松辽盆地东南部泉头组铀成矿条件与找矿方向探讨

时间：2024-06-19

邓福理，宋海瑞，周荣辉，刘锐，丁园

（核工业二四三大队，内蒙古赤峰 024000）

松辽盆地是在晚华力西期褶皱带中间地块基础上发育起来，具有多沉积旋回的中、新生代断-坳盆地，是我国北方重要的砂岩型铀矿产地［1］。自20 世纪90 年代以来通过大规模可地浸砂岩型铀矿区域评价找矿工作［2］，在盆地的南部的宝龙山、DL 等地段的姚家组砂体中发现了前景十分可观的砂岩型铀矿床［3-5］。近些年来，随着工作量的加大投入以及成矿理论的日趋完善，根据最新“新地区、新类型、新层位”的找矿思路，在盆地东南部的泉头组中发现有较好的有利成矿构造条件以及灰色砂体和铀矿化现象［6］，显示该地段具有较好的找矿前景。本文从成矿铀源、构造条件、沉积相、含砂率、氧化带以及水文地质等方面对泉头组进行综合分析和找矿方向的探讨。

1 区域地质背景

研究区主要位于松辽盆地东南缘，隶属东南隆起区，区内断裂及其派生断裂较为发育。盆地基底构成较为简单，主要为海西期、燕山期花岗岩以及古生代变质岩，且多在盆地东缘呈不规则出露。盖层分为断陷沉积和坳陷沉积两种类型，其中断陷沉积主要位于盆地内各个断陷盆地之中，地层以上侏罗统和下白垩统为主；坳陷沉积地层主要为泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组以及泰康组，且在研究区内大多数都被第四系所覆盖（图1）。

图1 研究区前第四纪地质图Fig.1 Geology map of the Pre-Quaternary period in the study area

根据松辽盆地地质、航放、航磁等资料［7］，区内基底断裂十分发育，主要为北东、北北东、北西向［8］。断裂的发育为深部还原流体渗出和目的层砂体还原改造提供了有利的构造条件，同时也为地下水的补给排泄、铀的运移、铀的富集沉淀提供了有利条件。

2 铀矿化特征

根据以往资料的综合整理研究，以及依托项目所施工的钻孔查证，发现研究区内典型的铀矿化异常产于上白垩统泉头组一段及三段的辫状河相及扇上辫状河微相砂体中，并在研究区的JBT凹陷、YDCZ 背斜带及三台子凹陷均见有不同程度的铀元素富集现象。其中研究程度较高、具有代表性的为JBT 凹陷，铀矿化赋存于泉头组一段和三段（图2），铀矿化明显受砂体、氧化-还原带控制，含矿砂体呈明显的上下氧化中间还原，并且于灰色砂体中铀元素在原生预富集的同时又受到后期油气、煤层气等再次还原叠加富集，从而为铀元素的成矿提供了有利条件；赋矿砂体主要为灰色中、细砂岩、灰绿色含泥细砂岩及泥质细砂岩［7］，并且后生蚀变作用中表现为强褪色化作用，高岭土化强弱不等，可见残留褐铁矿化，局部赤铁矿化强烈。

图2 研究区A-A'剖面图Fig.2 Section A-A'in the study area

3 成矿条件分析

结合基础研究和钻探验证成果，笔者认为有利的构造环境、丰富的含铀物源、有利的地下水补-径-排条件、砂体及其氧化还原环境均对本区砂岩型铀成矿有着密切的关系。区内构造的隆起和地层倾斜，不仅使得深部地层抬升至较为合适的深度，还形成了非常有利地下水补-径-排条件、辫状河道相砂体中的上下氧带化以及中部还原的成矿环境。

3.1 铀源

研究区的东部蚀源区为中等剥蚀切割的花岗岩低山地貌区；南部蚀源区为侵蚀夷平化的低矮丘陵区，发育有火山岩、花岗岩和变质岩。

东部蚀源区，即张广才岭中南段，岩石由火成岩和古生代地层组成。花岗岩形成于海西期、燕山期。区域资料显示［9］，海西晚期花岗岩体呈较大的岩基和岩株状产出，岩体规模巨大，分异性良好，相带明显，同化混染作用较强。据1∶100万航空伽马资料［10］，航空伽马偏高场、伽马高场分布主要受海西晚期白岗质花岗岩控制，其次与黑云母花岗岩有关。化学分析显示，东部蚀源区的海西期花岗岩的铀含量为（2.36～5.5）×10-6，平均为3.83×10-6。燕山期花岗岩的铀含量为（1.78～8.94）×10-6，平均为5.2×10-6［9］。同时，海西期造山运动以后，张广才岭海西期花岗岩体长期暴露于地表，接受风化剥蚀，岩石中的铀在干旱、炎热的气候条件下很容易发生浸出迁移，为砂岩铀矿的形成提供了有利的铀源补给。

南部蚀源区岩石主要为燕山期、海西期花岗岩、酸性火山岩和变质岩。南部蚀源区岩石铀含量数据很少，大多只能从盆地基底同类岩石中获得。前震旦系变质岩中混合花岗岩的铀含量为3.9×10-6，片麻岩、片岩、变粒岩的铀含量为4.4×10-6；志留系-奥陶系变质岩铀含量为（3.3～4.1）×10-6；二叠系板岩、砂岩铀含量为5.4×10-6；海西期花岗岩铀含量为（5.4～9.5）×10-6；燕山期花岗岩铀含量为5.7×10-6、火山岩（英安岩）铀含量为（1.69～2.19）×10-6［9］。蚀源区盆地基底地层及岩体的高铀含量以及后期抬升作用，也为后期砂岩铀矿的聚集给予了极为丰富的铀源补给。

3.2 构造

早白垩世，盆地内部地壳频繁的发生伸展断陷作用，形成了一系列以近东西、北东、北西及近南北向为主的基底断裂构造，该时期松辽盆地形成多个断陷及沉积坳陷［11］，后期的伸展沉降作用在断陷内沉积了含油含煤建造。嫩江期末，先期形成的构造发生反转，由拉张转化为挤压，导致盆地内发生大面积抬升并遭受剥蚀，使得盆地中形成了一系列北北东向次级褶皱、隆起，挤压作用结束于明水期。该期的次级褶皱、隆起使目的层泉头组上覆层位嫩江组等剥蚀而形成许多构造天窗，为局部地下水的补-径-排和氧化带发育等均创造了有利条件及空间（图3）［12-13］。与此同时，区内的深部断裂带既是形成层间氧化带型铀矿层间水的局部排泄带，又是深部油气、煤层气等上升的通道。

3.3 沉积相及砂体发育

任虹［14］利用物源分析来确定沉积物的物源位置、性质以及沉积物的搬运途径，恢复古河流体系。研究区内泉头组一段及三段，沉积体系较完备，由盆缘向盆内呈现出冲积扇—河流—三角洲—湖相等一套较完整的沉积相带，其沉积中心位于中央坳陷区（图4、5）。

图4 研究区泉头组一期沉积相图Fig.4 Sedimentary facies map of the first stage of the Quentou Formation in the study area

在整个泉头组砂体的空间展布中，砂体主要发育于泉头组一段和三段，并且砂体主要沿着梨树—桑树台、长春—德惠和榆树—扶余方向展布，构成三大水系发育区，并自东南部盆地边缘向中央凹陷区方向有砂体厚度整体减小，含砂率整体变小的趋势。在盆地边缘泉头组以泥石流沉积为主，岩性为泥质砂砾岩，泥、砂、砾混杂堆积，砂体不发育。向盆内延伸方向泉头组见冲积扇、辫状河及曲流河相沉积，砂体主要产于扇中、扇端亚相、辫状河相及曲流河相，多分布在KP、JBT、YDCZ 等地区，其中盆地南缘KP—JBT 一线含砂率最高可大于80%，为有利的成矿砂体（图6、7）。

图6 研究区泉头组砂体厚度等值线图Fig.6 Contour map of sand body thickness of Quantou Formation in the study area

图7 研究区泉头组含砂率等值线图Fig.7 Contour map of sand content of Quantou Formation in the study area

通过在研究区以往的钻探揭露成果表明，该区泉头组受盆地基底大幅度抬升的影响，泉头组上部及其上覆地层均被剥蚀殆尽，保留有泉头组一、二段，局部保留有泉头组三段和四段，地层厚度一般小于600 m，但在局部次级凹陷区较厚，超过650 m。该组岩性主要为紫红色砾岩、砂砾岩、砂岩，泥岩厚度不大；钻孔均见1～6 层较大厚度砂体，砂体厚度为10.60～86.70 m，砂体埋深7.55～400.20 m，岩性为灰色、灰绿色、紫红色砂岩、砂砾岩（图8、9）。

图8 泉头组辫状河相砂体及炭化植物碎屑物Fig.8 Braided river facies sand bodies and carbonized plant debris in Quantou Formation

图9 研究区ZKQ20-5 综合柱状图Fig.9 Comprehensive column of ZKQ20-5 in the study area

3.4 地下水补-径-排

上白垩统泉头组孔隙裂隙承压水主要赋存于泉头组一段及泉头组三段承压含水层中。受地层结构影响，泉头组一段含水层仅在盆地蚀源区存在少量出露点，接受基岩裂隙水侧向径流补给向盆地内部径流，转入承压水。在盆地内部，泉头组一段承压水处于封存阶段，水循环缓慢，而且砂岩型铀矿通常形成于中层水交替缓慢带［15］，同时在深大断裂发育地带泄压排泄，这样的地下水条件对于成矿条件是有利的。泉头组三段含水层在盆缘出露或伏于第四系含水层之下（图10），接受大气降水、地表水、第四系潜水垂直入渗补给及基岩裂隙水侧向径流补给，沿渗透性砂体向平盆地内部径流，遇导水断裂后泄压排泄。

图10 研究区ZKS0-0～ZKY2-3 水文地质剖面图Fig.10 The hydrogeological section of ZKS0-0～ZKY2-3 in the study area

泉头组三段地下水径流受地形地貌及地层岩性、产状控制，整体由盆缘流向盆地内部，水力坡度亦由陡变缓，一般为1/200～1/1 000，地下水径流强度呈现由强变缓，径流速度由快到慢。根据地下水不同深度的H-3 同位素资料［11］，100 m以上为地下水强循环交替带，100～230 m 是现代地下水活动的弱循环带，230 m 以下多为封存水（古水），水交替极为缓慢。在YDCZ 背斜带附近，由构造天窗补给的地下水顺层向东西两侧径流，随着地层变深，径流速度逐渐变缓。单斜地带渗透系数一般为0.016～2.825 m/d，YDCZ 背斜一带含水层渗透系数多为0.074～0.934 m/d，这样的地下水排泄对于铀元素的迁移和富集是有利的。

3.5 地球化学环境

晚白垩世早期泉头组为干旱炎热的气候条件，沉积了一套河流相碎屑岩建造，以紫色、紫红色和棕红色泥岩为特征。钻孔资料综合研究显示，泉头组发育后生氧化和后生还原现象。泉头组原生砂岩主要为杂色、紫红色，局部有薄层状含碳质灰色、灰绿色原生沉积。油气、煤层气有机流体还原褪色化强烈，常见斑状褐色油浸砂岩，或沿泥岩裂隙浸染。褪色化作用使大部分杂色、砖红色砂岩蚀变为灰色、灰绿色，砂岩中可见杂色、紫红色残留（图11）。

图11 灰色砂岩中的紫红色残留体Fig.11 The fuchsia residues in grey sandstone

原生灰色砂体在JBT 凹陷、XS 构造天窗及盆地东缘均有分布，但规模较大含炭屑的灰色砂体主要分布于JBT 凹陷。在钻孔岩心及地表露头常见到泉头组紫红色泥岩中存在着灰色砂岩的团块，且砂岩周围的泥岩呈灰绿色晕圈；灰色砂岩中残留紫红色砂岩，并伴有黑色沥青质的浸染，说明其存在后生还原作用。

通过钻孔揭露在JBT—GYS 一带发现氧化砂体，褐黄色褐铁矿化发育，并见植物茎秆被氧化的残留物（图12）。

图12 泉头组中褐铁矿化及炭屑残留物Fig.12 The ferritization and charbid residues in the Quantou Formation

3.6 地下水放射性情况

据以往相关资料显示［11］，研究区内发现有多处水中铀异常区以及氡异常区，这说明在研究区内盖层之下的地下水中有较好的铀异常。这些地下水铀异常区主要发育于现已知矿化点、异常点处及其周围或者是在地下水下游地段，对后期寻找铀矿化异常具有明显的指示作用。

4 成矿远景预测

依据目的层的地层结构、沉积相、砂体发育、地球化学环境以及放射性水异常晕等指示深部铀矿化信息，将具有较好的铀成矿潜力的地区可划分为成矿远景区。此次本文综合研究区泉头组的铀成矿地质条件，预测了两片成矿远景预测区，其中Ⅱ级远景区1 片、Ⅲ级远景区1 片，分别是JBT-GYS Ⅱ级铀成矿远景区和YDCZ Ⅲ级铀成矿远景区。

4.1 JBT-GYS Ⅱ级铀成矿远景区

该远景区位于研究区的西南部地段，具有以下有利条件：1）距离盆地边缘近，离蚀源区较近，铀源丰富；2）发育辫状河相砂体，主河道为近南北向，有多条次河道汇入，在交汇部位为成矿有利地段；3）含矿建造为红色或杂色碎屑岩建造，岩性主要为灰色中细砂岩、灰绿色泥细砂岩及泥质细砂岩；4）深部断裂（康平-双辽断裂）从本区东缘穿过，为深部还原性气体的上升以及地下水的排泄提供极为有利的构造条件；5）目前已在该地段发现铀工业孔、铀矿化孔多个。

4.2 YDCZ Ⅲ级铀成矿远景区

该远景区位于研究区中部，具有以下有利条件：1）距离盆地边缘近，离蚀源区较近，铀源丰富；2）发育辫状河相灰色砂体，砂体厚度适中；3）含矿建造为碎屑岩建造，岩性主要为灰色、灰绿色含砾砂岩、中粗砂岩，局部为含火山岩砾及泥砾；4）在主河道砂体中已发现有铀矿化异常，目前在该区已发现矿化孔及异常孔，矿化明显受岩性岩相、层间氧化带、还原剂等因素控制。