大兴安岭中段上二叠统林西组核形石的发现及其地质意义

梁天意，刘敬党，李猛猛，王刚，朱玺，张海龙

1)辽宁工程技术大学矿业学院，辽宁阜新，123000;2)辽宁省化工地质勘查院有限责任公司，辽宁锦州，121000;3)辽宁省地质勘查院有限责任公司，辽宁大连，116000

内容提要: 林西组是大兴安岭地区晚二叠世重要的沉积地层，其研究程度也直接影响古亚洲洋闭合、两大板块拼接、沉积环境转变等重大地质问题。本次研究区主要位于大兴安岭中段，根据实际调查，首次在扎赉特旗巴彦乌兰地区晚二叠系林西组发现了海相的核形石灰岩。根据岩石学、地球化学和古生物学等研究手段，并根据元素比值等确定该核形石灰岩产生于碳酸盐台地边缘温暖、动荡的浅滩环境，具有明显的海相特征，并在林西组中—下部发现了具有明显陆相沉积特征的双壳类Palaeanodonta sp.—Palaeomutela sp.组合。说明该地区在晚二叠世早期存在海相或海陆交互相的沉积环境，随着环境的改变，林西组逐渐向陆地河湖相沉积环境转变。这一发现不仅完善了兴蒙地区林西组地层的结构，也为以后研究兴蒙海槽在晚古生代—中生代的过渡时期的沉积演化提供可靠资料。

大兴安岭地区作为兴蒙造山带重要的组成部分，也是西伯利亚板块、华北板块及中间多个地块重要的互相作用区域，二两大板块及中央地块群的最后拼接时代、兴蒙海槽的最终闭合时间、闭合位置一直以来都是地质界长期关注的焦点(Liu Yongjiang et al.，2017；徐备等，2018；Zhang Jiaming et al.，2020)。而林西组作为古生代与中生代重要的地质沉积时代节点，起着重要的承接作用，对林西组的研究一直都未曾间断，其主要争论的焦点在于林西组是海相沉积还是陆相沉积，还是二者皆有。随着许多新的研究成果和学说不断涌现，人们对林西组及整个古亚洲洋的演化有了许多新的认识。

核形石作为一种微生物岩，因其特殊的形态和形成过程，在沉积学中具有十分重要的地质意义。对核形石的研究，微观上主要侧重于其结构、构造、成分及分类等研究，其宏观更大的研究价值在于其特殊的标志性作用，对其形成原因的分析不仅可以恢复当时的古地理环境和古气候环境，更对当时整个的地史演化具有相当意义的指导作用(杨仁超等，2011)。

杨仁超等(2011)通过对前人资料的分析，总结了核形石在成因环境、生产机制、控制因素等方面的研究进展。张喜洋等(2015)针对寒武系第三统张夏组核形石，与遗迹化石进行了耦合变化分析，研究了核形石从繁盛到消亡的过程。代明月等(2014)对豫西地区的核形石进行系统研究，分析其成因及形成时的环境特征。其他学者也分别对不同时代的核形石进行了成因分析，研究其所代表的地质环境意义(李熙哲等，2000；杨玉芳等，2009；Xiao Chuantao et al.，2019；梅冥相等，2019a，b)。

在研究沉积地层过程中，地球化学研究一直不断地发展，无论是从数据分析还是沉积环境的特征判断(Marshall，1992；Refsnider et al.，2014)。沉积地球化学主要从特征元素，包括常量元素、微量元素、稀土元素等方面进行研究，在沉积岩中各种元素的含量、比值等，可以记录沉积过程中相应的环境特征，包括古气候、古环境、物源特性等(Guy et al.，1999；Brian et al.，2004)。

本次调查为中国地质调查局所属二级项目“大兴安岭成矿带突泉—翁牛特地区地质矿产调查”的子项目，内蒙古1∶5万钓鱼台等4幅区域地质调查，目的在于为松辽盆地外围油气新区、新层系中寻找页岩气及藏油盆地、大兴安岭中南部有色金属基地建设等提供基础地质资料。本次研究首次在东北大兴安岭地区发现海相核形石灰岩(梁天意等，2019)，通过野外剖面实测、薄片分析，地球化学分析等方法，并结合林西组古生物化石，分析林西组早期沉积环境及特点，并对整个古亚洲洋晚古生代的演化提供可靠数据。

1 地质背景

工作区位于内蒙古自治区东北部，大兴安岭中段，行政区划归属兴安盟扎赉特旗管辖。大地构造位置位于天山—兴蒙造山带(Ⅰ级)的大兴安岭弧盆系(Ⅱ级)之东乌旗—多宝山岛弧(Ⅲ级)之上，二连—贺根山—扎兰屯板块缝合带的北侧，是西伯利亚板块东南缘陆壳增生带的组成部分(图1a)。晚古生代地层较发育，属北疆—兴安地层大区，隶属兴安地层区之东乌—呼玛地层分区。

图1 大兴安岭中段地质简图(图1a据陆胜等，2020修改)Fig. 1 Geological sketch map of the central part of the Great Hinggan Mountains(modified from Lu Sheng et al.，2020&)

区域主构造线方向为北东向，古生代地层分布与构造线方向总体一致，均为北东向，主要缘于西伯利亚板块东南缘主构造线在本区一改古生代近东西向构造格局所致。区内构造形迹以断裂构造为主，褶皱次之，研究区内分布有古生代及中生代地层，其中晚古生代地层变形相对显著，格根敖包组(C2g)、林西组(P3l)二者呈角度不整合接触，反映晚古生代构造作用频繁且较为强烈(图1)。

剖面描述

林西组主要分布于工作区东南部的乌兰哈达—巴格布拉克乌兰一带，总体北东向展布，与下伏格根敖包组及上覆玛尼吐组均为角度不整合接触。总厚度>2445.21 m。

上覆：玛尼吐组一段(J3mn1)灰色沉火山角砾岩

林西组四段(P3l4)

厚度477.94 m

88.灰绿色厚层复成分细砾岩

22.46 m

87. 灰绿色中层含砾砂岩

43.39 m

86. 灰黑色薄层含粉砂质泥岩

14.00 m

85. 灰绿色厚层复成分细砾岩

9.48 m

84. 灰褐色中层中粒长石岩屑砂岩

13.68 m

83. 灰绿色中层中粗粒长石岩屑砂岩

42.83 m

82. 灰褐色薄—中层含砾中粗粒长石岩屑砂岩

21.82 m

81. 灰褐色中层含砾中粗粒长石岩屑砂岩

19.79 m

80. 灰褐色中层含砾粗中粒长石岩屑砂岩

23.61 m

79. 灰绿色中层中粗粒长石岩屑砂岩

31.85 m

78. 灰绿色中厚层粗中粒长石岩屑砂岩

31.85 m

77. 灰绿色薄—中层粉砂岩

2.83 m

76. 灰绿色中—厚层(含海绿石)含砾中粗粒长石岩屑砂岩

25.43 m

75. 灰褐色中层粗中粒长石岩屑砂岩

33.90 m

74. 灰绿色薄—中层中粒长石岩屑砂岩

57.13 m

73. 灰绿色薄层含泥质粉砂质细粒长石岩屑砂岩

15.56 m

72. 灰褐色薄—中层中粒(含海绿石)长石岩屑砂岩；灰黑色含砾亚砂土

14.85 m

71. 灰褐色薄—中层含砾中粒长石岩屑砂岩

25.75 m

70. 灰绿色中层含砾中粒长石岩屑砂岩

27.73 m

林西组三段(P3l3)

厚度1002.57 m

69. 紫红色薄层细粒长石岩屑砂岩

26.74 m

68. 灰褐色薄—中层含砾中粒长石岩屑砂岩

38.97 m

67. 灰黄色薄—中层中粒长石岩屑砂岩

20.46 m

66. 灰褐色薄—中层中粒长石岩屑砂岩夹长石石英砂岩

26.31 m

65. 灰褐色薄—中层铁质胶结中粒长石岩屑砂岩

16.04 m

64. 紫灰色薄—中层中粒长石砂岩

39.79 m

63. 灰紫色薄层粉砂岩

28.55 m

62. 灰黄色中层中粒长石砂岩与灰紫色薄层粉砂岩互层

172.05 m

61. 深灰色中层含砾中粒长石砂岩

8.78 m

60. 灰紫色薄层粉砂岩

35.13 m

59. 灰紫色中层细粒长石砂岩

61.79 m

58. 灰黄色薄层粉砂岩

14.00 m

57. 灰褐色薄层细粒长石砂岩

42.78 m

56. 黄绿色中层细粒长石砂岩

6.82 m

55. 灰紫色中层含砾中粒长石砂岩

24.66 m

54. 灰紫色中层细粒长石砂岩

16.14 m

53. 黄绿色中层细粒长石砂岩

30.80 m

52. 灰绿色中层中粒长石砂岩

11.78 m

51. 灰紫色薄层粉砂岩

4.53 m

50. 灰紫色中层含砾中粒长石砂岩； 断层角砾岩

4.08 m

49. 灰紫色中层含砾中粒长石砂岩

3.29 m

48. 黄绿色中层中粒长石砂岩

5.49 m

47. 灰紫色中层含砾中粒长石砂岩

3.66 m

46. 黄绿色中层中粒长石砂岩

2.93 m

45. 灰紫色薄层粉砂岩

2.93 m

44. 黄绿色中层中粒长石砂岩

3.66 m

43. 灰绿色薄层粉砂岩

10.25 m

42. 灰紫色薄层粉砂岩

3.66 m

41. 紫灰色中层中粒长石砂岩；断层角砾岩

40.42 m

40. 灰绿色薄层细粒长石砂岩

29.47 m

39. 灰黄色中层含砾细砂岩

6.81 m

38. 灰褐色中层细粒长石砂岩

6.81 m

37. 灰黄色中层中粒长石砂岩；深灰色闪长玢岩

4.77 m

36. 灰黄色中层中粒长石砂岩

7.35 m

35. 灰褐色中层细粒长石砂岩

8.98 m

34. 灰黄色中层中粒长石砂岩；断层角砾岩

18.67 m

33. 灰黄色中层中粒长石砂岩

3.97 m

32. 黄褐色薄层粉砂岩；灰黄色细粒石英二长闪长岩

11.91 m

31. 黄褐色薄层粉砂岩

27.57 m

30. 灰黄色中层细粒长石砂岩；深灰色细粒石英二长闪长岩

28.56 m

29. 灰黄色中层细粒长石砂岩

61.76 m

林西组二段(P3l2)厚度454.12 m

28. 灰黑色中层粉砂岩

30.81 m

27. 灰褐色中层(含海绿石)细粒长石岩屑砂岩

21.87 m

26. 黄褐色中层变质细粒岩屑长石砂岩，Palaeanodontasp，Palaeomutelasp.

87.71 m

25. 灰黄色变质中细粒长石岩屑砂岩

20.06 m

24. 灰黑色中层粉砂岩夹灰绿色中层细砂岩

65.40 m

23. 灰褐色含泥质粉砂质细粒长石岩屑砂岩

25.21 m

22. 灰黑色中层含砾细中粒长石岩屑砂岩；灰黑色黑云母闪长玢岩

54.88 m

21. 灰黑色中层细中粒长石岩屑砂岩

102.11 m

20. 灰绿色中层细中粒长石岩屑砂岩

24.57 m

19. 灰黑色中层粉砂岩

21.50 m

林西组一段(P3l1)

厚度510.58 m

18. 灰绿色中层细粒长石岩屑砂岩

21.02 m

17. 灰色核形石灰岩

2.98 m

16. 灰紫色微薄层细粒(含海绿石)长石岩屑砂岩

99.4 m

15. 灰绿色微薄层粉砂岩

4.09 m

14. 灰绿色中层细中粒长石岩屑砂岩

8.19 m

13. 灰紫色薄—中层细粒长石岩屑砂岩

28.03 m

12. 灰绿色中层细中粒长石岩屑砂岩

49.45 m

11. 灰褐色薄—中层细粒长石岩屑砂岩；断层破碎带

20.68 m

10. 灰褐色薄—中层细粒长石岩屑砂岩

37.60 m

9. 灰色核形石灰岩

3.76 m

8. 灰褐色薄—中层细粒长石岩屑砂岩

26.32 m

7. 灰绿色中层中粒长石岩屑砂岩

43.31 m

6. 灰色薄—中层中细粒(含海绿石)长石岩屑砂岩

46.10 m

5. 灰紫色薄—中层细粒长石岩屑砂岩

9.19 m

4. 灰色核形石灰岩

8.56 m

3. 灰紫色薄—中层含泥质粉砂质细粒长石岩屑砂岩

12.94 m

2. 灰绿色薄—中层细粒长石岩屑砂岩；断层破碎带

24.77 m

1. 灰绿色中层细粒岩屑长石砂岩

64.19 m

下伏：格根敖包组三段(C2g3)灰褐色凝灰质含砾砂质泥岩

据岩石组合、接触关系等，将研究区林西组可进一步划分为4个岩性段(图2，图3)：

图2 内蒙古扎赉特旗地区北林西组一段、二段实测剖面图Fig. 2 Geologic profile of the First and Second Members, Upper Permian Linxi Formation in the Zhalaiteqi of Inner Mongolia

图3 内蒙古扎赉特旗地区林西组三段、四段实测剖面图Fig. 3 The geologic profile of the Third and Fourth Members, Upper Permian Linxi Formation, in the Zhalaiteqi of Inner Mongolia

一段(P3l1)主要岩性为灰绿、灰黄色中层中粒长石砂岩、灰色粉砂岩、灰紫色薄—中层长石砂岩，夹核形石灰岩，同时多层砂岩中含有海绿石。叠置厚度510.58 m；

二段(P3l2)主要岩性为灰黑色粉砂岩、灰黑色长石岩屑砂岩、灰黑色粉砂质板岩等，产Palaeanodontasp.，Palaeomutelasp.等，其中长石岩屑砂岩中含海绿石，该段灰黑色泥岩为烃源岩赋存层位。叠置厚度454.12 m；

三段(P3l3)主要岩性为灰紫色、黄绿色、灰黄色及灰褐色薄—中层中粒长石岩屑砂岩、含砾长石岩屑砂岩等，偶夹紫红色薄层长石岩屑砂岩等。叠置厚度1002.57 m。

四段(P3l4)主要岩性为灰绿色、灰黄色薄层—中层含砾长石岩屑砂岩夹灰绿色厚层复成分细砾岩、细砂岩、灰色薄层粉砂岩等。产Paracalamitesfrigidus。部分长石砂岩含海绿石。叠置厚度477.94 m。

通过野外实际观测，林西组地层与下伏及上覆地质体呈不整合接触，整个林西组主要位于工作区东南侧，整体呈北东向展布，与主构造线格局一致，均不见地层顶部及底部。该沉积地层倾向大致为南东，倾角较缓，多为15°～40°。整个林西组并未发现较大的断裂构造及褶皱，各层位之间整体呈连续沉积，仅局部见有小的断层，部分岩层被闪长岩及闪长玢岩侵入，侵入关系明显。

2 核形石灰岩基本特征

2.1 地质特征

通过实测剖面测量及林西组出露区域研究，共发现有四层核形石灰岩，其中林一段发现有三层核形石灰岩，林二段发现有一层核形石灰岩，整个核形石灰岩层位基本位于林西组的下部。其中第一、二层核形石产出特征基本一致，第三、四层核形石出露不理想，且已明显硅化。

第一层核形石灰岩厚度最大，约8.56 m，核形石含量约为70%，岩层倾向135°，倾角25°，与围岩关系清晰。第二层核形石灰岩厚大约为3.76 m，核形石含量约75%，岩层倾向140°，倾角35°。第三层核形石灰岩厚度为2.98 m，核形石含量约为90%，产状不清，已硅化。第四层核心石为路线地质调查中发现，厚度约1.5 m，出露情况不理想，核形石含量约90%，局部现明显硅化。

整个核形石灰岩层位于林西组下部，从下至上层厚逐渐变小，核形石粒径基本不变，胶结物含量逐渐减少，通过野外产出特征，表明第一、二层核形石灰岩形成于同一平稳、高能的沉积环境下，但上层位的核形石灰岩经过了一定程度的变质，且由于自身或外在的因素，沉积时间逐渐减小。

2.2 岩石学特征

林西组发现的核形石灰岩(图4)，颜色深灰色，风化面褐灰色，粒屑结构，颗粒支撑，主要成分为核形石、藻鲕、胶结物和砂级碎屑。其中核形石，以椭球型居多，也有球型及少量不规则形状，个体大小在1～4 cm，核形石之间被填隙物充填。单个核形石有两部分组成，核心和包壳。

图4 大兴安岭中段上二叠统林西组核形石灰岩野外特征Fig. 4 Field outcrop of oncolitic limestone in the Upper Permian Linxi Formation in the central part of the Great Hinggan Mountains(a) 第一层核形石灰岩；(b) 第二层核形石灰岩；(c) 第三层核形石灰岩(硅化)；(d) 第四层核形石灰岩(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)

核心是核形石重要组成部分，是核形石的基础，直接决定能否发育成为微生物岩(李熙哲等，2000)。核心都是单独的个体，且处于不断地运动当中，像藻菌类这样的核心会不断地分泌粘液，捕捉周围的碎屑物质，逐渐围绕核心形成外部的圈层，在沉积条件允许的情况下，不断地变厚，从而形成核形石。当核形石加积到一定程度后，核心的作用就会被弱化，但只要外在的环境不发生剧烈变化，加积过程仍会继续，核形石也会逐渐变大。

本次在工作区乌兰哈达北部地区发现的核形石灰岩(图5c、d)并未发现较为明显的藻菌类核心的残留，推测在核形石形成之初，也是由藻菌类等微生物组成，随着周围环境的变化，葛万菌(Girvanella)丝状体钙化后在其基础上逐渐形成了包括灰泥、生物碎屑、陆源碎屑等成分的核心(梅冥相，2011)。核心大小变换较大，椭球型的核形石核心基本占到直径的2/3，而球型核形石核心较小，基本为直径的1/8～1/10。

图5 大兴安岭中段二叠系林西组核形石灰岩显微镜下照片Fig. 5 Microphotographs of oncolitic limestone in the Upper Permian Linxi Formation in the central part of the Great Hinggan Mountains

包壳是核形石的外部壳层，所占体积也是最大的。包壳的生长与核心是分不开的，在核心存在的基础上，包壳才能发育。藻菌类等微生物核心通过分泌粘液，捕捉、吸附周围的碎屑物质，包括生物碎屑、陆源碎屑及其他颗粒物质，特别是碳酸盐质点，将其积聚在其周围，随着核心的不断滚动，形成了包围核心的纹层。

由(图5a)可知，研究区内核形石的纹层主要由浅色亮晶方解石和深色泥晶方解石微层相间排列，呈同心环状而成。部分纹层后期被胶结物质挤压侵入，形成了破坏断口(图5b、d)，纹层连续性被破坏。两个纹层总体交替出现，厚度不同。通常暗色纹层要比亮晶纹层厚，表明富藻时期大于贫藻时期，说明当时水体温度较高，透光性理想，水体循环流畅，藻类丰度较高(刘万洙等，2008)。包壳纹层基本围绕核心均匀生长，整体较为对称，并没有形成类似于叠层石那样，吸附于底质只进行相反一侧的生长，这就说明核形石在生长发育过程中处于持续翻滚的运动状态，持续保持核形石均匀向光生长，并没有间歇性或长时间的接触底质，表明当时的环境为动荡、高能的水体环境(李熙哲等，2000)。

2.3 地球化学特征

本次核形石灰岩采集地点为内蒙古扎赉特旗乌兰哈达地区巴彦套海北部，共采集核形石灰岩9件(表1)，采样编号为DP17-S1～S5(林西组一段第一层核形石)，DP21-S1～S4(林西组一段第二层核形石)，样品均为核形石灰岩层内取得。由于第三层和第四层核形石灰岩均具有明显的硅化变质现象，因此本次样品采集不包括二者。

表1 内蒙古扎赉特旗乌兰哈达地区巴彦套海北部林西组核形石灰岩常量元素(%)、微量元素(×10-6)分析结果表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

采样位置第一层核形石灰岩第二层核形石灰岩Tm0.280.260.260.290.300.210.220.200.24Yb1.631.601.731.501.861.231.371.231.57Lu0.250.250.220.220.230.190.210.200.22ΣREE89.6591.4092.6092.2491.1278.7981.3883.8888.30LREE78.6280.3981.9481.1679.0770.3072.5874.9779.20HREE11.0311.0110.6711.0812.058.488.808.919.11LREE/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

化验单位由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，主量元素采用AxiosmaxX射线荧光光谱仪精度优于5%，Y—U、Te稀土微量等39元素采用X Serise2电感耦合等离子体质谱仪进行，所有测试过程严格按照相关程序进行，试验结果质量满足调查规范和技术要求。

常量元素是地球化学研究中最为基础的部分，根据常量元素分析得出的数据，核形石灰岩SiO2的平均含量为15.91%，Al2O3的平均含量为3.86%，CaO的平均含量为41.65%，其余常量元素含量较低，TiO2为0.20%，TFe2O3为1.44%，MgO为0.88%，K2O为0.65%，Na2O为0.48%，MnO为0.62%，P2O5为0.23%。

SiO2、Al2O3、TFe2O3、TiO2等氧化物为陆源碎屑的主要物质，主要吸附在黏土类矿物中通过本次数据可知，CaO与SiO2、Al2O3、TFe2O3、TiO2存在明显的负相关性(图6a、b、c、d)，CaO含量逐渐减少，而陆源碎屑物质逐渐增多，说明当时仍存在一定陆源碎屑注入，陆源碎屑物质会抑制方解石矿物的沉淀(潘明等，2015)。

图6 内蒙古扎赉特旗乌兰哈达地区巴彦套海北部林西组核形石灰岩Harker图解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是水体本身地球化学过程的产物，其比值对古环境有较好的指示作用，在潮湿条件下，其比值会较高，而在炎热气候条件下，其比值会逐渐降低。本次林西组第一层核形石灰岩的CaO/MgO平均为52.03，第二层核形石灰岩的CaO/MgO为41.88，比值的降低表现为气候在逐渐向干热环境转变。

铁锰的比值可以反应沉积环境的古盐度，因为在搬运过程中铁极易氧化，形成沉淀，易于在滨海地区聚集，而锰易于聚集在离海岸较远的地区，通常铁锰比=1，为正常盐度，铁锰比<1，为咸水，铁锰比=5，为淡水环境。林西组灰岩的铁锰比为0.68～5.69，第一层核形石灰岩的样品铁锰比平均值为0.85，第二层核形石灰岩的铁锰比值明显变高，平均值为4.70，表现为逐渐向淡水环境转变，同时铁锰比值逐渐变高，表明是离陆源区较近、海水较浅的沉积环境。

MgO具有亲海性，而Al2O3具有亲陆性的特点，因此，可以根据镁铝的比值来分析沉积环境，通常采用公式m=100×n(MgO)/n(Al2O3)来计算其比值，通常淡水沉积m<1，海陆过渡性沉积m值为1～10，海水沉积环境m值为10～500，路表海环境或泻湖沉积环境m>500。根据本次数据，计算m值为13.18～51.95，其中第一层核形石灰岩的m平均值为48.82，第二层m平均为16.23，显示为海水沉积，但可以看处随着比值的下降，沉积环境向海陆过渡相转变(经雅丽等，2005)。

镁对于温度的变化较为敏感，其含量与温度基本呈正相关。而微量元素锶在参与方解石矿物形成中，与温度没有很明显的关系，因此，采用锶的含量来校正镁的含量变化，采用镁锶比值来反应碳酸钙沉积的环境变化，比值升高表现为温度升高，比值降低表现为温度降低(张海华等，2019)。本次林西组核形石灰岩的镁锶比为6.23～13.57，第一层比值平均值为7.21，第二层为10.80，比值表现为升高，表明两层核形石灰岩在形成的沉积环境温度有升高的趋势。

钒/镍比也对古盐度有较高的敏感性，随着盐度的增加，其比值也会相应的增加。第一层核形石灰岩的钒/镍平均值为3.45，第二层核形石灰岩的比值为1.98，明显可以看出，两层之间盐度逐渐降低的趋势(Rimmer，2004)。

锶含量是干旱炎热气候水体浓缩沉淀的结果，可以作为定量判定沉积岩古盐度的元素之一，较高的温度导致水体蒸发快，盐度直接升高，这与锶的含量呈正比(倪善芹等，2010)。通常在咸水中锶的含量为800～1000×10-6，淡水中锶的含量为100～300×10-6，本次核形石灰岩层的锶的含量为443.73×10-6～786.91×10-6，平均值为629.27×10-6，表明为半咸水偏咸水环境，第一层核形石灰岩的锶含量比上层位的灰岩层要高，表明水体的盐度逐渐降低。

同时锶与古水温也存在一定的关系，通常采用经验公式[w(Sr)/(10-6)=2578-80.8t/℃]，其中t表示当时的古水温，本次林西组核形石灰岩的t值为22.17～26.41 ℃，平均值24.12 ℃，表现为温水环境，同时可以看出第一层核形石灰岩当时的水温平均值为22.65 ℃，第二层古水温平均为25.96 ℃，有逐渐升高的趋势(李振清等，2001)。

在自然界中，锶的迁移能力比钡强，水介质盐度低时，二者皆以碳酸盐的形式存在，当水体盐度增加后，钡首先以硫酸钡的形式首先沉积，此时，水体中的锶会相对于钡趋于富集，随着盐度的继续升高，锶也会以硫酸盐的形式沉淀，因此，沉积物中的锶钡比与古盐度呈正相关性，根据经验值Sr/Ba>1，为海相沉积，Sr/Ba<1，为淡水沉积。本次核形石灰岩的Sr/Ba为1.78～4.55，平均值为3.23，表现为海相沉积环境，第一层核形石灰岩的Sr/Ba平均值为4.27，第二层平均为1.93，比值的降低表明海水出现了海退，深度变浅。

锶也是喜干型元素，而铜为喜湿型元素，通常情况下，锶铜比介于1～10之间指示温湿气候，大于10为干热气候。本次林西组核形石灰岩的锶铜比为34.61～52.56，平均值为44.10，第一层核形石灰岩的锶铜比平均为45.81，第二层为41.97，因此，整个气候是逐渐向干热气候转变(杨县超，2009)。

铷钾比可作为判别水体开阔程度的一种方法，通常情况下，铷钾比>2时，属于闭塞环境，铷钾比<2时，属于开阔环境。本次核形石灰岩层的铷钾比均小于2，因此沉积环境处于开阔环境。

铜锌比可以很好地反应氧化—还原环境。前人曾对此进行过研究，计算出各“氧化—还原过渡相”的铜锌比，铜锌比<0.21，为还原环境，铜锌比在0.21～0.35之间为弱还原环境，铜锌比在0.35～0.5之间为还原—氧化环境。本次林西组核形石灰岩的铜锌比为0.35～0.94之间，平均值为0.65，其中第一层核形石灰岩的铜锌比值高，平均为0.83，表现为氧化环境，第二层的平均值为0.42，为还原—氧化环境，随着铜锌比之间降低，逐渐向还原环境转变。

稀土元素的分布特征具有特殊的意义，其化学特征也可以充分反映出当时的沉积环境等问题，稀土元素在海洋中的含量极低，无法进行单独沉淀，因此需要通过络合相应的沉积载体才能进行共同沉淀(赵彦彦等，2019)，载体的形式主要为化学沉淀及微生物沉淀，例如碳酸盐、磷酸盐、微生物灰岩等(Bolhar et al.，2015)。

如表1，研究区样品的稀土总量∑REE为78.79×10-6～92.24×10-6，这与一般经验值碳酸盐岩的∑REE偏低，基本小于100×10-6的特征吻合。样品数据∑LREE为70.30×10-6～81.944×10-6，∑HREE为8.48×10-6～11.08×10-6。通过研究可知，氧化性强的水体容易将Fe2+变成Fe3+，从而形成氢氧化铁沉淀，稀土元素也会随之沉淀，其含量也会增加，第一层核形石灰岩的∑REE明显比第二层的高(图7)，说明当时环境的富氧的。

图7 核形石灰岩稀土元素球粒陨石标准化REE图(标准化数据源自Sun and McDonough，1989)Fig. 7 Chondrite-normalized REE distribution patterns of Oncolitic limestone(normalized after Sun and McDonough，1989)

其中第一层核形石灰岩∑REE平均值为91.40×10-6，∑LREE/∑HREE平均值为7.20，第二层∑REE为83.09×10-6，∑LREE/∑HREE为8.41，均表现为轻稀土富集，重稀土亏损。以球粒陨石作为标准对数据进行标准化处理(图7)，得出两层核形石灰岩的δCe值均<1，平均值为0.92，表现为轻微负异常，而δEu在第一层核形石灰岩的平均值为0.68，表现较为明显的负异常，而第二层核形石灰岩的δEu平均值为1.59，表现为正异常。

图8为现代海水和现代海洋沉积物的稀土元素分布图，现代海水中有明显的Ce负异常和Eu负异常，而现代海洋沉积物则变现为较明显的Ce负异常，Eu的异常不明显。

图8 稀土元素在海水、现代海洋沉积物中的分布特征Fig. 8 Distribution characteristics of rare earth element in sea water and modern marine sediments

Ce的价态变化对氧化—还原条件特别敏感，在水体为富氧状态时，Ce3+会被氧化成不溶于水的Ce4+，这样就会先进入Fe—Mn氧化物、有机质或粘土颗粒中使沉积水体中出现Ce的亏损。当水体处于还原条件下或缺氧状态时，铁锰氧化物会还原Ce4+，使其形成Ce3+释放到水体中，从而形成了Ce的富集。本次两层核形石灰岩均出现了Ce的负异常，但是亏损较小，说明沉积的水体处于氧化条件下(Byrne and Sholkovitz，1996)。

在第二层核形石灰岩中，存在明显的铕正异常，造成这个原因是水体中存在一定铕富集，在矿物发生化学或生物沉淀时，二价的Eu进入到了矿物或碳酸盐岩晶格中，保存下来。在稀土元素中，铕是唯一一个可以从3+价态还原为2+价态的元素，但是其还原条件较为严格，在25℃和1 bar的条件下，根据水溶液Eh—Ph图解、O2—Ph图解中Eu3+/Eu2+平衡时的稳定场计算，只有在中性—碱性水体时，而且必须为强还原状态时，三价Eu3+才能还原成二价Eu2+。随着温度的升高，溶液中Eu2+稳定性增加，只有在温度高于250℃，Eu2+才能稳定存在(Sverjensky，1984)。

在现代海洋中，一般Eu都是以三价态存在的，所以Eu常表现为负异常，即是像黑海深海这样还原性强的环境，Eu的含量也并没有明显的增加。现代海洋环境中首次发现的海底沉积物存在铕正异常的就是位于亚马逊深海扇的海底软泥，但异常值仅为1.3，Baturin(1982)发现位于智力陆棚的磷块岩纳米比亚陆棚的磷酸盐结核存在一定的铕正异常，不过多数学者认为这可能是由富集Eu的安山质火山碎屑引起的。

因此，海底的热液流系统就可以为水体带来铕的富集，海底沉积的石膏和陆地重晶石常显示铕正异常的特点。显然这样的条件是藻菌类生物无法生存的，特别是像葛万菌这样需要氧化环境的藻类。因此在第二层核形石灰岩出现的正铕异常，可能是陆表河流的注入影响或者深海的热液流系统通过潮汐方式，向浅海区富集了一定的铕元素，在随后的沉积过程中，逐渐进入了矿物晶格，形成了正铕异常。

在研究稀土元素中，通常也会考虑与稀土元素密切相关的Y元素，同时，利用Y/Ho的比值来研究海相沉积灰岩的一些特点。研究表明，海相碳酸盐岩，包括微生物碳酸盐岩的通常具有较高的Y/Ho值，通常>40，现代海水的Y/Ho值范围一般为44～47。虽然二者在水中有相似的地球化学行为，但是二者有不同的配位性质，导致了Ho的排解速率远高于Y。河水和河口的水体中的Y/Ho值约为25～28。但是海水中的Y/Ho一般也不会恒定不变，而是随深度等某些原因改变。有些条件下Y/Ho的比值会降低，这主要是由于Mn—Fe氧化等在氧气不足的情况下会溶解，特别是两种元素的颗粒大小存在较大差异，导致Ho的颗粒数量增多，使Y/Ho的比值降低(Webb and Kamber，2000)。本次林西组核形石灰岩的Y/Ho值为29.48～37.62，其中第一层核形石灰岩的Y/Ho平均值为33.15，第二层核形石灰岩的Y/Ho值为32.13，接近现代正常海水中的比值，同时高于河口等水体中的比值，基本符合海相沉积的特点。同时第一层Y/Ho值比第二层灰岩稍高，表现为水体氧气含量下降的环境。

稀土元素可以与碳酸根离子形成稳定的可溶的络合物，这也是稀土元素优先进入碳酸根晶格的原因，但是在海洋水体中，碳酸根的离子浓度与水体深度有关，深度越大，碳酸根的离子浓度就会越多，就会结合更多的稀土元素，从而使海洋深处环境的REE含量高于浅海环境，水体深度与REE含量存在一定的正相关性。同时，稀土元素在水体中的停留时间也是造成REE分异程度不同原因，因为稀土元素主要是结合与碎屑物质或悬浮状态存在于水体中，当这些碎屑物质及悬浮物在水体中停留时间短，REE就会快速沉积下来，海水参与其反应的机会就会少，REE整体的分异程度就弱，标准化后的REE配分曲线就会相对平缓。相反，如果稀土元素在水体中停留时间较长，沉降速率缓慢，就会与海水中的黏土等有机物质充分地接触，络合反应相对充分，更容易使海水中的REE进充分地化学反应及分异作用，就会造成轻稀土、重稀土出现明显的亏损或富集，表现为REE配分曲线的斜率变化较大，LaN/YbN明显大于1，这也间接反应沉积环境的变化情况。

本次林西组第一层核形石灰岩的REE含量高于第二层，且两层灰岩均具有明显的轻稀土元素富集的现象，LaN/YbN为6.66～13.66，明显大于1，其中第一层核形石灰岩LaN/YbN平均为为8.72，第二层灰岩LaN/YbN为11.74，说明当时沉积环境发生了变化，水体的深度变小，沉积速率也逐渐变小，根据两层核形石灰岩的REE配分曲线，环境变化的整体幅度不大。

3 讨论

3.1 核形石形成环境分析

通过岩石学、地球化学等方面的研究成果，本次工作区林西组一段发现的核形石灰岩为海相沉积，产生于碳酸盐台地边缘浅滩环境。当时温暖的浅水环境活跃着大量的藻类生物，这些藻菌类生物不断地吸附水体中的碎屑物质是核形石形成、生长的关键。而浅水动荡的水体环境使核形石可以悬浮存在，而区别于叠层石那样地附着生长。

根据地球化学数据的显示，核形石形成的外界环境发生改变，温度升高，特别是淡水河流的不断注入，导致水体盐度降低，水体开始淡化，以CaO、MgO为代表的水体自身沉积产物逐渐减少，而以SiO2、Al2O3、TFe2O3、TiO2等陆源碎屑物质逐渐增多，整个沉积环境向陆相转变，以河湖相沉积为主。

3.2 林西组沉积环境分析

晚二叠世—三叠世早期，由于印支旋回的作用，古亚洲洋表现为海水全部退出，全区上升为陆，开始接受陆相沉积，比较明显的是三叠系的幸福之路组和老龙头组，均为完全的陆相沉积地层，含丰富的双壳类PalaeomutelaPalaeanodonta，植物Neoggerathiopisis，Glossozamites，Comia，Schizoneura等化石。林西组作为晚二叠世到三叠世的过渡沉积地层，是否也已经完全进入到陆相沉积呢？在以往的研究中，大多数人认为晚二叠世时期，古亚洲洋已经消失，残余的湖盆已经进入陆相沉积。

最初，根据淡水双壳类和植物化石，认为晚二叠系林西组为陆相湖盆相沉积(朱如凯等，2007)。刘永高等(1999)应用现代沉积学理论，根据沉积构造、岩石组合、古生物等特征，将林西组原划分的4个岩性段重新划分为6个岩性段，反应林西组是从河流—滨湖(局部三角洲)—浅湖—深湖(1～4段)，接着从深湖—浅湖—滨湖(4～6段)的演化历史。苏飞等(2014)对索伦地区剖面进行了研究，将采集的样品进行了常量及微量元素分析，认为该地区林西组为淡水沉积环境。李锦轶(1986)根据岩性、岩相特征，对石炭纪—二叠纪的构造层进行了划分，共分为3个岩相带，认为晚二叠系地层均属陆相沉积。张兴洲等(2011)认为华北板块与佳蒙地块在晚二叠世—早三叠世发生了陆—陆碰撞，残余的洋盆逐渐消失，形成陆相沉积盆地。

近年来，随着对林西组研究的深入，许多学者对林西组的沉积环境的演变提出了许多新的观点。李福来等(2009)通过地球化学等手段，对林西组沉积环境进行研究，认为林西组砂岩具有高SiO2、Al2O3、V、Zr、Ba，低P2O5、Mn、CaO的特点，确定林西组为开阔淡水环境，主要为陆相沉积体系，在沉积初期为海陆交互相环境，间接表示林西组初期存在咸水环境。

根据工作区内林西组宏观沉积及岩石学特征，将区内林西组划分为4个岩性段，总体表现为碎屑物质向上变粗，层变厚的进积型地层层序。其中林一段、二段共发现了四层核形石灰岩，其中第一、二层产出效果较好，第三、四层出露不理想，且硅化明显。根据地球化学等测试结果，核形石灰岩主要形成于碳酸盐台地浅滩或碳酸盐台地边缘浅滩的海相环境。同时在一段的砂岩及粉砂岩中，经鉴定含有海绿石，长期以来，海绿石多被认为是一种典型的海相自生矿物，其产出多在水温15～20℃左右、水深在15 m至大陆架外缘之间、有机质丰富的温暖浅海(汤冬杰等，2016)，本次发现的海绿石的成因和类型有待进一步研究。

本次工作对林西组一段及二段的砂岩样品进行了粒度分析，经过投图比对，反应一段砂岩形成于碳酸盐台地浅滩或边缘浅滩的波浪带浅海环境，二段的砂岩则形成于河流相水体能量相对较高的边滩环境(图9)。

图9 内蒙古扎赉特旗乌兰哈达地区巴彦套海北部上二叠统林西组砂岩粒度概率图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) 林西组一段砂岩粒度概率图；(b) 林西组二段砂岩粒度概率图(a) Probability graph of the First Member of the Linxi Formation；(b) probability graph of the Second Member of the Linxi Formation

在林西组二段灰黑色薄层粉砂岩中采集到古无齿蚌(Palaeanodontasp.)和古米台蚌(Palaeomutelasp.)化石(图10)，经鉴定两者为典型的晚二叠世双壳组合的代表性分子，属陆相生物化石，在四段长石砂岩内发现了寒带副芦木(Paracalamitesfrigidus)，其主要出现在林西组。

图10 内蒙古扎赉特旗乌兰哈达地区巴彦套海北部上二叠统林西组古生物化石Fig. 10 Paleontological fossils in the Upper Permian Linxi Formation in north of Bayantaohai, Wulanhada area, Zhalaite Banner, Inner Mongolia(a) 古米台蚌；(b) 古无齿蚌；(c) 寒带副芦木(a) Palaeomutela sp.；(b) Palaeanodonta sp.；(c) Paracalamites frigidus

通过数据表明，本区内的林西组早期为一套粉砂岩、砂岩夹灰岩的海陆交互相的岩石组合，为碳酸盐台地浅滩或边缘浅滩的环境，存在明显的咸水环境特征，随后由于河水注入等外界环境的改变，水体变深，陆源碎屑物质逐渐增多，发育一套灰黑色粉砂岩及粉砂质泥岩等深湖亚相的岩石组合，具有比较明显的陆相双壳类等生物，晚期水体变浅，发育一套杂色砂岩、含砾砂岩等河湖相的岩石组合，到达末期甚至出现了更粗碎屑的砾岩沉积，表明水体继续变浅以至干涸，整个湖盆萎缩消亡。

3.3 区域沉积环境演化

整个古生代两大地台区属于隆起的状态，因此位于中间的整个地槽区的海水由西向东逐渐退出，古亚洲洋也就是这样走向消亡的。在二叠世时期，整个兴蒙地槽以多岛洋的形式存在，到了中二叠世，内蒙古东部依然发育比较普遍的海相沉积地层。

这些地区的沉积特征表明，兴蒙海槽在中二叠世分布范围较大，具有明显的海相沉积环境，而进入晚二叠世，兴蒙海槽并没有完全萎缩成陆相湖盆，进入陆相沉积。

吉林省中部在晚二叠世为海相沉积环境，九台市杨家沟组以绿色、灰黑色板岩和粉砂岩为主，夹灰岩透镜体，含海相双壳类Liebea，Myalina，Atomodesma，Kolymia，Palaeanodonta，Palaeomutela，植物Noeggerathiopsis，Paracalamites等，特别是近些年研究中发现了大量连体小型海百合茎化石(张永生等，2013)。在内蒙古中部的林西县地区在晚二叠林西组上部发现了大量苔藓虫和海绵骨针等典型海相化石，阿鲁科尔沁旗陶海营子组上部也发现了大量苔藓虫化石，特别是在林西、克什克腾旗、巴林右旗发现了规模不等的生物礁，林西地区还发现了柱状的叠层石，这与核形石灰岩的形成机制较为相似，这些都是比较指向明显的海相沉积环境(翟大兴等，2015)。

传统认为在利用碳—氧同位素方面对沉积环境的研究过程中，Z值大于120为海相沉积，Z值小于120为淡水灰岩，下三叠统幸福之路组典型的淡水灰岩的Z值在92～108.6之间(和政军等，1997)，浙江长兴煤山剖面长兴阶海相灰岩Z值介于120.4～132.4之间，平均为127.6(李玉成，1998)，而林西地区官地剖面中的碳—氧同位素Z值介于110.3～122.9之间，接近海相灰岩的经验值，因此林西组灰岩可能形成于海相滨海环境，期间有淡水的影响(翟大兴等，2015)。

本次工作区内的发现的核形石灰岩主要位于林西组下部，产生于碳酸盐台地边缘，具有典型的海相特征，而上部的沉积环境主要为陆相沉积，具有明显的河湖相特点，笔者认为，扎赉特旗乌兰哈达一带晚二叠世林西组早期为海陆交互相的沉积环境，而晚期转变为河湖相。整个大兴安岭地区晚二叠统林西组存在三个比较大的沉积中心，以林西县一带为南部沉积中心，以兴安盟大石寨—索伦一带为中部沉积中心，以呼伦贝尔阿荣旗—巴林一带为北部沉积中心。本区域位于中部沉积中心，厚度较大，沉积构造较好，植物及双壳类化石丰富。内蒙古东部晚二叠世时期的沉积环境具有比较明显的地域差异，以林西县—吉林省中部地区晚二叠世早—中期，甚至晚期仍以海相环境为主，兴蒙海槽依然存在，且仍为连通状态，而沿该狭长区域往北，扎赉特旗乌兰哈达一带，林西组为早期为海陆交互相环境，局部为滨浅海相，海相环境较为短暂，很快就进入陆相残余湖盆沉积。

4 结论

(1)本次研究工作，在内蒙古东部大兴安岭中段扎赉特旗乌兰哈达一带晚二叠系林西组首次发现了海相核形石灰岩，该灰岩共有四层，其中第一、二层核形石灰岩出露明显，与围岩界线清晰，第三、四层出露情况不理想且存在明显的硅化现象。通过岩石学、地球化学、古生物等方法进行分析，认为林西组下部的核形石灰岩产生于浅海碳酸盐台地边缘，温暖、动荡的浅水环境，该灰岩具有较高的CaO含量，同时在林西组砂岩层内发现了海绿石，这些都为典型的海相沉积特征。表明该地区晚二叠世林西组在沉积初期，是以海相或海陆交互相为主的沉积环境，中晚期环境逐渐改变，特别是淡水河流的不断注入，整个沉积环境逐渐向内陆湖盆相转变，最后残余的湖盆萎缩消失。

(2)随着兴蒙造山带的不断隆起，中间的地槽区域海水不断由西北向东南退出，加之淡水河流的不断注入，逐渐萎缩成残余的海盆，整个兴蒙海槽在晚二叠世仍然存在，但具有比较明显的地域差别，以林西县—吉林省中部地区海槽分布较为广泛，特别是近些年发现的海相化石，表明该地区仍为海相或以海相沉积为主。该区域的北部，扎赉特旗乌兰哈达一带在晚二叠早期存在海相或海陆交互相环境，但是时间较为短暂，很快就进入陆相沉积阶段，以河湖相沉积为主。乌兰哈达地区林西组底部核形石灰岩的发现不仅完善了区域上晚二叠系林西组的整体地层结构，为以后研究整个兴蒙地区晚古生代的沉积演化也起到了一定的指导作用。

致谢：感谢吉林大学张梅生教授对核形石标本的鉴定，感谢辽宁省地质勘查院马文坡、雷广新、代德宇、丁伟、吕晶、郝永利等在野外工作中给与的帮助和指导，同时对审稿专家 和编辑提出的宝贵意见和建议，在此深表谢意！