松辽盆地北部中、新生代构造运动特征及对砂岩型铀矿的控制作用

钟延秋，马文娟

（大庆油田勘探开发研究院，黑龙江 大庆163712）

0 引言

松辽盆地为NNE向的菱形盆地，面积26×104km2，盆地基底为古生代和前古生代变质岩系，属于天山—兴安岭海西褶皱带的一部分，由3个复背斜和2个复向斜组成［1］。盆地的沉积盖层主要由侏罗系、白垩系、古近系、新近系和第四系组成，最大厚度达万米。白垩系是盆地中最主要的沉积岩系，厚度大、分布广。

松辽盆地北部是指盆地的黑龙江省部分，面积为11．95×104km2。自20世纪90年代以来，核工业地质部门针对砂岩型铀矿开展了区调、放射性水化学分析、区域评价等工作，对层间氧化带和潜水氧化带的可能部位进行了分析。认为盆地西部斜坡区和东北隆起区是寻找可地浸砂岩型铀矿远景区，具有一定的铀矿资源潜力；提出了找矿层位主要为下白垩统泉头组、上白垩统青山口组、姚家组、嫩江组，其次为上白垩统四方台组、渐新统依安组。

本文在前人工作的基础上，通过对燕山－喜山期构造运动对砂岩型铀矿成矿的控制作用分析，力图指出有利于找砂岩型铀矿的重点地段。

1 区域地质背景

松辽盆地位于中朝板块和西伯利亚板块复杂的构造演化带内，自元古宙—古生代末，两个板块及其中间地块（体）的不同期次、不同规模的俯冲、碰撞，最终导致海西末期兴蒙海槽闭合，褶皱造山形成统一的欧亚大陆，此时形成了松辽盆地基底［2］。

松辽盆地北部的基底结构从东到西可划分为4个构造单元，即东部构造带、松辽古中央地块、明水—林甸—大安构造带和富拉尔基构造带。

东部构造带位于古中央地块以东地区，构造带的东北部以花岗岩体为主，南部主要为石炭系－二叠系变质岩区，其次为燕山期－印支期花岗岩体；构造带西侧的基底断裂倾向E倾，倾角从南向北逐渐变小，东侧的基底断裂则倾向 W，从而使石炭系－二叠系形成大的复背斜构造带，成为后期裂陷发育的所在。松辽古中央地块位于盆地中央，近SN向 延伸，向北终止于明水以南，平面上沿大庆—肇源一线展布；地块由前震旦纪变质岩系及岩浆岩体构成，未见石炭系－二叠系；基底内幕多为E倾的叠瓦状逆冲断层，经过长期的剥蚀直到登娄库组沉积时才被掩埋。明水—林甸—大安构造带位于盆地西部，西邻富拉尔基褶皱带，东与松辽古中央地块相接；构造带的总体走向大致为20°，向北在靠近明水一带向东偏移；主要由石炭系－二叠系浅变质岩与穿插其中的海西、印支及燕山期花岗岩体构成，北部岩体年代较新，多为燕山期及部分印支期，而南部的岩体则以海西期为主。在林甸、明水及其以北基底断层发育，断层走向为NNW－NE向，倾向 W，倾角较小；南部的断层特征与北段基本一致。富拉尔基构造带位于盆地的西部，大致以太康为东界，齐齐哈尔—富拉尔基一线为西界；构造带以NNE向展布，北部是大面积的加里东期和海西期花岗岩，南部以石炭系－二叠系浅变质岩系为主，穿插有一定数量的海西、印支和燕山期花岗岩；断裂的倾角从南向北变小，走向NE，切割石炭系－二叠系，使其形成复背斜或复向斜。

松辽盆地北部盖层由中、新生界组成［3］（图1）。

（1）泉头组（K1q）：主要为一套棕红、暗紫红色泥质岩与紫灰、灰绿、灰白色砂质岩组成的较粗粒红色陆相碎屑岩，局部夹灰绿、灰黑色泥岩及凝灰岩薄层。碎屑由下向上逐渐变细，具有明显的旋回特征，由盆地边缘向内部逐渐变细，即由砾岩－砂岩－粉砂岩－泥岩组成，沉积物显示了河道、滨湖、浅湖相序列的沉积特点。厚度变化较大，盆地边部一般厚为0～100m。

（2）青山口组（K1qn）：总体上为潮湿环境下形成的湖相沉积物，岩性为一套黑色、绿色泥岩和砂岩，下部以泥岩为主，上部夹砂质岩，厚度一般为0～300m。

（3）姚家组（K1y）：岩性、岩相变化很大，盆地中心地区以湖相沉积为主，主要为绿色泥岩夹砂岩。盆地边部为三角洲、河流相沉积，主要为砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩，厚度一般为0～220m。

（4）嫩江组（K1n）：是松辽盆地白垩系中最发育、分布最广的地层。岩性和厚度较稳定，为一套深湖相、浅湖相及浅滩相细粒碎屑岩。岩性主要由灰黑色泥岩、页岩与油页岩、灰绿色泥岩夹灰白色、灰色粉、细砂岩组成。盆地边部厚度一般为0～500m。

图1 松辽盆地北部地层年代、油层及构造运动分期图Fig．1 Map showing stratigraphic time，oil reservoirs and the timing of tectonic movement in in the north of Songliao Basin

（5）四方台组（K1s）：主要分布在盆地的中部和西部，东部仅在绥化地区有局部分布。下部为砖红色含细砾的砂、泥岩夹棕灰色、灰绿色砂岩和泥质粉砂岩，呈正韵律层；中部为灰白色、灰色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩与砖红色、紫红色泥岩互层；上部主要为红色紫红色泥岩为主，夹少量灰白色、灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩。厚度一般为0～400m。

（6）明水组（K2m）：主要分布在盆地的中部和西部，东部缺失，与下伏四方台组为假整合接触。岩性主要为灰绿、灰黑、棕红色泥岩与灰、灰绿色、少量杂色砂岩组成。厚度一般为0～200m。

（7）依安组（E3y）：主要分布在盆地的中部和西部，厚度一般为0～260m，岩性灰白色砂岩、灰绿、黄绿色泥岩、粉砂岩。总体上为一套亚热带温热而潮湿气候环境下的沉积。

（8）泰康组（N2t）：广泛分布于盆地的中、西部地区，埋深为20～140m，厚度一般20～110m。岩性灰白色中粗砂岩及含砾中粗砂岩、灰绿色粉砂质细砂岩及中细砂岩，灰黄、灰绿及黑色黏土质粉砂岩及细砂岩互层。

（9）第四系（Q）：盆地内广泛分布，岩性为黄土状亚黏土、黑色淤泥质亚黏土、亚砂土、砂层及砂、砾石层。与下伏新近系呈平行不整合－整合接触。

2 中新生代构造运动特征

松辽盆地北部在中新生代经历了多期次的构造活动。受燕山运动和喜马拉雅运动的影响，从晚侏罗世开始，古太平洋板块向欧亚板块的俯冲－碰撞作用对中国东北部构造演化产生了重要作用，其在俯冲方向、俯冲速率、俯冲角度等要素上随时间是不断变化的［4］。松辽地区自始自终受其影响，在燕山晚期的构造活动形成下部断陷地层与上部坳陷地层间的角度不整合，而在松辽盆地的坳陷时期出现了白垩系与古近系（明水组与依安组）之间的角度不整合，这是坳陷地层褶皱构造的主要形成时期之一。喜山早期的构造运动造成古近系与新近系（依安组与大安组）之间的角度不整合［5］。据地质、古地磁和地震等资料综合分析认为，松辽盆地的形成演化可分为5个阶段（图2）。

（1）成盆先期褶皱阶段（P2－T）：古生代末期，欧亚板块与太平洋板块碰撞，造成大陆向海洋方向的倾斜，整个中国东北和日本诸岛发生大规模褶皱，松辽地区大范围抬升，伴随有强烈的岩浆活动，有大规模的花岗岩侵入。

（2）初始张裂阶段（J2－J3）：中晚侏罗世，深部莫霍面向上隆起，岩石圈经剥蚀变薄，上地幔造成局部异常，产生热点，导致盆地早期的初始张裂，形成规模不等的裂陷。

（3）裂陷阶段（K11）：早白垩世早期，盆地中部莫霍面拱起使异常地幔作用加强，造成持续的拉张。此时裂陷沉降速度快、物源多、水动力强，沉积补偿作用好，沉积物以较粗屑类复理石建造为主，并形成目前盆地的雏形。

图2 松辽盆地形成及演化示意图Fig．2 Sketch showing formation and evolution of Songliao basin

古近系—第四系是在侵蚀夷平的基础上沉积的一套磨拉石建造，此时活动变弱，盆地呈现出渐趋消亡的特征。

图3 松辽盆地北部Gu302－L3249测线地震剖面Fig．3 Seismic Profile of line Gu 302－L3249in the north of Songliao Basin

3 构造运动对砂岩型铀矿成矿的控制作用

松辽盆地北部中、新生代的燕山和喜玛拉雅构造运动都与砂岩型铀矿的成矿作用关系密切，两次构造运动控制了区域的构造－地貌演化，沉积体系内部砂体的平面分布规律影响了地下水的补径排体系，从而控制了砂岩型铀矿成矿作用。

首先，在侏罗纪造山运动时期形成的大兴安岭、小兴安岭和张广才岭环绕在松辽盆地北部，出露在地表的露头多为花岗岩、火山岩和少量前白垩纪沉积岩。大兴安岭的花岗岩主要为白垩纪形成，小兴安岭和张广才岭的花岗岩主以三叠纪和侏罗纪为主。这些花岗岩富含铀，是盆地重要的铀源区，大兴安岭东坡花岗岩中铀的质量分数平均值为7．4×10－6，小兴安岭西坡花岗岩中铀的质量分数平均值为3．9×10－6①；张广才岭西坡花岗岩中铀的质量分数平均值为7．02×10－6②。

其次，在盆地的构造演化过程中，泉头组以上地层形成了3个不整合面（即上白垩统嫩江组顶部、上白垩统明水组顶部和渐新统依安组顶部）。与此同时，在挤压应力体制下形成了特殊类型的叠加构造样式——反转构造。反转构造可分为断裂型反转构造和背斜型反转构造，断裂型反转构造的下部为正断层，上部为逆断层（如大安、林甸、任民镇断层等）；背斜型反转构造的下部为断陷式（向斜）构造，上部为背斜构造（如大庆长垣）。这些反转构造易于形成剥蚀天窗，大气降水可以在剥蚀天窗处（图3）及单斜的出露处毫无阻挡地渗入，源源不断地补给承压含水层。这些大气降水饱含氧气，在渗入和流动过程中可形成局部的层间氧化带。大气降水在地表氧化还原环境中把蚀源区的铀带入地下，在氧化－还原带富集成矿［6］。

新生代构造运动对松辽盆地作用不强，盆地整体下降。盆地接受依安组、大安组、泰康组沉积时，在相对还原的环境下沉积了河流相含碳质碎屑的砂体，形成了本区砂岩型铀矿的原始堆积和赋矿地层。据石油钻探资料显示，在研究区内含铀矿层的下部和含铀矿层内，也是大庆油田的扶余、杨大城子、高台子、葡萄花、萨尔图等的含油层。构造活动形成了一些自扶、杨油层断至第四系的继承性断层，这些断层有利于深部油气沿断裂带上升，与还原剂含量不高的原生砂体发生还原反应，增加了地层还原剂的含量，有利于后期再次与含氧含铀地下水发生氧化作用而成矿［7］。

4 找矿方向

经过上述分析认为：今后在松辽盆地北部的铀矿勘探中应特别关注西部斜坡区、古中央隆起带和东北隆起区。

（1）西部斜坡区。位于盆地西北缘，呈NE向展布，由泰康隆起带和西部超覆带组成，面积约17 570km2。基底整体上为一个平缓的E倾单斜，倾角一般小于20°，岩性主要是海西期和燕山期花岗岩、花岗闪长岩。受基底形态的控制，在基底上沉积的各套地层仍呈向E倾的斜坡状，构造平缓，断层不发育，西缘与东缘的高差大约在1 000m，由东向 西有3个平缓的构造带，分别为阿尔什代—白音诺勒构造带，阿拉新—二站构造带和江桥—泰来构造带。构造带的宽度向西逐渐变窄，在3个较平缓的构造带上发育一些低幅度的构造（如鼻状构造、背斜构造等），为含氧含铀地下水在层间运移提供了良好条件。发育的地层自下而上为白垩系的泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组，古近系的依安组，新近系的大安组、泰康组及第四系。构造运动导致该区的升降，控制地层的分布。泉头组主要分布于东部，并直接超覆于侏罗系或基底之上；青山口组二三段和姚家组主要岩性为砂岩、粉砂岩及粉砂岩夹泥岩互层，是良好的含铀岩系，其下的青山口组一段厚层泥岩和其上的嫩江组厚层泥岩可作为区域隔水层；四方台组和明水组主要岩性为砾岩、砂岩、粉砂岩及粉砂岩夹泥岩互层，是本区主要的含铀层段，其下有嫩江组厚层泥岩作为区域隔水层，其上有第三系底部的泥岩和粉砂岩作区域隔水层，是层间氧化带型和古河道型砂岩铀矿成矿的有利场所。据石油勘探钻井自然伽玛测井资料统计，有多口钻井在上白垩统的明水组、四方台组和下白垩统的姚家组、青山口组中见到铀异常。其中杜42井在四方台组（深度632m）铀矿化高达0．02%，表明该区发生过铀的迁移与富集现象。

（2）东北隆起区。位于松辽盆地北部的安达—北安一线以东，总体呈SN向，基底起伏较大，由上石炭统和三叠系花岗岩组成，埋深一般为500m左右。早白垩世基底受构造作用影响，形成一些NNE向小型断陷盆地，盖层构造以绥棱—青岗断裂为界，其北为NE向，其南为NEE向。重力资料解释（李成立，1990）认为，松辽盆地东北部为向SW方向缓倾斜的斜坡带，称之为松辽盆地东北斜坡区，是层间氧化带砂岩型铀矿和古河道型铀矿成矿的有利地带。

沉积盖层主要为白垩系的泉头组、青山口组、姚家组和嫩江组，为一套内陆河流－湖泊相沉积。①泉头组是盆地由断陷转变为坳陷时期在干热气候条件下沉积的，为厚层的砂岩与泥岩互层；湖相发育于大庆—安达一带，向小兴安岭褶皱隆起方向依次有半环状分布的滨浅湖、冲泛平原相沉积，以河流相沉积为主，冲积扇体发育于区内北部克山一带，东部庆安—海伦一带发育着半环状分布的冲泛平原相沉积；②青山口组是盆地大型坳陷发育全盛期和温湿气候条件下的沉积，从北往南到湖相区的体系结构依次是冲洪积扇相、冲泛平原相、三角洲相；冲洪积扇相岩性由红、灰绿色泥岩与灰白色砂砾岩、砾岩组成，冲泛平原相以泥岩与灰白色含砾砂岩、砂岩呈不等厚互层，三角洲相则以粉砂岩与暗色泥岩为主，铁力—哈尔滨一带则在宽阔斜坡上发育水上冲积扇－漫湖相沉积；③姚家组为大型沉积坳陷发育的中期水体最浅的产物，沉积相带发育齐全，但以三角洲相为主；湖相区主要在大庆北部、青岗和哈尔滨西南部，冲积扇相在依安—克山以北较发育，向南至湖相区则为一套冲泛平原相或互相叠覆的河口砂坝沉积，东部的铁力—望奎物源伸入盆地，发育了一套水上冲积扇－漫湖沉积系列，湖区广阔，使红色泥岩的覆盖面积扩大；④嫩江组是大型沉积坳陷发育的更大规模的沉降产物，发育三角洲相，但以河流相为主；湖相区在以大庆为中心、以三兴—明水—兰西为边界的广阔区域，物源中心有五大连池、北安和富源等地，冲积扇主要发育于嫩江、五大连池一带，冲泛平原相则广布于依安、拜泉、绥化和哈尔滨等区域［8］。

（3）大庆长垣。松辽盆地北部中央坳陷区的一个二级构造单元，因油气富集而号称大庆油田。其大致经历了两大发展阶段：①青山口组—嫩江组发展阶段，大庆长垣处于大型河流三角洲与湖相过渡带，砂质沉积发育，而其两侧的齐家—古龙凹陷和三肇凹陷为湖相环境，沉积物以泥质为主，这一阶段塑造了大庆长垣的雏型；②嫩江组沉积末期发展阶段，区域构造应力场强度增大，沉降作用逐渐被上升作用代替，在长垣西侧形成一些反转构造，明水组以上地层由于抬升作用被剥蚀掉，形成剥蚀天窗（图3），该阶段使大庆长垣进一步发展成现今的构造形态；剥蚀天窗为含铀含氧水进入承压含水层提供了良好条件，而西侧的反转构造又有利于形成层间氧化带，因此大庆长垣地区在剥蚀天窗和反转构造附近是寻找层间氧化带砂岩型铀矿的有利地区。

注释：

① 根据核工业东北地质局244大队资料。

② 根据核工业东北地质局240大队资料。

［1］杨万里．松辽陆相盆地石油地质［M］．北京：石油工业出版社，1985：1－6．

［2］高瑞祺，蔡希源．松辽盆地油气田形成于分布规律［M］．北京：石油工业出版社，1997：1－9．

［3］大庆油田石油地质志编写组．中国石油地质志（卷二）：大庆、吉林油田（上册）［M］．北京：石油工业出版社，1987：94－110．

［4］李娟，舒良树．松辽盆地中、新生代构造特征及其演化［J］．南京大学学报（自然科学），2002，38（4）：528－530．

［5］林景晔，林铁峰，朱德丰．喜马拉雅运动与松辽盆地北部油气成藏的关系［J］．石油与天然气地质，2004，25（2）：224－225．

［6］张振强，桑吉盛，金成洙．松辽盆地东南隆起区反转构造对砂岩型铀矿成矿的作用［J］．铀矿地质，2006，22（3）：151－155．

［7］郭召杰，陈正乐，舒良树．中国西部中亚型造山带中新生代陆内造山过程与砂岩型铀矿成矿作用［M］．北京：地质出版社，2006：275－322．

［8］王世辉，钟延秋，唐金生．北安地区可地浸砂岩型铀矿成矿地质条件分析［J］．吉林地质，2007，26（2）：18－20．