松辽盆地东北缘庆安地区泉头组沉积相与铀矿找矿潜力

邢作昌，秦明宽，罗 敏，贾立城，李 研，郭 强，张 航

(1．核工业北京地质研究院，北京 100029；2．中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京100029；3．核工业二四○研究所，辽宁沈阳 110032)

0 引言

砂岩型铀矿作为铀矿床的重要类型之一，近年来已成为铀矿地质的研究热点(张金带等，2010;聂逢君等，2015;张金带，2016;焦养泉等，2018；万汉平等，2020；赵磊等，2021)。沉积建造是评价和筛选盆地砂岩型铀矿有利区带的基本评价判据之一(易超等，2020)。大规模铀矿化也需要有成层性、渗透性、稳定性条件好的骨架砂体、稳定的泥-砂-泥岩性结构及良好的补给-径流-排泄水动力条件等成矿条件(焦养泉等，2007;焦养泉等，2015;易超等，2020)。沉积相不仅直接控制着骨架砂体的规模和形态(韩效忠等，2020)，同时也制约着层间氧化带发育的轨迹及里程(焦养泉等，2018)，是开展可地浸砂岩型铀矿勘查的重点工作之一。

泉头组作为松辽盆地铀矿勘查的重要层位之一(赵忠华和赖天功，2018;李研等，2020)，目前盆地南部的砂岩型铀成矿条件研究较为深入(于文斌，2009;白晓晗，2020)，且已发现了工业铀矿化(宫文杰和张振强，2010)；而盆地北部的研究相对滞后(王帆，2018；邢作昌等，2021)，尤其是盆地东北缘内尚未见到泉头组的沉积相与砂岩型铀成矿条件的公开报道。本文依托现有的岩心、测井资料，运用沉积学、盆地分析等理论，对松辽盆地东北缘庆安地区的沉积相进行了精细分析，并结合砂岩型成矿理论，系统梳理了研究区砂岩型铀矿的成矿条件及找矿前景。

1 地质背景

松辽盆地可分西南隆起区、西部斜坡区、东北隆起区、北部倾没区、中央拗陷区及东南隆起区等六个构造单元(图1a；Feng et al.，2010;邢作昌等，2021)，研究区位于东北隆起区东部庆安县内的盆缘区(图1b)。

从构造演化上看，松辽盆地经历了早中侏罗世热隆张裂期(前裂谷期)、晚侏罗世-早白垩世初期的伸展断陷期(裂谷期)、晚白垩世早中期的沉降坳陷期(后裂谷期)及晚白垩世幕式构造反转期(抬升萎缩期)四大阶段(Feng et al.，2010;Wang et al.，2016；施立志等，2019)，其后裂谷期可进一步划分出四个构造幕(冯有良等，2018)，但研究区只保存了前三幕的地层记录(图2)：自底到顶依次沉积了泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组等晚白垩世地层，缺失四方台组-明水组(热沉降四幕，晚白垩世顶部地层)、古近系及新近系，第四系直接覆盖在嫩江组之上(图2)。区内沉降拗陷期沉积的晚白垩世地层，在构造反转期由于受到晚白垩世以来太平洋板块的持断挤压并遭受剥蚀(Feng et al.，2010;杨承志，2014)，除顶部的四方台组、明水组全部剥蚀外，泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组等在研究区内呈单斜构造自东向西依次出露(图1b；邢作昌等，2021)。

图1 松辽盆地庆安地区位置(a,构造单元划分据Feng et al.(2010))及前第四系地质图(b)

本文重点关注的泉头组(K2q)，为热沉降一幕的沉积响应，其底以T3区域不整合与下伏登楼库组分隔(Feng et al.，2010)，顶以T2不整合与青山口组分开(冯有良等，2018)。泉头组沉积期，松辽盆地整体呈现炎热干旱的古气候特征(张立平和王东坡，1994)，对应为一套红杂色沉积建造(图2)。前人根据岩性差异将泉头组分为四段(张立平和王东坡，1994;王璞珺等，1995;Feng et al.，2010;黄清华等，2011;Wang et al.，2016;冯有良等，2018)。泉头组一、二段受基底断裂控制具多个沉积沉降中心特点，以各类河流沉积和分割的滨浅湖沉积交互出现为特点，岩性为棕红、紫红、紫褐色泥岩、砂质泥岩与灰绿、灰白、紫灰色砂岩、泥质粉砂岩(张顺等，2011)。泉头组三、四段进入盆地整体拗陷时期，沉积地层最大厚度达到600 m，以辫状河、曲流河、网状河及小型浅水三角洲沉积主(杨万里，1985)。泉头组四段除河流相沉积外，浅水三角州与湖泊相沉积较泉头组三段明显发育(侯启军等，2009)。

图2 松辽盆地东北缘地层综合柱状图(据邢作昌等，2021)

2 泉头组沉积相

2.1 沉积相类型

2.1.1 冲积扇

冲积扇是指携带大量碎屑物质的间歇性河流流出山谷后，在山口地区形成的粗碎屑扇状沉积体(林畅松，2016)。研究区该类沉积主要位于靠近盆缘的泉头组底部，岩性表现为正旋回叠置的、底部厚层块状结构的、褐红色、灰白色、灰绿色杂基支撑砾岩，向上变为较厚层粗砂岩、薄层紫红色泥岩，整体表现出正粒序特征；对应测井曲线表现出锯齿状的钟形、箱型，明显锯齿状是其内泥质含量较多的测井响应(图3)。该相可进一步分出扇根、扇中、扇端等亚相(图3)，其中以泥石流微相最为典型(表1)。

表1 松辽盆地庆安地区泉头组沉积相构成特征

①泥石流

岩性以巨厚层紫红色砾岩、砂质砾岩、红色泥岩混杂沉积为主；沉积物分选性差，砾石棱角状-次棱角状，杂基支撑，块状构造；自然电位曲线呈现剧烈的高锯齿状，表明其泥质含量高(图3)。该微相整体具有近物源、粗碎屑发育、成分与母岩相近的特征。

2.1.2 扇三角洲

扇三角洲沉积体系是由冲积扇提供物质并沉积在活动扇与静止水体分界面处的、全部或部分位于水下的沉积体(林畅松，2016)；是一种粗碎屑朵状体，向盆地中心方向与湖泊沉积呈指状交互，局部含炭质泥岩或薄煤层(冀华丽等，2020)。研究区内的扇三角洲体系包括扇三角洲平原组合、扇三角洲前缘组合、前扇角洲沉积三种亚相(表1)。

(1)扇三角洲平原组合

扇三角洲平原亚相为扇三角洲沉积的陆上部分(林畅松，2016)，砂砾互层，具不明显交错层理或平行层理，分选差，反映了粗碎屑砂砾岩沉积的陆上冲积和浅水氧化环境的岩性特征(冀华丽等，2020)。研究区内该亚相以灰白、灰黄粗砂岩、红色粉砂岩-泥岩建造为特征(图2、图3)，可进一步细分出辫状河道、洪泛平原两种微相(表1)。

②辫状河道

该微相以厚层红色、灰绿色含砾砂岩、粗砂岩为主，砂岩普遍泥质含量高，磨圆一般，分选较差，疏松，底部冲刷面之上的底部滞留沉积可见颗粒支撑结构的砂质砾岩，砾石分选差，但有一定磨圆，颗粒支撑，块状构造(图4b)，向上过渡为不明显正粒序的含砾中粗砂岩(图3、图4f～g)；局部可见显示明显的正粒序、平行层理等构造(图3照片57)；垂向见多个正旋回叠置，控制几乎整个扇三角洲平原。

③洪泛平原

表现为中厚层紫红色泥岩，块状构造，性脆，局部含少量砾石、团块状或姜块状钙质结核(图3，图4b)。主要位于辫状河道充填微相之上，并与之形成正旋回；在靠近河道中心部位，常常因后期河道冲刷侵蚀，较少保留。区域上是较好的隔水层，可与辫状河道等渗透性砂体构成稳定的泥-砂-泥结构。

(2)扇三角洲前缘组合

为扇三角洲沉积的水下部分(林畅松，2016)，沉积物粒度整体较扇三角洲平原相细，但分选整体较好。发育水下分流河道、水下分流间湾、河口坝等沉积微相。

④水下分流河道

为陆上辫状河道的水下延伸部分。研究区内该微相表现为中厚层灰色、灰白色、褐黄色平行层理或槽状交错层理灰白色中粗砂岩；岩心观察可见其底部的明显冲刷面，冲刷面之上可见正粒序层理(图4h)、泥质条带或块状构造中细砂岩(图4c)；局部隐约可见虫迹等生物化石构造(图4e)；由于沉积物分选性有所提高，因此自然电位测井曲线振荡幅度减小，丘形、箱型特征明显(图3)。需要注意的是，此微相底部碳屑(图4e)的发现，表明该微相的还原容量相对平原相要高，是成矿的有利相带类型。

图3 松辽盆地庆安地区典型钻孔A2泉头组沉积相解译

图4 松辽盆地庆安地区泉头组扇三角洲岩心特征

⑤水下分流间湾

为水下分流河道间相对低的细粒沉积区，岩性多为泥岩、粉砂岩、粉砂质泥岩等细粒沉积。研究区内扇三角洲前缘近端的此类沉积以绿色、灰绿色泥岩为主，其常以明显冲刷面与上覆水下分流河道微相分开(图4a)。

⑥河口坝

岩性较水下分流河道稍细，通常为中-薄层灰白色中细砂岩，砂岩内部见流水砂纹层理或脉状层理，局部可见碳屑(图4d)；垂向上该微相上与灰、灰黑色前扇角洲泥(或/和薄层席状砂)构成反旋回结构，虽然测井曲线上表现不甚明显，但岩性柱上却非常直观。这种反旋回与分流河道(或辫状河道充填)的正旋回结构的伴生出现是确定研究区内扇三角洲沉积的重要依据之一(图3)。

(3)前扇三角洲沉积

前扇三角洲作为扇三角洲前缘前方沉积最厚的地区。研究区内该亚相主要由巨厚层灰色、杂色泥岩、粉砂质泥岩组成，推测该微相在研究区西北部靠盆方向厚度更大。

2.1.3 滨浅湖

研究区该沉积相主要位于研究区西部靠近盆内、泉头组顶部地层中，岩性以厚层灰绿色-灰色泥岩、局部夹薄层砂岩为特征(图5)。可进一步分层湖泥和滩坝两个亚相。其中湖泥岩性主要为厚层灰绿色泥岩、粉砂质泥岩，而滩坝砂体中可见大量细脉状碳屑、局部可富集构成碳屑层,垂向上与湖泥微相伴生。

2.2 沉积序列演化

沉积序列一定程度上可反映研究区内的岩性组合特征和沉积环境(林畅松，2016)。研究区内泉头组自下向上经历了冲积扇-扇三角洲-滨浅湖-冲积扇-扇三角洲多个旋回的周期性变化(图3)。由于物源远近、构造活动、沉积期古地貌、古气候等因素的差异，各井沉积序列异存在一定差异。如靠近盆缘的A1井泉头组残余厚度薄，仅显示水进-水退的沉积旋回；而与之相邻的A2井泉头组则显示三个水进-水退的沉积旋回；靠近盆内的A5井则显示四个沉积旋回(图4)，出现这种差异的原因除了与泉头组沉积期的构造-沉积背景密不可分外，后期(嫩江组组末期)构造反转造成盆缘地层遭受剥蚀从而使得盆缘地层出现缺失也是重要的原因之一。

就整个泉头组而言，自底到顶大致经历了四个水进-水退的沉积旋回(图5)：第一旋回(对应泉一段)位于泉头组最底部，其沉积范围较其他期次最小，沉积厚度在A2、A3附近最厚，向盆内楔形减薄；沉积充填以大规模的冲积扇沉积为特征；第二旋回(泉二段)沉积范围较第一期有扩大，其早期(底部)冲积扇规模开始后退萎缩，晚期向盆内方向开始广泛发育扇三角洲沉积，中部发育厚层的湖侵沉积，顶部以开始发育扇三角洲结束。第三旋回(泉三段)的沉积充填特征与第二旋回类似，但其底部的扇三角洲的规模达到顶峰。第四旋回(泉四段)底部继承性发育扇扇三角洲外，中部开始出现深部-半深湖相泥，顶部发育正常三角洲。整体来看，前三个旋回整体为规模更大级别的湖侵序列，而顶部第四旋回的中上部大致为一个湖退序列，即泉头组为一个大的水进-水退沉积旋回，进一步可细分出四个次级旋回。显而易见的是，整个泉头组湖侵序列占优，沉积以大规模的冲积扇-扇三角洲充填为特色。

图5 松辽盆地庆安地区泉头组沉积旋回与沉积相充填

2.3 沉积相展布

目前，研究区内揭穿底部泉一段的钻孔较少，加之泉一段整体以冲积扇为主，相带简单；而泉四段在盆缘多遭受剥蚀，残余相带多以湖相的细粒沉积为主。从砂岩型铀成矿的有利相带砂体条件出发，笔者重点对泉二段、泉三段的沉积相进行了恢复(图6)。研究表明，沉积相带大致沿北东-南西向、呈狭长的条带状展布，泉二段自盆缘到盆内依次发育冲积扇、扇三角洲平原、扇三角洲前缘、前扇三角洲-湖相，沉积相带完整。而泉三段受后期(嫩江组末期以来)构造隆升剥蚀的影响，盆缘冲积扇相剥蚀殆尽，目前沉积以扇三角洲沉积为主。有意思的是，泉三段相图西南侧(A勘探线附近)扇三角洲前缘较泉二段有向盆缘后退(即湖侵)的趋势；而泉三段东北侧则有向盆内进积(湖退)的趋势，其可能是局部物源供给、构造隆升不一致在局部耦合作用的综合体现。

图6 松辽盆地庆安地区泉头组二段-泉头组三段沉积相平面展布

3 铀矿找矿前景

3.1 铀源条件

研究区东部张广才岭蚀源区广布风化破碎严重的晚古生代富铀花岗岩，其可为盆地内富铀地层、砂岩铀矿的形成提供较丰富的铀源。另外，泉二段砂岩铀含量为(2.5～11.8)×10-6，平均6.8×10-6；泉三段砂岩铀含量(4.3～11.4)×10-6，平均4.8×10-6，表明泉头组砂体可能具有一定的初始铀富集。综合来看，区内铀源条件良好。

3.2 构造条件

研究区为松辽盆地东北隆起区的庆安次级隆起带一部分(邢作昌等，2021)。晚白垩世末-第三纪抬升剥蚀作用阶段和第四纪差异升降作用阶段(Feng et al.，2010;Wang et al.，2016)，使得区内晚白垩世地层随蚀源区抬升而不断掀斜，形成现今北西倾向的单斜(图1b)。长期(>79 Ma)的掀斜抬升剥蚀造就了泉头组具有含铀含氧水渗入的窗口(邢作昌等，2021)，而适中的地层倾角不仅增强了含铀含氧水的水动力条件，而且使得可能的水岩反应效率更高(易超等，2020)，从而加大了成矿的可能性。

需要注意是，研究区内可能存在少量断裂，其限制了含铀含氧水向盆内的渗入；断裂可能在成矿期可能起到排泄作用，使得盆缘方向的含铀含氧水到达断裂时可能直接沿断裂渗出，从而使得氧化蚀变集中发育在断裂东南一侧，而断裂的西北侧(下盘)的地层中未见明显氧化蚀变(图7)。但目前对这种断裂的存在仅限于推断，且其对区域成矿作用的研究较为薄弱，有待进一步深入探讨。

图7 松辽盆地庆安地区可能断裂对砂岩型铀矿后生改造条件的影响

3.3 沉积相与砂体条件

结构和规模适中的骨架砂体是砂岩型铀矿评价的最基本因素(焦养泉等，2005)，因为“砂体既是铀成矿流体的疏导通道，也是铀成矿的储集空间(于文卿等，2000;焦养泉等，2005)”，而沉积相和微相是控制砂岩型铀矿储集空间的关键因素(于文卿等，2000;何中波等，2018;聂逢君等，2018)。区内泉头组沉积相以冲积扇、扇三角洲、前扇三角洲-湖相为主，且扇三角洲相占优(图6)。扇三角洲平原-前缘砂体呈北东-南西向条带状展布，宽5～20 km，长50～70 km；累计砂体厚78.5～154.7 m，砂体规模相对较大。就单层砂体而言，其厚度变化大(0.5～18.4 m)，单砂体向盆内厚度减薄，隔夹层增多，但横向延伸长度有限。目前钻孔揭露的铀异常集中在研究区中部靠西位置，泉二段铀异常产于扇三角洲平原辫状河道中、泉三段铀矿化产于扇三角洲前缘的河口坝微相中(图3)。铀矿化(铀异常)明显受到扇三角洲中粗粒沉积微相的制约。目前钻孔揭露泉头组的钻孔多集中在泉二段、泉三段扇三角洲平原亚相内，扇三角洲前缘钻孔内少有揭露(图5)。根据区内沉积相带的展布规律，推断研究区钻孔天增镇附近扇三角洲前缘砂体(泉二段)、扇三角洲平原砂体(泉三段)、铁力西南的扇三角洲前缘砂体仍有较大的找矿空间。

3.4 后生改造条件与铀矿化

区内泉二段、泉三段钻孔均显示了良好的后生改造条件：改造砂体发生褐黄色、黄色(褐铁矿化)、白色(粘土化)蚀变，且蚀变强度以中等～强烈为主(图8)，加之后生改造发生在多个砂层中，表明区内后生改造条件良好。区内已发现发现一个铀矿化业孔(A2)、两个铀异常孔(A1、A3)：A2孔铀矿化产于泉三段扇三角洲前缘亚相河口坝微相的灰绿色砂岩、泥岩中(106.55～107.95 m，厚1.4 m；图3)，定量伽玛最高为24.4 nc/kg.h，品位74.8×10-6；A1铀孔异常产于泉二段底部灰绿色花岗岩风化破碎带与肉红色花岗岩接触界面附近(107.8～109 m，厚1.2 m)，定量伽马为24.7 nc/kg.h；A3铀异常产于泉三段红色建造中水下分流河道微相灰绿色粗砂岩中(202.5～203.00 m，厚0.5 m)，铀9.7 nc/kg·h。这些发现证实了区内具备一定的砂岩型铀矿找矿潜力。

3.5 砂岩型铀矿勘查找矿方向

在铀源、构造、沉积相与砂体条件、后生改造与铀矿化等制约砂岩型铀矿成矿地质因素综合分析的基础上，认为区内具备层间氧化型砂岩型铀矿发育的基本条件，加之若干铀矿化(异常)孔的发现(图1b)，表明研究区具备一定的成矿潜力。区内泉头组铀源、构造、后生改造条件良好，而沉积充填以冲积扇-扇三角洲充填为主，其相带砂体相对其他沉积相(比较辫状河)的延伸距离有限且变化快(图6)。考虑到容矿砂体的规模直接受控于沉积相(韩效忠等，2020)，故认为制约区内砂岩型铀矿找矿的关键地质因素是沉积建造，即有利相带砂体。研究区内的辫状河道、水下分流河道、河口坝等有利相带砂体呈北东-南西向大面积展布，但目前的钻探集中区的东南、西北方向仍有较大面积未有钻孔控制(图9)，故区内仍有较大的找矿空间。区内找矿应坚持以寻找层间氧化型砂岩型铀矿，兼顾其他类型(如潜水氧化型)。考虑到当前的钻孔多集中在在靠近蚀源区的盆缘附近，且局限在盆缘附近的扇三角洲平原相带内(图9)，扇三角前缘相带仍有较大的找矿空间。认为天增镇附近、铁力市西南这两片地区可作为下一步工作的重点区加强探索(图9)。

图9 松辽盆地庆安地区砂岩型铀矿有利勘查区

4 结论

(1)松辽盆地东北缘庆安地区泉头组可识别出冲积扇、扇三角洲、滨浅湖三种沉积相，进一步可划分出泥石流、辫状河道、洪泛平原、水下分流河道、河口坝、水下分流间湾、前三角洲泥、滨浅湖泥、滩坝等九种微相。泉头组为一个大的水进-水退沉积旋回，进一步可细分出四个次级旋回；整个泉头组湖侵序列占优，沉积充填以大规模的冲积扇-扇三角洲体系为特色。

(2)松辽盆地东北缘庆安地区上白垩统泉头组具备砂岩型铀矿化的良好条件，辫状河道砂体、水下分流河道砂体、河口坝砂体等有利相带砂体的北东-南西向展布特征是制约研究区铀矿勘查的主要控制因素。区内找矿应坚持以寻找层间氧化型砂岩型铀矿，兼顾其他类型。天增镇附近、铁力市西南地区可作为下一步工作的重点区加强探索。

致谢：感谢核工业二四○研究所提供的资料支持及野外工作期间提供的无私帮助！感谢匿名审稿人及编辑部提出的宝贵修改意见！

[附中文参考文献]

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