中国西北部伊犁盆地孟曲格尔铀矿床下西山尧组（Lower Xishanyao Formation）的矿物学和地球化学特征 王贵（Gui Wang）、 张胡军（Hu-Jun Zhang）、 张浩浩（Hao-Hao Zhang） 焦阳权（Yang-Quan Jiao）

《Minerals》：Mineralogical and Geochemical Characteristics of the Lower Xishanyao Formation in the Mengqiguer Uranium Deposit, Yili Basin, NW China Gui Wang, Hu-Jun Zhang, Hao-Hao Zhang and Yang-Quan Jiao

　　摘要 位于伊犁盆地南部的层间氧化带型孟齐格煤矿床是中国西北部典型的砂岩-hosted铀矿床，其中侏罗纪西山尧组下部地层是主要的矿化载体。然而，该矿床中对氧化还原演变的矿物学和地球化学响应尚未得到系统研究。在本研究中，我们对西山尧组下部层间氧化带样品进行了详细的岩相观察、X射线衍射分析、电子探针微分析以及全岩地球化学分析。结果表明，高岭石和伊利石是矿床中的主要粘土矿物，在氧化带中的含量高于过渡带和未变质带；而伊利石-蒙脱石混合层含量则呈现相反的趋势。主要铀矿物为铀氧化物和咖啡矿。U、S和有机碳在过渡带富集，且Fe3+/Fe2+比值随氧化程度增加而增加。对粘土矿物的综合分析表明，成矿流体从酸性氧化的 meteoric 流体演化而来，最终变为弱碱性的还原流体；铀主要来源于含铀砂岩的淋溶作用。矿床的形成受到沉积相、构造抬升、有机-无机流体相互作用以及氧化还原反应的控制。本研究为层间氧化带型铀矿床的成因机制提供了详细的矿物学和地球化学证据，对伊犁盆地的铀矿勘探具有重要指导意义。

1. 引言
砂岩-hosted铀矿床是全球最重要的铀资源类型之一，在全球核燃料供应中发挥着关键作用。其中，层间氧化带型矿床是主要的成矿类型，其特点是产矿量较大且具有有利的原位淋溶条件[1,2,3,4,5]。这类矿床广泛分布于世界各地，包括哈萨克斯坦的Chu-Sarysu盆地[6]、美国的San Juan盆地以及中国的多个盆地[7,8,9,10,11]。自20世纪90年代以来，基于层间氧化带成矿模型，中国多个沉积盆地发现了大量砂岩-hosted铀矿床，如鄂尔多斯盆地[5,8,9]、二连盆地[1]、伊犁盆地[4]和松辽盆地[10,11]。这些研究显著提高了我们对沉积环境、构造控制以及氧化带结构的理解[12,13]。孟齐格煤矿床位于伊犁盆地南缘，是中国西北部典型的层间氧化带型砂岩-hosted铀矿床，其主要的矿化层为侏罗纪西山尧组下部[14,15]。以往的研究在厘清矿体空间分布、识别层间氧化带的宏观特征以及建立初步成矿模型方面取得了重要进展[16,17,18,19]。然而，仍存在一些关键的科学空白，限制了对铀矿成因机制的深入理解，尤其是砂岩系统中持续氧化还原演变的矿物学和地球化学响应尚未得到系统研究。本研究通过对孟齐格煤矿床层间氧化带进行全面的地球化学调查，结合岩相观察和氧化还原敏感元素、铀矿物及粘土矿物的系统分析，(1) 描述了各蚀变带的地球化学特征，(2) 阐明了氧化还原演化过程中铀及相关元素的迁移和富集行为。研究结果为伊犁盆地南部砂岩-hosted铀矿带的成矿机理提供了新的认识，并对周边勘探具有理论和实践指导意义。

2. 地质背景
2.1 区域地质
伊犁盆地（图1）位于新疆维吾尔自治区西北部的伊犁河沿岸，面积约16,000平方公里，向西延伸至哈萨克斯坦境内。该盆地南界以察布查尔山脉为界，北界以克古钦山脉为界[14,16]。从构造上看，伊犁盆地属于西天山造山带的一部分，构成伊犁-哈萨克斯坦板块[14,15]。该盆地是一个中新生代似山间盆地，起源于古生代的洋弧间裂谷。盆地基底岩主要为晚古生代的中性至酸性火山岩和火山碎屑岩，少量为元古代花岗岩。这些基底岩富含铀元素，被认为是盆地内铀矿化的最主要来源[14,15]。盆地覆盖层主要由上三叠统小泉沟组、中下侏罗统水西沟组以及白垩纪-新生代红色岩系组成。小泉沟组以厚层粘土岩为主，局部含有砂岩和页岩[20]；水西沟组包括砾岩、砂岩和页岩；白垩纪-新生代红色岩系则主要由红色砾岩和砂岩构成（图1）。

2.2 矿床地质
孟齐格煤矿床位于新疆察布查尔锡伯自治县孙才齐努罗俄乡。地质上，它位于伊犁盆地的中南部[14]，处于东侧活动坡带与西侧稳定构造区之间的过渡带内（图2）。矿床位于扎吉斯坦背斜的东南侧斜坡，地层倾角为6°至8°，局部可达45°至48°。铀矿化主要发生在侏罗纪水西沟组中。该组以灰色含煤沉积岩为特征，形成于湿润气候条件下。从底部到顶部，水西沟组可细分为三个地层：八道湾组、桑贡河组和西山尧组。桑贡河组属于扇三角洲系统[21]，下部由泥岩和粉砂岩组成，向上逐渐过渡为粗粒砂岩和砂砾岩（图4）；西山尧组为扇三角洲平原-曲流河沉积体[22]，下部以灰色粗粒砂岩为主，中部含有夹层的煤层，上部由灰色粗粒砂岩和含砾砂岩组成（图4）。这些含煤岩层为沉积体中有机物的富集提供了物质基础，这对后续的金属化过程中的还原屏障形成至关重要（18）。

2.3 铀矿化
西山尧组中的铀矿化严格受层间氧化带的控制。铀矿体通常围绕S形层间氧化带萎缩线分布（图3a）。因此，矿体形态复杂。根据矿体规模和形态的差异，孟齐格煤矿床西山尧组内的矿体可分为三个区域：西部、中部和东部区域。从西向东，矿体规模逐渐增大，连续性逐渐增强，其中中部区域的规模最大且连续性最佳。西部区域的矿体受晚期NE向水动力系统影响，导致整体连续性较差（图3a）。横截面（图5）显示，矿体呈短柱状或透镜状，宽度较窄。中部区域包含两个矿化带：南部矿化带和北部矿化带，前者呈孤立分布，主要为板状或层状；后者为主矿化带，呈不规则条带状，具有复杂的Z形形态（图5）。东部区域的矿体主要呈东北向延伸的不规则条带状（图3），以板状为主，连续性较好。

3. 采样与分析方法
样品主要来自孟齐格煤矿床的钻探岩芯。根据颜色、岩性和伽马射线测试结果（使用HD-200伽马辐射计），采集了强氧化区、中等-弱氧化区、过渡带（矿化带）和原始未变质区的砂岩样品。对孟齐格煤矿床西山尧组下部的样品进行了全岩主要元素和氧化还原敏感元素（U、Th、C、S、Fe2+ 和 Fe3+）的分析，分析工作在216核工业研究院完成。主要元素采用波长色散X射线荧光光谱仪（Axios mAX）测定，相对误差低于5%（分析方法符合GB/T 14506.28-2010标准）。氧化还原敏感元素使用NexION350X ICP-MS和HCS-801S分析仪（PerkinElmer，美国马萨诸塞州沃尔瑟姆）进行分析（分析方法详见GB/T 14506.30-2010 [U 和 Th]、GB/T 19145-2022 [C]、GB/T 14506.13-2010 [S]、GB/T 14506.14-2010 [Fe2+] 和 GB/T 14506.28-2010 [Fe3+]）。定量矿物学表征采用PANalytical X’PRO MPD仪器（40 kV, 40 mA, Cu-Kα辐射）和SY/6201-1996标准协议进行。对于大量矿物的定量分析，随机取向的粉末样品通过Rietveld精练法确定相丰度。为鉴定粘土矿物，先通过离心沉降去除有机物和碳酸盐，然后分离出<2 μm的粒级。这些样品使用“移液管在载玻片上”的方法制备成定向团聚体，以增强基部反射，并从3°到30°进行扫描。基于扫描电子显微镜（SEM）的岩石学和矿物学分析是在华东理工大学的核资源与环境国家重点实验室进行的。样品使用了光学显微镜和FEI-Nova Nano-SEM 450扫描电子显微镜（SEM，FEI Czech s.r.o.，布拉诺，捷克共和国）进行了检测。铀矿物的主要元素、微量元素和稀土元素分析是通过电子探针分析（EMPA）进行的，结果以氧化物重量百分比表示。使用的电子探针分析仪是JEOL JXA 8100（JEOL Ltd.，东京，日本）。分析条件为15 kV的加速电压和20 nA的束流电流，束径为2 μm。以下标准样品被用作参考：SiO2-石榴石、CaO-白云石、FeO-赤铁矿、Al2O3-黑云母、MnO-针铁矿、P2O5-磷灰石、TiO2-钛、UO2和ThO2-U-Th-Pb氧化物、PbO-方铅矿、La2O3-独居石、Ce2O3-独居石、Pr2O3-镨、Nd2O3-钕、Sm2O3-钐、Eu2O3-Eu、Gd2O3-钆、Tb2O3-铽、Dy2O3-镝、Ho2O3-钬、Er2O3-铒、Tm2O3-铥、Yb2O3-镱、Lu2O3-镥、Y2O3-钇和Zr2O3-锆。4. 结果 4.1. 岩石分区根据岩性特征、矿物组合和地球化学指标，西山尧组的层间氧化带可以划分为四个区域（图6a）：强氧化区（图6b）、中弱氧化区（图6c,d）、过渡带（图6e,f）和未改变区（图6g）。图6。(a) 孟契格尔矿床典型层间氧化带的示意图；(b–g) 孟契格尔矿床的典型岩心样本；(h–l) 孟契格尔矿床不同区域砂岩样本的照片显微图。强氧化区的岩石主要为黄色、红色和黄褐色（图6b）。亚铁矿物被广泛氧化为褐铁矿（图6h）、针铁矿和其他铁矿物。赤铁矿通常以分散的形式存在于粘土矿物中。有机物，包括碳质碎片，几乎不存在。石英颗粒显示出腐蚀特征，原始的块状菱铁矿被观察到已氧化成赤铁矿（或针铁矿）聚集体。中弱氧化区的岩石主要是浅黄色到黄白色（图6c,d）。大多数低价铁矿物被氧化为针铁矿和褐铁矿（图6i）。该区域的有机物大部分被氧化，仅留下少量的炭化植物残余物（图6i）。过渡区的岩石主要是灰色到黑色（图6e,f）。这个区域对应于铀矿化区。高品位矿石由于碳质碎片的增加而呈现灰黑色（图6k）。在钻孔岩心中，沿着走向可以看到不完全暴露的灰白色漂白带，岩石显示出强烈的高岭石化作用。黄铁矿和针铁矿共存，其中黄铁矿占主导地位，并呈现出多种形态（图6j）。碎屑黄铁矿通常呈自形，而自生的黄铁矿则以结节或草莓状聚集体出现。黄铁矿还作为孔隙填充物存在。矿化阶段的细粒赤铁矿脉也可以找到。该区域的碳化植物碎片和有机物含量很高（图6k）。该区域具有滚动的矿化前沿和相关的元素富集现象。未改变区的岩石是灰色到浅灰色（图6g）。长石整体上显示出轻微的高岭石化作用。石英颗粒较为纯净，在某些情况下有轻微的腐蚀。铁矿物主要以低价形式存在，以黄铁矿为主，伴有少量菱铁矿（图6l）。在未改变区，带状和块状的碳质碎屑很常见。4.2. 黏土矿物碎屑成分占砂岩的约90%，包括69%到80%的矿物颗粒和10%到20%的岩屑碎片。矿物颗粒以石英（35%到60%）为主，钾长石（11%到20%）为次要成分（图6h–l）。这些碎屑颗粒形状不规则，圆度差。间隙物质由超过90%的基质和少于10%的胶结物组成。基质主要由粘土矿物组成，胶结物主要包含碳酸盐，以及少量的铁和硅质矿物。X射线衍射分析显示，孟契格尔矿床中的粘土矿物由高岭石、伊利石、伊利石-蒙脱石混合层、蒙脱石和绿泥石组成。高岭石以片状（图7A）、蠕虫状（图7B）和册状（图7C）形式存在。它主要填充颗粒间的孔隙，少量存在于颗粒表面，如钾长石。伊利石主要以锐利的薄片和毛状纤维形式存在（图7C），附着在册状高岭石上，或以片状形式存在于颗粒表面。绿泥石主要以细片状和针状晶体形式存在（图7D），与高岭石共存。图7. 孟契格尔矿床中不同形态高岭石的扫描电子显微镜图像。(A) 片状，(B) 蠕虫状，(C) 册状，(D) 与伊利石和绿泥石共存的册状。表1列出了西山尧组中粘土矿物的相对含量。高岭石和伊利石是孟契格尔矿床中的主要粘土矿物。高岭石的含量在氧化区最高（分别为85.1%和91.3%），而在过渡区和未改变区较低（分别为78.7%和80.0%）。伊利石的分布模式与高岭石相似。相比之下，伊利石-蒙脱石（I/S）混合层粘土的相对含量变化呈现相反的趋势。氧化区（强氧化：4.59%；中弱氧化：0.80%）的I/S混合层粘土含量显著低于过渡区（11.8%）和未改变区（7.95%）。表1. 孟契格尔矿床西山尧组下部样品中粘土矿物和矿物成分的相对含量。4.3. 岩石全元素共分析了孟契格尔矿床西山尧组下部的110个样本。这些样本包括强氧化区的28个样本、中弱氧化区的29个样本、过渡区的27个样本和未改变区的26个样本，结果见表2。表2. 西山尧组下部样品的岩石全元素组成（重量%）。岩石全元素组成在氧化还原梯度上显示出系统变化。SiO2是所有样本中主要的氧化物，在氧化区的中位数值（85.68至86.47重量%）高于过渡区和未改变区（约84.44重量%）。相比之下，Al2O3在过渡区的中位数值最高（10.51重量%），表明在氧化还原边界处富集。总铁（Fe2O3t）和FeO从未改变区向氧化区减少，而Fe2O3/FeO比值显著增加，在强氧化区达到最大值。Na2O含量在所有区域中始终较低（0.10–0.18重量%）。K2O在过渡区的值较高（中位2.29重量%），而K/Na比值在氧化区较高。Al2O3/TiO2比值也在过渡区达到峰值。CaO在氧化区显示出显著的变化，而MgO、MnO和P2O5的变化较小。总体而言，主要元素和地球化学比值从氧化区到未改变区定义了一个清晰的氧化还原控制趋势。4.4. 铀矿物在孟契格尔矿床中，铀矿物以铀辉石、咖啡石和布兰纳石为主，少量存在卡诺石和特罗格石。这些四价铀矿物主要分散在砂岩的间隙中、碎屑颗粒内的微裂缝中以及碳质碎屑的细胞腔内，经常出现在黄铁矿内的微裂缝中或周围（图8a–d）。孟契格尔矿床中铀矿物的化学成分见表3，并在图9中绘制。通过电子探针微分析获得了33个铀辉石、18个咖啡石和10个布兰纳石样品。这些分析的总氧化物含量范围从75.82%到99.97%。一些分析显示总含量较低可能是由于这些铀矿物结构中的U6+以及孔隙的改变和发展，还有未分析的元素的存在[28,29,30,31]。图8. 与黄铁矿相关的不同铀矿物的SEM图。(a) 与石英（Q）颗粒中的自形-亚自形黄铁矿（Py）和方铅矿（Pit）包裹体；(b) 填充在石英（Q）微裂缝中的布兰纳石（Bran）和黄铁矿（Py）；(c) 分布在单个石英（Q）颗粒中的方铅矿（Pit）、咖啡石（Cof）和黄铁矿（Py）包裹体；(d) 与石英（Q）颗粒共生的黄铁矿（Py）和咖啡石（Cof）。表3. 孟契格尔矿床西山尧组下部样品中铀矿物的EMPA主要元素组成（重量%）。图9. 孟契格尔矿床中铀矿物组成的二元图。UO2与(a) SiO2（%），(b) TiO2（%），(c) CaO（%），(d) P2O5（%）。这三种矿物具有不同的组成特征。铀辉石（n = 33）的特征是UO2含量高，范围从70.47%到88.51%（中位数86.30%），少量PbO（中位数0.16%）和相对较低的替代元素含量，如SiO2（中位数1.24%）、TiO2（中位数0.95%）和Fe2O3（中位数1.03%）。CaO是主要的次要成分，中位数为4.12%。ThO2通常低于检测限，只有两个异常值分别为3.22%和2.79%。相比之下，咖啡石（n = 18）以高硅含量为特征，SiO2含量范围从12.21%到35.92%（中位数19.94%）。UO2含量明显低于铀辉石，范围从32.54%到71.59%（中位数56.13%）。次要氧化物含量通常较低，包括TiO2（中位数0.44%）和Fe2O3（中位数0.61%），而P2O5（中位数3.66%）较为突出。布兰纳石（n = 10）的UO2浓度最低（中位数42.66%），其特点是钛含量高。TiO2是主要成分，范围从12.72%到57.34%（中位数27.43%）。其他显著成分包括Fe2O3（中位数4.79%）和SiO2（中位数5.35%）。与咖啡石类似，ThO2也经常被检测到。4.5. 氧化还原敏感元素不同层间氧化系统区域的氧化还原敏感元素浓度总结在图10中，并列在表4中。结果显示U、S、有机碳、Fe2+和Fe3+在氧化还原梯度上存在系统变化。随着氧化强度的增加，U、S和有机碳显著减少，而Fe3+/Fe2+比值增加。图10. 氧化还原敏感元素及其比值的关系箱形图。表4. 孟契格尔矿床西山尧组下部样品的氧化还原敏感元素含量及相关比值。在原始未改变的砂岩中，U的范围从0.18 ppm到90.7 ppm（中位值15.0 ppm），S从0.09%到3.84%（中位数0.09%），有机碳从0.02%到4.93%（中位数0.26%）。Fe3+/Fe2+比值在0.01到5.67之间（中位数0.75）。在强氧化区，U（0.62 ppm到21.7 ppm，中位数4.43 ppm），S（0.001%到0.29%，中位数0.01%）和有机碳（0.003%到1.74%，中位数0.12%）由于强烈的氧化作用而达到最低值。在中弱氧化区，这些元素相对于强氧化区有所增加，U的范围从3.40 ppm到71.4 ppm（中位数21.1 ppm），S从0.001%到0.52%（中位数0.05%），有机碳从0.02%到0.55%（中位数0.21%）。在氧化还原过渡区（矿化区），U（92.2 ppm到9596 ppm，中位数423 ppm），S（0.01%到3.84%，中位数0.09%），有机碳（0.08%到3.82%，中位数0.30%）达到最高浓度。相比之下，过渡区和未改变区的Fe3+/Fe2+比值明显低于氧化区。过渡区和未改变区的Fe3+/Fe2+比值分别为0.80和0.75，而强氧化区和中弱氧化区的比值分别为2.63和1.31。5. 讨论 5.1. 高岭石的成因类型高岭石是西山尧组中的主要粘土矿物。先前的研究表明，高岭石的形态特征可以反映其成因类型、形成环境、构造背景和流体特性[31,32,33,34,35,36]。具体来说，在盆地沉降过程中形成的成岩高岭石通常以册状、蠕虫状或伪六方板状形式存在于岩石孔隙中[37,38,39]。在未改变的砂岩中，高岭石颗粒呈片状（图7A）、册状（图7B）和蠕虫状（图7C），表明形成于相对稳定的埋藏成岩作用期间，而不是后期次生改变[36]。高岭石是砂岩中水-流体相互作用的特征产物，其形成是在酸环境下受pH控制的反应。这种酸性流体包括富含CO2的meteoric water和来自源岩热演化的含烃流体[40,41]。H-O同位素组成表明，未改变岩石中负责高岭石形成的流体主要由meteoric水主导[16,18]，仅有少量的有机流体贡献。与高岭石共存的矿物的同位素地球化学特征也可以用来限制对高岭石成因的解释[40]。在孟奇格尔砂岩中，成岩自生矿物组合相对简单，主要由粘土矿物组成，伴有少量的方解石和白云石胶结物。这些方解石和白云石胶结物的C和O同位素组成与沉积有机物的脱羧作用一致[18]。这进一步证明了在成岩过程中有机酸流体的参与。总之，未改变砂岩中的高岭石是通过meteoric和有机流体的共同作用形成的。这些流体富含有机酸，为碱长石的溶解提供了有利条件。在这种酸性流体环境中，碱长石的溶解释放了碱金属离子（如K+、Na+和Ca2+）以及一部分SiO2。剩余的成分形成了高岭石，而释放的SiO2则沉淀为自生石英。此外，在孟奇格尔沉积物中还常见伊利石、蒙脱石和/或绿泥石。这些矿物是由长石分解形成的，为粘土矿物的形成提供了所需的Al、K、Na和Ca。同时，这些酸性流体对碎屑黑云母的改性和分解释放了大量的Fe2+和Mg2+，促进了绿泥石的形成。在氧化带中观察到的一些不规则高岭石颗粒被解释为后生成因的高岭石。氧化带中的高岭石含量显著高于过渡带（78.7%，n = 9）和未改变带（80.0%，n = 41），强氧化带（相对含量为85.1%，n = 11）和中等至弱氧化带（相对含量为91.3%，n = 5）。这表明额外的酸性流体输入促进了氧化带中高岭石的富集。氧化带中丰富的细粒不规则高岭石与其在过渡带和未改变带中的稀缺性表明，这是由于成矿期后生酸性流体的富集作用。这些成矿期酸性流体可能还包括meteoric水和有机碳氢化合物流体，这一点从C-H-O同位素数据[17,42]和成矿期矿物的流体包裹体特征[43]中可以得到证实。成矿期高岭石颗粒的δDV-SMOW值介于-119‰至-48.3‰之间，相应流体的δ18O值介于-12.1‰至-4.6‰之间；成矿期方解石的δ13C值介于17.6‰至24.9‰之间[17]。在氧化带（从强氧化到中等至弱氧化），早期富氧的酸性流体迁移通过含矿层并与围岩中的碱长石持续相互作用。长石的水解释放了K+、Na+和SiO2，从而形成了高岭石类矿物，主要是高岭石和迪基石。这一过程消耗了H+，导致氧化带的pH值逐渐升高并使高岭石富集。随着流体的持续演变和水-岩比的降低，K+相对富集，进一步增加了pH值。在过渡带和还原带，层状硅酸盐组合从1:1的高岭石转变为2:1的蒙脱石和伊利石/蒙脱石（I/S）混合层，同时蒙脱石和I/S混合层的含量显著增加。

先前研究表明，孟奇格尔砂岩型沉积物中的铀矿化是一个典型的层间氧化带相关铀矿床[16,17,18]，最初的成矿流体是酸性的，由meteoric水和有机流体混合而成[19,43]。随着矿化的进行，流体的pH值逐渐趋向于碱性条件[44,45,46]，反映了流体与岩石的持续相互作用和化学缓冲作用。如上所述，氧化带中的高岭石丰度高于过渡带和未改变带，表明早期矿化过程中酸性流体占主导地位。高岭石的形成归因于来自富含CO2的meteoric水和含有机酸流体的酸性水解[17,40]，伴随着可移动阳离子（如Na+和Ca2+）的浸出以及SiO2的残留富集。这些过程反映了在氧化和酸性条件下的强烈流体-岩石相互作用。随着流体的持续迁移，长石的水解逐渐消耗了H+，导致pH值逐渐升高。这一演变伴随着氧化带中以高岭石为主的矿物组合向过渡带和未改变带中以伊利石和伊利石/蒙脱石（I/S）混合层矿物为主的组合转变。I/S混合层的富集表明流体系统逐渐向弱碱性条件演变[47,48,49]，这与深层储层中的典型成岩环境一致。同时，流体迁移过程中氧化还原条件也发生了变化。氧化带向氧化方向Fe2O3/FeO比的增加反映了Eh值的升高，在这种条件下，铀以可溶性U6+形式迁移。当氧化性的含铀流体迁移到过渡带时，它们遇到了富含有机物、Fe2+和硫化物的还原环境，导致Eh值急剧下降，引发了U6+向不稳定的U4+的还原及铀矿物的沉淀。

孟奇格尔沉积物中的层间氧化系统代表了一个动态的地球化学反应器，在其中氧化性的meteoric流体与还原性的沉积组分相互作用。从酸性-氧化条件到弱碱性-还原条件的逐步演变最终控制了铀在氧化还原过渡带中的迁移、还原和沉淀。

孟奇格尔沉积物是伊利盆地中高品位铀矿床之一；充足的铀供应对于该高品位矿床的形成至关重要。在早-中侏罗世时期，伊利盆地的伸展构造作用，加上温暖、半湿润到湿润的古气候，促进了西山窑组内大量有机物质的生成。因此，这些富含有机物的砂岩在沉积和早期成岩过程中促进了共生的铀富集。因此，我们认为西山窑组砂岩是主要的铀来源。原始未改变砂岩中的铀含量范围为0.18 ppm至90.7 ppm（中值为15.0 ppm），而在强氧化带中的铀含量在0.62 ppm至21.7 ppm之间（中值为4.43 ppm）。这表明大约有10.57 ppm的铀被氧化性矿化流体浸出。西山窑组下部的原始未改变岩石中的Al2O3/TiO2比值介于10.2至56.0之间（平均值为35.4），表明它们起源于中性酸性和酸性源岩[50]。这些样品也属于中性酸性和酸性岩石的范围（图11）。西山窑组的碎屑锆石年龄显示三个主要峰值，分别为300至350 Ma、350至400 Ma和400至450 Ma[51]，这与南天山和北天山洋盆地在伊利地块下俯冲相关的古生代弧岩浆作用有关。纳拉蒂山脉北部边缘以及克古琴山脉和博罗霍罗山脉南部边缘出露的花岗岩、中性酸性岩石和火山碎屑岩不仅为西山窑组提供了碎屑物质，由于其高铀含量，也是孟奇格尔矿床的重要铀来源。

孟奇格尔矿床的形成和演变是一个受沉积环境、构造演变以及有机流体和无机流体相互作用控制的动态过程。在侏罗纪期间，伊利盆地处于温暖、湿润到半湿润的古气候条件下的伸展构造环境中[53,54]。大量来自周围造山带的陆源碎屑沉积物被输送到盆地中，形成了西山窑组的含煤岩层。这种沉积环境有利于大量有机物质的积累，为矿化提供了还原物质和潜在的铀来源。随着盆地持续下沉，西山窑组内有机物质的逐步埋藏和热成熟释放了大量的有机酸流体。这些酸性流体促进了强烈的长石水解，形成了蠕虫状和书状的高岭石[17,18]。这种改变通过溶解长石和生成次生孔隙显著提高了砂岩的孔隙度和渗透率。新生代期间，伊利盆地南部边缘的新构造抬升使含矿层暴露于地表[14,15]。氧化的meteoric水通过层间含水层渗透到盆地中，形成了大范围的层间氧化带。这些氧化流体从围岩中浸出了铀，并将其以可溶的铀酰化合物形式运输[17,19,43]。当流体流经含矿砂岩时，引发了广泛的后生改变，形成了特征性的矿物组合，如微晶高岭石、绿泥石化黑云母和碳酸盐胶结物[16,17]。当氧化含铀流体遇到砂岩中的还原环境时，铀发生了沉淀。这些还原环境是由丰富的有机物质、煤层甲烷以及来自更深含煤层的还原性流体通过断层系统释放的流体创造的[14,15,19,42,43]。此外，微生物过程可能增强了系统的还原能力。硫酸盐还原细菌可能将硫酸盐还原为硫化氢，进一步强化了还原环境。在这种条件下，可溶的铀酰化合物迅速被还原为不稳定的U4+物种，导致了铀矿物（如铀鉛矿和 coffinite）的沉淀。

孟奇格尔铀矿床代表了一个以有机物、黄铁矿和铀矿物为特征的成矿系统。该模型强调了构造抬升对铀迁移的控制作用，同时强调了深部含煤层中还原性流体对整体成矿能力的贡献。通过有机-无机流体的相互作用，铀在氧化还原过渡带内得到了广泛富集，形成了今天所见的高品位铀矿床及其独特的矿物学和同位素特征。

孟奇格尔铀矿床是典型的层间氧化带型（roll-front）砂岩型铀矿床。它具有全球roll-front型矿床的关键诊断特征，同时也展现了具有盆地特性的特征，进一步丰富了成矿模型。与世界各地代表性的roll-front型矿床（美国怀俄明州的大分水岭盆地[55,56]；哈萨克斯坦楚-萨雷苏盆地的Inkai和Tortkuduk矿床[57]；以及中国鄂尔多斯盆地的Nalinggou矿床[5]和Bayinqinggeli矿床[9,58]）相比，在一级成矿框架上显示出高度一致性。这些矿床存在于透水性河流-三角洲砂岩中，这些砂岩被泥岩隔水层所包围，位于U富集的火成岩隆起的前陆盆地中。它们还显示了从氧化带到过渡带（矿石带）再到未改变带的经典氧化还原分区，铀矿化受到roll-front型矿床尖灭线的控制。从地球化学角度来看，过渡带中的铀、有机碳和硫化硫含量丰富，而Fe3+/Fe2+比值随着氧化而增加，反映了氧化流体中的U6+迁移和还原环境中的U4+沉淀。孟奇格尔矿床还展示了一些全球代表性roll-front型矿床的独特特征。该矿床记录了在高埋藏成岩作用和成矿期流体-岩石相互作用阶段形成的双重成因模型，这在其他roll-front型矿床中较为罕见。孟奇格尔矿床位于侏罗纪含煤层中，丰富的同期沉积有机物质和煤源烃流体提供了长期的强还原屏障[19,43]，这比怀俄明州[56]和楚-萨雷苏矿床[57]中有机物质含量较低的情况更为显著。此外，孟奇格尔矿床中的层间氧化和铀矿化是由伊利盆地的新生代新构造抬升直接激活和驱动的，这与楚-萨雷苏盆地[56]中的长期稳定沉降控制和鄂尔多斯盆地Nalinggou矿床[5]中的古层间氧化矿化不同。

本研究对伊利盆地南部西山窑组下部层间氧化带样品进行了综合的岩相学、矿物学和地球化学分析。该系统可以划分为四个区域：强氧化区、中等至弱氧化区、过渡区和原始未改变区，每个区域都具有独特的矿物学和地球化学特征。铀矿体严格受到氧化还原过渡带的控制，在该区域U、S和有机碳富集。粘土矿物以高岭石和伊利石为主，在氧化带中含量较高，而伊利石-蒙脱石混合层矿物的分布则相反。该矿床中的高岭石具有双重成因：（1）在西山窑组成岩作用过程中，由于长石在酸性条件下的变质作用而形成的层状及蠕虫状高岭石；（2）与成矿酸性流体相关的次生不规则细粒高岭石，这种高岭石的形成与水-岩相互作用有关。这种组合记录了成矿流体从氧化带的酸性环境逐渐转变为过渡带的弱碱性环境的演化过程。铀矿物（主要为铀华和铜铀矿）与黄铁矿密切相关，表明黄铁矿是铀沉淀的关键还原剂。铀主要来源于矿床中的含铀砂岩。矿床中的铀矿化过程受到沉积相、新生代构造抬升、有机-无机流体相互作用以及氧化还原反应的调控。通过与全球层控铀矿床的对比分析，我们确认孟起沟矿床属于典型的层间氧化带型砂岩铀矿床，这一发现符合一般的成矿模式，为全球铀矿勘探提供了重要的参考依据。这些结果为砂岩铀矿床的成矿机制提供了重要启示，并对区域性和全球性铀矿勘探具有实际指导意义。