松遼盆地西緣泰康地區四方臺組鈾成礦特征

王東旭，羅 敏，聶逢君，嚴兆彬，張治波

(1.核工業二四○研究所，沈陽 110032；2.東華理工大學核資源與環境國家重點實驗室培育基地，南昌 330013；3.中國礦業大學資源與地球科學學院，徐州 221083)

松遼盆地作為中國北方的中新生代盆地重要組成之一，具有良好的砂巖型鈾礦勘探條件。近年來，已在盆地西南部開魯凹陷內相繼探明錢家店和寶龍山等中-大型鈾礦床[1-3]。而對于盆地北部砂巖型鈾礦的研究相對較薄弱，但近年在盆地北部龍虎泡地區和大慶長垣南部相繼取得了一些新的鈾礦化線索引起了人們的重視，其中魏佳林等[4]研究認為龍虎泡地區四方臺組鈾礦化的成因主要是同生沉積預富集和受到后生流體蝕變改造；湯超等[5]、魏佳林等[6]發現大慶長垣南部鈾礦化與原始沉積成礦和后期蝕變疊加成礦關系密切。泰康地區位于松遼盆地西緣一級構造單元西部斜坡區泰康隆起帶內，整體位于大慶長垣北西方向，在歷史上曾多次受到構造活動的影響而發生區域隆起從而遭受剝蝕形成構造天窗，這種運動是形成砂巖型鈾礦的必要條件[7-8]。在此情況下，四方臺組作為松遼盆地西北部的淺層找礦目的層之一，具有良好的找礦前景。隨著在松遼盆地北部勘探工作量的加大，在泰康地區四方臺組內也發現了一系列鈾礦化現象，但目前泰康地區四方臺組鈾發生富集的原因沒有被系統地研究總結。據松科一井資料所示，四方臺組在中央坳陷區發育的為一套曲流河亞相和濱-淺湖亞相沉積[9]。而對泰康地區內四方臺組沉積地層識別為三角洲平原與濱-淺湖沉積亞相，成礦砂體整體具有粒度細、厚度薄、低含砂率特征，這與傳統形成砂巖型鈾礦有利的具有高滲透性、連通性及成層性的砂體條件具有一定差異。另一方面，區內鈾礦化異常孔多受還原性熱流體改造，鈾礦化的出現多與油氣浸染現象伴生。現通過識別泰康地區四方臺組沉積相特征來分析其砂體的成礦潛力，結合區內構活動的造制約因素和現有的礦化特征條件，最終探討泰康地區鈾富集的原因，為松遼盆地北部砂巖型鈾礦勘查評價和成礦理論研究提供新的思路。

1 區域地質背景

松遼盆地位于中國東北地區，是一個以多個古微板塊拼合為基礎，并受周圍深大斷裂圈閉而成的大型中、新生代陸相沉積盆地[10-11]。盆地形態近似菱形，呈NNE向展布，其東部為張廣才嶺，西部為大興安嶺，北與小興安嶺相鄰，南接康法丘陵地帶[12-13]。

松遼盆地成盆演化過程主要受古亞洲洋和古太平洋構造域所控制，成盆動力因素與古太平洋板塊持續對歐亞板塊俯沖施加強烈擠壓作用密切相關[14]。盆地主體基底為古生代早期古亞洲洋內多個微陸塊拼貼聚合而成的東北復合陸塊集合體，在晚古生代末期-中生代早期又與華北板塊拼接，直至中生代中期與西伯利亞板塊拼接聚合成盆，控制了區內近EW向和近SN向基底斷裂的形成[15]。在此期間，古亞洲洋消失，松遼盆地基底主體基本已經完全形成。

根據沉積蓋層特征及其時空關系，可將松遼盆地在平面上劃分為6個一級構造單元，垂向上劃分為3個構造層。其中，泰康地區構造位置主要位于一級構造單元西部斜坡區的泰康隆起帶，東南少部分區域位于中央坳陷區的龍虎泡階地、齊家古龍凹陷。本地段基底斷裂較發育，形成年代為前中生代時期。包括有NNE向的嫩江斷裂、依安-鎮賚斷裂、富裕南-東吐莫西斷裂、東吐莫斷裂和NW向的孫吳-雙遼斷裂，濱州斷裂、景星-泰康南斷裂和鎮賚-肇源斷裂等(圖1)。

部分基底斷裂在明水組沉積末期仍然活動，可作為四方臺組和明水組含鈾含氧流體排泄通道。盆地基底巖性主要由中元古代、古生代和晚古生代時期的變質巖和巖漿巖構成[16-17]。

圖1 松遼盆地泰康地區區域地質背景(據文獻[8]修改)Fig.1 Regional geological background map of Taikang Area in Songliao Basin(revised according to ref.[8])

沉積蓋層主要是中新生界沉積巖系，自下而上由上由侏羅統、白堊系、新近系與第四系底層組成，其分布具有“東掀西覆”的特點[18]。研究的勘探目的層為反轉構造層下白堊統四方臺組沉積地層，其發育一套雜色碎屑沉積，主要為棕紅色、灰白色砂巖、砂礫巖，向上粒度逐漸變細，為棕紅色、灰色及灰綠色細粒砂巖、粉砂巖，鈣質結核較發育，少見植物化石與黃鐵礦，原生地球化學環境以氧化環境為主[19-20]。

2 沉積相特征分析

2.1 沉積相類型

沉積相的類型對砂巖型鈾礦成礦砂體的控制作用十分明顯，低品位沉積成巖期鈾礦化嚴格地受沉積環境、沉積相帶控制，而其又是后生富集期鈾礦化形成的基礎[21]。如具有高分異性的大型沖積扇前緣的海陸交互相、海岸平原相、濱海相帶；大型沖積扇前緣的河湖交互相帶和大型辮狀河河道沉積都是有利的成礦相帶[22]。泰康地區識別的沉積相類型有三角洲和湖泊相，可進一步細分為三角洲平原、濱-淺湖相和半深湖-深湖三種沉積亞相類型及12種沉積微相類型。

2.1.1 三角洲平原相

區內三角洲平原主要發育中-細粒沉積，單層平均厚度約5 m。沉積相可進一步細分出分流河道、天然堤、決口水道和分流間灣微相。其中，分流河道分布于四方臺組沉積底部，巖性以中砂巖、細砂巖主，為四方臺組最厚的沉積砂體，是區內可含礫石或泥礫，可見鈣質結核，沉積構造為小型交錯層理與沖刷-充填構造發育[圖2(a)]；陸上天然堤由細砂巖、泥質粉砂巖組成，可發育少量鈣質團塊與植物碳屑，沉積構造可見波狀層理[圖2(b)]，經常遭到破壞而難以保存或與因與決口扇互層沉積難以識別；決口扇主要發育細砂、粉砂巖組成，粒度相比天然堤較粗，偶有鈣質結核發育，沉積構造多具塊狀構造或小型交錯層理[圖2(c)]，其下伏多為分流河道與天然堤沉積，上覆多與決口水道或分流間灣互層形成砂、泥巖薄層互層沉積；決口水道沉積主要發育砂礫巖、中砂巖，一般具鈣質結核，有泥礫與礫石發育，厚度不超過0.5 m且在垂向上難以識別；分流間灣沉主要巖性發育為泥質粉砂巖、泥巖等，沉積構造常見塊狀構造或是波痕構造[圖2(d)]等，在垂向上常與天然堤砂質沉形成薄層互層沉積或是形成較厚的單層泥質、粉砂沉積，厚度不超過5 m。

2.1.2 三角洲前緣相

三角洲前緣沉積物較三角洲平原更細，在區內南部范圍發育。沉積相可進一步細分出河口壩、支流間灣、水下天然堤及水下分流河道沉積微相。其中，河口壩巖性主要為中砂巖、細砂巖、粉砂巖。沉積構造可見羽狀交錯層理等[圖2(e)]。區內河口壩一般在垂向上部發育有分流間灣-水下天然堤-水下分流河道沉積，下部發育席狀砂-遠砂壩沉積；支流間灣性主要為泥質粉砂巖與泥巖組成。沉積構造常發育透鏡狀層理或水平層理等[圖2(f)]，可見古生物化石與植物碳屑等出現；水下天然堤巖性為細砂巖、粉砂巖、泥巖等。沉積構造可見波狀層理與小型交錯層理，代表其受波浪作用與流水作用共同控制，可發育有蟲洞和植物碳屑等；水下分流河道巖性主要為砂礫巖、中砂巖與細砂巖，鈣質結核發育。沉積構造可見發育小型槽狀交錯層理，在底部見沖刷-充填構造。常因沉積厚度薄而難以識別，在垂向上沉積上呈透鏡狀，普遍發育在支流間灣或水下天然堤微相上部。

圖2 泰康地區四方臺組沉積構造特征Fig.2 Sedimentary structural characteristics of Sifangtai Formation in Taikang Area

2.1.3 濱-淺湖相

濱-淺湖沉積在區內范圍廣泛發育。區內主要發育砂坪與泥坪2種沉積微相，二者經常在垂向上形成泥砂互層沉積。其中，區內砂坪以中砂巖與細砂巖沉積為主，局部可見含礫粗砂巖，多與泥坪夾層形成互層沉積，偶見鈣質結核質和植物碳屑。沉積構造可見發育小型槽狀交錯層理和平行層理等[圖2(g)、圖2(h)]；泥坪巖性為泥巖、粉砂質泥巖、泥質粉砂巖，巖心易碎。沉積構造可見塊狀構造或水平層理等，可見古生物化石和鈣質結核發育，在垂向上與頂、底部沉積一般呈漸變接觸關系。

2.1.4 半深湖-深湖相

半深湖-深湖沉積主要發育于區內東南部，為泰康隆起東南部至中央坳陷區西南部方位之間，沉積期間為相對低洼的盆地匯水中心區域，相對于研究區內其他區域，其沉積物大部分形成于正常浪基面以下。巖石主要為細粒沉積物組成，巖性以泥頁巖為主。區內只識別出靜水沉積微相，巖性為粉砂質泥巖、泥巖等。沉積構造可見水平層理和塊狀構造等[圖2(i)]，可見植物化石、雙殼類化石和黃鐵礦廣泛發育。

2.2 單井相分析

通過對區內鉆孔巖心資料與地球物理資料的收集與分析，對具有代表性的兩個鈾礦化異常鉆孔進行單井相分析。分析結果表明泰康地區四方臺組鈾礦化集中于中下部三角洲平原分流河道與濱-淺湖砂坪沉積砂體中。

2.2.1 TK2-1單井相分析

TK2-1孔為研究區內中西部范圍內的一個鈾礦化異常取心井，深度范圍為416.7～465.3 m，地層厚度為48.6 m，鈾礦化位置為452.8～459.1 m，鈾礦化異常厚度為6.3 m(圖3)。

巖性主要為灰黑色、灰色薄層中、細砂巖、泥巖與棕紅色泥巖，單層砂巖厚度較薄，可見鈣質結核和植物碳屑發育。該孔位下部為一套三角洲平原分流河道及分流平原沉積共存，底部河道沉積內可見沖刷-充填構造，向上則轉換為天然堤與分流間灣的細粒沉積；沉積中期，湖平面持續升高，沉積地層由三角洲平原相轉變為濱-淺湖相，該套沉積為孔內的鈾礦化部位，鈾礦化產生于細砂、粉砂巖中，賦礦砂體可觀測到明顯的油氣浸入現象，且砂體經歷了油氣還原常發生褪色改造，多呈灰色、灰黑色或灰綠色；中部偏上和上部發育灰色粉砂巖、泥巖及棕紅色泥巖，其中泥巖所占比重最大，沉積相以濱-淺湖相泥坪沉積為主，表明研究區中西部四方臺組沉積末期時湖相沉積達到最大規模。

2.2.2 TK480-483單井相分析

TK480-483孔為研究區內東部的一個鈾礦化異常取心井，深度范圍為580.5～635.2 m，地層厚度為54.7 m，鈾礦化位置為631.8～635.2 m，鈾礦化異常厚度為3.4 m(圖4)。

巖性主要為灰黑色、灰色中砂巖、細砂巖、泥巖與灰綠色、棕紅色泥巖，鈣質結核和黃鐵礦多見，沉積構造可見沖刷-充填構造、小型交錯層理等。該孔位四方臺組下部為一套分流河道及分流平原沉積，沉積物表現為薄層砂泥互層，且測井伽馬曲線表現異常，為鈾礦化部位，賦礦砂體受油氣改造現象明顯，多為灰黑色、灰色中砂巖、細砂巖、粉砂巖和泥巖，黃鐵礦密集發育；四方臺組沉積中部，沉積相由三角洲平原相轉變為濱-淺湖相，巖性為灰色細砂巖，鈣質結核少量發育；四方臺組沉積末期，湖泊沉積范圍持續加大，沉積相由沉積中期濱-淺湖砂坪沉積為主轉變為泥坪沉積為主，沉積物由灰色細砂巖轉變為灰色、灰綠色進而棕紅色泥巖為主，表明此時四方臺組沉積地層沉積背景為泛濫淺湖沉積。

圖3 TK2-1孔四方臺組單孔沉積相圖Fig.3 The map of single-well sedimentary facies for TK2-1

圖4 TK480-483孔四方臺組單孔沉積相圖Fig.4 The map of single-well sedimentary facies for TK480-483

2.3 賦礦砂體特征

沉積相的類型對砂體的特征發育具有重要的控制作用，而砂體的基本特征是砂巖型鈾礦成礦的關鍵因素條件之一。后生層間氧化帶大型砂巖鈾礦床是發育于具有高還原性、透水性和分布的高穩定性的沉積地層內的[23]。泰康地區四方臺組沉積相主要為三角洲平原及濱-淺湖相，其所發育的砂體具有粒度細、厚度薄、高黏土礦物含量等特征(圖5)。

2.3.1 砂體厚度特征

砂體的厚度特征是形成大型層間氧化帶的保障。泰康地區四方臺組砂體沉積厚度較薄，致使砂體成層性整體較差，對含鈾含氧流體在地層中的儲存與運移影響較大，在區域內不易于形成大規模的局部層間氧化帶。在平面展布上，四方臺組砂體自南西向北東逐漸增厚，多集中在7.1～50.9 m，平均為21.8 m，且泥巖夾層發育，常覆于砂體上部，厚度范圍為0.3～1.2 m(圖6)。在研究區范圍內東部發育有目前四方臺組中最厚的砂體，厚度達25.2 m，TK480-483所見鈾礦化即產于這一區域的砂體，沉積相解譯為三角洲平原分流河道沉積，推測其物源來自北部訥河水系和拜泉水系。在區內中部范圍內發育的砂體，厚度最大為13.5 m，TK2-1所發育的鈾礦體即產于該層砂體，成礦規模較小，沉積相解譯為濱-淺湖砂坪沉積，推測該區域四方臺組物源來自盆地西部英臺水系。

圖5 泰康地區四方臺組沉積微相與鈾礦化關系Fig.5 Relationship between depositional microfacies and uranium mineralization within the Sifangtai Formation in Taikang Area

圖6 泰康地區四方臺組砂體厚度等值線圖Fig.6 Contour map of sand thickness of Sifangtai formation in Taikang area

2.3.2 砂泥比特征

砂泥比是反映沉積巖空間特征的重要參數之一，它能直觀展現巖性巖相特點、圈定沉積相帶、以及了解砂體的空間分布。泰康地區四方臺組地層厚度范圍集中在26～118.7 m，平均厚度約57 m。砂體厚度范圍在7.1～50.9 m，砂泥比為0.15～2.1，平均值為0.75(圖7)。根據巖性觀察和單井剖面分析，研究區內以小于0.2作為半深湖-深湖靜水泥分布區的界線；0.2～0.8之間圈定為濱-淺湖砂坪夾泥坪與三角洲分流平原沉積；大于0.8的地區劃分為三角洲平原分流河道、三角洲前緣河口壩與濱-淺湖砂坪相區(圖7)。

區內四方臺組砂泥比值大多集中于0.75以下，沉積相以三角洲平原分流平原與濱-淺湖砂泥坪沉積為主，在平面上的變化大致表現為自南向北逐漸增高，表明古水流主要流經方向為由北向南，研究區北部為四方臺組沉積主要的物源方向，而南部主要作為該時期的匯水中心。四方臺組較低砂泥比值表明沉積地層中泥巖沉積較發育，導致分層砂體多被細碎屑沉積所隔，使區內砂體連通性較差，成礦骨架砂在區域內難以穩定發育，使含鈾含氧流體后期在區域內的穩定的滲透與運移受到阻礙。

圖7 泰康地區四方臺組砂泥比值等值線圖Fig.7 Contour map of sand-shale ratio of Sifangtai Formation in Taikang Area

2.3.3 巖相古環境特征

古氣候環境的演變是不同沉積建造、不同相帶形成的重要制約因素。因此，古氣候的研究對于砂巖型鈾礦有著特殊的意義[24]。松遼盆地沉積地層中廣泛發育有紅色碎屑沉積，其中，四方臺組中部、頂部和明水組一段底部、明水組二段的底部和沉積有一定厚度的紅層沉積，其都形成于氣溫中等的半干旱環境[25]。泰康地區四方臺組砂巖巖性以灰黑色、灰綠色、灰白色中砂巖、細砂巖、粉砂巖和灰綠色、灰色、棕紅色泥巖為主，鈣質結核多見，黃鐵礦少量發育，碳屑少見。四方臺組賦礦砂體形成的古氣候環境屬干熱與濕熱交替的古氣環境，在砂體中通常出現大量的鈣質結核、泥晶方解石、白云石及紅色泥礫和紅色泥巖夾層，反映了砂體形成期干熱濕熱古氣候環境特點及原生地球化學環境為氧化的特征。古氣候演化的轉化對砂巖型鈾礦的時空分布有著密切的聯系。干旱的沉積環境為鈾的活化和形成含氧含鈾流體的形成提供了必要條件，濕溫沉積環境則有利于發育成礦所需的灰色沉積建造，鈾則在氧化還原過渡帶逐漸富集成礦[26]。因此，在干旱環境下形成的泰康地區四方臺組紅色碎屑沉積地層利于鈾的活化與遷移，但受制于沉積古環境的制約而使四方臺組地層缺少還原性物質的存在。在此條件下，深部層位中的油氣上升進入四方臺組砂體中，彌補四方臺組還原劑的不足，從而使含鈾含氧流體沉淀富集。

3 鈾成礦作用特征分析

3.1 后生改造作用

泰康地區的后生改造作用主要包括后生氧化作用及后生還原作用。后生氧化作用主要指含鈾含氧流體沿透水層滲入發生的氧化作用。目前發現與四方臺組鈾成礦作用關系密切的后生蝕變以油氣滲出還原作用為主。表現為四方臺組下伏的含油氣層位受斷裂控制使油氣向上運移到淺層地層內發生的還原作用

據前人資料顯示，晚中生代時期是中國北方重要的煤炭和油氣的生成階段[27]。西部斜坡區已發現多個油氣田，主要分布在姚家組、青山口組和嫩江組一段地層中。普遍認為西部斜坡區的青山口組及嫩江組地層不足以生成油氣，該地區發現的油氣系中央坳陷區生成并向西運移至此。

研究區受晚白堊世構造反轉活動影響，使早期構造斷裂復活形成新的反轉構造，并切穿深層含油氣的沉積蓋層，造成油氣等還原劑可沿斷裂向上運移，為表生作用帶來的含鈾含氧流體提供還原劑，使鈾元素富集。另外，礦化孔四方臺組底部礦化砂體經歷了油氣還原而發生褪色改造，其砂體多呈灰色、灰黑色和灰綠色，可見少量炭屑及密集微晶黃鐵礦發育。這些都是成礦的次生還原劑，既增加了砂體的還原容量，又加強了鈾護礦的能力。

TK2-1為區內發現的礦化孔之一，鈾礦化產于四方臺組底部分流河道沉積中，巖性為灰色細砂巖、黑色油浸細砂巖圖[圖8(a)]，見黃鐵礦發育、少量炭屑，巖石結構較疏松。該孔以北為二站氣田，緊靠一條NNE向斷裂，該斷裂溝通深部油氣，油氣上升至四方臺組底部砂體，形成黑色油浸細砂巖，同時形成鈾礦體[圖8(b)]。在鏡下可觀察到黃鐵礦沿碎屑顆粒邊緣生長，其屬成巖期后產物，為還原性熱流體改造后形成[圖8(c)]。

TK480-483礦化孔所發現的鈾礦化產在泥巖和砂巖界面，上部為深灰色泥巖、粉砂巖，夾細砂巖，下部為灰色中細砂巖，巖石較致密[圖8(d)]。礦石在鏡下可發現明顯的油浸作用[圖8(e)]，在油浸范圍內觀測到星點狀黃鐵礦密集發育，此類型的黃鐵礦成因有可能為砂巖內含二價鐵離子的黑云母等礦物受富含H2S的還原性烴類流體的改造而成[28-29][圖8(f)]。

3.2 構造演化與成礦作用

泰康地區鈾成礦作用與深部層位油氣上移改造砂體現象密切相關，而對于油氣上移現象起絕對控制作用的是斷裂構造運動。松遼盆地構造演化發展經歷了前中生代到第四紀的多期發展階段，而對四方臺組砂巖中的鈾礦化有著密切關系的是與晚白堊世后的擠壓作用。在晚白堊世，盆地主要受到近EW向擠壓應力發生多期不同規模的構造反轉作用，破壞了盆地深部油氣儲備層位，為油氣上移提供了通道，發生了深部油氣對四方臺組地層的浸入活動，其與四方臺組形成鈾礦化關系密切。

3.2.1 鈾礦化異常與構造密切相關

據趙忠華等[30]研究所示，松遼盆地內的鈾礦化孔與異常孔受基底構造與反轉構造帶控制現象明顯。其中，可將早期鈾礦化孔與異常孔劃分為6條鈾富集帶，這6條NNE-NE向展布的鈾富集帶，而鈾礦化異常孔主要集中于NNE-NE、NNE-NE與NW-NWW向斷裂帶交界部位。該位置正處于盆地基底深大斷裂帶交匯部位(圖9)。

圖9 松遼盆地北部基底斷裂帶與鈾礦化、異常孔位分布示意圖(據文獻[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])

將松遼盆地78個反轉構造按特征在平面劃分出24條反轉構造亞帶，再依照反轉亞帶的分布特征，可一次從東到西劃分出5條反轉構造帶，分別為(Ⅰ)齊齊哈爾反轉構造帶；(Ⅱ)龍虎泡-通遼反轉構造帶；(Ⅲ)克山-大慶反轉構造帶；(Ⅳ)望奎-任民反轉構造帶；及(Ⅴ)朝陽溝-登婁庫反轉構造帶。這5條反轉構造帶均呈NE-NNE向，在先存深部基底斷裂的基礎上受到晚白堊世的構造反轉擠壓運動而形成的。盆地內大多數鈾礦化異常孔都受這5條構造反轉帶的控制，表現為基底斷裂與構造反轉帶聯合控制鈾礦化異常孔的形成(圖10)。因此，研究區內鈾礦化異常孔與區內構造反轉帶密切相關。

3.2.2 反轉構造作用對鈾富集的控制

松遼盆地自成盆以來受板塊活動影響發生過多期構造反轉作用，而與四方臺組中發生鈾富集關系最密切的活動為明水組末期發生的反轉構造作用。該時期盆地局部區域發生不同程度的隆升作用，使一部分白堊系地層發隆起遭到剝蝕，形成了構造天窗，如綏棱背斜帶和大慶長垣等。該期構造運動的演變使明水組與上覆地層不整合面，進而控制了沉積地層分布特征及含鈾含氧流體的運移，其影響了地下水的補給、運移與排泄體系，從而為發生砂巖型鈾礦成礦作用提供了水文地質條件基礎。松遼盆周圍盆緣出露有大范圍的燕山期或早燕山期的花崗巖和火山巖地層等。這些富含鈾的源巖是盆地重要的鈾源區[31]。并且，盆地在形成演化過程中，由于受盆地受明水組末期構造反轉作用，該期構造活動具有沉積間斷時間長，鈾源區長期風化，地層長期暴露，有利于含鈾含氧流體長期滲入的特點。這些構造反轉運動易于形成區域內構造天窗，為大氣降把蝕源區的鈾帶入并在巖層內滲透運移提供條件，為承壓含水層提供補給[32]。這些含鈾含氧的地下水在地下巖層流動過程中可形成局部的層間氧化帶，并在還原層前的氧化還原過渡帶處富集成礦；另一方面，含鈾含氧流體經剝蝕天窗流入后受到透水性較的層位影響而停滯或運移緩慢，受到后期因構造活動上移的還原性烴類流體改造而富集成礦，這種方式形成的礦體大多品位較低且在區域范圍內分布較廣。

圖10 松遼盆地北部構造反轉帶與鈾礦化、異常孔位分布示意圖(據文獻[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 構造疊加作用對鈾富集的控制

松遼盆地自嫩江組沉積之后開始遭受一系列擠壓應力作用，這些脈沖式擠壓運動使早期的基底正斷層復活并發生逆沖運動，形成逆沖推覆構造,并使坳陷層因褶皺構造作用而使淺部地層發生構造閉合[18]。嫩江組沉積末期的盆地受到擠壓作用的使盆地中心西移，東部抬升且剝蝕，在嫩江組底部產生不整合面。在明水組末期，盆地又一次發生構造反轉,不但使早期形成的構造復活，且在盆地的中、西部地區形成一系列新的反轉構造。新生代期間，盆地經歷了數次微弱的伸展與擠壓事件，盆地沉積范圍進一步縮小，且伴這沉積不連續現象[33-34]。白堊世后期的多次構造反轉作用是一系列斷層復活型和蓋層褶皺型反轉構造的形成原因[35]。

松遼盆地在北部沙河子組、營城組和中部青山口組、嫩江組等地層內都沉積了巨厚的烴源巖地層，構造反轉作用使先期存在的盆地基底斷裂復活形成了新的反轉構造帶，使油氣儲備層地層發生了破裂，成為了深部還原性流體的上升通道，使油氣、CO2等深部流體可向淺部層位發生運移，在上白堊統沉積地層內產生了大面積的還原性蝕變，不僅增加了淺部目的層的還原能力，為發生鈾富集作用提供基礎，而且還可對目的層中的先期賦存的富鈾表生流體進行還原，并在層內發生鈾富集成礦作用。

4 結論

(1)松遼盆地西部斜坡區泰康隆起帶四方臺組共識別出曲流河三角洲和湖泊沉積相類型，賦礦砂體多為底部的三角洲平原分流河道沉積砂體。但砂體厚度與砂泥比值普遍較低，影響了砂體整體的孔隙度、滲透性和連通性，不利于含鈾含氧流體的大范圍運移從而形成大規模的層間氧化帶。

(2)泰康地區鈾礦化多見于經深部還原性烴類流體上移改造后的砂體內。因而，推測泰康地區鈾成礦因素主要與深部烴流體上移發生還原作用有關，對四方臺組所發育的沉積相特征因素選擇性表現較差。

(3)泰康地區鈾礦化受構造控制現象非常明顯，基底斷裂與盆地在目的層形成后的構造演化對研究區內的鈾礦化的發育起決定性作用，可作為西部斜坡區四方臺組指示下一步找礦工作的思路。