户撒盆地芒棒组第二段古气候特征及其对铀成矿作用的影响

2023-12-14张建军牟传龙刘成东夏彧伍皓陈婷吴波

科学技术与工程 2023年32期

张建军, 牟传龙, 刘成东, 夏彧, 伍皓, 陈婷, 吴波

(1.东华理工大学地质调查研究院, 南昌 330013; 2.成都地质调查中心, 成都 610081;3.东华理工大学水资源与环境工程学院, 南昌 330013; 4.陕西省一三一煤田地质有限公司, 西安 715499)

核能是正在快速发展的可替代传统化石燃料的清洁能源,其开发利用是实现人类社会可持续发展的重要途径,具有广阔的市场前景。砂岩型铀矿作为中外最重要的铀资源类型之一,其勘探开发的不确定性是全球核能产业面临的重大挑战。随着中国砂岩型铀矿找矿工作的持续推进,户撒盆地新进发现了铀矿化显示[1-2]。文献[3-4]开展沉积特征、成矿条件、成矿年龄以及水文地质特征等方面的研究工作,但缺乏对该盆地古气候特征与铀成矿作用的相关研究。研究表明,成矿期古气候特征影响蚀原区铀源供给,控制着铀矿体空间展布特征,然而对直接决定着含铀岩系还原剂类型、丰度、分布的沉积期古气候特征却未引起足够的重视[5-6]。沉积过程中,一些元素对古气候环境十分敏感,导致元素在岩石中呈不均匀分布,文献[7-8]采用这些元素来恢复沉积期古气候特征。泥岩具有成分相对均一、受成岩期后流体影响作用小等优点,是研究古盐度、古气候、古环境的理想载体[9-10]。基于此,以户撒盆地芒棒组第二段泥岩为研究对象,利用元素地球化学方法恢复古气候特征,探讨古气候与铀成矿关系,以期弥补该区域元素地球化学研究的缺失,同时为探讨铀成矿与古气候之间的关系提供了地球化学依据。

1 地质背景

户撒盆地位于腾冲地体之上(图1),东侧为欧-亚板块,西侧为印度板块。随着欧-亚板块与印度板块的持续汇聚,腾冲地体由开始的碰撞、俯冲环境逐渐过度为碰撞后伸展环境,早期走滑-挤压断裂过度为走滑-拉张断裂,户撒盆地明显受户撒走滑-拉张断裂影响,呈北东-南西向狭长带状[11]。户撒盆地岩性主要为混合花岗岩、变质岩以及新近纪沉积岩,混合花岗岩、变质岩为盆地基底[12],位于盆地周缘,新近纪沉积岩与基底呈不整合接触,为一套含煤碎屑岩建造(图2)[2]。户撒盆地芒棒组第一-第三段为铀矿层,岩性主要为砂泥岩、粗砂岩、夹薄层泥岩;铀矿化具有层数多、厚度大等特征。

2 样品与实验

为了研究古气候与砂岩型铀矿成矿关系,选取户撒盆地新施工钻孔YZ-45(钻井位置如图1所示)为研究对象,结合测井资料对放射性异常层位(芒棒组第二、三段)进行系统观察、采样,在岩心标本观察和薄片显微镜鉴定的基础上选取29个典型样品开展室内测试工作(采样编号、深度如表1所示)。首先将样品编号、打包送至河北省廊坊市诚信地质服务有限公司开展前期处理,将样品无污染粉碎至200目,将样品分为3份:一份用于主量元素测试、一份用于微量元素测试、另一份备用。主量元素采用X荧光光谱法分析,详细测试过程如下:首先将样品无污染粉碎至200目,然后分别称取0.7、7 g助熔剂装入坩锅,搅拌均匀后倒入铂金坩锅,接着在铂金坩锅中加入适量LiBr后加热至1 200 ℃并保持20 min,倒入模具冷却制成玻璃样片,最后仪器测定,仪器型号为Axios。微量元素采用等离子质谱仪分析,详细测试过程为:首先称取200目样品50 mg装入坩锅,加入1 mL HF蒸干,然后再加入1 mL HF和1 mL HNO3后加盖密封,加热至200 ℃并保持48 h,取出坩埚冷却后加入1 mL HNO3蒸干,重复一次;接着加入1 mL 内标溶液、5 mL 蒸馏水、2 mL HNO3,密封后加热至130 ℃并保持4 h,冷却稀释到50 mL 后用于分析测试,测试仪器型号为iCAP-Q,精度误差小于5%。主量元素、微量元素测试均在中国地质调查局成都地质调查中心的国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室完成。

表1 户撒盆地芒棒组泥岩古气候、沉积水体类型判断特征值

3 分析结果

Al2O3/(CaO+K2O)值可以用于判定碎屑岩稳定组分与不稳定组分的相对含量[13],样品Al2O3/(CaO+K2O)值平均为0.05%(0.04%～0.08%),比值小表明不稳定组分含量多,推测有较多黏土矿物。CaO含量大于MgO含量,暗示方解石丰度大于白云石丰度。样品微量元素与上地壳平均含量对比[14]可知,Ga、Zn、U、Rb、Th元素相对富集,Cu、Ni、Cr、Co元素相对亏损,Sc、V、Ba、Sr元素弱亏损(图3)。样品MnO含量平均为0.89%(0.64%～1.39%);P2O5含量平均为0.07%(0.05%～0.10%),少量MnO、P2O5暗示有重矿物(如磷灰石、绿帘石)存在。

图3 户撒盆地芒棒组微量元素上地壳标准化蛛网图Fig.3 UCC-normalized spider diagram of mudstones of the Mangbang Formation in Husa Basin

样品总稀土(∑REE)平均为398×10-6(182×10-6～707×10-6),高于北美页岩平均值。轻稀土与重稀土比值(LREE/HREE)平均为10.08(8.67～12.35),高于北美页岩。稀土元素球粒陨石标准化如图4所示,(La/Yb)N平均为16.66(12.41～24.63),指示轻稀土(LREE)相对重稀土(HREE)明显富集。(Gd/Yb)N平均为2.63(2.06～3.53),指示重稀土元素呈较弱分馏。(La/Sm)N平均为4.66(4.31～5.43)指示轻稀土元素呈中等分馏。δCe平均为0.95(0.78～1.08),指示Ce呈微负异常。样品δEu平均为0.50(0.41～0.64),指示Eu中等亏损。

图4 户撒盆地芒棒组稀土元素配分模式Fig.4 The chondrite-normalized rare-earth element patterns of the Mangbang Formation in Husa Basin

4 讨论

4.1 古盐度的判别

图5 芒棒组沉积水体类型B-Ga-Rb判别图解Fig.5 B-Ga-Rb diagrams for type of water of the samples from Mangbang Formation

综合表1、图5可知,芒棒组第二段为淡水沉积环境。

4.2 古气候特征

过渡元素的化学迁移行为除了受原子、中子影响外,离子半径也是其重要影响因素之一。Rb和Sr原子数、中子数相近,迁移行为相似,然而Sr离子半径相对Rb离子半径较小,易于在地下水、地表水中稳定存在,搬移距离较远,Rb已被吸附保留在原地或较近距离迁移[18]。因此,温暖潮湿环境下,地表水、地下水径流量大,更多Sr元素被迁移带走,Rb元素迁移带走有限,Rb/Sr较大;寒冷干燥环境下,地表水、地下水径流量小,Sr、Rb基本不迁移带走,Rb/Sr值较小。样品Rb/Sr平均为1.36(0.81～2.08),远高于澳大利亚后太古代平均页岩(约0.8)[19]。Mg2+、Ca2+与Rb、Sr元素类似,干旱、半干旱环境下,Mg2+优先于Ca2+沉淀,Mg/Ca较大;温暖、湿润环境下,Mg2+、Ca2+均较少沉淀,Mg/Ca较小[20];当出现碱层,Mg/Ca极低值和K+、Na+高值共同指示干热气候。样品K2O、Na2O平均含量分别为3.24%(2.40%～4.07%),0.83%(0.20%～1.33%),含量低指示K+、Na+未参与沉淀。样品Mg/Ca平均为0.54(0.32～0.93),低于兰坪盆地温暖潮湿气候环境下形成的云龙组,指示潮湿气候环境。高Fe/Mn指示相对温暖潮湿环境;低Fe/Mn指示相对干旱炎热环境[21]。样品Fe/Mn平均为87.71(71.92～103.73),比值大指示为温暖潮湿环境。硅铝率(sa=SiO2/Al2O3)常用于判定沉积源岩淋滤、溶解、搬运程度,通常认为:sa≤4,源岩以化学风化为主,气候湿润,淋滤、溶解、搬运程度高;sa>4,源岩以物理风化为主,气候干燥,淋滤、溶解、搬运程度低[22]。样品sa平均为2.00(1.67～2.43),小于4。REE也是源岩化学风化作用的判断指标,(La/Yb)N越高,REE分异越明显,指示温暖潮湿环境;(La/Yb)N越低,REE分异不明显,指示干旱炎热环境。样品(La/Yb)N平均值为16.66(12.41～24.63),比值高,明显高于温暖湿润环境下形成的江陵古新统新沟嘴组(平均为10.81)。

综合Rb/Sr、Mg/Ca、Fe/Mn、SiO2/Al2O3、(La/Yb)N等指标(表1)可知:芒棒组第二段总体为温暖潮湿环境,这与该地层发育多层不等厚煤线且以灰色,暗灰色沉积岩相吻合。

4.3 古沉积水体介质的氧化-还原性

氧化还原敏感微量元素在碎屑岩中的富集程度受沉积时水体氧化还原状态的控制,从而导致其易向还原性的水体和沉积物中迁移而富集。确定古水体氧化还原条件常用的过渡元素有V、Ni、U、Th、Sc、Co及Cr等氧化还原敏感元素[23]。元素Eu、V、Ce以及V/Cr、V/Sc、Ce/La、Ni/Co、U/Th、V/(V+Ni)、V/(V+Cr)等可用于氧化还原环境判别(表2)[24]。氧化环境,Eu3+不被还原、迁移,呈Eu正异常;还原环境,Eu3+还原成Eu2+溶解迁移,呈Eu负异常。Ce与Eu相似,还原环境呈Ce正异常,氧化环境呈Ce负异常。通常认为:次氧化-氧化环境,Ce/Ce*<1,Eu/Eu*<1;还原环境,Ce/Ce*>1,Eu/Eu*>1。以北美页岩为标准值计算出Ce异常计算值也是氧化-还原环境判断指标,Ceanom<-0.1,为氧化环境;Ceanom>-0.1,为还原环境[25]。样品Eu/Eu*平均为0.50(0.41～0.64);Ce/Ce*平均为0.95(0.78～1.08);Ceanom平均为-0.03(-0.11～0.03,多数大于-0.1),指示沉积水体为还原环境,部分过渡为次氧化环境。搬运过程中元素Cr、Ni多与碎屑颗粒一起搬运,而元素V多与有机质结合,此外还原环境有利于有机质的保存,而氧化环境则不然,通常认为:V/Cr>4.25,指示还原环境,V/Cr为2～4.25,指示氧化-还原环境;V/Cr<2,指示氧化环境[26]。还原环境沉积岩V/Sc较高,氧化环境沉积岩V/Sc较低[27]。与V/Cr、V/Sc类似,当Ce/La>2.0时,指示还原环境;当Ce/La比值为1.5～1.8时,指示贫氧环境;当Ce/La<1.5时,指示氧化环境[图6(a)]。V/(V+Ni)>0.84指示水体分层性强,水体底层出现H2S,为静水条件下的还原环境;V/(V+Ni)为0.54～0.84,指示水体分层性中等,为缺氧环境;V/(V+Ni)为0.46～0.60,指示水体分层性差,为氧化环境。与V/(V+Ni)类似,V/(V+Cr)也是水体氧化还原环境判断指标[图6(b)][28]。

表2 户撒盆地芒棒组泥岩沉积水体氧化还原判断特征值

图6 户撒盆地芒棒组V/Cr-Ce/La、V/(V+Ni)-V/(V+Cr)图解Fig.6 Diagram of V/Cr-Ce/La、V/(V+Ni)-V/(V+Cr) for manganese of the samples from Mangbang Formation in Husa Basin

样品V/Cr平均为3.99(0.94～6.47),多数介于2～4.25,少量大于4.25;V/Sc平均为5.97(4.05～7.45);Ce/La平均为1.87(1.54～2.13);V/(V+Ni)平均为0.88(0.79～0.92);V/(V+Cr)平均为0.78(0.48～0.87)。由表3可知,户撒盆地芒棒组第二段沉积水体为还原环境,部分过渡为氧化-还原环境。

表3 氧化还原环境的微量元素判断标准

4.4 古气候与铀成矿

不同时期古气候条件影响着砂岩铀成矿作用,如早期含铀岩系沉积时若为温暖-潮湿古气候条件,则有利于容矿层中还原介质(如煤、碳质、硫化物等)的富集;后期成矿时期为炎热-干旱古气候条件,则有利于地表富铀含氧流体渗入到早期形成的容矿层中发生层间氧化作用而成矿[6]。古气候演变的转折期和古气候分带之间的过渡区控制着砂岩型铀矿的时空分布[29]。

沉积盆地中砂岩型铀矿富集成矿过程实质是铀储层中还原介质对可迁移的U6+离子的还原或吸附作用。因此,铀成矿作用过程离不开还原剂,还原介质重要性主要体现在限制成矿时期层间氧化带的发育,在铀储层砂体中构建起氧化-还原地球化学障[5-6]。滇西地区龙川江盆地芒棒组第二段沉积环境总体为温暖潮湿环境下的还原水体,地表植被发育且易于保存,这与钻井岩心和露头剖面中见大量灰色碎屑岩、煤层(线)及有机质碎屑颗粒相吻合,地层还原容量充足,芒棒组第二段是良好的铀储层。此外,温暖潮湿环境下化学风化作用强烈,更有利于蚀原区铀的活化和淋滤,沉积物的搬运介质-水体中具有更高铀浓度,并汇聚到水流相对滞流区域(静水区),造成该区域水体中铀浓度升高,而此时形成于水流相对滞流区域(静水区)的暗色泥岩因含有较高浓度的有机质或还原或吸附水体中铀离子而发生强烈预富集作用,从而导致暗色泥岩具有更高的铀含量。而这些高铀含量的泥岩在早期成岩作用过程中会因压实作用,将孔隙水中被还原或被吸附的大量铀排泄到邻近的砂岩储层中,从而导致其附近砂岩中聚集较高含量的铀,再叠加后期层间氧化作用而在高铀含量的暗色泥岩附近成矿[6,30]。

沉积期水体总体为还原环境,部分过度为氧化-还原环境。沉积期水体总体为还原环境,不利于成矿期形成含铀含氧水,也就制约了早期预富集铀的再次活化、迁移、富集。然而,当成矿期水体由还原环境过渡为氧化-还原环境时,地表含氧水萃取蚀原区铀元素形成含铀含氧水,沿地层迁移,活化、迁移沉积期预富集铀(地层铀),并在氧化-还原前锋带吸附、还原而富集成矿。