聂逢君, 夏 菲*, 严兆彬, 姜美珠, 何剑锋, 杨东光,封志兵, 张成勇, 张 鑫, 吕永华, 胡 鉴

1)东华理工大学核资源与环境国家重点实验室, 江西南昌 330013 2)核工业208大队, 内蒙古包头 014010

外生铀矿床形成的主要观点是: 蚀源区岩石中的铀在大气降水作用下被淋滤形成含铀含氧流体,它长时间、不断地向盆地内透水性较好的砂体中迁移, 在遇到适当还原条件时, 铀被还原沉淀、富集成矿(夏毓亮, 2015; 陈梦雅等, 2021; 聂逢君等,2021)。位于美国西部Great Divide盆地的铀矿床在空间上与曝露在地表的前寒武纪花岗岩密切相关,尤其是 Granite山和 Ferris山地区表现得最为明显(Peterman and Hildreth, 1977, 1978; Stuckless and Nkomo, 1978)。Granite山的侵入岩体中铀含量为0.2～110 μg/g, 平均 11.2 μg/g, 明显高于花岗岩平均值 2～6 μg/g(Rogers and Adams, 1969)。Skirrow (2009)认为, 澳大利亚规模最大也是品位最高的两个砂岩型铀矿床——Beverley和Four Mile铀矿床的铀源也是来自其北西方向的Painter山的花岗岩类岩石, 而且与沉积盆地相关的铀成矿系统具有相似的特征和过程, 即来自大气降水的含氧流体淋滤基底(一般是花岗岩类)或盆地岩石中的铀而形成含铀含氧流体, 这种含铀含氧流体通过流体-岩石, 或流体-流体之间的相互作用使铀沉淀、富集起来。

美国学者 Rosholt et al.(1973)和 Stuckless and Nkomo(1978)对怀俄明盆地蚀源区 Sweetwater隆起区的花岗岩开展了 U/Pb同位素分析, 得出花岗岩中的铀丢失高达70%以上。我国学者夏毓亮等(2003)对我国北方产铀盆地蚀源区岩体的供铀能力也进行了初步探索, 其中伊犁盆地蚀源区花岗岩铀平均丢失达 44.3%, 海拉尔盆地西部蚀源区火山岩类岩石中铀丢失达 49.57%, 花岗岩类岩石中铀丢失高达80%(夏毓亮和刘汉彬, 2006)。另外, 有学者对鄂尔多斯盆地东北部蚀源区大青山花岗岩铀源研究结果表明, 该区域铀的丢失率达44.3%(马晔, 2013)。上述研究都表明, 盆地蚀源区花岗岩类岩石、火山岩类岩石, 尤其前者是盆地内外生铀矿的成矿元素——铀的重要来源之一。

自20世纪90年代以来, 我国铀矿勘查由南方的花岗岩型、火山岩型向北方可地浸砂岩型转移,盆地内特大型、大型铀矿床相继被发现, 其中内蒙古二连盆地乌兰察布坳陷中发现了苏崩(U1)、努和廷(U2)、道尔苏(U3)、查干(U4)、哈达图(U5)、赛汉高毕(U6)等多个砂岩型、泥岩型铀矿床(图1)以及一系列距离隆起带不远的矿点、异常点等。在空间上, 这些铀矿床、矿点和异常点大体上围绕着巴音宝力格隆起带上的花岗岩分布。在时间上, 隆起区上的岩体多数形成于海西期、印支期、燕山期(聂凤军等, 2008; 许东青等, 2008), 盆地内的含矿目的层多为早白垩世晚期或晚白垩世地层, 铀成矿作用一般晚于地层形成时间(聂逢君等, 2010a), 也有与地层几乎同期形成(康世虎, 2010; 李洪军等, 2012; 旷文战等, 2014)。

图1 二连盆地二级构造单元及部分铀矿床分布图Fig.1 Schematic geological map of tectonic units and uranium deposits within the Erlian Basin

聂逢君等(2015a)系统总结了二连盆地内不同层位的铀矿化特征, 把在不同层位、不同成矿作用下形成的铀矿床称之为“同盆多类型”铀矿组合, 由侧向氧化作用在腾格尔组中形成了道尔苏铀矿床(U3), 由同生沉积-成岩叠加后生改造作用形成了努和廷(U2)、苏崩(U1)和查干铀矿床(U4), 由垂向潜水氧化作用形成了赛汉高毕铀矿床(U6), 由热流体叠加侧向氧化作用形成了哈达图铀矿床(U5)。此外,近期经核工业 208大队勘探证实, 位于巴音宝力格隆起上的卫境岩体中, 还发现了花岗岩有关的热液型铀矿化。由此可见, 二连盆地西北部巴音宝力格隆起区上铀含量高的花岗岩类岩石, 很有可能为盆地中铀矿床的形成提供丰富的铀源(聂逢君等,2018)。卫境岩体为多期次形成的复式岩体, 从海西期至燕山期均有, 岩体的总面积＞1000 km2, 在中国境内的面积约为 706 km2, 而岩体一大半分布在蒙古国境内(内蒙古自治区地质矿产开发局, 1991)。岩体结构构造复杂, 地表风化强烈。岩性上, 卫境岩体主要为中粗粒似斑状黑云母花岗岩和细粒斑状花岗岩, 南部的贵勒斯岩体为碎裂花岗岩。为了研究二连盆地白垩系含矿目的层的物质来源和盆地中砂岩型、泥岩型铀矿的铀源是否来源于盆地北西方向隆起区花岗岩类岩石, 本文选择卫境岩体及其周围的小岩体作为主要研究对象, 对卫境岩体南部和二连盆地哈达图铀矿床含矿层采集了部分样品, 并进行了薄片镜下鉴定和稀土元素分析。同时, 还利用U-Pb同位素组成演化规律初步定量地确定卫境花岗岩和含矿目的层砂体的现在铀含量U和原始铀含量 U0, 且计算岩石中近代铀丢失情况 ΔU, 进一步探讨卫境岩体与盆地中砂岩型、泥岩型铀矿成矿之间关系。

1.1 区域地质背景

巴音宝力格隆起带(简称隆起带)位于内蒙古东北部, 其北部与蒙古人民共和国接壤, 总面积达4.0×104km2(李国新等, 2003)。隆起带为华北板块北部, 西伯利亚板块南部的蒙古—兴安边缘海槽, 曾经历了兴凯运动—加里东运动—华里西运动, 形成了大致平行于西伯利亚古板块边缘, 呈 NE向带状展布的隆起区。该隆起带中深大断裂发育: 1)查干敖包—阿荣旗深断裂, 总体呈 NE向展布, 为超岩石圈压性断裂。其西端自蒙古国延伸入研究区, 向北东大致经查干敖包、那仁宝力格、东乌珠穆沁旗而延伸出研究区。其断裂两盘地貌特征差异明显, 北西盘为中、低山丘陵及阶状平原区, 南东盘主要以阶状平原为特征。2)头道桥—鄂伦春自治旗深断裂,总体呈 NE向展布, 为超岩石圈压性断裂。其西端自蒙古国延伸入研究区, 向北东大致经巴彦哈拉尔敖包—斯呼勒音日牙而延伸出研究区。岩石片理化发育, 且硅化强烈。自泥盆纪至石炭纪, 该断裂控制了北西、南东两盘的地质发展历史。

隆起带上从奥陶系到第四系的地层均有出露,侵入岩主要为海西期至燕山早期, 以中酸性侵入岩为主, 多呈岩基及岩株产出。侵入岩的岩性主要为黑云母花岗岩、黑云二长花岗岩、钾长花岗岩、石英斑岩、闪长岩、花岗闪长岩, 超基性岩、辉绿岩、闪长玢岩等(李国新等, 2003; 许东青等, 2008), 具有规模大、分布广的特点。另外, 隆起带中、新生代火山活动强烈, 火山岩发育(孙泽轩和姚毅锋,2004)。受大兴安岭主构造火山活动带的影响, 隆起带上发育晚侏罗世火山岩系, 包括灰色、灰紫色玄武岩、安山岩以及淡灰、粉红色流纹岩、流纹斑岩、岩屑晶屑凝灰岩等, 其厚度达1000 m以上。阿巴嘎旗乾得门至那仁布拉格一带, 在晚更新世曾发生了强烈的玄武岩浆喷发, 形成厚达几十米的熔岩盖层,并形成了多座高出地表30～80 m的火山锥。火山口大体呈NW向有规律地展布, 反映了早期断裂的存在位置。由此可知, 二连盆地基底和蚀源区大量的岩浆岩分布, 可为砂岩型、泥岩型铀矿的形成创造了良好的铀源条件。

二连盆地北部为巴音宝力格隆起, 东部为大兴安岭隆起, 南靠温都尔庙隆起, 西侧为索伦山隆起,盆地总面积约为 10.9×104km2。也有学者认为, 二连盆地是兴蒙地槽褶皱系上的中新生代山间盆地(焦贵浩等, 2003), 但目前的资料显示, 它是一个伸展背景下的裂谷(裂陷)盆地(聂逢君等, 2010a, 2015a,b)。盆地由乌兰察布坳陷、马尼特坳陷、川井坳陷、乌尼特坳陷、腾格尔坳陷和苏尼特隆起6个二级构造单元组成, 即“五坳一隆”(图1)。二连盆地周缘被大量花岗岩体环绕, 在晚古生代时期, 华北板块与西伯利亚板块碰撞, 在其两侧形成了一系列的岩浆活动带, 尤其是在西北部的隆起区卫境岩体分布广泛。

盆地基底由古生界奥陶系—二叠系(O-P)和中生界侏罗系地层组成, 前者由变质砂岩、板岩、碳酸盐岩、安山质火山碎屑岩和凝灰岩组成; 后者由橄榄玄武岩、流纹岩、安山质火山角砾岩和凝灰岩组成。盆地盖层主要有下白垩统巴彦花群的阿尔善组(K1ba)、腾格尔组(K1bt)、赛汉组(K1bs), 上白垩统二连组(K2e), 古新世脑木根组(E1n)、始新统阿山头组(E2a), 伊尔丁曼哈组(E2y)、渐新统呼尔井组(E3h)、中新统通古尔组(N1t)和上新统(N2)以及第四系(Q)。盆地以下白垩统巴彦花群充填为主体, 岩性为砾岩、砂质砾岩、砂岩、泥岩夹煤层(聂逢君等, 2010a)。

1.2 卫境岩体

卫境岩体位于中蒙边境巴音宝力格隆起带上,大地构造位置位于西伯利亚板块南缘与华北板块北缘接壤部位(Xiao et al., 2003; Windley et al., 2007),艾勒格庙—锡林浩特微地块的西端(图1, 图2)。卫境岩体产出在具有较高成熟度的古老基底之上, 即艾勒格庙—锡林浩特微地块。后期经过多期次构造-岩浆活动, 由于铀元素随着地壳成熟度不断提高而丰度不断增高(黄世杰, 1995), 艾勒格庙—锡林浩特微地块上初步富集的铀在酸性岩浆活动中更加趋于富集, 岩浆分异演化越完善, 花岗岩体中的铀含量也随之增高(陈祖伊和郭庆银, 2007)。聂逢君等(2010a)根据前人资料对隆起区花岗岩体中铀含量进行统计分析, 其中海西期岩体ω(U)平均为4.61 μg/g; 印支期岩体ω(U)平均为 4.47 μg/g; 燕山早期岩体ω(U)平均为4.96 μg/g, 铀源条件较好。

图2 卫境岩体与周边盆地地质图Fig.2 Sketched geological map of the Weijing ganite and its adjacent area

2.1 典型铀矿床分析

目前, 在卫境岩体以东已探明了苏崩(U1)、努和廷(U2)、道尔苏(U3)、查干(U4)、哈达图(U5)和赛汉高毕铀矿床(U6)等多个砂岩型/泥岩型铀矿床。笔者曾对这些铀矿床开展了深入研究, 积累了大量研究资料。本文旨在探讨卫境岩体与这些铀矿床之间的关系, 据此重新分析并梳理这些铀矿床的相关研究资料。

2.2 野外地质调查

以卫境岩体为对象, 开展了为期 20天的野外地质调查工作。调查内容包括: 野外露头观察和取样、钻孔岩芯编录和取样等。其中详细野外花岗岩露头观察12处, 钻孔岩芯观察8口。另外, 对哈达图铀矿床区钻孔获取的 10余口岩芯开展了详细的编录, 对砂岩碎屑成分、粒度等进行了详细记录。

2.3 岩相学鉴定和稀土元素测试

为了研究含矿目的层赛汉组砂岩的物质来源,本研究在哈达图地区含矿目的层赛汉组中采取了92件砂岩样品和卫境地区南部贵勒斯岩体的8件花岗岩样。对砂岩样品和花岗岩样品制片, 开展岩相学鉴定。该项工作在东华理工核资源与环境国家重点实验室完成。另外, 对其中的 8件花岗岩样和12件砂岩样品开展了稀土元素测试。测试工作在核工业北京地质研究院完成, 采用等离子体质谱法(ICP-MS), 误差＜5%。

2.4 铀丢失量的计算

为了研究卫境花岗岩对二连盆地内铀矿床形成的铀源贡献, 本研究在卫境岩体南部地区采集 8个花岗岩样品, 在二连盆地含矿目的层赛汉组砂体中采集了9个样品, 并对这些样品进行了U-Pb同位素组成测定。U-Pb同位素组成测定在核工业北京地质研究院利用ISOPROBE-T热电离质谱仪完成, 误差以2σ计。

通过 Pb同位素计算出古铀含量, 再与现今铀含量比较来判断铀的丢失情况。铀丢失量的计算采用夏毓亮等(2004)提出的方法:

岩石中原始Pb含量:

式中t是样品岩石形成年龄, λ8为238U的衰变常数, 其值为 1.55125×10-10/a(李俊华, 1978); μ0为238U/204Pb的原子比(9.58)(李俊华, 1978);t0为地球形成的年龄, 本研究计算中采用4430 Ma;t为岩石的形成年龄(138±4) Ma(聂凤军等, 2008)。

样品的原始铀含量:

式中:206Pb/204Pb为样品的 Pb同位素比值;Pb为样品中测得的Pb含量; MPb为Pb的原子量, 值为207.2;204Pb为样品204Pb的相对百分含量; Mu为铀的原子量, 值为238.028。

样品中铀的近代得失情况:

若 ΔU≈0, 说明样品近代无铀的得失现象;ΔU＜0表示样品存在铀的丢失; ΔU＞0则说明样品存在铀的富集。

通过计算得出U0和ΔU值来分析岩石供铀能力情况。

3.1 盆地中典型铀矿床

乌兰察布坳陷位于二连盆地的中西部。经过多年铀矿勘查, 该坳陷已发现了努和廷、苏崩、道尔苏、查干、哈达图、赛汉高毕等铀矿床。含矿层位主要为二连组、赛汉组、腾格尔组。铀矿床类型包括湖相泥(砂)岩型、古河道砂岩型以及含煤泥(砂)岩型。成矿作用有同生沉积-成岩叠加后生热流体改造、垂向潜水氧化、侧向渗入氧化以及侧向氧化叠加后期热流体改造等成矿作用(聂逢君等, 2019)。

3.1.1 努和廷铀矿床(U2)

努和廷湖相泥岩型铀矿床位于盆地西北部的额仁淖尔次级凹陷。铀矿化主要分布在泥质粉砂岩中,在泥岩和小部分砂岩中也有少量分布。含矿岩体形成于晚白垩统二连组的湖泊沉积体系。在平面上, 矿体形态呈不规则的薄板状(图3)。铀主要以吸附态形式存在于泥质、有机质及黄铁矿中, 少量为沥青铀矿(Yan et al., 2013)。努和廷铀矿床的成矿作用方式为蒸发-沉积-成岩加上后期热流体改造作用(图 3)。成矿过程为: 晚白垩世时期来自盆地西北部隆起区的卫境岩体与大气降水形成的含铀含氧流体, 将含铀的沉积物和含铀含氧流体带入到努和廷地区的湖泊中。在干旱的气候条件下, 湖中的铀逐渐被浓缩集中,湖底还原环境下形成黄铁矿、黏土、含钛矿物分解的氧化物等物质, 吸附了湖水中浓集的铀。这种作用反复进行, 就形成了沉积-成岩型矿化。之后, 又因为深部热流体上升, 对沉积的矿(化)体进行改造, 叠加之后使得铀更加富集(聂逢君等, 2015a)。苏崩铀矿床与努和廷铀矿床在含矿层位、成矿作用等各方面的特征完全一致, 在此不再赘述。

图3 二连盆地努和廷铀矿床(U2)成矿模型(据聂逢君等, 2015a)Fig.3 Metallogenic model of the Nuheting uranium deposit (U2), Erlian Basin (after NIE et al., 2015a)

3.1.2 道尔苏铀矿床(U3)

道尔苏含煤泥(砂)岩型铀矿是二连盆地中特有的矿床类型, 目前除伊犁盆地、蒙其古尔以及南方新生代盆地发育与煤岩有关的铀矿化外(张淑苓等,1987; 古抗衡, 1997; 陈肇博和赵凤民, 2002; 阿种明和张新科, 2003), 目前在我国东北地区其它盆地中还未见报道。铀矿化产于腾格尔组的砂、泥互层,或砂、泥、煤互层的地层中, 一般与煤线、煤层或泥炭密切有关。钻孔勘探结果表明, 早白垩世的腾格尔组(K1bt)扇三角洲沉积体系紧贴着西部的卫境岩体分布, 从西向东, 依次分布着氧化砂体(扇三角洲平原)、氧化-还原过渡, 或还原砂体(扇三角洲前缘)以及前三角洲还原泥岩(图 4)。根据聂逢君等(2018)研究结果, 来自西部卫境岩体的含铀含氧流体首先渗入扇三角洲平原分流河道砂中, 并将其氧化, 部分铀被平原上的煤层还原吸附。当含铀含氧流体继续向前迁移通过扇三角洲前缘水下分流河道与间湾互层砂、泥岩时, 氧被逐渐消耗, 铀被炭质泥岩还原吸附。因此在扇三角洲平原和前缘中均形成了铀矿化。

图4 乌兰察布坳陷中道尔苏铀矿床(U3)岩相平面图(据聂逢君等, 2015a)Fig.4 Depositional facies distribution of the Dao’ersu uranium deposit (U3), Wulanchabu Subbasin(after NIE et al., 2015a)

3.1.3 哈达图铀矿床(U5)

哈达图铀矿床是二连盆地乌兰察布坳陷最新发现的铀矿床。哈达图矿床赋存在赛汉组三段(K1bs3)和四段(K1bs4)地层中, 三段由灰色含砾砂岩、砂岩夹薄层泥岩的灰色岩系组成, 为辫状河沉积环境, 四段由一套砂岩与泥岩互层夹薄层砾岩的红色岩系组成, 为曲流河沉积环境(聂逢君等,2015a)。与二连盆地其它外生铀矿床相比, 该铀矿床铀资源储量最大且品位最高。从图 5中可知, 铀矿化体主要是沿着河道的边缘, 或河道的分叉拐弯处分布, 因为哈达图地区为几条分叉河道的交汇处。古河流分别从南西和南东两个方向向哈达图汇集, 最终流向北东方向。河道中这种矿化分布形式与俄罗斯外乌拉尔的达尔玛托夫矿床(绍尔等, 2002)以及澳大利亚的 Yarramba古河道型铀矿床(Jaireth et al., 2010)非常类似。但据初步研究发现, 该矿床的成矿特征与其它砂岩型铀矿有所不同, 具体表现在: 1)矿体发育在灰色、深灰色含炭屑含黄铁矿的中砂岩中, 矿化体的上、下均为氧化的砂砾岩层, 垂向上矿体“悬浮”在氧化带中; 2)矿体中见巨型晶黄铁矿, 呈柱状, 横截面直径可达5～8 mm; 3)矿体呈NNW-SSE向展布, 与广泛发育的 NW 向断裂构造线方向基本一致。根据地面重力测量的反演结果,该矿床区东面为一隐伏隆起, 赛汉期的古河道受到东面隐伏隆起的严格限制。

图5 二连盆地哈达图地区古河道中铀矿体的分布(聂逢君等, 2015a)Fig.5 Distributions of uranium ore bodies in the paleo-channel of the Hadatu area, Erlian Basin (NIE et al., 2015a)

3.1.4 赛汉高毕铀矿床(U6)

赛汉高毕铀矿床位于二连盆地乌兰察布坳陷的东北部(位置见图1)。该矿床中铀矿体呈板状, 矿化发育于赛汉组四段的上、下泥岩之间的砂岩层中,该类型矿化与俄罗斯外乌拉尔和西西伯利亚的一批古河道砂岩型铀矿十分类似(绍尔等, 2002; 陈祖伊和郭庆银, 2007)。由图 6可知, 赛汉组四段(K1bs4)泥岩呈红色, 岩性较均一, 在各个钻孔中的埋深在62～120 m之间, 个别钻孔中泥岩夹有薄层砂岩, 一般＜3 m。泥岩之下则为含矿层砂岩。矿体在剖面中各钻孔埋深范围为20～142 m。氧化作用在垂向上自上而下发育, 矿体位于该含矿层的底部灰色砂岩中。紧邻矿体之下是底板泥岩层, 为紫红、砖红色,块状, 无层理, 所夹砂砾岩多为灰绿色, 有时为氧化的黄色。底板泥岩层之下为赛汉组三段(K1bs3)的灰色、灰绿色泥岩与灰绿色砂岩互层, 钻遇深度未揭穿赛汉组三段底界。

图6 乌兰察布坳陷赛汉高毕铀矿床钻孔剖面与铀矿化Fig.6 Borehole section and uranium mineralization of the Saihangaobi deposit, Wulanchabu subbasin

3.2 卫境岩体岩石学特征

卫境岩体现今出露地表的部分已遭受强烈风化剥蚀。在卫境岩体的中心部位地表风化照片, 岩体表面几乎夷平为沙土、砂砾, 局部见微弱起伏的基岩出露(图 7a)。从花岗岩的成分结构来看, 卫境岩体的主体为中粗粒似斑状黑云母花岗岩, 暗色矿物含量高, 黑云母与角闪石等含量达5%～8%, 极易风化分解, 表面多为深褐色(图 7b), 尤其是在岩体东部构造破坏强烈, 加速了岩体风化、剥蚀、淋滤(图 7c)。岩体南部卫境的敖包吐南地表, 出露大片球形风化花岗岩, 表面为土黄色、铁染为深褐色,中粗粒黑云母花岗岩, 斑状结构, 主要成分为长石、石英及少量黑云母, 其中长石以斜长石、钾长石为主, 粒径5～10 mm, 含量约60%～65%; 石英粒径2～5 mm, 含量约30%; 黑云母含量约5%(图7d)。位于岩体东部的额仁淖尔岩体, 整体地势平缓, 出露岩石具较强风化, 刀砍状, 表面呈褐黄色中粗粒二长花岗岩。主要成分为长石、石英, 其中长石以斜长石、钾长石为主, 粒径2～5 mm, 含量60%～70%;石英粒径1～3 mm, 含量约30%(图7e)。从花岗岩与盆地的接触边界来看, 岩体目前与盆地的高差很小,呈逐渐过渡至态势(图 7f), 个别地区边界变得模糊,难以辨认。这足以说明, 岩体自晚白垩世抬升以来,遭受强烈的风化、剥蚀, 大量的沉积物和大气降水形成的含铀含氧流体被带入了二连盆地中。

图7 卫境岩体野外照片和显微结构Fig.7 Field photos of Weijing granite in field and its microstructure characteristic

以ZKC7和ZKC4两个钻孔中的样品为例, 简述岩体的微观特征。图7g釆自ZKC7钻孔103.1 m处的14WJ003样品, 综合鉴定为粗粒含黑云母碱长花岗岩, 石英(35%)、斜长石(10%)、钾长石(50%)和少量黑云母(5%), 粗粒花岗结构。钾长石呈自形-半自形板状, 黏土化、格子双晶不多、包石英颗粒,粒径 1.2 mm × 1.8 mm ～2.8 mm × 8.1 mm; 斜长石呈半自形-它形, 粒径 1.01 mm ×1.07 mm ～2.8 mm ×7.0 mm, 具弱-中等绢云母化, 见明显的聚片双晶。石英呈自形-半自形, 粒径0.4～5.8 mm。黑云母呈浅褐-褐色, 多色性显著, 部分绿泥石化, 片状集合体。图7h为釆自钻孔ZKC4的198.3 m处的14WJ011样品, 经鉴定岩性为粗粒碱长花岗岩。主要造岩矿物为石英(38%)、斜长石(10%)、钾长石(50%)、少量绿泥石(1%)、黑云母(1%)以及黝帘石＜1%。粗粒花岗结构, 钾长石呈自形-半自形板状结构, 粒径0.98 mm × 0.45 mm ～3.46 mm×10.77 mm mm, 弱绢云母化、泥化, 格子双晶结构隐约可见。斜长石呈自形-半自形板状, 粒径 0.43 mm×0.55 mm ～2.1 mm×1.4mm, 见弱绢云母化、泥化, 聚片双晶少见。石英呈它形粒状, 粒径(0.19～2.26) mm×6.50 mm,嵌于长石格架之间。绿泥石呈浅绿色, 片状集合体;黑云母呈黄褐色, 片状, 部分向绿泥石转变。

3.3 铀矿床物质来源分析

为了探索盆地中铀矿化与卫境岩体的关系, 本文选择距卫境岩体较远的哈达图矿床(U5)的赋矿岩石与卫境岩体进行物源对比。

3.3.1 目的层岩石学特征

哈达图地区赛汉组砂岩类型主要为岩屑质石英砂岩。岩石中的碎屑矿物组成, 石英颗粒含量在60%～83%不等, 石英碎屑以单晶石英为主, 颗粒表面光滑, 见港湾状溶蚀边(图8a), Qm/Q平均为0.95,石英颗粒磨圆度较差, 以次棱角状-次圆状为主, 表明砂岩中的单晶石英主要来自于花岗岩及火山岩。长石碎屑相对含量较少, 约为 4%～20%, 磨圆度较差, 为棱角状-次棱角, 见钾长石强烈的黏土化(图8b), 斜长石聚片双晶发育, 并见绢云母化(图 8c)。岩屑的含量在 9%～25%之间, 仅次于石英, 主要为花岗岩屑, 明显的花岗结构(图 8d), 以及火山岩屑,见斑状结构、脱玻化现象以及火山岩屑脱玻化后析出的不透明铁质矿物等, 斑晶多为长石和石英。次棱角状-次圆状为主。把石英、长石、岩屑三种碎屑组成在 Folk(1968)的三角图投点得到图 9, 从图中可知, 砂岩主要为长石岩屑砂岩、岩屑砂岩、岩屑石英砂岩和少量的岩屑长石砂岩。

图8 哈达图地区赛汉组砂岩显微照片Fig.8 Microscopic photos of sandstone from Saihan Formation in the Hadatu deposit

图9 哈达图地区赛汉组目的层砂岩成分分类Fig.9 Sandstone types of the Saihan Formation in the Hadatu deposit

3.3.2 稀土元素特征

稀土元素在其原岩风化、搬运、沉积成岩过程中具有稳定性, 其稀土配分模式从源岩到沉积物无明显变化, 由于稀土元素在沉积和变质过程中耐迁移性, 因此是很好的物源指示剂, 反映出其母岩的地球化学特征(Bhatia and Taylor, 1981; Taylo and Mclennan, 1985; Prudencio et al., 1989; Condie, 1991)。

根据卫境岩体花岗岩和砂岩微量元素测定结果(表 1), 将哈达图铀矿床目的层稀土元素配分曲线与卫境岩体的稀土配分曲线进行对比(图 10), 可以看出两者稀土元素的分布模式均呈较平缓的右倾型,轻稀土富集, 重稀土相对平缓。两者各样品的曲线形态表现出良好的一致性, 可判定哈达图地区赛汉组沉积物质来源可能为卫境花岗岩体。

图10 卫境岩体(a)和赛汉组砂岩(b)稀土元素配分图Fig.10 Chondrite-normalized REE patterns of the samples from Weijing granite (a) and Saihan Formation sandstones (b)

δEu为Eu异常系数, 可反映出体系内的地球化学状态, 也是判别物质来源的重要参数, 比如花岗岩中一般 Eu多为负异常(δEu＜0.90), 沉积砂体也具Eu负异常, 可以推测出其物质主要来自于酸性火成岩。从稀土元素分析结果看(表 1), 哈达图地区样品的 δEu平均为 0.66, 在稀土元素球粒陨石标准化配分图上表现为亏损。卫境花岗岩的δEu平均值为0.43,在稀土元素球粒陨石标准化配分图上也表现为亏损,表明含矿层岩石的物源可能为卫境花岗岩体。

表1 卫境花岗岩和赛汉组砂岩样品稀土元素数据/(μg/g)及其参数Table 1 The REE contents /(μg/g) and its major parameters of the Weijing granite and sandstones from the Saihan Formation

哈达图地区砂岩样品稀土元素平均含量为93.27 μg/g, 明显低于卫境花岗岩体的平均含量189.60 μg/g, 表明在哈达图赛汉组沉积过程中, 虽然发生过花岗岩中稀土元素的迁出作用, 但并不完全,原因可能是花岗岩中某些副矿物如独居石, 是富轻稀土矿物, 其抗风化能力较强所致(周珣若等, 1987)。

3.4 卫境岩体铀丢失

盆地中砂岩型铀矿的铀源供给可以是多方面的: 1)蚀源区花岗岩岩体中含有许多铀矿物和含铀矿物, 如晶质铀矿、钛铀矿、方钍石、铀钍石、烧绿石、独居石、褐帘石、锆石、榍石等, 它们的淋滤氧化溶解就能释放出铀(U6+)进行迁移(夏毓亮和刘汉彬, 2006); 2)盆地沉积岩本身的微量铀, 它是从沉积物源区含铀岩石带来的, 当含氧流体经过这些含微量铀的地层时, 铀同样可以被氧化迁出进入流体中(黄国龙等, 2005; 夏毓亮和刘汉彬, 2006);3)盆地深部来源的铀, 因为大气降水可以循环到盆地深部, 它与地层同生水一起可以把深部的铀带至浅部地层形成矿床(Skirrow, 2009; 聂逢君等,2010b)。

通过对二连盆地西北隆起区卫境花岗岩南部岩体和盆地内砂岩的 U-Pb同位素组成测定, 计算出U0和ΔU, 结果见表2。得出以下结果:

表2 卫境花岗岩和砂体Pb同位素数据、U0及其ΔUTable 2 U0, ΔU and Pb values of the Weijing granite and sandstones

(1)二连盆地蚀源区卫境花岗岩体的原始铀含量比较高, U0为(3.36～33.01)×10-6μg/g, 平均为15.17×10-6μg/g, 说明卫境花岗岩形成时就有一定程度的铀富集现象; 另 ΔU 计算表明, 花岗岩样品丢失最少的是-6.71%, 最大的达-62.26%, 大部分样品铀的丢失在 40%以上, 平均为-45.47%, 铀丢失比较明显。由于岩体中活性铀高, 能为二连盆地沉积时形成富铀砂体, 为成矿提供丰富的铀源。

(2)在氧化带砂岩中, 砂岩样品 ΔU＜0, 丢失最少的为-11.26%, 最多的为-68.91%, 平均丢失率为-41.42%; 在还原带中灰绿色和深灰色砂岩中, 样品中存在不同的铀富集现象, ΔU＞0, 最少获得率为4.05%, 最高获得率达163.26%, 平均为66.80%。这说明在铀成矿过程中, 氧化带中的砂岩发生了铀的丢失, 而还原带中的砂岩存在一定程度的铀富集现象, 其中含矿层位中氧化带砂体为铀成矿提供直接的铀源。

二连盆地乌兰察布坳陷和马尼特坳陷夹于巴音宝力格隆起和苏尼特隆起之间(图2)。从现今地形地貌来看, 北西方向为巴音宝力格隆起, 其上最高山峰海拔伊和敖包1442 m, 其次为哈达特1338 m、墩得呼舒1336 m、乌兰敖1306 m。当隆起区海拔＞1200 m时, 基岩裸露于地表。巴音宝力格隆起幅度200～300 m, 最大为531 m, 北西方向的隆起区明显高于西南方向的隆起区。总体上, 自晚白垩世以来, 除了抬升作用没有发生其它明显的构造变动,隆起区与坳陷之间保持着现今地形地貌格局。地形上, 当前明显显现北西向(垂直山系)的沟谷, 流向盆地中, 其中在哈达特山以东和腰老令东北一条十分宽大沟谷, 可能是盆地坳陷区的重要物源补给区。

盆地隆起区的岩浆岩为盆地中外生铀矿床提供铀源已经得到共识, 岩石中铀的含量高低在一定程度上决定了盆地内铀成矿的可能性。依据本研究结果, 卫境岩体中铀的平均含量为3.36～33.01 μg/g,而著名的俄罗斯斯特列措夫矿床基底花岗岩中的铀含量也只是在 3～10 μg/g(李妩巍, 2007), 即使花岗岩中的铀丢失掉 70%, 而它的原始铀含量也不过33 μg/g。Rosholt et al.(1973)研究认为, 美国西部怀俄明盆地隆起区的花岗岩的古铀含量达6～40 μg/g。另外, Stuckless et al.(1977)在怀俄明盆地隆起区采集了 200个花岗岩样品, 铀的分析结果是除了极个别的样品＞1000 μg/g, 大部分样品中铀的含量小于20 μg/g, 按照70%的丢失率计算, 样品原始铀含量应该在n～(30～40) μg/g之间, 与卫境岩体的原始铀含量基本相当。据此可推断, 卫境岩体为二连盆地中铀矿成矿作用提供了大量的铀源。由图 2可知,主体作为海西晚期的卫境岩体正好分布在中蒙国界附近, 其中一半以上分布在蒙古国内。聂逢君等(2018)最新的磷灰石裂变径迹反演结果表明, 岩体的快速抬升时期在76.7～53.8 Ma之间, 抬升的幅度在 0.1～0.2 mm/a之间。假如抬升的速率为0.15 mm/a, 在整个抬升时期(晚白垩世—始新世中),卫境岩体由于抬升剥蚀掉了3435 m的厚度。假如岩体的面积按大致1000 km2计算, 卫境岩体中的古铀含量平均为 15.17 μg/g, 由此可见, 卫境岩体在剥蚀过程中, 大量的铀已经被带入到了盆地中。

乌兰察布坳陷中的外生铀矿床类型多样, 多种类型的铀矿床汇集在乌兰察布坳陷中(图1, 图10)。努和廷铀矿床(U2)和其正北方向10 km处的苏崩矿床(U1)属于同一类型, 在晚白垩世快速抬升时期形成于乌兰察布坳陷的局限湖泊中, 由蒸发沉积-成岩作用所致(聂逢君等, 2015a, b), 这一成矿作用与抬升作用几乎完全同步。赛汉高毕矿床(U6)是在古新世时期, 地表的含铀含氧流体垂直渗入到赛汉组四段河道沉积物中形成的矿化(聂逢君等, 2010b,2015a, b)。近年新发现的大型矿床——哈达图(U5),是由古河道中含铀含氧流体初步富集预成矿, 经后期与断裂活动相关的热流体改造在进一步富集所形成的富矿(聂逢君等未发表的文章, 局部品位达2.3%)。道尔苏铀矿床(U3)为赋存在早白垩统腾格尔组砂岩、泥岩/煤互层中的铀矿化, 据初步研究, 砂岩氧化强烈, 泥岩/煤层还原吸附铀, 属于地层形成之后的成矿作用, 初步判断为晚白垩世以后, 也就是抬升开始之后(聂逢君等, 2015a)。查干铀矿床(U4)的铀矿化赋存在泥岩中, 可能在成因上与努和廷铀矿床相似。牛林等(1995)通过对努和廷地区铀矿石和沥青铀矿单矿物的 U-Pb同位素定年, 结果显示,铀成矿时代主要有三期: (85±5) Ma、(41±5) Ma和(10±0.1) Ma, 分别对应沉积成岩和后生改造起的成矿作用。二连盆地西部的卫境岩体的快速剥露至地表附近发生在80 Ma左右(聂逢君等,2018), 大致相当于二连组沉积时期, 由于铀成矿作用几乎与沉积同期, 卫境岩体抬升剥蚀的大量的碎屑物质搬运至二连盆地中, 与此同时, 在整个抬升过程中, 地表大气降水淋滤裸露的卫境花岗岩, 花岗岩中的含铀矿物在淋滤中分解, 并随着大气降水一道形成含铀含氧流体向盆地流动。这些不同时期的含铀含氧流体早期进入努和廷地区, 提供努和廷矿床所需铀源而形成努和廷铀矿床。

在空间上, 苏崩(U1)、努和廷(U2)、道尔苏(U3)、查干(U4)等铀矿床紧紧围绕着卫境岩体分布, 尤其是道尔苏(U3)矿床, 距卫境岩体边缘的直线距离仅有5～8 km, 努和廷铀矿床(U2)、苏崩铀矿床(U1)也只有20 km左右, 哈达图铀矿床(U5)和赛汉高毕铀矿床(U6)虽然较远, 但近年对乌兰察布坳陷进行的地面重力和CSAMT电法测量揭示了乌兰察布坳陷中赛汉期古河道的发育(王彦国等, 2016, 2017), 结合核工业 208大队在赛汉组勘查钻孔资料, 详细研究沉积相分布特征认为, 有来自西边的河道, 也就是卫境岩体的风化剥蚀产物可以通过此河道搬运至哈达图和赛汉高毕地区(图 11)。同样, 来自卫境岩体大气降水淋滤形成的含铀含氧流体也可以通过古河道高渗透的沉积物到达哈达图、赛汉高毕地区并形成矿化。

图11 卫境岩体与赛汉组发育的古河道之间的关系Fig.11 Spatial relationship between the Weijing granite and the paleo-channels developed within the Saihan Formation

区域找矿预测方面, 下一步应关注马尼特坳陷西南部, 目的层为赛汉组三段的河道砂体, 砂体厚度大, 连通性好, 富含黄铁矿、炭屑, 更为重要的是蚀源区巴音宝力格隆起海西—燕山期花岗岩大量出露, 就有很好的铀源, 成矿远景区已具有巴彦乌拉、盲莱等古河道型铀矿, 成矿潜力巨大。

(1)通过二连盆地西北部隆起区的构造演化与盆地内部多个矿床的含矿砂岩, 成矿作用类型, 成矿时代等成矿模型的研究, 初步建立了盆地西部隆起区卫境岩体与盆地内努和廷、苏崩、赛汉高毕、哈达图、道尔苏铀矿床之间的联系, 即卫境岩体不仅为这些铀矿床提供了沉积物源, 更重要的是为矿床提供了铀源。

(2)卫境花岗岩样品与哈达图地区含矿层砂岩样品稀土元素配分曲线形态较一致。砂岩镜下鉴定也表明, 花岗岩是砂岩的主要物源。据此推断, 哈达图地区含矿目的层的碎屑物质主要来自于卫境花岗岩体。

(3)卫境岩体的原始铀含量比较高, U0含量范围为(3.36～33.01)×10-6μg/g, 平均为 15.17×10-6μg/g,说明其在一定程度上出现了铀富集现象。而卫境岩体花岗岩样品丢失范围为-6.71%～62.26%, 平均为-45.47%, 说明铀丢失较明显。另外, 在氧化带砂岩中, 平均铀的丢失率为-41.42%; 而在还原带砂岩中, 平均铀获得率为66.80%。这表明在铀成矿过程中, 氧化带中的砂岩也发生了铀的丢失。上述结果表明, 卫境岩体附近砂岩型铀成矿的铀源来自两方面:一方面来自西部的卫境岩体, 另一方面来自含矿砂岩的本身。此外, 含矿砂岩沉积的物源与卫境岩体密切相关。因此, 卫境岩体不仅为其附近砂岩型铀矿的含矿砂岩提供物源, 也为其铀成矿提供铀源。

致谢: 感谢核工业 208大队在野外提供的帮助, 不仅提供了野外生活帮助, 还提供了研究需要的相关地质资料。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos.U2067202,41772068, 41862010 and 42172098), and National Program on Key Basic Research Project (973 Program)(No.2015CB453002).

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