金騰瑞， 黎廣榮，2， 龐文靜

（1.東華理工大學(xué)放射性地質(zhì)與勘探技術(shù)國防重點學(xué)科實驗室，南昌 330013；2.內(nèi)生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室 （南京大學(xué)），南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京 210093；3.江西省核工業(yè)地質(zhì)局二六一大隊，江西 鷹潭 335000）

江西相山含鈾礦火山盆地位于我國江南造山帶東段南緣，為我國東南部新生代火山巖盆地的一個重要組成部分，盆地主要含鈾火山巖為流紋英安巖及碎斑熔巖［1-2］。由于后期經(jīng)歷了較強的抬升風(fēng)化剝蝕以及構(gòu)造活動的破壞，導(dǎo)致野外露頭不明顯、特征建造復(fù)雜，致使對火山活動類型以及對含鈾火山巖類的成因及來源等問題的認(rèn)識存有較大分歧。近年來，隨著一批新礦床與礦化點被發(fā)現(xiàn)，已探明礦床資源儲量規(guī)模不斷擴大，關(guān)于礦床的成因及產(chǎn)出位置等方面也是爭論不斷［1，3-12］，主要原因：1）賦礦圍巖主要為火山巖，火山構(gòu)造與成礦的關(guān)系不夠明確；2）流紋英安巖與碎斑熔巖火山通道的繼承性不明確；3）碎斑熔巖及流紋英安巖形成于早白堊世，受后期剝蝕作用等影響，火山地形等構(gòu)造特征不明顯且碎斑熔巖結(jié)晶程度高，流動構(gòu)造不明顯，并非典型火山巖。筆者在總結(jié)前人資料的基礎(chǔ)上，結(jié)合 《相山火山盆地三維地質(zhì)調(diào)查》的最新結(jié)果，從宏觀到微觀討論了主要含鈾火山巖、火山構(gòu)造特征及與鈾礦化關(guān)系，以期為相山鈾礦床成礦作用的進(jìn)一步研究提供參考。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

相山火山盆地位于贛中地區(qū)，行政上屬于撫州市樂安縣，部分屬于吉安市永豐縣和撫州市崇仁縣。大地構(gòu)造位置處于揚子板塊與華南板塊縫合線南緣，羅霄褶皺系于山—九連山隆起帶上，贛杭鈾成礦帶西南部（圖1），受遂川深斷裂和宜黃—安遠(yuǎn)深斷裂的影響，火山盆地面積約309 km2。

圖1 相山鈾礦田大地構(gòu)造示意圖 （據(jù)余心起等修改，2006）Fig.1 Tectonic sketch of Xiangshan uranium ore field （Modified after YU Xinqi， et al.， 2006）

相山鈾礦田位于相山火山盆地之中，礦田整體上被斷裂所夾持，西部靠近德興—遂川深大斷裂，北部靠近紹興—江山—萍鄉(xiāng)縫合帶，東部為鷹潭—安遠(yuǎn)斷裂。該地區(qū)主要經(jīng)歷格林威爾期（晉寧期）、加里東期、海西-印支造山運動，燕山期處于北東東向的贛杭構(gòu)造火山巖帶南西端與南北向贛中南的花崗巖帶交接部位，構(gòu)造-巖漿-成礦活動強烈［13］。這種深大斷裂構(gòu)造活動與強烈火山-巖漿活動疊加交匯地帶是成礦的有利部位，其中產(chǎn)出以鈾為主的一系列礦產(chǎn)資源 。

2 含鈾火山巖特征

2.1 含鈾火山巖系

相山鈾礦田為我國最大的火山巖型鈾礦產(chǎn)區(qū)，火山巖總厚度大于2 000 m［4］，含鈾火山巖以早白堊世的流紋英安巖和碎斑熔巖為主，夾少量薄層砂巖和泥巖（圖2），與鈾礦化有關(guān)的垂向蝕變深度達(dá)千米［15-16］。

表1 早白堊世火山旋回劃分Table 1 Classification of volcanic cycles in the early Cretaceous

從火山活動期次的角度上來看，相山火山盆內(nèi)火山巖系分為兩個火山亞旋回（表1）［22-23］，發(fā)生時期在142～131 Ma，火山-侵入活動整體上呈現(xiàn)一個連續(xù)的過程但延續(xù)時間相對較短［24］。第一亞旋回由打鼓頂組一段的火山爆發(fā)-沉積相熔結(jié)凝灰?guī)r等和二段的噴溢相流紋英安巖、潛火山巖相流紋英安斑巖構(gòu)成；第二亞旋回由鵝湖嶺組一段的火山爆發(fā)-沉積相熔結(jié)凝灰?guī)r等和二段的溢流-侵出相碎斑熔巖、潛火山巖相花崗斑巖構(gòu)成。盆地中出露最廣的是碎斑熔巖，占盆地總面積的約70%。

2.2 含鈾火山巖相

流紋英安巖主要分布于盆地西北部的如意亭、鄒家山、田堆上、居隆庵等處，呈條帶狀，北東向和東西向兩種展布。流紋英安巖下部和中部為夾紫紅色薄層凝灰質(zhì)粉砂巖、砂頁巖，上部常見熔巖集塊巖或熔巖角礫巖，其集塊、角礫成分與膠結(jié)物的成分一致，均為流紋英安質(zhì)，部分呈現(xiàn)流紋構(gòu)造，偶見氣孔構(gòu)造、珍珠構(gòu)造。根據(jù)該套巖石的結(jié)晶程度和斑晶含量，將其細(xì)分為流紋英安巖和流紋英安斑巖，認(rèn)為流紋英安巖歸屬于溢出相巖，流紋英安斑巖則屬于淺成-超淺成侵入巖。值得注意的是：如意亭地區(qū)的流紋英安巖發(fā)育 “石泡”，為巖漿固結(jié)過程的去氣作用形成（圖3A），此外，可見流紋英安巖與紫紅色粉砂巖接觸部位發(fā)育薄層火山灰（圖3B），均是溢出相的重要證據(jù)。

碎斑熔巖（圖3C、D）幾乎遍布整個盆地，厚度在1 380 m以上 ，根據(jù)巖相學(xué)特征可將碎斑熔巖分為邊緣亞相、過渡亞相和中心亞相［16，25］。 邊緣亞相主要為含變質(zhì)角礫 碎斑熔巖，角礫含量8%～15%，灰色、淺肉紅色，塊狀構(gòu)造，碎斑結(jié)構(gòu)；過渡亞相主要為碎斑熔巖，與邊緣亞相的區(qū)別為角礫含量相對較少，為0～3%，風(fēng)化面常呈疙瘩狀；中心亞相主要為含花崗質(zhì)團(tuán)塊碎斑熔巖，雖與過渡亞相碎斑熔巖具有一定相似性，但相對而言其結(jié)晶程度更高，含花崗質(zhì)團(tuán)塊是其區(qū)別于其他碎斑熔巖亞相的重要標(biāo)志。

圖3 流紋英安巖及碎斑熔巖野外露頭及手標(biāo)本照片F(xiàn)ig.3 Field outcrop and hand specimen photographs of rhyodacite and porphyroclastic lava

迄今六十余年來，對相山碎斑熔巖產(chǎn)出狀態(tài)的討論從未停止過，即巖石是噴出相還是侵入相， 導(dǎo)致該巖石的命名幾經(jīng)改變［16，24］。一般來說，噴出巖結(jié)晶時間短，結(jié)晶程度較低，而侵入巖則相反。該地碎斑熔巖具有一定的演化規(guī)律，有侵入巖巖漿分異作用的特征［10］。除此之外，碎斑熔巖的每一個亞相，其結(jié)晶程度都在65%以上，其中邊緣亞相結(jié)晶程度最差，過渡亞相次之，中心亞相幾乎是全晶質(zhì)［21］。碎斑熔巖是一種具碎斑結(jié)構(gòu)的花崗質(zhì)巖石，兼有噴出巖和超淺成侵入巖特征的過渡性巖石， 故稱為侵出相［8-9，26-28］。 比較一致的認(rèn)識是，相山盆地含鈾火成巖主要來自硅鋁質(zhì)地殼物質(zhì)的部分熔融，但是關(guān)于相山火山盆地內(nèi)各類雜巖體間是否具有同源性、巖漿源區(qū)的深度以及是否有地幔物質(zhì)參與等問 題 仍 存在 較 大 分歧［3，5，8，10，28-31］。 最新研究表明，相山雜巖體巖漿主要來自基底變質(zhì)巖的部分熔融且有幔源基性巖漿參與［21］，該觀點主要得到地球化學(xué)數(shù)據(jù)的支持。從區(qū)域上演化看，燕山晚期江西境內(nèi)板內(nèi)裂谷環(huán)境的形成是由南及北逐漸演化的［20］，新生代之后，華南地區(qū)地層多數(shù)以剝蝕平移和沉降堆積為主要特征［32］，但是在相山地區(qū)沒有發(fā)現(xiàn)沉降堆積，以低山區(qū)侵蝕為特征，并且仍處于地表侵蝕階段［10］。不難發(fā)現(xiàn)，碎斑熔巖為作鈾礦化的重要巖類，是導(dǎo)礦儲礦的重要媒體，與鈾成礦關(guān)系密切［33］。 相山 “碎斑熔巖”、 “流紋英安巖”等在火山作用及其后期改造的環(huán)境下，提供了有利于成礦的元素和成礦的環(huán)境，故火山巖與鈾礦無論物質(zhì)來源還是后期演化階段乃至是空間位置關(guān)系的發(fā)展，都有著十分重要的聯(lián)系。

2.3 含鈾火山巖性

流紋英安巖：一般為暗紫色、暗紫灰色或者淺紫紅色，斑狀結(jié)構(gòu)，流紋構(gòu)造偶爾可見氣孔發(fā)育。斑晶含量在10%～30%，主要礦物由斜長石、鉀長石、黑云母和少量石英、角閃石組成；斜長石呈半自形板狀，含量約10%～15%，An＝33.34%～43.66%，以中長石為主，局部顆?？梢姷湫偷沫h(huán)帶結(jié)構(gòu)發(fā)育，粒徑相對集中于0.5～1.5 mm，常見絹云母化、水云母化、碳酸鹽化等蝕變現(xiàn)象（圖4A）。常見石英斑晶發(fā)育細(xì)裂紋及熔蝕港灣結(jié)構(gòu)。角閃石、黑云母常發(fā)生強烈暗化現(xiàn)象，呈自形片狀，多發(fā)育綠泥石化和折曲結(jié)構(gòu)（圖4B）。石英斑晶含量一般在1%以下，粒徑普遍1 mm左右，多呈半自形-他形粒狀，整體表面干凈，局部被殘漿強烈溶蝕（圖4C）。

碎斑熔巖：邊緣亞相碎斑熔巖結(jié)晶程度最差，其中石英碎裂現(xiàn)象明顯，過渡亞相的結(jié)晶程度次之，中心亞相幾乎都是全晶質(zhì)［22］。研究表明，不同產(chǎn)狀的石英常顯示不同的對稱晶體形態(tài)特征［34］。石英發(fā)生形變是由于晶體中的滑移系啟動，滑移的啟動和變形受溫度條件影響顯著［35］。由于溫度發(fā)生了改變，進(jìn)而影響了礦物顆粒的流動性，除此之外，應(yīng)變速率、應(yīng)力大小、顆粒粒度、流體溶液等對石英的流變學(xué)特征也有著十分重要的影響。邊緣亞相碎斑熔巖中石英保存完好且均一消光的自形晶體少見，多數(shù)石英顆粒為碎裂拼合結(jié)構(gòu)或具有明顯的不均一消光（圖5A）。過渡相、中心相碎斑熔巖的石英斑晶、珠邊結(jié)構(gòu)周圍發(fā)育有與基質(zhì)礦物成分相同的珠點，還可見長石周圍發(fā)育石英的增生珠邊（圖5B），除此之外，部分石英的邊部呈現(xiàn)港灣狀（圖5C），指示發(fā)生了高溫熔蝕，這是該類巖石的標(biāo)型結(jié)構(gòu)［27］。晶形較好的鉀長石或石英生長在長石或石英邊部且各個生長方向大致相等，指示礦物從液態(tài)熔融巖漿中直接結(jié)晶而形成，而不是固態(tài)下熔結(jié)和重結(jié)晶形成的［10］。

對該地區(qū)不同成礦期的石英研究發(fā)現(xiàn)，成礦前期和成礦后期的石英生長環(huán)境以中低溫環(huán)境為主，成礦期的石英，遭受了成礦熱液的退火作用。同時，對不同成礦期石英的天然熱釋光特征研究發(fā)現(xiàn)（表2），成礦前期石英（白色）、成礦后期石英（黃色）、成礦期（已成礦）石英（黑色）顏色由淺到深，而天然熱釋光強度卻由高到低，這是由于隨著顏色的不同，熱釋光會自行吸收，發(fā)出的光不能被全部記錄，除此之外，石英成礦前期到后期到成礦期電子空穴由少到多，導(dǎo)致U、Th總量由低到高［36］，這也證明相山含鈾火山巖經(jīng)歷了多期次的成礦作用。除此之外，不同溫度環(huán)境形成鈾礦的礦物共生組合是不同的，可以從石英的產(chǎn)出溫度以及產(chǎn)出形態(tài)推測鈾元素富集的環(huán)境特征及時代背景。

圖4 流紋英安巖鏡下照片F(xiàn)ig.4 Microscopic feature of rhyodacite

圖5 碎斑熔巖鏡下特征Fig.5 Microscopic feature of porphyroclastic lava

表2 相山鈾礦不同成礦期石英的天然熱釋光強度 （據(jù)王湘云修改，1995）［36］Table 2 Nature thermoluminesence intensities of quartz in different ore-forming stages of Xiangshan uranium deposit （Modified after WANG Xiangyun， 1995）［36］

3 含鈾火山巖構(gòu)造特征

3.1 火山盆地結(jié)構(gòu)

方錫珩等研究認(rèn)為相山火山盆地為一個大型的塌陷火山盆地［1］，該火山盆地大體上是由上至下可以分為3層，上部為上白堊統(tǒng)中-酸性的火山巖系，部分覆蓋有白堊系紅色碎屑巖類，即紅盆蓋于盆地之上；中部為早白堊世到晚白堊世的火山巖-沉積巖，主要是流紋英安巖及碎斑熔巖，并且伴隨了部分侵入巖及碎屑巖，值得注意的是這兩類火山巖屬于同一巖漿源的不同巖漿階段的產(chǎn)物；下部為前寒武紀(jì)變質(zhì)基底（圖6）。區(qū)內(nèi)有多條NE向的斷裂構(gòu)造和繼承性的多字型斷裂構(gòu)造，其中鈾礦主要產(chǎn)于該盆地的碎斑熔巖、流紋英安巖及部分花崗斑巖的斷裂帶及裂隙之中。

圖6 相山火山盆地變質(zhì)基底及礦化位置簡圖 （據(jù)陳正樂修改，2013）［3］Fig.6 Sketch showing location of metamorphic basement and mineralization in Xiangshan volcanic basin（Modified after CHEN Zhengle， 2013）［3］

相山鈾礦田火山構(gòu)造由火山基底隆起、火山噴發(fā)盆地、火山塌陷構(gòu)造組成?；鹕交茁∑穑涸诨鹕交顒訒r期，處于火山基底隆起帶的區(qū)域，由于巖漿上涌導(dǎo)致的區(qū)域性應(yīng)力作用所形成的相對隆起的凸地，同時可見淺-超淺成侵入體分布于其內(nèi)部及周邊，通過分析相山地區(qū)火山機構(gòu)的分布規(guī)律及構(gòu)造特征等，可劃分為戴坊—崇仁和宜黃—招攜兩個火山基底隆起；火山噴發(fā)盆地：為一軸向北東延伸的橢圓形盆地，除該地區(qū)北東部分邊緣延長伸展至禮阪鎮(zhèn)外，主體較完整的展布在研究區(qū)，長達(dá)25 km，寬近16 km，相山主峰一帶為其中心，盆地內(nèi)主要由鵝湖嶺組組成，打鼓頂組出露較少，表明該盆地于早白堊世開始生成并接受大規(guī)模的噴發(fā)沉積，按其巖性組合可分為鵝湖嶺組、打鼓頂組二個旋回，其中鵝湖嶺旋回活動較為強烈，尤其盆地中心位置巖漿活動非常強烈，盆地中褶皺構(gòu)造不發(fā)育，而普遍發(fā)育后期的脆性斷裂構(gòu)造；火山塌陷構(gòu)造：相山火山盆地內(nèi)乃至贛—杭火山構(gòu)造帶范圍內(nèi)，火山構(gòu)造多樣，在代表性上以火山塌陷構(gòu)造為主。對于相山火山盆地而言，其塌陷構(gòu)造在空間上多展布于盆地東部、西部和北部，受邊界條件、層間界面和斷裂構(gòu)造發(fā)育程度差異的影響，形態(tài)差異較大，其東部和北部的火山塌陷構(gòu)造類型主要有兩種，其一為特征明顯的火山層間塌陷構(gòu)造，二是斷塊塌陷構(gòu)造。

3.2 多火山口

相山火山巖為主要含礦巖類，可以著重從尋找火山通道以及火山口位置的角度來推斷預(yù)測未發(fā)現(xiàn)的礦體位置。相山碎斑熔巖的產(chǎn)狀由四周往內(nèi)傾，并且火山盆地在平面上呈現(xiàn)近橢圓形，剖面上呈南北對稱、東陡西緩的漏斗狀［1］，前人認(rèn)為該地為一塌陷火山盆地，并發(fā)育主火山口、隱伏的火山管道、側(cè)侵出管道、環(huán)狀管道、斷層塌陷構(gòu)造、火山塌陷時引張的平緩構(gòu)造、爆破角礫巖筒構(gòu)造等［37］。碎斑熔巖主火山口位于相山主峰附近［15，28］， 重力資料顯示， 相山主峰周圍 10 余平方千米范圍內(nèi)出現(xiàn)明顯的負(fù)異常（圖7），牛頭嶺、嚴(yán)坑等地區(qū)亦顯示弱的負(fù)異常，可能指示該地存在一個或數(shù)個古火山通道［32］。陳正樂等［3］通過地貌、遙感等技術(shù)對相山鈾礦田火山構(gòu)造特征進(jìn)行了討論，認(rèn)為：相山主峰及芙蓉山是兩個古火山口；存在石馬山等6個面積大約為10平方千米的次級火山機構(gòu)。郭福生等［22］對該火山盆地進(jìn)行了大地電磁測深及2 000 m以淺的三維地質(zhì)調(diào)查工作，表明打鼓頂組火山巖呈似層狀產(chǎn)出，主要分布于盆地西部；在河元背—船坑—杏樹下一帶識別出近東西走向厚層的流紋英安巖凹槽，相山鈾礦田西部探明的主要鈾礦床分布在該凹槽內(nèi)或其邊緣；鵝湖嶺組火山巖總體形態(tài)呈蘑菇狀，在盆地中部厚度較大。在相山主峰半徑約2 km的范圍內(nèi)，發(fā)現(xiàn)自下而上貫通式的低阻異常，推測是鵝湖嶺組碎斑熔巖噴發(fā)的通道相（火山頸相），其火山頸呈陡立管狀，深部向南東傾伏，淺部向南東撒開（圖8）。

圖7 相山火山盆地三維重力模擬圖 （據(jù)郭福生等修改，2015）［24］Fig.7 Simulated diagram of 3D gravity inversion in Xiangshan volcanic basin （Modified after GUO Fusheng， et al.， 2015）［24］

流紋英安巖雖然出露面積相對較少，王哲等［38］和 黎廣 榮等［39］從 磁 化 率 各 向 異 性 的 角 度對該盆地內(nèi)出露的流紋英安巖的流動方向進(jìn)行研究，大致推斷相山火山盆地流紋英安巖火山通道很可能位于盆地西側(cè)書塘附近；碎斑熔巖和流紋英安巖可能來自不同的火山機構(gòu)。結(jié)合前人重力資料，指示相山地區(qū)可能存在多個火山口。值得注意的是該盆地中發(fā)育的火山巖在局部地段可見較為明顯的流動構(gòu)造，野外勘查顯示：越是靠近盆地邊緣，流動構(gòu)造越明顯。盆地的中心位置結(jié)晶程度高，礦物或者捕虜體的定向性不明顯；在盆地的西部，可見變質(zhì)巖捕虜體的定向排列，其形態(tài)及大小變化多樣，多數(shù)為不等軸菱角狀，其長軸可達(dá)30 cm，反映巖漿的快速流動（圖9A）。流紋英安巖的流面構(gòu)造更為發(fā)育（圖9B），作者在如意亭發(fā)現(xiàn)流紋英安巖古流面（圖9C、D），清楚地指示熔巖的表面及流動方向。

圖8 鵝湖嶺組碎斑熔巖三維地質(zhì)模型Fig.8 The 3D geologic model of the porphyritic lava of Ehuling Formation

圖9 碎斑熔巖及流紋英安巖流動構(gòu)造Fig.9 Porphyroclastic lava and rhyodacite flow structure

4 成礦關(guān)系探討

鈾礦床集中分布在相山火山盆地的西部和北部，僅1個礦床（云際）分布在東部，南部未發(fā)現(xiàn)礦床。在河元背地區(qū)，火山巖深部存在具有一定價值的一級后備礦體和二級后備礦體。此外，在深部疑似火山頸狀部位的流紋英安巖與碎斑熔巖接觸位置還存在金屬硫化物的礦脈帶，礦化深度達(dá)千余米，有巨大的找礦潛力（圖10）。結(jié)合牛頭山及河元背東等礦床的鉆孔資料，顯示鈾多金屬礦化發(fā)育在疑似的火山頸狀特征部位的火山巖中，指示火山通道與深部礦化可能存在密切聯(lián)系。值得注意的是河元背東礦點500 m深處發(fā)現(xiàn)隱爆角礫巖，且該處是流紋英安巖與碎斑熔巖的過渡位置。相山地區(qū)的鈾礦化除疑似火山管道口區(qū)域外，其余位置亦可見鈾礦化，礦化程度及規(guī)模均不相同，多與塌陷構(gòu)造等相關(guān)。通過對相山鈾礦區(qū)的多個剖面圖對比發(fā)現(xiàn)（圖11），礦化主要分布在斷裂以及巖石接觸部位，并且裂隙破碎帶越大可控制礦體就越大（如鄒家山3號礦床和4號礦床中的鈾礦體）；礦體在火山構(gòu)造和斷裂的共同控制下，產(chǎn)狀相對較陡且與裂隙、火山巖產(chǎn)狀一致［4］。

圖10 牛頭山礦床—河元背礦床—河元背東礦點綜合剖面圖 （據(jù)江西核工業(yè)二六一大隊）Fig.10 Comprehensive profile of Niutoushan deposit-Heyuanbei deposit-east Heyuanbei ore occurrence （After Geological Party No.261， Nuclear Industry Geological Bureau of Jiangxi Province）

從前人的研究成果來看，鈾成礦年齡138～90 Ma跨度較長，滯后于火山活動，二者的聯(lián)系可能在于火山活動為鈾礦化提供了一個早期的熱源。金屬硫化物成礦與鈾成礦是同一成礦系統(tǒng)的產(chǎn)物，是礦田火山-巖漿熱液成礦系統(tǒng)活動于不同時期、不同階段的產(chǎn)物［40］。顯然，火山構(gòu)造活動在影響鈾成礦的同時也對其他金屬元素的成礦具有一定的作用，并且硫化物金屬的成礦與鈾成礦可能具有直接的關(guān)系。

相山火山構(gòu)造的研究工作開展較早，技術(shù)手段也由早期的單一型逐步向綜合型發(fā)展，但是仍然沒有直接的證據(jù)證明這兩套火山巖的產(chǎn)出關(guān)系。通過對資料的分析以及結(jié)合現(xiàn)今研究成果認(rèn)為，從相山鈾礦的鈾源上來說，是由于在火山作用下，火山巖混進(jìn)了少量地幔物質(zhì)［18］，在高溫高壓的環(huán)境中萃取出了鈾元素，在后期各種地質(zhì)作用中富集成礦；從構(gòu)造的角度來看，相山鈾礦化常發(fā)育于斷裂部位以及構(gòu)造轉(zhuǎn)折區(qū)，這都是鈾成礦的重要場所。這是由于深部巖漿房所富含的成礦物質(zhì)隨著熱液充填于這些裂隙或者沉降于構(gòu)造轉(zhuǎn)折部位，隨著溫度壓力的下降，氣體組分逸出，含礦熱液與圍巖接觸反應(yīng)后導(dǎo)致了鈾元素的聚集成礦［41］。綜合大陸構(gòu)造-巖漿演化作用并且結(jié)合該地區(qū)構(gòu)造應(yīng)力場的綜合作用認(rèn)為，相山在區(qū)域上受到了德興-遂川深斷裂發(fā)育的影響，在成礦前期-成礦期-成礦后期分別為走滑-拉伸-擠壓的過程，其中走滑階段致使相山地區(qū)發(fā)生了兩期火山亞旋回作用；拉伸階段復(fù)活了原有的老的斷層并且發(fā)育了新的有利于成礦的通道以及空間［42］；擠壓導(dǎo)致該地區(qū)從張性成礦構(gòu)造轉(zhuǎn)變?yōu)榉忾]還原環(huán)境，對鈾的成礦起到了保護(hù)作用。

圖11 相山地區(qū)6117和613鈾礦床剖面圖 （據(jù)江西核工業(yè)261大隊）Fig.11 Cross-section of uranium Deposit 6117 and 613 in Xiangshan area （After Geological Party No.261，Nuclear Industry Geological Bureau of Jiangxi Province）

綜上所述，相山火山巖型鈾礦無論在空間展布還是成礦來源上都是有規(guī)律可尋的，具有以上地質(zhì)特征及背景的區(qū)域都應(yīng)著重研究。此外，今后在對該種類型礦產(chǎn)進(jìn)行找礦與開發(fā)的時候，應(yīng)當(dāng)在注意固有特征的同時綜合考慮成礦原因及其意義才能更好地擴大礦種利用度，擴大服務(wù)領(lǐng)域。

5 結(jié)論

通過對相山含鈾火山巖與火山構(gòu)造的多次考察與研究，在總結(jié)前人研究成果的基礎(chǔ)上，目前可以初步認(rèn)為：1）碎斑熔巖、流紋英安巖這兩種主要含礦火山巖的產(chǎn)出狀態(tài)、成因機制明顯受到火山構(gòu)造的影響，使得鈾元素在盆地地塹處、斷裂裂隙以及構(gòu)造轉(zhuǎn)折部位富集成礦，最終形成了現(xiàn)有形態(tài)；2）從火山巖特征來看，可以認(rèn)為含鈾火山巖經(jīng)歷多期次的成礦作用；3）當(dāng)前出露的碎斑熔巖及流紋英安巖的古火山口可能不具有繼承性，但可能屬于同一火山-巖漿房，并且這兩套火山巖可能都不止一個火山口，巖漿房、火山通道等火山巖漿曾停留過的地方都應(yīng)是鈾礦的重點勘查區(qū)域。

［1］方錫珩，候文堯，萬國良.相山破火山口火山雜巖體的巖石學(xué)研究［J］.巖礦測試， 1982，1（1）:2-10.

［2］吳仁貴.相山地區(qū)如意亭剖面火山建造特征［J］.華東地質(zhì)學(xué)院學(xué)報， 1999， 22（3）:201-208.

［3］陳正樂，王平安，王永，等.江西相山鈾礦田山南礦區(qū)控礦構(gòu)造解析與找礦預(yù)測［J］.地球科學(xué)與環(huán)境， 2013， 35（2）:9-18.

［4］陳正樂，陳柏林，潘家永，等.江西相山鈾礦床成礦規(guī)律總結(jié)研究［M］.北京：地質(zhì)出版社，2015:1-137.

［5］王傳文，侯文堯，萬國良，等.相山及鄰區(qū)碎斑流紋巖的特征和成因［J］.放射性地質(zhì)， 1982， 3（1）:193-198.

［6］夏林圻，夏祖春，張誠，等.相山高位巖漿房分異機制和演化［J］.巖石學(xué)報， 1992， 8（3）:205-221.

［7］陳小明，陸建軍，劉昌實，等.桐廬、相山火山-侵入雜巖單顆粒鋯石U-Pb年齡［J］.巖石學(xué)報，1999， 15（2）:272-278.

［8］ 范洪海，凌洪飛，王德滋，等.江西相山鈾礦田成礦物質(zhì)來源的Nd-Sr-Pb同位素證據(jù)［J］.高校地質(zhì)學(xué)報， 2001， 7（2）:139-145.

［9］張萬良.相山火山-侵入雜巖的反方向巖漿演化系列研究［J］.中國地質(zhì)， 2005， 32（4）:548-556.

［10］張萬良，李子穎.關(guān)于贛中相山礦田相山 “碎斑熔巖”［J］.地質(zhì)評論， 2015， 61（2）:368-375.

［11］XIA L， XIA Z， ZHANG C， et al.Differentiation mechnism and evolution ofhigh levelmagma chamber at Xiangshan［J］. Chinese Journal of Geochemistry China， 1992， 11（1）:32-54.

［12］SHUI Y Y， SHAO Y J， YAO H J， et al.Geochemical，zircon U-Pb dating and Sr-Nd-Hf isotopic constraints on the age and petrogenesis of an Early Cretaceous volcanic-intrusive complex at Xiangshan， Southeast China［J］.Mineralogy and Petrology， 2011， 101（1-2）:21-48.

［13］吳玉.相山鈾礦田成礦流體地球化學(xué)特征及礦床成因探討［D］.南昌：東華理工大學(xué)，2013.

［14］楊明桂，梅勇文.欽—杭古板塊結(jié)合帶與成礦帶的主要特征［J］.華南地質(zhì)與礦產(chǎn)， 1997， （3）:52-59.

［15］張萬良.相山礦田鈾礦地質(zhì)研究進(jìn)展與趨勢［J］.資源調(diào)查與環(huán)境， 2012， 33（1）:22-27.

［16］范洪海，汪相，王德滋，等.江西相山火山-侵入雜巖礦物學(xué)特征研究及其示蹤意義［J］.礦物學(xué)報， 2009， （增刊）:8-9.

［17］楊水源，蔣少涌，姜耀輝，等.江西相山流紋英安巖和流紋英安斑巖鋯石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素組成及其地質(zhì)意義［J］.中國科學(xué):地球科學(xué)，2010， 40（8）:953-969.

［18］楊水源.華南贛杭構(gòu)造帶含鈾火山盆地巖漿巖的成因機制及動力學(xué)背景［D］.南京：南京大學(xué)，2013.

［19］NASH J T.Volcanogenic Uranium Deposits:Geology， Geochemical Processes， and Criteria for Resource Assessment［J］.U.S.Geological Survey，2010：1 001-2 010.

［20］郭福生，楊慶坤，謝財富，等.江西相山酸性火山-侵入雜巖精確年代學(xué)與演化序列研究［J］.地質(zhì)科學(xué)， 2015， 50（3）:684-707.

［21］郭福生，楊慶坤，孟祥金，等.江西相山酸性火山-侵入雜巖體地球化學(xué)特征與巖石成因［J］.地質(zhì)學(xué)報， 2016， 90（4）:769-784.

［22］郭福生，謝財富，鄧居智.相山火山盆地三維地質(zhì)調(diào)查（中國地質(zhì)調(diào)查局工作項目野外驗收報告）［R］.撫州：東華理工大學(xué)，2014.

［23］邵飛，許健俊，許章宏，等.鈾礦田石洞礦床地質(zhì)特征及找礦潛力［J］.東華理工大學(xué)學(xué)報（自然科學(xué)版）， 2015， 38（3）:5-237.

［24］郭福生.相山火山盆地三維地質(zhì)調(diào)查內(nèi)部報告［R］.撫州：東華理工大學(xué)，2015.

［25］周肖華，王祝寧.相山碎斑熔巖巖石特征及其成因探討［J］.鈾礦地質(zhì)， 2012， 28（2）:72-77.

［26］江西省地質(zhì)調(diào)查研究院.江西省區(qū)域地質(zhì)志［M］.北京：地質(zhì)出版社，2015.

［27］陶奎元，黃光昭，王美星，等.中國東南部碎斑熔巖基本特征及成因機理的探討［J］.中國地質(zhì)科學(xué)院南京地質(zhì)礦產(chǎn)研究所所刊，1985，6（1）:1-21.

［28］李邦達(dá).江西相山碎斑熔巖成因及其控礦作用的討論［J］.地質(zhì)論評， 1993， 39（2）:101-110.

［29］張萬良，李子穎.相山 “流紋英安巖”單顆粒鋯石U-Pb年齡及地質(zhì)意義［J］.巖石礦物學(xué)雜志，2007， 26（1）:21-26.

［30］王德滋，劉昌實，沈渭洲，等.江西東鄉(xiāng)—相山中生代S型火山巖帶的發(fā)現(xiàn)及其地質(zhì)意義［J］.科學(xué)通報， 1991， 36（19）:1 491-1 493.

［31］劉昌實.華南花崗巖物源成因特征與陸殼演化［J］.大地構(gòu)造與成礦學(xué)，1990b，2（14）:395-402.

［32］葉定衡，王新政，趙玉敏.中國構(gòu)造運動基本特征［J］.中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所所刊，1995，16:78-83.

［33］GUO F h， LI G R， LIU L Q.Where are the volcanic calderas in the Xiangshan volcanic basin of Jiangxi？Implications from anisotropy of magnetic susceptibility［J］.ACTA GEOLOGICA SINICA（English Edition）， 2017， 91:359-360.

［34］李勝榮．結(jié)晶學(xué)與礦物學(xué)［M］．北京：地質(zhì)出版社，2008:1-346．

［35］PASSCHIER C W，TROUW R A J.Microtectonics［M］.2ed.Berlin:Springer-Verlag， 2005:23-44.

［36］王湘云，章邦桐，王建，等.相山鈾礦床多期石英的天然釋光及EPR特征［J］.巖石礦物學(xué)，1995，14（3）:237-240.

［37］陳肇博.1220破火山口鈾礦田的構(gòu)造特征及其成礦構(gòu)造條件分析［J］.放射性地質(zhì)， 1982，（1）:1-9.

［38］王哲.相山火山盆地流紋英安巖及碎斑熔巖磁組構(gòu)研究［D］.南昌：東華理工大學(xué)，2017.

［39］黎廣榮.相山火山盆地三維地質(zhì)調(diào)查（中國地質(zhì)調(diào)查局工作項目野外驗收報告）［R］.撫州：東華理工大學(xué)，2014.

［40］楊慶坤，郭福生，周萬蓬，等.江西相山礦田鈾鉛鋅多金屬年代學(xué)特征及成礦模式［J］.地學(xué)前緣， 2017， 24（5）:283-298.

［41］張萬良，余西垂.相山鈾礦田成礦綜合模式研究［J］.大地構(gòu)造與成礦學(xué)， 2011， 35（2）:249-258.

［42］邱愛金，郭令智，鄭大瑜，等.江西相山地區(qū)中、新生代構(gòu)造演化對富大鈾礦形成的制約［J］.高校地質(zhì)學(xué)報， 1999， 5（4）:542-619.