鄂尔多斯盆地西南部古构造指示的构造-沉积过程及砂岩型铀成矿意义

刘持恒，李子颖，贺锋，李西得，刘坤鹏，李元昊，张字龙

（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.西安石油大学 地球科学与工程学院，陕西 西安 710065）

鄂尔多斯盆地是位于华北克拉通西部的一个大型多旋回叠合盆地［1］。自晚中生代以来，该盆地长期处于多个板块汇聚的中心［2］，因此在不同的时空演变下，造成了盆地多期构造的叠加，并引起了盆地内部地层的空间展布发生变形。近年来，在鄂尔多斯盆地西南部镇原地区的下白垩统中发现了大量的砂岩型铀矿［3-7］。砂岩型铀矿在盆地中的分布往往受到地层层面形态和断裂构造的控制，例如典型的层间氧化带型构造斜坡［8］、“渗 出”砂岩 铀矿的坳 陷中心［9］、断褶 带或构造天窗的两翼地区［10-11］。因此，恢复鄂尔多斯盆地西南部下白垩统在不同地质历史时期的古构造（即地层层面空间展布）特征不仅有助于认识该时期的构造-沉积过程，也有助于理解该时期的铀成矿机制。

本文利用钻孔分层数据和地震剖面解释的成果，采用了单一岩性逐步回剥的算法进行地层去压实校正［12］，并参考了前人的剥蚀量数据，恢复了鄂尔多斯盆地早白垩世末的古构造特征。同时结合现今下白垩统中砂岩型铀矿的空间展布特征，分析了古构造格局对砂岩型铀成矿作用的指示意义。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地位于华北克拉通的西部，其现今的边界大致以桌子山-贺兰山-六盘山为西部边界，吕梁山为东部边界，河套断陷和渭河断陷分别构成了北部和南部的边界。盆地内通常被划分为伊盟隆起、西缘冲断带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠褶带和渭北隆起6 个二级构造单元。本次研究区位于鄂尔多斯盆地的西南部，正处于西缘冲断带、天环坳陷和渭北隆起的交汇区域（图1）。

图1 鄂尔多斯盆地构造分区与研究区剖面图Fig.1 Tectonic zoning map of the Ordos Basin and the cross-section of the study area

作为华北克拉通的重要地质构造单元，鄂尔多斯盆地的早期发展与华北克拉通的演化相一致。自中三叠统纸坊组沉积以来，鄂尔多斯盆地为一个南陡北缓、整体呈北西西向展布的大型板内陆相盆地，其沉积范围远超过现今盆地的中生界残留边界，被称为大鄂尔多斯盆地［13］。中三叠世晚期，整个盆地覆盖着广阔的河流和湖泊，直到晚三叠世，华北板块与杨子板块发生了强烈的碰撞，鄂尔多斯盆地南部呈现出明显的前陆盆地沉积特征［14-15］。

自侏罗纪以来，华北地区发生了强烈的燕山运动，而鄂尔多斯盆地则受到多向挤压的影响［16-17］。盆地西缘的贺兰山和六盘山从中-晚侏罗世开始隆升［18-19］，而下白垩统则是在强烈的挤压变形后再次发生沉降后形成的一套构造层。自晚白垩世以来，鄂尔多斯盆地内部出现了长时间的地层间断（约110～8 Ma），下白垩统与中新统直接以不整合的方式接触，这代表了下白垩统及其下伏地层经历了长期的改造过程。

鄂尔多斯盆地西南部下白垩统自下而上可分为洛河组（K1l）、华池环河组（K1hc）、罗汉洞组（K1lh）和泾川组（K1j），地层厚度在500～1 600 m左右，并可进一步分为K1l—K1hc和K1lh—K1j两个二级旋回［20-21］，上部旋回整体沉积时间与六盘山群早期地层时代近乎一致，但二者界限较模糊，在局部地区可能连通［22-23］。下白垩统上覆地层为中新统红黏土层，部分地区直接与第四系黄土平行不整合接触，中新统—第四系厚度在0～300 m 左右（图2）。

图2 鄂尔多斯盆地西南部构造-地层格架与岩性综合柱状图Fig.2 Integrated columnar diagram of tectonic-stratigraphic framework and lithology in the southwestern Ordos Basin

2 铀矿化的产出部位

鄂尔多斯盆地西南部下白垩统砂岩型铀矿主要分布在镇原县至彭阳县一带，含矿层主要位于华池环河组和洛河组中。从横切矿化集中区的地震剖面观测（图3a），可以看出西缘冲断带将侏罗系及下伏地层卷入断褶带中，洛河组和华池环河组沉积于断褶带的东部，并向上超覆于断褶带背斜核部。下白垩统整体呈东倾斜，形成一定的构造斜坡。受到多期构造活动的影响，靠近西缘冲断带的下白垩统也发生了一定程度的变形，包括同沉积正断层、后期反转逆断层、断层传播褶皱以及浅部走滑断层，这些变形随着远离西缘冲断带逐渐减弱。

图3 鄂尔多斯盆地西南部典型地震剖面与工业铀矿化钻孔岩心照片Fig.3 Typical seismic profile and core photos of economic ore borehole in the southwestern Ordos Basin

从铀矿体所在区域的剖面特征来看（图3a），并不呈现典型的层间氧化带型顺构造斜坡向盆地内部倾斜的形态，而是呈现多层板状分布在高角度走滑断裂、反向逆断层的两侧，在钻孔中也可以观察到明显的断层分布（图3b）。此外，洛河组和华池环河组之间存在明显的冲刷面，底部为一层砾岩，砾石成分为古生界的碳酸盐岩。这些碳酸盐岩砾石往往经历溶蚀作用，形成大量高孔隙度的溶蚀孔洞，大量铀矿化也沿着该地层界面顺层分布（图3c）。断裂和溶蚀孔洞显著提升了岩石的渗透率，可以作为渗出铀成矿的有利运输通道。

从铀矿体所在区域的平面特征来看（图4），鄂尔多斯盆地西南部的下白垩统受到西缘冲断带的控制，位于青龙山-平凉断裂以东的区域。下白垩统底面的构造整体呈近南北向的构造分带特征，最西侧受到西缘冲断带的影响，在平凉和草庙一带形成了两个南北向的断鼻构造。而在红河一带，形成了一个次级凹陷，该凹陷向西可能与六盘山早白垩世断陷盆地相连［22］。断鼻构造带的东部是近南北向的天环坳陷，该坳陷在研究区可进一步分为北部和南部两个次级凹陷，向东则过渡为地层向西倾斜的西部斜坡带。值得注意的是，西部斜坡带和天环坳陷的等值线间距相近，说明二者之间没有明显的坡折带。洛河组顶面是铀矿化大量分布的层位，而且洛河组内部的铀矿化与该界面的构造形态相一致。由于整个下白垩统具有向西超覆的特征，洛河组的沉积范围在西部较上覆地层更窄，其顶面构造在西缘仅在孟庄存在一个等轴状的断鼻构造。可以看出，目前大部分铀矿化分布在该断鼻构造外围的斜坡上，还有一处铀矿化分布在天环坳陷东翼的庆阳地区。华池环河组的沉积范围比洛河组向西扩大，天环坳陷北部的次凹不再明显，只保留南部的次凹，这种构造形态的变化可能反映了下白垩统上部二级层序（罗汉洞组-泾川组）沉降中心的迁移。天环坳陷北部次凹在罗汉洞组顶面构造中完全消失，而南部凹陷中心向东南迁移。

图4 鄂尔多斯盆地西南部下白垩统底面（a）、洛河组顶面（b）、华池环河组顶面（c）和罗汉洞组顶面（d）构造图Fig.4 Structure maps of the bottom of Lower Cretaceous（a），the top of Luohe Formation（b），the top of Huachi-Huanhe Formation（c）and the top of Luohandong Formation（d）in the southwestern Ordos Basin

近年来，在研究区南部镇原—泾川地区进行了大量的三维地震勘探，研究结果表明该地区存在大量切穿下白垩统的高角度走滑断裂，走向主要为北西西、北西和北东东向［24-26］。因此，铀矿化集中区除了受地层构造形态的影响外，也明显受到这些走滑断裂的控制。

3 古构造恢复

3.1 数据与方法

对于沉积盆地的古构造再造通常指恢复特定地层界面在地质历史时期的结构形态，该界面的空间形态可以是构造变形的结果，也可以是原始的沉积地貌，因此也可以称之为古地貌恢复。目前，古构造恢复主要采用地层厚度回剥法来定量建立古地貌格局，即在进行古水深校正、去压实校正和剥蚀量校正的基础上剥离特定时期上覆地层后的地形相对高程［27］。这个过程可以利用大量的钻孔数据或高密度的地震剖面来实现恢复。此外，利用地球动力学正演沉降模型也可以计算相应地质时期的古地貌特征［28］。

由于研究区拥有大量的钻孔资料和下白垩统岩心，因此本文采用地层回剥蚀法对目标层上覆地层进行逐一去压实回剥。在带有岩心的钻孔中，采用前人按照单一岩性进行去压实的方法［12］，并将该压实系数应用到没有岩心的钻孔中，按照地层单元进行去压实回剥。由于下白垩统与中新统之间缺失的地层厚度变化极大，因此该地区的古构造恢复必须考虑剥蚀量的影响，其数据主要参考了前人利用声波时差和泥岩外推法建立的剥蚀量数据模型［29］。研究区早白垩世到中新世的剥蚀厚度在900～1 350 m 之间，显示出东强西弱的特征（图5a）。经过去压实和剥蚀量校正后，恢复了研究区下白垩统洛河组、华池环河组和罗汉洞组在早白垩世末时的古构造模型（图5b、c、d）。由于该区域缺乏准确的古水深资料，因此在古构造恢复中未对古水深进行校正。

图5 鄂尔多斯盆地西南部早白垩世-中新世剥蚀量图（a）和早白垩世末下白垩统底面（b）、洛河组顶面（c）和华池环河组顶面（d）古构造构造图Fig.5 Denudation volume map of Early Cretaceous and Miocene（a），and Paleo-structure map of the bottom of the Lower Cretaceous in Early Cretaceous（b），the top of Luohe Formation（c），the top of Huachi-Huanhe Formation（d）in the southwestern Ordos Basin

3.2 古构造特征

从鄂尔多斯盆地西南部早白垩世末各地层界面古构造图可以看出（图5b、c、d）：青龙山-平凉断层在早白垩世末已经成为下白垩统的边界断层，其东部的逆冲断层惠安铺-沙井子断层，仅存在于下白垩统的下部。该时期的高角度走滑断层并未切割下白垩统（这类断层在早白垩世之后再次活动于中新世晚期［23］）。早白垩世末下白垩统的底面构造特征明显与现今结构不同。该时期，鄂尔多斯盆地西南部并不存在南北向的天环坳陷，而是在研究区南部的红卫（泾川）一带呈现出一个坳陷中心，庆阳附近的铀矿化就处于该坳陷中。而研究区北部则是一个平缓的地貌区，西缘的断鼻构造与现今保持一致。早白垩世末洛河组顶面与现今的结构仍存在较大差异，该层面构造也不具备南北向的天环坳陷，其南部的坳陷范围较下白垩统底部有向北扩展到庆城一带的趋势。早白垩世华池环河组的顶面古构造与洛河组的顶面也有明显差异，坳陷中心开始向东南方向转移至宁县，构造高点则从东北方向转移到西北方向，下部层位的断鼻构造逐渐扩大，形成更大范围的隆起区，这代表构造格局在该时期发生了显著变化。同样，该时期的古构造与现今构造之间存在较大差异，早白垩世末呈现西北隆起、东南坳陷的构造格局，而现今演化为北东隆起、西南坳陷的构造格局。

4 讨论

4.1 罗汉洞组沉积期的构造变化

经过对鄂尔多斯盆地西南部下白垩统不同地层平面构造形态的刻画和古构造恢复，可以观察到华池环河组顶面在现今构造和早白垩古构造中都与下伏层位存在显著差异，表明该时期发生了一定程度的构造变化。此前的层序地层研究表明，下白垩统可以进一步划分为洛河组-华池环河组和罗汉洞组-泾川组两个二级层序［21］，而华池环河组顶面则代表着该二级层序界面。根据Vail 关于层序地层的定义，二级层序界面是在区域性构造事件下形成的盆内区域性沉积旋回，不同于一级构造层序中显著的造山事件或隆升过程。根据磁性地层年代和动物化石资料，该二级层序界面形成于129～125 Ma之间［30-31］。尽管在野外和钻孔中并没有直接观测到该二级层序界面存在明显的构造冲刷面，但通过观察该界面的结构变化可以得到一定的验证（图4、5）。

从早白垩世的古构造图可以观察到，在罗汉洞组沉积时，研究区北部已经完全成为构造高点，盆地的沉降中心开始向南转移。地层时代对比分析表明，在此期间，六盘山盆地在研究区西侧开始发生裂陷作用，下白垩统六盘山群的早期地层（三桥组-李洼峡组）与罗汉洞组-泾川组可能相互连通［23］，导致鄂尔多斯盆地的沉降中心也发生了偏移。因此，该二级层序的动力背景很可能来自于六盘山裂谷盆地的初始裂陷，而研究区北部的差异抬升则可能对应着裂谷壁在伸展作用下的旋转抬升。此外，近期还在鄂尔多斯盆地西南部的铜城地区发现了大量早白垩世（120～107 Ma）侵入岩［32-33］，这同样可能源于该裂谷作用，岩浆侵位最终导致的地貌差异抬升也是该构造面发生变化的重要因素。

4.2 天环坳陷的形成时代

天环坳陷是位于鄂尔多斯盆地西部的向形构造带，呈南北向展布。其西部与南北向的西缘冲断带相邻，因此部分学者认为天环坳陷是在西缘逆冲作用下形成的前陆盆地［34］，并且整个下白垩统的沉降机制都属于前陆盆地的挠曲沉积，天环坳陷则位于该机制下的前渊地带［35］。另一些学者则认为天环坳陷首先形成于晚侏罗世的燕山运动，随后在喜山期的进一步改造下，天环坳陷向东迁移定型［36］。这种观点认为下白垩统并非是在挤压环境下形成的挠曲沉积，而是在坳陷作用下的自然向形沉积［13］。

通过对研究区下白垩统在早白垩世末时的古构造特征进行分析，可以发现下白垩统底面、洛河组顶面和华池环河组顶面并不具有南北向的向形构造，而是表现为局部近等轴状的坳陷中心。这表明在早白垩世末时，下白垩统并不存在南北向的天环坳陷，与下部侏罗系中已存在的天环坳陷之间存在脱耦。

从下白垩统的沉积背景来看，在晚侏罗世西缘逆冲带强烈的挤压隆升作用下，下伏侏罗系受到了东西向的挤压，导致收缩形成了南北向带状展布的天环向斜。进入早白垩世后，研究区整体呈现出西高东低的构造格局。当盆地再次进入稳定的坳陷沉积时，其西部以晚侏罗世陆内造山作用形成的山体作为边界［23］，只在局部古地貌低洼地区形成了局部凹陷，而未出现明显构造定向的向斜构造。这种原始的沉积地层结构在本次研究的古构造恢复中也得到了反映。

自早白垩世末以来，鄂尔多斯盆地东部处于持续抬升阶段［37-39］，导致下白垩统发生了掀斜。直到约8 Ma 时，西缘冲断带再次发生东西向挤压［40］，导致六盘山变成盆地，从而使下白垩统逐步形成了现今南北向展布的天环向斜。

4.3 古构造对砂岩型铀成矿的意义

近年来，在鄂尔多斯盆地西南部下白垩统中发现了大量砂岩型铀矿［3-7，41-45］。这些铀矿体的空间形态与传统的层间氧化带型有显著差异，呈现出多层板状分布的特征（图3），其氧化前锋线也难以追踪。此外，许多铀矿体富集于红色砂体中，而不是氧化-还原过渡带的灰色砂体中［41-42］。通过大量的实践和勘探工作，许多学者认识到这种矿体形态和分布特征与深部流体的参与有关。

针对研究区的砂岩型铀矿，一些学者认为下白垩统受西缘冲断带的影响，具有向东倾斜的原始构造斜坡，并存在两套区域性的泥岩隔水层和良好的砂体。这种构造条件有利于地表淋滤的含铀含氧水自西向东进入地层，而深部还原性流体则通过切穿白垩系的高角度走滑断层将构造斜坡中的U（VI）还原为U（IV），最终铀沉淀并富集成矿。同时，原生的红色砂岩也会随之被还原褪色为灰白色砂岩（模式一）［7，46-48］。另一些学者则认为原始地层中的U（VI）含量不足以被深部流体还原成矿，而主要的铀源则来自深部富铀烃源岩。随着深部流体活动，铀伴随着这些流体通过高角度走滑断层“渗出”进入下白垩统并发生成矿作用（模式二）［9，43，49］。

这两种模式最大的区别在于铀源是否来自地表淋滤或深部热流体。相同的是深部流体最终都参与了还原过程，导致大量原生红色砂岩褪色成灰白色砂岩，并伴有丰富的油气包裹体。因此，这两种模式最终产生的地质现象会非常相似，目前的矿物学和岩石地球化学方法还难以进行区分。然而，这两种成矿模式所对应的找矿方向和思路却截然不同［9］。因此，本文尝试从古构造条件及其演化过程来分析这两种成矿模式的可能性。

由于切穿下白垩统并起到深部流体运移通道的走滑断层形成于中新世至更新世早期［23］，大量铀成矿年龄也在3.41～0 Ma（数据尚未发表）。对于模型一来说，含铀流体在早白垩世末至中新世期间应该已经预富集在现今的铀矿位置。然而，从古构造特征来看，下白垩统在早白垩世时具有向盆地西部边缘上超的特征，并且在含矿层上部存在两套区域性的泥岩隔水层，阻碍了地表流体进入隔水层下部的砂体，这种地层结构缺乏“渗入”通道，不利于当时地表淋滤的含铀含氧水进入砂体中。此外，如果局部地区存在地表流体下渗，晚侏罗世的西缘冲断带主要由三叠系-侏罗系碎屑岩和新元古界-古生界碳酸盐岩组成，这些区域难以提供高铀含量的地表流体。离研究区最近的高铀地质体位于祁连山和陇县西部的花岗岩体，但这些岩体与研究区之间已经被西缘冲断带所隔断，同样难以进入研究区。

相较于模型一，模式二则不受上述地质条件所限制。在深部铀源“渗出”之前，潜在含矿层只需要存在偏氧化的红色砂体即可，不受任何特定构造部位的限制。因此，在远离西缘冲断带的西峰地区仍然可能形成砂岩型铀矿，这也印证了模式二中“渗出”成矿作用的可能性。

5 结论

1）华池环河组和罗汉洞组之间存在明显的二级层序界面，表现为华池环河组顶面在古今构造图中发生显著变化。自罗汉洞组沉积开始，坳陷中心由西向东南方向转移，构造高点则从东北向西北方向转移，下部层位的断鼻构造也逐步扩大形成更大范围的隆起区。这种转变的动力背景可能来自六盘山裂谷盆地的初始裂陷和相应的岩浆侵位作用。

2）天环坳陷在下白垩统和前白垩系的结构中表现出脱耦现象。前白垩系的天环坳陷结构初始形成于晚侏罗世末的挤压改造，并在中新世晚期发生了叠加改造；而下白垩统的天环坳陷在中新世晚期才形成。

3）研究区的古构造条件及其演化过程指示该地区存在“渗出”型铀成矿作用。这种成矿过程可能涉及深部含铀流体的渗出，同时使得大量原生红色砂岩被褪色成灰白色砂岩，并伴随着丰富的油气包裹体。