赫尔洪德凹陷东南部伊敏组上段沉积特征及其对砂岩铀成矿的约束

黄少华，周文博，周荣辉，刘 彤，邓福理

（1.核工业北京地质研究院 中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京100029；2.核工业二四三大队，内蒙古 赤峰024000）

沉积盆地砂岩型铀矿的形成必须具有规模较大、 本底铀含量高且还原能力较强的储矿空间—砂体［1］； 含铀岩系或含矿沉积建造的发育是 “构造、 建造、 改造” 三大关键控矿因素和区域评价准则之一［2-3］。国内、外大量学者通过对沉积环境与铀成矿关系详细解析得出， 赋矿建造本身的微量活性铀可在成矿阶段被释放出来参与成矿， 构成重要的内部铀源［4-5］；铀容矿层本身的内部结构、形态和非均质性控制了后期含铀含氧水的渗流方向和轨迹， 最终决定了铀矿体的定位和形态［6-7］；辫状河和辫状河三角洲体系下形成的灰色河道砂体是铀成矿流体运移和铀成矿储存的有利场所［8-9］，河道间湾、河漫滩等泛滥平原相泥岩则构成了稳定的隔水层， 两者共同组成了有利于层间地下水渗入的 “泥-砂-泥”良好地层结构［10-11］；此外，沉积作用和环境还影响了砂体中还原介质含量及其分布规律，制约了铀的卸载沉淀、 富集［12-13］。因此，对目标层的空间定位、 砂体内部结构、 砂体发育规模、岩性-岩相特征及聚铀能力等的剖析不仅是沉积作用控制下的铀富集机理和分布规律研究的核心内容［10，14］，而且是科学评价矿区外围和深部、 铀矿勘查空白部位成矿潜力［11，15-16］，以及合理预测找矿远景区首要解决的关键问题［17-18］。

赫尔洪德凹陷是内蒙古海拉尔断陷盆地群中北部的一个次级构造单元， 具有独立的构造-沉积演化和充填序列特征［19］。该区铀矿勘探始于20 世纪90 年代， 初步查明了区域构造演化、 铀源、 水文地质、 伊敏组沉积特征、砂体后生氧化和铀矿化/异常特征等成矿地质条件［20-21］，并提出凹陷南部为下一步有利的找矿部位［22］。然而，由于该区核工业系统的钻孔分布不均匀，区域上常呈团块状分布，多数钻孔又未揭穿伊敏组底板； 同时， 该区至今未发现具商业开采的煤田和油气藏， 前人对含油建造上部浅层伊敏组的沉积环境分析一直较薄弱［23］。以上这些因素不仅制约了盆地区域构造-沉积演化的重塑［24］，还致使区内找矿一直未能取得进一步突破［22］，成为该盆地铀矿找矿目前最需要解决的问题［20，25］。因此， 笔者基于早期铀矿勘查积累的大量原始资料以及近年来在煤田和油田部门新收集的钻孔数据，系统总结了伊敏组上段岩性-岩相组合及砂体特征， 根据单井垂向上和连井剖面横向上的岩相变化， 探讨区内目的层沉积相特征及其对铀成矿的制约， 以期为下一步铀矿地质勘查提供依据和指导。

1 区域地质概况

图1 海拉尔盆地次级构造单元（图1a）、地层及研究区横向构造剖面图（图1b 修改自［22］）Fig.1 Secondary structure units，strata of the Hailar basin（Fig.1a）and the transverse structural profile of the study area（Fig.1b modified from［22］）

海拉尔盆地是我国北方典型的多凹陷、多沉降中心、 伸展走滑构造背景下形成的中新生代断-坳叠合盆地群［26-27］，具有 “东西分带、南北分块”和 “两隆三坳”的构造格局。自西向东分别为扎赉诺尔坳陷、 嵯岗隆起、贝尔湖坳陷、 巴彦山隆起、 呼和湖坳陷［23，28］，又可进一步划分出15 个次级凹陷和4 个凸起（图1a）， 各凹陷互不连通， 独自发育； 沉积具有近源、 多物源， 岩性复杂、 成熟度低的典型特点。 赫尔洪德凹陷位于盆地北部， 呈北东向展布， 大致以近东西向的海拉尔河断裂为界， 可分成构造性质截然不同的北段和南段［22］。北段呈不对称的双断陷，窄长条形，受北东向断裂控制； 南段为一个北东向单断箕状断陷， 西深东浅， 其东部为一基底斜坡带（图1b），长度达30 km，宽5～6 km，倾角平缓， 构造简单， 完整性好， 具有相对稳定的构造条件， 西部属陡坡带， 受F8、F11 等相互平行、 倾向一致、 性质相似、 形成和活动时间不同的北东向同生断裂控制。

盆地沉积盖层具有明显的三分性［19］，即兴安岭群火山岩-碎屑岩沉积建造、扎赉诺尔群含煤碎屑岩建造和贝尔湖群杂色砂泥岩沉积建造［29］（图2）。白垩系自下而上依次为下白垩统铜钵庙组、 南屯组、 大磨拐河组、 伊敏组和上白垩统青元岗组（图1b、2），广泛分布于各次级凹陷，构成了盖层的主体［19，30］，其主要特征： 铜钵庙组是盆地初始裂陷期形成的冲积扇、扇三角洲相产物［22］；岩性粒度较粗，分选性和磨圆度差， 主要为杂色砂砾岩、 砂岩、 角砾岩， 局部夹凝灰质、 泥岩、 安山玄武岩， 厚度一般约500～800 m， 与下伏兴安岭群呈角度不整合接触。 南屯组发育有扇三角洲-深湖沉积体系， 岩性组合主要为灰色、浅灰色粗砂岩、 砂砾岩和砾岩与灰色、 深灰色粉砂质泥岩、 浅灰色泥质粉砂岩和粉砂岩互层（图2），是盆地重要的生油层［31］。大磨拐河组主要为一套深湖-半深湖沉积体系（图2），岩性以半深湖相沉积的厚层黑灰色泥岩为主，夹泥质粉砂岩、 中、 薄层细砂岩。 伊敏组形成于断陷萎缩期， 重力流明显减少， 牵引流沉积发育， 主要为一套温暖潮湿古气候条件下的河流-三角洲-滨浅湖沉积， 富含炭屑、植物茎干和黄铁矿， 本身还原容量高， 也是盆地重要的成煤期［30］；岩性主要为灰绿色或灰色粉砂岩、砂岩、泥岩、炭质泥岩夹砾岩、含砾粗砂岩，与上下层位呈不整合接触（图2），厚600～1 000 m 不等， 是 海 拉 尔 盆地砂岩型铀矿勘查的主攻找矿目的层。 青元岗组为盆地挤压反转作用后再次沉降后形成的河流相杂色碎屑岩沉积产物［20］。

图2 海拉尔盆地地层综合柱状图（据［19，22-23，30］，有修改）Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of Hailar Basin（Modified from［19，22-23，30］）

2 伊敏组上段沉积特征

2.1 沉积相划分

根据岩石岩性组合、 沉积构造、 粒度及沉积韵律等特征， 在单井相和连井相分析的基础上，按Walker 等的沉积体系分类，识别出赫尔洪德凹陷东南部伊敏组上段（相当于油田部门伊敏组二、三段）发育辫状河三角洲平原亚相、 辫状河三角洲前缘亚相和滨浅湖相（表1）。

表1 赫尔洪德凹陷东南部伊敏组上段主要沉积相类型及特征Table 1 Main sedimentary facies types and characteristics of upper Member of Yimin Formation in the southeastern Herhonde sag

2.1.1 辫状河三角洲平原

研究区辫状河三角洲平原主要沿凹陷东南部盆缘呈环带展布， 可进一步识别出分流河道、河道间湾等微相，其他微相不甚发育，或由于河道冲刷保存不全。 由于晚期地层抬升剥蚀， 该亚相目前残留的面积分布不大，岩性组合为厚层浅灰色、 灰色、 灰绿色砂砾岩、中-粗砂岩夹薄层灰色、灰绿色粉砂质泥岩、粉砂岩（图3、4），分选性较好，颗粒呈次圆状-次棱角状， 发育少量薄层煤线和半碳化、 碳化植物茎干碎片化石； 单层砂体厚约2.5～8 m，单层泥岩厚度约0.5～2.5 m，砂地比值约0.5～0.8，具向上变细的正粒序沉积序列， 发育板状交错层理、 平行层理及槽状交错层理， 底面具有明显的底砾岩冲刷构造，水流能量和物源供给充足， 河流侵蚀作用较强。

2.1.2 辫状河三角洲前缘

辫状河三角洲前缘是研究区伊敏组上段的主要沉积类型， 广泛发育水下分流河道，向前延伸较远，构成三角洲前缘的骨架砂体。该亚相受缓倾基底、 较强水动力条件和弱的滨浅湖水改造作用的控制， 钻孔中可识别出水下分流河道、 河口坝、 席状砂和水下分流河道间湾等微相， 其自然电位分别表现为中高幅钟形或漏斗状、 中低幅锯齿状、 不规则指状和舌状和低平锯齿形的组合。 岩性主要为灰色、灰绿色含砾中-粗砂岩、细砂岩与灰色泥质粉砂岩、 粉砂质泥岩、 泥岩互层（图3、4），沉积粒度变细，分选性明显变好，单层砂厚1～5 m，单层泥厚2～5 m，砂地比值约0.35～0.6；由于水下分流河道频繁改道，多次叠加加积， 造成纵向上泥质体积分数向上增高， 砂岩具有向上变细的正旋回特点（含砾砂岩→粗砂岩→中细砂岩→细砂岩→泥质粉砂岩）。沉积构造主要发育小型槽状交错层理，波纹层理，水平层理，层理面较清楚，主要由泥质条带和粒度变化显现局部见较平整的底冲刷构造， 反映水流强度逐渐减弱，河道侵蚀作用不断减弱，物源供给减少。

2.1.3 滨浅湖相

图3 赫尔洪德凹陷东南部伊敏组上段单井岩性组合与沉积相垂向序列特征（左为钻孔ZK192-121，右为钻孔ZK192-63）Fig.3 Lithologic assemblage and vertical sequence of sedimentary facies of the upper Member of Yimin Formation in the southeastern Herhonde sag（Borehole ZK192-121 on the left and borehole ZK192-63 on the right）

图4 赫尔洪德凹陷东南部北西向0 号勘探线连井剖面沉积相图Fig.4 Sedimentary facies of the upper Member of Yimin Formation along NW-trending exploration Line 0 in the southeastern Herhonde sag

钻孔资料表明， 研究区滨浅湖相是由前三角洲亚相演变而来， 水体较浅， 主要由沙坝和泥湾微相组成（图3）。其中，沙坝是在开阔平坦的湖岸环境中， 在低水位面附近高能带和洪水期高水位面附近低能带附近形成的及薄层灰色粉-细砂岩等细粒碎屑沉积，分选性和磨圆度均较好，自然电位具低幅锯齿状，单层仅厚约0.1～0.5 m，发育波纹层理和水平层理。 泥湾微相主要岩性为深灰色、 灰色厚层泥岩或粉砂质泥岩， 具水平层理， 自然电位表现为低平直状。 此外， 有时还发育湖沼相煤层。

2.2 沉积相剖面特征

钻孔单井沉积相分析发现， 研究区伊敏组上段垂向上显示出水退层序的反韵律特征，即自下而上呈现滨浅湖-辫状河三角洲前缘-辫状河三角洲平原（图3、4），总体具有下细上粗的反旋回沉积序列。 其反映了研究区在伊敏组上段沉积时期正处于断陷晚期充填萎缩的构造地质背景， 盆地整体逐渐抬升， 构造活动较为平稳，主要为牵引流沉积［19，26］，环盆地的古水流体系发育， 搬运能力增强， 表现为水退沉积体系［31-32］。 对于各沉积亚相内部， 不同沉积微相相互叠置， 相互之间具有底冲刷现象， 总体垂向剖面上具有多套向上变细的正旋回沉积特征（图4），纵向相序自下而上演变规律为分流河道-心滩-泛滥平原，反映多期河道相互叠置的沉积特征。 研究区自盆缘向盆内依次发育辫状河三角洲平原-前缘-滨浅湖沉积（图4），指示物源主要来自于东部陵丘凸起［33-35］。其中，三角洲分流河道迁移较频繁， 河道侧向加积作用明显， 砂体规模较大； 且各分流河道之间相互切割， 砂体间常横向连片， 相互连通， 构成了本区砂岩型铀矿赋存的有利层位。

3 赋矿砂体基本特征

赫尔洪德凹陷东南部伊敏组上段揭露2～3 层规模较大的稳定骨架砂体（图4）。 其中，顶部第一套砂体岩性主要为（浅）灰色、 灰绿色、 黄色含砾粗砂岩、 粗砂岩、 中砂岩， 夹薄层的灰色粉砂岩、 泥质粉砂岩等， 埋深一般小于120 m； 砂体总厚10～20 m， 单层砂体厚3～5 m 不等，缺乏稳定的泥岩顶板，但不同程度地发育泥岩隔水底板， 具有形成古潜水氧化带型铀矿的地层结构和岩性条件；下部第二和第三套主砂体横向和纵向都较稳定，规模较大， 埋深约120～220 m； 岩性主要为灰色、 灰绿色粗砂岩、 含砾粗砂岩、 中砂岩，结构松散、透水，砂体总厚10～80 m，单层厚度4～12 m；顶底板为隔水的厚层灰色泥岩、粉砂质泥岩，单层厚度1～2 m； 两者共同组成了有利层间氧化带发育的泥-砂-泥稳定地层结构［24］。总体上，目的层垂向上岩性组合表现出 “砂质砾岩→粗砂岩→中细砂岩→泥岩” 多套下粗上细的正向韵律变化（图3、4）， 反映了多期河道的叠置， 具河流二元结构的特征［10］。砂岩中主要发育块状层理， 槽状交错层理、 板状交错层理等， 且见明显底冲刷，偶见平行层理［22］，反映了动荡的牵引流沉积特点； 粉砂岩及泥质粉砂岩中可识别出块状构造、 水平层理， 少量波状层理，说明水体相对较稳定。

目的层砂岩的成分成熟度较低， 均为岩屑砂岩或杂砂岩； 碎屑成分主要为中酸性火山岩岩屑（40%～75%）、石英（10%～55%）和长石（10%～15%），约占总物质含量的60%～90%，岩屑种类成分复杂，主要有流纹岩、凝灰岩、 粗面岩、 花岗岩、 泥岩等， 少量安山岩［22］。岩 石 多 泥 质胶结， 较 松 散、 疏 松，泥质含量较高， 成岩度差， 孔隙式或接触式胶结为主， 少部分为基底式胶结， 点接触或点线接触， 孔渗性较好。 砂岩中普遍含半炭化、炭化植物茎干碎片和炭块，含少量炭屑，有时可见粉末状、 胶状或结核状黄铁矿， 其铀、全硫和有机碳平均含量分别为4.32×10-6、0.028%、0.30%［22］。

4 沉积特征对铀成矿的制约

4.1 沉积-充填过程与铀成矿

研究区自晚侏罗世形成以来依次经历了初始张裂-断陷孕育阶段（J3）、断陷强烈拉张（K1t）、断陷快速沉降阶段（K1n）、断陷稳定拉张阶段（K1d）、断陷萎缩阶段（K1y）和坳陷发育阶 段（K2q—今）［24，26-27］；相 应 地 沉 积了 底 部 粗碎屑岩段、 中下部湖相泥岩段、 中上部含煤碎屑岩段、 顶部粗碎屑岩段四套不同的沉积组合［19］，粒度由粗到细再到粗，总体反映了盆地由断陷成盆、 扩张、 萎缩转变到坳陷沉积， 直至盆地消亡的整个演化过程。 古气候也经历了 “干旱炎热—温暖潮湿—干旱炎热—干冷” 的 变 迁［33-34］（图2）， 进而形成了“红色沉积建造—灰色沉积建造—红色沉积建造”的地层结构（图1）。总体上，研究区具备了有利的构造-沉积-古气候演化条件， 存在与产铀盆地相似的下灰上红的有利地层结构［3，8］，且灰色层与红色层为不整合接触，具备了含铀含氧水渗入致矿的时间和空间条件［3］。其中，伊敏组上段形成于断陷萎缩充填晚期［32］， 发 育 辫 状 河 三角洲相河道 砂 体［21］（图4），埋深相对较浅（＜500 m），紧接着长期处于半干旱-干 旱 炎 热 古 气 候 环 境［20，35］，并存在K1y-K2q 和N 两期长时间的构造抬升 剥 蚀［27，35］，进而最容易接受上部含铀含氧水毫无阻挡地贯入改造成矿。

4.2 地层特征与铀成矿

赫尔洪德凹陷东南部伊敏组上段沉积时期具有 “构造稳定、 水体较浅、 古地貌平缓和物源丰富” 的有利条件。 尤其是东侧缓坡浅水辫状河三角洲整体向前推进距离长， 分流河道微相发育， 频繁分叉， 横向迁移， 砂体规模大且连通性好， 为铀成矿提供了较好的沉积场所以及含铀、 含氧水的运移通道［2，4，9］。但由于晚期大规模的抬升剥蚀，现存残留的主要为前缘亚相沉积， 显示出 “前缘宽大、平原窄小”的展布特点（图5a）。目前区内伊敏组上段发现1 个铀矿化孔（厚1.61 m，品位0.014 45%），5 个铀增高孔 （厚度0.4～9.34 m， 品位0.002 87%～0.004 5%）， 显示出较好的找矿前景［22］。其赋矿岩性主要为辫状河三角洲相灰色疏松中粗砂岩、 含砾粗砂岩、 含泥粗砂质砾岩、 细砂岩。 其中， 第一层砂体的铀矿化与古潜水氧化有关（图5b），第二和第三层砂体中的铀矿化受古层间氧化带控制（图5c）。赋矿砂体的岩性均为岩屑砂岩，中酸性火山岩屑含量较高，铀含量为4×10-6左右［22］，内部铀源较好；砂体中普遍含炭化、 半炭化植物茎干化石和粉末状或分散细晶状黄铁矿，具有一定的还原能力［3，8］，但较国内伊犁、 吐哈等产铀盆地目的层的还原容量低； 同时， 砂岩结构松散， 成岩度偏低，透水性较好［5，14］。此外，砂体中还发育较强烈的亮黄色、 淡黄色后生氧化蚀变， 局部成团块状和斑状分布。 进一步分析发现， 矿化主要发育在砂体厚度和岩性转变的心滩或间湾等部位（图5b、5c），受沉积微相控制明显，其主要 原 因 有［17-18，36］：1） 泥岩携带还原物质高， 与中间砂体形成强烈的氧化还原地球化学界面；2）泥岩隔水层及其周边砂岩是一个有利的 “铀吸附体”；3） 中部粗粒砂体孔渗性好， 氧化流体优先渗流通过， 而顶底板渗透性较差的粉-细砂岩或泥岩，成矿流体流速受阻减缓，流-岩反应时间长且充分，有利于水中铀的沉淀富集。 总体上， 区内伊敏组上段具有古潜水-层间氧化铀成矿的岩性-岩相和地球化学有利条件， 下一步可布置深孔进行厚大砂体及其铀矿化的揭露。

图5 赫尔洪德凹陷东南部伊敏组上段古潜水-层间氧化带型铀矿化［22］Fig.5 Paleophreatic and interlayer oxidation zone uranium mineralization in upper Menber of Yimin Formation，southeastern Herhonde sag［22］

5 结语

赫尔洪德凹陷东南部缓坡带伊敏组上段发育辫状河三角洲有利相带， 垂向上表现为下细上粗的水退沉积序列， 并形成了一套总厚度在10～80 m 的（水下）分流河道骨架砂体， 单层厚度多在5 m 以上； 砂体岩性主要为浅灰色、 灰色中粗砂岩、 砂砾岩， 泥质胶结， 透水性良好； 砂岩中的中酸性火山岩屑含量高， 本身具有较高的铀含量； 其还原容量中等， 以半碳化植物碎屑为主， 整体上是一套较有利的含矿建造。 铀矿化主要为古潜水氧化或古潜水-层间氧化成因，均产于辫状河三角洲相（分流和水下分流）河道砂体中，受沉积微相控制明显。

研究区总体上具备了下灰上红的有利地层组合， 伊敏组上段形成之后发生全面构造反转， 古气候由温暖潮湿转变为干旱炎热，十分有利于后期含铀含氧水渗入改造， 是寻找砂岩型铀矿的有利远景区。