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ウラン鉱床は、地球の地殻内に存在する経済的に回収可能なウランの濃縮物です。ウランは地殻に比較的多く存在する元素で、銀の40倍、金の500倍多く存在します。[ 1 ]岩石、土壌、河川、海洋など、ほぼあらゆる場所に存在します。[ 2 ]商業的なウラン採掘の課題は、経済的に採算の取れる鉱床を形成するのに十分な濃度を持つ地域を見つけることです。採掘によって得られたウランの主な用途は、原子炉の燃料です。
世界的に見ると、ウラン鉱床はすべての大陸に広く分布しており、最大の鉱床はオーストラリア、カザフスタン、カナダにあります。現在までに、高品位鉱床はカナダのアサバスカ盆地地域でのみ発見されています。 ウラン鉱床は一般的に、母岩、構造環境、鉱床の鉱物組成に基づいて分類されます。最も広く使用されている分類体系は国際原子力機関によって開発され、鉱床を15のカテゴリーに分類しています。
ウランは銀灰色の弱い放射性金属元素です。化学記号はU、原子番号は92です。天然ウランで最も一般的な同位体は238U（99.274%）と235U（0.711%）です。天然ウランに含まれるすべてのウラン同位体は放射性で核分裂性があり、235Uは核分裂性です（中性子を介した連鎖反応を促進します）。ウラン、トリウム、およびカリウムの放射性同位体（40）K）とその崩壊生成物は、地球の自然放射能に寄与する主な元素です。 [ 3 ]宇宙線生成放射性核種は重要性は低いですが、惑星の形成時に遡り、その後ゆっくりと崩壊してきた前述の原始放射性核種とは異なり、宇宙線による地球への衝突によって、崩壊するのとほぼ同じ速度で補充されます。
ウランは天然に存在する元素の中で最も原子量が大きく、鉛より約70%密度が高いが、タングステン、金、プラチナ、イリジウム、オスミウムほど密度は高くない。常に他の元素と結合した状態で存在する。[ 4 ]鉄よりも原子量が大きいすべての元素と同様に、ウランは超新星爆発でのみ自然に生成される。[ 5 ]
主要なウラン鉱石鉱物はウラニナイト（UO 2 ）（以前はピッチブレンドとして知られていた）です。さまざまな鉱床には、他のさまざまなウラン鉱物が見られます。これらには、カルノー石、チュヤムナイト、トルベルナイト、オートナイトなどがあります。[ 6 ]ダビダイト-ブラネライト-アブサイト型のウランチタン酸塩、およびユークセナイト-ファーガソナイト-サマルスカイト群は、他のウラン鉱物です。
ウランの二次鉱物には多種多様な種類が知られており、その多くは鮮やかな色彩と蛍光性を持つ。最も一般的なものは、グミット（鉱物の混合物）[ 7 ] 、オートナイト（カルシウムを含む）、サレーアイト（マグネシウムを含む）、トルベルナイト（銅を含む）であり、コフィナイト、ウラノファン（カルシウムを含む） 、スクウォドフスカイト（マグネシウムを含む）などの含水ウランケイ酸塩も存在する。
ウラン鉱床の形成にはいくつかのテーマがあり、それらは岩石の地質学的および化学的特徴とウラン元素自体に起因する。ウラン鉱床生成の基本的なテーマは、母岩鉱物、酸化還元電位、および多孔性である。
ウランは溶解度が高く、放射性を持つ重金属です。酸化条件のわずかな変化によって、地下水中で容易に溶解、輸送、沈殿します。ウランは通常、非常に溶解度の低い鉱物種を形成しないため、ウラン鉱化作用が蓄積する地質条件や場所が非常に多様になる要因の一つとなっています。
ウランはマグマ中では不適合元素であり、そのため、特にアルカリ性の花崗岩溶融物において、高度に分化・進化したマグマ中に蓄積されやすい。これらの溶融物はウラン、トリウム、カリウムを高濃度に含む傾向があり、その結果、内部にペグマタイトや熱水系が形成され、そこにウランが溶解する可能性がある。
以前は、生物学的プロセスはウラン鉱石の形成にほとんど、あるいは全く関与していないと考えられていましたが、最近の研究では、一部の鉱床は、Geobacter metallireducens、Geobacter uraniireducens、Shewanella oneidensisなどの金属還元微生物によって大きく影響を受けている可能性があるとされています。[ 10 ] [ 11 ]これらの種は、ウラン種を最終電子受容体として利用することができます。[ 12 ]
国際原子力機関（IAEA）は、ウラン鉱床を地質学的環境と鉱化作用の成因に基づいて15の主要な鉱床タイプに分類し、おおよその経済的重要性に基づいて順序付けしている。
IAEAの分類体系は有効ではあるものの、理想とは程遠い。なぜなら、類似したプロセスによって形成される堆積物の種類が、地質学的環境によって異なる場合があることを考慮していないからである。以下の表は、上記の堆積物の種類を、堆積環境に基づいて分類したものである。
不整合型ウラン鉱床は、他のウラン鉱床に比べて高品位であり、既知の鉱床の中でも最大規模かつ最も豊富な鉱床の一部を含む。これらの鉱床は、比較的変形を受けていない堆積盆地の基底部を構成する石英を多く含む砂岩と、変形した変成岩基盤岩との間の不整合面近傍に存在する。これらの堆積盆地は典型的には原生代のものであるが、顕生代の例もいくつか存在する。
顕生代の不整合に関連する鉱床は、上位の顕生代の砂岩の基底にある不整合の下にある原生代の変成堆積岩中に存在します。これらの鉱床は小規模で低品位です（例：フランスのベルトレーヌ鉱床とアヴェロン鉱床）。 [ 14 ]
最高品位のウラン鉱床はカナダのアサバスカ盆地にあり、世界最大の高品位ウラン鉱床であるシガー湖鉱床（平均品位18%でU3O8 2億1700万ポンド（9万9000トン））とマッカーサー川鉱床（平均品位17%でU3O8 3億2400万ポンド（14万7000トン））が含まれます。これらの鉱床は不整合面の下、横、および直上に存在します。さらに、パターソン湖（トリプルR鉱床）では別の高品位鉱床が開発段階にあり、推定鉱物資源は「推定鉱物資源」として特定され、平均品位1.58% U3O8で合計229万1000トン、U3O8 7961万ポンド（3611万キログラム）と推定されています。 「推定鉱物資源」は、平均品位1.30% U 3 O 8で合計901,000トン、 U 3 O 8を25,884,000ポンド（11,741,000 kg）含有すると推定されている。[ 15 ]
オーストラリア北部準州のイースト・アリゲーター・リバーズ地域にあるマッカーサー川流域の鉱床（ジャビルカ、レンジャー、ナバレクを含む）は不整合面の下にあり、不整合鉱床の範囲では低品位側に位置するが、ほとんどのウラン鉱床タイプと比較すると依然として高品位である。オーストラリアでは、カナダにあるような不整合面より上に深く埋もれた鉱床を探すための探査はほとんど行われていない。アリゲーター・リバーズ／アーネム・ランド地域では、不整合面より上の砂岩に非常に高品位の鉱床が存在する可能性がある。[ 16 ]
砂岩鉱床は、大陸の河川または沿岸海洋堆積環境で堆積した中粒から粗粒の砂岩中に含まれています。不透水性の頁岩または泥岩層が堆積層中に挟まれており、鉱化層のすぐ上とすぐ下に存在することがよくあります。[ 16 ]ウランは酸化条件下では移動し、還元条件下では沈殿するため、砂岩中のウラン鉱床の形成には還元環境の存在が不可欠です。[ 14 ]
一次鉱化作用はピッチブレンドとコフィナイトからなり、風化作用によって二次鉱化作用が生じる。砂岩鉱床は世界のウラン資源の約18%を占める。このタイプの鉱体は一般的に低～中品位（0.05～0.4% U 3 O 8）であり、個々の鉱体は小規模から中規模（最大で50,000 t U 3 O 8まで）である。[ 16 ]
砂岩を母岩とするウラン鉱床は世界中に広く分布しており、母岩の年代も多岐にわたる。主な産地および生産拠点としては、以下のようなものがある。
これらの中心地のほとんど、そしてオーストラリア、モンゴル、南米、アフリカにも、依然として大きな潜在力が残されている。
このモデルタイプは、さらに以下のサブタイプに細分化できます。
多くの鉱床は、これらのタイプの組み合わせである。
板状鉱床は、選択的に還元された堆積物中に、不規則な板状または細長いレンズ状のウラン鉱化帯が存在するものです。鉱化帯は地下水の流れの方向に平行に配向していますが、小規模では鉱化帯が母岩である砂岩の堆積構造を横切ることがあります。[ 14 ] [ 16 ]このような鉱床は、下層の基盤岩に刻まれた古水路内によく見られます。板状砂岩ウラン鉱床には、砂岩クラスの中で最も高品位の鉱石が多く含まれていますが、平均的な鉱床サイズは非常に小さいです。
ロールフロント型ウラン鉱床は、一般的に透水性で多孔質の砂岩または礫岩中に胚胎する。鉱床形成のメカニズムは、地層または近傍の地層からのウランの溶解と、この溶解したウランの母岩への輸送である。流体が酸化還元状態を変化させると（一般的には炭素を豊富に含む有機物との接触時）、ウランが沈殿して「フロント」を形成する。
ロールフロント型鉱床は、砂岩を母岩とするウラン鉱床の中では最大級であり、平均埋蔵量2,100万ポンド（9,500トン）のU3O8を含む、最大級のウラン鉱床タイプの一つです。この分類には、カザフスタンのインカイ鉱床やワイオミング州のスミスランチ鉱床などが含まれます。ロールフロント型鉱床は、その規模の大きさ以上に、低コストの原位置浸出回収が可能であるという利点があります。
典型的な特徴：
基底チャネル堆積物は、その独特な特徴に応じて、しばしば板状堆積物またはロールフロント堆積物と分類されます。古チャネル堆積物の形成モデルはロールフロント堆積物と似ていますが、ウランの供給源が河川に流れ込む流域、または古チャネルの河床堆積物にある可能性がある点が異なります。このウランは地下水によって運ばれ、縮小した境界、またはナミビアやオーストラリアの砂漠のような一時的な排水系に堆積します。また、水が蒸発するにつれて、石灰化した蒸発地や塩湖にも堆積します。
特にウランが豊富な鉱床は、下部が亜炭または褐炭で満たされた古水路に形成され、これがウランに対する特に効率的な還元トラップとして機能します。場合によっては、スカンジウム、金、銀などの元素がこれらの亜炭中に存在するウラン鉱床に濃縮されることがあります。[ 17 ]
南オーストラリア州のフローム湾には、ハネムーン、オーバン、ベバリー、フォーマイル[ 18 ] （このクラスで最大の鉱床）など、このタイプの鉱床がいくつか存在します。 [ 19 ] [ 20 ] [ 21 ]これらの鉱床は、新生代の堆積物で満たされた古水路に存在し、マウントペインターインライアーとカーナモナ州のオラリードメインのウランに富む古原生代から中原生代の岩石からウランを供給しました。
構造岩相制御型のウラン鉱床は、砂岩/泥岩層を切断する透水性断層帯に隣接する砂岩中に発生する[ 16 ]。鉱化作用により、断層に隣接する透水性砂岩層に沿って舌状の鉱石帯が形成される。断層帯に隣接する砂岩ユニット内には、鉱化帯が垂直に積み重なっている場合が多い[ 14 ] 。
石英礫岩中に胚胎するウラン鉱床は、第二次世界大戦後数十年にわたり主要な一次生産源であったため、歴史的に重要な意義を持つ。この種の鉱床は、世界中で8か所で確認されている。最も重要な鉱床は、カナダのオンタリオ州エリオットレイクのヒューロニアン超層群と南アフリカのウィットウォーターズランド超層群にある。これらの鉱床は、世界のウラン資源の約13%を占めている。[ 16 ]
石英礫岩中に胚胎するウラン鉱床は、河川堆積環境におけるウラン鉱の運搬と堆積によって形成され[ 13 ] 、層状および層状砂鉱床として定義される。母岩は、通常、扇状地や網状河川環境で堆積した、未熟から過熟の多成分礫岩および砂岩である。ヒューロニアン鉱床の母岩礫岩はシーケンスの基底部に位置するが、ウィットウォーターサンドの鉱化層は、構造運動を受けた層内不整合に沿っていると考えられる。
ウラン鉱物は、堆積物源地域のウラン含有ペグマタイトから由来する。これらの鉱床は始生代および古原生代初期に限定されており、大気中の酸素濃度が臨界レベルに達し、単純なウラン酸化物が地表付近の環境で安定しなくなった約22億年前より新しい堆積物には存在しない。[ 22 ]
石英礫岩ウラン鉱床は一般的に低品位ですが、埋蔵量が多いのが特徴です。ヒューロニアン鉱床は一般的に高品位（0.15% U 3 O 8）[ 13 ]で資源量も多いですが（デニソン鉱山やクワーク鉱山が示すように）、ウィットウォーターズ砂金鉱床の一部にもかなりの低品位（0.01% U 3 O 8）[ 13 ]ウラン資源が含まれています。
ウィットウォーターズランド鉱床では、鉱石は不整合面、頁岩およびシルト岩層、炭質層に沿って見られます。 ウィットウォーターズランド超層群の中で、ウランを最も多く含むのは西ランド層群の堆積物です。 ウランに富むドミニオンリーフは、西ランド超層群の基底部に位置しています。 ヴァールリーフは、中央ランド層群の堆積物の中で最もウランに富むリーフです。 地域規模での構造的制御は正断層であり、鉱床規模では層理面に平行な剪断と衝上断層です。 組織的証拠は、ウランと金が現在の場所に再移動したことを示していますが、元の堆積が砕屑性であったか、完全に熱水性であったか、あるいは高品位続成作用に関連していたかについては議論が続いています。
ウラン鉱物は、主にウラニナイトで、少量のウラノソライト、ブラネライト、コフィナイトを伴います。ウランは、薄い炭質層またはカーボンリーダーに沿って特に濃集しています。広範囲にわたる強い変質は、パイロフィライト、クロリトイド、白雲母、緑泥石、石英、ルチル、黄鉄鉱から構成されています。ウランに関連する主な元素は金と銀です。金の含有量はエリオットレイク型よりもはるかに高く、U:Au比は5:1から500:1の範囲にあり、これらの金に富む鉱石は、本質的には金を含む非常に低品位のウラン鉱床であることを示しています。
ヒューロニアン堆積物に対する堆積学的制御は、ウィットウォーターズランド堆積物に対する制御よりもはるかに強いように思われる。鉱石は、礫のサイズが小さくなり、供給源からの距離が長くなるにつれて、ウランからトリウム、チタンへと含有量が変化する。続成作用後の再移動の証拠は確認されているものの、これらの影響は堆積学的制御に比べてはるかに小さいように思われる。
鉱石はウラン鉱を主成分とし、少量のブラネライトとトゥコライトを含む。これらは、砂鉱床の選別を思わせる級化層理を示す薄層として産出する。変質はほとんどなく、あってもごくわずかであり、微量の緑泥石と絹雲母は主に鉱化作用後の変質であると考えられる。その他の堆積後変質としては、黄鉄鉱化、珪化、チタン鉱物の変質などが挙げられる。ウランと最も顕著な地球化学的関連元素は、トリウムとチタンである。
この模式図は、元の堆積環境を表しています。ヒューロニアン層は、約19億年前のペノキアン造山運動 中に、堆積後に軽度の褶曲を受けました。主要な地域構造はクワーク向斜であり、その縁辺部に沿って既知の鉱床の大部分が存在します。鉱体は、ほぼ水平から急傾斜まで様々です。
鉄酸化物銅金鉱床のうち、経済的に重要な量のウランを含むことが知られているのは1つだけです。南オーストラリア州のオリンピック・ダムは、世界最大の低品位ウラン資源であり[ 14 ]、オーストラリアの埋蔵量と資源量の約66%を占めています[ 16 ] 。ウランは、ガウラー・クラトンにある大きな赤鉄鉱に富む花崗岩角礫岩複合体の中に銅、金、銀、希土類元素とともに存在し、その上にはスチュアート棚地質区の約300メートルの水平堆積岩が重なっています。
角礫岩タイプのもう1つの例は、南オーストラリア州のマウント・ペインター・インライアーにあるマウント・ジー地域です。ウラン鉱化石英赤鉄鉱角礫岩は、ウラン含有量が最大100 ppmの古原生代の花崗岩に関連しています。約3億年前の熱水作用により、これらの花崗岩からウランが再移動し、石英赤鉄鉱角礫岩に濃縮されました。この地域の角礫岩には、平均615 ppmで約31,400 tの低品位U 3 O 8資源が含まれています。 [ 23 ]
鉱脈鉱床はウランの歴史において特別な役割を果たしています。「ピッチブレンド」（「pechblende」）という用語は、16 世紀に銀の採掘が行われていたドイツの鉱脈鉱床に由来します。フランツ・エルンスト・ブリュックマンは1727 年にこの鉱物の最初の鉱物学的記述を行い、チェコ共和国のヤヒモフ鉱脈鉱床はウラニナイトの模式産地となりました。[ 24 ] 1789 年にドイツの化学者マルティン・ハインリヒ・クラプロートは、ヨハンゲオルゲンシュタット鉱脈鉱床のピッチブレンドのサンプルから元素ウランを発見しました。ウランの最初の工業生産はヤヒモフ鉱床から行われ、マリーとピエール・キュリーはポロニウムとラジウムの発見にこの鉱山の尾鉱を使用しました。
脈状鉱床は、急傾斜断層系に伴う亀裂、脈、断層、角礫岩、網状鉱脈などの空洞を埋めるウラン鉱物から構成されます。脈状ウラン鉱化作用には、大きく分けて3つのサブタイプがあります。
花崗岩内部の鉱脈は、マグマから生じた高温流体が新しく形成された花崗岩内の亀裂にウランを沈殿させることで、マグマ活動の後期に形成されます。このような鉱化作用は、フランスのウラン生産に大きく貢献しました。花崗岩の外接触部にある変成堆積岩ユニットに胚胎する鉱脈は、中央ヨーロッパにおけるウラン鉱化作用の最も重要な源であり、ドイツのシュネーベルク・シュレーマ・アルベローダ（ウラン含有量96,000トン）やチェコ共和国のプシーブラム（ウラン含有量50,000トン）およびヤヒモフ（ウラン含有量約10,000トン）といった世界クラスの鉱床が含まれます。また、これらの鉱脈は花崗岩と密接に関連しており、鉱化作用ははるかに新しく、花崗岩の形成と鉱化作用の間には2,000万年の時間差があります。初期のウラン鉱化作用は、石英、炭酸塩、蛍石、およびピッチブレンドから構成されています。ウランの再移動は後の段階で起こり、銀、コバルト、ニッケル、ヒ素、その他の元素を含む多金属鉱脈が形成された。この種の大きな鉱床には、1,000 を超える個々の鉱化鉱脈が含まれることがある。しかし、鉱化作用を受けているのは鉱脈領域の 5 ～ 12% にすぎず、ピッチブレンドの塊状レンズが存在することもあるが、全体の鉱石品位はウラン約 0.1% にすぎない。[ 25 ] [ 26 ]
ボヘミア山塊には剪断帯型ウラン鉱床が存在し、中でも最も重要なのはブルノ北西のモラヴィア地方にあるロズナ・オルシ鉱床である。ロズナは現在、中央ヨーロッパで唯一稼働しているウラン鉱山であり、ウラン総量は23,000トン、平均品位は0.24%である。この鉱化作用の形成は複数の段階を経て起こった。ヴァリスカン造山運動の後、伸張作用が起こり、剪断帯の細粒物質に熱水流体が硫化物-緑泥石変質を及ぼした。上層の堆積物からの流体が基盤岩に流入してウランを移動させ、剪断帯を上昇する際に緑泥石-黄鉄鉱物質がコフィナイト、ピッチブレンド、U-Zrケイ酸塩の形でウラン鉱物を沈殿させた。この最初の鉱化作用は、約2億7700万年前から2億6400万年前に起こった。三畳紀には、ウランが石英-炭酸塩-ウラン脈に移動するというさらなる鉱化作用が起こった。[ 27 ]この鉱化作用様式の別の例として、約30,000トンのウランを含むコンゴのシンコロブウェ鉱床がある。[ 28 ]
貫入鉱床は世界のウラン資源の大部分を占めている。このタイプには、アラスカイト、花崗岩、ペグマタイト、モンゾナイトなどの貫入岩に関連する鉱床が含まれる。世界の主要な鉱床には、ロッシング（ナミビア）、イリマウサック貫入複合体（グリーンランド）、パラボラ（南アフリカ）などがある。[ 16 ]
海洋堆積性リン鉱床には、蛍石または燐灰石中に最大 0.01～0.015% U 3 O 8の低品位ウランが含まれている可能性があります。[ 13 ]これらの鉱床は、かなりの量になることがあります。非常に大きなリン鉱床は、フロリダ、アイダホ、モロッコ、および一部の中東諸国 に存在します。 [ 14 ] [ 16 ]
崩壊角礫岩パイプ鉱床は、地下水による石灰岩の溶解によって形成された垂直で円形の溶解崩壊構造内に存在します。 [ 13 ]パイプは通常、落下した粗い石灰岩の破片と上層の堆積物で満たされており、幅は30～200メートル（100～660フィート）、深さは最大1,000メートル（3,300フィート）に達することがあります。[ 14 ] [ 16 ]主な鉱石鉱物はピッチブレンドで、パイプ内の透水性砂岩角礫岩中の石英粒の空洞充填物および被覆物として存在します。個々のパイプ内の資源量は、平均品位が0.3～1.0% U3O8で最大2,500トンのU3O8に達することがあります。[ 13 ] [ 14 ]このタイプの鉱床の最もよく知られた例は、米国のアリゾナ州の角礫岩パイプ型ウラン鉱化作用にあり、そこではこれらの鉱床のいくつかが採掘されている。
火山性鉱床は、珪長質から中間質の火山岩から火山砕屑岩、およびそれに伴うカルデラ沈降構造、同源マグマ貫入岩、環状岩脈、ダイアトリームに産出する。[ 13 ]鉱化作用は、地層に不整合な構造制御された脈や角礫岩として、また、噴出岩または透水性堆積相における層状鉱化作用として、より稀に発生する。鉱化作用は、マグマに関連した一次鉱化作用、または浸出、再移動、再沈殿による二次鉱化作用である。火山性鉱床における主要なウラン鉱物はピッチブレンドであり、通常は輝水鉛鉱および少量の鉛、錫、タングステンの鉱化作用を伴う。[ 14 ]
火山性ウラン鉱床は先カンブリア時代から新生代にかけての母岩中に存在しますが、形成深度が浅いため、保存状態が良いのは比較的新しい時代の鉱床です。重要な鉱床や鉱区としては、ロシアのストレリツォフスコエ、モンゴルのドルノド、ネバダ州のマクダーミットなどがあります。平均的な鉱床規模は比較的小さく、品位は0.02%から0.2% U 3 O 8です。[ 14 ]これらの鉱床は世界のウラン資源のごく一部を占めるにすぎません。[ 16 ]現在採掘されている火山性鉱床は、東シベリア のストレリツォフスコエ地区の鉱床のみです。これは実際には単一の独立した鉱床ではなく、ストレリツォフスク・カルデラ複合体内に存在する18の個別の鉱床です。しかしながら、これらの堆積物の平均規模は、平均的な火山性堆積物よりもはるかに大きい。
表層鉱床は、第三紀から完新世にかけての地表付近の堆積物や土壌中のウラン濃度として広く定義されています。[ 16 ]カルクリート（炭酸カルシウムと炭酸マグネシウム）の鉱化作用は、表層鉱床の中で最大規模です。これらは、通常炭酸カルシウムと炭酸マグネシウムによって固められている第三紀の砂と粘土と互層をなしています。[ 14 ] 表層鉱床は、泥炭湿原、カルスト洞窟、土壌にも存在します。表層鉱床は、世界のウラン資源の約4%を占めています。[ 16 ]イェーリリー鉱床は、平均0.15% U3O8で、世界最大の表層鉱床です。ナミビアのランガー・ハインリッヒ[ 29 ]も重要な表層鉱床です。[ 14 ]
メタソマタイト鉱床は、強いナトリウム変成作用の影響を受けた構造的に変形した岩石中に散在するウラン鉱物から構成されています。[ 13 ] [ 14 ]鉱石鉱物はウラニナイトとブラネライトです。鉱石中のTh/U比はほとんどの場合0.1未満です。メタソマタイトは通常サイズが小さく、一般的に1000 t U 3 O 8未満を含んでいます。[ 14 ]中央ウクライナとブラジルでは、ナトリウム変成岩（アルバイト）中の巨大な（最大10万t U）ウラン鉱床が知られています。
宿主岩相に基づいて、2つのサブタイプが定義される。
変成鉱床とは、変成作用の後に鉱化作用が起こったという直接的な証拠がない変成堆積岩または変成火山岩中に存在する鉱床のことである。 [ 13 ] [ 14 ]これらの鉱床は、ウランを含むまたは鉱化作用を受けた堆積岩または火山性前駆物質の広域変成作用中に形成された。このタイプの最も有名な鉱床は、オーストラリアのクイーンズランド州にあるメアリー・キャスリーン鉱床と、オーストリアのフォルスタウ鉱床である。
褐炭鉱床（軟質褐炭）には、かなりの量のウラン鉱化作用が含まれている可能性があります。鉱化作用は、褐炭鉱床に隣接する粘土や砂岩にも見られます。ウランは炭素質物質に吸着されているため、個別のウラン鉱物は形成されていません。この種の鉱床は、ギリシャのセレス盆地、ノースダコタ州、サウスダコタ州で知られています。これらの鉱床のウラン含有量は非常に低く、平均で U 3 O 8の 0.005% 未満であり、現在商業的な採掘を正当化するものではありません。[ 13 ] [ 14 ]燃焼時（例えば石炭火力発電所で）、石炭の飛灰または底灰には、有害廃棄物として懸念されるほど高い質量分率のウランが含まれている場合があり[ 30 ]、または採掘および販売で潜在的に利益が得られる可能性があります。[ 31 ] [ 32 ] [ 33 ]これは、燃焼プロセスによって炭素成分と揮発性元素が除去され、不揮発性酸化物が残るためです。
黒色頁岩鉱化作用は、低品位のウランの大規模資源です。これらは酸素のない海底環境で形成されます。粘土質の堆積物中の有機物は、この環境では生物学的プロセスによって CO 2に変換されず、海水に溶解したウランを還元して固定化することができます。黒色頁岩の平均ウラン品位は 50 ～ 250 ppm です。探査された最大の資源は、スウェーデンのランスタッドで、254,000 トンのウランを含んでいます。しかし、米国とブラジルの黒色頁岩については、ウラン含有量が 100 トンを超えるものの、品位が 100 ppm 未満であると推定されています。米国南東部のチャタヌーガ頁岩は、平均品位 54 ppm で 400 万～ 500 万トンのウランを含むと推定されています。[ 28 ]
ドイツ東部テューリンゲン州のロンネブルク鉱床のみが、相当量のウランを産出している。オルドビス紀およびシルル紀の黒色頁岩には、40～60 ppmのバックグラウンドウランが含まれている。しかし、熱水作用および二次生成作用により、ウランが再移動および濃縮された。1950年から1990年までの生産量は、平均品位700～1,000 ppmのウラン約10万トンであった。現在、品位200～900 ppmのウラン8万7,000トンを含む、測定済みおよび推定資源が残っている。[ 26 ]
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