四川盆地北部早白垩世剑门关组泥质岩地球化学特征及其地质意义

2019-04-28徐刚王越刘子畅吕行高淑芳

中国地质调查 2019年2期

徐刚，王越，刘子畅，吕行，高淑芳

(1.中国地质科学院矿产综合利用研究所，成都 610041； 2.四川省地质矿产勘查开发局川西北地质队，绵阳 621000； 3.青海油田勘探开发研究院，敦煌 736202)

0 引言

碎屑沉积岩记录了源岩的成分特征、物源区风化条件和大地构造背景等信息，其地球化学特征可用于分析沉积源区性质和构造环境。稀土元素及某些微量元素在沉积水体中的溶解度低，且在沉积过程中很少发生分异，相对稳定，可有效地指示地质作用过程、物源区性质及大地构造环境[1-7]，也可反映物源区古风化特征，为古气候研究提供地球化学证据。此外，泥质岩因粒度细、成分均匀、吸附性强而被广泛应用于地球化学特征研究。

四川盆地是以龙门山断裂为西界、七曜山断裂为东界、城口断裂为北界、峨眉—瓦山断裂为南界的菱形构造兼地貌盆地[8-9]。早白垩世剑门关组主要分布于四川盆地北部，前人对该地层进行了较多的沉积学研究[10-12]，但地球化学特征研究相对薄弱。因此，笔者选取四川盆地北部早白垩世剑门关组泥质岩为研究对象，分析其沉积地球化学特征，进一步探讨了剑门关组物源区性质、构造背景、古风化作用及其对古气候的指示作用。

1 地质背景

四川盆地位于扬子地块西部，是周缘造山带共同叠加形成的多旋回构造叠合盆地[8]。印支期扬子地台西部松潘—甘孜地块、北部秦岭造山带及东部雪峰—武陵褶皱带，向扬子地台俯冲，扬子地台北缘发生构造反转，四川盆地开始沉积，进入盆地的形成和演化阶段。四川盆地的演化分为晚三叠世周缘前陆盆地演化阶段、早—晚侏罗世陆内前陆盆地演化阶段、早白垩世盆地萎缩阶段和中白垩世—新近纪盆地衰亡阶段4个阶段[13-18]。

剑门关组是四川盆地构造演化晚期萎缩阶段沉积的一套陆相磨拉石建造，对四川盆地早白垩世构造演化研究具有重要意义。研究区位于四川省苍溪县高坡镇附近，早白垩世剑门关组超覆不整合于莲花口组之上，与下伏莲花口组呈平行不整合接触(图1)。

1.第四系冲积物； 2.早白垩世汉阳铺组； 3.早白垩世剑门关组； 4.晚侏罗世莲花口组； 5.晚侏罗世遂宁组； 6.中侏罗世沙溪庙组; 7.实测剖面及编号

图1 研究区大地构造位置(a)及地质简图(b)[7]

Fig.1 Tectonic location (a) and geological sketch (b) of the study area[7]

2 剑门关组岩性特征

研究区早白垩世剑门关组可分为2段。

剑门关组一段：粗碎屑岩，厚112.7～312.5 m，以紫红色、灰紫色厚—巨厚层状和中厚层状的中粒、中细粒岩屑长石砂岩、长石砂岩、长石岩屑砂岩(图2(a))和不等粒岩屑砂岩为主，夹紫红色和少量黄灰色钙质粉砂岩、钙质泥岩、粉砂质泥岩等，局部底部出露砾岩透镜体。该段发育槽状交错层理(图2(b))、斜层理(图2(c))、平行层理和水平层理，可见虫迹(虫管)(图2(d))潜穴构造。钙质泥岩中可见姜状钙质结核。

(a) 长石岩屑砂岩 (b) 槽状交错层理 (c) 斜层理

(d) 虫管 (e) 钙质粉砂岩 (f) 沙纹层理

Q.石英； F.长石； R.岩屑； Cal.方解石

图2 研究区剑门关组野外地质特征及显微镜下特征照片

Fig.2 Field and microscopic characteristics of Jianmenguan Formation in the study area

剑门关组二段：细碎屑岩，厚46.6～478.4 m，以紫红色、砖红色薄层状和中厚层状泥岩、粉砂岩、钙质泥岩和钙质粉砂岩(图2(e))为主，夹浅灰绿色、黄灰色、紫红色中粒、中细粒岩屑长石砂岩、岩屑砂岩和长石砂岩，局部夹砾岩透镜体。该段发育水平层理、沙纹层理(图2(f))、平行层理、斜层理、交错层理、重荷模、泥裂等沉积构造。

3 样品采集及分析方法

9件样品均采自早白垩世剑门关组实测剖面(图3)上，岩性为泥质岩。样品较新鲜，未发生明显蚀变、矿化或次生风化作用。主量元素和微量元素地球化学测试工作在中国地质科学院矿产综合利用研究所完成。按《GB/T 14506—2010硅酸盐岩石化学分析方法》[19]对样品进行分析。将样品粉碎后过200目筛，保证样品粒径<74 μm，在105 ℃预干燥2～4 h后，置于干燥器中，冷却至室温。主量元素采用X荧光光谱分析，采用熔片法，取0.7 g样品、5.2 g无水四硼酸锂、0.4 g氟化锂和 0.3 g 硝酸铵在瓷坩埚中拌均匀后，移入铂金合金坩埚中，并加入1 ml溴化锂溶液，在熔样机中加热至1 150～1 250 ℃融制成片。微量元素采用等离子质谱仪(ICP-MS)测试，采用HF+HNO3密闭高压溶样，溶解好的样品溶液在等离子体质谱仪(ICP-MS)上测定，溶样和分析流程见《GB/T 14506—2010硅酸盐岩石化学分析方法》[19]。元素分析误差<5%，重复样分析结果吻合。

4 地球化学特征

4.1 主量元素

早白垩世剑门关组泥质岩主量元素含量及特征参数见表1。与澳大利亚后太古宙平均页岩(PAAS)[3]对比，发现研究区泥质岩主量元素富CaO、MgO，贫Al2O3、Fe2O3、K2O、Na2O、TiO2、P2O5、MnO，SiO2含量与PAAS相当。

表1 研究区剑门关组泥质岩主量元素含量及特征参数

注： CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]×100,式中化学成分含量均为摩尔分数，CaO*指岩石硅酸盐CaO的含量。

4.2 微量元素

研究区剑门关组泥质岩微量元素含量及特征参数见表2。与大陆上地壳(UCC)微量元素含量[3]相比(图4)，剑门关组泥质岩富Cr、Cs、V，贫Sr、Nb及放射性元素U、Hf，Zr、Th、Co含量与大陆上地壳相当。总体来看，剑门关组泥质岩微量元素丰度与上地壳微量元素丰度相当，与其形成于陆相盆地的构造背景相吻合。

表2 研究区剑门关组泥质岩微量元素含量及特征参数

图4 研究区剑门关组泥质岩UCC

4.3 稀土元素

研究区剑门关组泥质岩稀土元素含量及特征参数见表3。稀土元素总量为(164.96～234.35)×10-6，平均值为185.26×10-6，与PAAS值(184.77×10-6)相当。LREE/HREE(轻稀土/重稀土)值为11.77～15.87，平均值为13.42，远>1，轻、重稀土元素分馏程度高，轻稀土元素相对富集。PAAS标准化稀土元素配分曲线(图5)弱右倾，轻、重稀土元素曲线特征稍有差别。(La/Sm)N=1.01～1.46，平均值为1.19(>1)，说明轻稀土元素较富集，且轻稀土元素分馏程度较低； (Tb/Yb)N=1.15～1.42，平均值为1.24(>1)，说明重稀土元素分馏程度较低。泥质岩具有弱的正Eu异常(δEu=1.08～1.15，平均值为1.10)，Ce基本无异常(δCe为0.85～1.13，平均值为1.06)。此外，研究区泥质岩具有相似的稀土元素配分模式，曲线近于平行，说明沉积物可能来源于同一物源区。

表3 研究区剑门关组泥质岩稀土元素含量及特征参数

续表

图5 研究区剑门关组泥质岩PAAS标

5 讨论

5.1 物源区性质

5.1.1 主量元素的指示

当泥质岩K2O/Al2O3值>0.5时，说明母岩含有相当数量的碱性长石；当泥质岩K2O/Al2O3值<0.4时，说明母岩含有少量的碱性长石[20-21]。Girty等[22]认为，沉积物Al2O3/TiO2值<14时，物源可能来源于镁铁质岩石；沉积物Al2O3/TiO2值为19～28时，物源可能来源于安山质和流纹英安质(或花岗闪长质和英云闪长质)岩石。研究区剑门关组泥质岩K2O/Al2O3值为0.18～0.22(平均值为0.20),Al2O3/TiO2值为16.98～21.84(平均值为19.03)(表1)，表明剑门关组泥质岩母岩中碱性长石含量较低，物源主要来源于长英质岩石，而非镁铁质岩石。

5.1.2 微量元素的指示

泥质岩的微量元素地球化学特征可应用于判别物源区的性质[21]，Cr/Zr值可反映镁铁质与长英质对沉积物的相对贡献[23]。研究区剑门关组泥质岩Cr/Zr值为0.27～0.54，平均值为0.39(表2)，说明源区物质以长英质为主。泥质岩Cr/Th值为6.13～8.06，平均值为7.15(表2)，位于长英质源区范围[24]，进一步表明研究区碎屑岩源区物质以长英质为主。

5.1.3 稀土元素的指示

稀土元素、高场强元素及部分过渡金属元素是沉积过程中最稳定的元素，可有效判别碎屑沉积岩源区成分特征[25-26]。La/Yb-∑REE图解(图6)中，研究区剑门关组泥质岩投影点全部落在沉积岩区，且与PAAS投点紧邻，说明研究区剑门关组沉积岩的原始物质源自上地壳，物源区为沉积岩。在Hf-La/Th图解(图7)中，研究区剑门关组泥质岩投影点落于长英质、基性岩混合物源区附近，并有向安山岩岛弧物源区演化的趋势。沉积物中Eu的来源包括陆缘碎屑、海底热液、沉积物从海水中吸附的生物及陨石等[28]，研究区剑门关组泥质岩具有弱的正Eu异常，来源于陆源碎屑，物源区可能出露富含斜长石、重晶石等富Eu矿物的岩石，进一步反映四川盆地剑门关组成熟度较低，为近距离搬运的产物。

图6 研究区剑门关组泥质岩La/Yb-∑REE图解[27]

图7 研究区剑门关组泥质岩Hf-La/Th图解[29]

综上，四川盆地剑门关组泥质岩源自上地壳，物源区为长英质岩区，可能出露富含斜长石、重晶石等富Eu矿物的岩石。

5.2 物源区构造背景

5.2.1 主量元素构造环境判别

利用碎屑岩SiO2、K2O、Na2O、TiO2、A12O3等主量元素的比值及相关性可将沉积盆地的构造环境分为大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘4种类型[30-32]。在TiO2-(TFe2O3+MgO)构造环境判别图(图8(a))、Al2O3/SiO2-(TFe2O3+MgO)构造环境判别图(图8(b))中，研究区泥质岩样品投影点主要落在岛弧区内；在Al2O3/(CaO+Na2O)-(TFe2O3+MgO)构造环境判别图(图8(c))中，研究区泥质岩样品投影点主要落在与岛弧相邻的不确定区，反映剑门关组物源区具有复杂的构造背景; 在K2O/Na2O-SiO2构造环境判别图(图8(d))中，研究区泥质岩样品投影点主要落在岛弧和活动大陆边缘区域，反映物源区具有活动大陆边缘向大陆岛弧转化的构造环境特点。综上，研究区剑门关组碎屑岩源区的构造环境主要为大陆岛弧。

(a) TiO2-(TFe2O3+MgO)构造环境判别图 (b) Al2O3/SiO2-(TFe2O3+MgO)构造环境判别图

A.大洋岛弧； B.大陆岛弧; C.活动大陆边缘； D.被动大陆边缘;.剑门关组泥质岩

图8 研究区剑门关组泥质岩主量元素构造环境判别图

Fig.8 Tectonic setting discrimination diagrams of major elements composition of the mudstones of Jianmenguan Formation

5.2.2 微量元素构造环境判别

利用碎屑岩La、Th、Sc、Co、Zr、U、Hf等元素比值及相关性可判别构造环境[33]。Bhatia[31]认为: 当Th/U值为2.5～3时，物源主要为岛弧火山岩；当Th/U值约为4.5时，物源主要以沉积岩为主，可能有岛弧火山岩碎屑混入；当Th/U值约为6时，物源主要为再旋回沉积岩，且源岩可能存在Th矿化；当La/Th值为6.7±2.0，Hf含量约为2×10-6时，为大洋岛弧构造背景；当La/Th值约为4.5，Hf含量为(4～5)×10-6时，为大陆岛弧构造背景；当La/Th值约为2.6，Hf含量>5×10-6时，为活动大陆边缘或被动大陆边缘构造背景。研究区剑门关组泥质岩Th/U值为6.34～7.33，平均值为6.72，说明物源主要是再旋回沉积岩，与La/Yb-∑REE图解(图6)一致； La/Th值为3.16～6.62，平均值为4.29，Hf含量为(1.82～2.77)×10-6，平均值为2.47×10-6，说明物源区为岛弧构造环境。在Co-Th-Zr/10和Zr-Th判别图解中(图9)，研究区泥质岩全部落入大陆岛弧区，说明研究区剑门关组物源区为大陆岛弧构造环境，与燕山期龙门山持续隆起的构造背景相对应。

5.2.3 构造判别结果

以上主量、微量元素物源区构造环境判别结果表明，研究区剑门关组物源区为大陆岛弧和活动大陆边缘构造环境。综合前人研究成果[7-9,13-18]，认为四川盆地经历了前印支期(古生代)泛扬子西缘长期被动大陆边缘环境后，进入三叠纪，尤其是中、晚三叠世，随着扬子古陆向北、向西俯冲，古特提斯洋关闭，此为四川盆地早期周缘前陆盆地演化阶段。随着古特提斯洋的消亡，晚三叠世诺利晚期—瑞替期的劳亚陆块、羌塘—昌都陆块及扬子陆块碰撞拼贴，最终形成NE-SW向松潘—甘孜褶皱带，原来具周缘前陆盆地性质的巴颜喀拉—松潘—甘孜海槽几乎全被褶皱侵位，导致扬子板块西部边缘发生板内俯冲，龙门山隆起，从而进入陆内类前陆盆地演化阶段，其间分布陆缘岛弧，为盆地提供了沉积物源。至此，四川盆地由前印支期的被动大陆边缘环境转化为晚三叠世以来具有岛弧特征的活动大陆边缘环境，并持续至今。剑门关组是该构造环境下的沉积产物，与燕山期龙门山持续隆起有关。研究区剑门关组泥质岩地球化学特征研究结果进一步印证了上述结论。

A.大洋岛弧； B.大陆岛弧； C.活动大陆边缘； D.被动大陆边缘; .剑门关组泥质岩

5.3 物源区古风化作用及对古气候的指示

5.3.1 A-CN-K图解

研究表明，在A-CN-K判别图解中，斜长石-钾长石风化形成黏土矿物的过程应平行图解的CN一侧，未风化的英云闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩投影(T、Gd和G)应在长石连线上[34]。将研究区泥质岩样品数据投影到A-CN-K判别图解(图10)中，并画出预测风化趋势线，可知实际风化过程相对图中虚线具有向右倾斜的趋势。风化过程中，岩石发生钾交代作用，可能有2种方式：一是富A1矿物如高岭石、长石发生伊利石化；二是斜长石变成自生钾长石。可利用风化趋势线与钾长石-斜长石连线的交点估算风化作用前斜长石与钾长石的比例。剑门关组源岩发生钾交代作用，长石中的高岭石发生伊利石化，使风化趋势线向右与标准风化趋势线呈夹角。风化趋势线反向延长与斜长石-钾长石连线的交点，与花岗闪长岩端员几乎重合，可估算物源区斜长石与钾长石的比例约为4∶1。