中国中生代矿床概况
目前世界上已知的铀矿床主要有不整合面型、砂岩型、石英卵石砾岩型、脉型、角砾杂岩型、侵入岩型、磷块岩型、塌陷角砾岩筒型、火山岩型、表生型、交代岩型、同变质期型、褐煤型、黑色页岩型和地层-构造控矿型等15大类。从铀矿床的分布、资源量、经济效益来看，不整合面型和砂岩型是最主要的铀矿床类型。
砂岩型铀矿床是指赋存在砂岩、长石砂岩、砾岩及碎屑岩石中的矿床，泛指可地浸砂岩型铀矿，但不包括石英砾岩组合型铀矿床。砂岩型铀矿床具有储量大、开采成本低和利于环保等优势，目前已成为世界铀矿找矿领域的主攻类型之一。截至2002年，世界已探明的铀矿资源总量为448.6万t，砂岩型铀矿仅次于不整合面型铀矿，居第二位(王正邦，2002)。
一、砂岩型铀矿床分类
砂岩型铀矿在铀矿床中占有重要的地位，目前对砂岩型铀矿找矿勘探和成矿理论方面的研究已取得较大的进展，但关于砂岩型铀矿类型的划分，还没有统一的标准。Dalkamp(1993)根据构造、矿体形态、构造环境及矿床成因将砂岩型铀矿分为3大类(板状/准整合型、卷型和构造-岩性型)8小类，但同一方案中不同类型的分类标准不一致，按矿床成因和矿体形态分类常交叉使用，分类不明确。李胜详等(2001)按照含矿沉积建造、含矿主岩沉积环境、矿体形态和矿床成因等方面，提出了4种不同划分方案，但各分类方案也不统一。
为了统一和准确，本书依照矿床成因将砂岩型铀矿分为4大类(王正邦，2002):第一类为晚期成岩-表生后生渗入叠加型砂岩型铀矿，如美国的Grants(格兰茨)铀矿带的多数矿床;第二类为表生后生渗入型砂岩型铀矿，如美国和中亚的多数铀矿床;第三类为表生后生渗出-渗入型砂岩型铀矿，如萨贝尔萨伊铀矿床和美国得克萨斯地区的铀矿床;第四类为后生热水叠改造型砂岩型铀矿，如非洲尼日尔铀矿床、欧洲的拉贝铀矿床等。其中第二种类型又可分为3个亚类，即潜水氧化带型砂岩型铀矿、层间水氧化带型砂岩型铀矿和潜水-层间水氧化带型砂岩型铀矿，前者如中亚伊犁盆地的戈尔贾特和下伊犁铀矿床;层间水氧化带型砂岩型铀矿如楚萨雷苏-锡尔达林盆地中的某些铀矿床和美国怀俄明盆地的铀矿床;后者如蒙古的哈拉特铀矿床和俄罗斯的伊姆斯铀矿床。
实践表明，以上各类砂岩型铀矿中以第二类表生后生渗入型砂岩型铀矿最为重要，特别是其中的层间氧化带型砂岩型铀矿床更为重要(王正邦，2002)。这类矿床以其埋藏浅、适合地浸开采、分布普遍、矿床规模大的特点，显示出重要的工业价值。第一类矿床虽然规模较大，但埋藏较深，聚矿剂含量高，不利于原地地浸开采;第三类和第四类矿床目前发现较少，且规模较小，不适合大规模的地浸开采，工业价值不高。
二、时空分布特征
砂岩型铀矿在世界上分布广泛，其时空分布有以下主要特点和规律性(王正邦，2002):①目前发现的砂岩型铀矿绝大多数成矿时代较新，主要集中在新生代，特别是渐新世至更新世;②绝大多数砂岩铀矿多产在中生代盆地盖层中，含矿层主要为侏罗系、白垩系和古近系，其次为石炭系、三叠系、新近系和第四系;③砂岩型铀矿空间上主要分布在南北半球中纬度(20°～50°)的近代-现代副热带高气压带及其两侧的信风带和西风带范围或大陆的内部和偏西部的干旱炎热戈壁荒漠草原区的中新生代盆地内，主要分布在北美、中亚及亚洲一些国家、非洲、澳大利亚、南美、欧洲等地区，但以美国和中亚地区最为典型(图11-1);④砂岩型铀矿多集中在稳定的陆块内、外边缘沉积盆地内的浅埋缓倾斜坡带上，盆地的基底和蚀源区往往经历了多次构造-岩浆活化而广泛发育富铀建造。如北美受新生代拉拉米运动活化的中新生代盆地区内的铀矿床，中亚地区受喜马拉雅运动而形成的次造山带内的砂岩铀矿床。
图11-1 全球砂岩型铀矿分布示意图
三、成矿理论
砂岩型铀矿不是同生矿床，矿体和砂岩围岩层之间缺乏整合性，含铀矿物充填在岩屑间的空隙中。铀通常是由水溶液在砂岩沉积后带入围岩的。
Crawlry等(1983)通过对美国砂岩型铀矿床的研究，在矿床成因理论上提出了4大成因类型:
1)晚期成岩-表生后生渗入叠造成因型砂岩型铀矿，以科罗拉多高原圣胡安盆地西南缘的格兰茨矿带诸矿床为代表，该类型也称腐殖酸-铀型铀矿床(Turner et al.，1986)。该矿床具有成矿多阶段性，在晚期成岩阶段就已形成含铀腐殖酸板状砂岩型铀矿，矿龄较老，与含矿主岩年龄相近，而在后生改造期又在板状矿体的基础上，形成层间氧化带卷状铀矿和受断裂构造氧化带控制的堆状铀矿。后两者的矿龄较新，与区域上层间氧化带型铀矿时代一致。
2)表生后生渗入型铀-钒-铜板状砂岩型铀矿。以科罗拉多高原尤拉凡砂岩型铀矿带诸矿床为代表(Thamm et al.，1981)。该类型是受富钾的渗入型含氧含铀地下水改造作用而形成的板状砂岩型铀矿，矿龄较新，与区域上层间氧化带型砂岩型铀矿时代一致。
3)细菌型卷状砂岩型铀矿，以怀俄明盆地诸矿床为代表(Harshman et al.，1981)。此种类型属典型的表生后生渗入型层间氧化带成因。矿体呈卷状，受层间氧化带氧化-还原界面的地球化学障控制，富含铀的地下水在细菌营养物的作用下，还原盆地卤水中的SO2-4，为铀的沉淀提供了重要的还原条件。
4)非细菌型砂岩型铀矿，以得克萨斯沿海平原的砂岩型铀矿为代表，该类型的含矿主岩缺乏有机质，还原容量低，但受到下伏层位中渗出型还原性溶液的矿前改造而富含硫化物等还原剂，具有较高还原性(Goldhaber et al.，1978)。然后，经表生层间渗入型含氧含铀水的后生氧化作用改造而成矿。
四、成矿模式
吴柏林(2006)根据国外不同砂岩型铀矿的矿床特征和成矿规律，以成矿作用氧化-还原环境为主线，结合构造演化背景(造山带、次造山带、弱新构造运动活动区)，建立了砂岩铀矿主要的产铀盆地演化模式(图11-2)。其中造山带表示造山作用中垂直断块运动幅度＞2000m;次造山带为500～1500m或2000m的小幅度造山作用;弱新构造活动区为200～500m之间的弱构造活动区。
图11-2 砂岩型铀矿盆地动力学(氧化-还原环境)演化模式示意图
模式图中显示出了2个不同的成矿端元，即氧化端元和还原端元。还原端元表示的是成矿作用处于较强的还原性环境中，这类环境中成矿还原剂十分丰富，一般有大规模的天然气逸散充注事件，还原作用充分，控矿蚀变带多为强还原性环境下形成，这种环境下形成的矿床一般具有大型和超大型规模。典型地区和矿床如第一大类中美国科罗拉多高原Grants矿带诸矿床和俄罗斯、蒙古等地区的古河道型铀矿床及我国鄂尔多斯盆地东胜矿床。氧化端元表示成矿作用的长期性，巨大规模的层间氧化带成矿，地下水补给充分，气候干旱，成矿期稳定，砂体规模大而稳定，成矿还原剂以地层中的固体有机质和固体无机质等为主，还原物质分布广泛，还原性环境稳定。典型地区如第二大类中楚萨雷苏-锡尔达林盆地中的某些铀矿床，其他如美国怀俄明盆地的铀矿床、蒙古的哈拉特铀矿床，第三大类中得克萨斯地区后生渗出-渗入型砂岩型铀矿，第四大类后生热液叠加改造型砂岩铀矿。
示意图指出，两个端元的产铀盆地模式均产于弱新构造活动区，这种盆地模式可产生大型、超大型矿床;而中间类型产于次造山和造山区。相比之下，次造山区产铀盆地模式矿床规模比弱新构造运动区小得多。这些事实表明造山区和次造山区氧化或还原成矿环境处于动荡变化之中，而较稳定的构造环境有利于氧化或还原成矿作用的持续和充分进行，相应矿床规模也应较大。从图11-2中还可以看出，十分稳定的没有构造活化的克拉通区不是砂岩型铀矿的远景区，弱新构造运动区和次造山区是砂岩型铀矿产出最有利的地区。
一、矿床名称的由来及相关信息
黑色岩系(black rock series)又称为黑色页岩(black shales)，是含较多有机碳(C有机≥1%)及硫化物(铁硫化物为主)的暗灰—黑色的硅质岩、碳酸盐岩、泥质岩(含沉凝灰岩)及其相应变质岩石组合的总称(范德廉等，1973)。1989年国际地质对比计划254项目“含金属黑色页岩及有关矿床”把“黑色页岩”定义为“一种黑色(或灰色)的细粒(粉砂或更细)沉积岩，通常为泥质，含相当高的有机质(C有机＞0.5%)”。“含金属黑色页岩”是指“富含各种金属的黑色页岩，其所含金属量相当于美国地质调查局标准参考物质SDO-1页岩的1至2倍”(Huyck，1991)。这是狭义的定义，将“黑色页岩”仅限于沉积岩，而且没有考虑其岩石组合和岩石建造(刘春涌和王永江，2007)。涂光炽(1999)将黑色岩系矿床定义为赋存于高含量有机碳(一般＞0.5%)的浅变质碎屑岩系中的层控矿床。碎屑岩系中常含碳酸盐岩、硅质岩和火山岩，但以砂、板岩为主。这一定义较全面地反映了黑色岩系矿床的基本特征。
导致岩石呈黑色的原因是有机碳、细分散硫化物及颗粒以超微粒度(如纳米级)存在。黑色岩系常常是两种以上岩石的组合，虽然有时也以端元岩石为主。Sozinov(1990)根据岩石类型和物质成分将黑色岩系(黑色页岩)分为4种类型:陆源黑色页岩建造、硅质黑色页岩建造、碳酸盐黑色页岩建造和火山成因硅质(碳酸盐)黑色页岩建造。
黑色岩系作为稀有金属的富集层和某些成矿元素的异常富集层或矿源层具有明显的经济意义(叶杰等，2000)。最近20多年，黑色岩系成矿作用的重要性日益引起人们的重视，在世界许多地方都发现与黑色岩系有关的Au、Cu、Ni、Mo、PGE等矿床(或矿化区)。为此，国际地科联专门设立了地质对比计划IGCP-199、254、357、429等，全球沉积地质计划(GSGP，1986)及美国国家委员会编写的《固体地球科学与社会》(1993)都将其作为重要研究内容。IGCP-254，即“含金属黑色岩系及有关矿床”，在世界各地广泛开展黑色岩系地质地球化学、含矿建造、形成环境和成矿作用等研究。黑色岩系与成矿作用一直是当今矿床学研究的热点，已召开的许多有关国际讨论会，如1980年的“黑色页岩”，1985年的“黑色页岩生物地球化学”等，都设有专题进行讨论。1990年在加拿大渥太华召开的第八届国际矿床成因协会科学讨论会和1991年在中国沈阳召开的国际金矿床成因学术讨论上，不少国内外学者对世界部分地区(加拿大、波兰、南非、哥伦比亚、西班牙等国家和地区)与黑色岩系有关的金属矿床特征及成因进行了学术交流。
二、黑色岩系与成矿作用研究新进展
近几年来，国内外对与黑色岩系有关矿床的研究取得了重要进展，黑色岩系不但提供成矿物质，而且其本身也具有经济价值。王登红(1997)将黑色岩系与成矿的关系归纳为:①黑色岩系本身含矿，如Ni、Mo、Mn、Au、U、V、Ag、Pt、Pd、Cu、Zn、Co等矿产直接产于黑色岩系中。湖南大庸、慈利镍钼矿床均赋存在黑色白云质页岩和黑色粉砂质页岩中，美国查塔努加页岩富含U(Leventhal，1991)。②黑色岩系作为矿源层为后生矿床的形成提供成矿物质，如穆龙套金矿、库姆托尔金矿、波兰含铜页岩型Cu-Ag矿床、哥伦比亚祖母绿矿床(Cheilletz et al.，2001)、广西大厂锡多金属矿床(Paava et al.，2003)。③黑色岩系改变了成矿流体的性质，导致金属矿物沉淀，如波兰Kuperschifer铜矿床中富铜高银的矿石可能是由下伏的Rotliegendes层位的含铜溶液与Kuperschifer黑色页岩层内经生物作用将硫酸盐还原生成的H2S发生反应，导致铜大量沉淀成矿(Michalik et al.，2001)。Paava等(2003)认为黑色岩系对广西大厂锡多金属矿床中锡的沉淀起了重要作用。
学者对中欧、中国华南、加拿大以及波罗的海地区和俄罗斯西伯利亚的黑色页岩系已进行了一定程度的研究，但对其中的金属矿床成因的认识还存在差异(毛景文，2001b)。在研究程度比较高的波兰Lubin-Glogow地区，对于矿床模型的建立，主要依据以下事实:①20%的铜产于Kupferschifer黑色页岩系中，50%产于下伏的Weissliegendes砂岩中，30%产于上覆Zechstein灰岩中;②Cu矿化与还原界面密切相关;③主要的含铜矿物为辉铜矿，并伴有斑铜矿和黄铜矿，向外为铅和锌的硫化物;④尽管有几个矿化阶段，但主要矿化阶段为早三叠世，成岩阶段形成的伊利石放射性同位素年龄为190～216Ma(Bechtel et al.，1999)，利用赤铁矿古地磁资料厘定的年龄为220～250Ma(Jowett，1986)。关于早期的同生沉积作用，Karnkowski(1999)描述了发育在高度变形的古生代基底上的波兰二叠纪Rotliegenedes盆地，盆地由一组相互沟通的次级盆地组成，沿北西向分布于波西尼亚刚性地块与东欧克拉通之间的脆弱地带(Blundell et al.，2001)，有人称为内陆盆地(Bechtel et al.，1999)。这些盆地主要由早二叠世火山碎屑岩、熔岩和碎屑沉积岩组成。介于二叠系与三叠系之间的Kupferschiefer含沥青钙质或白云质页岩覆盖于这些碎屑沉积岩之上，或与之共存。同生的Kupferschifer黑色页岩虽然含有硫化物，但并不构成矿床，富铜高银的块状铜矿石可能是由下伏的Rotliegendes层位的含铜溶液与Kupferschifer层内经生物作用将硫酸盐还原生成并储集于裂隙中的H2S发生反应，从而导致铜大量沉淀成矿(Blundell et al.，2001;Michalik et al.，2001)。最近，通过对惰性气体同位素的研究，认为在三叠纪，深部流体参与了成矿作用，这为进一步深入研究该区黑色页岩铜矿提供了新思路。
在我国华南和加拿大育空地区广泛出露的黑色页岩系中发育有Mo-Ni-PGE矿床，虽然形成时代有差异，但物质组分和产出状态比较相似，即厚度较薄，时断时续，矿体沿同一层位出现。关于其成因，多年来以海底喷流认识占主导地位，认为下伏富Mo-W花岗岩体可能作为成矿热源和Mo-Re-Os的源区，并与海底喷流的Ni-PGE-Fe-V-Co混合成矿(Coveney et al.，1991;Horanetal.，1994;Lott et al.，1999;李胜荣等，2000)。最近，又有人提出它们是一种蒸发-还原环境的正常沉积产物(Mao et al.，2002)。在我国华南地区，对镍钼矿石的Re-Os同位素精确测年，获得了541.3±16Ma的年龄数据(毛景文等，2001b)。
黑色页岩系对于后生成矿也具有重要的影响，例如，哥伦比亚祖母绿矿床被认为是赋矿的白垩纪黑色页岩与盆地卤水进行水岩反应，由钠质交代作用和阳离子交换导致成矿，铍主要来自粘土岩(Cheilletz et al.，2001)。对广西大厂锡多金属矿区赋矿的泥盆纪页岩和成矿流体的系统研究，不仅证明了区内的层状和网脉状锡多金属矿同为与花岗岩有关的成矿系统的产物，还发现大量的有机质以CO2、CH4等形式存在于成矿流体中，这些有机质被认为来自围岩(Pasava et al.，2001)。锗是一种稀散元素，但在不少以黑色泥页岩为主岩的煤层中广泛存在和富集。在我国西南和俄罗斯远东地区发现煤中锗高度富集成为独立矿床，甚至达到超大型规模(Hu et al.，2000;Seredin et al.，2001)。尽管对锗的来源问题仍然有同生和后生之争，但煤中富锗仍反映了有机质对锗成矿的重要控制作用。由于黑色岩系是一种强还原环境的产物，在许多矿区发现大量罕见矿物及其组合(Distler et al.，2001)，包括许多单质金属、金属合金或互化物，硫盐矿物、磷酸盐类、钨酸盐类、碲化物、Pt-Cu-Fe金属固溶体以及砷铂矿、硫铂矿、Sn-Sb固溶体、Ni-Sb固溶体和大量的Fe-Ni-S和Cu-S矿物系列。
三、全球范围内的时空分布及特征
(一)黑色岩系型矿床的分布
在全球有几个广泛分布黑色岩系的地区，如波兰的古元古代与有机碳有关的PGE-Au-U岩系、欧洲波希米亚地块巴伦丁新元古代铂族元素明显富集的黑色页岩、我国扬子克拉通周缘震旦系、俄罗斯西伯利亚里菲纪上部、印度小喜马拉雅、巴基斯坦北部、伊朗、法国南部、苏联、蒙古、澳大利亚南部、加拿大、我国扬子地块和塔里木地块下寒武统底部、加拿大育空地区中上泥盆统、美国中部印第安纳泥盆系、密西西比系(C1)、俄克拉荷马西西比系(C2-3)、纵贯英格兰、荷兰、德国到中欧的上二叠统Kuperschifer(约60万km2)以及中亚新元古代及古生代地层中均有黑色岩系分布。
这些黑色岩系的共同特点是含有大量的有机质和丰富的PGE、Cu、Ni、Mo、Au、U、V、Mn、Fe、Co、Bi、Cr、Se等金属元素(Meyers et al.，1992)。这些元素在适当条件下形成一定规模的矿床，如遵义黄家湾镍钼铂族元素矿床(毛景文等，2001)、乌兹别克斯坦穆龙套金矿(Wilde et al.，2001)、波兰Lubin-glogow地区的Kupferschiefer铜矿床(Oszczepalski，1999;Michalik et al.，2001)、俄罗斯的干谷金铂矿床(涂光炽，1999)、加拿大的耶洛奈夫金矿床、澳大利亚的本迪戈矿床(640t)、斯托尔金矿床、金皮矿床(160.5t)、中欧曼斯费尔德含铜页岩(二叠纪)、澳大利亚的富铅锌的蒙特页岩、摩洛哥的黑色岩系型银矿、美国肯塔基州的黑色岩系型铀矿(前寒武纪)、美国堪萨斯州的含金和银的黑色页岩(白垩纪)等。这些矿床集中分布在中亚、东西伯利亚、中国的扬子地台、中欧、澳大利亚南部、北美东部及阿拉斯加、巴西、非洲的加纳等地区。
(二)黑色岩系型矿床特征
1)黑色岩系型矿床在全球范围内分布广泛，其赋矿地层时代多样，从元古宙到早中生代。
2)黑色岩系型矿床在矿化规模上差别很大，矿体形态、围岩蚀变强度和类型具有多样性。按矿体形态可分为2类，其一是层状金属矿化，形成厚几十米有时100～200m，长达几千米的矿带，通常形成大型或超大型矿床，是黑色岩系型矿床中最重要的类型，如干谷金铂矿床、北纳塔尔金矿;其二是含碳岩系中的同生-后生型铜、镍、钼、钒矿，伴生的铂族矿，其贵金属矿化层厚度很小(几毫米至十几厘米，一般仅有几厘米)，但延伸长，贵金属含量高，如波兰蔡希施坦铜矿床、加拿大尼克镍-锌-铂矿床、中国贵州和湖南的钼镍铂矿床等。
3)矿化具明显的层控性，常与含碳的原始沉积岩共生。矿床产在黑色含碳沉积-变质岩系中，既受沉积岩相控制，又在一定程度上受热液作用制约，具层控矿床特征(刘洪文，2002)。
4)成矿元素具有多样性，如金、银、铂族元素、放射性元素、稀土元素、镍、铜、铬、钒、钼、铅、钨、钴等元素同时出现。但通常以某几种元素为主，如我国华南以Ni、Mo元素组合为主，加拿大育空以Ni为主，俄罗斯干谷以Au为主，波兰蔡希斯坦则是以Cu为主等。这些矿床中伴生的PGE富集在围岩蚀变带和分散硫化物矿化带或硫化物-硫砷化物矿化带中(季斯特列尔等，1997)。
5)矿化多发生在前寒武纪、古生代(寒武、石炭、二叠世)，但热液叠加作用多发生在后碰撞阶段。原岩建造为含碳的海相或陆源碳酸盐-陆源碎屑岩为主的沉积岩系，沉积环境为前陆盆地，而区域热液值升高的背景多归结为地幔热构造作用(刘洪文，2002)。
(三)黑色岩系型金矿
黑色岩系型金矿床是黑色岩系型矿床的重要类型，也是世界最具工业价值的金矿床类型之一。在中亚地区黑色岩系型金矿也被称为穆龙套型金矿。近年来，一些学者从成矿作用角度出发，认为这类金矿的形成主要受剪切构造控制，在时间和空间上与增生构造或碰撞造山有关，将其归为造山型金矿(Goldfarb et al.，1998)。20世纪60～80年代，苏联的地质工作者高度重视产于黑色岩系中的金矿床，在南天山、中天山、斋桑和东西伯利亚贝加尔等地找矿取得重要突破，先后发现了穆龙套、库姆托尔、巴克尔奇克等一系列大型、超大型金矿床和干谷超大型金铂矿床。90年代，我国地质学者也在西南天山和准噶尔先后发现了萨瓦亚尔顿、大山口、萨恨托亥和萨尔布拉克黑色岩系型金矿。中亚天山的穆龙套、库姆托尔、查尔库拉、道吉兹套、萨瓦亚尔顿、大山口等金矿，准噶尔的巴克尔奇克金矿、萨尔布拉克金矿、俄罗斯贝加尔-帕托姆高原的干谷铂金矿床等的形成都与黑色岩系有密切关系。含矿的黑色岩系含有大量的有机质，金含量明显高于区域背景值，显示出碳质对金具有很强的吸附作用。由此可见，容矿的黑色岩系是金的矿源层，为成矿提供主要物质来源。含碳千枚岩或碳质板岩渗透性差，有利于成矿流体卸载，形成矿体。
中亚黑色岩系型金矿床的地质特征可归纳为:
1)黑色岩系型金矿床属剪切带型金矿床(或造山型金矿)的重要亚类，其控矿断裂为韧性剪切带、韧-脆性剪切带和脆性断裂破碎带，其成矿作用受剪切带演化控制。含矿的剪切带规模较大，一般长度达数千米至数十千米，金矿化在韧性剪切带中具有分段集中局部富集的特点。矿区附近一般发育区域性深大断裂或板块缝合带，控矿剪切带与这些构造有关。
2)黑色岩系型金矿容矿岩系时代主要是新元古代里菲纪和文德纪、中奥陶世—早志留世、晚志留世—早泥盆世、泥盆纪、早石炭世和晚石炭世。
3)黑色岩系的岩石建造为一套远离火山机构的含碳质较高(一般＞0.5%)的陆源细碎屑岩-碳酸盐岩建造，有时也夹有火山碎屑岩。在含碳质岩石中很少见到各种海相大化石。含碳岩石主要为碳质页岩、碳质板岩、碳质泥质页岩、含碳硅质泥质页岩、石墨化碳质页岩、碳质泥质板岩、碳质粉砂岩等。矿床均产于含碳质的陆源细碎屑岩中，而碳酸盐岩中不产金矿床，但碳酸盐岩可说明黑色岩系的形成环境(刘春涌等，2007)。
4)黑色岩系型金矿的形成环境应为宁静的滨浅海环境，海水富含CO2且较浅，有利于有机体的形成和碳酸盐岩发育，浅海富碳质还原环境是黑色岩系形成的最基本条件，还原环境的富碳质有利于对金的吸附(刘春涌等，2007)。
5)黑色岩系型金矿的围岩蚀变主要为硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化，以及石墨化，具有低温热液成矿的特点，部分矿床发育黑云母化、钠长石化、钾长石化等，如穆龙套矿田。
6)矿化类型为含金石英大脉型、石英细脉型、石英网脉型和蚀变岩型。矿石中矿物组合复杂，矿物种类多，如穆龙套金矿发现了90种矿物、库木托尔金矿发现了近100种矿物、干谷金铂矿床发现了75种矿物、萨瓦亚尔顿金矿发现了40余种矿物。金属硫化物主要为黄铁矿、毒砂、自然金，其次为磁黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和辉锑矿，部分矿床中出现了白钨矿、闪锌矿、铋矿物等。金多以包裹金和裂隙金等形式产出。
7)尽管中亚地区黑色岩系型金矿的容矿岩系的形成时代差别较大，从新元古代到石炭纪，但成矿时代集中在晚石炭世到三叠纪，如库姆托尔金矿的成矿时代为284～288Ma(40Ar/39Ar坪年龄，Mao et al.，2004)、穆龙套金矿蚀变岩形成时代为285～250Ma，金主成矿时代为280Ma(白钨矿的Sm-Nd同位素年龄，Kempe et al.，2001)，含金石英中绢云母的40Ar/39Ar坪年龄为245～220Ma(Wilde et al.，2001)，银矿化时代为224～219Ma(Kostitsyn，1996)、萨瓦亚尔顿金矿主成矿期为三叠纪(含金石英脉中石英流体包裹体Rb-Sr等时线年龄为246Ma和231Ma，陈富文等，2003;叶庆同等，1999;含金石英脉中石英40Ar/39Ar坪年龄和Rb-Sr等时线年龄为213～206Ma，Liu et al.，2007)、巴克尔奇克金矿床主成矿期矿石中铅同位素年龄为300±15Ma，成矿时代为晚石炭-早二叠世，岩浆热液叠加改造期流体中铅同位素年龄为230±10Ma，时代为早-中三叠世(Syromyatnikov，1999)。
(四)中亚黑色岩系型金矿的时空分布
黑色岩系型金矿是中亚成矿域中十分重要的金矿类型，我国西邻国家大约有金储量7703t，占2000年世界金总储量的16%，其中储量较多的国家有乌兹别克斯坦(5300t)、哈萨克斯坦(1050t)、塔吉克斯坦(573t)、吉尔吉斯斯坦(540t)(戴自希等，2001)。据西邻6个国家的33个大型独立金矿统计(戴自希等，2001)，主要金矿类型为黑色岩系型(30%)、热液型(21%)、石英脉型(15%)和陆相火山岩型(9%)，由此可见，黑色岩系型金矿在中亚地区具有举足轻重的地位。中亚成矿域黑色岩系型金矿主要特征列于表10-1，在空间分布上大体可划为4个带(图10-1)。
表10-1 中亚地区主要黑色岩系型金矿床
1.东西伯利亚克拉通南缘贝加尔褶皱带
该带位于俄罗斯境内的东西伯利亚克拉通南缘，该带内的干谷(СухойЛог)金铂矿床金储量1550t、奥林匹亚达(Οлимпиада)金矿金储量700t、苏维埃(Советское)金矿金储量大于100t，以及向南地处东萨彦岭的宗毫巴(ЗунХолба)金矿金储量约150t。这4个超大型金矿床均赋存于新元古代里菲纪含碳浅变质碎屑岩系中(Сафонов，1997;涂光炽，1999)。干谷矿区的容矿岩系为中、晚里菲纪陆源含碳沉积物，厚约800m，经历了绿片岩相变质作用，岩石组合为石英-绢云母-绿泥石片岩、变粉砂岩和变细砂岩。片岩中富含碳质(2%～7%)，并富集金和铂。矿体赋存于近东西向背斜的核部，褶皱轴向南倾，并被大型逆掩构造叠加。主要矿体赋存于缓倾斜(30°～35°)、厚大(达200m)的后褶皱期近东西向的片理化矿化带。奥林匹亚达矿区的容矿岩系为早里菲纪片岩段，自下而上岩石组合为云母石英片岩、云母-碳酸盐-石英片岩、含碳白云母-绢云母-石英-碳酸盐片岩和云母石英片岩。矿体主要赋存于云母石英片岩的下段与含碳片岩和碳酸盐岩的接触带(王琳(译)，2001)。
2.斋桑准噶尔带
该带位于哈萨克斯坦斋桑-准噶尔到新疆北准噶尔，呈北西向延伸，紧邻西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块的缝合带(图10-1)。在哈萨克斯坦斋桑-准噶尔华力西期褶皱带库兹洛夫坳陷西南边缘北西向西卡尔巴断裂与近东西向库兹洛夫断裂交会部位，发育一条黑色岩系型金矿带。该金矿带沿库兹洛夫韧性剪切带分布，长度达10余千米。已发现了热列克、巴勒德扎尔、库鲁宗、布尔什维克、霍洛德内克卢奇、巴克尔奇克、普罗梅茹特诺耶、格鲁布尔洛格等十几个金矿床和矿点。其中巴克尔奇克矿床规模最大，矿体品位高，且连续性好，探明金储量277t(也有报道称416t)，平均金品位9.4×10-6。布尔什维克、霍洛德内克卢奇、巴克尔奇克、普罗梅茹特诺耶、格鲁布尔洛格5个金矿床构成巴克尔奇克金矿田，矿田资源量估计为1200t，品位1.5×10-6～4×10-6(戴自希等，2001;刘春涌，2005a)。
区域出露的地层主要为下石炭统泥质粉砂岩、硅质粉砂岩、含钙燧石、砂岩和灰岩，下-中石炭统海相类复理石建造的砂岩、粉砂岩，上石炭统巴克尔奇克组为主要容矿岩系，属于砂岩、碳质粉砂岩等互层的陆相含碳细碎屑岩建造，地层韵律明显，含丰富植物化石，并夹菱铁矿透镜体和薄煤层，局部夹凝灰岩和火山岩。含矿岩系中有机碳含量高，从0.2%至1.5%～2.0%，局部碳质交代岩有机碳含量高达13.38%～15.17%(戴自希等，2001)，碳沥青透镜体中有机碳含量达20.5%～54.1%(Daukeev et al.，2004)。含矿岩系中As、Mo、P和Cl的丰度较高，菱铁矿和含黄铁矿的碳质粉砂泥岩是岩石中含金最高的。沉积形成的黄铁矿含金量很高，平均含量为0.52×10-6，最高为1.24×10-6(张鸿昌等，1986)。矿床受韧性剪切带和断裂控制，晚期岩浆热液活动对早期金矿化进行叠加改造。金主成矿期矿石中铅同位素年龄为300±15Ma，成矿时代为晚石炭世—早二叠世，岩浆热液叠加改造期流体中铅同位素年龄为230±10Ma，时代为早-中三叠世(Daukeev et al.，2004)。
在新疆北准噶尔发现的萨尔布拉克小型金矿属黑色岩系型金矿，位于富蕴县城西南，北西紧邻额尔齐斯深大断裂带，受到萨尔布拉克断裂带的制约。额尔齐斯深大断裂带是西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块的分界。矿区出露地层主要为中泥盆统北塔山组、蕴都喀拉组，下石炭统南明水组和那林卡拉组。北塔山组为一套基性-中基性火山沉积建造，蕴都喀拉组为一套由安山质凝灰岩、凝灰质粉砂岩及细砂岩组成的基性火山碎屑岩。南明水组为海陆交互相的类复理石建造，岩性主要为粗砂岩、凝灰质砂岩夹硅质岩和灰岩透镜体。
那林卡拉组为一套火山碎屑岩及含碳陆源碎屑岩建造，为容矿岩系，按岩性可分上、中、下3段(王登红等，2002):下段下部为含碳粉砂岩、凝灰质砂岩;中部为砾岩、砂砾岩、凝灰质粗砂岩、凝灰质中细砂岩和含碳粉砂岩;上部为含生物碎屑灰岩夹泥板岩。中段为主要赋矿层位，其下部为含碳粉砂岩和含碳泥质粉砂岩;中部为岩屑晶屑凝灰岩、含碳凝灰砂岩夹含碳粉砂岩及砂砾岩透镜体。上段下部为含碳凝灰质粉砂岩夹凝灰质砂岩，构成地表矿体的围岩;上部为凝灰质砂岩、含砾凝灰砂岩、含碳粉砂岩互层。含矿岩系中有机碳含量为0.02%～5.4%，平均为2%(王登红等，2002)。萨尔布拉克金矿受萨尔布拉克断裂带控制，金矿体主要充填在韧-脆性剪切带局部扩张部位的碎裂岩和角砾岩中。成矿时代为晚石炭世末，李华芹等(1998)测得矿石毒砂Pb-Pb年龄为304Ma，无矿石英脉流体包裹体Rb-Sr年龄为285Ma。
图10-1 中亚主要黑色岩系型金矿床分布和新疆黑色岩系型金矿主要成矿区带
3.中天山带
该带位于吉尔吉斯和哈萨克斯坦中天山加里东-华力西褶皱带，呈北东向延伸，靠近中天山与南天山的分界尼古拉耶夫(Nikolaev)缝合线。已发现吉尔吉斯库姆托尔(Kumtor)超大型金矿、伊什坦贝尔格(Ishtanbergy)大型金矿和哈萨克斯坦查尔库拉超大型金矿，这些金矿均赋存于黑色岩系中，受剪切带和断裂带控制。
库姆托尔(Kumtor)超大型金矿位于吉尔吉斯斯坦东部的伊塞克湖地区，海拔3200～4150m，距中吉边境线直线距离60km。该矿床处于一个长15km，宽0.1～0.4km的窄条范围内。其北西和南东边界由断裂界定，南西和北东被第四系和冰川覆盖。已控制储量300t，加上远景储量达590t，平均品位3.6×10-6(Yakubchuk et al.，2002;Mao et al.，2004)。库姆托尔金矿处于中天山岩浆弧，十分接近Nikolaev缝合线，因而通常也将其纳入南天山成矿带。区域出露古元古界Kuilyu组变质岩，并受到里菲期花岗岩的侵入，上里菲Kashkasui组角度不整合覆盖其上，由砾岩、变砂岩和玄武岩-流纹岩双峰式火山岩组成。赋矿围岩为平行不整合覆盖于上里菲Kashkasui组之上的文德系Jetym组，由轻微变质的陆相碳质复理石组成。可进一步分为哲德姆套(Jetymtau)、扎可巴洛特(Jakbolata)和拜康奴尔(Baikonur)3个亚组。岩性分别为碳质千枚岩、板岩夹砾岩和粉砂岩、碳质千枚岩、板岩夹灰岩和砂岩以及砾岩、千枚岩和砂岩。其中泥岩部分含绿泥石-赤铁矿-磁铁矿以及黄铁矿夹层。含矿岩系中富含碳质，含碳量1%～10%，局部石墨化。在含矿岩系之上为寒武系—下奥陶统燧石板岩、白云岩和灰岩。中泥盆统—下石炭统红色砂岩和灰岩角度不整合覆盖于基底之上。矿化带沿库姆托尔逆掩断层延长10km，向南东倾斜，倾角30°～50°。上盘为文德纪含矿绿色板岩，下盘为早古生代灰岩、燧石和碳质岩石。断层带表现为100～250m厚的构造混杂岩、香肠状、剪切带和褐铁矿化。在库姆托尔矿区，矿体严格限制在构造带内。所有矿脉排列密集且断续相连。矿化分为南矿带、北矿带、东北矿带和细网脉矿带。矿带长500～1000m，厚25～100m，延深300～1000m。矿化为细脉浸染状，也有一些宽度较小的含金石英脉。绢云母石英蚀变岩全岩40Ar/39Ar坪年龄为285.5±1.2Ma，含金绢云母矿石全岩40Ar/39Ar坪年龄为288.4±0.6Ma，容矿岩系中绢云母40Ar/39Ar坪年龄为284.3±3Ma，矿石中绢云母40Ar/39Ar坪年龄为285.4±0.2Ma，表明成矿时代为早二叠世(Mao et al.，2004)。
4.南天山带
该带分布于南天山，西起乌兹别克斯坦中亚南天山西段的克孜尔库姆褶皱带奴拉套。呈南西向延伸，向东弧形弯曲到中吉边境线的萨瓦亚尔顿，再向北东沿中国西南天山到大山口-萨恨托亥一带，是中亚乃至世界上十分重要的黑色岩系型金矿带。在西段乌兹别克斯坦克孜尔库姆-库拉玛一带发现了世界上仅次于南非的维特瓦杰斯兰德金矿的第二大金矿，即穆龙套金矿，到1996年已控制金储量4416t(其中已开采1186t，剩余金储量2230t)，加远景储量共5400t，平均品位1.3×10-6(Graupner et al.，2001)。该地区其他黑色岩系型金矿还有道吉兹套(Daughyztau，Au185.7t，Ag101t)、阿曼泰套(Amantaitau，Au117.7t，Ag16t)、可克帕他斯(Kokpatas，Au620t，Porter，1998)、巴尔潘套(Besapantau)、穆腾巴伊(Myutenbai，Au620t，Porter，1998)、阿里斯坦套、Triada、Boilik、Karasai、Sarybatyr等金矿和柯斯曼纳奇(Kosmanachi)、维索可弗尔诺、Vysokovoltnoe、Jasaul、Stepnoe等金银矿(Shayakubov et al.，1999)，这些金银矿床(点)分属穆龙套、阿曼泰套-道吉兹套和可克帕他斯3个矿田，构成了南天山西段克孜尔库姆黑色岩系型金(银)矿集区。
在该矿带中段中国与吉尔吉斯斯坦边境线两侧各发现了一个萨瓦亚尔顿大型金矿，其中吉尔吉斯斯坦萨瓦亚尔顿金矿为含金石英脉带，金品位高，平均品位为6.1×10-6～8.7×10-6，金储量为40t(戴自希等，2001;中国地质调查局，2003)。并伴生有锑、银、铅、锌、铜等，如富毒砂石英脉金品位为6.5×10-6，锑为4.5%，铅为10%，银41.5×10-6(Rui et al.，2002)。
中生代是中国最重要的成矿时期。在25种矿产、278个主要矿床中，绝大多数形成于中生代（占总数的55.8%），其次是古生代、新生代、元古宙和太古宙（图2-4）。若按每亿年形成的矿床数量统计，亦以中生代成矿强度最大，达到 22.7个/100Ma（图2-5）。
中国中生代矿床亦以与岩浆作用和沉积作用有关的矿床占绝对优势，部分为多成因的或复杂成因的矿床，主要矿产包括煤、金、铁、铅锌、铜、钨、锡、钼、萤石、汞、石膏、锑、银、铌钽、铬、锂铍、芒硝、油页岩等。根据对全国37种矿产、829个典型矿床的统计分析，中生代矿床类型以沉积型、矽卡岩型、石英脉型、岩浆热液型、热液型为主，其次是火山岩型、蚀变岩型、斑岩型、伟晶岩型、火山热液型、岩浆型及沉积改造型（图2-6）。
在空间上，中国中生代矿床的85.9%集中分布于东部的滨太平洋成矿域，矿床类型多样，以沉积型煤矿床、矽卡岩型铁矿床、矽卡岩型铜矿床、石英脉型金矿床、石英脉型钨矿床、蚀变岩型金矿床、热液型金矿床、热液型汞矿床等最为发育。特提斯和中亚成矿域中的矿床数量较少（分别占总数的7.5%和6.6%），以沉积矿床（尤其是沉积型煤矿床）居多，沿雅鲁藏布缝合带产有岩浆型铬矿床，四川西康地区和新疆阿勒泰地区产有伟晶岩型稀有金属矿床及白云母矿床。
图2-4 中国各地质时代形成的主要矿床数量
图2-5 中国不同地质时代的成矿强度
图2-6 中国中生代矿床类型依矿床数量排序
在时间上，中生代矿床主要形成于燕山期约占总数的87.6%，其中又以燕山晚期最重要；其次是印支期。晚白垩世晚期属于喜马拉雅早期，相关矿床资料较少，其成矿特征尚待进一步研究。
中国中生代矿床概况视频
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