哈密盆地十红滩层间氧化带型铀矿床成因分析

哈密盆地十红滩层间氧化带型铀矿床成因分析

新疆吐鲁番-哈密盆地（吐哈盆地）10号洪涝区是中国的大型地层氧化带砂岩炮矿带。目前，该矿床已进入半工业区的浸泡和勘探阶段，但对其形成机制以及含矿层的物质来源有不同的看法（王宝群，2000；李占双，2002；全勇等，2006；闵茂忠，2006）。由于稀土模式的形态变化对物质来源、溶液化学和水—岩相互反应是敏感的,包含着非常丰富的地质信息(谢书成等,1997)。稀土元素地球化学在成矿、成岩研究中成为重要的内容,它不仅可反映矿质和流体来源,而且可示踪流体活动踪迹和成岩、成矿作用(朱西养,汪云亮,2005,2007)。可能对于具有外生性质的水成铀矿床—层间氧化带砂岩型铀矿床形成的地球化学过程也具有重要的指示作用,因此本文试图根据我国十红滩砂岩型铀矿床不同地球化学分带岩石稀土元素的变化特征,结合蚀源区觉罗塔格山主要岩石的稀土元素含量,揭示该矿床容矿主岩的物质来源、源岩类型及水—岩相互作用的地球化学机理。1铀矿床:水土资源丰富、矿体变化的砂体矿床十红滩铀矿床位于吐哈盆地西南缘的艾丁湖斜坡带上。区内盆地基底为早、中石炭世地层,自下而上依次为小热泉子组(C1x)、雅满苏组(C1y)和迪坎尔组(C2d),为一套富铀中性火山岩、熔岩、凝灰岩及海相变质碎屑岩。盆地盖层主要为中—下侏罗统水西沟群(J1-2sh),局部见古近系鄯善群(E2-3sh),地表普遍被第四系洪积砂、砾石层覆盖。蚀源区觉罗塔格山由泥盆纪、石炭纪及少量二叠纪中基性—中酸性火山岩、火山碎屑岩及浅变质海相碎屑岩、碳酸盐岩和混合岩、花岗片麻岩、花岗岩、花岗伟晶岩脉、黑云石英斜长片岩、细晶大理岩等变质碎屑岩组成。该矿床属于典型的层间氧化带砂岩型铀矿床。含矿主岩分别为中侏罗统西山窑组(J2x)第一、三岩性段的辫状河流相砂体,属潮湿环境下的含煤碎屑岩建造,砂体主要为粗、中、细粒长石砂岩,部分为岩屑砂砾岩或者砾岩。主要矿物成分为:石英,长石类,黑云母,其它自生矿物有水云母、高岭石、方解石、黄铁矿等。岩屑成分较为复杂,主要为凝灰岩、板岩、片岩等,其次为中基性火山岩、糜棱岩、酸性火山岩、花岗岩、变质岩等。砂体上覆、下伏湖泊沼泽相泥岩、粉砂岩、煤层等,构成有利于层间渗入水运动和层间氧化带发育的泥—砂—泥组合。层间氧化带控制着该矿床的形成和铀矿床的分布范围,颜色以褐黄色为主,次为玫瑰红色。氧化—还原过渡带为灰色—深灰色,夹淡黄色、黄色斑点,含少量炭屑。原生带为灰色—深灰色,含炭屑和黄铁矿。矿体以卷状、似卷状赋存于层间氧化带前锋线上,其中位于第一岩性段的矿体长度1～2km,宽度200～300m,厚度3.5～8.4m,矿石品位0.0124%～0.1176%,平米铀量5.00kg/m2(矿石品位与矿层厚度、矿石密度的乘积)。位于第三岩性段的矿体延伸长度6km,宽度250～500m,厚度0.5～7.8m,矿石品位0.0108%～0.0824%,平米铀量2.61kg/m2。铀的主要存在形式有两种,即铀矿物和吸附形式铀,两者各占50%左右,吸附状铀与矿石中的粘土矿物、粉末状黄铁矿、白铁矿、炭屑的吸附有关。铀矿物主要有沥青铀矿、铀石、含铀钛铁氧化物等(权志高等,2002)(图1)。2岩石学和矿物学特征样品采自在十红滩铀矿床的铀矿勘查钻孔,样品为西山窑组第一、三岩性段的容矿层砂岩,按不同地球化学环境进行样品采集。样品刮净泥皮,装入干净的样品袋中。同时采集蚀源区觉罗塔格山的代表性岩石样。分析由核工业西北测试中心完成。分析结果见表1、2、3。3成岩年龄及沉积相容矿层不同地球化学分带岩石稀土元素的平均含量为94.20×10-6,低于地壳砂岩稀土元素的平均含量(100×10-6～200×10-6),也低于蚀源区主要岩石的平均含量,表明在侏罗系地层沉积过程中发生过稀土元素的迁出作用(表1、2、3)。经球粒陨石标准化后发现,不同地球化学环境岩石稀土元素的分布模式呈较平滑的右倾型,(La/Yb)N=6.43～11.52,大于1,较北美页岩组合样(La/Yb)N=5.1稍大(陈得潜,1996)。轻稀土明显右倾,(La/Sm)N=3.92～6.88,大于1,为轻稀土富集型。(Tb/Yb)N=0.91～1.75,重稀土相对平缓。而且各样品的曲线形态表现出良好的一致性,表明各地球化学分带岩石的具有相同物源和构造环境(图2、3)。元素Ce、Eu的异常反映在δEu、δCe值的变化上。δEu为Eu异常系数,可灵敏的反映体系内的地球化学状态,可作为鉴别物质的来源和判定构造环境的重要参数。Taylor(1983)发现太古宙的沉积岩主要呈无Eu异常或正异常,太古宙之后的沉积岩均为Eu负异常。赵振华(1993)认为活动大陆边缘的沉积物富重稀土,无Eu亏损;被动大陆边缘沉积物相对富轻稀土,为负Eu异常。现代高温地热系统(<250℃),如快速扩张的的太平洋脊,弧后扩张中心的劳厄盆地,均为正异常。别风雷等(2000)测的川西呷村黑矿型多金属矿床的主要成矿流体和蚀变岩石为Eu正异常,新鲜岩石为Eu负异常。Eu异常的产生主要取决于Eu2+—Eu3+平衡。在较高温热液蚀变过程中,Eu相对于其它稀土元素可能发生显著分馏。在温度大于250℃,Eu以二价形态存在,即使有大量的络合作用,三价Eu在温度不断升高的条件下也不能稳定存在(别风雷等,2000)。因此,Eu以Eu2+形式出现会导致热流体正Eu异常,反之则可出现Eu负异常。该矿床容矿层岩石的δEu为0.56～0.97,平均为0.67,小于1,说明形成于被动大陆边缘,属低温成岩成矿作用(<250℃)。稍低于蚀源区主要岩石的平均值(0.75),但与岩浆岩的δEu非常接近,均为负异常,表明容矿层岩石的物源主要为岩浆岩。在(La/Yb)N—REE图解中,容矿层的样品集中分布于靠近花岗岩的沉积岩分布区,与蚀源区岩浆岩样品分布区几乎重合,表明容矿层岩石来源于南部蚀源区,源岩类型可能主要为花岗岩。见图4。4在原油处理过程中，稀土元素的变化特征4.1层间氧化作用和重稀土元素沉积的关系从氧化带→→弱氧化带→→氧化—还原过渡带(矿石带)→→还原带,稀土元素总量依次为101.35×10-6、94.63×10-6、89.63×10-6、92.08×10-6,轻稀土元素依次为91.91×10-6、86.98×10-6、77.67×10-6、83.63×10-6。重稀土元素含量依次9.45×10-6、7.66×10-6、11.97×10-6、8.44×10-6。即不同地球化学分带岩石稀土总量的变化与轻稀土元素的变化趋势近似,而与重稀土的变化趋势正好相反,即从氧化带到氧化—还原过渡带,稀土元素和轻稀土元素总量呈递减趋势,而重稀土元素含量呈递增趋势。相对于还原带,氧化带、弱氧化带稀土元素含量分别高出10.1%和2.8%,轻稀土含量分别高出9.9%和4.0%。与还原带相比较,氧化—还原过渡带的重稀土元素增加了16.8%。反映稀土元素分馏程度的LREE/HREE从氧化带→→弱氧化带→→氧化还原过渡带→→还原带,分别为9.67、9.67、6.94、9.93,即与稀土总量表现出相同的变化趋势,表明在层间氧化作用过程中发生了稀土元素的富积和分馏作用,氧化作用越强,越富集轻稀土元素,稀土元素分馏作用越强。在氧化—还原过渡带伴随者铀矿化的形成则发生了重稀土元素的富集作用。对LREE/HREE与Eu/REE进行相关分析,发现两者之间存在较明显的负相关关系,回归方程为:LREE/HREE=-11.77(Eu/REE)×100+16.69(r=-0.6775,n=21)从氧化带→→弱氧化带→→氧化还原过渡带,Eu/REE呈递增趋势,LREE/HREE则呈递减趋势,即成矿元素从流体中沉淀析出,伴随着稀土元素分馏程度的降低和Eu负异常的减少(图5)。在表生作用中水是各种离子迁移的主要载体。在含氧水的作用下,容矿层富含稀土元素的暗色矿物如钾长石、黑云母等发生粘土化,由于轻稀土元素的水解能力强于重稀土元素,所以粘土对轻稀土元素的吸附能力明显地大于重稀土,致使轻稀土元素在氧化带、弱氧化带相对富集,而重稀土则随地下水向氧化—还原过渡带迁移,轻重稀土元素发生分馏。在层间氧化发育过程中,容矿层中黄铁矿等金属硫化物发生氧化,形成局部的酸性—弱酸性环境,更加剧了重稀土元素从氧化带的迁出。同时粘土矿物吸附地下水从上游运移而来的轻稀土元素,使氧化带稀土元素含量进一步增高,氧化带和弱氧化带的轻重稀土元素的分馏系数LREE/HREE较还原带明显增大。这表明在氧化带、弱氧化带发生了较强烈的水解作用,致使富铀的暗色矿物中的铀随着水解作用向地下水中溶解,增加了成矿溶液的铀含量,并随着地下水的运动向层间氧化带前锋线搬运。对容矿层砂岩铀与稀土元素含量进行相关分析发现,铀与其中的重稀土之间存在着正相关性,相关系数分别为0.5231(n=21),即在铀从氧化带中溶解迁出时,也伴随着重稀土的迁移,而在氧化—还原过渡带六价铀被还原为四价铀并富集成矿时,重稀土元素也发生了沉淀作用。由于稀土元素和铀酰离子都是弱碱性离子,所以它们在流体中迁移具有一定的相似性。Tayor和Fryer根据U被碳酸盐络合物搬运的假设以及PineCreek矿床富集HREE的观测结果,推测溶液中碳酸盐离子的存在增加了流体中HREE对LREE的比例(王果等,2000)。稀土元素在水中的存在形式受地下水pH、Eh等条件的控制,该矿床容矿层地下水pH呈中性到弱碱性(乔海明等,2005),所以稀土元素在水中的存在形式可能为[REE(CO3)3]3-,与铀的存在形式基本相同。在氧化还原过渡带,有机质在微生物的催化下发生氧化作用,在铀被还原沉淀成矿的同时,形成大量的CO2,使地下水中碳酸盐过饱和沉淀析出(乔海明等,2006),重稀土元素也随之沉淀,使氧化还原过渡带重稀土元素含量增高,LREE/HREE减少(图6)。4.2成岩及成矿时的氧化还原状态从稀土元素的电子构型可以看出,在所有的稀土元素中,La、Gd、Lu只能呈3价,Ce、Pr、Tb、Dy易呈4价,Sm、Eu、Tm、Yb易呈2价,因此二价元素与三价元素的比值可以反映成岩、成矿时氧化还原状态的变化(谢书成等,1997)。由表2可以看出,氧化还原过渡带具有最大的(Sm+Eu+Tm+Yb)N/(Ce+Pr+Tb+Dy)N,证明具有最大的还原容量,利于铀的还原成矿作用。从氧化带到还原带,该比值由小增大,预示了容矿层岩石氧化性逐渐减弱,还原性逐渐增强。因此(Sm+Eu+Tm+Yb)N/(Ce+Pr+Tb+Dy)N可作为划分层间氧化分带,确定有利成矿位置的重要指标之一。5容矿层地球化学环境(1)容矿层稀土元素球粒陨石标准化后发现,不同地球化学环境岩石稀土元素的分布模式均呈较平滑的右倾型,属轻稀土富集型。(2)各样品的曲线形态表现出良好的一致性,表明各地球化学分带岩石具有相同物源和构造环境。容矿层岩石来源于南部蚀源区,源岩类型主要为花岗岩。容矿层岩石的δEu属于负异常,说明形成于被