉体，出现含钍沥青铀矿，但矿石中含钍不高。晚阶段以萤石-水云母为主的脉体含钍越来越高。

4.1.4 成矿阶段

相山铀矿田存在两期矿化作用，第一期为铀-赤铁矿化作用，成矿年龄为115±0.16Ma和113Ma；第二期为铀-萤石、水云母化阶段，形成年龄为99±6Ma和98±8Ma[20-23 ]。

第一期矿化作用主要发生在615、617、628等矿床，铀矿化受断裂构造控制，

一般为陡倾斜矿体，主要产于火山熔岩和次火山岩的断裂中。伴随铀矿化的蚀变交代作用有钠长石化、赤铁矿化、黄铁矿化、绿泥石化、硅化、碳酸盐化、磷灰石化等。这期成矿可以分为五个成矿阶段：:

I、含铀钠长石化阶段。是由钠长石交代火山熔岩而成，即岩浆结晶分异过程中，钠和CO2等气液体集中的部位，钠长石晶出并交代早结晶矿物。在钠长石化的过程中还有石英和方解石晶出。钠长石包体爆裂温度为300-330 0C[21]。

II、含铀赤铁矿化、硅化阶段。铀主要以分散状分布在微粒石英集合体中，极少见沥青铀矿。

III、含沥青铀矿黄铁矿化、绿泥石化阶段。是重要的成矿阶段。铀矿物以沥青铀矿为主。在绿泥石集合体中有黄铁矿、萤石、方解石和沥青铀矿、它们沿含赤铁矿化硅化等裂隙从充填交代，形成细脉状。

IV、含沥青铀矿黄铁矿化、碳酸盐化阶段。铀矿物以沥青铀矿为主，形成沥青铀矿-方解石型矿石。矿物共生组合为方解石、黄铁矿、磷灰石、萤石、绿泥石和沥青铀矿。

注：据徐礼中，2001.

V、含沥青铀矿磷灰石、萤石化阶段。是重要的成矿阶段。铀矿物以沥青铀矿为主，矿物共生组合为萤石、磷灰石、方解石、黄铁矿、石英和沥青铀矿。它们集合体沿裂隙交代充填。

根据沥青铀矿铀-铅法同位素测定成矿年龄为120-145Ma(表3-1)。

第二期矿化作用主要发生在6112、611、613等矿床，伴随铀矿化的蚀变交代作用有萤石化、水云母化、绢云母化、绿泥石化、磷灰石化等。绢云母化、

绿泥石化、萤石化、水云母化作用范围广，晚侏罗世各旋回各次喷溢的熔岩中都有不同程度的发育，在绢云母、水云母集合体中有黄铁矿、萤石、绿泥石、方解石等共生时，铀可富集成矿。这期成矿可以分为两个成矿阶段：

含铀绢云母、绿泥石化阶段：在岩浆活动过程中，绢云母强烈交代，并有绿泥石化，形成绿色火山岩。在绢云母化和绿泥石化过程有铀局部聚集，但铀含量较低。局部见钛铀矿、铀石和沥青铀矿。

含铀萤石、水云母化、磷灰石化阶段：是重要的成矿阶段，主要发育于矿田的西部，在矿化的火山熔岩绢云母化、绿泥石化发育的部位，有含铀萤石、含铀云母、磷灰石化的叠加。在萤石、磷灰石集合体中有含铀钍石、沥青铀矿、磷钍矿等。

根据沥青铀矿铀-铅法同位素测定成矿年龄为89-105Ma(见表4-1)。

因此，在盆地东部出现的是单铀矿床、品位较低。而在西部则是铀钍混合类型矿床，品位较高。如邹家山矿床矿石一般属富矿，在纵向上有“上铀下铅锌”的现象，如牛头山矿床。含矿主岩为流纹英安岩和碎斑熔岩。此外在变质岩、砂岩和火山碎屑岩中也见有工业矿化。大量数据表明：相山矿田的成矿年龄为143Ma，132Ma，119士1Ma和99士2Ma。这说明相山矿田的矿岩时差较小。

4.2 主要铀成矿地质条件

4.2.1 构造条件

构造活动在相山火山岩型铀矿床的形成中有着极其重要的作用。

(1)先走滑挤压后拉张伸展构造活动是矿床形成的有利构造机制。矿床形成于地壳运动由挤压性转化为拉张性质的地质时期。拉张作用可以导致地壳表层与地物质贯通，从而使深部成矿物质上升参与成矿作用[24]。伸展构造活动脉动性及其相应岩浆作用决定了铀成矿的多期与多阶段性[25]。

相山铀矿床主要受德兴-遂川断裂控制，在中-新生代经历了挤压走滑、拉张演化阶段，为成矿奠定了构造基础。走滑形成大规模走滑断裂带，拉张使断裂带下切。相山火山塌陷盆地内沿北东向断裂产出的英安玢岩，盆地东部和西部产出的辉绿岩及煌斑岩脉，无疑是地壳强烈拉张、断裂深切导致幔源物质侵位的结果。

十分有意义的是基性脉岩侵人时间为120和100Ma，它们正好与相山铀矿田主成矿期年龄(分别为119士1Ma和99士2Ma)在误差范围内完全一致[26]，可见这两期构造活动对成矿的控制作用。伸展构造活动产生有利构造环境是导致火山岩型铀成矿的重要原因。铀矿化一般形成于伸展构造活动比较强烈的时期，伸展活动的规模越大、演化时间越长，成矿作用越强烈[25]，因为强烈、充分的伸展构造活动可以为成矿提供充足的成矿物质和成矿能量，并且产生有利构造环境也是矿床形成的关键因素。

(2)盆地格网状断裂构造对铀成矿起着导矿、控矿和容矿作用，盆地基底为成矿提供了重要物质来源。控制相山铀矿床的火山盆地基底的主体构造线为东西向，其次为南北向；盖层构造为北东向。矿床位于盖层复合在基底上的立交桥式构造结合点上。这些相交的构造，构成一个导矿、控矿和容矿格网状断裂构造体系。

(3)多次构造叠加形成的盆地二元结构、构造活动带来的丰富成矿物质与能量，是成矿有利因素。相山铀矿床所在的火山盆地位于北东向赣杭火山带西南段，又处于南北向赣中南花岗岩带最北端，即赣杭拗陷带与赣中南隆起带的复合处，中生代火山岩系直接覆盖在变质岩系之上，构成独特的二元结构，形成叠式火山盆地，这种独特的二元结构，大大缩短了矿液向上运移的路程，减少了运移过程中矿化剂的消耗，最终使矿质大量聚集成为可能。

综上所述，成矿过程中发挥重要作用的构造活动有：从走滑挤压向伸展拉张构造性质的转变；对铀成矿所起的导矿、控矿和容矿的盆地格网状断裂构造都为矿床的形成提供有利条件。

4.2.2 铀源条件

相山矿田具有丰富的铀源，成矿物质来源丰富、渠道多，大规模火山活动形成的富铀火山岩是成矿的基础。具有有利于成矿的基底构造。古老基底升降活动剧烈有利于控矿构造发育；基底中存在富铀层(体)，为成矿提供部分铀源。

相山火山盆地基底变质岩主要由泥沙质碎屑沉积变质岩和基性火山变质岩组成，形成时代为元古代。它们至少经历过晋宁期、加里东期的变质变形作用。虽然所有现代岩石中铀含量都较低，但相山基底变质原始含量相对较高，变质作

用中铀发生重新分配，变质岩中铀以活动铀为主。变质作用特别是混合岩化作用可促使岩石中铀活化，对铀起一定的预富集作用。基底变质岩与赋矿火山岩地球化学特征对比表明，两者有相似的Sr、Pb、O、S同位素组成、REE配分模式和微量元素组合，说明相山火山塌陷盆地基底变质岩是一个重要的铀源[27]。

在邹家山铀矿床稀土配分模式(图4-1)上，XZ9-21、XZ9-12及XZ9-1(碎斑熔岩中的矿石)的稀土配分曲线形态与其围岩(碎斑熔岩)的基本一致[28],都表现出明显的Eu亏损，反映成矿物质来源与围岩相同，即为壳源。但两者也存在一定差异, 主要表现为矿石的配分曲线右侧明显上翘。99-30(流纹英安岩中的矿石) 的稀土配分曲线形态与其围岩(流纹英安岩)的也比较相似,重稀土相对富集。这主要是由于U、Th与HREE元素在富含HCO-3、F-的含矿热液中具有相似的地球化学行为，它们与HCO-3、F-形成络合物的能力远大于LREE,因而HREE元素更容易随含矿热液一同迁移。

表4-2 邹家山铀矿床矿体及其赋矿围岩稀土元素含量表( ×10 - 6)

注：X9-21、X9-22为碎斑熔岩, X9-18、X9-19为流纹英安岩,XZ9-21、XZ9-12及XZ9-1为碎斑熔岩中的矿石，99-30 为流纹英安岩中的矿石。（据沈渭洲2003 ）

邹家山铀矿床由浅入深在物质成份及蚀变类型上存在明显的变化规律：浅部以萤石、水云母化为主，深部以赤铁矿化、绿泥石化为主；而两火山旋回界面附近则萤石、水云母化更强，但并不排除也存在赤铁矿化、绿泥石化的可能性，因此，这一部位的矿化品位最富。成矿物质来源与其含矿围岩基本一致，即主要来自地壳物质，这与Nd、Sr、Pb同位素的示踪结果相一致[29]。

图4-1 邹家山铀矿床矿体及其赋矿围岩稀土元素配分曲线（据表4-1）