松辽盆地西部斜坡带四方台组铀成矿条件分析

2013-03-06陈路路聂逢君严兆彬

世界核地质科学 2013年2期

陈路路，聂逢君，严兆彬

（东华理工大学核资源与环境国家重点实验室培育基地，江西南昌 330013）

松辽盆地是在晚华力西褶皱带中间地块基础上发育起来具有多沉积旋回的中新生代断-坳盆地，是我国最大的陆相沉积盆地［1］，也是我国最重要的含油、气-煤-铀共生建造盆地。铀矿地质工作始于20世纪50年代，80年代后期开始了较为系统的铀矿区调工作，90年代开始了大规模的可地浸砂岩型铀矿区域评价找矿工作［2］，并在松辽盆地南部钱家店找到了可地浸砂岩型铀矿床。相比于盆地南部较好的铀成矿地质条件，近年来在西部斜坡带和东北隆起区也取得了一些进展。

研究区域是西部斜坡带。笔者曾参与大庆长垣以西的铀矿勘查项目的部分工作，该区四方台组地层发现大量铀异常，并通过分析测井、物探、水文和钻井等结果，认为四方台组是该区重要的铀成矿目的层位。

1 区域地质概况

西部斜坡区是松辽盆地的一级构造单元（图1），其东邻中央坳陷区，西与边缘山区相接，向南与西南隆起区呈过渡关系，北连北部倾没区，在盆地发展演化过程中长期处于区域性单斜构造状态，自盆地西部边缘向中央坳陷区倾斜，并呈NNE向展布，面积约30 000 km2［3］。

1.1 盆地结构

1.1.1 基底

盆地基底是天山—兴安岭海西褶皱带中间地块的一部分，主要由前古生代的中深变质片麻岩、大理岩，浅变质的片岩、千枚岩、板岩以及海西期的黑云母花岗岩、花岗闪长岩等组成［2］。基底埋深一般为 500～2 000 m，西部较浅，基底断裂十分发育，大多呈NNE—NE和NW向。

1.1.2 盖层

盆地具有明显的双层结构，由在盆地基底上发育的中新生代断陷层和坳陷层两部分组成［4］。断陷层断裂非常发育，分割性较强，受以NNE向为主的生长断层控制，形成了一系列NNE向展布的孤立断陷或断陷群。坳陷层总体上呈碟形，其发育的断裂规模比断陷层的要小，地层构造较平缓，具有统一的沉降中心。地层由下白垩统的沙河组、营城组、登娄库组和泉头组，上白垩统青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组和明水组，古近系、新近系和第四系组成［5］，地层划分见表1。

1.2 构造演化

松辽盆地主要经历了断陷、坳陷和构造反转（萎缩褶皱）3个阶段。按构造阶段分为3个沉积层序：晚侏罗世火石岭期至早白垩世登娄库期，盆地受NNE向挤压（NWW向伸展拉张）应力作用，受断裂控制产生一些断陷盆地群。中间营城子末期，盆地受挤压，发生抬升剥蚀，为第1次构造反转作用。

坳陷沉积从早白垩世的泉头期开始，直至晚白垩世嫩江组末期，处于水平应力的平静期，沉积以长期、稳定和快速沉降为特点，是松辽盆地大型坳陷阶段形成和发展的全盛时期［6］。

构造反转期是从晚白垩世四方台期开始，受太平洋板块NW向挤压［7］，盆地大面积抬升遭受剥蚀，表现为湖盆萎缩，沉降中心向西迁移。

经过上述构造演化，古近纪以后沉积地层发生超覆，形成了现今地貌，基本上没有发生明显变化，地层只有小幅度的沉降，同时发育大量小断层［3］。

2 四方台组地层特征

沉积期在晚白垩世中期，主要分布于松辽盆地中部和西部，盆地东部大多数被剥蚀或无沉积，仅绥化地区局部有分布。盆地北部较厚的地层约为200～400 m，沉积中心位

于黑帝庙—乾安一带［7］。西部斜坡区的四方台组地层厚度较薄，平均约为59 m，且东西两侧地层厚度差异较大，向西厚度减薄。西部边缘部分区域因早期隆起剥蚀，导致地层缺失。

表1 松辽盆地综合地层划分（据李胜祥修改，2002）Table 1 Comprehensive stratigraphic subdivision of Songliao Basin （Modified after Li Sheng-xiang， et al.， 2002）

根据测井及松科1井四方台组岩心记录，并结合前人研究资料，四方台组总体上为松辽盆地萎缩超覆层序组，为一套浅湖滨湖相和河流相的杂色砂泥岩组合。岩性特征如下所述：（1）上部为红色、紫红色泥岩夹少量灰白色粉砂、泥质粉砂岩；（2）中部为灰色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、红色、紫红色泥岩互层；（3）下部为砖红色含细砾的砂泥岩夹棕灰色砂岩和泥质粉砂岩，有底面冲刷现象，粒度呈下粗上细的特点［8］。

整体上看，四方台组地层与下伏嫩江组呈不整合接触，与上覆明水组在盆地北部呈平行不整合接触。四方台组的上部红色泥岩，中下部灰色砂岩与下伏嫩江组灰色泥岩组成较好的泥-沙-泥结构，是层间氧化带型铀成矿所必备的条件。

3 西部斜坡带四方台组成矿分析

3.1 容矿砂体

四方台组的砂岩以粉砂岩、细砂岩和中砂岩为主，底部多为含砾砂岩。越靠近四方台组底部，砂体粒度越大。砂岩分选性较好，砂岩层厚度平均30多米。

根据西部斜坡带中下坡区的来28、来21和杜43等异常井的测井曲线分析（表2），对四方台组底部异常层段砂体厚度统计，平均约为7 m，越靠近中央坳陷，底部砂体厚度越大。

表2 西部斜坡四方台组钻井厚度统计Table 2 Statistics of drilled thickness of Sifangtai Formation in the west slope

按砂岩成因分析，四方台组的砂岩主要是曲流河的河道砂体和滨浅湖的临滨砂坝、砂滩。从测井γ异常曲线上可以看出，异常点多数位于底部的河道砂体中，仅个别钻井中四方台组中部见γ异常。从垂向发育看，曲流河道砂岩主要发育在四方台组的下部，部分钻井在四方台组上部可见河道砂岩，与滨浅湖盆的泥岩、粉砂质泥岩形成多套大段互层沉积［9］。

据分析研究沉积期河流相，四方台组底部发育近NW—SE向古河道，物源以盆地北部蚀源区为主，盆地西部次之［10-11］。曲流河砂体通过侧向加积，形成可成矿的边滩或点沙坝，为砂岩型铀矿提供了成矿空间。

3.2 构造条件

西部斜坡区是松辽盆地发展演化过程中的区域性单斜构造，西高东低，表层倾角小于 2°，但四方台组的地层倾角约为10°，如图2所示，底层不整合于下伏嫩江组，发育的含砾砂岩是渗透性较强的界面，这对层间氧化带铀成矿比较有利。

晚白垩世盆地进入构造反转期，研究区西侧隆起抬升，遭受风化剥蚀，导致四方台组地层缺失，并发育大范围的角度不整合，非常有利于含铀含氧水的侵入。

研究区在挤压应力作用下，构造发育较少，以局部小型断裂为主，多呈NE、NNE和NW向，切穿盖层的多为基底复活断裂，受嫩江断裂影响［3］。如发育的敖古拉断裂，其实是一个正断层，如图2所示，不仅起到还原性油气运移通道的作用，还有隔板的作用，能阻挡含铀流体的运移。大的单斜构造和局部的地层断裂有利于地下水活动和下覆油气运移，在层间氧化带的形成过程中起到至关重要的作用。

3.3 现代气候及古气候特征

松辽盆地西部地区的降雨量只有270～350 mm，蒸发量约为2 800 mm，西部蒸发量是降雨量的8倍，总的来看西部为干旱地区［6］。而在盆地西缘地带出现一条钙质蒸发岩带，被认为是在干旱的气候条件下出现的特有产物。

古气候研究表明，松辽盆地在嫩江末期至明水末期，古气候基本上是以干热气候为主，仅在明水组一段沉积期经历了短暂的湿热古气候，中间延续了近10万年的干旱性古气候［11］。根据聂逢君（2010）等对二连古河道砂岩型铀矿成矿有利的古气候条件分析［12］，笔者认为松辽盆地古气候条件对四方台组的后生改造及层间氧化带砂岩型铀矿的形成也比较有利。

3.4 水文条件

松辽盆地是一个大型的渗入型承压水盆地，存在良好的地下水补-给-排水文地质条件，为层间氧化带的形成奠定了基础。研究区由盆地北部、西部向盆地中心径流，上部的潜水又通过渗透层下渗弹性补给。受盆地的地质构造和地形地貌的影响，地下水总的径流方向是NW—SE向［13］。排泄方式主要以由N或NW向S或SE向的径流排泄和沿后期复活切割含水层的断裂在地表以河流、水泡子等形式排出［3］。

根据前人所做的水文测量结果，华东地区地下水中铀质量浓度为2.5×10-5～3×10-5g·L-1，泰来地区古近系和新近系地下水铀质量浓度为 2.3×10-5～4.2×10-5g·L-1，第四纪潜水铀质量浓度为 0.5×10-5～3.0×10-6g·L-1。结果表明盆地西缘区的地下水铀质量浓度相对较高。

由图2可见，西部的龙江地区发育大量火成岩，岩石中含铀量高，是地下水的补给区。富6井和富7井附近，嫩江组以不整合直接与依安组接触。富7井往东，嫩江组以不整合与四方台组接触，含铀地下水通过依安组在富7井附近沿嫩江组与四方台组之间的不整合面流动。在杜2井附近，该不整合面的埋深为668 m，此处邻近凹陷，靠近油气区。放射性异常就产在界面的附近。在杜2井以东有敖古拉断裂，阻挡流体继续平行运移，只能沿断裂排出。

3.5 铀源条件

研究区存在良好的铀源条件，盆地西部和北部的蚀源区都发育有大面积的花岗岩和火山岩。西部蚀源区处于大兴安岭的东坡，主要发育中生代火山岩、海西期及燕山期花岗岩等。据赵忠华（2003）统计认为，西部蚀源区的火山岩铀质量分数为6.5×10-6～8.7×10-6，花岗岩铀质量分数为4×10-6～10×10-6，且迁出率为20%。盆地北部蚀源区海西期的白岗质花岗岩和黑云母花岗岩的铀含量较高，铀丰度值为3.05×10-6～9.55×10-6，燕山期的花岗岩铀丰度值为 5.56×10-6～24.8×10-6。根据宫文杰（2010）、赵杰（2002）等所做铀源统计工作［14-15］，整理数据见表3。表3为西部斜坡区西部和北部蚀源区岩石铀含量值和迁出率统计表。通过统计结果分析，西部蚀源区各岩石铀质量分数为5.2×10-6～22.3×10-6，平均值为9.14×10-6，迁出率为21.8%左右。而北部蚀源区岩体铀质量分数值相对较低，平均值为 3×10-6～10×10-6。

表3 西部斜坡区铀源统计表Table 3 Statistical table of uranium sources in the west slope area

3.6 沉积环境与沉积相

由于四方台期处于松辽盆地发育的萎缩阶段，盆地进一步抬升，其中东部隆起强烈。由于周边抬升剥蚀强烈，沉积物供应超过盆地下沉速率，使盆地於浅萎缩，湖水面积减少，沉积范围也明显变小，沉积中心逐渐向西迁移。

根据来28、杜58井岩性及沉积微相图（图 3）［16］，垂向上是冲积平原相-滨浅湖相-冲积平原相的沉积序列；平面上主要是冲积平原相，中部发育3个小型滨浅湖相，边缘分布4个小型冲积扇沉积（图4）。该期发育的水系为北部的齐齐哈尔水系、依安水系、明水水系和西南部的西拉木伦河水系［9］。

根据古气候特征及前人资料分析，四方台组早期发育相对干旱气候条件下的冲积平原相，主要是代表氧化环境的曲流河红色粗碎屑沉积［17］，底部为含砾砂岩、泥砾组成的河道滞留沉积，向上粒度逐渐变细，为中、细粒砂岩、粉砂岩，河道砂体逐渐转变为河道与泛滥盆地泥质沉积互层，该阶段主要是湖进的特征，晚期以泛滥盆地的红色泥质细粒沉积为主。

由图4可见，西部斜坡带四方台组早期的曲流河为NW—SE向，古河流的流向由北向南，砂体以发育曲流河亚相的河道砂体为主，仅西部、北部边缘发育冲积扇亚相。四方台组发育的曲流河不仅以侧向加积的形式增加砂体厚度，还能携带蚀源区的铀源和还原性的泥质沉积，有利于铀的预富集过程。

3.7 还原剂

四方台组地层由于埋藏较浅且距今时间不长，烃源岩中有机质含量较低且未成熟，在砂岩型铀成矿过程中起到吸附或还原六价铀的作用。

四方台组地层在晚白垩世受盆地构造反转挤压作用，发育局部断裂，切穿盖层，有利于附近的油气等还原物质沿断裂扩散进入河道砂体中（图5），直接还原含铀含氧水，使铀富集沉淀［18］。而附近的浅部地层油气大多是晚白垩世因构造反转运动所形成的断裂对原生油气藏造成破坏，而引起油气的再次运移和聚集所形成的［19］。油气在沿砂体运移过程中还可发生二次还原作用，还原已氧化的砂体，形成黄铁矿、沥青等物质，提高了砂体的还原能力。

四方台组地层与下伏嫩江组富油层呈不整合接触关系，油气等还原剂可沿地层不整合面的高渗透层运移并还原铀成矿。

4 铀成矿模式探讨

松辽盆地西部斜坡带四方台组地层为一区域性单斜构造，底部发育近NW向的曲流河相古河道，砂体为渗透性较好的含砾中细砂岩，与上部红色泥岩和下伏不整合的嫩江组灰色泥岩层组成泥-沙-泥结构。西缘山区发育大量火山岩、花岗岩，有较好的油源条件，气候以干热为主，风化较严重，含铀含氧水沿不整合面的渗透层运移至成矿部位，由于断裂的发育，阻挡流体继续运移，遇油气等还原物质沉淀成矿。图6为松辽盆地西部斜坡带四方台组铀成矿示意图，其成矿模式是建立在西部斜坡东吐莫—泰康地区大量铀矿化孔的基础上。