松辽盆地北部依安地区四方台组沉积特征与铀成矿条件分析

2022-07-27侯晓光罗敏王志华王东旭赵星博

铀矿地质 2022年4期

侯晓光，罗敏，王志华，王东旭，赵星博

（核工业二四〇研究所，辽宁沈阳 110000）

松辽盆地是我国中新生代大型陆相含油气沉积盆地［1］。20世纪50年代以来，原地矿部、石油和煤炭系统在盆地内开展各种比例尺区域地质调查、物化探及遥感地质等工作并施工了大批钻孔，积累了有关盆地构造格架、地层层序、沉积建造、岩相古地理等大量基础地质资料。区内地浸砂岩型铀矿找矿工作始于20 世纪80 年代，2007 年核工业二四三大队在盆地南部开鲁坳陷内取得重要突破并逐步落实了宝龙山中型铀矿床。2016—2019 年，大庆油田与中国地质调查局天津地调中心合作，在中央坳陷区内发现了一批铀工业孔。而盆地北部目前工作程度尚浅，矿产方面目前仅发现一些铀异常显示，尚未发现具有工业价值的铀矿床。近年来，核工业二四〇研究所在研究区内开展了一系列铀矿调查评价工作，确定四方台组为找矿目的层，并在四方台组中发现了一批铀矿化、异常孔，显示出较好的找矿潜力。本文基于地质、钻探、测井等资料对四方台组沉积特征及铀成矿条件进行了分析，以期为后续找矿工作提供依据。

1 研究区地质背景

松辽盆地是在松辽微板块基础上发展起来的中新生代大型陆相克拉通内转化型盆地，盆地形态近似菱形，呈NNE 向展布，其东部为张广才岭，西部为大兴安岭，北与小兴安岭相邻，南接康法丘陵地带［2-3］。根据盖层发育和构造演化等方面的特征，松辽盆地可划分为6个一级构造单元，即西部斜坡区、北部倾没区、东北隆起区、中央坳陷区、东南隆起区和西南隆起区［4-5］，研究区位于北部倾没区南部与西部斜坡区、中央坳陷区北部的交汇部位（图1）。区内盖层自下而上分为上侏罗统火石岭组，下白垩统沙河子组、营城组、登娄库组，上白垩统泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组，依安组、大安组、泰康组和第四系。松辽盆地构造演化经历了前中生代克拉通基底演化阶段、晚侏罗世（J3）挤压火山穹窿演化阶段、早白垩世（K1sh－K1d）伸展断陷阶段、晚白垩世早期（K2q－K2n）热冷却坳陷阶段、晚白垩世晚期（K2s－K2m）反转褶皱隆升萎缩剥蚀阶段、古近纪（E）伸展断陷隆升剥蚀阶段及新近纪－第四纪（N－Q）挤压坳陷阶段等7 个演化阶段［6-7］。本文研究的目的层为上白垩统四方台组，为盆地坳陷末期萎缩褶皱、构造反转时期形成的反转构造层［8］。

图1 研究区位置图及构造单元分布（据文献［6］修改）Fig.1 Location and structural units of the study area（modified after reference［6］）

根据岩性岩相、测井曲线形态及地层旋回性将四方台组分为上、下两段，上段厚度一般大于下段。四方台组上段岩性为辫状河相中粗砂岩、砂砾岩夹薄层泥岩，发育多个向上变细的沉积正韵律。四方台组下段岩性为棕红色泥岩与灰色砂岩互层。

四方台组上覆地层为明水组，二者之间界线较为明显，在岩性和颜色上差别较大：明水组颜色一般为灰色、深灰色，而四方台组颜色一般以棕红色、灰色、（浅）灰绿色为特征。明水组底部岩性为厚度较大的泥岩、粉砂岩，水平层理十分发育，偶有双壳类化石发育，构成了目的层稳定的隔水顶板。

四方台组下伏地层为嫩江组，二者为角度不整合接触。嫩江组可分为5 段，而研究区内钻孔揭露一般只揭露到嫩江组三、四段，缺失嫩江组五段。嫩江组三、四段岩性为灰绿色泥岩夹薄层灰绿色砂岩，构成了目的层稳定的隔水底板。

2 沉积相类型及展布特征

2.1 岩石学特征

四方台组砂体岩性主要为灰色、浅黄色中、细砂岩、砂砾岩，碎屑颗粒主要为石英、长石和岩屑，少量重矿物、云母类。石英含量一般为25%～50%。长石含量为20%～45%，成分有斜长石和钾长石两种，斜长石聚片双晶发育，正长石呈褐黄色，具卡式双晶，微斜长石具格子状双晶。云母含量在2%～5%之间，成分有黑云母和绢云母，部分云母发生绿泥石化蚀变。岩屑颗粒含量在5%～45%之间，集中于10%～25%之间。岩屑按照母岩性质主要可分为：中酸性火山岩岩屑、沉积岩-变质沉积岩岩屑，且前者大于后者，表明四方台组岩石的母岩主要为中酸性火山岩。砂岩碎屑颗粒普遍为次棱角状-次圆状，分选以好-中等为主，颗粒胶结方式以孔隙式为主，支撑方式以颗粒支撑方式为主。填隙物的含量多<10%，主要为一些粘土矿物，如高岭石、蒙脱石等。

2.2 沉积相类型

通过岩石岩性特征、沉积韵律、沉积构造特征，结合测井曲线等分析认为，研究区四方台组上段发育辫状河相沉积和三角洲相沉积，四方台组下段为曲流河相沉积（图2，图3）。辫状河沉积可进一步细分为河道滞留沉积微相、心滩沉积微相、泛滥平原沉积微相；曲流河沉积包括河床滞留沉积微相、边滩沉积微相、天然堤、决口水道及河漫滩沉积微相；三角洲相沉积包括分流河道微相、分流间湾微相。

图2 四方台组单孔沉积微相分析图Fig.2 Sedimentary microfacies analysis of Sifangtai Formation by single borehole data

图3 四方台组单孔沉积微相分析图Fig.3 Sedimentary microfacies of Sifangtai Formation of single borehole data

2.2.1 辫状河

1）河床滞留沉积

河床滞留沉积出现在旋回底部，由砂质砾岩、含砾砂岩组成。砾石成分主要为泥砾，底部发育冲刷面（图4 a）。河床滞留沉积厚度较薄，厚度0.1～1 m。电阻率曲线呈高幅指状。相对于曲流河河道沉积，辫状河碎屑物粒度更粗，砾石粒径更大，分选性和磨圆度更差，多见钙质结核发育，沉积构造可见冲刷-充填构造（图4 a）。

2）心滩沉积

心滩沉积主要由细-粗粒砂岩等粗碎屑物质组成，沉积构造发育槽状交错层理和平行层理。沉积厚度较大，多叠置于滞留沉积之上；电阻率曲线以中高幅-中幅箱形或钟形-箱形组合叠加组成，向上砂体粒度由粗变细，水动力逐渐减弱。

3）泛滥平原沉积

泛滥平原沉积厚度相对较薄，多以薄层状垂向沉积于心滩沉积之上，主要由泥岩、粉砂岩组成，通常发育团块及形状不规则的钙质结核，层理不发育，块状构造，颜色通常为灰绿色、灰带绿色。电阻率曲线呈低幅平直状，反映水动力条件较弱。

2.2.2 曲流河

区内曲流河可进一步细分为河床滞留沉积、边滩、天然堤、决口水道及泛滥平原沉积微相，与辫状河相比，曲流河沉积物粒度一般较细，含砂率明显降低。

1）河床滞留沉积

滞留沉积主要由含砾中-粗砂岩组成，分选和磨圆较差，底部发育冲刷构造，沉积厚度一般为0.05～0.5 m。电阻率曲线呈高幅指状。四方台组曲流河河床滞留沉积占总沉积的比例较小，仅在四方台组底部有发育。

2）边滩沉积

主要由灰色中砂岩、细砂岩组成，沉积构造可见平行层理以及交错层理，在垂向上多叠加于河床滞留沉积之上。沉积厚度一般为2.0～10.0 m。电阻率曲线为中高幅-中幅箱形，反映出向上粒度突变，水动力迅速减弱［9］。

3）天然堤

主要由细砂岩、粉砂岩组成，常呈薄层状夹于曲流河河漫滩沉积中，沉积构造主要为平行层理（图4 b）。天然堤厚度一般介于0.1～0.5 m 之间，占曲流河总沉积比例较小。电阻率曲线形态呈中幅指状，齿化不明显。

4）决口水道

决口水道沉积由中、细砂岩、粉砂岩组成，粒度较天然堤稍粗，常呈薄层状夹于河漫滩沉积中，交错层理常见（图4 c），洪水退去，河流水位下降，决口水道不再发育，成为废弃河道［10］，顶部过渡为河漫沉积。

5）河漫滩

河漫滩沉积物主要为棕红色粉砂岩与泥岩，沉积构造以块状构造为主，常见钙质结核发育，垂向沉积多位于边滩亚相、堤岸亚相沉积之上。电阻率曲线呈低平形态，反映出其在粒度和成分上变化不大，以垂向加积为主。

2.2.3 三角洲相

区内三角洲相可进一步细分为分流河道、分流间湾微相，与辫状河相比，三角洲沉积物粒度一般较细，炭化植物碎屑、双壳类动物化石含量明显增多。

1）分流河道

分流河道沉积物粒度较辫状河河道相砂体更细，岩性主要为灰色中-细砂岩，分选好，次圆状，砂岩中可见泥砾发育。沉积构造见交错层理。常见炭屑、黄铁矿等还原性物质。电阻率曲线呈齿状箱形、钟形，反映具有自下向上粒度逐渐变细的正韵律。

2）分流间湾

分流间湾为分流河道之间的细粒沉积，以泥岩和泥质粉砂岩为主，局部存在粉砂岩、泥质细砂岩透镜体。沉积构造以波状层理为主（图4 d）。双壳类化石发育。电阻率曲线呈低幅齿状。

图4 依安地区四方台组沉积微相特征照片Fig.4 Photographs of sedimentary microfacies characteristics of Sifangtai Formation in Yi’an area

2.3 沉积相横向展布特征

在单井分析的基础上进行连井剖面分析，从而总结四方台组各段沉积相和砂体在横向上的展布特征。本次研究共设计连井剖面3条。其中，南北向剖面1 条，东西向剖面两条（图5）。

图5 依安地区连井剖面位置Fig.5 Location of well profile in Yi’an area

南北向连井剖面为平行于物源方向的连井剖面（图6 a）。剖面显示四方台组下段时期北部砂体厚度较大，连通性较好，以发育曲流河河道沉积为主，向南砂体厚度变小，层数增多，泥岩厚度变大，连通性变差，河漫滩沉积比重逐渐加大。四方台组上段与四方台组下段相似，自北向南沉积物粒度逐渐变细，北部以辫状河相砂体为主，砂体厚度大，含砂率高，横向连通性好，以发育心滩微相沉积为主，泛滥平原微相欠发育。向南逐渐转变为三角洲相沉积，沉积物粒度变细，以中、细砂岩为主，含砂率有所降低，单层砂体厚度减薄，沉积微相为分流河道微相和分流间湾微相。

东西向连井剖面为垂直于物源方向的连井剖面（图6 b，图6 c）。剖面显示，四方台组下段时期区内砂体不发育，岩性以泥岩为主，仅在局部见曲流河河道砂体沉积，总体以曲流河河漫滩微相沉积为主。四方台组上段时期，砂体的厚度和横向上的连通性表现为东部好，向西砂体厚度变小，以厚层泥岩夹薄层细砂岩为主，表现为“泥包砂”，最终尖灭，以发育泛滥平原相为主。

图6 连井剖面图Fig.6 Geological section of multi-wells

连井剖面分析结果表明，在东西向剖面中，砂体的厚度和横向上的连通性表现为东部好，西部差；南北向剖面显示，北部砂体厚度和连通性均好于南部，北部以辫状河相沉积为主，南部以三角洲相沉积为主。

2.4 砂体展布特征

研究统计了研究区内四方台组上、下段砂体厚度值和含砂率值，砂体发育特征如下：

四方台组下段砂体具有层数多，单层厚度薄，砂层间泥岩隔水层厚度大、横向连续性较差的特点。砂体单层厚度一般在2～10 m 之间，累计厚度一般为10～20 m，含砂率一般为0.18～0.45，沉积体系为曲流河相。反映四方台组早期地势高差小、物源距离远、沉积范围大的沉积背景。根据四方台组下段含砂率值绘制了含砂率等值线图（图7）。结果显示，研究区四方台组下段含砂率高值区呈近南北向展布，该高值区内含砂率大于0.4，局部可达0.5以上。向南等值线分叉明显。

图7 四方台组下段含砂率等值线图及沉积相图Fig.7 Isoline map of sand content and sedimentary facies map of the lower member of Sifangtai Formation

四方台组上段发育辫状河相砂体和三角洲平原分流河道相砂体。辫状河相一般发育3～4 层砂体，砂体规模较大，砂层间泥岩隔水层受辫状河道冲刷作用影响厚度较薄，横向上砂体亦具有较好的连通性。砂体单层厚度一般在10～30 m 之间，累计厚度一般为50～70 m，最大厚度为105.80 m，平均含砂率为0.65。反映出研究区北部受构造反转影响，四方台组晚期地势高差变大。三角洲平原分流河道相砂体一般1～2 层，砂体厚度5～30 m，多集中于10～20 m 之间。含砂率最大值0.62，最小值0.18，平均含砂率0.42。根据四方台组上段含砂率值绘制了含砂率等值线图（图8）。结果显示，依安地区四方台组上段砂体主要发育于讷南-林甸一带，正北方向为四方台组沉积主要的物源方向，向南物源供给逐渐减弱。物源方向与四方台组下段具有较好的继承性。

图8 四方台组上段含砂率等值线图及沉积相图Fig.8 Isoline map of sand content and sedimentary facies map of the upper member of Sifangtai Formation

3 沉积特征与铀成矿关系

砂岩型铀矿床的形成是一个多种成矿条件相互作用、相互约束的复杂地质历史过程［11-14］。沉积相、砂体厚度、地层非均质性是铀物质预富集的重要控制因素［15-16］。上文分析了松辽盆地北部依安地区四方台组上、下段的沉积相及砂体特征，综合岩性岩相、砂体特征以及砂泥的空间配置关系，认为研究区内四方台组上段具有以下有利的成矿条件：

具有一定规模的砂体。研究认为有利的成矿砂体厚度多在10～30 m 之间。研究区北部四方台组上段为辫状河相沉积，自北向南发育一条稳定的辫状河相砂体，砂体连通性良好，单层砂体厚度10～30 m，结构疏松，延伸稳定，是含铀含氧水运移的良好通道。

沉积微相变化频繁。平面上，铀异常显示主要分布在辫状河与三角洲平原相变地带。该部位地下水流速缓慢，沉积物粒度较河道中心更细，泥质夹层数量相对更多，砂体的非均质性更强，且该部位炭化植物碎屑、黄铁矿等还原性物质往往较丰富，有利于形成良好的地球化学障［17-18］，含铀含氧水沿着渗透性良好的河道砂体渗流，在还原性物质的吸附还原作用下富集，形成沿相变方向展布的铀异常带。

垂向上，铀矿化在四方台组上、下段均有发育，矿化多赋存于辫状河心滩、三角洲平原分流河道微相灰色中、细砂岩与泛滥平原、分流间湾微相泥岩的接触部位。这主要是因为河道砂体渗透性、连通性较好，地下水流速快，被还原沉淀的铀矿物处于不稳定状态，当后期氧化水再次流经此地时，容易被再次氧化带走。而如果砂体中泥岩夹层较多，当含铀含氧水流经泥质夹层时，水流速度将放缓，水岩作用时间更长［19-20］。泥岩吸附能力比砂岩更强，从而使铀矿化更容易在其顶底板砂体或泥岩夹层本身中沉淀富集。

含有一定量的还原物质。研究区南部属三角洲平原亚相，沉积微相主要为分流河道和分流间湾，由于分流间湾距离湖岸近，地下水位高，易于植被生长，在分支河道冲刷作用下，河道砂体中常分布大量的炭屑，在炭屑表面常吸附有黄铁矿，一方面为六价铀的还原提供还原剂，另一方面是强有利的吸附剂，有利于铀的富集成矿。

具有稳定的顶底板隔水层。四方台组上段上覆地层为上白垩统明水组下段，区域上，明水组下段发育两层稳定的厚层湖相深灰色泥岩。其下伏地层为四方台组曲流河相沉积，岩性以棕红色、砖红色泥岩为主。明水组下段深灰色泥岩、四方台组上段辫状河相砂体与四方台组下段构成了稳定的泥-砂-泥组合，含铀含氧水能够稳定地顺层流动，有利于层间氧化带的形成［13，21-22］，有望形成层间氧化带型砂岩型铀矿。

岩性岩相、构造、后生氧化改造3 大条件是砂岩型铀矿成矿基础［23-24］。研究区除具有良好的岩性岩相条件外，构造、后生氧化改造方面也较为有利。明水组末期，研究区强烈反转褶皱隆升，其东部明水组被不同程度的剥蚀，局部四方台组直接出露地表［25］，为地表的含铀含氧水下渗进入目的层提供了天窗，有利于层间氧化带的形成。明水组末期—古近纪沉积间断达32 Ma［26］，铀源区长期风化剥蚀，四方台组地层长期暴露地表，有利于含铀含氧水自北东向南西迁移氧化形成氧化带前锋线，即地下水沿辫状河砂体的侧帮渗入形成近南北向和近东西向展布的氧化带前锋线（图9）。目前在该氧化带前锋线附近发现1 个矿化孔，3 个异常孔和多个具有铀异常显示的钻孔，铀矿化产于灰色细砂岩中，砂岩富含炭屑、黄铁矿等还原性物质。