塔里木盆地沙雅隆起HFU-24航放异常成因及铀成矿潜力分析

郑少杰，伍显红，张 翔，王培建，牛家骥，陈江源

(1. 核工业航测遥感中心，河北 石家庄 050002； 2.中核集团铀资源地球物理勘查技术中心(重点实验室)，河北 石家庄 050002；3.河北省航空探测与遥感技术重点实验室，河北 石家庄 050002)

0 引言

砂岩型铀矿是我国重要的铀矿资源类型[1-4]。塔里木盆地作为我国最大的内陆盆地，在盆地北部的库车坳陷与南天山山前区域已相继发现了萨瓦甫齐大型铀矿床、巴什布拉克大型铀矿床、日达里克小型铀矿床和众多铀矿(化)点及异常点[5-7]。库车坳陷南部的沙雅隆起地段同样具有有利的铀成矿环境，但目前勘查程度相对较低。

2019年在该区开展了1∶5万航空物探调查工作，共发现航放异常37处[8](图1)，其中大部分异常与输油管外泄原油浸泡的地表沙土、脱水脱渣池或废弃的钻井排水池相对应。本文以其中的HFU-24号异常为研究对象，利用伽马总计数率、伽马能谱、土壤氡和土壤地球化学等4种测量方法，系统分析了异常的分布形态，并对异常的成因及铀成矿的有利条件进行了探讨，推测了可能的富铀层位，以期为研究区后续的找铀工作提供参考。

图1 研究区航放异常分布图

1 区域地质背景

研究区位于塔里木盆地北部的沙雅隆起，地表多被第四系所覆盖。结合周边地区相关资料，研究区内的地层结构由太古宙—元古宙结晶基底、古生代直接基底与中新生代陆相沉积盖层组成[8-9]。

太古宙—元古宙结晶基底主要由中高温变质的麻粒岩、变粒岩、片麻岩、石榴子石-黑云母片岩、石英岩、变质砂岩、混合岩和变质程度较低的海相碎屑岩-碳酸盐岩建造所组成。古生界则由海相碎屑岩-碳酸盐岩夹少量的火山岩、火山碎屑岩及花岗质侵入岩组成[10]。根据航磁数据的反演结果，结晶基底平均埋深约7000 m，轮南镇地区埋深最浅，一般小于6000 m，吐格买来地区最深，可达14 000 m，古生界基底埋深则多大于5000 m[8]。

自三叠纪开始，塔里木盆地进入了陆相盆地沉积时期，盖层发育齐全。三叠系分布稳定，厚100～300 m，埋深大于3800 m。受构造抬升影响，侏罗系在研究区内分布较少。自白垩纪开始，陆相盆地逐渐扩大，区域内沉积了厚度较大的碎屑岩。白垩系沉积厚度为200～400 m，埋深大于3500 m，发育砂体厚度多为6～60 m。新近系沉积物覆盖至全区，发育巨厚的碎屑建造，地层厚度一般在3000 m以上，其中上新统库车组埋深50～200 m。地层具备较好的“泥-砂-泥”结构，砂体厚20～50 m，个别大于80 m。第四系继承了古近系和新近系的沉积范围，以冲积、洪积和风积物为主[11]。

盆地中新生代构造活动在不同地段有较大差异。近盆地边缘一带构造活动强烈，且断裂发育，以近EW向断裂为主；而研究区内构造活动相对较弱，以NE向或近EW向断裂为主体，NW向断裂次之[12]，这些断裂对基底起伏、盖层沉积起着控制作用，同时也是油气及深部流体运移的良好通道。

2 研究方法

HFU-24号异常位于轮台县城南37 km处，以石油钻井的排水池为中心，异常呈长方形，航放总量多大于15 Ur(图2b)。地表均被第四系堆积物覆盖(图2a)。

为了查明异常成因，笔者分别进行了伽马总计数率、伽马能谱、土壤氡和土壤地球化学4种测量方法。其中伽马总计数率测量主要用于确定异常位置，并基本圈定异常范围，伽马能谱测量则用于现场确定放射性元素当量含量，土壤氡及其子体测量用于反映深部的放射性信息，土壤地球化学取样则用于后期准确确定放射性元素含量。

为此，共布置了4条测线，每条测线长800 m，线距160～220 m，测量点距40 m，异常地段点距加密至5～20 m(图2b)。共采集了7件土壤样品进行K、U、Th、Ra等元素含量分析。

图2 研究区地质图(a)与航放总量等值线图(b)

3 异常特征分析

伽马总计数率、能谱及土壤氡的浓度在排水池附近都达到了极大值。该排水池呈长方形(图3)，为石油钻井排泄承压水所建。附近的石油钻井距排水池约150 m，两者以沟渠相连。石油钻井现已废弃，排水池也已干涸。池内土壤呈褐黄色至褐黑色，较为致密，厚度大于80 cm，与研究区内普遍分布的灰色疏松沙土有明显差异(图4)。

图3 石油钻井排水池

图4 排水池内土壤

3.1 伽马总计数率测量

伽马总计数率基本圈定了异常的范围，测量显示放射性异常区总体呈近EW向的长方形(图5a)，长约300 m，宽约180 m，并以石油钻井的排水池为中心。排水池内表层土壤伽马总计数率一般为800～5000 Ur，最高可达10 900 Ur。随着土壤深度的增加，总计数率测量值有明显的升高。排水池外围被钻井承压水浸泡过的土壤，伽马总计数率在50～150 Ur之间。而距离排水池较远的未被承压水浸泡的灰色疏松沙土，测量值则有明显偏低，一般为18～20 Ur。

3.2 伽马能谱测量

伽马能谱测量确定了异常区当量钾(K)、铀(U)、钍(Th)含量，显示的异常范围与总计数率测量结果基本一致，以排水池为中心，总体呈EW向展布的长方形。异常范围基本覆盖了排水池及其外围受承压水浸泡过的土壤区。

能谱总道(TC)异常范围长约360 m，宽约200 m，异常区测量值一般为30～1600 Ur，最高值可达11 070 Ur，排水池内测量值均高于300 Ur。在主异常东南部分布有长约60 m，宽约40 m的次级异常区，地势相对低洼，TC测量值分布在30～40 Ur范围。除以上两个地区外，研究区内TC均分布在12～20 Ur的范围内(图5b)。

K异常范围长约260 m，宽约100 m。异常区内K含量一般为2.5%～5%，最高值大于6%，背景场的K含量分布在1.4%～2.2%范围内(图5c)。

U、Th异常范围长约320 m，宽约180 m。异常区内当量U含量一般为(55～1100)×10-6，最高可达6911×10-6；当量Th含量一般为(30～1300)×10-6，最高可达7485×10-6。排水池内当量U含量均高于300×10-6，当量Th含量均大于500×10-6，明显高于背景场测量值(8～16)×10-6(图5d、5e)。

图5 HFU-24号放射性异常特征图

3.3 土壤氡及其子体测量

土壤氡浓度的异常范围以排水池为中心，呈不规则状(图5f)，异常区测量值主要分布在3000～11 000 Bq/m3，最高可达344 163 Bq/m3，排水池内测量值普遍高于10 000 Bq/m3。

3.4 土壤地球化学测量

土壤地球化学分析结果见表1，样品w(K)=0.96%～1.94%，w(Th)=(7.38～14.4)×10-6，w(U)=(1.45～2.35)×10-6，均未显示明显的高值特征，与伽马能谱测量结果(表2)无明显相关性。

在能谱测量显示相对低值的土壤样品中，w(Ra)=(0.53～1.80)×10-11，铀镭平衡系数为10.06～29.09；而在能谱测量显示相对高值的土壤样品中，w(Ra)=(26.60～135.00)×10-11，铀镭平衡系数为539.55～2015.53。土壤镭含量、铀镭平衡系数与伽马能谱测量结果显示出明显的正相关性(表1、表2)。

表1 HFU-24异常土壤地球化学测量结果

表2 HFU-24异常土壤取样点伽马总量及当量铀、钍、钾含量

4 异常成因与成矿潜力

4.1 异常成因

放射性主异常区以石油钻井的排水池为中心，受承压水浸泡过的土壤呈现明显的放射性高场特征，表明研究区内异常的形成与承压水密切相关，土壤淋滤的承压水越多，异常强度也越高。

结合土壤地球化学分析结果，承压水中应含有较高含量的镭，并通过淋滤作用，使镭富集在土壤之中，从而产生了放射性异常。

除主异常外，局部放射性异常多分布在地势低洼地带，如主异常东南部显示的TC异常，这些局部异常可能是季节性雨水淋滤排水池外围土壤并在低洼处汇集所致。

放射性异常的形成与Ra元素密切相关，镭应来源于深部富铀层位中U元素的衰变。结合区域地层资料，可初步判断钻井穿过的地层中存在较好的富铀层。由镭引起的航放异常是塔里木盆地北缘深部铀矿找矿的重要线索。

研究区内良好的成矿环境是富铀层位形成的关键，下文将重点从构造、物源和水文三个方面进一步探讨异常形成的内在机制。

4.2 成矿条件

4.2.1 构造条件

研究区内构造活动相对较弱，且构造活动主要发生在中生代以前，进入中生代后趋于平静。研究区内的断裂构造对基底起伏、盖层沉积起着控制作用，同时也是油气及深部流体运移的良好通道，可为浅部铀还原提供条件[12]。

燕山晚期为库车坳陷与沙雅隆起填平补齐阶段，喜马拉雅运动使研究区以北的库车凹陷整体抬升[13]，与异常区形成了由北向南较为稳定的斜坡沉积，从而为发育冲积扇、辫状河、三角洲等铀成矿相带提供了有利的构造条件，同时也为渗入型地下水的改造成矿作用奠定了较好的基础。

4.2.2 物源条件

研究区北部蚀源区发育的沉积岩和岩浆岩都具有较高的铀含量。物性测量显示，新元古界片岩铀含量为5×10-6，中酸性侵入岩铀含量为(4.75～6.1)×10-6。下二叠统的火山角砾岩、石英斑岩、安山岩和石炭系火山凝灰岩铀含量均大于6×10-6。中生界和新生界整体铀含量较高，铀含量一般大于3.3×10-6，特别是吉迪克组泥岩、细砂岩、泥质砂岩铀含量可达10.5×10-6[8]。

蚀源区老地层和岩体均具备为异常区提供铀源的较好条件，且中、新生界层位本身含铀较高，铀活化运移特征较明显，有利于铀的富集成矿，具有较好的铀成矿潜力。

4.2.3 水文地质条件

研究区内有较好的含水岩层。第四系沉积物直接接受大气降水和地表水的补给，水量充足，与下伏岩层有较强的水动力联系。上新统库车组—上三叠统哈拉哈塘组含水岩层以砾岩、砂岩与泥岩互层产出，单层厚度一般为20～80 m，胶结方式以泥质、弱钙质为主，较为疏松，顶、底板隔水层为粉砂质泥岩和泥岩，顶底板厚度多大于10 m[9]，具有较稳定的“泥-砂-泥”结构。

研究区处在以罗布泊为汇流中心的区域径流场内，地下水总体由北部向盆地中部运移[14]。北侧盆缘一带断裂构造发育，目的层产状较陡，直接出露地表，有利于地表水的补给。从盆缘至塔里木河一带中新生界发育，地层“泥-砂-泥”结构完整，断裂构造不发育，有利于含水层的径流。塔里木河流域一带为排泄区，异常分布在塔里木河以北径排过渡带。以上特征表明，异常区具有充足的含铀含氧水补给，且有长距离的径流区和较好的排泄区，具备由北向南完整的补径排水动力条件。

4.3 深部找矿有利层位探讨

北部盆地边缘一带，三叠系至新近系中普遍发育砂体，砂体以河流相-三角洲相为主，多具有稳定的“泥-砂-泥”结构。在前期的铀矿勘查中，已发现多个铀矿床(点)，对寻找研究区内的有利层位具有一定的指导意义。

新近系的有利层位包括吉迪克组和库车组，吉迪克组厚约400 m，库车组厚约3000 m，以三角洲相为主，地层具备较好的“泥-砂-泥”结构，砂体厚20～50 m，个别大于80 m[8，11]，是研究区含铀含水层最有可能分布的层位。

白垩系的有利层位包括亚格列木组和巴西盖组，沉积厚200～400 m，埋深大于3500 m，为一套河流—三角洲相沉积[8，15]。区域上分布稳定，与上、下含水层的水力联系较小，具备较好的砂岩型铀成矿环境。

侏罗系在研究区内分布较少，而三叠系埋藏相对较深[8]，找矿意义有限。

5 结论

1)研究区内放射性异常的形成主要由镭的局部富集引起，钻井穿过的地层中存在较好的富铀层。由镭引起的航放异常是塔里木盆地北缘深部铀矿找矿的重要线索。

2)研究区内与成矿有利的构造、物源和水文条件是异常形成的内在机制，研究区具备较好的砂岩型铀成矿环境。

3)结合区域铀成矿特征，研究区内新近系和白垩系含有较好的找矿有利层位，具备一定的找铀潜力，建议在研究区内继续开展铀矿勘查工作。