松辽盆地长垣南端四方台组碎屑岩地球化学特征及其对物源与构造背景的制约

汤 超, 魏佳林, 陈路路, 徐增连, 肖 鹏, 刘华健

松辽盆地长垣南端四方台组碎屑岩地球化学特征及其对物源与构造背景的制约

汤 超1, 2, 魏佳林1, 2, 陈路路1, 2, 徐增连1, 2, 肖 鹏1, 2, 刘华健1, 2

(1.中国地质调查局 天津地质调查中心, 天津 300170; 2.中国地质调查局 铀矿地质重点实验室, 天津 300170)

通过对松辽盆地长垣南端四方台组碎屑岩岩石学和地球化学特征的分析, 揭示了研究区四方台组碎屑岩的物质组分特征及其物源区的大地构造背景。四方台组砂岩以长石岩屑砂岩为主, 结构成熟度和成分成熟度中等。碎屑颗粒相对贫石英(Q)、富岩屑(L)和长石(F), 平均值分别为42.10%、37.83%和20.07%, Q/(F+L)平均值为0.80, 具有钛铁矿、石榴子石、锆石、磁铁矿、绿帘石等重矿物组合, 指示源岩以中酸性岩浆岩及变质岩为主。Dickinson判别图解表明物源主要来自再旋回造山带和岩浆弧物源区。四方台组碎屑岩具有较高的Si含量和较低的Fe、Mg含量, SiO2为60.42%～83.39%, K2O/Na2O值较低(0.91～1.52), (TFe2O3+MgO)为1.11%～9.14%; 富集亲石元素Rb、Sr、Ba、Pb及高场元素U, 亏损亲铁镁元素Sc、V、Cr、Co、Ni等及高场元素Th、Zr、Hf、Nb; ΣREE介于66.6×10−6～236×10−6之间, 球粒陨石标准化稀土元素配分曲线与上地壳相似, 呈现轻稀土元素富集, 重稀土元素平坦, 中等Eu负异常。碎屑岩化学蚀变指数CIA为46.72～64.49, 平均56.54, 成分变异指数ICV为0.99～1.39, 平均1.12, 表明物源区经历了较弱的风化作用, 物源主要为构造带首次沉积, 不具备沉积再循环特征。碎屑岩主量、微量元素、稀土元素构造环境判别图解及特征比值分析表明, 四方台组沉积时源区构造环境为活动大陆边缘和大陆岛弧; 源岩属性判别图解表明, 源岩主要为长英质火山岩, 并混有中酸性或基性火山岩。结合区域构造演化, 认为长垣南端四方台组物源主要来自张广才岭和吉黑东部构造混杂岩带发育的显生宙中酸性花岗岩、火山岩和变质岩。

碎屑岩; 地球化学; 物源区; 构造背景; 四方台组; 长垣南端; 松辽盆地

0 引 言

碎屑沉积岩是物源区岩石经各种地质作用(如风化、搬运、沉积及成岩作用等)再改造而形成的, 其客观记录了形成过程中的各种地质营力和形成环境。因此, 碎屑岩组成及地球化学特征不仅可以揭示物源区性质、构造环境及沉积盆地构造属性和演化历史, 而且可为盆山耦合关系研究提供依据(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, 对于碎屑沉积岩地球化学研究主要是利用一些特征元素含量、比值、多变量判别图与判别方程来指示物源区性质和构造背景(Bhatia, 1983; Bhatia and Crook, 1986; Roser and Korsch, 1986; McLennan and Tayler, 1991; Cullers, 2000; Armstrong-Altrin et al., 2004; 杨江海等, 2007)。尽管砂岩在沉积过程中存在改造作用, 会发生一些化学成分的迁移和溶解交代, 但其总的地球化学成分变化不大, 主要还是受物源区控制(邵磊等, 2000)。近年来, 国内利用碎屑岩组分和地球化学特征判别岩石大地构造背景及物源区性质等方面取得了显著成果, 为认识盆地演化提供了新的依据(陈翠华等, 2003; 葛玉魁等, 2012; 田洋等, 2015; 王丛山等, 2016; 刘彬和王学求, 2018; 单芝波, 2019; 司庆红等, 2021)。

松辽盆地是一个具多沉积旋回的中新生代断‒坳型大型陆相盆地, 也是我国重要的油气资源基地, 为中亚砂岩型铀矿巨型成矿带的东延伸段。随着松辽盆地北部中国白垩纪大陆科学钻探松科1井、松科2井的实施(高有峰等, 2008, 2009; 王璞珺等, 2017)及“油田资料二次开发”技术方法的利用, 在该区四方台组中发现了大量铀矿化(汤超等, 2018), 因此松辽盆地的研究引起了很多生产和科研单位的关注。前期研究主要集中在白垩纪地层层序结构与古气候特征(韩建辉等, 2009; 张雷等, 2009; 徐增连等, 2018；徐增连等, 2021)、四方台组沉积微相与沉积环境演化(程日辉等, 2009; 王国栋等, 2011)、含铀层位矿化特征及铀矿物赋存状态(汤超等, 2017)等方面。对于四方台组物源方向和母岩性质的研究, 肖鹏等(2018)通过构造分析、砂体展布特征及重矿物分析等手段, 认为大庆长垣南端四方台组物源主要来自张广才岭、吉黑东部及盆地东南部地区, 但尚缺乏精确的地球化学证据予以支持。本文在前人研究的基础上, 综合碎屑岩颗粒组成及地球化学特征, 对松辽盆地长垣南端四方台组碎屑岩风化程度、物源及构造背景进行系统探讨, 为松辽盆地北部构造沉积演化及铀矿床铀源评价等提供依据。

1 地质背景

松辽盆地位于中国东北部, 是由大小兴安岭、张广才岭环绕的一个大型沉积盆地, 跨越黑龙江、吉林、辽宁三省, 面积约2.6×105km2。根据基底性质、断裂特征及区域地层分布, 可分为西部斜坡区、中央凹陷区、北部倾没区、东北隆起区、东南隆起区、西南隆起区6个一级构造单元和49个二级构造单元。研究区位于中央坳陷内二级正向构造单元大庆长垣南端, 东邻三肇凹陷和朝阳沟阶地, 西接齐家‒古龙凹陷(图1a、c)。盆地基底主要由中深变质岩、浅变质岩和花岗岩组成。中深变质岩系主体沿盆地长轴方向呈带状展布, 岩性主要为片麻岩、花岗片麻岩、片岩和变质砂岩等; 浅变质岩系分布在中深变质岩系两侧, 以板岩、变质砂岩为主; 花岗岩侵入体主要分布在盆地北部。上述基底岩石类型在盆地边缘均有出露, 其很大程度上控制了盆地内中生代沉积岩的组成和分布。盆地沉积盖层主要由侏罗系、白垩系、古近系、新近系和第四系组成, 包括有上侏罗统火石岭组, 下白垩统沙河子组、营城组、登娄库组、泉头组, 上白垩统青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组, 古近系依安组、新近系大安组、泰康组及第四系; 其中, 白垩系发育齐全, 厚度最大。松辽盆地周边广泛分布有加里东期、海西期和燕山期火山岩, 这些岩石经风化剥蚀可为盆地铀成矿提供丰富的物源。

四方台组是松辽盆地坳陷沉降萎缩阶段的产物, 主要分布在盆地的中部, 即昌五‒肇源‒扶余以西, 巨宝‒富拉尔基‒镇赉‒白城以东, 沉积中心位于黑帝庙‒乾安一带, 盆地北部的地层厚度为200～400 m。四方台组下部为砖红色含细砾的砂、泥岩夹棕灰色、灰绿色砂岩和泥质粉砂岩, 呈正韵律层; 中部为灰白色、灰色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩与砖红色、紫红色泥岩互层; 上部以红色、紫色泥岩为主, 夹少量灰白色、灰绿色粉砂岩或泥质粉砂岩(图1b)。四方台组与下伏嫩江组呈不整合接触, 与上覆明水组呈平行不整合接触, 沉积相为冲泛平原相‒三角洲相‒滨浅湖相序列, 以曲流河亚相和浅湖亚相为主。

2 样品采集及分析方法

本次研究的中四方台组砂岩和泥岩样品均采自松辽盆地内部钻井(图1c), 从中筛选 20 件砂岩样品进行岩相学及碎屑组分研究, 24件砂岩样品和12件泥岩样品进行岩石地球化学分析。取样过程中, 尽量选择风化蚀变及成岩作用弱的新鲜样品, 以降低风化强度或成岩后生变化对元素再分配的影响。岩石地球化学样品加工及测试均在核工业北京地质研究院实验测试中心完成, 首先将样品无污染粉碎至200目干燥后备用, 全岩主量元素在X射线荧光光谱仪(AXIOS)上测试, 微量元素与稀土元素在电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)上进行分析, 测试精度均优于5%。

3 分析结果

3.1 砂岩碎屑组成

碎屑岩组成统计采用点计数法(Dickinson, 1985), 每个薄片样品统计的颗粒数不低于 350 个。统计内容为: 石英颗粒总数(Q), 包括单晶石英(Qm)与多晶石英(Qp); 长石颗粒总数(F), 包括斜长石(P)和钾长石(K); 不稳定岩屑总数(L), 包括火成岩岩屑(Lv)与沉积岩或变质岩岩屑(Ls); 所有岩屑总数Lt=L+Qp。本文共获得砂岩碎屑组分数据36组, 分析结果见表1。

长垣南端四方台组岩性主要为浅灰绿色、浅灰色、紫红色及褐红色中细砂岩、泥质粉砂岩与粉砂质泥岩(图2a～f)。砂岩以长石岩屑砂岩为主(图2g～i), 碎屑颗粒平均含量为85%。砂岩中石英含量变化较大35%～63%, 平均46.4%, 以单晶石英为主(平均含量37.9%), 呈次棱角状、次圆状, 多晶石英含量较低, 主要为变质石英岩、燧石等硅质岩屑, 约占4%～19%, 单晶石英和多晶石英比例为3∶1～12∶1; 长石含量约占碎屑组分总量的16%～30%, 主要为钾长石(条纹长石、微斜长石、正长石等)和斜长石, 呈板条状或次棱角状, 发育高岭石化和绢云母化, 个别斜长石可见聚片双晶纹; 岩屑含量较高, 平均含量为42.3%(24%～70%), 以变质岩和火成岩为主, 并见少量沉积岩岩屑, 变质岩屑以石英岩、板岩及少量片岩、千枚岩为主, 火成岩屑主要为火山喷发岩和花岗质侵入岩。Q/(Q+F+L)为0.30～0.33, 平均0.42; Qm/Q为0.60～0.92, 平均0.82, 表明碎屑颗粒石英较少, 且以单晶石英为主。砂岩粒径范围0.06～ 1.1 mm, 中细粒结构, 分选中等, 磨圆较差, 成分成熟度和结构成熟度中等, Q/(F+L)为0.72～1.21, 平均0.96。另外, 砂岩普遍含钛铁矿、石榴子石、锆石、磁铁矿、绿帘石为主的重矿物组合。上述特征表明四方台组砂岩碎屑未经长距离搬运, 为近源沉积, 源区母岩类型以中酸性岩浆岩及变质岩为主。

图1 松辽盆地构造分区图(a;据张雷等, 2009)、四方台组地层综合柱状图(b)和取样钻孔平面位置图(c)

表1 长垣南端四方台组砂岩碎屑组分统计表

注: 石英端元Q=Qm+Qp, Qm为单晶石英, Qp为多晶石英; 长石端元F=F'+GRF, F' 为单颗粒长石, GRF为花岗质岩屑, L为岩屑; Lt = L+Qp。

(a) 褐红色细岩; (b) 褐红色粉砂岩; (c) 灰色泥岩夹粉砂岩, 发育水平层理; (d) 浅红色细砂岩; (e) 浅灰色细砂岩, 发育炭质纹层; (f) 灰黑色泥岩夹灰色粉砂岩; (g) 绿灰色细砂岩; (h) 绿灰色细砂岩, 石英见波状消光, 斜长石绢云母化; (i) 浅灰色细砂岩, 见细小鳞片状黏土矿物填充粒间孔隙, 含硅质岩岩屑。

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素

样品主量元素含量及特征参数见表2。结果显示, 砂岩中SiO2含量较高, 为60.42%～83.39%(平均74.72%), 表明砂岩中石英或富含SiO2矿物的含量较高; Al2O3含量次之, 介于8.20%～13.58%之间(平均为10.53%); Al2O3/SiO2值为0.10～0.20(平均0.14); K2O+Na2O含量较高, 为4.30%～5.63%, 且K2O/ Na2O值为0.93～1.52(平均1.08), 说明岩石中钾长石与斜长石含量基本相等; TFe2O3+MgO含量较低, 为1.11%～4.40%(平均2.34%), 表明岩石中铁镁质成分较少; CaO 含量低, 多数介于0.73%～7.95%之间(样品TT13YS2为13.4%, 平均2.08%), Al2O3/(CaO+Na2O)值较低, 为0.53～3.61(平均2.60); TiO2含量较低, 为0.14%～0.59%(平均0.28%); MnO、P2O5含量均较低, 平均为0.09%和0.05%。相比砂岩样品, 泥岩中SiO2含量较低, 为60.73%～73.07%(平均64.67%); Al2O3含量较高, 为12.15%～14.99%(平均14.13%), 表明其含量与泥质沉积物的含量有关; K2O+Na2O含量与砂岩基本一致, 为4.77%～5.35%(平均5.09%); TFe2O3+MgO含量较高, 为3.55%～9.14%(平均6.63%), 表明泥岩中铁镁质源岩成分较砂岩多; CaO 含量较砂岩低, 为0.71%～4.18%(平均1.26%); TiO2含量较砂岩高, 为0.54%～0.71%(平均0.63%)。砂岩和泥岩主量元素组成可以看出四方台组碎屑岩具有多物源特征。

从样品主量元素相关性可以看出, SiO2含量与Al2O3、MgO、CaO、TFe2O3、Fe2O3、TiO2呈较显著的负相关关系, 与CaO、MnO、FeO、K2O、Na2O、P2O5呈微弱的负相关关系(图3), 说明SiO2主要赋存在碎屑物质中, 且随着矿物成熟度的增加, 不稳定成分(长石和岩屑)逐渐降低。SiO2与MgO、CaO的负相关性表明碎屑岩中碳酸盐为原生沉积(Gu et al., 2002)。Ti作为惰性元素, 其化学性质比较稳定, 风化后不易形成可容性络合物, 样品TiO2与TFe2O3、MgO、Al2O3相关性明显, 反映陆源特征, 且TFe2O3、MgO、TiO2之间为显著正相关关系, 表明物源区以岩浆岩为主。

表2 大庆长垣南端四方台组碎屑岩主量元素分析结果(%)

注: “*”表示不含挥发份的含量, 表4同; TFe2O3=Fe2O3+1.11×FeO;1,2函数系数据Bhatia, 1983;3,4函数系数数据Roser and Korsch, 1988。

图3 长垣南端四方台组碎屑岩主量元素关系图解

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

样品的微量元素含量及特征参数见表 3。结果显示, 样品微量元素含量总体均低于澳大利亚后太古代平均页岩(PAAS)和上地壳(UCC)。在PASS标准化微量元素蛛网图中, 砂岩中Sr、Ba、U元素相对富集, 其余元素普遍亏损(图4a), 泥岩中Sr、Zn、Y、Ba、U元素相对富集, 其余元素普遍亏损(图4b), 且砂岩亏损程度普遍大于泥岩。在UCC标准化微量元素蛛网图中, 砂岩中Rb、Ba、U元素相对富集, 而Sr元素相对亏损(图4c), 泥岩中Rb、Y、Pb、Nb元素及部分样品的Zn、Ba、U元素相对富集, 其余元素均亏损(图4d)。整体上, 四方台组碎屑岩富集元素主要为亲石元素Rb、Sr、Ba、Pb及高场元素U, 而亲铁镁元素Sc、V、Cr、Co、Ni等及高场元素Th、Zr、Hf、Nb等均为亏损。U元素相对富集可能与研究区铀矿化有关, 即后期地下水中U6+在还原条件下被还原成U4+而在碎屑岩中富集沉淀。亲铁镁元素Sc、V、Cr、Co、Ni等显著亏损, 呈现出偏酸性的趋势, 反映碎屑岩物源区铁镁质源岩贡献较少。

表3 大庆长垣南端四方台组碎屑岩微量元素分析结果(×10−6)

注: 后太古代平均页岩(PASS)据Taylor and Mclennan (1985); 上地壳(UCC)据Rudnick and Gao (2003)。

图4 四方台组碎屑岩PASS和UCC标准化微量元素蛛网图

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

3.2.3 稀土元素

样品稀土元素含量及特征比值见表4, 结果显示: 砂岩稀土元素含量变化较大, ΣREE为66.6× 10−6～155×10−6(平均106×10−6), 低于后太古代平均页岩(PAAS)和上地壳(UCC)稀土元素总量; (La/Yb)N值为9.72～15.32(平均12.72), LREE/HREE值范围为9.00～12.87(平均10.65), 具明显的轻稀土元素富集; (La/Sm)N值为3.81～5.04(平均4.49), (Gd/Yb)N值为1.48～2.65(平均1.85), 显示轻稀土元素分馏作用较明显, 重稀土元素分馏不明显; δEu值为0.53～0.99(平均0.76), 呈中等Eu负异常; δCe值为0.80～1.03(平均0.92), Ce异常总体不明显。从球粒陨石标准化稀土元素配分图上看出, 砂岩样品稀土元素特征基本相同, 均位于上地壳配分曲线之下, 且呈轻稀土元素富集, 重稀土元素平坦和中度Eu负异常(图5a)。泥岩稀土元素含量较高, ΣREE为135×10−6～236×10−6(平均169×10−6), 明显高于砂岩稀土元素总量, 但低于后太古代平均页岩(PAAS)稀土元素总量, 高于上地壳(UCC)稀土元素总量; LREE/HREE值为7.71～10.84(平均9.24), (La/Yb)N值为7.97～13.73(平均9.94), (La/Sm)N值为3.68～4.79(平均4.17), (Gd/Yb)N值为1.10～2.02(平均1.58), δEu值为0.57～0.68(平均0.65), δCe值为0.92～0.97(平均0.94), 具轻稀土元素富集、重稀土元素平坦和显著Eu负异常的特征, 与上地壳球粒陨石标准化曲线高度相似(图5b)。

4 讨 论

4.1 化学成分与风化作用

虽然源区母岩成分是控制沉积岩成分的重要因素, 但是风化作用强度与沉积再循环、沉积分选、成岩作用等对碎屑岩成分的影响也很大。因此, 在研究沉积物物源特征以前, 对上述因素进行分析评估。

4.1.1 成岩后生作用

成岩及其后生作用常造成碎屑岩主量元素出现异常。如钙化造成CaO分布的离散(Gu, 1994), 热液作用造成SiO2含量的突然升高(Kasanzu et al., 2008), Na+的流失造成K2O/Na2O 值的异常等。研究区四方台组碎屑岩样品中CaO、SiO2含量和K2O/Na2O值变化不大(表2), 主量元素与特征值相关性好, 与UCC相比没有出现异常(图6), 表明成岩及其后生作用对样品成分并没有显著影响。

表4 大庆长垣南端四方台组碎屑岩稀土元素分析结果(×10−6)

注: 后太古代平均页岩(PASS)据Taylor and Mclennan (1985); 上地壳(UCC)据Rudnick and Gao (2003)。

图5 四方台组碎屑岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Taylor and Mclennan, 1985)

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

图6 四方台组碎屑岩主量元素特征值分布图

4.1.2 沉积分选与再循环

沉积分选及再循环可导致重矿物富集, 从而导致某些元素(如Zr)富集, 进而改变沉积物的成分(Mclennan et al., 1990)。陆源碎屑沉积物中Zr/Sc和Th/Sc值呈正相关关系反映了其物源区具有类似岩浆分异的成分变化趋势。沉积岩Th/Sc值反映了物源区的平均比值, 而Zr/Sc值随着沉积物的改造以及锆石的富集而逐渐增加, 因此, Zr/Sc和Th/Sc值可以反映沉积物的成分变化、分选程度和重矿物的含量(Mclennan et al., 1993)。四方台组砂岩Zr含量33.5×10−6～77.8×10−6(平均54.9×10−6), 泥岩Zr含量71.3×10−6～142×10−6(平均109×10−6), 均低于上地壳平均值(193×10−6)。在Th/Sc-Zr/Sc图解中(图7), 样品点呈现出与成分变化演化线(BFG)相似趋势, 表明样品成分主要受源区岩石成分控制, 沉积分选和再循环作用影响不大, 为近源沉积, 分选较差。

4.1.3 风化作用

源区母岩中的不稳定元素氧化物(CaO、Na2O、K2O、MgO)和相对稳定元素氧化物(Al2O3、ZrO2、TiO2)在风化作用或成岩过程中含量会发生明显的变化, 元素的丢失程度取决于化学风化强度(Condie et al., 1992)。Nesbitt and Young (1982)提出利用化学蚀变指数(CIA)来定量评价岩石遭受的化学风化强度。其中CIA=100×[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)], 式中CaO*仅指硅酸盐矿物中的CaO摩尔百分含量。对于CaO*的计算和校正, McLennan (1993)提出利用 P2O5含量除去磷灰石中的 CaO, 本文采用计算方法: CaO**=CaO−10/3×P2O5(摩尔量), 再计算CaO**/ Na2O的摩尔比值, 若CaO**/Na2O≥1, 则以Na2O的摩尔含量来代替CaO*; 若CaO**/Na2O<1, 则以CaO**摩尔含量来代替CaO*。化学风化越强烈, CIA值就越大, 当 CIA=50～65, 反映寒冷、干燥的气候条件下低等风化程度; CIA=65～80, 反映温暖、湿润条件下中等风化程度; 而 CIA=80～100, 则反映炎热、潮湿条件强烈的化学风化程度。另外, Cox et al. (1995)也提出用成分变异指数(ICV)估计碎屑岩的原始成分变化程度, 来判断碎屑岩是代表第一次沉积的沉积物还是源于再循环的沉积物或沉积物经历强烈风化作用。其中ICV=(Fe2O3+K2O+N2O+CaO*+ MgO+MnO+TiO2)/A12O3, 式中CaO*仍指硅酸岩中的CaO摩尔百分含量。当ICV>1, 表明它们含有很少的黏土矿物, 反映细屑岩在活动的构造带首次沉积; ICV<1, 表明沉积物质经历了再循环或是经历了强烈的化学风化作用。计算获得的CIA值及ICV值见表2, 结果显示, 四方台组砂岩CIA值为46.72～ 60.35(平均53.76), ICV值为0.99～1.39(平均1.12), 泥岩CIA值为53.84～64.69(平均61.86), ICV值为1.02～1.35(平均1.11); 全部样品CIA值平均56.54, ICV值平均1.12, 表明岩石中含有较少的黏土矿物, 物源主要为构造带首次沉积, 没有经历沉积再循环, 同时也暗示四方台组碎屑岩经历干燥气候条件下较低的化学风化作用。

B. 玄武岩; F. 长英质岩石; G. 花岗岩。

A-CN-K三角图解不仅能直观地反映出沉积物的风化趋势和风化程度, 而且能够判别碎屑源岩成分(Fedo et al. 1995)。斜长石‒钾长石风化形成黏土矿物过程应该沿着平行A-CN一侧变化, 即岩石如果没有发生钾交代作用, 那么风化作用将沿着A-CN的方向进行(图8中虚箭头线)。根据砂岩化学组分变化趋势, 还可以推断发生风化作用以前的斜长石/钾长石比率。在A-CN-K图解中(图8), 四方台组碎屑岩呈现出与A-CN边界近于平行的趋势, 表明风化过程是岩石主要的成分控制因素, 而沉积期后成岩作用或者变质作用对岩石化学成分影响较小。另外在A-CN-K图解中, 样品风化趋势线与斜长石和钾长石的连线交点反映了碎屑源岩斜长石含量比钾长含量石高, 可能代表物源区母岩具有花岗闪长岩和花岗岩的特征, 且更接近花岗闪长岩端元组分。

综上, 四方台组碎屑岩主要为近源沉积物, 地球化学成分主要受物源区母岩控制, 沉积和成岩‒后生作用对物源的元素地球化学示踪影响不大, 适宜于作为物源研究的对象。

图8 四方台组碎屑岩A-CN-K图解(据Fedo et al., 1995修改)

4.2 沉积构造背景

4.2.1 砂岩碎屑成分与物源区大地构造性质

Dickinson等通过对世界上近百个已确定区域构造环境的现代海相和陆相砂岩组分的统计、对比和判别分析, 提出Qt-F-L和Qm-F-Lt判别图解, 为判断物源区和沉积盆地构造环境提供了一种重要的途径(Dickinson and Suczek, 1979; Dickinson and Valloni, 1980)。在Qt-F-L 图解中, 四方台组砂岩样品均落入再旋回造山区和岩浆弧物源区(图9a); 在Qm-F-Lt图解中, 四方台组砂岩主体落入再旋回造山区和混合物源区, 少部分落入岩浆弧物源区(图9b), 表明四方台组砂岩物源成分混杂, 主要来自再旋回造山带和岩浆弧物源区。再旋回造山带物源区可分为3 种: ①板块俯冲带的混杂岩物源区, 由已有构造形变的蛇绿岩和大洋中其他物质所组成; ②碰撞造山带物源区, 即两个板块相接合的地区, 大部分由沉积、沉积变质的推覆体和冲断岩席所组成; ③前陆隆起物源区, 为前陆褶皱‒冲断带(岩石类型为沉积岩序列)所形成的高地, 被侵蚀后产生的碎屑可直接流入相邻的前陆盆地内(Dickinson and Suczek, 1979)。碎屑成分统计表明, 四方台组砂岩岩屑颗粒总含量较高, 岩屑以变质岩和火成岩为主, 变质岩岩屑为石英岩、板岩及少量片岩和千枚岩, 而火成岩岩屑中见火山喷发岩和隐晶岩, 这些特征均指示物源区主要为碰撞造山带物源区。岩浆弧区则代表了源区存在岩浆活动, 发育火山岩和侵入岩。

4.2.2 主量元素与源区构造背景

Bhatia (1983)将大陆边缘和大洋盆地划分为大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘4种构造类型, 提出了判别沉积盆地构造环境的主量元素地球化学参数, 并建立了主量元素多变量构造环境判别函数图解和双变量图解, 其中最具判别意义的参数包括TFe2O3+MgO、TiO2、Al2O3/SiO2、K2O/Na2O及Al2O3/(CaO+Na2O)值等。在主量元素多变量构造环境判别函数图解中, 砂岩样品分布于大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘, 以大陆岛弧为主, 但活动大陆边缘的样品非常集中, 泥岩样品主要分布于被动大陆边缘(图10a)。与Bhatia提出的参数相比(表5), 四方台组砂岩(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, 总体接近活动大陆边缘的特征值, 而泥岩样品各类特征值更接近大陆岛弧。在Al2O3/SiO2-(TFe2O3+MgO)图解中, 砂岩样品落入活动大陆边缘及被动大陆边缘上方, 泥岩样品主要落入大陆岛弧区(图10b); 在TiO2-(TFe2O3+MgO)图解中, 砂岩样品主要落入活动大陆边缘和被动大陆边缘相交线附近, 但以活动大陆边缘为主, 泥岩样品主体落入大陆岛弧区(图10c)。

Kumon and Kiminami (1994)提出了一种Al2O3/ SiO2-(TFe2O3+MgO)/(SiO2+K2O+Na2O)图解, 用以区分不成熟岛弧、进化岛弧和成熟岩浆弧, 其中Al2O3/SiO2大致代表长石与石英的比例, (TFe2O3+ MgO)/(SiO2+K2O+Na2O)则代表相对基性组分与长英质组分的比率。在该图解中, 砂岩样品除个别样品外全部分布于成熟岩浆弧区, 而泥岩样品主体位于进化岛弧区(图10d)。其中Kumon and Kiminami (1994)所定义的成熟岩浆弧和进化岛弧分别相当于Bhatia (1983)和Bhatia and Crook (1986)的活动大陆边缘和大陆岛弧, 因此图10d总体显示出活动大陆边缘和大陆岛弧构造环境。

图9 四方台组碎屑岩Qt-F-L(a)和Qm-F-Lt(b)判别图解(据Dickinson and Valloni, 1983修改)

PM. 被动大陆边缘; ACM. 主动大陆边缘; CIA. 大陆岛弧; OIA. 大洋岛弧。

表5 长垣南端四方台组碎屑岩与不同构造环境下杂砂岩的化学组成对比表

续表5:

注:为样品数; 稀土球粒陨石标准化参数据Taylor and Mclennan (1985); 不同构造环境杂砂岩数据据Bhatia (1983); Bhatia and Crook (1986)。*表示不含挥发分的含量。

4.2.3 微量、稀土元素与源区构造背景

由于Sc、Th、Zr 等微量元素和REE化学性质稳定, 且在沉积介质中停留时间短, 受风化、搬运和成岩等后期改造作用的影响较小, 因此可以作为判定物源区构造背景的一种有效手段(Taylor and McLennan, 1985, 1995)。从表5中具判别意义的特征元素及其比值参数中可以看出, 四方台组样品的Th、Zr、Hf含量与大洋岛弧杂砂岩相似; Rb、Sr含量和Ba/Rb、Ni/Co值与大陆岛弧杂砂岩相似; Ba、Cr含量和Zr/Hf、Zr/Th、Th/Sc、Cr/Ni、Sc/Ni、Sc/Cr值与活动大陆边缘杂砂岩相似; 而Sc、V、Co、Ni、Zn含量和La/Sc值与被动大陆边缘杂砂岩相似。Bhatia and Crook (1986)提出了最具构造判别意义的La-Th-Sc、Th-Co-Zr/10和Th-Sc-Zr/10三角图解, 在La-Th-Sc判别图解中, 砂岩样品落入大陆边缘弧及其与大陆岛弧的夹角区域, 且更靠近大陆边缘弧一侧, 泥岩样品除1个样品落入大陆边缘区外, 其余样品均落入大陆岛弧区(图11a); 在Th-Sc-Zr/10判别图中, 样品主要落入大陆岛弧和活动大陆边缘及外围(图11b); 在Th-Co-Zr/10图解中, 样品也主要落入大陆岛弧和活动大陆边缘及外围(图11c); 显示四方台组沉积时源区的构造背景主要为活动大陆边缘和大陆岛弧。

Bhatia (1985)对已知构造背景杂砂岩、泥岩的地球化学特征参数进行总结, 确定了不同构造环境下稀土元素及特征参数值(表5)。四方台组样品稀土元素平均值与之对比表明, La、Ce、∑REE含量具有大陆岛弧特征, LREE/HREE值与活动大陆边缘最接近, La/Yb、(La/Yb)N值与被动大陆边缘接近, 表明四方台组碎屑岩源区具大陆岛弧或大陆边缘构造背景属性。

A. 大洋岛弧; B. 大陆岛弧; C. 活动大陆边缘; D. 被动大陆边缘。

4.3 物源特征

4.3.1 主量元素与物源

Roser and Korsch (1988)根据砂岩和泥岩主量元素判别函数4-3, 将碎屑岩源岩划分为4 个主要物源区: ①镁铁质的和少量中性火成岩源区, 具有不成熟的海洋岛弧性质; ②中性火成岩源区, 砂岩中火山碎屑主要是安山岩, 属于成熟的岩浆弧和不成熟的大陆边缘岩浆弧; ③长英质火成岩源区(火山岩和侵入岩), 属于成熟的大陆边缘弧和大陆转换边缘(拉分盆地), 主动的并且是被切割的大陆岩浆弧; ④被动大陆边缘、克拉通内部沉积盆地和再循环的造山带, 属于成熟的大陆源区, 石英含量达80%以上, 源区属于深度风化的花岗岩‒片麻岩地质体, 或者古老的沉积体。从4-3图解显示, 砂岩样品主体落入长英质火成岩源区, 少量落入富含石英质沉积岩物源区, 泥岩样品全部落入富含石英质沉积岩物源区(图12), 表明四方台组碎屑岩主要来自成熟的大陆边缘弧和大陆转换边缘以及再循环造山带, 源区属长英质火成岩(火山岩和侵入岩)和富含石英质沉积岩。

4.3.2 微量、稀土元素与物源

微量元素Th、Sc、Zr、Co等因其不易溶解、不易被风化搬运等性质, 可较好的反映源区的地球化学特征, 且其相关的Co/Th, La/Sc以及Th/Sc, Th/Sc值对于源区特征也具有指示意义(Taylor and Mclennan, 1985; Bhatia and Crook, 1986)。镁铁质组分会导致碎屑沉积物中Sc、V和Co等含量升高, 而长英质则会引起La和Th等含量增加。与上地壳相比四方台组砂岩Sc、V和Co含量明显偏低, 且呈弱亏损的Th与富集的La含量(表3), La/Sc、Th/Sc、Th/Co平均值分别为: 5.35、1.38与1.22, 均大于上地壳比值, 不具有沉积再旋回特征, 表明源岩更可能是长英质岩石。Floyd and Leveridge (1987)利用La/Th-Hf图解对不同构造环境沉积物物源区进行判别, 若沉积岩样品中La/Th值较低(<5.0), 表明沉积物主要来源于酸性物质; 如果La/Th值>5.0且逐步增大, 则沉积物与中酸性‒中性‒基性物质为主; 如果Hf含量较高, 则表明沉积物中有大量的古老沉积组分加入。四方台组样品La/Th值介于2.50～6.19之间(5个样品大于5.0), 平均3.96, Hf含量较低(1.22～4.16, 平均2.27), 砂岩样品主要落入长英质物源与安山岩岛弧物源过渡区域, 部分砂岩样品落入安山岩岛弧物源区, 泥岩样品落入长英质物源区及长英质/基性岩混合物源区(图13a), 全部样品显示具有长英质物源区向安山岩岛弧物源区过渡的趋势, 但更靠近长英质物源区, 表明物源主要来自长英质岩石, 但存在中酸性或基性火山岩的混入。在Co/Th-La/Sc中, 样品呈现出低且稳定的Co/Th值(Co/Th=0.22～1.41, 平均值 0.82), La/Sc 值变化较大(La/Sc=2.39～11.39, 平均值5.35), 样品主要位于长英质火山岩‒花岗岩闪长岩‒花岗岩之间, 更集中在长英质火山岩一侧(图13b), 指示四方台组碎屑岩源岩主要长英质火山岩及花岗闪长岩为主。

图12 四方台组碎屑岩F4-F3图解(据Roser and Korsch, 1988)

稀土元素(REE)具有相对稳定的特性, 浅变质和轻微成岩作用对原岩稀土元素的改造作用相对较弱, 源区岩石REE特征能够很好地保存在沉积物中,因此可以利用REE进行物源分析和沉积环境解释。δEu异常可以反映体系内的地球化学状态, 并可作为鉴别物质来源的重要参数, 如花岗岩、长英质变质岩以及来自大陆源区的沉积岩等Eu多显示为负异常, 沉积岩中的稀土元素配分模式通常反映其源岩的稀土元素特征。前文分析表明, 四方台组碎屑岩稀土元素具有与上地壳相似的配分型式, 砂岩样品的δEu值为0.53～0.99,平均0.76, 泥岩样品的δEu值为0.57～0.68, 平均0.65, 均显示负异常, 记录了源岩具Eu亏损, 表明沉积物主要来源于上地壳, 源岩以花岗岩和长英质变质岩为主。另外, 在La/Yb-∑REE判别图解中, 大部分样品都落入花岗岩与沉积岩交汇区, 部分样品落入沉积岩区(图14), 暗示物源为沉积岩‒花岗岩。

4.3.3 物源分析

松辽盆地处于古亚洲洋构造域与古太平洋构造域的叠合交切部位, 盆地由额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、布列亚‒佳木斯‒兴凯地块等多个块体拼合而成, 其主体位于松嫩地块之上。早古生代, 受古亚洲洋俯冲消减作用影响, 额尔古纳地块、松嫩地块、兴安地块和佳木斯地块逐渐拼合, 形成统一的兴蒙微板块; 二叠纪末‒中三叠世, 兴蒙微板块南缘与华北克拉通碰撞拼合, 标志着古亚洲洋演化的结束, 盆地进入以古太平洋板块俯冲作用为主的演化阶段(葛荣峰等, 2010; Yang et al., 2015)。180～145 Ma期间, 太平洋板块朝N-NNW向运动; 145～90 Ma, 转为NNW向俯冲; 85 Ma后, 转为正西向俯冲(Stepashko, 2006)。这种长期快速的俯冲使大洋岩石圈下插到大陆之下很远, 在东北亚陆缘形成NE向宽阔的火山岩带、左旋走滑断层及弧后盆地(刘德来和陈发景, 1996; 李娟和舒良树, 2002; 葛荣峰等, 2010)。从构造演化看, 松辽盆地周缘主体处于活动碰撞造山带区, 古老的沉积体较少。泥岩样品所反映的富含石英质沉积岩源区主要是在沉积稳定阶段, 源区风化剥蚀不断增强, 深度风化的花岗岩‒片麻岩碎屑物质进入盆地沉积的反映。因此, 四方台组碎屑岩源岩较复杂, 主要为长英质火山岩, 并混有中酸性或基性火山岩及部分变质岩。

松辽盆地自晚白垩世早期泉头组沉积期进入热降坳陷阶段, 形成统一的大型坳陷盆地; 四方台组沉积期开始(约73 Ma), 盆地进入构造反转萎缩阶段, 形成大庆长垣等巨大的反转构造(胡望水等, 2005; 葛荣峰等, 2010), 盆地整体抬升, 其中东部隆升较强, 致使湖泊中心向西迁移, 且东部地区暴露地表, 遭受剥蚀, 并成为物源供给区之一。肖鹏等(2018)研究显示, 长垣南端四方台组地层碎屑锆石年龄存在80～105 Ma、175～240 Ma及1.8 Ga三组年龄峰值, 这些年龄峰值与张广才岭、吉黑东部及盆地东南部地区岩浆活动年龄相吻合, 由此认为长垣南端四方台组沉积碎屑可能来源于张广才岭、吉黑东部及盆地东南部地区。事实上, 松辽盆地东部的张广才岭及盆地东南部的吉林‒延吉一带发育一套复杂的构造混杂岩(邵济安等, 2013; 周建波等, 2013), 区域上分布大量太古宙‒元古宙中高级变质岩, 古生代以来受太平洋板块俯冲, 发生大规模褶皱造山, 并伴随有强烈的岩浆侵入和火山喷发活动, 形成大面积的印支期、燕山期的花岗岩以及侏罗纪−白垩纪的火山岩(许文良等, 2013)。因此, 综合研究认为, 长垣南端四方台组沉积碎屑物源主要来自张广才岭和吉黑东部, 源岩以显生宙中酸性花岗岩和火山岩为主, 并混有变质岩。

图13 四方台组碎屑岩物源判别图解(a据Floyd and Leveridge, 1987; b据Gu et al., 2002)

图14 四方台组碎屑岩物源判别图解(据Allègre and Minster, 1978)

5 结 论

(1) 松辽盆地长垣南端四方台组以中细粒碎屑岩为主, 砂岩类型以长石岩屑砂岩为主, 结构成熟度和成分成熟度中等。砂岩中石英平均含量42.10%, 长石20.07%, 岩屑37.83%, Q/(F+L)平均值为0.80, 岩屑以变质岩和火成岩为主, 并发育少量的沉积岩岩屑, 具有钛铁矿、石榴子石、锆石、磁铁矿、绿帘石等重矿物组合。

(2)长垣南端四方台组碎屑岩具有较高的Si含量和较低的Fe、Mg 含量; 富集亲石元素Rb、Sr、Ba、Pb及高场元素U, 亏损亲铁镁元素Sc、V、Cr、Co、Ni等及高场元素Th、Zr、Hf、Nb; 稀土元素含量变化较大, ΣREE 介于66.6×10−6～236×10−6之间, 轻稀土元素明显富集, 重稀土元素分馏不明显, Eu为中等负异常, 球粒陨石标准化稀土元素配分曲线与上地壳相似。

(3) 长垣南端四方台组碎屑岩化学蚀变指数CIA值为46.72～64.49, 平均56.54, 成分变异指数ICV为0.99～1.39, 平均1.12, 指示经历了较低的化学风化作用, 物源主要为构造带首次沉积, 不具备沉积再循环特征, 沉积和成岩−后生作用对物源的元素地球化学示踪影响不大。

(4) 构造判别图解表明长垣南端四方台组物源区构造背景为活动大陆边缘和大陆岛弧, 物源岩石主要为长英质火山岩, 并混有中酸性或基性火山岩。结合区域构造演化, 认为其物源主要来自张广才岭和吉黑东部, 源岩以显生宙中酸性花岗岩和火山岩为主, 并混有变质岩。

吉林大学温泉波副教授和另一位匿名审稿专家对本文提出了宝贵修改意见, 在此表示衷心感谢!

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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

中国地质调查局项目(DD20190121)和国家重点研发计划重点专项项目(2018YFC0604200)联合资助。

汤超(1982–), 男, 硕士, 高级工程师, 从事矿床地球化学方面研究。Email: tjtangchao@163.com

P588.21

A

1001-1552(2021)05-0892-021

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.005