松辽盆地南部HLJ 地区铀成矿控矿因素分析

2022-10-09佟术敏臧亚辉封志兵李继木柳东良崔磊杨文达王智健

铀矿地质 2022年5期

佟术敏，臧亚辉，封志兵，李继木，柳东良，崔磊，杨文达，王智健

（1.核工业二四三大队，内蒙古赤峰 024006；2.东华理工大学核资源与环境国家重点实验室，江西南昌 330013）

近年来，松辽盆地南部砂岩型铀矿找矿工作取得新突破，发现了若干铀矿床和矿产地。HLJ 地区作为新探明的铀矿产地研究相对较少，尤其在铀成矿控矿因素方面，与研究程度较高的钱家店和宝龙山铀矿床相比，总结归纳不足。钱家店铀矿床的控制因素包括层位控矿、沉积相及古地理控矿、岩性控矿、构造控矿、层间氧化作用控矿和油气还原作用控矿［1-2］；宝龙山铀矿床铀矿化与热液作用关系密切，铀成矿作用兼具内、外生成因的特点［3］。钱家店-宝龙山铀矿床经历了两期成矿作用，即地层沉积后不久的层间氧化成矿作用和后期的热流体改造成矿作用［4］。砂岩型铀矿的形成过程是复杂的，是多种有利因素的耦合［5］。铀的富集和成矿可受沉积岩形成的各个因素影响，其中包括地质构造背景、风化剥蚀区的物质来源、沉积环境与沉积作用、沉积成岩作用、后生改造作用、油气还原作用等［6］。

本文以HLJ 地区为研究对象，综合分析区内钻孔岩心特征、钻孔连井剖面、目的层Th、U 质量分数及地震综合解译等资料，揭示铀矿体空间分布特征、姚家组下段氧化-还原砂体特征以及构造断裂分布特征等，进而理清区内铀成矿主控因素及其相互关系。研究成果可深化对松辽盆地南部铀成矿控制因素的认识，为松辽盆地南部寻找铀矿后备基地提供有益借鉴。

1 地质背景

松辽盆地是在前中生代海西褶皱带基础上发展起来的中、新生代沉积盆地［1，7］。盆地南部可以划分为西部斜坡、中央坳陷、东南隆起、西南隆起和开鲁坳陷5 个二级构造单元［8-10］。基底岩性主要为中深变质岩、浅变质岩以及同期花岗岩。周缘广泛分布有加里东期、海西期和燕山期花岗岩及花岗闪长岩。盖层主要为中、新生代坳陷地层，由上白垩统泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、明水组以及新近系和第四系构成［11］。

目前，已发现的铀矿床和矿产地都分布在松辽盆地西南隆起区和开鲁坳陷内，且集中产出在钱家店凹陷和西南隆起区中部，并沿通辽—太平川一带呈北东向展布。其中，钱家店、宝龙山铀矿床和大林铀矿产地位于宝龙山构造天窗南翼［12-13］。HLJ 地区位于宝龙山构造天窗的北翼，区内已探明HLJ 中型矿产地，并在HLJ 矿产地—太平川之间发现了多个铀工业矿孔和矿化孔（图1a）。目前，已初步圈定了一条长约25 km，宽8～15 km 呈近南北向展布的铀成矿带，成矿潜力巨大。研究区发育F1、F8及F12等深大断裂（图1b）。断裂F1在嫩江组末期发生反转并形成构造天窗［14］。研究区所在的西南隆起区的北翼，因构造天窗本身是构造薄弱区，具有较好的局部排泄功能；受姚家组地下水承压应力作用的影响，含铀含氧水发生运移，由此形成层间氧化带，铀元素在构造天窗周围合适部位不断沉淀富集。

图1 松辽盆地南部构造单元分区（a）和断裂分布（b）（据文献［8］修改）Fig.1 Structural unit zoning（a）and fault distribution（b）map in southern Songliao Basin（modified after reference［8］）

2 铀矿化特征

2.1 含矿层位和砂体氧化还原特征

HLJ 地区铀成矿环境与其南部的宝龙山、钱家店（钱Ⅱ块）等铀矿床及大林铀矿产地相近，其构造、地层、砂体以及后生氧化-还原等成矿条件较好。上白垩统姚家组是主要含矿层位，姚家组下段含砂率一般为70%～80%，含矿砂体主要位于姚家组下段上、下氧化带之间的灰色砂体中，含矿岩性主要为灰色中细砂岩。

姚家组下段氧化砂岩主要呈褐黄色和褐红色。褐黄色砂体为后生强氧化砂体（图2a），黄颜色为高价铁氧化物和黄钾铁矾所染；褐红色砂体大多为原生强烈氧化环境中的沉积产物（图2b），红颜色为高价铁氧化物所染［15］。褐黄色砂体主要集中于氧化作用、褐铁矿化较强的区域，以中粗粒为主，渗透性好，基本不含砾石，与褐红色砂体多呈浸染状、团块状接触，成层性相对较差。褐红色砂体集中分布于矿层的顶部和底部，与还原砂体多呈渐变接触关系。

图2 姚家组下段砂体氧化还原特征Fig.2 Photos of core sample and thin section of sand body of the lower member of Yaojia Formation

姚家组下段还原砂岩主要呈灰色、深灰色、浅灰色及灰白色。灰色、深灰色砂岩被普遍认为原生沉积［15-16］，常见大量炭化植物碎屑、茎杆及细晶黄铁矿分布（图2c、d）。矿物成分主要由斜长石、石英、片状黑云母及少量暗色矿物组成；胶结物主要为粉砂质及黏土质，具颗粒支撑、接触式-过渡式胶结特征（图2e、f）。此外，原生灰色砂岩的蚀变作用一般较不发育，表明其未受氧化作用的影响。浅灰色、灰白色砂岩为主要赋矿砂体，大多紧邻褐黄色砂体分布，一般含有较多的微（细）晶黄铁矿及一定量的炭屑和高岭石化（图2g、h），为后生改造成因。与原生灰色砂岩最大的区别是造岩矿物开始出现少量的浅褐红色的钾长石，其矿物成分开始以斜长石、钾长石、石英及极少量暗色矿物组成为特征；胶结物以粉砂质、钙质为主，高岭石化较强的砂岩主要以基质支撑为主，而蚀变作用较弱的则以颗粒支撑为主（图2i、j）。整体来讲，受氧化作用的影响，浅灰色、灰白色砂岩或多或少都保留有后期作用的影响痕迹。

2.2 矿体（化）特征

HLJ 地区铀矿化主要分布在3 个区域（图3）：1）HLJ 矿产地，该区长约15 km，宽1～3 km，呈北东向展布，铀矿化受姚家组下段氧化带前锋线控制明显，呈似半圆形条带状分布；2）HLJ 东部地区，铀矿化区位于F1和F12断裂构造夹持部位，长约8 km，宽约2.5 km，呈椭圆状近东西向展布；3）代力吉—靠山一线铀矿化带沿氧化带前锋线呈近南北向展布，长约35 km，宽2～5 km，其具有沿瞻榆凹陷东侧边缘部位分布的特点。

图3 HLJ 地区铀矿化分布特征图Fig.3 Distribution characteristics of uranium mineralization map in HLJ area

HLJ 矿产地矿体的连续性和稳定性较好，规模较大，呈板状、似层状产出。矿体埋深为570～630 m，自北向南逐渐变深，产状与地层产状几乎一致。矿体厚度为2～25 m（图4），品位为0.02%～0.07 %。含矿岩性主要是灰色中砂岩，砂体中含炭屑和有机质条带，局部可见星点状黄铁矿、高岭石化。

图4 HLJ 地区B10-4～H1-6 钻孔剖面图Fig.4 Boreholes profile of B10-4～H1-6 in HLJ area

3 目的层岩石Th/U 值

层间氧化带被普遍认为是砂岩型铀成矿的主要控矿因素之一，而层间氧化带砂体无论是原生沉积的红层，还是由后生氧化改造的，都可以通过岩石的Th/U 值来确定。地壳不同类型岩石中U、Th 绝对含量可能差异很大［16］，但Th/U 值比较恒定，大约在3～4 之间，与地壳Th/U≈3.4 接近［17］。在正常原生沉积岩中，Th/U 值一般为3～4；层间氧化带砂岩中U 被后生氧化迁移，而Th 很难被溶解、迁移，Th/U 值一般大于4［18］；U 在氧化-还原过渡带砂体沉淀富集，而Th 含量变化不大，Th/U 值远小于3。因此，Th/U 值可以用于表征铀在氧化环境中被溶滤、迁移，进而确定砂体是否经历过后生氧化作用。低Th/U 值预示后期铀的富集，是成矿有利指示因素［19］，但由于断裂构造引起的后生还原改造、热液活动的影响，不同氧化、还原环境中的Th/U 值就变得较为复杂。

通过对研究区内姚家组砂体Th、U 质量分数的分析（表1），后生氧化环境中w（Th）为7.59×10-6～12.17×10-6，平均值为10.06×10-6，w（U）为1.12×10-6～2.13×10-6，平均值为1.56×10-6。原生环境中w（Th）为8.10×10-6～11.86×10-6，平均值为9.53×10-6，w（U）为1.70×10-6～3.67×10-6，平均值为2.69×10-6。过渡带环境中w（Th）为5.41×10-6～12.02×10-6，平均值为9.25×10-6，w（U）为8.05×10-6～104.14×10-6，平均值为40.47×10-6。w（U）在不同的地化环境中变化明显，而w（Th）基本保持不变。

表1 姚家组砂体Th/U 值一览表Table 1 The Th/U ratio of sand body in Yaojia Formation

大部分褐红色和褐黄色氧化砂岩的Th/U平均值为6.64，氧化砂体中铀被溶解、迁移，说明研究区氧化砂体基本经历了后生氧化作用；远离矿化带的灰色和紫红色砂岩的Th/U 平均值为3.63，砂体处于原生环境，Th、U 含量动态平衡系统未被破坏；矿化带内灰色砂岩和少量浅灰色砂岩的Th/U 平均值为0.43，还原砂体中铀迁移、富集，铀矿体均赋存于此类砂体中，该砂体顶部和底部大多为后生氧化砂体。

铀矿化相对集中在Th/U 值小于1.40 的氧化-还原过渡带内。铀元素明显从后生氧化砂岩中迁出，在过渡带砂岩中富集，表明后生氧化作用为成矿提供铀源和氧化、还原障。

4 控矿因素分析

一个盆地能否成为产铀盆地首先取决于盆地的地质构造演化。另外，铀储层、铀源、古气候等也是不可忽略的控矿因素［20］。例如，已有研究表明，鄂尔多斯盆地东北部铀成矿是在较稳定的斜坡构造环境、丰富的双重铀源、巨型泛连通砂带以及充足含氧水补给等因素耦合作用下形成［21］。本文总结了研究区砂岩铀成矿主要受河道、层间氧化带及断裂构造三方面控制。

4.1 河道控矿

河道的规模与空间展布、砂体分布等是铀储层的基本要素。古气候决定了河道沉积期砂体的氧化、还原性质。河道是砂体的存储空间，砂体是铀元素的储存载体。因此，河道控制铀成矿往往受古气候、铀源及砂体3 个方面的约束。

古气候条件在整个铀成矿过程中扮演着重要角色。在含矿砂体沉积时，潮湿气候形成富含有机质的有利砂体；而成矿期蚀源区的铀因被大气降水氧化而迁移出来，故干旱气候对成矿十分有利［13］。姚家组的古气候环境存在逐渐变化的过程。姚家组下段孢粉植被与青山口组相似，以常绿阔叶林为主，反映了当时的热带类型气候特征［22］。陈方鸿等［23］在研究开鲁盆地姚家组沉积环境中也指出，姚家组总体上为干旱的氧化环境，也出现过短暂的潮湿还原环境。该古气候环境通常有利于地层中铀的预富集或同生沉积成矿，具体表现为姚家期、四方台期干旱-半干旱古气候促使铀浓缩预富集，后期干旱-温湿过渡性古气候使铀迁移沉淀再富集，从而形成工业铀矿体。因此，低品位铀矿化以及后期形成一定规模的工业铀矿化与晚白垩世以后的古气候旋回变化关系密切。白垩纪晚期—古近纪，古气候转变为温潮为主气候环境，与此同时盆地南部构造抬升使上白垩统掀斜剥露，有利于上白垩统砂体氧化带形成。研究区大量钻孔岩心揭示姚家组砂体以红色、黄色等氧化砂体为主，也反应了干旱-半干旱的沉积环境。同时也存在一些局部低洼地带或者短暂的气候变化沉积的灰色还原砂体，有利铀的富集。因此，该沉积环境对于铀在局部的还原环境中富集成矿十分有利。

铀源是铀成矿的必须要素。大量研究表明，松辽盆地周边蚀源区铀源丰富，且浸出率较高［24-26］。松辽盆地西缘靠近大兴安岭东坡，为盆地物源补给区，发育中、新生代火山岩和海西期、燕山期花岗岩。根据核工业东北地质局二四四大队在该区伽马能谱测量成果，各期次花岗岩的铀丰度由早期到晚期逐渐升高。海西期及燕山早期花岗岩的含铀丰度相对较高，其岩体铀丰度一般为（10.4～16.5）×10-6，铀浸出率也多在20‰以上。根据核工业航测遥感中心航空放射性测量成果，松辽盆地西部物源区（大兴安岭中南段）有3 片航放高场区，铀丰度值达到了（9.0～12.6）×10-6［27］。但研究区距离盆缘120～150 km，蚀源区的铀源能否迁移如此远的距离并富集成矿仍受到质疑。前苏联的学者曾认定，外生后成铀矿床不要求有特定的铀源，它可生成于本底铀浓度的地下水，如楚一锡尔河铀矿省的氧化-还原锋线距蚀源区达150～200 km［20］；通辽地区姚家组灰色砂岩中铀丰度较高，局部可富集成铀矿化异常，为形成铀矿体奠定了基础［28］。由此可知，具有一定规模的主岩中的铀源被氧化迁移到过渡带富集就足以形成一定规模的铀矿体。

砂体厚度与铀的富集成矿密切相关。前人研究表明，13～40 m 的砂体厚度和75%～90%的含砂率是成矿几率的高值区［29］。松辽盆地南部姚家组下段铀矿化主要分布在主氧化带前锋线东侧灰色砂体厚度为10～30 m 的部位［30］。本文借助浅层地震剖面中反射同向轴的变化来反映砂体的分布特征，结合视电阻率和自然电位的测井曲线以及钻孔剖面中沉积旋回的规律，初步判定姚家组下段主河道由多期次河道叠加形成。早期河道可能由多条河道组成，后期可能由于构造活动的影响导致河道发生改向重组，如此使得松辽盆地南部发育两条均沿北东向展布的主河道（图5），即双泡子—太平川一线、大林—架玛吐一线。研究区位于北部河道内，主河道也呈北东向展布。

图5 姚家组下段河道展布示意图（据文献［31］修改）Fig.5 Paleo-channel layout in the lower member of Yaojia Formation（modified after reference［31］）

结合钻孔河流相沉积特征和地震相同向轴变化特征，判断研究区姚家组为辫状河三角洲、辫状河沉积。据垂直河道方向的地震剖面得知，HLJ 地区姚家组下段辫状河三角洲宽度为5～10 km，其两侧均受到断裂构造控制（图6）。姚家组下段砂体中已揭露到较好的工业铀矿化，单层砂体厚度一般为15～45 m（图7），含矿砂体以灰色中砂岩为主，连续性好，见炭化植物碎屑不均匀分布。砂体以氧化型和过渡带型为主，渗透性为中等透水—强透水［27］，均有利于铀富集成矿。

图6 HLJ 地区Q18D04 线浅层地震剖面和解译示意图Fig.6 Interpretation result of line Q18D04 seismic profile in the HLJ area

图7 HLJ 地区Dz01 线钻孔剖面图Fig.7 Boreholes profile of line Dz01 in HLJ area.

垂向上，姚家组下段砂体可作为很好的容矿空间，地下水整体由盆地南缘补给，在盆地内部沿北东向径流，断裂F12、F13等作为局部排泄区（图8），最终在中央凹陷区排泄入湖。现已在局部排泄区附近发现较好的工业铀矿化。

图8 HLJ 地区SW01 线水文地质剖面图Fig.8 Hydrogeological profile of line SW01 in HLJ area

研究区姚家组下段河道具有长流程、大宽度的特点，从而在一定程度上稀释了铀矿化的品位，目前钻孔揭露的铀矿化品位偏低，但矿化埋深较稳定，厚度较大，仍具一定规模。前所述及，研究区姚家组下段河道展布与铀成矿具备以下特点：1）河道整体自南西向北东方向展布，主河道长80～160 km，宽5～15 km，能够带来足够的主岩中的铀源；2）河道内砂体岩性以砂质砾岩、中细砂岩为主，可为铀成矿提供良好的储存空间；3）铀矿化大多分布在河道边缘、拐弯处或者分岔口部位，是铀储层非均质性的结果。

4.2 层间氧化带控矿

研究区铀矿体形态有别于典型层间氧化带型，矿体呈近水平板状产出。铀矿体受氧化带控制主要表现为以下两种情形：一是与宝龙山铀矿床类似，铀矿体赋存于上、下氧化带之间的灰色砂体中，呈板状、似层状分布［27］，铀矿体受“下氧化带”控制更为明显（图4）。这种氧化带规模较大，氧化强度高，属区域层间氧化带，后生氧化作用对铀成矿有利。二是表现为多层氧化带控制灰色砂体的分布，铀矿体分别受“上、下氧化带”的控制（图9）。这种氧化带规模不大，空间上与构造剥蚀天窗密切伴生，主要发育于构造剥蚀天窗附近，受构造天窗规模、反转隆升剥蚀程度等因素控制，但其仍属于一种重要的氧化作用类型，与铀成矿关系密切。氧化带垂向累计厚度为15～30 m，矿体的连续性一般，呈板状和透镜状。总之，铀的富集部位与层间氧化带关系密切。

图9 代力吉地区G3-1～G10-1 钻孔剖面图Fig.9 Boreholes profile of G3-1～G10-1 in Dailiji area

4.3 断裂构造控矿

研究区主要的断裂构造有断裂F1、F12和F13等，其中北东向F1断裂（通辽-安广断裂）贯穿矿区。F1断裂早期被认为是控制断陷层序、局部的河道洼地和隆起区的正断层，嫩江组泥岩隔水顶板形成之后，形成了后生氧化和深部断陷区还原流体作用的通道。F1断裂控制着后生还原灰色带的分布，制约着铀矿化发育规模，这种氧化还原的持续作用有利于铀的富集成矿。有学者指出多源流体耦合成矿或许是砂岩铀成矿的重要机制之一［32］。总之，断裂构造起到导通深部还原流体、提供热液活动通道和作为地下水局部排泄区三方面的作用。

从地壳运动的活动程度来看，砂岩型铀矿的有利地质环境包括两个方面，即主岩沉积时的相对稳定和成矿时的活化。研究区位于西南隆起区与开鲁凹陷区的接壤部位，嫩江末期以来构造反转活动频繁发生，这种作用一致持续到古近纪［33］，使松辽盆地南部白垩系发生隆升和剥蚀，对河道控矿起到促进作用，具体表现在：反转构造使目的层姚家组抬升遭受剥蚀，形成剥蚀天窗构造，架玛吐隆起使F1断裂构造附近大面积的花岗岩体出露于第四系中，使断裂构造北侧的HLJ—太平川一带形成局部的河道洼地，形成有利的灰色砂体，南侧有利于含铀含氧水的渗入。目前已在该断裂构造两侧均发现较好的铀矿化显示。

导通深部还原流体是铀再富集成矿的重要条件，其主要表现在油气的还原作用。油气的还原作用包括对砂体的还原和对铀的直接还原［34］。早些年就有学者提出松辽盆地南部油气作为姚家组砂岩型铀成矿的主控矿因素之一，可用于找矿有利地段的预测［35］。F1断裂作为正反转构造是松辽盆地南部油气聚集的重要区带［36］，其切割了基岩至嫩江组的地层，导致深部沙河子组、营城组等烃源岩所形成的油气、CO2和煤成气等还原性流体沿反转断裂向上运移，引起浅部较为疏松的泉头组和姚家组红色砂体发生后生还原蚀变，形成有利于铀成矿的灰色砂岩目的层［37］。姚家组主要找矿构造标志包括发育有切穿基底和盖层的贯通断裂、处于断裂构造夹持和两种构造交叉部位以及断裂构造反转形成的剥蚀天窗地段等［38］。

F1断裂附近断陷层序中阜新组富含有机质等还原流体，其附近有多个铀矿化较好的钻孔。钻孔Z2-1位于F1断裂构造北侧，其岩心中见连续性较好的紫红色氧化砂体，其中分布有灰色团块（图10a），紫红色砂体Th/U 值为3.85，灰色砂体Th/U值为1.40，推断为后生还原改造形成，铀矿化位于该氧化砂体下部；钻孔L62 位于F1断裂和HLJ 地区主矿带之间，其岩心见紫红色砂质砾岩（图10b），发育强氧化性的赤铁矿化和褐铁矿化，其中可见灰色碎屑残余和暗色泥岩，一般氧化作用难以达到此种氧化程度，具有中低温热液改造的特点。另外，F1断裂南侧铀矿化孔X5-5 和X25-4 中见到方解石晶簇和黑色铁质脉体穿插（图10c、d），这些现象也可能是由于中低温热液蚀变所致。可见，热液改造致使铀元素活化迁移，最终在氧化-还原过渡部位富集成矿。

图10 F1断裂附近钻孔岩心特征Fig.10 Characteristics of drilling cores near F1 fault

俄罗斯学者认为排泄区是一种有利水成铀矿床形成的聚矿构造［39-40］，如宝龙山地区铀矿体的展布基本沿构造和排泄区-新开河方向［41］。研究区F1断裂为局部地下水排泄区，形成了较为完善的地下水补-径-排系统，具有弱碱性和还原性的特征，有助于碱性条件下铀酰氢氧化物的迁移和聚集。

综上所述，因受姚家组顶板隔水层的阻挡，断裂导通的深部还原流体或者还原气体向上部地层运移，沿姚家组渗透性较好的砂体扩散并还原改造氧化砂体。部分红色砂体由此被还原成灰白色砂体，扩大还原砂体的还原容量，有利于对铀直接还原沉淀。热液蚀变作用有利于铀石、钙铀云母和铜铀云母等铀酰磷酸盐矿物的形成与富集。这些后生蚀变作用不仅可对预富集的铀矿化体起到保护作用，还扩大了灰色砂体的规模，起到“扩矿、保矿”的作用。由此可知，断裂构造在区内铀富集成矿起到至关重要的作用。