松辽盆地南部晚白垩世沉积演化与铀成矿作用研究

卢天军，刘鑫，姜山，张亮亮，宁君，王海涛，苏连驰，武飞，翁海蛟，宫天琦

（核工业二四三大队，内蒙古 赤峰 024000）

松辽盆地是我国重要的能源盆地，也是北方主要的产铀盆地之一。近年来，随着勘查工作的不断深入，在松辽盆地南部上白垩统姚家组下段发现了大规模的工业铀矿化，由此确定其为主要找矿目的层。前人对盆地的基底构造、铀矿化特征、成矿规律、铀的存在形式以及成矿年龄等做了大量的工作，并取得了诸多成果和认识［1-4］。然而，对于含矿目的层砂体形成的过程、沉积演化等研究较少。本文通过对近年来在松辽盆地南部施工的钻孔岩心、测井数据、分析测试数据等进行综合分析，以图件编制与粒度分析为手段，对上白垩统找矿目的层泉头组、姚家组、四方台组和明水组进行层序地层划分，并在此基础上，分析沉积演化及其对铀成矿的控制作用，实现远景区预测，为下一步找矿工作提供依据。

1 区域地质背景

松辽盆地位于中国东北部，是晚中生代形成的大型陆相沉积盆地。盆地四周由区域性控盆断裂所围限，内部由北东-北北东、北西、东西、南北向四组主要断裂所分隔。盆地基底为前寒武纪花岗片麻岩、石炭系-二叠系变质岩以及华力西期花岗岩组成；沉积盖层包括下白垩统义县组、九佛堂组、沙海组、阜新组的断陷沉积，上白垩统泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组的坳陷沉积以及古近系、第四系松散堆积物。盆地南部属山间盆地，主要包括开鲁坳陷区、西南隆起区（古隆起区）和东南隆起区3个二级构造单元及32 个三级构造单元（图1）。嫩江期后受盆地东部强烈抬升影响，内部地层具有东掀西斜的结构特征［5-6］。盆地历经多期构造运动，演化历程可概括为基底形成与改造阶段、晚侏罗世—早白垩世伸展断陷阶段、早白垩世—晚白垩世热冷却坳陷阶段以及晚白垩世—新生代构造反转阶段［7-11］。

图1 研究区构造单元划分图Fig.1 Division of structural units in the study area

松辽盆地南部砂岩型铀矿产于晚白垩世坳陷层内，坳陷层序由下到上分别为：泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组和明水组，时间跨度为112～70 Ma，处于晚白垩世海退巨层序内。其中青山口组一段和嫩江组一段分别为两次海平面的顶峰，处于潮湿的气候环境，其他时期均处于半干旱-半湿润气候。青山口期发生一期强烈的构造沉降，增加了盆地的可容空间，以至于在青山口组、姚家组时期（92～87 Ma）发育有利的辫状河砂体，为区内良好的铀储层［12-13］。

2 研究方法及结果

2.1 区域层序地层划分标准

综合前人对松辽盆地的科研和生产实践成果，将松辽盆地南部白垩系划分3 个I级层序：S1、S2、S3，分别对应断陷期地层（下白垩统）、坳陷期地层（上白垩统下部、中部）、萎缩期（反转期）地层（上白垩统上部）和3 个盆地级事件。S1 是断陷层序；S3 层序顶界面为SB3N，是盆地范围内的新近系与白垩系的不整合界面。本文研究的重点是上白垩统，包括I 级层序S2、S3，对应的底界面分别是SB2、SB3（图2）。

图2 研究区上白垩统层序地层简表Fig.2 Sketch column of sequence stratigraphy in the study area

S2、S3 层序内可划分6 个II 级层序：S2-1（泉头组）、S2-2（青山口组）、S2-3（姚家组）、S2-4（嫩江组）、S3-1（四方台组）、S3-2（明水组），分别对应早期陆源沉积补给增加、湖泊全盛后急速水退和坳陷形成、湖泊-河流扩张、湖泊全盛、湖泊萎缩、凹陷沉降等事件。以上事件均属于盆地内凹陷级事件，受到盆地内控凹断层的直接控制和盆地级事件的间接控制。每个II级层序的底界面分别是SB2、SB2-2、SB2-3、SB2-4、SB3、SB3-2。

S2-1 层序可划分为4 个III 级层序：S2-1-1（K2q1）、S2-1-2（K2q2）、S2-1-3（K2q3）和S2-1-4（K2q4），分别对应了洼陷抬升导致可容空间减小和持续抬升剥蚀事件、洼陷沉降导致可容空间增加、剥蚀和无物源补给、洼陷持续抬升，均属于凹陷内洼陷级事件，受到盆地内控洼断层的直接控制和盆地级事件、凹陷级事件的间接控制。每个III 级层序的底界面分别是SB2、SB2-1-2、SB2-1-3、SB2-1-4（图3，G20-3 孔）。

S2-2 层序可划分为2 个III 级层序：S2-2-1（K2qn1）和S2-2-2（K2qn2），分别对应了各个洼陷内河湖扩张和急速水退事件，均属于凹陷内洼陷级事件，且受到盆地内控洼断层的直接控制和盆地级事件、凹陷级事件的间接控制。每个III级层序的底界面分别是SB2-2 和SB2-2-2（图3，QH20-2 孔）。

S2-3 层序可划分为2 个III 级层序：S2-3-1（K2y1）和S2-3-2（K2y2），分别对应了急速水退后河流复活回春和各个洼陷内湖泊逐渐侵蚀大陆事件，均属于凹陷内洼陷级事件，且受到盆地内控洼断层的直接控制和盆地级事件、凹陷级事件的间接控制。每个III级层序的底界面分别是SB2-3 和SB2-3-2（图3，D20-4 孔）。

S2-4层序属于湖泊全盛层序，不对其III级层序做详细研究。

S3-1 层序可划分为2 个III 级层序：S3-1-1（K2s1）和S3-1-2（K2s2），分别对应了早期湖泊萎缩后残留小型湖泊和各个洼陷地质历史时期的晚期所有湖泊全面干涸事件，均属于凹陷内洼陷级事件，且受到盆地内控洼断层的直接控制和盆地级事件、凹陷级事件的间接控制。每个III级层序的底界面分别是SB3 和SB3-1-2（图3，J20-1 孔）。

图3 松辽盆地南部典型钻孔综合柱状图Fig.3 Comprehensive stratigraphic column in the southern Songliao Basin

S3-2 层序的III 级层序无法划分，原因是S3-2 地质历史时期地层被严重剥蚀，有效信息不全。

2.2 沉积地层剖面分析

地层沉积特征的研究和分析是了解盆地基本地质的有效方法之一，也是分析区内沉积演化过程的技术基础。根据盆地格架和地层展布，选取I—I′和II—II′两条贯穿研究区的地质剖面进行分析，剖面位置见图1。

I—I′：由哲中凹陷向架玛吐凸起方向自南西向北东切穿钱家店凹陷，姚家期物源来自盆地西南缘，水流汇入哲中凹陷后流入钱家店凹陷中，后被架玛吐基岩隆起阻挡，相序自南向北由冲积扇转变为辫状河，形成了大规模的有利于铀成矿的辫状河砂体。由于填平补齐作用，姚家晚期转变为曲流河沉积；嫩江期受湖侵事件影响，架玛吐凸起地区由于抬升活动剧烈，仅残留了嫩江组的三角洲砂体；四方台期，由于哲中凹陷东缘水退速度比西缘缓慢，河流相不发育，发育大规模的三角洲砂体（图4a）。

II—II′：由陆家堡凹陷向古隆起区方向，经过舍伯吐凸起北缘和钱家店凹陷，在钱家店东缘受古隆起区剧烈抬升作用影响，姚家组及以上地层逐渐尖灭，古隆起区东缘出露下部的青山口组湖泊相沉积物。古隆起区东南泉头组被抬升，物源来自盆地东南缘，向隆起区方向依次发育冲积扇—曲流河—冲积平原沉积序列。姚家期主河流发育在钱家店凹陷和舍伯吐凸起，发育辫状河—曲流河—三角洲的相序变化，在陆家堡凹陷由于地层抬升剧烈，姚家组几乎不发育，仅残留薄层冲积平原沉积（图4b）。

图4 松辽盆地南部I—I'（a）和II—II'（b）剖面沉积相图Fig.4 Sedimentary facies section I—I'（a）and II—II'（b）of the southern Songliao Basin

2.3 古地理特征

利用沉积地层、沉积相和建造来确定古地理环境的变迁，可以更好地了解构造-沉积演化，指导矿产勘查［13］。分析松辽盆地南部近年来钻孔的单孔沉积相结构，结合沉积相骨架剖面综合分析获得沉积信息，对比剖面图结构特征，基本查明泉头期、青山口期、姚家期、四方台期的古地理特征。

泉头期物源主要来自盆地北缘和东南缘，发育大规模的冲积平原和曲流河相。该时期古隆起山区处于强烈抬升剥蚀阶段［14-15］，未沉积。盆地南缘发育冲积扇和扇缘辫状河相，北部河流规模小，发育大规模的三角洲相（图5a）。

青山口期物源主要来自盆地南缘。该时期继承泉头期古地理的地形特征，古隆起主体为山区，未沉积，河流向隆起区方向发育，受到山区阻挡，在山前形成局限湖泊（图5b）。

姚家期物源主要来自盆地西南部和西部边缘。早期在盆地西南缘发育大规模的冲积扇群，河流体系大规模发育，以曲流河相和冲积平原相为主；晚期在被填平补齐后河流能够穿越隆起区，完成由上游高阶地向下游低阶地的流动，这个过程，受到古隆起影响，河道变窄，水势增强，发育大规模的辫状河相。该区的辫状河砂体可见明显的铀增高显示，古隆起以北的地区发育大规模的曲流河和三角洲砂体（图5c）。

四方台期全盆地湖泊发生大规模水退，湖水从东北部退出，发育大规模的杂色泥质沉积，属于冲积平原相；物源来自盆地西缘，盆地基本填平补齐，河流规模小（图5d），仅在西部发育小规模的辫状河相，南部发育小规模的冲积扇相，北部发育大规模的三角洲相。

图5 松辽盆地南部沉积相图Fig.5 Map of sedimentary facies in the southern Songliao Basin

2.4 岩心粒度分析

沉积物的搬运方式共有3 种：牵引、跳跃和悬浮。搬运方式受控于沉积物粒度和水流强度。通过对砂岩碎屑沉积物的粒度统计，绘制粒度曲线图，可以鉴定不同搬运方式所占比例，进而反推沉积物在沉积时期所经历的水流强度和相应的沉积环境。研究区内河流相砂体的粒度曲线分为3 种类型：两段型、三段型、多段型。两段型曲线是由跳跃和悬浮两个部分构成，缺乏牵引方式形成的沉积物，两部分的截点对应的粒度反应了搬运沉积物的扰动强度，强度高的在较粗粒度上发生截断。随着截点位置的不同反应不同的沉积环境，一般截点粒度大于等于2.25Φ 的两段型曲线可以反应较急河流的沉积环境。三段型曲线在跳跃总体的左侧末端存在一个分选性差的牵引总体，两者的截点粒度在1.00Φ 附近，反应河流深水区沉积环境［16］。多段型曲线至少由四段组成，分选性差，这类曲线较易在上游支流河道中存在，认为属于类似于浊流沉积的山地河流沉积，为地壳刚刚上升后，河流较急情况的产物［17］。

根据跳跃和悬浮总体的截点粒度、跳跃总体曲线的斜度和悬浮总体的含量3 个参数，对研究区两段型和三段型曲线可进一步划分为9大类（表1）。其中I-IV 类曲线的截点粒度较粗，属于扰动大的急流河流沉积；V-VIII 类曲线属于流速相对较小，扰动较小的平原河流沉积，少量河流沉积旋回上部属于VIII 类曲线；IX 类曲线含悬浮物高，同时分选差，这种曲线代表暂时性水流沉积，与浊流沉积有些类似。

表1 研究区内两段型和三段型曲线形态分类表Table 1 Classification of two-segment and three-segment curve form in the study area

本次研究初步统计分析了区内150 余件粒度分析样品的曲线数据（图6），其中钱家店（铀矿产地）地区灰砂统计样品总数为78 件，灰色砂岩中I-IV 类和多段型曲线占绝对优势，反映山地间河流和山前急流的沉积环境；代力吉地区（铀矿化地段）灰砂统计样品总数为38 件，灰色砂岩中各类曲线分布相当，相比于钱家店地区的灰色砂岩曲线数据，V-IX 类曲线明显增多，反映了该区灰色砂岩的河流更加平坦稳定。钱家店和代力吉地区褐黄色砂岩统计样品总数为116 件，其中I-IV 类曲线占绝对优势，并且与灰色砂岩曲线占比具有相似性，反映了山地间河流的沉积环境特征。选择瞻榆和金宝屯地区两处非铀矿产地灰砂进行对比，其中瞻榆地区统计样品总数为17 件，灰色砂岩样品全部为I-IV 类曲线，反映了河流流出山谷后的山前急流沉积环境，相比铀矿化明显的钱家店地区，缺失多段型曲线；金宝屯统计样品总数为23 件，结果与瞻榆地区相似。

图6 粒度分析曲线类型分布图Fig.6 Histogram of size analysis curve type in the study area

通过对比铀矿产地与非铀矿产地的砂岩粒度可知，铀矿化明显地区的姚家组砂岩具有独特的山间河流沉积环境特征。

3 讨论

3.1 晚白垩世古地理分析

区内沉积体系演化整体受控于松辽盆地的构造演化，直接受控于古隆起带的构造演化（图7）。在112～100 Ma 的泉头期，由于太平洋板块俯冲加强和周缘板块不均衡的挤压作用［18］，松辽盆地西南部和西部持续抬升，古隆起区西部抬升，东部沉降，造成湖泊向东转移至长春的位置，河流在地势较低的南、东南缘向北发育；在100～88 Ma 的青山口期，古隆起区西部和东部持续抬升，西部抬升强度逐渐减弱，东部抬升强度逐渐增强，在青山口中晚期，东部抬升强度超越西部，引起松辽盆地湖盆开始向西转移，形成松辽盆地坳陷期第一次大型湖侵事件，主力物源方向向西转移，湖盆开始逐渐萎缩；在88～84 Ma的姚家期，东部抬升持续增强，湖盆中心继续向西转移，主力物源方向继续向西转移，湖盆开始扩张；在84～72 Ma 的嫩江期，东部持续抬升，湖盆继续向西移动，形成第二次大型湖侵事件；在72～71 Ma 的四方台期，由于日本海的扩张［19-21］，对大陆的挤压进一步加强，盆地可容空间减小，湖盆全面萎缩，在开鲁坳陷区内残留下多个小型湖泊；在71～70 Ma 的明水期，部分坳陷再次沉降，可容空间逐渐增加，河流再次复活。需要指出的是嫩江至明水期较短，对于松辽盆地南部的沉积体系改动大，盆地北部整体以三角洲-湖泊相为主。

图7 松辽盆地南部沉积演化模式图Fig.7 Sedimentary evolution model for the southern Songliao Basin

3.2 沉积演化与铀成矿

松辽盆地南部构造与铀成矿的关系主要表现为：成盆早期褶皱演化阶段形成的大范围海西期、印支期富铀花岗岩和晚侏罗世挤压火山穹隆，演化阶段形成的富铀中酸性火山岩、花岗岩是松辽盆地富铀沉积建造和铀成矿的有利铀源条件；早白垩世伸展断陷阶段形成的断陷层位为盆地后生铀成矿储备丰富的还原流体；晚白垩世早期热降坳陷阶段形成了姚家组大规模辫状河富铀建造，同时该阶段也是重要的铀预富集期；晚白垩世晚期（嫩江期末、四方台期—明水期）反转阶段是控制盆地边缘含铀含氧流体补给及盆内油气流体渗出还原叠加铀成矿的主要构造阶段；古近纪（依安期）伸展断陷及断块差异隆升剥蚀阶段是控制盆地油气渗出与还原流体渗入混合叠加成矿的主要构造阶段；新近纪至第四纪挤压坳陷阶段是盆地主要的保矿阶段。结合盆地演化史和古地理可知，古隆起之间夹持的河谷地带是有利于铀成矿的重要古地理条件，而构造活动是构建有利铀成矿古地理条件的直接因素。目前在区内能够较准确定位的断裂为F1和F8断裂。F1断裂为通辽-安广断裂，在四方台组初始时期之前为同生正断层，断层下盘地带古河谷发育，有利于辫状河砂体形成；嫩江末期-四方台早期，受盆地级构造反转抬升作用影响，F1断裂转变为逆断层，上一时期断层下盘形成的辫状河砂体在隆起区被抬升剥蚀出露，含铀含氧水沿剥蚀区渗入砂体内，在氧化带前锋线及残留灰色砂体内形成铀矿化。前人研究得出钱家店地区姚家组下段沉积显示了多物源体系的特征，既有盆缘造山带物源，也有周边凸起物源［22］。研究区遭受隆起出露地表的富铀地质体经风化、剥蚀、淋滤，容易形成含铀含氧水，从而提供物源。F8断裂为西拉木伦大断裂，属于控盆大断裂，性质与F1相似，因此F8与F1断裂交汇部位的凹陷区是铀成矿有利区（图8）。

图8 古河谷区域铀成矿模式图Fig.8 Uranium metallogenic model of paleo-river valley in the study area

4 结论

1）松辽盆地南部晚白垩世沉积演化过程中，构造活动起到了至关重要的核心控制作用，西南隆起区古隆起是导致形成辫状河砂体的关键因素，也是隔绝相对湿润和相对干旱环境的过渡地带，也是大规模氧化还原过渡带发育的有利地带。

2）沉积岩地质历史时期，山间河谷形成的河流砂体有利于铀成矿，当河流流出山谷形成的山前河流砂体不利于铀成矿。

3）西拉木伦大断裂和通辽-安广断裂交汇部位的凹陷区是铀成矿有利区。