馬尼特坳陷成礦環(huán)境識別與鈾成礦特征

劉正義，劉武生，賈立城，史清平，彭 聰，陳 華

（核工業(yè)北京地質研究院，北京 100029）

二連盆地馬尼特坳陷地處中朝板塊與西伯利亞板塊的縫合線上［1］，其南、北分別為蘇尼特和巴音寶力格隆起，屬晚古生代天山—興安嶺碰撞帶—中亞造山帶東延部分（318～260 Ma）。該區(qū)經歷了前中元古代（1800 Ma前）巴彥淖爾北和托托尚—錫林浩特陸塊群，晚古生代天山—興安嶺碰撞帶和強變形區(qū)，燕山晚期興安嶺構造巖漿帶，到盆嶺構造發(fā)育的陸殼區(qū)（135～56 Ma）以及始新世—漸新世陸相沉積區(qū)和陸地（56～23 Ma），中新世—更新世火山巖區(qū)和陸地（23～0.78 Ma）階段。該地區(qū)鄰近西部大陸巖石圈與東部陸殼洋幔型巖石圈的分界線，是在興—蒙海西期多旋回、軟碰撞褶皺基底上晚古生代發(fā)展的裂谷盆地。到晚白堊世，隨著太平洋板塊俯沖帶的影響，該地區(qū)地殼隆升，盆地大部分停積，僅在鹽池等洼地沉積。晚白堊世晚期沉積的二連組，其上段為砂泥巖，下段為玄武巖、凝灰角礫巖，厚度30～400 m，屬河流-濱淺湖相沉積，為主要鈾礦化層。二連組不整合于巴彥花群賽漢組（K1bs）之上，賽漢組亦為主要含礦層。二連期為盆地萎縮階段，盆山高差較小，氣候干旱，沉積范圍局限。其上覆經一段停積后，沉積古新統(tǒng)的腦木根組（局部礦床）。

隨著賦存于沉積盆地泥巖-泥砂巖中低品位鈾資源研究的開展，非常需要豐富對鈾成礦的識別評價技術和預測能力，前一階段二連中東部已經取得一定進展和突破。根據(jù)馬尼特坳陷西部勘查中對含礦地層所取標本樣品鑒定及各項分析數(shù)據(jù)結果，初步對馬尼特坳陷鈾成礦環(huán)境提出幾方面的識別評價并對鈾成礦特征加以討論。

圖1 含礦巖石具明顯的褐鐵礦-赤鐵礦化特征Fig.1 Ore-bearing rock with the distinct limonitization and hematization

1 成礦環(huán)境識別評價

1.1 褐鐵礦-赤鐵礦化（紅化）是酸性水從還原環(huán)境運移到氧化環(huán)境的產物，是鈾成礦識別的重要先導

紅化過程的反應方程為：2Fe2＋＋1/2O2（g）＋5H2O＝2Fe（OH）3（s）＋4H＋，根據(jù)相關計算得 到 △G0298＝-33262.8 kJ/mol；△H0298＝-43597.28 kJ/mol，△S0298＝-84.01 J/K·mol［2］的反應自由能等數(shù)據(jù)表明褐鐵礦化為典型低溫氧化產物，是可靠的低溫蝕變標志。褐鐵礦易自發(fā)（如蒸發(fā)）脫水成為赤鐵礦產生紅化，同時溶液中鈾以（UO2）2＋遷移、沉淀，呈現(xiàn)與鈾伴生現(xiàn)象。野外巖心取樣與顯微鏡觀察，該地區(qū)礦化巖石出現(xiàn)大大小小褐（赤）鐵礦斑點以及掃描電鏡分析呈現(xiàn)的結構性疏松程度（圖1）等表明鈾礦化層位與地表連通。地下深處鈾礦化部位連通富氧地表至關重要，富鈾礦化皆與斷層（走向或橫向）、裂隙、 孔隙相關，產于富含褐（赤）鐵礦呈灰黑帶磚紅色斑點的含砂泥巖（圖1C）以及含比較豐富的褐（赤）鐵礦灰色帶黃、淺灰色斑點含砂泥巖（圖1D）中。這些樣品從圖 1A到圖 1D U4＋/U6＋比值依次為 2.80、 26.04、 1.75 和7.45，與各樣品氧化程度具有很好的一致性（表 1）。

表1 馬尼特坳陷成礦環(huán)境識別評價與預測參數(shù) （一）Table 1 Ore-forming environment identification evaluation and prognosis parameters of Manite depression（Ⅰ）

表1 （二）Table 1（Ⅱ）

續(xù)表 1（Ⅱ）

1.2 巖石富含炭質、泥質、黃鐵礦，與鈾礦化呈正相關

較強的巖石還原能力（ΔEh）表現(xiàn)為巖石富含有機炭、泥質和黃鐵礦，并與鈾礦化呈正相關（表1）。礦石中蒙皂石占泥質-黏土礦物總量80%以上，表明成礦溶液呈弱堿性；有機炭經氧化表現(xiàn)為煙灰色，有機炭崩解成粉末，如圖2A；從深灰色的有機炭褪色變?yōu)闇\灰色，砂質礫巖，結構變得較疏松（掃描電鏡分析），如圖2B。同樣，圖 2C、2D樣品分別見有褪色痕跡呈質地較疏松的特點。

1.3 巖石具“褪色”及結構性疏松現(xiàn)象

巖石具“褪色”現(xiàn)象表明巖石遭受過包括鈾等元素的氧化和有部分組份遷移，如炭質氧化褪色的砂巖（圖2C、D）中“活性鈾”的遷出。褪色巖石呈斑點狀分布在灰色巖中，且結構疏松，也有一部分砂巖呈淺色，表明為淺水環(huán)境。褪色過程本質是CO2和有機酸形成溶液的酸性反應。CO2加強了鐵以Fe（HCO3）2形式從水云母和其他礦物中的帶出作用，進而導致了這些礦物高嶺石化。褪色作用主要在重力水的參與下進行，常常受水的最強烈運動帶控制。這個帶不僅是成礦溶液的通道，還常常作為“暴露面”，控制鈾礦化分布。

1.4 巖石中“創(chuàng)面”痕跡不太發(fā)育，表明地殼上升隆起的時間間斷不長

鈾礦化不但受斷層、裂隙和孔隙的控制，亦受適度氧逸度fO2控制，而且還受巖石中的泥礫（表明巖石有“創(chuàng)面”，顯示水動力再沖刷）或多薄層泥巖角礫的控制，如煙灰色角礫狀含砂質粉砂巖（圖2A）。實際情況看，研究區(qū)缺乏“創(chuàng)面”痕跡，表明地殼上升隆起的時間間斷不長或很短，這與本區(qū)在晚白堊世，地殼快速隆升，盆地大部分停積以及干旱氣候有關。

圖2 含礦巖石富含炭質、泥質和黃鐵礦，具褪色現(xiàn)象Fig.2 Ore-bearing rock enriched with carbonaceous，argillaceous rock and pyrite，with the phenomenon of decoloration

1.5 利用微量元素不同特點對各種巖石所處地質微相、動力環(huán)境等進行識別

Sr/Ba比值作為古鹽度識別的靈敏標志，主要依據(jù)Sr在溶液中遷移能力及其硫酸鹽化合物的溶度積遠大于Ba的地球化學性質。根據(jù)Sr/Ba比值判別沉積介質環(huán)境，一般淡水沉積相中Sr/Ba比值＞1，半咸水相為1～0.6，微咸水相為＜0.6。馬尼特坳陷2012年工作區(qū)數(shù)個鉆孔取樣分析數(shù)據(jù)表明，礦化巖石比一般圍巖“要咸一些”，Sr/Ba比值多大于0.2，為0.2～0.43，屬微咸水相標志范圍。

利用Th/U比值方法識別沉積環(huán)境的氧化或還原狀態(tài)，主要是利用差異的釷、鈾地球化學性質。眾所周知，Th和U在還原條件下地球化學性質相似，但在氧化狀態(tài)下差別就特別大。因此，利用Th/U比值方法可以判別沉積環(huán)境的氧化還原態(tài)。數(shù)據(jù)整理表明，礦化巖石Th/U比值要比圍巖小1～2個數(shù)量級，明顯處于缺氧環(huán)境。

V和Ni的離子價態(tài)容易隨氧化度而變化，兩者主要被膠體質點或者黏土等吸附沉淀。V在氧化環(huán)境被吸附富集，Ni則在還原環(huán)境更易 富 集 。V/（V＋Ni）比 值 為 高 比 值 （＞0.84）時反映水體分層及底層水體中出現(xiàn)H2S的厭氧環(huán)境；中等比值（0.84～0.60）時反映水體分層不強的厭氧環(huán)境；低比值（0.46～0.60）時反映水體分層弱的貧氧環(huán)境［3］。 利用 V/（V＋Ni）比值方法進行水體分層和底層水動力環(huán)境判別表明，富礦化（鈾質量分數(shù)為0.01%～1.5%）如含砂或砂質泥巖等，為0.84～0.60中等比值范圍；一般礦化（鈾質量分數(shù)0.0578%～0.0117%）如細砂巖、砂質礫巖、泥巖，亦屬于中等比值范圍，皆反映水體分層不強的厭氧環(huán)境；而一般礦化的中粗砂巖和礫巖樣品，V/（V＋Ni）比值均屬＞0.84高比值范圍，反映水體分層及底層水體中出現(xiàn)H2S的厭氧環(huán)境。鈾偏高的圍巖大都屬于水體分層非常弱的貧氧環(huán)境［3-6］。

用高嶺石和伊利石（K＋I）代表含礦溶液的酸性，用綠泥石和蒙皂石（C＋S）代表成礦溶液的堿性，兩者之比值（K＋I）/（C＋S）可作為判別溶液酸堿性的參考參數(shù)。數(shù)據(jù)表明，巖石絕大多數(shù)是淺灰色、灰白色和黃色等氧化巖石，要比巖石含礦溶液更加酸性，鈾礦化巖石相對偏堿性。但是高品位的鈾礦化則與此相反，往往偏酸性?？傊?，利用所含微量元素不同特點，對各種巖石所處地質環(huán)境等進行識別，是一種比較好的探索方法（表 1）。

1.6 飽和烴類特點所反映的成礦環(huán)境

由表2可見，鈾礦化巖石Pr/Ph值多數(shù)分布在0.861～1.250，為弱氧化條件；而圍巖中則為相對還原條件，為0.753～1.250，只個別氧化環(huán)境為3.080。各種指標參數(shù)表明有機質處于非成熟階段，如奇偶優(yōu)勢OEP值分布在0.092～0.587范圍，數(shù)值處于中等，表明細菌的貢獻更為重要；飽和烴組份以正烷烴為主，為 1717～3169 μg·kg-1，故生物降解作用不明顯，屬生物降解輕微；而圍巖OEP值分布在0.111～1.100范圍，表明大多仍為非成熟階段，僅個別處于成熟階段。有機質熱演化程度控制輕烴的生成和分布；正烷烴分布對比表明，巖石正烷烴的分布以前峰型為主，輕烴/重烴（C20-/C21＋）比值也顯示這一特征。因此，含礦層位巖性以含砂或砂質泥巖或細碎屑為主，有機質處于非成熟階段，生物降解輕微；正烷烴的分布以前峰型為主。礦化巖石在沉積時為一種相對明顯缺氧、微咸水相、水體分層不強的厭氧環(huán)境，一般礦化成礦溶液偏堿性，富礦溶液偏酸性。

表2 飽和烴分析結果得出的有機地球化學參數(shù)Table 2 Organic geochemical parameters obtained by saturated hydrocarbon analysis

2 鈾成礦特征

2.1 富鈾礦化以含砂泥巖或細碎屑巖為主

瀝青鈾礦經常于黃鐵礦邊緣沉淀，黃鐵礦呈碎屑顆粒狀進入裂隙產于紅化（褐鐵礦和赤鐵礦）含砂（層）泥巖中（圖3A～G），同時在裂隙中富集多個自然硒顆粒（圖3D）。一般而言，自然硒是硒化物的風化產物，來自硒鉛礦，常與褐鐵礦共生構成氧化亞帶，偶見“自然硒”與瀝青鈾礦共生。這種瀝青鈾礦同自然硒共存現(xiàn)象，表明兩者是在酸性水中共存，因為在中性和堿性水中硒氧化物形成亞硒酸鹽和硒酸鹽。罕見的亞硒酸鹽、硒酸鹽SeO32-、HSeO3-和SeO42-僅在Eh很高的介質中才穩(wěn)定。瀝青鈾礦不僅單獨呈粒狀顆粒存在含砂泥巖中（圖3E）；還經常與多種單質礦物、稀有礦物、重礦物產于碎屑巖和泥巖中（圖 3F、G）；瀝青鈾礦無 Th無Pb或含Ca、Si、Al、Na等雜質，可能表明礦齡小、淺成。含雜質較少的細?。?～3 μ）瀝青鈾礦獨立存在于灰色中粗砂巖、砂礫巖粗碎屑巖中 （沖洪積相），或粗砂巖、細砂巖、粉砂巖的雜基中（可能成巖期間生成，時代較早）。單質礦物除自然硒外還有自然錫、自然鐵、自然銅以及其他礦物如硫鎘礦、硒鎘礦、硒鉛礦、條狀金紅石、磷釔礦、鋯石、獨居石、碎屑巖粒間的富釷獨居石、混有硒、鉛、銅的輝銀礦（Ag2S）、含銻方鉛礦等的存在，表明鈾來源于晚古生代花崗巖基底，并顯示強還原環(huán)境（圖3E～G）；瀝青鈾礦呈細小顆粒與黃鐵礦共產于石英、鉀長石、鈉長石等造巖礦物裂隙或單獨于礦物顆粒表面處（圖3H），表明底沉積時水的重力分選環(huán)境。

2.2 礦化具有一定層控性，含砂泥巖為主要礦化巖石類型，富含炭質泥質；后生階段熱作用是成礦關鍵

馬尼特坳陷鈾礦化類型，應屬沖洪積辮狀河-濱湖相雙控的潛水-古河道近底沉積（主要是滯流相）熱水淋積成因類型。鈾礦化受河道近底層、滯流層和“小間斷”制約，地下水具弱分層性。炭質、泥質含量與鈾礦化呈正相關關系。一般巖石碳的同位素δ13Cv-PDB為-0.6‰～-5.5‰，富礦化巖石為-9.7‰～-10.5‰，低于圍巖-2.6‰～-8.8‰范圍。這可能與礦化巖石遭受熱作用干擾等因素有關（表1），反映地幔流體對礦化的貢獻。

2.3 堿性溶液的酸化與否是成礦的主要控制因素

該地區(qū)含礦層明顯以鈾偏高和異常層、鈾-鐳平衡中偏鈾等為其礦化特點。低品位鈾礦化明顯與偏堿性含鈾溶液有關；高品位鈾礦化的成礦溶液與堿性溶液的酸化有關（表 1）。

2.4 巖石蝕變缺乏“碳酸鹽化”但存在早期酸性淋濾作用

巖石膠結物缺乏碳酸鹽表明鈾以鈾酰、硫酸鈾酰及有機絡合物等形式遷移。這可能與礦化巖石早期鈾酸性淋濾有關（表1）。酸性淋濾溶蝕的產物主要為SiO2石英和黏土成分，巖中大量石英（表1中有的達到60%左右）出現(xiàn)可能與此（次生石英）有關。長石淋濾溶蝕作用化學反應式為：

總之，在約60 Ma時期該區(qū)正處于古近紀初期，二連組正處在盆嶺構造發(fā)育后期的陸殼區(qū)。沉積厚度不大的濱淺湖（非鹽湖）-河流相的二連組上段為砂泥巖；下段是玄武巖、凝灰角礫巖。由于受太平洋板塊首次向西俯沖擠壓影響較大，以濱淺湖為主的辮狀河流-沖洪積入湖處或“小間斷”（表現(xiàn)少量泥礫、泥巖角礫和褐鐵礦以部分潛水面狀氧化帶出現(xiàn)）。經古地下水先酸性（淋濾）逐漸變?yōu)槿鯄A性，鈾不斷向深部和側向遷移，逐步構成地下深部一種相對明顯缺氧、微咸水相、水體分層不強的厭氧環(huán)境，造成溶液偏堿性，形成似層狀，由異常層不斷演化成一般礦化，后因斷層、裂隙連通地表致使成礦溶液偏酸性 （瀝青鈾礦與自然硒共存產于含砂泥巖裂隙），鈾再沉淀富集形成更富的礦體。

2.5 鈾、釷同位素異常特征

圖3 瀝青鈾礦賦存部位特征Fig.3 Features on occurring location of pitchblende

一般沉積巖中水的234U和238U的比值≥5為明顯異常值，230Th/232Th＞20為明顯異常值［7］。富鈾礦化的含砂泥巖明顯地富集234U，鈾的氧化再沉淀過程伴隨234U和238U的分離現(xiàn)象，如表 1的 Em12-61樣品234U/238U 為 1.19±0.03，230Th/232Th為118±11。但目前較多的情況是，礦化巖石經常出現(xiàn)234U/238U低值、230Th/232Th特高異常值的規(guī)律，如表1中樣品Em12-64、Em12-65、Em12-103和 Em12-107因鄰近氧化帶邊界，234U顯不足，234U/238U依次為 1±0.01、0.92±0.01、 0.94±0.02、 0.82±0.05；230Th/232Th依次為 187±38、131±15、 140±11、 134±12，分別為釷特高異常20的8、6、7和6倍。大部分具有230Th/232Th＞20異常者則是圍巖特點，而非鈾礦化。因此，利用230Th/232Th特高異常值的規(guī)律可以進行預測、預報。究其原因，后者是由于氧化鈾的破壞伴隨234U的優(yōu)先淋濾，阻礙了鈾同位素的分離。這可解釋從該沉積物古氧化帶中帶出部分鈾，特別是地下水從巖石淋蝕的鈾，幾乎總是不同程度富集234U的原因。

3 結論

馬尼特坳陷在古近紀初期盆嶺構造時期發(fā)育后期的陸殼區(qū)辮狀河流-沖洪積入湖處的古河谷底沉積物以及部分潛水氧化面的“小間斷”。其鈾成礦過程為經潛水的酸性（淋濾）變?yōu)閴A性，深部明顯缺氧的微咸水相，水體分層不強的厭氧環(huán)境不斷演變后由堿性環(huán)境形成一般礦化，再經氧化，使礦液變酸性形成更富礦石。鈾礦化多產于含砂泥巖，礦石中出現(xiàn)褐鐵礦，富含黃鐵礦。沉積間斷及褐鐵礦化部位是尋找鈾礦的主要位置，巖石遭淋濾的褪色部位，常常是現(xiàn)測鈾丟失而230Th/232Th出現(xiàn)異常部位。另外，在找礦過程中多注意鈾、鐳平衡，以免丟礦、漏礦發(fā)生。

致謝：工作中得到核工業(yè)208大隊楊建新處長、彭云彪總工程師等的大力支持和幫助。

［1］萬天豐.中國大地構造學［M］.北京：地質出版社，2011:39-208.

［2］林傳仙，白正華，張哲儒.礦物及有關化合物熱力學數(shù)據(jù)手冊［M］.北京：科學出版社，1985.

［3］王輝，楊縣超，馮楊偉，等.微量元素分析在判別沉積介質環(huán)境中的應用：以鄂爾多斯盆地西部中區(qū)晚三疊世為例［J］.中國地質，2012，39（2）:382-389.

［4］王立社，張阜新，侯俊，等.秦嶺山羊水溝組黑色巖系微量元素地球化學及其沉積成礦背景的指導意義［J］.中國地質，2012，39（2）:311-325.

［5］許中杰，程日輝，王嘹亮，等.廣東東莞地區(qū)中侏羅統(tǒng)塘廈組凝灰質沉積物的元素地球化學特征及構造背景［J］.巖石學報，2010，26（1）:352-380.

［6］李志明，劉家軍，胡瑞忠，等.蘭坪中新生代盆地沉積巖源區(qū)構造背景和物源屬性研究：砂巖地球化學證據(jù)［J］.沉積學報，2003，12（4）:547-552.

［7］ л С 葉夫謝耶娃，А И 別爾曼，К Е 依萬諾夫.表生帶鈾的地球化學［M］.李普洲，陳曉秦譯.北京：原子能出版社，1980:208-228.