模型四十六 砂岩型铀矿床找矿模型 大红山沉积碎屑岩型锰矿找矿模型

一、概 述

砂岩型铀矿系指产于砂岩、砂砾岩等碎屑岩中的外生后成铀矿床，以分布广、矿石品位较低、中小规模为主且易开采冶炼等特点著称 ( 地球科学大辞典编委会，2005) 。关于砂岩型铀矿的分类，因划分依据不同而存在较大差异。如，国际原子能机构采用描述性分类，把砂岩型铀矿划分为卷状、板状、底河道和前寒武系砂岩 4 种亚类; 美国学者根据矿床成因与成矿作用等，将砂岩型铀矿划分为晚期成岩 － 表生后生渗入叠加成因型砂岩型铀矿、表生后生型铀 － 钒 － 铜板状砂岩型铀矿、细菌型卷状砂岩型铀矿和非细菌型砂岩型铀矿 4 个亚类; 前苏联学者则按成因将其分为: 层间氧化带型、古河道型 ( 潜水氧化带型) 和潜水 － 层间氧化带型 3 个亚类; 我国学者则多按含矿主岩沉积建造分类，一般分为红色碎屑岩建造、暗色碎屑岩建造和火山岩 － 沉积碎屑岩等 3 种建造类型，同时采用前苏联的成因分类，对每个建造类型进一步区分为层间氧化带型和潜水氧化带型，后又引入古河道型。但从成矿规模、更适合地浸开采、矿床经济价值等方面考虑，目前研究和发现的矿床中更多为层间氧化带型、古河道型 ( 潜水氧化带型) 和潜水 － 层间氧化带型 ( 李思田等，2004) 。

总的来看，砂岩型铀矿在世界铀资源总量中占有重要地位，其资源量约占世界铀总储量的 18%，仅次于不整合型铀矿和角砾杂岩型铀矿，列居第三位 ( C. W. Jefferson 等，2007) 。据国际原子能机构统计 ( 1996) 的全球 49 个国家的 650 个铀矿中，有 250 个是砂岩型铀矿，占世界铀矿床总数的42. 9% 。表 1 列出了世界大型砂岩型铀矿床的规模和品位等信息。

表 1 世界大型砂岩型铀矿一览表*

续表

资料来源: 周维勋等，2000

* 金属铀≥20000t

与不整合型铀矿不同，砂岩型铀矿分布广泛，各大洲均有产出 ( 图 1) 。成矿较为集中的地区为北美、中亚、俄罗斯远东地区和欧洲大陆中部等，形成若干重要的砂岩型铀矿省或铀成矿区。北美洲的砂岩型铀集中产于美国的科罗拉多高原、怀俄明盆地、新墨西哥州和得克萨斯沿海平原的中、新生代盆地; 在非洲大陆，尼日尔、加蓬 ( 弗朗斯维尔盆地) 和南非 ( 卡鲁盆地) 也有大量的砂岩型铀矿床; 中亚的哈萨克斯坦、乌兹别克斯坦、吉尔吉斯斯坦等拥有丰富的砂岩型铀矿资源; 俄罗斯、蒙古、中国和澳大利亚及西欧等国家也发现有大型砂岩型铀矿的矿集区，其资源潜力极为可观，引世人注目。近年来随着铀需求量的增加，澳大利亚、乌兹别克斯坦、俄罗斯等国都加大了对砂岩型铀矿的开采、开发和生产。

图 1 世界主要砂岩型铀矿床分布示意图( 引自 T. Matveeva 等，2007，修改)

二、地 质 特 征

1. 区域成矿地质条件

( 1) 大地构造背景

砂岩型铀矿床受构造运动影响较大，绝大多数矿床分布在中间地块和活化地台的一级隆起构造及其边缘地带。因为后期构造运动可形成许多隆起 ( 或断块隆起) 和坳陷 ( 或断陷盆地) ，为铀矿的形成准备了储集砂岩体，同时构造运动还能为铀矿形成提供铀源区。如美国西部科罗拉多高原是科迪勒拉褶皱带坳陷的中间地块，经过地质构造运动的演化，最后在拉拉米运动中形成了现在的一系列隆起和盆地，并在盆地中形成了含矿建造。而该区的 3 个前寒纪基底隆起 ( 花岗岩山、拉拉米山和布拉克山) 则控制着整个铀矿区的展布。

含砂岩型铀矿盆地，按产出的大地构造部位可划分为: ①地台和内克拉通盆地; ②山间盆地;③地堑和区域伸展盆地; ④大陆边缘盆地。各类盆地虽都能成矿，但成矿规模不同，以克拉通和活动带内盆地相对较佳。各类产铀盆地的构造类型和铀矿床分布见表 2。

表 2 产铀盆地构造类型及铀矿分布

资料来源: 叶柏庄，2001

( 2) 产铀盆地特征

产铀盆地所处基底的地壳类型有大陆型、海洋型和过渡型 3 类，砂岩型铀矿一般位于大陆型地壳，产于古老基底的发育区之上，这些古老基底出露区往往发育有富铀岩层和富铀岩体。一般来说，大型盆地反映地壳运动相对比较稳定，沉积作用分异明显，砂体稳定，砂泥结构好，具有良好的成矿条件，能形成大矿。小型盆地，规模小，由于受盆地规模所限，不足以提供形成矿床的空间和铀源，故不利于大矿的形成。但也有例外，如美国怀俄明地区谢利盆地，面积仅 350km2，铀 ( U3O8) 储量达 56000t。

产铀盆地的沉积建造存在较大差异，含渗透性和连通性好、成层砂体的沉积建造有利于成矿。常见的具有这一特征的沉积建造有: ①干旱 － 半干旱气候条件下，形成的红色碎屑岩，俗称红盆; ②温暖潮湿的气候条件下，形成的含煤暗色碎屑岩系，俗称煤盆; ③有火山作用参与形成的火山 － 沉积岩系，俗称火盆。红色碎屑岩分布广泛，矿化发育普遍，是一种重要的含矿建造类型，但该类岩层并非全部含矿，矿化只出现在富含有机质的灰色、深灰色或褐黄色的岩层中，红色及棕色层中无矿; 含煤暗色碎屑岩系中的矿化与煤层 － 砂体组合关系密切; 火盆的岩性构成变化比较复杂，可以是红色岩系( 代表氧化环境) ，也可以是暗色岩系 ( 代表还原环境) 等等，它不仅提供铀源，而且可造成局部高热异常场，使地下水受热形成热水，使铀成矿作用变得多成因而复杂。

( 3) 岩相古地理和岩性条件

有利于砂岩型铀矿化的岩相古地理条件主要有河流相、滨湖三角洲相和滨海相。一般来说，地台边缘大型或巨型冲积平原的河流冲积相区、滨海三角洲相区、大型内陆盆地扇状冲积平原辫状河 － 低弯度河相区，以及大型冲积扇扇中 － 扇前过渡相区等，都有利于形成规模巨大的区域性层间氧化带型铀矿的含矿建造; 褶皱带内的中间地块上叠式山间盆地的河流冲积相区或盆缘冲洪积扇群相区，则有利于形成规模相对较小的局部性层间氧化带型铀矿的含矿建造。古河道的规模、产状等特征对砂岩型铀矿的规模影响很大。

浅色中 － 粗粒长石砂岩、凝灰质砂岩和石英岩有利于成矿。尼日尔、加蓬、美国、欧洲及我国的有利含矿岩性均为长石砂岩。长石砂岩是花岗岩的风化产物，分布于花岗岩的蚀源区及其附近，颗粒粗大、分选性差，具有良好的渗透性，有利于地下水的循环和矿质沉淀。同时，由页岩、泥岩、粉砂岩等隔水层组成的圈闭对成矿至关重要，可使地下水限于砂岩体内，有利于氧化 － 还原环境的形成。

( 4) 古气候条件

砂岩型铀矿属于表生后生水成铀矿成因类型，古气候条件对其形成起着举足轻重的作用。从现已发现的砂岩型铀矿的空间分布来看，其主要分布在南北半球中纬度 ( 20° ～ 50°) 的近代 － 现代副热带高气压带及其两侧的信风带和西风带，或大陆内部和偏西部的干旱炎热戈壁荒漠草原区的中、新生代盆地内。因为干旱炎热气候条件下，普遍发育偏碱性 ( pH 为 7. 5 ～ 9) 、含氧的重碳酸型地表水，有利于铀的活化迁移; 水中铀含量也相对较高 ( 10－ 6g / L，个别达 10－ 5g / L) ; 再加上干旱炎热气候条件下形成的戈壁、荒漠、草原区植被不发育，使得含氧富铀偏碱性的重碳酸型地表水通过表层渗入地下转化为潜水或层间承压水，而在氧化带迁移时，仍保持较高的铀浓度，为在一定深度的氧化 － 还原过渡部位富集成矿提供了足够的成矿物质。这也是盆地砂岩型铀矿形成期与盆地红色磨拉石建造巨厚堆积相伴随的重要原因。

( 5) 水文地质条件

砂岩型铀矿总是产在自流水盆地内，且受后生期表生水动力条件和水文地球化学条件所控制。砂岩型铀成矿水动力条件分析表明，地下水的交替存在渗出方式和渗入方式两种水动力环境区。对表生后生水成铀矿来说，最重要的是渗入成矿系统，该系统是由承压盆地的下降式渗入型含氧含铀水作用而形成的成矿系统。王正邦 ( 2002) 根据渗入水的水动力条件及成矿作用类型，将其进一步划分为潜水、潜水 － 层间水和层间水 3 个成矿亚系统。含铀煤型矿化形成于潜水氧化成矿亚系统，在地下潜水面上下的地下水强烈交替带中，矿化往往受区内成矿期古地下潜水面控制，具有相近的成矿标高;古河道型铀矿形成于潜水 － 层间水氧化成矿亚系统，在地下水交替相对困难带和强烈交替带中，最大深度可达 350m。另一种矿化类型则受冲洪积扇前缘的沼化洼地相含炭粉砂质泥岩与其上下的扇前网状河相砂岩控制，以潜水氧化带型板状砂岩型铀矿为主，局部可出现层间氧化带卷状砂岩型铀矿，矿化可呈单层或多层产出，属潜水 － 层间水氧化成矿亚系统的产物; 层间氧化带型砂岩型铀矿则形成于承压层间水氧化成矿亚系统，深度可达 700m 或更深。

水文地球化学条件是铀矿成矿和空间定位的重要条件。主要体现在渗入型地下水多种地球化学参数的变化上，其空间上具有明显分带特征 ( 表 3) ，主要变化通常受地下水的补给区 － 径流区 － 排泄区水动力系统条件的影响。一般说来，补 － 径 － 排水动力系统长期稳定的盆地 ( 如中亚地区的楚萨雷苏盆地和锡尔达林盆地) 比不稳定的盆地 ( 如塔里木盆地) 更有利于成矿。渗入型的铀矿均定位于氧化 － 还原过渡带地球化学障部位。层间氧化带砂岩型铀矿定位于层间氧化带的尖灭线部位。而潜水 － 层间水氧化带 ( 古河道) 砂岩型铀矿则在平面上沿古河道延伸呈带状分布。所以研究补 － 径 － 排水动力系统对分析矿床定位规律和指导找矿具有重要意义。

表 3 渗入型地下水氧化带各亚带水文地球化学参数

资料来源: 王正邦，2002

( 6) 铀的来源

形成砂岩型铀矿的铀通常来自那些含铀量较高的岩石，如长英质岩石、花岗岩、中酸性火山岩、流纹质、英安质火山碎屑岩以及某些含铀量较高的变质岩等。现已发现的砂岩型铀矿的铀来源，可分为以下 3 种: ①来自周围富铀隆起侵蚀区; ②来自盆地与基底间的古风化壳或基底中有利的岩体和地层; ③来自盆地本身富铀沉积夹层或中酸性火山岩、凝灰岩等夹层。

2. 矿床地质特征

( 1) 矿体形态、规模和产状

砂岩型铀矿床的矿体品位多在 0. 05% ～0. 4%( U3O8) 之间，单个铀矿体的规模以小到中型为主，有时也有富而大的矿体，如美国施瓦兹瓦尔德矿床有 50000t U3O8，矿石品位为 0. 35% ，局部达0. 6% 。该类型矿床的矿体形态比较复杂，概括起来有以下 3 种:

1) 矿体与围岩之间大致整合，呈透镜状、板状、似层状，这种形态最为常见，矿体规模大，产状一般平缓，常具多层性。

2) 卷状矿体，矿体垂直或大角度斜交岩层面或其他沉积构造，呈 “卷状” 产出，又称 “矿卷”，是层间氧化带型铀矿床矿体的特征形态。“矿卷”大都产在产状平缓的岩层中 ( ＜5°) ，常见为简单的 “单矿卷”，有的则是较复杂的矿体，如复合卷、 “S”卷、阶梯卷等，剖面上呈 “新月”形，或“C”形，或钩形。这取决于岩层的岩性特征和水动力情况 ( 图 2) 。单个矿卷的规模变化很大，小到几十厘米，大至几千米。如怀俄明州谢利盆地中一个大矿卷就有 U3O81000t。

图 2 层间氧化带砂岩型铀矿的几种矿体形态( 引自 S. Zh. Daukeev 等，2004b)

3) 复杂不规则状，包括堆状、管状等其他形态的矿体。这些形态往往与构造有密切联系，为后期改造形成，规模一般不大。此种类型矿体，在中国较多。

( 2) 矿石物质成分

砂岩型铀矿的容矿岩石为中、粗粒分选性差的砂岩，并含有黄铁矿和有机物质。有机物质可以是弥散的也可以是由褐煤层形成的。

矿石物质成分比较复杂，矿石矿物主要是硅铀矿和沥青铀矿，个别地方还产有人形石。此外，还有相当一部分铀呈分散吸附状态存在; 次生铀矿物有钒钾铀矿、钒钙铀矿、铜铀云母、钙铀云母等，伴生矿物有黄铁矿、黑铁钒矿、白铁矿、锐钛矿、黄铜矿、黏土矿物、碳酸盐矿物等; 伴生元素有V、Cu、Mo、Se 等，有时其含量可以达到综合利用的标准。

铀矿物在矿石中多呈浸染状存在于各种碎屑颗粒之间的胶结物中，有时铀矿物与有机质和黄铁矿一起沿层理分布，并呈条带状。

( 3) 成矿时代

该类型矿床具有成矿时代新的特点，集中产于中、新生代盆地中，全球 250 个砂岩型铀矿中有104 个为新生代，有 101 个为中生代，其次为古生代和前寒武纪。

砂岩中的铀成矿时间，是在强烈构造活化作用之后的相对宁静期，使先形成的分散铀和富集铀经过活化作用后，转移到有利的构造 － 地球化学环境中成矿。因此，铀成矿时间与最晚一期的强烈构造活化期有关。这一时期的特征几乎也反映绝大多数铀矿床的成矿特色，砂岩型铀矿的这种特色尤为突出。

该类矿床成矿时间的另一特点是，不论含矿层时代属白垩纪还是第三纪，它的矿石年龄值都比含矿层位年龄值小，表明铀矿化是后生成因，即先形成可容矿的层位，然后在某特定时间范围内成矿，但也有少数矿体中的铀在成岩期得到初步富集而与成岩年龄相一致。

成矿时间的具体范围，表现在矿石的同位素年龄值上。中亚砂岩型铀矿床矿石同位素年龄值集中在 4 个成矿时间段，即 24 ～ 26Ma，12 ～ 15Ma，1. 6 ～ 5Ma，0. 2 ～ 1. 5Ma，相当于第三纪 － 第四纪成矿，它们对应于中亚次造山带的几次隆升阶段 ( 叶柏庄，2005) 。夏毓亮等 ( 2003) 对我国北方盆地砂岩型铀矿进行了系统的 U － Pb 年龄测定，获得伊犁盆地的铀成矿年龄为12Ma、5 ～6Ma 和1 ～2Ma;吐 － 哈盆地的铀成矿年龄为48Ma 和28Ma; 巴彦塔拉凹陷砂岩型铀矿的成矿年龄为7Ma，东胜地区砂岩型铀矿的成矿年龄为 107Ma。

三、矿床成因和找矿标志

1. 矿床成因

砂岩型铀矿是漫长的地质演化产物，其形成演化过程一般可划分为 3 期 5 个阶段: ①盆地基底构造演化期，包括基底构造与富铀建造形成阶段和基底古风化壳铀活化预富集阶段; ②盆地及盖层含矿建造形成演化期; ③后生改造富集成矿期，包括后生改造富集成矿阶段和再造阶段。不同矿床亚类因其地质特征不同，而使其成矿模式存在较大差异。下面简要叙述一下层间氧化带型、古河道型和潜水 － 层间氧化带型 3 个亚类的矿床成因模式。

( 1) 层间氧化带砂岩型铀矿

通常富氧含铀水体进入砂体后，Fe2 +和有机质开始被氧化，随着水体运移距离的增加，或者氧化程度的提高，水中的溶解氧 ( 自由 O2) 将逐渐消耗，至氧化带前锋线附近氧消耗殆尽，未发生氧化的灰色岩石带中的厌氧细菌能产生 H2和 H2S，使地层水 pH 值降低、U6 +转换为 U4 +沉淀下来形成铀矿 ( 图 3) 。矿体产在层间氧化带尖灭部位，形态为卷状或似卷状，有时形成较复杂的矿体，取决于岩层的岩性特征和水动力情况。矿体两翼厚度通常不等，下翼厚而上翼薄; 在平面上，矿体展布形态与层间氧化带前锋线形态相似。

这类矿床通常规模巨大，常发育在砂岩从黄色向灰色转化的边界上，多远离铀源区，迁移距离受层间氧化带发育时间和盆地地质构造控制。哈萨克斯坦的英凯和门库杜克，及中国东胜等铀矿为典型代表。

( 2) 古河道砂岩型铀矿

古河道砂岩型铀矿床常产在十分狭窄的河道内 ( 数百米) ，或形成于辫状河体系中展布宽广的层状砂内 ( 数千米) ，这种砂 ( 岩) 或不整合覆盖于下伏沉积岩或结晶岩上，或侵蚀嵌于其中。由于该类矿床多产于古河谷地带，所以早期称为古河谷砂岩铀矿，又因其与地下潜水成矿有关，亦称为潜水氧化型砂岩铀矿。

陈正法 ( 2002) 将其形成过程分为 3 个阶段 ( 图 4) : ①地台边缘活化隆升，形成下切河道，为后期成矿提供储矿空间，该阶段的古气候应是温暖潮湿，河道砂体内富含有机质; ②铀矿体形成阶段，古气候条件应渐趋干旱，基底富铀地质体中的铀遭受地下水的充分氧化淋滤，形成高浓度含铀地下水，并汇聚在河道砂体内，遇有机质而还原富集成矿; ③保矿阶段，古河道砂岩型铀矿多位于古河道上游的分支河道内，水动力作用强，如果没有良好的屏蔽层，已形成的矿体会被富氧地下水淋滤破坏掉。常见的屏蔽层有泥盖型和热盖型两种。不管是哪种屏蔽层，其都应是不透水的，因而使古河道地下水处于封存静止状态，并引发广泛的二次还原作用，形成特征性的 “漂白岩”。

这类矿床规模不像层间氧化带型铀矿床那么巨大，多为中小型铀矿床，其在剖面上具有二元结构，下部含矿建造一般为富含有机质的灰色沉积物，上部为干旱气候条件下形成的红色不透水陆源碎屑建造，常有时代较新 ( 如第三纪、第四纪) 的玄武岩覆盖。矿体平面上一般呈透镜状、似层状和带状，剖面上呈卷状、似卷状和各种复杂形状。在矿化的部位有 Co、Ni、Cd、Pb、Zn 等伴生元素富集。主要分布于俄罗斯西西伯利亚地台的边缘地区和外贝加尔地区的维季姆高原等地，典型矿床有达尔马托夫矿床、马林诺夫矿床和希阿格达矿床等。

图 3 层间氧化带砂岩型铀矿成矿模式图( 引自郭召杰等，2006)

图 4 古河道砂岩型铀矿成矿的 3 个阶段( 引自陈法正，2002)

( 3) 潜水 － 层间氧化带砂岩型铀矿

该亚类铀矿的形成受潜水 － 层间氧化带前锋和岩性岩相条件双重控制，其成矿过程可分为两个阶段: 第一阶段，拉张断陷盆地沉积物充填阶段。该阶段早期，盆地断陷深度很大，沉积物主要为快速堆积的类磨拉石建造，不利于铀成矿。中晚期，沉积物主要为冲洪积扇、辫状河及湖相沉积，该沉积物是后期铀成矿的含矿主岩。温暖潮湿的古气候条件下形成的富含有机质的冲洪积扇前缘砂体对铀成矿有利。第二阶段，潜水 － 层间氧化带发育及成矿阶段。基岩剥蚀区补给的含铀含氧地下水向盆地流动，以潜水 － 层间水的运动方式向冲积扇前缘的砂泥交错部位渗入，并在氧化带前锋部位富集成矿。由于山间盆地相带发育较窄且复杂，地下水流不畅，因此，氧化带前锋和铀成矿部位多距蚀源区较近，属近源成矿。矿体的规模受铀源丰富程度影响很大。该阶段如存在长期的沉积间断，对含铀含氧地下水的渗入和铀成矿有利。古气候环境也应以干旱 － 半干旱气候条件为宜。

该亚类铀矿多分布于地槽褶皱带上的山间盆地中，故俄罗斯地质学家又称其为山间盆地砂岩型铀矿。矿体常处于盆缘冲洪积扇前缘部位，呈层状、似层状、透镜状等复杂形态产出。代表性矿床有蒙古的哈拉特和我国的苏崩等。

2. 找矿标志

( 1) 地质找矿标志

1) 稳定地台的沉积盆地: 这种盆地的沉积作用应是缓慢的，有利于充分地进行沉积分异作用，有利于铀在还原条件下沉淀富集。如尼日尔的伊勒姆登盆地和阿加德兹盆地，500Ma 期间只形成厚度为 2000m 左右的沉积岩。

2) 湿干多变的古地理区: 古气候的变迁非常有利于铀的氧化迁移和沉淀再富集，铀矿化赋存于灰色岩的一定层位中。地质环境和古气候环境的更替，表现在岩系岩性和岩石颜色的改变。如尼日尔阿加德兹盆地形成石炭纪的灰色岩系至二叠纪的红色岩系和三叠 － 侏罗纪的灰色岩系至白垩纪的红色岩系，这两个大沉积旋回体现了不同岩系的周期性变化，说明该盆地有过两次由温湿转为干热的古气候变化。

3) 热带潮湿条件下沉积形成的砂岩体: 如，在热带潮湿地区，河流和三角洲内常有许多植物残体聚集并很快被封闭起来，避免了氧化作用的发生，构成一个良好的还原环境，致使铀得以在此富集。因为铀倾向于在氧化环境中迁移，在还原环境中沉淀，而研究表明，Eh和 pH 以及封闭压力的细微变化可使铀从溶液中沉淀。

4) 有利的岩相、岩层厚度以及岩层产状: 含矿砂岩多数为河流相砂岩、三角洲相砂岩和滨海相砂岩。最常见的含矿砂岩是分选很差的中粗粒长石砂岩和石英砂岩，含植物有机质和黄铁矿。与页岩呈互层产出的砂岩对成矿有利，尤其是砂岩与页岩的厚度比为 4∶ 1 ～1∶ 1 的砂岩层中易形成矿体。另外，炭质、黄铁矿质砂岩附近或砂岩层间有凝灰质碎屑岩存在也对成矿有利。缓倾斜的砂岩 ( 如陆盆边缘和海岸平原的砂岩) 一般比陡倾斜砂岩成矿有利。因为地下水在较平缓的砂岩中流动速度和输入速度很慢，较少破坏还原环境。缓倾斜岩层出露面积大，有利于含铀地下水流通促使铀的迁移。

5) 断裂构造活动: 断裂构造对地下水的循环产生重要影响，有利于沟通含铀含氧的地表水和地下水的水动力联系，从而地下水对有利层位进行后生改造，且将地下水的铀沉淀叠加富集。另外在含铁矿砂岩层中所发育的具有强烈高岭石化、迪开石化或红色赤铁矿化的层间氧化带，则是后生富集成矿的良好条件。例如尼日尔阿尔利特大断裂既控制了有利沉积相带的分布，又控制了对有利相带的后生改造和其中的成矿作用。标准的黄褐色到浅红色砂岩发生退色是一个重要标志。在尤拉凡矿带内此现象被看作是铀沉淀的还原环境。

6) 后生氧化标志———漂白岩: 古河道砂岩型铀矿含矿主岩发育期间遭受了强烈的次生氧化作用，矿床形成以后，次生氧化岩石大多又发生了二次还原作用，形成所谓的漂白岩。铀矿化就定位于漂白岩与原生灰色岩石的过渡部位。不过这种漂白岩呈亮白色，比原灰色岩的色调略浅，肉眼不易区分，两者最主要的区别标志是: 漂白岩可见红色或黄色氧化岩石的残斑，岩石中新生的硫化物颗粒明显小于原生灰色岩石，化学分析结果表明，漂白岩中的全铁量比原生灰色岩石的全铁量降低 30%左右。

( 2) 地球物理找矿标志

1) 赋铀砂岩体的电阻率异常。产铀盆地沉积盖层中泥岩的电阻率一般为 1 ～ 20Ω·m，砂岩的电阻率为 15 ～60Ω·m，基岩的电阻率为 80Ω·m 以上，因此采用电法可以区分不同的岩层，查明对铀成矿有利的砂体规模及其空间展布，查明隔水层及其厚度等。此外，电法还可以确定隐伏古河道的大致轮廓 ( 图 5) 。所以包括电阻率法、充电法、自然电场法、激发极化法和电磁感应法在内的电法一直是探测砂岩型铀矿的主要手段。

2) 利用重磁异常可查明盆地基底起伏形态。在中、新生代沉积盆地中，高布格重力异常一般对应着基岩 ( 或沉积盖层) 的隆起区，而低布格重力异常对应基岩 ( 或沉积盖层) 的凹陷区。对重磁异常进行反演可获得密度界面的埋藏深度及起伏形态，进而分析盖层结构和基底构造。在层间氧化水的作用下，由于矿化富集地段地球化学变化，Eh值剧变，在氧化带前沿形成氧化还原障或古地磁效应，使磁化强度减弱，产生直接或间接和铀矿卷锋有关的弱异常。在美国北科罗拉多已知铀矿床上，采用 0. 25nT 灵敏度的磁力仪，总测量精度达 0. 5nT，在铀矿卷锋见到了 15 ～20nT 的磁异常 ( 图 6) 。此外，在南得克萨斯也见到由于蚀变和未蚀变岩性间磁化强度的变化以及在矿卷锋位产生的明显的磁异常强度的梯度变化。航空磁测用于推断解释盆地的基底结构和基本构造格架，确定盆地磁性基底的起伏与埋深等。

图 5 用电阻率测深方法确定的古河道轮廓图( 引自叶庆森等，2004)

图 6 美国北科罗拉多Ⅱ、Ⅲ测线的总磁场剖面( 引自李家俊，1997)

3) 砂岩型铀矿体附近存在铀、钍、钾等含量异常，可通过测量铀、钍、钾释放出的伽马射线的强度来确定。测量方法包括航空伽马能谱法、车载伽马能谱法、地面伽马能谱法。它们既可测定总伽马强度，又可分别测定铀、钍、钾含量及其比值，既可查明区域伽马场的分布规律，还能查明不同地质条件下 U － Th － K 的区域分布特点，区分异常性质，是一种有效的区域找矿方法。踏勘阶段可应用伽马能谱法圈定铀源区、获取铀矿化信息; 航空放射性测量主要用于区域上识别有利的主岩、源岩及确定放射性地球化学背景。

( 3) 地球化学找矿标志

1) U 及其伴生的 V、Mo、Se、As、P、Mn 和 Cu 等元素均是很好的找矿指示元素。在地表 V 和U 可形成稳定的黄色次生矿物，Mo 可形成蓝色的含水氧化物，Se 在氧化性质土壤中稳定，可根据硒指示植物黄蓍属寻得，Cu 常在露头上呈铜绿色 ( 孔雀石等) 。对于弱信息可利用土壤元素活动态测量 ( U、Mo) 、腐殖酸铀法，以及氡法系列中的热释光法等，地电化法方面也有一定的效果。

2) 地球化学障和因蚀变作用产生的特征矿物晕。在地球化学障里，变价元素及不同溶解度的元素，如 U、Fe、Se、Mo、V 等，可以在溶解状态下，依一定 “次序”排列，再从溶解状态中沉淀出来，并在形成铀矿卷的同时繁衍出 V、Mo、Se、Fe、黏土矿物等特征矿物晕。图7 显示出了层间氧化带砂岩型铀矿 U、Mo、V、Se 晕的展布。

图 7 层间氧化带砂岩型铀矿 U、Mo、V、Se 晕展布图( 引自谈成龙，2001)

3) 根据地下水的 Eh、pH、Fe2 +、Fe3 +、溶解氧、H2S、NH4 +、铀及饱和指数等，可判断水文地球化学环境，从而确定并划分氧化 － 还原过渡带，用来预测远景区段，如能配以水文地质结构研究及伴生元素特征分析，可进一步圈定矿体。

4) 铀矿体上部的土壤中，一般会出现 CO2、CH4、H2S、SO2、Hg、He、O2、Rn 等气体异常，其浓度可高出背景值数倍、数十倍，且在矿体正上方或含矿构造带上方出现浓度最大值。这一标志可用气体化探方法进行有效测量。

5) 铀矿体的234U /238U 比值通常大于 1，有着高的或偏高的234U /238U 比值。U 含量和234U /238U 值偏高区，及 Th/U 低值区，往往是过渡带分布区 ( 铀沉淀区) 。

( 唐金荣)

找矿模型~

本节将从找矿标志、找矿模型以及找矿方法组合等3个方面对阳山金矿找矿技术方法进行总结归纳。
10.6.1　找矿标志
主要从地质背景、地质标志、地球物理、地球化学及遥感等5方面总结归纳了阳山金矿区的找矿标志，详见表10.8。
10.6.2　找矿模型
10.6.2.1 地质背景模型
在本章10.2节已对本区成矿地质背景与金成矿的关系进行了分析，但影响武警黄金第十二支队将工作重点转移至本区的因素主要有：
1）本区地处古老的碧口地块边缘。关于太古宇、元古宇绿岩系与金矿的关系前人已做过大量的研究工作，事实上我国众多大、中型金矿也均产于古陆核边缘地区，因此，围绕古老陆核边缘寻找岩金矿床也是我国20世纪80～90年代的一条重要找矿模式。
2）工作区深大断裂发育。深大断裂发育地区是壳幔物质充分交换的活跃区，也是热液矿床的富集区，我国绝大多数金矿床均产于深大断裂附近，因此深大断裂带作为金矿成矿的必要条件早已引起人们的关注。
3）工作区存在区域地球化学异常。前文已述及，本区1:20万金化探异常规模大，强度高，且伴有As,Sb,Bi,Hg异常，此外，金异常沿安昌河－观音坝大断裂呈带状分布（图10.25），显示沿断裂带曾发生金的成矿富集作用。
表10.8 阳山金矿矿床地质－地球物理－地球化学找矿标志


上述几方面的因素是进行找矿选区的基础，因而也可将其作为区域上金矿找矿的背景模型。
10.6.2.2 勘查技术方法模型
（1）地球化学模型
总体而言，阳山金矿区1:5万水系沉积物测量金异常浓集中心与金矿脉有较好的对应关系，因此金异常浓集中心可作为寻找金矿的标志。尤其是规模大（>1km2）、强度高（>16×10-9），沿构造破碎带展布的异常浓集中心一般与矿体均有较好的对应关系。一种情形是金矿脉直接产于异常浓集中心之内，如观音坝一带的2＃和13＃脉（图10.26）；另一种情形是金矿脉产于异常浓集中心之一侧，如安坝矿段305＃脉产于金－10号浓集中心之南，这是因地形而造成的浓集中心飘移，在实际应用中应引起注意。

图10.25 阳山金矿床与地质、地球化学背景关系图

1—深大断裂；2—板块俯冲带；黄线为1:20万地球化学异常
（2）地球物理模型
阳山金矿矿脉一般产于低阻、高极化地质体中。如观音坝一带的2＃和13＃脉均产于极化率大于3%的异常区（图10.26）；Eh-4测量显示金矿脉一般产于视电阻率小于200 Ω·m的部位。

图10.26 阳山矿段矿脉与物化探异常关系图

1—激电异常；2—1:5万水系沉积物异常；3—矿脉及编号
另外，根据激电联合剖面测量可以判断矿体的倾向，通过激电测深、高密度电法等可以反演矿化体在深部的变化情况，在此不再赘述。
（3）遥感模型
在TM731假彩色合成图像上，矿化带为淡灰绿色浅色调异常，在线、环型构造交汇部位为成矿有利部位；矿化蚀变在TM5、TM3波段形成反射峰。因此可以根据蚀变与线环型构造来推断矿化带的可能位置。
10.6.2.3 控矿构造模型
（1）葛条湾、安坝矿段褶皱－断裂复合控矿构造的基本特征
对阳山矿矿带葛条湾、安坝矿段进行1:1万地质填图发现在矿区存在一复式背斜，背斜核部（葛条湾北侧）在1:5万SPOT遥感图像上也清晰地显示出来，该复背斜与断裂复合控矿构造主要有以下特征：
1）复背斜出现于安昌河－观音坝断裂带北侧，背斜枢纽走向与主断裂走向近于一致，总体为NEE向，近于水平，略向E倾伏，褶皱地层为中泥盆统三河口群千枚岩、砂岩、灰岩（图10.27）。

图10.27 阳山金矿控矿模式

2）在横向上，复背斜南翼地层总体较陡，并且受安昌河－观音坝断裂带错动发育不完全；而北翼地层较缓，地层相对出露齐全。在纵向上，该复背斜在安坝东部出露较好，在葛条湾一带由于构造错动南翼缺失，而到草坪梁一带由于D2S5灰岩向南的推覆及覆盖，也造成地层缺失。
3）由于地层受剥蚀程度不同，造成复背斜在地表产出形式上存在差异，其中在葛条湾西部靠近马莲河一带的海拔为1 300m，而在安坝一带海拔为1 900m，所以整个背斜被一个斜向的侵蚀面切割，从而造成在葛条湾一带不同岩性地层出露较多，并且出现了NEE向、NWW 向两组构造共存，而在安坝以东由于地层差异性切割不明显，所以地层类型减少，并且断裂构造也以NEE向构造为主，而NWW向构造不发育。
4）复背斜内部层间滑脱、剪切带为矿体的主要赋存空间，受南侧主断裂的影响，复背斜中产生一系列顺层断层或层间剪切破碎带，构成阳山金矿体的主要容矿空间。
（2）控矿模式的地质意义
阳山金矿褶皱－断裂构造复合控矿模式对于阳山金矿今后的勘探生产具有较为重要的指示意义：
1）复背斜两翼成矿：由于层间破碎带在安坝复背斜两翼均有出现，所以矿体也应在两翼出现，此期我们主要对南翼的305＃脉群进行了勘查工作，而2002年地质调查证实，北翼的矿化破碎带延伸也较长（>2km）,7件拣块分析样品位也较高（0.7×10-6～16.38×10-6），值得进一步工作，但由于主断裂带在南翼，所以南翼矿带仍是阳山矿区的主矿带。
2）矿体靠近复背斜核部趋于变厚：受到挤压后靠近背斜核部容易产生虚脱，所以矿体变厚，而到翼部矿体变薄、尖灭，该特点与澳大利亚本迪戈金矿有相似之处（Boyle,1979），这也是在阳山矿区前排钻孔见矿效果好，而后排钻孔见矿效果较差的主要原因，另外，由于本矿区泥盆系千枚岩易于破碎，所以靠近背斜核部地层产状较为混乱，次级褶皱、断裂也极其发育，这从另一方面也增加了勘查的难度。
3）在垂向上多层矿体并存：由于褶皱造成中泥盆统三河口群千枚岩、砂岩产生一系列近于平行顺层断层或层间剪切破碎带，所以也就形成了多层近于平行的矿体，这也是钻孔ZK170见到多层矿体的主要原因。
阳山矿区断裂－褶皱复合控矿模式是在葛条湾矿段及安坝矿段1:1万地质填图基础之上总结提出的，根据野外地质调查，在观音坝附近由于隐伏岩体的存在，使得构造更进一步复杂化，笔者认为，在观音坝一带隐伏岩体的内外接触带构造以及隐伏岩体内部的断裂构造是控制矿体的主要因素。
10.6.3　地质找矿勘查物化探方法组合流程
1）发现金矿化带：以1:20万水系沉积物金异常为线索并结合遥感异常、航磁异常等分析确定矿化带。
2）发现矿化富集部位：以1:5万水系沉积物测量为主，并配合1:1万激电测量、地电化学测量等确定矿化富集部位。
3）确定赋矿部位并了解其产状：以1:1万岩石地球化学（剖面）测量，结合控矿构造解析、物探剖面测量等确定赋矿部位。
需要指出的是，对上述物化探异常的分析必须建立在对成矿地质条件分析基础之上。因为物探异常存在多解性，尤其是在阳山矿区，由于含碳质千枚岩较为发育，而构造破碎带又含水，所以不能单单利用物探异常指导施工；同时阳山矿区部分地段第四系风成黄土覆盖严重，影响了岩石地球化学测量以及土壤地球化学测量的使用效果，而水系沉积物异常由于常发生漂移，所以地质分析显得至关重要。尤其是对于阳山这种受断裂构造控制明显的金矿床，控矿构造分析对于矿床勘查具有非常重要的作用。

（一）控矿地质因素分析
大红山沉积锰矿的含矿岩系为震旦系洗肠井群一套杂色页岩和千枚状粉砂岩夹白云质灰岩、硅质岩透镜体沉积地层。据甘肃地层划分及所见底砾粒具有某些冰筏沉积特征。
岩性由下而上分底砾岩，杂色页岩和千枚状粉砂岩，白云质灰岩夹薄页岩和砂岩三个岩性段。锰矿主要产于中部杂色页岩和千枚状粉砂岩岩性段内。矿体呈层状、似层状和扁豆状，产状与围岩相一致，含矿层位稳定，层控性十分特征。
另据1:5万云母头幅区调资料，含沉积型锰矿的震旦纪洗肠井群，Mn的背景值比维低值高出210倍，并伴有Cu、Pb、Zn、Ag元素异常。左国朝等（1996）提出，具古冰成岩特征的震旦纪洗肠井群，其冰碛物主要源于白湖－马鬃山隆起带的敦煌－蓟县纪古老基底变质岩系。微量元素分析同样显示，这些古老变质岩系亦具有较高的Mn背景和Cu、Pb、Zn、Ag元素丰度，表明Mn的物源应主要源于北部前寒武纪古隆起区。
在测区范围，按目前所见时代地层的构造形态，大体以小交瑞口布东西方向为轴线，呈复式向斜构造形态展布，核部由下奥陶统罗雅楚山组构成，两翼由内而外依次为中—上寒武统西双鹰山组、下寒武统双鹰山组、震旦系洗肠井群和青白口系大豁落山组。这种时代地层配置关系，除某些褶皱构造因素外，似乎还保留某些前陆退积浅水盆地的原始槽型构造形态。且从震旦到奥陶纪基本以一套含锰、磷、钒、铀、铅锌矿产的黑色岩系沉积为标志，明显地代表一种稳定静水盆地型的陆棚－大陆斜坡或浅海大陆架的古地理和古构造环境。某些方面可与扬子地块周缘情况相对比。亦即这古地理古构造环境及与此相关的沉积构造相所反映的物理化学条件应是控制锰矿成矿的重要因素之一。
除层控型锰矿外，在测区还有呈脉状产出的锰矿床。矿体呈细脉、网脉状产于白云质灰岩及其下青白口系和上覆中上寒武统的有关地层岩石裂隙内，并以铁锰帽发育为标志。地球化学原生晕测量，在已知矿化地段除有高浓集度Mn原生晕异常外，还有中低温热液型Ag、As、Sb、Cu、Cd等元素异常存在。表明热液对Mn元素活化迁移是形成脉型锰矿的主要控矿因素。
（二）找矿标志分析
（1）层控性：震旦纪洗肠井群杂色页岩或含锰页岩、千枚状粉砂岩是锰矿主要赋存层位和标志层；
（2）含矿层顶底板的白云质灰岩、硅质岩透镜体是一种间接找矿标志；
（3）地层中葡萄状、蜂窝状风化铁锰帽是直接矿化标志；
（4)Mn原生晕强异常和伴有Ag、Zn、Cu中低异常带；
（5）震旦系洗肠井群中具中高航磁异常是锰矿的主要物性反映；
（三）找矿模型
大红山沉积锰矿地质－地球化学综合信息找矿模型如表1-4-3。
表1-4-3 大红山沉积型锰矿综合找矿模型