大庆长垣构造演化特征及对砂岩型铀矿成矿的控制作用

2012-10-10钟延秋

东华理工大学学报(自然科学版) 2012年4期

钟延秋

(大庆油田勘探开发研究院，黑龙江大庆 163712)

随着国家核电发展目标的进一步明确，对铀的需求在不断增长，铀资源勘查工作也越来越得到国家的高度重视，铀矿地质勘查工作得到了进一步加强。中国北方一些中—新生代盆地的铀矿勘查工作取得了较快的进展和重要成果。如伊犁、吐哈、鄂尔多斯、二连和松辽等盆地，相继发现了一些大型或超大型砂岩型铀矿床(张金带等，2007;张成勇等，2012)。特别是辽河油田于松辽盆地西南隆起区钱家店凹陷内的姚家组发现了大型铀矿床，其上的嫩江组、四方台组、明水组见到了多口矿化井，展示了松辽盆地良好的铀矿勘查前景。

松辽盆地为一北北东向的菱形盆地，面积26×104km2。盆地基底为古生代和前古生代变质岩系，沉积盖层主要由侏罗系、白垩系、上下第三系和第四系组成(杨万里，1985)，最大厚度达1×104m。盆地内部的区域隆起、坳陷为盆地的一级构造单元，他们组成了盆地地质构造的基本格架(大庆油田石油地质志编写组，1987)。六个一级构造单元为中央坳陷区、西部斜坡区、北部倾没区、东北隆起区、东南隆起区和西南隆起区。大庆长垣是松辽盆地中央坳陷区内的一个二级构造单元(图1)。

多年来，石油勘探工作者对松辽盆地，特别是对大庆长垣的地层发育、构造形态、油气富集规律等进行了大量细致的研究工作，在油气勘探上取得了许多可喜的成果。如大庆油田的主体采油区即为大庆长垣内的喇嘛甸、萨尔图、杏树岗、高台子、太平屯、葡萄花和敖包塔等7个构造上。与此同时，在油气勘探过程中，一些探井在自然伽马测井中发现了放射性异常，有的井在伽马能谱测井中铀含量值较高，这些异常井多数分布在大庆长垣的周边，鉴于此种情况，笔者对大庆长垣的一些探井铀异常发育层位、分布范围、含铀异常岩性等进行了统计分析，结合对大庆长垣反转构造特征进行了研究，对砂岩型铀矿成矿远景进行了探讨，得出了几点初步认识，希望能对该地区的铀矿勘查工作有一定的指导意义。

1 区域地质背景

松辽盆地是在前中生代基底之上发育起来的晚中生代盆地。它位于蒙古地块东部，蒙古地块北界为西伯利亚板块，以南为华北板块，以东为那丹哈达岭一锡霍特阿林陆缘增生带。

图1 松辽盆地北部构造单元区划图Fig.1 Composition of tectonic unit of the northern Songliao Basin

松辽盆地北部的基底主要为石炭系-二叠系浅变质岩系及不同时期的侵入岩体。据盆地内探井和盆地周边露头岩性标定及重磁资料预测结果，基底岩性以泥质板岩、千枚岩、结晶灰岩等浅变质岩为主，其次为片岩、片麻岩和中酸性侵入岩(侯启军等，2008)。

松辽盆地北部盖层由中、新生界组成(大庆油田石油地质志编写组，1987)(图2)。盆地内砂岩型铀矿找矿重点层位是泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组，大庆长垣地区找矿目的层主要是青山口组、嫩江组、四方台组。

泉头组(K1q)岩性主要为一套棕红、暗紫红色泥质岩与紫灰、灰绿、灰白色砂质岩组成的较粗粒红色陆相碎屑岩，局部夹灰绿、灰黑色泥岩及凝灰岩薄层。碎屑由下往上逐渐变细，具有明显的旋回特征，由盆地边缘向内部逐渐变细，即由砾岩－砂岩－粉砂岩－泥岩组成，沉积物显示了河道、滨湖、浅湖相序列的沉积特点。厚度变化较大，盆地边部一般厚为0～100 m。

青山口组(K1qn)总体上为一潮湿环境下形成的湖相沉积物，岩性为一套黑色、绿色泥岩和砂岩，下部以泥岩为主，上部夹砂质岩，厚度一般为0～300 m。

嫩江组(K1n)是松辽盆地白垩系中最发育、分布最广的地层。岩性和厚度较稳定，为一套深湖相、浅湖相及浅滩相细粒碎屑岩。岩性主要由灰黑色泥岩、页岩与油页岩、灰绿色泥岩夹灰白色、灰色粉、细砂岩组成。盆地边部厚度一般为0～500 m。

四方台组(K1s)主要分布在盆地的中部和西部，东部仅在绥化地区有局部分布。其岩性下部为砖红色含细砾的砂、泥岩夹棕灰色、灰绿色砂岩和泥质粉砂岩，呈正韵律层，中部为灰白色、灰色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩与砖红色、紫红色泥岩互层。上部主要为红色紫红色泥岩为主，夹少量灰白色、灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩。厚度一般为0～400 m。

明水组(K2m)主要分布在盆地的中部和西部，东部缺失，与下伏四方台组为假整合接触。岩性主要为灰绿、灰黑、棕红色泥岩与灰、灰绿色、少量杂色砂岩组成。厚度一般为0～200 m。

大庆长垣是大庆油田的主力产油区，在该地区的油气勘探过程中，有100多口油气探井在测井中发现了高自然伽马异常，其值一般为500～1000 API，矿化层位都集中在青山口组、嫩江组、四方台组，并且成环状分布在大庆长垣周边。

2 盆地演化特征

松辽盆地的形成与发展，是中新生代板块运动的产物(关德范，1981)，且具有多期次的构造活动特点。受燕山运动和喜马拉雅运动的影响，从晚侏罗世开始，受古太平洋板块的俯冲-碰撞作用对中国东北部构造演化产生了重要作用，其在俯冲方向、俯冲速率、俯冲角度等要素上随时间是不断变化的(李娟等，2002)。松辽地区自始自终不同程度地受其影响，在发展过程中燕山晚期的构造活动造成下部断陷地层与上部坳陷地层的角度不整合，也是松辽盆地坳陷时期地层的形成，造成白垩系与下第三系(明水组与依安组)之间的角度不整合，这是坳陷地层褶皱构造主要形成时期之一。喜山早期的构造运动造成上下第三系(依安组合大安组)之间的角度不整合(林景晔等，2004)。据地质和古地磁、地震等资料综合分析认为，松辽盆地的形成演化可分为五个阶段(高瑞祺等，1997):

图2 松辽盆地北部地层年代、油层及构造运动分期图Fig.2 Stratum age，oil reservoirs and stage of tectonic movement in the north of Songliao Basin

(1)成盆先期褶皱阶段(P2-T)。古生代末期欧亚板块与太平洋板块碰撞，造成大陆向海洋方向的倾斜，使整个中国东北和日本诸岛发生大规模褶皱，松辽地区大范围抬升，伴随有强烈的岩浆活动，有大规模的花岗岩侵入。

(2)初始张裂阶段(J2-J3)。中晚侏罗世，地表经前期剥蚀，岩石圈变薄，深部莫霍面向上隆起，上地幔造成局部异常，产生热点，导致盆地早期的初始张裂，形成规模不等的裂陷。

(3)裂陷阶段(K11)。早白垩世早期，盆地中部莫霍面拱起使异常地幔作用加强，造成持续拉张。此时裂陷沉降速度快、物源多、水动力强，沉积补偿作用好，沉积物以较粗碎屑类复理石建造为主，并形成目前盆地的雏形。

(4)沉降阶段(K21-K31)。早白垩世中期，由于岩石圈逐渐变冷，产生热收缩，此时在全球板块控制作用下，地壳呈不均一的整体下沉，盆地进入裂陷基础上的叠覆沉陷。地壳运动平面上的差异造成沉陷的不均一性，表现为前期有东部和中部两个沉降中心，中后期东部沉降中心逐渐消失，造成东部发育早期断陷，中部多数发育稳定凹陷，西部为稳定的斜坡带，大面积缓慢沉降，地层逐层超覆。

(5)萎缩平衡阶段(K23-Q)。该阶段盆地深部地质结构逐渐趋于调整均衡，盆地全面上升，湖面规模收缩。挤压运动一方面使先期地层发生褶皱，另一方面使盆地边缘差异性隆起、盆地中心差异沉降。因此在总体上升的背景下，盆地东部差异性抬起，沉积中心再次西移，沉降速度缓慢。在挤压应力的作用下，形成了一些有利于铀矿成矿的反转构造。

第三系、第四系是在侵蚀夷平的基础上沉积的一套磨拉石建造，此时活动变弱，盆地呈现出渐趋消亡的特征。

3 大庆长垣的形成及特征

现今的大庆长垣西翼地层倾角陡(11°～18°)，东翼地层倾角缓(2°～7°)，由下而上倾角减小。长垣北部以北西向正断层为主，断层走向延伸较平缓，多发育在构造的顶部和构造的陡翼;中部断层分布与构造部位关系不很密切;南部除北西向断层外，尚有南北向、北东向断层发育，断层在平面上呈弧形。岩层厚度由两翼向顶部减薄，岩性由两翼向顶部变粗，顶部嫩江组上部遭受剥蚀，四方台组沉积变薄，缺失明水组。

大庆长垣是一个多成因复合形成的构造带，主要受三个构造期次的影响，一次是早白垩嫩江期晚期的构造运动形成了长垣的雏型，晚白垩明水期晚期的构造运动使其发育成完整的背斜，早第三纪末左行压扭使长垣进一步加强而形成整体形态(图3)。

图3 大庆长垣构造演化史剖面图Fig.3 Tectonic evolution profile of Daqing Placantieline

登娄库组沉积时期，大庆长垣位于沉降的中心部位，在侏罗纪-早白垩世营城子组的基础上继承性的发育一系列小型断陷，沉积较厚的砂砾岩、粗砂岩。

泉头组沉积时期，盆地处于坳陷初期的坳陷稳定期的过渡阶段，其沉积特征与上覆和下伏地层有明显差别。此时大庆长垣位于古坳陷的中心部位，沉积较厚，松基六井厚达1 267 m，葡1井为1 063 m，青山口组-嫩江组沉积时期，盆地处于坳陷深陷期，是松辽古湖盆发展的全盛期，湖区广阔，沉积范围大。这两个时期气候温热潮湿，盆地稳定沉降，沉积速度较慢，补偿条件较差，形成了巨大的深湖静水体，沉积了一套富含有机质的半深-深湖相黑色泥岩。嫩江组末期，在区域压扭应力场作用下，大庆长垣东侧的黑鱼泡-头台断裂带左行走滑，抬升隆起使嫩江组顶部地层遭受剥蚀，与此同时在大庆长垣上发育了喇嘛甸、萨尔图、葡萄花、敖包塔、高台子、太平屯、杏树岗等七个局部扭动构造，形成了大庆长垣的雏型。

四方台组和明水组沉积时期，经历嫩江组末期的构造运动，使嫩江组顶部遭受剥蚀，部分地层裸露在地表，发生了短时间的沉积间断期。明水组末期，区域应力场近东西向，长垣东侧黑鱼泡-头台断裂带控制了深层断陷的北北东和近南北向基底断裂发生反转(图4)，上盘地层的隆升，在坳陷层序中形成反转构造，反转断层上延方向逐渐演化形成逆断层，所造成的局部构造形态也表现为反转断层一侧陡峭，另一侧平缓的不对称型。如现今的喇嘛甸、萨尔图、杏树岗、葡萄花等局部构造。深层断陷两侧断层同时反转，上部中浅层就形成顶部平缓两翼均陡的箱型褶皱，如高台子局部构造。大断裂带的整体反转作用改变了嫩江组末期形成的扭动背斜，正反转构造的有机结合形成了大庆长垣的整体背斜，早晚第三纪之间的构造运动使其形成统一的圈闭线。这两次构造运动使地层大幅抬升隆起，长垣东西两翼地层倾角变陡，长垣顶部四方台组和明水组地层大范围遭受剥蚀形成构造天窗，沉积间断时间大约32 Ma(图5)。

4 构造对砂岩型铀矿成矿的控制作用

松辽盆地是中、新生代构造运动的产物，嫩江组末期、明水组末期和早第三纪末期的构造期次形成了大庆长垣整体背斜，从而改变了浅部盖层的构造形态、岩石物理性能、地下水的循环方式等，为后生改造成矿提供了条件。

图4 大庆长垣喇嘛甸正反转构造剖面图Fig.4 Positive and inversion structure profile of Lamadian in Daqing Placantieline

(1)构造运动使背斜顶部遭受剥蚀形成构造天窗，有利于含铀含氧水渗入地下岩层。大庆长垣顶部缺失明水组和部分四方台组，有长达18 Ma的剥蚀期，其轴部地层直接裸露地表，形成了剥蚀天窗(图3)，大气降水可以在剥蚀天窗处沿着单斜岩层的出露处毫无阻挡地渗入到岩层中，源源不断地补给承压含水层。这些大气降水饱含氧气，渗入岩层在流动过程中可形成局部层间氧化带。同时大气降水可在蚀源区氧化环境中把铀带入流动水中，汇入到剥蚀天窗处，渗入岩层在氧化还原过渡带富集成矿(张振强等，2006)。

(2)构造运动改变了地层产状，使地下水从滞流状态变为循环状态。有关松辽盆地北部古水动力场的演化前人曾作过大量的研究，认为青山口组和嫩江组的两套泥岩是全盆地良好的区域隔水层，它将盆地中浅层分为上、中、下三套水文地质旋回，即四方台组-明水组、姚家组-嫩江组、泉头组-青山口组。其中中部水文地质旋回由于封闭条件好，属于较高矿化度的弱水文交替带和水交替停滞带，但盆地边缘局部地区有淡水渗入，可形成边缘水交替带;上部水文地质旋回缺少区域性盖层，形成低矿化度交替带;下部水文地质旋回为中等矿化度的弱水交替带和水交替停滞带，盆地边部隆起可形成水交替带(高瑞祺等，1997)。从前人研究成果中可得出，上部水文地质旋回中的四方台组-明水组，存在良好的水交替带，为地下水的循环创造了条件。

大庆长垣顶部缺失明水组和四方台组，大量岩层裸露地面，可使大气降水顺畅地渗入到岩层中。故整个长垣顶部是一个很好的层间承压水的供水区。长垣西翼地层较陡倾角为11°～18°，东翼地层较缓倾角为2°～7°，在同一岩层内它又具备了流动的重力差，这就为地下水从滞留状态变为流动状态、形成局部或区域性的层间承压水补-径-排的循环机制提供了先决条件。大庆长垣西侧发育有齐西-敖古拉-哈拉海断裂带，该断裂带北起泰康，南至大安，自北而南划分为三段，即齐西断层带、敖古拉断层带、哈拉海断层带，各断层带长度一般20～30 km，断面大多西倾，断距由下向上减小，中浅层垂直断距为10～100 m，断裂带内断层呈左行雁列状排布。东侧发育黑鱼泡－头台断裂带，该断裂是孙吴-双辽壳断裂的一部分，断裂南断长50 km，北断长195 km。两个断裂带走向与大庆长垣轴向基本一致，与长垣东西两翼的地层相垂直，因此，这些断裂发育带中的一些继承性、直达地表的断层，作为层间水外泄的通道以群泉或溢出带形式将层间水泄入到上覆岩层或地表，如长垣西侧的龙虎泡、月饼泡等都是地下层间承压水的很好排泄源。

(3)构造运动改善了地层和岩石的物理性质，增加了岩石的渗透性。大庆长垣地区经受了多期次的构造运动，在强大挤压、剪切力作用下，压扭、伸展活动又频繁转化，不断的改造沉积层的结构，增加岩石内的裂隙，极大的改善了岩层的性能，提高了岩石的孔隙度和渗透率，在背斜顶部尤为发育，这些裂隙是地下水流通的良好通道，为含氧水的渗入和畅流提供了的条件，同时也拓展了容砂空间，提高了岩石的容矿能力。

(4)构造运动产生了新断裂或激活了早期断层，是深部还原性烃类流体上升的通道。前面已经论述了大庆长垣是构造运动的产物，构造运动过程中所产生的构造应力必然要对地层造成破坏，产生一些规模较大的断裂或使早期断层重新活动，这就沟通了深部青一、二段和嫩二段的生油岩与浅层的含矿储集层，起到了油气运移通道的作用。由于地层埋深大、压力大，油气沿断层向上运移比沿地层侧向运移容易，因此断层是深部还原性烃类流体上升的最佳通道，如大庆长垣东西两翼的黑鱼泡－头台断裂带、齐西－敖古拉－哈拉海断裂带就可起到深部还原性烃类流体上升的通道作用(图6)，为铀成矿作用提供了充足的还原剂。