鄂尔多斯盆地北部下白垩统赋矿砂岩中有机质特征及其与铀成矿的关系

Characteristics of organic matter in Lower Cretaceous ore-bearing sandstones and its relationship with uranium mineralization in the northern Ordos Basin

摘要

近几年,鄂尔多斯盆地北部下白垩统铀矿找矿取得重大突破,在特拉敖包及其外围发现了多个产于环河组下段的厚大铀矿孔。有机质是砂岩型铀矿化的重要因素之一,环河组下段赋矿砂岩中缺乏肉眼可见的有机质,在铀矿化过程中起主导作用的有机质类型目前还缺乏研究,铀成矿作用过程还不清楚。本文以特拉敖包铀矿产地赋矿砂岩为研究对象,通过岩心观察与室内研究,厘定了赋矿砂岩中的有机质类型,探讨了有机质的来源及其与铀成矿的关系。研究结果表明:赋矿砂岩中几乎不含炭屑有机质,有机质主要为顺层沿砂岩孔隙充填、具有流动特征的浸染状有机质,它是一种具有与沥青相似的复杂结构、低演化程度的大分子物质,具有高等植物和低等水生生物混合来源的特点。铀矿化与固体炭屑有机质关系不大,主要与浸染状有机质密切相关,特拉敖包铀矿产地的成矿特征契合“渗出”砂岩型铀矿成矿模式的特点,深灰色、灰褐色铀矿石的形成可能主要与深部渗出的有机流体有关。成矿元素可能主要以有机质络合物的胶体形式迁移,物理化学条件的变化可能是导致成矿流体发生分解并沉淀成矿的主要因素。

关键词

有机质 / 铀成矿作用 / 下白垩统 / 砂岩型铀矿 / 鄂尔多斯盆地

Key words

organic matter / uranium mineralization / Lower Cretaceous / sandstone-type uranium deposit / Ordos Basin

0 引言

鄂尔多斯盆地是我国著名的油-气-煤-铀多种矿产资源共存的大型能源盆地^[1]。经过20多年科研与勘探工作,盆地东北部发现了产于直罗组的大型、特大型铀矿床(如纳岭沟、大营、巴音青格利等矿床),学者们聚焦直罗组铀矿化开展了沉积学、矿物学、成矿流体和矿床成因等方面的研究^{[2⇓⇓⇓⇓⇓-8]}。近几年,北方沉积盆地白垩系铀矿化中发现良好的工业铀矿化,如鄂尔多斯盆地、银额盆地等^[9-10],其中鄂尔多斯盆地北部特拉敖包地段下白垩统是近年新发现的具有较好找矿前景的地段^[10],目前仅有少数学者开展了岩石学、矿物学、地球化学、成矿潜力评价等基础研究工作^{[11⇓⇓-14]}。有机质与金、铀、铜、铅、锌等多金属在成因上密切相关^[15⇓-17]。在砂岩型铀矿成矿过程中,有机质更是铀矿化必不可少的重要物质^[18-19]。盆地北部目前发现的白垩系铀矿化主要产于下白垩统环河组下段,少部分产于洛河组和罗汉洞组,赋矿砂岩总体上为一套干旱炎热气候下的河流相、三角洲相和风成沉积体系,其中缺乏肉眼可见的炭屑有机质,铀矿化与何种性质的有机质有关目前还不清楚,铀成矿作用过程研究也较少。本文以鄂尔多斯盆地北部特拉敖包铀矿产地为研究对象,在详细的岩心观察基础上,针对典型样品开展岩相学、元素地球化学和有机地球化学等方面的研究,厘定了赋矿砂岩中有机质的类型,探讨了有机质的性质与来源及其与铀成矿的关系,阐述了成矿流体的演化过程,以期为成矿机理研究及成矿预测提供参考。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地北起阴山,南至秦岭,东抵吕梁山,西接腾格里沙漠,是在华北陆块基础上发育起来的中生代陆内盆地,其结晶基底为太古宇(AR)和古元古代变质岩系(Pt₁),太古宇由麻粒岩相、角闪岩相的变质岩和混合花岗岩组成。直接基底为古生代沉积岩,为寒武-奥陶系的海相碳酸盐岩和泥岩、石炭系海陆交互相含煤沉积和二叠系河流湖泊相含煤建造^[4,20]。依据构造演化史与构造形迹,并结合沉积建造、油气资源分布等因素,前人将鄂尔多斯盆地划分为6个一级构造单元,即伊盟隆起、渭北隆起、晋西挠褶带、陕北斜坡、天环坳陷和西缘冲断构造带^[1,20](图1a^[21]),主要出露中生代沉积地层和第四系(图1b),其中下白垩统环河组和洛河组被近几年的勘查证实为新的铀矿找矿层系。晚三叠世,鄂尔多斯盆地整体为温暖潮湿气候,形成了内陆湖盆之后沉积的第一套生储油岩层,岩性为富铀的泥页岩。侏罗纪早期,盆地南部沉积了富县组地层,主要为一套冲积扇-辫状河冲积体系,微角度不整合于上三叠统延长组之上,早侏罗世盆地整体短暂抬升,造成富县组剥蚀殆尽。中侏罗世沉积早期,盆地南部为湿热的河湖相沉积环境,其中延安组沉积以灰色中厚层中砂岩和细砂岩、深灰色泥岩夹层、煤层为主,直罗组多为灰绿色泥岩与灰白色中砂岩互层,到中侏罗世晚期气候变得较为干旱,直罗组上段沉积了一套灰紫色、紫红色泥岩和细砂岩。晚侏罗世安定期,湖相沉积范围扩大,沉积了一套以泥岩和砂泥岩为主的细碎屑沉积,西缘逆冲褶皱带的前缘地区快速堆积了芬芳河组砾岩。早白垩世盆地再次沉降,广泛沉积了下白垩统含铀岩系(洛河组、环河组、罗汉洞组和泾川组),沉积中心位于鄂托克旗—泾川一线^[22]。洛河组和罗汉洞组主要由风成沉积体系构成,盆地腹地以风成沙丘和丘间湖泊为特征,而边缘相变为河流相和冲积扇相;环河组和泾川组主要为湖泊三角洲沉积体系,在盆地腹地主要为湖泊,而盆地边缘主要为三角洲沉积^[22]。早白垩世晚期,盆地再次开始抬升,罗汉洞组和泾川组遭受了严重剥蚀,基本形成了现今的地层格架,呈现为“厂”字形的残留^[10]。

2 研究区白垩系铀矿化特征

近几年,在杭锦旗西伊和乌素地区特拉敖包地段,核工业208大队发现了产于下白垩统环河组(K₁h)的大规模工业铀矿化,最高铀量可达16 kg/m^{2 [10]}。矿区内出露的地层为环河组、罗汉洞组和第四系(图1c),铀矿化主要产于环河组下段巨厚层含砾粗砂岩、粗砂岩、中砂岩和少量细砂岩中,在罗汉洞组和洛河组也有少量铀矿化,矿化深度集中于300~450 m,铀矿体总体呈板状、透镜状和似层状多层产出(图2)。据地球物理资料,研究区内存在两条东西向展布的深大断裂——三眼井和乌兰吉林庙断裂,具有正断层性质特征,这两条断裂均为切穿下白垩统及以下地层的深大断裂^[23],可以为深部还原性流体提供运移通道。

典型的铀矿化砂岩一般呈褐灰色、深褐色,少部分呈灰黑色、绛紫色和灰绿色(图3a),岩石成岩度低,胶结疏松。上部矿化砂岩呈紫红色、棕红色和褐红色,局部含灰绿色和灰色夹层。下部矿化砂岩呈灰绿色和深灰色,局部含褐红色夹层。铀矿化砂岩主要为岩屑砂岩和杂砂岩,其次为长石岩屑砂岩(图3a,b),分选一般,磨圆中等,胶结类型为泥质-铁质胶结(其中富含有机质)、方解石胶结和铁质胶结,多呈孔隙式胶结,点-线接触(图3c,d)。

3 样品与实验方法

对近几年的工业孔和异常孔,经过详细的岩心观察后,重点采集了钻孔中矿化段及其上下部位的砂岩样品,用于开展有机岩相学、矿物学、光谱学和有机地球化学等研究,采集研究的样品详细信息如表1所示。

扫描电镜分析使用配有EDAX能谱仪的TESCAN VEGA3型扫描电子显微镜,加速电压为20 kV,工作距离为(12±0.5) mm。透射电镜分析使用TESCAN GIGA3型聚焦离子束(FIB)扫描电镜对样品重点区域进行切割,提取厚度100 nm左右的样品后,再转移至配备牛津XPLORE型能谱仪的FEI Tecnai G2 F30型透射电镜中进行观察与测试。激光拉曼分析使用LabRAM Evolution型激光拉曼光谱仪,激光器波长为532 nm,扫描范围为100~4 000 cm^-1。总有机碳(TOC)分析使用CS580A碳硫分析仪,微量元素测定使用ELEMENT XR等离子体质谱仪,参照相关国标/行标执行,将样品粉碎至200目以下,称取样品后使用硝酸溶解,然后进行测试,测试精度优于0.01‰。除透射电镜分析在北京中科百测技术服务有限公司完成外,其他分析均在核工业北京地质研究院完成。GC-MS分析使用Agilent 8890A气相色谱-质谱仪,色谱柱采用DSB-MS熔融硅胶毛细管柱(60 m(长)×0.25 mm(内径)×0.25 μm(填料颗粒大小)),GC烘箱在120 ℃恒温2 min,程序设定的目标温度为300 ℃,4 ℃/min,溶剂为正己烷,以氦气为载气,压力为0.17 MPa。该实验在青岛华兴伟业科技有限公司完成。

4 有机质与铀矿物特征

4.1 有机岩相学

钻孔岩心中,鄂尔多斯盆地特拉敖包地段环河组砂岩中总体缺乏肉眼可见的固体有机质,偶见条带状有机质(矿体上部,图4a)和细脉浸染状有机质(矿体上部,图4c),少部分矿石因富含浸染状有机质而呈深灰色和灰黑色(图4b,c)。对不同颜色赋矿砂岩的显微观察发现,绛紫色和褐灰色含矿砂岩粒间孔隙可见大量呈黑色的物质,这种黑色物质主要为铁氧化物(主要呈黑色,2价铁),并含有弥散状、浸染状有机质(经激光拉曼证实,详见4.3节,图4e),灰黑色含矿砂岩粒间孔隙中也同样可见大量呈弥散状、浸染状有机质(图4g),灰绿色含矿砂岩中的有机质急剧减少,仅少量的砂岩粒间孔隙中充填黑色有机质。进一步的荧光观察表明,少部分含矿砂岩的粒间孔隙中具有较强的荧光显示(图4e),且部分石英碎屑中还发育沿微裂隙呈带状分布、显示浅蓝色荧光的油包裹体(图4h,i,j),指示含矿砂岩中存在油气流体活动的痕迹。

4.2 矿物学研究

4.2.1 扫描电镜分析

环河组下段赋矿砂岩中的碎屑颗粒主要包括石英、岩屑、长石和黑云母,其中石英含量为 40%~50%,石英多呈棱角-次棱角状,长石含量为 15%~20%,岩屑含量为 30%~40%,主要为石英岩岩屑、片岩岩屑、片麻岩岩屑和花岗岩岩屑等。铀矿物主要为富含钛的铀石矿物,铀矿物常与绿泥石、纤维状、球状铁(钛)氧化物、草莓状黄铁矿、硒铅矿、闪锌矿、锐钛矿或白钛石等共生(图5),铀矿物主要分布于砂岩粒间孔隙(图5b)的黏土矿物和球形铁氧化物表面(图5g,h),部分分布于碎屑矿物溶蚀孔洞(图5c,d,e)和细脉浸染状有机质中(图5f,i)。褐灰色和绛紫色含矿砂岩中的黑褐色物质为含钛铁氧化物(针铁矿)、黏土矿物与浸染状有机质的混合物(经激光拉曼证实,详见4.3节),常见铀矿物分布其中(图5a)。灰黑色含矿砂岩中的黑色物质主要为细脉浸染状有机质,其中富含铀矿物、黄铁矿、闪锌矿和硒铅矿(图5d,e,f,i)。特别的是,除灰黑色矿石的有机质中常见铀矿物外,含矿砂岩石英碎屑溶蚀孔洞中还常见铀石与有机质共生的现象(图5e,f),这些现象都说明成矿流体是一种能够溶蚀碎屑石英的强还原性可溶有机流体,铀矿化与浸染状有机质密切相关。此外,褐灰色和灰绿色含矿砂岩中均发育丰富的绿泥石,绿泥石的中心部位常可见红色的氧化残留,激光拉曼分析显示其为铁氧化物(主要为褐铁矿)(图5j),指示铁氧化物早于绿泥石形成,铁氧化物在形成以后遭受后期还原性流体的还原作用。

4.2.2 透射电镜分析

扫描电镜分析发现研究区2类特殊的富矿石——含细脉浸染状有机质的灰黑色铀矿石和绛紫色铀矿石(图6a)。其中,铀矿物赋存形式明显不同,含细脉浸染状有机质的灰黑色铀矿石中的铀矿物(含钛铀石)主要赋存于有机质(脉)中(图6b),绛紫色铀矿石中的铀矿物(铀石)主要赋存在铁氧化物表面(图6f)。对含铀矿物区域展开了离子束切割(FIB)与透射电镜-能谱面扫描研究,灰黑色铀矿石中的铀矿物粒径极小,普遍为纳米级,呈微纳米结构不均匀分布于有机质中(图6c,d,e),绛紫色铀矿石中铀矿物粒径相对稍大,可达微米级,主要呈粒状分布于铁氧化物表面(图6f-i)。

4.3 有机质拉曼光谱特征

利用显微激光拉曼分析了含矿砂岩中的条带状有机质、浸染状(弥散状)有机质和石英碎屑中的有机质包裹体,并与研究区东北部巴音青格利矿床直罗组赋矿砂岩中的炭屑有机质进行对比。结果显示它们均具有两个一阶特征峰,D峰谱带位于1 340~1 370 cm^-1之间,G峰谱带位于1 560~1 600 cm^-1之间。巴音青格利矿床直罗组赋矿砂岩中的炭屑有机质G峰谱带很窄,且强度明显高于D谱带(图7a)。相对而言,白垩系铀矿化中条带状有机质的D峰谱带更为宽缓,且相对强度也较高。浸染状有机质及碎屑石英中的有机质包裹体也具有两个一阶特征峰,D峰谱带在1 320~1 360 cm^-1之间,G峰谱带在1 540~1 596 cm^-1之间,G峰谱带和D峰谱带均较宽,G峰谱带的强度略高于D峰谱带(图7c,d)。D峰谱带的宽度随着有机质无序度的升高而变宽,G峰谱带的强度随着有机质的演化而增加^[24]。因此,与直罗组赋矿砂岩中的炭屑有机质相比,环河组赋矿砂岩中的条带状有机质的热演化程度有序度相对较低,而弥散状、浸染状有机质和碎屑石英有机质包裹体的演化程度更低且无序度更高。

4.4 有机碳与铀含量分析

对不同品位铀矿化砂岩和非矿段砂岩开展了铀含量和总有机碳(TOC)含量分析,分析结果如表2所示。结果表明,环河组赋矿砂岩中的总有机碳含量总体较低,多数在0.08%~0.23%之间,仅一件深灰色的矿石有机碳含量达2.26%,这与岩心和镜下观察到赋矿砂岩中总体缺乏固体有机质是基本一致的。铀含量与总有机碳(TOC)含量相关关系图(图8)显示,有机碳含量与铀含量相关系数不高(R²=0.51),除个别样品外(富含浸染状有机质的深灰色矿石),赋矿砂岩中的有机碳含量普遍是比较低的(<0.2%),铀含量与总有机碳呈非线性正相关关系,但有机质含量特别高的赋矿砂岩(1件样品TOC含量达2.26%),其铀含量也往往较高(达424×10^-6),说明这种有机碳含量的少量增高可能是由外源可溶性有机质所引起的,而非富含原生沉积炭屑的砂岩(富含炭屑的砂岩有机碳往往较高)。

4.5 有机质抽提及色谱-质谱分析

对赋矿砂岩的有机物进行了氯仿沥青A的抽提实验,对抽提物开展了色谱-质谱分析,其测试结果及计算的主要参数如表3所示。

有机质抽提和GC-MS分析结果显示,特拉敖包铀矿产地环河组部分赋矿砂岩样品中含有少量的可溶有机物,含量从0.001 2%到0.002 3%不等,有机质丰度总体偏低。其中,饱和烃含量为35.00%~57.14%,芳烃含量为11.11%~20.00%,胶质(非烃)含量为17.14%~33.33%,沥青质含量为8.89%~13.33%,胶质(非烃)+沥青含量为30.0%~42.2%。“饱芳比”较高,大部分样品集中于2~5之间,反映了赋矿砂岩中的烃类物质生油母质较好,成熟度较高。抽提物正构烷烃分布较宽,碳数分布范围为nC₁₇-nC₃₅,具有两类特征:一类表现为前单峰形态(图9a),峰型完整,既有前锋型也有后峰型,前锋形态主峰碳基本为nC₁₇-nC₁₉,后锋形态主峰碳基本为nC₂₆ -nC₃₀;另一类表现为双峰形态,具有nC₁₇ -nC₁₉和nC₂₆ -nC₃₀的主峰碳特征(图9a),总体偏向高分子量烷烃,但也存在一部分低分子量烷烃。低碳数正构烷烃主要来源于浮游生物和藻类脂肪酸^[25],而高碳数的正构烷烃则主要来源于陆生植物的表皮蜡层^[26],表明特拉敖包铀矿产地环河组赋矿砂岩中的残留有机质类型以陆生高等植物为主,同时水生低等生物可能对油源也有一定的贡献。

赋矿砂岩抽提物的Pr/Ph值为0.687~0.972,平均值为0.774,指示母质来自于强还原-弱氧化咸水沉积环境,结合该区地质背景,认为烃源岩产于深湖-半深湖相沉积环境。CPI值为0.963~1.280,平均值为1.109,OEP为0.942~1.107,平均值为1.022(表2),奇偶优势不明显,表明赋矿砂岩残留有机质组分处于成熟-高成熟阶段。研究获得赋矿砂岩抽提物的Ts/Tm(C₂₇新藿烷/三降藿烷)值为0.76~0.94,ETR ((C₂₈+C₂₉)/C₂₇新藿烷)值为0.58~0.68,GI(伽马蜡烷指数)值为 0.21~0.52(图9b)。一般情况下,ETR>0.65为典型还原环境,ETR<0.65为半氧化环境,GI>0.3为半咸水环境,GI<0.3为微咸水环境。样品分析结果显示赋矿砂岩有机质的母质具有两类不同的沉积环境,一类为微咸水的还原环境,另一类为半咸水半氧化环境。C₂₇-C₂₈-C₂₉规则甾烷的分布顺序为C₂₉>C₂₇>C₂₈(图9c),指示自养型藻类比低等的细菌更具有优势。

5 讨论

5.1 有机质的性质与来源

岩相学研究表明,特拉敖包地段环河组含矿砂岩中主要存在极少量的炭屑有机质和丰富的弥散状、浸染状分布的有机质。炭屑有机质与古植物碎屑有关,但弥散状和浸染状分布的有机质则显然不同。显微激光拉曼分析表明,炭屑有机质具有较窄的G峰特征,与苏现波等报道的低成熟(R_o=0.5%±)煤屑的拉曼特征相似^[27],且与张鼐等^[28]和王茂林等^[29]报道的沥青拉曼光谱特征明显不同。弥散状和浸染状有机质具有较宽的D峰和G峰的特征。D峰(约1 350 cm^-1)由碳物质的无序诱导引发,G峰(约1 600 cm^-1)与分子结构中CC键的拉伸振动有关,随着有机质的成熟,G峰和D峰的强度比(I_G/I_D)不断增加^[30-31]。条带状炭屑有机质G峰较高,而浸染状有机质G峰较低,表明炭屑有机质演化程度较高,而浸染状有机质的无序性更高。与铀矿化有关的弥散状和浸染状有机质是一种具有复杂结构的大分子物质,明显比沥青具有更低的演化程度。赋矿砂岩抽提物正构烷烃分布较宽(碳数分布范围为nC₁₇-nC₃₅),总体具有两类特征:一是主峰碳为nC₁₇-nC₁₉的前锋单峰形态;另一类是峰碳为nC₁₇ -nC₁₉和nC₂₆ -nC₃₀双峰形态,总体偏向高分子量烷烃,也存在一部分低分子量烷烃。抽提物Pr/Ph值为0.687~0.972,指示母质来自于强还原-弱氧化咸水沉积环境。ETR((C₂₈+C₂₉)/C₂₇新藿烷)值为0.58~0.68,GI(伽马蜡烷指数)值为 0.21~0.52,指示赋矿砂岩可溶有机物的烃源岩具有两类不同的沉积环境,一类为微咸水的还原环境,另一类为半咸水半氧化环境。基于上述特征,结合该区地质背景,特拉敖包地段环河组赋矿砂岩残留有机质具有混合来源的特征,赋矿砂岩中的有机质一部分来源于以高等陆生植物为主的半咸水半氧化的沉积环境,另一部分来源于以低等水生生物为主的微咸水的还原沉积环境。

5.2 区域油-气-煤-铀分布与油气充注时限

鄂尔多斯盆地集油、气、煤、铀等多种能源矿产于一盆,资源极其丰富,油气年产量、煤炭资源量均居全国各盆地之首。石油集中在中生界延长组和延安组,天然气集中在奥陶系和石炭-二叠系,煤炭集中在石炭-二叠系和中侏罗统延安组,砂岩型铀矿主要赋存于中侏罗统直罗组和下白垩统,即砂岩型铀矿位于最上部层系,天然气位于最下部层系,煤炭和石油穿插其中^[32]。盆地北部的伊陕斜坡发育大型岩性气藏,伊盟隆起主要有构造气藏和岩性-构造气藏。如分布于伊金霍洛旗的塔巴庙大牛山岩性气藏,含气面积达600 km²,分布于杭锦旗地区的股什壕岩性-构造气藏,有多个油气层,气藏埋深2 250~2 500 m。

盆地古生界和中生界烃源岩均明显受早白垩世热事件(126 Ma左右)的影响,盆地主体于早白垩世晚期进入生烃高峰,在排烃压力的驱动下向上运移,盆地主体范围内普遍成藏,为古生界天然气和中生界原油的主成藏期^[33]。晚白垩世以来盆地总体发生区域抬升和差异剥蚀,进入后期改造阶段,这一时期部分运移通道畅通但圈闭不好的地区可能发生油气逸散。新生代以来,盆地构造活跃,先后于古近纪早期在盆地周缘发生断陷,在古近纪晚期发生抬升剥蚀。盆地西缘和盆地主体部分在构造活动特征等方面的差异导致盆地西缘和盆地主体的成藏时间稍有不同。通常认为盆地主体中生界的成藏主要有早白垩世和晚白垩世两期,之后存在不同程度的再调整。由于砂岩型铀矿测年的复杂性,前人对鄂尔多斯盆地直罗组铀成矿年代学存在较大的争议,总体具有160~125、125~65和20~8 Ma 3个年龄范围,第一期为沉积预富集,第二期和第三期与深部油气藏的渗出和逸散有关^[34-35],表明油气充注时间应该早于侏罗系直罗组铀矿化。有关鄂尔多斯盆地北部白垩系铀矿化的年代学数据较少,使用全岩U-Pb等时线法测得的灰(绿)色系含矿砂岩年龄为(117.8±8) Ma(n=8),褐灰色系含矿砂岩年龄为(88.5±11.7) Ma(n=4),绛紫色/紫红色含矿砂岩年龄为(61.7±2) Ma(n=6)^[36],总体上与鄂尔多斯盆地中晚白垩世大规模油气活动时间是一致的。

5.3 有机质与铀成矿的关系

有机质在铀成矿过程中的作用机理是一种复杂的物理化学过程, 可以概括为有机配位络合作用、纳米胶体迁移沉淀、还原作用以及吸附和吸收作用等^[15,37-38]。前人的研究一般认为,有机流体在铀成矿作用过程中主要存在两种作用: 一是在含铀含氧流体到来之前已进入赋矿围岩中,作为还原剂还原含铀含氧流体而发生成矿作用(化学反应式可概括为CH₃COO^-+4U(Ⅵ)+4H₂O→4U(Ⅳ)+2HCO_3?傆b+9H⁺);二是深部烃源岩排烃过程形成有机流体与成矿物质络合(鳌合)共同迁移(化学反应式可概括为(2R-COOH+ {\mathrm{UO}}_2^{2+}→RCOO-(UO₂)-OOCR+2H⁺,2(RH)+ {\mathrm{UO}}_2^{2+}→2R⁰+2H⁺+UO₂)^[37]。

特拉敖包铀成矿过程中的有机流体作用类型是成矿作用研究的核心问题。研究区赋矿砂岩孔隙中显示较强浅蓝色的荧光,且部分赋矿砂岩碎屑石英的微裂隙中还见少量显示浅蓝色荧光的轻质油气包裹体,这证实了赋矿砂岩中存在轻质油的充注事件。此外,无论是褐灰色、深灰色铀矿石还是灰绿色铀矿石,其中绿泥石都是普遍发育的,绿泥石的中心部位还常见褐红色的斑状氧化残留体(褐铁矿),矿石粒间孔隙中的铁质物质检测到了有机质的拉曼特征峰,指示有机流体演化后与铁质矿物进行了混合,也证实了环河组赋矿砂岩充注了有机流体。黏土矿物、黑云母在氧化作用后,又广泛受到有机流体的还原而形成了绿泥石,化学反应式可概况为Fe²⁺+Mg²⁺+A1₂Si₂O₃(OH)₄(高岭石)/Ca_0.1Na_0.2Fe_1.1MgAlSi_3.6O₁₀(OH)₂(蒙脱石)+H₂O→Fe₄Mg₄Al₁₆Si₆O₂₀(OH)₁₆(绿泥石)+H⁺,这证实赋矿砂岩中发生有机流体的还原作用,但并不表示铀成矿作用也是由有机流体还原引起的。此外,深灰色铀矿石中富含细脉状和浸染状有机质,灰褐色铀矿石中含有浸染状和弥散状的有机质,扫描电镜分析证实细脉浸染状有机质(脉)中富含微-纳米结构的铀矿物(主要为含钛铀石)和硒铅矿,且碎屑矿物(长石和石英)的溶蚀孔洞中常见铀矿物与有机质紧密共生,指示细脉状、浸染状和弥散状的有机质与铀矿化是密切相关的。铀含量与总有机碳(TOC)含量呈非线性正相关关系(R²=0.51),指示铀含量与有机碳含量具有一定的相关性,说明这种有机碳的少量增高可能是由外源可溶性有机质所引起的,赋矿砂岩并非富含原生沉积炭屑的砂岩(含量一般为0.1%以上)。有机质含量特别高的赋矿砂岩(2%以上),其铀含量也往往较高(达424×10^-6),指示这种赋矿砂岩除发生铀的富集以外,还发生过有机质的富集。

研究区铀矿石中存在轻质油、油包裹体及细脉浸染状有机质,它们共生在一起是客观事实,这种现象用哪一种成矿作用解释更为合理值得深思。如果用层间氧化带型或潜水氧化带型砂岩铀成矿模式解释,即有机质(炭屑或油气流体)作为还原剂还原浅部含铀含氧流体而发生成矿作用,那么这种地层应该是富含原生沉积炭屑有机质或遭受大规模油气流体侵入的砂岩,且这种作用形成的铀矿体一般呈卷状或单层板状。而事实上,环河组下段总体为一套干旱气候下的河流相沉积岩,其本身是十分缺乏炭屑有机质的,所以炭屑有机质还原吸附成矿作用的可能性微乎其微;其次,研究区铀矿体呈多层板状(有的钻孔中见十多层)的特点,油气流体还原成矿作用很难以形成如此多层的板状矿体。如果用李子颖等^[38]提出的“渗出型”铀成矿作用模式解释,即在“红杂色”沉积建造中形成的铀矿床主要与深部渗出流体有关。其核心思想是深部富铀沉积建造产生的含铀还原性流体,在地质构造作用下沿断裂、不整合面或下切的河道砂体运移至氧化建造的红杂色砂体中,温压、酸碱度、氧逸度等物理化学条件的变化,造成深部渗出的富铀富有机质流体与携带的成矿物质发生降解与分异作用,使成矿元素发生沉淀而富集成矿,该类型矿床的矿体往往形成多层板状,矿石中存在与铀矿物密切相关的可流动性有机质,具有“两黄夹一灰”等特点^[38]。

系统梳理后得到的特拉敖包铀矿产地成矿地质特点有:(1)铀矿体呈多层板状赋存于灰(绿)色砂体中,且矿体上下不存在泥岩隔挡层;(2)铀矿石中富含“流动状”有机质,铀成矿与外源流动性有机质(深部渗出流体)密切相关;(3)矿石中铀主要存在两类赋存状态,一类与流动性有机质密切相关,另一类与钛(铁)氧化物密切相关,且年代学存在早晚两期成矿事件;(4)早期铀成矿时间(118 Ma左右)略晚于早白垩世区域性的岩浆岩(126 Ma左右^[39]),与中晚白垩世烃源岩大规模排烃时间基本一致。这些成矿特征非常契合“渗出”成矿理论模型的特点,如矿体呈多层板状,含矿建造原生沉积为红杂色氧化建造,赋矿砂岩中缺乏炭屑有机质,灰(绿)色体是有机流体还原的结果等。因此,本文认为特拉敖包铀矿产地符合“渗出”成矿作用模式的特点,可能是一种“渗出”铀成矿作用为主形成的铀矿床,但并不否认浅部含铀含氧流体及地层水在成矿过程中对成矿可能也做了一定的贡献。

5.4 铀在有机流体中的迁移形式和沉淀机制

上述研究表明,成矿流体是一种富含可流动性大分子有机质和U、Ti、Zn、Pb、Se等成矿元素的流体,这种成矿流体中的有机质和成矿物质可能都主要来源于深部烃源岩,并共迁移、共沉淀。那么,成矿物质是以何种形式进行迁移,沉淀的机制又是什么,通过以下内容加以说明。

大量的成矿模拟实验研究证实,富铀烃源岩在排烃的过程中,也能够排出大量的成矿元素^[40-41],且在100 ℃以上进入排“铀”高峰,在排出的有机流体中,铀既可呈4价,也可呈6价迁移^[42]。Migdisov 等^[43]开展了锌、金、铀元素在富原油流体中的溶解性实验,发现富原油流体可以活化溶解烃源岩中的成矿元素,特别是Zn随着温度的升高溶解度明显增高,反之则产生沉淀,这也证实富原油流体在一定温度下具有较强的迁移成矿元素的能力^[43]。国外学者报道了大量有机流体携带成矿物质成矿的示例,如Fuchs 等^[44-45]在南非Witwatersrand 盆地碳酸盐地层中,也发现铀-金-铅等多金属以纳米矿物包裹体的形式随深部有机流体共同迁移沉淀的现象^[44-45]。Vinnichenko等^[46]在澳大利亚北部元古宙碎屑沉积岩中,也发现有机流体携带Pb和Zn共迁移、共沉淀。在富有机质流体中,成矿物质非常容易与有机质中羧基、羟基等基团配位而形成有机络合物(螯合物)并发生共同迁移^[37-38]。特拉敖包铀矿产地中的铀矿物绝大部分非常细小,常与Ti呈混合物形式,以微纳米结构赋存于有机质中和黏土矿物与铁氧化物的表面,指示以微纳米结构的胶体形式迁移的铀矿物的占比应该是非常高的。因此,本文认为特拉敖包铀矿产地中的成矿元素可能主要以有机络合物的微纳米结构胶体形式迁移。

成矿物质从流体中沉淀的触发因素是其在溶液中达到饱和状态或溶解度降低。深部烃源岩在温度和压力较高的条件下,其排烃过程中可以溶解较多的成矿元素和烃类物质,同时也会排出大量的水,形成成矿流体。当深部富含成矿物质和有机质(包括有机酸和油气)的成矿流体运移至浅部氧化性砂体时,温度、压力、酸碱度和氧逸度等的剧烈变化会导致成矿流体物理化学条件改变而使之不稳定,造成成矿元素与大分子有机质、烃类组分与水溶液发生分离,一部分成矿元素进入极性较强的大分子有机质中(如有机酸、地沥青和稠油等),另一部分成矿元素进入水溶液中,而轻烃组分则会发生逃逸,且扩散能力非常强的轻烃组分在逸散过程中会不同程度还原浅部氧化性砂体,造成原生红色砂岩呈现深灰色、灰绿色和褐灰色等多种颜色的现象,其演化机制如图10所示。这种富有机质流体的分异与成矿物质的卸载机制可以很好地解释特拉敖包铀矿产地的铀矿物直观上更多地赋存在砂岩粒间孔隙中,而较少赋存于有机质中的现象。成矿流体在分异之初,成矿物质的卸载更倾向选择与重质极性组分结合,在极性重质组分被消耗完之后,成矿物质不得不进入到低含烃富水流体中,在遇到比表面积较大的物质(黏土和铁质氧化物)时,成矿物质才附着于其表面从而成矿。

6 结论

(1)研究区铀矿化砂岩中的有机质主要由呈弥散状和浸染状、具有复杂结构的大分子有机质(类似于地沥青)和小分子的烃类组分组成,其来源可能主要与深部烃源岩的生烃演化有关。

(2)研究区成矿流体为能够溶蚀碎屑矿物的强还原性富有机质流体,深部来源强还原性富有机质成矿流体与浅部氧化性砂体、表生流体综合作用后发生裂解、分异和沉淀。

(3)特拉敖包铀矿化符合“渗出”成矿作用的特点:烃源岩排烃过程中形成了富铀富有机质低温热流体,成矿元素可能主要以有机络合物的微纳米结构胶体形式迁移,因浅部物理化学条件变化发生成矿流体的裂解-分异作用,铀沉淀成矿。

野外工作中得到了核工业208大队的帮助,2位匿名审稿专家给本论文提供了宝贵的修改意见,作者一并表示感谢!

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基金资助

国家自然科学基金联合基金重点项目(U2167210)

中核集团集中研发项目(SD04)