魯西南地區官莊群沉積特征與沉積環境分析

鄭德順，李明龍，李守軍

(1.河南理工大學資源與環境工程學院，河南 焦作 454000;2.中國地質大學“構造與油氣資源”教育部重點實驗室，湖北 武漢 430074;3.山東科技大學地球信息科學與工程學院，山東 青島 266510)

1 區域地質背景

魯西南地區在區域構造位置上屬于華北地臺的東南部，總體上是一個以大型隆起為背景的地質構造單元。其基底屬于華北地臺的組成部分，基底巖系是由太古界及下元古界所組成，經歷了太古代及早元古代這一漫長的地質歷史階段，由于加里東運動影響，上奧陶統至下石炭統地層缺失，晚石炭統早期華北地臺整體下降接受沉積形成當時的一個特大型陸表海，石炭系—二疊系及上覆巖層先后經歷印支運動的強烈抬升、剝蝕，又經歷了燕山、喜馬拉雅復雜的構造運動的改造，形成了現今的構造格局［1］。

侏羅紀—白堊紀期間的燕山運動在魯西南地區活動強烈，該區上白堊統遭受剝蝕嚴重，地層情況復雜。官莊群主要出露于魯西南地區的平邑盆地和蒙陰盆地。遲培星以及張增奇、劉明渭將官莊群定義為“上被第四系不整合覆蓋，下與白堊系或更老地層呈不整合接觸，巖石組合為含膏鹽的紅色、灰色山麓洪積-河湖相碎屑巖系，自下而上包括固城組、卞橋組、常路組、朱家溝組和大汶口組，時代屬古新世—早漸新世［2-3］。”但據張榮隋和李守軍等人研究，白堊系建議使用下白堊統蒙陰組和西洼組，上白堊統固城組;其中固城組的時代根據所產化石由原來歸為古新統而改為上白堊統［4-6］。曲日濤等人研究也發現其與魯西南平邑盆地實際情況不符，他們根據實測野外剖面和古生物特征與國內外同期沉積盆地進行了橫向對比，對該地區地層劃分做了更正，提出與以往劃分方案改動較大的新方案，總結為:魯西南地區官莊群固城組和卞橋組底部地層屬上白堊統，卞橋組其余部分屬下古新統，常路組屬中、上古新統，朱家溝組屬下始新統，大汶口組劃歸下始新統至中始新統［7］。這與李守軍等人意見基本一致，當前在研究該地層時多采用這種方案。

2 地層剖面特征

魯西南地區上白堊統—始新統發育官莊群，其中上白堊統發育固城組和卞橋組底段;古新統和始新統從下往上依次發育卞橋組中上段、常路組和朱家溝組。本文以魯西南平邑縣卞橋鎮的廣阜莊-挑溝剖面為研究對象(圖1)。該剖面官莊群發育較好，能較完整的反映出魯西南地區官莊群沉積特征及其沉積環境變化規律。就該剖面地層的發育情況，曲日濤在《魯西南地區官莊群的地層對比及時代討論》一文中有詳細描述［7］，本文不再贅述。

圖1 廣阜莊-挑溝剖面位置圖Fig.1 Location of the Guangfuzhuang-Tiaogou section

3 地球化學特征分析

為詳細了解魯西南地區沉積環境變化，在剖面自下而上挑選樣品17件(樣品位置見圖2)，進行了17件樣品的碳同位素及16件樣品的ICP-AES元素分析，以期利用相關的地化指標進行環境因子的恢復。所有樣品均在山東省東營市勝利油田地質科學院地球化學室測試。本文主要利用碳同位素和一些常量、微量元素比值來指示官莊群沉積環境的變化。

3.1 碳同位素分析

在成巖環境中可以交換的碳原子比氧原子要少得多，因而成巖過程中引起碳酸鹽δ13C變化比δ18O要小，所以碳同位素組成隨時代變化不如氧同位素那么明顯，故在反映碳酸鹽結晶作用原始水介質條件上碳同位素較氧同位素更為可靠。本次研究主要研究碳同位素對沉積環境的指示關系。淡水碳酸鹽沉積物δ13C值多介于-5‰～-15‰，海相灰巖的δ13C值介于-5‰～+5‰［8］。從本次實驗測得數據(表1)可以看出，δ13C值介于-3.4‰ ～-6.5‰之間，平均值為-5.1‰，且大部分樣品的δ13C值小于-5‰，表明官莊群處于陸相沉積環境。

大量研究都證實了相對局限的水體或封閉湖泊中鹽度與碳同位素值的正相關關系［9］。而平邑盆地是一個中新生代半封閉湖盆［10］，盆地中沉積的碳酸鹽巖δ13C隨鹽度的增加而增加，因此δ13C值反映了水體的鹽度。樣品的平均值為-5.1‰，證明總體鹽度稍大(接近海相灰巖的δ13C值-5‰～+5‰);其中6號樣品δ13C值高達-2.7‰，說明卞橋組上段沉積時期水體鹽度極高，造成如此高的鹽度在于本時期氣候干旱，蒸發強烈，該組膏鹽礦的產出可以證明;7號到10號樣品δ13C值都略大于-5‰，表明常路組一段沉積時期水體鹽度仍然較大，可能由該時期降水量少，氣候依然干旱引起，而δ13C值由4.2變為4.8，說明常路組一段沉積時期水體鹽度總體雖大，但仍有逐漸淡化的趨勢。

此外，沉積碳酸鹽巖的碳同位素對環境的封閉和還原程度反映較為靈敏。在開放環境中，與大氣CO2平衡的碳酸鹽巖的δ13C值較封閉環境中形成的碳酸鹽巖δ13C值要高，這主要是因為在較封閉體系中，生物成因的富含輕同位素12C的化合物進入水介質，因而貧13C的碳酸鹽巖可以指示環境的封閉程度或還原程度［11］。即在沉積環境中δ13C值的變化體現了介質的還原程度的變化，δ13C值越低，還原程度越高。其中6號樣品δ13C值高達-2.7‰，說明卞橋組上段沉積時期水體封閉性很差，氧化性高，該組膏鹽就是淺水強蒸發環境下的產物;7號到10號樣品δ13C值都略大于其他時期樣品，表明常路組一段沉積時期水體封閉性較其他時期差，氣候較干旱，水體較淺，而δ13C值由4.2變為4.8，說明常路組一段沉積時期水體雖然總體較淺，但仍有逐漸加深趨勢。

綜上分析，官莊群碳酸鹽巖沉積時期水體鹽度總體較大。雖然常路組一段沉積時期總體上水體鹽度較大，水深較淺，氣候較干旱，但鹽度有減小趨勢，同時水體有加深趨勢，與下文的Sr/Ba、V/(V+Ni)值在此段反映一致。

圖2 廣阜莊-挑溝剖面巖相分析柱狀圖Fig.2 Sedimentary facies column through the Guangfuzhuang-Tiaogou section

表1 廣阜莊-挑溝剖面巖石中碳同位素及元素比值表Table 1 Carbonate isotope values and some element ratios in the samples from the Guangfuzhuang-Tiaogou section

3.2 巖石中常微量元素分析

沉積巖中一些元素比值可以反映出巖石沉積時的氧化性、鹽度等指標。

(1)氧化性指標:V/(V+Ni)

V/(V+Ni)值常作為恢復水體氧化還原條件的地球化學指標。V/(V+Ni)＞0.54代表厭氧環境，V/(V+Ni)值介于0.46～0.54之間表示貧氧的沉積環境，V/(V+Ni)＜0.46指示富氧的沉積環境［12］。氧化還原條件可反映水體的深淺，變化較大說明水體深度波動較大，本次所測得樣品該值介于0.34～0.72之間(表1):1號樣品V/(V+Ni)值為0.60，反映固城組中段沉積時期水體較深，處于厭氧環境;2、4、5號樣品該值由0.63降至0.49，說明卞橋組下段沉積環境由厭氧逐漸變為貧氧至富氧，水體深度由深變淺;7號樣品V/(V+Ni)值為0.40，說明常路組一段下部處于強氧化條件，水體極淺;8號至10號樣品V/(V+Ni)值在0.45～0.55區間內，反映了常路組一段總體處于濱淺湖的貧氧沉積環境;常路組二段下部樣品的V/(V+Ni)值由11號的0.58增加到13號的0.66，氧化性由弱到強，說明水體由淺到深，是一個水進過程;常路組三段17號樣品V/(V+Ni)值為0.45，說明該段沉積時期水體較淺，處于富氧環境。

(2)鹽度指標:Sr/Ba、Fe/Mn

沉積物Sr/Ba比值能有效地用來指示其水體鹽度變化，Sr/Ba比值與鹽度呈正相關關系，其高值指示水體鹽度較高，反映濕地水體相對萎縮，標志氣候干旱期;低值指示水體鹽度較低，反映濕地水體相對擴張，標志氣候相對濕潤期。本次實驗測得樣品Sr/Ba值介于0.28～6.3之間，且變化幅度較大(表1)。1號樣品Sr/Ba值為0.47，說明固城組沉積時期氣候濕潤，水體鹽度較小。7～10號樣品Sr/Ba除9號為1.61外其余均為5左右，說明常路組一段沉積時期水體鹽度很大，這與δ13C值在此段響應一致。13號樣品Sr/Ba值由12號樣品的2.82降為0.67，又增大到14號樣品的1.29，說明常路組二段早期氣候濕潤，水體加深，有淡化趨勢。之后蒸發強烈，水體變淺，鹽度又有增大趨勢。所有樣品除1、13、17號外Sr/Ba值都大于1，均值2.42反映出這些樣品處于鹽度高、蒸發強烈的沉積環境。

需要指出的是，Sr/Ba值常用來作為區分海陸相沉積的標志，一般認為海相沉積Sr/Ba＞1，陸相沉積Sr/Ba＜1。但是據孫鎮誠等研究，Sr/Ba＞1不能作為海相沉積標志，陸相咸化湖泊同樣具有較高的Sr/Ba值，把它視為海、陸相區分標志是不全面的［13］。此次實驗中樣品Sr/Ba均值2.42，而這些樣品的碳氧同位素分析結果都指示為鹽度較大的陸相沉積環境，正好驗證了這個觀點。因此，我們可以認為，在陸相沉積中，Sr/Ba＞1應標識水體開始咸化;＜1應為淡水沉積;而高達6.3的值可能表示高鹽度、高咸化條件下的環境。因此，官莊群碳酸鹽巖是陸相咸化湖泊沉積產物。

Fe/Mn的值也與鹽度有一定關系，一般認為Fe/Mn值越小，鹽度越高。如果Fe/Mn值為1是正常鹽度條件，當鹽度增高時，Fe/Mn＜＜1，而淡化時Fe/Mn≈5［9］。表1中Fe/Mn值介于0.001～0.009之間，均值0.003，該值遠小于1，說明該地區官莊群時期碳酸鹽巖處于高鹽度的沉積環境，這與Sr/Ba值反映一致。

(3)δ13C值與V/(V+Ni)值的相關性

V/(V+Ni)值與沉積時水體的還原性呈正相關關系(如圖3)，即V/(V+Ni)值越高，還原程度越高。而δ13C值與還原性呈負相關關系，即δ13C值越低，還原程度越高。但所測樣品δ13C值均為負值，所以δ13C絕對值就與水體還原性呈正相關。從圖3中我們可以看出V/(V+Ni)值與δ13C絕對值的總體變化有較好的正相關性，這說明δ13C值與V/(V+Ni)值同時反映出了水體氧化還原條件的變化趨勢。

圖3 V/(V+Ni)值與δ13C絕對值的相關性Fig.3 Correlation between V/(V+Ni)values and δ13C absolute values

4 沉積相分析

根據廣阜莊-挑溝剖面野外露頭巖石的顏色、成分、結構、構造以及化石特征并結合上述地球化學分析可知，該地區官莊群發育的沉積相類型主要有山麓洪積扇相、湖泊相及河流相。該剖面上山麓洪積扇相主要發育扇中亞相，湖泊相發育濱湖和淺湖亞相，河流相主要發育河灘和河床亞相。具體分析如下:

(1)固城組

固城組與下伏田家樓組之間被覆蓋，所以兩者的接觸關系不清，據巖性變化和產狀分析，應為平行不整合接觸。本組地層覆蓋比較嚴重，連續性較差。

固城組下部:未覆蓋部分可見雜色、褐色含礫巖屑砂巖，向上過渡為磚紅色泥巖，表明沉積時處于氧化環境，水位較淺。粒度特征表明該段礫巖為地形高差較大、沉積速率較快的產物，為近源的濱湖亞相沉積。

固城組中部下段:磚紅色泥巖夾灰綠色球粒泥晶灰巖，含介形類、腹足類和大量輪藻枝化石。1號樣品Sr/Ba值為0.47，說明該段沉積時期氣候濕潤，水體鹽度較小。V/(V+Ni)值為0.60，處于貧氧至厭氧沉積環境，水體較深，主要為淺湖沉積環境。

固城組中部上段:為紫紅色夾雜色塊狀含礫粗砂巖、鈣質粉砂巖、泥巖，化石稀少，表明為水體較淺、氧化性強的沉積環境。粗碎屑含礫砂巖是離岸距離小、快速沉積的產物，為濱湖亞相。

固城組上部:為綠灰色、紫紅色、雜色塊狀含礫砂巖，礫石磨圓好，火山成分，礫石大者6～7cm，小者0.5cm，受流水改造較徹底，砂巖交錯層理發育，為河流相河灘亞相。

(2)卞橋組

卞橋組下段:與下伏固城組呈連續沉積。

卞橋組下段下部:可見肉紅色中厚層蟲孔灰巖，局部地區出露磚紅色泥巖，2號樣品V/(V+Ni)值為0.63，表明處于貧氧環境。2號樣品，Sr/Ba值增大到2.97，說明該時期水體咸化，鹽度增大，為淺湖沉積環境。

卞橋組下段中部:含雜色塊狀礫巖，礫石成分主要為石英、火山巖、灰巖等，鈣質膠結，磨圓好，分選差，代表水能較強的環境。可見細礫巖及中礫巖，缺少動植物化石，具有典型河流相河床亞相沉積特征。

卞橋組下段上部:灰色、黃灰色灰巖夾核形石粉屑灰巖，含腹足類及大量輪藻枝化石。生物擾動強烈，從化石也可以看出為典型的淺湖亞相［14］。而3、4、5號樣品的地球化學指標也表明該段水體較深，弱氧化條件的淺湖沉積環境。

卞橋組上段:與下伏地層平行不整合接觸。

卞橋組上段下部:灰黑色礫巖，紅色基質，礫石磨圓中等，分選差，成分為古生界灰巖。可見交錯層理，屬河床亞相沉積。

卞橋組上段中上部:肉紅色中厚層蟲孔灰巖，蟲孔發育不均勻，含管狀化石、輪藻枝化石。6號樣品Sr/Ba值為2.4，說明蒸發強烈，鹽度較大，應屬于內陸淺湖亞相沉積。

(3)常路組

常路組一段:與下伏地層整合接觸。常路組內部為整合接觸。

常一段下部:礫巖，礫石以灰巖為主，夾有石英礫，分選、磨圓中至差，礫石下大上小，大者10多厘米，小者1～2cm。為河灘亞相。

常一段中上部:下部灰色、肉紅色含核形石灰巖、蟲孔灰巖、灰巖，向上夾雜色泥巖、鈣質砂巖，為淺湖亞相沉積。

常路組二段:常二段底部:灰紅色泥巖，含泥灰巖團塊，含腹足類化石，為濱湖亞相沉積。

常二段下部:下部為磚紅色、灰綠色鈣質泥巖與灰色泥灰巖互層，含介形類和腹足類化石，上部為灰白色灰巖。12、13號樣品的V/(V+Ni)值分別為0.63和0.66，指示貧氧至厭氧環境。水體較深，為水進的淺湖亞相沉積。

常二段中上部:雜色泥巖夾條帶狀灰巖和疊層狀藻灰巖。15、16號樣品V/(V+Ni)值為0.50左右，說明水體較淺，處于弱氧化環境;14號樣品V/(V+Ni)值為0.72，水體較深。綜合沉積構造和生物化石可以看出，該段總體為濱湖亞相夾淺湖亞相的沉積。

常路組三段:雜色含細礫粉砂質泥巖、灰質泥巖、粉砂巖，夾泥灰巖條帶和碳質頁巖，含腹足類碎片。17號樣品Sr/Ba值為0.47，說明此時為淡水沉積環境。V/(V+Ni)值為0.45，顯示弱氧化至氧化環境。水體較淺，為濱湖亞相沉積，局部沼澤化。

(4)朱家溝組

與下伏常路組為平行不整合關系。

所測朱家溝組部分(未見頂)厚度約68.72m，發育暗紫色礫巖、砂巖、粉砂巖和泥巖。基本為正韻律，礫石大小不一、磨圓中等。可見腹足類化石。紫色和暗紅色表示氧化環境，為濕扇相的扇中亞相沉積。

5 沉積環境演化

魯西南地區白堊紀燕山晚期南北向擠壓應力消失，代之以太平洋板塊向歐亞板塊俯沖產生的南東-北西向擠壓應力，使蒙山斷裂發生強烈活動，巖漿大規模侵位和火山噴發，導致了下白堊統大盛群田家樓組沉積時期的火山坡積和河流沉積。

上白堊統—始新統官莊群主要分布于平邑盆地和蒙陰盆地。該群地層的沉積伴隨著盆地的整個發展過程，以平邑盆地為例，其沉積演化過程如下:

(1)盆地形成期

晚白堊世，蒙山斷裂下盤抬升，遭受嚴重剝蝕，露出新太古代變質巖基底，形成蒙山凸起。上盤下降形成斷陷盆地，平邑凹陷形成。由于物源豐富，沉積速率大于沉降速率。固城組以碎屑巖沉積為主，經過了濱湖-淺湖-濱湖-河流的完整沉積旋回。該時期在潮濕的氣候條件下水量豐富，為淡水沉積環境。

(2)盆地發展期

進入新生代，受喜馬拉雅運動的影響，蒙山斷裂活動加強，以張扭性為主斷裂上盤持續下降。平邑盆地進入發展階段，湖盆面積增大，水體加深，湖盆封閉性增強，于早古新世卞橋組沉積時期大量發育淺湖碳酸鹽巖和蒸發巖。中間經歷了兩次間斷，以河床亞相沉積為標志。一次是白堊紀和早第三紀沉積的交替時期，另一次是卞橋組上、下段沉積的交替時期。第一次的交替特別具有時代上的意義，該時期沉積河床礫巖為晚白堊統與古新統的分界標志;第二次的交替則特別具有沉積環境上的意義。因為卞橋組一段氣候濕潤，水量豐富，湖相沉積主要為碳酸鹽巖;而卞橋組二段氣候干旱，蒸發強烈，水體變淺，湖相沉積則主要為蒸發巖。此時期盆地處于典型的陸相咸化湖泊沉積環境。

(3)盆地穩定期

中古新世早期，魯西南地區氣候依然干旱，蒸發作用強烈。由于蒙山斷裂的階段性活動，常路組一段經歷了河灘-淺湖-濱湖的沉積旋回。中古新世末期，常路組二段氣候濕潤，淡水補充量加大，湖水變深，表現為一個短暫的小規模水進過程。常一段和常二段沉積巖類型以灰巖和泥灰巖為主，表明盆地沉積物來源主要是內源物質，盆地封閉性較好。該時期為咸水或較咸水陸相湖泊沉積環境。

(4)盆地衰退期

晚古新世，由于魯西南地區的整體上升，盆地進入衰退期，湖盆變小，水體變淺。同時在盆地及其邊緣地帶沉積了河流相砂、礫等碎屑物質。常路組三段沉積時期盆地封閉性變差，物源以外源碎屑物質為主，該時期為淡水沉積環境。

總之，常路組沉積時期，盆地經歷了由穩定期到衰退期的演化過程。水體由咸水變為淡水，沉積巖石類型則由碳酸鹽巖逐漸變為碎屑巖，以濱淺湖沉積為主。早期發育河流沉積，晚期有沼澤化現象，是包含兩個沉積旋回的連續沉積。

(5)盆地消亡期

早始新世為盆地的消亡期。受郯廬斷裂由左旋轉為右旋的區域應力影響，該時期魯西南地區地形明顯抬升，形成以礫巖為主的堆積體。朱家溝組總體為常路組沉積后地形抬升的山麓沖積扇沉積。

綜上所述，魯西南平邑地區上白堊統—始新統官莊群地層表現為一個完整的陸相河湖相沉積旋回，自下而上為固城組的較淺水河湖相—卞橋、常路組的較深水湖相—朱家溝組的沖積扇相。巖性旋回對應表現為紅色碎屑巖-雜色碳酸鹽巖、膏巖-紅色碎屑巖，中間經歷了多次次級沉積旋回。該區沉積旋回性主控因素是蒙山斷裂的多期次活動、物源的供應情況、古氣候等條件。

6 結論

(1)官莊群(含)碳酸鹽巖沉積的δ13C值反映了陸相碳酸鹽巖沉積環境。ICP-AES元素分析表明卞橋組和常路組碳酸鹽巖處于高鹽度、蒸發作用較強的沉積環境，為封閉的陸相咸化湖泊沉積。

(2)恢復了魯西南官莊群沉積環境。固城組為濱湖-淺湖-濱湖-河流的完整沉積旋回，為淡水碎屑巖沉積;卞橋組沉積時期水體咸化，鹽度增大，為淺湖碳酸鹽巖和蒸發巖沉積，中間經歷了兩次間斷，以河床亞相沉積為標志;常路組以濱淺湖沉積為主，早期發育河流沉積，晚期有沼澤化現象，水介質條件由咸水到淡水，中間包括兩個沉積旋回:早期為河灘-淺湖-濱湖，其后為淺湖-濱湖;朱家溝組礫巖為常路組沉積后地形迅速抬升的山麓沖積沉積。

(3)官莊群沉積環境的演化反映了魯西南地區平邑盆地、蒙陰盆地的演化過程，受到了蒙山斷裂的多期次活動、物源的供應情況、古氣候等條件的控制。

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