松辽盆地西缘泰康地区四方台组铀成矿特征

王东旭，罗 敏，聂逢君，严兆彬，张治波

(1.核工业二四○研究所，沈阳 110032；2.东华理工大学核资源与环境国家重点实验室培育基地，南昌 330013；3.中国矿业大学资源与地球科学学院，徐州 221083)

松辽盆地作为中国北方的中新生代盆地重要组成之一，具有良好的砂岩型铀矿勘探条件。近年来，已在盆地西南部开鲁凹陷内相继探明钱家店和宝龙山等中-大型铀矿床[1-3]。而对于盆地北部砂岩型铀矿的研究相对较薄弱，但近年在盆地北部龙虎泡地区和大庆长垣南部相继取得了一些新的铀矿化线索引起了人们的重视，其中魏佳林等[4]研究认为龙虎泡地区四方台组铀矿化的成因主要是同生沉积预富集和受到后生流体蚀变改造；汤超等[5]、魏佳林等[6]发现大庆长垣南部铀矿化与原始沉积成矿和后期蚀变叠加成矿关系密切。泰康地区位于松辽盆地西缘一级构造单元西部斜坡区泰康隆起带内，整体位于大庆长垣北西方向，在历史上曾多次受到构造活动的影响而发生区域隆起从而遭受剥蚀形成构造天窗，这种运动是形成砂岩型铀矿的必要条件[7-8]。在此情况下，四方台组作为松辽盆地西北部的浅层找矿目的层之一，具有良好的找矿前景。随着在松辽盆地北部勘探工作量的加大，在泰康地区四方台组内也发现了一系列铀矿化现象，但目前泰康地区四方台组铀发生富集的原因没有被系统地研究总结。据松科一井资料所示，四方台组在中央坳陷区发育的为一套曲流河亚相和滨-浅湖亚相沉积[9]。而对泰康地区内四方台组沉积地层识别为三角洲平原与滨-浅湖沉积亚相，成矿砂体整体具有粒度细、厚度薄、低含砂率特征，这与传统形成砂岩型铀矿有利的具有高渗透性、连通性及成层性的砂体条件具有一定差异。另一方面，区内铀矿化异常孔多受还原性热流体改造，铀矿化的出现多与油气浸染现象伴生。现通过识别泰康地区四方台组沉积相特征来分析其砂体的成矿潜力，结合区内构活动的造制约因素和现有的矿化特征条件，最终探讨泰康地区铀富集的原因，为松辽盆地北部砂岩型铀矿勘查评价和成矿理论研究提供新的思路。

1 区域地质背景

松辽盆地位于中国东北地区，是一个以多个古微板块拼合为基础，并受周围深大断裂圈闭而成的大型中、新生代陆相沉积盆地[10-11]。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[12-13]。

松辽盆地成盆演化过程主要受古亚洲洋和古太平洋构造域所控制，成盆动力因素与古太平洋板块持续对欧亚板块俯冲施加强烈挤压作用密切相关[14]。盆地主体基底为古生代早期古亚洲洋内多个微陆块拼贴聚合而成的东北复合陆块集合体，在晚古生代末期-中生代早期又与华北板块拼接，直至中生代中期与西伯利亚板块拼接聚合成盆，控制了区内近EW向和近SN向基底断裂的形成[15]。在此期间，古亚洲洋消失，松辽盆地基底主体基本已经完全形成。

根据沉积盖层特征及其时空关系，可将松辽盆地在平面上划分为6个一级构造单元，垂向上划分为3个构造层。其中，泰康地区构造位置主要位于一级构造单元西部斜坡区的泰康隆起带，东南少部分区域位于中央坳陷区的龙虎泡阶地、齐家古龙凹陷。本地段基底断裂较发育，形成年代为前中生代时期。包括有NNE向的嫩江断裂、依安-镇赉断裂、富裕南-东吐莫西断裂、东吐莫断裂和NW向的孙吴-双辽断裂，滨州断裂、景星-泰康南断裂和镇赉-肇源断裂等(图1)。

部分基底断裂在明水组沉积末期仍然活动，可作为四方台组和明水组含铀含氧流体排泄通道。盆地基底岩性主要由中元古代、古生代和晚古生代时期的变质岩和岩浆岩构成[16-17]。

图1 松辽盆地泰康地区区域地质背景(据文献[8]修改)Fig.1 Regional geological background map of Taikang Area in Songliao Basin(revised according to ref.[8])

沉积盖层主要是中新生界沉积岩系，自下而上由上由侏罗统、白垩系、新近系与第四系底层组成，其分布具有“东掀西覆”的特点[18]。研究的勘探目的层为反转构造层下白垩统四方台组沉积地层，其发育一套杂色碎屑沉积，主要为棕红色、灰白色砂岩、砂砾岩，向上粒度逐渐变细，为棕红色、灰色及灰绿色细粒砂岩、粉砂岩，钙质结核较发育，少见植物化石与黄铁矿，原生地球化学环境以氧化环境为主[19-20]。

2 沉积相特征分析

2.1 沉积相类型

沉积相的类型对砂岩型铀矿成矿砂体的控制作用十分明显，低品位沉积成岩期铀矿化严格地受沉积环境、沉积相带控制，而其又是后生富集期铀矿化形成的基础[21]。如具有高分异性的大型冲积扇前缘的海陆交互相、海岸平原相、滨海相带；大型冲积扇前缘的河湖交互相带和大型辫状河河道沉积都是有利的成矿相带[22]。泰康地区识别的沉积相类型有三角洲和湖泊相，可进一步细分为三角洲平原、滨-浅湖相和半深湖-深湖三种沉积亚相类型及12种沉积微相类型。

2.1.1 三角洲平原相

区内三角洲平原主要发育中-细粒沉积，单层平均厚度约5 m。沉积相可进一步细分出分流河道、天然堤、决口水道和分流间湾微相。其中，分流河道分布于四方台组沉积底部，岩性以中砂岩、细砂岩主，为四方台组最厚的沉积砂体，是区内可含砾石或泥砾，可见钙质结核，沉积构造为小型交错层理与冲刷-充填构造发育[图2(a)]；陆上天然堤由细砂岩、泥质粉砂岩组成，可发育少量钙质团块与植物碳屑，沉积构造可见波状层理[图2(b)]，经常遭到破坏而难以保存或与因与决口扇互层沉积难以识别；决口扇主要发育细砂、粉砂岩组成，粒度相比天然堤较粗，偶有钙质结核发育，沉积构造多具块状构造或小型交错层理[图2(c)]，其下伏多为分流河道与天然堤沉积，上覆多与决口水道或分流间湾互层形成砂、泥岩薄层互层沉积；决口水道沉积主要发育砂砾岩、中砂岩，一般具钙质结核，有泥砾与砾石发育，厚度不超过0.5 m且在垂向上难以识别；分流间湾沉主要岩性发育为泥质粉砂岩、泥岩等，沉积构造常见块状构造或是波痕构造[图2(d)]等，在垂向上常与天然堤砂质沉形成薄层互层沉积或是形成较厚的单层泥质、粉砂沉积，厚度不超过5 m。

2.1.2 三角洲前缘相

三角洲前缘沉积物较三角洲平原更细，在区内南部范围发育。沉积相可进一步细分出河口坝、支流间湾、水下天然堤及水下分流河道沉积微相。其中，河口坝岩性主要为中砂岩、细砂岩、粉砂岩。沉积构造可见羽状交错层理等[图2(e)]。区内河口坝一般在垂向上部发育有分流间湾-水下天然堤-水下分流河道沉积，下部发育席状砂-远砂坝沉积；支流间湾性主要为泥质粉砂岩与泥岩组成。沉积构造常发育透镜状层理或水平层理等[图2(f)]，可见古生物化石与植物碳屑等出现；水下天然堤岩性为细砂岩、粉砂岩、泥岩等。沉积构造可见波状层理与小型交错层理，代表其受波浪作用与流水作用共同控制，可发育有虫洞和植物碳屑等；水下分流河道岩性主要为砂砾岩、中砂岩与细砂岩，钙质结核发育。沉积构造可见发育小型槽状交错层理，在底部见冲刷-充填构造。常因沉积厚度薄而难以识别，在垂向上沉积上呈透镜状，普遍发育在支流间湾或水下天然堤微相上部。

图2 泰康地区四方台组沉积构造特征Fig.2 Sedimentary structural characteristics of Sifangtai Formation in Taikang Area

2.1.3 滨-浅湖相

滨-浅湖沉积在区内范围广泛发育。区内主要发育砂坪与泥坪2种沉积微相，二者经常在垂向上形成泥砂互层沉积。其中，区内砂坪以中砂岩与细砂岩沉积为主，局部可见含砾粗砂岩，多与泥坪夹层形成互层沉积，偶见钙质结核质和植物碳屑。沉积构造可见发育小型槽状交错层理和平行层理等[图2(g)、图2(h)]；泥坪岩性为泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩，岩心易碎。沉积构造可见块状构造或水平层理等，可见古生物化石和钙质结核发育，在垂向上与顶、底部沉积一般呈渐变接触关系。

2.1.4 半深湖-深湖相

半深湖-深湖沉积主要发育于区内东南部，为泰康隆起东南部至中央坳陷区西南部方位之间，沉积期间为相对低洼的盆地汇水中心区域，相对于研究区内其他区域，其沉积物大部分形成于正常浪基面以下。岩石主要为细粒沉积物组成，岩性以泥页岩为主。区内只识别出静水沉积微相，岩性为粉砂质泥岩、泥岩等。沉积构造可见水平层理和块状构造等[图2(i)]，可见植物化石、双壳类化石和黄铁矿广泛发育。

2.2 单井相分析

通过对区内钻孔岩心资料与地球物理资料的收集与分析，对具有代表性的两个铀矿化异常钻孔进行单井相分析。分析结果表明泰康地区四方台组铀矿化集中于中下部三角洲平原分流河道与滨-浅湖砂坪沉积砂体中。

2.2.1 TK2-1单井相分析

TK2-1孔为研究区内中西部范围内的一个铀矿化异常取心井，深度范围为416.7～465.3 m，地层厚度为48.6 m，铀矿化位置为452.8～459.1 m，铀矿化异常厚度为6.3 m(图3)。

岩性主要为灰黑色、灰色薄层中、细砂岩、泥岩与棕红色泥岩，单层砂岩厚度较薄，可见钙质结核和植物碳屑发育。该孔位下部为一套三角洲平原分流河道及分流平原沉积共存，底部河道沉积内可见冲刷-充填构造，向上则转换为天然堤与分流间湾的细粒沉积；沉积中期，湖平面持续升高，沉积地层由三角洲平原相转变为滨-浅湖相，该套沉积为孔内的铀矿化部位，铀矿化产生于细砂、粉砂岩中，赋矿砂体可观测到明显的油气浸入现象，且砂体经历了油气还原常发生褪色改造，多呈灰色、灰黑色或灰绿色；中部偏上和上部发育灰色粉砂岩、泥岩及棕红色泥岩，其中泥岩所占比重最大，沉积相以滨-浅湖相泥坪沉积为主，表明研究区中西部四方台组沉积末期时湖相沉积达到最大规模。

2.2.2 TK480-483单井相分析

TK480-483孔为研究区内东部的一个铀矿化异常取心井，深度范围为580.5～635.2 m，地层厚度为54.7 m，铀矿化位置为631.8～635.2 m，铀矿化异常厚度为3.4 m(图4)。

岩性主要为灰黑色、灰色中砂岩、细砂岩、泥岩与灰绿色、棕红色泥岩，钙质结核和黄铁矿多见，沉积构造可见冲刷-充填构造、小型交错层理等。该孔位四方台组下部为一套分流河道及分流平原沉积，沉积物表现为薄层砂泥互层，且测井伽马曲线表现异常，为铀矿化部位，赋矿砂体受油气改造现象明显，多为灰黑色、灰色中砂岩、细砂岩、粉砂岩和泥岩，黄铁矿密集发育；四方台组沉积中部，沉积相由三角洲平原相转变为滨-浅湖相，岩性为灰色细砂岩，钙质结核少量发育；四方台组沉积末期，湖泊沉积范围持续加大，沉积相由沉积中期滨-浅湖砂坪沉积为主转变为泥坪沉积为主，沉积物由灰色细砂岩转变为灰色、灰绿色进而棕红色泥岩为主，表明此时四方台组沉积地层沉积背景为泛滥浅湖沉积。

图3 TK2-1孔四方台组单孔沉积相图Fig.3 The map of single-well sedimentary facies for TK2-1

图4 TK480-483孔四方台组单孔沉积相图Fig.4 The map of single-well sedimentary facies for TK480-483

2.3 赋矿砂体特征

沉积相的类型对砂体的特征发育具有重要的控制作用，而砂体的基本特征是砂岩型铀矿成矿的关键因素条件之一。后生层间氧化带大型砂岩铀矿床是发育于具有高还原性、透水性和分布的高稳定性的沉积地层内的[23]。泰康地区四方台组沉积相主要为三角洲平原及滨-浅湖相，其所发育的砂体具有粒度细、厚度薄、高黏土矿物含量等特征(图5)。

2.3.1 砂体厚度特征

砂体的厚度特征是形成大型层间氧化带的保障。泰康地区四方台组砂体沉积厚度较薄，致使砂体成层性整体较差，对含铀含氧流体在地层中的储存与运移影响较大，在区域内不易于形成大规模的局部层间氧化带。在平面展布上，四方台组砂体自南西向北东逐渐增厚，多集中在7.1～50.9 m，平均为21.8 m，且泥岩夹层发育，常覆于砂体上部，厚度范围为0.3～1.2 m(图6)。在研究区范围内东部发育有目前四方台组中最厚的砂体，厚度达25.2 m，TK480-483所见铀矿化即产于这一区域的砂体，沉积相解译为三角洲平原分流河道沉积，推测其物源来自北部讷河水系和拜泉水系。在区内中部范围内发育的砂体，厚度最大为13.5 m，TK2-1所发育的铀矿体即产于该层砂体，成矿规模较小，沉积相解译为滨-浅湖砂坪沉积，推测该区域四方台组物源来自盆地西部英台水系。

图5 泰康地区四方台组沉积微相与铀矿化关系Fig.5 Relationship between depositional microfacies and uranium mineralization within the Sifangtai Formation in Taikang Area

图6 泰康地区四方台组砂体厚度等值线图Fig.6 Contour map of sand thickness of Sifangtai formation in Taikang area

2.3.2 砂泥比特征

砂泥比是反映沉积岩空间特征的重要参数之一，它能直观展现岩性岩相特点、圈定沉积相带、以及了解砂体的空间分布。泰康地区四方台组地层厚度范围集中在26～118.7 m，平均厚度约57 m。砂体厚度范围在7.1～50.9 m，砂泥比为0.15～2.1，平均值为0.75(图7)。根据岩性观察和单井剖面分析，研究区内以小于0.2作为半深湖-深湖静水泥分布区的界线；0.2～0.8之间圈定为滨-浅湖砂坪夹泥坪与三角洲分流平原沉积；大于0.8的地区划分为三角洲平原分流河道、三角洲前缘河口坝与滨-浅湖砂坪相区(图7)。

区内四方台组砂泥比值大多集中于0.75以下，沉积相以三角洲平原分流平原与滨-浅湖砂泥坪沉积为主，在平面上的变化大致表现为自南向北逐渐增高，表明古水流主要流经方向为由北向南，研究区北部为四方台组沉积主要的物源方向，而南部主要作为该时期的汇水中心。四方台组较低砂泥比值表明沉积地层中泥岩沉积较发育，导致分层砂体多被细碎屑沉积所隔，使区内砂体连通性较差，成矿骨架砂在区域内难以稳定发育，使含铀含氧流体后期在区域内的稳定的渗透与运移受到阻碍。

图7 泰康地区四方台组砂泥比值等值线图Fig.7 Contour map of sand-shale ratio of Sifangtai Formation in Taikang Area

2.3.3 岩相古环境特征

古气候环境的演变是不同沉积建造、不同相带形成的重要制约因素。因此，古气候的研究对于砂岩型铀矿有着特殊的意义[24]。松辽盆地沉积地层中广泛发育有红色碎屑沉积，其中，四方台组中部、顶部和明水组一段底部、明水组二段的底部和沉积有一定厚度的红层沉积，其都形成于气温中等的半干旱环境[25]。泰康地区四方台组砂岩岩性以灰黑色、灰绿色、灰白色中砂岩、细砂岩、粉砂岩和灰绿色、灰色、棕红色泥岩为主，钙质结核多见，黄铁矿少量发育，碳屑少见。四方台组赋矿砂体形成的古气候环境属干热与湿热交替的古气环境，在砂体中通常出现大量的钙质结核、泥晶方解石、白云石及红色泥砾和红色泥岩夹层，反映了砂体形成期干热湿热古气候环境特点及原生地球化学环境为氧化的特征。古气候演化的转化对砂岩型铀矿的时空分布有着密切的联系。干旱的沉积环境为铀的活化和形成含氧含铀流体的形成提供了必要条件，湿温沉积环境则有利于发育成矿所需的灰色沉积建造，铀则在氧化还原过渡带逐渐富集成矿[26]。因此，在干旱环境下形成的泰康地区四方台组红色碎屑沉积地层利于铀的活化与迁移，但受制于沉积古环境的制约而使四方台组地层缺少还原性物质的存在。在此条件下，深部层位中的油气上升进入四方台组砂体中，弥补四方台组还原剂的不足，从而使含铀含氧流体沉淀富集。

3 铀成矿作用特征分析

3.1 后生改造作用

泰康地区的后生改造作用主要包括后生氧化作用及后生还原作用。后生氧化作用主要指含铀含氧流体沿透水层渗入发生的氧化作用。目前发现与四方台组铀成矿作用关系密切的后生蚀变以油气渗出还原作用为主。表现为四方台组下伏的含油气层位受断裂控制使油气向上运移到浅层地层内发生的还原作用

据前人资料显示，晚中生代时期是中国北方重要的煤炭和油气的生成阶段[27]。西部斜坡区已发现多个油气田，主要分布在姚家组、青山口组和嫩江组一段地层中。普遍认为西部斜坡区的青山口组及嫩江组地层不足以生成油气，该地区发现的油气系中央坳陷区生成并向西运移至此。

研究区受晚白垩世构造反转活动影响，使早期构造断裂复活形成新的反转构造，并切穿深层含油气的沉积盖层，造成油气等还原剂可沿断裂向上运移，为表生作用带来的含铀含氧流体提供还原剂，使铀元素富集。另外，矿化孔四方台组底部矿化砂体经历了油气还原而发生褪色改造，其砂体多呈灰色、灰黑色和灰绿色，可见少量炭屑及密集微晶黄铁矿发育。这些都是成矿的次生还原剂，既增加了砂体的还原容量，又加强了铀护矿的能力。

TK2-1为区内发现的矿化孔之一，铀矿化产于四方台组底部分流河道沉积中，岩性为灰色细砂岩、黑色油浸细砂岩图[图8(a)]，见黄铁矿发育、少量炭屑，岩石结构较疏松。该孔以北为二站气田，紧靠一条NNE向断裂，该断裂沟通深部油气，油气上升至四方台组底部砂体，形成黑色油浸细砂岩，同时形成铀矿体[图8(b)]。在镜下可观察到黄铁矿沿碎屑颗粒边缘生长，其属成岩期后产物，为还原性热流体改造后形成[图8(c)]。

TK480-483矿化孔所发现的铀矿化产在泥岩和砂岩界面，上部为深灰色泥岩、粉砂岩，夹细砂岩，下部为灰色中细砂岩，岩石较致密[图8(d)]。矿石在镜下可发现明显的油浸作用[图8(e)]，在油浸范围内观测到星点状黄铁矿密集发育，此类型的黄铁矿成因有可能为砂岩内含二价铁离子的黑云母等矿物受富含H2S的还原性烃类流体的改造而成[28-29][图8(f)]。

3.2 构造演化与成矿作用

泰康地区铀成矿作用与深部层位油气上移改造砂体现象密切相关，而对于油气上移现象起绝对控制作用的是断裂构造运动。松辽盆地构造演化发展经历了前中生代到第四纪的多期发展阶段，而对四方台组砂岩中的铀矿化有着密切关系的是与晚白垩世后的挤压作用。在晚白垩世，盆地主要受到近EW向挤压应力发生多期不同规模的构造反转作用，破坏了盆地深部油气储备层位，为油气上移提供了通道，发生了深部油气对四方台组地层的浸入活动，其与四方台组形成铀矿化关系密切。

3.2.1 铀矿化异常与构造密切相关

据赵忠华等[30]研究所示，松辽盆地内的铀矿化孔与异常孔受基底构造与反转构造带控制现象明显。其中，可将早期铀矿化孔与异常孔划分为6条铀富集带，这6条NNE-NE向展布的铀富集带，而铀矿化异常孔主要集中于NNE-NE、NNE-NE与NW-NWW向断裂带交界部位。该位置正处于盆地基底深大断裂带交汇部位(图9)。

图9 松辽盆地北部基底断裂带与铀矿化、异常孔位分布示意图(据文献[30]修改)Fig.9 The distributing sketch maps of the basement faults and the drill holes of uranium mineralization and uranium anomalys in the north of the Songliao Basin(revised according to ref.[30])

将松辽盆地78个反转构造按特征在平面划分出24条反转构造亚带，再依照反转亚带的分布特征，可一次从东到西划分出5条反转构造带，分别为(Ⅰ)齐齐哈尔反转构造带；(Ⅱ)龙虎泡-通辽反转构造带；(Ⅲ)克山-大庆反转构造带；(Ⅳ)望奎-任民反转构造带；及(Ⅴ)朝阳沟-登娄库反转构造带。这5条反转构造带均呈NE-NNE向，在先存深部基底断裂的基础上受到晚白垩世的构造反转挤压运动而形成的。盆地内大多数铀矿化异常孔都受这5条构造反转带的控制，表现为基底断裂与构造反转带联合控制铀矿化异常孔的形成(图10)。因此，研究区内铀矿化异常孔与区内构造反转带密切相关。

3.2.2 反转构造作用对铀富集的控制

松辽盆地自成盆以来受板块活动影响发生过多期构造反转作用，而与四方台组中发生铀富集关系最密切的活动为明水组末期发生的反转构造作用。该时期盆地局部区域发生不同程度的隆升作用，使一部分白垩系地层发隆起遭到剥蚀，形成了构造天窗，如绥棱背斜带和大庆长垣等。该期构造运动的演变使明水组与上覆地层不整合面，进而控制了沉积地层分布特征及含铀含氧流体的运移，其影响了地下水的补给、运移与排泄体系，从而为发生砂岩型铀矿成矿作用提供了水文地质条件基础。松辽盆周围盆缘出露有大范围的燕山期或早燕山期的花岗岩和火山岩地层等。这些富含铀的源岩是盆地重要的铀源区[31]。并且，盆地在形成演化过程中，由于受盆地受明水组末期构造反转作用，该期构造活动具有沉积间断时间长，铀源区长期风化，地层长期暴露，有利于含铀含氧流体长期渗入的特点。这些构造反转运动易于形成区域内构造天窗，为大气降把蚀源区的铀带入并在岩层内渗透运移提供条件，为承压含水层提供补给[32]。这些含铀含氧的地下水在地下岩层流动过程中可形成局部的层间氧化带，并在还原层前的氧化还原过渡带处富集成矿；另一方面，含铀含氧流体经剥蚀天窗流入后受到透水性较的层位影响而停滞或运移缓慢，受到后期因构造活动上移的还原性烃类流体改造而富集成矿，这种方式形成的矿体大多品位较低且在区域范围内分布较广。

图10 松辽盆地北部构造反转带与铀矿化、异常孔位分布示意图(据文献[30]修改)Fig.10 The distributing sketch maps of the inversionstructure traps and the drill holes of uranium mineralization and uranium anomalys in the north of the Songliao Basin(revised according to ref.[30])

3.2.3 构造叠加作用对铀富集的控制

松辽盆地自嫩江组沉积之后开始遭受一系列挤压应力作用，这些脉冲式挤压运动使早期的基底正断层复活并发生逆冲运动，形成逆冲推覆构造,并使坳陷层因褶皱构造作用而使浅部地层发生构造闭合[18]。嫩江组沉积末期的盆地受到挤压作用的使盆地中心西移，东部抬升且剥蚀，在嫩江组底部产生不整合面。在明水组末期，盆地又一次发生构造反转,不但使早期形成的构造复活，且在盆地的中、西部地区形成一系列新的反转构造。新生代期间，盆地经历了数次微弱的伸展与挤压事件，盆地沉积范围进一步缩小，且伴这沉积不连续现象[33-34]。白垩世后期的多次构造反转作用是一系列断层复活型和盖层褶皱型反转构造的形成原因[35]。

松辽盆地在北部沙河子组、营城组和中部青山口组、嫩江组等地层内都沉积了巨厚的烃源岩地层，构造反转作用使先期存在的盆地基底断裂复活形成了新的反转构造带，使油气储备层地层发生了破裂，成为了深部还原性流体的上升通道，使油气、CO2等深部流体可向浅部层位发生运移，在上白垩统沉积地层内产生了大面积的还原性蚀变，不仅增加了浅部目的层的还原能力，为发生铀富集作用提供基础，而且还可对目的层中的先期赋存的富铀表生流体进行还原，并在层内发生铀富集成矿作用。

4 结论

(1)松辽盆地西部斜坡区泰康隆起带四方台组共识别出曲流河三角洲和湖泊沉积相类型，赋矿砂体多为底部的三角洲平原分流河道沉积砂体。但砂体厚度与砂泥比值普遍较低，影响了砂体整体的孔隙度、渗透性和连通性，不利于含铀含氧流体的大范围运移从而形成大规模的层间氧化带。

(2)泰康地区铀矿化多见于经深部还原性烃类流体上移改造后的砂体内。因而，推测泰康地区铀成矿因素主要与深部烃流体上移发生还原作用有关，对四方台组所发育的沉积相特征因素选择性表现较差。

(3)泰康地区铀矿化受构造控制现象非常明显，基底断裂与盆地在目的层形成后的构造演化对研究区内的铀矿化的发育起决定性作用，可作为西部斜坡区四方台组指示下一步找矿工作的思路。