中国熊家矿床

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1.矿床位置及研究小史

矿床大地构造位置属东亚壳体中国东南地洼区浙赣地洼系常山一诸暨地洼列盛源洼凹的东部。据成矿与构造－岩浆活化关系划分，属火山活动强烈的构造－火山喷发活化区。矿床矿体集中、埋藏较浅，矿石富，是我国主要的火山岩型铀矿床之一。

265队对熊家矿床做了大量的地质和研究工作，积累了丰富的地质资料。核工业部北京地质研究院陈肇博、王传文、谢佑新等（1974～1976）与265队组成联合科研组，对矿床地质特征、控制因素作了专题研究，认为熊家矿床是与火山作用有密切联系的低温热液矿床。“六五”期间，华东地质局组织力量对赣杭构造火山岩铀成矿带开展了多方法、多学科的综合研究，提出了熊家矿床为同生沉积后生叠加的成因看法。本书作者曾考察该矿床和研究了该矿床的有关地质资料，按地洼学说及其多因复成成矿理论，认为熊家矿床属典型的多因复成铀矿床。

2.矿床地质特征及其多因复成证据

1）矿区地层及含矿主岩

矿区内出露的地层有震旦系至寒武系、三叠系、上侏罗统和下白垩统，各地层分布情况见图4-3。上侏罗统不整合于古老基底变质岩之上，为打鼓顶组、鹅湖岭组和石溪组组成的一套火山碎屑沉积岩，详见熊家矿床地层表（表4-1）。

表4-1　熊家矿床地层表

（据核工业部北京地质研究院、265地质队资料综合而成）

铀矿化赋存于鹅湖岭组中下部的火山－沉积碎屑岩中，含矿主岩的主要岩性为中粗粒晶屑层凝灰岩和粗粒凝灰质砂岩，属湖相及河流相沉积物，整个含矿岩层中火山－碎屑沉积岩的化学全分析见表4-2。含矿岩层铀丰度值为10～45g/t，并富含磷质、碳质、粘土质和黄铁矿等吸附剂和还原剂，其上、下Th、P、Yb、Sr、Cu、Pb、Zn偏高，显示出铀在沉积成岩阶段产生了铀的成岩富集作用。含矿岩层上、下均有隔水层，上为J3e2～4上部和J3e2～5的碳质页岩、泥灰岩和粉砂岩，下为打鼓顶组的粉砂岩。含矿岩层是透水性好的层位，岩石脆性大，与上下隔水层相比，两者在化学－机械物理性质方面反差较大，受后期构造应力作用易破碎，形成层间破碎带和裂隙带，利于铀矿化的形成。同时，含矿层位中富含碳质、粘土质、磷质和黄铁矿等铀的还原剂和吸附剂，又为后期的热液成矿提供了良好的铀富集条件。

2）矿床构造形态及成矿构造

矿床所在区域，经历了长期的地质发展历史和多阶段多期次的活化作用，尤其是燕山中期陆相火山活动极为强烈，形成复杂的构造－火山喷发活化区。矿区位于盛源火山断陷盆地内部断陷带边缘的一个向南西倾斜的向斜盆地中，盆地中地层产状平缓，倾角一般在15°～200，没有明显的大的褶皱构造，仅局部见一些小褶曲构造。

矿区内断裂构造十分发育，主要有东西向、北东向和北西向3组。东西向断裂规模最大，主要分布在矿区的北部边缘和矿区的东部和南部（图4-4）。北部边缘的东西向断裂为倾角较缓的逆掩断层，造成盆地边缘的晚侏罗世地层局部倒转；东部（F2）和南部（F1）两条东西向断裂控制晚三叠世断陷盆地的分布。北东向断裂主要有F4、F5、F6（图4-4），是一组走向40°～60°，倾向南东或北西，倾角60°～88°压剪性断层，均以硅化挤压破碎带的形式出露地表，沿F。断裂热液粘土化广泛发育。北西向断裂是一组张性或张剪性断裂，主要有F3等，这组断裂规模较小，一般长数十米，宽几十厘米至1米。

铀矿化主要分布在F1和F2两条东西向断裂控制的熊家东西向断陷带之中，铀矿体的定位受层位和一些产状平缓、规模较小的顺层破碎带和裂隙带控制。从剖面上看（图4-5），这些破碎带或裂隙带产出的部位，都是含矿地层产状发生变化的地段，含矿地层产状的变化与北东向断裂有关，常常发生在该组断裂带的附近，顺层破碎带或裂隙带与北东向裂隙带交汇处，通常是富大矿体产出的集中地段。

3）火山岩及其与铀成矿关系

核工业部北京地质研究院（1977）把盛源盆地中晚侏罗世火山活动划分为两大期6次火山活动，即打鼓顶期和鹅湖岭期。打鼓顶期进一步细分为3次火山活动，第一次为J3d2，堆积了厚度几十米的火山弹熔结凝灰岩和熔结凝灰岩；第二次为J3d3～4的晶屑凝灰岩，第三次为J3d4的安山质岩浆的喷发。鹅湖岭期也划分出3次火山活动，第一次为J3e2的熔结凝灰岩，第二次为J3e3的凝灰岩、层凝灰岩，第三次为J3e4的熔结凝灰岩或晶屑－玻屑凝灰岩，以第一次最为强烈为特点。

由于火山强烈喷发阶段的喷发次数多，一次喷发和喷溢所形成的火山岩厚度相对较大，伴有较多的铀源、矿化剂和热液。因此，喷发－沉积旋回中强烈喷发阶段形成的火山岩对铀成矿具有明显的控制作用，熊家矿区的铀矿化产出层位J3e2～1和J3e2～3两层凝灰岩，就是鹅湖岭期第一次火山活动强烈爆发的产物。此外，火山喷发作用间歇的次数与铀成矿也有较密切的关系，间歇次数较多的喷发作用形成的火山岩系中沉积岩夹层较多，沉积岩夹层与火山岩的岩石物理力学性质具明显的差异，在后期构造应力作用下在火山岩层中易形成破碎带，为成矿提供有利的空间。

图4-4　熊家矿床地质略图

（据核工业部北京地质研究院和265队资料综合而成）

1.冲积、坡积物；2.粉砂岩、细砂岩夹凝灰岩；3.熔结凝灰岩、层凝灰岩、凝灰质砂岩、粉砂岩；4.粉砂岩夹凝灰岩；5.长石石英砂岩夹煤层；6.浅变质砂岩、千枚岩、片岩；7.黑云母花岗岩；8.压性断裂；9.压剪性断裂；10.张性断裂；11.性质不明断裂

4）矿体形态和近矿围岩蚀变

铀矿体的形态，主要受赋矿主岩的岩性、成分和顺层破碎带、裂隙带，以及切层的北东向裂隙带的联合控制。矿体形态主要为透镜状、厚饼状、豆荚状、似层状（图4-6），工业矿化全部产于鹅湖岭组中下部，但又不严格受层位的限制，常出现跨层的矿体。特别是在晚期铀－钼矿化改造和叠加地段，矿体形态比较复杂，厚度增大，品位增高，最高品位达1.6%。

图4-5　熊家矿床九号剖面图

（据265大队资料）

1.碳质页岩、粉砂岩；2.砂岩；3.砂砾岩、含砾砂岩；4.矿体；5.凝灰质砂岩；6.层凝灰岩；7.晶屑－玻屑凝灰岩；8.含砾凝灰质砂岩

矿体近矿围岩蚀变作用发育，主要有迪开石化、水云母化、高岭石化、硅化、萤石化和碳酸盐化等。与铀矿化有关的围岩蚀变有两期，即早期热液粘土化和晚期硅化。早期热液粘土化具有面积大、蚀变矿物简单和分带不十分严格的特点。粘土化主要发生在较大的北东或北西走向的断裂附近的鹅湖岭组中下部火山碎屑沉积岩的层间破碎带、裂隙带和透水岩层中，蚀变带中最特征的矿物就是迪开石，其次为玉髓、水云母、高岭石、碳酸盐。根据矿物组合，核工业部北京地质研究院（1977）划分出迪开石－微石英带（中心带）和水云母－碳酸盐带（外带），铀磷矿化主要分布在上述两个带之间靠迪开石－微石英带的一侧（图4-7），常常形成既厚又富的铀－磷矿体，矿化范围比热液粘土蚀变带范围小得多，但是矿体的形态与粘土化晕圈形态很相似，常形成厚透镜状、“矿卷”状等矿体。晚期硅化，是利用早期热液粘土化的通道和蚀变空间进行的，其严格地叠加在早期热液粘土化之上，但范围要比粘土化小得多。在矿化地段的一些钻孔中，见到铀－磷矿化中叠加有弱的硅化现象，并伴随有紫色萤石和金属硫化物的生成，导致铀的品位有增高。而在晚期硅化强烈的地段（如1110孔）可见到晚期硅化对早期粘土化强烈的改造现象，并显示出明显的叠加分带性（王传文等，1980），蚀变带的中心为石英带，两侧为石英－迪开石带，外带为水云母－碳酸盐带，在石英－迪开石带伴随大量的萤石、硫钼矿、黄铁矿和水铝氟石生成，与晚期硅化相伴的铀钼矿化叠加和改造了早期铀－磷矿化，在矿化中心，铀的品位达1.06%～1.6%。因此，在晚期硅化强烈叠加改造的地段常形成既富又厚的铀磷和铀钼混合矿体（图4-6）。

图4-6　熊家矿床11地段联合剖面图

（据核工业部北京地质研究院）

1.粉砂岩；2.层凝灰岩、粉砂岩；3.晶屑层凝灰岩；4.凝灰质粉砂岩；5.砂质页岩、粉砂岩；6.地层不整合接触界线；7.地层假整合接触界线；8.地层整合接触界线；9.工业矿床；10.钻孔编号；11.钻孔深度（m）

5）矿石结构构造及物质成分

矿石结构构造按矿石类型的不同具有不同的特点，铀磷矿石的结构构造与含矿岩石的结构构造相关，晶屑层凝灰岩矿石，具胶结状结构，块状构造，含铀胶磷矿以胶结物形式出现，在富矿石中胶磷矿呈筛状构造；在凝灰质砂岩矿石中胶磷矿呈凝胶团块分布于矿石中，在粉砂岩矿石中，胶磷矿沿微层理分布形成微层理构造，而受到晚期铀钼矿化叠加改造的矿石，常出现脉状、网脉状构造。

图4-7　熊家矿床11号横剖面围岩蚀变分带示意图

（据核工业部北京地质研究院）

1.砂质页岩；2.粉砂岩；3.砂岩粉砂岩互层；4.凝灰质砂岩；5.含凝灰质砂岩；6.晶屑层凝灰岩；

7.层凝灰岩；8.层凝灰砾岩；9.层间破碎带；10.微石英－迪开石带；11.水云母碳酸盐带；

12.水云母化；13.工业矿体；14.第二期矿化蚀变带

矿石的物质成分随其形成时代不同而有所区别，两期铀矿化矿石的化学全分析结果见表4-3。早期铀磷矿石主要由石英、迪开石、胶磷矿、水云母、方解石、黄铁矿等组成。晚期铀钼矿化通常叠加在早期铀磷矿化之上，属铀－磷－钼混合矿石，它的矿物组合较复杂，除胶磷矿、石英、迪开石外，还有大量的萤石、水铝氟石和金属矿化物，详见表4-4。早期铀磷矿化分布广泛，是矿床主成矿期和主成矿作用的产物，晚期铀钼矿化叠加于早期铀磷矿化之上，形成矿物成分较复杂，铀矿石品位较富的多因复成型铀矿石。铀的存在形式，在不同矿石类型中表现形式不同，在铀磷矿石中，铀主要呈吸附形式赋存于含铀胶磷矿中，其量约占该类矿石的90%。在铀钼矿石中，铀主要呈吸附形式赋存在胶硫钼矿、胶黄铁矿和萤石中，或呈微细沥青铀矿形式分布。

磷的存在形式，在铀磷矿石中以胶磷矿形式出现。胶磷矿呈黄褐色至灰白色，胶状结构，有时见清晰的干裂纹，以团块状、平行条带状、筛状形态产出。胶磷矿不是非晶质矿物，而是六方柱晶体的磷灰石结构的晶质矿物。这可能表明胶磷矿最初是以非晶质的磷酸钙胶体沉积，后经脱水、硬化开始聚集和结晶，形成超显微状的磷灰石晶体的集合体，但仍保留胶状结构和形式。在铀钼矿石中，磷是以较粗粒的柱状磷灰石形式产出。它是在早期胶磷矿形成之后，经强烈热液改造后，重结晶作用形成的产物。

表4-2　熊家矿床赋矿围岩化学全分析（%）

（据核工业部北京地质研究院）

表4-3　熊家矿床矿石化学全分析（%）

（据核工业部北京地质研究院）

表4-4　矿床两种矿石类型矿物成分表

铀与磷的关系，据张万良研究，在铀磷矿石中呈明显的正相关系，相关系数达0.8～0.9。而在铀钼矿石中铀磷关系不明显，因早期含铀的胶磷矿，在重结晶作用中铀被净化（图4-8）。

图4-8　两种不同矿石中铀磷关系图

（据张万良）

1.铀磷矿石；2.铀钼矿石

6）同位素地质

铀矿石的铀－铅同位素研究表明（北京三所，1977），存在有两期铀矿化年龄。对含铀胶磷矿的铀－铅法测量结果为127～136Ma，相当于早白垩世的下限年龄，表明铀－磷矿化是在鹅湖岭地层形成之后才开始的。对铀钼矿化的胶硫钼矿进行铀－铅法测量表明，矿化年龄为106Ma，相当于晚白垩世形成。结合两期矿化的矿物组合特点，认为熊家矿床的形成经历了明显的两期热液成矿作用，136～127Ma为主成矿期。

3.矿床形成条件分析

1）成矿物质来源

熊家矿床的成矿铀源，王传文等（1980）认为主要来自含矿岩系中某些低品位的同生磷铀层和岩石中比较分散的铀。华东地质局赣杭带专题组（1988）认为铀除了来自喷出物外，主要是来自矿床外围古老基底，特别是来自铀含量平均为51g/t，厚数十米的下寒武统的碳质页岩，后者经风化可提供较多的铀。鉴于该矿床具有多期成矿和多种成矿作用的特点，我们认为成矿铀源是多源的，上侏罗世成岩阶段既有来自蚀源区寒武纪碳质板岩和加里东期花岗岩中的铀，又有来自喷出物的铀，导致火山碎屑沉积岩中铀的成岩富集达10～45g/t，为后生热液叠加和改造成矿作用提供了较充足的铀源，也是多阶段成矿作用中原始的铀富集基础。此外，尔后的热液成矿作用过程中，也会带来某些深部铀源和含矿岩系中分散的铀，在有利部位叠加累积成矿。

2）成矿的物理化学条件

从矿化带内的主成矿期——铀磷矿化期的蚀变作用看，主要是迪开石化、水云母化和方解石化发育，可以认为主成矿作用是在中低温条件下进行。对与晚期铀－钼矿化同期的紫色萤石进行均一法测温，结果为150～190℃，在矿化中心强硅化带中，有中高温条件下形成的水铝氟石。此外，伴随铀钼矿化也发生了热液粘土化蚀变作用，说明熊家矿床晚期形成铀－钼矿化的热液活动，经历了一个由中高温到中低温的演化过程。矿化主要赋存于产状平缓的层凝灰岩的顺层破碎带中，从矿体剖面上分析，矿体上覆的地层厚度不大，累计在350～400m以内，矿物组合以中低温型为主，可以推测主成矿期的深度为中浅成，成矿压力为中等偏低。

3）成矿空间和动力条件

矿床的空间条件十分有利，表现在成矿地段在剖面上处于有利的构造地球化学界面和岩石地球化学界面附近。从含矿岩系的岩性、成分与铀矿化在剖面上分布的情况看出，矿体主要赋存于鹅湖岭组中下部的中粗粒层凝灰岩和粗粒凝灰质砂岩中，属透水性良好的脆性岩层，其上下岩层为相对柔性的隔水层，由于两者物理机械性质差异大，受构造应力作用后，极易产生破碎，形成层间破碎带，引起含矿岩系内各种构造裂隙发育，从而形成有利成矿的空间。

燕山期构造－岩浆活化作用，为铀成矿提供了热液和驱动力条件，盛源火山盆地上侏罗统中划分出两大期共6次火山活动，矿区东部有燕山期黑云母花岗岩分布，表明矿区地壳在燕山期处在强烈活化作用之中，为铀成矿作用提供了充足的热液和动力源，使先成地层中的铀活化，形成矿体，再次活化和再次富集沉淀，形成大型铀矿床。

4.成矿作用的演化

1）成矿大地构造的演化

矿区及区域成矿大地构造演化，经历了地槽、地台和地洼3个大地构造阶段。地槽阶段的沉积期形成一套新元古代至早古生代的以复理石韵律为特征的碎屑岩及海相火山岩建造；中志留世末期加里东构造运动使地槽回返，使先成岩层普遍经受浅度的区域变质作用，伴随有加里东期花岗岩类岩体的侵入。矿区内地台构造层缺失，但区域上泥盆纪至中三叠世，早期沉积了陆相碎屑岩沉积，中晚期形成一套分布广厚度大的浅海相碳酸盐岩为主，夹有碎屑岩的岩石建造，最后为海陆交互相含煤地层的沉积，共同组合成地台构造层。

晚三叠世至今为地洼阶段，晚三叠世沉积了一套陆相含煤碎屑岩建造。晚侏罗世形成了一套火山沉积碎屑岩，早白垩世沉积了厚度较大的红层，充填于盛源火山盆地内，构成地洼构造层。该构造层以发育一套上侏罗统的酸性火山碎屑沉积岩为主要特征，并以不整合形式覆盖在地槽构造层之上。在地洼阶段激烈期（燕山运动中、晚期），区内有燕山期黑云母花岗岩侵入和大规模的中酸性火山活动，表明构造－岩浆活化作用强烈发育。

2）铀成矿作用的演化

根据熊家矿床的地质特征和矿区及区域地质演化简史，该矿床的形成经历了火山盆地基底岩石的铀初步富集、地洼阶段沉积－成岩期铀的成岩富集作用和地洼阶段改造叠加富化期的热液成矿作用。

火山盆地基底岩石的铀初步富集。地槽构造层内，寒武纪地层中有一套黑色页岩系，铀丰度值较高，平均为51g/t，成为地槽阶段沉积成岩期的原始富集层，为尔后的成矿作用提供重要的铀源。

地洼阶段沉积－成岩期铀的富集作用。矿区及其周围区域内，在地槽阶段形成的浅变质岩系和加里东期花岗岩体中，均存在铀含量较高的岩层或岩体，在地洼阶段激烈期的构造－岩浆活化作用下，形成地貌反差强度大的富铀蚀源区。同时，在盛源断陷盆地中发生了大规模的火山喷发，导致在鹅湖岭组地层中下部一些层位内形成了富含碳质、粘土质、磷质和黄铁矿等铀的吸附剂和还原剂和使铀发生成岩富集（10～45g/t）的含矿层位，含铀层位的累计厚度又达80～100m。因此，鹅湖岭组中下部的火山碎屑沉积岩系，既是矿床的含矿主岩，又是铀源层，属成岩后热液成矿作用的铀源层之一。

地洼阶段改造叠加富化期热液成矿作用，是在经历了火山盆地基底岩石的铀初步富集作用及盆地盖层中火山－沉积岩铀的成岩富集作用之后，在地洼阶段激动期中晚期的构造－岩浆活化作用影响下，形成的多次热液成矿作用。根据铀矿石年龄及矿石矿物共生组合，并结合矿床地质特征和成矿条件分析，可把熊家矿床的热液成矿作用期划分为两个成矿世代，即燕山中期中低温火山热液成矿作用和燕山晚期热液叠加富集成矿作用。火山热液成矿作用是最重要的铀成矿作用，是以火山热液为主，有古地表地下水参与混合构成的混合成矿热液，在构造驱动力作用下，上升至矿区鹅湖岭组中下部的有利构造－岩性部位成矿，以形成矿石年龄为127～136Ma的铀磷矿化为代表。燕山晚期热液叠加富集成矿作用，以形成矿石年龄为106Ma的铀钼矿化为代表，铀钼矿化通常仅叠加在早期铀磷矿化之上，使矿体变富、变厚。从矿化中心部位的矿物组合来看（表4-4），有中高温条件下形成的水铝氟石，说明成矿溶液的初始温度相当高。矿石中萤石的大量出现和胶硫钼矿的发育，均表明含矿热液可能主要来源于深部。我们倾向性认为，燕山晚期的铀钼矿化与该区异常地幔（研究区位于赣杭坳陷带与武夷隆起带复合部位），在早白垩世晚期重新剧烈活动，分异出的富F、富∑CO：等矿化剂的成矿流体有关，这种成矿流体通常继承已有的火山岩浆的上升通道，在火山盆地内叠加成矿。

综上所述，熊家矿床的形成，是经历了多大地构造阶段、多种成矿铀源和多次铀成矿作用的叠加富集所致，我们把熊家矿床的成因，归为以火山热液成矿作用为主，具多来源、多阶段、多成因和累积叠增特点的多因复成铀矿床。

西南地区黑色岩系铀矿化类型简述

铀、钍的原子结构相似，化学性质相近。二者在自然界都以四价氧化态存在，并有相似的离子半径(U4+=1.05?，Th4+=1.10?)，可以广泛地相互置换;在氧化环境中，铀形成六价的络离子(UO2+2)，其化合物溶于水，钍仅以四价形式存在，它的化合物不溶于水，故铀在氧化条件下可与钍分离。铀、钍在球粒陨石中的丰度很低，分别为1×10－8和4×10－8，基本上代表地幔的丰度值。由于地球演化及地幔、地壳分离过程中，铀、钍富集于地壳，特别是在花岗质岩类中。在常见的硅酸盐造岩矿物中，铀、钍的含量都低，它们主要富集于一些副矿物中，如沥青铀矿、方钍石、锆石、钍石、褐帘石、独居石、磷钇石和屑石等。

铅是自然界最常见的一种元素，原子序数82，原子量为207.2，位于元素周期表第六周期第ⅣA族。铅属亲硫元素，原子半径为2.15?，常以硫化物矿物的形式存在。它也具有亲氧特征，与钾、锶、钡、钙常产生类质同象代换。铅有8种同位素，其中4种是放射性同位素，4种是稳定同位素。同位素地球化学的研究只涉及稳定同位素部分。

铅的稳定同位素有:204Pb、206Pb、207Pb和208Pb，204Pb是非放射性成因的，迄今未发现它的放射性母体，故被认为是元素合成过程中产生的。206Pb、207Pb、208Pb都与放射性衰变有关，它们的放射性母体同位素分别是238U、235U和232Th。它们都释放α和β－粒子而最终衰变成稳定的铅同位素。其衰变速度差异很大，235U衰变很快，半衰期为0.70381×109年;238U居中，半衰期为4.4683×109年;232Th最慢，半衰期为14.01×109年。故而在地球形成的早期207Pb增长最快，而现在主要是206Pb的增长。由于204Pb绝对含量自地球形成至今仍保持不变，在同位素地球化学中经常以206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb的原子数目比表示铅同位素组成的变化。

乌克兰基洛夫格勒矿床

碳硅泥岩型铀矿在西南地区具有分布广、层位多的特点。目前已探明铀矿床10个，矿点76个，占本区工业储量总数的32.29%。铀矿受地层、岩性和断裂构造的控制，分布在西秦岭褶皱带、扬子准地台和江南古陆，构成若尔盖铀成矿带和黔中铀成矿带。根据铀矿化赋存岩性，可以进一步划分成三个亚类：碳硅质角砾岩型、碳酸盐岩型和磷块岩型。

5.2.3.1 碳硅质角砾岩型铀矿化

这类矿床主要分布在西秦岭褶皱带及扬子准地台西部边缘，赋存在浅变质海相碳硅质岩及其之间的过渡性岩石中，受断裂构造控制。

（1）铀矿产出的大地构造位置

铀矿化主要产于下志留统，而中元古界昆阳群、会理群及上震旦统水晶组、灯影组、下寒武统邱家河组、鲁家坪组、上泥盆统危关群皆有零星铀矿化，但不具工业意义。主要岩性为一套碳质板岩、千枚岩、硅质岩、硅灰岩及硅质岩与灰岩之间的过渡岩石。含铀地层分布在地台、古陆、古隆起或水下隆起边缘，为滨海、浅海、海湾潟湖沉积环境。

（2）铀矿产于海相浅变质硅质岩中

碳硅质角砾岩型铀矿的含铀地层主要分布在西秦岭褶皱带扬子准地台西部边缘中晚元古界及下古生界中，属于冒地槽沉积的产物，经区域动力变质作用形成浅变质岩系。含铀丰度（5～13）×10-6，最高35×10-6，为正常岩性的3～5倍。

含铀地层主要为一套富含有机质、碳质和黄铁矿的细碎屑岩和生物化学沉积，多为薄层、互层、韵律性强，具水平及微细水平层理、含铀丰度高、伴生多种金属元素和初始富集的铀源层，经过后期构造热液和地下水作用，形成后生富集矿床。

（3）铀矿产出特征

碳硅质角砾岩型铀矿，矿体主要呈层状、似层状、透镜状、扁豆状等。铀矿化产于层间破碎带或斜切断裂破碎带中，平行排列，断续出现。矿体产状与地层或构造产状基本一致，一般倾角较陡。矿体长数米至数十米，最长达数百米，厚数十厘米至数米，最厚达21m，中等品位。

1）矿石类型：工业类型以碳酸盐岩型、硅酸盐岩型为主。矿石自然类型为碳质板岩型、千枚岩、泥质板岩型及一系列的过渡性岩石类型。矿石结构以胶状为主，其次为粒状、球粒状、环带状。矿石主要以角砾状、细脉状为主。

2）矿石物质成分：含铀矿物为沥青铀矿。其他金属矿物有黄铁矿、白铁矿、黄铜矿、斑铜矿等，均呈细粒分散状。非金属矿物为石英、方解石、白云石、重晶石等。次生铀矿物有铜铀云母、钙铀云母、钒钙铀矿等。

3）铀的赋存状态：以分散吸附为主，铀矿物次之，分布于含碳过渡岩、含碳硅岩和构造角砾岩中，产出形式呈脉状、胶状团块、网脉状充填于岩石的破碎带、胶结物中，常与显微球粒状黄铁矿或闪锌矿共生；吸附分散状铀常存在于黏土矿物和有机质中。

4）围岩蚀变：不够明显，一般见弱硅化、褪色化、黏土化、绿泥石化、白云岩化、碳酸盐化和黄铁矿化。

（4）铀矿富集条件

碳硅质角砾岩型铀矿受岩性和断裂多重控制，具明显的层控性和多层性特点。其中下志留统是碳硅质角砾岩型铀矿工业矿体的主要产出层位，其他含铀层仅见矿点、矿化点。含矿地层的共同特点是富含有机质、碳质，其值高出正常值2.7～6.5倍，含铀丰度高出2～3倍。有机质、碳质既是还原剂，又是吸附剂，它的大量存在表明当时海盆处于封闭、半封闭的还原环境，有利于有机质、碳质、P2O5等对铀的还原吸附沉淀，形成初始富集的铀源层，并赋存于不整合、假整合沉积间断的风化剥蚀面上。铀矿与断裂发育程度紧密相关。铀矿化往往受顺层构造或层间构造破碎带的控制，与地层产状基本一致。

5.2.3.2 碳酸盐岩型铀矿化

该类铀矿主要分布于上扬子台褶带的贵州中部和北部，川东南、黔西、滇东也有产出。区内矿床2个，矿点27个。震旦系至三叠系中都有含矿层展布，铀矿化主要分布于中下寒武统和下二叠统中。

（1）铀矿产出的大地构造部位

碳酸盐岩型铀矿在扬子准地台分布广泛，含矿层十分发育。通常分布于古陆、古隆起边缘的陆表海，为滨海、海湾、潟湖、浅滩封闭、半封闭海相碳酸盐岩沉积。

（2）铀矿产于海相碳酸盐岩蚀变带

碳酸盐岩构造蚀变带型铀矿为海相碳酸盐岩台地沉积，经历了广海陆棚边缘→台地边缘浅滩→开阔海台地→局限海台地的发育过程，以开阔海碳酸盐岩台地相为主。铀矿化赋存在开阔海台地相与局限海台地相的变异或过渡部位。凡碳酸盐岩发育较好的地层都不同程度有含铀层的分布，其中以下寒武统清虚洞组、中寒武统石冷水组和下二叠统茅口组矿化较好；有504矿床和102矿床产出。含铀丰度（5.2～7）×10-6，最高40×10-6。含矿主岩为含泥质、碳质、有机质细晶灰岩，鲕状灰岩，细晶-微晶白云岩，生物碎屑灰岩等。含矿碳酸盐岩具有易破、易碎、易蚀变的特点，经后期热液蚀变形成的金属硫化物构造蚀变带及层间破碎带为黑色蚀变角砾岩、蚀变硅质岩、蚀变白云岩，结构、构造矿物成分与原岩有明显区别，反映了含矿主岩经历了强烈的交代作用。铀矿赋存于中下寒武统清虚洞组、石冷水组及下二叠统茅口组海相碳酸盐岩建造中。含矿层多为半封闭、封闭的沉积环境，为富含有机质、碳质、金属硫化物的白云岩、灰岩。后经构造热液或地下热水的作用，形成各种黑色构造蚀变带，铀矿化与黑色构造蚀变带的关系极为密切。

（3）铀矿产出特征

矿体形态：矿体形态复杂，主要呈透镜状、似层状，其次为扁豆状等。矿体沿倾向延深比沿走向延伸稳定，长10～50m，最长270m，沿倾向延深30～70m，最深达180m，厚度0.8～3m，最厚18m，品位0.05%～0.1%，最高为0.199%。

1）矿石类型：以碳酸盐岩型为主，部分为硅酸岩型。岩性为泥质、有机质白云岩，微晶白云岩，生物碎屑灰岩等。矿石构造为角砾状、脉状、细脉状，矿石以胶状结构为主。

2）铀的存在形式：以吸附状、有机质络合物及含铀黄铁矿为主，存在于构造蚀变角砾岩中。原生沥青铀矿呈粒状、浸染状、细脉状、团块状。

3）矿物共生组合：金属矿物有黄铁矿、赤铁矿、辉锑矿、辉钼矿、硫铁镍矿、方铅矿、辰砂、自然铜等。非金属矿物有方解石、萤石、重晶石、石英、玉髓、蛋白石、绢云母、石墨等。

4）围岩蚀变：只要为硅化和黑色蚀变。硅化多产于构造角砾岩中。黑色蚀变由硅质、有机质、碳质、沥青质、石墨及金属硫化物等组成。矿物赋存于黑色蚀变硅化角砾岩中并普遍硅化。重晶石化在部分矿化点亦可见到。

（4）铀矿富集条件

该类铀矿的形成经历了同生沉积、成岩富集、后生改造三个阶段，前两个阶段形成铀源层和富铀体，后一阶段形成矿床。因此，铀矿化受地层、岩性、岩相、沉积环境及断裂构造的多重控制。含矿地层具有层位多、分布广、矿化度低的特点。铀矿分布在地台、古陆、古隆起的边缘，为稳定的地台型碳酸盐岩沉积。含矿层展布在不整合、假整合等沉积间断的风化剥蚀面上。各种断裂构造、破碎带、节理裂隙成为含铀热液的运移通道和聚集场所，对铀矿的形成起了重要的控制作用。因此该类矿多赋存在两组断裂构造带的复合交汇部位，而具有成生联系的次级“人”字形构造、层间破碎带、构造角砾岩带、构造膨胀收缩，往往是铀矿富集地段。灰黑色、黑色富含有机质、碳质、金属硫化物所形成的黑色构造蚀变带，对来自围岩和下伏地层的富铀溶液，具有很强的吸附作用，是铀成矿和富集的重要因素。

5.2.3.3 磷块岩型铀矿化

该类铀矿主要分布于上扬子台褶带的贵州中部和北部，川西龙门山地区也有分布。区内已发现金沙703矿床为一中型矿床，其他均为矿化点。震旦系至三叠系中都有含矿层展布，铀矿化主要分布于上震旦统、中下寒武统和泥盆系地层中。磷块岩的地球化学特征显示磷块岩中U含量高于相邻层位其他岩石（吴祥和等，1996）。这种P与U的组合特征在贵州磷块岩中十分普遍，甚至在部分区域形成黑色岩系磷块岩型铀矿床，如703矿床。磷块岩型铀矿床，是西南地区碳硅泥岩型铀矿的重要类型之一。研究该类矿床的成因，对于完善整个西南地区碳硅泥岩型铀矿床成矿体系具有重要意义。

我国含铀磷块岩主要产在下寒武统，其中扬子地台西缘含铀磷块岩也不例外，从陕西汉中—滇中沿扬子地台西缘，北起汉中宁强—四川峨眉—雷波—会东—云南滇中晋宁长达1000km，到南缘贵州境内磷块岩广泛分布，含铀磷块岩系主要赋存于下寒武统底部与上震旦统顶部，与含铀磷块岩型铀矿化关系密切的是下寒武统。沉积相几乎都为淹没台地或者浅水、半深水陆棚相；磷块岩层不论在横向上或在垂向上都明显发育于硅质岩类与白云岩、黑色岩系互层的交接部位。

（1）铀矿产出的大地构造部位

磷块岩型铀矿在扬子准地台分布广泛，含矿层十分发育。金沙磷块岩型铀矿床位于扬子准地台上扬子台褶带东南缘，松林-岩孔背斜北西翼。背斜两翼依次分布寒武系、奥陶系、二叠系、三叠系和侏罗系地层，缺失志留系、泥盆系和石炭系。矿区构造线方向以NE向为主，断层走向与褶皱轴向基本一致，断层性质多为长扭性正断层。

（2）含铀磷矿地层

研究区含铀磷块岩系主要赋存于下寒武统与上震旦统接触界面上，在汉中称宽川铺组、四川峨眉称九老洞组，雷波、会东一直延至云南昆明一带相当于筇竹寺组，贵州织金戈仲伍组，贵州铜仁九门冲组底部留茶坡组顶部，遵义牛蹄塘组底部戈仲伍组顶部，麻江牛蹄塘组，它们都可以和贵州牛蹄塘组相对比，下寒武统牛蹄塘组（ ）是一套由含铀磷块岩、硅质岩和碳质页岩组成的含矿岩系，含铀磷块岩矿层产于牛蹄塘组（ ）的底部，实属早寒武世梅树村期的海相（热水）沉积产物。

（3）矿物岩石特征

结合各矿点综合研究，含铀磷块岩矿石呈深灰、灰黑色，表面粗糙。矿石结构以隐晶质及胶状结构为主，其次有生物碎屑结构，再次为角砾状结构。矿石矿物成分主要为胶磷矿（呈隐晶质及胶状），其次是碳磷灰石或者黏土矿物（隐晶质），其他伴生石英（细、微粒）、有机质（浸染充填）、重晶石（细、微粒）、黄铁矿（细小颗粒）、海绿石（细粒及隐晶质）、绢云母等。在织金新华矿段含稀土及铀、钒元素，目前未见到独立矿物。根据吴祥和等的研究，其中织金戈仲伍矿区P2O5：8.05%～37.26%，U：0.001%～0.28%，铜仁坝黄矿区顶部矿层为结核状磷块岩，P2O5：4%～8%，U：0.002%～0.25%，Mo：0.012%～1.29%，V2O5：0.013%～0.760%；上下矿层为角砾状磷块岩 P2O5：7.67%～33.74%，U：0.006%～0.050%，Mo：0%～0.03%，V2O5：0.154%～0.800%。根据样品检测及前人的研究，P2O5与U含量两者呈正相关，说明铀和磷在成因上有一定联系，可能是共同沉积，只是磷块岩含铀偏低，呈分散状，没有见到独立铀矿物，具体原因还需进一步研究。

（4）磷块岩成因及铀、磷元素的来源与富集

扬子地台西缘，曾经有许多地质学者研究过。讨论的中心涉及磷质来源、沉积环境等问题。磷质来源是研究矿床成因的核心问题，目前提出的有上升洋流成磷、陆源汲取成矿、生物聚磷成矿、火山喷发成矿及交代成矿等学说。根据对研究区磷矿床特征所做的分析，认为扬子地台西缘早寒武世磷矿的磷质主要来源于富磷上升洋流，其次是陆源磷被带入海洋转化成溶解磷酸盐，经沉积、风暴改造，然后又随洋流沿着陆坡缓坡带回到浅水陆棚，沿途随机富集析出而形成诸多大型矿床。

从磷块岩的成因可以看出，磷块岩如此大规模的出现，一方面主要因为海相热水（泉）沉积作用，在晚震旦-早寒武世本区为扬子古陆东南缘，为与伸展构造背景有关的被动大陆边缘斜坡上的裂陷盆地，经深切的同沉积断裂活动，使上地幔有关元素被热水（泉）循环体系带至裂陷盆地中，在相对深水的还原条件下，形成黑色沉积岩系，包括磷块岩，伴生有U、V、Ni、Mo和贵重金属；另一方面是因为之前古陆侵入的大量酸性花岗岩中呈分散状态的包括磷、铀在内的各种元素，经风化剥蚀、冲刷、溶解淋滤出来，再搬运而入扬子古海海盆凹陷地区。随着澄江运动影响，一部分铀元素呈离子状态存在于海水之中，同时上述古陆也仍然裸露于海面之上继续遭受风化剥蚀，使铀元素继续不断地随着大量的岩屑而流入海水之中。晚震旦世末期地壳上升造成与早寒武世初期两地层之间的沉积间断，使原来一部分富集在碳质页岩中的铀元素又复溶解，从而更增加了铀元素的物质来源，为早寒武世初期铀元素的富集成矿提供了先决的条件。与此同时，磷质的来源与铀元素来源一致，只是由于丰度不一样决定了是否成矿。

（5）含铀磷块岩成磷期岩相古地理

关于磷块岩岩相古地理前人已作过详细研究。根据吴祥和等人的分类，本研究将含铀磷块岩成磷期岩相古地理整理如下：

1）磷质生物碎屑浅滩相：属于淹没台地相组，见于织金戈仲伍等地。底部为延伸不稳定的磷质角砾岩层，其中磷块岩角砾岩向上有增多的趋势，属潮道滞留沉积。其上为薄至中厚层状含磷质生物碎屑细晶白云岩和薄层状白云质生物屑砂屑磷块岩，发育透镜状、波状层理及双向交错层理，反映了强烈潮汐作用下形成的一种生物碎屑滩。

2）磷质缓坡滑塌相：属于陆棚相组，分布于铜仁、万山一带及遵义、余庆等地。在铜仁黄坝地区表现为含铀和重稀土元素的滑塌角砾岩，砾间一般无填隙物，偶见少量碳质黏土岩。在遵义松林新土沟一带，在水下侵蚀间断面上见有滞留角砾岩，未见滑塌沉积。这一时期海平面突然上升，地壳继续沉降，小壳动物和碳酸盐生成率跟不上海平面上升，结果浅滩生长中断，出现无沉积状态，形成硬底界面，海平面升到最高位，水体缺氧，富含钒钼镍等金属的黑色页岩，被认为是缺氧水层的沉积代表。结核状磷块岩和黑色页岩为凝缩层的典型沉积物。

3）磷质缓坡-陆坡相及镍、钼、钒磷质滞积相：属于陆棚相组，见于麻江、三都一带。薄层状的硅质岩和碳质硅岩间夹有少量黑色黏土岩，底部为硅质磷块岩，发育水平纹层，富含黄铁矿；在黑色黏土岩中含凝胶状磷块岩结核或小扁豆体，并含有V、U元素。底部硅质磷块岩成透镜体展布，富含U、V等元素。

（6）含铀磷块岩成矿与构造事件关系

重大地质事件控制着矿物源，影响着整个成矿环境；区域地质事件控制成矿，是矿物源富集成矿的关键因素。发生在西南地区的首要地质事件是上升含磷洋流，由于海平面的上升，携带铀、磷源上升，覆盖整个贵州；然后由于海平面上升到最高位而水体缺氧，形成富含钒钼镍等金属的黑色页岩。在研究区内铀含量相对磷含量少很多，而沉积区面积大，因此出现了“只见星星不见月亮”的情况。因此铀元素富集成矿需要借助相应的构造事件来完成，在铀矿勘查中建议着重构造找矿的思路。

1.矿床位置及研究小史

基洛夫格勒铀矿床，位于乌克兰中部偏东的基洛夫格勒州基洛夫格勒市南部4km处。该矿床在克里沃罗格铁铀矿床之西部，这两个超大型铀矿区相隔100多公里。

矿床大地构造位置，同克里沃罗格铀矿床相似，前人多归为古老的乌克兰地盾。B.И.卡赞斯基（1978）归此为原始活化区，Л.B.格里戈利耶娃（1986）归入为原地洼区。我们依地洼学说，列为欧洲壳体乌克兰地洼区克里沃罗格－基洛夫格勒地穹系基洛夫格勒地穹列。由于克里沃罗格及基洛夫格勒两个超大型铀矿床，空间上相距不远。成因上均与碱交代（钠交代岩）作用有关，从世界成矿区划角度，可并入同一铀成矿域，即称为克里沃罗格－基洛夫格勒铀成矿域。

1989年笔者有幸随同国家科委访苏代表团考察该矿床时，当地科技人员介绍说，这个矿床离50年代已世界驰名的克里沃罗格铁铀矿床仅百余公里，但迟迟未被发现。虽然早在1958年进行过钻孔普查，结果在钠交代岩中未找到铀矿化。航空伽马测量发现的异常，经地面检查属伟晶岩引起，故而终止普查工作。放射性水化学普查时，发现水化异常，有关单位曾作过普查设计，但由于受局部的成矿规律所束缚，未能进一步落实普查工作。直至1964年打井找水时才偶然地发现了铀矿化，从而再次引起人们重视。当时克里沃罗格铀矿床开采已近尾声，领导机关指示加速矿床勘探工作。于是1965年完成初勘工作，1967年完成详细勘探，同年开始筹建矿山，1971年矿山正式投产，至1994年仍在开采。后因矿石品位较低，平均品位约为0.1%，故于1995年开始停产关闭。

基洛夫格勒矿床是一种赋存于钠长岩中新的单铀矿床类型。平均铀品位约为0.1%的低品位矿石，铀成矿作用同钠交代作用密切相关。B.И.卡赞斯基等（1968,1974）对矿床构造和岩性成矿条件，以及对交代岩的垂直分带性作了研究。H.И.格列钦尼柯夫（1971）对铀矿床及交代岩的矿物成分作了详细论述。Я.Н.别列夫采夫（1972）和B.T.库舍夫（1972）对交代岩的成因及成矿条件分别进行了分析和论述。

我国学者赵凤民、姚振凯等（1989），黄世杰、牛林等（1992）曾先后多次赴该矿床考察。B.И.卡赞斯基（1992）在云南访问和咨询期间，介绍了该矿床的地质矿化特征和成矿条件，为介绍该矿床提供了较充足的资料依据。

2.矿床地质特征及其多因复成依据

1）矿区地层及含矿主岩

矿区内出露地层单一，地层时代很老，均属太古宙片麻岩系。该片麻岩系经受古元古代的区域褶皱和变质作用影响，岩层呈南北延伸的缓倾线状褶皱形态产出。在南北向褶皱带中心部位，变质岩强烈花岗岩化、混合岩化，并有两个巨大的近东西延伸的古元古代花岗岩体侵入（图6-18）。铀矿化分布与花岗片麻岩隆起密切相关，但铀矿化又并非直接赋存于花岗片麻岩内，也不是产在花岗岩体内，而是在沿断裂分布的由片麻岩、花岗岩、混合岩、变余糜棱岩、糜棱岩和碎裂岩交代所成的钠交代岩中，故而钠交代岩是矿床的含矿主岩。

图6-18　基洛夫格勒铀矿床区域地质略图

1.太古宙片麻岩系；2.古元古代经受变质的太古宙片麻岩系；3.古元古代花岗岩；4.克里沃罗格古元古代变质岩系；5.拉巴基维花岗岩及其共生的辉长岩、苏长岩和斜长岩；6.断裂构造；7.铁铀型矿化；8.单铀型矿化

В.И.卡赞斯基详细研究了钠交代岩的特征。归纳起来含铀钠交代岩具有下列主要特征：①空间上与断裂构造破碎带或超变质岩的绿岩蚀变带相伴出现。交代作用最强烈处是出现在断裂中，并沿变余糜棱岩和注入混合岩带分布，而且还可延伸到深部；②交代岩一般继承原岩花岗岩或片麻岩的结构－构造特点，并分成两种主要类型：（Ⅰ）霓石－钠闪石和（Ⅱ）绿泥石－绿帘石（表6-6）。前者分带特点是：在外带由黑云母变来的碱性闪石发育，长石变红，斜长石的去钙长石化和部分石英再结晶。靠近交代中心，石英被钠长石交代愈多，直至石英全部消失。在内带微斜长石被钠长石交代，钠闪石被霓石交代，生成单一的钠长石。后者分带的特点是，缺失碱性角闪石和辉石，绿帘石和绿泥石带稳定。另外，在交代岩中还见到混合型分带，其特点是外带绿泥石和绿帘石发育，内带钠闪石和霓石发育；③具有碎裂构造特点，继承着钠交代作用前的绿帘石－绿泥石碎裂岩特征，同时钠交代岩遭受了更晚期的脆性变形。铀矿化正是叠加于钠长岩的碎裂带、裂隙带、微角砾岩化带之上。伴随铀矿化的还有晚期绿泥石、方解石、赤铁矿和石英；④钠交代岩的热液蚀变与成矿之间没有明显的间断，铀矿化靠近内带分布，很少超出交代晕圈之外；⑤含铀钠交代岩延深大，在均一地质环境下具有垂直分带性的明显特征。自上而下为石英帽（或称石英交代岩）→绿帘石－绿泥石交代岩→霓石－钠闪石交代岩。

表6-6　沿花岗岩和片麻岩交代生成的中温钠交代岩分带

（据B.И.卡赞斯基等）

2）构造形态及成矿构造

矿床构造形态为基洛夫花岗片麻岩断块隆起的东部边缘，紧靠米邱林深大断裂（图6-19），花岗片麻岩被挤压成南北向延伸的缓倾褶皱带。矿区内断裂构造极为发育，其中最主要的是近南北向延伸的米邱林深大断裂。该深大断裂长期多次活动，以糜棱岩、角砾岩和碎裂岩形式产出，断裂带宽为1～30m。此外，矿区内广泛发育着长期活动的北西向的顺层断裂，它们与米邱林断裂多呈斜交，或为米邱林断裂的次级断裂。南北向和北西向断裂早在超变质作用期形成，在区域花岗岩化期又再次活化。矿区还有北东向断裂产出。

米邱林断裂为控矿断裂，铀矿化仅见于这个断裂的上、下盘。断裂两盘的地层及岩石，在平面图上均呈褶曲状（图6-20）。在构造应力作用下断裂两盘的脆性岩石，产生大量的羽状裂隙带或碎裂岩带。裂隙构造产状与岩层产状大致相同，走向北西，倾向北东，倾角65～700。沿这些构造带的岩石发生钠长石化。据统计有77%的钠交代岩发育于花岗岩和伟晶岩中。20%的钠交代岩发育于片麻岩内。其余部分的钠交代岩呈脉状充填于微细裂隙中。

3）矿区岩浆岩

矿区内岩浆岩发育，分布面积广。在片麻岩中广泛发育着古元古代的中细粒花岗岩、细晶岩、伟晶岩和混染细晶岩等。它们受构造挤压力作用后呈南北向延伸的线状体产出。

图6-19　基洛夫格勒矿床地质平面图1.片麻岩；2.超变质岩外带的斑状混合岩；3.超变质岩内带的似粗面质花岗岩；4.中细粒花岗岩线状体；5.挤压、糜棱岩带；6.眼球状片岩和变余碎裂岩；7.细晶伟晶花岗岩；8.遭受晚期构造活动的角闪岩相的变余糜棱岩（米邱林深大断裂）；9.绿片岩中的糜棱岩、碎裂岩带；10.钠交代岩；11.铀矿化地段

在区域内有多期古元古代的花岗岩类侵入体，并有复杂的内部结构。铀矿化带在侵入体的外接触带分布（图6-21）。在第一期的古元古代花岗岩体内，岩浆交代作用起了主导作用，从而决定了侵入体的形态及贯入混合岩广泛发育。从粗粒花岗岩的中心部位，向顶盖接触带的细粒花岗岩，以及向旁侧接触带花岗闪长岩，呈有规律的逐步过渡。在岩体内接触带，由于在冷却前产生了宽广的原生节理岩带，该岩带分布受顶部凹陷、岩体相界线和流线等内部结构要素的制约。

第二期的古元古代花岗岩只在局部出现，形成了混合岩带包围的等粒花岗岩小岩体和细晶岩类花岗岩体。它的形成与更深部岩体带来的花岗岩化溶液有关。第二期花岗岩体呈长椭圆形，有膨大和变细的形态变化，并继承着内接触带的位置，有时分布在原生节理岩带内，并转变成黑云母－角闪石变余糜棱岩（图6-22）。

据Я.Н.别列夫采夫资料，基洛夫格勒型花岗岩的铀含量为5.4g/t至10g/t。可为铀成矿作用提供较充足的成矿铀源。

图6-20　矿床地质平面和剖面图

（据B.Круменичков）

1.片麻岩；2.花岗岩；3.伟晶岩；4.挤压带和肠状带；5.变余糜棱岩铁铝榴石－角闪岩相；6.混合岩和破碎岩；7.钠交代岩的外带及过渡带；8.钠交代岩内带（钠长石）；9.铀矿体

4）矿体形态及近矿围岩蚀变

矿体类型按其产出地质环境可分成两种：第一种是产于片麻岩中钠长石化花岗岩、伟晶岩的顺层岩体内的矿体；第二种是产于热液蚀变花岗岩大岩体内钠长岩中的矿体（图6-22）。

图6-21　矿区花岗岩类各相、断裂及钠交代岩之间关系剖面图

（据В.И.Казaнский）

1.片麻岩；2.第一期花岗岩外部接触带；3.第一期花岗岩顶盖接触带；4.第一期花岗岩体中心部分；5.第二期花岗岩类；6.贯入混合岩；7.原生节理岩带；8.黑云母角闪石碎屑糜棱岩；9.绿帘石－绿泥石糜棱岩；10.交代完全的地段；11.未交代完全的地段

图6-22　钠交代岩中铀矿体的形态平面图

（据В.И.卡赞斯基）

A.片麻岩、花岗岩和伟晶岩交代带中的矿体；B.花岗岩中的铀矿体。1.片麻岩；2.中粒花岗岩；3.伟晶岩；4.交代带的界线；5.钠交代岩外带；6.内带，即钠长岩；7.铀矿体；8.变余糜棱岩和糜棱岩

铀矿体形态多为透镜状，有时为柱状或不规则状。矿体长300～400m，宽自数米至80m，向深部延深大于300m。在米邱林矿段，矿化强度在离地表90m的深处，往上往下矿化强度变弱，矿体变小，至500m深处铀矿化基本消失。

铀矿体形态受钠交代岩体及断裂构造在走向和倾向方向的弯曲或分支的联合控制。这种制约关系在矿区平面和剖面图（图6-20）明显可见。由于钠交代岩的垂向分带性特点，导致铀矿化相应具有垂向分带的规律性（图6-23），铀矿化分布在钠长岩体内。钠长岩体及碱交代作用的范围，远比铀矿化范围大，因而铀矿化不超出碱交代晕和钠长岩体的界线。

图6-23　含铀钠交代岩的垂直分带

（据B.И，Казанский等）

Ⅰ.超变质围岩；Ⅱ.钠交代岩；Ⅲ.再沉淀的石英。1.片麻岩；2.混合岩；3.花岗岩；4.伟晶岩；5.变余糜棱岩和糜棱岩；6.钠交代岩的外带和过渡带，即绿帘石和绿泥石钠交代岩；7.绿帘石－绿泥石带；8.绿帘石－绿泥石－钠闪石带；9.霓石钠闪石带；10.含铀钠长岩；11.石英细脉；12.交代型石英细脉；13.交代型“石英帽”

近矿围岩蚀变有赤铁矿化、绿泥石化、钠长石化和碳酸盐化等。沿米邱林断裂带，广泛发育着退变质蚀变作用，斜长石遭受钠长石化和绿泥石化。蚀变带宽达1km，延伸可长达100余公里。退变质作用还导致岩石中的铀活化，故铀产在钠交代岩中。钠交代岩发育宽3～5km到10km，延伸长达30km的地段内，具有明显的分带现象。中心部位全部钠长石化，有的钠闪石被霓石交代，有时见绿泥石。铀矿化多在中心带分布。过渡带的石英全部钠长石化，交代岩由钾长石、钠长石、钠闪石、绿泥石等组成，有时见黄铁矿。外带的中部见石英被钠长石化或钾长石化，有时伴有绿泥石。在钠长石化强烈地段，钠长石质量分数w（钠长石）多在70%以上，常常伴随有铀矿化产出。同时伴随有赤铁矿化，导致岩石颜色变深，铀矿化强度随之增高。

绿泥石化也较发育，当绿泥石化强烈时，铀矿化品位增高。霓石化强烈发育却对铀矿化不利。碳酸盐化不甚强烈，方解石质量分数w（方解石）一般在3%～5%。

5）矿石构造及物质成分

矿石构造多为角砾状、碎裂状、糜棱状，有时为脉状，较少为块状。

铀矿石为单铀型，不含钍及其他有用伴生元素。铀矿物有晶质铀矿、沥青铀矿、钛铀矿、铈铀钛铁矿、硅钙铀矿和硅铅铀矿、铀石、铀黑等，这些铀矿物均与钠交代岩的暗色矿物密切共生。暗色矿物有榍石、金红石、钛铁矿、霓石、角闪石、绿泥石、绿帘石等。另外还有石英和方解石、赤铁矿等矿物。

矿区内氧化带十分发育，垂向延伸可达数百米。因此，矿区内铀的硅酸盐矿物极为发育，可占整个铀矿物总量的60%，铀钛的复杂氧化物约占20%。

矿石的矿物成分及其生成顺序见图6-24。从该图看出，钠闪石、碳酸盐、绿泥石和赤铁矿等金属矿物，有时还有石英的形成，均与铀成矿作用直接有关。矿物分布在空间上也有一定规律，如在米邱林矿段的西北部以铀酰硅酸盐矿物为主，而在其南部为铀钛复杂氧化物和铀酰硅酸盐为主。含铀酰硅酸盐矿物的铀矿石，易于水冶，耗酸量约为10%，而含铀钛复杂氧化物的铀矿石，难用于水冶。

图6-24　钠交代岩型铀矿床矿物生成顺序

（据B.И.Казанский）

6）同位素地质

据放射性地质资料，含铀钠交代岩周围的片麻岩、似斑状钾质花岗岩和中粒花岗岩的同位素年龄值相近似，约为31～19亿年。但从地质和岩石学资料分析，它们是在原则上不同的条件下形成。基底的结晶岩石是在进变质作用时形成，它外围是角闪石相岩石，内侧是麻粒岩相岩石，属结晶基底的重结晶产物，从而形成混合岩和侵入花岗岩。含铀钠长岩的形成深度不大，而形成时间是在超变质岩的绿片岩蚀变之后。

钠长石化大约发生在距今19～18.5亿年前，第一期铀成矿作用约在18～17亿年前之间进行，第二期铀成矿作用约在17～16亿年前，以形成脉状铀矿化为主。

3.矿床形成条件

矿床成矿铀源可能直接和间接来自三方面：首先是来自钠交代岩，其次是深源热液，再次是古元古代片麻岩、花岗岩类。古元古代片麻岩的铀含量为7～9g/t，花岗岩中铀含量达15～20g/t。

钠交代岩是铀成矿的主要铀源体，钠交代作用有Na、Ca、Fe、U等元素带入，使Al和K带出。钠交代岩在矿区分布范围广，平面延伸和垂向延深规模大，宽度为自3～5km至10km，延长达30km。延深超过1km，是一个庞大的成矿铀源体。但是钠交代岩的平均铀含量尚未公布于世。从钠交代岩是片麻岩和花岗岩类交代演化而成，推测钠交代岩的含铀性，可能同原始的片麻岩和花岗岩含铀性有母缘联系。

米邱林南北向深大断裂构造，是控岩和控矿的深大断裂，长期多次活动，同深源热液相沟通，使先成岩层或岩体的铀源活化。通过断裂构造把铀带入成矿空间富集成矿。

主成矿期的成矿温度为230～200℃，同铀矿石的矿物共生组合及近矿围岩蚀变特征相吻合，而主成矿期前的钠长石化期，钠交代溶液的压力达2.3×108～2.5×108巴，钠交代溶液含碳酸量达300g/kg岩石，热液的温度稍高，据测定为320～300℃。

成矿深度约大于2000m，这是根据铀矿化的矿物组合、近矿围岩蚀变及铀矿化的垂直分带性推测的。

矿床的成矿空间条件极为有利，主要依据是矿床定位受多次而长期活动的南北向深大断裂制约。该断裂上、下盘有宽达20～30m强烈混合岩化、角砾岩化和糜棱岩化的岩性。还有次级的北西向顺层断裂发育，并与南北向断裂斜交，以及北东向的切层断裂发育。此外，矿区内有极宽、厚的钠交代岩体分布，多期次的花岗岩化和各种脉岩体的侵入，以及热液蚀变作用多样、蚀变岩厚度大，均表明成矿的通道和储矿空间有利。

成矿的动力，密切地与古元古代19亿年～17亿年长期多次的地洼阶段构造－岩浆活化作用有关。古元古代早期地槽回返以后，19亿年至17亿年的漫长地质岁月中，经历了强烈的断块构造活化及其伴随的岩浆活化作用、钠长石化交代作用和其他热液蚀变作用，不断地使先成岩层和岩体中的铀活化运移。只在17亿年前后时期，矿区地壳运动转入相对宁静，表现出以断裂构造伴随的热液铀矿化的脉体活动，形成二期的热液铀矿化富集。

4.成矿作用的演化

1）大地构造的演化

矿区及所在区域地壳经历了新太古代的前地槽阶段，古元古代早期的地槽阶段，古元古代晚期的地洼阶段，其间是否有短暂地台阶段，尚有待进一步查证。矿区及区域地壳经历的主要地质构造事件有：

Ⅰ.新太古代前地槽阶段

Ⅰ-1.形成黑云母角闪石片麻岩，其年龄为28～27亿年

Ⅱ.元古宙早期地槽阶段

Ⅱ-2.含铀砾岩和铁质建造形成，年龄为25～24亿年

Ⅱ-3.区域变质作用

Ⅱ-4.地槽回返和多次褶皱作用及花岗岩化，形成眼球状花岗岩、混合岩和伟晶岩，年龄为20亿年

Ⅱ.古元古代地台阶段，是否存在，尚待查证

Ⅲ.古元古代晚期地洼阶段

Ⅲ-5.断块断裂构造活化，形成南北、东西向、北西向深大断裂带

Ⅲ-6.岩浆活化，形成斑状花岗岩、粗面岩及奥长环斑岩等侵入体

Ⅲ-7.钠长石化形成钠长岩带，年龄为19～18.5亿年

Ⅲ-8.第一期铀矿化形成，年龄为18～17亿年

Ⅲ-9.再次钠长石化和断裂构造活化

Ⅲ-10.第二期铀矿化，以脉状为主，产于钠交代岩中心部位，年龄为17～16亿年

Ⅲ-11.碳酸盐化，形成矿后方解石脉

Ⅲ-12.氧化带内的铀次生富集

2）铀成矿作用的演化

从以上地质构造事件演化看出，铀成矿作用经历了长期的分异和富集过程。先是地槽阶段含铀泥岩和砾岩沉积期的原始铀富集和花岗岩化岩石中铀的预富集。再是地洼阶段钠长石化岩带中铀的再次预富集，接着是热液铀矿化形成的工业铀富集，以及矿床氧化带内的次生铀富集，先后叠加在钠长岩内形成超大型铀矿床。

古元古代地槽阶段含铀石英砾岩和泥岩沉积－成岩期铀的原始富集（25～24亿年前）。据区域资料含铀石英砾岩的总厚度达数百米，平均铀含量为4.4g/t，少数石英砾岩层铀含量可达万分之一、二的贫矿化品位，表明石英砾岩层在沉积－成岩期已有原始的铀富集，但这种石英砾岩在矿区未见出露，推测在深部可能存在。

古元古代早期地槽阶段回返期花岗岩化中铀的预富集（20亿年前）。在先成含铀层分布前提下，在地槽回返过程中产生区域变质和褶皱作用，并伴随有花岗岩化和混合岩化作用，在矿区地槽阶段所形成的花岗岩内有铀的某些预富集，花岗岩的铀含量达15～20g/t，片麻岩的铀含量达7～9g/t。

古元古代晚期地洼阶段钠长石化岩石铀的再次预富集（19～18亿年前）。在钠长石化的花岗岩和夹有伟晶岩脉的片麻岩内，见铀的明显再次预富集，而且全部的铀矿体均未超出钠长石化的晕带范围。钠长石化伴随断裂构造活化，并充填断裂构造带。与钠长石化同时发育的还有绿泥石化、绿帘石化等蚀变作用。

接着是古元古代晚期地洼阶段第一期的主要工业铀矿化形成（18～17亿年前）。成矿溶液已属岩浆期后中低温热液，铀成矿富集过程中伴随绿泥石化、赤铁矿化、硅化和碳酸盐化。在17～16亿年前时期，又有第二期钠长石化及其紧跟随的第二期热液铀矿化作用。后一期铀矿化的特点是呈脉状产出，分布于交代岩的中心部位。在矿床氧化带内见大量次生铀矿物分布，而且延深达数百米。

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