柴達木盆地西部更新統(tǒng)砂礫型深層鹵水鉀礦成礦模式與找礦方向探討*

李洪普，侯獻華，鄭綿平，樊 馥，劉溪溪，王淑麗

(1：青海省柴達木盆地鹽湖資源勘探研究重點實驗室，青海省柴達木綜合地質礦產(chǎn)勘查院，格爾木 816099) (2：中國地質科學院礦產(chǎn)資源研究所，自然資源部鹽湖資源與環(huán)境重點實驗室，北京 100037)

我國的鉀資源短缺，僅占全球鉀鹽儲量的5%，且以第四紀現(xiàn)代鹽湖鹵水鉀礦為主，查明資源儲量和基礎儲量逐年下降，現(xiàn)有鉀鹽開采礦區(qū)保障年限逐步降低，亟需在鉀鹽資源勘查及新的資源基地建設上加快步伐[1-4]. 2008年以來，柴達木盆地西部大浪灘-黑北凹地、察汗斯拉圖凹地、昆特依凹地和馬海凹地等相繼發(fā)現(xiàn)的新型更新統(tǒng)砂礫型深層鹵水，因其分布廣、規(guī)模大、富水性較強、易開采等特征[5]，備受專家、學者和投資者的關注. 有研究者通過對大浪灘地區(qū)砂礫型深層鹵水研究后認為，其是上覆的鹽類晶間鹵水在高壓下運移至砂礫層而形成的[6]；也有學者在黑北凹地通過分析阿爾金山山前古近系和新近系含鹽地層特征，將砂礫型深層鹵水特征與地質構造、沉積演化歷史相結合，提出該鹵水中鉀元素來源于山前上新統(tǒng)含鹽地層，鉀元素“承襲山前古鹽”聚集成因模式[5, 7]. 另有研究者對黑北凹地砂礫型深層鹵水形成提出不同看法，認為其形成與含鹽地層和深部的第三系油田水、地熱水沿構造裂隙上升運移到砂礫層中有關[8]；還有研究者對昆特依凹地砂礫型深層鹵水分析后認為，該鹵水是對深部古巖層以及地表晶間層鹵水繼承而成[9]. 這些僅對黑北凹地和昆特依凹地兩個地區(qū)研究的基礎上，提出的砂礫型深層鹵水的成因，基本觀點有3點：一是砂礫型深層鹵水是晶間鹵水運移至砂礫層后形成的，二是砂礫型深層鹵水是地下水溶解古鹽徑流至深部的砂礫層后形成的，三是砂礫型深層鹵水是深部的第三系油田水、地熱水沿構造裂隙上升運移到砂礫層中形成的. 以上第1個觀點和第3個觀點無法解釋水化學類型在晶間鹵水中為硫酸鎂亞型，第三系油田水為氯化鈣型，而砂礫型深層鹵水中為氯化物型；第2個觀點指導柴達木盆地找礦中發(fā)揮了重要作用，但不能解釋察汗斯拉圖凹地從山前向湖盆中心，砂礫型深層鹵水鉀含量增加的原因；第3個觀點不能解釋鋰和硼含量在第三系油田水中遠高于砂礫型深層鹵水這一現(xiàn)象. 砂礫型深層鹵水勘查和研究工作的深入和資料的豐富為系統(tǒng)研究奠定了基礎. 由于對柴達木盆地上更新統(tǒng)砂礫型深層鹵水的成因認識有較大的爭議，本文重點研究大浪灘-黑北凹地地質特征、元素球化學特征，并將鹵水和古鹽層同位素和成鹽元素對比分析，進一步分析和探討，總結砂礫型深層鹵水鉀鹽礦地質特征與成因模式，以指導下一步該類型含鉀鹵水礦的找礦工作.

1 地質背景

柴達木盆地砂礫型深層鹵水鉀鹽礦床地處塔里木-中朝板塊的柴達木地塊西部，位于青藏高原隆升帶前緣，其北東以賽什騰山-宗務隆山斷裂與南祁連褶皺系相連，北西以阿爾金走滑斷裂與塔里木盆地緊鄰，南部以昆北斷裂與東昆侖造山帶相接[10-11].

柴達木盆地中部存在著一條區(qū)域性斷裂-柴中斷裂，其形成于元古代，是柴南古陸核和柴北增生體之間的地殼縫合帶，也是中、新生代以來控制柴達木盆地沉積中心轉移的主要斷裂之一[12]. 柴中斷裂以北，古近紀、新近紀背斜構造與凹地相間發(fā)育，如南翼山、小梁山、尖頂山、大風山等背斜構造，其間分布大浪灘、黑北、察汗斯拉圖、昆特依、馬海等凹地；柴中斷裂以南相對低洼，河流、湖泊發(fā)育. 這種獨特的地貌特征為柴達木盆地西部、東南部第四紀以來的鹽類礦產(chǎn)的形成奠定了基礎(圖1).

圖1 柴達木盆地構造及采樣鉆孔位置圖(1-正斷層；2-逆沖斷層(裂)；3-走滑斷層(裂)； 4-性質不明斷層(裂)；5-背斜構造；6-山峰；7-淺鹽湖；8-新類型砂礫巖型鹵水鉀鹽礦重點研究區(qū)； 9-地名；10-鉆孔位置；11-87Sr/86Sr同位素采樣位置；12-鹽樣采樣點)[7]Fig.1 Location of structure and sampling borehole in Qaidam Basin [7]

在晚侏羅世燕山運動作用下，受大陸匯聚的影響，柴達木盆地局部坳陷，廣泛沉積了河流相-湖相碎屑巖建造；在白堊紀盆地隆升，只在北緣的祁連山山前沉積一套紅色粗碎屑巖建造，其從山前向盆地內部沉積厚度逐漸減薄，粒度逐漸變細[12]. 始新世末期-漸新世初期，喜山運動第一幕作用，印度板塊向北朝歐亞板塊俯沖，盆地周圍隆升，盆地邊緣發(fā)生扭張斷陷，沉積了河流相-濱湖相-淺湖相碎屑巖建造；中新世初期的喜山運動第二幕作用，印度板塊繼續(xù)向北俯沖，盆地扭張斷陷持續(xù)發(fā)生，沉積了濱湖相-中深湖相碎屑巖建造和膏鹽巖建造；上新世末-早更新世初期，喜山運動第三幕作用，沿柴中斷裂以北發(fā)育南翼山、尖頂山、紅溝子、大風山、小梁山、黃瓜梁、黑梁子、長尾梁、堿山等多個北西向背斜構造，同時形成固相鹽類礦物、高礦化度鹵水和豐富的油氣藏；更新世，在湖盆邊緣的山前沉積了更新統(tǒng)沖洪積相砂礫層建造，向湖盆中心聚集了鹽湖相沉積建造[13-19].

研究區(qū)山前分布沖洪積扇相砂礫層，其間賦存砂礫型孔隙鹵水；沿沖洪積扇根部的基巖山區(qū)分布古近系和新近系巖鹽層[20]；靠近湖盆中心地帶的砂礫層上部覆蓋逐漸增厚的鹽湖相沉積層，其間賦存鹽類晶間鹵水；沿沖洪積扇前緣發(fā)育背斜構造，其內有古近系和新近系巖鹽層，賦存構造裂隙孔隙鹵水[5,7].

2 樣品采集和測試方法

2.1 鹵水樣品的采集

鹵水水化學分析樣品和同位素樣品采集對象是水文地質鉆探施工揭露的砂礫型深層鹵水，采樣時為了保證鹵水樣品成分不受污染，在砂礫層上下隔水層中選止水位置嚴格止水. 鹵水樣品采集于研究區(qū)的大浪灘凹地梁ZK10(采集化學分析樣品、鍶和氫氧同位素樣品)、黑北凹地黑ZK04(采集化學分析樣品、鍶和氫氧同位素樣品)、察汗斯拉圖凹地察ZK02(采集化學分析樣品、鍶和氫氧同位素樣品)、昆特依凹地ZK10(化學分析樣品)、馬海凹地馬ZK4010(化學分析樣品)等多個水文鉆孔，將砂礫型深層鹵水含水層作為一個獨立單元，用潛水泵抽至水槽中采集，每2～4 h采集1個樣品. 水樣瓶在取樣前用蒸餾水沖洗干凈，取樣時再用所取的鹵水沖洗至少3次，取樣結束后及時將瓶口用膠布纏緊，在瓶身貼上標簽，用透明寬膠帶粘牢，取樣體積為1000 mL.

古鹽層化學分析樣品和鍶同位素樣品采集于黑北凹地無名溝. 在下干柴溝、上干柴溝和下油砂山組的新鮮面中采集了巖鹽化學全分析樣品，3組樣品采集間距約500 m. 古鹽層鍶同位素樣品采集于下干柴溝組和上油砂山組新鮮面，樣品間距約1 km(圖1).

2.2 樣品測試

氫(D)、氧(O)同位素測試由北京核工業(yè)地質研究院完成. 用高純氦氣(99.999%)對Flash EA元素分析儀進行沖洗，排除空氣，以降低H2及CO本底. 當Flash EA元素分析儀的爐溫升高到1380℃，本底降到50 mV以下時，進行樣品測試. 鹵水在裝有玻璃碳的陶瓷管里與過量的C發(fā)生還原反應，生成供測試用的氣體H2和CO，H2和CO在高純氦氣流的帶動下，經(jīng)過色譜柱分離后分別進入質譜MAT253進行分析. 測量結果以SMOW為標準，記為δDV-SMOW和δ18OV-SMOW，分析精度分別優(yōu)于±1‰和±0.2‰；氫同位素參考標準為國家標準物質北京大學標準水，其δDV-SMOW和δ18OV-SMOW分別為-64.8‰和-8.79‰；蘭州標準水的δDV-SMOW和δ18OV-SMOW分別為-84.55‰和-12.48‰.

鍶同位素組成由南京大學TIMS VG-354同位素質譜儀組測試：標樣NBS-987測得87Sr/86Sr平均值為0.710250(n=8). 所有的結果歸一化到87Sr/86Sr=0.1194. 每個樣品分析所得誤差小于±0.05%，稱取樣品150 mg，用去離子水溶解，并離心分離去除不溶物，以排除其它礦物的影響.

硫同位素測試由中國地質科學院礦產(chǎn)資源研究所完成. 具體測試時將含有不超過100 μg硫的樣品和3倍于樣品的V2O5包在一個小錫舟里，自動進樣系統(tǒng)每次投入燃燒反應器中一個錫舟，通入5 mL的純氧氣，使樣品在1020℃下燃燒，燃燒產(chǎn)生的所有氣體在氦載氣流下帶入并通過分層充填W2O3、CuO和Cu絲的氧化還原反應器，使所有氣體充分氧化，同時使生成的少量S2O3通過Cu絲層時還原為SO2. 氣體通過一根色譜柱(美國熱電)將SO2和其它雜質氣體分開后進入質譜儀測試. 硫化物及硫酸鹽的硫同位素分析，儀器設備為美國熱電公司的253plus 、Flash EA元素分析儀和Conflo IV多用途接口. 測試過程中采用IAEA-SO-5、IAEA-SO-6和NBS 127三種國際標準物質作為參考. 結果以相對國際標準V-CDT的δ34SV-CDT值來表示：δ34SV-CDT=[(34S/32S)樣品/(34S/32S)V-CDT-1]×1000. 基于對標準樣品的重復測量，δ34S的分析精度為0.1‰.

3 礦床地球化學特征

3.1 礦床常量、微量元素

圖2 柴達木盆地砂礫型深層鹵水Piper圖Fig.2 Piper diagram of sandy gravel brine in Qaidam Basin

Piper圖解上，樣品落入菱形圖解的右邊界下部，可知幾個凹地水化學性質相似，以氯化鈉型為主[21-22](圖2).

表1 柴達木盆地砂礫型深層鹵水水化學組分

3.2 礦床特征系數(shù)值

從表2可以看出中，鉀系數(shù)(K×103/∑鹽)為5.65～12.75，鉀氯系數(shù)(K×103/Cl)為9.3～20.74，鎂氯系數(shù)(Mg×102/Cl)為1.20～6.12，鈉氯系數(shù)(γNa/γCl)為0.79～0.92，溴氯系數(shù)(Br×103/Cl)為0.003～0.274，脫硫系數(shù)(rSO4/(rSO4+rCl))為0.01.

3.3 鹵水Sr、S、H、O同位素

研究區(qū)87Sr/86Sr值在砂礫型深層鹵水中為0.711307～0.711979，在巖鹽層中為0.711383～0.711462(表3).

δ34S值變化范圍為22.7‰～26.8‰，26個同位素樣品的δD值變化范圍為-58.1‰～-50.4‰，δ18O為-9.8‰～-2.8‰(表4,圖3).

圖3 氫/氧同位素分布Fig.3 Distribution of hydrogen/oxygen isotope

表2 柴達木盆地砂礫型深層鹵水特征系數(shù)

表3 柴達木盆地砂礫型深層鹵水Sr、S同位素值

表4 柴達木盆地砂礫型深層鹵水氫氧同位素分析

4 成因分析及找礦方向

表5 柴達木盆地黑北凹地周緣固體鹽和鹵水鹽類元素平均值對比

圖4 柴達木盆地黑北凹地北緣固體鹽和鹵水鹽類元素對比Fig.4 Comparison of solid salt and brine salt elements around Heibei depression in Qaidam Basin

鈉氯系數(shù)是海水中具有最大穩(wěn)定性的兩對離子比值，反映了鹵水中鈉鹽的富集程度[25]. 標準海水的鈉氯系數(shù)為0.85，當?shù)叵滤芙獾貙訒r，其值不斷增加，一般大于此值或接近于1，但當其溶解鉀鹽或石鹽時，其值反而降低[26]. 研究區(qū)鈉氯系數(shù)值為0.79～0.92，說明地下水與溶解徑流區(qū)不同鹽度的地層有關. 鉀系數(shù)和鉀氯系數(shù)反映鹵水的富鉀性. 地下水溶濾石鹽時鉀系數(shù)小于<5，鉀氯系數(shù)<10；溶濾含鉀石鹽時鉀系數(shù)為5～10，鉀氯系數(shù)溶濾為10～20[27-29]. 研究區(qū)鉀系數(shù)值為5.65～12.75，鉀氯系數(shù)值為9.30～20.74，說明地下水溶解的古鹽層中含鉀. 鎂氯系數(shù)反映鹵水的濃縮程度，石鹽和鉀鹽層溶濾鹵水的鎂氯系數(shù)一般小于0.16，只有在溶解光鹵石巖和其它含鎂硫酸鹽型鉀鹽時，鎂氯系數(shù)才有可能大于0.16[27]. 研究區(qū)鎂氯系數(shù)為1.2～6.12，說明地下水溶濾的古鹽層中含較高的硫酸鹽，這與固體鹽樣分析結果較一致. 海水蒸發(fā)濃縮而形成的變質鹵水其值大于3.4，其值小于1時一般為巖鹽溶濾型鹵水[26]，研究區(qū)溴氯系數(shù)為0.03～0.274，說明地下水為巖鹽溶濾水. 脫硫系數(shù)反映地下水所處的封閉程度，該值越小，表明封閉程度越好，還原性條件越好[26]. 研究區(qū)脫硫系數(shù)值為0.01，和0接近，說明研究區(qū)鹵水的脫硫作用強，鹵水經(jīng)歷了長期的變質作用，這與砂礫型深層鹵水在相對封閉的砂礫層中長期儲存有關[30-33].

研究區(qū)梁中凹地、黑北凹地和察汗斯拉圖凹地砂礫型深層鹵水鉀礦Sr同位素(87Sr/86Sr)數(shù)值范圍在0.711307～0.711979之間，與野外露頭古近紀-新近紀石鹽87Sr/86Sr數(shù)值范圍0.711383～0.711462接近[24]，說明早更新砂礫型深層鹵水與古近紀、新近紀石鹽有關. 氫氧同位素值和全球與柴達木盆地大氣降水線比較，發(fā)生正偏移[34](圖3)，這是由于研究區(qū)地層中碳酸鹽(碳酸鈣)巖或巖鹽層(硫酸鈣)中含氫礦物很少，δD值較低，而含氧礦物豐富，δ18O值高，當發(fā)生水/巖作用時，由于同位素交換對地下水的δD值影響不大，但相對δ18O趨于富集，其結果是使地下水的同位素組成在δD-δ18O圖上向右沿水平或近似水平方向飄移(又稱 “氧-18飄移”)[35-39]. 硫酸鹽還原細菌的培養(yǎng)和自然狀況下硫酸鹽還原作用的研究結果表明，細菌硫酸鹽還原作用造成的硫同位素范圍為4‰～46‰，平均為21%[40-43]，研究區(qū)δ34S范圍為22.7‰～26.8‰，說明其硫同位素分餾中細菌硫酸鹽還有作用起了重要因素. 陜北鹽盆中奧陶統(tǒng)馬五段蒸發(fā)巖中石鹽段硬石膏δ34S均值為25.41‰(25.03‰～26.04‰,n=3)，硬石膏δ34S均值為25.93‰(n=1)[44]，南翼山與古近紀以來關系密切的油田鹵水中δ34S值為26.46‰[45-46]，由此不難推斷，砂礫巖型鹵水與古近紀及新近紀地(鹽)層有密切關系.

綜上所述，研究區(qū)靠近山前古鹽層中由于溶解度的差異，產(chǎn)生凹地內砂礫型深層鹵水成分的不同，從鈉氯系數(shù)、鉀系數(shù)、鉀氯系數(shù)、鎂氯系數(shù)和溴氯系數(shù)共同反映地下水溶解古巖鹽層中的鹽分后滲流至砂礫層形成砂礫型深層鹵水這一事實，脫硫系數(shù)反映砂礫型鹵水形成于封閉的還原環(huán)境；古鹽層和砂礫型深層鹵水之間的鍶同位素、氫氧同位素和硫同位素也證實了砂礫型深層鹵水與古鹽層之間有淵源關系；總之，從地球化學特征方面，符合從盆地構造及沉積演化歷史角度提出的砂礫巖型含鉀鹵水中鉀元素為老含鹽地層鉀元素溶濾及演化聚集的“承襲”成因模式[5, 7, 45-47]. 由此可見，盆地中從始新世至上新世干旱條件下不斷形成的巖鹽層是物源，早更新世砂礫沉積層是成礦空間，周圍地下水常年溶濾古近紀以來沉積的巖鹽層中的鹽類物質，滲流至深部砂礫層，在比較封閉的條件下形成高礦化度鹵水，富集成為砂礫型深層鹵水鉀鹽礦(圖5).

圖5 柴達木盆地西部砂礫層含鉀鹵水成因圖解 (1-下元古界；2-漸新統(tǒng)下干柴溝組-上新統(tǒng)獅子溝；3-下更新統(tǒng)；4-全新統(tǒng)；5-鉀長片麻巖；6-砂巖、 鈣質砂巖、粉砂巖、泥質粉砂巖等，具有石膏和石鹽層；7-砂礫型深層鹵水儲層(沖洪積相砂礫石層)； 7-鹽類晶間鹵水儲層(湖相、鹽湖相沉積層)；8-隔水層(粘土層或泥巖)；9-逆沖斷層； 10-性質不明斷層；11-鹽類晶間鹵水(深藍)和砂礫型深層鹵水；12-隔水層)Fig.5 Genetic diagram of potassium bearing brine in sandy gravel layer in Western Qaidam Basin

因此，在下一步勘探工作中，鑒于砂礫巖型含鉀鹵水為古近紀以來的鹽類地層溶濾的 “承襲”成因模式，以及山前沖洪積扇為主要儲積空間特點，應優(yōu)先選擇古近紀以來鹽類地層發(fā)育地區(qū)的上覆早更新世山前沖洪積扇體且盆地周緣深大斷裂發(fā)育的地區(qū)布署深層砂礫型鹵水勘查工作.

5 結論

1)察汗斯拉圖凹地、馬海凹地、昆特依凹地、大浪灘凹地、黑北凹地幾個凹地早更新世砂礫巖型鹵水水化學性質相似，水化學分類屬氯化鈉型.

2)砂礫型深層鹵水與古近紀-新近紀古鹽中的常、微量元素及鍶同位素組成關系密切，反映一種淵源關系，結合鉆孔施工結果，認為盆地中從始新世至上新世干旱條件下不斷形成的山前或下伏巖鹽層是物源，早更新世深層砂礫沉積層是成礦空間，周圍地下水常年溶濾古近紀以來沉積的巖鹽層中的鹽類物質，滲流至砂礫層，在比較封閉的條件下形成高礦化度鹵水，富集成為砂礫型深層鹵水鉀鹽礦.

3)鑒于柴達木盆地西部砂礫巖型深層鹵水成因模式特點，應優(yōu)先選擇山前或下伏古近紀以來鹽類地層發(fā)育、早更新世山前沖洪積扇體以及深大斷裂發(fā)育地區(qū)布署深層砂礫型鹵水勘查工作.