層間氧化帶型砂岩鈾礦床

層間氧化帶型砂岩鈾礦床是指夾持於不透水岩層（如泥岩）之間的透水砂岩中的、由於攜鈾的含氧承壓地下水沿透水砂岩向下方運移，在氧化帶前鋒處鈾被還原而沉澱富集形成的鈾礦床。

基本介紹

• 中文名：層間氧化帶型砂岩鈾礦床
• 外文名：interlayer-oxidized-zone-type sand-stone uranium deposit
• 學科：核地質學
• 又稱：卷狀鈾礦床
• 識別特徵：卷狀、在含水層中
• 成礦條件：區域構造、盆地構造等

識別特徵

層間氧化帶型的砂岩型鈾礦具有三個特點：

①所有礦體均在含水層中；

②礦體發育在砂岩的顏色從黃色向灰色轉化的邊界面上（即氧化－還原界面，或稱蝕變舌的邊界，相當於層間氧化帶的前鋒線）；

③在沙體中，許多礦體為卷狀。

成礦條件

通常被接受的說法認為砂岩型鈾礦床具有成岩—外生的低溫起源。地下水化學作用及其遷移使鈾從礦源岩石中濾出，並且將其搬運到一個通常由還原介質提供的化學界面的附近，鈾在此沉澱下來。控制這些鈾礦化作用的過程和就位的實質性參數為沉積環境、主岩岩石學特徵、滲透性、吸附/還原介質、足量的溶液、鈾源，以及一個顯而易見的乾旱到半乾旱的氣候條件。

(1)區域構造條件：要有穩定的大地構造背景和適當的構造升降作用。穩定的大地構造背景導致沉積盆地形成寬闊的斜坡帶，這不僅有利於形成沖積相和海陸互動相地層，也有利於形成局部和區域的層間氧化帶。在成礦之前或成礦期，沉積盆地可以有多期次的、小幅度的整體抬升和沉降，但幅度不能太大，一般幅度500～1500m，屬次造山帶範疇。

(2)盆地的結構：最好的組合是有雙層結構，即盆地基底為富鈾地質體，盆地蓋層具多個泥-砂-泥地層結構，既要有良好的賦礦岩層———可滲透的多孔介質(砂、礫岩)，同時要有良好的頂底板隔水層，這樣可以形成相對封閉的成礦環境，有利於層間氧化帶的形成(右圖)。如果存在某種因素導致相鄰的兩個透水層溝通，這時就可形成越流，越流可以形成環型的礦體。如烏茲別克斯坦的烏魯斯礦床和肯太克久別礦床，就是由於上覆河道切穿下伏泥岩與海相砂岩溝通導致了越流成礦。

(3)鈾源條件：要有充足的鈾源供給。鈾存在兩種來源，一種為蝕源區風化母岩中的鈾，另一種為含水層中的鈾。

(4)古氣候條件：儲礦載體沉積期古氣候條件為潮濕、半潮濕氣候;成礦期的古氣候條件為乾旱—半乾旱氣候。地表景觀為沙漠或半沙漠，最好不出現腐殖層，避免耗氧。

(5)岩性、岩相條件：沙體要有足夠的規模，陸相的河道沙體、海相的濱-淺海沙體對於砂岩型鈾礦的富集最為有利，在沉積相變處往往可以形成富礦帶。但當砂體中泥質含量較高時不利於成礦。

(6)水文地質、水文地球化學條件：盆-山之間具有較暢通的地下水滲流動力學系統，使鈾元素能在地下水作用下活化、遷移和富集。要求隔水層具有穩定性和一定的厚度，含礦層為承壓含水層。一般情況下含水層埋深不超過800m，埋深過大時含氧水難以滲入，或在滲入過程中氧消耗殆盡。

(7)岩石地球化學條件：岩石原生地球化學類型主要根據顏色、有機碳、Fe²⁺、Fe³⁺劃分出黑色岩石、灰色岩石、綠色岩石、白色岩石和紅色岩石等五種類型。

黑色岩石：Fe²⁺>>Fe³⁺，Fe²⁺+Fe³⁺>1.5%，黃鐵礦含量>0.05%，有機碳含量>0.3%。自生礦物種類有大量黃鐵礦、磷酸鹽和海綠石。含氧水進入黑色岩石容易形成對比度清楚的還原障及地球化學分帶，由於還原劑充分，往往能形成大而富的鈾礦床。

灰色岩石：Fe²⁺>Fe³⁺，Fe²⁺+Fe³⁺>0.5%，黃鐵礦痕量，有機碳含量為0.05%～0.3%。自生礦物有黃鐵礦、磷酸鹽和海綠石。灰色岩石有較強的還原能力，能夠形成還原障和礦床。

綠色岩石：Fe²⁺≈Fe³⁺，Fe²⁺+Fe³⁺=0.5%，黃鐵礦痕量或無，有機碳含量約為0.05%。自生礦物中一般無黃鐵礦，但海綠石較多。綠色岩石的還原能量弱。白色岩石(無鐵層)：Fe²⁺≈Fe³⁺，Fe²⁺+Fe³⁺<0.5%，無黃鐵礦，有機碳含量<0.05%。白色岩石通常為石英砂岩、長石石英砂岩，膠結物為高嶺石或蒙脫石，常稱無鐵層。其還原能力極弱，岩層不消耗氧，鈾也不沉澱。

紅色岩石：Fe²⁺<<Fe³⁺，Fe²⁺+Fe³⁺>0.5%，無黃鐵礦，無有機碳。紅色岩石中鐵的氫氧化物多，多呈膠結物出現。岩層無還原能量，對含氧含鈾流體影響不大。

統計發現，黑色和灰色岩石原生地球化學類型有利於層間氧化帶型鈾礦的形成。主要原因是其中具有足夠的還原劑，在層間氧化帶形成過程中還原劑導致了岩石地球化學障———氧化-還原界面的形成並吸附了鈾。岩石中的還原劑有多種類型，如碳屑、分散有機質、碳氫化合物(石油和烴類天然氣)、硫化物(H₂S、黃鐵礦)等。

(8)岩石的後生蝕變條件：蝕變作用主要表現為後生氧化作用和後生還原作用。後生氧化作用主要表現為層間氧化作用。後生還原作用是指盆地深部的還原劑，如石油、烴類氣等，沿一定的通道向盆地邊緣運移過程中，對原生雜色岩石或層間氧化帶的再次還原。後生氧化作用可以成礦顯而易見。需要強調的是，後生還原作用不但可以成礦，還可以保護在此之前形成的礦床。在自然界，由氧化→再還原→再氧化的過程可能是多次重複和交替的。

南德克薩斯南杜瓦縣礦是一個典型二次還原的實例。同樣的現象在烏茲別克斯坦也存在。中卡茲庫姆南部的薩貝爾薩伊礦床由於靠近阿姆河含油氣盆地，其礦床的形成經歷了複雜的過程：

①早期沉積氧化階段，形成了原生紫紅色砂、泥岩韻律層;

②中期次生還原階段，油氣沿斷裂構造等途徑進入原生紫紅色地層中發生次生還原蝕變，這不僅使地層變為灰綠色和黑色，還發育了黃鐵礦、注入了瀝青等，這最終導致該地層的還原性大大增強;

③晚期含鈾含氧水的氧化成礦階段。受後期構造抬升的影響，含鈾含氧水進入地層並氧化地層，鈾在層間氧化帶前鋒線附近聚集。由此可見，薩貝爾薩伊礦床的形成與次生還原蝕變階段帶入的還原劑———瀝青和黃鐵礦等關係密切。

層間氧化帶的基本特徵

層間氧化帶的發育狀況主要取決於岩相、水文地質條件、地球化學條件、圍岩物質成分等。其中砂體規模和分布方向是制約層間氧化帶發育的最關鍵因素之一。在條帶狀沙體中可以發育窄的、呈舌狀凸出的層間氧化帶，如美國的WindRiver盆地蝕變帶的分布空間取決於WindRiver組的河道。

席狀沙體中的層間氧化帶一般較寬，如烏茲別克斯坦肯太克久別礦床中的下土倫層間氧化帶和上土倫層間氧化帶(圖a)。多旋迴的泥-砂-泥結構有利於形成多個層間氧化帶。在一個層間氧化帶中，如果存在更小級別的沉積旋迴，那么層間氧化帶的前鋒線將變得複雜化，可能出現多個次要卷頭，或“寄生”卷頭。

層間氧化帶的形態可能是多樣的，但都可以根據地層中鐵礦物類型、岩石顏色及氧化程度，將層間氧化帶分為氧化帶、礦化帶和還原帶。

(1)氧化帶可進一步分為完全氧化亞帶、不完全氧化亞帶、部分氧化亞帶和褪色亞帶，各帶物質成分分布如下：

完全氧化亞帶(或稱鐵的各種氧化物完全氧化亞帶)：岩石中的Fe²⁺全部氧化為Fe³⁺，FeS₂、FeCO₃、黑雲母、綠泥石完全氧化至消失，有機質喪失，岩石呈褐黃色或暗紅色。

不完全氧化亞帶(或稱FeS₂完全氧化亞帶)：該帶內黃鐵礦、鐵的碳酸鹽完全氧化，白鐵礦、磷鐵礦、方解石已被破壞，黑雲母、鐵的矽酸鹽開始氧化，碳屑失去光澤，砂體呈灰色夾黃色條帶。

部分氧化亞帶(或稱FeS₂部分氧化亞帶)：該帶內成岩礦物無明顯變化，微細粒黃鐵礦被氧化消失，粗大顆粒的黃鐵礦表面被氧化，鐵的碳酸鹽也開始氧化。黑雲母、綠泥石保持不變，炭屑保留光澤和彈性，顏色多為斑點狀。

褪色亞帶(或稱鈾的超前帶出帶)：岩石褪色為灰白色，高嶺土化明顯。鐵礦物未氧化。Fe²⁺、鈾明顯流失，極度偏鐳。伽瑪值可以很高，但無鈾。

(2)鈾礦帶：根據鈾的分布特徵，可分為古鈾礦化亞帶、貧鈾亞帶和鈾的擴散亞帶。

古鈾礦化亞帶：該帶礦體較富，品位達0.1%～1%。鈾礦物與黃鐵礦緊密共生呈黑色粉末狀，有時鈾礦石顆粒比較大，肉眼可以看到。岩石顏色多為灰色、深灰色。

貧鈾亞帶：岩石顏色與未蝕變岩石無區別，礦化年齡中等，鈾存在方式為吸附鈾和瀝青鈾礦，在電子顯微鏡下可以看到鈾以薄膜方式吸附在黏土或有機質表面。該帶一般偏鈾，平衡係數為0.5～0.7，品位為0.01%～0.1%。鈾的擴散亞帶：該帶鈾礦化品位小於0.01%～0.003%，放射性鈾鐳平衡表現為偏鐳，偏鐳是由鐳的擴散引起。岩石為灰色。

(3)未氧化灰色岩石帶：礦物新鮮，岩石為灰色。鈾含量一般為2～6×10^-6%。

氧化還原電位(Eh值)在層間氧化帶中具有明顯的變化規律。一般情況下，Eh值在完全氧化帶為+400至+600mv，沿水流方向逐漸降低，至氧化帶尖滅處變為+100mv，至未蝕變帶降為-100mv至-200mv。

鈾礦化特徵

鈾的礦化過程實際上是一種複雜的水-岩作用過程。含氧含鈾水體進入砂體後，Fe²⁺和有機質開始被氧化，隨著水體運移距離的增加，或者氧化程度的提高，水中的溶解氧(自由O₂)將逐漸消耗，至氧化帶前鋒線附近氧消耗殆盡，未氧化灰色岩石帶中的厭氧細菌產生H₂和H₂S，這些還原劑使地層水pH降低，有利於U⁶⁺轉換為U⁴⁺，U⁴⁺沉澱下來形成鈾礦。

所以，氧化帶前鋒是主要的控礦和找礦標誌。在空間上，鈾礦床嚴格受層間氧化帶控制。在剖面上，礦體定位在層間氧化帶前鋒線尖滅部位，形態為卷狀。礦體兩翼厚度通常不等，下翼厚，而上翼薄，原因在於鈾的比重較大;在平面上，礦體展布形態與層間氧化帶前鋒線形態相似。

實際上，礦體形態多數為複雜的卷狀，少數為似層狀、蘑菇狀，也有雙向卷狀或X型。由海相地層控制的礦體形態單一，呈簡單的卷狀，如有斷層參與控礦則呈複雜的卷狀。由河流相沙體控制的礦體，如果河流沙體切穿海相沙體隔水頂板，則可發育由越流形成的蘑菇狀、雙向卷狀鈾礦體。在沙體的相變部位，泥-砂-泥呈指狀互動狀接觸時，鈾礦體呈多卷頭產出。

在鈾礦帶中鈾礦物存在形式不同，沿水流方向鈾礦物的變化特徵是：

(1)古鈾礦化亞帶：鈾礦物充填在孔隙間的顆粒表面上，為腎狀結核，結核體直徑最大30μm。該帶鈾的結晶程度高，以U⁴⁺為主，所以難以浸出，清水浸出率不足5%。放射性鈾鐳平衡偏鐳。

(2)中等年齡的鈾礦化亞帶：鈾礦物可以在孔隙中存在，可以生長在碎屑顆粒表面或裂隙中。用清水可以浸出15%左右。

(3)年輕的鈾礦化亞帶：鈾礦物一般為鈾的氧化物，呈細分散狀。U⁶⁺與U⁴⁺共存，實驗室測試發現U⁶⁺/U⁴⁺=1/1，放射性鈾鐳平衡偏鈾。該帶礦石品位低，但易於浸出和開採。

(4)鈾的擴散亞帶：在孔隙溶液中，鈾為U⁶⁺，濃度0.1～1.0mg/l;在岩石中，鈾品位與背景含量相當，0.0001%～0.001%。在烏茲別克斯坦的中卡茲庫姆地區，鈾礦體的礦物成分在卷頭部位和礦體翼部有明顯差異，卷頭部位以U⁶⁺為主，翼部則為U⁴⁺。鈾鐳平衡係數表現為卷頭偏鈾，Kp為0.4～0.7。翼部偏鐳，Kp為1～2。總體來看，在該地區U⁶⁺占70%～90%，鈾礦物以瀝青鈾礦為主，占95%以上。而在哈薩克斯坦境內的楚·薩雷蘇盆地的鈾礦體以U⁴⁺為主，礦石礦物以鈾石為主。鈾鐳平衡係數Kp接近為1。所以，通常情況下卷頭部位的鈾容易浸出，而翼部的鈾難於浸出。

砂岩型鈾礦的伴生元素聚集規律

砂岩鈾礦床主要的伴生元素主要有 Re、Se、Mo、V和 Sc，它們常常與鈾一起富集於層間氧化帶前鋒線附近，分布具有一定的規律性。Se產於不完全氧化帶，緊貼 U礦體，且被 U礦體包圍。

Re與 U礦體形態重疊，但更靠前，即向未氧化灰色岩石帶中延伸較遠。Sc分布面積最大，既與 U礦體空間重疊，也與 Se和 Re的空間重疊。Mo產於 U礦體的前方，即還原帶內。V主要圍繞礦體分布。這些伴生元素大部分具有綜合利用價值，而且 Re和 V能與 U在地浸過程中一同浸出。