0 引言

乌尔逊凹陷位于海拉尔盆地中南部，属于贝尔湖坳陷次级构造单元。其东邻巴彦山隆起，西接嵯岗隆起，西南、东北分别为贝尔凹陷和新宝力格凹陷，面积为2 166 km²。乌尔逊凹陷是海拉尔盆地最具潜力的凹陷之一，中生代演化经历了断、坳两个时期，充填序列主要为下白垩统沉积^{[1, 2]}。乌尔逊凹陷是南北向展布、西断东超的箕状断陷，分为乌北、乌南两个次级凹陷。乌南凹陷进一步分为4个构造分区：乌西断阶带、乌东弧形构造带、巴彦塔拉构造带以及乌南次凹。乌南凹陷沉积物具有多物源-近物源、火山碎屑体积分数高、相带窄-相变大的特点。南屯组主要为烃源岩层,南一段厚度大于南二段^{[3, 4]},南屯组也为原油主要产出层位^[5]。嵯岗隆起、巴彦山隆起和巴彦塔拉隆起是乌南凹陷的边缘构造隆起，是南屯组时期沉积物的供给区，控制着沉积体系的类型与分布。但是物源区的类型、火山活动对沉积体系的塑造，以及物源-沉积体系发育与区域构造、深部过程的关系等是需要深入讨论的。相关问题的深入研究与讨论对于了解有火山活动的伸展-走滑盆地的沉积作用过程与构造控制具有科学意义。

目前，对研究区南一段时期物源-沉积体系研究主要集中在沉积体系方面，物源研究较少，这是由于研究区发生了广泛的火山物质和普通沉积物质的混积，这种混积作用和物质组成的相似性导致沉积区在岩石组合和岩性特征等方面保持了较高的相似性，使得单一的用于物源研究的方法在运用于研究时表现出很大的不确定性，这就需要多种分析方法的相互补充和印证。笔者研究发现:岩石丰度、重矿物组合、阴极发光分析、泥岩地球化学分析以及相应的沉积法分析等可以给物源的确定提供一个较为可靠的证据。沉积体系方面，前人多采用沉积相和含砂率相结合的方法，这些研究方法在研究区具有很大的局限性，导致前人研究结果较为多样化，没有一个统一的认识^{[6, 7, 8]};这是由于研究区具有多物源和近物源的特征，从凹陷边缘至凹陷中央含砂率均较高，各沉积体系之间岩石粒度和含砂率均较为接近。因此，准确区分各沉积体系就需要准确辨别各物源所提供的沉积物，以沉积物的不同来约束沉积体系的划分。对于多物源混合区域，借助于地层倾角测井做古水流分析，可以帮助判断主要受控物源。

构造活动控制着火山活动、物源-沉积体系和油气聚集等。海拉尔盆地位于东亚北部地区，早白垩世时期该区主要受蒙古－鄂霍茨克造山带和太平洋构造域的影响。蒙古－鄂霍茨克海湾在该时期呈剪刀式逐渐关闭，导致该区处于旋转体后方的拉伸环境。在这种大的构造背景下，研究区发生了造山作用和伸展断裂构造。目前对于构造本身的研究相对较多^{[1, 9, 10]}，但这些构造是如何与物源-沉积体系相匹配的，则研究相对较少，这恰好是本文研究的重点。

海拉尔盆地沉积物的复杂性，包括原始沉积形成的和后期成岩改造的^[11]，尤其是火山物质的参与，严重制约了岩性识别和储层评价。测井解释中常常出现：1)同一种岩性对应着不同的测井响应；2)不同岩性对应着相同或者相似的测井响应^[12]。乌南凹陷南屯组岩性分区与物源-沉积体系分析可以为测井响应分区模式的建立提供地质依据，提高测井解释的准确率。 1 区域地层

乌尔逊凹陷基底为前中生界变质岩系，沉积岩系为中生界，从下而上发育布达特群、兴安岭群、扎赉诺尔群和贝尔湖群。其中白垩系下统为扎赉诺尔群，包括铜钵庙组(K_1t)、南屯组(K_1n)、大磨拐河组(K_1d)和伊敏组(K_1y)，南屯组分为南一段(下段，K_1n¹)和南二段(上段，K_1n²)(图 1)。

图 1 海拉尔盆地乌南凹陷中生代地层剖面 Fig. 1 Mesozoic stratigraphic colum of Wunan depression in Hailar basin

图选项

铜钵庙组以凝灰质砾岩和砂岩为主，夹泥岩和凝灰岩，一般厚200～800 m，与下伏兴安岭群为不整合接触。南屯组一段下部为中薄层砾岩，向上过渡为泥岩，夹凝灰质砂岩，一般厚200～300 m，与下伏铜钵庙组为不整合接触。南屯组二段以砂岩和泥岩的薄互层为主，部分地区夹煤层，一般厚150～300 m，与南屯组一段整合接触。大磨拐河组以灰黑色泥岩为主，夹粉砂质泥岩、粉砂岩和细砂岩，一般厚500～700 m，与南屯组二段不整合接触。伊敏组以灰绿色泥岩和粉砂质泥岩为主，夹薄层砂岩，一般厚650～800 m，与大磨拐河组不整合接触。

乌尔逊凹陷断陷期分为孕育、强烈拉张、快速沉降、稳定拉张和萎缩5个阶段^{[2, 9]}。南屯组时期属于快速沉降阶段(图 1)。南一段时期为强烈拉张与快速沉降的转换期，凹陷处于欠补偿状态，广泛发育浅湖－半深湖相。凹陷沉积厚度较大的泥岩成为烃源岩主要发育层位。广泛发育的粗碎屑岩作为储集层，南一段也为原油主要产出层位之一。 2 岩性分区与物源-沉积体系 2.1 岩性丰度与岩性分区

根据乌南凹陷19口井南一段的岩心和岩石薄片详细的观察和鉴定，以及各井岩性的丰度统计，乌南凹陷可划分为4个单岩性区和2个混合区(图 2)：正常沉积岩区(区域a)、火山碎屑沉积岩区(区域b)、熔结火山碎屑岩区(区域c)、火山碎屑岩区(区域d)以及其间的混合区。所谓单岩性是指丰度占优势或具有特色的岩性区，一般50%以上，特殊岩性要超过10%(表 1)。正常沉积岩区(变质岩碎屑岩区) 岩性主要为正常沉积岩，体积分数超过90%，含少量火山碎屑岩和火山碎屑沉积岩。含火山碎屑岩石的粒度为粉粒级－细粒级，厚度薄，为邻区火山喷发产生的细粒－粉粒火山灰随气流搬运、空落形成。以乌21井为例，岩性体积分数图(图 3a)显示：正常沉积岩达94%；火山碎屑岩为2%，为粉粒级流纹质凝灰岩；火山碎屑沉积岩为4%，为凝灰质粉细砂岩和凝灰质粉砂岩。

a.正常沉积岩区(变质岩碎屑岩区)；b.火山碎屑沉积岩区；c.熔结火山碎屑岩区；d.火山碎屑岩区；e.正常碎屑占优势的混合区；f.火山碎屑占优势的混合区。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ.扇三角洲沉积体系；Ⅳ.三角洲沉积体系。 图 2 乌南凹陷南一段岩性分区和沉积体系 Fig. 2 Lithology division and sedimentary system of First Member of Nantun Formation in Wunan depression

图选项

图 3 乌南凹陷南一段岩性体积分数 Fig. 3 Lithology volume fraction of First Member of Nantun Formation in Wunan depression

图选项

火山碎屑沉积岩区 岩性主要为火山碎屑沉积岩，体积分数超过50%。火山碎屑岩-正常沉积岩的各类岩性均有发育，但不含或含少量熔结火山碎屑岩。以巴X2井为例(图 3b)，火山碎屑沉积岩体积分数为55.2%，正常沉积岩为25.4%，火山碎屑岩占6.3%，沉积火山碎屑岩占13.1%。

熔结火山碎屑岩区 岩性虽然也较多，但以熔结火山碎屑岩为特色，体积分数超过10%，火山碎屑岩大于30%，熔结火山碎屑岩和火山碎屑岩共50%左右。以巴13井为例(图 3c)，熔结火山碎屑岩体积分数为11%；火山碎屑岩为37%，正常沉积岩为30%，为粉砂岩-泥岩。

火山碎屑岩区 岩性主要为火山碎屑岩和火山碎屑沉积岩，含少量熔结火山碎屑岩，火山碎屑岩和沉积火山碎屑岩体积分数超过25%，以火山碎屑沉积岩低于50%为特征。以乌53井为例(图 3d)，熔结火山碎屑岩体积分数为2%，火山碎屑岩为15%，沉积火山碎屑岩为13%，火山碎屑沉积岩为42%，正常沉积岩为28%。 2.2 分区的岩石碎屑与矿物组成

岩石碎屑和矿物组成特征显示正常沉积岩区的碎屑组成为变质岩碎屑，混合区可划分为正常沉积碎屑占优势的混合区(图 2区域e)和火山碎屑占优势的混合区(图 2区域f)。

正常沉积岩区(变质岩碎屑岩区)岩性主要为普通砂岩，基质主要为粉砂质，碎屑颗粒显示出一定的变质变形作用。矿物碎屑中石英以单晶石英为主，有少量多晶石英。单晶石英消光类型有均匀消光、微波状消光和波状消光(图版1)以及碎块消光。石英表面常有破裂纹(图版2)，部分颗粒含气液包裹体。钾长石以正长石和条纹长石为主。斜长石为酸性斜长石，部分有晶格错位现象(图版3)。岩屑主要为花岗质片麻岩岩屑和糜棱岩岩屑(图版4)。沉积相研究表明该区为正常剥蚀碎屑组成冲积扇－扇三角洲沉积体系，如岩性为复成分细砾岩的水下重力河道(图版5)。

火山碎屑沉积岩区岩性主要为凝灰质砂岩，基质成分为酸性火山灰(图版6)或者粉砂质。碎屑颗粒主要为石英、长石和岩屑，部分含少量玻屑(图版7)。石英、长石和岩屑体积分数相差不多，各30%左右。岩屑主要为花岗岩岩屑、流纹岩岩屑(图版8)和凝灰岩岩屑。钾长石体积分数大于斜长石，钾长石以正长石和条纹长石为主，少量透长石。斜长石主要为酸性斜长石。石英为均匀消光(图版9)。沉积相研究表明该区为热基浪成因的三角洲沉积体系，如岩性为细粒级凝灰岩的热基浪成因的河口坝(图版10)。

混合区混合区根据主要受控碎屑分为正常沉积碎屑占优势的混合区和火山碎屑占优势的混合区。

熔结火山碎屑岩区岩性主要为熔结凝灰岩和凝灰岩，凝灰岩中普遍发育熔结结构(图版11)。岩石基质成分为流纹质熔浆或者火山灰。岩屑体积分数较大，为40%以上，石英和长石体积分数相近，各25%左右，玻屑10%左右。岩屑主要为流纹岩屑或者流纹质浆屑。石英表面具有炸裂纹和港湾状溶蚀边缘(图版12)。长石以钾长石为主，少量酸性斜长石，钾长石主要为正长石和透长石(图版13)。该区沉积相研究表明该区为热碎屑流-热基浪成因的扇三角洲沉积体系，如岩性为含砾粗粒级凝灰岩的热碎屑流成因的水下重力河道(图版14)和岩性为粗粒级熔结凝灰岩的热碎屑流成因的重力河口坝(图版15)。

火山碎屑岩区岩性主要为凝灰岩-凝灰质砂岩，基质为酸性火山灰，颗粒主要为石英、长石、岩屑和少量玻屑。与火山碎屑沉积岩区相比岩屑体积分数明显降低，占颗粒总体积的20%，主要为花岗岩岩屑(图版16)、流纹岩岩屑和凝灰岩岩屑。长石占总颗粒总体积的30%左右，以钾长石为主，为正长石和条纹长石，发育文象结构(图版17),少量为微斜长石和酸性斜长石。部分凝灰岩含少量玻屑，石英占颗粒总体积的50%，为均匀消光(图版18)，石英和长石颗粒表面常有炸裂纹。该区沉积相研究表明,该区为热基浪成因的三角洲沉积体系，发育热基浪成因的水下河道或者河口坝(图版19)。

混合区混合区根据主要受控碎屑分为正常沉积碎屑占优势的混合区和火山碎屑占优势的混合区。这2个区域以火山碎屑体积分数(包括火山碎屑骨架颗粒和基质火山灰)是否大于50%相区别。1)正常沉积碎屑占优势的混合区，火山碎屑体积分数小于50%，基质主要为砂质－粉砂质，骨架颗粒主要为正常沉积碎屑，几乎不含玻屑。2)受火山碎屑控制的混合区,火山碎屑体积分数大于50%，基质主要为酸性火山灰或者熔浆充填，少部分为砂质充填，骨架颗粒主要为酸性火山碎屑，含少量的正常沉积碎屑。该区的沉积相为浅湖－半深湖相。 2.3 岩性分区的阴极发光响应

不同成因的同种矿物具有不同的阴极发光特征，石英的颜色对颗粒形成温度具有指示意义，长石的颜色与其形成环境的元素丰度有关。与长石颜色有关的元素主要为Fe³⁺、Fe²⁺、Mn⁴⁺、Mn²⁺以及Ti⁴⁺等，均属常量元素。其从原岩中析出后，在后期表生作用下质量分数变化较大。探求赋存于颗粒中元素的质量分数，对讨论表征原岩形成环境具有借鉴意义。笔者对4个单岩性区10口井南一段砂岩进行了阴极发光特征研究，每口井取样2个，分别在井柱上半部分和下半部分各取一块。在型号为CL8200Mk4阴极发光显微镜下观察，结果显示各岩性分区(对应构造分区)的阴极发光具有不同特性(表 2)。

变质岩碎屑岩区(正常沉积岩区)该区对应乌西断阶带(图 2)。阴极发光显示，石英为紫色(图版20)，钾长石为亮蓝色，钠长石为鲜红色－粉红色(图版21)，斜长石为暗黄色(图版22)。紫色石英为温度大于573 ℃形成的。由于元素质量分数越低发光颜色越暗，w(Fe²⁺)＞1%时对颗粒发光具有猝灭作用^{[13, 14]}，暗黄色斜长石的颜色说明原岩具有低的w(Fe³⁺)和w(Mn²⁺)或者高的w(Fe²⁺)，即Fe³⁺/Fe²⁺(质量分数比，下同)较低。

火山碎屑沉积岩区和熔结火山碎屑岩区该区对应巴彦塔拉构造带(图 2)。阴极发光显示这2个区的阴极发光特性相同。石英为紫蓝色(图版23)，透长石为暗紫色(图版24)，钾长石为深灰色和浅蓝色，钠长石为浅粉色－粉白色(图版25)，斜长石为黄色(图版26)。石英在温度大于573 ℃时呈现紫色－蓝色序列，发蓝色光的石英形成温度要高于发紫色光的石英，说明本区的石英形成温度要高于正常沉积岩区。黄色的斜长石比变质碎屑岩区颜色亮,说明w(Fe³⁺)大于变质碎屑岩区或w(Fe²⁺)低于变质碎屑岩区，即Fe³⁺/Fe²⁺要大于正常沉积岩区。

火山碎屑岩区该区对应乌东弧形构造带(图 2)。阴极发光显示，石英为暗蓝色(图版27)，钾长石为亮蓝色，钠长石为粉色(图版28)，斜长石为浅黄色和淡绿色(图版29)。蓝色的石英说明本区石英形成温度最高，绿色的斜长石为w(Fe²⁺)＜1%所致，当w(Fe²⁺)＞1%时长石不显绿色，说明本区w(Fe²⁺)较低。浅黄色的斜长石反映本区w(Fe³⁺)较高，即Fe³⁺/Fe²⁺较高。

综上所述，变质岩碎屑岩区具有低的Fe³⁺/Fe²⁺，熔结火山碎屑岩区和火山碎屑岩沉积区具有中等程度的Fe³⁺/Fe²⁺，火山碎屑岩区具有高的Fe³⁺/Fe²⁺。Fe³⁺/Fe²⁺是岩浆岩碱性程度的重要标志，其比值越大碱性程度越高^[15];因此,研究区火山碎屑岩区源岩的碱性程度比熔结火山碎屑岩区和火山碎屑沉积岩区源岩高，变质岩碎屑岩区源岩碱性程度最低。熔结火山碎屑岩区与火山碎屑沉积岩区源岩成因具有很高的一致性。 2.4 重矿物组合分析及源岩恢复

重矿物组合可以反映沉积体系和砂岩成熟度。ZTR指数指的是重矿物中超稳定矿物锆石、电气石和金红石占陆源重矿物中的体积分数。砂岩成熟度越高，这3种重矿物的相对体积分数越高。对每个单岩性区(共计16口井)南一段重矿物的体积分别进行统计，取平均值得出其重矿物组合。结合矿物及矿物组合特征分析源区岩石类型。

正常沉积岩区该区重矿物组合为磁黄铁矿-绿泥石-石榴子石-黑云母。磁黄铁矿体积分数最高，平均为33%；绿泥石居次，平均为26%；石榴子石第三，平均为20%；黑云母体积分数为11%。ZTR指数平均为12，重矿物稳定系数或古地理系数(稳定系数=稳定型重矿物相对体积分数/不稳定型重矿物相对体积分数)平均为0.21，反映砂岩成熟度极低，离物源区很近。磁黄铁矿主要出现于变质岩和镁铁质火成岩中，黑云母广泛出现于酸性火成岩和变质岩中，石榴子石主要出现于变质岩中，绿泥石广泛出现于火成岩和变质岩中，结合沉积碎屑特征认为该区的源岩为花岗岩，受到了一定程度的变质作用。熔结火山碎屑岩区该区重矿物组合为锆石-白钛石-磁黄铁矿-磷灰石。锆石体积分数最高，平均为39%；白钛石居次，平均为27%；磁黄铁矿和磷灰石体积分数相差不多，平均分别为16%和13%。ZTR指数为39。重矿物稳定系数或古地理系数平均为0.69。锆石主要出现于酸性岩浆岩；白钛石为钛铁矿变化产物，和磷灰石一样主要出现于镁铁质岩石、碱性岩及变质岩中;磁黄铁矿主要出现于变质岩和镁铁质火成岩中。结合碎屑颗粒特征认为，本区碎屑源于酸性火山喷发，岩浆受到了一定程度的基性岩浆影响。

火山碎屑沉积岩区该区重矿物组合与熔结火山碎屑岩区一致，为锆石-白钛石-磁黄铁矿-磷灰石。锆石体积分数平均为40%,白钛石为27%,磁黄铁矿为16%，磷灰石为14%。ZTR指数和重矿物稳定系数分别为40和0.70。重矿物组合的一致性说明熔结火山碎屑岩区与火山碎屑沉积岩区源岩成因具有一致性。

火山碎屑岩区该区重矿物组合为磁黄铁矿-锆石-黑云母-绿泥石。磁黄铁矿体积分数最高，平均为29%；锆石居次，平均为23%；黑云母和绿泥石相差不多，平均分别为14%和13%。ZTR指数为23，重矿物稳定系数平均为0.30。重矿物组合以及碎屑颗粒特征显示，本区碎屑源于酸性火山喷发，同时受到一定程度基性岩浆的影响。 2.5 地层厚度与粗砂率

地层厚度图 研究区地层厚度等值线图(图 4a)显示，南部地层厚度小于100 m，分别以巴X2井和乌57井为代表。自南部向西地层厚度逐渐增大。北部和东部地层厚度较小,为100~200 m;西部地层厚度较大，最小厚度为667 m。从研究区边缘向凹陷中央地层厚度逐渐增大。凹陷中央以乌34井为代表地层厚度超过700 m，乌15井达到900 m以上。等值线疏密程度显示东部和东南部地形较缓，南部和北部属于中等程度，西部地形较陡。西部和北部为不同的进积方向，但受同一物源控制，为同一沉积体系。

a.地层厚度；b.粗砂率。 图 4 南一段等值线图 Fig. 4 Contour map of First Member of Nantun Formation

图选项

粗砂率图由于研究区含砂率普遍较高，含砂率图不能很好地指示物源和沉积体系，故本文引入粗砂率。粗砂率也是针对具有碎屑结构的岩石而言的，包括火山碎屑岩、沉积火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩和正常沉积岩。所谓的粗砂率是粗粒级岩量与整个砂岩量之比，即粗砂岩所占岩石的体积比，单位是%。这里的粗粒级岩石包括砾级岩石和粗粒级岩石。粗砂率越大代表粗粒级岩石在本段地层中越占优势。对于沉积相和沉积体系分析而言，砂岩是骨架沉积，其厚度及几何学、含砂率、结构构造等特征可以直接反映形成的沉积环境。因此,在本项研究中，考虑用粗砂率来研究该层段的砂岩粒度值，就是说粗砂率值越大，粒度越粗。

粗砂率等值线图(图 4b)显示研究区主要有4个方向的物源：西南、西北、东南和正东，凹陷整体粗砂率较高，三分之一区域大于70%。正东、西北和东南物源影响范围较大，控制着凹陷的大部分区域；西南物源控制范围最小。高的粗砂率反映了物源较近，沉积物供给充足。 2.6 地层倾角测井分析与混合区物源

地层倾角测井能够用来计算层理倾向和倾角，确定古水流方向。对位于正常沉积碎屑占优势的混合区(混合区e)的乌27井、乌28井、乌29井、乌31井以及乌33井南一段砂岩进行地层倾角解释，确定其古水流方向，进而确定主要受控物源。

应用地层倾角测井资料确定古水流方向，一般采用全矢量方位频率、蓝色模式和红色模式3种方法^[16]。全矢量方位频率法是利用短相关对比倾角处理成果图，统计目的层段内所有纹层倾向，取其主要方向代表古水流方向。蓝色模式反映砂体能量由下而上逐渐增大(以河口坝砂体为代表)，矢量方位一般都反映古水流方向。红色模式反映砂体能量由下而上逐渐降低(以河道砂体为代表)，矢量方位可以既可能与古水流方位一致，也可能与古水流方位垂直。研究区南一段三角洲较发育，因此，笔者采用岩心与测井曲线对照，找出测井响应为蓝色模式同时岩心沉积微相划分为河口坝的砂体，然后统计其倾角和倾向，最后将统计数据绘制成反映古水流方位的玫瑰花图。

以乌27井1 925.40~1 926.60 m为例，岩性为凝灰质长石岩屑细砂岩，反粒序结构，下部含有泥质条带，发育水平层理，上部发育板状交错层理(图版30)，为典型的三角洲前缘河口坝沉积。地层沉积倾角矢量图(图 5)显示：在该段内从下而上倾角逐渐增大，倾向大致相同，为南东向，整体构成蓝色模式。对南一段取心井段所有具蓝色模式的河口坝进行统计,并绘制成古水流玫瑰花图(图 6),显示该井南一段古水流的主体方位为南东向。

图 5 乌27井测井综合柱状图 Fig. 5 Logging curves of well Wu 27

图选项

图 6 乌27井南一段古水流玫瑰花图 Fig. 6 Paleocurrent rose diagram of First Member of Nantun Formation,well Wu 27

图选项

其他4口井做同样分析和编制古水流玫瑰花图，结果(图 2)显示:乌28井和乌27井主要为南东向，反映该区域主要受正常沉积岩区控制，而受火山碎屑岩区的影响较小;乌31井和乌29井的古水流方向主要为正西向－西北向，反映该区域主要受火山碎屑岩区的控制，受正常沉积岩区的影响较小;乌33井古水流方向较多，主要为南偏西20°左右，这与其靠近物源区(火山碎屑岩区)有关，反映该区域主要受火山碎屑岩区影响。因此,混合区e以乌27井为界，其北主要受变质岩碎屑岩区控制，其南则主要受火山碎屑岩区控制。 2.7 沉积相及其展布

研究区内南屯组一段发育的沉积相有扇三角洲相、三角洲相以及湖泊相(图 7)。在部分区域(乌16井和乌18井)发育半深湖沉积，边缘相发育。沉积体系共有5组，分别是：①来自东部的三角洲－湖泊沉积体系，该沉积体系在研究区规模最大；②来自东南方向的扇三角洲－湖泊沉积体系，规模在本时期居次；③来自西部的三角洲－湖泊沉积体系，体系规模比东南方向的扇三角洲－湖泊沉积体系稍小；⑤来自西南方向的三角洲－湖泊沉积体系，规模在该时期最小。半深湖区位于研究区的中央。

图 7 南一段沉积相 Fig. 7 Diagram of deposition phase of First Member of Nantun Formation

图选项

根据沉积体系分析、岩性分区分析和物源分析，绘制出研究区该时期的物源-沉积体系图(图 2)。 3 构造背景分析

元素地球化学分析法和Dickinson图版法^[17]，是分析南一段物源区与构造背景的有效方法。地球化学研究样品13块，采于南一段，含火山碎屑岩区岩性为凝灰岩，正常沉积岩区岩性为泥岩，点位在研究区均匀分布，测试在吉林大学测试中心完成。常量元素分析采用滴定法，分析精度优于5%。微量、稀土元素用ICP-MS质谱仪测定，标准样品和空白样品所测元素的线性较好，分析误差小于5%，质谱仪测试检出限小于0.5×10^-6。测试结果见表 3。

稀土元素(REE)具有非迁移性，沉积作用过程中变化甚微，主要受控于源岩中的丰度。其常被用来判断源区源岩类型和构造背景。

熔结火山碎屑岩区与火山碎屑沉积岩区　与巴彦塔拉构造带相对应，稀土元素地球化学性质相似。稀土元素分布图(图 8a)显示,样品具有明显的负Eu异常、Ce异常不明显、轻稀土富集、重稀土相对平坦的特点。稀土元素标准化结果显示，w(∑REE)为(86.37~149.70)×10^-6，w(LREE)为(78.17~131.65)×10^-6，w(HREE)为(8.20~18.05)×10^-6。LREE/HREE为7.30~9.95，La_N/Yb_N为6.59~9.29，反映出轻稀土较重稀土明显占优势，重稀土也相对富集。这说明该区花岗质岩浆重稀土富集存在2种可能：其一是受到幔源岩浆影响的岩浆，重稀土富集；其二是上地壳部分熔融形成的岩浆，经高度分离结晶后形成残余岩浆，其结晶导致重稀土富集。δEu为0.52~0.75，δCe为0.98~1.19，说明Eu具有明显的负异常，铈异常不明显或具有轻微的正异常。熔结火山碎屑岩区的LREE/HREE为7.0~9.0，La_N/Yb_N为6.59~8.10，δEu为0.52~0.62；火山碎屑沉积岩区的LREE/HREE为9.53~9.95，La_N/Yb_N为7.91~9.29，δEu在0.75左右。其显示出熔结火山碎屑岩区与火山碎屑沉积岩区相比重稀土更富集，Eu异常更明显。Eu负异常主要受控于斜长石和钾长石的分馏结晶作用，因此高度结晶分异作用是该区岩浆成因因素之一，并且熔结火山碎屑岩区比火山碎屑沉积岩区源区岩浆分离结晶程度更高。

变质岩碎屑岩区　变质岩碎屑岩区与乌西断阶带相对应。乌西断阶带的稀土元素分布图(图 8b)显示，样品具有轻微的负Eu异常、Ce异常不明显、轻稀土富集、重稀土相对平坦的特征。稀土元素标准化结果显示，稀土w(∑REE)为(159.08~173.37)×10^-6，w(LREE)为(141.90~155.49)×10^-6，w(HREE)稳定在(17.18~17.88)×10^-6，LREE/HREE为8.26~8.70，La_N/Yb_N为8.30~9.17，反映出轻稀土较重稀土明显占优势，重稀土相对富集，说明本区花岗质岩浆同样存在受幔源岩浆影响或强结晶分异岩浆影响。δEu为0.74~0.82，δCe为0.94~0.95，说明Eu具有轻微的负异常，Ce异常不明显，反映出源区岩浆并没有经过斜长石和钾长石较强的分馏结晶作用，推断岩浆成岩物质主要受到地幔物质的混染。

火山碎屑岩区　火山碎屑岩区与乌东弧形构造带相对应。乌东弧形构造带的稀土元素分布图(图 8c)显示，样品具有明显的负Eu异常、Ce异常不明显或轻微正异常、轻稀土富集、重稀土更加平坦的特征。稀土元素标准化结果显示，w(∑REE)为(152.80~180.56)×10^-6，w(LREE)为(135.84~162.01)×10^-6，w(HREE)稳定在(16.96~18.55)×10^-6，LREE/HREE为8.01~8.73，La_N/Yb_N为7.22~8.10，反映出轻稀土较重稀土明显占优势，重稀土相对富集。与巴彦塔拉构造带相比，稀土总量较高，其中轻稀土质量分数较高，重稀土质量分数相差不大。δEu为0.50~0.60，δCe为1.04~1.12，说明Eu具有明显的负异常，铈异常不明显或具有轻微正异常，反映出岩浆经过了强烈的斜长石和钾长石的分馏结晶作用。轻稀土总质量分数较高，反映了源岩重熔程度要高于巴彦塔拉构造带。综上所述，研究区3个构造带整体的稀土分布图均显示为右倾，轻稀土总质量分数大于重稀土总质量分数。稀土元素分布与质量分数各不相同： 乌西断阶带以高的稀土总量、重稀土较富集、Eu负异常不明显为特征；巴彦塔拉构造带以低稀土总量、重稀土较富集、Eu负异常明显为特征；乌东弧形构造带以高的稀土总量、重稀土较富集、Eu负异常明显为特征。

球粒陨石标准化值引自文献[18]。a.巴彦塔拉构造带; b.乌西断阶带; c.乌东弧形构造带。 图 8 南一段泥岩稀土元素球粒陨石标准化分布型式图 Fig. 8 REE distributing pattern to mudstone of First Member of Nantun Formation in Bayantala structural belt

图选项

研究区样品的w(SiO₂)均在60%以上，K₂O/Na₂O为0.9~3.9。K₂O/Na₂O-w(SiO₂)构造背景判别图解(图 9)显示，样品点位比较集中，均落于活动大陆边缘与被动大陆边缘的界线附近。火山碎屑沉积岩区样品位于活动大陆边缘区与被动大陆边缘区的界限附近，熔结火山碎屑岩区和火山碎屑岩区样品点都位于活动大陆边缘区。总体上，反映研究区是处于活动大陆边缘的构造背景。变质岩碎屑岩区样品点位于活动大陆边缘区，反映了变质源岩在形成时同样处于活动大陆边缘构造背景。

底图据文献[19]。 图 9 K2O/Na2O-w(SiO2)判别图解 Fig. 9 Discrimination diagram of K2O/Na2O-w(SiO2)

图选项

La-Th-Sc图解中(图 10a)，火山碎屑岩区的样品落于大陆边缘的范围,熔结火山碎屑岩区和火山碎屑沉积岩区样品落于大陆岛弧范围内。Th-Co-Zr/10图解中(图 10b)，火山碎屑沉积岩区样品落于大陆岛弧与被动陆缘之间,熔结火山碎屑岩区样品落于大陆岛弧范围之内,火山碎屑岩区样品落于被动边缘范围内。总体上，反映了研究区处于大陆岛弧的构造背景。变质岩碎屑岩区样品在La-Th-Sc图解(图 10a)和Th-Co-Zr/10图解(图 10b)中落于大陆岛弧范围内，同样反映出变质源岩在形成时同样处于大陆岛弧构造背景。 3.2.2 稀土元素特征值法

为了与Bhatia^[21]总结出的判别沉积盆地构造环境的稀土元素特征对比，需要对正常沉积岩区所测泥岩的REE特征值进行校正。在相同构造背景下，由于泥岩的w(∑REE)要比杂砂岩的w(∑REE)高20%左右^[22]，所以需要对正常沉积岩区所测泥岩的REE特征值除以1.2以得到相当于同期沉积的杂砂岩的w(∑REE)，即表 4中的校正后质量分数。

含火山碎屑的单岩性区的对比结果显示:代表轻稀土与重稀土比的La/Yb值与大陆岛弧相近；代表轻稀土质量分数的w(La)和w(Ce)值或介于大洋岛弧与大陆岛弧值之间，或与大陆岛弧值相近。 Eu数据与活动大陆边缘或被动大陆边缘的 Eu数据相近，呈现中度亏损。 Eu的负异常与酸性斜长石和钾长石的分馏结晶作用有关，而且来源于上地壳的壳源花岗岩普遍具有Eu中度亏损^[23]，说明源区岩浆具有壳源花岗质岩浆性质。其他特征值与大陆岛弧值相近，说明源岩岩浆并不是单一的壳源花岗质岩浆，而是受到了稀土总量较低且重稀土更富集的幔源岩浆的影响。因此，本区源岩岩浆属于壳源花岗质岩浆，同时受到明显的幔源岩浆的影响。结合构造背景判别图解，认为研究区南一段时期与大陆岛弧构造背景有关。变质岩碎屑岩区的La/Yb、 Eu、La和Ce等特征值也与大陆岛弧值相近，反映了变质源岩在形成时同样与大陆岛弧构造背景有关。 3.2.3 Dickinson图版法

利用Dickinson图版来了解物源区的特征及所处的大地构造背景的方法已得到广泛利用^{[24, 25]}。每个单物源岩性区用于Dickinson图版法的砂岩样品数分别为4个。薄片统计得到砂岩骨架颗粒体积分数并投于Dickinson图版(图 11)。含火山碎屑的单岩性区 1)火山碎屑沉积岩区(以巴X2井为代表)。Q-F-L图解中，石英体积分数中等，位于岩浆弧物源区深切割组分体积分数较多的一端，而在Qm-F-Lt图中点的位置与Q-F-L图中的相比并没有明显变化，反映了多晶石英体积分数低。在Qp-Lv-Ls图中点位落于火山弧造山带物源区，反映了岩屑与火山作用有关。在Qm-P-K图中点位落于岩浆弧物源区，深成组分增加。4幅图总体上反映岩浆弧经过了深切割作用，火山碎屑和深切割的岩浆弧碎屑一起在凹陷中沉积。2)熔结火山碎屑岩区(以巴13井为代表)。Q-F-L图解中，石英体积分数中等，位于岩浆弧物源区火山岩组分体积分数较多的一端，而在Qm-F-Lt图中点的位置与Q-F-L 图中的相比并没有明显变化，反映了多晶石英体积分数低。在Qp-Lv-Ls图中点位落于火山弧造山带物源区，反映了岩屑与火山作用有关。在Qm-P-K图中点位比火山碎屑岩区样品火山组分增加。4幅图总体上反映出源区岩浆弧切割程度小于火山碎屑岩区，沉积物主要为火山碎屑。3)火山碎屑岩区(以乌55井为代表)。Q-F-L图解中，石英体积分数较高，位于再旋回造山带物源区，靠近陆块物源区。而在Qm-F-Lt图中点的位置与Q-F-L图中的相比，并没有明显变化，点位明显靠近陆块物源区。在Qp-Lv-Ls图中点位落于火山弧造山带物源区，反映了岩屑与火山作用有关。在Qm-P-K图中点位落于岩浆弧物源区，火山组分增加。4幅图总体上反映出源区岩浆弧并没有深切割，火山碎屑在经过了一定距离的搬运后在凹陷中沉积下来。这3个岩性区的图解总体上反映了南一段研究区的构造背景与岩浆弧有关。

底图据文献[20]。 图 10 海拉尔盆地乌南凹陷La-Th-Sc(a)和Th-Co-Zr/10(b)判别图解 Fig. 10 Discrimination diagram of La-Th-Sc(a) and Th-Co-Zr/10(b)

图选项

图 11 南一段Q-F-L、Qm-F-Lt、Qp-Lv-Ls和Qm-P-K图(据文献[17]中Dickinson图版修改) Fig. 11 Q-F-L,Qm-F-Lt,Qp-Lv-Ls and Qm-P-K diagram of First Member of Nantun Formation (Dickinson chart Board,simplified after reference[17])

图选项

变质岩碎屑岩区以乌21井和乌20井为代表。Q-F-L图解中，石英体积分数较高，位于再旋回造山带物源区，而在Qm-F-Lt图中点的位置与Q-F-L图中的相比，明显向岩屑方向移动，反映了砂岩样品多晶石英体积分数较高。在Qp-Lv-Ls图中点位落于俯冲带杂岩体区和火山弧造山带物源区之间，反映了变质源岩与岩浆作用有关。4幅图总体上反映出岩浆弧变质后遭受剥蚀而在凹陷中沉积，源岩在未变质前属于岩浆弧环境。 4 构造背景讨论

海拉尔盆地位于东亚北部地区，盆地叠加于形变的中亚－蒙古拗拉槽，盆地从晚侏罗世开始进入初始张裂阶段，该时期东亚北部地区主要受蒙古－鄂霍茨克造山带和太平洋构造域的影响。蒙古－鄂霍茨克海湾在该时期呈剪刀式逐渐关闭，导致本区处于旋转体后方的拉伸环境，从而使地壳减薄，地壳物质上涌^{[26, 27]}。张旗^[28]通过对太平洋内海山链的演变情况进行研究，表明太平洋板块在140~125 Ma时并非向西俯冲，而是与东亚北部大陆边缘平行，扩张和俯冲方向为北东向，呈现左行走滑的特征。在这种大的构造背景下，中亚造山带晚侏罗世－早白垩世形成独特的压扭性造山作用和一系列的伸展构造^[29]。那么这对于海拉尔盆地乌南凹陷是如何影响的呢？

乌南凹陷四周分别为乌西断阶带、巴彦塔拉构造带和乌东弧形构造带，对应的隆起为嵯岗隆起、巴彦塔拉隆起和巴彦山隆起。下文对3个隆起进行讨论，进而探讨研究区构造背景。

孙晓猛^[10]对嵯岗隆起的露头区进行了研究，揭示了嵯岗隆起的岩性为一套发育条带状和条纹状构造的构造片麻岩，形成于中侏罗－早白垩世。嵯岗隆起贯穿整个海拉尔盆地，西侧为扎莱诺尔断陷，隆起和断陷的形成主要受德尔布干断裂控制。德尔布干断裂是一条切割至下地壳的深大断裂^[30]，由深部至浅部发生分叉，形成扎莱诺尔坳陷的东界断裂阿尔公断裂，而嵯岗隆起为阿尔公断裂的上升盘，可见德尔布干断裂同样控制着嵯岗隆起。郑常青等^[31]通过对德尔布干断裂的构造和年代进行研究表明，形成于晚侏罗－早白垩世的构造片麻岩的线理倾伏向与面理倾向基本一致，运动学特征为正滑移。这种正滑移导致嵯岗构造片麻岩发育和嵯岗隆起相对隆升，使得嵯岗隆起成为剥蚀区，并为乌西断阶带提供变质沉积物，塑造了变质碎屑扇三角洲沉积体系。地球化学分析显示,变质碎屑岩区具有中等稀土总量，重稀土较富集，Eu负异常较弱，反映了嵯岗隆起受到较强的地幔岩浆的混染，结晶分异作用较弱，德尔布干断裂为地幔岩浆的上涌提供了通道。大规模的壳幔混染、构造背景以及正滑移断裂说明了嵯岗隆起在未变质之前(南一段时期之前)为一个老的岩浆弧。

巴彦塔拉构造带在西北与嵯岗隆起相接，东部以近单斜向与巴彦山隆起过渡。前人^[32]通过研究揭示了在铜钵庙组－南屯组时期，构造带的西北部和东南部成为大面积的抬升剥蚀区，成为主要物源供给区。这2个剥蚀区同属巴彦塔拉构造带，受巴彦塔拉断层带控制。巴彦塔拉断层是乌尔逊凹陷与贝尔凹陷的分界断层，是一条呈北西向的基底断层。早白垩世断层表现为伸展性的右旋走滑，南屯组时期，巴彦塔拉断裂的主控断裂已经开始向南迁移，南二段末期南部的控馅作用明显强于北部。重矿物和阴极发光分析显示这两者在物质组成上具有较高的一致性，但是地球化学分析显示东南部与西北部相比Eu负异常更明显，揭示了东南部比西北部的结晶分异作用更明显，稀土元素特征值显示西北部受到地幔混染的程度高于东南部。考虑到巴彦塔拉断裂是幔源岩浆上升的通道，因此南一段时期断裂的活动性北部仍然强于南部，研究区西南地层厚度明显大于东南也支持了这个结论。总体来说,该构造带的Eu负异常强烈，岩浆为壳源岩浆经过高度结晶分异后残留的岩浆，同时受到了地幔物质的混染，Dickinson图版显示源区经过了深切割作用。巴彦塔拉断裂的伸展走滑使得幔源岩浆上升导致壳幔混染并发生火山喷发，在巴彦塔拉构造带发育熔结火山碎屑岩-火山碎屑沉积岩，塑造了火山碎屑扇三角洲沉积体系。

巴彦山隆起呈北东走向，与嵯岗隆起明显不同，断裂构造相对不发育。巴彦山隆起的隆升致使两侧产生翘倾运动，从而形成贝尔湖坳陷和呼和湖坳陷。地球化学分析显示,该区域以高的稀土总量、重稀土较富集，Eu负异常明显为特征。这反映了岩浆为壳源岩浆经过高度结晶分异后残留的岩浆，壳幔混染程度较巴彦塔拉构造带低，岩浆结晶分异程度高于巴彦塔拉构造带。洪大卫等^[33]对Nd同位素的研究表明，基性岩浆上涌导致的底垫作用可以使地壳发生大规模的部分熔融作用。研究区早白垩世具有广泛的幔源岩浆上涌，巴彦山隆起断裂构造的相对不发育造成幔源岩浆无法大规模上升，从而使得壳幔混染程度低，同时也塑造了这种底垫作用环境，导致了地壳大规模的部分熔融，经高度结晶分异后形成残留岩浆。地幔上涌、壳源岩浆的高度结晶分异作用与大的伸展背景相配合导致火山喷发，在乌东弧形构造带发育火山碎屑岩，塑造了火山碎屑三角洲沉积体系。

由于太平洋板块此时对本区没有明显的俯冲作用，蒙古－鄂霍茨克海湾在早白垩世呈剪刀式逐渐关闭，所以研究区此时主要受蒙古－鄂霍茨克海的影响。Richards^[34]通过层析成像剖面认为，在中生代蒙古造山带地幔源区存在蒙古－鄂霍茨克洋的残片，这也是蒙古－鄂霍茨克洋向东亚北部俯冲的证据。变质岩碎屑岩区样品的地球化学特征显示嵯岗隆起在南一段时期之前也为大陆岛弧环境，为一个古老的弧；含火山碎屑的单岩性区样品地球化学特征显示巴彦塔拉构造带和巴彦山隆起在南一段为与大陆岛弧有关的拉张构造背景。这使得研究区构造背景存在3种可能：弧前、弧间和弧后，这主要取决于真正的岩浆弧主体的位置。东亚北部与研究区有关的花岗岩带主要有2个，分别是大兴安岭和“蒙－鄂带”。大兴安岭位于研究区东侧，自早白垩世才开始整体隆升并发育花岗质岩石，邵济安等^[35]认为其隆升属于伸展背景下的陆内造山机制，这就排除了大兴安岭作为主体弧的可能。“蒙－鄂带”在早白垩世最终闭合并发育花岗质岩石，但是其在南一段时期是否为主体弧还没有确凿的证据，如果将其作为主体弧，研究区显然为弧后地区，反之，研究区很可能为弧间地区。对“蒙－鄂带”花岗质岩石的年龄以及地球化学进行研究，进一步确定研究区构造背景将成为下一步工作的重点。 5 结论

1)海拉尔盆地乌南凹陷下白垩统南一段岩性可以分为4个单岩性区域和2个混合区。4个单岩性区域分别为变质岩碎屑岩区、火山碎屑岩区、熔结火山碎屑岩区和火山碎屑沉积岩区。

2)地层倾角测井资料绘制的古水流图显示，正常沉积碎屑占优势的混合区以乌27井为界，以北主要受变质岩碎屑岩区影响，以南主要受火山碎屑岩区影响。

3)稀土元素配分图显示各岩性区的地球化学性质与构造带相对应。乌西断阶带的源岩以壳幔混染作用为主，巴彦塔拉构造带壳幔混染程度中等，乌东弧形构造带壳幔混染程度低。

4)在幔源岩浆上涌背景下，德尔布干断裂的正滑移塑造了变质碎屑扇三角洲沉积体系，巴彦塔拉断裂的伸展走滑塑造了火山碎屑扇三角洲沉积体系，巴彦山隆起幔源岩浆的底垫作用和壳源岩浆的高度结晶分异作用塑造了火山碎屑三角洲沉积体系。

5)构造背景图解、Dickinson图版和大地构造背景相结合显示，研究区南一段时期为与大陆岛弧有关的拉张构造背景。