1.矿床位置及研究小史
矿床大地构造位置属东亚壳体中国东南地洼区雪峰地穹系苏宝顶地穹列苗儿山—越城岭地穹新资（新宁—资源）洼凹。按地洼区内构造－岩浆活化程度划分，属岩浆活动相对较弱的侵入－构造活化的地洼区。
该矿床于1956年进行地面伽马普查找矿时发现。在矿床勘探过程中孙仁保、李作圣、徐伟昌、康自立、杨顺田等做了较详细的研究工作。后来北京铀矿地质研究所张待时（1982）对矿床物质成分和成因特征作了专题研究，陈一峰（1982）对矿床构造特征作了专门研究。黄世杰、夏毓亮（1985）对矿床成因机制的同位素地质学作了深入剖析，方适宜（1990）写出了铲子坪矿床脆－韧性滑脱剪切带及其动力成矿作用的论文。康自立等（1991）对新资断裂带的构造地球化学特征进行了深入研究。1992～1993年俄罗斯学者С.Ф.维诺库洛夫和李顺初等两次进入矿床作现场考察和研究。
笔者曾在1978年对该矿床作过专门考察，实地观察了坑道、钻孔岩心，并在地表作了含矿岩系的地质剖面，取得了一批岩矿石标本。1990年和1993年先后陪同苏联及俄罗斯地质学家考察该矿床，并作了短期工作，了解到前人对矿床的研究成果，以及对矿床成因的许多不同观点。各不同观点又有相同之处，就是认为矿床形成是多阶段、多来源、多成因的产物，有的称之为复成因矿床，有的称多因复成矿床。不同之处是各人认为主成矿作用不同，有的强调地下水淋积成矿作用，有的强调断裂构造改造成矿作用，有的强调深部热液成矿作用。
2.矿床地质特征及其多因复成证据
1）矿区地层及含矿主岩
矿区内出露地层，由老至新有震旦系南沱组、陡山沱组、灯影组老堡段，寒武系清溪组，中泥盆统郁江组、东岗岭组，上白垩统和第四系。下寒武统清溪组与中泥盆统郁江组之间，中泥盆统东岗岭组与上白垩统之间，以及上白垩统与第四系之间，均存在明显的区域性角度不整合接触关系。各地层分布情况见图5-1。
铀矿化赋存于下寒武统底部清溪组的黑色碳质板岩系内，主要赋矿层位是清溪组的第1至第4岩性层（表5-1）。含矿岩系的主要岩性，为含碳硅质板岩和碳质板岩及其互层，除第1含矿层为深灰色含粉砂硅质泥板岩外，其余3层均为黑色的碳质板岩及含碳硅质板岩。含铀黑色岩系含有机碳0.1%～5.0%，含黄铁矿0.5%～3.0%，有时甚至达10.0%，部分层还含有磷结核或黄铁矿结核。整个含铀岩系，各层的铀丰度值为4～42g/t，显示出铀在一定的沉积－成岩阶段有原始的富集，表现出该矿床具有层控成矿的特征。除铀外还含有钒、铜、钼、银及磷等元素的原始伴生富集。
图5-1 铲子坪矿床地质简图
（据中南310大队）
1.第四系；2.上白垩统；3.中泥盆统东岗岭组；4.中泥盆统郁江组；5.寒武系清溪组第6层；6.寒武系清溪组第5层；7.寒武系清溪组第4层；8.寒武系清溪组第3层；9.寒武系清溪组第2层；10.寒武系清溪组第1层；11.震旦系灯影组老堡段；12.震旦系陡山沱组；13.震旦系南沱组；14.燕山期花岗岩；15.加里东期花岗岩；16.断裂带及编号；17.地层不整合界限
表5-1 下寒武统清溪组含矿岩系分层表
①分子为平均铀含量，分母为分析的样品数。 （据张待时，有删简）
另外，含铀岩系厚度大，约达200m，铀又以吸附状态存在，易于浸出，为成岩后的各种改造作用叠加成矿提供了良好的铀源条件。
2）矿床构造形态及含矿构造
矿床整体构造形态，为北端翘起，向南倾伏的不对称箕状向斜。向斜西翼岩层产状相对较平缓，地层出露较全。东翼产状变陡，地层不全，反映出箕状向斜有向东侧伏之趋势。向斜核部为上白垩统，两翼为上震旦统和下寒武统。在向斜南侧的两翼，有中泥盆统出露。从而在矿床剖面上，呈现出明显的下古生界地槽层、上古生界地台构造层和中生界地洼构造层，共同组成向斜构造的复合叠加图像（图5-2）。向斜轴向为北东200，轴面倾向为北西290°。
矿床内断裂构造十分发育，并明显切割矿床向斜构造中的各时代地层，尤其是区域性新资大断裂，使向斜东翼地层受到强烈破坏。新资大断裂有着长期而复杂的演化历史，总体呈北东25°延伸达180km，并以厚度达60m的板状强硅化带形式出现，控制着中泥盆世和晚白垩世盆地的沉积和分布。新资断裂带倾向北西，倾角多在30°～40°，在中生代地洼阶段的构造－岩浆活化过程中，发生过大幅度的正断层位移，并切割了加里东期花岗岩体。沿断裂带的岩浆和热液活动频繁，控制着燕山期花岗斑岩的定位和区域内W、Sn、Nb、Ta、Be、U和萤石矿产的分布，铀和萤石矿化均分布在断裂带的上盘。因此，新资大断裂属区域性控岩、控盆和控矿的断裂构造。该断裂长期多次活动，使矿区含铀层内的铀富集，发生多次活化转移，并为后来铀的活化成矿铀提供了导矿渠道及储矿空间。
图5-2 铲子坪矿床综合矿化剖面略图
1.晚白垩世红色砂砾岩；2.中泥盆世生物屑灰岩；3.早寒武世清溪期含碳砂岩；4.清溪期含碳硅质板岩；5.清溪期斑点状碳质板岩；6，清溪期薄层碳质板岩与薄层硅板岩互层；7.清溪期含碳硅质板岩；8.清溪期深灰色粉砂质板岩；9.晚震旦世老堡期条带状硅质岩；10.燕山期花岗岩；11.加里东期花岗岩；12.区域不整合面构造；13.断层；14.铀矿体
矿区内还发育着一系列南北、北北东、北西西、北西和东西向断裂。这些断裂以切层、陡倾产出为特征，形成矿区的断块构造广布的格局。南北向断裂对铀矿体定位，有着最直接而重要的意义，但因晚白垩纪红色砂砾岩层厚度大，岩性单一影响，故在地质平面图上显示不足。而在区域遥感解释的地质图及矿区白垩系底板高程等值线图上明显可见。南北向断裂属一系列断距不大的正断层和逆断层，控制着宽度大于500m的断裂密集的构造带（图5-3），又被北东向或北西西向断裂所切穿。
东西向断裂在矿区只零星分布，多出现在矿区北部。从矿区区域重力异常资料分析，存在一条横切矿床东西向的断裂带。此外，矿区内还发育着许多层内及层间的顺层断裂破碎带。尤其在第1、2、3含矿层内，由于含碳硅质板岩和碳质板岩，以薄层或中薄层的互层形式产出，以及岩层的岩石物理－化学性质差异悬殊，经受强烈的加里东期、印支期和燕山期构造－岩浆活动影响，极易形成层内及层间的滑动断裂破碎带、构造角砾岩带和层间构造裂隙带，为铀沉淀富集提供了良好的储矿场所。
铀矿体定位，受上述层内或层间断裂及南北、北东、北西向等切层断裂的复合控制。铀矿体分布在向斜东西两翼岩层产状转折部位，矿体边界受切层断裂及顺层断裂构造制约。在上述各种控矿断裂的复合交汇地段，常常有富而厚的铀矿体产出。所有铀矿体，均被晚白垩世红层覆盖，呈隐伏状产出（图5-4）。
3）矿区岩浆岩
矿区的岩浆岩比较简单，主要是加里东期中粗粒花岗岩，出露于矿区东西两侧，其铀丰度值为13g/t，钍丰度值为34g/t。东侧的越城岭岩体和西侧的苗儿山岩体，均以大岩基形式产出，在矿区外围较远处有印支期和燕山期花岗岩体穿切，构成复式花岗岩体。在矿区南部及深部见燕山期中细粒花岗岩体，以岩株形式穿切加里东期岩体，或沿新资大断裂插入寒武系和泥盆系内（图5-1）。燕山期中细粒花岗岩的铀丰度值比加里东期岩体有明显增高，达34g/t，钍丰度值相对降低，为32g/t。虽然在矿区内迄今为止尚未观察到花岗岩体的控矿作用，但从矿石中沥青铀矿稀土元素分布模式及矿物包裹体测温和有关参数表明，矿床内的矿化特征与区域内花岗岩体内的铀矿床有许多相似之处。因此，可以认为燕山期花岗岩体的形成，不仅为矿区早寒武世含铀岩系的改造和再造叠加成矿作用，提供了热源和动力源外，还提供了部分成矿铀源，其细节将在下文论述。
图5-3 铲子坪矿床红层底板等高线图
（据李顺初、唐志高等）
1.第四系；2.白垩系；3.泥盆系；4.清溪组；5.清溪组下段第1～7层；6.灯影组老堡段；7.陡山沱组；8.南沱组；9.加里东期花岗岩；10.预测远景地段；11.剖面线；12.红层底板等高线；13.推测断层；14.断层；15.不整合界线；16.矿体分布范围；17.表内和表外矿化钻孔
图5-4 铲子坪矿床Ⅰ—Ⅰ＇剖面图
（据李顺初、唐志高等）
1.红层；2.清溪组下段第1至第6层；3.层间断裂破碎带；4.推测断裂；5.加里东期花岗岩；6.矿体；7.不整合界线；8.钻孔
4）矿体形态及近矿围岩蚀变
矿体形态呈似层状、透镜状为主，小矿体为扁豆状。矿体产状与地层产状相吻合，在向斜西翼的矿体走向延长大于倾向延深，而东翼矿体倾向延深大于走向延长。单个矿体的铀品位，常在中心明显变富，厚度增大，透镜状形态更为明显。但也有切层的铀矿体产出（图5-5）。矿体的近矿围岩蚀变有硅化、绿泥石化、黄铁矿化、赤铁矿化、绢云母化、萤石化及碳酸盐化等，以绿泥石化与铀成矿关系最为密切，分布也最广泛。由于含矿主岩为黑色岩系，一些蚀变作用常被掩盖，甚至不易觉察。据C.Ф.维诺库洛夫意见，矿床近矿围岩蚀变作用可划分出两种不同类型和不同时代的矿物组合。第一种是以绿泥石为主要矿物的蚀变类型，在矿区广泛而强烈发育分布。这里的绿泥石有两种变种，即无色的或浅绿色的镁绿泥石和暗绿色或浅棕绿色的铁绿泥石，它们形成于不同时代。镁绿泥石多与硅化作用共生，较少与黄铁矿化共生，在硅板岩中有时又与碳酸盐化相伴出现；在泥板岩中和砂岩的围岩中又与绢云母化相伴出现。它既分布于矿体内，也分布于矿体外围的广阔晕圈内，属于矿前期的围岩蚀变。它的特点是含各种硫化物不多，如磁黄铁矿、红砷镍矿、方铅矿、闪锌矿和黄铜矿的含量均很低微。铁绿泥石多与绢云母化、硅化、赤铁矿化及早期的镁绿泥石化共生，并强烈交代了绢云母和镁绿泥石。它主要在矿化地段强烈发育，或矿体边缘的异常晕圈内分布，与沥青铀矿紧密共生，属矿期的热液蚀变作用（张待时，1982）。
图5-5 1号铀矿体受切层断裂制约图
1.含粉砂硅质板岩（∈1q1）;2.层间断裂；3.切层断裂；4.构造裂隙；5.铀矿体；6.黄铁矿和沥青铀矿细脉
第二种是以萤石为主要矿物的蚀变类型，其中有玉髓状石英、赤铁矿、重晶石和方解石等。主要分布于矿区南部及近F1断裂部位，萤石以细脉形式切穿地层，或以胶结物形式产出。与铀矿化共生的萤石呈紫黑色，且与上述多种矿物共生出现，是矿期蚀变作用。此外，还有矿后的萤石化，这种矿后萤石呈浅色，常与石英共生，或单独呈细脉产出，穿切或胶结沥青铀矿（张待时，1982）。
5）矿石构造及矿石物质成分
矿石多呈碎裂状、角砾状、糜棱状及细脉浸染状构造产出，这是成矿作用在空间上和成因上与断裂构造作用有密切联系的必然结果。以细脉浸染状和角砾状两种矿石构造最为常见，前者沥青铀矿呈微细脉浸染状，或呈微粒状产出，或沿层理分布，且与绿泥石、黄铁矿伴生。后者沥青铀矿以细脉或胶结物胶结岩石角砾，出现在断裂构造破碎强烈地段，或叠加于细脉浸染状矿石和裂隙发育地段内，构成富矿石和富矿体。
矿石的矿物成分，有沥青铀矿、黄铁矿、少量方铅矿、磁黄铁矿、红砷镍矿、黄铜矿、斑铜矿、闪锌矿等，脉石矿物有石英、玉髓、绢云母、绿泥石、方解石、重晶石、紫色萤石、高岭石、石墨等。由于矿石内硅化、绿泥石化和萤石化等矿期热液蚀变作用发育，矿石常有退色现象，富铀矿化地段有机碳含量，明显比围岩减少。矿石中铀的存在形式，除以沥青铀矿、铀黑及铀云母类矿物形式外，还有以吸附状态形式分散于矿石中。
矿石中的沥青铀矿，含氧系数偏低，其值为2.375～2.380，晶胞参数为0.5394～0.5417nm，反射率为14.5%～19.1%，硬度为178～666kg/mm2，相对密度为4.52～7.45，含UO2为39.0%～50.41%,UO3为25.02%～31.98%,Th含量为0.031%～0.148%，∑TR为0.158%～0.869%。矿区中的沥青铀矿稀土元素分布模式，呈现向右倾斜的“V”形，Ce、Eu均为负异常。这些特征参数同矿床所在区域内产于苗儿山复式花岗岩体内的热液铀矿床相似，表明在沉积－成岩阶段及区域变质阶段的富集基础上，有热液成矿作用叠加富集。
矿石的化学成分与围岩相比有其相似之处，表现在铀与有机碳、氧化铁、氧化镁和五氧化二磷有密切联系，体现了改造和再造成矿作用的继承性特点。但又存在着质的差异，就是各自的微量元素组合不同，矿石中富含Mo、Pb、Zn、Be、As、Sb、Sn、Ti、Y、Ag等，而围岩中却富含有机碳、P、V、Ni、Cu、Fe、Al等。
6）同位素地质特征
据黄世杰、夏毓亮（1985）对矿床所作同位素地质研究，对矿床含矿岩系U-Pb同位素组成计算得出，含矿岩系原岩铀含量较多，一般为10～40g/t，尤其第3、4含矿层可达64g/t。对第4含铀层的碳质板岩，测其铀含量为56g/t，计算其成岩年龄为496Ma，与地层年龄基本上相吻合。并推知含矿岩系为原始富铀层。根据多个地层样品的U-Pb同位素不平衡，铀丢失达30%～80%。反映了铀丢失为主的活化改造场特征。因此，可以认为，下寒武统清溪组含铀岩层，既是矿床成矿的铀源层，又是现今矿化的主要储铀层。再对富矿石U-Pb同位素数据（表5-2）用一致性图解处理后，得出t1=523Ma士16Ma,
矿区内不同产状的黄铁矿，其U-Pb同位素组成十分相似，具有含铀低，含铅高且为明显的异常铅的共同特点，表明铅也来自富铀层原岩。脉状黄铁矿中铅同位素异常铅含量更高，说明后期改造的成矿溶液中更富含铀。对沥青铀矿的U-Pb同位素组成获得等时线年龄分别为72Ma±10Ma;43Ma±7Ma,22Ma±2Ma。综上所述数据，结合矿床铀矿化特征，可以认为，成岩期的铀矿化年龄为523Ma，加里东构造运动区域变质所成贫矿石年龄为468Ma，早期热液改造成矿期年龄为72Ma±10Ma，晚期热液再造成矿期年龄为43Ma士7Ma，主成矿期后淋积叠加成矿期的年龄为22Ma士2Ma。
从不同矿石类型中的石英所作氧同位素测定，得出温度校正后的δ18OH2O均为正值，并在＋3.76‰～11.9‰（SMOW）范围变化，属变质水范围。但对沥青铀矿－萤石成矿密切共生的石英同位素测定，尚缺乏数据。结合矿床地质特征，可以认为，成矿溶液的水不是单一来源，可能是变质水、构造热液水、岩浆热液水和大气降水的混合溶液体系。
对含铀岩系及铀矿石中的黄铁矿硫同位素测定和对比得出，含矿岩系中黄铁矿δ34S值变化范围大，在＋29.68‰～—27.5‰。范围变化，原因是含矿岩系中包含着不同成因的黄铁矿。矿石中黄铁矿δ34S值变化较小，其值为6.4‰～8.9‰，同矿区外围苗儿山复式岩体内的热液矿化相近，表明热液成矿作用是铲子坪矿床的主要成矿作用。
3.矿床形成条件
1）成矿物质来源
表5-2 富矿石的U-Pb同素分析结果
（据黄世杰、夏毓亮）
矿床形成有3种不同的成矿铀源，一是沉积－成岩期原始富集的铀源，是量大面广的基本铀源，二是热液改造和再造叠加期形成工业矿床的主要铀源，三是矿床局部地段叠加富集的淋积铀源。
矿床含矿主岩为黑色岩系，表明其形成的古地理环境为相对封闭和稳定的浅海盆地环境。据统计，形成1mm厚的黑色岩系需要1000年时间的沉积。而矿区的含矿黑色岩系近200m厚，说明有利铀从海水中沉淀富集，形成下寒武统清溪组第1至第4含铀层的铀丰度值达14g/t。尤其是铀在黑色岩系中的存在形式，以易于浸出的分散吸附形式的活动铀为主，更有利于为尔后改造和再造成矿作用提供充足的铀源。上节中提及含矿岩系的原始铀，经U-Pb同位素研究表明有30%～80%的不同丢失，也充分说明了上述论点。
热液成矿期的铀源，除来自含矿黑色岩系本身外，还有来自矿区深部的燕山期花岗岩。燕山期花岗岩体铀丰度值为34g/t，钍丰度值为32g/t，铀含量高于钍含量，铀以晶质铀矿和沥青铀矿形式产出，在云母、石英和长石中分布。以这种形式存在的铀，在构造热动力作用下易于活化转移，直接参与成矿。从沥青铀矿中含有Sb、As、Sn、F等元素，也表明成矿物质有部分来自地壳深处，甚至是上地幔来源。淋积成矿期铀源，也是主要来自含矿层本身，部分来自上覆晚白垩世砂砾岩，是通过下降的冷水淋滤作用进入成矿空间，局部叠加成富矿体。
2）成矿的物理－化学条件
这里讨论的仅限于主成矿作用热液叠加期的物理－化学条件。据包体测温和包体成分分析，经热力学计算得出成矿热液温度为350～150℃，而且集中在325～250℃及225～175℃两个区间内。从与沥青铀矿共生的闪锌矿中，获得Fe/Cd=39.3，黄铁矿中Co/Ni>1，且有较多的Ag、Cu、Zn、As、Sb、Bi等元素，而不含V、P，也证明为中低温热液浅成的条件。
成矿热液介质的pH=7.81～8.46，在300℃时的Eh＝—0.0447～—0.483V，矿化度为1.99～4.837M，∑U为3.926×10-5～2.173×10-7M。热液中铀的搬运形式主要为UO2（OH）+，少量为
3）成矿空间和动力条件
矿床的成矿空间，包括成矿期的导矿构造和储矿空间是一个复杂的构造空间体系。沉积－成岩期原始铀富集，严格受层位控制，属浅海盆地沉积环境。热液成矿期和淋积成矿期的储矿空间均为层间或层内断裂与各种方向的切层陡倾断裂复合交汇处。但热液成矿的导矿构造是长期活动的铲子坪大断裂（属区域上新资大断裂的一部分），以及切层的断块断裂体系，矿液受构造动力作用下，自下而上运移，至含矿岩系富含有机碳的还原条件下，随着温度、压力降低而使铀富集成矿。因而，至今在铲子坪大断裂本身中，未发现有铀矿体分布。
热液成矿的热源和动力源，是地洼阶段构造－岩浆活动，矿区内燕山期花岗岩体的侵入，新资大断裂在燕山期活化，形成巨厚的板状硅化带，以及切层陡倾断块断裂体系的形成，均说明矿床成矿时处于构造活化环境，有充足的动力源和热源。从沥青铀矿的同位素年龄为72Ma士10Ma和43Ma士7Ma得出，主要工业铀矿化形成于燕山晚期的地洼构造活动，即矿区地壳经燕山早期强烈构造－岩浆活化之后，使先成岩层和岩体内活化出来的铀，在转向相对稳定的构造环境下沉淀富集，形成工业矿体。
4.成矿作用演化
1）成矿大地构造演化
矿区地壳的大地构造演化，经历了新元古代—早古生代的地槽阶段，晚古生代的地台阶段，以及中新生代的地洼阶段。矿区及其外围未见古—中元古代地层出露，故前地槽阶段尚有待查明。
地槽阶段早寒武世沉积期，属地槽边缘的槽台过渡区浅海封闭至半封闭的盆地沉积，形成一套厚达280m的黑色岩系。该岩系富含有机碳、黄铁矿、磷和铀、铜、钒、镍等金属元素。据U-Pb同位素组成计算，早寒武世清溪期的黑色岩系，其层位表面年龄为496Ma，与成岩年龄接近。后来，矿区受加里东构造运动和地槽回返作用，在北东－南西向构造应力作用下，伴随有巨型加里东期花岗岩基的侵入，形成北东－南西向延伸的越城岭—苗儿山花岗岩穹隆式的紧闭型复式背斜构造内的次级向斜，使矿区震旦—寒武系产生区域变质作用，与加里东期花岗岩体共同组成地槽构造层。加里东岩体外带的围岩，角岩化不发育，只有几米至十余米宽。苗儿山岩体主体的同位素年龄为425～380Ma，越城岭岩体主体年龄为409Ma，与加里东构造运动时代相吻合。此外，在加里东构造运动晚期，形成了新资大断裂的雏形及一系列顺层断裂构造破碎带。
矿区地壳在中泥盆世进入地台阶段，由于地壳下沉，形成了浅海相陆源碎屑沉积和碳酸盐沉积。因而，由中泥盆统郁江组的砂岩和东岗岭组的灰岩，组成矿区地台构造层，并以区域性角度不整合形式覆盖于地槽构造层之上。中生代早期的印支构造运动，使矿区地壳再次隆起成陆，并使矿区地台构造层产生褶皱，形成矿区印支期向斜，叠加于矿区加里东期向斜之上。在区域内有印支期小型花岗岩体或岩株侵入于加里东期岩体内，其同位素年龄为250～190Ma。在中生代晚期，发生以断块断裂为主的燕山构造运动，形成北北东向延伸的新宁断陷地洼盆地，以及北东、北西、东西、南北及北北东向的复杂断裂组合系统。新资地洼盆地内，有厚达数百米的白垩纪陆相红色碎屑岩充填，构成地洼构造层。
在矿区深部用钻孔揭露到燕山期花岗岩脉沿断裂构造侵入于中泥盆统内，其同位素年龄为170～150Ma。另外，在白垩纪红色砂砾岩内，发育有明显的热液硅化带及石英脉。白垩纪红层受地洼阶段余动期的喜马拉雅构造运动影响，形成宽展型的向斜构造，叠加于先成的槽、台构造层之上。
2）铀成矿作用的演化
矿床的成矿作用，直接与地槽阶段早寒武世含矿黑色岩系的沉积－成岩期原始铀富集、地槽阶段回返期区域变质作用的铀预富集、地洼阶段构造－岩浆活化期两次热液的工业成矿叠加富集，以及地洼阶段余动期淋积成矿再次叠加富集有关（图5-6）。从以上图看出，矿床的铀成矿作用演化，直接与地槽和地洼两个大地构造阶段5个成矿期的4种成矿作用有密切的成因联系。
地槽阶段早寒武世沉积－成岩期铀的原始富集成矿作用，是处在地槽边缘槽台过渡区的浅海封闭至半封闭盆地环境形成的一套厚达200余米的含铀黑色岩系。它富含有机碳、黄铁矿、磷及铀、铜、镍、钒、钼、银等许多金属元素。由于有机质具有强烈的吸附还原能力和亲合力，使含铀黑色岩系的铀丰度值达11g/t，其中清溪组第3和第4含矿层高达42g/t，被看成为富铀层，其U-Pb同位素年龄为523Ma±16Ma。
地槽阶段加里东期区域变质的铀预富集成矿作用，是地槽回返期受北西－南东向区域构造应力作用，伴随有巨型花岗岩基的侵入，形成区域性紧闭型复式背斜构造，使早寒武世含铀岩系产生区域热动力变质作用，致使沉积－成岩期原始富集的铀发生活化迁移，形成品位约为0.01%的贫矿石。因为在区域热动力变质作用下，原有机质吸附铀的能力大为降低，使相当一部分铀被释放出来，形成新的成矿富集。矿区内贫矿石的U-Pb同位素年龄为468～416Ma，可为佐证。
地洼阶段燕山期沥青铀矿－绿泥石热液工业矿化成矿作用，是主要铀成矿期，又是主成矿作用。它是处在地洼阶段强烈的印支—燕山期构造－岩浆活化作用中晚期，构造－岩浆活化转向相对较弱的环境下，由构造－岩浆活化剧烈期释放出来的铀，在有利的以黑色岩系为围岩的介质环境内沉淀富集成矿。沥青铀矿－绿泥石组合中的矿石，U-Pb等时线年龄为75Ma±4Ma，单个沥青铀矿样品年龄分别为89、78、75、73Ma。
地洼阶段喜马拉雅期沥青铀矿－萤石矿物组合的铀矿化成矿作用，是重要成矿期，也是重要成矿作用。对区域内某些花岗岩体内或红色砂砾岩系内的铀矿床，却可成为主成矿期和主成矿作用。沥青铀矿－萤石矿物组合的矿化，是在喜马拉雅期断块构造活化作用下，使先成断裂构造活化，并又一次地使先成岩层或岩体中的铀产生活化转移，在断块构造活化转向相对缓和时，铀在先成有利的构造岩性环境下，叠加富集成矿。这种矿石组合的U-Pb同位素等时线年龄为43Ma±7Ma。单个沥青铀矿样品年龄，分别为59Ma、55Ma、33Мa。
地洼阶段喜马拉雅期淋积叠加富集成矿作用，与热液成矿作用比较而言，属次要成矿作用。因为淋积成矿作用只是局部的成矿叠加富集，主要在近地表的层间构造氧化带内。淋积矿化的矿石年龄为22Ma士2Мa。综上所述的铀成矿作用演化看出，该矿床是典型的多因复成铀矿床，成矿作用既具有多源、多阶段、多期次、多成因、多因素的成矿特征，又具有主源、主阶段、主期次、主成因和主因素的成矿特色。
图5-6 铲子坪铀矿床成矿演化图
Ⅰ-1，地槽阶段沉积成岩期原始铀富集；Ⅰ-2.地槽阶段加里东期区域变质作用的铀预富集；Ⅱ-3.地洼阶段燕山期热液形成沥青铀矿工业矿化富集；Ⅱ-4.地洼阶段喜马拉雅期热液形成沥青铀矿工业矿化叠加富集；Ⅱ-5.地洼阶段喜马拉雅期淋积成矿的表生叠加富集
1.白垩纪红色砂砾岩；2.泥盆纪灰岩；3.震旦—寒武纪碳质、硅质板岩；4.燕山期花岗岩；5.加里东期花岗岩；6.铀矿体