辽宁连山关地区铀成矿地质条件及找矿方向摘要：连山关地区铀成矿研究已形成大量的文献，笔者从基础地质研究入手，综合前人的矿床学研究成果，认为该区主要铀矿类型为与脆～韧性剪切带相关联的热液脉型铀矿化—以连山关铀矿床为典型代表。
脆—韧性剪切作用的存在是形成铀矿化的重要因素，赋存围岩为断层构造岩，其成矿热液来自于深成变质水、构造热液及部分深源岩浆水。
在总结了该区的找矿标志的基础上，提出了三个远景区段。
关键词：铀成矿地质条件和类型脆～韧性剪切带断层构造岩连山关地区的连山关铀矿床以其形成时代老,矿石品位高而驰名中外,众多学者先后提出了多种成因假说,近年来发现,其赋存围岩均出现程度不等的破碎以至发生了糜棱岩化,此类岩石表明了该区脆～韧性剪切作用的存在,据此,笔者着重对该区的赋存围岩和构造进行了工作,以期对该区的铀成矿地质条件有更深入的认识。
1 区域地质概况根据杨振升等人对辽东前寒武纪构造单元的划分,该区处于太古宙卵形片麻岩构造区的南缘,称为太古宙边缘活动带和早元古宙冒地槽活动带[1]。
区内以广泛出露太古宙～早元古宙变质杂岩和花岗质杂岩所组成的地台基底岩系为特征,仅在局部地段发育晚元古宙的地台盖层(见图1)。
鞍山群、辽河群和细河群之间均为不整合接触,代表着三个构造阶段、不同时代、不同地质环境的产物,有着各自的岩石组合类型。
该区经历了多期构造运动、变质作用及岩浆活动。
所谓太古宙边缘活动带是指花岗质岩浆活动带。
岩浆活动形成了铁架山、弓长岭和连山关花岗杂岩体。
该区的花岗岩浆具有由I型向S型演化的特点[2]。
从铁架山～弓长岭～连山关,构成了重熔型岩浆完整的连续的演化序列,同属于一个花岗超单元组合[3]。
2 铀成矿类型根据铀成矿的主要控制因素和产出地质特征分析,区内铀成矿类型可分为两类:沉积变质型及与脆～韧性剪切带相关联的热液脉型(见表1),后者为本区的主要成矿类型。
3 铀成矿地质条件该区铀矿化的分布具较强的规律性,铀矿主要赋存于花岗杂岩体与辽河群或鞍山群地层的接触带附近,这与其具有良好的成矿地质条件有关。
3.1 构造条件构造作用是铀成矿的关键因素。
(1)花岗杂岩体与地层的接触带控制了该区矿床、矿点和矿化点的分布,这些地方正是构造活动带、高应度带,如连山关铀矿床所处位置的接触带是一脆～韧性剪切带,脆～韧性剪切带的发生和发展为铀矿化的发生和发展奠定了基础。
脆～韧性剪切带存在的依据有:该地段岩石表现了强烈的塑性变形,形成了花岗质糜棱岩带,其为脆～韧性剪切带存在的重要标志(照片1);该地段岩石具强烈的片理化带,形成了石英岩底部的白云母片岩和局部的花岗质片糜岩(照片2)。
(2)脆～韧性剪切作用引起上伏地层产生了广泛的层滑构造,其进一步发育的结果形成了一系列规模不等的背斜型褶曲,同时下伏的花岗质岩石形成了小隆起并发生强度不等的脆～韧性变形及后期脆性断裂,这个过程中岩石被改造成断层构造岩。
背斜型褶曲为铀的富集提供了良好的场所。
脆～韧性剪切作用的结果使下伏花岗质岩石发生脆～韧性变形,为铀成矿创造了良好的围岩条件。
由深部层次的脆～韧性剪切作用转化为较浅层次的脆性剪切作用时,产生了大量的脆性断裂及脆性为主的脆～韧性断裂,为含铀热液的迁移和沉淀提供了通道和场所,如连山关铀矿床,沥青铀矿脉赋存于脆～韧性剪切带内北东东向断裂中,在平面上矿体呈迭瓦式由南东方向以矿尾压矿尖的形式多字型排列,在剖面上背斜褶曲的两翼上矿体向相反方向倾斜,呈雁行式斜列展布,而褶曲轴部矿体近于直立,转折端矿体倾向南西。
总体上矿体顶部收敛,下部撕开,在剖面上呈个字形(图2)。
3.2 岩性条件铀矿化受岩性控制,即铀矿化岩性有一定的选择性。
含矿围岩主要为花岗质糜棱岩、花岗质片麻岩,其次为碎裂花岗岩、辽河群浪子山组石英岩、云母石英片岩和鞍山群厚层条带状磁铁石英岩,现仅就断层构造岩的岩石特征作一阐述。
3.2.1 岩石类型(1)碎裂花岗岩:分布不稳定,呈灰白色,具碎裂结构,单晶～多晶石英条带结构、长石压扁拉长结构等,块状构造,局部为眼球状片麻状构造。
岩石的矿物种类及化学成分与连山关花岗杂岩体岩石无明显差别,主要表现在斜长石颗粒的晶内滑动,部分颗粒见膝折,石英具波状消光,局部应力较强时,可形成单晶或多晶石英条带,碎基含量增加(从5%左右增加到35%以上),碎基为新鲜、洁净的长英质物及绢云母等,此特征表明,其经历了应力释放后的静态重结晶过程(照片3)。
(2)糜棱岩化花岗岩和花岗质糜棱岩:分布在连山关铀矿床地段小型背斜核部,系较强的韧性剪切作用所致,以往的定名为“混合质石英岩”,此岩石出露不稳定,多呈透镜状产出,岩石呈灰白色,具残碎斑状变晶结构,单晶～多晶石英条带结构、糜棱结构等,块状构造及含斑糜棱状构造,按碎基含量小于或大于10%,将其划分为糜棱质花岗岩和花岗质糜棱岩。
(照片1、4)。
(3)花岗质片糜岩:主要分布于脆～韧性构造的旁侧,呈条带状断续分布,与花岗质糜棱岩的主要差别在于其后期的变化。
(照片5)。
3.2.2 结构构造特征连山关花岗杂岩体具有多变的岩貌,过去的认识主要将其归于混合岩化之特殊成岩过程,从原岩成分的多样性和交代作用的复杂性给予解释,我们不否定交代作用的存在,但其主要是受吕梁旋回变形、变质作用的改造的结果,岩石的结构构造有所改变。
(1)断层构造岩的结构①单晶～多晶石英条带结构:石英条带一般0.1～0.6mm宽,长1～8mm,在条带内,石英粒径一般为0.1～0.2mm,个别达0.4mm,其颗粒单列或多列组成条带(照片1)。
②再生环边结构:原称其为交代净边结构,现多数学者认为其是在岩浆结晶后处于新的热力条件下再结晶,处于低温变质环境下形成的,主要表现为斜长石周围有钠长石拟生长亮边,环边钠长石不具双晶,牌号下降。
③长石压扁拉长结构及残碎斑糜棱结构:岩石受轻微改造时,伴随石英条带结构变化,长石开始扁平化且相邻颗粒均拉长定向,没有明显的颗粒消失。
当改造进一步增强时,大颗粒长石逐渐消失,变为细粒基质,而扁平化的长石呈残碎斑晶产出(照片2)。
④核幔结构:核为受变形的岩浆结晶阶段的旧颗粒,颗粒较粗,呈椭球状残斑,核内有明显的变形特征,如波状消光、双晶弯曲、发育有微裂隙等,其通常为长石类矿物(照片6)。
(2)断层构造岩的构造由于剪应力作用,岩石中的矿物颗粒发生晶内滑动(位错蠕变),显示了压扁和拉长为主的变形,同时在颗粒边缘亚颗粒化,经边缘重结晶,沿旧颗粒的界面发育和生长少量新颗粒,岩石由块状构造演化为眼球状片麻状构造;在局部剪切应力集中带上,残斑基本消失,细密的细粒长石、黑云母和石英集中成条带与条带石英相间,呈明显的糜棱构造。
3.3 围岩蚀变条件围岩蚀变是热液与围岩间进行物质交换的结果。
正是这种交换才直接或间接地导致了铀矿化作用的发生和发展。
在405矿床,引起围岩蚀变的热液来源于变质流体,连山关铀矿床的热液来源于深成变质水、岩体底辟迁移过程中产生的构造热液及部分深源岩浆水。
各类蚀变是这些热液演化、发展不同阶段的产物,因此,它们在成矿过程中各自起着不同的作用。
3.3.1 钠长石化钠长石化在化学成分上的特点主要表现在钠的带入及钾、硅的带出:SiO2+4OH-→SiO44-+2H2OSiO2+2Na+CO32-→Na2SiO3+CO2↑从而导致岩石中产生大量微细空隙,孔隙度增高,抗压强度降低,并使断层构造岩中的微裂隙相互沟能。
3.3.2 绢云母化在绢云母化过程中,斜长石首先被绢云母所交代,同时析出石英和少量方解石:3Na2CaAl4Si8O24+8H++8K++3CO32-=4KAl3〔Si3O10〕〔OH〕2+12SiO2+6Na++3CaCO3绢云母化强烈地段,钾长石也为绢云母集合体所替代,出现许多石英及绢云母细脉或形成绢英岩,而原岩特征已不存在。
3KAlSi3O8+2H2O=KAl3〔Si3O10〕〔OH〕2+6SiO2+2K++2OH-3.3.3 硅化在中低温条件下,成矿溶液中SiO2的溶解度主要受pH值的控制,当pH值大于4时,SiO2急剧溶解,形成正硅酸:SiO2+2H2O=H4SiO4在碱性溶液中,H4SiO4进一步逐级离解为SiO44-进入溶液,当热液温度降低或PH值减小时,热液中SiO2出现过饱合,部分呈凝胶体析出且吸附了相当数量的铀,这就是我们地质观察中发现非晶石英与沥青铀矿紧密共生的原故。
3.3.4 黄铁矿化在中低温热液中富含游离H2S时,岩石中的长石和镁铁矿物分解,形成具有绢云母、石英和黄铁矿组合的黄铁绢英岩。
在H2S分解,与镁铁矿物析出的Fe2+形成黄铁矿时,溶液中的氧化还原电位降低,一般能达到-0.5V(连山关铀矿床最低为-0.48V),这时溶液中以六价铀迁移的铀被还原沉淀。
UO22++Fe2++2S2-→UO2↓+Fe2O33.3.5 赤铁矿化溶液中含有过量的H2S时,镁铁矿物中析出的Fe2+优先与S2-形成FeS2,若H2S含量不足时,Fe3+则形成氧化物Fe2O3。
同理,Fe2O3形成时也与溶液中的六价铀发生氧化还原反应,使铀沉淀析出: UO22++Fe2++3H2O→UO2↓+Fe2O3+6H+从以上分析中可以看出:钠长石化为热液的迁移创造了条件:当含矿热液进入减压带后,引起溶液的减压沸腾,使围岩发生绢云母化;H2S 的存在使围岩发生黄铁矿化;当H2S含量不足时便发生赤铁矿化;温度降低后硅化得以进行,这些蚀变是造成铀矿化的间接或直接的原因。
3.4 铀源条件现在测得的样品的铀含量已不能代表原来岩石的含铀性。
因为我们所采集的样品大都经历了不止一次的重大地质事件的影响,通过全岩样品的U-Pb同位素体系计算可获得岩石真正的铀含量,这种结果无疑可以使我们判断岩石提供铀源能力,从而进行铀成矿的远景评价。
其计算公式如下:MPb为样品的铅原子量(根据样品的铅同位素组成计算出);204Pb%为样品铅204Pb的百分含量;a1=9.307+9.58(eλeto-eλet)为从地球形成演化到t时的206Pb/204Pb比值,其中t0=4430M·Y。
△U=(UP/Ui-1)×100%UP为现在测得样品的铀含量,如果△U＞0,则说明样品中有后期铀迭加;如果△U≈0,则样品中铀的得失不明显;△U＜0,则说明样品有后期铀丢失。
北京核工业地质研究院夏毓亮同志用此方法对连山关花岗杂岩体的岩石原始铀含量计算结果表明:其Ui一般为(7～28)×10-6[4],显然为高铀的岩体。
其内部所有的地表样品都呈现出铀的大量丢失,△U=-13.4%～-76.7%。
而在靠近接触带的二五八矿点的坑道样品,除个别样品表现为铀丢失外,绝大部分样品都有铀的明显迭加,表现出活动铀有自岩体内部向边部(或者应当说向构造活动带)迁移的趋势。