层间氧化带型砂岩铀矿床

核地质学术语
层间氧化带型砂岩铀矿床是指夹持于不透水岩层（如泥岩）之间的透水砂岩中的、由于携铀的含氧承压地下水沿透水砂岩向下方运移，在氧化带前锋处铀被还原而沉淀富集形成的铀矿床。
识别特征
层间氧化带型的砂岩型铀矿具有三个特点：
①所有矿体均在含水层中；
②矿体发育在砂岩的颜色从黄色向灰色转化的边界面上（即氧化－还原界面，或称蚀变舌的边界，相当于层间氧化带的前锋线）；
③在沙体中，许多矿体为卷状。
成矿条件
通常被接受的说法认为砂岩型铀矿床具有成岩—外生的低温起源。地下水化学作用及其迁移使铀从矿源岩石中滤出，并且将其搬运到一个通常由还原介质提供的化学界面的附近，铀在此沉淀下来。控制这些铀矿化作用的过程和就位的实质性参数为沉积环境、主岩岩石学特征、渗透性、吸附/还原介质、足量的溶液、铀源，以及一个显而易见的干旱到半干旱的气候条件。
图1盆地的结构
(1)区域构造条件：要有稳定的大地构造背景和适当的构造升降作用。稳定的大地构造背景导致沉积盆地形成宽阔的斜坡带，这不仅有利于形成冲积相和海陆交互相地层，也有利于形成局部和区域的层间氧化带。在成矿之前或成矿期，沉积盆地可以有多期次的、小幅度的整体抬升和沉降，但幅度不能太大，一般幅度500～1500m，属次造山带范畴。
(2)盆地的结构：最好的组合是有双层结构，即盆地基底为富铀地质体，盆地盖层具多个泥-砂-泥地层结构，既要有良好的赋矿岩层———可渗透的多孔介质(砂、砾岩)，同时要有良好的顶底板隔水层，这样可以形成相对封闭的成矿环境，有利于层间氧化带的形成(图1)。如果存在某种因素导致相邻的两个透水层沟通，这时就可形成越流，越流可以形成环型的矿体。如乌兹别克斯坦的乌鲁斯矿床和肯太克久别矿床，就是由于上覆河道切穿下伏泥岩与海相砂岩沟通导致了越流成矿。
(3)铀源条件：要有充足的铀源供给。铀存在两种来源，一种为蚀源区风化母岩中的铀，另一种为含水层中的铀。
(4)古气候条件：储矿载体沉积期古气候条件为潮湿、半潮湿气候;成矿期的古气候条件为干旱—半干旱气候。地表景观为沙漠或半沙漠，最好不出现腐殖层，避免耗氧。
(5)岩性、岩相条件：沙体要有足够的规模，陆相的河道沙体、海相的滨-浅海沙体对于砂岩型铀矿的富集最为有利，在沉积相变处往往可以形成富矿带。但当砂体中泥质含量较高时不利于成矿。
(6)水文地质、水文地球化学条件：盆-山之间具有较畅通的地下水渗流动力学系统，使铀元素能在地下水作用下活化、迁移和富集。要求隔水层具有稳定性和一定的厚度，含矿层为承压含水层。一般情况下含水层埋深不超过800m，埋深过大时含氧水难以渗入，或在渗入过程中氧消耗殆尽。
(7)岩石地球化学条件：岩石原生地球化学类型主要根据颜色、有机碳、Fe、Fe划分出黑色岩石、灰色岩石、绿色岩石、白色岩石和红色岩石等五种类型。
黑色岩石：Fe>>Fe，Fe+Fe>1.5%，黄铁矿含量>0.05%，有机碳含量>0.3%。自生矿物种类有大量黄铁矿、磷酸盐和海绿石。含氧水进入黑色岩石容易形成对比度清楚的还原障及地球化学分带，由于还原剂充分，往往能形成大而富的铀矿床。
灰色岩石：Fe>Fe，Fe+Fe>0.5%，黄铁矿痕量，有机碳含量为0.05%～0.3%。自生矿物有黄铁矿、磷酸盐和海绿石。灰色岩石有较强的还原能力，能够形成还原障和矿床。
绿色岩石：Fe≈Fe，Fe+Fe=0.5%，黄铁矿痕量或无，有机碳含量约为0.05%。自生矿物中一般无黄铁矿，但海绿石较多。绿色岩石的还原能量弱。白色岩石(无铁层)：Fe≈Fe，Fe+Fe<0.5%，无黄铁矿，有机碳含量<0.05%。白色岩石通常为石英砂岩、长石石英砂岩，胶结物为高岭石或蒙脱石，常称无铁层。其还原能力极弱，岩层不消耗氧，铀也不沉淀。
红色岩石：Fe<<Fe，Fe+Fe>0.5%，无黄铁矿，无有机碳。红色岩石中铁的氢氧化物多，多呈胶结物出现。岩层无还原能量，对含氧含铀流体影响不大。
统计发现，黑色和灰色岩石原生地球化学类型有利于层间氧化带型铀矿的形成。主要原因是其中具有足够的还原剂，在层间氧化带形成过程中还原剂导致了岩石地球化学障———氧化-还原界面的形成并吸附了铀。岩石中的还原剂有多种类型，如碳屑、分散有机质、碳氢化合物(石油和烃类天然气)、硫化物(H2S、黄铁矿)等。
(8)岩石的后生蚀变条件：蚀变作用主要表现为后生氧化作用和后生还原作用。后生氧化作用主要表现为层间氧化作用。后生还原作用是指盆地深部的还原剂，如石油、烃类气等，沿一定的通道向盆地边缘运移过程中，对原生杂色岩石或层间氧化带的再次还原。后生氧化作用可以成矿显而易见。需要强调的是，后生还原作用不但可以成矿，还可以保护在此之前形成的矿床。在自然界，由氧化→再还原→再氧化的过程可能是多次重复和交替的。
图2岩石的后生蚀变条件
南得克萨斯南杜瓦县矿是一个典型二次还原的实例。同样的现象在乌兹别克斯坦也存在。中卡兹库姆南部的萨贝尔萨伊矿床由于靠近阿姆河含油气盆地，其矿床的形成经历了复杂的过程：
①早期沉积氧化阶段，形成了原生紫红色砂、泥岩韵律层;
②中期次生还原阶段，油气沿断裂构造等途径进入原生紫红色地层中发生次生还原蚀变，这不仅使地层变为灰绿色和黑色，还发育了黄铁矿、注入了沥青等，这最终导致该地层的还原性大大增强;
③晚期含铀含氧水的氧化成矿阶段。受后期构造抬升的影响，含铀含氧水进入地层并氧化地层，铀在层间氧化带前锋线附近聚集。由此可见，萨贝尔萨伊矿床的形成与次生还原蚀变阶段带入的还原剂———沥青和黄铁矿等关系密切。
层间氧化带的基本特征
层间氧化带的发育状况主要取决于岩相、水文地质条件、地球化学条件、围岩物质成分等。其中砂体规模和分布方向是制约层间氧化带发育的最关键因素之一。在条带状沙体中可以发育窄的、呈舌状凸出的层间氧化带，如美国的WindRiver盆地蚀变带的分布空间取决于WindRiver组的河道。
图3层间氧化带的基本特征
席状沙体中的层间氧化带一般较宽，如乌兹别克斯坦肯太克久别矿床中的下土伦层间氧化带和上土伦层间氧化带(图3)。多旋回的泥-砂-泥结构有利于形成多个层间氧化带。在一个层间氧化带中，如果存在更小级别的沉积旋回，那么层间氧化带的前锋线将变得复杂化，可能出现多个次要卷头，或“寄生”卷头。
层间氧化带的形态可能是多样的，但都可以根据地层中铁矿物类型、岩石颜色及氧化程度，将层间氧化带分为氧化带、矿化带和还原带。
(1)氧化带可进一步分为完全氧化亚带、不完全氧化亚带、部分氧化亚带和褪色亚带，各带物质成分分布如下：
完全氧化亚带(或称铁的各种氧化物完全氧化亚带)：岩石中的Fe全部氧化为Fe，FeS2、FeCO3、黑云母、绿泥石完全氧化至消失，有机质丧失，岩石呈褐黄色或暗红色。
不完全氧化亚带(或称FeS2完全氧化亚带)：该带内黄铁矿、铁的碳酸盐完全氧化，白铁矿、磷铁矿、方解石已被破坏，黑云母、铁的硅酸盐开始氧化，碳屑失去光泽，砂体呈灰色夹黄色条带。
部分氧化亚带(或称FeS2部分氧化亚带)：该带内成岩矿物无明显变化，微细粒黄铁矿被氧化消失，粗大颗粒的黄铁矿表面被氧化，铁的碳酸盐也开始氧化。黑云母、绿泥石保持不变，炭屑保留光泽和弹性，颜色多为斑点状。
褪色亚带(或称铀的超前带出带)：岩石褪色为灰白色，高岭土化明显。铁矿物未氧化。Fe、铀明显流失，极度偏镭。伽玛值可以很高，但无铀。
(2)铀矿带：根据铀的分布特征，可分为古铀矿化亚带、贫铀亚带和铀的扩散亚带。
古铀矿化亚带：该带矿体较富，品位达0.1%～1%。铀矿物与黄铁矿紧密共生呈黑色粉末状，有时铀矿石颗粒比较大，肉眼可以看到。岩石颜色多为灰色、深灰色。
贫铀亚带：岩石颜色与未蚀变岩石无区别，矿化年龄中等，铀存在方式为吸附铀和沥青铀矿，在电子显微镜下可以看到铀以薄膜方式吸附在黏土或有机质表面。该带一般偏铀，平衡系数为0.5～0.7，品位为0.01%～0.1%。铀的扩散亚带：该带铀矿化品位小于0.01%～0.003%，放射性铀镭平衡表现为偏镭，偏镭是由镭的扩散引起。岩石为灰色。
(3)未氧化灰色岩石带：矿物新鲜，岩石为灰色。铀含量一般为2～6×10%。
氧化还原电位(Eh值)在层间氧化带中具有明显的变化规律。一般情况下，Eh值在完全氧化带为+400至+600mv，沿水流方向逐渐降低，至氧化带尖灭处变为+100mv，至未蚀变带降为-100mv至-200mv。
铀矿化特征
铀的矿化过程实际上是一种复杂的水-岩作用过程。含氧含铀水体进入砂体后，Fe和有机质开始被氧化，随着水体运移距离的增加，或者氧化程度的提高，水中的溶解氧(自由O2)将逐渐消耗，至氧化带前锋线附近氧消耗殆尽，未氧化灰色岩石带中的厌氧细菌产生H2和H2S，这些还原剂使地层水pH降低，有利于U转换为U，U沉淀下来形成铀矿。
所以，氧化带前锋是主要的控矿和找矿标志。在空间上，铀矿床严格受层间氧化带控制。在剖面上，矿体定位在层间氧化带前锋线尖灭部位，形态为卷状。矿体两翼厚度通常不等，下翼厚，而上翼薄，原因在于铀的比重较大;在平面上，矿体展布形态与层间氧化带前锋线形态相似。
实际上，矿体形态多数为复杂的卷状，少数为似层状、蘑菇状，也有双向卷状或X型。由海相地层控制的矿体形态单一，呈简单的卷状，如有断层参与控矿则呈复杂的卷状。由河流相沙体控制的矿体，如果河流沙体切穿海相沙体隔水顶板，则可发育由越流形成的蘑菇状、双向卷状铀矿体。在沙体的相变部位，泥-砂-泥呈指状交互状接触时，铀矿体呈多卷头产出。
在铀矿带中铀矿物存在形式不同，沿水流方向铀矿物的变化特征是：
(1)古铀矿化亚带：铀矿物充填在孔隙间的颗粒表面上，为肾状结核，结核体直径最大30μm。该带铀的结晶程度高，以U为主，所以难以浸出，清水浸出率不足5%。放射性铀镭平衡偏镭。
(2)中等年龄的铀矿化亚带：铀矿物可以在孔隙中存在，可以生长在碎屑颗粒表面或裂隙中。用清水可以浸出15%左右。
(3)年轻的铀矿化亚带：铀矿物一般为铀的氧化物，呈细分散状。U与U共存，实验室测试发现U/U=1/1，放射性铀镭平衡偏铀。该带矿石品位低，但易于浸出和开采。
(4)铀的扩散亚带：在孔隙溶液中，铀为U，浓度0.1～1.0mg/l;在岩石中，铀品位与背景含量相当，0.0001%～0.001%。在乌兹别克斯坦的中卡兹库姆地区，铀矿体的矿物成分在卷头部位和矿体翼部有明显差异，卷头部位以U为主，翼部则为U。铀镭平衡系数表现为卷头偏铀，Kp为0.4～0.7。翼部偏镭，Kp为1～2。总体来看，在该地区U占70%～90%，铀矿物以沥青铀矿为主，占95%以上。而在哈萨克斯坦境内的楚·萨雷苏盆地的铀矿体以U为主，矿石矿物以铀石为主。铀镭平衡系数Kp接近为1。所以，通常情况下卷头部位的铀容易浸出，而翼部的铀难于浸出。
砂岩型铀矿的伴生元素聚集规律
砂岩铀矿床主要的伴生元素主要有 Re、Se、Mo、V和 Sc，它们常常与铀一起富集于层间氧化带前锋线附近，分布具有一定的规律性。Se产于不完全氧化带，紧贴 U矿体，且被 U矿体包围。
Re与 U矿体形态重叠，但更靠前，即向未氧化灰色岩石带中延伸较远。Sc分布面积最大，既与 U矿体空间重叠，也与 Se和 Re的空间重叠。Mo产于 U矿体的前方，即还原带内。V主要围绕矿体分布。这些伴生元素大部分具有综合利用价值，而且 Re和 V能与 U在地浸过程中一同浸出。