一、矿床类型

鹿井矿田内铀矿床无论产于何种围岩中，成因上和空间上均与花岗岩体有着密切关系，均属花岗岩型铀矿床。根据矿床与花岗岩体的空间分布关系可分为:产于花岗岩体内的铀矿床和花岗岩外接触带铀矿床两类。

岩体内部铀矿床，具有不同的赋矿岩石组分、岩性及结构构造特点，可进一步划分为硅质脉型及碎裂蚀变岩型两种矿类型。属于硅质脉型的有羊角脑矿床、下古选矿点;属于碎裂蚀变岩型的矿床有牛尾岭、枫树下、洞房子、高昔、黄蜂岭、下洞子矿床。

花岗岩外接触带型铀矿床有鹿井、梨花开和沙坝子矿床。鹿井矿床实际上是复合类型的铀矿床，矿床东部矿体赋存于浅变质岩中，属外接触带型，矿床西部矿体主要赋存于花岗岩体中，属岩体内部铀矿床，有的矿体自上而下可穿过寒武系变质岩及两期花岗岩，具“三层楼”式特点(图7－2)。

图7-2 鹿井矿床剖面图

二、矿体

花岗岩外带型铀矿床矿体受断裂、接触带、含矿层位控制，如鹿井矿床矿体产状与断裂及接触带产状一致，沙坝子矿床矿体与断裂、地层产状一致，梨花开矿床矿体与断裂产状一致。矿体呈北东－北东东、南北、北西向展布，陡缓不一。鹿井矿床7个主要矿体和沙坝子矿床4个主要矿体，规模较大，矿体延伸稳定，形态多呈透镜状、似层状，空间组合型式呈“干”字形、“T”字形等。沙坝子矿床矿体呈等间距分布，品位较富，矿床平均品位025%，37个矿体中有16个富矿体(平均品位＞03%)，储量占矿床总储量76%。鹿井矿床已探明富矿占提交矿床总储量的25%，品位032%～053%，矿石类型为铀－萤石型。据719矿开采资料证实，1号矿体和5号矿体北部192～142m中段为富矿段，长60m，厚8～10m，品位06%～07%，1号矿体南部，品位达03%～04%，一般厚8～9m，鹿井矿床西部矿体向深部有品位增高、规模增大态势。

花岗岩体内部铀矿床受成矿断裂控制，矿体产状与成矿断裂一致，多呈北东或北北东向展布，陡倾斜为主。矿体形态多呈透镜状、脉状，以及不规则团块状。单个矿体规模不大，多成群成组分布，雁形排列，空间组合形态呈多字形、“Y”字形等矿脉群。主矿体少，如高昔矿床圈定矿体400余个，其主要矿体15个，储量占总储量50%以上，其中Pt1、Pt2两个矿体规模更大。牛尾岭矿床共圈定92个矿体，主矿体仅两个，矿体平均品位在005%～010%之间;仅羊角脑矿床见富矿体，其储量占矿床总储量63%。

三、矿石

矿石矿物成分:金属矿物为沥青铀矿、铀石(沙坝子矿床)、赤铁矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、砷黝铜矿、磁黄铁矿(沙坝子)。脉石矿物为萤石、微晶石英、方解石(沙坝子)、绿泥石、水云母。次生铀矿物为铀黑、硅钙铀矿、铜铀云母、钙铀云母等。沥青铀矿呈葡萄状、胶状、细小球粒状、细脉浸染状等，可见沥青铀矿交代黄铁矿现象。

矿石组合类型有:沥青铀矿－硫化物－绿泥石型，沥青铀矿－棕色玉髓－硫化物型，沥青铀矿－萤石型，沥青铀矿－赤铁矿型(红化型)，沥青铀矿－赤铁矿－萤石型，沥青铀矿－水云母黏土型。

矿石化学类型绝大多数为硅酸盐型，少量为碳酸盐型(沙坝子矿床灰岩矿石)。硅酸盐矿石又可细分为硅化矿石、低硅矿石，前者如鹿井矿床东部含炭长石砂岩矿石、石英长石砂岩矿石、炭质板岩矿石及矿床西部花岗岩矿石等，后者如黄峰岭、高昔矿床碱交代岩矿石，SiO2含量6027%～6774%，低于围岩(7317%～7357%)。沙坝子矿床萤石化硅质板岩矿石也为低硅矿石，SiO2含量624%，CaF21%，围岩SiO27654%。

岩体外接触带铀矿床富矿石中微量元素高于贫矿石，如Pb、Cu、Sn、Y、Ga、Mo、Co、Ni、Cr、V等，特别是富矿石中Co、Ni、Cr、V含量高出贫矿石几倍至几十倍。岩体内部的牛尾岭、黄蜂岭矿床矿石中Co、Ni、Cr含量也较高。但各矿床矿石中均无可综合利用元素。

四、成矿年龄

鹿井矿田成矿年龄(表7－1)为47～1164Ma(中国核工业地质局中南铀矿地质志编写组，2005;吕古与，2000)，成矿可能为一相对连续的过程，成矿年龄与丰州盆地地层发育时间大致相同，与晚白垩世和古近纪的伸展构造背景有关。

表7－1鹿井矿田沥青铀矿同位素年龄

资料来源:中国核工业地质局《中南铀矿地质志》编写组(2005)和吕古与(2000)。

五、成矿温度和压力

各矿床矿前期石英、成矿期紫黑色萤石、方解石及矿后期浅色萤石、方解石包裹体均一法测温结果(表7－2)表明，从矿前期→成矿期→矿后期，温度逐渐降低，成矿期紫黑色萤石温度区间为130～270℃，方解石温度区间为112～250℃，属中低温。矿石中主要金属矿物黄铁矿和沥青铀矿均具典型胶状低温结构，可见矿田成矿温度为中低温，成矿压力为(152～507)×105Pa。

表7－2鹿井矿田包裹体测温数据

资料来源:中国核工业地质局《中南铀矿地质志》编写组(2005)。

六、热液蚀变

热液蚀变对铀成矿富集作用有着多方面的影响，它能改变围岩的物理－力学性质，为成矿溶液的运移和矿质沉淀提供必要通道和容矿空间，也可改变围岩中铀的存在形式，使活动铀含量增高，有利于铀的活化转移并为成矿溶液提供铀源，它还可为成矿物质的沉淀固定提供有利的地球化学环境和固铀剂(章邦桐等，1990)。

矿田热液蚀变可分矿前期、成矿期和矿后期。矿前期热液蚀变有白云母化、碱性长石化、绿泥石化、硅化、电气石化。碱性长石化可细分为钾长石化和钠长石化，钾长石化发育较早，钠长石化形成较晚。上部以钾交代为主，下部以钠交代为主。成矿期热液蚀变主要有赤铁矿化、水云母化、硅化、黄铁矿化(胶状)、萤石化、碳酸盐化、绿泥石化。矿后期热液蚀变不发育，主要有硅化、碳酸盐化、萤石化。

区内花岗岩自变质作用强烈，岩石普遍白云母化，大多发生在岩体顶托部位和不同期次花岗岩侵入界面附近。白云母化过程中，原岩中黑云母中所含副矿物(锆石、独居石、磷灰石等)明显减少或消失，副矿物中类质同象存在的铀发生活化转移，形成后生晶质铀矿或裂隙铀、粒间铀，而有利于铀的活化转移和再沉淀。

黑云母是花岗岩中分布最广、铀含量较高的成矿元素载体矿物(章邦桐，1994)，其平均铀含量为698×10－6，而白云母的平均铀含量为114×10－6，亦即在黑云母的白云母化过程中约有84%的铀将从黑云母中释放出来(龚温书等，1986)。尽管本区白云母化花岗岩中只有3%黑云母被白云母交代，但在整体上其铀量释放相当可观。

碱交代作用是鹿井矿田又一重要的自变质蚀变类型，主要分布于印支期花岗岩中，靠上部是钾长石化，靠下部距燕山期花岗岩较近时，则是钠长石化，两者无明显界线。交代强烈时形成碱交代岩，其中长石含量＞85%，石英含量一般3%～5%，黑云母全部变成绿泥石，花岗结构消失，变成连斑结构或碎裂变晶结构，向两侧交代作用依次减弱，过渡为碱交代花岗岩、赤铁矿化花岗岩至正常花岗岩。碱交代岩同位素年龄为98Ma(杜乐天，2001)，形成温度210～450℃。碱交代作用使岩石铀含量增高，新鲜原岩中粗粒斑状黑云母花岗岩铀含量为15×10－6，钾长石化花岗岩铀平均含量可达57×10－6，钾交代使岩石铀含量增高3～4倍。

区内碱交代、白云母化对铀成矿起着决定性作用，未经碱交代、白云母化的花岗岩不管其铀含量多高，都不能成矿。

矿田热液脉体活动频繁，根据脉体穿插关系，可分:①中高温石英脉期，形成白色块状石英，主要分布于构造带中，多存在于300m标高以上，300m以下则变成玉髓。②中低温成矿期，形成了浊白色玉髓、灰色玉髓、天蓝色萤石、黑紫色蓝紫色萤石(含沥青铀矿黄铁矿)、浅色萤石、洁白色玉髓等。

越高越好。根据原子能机构的定义，铀浓缩纯度越高，就越容易转变为核武原料，因此纯度越高越好。纯度为3%的铀可做为核电站发电用叫低浓缩铀，纯度大于80%的铀为高浓缩铀，其中纯度大于90%的称为武器级高浓缩铀。

天然存在的铀同位素只有三种，丰度更高的是U-238，其半衰期高达40多亿年。也就是说，经过了46亿年的漫长时间，地球上的U-238的储藏量也只是减了个半。其他同位素如U-235、U-234由因为半衰期相对较短，所以在过去的时间里被减半了很多次，现在的丰度就变得很低了。

在原子核的内部并不是平静如水，与之相反，在这里充满了各种力的较量。由于同性相斥，电磁力一直在努力地将原子核内带正电的质子分开，而强相互作用力起的作用，则是将原子核内的质子和中子合并在一起，与此同时，弱相互作用力又一直在寻找机会将中子和质子互相转换。

需要说明的是，万有引力在原子内部的作用可以忽略不计，因为它与其他三种力相比，实在是太弱了。我们可以看出，当一个原子核内的核子（核子是组成原子核的粒子的总称）多了，它就会变得不够稳定。这时原子核就有可能向更稳定的状态转变，比如说通过减少原子核内的核子数量，来达到稳定原子核的效果，这个过程就就是所谓的“衰变”。

铀作为在地球上能够天然存在的最重的元素，其原子核内的核子数量相应也很大，所以铀是会发生衰变的，其衰变方式主要是从原子核内一次性发射出两个质子和两个中子，这被称之为“α衰变”。当铀原子发生“α衰变”后，其质量数会减4，原子序数会减2，这时它就不是铀原子了。

中进行可控自持链式裂变反应以产生热能的装置。裂变反应堆利用可裂变的重元素（如铀-235、铀-233和钚-239），在中子的作用下，形成可控自持链式裂变反应，释放能量。典型的反应方程式如下：

[323-01]

　世界上之一座裂变反应堆于1942年12月 2日在芝加哥大学达到临界。那是一座以天然铀为燃料、石墨为慢化剂的实验性反应堆。之一座原型生产堆于1943年11月建成并投入运行。1954年6月27日,苏联建成世界上之一座核电站,采用天然铀石墨慢化压力管式水冷反应堆,电功率为5000千瓦。1961年7月,美国建成世界上之一座商用压水堆核电站，电功率为285万千瓦（初期设计值）。到80年代，裂变反应堆已成为世界上最重要的替代能源。

　核反应堆按用途可分为：舰船推进、发电、供热的动力堆，生产裂变材料钚或氚的生产堆，做材料和燃料辐照试验用的试验堆等；按结构可分为：均匀堆、半均匀堆、非均匀堆、固体燃料堆、液体燃料堆、游泳池式堆、壳式加压型反应堆、压力管式加压型反应堆等；按中心能谱可分为：热中子堆、快中子堆、中能中子堆和谱移堆;按冷却剂可以分为:轻水堆、重水堆、压水（重水）堆、沸水（重水）堆、气冷堆、液态金属冷却堆等；按慢化剂可分为：轻水堆、重水堆、石墨堆等；按燃料增殖性可分为：增殖堆和非增殖堆。核电站应用最普遍的是压水堆。

　裂变反应堆系统的一般组成是：核燃料元件、控制棒及其驱动机构、慢化剂、冷却剂以及堆内结构部件构成的堆心堆心连同包容它的反应堆容器称为反应堆(见图[反应堆示意]）。通常所说的反应堆实际多指反应堆系统或反应堆装置。反应堆系统还包括主冷却回路管道、主冷却泵（或鼓风机）、蒸发器（或热交换器）以及进一步冷却或利用热能的二次回路。

　核燃料　在反应堆中受中子作用产生核裂变反应并释放中子和热量的一种材料。作为燃料“烧掉”的是 3种可裂变核素铀-233、铀-235和钚-239中的一种或其混合物。直到80年代，广泛使用的核燃料是铀。天然铀中含铀-235只有071％，需通过扩散、离心、激光等 *** 将天然铀中的铀-235和铀-238分离，提供铀-235含量比天然铀比例更高的浓缩的铀燃料。另两种可裂变核素是在反应堆中人工生产的。核燃料的应用形式有作为固体燃料的纯金属、合金、化合物（特别是钠的氧化物和碳化物）以及作为液体燃料的水溶液、液态金属溶液和悬浮物。对固体燃料来说，为了包容裂变产物和防止核燃料的氧化和腐蚀，采用金属或石墨包壳将燃料包覆起来。这种燃料称为芯体。一组用合金包覆的燃料元件（形式可为棒状、片状和环状）可装配成组件，元件之间的定位部件称为定位架。目前运行的压水堆、沸水堆、重水堆都采用这种燃料组件。用石墨包覆的核燃料颗粒与石墨混合，压制成球形或棱柱形燃料元件，可用于高温气冷堆。锆与金属铀的合金经氢化，形成铀氢锆元件，用不锈钢管包覆，可作为一种特殊试验堆（TRCA，实际是半均匀堆）的燃料元件。

　慢化剂　核燃料裂变反应释放的中子为快中子，而在热中子或中能中子反应堆中要应用慢化中子维持链式反应，慢化剂就是用来将快中子能量减少，使之慢化成为中子或中能中子的物质。选择慢化剂要考虑许多不同的要求。首先是核特性：即良好的慢化性能和尽可能低的中子俘获截面；其次是价格、机械特性和辐照敏感性。有时慢化剂兼作冷却剂，既使不是，在设计中两者也是紧密相关的。应用最多的固体慢化剂是石墨，其优点是具有良好的慢化性能和机械加工性能，小的中子俘获截面和价廉。石墨是迄今发现的可以采用天然铀为燃料的两种慢化剂之一；另一种是重水。其他种类慢化剂则必须使用浓缩的核燃料。从核特性看，重水是更好的慢化剂，并且因其是液体，可兼做冷却剂，主要缺点是价格较贵，系统设计需有严格的密封要求。轻水是应用最广泛的慢化剂，虽然它的慢化性能不如重水，但价格便宜。重水和轻水有共同的缺点,即产生辐照分解,出现氢、氧的积累和复合。

　控制棒　在反应堆中起补偿和调节中子反应性以及紧急停堆的作用。 *** 控制棒的材料其热中子吸收截面大，而散射截面小。好的控制棒材料（如铪、镝等）在吸收中子后产生的新同位素仍具有大的热中子吸收截面，因而使用寿命很长。核电站常用的控制棒材料有硼钢、银-铟-镉合金等。其中含硼材料因资源丰富、价格低，应用较广，但它容易产生辐照脆化和尺寸变化（肿胀）。银-铟-镉合金热中子吸收截面大，是轻水堆的主要控制材料。

　压水堆中采用棒束控制，控制材料制成棒状，每个棒束由24根控制棒组成，均匀分布在17×17的燃料组件间。核电站通过专门驱动机构调节控制棒插入燃料组件的深度，以控制反应堆的反应性，紧急情况下则利用控制棒停堆（这时，控制棒材料大量吸收热中子，使自持链式反应无法维持而中止）。

　冷却剂　由主循环泵驱动，在一回路中循环，从堆心带走热量并传给二回路中的工质，使蒸汽发生器产生高温高压蒸汽，以驱动汽轮发电机发电。冷却剂是唯一既在堆心中工作又在堆外工作的一种反应堆成分，这就要求冷却剂必需在高温和高中子通量场中工作是稳定的。此外，大多数适合的流体以及它们含有的杂质在中子辐照下将具有放射性，因此冷却剂要用耐辐照的材料包容起来，用具有良好射线阻挡能力的材料进行屏蔽。

　理想的冷却剂应具有优良慢化剂核特性，有较大的传热系数和热容量、抗氧化以及不会产生很高的放射性。液态钠(主要用于快中子堆)和钠钾合金（主要用于空间动力堆）具有大的热容量和良好的传热性能。轻水在价格、处理、抗氧化和活化方面都有优点，但是它的热特性不好。重水是好的冷却剂和慢化剂，但价格昂贵。气体冷却剂（如二氧化碳、氦）具有许多优点，但要求比液体冷却剂更高的循环泵功率，系统密封性要求也较高。有机冷却剂较突出的优点是在堆内的激活活性较低，这是因为全部有机冷却剂的中子俘获截面较低，主要缺点是辐照分解率较大。应用最普遍的压水堆核电站用轻水作冷却剂兼慢化剂。

　屏蔽　为防护中子、γ射线和热辐射，必须在反应堆和大多数辅助设备周围设置屏蔽层。其设计要力求造价便宜并节省空间。

　对γ射线屏蔽，通常选择钢、铅、普通混凝土和重混凝土。钢的强度更好，但价格较高；铅的优点是密度高，因此铅屏蔽厚度较小；混凝土比金属便宜，但密度较小，因而屏蔽层厚度比其他的都大。

　来自反应堆的γ射线强度很高，被屏蔽体吸收后会发热，因此紧靠反应堆的γ射线屏蔽层中常设有冷却水管。某些反应堆堆心和压力壳之间设有热屏蔽，以减少中子引起压力壳的辐照损伤和射线引起压力壳发热。

　中子屏蔽需用有较大中子俘获截面元素的材料，通常含硼,有时是浓缩的硼-10。有些屏蔽材料俘获中子后放射出γ射线，因此在中子屏蔽外要有一层γ射线屏蔽。通常设计最外层屏蔽时应将辐射减到人类允许剂量水平以下，常称为生物屏蔽。核电站反应堆最外层屏蔽一般选用普通混凝土或重混凝土。

西南地区发现的最早的铀成矿年龄，是在康滇地轴的变质岩系地层中。在云南元谋1101矿点混合岩中，晶质铀矿的铀-铅同位素年龄分别为960Ma、1006Ma（罗一月等，1998）。另外在攀枝花大田505矿点混合岩中，也发现钛铀矿的铀-铅同位素年龄为1030Ma（中国核工业地质局，2004）。这几个同位素年龄，是西南地区晋宁期已知最早的铀成矿年龄。因此，有人提出晋宁期是康滇地轴之一次铀成矿期（罗一月等，1998），认为在康滇地轴的褶皱基底（1700～850Ma）上，有了之一次铀矿化。但是，也有人认为，西南地区晋宁运动前没有铀成矿作用。理由是康滇地轴早、中元古代地槽演化发展过程中，早期的沉积作用及优地槽中火山作用使铀得到一定程度的预富集。例如牟定秀水河苴林群普登组的铀丰度可高达175×10-6，Th/U比值为35。从下部的康定杂岩到上部的中元古界，铀从0n×10-6增加到（4～5）×10-6。部分碳硅泥质岩地层可高达（10～30）×10-6。晚期的构造运动及变质作用，地层中铀活化迁移，在变质岩（混合岩）中局部聚集形成晶质铀矿（例如，1101矿化点晶质铀矿年龄为1006Ma），但是没有进一步富集形成矿床。康滇地区发生在1700～1800Ma之间的重要地质构造运动（小关河运动、会理运动、龙川运动），造成了东西向复式背向斜为主的元古代结晶基底构造。康滇地区发生在850Ma左右的重要地质构造运动（晋宁运动），造成了南北向构造为主干的中元古代褶皱基底构造。在这些地质事件形成的结晶基底构造和褶皱基底构造中，仅仅使铀发生预富集，为以后铀成矿创造了一定条件（胥德恩，1992）。迄今为止，我们还没有在西南地区发现晋宁期和更古老的地质事件形成的铀矿床，目前发现的铀矿点也非常少。因此，本书暂时不将古-中元古代发生的重大地质事件列入西南地区铀成矿事件，而只暂将其列为铀的预富集事件。

康滇地轴中南段出露的古元古代变钠质火山岩-沉积岩系地层，为一套富钠质的细碧角斑岩-碎屑岩-碳酸盐岩沉积建造，变质成各种片岩、板岩和大理岩等组成的变钠质火山岩-沉积岩系。这一套岩系在空间分布上主要分布在康滇杂岩带和安宁河深断裂带的东侧，少数在西侧。这一海底火山溢流-喷发-沉积事件，给扬子西缘地区带来了重要的、丰富的铜铁等成矿物质，形成矿源层，也带来相对较高的铀，在康滇地轴中南段形成了相对高含量的铀源层。虽然在晋宁期混合岩中也发现了少量成矿时代相对较早的铀矿点（例如元谋1101矿点），但是迄今为止，在这一套富钠质的细碧角斑岩-碎屑岩-碳酸盐岩沉积建造中发现的铀矿主要成矿年龄还是落在澄江期（例如大红山铀矿铀的成矿时代晚于铜矿和铁矿，铈铀钛铁矿的U-Pb同位素年龄为828Ma，拉拉铀矿铀的成矿时代也晚于铜矿和铁矿）。发生在变钠质火山岩系地层中的铀成矿作用，其时代大都晚于铜矿和铁矿的成矿时代，与后期重大地质作用的关系更为相关。古元古代变钠质火山-沉积岩系地层铀的背景值为（36～41）×10-6，局部可达16×10-6（281队，1983）。在会理拉拉铜矿中落凼矿区的河口群变钠质火山岩中有很高的铀含量，为（141～932）×10-6，Th/U比值从钠长岩的105变化到钠长片岩的003。说明变质作用使铀得到初步富集，钍铀分离进一步加强。

中元古代古陆边缘伸展-裂陷环境下形成的昆阳群和会理群浅变质火山岩-细碎屑岩-碳质硅质板岩岩系是主要的含铀建造。在昆阳群和会理群中含铜建造中有一定规模的铀矿化。铀矿化与铜、铁矿化在空间上和时间上比较接近，但铀矿化时代晚于铜铁矿化的时代，铀矿化是在层状铜矿和改造叠加铜钴矿之后形成的。如易门万宝厂2801、东川汤丹的面山坑，沥青铀矿中含有铜，但铜矿物一般不含铀。昆阳群和会理群浅变质火山岩-细碎屑岩-碳质硅质板岩岩系铀含量较高。在这一含铀量较高的含铀地层中。碳质板岩一般铀含量5×10-6，碳硅质板岩局部10×10-6～20×10-6，更高可达40×10-6。康滇地轴中南段褶皱基底岩石钍铀分离情况有些差别。在东川汤丹、会理小关河-河口地区、武定罗茨-迤腊厂、易门万宝山一带的会理群和昆阳群浅变质岩系分布区，Th/U比值为183～24；石屏-建水一带的美党组粉砂质板岩，Th/U比值较高，一般为943～215。

古元古代钠质火山岩-沉积岩岩系，以及中元古代古陆边缘伸展-裂陷环境下形成的浅变质火山岩-细碎屑岩-碳质硅质板岩岩系，是该区可能的铀的初始富集地层。小关河运动、会理运动、龙川运动，以及后期的晋宁运动，造就古元古代结晶基底和中元古代褶皱基底的变质作用过程，有利于铀元素在地层岩石中的初始富集，并有利于钍铀分离。所以，古元古代—中元古代重要地质事件对西南地区铀成矿的贡献，主要是该地区之一次较大规模铀的预富集作用。

更先进地下开采的硬岩铀矿特点是采用自动化和数字化技术，采用高效率的采矿 *** 。

1、采用自动化和数字化技术，现代硬岩铀矿地下开采通常采用自动化和数字化技术，如自动化钻爆、人工智能、无人机、传感器等技术，提高了采矿效率和安全性。

2、采用高效率的采矿 *** ，现代硬岩铀矿地下开采通常采用高效率的采矿 *** ，如块体开采、长壁采矿、短壁采矿等，可以有效提高矿石的回收率和采矿效率。

一、概述

砾岩型金铀矿，又称兰德式金铀矿床，矿体呈层状产于太古宙地层不整合面之上的古元古代地层的底砾岩中。在相当长一段时间内，该类矿床的金产量占世界总产量的40%～50%。代表性矿床有南非的维特瓦特斯兰德(Witwatersrand)、加纳的塔库瓦(Tarkwa)、巴西的雅科比纳(Jacobina)和加拿大的埃里奥特湖(ElliotLake)等。

砾岩型金铀矿床主要分布在南非、加纳、巴西、加拿大、澳大利亚等国(图1)，全球已发现的和正在进行勘查的区域有30多个，绝大部分产在前寒武纪地盾内。该类矿床的成矿作用及地质特征基本相似，但其规模及主要矿种存在较大差异。例如，加纳塔库瓦超大型金矿以金为主，几乎不产铀，其金的资源量为420t、品位13×10－6;巴西雅科比纳大型矿床以金为主，铀规模较小;加拿大埃里奥特湖大型铀矿以铀为主，资源量为U432×104t、Th35×104t和(REE+Y)18×104t;而南非维特瓦特斯兰德则同时产有大量的金和铀。据统计，整个兰德盆地的金资源量为109×104t，平均品位为72g/t;铀金属的储量约为593×104t。NFox等(2002)曾将这些矿床视为是兰德式金铀矿床的各种端员矿床。本书以南非的维特瓦特斯兰德盆地的金铀矿床为例，来阐明砾岩型金铀矿床找矿模型。

图1 世界主要砾岩型金铀矿床分布示意图(引自RWHutchinson，1990，修改)

二、地质特征

南非维特瓦特斯兰德金铀矿(简称兰德金铀矿)位于南非约翰内斯堡以南至韦尔科姆(Welkom)之间，泛指产于维特瓦特斯兰德沉积盆地(以下简称兰德盆地)内的所有金铀矿床，被认为是一大型Au、U成矿省，在世界黄金开采历史上有着举足轻重的地位。据估算，兰德金铀矿未开采的黄金资源量还有38877t，相当于世界1999年黄金资源量的35%。该矿床是目前世界上开采深度更大的矿床(大于35km)。

1区域地质背景

(1)地层

兰德盆地主要地层分为四部分，从下往上依次是:花岗岩－绿岩基底、多米宁群(Dominion Group)、维特瓦特斯兰德超群(Witwatersrand Supergroup)、芬特斯多普超群(Ventersdorp Superg-roup)和德兰士瓦层系(Transvaal Sequence)(图2)。

图2 南非兰德盆地的地层柱状图及构造事件(引自GNPhillips等，2000)

多米宁群地层呈不整合覆盖在由中太古代花岗岩 － 绿岩地体组成的基底之上，主要由镁铁质玄武岩、火山碎屑岩和少量石英岩组成，厚度约为 2700m，在盆地的西部保存较好。它同时又与上覆的维特瓦特斯兰德超群地层呈不整合接触。

维特瓦特斯兰德超群由下部的西兰德群 ( 更大厚度约 4500m) 和上部的中兰德群 ( 厚度约2900m) 沉积岩系组成。西兰德群地层主要以砂岩、杂砂岩、磁性页岩和泥质板岩为主，根据砂岩与页岩的比例不同，又可将其细分为奥斯皮塔尔山、戈弗诺门塔和杰比斯顿 3 个组; 中兰德群地层主要由冲积相砂岩、砾岩和少量页岩组成，包括约翰内斯堡和特夫方丹两个亚群。金矿化主要在维特瓦特斯兰德超群上部岩层 ( 中兰德群) 中产出。

芬特斯多普超群主要由基性和酸性火山岩以及沉积岩组成。火山岩以玄武岩 － 安山岩为主，长英质火山岩次之。沉积岩有砾岩、石英岩、角砾岩、页岩和少量凝灰岩。其上为 26 4 亿 ～20 6 亿年的德兰士瓦系岩石所覆盖，局部为 19 亿 ～17 亿年的瓦特内格 ( Waterberg) 群和 2 8 亿 ～1 5 亿年的卡路 ( Karoo) 超群的岩石所覆盖。德兰士瓦系超群的更大厚度为 3500m，主要由碳酸盐岩、条带状含铁砂岩和少量页岩和砂岩组成。

沉积地层的厚度从盆地周边到中心变化很大，是区域盆地不整合作用及局部构造杂岩体共同作用的结果。整个兰德盆地被许多岩墙和岩床穿切，其面积至少占盆地岩石的 5% ～10%。

( 2) 构造演化

兰德盆地位于南非卡普瓦尔 ( Kaapvaal) 克拉通内，盆地主体呈不规则卵圆形，SW － NE 向长350km，北西 － 南东向长 200km，总面积为 52000km2。目前，兰德盆地出露的岩层呈凹向东南的弧状分布，弧形轴为北西走向的区域性隆起。

研究表明，兰德盆地曾为弧后前陆盆地环境，其演化可能与古 － 中太古代的卡普瓦尔克拉通核部的增生事件有关，经历了多次区域性收缩和拉伸运动和多期热事件 ( 图 2) 。

兰德盆地在多米宁群地层遭受断裂作用之后，发生了大规模的热沉降，使西兰德地区接受浅海沉积，形成西兰德群底部地层。到西兰德晚期，一系列的挤压作用使盆地沉积环境发生了改变，由浅海沉积变为主动大陆边缘的碎屑沉积。古水流资料表明，多米宁群和西兰德群的硅质碎屑沉积岩的源区均在北面和东北面。这是一个大陆边缘的古斜坡。这个古斜坡一直持续到中兰德群早期，古斜坡沿着西缘和西南缘往东和北东倾斜，沿着北缘和西北缘往南东和南面倾斜。古斜坡方向的这种变化，加上沿剖面向上陆相沉积物的增加，表明沉积环境由大陆边缘的浅海沉积渐变为大陆盆地沉积。图 3 示出中兰德群沉积和保存的主要构造。

克勒普利维尔斯贝格 ( Kliprivier *** erg) 火山作用喷出的拉斑玄武质溢流玄武岩，终止了维特瓦特斯兰德超群的沉积。随着普拉特贝格 ( Platberg) 地堑的发育，克勒普利维尔斯贝格群和维特瓦特斯兰德超群均被一系列的断裂切割，这种地质特征在盆地的西部最为突出。在普拉特贝格侧向断层位移和褶皱冲断层的作用下，部分与维特瓦特斯兰德超群同生的挤压构造被活化。

普拉特贝格沉积作用之后，兰德盆地受到了各种构造和岩浆事件的影响。例如，2054Ma 左右，受布什维尔德火成岩的侵入，维特瓦特斯兰德超群局部发生了变质作用; 2025Ma 左右，盆地在弗里得堡 ( Vredefort) 穹窿作用下发生了变形作用。

2 矿田地质特征

( 1) 矿田及主要矿层分布

兰德盆地已发现了 100 多个金矿床，部分矿床伴生有铀矿，集中分布在埃文德尔 ( Evander) 、东兰德 ( East Rand) 、中兰德 ( Central Rand) 、西兰德 ( West Rand) 、卡尔顿维尔 ( Carletonville) 、克莱克斯多普 ( Klerksdorp) 、韦尔科姆 ( Welkon) 等 7 个金矿田中 ( 表 1，图 4) 。

埃文德尔、东兰德、中兰德、西兰德、卡尔顿维尔等 5 个矿田分布在兰德盆地北部边缘带上，构成了一个长 100 多千米的矿带，其中有 50 多千米属于中兰德金矿田。中兰德矿田向南东东方向延伸，与东兰德矿田相连接。西兰德矿田规模较小，已经采空的含金矿层都产在中兰德群岩层中，含铀矿层较少，多位于多米宁群底部。克莱克斯多普和韦尔科姆金矿田分布在盆地的西部，构造比较简单，发现了一些倾斜产出的矿层，如 Ventersdorp Contact Reef ( VC 矿层) 、Kloof、Middelvlei、Carbon Leader及 Vaal 等矿层。这两个矿田的矿层开采深度已达 3 5km。目前，开采的和业已开采的含金矿层总数多达 20 层，其中 8 ～10 层为主要含矿层，它们在盆地的岩石剖面中都占据一定的位置，并且延伸到几个矿田中。卡尔顿维尔和韦尔科姆矿田规模更大，矿层分布复杂，各层岩石的成分和厚度不同，其中西 Basal 矿层规模更大。

图 3 南非中兰德群沉积层和保存的主要构造简图( 引自 H E Frimmel 等，2002)

表 1 南非兰德盆地主要金矿田 ( 体) 的金、铀资源量

资料来源: P Laznicka，2006

据统计，铀兰德金铀矿中有 98%的 Au、U 产在中兰德群之中或之上的 Black 矿层和 VC 矿层里。中兰德群不整合在西兰德群上面，盆地中部厚度更大，为 2900m，往盆地边缘逐步变薄。中兰德群中存在一系列沉积旋回，每一个沉积旋回都由位于侵蚀面之上的河流相粗粒硅质碎屑岩和页岩、泥岩组成。中兰德群发育许多重要的含矿层，不过它们在不同的金矿田有不同的名称 ( 图 4) 。Black 矿层是近于水平的黑色片岩岩层，更大厚度达 500m，产在德兰士瓦碳酸盐岩系的底部。在矿层范围内，岩石片理化，其中有些地段见有小褶皱，它们整体上隶属于次整合的片理。Black 矿层总的矿物成分与主要产在中兰德群中的含矿层的矿物成分没有什么不同。除了炭物质强烈发育外，矿层 Os 和 Ir 的含量增高。炭物质分散在岩石中，在 “小卵石”石英 ( 沿微裂隙) 和胶结物中异常富集。Ventersdorp接触矿层分布面积更大，在盆地西部总面积超过 500km2，并且矿层的形态、厚度和内部组构变化不定。这种变化与不整合面的形态及构造变动有关。例如，卡尔顿维尔矿田中 Ventersdorp 接触矿层，厚度约 70 ～100cm，具有灰白色石英质的细小卵石，其中有少量黑色、暗灰色石英质小卵石。

图4 南非兰德盆地主要含矿层在各个金矿田地层剖面中的位置(寻

总的来看，每个金矿田都发育有 4 个以上含矿层，但均有一个主产矿层 ( 图 4) ，如埃文德金矿田有 Kimberley 矿层、兰德金矿田有 Main Reef ( 主矿层) 、卡尔顿维尔金矿田有 Carbon Leader 矿层、克莱克斯多普金矿田有 Vaal 矿层、韦尔科姆金矿田有 Basal 矿层。大多数情况下，铀是作为副产品生产的。其中，西兰德矿田、克莱克斯多普矿田和韦尔科姆矿田中的铀品位更高，但铀资源更大的矿田是克莱克斯多普和西兰德，其次是卡尔顿维尔矿田，再次是东兰德和韦尔科姆矿田。

( 2) 矿层的产出部位与沉积环境

兰德盆地中的所有金矿体都有一个重要特点，即产在重要的呈不整合的砾岩层 ( 矿层) 中，通常由分选良好的中砾砂屑岩组成。该特征也是砾岩型金铀矿床的一个共同特征。

通常大规模的砾岩层位于沉积层序的底部，直接上覆在基底不整合面上，或者作为沉积序列中一个岩层产出。产有这种砾岩层的沉积序列包括砂岩、页岩、碳酸盐岩和火山熔岩 ( 图 5) 。大多数砾岩层产在一系列的裂谷中或发育于断层地堑形成的盆地中。这种 “古砂矿”矿化包括加拿大的埃里奥特湖的铀矿化，巴西的雅科比纳 Au、U 矿化，南非的多米宁 Au、U 矿层和 Pongola 金矿化等。少数砾岩层产在沉积建造内，但在中兰德群中发育的矿层都由这种砾岩层组成，并产有大量的 Au 和 U。这种砾岩常以低角度不整合产在富含石英的砂岩、砾岩、页岩和玄武岩熔岩的层序中。

图 5 兰德式金铀矿床成矿带中石英砾岩的沉积环境示意图( 引自 P Laznicka，2006)

从沉积环境来看，含矿砾岩层产于距源区较近的部位，而含炭层则产于盆地中心位置。从金和铀的分布来看，金产于上游水动力和能量较高的部位，所以金往往产于砾岩中，而铀产在含砾石英砂岩中。沉积旋回间的不整合面具有重要意义，几乎所有可开发矿层均产于不整合面上或其附近。底部剥蚀面的几何特征、沉积物的粒度以及特殊岩相，清楚地反映了各种沉积环境，包括从近源冲积扇(如Eldorado组中的EA矿层)到阶地状河流沉积(如VC矿层)、辫状平原，直至辫状三角洲。例如，含矿体的透镜状沉积层反映的是河流相的砂坝和河床的几何特征，指示出了单向的古水流方向;厚度较大的矿体代表了反复的洪水期和枯水期更替形成的河流砾岩和石英碎屑岩沉积层序。

(3)含Au、U矿层的基本特征

该类矿床中的矿化通常分成两种:一种是砾岩层，主要呈线状分布在冲积扇的顶部或中部，厚度变化大，一般在1～5m。金赋存于砾石胶结物中，其品位变化较大，可达6～500g/t，平均为10～15g/t。另一种是薄层状含炭质层，它是含少量小砾石的砂质层，产于冲积扇底部或边缘，一般只有几毫米至几厘米厚，含有藻类化石，含炭质高，Au品位较均匀，更高可达100g/t，平均10～15g/t。另外，还有含黄铁矿石英岩，其中金、铀和黄铁矿产于交错层砂岩的前积层中，产于不整合面上的石英岩和页岩中。

这几种矿化类型在空间上具有“矿层包”(reef packages)特征(图6)。典型的矿层包通常由页岩层、分选性好的石英岩层、砾岩层和(或)炭质层以及不整合面组成，同时在构造应力的作用下有些岩层会发生局部流变，形成石英脉和炭质脉。矿层包常以页岩或低角度覆盖在不整合面之上的石英岩为底板，有时次级不整合面会被冲刷掉或渗滤掉，由炭质层直接覆盖。炭质层可能是由藻类形成的，并发育成黑色矿层和分隔的柱状透镜体。由于炭物质易于富集Au、U和其他金属，所以局部含量极高。砾岩层产在炭质层之上或直接覆盖在不整合面上，砾石分选性和磨圆度都非常好，呈圆形和椭圆形，其主要成分为石英、少量石英岩和燧石。胶结物由石英、硅酸盐矿物、部分重矿物、黄铁矿和金组成。金呈自然金产出，分散在胶结物和黄铁矿中。铀主要残留在晶质铀矿和少量的钛铀矿中。兰德盆地共发现了30多个这类矿层包(矿层、砂矿)，有些矿层包延伸广泛。例如，在韦尔科姆矿田中Basal和Steyn矿层包覆盖了400km2，厚16m，平均U品位为500×10－6，Au品位为15×10－6。中兰德群的金多产在这种厚1～2m的“矿层包”中，多沿北部和西南部中兰德群出露区和未出露区分布，靠近基底花岗岩穹窿和盆地的岩屑沉积区。

图 6 南非西兰德金矿田 Carbon Leader 层中典型 “矿层包”特征示意图( 引自 P Laznicka，2006)

( 4) 主要矿石矿物和金铀赋存形式

在维特瓦特斯兰德盆地的矿床中有 70 ～100 种矿物。主要的矿石矿物有黄铁矿，自然金，磁黄铁矿，黄铜矿，As、Co 和 Ni 的硫化物，自然银，晶质铀矿，钛铀矿，方铅矿，铬铁矿，锆石，钛铁矿。脉石矿物有: 石英、绢云母、绿泥石、叶蜡石、硬绿泥石、黑云母。含炭物质的矿物占有特殊的地位，其中最重要的是沥青铀钍矿。在炭质矿物中很少有高含量的钍。金属矿物中最主要的是黄铁矿，据估计其在矿层中的平均含量为 3% ～10%。在 Black 矿层中，黄铁矿含量超过 20%。最常见的矿石构造是细脉状和角砾状。黄铁矿细脉常发育在周围的片岩中。在有些地方，石英小卵石中黄铁矿聚集成块状。

自然金、晶质铀矿和黄铁矿在空间上与真正的外源碎屑矿物 ( 如磨蚀的锆石和铬铁矿颗粒) 共生，它们产在相互交错的前积层、底积层和层序组的界面上，在剥蚀面上尤为集中。厚度超过 1m 的砾岩单元含有多重粒级层，每个粒级层都有外源矿物，集中在底部剥蚀面上。碎屑颗粒的数量与侵蚀的数量成正比，所以更大的富集形成于不整合面上。岩相取样研究表明，剥蚀面优先被矿化，其平均含 Au 38 ×10－ 6，Zr 410 ×10－ 6，U 1750 ×10－ 6，Cr 0 03% 。Au 和 U 之间有很好的相关性。U 和 Zr 之间及 Au 和 Zr 之间相关性虽小，但是也有一定程度相关。

显微镜下可见，金在致密黄铁矿和石英中呈包体形式出现，并与一些黄铁矿、黄铁矿的多型变种、磁黄铁矿和炭物质组合在一起。金与由致密黄铁矿分裂而形成的板状黄铁矿关系密切。Venters-dorp 接触矿层中金与黄铁矿共生，在 Carbon Leader 和 Vaal 矿层的薄片中常见有金与沥青共生。在这些矿层中还见到明金析出体，它们富集在炭物质的细脉中，或者富集在炭物质聚集体中，这些聚集体产于矿层下接触带的薄层里，具有柱状构造。

三、矿床成因和找矿标志

1 矿床成因

自维特瓦特斯兰德金铀矿发现之后，它的成因一直存在争议，至今尚未取得一致认识。

最早，大部分人认为兰德矿层是砂岩沉积成因，金和沥青铀矿都是作为碎屑组分搬运到盆地内的。金矿田为河流冲积扇或冲积扇三角洲环境，而矿层中的成矿物质则来源于盆地西北部的太古宙花岗 － 绿岩带的风化作用。Au、U 分别来自区内基性 － 超基性火山岩和花岗岩的侵蚀作用。此外，区内的条带状含铁层也是金的重要来源。

到 20 世纪 80 年代以后，随着矿床研究的不断深入，人们发现许多矿床特征和地质现象很难用砾岩型砂金矿床成因进行解释，于是提出了热液改造砂砾岩金矿床成因、后生或变质热液交代成因、同生热液沉积型金矿床成因等热液模型。在热液模型中，金被认为是通过埋藏后的热液或变质流体带入盆地的。

目前为多数人所接受的，或者说是可以较好解释诸多现象的成因有两种，一种是热液成因，另一种是改造型的砂矿成因。表 2 列出了支持维特瓦特斯兰德金铀矿热液成因和改造型砂矿成因的主要论据。

表 2 南非兰德金铀矿的热液成因和改造型砂矿成因的主要论据

续表

资料来源: H E Frimmel 等，2002

2 找矿标志

尽管兰德金铀矿是世界上更大的金矿，且其成因尚存争议，但实践证明兰德式金矿并非独一无二，在世界其他地方均有发现该类矿床的潜力，以下列出了这类矿床勘查时需注意的一些标志或准则。

( 1) 盆地找矿标志

几乎所有的砾岩型金矿都无一例外地产于古沉积盆地或古剥蚀面的砾岩及相关粗碎屑岩层序中，所以古盆地的选择及特征分析是寻找该类矿床进行战略选区的关键。

作为勘查靶区的盆地，应具备以下一个或多个特征，每个特征均可转化为判断标志:

1) 盆地须在稳定的克拉通上形成和保存。

2) 盆地形成时代必须是太古宙，因为矿床的形成须早于红层沉积 ( 一旦形成了氧化大气层，矿床就很难再形成) 。

3) 盆地沉积物来自发育有矿化的活动边缘地体或富金花岗岩 － 绿岩地体的侵蚀作用。

4) 盆地形成过程中或成岩 / 变质作用演化中，要有炭物质的生成。

5) 具有活跃的远场挤压，垂向应力小时，有利于水平的流体流动，同时局部位移要很小 ( 微弱应变) ，以利于形成变形载体和流体通道。

6) 层组内发育有不整合，这是形成构造通道和早期硅化或提供富集机制所必需的。

( 2) 地层构造标志

1) 不整合面和含矿砾岩层———几乎所有可开发的矿层均产在不整合面的砾岩层中或离不整合面不远的地方; 大部分自然金富集在 “矿层”底部，主要富集在下盘接触面附近。查明是否存在合适的含矿砾岩层，是成功勘查的必要前提。在新勘查区时，应先围绕盆地边缘开展，那里的剧烈挤压或隆升作用有利于不整合面的形成。

2) 炭质指示层———炭质指示层一般是位于石英岩、粗砂岩或砾岩中的富炭条纹 ( 层) ，或是产在这些岩石中的一种炭质混合物。炭质指示层中的金以细脉、斑点和不规则颗粒出现，铂族金属含量高。

3) 古坡度和古水流方向———古坡度是河流形式的敏感标志，也是构造上升和下降的标志。古坡度可根据河道形式、槽状交错层理、中砾和重矿物的颗粒大小梯度，以及出现在角度不整合下的地层出露来判断。古水流资料可揭示出容矿岩石的分布，并可根据沉积层中的交错层测得古水流方向。

4) 盆地中要有能使流体从中下地壳运移到近水平的容矿岩层中的有利构造。这种构造可通过分析盆地中可能的金矿化地层和寻找渗透性好的容矿岩石以及与兰德金矿相类似的蚀变矿物组合来判断。

( 3) 地球物理找矿标志

1) 磁性页岩层，通常富含磁铁矿和绿泥石。地层研究表明，绝大多数含矿地层都产在磁性页岩之上，可用磁法和重力测量来确定隐伏的含磁铁矿页岩单元，这是非常有用的地层和地球物理标志层。因为上维特瓦特斯兰德地层的平均密度与上覆芬特斯多普镁铁质熔岩的平均密度存在 0 16g/cm3的差异，所以采用磁测配合重力测量，较好地圈出了上维特瓦特斯兰德地层埋深较浅的地段。1937年该 *** 组合应用于兰德盆地的自由邦矿田，取得了巨大成功。此后，在该矿田发现了 9 个相邻的金矿山。埃文德尔矿田也是在经过先后两次磁测后，打钻发现的。

2) 镁铁质熔岩与石英岩之间明显的声阻抗差异，三维地震测量有助于实际矿化层的确定。

3) 地震、重力和航磁测量 3 种数据的综合运用可确定具有明显物性差异 ( 密度和波速) 的相对缓倾斜的地层，如在兰德金矿中芬特斯多普熔岩或 Black 矿层页岩的接触面上可探测到明显的反射界面，深部的页岩、熔岩与石英岩层之间也构成一组明显的反射面，所以这些技术可作识别深部矿化层的有用手段。

( 4) 地球化学找矿标志

1) 具有 Au、PGE 及 U、Th 等放射性元素异常。

2) 金的富集与硫化物关系密切，砾岩中高含量的金与磁黄铁矿有关，石英岩中则与黄铁矿有关，表现为 Au － S － Fe － As 元素组合。铀的富集与炭质、钛关系密切，表现为 U － C － Ti 元素组合。

3) 在矿带范围内，矿物中 pH、Eh、温度、压力和硫活度诸参数，存在着一种或数种参数分带性。

4) Au 和 U 之间存在很好的相关性，U 和 Zr 之间及 Au 与 Zr 之间相关性较小，但有一定关联。

5) 磁铁矿、铬铁矿、钛铁矿和锆石等重矿物含量高，一般矿化区的重矿物含量是无矿化区的2 ～ 5 倍。

( 唐金荣)