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    吐哈盆地西南缘地区砂岩型铀矿含矿目的层沉积相与铀矿化

    聂逢君 张成勇 姜美珠 严兆彬 张鑫 张进 乔海明 周伟

    聂逢君, 张成勇, 姜美珠, 严兆彬, 张鑫, 张进, 乔海明, 周伟, 2018. 吐哈盆地西南缘地区砂岩型铀矿含矿目的层沉积相与铀矿化. 地球科学, 43(10): 3584-3602. doi: 10.3799/dqkx.2018.233
    引用本文: 聂逢君, 张成勇, 姜美珠, 严兆彬, 张鑫, 张进, 乔海明, 周伟, 2018. 吐哈盆地西南缘地区砂岩型铀矿含矿目的层沉积相与铀矿化. 地球科学, 43(10): 3584-3602. doi: 10.3799/dqkx.2018.233
    Nie Fengjun, Zhang Chengyong, Jiang Meizhu, Yan Zhaobin, Zhang Xin, Zhang Jin, Qiao Haiming, Zhou Wei, 2018. Relationship of Depositional Facies and Microfacies to Uranium Mineralization in Sandstone along the Southern Margin of Turpan-Hami Basin. Earth Science, 43(10): 3584-3602. doi: 10.3799/dqkx.2018.233
    Citation: Nie Fengjun, Zhang Chengyong, Jiang Meizhu, Yan Zhaobin, Zhang Xin, Zhang Jin, Qiao Haiming, Zhou Wei, 2018. Relationship of Depositional Facies and Microfacies to Uranium Mineralization in Sandstone along the Southern Margin of Turpan-Hami Basin. Earth Science, 43(10): 3584-3602. doi: 10.3799/dqkx.2018.233

    吐哈盆地西南缘地区砂岩型铀矿含矿目的层沉积相与铀矿化

    doi: 10.3799/dqkx.2018.233
    基金项目: 

    二连盆地西缘隆起区卫境岩体抬升剥蚀与盆内铀成矿耦合机理研究成矿耦合机理研究 41772068

    国家重点基础研究发展规划973计划 2015CB453002

    国家自然科学基金项目 41562006

    详细信息
      作者简介:

      聂逢君(1962-), 男, 教授, 主要从事铀矿地质与沉积地质学研究

    • 中图分类号: P536

    Relationship of Depositional Facies and Microfacies to Uranium Mineralization in Sandstone along the Southern Margin of Turpan-Hami Basin

    • 摘要: 吐哈盆地铀矿找矿工作因十红滩矿床的发现而取得了重要突破,之后又在八仙口、苏巴什等地区相继找到了铀矿体与铀矿化.尽管矿床的发现带来了与铀矿化有关的研究工作不断深入,然而,矿床层间渗入氧化成矿作用的关键控制因素——沉积相与微相并未引起人们的足够重视.通过分析盆地的构造演化、钻孔岩心观察和测井曲线分析,识别出含矿目的层西山窑组(包括一段、二段、三段)主要形成于辫状三角洲环境.西山窑组一段、三段沉积于辫状三角洲平原环境,而最为重要的含矿层——西山窑组二段则沉积于辫状三角洲前缘相的水下分流河道、河口坝、分流间湾等微相.镜下鉴定结果表明,目的层岩石类型主要为岩屑砂岩,长石岩屑砂岩,次要为岩屑长石砂岩.电子探针分析结果显示,铀的存在形式主要是独立铀矿物,即沥青铀矿和含钛铀矿物.连井剖面对比研究表明,含铀含氧流体自南东向北西方向迁移,形成的铀矿体主要为板状和卷状.沉积相、微相与铀矿化之间的关系研究表明,铀矿化发育在辨状三角洲水下分流河道微相与河口坝微相环境,或水下分流河道微相与分流间湾微相接触界面附近的岩石中,沉积相(或微相)界面是控制铀矿化的关键因素.
    • 图 1  吐哈盆地内部构造单元划分

      Figure 1.  The interior tectonic units of the Turpan-Hami Basin

      图 2  吐哈盆地地层柱状图

      Figure 2.  The stratigraphic column for the Turpan-Hami Basin

      图 3  三工河组与西山窑组(J2x)分界处露头

      Figure 3.  The photos of outcrop showing the boundary between the Sangonghe Formation and Xishanyao Formation

      a.西山窑组(J2x)与三工河组(J1s)间的冲刷面; b.西山窑组底部下砾岩段; c.西山窑组底部上砾岩段

      图 4  吐哈盆地十红滩-八仙口地区4号线沉积微相分析剖面s

      Figure 4.  Analysis of depositional facies and microfacies for the target layer along the exploration line No.4 in Shihongtan-Baxiankous

      AL.冲积扇; FP.洪泛平原; SWP.滨浅湖沼泽; DC.平原分流河道; IDB.分流间湾; SDC.水下分流河道; MB.河口坝; J2x1.西山窑组一段; J2x2.西山窑组二段; J2x3.西山窑组三段; Esh.(古近系)鄯善群s

      图 5  十红滩-八仙口ZK32-25钻孔岩心观察与沉积微相解释

      Figure 5.  Observation and interpretation of drilling cores from Borehole ZK32-25 in Shihongtan-Baxiankou

      图 6  吐哈盆地西南缘西山窑组二段时期辫状三角洲体系

      Figure 6.  The depositional model of the braided delta system of the second member of Xishanyao Fm. (J2x2) along the southern margin of the Turpan-Hami Basin

      图 7  十红滩-八仙口地区目的层砂岩镜下鉴定特征

      Figure 7.  Microscopic petrography of the target layer in Shihongtan-Baxiankou

      a.石英(Q)表面干净, 火山岩屑(VRF)港湾状, 变质岩岩屑(MRF)定向排列, ZK8-15, 219.80 m, 10×2(+); b.同视域, 见较多不透明的铁质物, ZK8-15, 219.80 m, 10×2(-); c.石英明显带状及片状消光, ZKEW9-10, 212.05 m, 10×10(+); d.斜长石(Pl)强绢云母化, 右下角石英云状消光, ZK32-25, 243.70 m, 10×5(+)

      图 8  十红滩-八仙口-苏巴什地区目的层砂岩分类s

      Figure 8.  The sandstone types of the target layers from classification in Shihongtan-Baxiankou-Subashi

      A.石英砂岩; B.长石石英砂岩; C.岩屑石英砂岩; D.长石砂岩; E.岩屑长石砂岩; F.长石岩屑砂岩; G.岩屑砂岩

      图 9  十红滩-八仙口地质简图与铀矿化分布

      Figure 9.  The sketch geological map and uranium mineralization distribution in the study area

      李保侠(2002)修改

      图 10  吐哈盆地八仙口地区矿体形态

      Figure 10.  Shapes of the uranium ore bodies in Baxiankou, Turpan-Hami Basin

      a.卷状; b.板状s

      图 11  十红滩-八仙口矿床铀矿物背散射电子图像

      Figure 11.  The BSE images of uranium minerals in sandstones in Shihongtan-Baxiankou

      a.沥青铀矿吸附在黄铁矿晶体的表面ZK12-30, 322.86 m; b.沥青铀矿分布在长石和石英颗粒空隙间, ZK12-30, 322.86 m; c.石英蚀变空隙中沥青铀矿, ZK27b-b, 338.85 m; d.长石颗粒蚀变空隙中铀矿物, ZK27b-b, 340.30 m

      图 12  十红滩-八仙口地区西山窑组二段沉积微相与铀矿化关系s

      Figure 12.  Relationship between depositional microfacies and uranium mineralization within the Xishanyao Fm., Shihongtan to Baxiankou

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    出版历程
    • 收稿日期:  2018-03-15
    • 刊出日期:  2018-10-01

    吐哈盆地西南缘地区砂岩型铀矿含矿目的层沉积相与铀矿化

      作者简介: 聂逢君(1962-), 男, 教授, 主要从事铀矿地质与沉积地质学研究
    • 1. 东华理工大学核资原与环境国家重点实验室, 江西南昌 330013
    • 2. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100027
    • 3. 核工业203研究所, 陕西咸阳 712000
    基金项目:  二连盆地西缘隆起区卫境岩体抬升剥蚀与盆内铀成矿耦合机理研究成矿耦合机理研究 41772068国家重点基础研究发展规划973计划 2015CB453002国家自然科学基金项目 41562006

    摘要: 吐哈盆地铀矿找矿工作因十红滩矿床的发现而取得了重要突破,之后又在八仙口、苏巴什等地区相继找到了铀矿体与铀矿化.尽管矿床的发现带来了与铀矿化有关的研究工作不断深入,然而,矿床层间渗入氧化成矿作用的关键控制因素——沉积相与微相并未引起人们的足够重视.通过分析盆地的构造演化、钻孔岩心观察和测井曲线分析,识别出含矿目的层西山窑组(包括一段、二段、三段)主要形成于辫状三角洲环境.西山窑组一段、三段沉积于辫状三角洲平原环境,而最为重要的含矿层——西山窑组二段则沉积于辫状三角洲前缘相的水下分流河道、河口坝、分流间湾等微相.镜下鉴定结果表明,目的层岩石类型主要为岩屑砂岩,长石岩屑砂岩,次要为岩屑长石砂岩.电子探针分析结果显示,铀的存在形式主要是独立铀矿物,即沥青铀矿和含钛铀矿物.连井剖面对比研究表明,含铀含氧流体自南东向北西方向迁移,形成的铀矿体主要为板状和卷状.沉积相、微相与铀矿化之间的关系研究表明,铀矿化发育在辨状三角洲水下分流河道微相与河口坝微相环境,或水下分流河道微相与分流间湾微相接触界面附近的岩石中,沉积相(或微相)界面是控制铀矿化的关键因素.

    English Abstract

      • 上世纪90年代以来的铀矿找矿与勘探实践表明, 吐哈盆地是我国重要的产铀盆地.除了在十红滩和八仙口地区已经发现了规模化的铀矿化以外, 在盆地西南缘的白嘴山、苏巴什、布尔加等地区也发现了有价值的铀矿(徐高中, 2003; 杨殿忠等, 2003; 李保侠等, 2005; 权建平等, 2006a).本研究主要是根据当前找矿中存在的亟待解决的问题, 如铀矿含矿目的层的沉积体系、沉积相、微相的时空分布特征, 铀矿化及其控制因素, 通过野外地质调查、钻孔岩心观察取样、室内镜下观察、电子探针分析, 结合部分测井曲线等地球物理资料, 探讨吐哈盆地中侏罗统八道湾组、三工河组以及西山窑组的沉积相、成岩特征与铀矿化之间的关系, 为进一步勘探提供重要的参考依据.

        本次主要研究区域为十红滩、八仙口、苏巴什等.近年来, 核工业203研究所一直在吐哈盆地南缘进行找矿, 十红滩地区铀矿钻孔资料相对较丰富, 揭示的程度较高, 含矿目的层被认为是辫状三角洲环境下的产物, 沉积区距物源区较近, 来自觉罗塔格山上的风化剥蚀物通过水流首先带至十红滩地区, 然后分散到其他地区.八仙口地区位于十红滩的西侧, 主要为辫状三角洲前缘分流河道沿北西方向将沉积物带至盆地中沉积所致(黄国龙等, 2004; 焦养泉等, 2004; 权建平等, 2006b).但是, 对于沉积相、沉积微相、成岩作用及其后生含铀含氧流体蚀变综合性研究, 尤其是它们与铀矿化之间的联系至今研究较少.

      • 从现今的地貌上看, 吐哈盆地位于天山山脉中间.北为博格达-巴里坤褶皱带, 东为哈尔里克褶皱带, 南为觉罗塔格褶皱带, 西北为喀拉乌成褶皱带(柳益群等2001;朱文斌等, 2003; 陶明信, 2010).

        大地构造上, 吐哈盆地位于哈萨克斯坦板块东南角, 处于哈萨克斯坦、西伯利亚和塔里木板块的拼贴交汇处.其东北部的麦钦乌拉山和南部的觉罗塔格山交汇于盆地的东端, 它们均是石炭纪三大板块先后碰撞而形成的造山带.盆地的北缘博格达山为晚古生代板内裂谷回返而形成的造山带.盆地自形成以来以压缩缩短作用为主, 但盆地的周缘也形成一些左旋扭动构造(吴涛等, 1996).

        吐哈盆地的构造单元划分方案很多, 如根据纪友亮等(1998)的研究成果, 吐哈盆地内的次级构造单元可划分为布尔加凸起、托克逊凹陷、艾丁湖斜坡、台北凹陷、哈密凹陷、南湖隆起和黄田凸起(图 1).曹代勇等(1999)则认为, 盆地内部具有"南北分带、东西分块"的特征, 申晨等(2012)则根据重力资料的反演结果, 修正了张朝富等(1997)曹代勇等(1999)杨克绳(2001)的盆地内部构造单元划分方案, 本研究在综合前人成果的基础上, 主要采用纪友亮等(1998)的划分方案.

        图  1  吐哈盆地内部构造单元划分

        Figure 1.  The interior tectonic units of the Turpan-Hami Basin

      • 吐哈盆地的盖层是在海西中期褶皱基底上沉积的一套中生界(三叠系、侏罗系、白垩系)和古近系、新近系等陆相地层, 最大沉积厚度可达8 700 m(李文厚等, 1997; 沈守文等, 2001; 邵龙义等, 2009).地层发育程度受基底活动断裂控制, 北部沉积厚度大, 地层较齐全; 南部较薄, 地层发育不全(图 2).其中侏罗系的八道湾组至西山窑组, 尤其是西山窑组是研究区内主要的砂岩型铀矿含矿目的层.

        图  2  吐哈盆地地层柱状图

        Figure 2.  The stratigraphic column for the Turpan-Hami Basin

        三叠系分布于博格达山前, 与下伏地层为假整合或超覆不整合接触.主要岩性为河湖相砂砾岩、砂泥岩夹石灰岩及煤线, 中上部从氧化转为还原环境, 暗色岩类增多, 发育于台北凹陷和托克逊凹陷, 属断陷-坳陷型沉积, 厚达千米(图 2).

        侏罗系遍及全盆地, 与下伏三叠系为整合-假整合接触.自下而上为:下统八道湾组和三工河组; 中统西山窑组、三间房组和七克台组; 上统齐古组和喀拉扎组(图 2).(1)八道湾组(J1b):为湖沼相的灰白色砾岩、灰绿色砂岩及灰黑色砂泥岩、炭质泥岩的不等厚互层, 夹有可采煤层及菱铁矿透镜体, 厚度为30~1 000 m.(2)三工河组(J2s):以湖相沉积为主, 发育一套灰绿、暗灰色泥岩、泥页岩, 夹灰绿色中-厚层状细砂岩、粉砂岩、薄层叠锥灰岩、菱铁矿透镜体及炭质泥岩, 厚度为50~1 200 m.(3)西山窑组(J2x):发育辫状三角洲、河流-湖沼相沉积, 与下伏地层为连续沉积.为厚层的灰白、灰黄、黄褐色粗砂岩、砂岩与灰绿色、灰黑色泥岩互层, 夹薄层菱铁矿、炭质泥岩、煤线和煤层, 厚度为64~972 m.(4)三间房组至喀拉扎组(J2s~J3k):三间房组与下伏西山窑组呈假整合接触.主要岩性为一套灰黑色、绿色、杂色到红色的厚层状砂岩与泥质互层, 夹砾岩, 偶夹薄层泥灰岩, 总厚度为398~1 960 m, 河、湖相沉积, 变化较大(吴因业, 1995; 李勇和邵磊, 2004).

        白垩系零星分布于盆地中部、东部等地区, 由粗-细-粗的完整旋回组成, 属干燥气候条件下形成的河、湖相沉积, 厚度可达1 200 m, 与下伏侏罗系呈不整合接触(图 2).

        古近系以鄯善群为代表, 分布广泛, 盆地周边和中央火焰山一带均有出露, 厚度变化较大.新近系沉积遍及全盆, 为冲、洪积沙、砾石沉积, 厚度<300 m.

      • 吐哈盆地南缘的觉罗塔格山地区分布着大量不同时代的岩体, 其中以花岗岩类为主.周涛发等(2010)对盆地南缘的众多花岗岩类岩石作了比较系统的研究, 描述了岩体基本特征, 并对岩体进行了LA-ICP-MS的年代学研究.根据所测得的年代学数据, 岩体可以分为四个阶段.第一阶段岩浆活动(386.5~369.5 Ma), 属晚泥盆世, 代表性岩体有镜儿泉、四顶黑山、咸水泉, 岩性为黑云母花岗岩和花岗闪长岩(陈郑辉等, 2006; 李亚萍等, 2006), 分布在哈尔克里-大南岛弧一带, 即盆地南缘的东部.第二阶段岩浆活动(349~330 Ma), 属早石炭世.代表性的岩体有西凤山、英滩、长条山、红云滩、土屋、延东等, 岩性为钾长花岗岩、花岗闪长岩、花岗斑岩(陈富文等, 2005; 吴昌志等, 2006).第三阶段岩浆活动(320~252 Ma), 即晚石炭世-晚二叠世, 持续时间长, 活动频繁.代表性的岩体有百灵山、赤湖、天目、白石泉、维权、迪坎、三岔口、黄山、白山东、管道、红石、康古尔、陇东、多头山、彩霞山东、克孜尔塔格、双岔沟等, 岩性为钾长花岗岩、花岗闪长岩、斜长花岗斑岩、二长花岗岩、花岗斑岩等(王龙生等, 2005; 吴华等, 2006).第四阶段岩浆活动(246~230 Ma), 属于早-中三叠世, 代表性的岩体有土墩、白山、鄯善采石场、尾亚等, 岩性为钾长花岗岩、黑云母花岗岩(周涛发等, 2010).

        觉罗塔格山系中岩石铀含量普遍偏高, 变化范围为2.9×10-6~5.9×10-6(夏毓亮等, 2003), 明显高于地壳平均值(2.7×10-6; Taylor and McLennan, 1985).隆起带中岩体构造裂隙和风化裂隙发育, 有利于含氧大气降水的渗入和铀的淋滤, 可为盆地砂岩中铀的聚集提供丰富的物源.有些花岗岩铀的丢失明显, 整个蚀源区中火山碎屑岩具有程度明显的丢铀现象(刘汉彬等, 2004), 说明这类岩石可能是形成含铀含氧流体的重要铀源之一.据前人对该地区含矿目的层铀含量分析, 原生灰色还原砂体的铀背景值含量大部分都高于5.0×10-6(吴伯林, 2003b; 权建平, 2006a), 与地壳长石砂岩中铀含量的平均值(1.5×10-6)相比高出2倍以上, 说明目的层砂体中铀出现明显的预富集现象.盆地南部觉罗塔格山隆起区是中下侏罗统地层沉积时的主要物源区, 形成了一套铀丰度高、富含有机质的河-湖(沼)相含煤碎屑岩沉积体系, 为后期中下侏罗统含矿岩系提供高含量的含铀碎屑沉积物.同时, 补给源主要为南缘的觉罗塔格山基岩裂隙水和风化裂隙水, 含水层中赋存高矿化度孔隙承压水, 地下水径流方向为由南向北, 排泄区为艾丁湖区或戈壁滩蒸发(乔海明等, 2005).源区富铀岩体, 尤其是径流区整个斜坡早期沉积的铀预富集砂体, 为该地区铀成矿提供了丰富的铀源(张成勇等, 2012).

      • 前人的研究(李文厚等, 1997; 周巧生和李占游, 2003; 焦养泉等, 2004)和本次研究共同表明, 吐哈盆地西南缘十红滩、八仙口、苏巴什等地侏罗系含矿目的层西山窑组主要沉积体系为辫状三角洲, 西山窑组一段和三段主要为辫状三角洲平原相(图 2), 西山窑组二段主要为辫状三角洲前缘相(图 2), 而西山窑组四段目前存在争议, 有学者认为是曲流河沉积, 因为该段主要有红色、黄色、棕色、绿色、灰色等"彩色"泥岩组成, 夹薄层砂岩, 见有钙质结核层, 是长期暴露地表的结果.也有学者认为可能是辫状三角洲平原相的洪泛平原微相沉积所致.

      • 辫状三角洲平原是最靠近物源区的沉积相, 它由平原分流河道、废弃河道、漫滩沼泽等微相组成.

        (1) 平原分流河道沉积.平原分流河道沉积是辫状三角洲平原沉积的主体, 由单期或多期河道叠加组成, 单层砂体向上逐渐变细, 发育交错层理或平行层理, 见于J2x3段和J2x1段.J2x1段主要分布在南矿带, 部分地段具有辫状河道沉积特点, 该地段见3期分流河道叠置砂体.而在八仙口地区变成两期河道叠加砂体.底部为灰白色、黄色砂质砾岩, 分选性差, 次棱角状, 砾径为2~4 cm.成分以花岗岩岩屑为主, 局部见冲刷煤块, 煤块中见大量分散状黄铁矿(FeS2), 疏松, 见高岭土化, 局部见赤铁矿化.向上变为细砂岩, 顶部为煤层或含炭泥岩.

        图 3为十红滩南矿带附近的露头照片, 早侏罗统三工河组(J1s)为一套黄白色、灰色较纯泥岩, 夹有多个薄层状菱铁矿结核风化薄层.中侏罗统西山窑组一段(J2x)以明显的冲刷接触关系覆盖在三工河组之上, 岩性为含砾砂岩, 而且底部氧化强烈, 形成赤铁矿(褐铁矿)薄层(图 3a).底部下砾岩段为一套灰色分选、磨圆都很差的近源泥石流沉积, 颗粒大小混杂, 泥质含量很高, 粗碎屑多为棱角状(图 3b).而底部上砾岩段为黄色、灰黄色砾岩, 分选、磨圆较好, 泥质含量低, 碎屑有一定的磨圆, 地层有较好的孔渗性(图 3c).

        图  3  三工河组与西山窑组(J2x)分界处露头

        Figure 3.  The photos of outcrop showing the boundary between the Sangonghe Formation and Xishanyao Formation

        J2x3段在八仙口地区分布比较稳定.砂体厚度较大, 砂体以灰色砂质砾岩、含砾粗砂岩为主, 底部见粘土化, 分选性较差, 次棱角-次圆状, 砾径为1~4 cm.砾石以岩屑、石英为主, 较疏松, 见平行层理和小型交错层理, 与下部泥岩呈冲刷接触关系, 部分地段见后生黄色、红色层间氧化的现象.

        (2) 废弃河道沉积.废弃河道早期是分流河道的一部分, 因此具有分流河道砂体的沉积特征, 但后期河流改道造成河道废弃, 因此砂体具有下凸上平的特点, 向两端逐渐尖灭.沉积物向上明显变细, 顶部以泥岩、泥质粉砂岩沉积为主, 见水平层理或部分滑塌构造.在气候潮湿情况下可形成废弃湖, 后可沼泽化形成煤层, 十红滩地区有少量的露头点可以识别出废弃河道沉积.

        (3)洪泛、沼泽沉积.洪泛、沼泽沉积以泥岩为主, 局部夹粉砂岩或细砂岩, 为洪水期越岸河水沉积, 以垂向沉积方式为主, 多为块状构造.岸后洼地常形成沼泽, 有机质含量较高, 可形成煤层.J2x1段和J2x3段内各旋回上部具有灰色、青灰色泥质粉砂岩、泥岩, 泥质粉砂岩夹细砂岩层, 以块状为主, 含大量炭屑与植物根茎化石, 夹多个薄煤层, 煤层裂隙中见大量的黄铁矿充填.局部发育水平层理, 主要分布在分流河道两侧, 或垂向沉积在河道砂体之上.在十红滩-八仙口地区4号勘探线剖面中(图 4, 勘探线号见图 1), 底部西山窑组一段主要由辫状三角洲平原漫滩沼泽微相和平原分流河道平原微相组成, 岩性为一套含砾砂岩、炭质泥岩和煤层.而西山窑组三段则为辫状三角洲平原上的分流河道与洪泛微相组成, 岩性主要为一套红色中粗砂岩、厚层泥岩, 而在盆地中心, 泥岩为黄色、灰色, 砂岩则为灰色.

        图  4  吐哈盆地十红滩-八仙口地区4号线沉积微相分析剖面s

        Figure 4.  Analysis of depositional facies and microfacies for the target layer along the exploration line No.4 in Shihongtan-Baxiankous

      • 三角洲前缘是水动力和沉积物最为活跃的地方, 形成的沉积微相主要与蚀源区沉积物输入的速度有关.一般情况下, 蚀源区输入愈快、量愈大, 则沉积物粒度愈粗、砂体愈厚, 且分流河道活跃而发育; 相反, 则分流河道不发育, 而分流间湾发育.在研究区, 盆地中十红滩至苏巴什地区主要含矿目的层的沉积环境为辫状三角洲前缘.

        (1) 水下分流河道.水下分流河道以灰色中砂岩、含砾粗砂岩沉积为主, 分选中等, 碎屑以石英和变质岩屑为主, 疏松, 次棱角-次圆状.向上逐渐变细过渡为中细砂岩, 具明显的正粒序特征.图 4中, ZK4-3孔160~130 m处, 由一向上变细的正序列沉积, 根据岩性组合特征及测井曲线综合判断为辫状三角洲前缘水下分流河道微相沉积, 砂体被后期含铀含氧流体氧化为黄色.ZK4-11孔中, 水下分流河道微相序列在175~155 m之间, 为一层较厚的灰色砂体; 而在该孔的225 m和115 m处也分别见有一层水下分流河道砂体, 约10 m, 砂体被氧化成黄色、浅黄色.在工业矿体孔ZK4-13中, 西山窑组二段由水下分流河道(SDC)和分流间湾(IDB)微相共同组成.在250~230、210~190、175~150和115~95 m处分别发育四期水下分流河道充填, 工业铀矿化位于210~190 m处的水下分流河道沉积中(图 4).图 5为八仙口地区32号勘探线ZK32-25孔的岩心观察、微相分析图, 显示十红滩-八仙口地区目的层较少钻穿西山窑组一段(J2x1), 因为该段地层埋深较大, 目前的铀矿勘探钻孔很少设计较深孔来钻穿该段地层.西山窑组二段的辫状三角洲前缘相由水下分流河道和分流间湾组成, 砂体垂向上较薄, 但横向上较连续, 且固结程度不高, 较疏松, 有利于含铀含氧流体的渗入成矿.

        图  5  十红滩-八仙口ZK32-25钻孔岩心观察与沉积微相解释

        Figure 5.  Observation and interpretation of drilling cores from Borehole ZK32-25 in Shihongtan-Baxiankou

        (2) 分流间湾.分流间湾是辫状三角洲前缘相的主要微相之一, 由一套灰色、灰黑色泥岩、粉砂岩构成, 其中局部夹有薄层中细砂岩, 常与薄煤层互层及与分流河道沉积交替出现.泥岩以块状为主, 发育水平层理, 也见波状层理.在图 4中, 各个钻孔均发育该微相, 尤其是ZK4-15和ZK4-17钻孔中, 西山窑组二段的间湾微相除了由灰色、深灰色泥岩组成以外, 局部还夹有薄煤层, 为有机质集中发育层段.在图 5中, 西山窑组二段(J2x2)由前缘分流河道和前缘分流间湾组成, 间湾微相主要由灰色较纯的泥岩夹薄层煤线组成, 垂向上与黄色、灰色的砂岩、砾岩频繁地互层, 为典型的三角洲前缘相.

        (3) 河口砂坝.平原分流河道入湖后, 由于前缘坡度变缓, 湖水阻力增大, 河道经常发生分叉作用, 在河道分叉处的前缘则易形成河口坝沉积.主要为薄层细砂岩、粉砂岩或含砾细砂岩沉积, 垂向上具有明显向上变粗的反韵律特征.在河口坝的砂体内部, 多出现平行层理和波状层理, 少见有冲刷面.河口坝微相在十红滩-八仙口地区的三角洲前缘水下分流河道的末端比较发育, 尤其是西山窑组二段的中下部分; 另外, 在其各条勘探线剖面的北部钻孔中也很发育.图 4中的ZK4-15和ZK4-17两个钻孔中, 西山窑组二段主要由河口坝、分流间湾、水下分流河道微相组成, 河口坝沉积是这两个钻孔中目的层沉积微相的重要特征.河口坝砂体岩性以灰色中细砂岩为主, 以典型的倒粒序沉积韵律为特征, 上、下多为泥岩层, 有时上部叠置分流河道砂体, 单层砂体厚度在10~15 m, 砂体疏松, 部分地段见明显的后生层间氧化作用.例如ZK4-15孔中西山窑组二段最上部的河口坝砂体遭受后期氧化, 而ZK4-7钻孔中河口坝砂体无后期氧化现象(图 4).

      • 岩性以灰色、灰黑色炭质泥岩、粉砂岩, 夹薄层中、细砂岩为主; 常夹多个薄煤层, 见炭屑、植物根茎化石和浮游动物化石, 富含黄铁矿.泥岩较厚, 水平层理发育.测井曲线上呈平直齿峰状.主要分布在西山窑组一段(J2x1)底部和西山窑组二段(J2x2)顶部, 垂向上有时能重复出现几次.该微相的发育跟湖泛事件有关, 一般在湖盆的周边出现一些滨浅湖沼泽环境, 形成多层薄煤层组合.

        综合研究区露头观察, 单井、连井钻孔剖面分析, 结合岩心观察和测井曲线的相识别标志, 笔者恢复了十红滩-八仙口地区含矿目的层西山窑组二段的沉积相、微相等环境(图 6).盆地南部(十红滩南部)觉罗塔格山隆起区主要由中石炭统迪卡尔组(C2d)的变质的海相砂岩、泥灰岩、硅质岩, 下石炭统雅满苏组(C1y)砂岩、砾岩与安山岩, 以及花岗岩质岩类组成.中侏罗世时期, 它们的风化剥蚀产物被地表水流带入盆地中形成辫状三角洲体系(图 6).在隆起剥蚀区与十红滩之间形成了比较宽广的辫状沉积平原, 因新生代以来的挤压缩短作用, 该辫状平原已经不复存在.从十红滩向北广大地区, 由于辫状河直接进入湖盆中形成了辫状三角洲体系.在十红滩附近(即0号勘探线)则形成辫状三角洲平原, 向北依次形成辫状三角洲前缘与前三角洲.在十红滩至八仙口地区主要为辫状三角洲前缘相, 由前缘分流河道和前缘分流间湾微相构成.这两个微相在水平方向上频繁的迁移形成了在垂向上可见的多层砂岩、泥岩互层结构.再往北则是盆地深湖、半深湖区, 也就是前辫状三角洲, 主要由厚层的较纯泥岩组成.

        图  6  吐哈盆地西南缘西山窑组二段时期辫状三角洲体系

        Figure 6.  The depositional model of the braided delta system of the second member of Xishanyao Fm. (J2x2) along the southern margin of the Turpan-Hami Basin

      • 笔者将多次采取的样品进行了镜下观察分析, 对砂岩的成分、结构构造以及砂岩所反映的大地构造性质进行了探索性研究.显微镜观察统计表明, 目的层砂岩碎屑颗粒主要为石英、长石、岩屑和少量的重矿物.石英碎屑既有单晶的, 也有多晶的.石英颗粒总体以次棱角状为主, 个别为次圆状, 磨圆较差.石英平均含量不高, 约为28%, 大部分样品中石英含量在20%~32%之间, 个别样品含量更少, 最少仅为17%.多数单晶石英表面干净, 无波状消光(图 7a, 7b), 也有部分具有云片状和带状消光的石英碎屑, 部分颗粒具熔蚀结构.还有少量的颗粒边界具有明显的缝合状, 为多晶石英, 具强波状消光.

        图  7  十红滩-八仙口地区目的层砂岩镜下鉴定特征

        Figure 7.  Microscopic petrography of the target layer in Shihongtan-Baxiankou

        长石的含量通常比石英要少, 平均含量在10%~15%之间, 可分为碱性长石和斜长石(图 7c, 7d).碱性长石主要包括正长石、微斜长石和条纹长石, 部分样品中见透长石.多数长石蚀变明显, 主要有粘土化(高岭石化)、水云母、绢云母化(图 7c, 7d).部分颗粒表面具铁质风化物.长石颗粒风化蚀变作用并不彻底, 多数原始颗粒性质仍可辨认, 隐约可见晶体特征.砂岩中还见成岩后期碳酸盐矿物交代现象, 局部交代强烈.

        目的层砂岩中岩屑组分含量极为丰富, 且成分复杂, 有大量的凝灰岩、中酸性火山岩(图 7a, 7b)、花岗岩、变质砂岩, 少量的板岩、片岩(图 7d)、千枚岩及微晶石英岩, 偶见糜棱岩岩屑.样品中岩屑含量一般为47%~75%, 平均为58%左右, 少量花岗岩以砾石出现.重矿物主要是绿帘石、电气石、榍石、锆石以及钛铁矿、板钛矿、独居石, 总含量 < 1%.灰色还原砂岩中含较多的炭化植物碎屑、微块状炭屑、煤层、粉末状炭质物, 而黄色的氧化砂岩中则少见.

        笔者对十红滩-八仙口-苏巴什地区含矿目的层西山窑组二段砂岩66件样品进行了镜下观察和碎屑颗粒的分析统计, 并将结果进行投图分类, 采用Folk(1968)的砂岩分类方法, 在(Q-F-L)三元图上进行投图(图 8).从图中可以看出, 吐哈盆地十红滩-八仙口-苏巴什等地区砂岩类型主要为长石质岩屑砂岩和岩屑砂岩, 仅一个样品为长石岩屑砂岩.少量样品的基质含量较高(>15%), 为长石质岩屑杂砂岩及岩屑杂砂岩.

        图  8  十红滩-八仙口-苏巴什地区目的层砂岩分类s

        Figure 8.  The sandstone types of the target layers from classification in Shihongtan-Baxiankou-Subashi

      • 权建平等(2006a)的研究结果表明, 吐哈盆地十红滩矿床是一个典型的层间氧化带砂岩型铀矿, 矿化的控制因素有铀源、构造、沉积体系、氧化带发育程度、地下水变异等.多年的勘探实践为弄清吐哈盆地南缘十红滩-八仙口地区铀矿特征及矿化控制因素创造了条件.从图 9中可以看出, 侏罗系与古近系(鄯善群Esh)呈明显的角度不整合接触, 接触界线在平面上呈蛇曲状弯曲.16号勘探线与31号勘探线之间为十红滩背斜, 它控制了南矿带的发育, 其中心部位出露下侏罗统的八道湾组(J1b).在背斜的东部、鄯善群露头的北部, 即0号勘探线至15号勘探线之间发育了很好的铀矿化.背斜的西部, 即16号勘探线两侧, 0号勘探线至48号勘探线之间也发育了很好的铀矿化, 这些铀矿化都受到西山窑组一段(J2x1)、二段(J2x2)、三段(J2x3)氧化前锋线的控制.而远离背斜的西部, 即32号至96号勘探线之间, 西山窑组各段的氧化前锋线似乎与盆地边缘大致平行, 但局部向盆地中心方向突出, 它反映了自南向北的层间渗入氧化成矿作用的方向的变化.0号线至63号线之间的北矿带主要受鹰嘴崖断裂的控制, 矿体大致与鹰嘴崖断裂平行, 矿化主要发育在西山窑组三段中, 受三段前锋线的控制(J2x3).

        图  9  十红滩-八仙口地质简图与铀矿化分布

        Figure 9.  The sketch geological map and uranium mineralization distribution in the study area

        铀矿体的形态跟成矿作用方式和砂体的厚度及连续性有关, 吐哈盆地南缘十红滩-苏巴什地区的铀矿化主要由层间渗入氧化作用造成, 单层砂体的厚度为几米至十几米, 由辫状三角洲前缘分流河道沉积的砂体在侧向上的连续性稳定, 渗透性较好, 往往形成板状或小型卷状.图 10a为八仙口地区20号勘探线剖面中钻孔ZK20-9和ZK20-11两个孔之间的氧化带与矿体分布状况.矿化发育在西山窑组二段地层中, 富矿砂体为辫状三角洲前缘分流河道砂岩.在ZK20-9孔的350 m处的砂体完全氧化, 伽马曲线在氧化砂体的上下界面处见弱异常, 而在ZK20-11孔中的340 m处砂岩中见工业矿化, 矿化最强的是砂体的中心部位, 由两孔矿化连起来的矿体为一拉长的"卷状"矿体.图 10b是28号线3个钻孔的连井剖面.在ZK28-9孔的290~310 m处为前缘分流河道砂岩和粉砂岩中见矿化异常; 在330~340 m处附近见薄层黄色氧化砂体.ZK28-10钻孔的350~368 m处发育砂岩夹薄层泥岩, 上部较粗的砂体遭受氧化呈黄色, 下部靠近间湾泥岩的粉砂岩保持还原灰色, 工业铀矿化发育在氧化至还原的过渡部位, 也就是分流河道砂岩与间湾粉砂和泥的交界处.在该孔的310~320 m处的灰色砂岩中也见铀矿化现象.在ZK28-7钻孔的350~360 m深处见薄层砂体夹薄层泥岩, 部分砂岩被氧化呈黄色, 见微弱的异常.该孔的上部320 m处的灰色粉砂岩中见铀矿化异常.图 10显示, 西山窑组二段下部水下分流河道砂体被氧化为黄色, 矿体发育在ZK28-10孔中.综合分析认为, 在该剖面中的铀矿体为板状, 且分布在两个微相接触界面附近.

        图  10  吐哈盆地八仙口地区矿体形态

        Figure 10.  Shapes of the uranium ore bodies in Baxiankou, Turpan-Hami Basin

        十红滩-八仙口地区的铀矿化产于西山窑组二段(J2x2)和三段(J2x3)的砂岩中.目的层砂体富含炭化植物碎屑和黄铁矿, 通常在灰白色粗砂岩中见铀矿化.与矿化伴生的主要有黄铁矿和有机质.黄铁矿多呈星点状晶体颗粒出现在石英、长石颗粒的周围.铀矿物主要以沥青铀矿和含钛的沥青铀矿为主, 且多以吸附状态存在.探针分析结果表明, 八仙口地区在ZK12-30孔样品中发现了铀矿物, 颗粒大小为几微米至10微米(图 11a, 11b).矿石为灰色含砾粗砂岩, 铀矿物吸附于黄铁矿晶体的表面以及长石、石英颗粒间的空隙中.图 11c11d为十红滩北矿带ZK27b-b孔铀矿物背散射图, 综合判断铀矿物为含钛沥青铀矿, 颗粒细小, 约为几微米, 以吸附态存在于石英和长石颗粒之间的空隙中.另外在石英颗粒的表面也见有吸附的铀矿物.本次所测试的其他样品中的铀矿物钛含量较高, 如在TH12-45孔中样品测得TiO2的含量高达53.68%.沥青铀矿颗粒细小, 主要与矿石中的粘土矿物、粉末状黄铁矿、炭屑共生.闵茂中等(2003, 2006)对十红滩地区铀矿物做了分析测试, 显示矿石中的铀主要赋存在粒径 < 0.045 mm的矿化砂岩填隙物中.沥青铀矿多被吸附, 且铀矿物中TiO2的含量较高.

        图  11  十红滩-八仙口矿床铀矿物背散射电子图像

        Figure 11.  The BSE images of uranium minerals in sandstones in Shihongtan-Baxiankou

      • 吐哈盆地的铀矿化特征已有多个学者进行了探讨(潘蔚等, 2003; 吴柏林等; 2003a, b; 徐高中, 2003; 乔海明等, 2005), 他们主要是从构造演化、古流体与水动力条件、蚀变地球化学、有机质-煤-油气和古气候等方面探讨砂岩型铀矿的成矿作用.李保侠(2002)李保侠等(2005)在研究吐哈盆地层间氧化带成矿时指出, 吐哈盆地南缘发育两种类型氧化带, 一类是潜水氧化带, 呈面状分布, 形成了相应的含铀煤型、砂岩型、泥岩型铀矿化异常; 另一类是层间氧化带, 在中下侏罗统的八道湾、三工河、西山窑组中均有发育, 具有侧向分带现象.陈宏斌等(2007)研究认为, 吐哈盆地西南缘层间氧化带具有明显的分带性, 按矿物组合和地球化学特征可以分为氧化带、氧化还原过渡带和还原带.

      • 铀源是铀成矿系统中的重要物质基础, 良好的铀源体是砂岩型铀矿形成的一个决定性条件(黄世杰, 1997; 陈祖伊, 1999).目前, 国内外对铀源的评价既有定性的, 也有定量的.铀源的形成有3种观点:一是铀来自不断被破坏的蚀源区岩石, 如花岗岩、火山岩或含铀较高的地层; 二是从含矿层本身的岩石中被活化萃取出来(陈戴生等, 1997; 吴伯林等, 2005); 三是深源溶液或流体的带入(吴伯林等, 2005).

        当前较多的研究者认为, 砂岩型铀矿较好的铀源岩石是花岗岩, 因为花岗岩中的铀含量较高, 且容易被淋滤迁出, 也就是说, 含氧的大气降水在蚀源区从含铀较高的花岗岩体中淋滤出铀就可形成含铀含氧流体, 并向盆地中可渗透的砂岩中迁移成矿.Rosholt et al.(1973)Stuckless and Nkomo(1978)通过U/Pb同位素分析, 估算Sweetwater隆起上的花岗岩丢失了70%的铀, 为怀俄明盆地砂岩型铀矿的形成提供了大量的铀源, 花岗岩是铀成矿的重要铀来源.

        吐哈盆地南缘觉罗塔格山蚀源区主要由一系列古生界火成岩系地层和大量的海西期侵入岩以及少量的变质岩组成.海西期侵入岩主要由闪长岩、斜长花岗岩、正长花岗岩、碱性花岗岩、钾长花岗岩-花岗斑岩等组成, 呈岩基、岩株状产出.侵入岩体中铀含量为0.7×10-6~4.0×10-6, 是重要的富铀体.另外, 目的层岩石学研究表明, 砂岩中大多数石英表面干净, 无明显的波状消光, 反映砂岩物源为岩浆岩.砂岩中部分石英碎屑呈云片状、带状消光, 具有溶蚀结构特征以及少量的石英具多晶结构, 且有强烈的波状消光, 它们共同反映了目的层砂岩的火山岩和变质岩来源.

        夏毓亮等(2004)研究认为, 吐哈盆地侏罗系地层中碎屑岩和火山碎屑岩ΔU均为负值, 其中碎屑岩可高达-69%, 表明地层岩石U丢失明显.笔者通过对40件钻孔砂岩样品的U-Pb同位素演化特征研究发现:(1)原生带砂岩现测铀含量为3.78×10-6, 原始铀含量为4.521×10-6, ΔU为-16.35%;(2)矿化样品中铀富集明显, 现测铀含量平均值是原始铀含量平均值的3倍; (3)矿石样品的ΔU可达977.84%, 且全部为获得铀, 为后生成矿所致; (4)铀预富集程度越高, 铀矿化也越好.这一现象反映出沉积砂体铀的预富集是该砂体铀成矿的重要因素, 而这些砂体的物质来源主要为火山碎屑岩和花岗岩源岩.

      • 沉积相和微相对砂岩型铀矿矿化的控制明显.我国知名的伊犁盆地南缘的铀矿化受沉积相的控制已经引起了学界的高度重视, 陈奋雄等(2016)在研究伊犁盆地红海沟地区的矿化时认为, 西山窑组上段砂体厚度及砂体内泥质夹层变化导致地下水的流速流向发生变化, 辫状河道(心滩)砂体与洪泛泥质披盖构成的砂-泥结构对层间氧化带在空间上的发育规模和形态起主控作用.张云等(2016)研究鄂尔多斯直罗组下段沉积与铀矿化的关系时得出, 矿化产于辫状河沉积体系中的低可容空间体系域粗碎屑岩中.由此可见, 辫状河道侧向迁移强, 河道内砂体相互切割改造, 早期河道上部细粒沉积多被晚期河道改造移除, 因此, 形成了厚度大、横向范围广、泥岩夹层少的大砂体.这些砂体间相互连通性好, 有利于后期含铀含氧流体在其中的运移推进, 形成铀矿化.

        漆富成等(2007)研究指出, 鄂尔多斯直罗组下段中铀矿化与地层特殊结构所构成的岩性-岩相组合与油气阻滞-储集域的空间配置有关.因为, 直罗组下段发育辫状河流相河道亚相砂体, 其下发育延安组湖沼相泥岩和煤层, 其上又发育泛洪平原相、河漫滩相和滨浅湖相泥质粉砂岩、泥岩.这就形成了泥-砂-泥(煤)的地层结构, 这个结构有利于含铀含氧流体的流动、发育层间氧化带及后期油气在砂岩中的迁移形成二次绿色还原.

        焦养泉等(2004)研究发现, 吐哈盆地南缘铀矿化主要发育于西山窑组中.西山窑组的下段和上段之所以能大规模地成矿主要取决于地层中均发育了特大规模的、具有高孔隙度和渗透率的辫状河道(微相)砂体, 以及与之相配套的泥岩隔水层(湖相), 垂向上构成泥岩-砂岩-泥岩的岩性型式, 河道砂体能成为相对独立的流体流动单元, 有利于层间氧化带及铀矿化的发育.

        前人对沉积相控制铀矿化的研究大多局限于大尺度、较宏观、定性方面.而对于铀矿化究竟受哪些微相的控制探讨有限.笔者对吐哈盆地南缘十红滩-八仙口地区的钻孔资料进行了收集整理, 统计了大多数钻孔的砂体厚度、砂/泥比, 绘制了西山窑组二段的砂体等厚图、砂/泥等值线图, 并在这些图件的基础上, 绘制了沉积微相图(图 12).图 12中0号勘探线在图的最东边, 位于十红滩背斜的轴部(图 9).图 12的范围相当于十红滩背斜轴部至八仙口东部64号勘探线(位置见图 1).图 4显示, 4号线剖面上, 西山窑组二段主要是辫状三角洲前缘相, 其微相有水下分流河道(SDC)、分流间湾(IBD)、河口坝(MB), 铀矿化主要发育在水下分流河道砂岩中.在ZK4-13孔以北, 0号线与8号线之间为辫状三角洲前缘河口坝微相, 工业孔ZK4-13和矿化孔ZK8-6正好分布在分流河道微相与河口坝微相的交界面上(图 12).在20号至28号线之间, 西山窑组二段的矿化相对较好, ZK20-11为工业矿化孔, 赋矿砂体虽然为河口坝砂体, 但矿化离河口坝微相与水下分流河道微相界面较近(图 12).ZK24-9也是工业矿化孔, 正好位于两个微相(MB/SDC)之间, 矿化主要发育在水下分流河道砂体中; ZK28-10还是工业矿化孔, 分布在水下分流河道微相与分流间湾微相靠近分流河道一侧(图 12).40号线以西的钻孔于西山窑组二段中的矿化孔较少, ZK48-2为唯一工业矿化孔, 矿化主要赋存在以分流间湾为主的细粒沉积物粉砂质泥岩中, 但距离水下分流河道与分流间湾微相的界面不远.ZK40-1孔为一矿化孔, 其矿化特征与ZK48-2相似(图 12).

        图  12  十红滩-八仙口地区西山窑组二段沉积微相与铀矿化关系s

        Figure 12.  Relationship between depositional microfacies and uranium mineralization within the Xishanyao Fm., Shihongtan to Baxiankou

        从上述矿化分布情况来看, 十红滩-八仙口地区西山窑组二段的铀矿化的主要控制因素为辫状三角洲前缘分流河道、分流间湾、河口坝等微相之间的接触界面, 这是因为微相与微相之间的变化反映了岩性、结构、构造之间的变化.通常情况下, 一方面, 岩性变化会导致岩石的孔隙度、渗透性改变, 进而形成一个物理界面, 阻滞流体的流动.例如分流河道微相主要由孔渗性较好的砂砾岩组成, 而分流间湾微相则由孔渗性很差的泥岩、粉砂岩组成, 它们的接触界面附近就是流体运动的阻滞带.河口坝微相砂体虽然主要由砂岩组成, 但常见泥岩薄层, 它的渗透性虽然比分流间湾微相好很多, 但比分流河道砂体还是差很多.另一方面, 两种微相之间还可能是一个化学界面, 因为不同的微相中有机质含量不同, 这样就会造成一个还原能力截然不同的化学界面.例如, 分流间湾微相沉积物中, 有机质含量通常很高, 有时候还会出现间湾薄煤层; 而水下分流河道砂体中含有少量的有机质, 虽然具有一定的还原能力, 但是与分流间湾的还原能力相差很大, 因此, 分流间湾与分流河道之间的界面就是一个对含铀含氧流体的还原化学作用影响有很大差异的化学界面.无论是物理界面, 还是化学界面, 含铀含氧流体在流经界面附近时, 其运动的速度和化学性质因此而改变, 从而流体中的U被阻滞、还原、富集、成矿.

      • 徐高中(2003)研究吐哈盆地南缘铀矿化形成与构造演化关系时指出, 觉罗塔格山中新生代的次造山作用形成的艾丁湖斜坡带, 使得中下侏罗统水西沟群长期接受承压水的缓慢渗流, 后生氧化作用持续发育对成矿有利.吴伯林等(2003a)利用岩石后生蚀变和气-液包裹体手段研究认为, 水西沟群含矿目的层中存在明显的两次古流体的作用, 早期酸性氧化流体, 形成红色或黄色蚀变岩石组合; 晚期碱性还原性流体作用, 主要形成钙质层.前者对成矿有利, 后者对成矿不利.吐哈盆地南缘十红滩-苏巴什地区砂岩型铀矿的赋矿砂体为中侏罗统西山窑组.矿石中的矿石矿物主要是沥青铀矿和含钛铀矿物.对于矿床的成矿年龄前人做过一些相关的工作.向伟东等(1999)直接利用观测结果计算获得过十红滩矿床的成矿年龄.而夏毓亮等(2004)测试了铀矿石样品的U-Pb同位素组成, 再用U-Ra平衡系数进行了测定及铀含量的修正, 并进行了这些样品的U-Pb等时线拟合, 获得了该矿床两个主要铀成矿年龄值, 即28±4 Ma和48±2 Ma.

        有很多学者对层间氧化带成矿的水动力条件进行过探讨(陈法正, 2002; 乔海明等, 2005; 王军堂等, 2008; 聂逢君等, 2010), 前苏联铀矿地质学家在提出水成铀矿理论时就特别注意了水动力条件在成矿过程中的重要性.由图 9可知, 氧化前锋线的分布受背斜和断裂联合控制, 成矿作用的发生与盆地构造的形成演化密切关联.褶皱构造和断裂构造在一定程度上控制着矿化的分布, 而这种构造的形成又与盆-山耦合作用分不开.事实上, 层间氧化带砂岩型铀矿在形成过程中一直受到构造作用的控制.例如, 中亚地区卡拉套造山带两侧的铀成矿作用就明显受隆起作用的影响, 以及北美地区卷状(层间氧化带型)铀矿主要产于数百至数千平方千米的山间盆地中, 矿床的形成与北美的拉拉米运动(K2/E)有关(Lipman et al., 1972).吐哈盆地在早-中侏罗世时期, 主要是造山作用之后的松弛伸展作用下形成了煤系地层含矿目的层砂岩.后来的挤压抬升作用, 一方面让源区岩石暴露地表, 接受风化剥蚀, 岩石中的铀被淋滤; 另一方面, 抬升作用是形成含铀含氧流体流动所需斜坡条件的重要保障, 这种先伸展、后挤压的构造演化在时空上的"合理"搭配, 且抬升作用不强也不弱的前提下形成了氧化带砂岩型铀矿的"黄金组合"成矿条件, 这就是前苏联学者提出的"次造山成矿"理论的核心所在.因此, 适当的水力坡度所形成的地下水的补-径-排是形成层间氧化带砂岩型铀矿的重要原因.吐哈盆地十红滩矿床含矿目的层是西山窑组的一套含煤砾岩、含砾中-粗砂岩, 渗透系数为0.14~0.53 m/d, 地下水中铀含量高达2.245 1 mg/L, 铀以UO2(CO3)2形式迁移(乔海明等, 2005).盆地南部的觉罗塔格山的抬升, 使得来自南部隆起区的含铀含氧流体不断地向北, 向盆地中心迁移, 当到达沉积辫状三角洲微相的界面附近时, 这些微相所形成的化学障或物理障就可将U从含铀含氧流体中截获下来并富集.

      • 吐哈盆地自十红滩铀矿床发现以来, 陆续在十红滩西部的八仙口和苏巴什等地区发现了铀矿化, 同时在十红滩东部地区的白石滩和白咀山也有铀矿点的发现.然而, 到目前为止, 十红滩东部、西部地区还没有重大突破.究竟是什么原因造成了这种状况呢?笔者研究认为, 以十红滩为界, 东、西两侧的构造抬升强度不一样是主要原因.因为, 在早、中侏罗世目的层沉积时期, 十红滩地区是盆地西南缘沉积物供应中心, 发育辫状三角洲平原相, 沉积物粒度偏粗, 主要为平原分流河道砾岩、含砾粗砂岩、砂岩等.而在十红滩两侧的八仙口-苏巴什以及白石滩-白咀山发育的是辫状三角洲前缘相, 沉积物粒度偏细, 主要为前缘分流河道、河口坝、分流间湾组合的砂岩与泥岩互层.由此可见, 以十红滩为中心的物源体系向北西、北东方向输送沉积物, 随着输送距离增加, 沉积物粒度变细.有理由推断, 在目的层沉积期, 八仙口-苏巴什及白石滩-白咀山所对应的南部觉罗塔格山没有独立物源, 也就是说, 这两个地区构造抬升作用不如十红滩强.然而, 近代-现今构造(新生代)表明, 十红滩往西, 构造抬升作用逐渐增强; 十红滩往东, 构造抬升作用逐渐减弱.这说明, 构造强或构造弱对成矿均不利, 只有适度的造山作用, 也就是"次造山"才最有利于成矿.由上述分析得出, 除了十红滩以外, 无论是东侧还是西侧, 其铀成矿条件均不如十红滩.所以, 两侧要寻找出超过十红滩矿床的铀矿化难度很大, 但找寻出较小规模的铀矿床(铀矿化)是有可能的.

      • 笔者通过吐哈盆地南缘构造、地层特征, 重点进行了铀矿含矿目的层沉积相与微相、砂岩岩石学、铀矿化的宏观与微观等研究, 得出了以下结论:

        (1) 十红滩、八仙口、苏巴什地区主要含矿目的层为西山窑组二段, 其次为三段与一段.西山窑组二段钻孔岩心与测井曲线分析表明, 目的层的沉积相为辫状三角洲前缘相, 它主要由水下分流河道微相、河口坝微相、分流间湾微相组成.西山窑组一段、三段主要为辫状三角洲平原相, 其微相为平原分流河道、废弃分流河道、平原洪泛及平原沼泽等.目的层砂岩岩石类型为岩屑砂岩、长石岩屑砂岩, 个别岩屑长石砂岩.砂岩的碎屑颗粒中, 石英平均含量在28%左右, 大部分样品中含量在20%~32%之间.长石平均含量为10%~15%, 有正长石、微斜长石、条纹长石和斜长石, 部分样品中见透长石.多数长石蚀变明显, 有粘土化(高岭石化)、水云母、绢云母化.岩屑含量高, 且成分复杂, 有凝灰岩、中酸性火山岩、花岗岩、变质砂岩, 少量的板岩、片岩、千枚岩及微晶石英岩, 偶见糜棱岩, 岩屑含量在47%~75%之间, 平均为58%左右.

        (2) 铀矿化主要分布在十红滩背斜的两翼和鹰嘴崖断裂的南、北两侧, 以及八仙口、苏巴什、白石滩等部分地区.矿体在平面上呈条带状, 剖面上为板状和拉长的卷状, 单层矿化厚度不大.铀矿物主要为沥青铀矿和部分含钛铀矿物, 颗粒很细, 约为几微米, 最大不超过10 μm.铀矿化与目的层沉积相关系密切, 受微相控制明显.在十红滩-八仙口地区, 层间氧化带以十红滩为起点, 自南东向北西方向发育.西山窑组的二段辫状三角洲前缘分流河道砂体在含铀含氧流体作用下被氧化, 当流体遇到水下分流河道微相与河口坝微相, 或分流河道微相与分流间湾微相界面时, 这个既是物理的也是化学的界面对流体的流动起阻滞作用和还原作用, 使得流体中的铀被还原、富集, 从而形成矿化.

        (3) 铀矿化的控制因素一是含矿目的层的沉积相和微相, 相界面控制明显.其次是构造的抬升作用.早、中侏罗世目的层沉积时期, 十红滩地区构造抬升较强, 为西南缘的物源中心, 自此中心再向两侧地区提供物源.新生代成矿时期, 十红滩地区构造抬升适度, 有利于含铀含氧流体持续渗透成矿, 而两侧的其他地区, 东部太弱、西部太强均对成矿不利.所以, 找矿潜力还是十红滩地区最大, 两侧其他地区变弱.

    参考文献 (109)

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