二连盆地恩格日音砂岩型铀矿床U-Ra平衡特征、影响因素及其地质意义

2022-11-23韩效忠

中国煤炭地质 2022年10期

蒋喆，韩效忠，胡航，来强，郭鹏

(1.中国煤炭地质总局碳中和研究院,北京 100040； 2.中煤地质集团有限公司,北京 100040)

0 引言

在铀矿勘查工作中，伽马测井法是确定铀矿体的空间位置、品位及厚度的重要技术手段。伽马测井测量数值主要反映镭及其子体的含量，再通过该含量计算所测地质体铀-镭处于平衡状态下的铀含量[1]。但由于U-Ra地球化学性质不同及迁移能力的差异，在砂岩型铀矿床成矿期及成矿期后，普遍发育的水流作用使得岩石中的铀被溶解、迁移、沉积和吸附，导致铀及其衰变子体镭空间分离，从而产生了放射性平衡破坏现象。因此须知晓伽马测井的具体条件下U-Ra平衡系数及其他影响系数值并进行参数修正处理，才能求出铀的真实含量和准确地确定含矿层边界，从而进一步估算铀资源量[2-6]。本文在统计分析恩格日音铀矿床矿石样品U-Ra平衡系数数值基础上，结合矿床地质特征，分别从铀品位、采集深度、粒度、胶结程度、颜色等入手，综合分析了U-Ra平衡数值变化规律，探讨了影响U-Ra平衡系数变化的主要因素和指示意义，为矿床放射性测井数据修正、矿体边界划分以及矿床储量计算、进一步勘查、开发奠定了基础。

1 地质概况及矿体特征

1.1 地质概况

恩格日音铀矿床是近年在二连盆地马尼特坳陷南缘新发现的一处大型砂岩型铀矿床[7-8](图1)，大地构造位置处于天山-兴蒙造山带扎兰屯-多宝山岛弧隆起北翼褶皱冲断带上。

1—第四系；2—新近系宝格达乌拉组；3—新近系通古尔组；4—古近系伊尔丁曼哈组；5—白垩系二连组；6—白垩系大磨拐河组；7—侏罗系沉积地层；8—二叠系沉积地层；9—石炭系沉积地层；10—泥盆系沉积地层；11—奥陶系沉积地层；12—前志留系沉积地层；13—更新世玄武岩；14—侏罗纪花岗岩；15—三叠纪花岗岩；16—二叠纪花岗岩；17—石炭纪闪长岩；18—石炭纪花岗岩；19—整合界线；20—角度不整合；21—断层；22—铀矿床；23—工作区位置；24—城镇图1 马尼特坳陷西段地质简图[8]Figure 1 Geological sketch map of the western Manite depression

矿区勘查揭露地层自下向上分别为下白垩统赛汉组(K1bs), 古近系始新统伊尔丁曼哈组(E2y)和第四系全新统(Qh)。赛汉组与上覆地层不整合接触, 自下向上划分为K1s1、K1s2和K1s3三段。为一套灰黑色-杂色粉砂岩、砂岩、砂砾岩夹泥岩、炭质泥岩及褐煤, 厚度为70～800 m，是矿区内的主要含铀及含煤地层。

矿区褶皱构造不发育, 赛汉组为倾向NW的单斜地层。矿区断裂构造以NE 向为主, 多为隐伏断裂带，为成矿提供了良好的流体和物源通道[9-10]。

矿区范围内地表踏勘及钻探施工均未发现岩浆岩。

1.2 矿体特征

矿床主要矿体可分为3 层,平面上总体呈近EW向展布。目前控制矿带长度超过7.6 km, 产状较平缓, 矿体倾角在1°～5°。矿体厚度总体呈现为西部大, 东部小。矿体形态在剖面上呈卷状、板状和透镜状，平面上呈近东西向的蛇曲状。单层矿体平均品位为0.011 56%～0.058 95%, 平均0.027 45%, 单矿层铀含量为1.01～5.21 kg/m2,平均为2.16 kg/m2。主要赋矿围岩为灰色含砾粗砂岩-砂砾岩, 部分为中细粒砂岩或泥岩。

1.3 矿石特征

本区矿石可分砂岩型和泥岩型矿石。砂岩型以灰色、深灰色长石石英砂岩为主。石英大小为0.5～2mm, 灰白-灰黑色, 磨圆较差, 次棱角状, 具波状消光现象。碎屑物主要为条纹长石、斜长石、岩屑、云母, 见少量板岩、花岗岩岩屑及根须状为主的炭化植物碎屑，有机碳、黄铁矿含量较高,高岭土化、绢云母化普遍发育。

泥岩型矿石以泥质砂砾岩为主, 少量见于红色泥红色泥岩型。泥质砂砾岩含砾约15%～25%, 粒度为2～10mm, 主要为钾长花岗岩、硅质岩、闪长岩岩屑, 分选磨圆较差,杂基主要为黏土矿物,成分以高岭石、水云母及蒙皂石为主, 多呈弯曲片状或碎片状集合体。

矿石中铀存在形式主要有三种：吸附态铀、铀矿物及含铀矿物, 其中以吸附状态铀为主。观察结果表明矿石中铀矿物粒度多小于1 μm,结晶程度差, 多呈细粒状、被膜状及云雾状产出, 存在于杂基(黏土矿物)、有机碳(炭屑)及黄铁矿(显微黄铁矿)之中。矿区主要蚀变类型包括黄铁矿化、褐铁矿化、绿泥石化、黏土化等。

2 取样及分析方法

2.1 取样方法

本文所用所有样品均为恩格日音地区钻探施工过程中采取的岩心样品，采取具有代表性、采取面广、不同品级的矿石样品进行分析。选取采取率大于85%的样段，样长控制在0.1～0.5m[11]，大多数控制在0.2m。刮掉岩矿心泥浆，连续劈半取样，填写样品清单后送实验室。本次工作共采集区内不同勘探线18个钻孔中138件不同岩性、深度的样品，确保了样品代表性(表1)。分析测试在北京核工业地质研究院进行，并对样品进行了10%内检及5%外检，误差均在10%内，符合样品准确性要求。

2.2 分析方法

2.2.1 铀、含量测定方法

参考GB/T 14506.30—2010 《硅酸盐岩石化学分析方法第30部分：44个元素量测定》。准确称取0.05g试样于聚四氟乙烯密封溶样罐中，用少量水润湿，轻轻震动使样品均匀，加入2mL氢氟酸，1mL硝酸，1mL盐酸和0.5mL高氯酸，盖上专用溶样罐盖，在低温电热板上150℃加热溶解72h，打开溶样罐，在低温电热板上加热蒸至近干，若未溶解完全则重复加入上述酸液。再次蒸至近干后加入1∶1硝酸2mL盖上专用溶样罐盖焖置一段时间以溶解可溶性残渣。用水稀释至50mL，摇匀。分取0.5mL试液放于石英皿中，加入4.5mL水稀释，使用NexION300D/ELEMENT XR等离子体质谱仪测试并计算出U含量。

2.2.2 镭含量测定方法

参考GB/T 13073—2010 《岩石样品中226Ra的分析方法射气法》。样品制备采用硫酸钡-乙二胺四乙酸二钠法。称取2g样品，首先在马弗炉中650℃灼烧1h，冷却后加过氧化钠、氢氧化钠混合，650℃碱融样品。用80℃热水提取，盐酸酸化，过滤，除去铁锈渣。采用硫酸钡共沉淀富集镭，静置过夜，虹吸弃去上清液，水洗至中性，用乙二胺四乙酸二钠溶解固体，得透明液体，装入扩散器，体积控制在扩散器容积的1/3。封闭15d左右以积累氡气，将闪烁室抽真空，通过空气进入扩散器中鼓泡将氡气转入闪烁室，50min后在PC-2100 氡(镭)分析仪上测量。采用标准镭溶液计算刻度系数，根据计数率计算镭的含量。

3 U-Ra平衡特征

3.1 单样品U、Ra含量特征

本次分析的138件样品中，Qu>0.01%的样品共71件，Qu1含量0.01%～0.24%，平均值0.043%，标准差0.045%，变异系数1.04，Qu>0.005%样品共计92件，Qu0.5含量0.005%～0.24%，平均值0.035%，标准差0.042%，变异系数1.21。

Ra分析表明，138件样品的QRa为0.000 25%～0.04%，平均值0.059%，标准差0.079%，变异系数1.32。

3.2 单样品U-Ra平衡系数计算

单样品U-Ra 平衡系数(Kp)单个样品按下列公式计算平衡系数[12-13]。

(1)

式中：Kp为矿石U-Ra平衡系数；QRa为样品的镭含量；Qu为样品的铀含量。

计算得出矿区单样段U-Ra平衡系数(Qu>0.01%)为0.21～2.79，算数平均值0.75，标准差 0.42，变异系数0.56。剔除离散样品点5个后(Kp<0.3及Kp>2)，样品更接近正态分布。

Kp频率曲线基本服从正态分布(图2)，曲线大致呈单峰状，轴两侧基本对称，偏向纵轴的右侧，变化幅度一般，表明样品U-Ra平衡数据具有一定代表性，本次分析结果可靠。

图2 样品Kp频率曲线Figure 2 Frequency diagram of Kp

Qu(>0.01%)偏度及峰度均较小(均<3)，右偏分布，标准误差值低，更符合正态分布特点，因此可信度较高。

3.3 平均U-Ra平衡系数计算

平均平衡系数计算对多个钻孔的样品，分别采用样品铀含量与样品长度加权平均求得。计算公式如下：

(2)

4 讨论

4.1 铀、镭元素性质及迁移规律

镭的化学活泼性较差, 在酸性和碳酸盐环境中不易溶，在遇到硫酸根离子时, 会生成镭的硫酸盐而沉淀, 易被有机质、黏土、铁锰氢氧化合物等所吸附。铀、镭的这些性质的差异导致在含矿含水层中稳定性和迁移能力差别极大，常产生放射性平衡破坏现象。

4.2 影响U-Ra平衡系数因素及其规律

(1)深度与地层

图3 研究区样品中Kp与采样深度关系散点图Figure 3 Scatter plot of the relationship between Kp and Sampling depth

(2)铀、镭元素含量

由图4及表1可知，Qu>0.005%情况下，单样段Qu与Kp具有较显著的负相关关系，U含量越高， U-Ra平衡趋于强烈破坏，但当Qu>0.03%时无明显变化规律。

图4 研究区样品中Kp与U含量的关系散点图Figure 4 Scatter plot of the relationship between Kp and U content in samples from the research area

表1 铀、镭含量与U-Ra平衡系数相关性分析Table 1 Correlation analysis of U, Ra content and U-Ra equilibrium coefficient

对不同品位区间的样品U含量加权平均值分析可以得出类似结论(图5、表2)，分别统计Qu<0.5,0.5～1,1～3,3～5和>5范围内Kp′值，结果可知随着Qu含量变大，Kp′值降低。QRa>0.01%情况下具有较显著的线性正相关关系，Ra含量越高，Kp有上升趋势。

图5 研究区样品与U含量的关系散点图Figure 5 Scatter plot of the relationship between and U content in samples from the research area

表2 铀含量与U-Ra平衡系数相关性分析Table 2 Correlation analysis of U, Ra content and U-Ra equilibrium coefficient

(3)颜色

由图6得出，红褐色→黑色→灰色→浅灰色→灰绿色样品中U-Ra平衡值由高到低。

图6 研究区样品颜色与的关系条形图Figure 6 Bar chart of the relationship between the sample color and from the research area

颜色是盆地内沉积环境的重要指示标志，红褐色泥质或细粉砂质岩指示干旱-半干旱的氧化环境，含沉积期同生铀，成岩作用后发生过迁移导致U亏损，并为后期成矿作用提供了部分铀源；黑色炭质泥岩指示水下强还原环境，铀元素为有机质吸附或以同生沉积为主，由于其渗透性差，铀元素未发生后期迁移，基本处于平衡态；灰色、浅灰色及灰绿色粗粒砂岩、泥质砂砾岩指示还原-弱还原环境，为氧化还原反应最为强烈的地带，显示出较强烈U亏损，镭铀平和破坏最为严重。

由此可见，U-Ra平衡系数受氧化还原反应对于具有较显著影响，氧化环境下以U迁出为主，还原条件下U几乎无明显移动，而氧化还原过渡环境为U沉淀富集的主要环境。

(4)渗透性(胶结程度)

区内细粒岩石多为泥质胶结，较致密，渗透性较差；而粗粒岩多较疏松，渗透性较好。由图7可以看出，渗透率低的泥、粉砂岩Kp值接近于1，接近于平衡态，U主要以吸附态赋存于泥岩中的还原介质中或在成岩过程中发生U富集，后期U几乎无迁出或仅发生微量迁出。中砂岩由于样品数据较少且品位较高，作为异常值视为无效处理。细砂-粗砂-含砾粗砂岩总体表现出的偏铀特征，随岩性粒度加大，支撑类型由基质支撑转变为颗粒支撑，岩性孔隙度变大，渗透性变强，后期受水流作用影响不断加大，致使U含量不断增高，Kp值降低。区内砂砾岩矿石内含有较多黏土矿物，渗透性较差，U迁移沉积率偏低。

图7 研究区样品粒度与的关系条形图Figure 7 Bar chart of the relationship between the sample granularity and from the research area

4.3 U-Ra平衡系数规律讨论

由上文可知，Kp大小主要受U含量、地层颜色、胶结程度和渗透性影响，取决于地层中水流溶解迁移及沉淀卸载能力、氧化还原反应强弱，是水流搬运作用强弱和地层对U离子沉淀容纳能力的体现。

在成岩作用发生后，分散在矿源层或基底岩石中的铀发生活化，含矿含氧水携带含铀离子及络合物等，迁移到过渡或还原环境时，发生氧化还原反应或吸附作用而发生卸载，致使U富集，该时期应处于U-Ra平衡状态。在卸载作用后发生的水流作用再次溶解并迁移铀离子，而其的衰变子体镭化学性质稳定、不易随溶液迁移，该差异致使U-Ra平衡破坏。在成矿作用后期，渗透性较强的地层岩系中多次发生水流作用导致U元素进一步运移、沉淀富集，在有利地段继续富集，含量不断增高，U-Ra平衡系数进一步降低。而粒度小、胶结较强的地层岩系受后期水流作用影响较小，U元素得以较好的保存，U-Ra基本可以保持平衡态。因此矿区不同部位、不同地球化学分带的矿体U-Ra平衡系数存在一定差异，铀大部分富集在氧化还原过渡带[14-17], 其次是弱氧化带，此处Kp值较低;而镭则在强氧化带和过渡带的尾部有较高的反应，Kp值较高。

由此可见，根据U-Ra平衡的数值特征和空间上Kp变化规律，可以有效反映矿体中放射性元素溶解、迁移、富集状况，进而指示地球化学环境、重建成矿作用，对于研究可地浸砂岩型铀矿的古地下水流动方向、氧化还原分带、矿体形态、成矿规律等具有良好的指示意义。