开鲁盆地砂岩型铀矿中黄铁矿与铀矿化成因关系探讨

陈梦雅, 聂逢君*, Mostafa FAYEK

1)东华理工大学核资源与环境国家重点实验室, 江西南昌 330013;2)曼尼托巴大学地质科学系, 加拿大温尼伯 MB R3T 2N2

黄铁矿是地壳中常见的硫化物之一, 在砂岩型铀矿中黄铁矿常作为铀成矿作用过程中主要的还原剂, 其形成过程贯穿了整个铀矿化过程(黄广文等,2021)。研究黄铁矿的矿物学和地球化学特征, 对了解矿床的成矿流体运移具有重要意义(赵凤民和沈才卿, 1986; 邹明亮等, 2017; 张成勇等, 2021)。因此, 对黄铁矿的特征和成因进行研究, 有助于我们揭示成矿物质的来源和矿床成因, 为下一步找矿勘查提供指导作用。

开鲁盆地位于松辽盆地西南部, 是砂岩型铀矿勘查的重点地区。自20世纪90年代在盆地内发现了钱家店铀矿床以来, 正式拉开了开鲁盆地的铀矿勘查工作的帷幕。随着铀矿勘查工作的不断深入,在盆地内上白垩统姚家组中发现了理想的铀赋矿目的层位和铀矿化, 显示出盆地良好的找矿前景。前人针对开鲁盆地的基底构造、沉积相、砂体构造、成矿规律、铀矿化特征、成矿机制及成矿年龄等做了大量的工作(朱筱敏等, 2000; 殷敬红等, 2000; 夏毓亮等, 2003; 张振强等, 2006; 蔡煜琦和李胜祥,2008; 马汉峰等, 2009; 林锦荣等, 2009; 陈祖伊等,2010; 罗毅等, 2012; 焦养泉等, 2018; 聂逢君等,2021), 并取得了较为明显的成果和认识。但研究多侧重于矿石或区域构造的研究, 而对于成矿过程中与铀矿物伴生的矿物(如黄铁矿)研究较少。因此本文在总结前人研究的基础上, 对开鲁盆地钱家店—白兴吐铀矿床含矿层中铀矿物赋存形式以及黄铁矿中硫同位素进行研究, 初步探讨了黄铁矿的成因及其与铀矿化的关系, 为研究区下一步找矿工作提供理论依据。

1 研究区概况

1.1 区域地质背景

开鲁盆地位于松辽盆地的西南部, 是松辽盆地7个二级单元之一, 形状呈条带状(陈方鸿等, 2005),是在海西地槽褶皱基底上发育起来的中生代断陷型沉积盆地(陈娟等, 2008; 唐克东等, 2011)。其内部可划分为 5个二级构造单元: 西缘斜坡带、陆家堡坳陷、舍伯吐隆起、哲中坳陷、哲东南隆起(许坤和李瑜, 1995)(图1a)。盆地基底主要为前寒武纪中深变质岩系和晚古生代浅变质岩系以及各时期的花岗岩组成。蚀源区为中生代火山岩、古生代变质岩及海西期、燕山期花岗岩等(陈晓林等, 2008; 陈程等,2018)。白垩系是该盆地的主要沉积盖层, 覆盖全区。下白垩统由义县组、九佛堂组、沙海组、阜新组组成; 上白垩统由泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组及明水组组成。研究区位于钱家店凹陷北部(图 1b), 姚家组是该区主要的铀矿赋矿层位。

图1 开鲁盆地区域构造图(a)及钱家店—白兴吐矿床平面地质图(b)(据聂逢君等, 2017)Fig.1 Regional structure map of Kailu Basin (a) and geological map of Qianjiadian–Baixingtu deposit in Kailu Basin (b) (modified after NIE, 2017)

1.2 矿床地质特征

姚家组在盆地内分布广泛, 是研究区最主要的找矿层位。姚家组上覆地层为上白垩统嫩江组, 岩性为灰色、灰黑色泥岩, 局部夹薄层粉砂质泥岩;下伏地层为上白垩统青山口组, 岩性为紫红色泥岩夹灰色细砂岩(郭福能, 2017)。这两层泥岩给姚家组提供了稳定的顶部和底部的隔水层, 使姚家组具备了良好的泥-砂-泥结构, 有利于含铀流体的运移和富集。

图2为研究区矿化孔ZK18-1含矿层段岩心描述。姚家组从沉积相可以分为姚上段及姚下段两段。姚下段砂体厚度大, 分布较稳定, 侧向连续性好,孔渗性好, 以灰色、灰白色中粗砂岩为主, 灰色砂岩中可见炭屑及黄铁矿, 顶部发育较稳定的紫红色泥岩。综合分析认为, 姚家组下段形成于辫状河环境, 主要由滞留、心滩及少量的决口扇、落於、洪泛平原微相组成。姚上段砂体不如姚下段厚大, 岩性主要为灰白色或者亮黄色中细砂岩, 含较多的粉砂, 细砂岩中发育小型交错层理, 砂体也具有一定的规模, 泥岩较发育, 沉积微相主要为滞留、边滩、决口扇、洪泛平原, 砂:泥接近或<1:1, 为典型的曲流河环境沉积特征。勘探表明, 盆地中砂岩型铀矿化主要发育在姚下段的粗粒心滩砂体中, 姚上段曲流河砂体中也有少量的铀矿化。

图2 开鲁盆地钻孔ZK18-1岩芯剖面解释Fig.2 Interpretation of the core section of borehole ZK18-1 in Kailu Basin

2 岩相学特征

姚家组砂岩主要为岩屑砂岩, 砂体成分成熟度低, 具有近物源, 沉积较快的特征。碎屑颗粒粒径主要集中在0.2～0.5 mm之间, 为中粒砂状结构。碎屑颗粒的磨圆度主要为次棱—棱角状, 分选性多为中等—差。砂岩普遍胶结较为致密, 碎屑颗粒之间以点接触和线接触为主, 胶结类型多为孔隙式胶结。

砂岩碎屑含量较高, 多在80%～90%之间, 碎屑成分主要为石英、长石、岩屑及少量云母和重矿物。其中岩屑含量为 40%～70%, 石英的含量为30%～50%, 长石的含量为 5%～10%。石英颗粒多为单晶石英, 表面较为光洁, 少量石英为多晶石英颗粒, 各晶粒形状不规则, 彼此间多为缝合接触。可见细条状、尖角状石英(图 3A), 没有经过搬运, 应为火山晶屑直接掉落形成, 指示盆地周围酸性火山活动(陈梦雅, 2020)。长石含量较少, 以钾长石、斜长石为主。长石表面绢云母化蚀变较为发育, 镜下表现为表面粗糙, 多呈破碎状(图 3B)。云母多以黑云母为主, 见少量绢云母和白云母。薄片中常见黑云母, 可见部分黑云母条带被碎屑颗粒挤压导致弯曲变形(图 3C)。黑云母具有易风化的特点, 在搬运过程中不易保存, 镜下观察常见黑云母, 说明了研究区距离母岩近, 黑云母能较为完整地保存下来。研究区的重矿物含量不高但是种类丰富, 主要有锆石、石榴石、绿帘石、电气石、磷灰石、榍石等(图3D)。岩屑含量较为丰富且类型多样, 以凝灰岩岩屑和石英岩屑为主, 含有少量的花岗质岩屑、碳酸盐岩屑及千枚岩岩屑等。

研究区砂岩填隙物成分为杂基和胶结物两种,成分 8%～20%, 总体含量较高。杂基是碎屑岩中的机械成因组分, 都较为细小, 成分包括了火山灰、伊利石、高岭石及少部分绿泥石等黏土类矿物。此外, 杂基中还含有原始机械沉积的粉砂级碎屑矿物,如石英、长石微晶等, 粒径很小。砂岩中的胶结物主要为黏土矿物和碳酸盐胶结物, 黏土矿物以高岭石为主, 高岭石多呈书页状或鱼鳞片状(图 3E), 还可见部分伊利石、绢云母、绿泥石及绿脱石等(陈梦雅, 2020)。碳酸盐胶结物主要为方解石。方解石又可分为两种类型, 即亮晶方解石和泥晶方解石。研究区碳酸盐胶结物多为亮晶胶结, 呈连晶式胶结在石英、长石颗粒之间(图3F)。

图3 开鲁盆地目的层砂岩岩相学特征Fig.3 Petrographic characteristics of the target sandstone in Kailu Basin

开鲁盆地含矿砂体中的硫化物主要为黄铁矿(表1)。研究区黄铁矿较为发育, 野外观察可见其多呈结核状、粒状及浸染状分布在姚家组灰白色过渡带及还原带砂岩中, 常与炭屑等有机质伴生。镜下观察发现, 研究区黄铁矿的产状可以分为以下几类:草莓状黄铁矿、胶状黄铁矿及粒状黄铁矿, 且多与叶片状或不规则状沥青铀矿共生。草莓状黄铁矿虽单体为草莓状但是多呈现出团块状聚集的特征(图4A), 多分布在碎屑颗粒之间, 通常与铀矿物密切共生(吴仁贵等, 2012)(图4B)。胶状黄铁矿晶形粗大,分布在碎屑颗粒之间的孔隙中(图 4C), 起到胶结碎屑颗粒的作用(陈超等, 2016), 有时可见胶状黄铁矿围绕草莓状黄铁矿周围产出(图4D)。粒状黄铁矿大小不一, 部分粒状黄铁矿为半自形-自形结构, 晶形较好且晶体较大; 部分黄铁矿粒径很小, 多产出于碎屑颗粒的边缘或凹坑内及碎屑颗粒之间(图 4E),常与铀矿化密切相关。同时研究区还可见大量的黄铁矿充填炭屑细胞腔内, 具有交代炭屑的特征(图4F)。另外姚家组砂岩在成岩过程中还广泛发育黏土化, 主要包括高岭石化、绢云母化、伊利石化以及绿泥石化等(贾立城等, 2018), 这些黏土矿物主要是岩石中不稳定组分经历溶蚀后形成的, 从而进一步改变了砂体中地球化学环境(黄广文, 2017)。在成岩成矿过程中, 新生的蚀变黏土矿物对含铀含氧流体中的铀表现出了吸附作用, 而黄铁矿则为铀沉淀富集提供了良好的还原环境。

图4 黄铁矿镜下特征Fig.4 Characteristics of pyrite under microscope

3 样品与分析方法

本文所有电子探针样品均为来自于开鲁盆地钱家店—白兴吐矿床含矿目的层姚家组不同钻孔内的矿石样品, 均为灰白色砂岩, 具体取样位置及岩性特征见表1。

表1 开鲁盆地姚家组砂岩取样表Table 1 Sandstone sampling table of Yaojia Formation in Kailu Basin

铀矿物成分鉴定的电子探针实验在东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室进行, 实验所用的仪器为 JXA-8100M 型电子探针和与之配套的IncaEnergy型能谱仪, 测试条件为: 加速电压15.0 kV, 探针电流20.0 nA, 束斑直径＜2 μm。

S同位素测试采用二次离子质谱(SIMS)进行分析测试, 该分析测试在加拿大曼尼托巴大学同位素研究实验室进行, 所用仪器型号为 Cameca 7F, 分析条件为: 2 nA Cs+初始离子束, 加速电压 10 kV,束斑直径15 μm。

4 分析结果

4.1 铀矿物种类

由于电子探针无法检测水和有机质, 且研究区铀矿物颗粒普遍较小, 局部直径小于束斑直径, 因此在分析测试时周围矿物可能会对铀矿物的含量产生影响, 导致电子探针分析结果偏离 100%, 但是结果并不影响对铀矿物种类的定性判别。由于水和有机质不参与铀矿物的晶格, 因此将电子探针数据换算成干组分, 按照 100%标准校准测试数据, 校准后的电子探针分析数据见表 2。根据电子探针定量分析可知, 研究区铀矿物类型以沥青铀矿为主,含部分钛铀矿及少量铀石。

表2 开鲁盆地铀矿物电子探针分析结果/%Table 2 Electronic probe analysis results /% of uranium minerals in Kailu Basi

沥青铀矿(Pitchblende), 化学式为:

Pb0.001O2, UO2含量极高, 为58.043%～85.924%,平均含量 73.705%; SiO2含量为 1.082%～13.696%,平均含量7.508%; TiO2含量为 0.144%～7.743%, 平均含量2.944%; CaO含量为1.957%～5.186%, 平均含量3.972%; 其是研究区铀含量最高的矿物种类。

钛铀矿(Brannerite), 化学式为:

UO2含量为 33.766%～39.58%, 平均含量36.816%; TiO2含量为 52.83%～54.78%, 平均含量53.543%, TiO2含量明显比其他类型铀矿物高; FeO含量较其他铀矿物也较高, 接近3%。在研究区发现钛铀矿在一定意义上说明本区铀矿可能与中低温热液活动有关(闵茂中和张富生, 1992)。

铀石(Coffinite), 化学式为:

UO2含量为 51.041%～66.574%, 平均含量56.792%; SiO2含量为19.544%～27.178%, 平均含量22.917%; 铀石中含少量 Al2O3、Y2O3、FeO 等, Al2O3平均含量3.634%, Y2O3平均含量0.911%, FeO平均含量0.845%。和沥青铀矿相比, 铀石的SiO2含量相对较高, UO2含量相对较低。

4.2 铀矿物赋存形式

综合电子探针结果及背散射图像, 研究区铀矿物存在形式主要为独立铀矿物及吸附铀两种形式,其分布规律大致可以分为以下几类:

4.2.1 产于黑云母解理中的铀矿物

观察研究区背散射图像可见铀石呈细脉状在黑云母的解理缝中产出(图5A)。其主要原因是在成岩过程中, 黑云母发生蚀变, 体积变得疏松膨胀,具有一定的吸附性, 吸附了流体中的游离铀。同时黑云母析出的 Fe2+创造了良好的还原环境, 使得流体中的 U6+发生还原, 并最终在黑云母的解理缝中富集沉淀(苗爱生等, 2009)。

4.2.2 被黏土矿物吸附的铀矿物

吸附态铀矿物是研究区常见的铀矿赋存形式之一, 其主要分布在碎屑颗粒边缘及填隙物中(图5B)。研究区砂岩中吸附铀的物质主要为黏土矿物。研究表明, 黏土矿物具有很强的吸附性, 其含量越高就越有利于铀的富集(易超等, 2014)。研究区砂岩填隙物中的黏土矿物含量较高, 背散射图像下可见铀矿物被黏土矿物吸附呈网脉状或浸染状分布。吸附态的铀矿物大多颗粒十分细小, 在电子探针下难以辨认。个别样品中可见吸附态铀大规模分布, 一般为沥青铀矿或铀石。

图5 开鲁盆地铀矿物BSE图像Fig.5 BSE images of uranium minerals in Kailu Basin

4.2.3 碎屑颗粒周围及中间的铀矿物

碱性环境下, 含铀含氧流体的活动能力较强,容易在碎屑颗粒的边缘或者溶蚀孔洞中富集沉淀(苗爱生等, 2009), 因此在研究区的背散射图像中可见铀矿物呈星点状、不规则粒状或微细脉状等形式分布于碎屑石英、长石等颗粒边缘及裂隙或凹坑内(图 5C, D)。

4.2.4 与黄铁矿共生的铀矿物

野外观察发现研究区在还原带和过渡带砂岩中都出现了黄铁矿,特别是在矿层周围黄铁矿十分发育, 这与铀矿的形成具有十分密切的关系。背散射图像显示大量铀矿物与黄铁矿共生的现象, 主要表现为沥青铀矿或铀石围绕草莓状黄铁矿或胶状黄铁矿周边生长(图 6A, B, C), 可见黄铁矿与沥青铀矿产出于有机质胞腔内(图6D), 局部还可见铀矿物呈脉状充填在黄铁矿裂隙中(吴仁贵等, 2012)。由于黄铁矿为强还原物质, 为含铀含氧流体提供了良好的还原环境, 可以将流体中的U6+还原为稳定U4+并富集沉淀, 造成铀矿物与黄铁矿密切共生的现象。

图6 黄铁矿与铀矿物BSE图像Fig.6 BSE images of pyrite and uranium minerals

4.3 黄铁矿原位硫同位素分析结果

黄铁矿硫同位素测试结果详见表 3。分析测试结果表明, 开鲁盆地钱家店—白兴吐矿床目的层姚家组砂岩中黄铁矿的d34SCDT分布范围为–55.6‰ ～23.2‰, 平均值为–20.87‰, 极差值为 78.8‰, 变化范围大, 说明硫的分馏程度相对较高, 硫的来源范围较广。

表3 黄铁矿硫同位素测试结果Table 3 Characteristics of sulfur isotopes of pyrite

5 讨论

5.1 黄铁矿成因

硫同位素是成矿物质来源的有效指示剂之一(Chinnasamy和 Mishra, 2013), 其能够反映成矿过程中地球化学环境的变化。黄铁矿是研究区最主要的硫化物, 其S同位素的值基本可以代表成矿热液中的硫同位素组成(Ohmoto, 1972; Robert and Ohmoto, 1974)。因此对黄铁矿的微观形貌和S同位素进行研究可以探究黄铁矿的成因及成矿热液的S来源, 从而为矿床成因的研究提供重要依据。

研究区钱家店-白兴吐矿床含矿目的层矿石样品中黄铁矿的d34S分布范围在–55.6‰ ～ 23.2‰, 平均值为–20.87‰, 变化较大, 显示两种不同的特征,草莓状黄铁矿及生物细胞腔内的黄铁矿在硫同位素上表现为亏损d34S, 其范围为–55.6‰ ～ –4.3‰,平均值为–32.24‰; 自形-半自形黄铁矿及胶状黄铁矿在硫同位素上显示较为富集d34S, 其范围为0.9‰～23.2‰, 平均值为7.04‰。这两种不同特征的硫可能表明两个不同的参与铀矿化的黄铁矿的结晶过程。

前人研究发现, 黄铁矿中S主要来源于四种作用, 分别为细菌硫酸盐还原作用(BSR)、有机物热解(TDS)、热化学硫酸盐还原作用(TSR)及无机还原作用(玄武岩与海水)(丁波等, 2019)。无机还原作用(玄武岩与海水)形成的d34S多趋于正值, 通常为20‰,而研究区d34S值并没有达到20‰, 因此基本可以排除无机还原作用。有机物热解作用是在温度50℃以上时, 含S有机物受热发生分解, 生成H2S, 在热解过程中含d32S的键比d34S的键容易破裂, 造成d34S比原始物质低,d34S通常在–17‰～10‰(丁波等,2019)。从硫同位素组成上看, 开鲁盆地黄铁矿有可能为有机物热解成因, 但是一般有机成因不大可能形成开鲁盆地大量的H2S和黄铁矿, 且综合考虑到开鲁盆地目的层在成矿过程中曾经历过表生成矿作用及岩浆热作用(聂逢君等, 2017), 因此推测黄铁矿中 S来源于细菌硫酸盐还原作用(BSR)和热化学硫酸盐还原作用(TSR)。

细菌硫酸盐还原作用(BSR)一般是在温度≤50℃的条件下, 地下水中的硫酸盐在厌氧细菌的作用下被还原,32SO2–3优先被还原成 H232S, 因此生成富含32S的“轻”H232S, H232S与溶解在流体中的Fe2+发生反应生成了黄铁矿。这种还原作用使含矿层的S同位素发生分馏, 造成了d34S出现较大负值(王正其等, 2005), 一般为–42.7‰ ～ –5‰(郑永飞和陈江峰, 2000)。研究区d34S 范围在–55.6‰ ～ –4.3‰的黄铁矿应为BSR作用所形成。这类黄铁矿镜下主要表现为草莓状及交代炭屑细胞腔的形式, 草莓状黄铁矿一般被认为与细菌作用有关(Chen et al.,2006), 是通过有机质球粒的交代或充填作用而形成的(Raiswell et al., 1988; 陈超等, 2016), 这类黄铁矿中高As、Cu、Ni、Co含量及轻S同位素特征证明了其细菌成因(Bonnetti et al., 2017)。野外观察中开鲁盆地钱家店—白兴吐矿床出露大量的炭屑及煤线等有机质, 在成岩过程中有机质的存在促进了厌氧细菌的繁殖, 厌氧细菌将流体中的硫酸盐还原(张晓, 2012), 生成大量H2S, H2S与Fe2+反应最终形成大量草莓状黄铁矿(图 4A, B)。同时研究区还可见黄铁矿充填炭屑细胞腔并交代炭屑的现象(图4F), 也证明了区内黄铁矿具备生物成因的特点。

热化学硫酸盐还原作用(TSR)是在温度相对较高的情况下, 地层中的硫酸盐类矿物中的S在有机质的作用下发生还原, 生成大量还原 S。研究表明,TSR发生的最低温度为140℃(Machel et al., 1995;Worden et al., 1995), 聂逢君等(2017)对开鲁盆地含矿目的层砂岩展开岩石学研究并发现, 姚家组含矿目的层砂岩中存在大量的热流体改造现象, 产生了大量的新生胶结物, 并对碳酸盐胶结物进行测温,结果显示目的层砂岩胶结物平均温度为 118.7℃,最高温度为178.8℃, 并在140～150℃范围内出现峰值, 其温度达到了 TSR作用发生所要求的最低温度。TSR反应的另一个条件是充足的烃类有机质(气态烃或液态烃), 目的层砂岩中烃含量丰富, 整体显示 CH4、H2S等还原性物质含量较高(闫枫, 2018),同时研究区断裂贯通目的层与深部地层, 为物质的运移提供了通道。除此之外, TSR反应还需要充足的硬石膏。研究表明, 盆地内白垩系泉头组和姚家组红层中, 普遍发育蒸发盐沉积(王璞珺等, 1995)。蒸发盐多产于紫红色粉砂质泥岩中, 常与钙质结核共生, 其主要成分为硬石膏、重晶石及天青石和少量交代残余石膏。泉头组及姚家组中充足的蒸发盐沉积为 TSR反应提供了必要的硬石膏条件,使得反应能够顺利进行。

5.2 黄铁矿与铀矿化关系

砂岩型铀矿中铀主要以 U6+形式存在于成矿流体中进行迁移, 在还原环境下, 流体中的 U6+被还原成 U4+从而富集沉淀形成铀矿物。研究区出露大量黄铁矿, 多以草莓状黄铁矿、胶状黄铁矿及粒状黄铁矿形式出现, 部分充填在有机质细胞腔内, 部分在碎屑颗粒凹坑内及胶结物中, 多与叶片状及不规则状沥青铀矿共生, 两者存在极为密切的关系。

早白垩世时期, 开鲁盆地处于伸展断陷成盆阶段, 该时期古气候条件较为温暖潮湿, 盆地中沉积的碎屑岩建造富含煤、石油和天然气(于文斌, 2009),同时砂体中富含有机质炭屑等还原物质。晚白垩世嫩江期末开鲁盆地遭受挤压全面隆升, 目的层姚家组出露地表, 接受来自蚀源区含铀含氧流体渗入到目的层砂体中, 同时带入了一定的活性铁、硫酸盐还原菌、SO2–4及 U6+。有机质等在厌氧的硫酸盐还原菌的作用下与砂体中的硫酸盐发生反应生成大量H2S气体。在充足的活性铁浓度的条件下, H2S首先与含铀含氧流体中带入的活性铁发生反应, 形成四方硫铁矿(Fe9S8), 四方硫铁矿通过结构中铁的散出转变为胶黄铁矿(Fe3S4), 胶黄铁矿具磁性, 在磁性吸引力的作用下, 黄铁矿最终聚合成草莓状(丁波等, 2019)。同时在黄铁矿形成的强还原环境下, 含铀含氧流体中带入的 U6+不断被还原成 U4+并富集沉淀, 形成铀矿物与草莓状黄铁矿密切共生的现象。前人(Goldhaber et al., 1987)研究表明, 成矿溶液的pH值是控制铀吸附的关键因素之一, 在pH值接近 6时, 铀吸附量达到最大。考虑到研究区含矿砂岩中广泛发育高岭石化, 说明成矿流体可能是偏酸性的, 有利于铀的吸附, 造成有机质、黏土矿物及颗粒表面都会吸附一定量的铀, 当其达到一定浓度的时候, 会被硫酸盐还原菌的产物H2S还原形成以胶状形式产于有机质细胞腔内的沥青铀矿(图6D)。研究区常见含矿层中发育富铀有机质也说明了铀成矿过程中经历了生物作用。

古近纪时期开鲁盆地持续隆升剥蚀, 构造天窗进一步发育。同时该阶段的差异升降活动伴随着断裂构造, 辉绿岩脉沿断裂上涌, 改变了成矿区域的热场, 并为后期热流体形成提供了物质条件。研究区辉绿岩蚀变发育, 其暗色矿物如辉石、角闪石、黑云母等释放出大量的Fe2+、Mg2+、Ca2+、Ti2+进入砂岩形成成矿热流体(聂逢君等, 2017)。过量的Fe2+创造了良好的还原环境, 并与砂体中的还原产物 H2S结合形成新生的黄铁矿(刘斌等, 2019)。Mg2+、Ca2+、Ti4+等离子与其他阴离子结合, 形成了铁绿泥石、铁白云石、菱铁矿等。由于热流体的作用, 研究区发育强烈的蚀变现象, 大量长石蚀变为绢云母和黏土矿物; 黑云母强烈蚀变成绿泥石, 并保留黑云母假象;碳酸盐化和赤铁矿化进一步发育(徐喆等, 2011; 朱强等, 2015; 荣辉等, 2016; 陈梦雅, 2020)。先前形成的部分沥青铀矿中的铀被活化, 重新迁移并在合适的地方富集沉淀。在研究区发现的钛铀矿也说明了铀矿化与热液作用密切相关。此外, 研究区的矿体在空间上和断裂及辉绿岩脉关系十分密切, 也为铀矿后期热液叠加改造成矿提供了佐证。

6 结论

(1)开鲁盆地铀矿床中铀主要以独立铀矿物及吸附铀形式存在, 吸附铀矿物主要为黏土矿物吸附。独立铀矿物主要以沥青铀矿为主, 含有部分钛铀矿及少量铀石, 沥青铀矿多围绕黄铁矿产出, 二者关系密切。

(2)开鲁盆地钱家店—白兴吐矿床含矿目的层砂岩中黄铁矿主要以草莓状、胶状及粒状产出, 多与沥青铀矿共生, 其中黄铁矿的d34SCDT分布范围为–55.6‰ ～ 23.2‰, 平均值为–20.87‰, 极差值为78.8‰, 变化范围大, 综合区内成矿地质背景, 认为黄铁矿具有细菌硫酸盐还原作用及热化学硫酸盐还原作用两种成因。

(3)综合开鲁盆地含矿目的层砂岩的岩相学、铀矿物特征以及黄铁矿 S同位素, 结合前人研究, 认为研究区铀矿经历了层间氧化成矿和热液流体叠加改造成矿, 黄铁矿和炭屑等有机质为铀成矿作用提供了必要的还原剂, 创造了良好的还原环境, 使得U6+被还原成 U4+最终富集形成沥青铀矿及铀石等,并造成黄铁矿与铀矿密切共生的现象。

致谢: 感谢核工业二四三大队在野外样品采集过程中的支持和帮助。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos.U2067202;41772068; 41562006), and National Program on Key Basic Research Project (973 Program) (No.2015CB453002).