鄂爾多斯盆地西南部古構造指示的構造-沉積過程及砂巖型鈾成礦意義

劉持恒，李子穎，賀鋒，李西得，劉坤鵬，李元昊，張字龍

（1.核工業北京地質研究院 中核集團鈾資源勘查與評價技術重點實驗室，北京 100029；2.核工業二〇三研究所，陜西 西安 710086；3.西安石油大學 地球科學與工程學院，陜西 西安 710065）

鄂爾多斯盆地是位于華北克拉通西部的一個大型多旋回疊合盆地［1］。自晚中生代以來，該盆地長期處于多個板塊匯聚的中心［2］，因此在不同的時空演變下，造成了盆地多期構造的疊加，并引起了盆地內部地層的空間展布發生變形。近年來，在鄂爾多斯盆地西南部鎮原地區的下白堊統中發現了大量的砂巖型鈾礦［3-7］。砂巖型鈾礦在盆地中的分布往往受到地層層面形態和斷裂構造的控制，例如典型的層間氧化帶型構造斜坡［8］、“滲 出”砂巖 鈾礦的坳 陷中心［9］、斷褶 帶或構造天窗的兩翼地區［10-11］。因此，恢復鄂爾多斯盆地西南部下白堊統在不同地質歷史時期的古構造（即地層層面空間展布）特征不僅有助于認識該時期的構造-沉積過程，也有助于理解該時期的鈾成礦機制。

本文利用鉆孔分層數據和地震剖面解釋的成果，采用了單一巖性逐步回剝的算法進行地層去壓實校正［12］，并參考了前人的剝蝕量數據，恢復了鄂爾多斯盆地早白堊世末的古構造特征。同時結合現今下白堊統中砂巖型鈾礦的空間展布特征，分析了古構造格局對砂巖型鈾成礦作用的指示意義。

1 區域地質背景

鄂爾多斯盆地位于華北克拉通的西部，其現今的邊界大致以桌子山-賀蘭山-六盤山為西部邊界，呂梁山為東部邊界，河套斷陷和渭河斷陷分別構成了北部和南部的邊界。盆地內通常被劃分為伊盟隆起、西緣沖斷帶、天環坳陷、伊陜斜坡、晉西撓褶帶和渭北隆起6 個二級構造單元。本次研究區位于鄂爾多斯盆地的西南部，正處于西緣沖斷帶、天環坳陷和渭北隆起的交匯區域（圖1）。

圖1 鄂爾多斯盆地構造分區與研究區剖面圖Fig.1 Tectonic zoning map of the Ordos Basin and the cross-section of the study area

作為華北克拉通的重要地質構造單元，鄂爾多斯盆地的早期發展與華北克拉通的演化相一致。自中三疊統紙坊組沉積以來，鄂爾多斯盆地為一個南陡北緩、整體呈北西西向展布的大型板內陸相盆地，其沉積范圍遠超過現今盆地的中生界殘留邊界，被稱為大鄂爾多斯盆地［13］。中三疊世晚期，整個盆地覆蓋著廣闊的河流和湖泊，直到晚三疊世，華北板塊與楊子板塊發生了強烈的碰撞，鄂爾多斯盆地南部呈現出明顯的前陸盆地沉積特征［14-15］。

自侏羅紀以來，華北地區發生了強烈的燕山運動，而鄂爾多斯盆地則受到多向擠壓的影響［16-17］。盆地西緣的賀蘭山和六盤山從中-晚侏羅世開始隆升［18-19］，而下白堊統則是在強烈的擠壓變形后再次發生沉降后形成的一套構造層。自晚白堊世以來，鄂爾多斯盆地內部出現了長時間的地層間斷（約110～8 Ma），下白堊統與中新統直接以不整合的方式接觸，這代表了下白堊統及其下伏地層經歷了長期的改造過程。

鄂爾多斯盆地西南部下白堊統自下而上可分為洛河組（K1l）、華池環河組（K1hc）、羅漢洞組（K1lh）和涇川組（K1j），地層厚度在500～1 600 m左右，并可進一步分為K1l—K1hc和K1lh—K1j兩個二級旋回［20-21］，上部旋回整體沉積時間與六盤山群早期地層時代近乎一致，但二者界限較模糊，在局部地區可能連通［22-23］。下白堊統上覆地層為中新統紅黏土層，部分地區直接與第四系黃土平行不整合接觸，中新統—第四系厚度在0～300 m 左右（圖2）。

圖2 鄂爾多斯盆地西南部構造-地層格架與巖性綜合柱狀圖Fig.2 Integrated columnar diagram of tectonic-stratigraphic framework and lithology in the southwestern Ordos Basin

2 鈾礦化的產出部位

鄂爾多斯盆地西南部下白堊統砂巖型鈾礦主要分布在鎮原縣至彭陽縣一帶，含礦層主要位于華池環河組和洛河組中。從橫切礦化集中區的地震剖面觀測（圖3a），可以看出西緣沖斷帶將侏羅系及下伏地層卷入斷褶帶中，洛河組和華池環河組沉積于斷褶帶的東部，并向上超覆于斷褶帶背斜核部。下白堊統整體呈東傾斜，形成一定的構造斜坡。受到多期構造活動的影響，靠近西緣沖斷帶的下白堊統也發生了一定程度的變形，包括同沉積正斷層、后期反轉逆斷層、斷層傳播褶皺以及淺部走滑斷層，這些變形隨著遠離西緣沖斷帶逐漸減弱。

圖3 鄂爾多斯盆地西南部典型地震剖面與工業鈾礦化鉆孔巖心照片Fig.3 Typical seismic profile and core photos of economic ore borehole in the southwestern Ordos Basin

從鈾礦體所在區域的剖面特征來看（圖3a），并不呈現典型的層間氧化帶型順構造斜坡向盆地內部傾斜的形態，而是呈現多層板狀分布在高角度走滑斷裂、反向逆斷層的兩側，在鉆孔中也可以觀察到明顯的斷層分布（圖3b）。此外，洛河組和華池環河組之間存在明顯的沖刷面，底部為一層礫巖，礫石成分為古生界的碳酸鹽巖。這些碳酸鹽巖礫石往往經歷溶蝕作用，形成大量高孔隙度的溶蝕孔洞，大量鈾礦化也沿著該地層界面順層分布（圖3c）。斷裂和溶蝕孔洞顯著提升了巖石的滲透率，可以作為滲出鈾成礦的有利運輸通道。

從鈾礦體所在區域的平面特征來看（圖4），鄂爾多斯盆地西南部的下白堊統受到西緣沖斷帶的控制，位于青龍山-平涼斷裂以東的區域。下白堊統底面的構造整體呈近南北向的構造分帶特征，最西側受到西緣沖斷帶的影響，在平涼和草廟一帶形成了兩個南北向的斷鼻構造。而在紅河一帶，形成了一個次級凹陷，該凹陷向西可能與六盤山早白堊世斷陷盆地相連［22］。斷鼻構造帶的東部是近南北向的天環坳陷，該坳陷在研究區可進一步分為北部和南部兩個次級凹陷，向東則過渡為地層向西傾斜的西部斜坡帶。值得注意的是，西部斜坡帶和天環坳陷的等值線間距相近，說明二者之間沒有明顯的坡折帶。洛河組頂面是鈾礦化大量分布的層位，而且洛河組內部的鈾礦化與該界面的構造形態相一致。由于整個下白堊統具有向西超覆的特征，洛河組的沉積范圍在西部較上覆地層更窄，其頂面構造在西緣僅在孟莊存在一個等軸狀的斷鼻構造?？梢钥闯?，目前大部分鈾礦化分布在該斷鼻構造外圍的斜坡上，還有一處鈾礦化分布在天環坳陷東翼的慶陽地區。華池環河組的沉積范圍比洛河組向西擴大，天環坳陷北部的次凹不再明顯，只保留南部的次凹，這種構造形態的變化可能反映了下白堊統上部二級層序（羅漢洞組-涇川組）沉降中心的遷移。天環坳陷北部次凹在羅漢洞組頂面構造中完全消失，而南部凹陷中心向東南遷移。

圖4 鄂爾多斯盆地西南部下白堊統底面（a）、洛河組頂面（b）、華池環河組頂面（c）和羅漢洞組頂面（d）構造圖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

近年來，在研究區南部鎮原—涇川地區進行了大量的三維地震勘探，研究結果表明該地區存在大量切穿下白堊統的高角度走滑斷裂，走向主要為北西西、北西和北東東向［24-26］。因此，鈾礦化集中區除了受地層構造形態的影響外，也明顯受到這些走滑斷裂的控制。

3 古構造恢復

3.1 數據與方法

對于沉積盆地的古構造再造通常指恢復特定地層界面在地質歷史時期的結構形態，該界面的空間形態可以是構造變形的結果，也可以是原始的沉積地貌，因此也可以稱之為古地貌恢復。目前，古構造恢復主要采用地層厚度回剝法來定量建立古地貌格局，即在進行古水深校正、去壓實校正和剝蝕量校正的基礎上剝離特定時期上覆地層后的地形相對高程［27］。這個過程可以利用大量的鉆孔數據或高密度的地震剖面來實現恢復。此外，利用地球動力學正演沉降模型也可以計算相應地質時期的古地貌特征［28］。

由于研究區擁有大量的鉆孔資料和下白堊統巖心，因此本文采用地層回剝蝕法對目標層上覆地層進行逐一去壓實回剝。在帶有巖心的鉆孔中，采用前人按照單一巖性進行去壓實的方法［12］，并將該壓實系數應用到沒有巖心的鉆孔中，按照地層單元進行去壓實回剝。由于下白堊統與中新統之間缺失的地層厚度變化極大，因此該地區的古構造恢復必須考慮剝蝕量的影響，其數據主要參考了前人利用聲波時差和泥巖外推法建立的剝蝕量數據模型［29］。研究區早白堊世到中新世的剝蝕厚度在900～1 350 m 之間，顯示出東強西弱的特征（圖5a）。經過去壓實和剝蝕量校正后，恢復了研究區下白堊統洛河組、華池環河組和羅漢洞組在早白堊世末時的古構造模型（圖5b、c、d）。由于該區域缺乏準確的古水深資料，因此在古構造恢復中未對古水深進行校正。

圖5 鄂爾多斯盆地西南部早白堊世-中新世剝蝕量圖（a）和早白堊世末下白堊統底面（b）、洛河組頂面（c）和華池環河組頂面（d）古構造構造圖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 古構造特征

從鄂爾多斯盆地西南部早白堊世末各地層界面古構造圖可以看出（圖5b、c、d）：青龍山-平涼斷層在早白堊世末已經成為下白堊統的邊界斷層，其東部的逆沖斷層惠安鋪-沙井子斷層，僅存在于下白堊統的下部。該時期的高角度走滑斷層并未切割下白堊統（這類斷層在早白堊世之后再次活動于中新世晚期［23］）。早白堊世末下白堊統的底面構造特征明顯與現今結構不同。該時期，鄂爾多斯盆地西南部并不存在南北向的天環坳陷，而是在研究區南部的紅衛（涇川）一帶呈現出一個坳陷中心，慶陽附近的鈾礦化就處于該坳陷中。而研究區北部則是一個平緩的地貌區，西緣的斷鼻構造與現今保持一致。早白堊世末洛河組頂面與現今的結構仍存在較大差異，該層面構造也不具備南北向的天環坳陷，其南部的坳陷范圍較下白堊統底部有向北擴展到慶城一帶的趨勢。早白堊世華池環河組的頂面古構造與洛河組的頂面也有明顯差異，坳陷中心開始向東南方向轉移至寧縣，構造高點則從東北方向轉移到西北方向，下部層位的斷鼻構造逐漸擴大，形成更大范圍的隆起區，這代表構造格局在該時期發生了顯著變化。同樣，該時期的古構造與現今構造之間存在較大差異，早白堊世末呈現西北隆起、東南坳陷的構造格局，而現今演化為北東隆起、西南坳陷的構造格局。

4 討論

4.1 羅漢洞組沉積期的構造變化

經過對鄂爾多斯盆地西南部下白堊統不同地層平面構造形態的刻畫和古構造恢復，可以觀察到華池環河組頂面在現今構造和早白堊古構造中都與下伏層位存在顯著差異，表明該時期發生了一定程度的構造變化。此前的層序地層研究表明，下白堊統可以進一步劃分為洛河組-華池環河組和羅漢洞組-涇川組兩個二級層序［21］，而華池環河組頂面則代表著該二級層序界面。根據Vail 關于層序地層的定義，二級層序界面是在區域性構造事件下形成的盆內區域性沉積旋回，不同于一級構造層序中顯著的造山事件或隆升過程。根據磁性地層年代和動物化石資料，該二級層序界面形成于129～125 Ma之間［30-31］。盡管在野外和鉆孔中并沒有直接觀測到該二級層序界面存在明顯的構造沖刷面，但通過觀察該界面的結構變化可以得到一定的驗證（圖4、5）。

從早白堊世的古構造圖可以觀察到，在羅漢洞組沉積時，研究區北部已經完全成為構造高點，盆地的沉降中心開始向南轉移。地層時代對比分析表明，在此期間，六盤山盆地在研究區西側開始發生裂陷作用，下白堊統六盤山群的早期地層（三橋組-李洼峽組）與羅漢洞組-涇川組可能相互連通［23］，導致鄂爾多斯盆地的沉降中心也發生了偏移。因此，該二級層序的動力背景很可能來自于六盤山裂谷盆地的初始裂陷，而研究區北部的差異抬升則可能對應著裂谷壁在伸展作用下的旋轉抬升。此外，近期還在鄂爾多斯盆地西南部的銅城地區發現了大量早白堊世（120～107 Ma）侵入巖［32-33］，這同樣可能源于該裂谷作用，巖漿侵位最終導致的地貌差異抬升也是該構造面發生變化的重要因素。

4.2 天環坳陷的形成時代

天環坳陷是位于鄂爾多斯盆地西部的向形構造帶，呈南北向展布。其西部與南北向的西緣沖斷帶相鄰，因此部分學者認為天環坳陷是在西緣逆沖作用下形成的前陸盆地［34］，并且整個下白堊統的沉降機制都屬于前陸盆地的撓曲沉積，天環坳陷則位于該機制下的前淵地帶［35］。另一些學者則認為天環坳陷首先形成于晚侏羅世的燕山運動，隨后在喜山期的進一步改造下，天環坳陷向東遷移定型［36］。這種觀點認為下白堊統并非是在擠壓環境下形成的撓曲沉積，而是在坳陷作用下的自然向形沉積［13］。

通過對研究區下白堊統在早白堊世末時的古構造特征進行分析，可以發現下白堊統底面、洛河組頂面和華池環河組頂面并不具有南北向的向形構造，而是表現為局部近等軸狀的坳陷中心。這表明在早白堊世末時，下白堊統并不存在南北向的天環坳陷，與下部侏羅系中已存在的天環坳陷之間存在脫耦。

從下白堊統的沉積背景來看，在晚侏羅世西緣逆沖帶強烈的擠壓隆升作用下，下伏侏羅系受到了東西向的擠壓，導致收縮形成了南北向帶狀展布的天環向斜。進入早白堊世后，研究區整體呈現出西高東低的構造格局。當盆地再次進入穩定的坳陷沉積時，其西部以晚侏羅世陸內造山作用形成的山體作為邊界［23］，只在局部古地貌低洼地區形成了局部凹陷，而未出現明顯構造定向的向斜構造。這種原始的沉積地層結構在本次研究的古構造恢復中也得到了反映。

自早白堊世末以來，鄂爾多斯盆地東部處于持續抬升階段［37-39］，導致下白堊統發生了掀斜。直到約8 Ma 時，西緣沖斷帶再次發生東西向擠壓［40］，導致六盤山變成盆地，從而使下白堊統逐步形成了現今南北向展布的天環向斜。

4.3 古構造對砂巖型鈾成礦的意義

近年來，在鄂爾多斯盆地西南部下白堊統中發現了大量砂巖型鈾礦［3-7，41-45］。這些鈾礦體的空間形態與傳統的層間氧化帶型有顯著差異，呈現出多層板狀分布的特征（圖3），其氧化前鋒線也難以追蹤。此外，許多鈾礦體富集于紅色砂體中，而不是氧化-還原過渡帶的灰色砂體中［41-42］。通過大量的實踐和勘探工作，許多學者認識到這種礦體形態和分布特征與深部流體的參與有關。

針對研究區的砂巖型鈾礦，一些學者認為下白堊統受西緣沖斷帶的影響，具有向東傾斜的原始構造斜坡，并存在兩套區域性的泥巖隔水層和良好的砂體。這種構造條件有利于地表淋濾的含鈾含氧水自西向東進入地層，而深部還原性流體則通過切穿白堊系的高角度走滑斷層將構造斜坡中的U（VI）還原為U（IV），最終鈾沉淀并富集成礦。同時，原生的紅色砂巖也會隨之被還原褪色為灰白色砂巖（模式一）［7，46-48］。另一些學者則認為原始地層中的U（VI）含量不足以被深部流體還原成礦，而主要的鈾源則來自深部富鈾烴源巖。隨著深部流體活動，鈾伴隨著這些流體通過高角度走滑斷層“滲出”進入下白堊統并發生成礦作用（模式二）［9，43，49］。

這兩種模式最大的區別在于鈾源是否來自地表淋濾或深部熱流體。相同的是深部流體最終都參與了還原過程，導致大量原生紅色砂巖褪色成灰白色砂巖，并伴有豐富的油氣包裹體。因此，這兩種模式最終產生的地質現象會非常相似，目前的礦物學和巖石地球化學方法還難以進行區分。然而，這兩種成礦模式所對應的找礦方向和思路卻截然不同［9］。因此，本文嘗試從古構造條件及其演化過程來分析這兩種成礦模式的可能性。

由于切穿下白堊統并起到深部流體運移通道的走滑斷層形成于中新世至更新世早期［23］，大量鈾成礦年齡也在3.41～0 Ma（數據尚未發表）。對于模型一來說，含鈾流體在早白堊世末至中新世期間應該已經預富集在現今的鈾礦位置。然而，從古構造特征來看，下白堊統在早白堊世時具有向盆地西部邊緣上超的特征，并且在含礦層上部存在兩套區域性的泥巖隔水層，阻礙了地表流體進入隔水層下部的砂體，這種地層結構缺乏“滲入”通道，不利于當時地表淋濾的含鈾含氧水進入砂體中。此外，如果局部地區存在地表流體下滲，晚侏羅世的西緣沖斷帶主要由三疊系-侏羅系碎屑巖和新元古界-古生界碳酸鹽巖組成，這些區域難以提供高鈾含量的地表流體。離研究區最近的高鈾地質體位于祁連山和隴縣西部的花崗巖體，但這些巖體與研究區之間已經被西緣沖斷帶所隔斷，同樣難以進入研究區。

相較于模型一，模式二則不受上述地質條件所限制。在深部鈾源“滲出”之前，潛在含礦層只需要存在偏氧化的紅色砂體即可，不受任何特定構造部位的限制。因此，在遠離西緣沖斷帶的西峰地區仍然可能形成砂巖型鈾礦，這也印證了模式二中“滲出”成礦作用的可能性。

5 結論

1）華池環河組和羅漢洞組之間存在明顯的二級層序界面，表現為華池環河組頂面在古今構造圖中發生顯著變化。自羅漢洞組沉積開始，坳陷中心由西向東南方向轉移，構造高點則從東北向西北方向轉移，下部層位的斷鼻構造也逐步擴大形成更大范圍的隆起區。這種轉變的動力背景可能來自六盤山裂谷盆地的初始裂陷和相應的巖漿侵位作用。

2）天環坳陷在下白堊統和前白堊系的結構中表現出脫耦現象。前白堊系的天環坳陷結構初始形成于晚侏羅世末的擠壓改造，并在中新世晚期發生了疊加改造；而下白堊統的天環坳陷在中新世晚期才形成。

3）研究區的古構造條件及其演化過程指示該地區存在“滲出”型鈾成礦作用。這種成礦過程可能涉及深部含鈾流體的滲出，同時使得大量原生紅色砂巖被褪色成灰白色砂巖，并伴隨著豐富的油氣包裹體。