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一、 铀成矿的时空分布及成矿规律
我国许多地区还未开展铀矿普查，对成矿规律研究的深度也十分有限，所以还难以对铀成矿的时空分布及成矿规律提出比较客观的认识。根据目前所掌握的资料和认识水平，可进行适当的归纳和总结。
(一) 铀成矿时代
铀矿是地壳演化过程中特定条件下的产物，成矿期一般和大地构造运动相吻合。内生铀矿床形成于构造运动的晚期阶段，外生铀矿床形成于地壳进入相对稳定的时期。世界上最早的铀矿化出现于2 500Ma前的元古宙，以后又相继出现了2 000~1 800Ma、1 500~1 400Ma、1 050~950Ma、620~520Ma、400~350Ma、270~240Ma、80~60Ma、 ＜30Ma几个主要的铀成矿期。我国铀矿地质工作者对我国铀成矿年龄也进行了系统的研究，对不同的矿化类型都进行了同位素年龄测定（表2.4.6）。
从表2.4.6中可以看出有以下特点：
1) 中国铀成矿时代和全球铀成矿时代相比缺失2 500~2 200Ma、1 500~1 400Ma、1 050~950Ma、620~520Ma几个主要铀成矿期，2 000~1 800Ma、400~350Ma、270~240Ma几个铀成矿期在我国虽有显示，但成矿强度弱，成矿范围小。
2) 中国铀成矿以中新生代为主，而且主要集中在87~45Ma，即白垩纪—早第三纪。
3) 不同铀成矿期形成的铀矿化类型也有一定的差异。在中国，它们先后出现的顺序为：混合岩型、伟晶岩型、花岗岩型、火山岩型、碳硅泥岩型和砂岩型。
4) 在同一成矿区，矿田，甚至矿床，铀矿化往往具多期性，一般热液铀矿床都存在2~3个成矿阶段，但其中有一个主成矿期。如龙首山地区的碱交代铀矿床具有三个成矿期：410~385Ma、245~229Ma、124~99Ma，其中410~385Ma为主成矿期。火山岩型铀矿床一般有两个成矿期，如华北地台北缘的沽源铀矿床两期成矿分别为115~90Ma和34.1~23.7Ma。
(二) 铀矿床空间分布特征
根据我国铀矿床的矿化类型、成矿时代和在大地构造单元中的分布特征，基本上可以划分出以下几个铀成矿省（图2.4.3）。
1. 东部铀成矿省
它南起中国广东省，经华南地区、华北地区延伸到东北黑龙江省，南北长3 000多公里，东西宽1 000多公里。该成矿省是全球性濒太平洋铀成矿省的一部分，它往北经俄罗斯远东地区，一直延伸到楚科奇地区。这是一个著名的热液铀成矿省，其成矿作用主要受印支运动和燕山运动控制，铀矿化年龄主要为140~45Ma。在这一成矿省内探明了一些大型、超大型热液铀矿床，其中有俄罗斯外贝加尔地区的斯特列措夫铀矿田，探明的铀资源量达28万t金属铀；阿尔丹地盾的爱果里铀矿床，据悉其探明的铀资源量还要大于斯特列措夫铀矿田。在蒙古乔巴山地区探明了达尔诺特铀矿床，其总资源量大于5万t金属铀。另外在蒙古东南部还找到了一些具有万吨级资源量的外生铀矿床。我国的大部分铀矿床都分布在这一铀成矿省内。在我国除形成于印支运动和燕山运动的铀矿床外，还发现形成于五台运动时期的连山关混合岩型和形成于加里东运动时期的摩天岭花岗岩型铀矿床。铀矿床都分布在活化的地台边缘隆起、地盾和褶皱带内的古地块上。我国铀矿床主要分布在华北地台南北缘、扬子地台边缘带和加里东褶皱带内古老地层的出露区，特别是一些古老的东西向构造带和印支运动以来活化的北东向岩浆构造带的交汇部位，往往是铀矿化的集中区。有时在局部地段，铀矿化形成东西向展布的现象。
表2.4.6中国主要铀矿类型成矿时代简表
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根据铀矿床的分布特征，在这一成矿省内可进一步划分出几个铀成矿区：江南铀成矿区、秦岭铀成矿区和燕辽铀成矿区。
——江南铀成矿区该成矿区范围包括扬子地台和华南加里东褶皱带。这是我国最主要的铀成矿区，有相山铀矿田、下庄铀矿田、桃山铀矿田、产子坪铀矿田、小丘源铀矿床、金银寨铀矿床等。矿化类型有花岗岩型、火山岩型、碳硅泥岩型、砂岩型和复成因型。它们在空间上还表现出一定程度的分带性，以贵东岩体为中心，主要发育花岗岩型铀矿床，向北东方向到赣杭构造带则变为以火山岩型铀矿床为主，向西北方向到扬子地台边缘则以碳硅泥岩型铀矿床为主。砂岩型铀矿床分布较分散，主要分布在一些断陷砂岩盆地中。
图2.4.3中国及周边地区铀成矿区分布图
a.铀成矿省界限(I.东部铀成矿省,II.天山-祁连铀成矿省,III.滇西铀成矿省);
b.中国铀成矿区界限(I-1.江南铀成矿区,I-2.燕辽铀成矿区,I-3.秦岭铀成矿区,II-1.天山铀成区,II-2.祁连铀成矿区);
c.超大型铀成矿床或铀成矿区(1.柯克契塔夫铀成矿区,2.楚-萨雷苏铀成矿区,3.锡尔林铀成矿区,4.近巴尔哈什铀成矿区,5.下伊犁铀成矿区,6.艾果里铀矿床,7.维基姆铀成矿区,8.斯特列措夫铀成矿区,9.达尔诺特铀成矿区,10.哈拉特铀矿床);
d.中国铀矿床(1.白杨河铀矿床,2.512铀矿床,3.芨岭铀矿床,4.若尔盖铀矿床,5.蓝田铀矿床,6.沽源铀矿床,7.干沟铀矿床,8.连山关铀矿床,9.小丘源铀矿床,10.黄材铀矿床,11. 相山铀矿田，12. 大布铀矿床，13. 产子坪铀矿床，14. 下庄铀矿田，15.腾冲铀矿）
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——燕辽铀成矿区包括从辽宁到河北地区的华北地台边缘带。这是70年代后新探明的铀成矿区。铀矿化类型有铀混合岩型、火山岩型、砂岩型、碱性岩型。主要铀矿床有干沟铀矿床、连山关铀矿床、沽源铀矿床、赛马铀矿床等。
——秦岭铀成矿区包括甘肃、陕西、河南和四川地区的秦岭褶皱带。这是一个铀矿化强度相对较弱的成矿区。铀矿化主要分布在秦岭褶皱带的南北边缘。铀矿化类型有花岗岩型、碳硅泥岩型和伟晶岩型。其中伟晶岩型铀矿化是加里东期构造岩浆作用的产物。在这里分布有蓝田铀矿床、东秦岭伟晶岩型铀矿床、若尔盖铀矿床等。
2. 天山-祁连山铀成矿省
该成矿省西起新疆自治区国境线，向东延伸到祁连地区。长度2 000多公里，宽度西部1 000多公里，东部变窄，仅400~500km。该成矿省是全球性乌拉尔-天山-蒙古铀成矿省的一部分。这是世界上目前可利用铀资源最多的铀成矿省。主要有三种铀矿化类型：层间氧化带砂岩型铀矿床、有机成因-磷酸盐型铀矿床和热液型铀矿床。层间氧化带型铀矿床是该成矿省最主要的工业类型，成矿范围大，探明的可利用资源量多，铀金属回收成本低。在哈萨克斯坦楚-萨雷苏铀成矿省和锡尔达林铀成矿省，其层间氧化带长数百公里，已探明铀矿床20多个，铀资源量超过百万吨，其中英凯铀矿床铀资源量达33万t。层间氧化带铀矿床受活化的年轻的地台或山间盆地控制，产于侏罗、白垩或第三纪的砂岩中。有机成因-磷酸盐型铀矿床的铀矿化赋于上渐新统的含鱼化石的砂质粘土层中，矿石的主要组分为磷、铀、稀土和钪。矿化属同生成因。具代表性的麦洛沃耶矿床的铀资源量为43 800t。热液型铀矿床，主要受印支运动控制，主成矿年龄为340~370Ma，另外在印支和燕山运动时有一定的活化再富集。在哈萨克斯坦有两个主要成矿区：北哈萨克斯坦铀成矿区和肯斗克塔斯-楚-伊犁-别特巴克-达拉铀成矿区。在这些成矿区内探明了20多个铀矿床，其中科克契塔夫地块上的科沙奇耶铀矿床的铀资源量达9.57万t。在我国境内已发现的铀矿化类型有：砂岩型、花岗岩性、火山岩型、含铀煤型和伟晶岩型。砂岩型、含铀煤型铀矿床分布于山间盆地的边缘。花岗岩型、伟晶岩型、火山岩型铀矿床都赋存于活化的中间地块或隆起之中。
该成矿省可以分为两个铀成矿区：天山铀成矿区和祁连铀成矿区。
——天山铀成矿区包括天山褶皱带、塔里木盆地和准噶尔盆地。铀矿化主要分布在地台边缘、山间盆地和褶皱带两侧。铀矿化类型有砂岩型、含铀煤型、火山岩型。主要矿床有白杨河铀矿床、蒙奇古尔铀矿床、达拉地铀矿床、库捷尔太铀矿床。由于该地区的地质条件和哈萨克斯坦、乌兹别克斯坦地区相似，因此大家一致认为该地区寻找铀矿的前景很大，有可能发展成为我国最重要的铀成矿区。
——祁连铀成矿区包括北祁连褶皱带和华北地台边缘地区。铀矿床主要受隆起带和北西向的深大断裂带控制。铀矿化类型有花岗岩型和伟晶岩型。代表性的铀矿床有芨岭铀矿床和红石泉铀矿床。
3. 滇西铀成矿区
该区位于喜马拉雅褶皱带上。该褶皱带向西可以延伸到伊朗，向南延伸到印度尼西亚。到目前为止，在该褶皱带上只发现了一些中、小型铀矿床，还没有发现形成大型或超大型铀矿床的线索。在我国滇西地区，也只是在山间盆地中发现了砂岩型和含铀煤型铀矿床，而且其资源量也不大。但在一些含铀煤矿床中铀常与锗伴生，有时形成大型锗矿床。代表性的铀矿床是腾冲铀矿床。
最后需要指出，从地质条件和近年来的找矿成果分析，在我国北方西起塔里木盆地，经陕甘宁盆地，东至松辽盆地，出现一个以中新生代水成铀矿床为主的铀成矿省，矿化类型以层间氧化带型、潜水氧化带型和古河道型铀矿床为主，而且可能具有可观的铀资源量。
(三) 铀成矿规律
铀矿床产出的地质条件从表面现象上看千差万别，产出的地质背景可以是古老的地台和地盾，也可以是地槽褶皱带中的中间地块或年轻的地台；在成矿时代上从元古宙一直延伸到现代；在赋矿围岩上可以是岩浆岩、沉积岩，也可以是变质岩；围岩的时代既可以是古老的变质岩，也可以是近代的沉积岩；矿石的物质成分也十分多样，有单铀型，也有和其他金属元素组成的综合矿床，这些现象的产生是由于赋矿的具体地质背景的不同所形成。而综合分析这些地质现象，又可以发现它们具有一些共性的地质现象，即在铀成矿区都有丰富的铀源，在其地质演化过程中出现过铀活化迁移和沉淀的机制。
1. 铀源是铀成矿的物质基础
铀元素是一个典型的亲石元素，离子半径大，不能进入造岩矿物。在地壳演化过程中，铀是通过岩浆演化作用不断向酸性岩浆和碱性岩浆中集中，并通过这些岩浆的侵入作用迁移向地壳表层，形成富铀岩体。在表生作用下，通过沉积分异作用，铀又向富含有机质、磷酸盐等层位中富集，形成富铀层位。这些富铀的地质体是铀成矿的铀源体。在地质现象上具体表现为：
1)铀成矿区都发育有古老的地壳，一般由太古宙或元古宙的片麻岩、角闪岩、片岩、混合岩组成。壳层的厚度一般30~45km。
2)地壳的演化“成熟度”高。地壳演化的成熟度是以钾质花岗岩出现的多寡作为标志。钾质花岗岩越发育，表示地壳演化的成熟度越高，也表示铀从地壳深部向表层迁移的量越大。
3)岩石变质程度相对较浅，变质程度深铀易形成稳定态的铀矿物，导致活动铀的减少。
4)发育铀丰度值高的地层，一般为富含有机质、黄铁矿的黑色页岩、片岩，有时其铀丰度值可达2×10-5~1×10-4。
5)花岗岩和火山岩发育，具多期多旋回特征。岩石的铀丰度值一般随岩浆的演化而增高，主体岩石在1×10-5左右，晚期偏酸或偏碱的外体岩石可达4×10-5~5×10-5。
6)岩石的古铀场相对较高。古铀场是指岩石的原始铀含量。岩石的现代铀场较古铀场偏低较大时，表示岩石中的部分铀可能参与铀成矿作用。
2. 铀的活化迁移是铀成矿的前提条件
铀从在岩石中的稳定态变为活动态并进行迁移，是铀成矿的前提条件。铀是一个变价元素，在自然界以四价和六价形式存在。在岩石中铀多以四价形式存在，处于一种稳定态。在氧化条件下四价铀变为六价铀，并可形成各种铀酰络合物，这些络合物在中、低温条件下稳定，可随水溶液迁移。铀活化迁移的基本条件是岩石中的四价铀氧化为六价铀。在表生条件下，岩石和大气接触，铀就有可能氧化为六价，并形成络合物随水溶液迁移。而在内生条件下，需要热液中的氧逸度增高。另外，热液的温度属中、低温，以保证铀酰络合物的稳定性；热液呈碱性，有利于四价铀的氧化。铀活化迁移的地质标志有：
1)铀场出现不稳定，岩石的铀丰度值变化大，出现铀的局部异常。古铀场明显高于现代铀场。
2)出现强度相对较弱的构造运动，在沉积盆地中形成层间承压水，在断裂发育区形成中、低温热液。
3)干旱-半干旱的古气候。
4)区域上发育从高温到低温的金属成矿序列。在热液蚀变中发育赤铁矿化、暗色岩石的退色化、中低温碱交代等蚀变。
还需要指出：在自然界铀除以水溶液形式迁移外，还存在岩浆迁移和机械物理迁移两种形式。岩浆形式指高度富铀的残留岩浆向地壳上部侵入时，铀随之迁移，形成伟晶岩型或碱性岩型铀矿床；机械物理迁移，主要指在地球大气氧出现前，在表生作用过程中铀以铀矿物碎屑的形式迁移，并在沉积层中富集成矿，古砾岩型铀矿床就认为属以这种形式形成的矿床。
3. 铀的沉淀富集是铀成矿作用的关键
在自然界有化学沉淀和被吸附沉淀两种主要形式，而在成矿作用中化学沉淀则占主导地位。化学沉淀富集指由于溶液本身或围岩物理、化学条件的变化，因而导致铀的沉淀富集，如六价铀的络合物在进入还原环境或其溶液演化为还原性质时，铀被还原成四价并形成铀矿物。被吸附沉淀富集指含铀溶液在通过强吸附剂（有机质、铁的氢氧化物等）时被吸附沉积，在其后的地质作用中，铀往往形成微细的铀矿物。铀沉淀富集的地质标志有：
1)岩石化学性质差异地段：砂岩层中的层间氧化带的氧化还原过渡带，即黄色、黄褐色岩石和灰色、暗色岩石的交替部位；中酸性岩石中的基性岩石或富含还原物质的岩石的出露地段。
2)热液性质演化的变异地段，在地质现象上表现为广泛的氧化蚀变作用中叠加还原蚀变作用，即广泛的赤铁矿化、退色蚀变带中发育黄铁矿化、绿泥石化等。
3)岩石机械物理性质反差大的地段，塑性岩层中的脆性岩层，高强度岩层中的低强度岩层、岩层的界面，岩体的接触带等处。
4)断裂构造的变异部位、构造末端区、膨胀处等。
5)干旱-半干旱区地表富铀水流的滞流区。
总之，铀成矿作用是一个长期复杂的过程，是多种地质作用叠加的结果，可以将其示意于铀成矿综合模式图（图2.4.4）。
图2.4.4铀成矿综合模式简图
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二、 铀矿床分类
铀成矿的各种因素一般在不同程度上叠加，所以在具体划分矿床类型时应以主要因素为依据。我国铀矿床分类一直以赋矿围岩为主要依据，但在自然界往往同一成因类型铀矿床可以产于不同围岩之中，相反同一围岩中的矿化可具有不同的成因，从而以围岩分类的方案给一些矿床的类型划分造成困难，也不利于在找矿中应用。下面以矿床成因、赋矿围岩和成矿特征等因素将我国主要铀矿床进行分类。
(一) 内生铀矿床
1. 岩浆型铀矿床
1)伟晶岩型铀矿床伟晶岩型铀矿床指产于伟晶岩中并与岩浆作用有成因联系的矿床。伟晶岩多为伟晶状白岗岩、黑云母伟晶岩。铀矿物以晶质铀矿为主，在有的矿床中可见到沥青铀矿。晶质铀矿多富集在黑云母相对集中的地段。伴生元素有稀土、铅、钼等元素，有的伟晶岩型矿床有晚期热液作用的叠加。
2)碱性岩型铀矿床碱性岩型铀矿床指产于碱性岩中并与碱性岩浆作用有成因联系的矿床。碱性岩为霓石正长岩。铀矿化产于碱性岩内和其外接触带的夕卡岩中。铀矿物为绿层硅铈钛矿、富铀烧绿石和铌钛铀矿。伴生元素有钍、稀土等元素。该矿床曾有岩浆热液作用叠加，形成脉状沥青铀矿和钍石。
2. 热液型铀矿床
(1)花岗岩型铀矿床花岗岩型铀矿床指赋于花岗岩体内外接触带的矿床，铀矿化为岩浆期后热液活动的产物。 花岗岩型铀矿床包括了部分产于变质岩、沉积岩中的铀矿床。产有铀矿床的花岗岩多为壳源型成因。岩性主要为中粗粒似斑状黑云母花岗岩和二云母花岗岩。岩体为多期次的复式岩体，岩浆分异程度高，岩石铀丰度值都大于1×10-5，有的可达4×10-5。钍铀比值小于1，含晶质铀矿，锆石铀含量高。产铀岩体面积都大于100km2,有的可达1 000km2以上。铀矿化一般较岩体形成晚80~40Ma。铀矿化一般都赋于断裂构造带中。按矿化的赋存特征又可以分为脉型和交代型矿化。脉型铀矿化指铀矿物和脉石矿物组成细脉充填构造裂隙，脉石矿物以微晶石英为主，有时为萤石、碳酸盐。铀矿物为沥青铀矿和铀石。矿石品位变化大，有时可见极富的矿石。交代型铀矿化指赋于碎裂岩带的铀矿化，成矿与钾交代或钠交代作用有关。铀矿物为沥青铀矿、钛铀矿、含铀的钛酸盐。矿石品位相对稳定，一般铀含量在0.1%左右。
(2)火山岩型铀矿床火山岩型铀矿床指赋于火山岩、次火山岩和火山沉积岩中的铀矿床，矿化和火山期后热液有成因联系。产铀火山岩多为壳源型。岩性为中酸性和偏碱性的熔岩、次火山岩、火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩等。在一些火山盆地火山岩发育从基性到酸性完整的演化系列。岩石铀丰度值随着向酸性演化逐渐增高。酸性岩石铀丰度值一般为1×10-5左右，在个别盆地可达2×10-5。铀矿化较火山作用晚40~20Ma。火山岩型铀矿床的矿石物质成分比较复杂，常有钼、金、银、铅、锌、磷、汞、铍、钍等元素与铀共生，有时金、钼、银、铍的含量可达到综合利用的品位。铀矿化多受断裂构造和层位联合控制。按赋矿特征又可分为脉型和交代型。脉型矿化为铀矿物和微晶石英、水云母、萤石或碳酸盐组成细脉充填断裂构造。矿石品位变化大，有时可以形成富矿。铀矿物主要为沥青铀矿，偶尔见铀石、钛铀矿，个别矿床见钍沥青铀矿。交代型矿化受碎裂岩带控制，成矿与钠交代作用有关。矿石品位稳定，一般在0.1％左右。铀矿物为钛铀矿、沥青铀矿、含铀的钛酸盐。也有的地质工作者将火山岩型铀矿床按矿石组分分为：单铀型、铀钼型、铀钛型、铀钍型、铀铍型和铀磷型。
(3)混合岩型铀矿床混合岩型铀矿床指产于混合岩中的铀矿化，成矿与变质热液有一定的成因联系。含矿主岩为石英岩、云母石英片岩、碱交代岩及蚀变花岗岩。矿化受层位和构造联合控制。矿石物质成分单一，为单铀型矿化。铀矿物为沥青铀矿、晶质铀矿和少量铀石。矿石品位相对较富，个别地段铀含量可达n％。
(二) 外生铀矿床
1. 成岩型铀矿床
成岩型砂岩铀矿床成岩型砂岩铀矿床指砂岩在形成过程中，岩石中的还原物质和吸附剂不断从水中还原沉淀和吸附铀，并富集成矿。这类砂岩多呈灰色、灰黑色，富含有机质、黄铁矿等。矿体呈似层状、透镜状，矿体产状与主岩一致。矿石的铀-铅等时线年龄与地层时代一致。矿石品位变化不大，多为一般矿石。铀矿物多为沥青铀矿和铀石。这类矿床的形成和分布严格受三角洲相控制。
2. 后生淋积型铀矿床
(1)水成砂岩铀矿床水成砂岩铀矿床指承压盆地中，地下水沿透水的砂岩层运移过程中，将岩石中的铀氧化为铀酰络合物，并随水迁移到岩层中的氧化还原过渡带沉淀富集成矿。矿体在平面上呈带状，在横剖面上呈卷状。由于该类矿床多采用地浸法开采，因此边界品位可降到0.01％左右。矿石中常含有铼、钪、钒、钼等元素，其中有的还可以顺便回收利用。铀矿物主要为沥青铀矿、铀石。由于该类矿床矿化严格受层间氧化带控制，因此又称作层间氧化带型矿床。假若是在地下潜水作用下，在潜水面附近的氧化还原界面上成矿，则称为潜水氧化带型。
(2)含铀煤型铀矿床含铀煤型铀矿床指赋存于煤层中的铀矿床。铀矿化一般在煤层的顶底板。含铀煤为碳化程度低的褐煤、烟煤，挥发分及硫含量较高。铀在煤中的存在形式，以有机质凝胶组分、胶黄铁矿、粘土等吸附的铀为主。铀矿物为沥青铀矿。伴生元素有硒、铼、钼、钒、镓、锗等，有的可达到综合利用指标。该类矿床和水成层间氧化带型铀矿床属同一成因类型，具相似的成矿机理，有时在同一矿田共存。
(三) 复成因铀矿床
碳硅泥岩型铀矿床碳硅泥岩型铀矿床指赋于碳硅泥岩及其过渡岩石——硅质白云岩、白云质硅质泥板岩、碳质泥质硅质岩、钙质硅岩、硅岩中的铀矿床。按其成因又可分为淋积改造型、热液叠加改造型。淋积改造型指富铀的碳硅泥岩（有的铀含量已经达到低品位矿石）在表生淋积作用下，岩石中的铀被氧化并向下迁移富集，从而形成较富的矿石。矿化受断裂破碎带控制。矿体呈楔状、似层状、透镜状。矿体埋深浅，一般30~170m。铀矿物为次生铀矿物、沥青铀矿。热液叠加改造型指富含铀的碳硅泥岩在热液作用下铀进一步富集成矿，其铀既可以来自碳硅泥岩本身，也可以由热液带入。矿化受构造和层位联合控制。矿体呈似层状、透镜状，埋藏较深，常大于200~300m，有的达500m以上。铀矿物为沥青铀矿。矿石中伴生元素有：汞、磷、铅、锌、铜、镍、钼、钒、镉等元素。
三、 典型矿床
(一) 512铀矿床
512铀矿床位于新疆维吾尔自治区伊犁盆地南缘。60年代末至70年代初曾在该地区进行勘探，并落实了一个小型铀矿床。90年代初按可地浸砂岩型铀矿床的评价准则重新对其进行了评价，若以0.01％品位圈定矿体，其地质资源量大幅度增加。根据最新的勘探成果和成矿地质条件分析，512铀矿床可能发展成为万吨级的铀矿床。现在已在512矿床建设了一个运用地浸方法采铀的生产基地。
1. 区域地质概况
伊犁盆地位于天山褶皱带上，是在巩乃斯石炭纪-二叠纪弧间裂陷槽基础上发展演化而成的陆相中新生代山间盆地。盆地边缘及基底由古生代岩系组成，盆地边缘主要为石炭系、二叠系的中基性-中酸性火山岩、火山碎屑岩夹碳酸盐，并有花岗岩类岩石发育。其中广泛发育的中酸性火山岩铀含量为3×10-6~1.29×10-5，花岗岩类岩石铀含量为5.4×10-6~2.09 ×10-5。盖层为中生界陆相含煤碎屑建造和中-新生界红色碎屑沉积建造。含矿岩系为中、下侏罗统水西沟群。该地层在盆地南缘平均厚度450m，向盆地中心逐渐加厚到1 142m。
2. 矿区地质
512矿区为由上三叠统、侏罗系、白垩系、第三系和第四系岩层组成的单斜构造。地层倾向北，倾角5°~19°。含矿的中、下侏罗统水西沟群为煤系地层，由煤层、泥岩层和砂岩层互层组成。自下而上共可分为8个沉积旋回。1~4为下部旋回，主要岩性为灰色砾岩、砂砾岩、含砾细砂岩夹粉砂岩、泥岩及煤线。其中1~2旋回中的沙体呈透镜状，厚度不稳定，从n~50m，属冲积的辫状河流沉积。发育的第3煤层总厚170m，是一个重要的含矿层位。第五旋回为中部旋回，广泛发育5~8煤层的岩系，主要岩性为灰色、深灰色泥岩、粉砂岩及厚层含砾中粗粒砂岩，薄层泥岩及煤线。整个旋回具下细上粗特点。岩石富含有机质。该层砂岩厚度20~40m，延伸稳定，呈板状，属滨湖三角洲相沉积，是最主要的成矿层位。第6~7旋回为上部旋回，主要由灰色中细粒砂岩、含砾中粗粒砂岩、粉砂岩、泥岩和煤线组成。总厚度80多米。其中沙体厚10~25m。粒度偏细，属河流沉积相。第7旋回为成矿层位。
各旋回中的砂岩层基本都是含水层，其中六个为承压含水层。
3. 层间氧化带特征
在干燥-半干燥的气候条件下，富氧的地下水沿砂岩层迁移和与围岩不断进行化学反应， 形成层间氧化带。层间氧化带又可进一步划分为： 氧化带、氧化还原带和还原带（图2.4.5）。氧化带在平面上呈带状，在剖面上呈舌状。氧化强度由南往北逐渐变弱。一般又将其分为完全氧化亚带和弱氧化亚带。氧化还原带在平面上呈带状，宽50~150m。在剖面上呈卷状或压扁的月牙状，围绕氧化带的舌端部分分布。还原带即未蚀变的岩石，在平面上呈面状分布，在与氧化还原带接触的一端呈“U”字形接触界线。氧化还原过渡带各带的特征列于图2.4.5中。
4. 铀矿化特征
铀矿化具多层分布特征，在水西沟群5个旋回中见到铀矿化，其中1、2、5、7旋回是本区主要的含矿层位。矿化严格受层间氧化带控制，铀矿体基本赋于氧化带前峰的氧化还原过渡带内。在平面上矿体呈带状（图2.4.6），在剖面上呈卷状，在多层成矿的地段，呈叠瓦式分布。沿地层倾向矿体的卷头宽70~150m，矿体的卷尾宽200~350m；矿体卷头平均厚度6.02m，卷尾平均厚度1.58m。以0.01％为边界品位圈定矿体，矿石的平均品位为0.047％；矿体卷头部分平均品位0. 045％，尾部两翼处平均品位为0.069％；矿石最高品位为2.06％。
含矿主岩为岩屑砂岩及岩屑石英砂岩，分选中等到较差。岩石成熟度低，为孔隙-接触式胶结类型。铀主要呈铀矿物和吸附形式存在。铀矿物为沥青铀矿和铀石，其中沥青铀矿占80％，呈小球状、莓状；铀石约占20％，呈显微粒状。偶尔可见到钛铀矿和含铀钛磁铁矿，它们是砂岩的重砂矿物。吸附状态的铀主要赋存于有机质、碳化植物碎屑、黄铁矿（莓状）、粘土（以高岭土为主）之中。矿石伴生元素有V、Se、Mo、Re等，其中Re的平均含量为0.711×10-6。根据国外的经验，在回收U时，Re可以同时浸出，具有综合利用价值。有害组分碳酸盐含量<1％，低于规定指标。
图2.4.5 512铀矿床层间氧化带分带特征
1. 泥岩； 2. 砂岩； 3. 铀矿体
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5. 铀成矿时代
通过对矿石铀-铅同位素分析和计算，砂岩贫矿石年龄为19Ma，砂岩富矿石年龄为1.0Ma，泥岩矿石年龄为12Ma。这与伊犁盆地南缘晚第三纪-第四纪早期处于剥蚀作用相一致。
6. 矿床成因
该矿床为典型的后生淋积铀矿床，即在干燥-半干燥的气候条件下，随着盆地边缘的缓慢上升，富氧的地下承压水将盆地边缘基底岩石和砂岩层中的铀氧化并迁移到氧化还原带内富集成矿。在盆地边缘处于不断上升和剥蚀的过程中，铀矿体处于不稳定状态，随层间氧化带的迁移而迁移。
图2.4.6 512矿床揭盖地质略图
1. 煤层及编号； 2. 层间氧化带前锋线及编号； 3. 勘探线号及钻孔； 4. 铀矿带
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(二) 产子坪铀矿床
产子坪铀矿床位于广西壮族自治区资源县境内。1956年8月由原中南309大队一队三小队在地面伽马普查时发现。1959年至1962年广西第三地质队对其进行了浅部揭露，提交了揭露评价报告。1965年后，中南309大队十一队进行了揭露勘探，初步肯定了矿床远景和发展成中型矿床的可能性。1970年后中南309大队十队开始进行勘探，使矿床规模不断扩大。探明地质资源量为5 000t金属铀，发展成为我国碳硅泥岩型铀矿床的代表性矿床。
1. 区域地质
产子坪铀矿床位于江南地背斜的东南缘。该地区为北东向的两个加里东期形成的背斜，轴部为越城岭和苗儿山花岗岩体，翼部为震旦系、寒武系、泥盆系地层。两个背斜被燕山期的北东向的断陷盆地分开。区内岩浆活动发育，除加里东期形成的两个大岩基外，见有大量印支、燕山期形成的花岗岩的岩株、岩脉。花岗岩的铀丰度值从老到新具逐渐增高的趋势， 加里东期花岗岩为7×10-6； 印支期花岗岩为2.37×10-5； 燕山期的花岗岩为2.5×10-5~4.3×10-5。断裂构造在区内广泛发育，北东向的资新复合断裂带贯穿全区，是最主要的控盆、控矿构造。次级构造以东西、北东、北西向为主，另外在地层中发育层间裂隙带。铀矿化不仅见于岩体外带，而且也见于苗儿山花岗岩体内。
2. 矿床地质
产子坪矿区为由震旦系—寒武系组成的加里东向斜，它的南端被中泥盆统组成的印支向斜所覆盖，由白垩系组成的燕山期断陷盆地又覆盖于印支和加里东期的向斜之上。向斜北段明显上翘，中部下沉，南部略有抬起。向斜的北、西、东三面及底部为花岗岩，向斜东边与花岗岩呈断层接触。向斜轴面倾向290°，倾角80°左右。两翼产状不对称，西陡东缓。向斜走向20°，北端与资新断裂相交的部位向西偏转，南端受Ⅳ号硅化断裂带的影响向东偏移，使整个向斜呈反“S”型展布。震旦系—寒武系仅在北部和西部呈半环状分布，东部只有零星出露，大部被白垩系和第四系覆盖于n~400m以下的深部（图2.4.7）。断裂构造除控制向斜构造的一些大的硅化断裂带外，还广泛发育横切向斜翼部的断裂和层间断裂。层间断裂组（F2）是赋矿构造，它进一步又可分为：层间裂隙带、层间角砾岩带、层间角砾岩带和层间挤压破碎带。
3. 铀矿化特征
铀矿化赋于资新硅化断裂带上盘的寒武系清溪组。清溪组自下而上可分为六层，铀矿体主要赋于下部四层中（表2.4.7）。矿体呈似层状、透镜状，一般顺层分布。矿体数量多，大小不一，大矿体数量少，小矿体围绕大矿体分布。矿体严格受向斜构造及层间断裂构造变异地段控制。矿体的长轴方向与向斜轴一致，呈北北东走向，东西两翼矿体呈对称分布（图2.4.8）。但从矿化层位看，产于东翼的矿体均比产于西翼的矿体高一个层位，并且由北向南，矿体呈阶梯状有规律地分布。矿体赋存标高+400~ -200m。
图2.4.7产子坪矿床地质简图
1. 第四系；2. 白垩系；3. 中泥盆统东岗岭组；4. 中泥盆统郁江组；5. 寒武系清溪组第六层；6. 寒武系清溪组第五层；7. 寒武系清溪组第四层；8. 寒武系清溪组第三层；9. 寒武系清溪组第二层；10. 寒武系清溪组第一层；11. 震旦系灯影组老堡段；12. 震旦系陡山沱组；13. 震旦系南沱组；14. 燕山期花岗岩；15. 加里东期花岗岩；16. 断裂带及编号；17. 地层不整合界限
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图2.4.8产子坪矿床地质剖面示意图
Z2l. 震旦系灯影组老堡组； C—1q1- C—1q5.寒武系下统清溪组1~5段；K.白垩系砂砾岩
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表2.4.7清溪组分层表
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铀在矿石中以沥青铀矿和吸附形式存在。沥青铀矿与绿泥石、萤石或石英组成细脉，在脉旁见到弱的红化或退色蚀变。矿石中其他金属矿物有黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等。伴生元素有钇、铅、锌、钼、锡等元素。矿化热液温度推测为100~300℃。
4. 成矿时代
同位素分析结果表明矿床具多成矿时代特点。个别贫矿石的铀铅年龄为416Ma，这可能与加里东期的褶皱运动、岩浆侵入导致铀的活化富集有关。富矿石、沥青铀矿的铀铅同位素数据经过各种模式计算得到三组成矿年龄：75±4Ma、43±7Ma、22±2Ma，其中75Ma是主要的成矿时代。它与花岗岩体内热液铀矿床的成矿年龄（72.5~70Ma）相近。
5. 矿床成因
产子坪铀矿床为典型的复成因矿床。氧同位素分析表明，成矿溶液的δ18OH2O都为正值，其变化范围为+3.76‰~11.97‰（SMOW），此值在变质水范围内，但值偏低。另外在矿区南部沥青铀矿中含有砷、锑、锡等元素，这些元素不是来自地层，而是新带入的组分；萤石的发育，则表明有深源热液参加。因此可以认为成矿热液的水不是单一来源，而是变质水、大气降水和部分深源水的混合溶液。富矿石铀-铅同位素数据用一致性图解法处理得出的t1=523±16Ma，t2=21±18Ma。t1年龄数据与成岩年龄大体一致，表明铀来自清溪组。贫矿石的416Ma成矿年龄，表明在加里东运动时，铀第一次富集形成贫矿。富矿石和沥青铀矿的形成年龄：75Ma、43Ma、22Ma，表明在燕山运动时，在热液的作用下，铀多次进一步富集，并形成富矿。
(三) 下庄铀矿田
下庄铀矿田位于广东省翁源县境内。1956年12月原中南309大队二分队在贵东岩体东北外接触带地区找矿时，顺便进入岩体内部踏勘找矿，在辉绿岩脉中发现了铀矿化。由于地表异常范围大，因此多处见到团块状沥青铀矿，引起了人们极大的重视。1958年初，在岩体内的硅化带中又发现了成矿远景更大的“希望矿床”，掀起了在花岗岩内找矿的高潮。随着普查、揭露和勘探工作的深入，新的矿床不断被发现，使该区发展成为我国最重要的铀矿基地之一。已探明的铀地质资源量为12 000t，而且近年来的揭露勘探成果表明，下庄铀矿田还具有很好的找矿潜景。
1. 区域地质
下庄矿田位于南岭纬向复杂构造带中段的贵东岩体东部。贵东岩体为一巨大的岩基，面积约1 400km2，呈略向北弯曲的扁豆状，东西长约68km，南北宽12~18km。贵东岩体具多期特征（表2.4.8）。补体和脉体主要发育在岩体的东部。通过对花岗岩的矿物组成、稀土元素含量、交代特点等方面研究表明，在不同部位有着明显的差异，从而推测其主体可能不是一个单一的岩体。贵东岩体的铀丰度值平均为1.6×10-5，其中二云母花岗岩的铀丰度值为2.4×10-5~2.8×10-5，比一般花岗岩克拉克值（3×10-6）高出几倍。贵东岩体为燕山早期产物，同位素年龄为183.3~142.3Ma。岩体围岩为寒武系、泥盆系浅变质砂页岩。
表2.4.8贵东岩体分期分相表
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该区断裂构造十分发育，由于处于纬向复杂构造带和新华夏构造带的复合部位，断裂构造具有两种构造体系的特征，许多断裂构造多次复合并充填了不同的热液脉体。北东、北北东向断裂多为硅化断裂带；北西、北西西向断裂多为基性岩脉充填。
2. 矿田地质
下庄矿田位于贵东岩体东部，区域性北东东向黄陂石英断裂带和马屎山断裂带的夹持部位，面积约400km2（图2.4.9）。矿田内以燕山早期第一期侵入的内部相的粗粒黑云母花岗岩为主；东缘出露边缘相细粒黑（白）云母花岗岩，西南部为内部相的粗粒巨斑状黑云母二长花岗岩；东北部广泛发育燕山早期第三阶段侵入的白云母、二云母细粒花岗岩补充侵入。
区内断裂构造十分发育，自北向南等间距地发育五组北西西向由基性脉岩充填的构造带；自东向西等间距发育五组北北东向硅化断裂带。两者组成菱形格子构造。另外还发育有北东、北西西、东西向的构造断裂带和片理化硅化带。这些构造断裂带大多具多次复合的特征。
图2.4.9下庄铀矿田地质示意图
1.白垩系上统南雄群砾岩 砂砾岩;2.泥盆系砂页岩;3.寒武系浅变质砂页岩;4.石英正长岩;5.细粒二云母花岗岩;6.细粒斑状黑云母花岗岩;7.细粒二云母花岗岩(边缘相);8.中粒斑状黑云母花岗岩(内部相);9.粗粒斑状黑云母二长花岗岩(内部相);10.次英安斑岩;11花岗闪长岩;12.片麻状花岗岩；13. 辉绿岩；14. 石英断裂带；15. 硅化断裂带；16. 矿床；17. 矿点、矿化点
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3. 矿化特征
铀矿化都受断裂构造控制，但具体在矿田各个部位又有所区别。在矿田北部主要受硅化带或辉绿岩片理化带控制。矿体呈脉状、透镜状，矿体规模较大，但矿石品位中等。南部矿化主要受硅化断裂带与基性脉岩交切部位控制（图2.4.10）。矿体呈似柱状，单个矿体规模小，但矿石品位高，有的地段品位达n%~30％。东部矿化受花岗岩中构造裂隙群控制，矿体规模小，埋藏浅，品位中等。从整个矿田看，矿体在空间分布上受地壳深度控制，都处于200~870m标高之间（图2.4.11）。
图2.4.10下庄铀矿田331矿床坑道平面图
1.矿体； 2.硅化带； 3.小断层； 4.煌斑岩； 5.坑道
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图2.4.11下庄矿田三号硅化断裂带矿体纵投影示意图（剖面长10余公里）
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按铀矿物和脉石矿物的共生组合，可分为沥青铀矿-微晶石英型、沥青铀矿-方解石型和沥青铀矿-萤石型矿化。沥青铀矿-微晶石英型矿化是矿田的主要类型。含铀硅化带由四期石英组成，从早到晚为：①白色微晶石英，铀含量不高；②红色（或棕色）微晶石英，是重要的成矿石英，平均铀含量为0.059％；③黑色隐晶石英，是最富铀的石英，一般含铀0.2％左右；④成矿后期梳状石英、蛋白石等，铀含量低（1.4×10-5）。原生铀矿物为沥青铀矿、铀石。沥青铀矿呈肾状、葡萄状、同心环状等，具多阶段形成特征。其他金属矿物有：黄铁矿、方铅矿、白铁矿、黄铜矿、闪锌矿、辉钼矿等。矿化围岩蚀变明显，由硅质脉往外，依次为硅化、水云母化、粘土化（蒙脱石、高岭石）。在基性脉岩中的蚀变主要为绿泥石化、硅化、退色化、赤铁矿化、碳酸盐化和粘土化。成矿温度276~235℃。
4. 成矿年龄
沥青铀矿铀-铅同位素分析结果确定铀成矿年龄为86~59.5Ma。
5. 矿床成因
下庄铀矿床属典型的热液成因。但在研究过程中，关于成矿热液成因和铀源曾先后提出：岩浆分异说、上升浸出说、下降淋积说和地表水加热浸出说。同位素分析结果，矿脉中黄铁矿的硫同位素δ34S为-2.4‰~ -13.1‰，与花岗岩的黄铁矿中δ34S-7.1‰~ -10.6‰相近。而同类铀矿床所进行的氢氧同位素研究证实，成矿溶液有大量大气降水参加。所以推测成矿溶液是有多种热液混合而成，而非单一的溶液。
(四) 相山铀矿田
相山铀矿田位于江西省乐安、崇仁县境内，是1957年通过放射性航空测量发现，经过40年的普查和勘探，矿田规模不断扩大。探明的地质储量为26 000多t金属铀。该矿田是我国主要的铀生产基地。
1. 区域地质
相山铀矿田位于赣杭构造带的西南端与断陷红盆相邻的隆起断块上。赣杭构造带是一长期活动的深断裂带；晋宁期为洋壳裂谷带，到加里东期永丰-杭州深断裂与清江-绍兴深断裂相连发展成为赣杭构造带；海西中期为海陆相相互堆积的拗陷带；燕山中期为规模大、活动频繁的火山活动带；燕山晚期发展成为拉张裂谷带，堆积了巨厚的陆相沉积。燕山期大规模的火山活动起于175Ma前，结束于75Ma前。火山活动的高峰期为早侏罗世到晚侏罗世。可划分为早晚两期，四个旋回。早期火山岩为高钾钙碱系列，晚期则以玄武岩、流纹岩双峰式火山岩为特征，并有向碱性系列过渡的趋势。酸性火山岩为富含铀的岩石，丰度值一般>1×10-5。
2. 矿田地质
相山矿田是一个由主火山口和若干次火山口组成的大型塌陷式火山盆地，平面上呈椭圆形，东西长25km，南北宽18km，剖面上呈不对称的蘑菇状。盆地基底为震旦纪变质岩，盖层由三叠纪含煤建造、晚侏罗世火山岩及白垩纪红层组成（图2.4.12）。火山岩系由不同产出相的酸性、中酸性火山熔岩、火山碎屑岩以及少量的正常沉积夹层所构成，总厚度大于2 000m。广泛出露的主体火山岩为碎斑熔岩，其次为流纹英安岩。同位素分析岩石中87Sr/86Sr=0.719±4，δ18O＝＋11.3‰，表明火山岩浆以壳源物质重熔为主。相山火山机构断裂构造十分发育，北东和北西两组断裂十分发育，在矿田西部形成菱形格子断块。另外还发育环形、放射状构造。
3. 铀矿化特征
相山火山盆地内铀矿化十分发育，矿化部位受断裂构造、火山构造、岩层层面和不整合面多种因素控制。矿化富集的有利部位是主断裂产状变异部位，不同方向断裂交叉部位，侧列式断裂首尾相夹部位，次火山岩体产状和形态变异部位，岩层产状突变部位，扭裂带穿过机械物理性质易碎的岩性部位。一些大的矿床多受多种因素复合控制，如相山矿田内的邹家山矿床（图2.4.13）。岩性对铀矿化没有明显的专属性，但不同机械物理性质岩石的组合对形成赋矿构造有利。从矿床的展布上看，目前发现的矿床主要集中在盆地的北部和西部，其中西部邹家山-石洞构造两侧的铀矿床品位高、储量大，矿体呈单脉、群脉状，矿体长几十米到几百米，厚几十厘米到几米，单个矿体储量多为几十吨至二百余吨，个别可达千吨以上。相山盆地的铀矿床主要有两种类型：碱交代型铀矿床和萤石-水云母型铀矿床。碱交代型铀矿床主要分布在破火山口东部塌陷中心周围的环状破碎带发育区。碱交代作用为钠长石化、赤铁矿化、绿泥石化及碳酸盐化。铀矿物主要为沥青铀矿和钛铀矿。共生矿物有黄铁矿、方铅矿、金红石等。萤石-水云母化型铀矿床主要分布在破火山口西半部的断块塌陷区。典型的围岩蚀变为水云母化、萤石化。矿石共生矿物和伴生元素均比较复杂，大部分矿床都含有一定数量的钍、钼、钇等元素。铀矿物有沥青铀矿、含钍沥青铀矿、钛铀矿、含钍钛铀矿、铀石、含钍铀石等，其中含钍沥青铀矿为该矿床的特有矿物，其Th/U一般为0.02~0.07，最高可达到0.14。沥青铀矿中如此高的钍含量，在其他中低温热液铀矿床中还未有发现。其他伴生的金属矿物有钍石、磷钍矿、黄铁矿、白铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、辉钼矿、硫钼矿等。在邹家山矿床，铀与多金属矿化在空间上出现“上铀下铅锌的分带现象”。
图2.4.12相山地质略图
1. 砂砾岩(K)；2. 碎斑熔岩(J3e2)；3~5 . 流纹英安岩、凝灰岩、砂砾岩(J3d)；6 . 砂砾岩、砂岩(T3a) 7. 变质岩(Z)；8. 次花岗斑岩；9~10. 花岗岩；11. 火山颈(推测)；12. 断裂；13. 铀矿床
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图2.4.13相山矿田邹家山矿床综合剖面图
1. 碎斑熔岩；2. 晶屑凝灰岩；3. 流纹英安岩；4. 灰色蚀变岩；5. 断裂；6. 矿体
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对比相山盆地内铀矿床的形成年龄、热液温度和矿化特征，可以看出铀成矿作用自东部向西部有明显的演化迁移规律（表2.4.9）。
表2.4.9相山盆地铀成矿作用演化迁移规律表
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4. 矿床成因
相山铀矿床为典型的中低温热液成因。碱交代作用和钍矿化的广泛发育，说明矿化热液具有深源特点。同位素分析硫化物的δ34S为-3.1‰~+17.3‰；δ18OH2O的平均值在矿前期、成矿期和矿后期分别为4.51‰、-2.08‰和-2.96‰；δ13C的平均值在矿前期、成矿期和矿后期分别为-4.42‰、-2.10‰和-6.49‰。这表明成矿热液为岩浆成因的溶液与大气降水的混合物，但根据δ18OH2O资料，矿前期主要为岩浆热液，成矿和矿后期主要为渗流热液。陈肇博等提出的相山铀矿田“双混合成矿模式”，具体地论述了矿化过程。该模式的主体思想是：构成成矿溶液主体的水，绝大部分来源于岩浆作用所发动起来的巨大热水体系中循环的大气成因水，而决定成矿溶液地球化学性质的主要矿化剂（F、Cl、CO2、S、P和碱金属，特别是钠）,则主要来自活动大陆边缘硅铝壳中下部的深熔带和位于深熔作用带与地表之间不同深度过渡岩浆室所分异出来的原生流体，有一部分流体可能来自位于地幔的板块消亡带。富含矿化剂的高浓度原生流体与在不同深度渗流循环的大气成因的大气水混合形成成矿热液。成矿热液中所含的铀部分是遭受深熔作用的富铀层位中的铀转入酸性岩浆和原生流体中，构成成矿热液中铀的一个重要来源；原生流体与深部渗流水混合后生成的热液，在上升和进一步渗流过程中从所经过的富铀层位和古老铀矿床所溶解出的铀，构成热液中铀的另一个来源。在某些情况下，在深部渗流的大气成因的水本身也具有较高的铀含量，从而也对成矿溶液中铀的富集作了一份贡献。
铀矿化具多层分布特征，在水西沟群5个旋回中见到铀矿化，其中1、2、5、7旋回是本区主要的含矿层位。矿化严格受层间氧化带控制，铀矿体基本赋于氧化带前峰的氧化还原过渡带内。在平面上矿体呈带状（图2.4.6），在剖面上呈卷状，在多层成矿的地段，呈叠瓦式分布。沿地层倾向矿体的卷头宽70~150m，矿体的卷尾宽200~350m；矿体卷头平均厚度6.02m，卷尾平均厚度1.58m。以0.01％为边界品位圈定矿体，矿石的平均品位为0.047％；矿体卷头部分平均品位0. 045％，尾部两翼处平均品位为0.069％；矿石最高品位为2.06％。
含矿主岩为岩屑砂岩及岩屑石英砂岩，分选中等到较差。岩石成熟度低，为孔隙-接触式胶结类型。铀主要呈铀矿物和吸附形式存在。铀矿物为沥青铀矿和铀石，其中沥青铀矿占80％，呈小球状、莓状；铀石约占20％，呈显微粒状。偶尔可见到钛铀矿和含铀钛磁铁矿，它们是砂岩的重砂矿物。吸附状态的铀主要赋存于有机质、碳化植物碎屑、黄铁矿（莓状）、粘土（以高岭土为主）之中。矿石伴生元素有V、Se、Mo、Re等，其中Re的平均含量为0.711×10-6。根据国外的经验，在回收U时，Re可以同时浸出，具有综合利用价值。有害组分碳酸盐含量<1％，低于规定指标。
图2.4.5 512铀矿床层间氧化带分带特征
1. 泥岩； 2. 砂岩； 3. 铀矿体
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5. 铀成矿时代
通过对矿石铀-铅同位素分析和计算，砂岩贫矿石年龄为19Ma，砂岩富矿石年龄为1.0Ma，泥岩矿石年龄为12Ma。这与伊犁盆地南缘晚第三纪-第四纪早期处于剥蚀作用相一致。
6. 矿床成因
该矿床为典型的后生淋积铀矿床，即在干燥-半干燥的气候条件下，随着盆地边缘的缓慢上升，富氧的地下承压水将盆地边缘基底岩石和砂岩层中的铀氧化并迁移到氧化还原带内富集成矿。在盆地边缘处于不断上升和剥蚀的过程中，铀矿体处于不稳定状态，随层间氧化带的迁移而迁移。
图2.4.6 512矿床揭盖地质略图
1. 煤层及编号； 2. 层间氧化带前锋线及编号； 3. 勘探线号及钻孔； 4. 铀矿带
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(二) 产子坪铀矿床
产子坪铀矿床位于广西壮族自治区资源县境内。1956年8月由原中南309大队一队三小队在地面伽马普查时发现。1959年至1962年广西第三地质队对其进行了浅部揭露，提交了揭露评价报告。1965年后，中南309大队十一队进行了揭露勘探，初步肯定了矿床远景和发展成中型矿床的可能性。1970年后中南309大队十队开始进行勘探，使矿床规模不断扩大。探明地质资源量为5 000t金属铀，发展成为我国碳硅泥岩型铀矿床的代表性矿床。
1. 区域地质
产子坪铀矿床位于江南地背斜的东南缘。该地区为北东向的两个加里东期形成的背斜，轴部为越城岭和苗儿山花岗岩体，翼部为震旦系、寒武系、泥盆系地层。两个背斜被燕山期的北东向的断陷盆地分开。区内岩浆活动发育，除加里东期形成的两个大岩基外，见有大量印支、燕山期形成的花岗岩的岩株、岩脉。花岗岩的铀丰度值从老到新具逐渐增高的趋势， 加里东期花岗岩为7×10-6； 印支期花岗岩为2.37×10-5； 燕山期的花岗岩为2.5×10-5~4.3×10-5。断裂构造在区内广泛发育，北东向的资新复合断裂带贯穿全区，是最主要的控盆、控矿构造。次级构造以东西、北东、北西向为主，另外在地层中发育层间裂隙带。铀矿化不仅见于岩体外带，而且也见于苗儿山花岗岩体内。
2. 矿床地质
产子坪矿区为由震旦系—寒武系组成的加里东向斜，它的南端被中泥盆统组成的印支向斜所覆盖，由白垩系组成的燕山期断陷盆地又覆盖于印支和加里东期的向斜之上。向斜北段明显上翘，中部下沉，南部略有抬起。向斜的北、西、东三面及底部为花岗岩，向斜东边与花岗岩呈断层接触。向斜轴面倾向290°，倾角80°左右。两翼产状不对称，西陡东缓。向斜走向20°，北端与资新断裂相交的部位向西偏转，南端受Ⅳ号硅化断裂带的影响向东偏移，使整个向斜呈反“S”型展布。震旦系—寒武系仅在北部和西部呈半环状分布，东部只有零星出露，大部被白垩系和第四系覆盖于n~400m以下的深部（图2.4.7）。断裂构造除控制向斜构造的一些大的硅化断裂带外，还广泛发育横切向斜翼部的断裂和层间断裂。层间断裂组（F2）是赋矿构造，它进一步又可分为：层间裂隙带、层间角砾岩带、层间角砾岩带和层间挤压破碎带。
3. 铀矿化特征
铀矿化赋于资新硅化断裂带上盘的寒武系清溪组。清溪组自下而上可分为六层，铀矿体主要赋于下部四层中（表2.4.7）。矿体呈似层状、透镜状，一般顺层分布。矿体数量多，大小不一，大矿体数量少，小矿体围绕大矿体分布。矿体严格受向斜构造及层间断裂构造变异地段控制。矿体的长轴方向与向斜轴一致，呈北北东走向，东西两翼矿体呈对称分布（图2.4.8）。但从矿化层位看，产于东翼的矿体均比产于西翼的矿体高一个层位，并且由北向南，矿体呈阶梯状有规律地分布。矿体赋存标高+400~ -200m。
图2.4.7产子坪矿床地质简图
1. 第四系；2. 白垩系；3. 中泥盆统东岗岭组；4. 中泥盆统郁江组；5. 寒武系清溪组第六层；6. 寒武系清溪组第五层；7. 寒武系清溪组第四层；8. 寒武系清溪组第三层；9. 寒武系清溪组第二层；10. 寒武系清溪组第一层；11. 震旦系灯影组老堡段；12. 震旦系陡山沱组；13. 震旦系南沱组；14. 燕山期花岗岩；15. 加里东期花岗岩；16. 断裂带及编号；17. 地层不整合界限
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图2.4.8产子坪矿床地质剖面示意图
Z2l. 震旦系灯影组老堡组； C—1q1- C—1q5.寒武系下统清溪组1~5段；K.白垩系砂砾岩
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表2.4.7清溪组分层表
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铀在矿石中以沥青铀矿和吸附形式存在。沥青铀矿与绿泥石、萤石或石英组成细脉，在脉旁见到弱的红化或退色蚀变。矿石中其他金属矿物有黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等。伴生元素有钇、铅、锌、钼、锡等元素。矿化热液温度推测为100~300℃。
4. 成矿时代
同位素分析结果表明矿床具多成矿时代特点。个别贫矿石的铀铅年龄为416Ma，这可能与加里东期的褶皱运动、岩浆侵入导致铀的活化富集有关。富矿石、沥青铀矿的铀铅同位素数据经过各种模式计算得到三组成矿年龄：75±4Ma、43±7Ma、22±2Ma，其中75Ma是主要的成矿时代。它与花岗岩体内热液铀矿床的成矿年龄（72.5~70Ma）相近。
5. 矿床成因
产子坪铀矿床为典型的复成因矿床。氧同位素分析表明，成矿溶液的δ18OH2O都为正值，其变化范围为+3.76‰~11.97‰（SMOW），此值在变质水范围内，但值偏低。另外在矿区南部沥青铀矿中含有砷、锑、锡等元素，这些元素不是来自地层，而是新带入的组分；萤石的发育，则表明有深源热液参加。因此可以认为成矿热液的水不是单一来源，而是变质水、大气降水和部分深源水的混合溶液。富矿石铀-铅同位素数据用一致性图解法处理得出的t1=523±16Ma，t2=21±18Ma。t1年龄数据与成岩年龄大体一致，表明铀来自清溪组。贫矿石的416Ma成矿年龄，表明在加里东运动时，铀第一次富集形成贫矿。富矿石和沥青铀矿的形成年龄：75Ma、43Ma、22Ma，表明在燕山运动时，在热液的作用下，铀多次进一步富集，并形成富矿。
(三) 下庄铀矿田
下庄铀矿田位于广东省翁源县境内。1956年12月原中南309大队二分队在贵东岩体东北外接触带地区找矿时，顺便进入岩体内部踏勘找矿，在辉绿岩脉中发现了铀矿化。由于地表异常范围大，因此多处见到团块状沥青铀矿，引起了人们极大的重视。1958年初，在岩体内的硅化带中又发现了成矿远景更大的“希望矿床”，掀起了在花岗岩内找矿的高潮。随着普查、揭露和勘探工作的深入，新的矿床不断被发现，使该区发展成为我国最重要的铀矿基地之一。已探明的铀地质资源量为12 000t，而且近年来的揭露勘探成果表明，下庄铀矿田还具有很好的找矿潜景。
1. 区域地质
下庄矿田位于南岭纬向复杂构造带中段的贵东岩体东部。贵东岩体为一巨大的岩基，面积约1 400km2，呈略向北弯曲的扁豆状，东西长约68km，南北宽12~18km。贵东岩体具多期特征（表2.4.8）。补体和脉体主要发育在岩体的东部。通过对花岗岩的矿物组成、稀土元素含量、交代特点等方面研究表明，在不同部位有着明显的差异，从而推测其主体可能不是一个单一的岩体。贵东岩体的铀丰度值平均为1.6×10-5，其中二云母花岗岩的铀丰度值为2.4×10-5~2.8×10-5，比一般花岗岩克拉克值（3×10-6）高出几倍。贵东岩体为燕山早期产物，同位素年龄为183.3~142.3Ma。岩体围岩为寒武系、泥盆系浅变质砂页岩。
表2.4.8贵东岩体分期分相表
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该区断裂构造十分发育，由于处于纬向复杂构造带和新华夏构造带的复合部位，断裂构造具有两种构造体系的特征，许多断裂构造多次复合并充填了不同的热液脉体。北东、北北东向断裂多为硅化断裂带；北西、北西西向断裂多为基性岩脉充填。
2. 矿田地质
下庄矿田位于贵东岩体东部，区域性北东东向黄陂石英断裂带和马屎山断裂带的夹持部位，面积约400km2（图2.4.9）。矿田内以燕山早期第一期侵入的内部相的粗粒黑云母花岗岩为主；东缘出露边缘相细粒黑（白）云母花岗岩，西南部为内部相的粗粒巨斑状黑云母二长花岗岩；东北部广泛发育燕山早期第三阶段侵入的白云母、二云母细粒花岗岩补充侵入。
区内断裂构造十分发育，自北向南等间距地发育五组北西西向由基性脉岩充填的构造带；自东向西等间距发育五组北北东向硅化断裂带。两者组成菱形格子构造。另外还发育有北东、北西西、东西向的构造断裂带和片理化硅化带。这些构造断裂带大多具多次复合的特征。
图2.4.9下庄铀矿田地质示意图
1.白垩系上统南雄群砾岩 砂砾岩;2.泥盆系砂页岩;3.寒武系浅变质砂页岩;4.石英正长岩;5.细粒二云母花岗岩;6.细粒斑状黑云母花岗岩;7.细粒二云母花岗岩(边缘相);8.中粒斑状黑云母花岗岩(内部相);9.粗粒斑状黑云母二长花岗岩(内部相);10.次英安斑岩;11花岗闪长岩;12.片麻状花岗岩；13. 辉绿岩；14. 石英断裂带；15. 硅化断裂带；16. 矿床；17. 矿点、矿化点
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3. 矿化特征
铀矿化都受断裂构造控制，但具体在矿田各个部位又有所区别。在矿田北部主要受硅化带或辉绿岩片理化带控制。矿体呈脉状、透镜状，矿体规模较大，但矿石品位中等。南部矿化主要受硅化断裂带与基性脉岩交切部位控制（图2.4.10）。矿体呈似柱状，单个矿体规模小，但矿石品位高，有的地段品位达n%~30％。东部矿化受花岗岩中构造裂隙群控制，矿体规模小，埋藏浅，品位中等。从整个矿田看，矿体在空间分布上受地壳深度控制，都处于200~870m标高之间（图2.4.11）。
图2.4.10下庄铀矿田331矿床坑道平面图
1.矿体； 2.硅化带； 3.小断层； 4.煌斑岩； 5.坑道
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图2.4.11下庄矿田三号硅化断裂带矿体纵投影示意图（剖面长10余公里）
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按铀矿物和脉石矿物的共生组合，可分为沥青铀矿-微晶石英型、沥青铀矿-方解石型和沥青铀矿-萤石型矿化。沥青铀矿-微晶石英型矿化是矿田的主要类型。含铀硅化带由四期石英组成，从早到晚为：①白色微晶石英，铀含量不高；②红色（或棕色）微晶石英，是重要的成矿石英，平均铀含量为0.059％；③黑色隐晶石英，是最富铀的石英，一般含铀0.2％左右；④成矿后期梳状石英、蛋白石等，铀含量低（1.4×10-5）。原生铀矿物为沥青铀矿、铀石。沥青铀矿呈肾状、葡萄状、同心环状等，具多阶段形成特征。其他金属矿物有：黄铁矿、方铅矿、白铁矿、黄铜矿、闪锌矿、辉钼矿等。矿化围岩蚀变明显，由硅质脉往外，依次为硅化、水云母化、粘土化（蒙脱石、高岭石）。在基性脉岩中的蚀变主要为绿泥石化、硅化、退色化、赤铁矿化、碳酸盐化和粘土化。成矿温度276~235℃。
4. 成矿年龄
沥青铀矿铀-铅同位素分析结果确定铀成矿年龄为86~59.5Ma。
5. 矿床成因
下庄铀矿床属典型的热液成因。但在研究过程中，关于成矿热液成因和铀源曾先后提出：岩浆分异说、上升浸出说、下降淋积说和地表水加热浸出说。同位素分析结果，矿脉中黄铁矿的硫同位素δ34S为-2.4‰~ -13.1‰，与花岗岩的黄铁矿中δ34S-7.1‰~ -10.6‰相近。而同类铀矿床所进行的氢氧同位素研究证实，成矿溶液有大量大气降水参加。所以推测成矿溶液是有多种热液混合而成，而非单一的溶液。
(四) 相山铀矿田
相山铀矿田位于江西省乐安、崇仁县境内，是1957年通过放射性航空测量发现，经过40年的普查和勘探，矿田规模不断扩大。探明的地质储量为26 000多t金属铀。该矿田是我国主要的铀生产基地。
1. 区域地质
相山铀矿田位于赣杭构造带的西南端与断陷红盆相邻的隆起断块上。赣杭构造带是一长期活动的深断裂带；晋宁期为洋壳裂谷带，到加里东期永丰-杭州深断裂与清江-绍兴深断裂相连发展成为赣杭构造带；海西中期为海陆相相互堆积的拗陷带；燕山中期为规模大、活动频繁的火山活动带；燕山晚期发展成为拉张裂谷带，堆积了巨厚的陆相沉积。燕山期大规模的火山活动起于175Ma前，结束于75Ma前。火山活动的高峰期为早侏罗世到晚侏罗世。可划分为早晚两期，四个旋回。早期火山岩为高钾钙碱系列，晚期则以玄武岩、流纹岩双峰式火山岩为特征，并有向碱性系列过渡的趋势。酸性火山岩为富含铀的岩石，丰度值一般>1×10-5。
2. 矿田地质
相山矿田是一个由主火山口和若干次火山口组成的大型塌陷式火山盆地，平面上呈椭圆形，东西长25km，南北宽18km，剖面上呈不对称的蘑菇状。盆地基底为震旦纪变质岩，盖层由三叠纪含煤建造、晚侏罗世火山岩及白垩纪红层组成（图2.4.12）。火山岩系由不同产出相的酸性、中酸性火山熔岩、火山碎屑岩以及少量的正常沉积夹层所构成，总厚度大于2 000m。广泛出露的主体火山岩为碎斑熔岩，其次为流纹英安岩。同位素分析岩石中87Sr/86Sr=0.719±4，δ18O＝＋11.3‰，表明火山岩浆以壳源物质重熔为主。相山火山机构断裂构造十分发育，北东和北西两组断裂十分发育，在矿田西部形成菱形格子断块。另外还发育环形、放射状构造。
3. 铀矿化特征
相山火山盆地内铀矿化十分发育，矿化部位受断裂构造、火山构造、岩层层面和不整合面多种因素控制。矿化富集的有利部位是主断裂产状变异部位，不同方向断裂交叉部位，侧列式断裂首尾相夹部位，次火山岩体产状和形态变异部位，岩层产状突变部位，扭裂带穿过机械物理性质易碎的岩性部位。一些大的矿床多受多种因素复合控制，如相山矿田内的邹家山矿床（图2.4.13）。岩性对铀矿化没有明显的专属性，但不同机械物理性质岩石的组合对形成赋矿构造有利。从矿床的展布上看，目前发现的矿床主要集中在盆地的北部和西部，其中西部邹家山-石洞构造两侧的铀矿床品位高、储量大，矿体呈单脉、群脉状，矿体长几十米到几百米，厚几十厘米到几米，单个矿体储量多为几十吨至二百余吨，个别可达千吨以上。相山盆地的铀矿床主要有两种类型：碱交代型铀矿床和萤石-水云母型铀矿床。碱交代型铀矿床主要分布在破火山口东部塌陷中心周围的环状破碎带发育区。碱交代作用为钠长石化、赤铁矿化、绿泥石化及碳酸盐化。铀矿物主要为沥青铀矿和钛铀矿。共生矿物有黄铁矿、方铅矿、金红石等。萤石-水云母化型铀矿床主要分布在破火山口西半部的断块塌陷区。典型的围岩蚀变为水云母化、萤石化。矿石共生矿物和伴生元素均比较复杂，大部分矿床都含有一定数量的钍、钼、钇等元素。铀矿物有沥青铀矿、含钍沥青铀矿、钛铀矿、含钍钛铀矿、铀石、含钍铀石等，其中含钍沥青铀矿为该矿床的特有矿物，其Th/U一般为0.02~0.07，最高可达到0.14。沥青铀矿中如此高的钍含量，在其他中低温热液铀矿床中还未有发现。其他伴生的金属矿物有钍石、磷钍矿、黄铁矿、白铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、辉钼矿、硫钼矿等。在邹家山矿床，铀与多金属矿化在空间上出现“上铀下铅锌的分带现象”。
图2.4.12相山地质略图
1. 砂砾岩(K)；2. 碎斑熔岩(J3e2)；3~5 . 流纹英安岩、凝灰岩、砂砾岩(J3d)；6 . 砂砾岩、砂岩(T3a) 7. 变质岩(Z)；8. 次花岗斑岩；9~10. 花岗岩；11. 火山颈(推测)；12. 断裂；13. 铀矿床
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图2.4.13相山矿田邹家山矿床综合剖面图
1. 碎斑熔岩；2. 晶屑凝灰岩；3. 流纹英安岩；4. 灰色蚀变岩；5. 断裂；6. 矿体
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对比相山盆地内铀矿床的形成年龄、热液温度和矿化特征，可以看出铀成矿作用自东部向西部有明显的演化迁移规律（表2.4.9）。
表2.4.9相山盆地铀成矿作用演化迁移规律表
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4. 矿床成因
相山铀矿床为典型的中低温热液成因。碱交代作用和钍矿化的广泛发育，说明矿化热液具有深源特点。同位素分析硫化物的δ34S为-3.1‰~+17.3‰；δ18OH2O的平均值在矿前期、成矿期和矿后期分别为4.51‰、-2.08‰和-2.96‰；δ13C的平均值在矿前期、成矿期和矿后期分别为-4.42‰、-2.10‰和-6.49‰。这表明成矿热液为岩浆成因的溶液与大气降水的混合物，但根据δ18OH2O资料，矿前期主要为岩浆热液，成矿和矿后期主要为渗流热液。陈肇博等提出的相山铀矿田“双混合成矿模式”，具体地论述了矿化过程。该模式的主体思想是：构成成矿溶液主体的水，绝大部分来源于岩浆作用所发动起来的巨大热水体系中循环的大气成因水，而决定成矿溶液地球化学性质的主要矿化剂（F、Cl、CO2、S、P和碱金属，特别是钠）,则主要来自活动大陆边缘硅铝壳中下部的深熔带和位于深熔作用带与地表之间不同深度过渡岩浆室所分异出来的原生流体，有一部分流体可能来自位于地幔的板块消亡带。富含矿化剂的高浓度原生流体与在不同深度渗流循环的大气成因的大气水混合形成成矿热液。成矿热液中所含的铀部分是遭受深熔作用的富铀层位中的铀转入酸性岩浆和原生流体中，构成成矿热液中铀的一个重要来源；原生流体与深部渗流水混合后生成的热液，在上升和进一步渗流过程中从所经过的富铀层位和古老铀矿床所溶解出的铀，构成热液中铀的另一个来源。在某些情况下，在深部渗流的大气成因的水本身也具有较高的铀含量，从而也对成矿溶液中铀的富集作了一份贡献。
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