滇东地区寒武系第三阶沉积岩磁组构研究及其对古水流方向的启示

张冬孟,程 鑫,卫弼天,幸龙云,刘非凡,彭晓霞,邓晓红,边紫薇,李 腾,兰书琪,周亚楠,吴汉宁

(西北大学 地质学系/大陆动力学国家重点实验室,陕西 西安 710069)

碎屑岩的磁化率各向异性(AMS)形成于成岩作用的早期,很大程度上取决于沉积颗粒的物理性质和水动力条件,如颗粒大小和形状,水流的类型及其速度,以及沉积表面的形态和坡度等[1-3]。基于理论、实验室实验以及天然岩石样本的研究,前人将原生沉积组构分为水平组构、流动组构、横向(滚动)组构[4-5]〔见图1(a)、(b)、(c)〕。在静水环境中,矿物颗粒主要受重力作用控制,其扁平面平行于沉积平面;椭球体的K1、K2轴在层面上散乱分布,没有优选方向,K3轴垂直于地层层面,表现为典型的水平组构〔见图1(a)〕。当颗粒沉积于斜坡上或沉积过程中存在弱水流时,代表矿物长轴的K1轴相对聚集,并趋向于平行水流方向,此时形成流动组构〔见图1(b)〕;若水流速度或斜坡坡度增大到足以引起颗粒发生滚动时,K1轴趋向于平行斜坡走向或垂直于水流方向,形成横向组构〔见图1(c)〕。同时,受水流和斜坡影响,矿物颗粒往往向上游呈叠瓦状排列以降低质心,从而保持最稳定状态,此时K3轴从垂直方向上偏移,磁面理与层面间形成一定的夹角。因此,古水流方向或坡向可以从K1轴或K3轴的优势方位加以判断。特别在叠瓦状排列的沉积组构中,颗粒的取向机制与沉积过程之间也具有密切的联系[2,4]。目前,AMS被认为是恢复古水流方向和分析沉积过程的有效工具,其可靠性已在不同时代、不同沉积环境的沉积岩中得到证实(如第四纪增生楔沉积物[6]、白垩纪或新生代的浊积岩[7-8]、中新世三角洲系统[9]、中生代陆相红层[10]以及晚古生代冰川沉积物[11]等)。

当沉积岩在同沉积阶段或沉积以后受到区域构造应力的作用,沉积组构便可能被改造为次生的变形组构〔见图1(d)、(e)、(f)〕。自初始变形组构到强劈理组构,随着构造应力的不断增大,K1轴趋向垂直应力方向分布,K3轴则从垂直层面方向逐渐过渡为平行层面分布[12]。即使在野外露头没有观察到显著的构造变形,微弱的构造应力也可能导致颗粒的垂直排列,从而掩盖了AMS中有关沉积过程和古水流方向的信息[5,10]。

沉积岩古水流方向的确定可以帮助分析沉积物物源与古地貌特征。其中,物源分析对沉积盆地的大地构造背景判别、古环境恢复等均具有重要意义[13]。滇东地区寒武系露头广泛出露,其中第三阶的玉案山组不仅是澄江动物群的主要产出层位,其底部的黑色页岩也是该地区目前页岩气勘探的重点层位,恢复其古水流方向对认识古生物化石保存以及页岩气形成、富集机理具有基础性意义。以往的研究表明,在滇东地区,玉案山组的物源主要来自于西侧的康滇古陆[14-15]。为了对物源模式加以验证,并探讨这一时期的古水流方向的变化特征和岩石的沉积过程,本研究以朱家箐剖面和古莲村剖面第三阶沉积岩为例,开展了系统的岩石磁学和AMS测试。

1 地质背景与采样

滇东地区位于扬子克拉通的西南缘〔见图2(a)〕。寒武纪早期,此区位于新元古代形成的克拉通内断陷盆地(川滇拗陷)的南段[16-17],其西侧为康滇古陆,东南侧为牛首山古陆,构成一南北向延伸的狭长海湾盆地[18],基本继承了晚震旦世的海陆格局[19]。这一时期,滇东地区的构造活动性趋向于稳定克拉通,表现为地壳差异运动弱,岩浆活动不明显[20]。康滇古陆自晋宁造山运动到晚三叠世,长期处于隆起状态[21],在寒武纪早期,自古陆向东,海水逐渐加深,大部分地区处于滨岸陆棚环境[22]。盆地被多条南北向的深大断裂切割,自西向东依次为易门断裂、普渡河断裂和小江断裂[21]〔见图2(b)〕。断裂使海底地形呈向东倾斜的阶梯状缓坡[18,20],古陆与海洋的分布则控制着寒武系的沉积体系和展布规律[23-25]。

图2 滇东地区大地构造简图(据文献[24-25]修改)

滇东地区,寒武系第一阶到第四阶(幸运阶到都匀阶)地层自下而上划分为6个组:朱家箐组、石岩头组、玉案山组、红井哨组、乌龙箐组以及山邑村组[26]。玉案山组和乌龙箐组分别对应澄江动物群和关山动物群的保存层位[27],具有良好的生物地层约束[28-30]。根据云南昆明曲靖地区的实测剖面[31],选取会泽大海乡朱家箐剖面(108.23°E,26.25°N)与昆明滇池西古莲村剖面(106.65°E,24.9°N)开展古地磁采样工作〔见图3(a)、(b)〕。朱家箐剖面和古莲村剖面分别为西倾、东倾的连续单斜(见图4)。研究的目标层为寒武系第二阶的石岩头组、第三阶的玉案山组和红井哨组。在两个剖面中,3个组之间均为整合接触。朱家箐剖面石岩头组主要为含磷泥质或白云质石英砂岩、粉砂质白云岩及泥质粉砂岩,沉积环境为陆棚沉积[31]。玉案山组主要为黑色页岩、粉砂岩以及少量细砂岩,岩性的变化记录了频繁的海平面升降,其沉积环境以陆棚沉积为主[31]。红井哨组主要为紫红色(粉砂质)页岩、杂色砂岩以及块状石英砂岩,其沉积环境主要为滨岸或浅水陆棚环境[23]。

图3 采样区地质简图

图4 野外露头照片以及采样剖面地层柱状图

据地层风化程度和植被覆盖情况,在朱家箐剖面和古莲村剖面分别采集15个采点(94块钻样)和27个采点(225块钻样),每个采点至少采集6块样品。由于页岩段岩层破碎,取样难度较大,多数样品为细砂岩和粉砂岩。粉砂岩及页岩样品基本采集自玉案山组,细砂岩样品则多来自于石岩头组和红井哨组。采样工具为手持水冷式汽油钻机,采样过程中使用磁罗盘和太阳罗盘定向。全部样品在实验前被加工为2.54 cm×2.2 cm的圆柱形标准古地磁样品。

2 实验方法与原理

2.1 岩石磁学

岩石磁学实验用于分析样品中载磁矿物的类型和相对含量等信息,从而确定磁化率各向异性的主要贡献者。本研究主要开展的岩石磁学实验包括磁滞回线、磁化率随温度变化曲线、等温剩磁(IRM)获得、反场退磁曲线以及三轴等温热退磁曲线实验。磁滞回线在中国科学院地球环境研究所测量,其他实验在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。数据处理软件包括HystLab程序[32]、AGCIO系列的Safyr 6、Anisoft 5、Cureval 8和Rema 6等。

磁滞回线的形状、闭合区间等特征反映了磁性矿物的类型、粒径以及磁畴等信息[33]。本实验测量仪器为Micromag 3900型震动磁力仪,测量时最大外场为±1.0 T。

磁化率随温度变化曲线记录了矿物在加热和冷却过程中的转化特征,根据曲线的变化趋势,可以识别磁性矿物的种类、粒径,以加热过程中的矿物相的转变[34]。该实验的测量仪器为MFK2 型卡帕桥,测试过程的外场为200 A/m,频率976 Hz,加热和冷却速率约为11.5 ℃/min,最高加热温度约为700 ℃。为避免加热过程中的氧化反应,实验在氩气环境中进行。

等温剩磁(IRM)获得及反场退磁曲线是样品中所有磁性矿物共同作用的结果,根据不同外场下IRM的饱和状态可以判断样品中主要的磁性矿物类型[35]。本研究首先使用JR-6A旋转磁力计测量样品的天然剩磁,随后使用ASC IM-10-30脉冲磁力仪沿样品z轴逐步施加不断增大的直流场(最大值2.5 T),然后沿相反方向施加外场,并在每次加场后测量剩磁的大小,直到样品剩磁为零。此外,基于单一矫顽力组分的磁性矿物服从对数正态分布这一假设,可以进行遵循累计对数高斯模型(CLG)的矫顽力谱拟合[36-38],从而定量识别各个组分的矫顽力分布范围和相对贡献。

三轴等温剩磁热退磁曲线依据磁性矿物矫顽力和解阻温度的差异判断其类型[39]。实验过程中,首先沿样品的z、y、x轴依次施加2.5,0.4,0.12 T的外磁场,使样品中不同矫顽力的磁性矿物在3个方向分别磁化,随后使用TD-48热退磁炉对样品进行逐步热退磁,每次热退磁后进行测量。低温段加热间隔为50～80 ℃,高温段加热间隔为20～30 ℃。

2.2 磁化率各向异性

AMS的测量仪器为MFK2型卡帕桥,交变场为200 A/m,频率为976 Hz。AMS由对称的二阶张量表示,该张量可以转化为一个磁化率椭球体。椭球体的3个主轴平行于张量的特征向量,分别称为最大轴(K1)、中间轴(K2)和最小轴(K3)。测试结果可以用3个主轴的方向、大小,以及它们的组合来表示[1,40]。本研究主要使用了以下参数:平均磁化率(km)、磁线理(L)、磁面理(F)、校正后的各向异性度(Pj)、形状参数(T)、q因子(q)和叠瓦角(β)。参数的具体方程见表1。在这些参数中,q因子和叠瓦角β[2]对分析沉积岩沉积过程十分有用。前者反映了沉积岩中磁线理和磁面理的相对强度,后者为磁面理偏离水平面的角度,即K3轴倾角的余角。此外,统计参数F12和F23被分别用于评价单个样品磁线理和磁面理的统计学意义。一般来说,F>4表示满足统计学显著水平[41]。误差半角Eij(i,j=1,2,3)能够量化主轴方向的不确定性区域。E12表示K1轴和K2轴组成的平面内K1轴和K2轴的不确定性范围,E13和E23同理[42]。换句话说,单个样品K1轴方向的不确定性面积由E12和E13共同定义,K3轴方向的不确定性面积则由E13和E23共同定义。误差半角Eij等于22.5°时置信比为1,小于22.5°时对应主轴具有统计意义。因此,这两个参数常用来进行AMS数据的评估和筛选工作[5,9,43-45]。

表1 AMS采点平均结果

3 实验结果与分析

3.1 磁性矿物类型及磁化率的载体

AMS测试表明,所有样品的体积磁化率均位于30～300 μSI,采点平均体积磁化率在35.0～218.3 μSI(见表1),这是典型的由顺磁性主导的细粒碎屑岩的磁化率范围[3,46-47]。

代表性样品的磁滞回线如图5所示。顺磁校正前,曲线以近直线或极窄的回路穿过原点,并在高场时保持线性变化,表现出较弱的磁滞现象和较小的曲率;顺磁校正后,样品的磁化强度显著降低,说明样品中顺磁性矿物占主导,在室温下表现为顺磁性特征[7,9,11]。对于样品Z0603、Z0802、Z1303和G1906〔见图5(a)、(c)、(f)〕,曲线呈细高状,回路极窄且在约300 mT闭合,表明磁性矿物较为单一,主要为低矫顽力的磁铁矿,应该代表了超顺磁或多畴颗粒的存在。对于样品G0804〔见图5(d)〕,曲线呈蜂腰状,表明存在低矫顽力的磁铁矿,应为单畴和超顺磁颗粒的混合物,但磁化强度在500 mT以后才达到饱和,说明同时存在高矫顽力矿物(如赤铁矿[48])。样品G1106〔见图5(e)〕的曲线呈鹅颈状,并在500 mT以后闭合,表明其同时含有低矫顽力和高矫顽力磁性矿物[49]。

图5 朱家箐剖面(a～c)和古莲村剖面(d～f)样品磁滞回线

k-t曲线显示(见图6), 所有样品在加热过程中均保持较低的磁化率值(0～4×10-6), 并具有相似的曲线变化趋势。 在260～300 ℃存在一个“谷”。 在此温度之前, 磁化率的线性衰减表明样品中存在丰富的顺磁性矿物[9,50]。 在480 ～ 500 ℃, 磁化率达到峰值, 并在580 ℃以前迅速降低, 表明样品中可能含有磁铁矿。 冷却曲线高于升温曲线, 说明在加热过程中形成了新的强磁性矿物, 可能代表了受热不稳定的含铁硅酸盐矿物、 黏土矿物或铁硫化物转化为新的磁铁矿。 600～700 ℃, 升降曲线基本可逆, 未观测到磁化率的显著衰减。 究其原因, 一方面, 样品中可能含有赤铁矿, 但赤铁矿对磁化率的贡献被磁铁矿掩盖; 另一方面,低磁化率导致的背景噪音可能影响了测量结果。

图6 朱家箐剖面(a～c)和古莲村剖面(d～f)样品磁化率随温度变化曲线

IRM曲线显示,样品Z0603和Z1301〔见图7(a)、(b)〕的剩磁强度在120 mT的外场下迅速达到饱和状态的80%以上,并在300 mT左右基本饱和,剩磁矫顽力在40～60 mT,表明载磁矿物以低矫顽力磁性矿物为主。矫顽力谱拟合出两个分量,分量1的平均矫顽力为46.8～55.0 mT,对IRM贡献高达86%～91%,分量2的平均矫顽力为478.6～501.2 mT,但对IRM的贡献较小。三轴曲线同样表明,低矫顽力组分具有最高的剩磁强度,580 ～ 610 ℃的最大解封温度表明磁铁矿和(或)磁赤铁矿的存在。

图7 朱家箐剖面(a～b)和古莲村剖面(c～d)样品IRM曲线、IRM分解曲线以及三轴IRM热退磁曲线

对于样品G0102和G1608〔见图7(c)、(d)〕,在120 mT之前,IRM获得曲线同样迅速升高,但在2.5 T时仍未饱和,说明样品中同时存在低矫顽力和高矫顽力的磁性矿物。矫顽力谱拟合得到了3个分量。其中,分量1的平均矫顽力为47.9～52.5 mT,分量2的平均矫顽力为426.6～446.7 mT,与前两个样品一致〔见图7(a)、(b)〕,分量3的平均矫顽力为1 862.1～1 905.5 mT。 三轴曲线中,低矫顽力组分在580 ℃基本解阻, 代表样品中的磁铁矿, 中、 高矫顽力组分的最大解阻温度为680 ℃, 说明样品中含有赤铁矿, 120 ℃之前剩磁强度的明显衰减说明还存在少量的针铁矿。

综上所述,体积磁化率测量、磁滞回线以及磁化率随温度变化曲线的测试结果均表明,样品中含有大量的顺磁性矿物,对磁化率具有重要贡献。样品中的(广义)强磁性矿物包括磁铁矿(磁赤铁矿)、赤铁矿以及少量针铁矿,但对磁化率的贡献较小。

3.2 磁化率各向异性

对朱家箐剖面的94块样品和古莲村剖面的225块样品进行了AMS测试。绝大多数样品的AMS椭球体为扁圆型(T>0),说明磁面理普遍发育;校正后的各向异性度基本小于1.05,与未变形的碎屑岩特征一致〔见图8(a)〕[1,51]。各向异性度与磁面理呈显著的正相关,而与磁线理几乎无关〔见图8(b)、(c)〕,表明AMS主要受控于磁面理的发育程度。结合岩石磁学结果,认为AMS主要反应了样品中顺磁性矿物的排列特征,磁面理的发育应与样品中的层状硅酸盐矿物有关[5,7,9]。

图8 AMS参数关系图解

为筛选出具有统计意义磁面理的样品,对单个样品的统计参数F23和误差半角E13、E23进行分析。E13、E23与磁面理呈反比关系,当磁面理较弱时,部分样品的K3轴的不确定性范围增大〔见图8(d)、(e)〕,说明发育较弱的磁面理可能会受到更明显的测量误差影响[43-44]。在样品的水平中,E23大于E13,对K3轴的不确定性约束更强。为方便起见,仅考虑两个参数中较大的一个。结果表明,在朱家箐剖面和古莲村剖面分别有75个(79.8%)和176个(78.2%)样品具有较高的统计学意义(F23>4),同时K3轴具有较小的不确定性范围(E23<22.5°;〔见图8(f)〕)。

将F23<4和E23>22.5°的样品排除后〔见图8(f)中阴影区域〕,剩余样品的AMS主轴按采点绘制于下半球投影图中。结果表明,在两个剖面中,AMS主轴的分布方向和聚集程度存在显著差异。在朱家箐剖面(见图9),K1轴和K2轴在层面上相对聚集,表现出明确的磁线理。除采点Z08以外,磁线理几乎平行于近南北向的地层走向。同时,部分采点的K3轴在近东西方向上呈轻微的带状分布。而在古莲村剖面中(见图10),多数采点的K1轴和K2轴在投影网边缘呈宽带状分布,磁线理较为分散;少数采点具有较为明确的磁线理,但与层面走向没有明确的对应关系。所有采点的K3轴均以高角度分布在垂直轴的一侧,呈拉长状或云集状,对应于近平行于地层的磁面理,反映了明显的叠瓦状结构。

注:Z01-Z07为红井哨组,Z08为玉案山组,Z09-Z15为石岩头组

注:G01-G15为红井哨组,G16-G27为玉案山组

虽然两个剖面的AMS参数没有显著差异,但结合主轴分布特征与及其与地层走向的关系,认为朱家箐剖面的样品在沉积后受到了轻微的构造应力作用,导致矿物颗粒发生了重新定向,整体反应了初始变形组构,而古莲村剖面的样品基本保留了原生的沉积组构。

4 讨论

由于朱家箐剖面未能保留原生的沉积组构,后期的构造变形很可能掩盖了有关古水流方向和沉积过程的信息,因此仅讨论古莲村剖面的数据。在古莲村剖面,所有采点均呈明显的叠瓦状结构,根据K1轴和K3轴的对应关系,将其划分为流动组构和横向组构。岩石磁学结果表明,样品在室温下主要表现为顺磁性特征,因此,古莲村剖面的样品AMS数据主要反映了样品中顺磁性矿物的排列特征和首选方向,并可以用于沉积过程的分析[9,11]。

Taira[2]通过对来自现代河流、风成沙丘和海滩环境的天然沉积物的AMS研究,认识到了颗粒取向机制和沉积过程之间的密切联系,描述了由重力(gravity)、水流(current)、颗粒碰撞(grain collision)和黏性流体中的悬浮颗粒(viscous suspension)4种机制形成的颗粒取向特征,并通过形状因子q和叠瓦角β加以区分。Novak等在此基础上新增了高q值区域,即变形/扰动(deformation/disturbance)机制和高β值区域,即倾斜(ttilting)机制,进一步解释4个沉积区域之外的样品[6]。

q-β图解(见图11)显示了古莲村剖面的样品及其采点平均值。尽管单个样品较为分散,但基本分布于重力-颗粒碰撞区域之间,q值小于0.7,β值基本小于35°,再次证明古莲村剖面保留了原生的沉积组构[4]。采点平均值的分布具有良好的一致性,基本位于水流区域附近。一般而言,越接近三轴型(q值相对较大)的采点,磁面理与层面夹角越大(β值增大),表明沉积过程中水动力条件的变化。颗粒较细的粉砂岩和页岩来自于玉案山组的砂页岩互层段,位于q-β图解中的水流区域或水流与重力的重叠区域,说明沉积时受到了两者的共同作用[6]。在玉案山组,AMS基本为流动组构(见图10),代表了平缓斜坡上的弱水流沉积。基于对泥质和砂质颗粒的估计,水流速度一般为0.1～1 cm/s[3]。细砂岩样品基本来自于红井哨组中的砂岩层位,位于流体区域或流体和“黏性悬浮”的重叠区域,表明颗粒沉积时主要受水流作用控制,相对于玉案山组具有更强的水流条件。在红井哨组样品中,除流动组构外,还可以观察到部分采点的横向组构(如G05、G07、G12等)。横向组构代表了较强的水流条件,压扁状或拉长状颗粒沿剖面发生滚动或翻转,K1轴旋转至平行水流方向。产生横向组构的水流速度一般大于1 cm/s[3]。从沉积相来看,自玉案山组到红井哨组,海水逐渐变浅,由陆棚沉积逐渐过渡为滨海沉积[23,52-53]。因此,横向组构也可能反应了红井哨组时期频繁的波浪和潮汐的作用[54]。沉积物粒度由玉案山组的泥质、粉砂为主过渡到红井哨组的细砂为主,表明沉积时受到的水流作用变强。因此,沉积相的解释和AMS具有较好的一致性。值得注意的是,单凭q-β图解还不足以进一步区分沉积过程,原因是,一方面多数样品所在的区域存在显著重合,另一方面还需要与详细的指向沉积构造加以对比。但是,古莲村剖面结果表明,q-β图解在识别沉积过程方面具有较大的潜力。

图11 形状因子q和叠瓦角β关系图

图12显示了古莲村剖面红井哨组和玉案山组各个采点的主轴平均方向以及K3轴和K1轴倾向的玫瑰花图。在玉案山组,K3轴和K1轴均表明SW—NE的古水流方向。在红井哨组,K3轴的平均倾向没有明显变化,但K1轴则发生了约45°的逆时针旋转,这一差异归因于红井哨组中大量的横向组构。因为在横向组构中,K1轴往往代表了垂直于水流的方向。此外,尽管AMS主要反映了样品中顺磁性矿物的特征,但样品中存在磁铁矿、赤铁矿以及针铁矿等(广义)强磁性矿物,这些矿物会对磁线理的方向产生影响。对具有形状各向异性的矿物(如磁铁矿、磁赤铁矿),磁线理通常平行于颗粒的长轴方向;对具有磁晶各向异性的矿物,如赤铁矿或层状硅酸盐矿物(如黑云母、白云母、绿泥石等),K3轴垂直于晶面,K1轴则可以位于晶面内的任意方向;当层状硅酸盐矿物中存在铁的包裹体,K1轴也可能指向铁包裹体的分布位置[55-57]。因此,在低场AMS测试中,样品的K1轴可能代表某些矿物的交叉线理,而不总是水流中颗粒排列的可靠指标[11]。但在叠瓦状结构中,K3轴的倾角反应了矿物沉积时的晶面静止角,其倾向则反应了古水流的方向,相对于K1轴更加稳定[4,5,11]。因此,在古莲村剖面,玉案山组至红井哨组叠瓦状构造的K3轴优势方位可以更好地代表古水流方向。研究结果表明,在寒武系第三阶玉案山组至红井哨组沉积的数百万年内,古水流方向均为SW—NE向,没有发生较大的物源转变。

图12 采点水平下AMS主轴分布图以及K3和K1轴倾向的玫瑰花图

岩相古地理图表明,滇东地区在寒武纪早期处于西高东低的古地理格局,这一时期康滇古陆的剥蚀强度加大,向近海提供大量物源,出现大面积碎屑岩浅海沉积环境[52]。自康滇古陆向东,海水逐渐加深,地层厚度逐渐增大,浅水碎屑岩的含量逐渐减少[58-59]。在古莲村剖面以南不远的晋宁梅树村剖面,指向沉积构造的统计结果同样支持玉案山组SW—NE向的古水流方向[60]。地球化学研究同样显示,玉案山组的物源应来自于西侧康滇古陆的中元古界基底[14-15]。此外,滇东地区红井哨组和玉案山组的地层厚度等值线图表明,其沉积中心位于古莲村剖面北东方向的曲靖一带,自昆明向曲靖方向,地层逐渐增厚[23,31,61]。因此,来自沉积学和地球化学的证据支持AMS的结果。

5 结论

1) 朱家箐剖面的载磁矿物以磁铁矿为主,同时含有少量的赤铁矿。古莲村剖面样品的载磁矿物除磁铁矿外,还含有赤铁矿以及少量的针铁矿。

2) 朱家箐剖面受到了轻微的后期构造影响,AMS主要为初始变形组构。古莲村剖面保留了原生的沉积组构,根据主轴的分布特征,可以识别出流动叠瓦组构和横向叠瓦组构。横向组构仅出现在红井哨组,表明相对较强的水动力环境。q-β图解所推断的沉积过程与沉积相的结果基本一致,进一步表明古莲村剖面AMS的原生性。尽管缺少剖面上指向沉积构造的佐证,但无法否认q-β图解在区分沉积过程方面的潜力。

3) 当叠瓦状横向组构存在时,K1轴不再平行于古水流方向,而K3轴是良好的替代指标。自玉案山组到红井哨组沉积的数百万年间,研究区古水流方向没有发生明显的变化,均为SE—NE向,这一结果与区域上沉积学和地球化学研究的结果相一致。