本篇文章给大家谈谈含铀黄铜矿，以及铀是金属矿产吗对应的知识点，希望对各位有所帮助，不要忘了收藏本站喔。
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本区及邻区火山盆地铀矿主要类型及其特征
迄今为止，在燕辽成矿带业已发现若干具有工业意义的火山盆地铀矿床和一批铀矿点，矿化点、异常点带及远景片。其中，具有典型意义的460铀钼矿床、534钼铀矿床和781铀矿点分布在本区内，而433、434铀矿床及702钼铀矿床，则分布在与本区相毗邻的燕辽成矿带中段。下面将依次概述这些典型矿床、矿点的基本地质特征。
图5—1 460矿区地质略图
1—第四系沉积物；2—早白垩系花吉营组安山玄武岩；3—上侏罗统张家口组三段流纹质酸性火山岩；4—上侏罗统张家口组二段粗面质火山岩；5—次流纹斑岩体；6—断裂构造及编号；7—铀矿床及矿化点
一、460铀钼矿床
该矿床产在沽源火山断陷盆地北部蔡家营—大官厂NE向次级火山断陷盆地西段北缘，NE向F45深断裂、NNE向F49断裂和NW向东米克图—四道沟断裂夹持的三角区中（图5—1），矿床定位受F45及其上盘次级NW向F3控制的次流纹斑岩复合部位所控制（图5—2），铀钼矿体主要产在向NE陡倾的次流纹斑岩体的拐弯膨大部位内部，特别是岩体顶部隐爆岩及岩体内接触带的倾向与岩体一致的陡倾构造裂隙带中，在岩体外接触带层状围岩的构造裂隙带中也有部分矿体产出（图5—3）。蔡家营—大官厂NE向次级火山断陷盆地最初是受其北缘生长正断层F45控制的向NW倾斜的箕状单断式盆地，由于拖拽作用导致紧靠其北缘的地层局部倾向南东，而形成轴线靠近北缘的不对称的向斜式盆地。随着盆地的进一步发展，由于南缘NE向断裂F46的形成，才形成现今双断地堑式不对称箕状向斜盆地的面貌。盆地基底为强钾质混合岩化的新太古界红旗营子群变质岩系，主要为相对富铀、钾的均质混合岩和混合花岗岩。盆内出露的盖层为由三个喷发韵律层组成的富铀、钾的J3z3酸性火山岩及侵入其中的次流纹斑岩体，盆地外侧出露J3z2粗面岩。460矿床的构造、蚀变和矿化均具有多期多阶段的特点和分带性，特别是垂向分带性尤为明显。从深部向浅部依次为黑色脉体伴随强烈红化的脉状充填型矿化、质地较硬的黑色浸染状矿化，近地表浅部质地较软的蓝黑色浸染状矿化和地表的强烈硅化、褐铁矿化、退色的氧化带（图5—4及图5—5）。根据地质、地球化学、数学地质和同位素地质综合研究和测定资料，确定该矿床经历了岩体侵入和隐爆、矿前广泛而强烈的水云母化蚀变（115Ma）、燕山晚期斑岩型浸染状铀矿化（90Ma）、燕山晚期斑岩型浸染状钼矿化（90Ma）、喜马拉雅期脉状充填型铀钼矿化（24Ma）和近代表生淋积型铀钼矿化等六个主要地质事件才最后形成的（图5—6和图5—7）。次斑岩体的侵位和隐爆，为后期的广泛强烈水云母化矿前热液蚀变创造了极为有利的条件。通过广泛强烈的矿前水云母化作用，既增加了岩石的孔隙度和渗透性，又使岩石中的成矿元素得以活化，为后期的成矿作用创造了极为有利的前提条件。燕山晚期斑岩型浸染状铀矿化以超显微状铀矿物均匀浸染于次流纹斑岩体中，形成分布均匀，但以品位较低的矿化为特征。燕山晚期斑岩型浸染状钼矿化以显微胶状胶硫钼矿为特征，主要均匀富集于1349m标高之上的隐爆岩发育部位，形成高品位的钼矿化，使矿石呈现黑色。燕山晚期这两次成矿作用形成的斑岩型黑色浸染状铀钼矿石（图版Ⅱ—1、2），其矿物共生组合较为简单，主要有胶硫钼矿、黄铁矿、超显微状沥青铀矿及少量闪锌矿、白铁矿，还有较多的紫黑色萤石。从矿石元素组合看，以富As、Hg、S、F、Mo和Au为特征。根据该类型矿石组合水冶大样分析结果，铀和钼均达高品位，金平均含量达0.67×10-6，矿石加工性能良好，具有耗酸量低，铀钼浸出率高和分离系数高等特点。矿石与围岩无明显界线，呈过渡关系。根据穿越矿体剖面元素含量变化曲线及矿化蚀变岩石化学分析数据的对应分析和聚类分析研究，铀钼矿化为同期不同阶段的产物，故不具正相关关系。该期矿化伴随的近矿围岩蚀变具有明显的垂向分带性，自下而上，依次为2M1型水云母化带、紫色胶状萤石化带、硅化带（图5—8）。铀钼主要富集在水云母和萤石化带中，而在上部硅化带中，有钍和重稀土元素的相对富集。根据矿石全岩铀铅同位素年龄测定结果，成矿年龄为90Ma，为燕山晚期的产物。喜马拉雅期脉状充填型钼铀矿化产出范围标高比前者偏低，从1476—1067m，主要受岩体内接触带F3上盘次级构造裂隙带所控制，黑色的矿脉旁侧伴随着红化，并穿插于早期的黑色浸染状矿石之中（图版Ⅱ一3、4）。在早期浸染状矿化范围的下部形成二者的叠加型富矿。该期矿石具脉状和角砾状构造，矿石与围岩界线明显，矿石的矿物共生组合较早期矿化复杂，铀矿物为沥青铀矿，呈胶球状与胶硫钼矿密切共生（图版Ⅱ—5、6，Ⅲ—1），二者包裹或交代生成较早的闪锌矿和方铅矿（图版Ⅲ—2、3、4、5）。金属矿物还有少量黄铁矿、黄铜矿、黝铜矿、白铁矿、辉钼矿、辰砂及赤铁矿等，脉石矿物主要有灰黑色、暗红色玉髓和紫黑色萤石。该类矿石除铀钼达到工业品位外，Ag、Pb、Zn、Hg、V、Cu等金属元素含量也较高，并以富铀贫钍为特征。该期矿化伴随的近矿围岩蚀变具有明显的分带性，从下至上，从矿化中心向两侧，依次为长片状水云母化带，赤铁矿－绿泥石化带、蒙脱石化带（图5—9）。与燕山晚期的蚀变分带相叠置，造成矿床现今复杂的分带面貌，但总体上表现出下碱上酸的分带规律，反映在矿床地球化学分带上，K2O自下而上逐渐降低，由500m深部的7.55%降低到地表的1.77%，而SiO2则恰好相反，即从500m深部的74.32%向上逐渐增加到地表的85.02%。这表明矿床深部经历了强烈的钾质碱性溶液的交代作用，随着深部钾的带入，而发生去硅作用，随着硅质的迁出和向上迁移，成矿物质也发生向上迁移而富集于水云母化带和沸石、蒙脱石化带中，而在近地表则形成强硅化带。根据脉状充填型矿石的沥青铀矿铀铅同位素年龄测定结果，矿化年龄为24Ma，为喜马拉雅晚期产物。根据穿越矿体剖面元素含量变化曲线和矿化蚀变岩石化学分析数据的对应分析和聚类分析研究，铀钼矿化为同期的共生关系，铀钼具有很高的正相关关系，与显微镜下观察的沥青铀矿与胶硫钼矿紧密共生关系相一致。
图5—2 460矿床地质略图（据核工业东北地质局247大队.1986）
l—第四纪坡积物；2—张家口组三段流纹斑岩；3—张家口组三段集块熔岩；4—张家口组三段角砾凝灰岩；5—张家口组三段流纹岩；6—张家口组三段角砾凝灰岩；7—张家口组三段钾质流纹岩；8—张家口组三段熔结凝灰岩；9—张家口组三段晶屑凝灰岩；10—粗面岩；11—次流纹斑岩；12—断裂构造
图5—3 460矿床20号线剖面图（据核工业东北地质局247大队马瑞冬报告插图改编，1986）
1—第四纪坡积物；2—张家口组三段流纹斑岩；3—张家口组三段集块熔岩；4—张家口组三段角砾凝灰岩；5—张家口组三段流纹岩；6—张家口组三段角砾凝灰岩；7—张家口组三段钾质流纹岩；8—张家口组三段熔结凝灰岩；9—张家口组三段晶屑凝灰岩；10—张家口组二段粗面岩；11—次流纹斑岩；12—断裂构造；13—铀矿体
图5—4 460矿床矿体分带图
1—红矿范围；2—黑矿范围；3—次生叠加黑矿范围
图5—5 460矿床蚀变岩空间分布图
图5—6 460矿床铀矿化时代
此外，在地下潜水面（1508m标高）上下，还见有蓝黑色质地松软的次生淋积型钼铀矿化，叠加在燕山晚期黑色浸染状铀钼矿化之上，经电子探针研究，铀主要以多水钼铀矿形式产出，还见有蓝钼矿和少量自然镍分布其中。由氧化－还原带的铀钼次生淋积富集带向上逐渐向氧化带过渡，硫化物及原生铀矿物均氧化淋失，主要发育褐铁矿，形成铁帽，并见有蓝钼矿、彩钼铅矿、砷钼钙铁矿、砷铀云母和水铀矾等矿物。
图5—7 460矿床成矿演化及矿化蚀变分带模式
综上所述，根据脉体和矿物的相互穿插、胶结和交代关系，结合矿石同位素年龄测定结果，可将460矿床形成演化过程列成图表（图5—10）。
根据包体测温资料，矿前期为300℃，成矿期300—150℃，矿后期为150—100℃（表5—1）。
根据稳定同位素研究资料，成矿热水为原生水和大气降水混合成因，并以大气降水为主（图5—11）。δ18OH2O值波动在—4‰—－15‰之间，高温阶段原生水混入较多，中低温阶段则基本为大气降水。矿石中硫化物中的硫的δ34S值波动在－3‰—－24‰之间（图5—12），说明硫是来源于浅部的富含生物硫的沉积壳层。根据基底和盖层岩石原始铀含量及供铀能力的同位素地质研究，矿石中的铀主要来自含矿的火山岩建造J3z3流纹岩及相应的次流纹斑岩（表5—2）。
图5—8 浸染状矿化期蚀变分带示意图
图5—9 脉状矿化期蚀变分带示意图
表5—1 460矿床成岩成矿温度表
（据陈安福，1990）
二、534钼铀矿床
该矿床产在沽源火山断陷盆地东缘，蔡家营—大官厂NE向次级火山断陷盆地东段北缘，NE向盆缘深断裂F45（矿区编号为FHI（I）1）、与其上盘平行、倾向相反的次级NE向断裂FH（Ⅱ）2、NW向FH（I）1和NNE向FX（Ⅱ）1等四条断裂的夹持区，矿床产在F45和FH（Ⅱ）2相夹的，倾向南东的箕状地堑的南缘，FH（Ⅱ）2的上盘（图5—13）。基底为强钾质混合岩化新太古界红旗营子群变质岩，盖层为J3z3粗面岩和J3z3酸性火山岩，在矿区南部尚出露K1h玄武岩、安山玄武岩。J3z3酸性火山岩可划分三层，自下而上为：J3z3-1凝灰质粉砂岩、砂岩夹砂砾岩，厚度6230m;J3z3-2凝灰岩、熔结凝灰岩，厚度10300m;J3z3-3钾质流纹岩，厚度大于300m，为矿区含矿主岩（图版Ⅲ—6）。岩层呈单斜层产出，倾向SSE，倾角20°—30°。由于FH（Ⅱ）2的活动，导致在J3z3-3钾质流纹岩内靠上下部位形成顺层构造裂隙带，有一次流纹斑岩体沿FH（Ⅱ）2侵入，并贯入J3z3-3钾质流纹岩底部的层间构造中，从而形成Y字型岩体（图版Ⅳ—1、2）。目前揭示的矿体主要受J3z3-3上下部的顺层构造裂隙带控制而呈似层状或平
图5—10 460矿床矿物生成顺序表
计算公式：△Ｕ（得失量）=
×100%（WB)
其中U1——自成岩到成矿期间由积累的放射成因铅反算岩石中应有的U量；
U2——岩石中现在测定的U含量；
ΔU——负者为丢铀（即供铀），正者为得铀（即集铀）。
表5—2 460地区岩石可能供铀情况（初步结果）（U-Pb同位素体系演化计算
注：混合岩化的Ar岩石铀含量增高，可能丢铀，未作专门测定。
图5—11 我国部分地区高岭石矿物的δD－δ18O相关图（据王联魁等，1987）
1—高岭石或地开石；2—埃洛石；3—高岭石＋埃洛石；4—现代大气降水；5—地热水；6—华南伊利石；7—沽源水云母（本研究分析点）
缓的顺层透镜状产出（图5—14和图5—15）。矿区断裂构造十分发育，主要发育SN、NEE、NNW和NNE四组断裂构造，534矿床就是产在NEE向F45和SN向深断裂带的交汇复合部位。矿区被F45上盘与之平行的一系列NEE向次级断裂分割为若干地堑地垒构造，又被NNW和NNE向断裂切割为若干断块，该矿床正是处在其中的一个箕状地堑式断块中。根据彩红外、侧视雷达等航空遥感图像解释资料，揭示出本区十分发育的环形构造形迹，经地面地质路线观测，确定了一个隐伏的火山塌陷和一个火山穹隆构造，它们受NEE向断裂控制而呈串珠状分布，且定位于NEE向断裂及与之配套的NNW和SN向断裂的交切复合部位。其中，534矿床深部存在一小型火山穹隆构造，与次流纹斑岩体的侵入有成因联系，对铀钼矿化有重要的控制作用。根据对矿石和蚀变岩石的显微镜及电子探针研究结果，依据脉体和矿物的穿插，胶结和交代关系，将534矿床的形成过程划分为：矿前蚀变期，浸染状矿化期，脉状充填型矿化期和表生期及若干成矿阶段，并列图表示之（图5—16），表明本区矿化蚀变具有与460矿床十分相似的多期、多阶段的特点。矿前期主要发育深部的碱性长石化和广泛分布的水云母化作用，除对成矿元素起到活化作用外，也增加了岩石的孔隙度和渗透性，为后期成矿作用创造了有利的前提条件。浸染状矿化期主要金属矿物为分散浸染状钛铀矿和辉钼矿，并见有少量黄铁矿、闪锌矿、白铁矿等硫化物，还伴随着水云母化、萤石化、硅化和赤铁矿化等蚀变。脉状充填型矿化（图版Ⅳ—3、4）主要金属矿物为沥青铀矿和少量的辉钼矿、黄铁矿、闪锌矿和白铁矿（图版Ⅳ—5、6），脉石矿物主要是水云母、紫黑色萤石、玉髓、绿泥石（图版V—1）和矿后的石英、萤石、方解石。伴随脉状充填型矿化的蚀变为赤铁矿化，绿泥石化、萤石化、水云母化和硅化。在矿床氧化带中主要发育表生期的高岭石化和褐铁矿化。据电子探针分析资料，浸染状矿化期形成的星散状钛铀矿多被晚期的脉状充填型矿化期的沥青铀矿所交代（图版V—2、3、4），充分证明两个成矿期的先后关系。由于早期的星散状钛铀矿与晚期的沥青铀矿粒度较细而难以分离，故只测得矿石全岩的铀铅同位素年龄为46Ma（图5—17），由于早期的钛铀矿含量很少，故该年龄值主要反映脉状充填型矿化的时代，为喜马拉雅期的产物。534矿床的矿化蚀变还具有明显的垂向分带性，总体显示下碱上酸的分带规律。根据矿化蚀变岩石的Q型聚类分析谱系图（图5—18），将矿区样品分为三组，大致以0号勘探线为界，主矿段可分为东西两段，三组样品分别为主矿段东段浅部中等钾化富铀钼矿石、主矿段东段深部强钾化铀钼矿石和主矿段西段深部强硅化钼铀矿石。对三组样品分别进行R型聚类分析（图5—19、5—20、5—21）和对应分析（表5—3、5—4、5—5和图5—22、5—23、5—24），然后分别进行地质解译列成图表（表5—6），可以看出三组样品具有十分不同的地球化学特征，将各自的主要地球化学特征提出，并按其空间部位绘成图（图5—25），从中可以看出，东段深部的矿化蚀变特征表明具有矿根相的特征，东段浅部具有矿身相特征，而西段深部具有矿顶相特征。据此，可以进一步推断，西段深部具有较好的找矿前景，应当进行深部钻探揭露，以寻找富大矿体。
图5—12 460矿床黑色浸染状矿石中脉状黄铁矿硫同位素直方图
图5—13 534地区北段中段地形地质图（据核工业东北地质局243大队）
图5—14 534地区北段15号勘探线剖面图（据核工业东北地质局243大队）
图5—15 534矿床2号纵剖面（9—19勘探线）两类矿石分带图（据核工业东北地质局243大队）
图5—16 534矿床成矿期段及矿物生成顺序表
图5—17 534矿床铀矿化年龄（矿石全岩）（原始数据据核工业东北地质局243大队和本院陈志勇）
N=6
R=0.9999869
t1=4588.5+58.3Ma-55.9M8
t2=46.7+12.7Ma-12.7Ma
三、781矿点
该矿点的大地构造部位处在赤城—哈叭嘎SN向区域深断裂带与张北NE向区域深断裂带的交汇复合部位，宝昌火山断陷盆地东部石硼沟次级火山塌陷盆地的东缘（图版V一5）。该矿点定位受盆缘NE向断裂F1的次级SN向断裂F2与次霏细岩体的复合部位控制（图5—26），矿化主要产在岩体分叉部位外带的粗面岩中（图5—27）。宝昌盆地基底岩石主要为新太古界乌拉山群变质岩和海西花岗岩，盖层为J3z2粗面岩和J3z3酸性火山岩。矿区主要分布J3z2粗面岩（图版V—6）和J3z3底部流纹岩，以及侵入其中的次霏细岩和次流纹斑岩。地层总体产状由于处在石硼沟火山塌陷盆地东缘而向西倾斜于盆地中心，但矿区局部由于受盆缘断裂NE向F1逆断层的影响而倾向SE。矿区断裂构造主要发育NE向F1和与之平行的隐伏断裂F3,SN向次级断裂F2和近EW向F4。F2具有多期活动特征，既控制了次霏细岩的侵入，又控制了后期热液蚀变和矿化。次霏细岩沿F2侵入于粗面岩和流纹岩中，其产状陡立，形态复杂，有较多的枝叉，由于次霏细岩斑晶很少，故构造破碎和蚀变不发育，质地坚硬，因而后期构造破碎和蚀变矿化主要发育在其外接触带F2的构造裂隙带中，矿体呈不规则的小型囊状。矿石具分散浸染状构造（图版Ⅵ—1、2）。根据矿石的显微镜和电子探针研究结果，矿化蚀变具有多期多阶段的特点（图5—28），矿前期主要发育碱交代作用，除钾钠长石化外，主要发育水云母化，并伴随黄铁矿化和赤铁矿化。成矿期可明显分为两个成矿阶段，即早期的钛铀矿阶段，与之共生的尚有少量的黄铁矿、白铁矿、闪锌矿，并伴随着水云母化、绿泥石化和赤铁矿化等近矿围岩蚀变；晚期的沥青铀矿阶段，伴随有硅化和萤石化等近矿围岩蚀变，在电子探针的成分像上可以清楚地看到晚期沥青铀矿交代早期钛铀矿的现象（图版Ⅵ—2、3、4、5、6）。矿后期主要发育硅化、萤石化、高岭土化和碳酸盐化等蚀变。由于铀矿物呈浸染状产出，且粒度细小，难于分选，故只测得矿石全岩铀铅同位素年龄为60Ma（图5—29），考虑到早期钛铀矿含量较低，矿化以晚期沥青铀矿阶段为主，故该矿化年龄主要代表沥青铀矿阶段的成矿年龄，为喜马拉雅期的产物，对矿区矿化蚀变岩石进行的聚类分析和对应分析的结果（图5—30、5—31、表5—7、图5—32）证实了这点。矿点属火山热液钛铀型与单铀型的叠加类型。
图5—18 534矿床矿化蚀变岩石聚类分析Q型谱系图
图5—19 534矿区主矿段东段浅部矿化蚀变岩石R型聚类分析谱系图
图5—20 534矿区主矿段东段深部矿化蚀变岩石R型聚类分析谱系图
图5—21 534矿区主矿段西段深部矿化蚀变岩石R型聚类分析谱系图
表5—3 534矿区主矿段东段浅部矿化蚀变岩石对应分析结果
对应分析结果（R型），文件名：W19×23.DAT
R型因子值表
表5—4 534矿区主矿段东段深部矿化蚀变岩石对应分析结果
对应分析结果（R型），文件名：W16×23.DAT
R型因子值表
表5—5 534矿区主矿段西段深部矿化蚀变岩石对应分析结果
对应分析结果（R型），文件名：W10×23.DAT
R型因子值表
图5—22 534矿区主矿段东段浅部矿化蚀变岩石对应分析R型图解（F1-F4）
表5-6 534矿区主矿段矿化蚀变岩石化学成分对应分析（R型）结果判译图表 主矿段东段浅部矿化（ZK9—2,94—162m;ZK15—0,130—177m,ZK11—2,108.5—145m）
图5-23 534矿区主矿段东段深部矿化蚀变岩石对应分析R型图解（F1-F3）
图5—24 534矿区主矿段西段深部矿化蚀变岩石对应分析R型图解（F1-F2）
图5—25 534矿区主矿段矿化蚀变分带特征
图5—26 781矿点地质图（据核工业西北地质局208大队，略加修改）
1—流纹岩；2—蚀变粗面岩；3—粗面岩；4—粗面质熔结凝灰岩；5—实测断裂及产状；6—霏细岩；7—次流纹斑岩；8—花岗岩；9—斜长片麻岩、变粒岩；10—推测断裂
图5—27 781矿点15号勘探剖面图（据核工业西北地质局208大队）
图5—28 781矿点成矿期段及矿物生成顺序表
图5—29 781矿点矿石全岩年龄测定结果（等时线法）
四、702钼铀矿床
该矿床位于本区北东毗邻地区，沽源—多伦火山盆地系的北东延伸部位，其大地构造部位处在天山—阴山EW向复杂构造带与大兴安岭NNE向火山岩隆起带的交切复合部位，红山—五分地复背斜南端西翼近轴部分与广德公—乌墩套和西拉木伦两EW向构造带夹持区的交切复合部位，矿床产在由上侏罗统火山岩组成的次级，NNE向宽缓向斜的两翼，矿化均赋存于夹在上下火山岩组之间的中部粗面岩中。向斜西翼的矿化受走向NNE、倾向SE130°、倾角50°—70°的纵向主干断裂及其派生的顺层构造控制，矿体呈透镜状；东翼的矿化受中部粗面岩底部发育的顺层构造所控制，矿体呈顺层的透镜体群产出。矿化在成因上与侵入于向斜轴部的次流纹斑岩体密切相关（图5—33）。热液蚀变和矿化具有明显的多期多阶段的特点（图5—34），矿前期主要以钠长石化为主，成矿期可划分两个成矿阶段；早期为单铀型成矿阶段，沥青铀矿伴随少量黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、并伴随钠长石化、绿泥石化和赤铁矿化等蚀变，该阶段矿石全岩铀铅同位素年龄为156Ma；晚期钼铀矿化阶段，沥青铀矿与辉钼矿及其它硫化物相共生，该阶段沥青铀矿铀铅同位素年龄为132Ma，全岩铀铅同位素年龄为117Ma。矿后期主要发育绿泥石化、水云母化、硅化和萤石化等蚀变。矿床属火山热液钠交代单铀型和钼铀型叠加的类型。
图5—30 781矿点矿化蚀变岩石R型聚类分析谱系图
图5—31 781矿点矿化蚀变岩石Q型聚类分析谱系图
表5—7 781矿点矿化蚀变岩石对应分析结果
对应分析结果（R型），文件名：WY26×18.DAT R型因子值表（%）
燕辽成矿带西段火山盆地铀成矿条件及远景评价
燕辽成矿带西段火山盆地铀成矿条件及远景评价
图5—32 781矿点矿化蚀变岩石对应分析（R型）图解（F1-F5）
图5—33 702矿床综合地质剖面示意图
图5—34 702矿床矿物生成顺序表（据核工业部北京三所、基建工程兵603团联合科研组，1978）
注：156Ma单铀型矿石全岩U-Pb同位素等时线年龄；132Ma铀钼型矿石沥青铀矿U-Ph同位素等时线年龄；117Ma铀钼型矿石全岩U-Pb同位素等时线年龄
五、433和434铀矿床
该二矿床地处山海关古隆起和燕辽沉降带交接部位的建昌中生代盆地南部干沟EW向次级火山断陷盆地的南缘（图5—35），太古宇混合岩、混合花岗岩、片麻岩及元古宇长城系石英砂岩、片岩和灰岩组成盆地的基底和蚀源区。盆地盖层为侏罗系陆相沉积碎屑岩、火山碎屑沉积岩、熔岩和火山碎屑岩建造。含矿层为盖层底部的中侏罗统海房沟组陆相碎屑沉积岩和火山碎屑沉积岩，按其岩性可分为三个岩性段，即下段J2h1山前洪积、残积、坡积相和河流相的紫色和灰色花岗质砾岩夹砂岩透镜体，为434矿床和石盖子矿点的主要含矿层位；中段J2h2河床相、河湖洼地相和滨湖相富含有机质的凝灰质复成分砾岩、砂砾岩，为433矿床的主要含矿层位，其铀含量一般为（20—30）×10-6；上段J2h3湖相和滨湖相层凝灰岩、凝灰角砾岩，为433矿床的次要含矿层位。上覆于含矿层之上的是J2l兰旗组安山岩、安山集块岩、安山玢岩夹凝灰质复成分砾岩和凝灰质粉砂岩。区内断裂构造发育、区域性EW向深断裂控制着盆地的形成、发展、演化及矿体的展布，同与之呈入字型相接的NE向分支断裂一起构成的三角断块，控制着矿床，而次级NE向断裂则控制着矿体定位。各矿床的主矿体都赋存于靠近盆地基底不整合面之上的浅色砾岩、砂砾岩之中。矿体以似层状、卷状为主，部分呈顺层的扁豆状或透镜体状（图5—36）。矿体不仅受层位控制，同时，主要分布在盆缘半封闭的基底古地形的低洼处及河流入湖口部位，而富矿体又受NE向断裂控制。铀以分散吸附形式为主，少量呈显微、超显微粒状或细网脉状沥青铀矿形式产出，与之伴生的有黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿和赤铁矿等。铀与黄铁矿和有机质关系密切。近矿围岩蚀变主要发育有碳酸盐化、绿泥石化、水云母化和地开石化。贫矿石全岩铀铅同位素年龄为160—150Ma，代表成岩期矿化年龄；富矿石年龄为140—130Ma和120—110Ma，沥青铀矿铀铅同位素年龄为80—70Ma，后两者代表两期后生火山热液改造成矿时代，说明该矿床是经过成岩作用和后生火山热液改造作用叠加而形成的复成因矿床类型。
图5—35 433矿田区域地质略图（据周树宣，1985年）
1—建昌组粗安岩；2一义县组安山岩、安山集块岩；3—张家口组流纹岩凝灰熔岩；4—土城子组紫色砂砾岩；5一兰旗组安山岩、火山碎屑岩；6—海房沟组凝灰岩、砂砾岩；7—长城系石英砂砾岩、灰岩；8—单塔子群黑云母斜长片麻岩；9—石英正长斑岩；10—英安班岩；11—流纹斑岩；12—细粒花岗岩；13—似斑状黑云母花岗岩；14—混合花岗岩；15—断层；16—地质界线；7—矿床；18—矿点；19—异常点；20—铀钍混合异
图5—36 433矿床地质剖面示意图（据周树宣，1985年）
1—土城子组紫色砾岩；2—兰旗组安山岩、安山集块岩；3—海房沟组第三岩段凝灰岩；4—海房沟组第二岩段砾岩；5—海房沟组第一岩段花岗质砾岩；6—石英正长斑岩；7—辉绿岩；8—似斑状花岗岩；9—矿体
广东铀矿床
该矿床位于新华夏系清流—武平—龙川北北东向构造带与惠安—大东山东西向构造带、乐安—平远南北向构造带复合交汇部位，矿床产于新华夏系构造控制的中生代陆相盆地中。
（一）矿区地质简述
火山盆地为不完整而开阔的北北东向向斜盆地。盆地基底由寒武系变质岩、泥盆一石炭系微变质岩以及燕山早期早阶段花岗岩组成。盆地盖层为侏罗系上统葛蒲群中、上亚群火山岩，其上为白垩系上统周田群红层不整合覆盖（图4-7）。
矿区内构造发育，主要有东西向构造和新华夏系构造。东西向构造多期多阶段活动，早期以隆起褶皱为主，盆地基底的寒武系和泥盆—石炭系分别受到褶皱作用。燕山早期褶皱断裂发育，控制早期岩浆活动，一些岩体呈东西向展布。燕山晚期以断裂构造为主，它们切穿盖层，除控制次流纹斑岩、花岗斑岩等脉岩外，还有较晚的东西向断裂带，并由北向南可分为三组：书院—凉子石构造脉岩活动带、华山—文山构造脉岩活动带、上远—仚脑构造脉岩活动带。
图4-7 279矿床区域地质示意图
（据00275部队资料）
1—断层；2—地质界线；3—火山口；4—279矿床位置；K2—晚白垩世紫红色砂砾岩和砂岩；
—晚侏罗世晚期第三旋回，晶屑凝灰岩；
—晚侏罗世晚期第二旋回，熔结凝灰岩；
—晚侏罗世晚期第一旋回，含砾浆屑凝灰岩等；
—上侏罗统中段，紫红色砂砾岩；λ—流纹岩；γπ—次花岗斑岩；
—燕山早期花岗岩
新华夏系构造发育，并多期活动。早期新华夏系构造，发育于盆地基底的寒武系—石炭系，形成北北东向向斜，控制晚侏罗世陆相盆地沉积和火山活动。晚期新华夏系以断裂构造为主，北北东向断裂带平行发育，由东向西主要有F2断裂带、F1断裂带。配套构造发育，尤其是北西向和北北西向断裂发育最明显。新华夏系构造控制了一些铀矿体。
除断裂和褶皱构造外，矿区内还有火山机构，有大小火山口十余个，主要分布在矿区的南部和东部，受北北东和东西向构造控制。
岩浆活动强烈而频繁，且主要是燕山期岩浆侵入和喷溢。燕山期早阶段（
）花岗岩浆大量活动，沿东西向构造带侵入，形成东西向花岗岩基。而燕山早期晚阶段岩浆却以喷溢为主，是火山岩浆喷溢的鼎盛时期。根据喷发间断、火山岩相关系和岩性特征，把晚侏罗世至白垩纪火山岩浆活动划分为三个旋回。
第一旋回以喷溢为主，并多次喷溢，先基性后酸性。第一次喷溢形成下部玄武岩，第二次为安山岩、英安岩岩浆喷溢。岩浆随构造进一步演化分异和喷溢，形成流纹岩。岩浆喷溢间歇，盆地大幅度下降，沉积了厚达300m以上的紫红色砾岩、砂砾岩等。
第二旋回至少也四次以上喷溢。第一次是大量酸性岩浆溢流，形成流纹岩；短暂间歇后接受沉积形成凝灰质砂岩等。接着第二次以强爆形式喷溢，形成熔集块岩、凝灰岩。接着溢流出流纹岩和含砾凝灰岩。第三次以强爆喷溢形式，形成熔结火山角砾岩、熔结凝灰岩。火山岩浆短暂间歇，盆地下降接受沉积，形成棕红色泥质砂岩夹英安质凝灰岩；第四次构造岩浆活动，大量岩浆溢流形成流纹岩后，还有酸性岩浆喷溢形成浅绿色集块岩、含砾凝灰岩、凝灰质熔岩。最后岩浆在火山通道结晶形成次火山岩。晚侏罗世构造岩浆强烈活动后，岩浆活动再次间歇，大幅度下降的盆地，接受上白垩统厚达800m以上的正常沉积物。
第三旋回是燕山晚期岩浆活动，其强度大大减弱，仅形成规模不大的次火山岩体和岩脉。有辉绿岩、玄武岩、次花岗斑岩等。有的切穿白垩系，是否为喜马拉雅期岩浆产物，需进一步研究。
构造岩浆多旋回多次活动，尤其是富含铀的岩浆多次喷溢，并随之由基性→中性→酸性→基性演化分异，对铀矿化富集十分有利，也是279矿床形成的根本因素。
（二）矿体形态产状
矿体形态为似层状、透镜状、脉状等。火山熔岩成岩、成矿的矿体为似层状和透镜状，其产状与火山熔岩的产状基本一致；热液形成的矿体以脉状为主，受断裂控制，倾角陡，往往切穿岩层。
矿床内主要有三个火山岩成岩成矿层位（图48），自下而上如下。
第Ⅲ含矿层。矿体分布在
流纹岩中。流纹岩为北西向展布的宽阔舌状体，南东厚，向北西逐渐变薄至尖灭，显示岩浆由南东向北西溢流。矿体集中在舌状体靠前缘地段的顶板相具球粒和气泡结构的流纹岩中，部分矿体产于底部的珍珠、球粒流纹岩中。舌状体中段仅有弱矿化。矿体产状与岩体一致（图4-8）。最大矿体长350m，宽300m，厚几米至30m，埋深300～400m。
图4-8 矿体产出部位示意图
（据00275部队资料）
1—红色砂砾岩；2—砂页岩；3—晶屑凝灰岩（
）；4—熔结凝灰岩（
）；5—含角砾凝灰岩（
）；6—流纹岩（λ）；7—变质岩（∈）；8—辉绿岩墙；9—花岗斑岩（γπ）；10—断层；11—矿体；12—Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ矿层及编号
第Ⅱ含矿层。矿体分布在
绿色火山熔岩中。本层可划分八个喷发韵律，每个韵律均具矿化，而主要集中在中、上部三个韵律层中。成矿岩体主要为含砾凝灰岩。层面附近往往形成富矿体，具多层位矿化的特点。矿体形态为似层状、透镜状。矿体与岩体产状基本一致。矿体多，单个矿体规模较小，大者长130～150m，宽50～70m，厚几十厘米至15m。埋深250～300m。
第Ⅰ含矿层。矿体分布在
晶屑凝灰熔岩中。矿体为透镜状，与岩体产状基本一致。
热液成矿形成的矿体，受断裂裂隙控制，因而主要为脉状。控矿断裂多为切穿岩层，形成陡倾角的脉状矿体。但也有控矿裂隙沿含矿层面发育，叠加于含矿岩层中，形成较富的透镜状矿体。
（三）蚀变
有岩浆自交代和热液交代。
1．岩浆自交代
火山岩浆自交代有石英化、钾（钠）长石化、绢云母化、赤铁矿化、萤石化等。
石英化是火山熔岩成岩过程，岩浆演化分异，气液集中，含大量SiO2的熔浆晶出微晶状石英，并交代早结晶的矿物，形成火山熔岩体中的石英相，或在火山熔岩中局部晶出较多的微晶石英。
绢云母化 绢云母化在盆地内各种火山岩中都有不同程度发育，以
之中上部火山熔岩中绢云母化最强，绢云母集合体几乎交代全部长石晶屑，也有部分基质被交代，因而形成绿色火山熔岩。
赤铁矿化 火山岩浆结晶过程有赤铁矿化，粉末状赤铁矿分散地交代晶屑和基质，尤其是基质中赤铁矿交代最强，致使岩石为红色。赤铁矿化主要发育于火山岩体的内部，同时也有钾长石化和含铀硫化物（黄铁矿等）化，因而矿化岩石为暗红色或黑色。
萤石化 在绢云母化、石英化和赤铁矿化过程的伴生蚀变，即在这些蚀变过程都有萤石晶出，只有萤石化强弱不同而已。
多种岩浆自交代蚀变发育部位，有利于铀矿化富集。
2．热液蚀变
热液蚀变有绢云母化、绿泥石化、硅化、赤铁矿化、黄铁矿化、萤石化、碳酸盐化等。热液蚀变与发育于整个火山熔岩中的岩浆自交代蚀变不同，主要是沿断裂、裂隙、破碎带发育，而呈带状分布。热液蚀变为多次多阶段发育。
（四）成矿期成矿阶段
有火山岩浆成矿期和热液成矿期，以前者为主。
1．火山岩浆成矿期
随着岩浆多次喷溢演化分异成矿。主要成矿阶段是晚侏罗世，从三个主要含矿层位可知，又主要集中在晚侏罗世的晚期，即铀浓集于晚侏罗世晚期岩浆多韵律多阶段成矿。
较先形成矿体的火山岩是
流纹岩，在岩浆气液分异作用下，铀从岩浆中运移至流纹岩舌状体的前缘，尤其在顶、底部位富集，在岩浆自交代过程（赤铁矿化、萤石化等）铀沉淀富集成矿体；流纹岩体内部相虽有铀矿化，但较弱，形成的矿体较少。岩浆韵律性喷溢演化分异，铀又在
等韵律的绿色火山熔岩中富集，在岩浆自交代（绢云母化、萤石化等）过程形成矿体。
铀在
晶屑凝灰熔岩成岩过程再次富集，在赤铁矿化、萤石化、钾长石化等岩浆自交代过程形成矿体。
岩浆期铀矿化，主要是在岩浆自交代过程（赤铁矿化、萤石化、黄铁矿化、绢云母化等）铀富集沉淀。铀主要以分散状存在于火山熔岩的基质中，伴生有赤铁矿、萤石、绢云母、辉钼矿、黄铜矿等，这些矿物较多时，尤其是黄铁矿、萤石较多时，就有极少量沥青铀矿微粒晶出。铀矿体与含铀火山熔岩体是渐变过渡，无明显的界线。只是根据化学分析结果来确定铀矿体，或用放射性测井仪来确定表内和表外矿体。
岩浆期铀成矿特点是有辉钼矿、黄铜矿、赤铁矿等共生，与斑岩型铜（钼）矿床的岩浆自交代成矿的矿物共生组合相类似，显示岩浆自交代成矿的共同特征。
2．热液成矿期
热液成矿期主要有两个成矿阶段，一是含沥青铀矿赤铁矿化、硅化岩阶段，一是含沥青铀矿多金属硫化物阶段。
含沥青铀矿赤铁矿化、硅化岩阶段铀为沥青铀矿和分散状两种形式，分布在微晶石英集合体中。沥青铀矿为微粒状、不规则状、和短细脉状分布在微晶石英集合体中（照片4-17）。硅化过程有绢云母化、赤铁矿化等。在微晶石英集合体中有粉末状赤铁矿和分散状绢云母。在硅化带两侧有绢云母化和粘土化。
含沥青铀矿多金属硫化物阶段是在断裂裂隙带中，绢云母化、绿泥石化、萤石化、方解石化过程，有沥青铀矿晶出，并有闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、白铁矿等共生。这一成矿阶段往往形成富铀矿石。
279矿床还有Mo、Ag、Cu、Pb、Zn伴生元素，其中Mo可综合利用。
南澳大利亚显山（Prominent Hill）铜金银铀稀土矿床
在南澳大利亚同一成矿区内通过运用较正确的勘查战略和矿床模式，终于在奥林匹克坝铜铀金银稀土矿床西北约200公里处，找到亦为隐伏的与奥林匹克坝矿床很相似的同一类型且也有可观资源量的显山（Prominent Hill）铜金银铀稀土矿床。重力测量是最终发现该矿床的重要方法。
2001年晚期在澳大利亚南澳大利亚州著名的奥林匹克坝特大型铜铀金银稀土矿床西北约200公里处，发现了也是隐伏的显山（Prominent Hill）铜金银铀稀土矿床（图3-3和图3-4）。这两矿床均位于高勒克拉通东北部。显山矿床在矿化型式和矿床成因上与奥林匹克坝矿床很相似，经勘查已算得其铜资源量超过150万吨（一说180万吨），金超过80吨。目前在继续勘查，资源还会增长。此矿床的发现，不仅有实际意义，且具有理论（概念）意义。
图3-3 显山地质模型示意图
1975年发现的奥林匹克坝矿床原计算矿石资源有20亿吨，铜平均品位1.6%，金为0.6克/吨，银为3.5克/吨，U3O8为0.6kg/吨，即含铜3200万吨、金1200吨、银7000吨、U3O8120万吨，还有1000万吨稀土氧化物。矿床1988年投产后，经不断勘查，2004年拥有的总资源升至38.10亿吨，铜平均品位1.1%，金为0.5克/吨，U3O8为0.4kg/吨，即尚有铜4290万吨、金1900吨、U3O8152万吨。还有大量银、稀土和平均品位26%的铁矿石。
图3-4 南澳大利亚高勒克拉通区域构造图
这一巨大而独特的矿床发现后，引起了勘查界、矿业界及有关学术机构的强烈兴趣，并提出了要找“奥林匹克坝型”矿床。后经研究，还由此新提出了一类重要的热液铁氧化物铜金铀（稀土）矿床（IOCG型矿床，关于此类矿床，2004年我们已有专文介绍）。以铁氧化物来划分，IOCG型矿床中包含有富磁铁矿的矿床（其中磁铁矿极发育的端员矿床为瑞典基律纳铁矿床）和富赤铁矿的矿床（其中赤铁矿极发育的端员矿床为奥林匹克坝矿床）。已知大部分此类矿床均以含磁铁矿为主，以赤铁矿为主的颇少。20世纪80年代晚期以来，IOCG型矿床已逐渐成为国际上勘查和研究的重要目标之一，且也有重要发现。但在显山矿床发现之前，一直没有找到与奥林匹克坝矿床类似的赋存在赤铁矿角砾岩中的此类重要矿床。
高勒克拉通系一在南澳大利亚州占面积60万平方公里的太古-中元古代地体，露头有限，其地质构造解释相当程度上要靠钻孔资料和地球物理数据。在20世纪80和90年代大部分时间，高勒克拉通的奥林匹克坝型矿床的找矿工作，是在此类矿床已发表资料有限、地质和地球物理信息不全以及没有很好确定矿床模式的基础上进行的，所以收效不大。在此过程中发现少数几个金矿床，没有找到真正类似奥林匹克坝矿床的IOCG型矿床。与此同时，在勘查界和学术界存在一种看法，认为奥林匹克坝矿床是一个在特殊条件下形成的独一无二的矿床，几乎无法再找到一个特征与其相似的矿床。
不过有些矿业公司和勘查公司仍在高勒克拉通寻找此类矿床。南澳大利亚州政府20世纪80年代以来也颇重视矿产勘查和开发，实施了一些鼓励勘查、加速勘查的计划，拨款在州内进行了区域地质、区域物探（主要是系统航磁测量）、区域地球化学调查，以及少量构造钻探工作，使有关勘查公司可免费得到这些数据。到90年代晚期终于又吸引了一些公司到该州勘查。澳大利亚大公司BHPB和小公司Minotaur资源公司合伙，在高勒克拉通北部的芒特伍兹内围层地区寻找类似奥林匹克坝矿床的矿床，具体找矿工作主要由后者进行。通过地质和物探（重力和磁法测量）等工作，2001年在该内围层南缘显山地区试探重磁异常的URN1号孔在108米沉积盖层下打到赤铁矿角砾岩，基质和碎屑均以赤铁矿为主，原岩未见及。在200～307米孔段打到平均品位铜1.94%、金0.65克/吨和银1.6克/吨，包括底部272～307米含铜3.85%、金0.82克/吨和银4.5克/吨。辉铜矿矿化以浸染体和细脉见于赤铁矿基质中，富集在300米附近。往下穿过一粗玄岩墙后还有矿化角砾岩，有152米含1.1%铜（包括17米含2.39%铜和0.14%铀），还有金。从450米起打到57米含铜1.28%、金0.66克/吨、银2.O克/吨、稀土0.51%和铀495×10-6，包括17米含铜2.35%、金1.07克/吨、银3.3克/吨、稀土O.66%和铀1398×10-6（相当1.65公斤/吨U3O8）。此段特征是赤铁矿角砾岩和铜矿化（斑铜矿和黄铜矿）在基质和碎屑中均有分布。该孔所见角砾岩岩性和元素伴生组合、矿化组合和铜矿物分带，以及重晶石和萤石含量高、稀土（镧和铈）和铀含量高等特征，均可与奥林匹克坝矿床相比拟。2002～2003年继续钻探，大部分钻孔见矿情况均好，有的打到更富的矿段，但在距发现孔1.7公里附近处打的4个孔品位低。一般从孔深100余米至300余米处开始见矿，打到矿石的孔段长度有数十至百余米，铜品位从1%至5%，金从0.2克/吨至1克/吨，铀为（50～160）×10-6，还有银和稀土等。在此期间，BHPB要继续进行广泛的区域踏勘检查性的勘查，而Minotaur公司想努力在此已发现矿床进行勘查开发以便及早取得现金。最后BHPB公司离开此项目，而另一家澳大利亚的公司Oxiana进入显山勘查项目，成为一大参与者。2004年Oxiana公司还兼并了Minotaur公司，使其成为一家子公司（名为Minotaur勘查公司），仍由其进行显山矿床勘查。
2003年晚期至2004年中，进行了圈定矿石资源的金刚石钻探计划（此前以反循环钻探为主）。结果表明矿化角砾岩较稳定。2004年8月Oxiana公司据44孔（17800米，其中64%为岩心钻，余为反循环钻，网度100米×100米）结果，完成瞻望性研究，算得推测资源（以0.5%铜为边界品位）有9700万吨，铜平均品位1.5%，含金0.5克/吨，含铀103×10-6，此外有银约2～8克/吨。即有铜145.5万吨，金48.5吨，铀约1万吨。如以1.0%铜为边界品位，则资源为6000万吨，铜平均品位1.9%，含金0.5克/吨，含铀112×10-6。还设想可有一年产750万吨矿石（含1.5%铜、0.6克/吨金）的露采矿，年产铜9万吨、金3.4吨，资本投资约需3亿～3.5亿澳元。后继续进行加密钻探（至50米孔距）和拓展钻探，并进入预可行性研究。据2005年7月报道，又进行了资源计算。这是在完成作为预可行性研究一部分的一项钻探计划之后，根据总计达4.9万米金刚石钻探和2.9万米反循环钻探结果进行的。总资源的90%已可列为推定资源级。主铜金角砾岩矿化部分（以0.5%铜为边界品位）有推定资源9040万吨，含铜1.46%，金0.54克/吨；推测资源1050万吨，含铜1.59%，金0.62克/吨。东部单独的金矿化部分（在铜少于0.5%的矿石中，以0.5克/吨金为边界品位）有推定资源490万吨，含金1.32克/吨，铜0.11%；推测资源1620万吨，含金1.17克/吨，铜0.07%。以上合计有铜150万吨、金80吨。西部也有单独的金矿化部分，在继续钻探圈定。主铜金矿体也仍未探到边，往深部、往东南及往西沿显山剪切带仍可延伸。预可行性研究2005年8月底完成，可行性研究将加速进行，可能在2006年中期完成，目标是2008年矿山投产。最近有报道称，总资源可增至300万吨铜、200吨金、1365吨银，还有铀和稀土。
显山矿床是一隐伏矿床，在地球物理上表现为一独立的重力异常。矿床最后得以发现，从技术方法上讲，重力测量起了重要作用。该矿床的铜金银铀稀土矿化直接与以赤铁矿为基质的角砾岩相伴生。矿床产在约100米厚的沉积盖层下的一个宽阔的角砾岩杂岩体中，杂岩体侵入于低级变质的基性-酸性火山岩（年龄约15.9亿年）和相伴的火山碎屑沉积岩中。这些火山岩产在一弧形地堑中。赤铁矿角砾岩的角砾主要由硬砂岩、蚀变安山岩-玄武岩、一些赤铁矿化岩石等组成。角砾岩杂岩体的核部为基本无矿的赤铁矿-二氧化硅带。围绕无矿核有一高品位金矿化带。在接近角砾岩杂岩体的围岩（白云岩、泥质岩和硬砂岩等）中，有沿裂隙形成的含金赤铁矿脉。铜矿化有分带现象，大体说来，上部为辉铜矿，深部为斑铜矿和黄铜矿（伴有黄铁矿）。铀的分布不大连续，一般产出部位较深，且多与萤石和黄铜矿在一起。稀土与磷灰石和独居石等有关。此矿床的矿化型式和形成历史可与奥林匹克坝矿床直接比拟，具有许多重要的共同点：近喷孔火山作用及有关热液蚀变作用与角砾化；蚀变组合与矿化组合十分相似，近程和远程晕也很相似，以及共同的分带型式；成矿年代相同，构造环境相似。两矿床均属IOCG型矿床中赤铁矿极发育的矿床。它们明显不同处是容矿岩石的性质不同，奥林匹克坝矿床赤铁矿角砾岩矿化，主要位于花岗岩内，而显山矿床主要是在火山岩系岩石内；矿化系统中铜、金和铀的相对比例也不同，奥林匹克坝矿床铀含量较高，而显山矿床则金含量较高。
据Minotaur公司称，显山矿床的发现，说明其在该项勘查中所运用的勘查战略和矿床模式是正确的，并证实了显山矿床与奥林匹克坝矿床在矿化型式和成矿历史上可直接比拟，从而将会消除关于奥林匹克坝矿床是一个独一无二的矿床的看法。
2005年6月RMG Services有限公司在奥林匹克坝矿床东南约100公里的Carrapateena探区发现重要的IOCG型矿化，进一步说明了奥林匹克坝矿床并非绝无仅有。该探区在南澳大利亚州奥古斯塔港北约200公里，位于托仑斯湖西畔，地处高勒克拉通东缘。该公司于2005年在该探区对较微弱的区域重力异常和较明显的航磁异常进行了钻探，由州政府资助50%打了2个深孔。CAR-02孔在476米平伏的新元古代盖层下打到178.2米矿化（至孔底仍在矿化体中），平均品位为铜1.83%，金0.64克/吨，还有铈0.2%。矿化产在赤铁矿角砾岩中，见丰富的细粒赤铁矿蚀变、斑铜矿和黄铜矿。2005年10月TeckCominco公司购得此矿地，组成合营项目。计划至2008年底要花费1600万美元进行勘查（包括7.5万米钻探），还要探7个区域目标。2006年4月将完成地面物探（激发极化、重力和磁大地电流测量）并开钻。
与铜铁矿床伴生热液改造铀矿化
3.3.3.1 2801 铀矿化点
2801铀矿化位于云南省易门县正西20km的万宝厂铜矿内。大地构造位置位于康滇地轴南段罗茨-易门断裂的南西侧。矿区地层出露有因民组火山碎屑岩、砂质板岩夹白云岩，落雪组含铜白云岩，大龙口组灰岩夹绢云板岩，美党组碳质板岩、绢云板岩夹灰岩。铀矿化产于因民组与美党组板岩之间的构造破碎带（逆冲断层）中（图3.9），伴生有Cu、Co、Ni矿化，即产于“易门式”改造型铜钴矿化之中的铀矿化。铀矿化体产出在含铜角砾岩中，赋矿围岩——含铜构造角砾岩，角砾岩角砾较大，一般数厘米，大者可达数十厘米。角砾成分为绢云板岩、白云石大理岩、石英岩和变质砂岩，偶见花岗岩角砾，胶结物有钠长石、石英、方解石、白云石、绢云母和金属硫化物。铀矿化体呈透镜状，长6～7m，宽0.6～0.7m，矿化品位U 0.027%～0.166%。矿石的矿物成分比较复杂，有沥青铀矿、晶质铀矿、钛铀矿、黄铜矿、辉钼矿、方铅矿、闪锌矿、辉砷镍矿、辉砷钴矿等，形成沥青铀矿-辉钼矿、沥青铀矿-水云母、沥青铀矿-黄铜矿组合。沥青铀矿呈细脉状、网脉状产出，其中沥青铀矿-水云母组合、沥青铀矿-辉钼矿组合呈细脉、网脉产出在钠长岩的显微裂隙中；沥青铀矿-黄铜矿组合则见于切穿黄铜矿的显微裂隙中，晚期的黄铜矿存在于沥青铀矿干裂纹中（巫声杨等，1990）。矿化蚀变有钠长石化、硅化、碳酸盐化、赤铁矿化、水云母化等。
图3.9 2801铀矿化点二号坑道三水平四支巷南壁地质编录图
（据巫声杨等，1990）
1—碳质千枚状板岩；2—白云质大理岩；3—糜棱角砾岩；4—黄铜矿化；5—铀矿化体；6—样槽；7—产状
铀矿化时代为澄江期，沥青铀矿U-Pb同位素年龄为729.1Ma（胥德恩，1990）和679～720Ma（核工业209队，1989）。其铀矿化的蚀变和成矿元素组合与铜钴矿化具有继承性，铀矿化体在空间分布上与铜矿化体在同一空间，但很局限，它提供了一个重要的成矿信息，该类矿化的成因为构造改造-中低温热液铀成矿作用。前人在此区追索未有新的发现。由于铜矿开采，原铀矿化体已难以找到。
3.3.3.2 东川因民铜矿面山段铀异常
矿区出露地层为因民组、落雪组、黑山组和青龙山组。因民组底部为角砾岩，基底式胶结，中部为薄层状紫红色砂质板岩与碳质板岩互层，上部为灰紫色薄层砂泥质白云岩与板岩互层，产有铜矿化。落雪组底部为薄层及中层砂质白云岩夹钙质板岩，产有“东川式”铜矿，其中、上部为厚层青灰色叠层石白云岩，夹硅质条带。黑山组主要岩性为碳质板岩夹安山质凝灰熔岩，顶部砂质白云岩。青龙山组为青灰色厚层状白云岩夹薄层硅质白云岩和碳质板岩。
铀异常产出在因民-落雪组过渡带的铜矿体及其构造破碎带中。沥青铀矿（U72.72%，Cu 0.80%，Pb 1.58%）呈星点状和细脉状形式产出。铀与铜成正相关关系。沥青铀矿年龄晚于铜矿化年龄。
3.3.3.3 因民组内其他铀矿化
在迤腊厂含铜磁铁矿床，含铜磁铁矿层产出在因民组顶部，铜铁矿中有较高的REE含量。铁矿体或其蚀变带内的含铜铁硫化物细脉中有铀异常显示，异常呈星点状，规模不大，但数量较多。如在八层矿采场，铀异常产出在铁铜矿体内，出露面积7m×2m，采用γ能谱测量，铀含量（200～300）×10-6。铀异常与石英-紫色萤石脉体有关，脉体中见有黄铜矿、孔雀石和磁铁矿。研究表明紫红色萤石中稀土总量高，强烈富集轻稀土，正Eu异常；成矿期后脉状浅绿色萤石中稀土总量低，相对富集重稀土（杨耀民等，2005）。铀的赋存形式还没有研究，但这些特征显示铀矿化是产于铁铜矿化晚期阶段，可能是高温热液成矿作用。
铀矿化产出在因民组板岩与落雪组含铜白云岩之间的硅化构造角砾岩中，铀与砷共生（武定Ⅶ-34铀矿化点）。还发现产于因民组板岩与绿汁江组白云岩接触带构造破碎带中的铀矿化（Ⅷ-15）等。这些铀矿化显然是中-低温热液成矿作用产物。
所有这些异常或矿化点的规模都很小，但都表明矿化与热液活动有关，与因民组铜铁矿化有关，与改造型铜铁矿化的晚期热液活动有关。铜铁矿化和铀矿化可能来源于同样矿源层，即中元古代陆缘裂谷沉积含铜铁岩系——因民-落雪组细碎屑岩（砂质板岩-碳质板岩）-碳酸盐（白云岩）建造。
3.3.3.4 会理通安地区红岩石英脉型铜（金）铀矿化（A-201）
铀矿化产出在落雪组白云岩（白云质大理岩）中的硅化带内，该硅化带西部延伸部位地表有放射性复合与晕圈（据核工业281队）。在铜矿化中有铀矿化。在浅部铜矿坑道内有一种“构造角砾岩”，岩性为硅化角砾岩和褐铁矿化角砾岩，铀矿化在角砾岩中呈团块状分布，并可圈定出矿体，浅部铀与铜相关，深部以铜为主。铜矿石以黄铜矿为主，少量辉铜矿、黄铁矿，斑铜矿、铜蓝、蓝铜矿和孔雀石。在精铜矿中金品位可达0.4～0.6g/t，可回收利用金。
含铜（金）铀硅化带至少可划分出三期：粗粒-细粒石英脉、绢云母-石英脉和细粒石英-碳酸盐脉。三期石英脉中具有黄铜矿产出。在坑道内做剖面采样，结果显示（李巨初等，1994）：U一般（5.7～25.70）×10-6，高达（69.50～197.60）×10-6，Au（1.2～7.8）×10-9，高达（62.6～263.80）×10-9，As 1.50～8.10，高达（22.30～98.50）×10-6，U与As、Au呈正相关关系（图3.10），Mo和Ba在含铜、铀矿化部位有所增加。
选取硅化带中石英和黄铜矿分别作氧氢同位素和硫同位素（表3.7），氢氧同位素值落在岩浆岩和变质岩区之外（图3.11），类似热水改造深成黏土的氢氧同位素（Barres，1987）组成。含铜石英脉石英和围岩、铜矿石全岩氢氧同位素值一致。含铀铜石英脉和含铜硅化脉中黄铜矿硫同位素接近，在热液范围内。这说明，成矿流体为热流体，来源于含铜地层的改造富集。
表3.7 红岩石英脉型铜铀矿石同位素组成
注：表中数据由宜昌矿产地质所和成都理工大学实验室测试。
图3.10 红岩铜铀矿化岩石中U与As、Au含量变化对数图解
1—Au；2—As
图3.11 红岩铜铀矿化石英脉体石英和围岩全岩氢氧同位投影
（据Barres H L，1987）
五个包裹体成分分析结果表明其成矿溶液成分，主要阴离子以富
为主，
≥Cl-，阳离子Na＋Ca2＋K＋Mg2＋，Na/K（原子数比）8.4～17.5，平均12.5，变化小，不同于密西西比型矿床（16，多在20～40之间），不同于卤水成因热水（40），在正常热液范围内。
石英包裹体成分以气液包裹体（5%～10%）和含盐子晶包裹体（20%～80%）为主，少量纯液相包裹体，未见CO2包裹体。均一化平均温度130～160℃，主要在130℃左右。据盐子晶熔化温度换算溶液盐度[w（NaCl）＝（32.49%～46.7%）]，有较高盐度。
包裹体中气液包裹体、盐子晶包裹体和液体、气体包裹体存在似乎表明部分矿脉形成的压力和温度大约正好在这种流体沸腾曲线上（Barres，1987），成矿流体可能是高度的不混溶H2O-NaCl体系的溶液，在大多热液矿床是极少见的，在许多斑岩铜矿中普遍，也见于一些浅成低温热液矿床（Roedder，1979），这种情况部分是来自近地表沸腾的卤水，也可能是对流体加热，通过沸腾使盐度大量增加（While et al.，1971）。红岩铜铀成矿流体可能发生过沸腾。
含铜铀石英脉稀土元素表现出强烈的铈负异常，看来含铜铀石英脉形成与铜矿化还有区别，形成在氧化环境。而含铜石英脉和围岩大理岩基本一致的重稀土亏损右倾型分布型式，部分岩石轻稀土富集，而重稀土部分与含铜石英脉和围岩大理岩一致（图3.12）。
图3.12 红岩铜矿含铜铀岩石和围岩稀土元素Cl 球粒陨石标准化分布型式
Kh-3，Kh-4，Kh-5—含铜铀石英脉；Kh-8—硅化白云质大理岩；Kh-15—含铜石英脉；Kh-10—含铜硅化大理岩；Kh-13—条带状白云质大理岩；Kh-17—米色白云质大理岩；Kh-21—块状矿石
综上所述，红岩铜（金）铀矿化成矿溶液可能是上升热水，减压沸腾，产生的高盐度水，溶液为碱性，还原介质（计算pH值约为9，Eh值约为-0.38V），是一种类似“热泉模式”的低温热液成矿作用。
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