松辽盆地开鲁坳陷西部四方台组铀成矿条件及找矿方向*

2024-01-03佟术敏封志兵张婷婷杨文达柳东良臧亚辉

矿床地质 2023年6期

佟术敏，封志兵，张婷婷，宁君，姜山，杨文达，柳东良，臧亚辉

（1 核工业二四三大队，内蒙古赤峰 024006；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；3 赤峰市红山区教育教学指导中心，内蒙古赤峰 024006)

松辽盆地是在前中生代海西褶皱带基础上发展起来的中新生代内陆断、坳陷盆地（罗梅等，2002；夏毓亮等，2010；赵忠华等，2012），是中国石油、煤炭等能源矿产的重要产地（葛荣峰等，2010；罗毅等，2012；于洋等，2020）。前人对盆地中煤、石油和天然气的研究程度较高，而对砂岩型铀矿成矿条件与成矿潜力的研究程度比较低。目前，盆地铀矿找矿工作主要集中在钱家店和宝龙山等地（蔡煜琦等2008；荣辉等，2010；张金带等，2010；蔡建芳等，2018；焦养泉等，2018；丁波等，2021；赵龙等，2022），目标层以晚白垩世姚家组为主（佟术敏等，2019；单芝波等，2022）。而对于盆地其他区域和层位的铀成矿环境与成矿潜力研究相对较少，主要集中在中部，目标层以晚白垩世四方台组、姚家组及泉头组为主（刘阳等，2020；郭强等，2021；李研等，2021；刑作昌等，2021；陈路路等，2022；张航等，2023）。

早期，石油和煤炭部门在陆家堡凹陷发现了一批铀矿化异常钻孔（魏达，2018；吴兆剑等，2018）。随着近年核工业系统对开鲁坳陷西部铀矿找矿工作的持续投入，在晚白垩世四方台组和明水组等层位发现了多个工业孔和矿化孔（佟术敏等，2022），这表明该区具有良好的找矿前景。本文以陆家堡凹陷晚白垩世四方台组为重点研究层位，大致查明区内铀源、构造、岩性-岩相、砂体氧化-还原、水文地质及铀矿化等成矿条件，系统地分析该区铀成矿环境，初步理清铀成矿类型和找矿方向，以期为研究区乃至整个松辽盆地新地区、新层位铀矿找矿突破及勘探部署提供科学依据。

1 研究区地质概况

研究区行政区划隶属于内蒙古赤峰市和通辽市境内，面积约为4600 km2，位于松辽盆地西南部，是在晚古生代褶皱基底上发育起来的中、新生代断坳型凹陷，基底构造由近EW 向、NE 向及NW 向三组构造构成（图1），其中EW 向构造发育时期最早，NW 向构造发育时期最晚。基底为晚古生界石炭系、二叠系变质岩及同期岩浆岩（裴家学等，2015；冷庆磊等，2020），出露的岩浆岩以二叠纪和侏罗纪的酸性、中酸性侵入岩和火山岩为主，其次为侏罗纪中性火山岩以及古近纪基性超基性侵入岩及新近纪玄武岩等。

图1 松辽盆地构造单元简图（a）及区域地质简图（b，修自佟术敏，2022）1—新近系泰康组；2—上白垩统明水组；3—上白垩统四方台组；4—上白垩统嫩江组；5—上白垩统姚家组；6—下白垩统；7—上侏罗统；8—中侏罗统；9—古生界；10—元古界；11—侏罗纪花岗岩；12—二叠纪花岗岩；13—盆地界线；14—构造单元界线；15—河流；16—地层界线；17—断裂及编号；18—铀工业孔/铀矿化孔；19—铀异常孔/无矿孔；20—研究区；21—城镇Fig.1 Brief map showing the tectonic units of the Songliao Basin(a)and regional geology(b,modified from Tong,2022)1—Neogene Taikang Formation;2—Late Cretaceous Mingshui Formation;3—Late Cretaceous Sifangtai Formation;4—Late Cretaceous Nenjiang Formation;5—Late Cretaceous Yaojia Formation;6—Early Cretaceous;7—Late Jurassic;8—Middle Jurassic;9—Paleozoic;10—Proterozoic;11—Jurassic granite;12—Permian granite;13—Basin boundary;14—Tectonic unit boundary;15—River;16—Stratigraphic boundary;17—Fault and numbering;18—Drill hole having uranium industrial grade interception/drill hole with low grade uranium mineralization;19—Uranium anomaly hole/barren hole;20—Research area;21—Town

研究区属于辽河水文地质单元，水系以西辽河为主，西拉木伦河、老哈河、教来河和新开河为主要河流。含水层主要包括第四系潜水含水层、新近系承压水含水层、白垩系承压水含水层及基岩裂隙水。区域隔水层为嫩江组，姚家组、四方台组及明水组中不透水岩层为局部隔水层。地下水主要接受大气降水垂直渗入补给，盆地周边基岩裂隙水向盆地内的侧向径流、地表水下渗、相邻含水层承压水之间的越流等也构成了地下水的补给来源。地下水径流主要表现为大范围的由盆地周边蚀源区向盆地中心径流，即由北西向南东、由南西向北东两个方向的径流。蒸发作用是地下水的主要排泄方式。另外，还存在河流排泄，相邻含水层之间地下水垂向越流补给以及人工开采地下水等排泄方式。地层主要由前中生代基底和中、新生代沉积盖层组成。其中，早白垩世为断陷阶段，该时期发育义县组、九佛堂组、沙海组及阜新组等，属含油、含煤火山碎屑岩建造，富含还原性流体（雷安贵等，2016；魏达，2018）；晚白垩世为坳陷盆地发育期，该时期发育姚家组、嫩江组、四方台组及明水组等。此外，第四系覆盖整个研究区，第四系下伏主要为新近系泰康组，其次为明水组和四方台组。垂向上，区内盖层包括断陷和坳陷沉积，表现出“下断、上坳”的沉积特征。目标层四方台组砂体厚度一般为30～60 m，岩性主要为褐红色、灰色、浅灰色及灰绿色中砂岩、粗砂岩和砂质砾岩、紫红色泥岩；其具有稳定的泥-砂-泥结构和完善的补-径-排体系，有利于蚀源区含氧含铀水的渗入改造，是层间氧化带型铀矿化形成的有利条件（佟术敏等，2022）。

2 铀成矿条件分析

2.1 铀源条件

一般而言，沉积盆地中铀成矿所需铀源主要来自2 个方面，一方面是盆地周缘的蚀源区，另一方面是盆地富（含）铀的盖层和含矿地层自身（陈祖伊等，2011；黄世杰，2018）。开鲁坳陷铀成矿同样受外部铀源和内部铀源的双重影响。

研究区周边海西期、燕山期的酸性、中酸性侵入岩可提供丰富的铀源，是形成砂岩型铀矿床的基础保障。西部出露的燕山期花岗岩，分布范围较广，呈串珠带状分布，各条花岗岩带长100～150 km，累计出露面积超过1000 km2。南部出露的侵入岩体主要为海西期花岗岩，其次为燕山期花岗岩。海西期花岗岩分布较为集中，出露面积近1500 km2。

研究发现，研究区周边花岗岩w(U)平均值为3.77×10-6，最大值达到14.85×10-6，铀的析出率高达64%。具有较高的铀含量和析出率（魏达，2018），广泛分布的富铀岩体可以为开鲁坳陷提供较为充足的铀源。研究区西部大兴安岭蚀源区的酸性火山碎屑岩w(U)最大值达到13.85×10-6，析出率在40%～45%（雷安贵等，2016），但是分布范围较岩浆岩少，可以作为潜在的铀源岩为开鲁坳陷提供铀源。

沉积地层本身铀含量是铀富集成矿最直接的证据之一（郑纪伟，2010；赵岳等，2018；俞礽安等，2019），对于寻找铀矿床意义重大。众所周知，砂岩型铀矿均产于灰色砂体中，故地层中微量铀背景值的统计可以揭示原生铀富集的直接证据（夏毓亮等，2005；佟术敏等，2019）。本研究选取四方台组灰色砂体（非含矿段）进行铀含量分析（表1）。依据其背景值、偏高值、增高值及异常值的分布特征，为预测有利成矿区域提供依据。

表1 四方台组铀含量分析结果一览表Table 1 Uranium content analysis results of sedimentary rocks in Sifangtai Formation

本文利用迭代法计算出微量铀的自然底数为3.81×10-6，参考铀矿水化学找矿规范（EJ/T276-1998）水中铀含量划分标准，将自然底数加一倍、二倍、三倍均方差（S）的含量值确定被统计元素的偏高值、增高值和异常值。经计算得出偏高值的区间为6.36～8.91 mg/L，增高值区间为8.91～11.46 mg/L，异常值＞11.46 mg/L。研究区微量铀最高值为41.70 mg/L，取自建华地区的T1-5孔灰色砂质砾岩中，附近钻探揭露了一批铀矿化异常孔。笔者将铀含量大于偏高值的区域划为高值区，在研究区圈出3片高值区，依据铀含量平均值由大到小依次命名为高值Ⅰ区、Ⅱ区和Ⅲ区。铀的富集受构造控制明显（图2）。

图2 四方台组铀含量分布图1—铀异常区；2—铀增高区；3—铀偏高区；4—铀含量介于背景区与偏高区之间；5—铀含量低于背景区；6—铀工业孔；7—铀矿化孔；8—铀异常孔；9—无矿孔；10—铀含量分区界线；11—断裂及编号；12—成矿有利区；13—城镇Fig.2 Contour map showing uranium content of sedimentary rocks in Sifangtai Formation1—Uranium anomaly;2—Uranium elevation region;3—Uranium enrichment region;4—The uranium content is between the background region and the high region;5—Uranium content is lower than the background area;6—Drill hole having uranium industrial grade interception;7—Drill hole with low grade uranium mineralization;8—Uranium anomaly hole;9—Barren hole;10—Uranium content contour;11—Fault and numbering;12—Favorable metallogenic area;13—Town

高值Ⅰ区位于建华北部，沿断裂F1-2和F3分布，区内有T1-5工业矿孔和多个矿化孔，铀成矿潜力巨大；高值Ⅱ区位于绍根地区，夹持于断裂F1和F5之间，受断裂F2-1和F2-2控制明显，区内已发现多个矿化异常孔，属于铀成矿潜力较大的区域；高值Ⅲ区位于开鲁地区，有断裂F1穿过，且与断裂F3和F5相邻。区内已发现铀矿化孔T3-9及多个铀异常孔，被视为铀成矿的有利部位。由此可见，地层中铀含量与该区水中铀含量相关性密切，铀含量高值区往往位于铀矿产区。

研究表明，钍铀比低值区可作为判断富铀区的重要标志（徐浩等，2011；付锦等2013）。地壳不同类型岩石中铀、钍绝对含量可能差异很大；但钍铀比值比较恒定，大约在3～4 之间（张祖还等，1991），与地壳（Th/U≈3.4，黎彤，1976）接近，显示岩浆作用过程中钍、铀元素具有相似的地球化学行为。然而，铀、钍元素的地球化学性质却差异大。铀易受后期环境影响而发生活化、迁移流失，但钍则较稳定而保存于原地。局部钍铀比值的变化是后期构造或者热液活动中钍、铀分离的结果。低钍铀比值预示后期有二次铀的富集，是成矿有利指示因素；高钍铀比值则预示铀有迁移流失，不利于铀富集成矿。因而，钍铀比值可作为反映铀成矿地质特征的重要指标参数，能反映铀的迁入、迁出状态，快速判断铀成矿有利地段（赵磊等2017；胡鹏等，2020）。当然，由于断裂构造引起的后生还原改造、热液活动的影响，不同氧化、还原环境中的钍铀比值就变得尤为复杂。

通过对研究区四方台组砂体钍、铀含量进行分析（表2），完全氧化带环境中w(Th)为4.66×10-6～8.82×10-6，平均值为5.86×10-6，w(U)为0.63×10-6～1.46×10-6，平均值为1.01×10-6。原生环境中w(Th)为3.22×10-6～6.98×10-6，平均值为5.92×10-6，w(U)为1.02×10-6～1.97×10-6，平均值为1.66×10-6。过渡带环境中w(Th)为2.88×10-6～9.88×10-6，平均值为6.54×10-6，w(U)为2.40×10-6～41.71×10-6，平均值为9.59×10-6。铀含量在不同的地化环境中变化较明显，而钍含量基本保持不变。

表2 四方台组砂体Th/U值一览表Table 2 The Th/U ratio of sand body in Sifangtai Formation

大部分砖红色和褐黄色氧化砂岩的Th/U 平均值为5.90，氧化砂体中铀被溶解、迁移，说明研究区氧化砂体基本经历了后生氧化作用；远离矿化带内的灰色和灰绿色砂岩的Th/U 平均值为3.53，砂体处于原生环境，钍、铀动态平衡系统未被破坏；矿化带内灰色砂岩和少量浅灰色砂岩的Th/U 平均值为1.07，还原砂体发生了铀迁移、富集。铀矿体均赋存于此类砂体中，其顶部和底部大多为后生氧化砂体。

铀矿化相对集中在Th/U 值小于1.40 的氧化-还原过渡带内。铀元素明显从后生氧化砂岩中迁出，在过渡带砂岩中富集，表明后生氧化作用为成矿提供铀源和氧化-还原障，因此，Th/U 值是寻找铀矿的有利指标，区内铀源丰富，既有盆地基底及侵入岩的输入，也有地层本身砂体微量铀的贡献。

2.2 岩性岩相条件

砂岩型铀矿的成矿过程和矿体的分布受到目的层砂体物性特征和分布规律的控制，矿床的形成与沉积特征关系密切（Jaireth et al.，2015；Haoll et al.，2017）。综合岩性岩相、砂体特征以及砂泥的空间配置关系等，总结出有利成矿砂体的识别标志，包括有利的沉积环境、一定的规模和稳定性、稳定的顶底板隔水层及产状具有一定的倾角等：①产出于有利的沉积环境：河流、三角洲以及冲积扇均为铀成矿的有利相带（邱余波等，2015；刘杰等，2017；吴斌等，2018）。研究区四方台组主要发育冲积扇和河流相砂体。研究区西缘和西南缘抬升强烈，盆地可容空间增加，物源补给能力增强，扇上河道在扇前溢散成的大规模辫状河向建华—莫力庙一线汇聚。辫状河道形成稳定厚层的砂体，是有利容矿砂体；②具有一定的规模和稳定性：砂体厚度与铀的富集成矿密切相关，研究表明二连盆地芒来矿床铀矿化多出现在砂体厚度45～65 m（刘国安等，2020），鄂尔多斯盆地东胜地区西部成矿砂体最佳厚度为60～70 m（易超等，2013）。笔者统计了近10 年钻孔资料，绘制了四方台组砂体厚度等值线图，发现绍根-建华一带发育冲积扇砂体，大多铀矿化位于砂体厚度40～60 m。开鲁地区发育辫状河相砂体，砂体厚度60～80 m 更利于铀的富集成矿（图3）；③稳定的顶底板隔水层、沉积砂体在后期构造改造下形成一定的构造斜坡，统计表明坡度5°～10°对铀矿化的形成有利，倾角大于20°的砂体一般不利于铀成矿作用的发生（易超等，2020）。

图3 四方台组砂体厚度与铀成矿关系图1—四方台组砂体厚度；2—盆地边界线；3—剥蚀界线；4—铀工业孔；5—铀矿化孔；6—铀异常孔；7—无矿孔；8—城镇Fig.3 Relationship between sand body thickness and uranium mineralization in Sifangtai Formation1—Sand body thickness of Sifangtai Formation;2—Basin boundary;3—Denudation boundary;4—Drill hole having uranium industrial grade interception;5—Drill hole with low grade uranium mineralization;6—Uranium anomaly hole;7—Barren hole;8—Town

T1-5～T9-1 钻孔剖面显示（图4），四方台组含矿层下伏为嫩江组的滨浅湖相沉积，岩性为深灰-灰黑色泥岩，为区域稳定泥岩隔水层。顶部沉积一层连续的薄层泥岩隔水层，岩性一般为紫红色泥岩和粉砂质泥岩，隔水效果良好，可作为含矿层隔水顶板。

图4 T1-5～T9-1孔剖面图（修自佟术敏，2022）1—明水组；2—四方台组；3—嫩江组；4—完全氧化带；5—过渡带；6—还原带；7—隔水层；8—工业矿体；9—矿化体；10—γ测井曲线/nC·(kg·h)-1Fig.4 Drill hole logging of T5-1～T9-1 section(modified from Tong，2022)1—Mingshui Formation;2—Sifangtai Formation;3—Nenjiang Formation;4—Completely oxidized zone;5—Transition zone;6—Reducing zone;7—Aquiclude;8—Industrial ore body;9—Low grade mineralized body;10—Logging curve for γlog/nC·(kg·h)-1

此外，T1-5孔工业矿体位于地层缓坡带上，T7-1孔矿化位于局部隆起部位，可见，地层具有一定的坡度和局部隆起有利于铀的富集成矿（封志兵等，2021；2022）。

2.3 砂体氧化-还原条件

岩石颜色对氧化-还原特征反应最明显（刘健等，2003；李盛富等，2004），研究区氧化砂体一般呈砖红色和褐红色，还原砂体一般呈灰色和浅灰色。铀矿化一般产于氧化砂体与还原砂岩接触界面。笔者认为砂体的氧化-还原控矿，宏观体现在完全氧化带控制铀矿化的展布，微观上由砂体的Fe2+/Fe3+比值和有机碳含量决定，因为它们是衡量砂体氧化还原性的重要指标（佟术敏等，2019）。本文从完全氧化带、Fe2+/Fe3+比值及有机碳含量等方面阐述其与铀成矿的关系。

由于四方台组末期西部抬升明显，在陆家堡凹陷西缘接受含铀含氧水的持续补给，因此，整体上四方台组由剥蚀边缘的完全氧化环境过渡到盆地内部的还原环境。

钻孔揭露铀矿化多位于完全氧化带上方、下方或前锋线附近的灰色砂体中，此灰色砂体被称为过渡带砂体，即铀矿化大多产于完全氧化带附近的过渡带砂体中。T1-5工业铀矿化产于四方台组上部灰色砂质砾岩中，矿体呈板状产出，受其下部氧化砂体控制明显。T7-1孔铀矿化位于四方台组底部灰色粗砂岩中，受其上部氧化带控制明显。T3-9 孔铀矿化位于氧化带前锋线位置（图5）。无论何种情形，铀矿化受氧化带控制明显。

图5 T5-9～T6-5孔剖面图（修自佟术敏，2022）1—泰康组；2—明水组；3—四方台组；4—嫩江组；5—完全氧化带；6—过渡带；7—还原带；8—矿化体；9—γ测井曲线/nC·(kg·h)-1Fig.5 Drill hole logging of T5-9～T6-5 section(modified from Tong，2022)1—Taikang formation;2—Mingshui Formation;3—Sifangtai Formation;4—Nenjiang Formation;5—Completely oxidized zone;6—Transition zone;7—Reducing zone;8—Low grade mineralized body;9—Logging curve for γlog/nC·(kg·h)-1

Fe2+/Fe3+值和有机碳含量在一定程度上可以反映砂体还原容量，有学者甚至指出：还原作用是唯一满足铀成矿条件的因素，其他因素都是辅助性的（赵凤民，2017），也许这种观点有些片面，但足可看出还原作用对铀成矿的巨大贡献。

研究区目的层四方台组Fe2+/Fe3+最小值为0.05，有机碳w(C)最小值为0.035%，均位于氧化环境中；Fe2+/Fe3+最高值为3.94，有机碳w(C)最大值为0.145%，均位于过渡带（含矿层）环境，分析结果见表3。

表3 四方台组砂体地球化学元素与铀含量分析结果Table 3 Geochemical and uranium content analysis results of sedimentary rocks in Sifangtai Formation

通过对研究区内四方台组砂体Fe2+、Fe3+含量及有机碳含量分析，氧化环境中w(Fe2+)为0.09%～0.70%，平均值为0.31%；过渡环境（含矿层）中w(Fe2+)为0.27%～1.26%，平均值为0.75%；还原环境（无矿层）中w(Fe2+)为0.30%～0.61%，平均值为0.50%。Fe2+含量在过渡环境中含量明显高于过渡环境和还原环境，还原环境中Fe2+含量略高于氧化环境，且变化不大（图6a），氧化环境中w(Fe3+)为0.60%～1.89%，平均值为0.98%；过渡环境（含矿层）中w(Fe3+)为0.29%～0.70%，平均值为0.49%；还原环境（无矿层）中w(Fe3+)为0.40%～1.17%，平均值为0.58%。Fe3+含量在氧化环境中含量最高，且数值变化较大，而在过渡环境和还原环境中相差不大（图6b），氧化环境中w(Fe2+/Fe3+)为0.26～1.39，平均值为0.36；过渡环境（含矿层）中w(Fe2+/Fe3+)为0.85～3.94，平均值为1.61；还原环境（无矿层）中w(Fe2+/Fe3+)为0.29～1.17，平均值为0.95。Fe2+/Fe3+值在过渡环境中普遍高于还原环境，还原环境中又普遍高于氧化环境，但数值相差不大（图6c），氧化环境中有机碳w(C)为0.035%～0.088%，平均值为0.061%；过渡环境（含矿层）中有机碳w(C)为0.041%～0.145%，平均值为0.078%；还原环境（无矿层）中有机碳w(C)为0.048%～0.077%，平均值为0.063%。由于四方台组沉积期为干旱-半干旱气候，植被稀疏，有机碳含量普遍偏低，氧化环境和还原环境（无矿层）含量相差不大（图6d）。

图6 不同环境砂体中Fe2+、Fe3+及有机碳含量分布特征Fig.6 Content distribution characteristics of Fe2+,Fe3+and organic carbon in sand bodies with different environments

砂体中有机碳w(C)含量在0.1%～30%之间有利于层间氧化带型铀矿化的发育（郭庆银等，2005）,有机碳含量太高，不利于氧化带的发育，对铀矿化的发育不太有利，因此，有机碳含量过高或者过低的环境并不利于铀矿的形成，而是在一定范围内的氧化-还原过渡环境更利于铀的富集沉淀，这也证实了铀矿化的形成受氧化带控制明显。正如松辽盆地南部通辽-通榆地区铀矿化大多处于Fe2+/Fe3+值在1～3 之间的氧化-还原区域，有机碳w(C)位于0.07%～0.23%的区域（佟术敏等，2019）。当然，有学者也指出，在炭质物含量极低，甚至岩石中完全没有炭质物的灰色含水层中，发育的区域性层间氧化带受到后生还原作用（如烃储构造，还原热液作用）的改造，也可形成具有相当规模的矿床（王国荣，2002）。总之，研究区内过渡带砂体Fe2+/Fe3+值和有机碳含量适中，均有利于铀的富集沉淀。

2.4 构造条件

研究区主要包括西缘斜坡带、陆家堡凹陷及舍伯吐凸起3 个二级构造单元（图7），由马北斜坡带、包日温都断裂构造带、中央构造带、交力格洼陷、三十方地洼陷和五十家子庙洼陷6 个三级构造单元组成（吴兆剑等，2018）。晚白垩世四方台—明水期处于构造反转褶皱阶段，明水末期再次发生构造反转运动，使盆地进一步抬升剥蚀（黄福林等，1996）。这种持续的掀斜作用对于铀的富集起到3 个积极作用：①目标层具有一定的坡度，有利于含铀含氧水从蚀源区向盆地内流动，提供了持续的铀源补给；②早期断陷边界断裂再次活动，油气、油田水等还原流体沿断裂运移、扩散，为坳陷期铀储层提供还原剂，控制着浅部目的层的还原作用和蚀变带分布（于文斌等，2008）；③形成了蚀源区补给—渗透性砂体径流—断裂或向盆内排泄的水动力系统，有利于铀的活化迁移。这也与新疆地区乃至中亚地区中新生代砂岩型铀矿成矿规律相吻合（刘红旭等，2012）。

图7 松辽盆地构造单元简图（a）、构造单元示意图（b，修自宋海瑞，2021）1—盆地界线；2—二级构造单元；3—三级构造单元号；4—断裂及编号；5—地震剖面线；6—铀工业矿孔/铀矿化孔；7—铀异常孔/无矿孔；8—研究区；9—城镇Fig.7 Schematic map showing the tectonic units(a)and regional structure of the Songliao basin(b,modified from Song H R，2021)1—Basin boundary;2—Second-order tectonic unit;3—third-order tectonic unit;4—Fault and numbering;5—Seismic profile line;6—Drill hole having uranium industrial grade interception/drill hole with low grade uranium mineralization;7—Uranium anomaly hole/barren hole;8—Research area;9—Town

松辽盆地西部斜坡某工业油井，放射性测井资料显示该井在四方台组底部有较大放射性异常。地震剖面显示该井位于1条NS向断裂附近，断裂从盆地基底上延300 m处被古近系覆盖。携铀水沿四方台组底不整合面运移至断裂处，被油气等有机物还原并聚集，从而在该井四方台组底部出现较大铀异常（封志兵等，2013；陈路路等，2013）。研究区多数断裂止于下白垩统，揭穿目的层的断裂对铀矿化的富集起着至关重要的作用，如陆西凹陷地震剖面D01线穿过2条主要断裂F2-1和F2-2，断裂距离西部剥蚀区约20 km（图8），同时2条断裂起到了控制凹陷发育，亦可导通早白

图8 陆家堡凹陷F2-1和F2-2断裂垂向分布特征(修自魏达，2018)Fig.8 Vertical distribution characteristics of F2-1 and F2-2 fractures in Lujiapu depression(modified from Wei,2018)

垩油气及排泄地下水的作用，断裂从盆地基底上延几百米处被古近系覆盖。

根据建华地区D02 线地震解释综合剖面图（图9），解译断裂F1-2穿过目标层四方台组，与上述断裂F2-1和F2-2具有相似的作用，既导通早白垩世还原流体又起到排泄地下水的作用，在四方台组氧化砂体中形成一定规模的氧化-还原过渡带，使得铀元素富集成矿。这种成矿与西部斜坡区的铀富集模式十分相似。此外，断裂F1-2和F1-3使之形成局部隆起区，而放射性异常多产于隆起区和隆起与凹陷过渡部位（赵忠华等，2003）。由此可知，该地区具有成矿有利的补—径—排系统和找矿空间。

2.5 水文地质条件

2.5.1 地下水补、径、排特征

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（刘杰等，2017；吴斌等，2018）。

研究区南部和西部基岩区为主要补给区，以大气降水为主，上部的潜水又通过渗透层下渗弹性补给。由南西向北东、由西向东径流，沿后期复活切割含水层的断裂如F2、F3及F2-1等作为局部排泄区，在地表以河流、水泡子等形式排出。

由于晚白垩世末期的反转运动，形成了蚀源区补给—渗透性砂体径流—断裂或向盆内排泄完整的水动力循环体统，有利于铀的迁移成矿。

2.5.2 地下水化学特征

陆家堡凹陷地下水水化学特征在水平方向上呈现一定的规律性。

由径流区上游至下游，沿径流方向，水中氯离子、钠离子含量逐渐增加，矿化度也相应增高。由近补给区到径流区中游，水化学类型以HCO3-Ca 型为主，局部见有HCO3-Ca·Mg、HCO3-Na·Ca、HCO3-Na·Mg 型，向东径流渐变为HCO3-Ca·Mg、HCO3-Ca·Mg 型。地下水矿化度一般介于0.5～1.0g/L，pH值一般在7.50～8.00 之间，至排泄区处，水化学类型逐渐转变为HCO3·Cl-Ca·Na、HCO3·Cl-Na 型，矿化度增大，pH值亦呈现增高趋势。

2.5.3 放射性水化学特征

据研究区开展的水化学调查得知，地下水中铀含量普遍较高，水中p(U)一般8.41～25.10 μg/L，最高为65.10 μg/L，共发现5 片水中铀异常晕。水中氡浓度平均值为6.08 Bq/L，最高为125.12 Bq/L，共发现2片水中氡异常晕。水中氡的分布规律基本与铀分布相同，二者相关性较好。

水中铀含量与HCO3-、Ca2+关系较其他元素更为密切，而陆家堡凹陷的主要水化学类型为HCO3-Ca型水，这表明了在该区进行水化学找矿具有有利的水文地球化学背景。

3 铀矿化特征、主控因素及找矿标志

3.1 铀矿化发育情况

研究区铀矿化受层间氧化带控制明显。核工业系统目前在该区钻探查证发现1 个工业孔（T1-5）、多个铀矿化孔和异常孔。T1-5孔的铀矿化主要产于氧化-还原过渡带的灰色砂质砾岩中，累计厚度约47.00 m，渗透性良好，埋深310.50～357.50 m。其顶板为浅灰绿色泥岩，底板为黄绿色泥岩，“泥-砂-泥”结构稳定。矿体厚度为1.50 m，品位0.0939%，w(U)3.03 kg/m2，胶结疏松（佟术敏等，2022）。

煤炭部门在陆家堡凹陷绍根地区发现一定数量的铀矿化井。矿体主要发育于四方台组底板灰绿色砂质砾岩中，矿体形态以板状为主（吴兆剑等，2018）。通过对绍根地区岩芯观察和测井资料对比可知，四方台组自下而上发育灰绿色砂质砾岩、褐红色砂质砾岩、褐红色含砾泥岩和紫红色砂质泥岩，而铀矿化主要赋存于灰绿色砂质砾岩。石油部门在陆家堡凹陷开鲁地区北部发现了1 个工业铀矿井、在陆东和陆西凹陷各发现10 余个铀矿化异常井（魏达，2018）。同时通过对石油探井和开发井的复查，发现有2 个井达到了铀矿化标准（雷安贵等，2016），说明研究区铀矿化发育情况良好。

3.2 主控因素

通过对开鲁坳陷铀源、岩性岩相、砂体氧化-还原及构造特征的综合分析，按照控矿因素重要性排序依次为铀源、岩性岩相、砂体氧化-还原及构造4个方面。

（1）铀源条件：陆家堡凹陷蚀源区的外部铀源和地层本身砂体的内部铀源，是控制该区砂岩型铀矿化形成的决定因素。

（2）岩性岩相：扇上河道和辫状河砂体是良好的储矿空间，铀矿化多赋存在具有一定厚度的砂体中，是铀成矿的必要条件。

（3）砂体氧化-还原：铀矿化异常受层间氧化带控制明显，主要位于层间氧化带的上、下两翼及氧化-还原过渡带前锋线附近，常呈板状或薄层状产出，是铀成矿的关键因素。

（4）构造特征：部分断裂构造导通深部还原流体，多期次沉降和挤压抬升，导致研究区发育多个地层产状较为平缓的背斜和向斜构造，成为铀元素富集成矿的助推剂。

3.3 找矿标志

根据铀矿化发育特征和主控因素，初步总结了以下4 条找矿标志，以便进一步指导陆家堡凹陷的铀矿找矿工作。

（1）构造标志

揭穿目标层的断裂附近，导通的深部还原流体与地层氧化砂体形成氧化-还原过渡带，或者构造作用使地层形成局部斜坡或者隆起，均有利于铀元素的富集成矿，也是目前已发现的工业矿体的产出部位。

（2）岩性岩相标志

四方台组扇上河道和辫状河道沉积的泛连通砂体是主要赋矿层位。四方台组垂向上发育多个沉积旋回，具有稳定的泥-砂-泥结构，统计表明，砂体厚度在50～70 m的范围是找矿的有利部位。

（3）砂体氧化-还原标志

宏观上铀矿化产于氧化带前锋线或氧化带附近灰色砂体中，是铀成矿的直接控制因素之一，也是铀矿找矿直接的岩石地球化学标志。微观上铀多富集于微量铀高于偏高值的区域，Fe2+/Fe3+值和有机碳含量适中的过渡带环境中。砂体中铀含量是铀富集成矿最直接的证据。

（4）水中铀异常晕标志

水中铀异常晕大多沿断裂呈串珠状分布，说明断裂导通了目标层地下水，是区域主要控矿因素。水中铀异常晕及其附近的部位发现了较好的铀矿化异常孔。由此可知，水中铀异常晕是有效的找矿标志之一。

4 铀成矿潜力评价

上白垩统四方台组已成为开鲁坳陷西部重要找矿目标层。通过对核工业、煤田和石油部门的有关资料进行整理和分析，在建华和绍根地区发现工业孔2 个，矿化孔10 余个，铀矿化均产于四方台组。此外，多条断裂揭穿目标层，形成局部斜坡地带和局部隆起区，导通深部还原流体，形成了一定规模的氧化-还原过渡带砂体。发育扇上河道砂体，砂体厚度30～70 m，发现大面积微量铀和水中铀异常区。开鲁地区发现铀矿化孔1 个和多个铀异常孔。这些矿化孔和异常孔位于F1、F6及F10断裂夹持部位，形成地层局部缓坡带，形成有利于铀成矿的氧化-还原障。发育辫状河相砂体，砂体厚度50～80 m，发现大面积微量铀增高区和水中铀异常区。

综上所述，研究区各种成矿要素和找矿标志在空间上匹配性良好，具有较好的砂岩型铀矿找矿前景。初步在建华、绍根及开鲁圈定3 片成矿远景区（图10），具备形成一定规模铀矿床的潜力，值得进一步开展钻探查证工作。