二连盆地北部玄武岩覆盖区电性结构与铀成矿环境研究

2022-10-28喻翔汪硕胡英才段书新

物探与化探 2022年5期

喻翔, 汪硕, 胡英才, 段书新

(1.清华大学能源动力与工程系，北京 100084；2.中国核工业地质局, 北京 100029；3.核工业北京地质研究院铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 100029)

0 引言

天然铀保障绝对安全是国家“双碳”目标和核电发展的必然要求。砂岩型铀矿是当今我国铀矿勘探的主要类型[1]。历经20多年的铀矿勘探，在内蒙古二连盆地已探明巴彦乌拉、赛罕高毕、哈达图等多个铀矿床，该盆地已成为我国重要的铀矿基地[2-3]。

目前，盆地内已探明的铀矿床集中产出在巴(巴彦乌拉)—赛(赛汉罕毕)—齐(齐哈日格图)古河谷内[4-5]。该古河谷赛罕组上段辫状河砂体长约360 km，宽5～30 km，具有大规模、长流程、连通性和渗透性好的特征[5]，有利于地下水的流动和铀的聚集成矿。其夹持在巴音宝力格隆起和苏尼特隆起之间，毗邻的隆起为古河谷内铀矿的形成提供了丰富的物源和铀源[6-7]。然而，巴—赛—齐古河谷的东北部大部区域为玄武岩所覆盖，增加了该区域铀矿勘探的难度，以至于在该区域少有开展铀矿地质与勘探工作。已有钻孔资料显示，玄武岩覆盖区同样发育有利于铀成矿的赛罕期组河道砂体，铀成矿潜力良好。

本次选取二连盆地北部玄武岩覆盖区为研究对象。在方法的选择上，考虑到地震反射波的传播易被浅部高速层(即玄武岩覆盖层)屏蔽，无法探测含矿目的层下部的砂、泥岩分布等，进而难以测得有关下部沉积层和基底等的地质信息。基性玄武岩也屏蔽了深部磁场，仅能反映浅部玄武岩的扰动。因此，选择开展音频大地电磁法(AMT)来查明区内断裂、玄武岩和含矿目的层砂体空间展布等成矿信息。在此基础上，客观地评价区内铀成矿环境，为下一步铀矿勘探工作提供有益借鉴。

1 地质背景

二连盆地位于亚洲板块与西伯利亚板块缝合线部位，是在古亚洲洋东部增生型造山带的基础上，燕山期拉张构造应力场作用下形成的中、新生代断陷—坳陷型叠合沉积盆地[8-9]。盆地总体走向为NE向，由“五坳一隆”6个二级构造单元组成，分别是川井坳陷、乌兰察布坳陷、马尼特坳陷、乌尼特坳陷、腾格尔坳陷和苏尼特隆起(图1)。盆地基底由古生界中—浅变质岩系、华力西—燕山期侵入岩组成[10]。沉积盖层包括白垩系、古近系、新近系和第四系，自下而上分别是下白垩统阿尔善组、腾格尔组、赛罕组，上白垩统二连组，始新统伊尔丁曼哈组，中新统通古尔组和第四系沉积建造[11]。

图1 内蒙古二连盆地二级构造单元划分Fig.1 Division of secondary tectonic units in Erlian Basin, Inner Mongolia

目前，二连盆地已探明的砂岩型铀矿集中产出在巴—赛—齐古河谷内[12]。该古河谷横跨乌兰察布坳陷和马尼特坳陷，夹持在巴音宝力格隆起和苏尼特隆起之间。研究表明，巴音宝力格隆起广泛发育燕山早期花岗岩、晚侏罗世中—酸性火山岩，这些为铀成矿提供丰富的物源和铀源[7]。主要含矿目的层是下白垩统赛罕组，形成于温暖潮湿的古气候环境，含矿砂岩多呈灰黑色，且富含植物碎屑等有机质[10]。根据岩性特征，可将其划分为上段和下段，自下而上分别发育三角洲—湖泊—沼泽沉积、河流—辫状河三角洲沉积[13]。第四纪，由于更新世中心式火山活动，巴—赛—齐古河谷的东北部的阿巴嘎旗一带覆盖了大面积玄武岩盖层。玄武岩以高碱、富钛、贫铝为特征，属于钠质碱性玄武岩系列[14-15]。

2 数据采集与处理方法

2.1 电性基础

白垩纪之前形成的盆地基底岩石以火成岩、变质岩为主，电阻率值一般大于100 Ω·m。白垩纪及新的沉积地层岩性以泥岩、砂岩、砾岩、砂泥岩等为主，整体电阻率偏低。其中，以泥岩为主的地层电阻率值较低，在4～10 Ω·m范围；以砂岩为主的岩石电阻率值在12～40 Ω·m范围，其电阻率值因岩石粒度变化有所不同。通常情况下，砂岩电阻率是泥岩的2～3倍；玄武岩覆盖区表层玄武岩电阻率值一般在200 Ω·m以上，明显区别于砂、泥岩。

2.2 工作方法与测线布置

本研究选用宽频带的音频大地电磁法在玄武岩覆盖区采集数据。由于二连盆地砂、泥岩沉积地层平均电阻率值较低，坳陷部位断面电阻率值通常仅为8～10 Ω·m，而常规的音频大地电磁(AMT)、可控源音频大地电磁(CSAMT)在4 Hz以下的信号响应标定曲线不够线性，给低频段电阻率计算结果带来较大误差，使得深部电性结构反映差异较大。为满足以砂泥岩为主的低阻盆地兼顾地表薄层玄武岩、并且探测深度为1 000 m以深的需求，选择新的全频段磁场传感器(10 000～0.000 1 Hz)，获取到的数据较传统，AMT和CSAMT的采集频率更低。野外数据采集中高质量的频点可控制到1 Hz以下，实际大部分测点高质量频点在0.6 Hz附近，部分测点低频接近0.1 Hz。本应用研究布置AMT测线19条，整体方向323.7°，平均线距5 km，点距200 m，测线编号为L01、L02、…、L19(图2)。

1—第四系;2—新近系通古尔组、大庙组并层；3—新近系宝格德乌拉组;4—白垩系二连组;5—白垩系腾格尔组;6—侏罗系兴安岭群;7—侏罗系阿拉坦合力群;8—二叠系;9—石炭系;10—泥盆系;11—志留系;12—奥陶系；13—元古宇;14—第四纪玄武岩;15—白垩纪玄武岩;16—侏罗纪花岗岩;17—三叠纪花岗岩;18—二叠纪闪长玢岩;19—二叠纪花岗岩;20—石炭纪超基性岩;21—石炭纪辉绿岩;22—泥盆纪超基性岩;23—泥盆纪辉长岩;24—地质界线;25—AMT测线1—Quaternary; 2—Neogene Tongguer and Damiao formation; 3—Neogene Baogedewula formation; 4—Cretaceous Erlian formation; 5—Cretaceous Tengger formation; 6—Jurassic Xinganling group; 7—Jurassic Alatanheli group;8—Permian; 9—Carboniferous; 10—Devonian; 11—Silurian;12—Ordovician;13—Proterozoic; 14—Quaternary basalt; 15—Cretaceous basalt;16—Jurassic granite; 17—Triassic granite; 18—Permian diorite porphyrite;19—Permian granite;20—Carboniferous ultrabasic rock;21—Carboniferous diabase;22—Devonian ultrabasic rock; 23—Devonian gabbro; 24—geological boundary; 25—AMT line图2 马尼特坳陷玄武岩覆盖区地质情况及AMT测线布置Fig.2 Geological conditions and AMT survey lines of basalt-covered area in Manite Depression

2.3 数据处理

音频大地电磁的数据处理主要包括预处理、反演处理2大步骤。预处理的目的是得到大致反映地下介质特征的视电阻率和相位数据，工作量较大，此过程为反演处理提供数据基础。

预处理主要使用凤凰公司的数据处理软件SSMT2000和MT-EDITOR2.0进行，利用SSMT2000软件进行FFT变换和robust处理，得到功率谱文件和阻抗文件，利用MT-EDITOR软件对功率谱数据进行挑选，以得到误差小、光滑的视电阻率和相位数据。反演处理的目的是为了得到地下介质的真实电阻率分布。反演所使用的软件为Pioneer软件，反演算法为非线性共轭梯度法。

本研究所获得的数据质量较高，低频数据可达1 Hz以下(图3)，保证了深部电性信息的可靠性。反演阶段进行网格剖分时还考虑了地形起伏，并根据任务目标特点，选择垂向网格的增长系数1.05～1.2。反演结果拟合情况较好，单点拟合误差普遍在5%以下。

图3 AMT测点视电阻率(a)及相位(b)曲线Fig.3 Apparent resistivity(a) and phase curves(b) of AMT measuring points

3 典型剖面地质解释

3.1 L01线地质解译

L01测线全长99.6 km，起始于马尼特坳陷中部第四系覆盖层(Q)中，向东南穿过少量宝格达乌拉组(N2b)砂质泥岩、砂岩、砂砾岩，进入苏尼特隆起中的玄武岩覆盖区，测线局部位置有少量二叠系(P)地层出露。从构造单元角度，L01测线从西北到东南分别穿越塔北凹陷、塔南凹陷、额尔登高毕凸起、赛罕图门凹陷、红格尔凹陷等三级构造单元。

为验证电阻率反演结果的可信度，布置的L01测线通过ZK8-1孔，该孔位于测线的2.4 km处。将钻孔岩心岩性与电法反演电阻率等值线对比(图4)。在L01线0～10 km剖面段，剖面上大部分地区电阻率取值在10 Ω·m以下，推断该断面大部分地层岩性以泥岩或粒度较小的粉砂岩等为主，其分布范围较广，从地表至海拔0 m处均有分布。位于剖面2.4 km处的ZK8-1孔揭露的地层岩性在深度0～160 m、320～420 m、530～680 m段以泥岩、粉砂岩等细粒岩性为主。根据区域物性测试结果可知，粒度较小的泥岩往往电阻率值较低，由此可知钻孔揭露结果与反演剖面结果一致性较好。但内部的相对低阻泥岩、粉砂岩薄层在电阻率反演断面上则难以反映出来。

图4 L01线地面电磁法反演电阻率断面与钻孔对比Fig.4 Comparison of inversion resistivity section and drilling of L01 line

L01剖面在横向上呈现截然不同的电性特征(图5)。以剖面距35 km为界，界面以北主要呈现低电阻率特征，反映的是马尼特坳陷的沉积地层，岩性主要以低阻的砂泥岩为主；界面以南主要呈现高电阻率特征，是苏尼特隆起的电性反映。纵向上，反演电阻率从浅至深大致呈现高—低—高3层三元结构，分别对应浅部的玄武岩(或风化第四系)、沉积砂、泥岩地层和基底。

图5 L01线地面0～50 km段、50～99.6 km段电磁法反演电阻率剖面(a)、(c)及地质解释(b)、(d)Fig.5 Inversion resistivity profiles(a)，(c) and geological interpretation(b)，(d) of 0～50 km and 50～99.6 km of L01 line

玄武岩主要分布在平距19～31 km、36～63.8 km、69～72.6 km、76.8～99.6 km处，其在反演电阻率剖面上表现为出露地表的极高电阻率，电阻率值在60 Ω·m以上。高阻的玄武岩盖层平均厚度约100 m，最厚处位于平距82.3 km处，厚度约为160 m。玄武岩下覆地层的电性特征在空间上连续性较好，推测玄武岩为后期覆盖，未对下方沉积地层形成破坏。

沉积地层在L01剖面广泛分布，并在平距0～35 km范围内较厚，厚度可达1 100 m以上。在平距35 km以南，苏尼特隆起中的砂泥岩只存在玄武岩覆盖层与基底的夹层中，其厚度较薄，约30 m左右。平距35 km以北，砂泥岩在马尼特坳陷中大量存在。根据砂岩电阻率大于泥岩的特征，推测在平距1.6～4.4 km、6.0～9.4 km、11.8～14.8 km、15.0～17.4 km、21～28.4 km存在较为连续的砂体，其反演电阻率在12～20 Ω·m之间，平均厚度约为190 m。

平距35 km以南，L01剖面上呈现大面积的高阻体，确定为高阻的基底。根据高阻基底的空间起伏形态，推测平距35 km处为马尼特坳陷与苏尼特隆起的分界线。在苏尼特隆起区，在平距82～85.4 km处出现低电阻率凹陷，结合地质资料可知其为红格尔凹陷的反映。平距35 km以北，在平距12.2～14.8 km、29.8～33.0 km底部存在高电阻率隆起，推测为马尼特坳陷中基底的局部隆起。其中，平距12.2～14.8 km处的基底隆起将剖面从北向南划分为两个凹陷，分别对应着区域上的塔北凹陷和塔南凹陷；平距29.8～33.0 km处的高阻隆起对应着该区的额尔登高毕凸起。

3.2 L09线地质解释

L09测线全长104.2 km，起始于马尼特坳陷的二连组(K2e)浅灰、红褐色砂岩、泥岩中，向东南穿过第四系覆盖区(Q)，并最终进入到苏尼特隆起的玄武岩覆盖区。测线起点虽位于二连组砂岩、泥岩地层，但在测线两侧一定范围内均有二叠系(P)变质砂岩、板岩出露，由此可知剖面起点附近的沉积地层厚度不大。从构造单元角度，测线从西北到东南穿过马尼特坳陷的沙那凹陷、额尔登高毕凸起、宝格达凹陷和苏尼特隆起的朝克乌拉凹陷。

整体来看，L09剖面在横向上呈现电阻率高低相间的现象，体现了探测区隆坳相间的格局。平距0～22.5 km、37.6～44.4 km、59.4～93.2 km、100.4～104.2 km 处均出现较大规模的电阻率高值团块，推测是二叠系变质砂岩、板岩及苏尼特隆起等基底地层。在剖面南端的浅部呈现高电阻率薄层，推测为玄武岩覆盖层。在其余部位，剖面主要呈现低阻率特征，是砂泥岩的反映。利用砂泥岩的弱电性差异，大致可划分沉积地层中的连续砂体(图6)。

图6 L09线地面0～50 km、50～99.6 km段电磁法反演电阻率断面(a)、(c)及地质解释(b)、(d)Fig.6 Inversion resistivity profiles(a),(c) and geological interpretation(b),(d) of 0～50 km and 50～99.6 km of L09 line

玄武岩主要分布在平距57.0～104.2 km处，剖面上表现为出露地表的极高电阻率，电阻率值在60 Ω·m以上。高阻的玄武岩盖层平均厚度约200 m，且呈现中间厚、两边薄的特征，最大厚度达到约320 m。

沉积地层主要分布在平距22.8～59.4 km、87.0～104.2 km处，在其余高阻团块顶部有少量分布。根据砂、泥岩的电性特征和砂体水平分布的连续性，在平距1.0～11.4 km、22.0～54.2 km、96.0～103.5 km 处存在较为连续的砂体，其反演电阻率在12.0～20 Ω·m之间。其中，1.0～11.4 km 处的连续砂体较薄，其厚度在几米至几十米不等，埋深约在海拔1 200 m。22.0～54.2 km 处砂体规模较大，水平连续性较好，平均厚度约100 m，最厚处可达200 m，埋深在海拔1 100 m左右。96.0～103.5 km处的砂体规模相对较小，平均厚度约100 m，埋深在海拔1 100 m附近。

在剖面平距0～22.8 km、37.6～44.4 km、59.4～93.2 km、100.4～104.2 km处的底部均呈现大规模的高电阻率特征，推测为高阻的基底。结合地质资料，剖面起点的两侧均出露二叠纪变质砂岩、板岩(P)，由此可知平距0～22.8 km段的反演高阻体为二叠系变质砂岩、板岩。59.4～93.2 km、100.4～104.2 km段出现的大规模高阻体为苏尼特隆起的基底，59.4 km处为该剖面上马尼特坳陷与苏尼特隆起的边界。平距86.4～102.0 km段之间的低阻沉积地层应是苏尼特隆起中的局部小坳陷，即朝克乌拉凹陷。平距37.6～44.4 km处的局部高阻隆起应是马尼特坳陷中局部隆起的基底，即额尔登高毕凸起，其北侧和南侧分别对应着沙那凹陷和宝格达凹陷。

4 主要成矿要素分析

砂岩型铀矿的形成是多种地质因素耦合作用的结果。本研究利用AMT法对区内断裂、含矿目的层、基底与构造格架等控矿因素开展研究，获得玄武岩覆盖区平面综合地质解释(图7)。

图7 玄武岩覆盖区平面综合地质解释Fig.7 Plane comprehensive geological interpretation of basalt-covered area

4.1 断裂

根据电阻率在横向上的突变情况，对二维电阻率剖面划分了若干断裂。这些断裂多位于隆凹转换地带。根据断裂所在位置相互关联情况，确定其在空间的分布，划分了7条区域内的主干断裂和9条次级断裂。

在平面上，F1～F7断裂均呈NEE走向，与区域构造走向、凹陷长轴方向一致。其中F1、F2断裂是代喇嘛庙凹陷的边界。F3断裂为塔北凹陷—塔南凹陷、沙那凹陷—额尔登高毕凸起、阿北凹陷—阿南凹陷分界线，F4断裂为塔南凹陷—宝格达凹陷界线。F5、F6断裂分别控制苏尼特隆起北部和南部边界，而F7断裂则反映了朝克乌拉凹陷与苏尼特隆起的边界。

划分了9条次级断裂，其中大部分为NEE走向，仅有f1、f3断裂呈NNW走向。根据次级断裂的空间关系，f1、f3断裂形成年代晚于NEE向主断裂。另外，鉴于f1、f3断裂的走向与玄武岩分支方向一致，推断该断层形成年代可能与玄武岩分支所形成的断裂时期一致。

4.2 赛罕组(K1s)砂体

对比石油钻孔资料，确定地电剖面解释得出埋深200～400 m的砂岩为下白垩统赛罕组砂岩。该砂岩电阻率较高，可达30 Ω·m，这与其粒度较大、局部含砾石的砂砾岩有关。根据电阻率异常在平面上的分布情况和区域构造走向，将其在侧向上进行横向连接，获得赛罕组砂体的平面分布。

平面上，区内圈定的赛罕组砂体主要分布在额尔登高毕凸起以西，沿塔北凹陷—沙那凹陷—阿北凹陷展布，塔南凹陷和宝格达凹陷西段也表现为较厚大但连续性较差的砂体，其整体呈NE-SW向展布，平均宽度5 km。

4.3 基底、构造格架

区内基底岩性以侏罗系中酸性火山岩、二叠系变质板岩等为主，其电阻率明显大于沉积盖层，故电阻率断面揭示的结构能够较清晰地识别基底与盖层间的界线。区内包括3个二级构造单元，由北向南分别是巴音宝力格隆起、马尼特坳陷和苏尼特隆起。马尼特坳陷内部又可划分出又具有“七凹一凸”的构造格局，即塔北、塔南、代喇嘛庙、沙那、阿北、阿南、宝格达凹陷和额尔登高毕凸起。北部各凹陷沉积盖层厚度平均大于1 000 m。南部朝克乌拉凹陷部分被玄武岩覆盖，且该凹陷形态狭长，水平分布范围和深度延伸都较北部凹陷较小。

值得一提的是，该构造格架与区域重力场数据揭示的基底起伏形态相似，仅在基底顶界面的具体埋深上有所出入。因此，在砂岩型铀矿预查阶段可通过区域重力场数据快速划分隆坳格架和地形起伏，查明成矿有利区空间分布范围[16-17]。

4.4 玄武岩

玄武岩在电性上普遍表现为近地表连续性好的极高阻薄层，厚度小于100 m且主要以地表覆盖的单层为主，在局部区域存在多层。其在苏尼特隆起附近玄武岩厚度最大，向SW向、NE向逐渐减薄。综合分析认为，苏尼特隆起附近玄武岩厚度最大的位置可能是玄武岩喷发中心。其次，区内北部宝格达凹陷、沙那凹陷存在的玄武岩厚度仅有数十米，可能是玄武熔岩填充第四纪河道形成。

5 铀成矿环境分析

巴—赛—齐古河谷横跨乌兰察布坳陷和马尼特坳陷，向北延伸至玄武岩覆盖区。下白垩统赛罕组是该古河谷内巴彦乌拉、哈达图、赛罕高毕等铀矿的主要含矿目的层[4]。这些铀矿的含矿目的层中砂体埋深有所不同，但皆为粗粒的河道砂体，且含矿砂岩富含有机质[10,12]。在玄武岩覆盖区，赛罕组砂体埋深200～400 m，自两侧向伊和高勒—额尔登高毕埋深增加且砂体厚度增大(图8)。区内赛罕组砂体粒度较粗，可能局部为砂砾岩。这与巴彦乌拉、哈达图铀矿含矿砂岩的岩性相一致，形成于同一有利铀成矿的沉积环境。赛罕组砂体所在的马尼特坳陷夹持在巴音宝力格隆起和苏尼特隆起之间，可汇聚源自隆起区的成矿流体。区内次级凹陷发育且基底起伏较大，可能会在一定程度上控制地下水的流动方向，进而影响铀成矿。区内断裂较为发育，大部分断裂呈NEE走向，但有一些断裂呈NNW走向。这些NNW走向的断裂是岩浆向上运移到地表的通道。

图8 玄武岩覆盖区推断下白垩统赛罕组地层三维地质模型Fig.8 Inferred three-dimensional geological model of lower Cretaceous Saihan Formation of basalt-covered area

目前，产出在蒙古国达里甘嘎地区、外贝加尔的维季姆地区，我国松辽盆地西南部宝龙山地区等地的铀矿床都发育有基性岩盖层[18-19]，甚至江西赣南寻乌白面石矿田的含矿砂岩之上覆盖厚层玄武岩。由此可知，基性岩盖层是有利于铀的聚集成矿。研究表明，基性岩作用于铀成矿主要表现在：①提供热源，使铀元素发生重新分配和聚集；②提供铀源，铀通过断裂同基性岩一起输运到目的层[19-20]。区内第四纪玄武岩覆盖在沉积地层之上，未明显扰动沉积地层。目前，巴—赛—齐古河谷内探明的铀矿床多产于邻近巴音宝力格隆起的位置。该隆起为古河谷内铀的聚集成矿提供丰富的铀源[6]。玄武岩覆盖区的含矿目的层砂体位于靠近苏尼特隆起位置，因此区内铀源条件可能不占优势。区内第四纪玄武岩铀含量1.6×10-6左右，钍含量(6～9)×10-6，均为低场反映，难以为成矿提供可观的铀。垂向上，玄武岩盖层距离含矿目的层下白垩统赛汉组200 m以上，其供给的热量可能难以作用到含矿目的层位置，但可能会引起近玄武岩盖层的沉积地层发生铀的重新分配。因此，需关注区内近玄武岩盖层砂岩的铀异常。另外，热液在向上运移过程中可能会运移到含矿目的层中，进而引发热流体叠加作用成矿。鉴于邻近巴音宝力格隆起的位置铀源条件更好，下一步工作可在玄武岩覆盖区以西查找NNW走向的断裂，为热流体叠加成矿模式的铀矿勘探提供依据。