松遼盆地長垣南端四方臺組碎屑巖地球化學特征及其對物源與構造背景的制約

湯 超, 魏佳林, 陳路路, 徐增連, 肖 鵬, 劉華健

松遼盆地長垣南端四方臺組碎屑巖地球化學特征及其對物源與構造背景的制約

湯 超1, 2, 魏佳林1, 2, 陳路路1, 2, 徐增連1, 2, 肖 鵬1, 2, 劉華健1, 2

(1.中國地質調查局 天津地質調查中心, 天津 300170; 2.中國地質調查局 鈾礦地質重點實驗室, 天津 300170)

通過對松遼盆地長垣南端四方臺組碎屑巖巖石學和地球化學特征的分析, 揭示了研究區四方臺組碎屑巖的物質組分特征及其物源區的大地構造背景。四方臺組砂巖以長石巖屑砂巖為主, 結構成熟度和成分成熟度中等。碎屑顆粒相對貧石英(Q)、富巖屑(L)和長石(F), 平均值分別為42.10%、37.83%和20.07%, Q/(F+L)平均值為0.80, 具有鈦鐵礦、石榴子石、鋯石、磁鐵礦、綠簾石等重礦物組合, 指示源巖以中酸性巖漿巖及變質巖為主。Dickinson判別圖解表明物源主要來自再旋回造山帶和巖漿弧物源區。四方臺組碎屑巖具有較高的Si含量和較低的Fe、Mg含量, SiO2為60.42%～83.39%, K2O/Na2O值較低(0.91～1.52), (TFe2O3+MgO)為1.11%～9.14%; 富集親石元素Rb、Sr、Ba、Pb及高場元素U, 虧損親鐵鎂元素Sc、V、Cr、Co、Ni等及高場元素Th、Zr、Hf、Nb; ΣREE介于66.6×10?6～236×10?6之間, 球粒隕石標準化稀土元素配分曲線與上地殼相似, 呈現輕稀土元素富集, 重稀土元素平坦, 中等Eu負異常。碎屑巖化學蝕變指數CIA為46.72～64.49, 平均56.54, 成分變異指數ICV為0.99～1.39, 平均1.12, 表明物源區經歷了較弱的風化作用, 物源主要為構造帶首次沉積, 不具備沉積再循環特征。碎屑巖主量、微量元素、稀土元素構造環境判別圖解及特征比值分析表明, 四方臺組沉積時源區構造環境為活動大陸邊緣和大陸島弧; 源巖屬性判別圖解表明, 源巖主要為長英質火山巖, 并混有中酸性或基性火山巖。結合區域構造演化, 認為長垣南端四方臺組物源主要來自張廣才嶺和吉黑東部構造混雜巖帶發育的顯生宙中酸性花崗巖、火山巖和變質巖。

碎屑巖; 地球化學; 物源區; 構造背景; 四方臺組; 長垣南端; 松遼盆地

0 引 言

碎屑沉積巖是物源區巖石經各種地質作用(如風化、搬運、沉積及成巖作用等)再改造而形成的, 其客觀記錄了形成過程中的各種地質營力和形成環境。因此, 碎屑巖組成及地球化學特征不僅可以揭示物源區性質、構造環境及沉積盆地構造屬性和演化歷史, 而且可為盆山耦合關系研究提供依據(Dickinson and Suczek, 1979; Dickinson and Valloni, 1983; Taylor and McLennan, 1985; Mclennan, 1993; Girty et al., 1994; Zerfasset al., 2004; Yan et al., 2006)。目前, 對于碎屑沉積巖地球化學研究主要是利用一些特征元素含量、比值、多變量判別圖與判別方程來指示物源區性質和構造背景(Bhatia, 1983; Bhatia and Crook, 1986; Roser and Korsch, 1986; McLennan and Tayler, 1991; Cullers, 2000; Armstrong-Altrin et al., 2004; 楊江海等, 2007)。盡管砂巖在沉積過程中存在改造作用, 會發生一些化學成分的遷移和溶解交代, 但其總的地球化學成分變化不大, 主要還是受物源區控制(邵磊等, 2000)。近年來, 國內利用碎屑巖組分和地球化學特征判別巖石大地構造背景及物源區性質等方面取得了顯著成果, 為認識盆地演化提供了新的依據(陳翠華等, 2003; 葛玉魁等, 2012; 田洋等, 2015; 王叢山等, 2016; 劉彬和王學求, 2018; 單芝波, 2019; 司慶紅等, 2021)。

松遼盆地是一個具多沉積旋回的中新生代斷?坳型大型陸相盆地, 也是我國重要的油氣資源基地, 為中亞砂巖型鈾礦巨型成礦帶的東延伸段。隨著松遼盆地北部中國白堊紀大陸科學鉆探松科1井、松科2井的實施(高有峰等, 2008, 2009; 王璞珺等, 2017)及“油田資料二次開發”技術方法的利用, 在該區四方臺組中發現了大量鈾礦化(湯超等, 2018), 因此松遼盆地的研究引起了很多生產和科研單位的關注。前期研究主要集中在白堊紀地層層序結構與古氣候特征(韓建輝等, 2009; 張雷等, 2009; 徐增連等, 2018；徐增連等, 2021)、四方臺組沉積微相與沉積環境演化(程日輝等, 2009; 王國棟等, 2011)、含鈾層位礦化特征及鈾礦物賦存狀態(湯超等, 2017)等方面。對于四方臺組物源方向和母巖性質的研究, 肖鵬等(2018)通過構造分析、砂體展布特征及重礦物分析等手段, 認為大慶長垣南端四方臺組物源主要來自張廣才嶺、吉黑東部及盆地東南部地區, 但尚缺乏精確的地球化學證據予以支持。本文在前人研究的基礎上, 綜合碎屑巖顆粒組成及地球化學特征, 對松遼盆地長垣南端四方臺組碎屑巖風化程度、物源及構造背景進行系統探討, 為松遼盆地北部構造沉積演化及鈾礦床鈾源評價等提供依據。

1 地質背景

松遼盆地位于中國東北部, 是由大小興安嶺、張廣才嶺環繞的一個大型沉積盆地, 跨越黑龍江、吉林、遼寧三省, 面積約2.6×105km2。根據基底性質、斷裂特征及區域地層分布, 可分為西部斜坡區、中央凹陷區、北部傾沒區、東北隆起區、東南隆起區、西南隆起區6個一級構造單元和49個二級構造單元。研究區位于中央坳陷內二級正向構造單元大慶長垣南端, 東鄰三肇凹陷和朝陽溝階地, 西接齊家?古龍凹陷(圖1a、c)。盆地基底主要由中深變質巖、淺變質巖和花崗巖組成。中深變質巖系主體沿盆地長軸方向呈帶狀展布, 巖性主要為片麻巖、花崗片麻巖、片巖和變質砂巖等; 淺變質巖系分布在中深變質巖系兩側, 以板巖、變質砂巖為主; 花崗巖侵入體主要分布在盆地北部。上述基底巖石類型在盆地邊緣均有出露, 其很大程度上控制了盆地內中生代沉積巖的組成和分布。盆地沉積蓋層主要由侏羅系、白堊系、古近系、新近系和第四系組成, 包括有上侏羅統火石嶺組, 下白堊統沙河子組、營城組、登婁庫組、泉頭組, 上白堊統青山口組、姚家組、嫩江組、四方臺組、明水組, 古近系依安組、新近系大安組、泰康組及第四系; 其中, 白堊系發育齊全, 厚度最大。松遼盆地周邊廣泛分布有加里東期、海西期和燕山期火山巖, 這些巖石經風化剝蝕可為盆地鈾成礦提供豐富的物源。

四方臺組是松遼盆地坳陷沉降萎縮階段的產物, 主要分布在盆地的中部, 即昌五?肇源?扶余以西, 巨寶?富拉爾基?鎮賚?白城以東, 沉積中心位于黑帝廟?乾安一帶, 盆地北部的地層厚度為200～400 m。四方臺組下部為磚紅色含細礫的砂、泥巖夾棕灰色、灰綠色砂巖和泥質粉砂巖, 呈正韻律層; 中部為灰白色、灰色細砂巖、粉砂巖、泥質粉砂巖與磚紅色、紫紅色泥巖互層; 上部以紅色、紫色泥巖為主, 夾少量灰白色、灰綠色粉砂巖或泥質粉砂巖(圖1b)。四方臺組與下伏嫩江組呈不整合接觸, 與上覆明水組呈平行不整合接觸, 沉積相為沖泛平原相?三角洲相?濱淺湖相序列, 以曲流河亞相和淺湖亞相為主。

2 樣品采集及分析方法

本次研究的中四方臺組砂巖和泥巖樣品均采自松遼盆地內部鉆井(圖1c), 從中篩選 20 件砂巖樣品進行巖相學及碎屑組分研究, 24件砂巖樣品和12件泥巖樣品進行巖石地球化學分析。取樣過程中, 盡量選擇風化蝕變及成巖作用弱的新鮮樣品, 以降低風化強度或成巖后生變化對元素再分配的影響。巖石地球化學樣品加工及測試均在核工業北京地質研究院實驗測試中心完成, 首先將樣品無污染粉碎至200目干燥后備用, 全巖主量元素在X射線熒光光譜儀(AXIOS)上測試, 微量元素與稀土元素在電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)上進行分析, 測試精度均優于5%。

3 分析結果

3.1 砂巖碎屑組成

碎屑巖組成統計采用點計數法(Dickinson, 1985), 每個薄片樣品統計的顆粒數不低于 350 個。統計內容為: 石英顆粒總數(Q), 包括單晶石英(Qm)與多晶石英(Qp); 長石顆粒總數(F), 包括斜長石(P)和鉀長石(K); 不穩定巖屑總數(L), 包括火成巖巖屑(Lv)與沉積巖或變質巖巖屑(Ls); 所有巖屑總數Lt=L+Qp。本文共獲得砂巖碎屑組分數據36組, 分析結果見表1。

長垣南端四方臺組巖性主要為淺灰綠色、淺灰色、紫紅色及褐紅色中細砂巖、泥質粉砂巖與粉砂質泥巖(圖2a～f)。砂巖以長石巖屑砂巖為主(圖2g～i), 碎屑顆粒平均含量為85%。砂巖中石英含量變化較大35%～63%, 平均46.4%, 以單晶石英為主(平均含量37.9%), 呈次棱角狀、次圓狀, 多晶石英含量較低, 主要為變質石英巖、燧石等硅質巖屑, 約占4%～19%, 單晶石英和多晶石英比例為3∶1～12∶1; 長石含量約占碎屑組分總量的16%～30%, 主要為鉀長石(條紋長石、微斜長石、正長石等)和斜長石, 呈板條狀或次棱角狀, 發育高嶺石化和絹云母化, 個別斜長石可見聚片雙晶紋; 巖屑含量較高, 平均含量為42.3%(24%～70%), 以變質巖和火成巖為主, 并見少量沉積巖巖屑, 變質巖屑以石英巖、板巖及少量片巖、千枚巖為主, 火成巖屑主要為火山噴發巖和花崗質侵入巖。Q/(Q+F+L)為0.30～0.33, 平均0.42; Qm/Q為0.60～0.92, 平均0.82, 表明碎屑顆粒石英較少, 且以單晶石英為主。砂巖粒徑范圍0.06～ 1.1 mm, 中細粒結構, 分選中等, 磨圓較差, 成分成熟度和結構成熟度中等, Q/(F+L)為0.72～1.21, 平均0.96。另外, 砂巖普遍含鈦鐵礦、石榴子石、鋯石、磁鐵礦、綠簾石為主的重礦物組合。上述特征表明四方臺組砂巖碎屑未經長距離搬運, 為近源沉積, 源區母巖類型以中酸性巖漿巖及變質巖為主。

圖1 松遼盆地構造分區圖(a;據張雷等, 2009)、四方臺組地層綜合柱狀圖(b)和取樣鉆孔平面位置圖(c)

表1 長垣南端四方臺組砂巖碎屑組分統計表

注: 石英端元Q=Qm+Qp, Qm為單晶石英, Qp為多晶石英; 長石端元F=F'+GRF, F' 為單顆粒長石, GRF為花崗質巖屑, L為巖屑; Lt = L+Qp。

(a) 褐紅色細巖; (b) 褐紅色粉砂巖; (c) 灰色泥巖夾粉砂巖, 發育水平層理; (d) 淺紅色細砂巖; (e) 淺灰色細砂巖, 發育炭質紋層; (f) 灰黑色泥巖夾灰色粉砂巖; (g) 綠灰色細砂巖; (h) 綠灰色細砂巖, 石英見波狀消光, 斜長石絹云母化; (i) 淺灰色細砂巖, 見細小鱗片狀黏土礦物填充粒間孔隙, 含硅質巖巖屑。

3.2 地球化學特征

3.2.1 主量元素

樣品主量元素含量及特征參數見表2。結果顯示, 砂巖中SiO2含量較高, 為60.42%～83.39%(平均74.72%), 表明砂巖中石英或富含SiO2礦物的含量較高; Al2O3含量次之, 介于8.20%～13.58%之間(平均為10.53%); Al2O3/SiO2值為0.10～0.20(平均0.14); K2O+Na2O含量較高, 為4.30%～5.63%, 且K2O/ Na2O值為0.93～1.52(平均1.08), 說明巖石中鉀長石與斜長石含量基本相等; TFe2O3+MgO含量較低, 為1.11%～4.40%(平均2.34%), 表明巖石中鐵鎂質成分較少; CaO 含量低, 多數介于0.73%～7.95%之間(樣品TT13YS2為13.4%, 平均2.08%), Al2O3/(CaO+Na2O)值較低, 為0.53～3.61(平均2.60); TiO2含量較低, 為0.14%～0.59%(平均0.28%); MnO、P2O5含量均較低, 平均為0.09%和0.05%。相比砂巖樣品, 泥巖中SiO2含量較低, 為60.73%～73.07%(平均64.67%); Al2O3含量較高, 為12.15%～14.99%(平均14.13%), 表明其含量與泥質沉積物的含量有關; K2O+Na2O含量與砂巖基本一致, 為4.77%～5.35%(平均5.09%); TFe2O3+MgO含量較高, 為3.55%～9.14%(平均6.63%), 表明泥巖中鐵鎂質源巖成分較砂巖多; CaO 含量較砂巖低, 為0.71%～4.18%(平均1.26%); TiO2含量較砂巖高, 為0.54%～0.71%(平均0.63%)。砂巖和泥巖主量元素組成可以看出四方臺組碎屑巖具有多物源特征。

從樣品主量元素相關性可以看出, SiO2含量與Al2O3、MgO、CaO、TFe2O3、Fe2O3、TiO2呈較顯著的負相關關系, 與CaO、MnO、FeO、K2O、Na2O、P2O5呈微弱的負相關關系(圖3), 說明SiO2主要賦存在碎屑物質中, 且隨著礦物成熟度的增加, 不穩定成分(長石和巖屑)逐漸降低。SiO2與MgO、CaO的負相關性表明碎屑巖中碳酸鹽為原生沉積(Gu et al., 2002)。Ti作為惰性元素, 其化學性質比較穩定, 風化后不易形成可容性絡合物, 樣品TiO2與TFe2O3、MgO、Al2O3相關性明顯, 反映陸源特征, 且TFe2O3、MgO、TiO2之間為顯著正相關關系, 表明物源區以巖漿巖為主。

表2 大慶長垣南端四方臺組碎屑巖主量元素分析結果(%)

注: “*”表示不含揮發份的含量, 表4同; TFe2O3=Fe2O3+1.11×FeO;1,2函數系數據Bhatia, 1983;3,4函數系數數據Roser and Korsch, 1988。

圖3 長垣南端四方臺組碎屑巖主量元素關系圖解

Fig.3 Major element plots of the clastic rocks of the Sifangtai Formation at the southern end of Changyuan trap

3.2.2 微量元素

樣品的微量元素含量及特征參數見表 3。結果顯示, 樣品微量元素含量總體均低于澳大利亞后太古代平均頁巖(PAAS)和上地殼(UCC)。在PASS標準化微量元素蛛網圖中, 砂巖中Sr、Ba、U元素相對富集, 其余元素普遍虧損(圖4a), 泥巖中Sr、Zn、Y、Ba、U元素相對富集, 其余元素普遍虧損(圖4b), 且砂巖虧損程度普遍大于泥巖。在UCC標準化微量元素蛛網圖中, 砂巖中Rb、Ba、U元素相對富集, 而Sr元素相對虧損(圖4c), 泥巖中Rb、Y、Pb、Nb元素及部分樣品的Zn、Ba、U元素相對富集, 其余元素均虧損(圖4d)。整體上, 四方臺組碎屑巖富集元素主要為親石元素Rb、Sr、Ba、Pb及高場元素U, 而親鐵鎂元素Sc、V、Cr、Co、Ni等及高場元素Th、Zr、Hf、Nb等均為虧損。U元素相對富集可能與研究區鈾礦化有關, 即后期地下水中U6+在還原條件下被還原成U4+而在碎屑巖中富集沉淀。親鐵鎂元素Sc、V、Cr、Co、Ni等顯著虧損, 呈現出偏酸性的趨勢, 反映碎屑巖物源區鐵鎂質源巖貢獻較少。

表3 大慶長垣南端四方臺組碎屑巖微量元素分析結果(×10?6)

注: 后太古代平均頁巖(PASS)據Taylor and Mclennan (1985); 上地殼(UCC)據Rudnick and Gao (2003)。

圖4 四方臺組碎屑巖PASS和UCC標準化微量元素蛛網圖

Fig.4 PASS and UCC normalized spider diagrams of the clastic rocks of the Sifangtai Formation

3.2.3 稀土元素

樣品稀土元素含量及特征比值見表4, 結果顯示: 砂巖稀土元素含量變化較大, ΣREE為66.6× 10?6～155×10?6(平均106×10?6), 低于后太古代平均頁巖(PAAS)和上地殼(UCC)稀土元素總量; (La/Yb)N值為9.72～15.32(平均12.72), LREE/HREE值范圍為9.00～12.87(平均10.65), 具明顯的輕稀土元素富集; (La/Sm)N值為3.81～5.04(平均4.49), (Gd/Yb)N值為1.48～2.65(平均1.85), 顯示輕稀土元素分餾作用較明顯, 重稀土元素分餾不明顯; δEu值為0.53～0.99(平均0.76), 呈中等Eu負異常; δCe值為0.80～1.03(平均0.92), Ce異常總體不明顯。從球粒隕石標準化稀土元素配分圖上看出, 砂巖樣品稀土元素特征基本相同, 均位于上地殼配分曲線之下, 且呈輕稀土元素富集, 重稀土元素平坦和中度Eu負異常(圖5a)。泥巖稀土元素含量較高, ΣREE為135×10?6～236×10?6(平均169×10?6), 明顯高于砂巖稀土元素總量, 但低于后太古代平均頁巖(PAAS)稀土元素總量, 高于上地殼(UCC)稀土元素總量; LREE/HREE值為7.71～10.84(平均9.24), (La/Yb)N值為7.97～13.73(平均9.94), (La/Sm)N值為3.68～4.79(平均4.17), (Gd/Yb)N值為1.10～2.02(平均1.58), δEu值為0.57～0.68(平均0.65), δCe值為0.92～0.97(平均0.94), 具輕稀土元素富集、重稀土元素平坦和顯著Eu負異常的特征, 與上地殼球粒隕石標準化曲線高度相似(圖5b)。

4 討 論

4.1 化學成分與風化作用

雖然源區母巖成分是控制沉積巖成分的重要因素, 但是風化作用強度與沉積再循環、沉積分選、成巖作用等對碎屑巖成分的影響也很大。因此, 在研究沉積物物源特征以前, 對上述因素進行分析評估。

4.1.1 成巖后生作用

成巖及其后生作用常造成碎屑巖主量元素出現異常。如鈣化造成CaO分布的離散(Gu, 1994), 熱液作用造成SiO2含量的突然升高(Kasanzu et al., 2008), Na+的流失造成K2O/Na2O 值的異常等。研究區四方臺組碎屑巖樣品中CaO、SiO2含量和K2O/Na2O值變化不大(表2), 主量元素與特征值相關性好, 與UCC相比沒有出現異常(圖6), 表明成巖及其后生作用對樣品成分并沒有顯著影響。

表4 大慶長垣南端四方臺組碎屑巖稀土元素分析結果(×10?6)

注: 后太古代平均頁巖(PASS)據Taylor and Mclennan (1985); 上地殼(UCC)據Rudnick and Gao (2003)。

圖5 四方臺組碎屑巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據Taylor and Mclennan, 1985)

Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of the clastic rocks of the Sifangtai Formation

圖6 四方臺組碎屑巖主量元素特征值分布圖

4.1.2 沉積分選與再循環

沉積分選及再循環可導致重礦物富集, 從而導致某些元素(如Zr)富集, 進而改變沉積物的成分(Mclennan et al., 1990)。陸源碎屑沉積物中Zr/Sc和Th/Sc值呈正相關關系反映了其物源區具有類似巖漿分異的成分變化趨勢。沉積巖Th/Sc值反映了物源區的平均比值, 而Zr/Sc值隨著沉積物的改造以及鋯石的富集而逐漸增加, 因此, Zr/Sc和Th/Sc值可以反映沉積物的成分變化、分選程度和重礦物的含量(Mclennan et al., 1993)。四方臺組砂巖Zr含量33.5×10?6～77.8×10?6(平均54.9×10?6), 泥巖Zr含量71.3×10?6～142×10?6(平均109×10?6), 均低于上地殼平均值(193×10?6)。在Th/Sc-Zr/Sc圖解中(圖7), 樣品點呈現出與成分變化演化線(BFG)相似趨勢, 表明樣品成分主要受源區巖石成分控制, 沉積分選和再循環作用影響不大, 為近源沉積, 分選較差。

4.1.3 風化作用

源區母巖中的不穩定元素氧化物(CaO、Na2O、K2O、MgO)和相對穩定元素氧化物(Al2O3、ZrO2、TiO2)在風化作用或成巖過程中含量會發生明顯的變化, 元素的丟失程度取決于化學風化強度(Condie et al., 1992)。Nesbitt and Young (1982)提出利用化學蝕變指數(CIA)來定量評價巖石遭受的化學風化強度。其中CIA=100×[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)], 式中CaO*僅指硅酸鹽礦物中的CaO摩爾百分含量。對于CaO*的計算和校正, McLennan (1993)提出利用 P2O5含量除去磷灰石中的 CaO, 本文采用計算方法: CaO**=CaO?10/3×P2O5(摩爾量), 再計算CaO**/ Na2O的摩爾比值, 若CaO**/Na2O≥1, 則以Na2O的摩爾含量來代替CaO*; 若CaO**/Na2O<1, 則以CaO**摩爾含量來代替CaO*。化學風化越強烈, CIA值就越大, 當 CIA=50～65, 反映寒冷、干燥的氣候條件下低等風化程度; CIA=65～80, 反映溫暖、濕潤條件下中等風化程度; 而 CIA=80～100, 則反映炎熱、潮濕條件強烈的化學風化程度。另外, Cox et al. (1995)也提出用成分變異指數(ICV)估計碎屑巖的原始成分變化程度, 來判斷碎屑巖是代表第一次沉積的沉積物還是源于再循環的沉積物或沉積物經歷強烈風化作用。其中ICV=(Fe2O3+K2O+N2O+CaO*+ MgO+MnO+TiO2)/A12O3, 式中CaO*仍指硅酸巖中的CaO摩爾百分含量。當ICV>1, 表明它們含有很少的黏土礦物, 反映細屑巖在活動的構造帶首次沉積; ICV<1, 表明沉積物質經歷了再循環或是經歷了強烈的化學風化作用。計算獲得的CIA值及ICV值見表2, 結果顯示, 四方臺組砂巖CIA值為46.72～ 60.35(平均53.76), ICV值為0.99～1.39(平均1.12), 泥巖CIA值為53.84～64.69(平均61.86), ICV值為1.02～1.35(平均1.11); 全部樣品CIA值平均56.54, ICV值平均1.12, 表明巖石中含有較少的黏土礦物, 物源主要為構造帶首次沉積, 沒有經歷沉積再循環, 同時也暗示四方臺組碎屑巖經歷干燥氣候條件下較低的化學風化作用。

B. 玄武巖; F. 長英質巖石; G. 花崗巖。

A-CN-K三角圖解不僅能直觀地反映出沉積物的風化趨勢和風化程度, 而且能夠判別碎屑源巖成分(Fedo et al. 1995)。斜長石?鉀長石風化形成黏土礦物過程應該沿著平行A-CN一側變化, 即巖石如果沒有發生鉀交代作用, 那么風化作用將沿著A-CN的方向進行(圖8中虛箭頭線)。根據砂巖化學組分變化趨勢, 還可以推斷發生風化作用以前的斜長石/鉀長石比率。在A-CN-K圖解中(圖8), 四方臺組碎屑巖呈現出與A-CN邊界近于平行的趨勢, 表明風化過程是巖石主要的成分控制因素, 而沉積期后成巖作用或者變質作用對巖石化學成分影響較小。另外在A-CN-K圖解中, 樣品風化趨勢線與斜長石和鉀長石的連線交點反映了碎屑源巖斜長石含量比鉀長含量石高, 可能代表物源區母巖具有花崗閃長巖和花崗巖的特征, 且更接近花崗閃長巖端元組分。

綜上, 四方臺組碎屑巖主要為近源沉積物, 地球化學成分主要受物源區母巖控制, 沉積和成巖?后生作用對物源的元素地球化學示蹤影響不大, 適宜于作為物源研究的對象。

圖8 四方臺組碎屑巖A-CN-K圖解(據Fedo et al., 1995修改)

4.2 沉積構造背景

4.2.1 砂巖碎屑成分與物源區大地構造性質

Dickinson等通過對世界上近百個已確定區域構造環境的現代海相和陸相砂巖組分的統計、對比和判別分析, 提出Qt-F-L和Qm-F-Lt判別圖解, 為判斷物源區和沉積盆地構造環境提供了一種重要的途徑(Dickinson and Suczek, 1979; Dickinson and Valloni, 1980)。在Qt-F-L 圖解中, 四方臺組砂巖樣品均落入再旋回造山區和巖漿弧物源區(圖9a); 在Qm-F-Lt圖解中, 四方臺組砂巖主體落入再旋回造山區和混合物源區, 少部分落入巖漿弧物源區(圖9b), 表明四方臺組砂巖物源成分混雜, 主要來自再旋回造山帶和巖漿弧物源區。再旋回造山帶物源區可分為3 種: ①板塊俯沖帶的混雜巖物源區, 由已有構造形變的蛇綠巖和大洋中其他物質所組成; ②碰撞造山帶物源區, 即兩個板塊相接合的地區, 大部分由沉積、沉積變質的推覆體和沖斷巖席所組成; ③前陸隆起物源區, 為前陸褶皺?沖斷帶(巖石類型為沉積巖序列)所形成的高地, 被侵蝕后產生的碎屑可直接流入相鄰的前陸盆地內(Dickinson and Suczek, 1979)。碎屑成分統計表明, 四方臺組砂巖巖屑顆粒總含量較高, 巖屑以變質巖和火成巖為主, 變質巖巖屑為石英巖、板巖及少量片巖和千枚巖, 而火成巖巖屑中見火山噴發巖和隱晶巖, 這些特征均指示物源區主要為碰撞造山帶物源區。巖漿弧區則代表了源區存在巖漿活動, 發育火山巖和侵入巖。

4.2.2 主量元素與源區構造背景

Bhatia (1983)將大陸邊緣和大洋盆地劃分為大洋島弧、大陸島弧、活動大陸邊緣和被動大陸邊緣4種構造類型, 提出了判別沉積盆地構造環境的主量元素地球化學參數, 并建立了主量元素多變量構造環境判別函數圖解和雙變量圖解, 其中最具判別意義的參數包括TFe2O3+MgO、TiO2、Al2O3/SiO2、K2O/Na2O及Al2O3/(CaO+Na2O)值等。在主量元素多變量構造環境判別函數圖解中, 砂巖樣品分布于大陸島弧、活動大陸邊緣和被動大陸邊緣, 以大陸島弧為主, 但活動大陸邊緣的樣品非常集中, 泥巖樣品主要分布于被動大陸邊緣(圖10a)。與Bhatia提出的參數相比(表5), 四方臺組砂巖(TFe2O3+MgO)*: 1.11%～4.40%, 平均2.34%; TiO2*: 0.14%～0.63%, 平均0.29%; Al2O3/SiO2: 0.10～0.20, 平均0.14; K2O/Na2O: 0.93～1.52, 平均1.08, 總體接近活動大陸邊緣的特征值, 而泥巖樣品各類特征值更接近大陸島弧。在Al2O3/SiO2-(TFe2O3+MgO)圖解中, 砂巖樣品落入活動大陸邊緣及被動大陸邊緣上方, 泥巖樣品主要落入大陸島弧區(圖10b); 在TiO2-(TFe2O3+MgO)圖解中, 砂巖樣品主要落入活動大陸邊緣和被動大陸邊緣相交線附近, 但以活動大陸邊緣為主, 泥巖樣品主體落入大陸島弧區(圖10c)。

Kumon and Kiminami (1994)提出了一種Al2O3/ SiO2-(TFe2O3+MgO)/(SiO2+K2O+Na2O)圖解, 用以區分不成熟島弧、進化島弧和成熟巖漿弧, 其中Al2O3/SiO2大致代表長石與石英的比例, (TFe2O3+ MgO)/(SiO2+K2O+Na2O)則代表相對基性組分與長英質組分的比率。在該圖解中, 砂巖樣品除個別樣品外全部分布于成熟巖漿弧區, 而泥巖樣品主體位于進化島弧區(圖10d)。其中Kumon and Kiminami (1994)所定義的成熟巖漿弧和進化島弧分別相當于Bhatia (1983)和Bhatia and Crook (1986)的活動大陸邊緣和大陸島弧, 因此圖10d總體顯示出活動大陸邊緣和大陸島弧構造環境。

圖9 四方臺組碎屑巖Qt-F-L(a)和Qm-F-Lt(b)判別圖解(據Dickinson and Valloni, 1983修改)

PM. 被動大陸邊緣; ACM. 主動大陸邊緣; CIA. 大陸島弧; OIA. 大洋島弧。

表5 長垣南端四方臺組碎屑巖與不同構造環境下雜砂巖的化學組成對比表

續表5:

注:為樣品數; 稀土球粒隕石標準化參數據Taylor and Mclennan (1985); 不同構造環境雜砂巖數據據Bhatia (1983); Bhatia and Crook (1986)。*表示不含揮發分的含量。

4.2.3 微量、稀土元素與源區構造背景

由于Sc、Th、Zr 等微量元素和REE化學性質穩定, 且在沉積介質中停留時間短, 受風化、搬運和成巖等后期改造作用的影響較小, 因此可以作為判定物源區構造背景的一種有效手段(Taylor and McLennan, 1985, 1995)。從表5中具判別意義的特征元素及其比值參數中可以看出, 四方臺組樣品的Th、Zr、Hf含量與大洋島弧雜砂巖相似; Rb、Sr含量和Ba/Rb、Ni/Co值與大陸島弧雜砂巖相似; Ba、Cr含量和Zr/Hf、Zr/Th、Th/Sc、Cr/Ni、Sc/Ni、Sc/Cr值與活動大陸邊緣雜砂巖相似; 而Sc、V、Co、Ni、Zn含量和La/Sc值與被動大陸邊緣雜砂巖相似。Bhatia and Crook (1986)提出了最具構造判別意義的La-Th-Sc、Th-Co-Zr/10和Th-Sc-Zr/10三角圖解, 在La-Th-Sc判別圖解中, 砂巖樣品落入大陸邊緣弧及其與大陸島弧的夾角區域, 且更靠近大陸邊緣弧一側, 泥巖樣品除1個樣品落入大陸邊緣區外, 其余樣品均落入大陸島弧區(圖11a); 在Th-Sc-Zr/10判別圖中, 樣品主要落入大陸島弧和活動大陸邊緣及外圍(圖11b); 在Th-Co-Zr/10圖解中, 樣品也主要落入大陸島弧和活動大陸邊緣及外圍(圖11c); 顯示四方臺組沉積時源區的構造背景主要為活動大陸邊緣和大陸島弧。

Bhatia (1985)對已知構造背景雜砂巖、泥巖的地球化學特征參數進行總結, 確定了不同構造環境下稀土元素及特征參數值(表5)。四方臺組樣品稀土元素平均值與之對比表明, La、Ce、∑REE含量具有大陸島弧特征, LREE/HREE值與活動大陸邊緣最接近, La/Yb、(La/Yb)N值與被動大陸邊緣接近, 表明四方臺組碎屑巖源區具大陸島弧或大陸邊緣構造背景屬性。

A. 大洋島弧; B. 大陸島弧; C. 活動大陸邊緣; D. 被動大陸邊緣。

4.3 物源特征

4.3.1 主量元素與物源

Roser and Korsch (1988)根據砂巖和泥巖主量元素判別函數4-3, 將碎屑巖源巖劃分為4 個主要物源區: ①鎂鐵質的和少量中性火成巖源區, 具有不成熟的海洋島弧性質; ②中性火成巖源區, 砂巖中火山碎屑主要是安山巖, 屬于成熟的巖漿弧和不成熟的大陸邊緣巖漿弧; ③長英質火成巖源區(火山巖和侵入巖), 屬于成熟的大陸邊緣弧和大陸轉換邊緣(拉分盆地), 主動的并且是被切割的大陸巖漿弧; ④被動大陸邊緣、克拉通內部沉積盆地和再循環的造山帶, 屬于成熟的大陸源區, 石英含量達80%以上, 源區屬于深度風化的花崗巖?片麻巖地質體, 或者古老的沉積體。從4-3圖解顯示, 砂巖樣品主體落入長英質火成巖源區, 少量落入富含石英質沉積巖物源區, 泥巖樣品全部落入富含石英質沉積巖物源區(圖12), 表明四方臺組碎屑巖主要來自成熟的大陸邊緣弧和大陸轉換邊緣以及再循環造山帶, 源區屬長英質火成巖(火山巖和侵入巖)和富含石英質沉積巖。

4.3.2 微量、稀土元素與物源

微量元素Th、Sc、Zr、Co等因其不易溶解、不易被風化搬運等性質, 可較好的反映源區的地球化學特征, 且其相關的Co/Th, La/Sc以及Th/Sc, Th/Sc值對于源區特征也具有指示意義(Taylor and Mclennan, 1985; Bhatia and Crook, 1986)。鎂鐵質組分會導致碎屑沉積物中Sc、V和Co等含量升高, 而長英質則會引起La和Th等含量增加。與上地殼相比四方臺組砂巖Sc、V和Co含量明顯偏低, 且呈弱虧損的Th與富集的La含量(表3), La/Sc、Th/Sc、Th/Co平均值分別為: 5.35、1.38與1.22, 均大于上地殼比值, 不具有沉積再旋回特征, 表明源巖更可能是長英質巖石。Floyd and Leveridge (1987)利用La/Th-Hf圖解對不同構造環境沉積物物源區進行判別, 若沉積巖樣品中La/Th值較低(<5.0), 表明沉積物主要來源于酸性物質; 如果La/Th值>5.0且逐步增大, 則沉積物與中酸性?中性?基性物質為主; 如果Hf含量較高, 則表明沉積物中有大量的古老沉積組分加入。四方臺組樣品La/Th值介于2.50～6.19之間(5個樣品大于5.0), 平均3.96, Hf含量較低(1.22～4.16, 平均2.27), 砂巖樣品主要落入長英質物源與安山巖島弧物源過渡區域, 部分砂巖樣品落入安山巖島弧物源區, 泥巖樣品落入長英質物源區及長英質/基性巖混合物源區(圖13a), 全部樣品顯示具有長英質物源區向安山巖島弧物源區過渡的趨勢, 但更靠近長英質物源區, 表明物源主要來自長英質巖石, 但存在中酸性或基性火山巖的混入。在Co/Th-La/Sc中, 樣品呈現出低且穩定的Co/Th值(Co/Th=0.22～1.41, 平均值 0.82), La/Sc 值變化較大(La/Sc=2.39～11.39, 平均值5.35), 樣品主要位于長英質火山巖?花崗巖閃長巖?花崗巖之間, 更集中在長英質火山巖一側(圖13b), 指示四方臺組碎屑巖源巖主要長英質火山巖及花崗閃長巖為主。

圖12 四方臺組碎屑巖F4-F3圖解(據Roser and Korsch, 1988)

稀土元素(REE)具有相對穩定的特性, 淺變質和輕微成巖作用對原巖稀土元素的改造作用相對較弱, 源區巖石REE特征能夠很好地保存在沉積物中,因此可以利用REE進行物源分析和沉積環境解釋。δEu異常可以反映體系內的地球化學狀態, 并可作為鑒別物質來源的重要參數, 如花崗巖、長英質變質巖以及來自大陸源區的沉積巖等Eu多顯示為負異常, 沉積巖中的稀土元素配分模式通常反映其源巖的稀土元素特征。前文分析表明, 四方臺組碎屑巖稀土元素具有與上地殼相似的配分型式, 砂巖樣品的δEu值為0.53～0.99,平均0.76, 泥巖樣品的δEu值為0.57～0.68, 平均0.65, 均顯示負異常, 記錄了源巖具Eu虧損, 表明沉積物主要來源于上地殼, 源巖以花崗巖和長英質變質巖為主。另外, 在La/Yb-∑REE判別圖解中, 大部分樣品都落入花崗巖與沉積巖交匯區, 部分樣品落入沉積巖區(圖14), 暗示物源為沉積巖?花崗巖。

4.3.3 物源分析

松遼盆地處于古亞洲洋構造域與古太平洋構造域的疊合交切部位, 盆地由額爾古納地塊、興安地塊、松嫩地塊、布列亞?佳木斯?興凱地塊等多個塊體拼合而成, 其主體位于松嫩地塊之上。早古生代, 受古亞洲洋俯沖消減作用影響, 額爾古納地塊、松嫩地塊、興安地塊和佳木斯地塊逐漸拼合, 形成統一的興蒙微板塊; 二疊紀末?中三疊世, 興蒙微板塊南緣與華北克拉通碰撞拼合, 標志著古亞洲洋演化的結束, 盆地進入以古太平洋板塊俯沖作用為主的演化階段(葛榮峰等, 2010; Yang et al., 2015)。180～145 Ma期間, 太平洋板塊朝N-NNW向運動; 145～90 Ma, 轉為NNW向俯沖; 85 Ma后, 轉為正西向俯沖(Stepashko, 2006)。這種長期快速的俯沖使大洋巖石圈下插到大陸之下很遠, 在東北亞陸緣形成NE向寬闊的火山巖帶、左旋走滑斷層及弧后盆地(劉德來和陳發景, 1996; 李娟和舒良樹, 2002; 葛榮峰等, 2010)。從構造演化看, 松遼盆地周緣主體處于活動碰撞造山帶區, 古老的沉積體較少。泥巖樣品所反映的富含石英質沉積巖源區主要是在沉積穩定階段, 源區風化剝蝕不斷增強, 深度風化的花崗巖?片麻巖碎屑物質進入盆地沉積的反映。因此, 四方臺組碎屑巖源巖較復雜, 主要為長英質火山巖, 并混有中酸性或基性火山巖及部分變質巖。

松遼盆地自晚白堊世早期泉頭組沉積期進入熱降坳陷階段, 形成統一的大型坳陷盆地; 四方臺組沉積期開始(約73 Ma), 盆地進入構造反轉萎縮階段, 形成大慶長垣等巨大的反轉構造(胡望水等, 2005; 葛榮峰等, 2010), 盆地整體抬升, 其中東部隆升較強, 致使湖泊中心向西遷移, 且東部地區暴露地表, 遭受剝蝕, 并成為物源供給區之一。肖鵬等(2018)研究顯示, 長垣南端四方臺組地層碎屑鋯石年齡存在80～105 Ma、175～240 Ma及1.8 Ga三組年齡峰值, 這些年齡峰值與張廣才嶺、吉黑東部及盆地東南部地區巖漿活動年齡相吻合, 由此認為長垣南端四方臺組沉積碎屑可能來源于張廣才嶺、吉黑東部及盆地東南部地區。事實上, 松遼盆地東部的張廣才嶺及盆地東南部的吉林?延吉一帶發育一套復雜的構造混雜巖(邵濟安等, 2013; 周建波等, 2013), 區域上分布大量太古宙?元古宙中高級變質巖, 古生代以來受太平洋板塊俯沖, 發生大規模褶皺造山, 并伴隨有強烈的巖漿侵入和火山噴發活動, 形成大面積的印支期、燕山期的花崗巖以及侏羅紀?白堊紀的火山巖(許文良等, 2013)。因此, 綜合研究認為, 長垣南端四方臺組沉積碎屑物源主要來自張廣才嶺和吉黑東部, 源巖以顯生宙中酸性花崗巖和火山巖為主, 并混有變質巖。

圖13 四方臺組碎屑巖物源判別圖解(a據Floyd and Leveridge, 1987; b據Gu et al., 2002)

圖14 四方臺組碎屑巖物源判別圖解(據Allègre and Minster, 1978)

5 結 論

(1) 松遼盆地長垣南端四方臺組以中細粒碎屑巖為主, 砂巖類型以長石巖屑砂巖為主, 結構成熟度和成分成熟度中等。砂巖中石英平均含量42.10%, 長石20.07%, 巖屑37.83%, Q/(F+L)平均值為0.80, 巖屑以變質巖和火成巖為主, 并發育少量的沉積巖巖屑, 具有鈦鐵礦、石榴子石、鋯石、磁鐵礦、綠簾石等重礦物組合。

(2)長垣南端四方臺組碎屑巖具有較高的Si含量和較低的Fe、Mg 含量; 富集親石元素Rb、Sr、Ba、Pb及高場元素U, 虧損親鐵鎂元素Sc、V、Cr、Co、Ni等及高場元素Th、Zr、Hf、Nb; 稀土元素含量變化較大, ΣREE 介于66.6×10?6～236×10?6之間, 輕稀土元素明顯富集, 重稀土元素分餾不明顯, Eu為中等負異常, 球粒隕石標準化稀土元素配分曲線與上地殼相似。

(3) 長垣南端四方臺組碎屑巖化學蝕變指數CIA值為46.72～64.49, 平均56.54, 成分變異指數ICV為0.99～1.39, 平均1.12, 指示經歷了較低的化學風化作用, 物源主要為構造帶首次沉積, 不具備沉積再循環特征, 沉積和成巖?后生作用對物源的元素地球化學示蹤影響不大。

(4) 構造判別圖解表明長垣南端四方臺組物源區構造背景為活動大陸邊緣和大陸島弧, 物源巖石主要為長英質火山巖, 并混有中酸性或基性火山巖。結合區域構造演化, 認為其物源主要來自張廣才嶺和吉黑東部, 源巖以顯生宙中酸性花崗巖和火山巖為主, 并混有變質巖。

吉林大學溫泉波副教授和另一位匿名審稿專家對本文提出了寶貴修改意見, 在此表示衷心感謝!

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Geochemical Characteristics of Clastic Rocks and Their Constrains on Source and Tectonic Background of the Sifangtai Formation at the Southern End of the Changyuan, Songliao Basin

TANG Chao1, 2, WEI Jialin1, 2, CHEN Lulu1, 2, XU Zenglian1, 2, XIAO Peng1, 2and LIU Huajian1, 2

(1. Tianjin center, China Geological Survey, Tianjin 300170, China; 2. Key Laboratory of Uranium Geology, China Geological Survey, Tianjin 300170, China)

By analyzing the petrological and geochemical characteristics of the clastic rocks of the Sifangtai Formation in the south end of the Changyuan trap in the Songliao Basin, the compositional characteristics and the tectonic background of the provenance area of the Sifangtai clastic rocks in the study area were discussed. The Sifangtai Formation sandstone consists mainly of feldspar sandstone with medium structure and composition maturity. The detrital particles are relatively low in quartz (Q), rich in debris (L) and feldspar (F). The average contents of quartz, debris and feldspar are 42.10%, 37.83%, and 20.07% respectively, and the average Q/(F+L) ratio is 0.80. The heavy mineral assemblage including garnet, zircon, magnetite, and epidote indicates that the source rocks are mainly acidic magmatic and metamorphic rocks. Dickinson discriminant diagram indicates that the sandstone mainly derived from recirculation orogenic belt and magmatic arc. Clastic rocks of the Sifangtai Formation have high Si content and low Fe and Mg contents. The rocks have SiO2contents of 60.42%–83.39%, low K2O/Na2O ratios (0.91–1.52) and (TFe2O3+MgO) values (1.11%–9.14%), and are characterized by high Rb, Sr, Ba, Pb, and U, low Sc, V, Cr, Co, Ni and Th, Zr, Hf, and Nb, with ΣREE of 66.6×10?6to 236×10?6. The clastic rocks have chondrite normalized REE patterns resemble that of the upper crust, showing light rare earth enrichment, flat heavy rare earth, and medium negative Eu anomalies. The chemical alteration index CIA is 46.72–64.49, with an average of 56.54, and the component variation index ICV is 0.99–1.39, with an average of 1.12, indicating that the provenance area of the clastic rocks experienced weak weathering. The provenance is mainly the first deposition in the structural zone without sedimentary recycling characteristics. Tectonic environment discrimination diagrams and characteristic ratios of major elements and trace elements show that the tectonic environment of the Sifangtai Formation is active continental margin and continental island arc. The discrimination diagrams show that the source rocks are mainly felsic volcanic rocks, mixed with medium acid or basic volcanic rocks. Based on the regional tectonic evolution, it is believed that the clastic materials of the Sifangtai Formation at the southern end of the Changyuan trap mainly came from the Mesozoic granites, volcanic and metamorphic rocks developed in the tectonic mixed zone of Zhangguangcailing and Eastern Jihei.

clastic rock; geochemistry; provenance area; tectonic background; Sifangtai Formation; southern end of Changyuan; Songliao Basin

2020-04-15;

2020-08-24

中國地質調查局項目(DD20190121)和國家重點研發計劃重點專項項目(2018YFC0604200)聯合資助。

湯超(1982–), 男, 碩士, 高級工程師, 從事礦床地球化學方面研究。Email: tjtangchao@163.com

P588.21

A

1001-1552(2021)05-0892-021

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.005