黑龙江三江盆地中东部白垩纪以来沉积演化特征及铀矿化有利找矿层位

何中波，冀华丽，曹建辉，杨 帆

（1.核工业北京地质研究院，北京 100029；2.中石化石油工程技术研究院，北京 100101）

三江盆地位于我国黑龙江省东北部，与俄罗斯一侧的中阿穆尔盆地为同一盆地，研究区域限定在国内部分，面积约33 730 km2，是我国东北主要产煤区之一［1-2］。目前该盆地的研究工作主要为煤田地质及少量的石油地质工作，已取得一定的成果［3-6］，但铀矿地质勘查工作较为薄弱，未见公开出版的相关文献。我国已探明的、研究相对成熟的砂岩型铀矿发育区主要分布在北方中新生代陆相盆地中［7-11］，而三江盆地属于典型的北方中新生代海陆过渡相盆地［12-13］，尤其在中新生代发育了多层含煤碎屑岩系，具备砂岩型铀矿发育的基础地质条件，但长期以来，该盆地砂岩型铀矿地质工作程度相对较低，砂岩型铀矿有利找矿目标层位不明，制约了该盆地铀矿勘查工作的开展。因此，恢复三江盆地重点层位的沉积相［14-17］，明确主要盖层沉积演化特征，厘定有利找矿层位对指导该盆地砂岩型铀矿勘查工作具有重要意义。

1 区域地质背景

三江盆地位于古亚洲洋构造和滨太平洋交接复合部位，其间微板块的分离和拼接作用错综复杂。盆地的中西部覆盖在前寒武纪布列亚—佳木斯地块之上，而东部则覆盖在中生代的锡霍特—阿林造山带之上。在区域构造上属于小兴安岭—张广才岭地块、佳木斯地块和那丹哈达岭地块拼合基底之上发育的中新生代沉积盆地，整体呈北东向延伸，坳隆相间，形成由西部坳陷 （鹤岗凹陷、汤原断陷）、佳木斯隆起、绥滨坳陷、富锦隆起、前进坳陷组成的 “三坳二隆”的构造格局［2，12］（图 1）， 绥 滨 坳 陷 和前进坳陷是本文重点研究的构造单元。

研究区主要发育中侏罗统绥滨组、上侏罗统东荣组；下白垩统城子河组、穆棱组、东山组、猴石沟组；上白垩统松木河组；古近系宝泉岭组和新近系富锦组［12，18-19］。 中上侏罗统主要为海相硅质岩建造；下白垩统东山组和上白垩统松木河组为火山岩建造；下白垩统城子河组、穆棱组、古近系及新近系均为含煤碎屑 岩 建 造［3，20］（表 1， 图 2）， 是 本 文重点研究的对象。

2 沉积相类型

通过 ZKJS1、 ZKY1、ZKQX1、 ZKQX2等9个钻井岩心的细致观察、测井曲线资料精细分析，识别出研究区的沉积相类型主要为冲积扇（湿地扇）、辫状河三角洲和湖泊三大类，并进一步划分为对应的7种亚相和11种微相（表 2）。

2.1 冲积扇 （湿地扇）

研究区冲积扇，由扇根、扇中、扇端（图3）三部分组成，多发育于盆缘部位，且钻孔岩心中发育植物碎片、煤线等，表征潮湿气候环境，因此研究区冲积扇类型主要表现为湿地扇。在宏盛东部盆缘位置ZKQX1中完整地识别出冲积扇相的三个亚相。

2.1.1 扇根

扇根亚相主要发育河床充填沉积微相，由灰色、杂色砂砾、粉砂和黏土等各种碎屑沉积物组成，砾石成分复杂，分选差，杂基支撑，成熟度较低，有较多的陆源砾石（图4），底部发育冲刷充填构造，河道沉积砾石具较好的磨圆，填隙物为粉细砂或泥质。

图1 三江盆地大地构造及构造单元分区图Fig.1 Schematic map of tectonic location and structure division in Sanjiang basin

表1 三江盆地各次级构造单元盖层发育情况Table 1 Secondary structural units and sedimentary covers in Sanjiang basin

图2 三江盆地综合地层柱状图Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of Sanjiang basin

表2 三江盆地中东部白垩-新近纪沉积相类型划分Table 2 Division of the sedimentary facies of Cretaceous-Neogene in middle-east Sanjiang basin

图3 钻孔ZKQX1宝泉岭时期（E3b）沉积相Fig.3 Sedimentary facies of ZKQX1 in Baoquanling Age（E3b）

图4 ZKQX1宝泉岭组 （E3b）198.45～200 m扇根沉积特征及沉积构造Fig.4 Sedimentary characteristics and structure of fanroot of ZKQX1 at 198.45～200.00 m in Baoquanling Formation （E3b）

2.1.2 扇中

扇中亚相主要由冲积平原 （辫状河道）微相组成，在前进坳陷的宝泉岭组中表现尤为突出，宝泉岭组主要为辫状河道沉积，由颗粒支撑的灰绿色、灰黄色的砂、砾岩组成（图5），胶结疏松，碎屑颗粒一般为次圆-次棱角状，填隙物以粉砂和泥质为主，测井曲线表现为较高的电阻率，呈齿状或尖峰状起伏，自然电位呈幅度自下而上随砂岩中泥质含量增加过渡为泥岩而呈下高上低的钟形（图3），反映水流能量向上逐渐减小或物质供应能量降低，代表河道的侧向迁移或逐渐废弃，能量降低的沉积过程。

图5 ZKQX1宝泉岭组 （E3b）332.08～335.50 m冲积平原沉积特征及沉积构造Fig.5 Sedimentary characteristics and structure of fluvial plain of ZKQX1 at 332.08～335.50 m in Baoquanling Formation （E3b）

2.1.3 扇端

扇端亚相中主要发育漫滩沼泽微相沉积，沉积物较细，多为灰绿色、灰色粉砂岩、泥岩和厚层暗色泥炭沉积，其中泥岩富含炭化植屑，局部发生泥裂（图6），测井曲线多呈低幅齿状-指形。

图6 ZKQX1宝泉岭组 （E3b）428.06～435.00 m扇端沉积特征及沉积构造Fig.6 Sedimentary characteristics and structure of fanhead of ZKQX1 at 428.06～435.00 m in Baoquanling Formation （E3b）

2.2 辫状河三角洲

2.2.1 辫状河三角洲平原

辫状河三角洲平原亚相在研究区内广泛发育，其内主要表现为分支河道和沼泽微相。

在腰屯南部ZKY1孔中识别出城子河时期发育的辫状河三角洲平原亚相 （图7），其中发育分支河道微相，岩性主要由灰色厚层中粗砂岩夹深灰色粉细砂岩和暗色泥岩 （包括泥炭和褐煤等）组成，局部含灰色砾岩，砂岩可见明显正粒序，质较硬，多为钙质胶结。砂质沉积与泥炭褐煤共生，发育多套煤层，砂岩层中极富炭质条带，且炭质条带常呈质硬性脆的亮煤。砂岩中常见包卷构造、低角度重荷模、波痕交错层理，测井曲线以高幅箱形-钟形为主 （图7）。底部见冲刷-填充构造，冲刷面之上发育撕裂泥屑（图8），具明显的河道滞留沉积特征。沼泽微相位于分支河道间的低洼地区，主要由灰黑色、黑色泥炭、褐煤夹薄-纹层状粉砂岩组成，夹多层煤线呈波状交错层理，亦见黑色泥炭和厚层褐煤共生，富含保存完整的植物碎片和炭化植茎（图9），曲线多呈指状-齿形（图7），反映水动力较弱。

图7 钻孔ZKY1城子河时期沉积相Fig.7 Sedimentary facies of ZKY1 in Chengzihe Age （K1c）

图8 ZKY1城子河组 （K1c）256.80～320.15 m分支河道微相沉积特征及沉积构造Fig.8 Sedimentary characteristics and structure of branch channel microfacies of ZKY1 at 256.80～320.15 m in Chengzihe Formation （K1c）

在绥滨坳陷东南缘二九一农场385省道121 km处ZKJS1孔中识别出富锦时期发育辫状河平原亚相 （图10），其中发育的分支河道微相，岩性主要由褐黄色褐铁矿化中粗砂岩组成，块状层理居多，可见槽状交错层理和平行层理，局部可见有机质炭屑，发育断裂面，断裂面因受氧化铁浸染而呈棕褐色 （图11）。测井曲线多成高幅齿状箱形（图10），顶底部呈突变接触，自下而上由多个正韵律组成，反映河道多期叠加沉积。

2.2.2 辫状河三角洲前缘

在下白垩统城子河组和新近系富锦组中识别出辫状河三角洲前缘亚相及其中发育的微相（图7、10）。以城子河组为例，辫状河三角洲前缘亚相中主要识别出水下分流河道、河口砂坝和分流间湾微相（图7）。

图9 ZKY1城子河组 （K1c）167.40～169.00 m沼泽微相沉积特征及沉积构造Fig.9 Sedimentary characteristics and structure of swamp microfacies of ZKY1 at 167.40～169.00 m in Chengzihe Formation （K1c）

图10 钻孔ZKJS1富锦时期沉积相Fig.10 Sedimentary facies of ZKJS1 in Fujin Age （N1f）

图11 ZKJS1富锦组 （N1f）335.90～338.50 m分支河道微相沉积特征及沉积构造Fig.11 Sedimentary characteristics and structure of branch channel microfacies of ZKJS1 at 335.90～338.50 m in Fujin Formation （N1f）

水下分流河道微相岩性主要为灰白色中粗砂岩、细砂岩和深灰色泥岩、粉砂岩夹层，含植物、苞粉、双壳类、腹足化石。测井曲线呈中高幅漏斗-箱形，说明了物源供应充足，水流能量较为稳定。岩体发育裂隙，裂隙面被方解石脉、炭质条带充填，常见波痕交错层理、平行层理，且纹层倾角多在20°～50°，反映当时水动力较强。砂岩呈波状、透镜状展布，可见冲刷面和撕裂泥屑，说明河道冲刷明显（图12）。发育较多槽状、板状、波状交错层理，垂向上表现为正韵律或复合正韵律，代表湖泊对河流强烈的改造和控制作用。

河口砂坝微相沉积主要是在分流河道入海口附近形成的砂质浅滩，常与滨浅湖泥或粉砂质泥沉积在垂向上交替互层产生。因此，河口砂坝单个砂岩层为向上变粗结构，即下部常为湖相中-薄层状粉细砂岩，上部为灰白色细砾岩和中粗粒砂岩互层，砂岩中常见炭化植茎化石、炭质条带和煤线（图13），常见波状交错层理，局部发育重力剪切面，并伴有明显摩擦痕迹，测井曲线呈漏斗-齿状 （图7）。

分流间湾微相多为含碳屑粉砂泥岩夹纹层状毫米级等厚砂层，局部泥岩致密坚硬，有贝壳状断口，纹理不发育，多呈块状。多与水下分流河道相伴生，岩性较河口砂坝更细，多为灰色粉细砂岩与厚层状灰黑色泥岩互层，发育水流波痕，代表了中低能量的沉积环境。

2.2.3 湖泊

滨浅湖亚相在研究区多以滩坝砂体和浅湖泥为主。滩坝砂体在研究区内主要以灰-深灰色薄-纹层状粉砂质泥岩与灰白色薄-纹层状砂岩纹层状互层为主，砂岩层发育波痕、波状交错层理及冲洗交错层理，泥岩层多发育觅食迹，虫孔反复掘穴，有生物扰动迹象，局部含炭屑，岩性整体较细，自然电位曲线一般表现为低波幅细齿状-指状叠加为主，代表比较稳定的低能沉积环境；浅湖泥岩主要以灰色、深灰色含粉砂泥岩、粉砂质泥岩及泥岩为主，岩性较致密、敲击清脆，正粒序明显，发育波痕交错层理，含碳化植物碎屑。

半深湖-深湖亚相泥岩则主要由深灰-纯黑色泥岩组成，质纯性脆，发育贝壳状断口，纹理不发育，局部火山岩体多见于半深湖-深湖亚相中。

图12 ZKY1城子河组 （K1c）508.40～510.50 m水下分流河道微相沉积特征及沉积构造Fig.12 Sedimentary characteristics and structure of subaqueous branch channel microfacies of ZKY1 at 508.40～510.50 m in Chengzihe Formation （K1c）

图13 ZKJS1城子河组 （K1c）480.85～482.50 m河口砂坝微相沉积特征及沉积构造Fig.13 Sedimentary characteristics and structure of mouth bar microfacies of ZKJS1 at 480.85～482.50 m in Chengzihe Formation（K1c）

3 沉积相平面展布特征及演化

绥滨坳陷和前进坳陷是三江盆地主要的中新生代盖层发育区，但两者坳陷发育过程中存在明显的差异。绥滨坳陷西侧受控于军川断裂，该断裂不仅控制了盆地中生代地层分布， 更控制了早白垩世中期盆地沉积［19，21］，东部与富锦隆起呈斜坡过渡关系［19-20］，以中新生代沉积为主，发育一套较厚的下白垩统含煤碎屑岩沉积和较薄的新生界［13，18］；前进坳陷位于富锦隆起以东，民主—大和镇断裂以西，具体为北北东向转为北东东向的近 “S”型的带状坳陷，以新生界沉积为主，主要是沉积厚度较大的渐新世-新近系［3］。

3.1 绥滨坳陷白垩纪以来沉积相展布及其演化

绥滨坳陷白垩纪以来发育的陆相碎屑岩沉积有下白垩统城子河组、穆棱组及新近系富锦组（表1），其中穆棱组仅在盆地中心有部分残留，受资料限制，文中未作详细论述。

3.1.1 早白垩世城子河期

据绥滨坳陷东南缘二九一农场地区的“ZK-07—ZK10-01—ZKJS1” 沉积相（图14）显示：

城子河沉积时期垂向上处于辫状河三角洲平原与辫状河三角洲前缘过渡交替的沉积环境，沉积水动力较强，河流作用明显，局部发育分流间湾微相和滨浅湖亚相，总体上辫状河三角洲沉积环境占主导地位，主要发育灰色、灰白色砂岩夹暗色泥岩和煤层沉积建造。该沉积时期砂体厚度大，占地层厚度的55%～75%，单层最大砂体厚可达15～35 m。辫状河三角洲平原亚相分别发育分支河道和沼泽微相，分支河道主要由褐黄色褐铁矿化中粗砂岩组成，沼泽常见泥炭和褐煤共生组合。辫状河三角洲前缘亚相分别发育水下分流河道、分流间湾和河口砂坝微相，岩性以灰色中粗砂岩、粉细砂岩和暗色泥岩为主，湖泊相主要为滨浅湖沉积，局部见半深湖，常发育滩坝微相。平面上，ZKJS1距盆缘约11.50 km，整体岩性偏粗，辫状河三角洲平原亚相占优势，向ZK10-01方向以辫状河三角洲前缘亚相为主，至ZK-07整体岩性偏细，以灰色粉细砂岩和灰绿色泥岩为主，处于辫状河三角洲前缘向半深湖-深湖过渡转变 （图15A）。在坳陷中南部，有小规模的半深湖沉积，其他地区以滨浅湖沉积为主，总体构成了一个坳陷中南部为半深湖沉积，向南北两侧发育滨浅湖沉积，局部发育滨浅湖滩坝，其周边为辫状河三角洲的沉积体系。

图14 绥滨坳陷东南缘二九一农场地区ZK-07—ZK10-01—ZKJS1沉积相Fig.14 Sedimentary facies of ZK-07—ZK10-01—ZKJS1 in Farm 291， southeastern margin of Suibin depression

至穆棱时期，湖盆范围进一步扩大，三角洲逐渐萎缩并逐渐被滨浅湖-半深湖环境所取代，并发育煤层。总体上构成了辫状河三角洲-滨浅湖-半深湖的沉积格局（图15B），并以滨浅湖-半深湖沉积为主。

3.1.2 新近纪富锦期

绥滨坳陷上白垩统-古近系缺失，新近系富锦组直接不整合于下白垩统城子河组及穆棱组之上（表1），富锦沉积时期延续下白垩统城子河时期的沉积格局，发育良好的辫状河三角洲-滨浅湖沉积体系（图16），发育两个沉积中心，分别位于北部及中部，此处该时期底板埋深最大，可达250 m，向盆缘逐渐变薄，ZKJS1和ZKJS2距盆缘分别为10 km和6 km左右，底板埋深约92.30～119.52 m，砂体厚 38.67～46.54 m，含砂率达 38.94%～41.90%，发育辫状河三角洲平原向前缘过渡相，分支河道砂体比较发育，横向上连片，分布较稳定。整体岩性以褐黄色疏松中粗砂岩和灰绿色浅湖泥为主，垂向上由下部辫状河三角洲砂体与上部湖相泥岩构成 “泥-砂-泥”地层结构。

总体来说，绥滨坳陷白垩纪以来主要为一套陆相含煤碎屑岩建造，沉积体系由辫状河三角洲-滨浅湖向半深湖-深湖过渡。

3.2 前进坳陷古近纪以来沉积相展布及其演化

前进坳陷陆相碎屑岩沉积开始于古近纪，主要发育了古近系宝泉岭组和新近系富锦组（表1）。

图15 绥滨坳陷白垩纪沉积相分布Fig.15 Sedimentary facies distribution of Suibin depression in Cretaceous Period

图16 绥滨坳陷新近纪富锦期沉积相分布Fig.16 Sedimentary facies distribution of Suibin depression in Fujin Age，Neogene

3.2.1 古近纪宝泉岭期

据联井剖面（图17）显示：前进坳陷古近纪宝泉岭沉积时期西北缘较东南缘埋深较浅，且坡度较陡。该沉积时期砂体厚62.45～125.40 m，含砂率27.13%～50.47%，局部物源供给充足，发育冲积扇 （湿地扇）沉积体系，整体为一套上粗下细的反旋回进积结构体系，岩性主要由灰绿色含砾中粗砂岩、粉砂岩、泥岩和煤层组成。垂向上早期发育河床充填沉积，主要由灰色、杂色砂砾、粉砂和粘土等各种碎屑沉积物组成。后期向河湖相过渡，发育冲积平原和滨浅湖亚相，冲积平原内常见辫状河道微相，岩性以灰绿色、深灰色含砾砂岩和灰绿色泥岩为主。扇端广泛发育漫滩沼泽，多为灰绿色、灰色粉砂岩、泥岩和厚层暗色泥炭沉积。平面上，冲积扇相在盆地边缘较为发育，往盆内延伸逐渐向冲积平原-滨浅湖过渡，主要发育河湖相沉积建造（图18A），扇中即冲积平原内发育的辫状河道微相，砂体连通性好，易连接成片，河道之间发育薄层泛滥平原泥岩 （5～8 m）。

3.2.2 新近纪富锦期

据联井剖面（图17）显示：富锦沉积时期，沉积范围较宝泉岭时期继续扩大，整个盆地都接受了同期沉积，由东南缘至盆内建三江凸起兴隆岗逐渐尖灭。垂向上发育冲积平原和滨浅湖亚相，其中冲积平原砂体厚48.36～115.05 m，含砂率24.20%～39.54%，岩性多为胶结疏松的灰绿-灰黄色泥岩、粉细砂岩与褐煤层夹层，冲积平原内辫状河道广泛发育，极易形成侧向迁移或改道，局部可见漫滩沼泽，并伴有泥炭沉积，整体为一套河湖相砂泥岩沉积建造（图18B）。

图17 前进坳陷宏胜镇地区ZK40-02—ZKQX3—ZK40-01—ZK40-15—东基一井—ZK40-32—ZKQX2沉积相Fig.17 Sedimentary facies of ZK40-02—ZKQX3—ZK40-01—ZK40-15—东基一井—ZK40-32—ZKQX2 in Hongshengzhen，Qianjin depression

图18 前进坳陷古近-新近纪沉积相分布Fig.18 Sedimentary facies distribution of Qianjin depression in Early Paleogene-Neogene

总体来说，前进坳陷白垩纪以来主要为一套陆相含煤碎屑岩沉积建造，沉积体系由冲积扇-河流-湖泊向河湖相过渡。

4 沉积演化特征与铀成矿找矿层位分析

砂岩型铀矿化有利找矿层位的确定需要从铀源、构造演化、目标层砂体类型、古气候演化、古水动力系统格局及后生蚀变特征等多个方向综合分析才能得出具有一定可信度的结果，其本身是一个复杂的综合分析的过程，限于研究区工作程度较低，且资料有限，本研究仅从沉积演化和砂体特征两方面对研究区各盖层是否有利于作为砂岩型铀矿找矿目标层位作出评价。

4.1 城子河组

下白垩统城子河组，在研究区内主要发育辫状河三角洲平原和辫状河三角洲前缘过渡相，局部发育分流间湾微相和滨浅湖亚相，总体上辫状河三角洲沉积环境占主导地位。该时期处于三角洲平原与三角洲前缘过渡交替的沉积环境，频繁发育分支河道微相，分支河道长距离向前推进，在平面上相互切割、叠置，形成以分支河道砂为骨架砂体的沉积，复合砂体厚度大且大面积连接成片，局部发育的分流间湾和浅湖泥可充当良好隔水层，构成 “泥-砂-泥”结构。辫状河三角洲平原亚相分支河道以灰色含砾砂岩为主，单层砂体较厚（5～35 m），前缘亚相水下分流河道以灰白色中-粗砂岩为主，单层砂体比平原亚相较薄 （≤12 m）。同时从物性结构方面看，城子河组发育的分支河道主砂体分布稳定、沉积分异作用较好、连通性好，有利于含铀含氧水的渗入，为后期氧化带的发育提供了有利的空间和通道；从原生地球化学环境方面看，城子河组砂体发育于潮湿的古气候环境下，整体上是一套含煤碎屑岩建造，富含有机质、炭屑及黄铁矿等还原介质，为铀元素的富集沉淀提供了丰富的还原介质。综合以上两个方面表明：城子河组分支河道砂体可作为该地区砂岩型铀矿找矿的主要找矿目标层位。

4.2 穆棱组

下白垩统穆棱组分布局限，仅在绥滨坳陷西部可见。岩性粒度上整体较城子河组偏细，以浅灰色粉砂岩细砂岩和暗色泥岩为主，偶见薄层凝灰岩和煤线。整体为水下还原环境，砂体不稳定、不连续，储集物性差，不利于含铀含氧水的渗入，难以发育氧化带，砂岩型铀矿找矿潜力不大。

4.3 宝泉岭组

古近系宝泉岭组在绥滨坳陷整体缺失，主要在前进坳陷大面积分布。该时期表现为冲积扇（湿地扇）沉积环境，发育完整的扇根-扇中-扇端沉积旋回。砂体主要发育于扇根亚相，且多为砾石杂基支撑，成熟度低，填隙物为粉细砂或泥质，渗透性较差，砂体不连续、厚度不稳定、分布不均、储集物性较差，不利于砂岩型铀矿的储集。

4.4 富锦组

新近系富锦组在盆内分布不均，绥滨坳陷、前进坳陷均有分布，主要表现为辫状河三角洲及滨浅湖亚相。砂体主要发育于辫状河三角洲亚相的分支河道微相中，主要为褐黄色褐铁矿化中粗砂岩，分布稳定、沉积分异作用较好、连通性好，位于富锦组的底部，砂体直接不整合发育于城子河组间湾泥和浅湖泥之上，砂体上部为滨浅湖相泥岩盖层，整体具备良好 “泥-砂-泥”结构，砂体胶结疏松，孔、渗性较好，有利于含铀含氧水的渗入；同时富锦组为一套含煤碎屑岩建造，富含有机质及炭屑等还原介质，有利于含铀含氧水的渗入，具较好的铀成矿岩性岩相条件，是研究区砂岩型铀矿具有成矿远景的首要找矿层位。

5 结论

1）绥滨坳陷城子河时期主要发育辫状河三角洲平原、前缘和滨浅湖亚相，河流作用较强，河道呈指状向湖盆中央推进，沉积物分布范围广，其中分支河道和水下分流河道微相频繁发育，砂体厚度大且稳定，垂向和横向延伸均较广，具较好的联通性，主要由灰色厚层中粗砂岩、砾岩、深灰色粉细砂岩和黑色泥岩组成，砂岩物性好，分选性比较好，可见分流间湾、河口坝微相；富锦时期主要发育辫状河三角洲平原和滨浅湖亚相，其中分支河道微相较为发育，岩性以褐黄色中粗砂岩为主，局部发育成煤沼泽和滨浅湖。

2）前进坳陷宝泉岭时期主要发育冲积平原和滨浅湖亚相，广泛发育漫滩沼泽微相，岩性以深灰绿色、深棕色粉砂质泥岩和泥炭为主；富锦时期主要发育冲积扇（湿地扇）扇根-扇中-扇端组成完整的沉积旋回，岩性主要由灰绿色含砾中粗砂岩、粉砂岩、泥岩和煤层组成，扇中即冲积平原为优势相，主要发育辫状河道微相，岩性以深灰色中细砂岩和粉细砂岩为主，易侧向迁移或改道。

3）下白垩统城子河组及新近系富锦组是今后砂岩型铀矿找矿的有利目标层位，其发育的辫状河三角洲平原分支河道微相和前缘水下分流河道微相是砂岩型铀矿勘查的有利沉积相带。分支河道砂体作为优势相，由分选好、粒度大的砂 （砾）岩、粗砂岩等粗碎屑沉积物组成，砂体厚度大、分布稳定、孔渗性好；水下分流河道多期叠加，由分选好、保存好的中、细粒砂体组成，平面分布广、连续性强、富还原介质，几何形态及分布规律受河道的走向及延伸距离的控制，垂向上发育良好的 “泥-砂-泥”结构，具有较好的物性条件及地球化学条件，有利于含铀含氧水的渗入及铀元素的富集沉淀。而下白垩统穆棱组砂体不发育，分布范围局限，不适宜作为砂岩型铀矿找矿层位。古近系宝泉岭组砂体薄且不稳定，及单砂体厚度小，不利于砂岩型铀矿的储集。建议今后勘查应注重辫状河三角洲平原分支河道和前缘水下分流河道中的粗碎屑砂体。