2.1   矿化与断裂关系

为了研究开鲁盆地姚家组砂体、断裂与铀成矿之间的关系，笔者选取白兴吐矿床中具有代表性的勘探线剖面进行说明。从图 4可以看出，目的层姚家组以不整合直接覆盖在下白垩统义县组之上，姚家组下段由辫状河沉积的厚大砂体与薄层泥岩组成，单层砂体厚者可达30~50m，砂体之间夹有薄层红色或灰色泥岩，一般为1~3m，个别可达5m。ZKX1-7和ZKX1-8钻孔中的砂体氧化为红色，ZKX1-5和ZKX1-6钻孔中，部分砂体氧化为红色、黄色，部分砂体保留为灰色，ZKX1-2、ZKX1-3和ZKX1-4钻孔中姚家组下段所有砂体均为灰色、灰白色，仅部分泥岩保留了红色。天窗隆起区NW方向的钻孔中，姚家组下段砂体部分氧化为红色，部分保留了灰色。姚家组上段主要由砂岩和泥岩组成，泥岩比例比下段高得多。因此后生的氧化作用也弱得多。该段大部分砂体保留了灰色，仅有部分砂体被后期氧化为黄色，黄绿色。无论是姚家组下段还是姚家组上段，靠近天窗隆起区部位的氧化作用逐渐变弱，与过去普遍认为的天窗是地表含铀含氧流体向地层深部渗透的位置完全不同^{[14, 24-26]}。天窗的存在虽然是构造隆起的结果，但隆起的时间究竟是氧化带发育之前还是氧化带发育之后，目前争议较大，但天窗构造与矿化有一定的关系得到多数人认可。

图 4.  通辽钱家店—白兴吐地区ZKX剖面矿化与沉积相、断层关系图

Figure 4.  Relationship of uranium mineralization to the ZKX profile and sedimentary facies, faults in Qianjiadian-Baixingtu area

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图 4中，钻孔ZKX1-1的西北侧有一断层F₁，ZKX1-4与ZKX1-5及ZKX1-6与ZKX1-7之间分布有断层F₂和断层F₃，这些断层在区域上已被地质（两侧地层埋深变化明显）和地球物理（地震与电法）证实。F₁东南侧的ZKX1-1钻孔的姚家组下段中发育2层矿体，矿体距离断层很近。断层F₂和F₃之间夹有ZKX1-5和ZKX1-6两个钻孔中的两层矿体，矿体上、下均为氧化砂体，矿体呈悬浮状发育在氧化带中，这种现象在钱家店-白兴吐矿床中普遍存在。ZKX1-7中的矿体虽然发育在姚家组上段地层砂体中，但距离断层F₃也很近。由此可见，在这条剖面上，铀矿体与断层在空间上应该存在某种关系。

2.2   矿化与辉绿岩的关系

在开鲁盆地铀矿勘查中，辉绿岩与铀矿化的关系未能得到应有的重视，尤其是辉绿岩在铀成矿机理上也没有合理的证据和更好的解释。但是，从多年的勘探信息可知，矿区70%~80%的钻孔可见到辉绿岩（蔡建芳电话获悉），部分在含矿目的层姚家组的上部，部分呈岩枝状穿插在姚家组中。从图 2和图 5可以看出，辉绿岩夹持在断裂之间，明显受断裂的控制。图 2中，两大区域大面积分布辉绿岩，一个在白兴吐矿床的东南面辉绿岩，面积较大，几乎覆盖了矿床整个区域，其埋深在各个钻孔中不完全相同，主要跟辉绿岩切穿地层的位置有关，因为呈脉状分布的辉绿岩有斜穿、直穿地层，也有沿地层顺层贯入。另一个在钱家店矿床的南面，高林屯的东南侧，夹持于F₁与F₂之间，似乎还受到NW向断裂F₇的控制。图 5中，3个钻孔岩心中见到辉绿岩。钻孔ZK兴33-2、ZK兴33-4和ZK兴33-6于埋深120~150m之间见辉绿岩穿过姚家组上段。ZK兴33-4和ZK兴33-6钻孔中辉绿岩厚度接近50m，ZK兴33-2钻孔中虽然稍薄，但也超过30m。这3个发育辉绿岩的钻孔中未见到姚家组之上的嫩江组，可能是在辉绿岩侵入过程中，嫩江组被抬升遭受后期剥蚀所致。在图 5中，铀矿化发育在2条断裂（F₁、F₂）之间的姚家组下段靠近底部的粗碎屑岩中，矿化的上、下岩段均为氧化带发育处。这种悬浮式的矿体如果不是断层与辉绿岩岩浆作用带来的热流体改造成矿，也很难找到其他的合理解释。

图 5.  开鲁盆地白兴吐矿床ZK兴33线剖面辉绿岩、断层、铀矿化关系

Figure 5.  The relationship between diabase, faults and uranium mineralization from section ZKX33, the Baixingtu deposit, Kailu basin

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辉绿岩侵入带来的各种蚀变现象在很多钻孔岩石中均能见到。据钻孔ZK兴41-6中埋深在213~214m之间的岩心观察，与辉绿岩接触界面处的细砂岩与含泥砾砾岩，受辉绿岩岩浆热液的影响，姚家组中河道沉积的红色泥质砾石变成了深灰色或黑色，使原来泥质砾石中的含Fe³⁺的赤铁矿变成了含Fe²⁺和Fe³⁺的磁铁矿，岩石的颜色发生改变（图 6-A）。也有一些与辉绿岩接触的砖红色泥岩，被热烘烤之后变成坚硬的暗红色泥岩（图 6-B）。还有一些辉绿岩在穿过嫩江组时，使岩石变硬、褪色成浅色，如在ZK兴25-14钻孔的139.03~139.13m之间，黑色辉绿岩与嫩江组灰白色页岩接触处，出现明显的烘烤、褪色，使原来较软的泥质岩石变得坚硬、致密（图 6-C）。另外，靠近辉绿岩的泥岩中见到大量的碳酸盐脉穿插，如ZK兴33-2钻孔的143.81m处，碳酸盐化细脉伴随着辉绿岩的侵入而形成于破裂的泥岩裂隙中（图 6-D）。

图 6.  辉绿岩侵入带来的岩石蚀变现象

A—辉绿岩接触界面处的细砂岩与含泥砾砾岩受热变黑，ZK兴41-6，213~214m；B—泥岩及砂岩中的泥质薄层烘烤为暗紫色，固结好，坚硬，ZK兴25-4，261.25~263.2m；C—辉绿岩与嫩江组灰白色页岩，ZK兴25-14，139.03~139.13m；D—泥岩中大量的碳酸盐细脉穿插，ZK兴33-2，143.81m

Figure 6.  Rock alterations caused by the diabase intrusion

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镜下观察表明，辉绿岩有明显的后期热液蚀变现象，如滑石化（Mg₃[Si₄O₁₀]（OH）₂）、蛇纹石化（Mg₆ [Si₄O₁₀]（OH）₈）、皂石化（Ca, Na）_0.33（Mg, Fe）₃（Si, Al）₄O₁₀（OH）₂·4H₂O、碳酸盐交代蛇纹石等。辉绿岩中的暗色Fe、Mg矿物蚀变后，部分Fe、Mg进入热流体并带入砂岩中。

3.1   实验方法

本次研究的电子探针分析在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室培育基地完成，仪器型号：电子探针JXA-8100、能谱仪IncaEnery，加速电压为15.0kV，电子束斑为1μm探针束流：2.00×10^-8A。先用IncaEnery能谱仪进行粗略的定性分析，然后观察与分析矿物颗粒的背散射电子图像，在含有铀矿物的矿石中选择数个铀矿物进行定量分析。

包裹体测温和激光拉曼测试实验之前对样品进行预处理，用无水乙醇或是丙酮浸泡薄片2~3d，待薄片完全脱落并洗净树胶后开始实验。测温和测盐度实验在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室培育基地莱卡光学显微镜配合Linkam THMSG600冷热两用台完成。

3.2   砂岩岩石学

为了解研究区砂岩岩石类型与矿化的关系，本次在开鲁白兴吐矿床采集了39件钻孔砂岩样品。镜下鉴定结果为：砂岩中石英（Q）含量偏低，一般为30%~50%，有些样品仅10%~20%，个别样品达60%，变化较大。有些样品中石英蚀变明显，出现蚕食式或港湾式边缘，部分被其他矿物交代。长石含量大多为10%~20%，也有仅为百分之几，以偏酸性的斜长石和微斜长石为主。从粒度看，大多数为中粒（0.08~1mm），部分为中-粗粒（>1.5mm），个别样品中见砾石，粒径2.5~4.8mm。长石蚀变很明显，除表面粘土化外，有些长石完全被高岭石取代，仅剩外形，常见绢云母（水云母）化。岩屑含量高是开鲁盆地姚家组目的层砂岩的特点，含量一般在40%~60%之间，平均为49%。岩屑以火山岩岩屑为主，占57%~75%。变质岩岩屑含量次之，为15%~30%。花岗岩岩屑含量较少，仅为5%~15%。砂岩的磨圆度总体为次棱角状-次圆状，分选性一般。杂基含量一般为8%~13%，仅2个样品超过15%。

用碎屑成分石英（Q）、长石（F）、岩屑（R）含量在Folk分类图上投点得到图 7。结果表明，多数样品点落在Ⅶ区（岩屑砂岩），少数落在Ⅵ区（长石岩屑砂岩），仅1个样品点落在Ⅴ区（岩屑长石砂岩）。由此可见，研究区姚家组目的层砂岩主要为岩屑砂岩，岩屑含量很高。由此推断，目的层沉积场所距物源区不远，沉积物在搬运过程中没有很好地磨圆与分选，保留了较多的源岩性质。然而，尽管源区花岗岩类含量有一定的比例，但花岗岩岩屑在砂岩中含量并不高。

图 7.  开鲁盆地白兴吐矿床含矿砂岩岩石类型

Figure 7.  Types of U-bearing sandstone from the BUD in the Kailu basin

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3.3   蚀变矿物学

开鲁盆地钱家店-白兴吐矿化区域含矿目的层被证实为辫状河砂体，砂岩主要为岩屑砂岩，经过成岩作用和后生氧化作用后，出现了相应的胶结物和新生矿物组合。然而，新生代的基性岩浆活动带来的大量的热流体活动，除使姚家组红色泥岩褪色或变为暗紫色，且岩石致密坚硬外，还在砂岩中留下许多交代蚀变矿物。例如部分石英和长石颗粒被方解石交代、脉状方解石出现、粘土矿物转化为绢云母等。图版Ⅰ-A表明，石英和长石颗粒之间被团块状、自形晶状碳酸盐矿物（Cbn）和蠕虫状高岭石(Kln)充填、交代，一些石英颗粒边缘溶解（左上角），长石被碳酸盐矿物交代，高岭石被菱面体白云石（Dol）环绕。图版Ⅰ-B是采自钱家店矿床钱Ⅳ-24-25钻孔435m深处的样品，铁白云石（或高铁白云石）自形程度高，呈规则的菱面体，有些内部略显环带，它们以交代长石、石英形式出现，从矿物表面及周围析出的褐黄色铁质物看，矿物本身的Fe含量高。图版Ⅰ-C中，碳酸盐矿物强烈交代砂岩的碎屑颗粒，中间部分的石英（Q）被碳酸盐矿物（Cbn）从边缘和矿物裂隙向中心逐渐交代，原石英颗粒剩下部分不足50%。其他颗粒也有被碳酸盐交代的现象。砂岩的孔隙也被大量的碳酸盐矿物充填。图版Ⅰ-D为采自含矿层附近、受热流体作用的泥岩样品，泥岩中含有部分粉砂，在粘土矿物中有尘点状赤铁矿或褐铁矿细颗粒。粘土矿物很多已转化为绢云母（Ser），一条后期碳酸盐细脉体穿插在绢云母组成的泥岩中，这与图 6-D见到的碳酸盐脉穿插一致。

图版Ⅰ.   

A.灰色中砂岩中碳酸盐胶结物（+），ZK兴13-12B，302.9m；B.含炭屑灰白色中砂岩中的菱铁矿矿物颗粒（+），钱Ⅳ-24-25，435m；C.灰色中细砂岩中碳酸盐胶结物交代石英（+），ZK兴41-6，213m；D.细脉状碳酸盐与鳞片状绢云母（+），ZK兴35-4，263.75m Kln—高岭石；Q—石英；F—长石；Cbn—碳酸盐矿物；Fe-Dol—铁白云石；Ser—绢云母

Plate1.   

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由上述研究可知，碳酸盐胶结物在姚家组目的层砂岩中较普遍，为确定碳酸盐矿物与铀矿物之间的成因联系，对其进行了电子探针分析。图版Ⅱ是电子探针背散射（BSE）图像。从图版Ⅱ-A可知，方解石（Cal）呈交代钾长石（Kf）、石英（Q）、岩屑（R）状充填在孔隙之间，铀石（Cof，亮白色）与胶状黄铁矿（Py，灰白色）和方解石交代碎屑颗粒，并充填在粒间孔隙及长石内部溶解空隙中。图版Ⅱ-B显示，黄铁矿呈草莓状，沥青铀矿（Ur）紧密围绕黄铁矿周围分布，碳酸盐矿物充满了砂岩粒间孔隙及碎屑颗粒被溶蚀的空间，其形成时间可能晚于黄铁矿和沥青铀矿。图版Ⅱ-C、D中，石英（Q）和斜长石（Pl）发生强烈的溶解，铀石（Cof）分布在碎屑颗粒的边缘，而白云石（Dol）和铁白云石（Ank）充填了颗粒之间的孔隙，其形成稍晚于颗粒的溶解和铀石的沉淀。图版Ⅱ-E为白兴吐矿床中ZK兴29b-4钻孔349.5m处灰白色中砂岩矿石样品电子探针图像，细小的钛铀矿（Bra）颗粒分布在碎屑矿物黑云母（Bi）、石英（Q）和长石（F）孔隙中。图版Ⅱ-F为钱家店矿床钱Ⅳ-16-31钻孔402m处灰白色细砂岩矿石样品，细小的钛铁矿颗粒沿着石英溶解的边缘分布，石英、长石边缘溶解呈港湾状和蚕食边。

图版Ⅱ.   

A.方解石（Cal）交代碎屑颗粒并充填在孔隙中，铀石（Cof）与黄铁矿（Py）伴生，充填在钾长石（Kf）孔隙和颗粒间；B.方解石、沥青铀矿（Ur）和黄铁矿共同充填在颗粒孔隙间；C.白云石（Dol）与铀石共同交代长石、石英并充填颗粒孔隙间；D.铁白云石（Ank）与铀石交代长石（Pl）、石英并充填在孔隙间；E.细小的钛铀矿（Bra）分布在碎屑颗粒石英、黑云母（Bi）、长石（F）孔隙中；F.细小的钛铀矿分布在石英溶解的边缘

Plate2.   

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同时对碳酸盐矿物的成分进行了电子探针定量分析。从碳酸盐胶结物的分析结果看，方解石中CaO含量为53.99%~66.08%，平均为57.59%；MgO含量为0.13% ~0.36%，平均为0.22%；FeO含量为1.05%~183%，平均为1.43%；MnO含量为1.13%~4.06%，平均为2.03%。

铁白云石胶结物中，CaO含量为27.67% ~29.64%，平均为28.41%；MgO含量为10.56%~13.7%，平均为11.8%；FeO含量为10.57%~14.5 %，平均为12.16 %；MnO含量为0.34%~1.97%，平均为0.88%。

高铁白云石胶结物中，CaO含量为2.94% ~5.87%，平均为4.59%。MgO含量为3.93%~11.69%，平均8.49%；FeO含量为35.46% ~41.87%，平均为37.25%。MnO含量为0.33%~0.96%，平均为0.65%。

将碳酸盐胶结物电子探针成分重量比（%）换算为CaO、MgO、FeO+MnO的摩尔分子数后，再将各个测试的数据点的3种摩尔分子数投点到三角图上得到（图 8）。从图 8可知，顶点Ⅰ区为方解石区，以CaO为主，其他成分很少，属于第一期碳酸盐胶结物。Ⅱ区为铁白云石区，除含CaO和MgO外，含较高的FeO，属于第二期碳酸盐胶结物，形成比方解石晚，可能与热流体作用有关。Ⅲ区可以分为2个亚区，即Ⅲ₁区和Ⅲ₂区，它们均是高铁白云石区，FeO含量很高，同时含有一定量的CaO和MgO。根据薄片和BSE图像观察，高铁白云石应该形成最晚，可能与晚期含铁热流体活动有关^[27]。

图 8.  通辽白兴吐地区含矿层砂岩碳酸盐胶结物成分三角图解

Figure 8.  The compositional ternary diagram for carbonate cements in target sandstone, Baixingtu deposit, Kailu basin

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5.1   热流体活动

根据中国大陆布格重力异常图^[29]和莫霍面深度分布图^[30]可知，以2个重力梯度带为界将中国大陆分为三部分：西部地区，即贺兰山—龙门山以西地区，为地壳加厚部分，达60~70km以上；中部地区，即贺兰山—龙门山以东和大兴安岭—太行山—武陵山以西地区，地壳为中等厚度，在45km左右；东部地区，即大兴安岭—太行山—武陵山以东地区，地壳厚度从38km开始减薄到冲绳海槽的18km。由此可见，中国东部地壳很薄，也就是地幔和软流圈隆升得很高。造成这种减薄的原因是，自古太平洋板块向东亚板块俯冲以来，中国东部地区地壳出现明显减薄导致热物质上升所致。根据地球物理资料，特别是20世纪90年代完成的GGT大剖面^[31]，松辽盆地对应着地幔的隆起，重、磁异常图上均显NE向宽缓的高值区。31km莫霍面等深线圈定的范围大致相当于松辽盆地中央坳陷区^[32]，深部构造和盖层构造呈镜像关系也反映出这点^[33]。应用天然地震层析技术对松辽盆地及周边地区地球层圈探查揭示了岩石圈之下软流层的上隆^[34-35]，正对松辽盆地的底部出现了透镜状、密度小、温度高的低速体。这些资料进一步表明松辽盆地的裂谷性质^[36-37]，松辽盆地的底部属于地幔上涌的动力过程^[38]。

中国大陆沉积盆地是在不同构造背景和地质历史时期发展起来的，不同类型的沉积盆地具有不同的地热特征。中国大地热流平均值为61^[39]~63mW/m^2[40]，与全球中生代地质体大地热流平均值64mW/m^2[41]相当。而由东至西沉积盆地的热状况呈现有规律的变化，东部盆地的大地热流值和地温梯度均较高，往西逐渐降低。辽河、海拉尔、松辽、二连盆地的大地热流介于61~72mW/m²之间，平均值均大于61mW/m²，地温梯度介于2.9~3.7℃/100m之间，平均值均大于2.9℃/100m。而鄂尔多斯、柴达木、塔里木、准噶尔、吐哈盆地的大地热流平均值为44~57mW/m²，均小于61mW/m²，地温梯度介于1.9~2.6mW/m²之间，均小于2.9℃/100m，明显的低于全球大地热流平均值。汪洋等^[40]的资料也表明，以贺兰山-龙门山为界，中国东部的热流值普遍比西部高10mW/m²以上，西部地区存在明显的地热负异常，呈现低热特点，这与盆地所处的大地构造位置和地热背景一致。新构造运动明显的东部地区，特别是新生代以来上地幔隆起幅度大的地区，地温、地温梯度较高，而中、西部构造稳定区盆地内呈低热状态，地温和地温梯度都较低。

热流体指具有一定化学活泼性，且在一般情况下温度高于75℃的流体^[42-43]。本研究中的包裹体测温显示，开鲁盆地砂岩型铀矿含矿目的层砂岩胶结物平均温度为118.7℃。种种迹象表明，开鲁盆地砂岩型铀矿氧化带表生含铀含氧流体成矿之后叠加了热流体的改造作用。

为了研究开鲁盆地热流体的性质，对砂岩矿石中碳酸盐胶结物和黄铁矿的碳、氧、硫同位素进行研究，非矿化岩石与矿石的同位素值比值都很低，多为很大的负值，如碳同位素δ¹³CPDB值一般小于-20‰，反映了来自深部渗出和浅部渗入2种流体的共同来源^[44]。

5.2   成矿机理探讨

钱家店-白兴吐矿床中，铀矿物主要有沥青铀矿、铀石、钛铀矿及含钛铀矿物。沥青铀矿和铀石既可形成于热液铀矿床中，也可形成于表生含铀含氧流体。根据本次研究，沥青铀矿与早期成岩的草莓状黄铁矿密切共生，它可能是早期姚家组沉积后不久，由含铀含氧流体渗入到砂岩中形成的一期矿化。而铀石产出状态与沥青铀矿不同，其主要交代碎屑颗粒及充填在碎屑颗粒破裂溶解的裂隙中，应该与热流体作用同时发生。钛铀矿通常形成于温度较高的条件，可作为热流体成矿的重要标志。自然界中钛铀矿在弱碱性还原环境中形成，并且对温度要求较高，一般达到300~450℃，也有少量为120~300℃环境下形成，且钛铀矿是一种不稳定的矿物，容易蜕变、分解为其他矿物^[45]。钛铀矿中UO₂含量通常为27.22%~48.17%，平均为38.44%，TiO₂含量为35.77%~50.82%，平均为41.91%。章邦桐等^[46]研究赣南6722铀矿床认为，矿床中钛铀矿的UO₂及TiO₂含量很高，分别为40.65%~43.83%和32.56%~34.25%，形成的温度为250~350℃的中高温条件。钱家店-白兴吐矿床钛铀矿是重要的铀矿物类型，钱家店-白兴吐矿床中钛铀矿UO₂含量为26.54%~47.53%，平均为34.81%。TiO₂含量为22.06%~36.66%，平均为29.96%，由此可见，钛铀矿中UO₂含量与其他矿床接近，而TiO₂略低。闵茂中等^[45]认为，钛铀矿的形成有3种方式：①成矿溶液中析出结晶成矿；②交代含钛矿物形成；③U和Ti的氧化物或氢氧化物受后期热液改造重结晶。不管是哪一种方式，钛铀矿的形成都离不开热流体作用。

在钱家店-白兴吐矿区内部，辉绿岩脉广泛分布，并穿插于铀矿含矿目的层。前人对研究区辉绿岩进行过年代学研究，马汉峰等^[47]提出辉绿岩侵入时间为51Ma，夏毓亮等^[14]得出其年龄为49.4 ±4Ma。结合区域构造特征，辉绿岩处于喜山运动Ⅰ幕之后，推测辉绿岩脉形成时间应该在49.4Ma左右。前人对本区铀矿年龄也做过一些研究，得到多组成矿年龄数据。例如罗毅等^[26]测定U-Pb同位素组成，计算得出姚下段深灰色细砂、粉砂岩中铀矿石的U-Pb等时线年龄为96±14Ma，浅灰色细砂岩铀矿物U-Pb等时线年龄为67±5Ma，这个年龄相当于姚家组下段沉积时或沉积不久后的成矿年龄。根据砂岩型铀矿的成矿作用，这可能是潜水氧化或层间氧化的时间。而罗毅等^[26]得出姚家组上段灰白色细砂岩中铀矿物U-Pb等时线年龄为40±3Ma。夏毓亮等^[14]发布的矿石U-Pb等时线年龄分为4个阶段，分别是87 ± 12Ma、67 ± 5Ma、53 ± 3Ma、41 ±4Ma。大体上可分为2个时期，前二者属于晚白垩世，后二者属于始新世。从已有的成矿年龄数据看，明显存在2期成矿作用，而且2期作用相差时间较长，约40Ma，而后一期成矿作用与研究区广泛分布的辉绿岩年龄接近，充分反映了研究区可能存在2期不同性质的流体成矿作用。

嫩江末期发生的嫩江运动在开鲁盆地，甚至整个松辽盆地表现非常明显，它是盆地由坳陷阶段向构造反转转变的关键时期。钱家店地区构造天窗的开启，导致含铀含氧流体渗入姚家组砂岩中发生抬升-氧化带成矿作用，这个早期成矿作用发生在晚白垩世。始新世，辉绿岩的侵入作用，不仅改变了成矿区域的热场，也为热流体的形成创造了物质条件。辉绿岩侵入后，带来了岩浆热流体的出现，因为辉绿岩遭受蚀变后，其暗色的Fe、Mg矿物（如辉石、角闪石、黑云母等）能释放出大量的Fe²⁺、Mg²⁺、Ca²⁺、Ti⁴⁺，这些离子与其他阴离子结合，形成了新生的黄铁矿、铁绿泥石、铁白云石、菱铁矿等^[48]。研究区中辉绿岩蚀变发育，如辉石、橄榄石等暗色矿物发生蛇纹石化、滑石化和皂石化，这个过程中暗色矿物释放出来的Fe2 +、Mg2 +等进入砂岩形成成矿热流体。

与此同时，在热流体作用下，先前形成的沥青铀矿稳定性遭到破坏，变得不稳定，U⁴⁺与长石在热流体作用下分解出来的SiO₂结合形成铀石，充填在长石溶解后的空隙、裂隙中。而热流体中的CO₃^2-与Ca²⁺、Mg²⁺、Fe²⁺结合，导致大量的铁白云石和高铁白云石的出现，3期碳酸盐的演化（方解石→铁白云石→高铁白云石）应该与此有关。从空间上看，钱家店-白兴吐砂岩型铀矿的矿体与断裂和辉绿岩关系十分密切，它们之间应该存在一定的关系，把铀矿后期叠加改造成矿作用与断裂和辉绿岩岩浆热液联系起来就不无道理。