松辽盆地西南部白垩系姚家组碎屑岩成岩作用与铀成矿

江文剑，秦明宽，范洪海，黄少华，郭强，肖菁

（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.东华理工大学 核资源与环境国家重点实验室，江西 南昌 330013）

碎屑岩成岩作用在油气储层特征分析中十分普遍，但是在砂岩型铀成矿作用研究中却未受到足够的重视［1-3］。砂岩型铀矿作为一种低温、层控型沉积矿产，铀元素迁移、聚集规律必然受到成岩作用的影响。以往铀矿地质学家们主要从成矿作用、后期流体改造、后生矿物蚀变等方面研究成矿元素的转化［4-6］，而将碎屑岩的成岩作用作为一个系统、完整的——尤其是将铀成矿作用作为成岩作用过程中一个特殊的阶段——来研究则相对较少，从目前查阅文献来看，有关成岩作用与铀成矿的关系仅限于局部地区的零星研究［7-10］。将成岩作用作为一个整体、系统性地研究可为砂岩型铀成矿作用研究提供一种新思路和新方法，对探讨成岩作用过程中铀成矿物质的迁移、富集规律以及对指导砂岩型铀矿的勘查工作将具有重要的科学和现实意义［2］。

松辽盆地作为我国东北地区最大的中-新生代沉积盆地，是重要的砂岩型铀矿和油气能源矿产基地之一［11-13］。近年来，松辽盆地西南部钱家店、DL、HLJ 等地区铀矿勘查工作取得了重大突破，开辟了我国东北部中-新生代陆相盆地砂岩型铀矿勘查的新局面［4，14］。但是前人相关研究主要集中在区域成矿条件、成矿规律、成矿模式等方面，且主要集中在钱家店矿床［15-22］，而开展含矿目的层成岩作用特征研究则相对较少。本文将聚焦近年来铀矿勘查工作取得突破的DL 和HLJ 地区含矿目的层姚家组碎屑岩的成岩作用特征，探讨成岩作用演化过程中铀元素富集-迁移规律，探讨其铀成矿机理，为丰富松辽盆地砂岩型铀矿成矿理论和指导下一步铀矿勘查工作提供科学依据。

1 地质概况

研究区位于松辽盆地西南隆起区，区域内断裂系统发育，主要发育北东向（F1、F2、F3）和近东西向（F4、F7）两组断裂构造（图1）。受基底和断裂系统构造活动的影响，研究区东部出露有花岗岩体，局部地区有辉绿岩脉侵入（图1b）。盆地基底为古生界变质片麻岩，沉积盖层由上侏罗统火石岭组、白垩系、古近系、新近系和第四系组成，其中上白垩统姚家组是目前主要铀找矿目的层，可进一步划分为姚家组上段（K2y2）和姚家组下段（K2y1）。姚家组上段主要以发育灰色、浅灰色、红色细砂岩夹紫红色、灰色粉砂岩、泥岩为主，砂泥岩构成3～4 个下粗上细的较完整正旋回结构，砂体总体厚度相对较薄，多为8～10 m，其形成环境主要为曲流河相［23-24］。姚家组下段除顶部发育8～10 m 厚且稳定的砖红色、紫红色泥岩外，砂体垂向上具有明显分层特征，上层为红色、褐红色中粗砂岩、中砂岩，厚度较大，一般为60～80 m；中部为一套灰色细砂岩、中砂岩夹暗色、杂色泥岩，厚度约为20～40 m，为含矿主砂体，铀矿体主要呈板状，铀矿物主要以分散吸附态铀和沥青铀矿为主；下层为褐黄色、红色的含砾粗砂岩、中砂岩，厚度相对较小，约为10～20 m，其形成环境主要为辫状河流相［23-24］。

图1 松辽盆地西南部大地构造位置（a）和地质简图（b）Fig.1 Tectonic location（a）and geology map（b）in southwest Songliao Basin

2 岩石学特征

2.1 泥岩

研究区泥岩主要为红色泥岩（图2a），灰色、灰黑色、灰绿色次之。岩石较致密，部分红色泥岩钙质含量较高，岩石较坚硬。泥岩常呈现块状或水平层理（图2b）。灰色、灰黑色泥岩中常含炭屑等有机质。在灰黑色、灰绿色泥岩和红色泥岩之间常表现为花斑状（图2c），这可能与其形成于动荡氧化-还原性质的水体有关。在灰色含矿砂体中，常可见到厚度不等的暗色调泥岩夹层（图2d），少见红色泥岩。经X 衍射分析，泥岩中黏土矿物主要为伊利石、高岭石和伊蒙混层等。

图2 松辽盆地西南部姚家组典型泥岩特征图Fig.2 Typical mudstone characteristics of Yaojia Formation in southwest Songliao Basin

2.2 砂岩

通过镜下鉴定和岩石类型投图，本区姚家组主要发育岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩（图3）。其中碎屑颗粒的含量平均为90%左右，个别样品较低，填隙物含量平均在10%左右。碎屑颗粒成分中，石英含量占比约为45%～75%，长石含量约占15%～40%，岩屑含量约占10%～30%，重矿物零星出现，多为锆石和金红石，部分样品还可见少量的碎屑黑云母和白云母等。

图3 松辽盆地西南部姚家组砂岩分类图Fig.3 Sandstone classification of Yaojia Formation in southwest Songliao Basin

碎屑颗粒多呈棱角-次棱角状（图4a），分选中等-较差。石英多为单晶石英，部分为来源于中酸性火山岩或变质岩区的多晶石英（图4b）；长石以斜长石和微斜长石为主（图4c），偶见条纹长石；岩屑主要为中酸性隐-微晶质长英质火山岩屑（图4d），变质石英岩屑和燧石次之（图4e）。

填隙物以杂基为主（图4a），其成分主要为伊利石、伊蒙混层，少量的高岭石和绿泥石；胶结物主要为碳酸盐岩胶结（图4f），硅质胶结少见。岩石以颗粒支撑为主，部分为杂基支撑，胶结类型以孔隙式胶结为主，颗粒之间呈点接触。总体来说，岩石成分成熟度和结构成熟度均较低。

图4 松辽盆地西南部姚家组砂岩显微特征Fig.4 Microscopic characteristics of sandstone of Yaojia Formation in southwest Songliao Basin

3 成岩作用特征

3.1 成岩作用类型

通过显微镜和电子扫描电镜观察，研究区碎屑岩经历的成岩作用类型主要为压实作用、胶结作用、溶蚀-交代作用、重结晶-矿物的多形转变作用。

3.1.1 压实作用

压实作用主要发生在成岩作用早期，导致岩石中孔隙水大量排出，孔隙度急剧降低。研究区岩石颗粒之间主要为颗粒支撑，颗粒之间主要为点接触，少见线接触或凹凸接触（图4a）；刚性脆性颗粒石英、长石表面上未见明显的脆性微裂纹，以及未见明显的颗粒彼此间的位移和重新排列，而单晶石英未见受到强烈压实作用而产生的波状消光（图4a）；来自蚀源区的塑性矿物黑云母未见明显弯曲变形，呈层状产出（图5a）；同时，也未见塑性岩屑经压实作用而发生组构定向排列的现象（图5b）；黑云母和泥岩岩屑边界较明显，且泥岩岩屑未见明显假杂基化现象，但可见部分刚性石英颗粒插入泥岩岩屑中（图5b），表明研究区仍存在一定压实作用。总体来说，从岩石结构和矿物分布特征来看，研究区碎屑岩虽经历了一定的压实作用，但作用强度较弱，压溶作用几乎未发生［25］。

3.1.2 胶结作用

胶结作用是指自生矿物在孔隙溶液中沉淀从而导致松散的沉积物固结成岩的作用，可以在成岩阶段的各个时期发生［25］。研究区砂岩中发生胶结作用主要为碳酸盐胶结，其次为黄铁矿胶结，少见硅质胶结作用。

研究区砂岩中碳酸盐胶结作用主要表现为方解石胶结，少量白云石和菱铁矿胶结。其中方解石胶结作用可以划分为两期，早期为微晶方解石呈栉壳状围绕碎屑颗粒生长（图5c）；晚期为亮晶方解石呈嵌晶结构充填颗粒之间（图5d），部分早期栉壳状微晶方解石被晚期亮晶方解石胶结物交代，且晚期亮晶方解石胶结物多发育在红色砂岩中，杂基含量较少，同时，还可见部分方解石胶结物呈斑点状充填在颗粒之间的不规则的小孔隙中（图5e），这类岩石中杂基含量较高。

黄铁矿除呈自形粒状、草莓状外，还呈胶状充填在颗粒之间（图5f）。另外，还可见到铁质胶结物，这些铁质胶结物主要围绕颗粒呈衬边形式产出（图5g），其原始的沉淀物可能为菱铁矿等非晶质的二价铁氧化物，经后期成岩作用过程中氧化、脱水，从而造成了褐红色、棕色的氧化铁析出。样品中未见到明显的石英加大边，但是可见放射状玉髓形成（图5h）。

3.1.3 溶蚀-交代作用

研究区砂岩中溶蚀-交代作用主要表现为碳酸盐岩溶蚀-交代作用。其中碳酸盐岩主要表现为方解石溶蚀-交代石英、长石颗粒和中酸性长英质岩屑，造成石英颗粒边缘呈现不规则状或港湾状（图5i 红色箭头处），而碳酸盐岩交代长石则主要沿着长石内部发育的解理进行，局部可见到碳酸盐矿物穿插了整个碎屑颗粒（图5i）。样品中还可以见到碳酸盐岩对长英质岩屑进行溶蚀交代，部分交代不够彻底，形成斑点状碳酸盐岩交代产物（图5j）。同时，研究区样品中还可以见到碳酸盐岩对黏土矿物的交代（图5k）。

3.1.4 重结晶-矿物的多形转变作用

研究区中碎屑岩发生的重结晶作用主要表现为碳酸盐岩的重结晶作用，由早期的微晶方解石经过重结晶作用，转变为嵌晶或连晶式胶结的亮晶方解石胶结物（图5c）。矿物多形转变主要为呈丝状伊利石和隐晶质长英质火山岩屑经过重结晶作用，转变为绢云母，进而变为白云母（图5l）。

3.2 成岩作用强度

碎屑岩在成岩演化过程中是具有阶段性的，在对其进行成岩阶段划分之前，首先需要判断其经历成岩作用最大强度。根据镜下薄片观察岩石组构、有机质热成熟度、黏土矿物及其混层黏土矿物的转化等特征，依照应凤祥等人起草发布石油行业碎屑岩成岩阶段划分标准（2003 年版）［26］，笔者认为研究区含矿目的层段——姚家组碎屑岩经历的成岩程度只达到中成岩A 期，其依据主要有以下几点：

1）埋藏深度和岩石组构特征是判断成岩作用强度一个重要指标（表1）。一般来说，碎屑岩埋藏深度越深，温度越高，遭受上覆地层重荷压力越大，其成岩作用强度越强，岩石组构也会发生相应改变［25］。依据前人对松辽盆地南部地层埋藏史和热史研究，姚家组埋藏深度较浅，最大埋深不超过1 500～2 000 m，最大埋藏温度为70～130 ℃［27］，岩石遭受上覆地层重荷压力不大。从岩石组构特征来看，岩石颗粒之间多数呈现点接触，少数呈线接触，凹凸和缝合线接触少见，孔隙式胶结（图5d、e），未见到明显压溶作用和石英加大边，泥岩岩屑未见明显的假杂基化，也表明其遭受压强作用不强，成岩作用强度不高。

图5 松辽盆地西南部姚家组砂岩成岩作用典型特征Fig.5 Typical characteristics of sandstone diagenesis of Yaojia Formation in southwest of Songliao Basin

2）有机质成熟度与成岩作用强度也有着密切联系。一般说来，有机质成熟度越高，表明其经历成岩作用强度越强［25］。研究区姚家组碎屑岩中有机质镜质体反射率Ro 为0.45%～1.14%，处于低成熟-成熟阶段（表1）。

3）黏土矿物及其混层的转化特征的研究表明，随着成岩作用强度逐步增强，黏土矿物会发生转变，如蒙皂石逐渐向伊/蒙混层转变，伊/蒙混层中蒙皂石占比将逐渐降低，伊利石含量增加［25］。本文测得泥岩伊/蒙混层中蒙皂石占比为13%～20%（表1），砂岩中测得黏土矿物以伊利石和伊/蒙混层为主，少量高岭石，无蒙皂石。综合岩石组构、有机质成熟度和黏土矿物含量特征，结合区域埋藏史和热史分析，判断研究区姚家组碎屑岩成岩作用强度达到中成岩A 期。

表1 松辽盆地西南部姚家组碎屑岩成岩作用强度标志Table 1 Diagenesis intensity indicator of clastic rocks of Yaojia Formation in southwest Songliao Basin

3.3 成岩演化阶段

依据碎屑岩成岩作用特征，结合区域内构造-沉积演化史，本文将研究区姚家组碎屑岩成岩作用划分为同生期、早成岩A 和B 期、中成岩A 期、表生成岩期等4 个阶段。

3.3.1 同生期

同生期是指沉积物沉积后，与上覆水体尚未完全脱离接触，在进入埋藏之前所发生的变化和作用的时期［25］。研究区该时期发生的成岩作用主要表现为微晶碳酸盐岩围绕着碎屑颗粒周边呈栉壳状生长（图5c），但是同生期形成的栉壳状微晶方解石胶结物容易在后期成岩作用过程中发生重结晶作用，形成亮晶方解石，故其较难保存。另外，一些硅铝酸盐矿物如长石会发生水化作用，草莓状黄铁矿也多形成于该时期。

3.3.2 早成岩期

早成岩期指沉积物由弱固结到固结的成岩阶段［25］。此时沉积物进入埋藏阶段，并脱离上覆水体，可继续划分为早成岩A 期和早成岩B 期。

1）早成岩A 期

在此阶段，成岩环境总体上处于碱性、偏还原条件下，厌氧细菌（如硫酸盐还原细菌）微生物作用活跃。研究区碎屑岩主要发生机械压实作用和碳酸盐胶结作用。压实作用导致碎屑岩孔隙度急剧减少，孔隙中水分大量排出，其排出孔隙水成为后期成岩流体的主要来源之一。亮色调红色砂岩形成于偏干旱、氧化水体中，砂体孔隙水含氧量相对较高，且富含Ca2+、Fe3+、Mg2+等离子，同时，先前沉积-同生期时发生硅铝酸盐矿物（如长石，火山岩屑等）水解作用释放出大量的Ca2+、Na+、Fe3+、Mg2+等阳离子，造成地层中成岩流体Ca2+、Mg2+等碱金属离子浓度较高，地层流体呈碱性，并在碎屑颗粒之间形成大量的碳酸盐亮晶胶结物（主要为方解石）（图4d），局部地区形成致密、坚硬的红色钙质砂岩层；而暗色调灰色砂岩可能形成于偏湿润、弱氧化水体中，厌氧细菌有机质分解和还原作用活跃，会将沉积物和地层流体中高价态铁还原呈低价态铁的硫化物，形成草莓状黄铁矿和菱铁矿胶结物，低价铁含量较高（表2），同时，颗粒之间也会发生方解石胶结，但钙质含量相对较低（表2）。

2）早成岩B 期

此阶段随着埋藏深度的增加，压力增大，地层温度的升高，基质中黏土矿物蒙皂石开始向伊/蒙混层和伊利石大量转化，释放出可观的Si4+，沉淀出玉髓（图5h）。同时，由于地层温度升高，导致方解石溶解度降低，基质中沉淀出呈斑点状的泥微晶方解石胶结物（图5e）。另外，此时有机质热演化将开始发生，产生大量有机酸和CO2，尤其是富含有机质的暗色调泥岩（表2），其产生的有机质酸性流体，在压实作用下，排泄到邻近砂岩中，导致地层流体中碱性降低，呈中性-弱酸性，造成铝硅酸盐矿物（如长石）的溶解，形成高岭石，同时向地层流体释放出大量K+、Mg2+、Ca2+、Na+和SiO2。伴随着溶蚀作用进行，地层流体中K+、Mg2+、Ca2+、Na+等碱性金属离子增加和SiO2沉淀形成玉髓，到此阶段后期，成岩流体酸性又减弱，呈中性-偏碱性，又开始了后期方解石沉淀，而长石溶蚀作用产生的大量K+则促使高岭石、蒙皂石和伊/蒙混层向伊利石转化［28］。

表2 研究区不同颜色碎屑岩有机碳、FeO、CaO 和U 含量表Table 2 Organic carbon,FeO,CaO and U contents of clastic rocks in different color in the study area

3.3.3 中成岩A 期

此阶段研究区碎屑岩埋藏深度达到最深，地层压力最大，地层温度较高，地层封闭性及成岩环境的还原性进一步加强。较高的地层压力和温度，加速伊/蒙混层向伊利石转化，同时，前期形成泥微晶方解石和玉髓发生重结晶作用，晶形变好，晶体变大，局部地区伊利石也发生矿物的多形转变，向绢云母转化（图5l）。另外，由于温度的增加有利于长石、石英溶解和方解石沉淀，该时期发生碳酸盐矿物（主要为方解石）对长石、石英、长英质岩屑等大规模交代作用（图5i、j）。与此同时，该阶段成岩环境还原性进一步加强，成岩流体中Fe2+浓度积累到一定程度，将会形成胶状黄铁矿胶结物（图5f）。

3.3.4 表生成岩期

此阶段因构造抬升，已固结的沉积岩被抬升至接近地表处，在常温常压条件下，在潜水面以下或由富氧的大气水渗透到地下深处而发生的一切地质作用［25］。研究区域内姚家组沉积后主要受到盆地两期构造活动的影响：1）嫩江组沉积末期—明水组沉积末期，受太平洋板块向西俯冲挤压的影响，研究区内发生构造反转作用，形成构造天窗；2）古近纪—第四纪时期发生的喜马拉雅运动，造成区域内地层大规模抬升-剥蚀，缺失大部分古近系—新近系［5］。这些构造运动为研究区目标层发生表生成岩作用创造了条件，其主要表现为，富氧大气水的渗入将先前形成的含低价铁胶结物（如黄铁矿、菱铁矿等）氧化，形成褐铁矿或赤铁矿化（图5g）。在此阶段，还会产生碳酸盐胶结物溶蚀作用，在局部形成钙质结核。

4 成岩演化过程中铀成矿作用

铀元素作为一种地球化学性质活跃的元素，其在成岩演化不同阶段必然会发生不同反应。根据研究区碎屑岩成岩演化特征和铀元素迁移-聚集规律，结合区域内沉积-构造演化史，将研究区目标层的铀成矿作用过程划分为3 个阶段：沉积-同生期的预富集阶段、早成岩期的排铀阶段和表生成岩期的叠加改造作用阶段。

4.1 预富集阶段（沉积-同生期）

同生期时因尚未与上覆水体脱离接触，其成岩流体性质与沉积时水体相似。松辽盆地西南部在姚家组沉积时期总体为干旱-半干旱气候，但是局部可能有波动的。通过对研究区（非）含矿段不同颜色砂岩、泥岩的测试数据分析（表2），亮色调红色砂岩与泥岩均具有较低有机碳、FeO、U 含量，较高的CaO 含量（表2），可能与其形成于偏干旱气候、强氧化水体环境有关；暗色泥岩则具有相对较高的有机碳、FeO、U 含量，较低的CaO含量（表2），表明其可能形成于偏潮湿气候、弱氧化水体中。

与红色砂岩相比，灰色砂岩特征元素含量变化较复杂，与其是否含矿有明显关系。总体来说，其具有相对较高FeO 和较低的CaO 含量，但是有机碳含量也较低，U 含量变化较大。这主要原因可能是，砂岩具有较高孔隙度和渗透率，其特征元素含量不仅与其沉积时环境有关，还与后期成岩过程中流体改造密切相关。研究区不同颜色砂岩均具有较低的、相差不大的有机碳含量，表明在较强水动力条件下，沉积水体中含氧量均较高，氧化性较强，灰色砂体自身还原剂容量并不高。

但是值得注意的是，含矿砂体中通常有一层或几层暗色调泥岩夹层具有非常高的U 含量，且厚度不等，如钻孔HLJ-15含矿层段（673～687 m）中有一夹层泥岩U 含量特别高，达到885×10-6，该层泥岩上下附近砂岩U 含量也出现高值，达到260×10-6；钻孔DL-16 含矿层段（530～541 m）中暗色泥岩U 含量达到164×10-6，其邻近含矿砂岩U 含量达到82×10-6。其他含矿钻孔也表现出相似的规律，因此，笔者有理由认为，含矿砂体的发育与这套高U 含量的泥岩有着密切关系。

非矿段灰色砂岩U含量（平均值为2.12×10-6）与红色砂岩、黄色砂岩U 含量相近（平均值分别为2.07×10-6和2.18×10-6）（表2），表明在较强水动力条件下，沉积水体循环良好，含氧量较高，缺乏有机质保存，即使在潮湿气候环境下，灰色砂体也很难吸附并富集U，且不足以在后期成矿作用过程中为自身提供铀源。

而与红色泥岩相比，非矿段暗色调泥岩也具有高近一倍的U 含量（平均值为5.06×10-6）和高一个数量级有机碳含量（平均值为0.58%）（表2），说明在相对潮湿古气候条件下，水动力弱的静水环境下，暗色调泥岩在沉积-同生期发生明显U 吸附作用，尤其是含矿段中发育夹层暗色调泥岩，吸附并富集了大量U（主要呈高价态吸附形式赋存，少部分也可能被还原沉淀）（图6a），为后期铀成矿作用提供了重要的物质基础。

4.2 排铀阶段（早成岩期）

压实作用是早成岩阶段发生的最重要的成岩作用类型之一，其最显著效果就是沉积物体积缩小和孔隙水的排出。泥岩在沉积时具有高的孔隙度，其原始孔隙度可高达70%～90%，孔隙中饱含自由水，但被埋藏之后，随着深度增加，压实作用增强，孔隙度将急剧减小，大量孔隙水被排出，当埋深达到300～500 m 时，泥岩中高达90%水分将被排出［25］。

研究区含矿层段高U 含量的泥岩在沉积-同生期阶段，黏土矿物吸附铀应与其孔隙流体中解吸铀保持一个动态平衡，因此，其孔隙水中也应该具有高UO22+含量［7］。在早成岩作用阶段，随着压实作用的进行，孔隙水中解析铀和泥岩中部分吸附铀（以高价态UO22+为主，具有较高活跃性，易迁移），将会随压实水被排泄到邻近孔隙度较高、渗透性较好的砂岩中（图6b），被砂岩中黏土矿物及铁、锰质硫化物所吸附。由于泥岩原始孔隙水体积巨大，另外，现测得的含矿层段暗色泥岩铀含量高达（n×100）×10-6，可推测其原始沉积时孔隙水中解析铀和黏土吸附铀浓度将更高，其压实过程排泄到砂岩中铀量将十分可观，将是含矿砂岩中铀矿化最重要、最直接的铀来源。而夏毓亮等人测得研究区一组成矿年龄为（87±12）Ma［11］，这与姚家组沉积时期相当的结果也支持这一观点。因此，存在于碎屑颗粒间填隙物中的吸附态铀成为研究区主要铀赋存形式之一。

另外，早成岩作用阶段，岩石总体处于弱氧化-弱还原环境中，厌氧细菌（尤其是硫酸盐还原细菌）微生物作用活跃，分解有机质，还原硫酸盐，将产生大量H2、CH4、CO、H2S 等还原性气体，将先前排泄到砂岩中的吸附态铀部分还原成沥青铀矿，并生成黄铁矿［29-30］，其形成主要化学反应式如下：

因此，与黄铁矿共生的沥青铀矿也是研究区主要的赋存形式之一。

4.3 叠加改造作用阶段（表生成岩期）

受构造运动影响，固结成岩的碎屑岩表生成岩作用可以发生在成岩演化阶段任何时期。前面已分析，受太平洋板块向西俯冲挤压和喜马拉雅运动的影响，姚家组碎屑岩发生了较强烈的表生成岩作用。地表富氧大气水沿着区域内白兴吐“构造天窗”、架玛吐古隆起或南部物源区方向渗入到姚家组含矿砂岩中，将局部灰色砂岩氧化成褐黄色、浅黄色砂岩，同时，将前期呈吸附态高价活性铀（或低价铀氧化）带走，在地层深部水压减弱处发生卸载而富集（图6c、d），部分可能还发生还原作用，形成沥青铀矿沉淀。

图6 松辽盆地西南部姚家组下段砂岩板状铀矿床形成模式图Fig.6 Formation model of tabular sandstone uranium deposit of Yaojia Formation in southwest Songliao Basin

5 板状铀矿体形成机制

从以上分析可以看出，研究区矿体的铀源可能最主要来自于沉积-同生期暗色泥岩的预富集作用（图6a）。在早成岩期阶段，铀从高含量的泥岩排泄到上下周围邻近砂岩中是研究区最重要的铀成矿作用，其成矿流体流动方向主要是沿垂向上的（图6b）；在嫩江组沉积末期至明水组末期时，由于构造反转作用，富氧大气水沿着白兴吐“构造天窗”或架玛吐古隆起，从北东向南西方向渗入到含矿砂体中（图6c）；而在古近纪至第四纪时，由于喜马拉雅运动，研究区西南部抬升较高，地表氧化水体沿着物源方向（从南西向北东方向）渗入到含矿砂体中（图6d），这些渗入地表氧化水体对铀矿体形态进行了改造。

在被地表氧化流体改造前，砂体中铀主要集中在暗色泥岩周围（图6b），而渗入的地表氧化水并不含有较高的铀，当其渗入时，靠近暗色泥岩一侧（图6c、d中靠近oa）的氧化水体会不断的积累、携带前期实压作用排出的铀向前运移，水体中铀含量逐渐增高，当渗流达到一定距离后，水压减弱，流速降低，且由于靠近泥岩，砂岩中泥质含量较高，渗透性相对较差，也会对渗入流体起到滞留作用，在氧化流体流速较低的情况下，当其水体中积累的铀达到一定浓度后，将会沿着oa一侧发生卸载而聚集成矿（图6c、d）；远离暗色泥岩另一侧（图6c、d中靠近ob）的氧化流体，因其流经的砂岩远离铀源，排泄到砂体中铀含量较低，其富集前期排出的铀也较少，因此，不能发生卸载而聚集成矿。

综上所述，笔者认为，砂岩型铀矿体的产状可能与其铀的来源有着十分密切关系，当铀主要来源于自身泥岩的预富集作用，而非蚀源区富氧地表水淋滤作用产生的时，垂向上成矿流体的迁移是主要的，而后期表生作用阶段地表氧化流体叠加改造作用则处于次要地位。因此，铀主要富集在靠近铀源（高铀含量暗色调泥岩）灰色砂岩中，矿体主要呈板状。

6 结论

1）松辽盆地西南部DL和HLJ地区铀含矿目的层姚家组主要发育岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩，其经历成岩作用类型主要为压实作用、碳酸盐胶结作用、黄铁矿胶结作用、碳酸盐溶蚀-交代作用、重结晶-矿物的多形转变作用等，其成岩作用强度达到中成岩A期，其成岩演化阶段可划分为同生期、早成岩A和B期、中成岩A期和表生成岩期等4个阶段。

2）研究区铀成矿作用阶段可划分为预富集阶段（沉积-同生期）、排铀阶段（早成岩期）和叠加改造作用阶段（表生成岩期）等3个阶段。其中沉积-同生期时，暗色泥岩预富集作用聚集的铀可能是研究区最主要铀来源，压实作用导致的铀从高含量暗色泥岩排出，迁移到邻近灰色砂岩中可能是最重要的铀成矿作用，地表氧化水体渗入对铀矿体产状进行了改造。

3）板状铀矿体形成与其铀源来于自身预富集作用有着密切关系，成矿流体的垂向上迁移是主要的，而后期表生作用阶段地表氧化流体叠加改造作用则处于次要地位。