十红滩铀矿床北矿带砂岩中黏土矿物特征及其与铀矿化关系

伍 群， 荆国强， 杨冰彬， 曹 雷

(核工业二〇三研究所，西安 710000)

新疆吐哈盆地是我国重要的可地浸砂岩型铀矿产出盆地，目前已在其西南缘发现的十红滩铀矿床是我国发现的大型可地浸砂岩铀矿床之一，该矿床位于吐哈盆地西南缘艾丁湖斜坡带中段，含矿目的层为侏罗系西山窑组(J2x)。自20世纪90年代起，关于该矿床的物质来源、岩石学特征、地球化学特征、沉积环境、成矿条件及成矿模式的研究，前人对其进行了多方面的研究工作[1-5]。随着研究的深入，国内不少学者已经对砂岩型铀矿床目的层中黏土矿物进行了研究，研究人员也早已意识到黏土矿物在砂岩型铀矿成矿过程中可能扮演重要作用，并发现其与铀矿床的形成有密切关系[6]。

在野外钻孔现场编录、室内岩矿鉴定以及扫描电镜鉴定过程中，发现研究区目的层西山窑组含有大量的黏土矿物，通过对黏土矿物组合特征、形态、空间分布特征、成因及其地质意义开展研究，进而探讨与铀成矿之间的关系，以期对于本研究区的砂岩型铀矿成矿作用及地浸工艺研究提供一定的指导意义。

1 地质概况

吐哈盆地为天山褶皱带内一个不规则的中新生代内陆山间盆地，基底为石炭系迪坎儿组(C2d) , 主要由凝灰质砂岩、砾岩、粉砂岩及薄层灰岩组成, 盖层主要为中下侏罗统水西沟群(J1- 2Sx)[7]，北部多见古近系鄯善群(ESs)。十红滩铀矿床地区位于盆地西南缘的艾丁湖斜坡带上(图1)，区内及外围构造活动相对较弱, 断裂构造主要有鹰嘴崖断裂，褶皱构造均为宽缓的背斜和向斜，十红滩铀矿床分为南、中、北3个矿带。

十红滩铀矿床属于典型的层间氧化带砂岩型铀矿床，含矿主岩为中侏罗统西山窑组 (J2x)的辫状河-辫状河三角洲平原亚相灰白色、浅灰色、浅褐黄色砂岩[8], 南矿带产矿层位为西山窑组第一岩性段(J2x1)；中矿带才产矿层位为西山窑组第二岩性段(J2x2)；北矿带才产矿层位为西山窑组第二、三岩性段(J2x2、J2x3)。该矿床的分布范围受层间氧化带前锋线控制，氧化带顺着含水层中水流方向南北向发育，前锋线东西走向上延伸近十千米，埋深50～560m，倾向上延伸0.5～5km，层间氧化带控制着该矿床的形成和铀矿床的分布范围。

2 样品采集与分析

28件样品均采自十红滩铀矿床北矿带目的层第三岩性段(J2x3)，并根据地球化学环境分带性(还原带、过渡带、弱氧化带、氧化带)进行取样,在室内对样品进行了X射线衍射及扫描电子显微镜分析(表1)。X射线衍射测试由核工业地质分析测试研究中心完成，所用仪器为日产Panalytical X’Pert PRO MPD，检测方法 执行SY/T5163—1995、SY/T6201—1996行业标准，分析条件为：电压 40kV，电流 40mA，X射线靶为Cu靶，量角度范围3°～30°。扫描电子显微镜分析测试工作于东华理工大学放射性地质与勘探技术国防重点学科实验室，采用Nova NanoSEM450型场发射扫描电子显微镜进行测试。测试要求房间温度20±2℃和湿度<80%，且仪器主机部分要求一直保持高真空状态。

3 黏土矿物类型及含量分布特征

黏土矿物分为原生的和后生的，主要以杂基形式存在于砂岩中的粗碎屑中。北带容矿层全岩黏土含量分析测试显示(表1)，层间氧化带中岩石的黏土含量为10.4%～31.9%，平均20.3%；弱氧化带为15.1%～32.0%，平均21.7%；氧化还原过渡带(矿带)为14.1%～29.4%，平均21.5%，还原带为12.8%～21.8%，平均18.7%。即相对于还原带、氧化带，弱氧化带和氧化还原过渡带的黏土含量发生了一定的增高现象，意味着在层间氧化带发育和铀成矿作用过程中发生了黏土化作用，黏土矿物总量(TC)平均值在理论上砂体氧化程度愈高黏土矿物总量愈高[9]，但从表1看出弱氧化带、过渡带砂岩中黏土矿物含量最高，说明黏土矿物不仅来自后生氧化蚀变，还有一部分为后生还原蚀变的产物。

1-鄯善群；2-西山窑组四段；3-西山窑组三段；4-西山窑组二段；5-西山窑组一段；6-三工河组；7-八道弯组；8-蚀源区；9-盆地边界；10-断裂及推测断裂；11-角度不整合；12-地层界限；13-南矿带氧化带前锋线；14-中矿带层间氧化带前锋线；15-北矿带层间氧化带前锋线；16-勘探线号；17-钻孔号；18-南矿带；19-北矿带；20-中矿带；21-北矿带第二岩性段矿带；22-白咀山矿带；23-取样分布范围

总体上氧化带、弱氧化带，氧化还原过渡带的黏土化作用发育的相对比较均匀，黏土矿物种类以高岭石和伊利石为主，其次为绿泥石、伊/蒙混层, 由于在个别样品中测出蒙脱石含量，数量较少，不具有参考意义。

3.1 黏土矿物的成分及含量分布特征

从图2中可看出，黏土矿物种类主要为高岭石、伊利石，其次为绿泥石、伊蒙混层等。铀含量变化与黏土矿物总量(TC)变化趋势无明显相关性，北矿带容矿层中含矿砂岩与非含矿砂岩样品的物质组成及黏土矿物种类无明显差别。

3.1.1 高岭石

高岭石是北矿带发育最为普遍的黏土矿物，在氧化带岩石中含量为12.0%～46.0%，平均为32.2%；在弱氧化带岩石中含量为43%～47.0%，平均45.6%；在矿带中含量9.0%～49.0%，平均34.4%；还原带岩石中8.0%～44.0%，平均26.8%。即相对还原带，弱氧化带和氧化还原过渡带中高岭石含量明显增高，表明在后生作用过程中，有大量的高岭石生成。

3.1.2 伊利石

伊利石在氧化带岩石中含量为6.0%～37.0%，平均26.3%；在弱氧化带岩石中含量为0.0%～30.0%，平均22.7%；在灰色矿石中含量为7.0%～30.0%，平均29.3%；在还原带岩石中含量为5.0%～23.0%，平均15.6%。在各带中其含量变化特征与高岭石非常相近，亦即在层间氧化带发育和铀成矿过程中有次生伊利石的形成。

3.1.3 绿泥石

氧化带岩石中绿泥石含量为6.0%～22.0%，平均16.8%；在弱氧化带岩石中绿泥石含量为16.0%～18.0%，平均16.8%；北矿带矿石中绿泥石含量为5.0%～22.0%，平均16.0%；在还原带岩石中5.0%～19.0%，平均仅为12.0%。即还原带岩石中绿泥石含量最低，在氧化带和氧化还原过渡带有相对较多的次生绿泥石形成。大多数是黑云母水解作用的产物，成纤维状显微叶片状聚晶布于杂基之中或微细脉状沿裂隙充填。未完全水解的还保存有黑云母的假象或者残余(图2c)。

a、b为野外岩心照片；c-正交光显微照片10×10(+)； d-单偏光显微照片10×10(-)； e-正交光显微照片10×10(+)； f-正交光显微照片10×10(+)。Bi-黑云母，Chl-绿泥石，Kln-高岭石，Hyd-水云母，Ser -绢云母，Pl-斜长石，Hem-赤铁质

3.1.4 伊/蒙混层

伊/蒙混层含量为8%～20%，平均14%，伊/蒙混层黏土矿物是伊利石和蒙脱两个端元矿物之间的过渡矿物，是由伊利石晶层和蒙皂石晶层沿 C 轴或者(001)方向无规则相互交替构成的层状硅酸盐矿物[10]，伊利石和蒙脱石的形成都需要成矿溶液中含有Si和Al，富K+是伊利石生成的必要条件，而Mg2+是形成蒙脱石的前提。相对于高岭石，伊利石和蒙脱石的成因复杂[11]。而云母、长石等富K+矿物的分解提供了足够的的K+和Al3+，随着埋深的增加、温度的升高，蒙脱石脱水并且八面体Al3+对四面体Si4+进行替代，引起层间负电荷增加而是进入晶层开始形成伊/蒙混层矿物。说明在成矿作用过程中，发生了云母、长石的分解作用(图3b)。

3.1.5 绿/蒙混层

绿/蒙混层是蒙脱石在富Mg2+、 Fe2+的情况下向绿泥石转化中的产物，呈薄片状包于颗粒表面或者充填于颗粒间，既有绿泥石的片状、叠片状结构，也有蒙脱石的网状结构(图3e)。其主要在矿石中被发现，其含量7%～43%，表明在成矿过程中，层间水富含Mg2+、Fe2+，使得蒙脱石向绿泥石的转化，形成绿/蒙混层。

对测试样品中伊蒙混层、蒙脱石、绿蒙混层的含量数据对比发现，三者只要其一存在，另外两个含量极低甚至就存在，亦即在容矿层中，由于地下水中富含K+、Fe2+、Mg2+，发生了“伊蒙混层←蒙脱石→绿蒙混层”，这也是容矿层大部分岩石中缺少蒙脱石的原因。

表1 十红滩铀矿床北矿带矿石和围岩黏土矿物分析结果

不同地球化学分带各黏土矿物含量略有差异，砂岩中高岭石含量由强氧化带到弱氧化带有明显增高的趋势，到过渡带和原生带其含量又略有降低，但总体变化幅度不大，弱氧化带、过渡带中高岭石的相对含量较高，可能是酸性前锋作用所至。伊利石、绿泥石含量在各分带中变化不大，分别为20%、15%左右。

3.2 黏土矿物的镜下微观特征

在岩心地质编录过程中经常可见在氧化还原过渡带、还原带有大量的灰白色黏土矿物呈粉末状分布(图2a、b)。吐哈盆地为产煤盆地，早期盆地处于弱酸性环境中，层间水呈酸性，导致氧化还原过渡带、还原带发生强烈的黏土蚀变，形成较多的高岭石等黏土矿物，成岩后期随着埋深加大，长石类矿物的分解作用也可产生大量的黏土矿物。通过显微镜下观察，绿泥石、黑云母、绢云母及书页状高岭石等黏土矿物充填于碎屑颗粒之间(图2c、d、e)，同时高岭石(Kln)也可向水云母-绢云母化(Hyd-Ser)发生转变，绿泥石在高温作用下或受后期热流体的改造部分转变为黑云母(Bt)，还可观察到原生的黑云母(Bi)沿解理面发生过绿泥石化(Chl)蚀变(图2f)。

通过扫描电镜下观察结果表明，黏土矿物晶形变化较大，有自形程度很高的，也有晶形破损严重的，晶体大小相差悬殊，表明含矿砂体经历了多种类、多期次的黏土化蚀变作用。氧化带中所见黏土矿物被流体蚀变改造尤为明显，矿物表面常见有另外的黏土矿物生长，呈“毛刺状”“绒球状”等形态。如图3a为氧化带高岭石，被大量蜂窝状蒙脱石所包围；图3b为氧化带中所发育的伊/蒙混层，其中蒙脱石呈蜂窝状，伊利石为拉丝状分布于蒙脱石边缘；图3c为氧化带伊利石，呈丝缕状、拉丝状，边缘见蒙脱石分布。由此可见，氧化带的黏土矿物蚀变作用较强。图3d为过渡带蒙脱石，呈鳞片状，部分向高岭石转化；还原带的黏土矿物整体较为干净整洁，图3e为还原带绿/蒙混层，蒙脱石呈鳞片状，绿泥石少量分布在蒙脱石的边缘，呈针状、片状，还原带中的蒙脱石不同于图3a氧化带中的蜂窝状。还原带中高岭石较常见，相比氧化带其含量有所减少。图3f为原生带片状高岭石，呈书页状、片状，表面干净，晶型完好，较氧化带和过渡带中形态明显不同，成分也较单一。

Kln-高岭石；Mnt-蒙脱石；Ill-伊利石；I/S-伊蒙混层；C/S-绿蒙混层

4 铀成矿关系探讨

十红滩铀矿床北矿带矿石中铀的存在形式以铀矿物和吸附状态铀为主，两者约各占50%左右，其中吸附态铀主要被砂岩中的炭屑、有机质、黏土矿物所吸附。通过对钻探岩心观察，发现铀矿化及工业铀矿段主要产生在富含炭屑的灰色、浅灰色砂岩中，同时伴有大量后生蚀变的黏土，通过电子探针、扫描电镜(图4)分析也表明铀矿物主要分布在有机质、黏土周围，黏土矿物与铀紧密共生，暗示了其对铀的吸附作用[12]。

前人研究指出，在表生条件下，黏土矿物通过吸附作用进而实现对铀的沉淀与富集。主要表现在：(1)铀酰离子带正电荷、水解能力弱，而黏土矿物带负电荷，因此很容易将其吸附，黏土矿物种类不同对铀的吸附能力也不同；(2)黏土矿物比表面积与阳离子交换能力对铀(UO2+)的吸附能力有很大差异，比表面积越大，吸附铀的能力越强，其比表面积整体表现为蒙皂石>伊利石>绿泥石>高岭石[6，15]，阳离子交换能力越强，吸附铀的能力越强[16]。从阳离子交换能力来看，蒙脱石晶格内Al3+部分被低价Mg2+取代，从而导致晶格内电荷不平衡，为了补偿其电荷的不平衡，就需要吸附层间水中的部分高价阳离子以[17]。因此，蒙脱石具有更强的铀吸附能力。然而由于十红滩地区西山窑组砂岩中高岭石、伊利石、绿泥石含量高于蒙脱石，从而推测蒙脱石吸附沉淀铀的贡献低于高岭石、伊利石、绿泥石。

通过对黏土矿物做回归分析表明：在过渡带中铀的含量与黏土矿物的总含量及高岭石、伊利石、绿泥石的含量一定的弱正相关性(图5)，相关系数R2分别为0.212 8、0.209 5、0.231 5、0.117，从图5a中可看出黏土矿物总含量越高，铀的含量相对也越高，而黏土矿物的种类(高岭石、伊利石、绿泥石)与铀的含量变化不是特别明显，而与其含量具有弱正相关性，因此铀的富集成矿与黏土含量是有一定的相关关系的。

图4 铀矿石电子彩色背散射图像

图5 北矿带矿石中铀含量与黏土矿物含量关系曲线图

5 结论

1)十红滩铀矿床北带含矿层西山窑组砂岩中黏土矿物极为发育，种类以高岭石、伊利石为主，其次为绿泥石和伊蒙混层，蒙脱石个别样品中可见。通过扫描电镜及显微镜观察，镜下高岭石多呈书页状、风琴状及蠕虫状；伊利石单体形貌多为拉丝状；绿泥石呈片状，蒙脱石具有蜂窝状结构。

2)黏土矿物是砂岩型铀矿中铀富集的重要吸附剂，在过渡带，具有强烈黏土蚀变的砂岩层中铀含量较其他层位要高，反映出黏土矿物与铀成矿是有成因关联的。不同种类的黏土矿物之间在层间氧化环境中存在着一系列的相互转化关系，对铀的吸附能力又存在一定差异。

3)铀的含量与黏土矿物的含量具有一定的弱正相关性，与不同种类的黏土矿物的含量同样具有弱正相关性，铀的富集成矿与黏土矿物的吸附作用是密切相关的，另外铀的富集沉淀还受构造、岩性、沉积相、水动力、还原障等其他成矿条件共同控制。