松辽盆地北部上二叠统林西组古生物年代学、地球化学特征及地质意义

2021-05-25张海华李晓海郑月娟陈树旺张德军卞雄飞

现代地质 2021年2期

张海华，李晓海，张健，郑月娟，陈树旺，张德军，苏飞，卞雄飞，孙雷

(中国地质调查局沈阳地质调查中心，辽宁沈阳 110034)

0 引言

本文的研究区松辽盆地北部位于中亚造山带的东部兴蒙造山带，二叠纪是兴蒙造山带演化阶段的重要时期，该时期也是古亚洲洋向濒太平洋构造域转换的关键时期，其中上二叠统地层的形成时代和所处的构造环境对分析构造带的演化历史具有重要的意义。此外,近年来研究区的油气地质调查成果显示，上二叠统林西组具有较好的油气资源潜力[1-2]；因此林西组的沉积时代、构造背景以及沉积环境一直以来受到地质学家的关注。不同专家学者对大兴安岭地区上二叠统的古生物地层特征、沉积环境和构造演化等进行了研究[3-10]。目前认为，松辽盆地二叠纪—三叠纪构造演化过程同大兴安岭地区类似，经历了西伯利亚板块和华北板块的碰撞拼合的构造演化历程[11-14]，其二叠纪地层发育特征与相邻的大兴安岭地区能够对比。由于松辽盆地内地质体被覆盖，以往对林西组沉积环境及构造背景的研究多集中在松辽盆地外围的露头区，而针对松辽盆地内的相关研究较少。笔者在松辽盆地北部开展二叠纪地层研究时，在黑富地1井上二叠统地层中发现孢粉化石。本文将对孢粉化石和碎屑岩地球化学进行分析，为松辽盆地北部二叠纪地层研究提供基础数据。本次所研究样品采自松辽盆地北部地区的全井取心地质井黑富地1井，该井位于松辽盆地北部西斜坡区，完井深度2 089.4 m，在1 386.42～2 089.4 m井段发育厚层暗色泥质板岩和砂岩组合，并发现有晚二叠世孢粉化石。

碎屑岩中稀土、微量元素稳定性好，在沉积过程中能稳定存在，对判定源区性质、沉积环境以及构造背景等具有重要意义。有学者通过对不同变质带的研究也表明，在中-低级变质作用下，岩石中的稀土、微量元素基本上不迁移，其地球化学成分基本没有变化，仍然主要受控于物源区[15-16]。本文通过对松辽盆地北部黑富地1井1 386.42～2 089.4 m井段的林西组微体孢粉化石进行研究，确定林西组的时代，对林西组泥质板岩样品进行元素地球化学分析，结合区域已有的地质成果，对盆地内林西组元素地球化学特征、沉积特征进行分析研究，以期为大兴安岭地区晚二叠世地层时代、沉积环境、构造背景的探讨以及油气资源前景分析提供重要的数据支撑和基础资料。

1 区域地质概况

松辽盆地是我国油气资源最为丰富的大型陆相含油气盆地，基本位于松嫩地块内部，处于中亚造山带的东部兴蒙造山带，为古亚洲洋构造域和太平洋构造域的交切部位，其动力学和构造背景十分复杂。松辽盆地在三叠纪—早侏罗世时期，地幔物质大量上涌并引起地壳隆起，盆地整体呈现上升隆起状态；中侏罗世至早白垩世早期，盆地中部区域莫霍面隆起使地幔作用形成大规模的拉张，并产生以北北东向为主的张性构造带，盆地进入断陷发育阶段；早白垩世晚期至晚白垩世嫩江期，大范围张性断裂发育使地壳塌陷，形成统一的湖盆，在青山口组至嫩江组时期湖泛达到最大，盆地进入了陆内拗陷发育阶段；晚白垩世嫩江组沉积之后的喜山运动时期，地壳加剧抬升，受挤压构造作用盆地开始隆升，盆地进入了褶皱萎缩期。本次分析样品采集的黑富地1井位于松辽盆地北部地区富裕构造带内(图1)，其基底为石炭—二叠系，盖层主要白垩纪、古近纪和新近纪地层[17-18]。

图1 松辽盆地北部构造单元划分图(据文献[19]修编)

黑富地1井钻探成果揭示，地层自下而上为林西组，井段1 386.42～2 089.4 m；泉头组，1 181.8～1 386.42m；青山口组，1 083～1 181.8 m；姚家组，876～1 083 m；嫩江组，614.08～876 m；四方台组，473.1～529.4 m；明水组，202.4～473.1 m；第四系，0～202.4 m。所钻遇二叠系林西组主要发育砂岩及厚层大套暗色泥岩。本次古生物化石样品和地球化学分析样品均采自林西组井段发育的暗色粉砂岩及泥岩(图2)。

图2 黑富地1井林西组柱状图和孢粉化石采样位置图

2 样品特征与分析测试

微体古生物化石样品和元素地球化学分析样品均取自黑富地1井1 489.9～2 014.3 m井段林西组，岩性为灰黑色泥质板岩，具有斑状变晶结构，变余层理构造和斑点构造，变斑晶成分主要为红柱石及空晶石、白云母；斑点成分主要为炭质、白云母及绢云母；其余部分为变余、炭质泥状结构，成分由原岩黏土矿物和炭质组成，黏土矿物部分发生重结晶并形成绢云母，呈半定向分布。

对样品开展了微体化石分析鉴定和主量、微量元素测试等工作。孢粉样品处理及化石的鉴定分析在吉林大学古生物学与地层学研究中心孢粉实验室完成。样品地球化学测试工作在自然资源部东北矿产资源监督检测中心完成，整个测试过程均在无污染设备中进行。主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF)，微量、稀土元素采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)完成，分析误差小于5%。

3 古生物化石特征及其反映的地层时代

本次工作首次在松辽盆地北部黑富D1井(1 515～2 020.5 m井段)上二叠统林西组采获孢粉化石，以裸子植物花粉占绝对优势，蕨类植物孢子含量较低且属种贫乏。裸子植物花粉以无肋双囊粉含量最多，其次为具肋双囊粉，单气囊花粉含量则较少，主要属种有Protohaploxypinus，Piceaepollenitesopimuscen，Potonieisporitesstenolomus，Alisporitescommunis，Hamiapollenitessp.，Cordaitinasp.，Florinitesluberae，Klausipollenitesschaubergeri,Platysaccuspapilionis、Vittatina等，称为Protohaploxypinusfertilis-Piceaepollenitesopimus-Alisporitescommunis组合(图3)。Alisporites和Falcisporites为裸子植物花粉中无肋双囊粉中的两个属，这两属在新疆地区上二叠统梧桐沟组和锅底坑组中为常见分子，并在新疆吉木萨尔大龙口地区广泛出现和发育；Protohaploxypinus属在本次研究中含量较多，为晚二叠世时期的重要分子，在新疆地区的锅底坑组和梧桐沟组含量较为丰富[20-22]，并且也见于大兴安岭地区林西组[23]。综合以上分析，本次在黑富地1井井段所获得的孢粉化石可与新疆地区上二叠统和大兴安岭地区林西组孢粉组合对比，表明其地层时代为晚二叠世。

(a)Alisporites communis，样品HFD1-27BF；(b)Protohaploxypinus fertilis，样品HFD1-25BF；(c)Protohaploxypinus fertilis，样品HFD1-27BF；(d)Protohaploxypinus fertilis，样品HFD1-25BF；(e)Alisporites communis，样品HFD1-53BF；(f)Protohaploxypinus fertilis，样品HFD1-31BF；(g)Piceaepollenites opimus，样品HFD1-41BF；(h)Protohaploxypinus fertilis，样品HFD1-31BF；(i)Alisporites communis，样品HFD1-67BF

4 地球化学特征

4.1 主量元素

黑富地1井林西组泥质板岩元素地球化学分析结果(表1)显示，SiO2的含量为55.58%～63.72%，平均为60.41%；TiO2的含量为0.63%～0.91%，平均为0.77%；Al2O3含量较高，介于13.17%～17.93%之间，平均为16.36%；Fe2O3含量为0.35%～2.49%，平均为0.95%；FeO含量为3.23%～6.53%，平均为4.99%；MgO的含量介于1.65%～4.30%之间，平均为2.47%；A12O3/(CaO+Na2O)值介于0.92～6.89之间，平均为3.73；K2O/Na2O为0.14～2.48，平均为1.25(表1)。

4.2 微量元素

黑富地1井林西组碎屑岩样品中微量元素Rb、Ba及Zr的质量分数相对较高,一般都达到了100×10-6(表1，图4)。与大陆上地壳、下地壳丰度[24]相比，研究区碎屑岩的Rb、Cs等大离子亲石元素质量分数相对高于上地壳的丰度(112.0×10-6、4.9×10-6),并且远高于下地壳的丰度(5.3×10-6、0.3×10-6)；高场强元素Nb质量分数略高于上地壳丰度(25.0×10-6),且远高于下地壳丰度(6.0×10-6)；Ta质量分数略低于上地壳丰度值(2.2×10-6),绝大部分高于下地壳丰度值(0.6×10-6)；Zr质量分数大部分高于上地壳丰度(190×10-6),且远高于下地壳值丰度值(70×10-6)。低场强元素Th质量分数部分略高于上地壳丰度(10.7×10-6),部分略低于上地壳丰度值,但都高于下地壳丰度(1.06×10-6)；U质量分数部分高于上地壳丰度值(2.8×10-6)，都高于下地壳丰度(0.28×10-6)；Sr质量分数则基本低于上地壳和下地壳丰度值(350×10-6、230×10-6)，这可能与Sr离子半径相对较小、易以游离态形式被地下水及地表水带走相关[23]。

(续)表1 松辽盆地黑富地1井林西组泥质板岩主量、微量和稀土元素分析结果

图4 松辽盆地北部黑富地1井林西组泥质板岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(样品号示采样深度)

4.3 稀土元素特征

林西组样品的稀土元素整体变化不大(表1，图5)，均表现出轻稀土元素富集、重稀土平坦(分馏较小)的特征，Eu大部分表现出负异常。稀土元素总量ΣREE介于63.20×10-6～208.05×10-6之间，平均为147.56×10-6；LREE/HREE值为5.65～7.16，平均为6.59，低于北美页岩丰度(7.5[25])；(La/Yb)N值介于5.01～7.29之间，表明轻、重稀土元素分异程度相对较高，轻稀土相对富集。(La/Sm)N可作为表征轻稀土元素分异程度指标，其值为2.61～3.66，变化范围较小，平均值为3.18，指示轻稀土具有中等的分馏程度；(Gd/Yb)N则可表征重稀土分异程度，该值介于1.03～1.40之间，平均为1.25，表明重稀土元素分馏相对较低，曲线较平坦；δEu值相对较低，介于0.56～1.14之间，平均为0.73，大部分表现为Eu的负异常。

5 讨论

5.1 物源区性质

碎屑岩中稀土元素的质量分数主要由物源区的岩石成分所决定，稀土元素具有不可溶性质，在水体中的质量分数极低，搬运过程中主要呈碎屑颗粒方式进行搬运，而且受成岩作用的影响较小，所以稀土元素配分模式可以客观地反映沉积物源区的性质,可作为物源区的一个重要的示踪指标[26-30]。本次研究的碎屑岩样品地稀土元素经球粒陨石标准化后，表现出轻稀土元素较富集、重稀土元素均一(轻度亏损)、Eu元素大部分具有负异常特点，这与上地壳稀土元素的配分形式较一致，说明研究区碎屑岩的原始物源来自上地壳。

微量元素原始地幔标准化蛛网图(图4)表明，黑富地1井碎屑岩样品呈现出大致相似的微量元素分布状态，都以亏损Nb、Ta、Sr和富集Rb、La、Pb、Nd、Sm等为特征。这些微量元素特征指示，林西组碎屑岩沉积物主要来自上地壳的长英质岩石。

前人研究[31]表明，当沉积物中Al2O3/TiO2<14时，沉积物物源可能来自镁铁质的岩石，Al2O3/TiO2值在19～28之间时，物源可能来自花岗闪长质机英云闪长质(或安山质和流纹质)岩石。本次研究的样品Al2O3/TiO2值基本介于19.72～23.97之间，表明物源主要源于花岗闪长岩和英云闪长岩。

Cr/Zr值可以用来反映镁铁质岩石与长英质岩石对沉积物的相对贡献。黑富地1井岩石样品Cr/Zr值介于0.20～0.50之间，平均为0.30，明显小于1，说明它们的物源主要来自长英质岩石[32]。

Ni质量分数介于19.1×10-6～42.7×10-6之间，TiO2质量分数介于0.63%～0.91%之间，在Floyd提出的Ni-TiO2成分判别图解[33]中，样品的投影点基本都落在长英质源区内，明显区别于其他物质成分的源区(图6)。

图6 松辽盆地北部黑富地1井林西组泥质板Ni-TiO2图解

在Hf-La/Th判别图解(图7)中，样品投点基本落入长英质物源区或其附近，表明碎屑物具有长英质源区性质。

图7 松辽盆地北部黑富地1井林西组泥质板岩Hf-La/Th图解

在REE-La/Yb源岩判别图解(图8)中，碎屑岩样品投点都集中落在钙质泥岩区和玄武岩区的混合区范围内。

图8 松辽盆地北部黑富地1井林西组泥质板岩REE-La/Yb图解

综上分析认为，研究区黑富地1井林西组碎屑岩沉积物母岩源区物质相对较复杂，主要源于上地壳的长英质物源区，少量来自基性火成岩物源区，物源呈现多样性，但主要以长英质岩石的物源区为主。

5.2 构造背景

通过对不同构造背景的古碎屑岩及现代砂泥岩沉积物的主量元素特征分析, Roser等[34]认为主量元素K2O/Na2O 值为反映构造环境的有效指标，并提出K2O/Na2O-SiO2构造环境判别图解。本次测试样品投点都落在了活动大陆边缘区域和在岛弧区(图9(a))，表明研究区沉积物的物源区背景以主动大陆边缘和岛弧构造环境为主。依据F1、F2判别函数及公式计算出函数值并进行投图分析[35-36]。在F1-F2构造判别图解(图9(b))上，林西组泥质板岩样品大部分落在活动大陆边缘区和岛弧区域，也表明研究区物源区背景以主动大陆边缘和岛弧构造环境为主。

图9 松辽盆地林北部黑富地1井林西组泥质板岩构造背景(底图分别据文献[34-35,37])

碎屑岩中的微量元素比主量元素具有更好的稳定性，Cr、Co、Th、Sc、La和Zr等在沉积环境中保持稳定，可用来判定源区性质及构造背景[37]。在Th-Co-Zr/10构造判别图解(图9(c))上，数据点大部分落入大陆岛弧的范围内，反映源区为大陆岛弧构造背景。

稀土元素特征可被用于判定现代和古代沉积物的物源区性质或构造背景等。Murry等[38]的研究成果表明，Ce异常与沉积盆地的构造背景相关，在距洋脊顶400 km之内的扩张脊附近，Ce负异常明显，δCe为0.29×10-6；大洋盆地中具有中等的Ce负异常，δCe值为0.55×10-6；大陆边缘区Ce异常消失或者转变为正异常，δCe介于0.9×10-6～1.30×10-6之间。本文林西组泥质板岩样品的Ce异常值介于0.90×10-6～0.98×10-6之间，为弱负异常，反映当时沉积背景为靠近大陆边缘区域，类似于大陆边缘构造环境。

综合以上地球化学分析结果，松辽盆地北部黑富地1井林西组泥质板岩形成于靠近大陆岛弧的活动大陆边缘的构造环境。

5.3 沉积环境

分析沉积环境时，运用微量元素比值等信息可以反映沉积介质氧化还原特征，V/(V+Ni)>0.46 指示还原环境，V/(V+Ni)<0.46则指示氧化环境[39]。黑富地1井林西组泥质板岩的V/(V+Ni)值介于0.73～0.82之间，平均为0.78，大于0.46，指示林西组形成于还原环境，有利于有机质的保存；对该井林西组井段样品有机碳含量等相关指标(样品有机质丰度平均为1.06%)的分析也表明，林西组形成于还原环境[40]。

根据碎屑岩中MgO的亲海性和Al2O3的亲陆性特征，可以用镁铝比值(b=MgO/Al2O3)判定水体的盐度[41]，b值随着水体盐度的增加而增加：淡水沉积环境中b<1，陆海过渡性沉积环境中b值介于1～10之间，海水沉积环境中b介于10～500之间，陆表海环境(或潟湖碳酸盐岩环境)中b>500。黑富地1井林西组的b值绝大多数在10～20之间(11.03～27.22)，指示林西组碎屑岩大多形成于陆海过渡沉积环境。

Sr/Ba值和锶丰度也可作为古盐度判别的标志。在自然界水体中，锶和钡在水体中以重碳酸盐的形式出现，当水体矿化度即盐度逐渐增加时，钡以BaSO4的形式首先发生沉淀,而留在水体中的锶相对钡较富集；当水体的盐度增加到一定程度时，锶以SrSO4的形式发生沉淀, 进而记录在碎屑沉积物中的锶丰度、Sr/Ba值与古盐度呈现明显的正相关关系，因此可作为古盐度判别的标志。一般来说，淡水相沉积物中Sr/Ba值小于1，Sr/Ba为0.6～1.0，为半咸水环境，海相沉积物中Sr/Ba值大于1[42]。黑富地1井10件样品的Sr/Ba值分布介于0.18～0.39之间，平均为0.54，反映其总体上为淡水环境。

B/Ga值是判断沉积水体古盐度的另一种方法。硼酸盐溶解度较大，可以迁移，只有当水蒸发后才能析出；镓活动性低，易沉淀，因此利用B/Ga值可判定古盐度[43]。海相沉积物中B/Ga值一般大于4.2，而陆相沉积物中一般小于3.3。黑富地1井10件碎屑岩样品的B/Ga值分布在0.21～4.78之间，其中介于3.61～4.78之间的样品为3件，即大于3.3，10件样品的平均值为1.85，主体反映为陆相淡水环境，可能存在咸水向淡水转化的过渡环境或存在海侵过程。

综合以上岩石地球化学分析和指标，通过源区特征、构造背景及古环境分析，推断研究区林西组可能形成于活动大陆边缘构造环境，并且类似于大陆岛弧的背景，母岩源区物质较复杂，但以长英质源区为主。可能后期受到岛弧俯冲和碰撞等作用的影响，陆壳发生抬升，沉积背景由海陆过渡相逐渐转变为陆相，沉积水体由海陆过渡环境的半咸水逐渐转变为陆相的淡水，这与先期发表的数据和盆地外围扎鲁特地区林西组水体盐度变化相一致[32,44]。