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一、概述

砾岩型金铀矿，又称兰德式金铀矿床，矿体呈层状产于太古宙地层不整合面之上的古元古代地层的底砾岩中。在相当长一段时间内，该类矿床的金产量占世界总产量的40%～50%。代表性矿床有南非的维特瓦特斯兰德(Witwatersrand)、加纳的塔库瓦(Tarkwa)、巴西的雅科比纳(Jacobina)和加拿大的埃里奥特湖(ElliotLake)等。

砾岩型金铀矿床主要分布在南非、加纳、巴西、加拿大、澳大利亚等国(图1)，全球已发现的和正在进行勘查的区域有30多个，绝大部分产在前寒武纪地盾内。该类矿床的成矿作用及地质特征基本相似，但其规模及主要矿种存在较大差异。例如，加纳塔库瓦超大型金矿以金为主，几乎不产铀，其金的资源量为420t、品位1.3×10^－6;巴西雅科比纳大型矿床以金为主，铀规模较小;加拿大埃里奥特湖大型铀矿以铀为主，资源量为U432×10⁴t、Th35×10⁴t和(REE+Y)18×10⁴t;而南非维特瓦特斯兰德则同时产有大量的金和铀。据统计，整个兰德盆地的金资源量为10.9×10⁴t，平均品位为7.2g/t;铀金属的储量约为59.3×10⁴t。N.Fox等(2002)曾将这些矿床视为是兰德式金铀矿床的各种端员矿床。本书以南非的维特瓦特斯兰德盆地的金铀矿床为例，来阐明砾岩型金铀矿床找矿模型。

图1 世界主要砾岩型金铀矿床分布示意图(引自R.W.Hutchinson，1990，修改)

二、地质特征

南非维特瓦特斯兰德金铀矿(简称兰德金铀矿)位于南非约翰内斯堡以南至韦尔科姆(Welkom)之间，泛指产于维特瓦特斯兰德沉积盆地(以下简称兰德盆地)内的所有金铀矿床，被认为是一大型Au、U成矿省，在世界黄金开采历史上有着举足轻重的地位。据估算，兰德金铀矿未开采的黄金资源量还有38877t，相当于世界1999年黄金资源量的35%。该矿床是目前世界上开采深度最大的矿床(大于3.5km)。

1.区域地质背景

(1)地层

兰德盆地主要地层分为四部分，从下往上依次是:花岗岩－绿岩基底、多米宁群(Dominion Group)、维特瓦特斯兰德超群(Witwatersrand Supergroup)、芬特斯多普超群(Ventersdorp Superg-roup)和德兰士瓦层系(Transvaal Sequence)(图2)。

图2 南非兰德盆地的地层柱状图及构造事件(引自G.N.Phillips等，2000)

多米宁群地层呈不整合覆盖在由中太古代花岗岩 － 绿岩地体组成的基底之上，主要由镁铁质玄武岩、火山碎屑岩和少量石英岩组成，厚度约为 2700m，在盆地的西部保存较好。它同时又与上覆的维特瓦特斯兰德超群地层呈不整合接触。

维特瓦特斯兰德超群由下部的西兰德群 ( 最大厚度约 4500m) 和上部的中兰德群 ( 厚度约2900m) 沉积岩系组成。西兰德群地层主要以砂岩、杂砂岩、磁性页岩和泥质板岩为主，根据砂岩与页岩的比例不同，又可将其细分为奥斯皮塔尔山、戈弗诺门塔和杰比斯顿 3 个组; 中兰德群地层主要由冲积相砂岩、砾岩和少量页岩组成，包括约翰内斯堡和特夫方丹两个亚群。金矿化主要在维特瓦特斯兰德超群上部岩层 ( 中兰德群) 中产出。

芬特斯多普超群主要由基性和酸性火山岩以及沉积岩组成。火山岩以玄武岩 － 安山岩为主，长英质火山岩次之。沉积岩有砾岩、石英岩、角砾岩、页岩和少量凝灰岩。其上为 26. 4 亿 ～20. 6 亿年的德兰士瓦系岩石所覆盖，局部为 19 亿 ～17 亿年的瓦特内格 ( Waterberg) 群和 2. 8 亿 ～1. 5 亿年的卡路 ( Karoo) 超群的岩石所覆盖。德兰士瓦系超群的最大厚度为 3500m，主要由碳酸盐岩、条带状含铁砂岩和少量页岩和砂岩组成。

沉积地层的厚度从盆地周边到中心变化很大，是区域盆地不整合作用及局部构造杂岩体共同作用的结果。整个兰德盆地被许多岩墙和岩床穿切，其面积至少占盆地岩石的 5% ～10%。

( 2) 构造演化

兰德盆地位于南非卡普瓦尔 ( Kaapvaal) 克拉通内，盆地主体呈不规则卵圆形，SW － NE 向长350km，北西 － 南东向长 200km，总面积为 52000km2。目前，兰德盆地出露的岩层呈凹向东南的弧状分布，弧形轴为北西走向的区域性隆起。

研究表明，兰德盆地曾为弧后前陆盆地环境，其演化可能与古 － 中太古代的卡普瓦尔克拉通核部的增生事件有关，经历了多次区域性收缩和拉伸运动和多期热事件 ( 图 2) 。

兰德盆地在多米宁群地层遭受断裂作用之后，发生了大规模的热沉降，使西兰德地区接受浅海沉积，形成西兰德群底部地层。到西兰德晚期，一系列的挤压作用使盆地沉积环境发生了改变，由浅海沉积变为主动大陆边缘的碎屑沉积。古水流资料表明，多米宁群和西兰德群的硅质碎屑沉积岩的源区均在北面和东北面。这是一个大陆边缘的古斜坡。这个古斜坡一直持续到中兰德群早期，古斜坡沿着西缘和西南缘往东和北东倾斜，沿着北缘和西北缘往南东和南面倾斜。古斜坡方向的这种变化，加上沿剖面向上陆相沉积物的增加，表明沉积环境由大陆边缘的浅海沉积渐变为大陆盆地沉积。图 3 示出中兰德群沉积和保存的主要构造。

克勒普利维尔斯贝格 ( Klipriviersberg) 火山作用喷出的拉斑玄武质溢流玄武岩，终止了维特瓦特斯兰德超群的沉积。随着普拉特贝格 ( Platberg) 地堑的发育，克勒普利维尔斯贝格群和维特瓦特斯兰德超群均被一系列的断裂切割，这种地质特征在盆地的西部最为突出。在普拉特贝格侧向断层位移和褶皱冲断层的作用下，部分与维特瓦特斯兰德超群同生的挤压构造被活化。

普拉特贝格沉积作用之后，兰德盆地受到了各种构造和岩浆事件的影响。例如，2054Ma 左右，受布什维尔德火成岩的侵入，维特瓦特斯兰德超群局部发生了变质作用; 2025Ma 左右，盆地在弗里得堡 ( Vredefort) 穹窿作用下发生了变形作用。

2. 矿田地质特征

( 1) 矿田及主要矿层分布

兰德盆地已发现了 100 多个金矿床，部分矿床伴生有铀矿，集中分布在埃文德尔 ( Evander) 、东兰德 ( East Rand) 、中兰德 ( Central Rand) 、西兰德 ( West Rand) 、卡尔顿维尔 ( Carletonville) 、克莱克斯多普 ( Klerksdorp) 、韦尔科姆 ( Welkon) 等 7 个金矿田中 ( 表 1，图 4) 。

埃文德尔、东兰德、中兰德、西兰德、卡尔顿维尔等 5 个矿田分布在兰德盆地北部边缘带上，构成了一个长 100 多千米的矿带，其中有 50 多千米属于中兰德金矿田。中兰德矿田向南东东方向延伸，与东兰德矿田相连接。西兰德矿田规模较小，已经采空的含金矿层都产在中兰德群岩层中，含铀矿层较少，多位于多米宁群底部。克莱克斯多普和韦尔科姆金矿田分布在盆地的西部，构造比较简单，发现了一些倾斜产出的矿层，如 Ventersdorp Contact Reef ( VC 矿层) 、Kloof、Middelvlei、Carbon Leader及 Vaal 等矿层。这两个矿田的矿层开采深度已达 3. 5km。目前，开采的和业已开采的含金矿层总数多达 20 层，其中 8 ～10 层为主要含矿层，它们在盆地的岩石剖面中都占据一定的位置，并且延伸到几个矿田中。卡尔顿维尔和韦尔科姆矿田规模最大，矿层分布复杂，各层岩石的成分和厚度不同，其中西 Basal 矿层规模最大。

图 3 南非中兰德群沉积层和保存的主要构造简图( 引自 H. E. Frimmel 等，2002)

表 1 南非兰德盆地主要金矿田 ( 体) 的金、铀资源量

资料来源: P. Laznicka，2006

据统计，铀兰德金铀矿中有 98%的 Au、U 产在中兰德群之中或之上的 Black 矿层和 VC 矿层里。中兰德群不整合在西兰德群上面，盆地中部厚度最大，为 2900m，往盆地边缘逐步变薄。中兰德群中存在一系列沉积旋回，每一个沉积旋回都由位于侵蚀面之上的河流相粗粒硅质碎屑岩和页岩、泥岩组成。中兰德群发育许多重要的含矿层，不过它们在不同的金矿田有不同的名称 ( 图 4) 。Black 矿层是近于水平的黑色片岩岩层，最大厚度达 500m，产在德兰士瓦碳酸盐岩系的底部。在矿层范围内，岩石片理化，其中有些地段见有小褶皱，它们整体上隶属于次整合的片理。Black 矿层总的矿物成分与主要产在中兰德群中的含矿层的矿物成分没有什么不同。除了炭物质强烈发育外，矿层 Os 和 Ir 的含量增高。炭物质分散在岩石中，在 “小卵石”石英 ( 沿微裂隙) 和胶结物中异常富集。Ventersdorp接触矿层分布面积最大，在盆地西部总面积超过 500km2，并且矿层的形态、厚度和内部组构变化不定。这种变化与不整合面的形态及构造变动有关。例如，卡尔顿维尔矿田中 Ventersdorp 接触矿层，厚度约 70 ～100cm，具有灰白色石英质的细小卵石，其中有少量黑色、暗灰色石英质小卵石。

图4 南非兰德盆地主要含矿层在各个金矿田地层剖面中的位置(寻

总的来看，每个金矿田都发育有 4 个以上含矿层，但均有一个主产矿层 ( 图 4) ，如埃文德金矿田有 Kimberley 矿层、兰德金矿田有 Main Reef ( 主矿层) 、卡尔顿维尔金矿田有 Carbon Leader 矿层、克莱克斯多普金矿田有 Vaal 矿层、韦尔科姆金矿田有 Basal 矿层。大多数情况下，铀是作为副产品生产的。其中，西兰德矿田、克莱克斯多普矿田和韦尔科姆矿田中的铀品位最高，但铀资源最大的矿田是克莱克斯多普和西兰德，其次是卡尔顿维尔矿田，再次是东兰德和韦尔科姆矿田。

( 2) 矿层的产出部位与沉积环境

兰德盆地中的所有金矿体都有一个重要特点，即产在重要的呈不整合的砾岩层 ( 矿层) 中，通常由分选良好的中砾砂屑岩组成。该特征也是砾岩型金铀矿床的一个共同特征。

通常大规模的砾岩层位于沉积层序的底部，直接上覆在基底不整合面上，或者作为沉积序列中一个岩层产出。产有这种砾岩层的沉积序列包括砂岩、页岩、碳酸盐岩和火山熔岩 ( 图 5) 。大多数砾岩层产在一系列的裂谷中或发育于断层地堑形成的盆地中。这种 “古砂矿”矿化包括加拿大的埃里奥特湖的铀矿化，巴西的雅科比纳 Au、U 矿化，南非的多米宁 Au、U 矿层和 Pongola 金矿化等。少数砾岩层产在沉积建造内，但在中兰德群中发育的矿层都由这种砾岩层组成，并产有大量的 Au 和 U。这种砾岩常以低角度不整合产在富含石英的砂岩、砾岩、页岩和玄武岩熔岩的层序中。

图 5 兰德式金铀矿床成矿带中石英砾岩的沉积环境示意图( 引自 P. Laznicka，2006)

从沉积环境来看，含矿砾岩层产于距源区较近的部位，而含炭层则产于盆地中心位置。从金和铀的分布来看，金产于上游水动力和能量较高的部位，所以金往往产于砾岩中，而铀产在含砾石英砂岩中。沉积旋回间的不整合面具有重要意义，几乎所有可开发矿层均产于不整合面上或其附近。底部剥蚀面的几何特征、沉积物的粒度以及特殊岩相，清楚地反映了各种沉积环境，包括从近源冲积扇(如Eldorado组中的EA矿层)到阶地状河流沉积(如VC矿层)、辫状平原，直至辫状三角洲。例如，含矿体的透镜状沉积层反映的是河流相的砂坝和河床的几何特征，指示出了单向的古水流方向;厚度较大的矿体代表了反复的洪水期和枯水期更替形成的河流砾岩和石英碎屑岩沉积层序。

(3)含Au、U矿层的基本特征

该类矿床中的矿化通常分成两种:一种是砾岩层，主要呈线状分布在冲积扇的顶部或中部，厚度变化大，一般在1～5m。金赋存于砾石胶结物中，其品位变化较大，可达6～500g/t，平均为10～15g/t。另一种是薄层状含炭质层，它是含少量小砾石的砂质层，产于冲积扇底部或边缘，一般只有几毫米至几厘米厚，含有藻类化石，含炭质高，Au品位较均匀，最高可达100g/t，平均10～15g/t。另外，还有含黄铁矿石英岩，其中金、铀和黄铁矿产于交错层砂岩的前积层中，产于不整合面上的石英岩和页岩中。

这几种矿化类型在空间上具有“矿层包”(reef packages)特征(图6)。典型的矿层包通常由页岩层、分选性好的石英岩层、砾岩层和(或)炭质层以及不整合面组成，同时在构造应力的作用下有些岩层会发生局部流变，形成石英脉和炭质脉。矿层包常以页岩或低角度覆盖在不整合面之上的石英岩为底板，有时次级不整合面会被冲刷掉或渗滤掉，由炭质层直接覆盖。炭质层可能是由藻类形成的，并发育成黑色矿层和分隔的柱状透镜体。由于炭物质易于富集Au、U和其他金属，所以局部含量极高。砾岩层产在炭质层之上或直接覆盖在不整合面上，砾石分选性和磨圆度都非常好，呈圆形和椭圆形，其主要成分为石英、少量石英岩和燧石。胶结物由石英、硅酸盐矿物、部分重矿物、黄铁矿和金组成。金呈自然金产出，分散在胶结物和黄铁矿中。铀主要残留在晶质铀矿和少量的钛铀矿中。兰德盆地共发现了30多个这类矿层包(矿层、砂矿)，有些矿层包延伸广泛。例如，在韦尔科姆矿田中Basal和Steyn矿层包覆盖了400km²，厚1.6m，平均U品位为500×10^－6，Au品位为15×10^－6。中兰德群的金多产在这种厚1～2m的“矿层包”中，多沿北部和西南部中兰德群出露区和未出露区分布，靠近基底花岗岩穹窿和盆地的岩屑沉积区。

图 6 南非西兰德金矿田 Carbon Leader 层中典型 “矿层包”特征示意图( 引自 P. Laznicka，2006)

( 4) 主要矿石矿物和金铀赋存形式

在维特瓦特斯兰德盆地的矿床中有 70 ～100 种矿物。主要的矿石矿物有黄铁矿，自然金，磁黄铁矿，黄铜矿，As、Co 和 Ni 的硫化物，自然银，晶质铀矿，钛铀矿，方铅矿，铬铁矿，锆石，钛铁矿。脉石矿物有: 石英、绢云母、绿泥石、叶蜡石、硬绿泥石、黑云母。含炭物质的矿物占有特殊的地位，其中最重要的是沥青铀钍矿。在炭质矿物中很少有高含量的钍。金属矿物中最主要的是黄铁矿，据估计其在矿层中的平均含量为 3% ～10%。在 Black 矿层中，黄铁矿含量超过 20%。最常见的矿石构造是细脉状和角砾状。黄铁矿细脉常发育在周围的片岩中。在有些地方，石英小卵石中黄铁矿聚集成块状。

自然金、晶质铀矿和黄铁矿在空间上与真正的外源碎屑矿物 ( 如磨蚀的锆石和铬铁矿颗粒) 共生，它们产在相互交错的前积层、底积层和层序组的界面上，在剥蚀面上尤为集中。厚度超过 1m 的砾岩单元含有多重粒级层，每个粒级层都有外源矿物，集中在底部剥蚀面上。碎屑颗粒的数量与侵蚀的数量成正比，所以最大的富集形成于不整合面上。岩相取样研究表明，剥蚀面优先被矿化，其平均含 Au 38 ×10－ 6，Zr 410 ×10－ 6，U 1750 ×10－ 6，Cr 0. 03% 。Au 和 U 之间有很好的相关性。U 和 Zr 之间及 Au 和 Zr 之间相关性虽小，但是也有一定程度相关。

显微镜下可见，金在致密黄铁矿和石英中呈包体形式出现，并与一些黄铁矿、黄铁矿的多型变种、磁黄铁矿和炭物质组合在一起。金与由致密黄铁矿分裂而形成的板状黄铁矿关系密切。Venters-dorp 接触矿层中金与黄铁矿共生，在 Carbon Leader 和 Vaal 矿层的薄片中常见有金与沥青共生。在这些矿层中还见到明金析出体，它们富集在炭物质的细脉中，或者富集在炭物质聚集体中，这些聚集体产于矿层下接触带的薄层里，具有柱状构造。

三、矿床成因和找矿标志

1. 矿床成因

自维特瓦特斯兰德金铀矿发现之后，它的成因一直存在争议，至今尚未取得一致认识。

最早，大部分人认为兰德矿层是砂岩沉积成因，金和沥青铀矿都是作为碎屑组分搬运到盆地内的。金矿田为河流冲积扇或冲积扇三角洲环境，而矿层中的成矿物质则来源于盆地西北部的太古宙花岗 － 绿岩带的风化作用。Au、U 分别来自区内基性 － 超基性火山岩和花岗岩的侵蚀作用。此外，区内的条带状含铁层也是金的重要来源。

到 20 世纪 80 年代以后，随着矿床研究的不断深入，人们发现许多矿床特征和地质现象很难用砾岩型砂金矿床成因进行解释，于是提出了热液改造砂砾岩金矿床成因、后生或变质热液交代成因、同生热液沉积型金矿床成因等热液模型。在热液模型中，金被认为是通过埋藏后的热液或变质流体带入盆地的。

目前为多数人所接受的，或者说是可以较好解释诸多现象的成因有两种，一种是热液成因，另一种是改造型的砂矿成因。表 2 列出了支持维特瓦特斯兰德金铀矿热液成因和改造型砂矿成因的主要论据。

表 2 南非兰德金铀矿的热液成因和改造型砂矿成因的主要论据

续表

资料来源: H. E. Frimmel 等，2002

2. 找矿标志

尽管兰德金铀矿是世界上最大的金矿，且其成因尚存争议，但实践证明兰德式金矿并非独一无二，在世界其他地方均有发现该类矿床的潜力，以下列出了这类矿床勘查时需注意的一些标志或准则。

( 1) 盆地找矿标志

几乎所有的砾岩型金矿都无一例外地产于古沉积盆地或古剥蚀面的砾岩及相关粗碎屑岩层序中，所以古盆地的选择及特征分析是寻找该类矿床进行战略选区的关键。

作为勘查靶区的盆地，应具备以下一个或多个特征，每个特征均可转化为判断标志:

1) 盆地须在稳定的克拉通上形成和保存。

2) 盆地形成时代必须是太古宙，因为矿床的形成须早于红层沉积 ( 一旦形成了氧化大气层，矿床就很难再形成) 。

3) 盆地沉积物来自发育有矿化的活动边缘地体或富金花岗岩 － 绿岩地体的侵蚀作用。

4) 盆地形成过程中或成岩 / 变质作用演化中，要有炭物质的生成。

5) 具有活跃的远场挤压，垂向应力小时，有利于水平的流体流动，同时局部位移要很小 ( 微弱应变) ，以利于形成变形载体和流体通道。

6) 层组内发育有不整合，这是形成构造通道和早期硅化或提供富集机制所必需的。

( 2) 地层构造标志

1) 不整合面和含矿砾岩层———几乎所有可开发的矿层均产在不整合面的砾岩层中或离不整合面不远的地方; 大部分自然金富集在 “矿层”底部，主要富集在下盘接触面附近。查明是否存在合适的含矿砾岩层，是成功勘查的必要前提。在新勘查区时，应先围绕盆地边缘开展，那里的剧烈挤压或隆升作用有利于不整合面的形成。

2) 炭质指示层———炭质指示层一般是位于石英岩、粗砂岩或砾岩中的富炭条纹 ( 层) ，或是产在这些岩石中的一种炭质混合物。炭质指示层中的金以细脉、斑点和不规则颗粒出现，铂族金属含量高。

3) 古坡度和古水流方向———古坡度是河流形式的敏感标志，也是构造上升和下降的标志。古坡度可根据河道形式、槽状交错层理、中砾和重矿物的颗粒大小梯度，以及出现在角度不整合下的地层出露来判断。古水流资料可揭示出容矿岩石的分布，并可根据沉积层中的交错层测得古水流方向。

4) 盆地中要有能使流体从中下地壳运移到近水平的容矿岩层中的有利构造。这种构造可通过分析盆地中可能的金矿化地层和寻找渗透性好的容矿岩石以及与兰德金矿相类似的蚀变矿物组合来判断。

( 3) 地球物理找矿标志

1) 磁性页岩层，通常富含磁铁矿和绿泥石。地层研究表明，绝大多数含矿地层都产在磁性页岩之上，可用磁法和重力测量来确定隐伏的含磁铁矿页岩单元，这是非常有用的地层和地球物理标志层。因为上维特瓦特斯兰德地层的平均密度与上覆芬特斯多普镁铁质熔岩的平均密度存在 0. 16g/cm3的差异，所以采用磁测配合重力测量，较好地圈出了上维特瓦特斯兰德地层埋深较浅的地段。1937年该方法组合应用于兰德盆地的自由邦矿田，取得了巨大成功。此后，在该矿田发现了 9 个相邻的金矿山。埃文德尔矿田也是在经过先后两次磁测后，打钻发现的。

2) 镁铁质熔岩与石英岩之间明显的声阻抗差异，三维地震测量有助于实际矿化层的确定。

3) 地震、重力和航磁测量 3 种数据的综合运用可确定具有明显物性差异 ( 密度和波速) 的相对缓倾斜的地层，如在兰德金矿中芬特斯多普熔岩或 Black 矿层页岩的接触面上可探测到明显的反射界面，深部的页岩、熔岩与石英岩层之间也构成一组明显的反射面，所以这些技术可作识别深部矿化层的有用手段。

( 4) 地球化学找矿标志

1) 具有 Au、PGE 及 U、Th 等放射性元素异常。

2) 金的富集与硫化物关系密切，砾岩中高含量的金与磁黄铁矿有关，石英岩中则与黄铁矿有关，表现为 Au － S － Fe － As 元素组合。铀的富集与炭质、钛关系密切，表现为 U － C － Ti 元素组合。

3) 在矿带范围内，矿物中 pH、Eh、温度、压力和硫活度诸参数，存在着一种或数种参数分带性。

4) Au 和 U 之间存在很好的相关性，U 和 Zr 之间及 Au 与 Zr 之间相关性较小，但有一定关联。

5) 磁铁矿、铬铁矿、钛铁矿和锆石等重矿物含量高，一般矿化区的重矿物含量是无矿化区的2 ～ 5 倍。

( 唐金荣)

目前，全球已探明的镍储量约为 1.6 亿 t，其中硫化矿约占 42%，红土型镍矿约占 57%(肖振民，2002; 曹异生，2007)。硫化镍与红土型镍同产于一个超基性岩带，但并不是在同一矿床内垂向共生，即并不像铜矿床那样，次生富集带的铜矿下方通常均有原生硫化铜矿。尽管硫化镍矿资源品质好，工艺技术成熟，现约 60%的镍产量来源于硫化镍矿，但世界硫化镍矿的资源量有限，且大部分都已被开发。目前，全球硫化镍矿资源已出现资源危机，传统的几个硫化镍矿矿山(如加拿大的萨德伯里、俄罗斯的诺里尔斯克、澳大利亚的卡姆巴尔达、中国的金川、南非的里腾斯堡等)的开采深度日益加深，矿山开采难度加大。而红土型镍矿床具有埋藏浅、规模大、品位高、易于开采等特点，并经常伴生有重要价值的钴。为此，全球镍行业将资源开发的重点瞄准储量丰富的红土型镍矿资源。

红土型镍矿资源为硫化镍矿岩体风化—淋滤—沉积形成的地表风化壳型矿床，大多数具有工业意义的红土型镍矿床发育于橄榄岩基岩之上。镍主要来源于镁橄榄石及其变质的蛇纹石。红土型镍矿也可以产生在硫化镍矿床之上(如西澳的某些矿床)，但这种情况比较少见，且工业意义不大。

一、地质特征

(一)成矿背景

形成红土型镍矿一般必须具备以下几个主要条件(冶金工业部赴菲斑岩铜矿地质考察组，1980;保尔果里特利，1983; 陈浩琉等，1993; Kula，2000):

(1)基岩条件:一般为缺少石英的橄榄岩或蛇纹岩。因为橄榄岩本身 Ni、Co、Fe、Mn 等成矿元素含量较高，且其矿物组合均属不稳定的可溶性矿物，容易遭受化学风化，使含镍的残余物经表生作用富集起来。这类基岩常形成于古老的大陆板块内或蛇绿岩带中。在古老的大陆中超基性岩沿着断裂剪切带侵入，如巴西、澳大利亚、非洲、亚洲; 在板块碰撞缝合部位，因板块相互碰撞，在接触处或大陆边缘有超基性岩侵入。这些超基性岩经风化作用使镍富集可形成红土型镍矿。产于加勒比海地区的古巴、多米尼加、危地马拉及东南亚地区的印度尼西亚、菲律宾的镍矿床都属于此类型。

(2)气候条件:炎热、多雨的气候条件有利于岩石矿物分解和充分氧化，并有足够的时间进行淋滤和再沉积。

(3)地形地貌条件:地形平缓处，地壳上升使基岩长期暴露，遭受风化剥蚀，易使红土壳增厚。在地形陡坡处，溶液流动快，镍被淋滤丢失; 地形平缓，溶液流动慢，有利于镍的富集。靠近海岸地区，由于海水蒸发，使降雨中的氯化钠含量增高，可提高镍的溶解度，有利于镍的次生富集。

总之，对于那些分布在热带、雨水充足而排水条件良好地区的富镍的超镁铁质岩体最易于形成红土型镍矿。

(二)红土剖面

发育完全的红土型镍矿床，在正常情况下风化壳剖面自下而上包括以下5部分(冶金工业部赴菲斑岩铜矿地质考察组，1980;陈浩琉等，1993)(图 12-1):

(1)风化基岩带:直接发育于原生基岩之上，由未风化的基岩(多数为蛇纹岩)往上，沿岩石的节理和裂隙先遭受氧化。原生矿物蚀变产生绿脱石、绿泥石、叶蛇纹石及蒙脱石，并分解出少量铁、锰氧化物和氢氧化物。镍主要以类质同象赋存于含水硅酸盐矿物之中。矿石品位较低，一般含 Ni 0.8%～3%。

(2)腐泥土带:风化基岩带往上，岩石已分解成碎块且普遍遭受氧化，形成腐泥质外壳。腐泥土主要由原岩的蚀变矿物组成，主要为叶蛇纹石及蒙脱石，其次为绿泥石、滑石及玉髓状二氧化硅等。主要含镍矿物为表生的硅镁镍矿。壳层一般是橙色，厚几厘米，其中常见有一些细小的硅镁镍矿或褐铁矿和玉髓的充填脉。腐泥土带的主要化学特征是由下向上镁含量逐渐减少，而镍和硅含量逐步增高。一般的腐泥土含 Ni 1.4%～3% ，最高可达 10% 。硅镁镍矿充填脉(主要由富镍的胶状叶蛇纹石组成)含镍可达 10%～22% 。该带为红土型镍矿的主要含矿层位，腐泥土则是主要的矿石类型，未风化的岩核一般不含矿。

(3)粘土带(或绿脱石带):绿脱石粘土带的特点是完全缺少腐泥土带所特有的残余岩核和腐泥土壳层结构。蛇纹石全部为绿脱石所取代，并有次生的二氧化硅伴生。靠近该带的顶部针铁矿则成为主要矿物，构成铁红土。整个绿脱石带质地非常松软易碎，成分均匀，有些矿床在近顶部有富含镍钴的锂硬锰矿堆积。镍主要呈类质同象和氧化物赋存于绿脱石和锂硬锰矿及其他氧化物之中。一般含Ni 1%～3% ，最高可达 10% 。

(4)褐铁矿带:褐铁矿带有的是原地的，有的是经过搬运再堆积的。原地褐铁矿带矿物主要为针铁矿、赤铁矿、高岭石，其次为锰氧化物、石英等。矿物含量变化规律一般是:下部以针铁矿为主，而上部则以赤铁矿为主，高岭石含量往上逐渐减少，而石英则逐渐增多。该带镍的品位较低，一般达不到工业品位。

(5)铁砾岩带:由于外营力作用，褐铁矿带之上经常发育一层铁质结核。铁质结核靠近地表部分一般被铁泥质胶结形成铁砾岩层。

红土剖面总厚度一般为 30～50 m，不同地区会有所差异。一般在腐泥土带发育的地方粘土带则不发育; 而粘土带发育的地方腐泥土带则不甚发育。因此，红土型镍矿又可以进一步分为两个亚类型:一类是氧化镍矿床，即以剖面上部的粘土带及褐铁矿带为主的矿床。镍多以类质同象和氧化物的形式存在于铁的氧化物、氢氧化物和粘土矿物之中，古巴的多数矿床属此类型。另一类是硅酸镍矿床，即以剖面下部腐泥土带及风化基岩带为主的矿床，镍主要以类质同象赋存于表生的含水硅酸盐矿物之中，如新喀里多尼亚、俄罗斯及巴西的一些矿床。

图 12-1 红土型镍矿床理想剖面图

二、时空分布

在形成时间上，红土型镍矿床不像岩浆硫化物型镍矿床，红土型镍矿床的成矿时代均集中于中生代和新生代。西欧及乌克兰地区的矿床多数为中生代; 近赤道的古巴、新喀里多尼亚和东南亚地区的矿床多数为新生代(陈浩琉等，1993; Kula，2000)。

空间上，世界上红土型镍矿分布在赤道线南北 30°以内的热带国家，集中分布在环太平洋的热带-亚热带地区(陈浩琉等，1993; Kula，2000)。世界上超大型红土型镍矿床主要分布于南太平洋的新喀里多尼亚岛、澳大利亚(格林维尔)、印度尼西亚(波马拉)、菲律宾(诺诺克岛)、希腊(埃维厄岛)、巴西(戈亚斯)和哥伦比亚(Cerro Matoso)等国家和地区(图 12-2)，其他一些较小的矿床分布于美国、古巴、多米尼加共和国、印度等。中国的红土型镍矿床发现较少，基本分布于哀牢山褶皱系西南部，与纯橄榄岩-斜辉橄榄岩关系密切(中国矿业网)。

图 12-2 全球主要红土型镍矿床分布示意图

三、找矿与勘探

红土型镍矿的找矿勘探大致可遵循以下勘查过程:首先确定合适的远景区，然后在远景区内寻找矿化富集地段，最后进行详细勘探。

1.远景区选择

(1)首先选择气候炎热、多雨并且有橄榄岩等超基性岩发育的地区，在此类地区进行岩石类型及岩相带划分研究，在橄榄岩及纯橄岩中找矿。原岩中含镍愈高对形成红土型镍矿愈有利。若原岩发生蛇纹石化、角砾岩化或破碎则更有利于成矿。

(2)利用航空照片选择地形平坦的丘陵地区进行研究，重点研究平坦地形的边缘和凸出部分或平缓的斜坡地区。

(3)由于超基性岩风化形成的土壤中含镍高，植被不发育，因此，在地面调查之前，先开展遥感图像选择，寻找植被稀少的有特征颜色的红土区。

2.详细勘探

远景区选定后，选择有效的找矿勘探方法。区域性化探分析虽然能取得一定的矿化信息，但效果不佳。物探电法和磁法对红土型镍矿效果不明显，而地震法对了解地层厚度变化情况有一定效果。浅井或风动浅钻效果最好，所以应采用化探，并配合浅井或地震的方法进行联合勘探。