鄂尔多斯盆地西南部下白垩统赋矿砂岩中有机质地球化学特征及其来源

王婷婷，邱林飞，贺锋，武正乾，刘坤鹏，毛宁，李孟华，3

（1.核工业北京地质研究院 中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 100029；2.核工业二〇三研究所 陕西 西安 710086；3.东华理工大学，江西 南昌 330013）

砂岩型铀矿是我国最主要的铀矿类型，在资源规模、经济效益和环境等方面均具有显著优势［1］，且常与油、气、煤等有机能源矿产共伴生［2］。多种能源类型不仅在空间上同盆共存、有序分布，并且其成藏成矿过程有机相关，具有统一的地球动力学背景［3］。

鄂尔多斯盆地是我国有机-无机多种能源矿产共存的典型盆地之一，有机矿产煤、油气、煤层气等和以铀矿为主的无机矿产共存［4-5］。前人对鄂尔多斯盆地展开了一系列的勘探和研究工作，对大营超大型铀矿床及东胜等大中型铀矿床产开展了系统研究［5-7］，已发现的铀矿产区多见于盆地东北部和东南部，含矿层位主要为中侏罗统直罗组。最新的勘探成果，在鄂尔多斯盆地北部和南部的下白垩统相继发现了较好的工业铀矿化，包括特拉敖包铀矿产地、彭阳铀矿产地、镇原新庄铀矿产地等［8-16］。其中，位于盆地西南部镇原地区下白垩统环河组和洛河组的铀矿化，初步分析发现其在矿体的产出位置、产出形态、矿石颜色、有机质类型等方面均与直罗组铀矿化存在显著差异。目前已有的报道还十分有限，仅少数学者针对元素地球化学特征与成矿关系开展了探讨［9，17］，对于该地区有机质及其与铀成矿的研究还十分缺乏，砂岩型铀矿化中有机质的特征和来源尚不清晰，制约了对铀矿化成因机制的研究。

本文以鄂尔多斯盆地西南部下白垩统赋矿砂岩中有机质为主要研究对象，在详细地岩心观察的基础之上，对典型样品展开有机岩相学、有机地球化学等方面的研究，确定赋矿砂岩中有机质的主要类型，厘清其地球化学特征并明确有机质的来源，再进一步探讨有机质与铀成矿的关系，以期为成矿机理研究及成矿预测提供参考。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地位于华北克拉通西部，横跨陕西、甘肃、宁夏、山西和内蒙古自治区共5 个省区，地理上发育于106～111 °E 和35～40 °N 范围内。盆地外形为呈北北东向展布的近长方形，覆盖面积约2.5×105km2。盆地自中-新元古代以来，在华北克拉通的基础上，受古亚洲洋、特提斯和环太平洋三大构造作用影响，构造面貌演化复杂，现今四周均被造山带围限，北面为兴蒙造山带，南面为秦岭造山带，西边界为贺兰山-六盘山，东边界是吕梁山。

结合构造演化历史，鄂尔多斯盆地现今盆地地貌形态可划分为6 个一级构造单元，分别为伊盟隆起、渭北隆起、西缘逆冲带、晋西挠褶带、天环坳陷、伊陕斜坡［5，18-20］，研究区位于天环坳陷内（图 1a）。天环坳陷与西缘逆冲带相邻，呈近南西向展布，东邻稳定宽缓的伊陕斜坡。在古生代，天环坳陷表现为西倾斜坡；在晚侏罗世以后，天环坳陷作用剧烈，盆地沉降沉积中心往东偏移，沉降带表现为东翼缓、西翼陡的不对称向斜构造，同时形成了下白垩统的沉积沉降中心。

鄂尔多斯盆地具有“双重”基底特征，直接基底为中元古界—中生界三叠系地台沉积盖层，间接基底为太古宇—古元古界结晶基底［21］。中-新生代盖层有侏罗系（J）、下白垩统（K1）和新生界的古近系（E）、新近系（N）及第四系（Q），各地层在横向和纵向上差异较大，其中侏罗系和下白垩统是盆地沉积盖层的主体（图1b）。下白垩统自下而上可细分为宜君组（K1y）、洛河组（K1l）、环河组（K1h）、罗汉洞组（K1lh）、泾川组（K1j）。研究目标层位为下白垩统的环河组（K1h）和洛河组（K1l）。

图1 鄂尔多斯盆地构造纲要图（a）及盆地西南部地层柱状图（b）Fig.1 Struetual outline map of Ordos Basin（a）and stratigraphy column of southwestern Ordos Basin（b）

2 样品与实验方法

针对核工业二〇三研究所和核工业北京地质研究院在镇原地区发现的工业孔和异常孔，经过详细的岩心观察后，重点采集了ZKZ4-3、ZKW1-5和ZKH1 钻孔中环河组、洛河组矿体及其上下段的砂岩样品（图1b），选取典型样品开展有机岩相学、光谱学及可溶有机质抽提与饱和烃色谱-质谱分析（GC-MS）等研究。岩相学观察使用Leica透反射研究级偏光显微镜，荧光观察使用Zeiss 荧光-透射研究级显微镜。扫描电镜-能谱分析使用配有EDAX 能谱仪的TESCAN VEGA3 型扫描电子显微镜，加速电压设定为20 kV，工作距离设定为（12±0.5）mm。激光拉曼分析使用配有Olympus BX41 显微镜的LabRAM Evolution 型激光拉曼光谱仪，激光器波长为532 nm，扫描范围为100～4 000 cm-1。上述测试均在核工业北京地质研究院完成。

进一步从3个钻孔中选取了5块有机质含量较高的样品（表1），进行可溶有机质抽提和族组分分离。对提取的可溶有机质饱和烃组分进行生物标志化合物分析，包括气相色谱（GC）和色谱-质谱（GC-MS）分析，使 用5977A 气相色谱-质谱仪（Agilent，California，USA）进行。色谱柱采用HP-5 熔融硅胶毛细管柱（60 m×0.25 mm×0.25 μm）。GC 烘箱在120 ℃恒温2 min，程序设定为300℃，4℃/min，在此温度下保持12 min。溶剂为正己烷，以氦气为载气，压力为15.475 psi（106.696 kPa）。该实验在青岛华兴伟业科技有限公司完成。

表1 可溶有机质生物标志化合物分析选样基本信息Table 1 Basic information of samples selected for soluble organic matter biomarker analysis

3 结果与讨论

3.1 有机质基本特征

钻孔岩心观察发现，鄂尔多斯盆地镇原地区下白垩统环河组和洛河组赋矿砂岩颜色类型丰富，有灰黑色、灰绿色、黄色、褐红色。镜下观察发现，灰黑色、褐红色砂岩中有机质含量较高，碎屑颗粒的微裂隙及粒间常充填黑色“流动状”、“浸染状”有机质（沥青）（图2a、b），紫外光激发下显示较强的浅蓝色荧光（图2c、d）。扫描电镜下见到铀石与有机质密切共生的现象（图2e、f），表明可溶性有机流体和铀矿化过程密切相关。包裹体观察发现，赋矿砂岩石英颗粒的微裂隙中均发育中轻质油气包裹体，GOI（油气包裹体丰度）最高可达5%。油气包裹体沿石英颗粒的次生微裂隙呈带分布，透射光下呈无色、浅灰色、浅黄色、浅褐色，荧光下显示浅黄色、浅黄白色、浅蓝色荧光（图2c、d）。

图2 鄂尔多斯盆地西南部镇原地区下白垩统赋矿砂岩中有机质显微特征及拉曼光谱图Fig.2 Microscopic characteristics and Raman spectra of organic matter in the Lower Cretaceous U-bearing sandstones in Zhenyuan area，southwestern Ordos Basin

进一步利用显微激光拉曼分析技术对含矿砂岩中的“流动状”有机质进行分析，并且与盆地典型的炭屑有机质进行对比分析。结果显示，不同结构的有机质均具有两个激光拉曼光谱一阶特征峰，D峰谱带位于1 320～1 360 cm-1之间，反映有机质的无序性和结构单元的缺点，宽度随着有机质无序度的升高而变宽；G 峰谱带位于1 560～1 600 cm-1之间，与碳质材料结构中芳香结构面上的C-C 键相关，峰强随成熟度增加［22］。研究区“流动状”有机质G 峰谱带和D 峰谱带均较宽，D 峰强度较高，可达到与G 峰的强度接近（图2g、h）。因此，与巴音青格利矿床直罗组赋矿砂岩中的炭屑有机质相比，“流动状”有机质的演化成熟（成熟度）明显更低，无序度也相对更高。

3.2 可溶有机质生物标志化合物特征及其指示意义

根据有机质的基本特征，从ZKZ4-3、ZKW1-5和ZKH1 三个钻孔中选取了5 块典型富有机质赋矿砂岩样品进行饱和烃生物标志化合物分析（表1）。选取的赋矿砂岩中检出了丰富的生物标志化合物，包括正构烷烃、类异戊二烯烷烃、萜烷、甾烷等。

在分析有机质的饱和烃系列化合物对其形成环境、有机质来源的指示意义之前，首先需要明确有机质的成熟度。从有机质的激光拉曼分析结果来看，有机质的成熟度较低。C29甾烷异构体的比值C29ααα20S/（20S＋20R）和C29αββ/（αββ ＋ααα）值是反映有机质成熟度的可靠参数，在有机质成熟度较低的情况下，随成熟度的升高而升高，但对于成熟度超过产油峰（Ro 超过0.9%）的样品，其异构体比值达到平衡值，再向高演化过渡时，会发生倒转［23］。本次研究中所有样品的C29ααα20S/（20S＋20R）值范围为0.29～0.36（平衡值为0.52～0.55），C29αββ/（αββ＋ααα）值范围为0.38～0.46（平衡值为0.67～0.71）（表2），甾烷成熟度指标均远低于平衡值，显示所有样品有机质演化处于低成熟阶段，且成熟度差异不大，与拉曼光谱结果相一致。

表2 鄂尔多斯盆地西南部镇原地区下白垩统赋矿砂岩中有机质生物标志化合物参数Table 2 Biomarker parameters of organic matter in the Lower Cretaceous U-bearing sandstones in Zhenyuan area,southwestern Ordos Basin

3.2.1正构烷烃

根据饱和烃气相色谱分析结果（表2、图3），鄂尔多斯盆地镇原地区下白垩统赋矿砂岩样品的正构烷烃碳数分布范围为nC13～nC34，多为单峰、前峰型分布，主峰碳在nC18～nC20之间。OEP 值在1.04～1.14 之间，CPI 值在1.07～1.20 之间，表现出一定的奇碳优势。ZKH1 钻孔3 个样品C21-/C22+值均大于1.2，表现出的轻碳优势，反映以水生低等生物为主。ZKZ4-3-87 和ZKW1-5-7 的C21-/C22+值分别为0.81 和0.40，与ZKH1 钻孔存在明显差异。导致差异的原因可能是5 个样品的气相色谱图中均观察到“UCM”峰（Unresolved Complex Mixture，俗称大鼓包），指示有机流体受到生物降解的影响，ZKZ4-3-87和ZKW1-5-7“UCM”峰更显著，降解程度更高［24］，有机质原始特征可能为混合来源，以低等水生生物为主，而后不同程度受到生物降解的叠加影响。

图3 鄂尔多斯盆地西南部镇原地区下白垩统赋矿砂岩中可溶有机质饱和烃气相色谱图及典型生物标志物参数Fig.3 Gas chromatograms and representative GC parameters of organic matter in the Lower Cretaceous U-bearing sandstones in Zhenyuan area，southwestern Ordos Basin

3.2.2类异戊二烯类烷烃

研究区5 块样品均检出了较高含量的类异戊二烯类烷烃，其中最能反映沉积环境的是姥鲛烷（Pr）和植烷（Ph）［25］。这两种物质被认为由植醇演化而来，而后者被认为起源于光合生物中叶绿素a 和紫硫细菌叶绿素a 或b 的植基侧链［26］。植醇在还原或缺氧环境下有利于形成植烷（Ph），而在氧化环境下更利于形成姥鲛烷（Pr），因此二者的比值可以反映沉积环境，一般认为Pr/Ph 值大于3 反映氧化环境，而小于1 反映还原环境［27］。5 块赋矿砂岩中可溶有机质的姥鲛烷与植烷比值范围为0.13～0.33（表2、图3），远小于1，反映样品沉积于还原环境。

傅家谟等［28］认为，来自于半咸水相沉积物样品的姥鲛烷、植烷与相邻正构烷烃之比Pr/n-C17、Ph/n-C18值均小于1。本次研究样品的Pr/n-C17值范围为0.29～0.55，Ph/n-C18值范围为0.52～0.72，也都小于1（表2），在一定程度上表明样品形成于强还原的半咸水环境［29］。

3.2.3萜烷

样品中检测到的萜烷类化合物主要有三环萜烷、四环萜烷、五环三萜烷。三环萜烷来源复杂，被认为主要来自于原核生物膜或原始藻类［30-31］，也有些三环萜烷（如C19）的成因与高等植物有关［32-33］。研究区样品中均检测到丰富的三环萜烷，碳数范围为C19～C29，并以C23为主峰（图4），三环萜烷比值C21/C23以及C24/C23均小于1（表2），反映有机质生源组成以藻类为主［34］。C19和C20的丰度相对较低，表明高等植物成分相对较少［32］。C20、C21和C23三环萜烷的相对丰度依次为C20＜C21＜C23，表明有机质沉积于微咸水环境［25］。Peters 等［25］发现不同碳数的三环萜烷比值C22/C21、C24/C23、C26/C25可用于区分海相、湖相、海陆交互相、煤等不同类型烃源岩抽提物及所生原油。从本次研究样品的三环萜烷C22/C21-C24/C23关系图以及三环萜烷C26/C25-藿烷C31R/C30关系图中可以看出（图5），赋矿砂岩中的有机质来源于湖相微咸水环境。

图4 鄂尔多斯盆地西南部镇原地区下白垩统赋矿砂岩中可溶有机质饱和烃色谱-质谱图Fig.4 Mass chromatograms of organic matter in the Lower Cretaceous U-bearing sandstones in Zhenyuan area，southwestern Ordos Basin

图5 鄂尔多斯盆地南部镇原地区下白垩统赋矿砂岩中有机质三环萜烷C22/C21-C24/C23相关图（a）及三环萜烷C26/C25-藿烷C31R/C30相关图（b）（底图据文献［25］修改）Fig.5 Cross plots of C22/C21-C24/C23 tricyclic terpanes（a）and C26/C25 tricyclic terpanes-C31R/C30 hopanes of organic matter（b）in the Lower Cretaceous U-bearing sandstones in Zhenyuan area，southwestern Ordos Basin（the base graph modified from reference［25］）

高丰富的C24四环萜烷被认为能够指示高盐度［35］。而研究区赋矿砂岩样品的C24四环萜烷/C26三环萜烷值在0.49～0.64，C24四环萜烷无明显优势，反映沉积水体盐度较低，为淡水-微咸水环境［25］。

五环三萜烷类化合物通常分布于原核生物和高等植物中，而在真核藻类中比较缺乏，此外，细菌是藿烷类的主要来源［25，36］。研究区所有样品中都检测到了一定含量的五环三萜烷类化合物，碳数范围为C27～C30，并以C30藿烷为主峰（图4），藿烷种类繁多，表明有机质来源多样，特别是碳数大于C30的藿烷表明有机质来源可能是细菌。

C31～C35升藿烷一般来自于细菌藿四醇和其他原核生物体内多官能团C35藿烷类化合物［36-37］，高丰度的C35升藿烷常与海相碳酸盐岩或蒸发岩有关［35，38］，通常可用升藿烷指数C35/（C31-C35）衡量水体沉积环境，高盐度强还原环境下的升藿烷指数C35/（C31-C35）值通常大于0.1，而低盐度氧化条件下小于0.06［39］。研究区样品的升藿烷指数为0.05～0.07，C31～C35升藿烷呈现逐渐降低趋势（表2、图4），结合Pr/Ph 值远小于1，C24四环萜烷无明显优势，显示有机质沉积于盐度不高的还原环境。

伽马蜡烷被认为来源于四膜虫醇，通常出现于各种咸水环境，在某些高盐度盐湖环境中其含量甚至会超过C30藿烷［40］。此外，高含量的伽马蜡烷通常是水体分层的标志，沉积于海相环境烃源岩的伽马蜡烷指数（伽马蜡烷/C30藿烷）通常在0.2～0.4 之间，而在盐湖中则会大于0.4，在淡水湖相环境中小于0.2［28］。研究区样品的伽马蜡烷指数普遍在0.17～0.20 之间（表2），显示样品有机质沉积于淡水-微咸水的环境。

此外，C3122R 升藿烷与C30藿烷比值（C31R/C30H）也常用于区分海相和湖相沉积物。来自海相的页岩、泥灰岩、碳酸盐岩通常具有较高的比值（＞0.25）［25］。样品的C31R/C30H 值为0.19～0.24（表2、图5），显示了湖相沉积的特征。

3.2.4甾类

所有样品都检测到一定含量的甾烷化合物（表2、图4）。规则甾烷C27～C29相对含量的多少可以用来判断生物母质来源，一般认为C27甾烷主要代表低等藻类，C29甾烷代表高等植物输入［25，41］。研究区样品的C27～C29规则甾烷在色谱图上呈现不对称的“V”状，C27、C28、C29规则甾烷相对含量分别为35.64%～40.69%、27.33%～29.64%、29.67%～37.04%，C27和C29甾烷含量均较高，C27甾烷略具优势，说明赋矿砂岩中有机质的母质来源是由陆源生物和水生生物共同组成，其中低等藻类输入较高，与正构烷烃特征一致。

综合上述，根据常见的生物标志化合物参数特征，鄂尔多斯盆地镇原地区下白垩统赋矿砂岩中的有机质成熟度相对较低，一定程度上受到生物降解作用；母质为陆源和水生的混合来源，以低等水生生物为主；总体上形成于还原条件下淡水-微咸水的湖相环境。

3.3 油源对比

鄂尔多斯盆地内自中元古界至中生界发育多套优质烃源岩，包括中元古界（蓟县系）及下古生界（中奥陶统平凉组、下奥陶统马家沟组）海相、上古生界（下二叠统山西组、上石炭统太原组、上石炭统本溪组）海陆过渡相及中生界（上三叠统延长组、下侏罗统延安组）湖相烃源岩等三大类烃源岩，烃源岩空间展布受沉积相控制，主要分布在盆地西部、南部、中南部。为确定赋矿砂岩中有机质的来源，本文系统收集了下古生界、上古生界以及中生界各套烃源岩的生标数据（延长组收集了生烃能力相对较好的长6、长7、长8、长9 段数据），与赋矿砂岩中可溶有机质的生标特征进行对比。

类异戊二烯类烷烃的Pr/n-C17、Ph/n-C18、Pr/Ph，萜烷的伽马蜡烷/C30藿烷，以及规则甾烷中C27、C28、C29的相对含量等是可靠的油源对比指标［25］。由图6 可见，镇原地区下白垩统赋矿砂岩中的可溶有机质和长7 段烃源岩在Pr/n-C17与Ph/n-C18图以及C28/C27-甾烷与C29/ C28-甾烷图中分布范围具有很高的一致性，与其他层位烃源岩的数据分布范围差异较大。而伽马蜡烷/C30藿烷与Pr/Ph 的对比，与另外两幅图件的结果存在一定差异。存在差异的原因可能在于，Pr/Ph 值除了受到氧化还原的影响外，也受到成熟度的影响，比值随着成熟度的增加而增大。根据前人的有机质地球化学数据，长7 段烃源岩有机质丰度达到好的烃源岩级别，有机质类型以II1型为主，有机质演化整体达到了成熟阶段［42］。研究区赋矿砂岩中的有机质成熟度相对较低，处于低成熟演化阶段，可能为长7 段生油早期排烃产物。成熟度的差异导致研究区赋矿砂岩样品的Pr/Ph 值尤其低，但从指示的沉积环境上看，样品中的可溶有机质形成于还原环境，Pr/Ph 值虽然在数值上与长7 段烃源岩存在一定区别，但其指示的形成环境与长7 段烃源岩一致。

图6 鄂尔多斯盆地西南部镇原地区下白垩统赋矿砂岩中有机质与盆地有效烃源岩油源对比图（底图据文献［29］修改）Fig.6 Oil-source correlation diagram of organic matter in the Lower Cretaceous U-bearing sandstones in Zhenyuan area，southwestern Ordos Basin and effective source rocks in Ordos Basin（the base graph modified from reference［29］）

从盆地烃源岩沉积演化的总体特征来看，中元古界蓟县系海相碳酸盐烃源，有机质丰度不高、有机质类型混合偏腐泥型、演化程度高超过有机质过成熟生气时期［43］，生物标志化合物失去了指示原始生源特征的意义［44］，且海相高演化烃源与研究区赋矿砂岩中的湖相低成熟度有机质差异显著，可以排除其为赋矿砂岩中有机质来源的可能性。

下古生界海相烃源岩主要包括下奥陶统马家沟组碳酸盐岩和中奥陶统平凉组泥页岩，主要分布于盆地西部和南部，有机质丰度高、有机质类型以I型（腐泥型）为主，成熟度总体较高，达到高-过成熟阶段［45-47］。研究区赋矿砂岩中的有机质形成于还原性、低盐度的湖相沉积环境，与下古生界马家沟组和平凉组海相烃源岩差异巨大，生物标志物特征也确实存在较大差异（图6），亦可排除其为研究区有机质来源的可能性。

上古生界主要发育上石炭统本溪组、上石炭统太原组和下二叠统山西组煤系泥岩、碳质泥岩，厚度最大的区域主要集中在盆地东、西两侧，有机质丰度较高，但主要以腐殖型（III 型）为主，整体处于高过成熟阶段［48-49］，也与赋矿砂岩中的有机质差异显著，与生物标志物对比结果相一致（图6）。

中生界延长组和延安组湖相烃源岩是区域最重要的烃源层系，主要沉积在盆地西南部［50］。延安组沉积中心向北东迁移，以河流、湖沼环境为主，生油条件相对较差［51］。湖沼弱氧化环境下形成的烃源岩，成烃母质以陆源物质为主，烃源岩中C29甾烷含量很高［42，52-53］。这些特征与研究区的有机质特征存在较大差异（图6）。延长组沉积期盆地出现大范围湖侵，沉积了一套深湖-半深湖相富有机质暗色泥岩，延长期长7 段亚期湖侵规模达到最大，是盆地最主要的生油岩，有机质丰度高，类型为II 型＋III 型，成熟度适中［42，50，54-57］，也是矿化砂岩中有机质最可能的来源（与生物标志物对比结果相一致）。长1 段—长4＋5 段为差生油岩；长6 段和长8 段为好-较好生油岩，仅次于长7 段；长9 段—长10 段相对较差［56］。通过与长6、长7、长8 段烃源岩生物标志物特征的精细对比（图6），镇原地区下白垩统赋矿砂岩中的可溶有机质和长7 段烃源岩具有最高的一致性。通过生物标志物进行油源对比的结果，结合盆地内烃源岩沉积演化的地质过程，赋矿砂岩中的有机质很可能来自长7 段烃源岩。

3.4 对成矿过程的启示

如前所述，鄂尔多斯盆地西南部镇原地区下白垩统赋矿砂岩中有机质来源于延长组长7 段优质湖相烃源岩。长7 段是区域内最优质的生油岩，平均TOC 大于2%；同时也是一套高铀含量地层，平均铀含量为（20～30）×10-6，部分可达数百10-6［58-59］。前期研究表明，研究区（鄂尔多斯盆地南部）铀矿化具有多层板状结构的矿体、产出位置与构造分支密切相关、下部不存在泥质岩隔档层、缺乏碎屑有机质以及矿石颜色多样等方面的特殊性，这些特殊性均不同于传统渗入型氧化还原成矿模式，而是与二连盆地哈达图“渗出”成矿作用为主的砂岩型铀矿类似［60］。根据赋矿砂岩中有机质的烃源——长7 段烃源岩的高铀含量，结合研究区铀矿化的特殊性，推测研究区的有机质和铀可能具有相同的来源，均来源于延长组7 段，研究区铀矿化特征可能符合“渗出”砂岩型铀成矿作用模式。

由于沉积有机质对铀有吸附和还原作用，海相或湖相富有机质泥岩也可以是区域的深部铀源［60］。对于研究区而言，长7 段高有机质丰度、高铀含量，且有机质含量与铀含量密切相关，可为铀矿化提供铀源和流体。随着地层的成岩演化，有机质逐渐成熟排烃，地层中丰富的水流体也逐渐渗出，形成复杂的富有机质流体。这一流体可能通过溶解、配位络合、吸附、氢化等方式，携带铀元素从深部共同渗出，其后可能在下白垩统中遭遇环境的突变，可能为温度、压力、pH 值、Eh 值变化或者生物降解作用，发成聚集沉淀。研究区铀矿化的具体过程（排烃排铀、迁移、沉淀等），有待进一步确认和深入研究。

4 结论

1）鄂尔多斯盆地西南部镇原地区下白垩统赋矿砂岩中的有机质主要为充填在碎屑颗粒的微裂隙及粒间“流动状”、“浸染状”有机质，与铀矿物密切共生，石英颗粒的微裂隙中常发育中轻质油气包裹体。

2）镇原地区下白垩统赋矿砂岩中的有机质成熟度不高，生烃母质为混合来源，以低等水生生物为主，形成于还原性、低盐度的湖相环境中，有机质一定程度受到了生物降解的影响。具体而言，成熟度方面从C29ααα20S/（20S＋20R）值和C29αββ/（αββ＋ααα）值均未达到平衡值来看，下白垩统样品有机质演化程度相对均较低。有机质来源方面，样品中可溶有机质的正构烷烃为前锋型，主峰碳在nC18～nC20之间，C21-/C22+值表现出一定的轻碳优势；甾烷类化合物中C27和C29甾烷含量均较高，C27甾烷略具优势，这两方面均表明下白垩统赋矿砂岩中有机质的母质来源是由陆源生物和水生生物共同组成，其中以低等藻类输入为主。形成环境方面，砂岩抽提物的Pr/Ph 远小于1，Pr/n-C17值、Ph/n-C18值也都小于1；C31～C35升藿烷呈现逐渐降低趋势，伽马蜡烷/C30藿烷值＜0.20，均表明赋矿砂岩中的有机质总体上形成于还原条件下淡水-微咸水的湖相环境。样品的气相色谱图中均观察到“UCM”峰，指示有机流体受到生物降解的影响。

3）研究区赋矿砂岩中的有机质的生物标志化合物特征与长7 段烃源岩较一致，而与其他层位烃源岩的特征差异较大，并且得到了盆地内烃源岩沉积演化的地质过程的验证。长7 段优质烃源岩同时也是高铀含量地层，研究区赋矿砂岩中的有机质和铀可能都来自于长7 段。研究区的铀矿化模式可能不同于传统渗入型氧化还原成矿模式，更可能是深部流体渗出成矿。