二连盆地古地貌特征及其对砂岩型铀矿的制约

2020-11-09刘持恒刘武生史清平张文东张梓楠

铀矿地质 2020年5期

刘持恒，刘武生，史清平，张文东，张梓楠

（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）

二连盆地是我国重要的产油、产煤和产铀盆地［1］，这些沉积矿产均与沉积环境密切相关。其中，二连盆地下白垩统赛汉组上段是目前最为主要的产铀层位［2-4］，沉积于盆地的坳陷阶段［5］。由于坳陷盆地相对缺乏断裂作用，盆地的沉积体系不受断裂构造控制，而可能受差异热沉降引起的古地貌格局控制明显。因此，开展二连盆地赛汉期末（赛汉组上段沉积结束时，约100 Ma）的古地貌恢复工作有助于多方面认识盆地在该时期中的沉积格局以及对砂岩型铀成矿的控制作用。

目前，古地貌恢复主要采用地层厚度回剥法来定量建立古地貌格局，即在古水深校正、去压实校正和剥蚀量校正的基础上剥去特定时期的上覆地层，并以该时期沉积厚度的镜像关系确定古地貌的相对高程。此外，还有学者通过古地理编图的方法半定量研究了古地貌格局［6-7］。在定量恢复古地貌的研究中，前人通过恢复地震剖面［8-9］和单井钻孔恢复再插值［10-12］的方法在岩溶台地、被动大陆边缘和克拉通等盆地均开展了大量的古地貌恢复工作，并辅以高分辨率层序地层进一步提高了等时精度［13-14］。其中，地震剖面恢复的方法可以利用模拟软件（如商业软件Move）有效地进行去压实校正，但要开展精确的古地貌研究需要高密度的地震资料，而这需要花费大量的人力和物力。单井钻孔同样可以进行去压实、古水深和剥蚀量的校正，但古地貌恢复需要对盆地内大量钻孔数据进行恢复计算。目前还没有批量化处理钻井古地貌的程序，这导致上述大量研究实际采用的是残余地层，并没有逐一对钻井进行去压实等校正。针对这些问题，作者编写了一套基于MATLAB 的代码，可以批量化对钻井数据进行去压实等校正，有效提高了古地貌恢复和编图工作的效率和精度。通过选取二连盆地赛汉期末坳陷阶段作为研究对象，可以抛开构造因素来探讨单一古地貌因素是如何对沉积环境以及砂岩型铀成矿进行约束的。

1 区域地质背景

二连盆地为中-蒙边界附近的中-新生代陆相沉积盆地，位于阴山-燕山山脉北部，大兴安岭西部。二连盆地沉积基底位于华北板块北部、松嫩地块和大兴安岭地块的拼接地带，以及这3 个地块在晚古生代古亚洲洋关闭的增生造山带之上［15-16］，沉积范围覆盖了贺根山和索伦缝合带（图1）。随着蒙古-鄂霍茨克洋向南部阿穆尔地块持续地俯冲，在中-蒙边界形成了一系列中-新生代伸展盆地。二连盆地则是在这样的动力背景下逐渐演化［17］，形成了一个北东-南西向，宽250～300 km，长550～600 km 的中-新生代陆相沉积盆地。根据二连盆地的类型和构造层序，前人通常将二连盆地分为侏罗纪第一裂谷阶段，早白垩世第二裂谷阶段和早白垩世-晚白垩世后裂谷阶段［18］。二连盆地侏罗纪的裂谷沉积仅在盆地局部地区发育，主要沉积了一套粗碎屑岩和火山碎屑岩，包括中-下侏罗统阿拉坦合力群和上侏罗统兴安岭群。二连盆地白垩系具有从同裂谷期断陷沉积到后裂谷期热沉降的坳陷沉积，其沉积范围从受断层控制的断陷中逐渐扩大到整个坳陷（图1），在剖面上具有典型的断-坳结构。其中，深部断陷结构为地堑、半地堑和复式堑垒构造，沉积了一套冲积扇-扇三角洲（三角洲）-湖泊相沉积［19］，包括下白垩统阿尔善组、下白垩统腾格尔组和下白垩统赛汉组下段；上部坳陷为一套河流-湖泊相沉积［22］，包括下白垩统赛汉组上段和上白垩统二连组，均为重要的产铀层位［3-4，23］。二连盆地各坳陷均为独立的沉积体系，彼此相互长期分隔，但又具有相似的构造演化及沉积充填特征，根据二连盆地断陷和坳陷的沉积分布特征，可以将二连盆地分为川井坳陷、乌兰察布坳陷、马尼特坳陷、乌尼特坳陷和腾格尔坳陷，其深部还存在至少40 个独立的小型断陷（次级凹陷）［19］（图1）。

图1 二连盆地断陷与坳陷分布图（底图为90 m 分辨率的数字高程模型图，断陷与坳陷范围参考文献［20］，缝合带位置参考文献［21］）Fig.1 Sags and depressions in Erlian Basin

2 数据与方法

由于各地层单元存在孔隙度，沉积过程中会不断地被上覆地层所压实，岩石孔隙度将逐渐减小。在对现今地层进行去压实校正的过程中，可以认为沉积物颗粒总体积不变，颗粒不发生变形，只考虑孔隙度的减小或者孔隙中流体逐渐被排出等机械压实作用导致沉积物体积减小的影响，忽略其它因素，如成岩作用。因此，地层骨架厚度hs 实际上为孔隙度的函数：

式中： z1和z2分别为该层地层的顶、底深度，Φ（z）为该深度下的孔隙度，同样也是深度的函数，可以表示为：

式中： Φ0为岩石的初始孔隙度，z 为深度，c为压实系数。将式（2）带入式（1）后积分可得到：

由于岩石的压实系数和岩性密切相关，前人通常为了减小运算过程选择岩石地层单元（组）作为去压实单元，并且将不同岩性的压实系数按厚度比求加权平均处理［24］。这种将非线性的压实系数变为常系数必将会引起一定的误差。由于钻孔资料对岩性进行了详细的分层，因此本文将沉积岩岩性简单归为泥岩、粉砂岩、砂岩和砾岩4 大类，并收集了前人在这4 类岩石样品中实测的孔隙度和深度数据，拟合出泥岩、粉砂岩、砂岩和砾岩的初始孔隙度Φ0和压实系数c。在地层回剥的过程中选择上述单一岩性为回剥单元，即在每一次回剥过程中，都对单一岩性进行一次去压实校正（图2）。因此上式（3）中，z2即为我们要求解的岩性底界，z1则为上一套岩性的底界深度z2，以此类推最上部的第一层岩性单元z1即为井口值0。所以，式（3）实际上是z2＝f（z2）的隐函数，可以通过迭代计算求解出去压实后的每一套岩性底界深度z2，迭代次数要求不超过100 次，相对容差小于10-5。在地层分界处，我们就可以求得该时期具体地层的埋藏深度（如图2 中T2 和T1 时期）。通过选取每口井中指定时期，指定地层底界，即可插值绘制该时期的古地貌图。

图2 按单一岩性去压实回剥示意图Fig.2 Schematic diagram of decompaction stripping back depth based on single layer of lithology

本文收集并筛选了二连盆地乌兰察布坳陷和马尼特坳陷赛汉组上段底界的钻井共计875 口，并进行了上述计算，这无疑涉及巨大的计算量和重复的操作。因此，我们通过程序化将上述过程在MATLAB 程序中实现（该套代码已经申请专利，如需使用欢迎直接联系作者获取）。最后，通过计算赛汉期末875 口井中赛汉组上段底板的埋深，利用反权重插值编制了二连盆地乌兰察布坳陷和马尼特坳陷赛汉期末古地貌图（图3a）。

图3 二连盆地乌兰察布和马尼特坳陷赛汉期末古地貌图（a）和古地貌坡度图（b）Fig.3 Geomorphology（a） and slope（b） map of Wulanchabu and Manite depression at the end of Saihan Age，Erlian Basin

3 二连盆地赛汉期古地貌特征

从赛汉期末二连盆地乌兰察布和马尼特坳陷古地貌图（图3a）可以看出，坳陷内部存在局部隆起与次级凹陷，高差可达近500 m，但在坳陷内没有明显的高地剥蚀区（无沉积区）。通过对赛汉期末古地貌进行坡度计算发现（计算坡度选取的分析域为1 km×1 km 的网格），乌兰察布和马尼特坳陷在赛汉期末的古地貌坡度为0°～4.35°，属于非常平坦的地貌区域。大量的岩相古地理研究表明，赛汉组上段沉积于辫状河-曲流河沉积体系［4，25］，从古地貌图和坡度图可以进一步确定研究区为宽阔的低坡度河谷地貌区，这种地貌特征与现今青海可可西里高原宽谷辫状河流域地貌景观十分相似［26］。因此我们参考可可西里高原辫状河的地貌分类方案［27］，将二连盆地赛汉期末古地貌按坡度分为： 0°～0.5°平原、0.5°～2°微斜坡和2°～5°缓斜坡地貌单元（图3b）。

研究区分布最广的地貌类型为平原，相对海拔在0～－150 m 左右（古地貌最高海拔定义为相对海拔0 m）。通过与刘武生等人［3］编制的二连盆地中部早白垩世赛汉晚期沉积相图进行对比研究发现，这种地貌单元在河流沉积体系中通常对应着泛滥平原，其相对海拔较高，只有当洪水期才会有沉积物覆盖，因此也对应着较薄的赛汉组上段沉积。由于平原地区坡度较小，一旦泛洪来临，沉积物则覆盖了乌兰察布坳陷和马尼特坳陷绝大部分地区。值得注意的是，在平原地区同样会出现局部的河道沉积，这可能是在低坡度环境下存在的间歇性流域，并且极易改道，但仍可能在平面上存在一定范围的河道砂体展布。

研究区主要有3 个大的微斜坡-缓斜坡带，分别分布在哈达图、巴彦乌拉乡和伊和高勒地区。这些区域由于斜坡发育，向内部延伸表现为局部凹陷。其中，最深的凹陷发育在哈达图地区，相对海拔近－500 m，也是研究区规模最大的微斜坡-缓斜坡带。这些微斜坡-缓斜坡带呈条带状，通常两侧均为平原，表现为流动的汇水中心。通过与前人的沉积相图进行对比发现，这些微斜坡-缓斜坡带均为古河道发育的地区，缓斜坡带在伊和高勒地区可进一步形成湖泊沉积。这些斜坡短轴长度在1.6～16.9 km，并表现出近对称的特征，推测为古河床发育的位置，因此认为河道在正常水位时通常都是在该微斜坡-缓斜坡带内发生侧向迁移。在哈达图地区存在多条南北向的微斜坡-缓斜坡带，推测为多个独立的河谷。在巴彦乌拉地区，微斜坡-缓斜坡带转变为近东西向，表现古地貌走向发生变化，进一步导致河流方向从哈达图的南北向转变为该区的近东西向。从岩相古地理编图研究［3］中也可以观察到同样的河道亚相方向的变化，表明微斜坡-缓斜坡带对河道亚相的沉积范围具有明显的控制作用。

4 古地貌对砂岩型铀矿的制约

赛汉组上段是二连盆地最为重要的产铀层位［2-4］，其铀矿化主要产于河道相砂体中，矿化类型为潜水-层间氧化型和层间氧化型，铀矿体以卷状的层间氧化和板状的潜水氧化为主，属于典型的古河道砂岩型铀矿［2-3，28-30］。赛汉组上段的含矿部位位于古河道中的河床滞留、心滩或边滩砂体之中，剖面上铀矿体趋向于河道亚相内沉积微相变异部位发育，在平面上多呈与古河道砂体展布一致的带状分布，并且卷状矿体的凸面常常指向古河道中心［3］。

图4 哈达图及其周缘地区赛汉期末三维古地貌及剖面图（三维图范围见图3 虚线框）Fig.4 3D Geomorphology and sections at the end of Saihan Age in Hadatu and its periphery

为了进一步形象刻画古地貌，并分析其与古河道砂岩型铀矿的关系，本文选取了钻井密度最高的哈达图及其周缘地区（图3 中虚线框），编制了该地区的古地貌三维图和横切地貌剖面（图4）。从三维地貌图上可以看出，研究区具有近南北向地形低洼区。从横切剖面图可以看出，地形坡度存在一个明显的转折处，是地形曲率最大的地区，这正好是平原（坡度0°～0.5°）和微斜坡（坡度0.5°～2°）的分界线。由于河道具有侧向迁移的特征，并且具有一定的迁移范围，这样的地形坡折带正好可以起到天然堤的作用。当正常水位时，河道往往在微斜坡的河床（图4 剖面黄色区域）内沉积和侧向迁移。只有当洪水期间，河水才可以漫过天然堤，在平原地区（图4 剖面粉红色区域）发生越岸沉积，形成泛滥平原亚相。从地貌剖面上可以识别出该地形坡折带相对海拔分布在－100～－125 m，因此我们将－125 m 作为河床地貌区的等深线（图4 三维图中虚线），该深度范围以下为沉积河道亚相，并可以在河床内发生侧向迁移。哈达图河床属于刘武生等［3］提出的脑木根-乔尔古-齐哈日格图辫状砾质河道北部地区，其根据沉积相划分的河道宽10～25 km，而本文依据古地貌坡度划分的河床宽达38～76 km，是多期河道侧向迁移叠合的结果。因此我们认为古地貌坡折带是控制河道亚相分布的关键，宽阔的河谷为河床侧向迁移提供了空间，有利于形成大范围连片的河道砂体，提供更多的铀储层空间。

此外，层间氧化模型需要一定的坡度才能让含铀含氧水在砂体内发生顺层运移。河床两侧的微斜坡-缓斜坡为有利于形成倾斜的空间形态，并且较低的坡度有利于含铀含氧水发生更长距离的迁移，更有可能形成更宽的氧化还原铀成矿带。

前人在研究断陷湖盆的时候发现，断陷内的地貌坡折带往往构成古地貌单元或沉积环境发生变化的界线，常常是由长期活动的同沉积构造形成的构造坡折带［7］，还可能是分隔低位体系域和水进体系域的一个地貌分隔界限［31］。而本文的研究区赛汉组上段沉积于盆地的坳陷阶段，没有明显的断裂构造控制，但仍然存在古地形坡度变化的地貌坡折带，其存在范围比构造坡折带更为广阔。这可能与其深部热差异导致基底差异冷却沉降有关。研究区的这种地貌坡折带同样可能是沉积环境发生变化的界线，即在微斜坡-缓斜坡带内，靠近地貌坡折带附近易于侧向堆积河道边滩微相，而河道的滞留沉积微相会远离地貌坡折带。由于铀矿体趋向于河道亚相内沉积微相变异部位发育［3］，从平原到微斜坡过渡的地貌坡折带则很有可能是铀矿体富集形成的关键部位。