開魯盆地砂巖型鈾礦中黃鐵礦與鈾礦化成因關系探討

陳夢雅, 聶逢君*, Mostafa FAYEK

1)東華理工大學核資源與環境國家重點實驗室, 江西南昌 330013;2)曼尼托巴大學地質科學系, 加拿大溫尼伯 MB R3T 2N2

黃鐵礦是地殼中常見的硫化物之一, 在砂巖型鈾礦中黃鐵礦常作為鈾成礦作用過程中主要的還原劑, 其形成過程貫穿了整個鈾礦化過程(黃廣文等,2021)。研究黃鐵礦的礦物學和地球化學特征, 對了解礦床的成礦流體運移具有重要意義(趙鳳民和沈才卿, 1986; 鄒明亮等, 2017; 張成勇等, 2021)。因此, 對黃鐵礦的特征和成因進行研究, 有助于我們揭示成礦物質的來源和礦床成因, 為下一步找礦勘查提供指導作用。

開魯盆地位于松遼盆地西南部, 是砂巖型鈾礦勘查的重點地區。自20世紀90年代在盆地內發現了錢家店鈾礦床以來, 正式拉開了開魯盆地的鈾礦勘查工作的帷幕。隨著鈾礦勘查工作的不斷深入,在盆地內上白堊統姚家組中發現了理想的鈾賦礦目的層位和鈾礦化, 顯示出盆地良好的找礦前景。前人針對開魯盆地的基底構造、沉積相、砂體構造、成礦規律、鈾礦化特征、成礦機制及成礦年齡等做了大量的工作(朱筱敏等, 2000; 殷敬紅等, 2000; 夏毓亮等, 2003; 張振強等, 2006; 蔡煜琦和李勝祥,2008; 馬漢峰等, 2009; 林錦榮等, 2009; 陳祖伊等,2010; 羅毅等, 2012; 焦養泉等, 2018; 聶逢君等,2021), 并取得了較為明顯的成果和認識。但研究多側重于礦石或區域構造的研究, 而對于成礦過程中與鈾礦物伴生的礦物(如黃鐵礦)研究較少。因此本文在總結前人研究的基礎上, 對開魯盆地錢家店—白興吐鈾礦床含礦層中鈾礦物賦存形式以及黃鐵礦中硫同位素進行研究, 初步探討了黃鐵礦的成因及其與鈾礦化的關系, 為研究區下一步找礦工作提供理論依據。

1 研究區概況

1.1 區域地質背景

開魯盆地位于松遼盆地的西南部, 是松遼盆地7個二級單元之一, 形狀呈條帶狀(陳方鴻等, 2005),是在海西地槽褶皺基底上發育起來的中生代斷陷型沉積盆地(陳娟等, 2008; 唐克東等, 2011)。其內部可劃分為 5個二級構造單元: 西緣斜坡帶、陸家堡坳陷、舍伯吐隆起、哲中坳陷、哲東南隆起(許坤和李瑜, 1995)(圖1a)。盆地基底主要為前寒武紀中深變質巖系和晚古生代淺變質巖系以及各時期的花崗巖組成。蝕源區為中生代火山巖、古生代變質巖及海西期、燕山期花崗巖等(陳曉林等, 2008; 陳程等,2018)。白堊系是該盆地的主要沉積蓋層, 覆蓋全區。下白堊統由義縣組、九佛堂組、沙海組、阜新組組成; 上白堊統由泉頭組、青山口組、姚家組、嫩江組、四方臺組及明水組組成。研究區位于錢家店凹陷北部(圖 1b), 姚家組是該區主要的鈾礦賦礦層位。

圖1 開魯盆地區域構造圖(a)及錢家店—白興吐礦床平面地質圖(b)(據聶逢君等, 2017)Fig.1 Regional structure map of Kailu Basin (a) and geological map of Qianjiadian–Baixingtu deposit in Kailu Basin (b) (modified after NIE, 2017)

1.2 礦床地質特征

姚家組在盆地內分布廣泛, 是研究區最主要的找礦層位。姚家組上覆地層為上白堊統嫩江組, 巖性為灰色、灰黑色泥巖, 局部夾薄層粉砂質泥巖;下伏地層為上白堊統青山口組, 巖性為紫紅色泥巖夾灰色細砂巖(郭福能, 2017)。這兩層泥巖給姚家組提供了穩定的頂部和底部的隔水層, 使姚家組具備了良好的泥-砂-泥結構, 有利于含鈾流體的運移和富集。

圖2為研究區礦化孔ZK18-1含礦層段巖心描述。姚家組從沉積相可以分為姚上段及姚下段兩段。姚下段砂體厚度大, 分布較穩定, 側向連續性好,孔滲性好, 以灰色、灰白色中粗砂巖為主, 灰色砂巖中可見炭屑及黃鐵礦, 頂部發育較穩定的紫紅色泥巖。綜合分析認為, 姚家組下段形成于辮狀河環境, 主要由滯留、心灘及少量的決口扇、落於、洪泛平原微相組成。姚上段砂體不如姚下段厚大, 巖性主要為灰白色或者亮黃色中細砂巖, 含較多的粉砂, 細砂巖中發育小型交錯層理, 砂體也具有一定的規模, 泥巖較發育, 沉積微相主要為滯留、邊灘、決口扇、洪泛平原, 砂:泥接近或<1:1, 為典型的曲流河環境沉積特征。勘探表明, 盆地中砂巖型鈾礦化主要發育在姚下段的粗粒心灘砂體中, 姚上段曲流河砂體中也有少量的鈾礦化。

圖2 開魯盆地鉆孔ZK18-1巖芯剖面解釋Fig.2 Interpretation of the core section of borehole ZK18-1 in Kailu Basin

2 巖相學特征

姚家組砂巖主要為巖屑砂巖, 砂體成分成熟度低, 具有近物源, 沉積較快的特征。碎屑顆粒粒徑主要集中在0.2～0.5 mm之間, 為中粒砂狀結構。碎屑顆粒的磨圓度主要為次棱—棱角狀, 分選性多為中等—差。砂巖普遍膠結較為致密, 碎屑顆粒之間以點接觸和線接觸為主, 膠結類型多為孔隙式膠結。

砂巖碎屑含量較高, 多在80%～90%之間, 碎屑成分主要為石英、長石、巖屑及少量云母和重礦物。其中巖屑含量為 40%～70%, 石英的含量為30%～50%, 長石的含量為 5%～10%。石英顆粒多為單晶石英, 表面較為光潔, 少量石英為多晶石英顆粒, 各晶粒形狀不規則, 彼此間多為縫合接觸。可見細條狀、尖角狀石英(圖 3A), 沒有經過搬運, 應為火山晶屑直接掉落形成, 指示盆地周圍酸性火山活動(陳夢雅, 2020)。長石含量較少, 以鉀長石、斜長石為主。長石表面絹云母化蝕變較為發育, 鏡下表現為表面粗糙, 多呈破碎狀(圖 3B)。云母多以黑云母為主, 見少量絹云母和白云母。薄片中常見黑云母, 可見部分黑云母條帶被碎屑顆粒擠壓導致彎曲變形(圖 3C)。黑云母具有易風化的特點, 在搬運過程中不易保存, 鏡下觀察常見黑云母, 說明了研究區距離母巖近, 黑云母能較為完整地保存下來。研究區的重礦物含量不高但是種類豐富, 主要有鋯石、石榴石、綠簾石、電氣石、磷灰石、榍石等(圖3D)。巖屑含量較為豐富且類型多樣, 以凝灰巖巖屑和石英巖屑為主, 含有少量的花崗質巖屑、碳酸鹽巖屑及千枚巖巖屑等。

研究區砂巖填隙物成分為雜基和膠結物兩種,成分 8%～20%, 總體含量較高。雜基是碎屑巖中的機械成因組分, 都較為細小, 成分包括了火山灰、伊利石、高嶺石及少部分綠泥石等黏土類礦物。此外, 雜基中還含有原始機械沉積的粉砂級碎屑礦物,如石英、長石微晶等, 粒徑很小。砂巖中的膠結物主要為黏土礦物和碳酸鹽膠結物, 黏土礦物以高嶺石為主, 高嶺石多呈書頁狀或魚鱗片狀(圖 3E), 還可見部分伊利石、絹云母、綠泥石及綠脫石等(陳夢雅, 2020)。碳酸鹽膠結物主要為方解石。方解石又可分為兩種類型, 即亮晶方解石和泥晶方解石。研究區碳酸鹽膠結物多為亮晶膠結, 呈連晶式膠結在石英、長石顆粒之間(圖3F)。

圖3 開魯盆地目的層砂巖巖相學特征Fig.3 Petrographic characteristics of the target sandstone in Kailu Basin

開魯盆地含礦砂體中的硫化物主要為黃鐵礦(表1)。研究區黃鐵礦較為發育, 野外觀察可見其多呈結核狀、粒狀及浸染狀分布在姚家組灰白色過渡帶及還原帶砂巖中, 常與炭屑等有機質伴生。鏡下觀察發現, 研究區黃鐵礦的產狀可以分為以下幾類:草莓狀黃鐵礦、膠狀黃鐵礦及粒狀黃鐵礦, 且多與葉片狀或不規則狀瀝青鈾礦共生。草莓狀黃鐵礦雖單體為草莓狀但是多呈現出團塊狀聚集的特征(圖4A), 多分布在碎屑顆粒之間, 通常與鈾礦物密切共生(吳仁貴等, 2012)(圖4B)。膠狀黃鐵礦晶形粗大,分布在碎屑顆粒之間的孔隙中(圖 4C), 起到膠結碎屑顆粒的作用(陳超等, 2016), 有時可見膠狀黃鐵礦圍繞草莓狀黃鐵礦周圍產出(圖4D)。粒狀黃鐵礦大小不一, 部分粒狀黃鐵礦為半自形-自形結構, 晶形較好且晶體較大; 部分黃鐵礦粒徑很小, 多產出于碎屑顆粒的邊緣或凹坑內及碎屑顆粒之間(圖 4E),常與鈾礦化密切相關。同時研究區還可見大量的黃鐵礦充填炭屑細胞腔內, 具有交代炭屑的特征(圖4F)。另外姚家組砂巖在成巖過程中還廣泛發育黏土化, 主要包括高嶺石化、絹云母化、伊利石化以及綠泥石化等(賈立城等, 2018), 這些黏土礦物主要是巖石中不穩定組分經歷溶蝕后形成的, 從而進一步改變了砂體中地球化學環境(黃廣文, 2017)。在成巖成礦過程中, 新生的蝕變黏土礦物對含鈾含氧流體中的鈾表現出了吸附作用, 而黃鐵礦則為鈾沉淀富集提供了良好的還原環境。

圖4 黃鐵礦鏡下特征Fig.4 Characteristics of pyrite under microscope

3 樣品與分析方法

本文所有電子探針樣品均為來自于開魯盆地錢家店—白興吐礦床含礦目的層姚家組不同鉆孔內的礦石樣品, 均為灰白色砂巖, 具體取樣位置及巖性特征見表1。

表1 開魯盆地姚家組砂巖取樣表Table 1 Sandstone sampling table of Yaojia Formation in Kailu Basin

鈾礦物成分鑒定的電子探針實驗在東華理工大學核資源與環境教育部重點實驗室進行, 實驗所用的儀器為 JXA-8100M 型電子探針和與之配套的IncaEnergy型能譜儀, 測試條件為: 加速電壓15.0 kV, 探針電流20.0 nA, 束斑直徑＜2 μm。

S同位素測試采用二次離子質譜(SIMS)進行分析測試, 該分析測試在加拿大曼尼托巴大學同位素研究實驗室進行, 所用儀器型號為 Cameca 7F, 分析條件為: 2 nA Cs+初始離子束, 加速電壓 10 kV,束斑直徑15 μm。

4 分析結果

4.1 鈾礦物種類

由于電子探針無法檢測水和有機質, 且研究區鈾礦物顆粒普遍較小, 局部直徑小于束斑直徑, 因此在分析測試時周圍礦物可能會對鈾礦物的含量產生影響, 導致電子探針分析結果偏離 100%, 但是結果并不影響對鈾礦物種類的定性判別。由于水和有機質不參與鈾礦物的晶格, 因此將電子探針數據換算成干組分, 按照 100%標準校準測試數據, 校準后的電子探針分析數據見表 2。根據電子探針定量分析可知, 研究區鈾礦物類型以瀝青鈾礦為主,含部分鈦鈾礦及少量鈾石。

表2 開魯盆地鈾礦物電子探針分析結果/%Table 2 Electronic probe analysis results /% of uranium minerals in Kailu Basi

瀝青鈾礦(Pitchblende), 化學式為:

Pb0.001O2, UO2含量極高, 為58.043%～85.924%,平均含量 73.705%; SiO2含量為 1.082%～13.696%,平均含量7.508%; TiO2含量為 0.144%～7.743%, 平均含量2.944%; CaO含量為1.957%～5.186%, 平均含量3.972%; 其是研究區鈾含量最高的礦物種類。

鈦鈾礦(Brannerite), 化學式為:

UO2含量為 33.766%～39.58%, 平均含量36.816%; TiO2含量為 52.83%～54.78%, 平均含量53.543%, TiO2含量明顯比其他類型鈾礦物高; FeO含量較其他鈾礦物也較高, 接近3%。在研究區發現鈦鈾礦在一定意義上說明本區鈾礦可能與中低溫熱液活動有關(閔茂中和張富生, 1992)。

鈾石(Coffinite), 化學式為:

UO2含量為 51.041%～66.574%, 平均含量56.792%; SiO2含量為19.544%～27.178%, 平均含量22.917%; 鈾石中含少量 Al2O3、Y2O3、FeO 等, Al2O3平均含量3.634%, Y2O3平均含量0.911%, FeO平均含量0.845%。和瀝青鈾礦相比, 鈾石的SiO2含量相對較高, UO2含量相對較低。

4.2 鈾礦物賦存形式

綜合電子探針結果及背散射圖像, 研究區鈾礦物存在形式主要為獨立鈾礦物及吸附鈾兩種形式,其分布規律大致可以分為以下幾類:

4.2.1 產于黑云母解理中的鈾礦物

觀察研究區背散射圖像可見鈾石呈細脈狀在黑云母的解理縫中產出(圖5A)。其主要原因是在成巖過程中, 黑云母發生蝕變, 體積變得疏松膨脹,具有一定的吸附性, 吸附了流體中的游離鈾。同時黑云母析出的 Fe2+創造了良好的還原環境, 使得流體中的 U6+發生還原, 并最終在黑云母的解理縫中富集沉淀(苗愛生等, 2009)。

4.2.2 被黏土礦物吸附的鈾礦物

吸附態鈾礦物是研究區常見的鈾礦賦存形式之一, 其主要分布在碎屑顆粒邊緣及填隙物中(圖5B)。研究區砂巖中吸附鈾的物質主要為黏土礦物。研究表明, 黏土礦物具有很強的吸附性, 其含量越高就越有利于鈾的富集(易超等, 2014)。研究區砂巖填隙物中的黏土礦物含量較高, 背散射圖像下可見鈾礦物被黏土礦物吸附呈網脈狀或浸染狀分布。吸附態的鈾礦物大多顆粒十分細小, 在電子探針下難以辨認。個別樣品中可見吸附態鈾大規模分布, 一般為瀝青鈾礦或鈾石。

圖5 開魯盆地鈾礦物BSE圖像Fig.5 BSE images of uranium minerals in Kailu Basin

4.2.3 碎屑顆粒周圍及中間的鈾礦物

堿性環境下, 含鈾含氧流體的活動能力較強,容易在碎屑顆粒的邊緣或者溶蝕孔洞中富集沉淀(苗愛生等, 2009), 因此在研究區的背散射圖像中可見鈾礦物呈星點狀、不規則粒狀或微細脈狀等形式分布于碎屑石英、長石等顆粒邊緣及裂隙或凹坑內(圖 5C, D)。

4.2.4 與黃鐵礦共生的鈾礦物

野外觀察發現研究區在還原帶和過渡帶砂巖中都出現了黃鐵礦,特別是在礦層周圍黃鐵礦十分發育, 這與鈾礦的形成具有十分密切的關系。背散射圖像顯示大量鈾礦物與黃鐵礦共生的現象, 主要表現為瀝青鈾礦或鈾石圍繞草莓狀黃鐵礦或膠狀黃鐵礦周邊生長(圖 6A, B, C), 可見黃鐵礦與瀝青鈾礦產出于有機質胞腔內(圖6D), 局部還可見鈾礦物呈脈狀充填在黃鐵礦裂隙中(吳仁貴等, 2012)。由于黃鐵礦為強還原物質, 為含鈾含氧流體提供了良好的還原環境, 可以將流體中的U6+還原為穩定U4+并富集沉淀, 造成鈾礦物與黃鐵礦密切共生的現象。

圖6 黃鐵礦與鈾礦物BSE圖像Fig.6 BSE images of pyrite and uranium minerals

4.3 黃鐵礦原位硫同位素分析結果

黃鐵礦硫同位素測試結果詳見表 3。分析測試結果表明, 開魯盆地錢家店—白興吐礦床目的層姚家組砂巖中黃鐵礦的d34SCDT分布范圍為–55.6‰ ～23.2‰, 平均值為–20.87‰, 極差值為 78.8‰, 變化范圍大, 說明硫的分餾程度相對較高, 硫的來源范圍較廣。

表3 黃鐵礦硫同位素測試結果Table 3 Characteristics of sulfur isotopes of pyrite

5 討論

5.1 黃鐵礦成因

硫同位素是成礦物質來源的有效指示劑之一(Chinnasamy和 Mishra, 2013), 其能夠反映成礦過程中地球化學環境的變化。黃鐵礦是研究區最主要的硫化物, 其S同位素的值基本可以代表成礦熱液中的硫同位素組成(Ohmoto, 1972; Robert and Ohmoto, 1974)。因此對黃鐵礦的微觀形貌和S同位素進行研究可以探究黃鐵礦的成因及成礦熱液的S來源, 從而為礦床成因的研究提供重要依據。

研究區錢家店-白興吐礦床含礦目的層礦石樣品中黃鐵礦的d34S分布范圍在–55.6‰ ～ 23.2‰, 平均值為–20.87‰, 變化較大, 顯示兩種不同的特征,草莓狀黃鐵礦及生物細胞腔內的黃鐵礦在硫同位素上表現為虧損d34S, 其范圍為–55.6‰ ～ –4.3‰,平均值為–32.24‰; 自形-半自形黃鐵礦及膠狀黃鐵礦在硫同位素上顯示較為富集d34S, 其范圍為0.9‰～23.2‰, 平均值為7.04‰。這兩種不同特征的硫可能表明兩個不同的參與鈾礦化的黃鐵礦的結晶過程。

前人研究發現, 黃鐵礦中S主要來源于四種作用, 分別為細菌硫酸鹽還原作用(BSR)、有機物熱解(TDS)、熱化學硫酸鹽還原作用(TSR)及無機還原作用(玄武巖與海水)(丁波等, 2019)。無機還原作用(玄武巖與海水)形成的d34S多趨于正值, 通常為20‰,而研究區d34S值并沒有達到20‰, 因此基本可以排除無機還原作用。有機物熱解作用是在溫度50℃以上時, 含S有機物受熱發生分解, 生成H2S, 在熱解過程中含d32S的鍵比d34S的鍵容易破裂, 造成d34S比原始物質低,d34S通常在–17‰～10‰(丁波等,2019)。從硫同位素組成上看, 開魯盆地黃鐵礦有可能為有機物熱解成因, 但是一般有機成因不大可能形成開魯盆地大量的H2S和黃鐵礦, 且綜合考慮到開魯盆地目的層在成礦過程中曾經歷過表生成礦作用及巖漿熱作用(聶逢君等, 2017), 因此推測黃鐵礦中 S來源于細菌硫酸鹽還原作用(BSR)和熱化學硫酸鹽還原作用(TSR)。

細菌硫酸鹽還原作用(BSR)一般是在溫度≤50℃的條件下, 地下水中的硫酸鹽在厭氧細菌的作用下被還原,32SO2–3優先被還原成 H232S, 因此生成富含32S的“輕”H232S, H232S與溶解在流體中的Fe2+發生反應生成了黃鐵礦。這種還原作用使含礦層的S同位素發生分餾, 造成了d34S出現較大負值(王正其等, 2005), 一般為–42.7‰ ～ –5‰(鄭永飛和陳江峰, 2000)。研究區d34S 范圍在–55.6‰ ～ –4.3‰的黃鐵礦應為BSR作用所形成。這類黃鐵礦鏡下主要表現為草莓狀及交代炭屑細胞腔的形式, 草莓狀黃鐵礦一般被認為與細菌作用有關(Chen et al.,2006), 是通過有機質球粒的交代或充填作用而形成的(Raiswell et al., 1988; 陳超等, 2016), 這類黃鐵礦中高As、Cu、Ni、Co含量及輕S同位素特征證明了其細菌成因(Bonnetti et al., 2017)。野外觀察中開魯盆地錢家店—白興吐礦床出露大量的炭屑及煤線等有機質, 在成巖過程中有機質的存在促進了厭氧細菌的繁殖, 厭氧細菌將流體中的硫酸鹽還原(張曉, 2012), 生成大量H2S, H2S與Fe2+反應最終形成大量草莓狀黃鐵礦(圖 4A, B)。同時研究區還可見黃鐵礦充填炭屑細胞腔并交代炭屑的現象(圖4F), 也證明了區內黃鐵礦具備生物成因的特點。

熱化學硫酸鹽還原作用(TSR)是在溫度相對較高的情況下, 地層中的硫酸鹽類礦物中的S在有機質的作用下發生還原, 生成大量還原 S。研究表明,TSR發生的最低溫度為140℃(Machel et al., 1995;Worden et al., 1995), 聶逢君等(2017)對開魯盆地含礦目的層砂巖展開巖石學研究并發現, 姚家組含礦目的層砂巖中存在大量的熱流體改造現象, 產生了大量的新生膠結物, 并對碳酸鹽膠結物進行測溫,結果顯示目的層砂巖膠結物平均溫度為 118.7℃,最高溫度為178.8℃, 并在140～150℃范圍內出現峰值, 其溫度達到了 TSR作用發生所要求的最低溫度。TSR反應的另一個條件是充足的烴類有機質(氣態烴或液態烴), 目的層砂巖中烴含量豐富, 整體顯示 CH4、H2S等還原性物質含量較高(閆楓, 2018),同時研究區斷裂貫通目的層與深部地層, 為物質的運移提供了通道。除此之外, TSR反應還需要充足的硬石膏。研究表明, 盆地內白堊系泉頭組和姚家組紅層中, 普遍發育蒸發鹽沉積(王璞珺等, 1995)。蒸發鹽多產于紫紅色粉砂質泥巖中, 常與鈣質結核共生, 其主要成分為硬石膏、重晶石及天青石和少量交代殘余石膏。泉頭組及姚家組中充足的蒸發鹽沉積為 TSR反應提供了必要的硬石膏條件,使得反應能夠順利進行。

5.2 黃鐵礦與鈾礦化關系

砂巖型鈾礦中鈾主要以 U6+形式存在于成礦流體中進行遷移, 在還原環境下, 流體中的 U6+被還原成 U4+從而富集沉淀形成鈾礦物。研究區出露大量黃鐵礦, 多以草莓狀黃鐵礦、膠狀黃鐵礦及粒狀黃鐵礦形式出現, 部分充填在有機質細胞腔內, 部分在碎屑顆粒凹坑內及膠結物中, 多與葉片狀及不規則狀瀝青鈾礦共生, 兩者存在極為密切的關系。

早白堊世時期, 開魯盆地處于伸展斷陷成盆階段, 該時期古氣候條件較為溫暖潮濕, 盆地中沉積的碎屑巖建造富含煤、石油和天然氣(于文斌, 2009),同時砂體中富含有機質炭屑等還原物質。晚白堊世嫩江期末開魯盆地遭受擠壓全面隆升, 目的層姚家組出露地表, 接受來自蝕源區含鈾含氧流體滲入到目的層砂體中, 同時帶入了一定的活性鐵、硫酸鹽還原菌、SO2–4及 U6+。有機質等在厭氧的硫酸鹽還原菌的作用下與砂體中的硫酸鹽發生反應生成大量H2S氣體。在充足的活性鐵濃度的條件下, H2S首先與含鈾含氧流體中帶入的活性鐵發生反應, 形成四方硫鐵礦(Fe9S8), 四方硫鐵礦通過結構中鐵的散出轉變為膠黃鐵礦(Fe3S4), 膠黃鐵礦具磁性, 在磁性吸引力的作用下, 黃鐵礦最終聚合成草莓狀(丁波等, 2019)。同時在黃鐵礦形成的強還原環境下, 含鈾含氧流體中帶入的 U6+不斷被還原成 U4+并富集沉淀, 形成鈾礦物與草莓狀黃鐵礦密切共生的現象。前人(Goldhaber et al., 1987)研究表明, 成礦溶液的pH值是控制鈾吸附的關鍵因素之一, 在pH值接近 6時, 鈾吸附量達到最大。考慮到研究區含礦砂巖中廣泛發育高嶺石化, 說明成礦流體可能是偏酸性的, 有利于鈾的吸附, 造成有機質、黏土礦物及顆粒表面都會吸附一定量的鈾, 當其達到一定濃度的時候, 會被硫酸鹽還原菌的產物H2S還原形成以膠狀形式產于有機質細胞腔內的瀝青鈾礦(圖6D)。研究區常見含礦層中發育富鈾有機質也說明了鈾成礦過程中經歷了生物作用。

古近紀時期開魯盆地持續隆升剝蝕, 構造天窗進一步發育。同時該階段的差異升降活動伴隨著斷裂構造, 輝綠巖脈沿斷裂上涌, 改變了成礦區域的熱場, 并為后期熱流體形成提供了物質條件。研究區輝綠巖蝕變發育, 其暗色礦物如輝石、角閃石、黑云母等釋放出大量的Fe2+、Mg2+、Ca2+、Ti2+進入砂巖形成成礦熱流體(聶逢君等, 2017)。過量的Fe2+創造了良好的還原環境, 并與砂體中的還原產物 H2S結合形成新生的黃鐵礦(劉斌等, 2019)。Mg2+、Ca2+、Ti4+等離子與其他陰離子結合, 形成了鐵綠泥石、鐵白云石、菱鐵礦等。由于熱流體的作用, 研究區發育強烈的蝕變現象, 大量長石蝕變為絹云母和黏土礦物; 黑云母強烈蝕變成綠泥石, 并保留黑云母假象;碳酸鹽化和赤鐵礦化進一步發育(徐喆等, 2011; 朱強等, 2015; 榮輝等, 2016; 陳夢雅, 2020)。先前形成的部分瀝青鈾礦中的鈾被活化, 重新遷移并在合適的地方富集沉淀。在研究區發現的鈦鈾礦也說明了鈾礦化與熱液作用密切相關。此外, 研究區的礦體在空間上和斷裂及輝綠巖脈關系十分密切, 也為鈾礦后期熱液疊加改造成礦提供了佐證。

6 結論

(1)開魯盆地鈾礦床中鈾主要以獨立鈾礦物及吸附鈾形式存在, 吸附鈾礦物主要為黏土礦物吸附。獨立鈾礦物主要以瀝青鈾礦為主, 含有部分鈦鈾礦及少量鈾石, 瀝青鈾礦多圍繞黃鐵礦產出, 二者關系密切。

(2)開魯盆地錢家店—白興吐礦床含礦目的層砂巖中黃鐵礦主要以草莓狀、膠狀及粒狀產出, 多與瀝青鈾礦共生, 其中黃鐵礦的d34SCDT分布范圍為–55.6‰ ～ 23.2‰, 平均值為–20.87‰, 極差值為78.8‰, 變化范圍大, 綜合區內成礦地質背景, 認為黃鐵礦具有細菌硫酸鹽還原作用及熱化學硫酸鹽還原作用兩種成因。

(3)綜合開魯盆地含礦目的層砂巖的巖相學、鈾礦物特征以及黃鐵礦 S同位素, 結合前人研究, 認為研究區鈾礦經歷了層間氧化成礦和熱液流體疊加改造成礦, 黃鐵礦和炭屑等有機質為鈾成礦作用提供了必要的還原劑, 創造了良好的還原環境, 使得U6+被還原成 U4+最終富集形成瀝青鈾礦及鈾石等,并造成黃鐵礦與鈾礦密切共生的現象。

致謝: 感謝核工業二四三大隊在野外樣品采集過程中的支持和幫助。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos.U2067202;41772068; 41562006), and National Program on Key Basic Research Project (973 Program) (No.2015CB453002).