鄂尔多斯盆地镇原地区下白垩统环河组砂岩铀矿元素地球化学特征及成矿探讨

2022-09-27武正乾刘坤鹏于宏伟王奇辉

中国锰业 2022年4期

毛宁，武正乾，刘坤鹏，于宏伟，王凯，王奇辉

(核工业二〇三研究所，陕西西安 710086)

0 前言

鄂尔多斯盆地作为油气、煤、铀资源的集中产地[1]，前人在该区开展了一定的研究工作，主要是针对中侏罗统直罗组目的层位，发现了双龙铀矿床，落实了金家渠、武村铺、鸭河湾铀矿产地和众多的矿化点和异常点，这些铀矿资源含矿层位主要为中侏罗统直罗组，铀矿化主要产于直罗组下段灰绿色砂岩和灰色砂岩之间的过渡带。特别是近几年在钻探勘查过程中新发现了高品位钻孔，充分展示了盆地南部直罗组具有较大的铀成矿潜力，也为研究工作的开展提供了重要的依据和理论基础。有学者认为该盆地东北缘铀矿床成因与古层间氧化带有关，也有学者认为是由于油气与浅成低温热液发生水岩作用，从而形成铀矿床[2]。近期的研究成果表明，直罗组砂岩颜色的垂直分带分别具有各自的地球化学特征(红色-灰绿色-灰色)，铀矿体以板状或层状出现于绿色砂岩和灰色砂岩的接触部位；近2年在盆地西部镇原、南部灵台、北部特拉敖包等相继在下白垩统发现工业铀矿化，显示出盆地西南部具有有利的成矿地质背景。在现有对砂岩型铀矿成因的认识基础上，通过分析鄂尔多斯盆地镇原地区下白垩统环河组砂岩的主、微量元素地球化学特征及油气与铀成矿关系，探讨了该区铀矿成矿规律，为后续成矿作用研究提供了依据。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地位于华北陆块区的西南部，北临天山-兴蒙造山系，南临秦祁昆造山系，是一个在古生代地台基础上发展起来的大型叠合盆地，总面积约26万km2；盆地结晶基底为太古界-古元古界，地台沉积盖层为中元古界-古生界，二者分别充当了盆地盖层的间接基底和直接基底，具有“双重”基底的特点[3]。盆地自中元古代开始便接受稳定沉积，晋宁运动、蓟县运动、加里东运动及海西运动主要表现为垂向运动，印支期相对平静，到燕山期活动加剧，并与华北盆地分离形成一个封闭稳定的克拉通盆地。进入中晚中生代以后，继续接受稳定沉积。晚三叠世时期，盆地由地台环境转为克拉通盆地，沉积作用也随之由古生代的海相沉积转变为中生代的陆相沉积。中侏罗-早白垩世的构造运动导致盆地发生强烈隆升，为油、天然气向上运移提供通道，并为铀沉淀提供氧化-还原环境，有利于大型砂岩型铀矿床形成。盆地可划分为伊盟隆起、西缘冲断带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠褶带和渭北隆起6个一级构造单元(见图1)，研究区处在天环坳陷部位，西部为西缘冲断带，区内断裂较为发育。西缘冲断带主体呈南北向展布，南北长600 km，东西宽20～50 km，燕山运动中期，该区受到强烈的挤压与剪切，形成了冲断构造带的基本面貌，断裂与局部构造发育；天环坳陷东界始于盐池-环县，西邻西缘褶断带，南北长600 km，东西宽50～60 km。早白垩世，随着西缘褶断带的持续向东推进，天环坳陷成为其前渊坳陷，构造面貌为东翼缓西翼陡不对称性向斜，呈西高东低的不对称形态，是盆地地下水的主要排泄区。

1.构造单元边界；2.地名；3.铀矿床、矿点

2 赋矿地层砂岩岩石学特征

研究区大部分被第四系黄土层覆盖，该区地层由老到新主要发育:早白垩世志丹群(K1zh),主要是一套受水力、风力交替作用形成的巨厚碎屑岩沉积。大致以白于山北麓为界，盆地南北两侧沉积相在空间结构上存在明显差异，包括洛河组(K1l)、环河组(K1h)、罗汉洞组(K1lh)和泾川组(K1j)、新近纪甘河沟组(N1g)、第四系黄土(Q)。铀矿化位于下白垩统环河组内，垂向上产于层间氧化带翼部的灰色砂岩中，平面上受层间氧化还原过渡带控制，多发育在氧化还原过渡带之中。矿体形态相对简单，剖面上呈似层状。矿体顶板主要为浅灰色粉砂岩及浅灰色粉砂质泥岩，围岩主要为浅黄色、棕红色细砂岩，含矿主岩为浅灰(绿)色细砂岩夹浅灰色中砂岩，可见褐红色、棕红色斑块(见图2a～b)。

通过近2年研究成果分析，将环河组分为上、下2段，环河组上段即为原环河组，主要为灰白色、浅灰色、灰绿色泥岩、粉砂岩和浅灰色、浅黄色细砂岩、中砂岩，局部夹泥灰岩、富含盐类及石膏晶屑；环河组下段即为原华池组，主要为暗棕红色、紫红色中厚层至块状粉砂岩、泥岩及细砂岩、中粗砂岩。

环河组下段砂体岩石主要为长石石英砂岩，主要由碎屑物(约85%)及填隙物(约15%)2部分组成，少见杂基；碎屑物成分以石英、长石为主，次为岩屑、云母，少量褐铁矿、绿泥石、黄铁矿等，多呈次棱角状-次圆状，分选中等，碎屑颗粒之间多呈线接触关系，为颗粒支撑类型；填隙物一般为碳酸盐和黏土矿物胶结物，其中黏土矿物主要为高岭石、伊利石和绿泥石等。环河组上段砂体岩石主要为长石石英砂岩，主要由碎屑物(约82%)及填隙物(约18%)2部分组成，少见杂基；碎屑物成分以石英、长石为主，次为岩屑，少量黑云母、黄铁矿等(见图2d)，多呈次棱角-次圆状，分选中等，碎屑颗粒之间多呈点-线接触关系，为颗粒支撑类型；填隙物主要为褐铁矿、碳酸盐、有机质和黏土矿物胶结物(见图2c)，岩石的胶结类型主要为孔隙式胶结。

a.浅灰绿色细砂岩含褐红色斑块；b.浅灰色中砂岩含棕红色斑块；c.有机质沿裂隙充填；d.黄铁矿分布于碎屑颗粒之间图2 标本和镜下照片

3 元素地球化学特征

本次采集鄂尔多斯盆地西南缘镇原地区下白垩统环河组砂岩型铀矿化孔、工业铀矿孔岩心样品共计18件，均为下白垩统环河组(上段+下段)。代表岩性为灰色、浅灰绿色细砂岩、中砂岩、含砾中砂岩。

3.1 主量元素特征

经过对主量元素以及图3分析可以得出，镇原地区含铀砂岩SiO2(55.84%～83.69%，平均值为71.26%)，Al2O3(4.49%～11.66%，平均值为7.51%)，CaO(1.90%～9.22%，平均值为5.22)，K2O(1.63%～6.09%，平均值为2.48%)，Na2O(0.47%～3.01%，平均值为1.68%)。其中SiO2含量较高，代表样品成熟度高；Al2O3含量较低，指示长石风化分解较为严重，这与钻孔中看到的现象一致；CaO值高于MgO反映了填隙物中方解石多于白云石；K2O/Al2O3介于0.21～0.52，平均值为0.33，说明物源区钾长石匮乏；Al2O3值远远大于TiO2，代表长英质组分在物源区含量较高；CaO、K2O和Na2O成分较多，Al2O3含量较低，说明该地区黏土矿物较为富集；另外SiO2与MgO、TiO2呈现负相关关系，与Na2O和P2O5呈现正相关关系；其他氧化物含量，如CaO、MnO、K2O等，与SiO2并无明显的相关关系。含铀砂岩的岩石化学蚀变指数(CIA=100×[Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)])的平均值可判定物源区风化水平：若CIA≤50，代表未风化；若50

图3 镇原地区下白垩统环河组砂岩主量元素哈克图解

3.2 微量元素

经过对稀土元素特征分析得出(见表1)，稀土元素总量(ΣREE)介于43.58×10-6～163.37×10-6，平均值为85.02×10-6，稀土总量约为球粒陨石的稀土总量(3.89×10-6)的21.86倍，但小于北美页岩的稀土总量(173.2×10-6)。δEu介于1.06～1.79，平均值为1.43。δEu值整体上大于1，说明存在Eu正异常；δCe介于0.64～1.07，平均值为0.86，说明存在负异常；稀土元素由于化学性质相似，地球化学行为相近，在成岩与变质作用过程中基本不分异，分配模式与源岩相似，可作为有效的地球化学示踪剂。根据配分曲线显示(见图4)，轻稀土元素右倾，富集程度偏高，重稀土元素曲线较为平缓，富集程度较低，总体来看Eu存在较弱的正异常，仅个别样品出现负异常。

表1 鄂尔多斯盆地西南缘镇原地区下白垩统环河组含铀砂岩微量元素分析结果 ×10-6

图4 镇原地区下白垩统环河组砂岩稀土元素配分模式

根据表1可以看出，U含量变化范围为13.8×10-6～833×10-6，平均值为197.62×10-6，Th含量变化范围在2.12×10-6～18.37×10-6，平均值为5.81×10-6，Th/U比值范围在0.01～1.14，平均值为0.39。U与Th、Re、Mo、V元素呈现正相关关系，与Mo元素相关性较明显，当U含量大于100×10-6时，相关性尤为明显(见图5)。

图5 砂岩物源U-Th(a)、U-Mo(b)、U-Re(c)、U-V(d)关系

4 不同地球化学类型岩石环境指标特征

颜色是指示岩石地球化学环境最直接宏观的标志，有机质和铁质是影响颜色的主要因素，其他的环境指标还有岩石氧化还原电位等，分析其在不同岩石中的含量变化可判断岩石的地球化学环境[6]。根据对工作区主要找矿目的层环河组所取的样品分析统计表明，不同岩石地球化学类型具有不同的环境指标[7]：

环河组下段从棕红色、浅黄色到灰绿色再到灰黑色，全硫及有机碳呈递增趋势，说明从棕红色向灰色岩石的还原能力逐渐加强；从氧化色向还原色，岩石中的Fe3+、Fe3+/Fe2+均呈递减趋势，而Fe2+递增，说明岩石经过氧化作用形成铁的氧化物；灰黑色岩石较灰绿色岩石的Fe3+及Fe2+均增高、Fe3+/Fe2+变化不大，说明灰黑色岩石发生了更强的还原蚀变(见表2)。

表2 环河组下段不同岩石地球化学类型环境指标特征一览

环河组上段从浅黄色到黄绿色再到灰色，全硫及有机碳呈递增趋势，说明从浅黄色向灰色岩石的还原能力逐渐加强；从氧化色向还原色，岩石中的Fe3+、Fe3+/Fe2+均呈递减趋势，而Fe2+递增，说明岩石经过氧化作用形成铁的氧化物(见表3)。

表3 环河组上段不同岩石地球化学类型环境指标特征一览

5 讨论

随着U元素的富集，稀土总量ΣREE也逐渐升高(见图6a)，由于稀土元素容易吸附于黏土中，故稀土总量的升高可能与赤铁矿化、黏土化引起的黏土质含量升高有关[8]，重稀土亏损一般反映了铀矿形成过程中钾化和硅化2种蚀变，所以在镇原地区，深部热液流体的参与对铀的富集起到了一定作用；另外，不同的氧化还原条件会导致Ce、Eu呈现不同价态而分馏，从而形成Ce、Eu异常。现有研究发现，在高氧逸度条件下，Ce被氧化成Ce4+，由于Ce4+溶解度小，易被黏土矿物等吸附脱离溶液体系，导致从溶液中沉淀出来的矿物具Ce负异常[9-10];在还原条件下，Eu易形成可溶的Eu2+。因此，随还原作用增强，Eu、Ce愈加富集；随着U含量的增高，δEu和δCe含量也逐渐升高(除个别样品外)(见图6b～c)，说明砂体颜色由氧化色向还原色退变(氧化环境向还原环境转化)；由于Eu在偏碱性环境下多呈易溶于水的Eu2+，当沉积环境转为酸性时，Eu2+溶解度下降，被黏土矿物吸附而沉淀。在个别样品中，δEu值随U含量增高而降低，说明沉积环境由碱性转为酸性，随酸性增强，Eu亏损亦增强。砂岩中Th、Re、V、Mo含量与U含量呈正相关关系，所以Th、Re、V、Mo可作为铀矿富集的指示元素[11]。

图6 砂岩物源U-ΣREE、U-δEu、U-δCe关系

6 镇原地区铀成矿探讨

综合环河组砂岩地球化学特征分析，可以推测出下白垩统环河组铀矿化主要形成于弱氧化-弱还原沉积过渡环境，在氧化条件下，U6+随流体迁移至还原环境，变为U4+发生沉淀，在氧化还原过渡带与有机质、硫化物和油气等还原物质结合进而聚集成矿。

综合研究分析地质调查以及油田资料，发现镇原地区发育小型断裂，主要为NS、NEE、NWW向，其中NEE向断裂可能为喜山运动的结果，切穿中侏罗统、下白垩统，在野外泾川组露头也发现多条断层(NEE向，倾向155°～160°，倾角60°～80°)，结合钻孔中观察到微裂隙，并充填碳酸盐细脉，在裂隙面往往发育团簇状、星点状黄铁矿化。表明断层具有连通性，钻孔及地表发现大量油浸砂岩，并且在环河组发现厚度不等的油气还原砂岩，通常伴生铀矿化及异常。此外，天环坳陷西翼构造活动相对强烈，产生大量破碎带及裂隙，含氧含铀水渗入后，加上断裂为深部油气提供了向上运移的通道，大大提升了还原容量。目前在该部位环河组已经发现工业矿体，下白垩统洛河组油田钻孔也存在厚大天然伽马异常，充分显示天环坳陷中心是下白垩统层间氧化渗入型铀矿形成的有利成矿部位。另外，由于砂体上部的泥岩的隔水顶板作用，使得在砂体上部聚集了大量的油气，并且沿砂体向氧化带方向运移，形成氧化-还原地球化学障，将活化的U6+还原成U4+铀矿物进而聚集成矿，形成环河组大面积铀异常，持续运移的油气流体为铀矿体提供还原环境，避免了铀矿体再次活化迁移。