2024, Vol. 33
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2. 中国地质调查局 沈阳地质调查中心, 辽宁 沈阳 110034
2. Shenyang Center of China Geological Survey, Shenyang 110034, China
地质历史时期, 红层广布于全球, 据其成因, 可分为大洋红层和大陆红层[1]. 传统研究认为, 红层是炎热干旱气候和氧化环境下的产物[2]; 然而有研究表明, 潮湿的热带气候条件、强烈的季节性变化或半干旱气候环境也能形成红层[1, 3-5]; 此外, 红层的形成还可能与沉积岩成岩后遭受含铁矿物(Fe2O3)的侵染作用有关[6-7]. 可见, 欲用红层来指示古气候, 确定其是否受控于沉积成因至关重要. 晚二叠世末期—早三叠世, 全球多地由温暖、潮湿的海洋性气候向干燥、炎热的大陆性气候转变[8-9], 区域上多以发育红层沉积为特征. 开鲁地处松辽盆地西南部, 其西部、北部的大兴安岭地区以及南部、东部的辽西-辽东南一带广泛而零散出露下三叠统红色碎屑沉积, 大兴安岭地区发育幸福之路组、老龙头组, 而辽西-辽东南则发育红砬组, 以河流、滨浅湖相等陆源碎屑沉积为主.
红砬组源于张丽旭1943年在辽宁省葫芦岛市南票大红石砬子村创名的红砬统, 原指发育在南票地区晚古生代富隆山统之上, 含火山物质(火山岩)的中生界之下的一套紫红色砂砾岩沉积. 1963年李星学改称红砬组[10]. 张武、董国义、杨欣德等进一步明确了红砬组的定义[11-12]. 现指早中生代(三叠纪)分布在华北地层区阴山-辽西地层分区[13], 整合或不整合于蛤蟆山组或前中生界之上, 由砂岩、粉砂岩、泥页岩夹砾岩组成的红色岩系, 发育交错层理、干裂等沉积构造. 开鲁南部地区下三叠统最早报道于奈曼凹陷和八仙筒凹陷奈参1井(1 143~1 567.5 m)和仙参1井(1 191~2 282.5 m)深部, 岩性主要为紫色凝灰岩, 紫褐色泥岩, 紫红色粉砂质泥岩、泥岩[14]. 丁秋红等认为开鲁地区的下三叠统下段(仙参1井1 191~2 282.5 m)火山碎屑沉积可与大兴安岭地区的哈达陶勒盖组对比, 虽其上段(奈参1井1 143~1 567.5 m)与哈达陶勒盖组明显不同, 但因资料较少, 不具备建组条件, 故将其归入下三叠统哈达陶勒盖组[14]. 杨雅军等将分布于奈曼旗地区的哈达陶勒盖组划归老龙头组, 将老龙头组厘定为"以灰-黄灰色砂岩、粉砂岩、泥岩、板岩以及紫红色砂岩、粉砂岩、砂砾岩为主, 可夹中性或中酸性火山岩, 含双壳、叶肢介、介形类及孢粉化石, 一般厚400~1 000 m, 与下伏林西组及上覆哈达陶勒盖组多呈整合接触, 时代为早三叠世"[15]. 然而, 前人对奈曼旗地区下三叠统孢粉组合特征的研究表明, 奈参1井、仙参1井中的孢粉组合与陕甘宁盆地早三叠世的刘家沟组、和尚沟组可对比[14], 且其地层归属于华北地层区阴山-辽西地层分区[13]. 因此本研究将开鲁南部地区的下三叠统沉积厘定为红砬组. 为了明确开鲁南部地区下三叠统红砬组红层的成因及沉积环境, 对奈参1井进行了重新编录和系统采样分析, 旨在通过地球化学特征分析, 探讨开鲁南部地区下三叠统红砬组形成的构造背景和沉积环境, 这对研究华北地台北缘早三叠世红色碎屑沉积的成因具有重要意义.
1 区域地质概况开鲁南部奈曼凹陷地处内蒙古自治区奈曼旗, 为开鲁盆地(松辽盆地开鲁拗陷)西南部的一个次级构造单元, 是发育于古生代正常沉积或海西期褶皱基底之上的中生代凹陷, 呈NNE向狭长条带状分布, 面积约800 km2, 最大埋深3 600 m, 据其内部构造特征, 可划分为西部陡坡带、中央洼陷带和东部斜坡带. 奈曼凹陷西北、东北分别与新庙凹陷和八仙筒凹陷为邻[16], 三者均位于西拉木伦河断裂以南(图 1), 早中生代属华北地层区阴山-辽西地层分区[13]. 目前已有的钻孔揭示, 该地区三叠系—侏罗系发育下三叠统红砬组(原称哈达陶勒盖组)和中侏罗统海房沟组. 其中, 下三叠统红砬组不整合于石炭-二叠系浅变质砂岩、板岩之上, 角度不整合于中侏罗统海房沟组之下(图 2). 而海房沟组之上则先后发育有下白垩统九佛堂组、沙海组、阜新组、孙家湾组和新生界.
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图 1 开鲁地区奈参1井位置图 Fig.1 Location map of NC1 well in Kailu area 1—松辽盆地边界(boundary of Songliao Basin); 2—凹陷边界(boundary of sag); 3—断裂(fault); 4—钻孔(borehole); 5—城镇(city and town) |
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图 2 奈参1井红砬组柱状图 Fig.2 Stratigraphic column of Hongla Formation in NC1 well 1—安山岩(andesite); 2—砾岩(conglomerate); 3—含砾粗砂岩(gravel coarse sandstone); 4—含砾中砂岩(gravel medium sandstone); 5—粗砂岩(coarse sandstone); 6—中砂岩(medium sandstone); 7—长石砂岩(feldspar sandstone); 8—细砂岩(fine sandstone); 9—含泥砂岩(argillaceous sandstone); 10—粉砂岩(siltstone); 11—粉砂质泥岩(silty mudstone); 12—泥岩(mudstone); 13—板岩(slate); 14—角度不整合(angular unconformity); 15—平行不整合(parallel unconformity); 16—样品(sample) |
为了分析开鲁南部地区下三叠统红砬组地球化学特征、形成环境及其古气候条件, 对奈参1井红砬组(1 143~2 528 m井段) 26件岩心样品开展主量、微量和稀土元素测试分析(图 2). 测试工作在国土资源部东北矿产资源监督检测中心完成, 测试均在无污染的设备中进行. 主量元素用X射线荧光光谱法(XRF), 微量元素和稀土元素采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)完成, 分析误差小于5%.
3 地球化学特征 3.1 主量元素研究区地球化学分析样品均采自开鲁地区奈曼凹陷奈参1井红砬组. 样品中Al2O3值相对较高, 介于13.12%~21.67%之间, 平均为17.56%; SiO2的含量51.13%~67.46%, 平均为59.28%; CaO的含量为0.54%~5.18%, 平均为2.45%; TiO2的含量为0.45%~0.87%, 平均为0.72%; FeO的含量为0.47%~6.08%, 平均为2.27%; Fe2O3的含量为0.89%~6.58%, 平均为4.01%; MgO的含量为0.29%~2.67%, 平均为1.33%;K2O/Na2O比值为1.19~4.39, 平均为2.47; A12O3/(CaO+Na2O)比值为2.34~15.38, 平均为5.36.
3.2 微量元素样品中微量元素Ba、Rb和Zr等含量相对较高, 一般可达到100×10-6以上. 与大陆上、下地壳微量元素丰度[17]相比, 大离子亲石元素Rb、Ce含量较高, 大部分样品高于上地壳的丰度(112.0×10-6、4.9×10-6), 绝大部分远高于下地壳丰度值(5.3×10-6、0.3×10-6). 高场强元素Nb、Zr、Ta中, Nb含量大部分高于上地壳丰度值(25.0×10-6), 均高于下地壳丰度值(6.0×10-6); Zr的丰度值大部分高于上地壳(190×10-6), 基本均高于下地壳(70×10-6). 低场强元素Th、U、Sr中, Th含量部分样品高于上地壳丰度值(10.7×10-6), 部分略低于上地壳丰度值, 均高于下地壳丰度值(1.06×10-6); U含量部分高于上地壳丰度值(2.8×10-6), 并均高于下地壳丰度值(0.28×10-6); Sr含量少部分高于上地壳丰度(350×10-6), 其余低于上地壳, 一部分低于下地壳丰度值(230×10-6), Sr丰度相对低的原因可能与其离子半径相对较小, 容易以游离态形式被地下水和地表水带走有关(图 3).
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图 3 开鲁地区早三叠世碎屑岩微量元素原始地幔标准化蛛网图 Fig.3 Primitive mantle-normalized trace element spidegram of Early Triassic clastic rocks in Kailu area |
样品中稀土元素丰度整体变化很小, 均表现为轻稀土元素富集、重稀土元素相对平坦, Eu具有相对明显的负异常, 个别具有正异常(图 4). 碎屑岩的稀土元素总量ΣREE介于96.45×10-6~217.44×10-6之间, 平均值为179.59×10-6. LREE/HREE值介于6.10~9.58间, 平均值为8.57, 且高于北美页岩[18]. (La/Yb)N在6.63~10.62之间, 指示轻重稀土元素分异程度相对较高, LREE相对富集. 指示轻稀土元素分异程度的(La/Sm)N在2.59~4.36之间, 变化范围相对较小, 平均值在3.68左右, 指示轻稀土分馏中等; 指示重稀土元素分异程度的(Gd/Yb)N在1.32~1.69, 平均值为1.53, 表明重稀土元素分馏较低, 曲线较平坦; Eu负异常相对较低, 其值介于0.54~0.95间, 平均值为0.80, 总体表现为铕的负异常.
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图 4 开鲁地区早三叠世碎屑岩稀土元素球粒陨石标准化曲线 Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of Early Triassic clastic rocks in Kailu area |
碎屑岩中稀土元素的含量主要是由原始物源区的岩石成分决定. 稀土元素因具有不可溶性质, 在水体中的含量极低, 搬运的过程中主要是以碎屑颗粒形式进行搬运, 同时受成岩作用的影响较小, 元素的配分模式可客观反映沉积物源区性质, 因而可作为物源区重要的示踪元素[19-24]. 本次研究的样品稀土元素经球粒陨石标准化后, 表现为轻稀土元素富集、重稀土元素均一(轻度亏损), Eu元素总体具有相对明显的负异常, 较少部分具有轻微的正异常. 这与上地壳中稀土元素的配分形式一致, 表明研究区沉积岩的原始物质来自上地壳.
从微量元素蛛网图上可以看出(图 3), 样品具有大致相似的微量元素分布特征, 大致以亏损Sr、Nb、Ta, 富集Rb、Ba、Pb、Nd、La、Ce、Sm等为特征. 由上述微量元素分布特征可知, 开鲁地区早三叠世沉积物主要来自上地壳的长英质岩石.
研究表明, 沉积物中Al2O3/TiO2小于14时, 沉积物源可能来自镁铁质岩石, Al2O3/TiO2值在19~28时, 物源可能与花岗闪长质和英云闪长质(或安山质和流纹质)岩石有关[25]. 研究区Al2O3/TiO2绝大部分介于20.44~24.90, 表明物源主要来自花岗闪长岩和英云闪长岩.
Cr/Zr的比值可用来反映镁铁质岩石和长英质岩石对沉积物的相对贡献. 研究区样品Cr/Zr绝大部分值介于0.10~0.25, 平均值为0.20, 明显小于1, 说明碎屑物物源来自长英质岩石. 样品中Ni的含量介于6.49×10-6~35.70×10-6之间, TiO2的含量为0.45%~0.80%间. 在Floyd等[26]提出的Ni-TiO2成分判别图解上, 研究区样品的投影点大多数都位于长英质源区内, 与其他物质成分的源区具有明显的区别(图 5).
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图 5 开鲁地区早三叠世碎屑岩Ni-TiO2图解(据文献[26]修改) Fig.5 The of Ni-TiO2 diagram of Early Triassic clastic rocks in Kailu area (After Reference [26]) |
在La/Th-Hf判别图解(图 6)中, 样品投点大部分落入上地壳长英质物源区及长英质与玄武岩混合源区内或其附近, 主体为长英质源区. 在La/Yb-∑REE源岩判别图解(图 7)中, 样品投点都集中落在钙质泥岩区和玄武岩区的混合区.
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图 6 开鲁地区早三叠世碎屑岩La/Th-Hf图解(据文献[27]修改) Fig.6 The La/Th-Hf diagram of Early Triassic clastic rocks in Kailu area (After Reference [27]) |
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图 7 开鲁地区早三叠世碎屑岩La/Yb-∑REE图解(据文献[26-27]修改) Fig.7 The La/Yb-∑REE diagram of Early Triassic clastic rocks in Kailu area (After References [26-27]) |
综上所述, 研究区奈参1井早三叠世沉积物母岩源区物质较复杂, 应主要来源于上地壳的长英质沉积物源区, 还有部分来自中、基性火成岩物源区, 说明该区早三叠世沉积物源具有多样性, 主要为长英质岩石, 是经过了剥蚀、搬运、沉积后的产物.
4.2 构造背景Roser等[27]通过对已知区构造背景的砂岩、泥岩及现代砂泥岩沉积物的主量元素特征分析, 认为主量元素的K2O/Na2O比值是反映构造环境的最有效的指标之一, 提出了SiO2-K2O/Na2O构造背景判别图解. 研究区样品投点大多数位于活动大陆边缘区域, 部分落在岛弧区和被动大陆边缘区(图 8a), 表明研究区沉积物的物源区背景以主动大陆边缘的构造环境为主. 依据F1、F2判别函数及公式计算得出判别函数值[28-29]进行投图和分析, 在F1-F2构造判别图(图 8b)上, 样品投点几乎都落在活动大陆边缘区, 同样表明碎屑岩的物源区背景是以主动大陆边缘构造环境为主.
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图 8 开鲁地区早三叠世碎屑岩构造背景判别图(据文献[26-27]修改) Fig.8 Tectonic setting discrimination diagram of Early Triassic clastic rocks in Kailu area (After References [26-27]) |
陆源碎屑中的微量元素与主量元素相比, 具有稳定性较好的特征, Cr、Co、Th、Sc、La和Zr在沉积环境中保持稳定, 可以用以判定源区性质及构造环境. 在Th-Co-Zr/10构造判别图(图 8c)上, 数据点大部分都落在大陆岛弧的范围内或其附近, 反映了源区应为大陆岛弧构造背景.
稀土元素常被用来判断现代和古代沉积物的构造背景或物源区的性质. Murry[30]的研究表明, Ce异常与沉积盆地的构造背景相关, 以北美页岩作为标准化值, 距洋脊顶400 km之内的扩张脊附近, 有明显的Ce负异常, Ce值为0.29×10-6; 大洋盆地为中等的Ce负异常, 其值为0.55×10-6; 大陆边缘区的Ce异常消失或者为正异常, Ce值介于0.9×10-6~1.30×10-6. 研究区样品Ce异常介于0.91×10-6~1.04×10-6之间, 为很弱的负异常和弱的正异常, 从而说明了碎屑物的沉积源区应为靠近大陆边缘区域, 类似于大陆边缘环境.
综合以上地球化学研究结果可以看出, 开鲁地区奈参1井早三叠世碎屑岩的沉积物可能来自靠近大陆岛弧的活动大陆边缘构造环境.
4.3 沉积环境不同沉积环境下沉积物的元素富集特征存在一定的差异. 通过对沉积物中常量元素和微量元素的分析, 应用Sr元素和Sr/Ba、Th/U比值法研究水体古盐度, 运用V/(V+Ni)、V/Cr、Ni/Co比值法判断沉积氧化还原条件, 利用Rb/Sr、MgO/CaO比值推测古气候特征(图 9).
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图 9 开鲁地区早三叠世碎屑岩地球化学环境判别图 Fig.9 Geochemical environment discrimination diagram of Early Triassic clastic rocks in Kailu area |
Sr元素是判断古盐度的常用指标, 在陆相淡水中Sr含量介于100×10-6~500×10-6, 在海相咸水中的含量一般为800×10-6~1 000×10-6[31]. 研究区样品Sr元素含量在130×10-6~424×10-6, 平均值为240.77×10-6, 整体上形成于淡水环境. Sr/Ba、Th/U比值也是恢复古盐度的常用指标. 通常认为, 陆相淡水沉积物中Sr/Ba值小于1.0、Th/U值大于7, 陆相半咸水中Sr/Ba值为0.6~1.0、Th/U值为2~7, 而海相沉积物中Sr/Ba值大于1.0、Th/U值小于2[32-33]. 研究区样品Sr/Ba值分布在0.11~0.77, 平均值为0.43, 总体上为淡水环境; 而Th/U值分布在1.78~7.66, 平均值为3.69, 总体上为陆相淡水-半咸水环境, 至下而上古盐度有增大的趋势, 与Sr/Ba值反映的古盐度变化趋势较一致.
V/(V+Ni)比值常用来判断沉积介质氧化还原条件, 当V/(V+Ni)小于0.6时指示氧化环境, V/(V+Ni)值在0.6~0.84指示贫氧环境, V/(V+Ni)大于0.84时指示极贫氧环境[34]. 研究区样品V/(V+Ni)值介于0.67~0.91之间, 平均0.79, 指示水体环境为氧化-还原过渡环境. V/Cr、Ni/Co比值也可以用于判断水体的氧化还原条件, 当V/Cr值小于2.00、Ni/Co小于5时指示氧化环境, V/Cr值在2.00~4.25、Ni/Co在5~7之间指示次氧化环境, V/Cr值大于4.25、Ni/Co值大于7指示还原环境[35]. 研究区V/Cr值在1.61~4.23之间, 平均为2.16, 反映了水体整体为氧化-还原过渡环境. Ni/Co值在0.98~3.11, 平均为2.00, 指示了沉积水体为氧化环境. 综上分析, 研究区奈参1井早三叠世沉积环境整体上表现为氧化-弱还原过渡环境, 自上而下氧化还原程度变化不明显.
Rb/Sr值能够反映古气候变化, 气候干旱时, 降水较少, Sr残留的多, 使Rb/Sr呈低值; 气候湿润气条件下, Sr大量流失, 使得Rb/Sr值升高[36-37]. 研究区样品Rb/Sr值主要分布在0.21~1.17, 平均值为0.57, 总体上Rb/Sr值较低, 指示为干旱炎热气候. MgO/CaO也可作为古气候的判断的指标[38], 代表的古气候意义与Rb/Sr值变化趋势相反, 高值指示干旱气候, 低值指示温湿气候. 研究区MgO/CaO值在0.17~1.32之间, 平均为0.55, 上部较下部数值略微升高, 指示了古气候由湿热向干旱炎热气候转变.
5 结论1) 地球化学分析表明, 开鲁南部奈曼凹陷早三叠世碎屑岩地层母岩源区物质复杂, 沉积物源具有多样性, 但以上地壳长英质岩石源区为主, 还有少量来自中、基性火成岩物源区; 碎屑岩沉积物的物源区背景以主动大陆边缘的构造环境为主, 反映源区应为大陆岛弧构造背景, 即来自靠近大陆岛弧的活动大陆边缘构造背景, 应与兴蒙造山带和板块的俯冲、碰撞背景有关.
2) 研究区下三叠统红砬组地球化学特征分析指示沉积环境处于氧化-弱还原环境, 水介质条件为陆相淡水-半咸水环境, 向上水体盐度有增大趋势, 古气候总体上为干旱炎热气候.
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