生物碎屑灰岩的沉积环境和Sr同位素定年:以华北板块北缘二叠纪三面井组为例

施立志, 汪 彪, 2*, 黄静宜, 罗立艳

生物碎屑灰岩的沉积环境和Sr同位素定年:以华北板块北缘二叠纪三面井组为例

施立志1, 汪 彪1, 2*, 黄静宜3, 罗立艳1

(1. 中国地质科学院, 北京 100037; 2. 中国石油 新疆油田分公司 勘探开发研究院, 新疆 克拉玛依 834000; 3. 防灾科技学院, 河北 廊坊 065201)

三面井组; 生物碎屑灰岩; Sr同位素; 沉积环境; 地层时代

0 引 言

然而, 限定地层时代的方法不仅仅局限于传统的地层对比、古生物限定等手段, 而精确度更高、可对比性更强的同位素定年方法取得了飞速发展并获得了业内的认可。研究表明, 由于海相Sr同位素组成在任一时代具有全球一致性的特性(Veizer and Compston, 1974; 黄思静, 1997; 黄思静等, 2011; Veizeret al., 1999)。因此, 通过分析海相碳酸盐岩的87Sr/86Sr值不仅可以有效追踪古海洋沉积历史(Veizer and Compston, 1974, 1976; McArthur et al., 2001, 2012; Korte and Ullmann, 2018), 还可以提供全球构造过程、古气候和古环境的信息(Korte and Ullmann, 2018)。McArthur et al. (2012)建立了全球海洋Sr同位素演化曲线(第5版), Garbelli et al. (2019)通过对发育在连续地层界线附近的腕足类和双壳类壳体的87Sr/86Sr值与全球海洋Sr同位素演化曲线(第5版)进行对比, 获得了地层的界限年龄。因此, 运用保留了原始海洋Sr同位素组成信息的化学沉积类岩石(碳酸盐岩、硫酸盐岩等)的Sr同位素组成不仅可以反演古环境特征还可以标定地层时代(McArthur et al., 2001, 2012; Garbelli et al., 2019)。本文在前人研究的基础上, 对内蒙古正镶白旗至河北康保县一带三面井组开展了详细的野外地质调查, 并系统采集三面井剖面和朝海图剖面三面井组下段发育的生物碎屑灰岩, 通过显微镜下鉴定和全岩Sr同位素测试分析, 查明三面井剖面和朝海图剖面三面井组下段灰岩发育的古生物差异, 推断其沉积环境, 限定三面井组一段下部生物碎屑灰岩的形成时代。

1 区域地质背景

研究区位于内蒙古自治区东南部与河北省北部接壤的位置, 其中三面井剖面行政区域上归于河北省康保县, 而朝海图剖面行政区域上归于内蒙古自治区锡林郭勒盟正镶白旗, 大地构造位置为中亚造山带东南段的兴蒙造山带南缘与华北板块北缘的拼合部位(图1)(Xiao et al., 2003; 王师捷等, 2020)。由于古亚洲洋的俯冲闭合、华北板块与西伯利亚板块碰撞、太平洋板块向亚欧板块俯冲等构造叠加(Xiao et al., 2003; 朱俊宾和和政军, 2017; 王师捷等, 2020),区域上由南向北依次平行分布2条近EW向和5条近NEE向的大断裂(图1), 控制着整个区域的大地构造格局, 分别为集宁‒隆化断裂、赤峰‒白云鄂博断裂、西拉木伦断裂、索伦‒林西断裂、锡林浩特断裂、二连浩特断裂以及查干鄂博‒阿荣旗断裂。研究区内地层由老至新依次发育太古宇二道凹群(Ar2)、下二叠统三面井组(P1)、上侏罗统张家口组(J3)、上新统(N2)以及第四系(Q), 分别呈不整合叠置(图2)。另外, 区内广泛出露华力西中期石英闪长岩类岩浆岩、华力西晚期花岗岩以及燕山早期花岗岩。

图1 研究区构造简图(据王师捷等, 2020)

图2 研究区三面井剖面(a)和朝海剖面(b)地质简图, 以及三面井组地层柱状图(c)

2 样品特征、分析测试方法及结果

本次研究的两个剖面位置见图2, 其中三面井剖面位于河北省康保县三面井村附近(GPS坐标: 42°04′06″N, 114°49′02″E), 朝海图剖面位于内蒙古正镶白旗东南约22 km的朝海图附近(GPS坐标: 42°09′47"N, 115°09′54″E)。根据实际情况有规律地采集新鲜样品, 保证其具有代表性, 采样位置见图3。经过镜下鉴定后, 挑选出几乎未遭受变质成岩作用影响的样品进行全岩Sr同位素分析测试。

图3 三面井剖面(a)和朝海图剖面(b)野外采样位置照片

2.1 样品特征

(a)、(b) SMJ-3灰色含砂生物碎屑微晶灰岩; (c) SMJ-4-1发育裂隙的灰色生物碎屑微晶灰岩; (d) SMJ-4-2含有孔虫和介形虫的灰色生物碎屑微晶灰岩; (e) SMJ-4-5灰色弱硅化生物碎屑微晶灰岩; (f) SMJ-5灰色微晶灰岩, 的壳室被亮晶方解石充填。

2.2 分析测试方法

样品的全岩Sr同位素分析在北京核工业地质研究院完成。依据GB/T 17672-1999《岩石中铅、锶、钕同位素测定方法》(张桂存等, 1999), 在ISOPROBE-T热表面电离质谱仪, Phoenix热表面电离质谱仪上完成, 分析误差采用2σ。具体方法: ①准确称取0.1～0.2 g粉末样品于低压密闭溶样罐中, 准确加入Rb-Sr稀释剂, 用混合酸(HF+HNO3+HClO4)溶解24小时; ②待样品完全溶解后, 蒸干, 加入6 mol/L的盐酸转为氯化物蒸干; ③用0.5 mol/L的盐酸溶液溶解, 离心分离, 清液加入阳离子交换柱(φ0.5 cm×15 cm, AG50W×8(H+)100～200目), 用1.75 mol/L的盐酸溶液淋洗Rb, 用2.5 mol/L的盐酸溶液淋洗Sr; ④蒸干, 质谱分析。其中, 质量分馏用86Sr/88Sr=0.1194校正, 标准测量结果: NBS987为0.710250±7, 实验室流程本底: Rb=2×10−10g, Sr=2×10−10g。

2.3 Sr同位素测试结果

Sr同位素测试结果见表1。三面井组生物碎屑灰岩87Sr/86Sr值在0.707556～0.708130之间, 平均值为0.707748, 2σ不大于0.000020。其中, 三面井剖面的生物碎屑灰岩87Sr/86Sr值为0.707641～0.708130, 平均值为0.707877; 朝海图剖面的生物碎屑灰岩的87Sr/86Sr值为0.707556～0.707818, 平均值为0.707658, 三面井剖面与朝海图剖面生物碎屑灰岩的87Sr/86Sr值几乎相当。

表1 三面井组生物碎屑灰岩Sr同位素分析结果

3 讨 论

3.1 古环境

据生物碎屑灰岩的特征、古生物发育的情况, 判定三面井组灰岩为典型的滨浅海沉积(田树刚等, 2021)。如前所述, 其中三面井剖面的生物碎屑灰岩段主要发育有孔虫类、介形类、腕足类, 藻类少见, 生物碎屑间以及生物壳室多被亮晶充填。另外, 单层灰岩发育正粒序, 并混有相对较多的陆源碎屑, 三面井剖面生物碎屑灰岩底部为一厚层砾岩‒砂砾岩‒粗砂岩组合, 顶部被一层滩坝砂岩覆盖。这些特征指示其沉积水体为滨海高能环境。而朝海图剖面的生物碎屑灰岩段主要发育藻类、苔藓类、棘皮类和海绵类, 有孔虫类相对少见, 由下至上呈现泥晶方解石和亮晶方解石周期性交替充填, 且以泥晶方解石充填为主, 陆源碎屑相对少见, 显示出水体呈周期性升降的特征。另外, 朝海图剖面生物碎屑灰岩下伏一套滨海相粗砂岩‒细砂岩组合, 上覆暗色泥页岩夹砂岩透镜体, 表明其形成于具有海进特征的滨海高能‒浅海低能带。田树刚等(2021)研究表明, 三面井剖面靠近陆缘火山岛弧喷发中心, 而朝海图剖面为近物源的火山岛弧型陆缘环境, 并且朝海图地区三面井组的古水体相对较深。而本次研究的样品特征显示, 三面井剖面个别层段的生物碎屑灰岩被硅质交代, 而朝海图剖面的样品几乎未遭受影响, 也从侧面说明三面井剖面为靠近火山喷发中心而朝海图剖面远离火山中心。

3.2 Sr同位素年代标定

将本次样品数据与McArthur et al. (2001, 2012)建立的自寒武纪以来全球海洋Sr同位素变化曲线进行投影标定(图6a～c), 结果显示全部样品的年龄在275.51～298.82 Ma之间, 平均值为280.79 Ma(图6a); 其中康保县三面井地区三面井组生物碎屑灰岩的年龄在278.17～298.82 Ma之间, 平均值为282.72 Ma (图6b); 而正镶白旗朝海图地区三面井组生物碎屑灰岩年龄在275.51～281.80 Ma, 平均值为278.64 Ma (图6c)。将样品数据与Korte and Ullmann (2018)建立的二叠纪全球海洋Sr同位素变化曲线进行投影标定(图6d～f), 结果显示最小年龄为来自正镶白旗朝海图地区的三面井组生物碎屑灰岩, 其结果为276.55 Ma (图6d、f); 而康保县三面井地区三面井组生物碎屑灰岩的最小年龄为289.02 Ma(图6e)。

Korte and Ullmann (2018)建立的二叠纪全球海洋Sr同位素变化曲线中, 黑色曲线为其通过McArthur et al. (2001, 2012)发表的Sr同位素拟合, 灰色区为95%的置信区间, 绿色曲线是经来自生物地层分别为2 Ma和5 Ma的界限清楚的分带型牙形刺和保存良好的腕足动物数据的平均值获得, 浅绿色区为95%的置信区间。

Sr同位素年龄标定结果显示, 研究区三面井组生物碎屑灰岩沉积年龄不晚于276.55 Ma。

3.3 可靠性分析

前人研究表明, 显生宙以来海水中的87Sr/86Sr值主要受年青火山岩提供的幔源Sr和大陆壳古老铝质岩石化学风化所提供的壳源Sr影响(Palmer and Edmond, 1989; Taylor and Lasaga, 1999; Korte et al., 2006)。因此, 遭受强烈火山作用或成熟陆源碎屑物质补给影响的海域, 其海水Sr同位素组成必然与全球平均海水Sr同位素组成具有明显差异。然而, 本次研究的灰岩样品几乎不含陆源碎屑物质, 因此样品的Sr同位素不受大陆古老铝质岩石风化提供的壳源Sr的影响。尽管三面井剖面的生物碎屑灰岩遭受到中等程度的成岩蚀变作用, 然而, 有研究表明碳酸盐岩成岩作用的流体(Elderfied, 1986; Veizer, 1989)和地下水直接进入海洋的流体(Chaudhuri and Clauer, 1986)对海水Sr同位素组成的影响极小。然而, 为了了解火山作用对本次样品Sr同位素的影响, 笔者搜集了我国南方地区及邻区二叠纪海相灰岩的全岩Sr同位素数据进行对比(表2, 图7), 发现本次研究样品的87Sr/86Sr值略高于上扬子地台区和内蒙古林西地区上二叠统碳酸盐岩的87Sr/86Sr值, 与全球二叠纪海水87Sr/86Sr值呈波动降低的特征一致, 而与我国上扬子地区下二叠统的碳酸盐岩87Sr/86Sr值几乎相当, 远低于内蒙古林西地区上三叠统淡水灰岩87Sr/86Sr值(遭受古老铝质岩石化学风化所提供的壳源补给的影响)。同时研究区的两个剖面的87Sr/86Sr组成均在同期海水组成范围内, 且数据非常集中, 表明本次样品即使遭受到轻微热液蚀变作用, 也未强烈地改变原始Sr同位素的组成(Elderfield, 1986; Veizer, 1989; Korte et al., 2006)。这既佐证了研究区三面井组下部的灰岩为典型的海相成因, 又暗示三面井组下部的灰岩应当形成于早二叠世。

表2 中国二叠纪海相灰岩Sr同位素数据

图7 三面井组碳酸盐岩与国内其他地区二叠系碳酸盐岩87Sr/86Sr组成对比图

然而, 本次三面井剖面生物碎屑灰岩的87Sr/86Sr值略大于朝海图剖面样品的87Sr/86Sr值, 是其所处的沉积背景以及构造环境差异导致的。由于三面井剖面靠近陆缘火山岛弧喷发中心又遭受一定程度的陆源碎屑岩补给。因此, 其碳酸盐岩样品Sr同位素的最小值最接近同期海水平均组成。而朝海图剖面相对远离陆缘火山岛弧喷发中心且几乎不受陆源碎屑的影响, 且87Sr/86Sr数据非常集中(图7), 表明朝海图剖面的生物碎屑灰岩Sr同位素组成最接近同期海水值, 可以代表同期海相Sr同位素组成。因此, 通过朝海图剖面的生物碎屑灰岩Sr同位素数据标定的年龄结果最接近其形成年龄。

另外, 上述标定的年龄结果与朱俊宾(2015)获得康保县三面井地区三面井组夹层发育的安山岩砾石的锆石年龄283.7±2.3 Ma以及碎屑岩锆石年龄280 Ma (朱俊宾和和政军, 2017)接近, 与田树刚等(2021)获得康保县三面井地区三面井组二段的安山岩的岩浆锆石U-Pb定年结果277.3±1.9 Ma和正镶白旗朝海图地区三面井组二段安山玢岩的岩浆锆石U-Pb定年结果273.7±2.0 Ma在误差范围内相一致, 与王师捷等(2021)获得研究区西侧的苏尼特右旗地区三面井组下段碎屑岩的最小锆石U-Pb年龄(272 Ma)以及其上部不整合的火山岩(安山岩)喷出年龄(277±1.4 Ma)在误差范围内也一致。这进一步证明了样品数据的可靠性。

综合上述认识, 国际地层表(Cohen et al., 2013)进行对比, 认为华北板块北缘三面井‒朝海图地区的三面井组形成于早二叠世空谷阶(Kungurian)中期。

4 结 论

(2) 剖面特征、生物碎屑灰岩镜下特征以及古生物发育情况表明, 三面井剖面形成环境为滨海高能带, 而朝海图剖面形成于滨海高能带‒浅海低能带环境。

(3) 华北板块北缘三面井组一段下部生物碎屑灰岩Sr同位素值范围在0.707556～0.708130之间, 平均值为0.707748, 与全球二叠系海水Sr同位素值相当。其中, 三面井剖面的生物碎屑灰岩87Sr/86Sr值为0.707641～0.708130之间, 平均值为0.707877; 朝海图剖面的生物碎屑灰岩的87Sr/86Sr值为0.707556～0.707818之间, 平均值为0.707658。朝海图剖面的生物碎屑灰岩Sr同位素组成最接近同期海水值。

(4) 与全球海水Sr同位素进行时代标定, 结果表明研究区三面井组一段下部的生物碎屑灰岩形成年龄不晚于276.55 Ma, 综合分析认为其形成于早二叠世空谷阶(Kungurian)中期。

致谢:对本文的提出修改意见的两位匿名审稿专家、在采样和地质认识方面做指导的中国地质科学院地质所的研究员田树刚老师、做测试分析的北京核工业地质研究院老师、河北省地质测绘院薄片磨制的老师以及一同参加野外工作并提供帮助的同学们一并表示感谢！

黄思静. 1997. 上扬子地台区晚古生代海相碳酸盐岩的碳、锶同位素研究. 地质学报, 71(1): 45–53.

黄思静, 黄喻, 兰叶芳, 黄可可. 2011. 四川盆地东北部晚二叠世‒早三叠世白云岩与同期海水锶同位素组成的对比研究. 岩石学报, 27(12): 3831–3842.

李裕民. 1958. 河北北部发现上古生代海相地层. 地质月刊, (11): 30.

内蒙古自治区地质矿产局. 1991. 内蒙古自治区区域地质志. 北京: 地质出版社: 1–725.

内蒙古自治区地质矿产局. 1996. 内蒙古自治区岩石地层. 北京: 中国地质大学出版社: 1–344.

盛金章. 1962. 河北康保栖霞期的(竹蜓)类. 古生物学报, (4): 426–432.

田景春, 曾允孚. 1995. 中国南方二叠纪古海洋锶同位素演化. 沉积学报, 13(4): 125–130.

田树刚, 范嘉松, 施立志, 汪彪. 2021. 内蒙古、河北交界区中二叠世三面井期岛弧型陆缘环境. 地球学报, 42(4): 472–486.

田树刚, 李子舜, 王峻涛, 詹立培, 牛绍武. 2012. 内蒙古东部及邻区石炭纪‒二叠纪构造地层格架与形成环境. 地质通报, 31(10): 1554–1564.

田树刚, 李子舜, 张永生, 宫月萱, 翟大兴, 王猛. 2016. 内蒙东部及邻区晚石炭世‒二叠纪构造古地理环境及演变. 地质学报, 90(4): 688–707.

田树刚, 翟大兴, 范嘉松. 2019. 内蒙古南部石炭‒二叠纪陆缘生物礁及其建造环境. 地球学报, 40(6): 781–794.

王师捷, 徐仲元, 李长海, 吕红达, 刘洋, 王文龙, 付雪明. 2020. 兴蒙造山带中段南缘晚古生代演化过程: 来自苏尼特右旗地区沉积地层及火山岩的证据. 岩石学报, 36(8): 2493–2520.

张桂存, 崔建勇, 高鼎顺. 1999. 岩石中铅、锶、钕同位素测定方法. 国家质量技术监督局.

赵亮, 邢德和, 陈井胜, 杨佳林, 刘淼, 张志斌. 2015. 内蒙古敖汉旗艮兑营子地区三面井组层序地层. 世界地质, 34(1): 97–101.

郑月娟, 黄欣, 孙跃武, 宋绍钧, 陈树旺, 张健, 公繁浩, 张德军, 张海华, 苏飞. 2018. 松辽盆地及外围石炭系‒二叠系划分与对比. 地质与资源, 27(1): 1–15.

朱俊宾. 2015. 内蒙古东南部上石炭统‒下三叠统的沉积环境和构造背景. 北京: 中国地质大学(北京)博士学位论文: 34–36.

朱俊宾, 和政军. 2017. 兴蒙造山带南缘早‒中二叠世砂岩碎屑锆石U-Pb年龄、Hf同位素组成及其构造意义. 地质通报, 36(2–3): 357–371.

Chaudhuri S, Clauer N. 1986. Fluctuations of isotopic compo­sition of strontium in seawater during the Phanerozoic eon., 59: 293–303.

Cohen K M, Finney S C, Gibbard P L, Fan J X. 2013. The ICS international chronostratigraphic chart., 36: 199–204.

Elderfield H. 1986. Strontium isotope stratigraphy.,,, 57(1): 71–90.

Garbelli C, Shen S Z, Immenhauser A, Brand U, Buhl D, Wang W Q. 2019. Timing of Early and Middle Permian deglaciation of the southern hemisphere: Brachiopod- based calibration., 516: 122–135.

Korte C, Jasper T, Kozur H W, Veizer J. 2006.87Sr/86Sr recordof Permian seawater.,,, 240(1): 89–107.

Korte C, Ullmann C V. 2018. Permian strontium isotope stratigraphy.,,, 450(1): 105–118.

McArthur J M, Howarth R J, Bailey T R. 2001. Strontium isotope stratigraphy: LOWESS version 3: Best fit to the marine Sr-isotope curve for 0～509 Ma and accompanying look-up table for deriving numerical age., 109: 155–170.

McArthur J M, Howarth R J, Shields G A. 2012. Chapter 7-Strontium isotope stratigraphy // Gradestein F M, Ogg J G, Schmitz M. The Geologic Time Scale 2012, 127–144.

Palmer M R, Edmond J M. 1989. The strontium isotope budget of the modern ocean., 92: 11–26.

Taylor A S, Lasaga A C. 1999. The role of basalt weathering in the Sr isotope budget of the oceans., 161: 199–214.

Veizer J. 1989. Strontium isotopes in seawater through time., 17: 141–167.

Veizer J, Ala D, Azmy K, Bruckschen P, Buhl D, Bruhn F, Carden G A F, Diener A, Ebneth S, Goddéris Y, Jasper T, Korte C, Pawellek F, Podlaha O G, Strauss, H. 1999.87Sr/86Sr, δ13C and δ18O evolution of Phanerozoic seawater., 161(1): 59–88.

Veizer J, Compston W. 1974.87Sr/86Sr composition of seawater during the Phanerozoic., 38: 1461–1484.

Veizer J, Compston W. 1976.87Sr/86Sr in Precambrian carbonates as an index of crustal evolution., 40: 905–914.

Wang L L, Zhang Y S, Xing E Y, Peng Y, Yu D D, João P L. 2020. Distribution of trace elements, Sr-C isotopes, and sedimentary characteristics as Paleoenviron­mental indicator of the Late Permian Linxi Formation in the Linxi Area, Eastern Inner Mongolia., (4), 7027631.

Xiao W J, Windley Brian, Hao J, Zhai M G. 2003. Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture, Inner Mongolia, China: Termination of the central Asian orogenic belt., 22(6): 1–20.

Sedimentary Environment and Sr-isotope Dating of Bioclastic Limestone: A Case Study of Permian Sanmianjing Formation in the Northern Margin of the North China Plate

SHI Lizhi1, WANG Biao1, 2*, HUANG Jingyi3, LUO Liyan1

(1. Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China; 2. Research Institute of Exploration and Development, PetroChina Xinjiang Oilfield Company, Karamay 834000, Xinjiang, China; 3. Institute of Disaster Prevention, Langfang 065201, Hebei, China)

To determine the stratigraphic age of the Sanmianjing Formation, which is widely exposed in the northern margin of the North China Plate, the paleontological characteristics and differences, as well as the whole rock Sr isotopic compositions of the bioclastic limestones in the lower part of the first member of the Sanmianjing Formation from the Sanmianjing profile in Kangbao County and the Chaohaitu profile in Zhengxiangbaiqi were investigated. The bioclastic abundance of the bioclastic limestones in the lower part of the first member of the Sanmianjing Formation is high and the bioclastic is well preserved, what’s more, there are differences in paleontological species between the two sections. The paleontological species in the Sanmianjing profile are mainly Foraminifers (mainly Fusulinids), Brachiopods and Ostracods, which were formed in the coastal high-energy environment. On the other hand, they are mainly Algae, Bryophyta, Echinodermata, Sponges, Gastropods and Brachiopods, rarely Foraminifers (mainly Fusulinids) in the Chaohaitu profile, which were formed in the coastal high-energy zone to low-energy environment in shallow sea. The87Sr/86Sr values range from 0.707556 to 0.708130, with an average value of 0.707748, which is the same as the global seawater Sr isotopic composition during the same period. Projection ages of Sr isotopic compositions of the bioclastic limestones from the Sanmianjing Formation are consistent with the global Sr isotopic composition evolution curve. The results demonstrate that formation of the bioclastic limestones in the lower part of the first member of the Sanmianjing Formation in the study area is no later than 276.55 Ma. Combined with previous research results, it is considered that the stratigraphic age of the Sanmianjing Formation is the middle Kungurian of the early Permian.

Sanmianjing Formation; bioclastic limestone; Sr-isotope; sedimentary environment; stratigraphic age

2021-12-30;

2022-04-22

地质调查项目“羌塘盆地雀莫错凹陷页岩油气地质调查、羌塘盆地阿木错凹陷油气地质调查(DD20221855)”和国家自然科学基金项目(41572098)联合资助。

施立志(1976–), 男, 博士, 正高级工程师, 主要从事油气地质综合研究工作。E-mail: 86547864@qq.com

汪彪(1993–), 男, 硕士, 助理工程师, 主要从事油田地质和开发研究工作。E-mail: 865796658@qq.com

P597

A

1001-1552(2023)06-1430-012

10.16539/j.ddgzyckx.2023.06.008