干沟拗陷砂岩型铀矿成矿地质条件研究

崔长远，张振强

（核工业二四〇研究所，辽宁 沈阳 110032）

0 引言

砂岩型铀矿具有品位低、储量大的特点。自从20世纪80年代国外采用地浸开采方法，我国迅速转向开展以开采可地浸砂岩铀矿为主。地浸砂岩型铀矿开采具有建设周期短、基建投资少、开采成本低、环境污染小、自动化程度高、见效快等优点。我国先后在新疆伊犁盆地、吐哈盆地、东北松辽盆地、内蒙鄂尔多斯盆地发现了数个大型、超大型可地浸砂岩型铀矿床，部分矿床正在进行地浸开采。河北省干沟坳陷具有较好的成矿条件，本文从几个方面对其开展分析。

干沟拗陷位于建昌中生代火山盆地的南缘，处于我国著名的青龙－兴城铀成矿带上（王正邦，1997；黄净白等，2015）。在拗陷内发现有岭头中型（433）和干沟（434）大型铀矿床（统称青龙铀矿田）及盖子、邵杖子铀矿点及众多铀矿化点。前人对该矿田成因进行了较多研究，如张景训（1992）、商亚军等（2010）对青龙矿田铀成矿地质条件、地质特征及找矿方向进行了研究，李泽明等（2020）对干沟铀矿床开展了蚀变特征岩石学研究。但前人研究多集中对矿床进行解剖分析，缺少对整个拗陷成矿条件综合分析，外围找矿成果不理想，曾一度中断。近几年加大了干沟拗陷铀找勘查力度，核工业二四三大队开展了“河北省沽源县－内蒙古克什克腾旗铀矿资源调查评价”项目，对干沟拗陷地成矿条件开展了综合研究，取得了较好的生产与科研成果。

1 区域地质概况

干沟拗陷（东经119°25′～119°45′，北纬40°20′～40°30′）位于华北地台山海关古隆起与燕辽沉降带接壤部位建昌中生代火山盆地的南缘。就构造体系而言，处于东西向构造体系与北东向构造体系的接合部位（图1）。

图1 干沟拗陷区域构造图（黄净白等，2015）

从板块角度来分析，干沟拗陷处在华北板块的北缘。中生代以前本区的构造应力场与整个华北地块一样，主要有南北向压应力为主的应力场（左旋为主），因而近东西向的断裂构造发育，并控制了干沟火山地堑的成生和发展（控盆构造）。中生代是华北地块构造应力场的巨大转变时期。由于太平洋板块向东部俯冲而出现了北西、面东向压应力场产生一系列北东、北北东向断裂，对盆地的演化及改造起着控制作用。

2 干沟拗陷基本地质特征

干沟拗陷具有明显的二元结构。基底岩石比较复杂，东侧为中元古界长城群碎屑岩，鞍山期混合花岗岩、花岗片麻岩；西侧有中元古界南口群化学沉积岩夹细碎屑沉积岩。太古界单塔子群黑云母斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩。下元古界朱杖子群黑云母片岩、黑云角闪片岩、变质角砾岩；南部主要为吕梁期似斑状黑云母花岗岩，其次为鞍山期混合花岗岩、花岗片麻岩；北部基底岩石有中元古界南口群化学沉积岩和绢云母片岩或黑云母角闪片岩。

火山活动从早侏罗世延续到晚侏罗世，白垩世有同源岩浆的补体侵入，且呈次火山岩体产出。火山喷发以中心式喷发为主，裂隙式喷发次之。喷发强度呈有规律的周期性变化，喷发－沉积相间出现。火山活动中心随时间的推移从西向东转移。盆地盖层为一套中生代侏罗纪中基性－中酸性－酸碱性火山岩、火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩、沉积碎屑岩。按其岩性和沉积－喷发旋回韵律。盆地盖层层序由老至新划分为兴隆沟组、北票组、海房沟组、兰旗组、土城子组、白旗组、张家口组、义县组、金刚山组、建昌组、九佛堂组。

构造以断裂构造为主。按其展布可分为近东西向、北东向、南北向和北西向四组断裂构造。近东西向构造组规模最大，形成时间最早，活动时间最长，控制着盆地成生、深化和矿床分布。北东向构造组发育最好，与近东西向构造相交时往往产生归并跟踪，对盆地的演化和矿床的展布也起控制作用。南北向构造不甚发育。北西向构造组发育，生成时间最晚，多数被酸碱性和中基性脉岩充填。

3 铀成矿地质条件分析

3.1 铀源条件

3.1.1 基底、蚀源区含铀性

岩石铀含量以常州沟组（Z1Ch）石英砂岩（9.23×10-6）、吕梁期中粗粒二长花岗岩（γ21）（3.60×10-6）、大红峪组（Z1d）石英砂岩（3.15×10-6）最高，其次是南店子组（Arn）石英片岩（3.04×10-6）、串岭沟组（Z1c）石英砂岩（2.75×10-6）、老爷庙组（Ptl）石英片岩（2.60×10-6）、凤凰咀组（Arf）黑云钾长片麻岩（2.80×10-6）；最低为鞍山期混合花岗岩（Mγ1）（0.63×10-6）（表1）。

铀的浸出率以串沟岭组（Z1c）石英砂岩（35.6%），吕梁期中粗粒二长花岗岩（γ21）（31.90%）、中粒花岗岩（γ22）（28.22%），常州沟组（Z1Ch）石英砂岩（21.70%）最高；其次为南店子组（Arn）石英片岩（17.40%）、大红峪组（Z1d）石英砂岩（16.20%）；再次为凤凰咀组（Arf）黑云钾长片麻岩（10.50%），老爷庙组（Ptl）石英片岩（12.30%），鞍山期混合花岗岩（7.1%）（表1）。

表1 干沟拗陷基底盖层岩石平均铀含量及浸出率表

3.1.2 盖层和小侵入体含铀性

盖层岩石含铀量最高为金刚山组（J3j）凝灰质粉砂岩（3.95×10-6）、义县组（J3y）晶屑凝灰岩（3.70×10-6）；其次为兰旗组（J2l）安山玢岩（3.40×10-6）；小侵入体的含铀量最高为流纹斑岩（λπ5）（4.50×10-6），次为石英正长斑岩（λεπ5）（表1）。

盖层岩石浸出率最高为土城子组（J2t）复成分中砾岩（20.90%），其次为建昌组（J3z）熔结凝灰岩（11.30%）；小侵入体浸出率最高为石英正长斑岩（λεπ5）（11.40%），其次为流纹斑岩（λπ5）（10.40%）（表1）。

由此认为，区内铀源十分丰富。铀源可来自基底、蚀源区和盖层岩石。主要供给活性铀的岩石有石英岩、片岩、片麻岩；其次为白云岩和盖层的安山玢岩。这些为形成富铀层位奠定了丰富的物质基础。

3.2 岩相古地理古气候条件

（1）岩相的控制作用。所有矿化位于缓倾斜锥状冲积扇的扇前、扇上及扇侧河流相含炭岩石中。所见矿体位于缓倾斜贝型冲积扇，扇端含炭岩石中。两种形态不同的冲积扇是在河相沉积过程中形成。冲积扇插入河相复成分砾岩中，是同时异相的两个地质体。锥型扇产状陡，扇内流水急，扇内砂质、炭质都被水冲刷到扇外，在河流和其它环境中沉积。贝型或席状扇体倾角缓，扇内水流将扇根扇中部位的砂质炭质都冲刷到扇端沉积，使扇端物质变细。由于扇后期形态不同，铀沉淀富集部位也不同，锥型扇多在扇侧和扇前含炭砂体或其它沉积物中，贝型扇多扇端含炭砂岩中。

（2）古地理控制着扇体形态和河流弯曲，靠近控盆构造的陡地形易形成锥型扇体，铀矿化多在扇外。远离控盆构造缓地形，易形成贝型扇，铀多在扇端成矿。弯曲河流在拐弯处造成细碎屑沉积较多，与锥型扇相遇有利于成矿；与贝型扇相遇其成矿就不如锥型扇，因其透水性差。

（3）过渡性的古气候有利于铀的浸出。海房沟组古气候正处于潮湿性向干旱性气候过渡期（周福庆，2008）。海房沟组下部为北票组含煤系，它的古气候条件潮湿温，适应生物生长，降雨量大于蒸发量。而海房沟组上部兰旗组为火山岩，再上就是土城子组区域性“红层”发育时期，它的古气候是干旱炎热，降雨量小于蒸发量。此外，海房沟组沉积时，介质为碱性重碳酸水，pH=7～9。为过渡性气候条件，对铀的成矿有利。

总之，拗陷内富铀层位（海房沟地层）铀矿化的形成受岩相、古地理、古气候条件控制，即透水性好岩石夹有含碳质透水性差的岩石，冲积扇与其它环境接触部位，河道拐弯处、潮湿向干旱过渡的古气候条件，有利于富铀层位的生成。

3.3 断裂构造条件

横穿本区的东西向青龙-锦西复杂构造带是控盆构造，其再次活动，并与炮手营-响水-雹神庙次级构造形成构造夹持带。该带破坏了含铀层位的承压热水与地表水的沟通，地下热水从构造处排气减压使之流动。水中所含的铀在有利的地球化学条件下再沉淀富集，在构造附近的含铀层位中形成铀矿体（王慎全，1982；张成江等，2007；王永军等，2019）。矿体都位于这两组构造的夹持地带（图2）。501 号矿化点蚀变花岗岩中的铀矿化均直接受南部构造及其派生的构造裂隙控制。

图2 干沟拗陷矿化区断裂夹持带与矿体分布图

3.4 围岩蚀变条件

3.4.1 蚀变类型

（1）粘土化。发育于浅色和紫褐色花岗质砾岩及复成分砾岩中，矿物成分主要为迪开石、钙蒙脱石、水云母和少量的高岭石。复成分砾岩粘土含量最高（15%～21%），浅色花岗质砾岩（12%～15%），紫色花岗质砾岩最低（8%）。

高岭石在酸性条件下生成（王剑锋，1992），多水高岭石在弱酸性条件下生成，钙蒙脱石在强碱性条件下生成。粘土矿物和蚀变矿物的生成可以彼此相连、互相过渡的弱酸-中性、中性-弱碱，弱碱-碱性三个带。中性-弱碱性带为酸碱过渡带。

（2）碳酸盐化。分布最普遍、范围最广。在矿石中主要表现为两种：一种呈质地不纯的浸染状、微粒状、团块状分布于铀矿物及含铀有机质碎片的两侧，有时则包围有机质角砾，此泥化碳酸盐多与铀矿化有关；另一种碳酸盐多为纯净的方解石组成，常呈网脉状、树枝状、细脉状穿插切割岩石和所有的蚀变及矿化，为矿床最晚的蚀变产物，与铀矿化无关。

（3）褐铁矿化。发育于紫褐色岩石中，尤其是紫褐色花岗质砾岩中。多呈分散浸染、网脉状、树枝状产出，属于含黄铁矿的岩石风化或氧化作用的产物。

（4）硅化。常与赤铁矿化密切共生，表现为隐晶质状，越靠近矿脉处硅化愈强烈（王青等，2015；吴燕清等，2018；王世成，2019）。岩石致密坚硬，在化学成分上，矿化凝灰岩中SiO2含量可达84%。

（5）赤铁矿化（红化）。由针铁矿—水针铁矿及赤铁矿所引起（王剑锋，1992；景建安，2005；张成江等，2007），呈粉末状，较均匀地分布于凝灰岩或胶结物中。岩石呈红色，常与硅化密切伴生（佟国元等，2012；席海银等，2014；罗强等，2020）。从围岩到矿体，红化和硅化逐渐加强，越靠近矿脉处，红化愈强烈，岩石的颜色也就愈红，可视为直接的找矿标志。红化的分布范围大体与富矿体一致，且具有穿层跨相的现象。

3.4.2 蚀变的分带性

蚀变具有一定的分带性（黄振等，2014），可分为紫色带（紫色花岗质砾岩)、过渡带和浅色带（浅色花岗质砾岩）（李泽明等，2020）。浅色带和紫色带交替出现，两者在厚度上彼此呈消长关系。靠近复成分砾岩和基底部位，浅色带较薄，几厘米至几米，呈透镜状、扁豆体状夹于紫色层中。在中部或中下部浅色层较厚，呈层状展布，其间又可见紫色带透镜体，由西至东展布。浅色层和紫色层往往呈过渡关系。不同带之间彼此有分枝复合现象，呈犬牙交错或锯齿状接触。

不同带对应的蚀变矿物有明显不同（表2）。（1）紫色带：富含褐铁矿和长板状、碎片状水云母，网脉状碳酸盐发育，不含有机质，化学成分上Fe3+高、Fe2+低，Fe3+>Fe2+。（2）过渡带：含显微粒状、球粒状、莓粒状黄铁矿，赤铁矿，钙蒙脱石、蒙脱石化水云母，富含碎片状有机质，碳酸盐为微粒状泥化。（3）浅层带：含显微粒状、不规则状黄铁矿，含碎片状水云母和钙蒙脱石、富含条带状水云母，化学成分上Fe2+高、Fe3+低，Fe2+>Fe3+。

表2 干沟拗陷矿化区蚀变分带特征对比表

将花岗质砾岩浅色层厚度与紫色层和浅色层厚度之和相比，得出色比值，并圈出色比等值线平面图（图3）。色比0～20%为氧化带，色比20%～40%为氧化还原过渡带（后文简称过渡带），色比>40%为还原带。通常认为，铀矿化在过渡带沉淀、富集（魏欣等，2020）。干沟坳陷已发现的铀矿化绝大部分落在过渡带区域内（图3），该区域Fe3+/Fe2+为0.4～1.2，氧化还原电位（△Eh）在30～50 mV之间。U4+/U6+为0.82～0.94。

图3 干沟拗陷矿化区色比与铀矿化之间的关系

3.5 铀矿化富集条件

海房沟组(J2h)含铀背景值较高，达(10～20)×10-6，是本区最主要的含矿层。其在沉积成岩期铀已有相当程度的富集（局部达0.4%）。在干沟拗陷内已发现433、434铀矿床及石盖子、邵杖子等铀矿点。铀矿体均赋存在海房沟组花岗质砾岩，凝灰质复成分砾岩、凝灰质砂岩及凝灰岩中。矿化严格地受地层控制，明显地分布于古地形的沟槽部位。矿体严格受浅色花岗质砾岩的控制，它的形态和展布均与浅色花岗质砾岩的空间分布相吻合（张景训，1992；商亚军等，2013；孙详等，2013）。矿体形态主要为似层状（图4），扁豆状，少数为透镜状。矿体产状为340°～20°，倾角为20°～40°。厚度变化较大，一般为几厘米到几米。但多数为1～8 m，最厚可达14.62 m。品位变化也较大，平均为0.127%，最富为3.046%。

图4 干沟拗陷1号勘探线矿体形态剖面图（张景训，1992）

4 结论

（1）干沟拗陷基底、蚀源区和盖层含铀性好或者含铀量高、铀源丰富。

（2）海房沟组河流相和扇侧、扇前相砂砾岩含有机质（碳），古气候正处于潮湿向干旱气候过渡的条件，有利于铀的同生沉积。

（3）东西向断裂构造与次级构造形成构造夹持带，水中所含的铀在有利的地球化学条件下再沉淀富集，形成铀矿体。

（4）紫色花岗质砾岩与浅色花岗质砾岩之间存在一条氧化还原过渡带，有利于铀矿化的沉淀富集。

（5）海房沟组发现工业铀矿化，其受层位控制明显，大而富的工业铀矿体多赋存于紫色和浅色花岗质砾岩交汇部位之浅色砾岩一侧。