Zona minera de uranio de Jiangxi

El área minera 610 está ubicada en el cinturón estructural de elevación este-oeste de Wugongshan-North Wuyishan y el cinturón estructural norte-sur de Le'an-Pingyuan, el cinturón plegado de depresión compuesto noreste de Boyang-Ganzhou y el cinturón estructural este-oeste está conectado en dirección inversa y oblicuamente con el cinturón estructural norte-sur, y está ubicado en la cuenca volcánica donde se encuentran el cinturón volcánico Ganhang y el cinturón granítico norte-sur de Yihuang-Ningdu. -El cinturón de granito de norte a sur de Ningdu se cruza en la cuenca volcánica.

En la actualidad, se han descubierto y probado decenas de depósitos minerales y sitios minerales, incluidos más de 20 depósitos minerales grandes y medianos, producidos principalmente en las partes norte y occidental de la cuenca volcánica.

(1) Geología de la zona minera

La base de la cuenca es principalmente esquisto de Sinia, gneis secos, etc. expuestos alrededor de la cuenca. Además, está el sistema de carbón Anyuan del Triásico Superior en el borde oriental de la cuenca. Las capas superpuestas son la Formación Guding del Jurásico Superior (J3d) y la Formación Ehuling (J3e), con rocas menos sedimentarias y principalmente lava volcánica (Figuras 4-3 y 4-4).

Las actividades tectónicas son frecuentes e intensas. Desde al menos el período Caledonio, la actividad tectónica de este a oeste ha continuado durante muchos períodos y épocas, formando un cinturón de elevación y pliegue de este a oeste. Por lo tanto, los estratos de Aurignac han estado sujetos a metamorfismo y plegamiento dinámico, lo que resultó en la pérdida del Paleozoico. estratos. El desarrollo de fallas este-oeste no sólo controla la cuenca volcánica en una elipse este-oeste, sino que también controla la actividad volcánica. Además del anticlinal compuesto Chongyi-Le'an NNE, en el área también se encuentra el cinturón de rocas silicificadas de la falla Le'an-Xingguo, que ha estado activo en múltiples fases durante muchas veces. Entre ellos, el más común es el desarrollo de fallas grandes y profundas en dirección norte-noreste. Las primeras estructuras de fallas y las estructuras compuestas de este a oeste controlan la actividad volcánica, mientras que las estructuras de fallas posteriores controlan las rocas subvolcánicas y algunos yacimientos de mineral de uranio. Además de desarrollar fallas con tendencia NNE, el Sistema Neocathaysiano también tiene fallas de soporte con tendencia NW, con tendencia NNE y con tendencia NNE, especialmente las fallas con tendencia NW.

Las estructuras volcánicas son una característica importante de las estructuras de las zonas mineras. La estructura volcánica es típica y completa (Figura 4-3). Además de la cuenca volcánica elíptica de este a oeste mencionada anteriormente, también hay fases de lava multiexplosivas circunferenciales elípticas que son delgadas por fuera y gruesas por dentro, fases de canales volcánicos centrales y fases intrusivas subvolcánicas. En las formaciones rocosas alrededor del cráter se desarrollan fracturas radiales y anulares. La estructura volcánica se desarrolló y evolucionó varias veces con el campo de tensión tectónica y la actividad del magma volcánico. En la etapa inicial, la tensión tectónica fue fuerte y una gran cantidad de magma volcánico flotó y se desbordó, formando una cuenca volcánica elíptica de este a oeste. En el período posterior, la actividad del magma volcánico se debilitó y formó múltiples columnas de lava ocultas y masas rocosas subvolcánicas.

Figura 4-3 Mapa geológico de la zona minera 610

(Según datos de la Brigada 261)

1-Conglomerado arenoso terciario 2-5; -Formación Ehuling del Jurásico superior: pórfido de granito de pórfido medio clástico de 2 secciones superiores J3e2b; lava de pórfido rioclástico de 3 secciones superiores J3e2a; -7-Formación Leiguding del Jurásico superior; 6-Andesita de cuarzo riolítica de la sección superior J3d1; 8-Arenisita de cuarzo del Triásico superior y lutita carbonácea intercaladas; Subgranito, pórfido de subgranito; 12-Granito de biotita del Cretácico; 14-Límite geológico gradual; 15-Estructura compuesta con tendencia noreste; estructura compuesta de tendencia; 19-estructura de falla; 20-estructura de desprendimiento de capas volcánicas; 21-estructura de falla volcánica; 22-centro de actividad volcánica (tubo volcánico)

Figura 4-4 Diagrama de columnas estratigráficas completas de la minería 610. área

(Capa de mineral de uranio de Nanling, compilada en base a los datos del Equipo 261 de la Oficina de Prospección Geológica del Este de China)

1)-Subfase del centro de eyección-2)-- Subfase media de eyección; 3)-Subfase inferior de eyección; 4)-Subfase inferior de eyección; El respiradero - el centro de la erupción está dividido en etapas; ② - el respiradero está dividido en etapas; ③ - el fondo del respiradero está dividido en etapas; ④ - la deposición de la erupción está en etapas; se escenifican rocas volcánicas de Caledonia, rocas volcánicas de Indosinia, rocas volcánicas de Yanshan y otras actividades magmáticas. La actividad magmática más fuerte son las rocas volcánicas de Yanshan.

La actividad magmática fue más fuerte durante el período Yanshan, con la actividad eruptiva a la cabeza, seguida de la actividad intrusiva. Dado que los depósitos de uranio se formaron durante el proceso de evolución de intrusión-desbordamiento de magma de Yanshan, especialmente durante el proceso de intrusión-desbordamiento de magma del Jurásico tardío, el uranio se precipitó y se enriqueció en cuerpos minerales, por lo que la elaboración se centrará en esto.

El magma del Jurásico Tardío de Yanshan es un proceso de evolución de desbordamiento-intrusión de múltiples ciclos. Según la relación entre erupción-deposición, desbordamiento-intrusión y litología, se divide en al menos dos ciclos de desbordamiento-intrusión.

El primer ciclo de erupción se produjo a principios del Jurásico Superior. Luego de la deposición lacustre del conglomerado de arenisca (J3d1a) en el fondo de la Formación Leiguding del Sistema Jurásico Inferior, este comenzó a desbordarse de manera intermitente, formando primero 1-3 capas de toba vítrea metamórfica verde (Foto 4-6), y luego toba derretida; luego se depositaron de forma intermitente 21 metros de arenisca y limolita moteadas. Luego el magma se desbordó en grandes cantidades, formando una dacita de 200 metros de espesor (Foto 4-7); a esto le siguió un depósito de grava (J3d2b), y el magma se desbordó de forma intermitente, formando dos finas capas de felsita de riolita o dacita lenticular. y una gruesa capa de riolita dacita con vetas de hematita (J3d2c-1), el magma se desbordó durante la evolución posterior, formando finalmente riolita Ying'an y roca felsita de riolita Ying'an (J3d2c-2); (J3d2c-2). El primer ciclo de erupción se desarrolló principalmente en la parte norte de la cuenca, con una pequeña cantidad de exposición en el este y suroeste. La tendencia general fue de este a oeste, pero la lava masiva tenía la forma de una larga dirección noreste, lo que indica que. la erupción de magma volcánico tipo fisura fue de noreste a noreste 1

El segundo ciclo de erupción controlado por fallas este-oeste combinadas con fallas este-oeste fue a finales del Jurásico Tardío. Inmediatamente después de la deposición de conglomerados en la base de la Formación Ehuling del Jurásico Superior (J3e1), se desbordó una pequeña cantidad de toba cristalina riolítica (Foto 4-8). Aunque la actividad del desbordamiento de magma no es fuerte, es un preludio del segundo ciclón. Entre los dos eventos volcánicos, se depositaron limolitas y areniscas finas en la cuenca (J3e2a). La actividad del magma se intensificó y una gran cantidad de magma de ácido medio hizo erupción, formando lava espesa de espuma de riolita. La actividad magmática se intensificó aún más, y una gran cantidad de magma ácido se desbordó, alcanzando el nivel máximo, formándose la lava pórfida más espesa (más de 1.200 metros) y de mayor distribución (Foto 4-9). La cuenca se inclina hacia adentro desde el área circundante, y el ángulo de inclinación cambia de suave a agudo. Algunos investigadores creen que aquí existen fases basales, intermedias y de conducto. Los estudios han demostrado que la base de cada etapa contiene clastos y brechas de lavas tempranas (fotos 4-10) y que a menudo hay agregados de lavas e intrusiones. Esto muestra que el mismo magma se desbordó e invadió varias veces, y sus patrones de actividad fueron ligeramente diferentes. En las dos primeras ocasiones, el desbordamiento fue la fuerza principal y, en el período posterior, la intrusión fue la fuerza principal.

La lava de espuma de riolita (J3e2a) de desbordamiento temprano (llamada fase de sótano) está expuesta en la periferia del desbordamiento actual (Figura 4-3), y se superpone e intruye en J3e1, el Triásico superior. relación, introduciéndose localmente en las rocas circundantes en forma de diques. La lava de espuma de riolita tiene principalmente una estructura de toba, pero también se encuentran esporádicamente estructuras de pórfido, especialmente en el contacto con la capa de roca subyacente, que tiene una estructura de toba y muestra las características de un borde de condensación. El espesor del borde de condensación oscila generalmente entre unos pocos centímetros y varios metros.

Tras un breve intervalo, el magma volvió a estallar formando un cuerpo de lava (J3e2b) dominado por lavas porfídicas y con lava de espuma riolítica en el fondo. Los cuerpos de lava de biotita se superponen principalmente a J3e2a, pero también están cubiertos localmente por estratos del Triásico y otros, y también están invadidos por rocas subvolcánicas (pórfido de granito) a lo largo del contacto. Aunque los clastos de rocas metamórficas están muy reducidos en lavas clásticas, la arenisca, la angelita de riolita y la toba vítrea cristalina tienen más clastos y clastos, es decir, los tipos de litología clástica han aumentado y los clastos han aumentado significativamente en los cuerpos de sujeción o cuerpos de hundimiento, los escombros. Los desechos en forma de cinta varían desde unos pocos centímetros hasta decenas de metros y pueden tener más de cien metros de largo. Estos clastos están litificados angularmente, y también se producen fenómenos de asimilación y mezcla. Este es el resultado del desbordamiento de una gran cantidad de magma, una gran profundidad de fallas que controlan las rocas y una amplia gama de influencia. La gran cantidad de magma que se desbordó trajo varios escombros de roca y bloques de roca más grandes. Esto también se evidencia por el alto grado de cristalización de los fenocristales y la matriz de las lavas de pórfido rotas, y que la matriz es microcristalina y cristalina fina.

Sin embargo, los cristales de pórfido están rotos, y algunos tienen forma de bordes afilados (Foto 4-9), lo que indica que algunos cristales de pórfido han cristalizado en las profundidades, y fueron exprimidos y frotados cuando el magma subió y se desbordó, provocando que los cristales cristalizados Se forman cristales de pórfido. El cristal de roca se rompe, es decir, se autofragmenta.

Cuando el magma profundo vuelve a ascender, aunque debilita su intensidad, es principalmente intrusivo, formando pórfidos graníticos quebrados y pórfidos graníticos quebrados con grumos (fase de tubería J3e2c). Está expuesta principalmente en el noreste y este del centro de la cuenca, con forma ovalada y tendencia este-oeste. La cristalinidad del pórfido de granodiorita detrítica es alta y la matriz es una estructura de granito fino. El cuarzo y el feldespato de grano fino son uniones **** para formar una estructura de aragonito, alcanzando el nivel de granodiorita. El macizo rocoso contiene generalmente pórfido de granito, granito, arenisca y restos de lava de pórfido de los dos primeros desbordamientos, con tamaños de bloques que varían desde unos pocos centímetros hasta varios metros. Esto demuestra que después de la formación de rocas en la llamada etapa basal y la etapa basal. En la etapa intermedia, el magma volvió a estar activo, y quedó dominado por rocas intrusivas, formando cuerpos rocosos subvolcánicos. Hay muchos cuerpos de rocas subvolcánicas en la cuenca, y en los bordes norte y sureste de la cuenca se desarrollan pórfidos y pórfidos subgraníticos en forma de anillo discontinuo (Foto 4-11). y la composición es similar a Es similar a los cuerpos de roca subvolcánica en ese momento, por lo que al menos una parte es un cuerpo de roca subvolcánica formado por intrusión de magma.

Acerca de la edad geológica de las rocas volcánicas: Los estratos más recientes que recubren las rocas volcánicas son el Triásico Superior, y el Triásico Superior estuvo cubierto por el Terciario anterior. Las edades de los isótopos se muestran en la Tabla 4-5. Entre ellos, el valor de edad de potasio-argón de la biotita en la lava masiva J3e2 es 158-163 Ma, el valor de edad de circón uranio-plomo en el pórfido de subgranito es 155 Ma, y se determina que la edad geológica de la roca volcánica es el Jurásico Tardío.

Tabla 4-5 Tabla de edad de isótopos de rocas magmáticas

Compilada en base a los datos de Xu Lizhong.

Además, existen rocas subvolcánicas correspondientes a las rocas volcánicas de cada etapa de erupción, en su mayoría pórfidos subgraníticos. La forma y aparición de estas rocas subvolcánicas son extremadamente irregulares. Además, se forman localmente cilindros de brecha criptoexplosiva. Los pórfidos subgraníticos suelen tener fases marginal e interna. La fase de borde incluye aplita y pórfido de granito, y la matriz y las partículas de pórfido son más pequeñas en la fase interna, y la matriz tiene una estructura de granito de grano fino a grano fino. Ya sea en la fase de borde o en la fase interna, los cristales de pórfido se separan de la matriz y cristalizan a partir de los cambios en las condiciones de cristalización. La matriz a menudo funde los cristales de pórfido para formar una forma de alabarda, y todos son pórfidos de granito. con estructura de pórfido.

En resumen, hubo dos ciclos de magmatismo volcánico en el Jurásico Superior. El primer ciclo tuvo al menos 8 erupciones y el segundo ciclo tuvo al menos 5 erupciones e intrusiones. Además, el magma de estos dos ciclos evolucionó de manera diferente con el campo de tensión tectónica intermitente y la actividad magmática. El magma del primer ciclo se diferenció de neutro a medio ácido durante el proceso de evolución, es decir, de lava de toba → lava anglo → riolita anglo y lava aglomerada de riolita anglo. La composición mineral de la toba anglo-anglo y la toba anglo-anglo está dominada por la plagioclasa (50-60), que es mesofeldespato y contiene An33. Le sigue el feldespato microcristalino (20), los minerales oscuros biotita y anfíbol son más altos (10-15) y el cuarzo es más bajo (5-10). El segundo ciclo del magma evoluciona de mesoácido a ácido, es decir, de diferenciación de lava de toba riolítica → lava de pórfido → pórfido de granito. El contenido de feldespato microcristalino (30-35) en tobas de riolita y lavas de pórfido es mayor que el contenido de plagioclasa (20-30), siendo la plagioclasa el feldespato con más (Angle's 28-29). El contenido de cuarzo aumenta de 25 a 30. El contenido volátil en el magma aumenta además de los aglomerados de turmalina, también existen fluorita, clorita, sericita y otros autosomatismos del magma.

Después de la fuerte actividad magmática en el Jurásico Superior, se formó magma débilmente neutro, ácido a medio-básico, y solo se formaron cuerpos rocosos subvolcánicos, cuerpos rocosos ultra someros y diques de medio-básico. Incluye principalmente pórfido subgranítico, pórfido granítico plagioclasa, sienita, lamprofiro, gabro, etc. Fueron intruidos en rocas volcánicas del Jurásico tardío con una edad isotópica de 107-109 Ma (Tabla 4-5), es decir, rocas magmáticas del período Yanshaniense tardío (Cretácico).

Características isotópicas de las rocas ígneas (Tabla 4-6).

A juzgar por la proporción inicial de isótopos de estroncio de 0,7101 a 0,7117, así como por los valores de isótopos de oxígeno y azufre, muestra las características de una fuente mixta de corteza y manto. En particular, basándose en la diferenciación evolutiva de la lava volcánica de neutra a ácida, combinada con características isotópicas, se demuestra que el magma proviene principalmente del manto, mezclado con materiales de la corteza terrestre.

Tabla 4-6 Tabla de resultados del análisis de isótopos de roca magmática

Compilado en base a los datos de Xu Lizhong.

(2) Breve descripción de las características geológicas de los dos tipos de depósitos minerales

Hay dos tipos de mineralización de uranio en el área de Sanshan, a saber, depósitos formados principalmente por rocas de magma volcánico. y depósitos formados principalmente por el calor de rocas de magma volcánico. Depósitos minerales dominados por formación líquida.

1. Depósitos dominados por litificación y mineralización de magma volcánico

Los depósitos dominados por litificación y mineralización de magma volcánico se distribuyen a lo largo del Jurásico Tardío concentrándose principalmente en el norte, noreste y oeste. En las zonas de semianillo de la Formación Guding y los estratos Ehuling, hay más de una docena de depósitos como 6117, 611 y 6122. La producción y distribución de los depósitos minerales están estrechamente relacionadas con el proceso de mineralización enriquecida con uranio de la orogenia de la lava volcánica, la litificación volcánica y la mineralización de los depósitos minerales. Los yacimientos se encuentran principalmente en la parte superior de la lava volcánica de la Formación Guding y su zona de contacto. con la Formación Ehuling, así como en el E En la lava volcánica en las partes media e inferior de la Formación Huling. Los cuerpos de mineral de uranio en la lava volcánica están en capas y en forma de capas, lo que es básicamente consistente con la aparición de lava (Figura 4-5, especialmente cerca de las zonas de contacto de lava volcánica J3d y J3e, los cuerpos de mineral ocultos a gran escala son fáciles de formar). . El contenido de uranio de la lava volcánica en la zona minera de Xiangshan es generalmente alto ((10-13,7) × 10-6. El contenido de uranio de la lava volcánica es mayor que el de las rocas subvolcánicas. más alto que el de las rocas subvolcánicas de alta cristalinidad. Los resultados isotópicos muestran que la edad de la mineralización del uranio es consistente con la edad de la lava volcánica donde se encuentra el yacimiento. El Tercer Instituto de Investigación del Ministerio de Industria Nuclear midió el isótopo de estroncio del depósito de Yunjian y la apatita generada con uranio en el área minera de Xiangshan en Beijing. La proporción inicial fue de 0,7105, que se acerca a la proporción inicial de las rocas volcánicas (Tabla 4). -6), y también está en el mismo grado, lo que indica que el origen de los minerales y el magma volcánico es el mismo. Todo esto indica que el uranio fue precipitado y enriquecido para su mineralización durante el proceso diagenético de la lava volcánica. La mineralización hidrotermal también se superpone a depósitos dominados por magma volcánico. Los cuerpos minerales formados por fluidos hidrotermales a menudo están expuestos de manera abrupta y atraviesan formaciones rocosas.

(1) Morfología de los cuerpos minerales y características de ocurrencia

Los cuerpos minerales formados por enriquecimiento durante la formación de lava volcánica y rocas subvolcánicas están en capas y tienen forma de lente (Figura 4- 5), su aparición es básicamente la misma que la de la lava volcánica y la roca subvolcánica.

Figura 4-5 Diagrama esquemático de yacimientos de uranio en riolita de pórfido

1-Riolita de pórfido del Jurásico tardío; 2- Arenisca del Jurásico superior 3- Fractura (F); body

(2) Alteración

Durante el proceso de magmatismo volcánico, el fuerte autosomatismo del magma hace que el uranio precipite y se enriquezca para formar cuerpos minerales. Los procesos de verificación de magma que acompañan a la mineralización de uranio incluyen albita, sericitización, cloritización, hematita, fluorización, etc. Estas alteraciones son muy intensas durante la formación de las rocas volcánicas. Y con la evolución de múltiples ciclos y múltiples erupciones de magma, se producen diferentes tipos y etapas de alteración.

La formación de albita del depósito de autoservicio de verificación de magma se puede observar localmente, y está más desarrollada en el centro de erupción volcánica, especialmente en el norte y este de la zona minera. La albita reemplaza la cristalización temprana del feldespato y la matriz en las últimas etapas de la cristalización del magma.

La sericitización y cloritización del magma autosomatismo tienen un amplio rango, y se han desarrollado en distintos grados en las lavas surgidas en diversas erupciones del ciclo Jurásico Tardío, como la toba vítrea cristalina de J3d1a, J3d1b Espuma. ignimbrita, brecha de riolita J3d2c, lava de espuma base J3e1, etc. En cada erupción de lava, estas lavas serán serradas y cloradas para formar rocas volcánicas verdes. Durante los procesos de sericitización y cloritización el uranio se enriquece en diversos grados, especialmente pirita, fluorita, clorita, calcita, etc. en los agregados de sericita. Cuando se produce uranio, el uranio se puede enriquecer en yacimientos minerales.

(3) Etapa de mineralización

La mineralización del magma volcánico tiene al menos tres etapas de mineralización: etapa de albita que contiene uranio, etapa de sericita y clorita que contiene uranio, etapa de albita que contiene uranio Fluorita y etapas de apatita.

Etapa de albita que contiene uranio.

Está formado por albita columnar fina en lava volcánica (Foto 4-12), que es el resultado de la diferenciación del magma durante el proceso de cristalización del magma. Los cristales de albita en la parte enriquecida de líquidos gaseosos como el sodio y el CO2 y el mineral de cristalización temprana. . También se encuentran cristales de cuarzo y calcita que salen durante el proceso de albita (Foto 4-12). El resultado de la medición de temperatura del método de explosión de inclusión de albita es de 300~330 ℃.

En la etapa de sericita y clorita que contiene uranio, durante el proceso de autosomatismo del magma, la sericita se metasomatiza fuertemente y se metasomatiza con clorita para formar rocas volcánicas verdes. Durante los procesos de sericitización y cloritización, el uranio se enriquece localmente, pero el contenido de uranio es bajo. En áreas locales se pueden ver minerales de uranio de titanio, minerales de uranio y minerales de uranio zoisita. Los elementos asociados incluyen cobalto, níquel, cromo, vanadio, plomo, molibdeno, estaño, cobre, etc.

Fluorita que contiene uranio y etapa de apatitización. Se desarrolla principalmente en el oeste de la zona minera, donde se desarrolla la sericitización y cloritización de la lava volcánica mineralizada, y se superponen químicamente fluorita y apatita que contienen uranio. En los agregados de fluorita y apatita, se encuentran minerales de uranio que contienen torio, minerales de torio que contienen uranio, minerales de uranio de zoisita, minerales de torio, minerales de fosfotorio, etc., y van acompañados de Mo, Pb, P, Ba, Be, Cu, Zn et al.

El valor de edad determinado con base en el método del isótopo de uranio-plomo de la pechblenda es de 120 a 145 Ma (Tabla 4-7).

Tabla 4-7 Valores de edad de los isótopos de pechblenda (método uranio-plomo)

Según datos de Xu Lizhong.

2. Yacimientos dominados por magma volcánico y mineralización hidrotermal

Los depósitos dominados por magma volcánico y mineralización hidrotermal se distribuyen principalmente en zonas de falla, especialmente rocas subvolcánicas (pórfidos graníticos). zonas de contacto externo de cuerpos rocosos y tubos de brechas criptoexplosivos, como 615, 617 y otros depósitos. Estos depósitos se encuentran principalmente en zonas de falla. La mineralización de uranio está controlada por estructuras de fallas y mecanismos volcánicos, y generalmente es un yacimiento de fuerte inmersión. Aunque los yacimientos se producen principalmente en fracturas de lava volcánica y rocas subvolcánicas, con el desarrollo de estructuras de control de minerales, los yacimientos también se producirán en estratos como la Serie Auriñaciense (Figura 4-6).

(1) Características morfológicas de los cuerpos minerales

Los cuerpos minerales formados por acción hidrotermal tienen forma de vena, forma de vena y forma de lente, y su aparición es consistente con la aparición de fracturas y fisuras (Fig. 4-6). Los yacimientos formados por rocas volcánicas superpuestas son más grandes, como el yacimiento controlado por brechas criptoexplosivas en el depósito 617, que tiene 120 m de largo, 30-60 m de ancho y 250 m de profundidad.

(2) Alteración

Alteración hidrotermal

La alteración hidrotermal es intensa y se desarrolla principalmente a lo largo de fallas y fisuras, principalmente sericita y arcilla verde Piedra, sílice, hematita. Le siguen pirita, fluorita y calcita. En algunos depósitos también se encuentran dolomita, pirita, pirita, fluorita y calcita.

La sericita es la más fuerte y se desarrolla en banda a lo largo de la falla. La sericita acumulada a lo largo de las grietas representa feldespato y matriz, etc. Los agregados de sericita contienen cuarzo, pirita cristalina fina y calcita.

Figura 4-6 Corte transversal de tres líneas del depósito Hengjian

(Según datos del Equipo 261)

1 - La Formación Daqiudeng del Sistema Jurásico Superior, la parte inferior es conglomerado rojo púrpura y lava volcánica (J3d - Formación Ehuling del Jurásico Tardío, pórfido subgranítico (J3e2(c)) - esquisto de cuarzo de biotita de grano grueso del Ordovícico (Z6); Yacimiento

Además de la cloritización, los minerales oscuros como la clorita están asociados al proceso de sericitización. , y cloritización fuerte. Los agregados de clorito ocupan el feldespato y la matriz de la roca circundante a lo largo de las grietas y microfisuras, formando vetas y vetillas de clorito, que se combinan en una zona de cloritización. En el agregado de clorita se encuentran pirita, fluorita, barita, mineral de uranio asfalteno, etc.

Siliciación El efecto de silicificación no es fuerte, pero es relativamente común. Los pulsos de silicificación se forman a través de múltiples acciones y la duración del pulso es pequeña. La silicificación es el relleno de cuarzo hidrotermal a lo largo de fisuras y microfisuras con feldespato y otras rocas circundantes. Entre los agregados de cuarzo se encuentran la fluorita, hematita, pirita, pirita, zoisita, etc.

(3) Etapa de mineralización hidrotermal

Hay al menos cuatro etapas de mineralización hidrotermal: etapa silícea de hematita que contiene uranio, pirita de uranio tipo zoisita, etapa de clorita, uranio tipo zoisita mineral de pirita, etapa de carbonato y etapa de apatita y fluorita de mineral de uranio tipo zoisita.

Etapa de roca silicificada de hematita con uranio.

Es la primera etapa de mineralización del período hidrotermal. El uranio se distribuye principalmente en formas dispersas en agregados particulados de cuarzo y rara vez se ven depósitos de uranio zoisita. Entre los agregados particulados de cuarzo, se encuentran la hematita, la pirita y la sericita en polvo. Los elementos asociados incluyen P, Mn, etc.

La etapa de piritización y cloritización del mineral de uranio que contiene zoisita. Es una importante etapa de mineralización. Los minerales de uranio son principalmente minerales de uranio asfaltenos. Hay minerales de pirita, fluorita, barita, calcita y zoisita de uranio en el agregado de clorita. Se rellenan y metasomatizan a lo largo de fracturas como las siliciuros de hematita que contienen uranio (Foto 4-13), formando vetillas.

Etapa de piriteización y carbonatación del mineral de uranio fumiferante. El mineral de uranio es principalmente zoisita, formando un mineral de tipo zoisita-calcita. La combinación original de minerales es calcita (o dolomita), pirita, apatita, fluorita, barita, clorita y zoisita. Los elementos asociados incluyen Ag, Pb, Zn, P, etc.

Etapas de mineralización de apatita y fluorita en minerales de uranio que contienen zoisita. Es una importante etapa de mineralización. El mineral de uranio es pechblenda (Foto 4-14). Los minerales ****, apatita, calcita, pirita, hematita, cuarzo y mineral de uranio zoisita, sus agregados se rellenan a lo largo de las grietas y microfisuras para formar mineral de veta y mineral de veta de red.

Además, la etapa de roca silicificada piritizada contiene mineral de uranio zoisita. En algunos depósitos, esta es una etapa de mineralización importante. Los minerales de uranio son principalmente mineral de uranio zoisita, que es corto, delgado e irregular (Foto 4-15).

El valor de edad de los depósitos de uranio de tipo zoisita medidos mediante el método de uranio-plomo es de 89-105 Ma (Tabla 4-7), lo que indica que esta es la etapa de mineralización hidrotermal de la evolución del magma de Yanshan.

Aún existen actividades hidrotermales después de la mineralización, incluidas vetas de fluorita blanca, vetas de calcita, vetas de roca silicificada blanca y vetas de calcedonia roja.