松辽盆地北部依安凹陷四方台组砂体特征及铀成矿潜力分析

侯晓光，罗 敏，卢胜军，运威旭

核工业240研究所，辽宁沈阳110000

松辽盆地是中新生代大型陆相含油气沉积盆地［1］.20世纪50年代以来石油和煤炭部门在盆地中南部施工了大批钻孔，积累了有关地层结构、岩性岩相、砂体发育情况等大量地质资料；核工业系统在盆地南部也陆续发现了钱家店、白兴吐等具有工业价值的铀矿床［2-3］.而盆地北部工作程度尚浅，地层结构、岩性岩相、砂体发育等情况尚不明确，矿产方面目前仅发现一些铀异常显示，尚未发现具有工业价值的铀矿床.依安凹陷位于松辽盆地北部倾没区内（图1）.近两年，核工业系统在该地区针对目的层四方台组开展了一系列铀矿调查评价工作，先后施工了钻探工作量13000余米，在四方台组中发现了一批铀异常孔.本文基于地质、钻探、测井等资料对四方台组砂体特征及其铀成矿条件进行分析，以期为后续找矿工作提供依据.

图1 松辽盆地北部构造单元区划图Fig.1 Tectonic division in northern Songliao Basin

1 研究区地质

1.1 区域构造位置

松辽盆地是在松辽微板块基础上发展起来的中新生代大型陆相克拉通内转化型盆地，盆地基底经历了前古生代微板块聚合、古生代增生拼贴，于晚古生代海西运动末期与欧亚大陆联成一体，形成完整的大陆地壳［4-6］.

松辽盆地北部一级构造分区主要包括西部斜坡区、北部倾没区、东北隆起区及中央拗陷区，依安凹陷位于北部倾没区西南缘.

1.2 基底特征

依安凹陷基底由早古生代—中石炭世浅变质岩系及少量前寒武纪深变质岩系组成，基岩埋深一般1800～2500 m.基底岩石在盆地边缘均有出露，它们在很大程度上控制了盆地内晚中生代沉积岩的组成和分布.

1.3 沉积盖层

依安凹陷盖层自下而上有下白垩统沙河子组、营城组、登娄库组，上白垩统泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组，古近系依安组、大安组，新近系泰康组和第四系［7］.盆地盖层具明显的双层结构，登娄库组顶面之下为断层控制的伸展断陷构造层，由沙河子组、营城组和登娄库组组成；其上为伸展拗陷构造层，由上白垩统泉头组、青山口组、姚家组及嫩江组组成.上白垩统四方台组和明水组为盆地拗陷末期萎缩褶皱、构造反转时期形成的反转构造层.古近系、新近系、第四系为盆地构造（裂陷）活化时期沉积的裂陷活化构造层［8-9］.各构造层之间为不整合接触，构造层内为整合接触，局部存在假整合接触.

1.4 构造

依安凹陷构造较发育.其中发育NNE向断裂3条，属区域性孙吴－双辽岩石圈断裂及其次级断裂；NW向、近E－W向断裂3条.形成顺序依次为E-W向、NNE向和NW向，早期形成的断裂被晚期形成的断裂切割错断.这些断裂控制着依安凹陷的展布［10］，造成了依安凹陷内隆－凹相间的构造格局，同时也为地下水排泄及深部煤气运移提供了通道［11］.

1.5 地层分布

四方台组是松辽盆地拗陷沉降萎缩阶段的产物，主要表现在自嫩江运动之后，盆地在挤压作用下发生东部抬升并伴随有轻微的褶皱运动，沉积中心向盆地西部迁移，湖盆规模收缩，盆地东部四方台组大多数被剥蚀或无沉积［12-13］.凹陷内四方台组分布面积较广，北起龙河，西至讷河—富裕一线，东达克山－依龙背斜带，向南延伸进入中央凹陷区.地层底板埋深自北向南逐渐变深，变化范围300～650 m（图2a）；地层厚度一般分布在40～180 m之间（图2b）.

图2 四方台组底板埋深及地层厚度图Fig.2 Bottom depth and thickness of Sifangtai Formation

2 四方台组砂体特征

2.1 沉积相特征

平面上，依安凹陷主要发育冲积扇相、辫状河相，局部发育冲泛平原相沉积（图3）.冲积扇相发育于凹陷北部物源补给区.岩性主要为灰色砂质砾岩、含砾砂岩.辫状河相发育于北兴-三兴一带讷河水系主河道部位，大体呈NNE向展布.

图3 四方台组沉积相图Fig.3 Sedimentary facies of Sifangtai Formation

垂向上，根据地层岩性组合及测井曲线特征，四方台组可分为上下两段，其中四方台组上段主要发育辫状河沉积，下段主要为曲流河沉积（图4）.辫状河沉积包括河床滞留沉积微相、心滩沉积微相、洪泛平原沉积微相；曲流河沉积包括河床滞留沉积微相、边滩沉积微相及河漫湖沉积微相.

图4 四方台组单孔沉积微相分析图Fig.4 Sedimentary microfacies of Sifangtai Formation in borehole

2.1.1 辫状河

（1）河床滞留沉积

河床滞留沉积主要由砂质砾岩、含砾砂岩组成.砾石成分主要为石英、火山岩、变质岩及泥岩.底部发育冲刷面.河床滞留沉积厚度一般为2～5 m.电阻率曲线呈高幅、指状或钟形，齿中线水平，表明具有较高的水流冲刷能力且稳定.四方台组河床滞留沉积占总沉积的比例较小.

（2）心滩沉积

心滩沉积主要由粗砂岩、中砂岩、细砂岩等粗粒碎屑物质组成，可见槽状交错层理、变形层理.电阻率曲线以中高幅—中幅、钟形或钟形－箱形组合多次叠加形成圣诞树形，齿中线呈平行或内收敛，反映出向上砂体粒度由粗变细，水动力逐渐减弱.

（3）洪泛平原沉积

泛滥平原沉积主要由泥岩、粉砂质泥岩组成，通常发育砂岩条带、团块及形状不规则的钙质结核，见波纹层理，颜色通常为浅绿色、灰带绿色，垂向上基本不发育，厚度较薄.电阻率曲线呈较低幅度的箱型，反映水动力条件较弱.

2.1.2 曲流河

曲流河主要由河床滞留沉积、点砂坝及河漫湖沉积微相组成，与辫状河相比，曲流河二元结构发育明显，砂泥比例明显降低.

（1）河床滞留沉积

滞留沉积主要由含砾粗砂岩组成，下部发育冲刷构造，沉积厚度约3 m.电阻率曲线呈高幅钟形，齿中线水平，表明具有较高的水流冲刷能力［14-15］.四方台组曲流河河床滞留沉积占总沉积的比例非常小，仅在四方台组底部有发育.

（2）边滩沉积

主要由灰色中砂岩、细砂岩组成，次为灰色粗砂岩、粉砂岩，发育槽状交错层理、平行层理及板状交错层理.边滩沉积厚度一般为2.0～7.5 m.电阻率曲线以中高幅—中幅、钟形或箱形－钟形组合为主，曲线呈光滑齿状，齿中线呈平行或内收敛，反映出向上砂质含量减少，泥质含量增加，水动力强且稳定.四方台组边滩沉积除以冲刷面－河床滞留沉积－边滩－河漫湖形式发育外，更多的是呈边滩－河漫湖的微相组合.

（3）天然堤

主要由棕红色泥质粉砂岩组成，发育水平层理、波纹层理.天然堤厚度一般较薄，垂向上位于边滩沉积上部.电阻率曲线形态呈中幅指状，齿化不明显.

（4）决口水道

决口水道沉积夹于泛滥平原沉积中，主要由灰色细砂岩、中砂岩组成，偶见粗砂岩薄层，常见交错层理.河道决口形成新的水道，在河流水位下降后，河流并未在新的决口水道上发育，从而成为废弃河道，因此顶部过渡为河漫沉积.沉积韵律呈反韵律，与下伏沉积呈突变接触.电阻率曲线呈中—高幅漏斗形.

（5）河漫湖

四方台组河漫湖沉积主要由棕红色泥岩组成.泥岩较纯，块状构造为主.电阻率曲线呈低平形态，反映其在粒度和成分上变化不大，以垂向加积为主.

2.2 砂体发育特征

四方台组一般发育1～2层砂体，砂体规模较大，单层厚度一般10～30 m，累计厚度一般70～110 m，最厚可达170 m以上.主河道内含砂率一般0.7～0.8，局部地段大于0.8.岩性主要为灰色、浅黄色中－细砂岩、含砾粗砂岩，在沉积旋回底部发育薄层砾岩（见图5）.砂质砾岩，砂体渗透性、成层性较好，呈次棱角状—次圆状，分选性中等—好.其顶部为上白垩统明水组，岩性主要为滨浅湖相—深湖相灰绿、灰黑色泥岩与灰、灰绿色泥质砂岩交互组成，与四方台组呈整合或平行不整合接触.其底部为四方台组曲流河相沉积，岩性以棕红色、紫红色泥岩为主，夹少量灰白色粉砂岩、泥质粉砂岩.

图5 依安凹陷四方台组砂体剖面分析图Fig.5 Sand body profile of Sifangtai Formation in Yi’an sag

2.3 岩石学特征

四方台组砂体岩性主要为灰色－浅黄色中、细砂岩，碎屑颗粒主要为石英、长石和岩屑，少量重矿物、云母类.石英含量主要为35%～50%，长石含量主要为10%～20%.岩屑颗粒含量在10%～72%之间，集中在25%～50%之间.岩屑按照母岩性质可分为火山岩岩屑和沉积岩－变质沉积岩岩屑，且前者大于后者.砂岩碎屑颗粒普遍为棱角—次棱角状，分选较好—中等为主.颗粒胶结方式以孔隙式为主，颗粒之间接触方式为点接触为主，支撑方式以颗粒支撑方式为主.填隙物的含量多小于10%，主要为一些黏土矿物如高岭石、蒙脱石等.

2.4 原生地球化学类型及后生改造特征

依安凹陷内砂体原生地球化学类型主要为原生还原类，砂体颜色主要为灰色.后生改造作用主要为后生氧化作用，主要表现为四方台组内发育的斑点状、团块状及条带状氧化黄色分布于灰色砂岩中.后生蚀变类型常见浸染状、团块状褐铁矿化.

在成分上，通过对比后生氧化砂岩与原生还原砂岩地球化学分析结果（表1）发现，后生氧化砂岩中低价S、Fe2＋含量较原生还原砂岩明显偏低，Fe3＋含量及Fe3＋/Fe2＋比值较原生灰色砂岩明显增高.另外，四方台组后生氧化砂岩平均Th/U比值为4.51，原生还原砂岩平均Th/U比值为2.78，说明氧化作用过程使铀发生了浸出、迁移［16］.

表1 依安凹陷四方台组原生还原与后生氧化砂岩地球化学分析结果表Table 1 Geochemical analysis results of primary reduced and epigenetic oxidized sandstones in Sifangtai Formation

3 铀成矿潜力分析

3.1 铀源条件

松辽盆地北部西、北、东三面蚀源区分别与大兴安岭山脉、小兴安岭山脉和张广才岭山脉相邻，主要发育中生代火山岩、海西期及燕山期花岗岩，另有少量古生代、前古生代变质岩［17］.依安凹陷物源主要来自盆地北部蚀源区［2］，主要发育海西期和燕山期花岗岩，铀含量6.98×10－6～7.05×10－6，平均值7.02×10－6，浸出率20.13%～25.07%，平均值22.13%.由此可见，松辽盆地北部蚀源区铀含量丰富、浸出率较高，且长期处于风化剥蚀状态，可为铀成矿提供丰富的铀源.

3.2 构造条件

构造方面，依安凹陷位于嫩江阶地南侧.嫩江期后，嫩江阶地处于缓慢沉积期，受基底地形影响，形成一个向南倾斜的稳定斜坡.古近纪以来，研究区新构造运动以升降为主，且升降幅度较小，这种以大的单斜构造存在并且整体呈缓幅升降运动有利于含铀含氧水沿嫩江阶地进入依安凹陷使其获得持续的、稳定的铀源补给.

3.3 沉积相与砂体条件

钻探施工结果表明，依安凹陷内四方台组辫状河相砂体发育，单层厚度一般10～30 m，累计厚度一般70～110 m.砂体岩性主要为灰色、浅黄色中－细砂岩，次为砂质砾岩.砂体疏松，孔隙式胶结，填隙物含量低，以泥质为主.碳酸盐含量低，透水性良好，其上、下均发育厚层泥岩，具有稳定的“泥－砂－泥”地层结构.

3.4 后生氧化作用

依安凹陷内四方台组砂体中的氧化作用主要发育于研究区北部，盖层断裂是地下水的主要排泄通道［18］.从目前施工的钻孔来看，研究区北部氧化砂体较为发育，岩性主要为浅黄色砂质砾岩、中细砂岩，南部则为灰色中、细砂岩.铀异常一般产于黄色氧化砂体与灰色还原砂体的过渡部位.

3.5 铀异常显示特征

依安凹陷内四方台组铀异常受氧化还原过渡带控制明显.北部埋深通常在350～390 m，向南逐渐变深，一般在510～550 m之间.铀异常产于厚层辨状河相砂体的中、下部，厚度一般1～3 m，异常值最高可达9 nCkg/h，岩性为灰色、灰绿色细砂岩、浅黄色中砂岩.个别铀异常产于四方台组厚层砂岩所夹的薄层（通常小于1 m）泥岩中，为含铀、含氧水在径流过程中泥岩对铀的吸附富集作用所致［19-21］.

4 结论

（1）依安凹陷内四方台组可分为上下两段，其中四方台组上段主要发育辫状河沉积，下段主要为曲流河沉积.

（2）四方台组一般发育1～2层砂体，砂体规模较大，为地浸砂岩型铀矿的形成提供了空间条件.

（3）四方台组后生氧化砂岩Th/U比值表明氧化作用过程使地层中铀发生了浸出、迁移并在氧化还原过渡部位富集.

（4）依安凹陷具有较好砂岩型铀成矿所需的铀源条件、构造条件、有利的砂体条件及后生氧化改造条件，具有较大的砂岩型铀矿找矿潜力.