0 引言

松辽盆地北部，本文泛指地理坐标纬度46°00′N以北的范围。早期石油部门在本区进行石油普查与勘探布设近2 000余口钻井，钻井深度由数百米至3 000 m不等，按砂岩型铀矿床标准进行了重新评判，具有铀矿化(异常)显示的钻井约50余口。近年来，核工业部门在本区开展了铀矿调查工作，发现了一批铀矿化、异常孔，各构造单元晚白垩世各组地层均有铀矿化显示^[1-2]。结合近年铀矿勘查成果^[1]，综合研究认为区内构造演化控制着铀矿化的分布及成矿类型。本文通过总结松辽盆地北部构造演化对铀成矿的控制作用，希望对本区铀矿床找矿工作起到些许借鉴意义。

1 区域地质背景

松辽盆地为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，其位于北亚陆间区的东部，北部为西伯利亚板块，南部为中朝板块，中部为古亚洲海域^[2]。

松辽盆地北部基底主要为石炭系—二叠系中深变质岩系、浅变质岩系及同期的侵入岩。中深变质岩主要为片麻岩、花岗片麻岩、片岩和变质砂岩等；浅变质岩以板岩、碳酸岩为主；侵入岩主要为加里东期、海西期和燕山期花岗岩及花岗闪长岩^[3]。

松辽盆地北部盖层主要为中、新生界^[4-5]，分为断陷层系和坳陷层系。断陷层系包括侏罗系上统火石岭组和白垩系下统沙河子组、营城组、登娄库组；坳陷层系包括白垩系上统泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组^[6](图 1)。其中砂岩型铀矿床找矿目的层主要为坳陷期各组地层。

泉头组：岩性为一套棕红、暗紫红色泥岩与紫灰、灰绿、灰白色砂岩组成的较粗粒红色陆相碎屑岩组合^[7]。根据岩性特征可划分为4段，组成两个半粗—细—粗的沉积旋回，由盆地边缘向中心厚度变大、粒度变细，颜色由紫红色向灰绿、灰黑色变化，反映冲积扇向河流冲泛平原过渡的特点。盆地边部厚度一般为0~120 m。

青山口组：岩性由灰黑、深灰色页岩为主夹油页岩和灰色砂岩、粉砂岩组成，为一潮湿环境下形成的湖相沉积物^[8]。厚度一般为0~300 m。

姚家组：岩性为紫红、灰绿、棕红色泥岩与绿灰、灰白色砂岩略等厚互层，为一套冲泛平原相、浅湖相沉积。厚度一般为20~160 m。

嫩江组：岩性主要由灰黑色、深灰色泥岩、页岩与油页岩夹灰绿色、灰色粉砂岩、细砂岩组成^[9]，为一套深湖相、浅湖相及浅滩相细粒碎屑岩。盆地边部厚度一般为0~550 m。

四方台组：主要分布在中部大庆和西部齐齐哈尔一带，盆地东部在绥棱地区局部分布。岩性主要为砖红、紫红色泥岩与灰色、灰白色细砂岩、粉砂岩不等厚互层。厚度一般为0~700 m。

明水组：主要分布在盆地的中部古龙和西部泰来一带，中部大庆及东北部绥化一带存在缺失。岩性主要为灰绿、灰黑色泥岩与灰、灰绿、少量杂色砂岩互层。厚度一般为0~300 m。

2 构造演化对铀成矿期次的控制作用

依据区域大地构造动力演化规律，将松辽盆地构造演化划分为前中生代克拉通基底演化阶段、晚侏罗世(J₃)挤压火山穹窿演化阶段、早白垩世(K₁sh-K₁d)伸展断陷阶段、晚白垩世早期(K₂q-K₂n)热冷却坳陷阶段、晚白垩世晚期(K₂s-K₂m)反转褶皱隆升萎缩剥蚀阶段、古近纪(E)伸展断陷隆升剥蚀阶段及新近纪－第四纪(N-Q)挤压坳陷阶段等7个演化阶段^[10](表 1、图 2)，各构造演化阶段控制铀成矿作用明显。

2.1 前中生代克拉通基底演化阶段

松辽盆地处于中朝板块和西伯利亚板块夹持的复杂构造演化带内，元古宙—古生代末，两板块及其中间地块(体)不同期次、不同规模的俯冲、碰撞，最终导致海西期末期兴蒙海槽闭合，褶皱造山形成统一的欧亚大陆^[11]。盆地北部基底属兴蒙海西褶皱带的组成部分，主要为石炭系—二叠系，并伴有大规模的富铀花岗岩侵入，为盆地北部提供了富铀沉积建造的物源及铀成矿铀源^[12-13]。

2.2 晚侏罗世(J₃)挤压火山穹窿演化阶段

晚侏罗世，由于太平洋板块以NNW向快速俯冲，松辽盆地北部大规模中—酸性火山岩喷发，发育大量火山岩、花岗岩穹窿，同时伴随大量富铀酸性岩浆侵入，为盆地北部提供了富铀沉积建造的物源及铀成矿铀源^[14]。

2.3 早白垩世(K₁sh-K₁d)伸展断陷阶段

早白垩世，沙河子组—登娄库组期，太平洋板块的俯冲作用导致上地幔物质热膨胀作用发生，造成局部异常，本区进入伸展断陷发育阶段，形成了若干呈NE向独立展布的半地堑和地堑式断陷盆地群。各断陷自成体系，其沉积作用受控盆断裂控制，沿盆缘至中心发育冲积扇或扇三角洲、冲积平原、湖沼相、滨浅湖相、半深湖相和深湖相沉积，各断陷沉积相序分异不完整，砂体规模小，稳定性、连通性、渗透性差，埋深大，成岩度高，“泥—砂—泥”结构不完善，含氧含铀水很难进入砂体中发生层间氧化铀成矿作用。本期以湿温古气候为主，为盆地北部主要的生油期及成煤期^[15]。

2.4 晚白垩世早期(K₂q-K₂n)热冷却坳陷阶段

该时期包括泉头组、青山口组、姚家组和嫩江组沉积。由于太平洋板块冲挤作用减弱或停止，盆地整体大幅度、大面积沉陷，进入统一的坳陷汇水湖盆演化阶段^[11]。该期形成的沉积层超覆于早期的断陷盆地之上，沉积环境稳定，沿盆缘向盆内冲积扇—河流—湖泊沉积相带完善，发育规模大。其中尤以青山口期和嫩江期沉降最为强烈^[16]，此时盆地沉降幅度大，湖盆面积扩大，特别是嫩江期的沉积范围远远超出现在盆地的范围，可能短暂与海沟通。受板块NNW向脉动式俯冲作用的影响，在此其间盆地发生了至少5次断裂活化运动，伴随着多次基底中央隆起上隆和多期次的基性岩浆活动。

该期盆地北部总体表现东泛西超，北部发育大型长轴型河流冲积平原、三角洲及湖泊沉积体系。盆地北部青山口期、姚家期发育辫状河、曲流河、三角洲相及滨浅湖相砂体，具一定规模，连通性、稳定性和渗透性好，“泥—砂—泥”结构完善，砂体厚度较为适中，具备形成地浸砂岩型铀矿床有利的岩相-岩性条件。

在区域上，姚家期是盆地的主要富铀建造或铀富集成矿期，表现为姚家组灰色岩石中铀质量分数普遍达到(5~6)×10^-6，已发现钱家店铀矿床和白兴吐铀矿床的铀成矿年龄为(96±14)Ma，基本上与姚家组的沉积年龄相当，说明姚家组在沉积成岩期在某些地段发生了铀的成矿作用。

2.5 晚白垩世晚期(K₂s-K₂m)反转褶皱隆升萎缩剥蚀阶段

由于太平洋板块俯冲加强和周缘板块的挤压作用^[11]，本期盆地表现为强烈的褶皱反转及逆冲反转断裂，盆地沉降中心自东向西迁移到齐家－古龙和长岭凹陷一带，古中心隆起区及其盆地东部地区上升为陆，遭受剥蚀，盆地范围缩小。本期沉积主要分布在盆地的中西部大庆西部、泰来一线，河流相、三角洲相也不太发育，仅在北部依安、东南部肇源发育一定规模的四方台组厚层铀成矿有利砂体，明水组很少有厚大砂体。本期以干热古气候为主，明水组一段期出现短暂湿润古气候，这一时期的沉积以发育红色碎屑岩建造为特征，普遍缺乏还原剂，影响了层间氧化带的发育；四方台组之下为巨厚嫩江组泥岩层又阻挡了下伏层位油气还原流体的向上运移和后生改造作用的发育。同时先成的嫩江组在盆地东北部大多被褶皱隆升遭受强烈的剥蚀作用，形成一系列呈NE或NNE向串株状展布的反转构造剥蚀天窗。这种反转构造剥蚀天窗通常控制了含氧含铀水的渗入叠加成矿及深部低温含铀油田还原流体渗出叠加铀成矿，钱家店铀矿床另一期成矿年龄为(67±5)Ma，与反转构造作用同期，反映了反转构造作用在控制着盆地油、气迁移及油气藏形成的同时，也控制着盆地铀成矿作用。

2.6 古近纪(E)伸展断陷隆升剥蚀阶段

古近纪时期，受印度板块N向碰撞作用影响，本区表现出强烈的伸展构造活动特点和断块差异隆升剥蚀作用特点。在盆地北部发育孙吴古近纪地堑，东部发育舒兰古近纪地堑，大部分地区缺失古近纪的沉积，处于隆升剥蚀状态，但广泛发育NNE、NE、EW向和SN向伸展贯通断裂，它们切穿前嫩江组沉积盖层，或切割到达嫩江组一段。这些伸展断裂控制了古近纪辉绿岩脉及玄武岩岩浆活动与分布，同时是深部含铀低温油田流体迁移渗出的通道，并控制了本区油田流体叠加铀成矿作用及脉状富铀矿化的形成；这一时期，古气候环境以干热、半干旱为主，有利于岩石中铀活化迁移形成含氧含铀地下水，是层间氧化带发育的有利时期。钱家店铀矿床另一期成矿年龄为(40±3)Ma，与古近纪伸展构造活动期相吻合。

2.7 新近纪—第四纪(N-Q)挤压坳陷阶段

新近纪—第四纪时期，受邻海扩张挤压作用影响，盆地处于差异升降阶段，以掀斜运动为特征；东北部表现继承性隆起，遭受剥蚀，整体缺失新近系。新近系主要分布于盆地西部斜坡区和中央坳陷区，为河流-湖泊相沉积。第四纪盆地表现为整体沉降，但西部沉降幅度大于东部^[11]，东部厚度一般为0~40 m，西部厚度一般为80~140 m。本期断块式垂向运动，使前期断裂拉张活化，油气沿断裂运移，并扩散到渗透性较好的砂岩中，使前期形成的铀矿体处于还原环境，对铀矿床起到保护作用。

3 构造演化对铀矿化分布的控制作用

松辽盆地北部一级构造单元主要包括北部倾没区、西部斜坡区、中央坳陷区、东北隆起区。石油测井放射性异常孔集中分布在西部斜坡区的西部超覆带与泰康隆起带和中央坳陷区的大庆长垣南侧及东南侧(图 3)。石油部门发现的放射性异常孔根据空间分布基本可划分为6个铀异常带，呈NNE、NE向分布，受基底断裂带和反转构造带联合控制(图 4、5)。

3.1 基底断裂对铀成矿的控制作用

1) 基底断裂控制着早白垩世断陷盆地的形成与展布

盆地北部基底断裂以NNE、NE向为主，控制着早白垩世断陷盆地的形成、发展和断陷带的展布^[17]。盆地北部主要发育地堑式、半地堑式、复合式等类型的断陷盆地。地堑式断陷盆地两侧均受深大断裂控制^[18]，呈窄长带状展布，沉积幅度大、活动时间长，由盆缘向中心呈冲积扇、扇三角洲、滨浅湖、半深湖、深湖的对称式沉积体系。半地堑式断陷盆地一侧发育同生断裂，另一侧断裂不发育，盆地横向断层呈箕状；此类盆地在松辽盆地北部较发育，一般规模较小，活动时间短，沿盆缘断裂一侧通常形成冲积扇、扇三角洲、湖泊沉积体系，另一侧通常形成冲积平原、河流、三角洲、湖泊沉积体系；松辽盆地西南部钱家店铀矿床所在的钱家店断陷为此类型盆地，对石油成藏及砂岩型铀矿床成矿较有利。复合式断陷盆地是由数个早期分割的地堑或半地堑式盆地在晚期沉陷最大期连通组成，规模大，盆地轮廓复杂，多发育扇三角洲、滨浅湖、扇三角洲的对称式沉积及晚期冲积平原沉积体系^[2]。由于深部还原流体或还原物质产生于断陷层，受断陷盆地控制。断陷盆地的形态、规模直接影响着还原流体作用范围，间接制约着成矿砂体的还原能力以及砂岩铀矿床的形成规模。

2) 贯通断裂控制着晚白垩世坳陷盆地形成与发展

贯通断裂多为控制早白垩世断陷盆地形成、发展的同生基底断裂。晚白垩世，NNE向伸展断裂使盆地继续沉降，使盆地沉降和沉积长轴均沿NNE向分布，并形成沉降中心区^[2]。晚白垩世泉头期—嫩江期主河道沉积体系均沿NNE向贯通断裂分布，周边发育冲泛平原沉积体系，至沉降中心入湖。嫩江期末反转构造运动后，盆地东北部抬升，盆地范围缩小，虽然沉积中心向西迁移，但河道沉积体系仍保持NNE向构造线方向^[2]。

3) 继承性活动断裂对铀成矿具明显的控制作用

盆地各类型断裂多具有同生性、继承性和多期活动特点。已确定的6个铀异常带主要受4条继承性活动断裂控制，局部地段发育的次级断裂构造往往与构造剥蚀天窗或花岗岩古隆起在空间上有机匹配，决定着铀成矿的规模、展布方向及范围^[2]。其具体表现在：首先，在铀成矿作用过程中，继承性活动断裂性质、规模控制着受断陷层序控制的还原流体或还原物质富集程度，间接控制着后生还原灰色带的分布范围、发育规模，从而制约着铀矿化发育规模^[2]；其次，继承性活动断裂往往成为局部排泄源，继承性活动断裂及其派生断裂活化，岩石遭受破坏和碎裂，产生大量裂隙，形成一个减压的物理环境，导致地下水与地表水沟通，形成局部排泄源；再次，继承性活动断裂作为下部层位油气、深部还原流体运移通道，油气及深部还原流体在地下高压作用下，沿继承性活动断裂向地表及与断裂沟通的砂体中运移扩散，从而为深部还原流体与浅部含氧含铀水的相互作用及氧化还原过渡带的形成创造了条件^[9]。

3.2 反转构造对铀成矿的控制作用

1) 反转构造带控制着放射性异常的分布

松辽盆地北部构造格局呈NNE、NE向线状展布，具东西分带特征，此类特征正是反转构造作用在平面上产出的结果。反转构造既受盆地基底构造格局的控制，如早期深断裂产状、活动强度及其基底埋深等，也受盆地盖层的岩石物理性质、岩性、厚度等制约^[19-20]。盆地北部从东到西可划分为朝阳沟—登娄库、望奎—任民、克山—大庆、龙虎泡—通辽、齐齐哈尔等5个反转构造带。除齐齐哈尔附近部分钻孔外，大部分石油部门放射性异常孔均发育于4个反转构造带内。其中龙虎泡—通辽反转构造带南部延伸至盆地南部区域已发现数个铀矿床。

2) 反转构造作用使部分深大断裂活化，利于深部还原流体及富铀组分运移

构造反转作用使部分早期深大断裂复活，成为深部还原流体向上运移的通道，其不但形成油气藏，同时在浅部的上白垩统砂岩中产生大面积的还原蚀变，增加了潜在找矿目的层的还原能力^[9]。同时，可能伴随深部还原流体上移的富铀组分，沿被切穿的目的层砂体进行侧向运移，也大大地提升了目的层砂体的赋矿成矿能力^[19-20]。

3) 反转构造改变地下水循环状态，形成剥蚀天窗，有利于砂岩型铀成矿

反转构造作用使部分区域白垩系隆升遭受剥蚀，在局部同一含水层内，由于抬升地层的倾角发生变化，造成了含水层内流动的压力差，使地下水从滞留状态变为流动状态，形成了局部的或区域性的层间承压水补—径—排的循环系统^[21]。反转构造作用在盆地北部形成一系列剥蚀天窗，如大庆长垣、长春岭背斜带、绥棱背斜带等^[22]，其周边是层间氧化成矿的有利区域，剥蚀天窗周边目的层岩层均为反向单斜构造，大气降水沿剥蚀天窗渗入，持续进行补给，在目的层中渗入和流动过程中形成局部层间氧化带。

4 构造演化对铀成矿类型的控制作用

松辽盆地北部构造演化造成了各构造分区具有不同的构造特点，间接造成了不同类型的铀成矿作用。根据区内各构造演化阶段、构造区的特点，结合已发现铀矿化特征，初步预测了松辽盆地北部铀找矿模式(图 6)。

西部斜坡区受构造影响相对较弱，晚白垩世沉积中心一直向西部迁移，基底及沉积盖层从盆缘向盆内整体为平缓的东倾单斜构造，倾角小于10°，但嫩江组超覆于姚家组、青山口组、泉头组之上。从发现的铀矿化显示超覆层嫩江组之下姚家组、青山口组具有较好的铀矿化显示，认为在嫩江组超覆前，本区盆缘存在一定的沉积间断，姚家组、青山口组出露地表，发生层间氧化作用，后期嫩江组超覆于坳陷层之上，层间氧化作用停止，相对典型层间氧化作用，我们称此种为“古层间氧化作用”，但受制于层间氧化作用时间较短的影响，尚未发现具有一定规模的工业铀矿化；同时受基底断裂持续作用，油气等还原介质持续向上运移发生还原作用，致使层间氧化作用特征不明显。明水组、四方台组发育于超覆层嫩江组之上，自盆缘向盆内形成平缓的单斜构造，利于层间氧化作用的发生^[23-24]。

反转构造使在盆地中央坳陷区地层埋深较深区域形成了大庆长垣，明水组乃至四方台组遭受剥蚀；东北隆起区整体抬升，部分区域形成较大剥蚀天窗，如绥棱背斜带等。此种类型类似于盆地南部钱家店铀矿床，为层间氧化带型砂岩铀矿床创造了良好的构造条件^[25]。

在北部倾没区及东北隆起区的盆地边缘，受构造活动影响，姚家组、青山口组、泉头组整体抬升，直接出露地表，利于层间氧化作用的发生^[26]。

5 结论

1) 松辽盆地北部构造演化主要包括前中生代克拉通基底演化、晚侏罗世挤压火山穹窿演化、早白垩世伸展断陷、晚白垩世早期热冷却坳陷、晚白垩世晚期反转褶皱隆升萎缩剥蚀、古近纪伸展断陷隆升剥蚀及新近纪—第四纪挤压坳陷等7个演化阶段，各构造演化阶段控制铀成矿作用明显。其中，冷却坳陷、反转褶皱隆升萎缩剥蚀、伸展断陷隆升剥蚀3个阶段为区内主要铀成矿阶段。

2) 区内铀矿化的分布受基底断裂及反转构造带联合控制。基底断裂控制着早白垩世断陷盆地、晚白垩世坳陷盆地形成与发展，同时继承性活动断裂持续活动，控制着后生还原灰色带的分布，同时成为局部排泄源，成为下部层位油气、深部还原流体运移通道，间接控制着铀成矿作用的发生。反转构造作用使部分深大断裂活化，利于深部还原流体及富铀组分运移，同时改变地下水循环状态，形成剥蚀天窗，有利于砂岩型铀成矿。

3) 构造演化对各构造分区铀成矿类型具有明显的控制作用。西部斜坡区嫩江组超覆于坳陷层姚家组、青山口组、泉头组之上，在坳陷层应以寻找“古层间氧化”型砂岩型铀矿床为主要类型；明水组、四方台组以寻找层间氧化型砂岩型铀矿床为主要类型。中央坳陷区及东北隆起区，应围绕大庆长垣、绥棱背斜带等构造剥蚀天窗寻找“钱家店”式砂岩型铀矿床。在北部倾没区及东北隆起区盆缘，地层直接出露地表，应以寻找层间氧化型砂岩型铀矿床为主要类型。