黃少華，秦明寬*，周文博，劉章月，劉 彤，趙志偉，東 艷

(1. 核工業(yè)北京地質(zhì)研究院，北京 100029； 2. 中核集團(tuán)鈾資源勘查與評價技術(shù)重點實驗室，北京 100029； 3. 核工業(yè)二四三大隊，內(nèi)蒙古 赤峰 024000)

0 引 言

盆地砂巖型鈾礦具有儲量大、易開采、低成本、低污染以及綠色環(huán)保等優(yōu)勢，已在中國四大類型鈾礦床中居首要地位[1-3]。隨著礦區(qū)及外圍找礦難度的增大，加大對盆地空白區(qū)鈾礦資源的研究和勘探力度，對于豐富中國砂巖型鈾礦成礦理論以及尋求找礦新突破具有重要的理論和現(xiàn)實意義[4-7]。內(nèi)蒙古克魯倫凹陷位于前寒武紀(jì)地塊構(gòu)造單位的額爾古納—喬巴山大型、超大型U-Ag-Pb-Zn多金屬礦床富集區(qū)[1]，具有與中國二連及蒙古產(chǎn)鈾盆地十分相似的、有利于地浸砂巖型鈾礦成礦的區(qū)域大地構(gòu)造背景[2,5]。目前該區(qū)伊敏組下段(K1y1)已落實1個工業(yè)孔及大量礦化孔[1,3]，鈾礦化特征與毗鄰的蒙古哈拉特、那爾斯等大中型古潛水氧化帶型鈾礦床頗為相似[8-9]，總體上顯示出比較良好的鈾后生富集成礦作用和找礦前景。然而，不同學(xué)者對區(qū)內(nèi)的主攻找礦目的層仍存在較大分歧。郭華等認(rèn)為主攻找礦目的層為伊敏組[2]；羅毅等則認(rèn)為主攻找礦目的層為大磨拐河組(K1d2)[3,10]；馬漢峰等卻認(rèn)為更可能是伊敏組下段[1]。同時，前人開展了較多鈾成礦條件研究。夏毓亮等得出了蝕源區(qū)海西期花崗巖和侏羅系中酸性火山巖原始鈾和活性鈾含量均較高，能為盆地鈾成礦提供很好的鈾源[11]；張志杰等認(rèn)為該區(qū)目的層主要發(fā)育沖積扇相、扇三角洲相和湖泊相3種沉積體系，陸源粗碎屑沉積巖富含有機質(zhì)、碳質(zhì)和硫化物，為鈾的富集創(chuàng)造了有利條件[10]；馬漢峰等進(jìn)一步研究得出該區(qū)含礦砂體形成于扇三角洲相沉積體系，砂體厚度較穩(wěn)定，發(fā)育泥-砂-泥地層結(jié)構(gòu)，以粗粒沉積巖為主，孔滲性好，但聚鈾能力一般[12-14]；夏毓亮等得出了該區(qū)內(nèi)(67±5)、(51±8)Ma兩組U-Pb等時線年齡[15]，代表了古近紀(jì)期間的抬升剝蝕-氧化成礦作用；此外，馬漢峰等還預(yù)測了楚東、楚中和楚西3個有利成礦遠(yuǎn)景區(qū)段[12]?？傮w上，克魯倫凹陷伊敏組下段作為中國中新生代斷陷盆地內(nèi)一個非常典型的后生潛水氧化帶型鈾礦點，其目的層時代歸屬、構(gòu)造-建造-改造3個關(guān)鍵控礦條件和礦化特征缺乏較系統(tǒng)的剖析和總結(jié)，且其成因和找礦方向仍不是十分清楚?；谇叭搜芯砍晒氨敬捂叻刍治鼋Y(jié)果，本文較精確地厘定了內(nèi)蒙古克魯倫凹陷伊敏組下段的主攻找礦目的層；綜合野外地質(zhì)調(diào)查、伽馬能譜測量結(jié)果和全巖U-Pb定年分析結(jié)果，系統(tǒng)總結(jié)了本區(qū)內(nèi)外部鈾源、構(gòu)造環(huán)境、巖性-巖相特征及后生氧化作用等成礦主控因素以及礦化基本地質(zhì)特征；根據(jù)鈾成礦年齡和構(gòu)造演化史，初步構(gòu)建了伊敏組下段砂巖4個階段的古潛水-層間氧化鈾成礦模式；通過上述研究，為本區(qū)下一步的找礦工作部署和海拉爾盆地的找礦方向提供參考，也可為中國其他具有相似潛水氧化鈾成礦地質(zhì)背景地段的找礦提供案例。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

內(nèi)蒙古克魯倫凹陷(或稱“巴彥呼舒凹陷”)是海拉爾盆地西南部扎賚諾爾坳陷的一個孤立二級負(fù)向次級構(gòu)造單元[16](圖1)。它是發(fā)育在古生代變質(zhì)巖和海西期花崗巖基底之上的一個呈NE45°帶狀展布的典型狹長箕狀斷陷，具有兩段窄、中間寬的似“S”型平面展布特征[17-18]，其南北長約86 km，東西寬12～26 km，長寬比為1∶4～1∶6，總面積約為1 470 km2[13,19]。構(gòu)造位置上，該凹陷西部為額爾古納褶皺帶的塔爾巴格特隆起，東部為汗烏拉隆起，在空間上構(gòu)成隆-陷-隆相間的構(gòu)造格局(圖1)。凹陷內(nèi)主要發(fā)育3組正斷裂，以NE向為主，其次為SN向，還有少量EW向[20]；斷裂構(gòu)造活動主要發(fā)生于早白堊世，之后強度逐漸減弱。其中，NE向主干斷裂體系具有形成時間早、繼承性持續(xù)發(fā)育的特征，尤其是西部的阿敦楚魯基底斷裂一直處于強烈活動狀態(tài)，切穿侏羅系至第四系[19,21]，控制著凹陷的生成演化以及現(xiàn)今“東西分帶、南北分塊”的總體構(gòu)造格局。

圖件引自文獻(xiàn)[2]，有所修改圖2 克魯倫凹陷地層綜合柱狀圖Fig.2 Comprehensive Stratigraphic Column of Kelulun Sag

研究區(qū)基底最大埋藏深約5 300 m，主要由中元古界佳疙瘩群、上元古界額爾古納河群安娘娘組(Pt1a)及海西期酸性花崗巖構(gòu)成[12-14]，此外還出露大量侏羅紀(jì)安山巖、凝灰?guī)r、流紋巖等中酸性火山巖、火山碎屑巖以及燕山期花崗巖。這些基巖可為山前凹陷沉積建造形成提供豐富的物源和鈾源[11,22]。區(qū)內(nèi)蓋層主要由白堊系組成，最大厚度超過4 400 m，自下而上依次為下白堊統(tǒng)銅缽廟組(K1t)、南屯組(K1n)、大磨拐河組(K1d)、伊敏組(K1y)，局部殘留薄層上白堊統(tǒng)青元崗組(K2q)，缺失古近系，披覆第四系極薄層[16,20-21](圖2)。其中，銅缽廟組是斷陷強烈擴張階段形成的一套以近物源為主的沖積扇相雜色砂礫巖和暗紅色泥巖[16]；南屯組是斷陷快速擴張時期形成的一套近岸扇三角洲相—半深湖相沉積，為重要的生烴和含油層位[21](圖2)；大磨拐河組沉積時期是區(qū)內(nèi)最大湖侵期，凹陷穩(wěn)定擴張、整體下降，進(jìn)入斷坳轉(zhuǎn)化階段[20,22]，形成了較大的三角洲相和深湖相沉積(圖2)，形成了一套穩(wěn)定的區(qū)域性厚層泥巖蓋層[18,21]；伊敏組沉積時期，凹陷進(jìn)入斷陷萎縮階段，河沼相和湖沼相沉積廣泛發(fā)育[17,23-24]，形成了一套有利成礦的暗色含煤碎屑巖沉積建造(圖2)，其本身還原容量較高，局部泥-砂-泥地層結(jié)構(gòu)較穩(wěn)定，砂體發(fā)育，埋深相對較淺，孔滲性良好[24-25]，是一套較好的容礦層；青元崗組主要是坳陷階段干旱氣候條件下形成的一套雜色碎屑巖[17]，以河流相為主(圖2)，分布范圍較小?？傮w上，凹陷在伊敏組形成之后整體發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn)，由弱伸展往弱擠壓構(gòu)造環(huán)境轉(zhuǎn)換，氣候由溫暖潮濕轉(zhuǎn)變?yōu)檠谉岣珊礫19,22]，湖盆逐漸萎縮，導(dǎo)致伊敏組地層遭受了較強烈的抬升剝蝕，且一直持續(xù)到新近紀(jì)，這為克魯倫凹陷伊敏組砂巖鈾成礦奠定了非常有利的區(qū)域構(gòu)造-沉積-水文地質(zhì)以及古氣候條件。

2 樣品采集與分析方法

為進(jìn)一步精確厘定內(nèi)蒙古克魯倫凹陷主攻找礦目的層時代，自地表往鉆孔深部系統(tǒng)采集了6件暗色泥巖樣品(表1)，其中均含較多植物碳屑和莖干，植物化石保存條件較好[圖3(a)～(c)]。所有樣品清除表面泥漿、浮土等污染物后送至河北省任丘市邦達(dá)新技術(shù)有限公司依次進(jìn)行碎樣、稱取、酸處理、水洗、一次離心、重液浮選、二次離心、制片等處理，最后在生物(萊卡)顯微鏡下進(jìn)行孢粉鑒定，詳細(xì)方法參考文獻(xiàn)[26]和[27]。

與此同時，采集近地表阿敦楚魯(102)鈾礦點6件鈾礦石樣品(表1)，巖性主要為淺灰色、(淺)黃色砂礫巖和含礫粗砂巖[圖3(d)～(f)]，屬扇三角洲平原亞相、分流河道相沉積砂體，結(jié)構(gòu)較松散—較疏松，中酸性火山巖、花崗巖等巖屑成分高，其次為石英，鈾主要呈吸附狀態(tài)賦存在雜基黏土表面或碎屑礦物溶蝕孔及裂隙中。將鈾礦化砂巖樣品機械破碎至200目之后，送至核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試中心同位素實驗室進(jìn)行全巖U-Pb定年，儀器型號為ISOPROBE-T熱表面電離質(zhì)譜儀、Phoenix熱表面電離質(zhì)譜儀。同時，對樣品進(jìn)行Ra測試，以便后續(xù)開展U-Ra平衡校正，儀器型號為PC-2100氡(鐳)分析儀。上述檢測方法流程及計算公式見文獻(xiàn)[15]。

表1 泥巖、鈾礦化砂巖樣品特征Tab.1 Characteristics of Mudstone and Uranium-mineralized Sandstone Samples

3 目的層重新厘定

前人對于內(nèi)蒙古克魯倫凹陷含礦目的層時代一直存在較大分歧[1-3,7,9-11]，直接制約了該區(qū)地層劃分和目的層沉積相分析，進(jìn)而影響了有利砂體的預(yù)測和找礦方向的判斷。本次6件泥巖樣品中，有5件發(fā)現(xiàn)了極其豐富的孢粉化石。由于這些樣品的總體化石組合特征較為相似，故合并在一起說明[圖3(g)～(l)]。①裸子類花粉數(shù)量占比80.8%，居絕對領(lǐng)先地位；蕨類孢子數(shù)量占比15.4%，列第二位；藻類及被子類花粉很少。②裸子類花粉以無縫雙囊粉類Dissacciatrileti為主體。其中，氣囊分化完善的松科組分?jǐn)?shù)量占比43.3%，占比由高到低依次為單束松粉屬Abietineaepollenites、雪松粉屬Cedripites[圖3(j)]、雙束松粉屬Pinuspollenites[圖3(l)]及云杉粉屬Piceaepollenites；氣囊分化欠佳的古老類型松柏類數(shù)量占比14.4%，占比由高到低依次為假云杉粉屬Pseudopicea[圖3(k)]、擬云杉粉屬Piceites、原始松柏粉屬Protoconiferus、原始云杉粉屬Protopicea及二連粉屬Erlianpollis；此外，羅漢松粉屬Podocarpidites也常見到，數(shù)量占比4.8%。③無口器花粉皺球粉屬Psophosphaera、無口器粉屬Inaperturopollenites亦占一定比例；同時，發(fā)現(xiàn)少量蘇鐵粉屬Cycadopites、杉粉屬Taxodiaceaepollenites、周壁粉屬Perinopollenites及四字粉屬Q(mào)uadraeculina等。④蕨類孢子中桫欏孢屬Cyathidites最為發(fā)育，數(shù)量占比6.7%，其余有孔孢屬Foraminisporis、無突肋紋孢屬Cicatricosisporites[圖3 (g)、(i)]、擬套環(huán)孢屬Densoisporites、光面三縫孢屬Leiostriletes、棒瘤孢屬Baculatisporites、水蘚孢屬Sphagnumsporites及波縫孢屬Undulatisporites等少量或零星出現(xiàn)。⑤藻類少量見到蝙蝠藻屬Vesperopsis。⑥被子類個別發(fā)現(xiàn)星粉屬Asteropollis、多孔粉屬Multiporopollenites[圖3 (h)]。

孢粉確定地層時代主要根據(jù)孢粉化石組合，而孢粉化石出現(xiàn)的時間延續(xù)較長[1,26-27]，這導(dǎo)致不同學(xué)者的孢粉化石組合劃分相差較大。本文選取的化石組合以裸子類的無縫雙囊粉類Dissacciatrileti發(fā)育為特點，伴之出現(xiàn)較多的桫欏孢屬及少量的星粉屬，這與葉德泉等撰寫的《中國北方含油氣區(qū)白堊系》第四章(海拉爾盆地白堊系)中的伊敏組孢粉第5、6組合帶[26]較為相似；前人大量研究表明，伊敏組所產(chǎn)孢粉組合的另一個方面是開始出現(xiàn)少量的被子植物花粉，而大磨拐河組并不含被子類孢粉[27]。綜上所述，克魯倫凹陷含礦目的層時代定為伊敏組下段較為合適，地質(zhì)時代大致對應(yīng)于早白堊世巴列姆期(Barremian)。

4 關(guān)鍵控礦條件與礦化特征

4.1 內(nèi)外部鈾源

充足的鈾源供給是后生水成砂巖型鈾礦床形成的必要物質(zhì)基礎(chǔ)和礦床定位的主要控制因素之一[6,28]。鈾的親氧性和變價性地球化學(xué)特征表明，具有多旋回構(gòu)造活動蝕源區(qū)(地殼成熟高)的富鈾地質(zhì)體(尤其是中酸性火山巖和花崗巖)起決定性作用[29]，是沉積盆地砂巖型鈾礦(尤其是古潛水氧化帶型)發(fā)育的必要條件[30]。造山帶母巖不僅為盆地含礦建造在同沉積期的鈾預(yù)富集提供了大量含鈾碎屑和溶解微量鈾(U6+)，決定了目的層砂巖本身的鈾背景值(自身鈾源)[31]，也能在后期成礦階段釋放出大量溶解態(tài)U6+，進(jìn)而形成含氧富鈾地下水，為其滲入氧化和鈾成礦提供源源不斷、充足的外部鈾源[32-33]。因此，砂巖型鈾礦的形成具有雙重鈾源供給特征，主要包括物源區(qū)各類基巖提供的外部鈾源和含礦建造本身所含的內(nèi)部鈾源[6]。據(jù)俄羅斯、蒙古及澳大利亞的古潛水氧化帶型鈾礦資料[3]顯示，由于潛水氧化帶發(fā)育深度有限，地下水滲入常受下伏泥巖阻隔，所以該類型鈾礦床明顯較層間氧化帶型鈾礦需要更充足的鈾源[30]，受富鈾建造條件控制更為明顯[7]，具有十分顯著的富鈾源依附性(相關(guān)性)。

據(jù)1∶200 000航放資料[3]顯示，研究區(qū)存在多處NE向航空伽馬(γ)能譜高場，主要與塔爾巴格特蝕源區(qū)分布的海西期花崗巖及侏羅紀(jì)中酸性火山巖、火山碎屑巖等富鈾地質(zhì)體有關(guān)(圖1)。此外，U含量(質(zhì)量分?jǐn)?shù)，下同)偏高，還斷續(xù)分布于盆地沉積蓋層中，一般為(3.0～4.5)×10-6[2]，與該區(qū)地表存在多處鈾礦化點(帶)密切相關(guān)。例如，地表阿敦楚魯鈾(102)礦點為鈾性高場(圖1)，指示區(qū)內(nèi)鈾源條件十分豐富，且鈾在局部地段還存在明顯的后生富集作用。進(jìn)一步的野外地面伽馬能譜測量結(jié)果和室內(nèi)巖石化學(xué)分析結(jié)果表明：花崗巖放射性強度一般為(2.23～8.17)×10-6，平均為4.30×10-6，U含量一般為(1.38～8.79)×10-6，平均為3.85×10-6；中酸性火山巖放射性強度一般為(1.41～4.34)×10-6，平均為3.14×10-6，U含量一般為(3.14～6.10)×10-6，平均為4.52×10-6(表2)。由此可見，這些富鈾巖石中的U含量高，經(jīng)長期風(fēng)化剝蝕，其中的活性鈾可大量活化遷出，并溶解于地下水中[6,34]，進(jìn)而為海拉爾盆地伊敏組下段目的層砂巖鈾成礦提供豐富的鈾源。與此同時，目的層本身U含量本底值也高，具有十分良好的內(nèi)部鈾源。其中，原生灰色砂巖的放射性強度一般為(2.03～4.51)×10-6，平均為3.40×10-6，U含量一般為(1.48～5.50)×10-6，平均為3.22×10-6；原生灰色泥巖的放射性強度一般為(2.08～4.31)×10-6，平均為3.10×10-6，U含量一般為(3.28～18.60)×10-6，平均為7.33×10-6(表2)，為鈾成礦提供了重要的二次鈾源。此外，據(jù)區(qū)內(nèi)129個地下水化學(xué)分析結(jié)果[2]還得出，U濃度大于45 μg·L-1的樣品有66個，多產(chǎn)于第四系潛水和中—上侏羅統(tǒng)裂隙水中，其次產(chǎn)于各類花崗巖裂隙水中。目的層伊敏組孔隙水中的U濃度也較高，為1.30～204.00 μg·L-1，平均為45.17 μg·L-1(表2)。以上結(jié)果充分表明，同國內(nèi)外其他產(chǎn)鈾盆地[4-6,8,28-30]類比，區(qū)內(nèi)蝕源區(qū)母巖和目的層本身的U含量及地下水中的活性鈾含量普遍較高，能夠為海拉爾盆地伊敏組砂巖后期鈾成礦提供極為充足的鈾源，內(nèi)外部鈾源條件均十分有利。

表2 基巖、伊敏組、地下水含鈾性及伽馬能譜測量結(jié)果Tab.2 Results of Uranium Contents and Gamma Energy Spectrometry of Bedrock, Yimin Formation and Groundwater

4.2 構(gòu)造環(huán)境

克魯倫凹陷位于額爾古納—喬巴山前寒武紀(jì)中間地塊的東南緣(圖1)，是俄羅斯紅石—蒙古喬巴山超大型鈾礦床成礦帶的重要組成部分[12]。該凹陷晚侏羅世之前在NW—SE向區(qū)域性擠壓作用下經(jīng)歷了多期強烈的造山運動，發(fā)生了中基性和中酸性火山巖大規(guī)模噴發(fā)，幾乎遍及全區(qū)，為后續(xù)山前凹陷含礦建造的形成和鈾源供給奠定了豐富的物質(zhì)基礎(chǔ)[35]。自晚侏羅世以來，該區(qū)受深部地幔的熱隆使得上地殼由擠壓體制轉(zhuǎn)化為拉張體制，從而進(jìn)入了拉張伸展造盆階段，并依次經(jīng)歷了5個主要的構(gòu)造演化階段[20-21,36-38]：①晚侏羅世初始張裂、斷陷孕育階段；②早白堊世早期斷陷拉張及快速沉降階段；③早白堊世晚期斷陷萎縮階段；④晚白堊世構(gòu)造反轉(zhuǎn)坳陷階段；⑤古近紀(jì)以來的坳陷萎縮階段?？傮w上，該凹陷具有與二連產(chǎn)鈾盆地相似的中新生代斷坳疊置區(qū)域構(gòu)造演化過程[3-4]，形成了下灰上紅的地層結(jié)構(gòu)組合(圖2)，在斷陷萎縮階段形成了伊敏組含煤碎屑巖主攻找礦層位，早白堊世以來存在兩期劇烈的構(gòu)造反轉(zhuǎn)以及明顯的全區(qū)抬升掀斜剝蝕事件[圖4(a)、(b)]。第一期發(fā)生于早白堊世末—晚白堊世初，即伊敏組沉積之后和青元崗組沉積之前，形成了兩者間的區(qū)域角度不整合接觸[圖4(b)]；第二期發(fā)生于晚白堊世末之后，即青元崗組沉積之后，使得上白堊統(tǒng)發(fā)生了擠壓變形[圖4(a)]。兩期構(gòu)造反轉(zhuǎn)致使區(qū)內(nèi)目前伊敏組普遍發(fā)育不全，僅有伊敏組下段(K1y1)得以較好保留，伊敏組中—上段(K1y2+3)幾乎剝蝕殆盡[19-20]，這也為伊敏組砂巖后期鈾成礦奠定了充足的時間和空間窗口[39-45]。同時，區(qū)內(nèi)喜馬拉雅期新構(gòu)造活動具有較弱擠壓、整體抬升、差異升降的斷塊式運動繼承性[12-13]，地貌上表現(xiàn)為三級構(gòu)造夷平面[圖4(c)]，進(jìn)而使得西北部寬緩斜坡帶斷坳轉(zhuǎn)換期形成的伊敏組接受了長時間緩慢的含氧富鈾水改造，含礦目的層上部泥巖頂板剝蝕缺失，具備古潛水氧化帶型(局部古潛水-層間氧化帶型)鈾成礦的有利構(gòu)造條件[45]，控制著氧化帶前鋒線及其鈾礦體的形成和展布。此外，區(qū)域地質(zhì)調(diào)查資料顯示，該凹陷自伊敏組以來是一個向南掀斜的晚中生代碟狀凹陷。其中，西北部是一個地層產(chǎn)狀平緩(5°～10°)的構(gòu)造和現(xiàn)代地貌斜坡帶，其前緣廣泛發(fā)育NE、NEE向泄水?dāng)嗔褬?gòu)造(尤以克魯倫河為典型)(圖1)，成為主要的局部地下水排泄源帶[2,12]，具有完整獨立的地下水補給、徑流和排泄條件。

圖(a)引自文獻(xiàn)[37]，有所修改；N為新近系；K2為上白堊統(tǒng)坳陷層；K1為下白堊統(tǒng)斷陷層；T02為新近系呼查山組與上白堊統(tǒng)青元崗組角度不整合界面；T04為下白堊統(tǒng)伊敏組與上白堊統(tǒng)青元崗組角度不整合界面圖4 不同時期構(gòu)造活動響應(yīng)典型照片F(xiàn)ig.4 Typical Photographs Response to Tectonic Activity in Different Periods

圖(a)引自文獻(xiàn)[3]，有所修改圖5 伊敏組下段古潛水氧化連井剖面及典型氧化砂巖照片F(xiàn)ig.5 Paleophreatic Oxidation Well-tie Profile and Its Typical Oxidation Sandstone Photographs of the Lower Member of Yimin Formation

4.3 巖性-巖相特征

通過野外露頭剖面觀測及鉆孔資料綜合分析得出，克魯倫凹陷西北部伊敏組下段主要為一套近源、結(jié)構(gòu)成熟度和成分成熟度均較低的沉積產(chǎn)物。在平面上，該凹陷自盆緣往盆內(nèi)依次發(fā)育上扇三角洲平原、下扇三角洲平原、扇三角洲前緣和前扇三角洲4個亞相[3]，并進(jìn)一步識別出泥石流、主河道、片汜(沖積平原)、辮狀分流河道、泛濫平原、河間洼地、水下分流河道、河口壩及席狀砂等9種微相[10]；在垂向上，自下而上發(fā)育扇三角洲前緣和平原亞相[圖5(a)]，反映了一套水退型沉積體系，是區(qū)域性整體構(gòu)造隆升導(dǎo)致湖盆萎縮的沉積響應(yīng)。此時，凹陷構(gòu)造沉降速率不斷小于沉積速率，處于過補償狀態(tài)[16,23]。其中，扇三角洲平原亞相的辮狀分流河道微相主要由礫巖、砂礫巖組成(圖2、3、5)，含少量粗砂巖。后期強水動力條件的水流完全沖刷掉早期的細(xì)粒沉積，使得多期河道砂礫巖建造相互疊置，而泥巖多呈透鏡體薄層產(chǎn)出，泥-砂-泥地層結(jié)構(gòu)相對較差，不太利于層間氧化帶的形成，但對潛水氧化十分有利。扇三角洲前緣亞相水下分流河道微相砂體十分發(fā)育，底部亦可見底沖刷構(gòu)造和底礫巖，與河道間灣和泛濫平原微相細(xì)粒沉積(一般厚1～2 m)組成了較穩(wěn)定的泥-砂-泥地層結(jié)構(gòu)(局部頂板后期剝蝕強烈)。目前控制的含礦砂體發(fā)育規(guī)模較大，埋深一般為66.8～246.2 m，單層厚1.2～7.8 m，總厚一般為10～40 m，橫向和縱向延伸分別為500～1 000、200～800 m[13-14]；砂體巖性主要為粗粒長石巖屑砂巖[圖5(a)]，其次為含碳屑巖屑細(xì)砂巖，碎屑成分主要為中酸性火山巖、石英和長石，泥質(zhì)膠結(jié)疏松，顆粒支撐結(jié)構(gòu)，分選性較差—差，磨圓度中等偏好，主要發(fā)育塊狀層理、正遞變層理，少量發(fā)育槽狀和板狀交錯層理[圖5(b)]?？傮w上，區(qū)內(nèi)伊敏組扇三角洲相陸源粗碎屑沉積巖地層結(jié)構(gòu)較好[14,23,25]，砂體的巖性、厚度、規(guī)模均較好，結(jié)構(gòu)疏松，透水性好，具有形成地浸砂巖型鈾礦較有利的巖性-巖相條件。

4.4 后生氧化作用

野外調(diào)查發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)伊敏組下段砂巖地表差異性后生氧化帶極其發(fā)育且強度較大，呈面狀分布，直接上覆薄層第四系砂土[圖5(a)]，多缺失泥巖頂板隔水層。后生氧化砂體巖性以砂礫巖、中粗砂巖為主，其次為細(xì)砂巖和粉砂巖，泥質(zhì)膠結(jié)疏松。氧化砂巖顏色不均一，主要呈褐紅色、(淺)紅色、褐黃色、(淺)黃色等暖色[圖5(b)～(e)]，為后生差異氧化所致；蝕變礦物組合主要為褐鐵礦-高嶺石組合，褐鐵礦常呈團(tuán)斑狀、點狀、裂隙狀和面狀分布；砂巖中局部可見殘留的黑褐色氧化碳屑和灰色泥礫。進(jìn)一步的鉆孔資料顯示，該氧化帶主要為古潛水氧化成因，發(fā)育深度為22～147 m不等(表3)，長為80 km，寬為10～15 km，分布面積1 000 km2以上[3]，這是晚白堊世以來目的層遭受長期抬升剝蝕(長達(dá)近90 Ma)、含氧地下水不斷淋慮氧化作用的結(jié)果[44]，且使得砂巖中的U、Mo、Se、Sc、Re等氧化-還原性元素均有不同程度的遷出。

表3 砂巖古潛水氧化帶及其主要礦體埋深Tab.3 Paleophreatic Oxidation Zone and Burial Depth of Main Orebodies of Sandstones

進(jìn)一步分析結(jié)果表明，區(qū)內(nèi)地表和鉆孔內(nèi)伊敏組下段砂巖鈾礦化均與古潛水氧化具有密切的成因和空間分布關(guān)系，兩者正相關(guān)性明顯(表3)。例如，地表阿敦楚魯鈾礦化點含礦巖性主要為褐色粗粒巖屑砂巖，為扇三角洲平原亞相分流河道微相砂體，由3個地表鈾礦化體組成，礦體長為15～220 m，寬為4～5 m，U品位為0.02%～0.13%[2]，屬古潛水氧化帶型成因。鉆孔中的鈾礦化主要產(chǎn)于古潛水氧化-還原界面附近[圖5(a)、表3]，賦礦巖性主要為(水下)分流河道微相淺灰色和灰色含碳屑砂礫巖、巖屑砂巖，受古潛水氧化-還原帶和古潛水-層間氧化-還原帶控制，頂板泥巖隔水層不穩(wěn)定，斷續(xù)透鏡狀展布[圖5(a)]，底板泥巖隔水層發(fā)育穩(wěn)定，呈厚層狀。礦體埋深為51.85～122.25 m(表3)，厚度一般為0.6～4.8 m，U品位為0.010 0%～0.015 5%，每平方米U質(zhì)量為0.46～1.00 kg，主要呈透鏡狀和似層狀，少量呈似卷狀，延伸200～600 m不等[3]。由于核工業(yè)系統(tǒng)早期絕大部分鉆孔的揭露深度一般為200 m左右，均小于300 m，深部砂巖后生氧化及鈾礦化信息目前并不明朗。綜上所述，研究區(qū)伊敏組砂巖具有明顯的后生氧化蝕變及鈾礦化信息，深部隱伏型鈾礦成礦潛力及找礦前景較大。

5 成礦時代

砂巖型鈾礦的形成是一個長期的地下水氧化作用不斷導(dǎo)致鈾富集的動態(tài)過程，鈾礦石會受到后期的改造和破壞，成礦體系是完全開放的，而不是一個封閉體系，進(jìn)而導(dǎo)致目前砂巖型鈾礦定年一直是一個亟待解決的世界性難題[11,15]。近年來，有學(xué)者開始利用鈾礦物微區(qū)定年手段來厘定砂巖型鈾礦的成礦年齡，但由于無精準(zhǔn)標(biāo)樣、基體效應(yīng)，鈾礦物通常小于激光數(shù)斑大小以及不同部位鉛丟失程度不一等因素影響[41]，該方法目前測得的年齡絕大部分小于5 Ma，誤差有時也很大，具有一定應(yīng)用局限性，相關(guān)文獻(xiàn)報道也很少，僅有少量探索性研究。雖然同位素稀釋-熱電離質(zhì)譜法前處理的化學(xué)流程比較繁瑣，費時費力，但精度高、準(zhǔn)確度好，而且不需要相應(yīng)的礦物標(biāo)樣作校正，避免了尋找和制備標(biāo)樣的困難以及給測試結(jié)果帶來的影響；同時，還可后續(xù)利用U-Ra平衡校正U含量，以消除鈾遷移對成礦時代計算的影響。此外，由于砂巖型鈾礦品位低，鈾礦物單顆粒挑選極為困難，且其常與黏土和細(xì)分散狀有機質(zhì)交織在一起，或賦存在黃鐵礦邊緣和碎屑顆粒裂隙或溶蝕孔中，進(jìn)而導(dǎo)致挑選的鈾礦物純度較低[15]。總之，U-Ra平衡系數(shù)校正的全巖U-Pb定年應(yīng)該仍然是砂巖型鈾礦定年的首選方法。

圖(a)、(b)引自文獻(xiàn)[15]圖6 全巖U-Pb等時線年齡圖解Fig.6 Diagrams of U-Pb Isochron Ages of Whole-rock

本次鈾礦化砂巖樣品全巖U-Pb年齡分析結(jié)果見表4。由表4可知，樣品U含量為(162～664)×10-6，Pb含量為(15.4～33.0)×10-6，Ra比活度為2.36～12.70 Bq·g-1，238U/204Pb值為751.621～2 902.071，208Pb/204Pb值為38.874～39.848，207Pb/204Pb值為16.107～17.875，206Pb/204Pb值為26.442～63.542。對樣品H18-2、3、5、6進(jìn)行U-Pb等時線擬合，獲得克魯倫凹陷砂巖鈾成礦年齡為(67.1±5.9)Ma[圖6(c)]；對樣品H18-2、3、4、5進(jìn)行U-Pb等時線擬合，獲得克魯倫凹陷砂巖鈾成礦年齡為(63.7±5.2)Ma[圖6(d)]。這與前人對區(qū)內(nèi)26件鉆孔巖礦樣得出的(67±7)Ma年齡[12]很吻合，是晚白堊世—古近紀(jì)早期構(gòu)造抬升剝蝕事件的成礦響應(yīng)，也間接說明了此次全巖U-Pb定年方法的合理性和準(zhǔn)確性。結(jié)合前人獲得的(51±8)、(51±5)和(67±5)Ma等時線年齡認(rèn)為，研究區(qū)伊敏組砂巖的主成礦時期應(yīng)為67～51 Ma，與晚白堊世—古近紀(jì)長時間地殼抬升掀斜的構(gòu)造活動及剝蝕作用有關(guān)，此時古氣候為干旱—半干旱炎熱氣候，正是含鈾含氧水形成和鈾成礦的有利時期。

6 古潛水-層間氧化成礦過程

通過對克魯倫凹陷內(nèi)外部鈾源條件[1,3,11]、構(gòu)造環(huán)境[37-38,42]、伊敏組下段巖性-巖相特征[10,12-14]及其后生氧化與礦化作用[3]等4個關(guān)鍵控礦因素的綜合分析，基于砂巖鈾礦化地質(zhì)特征[1,3]及其主成礦時代[15]，結(jié)合晚中生代以來的構(gòu)造演化過程[37]，初步構(gòu)建了伊敏組下段砂巖4個階段古潛水-層間氧化鈾成礦模式，并客觀評價了區(qū)內(nèi)鈾成礦潛力。

表4 鈾礦化砂巖全巖U-Pb年齡分析結(jié)果Tab.4 Analysis Results of Whole-rock U-Pb Ages of Uranium-mineralized Sandstones

6.1 成礦前富鈾建造準(zhǔn)備階段

晚侏羅世時期，受庫拉板塊向歐亞大陸俯沖作用的影響[42-43]，NW—SE向逆沖推覆構(gòu)造導(dǎo)致巖層增厚、地面成山和下伏巖石下沉增溫以至部分重熔；淺部山體重力和深部熱隆的聯(lián)合作用下，晚造山伸展垮塌，進(jìn)而使得研究區(qū)處于大規(guī)模伸展構(gòu)造環(huán)境和裂陷火山活動，廣泛發(fā)育了塔木蘭溝組和伊列克得組中基性火山巖以及上庫力組中酸性火山巖(圖1)，與海西期花崗巖共同組成了凹陷內(nèi)地層沉積重要的物源和鈾源[11-12]。此時，克魯倫凹陷的雛形形成[18]，之后依次進(jìn)入早白堊世早期斷陷初始張裂、快速拉張、穩(wěn)定擴張的斷陷重力流沉積階段，相應(yīng)地自下而上形成了一套銅缽廟組快速堆積的沖積扇相磨拉石沉積、南屯組扇三角洲相—湖相泥砂巖沉積和大磨拐河組深湖相厚層黑色泥巖沉積[21](圖2)，這是一個明顯的水進(jìn)序列，沉積物粒度由粗到細(xì)。這些斷陷期形成的地層埋深大，受正斷層控制明顯，砂體相對不發(fā)育[20]，后生改造成礦潛力小，但為晚期牽引流作用形成水退序列粗粒含礦建造起到填平補齊的作用。

6.2 含礦目的層形成階段

早白堊世中晚期伊敏組沉積階段，研究區(qū)處于斷-坳轉(zhuǎn)換期[18,25]，即斷陷萎縮階段，斷裂活動明顯變?nèi)?，?gòu)造環(huán)境總體比較穩(wěn)定，自盆緣向盆內(nèi)發(fā)育了一套扇三角洲相—濱淺湖相沉積，相帶展布較完善，為一套水退型沉積序列[1,25]。隨著周緣的扇三角洲、辮狀河三角洲快速向盆地中心推進(jìn)，大面積湖泊淤淺，湖域面積逐漸縮小、淤塞沼澤化，可容空間增加速率小于沉積物的供應(yīng)速率，使得三角洲平原和前緣亞相的(水下)分流河道微相有利成礦砂體發(fā)育[10,13](圖5)。其中，相對靠近盆緣的三角洲平原亞相具有形成古潛水氧化帶型鈾礦的砂體，這是由于分流河道砂體的頂板泥巖多被后期強水動力條件的水流沖刷而缺失，局部泥巖隔水層呈透鏡體產(chǎn)出，進(jìn)而使多期扇體形成的砂體相互疊置成一厚大砂體，下部底板泥巖隔水層多為目的層底部的大磨拐河組厚層湖相泥巖。相對靠近盆內(nèi)的三角洲前緣亞相還能形成一定的泥-砂-泥地層結(jié)構(gòu)，這些部位水動力相對較弱，底沖刷相對偏弱，多期水下分流河道砂體與間灣泥巖組成了有利于層間氧化帶型鈾礦形成的泥砂互層地層組合[圖5(c)]，且同沉積正斷層適當(dāng)強度的活動可能會使得這些部位的水下分流河道往兩側(cè)轉(zhuǎn)彎；不同扇體前緣的裙帶相連，形成分布面積更大的連片厚大有利砂體，不同砂體間相互連通、透水性好。此時，古氣候溫暖潮濕，植被發(fā)育[圖2和圖3(a)～(c)]，灰色砂體中富集了大量的植物碎屑、碳屑和黃鐵礦顆粒，原生還原容量較高，是一套良好的鈾容礦層[34,40]。值得指出的是，由于蝕源區(qū)母巖的鈾源供給豐富，伊敏組砂巖本身沉積時可能還存在一定的鈾預(yù)富集，這是后期潛水氧化成礦的關(guān)鍵條件之一[6,30]。

6.3 主成礦階段

早白堊世末—晚白堊世初，海拉爾盆地在太平洋板塊向歐亞板塊俯沖旋轉(zhuǎn)擠壓作用影響下全面發(fā)生了構(gòu)造反轉(zhuǎn)[21]，由前期的伸展環(huán)境轉(zhuǎn)為擠壓環(huán)境，盆地性質(zhì)開始由斷陷轉(zhuǎn)為坳陷(圖2)。研究區(qū)也由熱隆伸展向熱沉降轉(zhuǎn)化，并形成了青元崗組內(nèi)陸河流相紅色沉積以及伊敏組和青元崗組間的區(qū)域性不整合面[36,42][圖4(b)]，但由于海拉爾盆地離古太平洋域相對較遠(yuǎn)，該期遭受的構(gòu)造擠壓作用強度明顯較松遼盆地弱[28,34]，這從區(qū)域上地層展布[37,42]、角度不整合和構(gòu)造樣式[36]、地震資料和古應(yīng)力場反演均可以得到反映[38]，進(jìn)而使得伊敏組砂巖此時只發(fā)育了小規(guī)模的成礦作用。

更大規(guī)模構(gòu)造擠壓隆升應(yīng)該發(fā)生在上白堊統(tǒng)青元崗組沉積之后[38,42]，此時錫霍特—阿林邊緣盆地關(guān)閉，錫霍特—阿林島弧和阿穆利雅地塊靠近并發(fā)生碰撞[36]，產(chǎn)生NW—SE向擠壓應(yīng)力作用[圖4(a)]。在該擠壓應(yīng)力作用下，研究區(qū)發(fā)生了強烈的差異升降掀斜構(gòu)造活動，具備了較好的成礦構(gòu)造條件[45]，為區(qū)內(nèi)伊敏組下段砂巖鈾成礦提供了充足的時間和空間。含礦目的層被大范圍以極低角度抬升至地表遭受含鈾含氧水的后生潛水氧化改造(圖5)[12]，屬于建造間古潛水氧化[43]，局部存在古潛水-層間氧化作用；加上古近紀(jì)時期為干旱炎熱古氣候[3,18]，地表水發(fā)育較少，保證了鈾、氧毫無阻擋地滲入深部，進(jìn)而發(fā)育了大面積的古潛水(局部古潛水-層間)氧化帶及鈾礦體[圖7(a)、(b)]，成為砂巖型鈾礦的主成礦階段。這從夏毓亮等獲得的區(qū)內(nèi)砂巖鈾成礦年齡結(jié)果[15]也可得到佐證(表4、圖6)。而伊敏組及其之上的地層則被逐步剝蝕殆盡，殘留面積小，找礦前景小。

6.4 成礦停滯保存階段

新近紀(jì)以來，研究區(qū)處于十分緩慢的整體斷塊式抬升階段[20]，構(gòu)造環(huán)境穩(wěn)定，擠壓掀斜作用極弱，古氣候變?yōu)楹淝逸^極度缺水的干旱氣候[2]，含鈾含氧地下水滲入動力可能較小，伊敏組目的層砂巖鈾成礦過程幾乎停滯不前，導(dǎo)致礦體往深部和前部發(fā)育的潛力受到一定限制，這從地表露頭發(fā)育褐黃色條帶狀突變型近現(xiàn)代潛水缺水氧化現(xiàn)象[圖7(c)、(d)]以及至今鉆孔深部和地表礦石樣品均未測到后期改造的年輕鈾成礦年齡數(shù)據(jù)可以側(cè)面得到證明。因此，區(qū)內(nèi)主成礦階段應(yīng)該僅為古近紀(jì)期間的某個時間段，與伊犁南緣512等諸多礦床至今仍在成礦不同，研究區(qū)后期(至少是新近紀(jì)以來)可能并未發(fā)生多期多階段地下水持續(xù)貫入向下推進(jìn)的反復(fù)滾動式鈾成礦過程，礦體仍大致保存在原部位，無法被進(jìn)一步富集，進(jìn)而可能會一定程度上影響單個礦體的發(fā)育規(guī)模。盡管區(qū)內(nèi)找到單個大型、超大型鈾礦床的可能性很小，但古近紀(jì)長期的地層抬升剝蝕-氧化作用仍足以形成具工業(yè)價值的單個中小型砂巖型鈾礦床。

圖(a)引自文獻(xiàn)[3]；剖面位置見圖1圖7 古潛水氧化帶型鈾礦垂向分帶模型及典型照片F(xiàn)ig.7 Vertical Zonal Model of Paleophreatic Oxidation Zone Type of Uranium Deposit and Its Typical Photos

另一方面，極緩慢的隆起過程也使得伊敏組下段礦體未被完全剝蝕而得以保存，埋深不會太大，可能小于500 m。目前控制礦化的信息均主要與盆緣古潛水氧化帶密切相關(guān)，兩者埋深都小于200 m；而相對靠近盆內(nèi)更深部的古潛水-層間氧化帶及其鈾礦體并未完全控制。此外，雖然單個古潛水氧化帶型鈾礦體規(guī)模較小，但這種類型的潛水面狀氧化常容易形成數(shù)量眾多的小型礦體群，區(qū)域上的礦床總體規(guī)模也可能達(dá)到中型甚至大型級別。因此，克魯倫凹陷深部(<500 m)仍具有相對較有利的古潛水-層間氧化帶型鈾礦的成礦潛力和找礦前景，但不同部位的找礦類型和找礦方向可能有所不同。盆緣扇三角洲平原亞相分流河道砂體規(guī)模大，巖性以砂礫巖為主，連通性好，而由于水動力強，泥巖常被水流沖刷而呈透鏡體展布，延伸較短，有利于潛水滲入氧化，所以礦化多產(chǎn)于泥巖、粉砂巖夾層等細(xì)粒沉積物中。由于該部位主河道水流方向垂直蝕源區(qū)展布方向，故應(yīng)垂直蝕源區(qū)布置鉆孔，重點尋找古潛水氧化帶型鈾礦。相對靠近盆地內(nèi)部的扇三角洲前緣亞相水下分流河道砂體規(guī)模較大，巖性以含礫粗砂巖為主，疏松透水，由于水流速率相對變小，泥巖增多，泥-砂-泥地層結(jié)構(gòu)穩(wěn)定[圖5(c)]，有利于層間水的形成和滲入，所以礦化多產(chǎn)于透水性好的砂體中。由于該相帶近似平行蝕源區(qū)展布方向呈環(huán)帶狀展布，水下分流河道快速向盆內(nèi)殲滅，相變?yōu)闉I淺湖相，故應(yīng)平行蝕源區(qū)展布方向布孔，以尋找古潛水-層間氧化帶型鈾礦為主。以上新認(rèn)識不僅科學(xué)合理地回答了區(qū)內(nèi)古潛水-層間氧化帶型鈾礦的成礦潛力，也能為海拉爾盆地其他部位的找礦提供參考。

7 結(jié) 語

(1)內(nèi)蒙古克魯倫凹陷主攻找礦目的層為伊敏組下段，具備與鄰區(qū)二連產(chǎn)鈾盆地相似的鈾源、構(gòu)造、建造和改造等有利鈾成礦條件?；鶐r、目的層及地下水U含量高，內(nèi)外部鈾源非常充足；目的層發(fā)育較大規(guī)模扇三角洲相(水下)分流河道微相的灰色含碳屑砂體，透水性良好，還原沉淀富集鈾能力強，且后期發(fā)生了強烈的古潛水(局部古潛水-層間)氧化作用。

(2)克魯倫凹陷目前控制的鈾礦化明顯受控于古潛水氧化-還原過渡帶，具有埋深較淺、品位偏低、規(guī)模偏小的特點；不同品位鈾礦化砂巖全巖U-Pb定年獲得了(67.1±5.9)、(63.7±5.2)Ma等多個等時線年齡，指示了主成礦階段為67～51 Ma，響應(yīng)于古近紀(jì)構(gòu)造擠壓-地層抬升剝蝕氧化事件。

(3)克魯倫凹陷伊敏組下段具備成礦前富鈾建造準(zhǔn)備、含礦目的層形成、古近紀(jì)主成礦和新近紀(jì)成礦停滯保存階段4個古潛水-層間氧化鈾成礦模式。其單個礦體規(guī)模小，但礦體群總量大，深部(<500 m)仍存在較好的古潛水-層間氧化帶型鈾礦成礦潛力和找礦前景。