鄂尔多斯盆地志丹地区安定组铀矿化地质地球化学特征

2021-08-16汤超肖鹏魏佳林徐增连刘华建赵丽君

华北地质 2021年2期

汤超，肖鹏，魏佳林，徐增连，刘华建，赵丽君

（1.中国地质调查局天津地质调查中心天津，300170；2.中国地质调查局铀矿地质重点实验室，天津 300170）

鄂尔多斯盆地地跨陕甘宁蒙晋五省区，面积约25×104km2，蕴含丰富的煤炭、石油、天然气及铀矿资源，是我国最重要的能源基地之一。研究发现，鄂尔多斯盆地放射性异常分布范围广，异常层位包括二叠系、石炭系的含煤地层和中生代地层[1-2]。近十几年来，在盆地东北缘发现了皂火壕、纳岭沟及大营等大型—超大型砂岩型铀矿床，以及在盆地西缘宁东地区、西南缘焦家汇-国家湾地区及东南缘富县-宜君地区发现了不同规模的砂岩型铀矿或铀矿化现象，展示了良好的找矿前景，含矿层位主要为中侏罗统直罗组和延安组、下白垩统华池-环河组[3-6]。随着铀矿床的发现，许多学者对盆地内自然伽马高异常的关注度越来越高。由于受地浸开采技术的限制，目前砂岩型铀矿床的勘查深度一般小于700 m,大多在500 m 以内。因此，目前对鄂尔多斯盆地铀矿的研究中，主要将注意力集中于浅部的白垩系和中侏罗统，对深部和泥岩的放射性异常关注较少[7]。深部泥岩铀矿（化）埋深大、岩石致密，开采成本高，可不作为主要勘查对象。但这些铀矿（化）也是随着盆地的演化而富集并保存至今，研究其成因可为盆地砂岩型铀矿成矿作用提供基础资料。新一轮“油铀兼探”工作在鄂尔多斯盆地志丹地区发现了大量高自然伽马异常，通过初步调查，高自然伽马异常主要见于安定组泥灰岩层中，且异常主要由铀富集引起。本文在放射性异常特征研的基础上，对安定组泥灰岩异常段岩心进行野外观察及系统采样，结合电子探针及地球化学分析，对安定组铀矿化地质地球化学特征及铀富集的控制因素进行了研究。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地是我国第二大沉积盆地，呈近南北向矩形展布，盆地南北缘分别受近东西向展布的祁连-秦岭构造带及阴山构造带边部深大断裂的控制，太行-吕梁及贺兰山南北向构造带分别构成了盆地东西边界。鄂尔多斯盆地大地构造上属于华北地台西部，由不同时期（Mz/Pz2/Pz1）多个大型盆地叠加、复合形成，是典型的克拉通边缘多重叠合型盆地[8]，为中国现存的最为稳定、完整的一个构造单元。盆地发展演化大致经历了古生代前陆盆地和中生代坳陷盆地两个阶段[9-10]，其中中元古代古构造格局对盆地后期沉积演化、地质流体运移及聚集产生了重要影响[11]。盆地由结晶基底、地台沉积盖层及中生代沉积盖层组成。结晶基底由太古界及古元古界变质岩系组成，岩性主要为角闪岩相、绿片岩相、麻粒岩相变质岩及混合花岗岩；地台沉积盖层由中元古界和古生界寒武系（∈）、奥陶系（O）、上石炭系（C2）、二叠系（P）组成；中生代沉积盖层有中新生界三叠系（T）、侏罗系（J）、白垩系下统（K1）、古近系渐新统（E3）、新近系上新统（N2）及第四系（Q），其中三叠系、侏罗系和白垩系是盆地沉积盖层的主体。鄂尔多斯盆地自燕山期以来划分为伊盟隆起、渭北隆起、晋西挠褶带、伊陕斜坡、天环向斜和西缘逆冲带六个一级构造单元。伊盟隆起、伊陕斜坡、西缘逆冲带对盆地中生代沉积作用和铀成矿作用具有直接的影响，是控制盆内铀成矿作用的重要构造单元。

本次研究区志丹地区位于鄂尔多斯盆地中东部，处于盆地三级构造单元伊陕斜坡内（图1a）。区内黄土广覆，基岩出露差，仅在主要水系及其支沟两侧出露有侏罗系（J）、白垩系（K）地层（图1b）。地层倾向北西-北，倾角平缓，一般3～4°。中侏罗统是工作区主要层位，自下而上可分为延安组（J2y）、直罗组（J2z）、安定组（J2a）。下白垩统之上依次为白垩系下统洛河组（K1l）、华池环河组（K1h），新近系上新统三趾马组（N2），第四系（Q）。中侏罗统安定组（J2a）是本次研究的主要层位。

图1 鄂尔多斯盆地志丹地区构造位置（a）和区域地质图（b）Fig.1 Tectonic location(a)and regional geological map(b)of Zhidan area in Erdos basin

2 安定组地层发育特征

区域上安定组主要出露于鄂尔多斯盆地东部的葫芦河、洛河、西杏子河、清漳河、大理河、无定河等河谷中，宜君-安塞-榆林-东胜一线以东全部剥蚀殆尽，在乌海东北部、鄂托克旗、盐池西南部、环县西北部和镇原等处残留厚度可达200～250 m 左右[12]。安定组岩性较复杂，主要包括河流相和湖湘沉积，上部为灰紫红、灰黄色泥灰岩，中下部为灰黄、紫红色砂岩、泥岩夹泥灰岩及灰黑色页岩，与下伏直罗组呈整合接触，上被洛河组的红色、粗砂岩假整合覆盖。志丹地区安定组地层广泛出露，岩性中、上部为浅灰色泥灰岩为主，夹紫灰色泥岩，底部为浅灰色砂岩。安定组泥灰岩段是研究区中生界地层划分的主要标志层之一，分布稳定，厚十几至几十米，测井曲线以高阻为特征，其下部是安定组的高阻砂泥岩、页岩段，与上下相邻地层的低阻成明显对比（图2）。

图2 安定组泥灰岩段标志层特征（ZKYJ114孔）Fig.2 Characteristics of the mark layer of marl section in Anding group(hole ZKYJ114)

2.1 志丹地区安定组空间展布特征

根据安定组标志层特征，在研究区选取了1 846口钻井进行地层统计，绘制了安定组底板埋深等值线图（图3a）和地层厚度等值线图（图3b）。由图3a可见，安定组底板埋深在160～1 055 m，变化较大，总体表现东高西低的特征，志丹—永宁东部埋深在600 m以浅，永宁—金鼎地区埋深等值线呈舌状突出伸入凹陷区，金鼎西南部埋深最大，普遍大于900 m。研究区安定组地层厚度40～135 m，平均厚度79 m。从安定组地层厚度图中（图3b）可以看出安定组地层厚度具有西北、东南厚、中部薄的特征。东南部永宁地区厚度在80～100 m左右；向西北过渡至金鼎存在一个厚度较薄区域，地厚度普遍为40～60 m；金鼎-志丹一线西北部地层厚度逐渐增加，普遍大于80 m。整体看，安定组地层厚度由盆地边部向沉积中心呈现增加趋势。稳定的地层倾向较好地控制了后期流体在铀储层中的输导过程，为铀的富集创造了有利的条件。

图3 志丹地区安定组埋深等值线（a）及地层厚度等值线图（b）Fig.3 Contour map of buried depth(a)and thickness(b)of Anding formation in Zhidan area

2.2 安定组自然伽马异常分布特征

油田系统中对伽马曲线的标度皆使用API 这一单位，根据志丹地区1 846个钻孔的放射性测井资料统计分析，安定组自然伽马平均值一般为80 API。据此以自然伽马值大于200 API 为异常标准进行统计研究。为了分析异常的程度及其空间分布规律，本次统计的异常程度参数主要是异常厚度和幅值。异常厚度的统计方法：分别读取自然伽马高异常层段上下伽马值等于200 API 时的测井深度，然后两者相减所得绝对值；幅值的统计则是该异常厚度范围中的最大伽马值。在对研究区自然伽马异常层段统计的基础上，在垂向上绘制了单井和连井剖面，以揭示自然伽马异常在纵向和剖面上的表现，在平面上绘制了自然伽马异常值等值线图，以反映异常值的分布规律。

（1）连井剖面异常特征

高自然伽马异常层主要分布在安定组顶部，岩性主要为泥灰岩，异常埋深200～1 000 m，异常值为240～1838 API，异常厚度0.5～8.5 m。如永金114井异常幅度显著，异常值1 035 API，厚度4 m，埋深742～746 m。从研究区钻孔连井剖面图（图4）可以看出，异常段安定组泥灰岩层规模大、横向连通性好，高自然伽马异常层在横向上具有良好的连续性和可追踪性,反映异常分布范围较大。

图4 研究区钻孔连井剖面图Fig.4 Profile of borehole and continuous well in study area

（3）平面分布特征

安定组异常极值等值线图显示（图5），异常强度在西北部地区可达1 838 API，过渡到东南部地区减弱到100 API左右；异常高值主要分布在金鼎西北地区，金鼎-志丹一线以南异常值较低，部分地区甚至没有异常出现。异常强度呈现向西北方向逐渐增强的特征，这一特征与安定组地层厚度变化相吻合，异常高值对应沉积中心，显示越靠近当时的湖盆中央，铀异常越发育。

图5 志丹地区安定组伽马异常极值等值线图Fig.5 Gamma anomaly extremum isoline map of Anding group in Zhidan area

3 样品采集与测试

本次研究样品来自金鼎地区施工的2个钻孔，采样位置集中在安定组泥灰岩异常段，共采集新鲜岩石样品26件，分析项目主要包括U、Ra、Th、K、orgC、∑S、微量元素、稀土元素等。样品测试均在由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，orgC、∑S采用CS580A碳硫分析仪测试，全岩微量元素和稀土元素测试在NexION300D 等离子体质谱仪上进行，分析精度在5%以内。

4 测试结果

4.1 岩石学特征

志丹地区铀异常段主要位于安定组上部，岩性以泥灰岩为主。本次采集的泥岩灰岩样品呈深灰色、灰黑色，岩石致密坚硬，水平层理发育，并有少量沙纹状层理及小型透镜状、脉状层理（图6a）。室内岩石薄片鉴定发现，岩石主要由碳酸盐、粘土质及粉砂碎屑组成，另有少量铁质和有机质。根据其成分与结构特点，将本次研究的泥灰岩划分为块状泥灰岩及生物碎屑泥灰岩。块状泥灰岩岩石致密，成层性特征不明显，以泥粒级泥晶方解石为主，含一定量的石英、长石等陆源碎屑，显微镜下多为微晶质或隐晶质结构，粒径在0.01 mm以下（图6b）。生物碎屑泥灰岩成层性特征不明显，基质为泥晶方解石，生物屑主要为藻类、珊瑚、介壳和腕足碎片等（图6c、d）。

图6 志丹地区安定组泥灰岩岩石学特征照片Fig.6 Petrological characteristics of marl from anding formation in Zhidan area

铀矿物的类型和赋存状态关系到成矿过程模拟和矿床开采过程中浸用剂的选择和浸出的难易程度。本次研究电子探针分析未在异常段泥灰岩中发现铀矿物的存在，可能铀以吸附态的形式存在。电子探针结果表明安定组异常段泥灰岩具有富草莓状黄铁矿和有机质等特征。图6e显示，泥灰岩中草莓状黄铁矿较丰富，可见草莓状集合体，黄铁矿颗粒较小，一般小于10 μm。黄铁矿含量高可能与缺氧的沉积环境有关，在缺氧的条件下，有机质还原出大量的HS-，能与游离的Fe2+及时结合，说明泥灰岩沉积时以及沉积后地层都处于相对静水还原水体环境，有利于铀富集。此外，微观特征还显示斜长石等矿物具有蚀变特征（图6f）。

4.2 地球化学特征

（1）铀、镭、钍、钾含量

铀、镭、钍、钾含量测试结果见表1。为便于下文讨论，将样品按照铀含量分为3类：w（U）＜30×10-6为无矿围岩，30×10-6≤w（U）＜100×10-6为铀异常段，w（U）≥100×10-6为铀矿化段。从表1可以看出，铀含量最小5.92×10-6，最大211×10-6，平均46.43×10-6，说明铀含量变化较大。钍含量最小2.35×10-6，最大68.9×10-6，平均14.96×10-6，钍含量变化较大。样品Th/U比值为0.06～3.44，平均0.71，其中不含矿围岩样品Th/U比值较高，说明本区自然伽马异常主要是由铀的活化和聚集引起。钾含量介于0.48×10-6～3.12×10-6，平均为1.25×10-6，钾含量相对稳定。

（2）有机碳、全硫地球化学

从表1 可以看到，26 个样品的有机碳含量为0.78%～13.5%，平均4.32%，与铀含量呈正相关性（图7a）。进一步对3类样品的铀和有机碳含量分析表明：围岩13个样品平均铀含量14.72×10-6，平均有机碳含量2.95%，异常段11 个样品平均铀含量57.71×10-6，平均有机碳含量5.04%，铀矿化段2个样品平均铀含量190.50×10-6，平均有机碳含量9.26%，显示铀元素富集与有机物质密切相关，表明在安定组泥灰岩发育期，在铀来源相对充足的情况下，有机质的存在显著地促进了铀元素的富集。

表1 志丹地区泥灰岩U、Ra、Th、K、orgC、∑S分析结果表Table 1 Analysis results of U,Ra,Th,K,orgC and ∑S of marls in Zhidan area

样品∑S含量为0.01%～3.71%，平均1.21%，是上地壳元素标准克拉克值6.3×10-5的192倍，∑S最高值达3.71%，与铀含量呈明显的正相关性（图7b）。由于泥灰岩中含有较丰富的黄铁矿，∑Fe 平均值为2.28%，是上地壳元素标准克拉克值的7.4倍。围岩样品∑S平均含量0.75%，∑Fe平均2.13%，异常段样品∑S平均含量1.42%，∑Fe平均2.59%，铀矿化段∑S平均含量3.11%，∑Fe平均2.71%，显示随着铀含量增高，∑S和∑Fe含量具有增加的趋势。这主要是由于在长期缺氧的沉积环境中，有机物中的碳氢化合物在有机硫酸盐还原菌的参与下，使硫酸盐还原产生硫化氢，营造出一种强还原环境，并且硫化氢又与富氧富铀的碳酸铀酞离子相互作用，从而在泥灰岩中形成铀富集沉淀，同时SO42-被还原成S2-,与Fe2+结合成黄铁矿。

图7 志丹地区安定组泥灰岩U与orgC、∑S关系图解Fig.7 Diagram of the relationship between U and orgC,∑S of marl in Anding formation,Zhidan area

上述分析结果表明，泥灰岩中有机质和黄铁矿与铀富集关系密切，是铀元素富集的重要因素。

（3）微量元素地球化学

根据上述样品分类，将10件样品分别划分为无矿泥灰岩、铀异常泥灰岩及铀矿化泥灰岩，并计算出3 类泥灰岩中的微量元素平均含量及其浓集系数，列于表2。以中国沉积岩元素平均含量为基准对样品元素含量进行标准化，计算其相对富集系数K，采用公式K=x样品/x沉积岩，其中：x样品为样品中元素的含量；x沉积岩为中国沉积岩元素丰度[13]。当富集系数K＞1时，此元素在该样品中呈相对富集；K＜1时，此元素在该样品中呈相对亏损。

表2 志丹地区泥灰岩微量元素平均含量、浓集系数及元素比值一览表Table 2 Average content,concentration coefficient and element ratio of marl in Zhidan area

无矿泥灰岩主要富集元素有V、Pb、Sr、Mo、Cd、Sb、Ba、U，其中U相对富集（富集系数5.47）；铀异常泥灰岩和铀矿化泥灰岩富集元素一致，主要富集V、Ni、Pb、Zn、Sr、Y、Mo、Cd、Sb、Ba、Bi、Th、U，其中U高度富集（富集系数分别为21.31、83.50）；相对无矿泥灰岩，异常段泥灰岩和铀矿化泥灰岩多富集Ni、Zn、Y、Bi、Th等元素，表明这些元素与U具有共同迁移富集特征；3类泥灰岩普遍亏损高场元素Zr、Hf、Nb、Ta。在所有富集元素中Mo、U元素高度富集（Mo元素富集系数84.64～257.68、U 元素富集系数5.47～83.5），反映Mo为U的指示元素。

高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf、Th平均含量随着无矿泥灰岩→铀异常泥灰岩→铀矿化泥灰岩呈递增态势，含量在铀矿化泥灰岩中达到最高，为无矿泥灰岩的1.1～2.1 倍，反映高场强元素随着铀的不断富集而逐渐增加，说明高场元素Zr、Hf、Nb、Ta在铀富集过程中发生了迁移。无矿泥灰岩、铀异常泥灰岩及铀矿化泥灰岩的Zr/Hf 值分别为45.53、42.82 和46.96，变化不大。

根据无矿泥灰岩、铀异常泥灰岩及铀矿化泥灰岩的微量元素蛛网图（图8）可见，无矿泥灰岩、铀异常泥灰岩及铀矿化泥灰岩的3条曲线的变化规律大致相同，U、Mo存在明显正异常，Sc、Co、Rb、Cs、Nb、Ta、Zr、Hf为负异常，但元素富集和亏损程度不一。从无矿泥灰岩→铀异常泥灰岩→铀矿化泥灰岩，元素富集程度逐渐加强，而元素亏损则逐渐减弱。元素富集和亏损程度也是区分无矿泥灰岩、铀异常泥灰岩及铀矿化泥灰岩的一种标志。

图8 志丹地区安定组泥灰岩微量元素中国沉积岩标准化蛛网图Fig.8 Standardized spider web diagram of trace elements in marl of Anding Formation in Zhidan area

（4）稀土元素地球化学

对不同类型泥灰岩进行了稀土元素检测，分析结果及特征参数值见表3。稀土元素特征如下：

表3 志丹地区泥灰岩微量元素平均含量及特征参数表Table 3 Average content and characteristic parameters of trace elements in marl in Zhidan area

无矿泥灰岩稀土元素含量较低，∑REE为57.07×10-6，明显低于上地壳，接近下地壳；ΣLREE/ΣHREE比值为7.06，(La/Yb)N值为5.93，表现出轻重稀土元素间强烈分馏特征，表明LREE 发生了富集，HREE亏损；(La/Sm)N为4.78，轻稀土元素间具有较强的分馏作用；(Gd/Yb)N为0.88，显示重稀土元素分馏程度低；δEu值为0.67，呈强负Eu异常，δCe值为1.01，显示为微弱正Ce异常；稀土模式曲线表现为平缓右倾斜（图9），与上地壳稀土模式曲线形态基本一致，但富集程度明显较上地壳低。

铀异常泥灰岩和铀矿化泥灰岩稀土模式和稀土比值特征相似，其中∑REE 为106.73×10-6和117.34×10-6，接近上地壳；ΣLREE/ΣHREE 比值为6.73 和5.33，(La/Yb)N值为5.75和4.28，表现出轻重稀土元素间强烈分馏特征，表明LREE 发生了富集，HREE 亏损；(La/Sm)N为3.86 和3.25，轻稀土元素间具有较强的分馏作用，但强度明显低于无矿泥灰岩；(Gd/Yb)N为1.07和0.94，显示重稀土元素分馏程度低；δEu值为0.63和0.62，呈强负Eu 异常，δCe 值为0.98 和0.98，显示为微弱负Ce 异常；稀土模式曲线表现为平缓右倾斜（图9），与上地壳稀土模式曲线形态一致性好，轻稀土元素较上地壳含量低，重稀土元素较上地壳含量高。

图9 志丹地区安定组泥灰岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图Fig.9 Normalized REE chondrite distribution curve of Anding formation marl in Zhidan area

从无矿泥灰岩→铀异常泥灰岩→铀矿化泥灰岩，ΣREE 随着U含量的增加而不断增加，铀矿化泥灰岩中的ΣREE 最高，而δEu随着U含量的增加而不断降低，这表明铀矿化过程中，稀土元素出现了明显富集，Eu 容易发生迁移。

5 讨论

5.1 铀富集与有机质关系探讨

研究表明，有机质在砂岩型铀矿成因中主要存在以下2方面作用：（1）有机质对铀的吸附作用，铀以分散吸附状态存在，有机质为主要吸附剂，且吸附状态的铀呈离子状态（主要为UO22+和络离子）；（2）有机质对铀的还原作用，铀主要以铀矿物和分散吸附状态存在，六价铀在有机质的还原作用下形成四价铀矿物。本次研究未在铀矿化泥灰岩中发现独立铀矿物的存在，但铀含量与有机质丰度具有明显的正相关性，铀富集与有机物质有着密切的关系，因此推测铀可能以吸附态的形式存在，有机质吸附则是铀富集的重要因素。安定组泥灰岩中含大量生物碎屑，有机质含量高，成岩过程中有利于大量有机酸物质的形成，具有较大的吸附和吸收能力。

值得注意的是，铀矿化泥灰岩中P2O5含量较高，达到0.67%。岩石中磷主要来自磷灰石或胶磷灰石，而胶磷灰石具有较强的铀吸附能力[15-17]。另外，由于U4+与Ca2+的半径相近，电负性相似，铀也能以类质同像的形式置换磷灰石中的钙。因此，岩石中磷灰石或胶磷灰石对安定组泥灰岩的铀富集也可能起了重要作用。而且生物碎屑泥灰岩中本身含有许多低等生物的骨骼和外壳，其中磷的含量较高，可以提供磷质来源。

5.2 安定组形成环境

目前，氧化—还原环境的判别主要是根据沉积物中某些微量元素及其比值来推断沉积期的氧化还原条件。研究表明，V/Cr、V/（V+Ni）和Ce/La等微量元素比值作为判别标志相对准确[18-20]，其比值分别大于4.25、0.84和2.0指示缺氧还原环境，小于2、0.6和1.5则代表富氧氧化环境，比值介于二者之间代表过渡环境或贫氧环境。V/Cr、V/（V+Ni）和Ce/La 氧化还原判别图（图10）显示安定组泥灰岩样品数据点主要落入贫氧过渡环境，表明整体处于贫氧过渡状态下的滨浅湖沉积环境。另外，Sr/Ba 值可以帮助判断沉积时水体的古盐度[21]，无矿泥灰岩、铀异常泥灰岩及铀矿化泥灰岩中的Sr/Ba 值均大于1，表明沉积时水体的盐度较大。

图10 志丹地区安定组泥灰岩V/Cr、V/（V+Ni）和Ce/La沉积环境判别图Fig.10 Discrimination map of V/Cr,V/(V+Ni)and Ce/La sedimentary environments of marls from Anding Formation in Zhidan area

5.3 铀富集的控制因素

铀是变价元素，在近地表条件下以U6+和U4+两种价态存在。在还原条件下，铀常形成难溶解的U4+铀矿物，在pH值很低且较高温度下，它的溶解度才有所增大。在氧化环境中，U4+很容易被氧化为U6+，U6+易溶于氧化性较强的地表水或地下水，并可在很宽的pH条件范围内与阴离子（如CO32-、HCO3-、SO42-等）形成稳定的络合物。因此，在氧化环境中，铀容易从岩石中被萃取出来，并在还原环境中发生沉淀富集。近年研究结果表明，在沉积岩中磷灰石和富有机质的黑色页岩是铀浓度增加的重要场所[15,22]。在缺氧环境中铀富集的最有利因素是沉积物中富集有机质和磷酸盐。有机质和磷酸钙对铀具有很强的吸附能力，在铀富集过程中具有重要的富集作用。

志丹地区泥灰岩具有高C、S、P含量及微量元素V/Cr、V/（V+Ni）、Ce/La 比值均显示形成于贫氧环境。另外泥灰岩中还存在众多的草莓状状黄铁矿，其颗粒较小，一般小于10 μm，反映与缺氧的沉积环境及微生物作用有关。安定组泥灰岩在长期贫氧的沉积环境中，生物碎屑等有机物中的碳氢化合物在有机硫酸盐还原菌的参与下，使硫酸盐还原产生硫化氢，而则营造出一种强还原环境，并且硫化氢又与富氧富铀的碳酸铀酞离子相互作用，从而使铀以吸附态的形式存在于有机质中。由于水溶液中RE3+具有与UO2+类似的性质，随着铀的富集，REE也一同富集沉淀，造成铀矿化泥灰岩的稀土元素含量明显高于无矿泥灰岩。

前人研究认为盆地自早-中侏罗世延安组到中侏罗世直罗组经历了温暖潮交替到干旱-半干旱的转变过程[23-24]。安定组沉积末期，气候条件进一步转变为半干旱炎热，盆地周缘的含氧含铀地表水不断进入湖盆中，在贫氧环境的沉积成岩作用过程中，使铀从水体中向泥灰岩中扩散、迁移，被有机质吸附沉淀，是泥灰岩铀富集的主要控制因素。