摘要
鹿井铀矿田是我国华南地区最重要的硬岩型铀矿田之一，矿田内发育了鹿井大型铀矿床(322)和沙坝子(327)、高昔(326)、黄峰岭(325)、牛尾岭(324)4个中型铀矿床及洞房子(328)等众多小型铀矿床及矿点。前人对矿田的控矿构造缺少系统的解析，本文通过野外构造调查，结合最近10年的勘查成果，系统梳理了含矿构造特征等相关问题，分析了矿田构造型式，构建了控矿构造演化模型。矿田内铀矿体的围岩有中生代花岗岩和寒武纪浅变质碎屑岩。花岗岩中的铀矿体受NNE(NE)向为主(少量ENE向)的断裂构造控制，浅变质碎屑岩中的铀矿体受WNW(近东西)向断裂构造控制。矿田导矿构造是区域伸展构造环境及其相关的岩浆活动和岩体侵入构造；配(运)矿构造是与深部气液热流体贯通的高角度正断层及岩体侵位构造，其上部与不同方向的含矿构造相连。含矿构造可以是成矿期形成的构造形迹，也可以是成矿前形成的构造形迹，在成矿期又发生活动的构造，而控矿构造必须是成矿期的构造。矿田构造经历了① 基底褶皱形成期、② 印支岩体侵入期、③ 燕山早期岩体侵入期、④ 晚侏罗世末—早白垩世晚期早阶段NNE向含矿构造形成期、⑤ 早白垩世晚期晚阶段近EW向基性岩脉侵入期、⑥ 早白垩世末—晚白垩世初铀成矿期、⑦ 晚白垩早期隆升剥露期、⑧ 晚白垩世—古近纪早期红层盆地埋藏保矿期、⑨ 古近纪中期以来隆升再露期共9个阶段构造-成矿演化。丰州红层盆地与铀成矿没有必然的成因关系，对早于其形成的铀矿床起到保矿作用。进一步找矿的有利区段是枫树下—牛尾岭—蕉叶垅—沙坝子一带和大场坪—洞房子—鹿井—庙背垅一带被丰州红层盆地覆盖的区域。
Abstract
The Lujing uranium ore field is one of the most significant hard-rock uranium ore fields in South China. It hosts numerous small uranium deposits and occurrences, including the large Lujing uranium deposit (322) and four medium-sized deposits: Shabazi (327), Gaoxi (326), Huangfengling (325), and Niuweiling (324). Previous studies lacked a systematic analysis of the ore-controlling structures in the ore field. Based on field structural investigations and exploration results from the past decade, this paper systematically examines the characteristics of ore-bearing structures and related issues, analyzes the structural types of the ore field, and constructs an evolutionary model of ore-controlling structures. The surrounding rocks of the uranium ore bodies are Mesozoic granite and Cambrian shallow metamorphic clastic rocks. Uranium ore bodies in granite are controlled by NNE (NE)-trending faults, with a slight ENE orientation. In contrast, uranium ore bodies in shallow metamorphic clastic rocks are associated with WNW (near east-west)-trending faults. The ore-guiding structure of the ore field is associated with the regional extensional tectonic environment, along with related magmatic activity and rock intrusion structure. The ore-transporting structure consists of high-angle normal faults and rock mass emplacement structures connected to deep gas-liquid thermal fluids, with their upper parts linked to ore-bearing structures of varying orientations. Ore-bearing structures include structural traces formed during mineralization, pre-mineralization structural traces, and active structures during mineralization. Ore-controlling structures, however, are probably limited to those formed during mineralization. The structural and mineralization evolution of the ore field can be divided into nine stages: ① formation of basement fold, ② emplacement of Indosinian intrusions, ③ emplacement of early Yanshan intrusions, ④ formation of NNE-trending ore-bearing structures from the end of late Jurassic to the early stage of late early Cretaceous, ⑤ emplacement of EW-trending basic dikes in the late stage of late early Cretaceous, ⑥ uranium mineralization in the late early Cretaceous to early late Cretaceous, ⑦ uplift and denudation in the early late Cretaceous, ⑧ burial and preservation of ore by red bed basin from the late Cretaceous to early Paleogene, and ⑨ uplift and re-denudation since the middle Paleogene. The Fengzhou red bed basin has no direct genetic relationship with uranium mineralization but plays a role in preserving uranium deposits formed prior to its development. Favorable areas for further prospecting include the Fengshuxia-Niuweiling-Jiaoyelong-Shabazi area and the Dachangping-Dongfangzi-Lujing-Miaobeilong area, which are covered by the Fengzhou red bed basin.
鹿井铀矿田位于江西省赣州市崇义县西南部与湖南省郴州市汝城县东部相邻区域，是我国华南地区最重要的花岗岩型铀矿田之一。鹿井铀矿田属于诸广铀矿集中区北部，也是该矿集区内铀矿床最为发育和开发最早的矿田之一。鹿井铀矿田与城口铀矿田、长江铀矿田、百顺铀矿田、澜河铀矿田和全安铀矿田及三九、热水地区零散铀矿床一起构成诸广铀矿集中区。20世纪50年代后期以来，包括鹿井铀矿田在内的诸广铀矿集中区在铀矿地质找矿和地质研究方面均开展大量的工作。在鹿井铀矿田的成矿地质背景（李建威等，2000；胡瑞忠等，2007；黄宏业等，2008；李冉等，2016）、地球物理特征（丁长河等，2011；孟凡兴等，2015，2016；刘春月等，2019）、岩石学（沈吉等，1991；罗毅等，2002；夏宗强等，2008；韩娟等，2011；谢宏昊等，2015，2016；张万良等，2018a，2018b；李嘉等，2019；蒋红安等，2020；李杰等，2021）、铀矿床地质特征（李建威等，2000；杨尚海等，2008；张万良等，2011a；董恒达等，2015；王冰等，2016；吴治南等，2018；熊沈冰等，2020；肖振华等，2021）、铀矿床地球化学（孙延怀等，2011；张笑天等，2021）、铀成矿规律与成矿时代（胡瑞忠等，1993；王明太等，1999；李建威等，2000；潘春蓉等，2015；Borunetti et al.，2017；罗齐彬等，2021）、放射性地质学（符志军等，2020）、铀矿找矿前景和找矿预测（邵飞等，2010；周肖华等，2014；李冉等，2016；王前林等，2016；黄龙等，2017；任洁等，2019；耿瑞瑞等，2021）等方面取得重要成果。
在构造控矿方面也开展了较多的研究（刘翔等，1996，1998；李先福等，1999a，1999b；覃金宁等，2003；孙延怀等，2011；林锦荣等，2016；刘学文等，2018；吴治南等，2018；黄宝春等，2019；孙岳等，2020），归纳起来、主要有以下几方面。从区域成矿背景上，认为华南中生代以来的伸展构造环境是铀成矿的必要条件（胡瑞忠等，2007）；铀成矿与导致断陷红盆形成的控盆深源断裂构造关系密切，控盆深源断裂构造为铀矿区域控矿构造（孙延怀等，2011；林锦荣等，2016）；区域性遂川-热水大型走滑构造直接控制了矿区剪切重熔型岩浆岩、拉分盆地红层沉积及大型铀矿床的形成和分布（刘翔等，1996，1998；李先福等，1999a，1999b），走滑断裂派生的斜列二序次走滑断裂叠接区的帚状构造、转换挤压构造、剪裂构造控制铀矿床和含矿断裂矿带的展布（李先福等，1999a，1999b）、矿田内矿床和矿体受硅化断裂带控制（覃金宁等，2003；刘学文等，2018）。上述认识涉及了鹿井铀矿田构造控矿各个方面，其构造解析也有一定的逻辑性和合理性，但是忽视了几个关键地质事实。其一是铀成矿早于红层盆地的形成；其二，中酸性侵入岩的围岩震旦系—奥陶系（Z-O）浅变质碎屑岩中的褶皱构造不一定是走滑断裂所派生，极大可能是印支期及其之前形成；其三，也是最重要的是走滑断裂末端扩展的方式和方向。本文以现代构造地质学理论为指导，运用地质力学构造体系——整体和联系的分析方法，以近10年矿田勘查资料为依据，结合野外地质调查，重新梳理了鹿井铀矿田含矿构造特征、分析了矿田构造型式，认为早白垩世WNW（近东西）向挤压主压应力作用下，先形成NNE向压性劈理带，伴生NE向（近SN向压扭性劈理带）和个别WNW向张性断裂，而后逐渐形成贯通的NE向斜列右行走滑断裂（遂川断裂南西端和热水断裂北东端），持续的右行走滑活动导致断裂向叠接区扩展的过程中向着张扭性方向（遂川断裂南西端向西或热水断裂北东端向东）偏转，并且端部继续向叠接区扩展，并构建了控矿构造演化模型。
1 区域构造背景
1.1 大地构造背景
鹿井铀矿田位于湘粤赣交界的诸广南部岩体中北部，在行政区上属于湖南省汝城县与江西省崇义县交界部位。大地构造位置上处于扬子板块与华南板块缝合线（ENE向钦杭构造带）的南侧，华夏地块中部（图1a；Hu Ruizhong et al.，2008）；也地处南岭纬向构造带与新华夏第二隆起带的交汇部位。在中国东部中新生代陆缘弧盆系构造图上属于华南弧盆系的东南沿海内带岩浆弧区，其东侧为东南沿海外带岩浆弧区，西侧为江南（雪峰）基底逆推带南段和湘东拉分盆地群。在中国大地构造分区上属于闽赣后加里东隆起与湘桂粤海西期—印支期坳陷结合部位；在区域构造上也属于一级构造单元NE向武夷-云开造山系（ⅩⅣ）的二级构造单元NE向武夷-云开弧盆系（ⅩⅣ-1）内的三级构造单元新干-永丰弧间盆地（ⅩⅣ-1-2）、西侧罗霄岩浆弧（ⅩⅣ-1-1）和东侧武夷岛弧带（ⅩⅣ-1-1）三个三级构造单元的中段。该三个三级构造单元的界线为遂川-德兴深断裂和南城-鹰潭断裂带南段。区域构造受九峰-大余EW向隆起带、万洋-诸广SN向隆起带和万长山NE向隆起带的三重控制（黄国龙等，2006）。在区域成矿带上属于赣杭火山岩成矿带南侧的赣中南-粤北花岗岩成矿带内（图1a）。
Fig.1Tectonic map (a) (after Hu Ruizhong et al., 2008) and regional geological map (b) (after Dong Hengda et al., 2015) of Lujing uranium ore field
E—古近系；K—白垩系; D-P—泥盆系—石炭系；Z-Є—震旦系—寒武系；γ52-3—燕山早期晚阶段花岗岩；γ52-2—燕山早期早阶段花岗岩；ηγ51-2—印支晚期花岗岩
E—Paleogene; K—Cretaceous; D-P—Devonian-Carboniferous; Z-Є—Sinian-Cambrian; γ52-3—late stage granite of Early Yanshanian; γ52-2—early stage granite of Early Yanshanian; ηγ51-2—Late Indosinian granite
1.2 区域地质概况
诸广铀矿集中区位于湘粤赣毗邻的诸广山地区，诸广山杂岩体的中南部。诸广山杂岩体由印支期、燕山早期花岗岩为主组成，少量出露燕山晚期和古生代岩体。杂岩体外侧出露泥盆系—石炭系碳酸盐岩和震旦系—寒武系浅变质碎屑岩。断裂构造为NE向和NNE向，属于遂川-德兴断裂带南段（也称为遂川-热水断裂）的组成部分（图1b）。矿集区由鹿井、城口、长江、百顺、澜河和全安6个铀矿田及热水、三九地区零散铀矿床（点）组成（图1b）（董恒达等，2015；钟福军等，2019b）。
2 鹿井铀矿田地质概况
鹿井铀矿田位于诸广铀矿集中区北部，是诸广山地区勘查和开发铀矿资源最早的地区之一。矿田内出露中生代中酸性侵入岩、震旦系—奥陶系浅变质碎屑岩及晚中生代红盆沉积。铀矿化受区域性遂川-热水断裂带的低序次走滑断裂及更低序次断裂裂隙构造控制。该矿田是诸广矿集区内铀矿床最集中的地区，铀矿床密度高、规模大，在200 km2范围内，发育了鹿井大型铀矿床（322）和沙坝子（327）、高昔（326）、黄峰岭（325）、牛尾岭（324）4个中型铀矿床及洞房子（328）等众多小型铀矿床及矿点（图2）（董恒达等，2015）。
2.1 矿田地层变质岩特征
鹿井铀矿田出露的地层可以分为两个层次，其一是震旦系—奥陶系浅变质碎屑岩，其二是上白垩统红层沉积。
（1）震旦系（Z）：为矿田内出露时代最老的地层，主要为一套浅变质碎屑岩。下部为浅变质细粒石英砂岩夹板岩、砂质板岩、变余长石石英砂岩夹千枚岩及板岩；中部为浅变质细粒、中细粒石英砂岩、长石石英砂岩夹板岩、砂质板岩、含凝灰质砂岩；上部为浅变质细粒、中细粒石英砂岩、长石石英砂岩夹板岩、砂质板岩等。矿田内出露较局限，仅在西北角的下洞以北、仙脚下一带和东北角偏南的西坑、彭家坑一带。下洞—仙脚下一带震旦系与寒武系构成北西西向褶皱构造（图2）。岩石普遍遭受区域低绿片岩相变质作用。面理置换彻底，原始层理难以辨认，局部可见变余砂状构造。
（2）寒武系（Є）：为矿田内出露时代较老的地层，主要为一套浅变质碎屑岩。下部为变质砂岩夹碳质板岩、含碳变质砂岩互层，以及中厚层状变质砂岩、绢云母板岩互层，局部夹薄层状千枚岩；中部变质砂岩、粉砂岩互层夹黑色碳泥质条带，变质砂岩夹薄层状板岩，绢云母板岩与变质粉砂岩互层；上部灰绿色变质细粒长石石英砂岩夹板岩、绿色板状泥质页岩。矿田内出露较多，主要在矿田西部的下洞以南、田心、罗西坑一带。寒武系浅变质碎屑岩多构成北西西向褶皱构造（图2）。
（3）奥陶系（O）：为矿田内出露时代较新的浅变质碎屑岩系。下部为板岩、砂岩、碳质板岩、泥质碳质页岩；中部石英粉砂岩、泥质页岩、硅质岩；上部条带状板岩、含碳细晶灰岩、黑云母千枚岩、变余长石石英砂岩、大理岩化灰岩。主要在矿田东部的心田、下古选以东一带。奥陶系浅变质碎屑岩产状比较复杂，多构成近南北向、北北东向褶皱，局部近东西向褶皱（图2）。
（4）上白垩统龟峰群（K2gf）：仅发育于丰州盆地，是一套陆相红层沉积（图2）。下部棕红色花岗质砂砾岩、砾岩、粗砂岩、中细粒长石砂岩、粉砂岩；中部砾岩、砂砾岩、粗砂岩、含砾中粗粒长石砂岩、中细粒长石砂岩、粉砂质泥岩；上部砂砾岩、砾岩、含砾粗砂岩、中细粒长石砂岩。
丰州盆地部分区段发育古近纪沉积，以厚层状紫红色粉砂岩为主，夹粉砂质泥岩，局部粉砂岩与粉砂质泥岩、泥岩互层。
2.2 矿田岩浆侵入岩特征
鹿井铀矿田岩浆侵入岩以中酸性侵入岩为特色，另有少量基性岩脉。中酸性侵入岩按侵入时代分为印支中期、燕山早期第二阶段和燕山早期第三阶段。
（1）印支中期黑云母二长花岗岩（ηγ51-2）：是鹿井铀矿田出露面积最多的岩浆侵入岩类型。分属于古亭岩体和乐洞岩体北部、大窝子岩体北部（也称为热水-文英岩体），岩性为灰白色、弱肉红色中—中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩。岩体年龄247±2.2 Ma（张万良等，2018a）、235.4±2.2 Ma（韩娟等，2011）。具有富硅、高铝、高钾等特征，为高钾钙碱性岩石系列，具有富集Rb、K等大离子亲石元素和Th、U、Ta、Nb、Hf高场强元素特征，为轻稀土较富集且轻重稀土分馏明显类型，形成于碰撞构造环境（张万良等，2018b）；低的Hf 同位素组成反映其主要来源于地壳岩石的部分熔融（韩娟等，2011）。
1—上白垩统龟峰群；2—奥陶系；3寒武系；4—震旦系；5—燕山早期第3阶段细粒少斑黑云母花岗岩；6—燕山早期第2阶段中粒二云母花岗岩；7—印支中期中粗粒斑状黑云母花岗岩；8—地质界线；9—不整合界线；10—辉绿岩脉；11—向斜轴；12—主要断裂；13—一般断裂；14—硅化破碎带编号；15—大中型铀矿床；16—小型铀矿床（点）；17—钨钼矿床
1—Guifeng Group of upper Cretaceous; 2—Ordovician; 3—Cambrian; 4—Sinian; 5—fine-grained pegmatite biotite granites of third stage of Early Yanshanian; 6—medium-grained dimicite granites of second stage of Early Yanshanian; 7—middle Indosinian medium-coarse speckled biotite granite; 8—geological boundary; 9—unconformity boundary; 10—diabase dikes; 11—syncline axis; 12—main fault; 13—general fault; 14—silicified damage zone; 15—large and medium-sized uranium deposit; 16—small uranium deposit (spot) ; 17—tungsten-molybdenum deposit
（2）燕山早期第二阶段黑云母花岗岩（γ52-2）：在鹿井铀矿田出露有限，主要在南部的羊角脑矿床西侧及以南地区，侵位于印支中期二长花岗岩中（图2）。岩性为灰白色中粒斑状黑云母花岗岩。
（3）燕山早期第三阶段黑云母花岗岩（γ52-3）：在鹿井铀矿田出露有限，主要在中—北部的下茶园、蕉叶垅、金鸡岭附近、牛尾岭—枫树下一带及北侧地区，侵位于印支中期二长花岗岩中（图2）。岩性为灰白色细粒、中细粒斑状黑云母花岗岩。岩体年龄155.2 Ma（吴俊奇等，1998）。从诸广铀矿集中区上对比，与长江铀矿田的长江岩体相当。
2.3 矿田构造格架
鹿井铀矿田的构造格架最主要的是遂川-热水走滑断裂带的两条右列式断裂——遂川断裂南西端与热水断裂北东端叠接区构造。也包括早中生代岩体侵入之前的WNW向（近东西向）褶皱构造等。
2.3.1 走滑断裂叠接区构造
2.3.1.1 遂川断裂南西端（QFI）
遂川断裂是区域上德兴-遂川断裂的一部分，属于高级序走滑断裂。鹿井铀矿田北部和北西部出露了该断裂南西端端部。自大场坪以北进入铀矿田，呈SW方向（225°~230°）延伸，经枫树下、牛尾岭一带，至蕉叶垅一带开始转向WSW方向（245°~265°）延伸，至茶山下呈向西延伸，直至鱼跳一带，可能继续向西延伸并逐渐尖灭（图2）。
该断裂带在枫树下一带表现为巨大的硅化带，一般宽10~20 m，最大可达百余米（图3a~c）。地表硅化带产状陡立，呈近直立状，但是从蕉叶垅、牛尾岭铀矿床的探矿剖面控制的QF1硅化破碎带产状为中等略偏陡倾向南东，如蕉叶垅铀矿区75线勘探剖面，ZK75-1和ZK75-2均控制到QF1硅化破碎带，倾角为58°；同在蕉叶垅铀矿区，其16线勘探剖面，ZK16-1和ZK16-2均控制到QF1硅化破碎带，倾角为57°（后文）。在端部弯曲内凹处高凹背北东—枫树下北西一带，印支中期的花岗岩中，则发育了一系列近东西向的小型断裂裂隙，这些小断裂东端与QF1硅化破碎带没有逐渐接近相切特征，而是直接与QF1硅化破碎带斜交，甚至在QF1以东也有少量出现。
2.3.1.2 热水断裂北东端（QFV）
热水断裂是区域上德兴-遂川断裂的南延部分，属于高级序走滑断裂。鹿井铀矿田南部和东南部出露了该断裂的北东端端部。自刘家坑以南进入铀矿田，呈NE方向（35°~45°）延伸，到羊角脑一带转向至ENE向（60°~70°）延伸，至下古选南侧转向近EW向（80°~85°）延伸（图2）。
该断裂带在羊角脑一带表现为在印支中期和燕山早期第二阶段花岗岩中发育多条的硅化带，单条一般宽1~5 m，最大可达8~10 m（图3d~k）。地表硅化带产状陡立，呈近直立状；但是从羊角脑铀矿床勘查剖面看，QFV硅化破碎带产状为倾向NNW，倾角约70°（后文）。与遂川断裂南西端不同，热水断裂端部弯曲内凹侧（南东侧）未发育其他次级断裂裂隙（图2）。
图3遂川断裂和热水断裂巨型硅化带特征
Fig.3Characteristics of giant silicified zones in Suichuan fault and Reshui fault
（a~c）—遂川断裂南西段（QF1）硅化带特征，高凹背—枫树下一带；（d~k）—热水断裂北东端（QFV）硅化破碎带特征照片；羊角脑矿区：（d）—QFV硅化破碎带剖面；（e）—剖面左端硅化蚀变花岗岩；（f）—剖面左段硅化蚀变花岗岩；（g）—图3f的局部放大；（h）—剖面左段硅化带，全部由微晶石英构成；（i）—剖面中右段硅化蚀变花岗岩；（j）—剖面右段硅化蚀变花岗岩；（k）—风化蚀变花岗岩
(a~c) —characteristics of silicified zone in the southwest section of Suichuan fault (QF1) , Gaowabei-Fengshuxia region; (d~k) —photos of silicified damage zone at the northeast end of Reshui fault (QFV) , Yangjiaonao mining area: (d) —QFV silicified damage zone profile; (e) —silicified altered granite at the left end of the section; (f) —silicified altered granite in the left section of the profile; (g) —local enlargement of Fig.3f; (h) —the silicified zone in the left section of the profile is all composed of microcrystalline quartz; (i) —silicified altered granite in the middle right section of the profile; (j) —silicified altered granite in the right section of the profile; (k) —weathered altered granite
2.3.1.3 黄峰岭断裂（QFII）
黄峰岭断裂位于遂川断裂南西端和热水断裂北东端叠接区的中间略偏南的位置，断裂走向与上述断裂的端部相近，为55°~60°，但是未见两端转弯的特征。在高昔、黄峰岭铀矿床，QFII主要由构造角砾岩组成，总体走向50°~55°，却是由走向分别为30°和60°的两组次级硅化破碎带呈不对称网络状（走向30°延伸短，走向60°延伸长，详见后文）构成。特别是从高昔、黄峰岭铀矿床的含矿构造均为NNE走向裂隙，有被QFII成矿后断错的现象，或者至少在成矿后有过明显的构造活动（脆性角砾岩）。
部分学者将QFII以南与QFV之间的所有NE—ENE向断裂作为热水断裂NE端的帚状构造形式，但是有可能没有将不同期次的断裂构造进行有效的甄别和区分。
2.3.1.4 低级序含矿裂隙
鹿井铀矿田内低级别含矿裂隙方向多变，李先福等（1999a）将其归结为走滑断裂末端的伴生剪切裂隙，并划分为P型、R'型和R型。其中P型剪裂普遍出现在主断裂旁侧，总体走向NE56°，与主断层夹角约16°（岩石内摩擦角的一半），断层带内发育各种碎裂岩及矿化蚀变岩石。R'型张剪裂位于拉分盆地SW边界鹿井、沙坝子、梨花开铀矿区，走向WNW，倾向NE，倾角大于70°（事实上，NE向断裂在左行走滑时是派生不出WNW向的张剪裂隙的）。R型剪裂主要出现在牛尾岭—枫树下铀矿区，走向NNE20°左右，宏观上表现为硅化破碎带形式。但是却忽略了这些裂隙的形成时代及其相互关系，如鹿井矿区、沙坝子矿区和梨花开铀矿区的WNW向含矿裂隙明显是围岩地层（浅变质碎屑岩）中的早期裂隙，且与WNW向褶皱构造相平行。在金鸡岭—黄峰岭—高昔—蛇坑垅—斜背岭—界坑—横坑—山牛窝—集溪—庙背垅—下洞子—小山一带，发育于印支期—燕山早期花岗岩中的含矿裂隙的展布很有规律，可见含矿裂隙以NNE向为主，其次是ENE向、少量WNW向（覃金宁等，2003）。结合基性岩脉的展布方向，相关测年结果，可以比较准确的分析含矿裂隙的形成机制及其构造应力场特征（详见后文）。
2.3.2 红盆不整合构造
丰州红层盆地位于鹿井铀矿田中偏北部，按照现有的地质填图资料，除西北角局部被QFI断错外，绝大多数为不整合构造，红盆粗碎屑岩不整合覆盖在寒武纪浅变质碎屑岩、印支中期花岗岩、燕山早期花岗岩之上。
在丰州镇以西1.5 km的公路北侧（Z147点）可见不整合接触关系，不整合面之上为红层沉积，不整合面发育砾岩，砾岩分选、磨圆均很差，砾石多呈棱角状，大小变化大，最大可达1 m，多数为几—几十厘米，砾石成分以花岗岩类为主，不整合面以下为早中生代花岗岩（图略），反映了在晚白垩世红层开始沉积时，早中生代岩体已经抬升剥露至地表，处于剥蚀状态。在丰州镇以东1.0 km的公路南侧（Z146点）可见局部断层接触关系（图略），断层南东侧（包括半山坡红房子处）为花岗岩，断层北西侧（露头点）为厚层状含砾粗砂岩（图略），产状平缓；该点位处厚层状含砾粗砂岩不是不整合面附近的砾岩，是稍上部的沉积，且没有向NW缓倾，所以，此产状平缓的含砾粗砂岩向东侧不能延伸，被明显断错，且可能是红盆沉积之后的晚期断层。
3 典型铀矿床含矿构造概述
3.1 鹿井铀矿床
鹿井铀矿床（322）位于鹿井铀矿田中部、丰州盆地南缘外侧，是矿田内发现最早、规模最大、开发最早的大型铀矿床。矿区内主要出露寒武系浅变质碎屑岩，主要岩性为长石石英砂岩、斑点状板岩、千枚状板岩、粉砂岩和碳质板岩。东部和南部出露印支中期中粗粒似斑状黑云母花岗岩（γ51-2）（锆石U-Pb年龄219 Ma）和燕山早期第三阶段中细粒二云母花岗岩（γ52-3）（锆石U-Pb年龄143~140 Ma）；岩体上覆浅变质岩中有花岗岩脉、花岗班岩脉穿插；矿区北侧边部有上白垩统龟峰群红层覆盖（图4a）。
矿区断裂构造十分发育，多方向构造互相交切，形成了矿区特殊构造格架。主要构造有QFII、F1、F2、F3、F4、F5、F6等（图4a）（刘学文等，2018）。
QFII是矿区内规模最大的硅化带，呈ENE向延伸，形态复杂，呈现膨胀收缩和分支复合现象，延伸约2.5 km，宽数米至数十米，走向45°~70°，倾向NW，倾角80°，硅化带为交代蚀变成因，中部为粗粒乳白色石英，两侧为细粒~微晶石英，与围岩呈渐变过渡关系。形成较早，从区域对比，其形成时代在150~140 Ma。
F1：北西向角砾岩带，长1200 m，宽1~3 m，走向310°，倾向南西为主，近直立，见分支复合现象，充填硅质胶结角砾岩，与QFII之间的地段以及断裂本身发育铀矿化。
F2：北东东向的角砾岩带，长约2000 m，宽3~6 m，走向65°，倾向NW，倾角65°，与QFII在区内北东角相交，带内充填围岩角砾，上下盘发育断层泥。
F3：北北东向角砾岩带，长200~250 m，宽0.2~2 m，走向25°~30°倾向，倾角55°，呈斜列式带状产出，充填物以角砾和断层泥为主，矿化较弱。
F5：近东西向的角砾岩带，走向80°，挤压较强烈，带内发育具有叶理化断层泥和角砾岩，并充填数十毫米宽的晚期白色石英脉，显示弱矿化。
地表矿体主体发育于寒武系浅变质碎屑岩中，但深部铀矿体均延入印支期和燕山早期花岗岩体中（图4b）。矿体走向有近SN向、NNE向、NW向；矿体大多数延伸较短，仅部分近SN向矿体水平和垂向延伸较大。表明近SN向含矿构造形成时属于压扭性构造。
其他方向（NE向和NW向）含矿构造在走向和倾向方向延伸都不大，反映其构造裂隙延伸有限，形成时可能属于张性、张扭性构造。
矿化类型以铀-萤石-黄铁矿型为主，有铀-玉髓型和铀-赤铁矿型叠加。萤石呈紫黑色、黑色粉末状，黄铁矿呈胶状或土状。接触带及外带以萤石、黄铁矿为主，往深部在花岗岩中的矿体中，赤铁矿（红化）玉髓脉显著增加，并有不同程度碱交代现象。
矿石矿物主要为沥青铀矿，伴生金属矿物有黄铁矿、方铅矿、磁铁矿；脉石矿物主要为石英、玉髓、萤石、方解石。矿石结构以胶状结构为主；矿石构造为脉状、网脉状、浸染状、角砾状构造。
3.2 黄峰岭铀矿床
黄峰岭铀矿床（325）位于鹿井铀矿田中部偏东、丰州盆地东南缘外侧，是矿田内发现较早、规模较大、开发较早的中型铀矿床之一。西距鹿井铀矿床3 km。矿区出露印支中期中粗粒似斑状黑云母花岗岩（γ51-2）（年龄235.2 Ma）为主，少量出露燕山早期第二阶段中细粒二云母花岗岩（γ52-2）（155.2 Ma）。黄峰岭铀矿床为典型的碱交代型铀矿床（图5a）。
交代岩与围岩没有明显的界面，多呈渐变过渡，即交代岩-交代花岗岩-正常花岗岩，交代体多沿北北东或北东方向呈雁列式线状或带状分布，受构造控制明显，走向30°~50°，倾向NW为多，倾角60~70°（董恒达等，2015）。
矿床主要蚀变有碱性长石化、赤铁矿化（红化）、绿泥石化、水云母化、硅化等。矿化与“红化、碎裂、碱交代”三者密切相关。
矿体空间分布与交代岩产出有密切关系，多数矿体赋存在交代岩中，但并不是所有交代岩都有矿，也不是所有矿体都赋存于交代岩中，同一个矿体可以延伸到不同岩性中。交代岩原岩成岩同位素年龄为150 Ma（董恒达等，2015）。据爆裂法测定长石、黄铁矿、绿泥石包体温度，交代岩形成温度250~450℃，中心温度350℃（董恒达等，2015）。铀成矿作用明显晚于交代岩原岩时代。大面积碱交代作用促使岩体中的铀进一步活化，起到铀预富集作用，而形成的交代岩主要矿物成分又是长石，颗粒粗大，微裂隙发育，孔隙度可增加81%，抗压强度相对较小，极易受构造作用破碎，为矿液运移、富集提供有利的空间；而交代岩又能为矿质沉淀提供碱性环境。因此，它成为含矿最为有利的围岩。
矿体形态比较复杂，总体呈北东走向，北西倾为主，倾角55°~70°，有NW向构造存在时，矿体可形成NW向分枝。矿体明显穿切燕山早期岩体、印支期岩体及碱交代岩三者的岩性界线，说明成矿晚于碱交代岩（图5b）（董恒达等，2015）。
铀矿化类型以铀-赤铁矿型、铀-赤铁矿-绿泥石型为主，叠加铀-萤石、铀-玉髓型、铀-黄铁矿类型。
3.3 高昔铀矿床
高昔铀矿床位于鹿井铀矿田中部偏东花岗岩体内、丰州盆地东南缘外侧，是矿田内发现较早、规模较大、开发较早的中型铀矿床之一。西距鹿井铀矿床约3 km，北距黄峰岭铀矿床1 km（图2，图5a）。矿床处于矿田北东东走向的QFII、QFIII两条硅化断裂带夹持区内（图5a）。
矿区地表出露印支中期中粗粒似斑状黑云母花岗岩（γ51-2）和碱交代岩，零星出露燕山早期第二阶段细粒少斑黑云母花岗岩（γ52-2）。经钻探证实在深部（200~350 m标高）多处可见燕山早期第三阶段细粒少斑黑云母花岗岩（γ52-3）隐伏岩体和少量燕山晚期第一阶段细粒含电气石二云母花岗岩（γ53-1），以及伟晶岩、煌斑岩脉，与印支中期（γ51-2）呈侵入接触关系。交代岩在矿床内广泛分布，主要产于F5、F6角砾岩带的上、下盘以及它们的夹持区内，100~350 m 标高，总体呈北北东（25°左右）方向展布，成为矿田北北东向交代蚀变带的重要组成部分（图5a）。
矿床中心部位发育一组（F1、F5、F6）北北东走向硅化角砾碎粒岩带，它们以300 m左右间距平行分布，从而控制了矿床赤铁矿化交代蚀变带的产状和范围（图5a）。
物质成分主要为硅化角砾岩或碎粒岩、硅化碎裂岩，具有强绿泥石化和水云母化，并有石英、玉髓和浅色萤石充填，上、下盘次级构造发育，多表现为碎裂带和微裂隙群，被灰色硅质脉、棕色玉髓脉、绿泥石脉、紫黑色萤石、黄铁矿等充填胶结，出现以F6角砾碎粒岩带为中心的富矿带。
1—上白垩统龟峰群；2—寒武系；3—燕山晚期早阶段细粒少斑黑云母花岗岩；4—燕山早期第3阶段中粒二云母花岗岩；5—印支中期中粗粒斑状黑云母花岗岩；6—花岗斑岩脉；7—地质界线；8—不整合界线；9—断裂；10—构造破碎带；11—硅化带；12—铀矿体
1—Guifeng Group of Upper Cretaceous; 2—Cambrian; 3—fine-grained porphyritic biotite granite in the early stage of Late Yanshanian; 4—middle-grained mica granite in the third stage of Early Yanshanian; 5—Middle Indosinian porphyritic biotite granite; 6—granite porphyry vein; 7—geological boundary; 8—unconformity boundary; 9—fault; 10—damage zone; 11—silicided zone; 12—uranium ore body
Fig.5Geology and profile of Huangfengling-Gaoxi uranium mine area (after to Dong Hengda et al., 2015)
1—上白垩统龟峰群；2—燕山早期第2阶段花岗岩；3—印支期花岗岩；4—地质界线；5—断裂；6—破碎带；7—硅化带；8—蚀变界线；9—赤铁矿化；10—铀矿体
1—Guifeng Group of upper Cretaceous; 2—Early Yanshanian second stage granite; 3—Indosinian granite; 4—geological boundary; 5—fault; 6—broken zone; 7—silicided zone; 8—alteration boundary; 9—hematitization; 10—uranium ore body
矿化岩石为赤铁矿化、绿泥石化、水云母化和碱性长石化的碎裂花岗岩，多有微晶石英脉和紫黑色萤石细脉穿插，原生铀矿物为沥青铀矿和少量铀石，呈浸染状，细脉浸染状分布，与少量黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿、紫黑色萤石以及铁鲕绿泥石、腊状水云母、赤铁矿共生。矿体多为脉状、透镜状，单体较小，受次级裂隙带、碎裂岩带控制，成群产出，与围岩呈过渡关系，矿化不均匀。
地质勘查结果显示，高昔铀矿床矿体走向为NNE走向，倾向NW，倾角中等偏陡，55°~65°。但是矿山企业补充勘查和开采结果显示，矿体最主要的产状是NNE走向，倾向NW，倾角陡立，均大于80°（曾庆燚等，2012）。同时矿体呈不规则状、团块状、透镜状矿体。而且矿体沿走向分布具有透镜状尖灭再现，或者是豆荚状分布特点。在竖向上具有侧列式雁形排列现象。矿体矿化集中区域的空间分布特点，由南到北，矿化集中区域从低到高，呈雁形排列。反映了含矿构造为近直立的产状特点。
3.4 沙坝子铀矿床
沙坝子铀矿床位于鹿井铀矿田西部浅变质碎屑岩中、丰州盆地西南缘外侧。东距鹿井铀矿床约3 km（图2）。
矿区范围主要为寒武系浅变质碎屑岩，主要岩性为长石石英砂岩、斑点状板岩、千枚状板岩、粉砂岩和碳质板岩；仅局部有花岗班岩出露（图6）。寒武系浅变质碎屑岩呈NW向展布，并构成NW向背斜构造。背斜核部为下寒武统香楠组中段，两翼依次是香楠组上段、中寒武统茶园头组下段和上段，北东翼出露完整。
矿区发育NW向硅化蚀变带，以陷牛地硅化带为代表，呈NW走向，与地层走向相近，可能是沿层间破碎带交代硅化形成；还有同产状的F26硅化蚀变带。矿区另一个特色的构造是构造角砾岩带，沿F21、F22、F23、F7发育。F22、F23构造角砾岩带呈NW走向，与地层走向相近，可能是沿层间破碎带低级序裂隙发育形成；F21、F7构造角砾岩带呈NE走向，与地层走向近垂直，可能是区域性NE向断裂构造的低级别断裂。
沙坝子矿床的铀矿化主要沿多条北西向构造（硅化蚀变带、构造角砾岩带）发育，具有成群、等间距平行分布的特点，其构造形迹为层间破碎带性质，发育在香楠组碳硅泥岩组合层位中，经多次热液活动，尤其是硅质充填与胶结和红色方解石化，形成了铀矿体（图6）（刘学文等，2018）。
3.5 牛尾岭铀矿床
牛尾岭铀矿床位于鹿井铀矿田北部的印支期花岗岩中、丰州盆地北缘外侧。南距鹿井铀矿床约5 km，紧邻遂川断裂南西端（图2）。
以牛尾岭为代表的鹿井矿田北部地区，形成以牛尾岭矿床为中心，北东部有枫树下矿床，南西部有蕉叶垅矿床及多个矿点、矿化点组成的铀矿床集中区。该区处于丰州盆地北缘，遂川断裂带（QF1）上盘，NE向、NNE向次级断裂发育。区内出露印支期主体花岗岩（γ51-2）外，还多处见有燕山晚期细粒花岗岩（γ53-1）、花岗斑岩、石英斑岩和中基性岩脉分布，在钻孔中见有岩枝状细粒少斑黑云母花岗岩（γ52-3）。矿区地表南部被丰州盆地下白垩统龟峰群红层覆盖，中部和东部有零星呈孤岛状的红层残留（图7a）（黄龙，2017）。
矿区构造最典型的是QFI硅化破碎带，呈NE向贯穿矿区西北部，构成印支期岩体与寒武系浅变质碎屑岩的界线。QFI硅化破碎带地表产状倾角陡立（图2），但钻探控制深部倾向南东，倾角中等偏陡，55°~65°（图7b）。
在QFI硅化破碎带的上盘（南东盘）发育一系列低级序断裂构造，走向有NNE向、NE向，少量近SN向和ENE向。其中既有含矿破碎带，也有不含矿的构造角砾岩带。
矿化花岗岩破碎蚀变强烈，主要有多期硅化、碱性长石化、赤铁矿化、绿泥石化、黄铁矿化、水云母化等。矿石中亲地幔元素Cr、Co、Ni含量高，此外，Li含量0.04%~0.55%，Ga（镓）0.0027%~0.006%，局部Sn含量0.03%，Cr含量3.5%，WO3含量达0.8%（ZK16-3孔）。枫树下矿床的花岗斑岩中Li含量达0.154%，蔡家二矿段花岗斑岩中Li含量高达0.50%，已达利用指标。这些说明该区深源成矿活动强烈，具备极佳的深源成矿条件。
2007年在蕉叶垅施工的ZK16-3钻孔在丰州盆地基底，QF1号带上盘-460~-300 m标高见多段（5段共厚10.33 m）工业品位和边界品位铀矿体（图7b），含矿岩性为细粒黑云母花岗岩，小岩体上、下两侧赤铁矿化碱交代碎裂蚀变花岗岩，往深部有增强的趋势。而牛尾岭矿床的ZK22-9号孔在-130 m标高紧靠QF1号带上盘相应部位见厚5.65 m、品位0.059%的工业矿段，为该区深部找矿提供了极为有利的突破口（黄龙，2017）。
3.6 羊角脑铀矿床
羊角脑铀矿床位于鹿井铀矿田南部，北距鹿井矿床6 km，紧邻热水断裂北东端的硅化蚀变带QFV附近。矿区出露印支中期中粗粒似斑状黑云母花岗岩（γ51-2）和燕山早期第二阶段黑云母二长花岗岩（γ52-2）为主，少量出露燕山早期第三阶段中细粒二长花岗岩（γ52-3），零星出露碱交代岩（图8a）。羊角脑铀矿床为硅化蚀变岩型铀矿床（黄宝春等，2019）。
1—寒武系中统茶园头组上段；2—寒武系中统茶园头组下段；3—寒武系下统香楠组上段；4—寒武系下统香楠组中段；5—煌斑岩脉；6—构造角砾岩带及编号；7—硅化断裂带及编号
1—upper member of Middle Cambrian Chayuantou Formation; 2—lower member of Middle Cambrian Chayuantou Formation; 3—upper member of Xiangnan Formation of Lower Cambrian; 4—middle section of Xiangnan Formation of Lower Cambrian; 5—lamprophyre vein; 6—structural breccia zone and its number; 7—silicified fault zone and its number
Fig.7Geological sketch of Niuweiling uranium deposit (a) and line16 section of Jiaoyelong uranium deposit (b) (after Huanglong, 2017)
1—下白垩统龟峰群；2—寒武系；3—燕山晚期第一阶段细粒花岗岩；4—燕山早期第三阶段细粒少斑黑云母花岗岩；5—印支中期中粗粒黑云母花岗岩；6—花岗斑岩；7—地质界线；8—不整合界线；9—断裂；10—硅化角砾岩带；11—硅化带；12—铀矿体/铀矿化体；13—品位/厚度
1—Guifeng Group of Upper Cretaceous; 2—Cambrian; 3—fine grained granite in the first stage of Late Yanshanian; 4—fine-grained and porphyritic biotite granite in the third stage of Early Yanshanian; 5—Indosinian medium-coarse grained biotite granite; 6—granite porphyry; 7—geological boundary; 8—unconformity boundary; 9—fault; 10—silicified breccia zone; 11—silicided zone; 12—uranium ore body/uranium mineralization；13—grade/thickness
区内构造以热水断裂北东端的硅化断裂带QFV为一级构造， QFIII、QFIV、QFVI为二级构造，并发育更低级别构造。QFV为ENE走向，QFIII、QFIV、QFVI为NE走向，更低级别构造裂隙有NNE向、NE向和ENE向（图8a）。
QFV断裂带：呈ENE向斜贯全区，断裂走向总体呈70°~80°，倾向NNW，宽度6~60 m。物质成分主要为块状石英（矿前期脉石英Q1~Q3）及强硅化构造角砾岩。下盘发育的近平行的次级构造F5-3、F5-1、F5-2，呈线型展布，其产状与QFV断裂大体一致，在深部3条次级构造与主干构造有渐近的趋势（图8b），可能最后归并为同一条断裂构造。各次级构造带（F5-3、F5-1、F5-2）之间均有不同强度、不同规模的碎裂及蚀变，形成的碎裂蚀变花岗岩、花岗质碎裂岩、碎粉岩、角砾岩构成破碎蚀变带。
NE向断裂带在区内主要有QFII、QFIII、QFIV号硅化断裂带，大致平行展布，主要为石英硅化带，是羊角脑地区重要的控矿、容矿构造。
NNE向断裂带以羊角脑F1断裂为代表，主要分布于区内东北部，规模不大，断裂带产状走向20°~25°，倾向南东，倾角50°~78°，区内延长达800 m，宽度2~5 m。主要成分为灰黑—深灰色玉髓胶结角砾岩，其中的角砾成分主要为早期形成的石英，少量角砾为花岗岩，断裂两盘围岩蚀变主要为赤铁矿化、水云母化、硅化、绿泥石化等，蚀变带宽度5~30 m。该带为含矿断裂，其中可见较明显的铀成矿期热液活动，其与主干断裂相交部位可见铀矿体。
由断裂带中心向两侧构造岩分带：石英脉→硅化碎裂岩→花岗碎裂岩→碎裂花岗岩→正常花岗岩；断裂带中心构造岩变化相对较多，除充填石英脉外，也常有碎粉岩、碎粒岩、碎斑岩和构造角砾岩，反映不同构造及其不同部位不相同构造运动的动力学特征。蚀变分带从断裂带中心向两侧发育硅化→水云母化→绿泥石化→赤铁矿化→碱交代。
蚀变带的宽度沿走向有较大的变化，主带（QFV）上盘一直到次级构造F5-2下盘，蚀变带宽度变化在30~300 m之间，蚀变强度随构造宽度的增大而加强，构造宽度变窄时，蚀变减弱或分带有所缺失，带内构造岩和热液充填物成分趋于较单一。羊角脑矿段中心部位地表宽度103~187 m，该蚀变带分带性明显而完整，呈现由酸性到碱性矿物蚀变分带特征。从成生时序看，反映成矿环境是由碱性向酸性过渡变化。
Fig.8Geological sketch map (a) and section map (b) on line27 of Yangjiaonao area (after Huang Baochun et al., 2019)
1—第四系；2—燕山早期第三阶段黑云母二长花岗岩；3—燕山早期第二阶段黑云母二长花岗岩；4—印支期第二阶段黑云母二长花岗岩；5—碱交代岩；6—石英硅化断裂带；7—硅化角砾岩带；8—碎裂蚀变带；9—中型铀矿床；10—小型铀矿床；11—蚀变界线；12—铀矿体
1—Quaternary; 2—biotite adamellite in the third stage of Early Yanshanian; 3—biotite adamellite of the second stage of Early Yanshanian; 4—biotite adamellite of the second stage of Indosinian; 5—alkali metasomatic rocks; 6—quartz silicified fault zone; 7—silicified breccia zone; 8—cataclastic alteration zone; 9—medium-sized uranium deposit; 10—small uranium deposit; 11—alteration boundary; 12—uranium ore body
铀矿体主要受ENE向QFV号硅化蚀变带控制，矿体主要赋存于QFV号带与其上下盘次级构造所夹持的碎裂蚀变花岗岩、构造角砾岩中，矿体形态多呈似层状、脉状、透镜状，产状与含矿构造产状一致。主矿体ENE走向，倾向NW，倾角65°~78°，最大走向延伸476 m，最大控制倾向延深438 m。QFV硅化蚀变带的次级断裂F3-1控制下洞铀矿点的矿体，呈NNE（偏NE）走向。
含矿岩石主要为微晶石英胶结角砾岩、碎裂蚀变岩、碎裂蚀变花岗岩，矿石构造主要有角砾状、星点状、斑点状、脉状构造。矿石结构主要见有似球粒状、胶状、不规则破碎状、团块状、凝块状、交代蚕蚀、放射状纤维状、片状结构。
矿石矿物主要是沥青铀矿、晶质铀矿、硅钙铀矿及次生铀矿物钙铀云母、铜铀云母。脉石矿物有微晶石英、玉髓、萤石、方解石等。矿石矿物组合类型为铀-微晶石英（玉髓）型或铀-黄铁矿-微晶石英（玉髓）型）和铀-黏土型。
4 鹿井铀矿田控矿构造解析
4.1 鹿井铀矿田含矿构造相关问题梳理
（1）含矿构造的优势方位。鹿井铀矿田各个铀矿床发育于不同的围岩中，有寒武系浅变质碎屑岩，也有中生代花岗岩中。从各个铀矿床来看，其含矿构造好像非常复杂，各个方向的含矿构造都有。但是，如果结合含矿围岩进行分析，可以非常明确的分为两类。第一类是产于花岗岩中的铀矿床，有黄峰岭、高昔、羊角脑、牛尾岭等铀矿床，虽然各矿床含矿构造有所差异，但是总体上都是以NNE走向为主，包括NE向和部分ENE向及近SN向，尽管也存在少数NW向的含矿构造，但不占主要地位。以远离遂川断裂南西端（QF1）和热水断裂北东端（QF5）的黄峰岭—高昔地区为例（图2，图5a），含矿构造以NNE为主，其他方向为辅的特点。其中325（黄峰岭）、326（高昔）、329（下洞子）矿床主要受5条次级NNE 向断裂蚀变带控制（刘翔等，1996）。据耿瑞瑞等（2021）统计，含矿裂隙的最优势方位是近SN向（NNE向）（走向350°~40°），角砾岩带（晚期断层）最优势方位是近ENE向（走向60°~80°）（图9）。第二类是产于寒武系浅变质碎屑岩中的铀矿床，包括沙坝子、梨花开等铀矿床，含矿构造主要为NW向构造带（图2、图6）。而介于两类之间的鹿井铀矿床，则含矿裂隙既有NNE向（含NE向），也有NW向，但是其中延伸最大的矿体是NNE走向（图2、图4）。
（2）含矿构造的组合。黄峰岭—高昔地区含矿构造组合是NNE向裂隙与NE向裂隙组合（图5），而沙坝子、梨花开地区含矿构造组合是NW向构造的平行、等距组合（图2，图6），鹿井则为多方向组合（图4a、b）；北部牛尾岭一带以偏NE向为特点（图7a、b）。同样，南部的羊角脑铀矿床的含矿构造也有偏向，以ENE为主，少量为NE向和NNE向（图8a、b）。
（3）围岩力学性质与变形历史。鹿井铀矿田矿体围岩主要是浅变质碎屑岩和花岗岩，两种岩石成分不同、岩石力学性质不同、形成环境不同、所经历的构造变形历史不同，因此，后期在同一构造应力场作用下发生的构造变形（破裂）样式也会存在明显的差异。寒武系浅变质碎屑岩以浅变质砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩及千枚岩为特征，一方面其岩石强度偏低，但柔性好，在构造变形过程中容易发生褶皱变形，而不容易发生脆性断裂，另一方面其形成时代早，经历构造变形期次多，保留早期构造形迹，岩石本身节理裂隙发育（节理密度大），岩石块度小。花岗岩岩石强度大，但柔性差、偏脆，在构造变形过程中容易发生脆性断裂，而不容易发生褶皱变形，另一方面其形成时代晚，经历构造变形期次少，岩石本身节理裂隙发育较少（节理密度低）、岩石块度大。
（4）浅变质碎屑岩中褶皱构造的归属。鹿井铀矿田西北部的茶山下、高凹背、鱼跳一带及其以西地区发育WNW向褶皱构造，对于这套褶皱构造的归属直接影响着鹿井铀矿田构造格架的构建。刘翔等（1996，1998）和李先福等（1999a，1999b）均将其归属为遂川-热水大型左行走滑断裂的叠接带的派生构造，即遂川断裂南西端的左行走滑派生的压性构造。从矿田局部来看，这种解释确实合乎逻辑，遂川断裂确实发生过左行走滑，并且与热水断裂的叠接带还有丰州拉分盆地相互配套。然而，就遂川左行走滑断裂端部而言，理论上只有主断裂的NW侧才是挤压区，可以形成WNW向褶皱构造，而实际上主断裂的南侧沙坝子、梨花开及其以西地区也同样发育WNW向褶皱构造。如果将视域放大一些，可以发现鱼跳一带以西地区乃至整个诸广铀矿集中区的西部地区震旦系—奥陶系浅变质碎屑岩绝大多数是呈WNW向展布，并构成褶皱构造，如在凡口铅锌矿一带，包括上古生界均呈近东西向延伸，其范围要比鹿井铀矿田的范围大得多；在鹿井铀矿田的东侧关田地区也存在WNW向的褶皱构造。再从整个南岭构造带来看，近东西向褶皱构造广泛发育；当然，后期的NNE向构造和NE向构造横跨或斜跨叠加现象也非常明显。所以，遂川断裂南西端主断裂北侧茶山下、高凹背、鱼跳一带的WNW向褶皱构造是早期（加里东期或海西期—印支期）形成的区域性东西向构造的组成部分，不是由于遂川断裂的左行走滑所派生的局部构造应力场作用下形成的。
Fig.9Statistical analysis of trending of fault and ore bodys in Huangfengling-Gaoxi area (after Geng Ruirui et al., 2021)
（5）断裂末端破裂形式。鹿井铀矿田铀矿床（铀矿体）赋存最新的岩石是燕山早期第三阶段花岗质侵入岩。所以含矿构造的形成时代是在燕山早期第三阶段花岗质侵入岩结晶冷却基本固结之后，这与长江铀矿田是一致的（陈柏林等，2022）。断裂末端的扩展方式与岩石力学性质、变形环境等相关，在断裂末端部位，理论上可以发育派生压性破裂和张破裂（图10a）及不同方向的剪破裂（Dooley et al.，2012）；但是，由于在同一种岩石中（如本区的花岗岩、或者浅变质碎屑岩）、相同的构造环境（浅部偏脆性）条件下，岩石的抗张强度明显低于抗压、抗剪强度，走滑断裂末端或基底断裂走滑时在盖层中的断裂发育都是最先形成R破裂（张扭性破裂）。所以，如果遂川断裂和热水断裂在左行走滑条件下，其端部的破裂应该是走向向南和/或向北偏转、中心形成拉分盆地（图10b），而不是现在这样向西偏转（遂川断裂端部茶山下—鱼跳一带）和向东偏转（热水断裂端部羊角脑—下古选一带），现在的变形样式反映的是遂川断裂和热水断裂曾经发生过右行走滑活动（图10c）。因此，可以认为，鹿井铀矿田遂川断裂南西端和热水断裂北东端的弧形延伸不是左行走滑作用所派生的。甚至很可能，它们是早期近东西向挤压条件下NE向断裂右行走滑所派生的，或者是区域性的近东西向（WNW向）褶皱构造的组成部分，遂川断裂和热水断裂在新生代晚期才发生左行走滑。
（6）基性岩脉特征。鹿井铀矿田范围内，基性岩脉总体上不太发育。在矿田尺度最大的基性岩脉出露于矿田东南部的下古选、仙背、界坑南一带，岩脉发育于印支期花岗岩（文英岩体）中，西段界坑南西侧的官庄—谭官坝一带发育于燕山早期第三阶段花岗岩（官庄岩体）中；向西至集龙南侧寒武系浅变质碎屑岩中也有零星出露。该基性岩脉总体呈WNW走向，局部为近东西向，并被晚期NE向断裂小位移左行断错（图2）。矿田中部小山—下洞子附近、西北部下茶园的北侧印支期花岗岩中也有基性岩脉零星出露，呈近东西走向（图2）。对基性岩脉的形成时代，蒋红安等（2020）给出下洞子附近基性岩脉钾长石Ar-Ar年龄为128 Ma；张万良与李子颖（2020）测得下古选一带近东西向辉绿岩脉的40Ar-39Ar年龄为121.27±1.92 Ma。但是，李杰等（2021）获得官庄—谭官坝一带基性岩脉的全岩Ar-Ar年龄为170 Ma。钟福军等（2023）测得鹿井矿田基性岩脉磷灰石原位年龄为201±3 Ma和206±4 Ma。两组年龄相差甚大。值得注意的是官庄基性岩脉发育于燕山早期第三阶段花岗岩（官庄岩体）中，官庄岩体作为晚侏罗世岩体，其形成时代不会早于165 Ma；另外，基性岩脉中的锆石大多数是侵位过程中捕获的围岩锆石，磷灰石也一样，无法甄别或排除捕获来源。与邻区下庄铀矿田相比，基性岩脉数量较少，产状非常接近；与长江铀矿田相比，后者基性岩脉走向为近东西向（ENE向）；与相山铀矿田相比，产状和数量都相近。四个铀矿田总体上基性岩脉产状是相近的。长江铀矿田基性岩脉的时代为早白垩世晚期（110 Ma）（曹豪杰等，2013），侵位于年龄为157 Ma的长江岩体内，相山铀矿田基性岩脉侵位于年龄为134 Ma的碎斑熔岩中。下庄铀矿田基性岩脉时代虽然有多个测年结果，但被认可的时代也是早白垩世晚期（120~110 Ma）。因此，鹿井铀矿田基性岩脉的时代很可能是早白垩世晚期（120~110 Ma）。
图10走滑断裂叠接带派生构造形式
Fig.10Form of derived structures in the overlapping zone of a strike-slip fault
（7）铀成矿时代。对铀矿床的成矿时代可以说众说纷纭，从200 Ma到几个Ma都有，又有200 Ma以来的5阶段、6阶段，甚至7阶段之分。从元素地球化学角度，特别是元素外层电子构型看，铀元素属于大离子亲石元素类型（大多数元素地球化学分类未将其划入），主要在地壳中富集。铀元素地球化学性质非常活泼，自然界无游离铀存在，可以与绝大多数非金属元素发生化学反应。各种岩石中以花岗岩中铀元素含量最高，为3.5×10-6。同时沥青铀矿的结晶温度总体偏低，一般小于250℃，在砂岩型铀矿床中，沥青铀矿的结晶温度最低可达80~115℃，甚至60℃左右；相关研究显示沥青铀矿的内部显微不均匀性非常明显。作为热液矿床，其成矿作用与一定的岩浆活动有关，因为是中低温，与相关的岩浆岩（成矿地质体）的距离相对较远，确切的说属于远成中低温热液矿床。因此，与铀矿床有关的成矿地质体应该处于隐伏状态，还没有剥露至近地表。正因为沥青铀矿的结晶温度可以很低，早期岩浆热液较高温度条件下结晶形成的沥青铀矿在后期可能会发生一系列变化，这种变化可能就是沥青铀矿内部显微不均匀性的起因。后期的这些变化和沥青铀矿的不均匀性可能是导致利用沥青铀矿测年出现结果多样且混乱的原因所在。
回到鹿井铀矿田，铀矿床（铀矿体）被红层盆地沉积不整合覆盖是不争的事实（张万良等，2007，2011），红层盆地底部沉积的时限在90~80 Ma。铀矿床的形成深度按1.5 km计算，已经形成的铀矿床（铀矿体）被剥露至近地表还需要20~10 Ma。所以，铀成矿作用发生时间应该不晚于100 Ma或者100 Ma左右。
4.2 鹿井铀矿田控矿构造系统
综合上述鹿井铀矿田含矿构造、围岩褶皱构造、基性岩脉及时代、岩石破裂、铀矿化年龄等的讨论，矿田的控矿构造系统必须符合以下这些客观地质事实。第一，一方面铀矿床目前是在丰州盆地周边分布，但是南侧明显多于北侧，另一方面铀矿床没有沿着遂川断裂或者热水断裂分布。所以遂川断裂和热水断裂，或者两者的组合遂川-热水断裂不是鹿井铀矿田的控矿构造，其次级含矿构造也不是遂川-热水断裂左行走滑活动在叠接带的派生构造。第二，NNE向为主（包括近南北向、NE向和ENE向）的含矿构造、多方向含矿裂隙的存在，以及WNW向（近东西向）的基性岩脉的侵位，可以确定中生代花岗岩（包括印支期和燕山早期）中含矿裂隙形成至基性岩脉侵位处于WNW（近EW向）挤压构造环境。第三，从鹿井铀矿田内铀矿床分布的轮廓线看，很像一个葫芦瓜形态，瓜蒂指向WNW（苦竹栋—下桥—鱼跳—梨花开一带），瓜体指向ESE（由龙头—沙坝子—鹿井—庙背—羊角脑—下古选—蛇坑—彭家坑—大场坪—蔡家—牛尾岭—下茶园一线构成）。这个葫芦瓜形态代表了成矿地质体的轮廓线（等深线）。第四，由于成矿地质体的形态呈斜卧的葫芦瓜状，由岩浆活动、岩浆期后热液系统的顶托作用所产生的局部附加构造应力场显得比较复杂。
成矿作用末端是指有用矿物析出结晶富集的过程，脉状热液矿床含矿构造是控矿构造系统的构造末端，两者的耦合（即成矿作用末端效益的构造控制）越来越受到重视（Sibson et al，1988；Sibson，1990；Boullier and Robert，1992；陈柏林，2020，2024；陈柏林等，2021），矿脉主要发育在与深部成矿流体连通的大型导矿、运矿断裂构造顶部（末端）的次级裂隙（起储矿或含矿作用）中。如果成矿时有贯通地表的大断裂存在，高压成矿流体将沿贯通断裂继续向上运移（徐兴旺等，2019），不会在此处的次级断裂中成矿，更不可能不向上运移而沿水平方向运移数公里至近10 km。所以遂川断裂南西端也好，热水断裂北东端也好都不是导矿构造，矿床（矿体）的分布并不以遂川断裂和热水断裂所限制。而作为地表规模比较大的遂川断裂和热水断裂是在成矿后才逐渐贯通的。而到底哪些裂隙含矿，哪些不含矿，既受裂隙系统的发育与否控制，也受成矿时在高成矿流体压力叠加作用下局部构造应力场控制。所以，才会出现鹿井铀矿田东部和东南部以NE向、NNE向含矿构造为主，矿田西北部以WNW向含矿构造为主。
4.3 控矿构造及其控矿作用
4.3.1 导矿构造
无论鹿井铀矿田还是诸广铀矿集中区，乃至华南地区硬岩型铀矿床，成矿的大地构造背景是经历160~136 Ma古太平洋-伊佐奈琦板块（Pacific-Izanagi）及洋中脊向东亚板块俯冲（Li Jianhua et al.，2014; Tao Ni et al.，2019），表现为WNW-ESE向挤压构造背景，并在诸广及整个华南地区形成大面积重熔型花岗岩类。在鹿井铀矿田则是在印支期碰撞、大面积花岗岩侵位、隆升、剥露的基础上，早期（约160 Ma）挤压构造变形在印支期岩体中局部形成NE向右行韧性变形带（如塘洞韧性剪切带，但是鹿井铀矿田韧性变形带还没有完全被抬升剥露出来），中—浅层次NNE向（包括部分近SN向、NE向）密集劈理带和WNW向（近EW向）张性断裂，浅层次脆性断裂（几乎被剥蚀殆尽）。随后燕山早期第三阶段（160~150 Ma）少量花岗岩侵位其中（如燕山早期第三阶段官庄岩体和小山岩体），并在其上部围岩文英岩体（或其他前燕山早期岩体）内的浅层次偏脆性断裂裂隙中形成含钨石英脉（绝大部分已经剥蚀殆尽，仅在局部高海拔如三九地区有零星残留，外围有石人嶂和小坑钨矿，成矿年龄157~151 Ma；韦明龙等，2014）、在中—浅层次的NE向、ENE、近EW向、NW向裂隙中形成较高温的硅化带（无矿或者微量钨钼矿，年龄155~150 Ma，与塘洞硅化带年龄一致（另文报道），因此时σ1近直立、σ2近水平WNW向、σ3近水平NNE向，NNE向裂隙硅化发育相对较少），硅化带H-O同位素组成与原生岩浆水非常接近（潘春蓉等，2015）。至此，燕山早期中酸性侵入岩与本区已有的印支期中酸性侵入岩一起构成比较完整的岩块。
在古太平洋-伊佐奈琦板块（Pacific-Izanagi）洋中脊俯冲造山后，“136~80 Ma期间表现为伸展为主的演化周期，具体又分为的三个演化阶段”（Li Jianhua et al.，2014）。第一阶段（136~118 Ma）的早期（136~128 Ma）为北西-南东向伸展，在中国华南—东南沿海地区形成了广泛的中酸性火山喷发，在鹿井铀矿田乃至诸广山地区相对更靠近东南沿海岩浆弧的内带，火山岩及次火山岩发育较少，发育少量早白垩世（燕山晚期）中酸性侵入岩（图1a）（但在相山火山盆地、玉华山火山盆地等地，堆积巨厚的火山岩和次火山岩，形成铀矿床的主要含矿围岩；诸广矿集区鹿井矿田仅局部零星出露小岩枝、小岩脉）；第一阶段晚期（128~118 Ma）华南地区岩浆活动仍然强烈，但区内岩浆活动较为平静。
第二阶段（118~108 Ma）期间的北西西—南东东向的反转挤压作用在华南东部普遍存在，相山铀矿田和诸广矿集区长江铀矿田也是如此；鹿井铀矿田表现为WNW向（近东西向）挤压，在前期（160 Ma）已经形成的中-浅层次裂隙基础上，进一步加强了北北东（包括近南北向、NE向和少量ENE向）向压性、压扭性、扭性劈理带、密集节理带和少量WNW向（近东西向）张性断裂（浅变质碎屑岩中可能利用了褶皱层间破碎带），这些密集节理向深部可能趋于归并成一、二条NNE向主变形带或主断裂；第二阶段末期（110 Ma左右）发生了中基性岩脉沿北西西向（近东西向）张性、张扭性断裂的侵入。
第三阶段（108~80 Ma）期间的北西西—南东东向的伸展期，其早期（108~92 Ma）的岩浆活动（大多数侵入岩没有出露地表、鹿井蕉叶垅钻孔中99 Ma的细粒花岗岩，且具有富铀、高硅、高碱特征）是区域上铀成矿的重要时期之一；该期岩浆活动所形成的岩浆岩（铀矿成矿地质体）其等深线具有瓜蒂指向WNW的斜卧葫芦瓜形态，这期岩浆侵入及高压岩浆期后热液活动改变了局部构造应力场，在鹿井铀矿田的中东部和南部最大主应力为近直立，最小主应力为NW-SE向，中间主应力为NE-SW向，形成以NE向为主（含近SN向、NNE向、ENE向）的铀矿脉或铀矿体；而在鹿井铀矿田的西北部，由于隐伏岩脊（葫芦瓜瓜蒂方向）呈WNW向延伸，最小主应力为NNE-SSW向，中间主应力为WNW-ESE向，所以形成WNW为主的铀矿带、铀矿体。所以，导矿构造是区域伸展构造环境及其相关的岩浆活动和岩体侵入构造。
4.3.2 配（运）矿构造
深部岩浆活动及其富含矿化剂和部分成矿元素的气液流体沿着与密集节理带向深部归并形成的主变形带（矿田东部呈NE向延伸，矿田西北部呈北西西向延伸）运移上升，并继续萃取中酸性侵入岩中的成矿元素，形成含矿气液流体。考虑到鹿井铀矿田内矿带的延伸方向，这个成矿流体的通道很可能也是既与该时期区域构造应力场相匹配、也与矿田西部轮廓线呈斜卧葫芦瓜形态的成矿地质体（晚白垩世早期富铀、高硅、高碱、呈WNW向花岗岩岩脊）侵入顶托和岩浆期后高压流体引发的局部应力场相匹配的高角度正断层系（形成时为逆冲型变形带）。所以，配（运）矿构造是与深部气液热流体贯通的高角度正断层及岩体侵位构造，其上部与不同方向的含矿构造相连。
4.3.3 储（容）构造
储（容）构造，也称为含矿构造，就是发育在燕山早期及其以前的中酸性侵入岩（鹿井铀矿田以印支期文英岩体为主、少量燕山早期官庄岩体）中的以NE向（包括近南北向、NNE向、ENE向）的压扭性密集节理裂隙带、劈理带（东部）和浅变质碎屑岩地层中的层间破碎带基础上发展起来的WNW向构造裂隙带（西部）。
4.3.4 破（改）矿构造
成矿后早期：晚白垩世早期铀矿床形成至晚白垩世中期红层盆地沉积之前（约100~85 Ma），成矿后构造对已形成的矿床起破坏与改造作用。主要表现为两个方面，一方面持续的北西西-南东东向挤压，使遂川断裂南西端贯通、热水断裂北东端贯通，形成真正意义的走滑断裂叠接带；但是仍然是右行走滑，沿部分含矿断裂（已被成矿流体交代充填固结）、矿体的边部重新活动或新形成ENE向张扭性断裂，形成脆性松散的构造角砾岩或断层泥。另一方面，挤压作用导致区域性SN向隆升，使已经形成的铀矿床遭受隆升剥露（从铀矿床形成时的约1.5~2 km深度抬升剥露至近地表）。
由于鹿井铀矿田的铀矿化形式中硅化带类型是最主要类型之一，沿北东向（含近南北向、NNE向、ENE向）含矿断裂（密集节理带）发育的矿化蚀变（猪肝色硅化）作用使原先的断裂裂隙被强烈的胶结和固化，铀矿体与围岩（花岗岩）形成完整的统一体；另一方面由于含矿构造带与主压应力方向近于垂直，使含矿构造带和铀矿带处于压性状态，沿矿体或矿带边部很少发生断裂重新活动，或重新活动有限，这是鹿井铀矿田铀矿带的重要特征之一。
4.3.5 保矿构造
在85~50 Ma 的晚白垩世中晚期至新生代早期古近纪（成矿后中期），包括鹿井铀矿田在内的诸广地区乃至华南地区发生陆内伸展，邻近地区形成南雄盆地和丰州盆地；此时的丰州盆地由于受前期WNW-ESE向的挤压作用及遂川断裂、热水断裂右行走滑的影响，其沉积盆地长轴为WNW向（或NW向），且盆地面积比目前要大的多（此处称为古丰州盆地），且古水流方向为自NW向SE。古丰州盆地的不整合覆盖对已经隆升剥露至近地表的铀矿床起到了很好的保矿作用，使铀矿床免遭进一步的剥蚀。在50 Ma以来的新生代中晚期（始新世以来），包括南雄盆地、古丰州盆地在内的红层盆地被缓慢抬升剥蚀，古丰州盆地隆升剥蚀快于南雄盆地，同时受近南北向的挤压作用，遂川-热水断裂发生左行走滑，而该两走滑断裂的叠接带正处于拉分盆地的位置，相对的隆升剥露明显小于周边地区，使得古丰州盆地周边红层沉积被侵蚀，铀矿床再次被剥露至近地表，位于拉分中心部位的古红盆红层沉积保留至今（现在的丰州盆地），红层沉积之下的铀矿床继续被覆盖保存。
4.4 矿田构造演化
鹿井铀矿田控矿构造演化可以概括为以下9个演化阶段：
（1）前中生代基底褶皱形成期：震旦系—奥陶系基底岩系形成，加里东期发生褶皱变形和浅变质作用，晚古生代形成稳定海相碳酸盐岩沉积。海西期进一步发生褶皱变形，形成在南岭构造带中具有特色的东西向构造带（以褶皱构造为主）（图11a）。
（2）早中生代（三叠纪）印支岩体侵位期：早中生代的印支运动是中国扬子地块与华北地块碰撞拼接时期，但在华南地区主要表现为造陆运动或陆内造山，并发育大面积壳源为主的中酸性侵入岩，末期西太平洋进入活动大陆边缘演化阶段。鹿井铀矿田内表现为大面积印支期中酸性侵入岩的发育（图11b）。
（3）燕山早期（侏罗纪）岩体侵位期：随着太平洋板块向欧亚板块的俯冲，华南东部呈现出WNW-ESE向的挤压；中侏罗世晚期（160~150 Ma）随着古太平洋-伊佐奈琦板块俯冲造山，大量壳源中酸性岩浆喷发和侵入（图11c），并形成钨锡钼等高温岩浆热液矿床。
（4）含矿构造初成期：晚侏罗世，继续EW（WNW）向挤压，形成近SN（NNE）向压性-压扭性构造带和NE向右行走滑构造带，伴生WNW向张性构造（图11d），深部为韧性剪切带（如塘洞NE向右行韧性剪切带），浅部为NE向脆性右行走滑断裂（早期隐伏遂川断裂、热水断裂初步显现）。深部韧性变形分异使硅质进入脆性断裂形成规模巨大的硅化带。
图11鹿井铀矿田控矿构造演化模型
Fig.11Evolution model of ore-controlling structure in Lujing uranium ore field
1—白垩系；2—寒武系；3—震旦系；4—燕山早期花岗岩；5—印支期花岗岩；6—铀矿体；7—基性岩脉；8—角度不整合；9—背斜；10—向斜；11—NE向主断裂；12—NNE向压性断裂；13—WNW向张性断裂；14—成矿流体运移方向；15—区域性隆升；16—区域性沉降；17—主应力及方向（σ1为最大主应力，σ2为中间主应力，σ3为最小主应力）；18—地质体相对深度层
1—Cretaceous; 2—Cambrian; 3—Sinian; 4—Early Yanshanian granite; 5—Indosinian granite; 6—uranium ore body; 7—basic dike; 8—unconformity; 9—anticline; 10—syncline; 11—NE major fault; 12—NNE compressive fault; 13—WNW extensional fault; 14—migration direction of ore-forming fluid; 15—regional uplift; 16—regional subsidence; 17—principal stress and direction (σ1 is the maximum principal stress, σ2 is the intermediate principal stress and σ3 is the minimum principal stress) ; 18—relative depth layer of geological body
（5）燕山晚期第一阶段（早白垩世）含矿构造成型与基性岩脉侵位期：早白垩世早—中期（145~118 Ma）为古太平洋-伊佐奈琦板块洋中脊俯冲造山后伸展，在中国华南—东南沿海地区形成了广泛的中酸性火山喷发（如相山火山盆地、玉华山火山盆地等地堆积巨厚的火山岩和次火山岩），在鹿井铀矿田乃至诸广山地区相对更靠近东南沿海岩浆弧的内带，火山岩及次火山岩发育较少，发育少量白垩纪（燕山晚期第一阶段）中酸性侵入岩（小岩枝、小岩脉，γ53-1）。早白垩世晚期早阶段（118~108 Ma）：洋中脊俯冲影响结束后正常板块俯冲，重新形成WNW-ESE向挤压，在已经形成的中—浅层次北北东（包括近南北向、NE线和少量ENE向）向压性、压扭性、扭性劈理带、密集节理带和少量WNW向（近东西向）张性断裂继续扩展变大贯通，这些密集节理向深部可能趋于归并成一、二条NNE向主变形带或主断裂。偏脆性的右行走滑遂川-热水断裂构造基本定型显现，断裂构造末端向着偏向近EW向的张性-张扭性方向偏转扩展破裂；该阶段末期（110 Ma），基性岩脉侵位，主要沿近EW向、WNW向偏张性断裂构造充填，其他方向断裂偏压性充填甚少（图11e）。
（6）燕山晚期第二阶段（晚白垩世）铀成矿期：早白垩世末—晚白垩世初期（108~92 Ma）进入陆内伸展阶段，首先发生燕山晚期第二阶段中酸性岩浆活动（γ53-2），其具有富铀、高硅、高碱特征，绝大多数都没有出露地表（如蕉叶垅矿区75线钻孔中的细粒花岗岩，时代99 Ma）；该期岩浆活动形成的侵入岩就是铀矿床的成矿地质体，浅部形成铀矿床，矿体在花岗岩中沿NNE向断裂为主充填、在寒武纪浅变质岩中沿WNW向为主的多方向断裂充填（图11f）。
（7）晚白垩世早期隆升剥露期：晚白垩世早期（92~80 Ma）为陆内伸展间隙期，受ESE-WNW挤压作用，包括鹿井铀矿田在内的地区发生隆升剥露，使已经形成的铀矿床从形成时的约1.5~2 km深度抬升剥露至近地表（图11g）。
（8）晚白垩世晚期—古近纪埋藏保矿期：晚白垩世晚期—古近纪（80~50 Ma）陆内伸展，形成红层盆地（古丰州盆地，面积较目前红层范围大许多），已经形成并被隆升剥露至近地表的铀矿床重新被红层沉积物覆盖保存（图11h）。
（9）喜山期（晚新生代）隆升再露期：始新世以来（50 Ma至今）缓慢的隆升剥露，使原来被红层盆地覆盖的铀矿床大部分重新剥露至近地表，因主应力方向的改变，遂川-热水断裂变为左行走滑断裂，其叠接区的拉分盆地位置隆升剥露幅度较小，残留了一部分红盆沉积（目前的丰州盆地），特别是15 Ma以来，遂川断裂南西端的两侧隆升剥露速率和幅度出现较大差异，NW侧出现巨大的隆升剥露，使原来也有的铀矿床剥蚀殆尽，仅高处残留以小坑钨矿为代表的高温热液矿床，最终形成目前的状况（图11i）。
5 讨论
前文主要分析了鹿井铀矿田控矿构造特征，认为含矿构造是以发育于花岗岩中的北北东（近南北和NE向）断裂为主，部分为ENE向断裂及岩体围岩（浅变质碎屑岩）中早期形成的WNW向层间构造；导矿构造是区域伸展构造环境及其相关的岩浆活动和岩体侵入构造；成矿地质体是瓜蒂指向WNW的呈斜卧葫芦瓜形态的燕山晚期第二阶段中酸性侵入岩，运矿构造是与深部气液热流体贯通的高角度正断层及岩体侵位构造，沟通深部岩浆-成矿热流体与浅部含矿断裂的脆性断裂构造（以NNE向为主的多方向断裂构造）。本章结合区域构造演化、不同方向构造的关系，构造隆升剥露历史，对矿田内含矿构造与控矿构造的关系、丰州盆地红层沉积与铀矿化的关系及找矿预测方向等问题进行讨论。
5.1 控矿构造与含矿构造的关系
控矿构造是指控制矿体、矿化带、矿床及成矿带形成与分布的构造及构造活动过程。在鹿井铀矿田范围内，控矿构造就是控制矿田内矿床（包括鹿井、沙坝子、高昔、黄峰岭、牛尾岭、小山等大中型铀矿床及洞房子等众多小型铀矿床及矿点）、矿化带、矿体（地表出露矿体及隐伏矿体）形成与分布的构造及构造活动过程。按照翟裕生（1993）对矿田构造的划分，控矿构造分为导矿构造、运矿（配矿）构造和储矿构造三部分，其中储矿构造也就是含矿构造，是指矿体就位的空间，是控矿构造中级别序次最低的部分，导矿构造和运矿（配矿）构造是控矿构造中级别序次较高的构造部分，是引发成矿作用发生，控制成矿流体运移的构造。在一个矿田范围内，导矿构造和运矿（配矿）构造是高级别的主干构造或二级构造，而含矿构造是低级别的次级构造或低序次的派生构造。
然而，构造活动和构造变形过程是多阶段的，在鹿井铀矿田不同围岩（中生代花岗质岩石和寒武纪浅变质碎屑岩）中的含矿构造存在明显的差异，在花岗质岩石（不管是印支期的花岗岩体还是燕山早期的花岗岩体）中，虽然矿田内不同矿床主要含矿构造走向有所差异，但是总体以NNE向、NE向为主，少量ENE向为特征；而发育于浅变质碎屑岩中的含矿构造以WNW向为主，少量为其他方向的断裂裂隙。显示出不同岩石中的含矿构造的形成条件、构造应力场特征及构造环境存在明显的差异。
相对于成矿作用，矿田范围内的构造可以分为成矿前、成矿期和成矿后构造。根据控矿构造的概念，它必须是成矿期的构造。但是，从构造的继承性及其在成矿过程中的作用，含矿构造可以是成矿期的构造，也可以是成矿前的构造，并且成矿前构造是否成为含矿构造主要取决于该构造形迹在成矿期构造应力场中所显示的力学性质、成矿期成矿流体是否具有超压及液压致裂构造发育与否等因素相关（童亨茂等，2014；陈柏林，2024）。
5.2 红盆沉积与铀成矿的关系
本文从控矿构造演化的角度，认为丰州红层盆地形成于早期铀成矿之后，并认为红盆对铀矿床起到保矿作用。鹿井铀矿田内铀矿床围绕丰州盆地周边分布（图2），这种空间关系给人的初步印象是丰州盆地（红层盆地）控制铀矿床的分布。对于华南红盆与铀成矿的关系已经讨论了近40年，纵观前人对铀成矿与红盆的关系研究，归纳起来主要集中在三方面：第一是空间上伴生，认为两者共同受拉张断陷和伸展作用控制，或者不整合面控矿（陈功等，1983；陈祖伊等，1983；陈跃辉等，1997；林锦荣等，2016）；第二是时间上有对应重叠，认为华南热液铀成矿的三个主成矿期与红盆三个强烈拉张伸展、成盆期相对应，时间上高度重叠（陈功等，1983；刘义发等，1986；胡志华等2022）；第三是成因关系，分别从成矿流体（包括CO2来源）和热源（热点、幔汁）等强调铀成矿与红盆的成因联系，认为铀成矿有深源流体参与，而红盆控盆断裂是深源断裂（胡瑞忠，1989，1994，2007；陈跃辉等，1997；李子颖等，1999；杜乐天等，2001，2011）。上述认识一方面主要是依据含铀矿物比较纯粹的测年结果（铀铅年龄）所推断的，却低估了含铀矿物结晶的复杂性；另一方面忽视了红盆基底花岗岩中的铀矿化被红盆覆盖的事实（鹿井矿田丰州盆地尤其明显）。而对于红层盆地所起到的保矿作用却仅有少数学者关注（张万良，2007，2011b）。
从鹿井铀矿田最近十余年的勘查成果来看，红层盆地之下的花岗岩中存在铀矿化。在洞房子铀矿床，地表花岗岩中的铀矿体被红层不整合覆盖，16线勘查剖面施工的ZK16-2和ZK16-5钻孔穿过不整合面，进入印支中期似斑状中粗粒花岗岩中控制到2层铀矿体（刘春月等，2019）。在牛尾岭铀矿床也同样发现花岗岩中的铀矿体被残留红层沉积不整合覆盖（黄龙，2017）；在蕉叶垅铀矿区的16勘探线剖面施工的ZK16-1、ZK16-2和ZK16-3，75线剖面施工的ZK75-1、ZK75-2，分别穿透红层，控制到了红层之下发育于花岗岩中的含矿构造破碎带和多层铀矿体（黄龙，2017；李嘉等，2019）。综合铀元素的地球化学属性、成矿流体的CO2的碳同位素组成、初始锶比值、不同岩石提供成矿流体组分的潜力以及红盆的控盆断裂特征，作者认为，铀成矿与红层盆地没有必然的成因关系，热液型铀矿床早期成矿作用发生于红层盆地形成之前，成矿后在晚白垩世早期隆升剥露至近地表，而后被红层盆地覆盖保存，至古近纪早期被埋藏至最深，古近纪晚期以来再次遭受隆升剥露直至目前的状态。现存的丰州盆地是比现在大许多的古丰州红层盆地的残留。所以，丰州红层盆地对铀矿床起到保矿作用。
5.3 找矿预测方向
按照前人丰州盆地边缘控盆断裂控矿，那么在鹿井铀矿田的进一步找矿方向是沿着丰州盆地周边地区。根据本文对鹿井铀矿田构造控矿规律的认识，结合成矿后构造改造，特别是隆升剥露历史、丰州红层盆地的覆盖保矿作用，鹿井铀矿田的找矿方向如下。
（1）根据矿田含矿构造系统、控矿构造呈NNE走向的特点，铀矿床的展布以NNE成带出露为特征，在枫树下—牛尾岭—蕉叶垅—沙坝子带、大场坪—洞房子—鹿井—庙背垅带、金鸡岭—黄峰岭—高昔—横坑—山牛窝—羊角脑带的空白区具有很大的找矿潜力（图12）。
（2）特别是枫树下—牛尾岭—蕉叶垅—沙坝子带被丰州红层盆地覆盖的区域（蕉叶垅南西—沙坝子北东一带）（图12中A区）、大场坪—洞房子—鹿井—庙背垅带被丰州红层盆地覆盖的区域（洞房子南西~鹿井北东一带）（图12中B区）是矿田内最有利的找矿远景区，尤其以洞房子南西方向和蕉叶垅南西方向的红层之下为最佳。
（3）遂川断裂南西端的北西侧（图12中D区）和热水断裂北东端的南东侧（图12中E区），由于新生代晚期的巨大隆升剥露，已经形成的铀矿床已经剥蚀殆尽，是铀矿找矿不利区段。
6 结论
（1）鹿井铀矿田导矿构造是区域伸展构造环境及其相关的岩浆活动和岩体侵入构造；配（运）矿构造是与深部气液热流体贯通的高角度正断层及岩体侵位构造，其上部与不同方向的含矿构造相连。而含矿构造在花岗岩区是NNE（NE）向为主（少量ENE向）、于早白垩世晚期（（118~108 Ma）受北西西-南东东向挤压应力作用形成的压扭性裂隙构造，浅变质碎屑岩中的含矿构造为WNW（近东西）向、于印支期或更早受近SN向挤压应力作用形成的压扭性层间构造带。
（2）矿田构造经历了基底褶皱形成期、印支岩体侵入期、燕山早期岩体侵入期、晚侏罗世末—早白垩世晚期早阶段NNE向含矿构造形成期、早白垩世晚期晚阶段近EW向基性岩脉侵入期、早白垩世末—晚白垩世初铀成矿期、晚白垩世早期隆升剥露期、晚白垩世晚期—古近纪早期红层盆地埋藏保矿期、古近纪中期以来隆升再露期共9个阶段构造-成矿演化。
Fig.12Prospecting prediction map of Lujing uranium ore field (modified after Dong Hengda et al., 2015)
1—上白垩统龟峰群；2—奥陶系；3—寒武系；4—震旦系；5—燕山早期第3阶段细粒少斑黑云母花岗岩；6—燕山早期第2阶段中粒二云母花岗岩；7—印支中期中粗粒斑状黑云母花岗岩；8—地质界线；9—不整合界线；10—辉绿岩脉；11—向斜轴；12—主要断裂；13—一般断裂；14—硅化破碎带及编号； 15—大中型铀矿床；16—小型铀矿床（点）；17—钨钼矿床；18—有利找矿区段；19—不利找矿区段
1—Guifeng Group of Upper Cretaceous; 2—Ordovician；3—Cambrian; 4—Sinian; 5—fine-grained and porphyritic biotite granite in the third stage of Early Yanshanian; 6—middle-grained mica granite in the second stage of Early Yanshanian; 7—Middle Indosinian porphyritic biotite granite; 8—geological boundary; 9—unconformity boundary; 10—diabase vein; 11—syncline axis; 12—main fault; 13—general fault; 14—silicified fault zone and its number; 15—large and medium-sized uranium deposits; 16—small uranium deposits (spots) ; 17—tungsten-molybdenum deposit; 18—favorable prospecting section; 19—unfavorable prospecting section
（3）控矿构造必须是成矿期构造，含矿构造可以是成矿期形成的，也可以是成矿前形成的，但是在受到成矿期构造应力场作用重新活动的构造。丰州红层盆地与铀成矿没有必然的成因关系，对早于其形成的铀矿床起到保矿作用。
（4）枫树下—牛尾岭—蕉叶垅—沙坝子一带和大场坪—洞房子—鹿井—庙背垅一带被丰州红层盆地覆盖的区域是矿田内最有利的找矿远景区。遂川断裂南西端的北西侧和热水断裂北东端的南东侧因新生代晚期的巨大隆升剥露，已有铀矿床已经剥蚀殆尽，是铀矿找矿不利区段。
致谢：参加野外地质调查的还有高允、孙岳、申景辉、曾广乾等，成文过程与核工业230、270研究所的同行进行了有益的交流，两位审稿专家提出宝贵建议对提高本文受益匪浅，一并感谢。
