ACTA Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis
图 1布龙果尔剖面(a)及锡矿山剖面(b)地理位置Fig. 1 Locations of the Bulongguoer section (a) and Xikuangshan section (b)
页岩为主, 灰岩夹层很少并变薄; 上部(3-3 层)灰岩层增多, 粉砂岩、页岩与灰岩互层; 顶部(3-4 层)灰岩夹层又变少(图 2 和 3)。之上, 第 4~6 层为洪古勒楞组中段, 主要为紫红色疙瘩状灰岩、紫红色及灰绿色钙质泥岩以及钙质粉砂质泥岩等。
除布龙果尔剖面外, 洪古勒楞组广泛发育于沙尔布尔提山地层小区内的多个剖面中, 如七里湾、哈沙图等剖面[17], 也见于布龙果尔剖面以西约 100 km 的乌兰柯顺地区[9]。该组下段为一套稳定的浅水碳酸盐岩, 代表一次广泛的海侵事件。以往对这段地层的时代存有很大争议。Chen 等[18]及 Suttner等[1]认为布龙果尔剖面洪古勒楞组跨越了 F/F 界线,此界线位于该组底部之上 2.7 m 处(两研究者均未提供相关牙形石图片)。赵治信等[5]在布龙果尔剖面洪古勒楞组下段分析出的牙形石以 polygnathids和 icriodontids 为主, 含少量其他类型, 包括 Ancyrognathus bifurcates, Polygnathus semicostatus, Icriodus cornutus 和 Palmatolepis minuta minuta。我们在洪古勒楞组下段发现 Icriodus alternatus alternatus, Ancyrognathus cf. bifurcatus 和 Polygnathus normalis?。此外,在该剖面第 5-2 层产出菊石类 Sporadoceras impressum Becker and Zong, Prionoceras frechi (Wedekind) 和 Platyclymenia subnauti lina (Sandberger)等, 可对应于法门晚期标准菊石第Ⅳ带(相当于标准牙形石带 Upper Pa. rugosa trachytera至 Lower Pa. gracilis expansa)[19]。综合牙形石及菊石证据, 我们认为洪古勒楞组下段的时代大致相当于 Pa. crepida 带至 rhomboidea 带或 marginifera带[17]。 锡矿山剖面位于湖南省中部冷水江市以北约20 km 处(图 1(b))。该剖面包括弗拉阶上部至下石炭统下部, 由两部分组成: 1~47 层位于老江冲村旁的乡间路北侧路旁及南侧山坡, 剖面出露良好; 第47 层以上位于欧家冲至竹山煤矿乡道(第 47 层起点经纬度: 27°47′26″N, 111°30′24″E)。该剖面为华南晚泥盆世法门期浅水相区的典型剖面, 前人已开展大量研究, 地层序列、生物组合及时代比较清楚[2028]。其中, 1~8 层为老江冲组最上部, 时代为弗拉期, 相当于牙形石 Pa. linguiformis 带(部分); 9~26 层为长龙界组, 主要为页岩夹薄层灰岩, 时代大致相当于牙形石 Pa. triangularis–lower Pa. crepida带; 27~76 层为锡矿山组, 自下而上可分为三段: 兔子塘灰岩段、泥塘里铁矿层段和玛牯脑灰岩段(图 2 和 3)。锡矿山组相当于牙形石 Pa. crepida带至 Pa. marginifera 带, 玛牯脑段的顶部仍位于Pa. marginifera 带之内。Pa. crepida 带和 Pa. rhomboidea带的顶界分别位于第 37 层顶部和第 67 层下部[2829]。锡矿山组之上为欧家冲组, 主要为砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩及泥岩等(图 3)。
2 材料与方法
布龙果尔剖面共采集 78 个碳酸盐岩样品, 锡矿山剖面共采集 79 个碳酸盐岩样品, 用于地球化学分析。此外, 布龙果尔剖面的 78 个样品分别制作岩石薄片, 锡矿山剖面共有 59 个薄片, 用于岩性观察。布龙果尔剖面的样品采自洪古勒楞组下段,即该剖面的 2~3 层, 地层厚度为 88.8 m。下部样品(0~40 m)的采样间隔为 0.5~1.5 m, 上部样品
图 2布龙果尔剖面和锡矿山剖面野外及显微照片Fig. 2 Outcrops and photomicrographs of rock samples from the Bulongguoer section and Xikuangshan section
(40~88.8 m)采样间隔约 3 m (图 3)。上部样品的采样密度较小, 是由于上部灰岩含量减少, 泥质粉砂岩等碎屑岩夹层增多。第 3 层之上以碎屑岩为主,无法按一定间隔获得碳酸盐岩样品, 因此本文未涉及。锡矿山剖面的样品采自10~76 层, 地层厚度为305.8 m, 涵盖长龙界组和锡矿山组。在该剖面的79 个样品中, 下部 12 个样品采样间隔约 1 m, 上 部 67 个样品采样间隔约 3 m, 采样层位详见图 3。此外, 在锡矿山(老江冲)剖面 F/F 界线附近, 马学
[10]平 测试了采自 4~10 层 35 个样品的碳、氧同位素, 地层厚度共计 5.1 m。为了较完整地揭示锡矿山剖面 F/F 之交及法门早中期的同位素变化趋势,本文将上述 35个样品的数据也纳入分析讨论。
碳、氧同位素测试在核工业北京地质研究院分
析测试中心完成。将样品破碎至厘米级, 挑选泥晶含量最高的部分, 避免裂隙、方解石脉及生物碎片,粉碎成 200 目粉末。按照 Mccrea[30]的方法生成CO2 气体, 用 MAT253 稳定同位素质谱仪进行无机碳和氧同位素分析, 标样采用国家同位素标准物质GB04416。测试结果以国际 V-PDB 为标准, 记为Δ13CV-PDB 和 Δ18OV-PDB, 分析精度分别优于±0.1‰和±0.2‰。在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成主量元素测试。将样品粉末与四硼酸锂、偏硼酸锂混合并压实, 用顺序式 X 射线荧光光 谱仪(ARL ADVANTXP+)进行主量元素含量测试,标样采用 GSR-6 和 GSR-13。CAO 和 SIO2 的标准误差小于 2%, 其他氧化物的标准误差为 10%。
3结果3.1稳定同位素特征3.1.1锡矿山剖面长龙界组–锡矿山组碳、氧同位
素特征
锡矿山剖面长龙界组–锡矿山组碳酸盐岩的δ13c 分布范围在−2.1‰~1.4‰之间(表 1), 平均值
为 0.4‰。在牙形石 Palmatolepis triangularis 带(10~ 22 层), δ13c 从 0.4‰递减至−1.6‰ (阶段Ⅰ )。至Pa. crepida 带(22~37 层), δ13c 升至 1.4‰, 之后逐渐回落至 0.1‰。至 42 层, δ13c 降至−1.2‰ (阶段Ⅱ)。锡矿山组玛牯脑段下部(43~55 层), δ13c 先表现为正偏移, 升至 1.0‰, 后降至−0.6‰ (阶段Ⅲ )。玛牯脑段中部(55~69 层), δ13c 较稳定, 在−0.2‰上下波动, 其中 60~65 层有约 1‰的正偏移(阶段Ⅳ)。玛牯脑段上部(69~76 层), δ13c 先急剧地负偏移至−2.1‰, 又增加至 1‰, 后又降至−1‰。第 72 层存在快速负偏移(表1中样品 11L54C 和 11L55C), 因样品数目太少, 其真实性有待后续工作验证。
锡矿山剖面, 牙形石 Pa. triangularis 带 δ18o 分布范围为−9.2‰~−7.1‰。Pa. crepida 带 δ18o 表现为正偏移, 从−9.4‰升至−8.5‰。至 42 层, δ18o 升至−8.1‰。玛牯脑段下部(43~55 层) δ18o 表现为小幅正偏移, 升至−6.7‰。玛牯脑段中上部(56~ 76 层) δ18o 变化趋势与 δ13c 几乎一致: 56~71 层逐渐降低至 −8.4‰, 72~73 层下部在 −8.6‰~−7.5‰之间波动, 往上逐渐降低至−10.1‰ (该剖面仅样品11L66C 的 δ18o 小于−10‰)(图 3)。
3.1.2 布龙果尔剖面洪古勒楞组下段的碳、氧同位素特征
布龙果尔剖面洪古勒楞组下段碳酸盐岩的 δ13c分布范围在−0.4‰~1.4‰之间(表 2), 平均 0.47‰,可划分为 3 个阶段(图 3)。第 2 层中下部 δ13c 分布于 0.5‰ (样品 XZ420C-2, 距 2 层底之上 0.4 m)与1.2‰ (样品 XZ421C-3, 距 2 层底之上 4.4 m)之间;往上 δ13c 持续下降, 在第 3 层底部降至最低值(−0.4‰, 样品 XZ427C-4, 距 2 层底之上 22 m), 降幅达 1.6‰ (阶段Ⅱ )。第 3-1 层的下部可识别出δ13c 的正偏移(从−0.4‰升至 0.8‰), 第 3-1 层的中部 δ13c 呈现缓慢的下降趋势, 并基本上稳定在0.3‰, 向上降至−0.2‰ (阶段Ⅲ)。第 3 层的其余部分 δ13c 表现为缓慢的小幅正偏移, 偏移量为 1‰ (阶段Ⅳ)。
布龙果尔剖面 δ18o 总体上呈现正偏移趋势,但其间多次波动。在第 2 层及第 3 层底部, δ18o 在−13.1‰~−8.1‰之间宽幅波动, 其中 20 个样品的δ18o 小于−10‰。第 3-1 层下部偏移幅度变小, δ18o从−9.5‰ (样品 XZ427C-5, 距 2 层底之上 23 m)升至−7.3‰ (样品 XZ428C-5, 距 2 层底之上 29 m)。
往上, 除一个样品(XZ437C-1, δ18o=−10.5‰)外, δ18o 在−10‰~−7.4‰之间波动, 但总体上呈现为增大趋势(图 3)。
3.2 布龙果尔剖面与锡矿山剖面的主量元素特征
布龙果尔剖面样品的 CAO 含量分布于 21.8%~ 53.21%之间, SIO2 含量分布于 4.14%~52.43%之间(有 16 个样品高于20%)。MGO含量的变化范围为 0.36%~2.55%, 平均值为1.07% (样品数为78, 下同)。陆源元素的氧化物(如 AL2O3 和 TIO2)含量相对较低, AL2O3 含量的变化范围为 0.32%~7.37% (平均2.1%), TIO2含量分布在 0.015%~0.3%之间(平均值为 0.085%)。FE2O3 含量分布在 0.45%~2.62%之间(平均1.226%), Mn含量分布于 0.059%~0.408%之间(平均值为 0.177%)。K2O 和 NA2O 含量的分布范围分别为 0.01%~1.34%(平均 0.26%)和 0.04%~0.72% (平均值为 0.24%) (表 3)。
锡矿山剖面样品的 CAO 含量分布于10.32%~ 61.79%之间, SIO2 含量介于 1.5% (距 67 层底之上6.0 m)与53.3% (距 72 层底之上 6.5 m)之间(有11 个样品高于 20%)。MGO 含量为 0.54%~2.38%, 平均1.02% (样品数为 67, 下同)。 AL2O3 含量分布于0.21%~16.4%之间(平均 2.8%), TIO2 含量为0.01%~ 0.57% (平均 0.142%)。FE2O3 含量分布于 0.12%~ 4.48%之间(平均 1.19%)。K2O, NA2O 及 P2O5 含量相对较低, 分别为 0.03%~4.48%(平均 0.571%), 0~ 1.57% (平均 0.185%), 0.005%~0.315% (平均 0.089%)。MNO 含量低, 分布于 0.005%~0.181%之间, 平均0.048% (表 4)。
4 讨论4.1 成岩改造的评估
碳酸盐岩成岩过程中, 如果有孔隙水、大气水等流体的作用, 原始碳、氧同位素的组成会发生改变, 导致碳酸盐岩样品不能准确地代表原始海水的同位素值[3132]。因此, 在分析和对比碳、氧同位素特征之前, 需要评估样品是否受到后期成岩作用的改造。与碳同位素相比, 碳酸盐岩中的氧同位素更易受到后期改造, 原因如下: 1) 孔隙水中的氧库会直接影响成岩过程(如交代、重结晶)中析出方解石的氧同位素组成; 2) 氧同位素对温度更敏感。碳酸盐岩中的碳同位素温度效应极小, 另外, 尽管成岩
过程中有次生的碳酸盐岩生成, 但在水/岩比例很低的情况(对碳同位素而言, 近似于封闭系统)下, 分馏效应不明显[33]。因此, 对于古生代地层, 一般只考虑碳同位素的变化特征。但是, 在一个水/岩比例很高的系统中, 碳同位素同样会受到成岩改造[33]。例如, 当碳酸盐岩受到大气水影响, 碳、氧同位素组成都有可能被改造, 这是由于表生环境中有机质的降解会形成大量低 δ13c 的 CO2, 这些 CO2 随流体与碳酸盐岩进行交互作用, 会使得原岩的 δ13c 变 小[34]。本文测试的样品大多泥晶含量较高(图 2(c)和(e)~(i)), 全岩样品的泥晶基质可能保留了原始海水的地球化学特征[33]。从岩石薄片来看, 胶结或重结晶作用不显著。
通常, 依据 δ18o 与 δ13c 的相关程度, 可以判‒岩交互作用的开放系统中,定碳同位素是否受到成岩改造[32,35]。原理如下: 在一个水 碳酸盐岩可能会经历胶结作用或大气水成岩作用, 由于次生胶结物或大气水携带的同位素信息与原岩不同, 因此会
使得原岩的碳、氧同位素组成呈现线性或非线性的协同偏移[33]。如果 δ18o 与 δ13c 相关性强, 表明两者均可能受到胶结作用或大气水成岩作用的影响;若二者相关性差, 则表明未发生协同变化, 当氧同位素在成岩过程中发生改变时, 碳同位素受到的后期改造可能较为有限。布龙果尔剖面碳酸盐岩样品的 δ18o 与 δ13c 的相关系数为−0.264 (样品数为 77),锡矿山剖面碳酸盐岩样品二者的相关系数仅为−0.03 (样品数为 79), 相关性均不显著(图 4), 表明两个剖面样品的碳同位素受胶结作用或大气水成岩改造作用的影响较小。
此外, 依据 δ18o 可以判定碳酸盐岩样品是否遭受成岩作用蚀变。前人研究认为, δ18o 小于−10‰的样品, 其碳、氧同位素数据不宜使用; δ18o 大于−10‰的样品, 其碳同位素组成才可能代表原始特征; 对于 δ18o 在−10‰~−5‰之间的样品, 虽然已遭受轻微蚀变, 但是不足以改变其碳同位素的含量特征[3539]。布龙果尔剖面 56 个样品的 δ18o 分布范围为−9.9‰~−7.3‰, 有 21 个样品的 δ18o 小于−10‰ (集中在第 2 层), 岩性以生屑灰岩为主(如图 2(d), δ18o=−12.7‰)。锡矿山剖面的 δ18o 主要分布在−9.8‰~−6.7‰之间, 仅 1 个样品(11L66C, 76 层)的δ18o 小于−10‰。上述结果表明, 布龙果尔剖面和锡矿山剖面的绝大多数样品可能经历了轻微的成岩蚀变作用。然而, 由于本文样品的 δ18o 与 δ13c 不存在相关性, 所以我们认为 δ18o 大于−10‰样品的碳同位素仍具有一定的代表性。在恢复剖面的碳同位素变化趋势时, 我们剔除了 δ18o 小于−10‰的样 品(图 3)。
4.2 洪古勒楞组下段的碳同位素: 与前人结果的对比
Suttner 等[1]分析了布龙果尔剖面的碳同位素变化趋势, 他们将所谓的“洪古勒楞组”(相当于本文的洪古勒楞组下段)对应于牙形石 Pa. linguiformis 带顶部至 Pa. marginifera 带, 并认为 Pa. linguiformis与 Pa. triangularis 带之交(即 F/F 界线, 距底部 2.7 m)处存在正偏移, δ13c 的增幅约为 6‰。然而, 由于洪古勒楞组底部样品数量有限, 其碳、氧同位素的相关系数为 0.98, Suttner 等[1]认为这反映样品可能遭受成岩改造, 无法代表原始海水信息。同时,
[1] Suttner 等 的数据中, 来自洪古勒楞组底部 11.78 m 地层的 14 个样品, 有 11 个的 δ18o 小于−10‰,也反映底部遭受成岩蚀变作用。之后, Carmichael等[4]对该剖面朱鲁木特组顶部 1 m与洪古勒楞组底部 6 m 之间(即 Suttner 等[1]认为的 F/F 界线附近地层)重新进行地球化学分析, 结果表明大部分样品都遭受强烈的成岩作用改造, 仅少数几个经历过很弱后期改造样品的数据显示洪古勒楞组底部 δ13c存在小于 2‰的正偏移(见文献[4]中图 8), 这与本文洪古勒楞组下段底部 δ13c 的变化幅度(图 5)基本‒上一致。但是, 该段地层的碳同位素特征是否印证
[1] Suttner 等 “可与弗拉 法门阶界线附近的碳同位素进行对比”的观点, 我们目前仍不敢肯定, 因为不同学者对该段地层的时代认识有很大差别。下面就‒法门阶界线附近的碳同位素特征此问题做详细讨论。前人对弗拉
[4446]已有大量研究, 如 Joachimski 等 在欧洲、澳大利亚、北美及北非 F/F 之交识别出 δ13c 的两次正偏移, 分别出现在牙形石 Upper Pa. rhenana 带及Pa. linguiformis/pa. triangularis 带界线上下, 最大偏移幅度可达 4‰, 并与 Kellwasser 层(岩性为暗色至灰黑色含沥青质页岩及泥晶灰岩)相对应。在我国华南上泥盆统, δ13c 的正偏移在 F/F 事件层也有表现。例如, 广西桂林垌村 F/F 界线附近, 全岩碳酸盐的 δ13c 呈现两次显著正偏移[40,47]; 湖南老江冲剖面腕足类方解石壳体的 δ13c 在 F/F 之交表现为明显增加的趋势[4849]; 湖南锡矿山、广西六景、桂林白沙及杨堤(付合)剖面 F/F 界线附近全岩碳酸盐的 δ13c 也呈现正偏移的趋势[24,4142,5052]。并且, 在有较好牙形石生物地层控制的剖面, 这个正偏往往出现于 F/F 界线之上。因此, F/F 之交 δ13c 的正偏 移被认为是全球性的特征。
这里先依据 Suttner 等[1]建立的地层框架, 详细对比洪古勒楞组下段与国内外主要剖面 F/F 之交的碳同位素特征, 观察它们是否具有相似性。在牙形石 Pa. linguiformis 带与 Pa. triangularis 带之交, 本文数据显示 δ13c 的总体趋势为缓慢下降, 大体上在0~1‰范围内; Suttner 等[1]及 Carmichael 等[4]的综合数据表明, 洪古勒楞组底部 δ13c 表现为小于 2‰的正偏移。而在湖南锡矿山剖面、广西垌村和杨堤剖面、德国 Beringhausen trench 剖面及摩洛哥 Bou Ouenbdou 剖面, F/F 界线附近以剧烈的低－高－低旋回为特征, 尽管正偏移的最大值在上述 5 个剖面出现的位置略有差别, 但是偏移幅度基本上一致,皆在 2‰~3‰范围内(图 5)。洪古勒楞组下段 δ13c曲线与上述剖面及全球其他剖面(如德国 Benner 剖
面[44]、美国 Devil’s Gate 剖面[46]、澳大利亚 Casey Fall’s 剖面[46]) F/F 界线附近的碳同位素趋势明显不同, 未见到显著正偏移, 偏移幅度远远小于 F/F 之交(图 5)。因此, 依据碳同位素特征, 布龙果尔剖面洪古勒楞组下段可能不存在弗拉期地层。
4.3 布龙果尔剖面、锡矿山剖面及其他地区法门阶中下部碳同位素的对比
根据赵治信等[5]的观点, 布龙果尔剖面的洪古勒楞组下段属牙形石 Pa. crepida 带至 Pa. marginifera带。在此时代框架内, 本文将布龙果尔剖面与锡矿山剖面 Pa. crepida 带至 Pa. rhomboidea 带的碳同位素特征进行对比。其中, 布龙果尔剖面 rhomboidea带的顶部大致位于 74 m 处[1], 在此之上, 布龙果尔剖面的采样较少, 因此未与锡矿山剖面进行对比。
布龙果尔剖面与锡矿山剖面的 δ13c 偏移特征总体上较为吻合(图 6)。布龙果尔剖面的 δ13c 变化幅度为 0~1‰, 锡矿山剖面变化幅度更大(−1‰~ 1‰)。布龙果尔剖面 3-1 层下部 δ13c 发生正向偏移,增加幅度为 1.2‰, 之下表现为第 2 层至第 3 层底部的负偏移(阶段Ⅱ ), 之上在 3-1 层的中部小幅下降并基本上稳定(阶段Ⅲ)。锡矿山剖面的 δ13c 在 Pa. crepida 带表现为先升高, 后降低(阶段Ⅱ ); 之上在 Pa. rhomboidea 带下部(43~55 层)表现为正偏移以及紧随其后的小幅下降(阶段Ⅲ)。布龙果尔剖面3-1 层上部至 3-2 层, δ13c 表现为小幅正偏移(阶段Ⅳ), 这与锡矿山剖面 Pa. rhomboidea 带上部(55~67层) δ13c 的变化趋势(阶段Ⅳ)基本上一致。锡矿山剖面 F/F 之交, δ13c 的正偏移在布龙果尔剖面没有体现。因此, 洪古勒楞组 δ13c 的变化趋势可以较好
地与锡矿山剖面 Pa. crepida 带至 Pa. rhomboidea带的碳同位素特征对比。布龙果尔剖面洪古勒楞组下段可能不存在弗拉阶, 甚至可能缺失法门早期相当于 Pa. triangularis 带的地层。
与德国 Köstenhof 剖面及 Beringhausen trench剖面[43]相比, 布龙果尔剖面和锡矿山剖面法门早–中期的 δ13c 略小(图 6)。锡矿山剖面和 Beringhausen trench 剖面的牙形石 Pa. triangularis 带, 在经历了 F/F 之交的急剧正偏之后, δ13c 皆呈现下降趋势。至 Pa. crepida 带, 锡矿山剖面 δ13c 显示短暂正偏移, 之后持续负偏移; Beringhausen trench 剖面的变化幅度较小, 趋势不明显, 仅在中部有一快速正偏移。锡矿山剖面 Pa. rhomboidea 带的 δ13c 先正偏、后负偏, 再往上基本不变; 相对于锡矿山剖面, 德国 Köstenhof 剖面的 Pa. rhomboidea 带的地层厚度较小, 且 δ13c 变化幅度小, 但趋势基本上一致。汇总北美(Hackberry Grove, Buseman Quarry等)、西班牙(Esla area)、西伯利亚(yaya-petropavalovskoye)以及中国(佘田桥、蒋家桥等)腕足动物壳体的 δ13c: 在 Pa. triangularis 带底部急剧上升(0~ 3‰), 与 F/F 之交变化趋势一致, 但从 Pa. triangularis带中部至 Pa. rhomboidea 带表现为缓慢下降(从 3‰降低至 1‰)[53], 与锡矿山剖面同期地层的δ13c 不同。上述各剖面 δ13c 偏移幅度及持续时间上的差别, 可能由开阔大洋与区域构造运动的双重耦合作用导致。
4.4 布龙果尔剖面和锡矿山剖面主量元素的指示意义
主量元素、微量元素及稀土元素组成特征可以反映沉积时水体的氧化还原情况、陆缘碎屑物质的
[54]供给情况、生物过程及有机质的来源 。布龙果尔剖面样品的 AL2O3, TIO2 和 K2O 含量略低于锡矿山剖面, FE2O3 和 MNO2含量高于锡矿山剖面。布龙果尔剖面 CAO 与 SIO2, AL2O3, FE2O3 和 TIO2强烈负相关 (r = −0.96, −0.83, −0.77, −0.74; p << 0.001),表明碳酸盐矿物的沉淀及形成过程受陆源物质的影响较大[55]。FE2O3含量与陆源元素(如 AL2O3)正相关(r = 0.88, p << 0.001), 表明 FE2O3含量主要受控于陆源物质供给量[56]。锡矿山剖面 CAO 与 SIO2 (r = −0.94, p << 0.001), TIO2 (r = −0.89, p << 0.001), FE2O3 (r = −0.65, p << 0.001)以及 AL2O3 (r = −0.84, p << 0.001)强烈负相关, 说明碳酸盐岩的生成过程也受到陆源物质的影响。FE2O3含量与 AL2O3 正相 关(r = 0.71, p << 0.001), 表明 FE2O3 含量受陆源物质的影响。
Al/(al+fe+mn)比值可以反应铝硅酸盐、Fe, Mn 和 Al 氢氧化合物等陆源沉积物输入海洋环境
[54]的程度 。布龙果尔剖面 Al/(al+fe+mn)的变化范围为 0.138~0.618, 平均 0.406, 最大值集中在 3-1层的下部, 表明有较多陆源沉积物输入, 这与岩石学观察[2]一致。锡矿山剖面 Al/(al+fe+mn)的变化范围为 0.195~0.747, 平均 0.596, 总体表现为剖面自下而上, Al/(al+fe+mn)逐渐增大, 表明越向上,陆源沉积物输入越多。此外, 相对于其他层位, 在布龙果尔剖面第 3 层下部, AL2O3/(CAO+MGO)显示更为剧烈的正偏移, 表明陆源供给的急剧变化(图7), 推测可能与区域构造活动变强烈有关。
5 结论
本文系统研究了新疆准噶尔盆地西北缘布龙果尔剖面及湘中锡矿山剖面法门期地层中碳酸盐岩全岩样品的碳、氧同位素及主量元素特征, 得到如下结论。1) 布龙果尔剖面洪古勒楞组底部样品受成岩改造作用强烈(本文及前人采自该段地层的多数样品 δ18o 值小于−10‰); 其余样品尽管经历了轻微的成岩蚀变作用, 仍可大致代表原始海水的碳同位素特征。2) 本文建立的布龙果尔剖面洪古勒楞组下段的 δ13c 变化趋势, 在考虑成岩作用对该组底部‒法门期之交的变化趋势明显不的改造之后, 与 Suttner 等[1]及 Carmichael 等[4]基本上一致, 均与弗拉同, 未见到显著正偏移; 布龙果尔剖面的 δ13c 大体‒上在 0~1‰范围内变化, 远远小于 F/F 之交正偏移的幅度。3) 法门早 中期(牙形石 Pa. crepida 带至Pa. rhomboidea 带), 布龙果尔剖面的 δ13c 变化趋势可与锡矿山剖面同时期进行较好的对比。布龙果尔剖面的 δ13c 在第 2 层至第 3 层底部表现为先正偏移、后负偏移, 在 3-1 层下部发生正向偏移, 3-1层中部显示小幅下降并基本上稳定, 在 3-1 层上部及 3-2 层表现为小幅正偏移。锡矿山剖面与之相对应的 δ13c, 在 Pa. crepida 带表现为先升高、后降低, 之上在 Pa. rhomboidea 带下部表现为正偏移及之后的小幅下降, 在 Pa. rhomboidea 带上部表现较为稳定。然而, 两个剖面的 δ18o 变化趋势并不一致。4) 依据主量元素特征, 布龙果尔剖面 3-1 层下部受陆源物质影响较大。