松科2井东孔是松辽盆地资源与环境深部钻探工程(亦称松辽盆地科学钻探工程)的主体钻孔，设计井深6400 m，该孔的钻探旨在研究白垩纪沉积环境和气候变化、实现松辽盆地能源勘探的新突破(王成善等，2008；邹长春等，2016).松辽盆地位于中国东北地区，是油、气和煤等能源矿产重要的产出盆地之一.为了更好地服务于地学研究和钻探施工，松科2井东孔采用了先进的测井仪器，获取了包括原位地层放射性元素及其强度的多种测井信息，为资源勘探与研究提供了良好的条件.铀资源作为我国26个重要矿种之一，是核工业的基础原料，其稳定供应关系到我国核电发展的速度与规模，进而影响国民经济的发展(张金带等，2008；蔡煜琦等，2015).松辽盆地内钱家店铀矿床的发现，实现了松辽盆地铀矿勘探的重大突破，表明该盆地具有良好的成矿和找矿前景(罗梅和赵杰，2002).

地球物理勘探方法能够有效、经济地圈定地下矿体的空间位置，可应用于几乎所有的金属、非金属、煤、油气等矿产资源的勘查工作(刘士毅等，2004).在铀矿勘查中，核地球物理勘探方法能够直接用于寻找铀矿及其储量估算，是勘查此类矿产最重要找矿方法；重力法、磁法、电法和地震法等方法能够通过评价有利于铀成矿的构造、岩性和岩相等地质特征，达到间接找铀矿的目的(韩军等，2015).在实际工作中，为达到好的勘查效果，核地球物理勘探方法与其他地球物理勘探方法通常结合使用.与上述的地球物理勘探方法不同，地球物理测井是在钻孔中原位地层环境下采用核、电、磁和声学等方法沿井壁测量地层的物理及化学性质，是铀矿勘查中最为准确、有效的地球物理方法.其中，自然伽马测井和自然伽马能谱测井能够测量井中原位地层的天然放射性强度和铀、钍、钾元素的含量，进而获取铀矿品位、厚度及深度等重要信息，是井中铀矿勘查与研究的主要方法(骆淼等，2008；高文利等，2015).此外，电阻率、声波、密度和中子测井等方法能够获取地层电阻率、声波速度、密度、孔隙度和渗透率等参数，核磁共振成像、电阻率成像和元素俘获谱测井能够获取地层孔隙结构、岩石结构与元素、矿物含量等参数，也为铀矿勘查提供了重要信息.

本文对松科2井东孔深部营城组测井资料进行分析，根据地层放射性强度及铀、钍、钾元素含量识别含铀岩层；基于常规测井、特殊测井和录井资料对含铀岩层进行岩性识别与物性分析；结合松辽盆地的地质特征和前人的相关地质研究成果，探讨高放射性异常层的成因.

松辽盆地跨越中国黑龙江、吉林、辽宁三省，四面被山脉和丘陵环绕，盆地西部为大兴安岭，北部为小兴安岭，东部为张广才岭，南部为辽宁省的山地.在构造演化上，松辽盆地经历了晚侏罗世热隆张裂，早白垩世伸展断陷，中-早白垩世热沉降拗陷和晚白垩世构造反转四个阶段，沉积地层以上侏罗统和白垩系为主，其次为古近系和第四系(Wang et al., 2013).松辽盆地根据区域隆起和坳陷的发育特征又分为6个一级构造单元：北部倾没区、中央坳陷区、东北隆起区、东南隆起区、西南隆起区及西部斜坡区，如图 1a所示.前人根据松辽盆地的构造及沉积演化对铀成矿地质条件进行分析，认为泉头组、青山口组、姚家组及嫩江组为有利的找矿目的层，其中姚家组与泉头组潜力最大(李胜祥，2002；谈顺佳等，2015).根据全国铀矿资源潜力评价结果，松辽盆地铀成矿区属于环太平洋成矿域的吉黑成矿省(张金带等，2012).

图 1

Fig. 1

图 1 松辽盆地科学钻探工程钻孔位置与构造横剖面 (a)各井位位置分布及松辽盆地一级构造单元图(改自Wu et al., 2014)；(b)基于区域地震分析得到的过松辽盆地中部的构造横剖面(A-B)图.松科1井北孔、南孔和松科2井东孔中的黄色层段为取心层段.红色条带代表油层.T02-5表示地震反射层位(改自Feng et al., 2010；Wang et al., 2013). Fig. 1 Well location and structural cross section of study area (a) Distribution of well locations and first-order tectonic units in Songliao Basin (modified from Wu et al. 2014); (b) Structural cross section (A-B) across the central part of Songliao Basin based on regional seismic analyses. The yellow bars in SK-1n, SK-1s and SK-2e borehole are coring intervals. The red regions indicate oil reservoirs. T02-5 is seismic horizons (modified from Feng et al., 2010, Wang et al., 2013).

松辽盆地科学钻探工程计划通过“2井4孔”获取完整的白垩纪陆相沉积记录.作为工程的第一阶段，松科1井(SK-1n和SK-1s)已经取得了丰硕的研究成果.松科2井东孔(SK-2e)是第二阶段的主体钻孔，拟钻井深6400 m，现已于2018年5月26日顺利完井，井深7018 m，获取了登娄库组下部至基底的连续岩心.松科2井东孔位于松辽盆地东南断陷区徐家围子断陷带宋站鼻状构造带上，钻遇地层自下而上依次为基底，侏罗系火石岭组，白垩系沙河子组、营城组、登娄库组、泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组和第四系沉积物(图 1b).松科2井东孔钻遇的营城组深度为2964.2~3330.9 m，沉积相主要为扇三角洲相，岩性以火成岩(包括火山熔岩、火山碎屑熔岩及火山碎屑岩)和沉积岩(主要包括砾岩、粗砂岩和泥岩)为主；在纵向分布上，营城组上部为砂泥岩、砾岩类，中部为火成岩类，下部为煤、砂泥岩类(高翔等，2017).

松科2井测井子工程由中国地质大学(北京)负责实施，测井数据采集工作由中国石油集团渤海钻探工程有限公司测井分公司完成，严格按照行业规范进行.为了获得精确的测井数据，采集设备选用了美国贝克阿特拉斯公司的ECLIPS-5700测井系统(含正交多极子阵列声波测井仪)，美国哈里伯顿公司的MRIL-P型核磁共振成像测井系列和增强型微电阻率扫描成像测井仪，以及美国斯伦贝谢公司的元素俘获谱测井仪.松科2井东孔采集的常规测井资料包括自然伽马(GR)、井径(CAL)、自然电位(SP)、深侧向电阻率(RLLD)、浅侧向电阻率(RLLS)、微球聚焦电阻率(RMSL)、声波时差(AC)、密度(DEN)和中子(CNL)等9项；特殊测井包括自然伽马能谱(NGS)、微电阻率扫描成像(XRMI)、核磁共振成像(NMR)和元素俘获谱(ECS)等7项.

测井数据采集方面，通过仪器现场标定、操作规范标准化、曲线重复测量、受影响曲线及时补测等手段来提高数据采集质量；井眼环境方面，营城组地层段井壁稳定性较好，井眼扩径不明显.这些为本文研究放射性异常层提供了优质的测井资料.此外，为了更精细的描述放射性异常层特征并分析其成因，本文进一步对测井资料进行了定性与定量解释.其中，密度与中子交会法用于计算地层孔隙度.渗透率与孔隙度的经验关系用于计算地层渗透率.

本节从岩性识别与划分入手，在划分岩性的基础上对异常层的常规测井与特殊测井响应特征进行分析，重点分析异常层的岩性与物性特征，然后与其他盆地的高放射性异常层测井响应特征对比.

岩性识别与划分是研究营城组高放射性异常层测井响应特征的基础.结合录井资料的地层岩性信息，分析不同岩性地层的测井响应特征，能够建立适用于全井段的岩性识别标准.松科2井营城组钻遇岩性主要为碎屑沉积岩和火成岩，包括砾岩、粗砂岩、泥岩、流纹岩、凝灰熔岩、集块熔岩和凝灰岩等.通过常规测井曲线与钻孔岩心编录资料的对比分析，选择自然伽马、深侧向电阻率、声波时差、密度和中子测井进行岩性识别研究.不同岩性的测井值统计结果如图 2所示.

图 2

Fig. 2

图 2 松科2井东孔营城组不同岩性地层的常规测井响应特征 (a) GR；(b) RLLD；(c) AC；(d) DEN；(e) CNL.A：流纹岩；B：凝灰熔岩；C：集块熔岩；D：凝灰岩；E：砾岩；F：粗砂岩；G：泥岩. Fig. 2 Log response values of different lithology types in Yingcheng Formation of SK-2e (a) GR, (b) RLLD, (c) AC, (d) DEN, (e) CNL. A: rhyolite, B: tufflava, C: agglomerate lava, D: tuff, E: conglomerate, F: gritstone, G: mudstone.

(1) 流纹岩、凝灰熔岩、集块熔岩和凝灰岩这几种火成岩的自然伽马值较高，通常大于120API，明显高于沉积岩(52~136API)，因此通过自然伽马值可以很容易地将火成岩与沉积岩区分开.

(2) 深侧向电阻率区分岩性效果较好，沉积岩按照砾岩(57~300 Ωm)、粗砂岩(16~200 Ωm)和泥岩(5.5~80 Ωm)的顺序依次降低，火成岩按照流纹岩(27~82 Ωm)、凝灰熔岩(22~27 Ωm)、集块熔岩(13~22 Ωm)和凝灰岩(9~14 Ωm)的顺序依次降低.

(3) 声波时差、密度和中子测井对各岩性的区分度不高，难以从单一测井曲线上有效识别岩性.

对于复杂岩性的测井岩性划分，交会图版法是最直观、有效的方法.火成岩和沉积岩的测井特征相互重叠，为了在交会图上能直观地区分各种岩性，需要综合应用各种测井曲线信息.将沉积岩和火成岩分别进行分析研究，沉积岩分为砾岩、粗砂岩和泥岩绘制测井属性交会图(图 3)，火成岩分为流纹岩、凝灰熔岩、集块熔岩和凝灰岩四种岩性(图 4).交会图分析结果表明，中子、深侧向电阻率都能有效地将泥岩与其他岩石区分开；声波时差能有效地分离出砾岩；自然伽马能较好地分离出粗砂岩；声波时差与中子、深侧向电阻率配合，自然伽马与中子、深侧向电阻率配合，都能将砾岩、粗砂岩和泥岩有效区分开来(图 3).中子、深侧向电阻率都能有效地区分流纹岩、凝灰熔岩及其他岩性；声波时差能将流纹岩、凝灰熔岩与集块熔岩、凝灰岩区分开；自然伽马能较好地区分集块熔岩和凝灰岩；声波时差与中子、深侧向电阻率配合，自然伽马与声波时差配合，中子与深侧向电阻率配合，都能较好的区分出流纹岩、凝灰熔岩、集块熔岩和凝灰岩(图 4).基于上述方法，对松科2井东孔营城组地层进行了岩性划分，识别结果与录井岩性具有较高符合率.

图 3

Fig. 3

图 3 沉积岩岩性识别交会图 (a) AC-CNL；(b) AC-RLLD；(c) GR-CNL；(d) GR-RLLD. Fig. 3 Crossplots of log data from different lithology types of sedimentary rocks in Yingcheng Formation of SK-2e

图 4

Fig. 4

图 4 火成岩岩性识别交会图 (a) AC-CNL；(b) AC-RLLD；(c) GR-AC；(d) CNL-RLLD. Fig. 4 Crossplots of log data from different lithology types of igneous rocks in Yingcheng Formation of SK-2e

松科2井东孔在深部营城组地层发现两处高自然伽马异常，深度范围(厚度)分别为3096.8~3102.8 m(6.0 m)、3168.3~3170.9 m(2.6 m)(表 1).根据松科2井东孔营城组不同岩性地层测井响应值的统计结果，火成岩的自然伽马值范围一般在120~170API，沉积岩的自然伽马值比火成岩更低(图 2).故以自然伽马值大于200API作为放射性异常的标准.松科2井东孔营城组中两段异常层的自然伽马值均大于这一标准，且铀元素含量明显高于背景值(表 1).3070.0~3200.0 m井段自然伽马测井曲线及其测井岩性识别见图 5.

表 1 Table 1

表 1 松科2井东孔营城组高放射性异常段测井值统计 Table 1 Log response values of abnormally high natural radioactivity zones in Yingcheng Formation of SK-2e 层号 深度(m) 厚度(m) GR(API) U(ppm) Th(ppm) K(pct) 测量值 背景值 测量值 背景值 测量值 背景值 Ⅰ 3096.8~3102.8 6.0 240~360 20.5~29.3 0.1~3.7 5.5~10.9 5.7~13.9 2.9~3.8 1.9~3.9 Ⅱ 3168.3~3170.9 2.6 210~250 5.9~11.0 0.9~5.8 22.4~37.3 6.9~17.8 3.3~4.3 2.3~5.4 注：pct表示百分比(%).

表 1 松科2井东孔营城组高放射性异常段测井值统计 Table 1 Log response values of abnormally high natural radioactivity zones in Yingcheng Formation of SK-2e

图 5

Fig. 5

图 5 松科2井东孔3070.0~3200.0 m井段综合测井曲线图 POR：孔隙度，PERM：渗透率. Fig. 5 The comprehensive log curves of SK-2e (3070.0~3200.0 m) PERM: permeability, POR: porosity.

根据邻井的测井资料，宋深3井营城组在3123.0~3126.0 m、3210.0~3230.0 m处存在高放射性异常，自然伽马值范围为240~270API.宋深3井的两处营城组高放射性异常层与松科2井东孔具有相似的深度，推测为相同层段.这表明松科2井东孔营城组的两处异常层段在横向上具有一定的延伸.

营城组Ⅰ号放射性异常层自然伽马值最高达360 API(表 1、图 5).根据测井识别结果，Ⅰ号层岩性为砾岩，位于营城组上部.营城组上部以砾岩、砂泥岩为主，井径曲线平直，电阻率曲线在粗砂岩夹层处表现为低值，砾岩处电阻率较高.相比于营城组中部的火成岩，营城组上部具有低自然电位和自然伽马，高电阻率.营城组上部的高电阻率特征可能与地层孔隙度低有关.Ⅰ号层的声波时差、密度、中子、电阻率测井响应特征与围岩无明显差异，各曲线的变化趋势与自然伽马曲线无关.

Ⅱ号放射性异常层自然伽马值最高达250API，(表 1、图 5).该层处于营城组中部的火成岩层段，测井岩性识别结果表明，Ⅱ号层上部为集块熔岩，下部为凝灰岩.Ⅱ号层的测井响应特征(除自然伽马测井外)与其底部相邻泥岩-凝灰岩层相似，但与上下部的集块熔岩相比具有明显差异.相比于集块熔岩，Ⅱ号层及其底部相邻的泥岩-凝灰岩层井径增大，自然电位减小，三条电阻率曲线均大幅降低，其中微球聚焦电阻率下降尤为明显.Ⅱ号层的三孔隙度曲线总体表现为高声波时差(212~281 μs/m)，高中子(13.7~35.0%)，低密度(1.82~2.49 g·cm^-3)的响应特征.相比于底部连接的泥岩-凝灰岩层，Ⅱ号层具有更高的密度和电阻率.

为了进一步研究两段放射性异常层的岩性、物性特征，对异常层段的四种特殊测井资料(自然伽马能谱、元素俘获谱、核磁共振和电阻率成像测井资料)进行分析.自然伽马能谱测井能够测量井中原位地层的铀、钍、钾元素的含量(李斌凯等，2007；袁超和周灿灿，2014).元素俘获谱测井能够获取地层中主要的元素及矿物含量(Feng et al., 2014；Peng et al. 2017).核磁共振成像测井是评价储层孔隙结构的有效方法，其中T₂分布谱能够反映地层岩石孔隙大小，短T₂反映了毛细管微孔隙中的束缚流体(不可动流体)，长T₂反映了渗流大孔隙中的自由流体(可动流体)(谢然红等，2006；申本科等，2012).电阻率成像测井能够精细刻画井壁地层岩石结构，通过图像的颜色、几何形态、连续性和图像之间的关系来表征不同的地质意义(Ekstrom et al., 1987；付建伟等，2004).

Ⅰ号层的核磁共振标准T₂谱呈双峰形态，短T₂峰幅度高，长T₂峰跨度大、幅值小，反映地层中小孔隙与大孔隙共同发育.Ⅰ号层与围岩的T₂谱没有明显差异，表明Ⅰ号层与相邻砾岩具有相似的孔隙结构(图 6).XRMI成像图与岩心扫描图像显示了Ⅰ号层中岩石粒径分布特征：上下部岩石粒径较小，中部岩石粒径较大(图 6).结合ECS测井数据，Ⅰ号层上下部粘土含量高于中部(图 7).通常，粘土含量越高，岩石电阻率越低，束缚水含量越多.因此，Ⅰ号层上下部XRMI成像图出现暗色条带，上下部T₂谱短T₂峰比中部的偏左(图 6).根据自然伽马能谱测井曲线，Ⅰ号层铀元素含量与自然伽马具有相似的变化趋势，其幅值为背景值的5~8倍，而钍和钾元素含量没有明显变化，与自然伽马无明显相关性，表明该层段铀含量的增加是产生自然伽马异常的主要原因(表 1、图 7).

图 6

Fig. 6

图 6 异常层NMR、XRMI测井资料及岩心扫描图 Fig. 6 The NMR logs, XRMI logs and core images of abnormal zones in Yingcheng Formation

图 7

Fig. 7

图 7 松科2井东孔3090.0~3110.0 m井段自然伽马能谱及元素俘获谱测井曲线图 Fig. 7 The natural gamma-ray spectral and element capture spectroscopy logs of SK-2e (3090.0~3110.0 m)

Ⅱ号层的标准T₂谱与Ⅰ号层明显不同，其表现为单峰形态，长T₂峰信号量小，表明地层中孔隙以小孔为主，因此具有极低的渗透率(图 6).Ⅱ号层T₂谱形态与其底部相邻的泥岩-凝灰岩层相似，但异常层上下部集块熔岩具有明显长T₂峰(图 6).不同地层核磁共振标准T₂谱的差异可能与粘土矿物的含量有关.相比于Ⅰ号层，Ⅱ号层的XRMI成像图无明显特征(图 6).Ⅱ号层的自然伽马能谱测井表明，钍、铀含量相比于围岩明显增高，大约为背景值的2倍，钾含量相对稳定(表 1、图 8).因此，该层段钍、铀含量的增加是导致自然伽马异常的主要原因.

图 8

Fig. 8

图 8 松科2井东孔3160.0~3180.0 m井段自然伽马能谱及元素俘获谱测井曲线图 Fig. 8 The natural gamma-ray spectral and element capture spectroscopy logs of SK-2e (3160.0~3180.0 m)

砂岩型铀矿是当前我国铀矿勘查的主要类型.产铀盆地的赋矿层、含矿层或铀矿化层段通常伴随着高放射性异常现象(表 2).准噶尔盆地东缘和西北缘地层的铀矿化(高放射性异常)层段埋深较浅(12~681 m)，厚度为0.5~17.0 m，前者自然伽马值分布范围大(150~5708API)，后者自然伽马值分布在150~1060 API范围内(金若时等，2014；葛栋锋等，2017；马小平等，2017).鄂尔多斯盆地北部的东胜铀矿为大型砂岩型铀矿，位于侏罗系直罗组地层.盆地内不仅浅于500 m的下白垩统、侏罗系地层中存在赋矿层或含矿层，在500 m以下的中深部三叠系、二叠系、石炭系也存在铀矿化或高放射性异常层段，深部地层的自然伽马值最高达650API(张蓉蓉，2005；赵军龙等，2006).柴达木盆地北部中侏罗统400~1010 m深度范围内出现了成片的高放射性异常层，其自然伽马值最低为306API，最高达1553API(何星和孙宇东，2015).此外，四川盆地川北地区下白垩统、侏罗系、上三叠统56~856.4 m深度范围内也出现了241~482API的高自然伽马异常(易仲康等，2018).浅部的高放射性异常层段通常自然伽马值很高，是重要的产铀层位，但以松辽盆地营城组高放射性异常层段为代表的深部高放射性异常层段的存在也可能是深部铀矿化、含矿层，甚至是赋矿层的指示.

表 2 Table 2

表 2 国内砂岩型铀矿盆地高放射性异常层测井响应特征及铀含量统计表 Table 2 Log response values and uranium contents of abnormally high natural radioactivity zones in basins with sandstone-type uranium deposits 盆地(地区) 深度(m) 厚度(m) GR(API) U(ppm) 参考文献 最小值 最大值 最小值 最大值 最小值 最大值 最小值 最大值 准噶尔盆地 东缘 100 500 2.0 17.0 500 5708 3.1 915.2 金若时等，2014 东部北缘 310 681 1.0 16.2 150 5360 4.7 123.0 葛栋锋等，2017 西北缘 12 566 0.5 17.0 150 1060 - - 马小平等，2017 鄂尔多斯盆地 中西部 200 1600 - 50.0 - 880 - - 张蓉蓉，2005 东南部 1600 3340 - 50.0 - 650 10.9 109.0 赵军龙等，2006 柴达木盆地 北端 400 1010 2.0 20.0 306 1553 - - 何星和孙宇东，2015 四川盆地 北缘 56 856.4 - - 241 482 - - 易仲康等，2018

表 2 国内砂岩型铀矿盆地高放射性异常层测井响应特征及铀含量统计表 Table 2 Log response values and uranium contents of abnormally high natural radioactivity zones in basins with sandstone-type uranium deposits

全球82%以上的已探明砂岩型铀矿位于含油、气或煤的盆地，油、气、煤、铀等多能源同盆共存已成为共识(Liu et al., 2007).松辽盆地是世界上已发现的特大含油气盆地之一，也是油气资源最为丰富的中新生代陆相沉积盆地(Wang et al., 2002).自1997年松辽盆地钱家店凹陷发现铀矿床以来，盆地内已查明大量的含铀层，且铀矿床(化)主要集中分布于盆地南部的西南隆起区以及北部的西部斜坡区(罗梅和赵杰，2002；Dong et al., 2005).对于已探明铀矿的成因研究已经取得了许多进展，但对松辽盆地深部铀矿的成因分析却比较少，深部成矿理论尚不成熟.

下文根据松辽盆地的地质演化，结合已探明铀矿的成矿理论，利用常规测井、特殊测井以及录井资料，对松科2井东孔深部营城组放射性异常的成因进行初步分析.

Ⅰ号层放射性高值主要是由高铀引起的，因此重点分析局部铀富集的可能成因.一般来说，分析铀矿成因主要从铀源条件、沉积环境、构造条件、后生改造作用等方面展开.

丰富的铀源是铀矿形成必要的物质基础.松辽盆地铀源丰富，包括外源(蚀源区及深部铀源)和内源(盖层铀源).作为蚀源区，松辽盆地南部的华北陆块北缘、北部的小兴安岭、西部的大兴安岭东部发育酸性火山岩、花岗岩，铀元素含量高((3~10)×10^-6)，铀的浸出率最高达到50%~75%(罗毅等，2012；封志兵等，2013).根据岩心微量铀分析数据，松辽盆地姚家组、嫩江组等浅部盖层具有较高的初始铀含量(平均3.2×10^-6).盆地基底的古生界岩石富含铀元素((4~8)×10^-6))，下白垩统地层富含火山物质，也具有较高的铀含量，这构成了松辽盆地的深部铀源(宫文杰和张振强, 2010).因此，由盆地蚀源区向盆地中心的浅层径流可能为铀矿化提供了铀源；地下水在流动过程中对深部地层和盖层的萃取作用能够导致水中铀含量增加，这也为矿床形成提供铀源.

氧化还原过渡带是形成砂岩型铀矿床有利的地球化学环境.在油气田强还原环境边缘存在大量的烃类, 当铀沿氧化带迁移时, 遇到还原环境的烃, 易产生地球化学障析出, 因此氧化还原过渡带是铀矿化的有利环境(刘智林，1998).Th/U能够反映地球化学相，Th/U＞7指示氧化环境，Th/U＜2指示还原环境，2＜Th/U＜7指示氧化到还原过渡环境(Koptíková, 2011;陈中红等，2004).根据自然伽马能谱测井曲线及U-Th交会图(图 9)，营城组砂泥岩的Th/U最大值为10.3，最小值为1.5，平均值为3.9，说明营城组属于氧化到还原过渡环境，可能为砂岩型铀矿成矿提供了氧化还原过渡带.

图 9

Fig. 9

图 9 松科2井东孔营城组沉积岩U-Th交会图 Fig. 9 Crossplot of U and Th from sedimentary rocks in Yingcheng Formation of SK-2e

构造条件是控制砂岩型铀成矿的关键因素之一.前人研究表明，构造反转期，地层隆起抬升导致其遭受风化剥蚀，有利于含铀含氧水的侵入(陈正乐等，2010)；断裂能够为还原性油气运移提供通道(Elkattan, 1995).徐家围子断陷是松辽盆地晚侏罗世-早白垩世发育的众多断陷之一，断陷内主要发育NE (或NNE)和NW(或NNW)走向的两组断裂系统.营城组地层形成于徐家围子断陷演化的晚期，大面积发育火山岩, 反映出强烈的断裂-火山活动(李胜祥，2002；程日辉等，2003).营城期末期，徐家围子地区受到挤压，全区普遍受到抬升剥蚀(张尔华等，2010).因此，断裂和抬升剥蚀可能为含铀地下水和油气提供了运移到营城组砂砾岩体的通道，导致营城组局部地段铀高度富集.

后生改造作用对砂岩型铀矿成矿至关重要.油气等还原物质不仅可以直接还原含铀含氧水，使铀富集沉淀，在其沿砂体运移过程中还可还原砂体，使其产生退色蚀变.还原退色蚀变是一种近矿围岩蚀变，是区域找矿的直接标志.退色蚀变多伴随着有机质、硫化物、碳酸盐、FeO等不同程度的增加，一般来说红色碎屑沉积岩系受油气还原会退色为灰绿色、褐灰色、褐黄色(蔡煜琦等，2013).元素俘获谱测井资料显示Ⅰ号层下部围岩黄铁矿、有机质含量较高(图 7，图 8)，录井、取心资料显示营城组砂岩为灰色，砾岩杂色，泥岩灰绿色，很可能是受油气还原作用退色蚀变导致.因此推测营城组气层、煤层为含铀地下水提供了还原剂，发生后生改造作用.

综上所述，Ⅰ号层的放射性异常可能是铀源条件、沉积环境、构造条件和后生改造作用综合作用的结果.丰富的铀源为铀富集提供了物质基础.测井资料指示营城组为氧化到还原过渡环境，是铀富集的有利区域.然而，营城组的铀富集主要集中在Ⅰ号层，这可能与不同的构造条件和是否发生后生改造作用有关.断裂-火山活动和盆地抬升剥蚀为含铀地下水及油气运移至Ⅰ号层提供了通道，油气的后生还原作用最终导致了Ⅰ号异常层的铀富集.

Ⅱ号层放射性高值是高钍、高铀共同导致的，因此分别从钍富集和铀富集两个方面分析放射性异常的可能成因.

Ⅱ号层(3168.3~3170.9 m)位于酸性喷出岩的发育段(3102.4~3268.1 m)，测井岩性识别结果显示主要为集块熔岩，底部为薄层凝灰岩，深度校正后的岩心描述为浅灰色流纹质角砾集块熔岩，含较多的流纹质成分(流纹质角砾＞30%).前人研究认为营城组发育的流纹岩可能起源于大比例新生地壳和少量古老地壳的混合部分熔融，后期演化过程中遭受了不同程度的地壳混染，因而具有高钍、高铀的特征(葛文春等，2000；孟凡超等，2010).这与Ⅱ号层出现的高钍、铀含量一致(表 3)，因此推测流纹质成分导致Ⅱ号层产生高伽马异常.

表 3 Table 3

表 3 松辽盆地营城组流纹岩的钍、铀含量(章凤奇等，2009；孟凡超等，2010) Table 3 Thorium and uranium contents of rhyolite in Yingcheng Formation of Songliao Basin (Zhang et al., 2009; Meng et al., 2010) 区域 Th(ppm) (ppm) 最大值 最小值 平均值 最大值 最小值 平均值 近区 33.61 7.82 18.51 7.88 1.50 4.14 远区 4.96 1.90 3.39 - - -

表 3 松辽盆地营城组流纹岩的钍、铀含量(章凤奇等，2009；孟凡超等，2010) Table 3 Thorium and uranium contents of rhyolite in Yingcheng Formation of Songliao Basin (Zhang et al., 2009; Meng et al., 2010)

前人研究表明粘土矿物对铀具有吸附作用，在一些沉积型铀矿中，二者关系极为密切，有时粘土矿物可直接成为铀的吸附剂；在火山岩、花岗岩中某些热液铀矿床体周围都伴有粘土蚀变带.铀不仅与这些蚀变带在空间、时间上有关，而且在成因上也有联系(张淑苓和束秀琴，1983；宋昊等，2016).由元素俘获谱测井资料可知，Ⅱ号层粘土矿物的平均含量为50%，远高于围岩(25%)(图 8).因此，对于Ⅱ号层，粘土矿物对铀的吸附作用也可能导致铀的局部富集.

由于深部铀成矿的特殊性，还需要对岩心开展岩石物理实验和地球化学分析，以进一步确定放射性异常的成因.

随着我国核电的发展，铀资源的需求持续增加，提高铀资源的储备已成当务之急.我国深部找铀矿潜力很大，以往的铀矿勘探主要集中于浅部地层(300~500 m)；在500~1000 m范围内已探明了一定资源储量，被认为具有很大的潜力；深度大于1000 m的深部地层的铀资源勘探与研究还比较少(张金带等，2008).研究表明，铀矿化的垂向分布深度可以达到4000 m以上，已有发现的铀矿床的探明深度可以达到或超过1500 m，甚至4000 m，这表明深部找铀矿存在巨大潜力(郑作环，2006；谭成仟等，2007；陈正乐等，2012；高文利等，2015).

松辽盆地的铀矿勘查工作始于1996年，研究认为铀矿化纵向上主要位于上白垩统地层，平面上分布于盆地的西南隆起区和西部斜坡区.至今发现了钱家店与白兴吐两处大型砂岩型铀矿床，取得了砂岩型铀矿找矿的重要突破(罗梅和赵杰，2002；罗毅等，2012).松科2井东孔及其邻井宋深3井高放射性异常层的发现，为我国在松辽盆地深部地层的铀资源勘探提供了重要线索，表明在松辽盆地深部地层的营城组存在铀成矿的潜力.对营城组高放射性异常层的研究不仅对铀成矿理论的完善具有重要意义，而且有助于实现松辽盆地铀资源勘探的突破.

基于松科2井东孔常规测井与特殊测井资料，对营城组高放射性异常层进行了综合分析，得出如下结论与认识：

(1) 自然伽马测井有效识别出松科2井东孔营城组两段高自然伽马异常层，Ⅰ号层深度为3096.8~3102.8 m，岩性为砾岩，Ⅱ号层深度为3168.3~3170.9 m，岩性为集块熔岩及凝灰岩.

(2) 通过特殊测井响应特征分析，Ⅰ号层铀含量高达20.5~29.3 ppm，大孔隙和小孔隙共同发育，具有铀成矿潜力；Ⅱ号层钍含量高达22.4~37.3 ppm，铀含量高达5.9~11.0 ppm，粘土含量高，主要发育小孔隙，高放射性异常可能是高钍含量的流纹质成分和粘土矿物对铀的吸附作用导致的.

(3) 丰富的铀源、氧化到还原过渡环境是营城组铀富集的有利条件，构造地质条件、后生改造作用是Ⅰ号层产生铀富集的关键因素.以上分析仅为初步探讨，还有待结合岩心等资料进一步研究.

松科2井东孔营城组高放射性异常层段的发现表明松辽盆地深部地层能够形成铀富集.这一发现不仅对铀成矿理论的完善具有重要意义，而且表明松辽盆地深部具有铀资源勘探前景.