结晶基底中的不整合面

一、内容概述
不整合型铀矿床是指与不整合面密切相关的铀矿，常指由晶质铀矿和沥青铀矿的块状扇体、脉和（或）浸染状体构成，在空间上与元古宙碎屑盆地和变质基底之间的不整合面伴生的一类矿床。根据矿物和金属组合，该类矿床可细分为单金属型和多金属型两种亚类。前者指产出晶质铀矿的U，后者则包含不同数量的Ni、Co、As和痕量Au、Pt、Cu以及其他元素。有些矿床包括这两种矿床的亚类和过渡类型，其单金属矿化多赋存在基底内，多金属亚类一般赋存于不整合面上的底部硅质碎屑地层和基底古风化壳内。从蚀变矿物和地球化学特征上看，上述两种亚类又分别对应于“内敛型”和“外溢型”两种蚀变类型。
据统计，不整合型铀矿床是当今最重要的铀矿床类型之一，其资源量约占全球资源量的33%，主要产在加拿大和澳大利亚（Jefferson et al.，2007）。不整合型铀矿床通常产在大型克拉通内部，发育在准平原化构造变质杂岩之上的冲积层底部，冲积层的厚度不大，一般不足5km。该类矿床的最大特点就是受特定的区域不整合面控制。澳大利亚和加拿大的该类矿床都具有这一明显特点，矿化多产于中、古元古界的不整合面附近。在阿萨巴斯卡盆地和多隆盆地，不整合面之下还保存有古风化带，上部为赤铁矿-高岭石，下部为铁、镁绿泥石，反映了形成不整合面时的热带气候与氧化环境，后来的近矿热液蚀变影响了这些古风化带的矿物组合。不整合面型铀矿床的形成时期，囊括了古元古代的结束和新元古代（里菲纪）的开始。它在澳大利亚、非洲、东欧和北美古老地台之上均有显示。除了不整合面型铀矿床外，还有许多其他类型铀矿化的形成与该时期有关，可以把这一时期看作是全球性的产铀时期。上述时期古地理条件决定于3个主要因素的组合：元古宙偏强的太阳辐射、控制含不整合面型成矿省分布的地壳断块构造体制特点以及古元古代末期—新元古代初期大气圈中氧作用的增强（朱吉才等，2009）。
该类矿床的控制地质要素主要包括局部性断层、底部不整合面的不规则起伏和含石墨的基底岩石单元。局部性断层与铀矿聚集部位之间的关系密切。大多数矿体均赋存于顺层或切层的断层角砾岩和破碎带中，只有少数情况下可见断层穿过不整合面。这一特征自20世纪70年代起就被应用于勘查实践。该类型矿体的形态可概括为近水平的雪茄状到拉长的歪斜“T”形，但不同矿床的矿体形态和产状的细节变化很大，主要与赋矿地层有关，通常介于两种端元之间：①块状矿体沿基底与硅质碎屑岩之间的不整合面发育或刚好位于不整合面上方，被黏土岩包围（图1A）；②矿体主要产在基底内，受断裂控制（图1C）；③有些矿床同时拥有产在基底内的矿体和不整合面上的矿体（图1B）。
不整合型铀矿床的主要矿物有晶质铀矿、沥青铀矿等，在矿石中呈块状、浸染状、细脉状产出。根据金属伴生关系，该类型矿床又可分为两类：单金属型、多金属型。从蚀变矿物和地球化学角度看，多金属和单金属两种矿床类型分别对应于外溢型和内敛型两种蚀变类型。根据外溢型矿床上面的硅质碎屑岩地层内发育的蚀变晕可进一步分为两种单元：①溶蚀石英＋伊利石；②硅化＋高岭石＋电气石。与外溢型矿床不同，内敛型矿床上方只是有限的蚀变，从勘查标志上看基本上为“盲”矿，只能用物探方法探测。许多内敛型矿床是完全赋存在基底内的单金属矿床，沿基底构造旁侧发育有非常狭窄的方向性蚀变晕。从内侧的伊利石±铝电气石，向外经铝电气石±伊利石，到外侧的Fe-Mg绿泥石＋黑云母＋铝电气石再向外侧是未蚀变的基底岩石。有些矿床同时具有内敛型和外溢型两种特征。

图1 不整合型铀矿床3种主要亚类示例

（据Jefferson et al.，2007）
A—雪茄湖矿床，主要为不整合面矿体，伴有次要的基底容矿透镜体和产在上覆马尼图福尔斯组中心“悬空”的矿体；B—基湖矿区的代曼矿床，包括基底容矿和不整合面容矿的矿体；C—伊格尔波因特矿床，完全赋存在基底内（该矿床本体已采空，但其外延部分正在开采）
关于不整合铀矿的形成，研究者提出多种成因模式，包括卤水模式、成岩模式、表生模式、深成模式和成岩-热液成矿模式等，其中热液成矿模式目前为多数人普遍接受。在该模式中，搬运U的氧化性盆地流体在地温梯度的加热下最终在不整合面达到200℃（5～6km处），并且与基底内的石墨发生反应而生成甲烷，还原性流体与氧化性流体的混合促成了U的沉淀。沉淀作用主要集中在构造和物理化学圈闭内，这些圈闭在发生混合的部位长期作用，持续数亿年之久。流体混合带以蚀变晕的发育为特征，其中含有伊利石、高岭石、镁电气石、绿泥石、自形石英，局部含有Ni-Co-As-Cu硫化物。加拿大阿萨巴斯卡和澳大利亚的派恩克里克矿区的铀矿均可用此种模式来解释（图2）。

图2 不整合矿床的成岩-热液成因模式

（据Hunt et al.，2005）
二、应用范围及应用实例
加拿大阿萨巴斯卡不整合型铀矿位于加拿大地盾丘吉尔地质省，由太古宙和阿斯比亚期的结晶基底和较年轻的赫利基亚盖层组成。结晶基底的构造形式主要表现为北东走向的地质单元，其中多数以剪切带或主断层为界。在阿萨巴斯卡群沉积作用之后形成的基性侵入岩充填于某些北西和南北向的断层带中。多呈环状构造产于阿萨巴斯卡盆地西部，被解释为潜火山形迹。
阿萨巴斯卡矿床的形成至少经历2个主要成矿期：①矿化作用与大约1740Ma的赫德森造山运动有关；②矿化作用与大约1240Ma的构造事件有关。与第一期有关的矿化活动在结晶基底岩石内，而第二期矿化作用主要与阿萨巴斯卡底部不整合面有关。第一期的铀矿床产于阿萨巴斯卡盆地北部比佛罗支地区；第二期矿床产于不整合面之下的已蚀变结晶基底岩石中和不整合面之上的已蚀变沉积岩内，而更常见的是在结晶基底岩石和上覆的碎屑沉积岩之间的蚀变分界面内，即沿阿萨巴斯卡群底部不整合面存在。伴随着矿化作用产生了主岩的退化变质作用（如泥化、石墨的亏损）、镁交代作用和铁、硅、铝氧化物的再分布。伊利石或绿泥石通常产在矿化周围形成晕圈，而高岭石则产于离矿化较远的地方。矿化附近主岩赤铁矿化，在砂岩中心较高的部位褐铁矿化。直接在矿化下方泥岩中的石墨通常是亏损的。在褐铁矿化带之上的砂岩通常发育硅化（图3）（北京铀矿地质研究所情报室，1986）。
在阿萨巴斯卡盆地东部，北面矿床以溶蚀石英为特征，体积损失可达90%，而麦克阿瑟河地区的矿化则主要显示硅化单元，只有非常局部的溶蚀石英，体积损失不明显。与矿床有关的伊利石化蚀变，表现为砂岩中的伊利石比例异常高和由此而产生的K2O/Al2O3比值异常。铝绿泥石在两种蚀变类型中均可见到。在某些较大的脱硅化蚀变系统内发育有局部的硅化前锋（图3A）。与矿床有关的硅化蚀变，在基底石英岩脊的上方和近旁最为强烈（图3B）。伊利石-高岭石-绿泥石蚀变晕在砂岩底部宽达400m，走向数千米，在矿床上部的垂向范围达数百米。这种蚀变通常包围着主要控矿构造，构成羽状或扁长钟状的晕，从砂岩底部向上逐渐狭缩。

图3 加拿大阿萨巴斯卡盆地东部外溢型矿床的两种单元砂岩蚀变模式

（据Jefferson et al.，2007）
A—溶蚀石英外溢型；B—硅化外溢型Reg—从红色赤铁矿残余土向下递变为绿色绿泥石化蚀变最终到未蚀变基底片麻岩的风化层剖面；Up-G—底板蚀变带内保存石墨的上限；Gap—作为矿体顶盖的次生黑红色土状赤铁矿；Fresh—未蚀变基底岩石
该矿床主要特点是：①矿床产于不规则起伏的不整合面上部及其附近；②盆地基底杂岩发生强烈的变形变质作用，受断层和盆地层序底部滑脱构造影响，基底杂岩与元古宙地台沉积组合呈构造薄层交替产出；③蚀变作用以硅化、绢云母化、绿泥石化、高岭土化、赤铁矿化为主，从矿体向外延伸呈带状分布；④铀矿化主要集中在断层构造和脆性构造内部，这种蚀变通常包围着主要控矿构造，构成羽状或扁长钟状的晕，从砂岩底部向上逐渐缩小。
三、资料来源
北京铀矿地质研究所情报室编译.1986.元古宙不整合型和层控铀矿床.国外铀矿地质编辑部.106～148
毛景文，张作衡，王义天等.2012.国外主要矿床类型、特点及找矿勘查.北京：地质出版社
施俊法，唐金荣，周平等.2010.世界找矿模型与矿产勘查.北京：地质出版社
朱吉才，丛卫克.2009.不整合面型铀矿床的多阶段形成过程——以俄罗斯卡尔库矿床为例.世界核地质科学，26（3）：154～158
Hunt J A，Abbott J G，Thorkelson D J.2006.Unconformity⁃related uranium potential：Clues from Wernecke Breccia，Yukon.In：Emond D S，Bradshaw G D，Lewis L L，eds.Yukon Exploration and Geology，2005.Yukon Geological Survey，127～137
Jefferson C W，Thomas D J，Gandhi S S et al.2007.Unconformity associated uranium deposits of the Athabasca Basin，Saskatchewan and Alberta.In：Goodfellow W D ed.Mineral Deposits of Canada：A Synthesis of Major Deposit⁃Types，District Metallogeny，the Evolution of Geological Provinces，and Exploration Methods.Geological Association of Canada，Mineral Deposits Division，Special Publication，（5）：273～305

前寒武纪尤其是太古宙变质岩系中角度不整合的研究一直十分薄弱，常常难于确定。事实上，在经历了长期多期变形的古老变质岩系内，角度不整合应该是普遍存在的，但是由于变质-变形的特殊构造作用，不整合常被掩蔽或缺乏元古宙以后不整合的特征，因而难以确定。下面专门讨论一下古老变质岩系中的不整合。
1.变质岩系间不整合的特征
变质岩区有两种角度不整合，一种是沉积盖层与变质岩系之间的不整合，另一种则是发育于变质岩系内部，分割着不同变质构造层之间的隐蔽不整合。前者易于识别，以下讨论后一种不整合。这种不整合一般表现为以下特征。
（1）不整合接触的两个岩群之间，往往发育有渐变过渡带。这一过渡带宽窄不等，从数米、数十米甚至更宽，其主要组成是下伏岩系，有时也波及上覆岩系的底部岩层。它们或者是沿接触面强烈退变质的结果，或者是古风化壳变质结晶的产物。因此，在这一渐变过渡带内，往往具有与上覆岩系相同的变质特点，与下伏岩系的岩石化学组合相同。这个带的上限一般以上覆砂砾岩层为界，向下则向古老岩系过渡，逐渐显示下伏岩系的本来面目。
（2）在上覆变质岩层与花岗片麻岩或其他古老变质杂岩之间经常发育有一种特殊的片理。卡扎科夫（A.H.Казаков，1976）曾在北贝加尔高原详细描述过妈妈河群与下伏片麻状花岗岩之间的接触带的这种特殊叠加片理（图9-24）。在我国，也常见到下伏岩系片理沿着上覆岩系底面重新定向，使不整合面上、下原来不同方位的片理一致。根据这种特殊片理的空间展布，常常可以圈出花岗 片麻岩基底隆起的轮廓。

图9-24 北贝加尔高原恰依河和大楚雅河分水岭地区花岗片麻岩基底与上覆妈妈河群之间的接触关系

（据A.H.Казаков，1976）
Ⅰ—花岗片麻岩基底；Ⅱ—妈妈河群；Ⅲa—妈妈河群底部层位；Ⅲb—片理重新定向的基底部分。1—铝土质片岩夹石英岩；2—正变质角闪岩；3—早期片麻状花岗岩片麻理；4—妈妈河群中顺层片理；5—接触带的特殊叠加片理；6—妈妈河群内部构造接触带；7—小褶皱的脊线；8—晚期劈理
（3）两种不同变质岩系的接触面经常表现为上覆岩系与结晶古老基底之间的构造滑动面。以不整合下伏强硬结晶基底为基岩的上覆岩系的构造滑动，使这个不整合接触表现为断层。嵩山群变形过程中的底滑动面就是两套变质岩群之间的不整合面（图9-25）。
（4）顺深变质岩区不整合带常发生高于正常的混合岩化。一般来说，结晶岩的导热性比沉积岩和火山岩为大，特别是上覆岩系为石英砾岩、砂岩一类岩石时，它们与基底结晶岩系接触处往往成为聚积大量热能的场所，以致引起岩石的部分熔融和超变质作用，从而在两大岩群之间形成一条强烈混合岩化带。我国冀东地区迁西群与滦县群之间的不整合就是被混合花岗岩化带所掩蔽。
2.变质岩系构造层的划分和对比
上面提到，角度不整合是划分构造层的主要依据。但是在变质岩区，由于不整合常常渐变过渡为退变质带，或被片理化带、断裂构造以及混合岩化带所掩蔽，确定不整合往往有赖于不同岩系之间变形-变质的序列对比。通过对两个岩系的详细填图和构造解析，从不同尺度上研究它们的变质建造组合、变形特征、岩浆活动史，并进行序列对比，结合上述不整合的标志，把两个构造层具体划分开来。一般说来，不同构造层在构造格局、变形变质、混合岩化、岩浆活动以至成矿作用等方面都是不同的。例如河南嵩山地区登封群与嵩山群，不仅在岩石变质程度上有明显差别，而且两个构造层的构造格局也迥然不同，登封群为东西向构造，嵩山群为近南北向构造。登封群中岳变形旋回的变形 变质序列和岩浆序列在嵩山群中没有踪迹，而嵩山群嵩阳旋回的变形-变质系列却在登封群中有所反映，说明登封群较之嵩山群有更加复杂和更久远的变形历史。

图9-25 河南登封玄天庙地质图

（据马杏垣等，1981，略修改）
1—第四系；2—元古宇嵩山群罗汉洞组；3—太古宇登封群；4—岩石类型及分界；5—花岗质岩脉；6—似斑状花岗岩；7—石英砂岩中压溶缝合线构造；8—石英砂岩中星散的压扁底砾岩；9—花岗片麻岩；10—变晶糜棱岩；11—片麻理产状；12—变晶糜棱岩片理产状；13—层理产状；14—新断层；15—不整合界线。Ⅰ—下伏岩系；Ⅱ、Ⅲ—渐变过渡带及断裂滑动带；Ⅱ—碎裂岩化或千糜岩化片麻岩；Ⅲ—千糜岩化变余片麻岩；Ⅳ—上覆岩系

中国东部-朝鲜半岛的结晶基底分为华北型和扬子型两类。华北型结晶基底分布在赤峰-开源深断裂以南，大别-苏鲁造山带以北的广大地区，由太古宇和古元古界变质岩系组成，属于吕梁运动（1800Ma）形成的结晶基底。扬子型结晶基底分布在大别-苏鲁造山带以南，华南造山带以北的广大地区，由前震旦纪变质岩系组成，属于晋宁运动（800Ma）形成的结晶基底。

（一）华北型结晶基底中的不整合界面

华北型结晶基底中的不整合界面包括：中太古界与新太古界之间（迁西群与单塔子群之间，2900Ma）的不整合界面、新太古界阜平群与五台群之间（2600Ma）的不整合界面、太古宇与古元古界之间（鞍山群与辽河群之间，2500Ma）的不整合界面、古元古界辽河群与榆树砬子群之间的不整合界面以及古元古界与中新元古界之间（1800Ma）的不整合界面。分别对应迁西运动、阜平运动、五台运动、吕梁运动第一幕、吕梁运动第二幕的构造变形。在朝鲜半岛太古宙与古元古代之间的构造运动称为莲花山运动，古元古代末的构造运动称为瓮津运动。

1.迁西期不整合面

中太古界与新太古界之间的不整合界面，在冀东迁西群出露区由于与其上的单塔子群之间为断层接触，加之广泛的岩浆活动和重熔作用的影响，迄今尚未发现代表迁西运动的角度不整合界面，但冀东迁西群中强烈的变形事件、以角闪岩相—麻粒岩相为主的变质事件、以钠质花岗岩为主的岩浆事件以及与单塔子群在变形、变质程度上的差异，均显示迁西运动构造-热事件的存在。在辽东鞍山地区东鞍山铁矿采场南部，发现鞍山群上亚群的条带状铁建造与下伏的东鞍山花岗岩之间为沉积不整合关系，并将造成这一不整合界面的构造运动称为铁架山运动（伍家善等，1998）。根据不整合面以下东鞍山花岗岩2994±8Ma的锆石U-Pb年龄（Nutman and Song，1993），代表铁架山运动的不整合界面应与迁西运动界面相当。

2.阜平期不整合面

新太古界阜平群与五台群之间（2600Ma）的不整合界面广泛分布于五台、太行、吕梁和中条山地区，其下为阜平群一套经受角闪岩相变质作用的沉积-火山岩系，其上为五台群经受了角闪岩相—绿片岩相变质作用的一套以基性火山岩为主的火山-沉积建造及绿岩建造。在燕山地区，由于与阜平期构造运动相当的单塔子群与双山子群之间为断层接触，未见不整合出露。

3.五台期不整合面

太古宇与古元古界之间（鞍山群与辽河群之间，2500Ma）的不整合界面在中国东部朝鲜半岛出露广泛，在太行山地区表现为五台群与甘陶河群之间的角度不整合接触，在冀北地区表现为双山子群与朱杖子群之间的角度不整合接触，在辽东地区表现为鞍山群与辽河群之间的角度不整合接触，在胶东地区表现为胶东群与粉子山群之间的角度不整合接触，在朝鲜半岛表现为狼林群与中山群之间的角度不整合接触。在五台山地区，除五台群与上覆滹沱群之间为角度不整合接触以外，五台群内部上、中、下三个亚群之间也为角度不整合接触，且上、中、下三个亚群的变质程度各不相同，自下而上分别为：角闪岩相、绿片岩相、次绿片岩相（白瑾等，1980），分别代表五台运动的三个构造幕（图4-4）。

4.吕梁期不整合面

古元古界与中元古界长城系之间的不整合界面（吕梁运动界面，1800Ma）在华北克拉通上表现为古元古界变质岩系与上覆中新元古界未变质岩系之间的不整合接触，经这次构造运动，华北地区克拉通基底最终形成。

图4—4 五台山地区太古宙-古元古代古构造略图（a）及剖面图（b）——示阜平、五台、吕梁运动影响

（据崔盛芹等，2000）

a：1—新太古界阜平群上亚群（龙泉关群）；2—新太古界五台群、古元古界滹沱群；3—豆村亚群；4—东冶亚群；5—郭家寨亚群；6—太古宙花岗岩；7—元古宙花岗岩；8—中生代花岗岩；9—基性岩墙群；10—不整合；11—中元古界；12—古生界；13—第四系

b：1—新太古代绿岩带-五台群；2—滹沱群变质砾岩；3—石英岩；4—千枚岩、板岩夹白云大理岩；5—白云大理岩和大理岩；6—变基性火山岩；7—寒武纪页岩和灰岩；8—断裂；H—滹沱群：H₁—豆村亚群；H₂—东冶亚群；H₃—郭家寨亚群

在吕梁山区，吕梁运动命名的标准地点，不整合界面之下是古元古界滹沱群，不整合界面之上是长城系。据乔秀夫等（1984）的研究，吕梁运动的时间上限为1784Ma，时间下限为1900Ma。在五台山地区，形成于山间盆地中的郭家寨亚群呈高角度不整合覆于滹沱群的东冶亚群之上，自下而上由不稳定的底砾岩-板岩-变质砂岩-厚层角砾岩组成，在粒度节律上构成一个厚约1000m的反向沉积旋回，应属吕梁晚期同造山磨拉石建造，其上与中元古界不同层位呈不整合接触。郭家寨亚群的建造组合特征及其下、上两个不整合界面，代表吕梁运动由强烈—较弱—较强的发展过程及其间反映地壳运动两度激化的两个构造幕。自邻近太行山的东焦群层状磷矿中取得磷灰石的U-Pb年龄为1805Ma（叶伯丹等，1982），应大致与郭家寨亚群底部层状磷矿的层位相当，从而表明郭家寨亚群及与其相当地层的底、顶的两个不整合面，应系大致发生在1900～1800Ma及1700Ma吕梁运动的两个构造幕的产物。在燕山地区吕梁运动界面表现为古元古界朱杖子群与上覆长城系之间的不整合接触。在辽东地区，古元古界榆树砬子群与下伏辽河群之间的不整合界面及其与上覆青白口系细河群之间的平行不整合界面，分别代表吕梁运动的两个构造幕。在胶东地区，吕梁运动界面表现为古元古界粉子山群与上覆蓬莱群之间的不整合接触。

（二）扬子型结晶基底中的不整合界面

扬子型结晶基底由两套变质岩群组成，一套为新太古代—古元古代变质杂岩，以川西康定群和鄂西崆岭群为代表，主要为角闪岩相—高绿片岩相变质岩系；另一套为以昆阳群及四堡群、板溪群为代表的中元古代浅变质沉积岩及火山-沉积岩系，有四堡期、晋宁期花岗岩类贯入。

扬子型结晶基底主要分布在扬子克拉通的西部和北部，在研究区出露不多。在研究区结晶基底中出露的不整合界面主要有太古宇与古元古界之间（大别运动，2500Ma）的不整合界面、中元古界与青白口系之间（武陵运动，1000Ma）的不整合界面、青白口系与震旦系之间（晋宁运动，800Ma）的不整合界面。

1.大别运动不整合面

扬子型结晶基底中太古宇与古元古界之间的不整合界面仅零星出露，在下扬子地区宿松县北西柳坪—二郎一带，表现为古元古界宿松群与太古宇大别杂岩的不整合接触。在山东省东海县朐山一带，表现为古元古界海州群下部的锦屏组不整合覆于太古宇东海杂岩之上。

2.武陵运动不整合面

扬子型结晶基底中元古界与青白口系之间的不整合界面在下扬子地区仅表现为张八岭群之上的不整合界面，在江南地区表现为中元古界上溪群与青白口系历口群之间的不整合接触。

3.晋宁运动不整合面

扬子型结晶基底中青白口系与震旦系之间的不整合界面，在中国东部-朝鲜半岛表现为下扬子地区震旦系底部的不整合界面，在江南地区表现为青白口系历口群与震旦系底部休宁组之间的不整合界面。在朝鲜半岛与晋宁运动相当的构造运动称为灭岳山运动，表现为中元古界祥原系与上覆驹岘系之间的不整合接触。晋宁运动后，扬子型结晶基底最终形成。