温室背景下陆相抚顺盆地始新世西露天组古气候演化

白悦悦, 王 灼 , 孙平昌 , 李元吉

1)中国地质调查局中国地质科学院地球深部探测中心, 北京 100037;2)吉林大学地球科学学院, 吉林 长春 130061; 3)吉林省油页岩与共生能源矿产重点实验室, 吉林 长春 130061

古近纪全球古气候变化及期间发生的极热事件是地质学界一直关注的热点。古新世晚期到始新世早期, 在地球表面变暖的背景下, 发生了一系列短暂的全球变暖事件(Zachos et al., 2005; Littler et al., 2014; Turner et al., 2014; Westerhold et al., 2018),这些全球变暖事件被称为极热事件。目前针对海相地层古近纪极热事件的研究程度较高, 而且海洋沉积物中碳氧稳定同位素记录的负漂移可以很好地指示极热事件(Lourens et al., 2005; Nicolo et al., 2007;Zachos et al., 2010), 而针对陆相沉积地层中古近纪极热事件的研究较少。中国东北抚顺盆地中保留有完整的陆相始新世沉积记录, 而且这套地层整体以富有机质细粒沉积岩为主, 是建立陆地古气候演化档案的最佳载体。前人基于对磁性地层学、生物地层学以及同位素地层学的研究, 初步约束了抚顺盆地始新世年代地层格架(洪友崇等, 1980; Chen et al.,2014)。Li et al.(2022)在 U-Pb 同位素测年((54.72±0.20) Ma)和天文年代分析的基础上, 依据国际标准地层时间(GTS2012)(Ogg, 2012), 认为抚顺盆地西露天组沉积时间为41.2～37.8 Ma。

始新世时期, 全球范围内发生了多期极端气候事件, 依次为EECO(Early Eocene Climatic Optimum,53～46.5 Ma)气候事件、“Doubthouse”气候事件(46.5～40.7 Ma)和 MECO(Middle Eocene Climatic Optimum, 40.7～40.0 Ma)气候事件, 之后一直到始新世晚期(40～30 Ma), 气候呈现出一个长期趋于寒冷的过程。其中“Doubthouse”气候是介于 EECO气候和 MECO气候之间的温室气候(Kennett and Shackleton, 1976; Zachos et al., 2001, 2008; Katz et al., 2008), 从抚顺盆地西露天组沉积时间(41.2～37.8 Ma)来看, 西露天组整体形成于温室气候背景中, 且在经历了 MECO 极热事件后(41.2～40 Ma), 气候开始趋于寒冷(40～37.8 Ma), 但是目前针对西露天组整体气候的精细波动和演化规律尚未进行研究。运用同位素参数进行高精度气候演化分析价格较为昂贵, 而且 Wang et al.(2022)也曾运用磁化率和色度数据较为精准地识别出了早始新世一系列的极热事件。鉴于此, 本次计划以系统的磁化率和色度数据为研究依据, 以西露天组的泥岩和油页岩为研究对象, 进行抚顺盆地始新世西露天组古气候演化特征研究。研究结果有助于完善东北亚古近纪古气候档案, 也可以为极热事件影响下的古气候演化研究提供参考指标。

1 地质背景

抚顺盆地位于中国辽宁省抚顺市南部, 是我国著名的含煤和油页岩盆地。抚顺盆地地理坐标范围为东经 124°03′30″—124°16′28″, 北纬 41°57′15″—41°59′37″。盆地西起古城子河, 东临东洲河, 长约19 km, 宽约4 km, 总面积约为76 km2(如图1)。

抚顺盆地发育在敦化—密山断裂带(敦密断裂带)上(图 1b)。敦密断裂带呈NE-SW向, 断裂带内由西南向东北发育有抚顺盆地、桦甸盆地、敦化盆地、宁安盆地和鸡西盆地等多个断陷盆地(图1b)(刘招君等, 2016)。敦密断裂带的形成与演化, 主要与欧亚版块与其相邻版块的相对运动有关。晚白垩世时期(95～85 Ma), 欧亚大陆西南的冈底地块和羌塘地块向北俯冲使我国东北部产生了右旋张-剪应力场(郝建民和徐嘉炜, 1992), 进而导致NE-SW方向的敦密断裂带发生了拉张作用, 因此沿断裂带形成了一系列断陷盆地。到始新世晚期(37 Ma), 受喜山运动作用影响, 应力场发生偏转, 始新世晚期地层中发育了大量的逆冲断层, 使得白垩纪等老地层逆覆于始新世晚期地层之上(图 1c)(郝建民和徐嘉炜,1992)。

图1 抚顺盆地区域地质图(Li et al., 2021)Fig. 1 Regional geological map of Fushun Basin (Li et al., 2021)

抚顺盆地新生代地层发育较全, 其中古近系主要发育 6个地层单元, 自下而上分别为老虎台组、栗子沟组、古城子组、计军屯组、西露天组和耿家街组, 缺失渐新统(洪友崇等, 1980; 吴冲龙, 1994)。细粒沉积岩主要发育在栗子沟组、古城子组、计军屯组、西露天组和耿家街组中。栗子沟组厚度为6.9～115 m, 岩性主要为凝灰岩和煤层; 古城子组厚度为 0.6～157 m, 沉积物主要为沼泽环境的煤层和炭质泥岩; 计军屯组厚度为25～362 m, 沉积环境以浅湖和深湖为主, 沉积有厚层油页岩; 西露天组主要由灰绿色泥岩、褐色泥岩和油页岩沉积组成, 厚度为 80～530 m, 形成于浅湖环境中; 耿家界组主要由棕色泥岩沉积组成, 厚度超过310 m(洪友崇等, 1980;吴冲龙, 1994; Meng et al., 2012; Liu et al., 2015)。

从古城子组到计军屯组(52.2～41.2 Ma), 抚顺盆地整体处于温热湿润-温暖湿润的古气候背景中。其中52.2～47.8 Ma时期, 气候条件为热室背景下的温热湿润气候, 50.0～48.0 Ma时期, 古气温在热室背景下依然有小幅度的增温趋势, 47.8 Ma之后气温下降, 到 41.2 Ma, 气候整体呈温暖湿润, 在42.0～41.2 Ma时期气温小幅升高(Wang et al., 2022)。西露天组形成于始新世晚期, 此时期的古气候波动趋势研究尚未系统开展, 而且西露天组优势发育泥岩和油页岩, 可作为古气候演化研究的良好层位。

2 样品选取与实验方法

2.1 样品选取

2019年, 中国地质调查局油气资源调查中心在抚顺盆地进行了油页岩原位示范区优选, 并进行了辽扶地-1 (LFD-1)全取芯井的钻探工作。LFD-1井钻孔共计 565 m, 取心率 99%以上, 完整地揭示了抚顺盆地始新统古城子组、计军屯组和西露天组地层。本次研究主要是在辽扶地 1井西露天组的 294.75～401.55 m范围内, 针对灰绿色泥岩、褐色油页岩和褐色泥岩进行了系统取样, 共取得72块样品, 取样间隔为0.5 m左右, 对所有样品进行了色度和磁化率测试。

2.2 磁化率原理及测试方法

磁化率测试是在英国 Bartington公司生产的MS2B型磁化率仪中开展的。测量时首先取 5～6 g样品放入无磁性的2 cm×2 cm×2 cm的立方体聚苯乙烯盒中, 然后磁化率仪低频频率选择 0.47 kHz,高频频率选择4.7 kHz。每个样品采用0.1量程测试10次取平均值, 最后通过Multisus软件得出低频磁化率(χlf)、高频磁化率(χhf)、频率磁化率(χfd%), 其中 χfd%=(χlf-χhf)/χlf×100%。

2.3 色度原理及测试方法

本次引用 1976年国际照明委员会规定的CIELAB颜色表达和测量系统来进行色度分析, 采用L*值(代表亮度, 其中L*=0%表示黑色, L*=100%表示白色)、a*值(代表红度, 其中正值偏向红色, 负值偏向绿色)和b*值(代表黄度, 其中正值偏向黄色,负值偏向蓝色)三个值来共同反映色度特征。

优选样品中心部分进行粉样处理, 处理后马上将样品放在自封袋里密封保存, 防止其氧化。测试时将所有样品逐个放在白底参照色板上, 压实压平以保证样品表面均匀光滑平整, 然后运用WR-18色差仪(测试参数: 光源为 CIED65标准光源, 孔径为4 mm)进行色度测量。每个样品随机挑选三个位置进行测试, 之后求取平均值作为样品的色度数值。

2.4 聚类分析

由于本次分析数据量大、组分种类较多, 数值高频波动, 古气候解释难度大。为了更直观的反映古气候变化, 而且便于与已识别出的极热事件进行对比, 本次研究通过数学统计软件 SPSS24对低频磁化率、高频磁化率、频率磁化率、亮度、红度和黄度指标分别进行了聚类分析。采用系统聚类中组间连接的方法, 之后统计聚类结果, 将聚类分析后归为一类的数据求平均值, 并用平均值代替这一类的所有数据, 所得结果图变化趋势较之未处理的结果图变化趋势更为明显, 有利于分析讨论(图2)。

图2 聚类过程图Fig. 2 Cluster analysis process

3 结果

3.1 岩石垂向组成

西露天组沉积物以灰绿色泥岩为主, 局部夹褐色泥岩和褐色油页岩等。沉积物整体呈块状, 局部可见水平层理及波纹层理(图3)。400～365 m范围主要发育灰绿色泥岩, 局部夹褐色泥岩, 370 m附近沉积有薄层的粉砂质泥岩; 365 m以浅沉积物主要为褐色油页岩和灰绿色泥岩, 夹薄层绿色泥质粉砂岩、灰色泥岩和灰色油页岩。

图3 西露天组岩心照片及钻孔岩性柱状信息图Fig. 3 Core photos and drilling lithologic column information map of Xiloutian Formation

3.2 色度

色度 L*值在一定范围内波动, 西露天组自底部到顶部, a*值和b*值总体呈下降趋势(图4)。其中,41.2～37.8 Ma, L*值呈现出四次先增高后降低的波动趋势, 四次高值分别为 82.86%, 83.65%, 83.21%和81.76%; a*值和b*值整体呈下降趋势但b*值波动更加剧烈。a*值自下部的5.6%左右在40.3 Ma处快速下降到4.5%左右, b*值初始在9.1%左右波动, 最高值达12.89%, 之后同样地, 在40.3 Ma时快速降低到6.2%左右波动, 并在38.8 Ma和38.2 Ma处出现了两处高值, 分别为9.94%和9.31%(图4)。

3.3 磁化率

低频磁化率 χlf和高频磁化率 χhf变化趋势基本一致, 41.2～38.3 Ma时期, 由下及上, χlf和 χhf整体呈上升趋势, 波动幅度较大并均在38.3 Ma处达到最高值, 分别为 24.6×10-8m3/kg和 23.5×10-8m3/kg;之后快速下降到 7.8×10-8m3/kg和 7.6×10-8m3/kg,在末期呈现升高趋势(图 4)。χfd整体呈现下降趋势,并在41.1 Ma时值最高为42.5%, 在39.9 Ma时值最低为 5.2%左右, 在上部 38.3 Ma时值突然增大为25.8%(图 4)。

图4 抚顺盆地始新世地层的磁化率及色度测试结果垂向分布图(年代尺度据Li et al., 2022)Fig. 4 Vertical distribution of magnetic susceptibility and color reflectance experimental results of the Eocene strata in the Fushun Basin (dating scale according to Li et al., 2022)

4 讨论

4.1 古气候替代指标的可靠性

磁化率被用来衡量物质被磁化的难易程度, 主要由磁性矿物成分、含量以及粒径大小决定(Thompson et al., 1980; Maher, 1986; Liu et al., 2012),主要与沉积环境(Da Silva et al., 2009)和沉积物的物源有关(Liu et al., 2010)。抚顺盆地始新统物源主要来自于长英质和镁铁质混合岩(Liu et al., 2015), 且沉积物主要沉积于湖泊-沼泽和半深湖-深湖沉积环境中(Li et al., 2022), 在此构造-沉积背景下磁化率主要受降水量影响, 故磁化率可以在较稳定的沉积环境与物源供给下被用于指示古气候变化。铁磁性矿物主要来源于风化过程, 温暖湿润的气候条件有利于风化作用, 源区会产生较多的超细磁性颗粒,进而增加频率磁化率值。因此, 温暖湿润气候背景下, 低频磁化率值较低, 频率磁化率值较高, 而干旱寒冷的气候条件下, 低频磁化率值较高, 频率磁化率数值较低(Larrasoaña et al., 2008; Jiang et al.,2008; 平帅飞, 2020)。

色度是沉积物颜色的量化指标之一, 可以反映古气候的变化引起的水体的氧化还原程度的演变,进而用来理解气候变化(Yang et al., 2001; Ji et al.,2005)。此外, 细粒沉积物的红度(a*)值与影响风化过程中沉积物氧化的温度和降水条件密切相关, 对温暖和湿润的气候非常敏感(Wang et al., 2016)。L*值可以反映干旱至半干旱地区沉积物中碳酸盐含量的变化(Chen et al., 2002), 干旱寒冷的气候条件下,碳酸盐含量高, 沉积物 L*值偏高, a*值偏低; 反之,潮湿炎热的气候条件下, 碳酸盐含量低且温度和降水量均较高, 沉积物 L*值偏低, a*值偏高。b*值和a*值二者具有较好的相关性, 较高的b*值指示湿热的气候条件, 低值指示相对干凉的气候条件(张新荣等, 2020; 平帅飞, 2020)。较之其他手段, 色度更为方便快捷, 在气候变化研究中也具有广泛的应用前景(Yang and Ding, 2003)。

4.2 始新世陆地古气候演变规律

聚类分析后的磁化率和色度数据与全球平均温度(Westerhold et al., 2020)有着较好的对应关系(图 5)。

图5 聚类处理后的磁化率及色度随古气温变化图(古温度数据引自Westerhold et al., 2020)Fig. 5 Variation chart of magnetic susceptibility and color reflectance with ancient temperature after cluster processing(paleotemperature data are according to Westerhold et al., 2020)

41.2 ～40.3 Ma时期, a*值初始在5.68%左右微幅波动, 继而下降, 而b*值变化趋势与a*值基本相同,总体呈先增后减的趋势, 表明气温先升后降的趋势过程。频率磁化率处于较高值, 整体在12.58%～39.63%之间波动, 表明气候整体呈温热湿润的特征, 最后转为温暖湿润, 与此对应, 古温度也呈现了一个先升高后降低的过程。

40.3 ～37.8 Ma时期, a*值和b*值整体呈降低趋势, 且b*值较a*值波动幅度更大; 40.3～38.3 Ma时期, 低频磁化率和高频磁化率整体升高并在38.3 Ma时值达到最大分别为 33.6×10-8m3/kg和33×10-8m3/kg, 38.3 Ma之后值开始降低; 40.3 Ma开始, 频率磁化率先缓慢下降到低值 5.19%并基本保持不变, 之后到38.3 Ma处值升高到25.82%, 说明此阶段气候总体较为温暖湿润。与此对应, 古温度在 40.3～37.8 Ma时整体也呈现了一个下降的过程,并在38.3 Ma处有一高值波动, 与古气温也能良好对应。综合来看, 磁化率曲线和色度曲线的峰谷值均与气温曲线中的峰谷值有着很好的对应关系, 因此可以运用磁化率和色度参数来进行古气温变化趋势分析。

此外, Li et al.(2021)也通过元素地球化学数据对本区的古气候进行了研究, 发现抚顺盆地在41.2～37.8 Ma时期古气候总体呈现降温趋势, 且整体由温暖-半干旱向温暖半湿润-半干旱转变。此外,41.2～40.3 Ma时期, 化学蚀变指数(CIA)值(Nesbitt and Young, 1984)综合表明了中等-强风化的变化特征, 说明该时期气候波动较为强烈; 在 40.3～37.8 Ma时期, CIA值进一步降低, 此时期经历了中等风化过程, 揭示了相对降低的古气温特征(李元吉, 2022)。

总体来看, 抚顺盆地始新世西露天组经历了中等-强风化向中等风化的转变过程, 整体风化程度降低的过程不利于超细磁性颗粒的产生, 进而导致频率磁化率值的降低。因此可以反推出抚顺盆地始新世西露天组总体经历了由温热湿润向温暖湿润转变的降温过程, 而且 40.3 Ma时频率磁化率、a*值和 b*值开始降低也恰好可以作为这一降温过程的记录。这种降温的过程与前人的研究较为吻合, 进一步说明了磁化率和色度作为古气候研究参数的可靠性。

5 结论

(1)抚顺盆地始新世西露天组(41.2～37.8 Ma)沉积记录具有高的频率磁化率(12.58%～39.63%)、中高色度 a*值(5.6%左右)和中高色度 b*值(9.1%左右),而且自底部到顶部, 频率磁化率呈由高值到低值缓慢下降的趋势, 色度a*值和b*值总体呈现先增加后减少的趋势, 这种变化趋势整体指示了一个降温过程。

(2)磁化率、色度结合古气温参数综合表明, 抚顺盆地始新世西露天组自下而上气温先升高后持续降低, 到末期又有一小幅度的先升后降的波动趋势,古气候总体呈由温热湿润到温暖湿润转变的降温过程。此研究结果与前人的研究结果吻合良好, 鉴于此, 磁化率和色度可以作为古气候研究的有效参数。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No. DD20221643), Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (Nos.JKY202012 and YWFBC201801).