区域成矿物质时空分布及区域铀源层判定

3.1.2.1 区域地层铀含量

章邦桐等（1990）对我国铀矿床分布比较集中的华南地区的沉积岩和沉积变质岩采集了大量样品，对其铀、钍含量进行了分析测试，结果见表3.1。位于华南东部的赣杭构造火山岩带内缺失了较多的沉积地层，考虑到地层沉积及物质迁移在一定时空段内的连续性，本次研究对赣杭带外围包括赣北、皖南、浙西北及赣南等地在内的华南东部地区不同时代地层的铀含量资料进行了整理，结果列于表3.2。

将华南陆壳部分沉积岩的铀丰度值与赣杭带外围地层铀丰度值进行比较和分析，具有如下特征：

1）同时代地层的铀含量大致接近，并且总体高于地壳沉积岩的平均铀含量。

2）除寒武系外，无论是元古宇、古生界还是中生界，其铀含量一般介于3×10^-6～5×10^-6之间，而寒武系、尤其是下寒武统铀含量表现出唯一的异常丰度值，寒武系铀含量是地壳沉积岩平均铀含量的3倍，下寒武统更是高达约10倍。

3）考虑到寒武系沉积物蚀源区可能的来源以及寒武系本身亦可能构成晚期地层沉积物蚀源区，对元古宇及古生界寒武系以后的地层中铀含量进行比较，发现它们的铀含量也较均一，表明寒武系中高铀含量不是来自古老地层碎屑物的物理搬运，寒武系本身的铀在随后的地质作用过程中也没有大量贫化。

表3.1 华南陆壳部分沉积岩铀、钍含量（单位：w_B/10^-6）

表3.2 华南东部区域地层铀、钍含量（单位：w_B/10^-6）

至于下寒武统特高铀含量的成因，在此不过多讨论，早寒武世特定的沉积环境可能导致了沉积地层中的高铀含量。早寒武世早期，江西古地理环境属赣湘内陆海，但海底地形较复杂，九岭海底高地将内陆海分为南北两部分，南部海域塘夏海底高地又阻碍了赣湘内陆海与华南海盆水体的畅通，北、南部海相沉积的王音铺组及牛角河群黑色岩系，富含磷、钒、铀等元素；至早寒武世晚期，赣湘内陆海消失，江西及邻区地处华南海盆，接受了碳酸盐岩和碎屑岩沉积（江西省地质矿产局，1984）。

3.1.2.2 岩浆岩铀含量

为了分析铀源是否来自地幔，有必要对不同构造期和不同成因类型岩浆岩的铀含量进行研究。

（1）花岗岩体铀含量

根据花岗岩源岩物质的来源，扬子、华南地层区内的花岗岩可以分为重熔型和同熔型两大类。前者是以壳源沉积物质为源岩经部分熔融、结晶而形成，又称之为陆壳改造型花岗岩；后者是上地幔来源岩浆和地壳来源物质混合的产物，也被称之为壳幔混源型花岗岩。统计资料显示，在相同构造运动期内，区内重熔型花岗岩体的铀含量总体高于同熔型花岗岩体的铀含量（见表3.3）。此外，无论是重熔型花岗岩还是同熔型花岗岩，其铀含量均总体高于同时代沉积岩的铀含量。这表明陆壳物质可能是岩浆岩中铀的主要贡献者，岩浆作用使得岩浆岩区构成了铀物质的汇区。

表3.3 不同构造期不同成因类型花岗岩铀含量（单位：w_B/10^-6）

据扬子、华南地层区内花岗岩体能谱资料统计，花岗岩体铀含量在时间上的变化也有较明显的规律：晋宁期（中元古代—新元古代）花岗岩体平均铀含量为4.98×10^-6，加里东期（寒武纪—志留纪）为7.51×10^-6，华力西—印支期（泥盆纪—三叠纪）为9.61×10^-6，燕山早期（早、中侏罗世）为10.19×10^-6。晋宁期花岗岩体铀含量较低，与华南地区元古宇沉积岩铀含量（4.60×10^-6）及华南东部中、新元古界沉积岩749个样品的铀含量加权平均值（5.45×10^-6）接近（见表3.1及表3.2），下寒武统富铀地层形成之后的加里东期、华力西—印支期及燕山早期的花岗岩体铀含量较高，一般都高于同时代沉积岩的铀含量，表明其物质来源中可能有高铀含量地层的熔融。

（2）火山岩铀含量

华东地质勘探局270研究所（1985）在赣杭构造带完成了63条地质剖面的拣块取样，采用微化分析法测试了中生代沉积岩、火山岩及前侏罗系（AnJ）火山岩系基底地层的铀、钍含量，它们均高于同类地层的维氏值（见表3.2）。

赣杭构造带中酸性火山岩铀含量为4.8×10^-6（表3.4），高于维氏值，但与华南地壳沉积岩平均铀含量大致相当；尽管中基性火山岩铀含量也高于维氏值，但低于华南地壳沉积岩及中酸性火山岩的平均铀含量。结合同熔型花岗岩体及重熔型花岗岩体的铀含量特征，可以认为幔源物质为岩浆岩提供铀是有限的，地壳物质尤其是高铀含量的震旦-寒武系中的铀进入重熔岩浆导致岩浆岩铀含量增高。

相山火山盆地火山岩系铀含量见表3.5，其值不仅明显高于火山盆地基底地层的铀含量，也总体高于华南区其他地层的铀含量（见表3.1），但明显低于华南地区早寒武世地层的铀含量。相山火山岩系中流纹英安岩和碎斑熔岩的铀含量是赣杭构造带中酸性火山岩铀含量的约1.5倍，表明相山火山岩浆形成过程中可能有高铀含量的地层物质混染，相山火山盆地构成了成矿物质的汇区。

表3.4 赣杭构造带各岩类铀、钍含量表

表3.5 相山火山盆地基底地层及火山岩系U、Th含量（单位：w_B/10^-6）

3.1.2.3 区域铀源层判定

现在实测的地层铀丰度特征反映的是地层形成时的化学作用及后期地质、地球化学作用叠加和改造的结果。某地层形成之后，除铀的自身衰变使铀物质分散之外，外生地质作用过程中碎屑物的搬运及地下水循环既可以使地层失去铀，也可能使得地层获得铀的补充；内生地质作用亦然。因此，只有去掉后期叠加和改造的影响，才能真正了解地层形成时成矿元素的地球化学特征和后期地球化学作用造成的元素富集或亏损特征，并进而真正分析矿源层。

根据华南不同时代地层铀含量分析测试数据，可以计算出各地层铀含量的平均值（X），采用柯氏检验法剔除不服从正态分布的离群样品，重新计算各地层铀的丰度（K），该丰度值是剔除后期地质作用叠加影响后铀的区域丰度，即反映成矿元素初始状态的原始本底值，并进而计算各地层铀的叠加系数（D_k）和以地壳平均值为标准的铀的富集系数（N_k）。

结果表明，受地质、地球化学作用影响的叠加系数在赣北、浙西北地区早寒武世地层高达1.70和1.90，震旦纪地层1.5和1.15，其余地层均接近于1.0；下扬子地层区各层位的D_k值均为1.0。一般来说，叠加系数越大，不仅地质、地球化学作用对地层中铀的分布影响强烈，而且表明地层中铀含量偏离丰度值的样品数占总样品数的比例高，铀在地层中的分布不均匀。此外，赣杭构造带外围赣北、浙西北地区早寒武世地层铀的富集系数高达8.0及7.5，表现为显著富集（N_k＞1.50），下扬子地区各地层铀的富集系数变化不大，表现为与上部大陆地壳平均值接近的特征（0.75＜N_k≤1.50）（图3.1）。

图3.1 不同地层铀富集系数变化曲线图

以往对铀源层的判定，主要借助地层的现代实测铀含量（U）、现代铀含量与视古铀含量（Uo）之差（|ΔU|=U-Uo）、活化铀（ΔU）与视古铀之比（|fu|=ΔU/Uo）等指标，后两个指标考虑的是绝对值，由此可能得出一些似是而非的结论。如某矿床外围地层实测铀含量高，就可能主观臆断该地层为铀源层；若矿床外围地层实测铀含量低，且该层位视古铀含量高，或者活化铀与视古铀之比也较大，就推断该地层已经为铀成矿提供了铀源。

作者认为，铀源层的判定应充分考虑地质历史过程中铀物质的时空演化。只有成矿元素初始状态的原始本底值高、且后期地质及地球化学作用并没有使地层中的铀显著贫化、同时铀属易活化的地层可以构成铀源层。区域地层铀丰度值特征表明早寒武世地层现代仍属唯一特高铀含量地层；剔除后期地质作用叠加影响后铀的富集系数（N_k）高达7.5～8.0，属显著富集，说明后期地质、地球化学作用并没有导致地层中的铀显著贫化；此外，华南地区湘、赣、皖等地已经在早寒武世地层中探明了众多的外生淋积型及水热改造型铀矿床，说明地层中的铀在内、外生地质作用过程中是易活化的。

因此，早寒武世地层构成了包括相山地区在内的华南地区的区域铀源层。