热液铀矿床课件

1、热液铀矿床,一、概述,二、热液作用中铀的地球化学,三、热液铀矿床形成的地质条件,一、概述,热液铀矿床是指由不同成因的含铀热水溶液（如地下水热液、岩浆残余热液、变质热液等），以及它们的混合热液，在适宜的物理化学条件下及各种有利的地质条件下，经过充填和交代等方式形成的铀的富集体。,1、热液铀矿床的概念和一般特征,热液铀矿床是一种十分重要的铀矿床类型，以产出富铀矿石为特征。七十年代在元古界变质岩中发现的不整合面型铀矿床，以及在澳大利亚奥林匹克坝发现铜、铀、金角砾杂岩型矿床（铀100104tU3O8），都是超大型铀矿床。,1）矿石品位较高。早年开采的热液铀矿床品位12% U3O8，一般矿床常0.15%

2、，最近在加拿大找到的Cigar Lake矿床矿石品位高达12.3%（不整合面型）。 2）选冶性能良好。主要表现在 矿体与围岩界线清楚； 矿石的铀浸出率较高，热液铀矿床铀主要呈沥青铀矿和分散吸附状态，易浸出； 热液铀矿床成矿温度以中低温为主； 矿石的物质组成简单，钍、稀土等有害杂质较少，有利于铀的选冶。,热液铀矿床通常具有下述基本特点：,3）热液铀矿床明显受构造控制，尤其与断裂构造关系密切。因此规模和产状变化很大，矿床规模小者多，大者少，产状复杂。 4）热液铀矿床成矿具有多期多阶段性，热液具多源性，矿床成因复杂。,章邦桐（1990）在传统矿床学分类的基础上，结合国外新类型和我国具体情况，把热液铀

3、矿床划分为下述类型： 1）接触交代/高温热液型铀矿床 2）中、低温热液铀矿床 （1）花岗岩型铀矿床 （2）火山岩型铀矿床 （3）热造式碳硅泥岩型铀矿床 （4）不整合面型铀矿床,2、热液铀矿床分类,含铀热液的化学成分取决于热液的成因、运移途径、所经围岩和地下水的成分，以及温度、压力、pH和Eh等物理化学条件。根据矿石中矿物的化学组成、热液蚀变带形成时带进带出的组分和气液包裹体成分，可以推测成矿热液中含下述化学组分： 基本组分是水，水可以电离产生少许的H和OH-，因二者的不同浓度，决定着介质的pH值。,1、含铀热液的化学成分,二、热液作用中铀的地球化学,离子组分有Na、K、Ca2、Mg2、Al3等

4、，以及CO32-、HCO3-、SO42-、F-、Cl-、H4SiO4、HS-、S2-等。 金属成矿元素有：U、Th、Mo、Bi、Cu、Pb、Zn、Fe、Ag、Hg等，碱性热液除铀和钍以外，还有较多的Ti、Nb、Ta、Zr、REE等难溶元素，它们都呈离子形式存在。 气体组分有CO2、CO、H2S、CH4、HF、HCl、O2等分子。,热液成矿作用，一般划分为高温、中温和低温三个阶段：300以上为高温，300200为中温，20040为低温阶段。A. . 别列尔曼（1979）又将低温热液划分为无生物的（200100）和含生物的（10040）两种类型。,2、含铀热液的物理化学性质,1）成矿温度,（1）热

5、液铀矿床的热液活动温度范围较宽。据徐国庆（1981）统计，我国大部分不同类型的热液铀矿床，热液活动的温度范围为578至80。从矿前到矿后温度呈叠互式降低，成矿是在温度递降的过程中发生的。 （2）多数热液铀矿床是在中低温条件下形成。如前苏联热液铀矿床形成温度范围为200100，平均为150（纳乌莫夫，1978）；里奇（1979）统计国内外热液铀矿床中沥青铀矿的形成温度190，多数为150；我国多数热液铀矿床成矿温度范围为280120，平均为200。,热液铀矿床的形成温度有如下规律：,（3）火山热液形成的铀矿床，其形成温度与产出岩相有一定关系，表现出按照火山颈相近火山口相熔岩相火山碎屑岩相顺序降低

6、的趋势；花岗岩型和碳硅泥岩型铀矿床温度变化规律不明显。 （4）成矿温度在垂向上的变化特点因地而异。许多铀矿床（如我国302矿床，前苏联火山洼地铀矿床）成矿温度从下至上递减，表现为顺向分带；有的铀矿床相反，374矿床成矿温度从下至上以9.3/100m梯度递增，表现为逆向分带。,（5）热液成因铀矿物的形成温度一般按下列顺序降低：晶质铀矿钛铀矿沥青铀矿和铀石。晶质铀矿和钛铀矿沉淀温度为240360，沥青铀矿为120250。不同矿物组合类型铀矿床的形成温度不同，含晶质铀矿和钛铀矿的交代岩型铀矿床形成温度较高，沥青铀矿方解石型温度较低，其他类型居中。,热液作用的压力取决于热液活动的深度和地质构造条件。采

7、用流体包裹体测压测定矿床形成的压力具有下列特点： （1）热液作用的压力变化范围较大。可以从矿前的(2015)107Pa降至矿后期的(205) 106Pa。主要铀矿物的沉淀压力为(93)107Pa，成矿是在热液降压的过程中发生的。,2）成矿压力,（2）铀矿床的类型不同，其形成的深度和压力也不同。一般来说，碱交代岩型高温矿床形成压力较大，超过1108Pa；铀砷化物型和铀硫化物型矿床形成压力较小为(1340)106Pa，有的超过5107Pa，但不超过1108Pa；汞铀型矿床形成的深度和压力最小 。,（3）含铀热液具有从高压区向低压方向迁移、并在降压区成矿的过程。绝大多数热液铀矿脉都产在断裂构造或层间

8、破碎带中。含矿热液的压力上限可超过2108Pa，但铀矿床形成的压力多在1108Pa以下。降压导致热液的沸腾和去气作用，这是铀沉淀成矿的一个重要原因。据研究，法国利木赞花岗岩型铀矿床沥青铀矿的沉淀主要就是由于降压作用，CO2从热液中逸出，铀酰碳酸盐络合物发生分解的结果：,Na2UO2(CO3)2+H2O+2eUO2+Na2CO3+2OH+CO2 UO2(CO3)22-+H2O+2eUO2+CO32-+CO2+2OH,3）含铀热液的pH值和Eh值,含铀热液的酸碱度随着热液的演化而变化。初始热液可分成酸性和碱性两个基本类型。酸性热液以富含F-、Cl-或SO42-等酸性阴离子为其特征，在火山岩地区热液

9、初始的pH值变化范围约为25.5。古地下水和热卤水形成的含铀热液也呈酸性，矿化类型为萤石型、微晶石英型和粘土化蚀变型，火山岩地区的迪开石型和水云母型铀矿床均为酸性溶液作用的产物。,碱性热液以富含HCO3-、CO32-和碱金属离子Na+、K+为其特征，初始溶液的pH值可达810。这种碱性热液可以来自硅镁壳或上地幔的分异作用，也可能是花岗岩浆分异演化后期产生的钠质和钾质热液，或混合岩化产生的碱性变质热液。矿化类型为碱交代岩型或碳酸盐型。,含铀热液的初始性质与铀沉淀时的性质不同。初始热液为酸性和碱性，具有很强的侵蚀、溶解和搬运铀及其他成矿元素的能力，而铀成矿则以中性至弱碱性介质最为适宜。因此初始热液

10、向成矿期热液演化时，pH值总是各向相反的方向变化，总的演化趋势是中和反应。成矿时热液趋向于弱酸、弱碱或中性。如铀钼型矿床，pH5-5.5；含铀碳酸盐型矿床，pH6.56.8；五元素和石英萤石方解石沥青铀矿型矿床pH50.5；我国华南花岗岩型铀矿床pH68。,含铀初始热液的Eh值与成矿时热液的Eh值不同。在不少热液铀矿床中普遍存在赤铁矿，成矿热液中所含的变价元素如铁、硫、铀等大都呈高价态存在。由此推断含铀热液的初始氧化还原电位应位于SO42-、Fe3+和UO22+的优势场范围内；而且Eh值较高，大约在+0.04+0.15v之间。但在铀矿沉淀时，热液的Eh值较低，一般在-0.025-0.450v之

11、间，平均值为-0.180v，表明Eh值降低是铀沉淀成矿的一个重要因素。,1）铀的迁移形式,3、热液中铀的迁移形式和沉淀机理,UO2（CO3）0 ； UO2（CO3）22- UO2（CO3）34- ； UO2F20 UO2F3- ； UO2F42- UO2OH+ ； UO2（OH）20 UO2SO40 ； UO2（SO4）22-,热液中最可能存在的铀酰络离子有下述十种：,各种铀酰络离子的不稳定常数（K）,花岗岩型铀矿床成矿热液中含铀离子的活度份额（陈培荣等，1991）,（1）成矿热液中UO2（CO3）22-，UO2F42-，UO2（CO3）3-4，UO2F3-的活度较高，其他含铀离子可以忽略不计

12、。 （2）绝大多数矿床，铀主要以UO2（CO3）22-形式参与成矿；个别矿床（如361矿床）UO2F42-的形式在成矿作用中占据重要地位。 （3）以沥青铀矿微晶石英型和沥青铀矿碳酸盐型矿化为主的矿床，成矿热液中UO2（CO3）22-最大；以沥青铀矿紫黑色萤石型矿化为主的矿床则UO2F42-活度最大。,不同矿床含铀离子活度份额的特征：,成矿热液中铀的沉淀可以因各种原因引起，但铀沉淀的实质应该归结于六价铀的被还原作用。,2）铀的沉淀机理,（1）铀迁移形式的变化对铀还原沉淀开始的Eh值有明显影响，UO2 (CO3)22-相对于UO2F42-需要更加还原的条件才能被还原成矿。 （2）温度降低铀还原沉淀

13、开始的Eh值升高(铀还原沉淀的Eh减小)，故降低温度有利于铀从热液中沉淀富集。,（3）热液中含铀离子的活度与UO2开始沉淀的Eh值呈正相关关系是含铀离子活度每升高一个数量级，Eh值由0.042v升高（150时）至 0.047v（200时）。 （4）热液中CO32-和 F-对UO2开始沉淀时Eh值的影响与含铀离子活度的影响在方向上相反，CO32-活度每升高一个数量级，Eh值由0.084v（150时） 增至0.094v（200时） ，F-活度每升高一个数量级，Eh值由0.168v（150时）增至0.188v（200时） ，它们的增高对铀沉淀不利。 Eh值是决定六价铀能否从热液中被还原沉淀的关键因素

14、。,围岩蚀变作用：水云母化、泥化和绿泥石化使围岩受到强烈水解，反应中H+加入到围岩中，而围岩中阳离子K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Fe2+等释放出来进入热液，并引起CO32-和F-活度的降低，导致溶解铀与固相铀之间的电极电位升高。同时氢交代作用改变了热液中OH-与H+的比例，使溶液向碱性转化，pH值升高。据热力学计算，与黄铁矿-赤铁矿处于平衡的热液，pH值每升高一个单位，其Eh值将下降0.107v（张祖还等，1984）。这种蚀变反应引起UO2开始沉淀，使其Eh值与热液的Eh值产生方向相反的变化，对铀的还原沉淀十分有利。,导致热液Eh值降低和UO2开始沉淀时Eh值升高的原因主要与下述因素有关

15、：,压力的降低：热液因压力降低而有可能处于沸腾状态，CO2的逸出将导致热液中CO32-活度的降低及介质的碱性增高，从而与蚀变作用产生相同效果，同样有利于铀的沉淀。 温度的降低：热液温度降低，UO2开始沉淀的Eh值升高，即含铀离子的氧化能力增强，可在较高的热液Eh值条件下被还原成矿。 围岩的还原容量（Eh）也是降低热液Eh值的一个重要原因，控矿构造可以切穿不同岩石，但矿体仅受Eh值相对高的岩石控制，显然是岩石的还原性质在起作用。,表 岩石的还原容量Eh（mv）,注：Eh=EhAEhB，EhA含KOH的KMnO4溶液的Eh值，EhBKMnO4溶液与岩石样品反应后的Eh值,含铀溶液来源包括水、矿化剂

16、的来源。 水是成矿热液的基本组分，成矿物质的活化转移和富集沉淀过程一般都是在水溶液中或有H2O参与下进行的。按照水的不同来源，成矿流体可分为海水、大气降水、同生建造水、地热水、岩浆水和变质水等六种类型。现将各种类型的氢、氧同位素组成大致分布范围列于下表。,5、含铀溶液来源,各种类型水的D和18O（章邦桐等，1990）,铀源系统中的铀是在热液中集中了大量合适的矿化剂之后，才开始大规模转入热液，进而形成含铀热液。,铀源是研究热液铀矿床成因的主要问题之一。热液铀矿床的形成是铀在地壳中经过长期多次活化、迁移和富集的结果，受各种地质作用的影响和制约（章邦桐等，1990）。热液中的铀可以有多种不同的来源：

17、 （1）是岩浆分异的产物 （2）来源于已固结的火成岩 （3）来源于富铀的沉积岩和沉积变质岩 （4）混合来源 （5）再循环的地幔岩浆幔汁来源,6、成矿物质来源（铀源）及其判别方法,（1）是岩浆分异的产物：根据岩浆分异学说，在岩浆分异晚期形成的残余热液，或称岩浆期后热液，可能铀含量较高。因为多期多阶段的复式花岗岩体，一般到晚期、晚阶段， SiO2、K2O和Na2O含量越高，铀含量也越高，这一现象被认为是岩浆演化的普遍规律。因此在岩浆演化最晚期残余热液中铀含量增高，有可能为热液铀矿床提供成矿物质来源。,（2）来源于已固结的火成岩：根据研究结果，多数人认为与花岗岩有关的铀矿床，其成矿物质（铀）并不是来

18、自花岗岩浆，而是来自已经固结的花岗岩。其依据是：成岩与成矿时间上有很大的差距，可以达到几十到几百个百万年。因此成矿物质来源与岩浆活动没有直接关系，而是与已固结的花岗岩有关。与铀矿床空间上直接有关的花岗岩体，往往具有较高的铀含量，通常在10-6以上，而且浸出率较高，铀容易进入循环于岩体中的热水溶液，演化成成矿溶液。,（3）来源于富铀的沉积岩和沉积变质岩：有些热液铀矿床在其矿区内或矿区附近都没有火成岩出露，如澳大利亚北部的不整合面型铀矿床，非洲扎伊尔的申戈洛布维铀矿床以及华南地区广泛分布的碳硅泥岩型铀矿床。这些矿床的成矿物质（铀）来源与岩浆岩没有直接联系。这类矿床的成矿物质明显来自控矿地层沉积岩或

19、浅变质岩，这类地层称为矿（铀）源层，它们的铀含量很高，可达3010-6以上，能够为后来的铀成矿提供充足的铀源。,（4）混合来源：许多热液铀矿床的成矿物质是多源的。大体上可以分为两种情况：一是岩浆与围岩（沉积岩或浅变质岩）混合来源；二是已固结的火成岩与围岩（沉积岩或浅变质岩）混合来源。在具体矿床上这是一项复杂的研究课题，需要经过深入的研究才能做出判断。 （5）再循环的地幔岩浆幔汁来源：大洋地壳的形成通过俯冲作用，又使其返回地幔深处，铀通过此循环进入地幔，然后由异常地幔派生的岩浆，通过壳幔作用，再进入地壳，直至带到地壳壳层。,对热液铀矿床成矿物质来源的判别，一般需要对矿区地质特征进行全面分析： 鉴

20、别有关花岗岩和火山岩的成因； 分析测定和对比不同岩石和地层中的铀含量； 研究铀在岩石中的存在形式以及铀在岩浆演化和地壳演化中的含量变化； 对比矿石中的成矿元素和各种微量元素与各种岩石（包括蚀变岩石）中含量的关系以及同位素组成特征等等。 近年来，稳定同位素地质研究得到迅速发展， 可以利用矿石中某些同位素的组成特征作为判别成矿物质来源的重要标志。,三、热液铀矿床形成的地质条件,1、热液铀矿床与火成岩的关系,（1）空间联系 在空间上热液铀矿床与火成岩的联系有两种情况，一是热液铀矿床的定位与火成岩有直接的空间联系。表现在二个方面： 铀矿床赋存于火成岩石（火山岩和侵入岩体）中； 铀矿床产出于岩体的接触带

21、或接触带附近的围岩中，包括火山岩、基底花岗岩、沉积岩和变质岩。 另一种情况是热液铀矿床与火成岩没有明显的空间联系。如不整合面型铀矿床，黑色建造中脉型铀矿床，碳硅型泥岩铀矿床等。它们具有明显的层控特征，严格地受特定地层层位控制，虽与火成岩无明显关系，但是与该地区的构造-岩浆-流体活动时间合拍。,（2）时间关系 系指矿床与岩体形成时代的先后关系。矿岩时差是表征这种关系的标尺。热液铀矿床一般都具有一定的矿岩时差。如我国与同熔型花岗岩有关的铀矿床（8411铀矿床），岩体的年龄为116-118Ma，矿石中沥青铀矿的年龄是108-109Ma，时差很小，即岩体在侵位后还没有完全固结就开始了成矿作用，故可认为

22、是岩浆热液作用成矿，它与稳定同位素组成的测定结果相一致。而与改造型花岗岩摩天岭岩体有关的铀矿床（376铀矿床），其时差达几亿年之久（岩体760Ma，矿石早阶段360Ma；晚阶段64Ma）。因此矿岩之间的关系只可能是铀源关系，而成矿热液的水源和热液不可能来自于形成该岩体的岩浆残余热液。,（3）成分关系 热液铀矿床矿石的物质成分与围岩成分有关。热液铀矿床的围岩可以是火成岩，也可以是沉积岩或变质岩。矿石中的微量元素组合，以及主要常量元素常与围岩的成分类似，表明围岩为成矿提供或部分提供物质来源。,（4）热源关系 许多花岗岩型铀矿床空间上多集中分布在岩浆活动频发的地区。火山岩型铀矿床往往集中分布在火山盆

23、地内，如相山破火山盆地。许多热液铀矿床空间上与晚期贯入的基性岩脉在一起，这种岩石铀含量很低，不可能为成矿提供铀源，但很可能为成矿提供了热源。与火成岩没有明显联系的热液铀矿床，尽管在矿区范围内很少有或没有火成岩产出，但也不能排除地下深处有岩体存在。因此认为热液铀矿床与火成岩的关系就提供热源来看是很密切的。 热液铀矿床与火成岩的关系是很复杂的，对具体矿床要作具体分析，不能用一种统一的模式概括所有的矿床。,2、热液铀矿床围岩特征,围岩的物理力学性质主要体现在: 孔隙度； 渗透性； 脆性; 塑性四个方面。 对成矿有意义的孔隙度是有效孔隙度。脆性大的岩石在构造应力作用下容易发生破碎，产生构造裂隙。有效孔

24、隙度及脆性一起决定着岩石的渗透性能。,1）围岩的物理力学性质及其对铀成矿的控制,围岩的化学成分及还原容量是控制热液铀成矿的重要因素之一。 外接触带上的铀矿床往往产在碳质和富含硫化物的沉积岩和沉积变质岩中； 在岩体内部，铀矿床通常产在接触带附近并定位在富Ca、Mg、Fe或还原容量大的岩石一侧； 矿石矿物沥青铀矿常分布在黄铁矿周围，或与黑云母、铁绿泥石、钠闪石、含铁石榴子石等伴生； 脉石矿物成分常受主岩影响，如花岗岩中的铀矿脉，脉石矿物以石英为主，当镁铁质岩石作为主岩时，脉石矿物主要是萤石和方解石。如此等等均表明围岩的成分对铀成矿起着十分重要的控制作用。,2）岩石物质组成及化学性质对铀成矿的控制,

25、有利成矿的岩石为： 富含Fe2+及其他低价态元素的围岩，如黄铁矿化的蚀变岩。 富含有机质的岩石，如石墨片岩、炭板岩、碳硅板岩、炭质石灰岩、含炭砂岩等。 化学活泼性高的岩石，即岩/液之间容易互通有无，或它们的pH值差别大，容易起化学反应，如基性脉岩、碳酸盐类、碱交代岩等。,热液作用过程中，热水溶液与其通道附近的围岩之间不断地进行着能量和物质交换，因而二者的成分和性质都在不断发生变化。这种因热液交代作用而引起的围岩变化称为热液蚀变，而蚀变后的岩石称为蚀变围岩。显然蚀变围岩是热液活动和热液矿床形成的标志。热液活动越强烈，蚀变就越明显，也就越有利于矿床的形成。,3、围岩蚀变类型及其与铀成矿的关系,热液

26、蚀变可分为碱性和酸性两大类。 碱性热液蚀变是由碱质热液与围岩作用产生的，主要包括钠长石化、钾长石化和碳酸盐化三种；在花岗岩地区还发育有钾、钠长石混合交代作用。 酸性热液蚀变主要有硅化、萤石化、黄铁绢英岩化、粘土化（包括水云母化、高岭石化、蒙脱石化、迪开石化）等，多数酸性热液蚀变的实质是氢交代作用。 下面介绍几种与铀成矿关系较密切的围岩蚀变。,1）热液蚀变类型及其地球化学特征,碱交代 是指以钾、钠为主的热液交代围岩所引起的蚀变作用。当钠交代钾质矿物（钾长石、黑云母、白云母等）形成钠长石时，称为钠长石化；钾交代钠质矿物（斜长石类）形成钾长石时，称为钾长石化。与铀矿化关系密切的碱交代，有高温阶段和中

27、低温阶段二种类型。一般是在中低温条件下发生，在空间上受断裂构造控制，所形成的碱交代体常呈带状分布，常见于花岗岩型、火山岩型等铀矿床中。,杜乐天总结了碱性蚀变岩的地球化学特征： 钠交代时岩石去钾，钾交代时岩石去钠。这种交代作用可用反应式NaAlSi3O8K+KAlSi3O8Na+表示。交代过程中，钾和钠表现出不相容性。 碱交代过程中，碱性溶液的Eh值随着pH值减小而增高，因此Fe2+向Fe3+转变，导致产生赤铁矿化。 碱交代使酸性岩石去硅，导致碱交代体之上形成石英脉和硅化带，而中基性岩石经碱交代后，硅含量有增高的趋势。,碱交代使岩石增加碳酸盐矿物、含水矿物（绿泥石、绿帘石、白云母、绢云母等）和硫

28、化物等，烧失量明显增加。 碱交代过程岩石保持电价平衡。碱交代在使大量一价离子（K+、Na+、Rb+、Cs+等）带入的同时，二价碱土元素（如Fe2+、Cu2+、Ca2+、Mg2+、Ba2+、Sr2+、Zn2+、Pb2+、Mn2+等）被带出，还可排出Si4+、Al3+等高价阳离子。为保持岩石内部的电价平衡，必须带入高价金属离子，如U4+、Th4+、Ti4+、W6+、Sn4+、Nb5+，Ta5+、Ce4+、Y3+等，这可能是碱交代经常伴随这些元素的矿化的重要原因之一。 碱交代使岩石孔隙度剧增，而机械强度减弱，易破碎，利于热液流通、渗透和成矿作用。,赤铁矿化 赤铁矿化又称红化，是热液铀矿床常见的一种典

29、型蚀变，其特点是蚀变围岩的颜色因为赤铁矿呈云雾状全岩性浸染而呈红色。赤铁矿化多受断裂构造控制，常发育在矿体周围，含矿构造的交叉、分枝和复合部位最发育。离矿体和含矿构造越远，蚀变越弱，颜色也越浅。赤铁矿化是良好的找矿标志。,赤铁矿化产生的原因，主要有两种观点： 认为赤铁矿化是辐射化学反应的结果，与铀、钍衰变产生的放射性射线作用有关。在铀钍矿物周围形成晕圈，是这种观点的有力证据。其反应机理是（王剑锋，1986）：水分子在射线激发下可以电离，并产生O2、H2O2等强氧化剂，使Fe2+氧化成Fe3+： H2O22Fe2+2 Fe3+2OH Gr08.26千卡/摩尔,Fe3+与OH结合成Fe（OH）3的

30、胶状颗粒，经脱水和结晶作用生成赤铁矿： Fe3+3OHFe（OH）3 Gr050.69千卡/摩尔 2 Fe（OH）3Fe2O33H2O Gr015千卡/摩尔,认为赤铁矿化是二价铁和六价铀之间发生氧化还原反应的结果： UO22+2Fe2+3H2OUO2Fe2O36H+ 但需要注意的是，在介质的pH59的天然条件下，Gr00，该反应不能发生，只有在pH9的碱性条件下才可能发生。,KAlSi3O8 + 2H2O K+ + Al(OH)3 + 3SiO2 + OH 钾长石 0.75Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ = KAl3Si3O10(OH)2 斜长石 伊利水云母 +3SiO2

31、+1.5Na+ + 0.75Ca2+,硅化 硅化的重要特征是使蚀变围岩中SiO2含量增高，使岩石变得非常坚硬。它常与其他蚀变，如水云母化、绿泥石化等伴生，因为在其他的一些蚀变反应过程中有部分SiO2析出。硅化蚀变岩石的颜色以灰色及灰白色为主，间夹红、褐等色。硅化的实质是长石的分解、石英颗粒加大和去碱作用。,SiO2在铀成矿溶液中的溶解度主要与温度和pH值有关。实验证实，其溶解度随温度升高而增大，另一方面也受溶液pH值影响，特别是当pH值9时，SiO2的溶解度急剧增高。这是因为溶于水的SiO2，可以形成H4SiO4（正硅酸）。SiO2在碱交代过程中易发生转移，当热液温度降低或pH值减小时，热液中

32、的SiO2出现过饱和，其中一部分呈凝胶体（SiO2nH2O）析出，并可吸附相当数量的铀。这种含铀胶凝体，经结晶作用转化为含铀玉髓或微晶石英。,粘土化（泥化） 粘土化是典型的低温热液蚀变，在酸性火成岩、特别是火山岩中发育。粘土化岩石一般呈浅绿、浅灰、浅红到灰白色，质地较松软。它主要由细粒分散状高岭石、水云母、蒙脱石、多水高岭石及迪开石等矿物集合体所组成，不含石英，但有时含少量斑状钠长石。粘土化作用早期一般先形成水云母、蒙脱石等，然后在早期形成的矿物基础上发育高岭石、迪开石。 高岭石形成的热液温度较低（200oC）,K+浓度低，酸度较高；而碱性介质和含较高浓度的Na+、Al3+、Mg2+、Fe2+

33、，的热液则易形成蒙脱石。,4KAlSi3O8+4H+2H2O = 2Al2Si2O5(OH)4+8SiO2+4K+ 钾长石 高岭石 Na2CaAl4Si8O24+4H+2H2O = 2Al2Si2O5(OH)4 +4SiO2 +2Na+ 斜长石 高岭石 +Ca2+ NaAlSi3O8+4Al2Si2O5(OH)4 = 3Na0.33Al2.33Si3.67O12(OH)2 钠长石 高岭石 钠蒙脱石 +2AlO(OH)+4H2O,在粘土化蚀变过程中，围岩中Al2O3保留并增加，Si4+、Ca2+、Na+、K+等带出，向外渗透扩散产生钠长石化、绿泥石化、碳酸盐化等蚀变。,绿泥石化 在澳大利亚北部规

34、模巨大的不整合面型铀矿床中，绿泥石化是与铀成矿关系最为密切的围岩蚀变。 绿泥石化主要表现为黑云母和少量斜长石被绿泥石交代，至于钾长石和石英则只有在交代强烈时才表现绿泥石化，蚀变带宽度由数厘米到数米不等。按蚀变的形成时间，可将绿泥石化分为矿前期和成矿期两种类型。矿前期的绿泥石化通常分布在矿体外围，主要由铁、镁硅酸盐矿物转化而成，一般没有铁、镁组分带入。各种矿物中最容易发生绿泥石化的是黑云母，其次是角闪石、辉石等。花岗岩的绿泥石化主要表现为黑云母蚀变成绿泥石，同时带出部分Fe2+，Mg2+和SiO2。,成矿期形成的绿泥石常呈球粒状、细脉状、网脉状充填在裂隙中或直接交代围岩中铝硅酸盐矿物如长石、水云

35、母、高岭石等，其中铁、镁组分主要由热液带入，而围岩中的白云石等含镁矿物也为绿泥石的形成提供了部分Mg2+源。,绿泥石是典型的中低温热液蚀变，发生在富Mg2+的弱碱性的条件下。与铀矿化关系密切的绿泥石多属铁绿泥石，其Fe/(Fe+Mg)0.8但也有镁绿泥石，它们呈不规则粒状，叶片状及鲕状集合体，经常与黄铁矿及碳酸盐矿物形成所谓的“绿色蚀变带”，为铀的还原富集提供了十分有利的地球化学环境。,萤石化 萤石化在花岗岩型铀矿床，特别是火山岩型铀矿床中广泛发育。萤石呈浸染状和细脉状形式交代充填于含矿构造及其两侧围岩之中。与铀成矿关系密切的萤石为紫黑色甚至黑色，微晶状至胶状结构，常具有不均匀的环带状构造。由

36、于氟是一种重要的矿化剂，它能与六价铀组成氟合铀酰离子进行迁移，易与围岩中的Ca2+发生化学反应形成萤石，同时引起铀酰络离子的解体而使铀沉淀： 在富含HF的火山喷气作用中，一部分四价铀可呈UF4的形式运移，至近地表当迁到重碳酸钙溶液时，也能形成含水沥青铀矿和萤石： UF4+2Ca(HCO3)2 = UO22H2O+2CaF2+4CO2,值得注意的是，Th4+在富含氟的酸性热液中可以呈ThFn4-n形式迁移。当成矿热液的物理化学条件改变时，铀、钍将一起沉淀下来，其中大部分钍赋存在萤石和沥青铀矿中，形成独特的钍沥青铀矿。这种铀钍萤石组合的矿石矿物组合常在华南火山岩型铀矿床中发育。,不论是碱性热液蚀变

37、还是酸性热液蚀变，对铀的成矿作用都有着某种直接或间接的关系。,蚀变作用能改变岩石的物理力学性质，使岩石有效孔隙度增高，抗压强度减小，成为有利成矿的围岩。,2）热液蚀变与铀成矿的关系,钾化岩石与原岩物理性质的差别(转引自周维勋，1982),蚀变作用能改变铀的赋存状态，使活性铀增多。戎嘉树等（1978）利用诱发裂变径迹法对花岗岩中铀的赋存状态进行了研究，发现花岗岩在绿泥石化、绢（水）云母化、以及碱交代过程中铀发生活化迁移。通过电子探针分析，查明未蚀变的岩石中，占总量84.5的铀存在于晶质铀矿中；发生绿泥石化、绢（水）云母化等蚀变后，大部分晶质铀矿消失，占总量71.7的铀为沿矿物解理、裂隙、粒间及岩

38、石裂隙分布的“裂隙铀”。这种裂隙铀极易被浸取，能为成矿溶液提供铀源。,蚀变围岩能提供有利铀富集的地化环境。矿前期及成矿早期形成的富S2-、Fe2+的围岩蚀变和绿泥石化、黄铁矿化等所造成的还原条件，对铀的沉淀和富集十分有利。许多矿床实例表明，铀矿床与绿泥石化紧密共生，显微镜下经常见到以沥青铀矿为主的铀矿物成浸染状、细脉状或超显微粒状赋存在绿泥石之中或其周围。而沥青铀矿与硫化物密切共生或直接沿黄铁矿、方铅矿等硫化物边缘析出的现象更是极为常见。所以早期蚀变生成的各种硫化物（以黄铁矿为主）和富Fe2+的各种矿物在成矿过程中实际起着铀的有效捕集剂或富集载体的作用。,4、热液铀矿床控矿构造,热液铀矿床由于

39、其成矿介质是热水溶液，因此矿床的定位严格受各种类型的破碎构造控制，因为破碎构造为热液提供活动场所和容矿空间。按照构造的形态产状等特点，可把控矿构造分为三种主要类型。,1）线性构造 2）旋扭构造 3）层型构造,线性构造系指具有线状延伸特点的断层和裂隙。这种构造以发育在块状岩石如花岗岩、次火山岩、碱交代岩等岩体中为特征（刘德长等，1991）。线性断裂构造对铀矿床的控制按着以下不同情况，即可把这种构造分成下列多种形式（梁良、余达淦，1993）。,1）线性构造,主干断裂：主干断裂泛指在矿床范围内最大或较大的断裂带。矿体赋存于主干断裂及其上下盘次级平行裂隙中，产状与主干断裂一致，次级构造按构造组合有“”

40、字型、并列排骨型和斜列排骨型。 主干断裂的派生次级构造：矿体主要赋存于主干断裂旁侧非平行低序次次级构造中，产状与主干断裂常不一致，有压扭性及张扭性两类，主干断裂很少含矿或仅有铀矿化痕迹，矿化在派生次级构造中，常构成“入”字型。,交叉断裂：包括断裂共轭交叉和断裂与中基性岩脉交叉两种情况。矿体多富集于交叉部位，常沿着交切构造的迹线方向侧伏。常构成“干”字型、“T”字型、“X”字型或者“多字型、“N”字型和“H”字型。 裂隙带：裂隙带是指由小断层、节理组成的裂隙密集带，其突出特点是无主断面。矿体为小的裂隙群脉，形态复杂，规模小，数量多，富集成群。,帚状、环状、半环状、S型和反S型等旋扭构造对铀矿床和

41、铀矿体的控制是铀矿床中常见构造现象。环型构造系指由环型、半环型断裂以及岩墙群组成的构造形态。主要发育在火山岩地区，火山岩型铀矿床受其控制。,2）旋扭构造,负向火山构造：又称火山洼地或火山塌陷环型构造，环状构造是由火山活动中心塌陷而成。构造规模较大，多为向心倾斜，常被次火山岩、脉岩等充填，与区域断裂构造结合，构成矿床构造格架。,正向火山构造：又称穹状或火山通道环型构造：火山通道形态为筒状或陡立锥形，构造规模有大有小。矿体受火山口、火山颈边部的环状构造控制。 爆发岩筒环型构造：铀矿床受火山爆发角砾岩筒控制。一般规模较小，发育也较局限。岩筒构造形态多种多样，有筒状、囊状、不规则状等，受基底断裂，特别

42、是交叉断裂控制，有多期斑岩体活动。,层状（型）构造包括各类层理构造、同生构造、假整合面、不整合面，还有叠加的层内构造，这些叠加了构造作用的层型构造系指顺层断裂构造及层内裂隙构造。顺层断裂是指产状与地层的产状一致或近于一致的断裂；层内裂隙是指发育在地层内、与地层产状一致或不一致的裂隙构造。二者统称层间构造。这种构造主要发育在层状岩石地区。根据层型构造对铀矿床的控制作用，可把该构造分成二种不同形式。,3）层型构造,（1）切层大断裂旁侧的层间构造和顺层断裂 （2）不整合面型构造,切层大断裂本身很少含矿，矿体富集在切层大断裂切穿富铀岩层的地段，受层间构造控制，矿体呈层状，但延伸与切层大断裂一致，如368矿床（见图）。顺层大断裂是指与地层的走向或者倾向一致或近于一致的区域性断裂或规模较大的断层构造。顺层大断裂规模大，长可达10或数10km。,（1）切层大断裂旁侧的层间构造和顺层断裂,不整合面型构造系指沉积不整合面构