松辽盆地南部钱家店凹陷姚家组含水层水成铀矿作用分析

禹宝利，张振强

(1.核工业二四三大队，内蒙古 赤峰 024000；2.核工业二四○研究所，辽宁 沈阳 110032)

钱家店凹陷内先后发现了钱家店、宝龙山等大型铀矿床，且部分矿段已采用CO2+O2地浸开采。自矿床发现以来，对凹陷构造演化[1-2]、沉积环境[3-4]、矿物岩石学、元素地球化学特征[5-7]、后生蚀变[8-9]、成矿条件及矿化特征[10-12]、控矿因素与成矿模式[13-15]，以及矿床成因[16]等进行了较多研究。认为铀矿床受“晚白垩世姚家期辫状河道洼地、晚白垩世嫩江期末反转隆升剥蚀构造天窗、NNE向贯通性基底断裂”三位一体控制，属同生沉积后生叠加复成因型；历经了同生沉积成矿、油田流体叠加成矿和含氧含铀流体叠加成矿3个阶段。铀矿化产于上白垩统姚家组砂岩中，以吸附铀形式为主；认为其为层间氧化成因，并与构造、油气、基性岩体有一定的关系。同时，对矿床的水文成矿地质条件、地浸开采水文地质条件进行了一定研究[17-18]，但未把钱家店凹陷作为整体开展地下水成铀矿作用综合研究。

砂岩型铀矿作为水成铀矿，尤其是层间氧化带型铀矿的成矿作用，必须在层间承压水中进行，地下水的参与是成矿的关键。笔者从水文地质方面对钱家店凹陷的地下水成矿作用进行研究，以指导该凹陷乃至松辽盆地南部铀找矿工作。

1 区域地质背景

钱家店凹陷为松辽盆地东南隆起区与开鲁坳陷接合部位的负向次级构造单元(图1)。凹陷呈NNE向带状展布，宽15～25 km，长约100 km。其北部为架玛吐凸起、北西为三棵树鼻状凸起，西部为乌兰花凸起。钱家店、宝龙山等大中型铀矿床及海力锦铀矿床均分于钱家店凹陷东北部与西南隆起区结合部位。

断裂可分为NE-NNE、EW和NW向3组，以NE-NNE向最发育，其次为EW和NW向。EW向断裂较早，NE-NNE向断裂次之，NW向断裂最晚，多为正断层。晚白垩世嫩江末期构造反转作用，受切穿基底的贯通断裂F1及F2控制，形成构造天窗。

区域上属于松辽平原辽河水文地质单元，如图2所示。地表水系主要为西辽河、新开河及其支流。新开河在其北部由西北向东南流过。

1—一级构造单元界线；2—二级构造单元界线；3—盆地界线；4—铀矿床。图1 研究区构造位置图Fig.1 Tectonic map of the study area

2 研究区水文地质特征

研究区主要为下白垩统姚家组含水层，包括姚家组上段和姚家组下段含水层[17]517。

2.1 姚家组上段含水层特征

姚家组上段含水层以浅灰色、灰色细砂岩、粉细砂岩为主，其次为灰色中细砂岩、灰色中砂岩，夹薄层灰色和紫红色泥岩、粉砂质泥岩。埋深151.00～220.65 m，厚66.7～71.4 m。

2.2 姚家组下段含水层特征

姚家组下段含水层由多个下粗上细的韵律构成。含水层底部常发育一薄层砂砾岩，成分主要为泥砾、基底灰岩、花岗岩砾石。含水层顶部为紫红色粉砂质泥岩、泥岩，为姚家组上段与下段的隔水层，厚8～15 m。含水层顶板埋深140.0～330.5 m，底板埋深265～435 m，厚115～190 m。含水层砂岩单层厚10.0～64.5 m。砂屑成分主要为石英、长石，透水性较好。含水层中见有断续分布的薄层灰色或紫红色、灰紫色泥岩透镜体，含硫化物(黄铁矿等)以及植物茎杆或炭屑。

3 地下水补给、径流、排泄条件

姚家组承压含水层补给区分布于盆地周边区域，主要来自西北部、东南部、南部及协带姚家组剥蚀区；径流区位于盆地中部；宝龙山天窗及构造F1形成的局部排泄源为排泄区。姚家组含水层地下水总体方向是由西南向东北方向和西北向东南方向，局部受排泄源的影响有所变化。潜水位标高自东北向西南逐渐增高，总体由西南向东北方向径流[17]517(图2)。

姚家组含水层被上覆嫩江组泥岩剥蚀出露，为直接补区，接受蚀源区地下水及上部潜水含水层补给。补给区水位标高与上部潜水含水层相同。径流区流经姚家组河流相沉积物，径流中受到上覆地层压力及阻水地质体的影响，地下水位标高逐渐高于第四系潜水含水层水位，为154.17～161.10 m，水位埋深3.87～16.10 m，局部自流。

姚家组承压水通过天窗、断裂向上部排泄(图2)，排泄区水位标高154.0～130.5 m。地下水流速一般为0.014～0.373 m/d；流向有2组，1组向东北方向径流，另1组近南北方向径流。抽水试验表明，姚家组渗透系数为0.149 m/d，砂体孔隙度为38.97%。

1—新近系泰康组；2—上白垩统嫩江组；3—上白垩统姚家组；4—下白垩统阜新组；5—辉绿岩；6—海西期花岗岩；7—地质界限；8—剥蚀界线；9—正断裂；10—性质不明断裂；11—补给区；12—排泄区；13—径流区；14—潜水等水位线；15—砂岩型铀矿床。图2 钱家店凹陷前第四纪水文地质图Fig.2 Pre-quaternary hydrographic geological map of Qianjiadian depression

4 铀的水化学与放射化学特征

姚家组含水层水化学特征见表1。可以看出，从补给区到排泄区，pH、溶解氧、Eh、矿化度、铀含量呈规律性变化，明显存在氧化还原作用，铀元素在氧化还原过渡带(径流区)明显富集成矿。

表1 姚家组含水层水化学特征Table 1 Hydrochemical characteristics of Yaojia Formation aquifer

水化学类型由补给区HCO3型至径流区HCO3、HCO3·Cl型，排泄区为HCO3型。阳离子由补给区Ca2+、Mg2+、Na+至径流区以Na+为主，再到排泄区又以Na+、Ca2+为主。矿化度由补给区的0.75 g/L至径流区增高到7.07 g/L，到排泄区降低为1.40 g/L。溶解氧由补给区6.00 mg/L至径流区降低为5.11 mg/L，至排泄区为3.93 mg/L。Eh从补给区88.42 mV至径流区陡降到-30.13 mV，至排泄区为73.57 mV。铀质量浓度从补给区24.11 μg/L至径流区增大到550.5 μg/L，到排泄区降为15.50 μg/L；径流区(氧化还原过渡带)铀质量浓度是补给区的22.83倍，是排泄区的35.51倍。

从3个铀矿床的地下水分析可以看出，从南向北，氧化还原过渡带的地下水成分呈规律性变化，即从南部钱家店铀矿床向北部的海力锦铀矿床(表2)，水中pH、Eh略有降低，水质类型无明显变化；但铀质量浓度、氡活度浓度、矿化度大幅度增加，预示北部海力锦地区具有更大的找矿潜力。

表2 钱家店-海力锦铀矿床地下水成分Table 2 Groundwater composition of Qianjiadian—Hailijin uranium deposit

5 地下水铀成矿作用

姚家组铀的成矿作用是1个长期不断受改造和逐步富集的过程。地下水富集成矿如图3所示。

地下水中铀元素从补给区以Ca2[UO2(CO3)3]、Na4[UO2(CO3)3]、Ca[UO2(CO3)2]、Na2[UO2(CO3)2]形式迁移[18]，迁移过程中发生阳离子交替作用，Ca2+逐渐被Na+取代，主要以Na4[UO2(CO3)3]、Na2[UO2(CO3)2]形式迁移进入灰色还原环境(含炭屑、黄铁矿)。由于深部的油田水及半封闭-封闭的地下水产生脱硫酸作用，形成较多H2S。H2S在水中离解产生的H+，促使[UO2(CO3)3]4-解体：

极少部分UO22+与Fe2+反应氢氧化铁，脱水形成赤铁矿：

UO22++3H2O+2Fe2+→UO2+2Fe(OH)3。

通过以上反应，铀主要以分散吸附态和铀矿物形式存在。铀矿物与胶状、团块状、草莓状黄铁矿等共生。铀的成矿具体可分为3个成矿阶段，如图3所示。

1—上白垩统嫩江组；2—上白垩统姚家组；3—上白垩统姚家组一段；4—上白垩统姚家组二段；5—下白垩统阜新组；6—石炭-二叠系；7—海西期花岗岩；8—铀异常；9—铀矿化；10—工业铀矿体。图3 地下水富集成矿示意图Fig.3 Sketch diagram of ground water uranium enrichment and mineralization

5.1 沉积期铀预富集

姚家组含水层沉积期，气候干旱，推测早期蚀源区地下水中铀质量浓度可达几十μg/L(目前蚀源区地下水平均铀质量浓度16.8～31.5 μg/L)，含铀含氧地下水、河水沿河道向东南、东北方向运移。姚家组沉积阶段从蚀源区带来的含铀物质与碎屑同时沿河道沉积，由于架玛吐及协代花岗岩古隆起的分水和阻水作用，形成局部汇水区。由于古隆起的存在，在周边低洼区域泥质和炭屑有机质沉积，形成泥岩、灰色砂体及砂体中呈似层状分布的炭屑有机质等。

姚家组沉积期氧化作用较强，含水层砂体多呈红色、紫色，在炭屑有机质分布区域，水中铀以吸附作用为主，少部分为还原沉淀。姚家组地层中泥砾分布较多，有利于吸附作用的进行，形成相对铀含量高的砂体。姚家组灰色砂岩铀品位一般为(1.77～9.57)×10-6，为铀的初次富集。

5.2 埋藏期铀同生成矿

随姚家组沉积作用的结束，嫩江运动发生大面积海侵，沉积了以泥岩为主的嫩江组，泥岩分布稳定，超覆下部层位。姚家组时期进入埋藏期，该时期的水动力条件由开放变为封闭。嫩江组灰黑色泥岩富含还原物质，形成的孔隙水具有还原性。泥岩中的孔隙水对姚家组上段砂体产生还原作用，形成灰色层，局部地段铀富集。

由于姚家组下段顶部存在1层较稳定的红色泥岩层，嫩江组地层中的孔隙水对其影响不大；但姚家组下段本身的灰色层中有机质和少量黄铁矿形成较低Eh环境，在与红色泥岩的接触面上，由于地下水处于停滞状态，含铀较高的孔隙水向灰色层中扩散，水中铀被吸附、沉淀，周边孔隙水继续补充，直至平衡，形成铀的再次富集。

5.3 隆升剥蚀期(隆起期)铀后生叠加成矿

嫩江期末由于构造反转运动，上白垩统四方台组至新近系泰康组，凹陷区处于抬升、剥蚀淋滤阶段，局部嫩江组地层全部被剥蚀形成剥蚀天窗(宝龙山天窗等)，形成局部排泄源。F1构造活动导通下部H2S、CH4还原性流体，使其进入姚家组地层，对砂体再次还原，较常见高岭土化酸性蚀变。

新近纪松辽盆地西南部全面上升，再次遭受剥蚀作用，缺失古新世—始新世沉积。受新近纪—第四纪的喜山运动差异性升降的影响，火山活动较频繁，新近纪末期本地段受到辉绿岩脉的侵入，含CO2热水再次改造叠加铀矿化。隆升剥蚀期形成了较完整的层间氧化带成矿体系，也是铀矿化主要富集阶段[19]。

6 结论

1)从补给区到排泄区，pH、溶解氧、Eh、矿化度、铀含量呈规律变化。铀元素在径流区(氧化还原过渡带)具有明显富集作用，径流区水中的铀是补给区的22.83倍。溶解氧从补给区至排泄区明显降低，具有层间氧化带型水成铀矿特征。

2)铀元素主要以[UO2(CO3)3]4-迁移为主，与Ca2+、Na+、Mg2+组成配合物迁移进入姚家组含水层；进入灰色还原环境(含炭屑、黄铁矿)时，因深部油田水的脱硫酸作用，形成较多H2S，在氧化-还原带相互作用富集形成铀矿化。

3)地下水铀成矿作用分为沉积期铀预富集、埋藏期铀同生成矿、隆升剥蚀期(隆起期)铀后生叠加成矿阶段。主要地下成矿作用发生在隆升剥蚀期(隆起期)。