模型四十五 不整合型铀矿床找矿模型

一、概 述

不整合型铀矿床顾名思义是指与不整合面密切相关的铀矿，常指由晶质铀矿和沥青铀矿的块状扁豆体、脉和 ( 或) 浸染体构成的，在空间上与元古宙硅质碎屑盆地和变质基底之间的不整合面伴生的一类矿床。根据矿石矿物和金属组合，该类矿床可细分为单金属型和多金属型两种亚类。前者只产出呈晶质铀矿的 U，后者则包含不同数量的 Ni、Co、As 和痕量 Au、Pt、Cu 以及其他元素。有些矿床包含这两种亚类和过渡类型，其单金属矿化多赋存在基底内，多金属亚类一般赋存于不整合面上的底部硅质碎屑地层和基底古风化壳内。从蚀变矿物和地球化学特征来看，上述两种亚类又分别对应于“内敛型”( ingress-type) 和 “外溢型”( egress-type) 两种蚀变类型。

据统计，不整合型铀矿床是当今最重要的铀矿床类型之一，其资源量约占全球铀总资源量的33% ，主要产在澳大利亚和加拿大。表 1 列出了加拿大西北部和澳大利亚主要的中元古代铀成矿区的铀矿资源量，图 1、图 2 分别示出了加拿大地盾古元古代—中元古代含铀盆地的分布和澳大利亚大型的不整合型铀矿床分布。其中，加拿大阿萨巴斯卡盆地的不整合型铀矿拥有世界上最大的高品位铀资源。该盆地内已发现有 30 多个重要矿床，其中 96% 集中在盆地东部边缘占总面积不足 20% 的地带，其余大片地区的铀矿潜力似有待进一步评价。该盆地中规模较大的有麦克阿瑟河矿床、雪茄湖矿床、伊格尔波因特矿床、基湖矿区的代尔曼矿床等 ( 表 2) 。加拿大塞隆盆地的面积与阿萨巴斯卡盆地相近，地质特征也非常相似。其已知铀资源量约为阿萨巴斯卡盆地铀资源量的 9%，较重要的矿床有安德鲁湖矿床、恩德格里德矿床、基加维克主矿床等。在澳大利亚至少有 14 个重要的铀矿化实例，集中产于 5 个地区或省，其中康博尔吉盆地 ( 又称卡奔塔利亚盆地) 的铀 ( 金属) 资源量最大，约为阿萨巴斯卡盆地铀资源的 50%。澳大利亚规模最大的贾比卢卡Ⅱ矿床 ( 表 2) 产于该盆地的阿利盖特河区铀矿田中，该矿田面积约为 7500km2，其地质特征与阿萨巴斯卡盆地东部相似。

尽管其他铀矿床类型也有很大资源量，但其品位远远比不上不整合型铀矿。例如，角砾岩容矿的奥林匹克坝矿床拥有世界上最大的铀资源量，但其品位较低，且以产铜为主，铀只是作为一种伴生矿种。

表 1 加拿大西北部和澳大利亚主要的中元古代盆地铀资源量概览

资料来源: C. W. Jefferson 等，2007

注: ①包括过去的产量; ②根据矿石量/( 103t) 和 U 资源 ( t) 计算得出; ③位于阿萨巴斯卡盆地北缘，数据来自两个典型脉型矿床和一个浅成正长岩型矿床的过去产量。

图 1 加拿大地盾内产有不整合型铀矿床的古元古代—中元古代盆地分布图( 引自 C. W. Jefferson 等，2007)

图 2 澳大利亚大型的不整合型铀矿分布示意图( 引自 T. P. Mernagh 等，1998，修改)

表 2 世界部分大型的不整合型铀矿的资源量

* 包括已开采量和剩余量( 据C. W. Jefferson 等，2007，整理)

二、地 质 特 征

1. 大地构造背景

不整合型铀矿通常产于大型克拉通内部，发育于准平原化构造变质杂岩之上的冲积层底部，冲积层的厚度不大，一般不足 5km。一般认为，准平原的发育、遭受强烈古风化作用的基底以及大陆沉积物的存在，说明成矿前和成矿期间该地区处于一个相对稳定的克拉通环境。

加拿大和澳大利亚不整合型铀矿所在地区的大地构造单元分属加拿大地盾和澳北地台。它们都由太古宙杂岩体与古老变质岩和古元古界的变质沉积岩夹少量火山岩组成基底，以中 ( 新) 元古界陆相沉积碎屑岩为盖层 ( 梁良，1989) 。

2. 成矿区地质特征

( 1) 不整合面

不整合型铀矿床的最大特点就是严格受特定的区域不整合面控制。澳大利亚和加拿大的该类矿床都具有这一明显特点，矿化多产于中、古元古界的不整合面附近。可以说，区域不整合面是铀活化、迁移、聚集成矿特别有利的场所。该类矿床有利的成矿环境，就是相对平卧的古元古代到中元古代陆内未变质硅质碎屑冲积红层与下伏古元古代变质表壳岩之间的不整合面。成矿特别有利的部位是这些不整合面与富铀石墨质变泥岩和其他富铀岩石的下伏准平原化褶皱和逆冲断层带的交汇部位，这些褶皱和逆冲断层带一般为区域性基底韧性断层和裂隙带，易于发生脆性复活，对盆地的发育和以后的矿化过程起重要作用。

( 2) 古风化壳

加拿大和澳大利亚有成矿远景的元古宙盆地一般都下伏有大范围的古风化层。古风化层自上覆地层沉积以后发生蚀变。覆盖着古风化壳且赋存铀矿床的硅质碎屑地层，通常是一套彻底氧化了的陆地红层层序，是漫长而复杂的成岩作用的结果，是非常有用的勘查标志之一。

加拿大阿萨巴斯卡群底部的基底古风化壳的厚度在几厘米到 70m 之间，沿断裂带发育的囊状和窄条状风化物的厚度要大得多。风化层不同程度地受到了成岩铁还原作用的影响，在顶部形成褪色带，这是基底古风化壳上部 “红带”中的赤铁矿被带出的结果。这些退色带总是存在于不整合面的正下方，由浅黄色黏土和石英组成。退色带下面的风化层剖面显示出强烈的赤铁矿化蚀变，向下渐变为浅绿色的绿泥石化蚀变。在发育于基底变质长石砂岩上的剖面内，红带和绿带被一种白化带分隔开，此白化带由交代长石的白色黏土以及镁铁质矿物组成。在这种风化层剖面内，常见高岭石向下递变为伊利石和绿泥石的现象。

( 3) 基底的影响

基底岩石成分和构造特征对矿床在成矿区内的分布有一定控制作用，有些矿床直接产于基底容矿岩石中，有些则产于上覆地层与基底的不整合面附近。如，阿萨巴斯卡盆地的绝大多数已知矿床和矿点，包括世界级的麦克阿瑟河矿床和雪茄湖矿床，都产在中元古界阿萨巴斯卡砂岩与下伏古元古界变质岩之间的不整合面附近。

基底岩石通过热液蚀变释放出铀，为成矿作用提供物质来源。由于新鲜基底岩石的透水性很差，与流体发生化学反应的表面积有限，因此，只有在后继构造条件有利的情况下才能发挥其作为铀直接来源的作用。相比之下，盆地中的硅质碎屑地层与流体发生反应而释放铀的条件要有利得多。不过，有研究表明，硅质碎屑地层释放的铀主要来自碎屑重矿物 ( 锆石、独居石、晶质铀矿等等) ，而这些重矿物是由下伏基底提供的。

( 4) 成矿时代

总体来看，该类矿床的成矿时代与成岩时代存在较大的时差，成矿作用具有多期次多阶段性，时间跨度大，主要集中在 1800 ～1200Ma。如，中元古代阿萨巴斯卡盆地沉积作用的开始时间为 1740 ～1730Ma，矿化作用在沉积作用尚未结束时就已经开始，成矿过程漫长，时间跨度长达 1 亿 ～ 2 亿年。

3. 矿床地质特征

鉴于加拿大是不整合型铀矿床储量和产量最大的国家，且地质特征最典型和最具代表性，所以下面将以加拿大阿萨巴斯卡和塞隆盆地为例来介绍该类矿床的地质特征。

( 1) 控矿地质要素

该类矿床的控矿地质要素主要包括局部性断层、底部不整合面的不规则起伏和含石墨的基底岩石单元。图 3 显示的是与加拿大阿萨巴斯卡群底部不整合面有关的矿体综合剖面，从图中可以看出矿化与断层、不整合面及石墨层的关系。

局部性断层与铀矿聚集部位之间的关系密切。大多数矿体均赋存在顺层或切层的断层角砾岩和破碎带中，只有少数情况下可见断层穿过不整合面。这一特征自 20 世纪 70 年代起就被应用于勘查实践。

图 3 与加拿大阿萨巴斯卡群底部不整合面有关的矿体综合剖面示意图( 引自戴自希等，1988)

底部不整合面的不规则起伏是查证断裂系统复活的重要标志。沉积学证据表明，基底不规则起伏可能是古河谷发育形成的，也可能是由基底脊状隆起造成的，这涉及沉积作用发生之前的古地形要素。生长断层、基底洼地和基底隆起的发育涉及沉积作用之前、期间和之后的长期过程。有些基底起伏与产有铀矿床的特定断层有关，而且是分带蚀变晕的集中发育部位，可采用矿物学、高分辨率地震、大地电磁和重力等方法来填图。有些基底隆起是在区域挤压作用背景下的沉积作用期间和之后发育的，与容纳空间的发育和被硅质碎屑冲积物充填是在同一时期完成的。

伴有断层的含石墨基底岩石单元，是阿萨巴斯卡和塞隆盆地内矿床地质结构不可或缺的组成部分。含石墨变泥质岩属软弱带，有利于断层沿其扩展。另外，含石墨岩石单元为良导体，是电磁法勘查的绝好目标。这些单元还被视为不整合型铀矿地球化学过程模型中的一种关键组成部分，不过，关于其是否能为阿萨巴斯卡盆地中的世界级铀矿富集提供足够的有机还原剂，目前还存在很大争论。含石墨单元促成铀矿沉淀的另一种可能的机制是电化学过程，在这种过程中，石墨在自然电场中起到阳极的作用。

( 2) 矿体形态和产状

该类型矿床的矿体形态可概括为近水平的雪茄状到拉长的歪斜 “T”形，但不同矿床的矿体形态和产状的细节变化很大，主要与赋矿地层和构造有关，通常介于以下两种端员类型之间: ①块状矿体沿基底与硅质碎屑岩之间的不整合面发育或刚好位于不整合面上方，被黏土岩包裹 ( 例如雪茄湖矿床，图 4A) ; ②矿体主要产在基底内，受断裂控制 ( 例如麦克阿瑟河矿床、伊格尔波因特矿床，图4C) 。有些矿床同时拥有产在基底内的矿体和不整合面上的矿体 ( 如代尔曼矿床，图 4B) 。

世界找矿模型与矿产勘查

图 4 不整合型铀矿床 3 种主要亚类示例( 引自 C. W. Jefferson 等，2007 )

在第一种端员类型中，被黏土岩包裹的矿体沿基底与砂岩盖层之间的不整合面发育，呈长条状、管状和雪茄状。矿体核部品位高 ( U3O81% ～ 15% ) ，外围品位低 ( U3O8＜ 1% ) 。大多数矿体向下延伸到基底的根部，有时晶质铀矿可沿断裂上涌至硅质碎屑岩地层。在主要矿体上方产有一些 “悬空”的晶质铀矿小矿体，一般认为是原生矿体再活化产物。其品位很少能达到矿石级，但却是深部可能含矿的良好标志。雪茄湖矿床是这类矿体形态的代表，由 3 个向上拱起的透镜体组成，单个透镜体横向范围 50 ～100m，最大厚度约 20m。3 个透镜体位于同一不整合面上，总走向长约 2km。

另一种端员类型是受断裂控制的基底矿体，一般产在陡至中等倾斜的剪切带、裂隙带和角砾岩带内，可下延到不整合面以下 400m 深度。浸染状和块状晶质铀矿/沥清铀矿充填在裂隙和角砾岩基质内，U3O8品位一般为 1% ～3% ( U 为 0. 8% ～ 2. 5%) 。在世界级的麦克阿瑟河矿床中，单个超高品位的扁豆体垂向延伸达 100m 或更大，横断面宽达 50m，U3O8开采品位为 20% ～25% ( U 为 16% ～20% ) 。在同处阿萨巴斯卡盆地的休 C ( Sue C) 矿坑，厚 1 ～ 2m、垂向延伸 3 ～ 5m 的高品位透镜体排列成走向长数百米、下延深度数十米的矿带。这些扁豆体或透镜体矿体产在受到剪切和角砾岩化的石墨片岩内。矿床的 U 开采品位一般为 0. 5% ～2%。

( 3) 矿石矿物和金属组合

不整合型铀矿床的主要矿石矿物有晶质铀矿、沥青铀矿等，在矿石中呈块状、浸染状、细脉状产出。根据金属伴生关系可将该类型铀矿细分为两类: 单金属型 ( 又称简单型) 和多金属型 ( 又称复杂型) 。

多金属型矿床对应不整合面容矿类型，一般赋存在距基底与砂岩之间不整合面 25 ～50m 以内的砂岩和砾岩内。如，雪茄湖铀矿产在由热液蚀变的古风化层和砂砾岩组成的不整合面中。多金属型矿石特征是硫化物和砷化物异常富集，Ni、Co、Cu、Pb、Zn 和 Mo 含量颇高。有些矿床还有含量较高的 Au、Ag、Se 和铂族元素。

反之，单金属型矿床则对应于基底容矿类型，一般产在不整合面以下深度大于 50m 的基底岩石内，也有一些次要的 “悬空”矿体上涌到不整合面以上的硅化砂岩之中。之所以称之为单金属或“简单”类型，是因为其除了含 U 外，其他金属含量较低。

上述两种类型属端员类型，其间存在完整的过渡系列，即使在单一矿床和矿床群内部也是如此。

( 4) 蚀变矿物和地球化学特征

从蚀变矿物和地球化学角度看，多金属和单金属两种端员矿床类型分别对应于外溢型和内敛型两种蚀变类型。

根据外溢型矿床上面的硅质碎屑岩地层内发育的蚀变晕，可进一步将其分为两种端员 ( 图 5) :①溶蚀石英 + 伊利石; ②硅化 + 高岭石 + 镁电气石。在阿萨巴斯卡盆地东部，北面的矿床以溶蚀石英为特征，体积损失局部可达 90%，而麦克阿瑟河地区的矿化则主要显示硅化端员，只有非常局部的溶蚀石英，体积损失不明显。在基湖矿区的代尔曼矿床，矿体周围的硅化微弱，但高岭石和镁电气石叠加在区域伊利石带上。

图 5 加拿大阿萨巴斯卡盆地东部外溢型矿床的两种端员砂岩蚀变模式( 引自 C. W. Jefferson 等，2007 )

与矿床有关的伊利石化蚀变，表现为砂岩中的伊利石比例异常高和由此而产生的 K2O / Al2O3比值异常。铝绿泥石在两种蚀变类型中均可见到。在某些较大的脱硅化蚀变系统 ( 例如雪茄湖) 内发育有局部硅化前锋 ( 图 5A) 。与矿床有关的硅化蚀变，在基底石英岩脊的上方和近旁最为强烈 ( 图5B) 。

伊利石 － 高岭石 － 绿泥石蚀变晕 ( 图 5) 在砂岩底部宽达 400m，走向长数千米，在矿床上面的垂向范围达数百米。这种蚀变通常包围着主要控矿构造，构成羽状或扁长钟状的晕，从砂岩底部向上逐渐狭缩。以伊利石为主的蚀变晕的 K2O / Al2O3比值大于 0. 18，MgO/Al2O3比值小于 0. 15。相比之下，阿萨巴斯卡群 K2O / Al2O3的区域背景值为 0. 1 ～0. 16。

上述黏土化蚀变晕内存在 U 值异常，在有些情况下可上延到砂岩顶部，即便剖面厚度超过 500m也是这样。矿床上方的痕量元素 U、Ni、As、Co 高于背景值，但分散范围仅数十米，从而限制了其作为探途元素的应用。

与外溢型矿床不同，内敛型矿床上方只显示有限的蚀变，从勘查标志的角度看基本上为 “盲”矿，只能用物探方法探测。许多内敛型矿床是完全赋存在基底内的单金属矿床，沿基底构造旁侧发育有非常狭窄的反向蚀变晕。从内侧的伊利石 ± 铝电气石，向外经铝电气石 ± 伊利石，到外侧的 Fe －Mg 绿泥石 + 黑云母 + 铝电气石再向外则是未蚀变的基底岩石 ( 图 6) 。有些矿床同时具有内敛型和外溢型两种特征 ( 例如麦克阿瑟河矿床) ，这意味着复杂的热液系统中包含着彼此非常相近的两种过程。

图 6 外溢型与内敛型不整合型铀矿床的蚀变类型对比图( 引自 C. W. Jefferson 等，2007 )

三、矿床成因和找矿标志

1. 矿床成因

关于不整合型铀矿的形成，研究者提出过多种成因模式，包括卤水模式、成岩模式、表生模式、深成模式和成岩 － 热液成矿模式等。

1) 卤水模式: 中性盖层中的高度氧化的卤水流体流进断层和膨胀构造中，与长石质或钙质岩石互相作用，使 pH 值适度增高和形成还原环境，导致 Au 和 PGE 沉淀，但很少有 U 沉淀。流体与不整合面以下面的还原性卤水混合或与钙质和其他基底还原性岩石直接作用时，产生 U + Au + PGE 沉淀。这个模式可以解释为什么 Au + PGE 矿石分布比较广泛，而 U + Au + PGE 矿石只局限于不整合面上或以下。

2) 成岩模式: 从沉积盖层中渗出的氧化性含矿流体在高温下促进了成岩作用。有些流体进入基底，在断层和裂隙中与侧向运动的氧化流体混合，并在沿断层和裂隙上升前还原。铀和其他金属在氧化和还原流体的界面上 ( 即在氧化还原前锋) 沉积。高品位的铀矿或多金属直接产在不整合面上。中等品位的铀矿产在不整合面之下，低品位铀矿产在不整合面之上一定距离的沉积岩系内部。但是，这个模式无法解释澳大利亚加冕山矿床的 Au + PGE ( 无 U) 为什么产在不整合面之上。

3) 表生模式: 铀和其他金属被地表水从古生代—元古宙岩层中浸出，在还原环境下沉淀。沉淀的时间估计是在上覆沉积物沉积之前，即在不整合面上形成表土时期，但最近的年龄测定表明多数不整合型铀矿的时代晚于上覆沉积物的时代。

4) 深成模式: 矿床是由附近花岗岩产生的热驱动深成含矿流体产生对流形成的。含矿流体是在上覆沉积物形成前，由基底发生变质作用产生的。这个模式不能令人满意地解释矿化与基底和上覆沉积物之间在空间上的不整合关系。

5) 成岩 － 热液成矿模式: 该模式目前为多数人普遍接受。在该模式中，搬运 U 的氧化性盆地流体在地温梯度的加热下最终在不整合面部位达到200℃ ( 约5 ～6km 深处) ，并且与基底内的石墨发生反应而产生甲烷 ( CH4) ，还原性与氧化性流体的混合促成了 U 的沉淀。沉淀作用主要集中在构造和物理化学圈闭内，这些圈闭在发生混合的部位长期起作用，持续时间可能长达数亿年之久。流体混合带以蚀变晕的发育为特征，其中含有伊利石、高岭石、镁电气石、绿泥石 ( 铝绿泥石) 、自形石英，局部含有 Ni － Co － As － Cu 硫化物。加拿大阿萨巴斯卡盆地和澳大利亚的派恩克里克 ( Pine Creek)矿区的铀矿床均可用晚期成岩 － 热液作用模式来解释 ( 图 7) 。前者是还原性基底流体向上环流进入上覆地层时，与上部的氧化流体发生混合而形成的外溢型矿床 ( 图 7a) ，后者是盆地地层流体向下流入基底，与下部的还原性流体混合形成的内敛型矿床 ( 图 7b) ，故两者在容矿的基底岩石内的蚀变分带正好相反。由于各地地质情况和具体成矿条件略有不同，因此在这两种端员类型之间存在着很多过渡类型。

图 7 不整合型铀矿床的成岩 － 热液成因模式图( 引自 J. Hunt 等，2005)

2. 找矿标志

( 1) 地质找矿标志

1) 不规则起伏的不整合面。典型的不整合型铀矿床通常产于不整合面上部及其附近。

2) 古元古代至中元古代的红层盆地。含矿红层盆地一般为平卧的浅坳陷 ( ＜ 2km) ，主要产在稳定克拉通内，少数产在大陆边缘。盆地红层的原始厚度可能很大，主要充填有冲积砾岩、砂岩和泥岩等以石英为主的赋矿硅质碎屑岩层序。该标志常与不整合面起伏配套使用。用航磁测量可进行从盆地边缘到中心的基底地质填图，解析盆地的控制构造及基底变化等。

3) 强烈变形和变质的盆地基底杂岩。在阿萨巴斯卡盆地，受逆冲断层和盆地层序底部滑脱等构造作用，基底杂岩与元古宙地台沉积岩组合呈构造薄层交替产出。

4) 基底杂岩内的石墨地层、断层构造和脆性构造。铀矿化直接与石墨变质沉积基岩伴生，集中产在基底与砂岩接触面和高角度斜向逆断层的交切部位。逆断层属复活的基底老构造，向上延伸到砂岩层内形成复杂的分支断层。对钻孔岩心中的分支断层进行详细构造分析，可以指示关键的基底断层带的所在部位，有助于查明矿化的局部构造框架。

5) 蚀变标志: 大规模的流体流动产生区域性黏土蚀变以及局部氧化还原边界在红层砂岩层序中普遍发育，蚀变从矿体开始向外延伸 1km 多，以绢云母 － 绿泥石 ± 高岭土 ± 赤铁矿为主，可用于盆地规模的成矿潜力评价。

在局部勘查中，钾质黏土蚀变矿物 ( 伊利石) 、含硼蚀变矿物 ( 镁电气石) 、石英胶结物和溶蚀石英的发育，是一个主要的找矿标志。这种大型蚀变晕可留于原位，也可在后期冰碛物加入的情况下发生轻微位移，但这些蚀变异常，仍可通过冰碛物和岩石测量以及便携式短波红外光谱仪 ( SWIR)加以探测。

( 2) 地球物理找矿标志

1) 不整合面附近的近地表铀矿床具有地面放射性异常: 高 Th、低 U 和 K 的地区，表示深部有矿。用 U、U2/ Th 比值和 U2/ K 比值可有效查明蚀变和矿化。

2) 矿床通常沿含石墨的剪切带分布。因石墨具有低阻高导特征，可用航空和地面电磁法查明与含石墨剪切带相关的基底的准确位置、深度和特征。这些方法一直是寻找不整合型铀矿的最有效手段。

3) 电阻率异常: 强烈蚀变、富含黏土、受溶蚀的石英砂屑岩具有相对低阻，而富含石英的硅化带则以高电阻率为特征，利用经过改进的声频磁大地电流法，可探测深部导电体和低阻蚀变带。近几年，在阿萨巴斯卡盆地麦克阿瑟河地区证明了这种方法的有效性。此外，在澳大利亚采用一种称为Tempest 的高分辨率航空电磁法来探测浅部的隐伏低阻蚀变带，可对被断层错断的不整合面进行粗略填图。

4) 矿体上方有低重力异常。这是矿体为大范围的低密度热液蚀变晕圈包围的结果。重力剖面( 或航空重力) 可以探测负重力异常 ( 脱硅化带) 或正异常 ( 硅化带) 的蚀变带。但由于矿体规模较小，目前还难以直接探测到矿体。此外，重力法还可提供区域乃至矿区规模地质框架的有用资料。

S. R. McMullan 等 ( 1990) 在系统总结阿萨巴斯卡盆地中铀矿地质及物探技术的应用后，提出了加拿大阿萨巴斯卡盆地典型不整合型铀矿床的岩石地球物理找矿模型 ( 图 8) ，认为地球物理响应与不整合型铀矿化之间的关系，体现在基底的含石墨变沉积岩和上覆砂岩中的断层或蚀变带上。它们在地球物理测量中表现为低磁高密度基岩中具有良好电磁导体，同时被低电阻率蚀变带所包围。同时，还总结了用于圈定不整合型铀矿化的最佳勘探方法组合 ( 图 9) 。

( 3) 地球化学找矿标志

1) 岩屑中 Au、Pt 和 Pd 含量高，As、Cu、La、Ce、Nd、Sr、Zr、Cr、Ni、Ba、Mn 和 P2O5含量偏高与矿有关。Cu、Au 和 As 出现的层位较高，含磷酸盐的角砾岩出现的层位更高。

2) 沉积岩组合具有较高 U 含量，大大高于克拉克值。在矿床上方有 Th 异常的出现。矿体邻近的蚀变带中 U 和 Mg 富集，SiO2、Na2O、CaO 和 Th 贫化。

图 8 加拿大阿萨巴斯卡盆地典型不整合型铀矿床的岩石地球物理找矿模型( 引自 S. R. McMullan 等，1990)

图 9 不整合型铀矿的地球物理勘探流程图( 引自 S. R. McMullan 等，1990，略有修改)

3) 水系沉积物具有 U 和 Au 异常，其他痕量元素受流域盆地内的主要岩石影响。一般来说，流经蚀变基性岩周围的河流沉积物中的 Ni 和 Cr 含量偏高，而流经含铁页岩的河流沉积物中的 Mn 含量偏高。

4) 土壤中存在 U 异常，可用 U / Th 高比值来区分矿致异常和非矿致异常。

5) 氡气异常。早期地球化学勘查方法是测量和圈定氡气异常，将其作为从踏勘到详查工作中揭示与下伏铀矿床有关的放射性衰变的手段。

6) U 的生物地球化学异常。在阿萨巴斯卡盆地的一些矿区，用云杉枝条的分析揭示出 U 生物地球化学异常，这种异常被解释为树木从异常的地下水中摄取了有关物质的结果。地下水本身也是一种很有用的找矿介质，对于透水性好的阿萨巴斯卡群来说，其长期的流体流动历史以及目前仍在活动的地下水系统，再加上断裂基底中的潜在含水层，特别有利于地下水作为找矿介质的应用。

7) 含较高浓度的 Mg、Ca 和 Na 的浓缩盐卤水的流体包裹体可作为接近铀矿体的一个重要标志。