基于便携式色度、X 荧光及高光谱的砂岩铀成矿环境研究<br/>——以鄂尔多斯盆地西北部特拉敖包铀矿产地为例

基于便携式色度、X 荧光及高光谱的砂岩铀成矿环境研究
——以鄂尔多斯盆地西北部特拉敖包铀矿产地为例

2023-03-18黄少华刘章月秦明宽何中波

地质与勘探 2023年6期

黄少华，刘章月，秦明宽，何中波

（中核集团铀资源勘查与评价重点实验室，核工业北京地质研究院，北京 100029）

0 引言

盆地砂岩型铀矿勘查和研究均需要全面获取目标层的颜色、主-微量元素、有机碳、全硫、粘土矿物等岩石和环境地球化学特征，进而客观评价其铀成矿环境和潜力（刘雨佳等，2021）。其中，颜色是岩石最醒目的标志，可用于地层划分对比、沉积环境及古气候恢复（谭聪等，2020），追踪后生蚀变路径，定位氧化前锋带及其控制的铀矿体（苗培森等，2017）；沉积物中的元素和矿物的含量、分布规律、共生组合关系及赋存形式，有效记录了地质体的母源信息以及后期经历的各类流体蚀变和元素富集作用（张杰，2016），是矿产勘查的重点任务及找矿部署的主要依据之一（Rose and Wright， 1980）。传统的地质研究方式主要是基于野外钻孔岩心肉眼观察、描述后进行局部样品采集，之后开展室内碎样、大型仪器测试和综合分析，尽管其测试精度高，但成本高、周期长（曹发生，2021）；尤其是受限于样品数量不足、个人感官和识别能力差异以及测试经费有限等因素，往往难以全面反映出整个地层的颜色变化、蚀变矿物、元素含量等信息，这制约了对研究区含矿砂体完整的颜色-地球化学指标变化趋势、流-岩作用、铀成矿环境和规律的宏观尺度刻画（韩美芝等，2022）。目前，我国每年铀矿勘查的钻探量约100万米，内部蕴含丰富的地学信息，但绝大部分岩心在肉眼编录完后不久则被倾倒废弃。因此，在我国大力推进“绿色勘查”的生态文明建设大背景和有限的项目测试经费条件下，如何根据研究的实际需要，科学合理选择经济、高效、绿色、轻便的技术方法成为当前迫切的现实需求。

便携式光谱仪器能野外现场实时识别、分析岩层的颜色、元素含量及蚀变矿物（组合）（Guedes et al.，2009；张杰，2016；Bourke and Ross，2016；Goetz，2019；曹发生，2021；王楠等，2022），精度达到了半定量-定量，扫描分辨率可以达到1 cm，具有成本低、效率高、高分辨率、快速无损、地层全覆盖的明显优势，从而可以系统反映出地层完整的颜色和各项地球化学指标的变化趋势（Balsam et al.，2014；Ahmed et al.，2019；赵佳琪等，2023）。该方法对砂岩型铀矿成矿环境分析效果尤为突出，可最大限度避免技术人员感官和识别能力差异带来编录时的不准确认识（Petr et al.，2019；Qiu et al.，2022）。此外，获得的大量光谱学电子数据还可以被永久保存以供后续研究。本文尝试应用便携式色度仪、X 荧光仪（XRF）及高光谱仪，系统开展鄂尔多斯盆地西北部特拉敖包铀矿产地环河组成矿地质地球化学环境的研究，以期实现含铀目标层多源多尺度的快速评价，为铀矿找矿及科学研究提供借鉴和示范，支撑铀矿绿色勘查技术，合理指导找矿部署，不断提高找矿效率。

1 技术方法

1.1 岩心色度测量

沉积岩的颜色主要包括白色、灰色、黑色、绿色、红色和黄色等，反映了不同的矿物组成及其形成和所经历的环境（王熠哲等，2019）。例如，岩石颜色从红色到黄色的变化主要与铁物相及其含水性有关，三价铁通常导致岩石呈橘红色、黄色等暖色调，二价铁矿物使岩石呈灰、灰绿色等暗色调；同时，含锰化合物、有机质、粘土矿物等也是岩石的重要致（染）色剂（赵斌等，2013）。国际照明委员会（CIE）推荐的CIE 1976LAB表色系统的空间是三维直角坐标系统（Robertson，1977），可以将岩石的颜色定量表征，减少人为肉眼识别的主观性；特别是能区分岩石的过渡渐变色调（具有不同环境指示意义），如砖红色、酱红色、鲜（赤）红色、紫红色、褐红色等不同类型的“红色”。其中，L表示明度，即黑白，L值越高，则越白，反之则越黑；a表示红绿，＋a为红色，-a为绿色；而b表示黄蓝，＋b为黄色，-b为蓝色；颜色之间是连续过渡关系，因此，每一组数据在色度空间是唯一的，进而代表的颜色也是唯一的（Guedes et al.，2009）。本次采用的是深圳三恩驰（3nh）公司生产的高精度TS7600 分光测色仪（图1a），其测量口径为20 mm，重复精度在0.1%以内，台间差ΔL*a*b*在0.04以内。

图1 便携式光谱仪器Fig.1 Portable spectral instruments

1.2 XRF分析

与室内元素分析采用的大型质谱仪相比，手持式XRF（即X射线荧光）根据不同元素释放不同特征的X射线特征，对样品中的元素定性和定量分析，测量周期短，成本及劳动量小，对样品要求不高，在金属矿床勘查、气候及环境评价中应用十分广泛（Hall et al.，2016）。尽管XRF 的精度仍受到样品均一性、测量时间长短、工作时的温度等条件影响（曹发生，2021），但它能对天然样品进行现场多元素的快速分析，不仅满足了研究团队目前日益增长的快速信息需求，还可对获取的海量数据进行系统梳理分析，追索、评价异常地质体，从而大大减少勘查的盲目性，显著降低工作成本（Young et al.， 2016；Ryan and Shervais，2017）。本次使用的是布鲁克（BRUKER）公司推出的第二代手持式X 荧光光谱仪（图1b），具有土壤和矿石两种测量模式，前者测试单位为10-6，精度为10-8，测试时间大于120 s；后者既有元素也有部分氧化物，测试精度10-5，单位为%，测试时间多于90 s。分析的元素范围为S1 TITAN300 Cl（17 号）-U（92 号）和S1 TITAN600/800 Mg（12 号）-U（92 号）两种，包括Mg、Al、Si、S、P、K、Ca、Ti、V、Cr、Mn、Fe、Co、Ni、Cu、Zn等40多种元素。

1.3 高光谱测量

钻孔岩心高光谱技术是基于矿物在特定波段具有可诊断性光谱特征来识别并半定量提取岩心中的矿物信息，进而应用指导矿产勘查（赵佳琪等，2023；成嘉伟等，2023）。测量步骤主要包括：岩心高光谱数据获取、传输与记录；高光谱数据的处理；岩心蚀变信息的应用（张川等，2016；Mathieu et al.，2017）。目前，采用的光谱波段主要为可见光-近红外-短波红外波段（约0.4～2.5 μm）。其中，可见光-近红外波段（0.4～1.3 μm）能有效识别出一些过渡族金属元素离子（Fe3+、Cr3+、Mn3+、稀土等）的电子跃迁过程，吸收谱带较宽缓；短波红外波段（1.3～2.5 μm）主要探测含水含羟基矿物（粘土矿物、碳酸盐、部分水合硫酸盐）的分子振动的倍频和合频，吸收谱带相对较窄（Oluwadebi et al.， 2013；曹发生，2021）。砂岩型铀矿中的蚀变类型主要有黄铁矿化、赤（褐）铁矿化、绿泥石化、方解石化、沥青化、高岭石化等，它们均具有各自的诊断性特征光谱吸收带，前人对此做了大量的研究（苗培森等，2017；Qiu et al.，2022）。例如，高岭石在1 400 nm（O-H的一级倍频，对称峰）和2 200 nm（Al-OH 和OH 的组合频，不对称峰）具有双吸收的特征；烃类还原物质反射光谱以2 310 nm和2 350 nm附近的两个双吸收谱带为特征（刘雨佳等，2021）。因此，对钻孔岩心高光谱数据进行相关软件分析，能够有效解译并半定量获取目标层的有机碳、总粘土、高岭石、总铁等信息，进而支撑优势层位筛选、流体蚀变和铀成矿作用解剖（张杰林等，2013；苗培森等，2017）。本次使用的是核工业北京地质研究院研制的VNIR-SWIR 光谱仪（图1c），配置的核心部件为ASD-FieldSpec 分光计（Analytical Spectral Devices Inc.， Boulder， CO， USA）；光谱范围为350～2500 nm，700 nm处的光谱分辨率为3 nm，1400 nm和2100 nm处的分辨率为6 nm。仪器的采样间隔在350 nm 和1000 nm 之间为1.4 nm，在1000 nm 和2500 nm 之间为2 nm；700 nm、1400 nm和2100 nm时的信噪比分别为9500、5000、800；具体操作流程见Qiu et al.（2022）。

2 应用实例

2.1 特拉敖包铀成矿特征

示范研究区位于内蒙古鄂尔多斯盆地西北部的伊和乌素地区。自2019 年以来，核工业208 大队在区内下白垩统红杂色岩系内发现了一批工业矿孔（如ZKW2019-1 钻孔，铀平米铀量为16.44 kg/m2）（王龙辉等，2023），落实了特拉敖包铀矿产地（图2a），取得了新区新层位的重大找矿突破。该区下白垩统主要为一套以原生氧化环境为主的志丹群红杂色碎屑岩建造（吴仁贵等，2007），自下而上包括宜君组（K1y）、洛河组（K1l）、环河组（K1h）、罗汉洞组（K1lh）、泾川组（K1j）；区内主要产铀层位为环河组，其次为洛河组（刘鑫扬等，2022）。其中，环河组顶板埋深为150～350 m，厚约400 m；岩性为红色、灰绿色中粗砂岩、砾岩，夹薄层杂色泥岩、紫红色、褐灰色粉细砂岩（韩美芝等，2022）；地层中肉眼几乎未见碳屑，砂泥比在90%以上，缺失稳定泥岩隔水层，与典型层间氧化带型砂岩铀矿具有泥-砂-泥地层结构完全不同。铀矿化均产在红色氧化带和灰绿色还原带之间，多层发育，单个矿体呈层状、透镜状（图2b）；近东西向的三眼井和乌兰吉林庙深大正断裂对区内地下流体运移及砂岩铀成矿具有重要的控制作用（王龙辉等，2023）。目前，对原生弱还原性质的环河组砂岩铀成矿环境及成矿机制仍不是很清楚，例如不同颜色砂体的原生或后生成因、红杂色建造整体的地质地球化学基本特征、铀的主要沉淀富集机理等。

图2 鄂尔多斯盆地西北部地质简图（a）与特拉敖包矿产地典型铀矿剖面展布图①（b）Fig.2 Geological sketch of the northwest of the Ordos Basin （a） and geological profile of the Telaaobao deposit① （b）

2.2 砂体颜色定量表征

砂体的颜色是盆地砂岩型铀矿床最重要的成矿和找矿标志（Rose and Wright， 1980）。通常，随着后生氧化作用的不断发育，原生呈冷色调（灰、灰绿色）砂岩的颜色将受不同类型的铁氧化物染色而呈现出暖色调（红、黄色），最初表现为黄色的褐铁矿化，其后脱水为红色的赤铁矿化（Bullock and Parnell， 2017）。这一铁元素的逐步氧化过程也伴随着铀元素的溶解、运移和重新积聚，进而形成了砂岩型铀矿中经典的岩石地球化学横向分带规律（图3a～b）：红色、黄色氧化带，（浅）灰色矿石过渡带和（深）灰色还原带（王龙辉等，2023），是当前砂岩型铀矿勘查极为重要的指南和最明显地段找矿标志。同时，后期不同性质深部还原流体的渗出改造还会导致砂岩发生绿色、漂白等蚀变（图3c～f）。因此，地质历史上多期氧化和还原流体的耦合叠加最终会造成现今含矿砂岩颜色复杂多变（漆富成等，2009），给地质人员岩心编录工作带来一定的困难（韩美芝等，2022）。尤其是人为肉眼观察难以有效识别出过渡渐变色调（如灰色与浅灰绿色、灰绿色与绿色、灰白色与浅灰色，酱红色、紫红色、褐红色、砖红色、赤红色、鲜红色等不同类型红色等），野外描述主观性较大，从而影响了对地层完整的颜色、不同性质流体运移轨迹追踪及岩石蚀变作用研究。

图3 盆地不同类型含矿建造多元流体改造与砂体颜色变化简图Fig.3 Simplified diagrams of multiple fluid transformation and sand body color changes for the distinct ore-bearing formations in the basin

研究区下白垩统环河组是一套干旱炎热古气候背景下形成的红杂色建造（漆富成等，2009）。砂体的颜色非常丰富，包括赤红色、鲜红色、紫红色、褐红色、褐色、灰色、浅灰绿色、灰绿色、绿色等。其成因较为复杂，既有原生同沉积的，也可能有后生氧化或次生还原的，目前仍存在较大争议。宏观肉眼观察也难于准确判别不同暖色调砂岩的氧化程度和冷色调砂岩的还原程度，制约了野外现场及时对不同成因和不同强度氧化带、还原带的准确划分，进而会影响对不同类型样品的有效区分、采集及其后续测试数据的合理分析。本次利用TS7600型分光测色仪对377件不同颜色砂岩进行了定量表征，首先建立了不同颜色砂岩的色度区间（图4），具有重要的标准参考价值。每个样品机械破碎成粉末后测2 遍，每次测量时间为3 s，取其平均值。定量色度测量结果显示，不同颜色砂岩的L、a、b均有一定差异，红度（a）差异性最大，其次为亮度（L），黄度（b）最弱，这也与宏观上主要发育红色调砂体的岩性地球化学特征一致；其染色剂主要是砂体中的铁物相（价态）及其含量。其中，赤红色砂岩的氧化作用最强，L为32.33～39.7，均值为36.8（n=86），a为8.12～12.68，均值为10.21，b为10.28～15.85，均值为13.55；褐（紫）红色砂岩为较强氧化的产物，L为33.45～43.05，均值为38.67（n=124），a为4.26～7.68，均值为5.75，b为6.32～10.91，均值为9.26；（褐）灰色砂岩一般为氧化还原过渡色，L为39.19～51.57，均值为44.28（n=62），a为-0.42～4.12，均值为2.28，b为6.2～9.67，均值为7.45；（灰）绿色还原砂岩的L为44.44～54.48，均值为49.15（n=105），a为-1.73～1.52，均值为0.35，b为6.13～9.81，均值为7.43。

图4 特拉敖包矿产地环河组不同颜色砂岩及其色度区间Fig.4 Sandstone with different colors and its chromaticity interval for the Huanhe Formation of the Telaaobao deposit

进一步对钻孔内环河组岩石颜色连续测量（图5），点距在0.25～0.5 m不等，测量位置选择平整、颜色均一的干燥新鲜面，避开砾石等粗粒部位。结果显示，暖色调氧化砂岩和冷色调还原砂岩的差异主要体现在红度a值上，（较）强氧化砂岩的a值一般大于3.5，弱氧化的处于1～3.5之间，还原的则一般在-1～1之间；氧化砂岩的亮度L值整体较还原砂岩的低，阀值在约42左右；黄度b值的差异性则不太明显。图5a显示，砂岩的色度L值和a值从氧化带到还原带都具有一定的渐变过渡变化趋势，两者具有较好的镜像负相关性，共同指示了较大范围的差异次生氧化还原作用，而非原生沉积成因的较短距离快速突变样式。图5b～c显示，矿石过渡带尽管肉眼观察的颜色为（褐）灰色和（浅）灰绿色等偏冷色调，但总体均具有一定的弱氧化性质；其红度a值一般在0.5～3.5之间，锯齿状曲线形态明显，显示出内部存在多个氧化还原过渡界面，造成了变价元素铀的氧化还原沉淀。

图5 特拉敖包矿产地环河组色度纵向剖面特征Fig.5 Chromaticity profile characteristics for the Huanhe Formation of the Telaaobao deposit

以上结果表明，与典型砂岩型铀矿横向上存在鲜明的红色、黄色、灰色的颜色分带特征稍有不同；区内红杂色环河组总体具有红色、灰褐色和灰绿色、绿色的三级分带规律，黄色氧化带基本不太发育，且红色氧化砂体的颜色衬度和渐变分带性较差，这与含矿层本身偏低的原始还原容量和特有的外来气烃还原剂有关。其中，强氧化带主要呈赤红色和砖红色，可能是原生同沉积氧化叠加一定后生氧化成因，氧化最完全；较强完全氧化带通常呈褐红色和紫红色，可能是铁氧化不彻底，更可能代表的是后生氧化作用的产物。矿床尺度上，传统砂岩型铀矿的过渡带一般更靠近前端原生还原带，该部位砂岩矿石的还原容量一般最高，冷色调最深（Wanty，1990）；而区内过渡带高品位砂岩矿石却普遍具有褐灰色的轻微暖色调，位置相对更靠近后部的氧化带，偏还原侧的过渡带则矿化较弱。可见，以上定量色度指标不仅能用以研究区不同地球化学环境砂体的重新精细划分，还可以用来区分不同强度的氧化或还原作用。区内实际找矿过程中，可将环河组褐（紫）红色氧化砂体作为重要的找矿标志，可能是次生还原改造后再次后生氧化成因，而赤红色和砖红色砂体可能主要是干旱炎热古气候背景下同沉积期形成的，找矿意义不大；具体成因仍需要结合地化测试数据进行联合精准识别。

2.3 铀及伴生元素特征

以往经验表明，对采集的少量样品室内进行等离子体质谱仪测试，仅能获取目标层局部位置的元素信息，数据比较分散，可对比性偏差（张杰，2016）。本次野外现场利用手持式X荧光光谱仪，首次开展了特拉敖包矿产地环河组含矿段岩心的高精度X荧光光谱测量，单孔得到了数千个测量数据，较好地反映了含矿部位的元素含量及分布规律（图6）。测试前，首先利用聚乙烯小圆盒样品进行校准，测点间距设为0.2 m，选取矿石模式，单位为%，测试时间设为90 s，每个点重复测量2 次，相互补充、相互验证，增加了所测元素含量数据的可靠性；最后将X荧光光谱处理的U含量结果与伽马测井曲线进行了对比，发现两者基本吻合（图5b），进一步验证了本次测量数据可信。

图6 特拉敖包矿产地环河组铀及伴生元素含量分布图Fig.6 Distribution of uranium and associated elements from the Huanhe Formation of the Telaaobao deposit

受不同变价元素地球化学性质的差异性，经典渗入型层间氧化带砂岩铀矿床从氧化带前锋矿卷内侧到外侧的元素分带一般为：Se（自然Se）+U+V（铀酰钒酸盐、酰钒酸盐素高价氧化物）+Se（硒化物）+Sc+Y+镧元素→U+Re+V（低价氧化物）+Sc+Y+镧元素→Re+Mo→Mo（Wanty， 1990； Bullock and Parnell，2017）。相比于单点样品分散的测试数据，本次连续元素XRF 测量结果较好地反映了过渡带内变价元素的沉淀富集过程及规律（图6），相对来说节省了大量测试经费，提高了数据应用的时效性。单孔测量结果显示，研究区铀矿化部位砂岩普遍具有铀（U）-钼（Mo）-钒（V）-铌（Nb）元素共伴生富集的规律（图6），与U 的相关程度为：Nb>Mo>V；同时，有些部位还存在铷（Rb）-锌（Zn）元素的共同富集现象，而其它元素富集作用可能并不明显；这与传统表生流体作用形成的砂岩型铀矿共伴生元素较一致（Rose and Wright，1980）。从矿床尺度来看，以上变价元素共伴生规律进一步反映了区内铀的卸载沉淀富集机制主要是氧化还原反应，铀及伴生元素的沉淀富集区均处于氧化还原过渡带中。通常，钼元素的沉淀相比于铀元素需要更强的还原障，富集部位一般在铀矿带的前端（更靠近还原带）（Bullock and Parnell，2017）。本次测量结果反映出U-Mo 具有非常强的正相关性，富集位置基本重合，局部存在轻微的偏离，指示了环河组含矿砂体具有很强的还原性。同时，区内含矿建造原始是干旱炎热背景下的一套含同沉积期碳酸盐胶结物的红杂色建造，本身缺少碳屑有机质和黄铁矿，不易形成酸性地球化学障，这也使得碱性介质中六价铀（［UO2（CO3）4-］）的还原沉淀需要更强还原地球化学障的出现。据此，侧面推测含矿砂体中铀成矿过程应该存在强外来还原剂的参与，例如深部的轻烃流体。钒元素的沉淀带除了主要在铀矿化带分布，在周边外围也存在多段不同程度的富集，这可能与钒元素沉淀具有更宽广的地球化学条件和更多样的矿物形式有关（Wanty，1990）。此外，铌在表生风化条件下也具有较强的活动性（Friis and Casey，2018），它可以从原矿物中风化淋滤出来并以可溶性氧酸盐离子（六铌酸盐矿物）（Hansesmarkite）进行搬运，并在还原障处沉淀形成新的铌矿物（杜胜江等，2023）。

层间渗入型铀矿床铀元素自浅部氧化带带入向深部还原带逐步富集，最强氧化还原作用一般位于弱氧化带和强还原带之间，富铀矿化多赋存于相对偏冷色调还原带一侧，偏弱氧化一侧的矿化通常较弱；而区内环河组可能存在深部富铀还原流体向浅部原生氧化带渗流过程中发生自下而上的逆向渗出铀成矿作用过程（亦可能是主成矿期后底部晚期渗出的少量烃类流体再次对上部早期铀矿体的反向叠加改造所致），最强氧化还原反应发生在前缘的较弱氧化带与弱还原带之间，进而导致高铀矿化多产在偏弱氧化带褐灰色砂体中，其a值相对更高，一般在2～3.5，暖色调更明显；而偏还原侧灰绿色砂体的铀矿化强度反而较弱，其a值一般较小，多处于0～2之间，更偏冷色调。

值得说明的是，尽管有些学者基于矿石尺度内铀的赋存形式研究得出，盆地砂岩型铀矿中吸附态铀和六价铀含量较高，吸附效应可能是铀的主要富集成矿机制，而非氧化还原作用；但这些研究很可能并未考虑到研究对象的氧化和新鲜程度。由于铀的极强氧化性，钻孔揭露的砂岩矿石样品将在地表很快氧化，与地下样品状况已完全不同；野外现场也发现，富矿石在地表数天后则会出现大量黄色铀的次生氧化物，从而导致铀矿石价态研究结果普遍失真，这也是该类型矿床能够地下高效地浸开采的重要因素之一。因此，砂岩型铀矿铀的价态研究特别要确保铀矿石样品应为钻探钻至地表后第一时间采集并被快速蜡封或真空保存，否则得出的研究结论毫无理论和实际意义。同时，铀的吸附主成矿研究结果与宏观上矿床尺度的现象也并不相符，目前几乎所有的砂岩铀矿体均产在氧化与还原的过渡带，紧靠吸附效应可能无法形成工业铀矿体，仅能形成一些异常。

2.4 高光谱数据反演结果

本次在野外现场直接对去除表面泥浆的新鲜钻孔岩心进行连续高光谱测量，点距为0.2～0.5 m，获取了大量的原始高光谱数据。之后，室内开展了数据预处理与矿物（化）信息提取（苗培森等，2017），具体过程如下（Qiu et al.，2022）：将测量的光谱曲线csv文件利用envi 软件转换为envi spectral library 文件；运用spectral math功能中的smooth函数进行五阶平滑；利用库贝尔塔-蒙克变换对平滑后的曲线进行变换；对变换后的曲线进行一阶导数运算；完成一阶导数计算后，用567 nm 处的数值反映Fe2O3，848 nm 处数值反映TOC，1897 nm处数值反映总粘土含量，2200 nm处数值反映高岭石含量，2295 nm处数值反映绿泥石含量，2365 nm处数值反映碳酸盐含量（图7）。

图7 特拉敖包矿产地环河组部分典型蚀变矿物光谱曲线特征Fig.7 Spectral curve characteristics of some typical altered minerals from the Huanhe Formation of the Telaaobao deposit

除了总粘土和高岭石含量同一阶库贝尔塔函数呈正相关外，其余均为负相关。因此，用一阶库贝尔塔函数的高低直接反映总粘土含量和高岭石含量，用负一阶库贝尔塔函数的高低反映Fe2O3、总有机碳、绿泥石和碳酸盐（张川等，2016）；并按照序号进行排列，获得了研究区钻孔中环河组含矿段矿物的变化曲线（图8）。以钻孔ZKY63-127 和ZKW2019-1为例，可以得出以下几点初步认识：（1）上部偏氧化矿带的总铁含量较下部偏还原矿带的显著正异常，有机碳则负异常，且两项指标的正负曲线样式基本一致（图8a）；指示了底部存在更强的后期还原性有机流体改造，提供了少量外来有机碳，弥散状稳定态三价铁被次生还原成活动态二价铁迁移、少量丢失或形成黄铁矿颗粒（王龙辉等，2023）。（2）上部以褐灰色为主的矿石较下部以灰绿色为主的矿石存在绿泥石的负异常；指示后期外来深部流体具有碱性（韩美芝等，2022），底部偏绿色砂体发生了更强的绿泥石化。（3）上部偏氧化带较下部偏还原带的碳酸盐含量也存在一定的正异常，且均与铀矿化异常基本吻合；指示上部烃类物质发生了更强的后期氧化作用（漆富成等，2009），生成了较多的CO2，导致CO32-阴离子过饱和及碳酸盐矿物的局部沉淀；烃类还原物质的后生氧化作用是导致铀卸载成矿的重要机制。（4）含矿段上、下部的总粘土和高岭石含量具有相同的正负异常现象（图8），表明后期流体对两者的改造作用不大，地层未遭受酸性流体的蚀变作用。（5）含矿段内总铁、有机碳、粘土、高岭石、绿泥石及碳酸盐具有一定的正相关性，且共同与铀异常相伴生出现，但铀富集并不产在各项指标的异常峰值处，而是处在其变化转折段；剧烈变化区间最大部位的铀矿化强度一般也更强（图8b），显示出该位置发生了最强的蚀变地球化学作用。

图8 特拉敖包矿产地环河组岩心高光谱数据反演结果（岩性图例同图5）Fig.8 Inversion results of hyperspectral data from the Huanhe Formation of the Telaaobao deposit in the northwest of the Ordos Basin（legend same to Fig.5）

2.5 环河组铀成矿环境评价

基于岩心色度、XRF、高光谱的应用研究，较全面表征了特拉敖包矿产地环河组红杂色建造的基础地质地球化学特征，为快速评价砂岩铀成矿环境及成矿作用提供了重要数据及技术支撑（张杰林等，2013；Hebert et al.， 2019）。研究结果表明：（1）矿区环河组红色砂岩存在差异性的氧化作用，赤红色和鲜红色的氧化作用最强，可能主要是原生同沉积期形成的；褐红色、紫红色及褐色的氧化作用较强，更可能代表的是后生氧化作用，具有较强的成（找）矿指示意义。（2）环河组矿石带为典型的氧化还原过渡带，但普遍存在一定的弱氧化作用，其色度（a）多次渐变过渡，发育多个地球化学环境的转变界面，导致了U-Mo-V-Nb 等变价元素的多段共伴生沉淀富集。（3）环河组绿色砂岩为后期外来碱性还原流体改造的结果，发生了绿泥石化，三价铁的还原、迁移再沉淀（黄铁矿），局部碳酸盐化和有机碳的少量富集等。（4）环河组红杂色含矿层的原生地球化学性质总体为氧化性质（吴仁贵等，2007），深部外来偏碱性、还原性烃类流体是重要的铀成矿还原介质，且可能直接参与了自下而上的渗出-渗入叠合铀成矿作用，表现出与单向渗入型砂岩铀矿床较不同的岩石及环境地球化学分带特征。因此，沉积盆地内连接深部还原流体的贯通性断裂带附近是今后下白垩统红杂色建造的重点找矿部位（木红旭等，2023），即断裂、天窗等泄水构造相对于铀源、沉积等其它控矿条件来说最为关键。此外，本文获得的大量岩心色度、元素含量及蚀变矿物信息还可以应用于地层划分、沉积环境和古气候条件恢复等地质研究领域（赵斌等，2013；张杰，2016）。