二连盆地哈达图铀矿床黏土矿物特征及其与铀成矿关系研究

2020-05-16李伟涛李子颖李西得刘武生康世虎吕永华

铀矿地质 2020年2期

李伟涛，李子颖，李西得，刘武生，康世虎，吕永华

（1.核工业北京地质研究院，中核集团铀资源勘查预评价技术重点研究室，北京 100029；2.核工业二〇八大队，内蒙古包头 014010）

可地浸砂岩型铀矿因其储量巨大、易于开采且相对环保等特点已成为我国及世界主要铀矿找矿类型及研究重点［1-2］。该类型铀矿床在我国北方中、新生代盆地如伊犁盆地、吐哈盆地、鄂尔多斯盆地、二连盆地、松辽盆地等均有较好的发现。黏土矿物是大多数陆相和海相沉积物的重要组成部分，对地质环境变化特别敏感，其形成受到沉积环境、沉积物源、古气候、成岩作用、构造背景和成矿作用等控制［3-4］。通过研究黏土矿物及其组合可以揭示上述控制因素［5］。研究人员也早已意识到黏土矿物在砂岩型铀矿成矿过程中可能扮演重要作用，通过对黏土矿物的种类、形态、空间分布特征、地球化学特征、成因及其地质意义开展研究，帮助查明成矿环境及成矿作用等，再现成矿过程［6-11］。

哈达图铀矿床为近年来核工业二〇八大队发现的大型砂岩铀矿床，该矿床勘探成果突出但成矿环境及成矿机理有待进一步查明，因此希望通过研究该矿床黏土矿物特征来了解成矿信息。前人曾对该矿床黏土矿物特征进行过研究，通过扫描电镜观察了部分黏土矿物特征，但并未开展X 射线衍射工作［12］。笔者以哈达图矿床赛汉组上段氧化还原带岩石为研究对象，通过薄片鉴定、扫描电镜（SEM）、X 射线衍射（XRD）等手段，分析其黏土矿物特征，探讨其成因、地质意义及与铀矿化关系。

1 区域地质概况

二连盆地位于内蒙古自治区中部，大地构造位置处于亚洲板块与西伯利亚板块缝合线部位，在内蒙古-大兴安岭褶皱基底上，燕山期拉张构造应力场作用下发育起来的大型中、新生代断陷-坳陷型叠合沉积盆地［13］，面积约11 万km2，盆地总体走向为北东向，向西和西南部逐渐变为北东东和近东西向，是我国重要的煤、石油、铀及多金属矿产地。盆地由5 个坳陷一个隆起共6 个构造单元组成，分别是马尼特坳陷、乌兰察布坳陷、川井坳陷、腾格尔坳陷、乌尼特坳陷及中央的苏尼特隆起，哈达图铀矿床位于盆地中西部的乌兰察布坳陷中东部（图1）。矿区内钻孔揭露地层自下而上分别为下白垩统腾格尔组（K1t）、下白垩统赛汉组（K1s）、上白垩统二连组（K2e）和古近系伊尔丁曼哈组（E2y）（图2）。含矿目的层为赛汉组上段，其下为赛汉组下段泥岩，上为赛汉组顶部红色泥岩。将赛汉组上段分为3 个亚层，自下而上分别第一亚层、第二亚层及第三亚层（K1s2-1、K1s2-2、K1s2-3），每个亚层与1 期河道发育相对应［14］。砂体厚度大，呈多旋回的下粗上细韵律，为典型的辫状河沉积体系。岩性为黄色、浅黄色、浅灰白色、灰色、黑灰色砂岩、含砾砂岩、砂质砾岩，夹薄层泥岩，局部含植物碳屑和细晶黄铁矿。主要为长石砂岩及岩屑长石砂岩。岩石固结松散，孔隙式及基底式胶结，胶结物主要为黏土，其次为黄铁矿、褐铁矿、针铁矿，磨圆度为次棱角状。

2 样品与分析方法

图1 二连盆地构造分区略图（据游伟华，2015［15］修改）Fig.1 Sketch map of structure division in Erlian Basin 1—研究区；2—坳陷边界；3—城镇。

图2 二连盆地哈达图地区地层综合柱状图Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of Hadatu area in Erlian Basin

全部16 件样品采自哈达图矿床赛汉组上段的氧化还原带中，采样位置包括强氧化带、弱氧化带、过渡带及还原带。SEM、XRD 及pH 值测定均在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。制作长约1 cm 的立方块样品镀碳以进行SEM 分析，所用仪器为FEI Nova Nano SEM450 场发射扫描电子显微镜，电压20 keV，束斑直径小于1 μm。XRD 所用仪器为PanalyticalX′Pert PRO MPD，检测方法执行SY/T 5163—1995、SY/T 6201—1996行业标准，分析条件为：电压40 keV，电流40 mA，X 射线靶为Cu 靶，测量角度范围为3°～30°。pH 测定采用ISO10390：2005（E）《土壤质量pH值得测定》（英文版）国内修改版中的测试流程。

3 黏土矿物特征及成因探讨

3.1 黏土矿物特征

薄片鉴定和SEM、XRD 结果表明，样品中填隙物含量为5%～21%，黏土矿物含量为3.0%～17.4%。黏土矿物组合主要为伊/蒙混层和伊利石，两者占黏土矿物总量94%，其中伊/蒙混层含量为31%～79%，平均61%，伊利石含量为17%～62%，平均34%。含少量高岭石（小于13%，平均3%）及绿泥石（小于9%，平均3%），未发现蒙皂石（表1）。

3.1.1 各类型黏土矿物主要特征

伊/蒙混层：伊利石和蒙皂石两个端元组分之间的矿物，是由伊利石晶层和蒙皂石晶层沿C 轴或者（001）方向无规则相互交替构成的层状硅酸盐矿物［16］。按其成因分为成岩型、风化型、火山热液型；按其晶体化学性质分为完全无序型、部分有序型及准晶态型［17］。当伊/蒙混层的混层比（蒙皂石晶层所占百分比）大于40%时为完全无序伊/蒙混层；混层比在15%～40%之间时为部分有序型伊/蒙混层［16-17］。每一种矿物的晶体都有特具体特定的X 射线衍射图谱。根据中华人民共和国石油天然气行业标准《SY/T 5163—2010 沉积岩中黏土和常见非黏土矿物X 射线衍射分析方法》，伊利石/蒙皂石无序层间矿物有以下3 个识别标志，且必须同时存在：1）在自然片图谱上，在1.0～1.5 nm 范围内有衍射峰；2）在乙二醇饱和片图谱上，上述自然片中衍射峰向低角度一侧移动至1.7 nm 处，但图谱中不存在与该峰成整数关系的一组系列峰；3）在高温片（450～550 ℃）图谱上乙二醇饱和片中的衍射峰向高角度一侧移动至1.0 nm 处。以HD14 样品为例，其XRD 图谱（图3）特征为：1）自然片上出现1.5 nm 的特征衍射峰；2）乙二醇饱和片上只出现1.7 nm 且峰形宽化严重，没有出现与之成系列的衍射峰；3）乙二醇饱和片上出现的1.7 nm 衍射峰在高温片上移至1.0 nm 衍射峰处。

表1 黏土矿物X 射线衍射定量分析结果表Table 1 XRD quantitative analysis result of clay minerals

图3 样品黏土矿物XRD 图谱Fig.3 XRD spectra of clay minerals

伊/蒙混层：扫描电镜下呈蜂窝状、半蜂窝状、棉絮状、弯曲带状等赋存在长石等碎屑颗粒表面或粒间（图4a）。伊/蒙混层元素含量主要为Si、Al，含少量K 和Fe（图4b）。

伊利石：扫描电镜下可见填隙物中呈不规则叠片状伊利石（图4c、d）以及呈丝缕状发育在伊/蒙混层黏土矿物边缘的伊利石（图4e）。

高岭石：单晶呈假六方片状、假六方板状，集合体主要呈叠片状分布在孔隙中（图4a）。

绿泥石：绿泥石含量较少，扫描电镜下未观察到绿泥石。

3.1.2 氧化还原带各分带黏土矿物特征

图4 黏土矿物扫描电镜及能谱图Fig.4 SEM and EDS photos of clay minerals in Hadatu uranium deposit

通过对比分析同等粒级砂岩及砂砾岩的黏土总量以及各分带平均黏土总量，认为各分带黏土总量顺序为过渡带最高（平均为11.5%），还原带（平均为7.6%）及弱氧化带（平均为8.5%）略低，强氧化带最低（平均为5.6%）。扫描电镜下观察到过渡带样品中碎屑颗粒表面及孔隙中黏土矿物含量明显较其它分带的样品更高。该规律与同为二连盆地古河道砂岩型铀矿的巴彦乌拉矿床及赛汉高毕矿床氧化还原带黏土总量变化规律一致［18］。强氧化带黏土总量较低导致其渗透性相对较高是其更易被氧化的一个重要原因。

伊/蒙混层占比在强氧化带、过渡带及还原带中较接近（61%～62%），在弱氧化带中最低（56%）；伊利石在强氧化带、过渡带及还原带中占比较接近（31%～33%），在弱氧化带中最高（39%）；高岭石含量较少，强氧化带中高岭石占比小于13%，平均为7%，弱氧化带中为4%，过渡带未检测出高岭石，还原带高岭石含量平均为2%，呈现从强氧化带至过渡带减少趋势；强氧化带及弱氧化带中几乎不含绿泥石，还原带中含少量绿泥石（4%），过渡带中绿泥石含量相对最高（6%）。

3.2 黏土矿物成因

伊/蒙混层的形成与富钾矿物的分解有关，对于伊/蒙混层的形成过程认识比较一致［19-20］，是一个加钾和铝、去硅脱水的过程，K＋和Al3＋进入蒙皂石中，Fe3＋、Mg2＋以及Si4＋的代出造成伊/蒙混层的形成。温度和K＋浓度是控制蒙皂石的伊利石转化速率的主要因素，当温度因素不明显时，孔隙流体的化学成分尤其是K＋含量则成为主要因素［21］。本次研究在扫描电镜下观察到伊/蒙混层黏土边缘生成丝缕状伊利石，且伊/蒙混层含量和伊利石含量有很强的负相关性，相关系数R2为0.928（图5）。岩矿鉴定结果表明本地区砂岩主要为长石砂岩及长石岩屑砂岩，并且其中含有较多钾长石，扫描电镜下也可观察到钾长石表面坑洞部位产生伊蒙混层（图4f），因此认为该地区伊/蒙混层是富含钾长石的砂体在成岩过程中产生大量K＋的情况下由蒙皂石转化而来，同时孔隙介质为富钾的碱性环境也将有利于自生伊利石的形成。高岭石一般是在酸性流体作用下形成，在酸性条件下较为稳定［22］，在碱性环境下会转化成伊利石［23］，可见到在原生高岭石上长出不规则弯曲叶片状的伊利石雏晶［24］。哈达图矿床含矿层砂岩中也出现了高岭石边缘生成伊利石的现象［12］。当孔隙流体呈碱性时，砂岩中钾长石与高岭石反应生成伊利石的过程为一个负熵反应（1），一旦启动将自发进行［23］。

图5 样品伊/蒙混层与伊利石含量关系图Fig.5 Content Relationship between illite-smectite mixture and illite

此次样品的pH 值分析结果（表1）表明，强氧化带、弱氧化带、还原带目前均处于碱性、弱碱性环境。因此，该矿床高岭石含量较少的原因可能是部分高岭石转化为伊利石。赛汉组上段遭受抬升剥蚀后受潜水或层间氧化作用渗入的含氧水与原生灰色砂岩反应产生酸性流体作用下在强氧化带和弱氧化带中产生一定量的高岭石，后期孔隙水变为碱性情况下，部分高岭石转化为伊利石。而过渡带绿泥石含量相对较高可能是因为Fe2＋在还原环境中与高岭石反应形成绿泥石。

4 与铀成矿关系探讨

不少学者对黏土矿物吸附铀进行过实验研究，结果表明，黏土矿物因其较大的比表面积而对铀具有吸附作用，且不同类型的黏土矿物吸附能力不同，表现为蒙皂石＞伊利石＞绿泥石＞高岭石［25-27］，变化趋势与其本身的比表面积大小相关，也与其可交换阳离子能力的变化趋势一致［28］，伊/蒙混层黏土的比表面积则介于蒙皂石与伊利石之间，有较强的吸附能力。但这类吸附实验全部是针对黏土矿物对于铀酰离子的吸附能力，而且我国西北砂岩型铀矿铀的赋存状态并非主要以离子吸附态铀存在［29］，离子吸附态铀仅使砂岩中铀含量略升高，起到预富集作用，极少达到成矿水平。有学者对一些矿床铀矿石进行化学逐级提取，结果表明，离子吸附态铀仅占3.2%［30］。哈达图矿床铀主要以超显微、显微状铀矿物赋存在碎屑颗粒表面生成的黏土矿物表面及填隙物中黏土矿物表面（图4f），考虑到黏土矿物的吸附性以及铀矿物与黏土矿物紧密的伴生关系，认为这些铀矿物是吸附于黏土矿物表面的。而这些铀矿物的形成机理可能是由于被黏土矿物吸附的铀酰离子在还原环境中被还原成U4＋，并形成结晶度极差的氧化物核，它进一步吸附铀酰离子，形成UO2和的混合聚集物，随着持续的还原，铀矿的结晶程度也随之增高，粒度变大［31］。