十万大山盆地东部侏罗纪古气候与铀成矿关系

王小明，朱小兵，彭新发

（核工业二三〇研究所，湖南 长沙 410007）

十万大山盆地位于华南板块的西南缘是我国南方重要的中生代产铀盆地，面积约11 600 km2。在盆地东部已发现了屯林铀矿床和一系列铀矿（化）点，具有较大的铀成矿潜力。前人大多认为十万大山盆地为红色盆地，缺乏对侏罗纪古气候系统研究。野外地质调查发现，整个侏罗系，尤其中侏罗统那荡组，可作为十万大山盆地砂岩型铀矿主要找矿目的层，其发育多层灰色砂体。

古气候研究在砂岩型铀矿成矿理论及成矿模式的建立方面起着十分重要的作用［1-9］。古气候对砂岩型铀矿床成矿作用的控制，主要表现在两个方面，首先是古气候控制有利含矿建造的形成，其次是古气候控制含铀氧化流体的形成［1］。沉积岩中的微量元素对沉积环境的水介质变化有着较高的敏感度，可以为古环境、古气候的变迁提供可靠信息［10］。通过研究盆地东部侏罗系地球化学特征，恢复侏罗纪古气候演化、湖盆沉积水体特征，对确定砂岩型铀矿找矿目的层、查明灰色砂体成因、重建古地理具有重要的理论和现实意义。

1 地质背景

十万大山盆地大地构造位于欧亚板块华南微板块西南缘（图1），与太平洋板块、特提斯三江造山带和印度板块相邻，处于新华夏系第二沉降带南部与南岭纬向构造带的复合部位。盆地按基底形态划分出3 个二级构造单元：西部凹陷、中央隆起和东部凹陷。本文重点对盆地东部进行研究。

图1 十万大山盆地构造位置示意图［11］Fig.1 The tectonic location of Shiwandashan basin［11］

1.1 沉积构造演化

寒武纪—中三叠世，区域上为海相沉积，经历了湘桂-江南古岛弧碰撞阶段、钦防海槽关闭、早期弧后前陆盆地3 个阶段；从晚三叠世开始，进入了陆相盆地阶段，早—中侏罗世为盆地迅速扩大充填阶段，晚侏罗世盆地萎缩结束沉积，早白垩世盆地短暂接受沉积后再次因造山运动湖盆封闭；新生代以来，进入走滑断陷-挤压反转阶段，盆地受挤压全面抬升结束沉积，伴随强烈剥蚀除了盆地西部凹陷局部地段外均缺失新生界沉积。

十万大山盆地为前陆盆地，侏罗系广泛分布，整体沉积建造特征相似，发育陆相杂色碎屑岩建造组合，西部凹陷盖层总厚度为702～2 176 m，东部凹陷为372～1 384 m。整体为曲流河-三角洲-浅湖相砂岩-泥岩组合，砂岩主要呈灰色，泥岩主要呈红色。

早侏罗世，地壳下沉，沉积范围急剧扩大，盆地形成。盆地总体NE 向，以河流相和湖泊相为主，沉积中心位于那楠-新棠一带，沉积了紫红色泥岩夹灰白色砂岩建造。

中侏罗世开始，盆地中央隆起，分为东部凹陷和西部凹陷。凹陷两翼斜坡带上发育稳定曲流河-三角洲相灰色细砂岩和红色泥岩互层的杂色建造。

晚侏罗世，湖盆萎缩，发育河流相黄灰色砂岩夹紫红色泥岩建造。

1.2 地层特征

十万大山盆地基底为上三叠统陆相沉积物以下的海相碳酸盐、碎屑岩、硅质岩建造夹火山岩建造和加里东期-印支期花岗岩建造。

盆地盖层主要为上三叠统、侏罗系、白垩系，局部可见古近系，其中侏罗系分布最广，沉积厚度最大。侏罗系为一套以紫红色泥岩和灰色砂岩相间出露的陆相地层。侏罗系主要包含汪门组、百姓组、那荡组、岽力组（表1）。

表1 十万大山盆地东部侏罗纪地层表Table 1 The lithological feature of the Jurassic in eastern Shiwandashan basin

2 样品采集与分析

2.1 样品采集

本次研究在十万大山盆地东部选取典型剖面P22（图2）采集了16 件样品，覆盖了侏罗系各组地层。选择具有代表性的新鲜的、受成岩作用影响小、风化蚀变改造弱的泥岩样品，最大程度上减少机械分异对沉积物成分的影响以及取样差异的影响。

图2 十万大山盆地东部采样剖面位置Fig.2 The location of sampling line in Shiwandashan basin

2.2 分析测试

样品送往核工业二三〇研究所分析测试中心检测。将样品用清水冲洗、烘干，用陶瓷研钵研磨后去除粗碎屑颗粒，再用玛瑙研钵研磨，取小于200 目的样品进行检测。其中元素B 检测仪器为直读光谱仪，检出限为3×10-6；Fe2O3和MnO采用X 射线荧光光谱仪，检出限分别为0.09%、0.002%；Ga、Ba、V、Li、Sr、Ni 分析检测仪器为电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS），检出限分别为0.2×10-6、0.5×10-6、2.0×10-6、1×10-6、0.2%、1.0×10-6。分析检测结果见表2。

表2 样品分析结果及计算表Table 2 The analysis result of the samples

3 岩石地球化学特征与古气候

获取古水体盐度是推测沉积时期环境特征的一个重要手段。对岩石地球化学特征研究，计算古盐度变化规律，推断侏罗纪沉积环境演变。

3.1 B 含量

3.1.1 沉积介质古盐度判别

微量元素B 常用来指示古盐度，古盐度是古代沉积物中水体盐度的记录，可作为分析地质历史中沉积环境特征的一个重要信息［12-13］。一般而言，咸水环境下的B 含量在（80～125）×10-6之间，而淡水环境的硼含量多小于60×10-6。

侏罗系泥岩B含量为（36.6～91.8）×10-6，平均为57×10-6（n=16），反映了侏罗纪沉积介质整体为淡水-微咸水环境。根据B、V 含量关系建立了B-V 散点图［12］（图3），有3 个样品在咸水相中，整体都靠近分界线，说明侏罗纪十万大山盆地水体为淡水-微咸水。利用硼质量分数，对古盐度进行定量计算［14］。常用的陆相古盐度计算公式为Couch 公式：Sp=lgB'－0.11/1.28（式中B'为校正“硼质量分数”）［15］。结果表明，侏罗系沉积时湖泊水体的古盐度为1.89‰～2.39‰，平均为2.10‰，说明东部凹陷古水体为淡水-微咸水。

图3 古盐度判别图Fig.3 The discrimination diagram of paleo-salinity

3.1.2 沉积环境指示意义

从B 含量的变化曲线看出，不同时期B含量差异具有旋回性，反映古盐度变化的同时也指示了古气候波动历程。

B 含量垂向变化：J1w＞J1b＜J2n1＜J2n2＜J2n3＜J3d。推断沉积环境变化：半潮湿逐渐变干旱（早侏罗世，J1w）→半潮湿逐渐变干旱（中侏罗世早期，J2n1）→半潮湿逐渐变干旱（中侏罗世中期，J2n2）→半干旱半潮湿（中侏罗世晚期，J2n3）→变干旱（晚侏罗世，J3d）。早侏罗世早期到早侏罗世晚期，古盐度逐渐降低，潮湿的古气候逐渐变得更加潮湿，之后到早侏罗世末期古气候变得略干旱，古盐度逐渐升高；中侏罗世早期开始，古气候又开始变得更加潮湿，到中侏罗世末期气候较为稳定，出现了一次小幅度的变潮湿然后恢复的过程；进入晚侏罗世，古气候呈现逐渐变干旱的过程，古盐度逐渐升高。整个侏罗纪，古气候为半干旱-半潮湿交替出现，具有明显的旋回性，沉积水体为淡水-微咸水，晚侏罗世气候最为干旱古盐度最高，沉积水体为微咸水。

3.2 Sr/Ba 值

Sr/Ba值可以作为古盐度判别标志［16］。Sr、Ba在水体中与SO42-结合，分别形成SrSO4和BaSO4，SrSO4溶解度比BaSO4高。当盐度增大时，BaSO4先沉淀下来，因而在沉积物中Sr/Ba 值与古盐度呈现明显的正相关关系。Sr 在咸水中含量一般为（800～1 000）×10-6，在淡水中的含量一般为（100～300）×10-6。Sr/Ba 值小于1 为淡水介质，Sr/Ba 值大于1 为咸水介质［17］。

Sr含量均小于200×10-6，平均值为108.98×10-6，Sr/Ba 值均小于1（峰值0.27，平均0.17），反映了古水体介质整体为淡水介质环境。从Sr/Ba 值曲线上看出（图4），中侏罗统那荡组沉积期比值较为稳定，在那荡组上段沉积时期出现小幅度波动，晚侏罗世比值明显升高，说明古气候明显变得更加干旱。古气候变化特征与前述一致。

图4 B 含量与Sr/Ba 值垂向曲线图Fig.4 The content of B，Sr/Ba in strata

3.3 Li、Sr、Ni、Ga 含量

沉积盆地的地球化学环境对元素的分布起控制作用，表现出一定规律性。Li、Sr、Ni、Ga 含量对水体盐度变化均有较好的指示作用：Li 含量大于150×10-6，Sr 含量介于（800～1 000）×10-6，Ni含量大于40×10-6，Ga 含量小于8×10-6，指示咸水沉积环境，反映干旱气候；Li含量小于90×10-6，Sr 含量介于（100～500）×10-6，Ni 含量介于（20～25）×10-6，Ga 含量大于17×10-6，指示淡水沉积环境，反映潮湿气候［18］。

本区样品中Li含量平均为46.58×10-6；Sr含量平均为112.42×10-6；Ni含量平均为39.36×10-6，其中7 件样品值大于40×10-6；Ga 含量平均为20.35×10-6。Ga 与古盐度关系呈反相关特征，曲线形态与其他元素具有镜像特征。Li、Sr、Ni、Ga含量指示了东部凹陷侏罗纪整体上属于淡水-微咸水沉积环境，判断十万大山盆地东部侏罗纪整体上属于淡水沉积环境，整体背景均为半潮湿半干旱气候。

从元素含量垂向曲线看出（图5），早侏罗世，古水体盐度逐渐降低，古气候逐渐潮湿；中侏罗世早期、中期、晚期古气候为一个旋回，古盐度从低到高再降低，反映了古气候潮湿变干旱再次潮湿的过程；晚侏罗世古盐度再次明显上升，反映了古气候变得干旱。

3.4 Fe2O3/MnO 值

Mn是喜干性元素，在干旱炎热环境中含量较高，Fe 在潮湿环境中易以Fe（OH）3胶体的形式快速沉淀。可以用Fe2O3/MnO值来判别古气候条件，高值对应温湿气候，低值代表干热气候［19］。

本区样品中Fe2O3/MnO 值与Li、Sr、Ni、Ga 元素含量垂向曲线具有明显的相似性（图5），反映了侏罗纪同样的古气候演化规律，说明这些古气候指示元素含量变化具有明显的协同性。沉积旋回转换时往往伴随古气候变化，使得微量元素含量及比值变化具有旋回性。

图5 Li、Sr、Ni、Ga 含量及Fe2O3/MnO 值垂向曲线图Fig.5 The content of Li，Sr，Ni，Ga，Fe2O3/MnO in strata

4 野外宏观标志

侏罗系主要发育红色泥岩与灰色砂岩互层建造，局部砂体为灰黄色、紫红色。野外调查中在多个层位砂体中发现了植物化石、炭屑、煤线（图6a、b），尤其中侏罗统那荡组最为丰富。在紫红色泥岩露头中观察到大量虫孔、泥裂（图6c、d）等，说明了水体较浅。整体而言，侏罗纪为半干旱半潮湿交替的古气候，在特定的古气候条件下可以形成铀成矿有利砂体。下侏罗统剥蚀程度高，砂体规模普遍较小，铀成矿潜力相对有限。中侏罗世，在相对潮湿的古气候条件下形成了铀成矿有利灰色砂体，如屯林铀矿床。

图6 盆地东部那荡组岩性照片Fig.6 The photos of rock samples in Nadang Formation in the eastern basin

5 古气候与铀成矿关系

有机质与铀空间上密切共生已形成共识［2］，有机质含量取决于沉积期古气候条件。古气候环境从宏观上决定了砂岩铀矿赋存的物质基础和形成过程。含矿建造一般为温暖潮湿气候条件下形成的“灰色”建造，富含炭屑等还原剂，具有较高还原容量，是砂岩铀矿赋存的有利层位。当古气候演变为炎热干旱条件时则是铀矿的形成时期［2，20］。铀矿化常产于浅（灰）、紫（红）色交互层中的浅（灰）色砂岩中，是我国砂岩型铀矿赋矿层中位居第二的含铀沉积建造，不容忽视［8］。因此，铀矿勘查目标层位首选温暖潮湿气候条件下形成的灰色沉积建造。

近些年来，国内外学者对红层的研究成果较多。大洋红层的研究成果表明，红层是在富铁镁物质的氧化条件下形成的，而否定了其是干旱条件下形成的认识［3］。侏罗纪广泛发育的红层是在浅水富氧环境下形成的，而在潮湿古气候条件下形成的富含炭屑等有机质的砂体则普遍呈灰色。中侏罗世那荡期形成了区域上稳定发育的红色泥岩和灰色砂岩互层的杂色碎屑岩建造。

在那荡组中段、上段沉积期古气候呈半干旱-半潮湿交替出现（图7），盆地中心为大面积的淡水-微咸水湖泊，植被较为茂盛，形成了一套富含植物碎屑的灰色砂体，为铀成矿提供了丰富的还原介质，其顶底发育的浅湖相泥岩，为含矿层的区域性隔水底板，构成了有利铀成矿的“泥-砂-泥”地层结构，形成了最有利的容矿空间。

图7 盆地东部侏罗系综合柱状图Fig.7 Composite stratigraphic column of Jurassic in the eastern basin

干旱气候条件下，有利于大气中的氧和铀的渗入，上覆地层有机质含量低，耗氧少，十分有利于氧化带向深部发育［21］。晚侏罗世岽力期及其后盆地隆升，古气候持续干旱，广泛发育沉积间断，那荡组上段（J2n3）长期暴露地表遭受氧化渗入作用。含氧含铀地下水在那荡组上段（J2n3）灰色砂体中迳流，有利于氧化带的形成、发育，进而形成层间氧化带型铀矿，该时期为屯林矿床主成矿期。

在新生代喜山运动作用下盆地持续隆升，下侏罗统河流相-三角洲相砂体普遍被剥蚀，仅残存滨浅湖相粉砂岩-泥岩建造，不作为主要找矿目标层考虑。那荡组中段（J2n2）残留三角洲相灰色砂体，厚度为15～60 m，延伸稳定，值得进行研究探索。那荡组上段（J2n3）矿化线索丰富，残留大面积三角洲相杂色砂体，在三角洲前缘相砂体中已发现屯林矿床和一大批铀矿点，值得进一步开展工作。上侏罗统三角洲相砂体发育，但还原剂偏少，隔水层连续性差，不作为主要找矿目标层考虑。

综上所述，古气候演化与十万大山盆地中杂色建造的形成关系十分密切。侏罗系那荡组为找矿目标层，进一步细分又以上段沉积建造条件最优，砂体厚度适中（10～40 m），有机质含量最为丰富，中段次之。

6 结论

经过元素地球化学分析对比，结合宏观沉积特征，推断了侏罗纪十万大山盆地东部古气候演化，分析了其与铀成矿关系。通过研究得出以下结论：

1）据古水体盐度推断，侏罗纪古水体为淡水-微咸水。

2）沉积旋回转换时往往伴随古气候变化，侏罗纪古气候演化为：早侏罗世为潮湿气候，中侏罗世气候逐渐变为干旱，但是中侏罗世中期出现一次古气候变得潮湿的过程，到晚侏罗世气候逐渐变干旱。

3）古气候制约了沉积建造和后生氧化，对古层间氧化带型铀矿的形成具有重要的意义，筛选铀成矿目的层应综合考虑古气候因素。那荡组上段沉积建造条件最优，为主要找矿目标层，那荡组中段值得进行探索。

致谢：研究过程得到了中国地质大学焦养泉教授、核工业二三〇研究所黄宏业研究员、王敢研究员的热情指导和帮助，野外期间得到了广西三〇五核地质大队李国军同志的大力协助，在此一并表示感谢！