梁天意，劉敬黨，李猛猛，王剛，朱璽，張海龍

1)遼寧工程技術(shù)大學(xué)礦業(yè)學(xué)院，遼寧阜新，123000;2)遼寧省化工地質(zhì)勘查院有限責(zé)任公司，遼寧錦州，121000;3)遼寧省地質(zhì)勘查院有限責(zé)任公司，遼寧大連，116000

內(nèi)容提要: 林西組是大興安嶺地區(qū)晚二疊世重要的沉積地層，其研究程度也直接影響古亞洲洋閉合、兩大板塊拼接、沉積環(huán)境轉(zhuǎn)變等重大地質(zhì)問題。本次研究區(qū)主要位于大興安嶺中段，根據(jù)實(shí)際調(diào)查，首次在扎賚特旗巴彥烏蘭地區(qū)晚二疊系林西組發(fā)現(xiàn)了海相的核形石灰?guī)r。根據(jù)巖石學(xué)、地球化學(xué)和古生物學(xué)等研究手段，并根據(jù)元素比值等確定該核形石灰?guī)r產(chǎn)生于碳酸鹽臺(tái)地邊緣溫暖、動(dòng)蕩的淺灘環(huán)境，具有明顯的海相特征，并在林西組中—下部發(fā)現(xiàn)了具有明顯陸相沉積特征的雙殼類Palaeanodonta sp.—Palaeomutela sp.組合。說明該地區(qū)在晚二疊世早期存在海相或海陸交互相的沉積環(huán)境，隨著環(huán)境的改變，林西組逐漸向陸地河湖相沉積環(huán)境轉(zhuǎn)變。這一發(fā)現(xiàn)不僅完善了興蒙地區(qū)林西組地層的結(jié)構(gòu)，也為以后研究興蒙海槽在晚古生代—中生代的過渡時(shí)期的沉積演化提供可靠資料。

大興安嶺地區(qū)作為興蒙造山帶重要的組成部分，也是西伯利亞板塊、華北板塊及中間多個(gè)地塊重要的互相作用區(qū)域，二兩大板塊及中央地塊群的最后拼接時(shí)代、興蒙海槽的最終閉合時(shí)間、閉合位置一直以來都是地質(zhì)界長期關(guān)注的焦點(diǎn)(Liu Yongjiang et al.，2017；徐備等，2018；Zhang Jiaming et al.，2020)。而林西組作為古生代與中生代重要的地質(zhì)沉積時(shí)代節(jié)點(diǎn)，起著重要的承接作用，對林西組的研究一直都未曾間斷，其主要爭論的焦點(diǎn)在于林西組是海相沉積還是陸相沉積，還是二者皆有。隨著許多新的研究成果和學(xué)說不斷涌現(xiàn)，人們對林西組及整個(gè)古亞洲洋的演化有了許多新的認(rèn)識(shí)。

核形石作為一種微生物巖，因其特殊的形態(tài)和形成過程，在沉積學(xué)中具有十分重要的地質(zhì)意義。對核形石的研究，微觀上主要側(cè)重于其結(jié)構(gòu)、構(gòu)造、成分及分類等研究，其宏觀更大的研究價(jià)值在于其特殊的標(biāo)志性作用，對其形成原因的分析不僅可以恢復(fù)當(dāng)時(shí)的古地理環(huán)境和古氣候環(huán)境，更對當(dāng)時(shí)整個(gè)的地史演化具有相當(dāng)意義的指導(dǎo)作用(楊仁超等，2011)。

楊仁超等(2011)通過對前人資料的分析，總結(jié)了核形石在成因環(huán)境、生產(chǎn)機(jī)制、控制因素等方面的研究進(jìn)展。張喜洋等(2015)針對寒武系第三統(tǒng)張夏組核形石，與遺跡化石進(jìn)行了耦合變化分析，研究了核形石從繁盛到消亡的過程。代明月等(2014)對豫西地區(qū)的核形石進(jìn)行系統(tǒng)研究，分析其成因及形成時(shí)的環(huán)境特征。其他學(xué)者也分別對不同時(shí)代的核形石進(jìn)行了成因分析，研究其所代表的地質(zhì)環(huán)境意義(李熙哲等，2000；楊玉芳等，2009；Xiao Chuantao et al.，2019；梅冥相等，2019a，b)。

在研究沉積地層過程中，地球化學(xué)研究一直不斷地發(fā)展，無論是從數(shù)據(jù)分析還是沉積環(huán)境的特征判斷(Marshall，1992；Refsnider et al.，2014)。沉積地球化學(xué)主要從特征元素，包括常量元素、微量元素、稀土元素等方面進(jìn)行研究，在沉積巖中各種元素的含量、比值等，可以記錄沉積過程中相應(yīng)的環(huán)境特征，包括古氣候、古環(huán)境、物源特性等(Guy et al.，1999；Brian et al.，2004)。

本次調(diào)查為中國地質(zhì)調(diào)查局所屬二級(jí)項(xiàng)目“大興安嶺成礦帶突泉—翁牛特地區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查”的子項(xiàng)目，內(nèi)蒙古1∶5萬釣魚臺(tái)等4幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查，目的在于為松遼盆地外圍油氣新區(qū)、新層系中尋找頁巖氣及藏油盆地、大興安嶺中南部有色金屬基地建設(shè)等提供基礎(chǔ)地質(zhì)資料。本次研究首次在東北大興安嶺地區(qū)發(fā)現(xiàn)海相核形石灰?guī)r(梁天意等，2019)，通過野外剖面實(shí)測、薄片分析，地球化學(xué)分析等方法，并結(jié)合林西組古生物化石，分析林西組早期沉積環(huán)境及特點(diǎn)，并對整個(gè)古亞洲洋晚古生代的演化提供可靠數(shù)據(jù)。

1 地質(zhì)背景

工作區(qū)位于內(nèi)蒙古自治區(qū)東北部，大興安嶺中段，行政區(qū)劃歸屬興安盟扎賚特旗管轄。大地構(gòu)造位置位于天山—興蒙造山帶(Ⅰ級(jí))的大興安嶺弧盆系(Ⅱ級(jí))之東烏旗—多寶山島弧(Ⅲ級(jí))之上，二連—賀根山—扎蘭屯板塊縫合帶的北側(cè)，是西伯利亞板塊東南緣陸殼增生帶的組成部分(圖1a)。晚古生代地層較發(fā)育，屬北疆—興安地層大區(qū)，隸屬興安地層區(qū)之東烏—呼瑪?shù)貙臃謪^(qū)。

圖1 大興安嶺中段地質(zhì)簡圖(圖1a據(jù)陸勝等，2020修改)Fig. 1 Geological sketch map of the central part of the Great Hinggan Mountains(modified from Lu Sheng et al.，2020&)

區(qū)域主構(gòu)造線方向?yàn)楸睎|向，古生代地層分布與構(gòu)造線方向總體一致，均為北東向，主要緣于西伯利亞板塊東南緣主構(gòu)造線在本區(qū)一改古生代近東西向構(gòu)造格局所致。區(qū)內(nèi)構(gòu)造形跡以斷裂構(gòu)造為主，褶皺次之，研究區(qū)內(nèi)分布有古生代及中生代地層，其中晚古生代地層變形相對顯著，格根敖包組(C2g)、林西組(P3l)二者呈角度不整合接觸，反映晚古生代構(gòu)造作用頻繁且較為強(qiáng)烈(圖1)。

剖面描述

林西組主要分布于工作區(qū)東南部的烏蘭哈達(dá)—巴格布拉克烏蘭一帶，總體北東向展布，與下伏格根敖包組及上覆瑪尼吐組均為角度不整合接觸?？偤穸?2445.21 m。

上覆：瑪尼吐組一段(J3mn1)灰色沉火山角礫巖

林西組四段(P3l4)

厚度477.94 m

88.灰綠色厚層復(fù)成分細(xì)礫巖

22.46 m

87. 灰綠色中層含礫砂巖

43.39 m

86. 灰黑色薄層含粉砂質(zhì)泥巖

14.00 m

85. 灰綠色厚層復(fù)成分細(xì)礫巖

9.48 m

84. 灰褐色中層中粒長石巖屑砂巖

13.68 m

83. 灰綠色中層中粗粒長石巖屑砂巖

42.83 m

82. 灰褐色薄—中層含礫中粗粒長石巖屑砂巖

21.82 m

81. 灰褐色中層含礫中粗粒長石巖屑砂巖

19.79 m

80. 灰褐色中層含礫粗中粒長石巖屑砂巖

23.61 m

79. 灰綠色中層中粗粒長石巖屑砂巖

31.85 m

78. 灰綠色中厚層粗中粒長石巖屑砂巖

31.85 m

77. 灰綠色薄—中層粉砂巖

2.83 m

76. 灰綠色中—厚層(含海綠石)含礫中粗粒長石巖屑砂巖

25.43 m

75. 灰褐色中層粗中粒長石巖屑砂巖

33.90 m

74. 灰綠色薄—中層中粒長石巖屑砂巖

57.13 m

73. 灰綠色薄層含泥質(zhì)粉砂質(zhì)細(xì)粒長石巖屑砂巖

15.56 m

72. 灰褐色薄—中層中粒(含海綠石)長石巖屑砂巖；灰黑色含礫亞砂土

14.85 m

71. 灰褐色薄—中層含礫中粒長石巖屑砂巖

25.75 m

70. 灰綠色中層含礫中粒長石巖屑砂巖

27.73 m

林西組三段(P3l3)

厚度1002.57 m

69. 紫紅色薄層細(xì)粒長石巖屑砂巖

26.74 m

68. 灰褐色薄—中層含礫中粒長石巖屑砂巖

38.97 m

67. 灰黃色薄—中層中粒長石巖屑砂巖

20.46 m

66. 灰褐色薄—中層中粒長石巖屑砂巖夾長石石英砂巖

26.31 m

65. 灰褐色薄—中層鐵質(zhì)膠結(jié)中粒長石巖屑砂巖

16.04 m

64. 紫灰色薄—中層中粒長石砂巖

39.79 m

63. 灰紫色薄層粉砂巖

28.55 m

62. 灰黃色中層中粒長石砂巖與灰紫色薄層粉砂巖互層

172.05 m

61. 深灰色中層含礫中粒長石砂巖

8.78 m

60. 灰紫色薄層粉砂巖

35.13 m

59. 灰紫色中層細(xì)粒長石砂巖

61.79 m

58. 灰黃色薄層粉砂巖

14.00 m

57. 灰褐色薄層細(xì)粒長石砂巖

42.78 m

56. 黃綠色中層細(xì)粒長石砂巖

6.82 m

55. 灰紫色中層含礫中粒長石砂巖

24.66 m

54. 灰紫色中層細(xì)粒長石砂巖

16.14 m

53. 黃綠色中層細(xì)粒長石砂巖

30.80 m

52. 灰綠色中層中粒長石砂巖

11.78 m

51. 灰紫色薄層粉砂巖

4.53 m

50. 灰紫色中層含礫中粒長石砂巖； 斷層角礫巖

4.08 m

49. 灰紫色中層含礫中粒長石砂巖

3.29 m

48. 黃綠色中層中粒長石砂巖

5.49 m

47. 灰紫色中層含礫中粒長石砂巖

3.66 m

46. 黃綠色中層中粒長石砂巖

2.93 m

45. 灰紫色薄層粉砂巖

2.93 m

44. 黃綠色中層中粒長石砂巖

3.66 m

43. 灰綠色薄層粉砂巖

10.25 m

42. 灰紫色薄層粉砂巖

3.66 m

41. 紫灰色中層中粒長石砂巖；斷層角礫巖

40.42 m

40. 灰綠色薄層細(xì)粒長石砂巖

29.47 m

39. 灰黃色中層含礫細(xì)砂巖

6.81 m

38. 灰褐色中層細(xì)粒長石砂巖

6.81 m

37. 灰黃色中層中粒長石砂巖；深灰色閃長玢巖

4.77 m

36. 灰黃色中層中粒長石砂巖

7.35 m

35. 灰褐色中層細(xì)粒長石砂巖

8.98 m

34. 灰黃色中層中粒長石砂巖；斷層角礫巖

18.67 m

33. 灰黃色中層中粒長石砂巖

3.97 m

32. 黃褐色薄層粉砂巖；灰黃色細(xì)粒石英二長閃長巖

11.91 m

31. 黃褐色薄層粉砂巖

27.57 m

30. 灰黃色中層細(xì)粒長石砂巖；深灰色細(xì)粒石英二長閃長巖

28.56 m

29. 灰黃色中層細(xì)粒長石砂巖

61.76 m

林西組二段(P3l2)厚度454.12 m

28. 灰黑色中層粉砂巖

30.81 m

27. 灰褐色中層(含海綠石)細(xì)粒長石巖屑砂巖

21.87 m

26. 黃褐色中層變質(zhì)細(xì)粒巖屑長石砂巖，Palaeanodontasp，Palaeomutelasp.

87.71 m

25. 灰黃色變質(zhì)中細(xì)粒長石巖屑砂巖

20.06 m

24. 灰黑色中層粉砂巖夾灰綠色中層細(xì)砂巖

65.40 m

23. 灰褐色含泥質(zhì)粉砂質(zhì)細(xì)粒長石巖屑砂巖

25.21 m

22. 灰黑色中層含礫細(xì)中粒長石巖屑砂巖；灰黑色黑云母閃長玢巖

54.88 m

21. 灰黑色中層細(xì)中粒長石巖屑砂巖

102.11 m

20. 灰綠色中層細(xì)中粒長石巖屑砂巖

24.57 m

19. 灰黑色中層粉砂巖

21.50 m

林西組一段(P3l1)

厚度510.58 m

18. 灰綠色中層細(xì)粒長石巖屑砂巖

21.02 m

17. 灰色核形石灰?guī)r

2.98 m

16. 灰紫色微薄層細(xì)粒(含海綠石)長石巖屑砂巖

99.4 m

15. 灰綠色微薄層粉砂巖

4.09 m

14. 灰綠色中層細(xì)中粒長石巖屑砂巖

8.19 m

13. 灰紫色薄—中層細(xì)粒長石巖屑砂巖

28.03 m

12. 灰綠色中層細(xì)中粒長石巖屑砂巖

49.45 m

11. 灰褐色薄—中層細(xì)粒長石巖屑砂巖；斷層破碎帶

20.68 m

10. 灰褐色薄—中層細(xì)粒長石巖屑砂巖

37.60 m

9. 灰色核形石灰?guī)r

3.76 m

8. 灰褐色薄—中層細(xì)粒長石巖屑砂巖

26.32 m

7. 灰綠色中層中粒長石巖屑砂巖

43.31 m

6. 灰色薄—中層中細(xì)粒(含海綠石)長石巖屑砂巖

46.10 m

5. 灰紫色薄—中層細(xì)粒長石巖屑砂巖

9.19 m

4. 灰色核形石灰?guī)r

8.56 m

3. 灰紫色薄—中層含泥質(zhì)粉砂質(zhì)細(xì)粒長石巖屑砂巖

12.94 m

2. 灰綠色薄—中層細(xì)粒長石巖屑砂巖；斷層破碎帶

24.77 m

1. 灰綠色中層細(xì)粒巖屑長石砂巖

64.19 m

下伏：格根敖包組三段(C2g3)灰褐色凝灰質(zhì)含礫砂質(zhì)泥巖

據(jù)巖石組合、接觸關(guān)系等，將研究區(qū)林西組可進(jìn)一步劃分為4個(gè)巖性段(圖2，圖3)：

圖2 內(nèi)蒙古扎賚特旗地區(qū)北林西組一段、二段實(shí)測剖面圖Fig. 2 Geologic profile of the First and Second Members, Upper Permian Linxi Formation in the Zhalaiteqi of Inner Mongolia

圖3 內(nèi)蒙古扎賚特旗地區(qū)林西組三段、四段實(shí)測剖面圖Fig. 3 The geologic profile of the Third and Fourth Members, Upper Permian Linxi Formation, in the Zhalaiteqi of Inner Mongolia

一段(P3l1)主要巖性為灰綠、灰黃色中層中粒長石砂巖、灰色粉砂巖、灰紫色薄—中層長石砂巖，夾核形石灰?guī)r，同時(shí)多層砂巖中含有海綠石。疊置厚度510.58 m；

二段(P3l2)主要巖性為灰黑色粉砂巖、灰黑色長石巖屑砂巖、灰黑色粉砂質(zhì)板巖等，產(chǎn)Palaeanodontasp.，Palaeomutelasp.等，其中長石巖屑砂巖中含海綠石，該段灰黑色泥巖為烴源巖賦存層位。疊置厚度454.12 m；

三段(P3l3)主要巖性為灰紫色、黃綠色、灰黃色及灰褐色薄—中層中粒長石巖屑砂巖、含礫長石巖屑砂巖等，偶夾紫紅色薄層長石巖屑砂巖等。疊置厚度1002.57 m。

四段(P3l4)主要巖性為灰綠色、灰黃色薄層—中層含礫長石巖屑砂巖夾灰綠色厚層復(fù)成分細(xì)礫巖、細(xì)砂巖、灰色薄層粉砂巖等。產(chǎn)Paracalamitesfrigidus。部分長石砂巖含海綠石。疊置厚度477.94 m。

通過野外實(shí)際觀測，林西組地層與下伏及上覆地質(zhì)體呈不整合接觸，整個(gè)林西組主要位于工作區(qū)東南側(cè)，整體呈北東向展布，與主構(gòu)造線格局一致，均不見地層頂部及底部。該沉積地層傾向大致為南東，傾角較緩，多為15°～40°。整個(gè)林西組并未發(fā)現(xiàn)較大的斷裂構(gòu)造及褶皺，各層位之間整體呈連續(xù)沉積，僅局部見有小的斷層，部分巖層被閃長巖及閃長玢巖侵入，侵入關(guān)系明顯。

2 核形石灰?guī)r基本特征

2.1 地質(zhì)特征

通過實(shí)測剖面測量及林西組出露區(qū)域研究，共發(fā)現(xiàn)有四層核形石灰?guī)r，其中林一段發(fā)現(xiàn)有三層核形石灰?guī)r，林二段發(fā)現(xiàn)有一層核形石灰?guī)r，整個(gè)核形石灰?guī)r層位基本位于林西組的下部。其中第一、二層核形石產(chǎn)出特征基本一致，第三、四層核形石出露不理想，且已明顯硅化。

第一層核形石灰?guī)r厚度最大，約8.56 m，核形石含量約為70%，巖層傾向135°，傾角25°，與圍巖關(guān)系清晰。第二層核形石灰?guī)r厚大約為3.76 m，核形石含量約75%，巖層傾向140°，傾角35°。第三層核形石灰?guī)r厚度為2.98 m，核形石含量約為90%，產(chǎn)狀不清，已硅化。第四層核心石為路線地質(zhì)調(diào)查中發(fā)現(xiàn)，厚度約1.5 m，出露情況不理想，核形石含量約90%，局部現(xiàn)明顯硅化。

整個(gè)核形石灰?guī)r層位于林西組下部，從下至上層厚逐漸變小，核形石粒徑基本不變，膠結(jié)物含量逐漸減少，通過野外產(chǎn)出特征，表明第一、二層核形石灰?guī)r形成于同一平穩(wěn)、高能的沉積環(huán)境下，但上層位的核形石灰?guī)r經(jīng)過了一定程度的變質(zhì)，且由于自身或外在的因素，沉積時(shí)間逐漸減小。

2.2 巖石學(xué)特征

林西組發(fā)現(xiàn)的核形石灰?guī)r(圖4)，顏色深灰色，風(fēng)化面褐灰色，粒屑結(jié)構(gòu)，顆粒支撐，主要成分為核形石、藻鮞、膠結(jié)物和砂級(jí)碎屑。其中核形石，以橢球型居多，也有球型及少量不規(guī)則形狀，個(gè)體大小在1～4 cm，核形石之間被填隙物充填。單個(gè)核形石有兩部分組成，核心和包殼。

圖4 大興安嶺中段上二疊統(tǒng)林西組核形石灰?guī)r野外特征Fig. 4 Field outcrop of oncolitic limestone in the Upper Permian Linxi Formation in the central part of the Great Hinggan Mountains(a) 第一層核形石灰?guī)r；(b) 第二層核形石灰?guī)r；(c) 第三層核形石灰?guī)r(硅化)；(d) 第四層核形石灰?guī)r(硅化)(a) Oncolitic limestone of first layer；(b) oncolitic limestone of second layer；(c) oncolitic limestone of third layer(silicification)；(d) oncolitic limestone of fourth layer(silicification)

核心是核形石重要組成部分，是核形石的基礎(chǔ)，直接決定能否發(fā)育成為微生物巖(李熙哲等，2000)。核心都是單獨(dú)的個(gè)體，且處于不斷地運(yùn)動(dòng)當(dāng)中，像藻菌類這樣的核心會(huì)不斷地分泌粘液，捕捉周圍的碎屑物質(zhì)，逐漸圍繞核心形成外部的圈層，在沉積條件允許的情況下，不斷地變厚，從而形成核形石。當(dāng)核形石加積到一定程度后，核心的作用就會(huì)被弱化，但只要外在的環(huán)境不發(fā)生劇烈變化，加積過程仍會(huì)繼續(xù)，核形石也會(huì)逐漸變大。

本次在工作區(qū)烏蘭哈達(dá)北部地區(qū)發(fā)現(xiàn)的核形石灰?guī)r(圖5c、d)并未發(fā)現(xiàn)較為明顯的藻菌類核心的殘留，推測在核形石形成之初，也是由藻菌類等微生物組成，隨著周圍環(huán)境的變化，葛萬菌(Girvanella)絲狀體鈣化后在其基礎(chǔ)上逐漸形成了包括灰泥、生物碎屑、陸源碎屑等成分的核心(梅冥相，2011)。核心大小變換較大，橢球型的核形石核心基本占到直徑的2/3，而球型核形石核心較小，基本為直徑的1/8～1/10。

圖5 大興安嶺中段二疊系林西組核形石灰?guī)r顯微鏡下照片F(xiàn)ig. 5 Microphotographs of oncolitic limestone in the Upper Permian Linxi Formation in the central part of the Great Hinggan Mountains

包殼是核形石的外部殼層，所占體積也是最大的。包殼的生長與核心是分不開的，在核心存在的基礎(chǔ)上，包殼才能發(fā)育。藻菌類等微生物核心通過分泌粘液，捕捉、吸附周圍的碎屑物質(zhì)，包括生物碎屑、陸源碎屑及其他顆粒物質(zhì)，特別是碳酸鹽質(zhì)點(diǎn)，將其積聚在其周圍，隨著核心的不斷滾動(dòng)，形成了包圍核心的紋層。

由(圖5a)可知，研究區(qū)內(nèi)核形石的紋層主要由淺色亮晶方解石和深色泥晶方解石微層相間排列，呈同心環(huán)狀而成。部分紋層后期被膠結(jié)物質(zhì)擠壓侵入，形成了破壞斷口(圖5b、d)，紋層連續(xù)性被破壞。兩個(gè)紋層總體交替出現(xiàn)，厚度不同。通常暗色紋層要比亮晶紋層厚，表明富藻時(shí)期大于貧藻時(shí)期，說明當(dāng)時(shí)水體溫度較高，透光性理想，水體循環(huán)流暢，藻類豐度較高(劉萬洙等，2008)。包殼紋層基本圍繞核心均勻生長，整體較為對稱，并沒有形成類似于疊層石那樣，吸附于底質(zhì)只進(jìn)行相反一側(cè)的生長，這就說明核形石在生長發(fā)育過程中處于持續(xù)翻滾的運(yùn)動(dòng)狀態(tài)，持續(xù)保持核形石均勻向光生長，并沒有間歇性或長時(shí)間的接觸底質(zhì)，表明當(dāng)時(shí)的環(huán)境為動(dòng)蕩、高能的水體環(huán)境(李熙哲等，2000)。

2.3 地球化學(xué)特征

本次核形石灰?guī)r采集地點(diǎn)為內(nèi)蒙古扎賚特旗烏蘭哈達(dá)地區(qū)巴彥套海北部，共采集核形石灰?guī)r9件(表1)，采樣編號(hào)為DP17-S1～S5(林西組一段第一層核形石)，DP21-S1～S4(林西組一段第二層核形石)，樣品均為核形石灰?guī)r層內(nèi)取得。由于第三層和第四層核形石灰?guī)r均具有明顯的硅化變質(zhì)現(xiàn)象，因此本次樣品采集不包括二者。

表1 內(nèi)蒙古扎賚特旗烏蘭哈達(dá)地區(qū)巴彥套海北部林西組核形石灰?guī)r常量元素(%)、微量元素(×10-6)分析結(jié)果表Table 1 Major(%), trace element(×10-6) analytical results of oncolitic limestone in the Upper Permian Linxi Formation in north of Bayantaohai, Wulanhada area, Zhalaite Banner, Inner Mongolia

采樣位置第一層核形石灰?guī)r第二層核形石灰?guī)rTm0.280.260.260.290.300.210.220.200.24Yb1.631.601.731.501.861.231.371.231.57Lu0.250.250.220.220.230.190.210.200.22ΣREE89.6591.4092.6092.2491.1278.7981.3883.8888.30LREE78.6280.3981.9481.1679.0770.3072.5874.9779.20HREE11.0311.0110.6711.0812.058.488.808.919.11LREE/HREE7.137.307.687.326.568.298.258.428.70LaN/YbN8.758.769.0010.446.6610.7012.2313.6610.35δEu0.630.620.790.680.691.401.701.751.53δCe0.950.960.940.991.150.910.780.730.93

化驗(yàn)單位由河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實(shí)驗(yàn)室完成，主量元素采用AxiosmaxX射線熒光光譜儀精度優(yōu)于5%，Y—U、Te稀土微量等39元素采用X Serise2電感耦合等離子體質(zhì)譜儀進(jìn)行，所有測試過程嚴(yán)格按照相關(guān)程序進(jìn)行，試驗(yàn)結(jié)果質(zhì)量滿足調(diào)查規(guī)范和技術(shù)要求。

常量元素是地球化學(xué)研究中最為基礎(chǔ)的部分，根據(jù)常量元素分析得出的數(shù)據(jù)，核形石灰?guī)rSiO2的平均含量為15.91%，Al2O3的平均含量為3.86%，CaO的平均含量為41.65%，其余常量元素含量較低，TiO2為0.20%，TFe2O3為1.44%，MgO為0.88%，K2O為0.65%，Na2O為0.48%，MnO為0.62%，P2O5為0.23%。

SiO2、Al2O3、TFe2O3、TiO2等氧化物為陸源碎屑的主要物質(zhì)，主要吸附在黏土類礦物中通過本次數(shù)據(jù)可知，CaO與SiO2、Al2O3、TFe2O3、TiO2存在明顯的負(fù)相關(guān)性(圖6a、b、c、d)，CaO含量逐漸減少，而陸源碎屑物質(zhì)逐漸增多，說明當(dāng)時(shí)仍存在一定陸源碎屑注入，陸源碎屑物質(zhì)會(huì)抑制方解石礦物的沉淀(潘明等，2015)。

圖6 內(nèi)蒙古扎賚特旗烏蘭哈達(dá)地區(qū)巴彥套海北部林西組核形石灰?guī)rHarker圖解Fig. 6 Harker diagram of oncolitic limestone in the Upper Permian Linxi Formation in north of Bayantaohai, Wulanhada area, Zhalaite Banner, Inner Mongolia

CaO和MgO是水體本身地球化學(xué)過程的產(chǎn)物，其比值對古環(huán)境有較好的指示作用，在潮濕條件下，其比值會(huì)較高，而在炎熱氣候條件下，其比值會(huì)逐漸降低。本次林西組第一層核形石灰?guī)r的CaO/MgO平均為52.03，第二層核形石灰?guī)r的CaO/MgO為41.88，比值的降低表現(xiàn)為氣候在逐漸向干熱環(huán)境轉(zhuǎn)變。

鐵錳的比值可以反應(yīng)沉積環(huán)境的古鹽度，因?yàn)樵诎徇\(yùn)過程中鐵極易氧化，形成沉淀，易于在濱海地區(qū)聚集，而錳易于聚集在離海岸較遠(yuǎn)的地區(qū)，通常鐵錳比=1，為正常鹽度，鐵錳比<1，為咸水，鐵錳比=5，為淡水環(huán)境。林西組灰?guī)r的鐵錳比為0.68～5.69，第一層核形石灰?guī)r的樣品鐵錳比平均值為0.85，第二層核形石灰?guī)r的鐵錳比值明顯變高，平均值為4.70，表現(xiàn)為逐漸向淡水環(huán)境轉(zhuǎn)變，同時(shí)鐵錳比值逐漸變高，表明是離陸源區(qū)較近、海水較淺的沉積環(huán)境。

MgO具有親海性，而Al2O3具有親陸性的特點(diǎn)，因此，可以根據(jù)鎂鋁的比值來分析沉積環(huán)境，通常采用公式m=100×n(MgO)/n(Al2O3)來計(jì)算其比值，通常淡水沉積m<1，海陸過渡性沉積m值為1～10，海水沉積環(huán)境m值為10～500，路表海環(huán)境或?yàn)a湖沉積環(huán)境m>500。根據(jù)本次數(shù)據(jù)，計(jì)算m值為13.18～51.95，其中第一層核形石灰?guī)r的m平均值為48.82，第二層m平均為16.23，顯示為海水沉積，但可以看處隨著比值的下降，沉積環(huán)境向海陸過渡相轉(zhuǎn)變(經(jīng)雅麗等，2005)。

鎂對于溫度的變化較為敏感，其含量與溫度基本呈正相關(guān)。而微量元素鍶在參與方解石礦物形成中，與溫度沒有很明顯的關(guān)系，因此，采用鍶的含量來校正鎂的含量變化，采用鎂鍶比值來反應(yīng)碳酸鈣沉積的環(huán)境變化，比值升高表現(xiàn)為溫度升高，比值降低表現(xiàn)為溫度降低(張海華等，2019)。本次林西組核形石灰?guī)r的鎂鍶比為6.23～13.57，第一層比值平均值為7.21，第二層為10.80，比值表現(xiàn)為升高，表明兩層核形石灰?guī)r在形成的沉積環(huán)境溫度有升高的趨勢。

釩/鎳比也對古鹽度有較高的敏感性，隨著鹽度的增加，其比值也會(huì)相應(yīng)的增加。第一層核形石灰?guī)r的釩/鎳平均值為3.45，第二層核形石灰?guī)r的比值為1.98，明顯可以看出，兩層之間鹽度逐漸降低的趨勢(Rimmer，2004)。

鍶含量是干旱炎熱氣候水體濃縮沉淀的結(jié)果，可以作為定量判定沉積巖古鹽度的元素之一，較高的溫度導(dǎo)致水體蒸發(fā)快，鹽度直接升高，這與鍶的含量呈正比(倪善芹等，2010)。通常在咸水中鍶的含量為800～1000×10-6，淡水中鍶的含量為100～300×10-6，本次核形石灰?guī)r層的鍶的含量為443.73×10-6～786.91×10-6，平均值為629.27×10-6，表明為半咸水偏咸水環(huán)境，第一層核形石灰?guī)r的鍶含量比上層位的灰?guī)r層要高，表明水體的鹽度逐漸降低。

同時(shí)鍶與古水溫也存在一定的關(guān)系，通常采用經(jīng)驗(yàn)公式[w(Sr)/(10-6)=2578-80.8t/℃]，其中t表示當(dāng)時(shí)的古水溫，本次林西組核形石灰?guī)r的t值為22.17～26.41 ℃，平均值24.12 ℃，表現(xiàn)為溫水環(huán)境，同時(shí)可以看出第一層核形石灰?guī)r當(dāng)時(shí)的水溫平均值為22.65 ℃，第二層古水溫平均為25.96 ℃，有逐漸升高的趨勢(李振清等，2001)。

在自然界中，鍶的遷移能力比鋇強(qiáng)，水介質(zhì)鹽度低時(shí)，二者皆以碳酸鹽的形式存在，當(dāng)水體鹽度增加后，鋇首先以硫酸鋇的形式首先沉積，此時(shí)，水體中的鍶會(huì)相對于鋇趨于富集，隨著鹽度的繼續(xù)升高，鍶也會(huì)以硫酸鹽的形式沉淀，因此，沉積物中的鍶鋇比與古鹽度呈正相關(guān)性，根據(jù)經(jīng)驗(yàn)值Sr/Ba>1，為海相沉積，Sr/Ba<1，為淡水沉積。本次核形石灰?guī)r的Sr/Ba為1.78～4.55，平均值為3.23，表現(xiàn)為海相沉積環(huán)境，第一層核形石灰?guī)r的Sr/Ba平均值為4.27，第二層平均為1.93，比值的降低表明海水出現(xiàn)了海退，深度變淺。

鍶也是喜干型元素，而銅為喜濕型元素，通常情況下，鍶銅比介于1～10之間指示溫濕氣候，大于10為干熱氣候。本次林西組核形石灰?guī)r的鍶銅比為34.61～52.56，平均值為44.10，第一層核形石灰?guī)r的鍶銅比平均為45.81，第二層為41.97，因此，整個(gè)氣候是逐漸向干熱氣候轉(zhuǎn)變(楊縣超，2009)。

銣鉀比可作為判別水體開闊程度的一種方法，通常情況下，銣鉀比>2時(shí)，屬于閉塞環(huán)境，銣鉀比<2時(shí)，屬于開闊環(huán)境。本次核形石灰?guī)r層的銣鉀比均小于2，因此沉積環(huán)境處于開闊環(huán)境。

銅鋅比可以很好地反應(yīng)氧化—還原環(huán)境。前人曾對此進(jìn)行過研究，計(jì)算出各“氧化—還原過渡相”的銅鋅比，銅鋅比<0.21，為還原環(huán)境，銅鋅比在0.21～0.35之間為弱還原環(huán)境，銅鋅比在0.35～0.5之間為還原—氧化環(huán)境。本次林西組核形石灰?guī)r的銅鋅比為0.35～0.94之間，平均值為0.65，其中第一層核形石灰?guī)r的銅鋅比值高，平均為0.83，表現(xiàn)為氧化環(huán)境，第二層的平均值為0.42，為還原—氧化環(huán)境，隨著銅鋅比之間降低，逐漸向還原環(huán)境轉(zhuǎn)變。

稀土元素的分布特征具有特殊的意義，其化學(xué)特征也可以充分反映出當(dāng)時(shí)的沉積環(huán)境等問題，稀土元素在海洋中的含量極低，無法進(jìn)行單獨(dú)沉淀，因此需要通過絡(luò)合相應(yīng)的沉積載體才能進(jìn)行共同沉淀(趙彥彥等，2019)，載體的形式主要為化學(xué)沉淀及微生物沉淀，例如碳酸鹽、磷酸鹽、微生物灰?guī)r等(Bolhar et al.，2015)。

如表1，研究區(qū)樣品的稀土總量∑REE為78.79×10-6～92.24×10-6，這與一般經(jīng)驗(yàn)值碳酸鹽巖的∑REE偏低，基本小于100×10-6的特征吻合。樣品數(shù)據(jù)∑LREE為70.30×10-6～81.944×10-6，∑HREE為8.48×10-6～11.08×10-6。通過研究可知，氧化性強(qiáng)的水體容易將Fe2+變成Fe3+，從而形成氫氧化鐵沉淀，稀土元素也會(huì)隨之沉淀，其含量也會(huì)增加，第一層核形石灰?guī)r的∑REE明顯比第二層的高(圖7)，說明當(dāng)時(shí)環(huán)境的富氧的。

圖7 核形石灰?guī)r稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE圖(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)源自Sun and McDonough，1989)Fig. 7 Chondrite-normalized REE distribution patterns of Oncolitic limestone(normalized after Sun and McDonough，1989)

其中第一層核形石灰?guī)r∑REE平均值為91.40×10-6，∑LREE/∑HREE平均值為7.20，第二層∑REE為83.09×10-6，∑LREE/∑HREE為8.41，均表現(xiàn)為輕稀土富集，重稀土虧損。以球粒隕石作為標(biāo)準(zhǔn)對數(shù)據(jù)進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化處理(圖7)，得出兩層核形石灰?guī)r的δCe值均<1，平均值為0.92，表現(xiàn)為輕微負(fù)異常，而δEu在第一層核形石灰?guī)r的平均值為0.68，表現(xiàn)較為明顯的負(fù)異常，而第二層核形石灰?guī)r的δEu平均值為1.59，表現(xiàn)為正異常。

圖8為現(xiàn)代海水和現(xiàn)代海洋沉積物的稀土元素分布圖，現(xiàn)代海水中有明顯的Ce負(fù)異常和Eu負(fù)異常，而現(xiàn)代海洋沉積物則變現(xiàn)為較明顯的Ce負(fù)異常，Eu的異常不明顯。

圖8 稀土元素在海水、現(xiàn)代海洋沉積物中的分布特征Fig. 8 Distribution characteristics of rare earth element in sea water and modern marine sediments

Ce的價(jià)態(tài)變化對氧化—還原條件特別敏感，在水體為富氧狀態(tài)時(shí)，Ce3+會(huì)被氧化成不溶于水的Ce4+，這樣就會(huì)先進(jìn)入Fe—Mn氧化物、有機(jī)質(zhì)或粘土顆粒中使沉積水體中出現(xiàn)Ce的虧損。當(dāng)水體處于還原條件下或缺氧狀態(tài)時(shí)，鐵錳氧化物會(huì)還原Ce4+，使其形成Ce3+釋放到水體中，從而形成了Ce的富集。本次兩層核形石灰?guī)r均出現(xiàn)了Ce的負(fù)異常，但是虧損較小，說明沉積的水體處于氧化條件下(Byrne and Sholkovitz，1996)。

在第二層核形石灰?guī)r中，存在明顯的銪正異常，造成這個(gè)原因是水體中存在一定銪富集，在礦物發(fā)生化學(xué)或生物沉淀時(shí)，二價(jià)的Eu進(jìn)入到了礦物或碳酸鹽巖晶格中，保存下來。在稀土元素中，銪是唯一一個(gè)可以從3+價(jià)態(tài)還原為2+價(jià)態(tài)的元素，但是其還原條件較為嚴(yán)格，在25℃和1 bar的條件下，根據(jù)水溶液Eh—Ph圖解、O2—Ph圖解中Eu3+/Eu2+平衡時(shí)的穩(wěn)定場計(jì)算，只有在中性—堿性水體時(shí)，而且必須為強(qiáng)還原狀態(tài)時(shí)，三價(jià)Eu3+才能還原成二價(jià)Eu2+。隨著溫度的升高，溶液中Eu2+穩(wěn)定性增加，只有在溫度高于250℃，Eu2+才能穩(wěn)定存在(Sverjensky，1984)。

在現(xiàn)代海洋中，一般Eu都是以三價(jià)態(tài)存在的，所以Eu常表現(xiàn)為負(fù)異常，即是像黑海深海這樣還原性強(qiáng)的環(huán)境，Eu的含量也并沒有明顯的增加。現(xiàn)代海洋環(huán)境中首次發(fā)現(xiàn)的海底沉積物存在銪正異常的就是位于亞馬遜深海扇的海底軟泥，但異常值僅為1.3，Baturin(1982)發(fā)現(xiàn)位于智力陸棚的磷塊巖納米比亞陸棚的磷酸鹽結(jié)核存在一定的銪正異常，不過多數(shù)學(xué)者認(rèn)為這可能是由富集Eu的安山質(zhì)火山碎屑引起的。

因此，海底的熱液流系統(tǒng)就可以為水體帶來銪的富集，海底沉積的石膏和陸地重晶石常顯示銪正異常的特點(diǎn)。顯然這樣的條件是藻菌類生物無法生存的，特別是像葛萬菌這樣需要氧化環(huán)境的藻類。因此在第二層核形石灰?guī)r出現(xiàn)的正銪異常，可能是陸表河流的注入影響或者深海的熱液流系統(tǒng)通過潮汐方式，向淺海區(qū)富集了一定的銪元素，在隨后的沉積過程中，逐漸進(jìn)入了礦物晶格，形成了正銪異常。

在研究稀土元素中，通常也會(huì)考慮與稀土元素密切相關(guān)的Y元素，同時(shí)，利用Y/Ho的比值來研究海相沉積灰?guī)r的一些特點(diǎn)。研究表明，海相碳酸鹽巖，包括微生物碳酸鹽巖的通常具有較高的Y/Ho值，通常>40，現(xiàn)代海水的Y/Ho值范圍一般為44～47。雖然二者在水中有相似的地球化學(xué)行為，但是二者有不同的配位性質(zhì)，導(dǎo)致了Ho的排解速率遠(yuǎn)高于Y。河水和河口的水體中的Y/Ho值約為25～28。但是海水中的Y/Ho一般也不會(huì)恒定不變，而是隨深度等某些原因改變。有些條件下Y/Ho的比值會(huì)降低，這主要是由于Mn—Fe氧化等在氧氣不足的情況下會(huì)溶解，特別是兩種元素的顆粒大小存在較大差異，導(dǎo)致Ho的顆粒數(shù)量增多，使Y/Ho的比值降低(Webb and Kamber，2000)。本次林西組核形石灰?guī)r的Y/Ho值為29.48～37.62，其中第一層核形石灰?guī)r的Y/Ho平均值為33.15，第二層核形石灰?guī)r的Y/Ho值為32.13，接近現(xiàn)代正常海水中的比值，同時(shí)高于河口等水體中的比值，基本符合海相沉積的特點(diǎn)。同時(shí)第一層Y/Ho值比第二層灰?guī)r稍高，表現(xiàn)為水體氧氣含量下降的環(huán)境。

稀土元素可以與碳酸根離子形成穩(wěn)定的可溶的絡(luò)合物，這也是稀土元素優(yōu)先進(jìn)入碳酸根晶格的原因，但是在海洋水體中，碳酸根的離子濃度與水體深度有關(guān)，深度越大，碳酸根的離子濃度就會(huì)越多，就會(huì)結(jié)合更多的稀土元素，從而使海洋深處環(huán)境的REE含量高于淺海環(huán)境，水體深度與REE含量存在一定的正相關(guān)性。同時(shí)，稀土元素在水體中的停留時(shí)間也是造成REE分異程度不同原因，因?yàn)橄⊥猎刂饕墙Y(jié)合與碎屑物質(zhì)或懸浮狀態(tài)存在于水體中，當(dāng)這些碎屑物質(zhì)及懸浮物在水體中停留時(shí)間短，REE就會(huì)快速沉積下來，海水參與其反應(yīng)的機(jī)會(huì)就會(huì)少，REE整體的分異程度就弱，標(biāo)準(zhǔn)化后的REE配分曲線就會(huì)相對平緩。相反，如果稀土元素在水體中停留時(shí)間較長，沉降速率緩慢，就會(huì)與海水中的黏土等有機(jī)物質(zhì)充分地接觸，絡(luò)合反應(yīng)相對充分，更容易使海水中的REE進(jìn)充分地化學(xué)反應(yīng)及分異作用，就會(huì)造成輕稀土、重稀土出現(xiàn)明顯的虧損或富集，表現(xiàn)為REE配分曲線的斜率變化較大，LaN/YbN明顯大于1，這也間接反應(yīng)沉積環(huán)境的變化情況。

本次林西組第一層核形石灰?guī)r的REE含量高于第二層，且兩層灰?guī)r均具有明顯的輕稀土元素富集的現(xiàn)象，LaN/YbN為6.66～13.66，明顯大于1，其中第一層核形石灰?guī)rLaN/YbN平均為為8.72，第二層灰?guī)rLaN/YbN為11.74，說明當(dāng)時(shí)沉積環(huán)境發(fā)生了變化，水體的深度變小，沉積速率也逐漸變小，根據(jù)兩層核形石灰?guī)r的REE配分曲線，環(huán)境變化的整體幅度不大。

3 討論

3.1 核形石形成環(huán)境分析

通過巖石學(xué)、地球化學(xué)等方面的研究成果，本次工作區(qū)林西組一段發(fā)現(xiàn)的核形石灰?guī)r為海相沉積，產(chǎn)生于碳酸鹽臺(tái)地邊緣淺灘環(huán)境。當(dāng)時(shí)溫暖的淺水環(huán)境活躍著大量的藻類生物，這些藻菌類生物不斷地吸附水體中的碎屑物質(zhì)是核形石形成、生長的關(guān)鍵。而淺水動(dòng)蕩的水體環(huán)境使核形石可以懸浮存在，而區(qū)別于疊層石那樣地附著生長。

根據(jù)地球化學(xué)數(shù)據(jù)的顯示，核形石形成的外界環(huán)境發(fā)生改變，溫度升高，特別是淡水河流的不斷注入，導(dǎo)致水體鹽度降低，水體開始淡化，以CaO、MgO為代表的水體自身沉積產(chǎn)物逐漸減少，而以SiO2、Al2O3、TFe2O3、TiO2等陸源碎屑物質(zhì)逐漸增多，整個(gè)沉積環(huán)境向陸相轉(zhuǎn)變，以河湖相沉積為主。

3.2 林西組沉積環(huán)境分析

晚二疊世—三疊世早期，由于印支旋回的作用，古亞洲洋表現(xiàn)為海水全部退出，全區(qū)上升為陸，開始接受陸相沉積，比較明顯的是三疊系的幸福之路組和老龍頭組，均為完全的陸相沉積地層，含豐富的雙殼類PalaeomutelaPalaeanodonta，植物Neoggerathiopisis，Glossozamites，Comia，Schizoneura等化石。林西組作為晚二疊世到三疊世的過渡沉積地層，是否也已經(jīng)完全進(jìn)入到陸相沉積呢？在以往的研究中，大多數(shù)人認(rèn)為晚二疊世時(shí)期，古亞洲洋已經(jīng)消失，殘余的湖盆已經(jīng)進(jìn)入陸相沉積。

最初，根據(jù)淡水雙殼類和植物化石，認(rèn)為晚二疊系林西組為陸相湖盆相沉積(朱如凱等，2007)。劉永高等(1999)應(yīng)用現(xiàn)代沉積學(xué)理論，根據(jù)沉積構(gòu)造、巖石組合、古生物等特征，將林西組原劃分的4個(gè)巖性段重新劃分為6個(gè)巖性段，反應(yīng)林西組是從河流—濱湖(局部三角洲)—淺湖—深湖(1～4段)，接著從深湖—淺湖—濱湖(4～6段)的演化歷史。蘇飛等(2014)對索倫地區(qū)剖面進(jìn)行了研究，將采集的樣品進(jìn)行了常量及微量元素分析，認(rèn)為該地區(qū)林西組為淡水沉積環(huán)境。李錦軼(1986)根據(jù)巖性、巖相特征，對石炭紀(jì)—二疊紀(jì)的構(gòu)造層進(jìn)行了劃分，共分為3個(gè)巖相帶，認(rèn)為晚二疊系地層均屬陸相沉積。張興洲等(2011)認(rèn)為華北板塊與佳蒙地塊在晚二疊世—早三疊世發(fā)生了陸—陸碰撞，殘余的洋盆逐漸消失，形成陸相沉積盆地。

近年來，隨著對林西組研究的深入，許多學(xué)者對林西組的沉積環(huán)境的演變提出了許多新的觀點(diǎn)。李福來等(2009)通過地球化學(xué)等手段，對林西組沉積環(huán)境進(jìn)行研究，認(rèn)為林西組砂巖具有高SiO2、Al2O3、V、Zr、Ba，低P2O5、Mn、CaO的特點(diǎn)，確定林西組為開闊淡水環(huán)境，主要為陸相沉積體系，在沉積初期為海陸交互相環(huán)境，間接表示林西組初期存在咸水環(huán)境。

根據(jù)工作區(qū)內(nèi)林西組宏觀沉積及巖石學(xué)特征，將區(qū)內(nèi)林西組劃分為4個(gè)巖性段，總體表現(xiàn)為碎屑物質(zhì)向上變粗，層變厚的進(jìn)積型地層層序。其中林一段、二段共發(fā)現(xiàn)了四層核形石灰?guī)r，其中第一、二層產(chǎn)出效果較好，第三、四層出露不理想，且硅化明顯。根據(jù)地球化學(xué)等測試結(jié)果，核形石灰?guī)r主要形成于碳酸鹽臺(tái)地淺灘或碳酸鹽臺(tái)地邊緣淺灘的海相環(huán)境。同時(shí)在一段的砂巖及粉砂巖中，經(jīng)鑒定含有海綠石，長期以來，海綠石多被認(rèn)為是一種典型的海相自生礦物，其產(chǎn)出多在水溫15～20℃左右、水深在15 m至大陸架外緣之間、有機(jī)質(zhì)豐富的溫暖淺海(湯冬杰等，2016)，本次發(fā)現(xiàn)的海綠石的成因和類型有待進(jìn)一步研究。

本次工作對林西組一段及二段的砂巖樣品進(jìn)行了粒度分析，經(jīng)過投圖比對，反應(yīng)一段砂巖形成于碳酸鹽臺(tái)地淺灘或邊緣淺灘的波浪帶淺海環(huán)境，二段的砂巖則形成于河流相水體能量相對較高的邊灘環(huán)境(圖9)。

圖9 內(nèi)蒙古扎賚特旗烏蘭哈達(dá)地區(qū)巴彥套海北部上二疊統(tǒng)林西組砂巖粒度概率圖Fig. 9 Probability graph of sandstone grain size in the Upper Permian Linxi Formation in north of Bayantaohai, Wulanhada area, Zhalaite Banner, Inner Mongolia(a) 林西組一段砂巖粒度概率圖；(b) 林西組二段砂巖粒度概率圖(a) Probability graph of the First Member of the Linxi Formation；(b) probability graph of the Second Member of the Linxi Formation

在林西組二段灰黑色薄層粉砂巖中采集到古無齒蚌(Palaeanodontasp.)和古米臺(tái)蚌(Palaeomutelasp.)化石(圖10)，經(jīng)鑒定兩者為典型的晚二疊世雙殼組合的代表性分子，屬陸相生物化石，在四段長石砂巖內(nèi)發(fā)現(xiàn)了寒帶副蘆木(Paracalamitesfrigidus)，其主要出現(xiàn)在林西組。

圖10 內(nèi)蒙古扎賚特旗烏蘭哈達(dá)地區(qū)巴彥套海北部上二疊統(tǒng)林西組古生物化石Fig. 10 Paleontological fossils in the Upper Permian Linxi Formation in north of Bayantaohai, Wulanhada area, Zhalaite Banner, Inner Mongolia(a) 古米臺(tái)蚌；(b) 古無齒蚌；(c) 寒帶副蘆木(a) Palaeomutela sp.；(b) Palaeanodonta sp.；(c) Paracalamites frigidus

通過數(shù)據(jù)表明，本區(qū)內(nèi)的林西組早期為一套粉砂巖、砂巖夾灰?guī)r的海陸交互相的巖石組合，為碳酸鹽臺(tái)地淺灘或邊緣淺灘的環(huán)境，存在明顯的咸水環(huán)境特征，隨后由于河水注入等外界環(huán)境的改變，水體變深，陸源碎屑物質(zhì)逐漸增多，發(fā)育一套灰黑色粉砂巖及粉砂質(zhì)泥巖等深湖亞相的巖石組合，具有比較明顯的陸相雙殼類等生物，晚期水體變淺，發(fā)育一套雜色砂巖、含礫砂巖等河湖相的巖石組合，到達(dá)末期甚至出現(xiàn)了更粗碎屑的礫巖沉積，表明水體繼續(xù)變淺以至干涸，整個(gè)湖盆萎縮消亡。

3.3 區(qū)域沉積環(huán)境演化

整個(gè)古生代兩大地臺(tái)區(qū)屬于隆起的狀態(tài)，因此位于中間的整個(gè)地槽區(qū)的海水由西向東逐漸退出，古亞洲洋也就是這樣走向消亡的。在二疊世時(shí)期，整個(gè)興蒙地槽以多島洋的形式存在，到了中二疊世，內(nèi)蒙古東部依然發(fā)育比較普遍的海相沉積地層。

這些地區(qū)的沉積特征表明，興蒙海槽在中二疊世分布范圍較大，具有明顯的海相沉積環(huán)境，而進(jìn)入晚二疊世，興蒙海槽并沒有完全萎縮成陸相湖盆，進(jìn)入陸相沉積。

吉林省中部在晚二疊世為海相沉積環(huán)境，九臺(tái)市楊家溝組以綠色、灰黑色板巖和粉砂巖為主，夾灰?guī)r透鏡體，含海相雙殼類Liebea，Myalina，Atomodesma，Kolymia，Palaeanodonta，Palaeomutela，植物Noeggerathiopsis，Paracalamites等，特別是近些年研究中發(fā)現(xiàn)了大量連體小型海百合莖化石(張永生等，2013)。在內(nèi)蒙古中部的林西縣地區(qū)在晚二疊林西組上部發(fā)現(xiàn)了大量苔蘚蟲和海綿骨針等典型海相化石，阿魯科爾沁旗陶海營子組上部也發(fā)現(xiàn)了大量苔蘚蟲化石，特別是在林西、克什克騰旗、巴林右旗發(fā)現(xiàn)了規(guī)模不等的生物礁，林西地區(qū)還發(fā)現(xiàn)了柱狀的疊層石，這與核形石灰?guī)r的形成機(jī)制較為相似，這些都是比較指向明顯的海相沉積環(huán)境(翟大興等，2015)。

傳統(tǒng)認(rèn)為在利用碳—氧同位素方面對沉積環(huán)境的研究過程中，Z值大于120為海相沉積，Z值小于120為淡水灰?guī)r，下三疊統(tǒng)幸福之路組典型的淡水灰?guī)r的Z值在92～108.6之間(和政軍等，1997)，浙江長興煤山剖面長興階海相灰?guī)rZ值介于120.4～132.4之間，平均為127.6(李玉成，1998)，而林西地區(qū)官地剖面中的碳—氧同位素Z值介于110.3～122.9之間，接近海相灰?guī)r的經(jīng)驗(yàn)值，因此林西組灰?guī)r可能形成于海相濱海環(huán)境，期間有淡水的影響(翟大興等，2015)。

本次工作區(qū)內(nèi)的發(fā)現(xiàn)的核形石灰?guī)r主要位于林西組下部，產(chǎn)生于碳酸鹽臺(tái)地邊緣，具有典型的海相特征，而上部的沉積環(huán)境主要為陸相沉積，具有明顯的河湖相特點(diǎn)，筆者認(rèn)為，扎賚特旗烏蘭哈達(dá)一帶晚二疊世林西組早期為海陸交互相的沉積環(huán)境，而晚期轉(zhuǎn)變?yōu)楹雍?。整個(gè)大興安嶺地區(qū)晚二疊統(tǒng)林西組存在三個(gè)比較大的沉積中心，以林西縣一帶為南部沉積中心，以興安盟大石寨—索倫一帶為中部沉積中心，以呼倫貝爾阿榮旗—巴林一帶為北部沉積中心。本區(qū)域位于中部沉積中心，厚度較大，沉積構(gòu)造較好，植物及雙殼類化石豐富。內(nèi)蒙古東部晚二疊世時(shí)期的沉積環(huán)境具有比較明顯的地域差異，以林西縣—吉林省中部地區(qū)晚二疊世早—中期，甚至晚期仍以海相環(huán)境為主，興蒙海槽依然存在，且仍為連通狀態(tài)，而沿該狹長區(qū)域往北，扎賚特旗烏蘭哈達(dá)一帶，林西組為早期為海陸交互相環(huán)境，局部為濱淺海相，海相環(huán)境較為短暫，很快就進(jìn)入陸相殘余湖盆沉積。

4 結(jié)論

(1)本次研究工作，在內(nèi)蒙古東部大興安嶺中段扎賚特旗烏蘭哈達(dá)一帶晚二疊系林西組首次發(fā)現(xiàn)了海相核形石灰?guī)r，該灰?guī)r共有四層，其中第一、二層核形石灰?guī)r出露明顯，與圍巖界線清晰，第三、四層出露情況不理想且存在明顯的硅化現(xiàn)象。通過巖石學(xué)、地球化學(xué)、古生物等方法進(jìn)行分析，認(rèn)為林西組下部的核形石灰?guī)r產(chǎn)生于淺海碳酸鹽臺(tái)地邊緣，溫暖、動(dòng)蕩的淺水環(huán)境，該灰?guī)r具有較高的CaO含量，同時(shí)在林西組砂巖層內(nèi)發(fā)現(xiàn)了海綠石，這些都為典型的海相沉積特征。表明該地區(qū)晚二疊世林西組在沉積初期，是以海相或海陸交互相為主的沉積環(huán)境，中晚期環(huán)境逐漸改變，特別是淡水河流的不斷注入，整個(gè)沉積環(huán)境逐漸向內(nèi)陸湖盆相轉(zhuǎn)變，最后殘余的湖盆萎縮消失。

(2)隨著興蒙造山帶的不斷隆起，中間的地槽區(qū)域海水不斷由西北向東南退出，加之淡水河流的不斷注入，逐漸萎縮成殘余的海盆，整個(gè)興蒙海槽在晚二疊世仍然存在，但具有比較明顯的地域差別，以林西縣—吉林省中部地區(qū)海槽分布較為廣泛，特別是近些年發(fā)現(xiàn)的海相化石，表明該地區(qū)仍為海相或以海相沉積為主。該區(qū)域的北部，扎賚特旗烏蘭哈達(dá)一帶在晚二疊早期存在海相或海陸交互相環(huán)境，但是時(shí)間較為短暫，很快就進(jìn)入陸相沉積階段，以河湖相沉積為主。烏蘭哈達(dá)地區(qū)林西組底部核形石灰?guī)r的發(fā)現(xiàn)不僅完善了區(qū)域上晚二疊系林西組的整體地層結(jié)構(gòu)，為以后研究整個(gè)興蒙地區(qū)晚古生代的沉積演化也起到了一定的指導(dǎo)作用。

致謝：感謝吉林大學(xué)張梅生教授對核形石標(biāo)本的鑒定，感謝遼寧省地質(zhì)勘查院馬文坡、雷廣新、代德宇、丁偉、呂晶、郝永利等在野外工作中給與的幫助和指導(dǎo)，同時(shí)對審稿專家 和編輯提出的寶貴意見和建議，在此深表謝意！