松辽盆地西南缘上白垩统姚家组泥岩微量、稀土元素地球化学特征及其古沉积环境意义

单芝波

（辽河油田勘探开发研究院，辽宁 盘锦 124010）

开鲁盆地处于松辽盆地的西南部，钱家店凹陷属于开鲁盆地中的一个次级负向构造单元，上白垩统姚家组地层是研究区重要的含铀层位。近年来，伴随着该区砂岩型铀矿勘查程度的逐步深入，已经在松辽盆地西南缘钱家店地区成功发现了超大型铀矿床。一般而言，在砂岩型铀成矿过程中，由于地表水系的广泛存在，其带来的沉积作用在铀源以及盆地的连接中起到了纽带作用，它从根本上决定了砂岩中铀的运移和传输路径[1-2]。因此，深入探讨和研究古水体介质的氧化还原条件对于揭示砂岩型铀矿成矿过程有着非常重要意义。另外，碎屑沉积岩地球化学研究对评价源区、确定源区古风化条件和厘清古沉积构造环境，进一步深入分析大陆地壳演化等都具有特殊作用[3-5]。在地表的沉积过程中，受到氧化还原控制，比较敏感的微量元素在水中以及沉积体中的分布模式、循环过程以及分离情况，除了与它们本身的元素性质具有十分密切的关系外，同时还受到了沉积物的条件以及古气候环境的限制[6-7]，因而，沉积物中的微量元素的类别以及其含量的差异可以作为古环境和古气候变迁的可靠依据，尤其在反映古沉积环境的氧化还原状态方面具有非常重要的指示作用[8-13]。

鉴于此，本文对松辽盆地西南缘出露的上白垩统姚家组地层进行了系统的剖面测量和地层的划分对比，并针对姚家组的泥岩、粉砂质泥岩进行系统取样。通过对其微量、稀土元素及黏土矿物组合特征分析，尝试恢复钱家店地区姚家组沉积期的古水体以及古气候环境，并且进一步探讨该地区的区域构造运动与古沉积环境之间的关系，对揭示其在铀成矿过程中的具体作用具有重要的地质意义。

1 地质背景

开鲁盆地位于松辽盆地西南部（图1a），钱家店凹陷处于开鲁盆地的东北部，沿北东-南西方向呈带状展布，长约 100 km，宽约 9～20 km，面积 1280 km2（图1）。钱家店凹陷同开鲁盆地一样经历了早白垩世断陷、早白垩世末抬升剥蚀、晚白垩世坳陷，及末期的构造反转、抬升剥蚀4个阶段[14-15]。

图1 开鲁盆地位置（a）及内部构造简图[17]（b）

钱家店地区出露的地层自下而上为上白垩统青山口组（K2qn）、姚家组（K2y）、嫩江组（K2n）和第四系（Q），缺失四方台组-古近系。姚家组为本区的主要含矿层位，青山口组为次要含矿层位。青山口组以紫红色泥岩和紫红色细砂岩为主，局部夹紫红色粉砂质泥岩和灰色泥岩，与上覆姚家组呈平行不整合接触关系。姚家组可分为两段，下段岩性以浅灰色细砂岩和浅红色细砂岩为主，并夹薄层灰色、紫红色泥岩，厚60～80 m；上段岩性以浅灰色细砂岩和浅灰色含泥砾细砂岩为主，并夹薄层紫红色、浅灰色泥岩或泥质粉砂岩，厚65～90 m，与上覆嫩江组呈整合接触关系。嫩江组上部以灰色泥岩为主，夹浅灰色泥质粉砂岩；下部以浅灰色细砂岩为主，夹浅红色泥岩、浅红色泥质细砂岩，厚150～210 m，与上覆新生界呈角度不整合接触关系。第四系由灰黄色表土层和灰黄色砂砾层构成，厚约110 m。钱家店铀矿床产于上白垩统姚家组中[16]。

2 样品采集及测试方法

本文所研究的样品均采自松辽盆地西南缘钱家店地区姚家组。本次研究采集的样品均为泥岩和粉砂质泥岩，不仅可以降低和消除分异作用对沉积物的组成造成的影响，也可以避免由于样品采集的不同对数据准确性的影响。同时也可以减小因取样的差异而带来的倾向性。对研究区4口井的10件泥岩样品测试微量、稀土元素及黏土矿物含量，其中微量元素和稀土元素测试由核工业二〇三研究所完成，依据DZ/T0223-2001电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）方法通则，在Finnigan MAT 的HRICP-MS （ElementⅠ）分析仪器上进行，溶样以及分析流程采用Qi[18]，分析精度优于3%。黏土矿物含量测定及组成鉴定由核工业北京地质研究院分析测试中心进行，其中通过仪器型号为Panalytical X'Pert PRO 的X射线衍射分析黏土矿物含量，依据为《沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物X射线衍射分析方法》（SY/T5163-2010）；在扫描电子显微镜（SEM）下完成黏土矿物组成鉴定，并应用喷炭导电来处理具有新鲜断面的小块泥岩原岩样品，分析仪器型号为Quanta 200，实验条件为20kV电压，1～3nA束流。

3 测试结果分析及讨论

3.1 古盐度判别

B含量：通常利用微量元素硼来反映古盐度。一般而言，海相环境下的B含量高于100×10-6，如大西洋平均为130×10-6，印度洋东海岸陆架为110×10-6，中国东海为112×10-6；而淡水环境的B含量介于30～60×10-6[12]。本研究区姚家组泥岩B含量除一个样品高于60×10-6（为62×10-6）外，其余介于16.4～51.1×10-6之间，平均含量为 41.4×10-6（n=10）（表1）。综上，钱家店地区姚家组时期古沉积水体主要为淡水环境。

表1 钱家店地区姚家组泥岩元素分析及比值计算结果

续表

Sr/Ba比值：与Sr相比，Ba的化合物溶解度要低，Sr、Ba含量和Sr/Ba值也常用来区分淡水和咸水沉积的标志。通常来讲，Sr元素在咸水中含量一般介于800～1000×10-6之间，在淡水中的含量一般介于100～300×10-6之间[12]。以我国陆相沉积盆地中Sr/Ba比值的研究为依据，淡水介质中Sr/Ba比值小于1，咸水（海相、咸湖相）介质中Sr/Ba比值大于1。本研究区姚家组Sr值除一个样品高于300×10-6（为426.6×10-6）外，其余全部介于93.7～222.5×10-6，平均值为195.78×10-6（n=10），Sr/Ba均小于1（介于0.23～0.62，平均0.41）（表1），指示了古水体介质整体为淡水介质环境。

B/Ga比值：相较于B，Ga的迁移能力更低，因此，Ga通常富集于河流相及湖相泥岩中，B/Ga比值可以作为盐度以及区分河流相泥岩、湖相泥岩的重要标志。河流相泥岩中，B/Ga比值一般较低，而湖相泥岩中B/Ga比值一般较高，并且常随着盐度的变大而增高。前人邓宏文等1993年通过多方面研究，得出泥岩B/Ga比值的沉积相判别标准：0.5

U、Th及U/Th比值：本研究区姚家组U/Th值介于0.33～6.37，平均2.46（n=10）（表1）。从以上数据可以看出，姚家组泥岩U/Th比值分布零散，很难反映沉积水体环境，原因可能是姚家组辫状河沉积体为本地区铀矿主要赋存层位，受到后期含铀含氧水的改造，导致姚家组泥岩U/Th比值变化区间大，干扰了沉积环境的判断。

V/（V+Ni）：其比值一般用于判别沉积物沉积时底层水体分层强弱[19]，若值高于0.84，则分层强；若值位于0.6～0.84之间，则分层中等；若值位于0.4～0.6之间，则分层弱。本研究区姚家组V/（V+Ni）比值除两个样品值较高，分别为0.83和0.92，其余全部于0.19～0.69之间（n=8）（表1），反映了沉积物沉积时其底部的水体呈现中等程度的分层，水体的条件为较好的富氧－次富氧环境。

V/Cr和Ni/Co比值：V/Cr比值可以作为判定古海洋氧化还原环境的一个重要参数[20]。本研究区除一个样品的Ni/Co比值、V/Cr比值（Ni/Co=7.03，V/Cr=3.03）略高以外，其他样品 Ni/Co和 V/Cr的 比 值（Ni/Co：1.42～4.08；V/Cr：0.71～2.07）（表1）均反映出姚家组沉积时的水体为富氧水体。

Fe2+/Fe3+：通常认为，还原环境下Fe2+/Fe3+>1，弱还原环境下Fe2+/Fe3+>1，中性环境下Fe2+/Fe3+=1，弱氧化环境下Fe2+/Fe3+<1，氧化环境下Fe2+/Fe3+<1[21]。然而在钱家店地区具体应用中这一指标并不理想，姚家组地层中Fe2+/Fe3+比值并不能作为其沉积时水体介质的氧化还原指标，因为姚家组沉积物在成岩过程中，生成了大量的甲烷、硫化氢以及其他还原性物质，致使三价铁离子被还原生成二价铁。因此，该指标对于确定原始的古水体条件的判别意义并不大，更多的代表了成岩时环境所具备的氧化还原条件。

综上所述，元素B、Sr/Ba、B/Ga组合以及U/Th、V/(V+Ni)、V/Cr、Ni/Co比值组合反映出钱家店地区姚家组沉积时期为富氧的淡水环境。

3.2 古沉积水体介质的氧化还原性判别

水体中的溶解度强烈地受到氧化还原条件的控制，进而导致其向具有还原性的水系和沉积物中运移而聚集的微量元素称为氧化还原敏感微量元素。通过西北欧晚侏罗世泥岩的研究表明，U/Th比值、V/Cr比值、Ni/Co比值以及V/(V+Ni)比值均可以作为判断氧化还原环境的可靠指标，并在此基础上总结了一套用于判断沉积时期水体氧化-还原条件的元素比值判别指标（表2）。

表2 古水体氧化-还原环境微量元素判别指标

3.3 古气候重建

3.3.1 古气候的地球化学判别

原生灰色泥岩微量元素含量及其分配在一定程度上可反映古气候的演变。因此，选取一些泥质岩中对古气候反映比较敏感的微量元素分析其含量及变化规律，使探讨泥岩形成时的古气候环境成为可能[22]。

有机质可以将Cu较好的运送到沉积物质中，因此有机质通量常常以Cu作为其理想指标。沉积物中Sr含量和Sr/Cu比值可以作为不同气候条件下的灵敏指示剂，低的Sr含量值代表沉积时为较潮湿的气候环境，高的Sr含量值代表沉积时为较干旱的气候环境。若Sr /Cu比值介于1.3 ～5.0之间代表沉积为温湿的气候环境，该值大于5.0则代表了干旱的气候环境。

从表1中可以看出，Sr/Cu除一个点小于5（值为4.49）外，其余全部介于5.31 ～26.17之间，平均为8.98，反映了姚家组沉积时为干旱气候环境。

3.3.2 黏土矿物组合特征及对古气候的指示

黏土矿物的晶粒具有十分微小或细小的特征，其成分以及结构方面的特征很容易随着气候和环境的变化而发生转变，一般可以认为其对古气候条件以及古环境变化的反应是十分灵敏的。因此，黏土矿物的含量变化、分异特征、组合特征以及它们之间细微的结构差异对于古沉积条件的指明具有极其重大的意义。通常认为，若沉积物含有高岭石，则代表了该矿物曾在温暖和潮湿的环境下，遭受了弱酸性强化学风化作用；伊利石和蒙脱石的发现，则暗示了具有弱碱性和干燥的气候条件[23]。

从表3中可以看出，钱家店地区泥岩中黏土矿物种类以伊蒙混层为主，平均含量为84.6%，含少量绿泥石和高岭石，平均含量分别为1.6%和5.4%；伊利石+伊蒙混层平均含量93.0%，显示出较为相似的黏土矿物类型，即“伊利石+伊蒙混层组合”，表明钱家店地区姚家组时期干燥炎热的气候特征。李建国等[24]也指出钱家店地区主要含铀层位姚家组的原生黏土矿物类型为“伊利石+（蒙脱石）伊蒙混层”组合，没有或仅有少量的绿泥石、高岭石。

表3 基于XRD的黏土矿物测试结果

3.3.3 古气候、古环境的宏观沉积标志

沉积、岩石学和古植物学等宏观标志可以作为沉积古气候重建的重要证据。从岩芯观察也能获得古气候信息：钱家店地区姚家组地层主要是原生红层，且在姚家组上段及下段的顶部均为发育稳定且较厚的红色泥岩，中间有少量灰色、黑色泥岩夹层，从岩石的总体颜色可以反映出姚家组沉积时期大体为较干旱的氧化环境，说明当时的气候干旱炎热。

对钱家店地区姚家组岩石类型及特征、岩性-岩相组合以及沉积体系的识别等开展了系统研究，在归纳分析的基础上，基本查明了姚家组沉积特征。姚家组下段岩性以厚层状灰色、灰白色和褐色细砂岩为主，时常夹有薄层紫红色、浅灰色、暗黑色泥岩和粉砂质泥岩，槽状交错层理、板状交错层理以及沙纹状层理等较为发育，局部可见大量的植物碎屑和团块状黄铁矿，紫红色泥岩中钙质结核常见。同样验证了姚家组时期干旱为主古气候特点。另外，代表干热类型的克拉梭粉属Classopollis、偏干热类型的希指蕨孢属Schizaeoisporites在姚家组泥岩中也广泛发育。

3.4 泥岩REE-沉积物源的地球化学示踪

3.4.1 REE地球化学特征及其配分模式

对本地区采集的不同泥岩样品做稀土元素分析测试，具体分析结果见表1，随后对结果做球粒陨石标准化和北美页岩标准化，最后形成稀土元素配分模式见图2。姚家组泥岩稀土元素 ΣREE介 于 112.78×10-6～294.19×10-6之间，平均为 224.03×10-6，ΣLREE介于103.56×10-6～268.62×10-6，平均为 203.56×10-6，ΣHREE值介于 9.22×10-6～27.05×10-6，平均为 20.48×10-6，ΣLREE/ΣHREE值介于8.41～11.29，平均为10.10，（La/Yb）N（球粒陨石）值介于8.92～16.13，平均为12.78，显示出强烈的轻重稀土分馏、轻稀土（LREE）富集且重稀土（HREE）亏损等特征。

图2 钱家店地区姚家组泥岩稀土元素球粒陨石-北美页岩标准化配分模式图

球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线（图2a）显示出右倾型分布模式，La-Sm段曲线呈现略微陡峭的特征，Dy-Lu段曲线显示较为平缓，Eu除两个样品大于1（分别为1.15和1.22），其余全部呈现明显的异常（δEu=0.19～0.92，平均0.71），这些特点与典型的沉积岩稀土元素配分模式特征是一致的，并且同样与被动大陆边缘物源区沉积岩的稀土元素配分模式有非常好的吻合性。北美页岩（NASC）标准化的稀土元素配分模式（图2b）显示，轻稀土元素LREE整体具有略微富集（(La/Yb)N介于1.20～2.18，平均为1.73）的特征；姚家组δCe介于0.80～0.94（n=10）之间，平均值为0.89，δCe整体上趋向于负异常，表明了古沉积环境主要为氧化环境。

3.4.2 沉积源区物质组成

通过应用不同类型沉积物物源判别图解（图3），可判别钱家店姚家组泥岩的物源类别。在La/Sc-Co/Th 图解中，不同的泥岩样品均呈现出低且相对稳定的Co/Th比值（0.55～4.55），然而La/Sc 的比值却变化显著，反映出姚家组源岩主要以长英质火山岩和花岗岩混合为主（图3a）。在ΣREE-La/Yb图解（图3b）上，大部分样品落入花岗岩与沉积岩的重叠区，仅有一个点落入沉积岩区，同样表明源岩成分以大陆地壳（长英质）型成分为主。

图3 钱家店地区姚家组泥岩沉积物源区判别图

上述分析在碎屑岩年龄方面也得到了证实。姚家组砂岩碎屑锆石年龄集中于（2.6～2.3Ga）、（1.9～1.6Ga）和（100～300Ma）三个峰值（待刊），不仅揭示出位于松辽盆地南部的燕山造山带和西部大兴岭为钱家店姚家组的主要碎屑源区，同时也反映了陆源碎屑剥蚀区母岩组合兼具复杂性和混源性特征。另外，2.6～2.3Ga的碎屑锆石年龄表明其源区遭受的风化剥蚀作用可能已经不只是涉及中生代中酸性的侵入岩，而是已经接触到了前寒武纪的古老变质岩系。

3.4.3 沉积源区构造背景

沉积物中的微量元素通常是不活跃的，其在沉积过程中常常表现出较微弱的变化，蚀源区的母岩特征以及风化作用可以作为控制沉积物中微量元素含量及组成的主要因素，因而其中的一些元素可以很好反映出沉积盆地的构造背景[25]。多位学者对位于澳大利亚东部的古生代浊积岩进行了微量元素变化特征的研究，认为La、Co、Nd、Y、Th、Zr、Hf、Nb、Ti及Sc等相对不活跃元素组合特点，对于确定沉积物的蚀源区类型以及构造环境是非常有效果的。以地壳性质为依据，可以将大陆边缘和大洋盆地划分为4种构造样式，分别为大洋岛弧型、大陆岛弧型、活动大陆边缘型以及被动大陆边缘型。现将研究区各泥岩样品中的La、Co、Th、Zr、及Sc元素含量分别投入到La-Th-Sc、Th-Sc-Zr /10、Th-Co-Zr /10 构造环境判别图（图4）中，大部分数据点都落在被动大陆边缘构造背景区中，部分落在了大陆岛弧范围内。这一特征表明，物源区的构造性质长期处于以被动大陆边缘为主，大陆岛弧次之的环境中。

图4 钱家店地区姚家组泥岩沉积构造环境判别图[5]

4 古气候和古水体环境对铀成矿意义

微量元素及其比值表明本区在姚家组时期为干旱-半干旱的古气候，其为铀储层砂体和铀成矿氧化－还原地球化学条件形成的重要条件[26]。在古气候和沉积体系的共同控制下，形成了富含碳屑的辫状河河道还原沉积砂体+红色泥岩隔挡层，构成了铀成矿所需的氧化－还原序列。

钱家店地区姚家组碎屑源区判别图显示其物源主要来自南部燕山造山带及西部大兴安岭地区。铀储层碎屑成熟度低、胶结差、孔隙度较大[27-29]，为含氧含铀水的长距离迁移提供良好的通道。晚白垩世，本地区由于处于长期的干旱并且氧化的沉积环境，对于含氧含铀水的形成以及蚀源区铀的活化淋滤是十分有利的，并且强烈的蒸发以及浓缩作用也同样有利于提高富氧水体中铀浓度。由于燕山运动而形成的“补－径－排”系统，加上干旱气候下地表植被不发育、长期遭受氧化作用，富氧地表水携带蚀源区的铀可以长期稳定迁移进入盆地，当含铀含氧水进入姚家组河道砂体中，水中溶解氧被砂体中的有机碳、硫化亚铁等还原性物质消耗，水中铀被大量还原及吸附卸载、沉淀聚集成矿。综上所述，干旱期的气候十分有利于形成原始氧化性的红层，富有氧气的古水体环境非常有利于铀的活化、迁移以及再一次聚集，而燕山运动则为本区铀大规模成矿作用有利条件耦合的驱动力以及决定性因素。

5 结论

（1）元素B、Sr/Ba、B/Ga组合及 U/Th、V/（V+Ni）、V/Cr、Ni/Co组合指示姚家组沉积时的古水体介质为富氧的淡水环境。

（2）Sr、Cu、Sr/Cu等比值、宏观地质及黏土矿物组合特征表明姚家组沉积时期为干旱-半干旱的古气候环境。

（3）La/Sc-Co/Th及ΣREE-La/Yb图解显示姚家组主要沉积物源来自上地壳长英质源区；La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10及Th-Co-Zr/10图解显示其以被动大陆边缘型为主，部分来自大陆岛弧的构造背景。