松辽盆地钱家店铀矿床层间氧化带地球化学特征<sup>*</sup>

杨松林. (2020)松辽盆地钱家店铀矿床层间氧化带地球化学特征^* [J]. 古地理学报, 22(2): 321-332
Yang Song-Lin. (2020)Geochemical characteristics of interlayer oxidation zone in Qianjiadian sandstone-type uranium deposits,Songliao Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 22(2): 321-332. 复制到剪切板

Doi: 10.7605/gdlxb.2020.08.076
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松辽盆地钱家店铀矿床层间氧化带地球化学特征^*

杨松林

中国石油辽河油田分公司勘探开发研究院,辽宁盘锦 124010

作者简介杨松林,男,1981年生,工程师,从事铀矿勘查研究。E-mail: yangsl1@petroChina.com.cn。

收稿日期:2019-08-07

基金资助:*中国石油天然气股份有限公司科学研究与技术开发项目(编号: 2019A-4809(GF))资助

摘要

钱家店砂岩型铀矿床是松辽盆地发现的特大型铀矿床,目前已发现的铀矿主要赋存在上白垩统姚家组下段,矿体呈板状、透镜状,主要受层间氧化带控制。通过对钱家店砂岩型铀矿层间氧化带各带(氧化带、过渡带及还原带)的主量元素、微量元素、稀土元素进行测试分析,结果表明各带地球化学特征存在较大的差异,其中依据 Fe₂O₃、 FeO、 Al₂O₃、 SiO₂、 Na₂O及 K₂O可对层间氧化带进行较准确的分带, MgO、 CaO具有一定的分带指示意义。从氧化带到过渡带,趋于富集的微量元素主要为放射性元素( U)、大离子亲石元素( Li、 Ba)、亲硫元素( Ni)、高场强元素( Nb、 Ta)和性质活跃的变价元素( Mo)等,且 LREE、 MREE和 HREE均有不同程度富集,反映了水—岩作用时间较长、强度较大。有机碳、 S_全、ω Fe³⁺ /ω Fe²⁺还原性指标在不同分带的显著差异表明,随着含氧含铀水在姚家组地层中迁移,还原性组分变化强烈,具有明显的分带指示意义。

关键词: 松辽盆地; 钱家店凹陷; 砂岩型铀矿床; 姚家组; 层间氧化带; 地球化学特征

中图分类号:P59,P619.14 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2020)02-0321-12

Geochemical characteristics of interlayer oxidation zone in Qianjiadian sandstone-type uranium deposits,Songliao Basin

Yang Song-Lin

Research Institute of Exploration and Development of Liaohe Oilfield In., PetroChina,Liaoning Panjin 124010,China

About the author　Yang Song-Lin, born in 1981, is an engineer in Research Institute of Petroleum Exploration and Development of Liaohe Oilfield. He is engaged in study on uranium exploration. E-mail: Yangsli@petroChina.com.cn.

Fund:Financially supported by the Scientific Research and Technological Development Project of China Oil and Gas Limited Company(No.2019A-4809(GF))

Abstract

The Qianjiadian sandstone-type uranium deposits is a large uranium deposits discovered in the Songliao Basin. The uranium deposits discovered mainly occur in the Lower Member of the Upper Cretaceous Yaojia Formation. The ore body is tabular and lenticular,mainly controlled by the interlayer oxidation zone. By testing and analyzing the main elements,trace elements and rare earth elements in the oxidation zone of the Qianjiadian sandstone-type uranium deposits(oxidation zone,transition zone and reduction zone),the results show that the geochemical characteristics of each zone vary greatly,where the interlayer oxidation zone can be zoned relatively accurately by Fe₂O₃,FeO,Al₂O₃,SiO₂,Na₂O and K₂O and MgO and CaO have certain indication significance for zoning. From the oxidation zone to the transition zone,the trace elements that tend to be enriched are mainly radioactive elements(U),large ion lithophile elements(Li,Ba),chalcophile elements(Ni),high field strength elements(Nb,Ta),active variable valence elements(Mo), etc.,and LREE,MREE and HREE have different degrees of enrichment,reflecting the long water-rock interaction with large intensity. The significant difference of reducing indexes of organic carbon,St,and ωFe³⁺/ ωFe²⁺ in different zones indicates that with the migration of oxygen-uranium containing water in the Yaojia Formation,the reducing components change sharply and have obvious significance of zoning indication.

Key words: Songliao Basin; Qianjiadian sag; sandstone-type uranium deposits; Yaojia Formation; interlayer oxidation zone; geochemical characteristics

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钱家店矿床是20世纪90年代由辽河油田进行油气勘探中所发现的砂岩型铀矿床, 经过20余年勘探攻关, 该矿床已成为特大型砂岩型铀矿床。很多学者在钱家店铀矿床开展了铀源、构造、沉积、成矿模式及控矿因素等一系列的研究工作(夏毓亮等, 2003; 陈方鸿等, 2005; 张明瑜等, 2005; 罗毅等, 2007; 李宏涛等, 2008; 林锦荣等, 2009; 马汉峰等, 2010; 聂逢君等, 2017; 张万亮等, 2017), 认为该矿床主要受层间氧化带控制。对于钱家店铀矿床层间氧化带的研究, 前人也得出了一些研究成果: 赵忠华等(1998)厘清了层间氧化带形成条件; 陈晓林等(2006)通过对姚家组沉积特征的深入剖析, 探讨了层间氧化带的展布与沉积相之间的关系; 陈晓林等(2008)针对原生氧化带和后生氧化带的区别提出了新的见解; 庞雅庆等(2010)通过岩心观察及剖面对比, 分析了其与铀成矿的关系, 然而以上研究均局限于宏观角度, 目前对钱家店铀矿床层间氧化带各带的微观研究相对薄弱。因此, 笔者通过对钱家店凹陷层间氧化带各带的地球化学特征进行系统的分析, 总结了层间氧化带的元素特征, 根据地球化学特征精确划分层间氧化带, 并探讨了层间氧化带对铀成矿的控制作用, 为钱家店铀矿勘探提供依据。

1 地质概况

钱家店凹陷是松辽盆地西南部开鲁坳陷中的一个次级负向构造单元, 铀矿床位于钱家店凹陷的中北部(图 1)。基底地层为前震旦系的混合花岗岩、片麻岩和上古生界石炭系— 二叠系的板岩、千枚岩等浅变质岩组成。盖层主要为下白垩统义县组、九佛堂组、沙海组、阜新组和上白垩统泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组。姚家组是铀矿勘探的主要目的层。钱家店凹陷经历了早白垩世断陷、早白垩世末抬升剥蚀、晚白垩世早期热沉降及末期的构造反转、抬升剥蚀4个阶段(殷敬红等, 2000)。各演化阶段对铀成矿都起到不同作用, 尤其是晚白垩世末期的构造反转、抬升剥蚀运动, 使钱家店凹陷南部抬升氧化, 形成了大面积的氧化区, 北部隆升形成了一些构造天窗, 并且这一构造格局也决定了晚白垩世姚家组沉积时期地下水的径流方向与姚家组发育的辫状河砂体发育方向一致, 形成了沿河道砂体完整的古地下水“ 补— 径— 排” 水动力条件, 为后期层间氧化作用创造了条件。

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	图 1 开鲁坳陷内部构造单元与钱家店凹陷位置(据聂逢君等, 2017; 有修改) A— 研究区位置简图; B— 开鲁坳陷构造简图Fig.1 Interior units of the Kailu depression and location of Qianjiadian sag(modified from Nie et al., 2017)

2 矿区地质特征

2.1 沉积特征

钱家店凹陷地层主要为上白垩统青山口组、姚家组、嫩江组及第四系(图 2)。姚家组是铀的主要赋存层位, 沉积厚度为140~200 m, 可划分为上、下2个岩性段。姚上段为曲流河相, 可划分为3个旋回, 单旋回厚度10~20 m, 二元结构明显, 上部岩性为紫红色粉砂质泥岩夹薄层红色泥质粉砂岩及细砂岩; 下部岩性为灰色/灰白色中— 细粒砂岩、细砂岩、含泥砾粗砂岩, 夹薄互层灰色粉砂质泥岩透镜体。姚下段为辫状河流相, 顶部以紫红色粉砂质泥岩与上段分界, 也可划分为3个旋回, 单旋回厚度30~40 m, 二元结构不明显, 岩性为浅灰/浅红色泥质粉砂岩、细砂岩、含泥砾中— 细粒砂岩夹紫红色/灰色粉砂质泥岩, 旋回底部见河道滞留沉积的冲刷面。

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	图 2 钱家店凹陷上白垩统综合柱状图Fig.2 Comprehensive histogram of the Upper Cretaceous in Qianjiadian sag

2.2 铀矿化特征

钱家店铀矿体主要赋存于姚家组下段中下部砂体中, 受层间氧化带控制显著(庞雅庆等, 2010), 铀成矿作用主要发生在氧化带尖灭或减薄的部位, 平面上铀矿体主要位于氧化带前锋线附近, 呈板状、部分为透镜状, 矿体长100~1600 m, 宽50~1300 m(表 1)。平面上矿体呈镰刀状、不规则状(图 3)。根据铀矿石光片镜下鉴定及电子探针分析结果, 钱家店铀矿含矿砂岩中铀的存在形式为以铀矿物、吸附铀, 铀矿物主要以沥青铀矿为主(罗毅等, 2007)。

表 1 钱家店凹陷铀矿体埋深、长度及形态 Table1 Buried depth, length and shape of uranium bodies in Qianjiadian sag

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	图 3 钱家店铀矿床QC62— 65-16剖面(剖面线见图4)Fig.3 Profile from QC62 to 65-16 in Qianjiadian uranium deposits(profile line see Fig.4)

3 层间氧化带空间分布特征

钱家店铀矿层间氧化带主要分布在钱家店中北部地区, 呈U字型展布(图 4), 范围较大, 岩石宏观上表现为红色、黄色、黄褐色, 由四周向中心逐渐减弱, 不连续的条带状氧化砂体主要发育于渗透性较好的含砾砂岩、中粗粒砂岩中。通过钻孔剖面以及平面上的分析, 姚家组中大量存在的红色砂岩应是原生和后生氧化共同作用的结果(陈晓林等, 2008), 并与黄色蚀变砂岩共同组成了与成矿相关的层间氧化带, 且红色氧化构成了氧化带的主体, 黄色氧化主要位于氧化带的前端, 过渡带表现为浅灰色、灰白色, 环绕氧化带分布, 其宽度在2~8 km, 南部过渡带相对较宽。还原带表现为灰色、深灰色, 主要分布钱家店北部至突起地区。

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	图 4 钱家店凹陷姚家组层间氧化带分布Fig.4 Distribution of interlayer oxidation zone of the Yaojia Formation in Qianjiadian sag

层间氧化带这种分布特征受沉积和构造控制, 姚家组沉积时期, 该地区受通辽水系控制(于文斌等, 2008), 主要发育由西南至北东方向辫状河沉积体系, 在西北和东南方向还发育多条近源河流, 这些河流最终汇集在钱家店中北洼地, 并向北汇入松辽盆地。同时, 姚家组沉积时期古气候为干旱— 半干旱(陈方鸿等, 2005), 有利于含氧水的渗入氧化作用, 因此, 造成了氧化带由四周向中心发育的特征。

嫩江组沉积末期, 钱家店凹陷发生构造反转、抬升剥蚀, 使钱家店凹陷整体抬升, 发生沉积间断, 缺失四方台组、明水组。而嫩江组沉积的大套暗色泥岩可形成区域隔水层, 在此期间含氧地下水在姚家组地层流动, 发生层间氧化作用。这种长期、稳定的氧化作用促使层间氧化带的大规模发育和铀矿床的富集。

4 层间氧化带地球化学特征

对钱家店凹陷姚下段岩心采集分析, 样品分别来自氧化带红色砂岩、过渡带的矿化砂岩和还原带灰色砂岩。主量、微量和稀土元素测试均在核工业二〇三研究所完成, 其中主量元素在飞利浦PW2404 X 射线荧光光谱仪上进行, 依据GB/T14506.28-93硅酸盐岩石化学分析方法X 射线荧光光谱法测定主、次元素量, 相对偏差小于5%; 微量和稀土元素依据DZ/T0223-2001电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)方法通则, 在Finnigan MAT 的HR-ICP-MS(ElementⅠ )上进行, 溶样和分析采用Qi等(2000)介绍的流程, 分析精度优于3%。氧化亚铁依据《硅酸盐岩石化学分析方法第14部分: 氧化亚铁量测定》GB/T14506.14-2010; 全铁依据《岩石矿物分析电感耦合等离子体光谱法测定27种主、次、痕量元素》DZG20.01-2011(84.2.5), 用日本岛津制造ICPS-7510等离子发射光谱测定全铁; 三价铁结果由全铁减去二价铁得出。

4.1 主量元素特征

根据层间氧化带中化学作用类型和元素地球化学活动强度, 将层间氧化带中主量元素组分分为以下4组(表 2): 敏感组分组— TFe₂O₃、Fe₂O₃、FeO, 活动组分组— SiO₂、A1₂O₃、K₂O、Na₂O, 次活动组分组— MgO、MnO、CaO, 惰性组分组— TiO₂、P₂O₅。具体如下:

1)敏感组分组: TFe₂O₃、Fe₂O₃、FeO

氧化带中Fe₂O₃含量最高, 与其全铁的比值为0.34~0.46, 平均值为0.40; 过渡带Fe₂O₃含量变低, 与其全铁的比值为0.02~0.13, 平均值为0.10; 还原带Fe₂O₃含量与其全铁的比值为0.04~0.28, 平均值为0.15, 略高于过渡带。表明氧化带中铁矿物进一步遭受氧化, 过渡带和还原带中氧化程度较低, 极少发生氧化反应, 处于还原的地球化学环境。从图 5中可以看出, Fe₂O₃、FeO及TFe₂O₃参数分带效果比较好, 在氧化带、过渡带和还原带中含量变化具有明显的分带性。

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	图 5 钱家店凹陷姚家组Fe₂O₃、FeO和TFe₂O₃关系图Fig.5 Relationship map of Fe₂O₃, FeO and TFe₂O₃ of the Yaojia Formation in Qianjiadian sag

2)活动组分组: SiO₂、A1₂O₃、K₂O、Na₂O

SiO₂在氧化带、过渡带和还原带含量变化不大, 只在过渡带有一定增高。Al₂O₃与Al₂O₃/SiO₂值在相关图上分布规律较差(图 6), 几个带交叉重叠, 不具地球化学分带意义。K₂O在氧化带、过渡带和还原带含量变化不大, 基本不具有分带意义。Na₂O在相关图上分布呈现可区分的趋势, 大致可区分氧化带、过渡带和还原带, 具有地球化学分带意义。Na₂O/K₂O值受Na₂O的影响, 与Al₂O₃/SiO₂值配合可以区分氧化带、过渡带和还原带, 所以基本具地球化学分带意义。

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	图 6 钱家店凹陷姚家组Al₂O₃、 SiO₂、K₂O和Na₂O关系图Fig.6 Relationship map of Al₂O₃、SiO₂、K₂O and Na₂O of the Yaojia Formation in Qianjiadian sag

3)次活动组分: MgO、MnO、CaO

在与Al₂O₃/SiO₂关系图(图 7)上氧化带和还原带交织在一起, 然而过渡带能很好地划分出来, 个别点CaO、MgO的增高可能反应了Ca、Mg元素局部富集, 因此只具有一定的分带指示意义。MnO在 0.04%~0.09%之间, 含量较低, 加上对Mn的测试分析精度较差, 因此MnO在本区没有明确分带的指示意义, 此处不再加以讨论。

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	图 7 钱家店凹陷姚家组Al₂O₃/SiO₂与CaO、MgO关系图Fig.7 Relationship map of Al₂O₃/SiO₂、CaO and MgO of the Yaojia Formation in Qianjiadian sag

4)惰性组分组: TiO₂、P₂O₅

金红石、钛铁矿和磷灰石等矿物中常富含Ti和P, 这些稳定矿物具特殊的结构性质, 在表生地质作用过程中, 它们具有非常强的稳定性, 难以发生元素的迁移变化。而化学分析所表现出的变化在于风化作用过程中, 随着其他硅酸盐矿物的分解、淋滤, 原岩的体积变化, 导致这些元素显示出相对富集或亏损的现象。

表 2 钱家店凹陷姚家组砂岩主量元素(%)和微量元素(10^-6)分析 Table2 Chemical compositions of major elements(%) and trace elements(10^-6) in sand rocks from the Yaojia Formation, Qianjiadian sag

样号	QC-1	QC-2	QC-3	QC-4	QC-5	QC-6	QC-7	QC-8	QC-9	QC-10	QC-11	QC-12	QC-13	QC-14
井号	QC90		QC95			48-21	04-07		56-08		QC14
岩性	浅红色细砂岩	浅红色细砂岩	浅红色细砂岩	浅红色细砂岩	浅红色细砂岩	浅灰色细砂岩	浅灰色细砂岩	浅灰色细砂岩	浅灰色细砂岩	浅灰色细砂岩	浅灰色细砂岩	浅灰色细砂岩	浅灰色细砂岩	浅灰色细砂岩
分带	氧化带					过渡带					还原带
SiO₂	74.06	75.77	74.70	71.46	76.97	79.21	77.98	77.62	69.18	75.97	71.09	73.97	76.49	74.25
Al₂O₃	10.10	10.35	10.15	11.30	9.97	9.43	10.39	10.32	13.47	11.04	8.55	10.62	10.16	9.64
FeO	0.57	0.54	0.88	0.99	1.10	2.18	2.19	2.32	2.31	1.97	1.80	1.59	1.31	1.59
Fe₂O₃	0.88	0.95	1.20	1.01	0.99	0.40	0.06	0.37	0.50	0.36	0.28	0.54	0.66	0.10
TFe₂O₃	2.08	2.07	2.82	2.86	2.89	3.47	2.94	3.64	3.76	3.12	2.98	2.74	2.34	2.65
FeO/TFe₂O₃	0.27	0.26	0.31	0.35	0.38	0.63	0.74	0.64	0.61	0.63	0.60	0.58	0.56	0.60
Fe₂O₃/TFe₂O₃	0.42	0.46	0.43	0.35	0.34	0.12	0.02	0.10	0.13	0.12	0.09	0.20	0.28	0.04
MgO	1.11	0.66	0.82	0.84	0.43	0.14	0.16	0.15	0.40	0.32	1.79	0.83	0.60	0.94
CaO	1.99	1.14	1.36	2.42	1.06	0.38	0.38	0.30	0.45	0.45	3.85	1.65	1.19	1.87
Na₂O	2.38	2.53	2.63	3.62	2.47	1.76	1.83	1.94	1.73	1.90	1.32	1.70	1.74	1.68
K₂O	3.71	3.89	3.74	3.14	3.57	3.16	3.53	3.42	3.28	3.84	2.91	3.83	3.53	3.86
P₂O₅	0.06	0.06	0.06	0.09	0.06	0.05	0.06	0.07	0.12	0.06	0.09	0.07	0.07	0.08
MnO	0.05	0.04	0.04	0.05	0.05	0.05	0.04	0.06	0.04	0.07	0.09	0.05	0.04	0.06
TiO₂	0.28	0.27	0.35	0.28	0.24	0.23	0.25	0.33	0.60	0.25	0.32	0.37	0.34	0.33
LOI	3.59	2.63	2.73	3.32	1.65	1.46	1.79	1.53	2.59	2.26	6.39	3.59	2.80	4.02
Total	100.86	100.90	101.48	101.38	101.45	101.92	101.60	102.07	98.43	101.61	101.46	101.55	101.27	101.07
Al₂O₃/SiO₂	0.14	0.14	0.14	0.16	0.13	0.12	0.13	0.13	0.19	0.15	0.12	0.14	0.13	0.13
Na₂O/K₂O	0.64	0.65	0.70	1.15	0.69	0.56	0.52	0.57	0.53	0.49	0.45	0.44	0.49	0.44
Sc	3.40	3.60	7.80	7.20	5.10	< 0.5	5.60	2.30	5.90	2.80	3.30	7.00	5.10	6.80
Ti	1535.30	1503.80	1961.20	1666.00	1366.90	1137.40	1375.70	1924.10	3442.30	1503.10	1930.40	2107.90	1891.50	1920.70
V	38.10	26.80	34.20	32.90	28.80	20.90	23.00	71.90	131.80	23.30	74.80	45.70	31.70	52.50
Cr	14.20	14.50	15.80	41.20	18.60	12.90	13.50	15.90	31.70	13.20	22.70	22.20	20.90	24.20
Cu	9.70	11.10	11.80	9.30	12.60	15.40	13.20	13.00	17.70	9.20	6.70	9.70	9.70	6.70
Sr	359.70	284.00	255.80	512.80	262.50	184.50	248.50	265.90	391.70	181.90	293.30	230.60	235.90	266.50
Zr	182.80	188.80	232.80	154.10	150.20	160.50	168.10	175.70	259.40	161.80	195.80	274.80	242.70	218.60
Ba	539.10	533.30	929.10	1201.20	680.30	466.10	488.80	557.20	635.60	543.90	493.70	619.50	523.20	598.00
Pb	18.00	18.80	20.00	21.20	17.50	18.60	22.60	30.60	64.60	19.90	19.60	20.20	18.40	19.50
Rb	141.40	147.60	132.10	69.20	110.60	122.30	130.80	136.70	164.70	140.50	104.80	128.60	129.60	126.90
Li	25.77	28.23	30.58	13.57	20.17	25.22	27.05	25.14	24.83	31.77	23.86	28.60	25.34	24.48
Be	1.81	1.82	2.01	1.35	1.68	1.71	2.00	1.73	2.02	2.48	1.77	1.82	1.70	2.08
Co	4.17	3.91	4.77	4.61	4.58	3.43	3.08	1.56	4.20	4.60	6.38	4.43	3.26	3.98
Ni	20.64	26.25	13.62	23.00	12.32	16.34	6.91	3.45	23.85	14.78	11.86	9.29	10.30	12.37
Nb	9.63	9.14	13.96	11.80	7.14	10.33	10.57	12.40	14.53	26.99	9.81	11.40	11.18	8.47
Cs	5.77	6.06	5.91	2.59	3.29	3.72	4.02	3.80	3.29	4.99	3.65	4.75	4.10	3.98
Hf	6.67	7.54	7.59	4.53	5.68	6.20	6.74	4.47	6.06	9.10	6.26	8.23	7.15	5.84
Ta	0.13	0.20	0.77	0.63	0.54	1.03	0.74	1.21	0.64	2.28	0.22	0.57	0.28	0.44
W	1.24	1.65	1.92	1.12	1.99	2.22	1.19	1.69	2.13	3.90	1.18	1.68	1.93	1.27
Th	7.29	9.14	8.08	4.12	5.76	7.52	7.69	5.51	6.60	10.60	7.66	8.19	8.17	8.24
U	1.86	2.47	2.76	1.72	1.46	23.87	32.96	1159.80	308.45	147.14	3.34	5.11	4.32	3.23
Sn	2.05	2.19	1.46	1.08	1.96	3.39	2.72	2.56	3.00	1.71	4.71	7.74	2.47	3.15
Mo	0.94	0.84	0.44	0.99	1.16	1.87	0.67	0.92	1.88	0.51	0.82	0.62	0.96	0.60
La	20.32	24.87	21.29	21.30	15.24	28.00	33.97	24.97	28.87	41.90	24.41	25.70	23.06	22.29
Ce	40.21	46.61	45.13	40.20	31.15	48.74	56.11	48.46	52.83	77.43	49.82	51.70	47.35	43.52
Pr	5.38	6.46	7.14	4.71	4.06	6.05	7.07	6.10	6.30	8.97	6.85	6.74	5.77	6.89
Nd	20.29	23.11	23.65	19.50	15.02	20.32	26.59	22.56	25.79	33.50	24.50	24.80	24.09	23.62
Sm	4.29	5.65	4.88	3.64	2.93	4.30	4.10	2.91	5.25	5.16	5.31	5.02	5.37	4.18
Eu	0.21	0.15	0.35	1.33	0.30	1.24	1.19	1.19	1.35	1.81	0.92	1.08	0.25	0.46
Gd	2.89	4.07	3.75	2.47	2.42	3.26	4.85	3.47	3.91	6.63	4.38	3.83	4.04	4.35
Tb	0.38	0.55	0.58	0.36	0.36	0.46	0.66	0.36	0.63	0.80	0.61	0.58	0.48	0.56
Dy	2.96	2.76	3.21	1.75	1.94	2.88	3.34	1.95	2.67	3.17	3.66	2.69	2.90	3.31
Ho	0.48	0.58	0.70	0.31	0.39	0.43	0.74	0.25	0.40	0.72	0.73	0.62	0.70	0.80
Er	1.73	2.35	2.12	1.04	1.42	1.56	2.25	1.40	1.73	2.40	2.80	1.89	1.32	2.37
Tm	0.32	0.26	0.32	0.13	0.19	0.30	0.27	0.20	0.21	0.30	0.33	0.22	0.23	0.25
Yb	1.19	2.44	2.09	1.08	0.98	1.64	1.86	1.39	1.84	1.91	2.15	2.29	1.60	2.21
Lu	0.18	0.33	0.31	0.13	0.15	0.30	0.25	0.20	0.27	0.30	0.42	0.26	0.32	0.30
REE	100.84	120.20	115.52	97.94	76.55	119.47	143.26	115.41	132.04	185.00	126.89	127.44	117.47	115.11
LREE	86.21	101.06	97.21	85.71	65.47	103.11	123.74	102.10	113.79	161.81	105.58	108.94	100.26	96.32
MREE	10.73	13.18	12.77	9.55	7.95	12.13	14.14	9.87	13.81	17.57	14.88	13.21	13.04	12.85
HREE	3.90	5.96	5.54	2.69	3.13	4.23	5.38	3.44	4.44	5.63	6.42	5.29	4.16	5.94
δ Eu	0.08	0.02	0.14	4.25	0.26	2.43	1.65	4.27	1.75	2.51	0.84	1.26	0.08	0.29
δ Ce	0.78	0.75	0.80	0.77	0.84	0.83	0.69	0.83	0.74	0.85	0.82	0.83	0.80	0.71
Th/U	3.914	3.703	2.928	2.394	3.957	0.315	0.233	0.005	0.021	0.072	2.292	1.603	1.892	2.556

4.2 层间氧化带微量元素特征

将层间氧化带不同带砂岩微量元素平均含量与未蚀变还原带砂岩的微量元素平均值进行比较(图 8-A)。考虑到分析测试误差和原岩并非绝对均匀的特点, 可认为变化率小于± 10%(± 0.1)的元素为氧化过程中没有发生迁移的稳定元素, 超过10%(+0.1)的元素作为在层间氧化作用中具有活动性的元素, 大于10%(+0.1)的为富集, 小于-10%(-0.1)的为亏损(朱西养, 2005), 据此将各带中的微量元素含量在层间氧化带分带中的变化进行了划分(表 3)。

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	图 8 钱家店凹陷层间氧化带砂岩微量元素含量变化和REE配分对比图(还原带标准化)Fig.8 Change of trace element content in interlayer oxidation zone sandstone and REE distribution contrast chart in Qianjiadian sag(Reduction zone standardization)

表 3 钱家店凹陷层间氧化带砂岩微量元素富集、亏损分类 Table3 Enrichment and loss of trace elements in interlayer oxidation zone sandstone in Qianjidian sag

从图 8-A及表 3可以看出, 从氧化带到过渡带, 砂岩中富集、稳定及亏损的微量元素个数大体相同, 然而元素种类具有较大的变化, 表明伴随层间氧化作用这一地质过程, 成矿岩石中的微量元素发生了迁移变化, 在含量和组成方面均存在再分配。与氧化带比较, 过渡带中多达10种元素(Cu、Pb、Rb、Li、Be、Nb、Ta、W、U和Mo)的不同程度富集表明, 伴随着层间氧化水的运移, 介质的Eh值和pH值等物理化学条件发生改变, 元素可以不断地从成矿流体中卸载下来。Cu虽然属相对较稳定的元素, 然而在本区过渡带也表现出一定的富集趋势。U的富集程度最为显著, 其他元素多显现出不同程度的地球化学异常。总体看, 在层间氧化作用过程中, 由氧化带到过渡带趋向富集的微量元素主要为放射性元素(U)、大离子亲石元素(Li、Ba)、亲硫元素(Ni)、高场强元素(Nb、Ta)和性质活跃的与U相伴生的变价元素Mo、V和Re等。

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	图 9 钱家店凹陷不同分带砂岩δ Eu和δ Ce对比图Fig.9 Comparison chart of sand δ Eu and δ Ce in different zones in Qianjiadian sag

4.3 层间氧化带稀土元素特征

在还原带标准化分布型式图(图 8-B)上, 明显能看出稀土元素分布比较零散, 表明氧化砂岩相对未氧化原岩遭受了一定的改造作用, 使其中的稀土元素活化, 并发生了迁移及分异。从氧化带砂岩到过渡带砂岩的LREE(轻稀土)、MREE(中稀土)和HREE(重稀土)均有不同程度富集, REE(稀土总量)从氧化带中迁出, 并进入到成矿流体中, 最后在过渡带发生聚集沉淀。REE明显迁移, 反应了水— 岩作用时间较长、强度较大, 这在钱家店地区发育规模较大的氧化带处得到了验证, 与伊犁、吐哈盆地区别明显(魏观辉和陈宏斌, 1995; 吴柏林等, 2003)。

在成矿层间氧化带中, δ Eu和δ Ce表现出明显的规律性: 随氧化作用的减弱, δ Ce由氧化带到过渡带逐渐趋于降低(图 9), 在过渡带中最低; 而δ Eu值则随氧化作用的减弱表现出相反的特征, 趋于提高, 在过渡带最高。在表生风化作用中Ce、Eu变化规律相同, 其原因主要为氧化环境中斜长石水解, Ce³⁺氧化, 形成方铈石, 虽然Eu²⁺呈碱性易溶, 而过渡带偏酸性, 使Eu²⁺在过渡带发生沉淀, 导致岩石中Eu相对富集。δ Eu和δ Ce在层间氧化带中的规律性变化较好地指示了层间氧化带中氧化— 还原环境的变化, 意味着该区层间氧化带水具有较好的稳定性以及持续性, 同时也揭示了层间氧化带中地球化学环境与铀矿化之间的内在联系(马英军等, 2004; 朱西养, 2005)。

4.4 层间氧化带还原性指标特征

地层内部存在还原剂, 且与铀矿化的关系密切, 但还原剂在其中并不是均匀分布的。对地层内部不同地球化学类型砂岩中的还原剂丰度及其地球化学特征的研究, 有助于探讨还原剂在地层内部非均匀分布的原因, 对于深层次追踪还原剂与铀矿化的关系具有重要意义。

总结分析研究区姚家组地层内部不同地球化学类型砂岩中有机碳、ω Fe³⁺/ω Fe²⁺、S_全等含量(表 4), 借此来说明还原剂丰度与地球化学特征。

表 4 钱家店凹陷不同分带砂岩各种还原性指标数据 Table4 Date of various reducing indexes of sandstone in different zones of the Qianjiadian sag

1)有机碳含量。岩石中有机碳含量是衡量还原能力的重要指标, 一般认为其含量大于0.1%时, 岩石就具备比较好的还原能力。由表 4和图 10可知:还原带中原生灰色砂岩中有机碳含量最高, 平均值为1.81%, 高于过渡带灰色矿化砂岩的平均值0.81%; 氧化带中红色和黄色砂岩有机碳含量最低, 平均值为0.09%。造成该现象的原因可能是层间氧化带作用所致, 红色和黄色砂岩中有机碳在强氧化条件下转变为有机酸随铀共同迁移, 导致含量降低; 而原生灰色砂岩处于还原环境, 有机碳保存最好, 含量最高; 灰色矿化砂岩位于氧化还原过渡带, 有机碳含量居于两者之间。

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	图 10 钱家店凹陷不同分带砂岩各种还原性指标对比Fig.10 Comparison of various reducing indexes of sandstone in different zones of the Qianjiadian sag

2)S_全含量。由表 4和图 10可知S_全在不同地球化学类型砂岩中的含量明显不同。矿化砂岩中的S_全含量最高, 平均值为1.85%, 而原生灰色砂岩的含量平均值仅为0.2%, 红色及黄色氧化砂岩中S_全含量最低, 平均值为0.01%。铀与黄铁矿的共生有可能是导致矿化砂岩中S_全含量如此之高的原因。此外, 铀的含量变化与S_全的变化趋势一致, 在一定程度上也体现了黄铁矿对铀成矿的贡献。

3)ω Fe³⁺/ω Fe²⁺。对比不同地球化学类型砂岩ω Fe³⁺/ω Fe²⁺的数值(表 4, 图 10), 可以看出氧化带中红色和黄色砂岩中ω Fe³⁺/ω Fe²⁺比值最高, 平均值达2.02, 这两类砂岩比值较高是因为氧化作用使Fe²⁺转变为Fe³⁺, 导致Fe³⁺含量升高; 其次为过渡带中灰色矿化砂岩, 比值为1.37; 原生灰色砂岩的ω Fe³⁺/ω Fe²⁺值最低, 平均值为0.36, 代表较强的还原环境, 指示了一种混杂的地球化学环境, 经过氧化还原作用, 过渡带中大部分Fe³⁺被氧化为Fe²⁺, 在此过程中并伴随着铀的沉淀。

5 层间氧化过程中元素变化规律

在干旱— 半干旱的气候环境背景下, 蚀源区岩石强烈风化剥蚀, 富氧流体溶解析出大量铀, 流经氧化带时, 含铁矿物的Fe²⁺经氧化作用, 转变成Fe³⁺, 同时低价态S经氧化转变成S^2-₄, 而有机质发生氧化并分解, 形成有机酸(Anderson and lovley, 2002), 长石、绿泥石、云母等不稳定矿物中K⁺、Na⁺等易溶组分流出, 并与CO₂反应形成K₂CO₃强碱性流体, 造成局部范围pH值增高; 初始富集于砂岩中的铀由四价转变为六价, 形成碱性含氧含铀成矿流体并沿地层中砂体向下渗透, 并不断地萃取地层中的铀及其他活跃组分, 形成含铀热液迁移, 随着层间氧逐渐被消耗, 在富含有机质及黄铁矿的还原环境中, 铀沉淀下来富集成矿(李盛富等, 2004)。上述过程随地表水持续渗入补给, 层间氧化还原反应不断往复进行, 促使层间氧化带向前方持续伸展, 与其相对应, 铀元素同时也经历了萃取迁移以及沉淀聚集, 再萃取迁移、再沉淀聚集的往复过程, 导致砂岩铀矿体向前推移, 矿化强度也逐渐增高(王正其等, 2006)。

在钱家店凹陷, 由于水解作用的发生, 层间氧化带砂岩中SiO₂得到了富集, 其在过渡带中表现出的增高现象, 可能为偏酸性环境下石英呈现再生加大边原因; Na₂O在氧化带、过渡带和还原带含量逐渐降低, 表明在层间氧化带发育过程中Na得到富集, 相对还原带原岩、氧化带砂岩有Na的明显迁入, Na₂O总体体现出比K₂O更活跃易流失的特征。在层间氧化带中, 含Ca、Mg矿物发生水解, 经淋滤作用, CaO和MgO进入层间水中, 并随地下水迁移, 在偏酸性环境发生沉淀, 以方解石和白云石的形式胶结砂岩。前人认为高场强元素在风化剥蚀、搬运沉积成岩过程中并不发生迁移, 几乎可等量转移到碎屑沉积物中, 相应的自生富集程度极低(Taylor and Mclennan, 1985); 而刘英俊等(1984)则提出: [Hf(OH)₅]^-在碱性的环境中稳定性较好, 有利于发生迁移, 而在酸性介质条件下, Hf可以以HfO₂的形式沉淀富集。层间氧化带中的氧化带表现出弱碱性, 而过渡带则略微显现出酸性, 符合Hf等高场强元素的运移及沉淀条件, Nb、Ta与Hf同属高场强元素, 化学性质相近, 因此, 在层间氧化过程中也可发生显著的富集现象。由氧化带到过渡带, 砂岩中的U含量逐渐增加, 而Th的含量则略微增加, Th/U值则逐渐减小(表 2), 所以Th/U值减小的方向可大致代表层间氧化方向。从氧化带到过渡带伴随着成矿流体的运移, 元素中的活跃组分发生了显著的变化, 在岩相学方面表现为强烈的高岭土化、碳酸盐化、重晶石化等蚀变现象, 岩石宏观颜色同样有明显的差异, 由红色、黄色砂岩过渡到浅灰色、深灰色砂岩; 层间氧化带前锋线位于过渡带之中, 是良好的氧化— 还原障, 有利于地下水中铀的沉淀, 是有利的成矿场所, 铀矿化作用严格受层间氧化带控制, 富矿体主要产于过渡带灰色砂岩中。

6 结论

1)通过对钱家店铀矿层间氧化带中主量元素研究, 用Fe₂O₃/FeO值具分带判别功能配合U含量对层间氧化带进行较准确的分带: 活动组分组(Al₂O₃、SiO₂与Na₂O、K₂O)大致可区分氧化带、过渡带和还原带, 具有地球化学分带意义; 次活动组分组(MgO、CaO)具有一定的分带指示意义; 惰性组分组(TiO₂、P₂O₅)含量低, 不具有地球化学分带意义。

2)微量元素变化表明, 层间氧化作用中由氧化带到过渡带趋于富集的微量元素主要为放射性元素(U)、大离子亲石元素(Li、Ba)、亲硫元素(Ni)、高场强元素(Nb、Ta)和性质活跃的与U相伴生的变价元素(Mo、V和Re)等。

3)通过对钱家店铀矿层间氧化带中稀土元素研究表明, 氧化带砂岩遭受了改造作用, 使其稀土元素发生了迁移分异。从氧化带到过渡带砂岩的LREE、MREE和HREE均有不同程度富集, 反映了水— 岩作用时间较长、强度较大。

4)有机碳、S_全、ω Fe³⁺/ω Fe²⁺还原性指标在不同分带的显著差异表明, 随着含氧含铀水在姚家组地层中迁移, 还原性组分变化强烈, 具有明显的分带指示意义。

(责任编辑郑秀娟; 英文审稿徐杰)

参考文献

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[21]	朱西养. 2005. 层间氧化带砂岩型铀矿元素地球化学特征: 以吐哈伊犁盆地铀矿床为例. 成都理工大学博士论文, 1-126. [Zhu X Y. 2005. The elements geochemistry characteristics of interlayer oxidation zone in Sand stone type uranium deposits: A ease study of the uranium deposits in Yili basin and Turpan-Hami basin. Doctoral Dissertation of Chengdu University of Technology, 1-126] [文内引用:2]
[22]	Anderson R T, Lovley D R. 2002. Interactions of Microorganisms with Radioclides. Elsevier Science Ltd: 205-215. [文内引用:1]
[23]	Taylor S R, McLennan S M. 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Oxford: Blackwell, 312. [文内引用:1]

2005

0.0

... 陈方鸿等,2005 ...

... 半干旱(陈方鸿等,2005),有利于含氧水的渗入氧化作用,因此,造成了氧化带由四周向中心发育的特征 ...

2007

0.0

... 陈晓林等(2006)通过对姚家组沉积特征的深入剖析,探讨了层间氧化带的展布与沉积相之间的关系 ...

2008

0.0

... 陈晓林等(2008)针对原生氧化带和后生氧化带的区别提出了新的见解 ...

... 通过钻孔剖面以及平面上的分析,姚家组中大量存在的红色砂岩应是原生和后生氧化共同作用的结果(陈晓林等,2008),并与黄色蚀变砂岩共同组成了与成矿相关的层间氧化带,且红色氧化构成了氧化带的主体,黄色氧化主要位于氧化带的前端,过渡带表现为浅灰色、灰白色,环绕氧化带分布,其宽度在2~8 km,南部过渡带相对较宽 ...

2008

0.0

... 李宏涛等,2008 ...

2009

0.0

... 林锦荣等,2009 ...

1984

0.0

... 而刘英俊等(1984)则提出: [Hf(OH)₅]^-在碱性的环境中稳定性较好,有利于发生迁移,而在酸性介质条件下,Hf可以以HfO₂的形式沉淀富集 ...

2007

0.0

... 罗毅等,2007 ...

... 根据铀矿石光片镜下鉴定及电子探针分析结果,钱家店铀矿含矿砂岩中铀的存在形式为以铀矿物、吸附铀,铀矿物主要以沥青铀矿为主(罗毅等,2007) ...

2004

0.0

马英军, 霍润科, 徐志方, 张辉, 刘丛强. 2004. 化学风化作用中的稀土元素行为及其影响因素. 地球科学进展, 19(1): 87-94.

[Ma Y

, Huo R

, Xu Z

, Zhang

, Liu C

. 2004. REE behavior and influence factors during chemical weathering. Advance in earth science, 19(1): 87-94]

Chemical weathering plays an important role in many aspects of geological and environmental processes and is of great significance in both theoretical study and practical application. Study on geochemical behavior of trace elements during weathering can not only provide significant insight into a lot of worldwide earth science problems, but also shed light on solving some ecological and environmental problems that are closely related to mankind's living. Consequently, more attention is being paid to research on chemical weathering of the Earth crust. The physicochemical processes leading to in situ production of the detrital soil components and the release and mobilization of rare earth elements (REE) during weathering are welldocumented. From all these studies, it becomes evident that the REE mobility is mainly controlled by two factors, the climatic weathering conditions and the stability of the primary REE carrying minerals, and both geochemical and microbial factors control the abundance, distribution and form of REE during weathering and soil formation. The study contents and latest progress of REE geochemistry during chemical weathering are summarized in this paper, including aspects of REE distribution features in weathering crusts, formation cause of Ce anomaly, modes of occurrence and migration species of REE, and factors influencing geochemical distribution and migration of REE during chemical weathering. At the same time, the main methods of studying REE behavior during chemical weathering are briefly reviewed. Finally, it is particularly emphasized that the study on the effect of organic matter and microbes on REE behavior is an important study perspective in the future.

1. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China;2. Xi'an University of Architecture & Technology, Xi'an 710055, China; 3. Xi'an University of Technology, Xi'an 710048, China;4. Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550002, China

地表风化作用长期以来一直是地球和环境科学研究的焦点问题。风化作用中微量元素地球化学行为的研究不但有助于对一系列全球性问题的认识和理解，而且有助于许多与人类生存密切相关的环境问题的解决。系统总结了近年来国内外在风化作用中的稀土元素地球化学研究领域的主要内容和最新进展，着重介绍了风化壳中稀土元素的分布特征、Ce异常成因、稀土元素的赋存状态和迁移方式、影响稀土元素分布和循环的主要因素，以及风化作用稀土元素地球化学的主要研究方法。最后，分析指出有机质和微生物作用对稀土行为的影响是未来的重要研究方向。

... 还原环境的变化,意味着该区层间氧化带水具有较好的稳定性以及持续性,同时也揭示了层间氧化带中地球化学环境与铀矿化之间的内在联系(马英军等,2004 ...

2010

0.0

... 马汉峰等,2010 ...

2017

0.0

... 聂逢君等,2017 ...

2010

0.0

... 庞雅庆等(2010)通过岩心观察及剖面对比,分析了其与铀成矿的关系,然而以上研究均局限于宏观角度,目前对钱家店铀矿床层间氧化带各带的微观研究相对薄弱 ...

... 2 铀矿化特征钱家店铀矿体主要赋存于姚家组下段中下部砂体中,受层间氧化带控制显著(庞雅庆等,2010),铀成矿作用主要发生在氧化带尖灭或减薄的部位,平面上铀矿体主要位于氧化带前锋线附近,呈板状、部分为透镜状,矿体长100~1600 m,宽50~1300 m(表 1) ...

2006

0.0

... 上述过程随地表水持续渗入补给,层间氧化还原反应不断往复进行,促使层间氧化带向前方持续伸展,与其相对应,铀元素同时也经历了萃取迁移以及沉淀聚集,再萃取迁移、再沉淀聚集的往复过程,导致砂岩铀矿体向前推移,矿化强度也逐渐增高(王正其等,2006) ...

2003

0.0

... 吴柏林等,2003) ...

1995

0.0

... 岩作用时间较长、强度较大,这在钱家店地区发育规模较大的氧化带处得到了验证,与伊犁、吐哈盆地区别明显(魏观辉和陈宏斌,1995 ...

2003

0.0

... 很多学者在钱家店铀矿床开展了铀源、构造、沉积、成矿模式及控矿因素等一系列的研究工作(夏毓亮等,2003 ...

2000

0.0

殷敬红, 张辉, 昝国军, 李晓晨. 2000. 内蒙古东部开鲁盆地钱家店凹陷铀矿成藏沉积因素分析. 古地理学报, 2(4): 76-83.

[Yin J

, Zhang

, Zan G

, Li X

. 2000. Sedimentation factors analysis of uranium mineralization of Qianjiadian depression, Kailu basin, East inner Mongolia Autonomous Region. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 2(4): 76-83]

The uranium mineral deposit of Qianjiadian depression is the associated mineral deposit found during the oil and gas exploration of Liaohe peripheral basin. The uranium deposit falls into the category of sandy deposit at interlayer oxidization zones. Study of the reservoir forming condition of uranium in this area shows that: first, uranium is source abundant ; The widely developed braided channel deposit system in the Yaojia Formation of the Upper Cretaceous resulted in the interlayer structure of permeable sand, glutinite, and water impermeable mudstone with the uranium distributed in the moderate porosity and permeability sand body; and the source and reservoir of Lower Cretaceous have provided the rich reduction agents for the uranium mineral deposit forming; The artesian and water catch basin with relative uplift at the edges formed in the gentle occurrence deposit structure tend to make the underground water containing uranium supply the favorable area along the sand body and unconformity surface , forming the uranium mineral deposit near the oxygen --reduction contact, providing the conditions for the further reservoir forming ; predict the reserve of the region of x ×104 t.

Exploration and Developement Research Institute of Liaohe Oilfield Branch Company，Petro China Panjin, Liaoning 124010

内蒙古东部开鲁盆地钱家店凹陷铀矿床是辽河油田在进行外围盆地油气勘探过程中发现的伴生矿床。铀矿类型为层间氧化带砂岩型铀矿床。对该区铀矿成藏条件进行研究表明：首先，具备富铀物源，铀源充足；上白垩统姚家组广泛发育的辫状河流相沉积体系，形成了渗透性砂岩、砂砾岩与隔水性泥岩稳定的互层结构，铀矿主要分布在其中的中孔、中渗砂体中；下白垩统的生、储油层，为铀矿形成提供了丰富的还原剂；产状平缓的沉积构造背景下形成的边缘相对隆起的自流汇水盆地，易使含氧含铀地下水沿砂体、不整合面向盆地内有利区补给，在氧化-还原界面附近铀沉淀成矿，为铀矿创造了进一步富集成藏的条件；预测该区铀矿资源为x×104t。

... 钱家店凹陷经历了早白垩世断陷、早白垩世末抬升剥蚀、晚白垩世早期热沉降及末期的构造反转、抬升剥蚀4个阶段(殷敬红等,2000) ...

... )上进行,溶样和分析采用Qi等(2000)介绍的流程,分析精度优于3% ...

2008

0.0

... 层间氧化带这种分布特征受沉积和构造控制,姚家组沉积时期,该地区受通辽水系控制(于文斌等,2008),主要发育由西南至北东方向辫状河沉积体系,在西北和东南方向还发育多条近源河流,这些河流最终汇集在钱家店中北洼地,并向北汇入松辽盆地 ...

1998

0.0

赵忠华, 刘广传, 崔长远. 1998. 松辽盆地西南部层间氧化带砂岩型铀矿找矿方向. 矿物岩石地球化学通报, 17(3): 156-159.

[Zhao Z

, Liu G

, Cui C

. 1998. The prospecting direction for sand stone type uranium deposit in interlayered oxidation zone in the southwest of Songliao Basin. Bulletin of Mineralogy Petrology and Geochemistry, 17(3): 156-159]

Confined water basin is essential condition for the form ation of regional interlayered oxidation zone.Kailu basin is infiltration and artesian,Sifangtai and Yaojia groups confined aquifer are favourable for forming interlayered oxidation zone.By studying the characteristics of hydrodynamic,uranium resources and uranium anomalies and mineralization,Qianjiadian and Lujiapu depression are better potential areas for forming interlayreed oxidation zone.

Research Institute No. 240, Northeast Bureau of Geology, Shenyang 110032

松辽盆地西南部系指内蒙古自治区哲里木盟及昭乌达盟所辖地区,西临大兴安岭,南依辽西山地,面积约60 000 km 2 .区域构造位置处于松辽盆地一级构造西南隆起区,现今泛指开鲁盆地.业已查明发育有对可地浸砂岩型铀矿形成有利的中生代沉积盖层,并且在盆地南缘的金宝屯地区已发现较好的砂岩型铀矿化,已圈定出层间氧化还原带.以此为出发点,结合盆地西南部的基本地质条件,对该区寻找层间氧化带砂岩型铀矿的找矿方向,提出粗浅看法.

... 对于钱家店铀矿床层间氧化带的研究,前人也得出了一些研究成果: 赵忠华等(1998)厘清了层间氧化带形成条件 ...

2005

0.0

... 张明瑜等,2005 ...

2017

0.0

... 张万亮等,2017),认为该矿床主要受层间氧化带控制 ...

2005

0.0

... 1)的为亏损(朱西养,2005),据此将各带中的微量元素含量在层间氧化带分带中的变化进行了划分(表 3) ...

... 朱西养,2005) ...

2002

0.0

... 半干旱的气候环境背景下,蚀源区岩石强烈风化剥蚀,富氧流体溶解析出大量铀,流经氧化带时,含铁矿物的Fe²⁺经氧化作用,转变成Fe³⁺,同时低价态S经氧化转变成S^2-₄,而有机质发生氧化并分解,形成有机酸(Anderson and lovley, 2002),长石、绿泥石、云母等不稳定矿物中K⁺、Na⁺等易溶组分流出,并与CO₂反应形成K₂CO₃强碱性流体,造成局部范围pH值增高 ...

1985

0.0

... 前人认为高场强元素在风化剥蚀、搬运沉积成岩过程中并不发生迁移,几乎可等量转移到碎屑沉积物中,相应的自生富集程度极低(Taylor and Mclennan, 1985) ...