趙小青，程日輝，于振鋒，3，孫鳳賢，王 鵬，高會軍

1.大慶鉆探工程公司測井公司, 黑龍江 大慶 163412 2.吉林大學地球科學學院, 長春 130061 3.山西晉城無煙煤礦業(yè)集團有限責任公司國家能源煤與煤層氣共采技術(shù)重點實驗室, 山西 晉城 048012

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海拉爾盆地烏爾遜凹陷南一段物源-沉積體系與構(gòu)造背景

趙小青1，2，程日輝2，于振鋒2，3，孫鳳賢1，王 鵬1，高會軍1

1.大慶鉆探工程公司測井公司, 黑龍江 大慶 163412 2.吉林大學地球科學學院, 長春 130061 3.山西晉城無煙煤礦業(yè)集團有限責任公司國家能源煤與煤層氣共采技術(shù)重點實驗室, 山西 晉城 048012

海拉爾盆地烏南凹陷南一段時期斷裂和火山作用強烈，導致巖石碎屑組成具有多樣性。碎屑成分有火山碎屑、變質(zhì)巖碎屑和其他剝蝕碎屑。碎屑多樣性使本區(qū)巖性及其分區(qū)具有鮮明的特色。巖性豐度、礦物組合、陰極發(fā)光及其重礦物組合研究顯示，區(qū)內(nèi)存在4個單巖性區(qū)和2個混合區(qū)。單巖性區(qū)是變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)、火山碎屑沉積巖區(qū)、熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)和火山碎屑巖區(qū)。根據(jù)巖石中各碎屑組成的體積分數(shù)可將混合區(qū)分為正常沉積碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)和火山碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)。各單巖性區(qū)與構(gòu)造單元相符合，變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)對應烏西斷階帶，火山碎屑沉積巖區(qū)和熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)對應巴彥塔拉構(gòu)造帶，火山碎屑巖區(qū)為烏東弧形構(gòu)造帶的一部分。地球化學數(shù)據(jù)顯示本區(qū)源巖巖漿屬于殼源花崗質(zhì)巖漿，同時受到明顯的幔源巖漿影響，重稀土較富集。烏西斷階帶具有高的稀土總量和不明顯的Eu負異常，變質(zhì)源巖巖漿殼幔混染程度高；巴彥塔拉構(gòu)造帶具有低的稀土總量和明顯的Eu負異常，源巖巖漿殼?；烊境潭戎械?；烏東弧形構(gòu)造帶具有高的稀土總量和明顯的Eu負異常，源巖巖漿殼?；烊境潭鹊汀ickinson圖解顯示,烏東弧形構(gòu)造帶源區(qū)沒有深切割，而巴彥塔拉構(gòu)造帶源區(qū)經(jīng)過了深切割。德爾布干斷裂的正滑移導致嵯崗構(gòu)造片麻巖發(fā)育和嵯崗隆起相對隆升，為烏西斷階帶提供變質(zhì)碎屑沉積物，形成扇三角洲沉積體系；同時斷裂又為幔源巖漿的上升提供了通道。巴彥塔拉斷裂的伸展走滑使得幔源巖漿上升發(fā)生殼?；烊静l(fā)生火山噴發(fā)，在巴彥塔拉構(gòu)造帶發(fā)育熔結(jié)火山碎屑巖-火山碎屑沉積巖，塑造了火山碎屑扇三角洲沉積體系。巴彥山隆起區(qū)殼幔混染程度低，但幔源巖漿的底墊作用導致殼源巖漿的強結(jié)晶分異作用、火山活動和地表隆升，在烏東弧形構(gòu)造帶發(fā)育火山碎屑巖，塑造了火山碎屑三角洲沉積體系。

海拉爾盆地；烏南凹陷；南一段；物源區(qū)；沉積體系；構(gòu)造背景

0 引言

烏爾遜凹陷位于海拉爾盆地中南部，屬于貝爾湖坳陷次級構(gòu)造單元。其東鄰巴彥山隆起，西接嵯崗隆起，西南、東北分別為貝爾凹陷和新寶力格凹陷，面積為2 166 km2。烏爾遜凹陷是海拉爾盆地最具潛力的凹陷之一，中生代演化經(jīng)歷了斷、坳兩個時期，充填序列主要為下白堊統(tǒng)沉積[1-2]。烏爾遜凹陷是南北向展布、西斷東超的箕狀斷陷，分為烏北、烏南兩個次級凹陷。烏南凹陷進一步分為4個構(gòu)造分區(qū)：烏西斷階帶、烏東弧形構(gòu)造帶、巴彥塔拉構(gòu)造帶以及烏南次凹。烏南凹陷沉積物具有多物源-近物源、火山碎屑體積分數(shù)高、相帶窄-相變大的特點。南屯組主要為烴源巖層,南一段厚度大于南二段[3-4],南屯組也為原油主要產(chǎn)出層位[5]。嵯崗隆起、巴彥山隆起和巴彥塔拉隆起是烏南凹陷的邊緣構(gòu)造隆起，是南屯組時期沉積物的供給區(qū)，控制著沉積體系的類型與分布。但是物源區(qū)的類型、火山活動對沉積體系的塑造，以及物源-沉積體系發(fā)育與區(qū)域構(gòu)造、深部過程的關(guān)系等是需要深入討論的。相關(guān)問題的深入研究與討論對于了解有火山活動的伸展-走滑盆地的沉積作用過程與構(gòu)造控制具有科學意義。

目前，對研究區(qū)南一段時期物源-沉積體系研究主要集中在沉積體系方面，物源研究較少，這是由于研究區(qū)發(fā)生了廣泛的火山物質(zhì)和普通沉積物質(zhì)的混積，這種混積作用和物質(zhì)組成的相似性導致沉積區(qū)在巖石組合和巖性特征等方面保持了較高的相似性，使得單一的用于物源研究的方法在運用于研究時表現(xiàn)出很大的不確定性，這就需要多種分析方法的相互補充和印證。筆者研究發(fā)現(xiàn):巖石豐度、重礦物組合、陰極發(fā)光分析、泥巖地球化學分析以及相應的沉積法分析等可以給物源的確定提供一個較為可靠的證據(jù)。沉積體系方面，前人多采用沉積相和含砂率相結(jié)合的方法，這些研究方法在研究區(qū)具有很大的局限性，導致前人研究結(jié)果較為多樣化，沒有一個統(tǒng)一的認識[6-8];這是由于研究區(qū)具有多物源和近物源的特征，從凹陷邊緣至凹陷中央含砂率均較高，各沉積體系之間巖石粒度和含砂率均較為接近。因此，準確區(qū)分各沉積體系就需要準確辨別各物源所提供的沉積物，以沉積物的不同來約束沉積體系的劃分。對于多物源混合區(qū)域，借助于地層傾角測井做古水流分析，可以幫助判斷主要受控物源。

構(gòu)造活動控制著火山活動、物源-沉積體系和油氣聚集等。海拉爾盆地位于東亞北部地區(qū)，早白堊世時期該區(qū)主要受蒙古——鄂霍茨克造山帶和太平洋構(gòu)造域的影響。蒙古——鄂霍茨克海灣在該時期呈剪刀式逐漸關(guān)閉，導致該區(qū)處于旋轉(zhuǎn)體后方的拉伸環(huán)境。在這種大的構(gòu)造背景下，研究區(qū)發(fā)生了造山作用和伸展斷裂構(gòu)造。目前對于構(gòu)造本身的研究相對較多[1,9-10]，但這些構(gòu)造是如何與物源-沉積體系相匹配的，則研究相對較少，這恰好是本文研究的重點。

海拉爾盆地沉積物的復雜性，包括原始沉積形成的和后期成巖改造的[11]，尤其是火山物質(zhì)的參與，嚴重制約了巖性識別和儲層評價。測井解釋中常常出現(xiàn)：1)同一種巖性對應著不同的測井響應；2)不同巖性對應著相同或者相似的測井響應[12]。烏南凹陷南屯組巖性分區(qū)與物源-沉積體系分析可以為測井響應分區(qū)模式的建立提供地質(zhì)依據(jù)，提高測井解釋的準確率。

1 區(qū)域地層

烏爾遜凹陷基底為前中生界變質(zhì)巖系，沉積巖系為中生界，從下而上發(fā)育布達特群、興安嶺群、扎賚諾爾群和貝爾湖群。其中白堊系下統(tǒng)為扎賚諾爾群，包括銅缽廟組(K1t)、南屯組(K1n)、大磨拐河組(K1d)和伊敏組(K1y)，南屯組分為南一段(下段，K1n1)和南二段(上段，K1n2)(圖1)。

圖1 海拉爾盆地烏南凹陷中生代地層剖面Fig.1 Mesozoic stratigraphic colum of Wunan depression in Hailar basin

銅缽廟組以凝灰質(zhì)礫巖和砂巖為主，夾泥巖和凝灰?guī)r，一般厚200～800 m，與下伏興安嶺群為不整合接觸。南屯組一段下部為中薄層礫巖，向上過渡為泥巖，夾凝灰質(zhì)砂巖，一般厚200～300 m，與下伏銅缽廟組為不整合接觸。南屯組二段以砂巖和泥巖的薄互層為主，部分地區(qū)夾煤層，一般厚150～300 m，與南屯組一段整合接觸。大磨拐河組以灰黑色泥巖為主，夾粉砂質(zhì)泥巖、粉砂巖和細砂巖，一般厚500～700 m，與南屯組二段不整合接觸。伊敏組以灰綠色泥巖和粉砂質(zhì)泥巖為主，夾薄層砂巖，一般厚650～800 m，與大磨拐河組不整合接觸。

烏爾遜凹陷斷陷期分為孕育、強烈拉張、快速沉降、穩(wěn)定拉張和萎縮5個階段[2,9]。南屯組時期屬于快速沉降階段(圖1)。南一段時期為強烈拉張與快速沉降的轉(zhuǎn)換期，凹陷處于欠補償狀態(tài)，廣泛發(fā)育淺湖——半深湖相。凹陷沉積厚度較大的泥巖成為烴源巖主要發(fā)育層位。廣泛發(fā)育的粗碎屑巖作為儲集層，南一段也為原油主要產(chǎn)出層位之一。

2 巖性分區(qū)與物源-沉積體系

2.1 巖性豐度與巖性分區(qū)

根據(jù)烏南凹陷19口井南一段的巖心和巖石薄片詳細的觀察和鑒定，以及各井巖性的豐度統(tǒng)計，烏南凹陷可劃分為4個單巖性區(qū)和2個混合區(qū)(圖2)：正常沉積巖區(qū)(區(qū)域a)、火山碎屑沉積巖區(qū)(區(qū)域b)、熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)(區(qū)域c)、火山碎屑巖區(qū)(區(qū)域d)以及其間的混合區(qū)。所謂單巖性是指豐度占優(yōu)勢或具有特色的巖性區(qū)，一般50%以上，特殊巖性要超過10%(表1)。

正常沉積巖區(qū)(變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)) 巖性主要為正常沉積巖，體積分數(shù)超過90%，含少量火山碎屑巖和火山碎屑沉積巖。含火山碎屑巖石的粒度為粉粒級——細粒級，厚度薄，為鄰區(qū)火山噴發(fā)產(chǎn)生的細粒——粉?；鹕交译S氣流搬運、空落形成。以烏21井為例，巖性體積分數(shù)圖(圖3a)顯示：正常沉積巖達94%；火山碎屑巖為2%，為粉粒級流紋質(zhì)凝灰?guī)r；火山碎屑沉積巖為4%，為凝灰質(zhì)粉細砂巖和凝灰質(zhì)粉砂巖。

a.正常沉積巖區(qū)(變質(zhì)巖碎屑巖區(qū))；b.火山碎屑沉積巖區(qū)；c.熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)；d.火山碎屑巖區(qū)；e.正常碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)；f.火山碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ.扇三角洲沉積體系；Ⅳ.三角洲沉積體系。圖2 烏南凹陷南一段巖性分區(qū)和沉積體系Fig.2 Lithology division and sedimentary system of First Member of Nantun Formation in Wunan depression

Table 1 Division standard of four single lithology areas in First Member of Nantun Formation of Wunan depression

區(qū)域φB/%熔結(jié)火山碎屑巖火山碎屑巖沉積火山碎屑巖火山碎屑沉積巖正常沉積巖a>90b>50c>10>30d>10>10<50

火山碎屑沉積巖區(qū) 巖性主要為火山碎屑沉積巖，體積分數(shù)超過50%?；鹕剿樾紟r-正常沉積巖的各類巖性均有發(fā)育，但不含或含少量熔結(jié)火山碎屑巖。以巴X2井為例(圖3b)，火山碎屑沉積巖體積分數(shù)為55.2%，正常沉積巖為25.4%，火山碎屑巖占6.3%，沉積火山碎屑巖占13.1%。

熔結(jié)火山碎屑巖區(qū) 巖性雖然也較多，但以熔結(jié)火山碎屑巖為特色，體積分數(shù)超過10%，火山碎屑巖大于30%，熔結(jié)火山碎屑巖和火山碎屑巖共50%左右。以巴13井為例(圖3c)，熔結(jié)火山碎屑巖體積分數(shù)為11%；火山碎屑巖為37%，正常沉積巖為30%，為粉砂巖-泥巖。

火山碎屑巖區(qū) 巖性主要為火山碎屑巖和火山碎屑沉積巖，含少量熔結(jié)火山碎屑巖，火山碎屑巖和沉積火山碎屑巖體積分數(shù)超過25%，以火山碎屑沉積巖低于50%為特征。以烏53井為例(圖3d)，熔結(jié)火山碎屑巖體積分數(shù)為2%，火山碎屑巖為15%，沉積火山碎屑巖為13%，火山碎屑沉積巖為42%，正常沉積巖為28%。

2.2 分區(qū)的巖石碎屑與礦物組成

巖石碎屑和礦物組成特征顯示正常沉積巖區(qū)的碎屑組成為變質(zhì)巖碎屑，混合區(qū)可劃分為正常沉積碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)(圖2區(qū)域e)和火山碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)(圖2區(qū)域f)。

正常沉積巖區(qū)(變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)) 巖性主要為普通砂巖，基質(zhì)主要為粉砂質(zhì)，碎屑顆粒顯示出一定的變質(zhì)變形作用。礦物碎屑中石英以單晶石英為主，有少量多晶石英。單晶石英消光類型有均勻消光、微波狀消光和波狀消光(圖版1)以及碎塊消光。石英表面常有破裂紋(圖版2)，部分顆粒含氣液包裹體。鉀長石以正長石和條紋長石為主。斜長石為酸性斜長石，部分有晶格錯位現(xiàn)象(圖版3)。巖屑主要為花崗質(zhì)片麻巖巖屑和糜棱巖巖屑(圖版4)。沉積相研究表明該區(qū)為正常剝蝕碎屑組成沖積扇——扇三角洲沉積體系，如巖性為復成分細礫巖的水下重力河道(圖版5)。

火山碎屑沉積巖區(qū) 巖性主要為凝灰質(zhì)砂巖，基質(zhì)成分為酸性火山灰(圖版6)或者粉砂質(zhì)。碎屑顆粒主要為石英、長石和巖屑，部分含少量玻屑(圖版7)。石英、長石和巖屑體積分數(shù)相差不多，各30%左右。巖屑主要為花崗巖巖屑、流紋巖巖屑(圖版8)和凝灰?guī)r巖屑。鉀長石體積分數(shù)大于斜長石，鉀長石以正長石和條紋長石為主，少量透長石。斜長石主要為酸性斜長石。石英為均勻消光(圖版9)。沉積相研究表明該區(qū)為熱基浪成因的三角洲沉積體系，如巖性為細粒級凝灰?guī)r的熱基浪成因的河口壩(圖版10)。

圖3 烏南凹陷南一段巖性體積分數(shù)Fig.3 Lithology volume fraction of First Member of Nantun Formation in Wunan depression

混合區(qū) 混合區(qū)根據(jù)主要受控碎屑分為正常沉積碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)和火山碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)。

熔結(jié)火山碎屑巖區(qū) 巖性主要為熔結(jié)凝灰?guī)r和凝灰?guī)r，凝灰?guī)r中普遍發(fā)育熔結(jié)結(jié)構(gòu)(圖版11)。巖石基質(zhì)成分為流紋質(zhì)熔漿或者火山灰。巖屑體積分數(shù)較大，為40%以上，石英和長石體積分數(shù)相近，各25%左右，玻屑10%左右。巖屑主要為流紋巖屑或者流紋質(zhì)漿屑。石英表面具有炸裂紋和港灣狀溶蝕邊緣(圖版12)。長石以鉀長石為主，少量酸性斜長石，鉀長石主要為正長石和透長石(圖版13)。該區(qū)沉積相研究表明該區(qū)為熱碎屑流-熱基浪成因的扇三角洲沉積體系，如巖性為含礫粗粒級凝灰?guī)r的熱碎屑流成因的水下重力河道(圖版14)和巖性為粗粒級熔結(jié)凝灰?guī)r的熱碎屑流成因的重力河口壩(圖版15)。

火山碎屑巖區(qū) 巖性主要為凝灰?guī)r-凝灰質(zhì)砂巖，基質(zhì)為酸性火山灰，顆粒主要為石英、長石、巖屑和少量玻屑。與火山碎屑沉積巖區(qū)相比巖屑體積分數(shù)明顯降低，占顆粒總體積的20%，主要為花崗巖巖屑(圖版16)、流紋巖巖屑和凝灰?guī)r巖屑。長石占總顆?？傮w積的30%左右，以鉀長石為主，為正長石和條紋長石，發(fā)育文象結(jié)構(gòu)(圖版17),少量為微斜長石和酸性斜長石。部分凝灰?guī)r含少量玻屑，石英占顆?？傮w積的50%，為均勻消光(圖版18)，石英和長石顆粒表面常有炸裂紋。該區(qū)沉積相研究表明,該區(qū)為熱基浪成因的三角洲沉積體系，發(fā)育熱基浪成因的水下河道或者河口壩(圖版19)。

混合區(qū) 混合區(qū)根據(jù)主要受控碎屑分為正常沉積碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)和火山碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)。這2個區(qū)域以火山碎屑體積分數(shù)(包括火山碎屑骨架顆粒和基質(zhì)火山灰)是否大于50%相區(qū)別。1)正常沉積碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)，火山碎屑體積分數(shù)小于50%，基質(zhì)主要為砂質(zhì)——粉砂質(zhì)，骨架顆粒主要為正常沉積碎屑，幾乎不含玻屑。2)受火山碎屑控制的混合區(qū),火山碎屑體積分數(shù)大于50%，基質(zhì)主要為酸性火山灰或者熔漿充填，少部分為砂質(zhì)充填，骨架顆粒主要為酸性火山碎屑，含少量的正常沉積碎屑。該區(qū)的沉積相為淺湖——半深湖相。

2.3 巖性分區(qū)的陰極發(fā)光響應

不同成因的同種礦物具有不同的陰極發(fā)光特征，石英的顏色對顆粒形成溫度具有指示意義，長石的顏色與其形成環(huán)境的元素豐度有關(guān)。與長石顏色有關(guān)的元素主要為Fe3+、Fe2+、Mn4+、Mn2+以及Ti4+等，均屬常量元素。其從原巖中析出后，在后期表生作用下質(zhì)量分數(shù)變化較大。探求賦存于顆粒中元素的質(zhì)量分數(shù)，對討論表征原巖形成環(huán)境具有借鑒意義。筆者對4個單巖性區(qū)10口井南一段砂巖進行了陰極發(fā)光特征研究，每口井取樣2個，分別在井柱上半部分和下半部分各取一塊。在型號為CL8200Mk4陰極發(fā)光顯微鏡下觀察，結(jié)果顯示各巖性分區(qū)(對應構(gòu)造分區(qū))的陰極發(fā)光具有不同特性(表2)。

變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)(正常沉積巖區(qū)) 該區(qū)對應烏西斷階帶(圖2)。陰極發(fā)光顯示，石英為紫色(圖版20)，鉀長石為亮藍色，鈉長石為鮮紅色——粉紅色(圖版21)，斜長石為暗黃色(圖版22)。紫色石英為溫度大于573 ℃形成的。由于元素質(zhì)量分數(shù)越低發(fā)光顏色越暗，w(Fe2+)>1%時對顆粒發(fā)光具有猝滅作用[13-14]，暗黃色斜長石的顏色說明原巖具有低的w(Fe3+)和w(Mn2+)或者高的w(Fe2+)，即Fe3+/Fe2+(質(zhì)量分數(shù)比，下同)較低。

火山碎屑沉積巖區(qū)和熔結(jié)火山碎屑巖區(qū) 該區(qū)對應巴彥塔拉構(gòu)造帶(圖2)。陰極發(fā)光顯示這2個區(qū)的陰極發(fā)光特性相同。石英為紫藍色(圖版23)，透長石為暗紫色(圖版24)，鉀長石為深灰色和淺藍色，鈉長石為淺粉色——粉白色(圖版25)，斜長石為黃色(圖版26)。石英在溫度大于573 ℃時呈現(xiàn)紫色——藍色序列，發(fā)藍色光的石英形成溫度要高于發(fā)紫色光的石英，說明本區(qū)的石英形成溫度要高于正常沉積巖區(qū)。黃色的斜長石比變質(zhì)碎屑巖區(qū)顏色亮,說明w(Fe3+)大于變質(zhì)碎屑巖區(qū)或w(Fe2+)低于變質(zhì)碎屑巖區(qū)，即Fe3+/Fe2+要大于正常沉積巖區(qū)。

火山碎屑巖區(qū) 該區(qū)對應烏東弧形構(gòu)造帶(圖2)。陰極發(fā)光顯示，石英為暗藍色(圖版27)，鉀長石為亮藍色，鈉長石為粉色(圖版28)，斜長石為淺黃色和淡綠色(圖版29)。藍色的石英說明本區(qū)石英形成溫度最高，綠色的斜長石為w(Fe2+)<1%所致，當w(Fe2+)>1%時長石不顯綠色，說明本區(qū)w(Fe2+)較低。淺黃色的斜長石反映本區(qū)w(Fe3+)較高，即Fe3+/Fe2+較高。

綜上所述，變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)具有低的Fe3+/Fe2+，熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)和火山碎屑巖沉積區(qū)具有中等程度的Fe3+/Fe2+，火山碎屑巖區(qū)具有高的Fe3+/Fe2+。Fe3+/Fe2+是巖漿巖堿性程度的重要標志，其比值越大堿性程度越高[15];因此,研究區(qū)火山碎屑巖區(qū)源巖的堿性程度比熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)和火山碎屑沉積巖區(qū)源巖高，變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)源巖堿性程度最低。熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)與火山碎屑沉積巖區(qū)源巖成因具有很高的一致性。

2.4 重礦物組合分析及源巖恢復

重礦物組合可以反映沉積體系和砂巖成熟度。ZTR指數(shù)指的是重礦物中超穩(wěn)定礦物鋯石、電氣石和金紅石占陸源重礦物中的體積分數(shù)。砂巖成熟度越高，這3種重礦物的相對體積分數(shù)越高。對每個單巖性區(qū)(共計16口井)南一段重礦物的體積分別進行統(tǒng)計，取平均值得出其重礦物組合。結(jié)合礦物及礦物組合特征分析源區(qū)巖石類型。

正常沉積巖區(qū) 該區(qū)重礦物組合為磁黃鐵礦-綠泥石-石榴子石-黑云母。磁黃鐵礦體積分數(shù)最高，平均為33%；綠泥石居次，平均為26%；石榴子石第三，平均為20%；黑云母體積分數(shù)為11%。ZTR指數(shù)平均為12，重礦物穩(wěn)定系數(shù)或古地理系數(shù)(穩(wěn)定系數(shù)=穩(wěn)定型重礦物相對體積分數(shù)/不穩(wěn)定型重礦物相對體積分數(shù))平均為0.21，反映砂巖成熟度極低，離物源區(qū)很近。磁黃鐵礦主要出現(xiàn)于變質(zhì)巖和鎂鐵質(zhì)火成巖中，黑云母廣泛出現(xiàn)于酸性火成巖和變質(zhì)巖中，石榴子石主要出現(xiàn)于變質(zhì)巖中，綠泥石廣泛出現(xiàn)于火成巖和變質(zhì)巖中，結(jié)合沉積碎屑特征認為該區(qū)的源巖為花崗巖，受到了一定程度的變質(zhì)作用。

熔結(jié)火山碎屑巖區(qū) 該區(qū)重礦物組合為鋯石-白鈦石-磁黃鐵礦-磷灰石。鋯石體積分數(shù)最高，平均為39%；白鈦石居次，平均為27%；磁黃鐵礦和磷灰石體積分數(shù)相差不多，平均分別為16%和13%。ZTR指數(shù)為39。重礦物穩(wěn)定系數(shù)或古地理系數(shù)平均為0.69。鋯石主要出現(xiàn)于酸性巖漿巖；白鈦石為鈦鐵礦變化產(chǎn)物，和磷灰石一樣主要出現(xiàn)于鎂鐵質(zhì)巖石、堿性巖及變質(zhì)巖中;磁黃鐵礦主要出現(xiàn)于變質(zhì)巖和鎂鐵質(zhì)火成巖中。結(jié)合碎屑顆粒特征認為， 本區(qū)碎屑源于酸性火山噴發(fā)，巖漿受到了一定程度的基性巖漿影響。

表2 南一段砂巖陰極發(fā)光特征

注：Fe3+/Fe2+為質(zhì)量分數(shù)比。

火山碎屑沉積巖區(qū) 該區(qū)重礦物組合與熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)一致，為鋯石-白鈦石-磁黃鐵礦-磷灰石。鋯石體積分數(shù)平均為40%,白鈦石為27%,磁黃鐵礦為16%，磷灰石為14%。ZTR指數(shù)和重礦物穩(wěn)定系數(shù)分別為40和0.70。重礦物組合的一致性說明熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)與火山碎屑沉積巖區(qū)源巖成因具有一致性。

a.地層厚度；b.粗砂率。圖4 南一段等值線圖Fig.4 Contour map of First Member of Nantun Formation

火山碎屑巖區(qū) 該區(qū)重礦物組合為磁黃鐵礦-鋯石-黑云母-綠泥石。磁黃鐵礦體積分數(shù)最高，平均為29%；鋯石居次，平均為23%；黑云母和綠泥石相差不多，平均分別為14%和13%。ZTR指數(shù)為23，重礦物穩(wěn)定系數(shù)平均為0.30。重礦物組合以及碎屑顆粒特征顯示，本區(qū)碎屑源于酸性火山噴發(fā)，同時受到一定程度基性巖漿的影響。

2.5 地層厚度與粗砂率

地層厚度圖 研究區(qū)地層厚度等值線圖(圖4a)顯示，南部地層厚度小于100 m，分別以巴X2井和烏57井為代表。自南部向西地層厚度逐漸增大。北部和東部地層厚度較小,為100～200 m;西部地層厚度較大，最小厚度為667 m。從研究區(qū)邊緣向凹陷中央地層厚度逐漸增大。凹陷中央以烏34井為代表地層厚度超過700 m，烏15井達到900 m以上。等值線疏密程度顯示東部和東南部地形較緩，南部和北部屬于中等程度，西部地形較陡。西部和北部為不同的進積方向，但受同一物源控制，為同一沉積體系。

粗砂率圖 由于研究區(qū)含砂率普遍較高，含砂率圖不能很好地指示物源和沉積體系，故本文引入粗砂率。粗砂率也是針對具有碎屑結(jié)構(gòu)的巖石而言的，包括火山碎屑巖、沉積火山碎屑巖、火山碎屑沉積巖和正常沉積巖。所謂的粗砂率是粗粒級巖量與整個砂巖量之比，即粗砂巖所占巖石的體積比，單位是%。這里的粗粒級巖石包括礫級巖石和粗粒級巖石。粗砂率越大代表粗粒級巖石在本段地層中越占優(yōu)勢。對于沉積相和沉積體系分析而言，砂巖是骨架沉積，其厚度及幾何學、含砂率、結(jié)構(gòu)構(gòu)造等特征可以直接反映形成的沉積環(huán)境。因此,在本項研究中，考慮用粗砂率來研究該層段的砂巖粒度值，就是說粗砂率值越大，粒度越粗。

粗砂率等值線圖(圖4b)顯示研究區(qū)主要有4個方向的物源：西南、西北、東南和正東，凹陷整體粗砂率較高，三分之一區(qū)域大于70%。正東、西北和東南物源影響范圍較大，控制著凹陷的大部分區(qū)域；西南物源控制范圍最小。高的粗砂率反映了物源較近，沉積物供給充足。

2.6 地層傾角測井分析與混合區(qū)物源

地層傾角測井能夠用來計算層理傾向和傾角，確定古水流方向。對位于正常沉積碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)(混合區(qū)e)的烏27井、烏28井、烏29井、烏31井以及烏33井南一段砂巖進行地層傾角解釋，確定其古水流方向，進而確定主要受控物源。

應用地層傾角測井資料確定古水流方向，一般采用全矢量方位頻率、藍色模式和紅色模式3種方法[16]。全矢量方位頻率法是利用短相關(guān)對比傾角處理成果圖，統(tǒng)計目的層段內(nèi)所有紋層傾向，取其主要方向代表古水流方向。藍色模式反映砂體能量由下而上逐漸增大(以河口壩砂體為代表)，矢量方位一般都反映古水流方向。紅色模式反映砂體能量由下而上逐漸降低(以河道砂體為代表)，矢量方位可以既可能與古水流方位一致，也可能與古水流方位垂直。研究區(qū)南一段三角洲較發(fā)育，因此，筆者采用巖心與測井曲線對照，找出測井響應為藍色模式同時巖心沉積微相劃分為河口壩的砂體，然后統(tǒng)計其傾角和傾向，最后將統(tǒng)計數(shù)據(jù)繪制成反映古水流方位的玫瑰花圖。

以烏27井1 925.40～1 926.60 m為例，巖性為凝灰質(zhì)長石巖屑細砂巖，反粒序結(jié)構(gòu)，下部含有泥質(zhì)條帶，發(fā)育水平層理，上部發(fā)育板狀交錯層理(圖版30)，為典型的三角洲前緣河口壩沉積。地層沉積傾角矢量圖(圖5)顯示：在該段內(nèi)從下而上傾角逐漸增大，傾向大致相同，為南東向，整體構(gòu)成藍色模式。對南一段取心井段所有具藍色模式的河口壩進行統(tǒng)計,并繪制成古水流玫瑰花圖(圖6),顯示該井南一段古水流的主體方位為南東向。

圖5 烏27井測井綜合柱狀圖Fig.5 Logging curves of well Wu 27

圖6 烏27井南一段古水流玫瑰花圖Fig.6 Paleocurrent rose diagram of First Member of Nantun Formation, well Wu 27

其他4口井做同樣分析和編制古水流玫瑰花圖，結(jié)果(圖2)顯示:烏28井和烏27井主要為南東向，反映該區(qū)域主要受正常沉積巖區(qū)控制，而受火山碎屑巖區(qū)的影響較小;烏31井和烏29井的古水流方向主要為正西向——西北向，反映該區(qū)域主要受火山碎屑巖區(qū)的控制，受正常沉積巖區(qū)的影響較小;烏33井古水流方向較多，主要為南偏西20°左右，這與其靠近物源區(qū)(火山碎屑巖區(qū))有關(guān)，反映該區(qū)域主要受火山碎屑巖區(qū)影響。因此,混合區(qū)e以烏27井為界，其北主要受變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)控制，其南則主要受火山碎屑巖區(qū)控制。

2.7 沉積相及其展布

研究區(qū)內(nèi)南屯組一段發(fā)育的沉積相有扇三角洲相、三角洲相以及湖泊相(圖7)。在部分區(qū)域(烏16井和烏18井)發(fā)育半深湖沉積，邊緣相發(fā)育。沉積體系共有5組，分別是：①來自東部的三角洲——湖泊沉積體系，該沉積體系在研究區(qū)規(guī)模最大；②來自東南方向的扇三角洲——湖泊沉積體系，規(guī)模在本時期居次；③來自西部的三角洲——湖泊沉積體系，體系規(guī)模比東南方向的扇三角洲——湖泊沉積體系稍?。虎輥碜晕髂戏较虻娜侵蕖闯练e體系，規(guī)模在該時期最小。半深湖區(qū)位于研究區(qū)的中央。

圖7 南一段沉積相Fig.7 Diagram of deposition phase of First Member of Nantun Formation

根據(jù)沉積體系分析、巖性分區(qū)分析和物源分析，繪制出研究區(qū)該時期的物源-沉積體系圖(圖2)。

3 構(gòu)造背景分析

元素地球化學分析法和Dickinson圖版法[17]，是分析南一段物源區(qū)與構(gòu)造背景的有效方法。地球化學研究樣品13塊，采于南一段，含火山碎屑巖區(qū)巖性為凝灰?guī)r，正常沉積巖區(qū)巖性為泥巖，點位在研究區(qū)均勻分布，測試在吉林大學測試中心完成。常量元素分析采用滴定法，分析精度優(yōu)于5%。微量、稀土元素用ICP-MS質(zhì)譜儀測定，標準樣品和空白樣品所測元素的線性較好，分析誤差小于5%，質(zhì)譜儀測試檢出限小于0.5×10-6。測試結(jié)果見表3。

3.1 稀土元素地球化學分析

稀土元素(REE)具有非遷移性，沉積作用過程中變化甚微，主要受控于源巖中的豐度。其常被用來判斷源區(qū)源巖類型和構(gòu)造背景。

熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)與火山碎屑沉積巖區(qū) 與巴彥塔拉構(gòu)造帶相對應，稀土元素地球化學性質(zhì)相似。稀土元素分布圖(圖8a)顯示,樣品具有明顯的負Eu異常、Ce異常不明顯、輕稀土富集、重稀土相對平坦的特點。稀土元素標準化結(jié)果顯示，w(∑REE)為(86.37～149.70)×10-6，w(LREE)為(78.17～131.65)×10-6，w(HREE)為(8.20～18.05)×10-6。LREE/HREE為7.30～9.95，LaN/YbN為6.59～9.29，反映出輕稀土較重稀土明顯占優(yōu)勢，重稀土也相對富集。這說明該區(qū)花崗質(zhì)巖漿重稀土富集存在2種可能：其一是受到幔源巖漿影響的巖漿，重稀土富集；其二是上地殼部分熔融形成的巖漿，經(jīng)高度分離結(jié)晶后形成殘余巖漿，其結(jié)晶導致重稀土富集。δEu為0.52～0.75，δCe為0.98～1.19，說明Eu具有明顯的負異常，鈰異常不明顯或具有輕微的正異常。熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)的LREE/HREE為7.0～9.0，LaN/YbN為6.59～8.10，δEu為0.52～0.62；火山碎屑沉積巖區(qū)的LREE/HREE為9.53～9.95，LaN/YbN為7.91～9.29，δEu在0.75左右。其顯示出熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)與火山碎屑沉積巖區(qū)相比重稀土更富集，Eu異常更明顯。Eu負異常主要受控于斜長石和鉀長石的分餾結(jié)晶作用，因此高度結(jié)晶分異作用是該區(qū)巖漿成因因素之一，并且熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)比火山碎屑沉積巖區(qū)源區(qū)巖漿分離結(jié)晶程度更高。

變質(zhì)巖碎屑巖區(qū) 變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)與烏西斷階帶相對應。烏西斷階帶的稀土元素分布圖(圖8b)顯示，樣品具有輕微的負Eu異常、Ce異常不明顯、輕稀土富集、重稀土相對平坦的特征。稀土元素標準化結(jié)果顯示，稀土w(∑REE)為(159.08～173.37)×10-6，w(LREE)為(141.90～155.49)×10-6，w(HREE)穩(wěn)定在(17.18～17.88)×10-6，LREE/HREE為8.26～8.70，LaN/YbN為8.30～9.17，反映出輕稀土較重稀土明顯占優(yōu)勢，重稀土相對富集，說明本區(qū)花崗質(zhì)巖漿同樣存在受幔源巖漿影響或強結(jié)晶分異巖漿影響。δEu為0.74～0.82，δCe為0.94～0.95，說明Eu具有輕微的負異常，Ce異常不明顯，反映出源區(qū)巖漿并沒有經(jīng)過斜長石和鉀長石較強的分餾結(jié)晶作用，推斷巖漿成巖物質(zhì)主要受到地幔物質(zhì)的混染。

火山碎屑巖區(qū) 火山碎屑巖區(qū)與烏東弧形構(gòu)造帶相對應。烏東弧形構(gòu)造帶的稀土元素分布圖(圖8c)顯示，樣品具有明顯的負Eu異常、Ce異常不明顯或輕微正異常、輕稀土富集、重稀土更加平坦的特征。稀土元素標準化結(jié)果顯示，w(∑REE)為(152.80～180.56)×10-6，w(LREE)為(135.84～162.01)×10-6，w(HREE)穩(wěn)定在(16.96～18.55)×10-6，LREE/HREE為8.01～8.73，LaN/YbN為7.22～8.10，反映出輕稀土較重稀土明顯占優(yōu)勢，重稀土相對富集。與巴彥塔拉構(gòu)造帶相比，稀土總量較高，其中輕稀土質(zhì)量分數(shù)較高，重稀土質(zhì)量分數(shù)相差不大。δEu為0.50～0.60，δCe為1.04～1.12，說明Eu具有明顯的負異常，鈰異常不明顯或具有輕微正異常，反映出巖漿經(jīng)過了強烈的斜長石和鉀長石的分餾結(jié)晶作用。輕稀土總質(zhì)量分數(shù)較高，反映了源巖重熔程度要高于巴彥塔拉構(gòu)造帶。

綜上所述，研究區(qū)3個構(gòu)造帶整體的稀土分布圖均顯示為右傾，輕稀土總質(zhì)量分數(shù)大于重稀土總質(zhì)量分數(shù)。稀土元素分布與質(zhì)量分數(shù)各不相同： 烏西斷階帶以高的稀土總量、重稀土較富集、Eu負異常不明顯為特征；巴彥塔拉構(gòu)造帶以低稀土總量、重稀土較富集、Eu負異常明顯為特征；烏東弧形構(gòu)造帶以高的稀土總量、重稀土較富集、Eu負異常明顯為特征。

表3 南屯組一段泥巖樣品的常量、微量、稀土元素質(zhì)量分數(shù)及特征值

Table 3 Content and eigenvalue of the major elements, the trace element and the REE of the mudstone sample of First Member of Nantun Formation

樣品號wB/%SiO2K2ONa2OwB/10-6ZrThScCoLaCePrNdSmEuBA13-1163.603.851.26250.514.239.4813.7427.9561.507.4827.716.030.99BA13-8761.343.711.32213.213.7614.7914.0729.7259.596.9024.194.670.90BAX2-1266.543.521.42291.67.965.9914.7322.4351.855.7721.234.200.98BAX2-2264.283.660.93322.96.294.259.6015.4440.174.0614.832.980.69WU20-5062.703.891.56339.113.738.69815.7833.3064.707.7329.305.531.34WU21-1460.563.791.22277.311.313.36215.3535.4067.907.9730.105.681.45WU21-3061.043.871.55285.010.9417.3716.6437.5071.008.3531.505.791.35WU53-167.363.421.83340.416.088.93910.8535.4282.008.3829.385.741.09WU53-767.423.063.40358.912.34.4424.96729.8165.737.4126.455.560.88WU59-567.183.521.94388.113.115.0732.25532.1773.168.2130.066.301.22樣品號wB/10-6GdTbDyHoErTmYbLu∑REEHREEδEuδCeLa/YbLaN/YbNLREE/HREEBA13-115.610.874.331.002.510.442.870.41149.7018.050.521.009.766.597.30BA13-874.290.683.330.781.950.362.480.36140.5014.230.620.9811.788.108.88BAX2-123.750.542.460.531.320.241.630.2386.378.200.751.1911.717.919.53BAX2-222.660.401.920.431.070.201.320.20117.1610.700.751.0713.759.299.95WU20-505.110.764.320.842.630.392.710.42159.0817.180.770.9412.298.308.26WU21-145.170.784.400.852.650.392.610.41165.7617.260.820.9513.569.178.60WU21-305.320.794.470.882.720.412.850.44173.3717.880.740.9413.158.898.70WU53-15.440.874.411.032.690.473.180.47180.5618.550.591.1211.137.528.73WU53-75.250.814.030.922.340.422.790.40152.8016.960.501.0410.687.228.01WU59-56.060.924.280.942.310.402.680.39169.1017.990.601.0511.998.108.40

注:δEu=Eu/[(SmN)(GdN)]1/2(據(jù)文獻[18])，下標N為球粒隕石標準化值，球粒隕石標準均采用Taylor等測定的數(shù)據(jù)平均值。BA13-11、BA13-87為熔結(jié)凝灰?guī)r,巖性分區(qū)屬熔結(jié)火山碎屑巖區(qū);BAX2-12、BAX2-22、WU53-1、WU53-7、WU59-5為凝灰?guī)r，巖性分區(qū)屬火山碎屑沉積巖區(qū);WU20-50、WU21-14、WU21-30為泥巖,巖性分區(qū)屬變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)。

球粒隕石標準化值引自文獻[18]。a.巴彥塔拉構(gòu)造帶; b.烏西斷階帶; c.烏東弧形構(gòu)造帶。圖8 南一段泥巖稀土元素球粒隕石標準化分布型式圖Fig.8 REE distributing pattern to mudstone of First Member of Nantun Formation in Bayantala structural belt

3.2 構(gòu)造背景分析

3.2.1 元素地球化學分析

研究區(qū)樣品的w(SiO2)均在60%以上，K2O/Na2O為0.9～3.9。K2O/Na2O-w(SiO2)構(gòu)造背景判別圖解(圖9)顯示，樣品點位比較集中，均落于活動大陸邊緣與被動大陸邊緣的界線附近。火山碎屑沉積巖區(qū)樣品位于活動大陸邊緣區(qū)與被動大陸邊緣區(qū)的界限附近，熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)和火山碎屑巖區(qū)樣品點都位于活動大陸邊緣區(qū)?？傮w上，反映研究區(qū)是處于活動大陸邊緣的構(gòu)造背景。變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)樣品點位于活動大陸邊緣區(qū)，反映了變質(zhì)源巖在形成時同樣處于活動大陸邊緣構(gòu)造背景。

底圖據(jù)文獻[19]。圖9 K2O/Na2O-w(SiO2)判別圖解Fig.9 Discrimination diagram of K2O/Na2O-w(SiO2)

La-Th-Sc圖解中(圖10a)，火山碎屑巖區(qū)的樣品落于大陸邊緣的范圍,熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)和火山碎屑沉積巖區(qū)樣品落于大陸島弧范圍內(nèi)。Th-Co-Zr/10圖解中(圖10b)，火山碎屑沉積巖區(qū)樣品落于大陸島弧與被動陸緣之間,熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)樣品落于大陸島弧范圍之內(nèi),火山碎屑巖區(qū)樣品落于被動邊緣范圍內(nèi)。總體上，反映了研究區(qū)處于大陸島弧的構(gòu)造背景。變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)樣品在La-Th-Sc圖解(圖10a)和Th-Co-Zr/10圖解(圖10b)中落于大陸島弧范圍內(nèi)，同樣反映出變質(zhì)源巖在形成時同樣處于大陸島弧構(gòu)造背景。

3.2.2 稀土元素特征值法

為了與Bhatia[21]總結(jié)出的判別沉積盆地構(gòu)造環(huán)境的稀土元素特征對比，需要對正常沉積巖區(qū)所測泥巖的REE特征值進行校正。在相同構(gòu)造背景下，由于泥巖的w(∑REE)要比雜砂巖的w(∑REE)高20%左右[22]，所以需要對正常沉積巖區(qū)所測泥巖的REE特征值除以1.2以得到相當于同期沉積的雜砂巖的w(∑REE)，即表4中的校正后質(zhì)量分數(shù)。

含火山碎屑的單巖性區(qū)的對比結(jié)果顯示:代表輕稀土與重稀土比的La/Yb值與大陸島弧相近；代表輕稀土質(zhì)量分數(shù)的w(La)和w(Ce)值或介于大洋島弧與大陸島弧值之間，或與大陸島弧值相近。 Eu數(shù)據(jù)與活動大陸邊緣或被動大陸邊緣的 Eu數(shù)據(jù)相近，呈現(xiàn)中度虧損。 Eu的負異常與酸性斜長石和鉀長石的分餾結(jié)晶作用有關(guān)，而且來源于上地殼的殼源花崗巖普遍具有Eu中度虧損[23]，說明源區(qū)巖漿具有殼源花崗質(zhì)巖漿性質(zhì)。其他特征值與大陸島弧值相近，說明源巖巖漿并不是單一的殼源花崗質(zhì)巖漿，而是受到了稀土總量較低且重稀土更富集的幔源巖漿的影響。因此，本區(qū)源巖巖漿屬于殼源花崗質(zhì)巖漿，同時受到明顯的幔源巖漿的影響。結(jié)合構(gòu)造背景判別圖解，認為研究區(qū)南一段時期與大陸島弧構(gòu)造背景有關(guān)。

變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)的La/Yb、 Eu、La和Ce等特征值也與大陸島弧值相近，反映了變質(zhì)源巖在形成時同樣與大陸島弧構(gòu)造背景有關(guān)。

3.2.3 Dickinson圖版法

利用Dickinson圖版來了解物源區(qū)的特征及所處的大地構(gòu)造背景的方法已得到廣泛利用[24-25]。每個單物源巖性區(qū)用于Dickinson圖版法的砂巖樣品數(shù)分別為4個。薄片統(tǒng)計得到砂巖骨架顆粒體積分數(shù)并投于Dickinson圖版(圖11)。

含火山碎屑的單巖性區(qū) 1)火山碎屑沉積巖區(qū)(以巴X2井為代表)。Q-F-L圖解中，石英體積分數(shù)中等，位于巖漿弧物源區(qū)深切割組分體積分數(shù)較多的一端，而在Qm-F-Lt圖中點的位置與Q-F-L圖中的相比并沒有明顯變化，反映了多晶石英體積分數(shù)低。在Qp-Lv-Ls圖中點位落于火山弧造山帶物源區(qū)，反映了巖屑與火山作用有關(guān)。在Qm-P-K圖中點位落于巖漿弧物源區(qū)，深成組分增加。4幅圖總體上反映巖漿弧經(jīng)過了深切割作用，火山碎屑和深切割的巖漿弧碎屑一起在凹陷中沉積。2)熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)(以巴13井為代表)。Q-F-L圖解中，石英體積分數(shù)中等，位于巖漿弧物源區(qū)火山巖組分體積分數(shù)較多的一端，而在Qm-F-Lt圖中點的位置與Q-F-L 圖中的相比并沒有明顯變化，反映了多晶石英體積分數(shù)低。在Qp-Lv-Ls圖中點位落于火山弧造山帶物源區(qū)，反映了巖屑與火山作用有關(guān)。在Qm-P-K圖中點位比火山碎屑巖區(qū)樣品火山組分增加。4幅圖總體上反映出源區(qū)巖漿弧切割程度小于火山碎屑巖區(qū)，沉積物主要為火山碎屑。3)火山碎屑巖區(qū)(以烏55井為代表)。Q-F-L圖解中，石英體積分數(shù)較高，位于再旋回造山帶物源區(qū)，靠近陸塊物源區(qū)。而在Qm-F-Lt圖中點的位置與Q-F-L圖中的相比，并沒有明顯變化，點位明顯靠近陸塊物源區(qū)。在Qp-Lv-Ls圖中點位落于火山弧造山帶物源區(qū)，反映了巖屑與火山作用有關(guān)。在Qm-P-K圖中點位落于巖漿弧物源區(qū)，火山組分增加。4幅圖總體上反映出源區(qū)巖漿弧并沒有深切割，火山碎屑在經(jīng)過了一定距離的搬運后在凹陷中沉積下來。這3個巖性區(qū)的圖解總體上反映了南一段研究區(qū)的構(gòu)造背景與巖漿弧有關(guān)。

底圖據(jù)文獻[20]。圖10 海拉爾盆地烏南凹陷La-Th-Sc(a)和Th-Co-Zr/10(b)判別圖解Fig.10 Discrimination diagram of La-Th-Sc(a) and Th-Co-Zr/10(b)

構(gòu)造背景源區(qū)類型wB/10-6LaCeREELa/YbLaN/YbNδEu大洋島弧*未切割的巖漿弧8(1.7)19(3.7)58(10)4.2(1.3)2.8(0.9)1.04(0.11)大陸島弧*切割的巖漿弧27(4.5)59(8.2)146(20)11(3.6)7.5(2.5)0.79(0.13)活動大陸邊緣*上隆的基底377818612.58.50.6被動大陸邊緣*克拉通內(nèi)部構(gòu)造高地39.085210.015.98.50.56熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)平均值23.2950.98131.688.055.440.65校正后REE及比值19.4142.48109.736.714.530.54火山碎屑沉積巖區(qū)平均值18.9446.01101.7712.738.600.75校正后REE及比值15.7838.3484.8110.617.170.63變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)平均值35.4067.85166.2312.728.600.89校正后REE及比值29.5056.54138.5210.607.160.74火山碎屑巖區(qū)平均值30.5763.73148.2011.717.910.59校正后REE及比值25.4853.10123.509.766.590.49

注:括號內(nèi)數(shù)據(jù)為標準偏差，*數(shù)據(jù)據(jù)文獻[19]，δEu=Eu/[(SmN)(GdN)]1/2(據(jù)文獻[18])，下標N為球粒隕石標準化值，球粒隕石標準均采用文獻[18]中Taylor等測定的數(shù)據(jù)平均值。

圖11 南一段Q-F-L、Qm-F-Lt、Qp-Lv-Ls和Qm-P-K圖(據(jù)文獻[17]中Dickinson圖版修改)Fig.11 Q-F-L,Qm-F-Lt,Qp-Lv-Ls and Qm-P-K diagram of First Member of Nantun Formation (Dickinson chart Board, simplified after reference[17])

變質(zhì)巖碎屑巖區(qū) 以烏21井和烏20井為代表。Q-F-L圖解中，石英體積分數(shù)較高，位于再旋回造山帶物源區(qū)，而在Qm-F-Lt圖中點的位置與Q-F-L圖中的相比，明顯向巖屑方向移動，反映了砂巖樣品多晶石英體積分數(shù)較高。在Qp-Lv-Ls圖中點位落于俯沖帶雜巖體區(qū)和火山弧造山帶物源區(qū)之間，反映了變質(zhì)源巖與巖漿作用有關(guān)。4幅圖總體上反映出巖漿弧變質(zhì)后遭受剝蝕而在凹陷中沉積，源巖在未變質(zhì)前屬于巖漿弧環(huán)境。

4 構(gòu)造背景討論

海拉爾盆地位于東亞北部地區(qū)，盆地疊加于形變的中亞——蒙古拗拉槽，盆地從晚侏羅世開始進入初始張裂階段，該時期東亞北部地區(qū)主要受蒙古——鄂霍茨克造山帶和太平洋構(gòu)造域的影響。蒙古——鄂霍茨克海灣在該時期呈剪刀式逐漸關(guān)閉，導致本區(qū)處于旋轉(zhuǎn)體后方的拉伸環(huán)境，從而使地殼減薄，地殼物質(zhì)上涌[26-27]。張旗[28]通過對太平洋內(nèi)海山鏈的演變情況進行研究，表明太平洋板塊在140～125 Ma時并非向西俯沖，而是與東亞北部大陸邊緣平行，擴張和俯沖方向為北東向，呈現(xiàn)左行走滑的特征。在這種大的構(gòu)造背景下，中亞造山帶晚侏羅世——早白堊世形成獨特的壓扭性造山作用和一系列的伸展構(gòu)造[29]。那么這對于海拉爾盆地烏南凹陷是如何影響的呢？

烏南凹陷四周分別為烏西斷階帶、巴彥塔拉構(gòu)造帶和烏東弧形構(gòu)造帶，對應的隆起為嵯崗隆起、巴彥塔拉隆起和巴彥山隆起。下文對3個隆起進行討論，進而探討研究區(qū)構(gòu)造背景。

孫曉猛[10]對嵯崗隆起的露頭區(qū)進行了研究，揭示了嵯崗隆起的巖性為一套發(fā)育條帶狀和條紋狀構(gòu)造的構(gòu)造片麻巖，形成于中侏羅——早白堊世。嵯崗隆起貫穿整個海拉爾盆地，西側(cè)為扎萊諾爾斷陷，隆起和斷陷的形成主要受德爾布干斷裂控制。德爾布干斷裂是一條切割至下地殼的深大斷裂[30]，由深部至淺部發(fā)生分叉，形成扎萊諾爾坳陷的東界斷裂——阿爾公斷裂，而嵯崗隆起為阿爾公斷裂的上升盤，可見德爾布干斷裂同樣控制著嵯崗隆起。鄭常青等[31]通過對德爾布干斷裂的構(gòu)造和年代進行研究表明，形成于晚侏羅——早白堊世的構(gòu)造片麻巖的線理傾伏向與面理傾向基本一致，運動學特征為正滑移。這種正滑移導致嵯崗構(gòu)造片麻巖發(fā)育和嵯崗隆起相對隆升，使得嵯崗隆起成為剝蝕區(qū)，并為烏西斷階帶提供變質(zhì)沉積物，塑造了變質(zhì)碎屑扇三角洲沉積體系。地球化學分析顯示,變質(zhì)碎屑巖區(qū)具有中等稀土總量，重稀土較富集，Eu負異常較弱，反映了嵯崗隆起受到較強的地幔巖漿的混染，結(jié)晶分異作用較弱，德爾布干斷裂為地幔巖漿的上涌提供了通道。大規(guī)模的殼?；烊?、構(gòu)造背景以及正滑移斷裂說明了嵯崗隆起在未變質(zhì)之前(南一段時期之前)為一個老的巖漿弧。

巴彥塔拉構(gòu)造帶在西北與嵯崗隆起相接，東部以近單斜向與巴彥山隆起過渡。前人[32]通過研究揭示了在銅缽廟組——南屯組時期，構(gòu)造帶的西北部和東南部成為大面積的抬升剝蝕區(qū)，成為主要物源供給區(qū)。這2個剝蝕區(qū)同屬巴彥塔拉構(gòu)造帶，受巴彥塔拉斷層帶控制。巴彥塔拉斷層是烏爾遜凹陷與貝爾凹陷的分界斷層，是一條呈北西向的基底斷層。早白堊世斷層表現(xiàn)為伸展性的右旋走滑，南屯組時期，巴彥塔拉斷裂的主控斷裂已經(jīng)開始向南遷移，南二段末期南部的控餡作用明顯強于北部。重礦物和陰極發(fā)光分析顯示這兩者在物質(zhì)組成上具有較高的一致性，但是地球化學分析顯示東南部與西北部相比Eu負異常更明顯，揭示了東南部比西北部的結(jié)晶分異作用更明顯，稀土元素特征值顯示西北部受到地?；烊镜某潭雀哂跂|南部?？紤]到巴彥塔拉斷裂是幔源巖漿上升的通道，因此南一段時期斷裂的活動性北部仍然強于南部，研究區(qū)西南地層厚度明顯大于東南也支持了這個結(jié)論?？傮w來說,該構(gòu)造帶的Eu負異常強烈，巖漿為殼源巖漿經(jīng)過高度結(jié)晶分異后殘留的巖漿，同時受到了地幔物質(zhì)的混染，Dickinson圖版顯示源區(qū)經(jīng)過了深切割作用。巴彥塔拉斷裂的伸展走滑使得幔源巖漿上升導致殼幔混染并發(fā)生火山噴發(fā)，在巴彥塔拉構(gòu)造帶發(fā)育熔結(jié)火山碎屑巖-火山碎屑沉積巖，塑造了火山碎屑扇三角洲沉積體系。

巴彥山隆起呈北東走向，與嵯崗隆起明顯不同，斷裂構(gòu)造相對不發(fā)育。巴彥山隆起的隆升致使兩側(cè)產(chǎn)生翹傾運動，從而形成貝爾湖坳陷和呼和湖坳陷。地球化學分析顯示,該區(qū)域以高的稀土總量、重稀土較富集，Eu負異常明顯為特征。這反映了巖漿為殼源巖漿經(jīng)過高度結(jié)晶分異后殘留的巖漿，殼?；烊境潭容^巴彥塔拉構(gòu)造帶低，巖漿結(jié)晶分異程度高于巴彥塔拉構(gòu)造帶。洪大衛(wèi)等[33]對Nd同位素的研究表明，基性巖漿上涌導致的底墊作用可以使地殼發(fā)生大規(guī)模的部分熔融作用。研究區(qū)早白堊世具有廣泛的幔源巖漿上涌，巴彥山隆起斷裂構(gòu)造的相對不發(fā)育造成幔源巖漿無法大規(guī)模上升，從而使得殼?；烊境潭鹊停瑫r也塑造了這種底墊作用環(huán)境，導致了地殼大規(guī)模的部分熔融，經(jīng)高度結(jié)晶分異后形成殘留巖漿。地幔上涌、殼源巖漿的高度結(jié)晶分異作用與大的伸展背景相配合導致火山噴發(fā)，在烏東弧形構(gòu)造帶發(fā)育火山碎屑巖，塑造了火山碎屑三角洲沉積體系。

由于太平洋板塊此時對本區(qū)沒有明顯的俯沖作用，蒙古——鄂霍茨克海灣在早白堊世呈剪刀式逐漸關(guān)閉，所以研究區(qū)此時主要受蒙古——鄂霍茨克海的影響。Richards[34]通過層析成像剖面認為，在中生代蒙古造山帶地幔源區(qū)存在蒙古——鄂霍茨克洋的殘片，這也是蒙古——鄂霍茨克洋向東亞北部俯沖的證據(jù)。變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)樣品的地球化學特征顯示嵯崗隆起在南一段時期之前也為大陸島弧環(huán)境，為一個古老的弧；含火山碎屑的單巖性區(qū)樣品地球化學特征顯示巴彥塔拉構(gòu)造帶和巴彥山隆起在南一段為與大陸島弧有關(guān)的拉張構(gòu)造背景。這使得研究區(qū)構(gòu)造背景存在3種可能：弧前、弧間和弧后，這主要取決于真正的巖漿弧主體的位置。東亞北部與研究區(qū)有關(guān)的花崗巖帶主要有2個，分別是大興安嶺和“蒙——鄂帶”。大興安嶺位于研究區(qū)東側(cè)，自早白堊世才開始整體隆升并發(fā)育花崗質(zhì)巖石，邵濟安等[35]認為其隆升屬于伸展背景下的陸內(nèi)造山機制，這就排除了大興安嶺作為主體弧的可能?！懊伞鯉А痹谠绨讏资雷罱K閉合并發(fā)育花崗質(zhì)巖石，但是其在南一段時期是否為主體弧還沒有確鑿的證據(jù)，如果將其作為主體弧，研究區(qū)顯然為弧后地區(qū)，反之，研究區(qū)很可能為弧間地區(qū)。對“蒙——鄂帶”花崗質(zhì)巖石的年齡以及地球化學進行研究，進一步確定研究區(qū)構(gòu)造背景將成為下一步工作的重點。

5 結(jié)論

1)海拉爾盆地烏南凹陷下白堊統(tǒng)南一段巖性可以分為4個單巖性區(qū)域和2個混合區(qū)。4個單巖性區(qū)域分別為變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)、火山碎屑巖區(qū)、熔結(jié)火山碎屑巖區(qū)和火山碎屑沉積巖區(qū)。

2)地層傾角測井資料繪制的古水流圖顯示，正常沉積碎屑占優(yōu)勢的混合區(qū)以烏27井為界，以北主要受變質(zhì)巖碎屑巖區(qū)影響，以南主要受火山碎屑巖區(qū)影響。

3)稀土元素配分圖顯示各巖性區(qū)的地球化學性質(zhì)與構(gòu)造帶相對應。烏西斷階帶的源巖以殼幔混染作用為主，巴彥塔拉構(gòu)造帶殼?；烊境潭戎械龋瑸鯑|弧形構(gòu)造帶殼?；烊境潭鹊?。

4)在幔源巖漿上涌背景下，德爾布干斷裂的正滑移塑造了變質(zhì)碎屑扇三角洲沉積體系，巴彥塔拉斷裂的伸展走滑塑造了火山碎屑扇三角洲沉積體系，巴彥山隆起幔源巖漿的底墊作用和殼源巖漿的高度結(jié)晶分異作用塑造了火山碎屑三角洲沉積體系。

5)構(gòu)造背景圖解、Dickinson圖版和大地構(gòu)造背景相結(jié)合顯示，研究區(qū)南一段時期為與大陸島弧有關(guān)的拉張構(gòu)造背景。

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Provenance-Sedimentary System and Tectonic Setting of First Member of Nantun Formation in Wuerxun Depression of Hailar Basin

Zhao Xiaoqing1，2, Cheng Rihui2, Yu Zhenfeng2，3, Sun Fengxian1, Wang Peng1, Gao Huijun1

1.WellLoggingCompany,DaqingDrillingandExplorationEngineeringCorporation,Daqing163412,Heilongjiang,China
2.CollegeofEarthSciences,JilinUniversity,Changchun130061,China
3.KeyLaboratoryofNationalEnergyCoalandCoalBedMethaneJointMiningTechnology,ShanxiJincheng
AnthraciteMiningGroupCompanyLimited,Jincheng048012,Shanxi,China

Fracture and volcanism were intensive in First Member of Nantun Formation of Wunan depression in Hailar basin, due to the diversity of detritus. The composition of clastic were metamorphic clastic, pyroclastic and general erosion detrital. The diversity of detritus makes lithology and division have the distinct characteristics. The study of mineral association, cathode luminescence and heavy mineral assemblage shows that the study area can be divided into four single lithology areas and two mixed areas among them. Four single lithology areas are sedimentary rocks area with metamorphic rocks clastics, pyroclastic sedimentary rocks area, welded pyroclastic rocks area and pyroclastic rocks area. According to the contents and components of clastics in rocks, mixed area can be divided into two mixed areas:the area with normal sedimentary clastic was dominant and the area with pyroclastic was dominant. Each single lithology area corresponds with each tectonic unit. The sedimentary rocks area with metamorphic rocks clastics corresponds to Wuxi fault terrace belt, the pyroclastic rocks area correspond to Bayantala structural belt, and pyroclastic sedimentary rocks area is part of Wudong arc structural belt. Geochemical data reveal that magma of source rocks is granitoid magma of crust source, meanwhile be contaminated by magma of mantle-derived, and heavy rare earth elements are enrichment. In Wuxi fault terrace belt, total content of rare earth elements is high and negative anomaly of Eu is not obvious, so the crust-mantle contamination of source rocks magma is heavy. In Bayantala structural belt, total content of rare earth elements is low and negative anomaly of Eu is obvious, so the crust-mantle contamination of source rocks magma is medium. In Wudong arc structural belt, total content of rare earth elements is high and negative anomaly of Eu is obvious, so the crust-mantle contamination of source rocks magma is low. Dickinson graphics of sandstone composition reveal that source regions of Wudong arc structural belt has not deeply cut, and source region of Bayantala structural belt has deeply cut. Noral-slip of Derbgan fault led tectonic gneiss of Chaigang to be developed and Chaigang to uplift relatively, which become erosion area and provided Wuxi fault terrace belt with metamorphic sediments, shaped the sedimentary system of fan delta with metamorphic clastic, meanwhile the fracture provided a channel for the mantle-derived magma rising. Extension slip of Bayantala fault made the rise of mantle-derived magma and volcanic eruption, developed a set of rocks between fusion sintering pyroclastic rock and pyroclastic sedimentary rock, and shaped the sedimentary system of fan delta with pyroclastic. The crust-mantle contamination degree of Bayanshan uplift was low, but underplateing of mantle-derived magma made strong crystallization differentiation, volcanic activity and surface uplift, developed pyroclastic rocks and shaped sedimentary system of delta in Wudong arc structural belt.

Hailar basin; Wunan depression; First Member of Nantun Formation; provenance; sedimentary system; tectonic setting

10.13278/j.cnki.jjuese.201501106.

2014-05-06

國家自然科學基金項目(40972074)

趙小青(1971——)，男，高級工程師，主要從事測井地質(zhì)學方面研究，E-mail:zxq1971@tom.com

于振鋒(1986——)，男，博士，主要從事沉積巖石學和測井地質(zhì)學方面研究，E-mail:yzf860206@sina.com。

10.13278/j.cnki.jjuese.201501106

P588.14

A

趙小青，程日輝，于振鋒，等. 海拉爾盆地烏爾遜凹陷南一段物源-沉積體系與構(gòu)造背景.吉林大學學報:地球科學版,2015,45(1):61-80.

Zhao Xiaoqing, Cheng Rihui, Yu Zhenfeng，et al. Provenance-Sedimentary System and Tectonic Setting of First Member of Nantun Formation in Wuerxun Depression of Hailar Basin.Journal of Jilin University:Earth Science Edition,2015,45(1):61-80.doi:10.13278/j.cnki.jjuese.201501106.