内蒙古突泉盆地中侏罗统万宝组碎屑_省略_测年_地球化学特征及对源区的制约_王杰

合集下载

内蒙古四子王旗地区中二叠世火山岩年代学、地球化学特征及构造意义

内蒙古四子王旗地区中二叠世火山岩年代学、地球化学特征及构造意义王琦;唐建洲;程建;段铁军;丁聪;张怀惠;孟芸西;张志诚【期刊名称】《北京大学学报:自然科学版》【年(卷),期】2022(58)3【摘要】对华北克拉通与兴蒙造山带结合部位的内蒙古四子王旗地区出露的一套原定为中‒下侏罗统的流纹岩进行岩石学、岩石地球化学、锆石U-Pb同位素年代学和Hf同位素组成研究,确定其岩石成因及地球动力学意义。

新获得的流纹岩和流纹斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为262±2和261±2 Ma,表明流纹岩的时代应为中二叠世晚期。

四子王旗地区流纹岩多属高钾钙碱性系列和钾玄岩系列岩石,具有高硅、高碱、富铝以及贫钙、贫镁的特征。

稀土元素总量较大,配分曲线明显右倾,具有中度到重度Eu负异常,富集大离子亲石元素Rb,Th和轻稀土元素,亏损Nb,Ta,Sr和Ba等元素。

火山岩的εHf(t)为负值(−25.97~−11.94),可能主要来源于古老地壳熔融岩浆。

该套火山岩具有高硅流纹岩的地球化学特征,表明岩浆经历过结晶分异过程,岩浆喷出与深部幔源岩浆的加热有关。

结合相关构造判别图解,判断该套火山岩可能形成于后碰撞伸展阶段。

【总页数】16页(P453-468)【作者】王琦;唐建洲;程建;段铁军;丁聪;张怀惠;孟芸西;张志诚【作者单位】造山带与地壳演化教育部重点实验室;中国石油化工股份有限公司石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所【正文语种】中文【中图分类】P61【相关文献】1.内蒙古乌拉特后旗乌兰敖包地区二叠纪中-基性火山岩地球化学、年代学、Hf同位素特征及其地质意义2.内蒙古西乌旗地区晚二叠世-早中三叠世花岗岩年代学和地球化学特征及构造意义3.内蒙古狼山地区早二叠世花岗闪长岩的年代学、地球化学特征及其构造背景4.内蒙古霍林河地区晚石炭世本巴图组火山岩年代学、地球化学特征及构造背景5.内蒙古西乌旗地区二叠纪双峰式火山岩的年代学、地球化学特征和地质意义因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

内蒙古大青山侏罗纪沉积盆地充填和构造古地貌重建

内蒙古大青山侏罗纪沉积盆地充填和构造古地貌重建王永超;董树文;陈宣华;魏丽娟【期刊名称】《地质论评》【年(卷),期】2024(70)2【摘要】石拐盆地是阴山地区保存最完整的侏罗纪盆地,其沉积充填过程和碎屑物质组成为正确认识大青山侏罗纪构造地貌演化提供了重要约束。

石拐盆地形成于伸展断陷环境,依次充填了下侏罗统五当沟组和中侏罗统召沟组。

断陷初期,南部地貌陡峭,控制发育了冲积扇沉积体系,碎屑组分记录了近源高级变质地体的剥露过程;晚期以坳陷为主,在召沟组末期形成最大湖泛面,碎屑组分中沉积岩岩屑和砾石明显增多,指示构造平静阶段的地貌夷平。

至中—晚侏罗世,大青山地区构造属性发生反转,断陷盆地南部开始卷入挤压变形,形成大青山褶皱—逆冲系统雏形。

然而,这些新生的挤压构造似乎未能引起地表地形的剧烈起伏,它们主要表现为隐伏状态。

相反,该时期北部地貌抬升最为显著,不仅体现在中侏罗统长汉沟组和上侏罗统大青山组边缘相沉积均分布在盆地北部,更体现在阴山地体中浅层次盖层、火山物质与深层次TTG岩套的的反复剥露抬升。

这种“北高南低”地貌特征的形成与阴山地体持续抬升及其两侧先存断裂活化密切相关,也是对周缘板块向东亚大陆俯冲汇聚的远程响应。

【总页数】18页(P777-794)【作者】王永超;董树文;陈宣华;魏丽娟【作者单位】自然资源部深地科学与探测技术实验室;南京大学地球科学与工程学院;军事科学院国防工程研究院【正文语种】中文【中图分类】P61【相关文献】1.古地貌恢复技术方法及其研究意义--以鄂尔多斯盆地侏罗纪沉积前古地貌研究为例2.大巴山构造带东段秭归盆地侏罗纪沉积充填过程及其构造演化3.澳大利亚北波拿巴盆地东北部侏罗纪古地貌及沉积相特征4.鄂尔多斯盆地前侏罗纪古地貌形成演化及沉积充填特征5.鄂尔多斯盆地姬塬地区前侏罗纪古地貌沉积特征研究因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

内蒙古东部突泉地区宝合屯晚侏罗世I型花岗岩——地球化学特征、岩石成因及地质意义

内蒙古东部突泉地区宝合屯晚侏罗世I型花岗岩——地球化学特征、岩石成因及地质意义邱士龙;赵庆英;李世超;李子昊;田子龙;李湜先;郑泽宇【摘要】The Baohetun intrusive pluton in Tuquan region of eastern Inner Mongolia is outcropped in the eastern slope of the middle section of Daxinganling Mountains.The granite porphyry shows a zircon U-Pb age of 145.9±3 Ma,formed in Late Jurassic. The lithogeochemical data reveal that the intrusion is characterized by high Si(69.62%-77.43% of SiO2,averagely 74.14%),rich alkali(6.93%-8.94%of K2O+Na2O,averagely 8.27%),richAl(12.27%-14.46%of K2O+Na2O, averagely 13.35%)and poor Ti, Fe and Mg, with A/CNK>1.1, belonging to high-K calc-alkaline series. The trace elements feature the enrichment of Th,K,Hf and Rb,and depletion ofBa,Nb,Ta,Sr,P and Ti,while the REEs show enriched LREEswith(La/Yb)N=2.2-13.8 and obvious negative Eu anomaly(δEu=0.1-0.63).These features above indicate that the granite porphyry belongs to peraluminous high fractioned I-type granitoids. The samples are plotted into the post-orogeny field in the tectonic discrimination diagram, which illustrates the Baohetun granite is classified as postorogenic bined with previous study,it is believed that the Baohetun granite porphyry is probably related with the extensional tectonics after the closure of Mongolia-Okhotsk Ocean.%内蒙古东部突泉地区宝合屯侵入体出露于大兴安岭中段东坡,锆石U-Pb测年结果显示花岗斑岩年龄为145.9±3 Ma,形成于晚侏罗世.岩石地球化学数据显示该侵入体高硅(Si2O含量为69.62%~77.43%,平均值为74.14%),富碱(K2O+Na2O含量为6.93%~8.94%,平均含量为8.27%),富铝(Al2O3含量为12.27%~14.46%,平均值为13.35%),贫Ti、Fe、Mg,A/CNK值大于1.1,属于高钾钙碱性系列;微量元素富集Th、K、Hf、Rb,而亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti,稀土元素富集LREE((La/Yb)N=2.2-13.8),并具明显的负铕异常(δEu=0.1~0.63).这些特征表明突泉盆地花岗斑岩为过铝质高分异的I型花岗岩.在构造判别图解上位于造山期后区,说明该区花岗岩属造山后花岗岩类.结合前人资料认为:宝合屯花岗斑岩与蒙古-鄂霍次克洋闭合后的伸展构造环境有关.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2018(027)002【总页数】11页(P107-116,136)【关键词】花岗斑岩;造山后;Ⅰ型花岗岩;蒙古-鄂霍次克洋;伸展构造;内蒙古东部【作者】邱士龙;赵庆英;李世超;李子昊;田子龙;李湜先;郑泽宇【作者单位】吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061【正文语种】中文【中图分类】P5950 前言大兴安岭火山岩带的火山活动时期为晚中生代（自中侏罗世至早白垩世），是整个东北地区火山活动的全盛时期，其间发育着大量花岗质岩石.众多学者对大兴安岭地区中生代花岗岩开展了大量的研究［1-8］，尤其是近年来高精度年龄数据的不断积累，大兴安岭地区显生宙花岗岩的年代学格架的确立［2，5-10］，使人们能更好地探讨其形成时代和成因机制.研究区中生代火山岩和花岗质岩石广泛发育，但缺少对花岗质岩石的研究.本文对突泉宝合屯地区的花岗斑岩进行锆石U－Pb年龄和系统的地球化学研究，结合本区的特点讨论区内花岗斑岩岩浆源区性质、岩石成因及构造背景，为大兴安岭晚中生代岩浆活动的研究提供参考.1 地质背景研究区位于内蒙古自治区东部的兴安盟突泉县境内，属大兴安岭南段东坡.其大地构造位置处于华北板块与西伯利亚板块之间兴蒙造山带东段的松嫩地块上，夹于贺根山－黑河断裂与西拉木伦河缝合带之间（图1）.区内出露地层为晚侏罗世玛尼吐组、满克头鄂博组和早白垩世白音高老组.区内侵入岩包括花岗斑岩、黑云母花岗岩、花岗闪长斑岩、二长斑岩、闪长玢岩、花岗闪长岩和闪长岩等，均形成于中生代.花岗斑岩侵入玛尼吐组、满克头鄂博组和花岗闪长岩岩体内.图1 宝合屯侵入体分布图和构造位置图Fig.1 Distribution of the Baohetun intrusive rocks and tectonic setting1—第四纪冲积物（Quaternary alluvium）；2—第四纪洪积物（Quaternary proluvium）；3—白音高老组（Baiyingaolao fm.）；4—玛尼吐组（Manitu fm.）；5—满克头鄂博组（Manketouebo fm.）；6—早白垩世花岗斑岩（Early Cretaceous granite porphyry）；7—早白垩世花岗闪长斑岩（Early Cretaceous granodiorite porphyry）；8—早白垩世二长斑岩（Early Cretaceous monzoporphyry）；9—早白垩世闪长玢岩（Early Cretaceous diorite porphyrite）；10—晚侏罗世花岗闪长岩（Late Jurassic granodiorite）；11—晚侏罗世闪长岩（Late Jurassic diorite）；12—年龄样采样点（sampling position for age test）；13—研究区位置（study area）研究区内出露的花岗斑岩体有90个，大小不等，多以岩株状和岩枝状产出.出露的总面积约91.95 km2.最大的岩体出露在宝合屯一带，出露面积为8.18 km2；最小的岩枝出露面积只有0.02 km2.花岗斑岩侵入侏罗系火山岩和花岗闪长岩、黑云母花岗岩、闪长玢岩等岩体内（图1），岩体内部常见有较多的火山岩捕虏体；花岗斑岩又被后期的北东向和北西向脉岩所侵入（图2）.在与火山岩接触部位，内外接触带常有轻微的硅化，外接触带还见有绢云母化、绿泥石化等蚀变，少量的岩体边部见有褐铁矿化.图2 花岗斑岩侵入花岗闪长岩Fig.2 Granite porphyry intruding into granodiorite2 岩石学特征花岗斑岩多为灰白色－肉红色，斑状结构，基质多为半自形微粒－细粒结构，块状构造.主要矿物成分：斑晶由石英、钾长石和斜长石组成（图3），个别岩石中含少量黑云母斑晶.其中石英斑晶为他形粒状、浑圆状、不规则状，粒度多在0.3～2.6 mm之间，部分石英斑晶具有溶蚀结构，分布一般较均匀，含量 12%～24%（图3a、c）；钾长石斑晶为半自形板状，粒度一般在0.5～4.3 mm之间，解理清楚，一级灰白干涉色，部分薄片中卡式双晶发育，有轻微的高岭土化，分布不太均匀，含量8%～25%；斜长石斑晶为半自形板状，粒度在0.4～2.5 mm之间，解理清楚，钠长石双晶发育，双晶纹不太规则，（010）∧Np′＝10～16°，An＝24～32，在岩石中分布较均匀，有绢云母化（图 3b、c），含量 5%～15%；黑云母斑晶呈片状，具有褐色—淡黄色多色性，零星分布，含量在1%～6%之间.基质成分与斑晶相同.区内花岗斑岩的斑晶含量变化较大，斑晶总量变化于30%～70%之间.图3 花岗斑岩斑晶薄片显微照片Fig.3 Microphotographs of phenocryst ingranite porphyry qtz—石英（quartz）；ksf—钾长石（K-feldspar）；pl—斜长石（plagioclase）3 样品与分析方法本文选取14个地球化学样品和1个花岗斑岩年龄样品（位置45°35′10″N，121°18′30″E）.样品的主量元素和痕量元素分析在国土资源部长春矿产资源监督检测中心完成.主量元素采用天平、滴定管、原子吸收分光光度计、原子吸收分光光度计、分光光度计等分析，痕量元素的分析则采用等离子体质谱仪（X Series 2）完成.锆石挑选是在河北省廊坊市区域地质调查研究所进行.先用常规方法将样品粉碎至80～100目，再经过淘洗和电磁方法进行分离，可以取得高纯度矿样，并在双目镜下挑选具有较好晶形且无明显裂痕和包裹体的锆石，摆在环氧树脂表面并打磨抛光，然后进行透射光、反射光和阴极发光（CL）图像收集.锆石的制靶、显微图像采集以及锆石U－Pb同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成.采用Agilent 7500a型ICP－MS仪器和 ComPex 102 ArF准分子激光器以及GeoLas200M光学系统联机进行.实验中采用氦气作为剥蚀物质的载气，激光频率为6 Hz，激光强度为50 mJ，激光斑束为30 μm，剥蚀样品深度为 20～40 μm.锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，元素含量采用NISTSRM 610作为外标，29Si作为内标.实验测得的数据采用Andersen［11］的方法进行同位素比值的比较来去除普通Pb的影响，年龄计算及成图采用Isoplot3.0程序，所得出的同位素值和年龄的误差均为1 σ.由于锆石较年轻，故采用206Pb/238U 年龄值.4 锆石U－Pb定年宝合屯岩体花岗斑岩侵入晚侏罗世火山岩之中，这表明它形成于晚侏罗世火山岩之后.锆石样品呈无色—浅黄色，金刚光泽，以无色透明状为主.锆石的阴极发光图像具明显的岩浆型环带震荡结构（图4），为典型的岩浆结晶锆石.U－Pb测定数据见表1，样品TW6测试了25个锆石颗粒.锆石U－Pb测试结果（图5）显示：样品大部分落在协和线上，206Pb/238U年龄集中在129～158 Ma，206Pb/238U 加权平均年龄为145.9±1.7 Ma，MSWD＝1.14.该年龄代表花岗斑岩岩浆侵位结晶年龄，为晚侏罗世.图4 部分锆石阴极CL图像Fig.4 The CL images of selected zircons图5 花岗斑岩中的锆石U－Pb协和曲线（a）和206Pb/238U年龄加权平均值（b）Fig.5 Concordia diagram of U-Pb dating for zircons from granite porphyry and its weighted average5 岩体的地球化学特征5.1 主量元素宝合屯岩体花岗斑岩共分析了14个化学样品，花岗斑岩主量元素分析见表2.该区花岗斑岩表现出高硅、富碱、准过铝质－过铝质、分异程度高.SiO2含量为69.62%～77.43% （平均值为 74.14%），Na2O 含量为2.57%～4.73%（平均3.46%），全碱（K2O＋Na2O）含量为6.93%～8.94%（平均 8.27%），表明岩石富碱或比较富碱（K2O/Na2O＝0.89～2.07，平均值 1.44）.在 SiO2－K2O图解上大部分投入高钾钙碱性系列（见图6a）.Al2O3含量为 12.27%～14.46%（平均值为 13.35%），A/CNK 值在 0.97～1.31，属过铝质（见图 6b）.经镜下鉴定和矿物成分分析，A/CNK大于1.1的样品钾长石黏土化和斜长石绢云母化有关.样品的分异指数（DI）在92.03以上，说明其分异程度较好.此外，钛、铁、镁、磷含量较低，TiO2含量为 0.06%～0.29%，MgO含量为 0.10%～0.57%，CaO 含量为 0.24%～1.62%，FeOT 值介于 0.81～1.73，P2O5含量为 0.01%～0.10%.表1 样品锆石U－Pb同位素分析结果Table 1 Analysis results of samplezircon U-Pb isotopes样品号 207Pb/206Pb TW6-01 0.04824 1 σ 0.00340 207Pb/235U 0.15256 1 σ 0.01269 TW6-02 0.04809 0.00391 0.14944 TW6-04 0.05537 0.00248 0.17930 0.01418 0.01081 TW6-05 0.07287 TW6-06 0.05274 TW6-07 0.05595 0.00490 0.00239 0.00241 0.01900 0.009610.01026 TW6-08 0.05269 TW6-09 0.05511 TW6-10 0.05982 0.002440.00307 0.00350 0.01029 0.01288 0.01496 TW6-11 0.052760.00395 0.23250 0.16197 0.17614 0.16821 0.17478 0.19578 0.165630.01456 TW6-12 0.05221 0.00244 0.15924 TW6-16 0.04871 0.00305 0.15126 TW6-17 0.052920.00287 0.15999 TW6-18 0.05418 0.00237 0.17226 TW6-19 0.057460.00319 0.19090 TW6-20 0.04642 0.00219 0.15075 TW6-21 0.067000.00346 0.20315 TW6-22 0.05540 0.00333 0.16783 TW6-23 0.061870.00286 0.18456 TW6-24 0.06649 0.00288 0.20497 0.00960 0.010990.01099 0.00980 0.01382 0.00894 0.01420 0.01323 0.01171 0.01223 TW6-25 0.05221 0.00296 0.156270.01152 206Pb/238U 1 σ 208Pb/232Th 1 σ0.02294 0.00037 0.00727 0.00026 0.02254 0.00041 0.00715 0.000340.02378 0.00043 0.00771 0.00030 0.02305 0.00038 0.00732 0.000290.02214 0.00036 0.00712 0.00026 0.02312 0.00041 0.00698 0.000290.02318 0.00040 0.00767 0.00026 0.02393 0.00050 0.00729 0.000510.02367 0.00049 0.00655 0.00037 0.02277 0.00036 0.00714 0.000100.02193 0.00034 0.00724 0.00028 0.02252 0.00028 0.00713 0.000190.02291 0.00038 0.00775 0.00031 0.02310 0.00035 0.00779 0.000230.02419 0.00047 0.00763 0.00034 0.02366 0.00033 0.00736 0.000270.02364 0.00050 0.00708 0.00032 0.02216 0.00048 0.00713 0.000360.02240 0.00045 0.00746 0.00039 0.02259 0.00043 0.00675 0.000290.02278 0.00045 0.00743 0.00031 206Pb/238U 146 144 152 147 141 147 148 152 151 145 140 144 146 147 154 151 151 141 143 144 145 1 σ207Pb/206Pb 1 σ 208Pb/232Th 1 σ 2 111 143 144 11 3 104 163 141 13 3 427 94 167 9 2 1010 130 212 16 2 318 97 152 8 3 450 90 165 9 3 315 100 158 9 3 417 118 164 11 3 597 120 182 13 2 318 166 156 13 2 295 105 150 8 2 134 135 143 10 2 325 121 151 10 2 379 97 161 8 3 509 121 177 12 2 19 96 143 8 3 838 106 188 12 3 428 132 158 12 3 670 97 172 10 3 822 88 189 10 3 295 125 147 105.2 稀土及微量元素各稀土元素含量见表2.宝合屯岩体稀土元素总量∑REE ＝85.09×10－6～214.01×10－6，轻重稀土元素比值（LREE/HREE）为 3.43～13.69；（La/Yb）N 在 2.20～13.8，轻稀土元素富集，轻重稀土元素分馏较为显著；（Gd/Yb）N ＝0.73～1.62，轻重稀土元素分馏则不显著；δEu＝0.10～0.63，具有明显的 Eu 的负异常，稀土配分曲线整体呈右倾型（图7a）.在原始地幔标准化蛛网图上，曲线总体上呈右倾型特征（图 7b）.富集大离子亲石元素（Rb、K），亏损高场强元素（Nb、Ta、Ti），Eu 和 Sr共同表现出明显的负异常，说明岩浆早期阶段经历过斜长石的分离结晶作用.P的负异常跟磷灰石分离结晶有关.按Sr含量400×10－6为分界，划分为高 Sr、低 Sr型花岗岩.宝合屯岩体 Sr含量在44.4×10－6～314×10－6，小于400×10－6，属低 Sr型花岗岩.Rb／Sr的平均值为 1.80（＞0.40），Ti/Y的平均值为 49.78（＜100），Ti/Zr的平均值为 4.97（＜20），均在地壳范围内，这些特点暗示其来源于地壳［12］.图6 花岗斑岩SiO2－K2O图解和A/CNK－A/NK图解Fig.6 The SiO2-K2O and A/CNK-A/NK diagrams of granite porphyry6 讨论6.1 花岗斑岩的形成时代同位素年代学表明，花岗斑岩的锆石U－Pb年龄为145.9±3 Ma.锆石具有明显的振荡环带结构，都处于协和线上及其附近，所测得的数据代表了岩浆侵位结晶的时代.分析结果表明，研究区花岗斑岩形成于晚侏罗世.这一年龄数据较前人测试结果更老一些.在研究区的西部和钟铧、吴庆［12］等测得U－Pb年龄为（121.6±1.7）～（127.4±0.8）Ma.这种年龄特点暗示了研究区的北东向岩浆岩带形成较早，而北西向岩浆岩带的花岗斑岩形成较晚.本研究及发表的27个中生代花岗斑岩U－Pb年龄数据［8，12-31］表明（见表3），大兴安岭地区花岗斑岩主要发育于早白垩世［12-25］，侏罗世花岗斑岩零星分布［26-32］.前人研究认为晚侏罗世岩浆活动主要体现在大兴安岭地区发育的北北东向火山岩［33］，而本文的145.9 Ma花岗斑岩较少见.突泉宝合屯地区晚侏罗世花岗斑岩对应于大兴安岭中南段满克头鄂博组火山岩（形成时代为141～147 Ma）［34］，也与本区火山岩发育期次很类似.6.2 宝合屯岩体花岗岩类型的确定Chappell＆ White（1974，1977）以岩浆源区性质划分，将花岗岩划分为I型、S型、A型、M型，其中角闪石、堇青石和碱性铁镁矿物作为其重要且标志性矿物.花岗岩的14个样品的主量元素特征显示，其为过铝质，SiO2含量为69.62% ～77.43%，A/CNK 除了一个小于1以外，其余均大于1.10，P2O5含量均很低（除一个等于 0.10，其余均小于 0.10），Rb和 Th之间呈正消长关系，排除了其为S型花岗岩的可能.此外，研究区花岗斑岩在矿物特征上明显缺乏镁、铁矿物，FeOT/MgO为8.87（小于10），有别于A型花岗岩显著富铁的特征［35］；元素地球化学分析表明岩石的分异指数（DI）在 92.03 以上，固结指数（SI）为 1.08～4.67（平均值为2.16），具有高分异花岗岩的特征；在区分A型花岗岩与分异的I型花岗岩的有关判别图解（图8）上，样品大部分落入I型花岗岩区，少部分落入A型花岗岩，表明宝合屯地区花岗斑岩属于高分异的I型花岗岩.6.3 构造环境在（Y＋Nb）－Rb构造环境判别图解（图 9a）中，突泉宝合屯花岗斑岩主要位于火山弧分布区.在Si2OAl2O3图（图9b）中，主要位于造山后花岗岩分布区，暗示该区晚侏罗世花岗斑岩形成于伸展构造环境.近年研究资料表明，大兴安岭早在中侏罗世已处于伸展拉张的构造环境［36］.主要有以下3种观点：大兴安岭地区中生代酸性火山岩主要形成于蒙古－鄂霍次克洋闭合后的岩石圈伸展构造［34，37］；大兴安岭地区中生代大规模的伸展构造是受古太平洋板块俯冲作用的控制［38］；大兴安岭地区中生代伸展环境与地幔柱活动有关［39］.从大地构造演化角度来看，大兴安岭南部地区在古生代期间受到古亚洲洋构造体系演化的影响，中生代以后该区进入到环太平洋构造体系和蒙古－鄂霍次克构造体系的演化阶段［40-41］.近年来随着对蒙古－鄂霍次克洋深入研究，对于该洋的演化过程及其对中国东北地区中生代的影响取得了很大进展［42-45］，但对于其闭合时间还没有达成共识，大多数学者认为其闭合时间为中—晚侏罗世［42-44，46］.表2 突泉宝合屯地区花岗斑岩主量、微量和稀土元素分析结果Table 2 Major，trace and rare earth element compositions of the granite porphyry in Baohetun area分析单位：国土资源部长春矿产资源监督检查中心.含量单位：主量元素为%，微量和稀土元素为10-6.样品号 P4-yq2 SiO2 69.62 TiO2 0.29Al2O3 14.46 Fe2O3 1.32 FeO 1.38 MnO 0.06 MgO 0.57 CaO 1.62 P4-yq25 72.64 0.19 13.96 1.93 0.79 0.02 0.24 0.28 P4-yq28 74.40 0.11 13.23 1.060.81 0.03 0.13 0.37 P4-yq30 72.98 0.19 14.01 1.42 0.83 0.02 0.30 0.40 Na2O 4.73 3.81 3.93 K2O 4.21 5.04 4.94 P2O5 0.10 0.03 0.01 LOS 1.43 0.76 0.81Total 99.79 99.69 99.83 DI 92.65 93.27 95.66 A/CNK 0.95 1.14 1.06 La 32.96 14.46 28.21 Ce 59.43 71.73 59.07 Pr 6.78 3.74 6.93 Nd 23.91 13.06 25.24 Sm 3.77 2.49 4.33 Eu 0.65 0.14 0.29 Gd 2.30 2.40 2.91 Tb 0.48 0.49 0.62 Dy 2.42 3.21 3.60 Ho 0.54 0.70 0.69 Er 1.46 2.25 2.18 Tm 0.24 0.39 0.38 Yb 1.61 2.75 2.67 Lu 0.24 0.42 0.41∑REE 151.64 137.26 158.59 L/H 13.69 8.38 9.21（La/Yb）N 13.79 3.54 7.11 δEu 0.63 0.17 0.24 Rb 117 208 166 Sr 314 64 71 Ba 916 255 179 Th 12.80 26.60 19.50 Ta 0.75 1.23 1.04 Nb 7.97 11.90 9.23 3.56 4.97 0.06 1.09 99.83 92.92 1.17 37.69 46.19 7.94 29.29 4.95 0.52 3.52 0.70 4.00 0.77 2.34 0.39 2.72 0.42 162.82 8.51 9.33 0.37 160 122 373 17.70 0.88 7.38 Hf 6.25 10.20 7.06 Zr 205.00 293.00 194 Cu 3.79 10.3 3.77 Pb 20.90 26.1 19.8 Zn 53.8 48.0 37.9 Ag 0.04 0.07 0.05 Y 14.8 19.0 21.0 6.89 196 5.18 19.8 45.7 0.05 21.4 Y 14.8 19.0 21.021.4 P4-yq34 P4-yq47 P4-yq74 P5-yq21 72.29 73.35 76.22 77.08 0.27 0.13 0.12 0.06 13.18 13.26 12.27 12.47 2.05 1.22 0.72 0.79 0.74 0.72 0.94 0.60 0.03 0.03 0.04 0.02 0.25 0.20 0.12 0.10 0.90 1.12 0.79 0.28 2.90 3.45 3.92 3.09 5.68 5.03 3.91 4.70 0.06 0.04 0.02 0.04 1.02 1.12 0.55 0.71 99.37 99.66 99.62 99.94 93.82 95.54 96.59 95.23 1.05 1.01 1.01 1.17 39.39 28.39 18.65 14.26 76.04 51.33 32.30 27.44 9.37 6.86 3.68 4.25 33.96 25.36 12.73 16.33 6.24 4.84 1.97 3.71 0.34 0.32 0.21 0.14 4.88 3.68 1.21 3.79 0.92 0.68 0.28 0.63 5.21 3.96 1.56 3.92 1.01 0.76 0.34 0.77 3.01 2.32 1.03 2.30 0.49 0.39 0.20 0.41 3.17 2.76 1.33 2.72 0.49 0.40 0.22 0.39 214.01 155.37 85.09 106.85 8.63 7.82 11.28 4.43 8.38 6.93 9.48 3.53 0.18 0.22 0.38 0.11 72.7 157 99.9 184 158 205 227 59.9 347 402 719 165 5.59 21.40 11.00 26.9 1.17 1.06 0.50 1.26 4.79 10.70 6.26 11.3 10.80 6.94 3.58 6.23 327 186 96.50 156 3.27 5.48 6.22 3.78 7.18 26.9 35.429.2 28.8 52.3 40.9 34.2 0.09 0.08 0.15 0.06 29.5 23.3 9.40 25.8 29.5 23.3 9.40 25.8 P5-yq25 77.43 0.06 12.53 0.90 0.45 0.02 0.22 0.31 2.61 4.32 0.021.23 100.11 93.34 1.31 9.81 24.30 3.39 13.03 3.41 0.12 3.76 0.65 4.20 0.832.49 0.443.00 0.40 93.37 3.43 2.21 0.10 186 109 121 27.2 1.23 11.2 5.02 98.6 2.70 27.0 33.2 0.07 23.5 23.5 P9-yq4 P9-yq9 P9-yq13 P7-yq10 P7-yq24 75.07 74.56 73.84 74.22 74.15 0.18 0.16 0.18 0.22 0.18 12.97 13.59 13.69 13.60 13.69 1.17 1.25 1.45 1.03 1.22 0.66 0.53 0.66 1.09 0.85 0.03 0.02 0.03 0.04 0.03 0.24 0.15 0.13 0.37 0.21 0.33 0.24 0.26 0.33 0.24 3.18 3.83 3.76 3.14 2.575.21 4.65 4.75 4.59 5.33 0.05 0.04 0.04 0.06 0.06 1.02 0.96 0.900.99 1.27 100.12 99.97 99.69 99.69 99.80 94.24 94.35 93.92 92.03 91.931.13 1.15 1.16 1.27 1.31 22.98 21.78 25.34 27.32 23.67 82.71 72.44 65.47 67.79 72.75 5.61 6.31 7.01 6.35 6.01 19.37 23.16 27.16 22.43 21.22 3.454.595.24 3.80 3.88 0.32 0.30 0.45 0.35 0.24 2.99 4.75 4.70 2.96 3.31 0.54 0.80 0.82 0.54 0.63 3.26 5.17 5.12 3.15 3.97 0.64 1.01 0.98 0.63 0.81 1.99 3.05 2.93 1.89 2.59 0.34 0.51 0.50 0.34 0.47 2.33 2.37 3.24 2.21 3.22 0.35 0.49 0.47 0.34 0.47 168.16 177.72 175.58 159.63 165.46 10.816.71 6.97 10.62 8.26 6.64 4.35 5.28 8.34 4.96 0.30 0.19 0.27 0.31 0.20 114 140 128 150 216 57.7 47.8 44.4 135 83.4 173 422 466 527 417 17.0 12.9 11.2 18.8 26.8 0.96 0.72 0.72 0.94 1.12 5.32 5.89 5.80 7.03 7.14 7.51 8.25 7.24 7.19 7.82 222 240 200 219 213 3.62 5.76 5.54 10.7 5.40 20.1 22.0 21.1 21.1 27.7 28.3 55.4 49.8 49.3 35.5 0.03 0.12 0.09 0.04 0.04 21.3 30.0 26.1 19.5 22.2 21.3 30.0 26.1 19.5 22.2图7 花岗斑岩球粒陨石稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized traceelement spidergram of granite porphyry表3 大兴安岭地区花岗斑岩同位素年龄表Table 3 Isotopic ages of the granite porphyry in Daxinganling region序号样品号1 BB5138 2 KB6183 3 P7-120-1 4 PM001-39-1 5 PM006-9-1位置科右中旗科右中旗科右中旗营林巴升河皮革沟年龄/Ma 125.1±1.5 121.6±1.7 127.4±0.8 136.5±1.3 127.2±1.5测年方法LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS 锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb 6 PM006-5-1 巴升河126.4±1.3 7 D5036 黑河118.1±1.5 LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb MLI 洛古河东128.1±1.9 9 ZK801-YQ2 宜里134.15±0.75 10 ZK1302-YQ1 宜里132.43±0.61 11 Z10 17 蛤蟆沟林场135.87±0.49 12 XK10-50 大平北山120.6±0.6 13 LGH-3 漠河县洛古河121.8±1.9 14 ZKD0033 达石莫盆地143.0±1.8 15 P22b6-1 柴河青年林场东部139.1±2.7 8 SHRIMP锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb SHRIMP锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb SHRIMP锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb 16 HG-3-5 17 AL03黄岗敖仓花LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb 18 ZB 半拉山136.8±0.57 135.0±1.0 132.1±1.8SHRIMP锆石U-Pb 19 KD21T-4 团结沟西坑西侧露头126.4±1.3 20 TJG-2 团结沟西坑西侧露头101.3±1.3 21 JY21-4 乌拉嘎金矿104±2 22 HD-273 大兴安岭北部岔路口149±4.6 23 TP820 太平川钼矿床193.7±3.4 24 TP848 太平川钼矿床199.1±4.3 25 ZK204 东乌珠穆沁旗索纳嘎164.8±2.0 26 YB064 安图178.42±0.73 27 YP-9 东布拉格164.0±2.3 28 JWL-Z-1 甲乌拉146.4±1.6 LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb SHRIMP锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb 29 JWL-Z-1 甲乌拉143.1±3.9LA-ICPMS锆石U-Pb文献来源文献[12]文献[12]文献[12]文献[13]文献[13]文献[13]文献[8]文献[14]文献[15]文献[15]文献[16]文献[17]文献[18]文献[19]文献[20]文献[21]文献[22]文献[23]文献[24]文献[24]文献[25]文献[26]文献[27]文献[27]文献[28]文献[29]文献[30]文献[31]文献[31]图8 花岗斑岩成因类型判别图解Fig.8 The discrimination diagram for genetic types of granite porphyry A— A型花岗岩（field for A-type granitoids）；FG—分异型I型花岗岩（field for fractionated I-type granitoids）；OGT—I、S、M型花岗岩（field for I-，S-and M-type granitoids）图 9 花岗斑岩（Y＋Nb）－Rb 图解和 Al2O3－SiO2图解Fig.9 The（Y＋Nb）-Rb and Al2O3-SiO2diagrams of granite porphyry研究区所处的太平洋构造域对东亚大陆的影响范围主要在松辽盆地及以东地区，古太平洋板块的俯冲作用对花岗斑岩可能会产生一定的影响，但不会占主导地位，而蒙古－鄂霍次克洋影响的空间范围主要在松辽盆地以西地区［40］.因此，认为研究区内的花岗斑岩主要形成于蒙古－鄂霍次克洋闭合后的伸展环境，受古太平洋板块向欧亚大陆下的俯冲作用的影响较小.7 结论1）锆石U－Pb定年结果表明，宝合屯地区花岗斑岩形成于晚侏罗世（145.9±1.7 Ma）.2）宝合屯的花岗斑岩属于高钾钙碱性系列，准过铝质－过铝质，分异程度高，高硅，富碱，较低钛、铁、镁、磷，具有低锶高分异I型花岗岩的特点，是下地壳熔融的产物.3）宝合屯的花岗斑岩形成于伸展环境，这种伸展构造环境主要受到蒙古－鄂霍次洋造山后拆沉作用的影响，受古太平洋板块向欧亚大陆下的俯冲作用的影响较小. 参考文献：［1］吴福元，孙德有，林强.东北地区显生宙花岗岩的成因与地壳增生［J］.岩石学报，1999，15（2）：181－189.［2］葛文春，吴福元，周长勇，等.大兴安岭中部乌兰浩特地区中生代花岗岩的锆石 U－Pb 年龄及地质意义［J］.岩石学报，2005，21（3）：749－762. ［3］隋振民.大兴安岭东北部花岗岩类锆石U－Pb年龄、岩石成因及地壳演化［D］.长春：吉林大学，2007：1－148.［4］魏红艳.黑龙江省伊春－鹤岗地区花岗岩的时代与成因研究［D］.长春：吉林大学，2012：1－66.［5］ Wu F Y，Sun D Y，Ge W C，et al.Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China［J］.Journal of Asian Earth Sciences，2011，41（1）：1－30.［6］ Wu F Y，Sun D Y，Li H M，et al.A-type granites in northeastern China：Age and geochemical constraints on their petrogenesis［J］.Chemical Geology，2002，187（1）：143－173.［7］佘宏全，李进文，向平安，等.大兴安岭中北段原岩锆石U－Pb测年及其与区域构造演化关系［J］.岩石学报，2012，28（2）：571－594.［8］朱怀亮，陈跃军，吴国学，等.黑河新生地区早白垩世花岗质岩石的锆石 U －Pb年龄、地球化学特征及地质意义［J］.世界地质，2013，32（4）：665－680.［9］丁辉，巫建华，祝洪涛，等.大兴安岭南部红山子盆地花岗斑岩SHRIMP锆石U－Pb年龄、地球化学特征及其地质意义［J］.东华理工大学学报：自然科学版，2016，39（1）：1－9.［10］李世超，李永飞，王兴安，等.大兴安岭中段晚三叠世四分组效应花岗岩的厘定及其地质意义［J］.岩石学报，2016，32（9）：2793－2806.［11］ Anderson T.Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb［J］.Chemical Geology，2002，192（1）：59－79. ［11］周漪，葛文春，王清海.大兴安岭中部乌兰浩特地区中生代花岗岩的成因——地球化学及Sr－Nd－Hf同位素制约［J］.岩石矿物学杂志，2011，30（5）：901－923.［12］吴庆.内蒙古科右中旗地区花岗斑岩岩石成因及构造背景［D］.长春：吉林大学，2014：1－20.［13］陈飞，和钟铧，张春蕾，等.内蒙古塔尔气地区花岗斑岩的形成时代与岩石成因［J］.地质通报，2016，35（5）：776－789［14］武广，陈衍景，赵振华，等.大兴安岭北端洛古河东花岗岩的地球化学、SHRIMP 锆石 U－Pb 年龄和岩石成因［J］.岩石学报，2009，25（2）：233－247.［15］黄凡，王登红，王平安，等.大兴安岭北段宜里钼矿岩石成因及成岩成矿年代学［J］.地质学报，2014，88（3）：361－379.［16］施璐，郑常青，姚文贵，等.大兴安岭中段五岔沟地区蛤蟆沟林场A型花岗岩年代学、岩石地球化学及构造背景研究［J］.地质学报，2013，87（9）：1264－1276.［17］曾涛，王涛，郭磊，等.东北新开岭地区晚中生代花岗岩类时代、成因及地质意义［J］.吉林大学学报：地球科学版，2011，41（6）：1881－1900. ［18］孙琦，任云生，杨群，等.黑龙江省漠河县洛古河多金属矿床成因与成矿时代［J］.矿物岩石，2015，35（3）：20－28.［19］解开瑞，巫建华，李长华，等.满洲里达石莫盆地流纹岩、花岗斑岩SHRIMP 锆石 U－Pb 年龄及其地质意义［J］.铀矿地质，2015，31（6）：569－577.［20］黎伟，李鹏川，李世超，等.内蒙古柴河地区柴青岩体年代学及地球化学特征［J］.吉林地质，2015，34（1）：25－29，41.［21］周振华.内蒙古黄岗锡铁矿床地质与地球化学［D］.北京：中国地质科学院，2011：1－182.［22］杨永强，定立，翟德高，等.西拉木伦河北岸敖仑花斑岩型钼矿含矿岩体［J］.地球科学——中国地质大学学报，2012，37（6）：1291－1304.［23］曾庆栋，刘建明.西拉沐伦钼矿带半拉山斑岩钼矿床花岗斑岩锆石SHRIMP U－Pb测年及其地质意义［J］.吉林大学学报：地球科学版，2010，40（4）：827－834.［24］韩世炯.小兴安岭北麓晚中生代浅成热液金矿系统的岩浆流体作用与金成矿研究［D］.长春：吉林大学，2013：1－121.［25］孙明道.中国东北佳木斯地块及邻区晚中生代岩浆作用和构造意义［D］.杭州：浙江大学，2013：1－18.［26］刘军，毛景文，武广，等.大兴安岭北部岔路口斑岩钼矿床岩浆岩锆石 U－Pb 年龄及其地质意义［J］.地质学报，2013，87（2）：208－226.［27］王召林，金浚，李占龙，等.大兴安岭中北段莫尔道嘎地区含矿斑岩的锆石U－Pb年龄、Hf同位素特征及成矿意义［J］.岩石矿物学杂志，2010，29（6）：796－810.［28］杨梅珍，侯坤，陆建培，等.东乌珠穆沁旗索纳嘎钼铅锌多金属矿床成岩成矿年代学［J］.地球科学——中国地质大学学报，2012，37（6）：1327－1337. ［29］王辉.吉林省安图地区钼（铜）矿床地质特征及成矿规律［D］.长春：吉林大学，2013：1－56.［30］李强峰.内蒙古东布拉格铅锌钼矿床地质特征及成岩、成矿时代研究［D］.石家庄：石家庄经济学院，2015：1－63.［31］杨梅，孙景贵，王忠禹，等.大兴安岭西坡甲乌拉铜银铅锌矿床富碱花岗斑岩的成因及其地质意义：锆石U－Pb定年和地球化学特征［J］.吉林大学学报：地球科学版，2017，47（2）：477－496.［32］王天豪，孙德有，苟军.乌奴格吐山矿床成矿时代及矿床成因探讨［J］.矿床地质，2012，31（S1）：613－614.［33］张兴洲，马玉霞，迟效国，等.东北及内蒙古东部地区显生宙构造演化的有关问题［J］.吉林大学学报：地球科学版，2012，42（5）：1269－1258. ［34］张超，杨伟红，和钟铧，等.大兴安岭中南段塔尔气地区满克头鄂博组流纹岩年代学和地球化学研究［J］.世界地质，2014，33（2）：255－265. ［35］ Whalen J B，Currie K L，Chappell B W.A-type granites：Geochemical characteristics discrimination and petrogenesis［J］.Contrib Miner Petrol，1987，95（4）：407－419.［36］赵海滨，韩振哲，刘旭光.大兴安岭阿龙山地区花岗片麻岩的同位素年龄与超大陆［J］.华东理工学院学报，2005，28（4）：313－316.［37］苟军，孙德有，赵忠华，等.满洲里南部白音高老组流纹岩锆石U－Pb定年及岩石成因［J］.岩石学报，2010，26（1）：333－344.［38］张吉衡.大兴安岭中生代火山岩年代学及地球化学研究［D］.北京：中国地质大学，2009：1－105.［39］葛文春，林强，孙德有，等.大兴安岭中生代玄武岩的地球化学特征：壳幔相互作用的证据［J］.岩石学报，1999，15（3）：396－407.［40］许文良，王枫，裴福萍，等.中国东北中生代构造体制与区域成矿背景：来自中生代火山岩组合时空变化的制约［J］.岩石学报，2013，29（2）：339－353.［41］李世超，徐仲元，刘正宏，等.大兴安岭中段玛尼吐组火山岩LAICP－MS锆石 U－Pb 年龄及地球化学特征［J］.地质通报，2013，32（2/3）：399－407. ［42］李锦轶，莫申国，和政军，等.大兴安岭北段地壳左行走滑运动的时代及其对中国东北及邻区中生代以来地壳构造演化重建的制约［J］.地学前缘，2004，11（3）：157－168.［43］莫申国，韩美莲，李锦轶.蒙古－鄂霍茨克造山带的组成及造山过程［J］.山东科技大学学报：自然科学版，2005，24（3）：50－52.［44］张允平.东北亚地区晚侏罗—白垩纪构造格架主体特点［J］.吉林大学学报：地球科学版，2011，41（5）：1267－1284.［45］ Sorokin A A，Sorokin A P，Ponomarchuk V A，et al.The age and geochemistry of volcanic rocks on the eastern flank of the Umlekan-Ogodzha volcano plutonic belt（Amur region）［J］.Russian Geology and Geophysics，2010，51（4）：369－379.［46］李鹏川，李世超，刘正宏，等.内蒙古林西地区满克头鄂博组火山岩形成时代及构造环境［J］.世界地质，2016，35（1）：77－88.。

内蒙古拉布达林盆地烃源岩有机地球化学特征

内蒙古拉布达林盆地烃源岩有机地球化学特征冯岩;杨才;夏宁;张亭荣;林海涛【摘要】在野外地质勘查、典型剖面实测、样品采集及实验分析基础上,对拉布达林盆地潜在的烃源岩的有机质丰度、类型、成熟度等有机地球化学特征进行了分析评价.结果表明:1)上石炭统新伊根河组有机碳含量和生烃潜力均较低,有机质类型为I型,普遍达到到高成熟—过成熟阶段,为差烃源岩;2)中侏罗统万宝组有机碳含量中等,生烃潜力偏低,有机质类型为I型和II1型,处于低成熟阶段,为中等—差烃源岩;3)上侏罗统满克头鄂博组有机碳含量中等,生烃潜力较好,有机质类型为II1型,处于低成熟阶段,为较好烃源岩;4)下白垩统大磨拐河组有机碳含量较高,生烃潜力较好,有机质类型为为II1型和II2型,处于低成熟—成熟阶段,为好烃源岩.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2018(027)004【总页数】6页(P377-382)【关键词】拉布达林盆地;烃源岩;有机地球化学;内蒙古【作者】冯岩;杨才;夏宁;张亭荣;林海涛【作者单位】内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室/内蒙古自治区地质调查院,内蒙古呼和浩特010020;内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室/内蒙古自治区地质调查院,内蒙古呼和浩特010020;内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室/内蒙古自治区地质调查院,内蒙古呼和浩特010020;内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室/内蒙古自治区地质调查院,内蒙古呼和浩特010020;内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室/内蒙古自治区地质调查院,内蒙古呼和浩特010020【正文语种】中文【中图分类】P618.130.2拉布达林盆地位于内蒙古自治区东北部呼伦贝尔市境内.盆地勘探程度很低，仅仅进行了大地电磁测深、重力、航磁、地震等基础石油地质研究.对于盆地是否具备有利的烃源岩条件，尚没有统一认识［1-3］.烃源岩评价是油气评价的基础工作，本次工作对拉布达林盆地北部上石炭统新伊根河组、中侏罗统万宝组、上侏罗统满克头鄂博组、下白垩统大磨拐河组4套潜在的烃源岩进行了野外踏勘和典型剖面测制，开展地球化学特征分析和烃源岩评价，为拉布达林盆地油气勘探潜力的评价提供依据.1 区域地质概况拉布达林盆地为内蒙-大兴安岭古生代造山带之上断陷盆地，呈北东向长条状展布，盆地西以德尔布干断裂为界，东以哈达图断层、木瑞林场断层为界，南以朝泥呼都格断层为界，北部以跃进沟断层和火山岩出露为界.盆地内断裂构造发育，早期发育北东向、东西向主要控盆构造，晚期发育北西向构造，将盆地分割为阔空多鲁断拗、苏布鲁克断隆、其洛图屯断拗、上乌尔根断隆、肯盖里断拗三拗两隆5个区块.盆地的基底为晚古生代和中生代花岗岩、下古生界变质岩，自下而上发育中上石炭统新伊根河组，中侏罗统万宝组、塔木兰沟组，上侏罗统满克头鄂博组、玛尼吐组，下白垩统白音高老组、梅勒图组和大磨拐河组［4-14］.2 烃源岩分布与样品的采集分析本次研究采集了拉布达林盆地上库力地区的60件烃源岩样品，具体位置见图1.新伊根河组分析样品采自新建剖面、民族乡剖面，岩性为粉砂质泥岩、泥岩；万宝组样品采自新建剖面、八大关路线，岩性为泥岩、粉砂质泥岩、炭质泥岩；满克头鄂博组样品采自上乌尔根尖子山和上乌尔根村西剖面，岩性为泥岩、油页岩；大磨拐河组样品采自光明煤矿、新兴煤矿、金鑫煤矿，岩性为泥岩、炭质泥岩.经室内再次筛选，挑取40件新鲜样品，由国土资源部重庆地质矿产研究院实验中心完成总有机碳含量、岩石热解、干酪根显微组分、镜质体反射率等有机地球化学分析，参照烃源岩评价标准［15-20］，对烃源岩进行评价.3 烃源岩地球化学特征3.1 有机质丰度烃源岩油气能否形成，取决于其有机质的丰度.有机质丰度受沉积环境、物源成分和保存条件的控制.本次工作着重于总有机碳含量（TOC）、烃源岩生烃潜量（S1+S2）两项指标，测试结果显示有机碳含量与生烃潜量具有较好的相关性，具体数据见表1、图2、图3，各烃源岩层位有机质丰度特征如下.图1 内蒙古拉布达林盆地构造单元划分图与野外剖面位置Fig.1 Tectonic units and profile positions of Labudalin Basin in Inner Mongolia1—拗陷区（depression）；2—凸起区（uplift）；3—实测剖面位置（surveyed profile position）；4—煤田取样位置（sampling position of coal field）1）新伊根河组12件样品有机碳含量TOC分布在0.16%～0.55%，平均值为0.34%；S1+S2极低，分布在0.02×10-3～0.11×10-3，平均值为0.05×10-3，为差烃源岩.2）万宝组8件样品TOC分布在0.49%～1.16%，平均值为 1.07%；但 S1+S2较低，分布在0.03×10-3～0.14×10-3.样品中中等烃源岩占25%，差烃源岩占75%.万宝组两件炭质泥岩样品TOC分别为20.25%和22.79%，平均为20.52%；S1+S2分别为50.13×10-3和59.99×10-3，平均为55.05×10-3，为中等—差烃源岩.3）满克头鄂博组7件样品TOC分布在1.15%～3.15%，平均值为 1.85%；S1+S2分布在3.52×10-3～18.74×10-3，平均为9.07×10-3.上乌尔根尖子山剖面样品采自探槽，4件样品均为较好烃源岩.上乌尔根村302国道剖面，生烃潜量较低，3件样品均为中等—差级别烃源岩.4）大磨拐河组10件样品TOC分布在0.99%～15.98%，平均值为 7.87%；S1+S2为1.49×10-3～2.22×10-3，平均值为1.86×10-3，其中好烃源岩占75%，中等烃源岩占25%.大磨拐河组3个炭质泥岩样品TOC分布在26.1%～51.53%，平均 37.38%；S1+S2为69.97×10-3～95.80×10-3，平均值为82.88×10-3，为较好级别烃源岩.表1 拉布达林盆地烃源岩有机质丰度数据Table 1 Organic matter abundanceof the source rocks in Labudalin Basin表中 TOC、（S1+S2）各指标表示：最小值-最大值/平均数（样品数）.层位剖面位置（起点坐标）泥页岩厚度/m 泥地比/%岩石类型TOC/% （S1+S2）/10-3 综合评价610.9082黑色泥岩0.22-0.55/0.34（7） 0.04-0.11/0.07（3）差新伊根河组新建村（50°15′21″N，120°52′03″E ）民族乡（49°46′30″N，119°56′50″E）黑色粉砂质板岩0.16-0.35/0.30（5） 0.02-0.03/0.02（2）差新建村（50°13′10″N，120°56′30″E）50 24万宝组601.26 62.64 12.59黑色泥岩炭质泥岩0.49-2.90/1.09（6） 0.03（1）中等—差20.25-22.79/20.52（2） 50.13-59.99/55.05（2）中等—差八大关（49°58′10″N，119°06′02″E）—黑色粉砂质泥岩0.87-1.16/1.02（2）0.08-0.14/0.11（2）中等—差上乌尔根尖子山（50°30′43″N，120°34′56″E）12.5 5——黑色泥岩1.15-3.15/1.85（4） 3.52-18.74/9.07（4）较好满克头鄂博组上乌尔根村（50°22′58″N，120°30′38″E） 19.8 —黑色泥岩0.86-1.57/1.20（3） 0.03-0.09/0.06（3）中等—差金鑫煤矿（50°14′19″N，120°13′27″E）黑色泥岩10.17-12.15/11.16（2）—好炭质泥岩大磨拐河组新兴煤矿（50°13′46″N，120°11′15″E）45～383 7～49黑色泥岩26.1-34.56/28.8（3） 69.97-95.80/82.88（2）0.99-13.95/5.98（5） 1.49-2.22/1.86（2）好光明煤矿（50°14′04″N，120°12′25″E）黑色泥岩4.39-15.98/10.19（2） 8.01（1）好炭质泥岩42.25-51.43/47.46（2）—图2 拉布达林盆地烃源岩有机碳含量分布图Fig.2 Distribution histograms of organic carbon content in the source rocks of Labudalin Basina—新伊根河组（Xinyigenhe fm.）；b—万宝组（Wanbao fm.）；c—满克头鄂博组（Manketouebo fm.）；d—大磨拐河组（Damoguaihe fm.）图3 拉布达林盆地烃源岩有机碳与生烃潜量相关图Fig.3 Scatter diagram of TOC vs.S1+S2for the source rocks of Labudalin Basin1—新伊根河组（Xinyigenhe fm.）；2—万宝组（Wanbao fm.）；3—满克头鄂博组（Manketouebo fm.）；4—大磨拐河组（Damoguaihe fm.）3.2 有机质类型有机质类型是评价烃源岩质量的重要指标.本次工作采集样品主要为地表露头样品，用干酪根显微组分镜下鉴定法，根据岩石中腐泥组、壳质组、镜质组和惰性组的相对百分含量判别有机质类型，可以很好地避免地表风化等因素的影响.研究区烃源岩干酪根显微组分特征见表2、图4，各烃源岩层位显微组分特征如下.1）新伊根河组样品有机质以腐泥无定形体为主，腐泥组约占总量的90%以上，镜质组占2%～4.3%，壳质组和惰质组几乎没有.TI指数大于90，有机质类型为I型.大部分样品位于全岩显微组分三角图中的I型区域.综合分析，新伊根河组有机质类型为I型.2）万宝组有机质以腐泥无定形体为主，少量碎片状镜质体.腐泥组占总量的64%～96%，壳质组约占总量的0～12%，镜质组约占总量的3%～21%，惰质组约占总量的2%左右.八大关剖面TI指数大于90，有机质类型为I型.新建村剖面TI 指数在51～83之间，有机质类型以Ⅱ1型为主.大部分样品位于全岩显微组分三角图中的I型区域.综合分析，万宝组有机质类型为I型.3）满克头鄂博组以腐泥无定形体和腐殖无定形体为主，壳质组占总量的50%以上，镜质组和惰性组含量很低，TI指数在53～60之间，有机质类型为Ⅱ1型.大部分样品位于全岩显微组分三角图中的Ⅱ1型区域.综合分析，满克头鄂博组有机质类型为Ⅱ1型.表2 拉布达林盆地烃源岩显微组分特征数据Table 2 Features of macerals inthe source rock samples of Labudalin Basin地层位置壳质组（b）/%镜质组（c）/% 惰性组（d）/% TI指数有机质类型3 0 95 I新建新伊根河组4.3 1 91 I 2 1 95 I 2 0民族乡样品号XJ09 XJ10 XJ15 EWM01 EWM05 97 I 3 0 95 I 1八大关91 I 3 1 93 I BDG01 BDG02 XJ02万宝组腐泥组（a）/%97 94 97 98 9795 96 89 64 2 0 1 0 0 0 1新建XJ062 0 0 2 4 XJ08 73 8 6满克头鄂博组上乌尔根尖子山JZS1 27 JZS2 36 JZS3 40金鑫煤矿JX01 54 JX04 51 65 54 53 12 10 83 I 21 3 51 Ⅱ1 19 2 60 Ⅱ1 3 5 53 Ⅱ1 5 2 58 Ⅱ1 4 3 60 Ⅱ1大磨拐河组新兴煤矿XX03 88 XX06 81 4 3光明煤矿GM02 528 32 2 34 Ⅱ2 37 2 26 Ⅱ2 7 184 I 14 2 70 Ⅱ1 36 4 25 Ⅱ2图4 拉布达林盆地烃源岩显微组分三角图Fig.4 Triangular diagram for macerals in the source rocks of Labudalin Basin1—新伊根河组（Xinyigenhe fm.）；2—万宝组（Wanbao fm.）；3—满克头鄂博组（Manketouebo fm.）；4—大磨拐河组（Damoguaihe fm.）4）大磨拐河组有机质主要为腐泥无定形体、碎片状镜质体、少量团块状壳质体.腐泥组占总量的51%～88%，镜质组含量明显增多，占总量的7%～37%，壳质组占总量的4%～12%，惰质组占总量的2%左右，TI指数主要位于26～84.有机质类型主要为Ⅱ2型，少数为Ⅱ1型.大部分样品位于全岩显微组分三角图中的Ⅱ1型区域.综合分析，大磨拐河组有机质类型为Ⅱ1型和Ⅱ2型.3.3 有机质成熟度烃类的生成不仅要求烃源岩中含有丰富的有机质，而且要求有机质的热演化程度已经达到一定的成熟度.本次工作通过镜质体反射率（Ro）和烃源岩最大热解峰温（Tmax）值方法对烃源岩的演化程度进行综合评价.拉布达林盆地新伊根河组演化程度较高，处于高成熟—过成熟阶段.万宝组、满克头鄂博组采集样品为地表露头样品，为低成熟阶段.大磨拐河组样品采集于开采煤矿的煤层顶底板泥岩，埋深在250 m左右，为低成熟—成熟阶段.研究区烃源岩Ro和Tmax测试结果见表3、图5.新伊根河组有机质以腐泥无定形体为主，镜质体含量一般小于3%，本次2件样品检测出镜质体反射率值，均大于2.0%.新伊根河组Tmax位于444～538℃之间，平均500℃，处于高成熟—过成熟阶段.万宝组Ro分布于0.55%～0.67%，平均值为0.60%.Tmax位于426～438℃之间，平均433℃，处于低成熟阶段.满克头鄂博组Ro分布于0.58%～0.60%，平均值为0.59%.Tmax位于435～437℃之间，平均436℃，处于低成熟阶段.大磨拐河组Ro分布于0.57%～0.71%，平均值为0.66%.Tmax位于431～441℃之间，平均435℃，处于低成熟—成熟阶段，成熟阶段样品占40%.4 结论1）上石炭统新伊根河组发育暗色粉砂质泥岩、泥岩.泥岩有机碳含量小于0.4%，生烃潜量小于0.1×10-3，有机质类型为I型，镜质体反射率大于2.0%，Tmax平均500℃，演化程度较高，普遍达到到高成熟—过成熟阶段，综合评价为差烃源岩.2）中侏罗统万宝组发育暗色泥岩、炭质泥岩.泥岩有机碳含量0.49%～1.16%，生烃潜量较低，小于0.1×10-3，有机质类型为I型和Ⅱ1型，镜质体反射率平均值为0.60%，Tmax平均433℃，处于低成熟阶段，综合评价为中等—差烃源岩.3）上侏罗统满克头鄂博组发育暗色泥岩、油页岩.泥岩有机碳含量0.86%～3.15%，生烃潜量0.03×10-3～18.74×10-3，有机质类型为Ⅱ1型，镜质体反射率平均值为0.59%，Tmax平均436℃，处于低成熟阶段，综合评价为较好烃源岩.表3 拉布达林盆地烃源岩Ro和Tmax对比表Table 3 The Roand Tmaxdata of the source rocks in Labudalin Basin演化程度大磨拐河组 0.57~0.71 低成熟—成熟满克头鄂博组 0.58~0.60 低成熟层位 Ro范围/%Ro平均值/%0.66 0.59 Tmax/℃431~441 435~437万宝组 0.55~0.67 低成熟0.60426~438新伊根河组 2.08~2.14 2.12444~538 Tmax 平均值/℃435 436 433 500高成熟—过成熟图5 拉布达林盆地烃源岩Ro和Tmax分布直方图Fig.5 Diagrams of Roand Tmaxof the source rocks in Labudalin Basina—新伊根河组（Xinyigenhe fm.）；b—万宝组（Wanbao fm.）；c—满克头鄂博组（Manketouebo fm.）；d—大磨拐河组（Damoguaihe fm.）；1—最大热解峰温（Tmax）；2—镜质体反射率（Ro）4）下白垩统大磨拐河组发育暗色泥岩、炭质泥岩、煤层，有机质丰度较高.泥岩有机碳含量0.99%～15.98%，生烃潜量1.49×10-3～2.22×10-3，有机质类型为Ⅱ1型和Ⅱ2型，镜质体反射率平均值为0.66%，Tmax平均435℃，处于低成熟阶段，综合评价为好烃源岩.参考文献：【相关文献】［1］高红梅.拉布达林盆地上库力组火山活动间隙期烃源岩有机地球化学研究［D］.长春：吉林大学，2007：17-45.［2］曲希玉，刘立，彭晓蕾，等.内蒙古东北部拉布达林盆地上乌尔根软沥青的发现及其意义［J］.地质通报，2007，26（5）：19-23.［3］彭晓蕾，曾翔鹏，洪雪.拉布达林盆地上库力组火山碎屑岩成岩作用特征［J］.吉林大学学报：地球科学版，2010，40（4）：227-236.［4］内蒙古自治区地质矿产局.内蒙古自治区岩石地层［M］.武汉：中国地质大学出版社，1996：225-294.［5］刘志宏，朱德丰，吴相梅，等.东北地区拉布达林盆地的构造特征及早白垩世变形序列［J］.地球学报，2008，29（4）：427-433.［6］李晓海.内蒙古拉布达林盆地构造特征及变形序列［D］.长春：吉林大学，2008：13-26. ［7］王世辉，王立民，唐金生.兴安岭盆地群成盆机制及含油气远景评价［J］.大庆石油地质与开发，2001，20（5）：5-7.［8］高玉巧，刘立，彭晓蕾，等.内蒙古东北部拉布达林盆地下白垩统碳酸盐脉中流体包裹体的特征及其意义［J］.地质通报，2007，26（7）：849-856.［9］杜凤玲.浅析拉布达林煤田大磨拐河组沉积环境与聚煤特征［J］.内蒙古地质，2002，5（1）：31-33.［10］汪新文，刘友元.东北地区前中生代构造演化及其与晚中生代盆地发育的关系［J］.现代地质，1997，11（4）：434-443.［11］李双林，欧阳自远.兴蒙造山带及邻区的构造格局与构造演化［J］.海洋地质与第四纪地质，1998，18（3）：45-54.［12］刘立.大庆探区外围相关盆地群油气资源潜力及油气分布规律［D］.长春：吉林大学，2007：16-60.［13］齐玉林，李景坤，徐喜庆，等.大杨树盆地杨参1井烃源岩评价及油源对比［J］.大庆石油地质与开发，2003，22（1）：13-14.［14］吴河勇，王世辉，杨建国，等.大庆外围盆地勘探潜力［J］.石油地质，2004，23（4）：23-30.［15］邬立言，顾信章，盛志纬，等.生油岩热解快速定量评价［M］.北京：科学出版社，1986：2-5.［16］陈建平，赵长毅，何忠华.煤系有机质生烃潜力评价标准探讨［J］.石油勘探与开发，1997，24（1）：55-67.［17］秦建中，等.中国烃源岩［M］.北京：科学出版社，2005：8-78.［18］SY/T5125-1996，透射光-荧光干酪根显微组分鉴定及类型划分方法［S］.北京：石油工业出版社，1996.［19］SY/T5124-1995，沉积岩中镜质组反射率测定方法［S］.北京：石油工业出版社，1995. ［20］曹寅，钱志浩，张渠.烃源岩评价分析项目的优化组合［J］.海相油气地质，2008，13（3）：55-67.。

内蒙古突泉县姜家屯侏罗纪花岗闪长岩年代学及地球化学特征

内蒙古突泉县姜家屯侏罗纪花岗闪长岩年代学及地球化学特征田子龙;赵庆英;李子昊;邱士龙;李湜先;郑泽宇【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2017(026)006【摘要】Study on the isotopic chronology and lithogeochemistry of the Jiangjiatun granodiorite in Tuquan County,Inner Mongolia,indicates that the LA-ICP-MS zircon U-Pb weighted average age for the rock body is 154.8±1.8 Ma,which represents Late Jurassic.The petrological and geochemical data shows the granodiorite,belonging to high-K calcalkaline series and A-type granite,is characterized by high SiO2 (66.08％-67.80％),rich alkali (K2O+Na2O=7.35％-7.97％),rich Al2O3 (14.5-15.23),poor MgO (1.08％-1.62％),poor CaO (2.05％-3.04％) and low TiO2 (0.56％-0.67％).The REE pattern curves are right-dipping with evident negative Eu anomalies and well LREE fractionation.The primitive mantle normalized trace element spidergrams show distinct negative Sr,Ba and Ti anomalies,depletion of Sr,Ba,Ta and Nb,and relative enrichment of Th,Zr,Hf and Pb.From the above,it is thought that the Jiangjiatun granodiorite is the product of post-orogenic lithosphere extension and shear thinning background affected by the subduction of Paleo-Pacific Plate.%对姜家屯花岗闪长岩进行的同位素年代学及岩石地球化学研究显示,花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为154.8±1.8 Ma,表明该侵入体是晚侏罗世形成的.岩石学及地球化学数据显示其属于高钾钙碱性系列,具A型花岗岩特征.岩石高硅(SiO2=66.08％～67.80％)、富碱(K2O+Na2O=7.35％～7.97％)、富铝(Al2O3=14.5 ～15.23)、贫镁(MgO=1.08％～1.62％)、贫钙(CaO=2.05％～3.04％)、低钛(TiO2=0.56％～0.67％),轻稀土富集,重稀土相对亏损,稀土配分曲线呈右倾型,具明显的负铕异常,轻稀土分馏较好.微量元素亏损Sr、Ba、Ta、Nb,而Th、Zr、Hf、Pb相对富集,在微量元素原始地幔标准化蛛网图上显示明显Sr、Ba、Ti负异常的特征.综合这些特征认为,姜家屯花岗闪长岩是受古太平洋板块俯冲影响,造山后岩石圈伸展剪薄环境下的产物.【总页数】10页(P542-551)【作者】田子龙;赵庆英;李子昊;邱士龙;李湜先;郑泽宇【作者单位】吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;吉林大学地球科学学院,吉林长春130061【正文语种】中文【中图分类】P588.12;P597【相关文献】1.延边开山屯花岗闪长岩-石英闪长岩体年代学、地球化学特征及对古太平洋板块俯冲作用时限的制约 [J], 王超;刘志宏;宋健;高翔;孙理难2.吉林中部江密峰花岗闪长岩锆石U-Pb年代学和岩石地球化学特征 [J], 孙永刚; 李碧乐; 王聚胜; 王永胜; 张旭; 詹天宇3.新疆青河县阿克布拉克花岗闪长岩年代学、地球化学特征及其构造意义 [J], 王硕;魏均启;郭花利;李睿华4.黑龙江跃进山矽卡岩型铜金矿床花岗闪长岩的年代学和地球化学特征 [J], 王崇一;郝宇杰;商青青;史雨凡;高煜;任云生5.西藏冈底斯带则许地区日穷啊晚白垩世花岗闪长岩年代学、地球化学特征及成因[J], 杨文;贾雨阳;李鹏因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

内蒙古东部突泉地区发现角斑岩

内蒙古东部突泉地区发现角斑岩钟辉;刘桂香;宋维民;郝原芳;刘琦;伍月【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2013(22)6【摘要】突泉地区出露中二叠统大石寨组的中性火山岩.通过薄片鉴定并结合长石矿物成分分析,确认为角斑岩.详细描述了角斑岩的手标本特征及显微镜下光学特征,采用电子探针测试技术,分析了其中的长石化学成分,并计算了长石的晶体化学式.电子探针测试结果表明,长石成分由95％以上的钠长石分子及小于5％的钙长石和钾长石分子组成,从而确认岩石中的长石为钠长石.将分析数据投到Ab-An-Or三角图中,进一步确认该中性火山岩中的长石为钠长石.结合岩石的结构特征,确定突泉地区存在角斑岩.角斑岩的发现,为大兴安岭中南部地区进一步认识晚古生代时期区域大地构造发展演化历史提供了岩石学依据.【总页数】5页(P460-463,487)【作者】钟辉;刘桂香;宋维民;郝原芳;刘琦;伍月【作者单位】沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110032;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110032;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110032;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110032;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110032;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110032【正文语种】中文【中图分类】P588.14【相关文献】1.赣北庐山地区新元古代细碧-角斑岩系枕状熔岩的发现及其地质意义 [J], 董树文;薛怀民;项新葵;马立成2.粤西信宜地区坑坪细碧-角斑岩系的发现及其地质意义 [J], 郭良田;洪裕荣;黄继春;陈宇湖;黄宇辉;许汉森3.内蒙古东部突泉地区宝合屯晚侏罗世I型花岗岩——地球化学特征、岩石成因及地质意义 [J], 邱士龙;赵庆英;李世超;李子昊;田子龙;李湜先;郑泽宇4.内蒙古那干楚泥盆纪大民山组细碧角斑岩的发现及其成因 [J], 赵明远;李红梅;陈安霞5.内蒙东升庙矿区狼山群中石英角斑岩的发现及意义 [J], 彭润民因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

26134942_内蒙古中西部宝音图群石榴角闪岩的地球化学、变质作用及年代学特征

１００００５６９／２０２１／０３７（１２）３７５９８０ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ　岩石学报ｄｏｉ：１０１８６５４／１００００５６９／２０２１１２１０内蒙古中西部宝音图群石榴角闪岩的地球化学、变质作用及年代学特征姜灵１　张晋瑞１唐爽１　魏春景２　初航３ＪＩＡＮＧＬｉｎｇ１，ＺＨＡＮＧＪｉｎＲｕｉ１，ＴＡＮＧＳｈｕａｎｇ１，ＷＥＩＣｈｕｎＪｉｎｇ２ａｎｄＣＨＵＨａｎｇ３１吉林大学地球科学学院，长春　１３００６１２北京大学地球与空间科学学院，北京　１００８７１３天津地质矿产研究所，天津　３００１７０１ＣｏｌｌｅｇｅｏｆＥａｒｔｈＳｃｉｅｎｃｅｓ，ＪｉｌｉｎＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｃｈａｎｇｃｈｕｎ１３００６１，Ｃｈｉｎａ２ＳｃｈｏｏｌｏｆＥａｒｔｈａｎｄＳｐａｃｅＳｃｉｅｎｃｅｓ，ＰｅｋｉｎｇＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１００８７１，Ｃｈｉｎａ３ＴｉａｎｊｉｎＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＭｉｎｅｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓ，Ｔｉａｎｊｉｎ３００１７０，Ｃｈｉｎａ２０２１０５１３收稿，２０２１０７３０改回ＪｉａｎｇＬ，ＺｈａｎｇＪＲ，ＴａｎｇＳ，ＷｅｉＣＪａｎｄＣｈｕＨ２０２１Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｓｍａｎｄｇｅｏｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆｔｈｅｇａｒｎｅｔａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅｓｉｎｔｈｅＢａｏｙｉｎｔｕＧｒｏｕｐ，ｃｅｎｔｒａｌｗｅｓｔｅｒｎＩｎｎｅｒＭｏｎｇｏｌｉａＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，３７（１２）：３７５９－３７８０，ｄｏｉ：１０１８６５４／１００００５６９／２０２１１２１０ＡｂｓｔｒａｃｔＴｈｅＢａｏｙｉｎｔｕＧｒｏｕｐｉｓｄｉｓｔｒｉｂｕｔｅｄｉｎｔｈｅａｒｅａｓｏｆＬａｎｇｓｈａｎ，ＴｕｇｕｒｉｇｅａｎｄＤａｍａｏｑｉｉｎｔｈｅｃｅｎｔｒａｌｗｅｓｔｅｒｎＩｎｎｅｒＭｏｎｇｏｌｉａＩｔｉｓｍａｉｎｌｙｃｏｍｐｏｓｅｄｏｆｍｉｃａｓｃｈｉｓｔ，ｑｕａｒｔｚｓｃｈｉｓｔ，ｑｕａｒｔｚｉｔｅ，ａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅａｎｄｍａｒｂｌｅＧａｒｎｅｔａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅｓｄｅｖｅｌｏｐｅｄｉｎｔｈｅＧｅｒａｏｂａｏａｎｄＴｕｇｕｒｉｇｅ，ｏｃｃｕｒａｓｂｅｄｄｅｄｏｒｌｅｎｔｉｃｕｌａｒｂｏｄｉｅｓｗｉｔｈｉｎｔｈｅｍｉｃａｓｃｈｉｓｔ，ａｎｄｔｈｅｙａｒｅｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄｂｙｄｉｆｆｅｒｅｎｔｍｉｎｅｒａｌａｓｓｅｍｂｌａｇｅｓＴｈｅｆｏｒｍｅｒｍａｉｎｌｙｃｏｎｔａｉｎｓｇａｒｎｅｔ，ｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅ，ｐｌａｇｉｏｃｌａｓｅ，ｒｕｔｉｌｅａｎｄｉｌｍｅｎｉｔｅ，ａｎｄｔｈｅｌａｔｔｅｒｍａｉｎｌｙｃｏｎｔａｉｎｓｇａｒｎｅｔ，ｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅ，ｅｐｉｄｏｔｅ，ｒｕｔｉｌｅａｎｄｉｌｍｅｎｉｔｅＧｅｏｃｈｅｍｉｃａｌｓｔｕｄｙｓｈｏｗｓｔｈａｔｔｈｅｇａｒｎｅｔａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅｓａｒｅｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄｂｙｔｈｏｌｅｉｉｔｉｃｂａｓａｌｔｓｅｒｉｅｓＴｈｅｇａｒｎｅｔａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅｓｓｈｏｗｒｉｇｈｔｄｉｐｐｉｎｇＲＥＥｐａｔｔｅｒｎｓｗｉｔｈ∑ＲＥＥ＝８３３１×１０－６～１２５９×１０－６，（Ｌａ／Ｙｂ）Ｎ＝２１７～６４８ａｎｄδＥｕ＝０８７～０９８，ａｎｄｔｈｅｙｈａｖｅｎｏｏｂｖｉｏｕｓｎｅｇａｔｉｖｅａｎｏｍａｌｙｉｎＴａ，ＮｂａｎｄＴｉ，ｓｈｏｗｉｎｇａｎａｆｆｉｎｉｔｙｔｏｅｎｒｉｃｈｅｄｍｉｄｏｃｅａｎｒｉｄｇｅｂａｓａｌｔｓ（ＥＭＯＲＢ）．ＤｉｓｃｒｉｍｉｎａｔｉｏｎｄｉａｇｒａｍｉｎｄｉｃａｔｅｓｔｈａｔｔｈｅｐｒｏｔｏｌｉｔｈｏｆｇａｒｎｅｔａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅｓｍａｙｈａｖｅｆｏｒｍｅｄｉｎａｎｉｎｔｒａｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌｒｉｆｔｓｅｔｔｉｎｇＰｈａｓｅｅｑｕｉｌｉｂｒｉａｍｏｄｅｌｉｎｇｓｈｏｗｓｔｈａｔｓａｍｐｌｅｓＬＳ０１ｆｒｏｍＧｅｒａｏｂａｏｇｏｕａｎｄＬＳ３５ｆｒｏｍＴｕｇｕｒｉｇｅｂｏｔｈｅｘｐｅｒｉｅｎｃｅｄｃｌｏｃｋｗｉｓｅＰＴｐａｔｈｓｉｎｃｌｕｄｉｎｇｐｒｏｇｒａｄｅ，ｐｅａｋａｎｄｎｅａｒｉｓｏｔｈｅｒｍａｌｄｅｃｏｍｐｒｅｓｓｉｏｎｓｔａｇｅｓＴｈｅｐｅａｋＰＴｃｏｎｄｉｔｉｏｎｏｆｓａｍｐｌｅＬＳ０１ｉｓｅｓｔｉｍａｔｅｄｔｏｂｅ～１１ｋｂａｒ／～７３５℃ｗｉｔｈｔｈｅｐｅａｋｍｉｎｅｒａｌａｓｓｅｍｂｌａｇｅｐｒｅｄｉｃｔｅｄｔｏｂｅｇａｒｎｅｔ＋ｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅ＋ｐｌａｇｉｏｃｌａｓｅ＋ｂｉｏｔｉｔｅ＋ｄｉｏｐｓｉｄｅ＋ｒｕｔｉｌｅ＋ｍｅｌｔＨｏｗｅｖｅｒ，ｔｈｅＰＭ（Ｈ２Ｏ）ｐｓｅｕｄｏｓｅｃｔｉｏｎｓｈｏｗｓｔｈａｔｔｈｅｄｉｏｐｓｉｄｅｗｏｕｌｄｎｏｔｂｅｒｅｔａｉｎｅｄｄｕｅｔｏｔｈｅｓａｔｕｒａｔｅｄｆｌｕｉｄｐｅｎｅｔｒａｔｉｏｎｄｕｒｉｎｇｔｈｅｐｏｓｔｐｅａｋｅｖｏｌｕｔｉｏｎＴｈｅｐｅａｋＰＴｃｏｎｄｉｔｉｏｎｏｆｓａｍｐｌｅＬＳ３５ｉｓｅｓｔｉｍａｔｅｄｔｏｂｅ～８ｋｂａｒ／６７５℃，ａｎｄｔｈｅｐｅａｋｍｉｎｅｒａｌａｓｓｅｍｂｌａｇｅｉｓｐｒｅｄｉｃｔｅｄｔｏｂｅｇａｒｎｅｔ＋ｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅ＋ｅｐｉｄｏｔｅ＋ｒｕｔｉｌｅＴｈｅｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｅａｋＰＴｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅｇａｒｎｅｔａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅｓａｒｅｉｎｄｉｃａｔｉｖｅｏｆｔｈｅｐｒｏｇｒｅｓｓｉｖｅｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｓｍｉｎｔｈｅＢａｏｙｉｎｔｕＧｒｏｕｐＺｉｒｃｏｎＬＡＩＣＰＭＳＵＰｂｄａｔｉｎｇｉｎｄｉｃａｔｅｓｔｈａｔｔｈｅｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃｚｉｒｃｏｎｓｉｎｇａｒｎｅｔａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅｓａｍｐｌｅＬＳ０１ａｒｅａｇｅｄａｔ３９４±８ＭａＣｏｎｓｅｑｕｅｎｔｌｙ，ｉｔｉｓｉｎｆｅｒｒｅｄｔｈａｔｔｈｅｐｒｏｔｏｌｉｔｈｏｆｔｈｅｓｅｇａｒｎｅｔａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅｓｍａｙｈａｖｅｆｏｒｍｅｄｉｎｔｈｅＮｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃｒｉｆｔｉｎｇｂａｓｉｎｓｉｎｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎｍａｒｇｉｎｏｆＮｏｒｔｈＣｈｉｎａＣｒａｔｏｎＩｎｔｈｅＭｉｄｄｌｅＤｅｖｏｎｉａｎ，ｔｈｅＢａｏｙｉｎｔｕＧｒｏｕｐａｓａｐａｒｔｏｆｔｈｅＮｏｒｔｈＣｈｉｎａＣｒａｔｏｎ，ｗａｓｉｎｖｏｌｖｅｄｉｎｔｈｅｏｒｏｇｅｎｉｃｐｒｏｃｅｓｓａｓｓｏｃｉａｔｅｄｗｉｔｈｔｈｅｃｌｏｓｕｒｅｏｆｔｈｅＰａｌｅｏＡｓｉａｎＯｃｅａｎａｎｄｅｘｐｅｒｉｅｎｃｅｐｒｏｇｒｅｓｓｉｖｅｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｓｍｏｆｍｅｄｉｕｍＰ／ＴｓｅｒｉｅｓＫｅｙｗｏｒｄｓＧｅｏｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙ；Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ；Ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｓｍ；Ｐｈａｓｅｅｑｕｉｌｉｂｒｉａｍｏｄｅｌｉｎｇ；Ｇａｒｎｅｔａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅ；ＢａｏｙｉｎｔｕＧｒｏｕｐ摘　要宝音图群分布于内蒙古中西部狼山、图古日格和达茂旗一带，主要由云母片岩、石英片岩、石英岩、角闪岩和大理本文受国家自然科学面上基金项目（４２０７２０７３）、国家自然科学青年基金项目（４１７０２０４９）、科技部＂９７３＂项目（２０１３ＣＢ４２９８０１）和博士后面上基金项目（２０１６Ｍ６００８５４）联合资助．第一作者简介：姜灵，女，１９９３年生，硕士生，岩石学专业，Ｅｍａｉｌ：１０９９１２３５３５＠ｑｑ．ｃｏｍ通讯作者：张晋瑞，男，１９８９年生，副教授，岩石学专业，Ｅｍａｉｌ：ｊｅｒｒｙｚｈａｎｇ＠ｊｌｕ．ｅｄｕ．ｃｎ岩组成。

乌兰浩特地区早白垩世晚期花岗斑岩年代学、地球化学特征及其构造背景

乌兰浩特地区早白垩世晚期花岗斑岩年代学、地球化学特征及其构造背景作者：李中会程招勋李凯来源：《华东地质》2020年第03期摘要：内蒙古乌兰浩特地区出露的2条花岗斑岩带分布在与嫩江—八里罕断裂相关的左行走滑剪切带内。

通过LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究，确定该花岗斑岩的形成时代为124.99±0.99 Ma，属于早白垩世晚期。

地球化学特征表明，该花岗斑岩SiO2含量为70.56%～78.34%，（Na2O+K2O）为7.10%～8.99%，铝饱和指数A/CNK为0.94～1.20，富硅、碱，属于准铝质-过铝质花岗岩。

花岗斑岩稀土元素总量中等，轻、重稀土元素分馏明显（（La/Yb）N=9.49～ 14.71），Eu负异常较强（δEu=0.33～0.73），相对富集大离子亲石元素Rb、Ba和高场强元素Th、U，Sr、Nb、Ti相对亏损，呈明显负异常，属于高分异I型花岗岩。

嫩江—八里罕断裂在早白垩世晚期曾发生短暂的伸展作用。

关键词：花岗斑岩;锆石U-Pb年龄;早白垩世晚期;嫩江—八里罕断裂中图分类号：P588.13文献标识码：A文章编号：2096-1871（2020）03-229-08花岗岩是地壳重要的组成之一，其形成及演化与大地构造环境相关，为探讨大陆动力学问题提供了线索[1]。

乌兰浩特地区位于大兴安岭东部与松嫩盆地结合处的嫩江—八里罕断裂带上。

前人对嫩江—八里罕断裂带韧性剪切带研究较多[2-4]，而对沿断裂带发育的花岗岩成因、构造环境及其与断裂带的关系研究较少。

本文对乌兰浩特地区花岗斑岩开展岩石学、地球化学及锆石U-Pb年代学研究，分析花岗斑岩的岩石成因及其形成的构造环境，探讨岩浆侵位与嫩江—八里罕断裂的关系，为进一步研究嫩江—八里罕断裂提供参考。

1 地质概况乌兰浩特地区位于西伯利亚克拉通东南缘陆缘增生带与华北克拉通北缘陆缘增生带之间的锡林浩特岛弧北段，嫩江—八里罕断裂中段[4]（图1（a））。

云阳地区中侏罗统新田沟组(J_(2x))沉积环境特征研究

云阳地区中侏罗统新田沟组(J_(2x))沉积环境特征研究
陈星;古明洁;熊璨;陈琛;吴明飞;叶锦程;何丹
【期刊名称】《科学咨询》
【年(卷),期】2024()3
【摘要】云阳位于四川盆地东北部、雪峰山构造带西侧,北侧紧靠大巴山构造带。

该区中侏罗统新田沟组(J_(2x))发现了大量恐龙化石。

研究中侏罗统新田沟组的沉积环境特征对于分析四川盆地中侏罗世的沉积构造演化及揭示恐龙化石形成具有重要意义。

本文通过对云阳新田沟组地层的剖面实测,结合前人研究成果,分析了新田沟组沉积岩性组合和沉积相特征。

结果表明,中侏罗世新田沟组时期继承了早—中侏罗世早期陆内弱伸展构造动力环境。

在该时期,云阳属于四川盆地湖陆过渡时期的湖相三角洲沉积,以滨湖—浅湖相交替为主,发现的恐龙化石很可能是这一时期经河流搬运至此。

【总页数】5页(P139-143)
【作者】陈星;古明洁;熊璨;陈琛;吴明飞;叶锦程;何丹
【作者单位】重庆交通大学岩土与地质工程系;重庆市地质矿产勘查开发局208水文地质工程地质队(重庆市地质灾害防治工程勘查设计院)/川渝共建古生物与古环境协同演化重庆市重点实验室;云阳县普安恐龙化石管理委员会
【正文语种】中文
【中图分类】P61
【相关文献】
1.南羌塘盆地扎仁地区中侏罗统布曲组沉积环境特征及其对油气地质条件的控制作用
2.重庆云阳新津乡中侏罗统新田沟组恐龙的发现及沉积环境
3.大兴安岭中段索伦地区中侏罗统万宝组沉积环境及地球化学特征
4.宁夏固原炭山地区中侏罗统延安组油页岩特征及其沉积环境
因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

内蒙古突泉盆地突D1井中侏罗统万宝组暗色泥岩储层特征

第65卷增刊1Vol.65Supp.12019年4月Apr.,2019地质论评GEOLOGICAL REVIEW内蒙古突泉盆地突D1井中侏罗统万宝组暗色泥岩储层特征孙雷，张健，苏飞中国地质调查局沈阳地质调查中心，沈阳，110034注：本文为中国地质调查局资助项目（编号:DD20190097）的成果。

收稿日期：2019-01-10；改回日期：2019-03-20；责任编辑：章雨旭。

Doi ：10.16509/j.georeview.2019.s1.082作者简介：孙雷，男，1988年生，硕士，工程师，矿产普查与勘探专业，Email ：****************。

关键词：突泉盆地;突D1井;万宝组;储层特征突泉盆地位于内蒙古自治区兴安盟科右中旗至突泉县一带，面积为2358km 2。

盆地自南向北发育多个次级断陷，以南部牤牛海断陷保存较好。

在牤牛海断陷实施的突参1井经试油压裂获得轻质原油，实现了松辽盆地外围新区、新层系油气调查的重要发现（李世臻，2015）。

突D1井距离突参1井约5km ，发现多层“油浸、油迹、油斑”级别的油气显示（苏飞等，2017）。

本文系统分析突D1井中侏罗统万宝组泥岩储层特征，对其储层评价及后期油气勘探具有重要的意义。

1突D1井地质概况突D1井位于突泉盆地牤牛海断陷南部，为全井取心的直井地质调查井，完钻井深890.7m ，钻遇2套地层，分别为全新统表层堆积（0~31.3m ）和中侏罗统万宝组（31.3~890.7m ）。

其中，中侏罗统万宝组以深灰色、灰色泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、粉砂岩夹凝灰质粉细砂岩、凝灰质泥岩及凝灰岩为主。

2突D1井万宝组暗色泥岩有机地球化学特征突D1井万宝组共发育暗色泥岩70层，累计厚度为516.75m ，最小单层厚度为0.2m ，最大单层厚度为112.2m 。

万宝组78件暗色泥岩总有机碳为0.03%~1.74%，平均为0.28%，整体上突D1井万宝组有机质丰度较低，部分为中等-好烃源岩，具有一定的生烃物质基础；δ13C 值为-26.0‰~-22.8‰，平均值为-25.1‰，反映有机质类型大部分为Ⅲ型干酪根，少部分为Ⅱ型干酪根；万宝组暗色泥岩整体处于高成熟阶段。

内蒙古突泉盆地中侏罗统万宝组碎屑_省略_测年_地球化学特征及对源区的制约_王杰

中国地质调查局沈阳地质调查中心，辽宁沈阳 110034
Shenyang Center of Geological Survey, CGS, Shenyang 110034, Liaoning, China
摘要：突泉盆地中侏罗统万宝组碎屑岩中砾石、岩屑及重矿物组合研究显示，母岩主要为流纹岩、安山岩、花岗岩、砂泥质岩石和少量中低变质岩；碎屑岩地球化学特征显示，源区形成于大陆岛弧和活动大陆边缘环境。在万宝组砂岩样品中，利用 LA-ICP-
Table 1 Percentages of gravels from Wanbao Formation in Tuquan basin %
D06 35 15 10 10 7 3
12 5 0 D08 40 30 10 5 5 3 7 0 0 25 5 2 0 8 0 0 D10 60 D22 45 35 10 2 0 0 8 0 0 D26 50 35 5 3 0 0 2 0 5 D27 30 45 15 5 0 0 5 0 0 D28 40 20 5 10 5 3 12 0 0
图1 大兴安岭地区突泉盆地地质构造略图
Fig. 1 Geological sketch map of Tuquan basin in Da Hinggan Mountains region
1 — 第四系；2 — 白垩系；3 — 上侏罗统；4 — 中、下侏罗统；5 — 中 -上二
叠统；6 — 花岗岩；7 — 二长花岗岩；8 — 片麻状二长花岗岩；
第 32 卷第 8 期
地
质
通
报
Vol．32 ，No．8 Aug.，2013

大兴安岭中段突泉盆地玛尼吐组火山岩地球化学特征及成因

大兴安岭中段突泉盆地玛尼吐组火山岩地球化学特征及成因陶楠;宋维民;杨佳林;杜继宇;庞雪娇【摘要】突泉盆地玛尼吐组安山岩位于内蒙古东部兴安盟突泉县,大地构造位置属华北板块北缘晚古生代陆缘增生带,大兴安岭构造岩浆岩带中段.安山岩样品的SiO2、Al2O3、Na2O、K2O含量分别为60.64％～64.36％、15.84％～17.38％、3.76％～5.30％、2.44％～3.81％,为过铝质、高钾钙碱性岩石,轻稀土元素富集,重稀土元素亏损,无Eu异常和Ce异常,富集大离子亲石元素(Rb、K、Ba、LREE)和化学性质活泼的不相容元素(U、Th),相对亏损高场强元素(Nb、Ta、P、Ti)和重稀土元素(如Y、Yb、Lu).原始岩浆来源于地壳岩石部分熔融源区,是蒙古-鄂霍次克洋闭合后岩石圈伸展环境下的产物.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2016(025)006【总页数】5页(P520-524)【关键词】岩石地球化学;岩石成因;玛尼吐组安山岩;突泉盆地;大兴安岭;内蒙古【作者】陶楠;宋维民;杨佳林;杜继宇;庞雪娇【作者单位】吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;中国地质调查局沈阳地质调查中心(沈阳地质矿产研究所),辽宁沈阳110034;中国地质调查局沈阳地质调查中心(沈阳地质矿产研究所),辽宁沈阳110034;中国地质调查局沈阳地质调查中心(沈阳地质矿产研究所),辽宁沈阳110034;中国地质调查局沈阳地质调查中心(沈阳地质矿产研究所),辽宁沈阳110034;中国地质调查局沈阳地质调查中心(沈阳地质矿产研究所),辽宁沈阳110034【正文语种】中文【中图分类】P588.14;P595大兴安岭中段突泉盆地尼玛吐组火山岩体位于内蒙古东部，大兴安岭构造岩浆岩带中段.研究区火山岩发育，出露面积约190 km2，呈带状NNE向分布，属突泉火山盆地北侧.大兴安岭中段火山岩带是中生代火山大喷发形成的构造－火山岩带，整个中生代时期火山活动连续不断，尤其在晚侏罗世火山活动达到高峰，形成了几套具有典型特点的火山岩组合.依据各时代火山活动特点、接触关系及岩石组合等资料，自晚三叠世—早白垩世共划分4个火山喷发旋回，它们各自代表不同期次、不同规模火山活动及其破火山作用的完整过程，是一套典型的中酸性火山岩组合，是构成东亚大陆边缘巨型火山岩带的重要组成部分.本文选择出露于突泉火山盆地的玛尼吐组火山旋回中的火山熔岩为研究对象，对其进行详细的地球化学特征研究，以期为突泉火山盆地中火山岩形成的构造背景提供基础资料与依据，期望对大兴安岭中段地区的地质学研究和成矿预测起到积极作用.突泉盆地位于内蒙古东部兴安盟突泉县境内，大地构造位置属华北板块北缘晚古生代陆缘增生带，松嫩地块与兴安地块构造结合部的嫩江造山带处［1］，盆地基底主要为晚古生代古亚洲洋残余海盆不同演化时段沉积体系中的一套海－陆相地层.盆地北部、东部分别与龙江盆地、松辽盆地相邻，是一个近乎南北走向的中生代断拗盆地.地理坐标为北纬45°00′～46°00′，东经121°15′～122°00′之间，面积约2300 km2.通过该盆地南部非震物探资料推测，盆地南部早中生代拗陷埋深范围为800～2000 m［2］.突泉盆地出露地层自下而上主要为红旗组、万宝组、满克头鄂博组、玛尼吐组、白音高老组、甘河组.从中生代的地层出露情况分析，红旗组和万宝组为一套类磨拉石含煤沉积，代表早中生代东北地区的非典型、弱造山的山前与山间沉积［3］，而后期充填于盆地内晚侏罗世到早白垩世（满克头鄂博组、玛尼吐组、白音高老组、甘河组）陆相火山－沉积岩系，是当时中国东北地区乃至东北亚断陷盆地系及盆岭体系组成的基本特征［4］.本文玛尼吐组火山岩样品采集于1/5万保安屯幅突泉火山盆地西石砬子火山机构周边，发育于盆地西北部，样品均为安山岩.岩石镜下特征为斑状结构，斑晶为角闪石、斜长石和黑云母.斜长石呈半自形板柱状、宽板状，部分聚斑状，部分边缘熔蚀呈浑圆形、港湾状，聚片双晶带较宽，表面模糊泥化、绢云母化，边缘长英质呈扇形、半球粒环绕，延长方向略定向，粒径在0．6～2．2 mm之间，含量约为20%；黑云母呈片状、长条片状，多全部暗化呈假象，少量边缘暗化，沿解理缝析出铁质成分，略定向，含量约为5%；角闪石呈长柱状、较规则菱形粒状，部分发育不完整，但能见较清晰轮廓，全部暗化呈假象，略显方向性，粒径0．3～1．0 mm，含量为1%～2%.基质为微晶结构，主要为斜长石微晶，杂乱分布，呈半自形长柱状、板状，聚片双晶带较宽，表面模糊弱泥化，粒径多在0．04～0．1 mm之间，个别达0．2 mm.突泉盆地玛尼吐组安山岩样品的主量、微量、稀土元素分析结果见表1.安山岩样品的SiO2质量分数为60．64%～64．36%，平均值为62．34%；Al2O3质量分数为15．84%～17．38%，平均值为16．57%；Na2O的质量分数为3．76%～5．30%，平均值为4．48%；K2O的质量分数为2．44%～3．81%，平均值为2．79%；Na2O＋K2O质量分数为5．56%～8．91%，平均值为7．85%.K2O/Na2O值为0．81～2．15，平均值为1．46.里特曼指数σ为1．45～4．27（均值为3．4，σ＞3．3）.Al2O3/（Na2O＋K2O）（分子数）值为1．37～2．25，平均值为1．64；铝饱和指数Al2O3/（CaO＋Na2O＋K2O）（分子数）值为1．07～1．77，平均值为1．31.在ACNK－ANK图解中，样品主要落入过铝质区域，在SiO2-K2O图解（图1b）上，样品主要落入高钾钙碱性系列区域，在硅－碱图解（图1a）中，样品点绝大多数都落入了亚碱性安山岩或粗面岩范围内，由此确定玛尼吐组安山岩属于亚碱性过铝质高钾钙碱性岩石系列.突泉盆地玛尼吐组安山岩样品的稀土元素配分模式均为轻稀土元素富集、重稀土元素亏损的右倾型（图2a）.稀土元素总量（ΣREE）为96．72×10－6～145．92× 10－6，平均为115．26×10－6，轻、重稀土元素分馏程度中等，LREE/HREE值为6．61～8．85，平均值为7．89，（La/Yb）N值为5．75～8．97，平均值为7．64，无Eu异常和Ce异常（δEu＝0．88～1．18，均值1．00；δCe＝0．92～0．97，均值0．95）（表1）.原始地幔标准化微量元素蛛网图（图2b）中，相对富集大离子亲石元素（如Rb、K、Ba）和化学性质活泼的不相容元素（U、Th），相对亏损高场强元素（如Nb、Ta、P、Ti）和重稀土元素（如Y、Yb、Lu）.其中，Ti和P亏损可能受到钛铁矿和磷灰石分离结晶作用的影响.玛尼吐组安山岩明显富集大离子亲石元素（Rb、K、Ba、LREE）和化学性质活泼的不相容元素（U、Th），相对亏损高场强元素（Nb、Ta、P、Ti）和重稀土元素（如Y、Yb、Lu），具有陆壳物质或俯冲流体交代的岩石圈地幔物质特征［5］.玛尼吐组安山岩的Mg＃值为2．1～5．2，均值为3．5，表明安山岩由基性下地壳铁镁质岩石部分熔融的可能性很小［6］.安山岩岩石样品的Cr含量为5．36×10－6~43．4×10－6（均值19．1×10－6），小于原始地幔Cr（2121×10－6）［7］和高镁安山岩Cr（一般大于100×10－6，高者可达770×10－6）［8］.岩石样品的Nb/Ta值（11．18～19．81，均值为16．15）介于地壳平均值（8．3）［9］和地幔平均值（17．5）［10］之间.Rb/Sr值（0．09～0．25，均值0．15）介于地幔值（0．034）和地壳值（0．350）［11］之间.结合岩石钙碱性和低Mg＃值等特征，笔者认为玛尼吐组安山岩原始岩浆主要来源于地壳岩石部分熔融源区.关于大兴安岭中生代火山岩构造背景，存在多种不同观点，主要有：大兴安岭晚中生代的花岗岩火山岩活动只是伸展背景下的岩浆演化的一个阶段［12］；与蒙古－鄂霍次克洋的闭合有关［13-18］；与古太平洋板块的俯冲作用有关［19-20］；与地幔柱构造有关［21-22］.到目前为止，在吉黑东部尚未发现138～145 Ma的火山岩［23-24］，表明大兴安岭中生代岩浆事件与古太平洋板块的俯冲作用没有关系［25］.大兴安岭中生代火山岩分布面积广，形成时代变化范围大，与地幔柱构造有关的岩浆事件不一致，排除地幔柱构造背景.Metelkin［26］研究认为，中—晚侏罗世蒙古－鄂霍次克洋自西向东逐渐闭合，西部最终的闭合时间为晚侏罗世，东部最终闭合的时间为早白垩世，其演化过程与突泉盆地玛尼吐组火山岩的形成时间（139～148 Ma）基本吻合.玛尼吐组火山岩从北向南，存在由老到新的穿时性，进一步证明玛尼吐组火山岩的形成与蒙古－鄂霍次克缝合带演化有关［27］.玛尼吐组安山岩样品在Hf/3－Th－Ta图解（图3a）中落入了火山弧花岗岩区域，在Sr/Y－Y图解（图3b）中落入了经典岛弧岩石区域，在Th/Yb－Ta/Yb图解（图4）中落入了活动大陆边缘（陆缘弧）区域.岛弧和活动大陆边缘均属于消减带范围，表明玛尼吐组安山岩形成于大陆弧环境.结合大兴安岭中生代火山岩构造演化背景，笔者认为内蒙古突泉盆地玛尼吐组安山岩是蒙古－鄂霍次克洋闭合后岩石圈伸展环境下的产物.1）突泉盆地玛尼吐组安山岩为亚碱性、过铝质、高钾钙碱性岩石，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，无Eu异常和Ce异常，明显富集大离子亲石元素（Rb、K、Ba、LREE）和化学性质活泼的不相容元素（U、Th），相对亏损高场强元素（Nb、Ta、P、Ti）和重稀土元素（如Y、Yb、Lu）.2）突泉盆地玛尼吐组安山岩原始岩浆来源于地壳岩石部分熔融源区，是蒙古－鄂霍次克洋闭合后岩石圈伸展环境下的产物.致谢：野外工作中得到张立东研究员倾心指导，李之彤研究员对本文进行了细心审阅并提出了宝贵意见，在此致以衷心感谢！【相关文献】［1］唐克东，邵济安，李永飞．松嫩地块及其研究意义［J］．地学前缘，2011，18（3）：57－65．［2］方慧，钟清，陈树旺．内蒙古突泉盆地双低阻层的发现及其地质意义［J］．地质通报，2013（8）：1253－1259．［3］王五力，陈树旺，刘世伟，等．中国东北造山带与高原形成的关系［J］．地质与资源，2010，19（S1）：39－45．［4］李思田．断陷盆地分析与煤聚积规律［M］．北京：地质出版社，1988．［5］孙德有，苟军，任云生，等．满洲里南部玛尼吐组火山岩锆石U－Pb年龄与地球化学研究［J］．岩石学报，2011，27（10）：3083－3094．［6］Atheroton M P，Petford N．Generation of sodium-rich magmas from newly underplated basaltic crust［J］．Nature，1983，362：144－146．［7］Hirose K，Kushior I．Partial melting of dry peridotites at melts segregated from peridotite using aggregates of diamonds［J］．Earth Planet Sci Lett，1993，144：477－489．［8］Kamei A，Owada M，Nagao T，et al．High-Mg diorites derived from sanukitic HMA magmas，Kyushu Island，Southwest Japan Arc：Evidence from clinopyroxene and whole rock compositions［J］．Lithos，2004，75：359－371．［9］Rudnick R L，Gao S．Composition of the continental crust［C］// Rudnick R L，ed．The Crust．Oxford：Elsevier Pergamon，2003：1－64．［10］Boynton W V．Geochemistry of the rare-earth elements：Meteorite studies［C］//Henderson，ed．Rare Earth Element Geochemistry．Amsterdam：Elservier，1984，63－114．［11］Taylor S R，McLenman S M．The Geochemical evolution of the continental crust ［J］．Reviews of Geophysics，1995，33（2）：241－265．［12］邵济安，张履桥，牟保磊．大兴安岭中生代伸展造山过程中的岩浆作用［J］．地学前缘，1999（4）：339－346．［13］Fan W M，Guo F，Wang Y J，et al．Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of post-orogenic extension in the northern Da Hinggan Mountains，northeastern China ［J］．Journal of Volcanology and Geothermal Research，2003，121：115－135．［14］Wang F，Zhou X H，Zhang L C，et al．Late Mesozoic volcanism in the GreatXing’an Range（NE China）：Timing and implications for the dynamic setting of NE Asia ［J］．Earth and Planetary Science Letters，2006，251：179－198．［15］陈志广，张连昌，周新华，等．满洲里新右旗火山岩剖面年代学和地球化学特征［J］．岩石学报，2006，22（12）：2971－2986．［16］张连昌，陈志广，周新华，等．大兴安岭根河地区早白垩世火山岩深部源区与构造－岩浆演化：Sr－Nd－Pb－Hf同位素地球化学制约［J］．岩石学报，2007，23（11）：2823－2835．［17］张玉涛，张连昌，英基丰，等．大兴安岭北段塔河地区早白垩世火山岩地球化学及源区特征［J］．岩石学报，2007，23（11）：2811－2822．［18］Ying J F，Zhou X H，Zhang L C，et al．Geochronological framework of Mesozoic volcanic rocks in the Great Xingan Range，NE China，and their geodynamic implications ［J］．Journal of Asian Earth Sciences，2010，39（6）：786－793.［19］孙德有，许文良，周燕．大兴安岭中生代火山岩的形成机制［J］．矿物岩石地球化学通讯，1994（3）：162－164．［20］葛文春，林强，孙德有，等．大兴安岭中生代两类流纹岩成因的地球化学研究［J］．地球科学，2000，25（2）：172－178．［21］林强，葛文春，曹林，等．大兴安岭中生代双峰式火山岩的地球化学特征［J］．地球化学，2003，32（3）：208－222.［22］许文良，葛文春，裴福萍，等．东北地区中生代火山作用的年代学格架及其构造意义［J］．矿物岩石地球化学通报，2008，27（增刊1）：286－287．［23］XU Wen-liang，JI Wei-qiang，PEI Fu-ping，et al．Triassic volcanism in Eastern Heilongjiang and Jilin provinces，NE China：Chronology，and tectonic implications ［J］．Journal of Asian Earth Sciences，2009，34（3）：392－402．［24］许文良，王枫，裴福萍，等．中国东北中生代构造体制与区域成矿背景：来自中生代火山岩组合时空变化的制约［J］．岩石学报，2013，29（2）：339－353．［25］Metelkin D V，Vernkovsky V A，Kazansky A Y，et al．Late Mesozoic tectonics of Central Asia based on paleomagnetic evidence［J］．Gondwana Research，2010，18（3）：400－419．［26］司秋亮，崔天日，唐振，等．大兴安岭中段柴河地区玛尼吐组火山岩年代学、地球化学及岩石成因［J］．吉林大学学报：地球科学版，2015，45（2）：389－403．。

大兴安岭东南部中侏罗统新民组研究新进展

大兴安岭东南部中侏罗统新民组研究新进展丁秋红;王杰;李晓海;姚玉来;李文博【摘要】By means of field geological investigation,geological section survey,drilling core logging,fossil study and isotopic dating,combined with the comprehensive analysis of previous data,it is concluded that the Xinmin Formation is mainly a set of volcanic rocks and pyroclastic rocks with coal deposits,bearing mid flora of Coniopteris-Phoenicopsis,bivalve fossil assemblage of Ferganoconcha tomiensis-F.elongate and sporopollen assemblage of Osmundacidites-Lycopodiumsporites-Piceites,which belong to Middle Jurassic.The zircon U-Pb age of volcanic rocks is 161.6 Ma;while that of detrital rocks is between 175±2 Ma and 2537±20 Ma.The youngest age of detrital rocks (175±2 Ma) represents the lower deposition limit of Xinmin Formation.The research results would provide essential data and scientific basis for the Middle Jurassic stratigraphic classification and correlation,as well as the establishment and perfection of the Mesozoic stratigraphic framework in Southeastern Daxinganling Mountains.%通过野外地质调查、地质剖面测量、钻探岩心编录、古生物化石研究和同位素样品测年分析,并结合对前人资料的综合分析研究,认为:新民组为一套以酸性火山岩、火山碎屑岩为主夹含煤沉积的地层,产有Coniopteris-Phoenicopsis植物群中期组合、Ferganoconcha tomiensis-F.elongata双壳类化石组合和Osmundacidites-Lycopodiumsporites-Piceites孢粉组合,生物群时代为中侏罗世.新民组火山岩锆石U-Pb年龄为161.6 Ma,碎屑岩锆石U-Pb年龄为(175±2)～(2537±20) Ma之间,其中最年轻的碎屑岩锆石U-Pb年龄为175±2 Ma,代表了新民组的沉积下限.上述研究结果可为大兴安岭地区中侏罗世地层的划分对比、建立健全该区的中生代地层格架提供基础资料和科学依据.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2017(026)005【总页数】14页(P425-438)【关键词】新民组;孢粉组合;同位素测年;大兴安岭东南部【作者】丁秋红;王杰;李晓海;姚玉来;李文博【作者单位】中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034【正文语种】中文【中图分类】P588.14大兴安岭地区的早、中侏罗世普遍发育两套含煤地层，在突泉盆地为红旗组和万宝组，在扎鲁特盆地为红旗组（原称塔他营子组）和新民组.其中，与下侏罗统红旗组相当层位的地层对比基本清楚，并得到广泛应用，但对发育在不同地区的中侏罗统万宝组和新民组的对比问题一直存在争议，特别是对新民组的划分及其时代问题少有论文公开发表.本研究通过野外地质调查、地质剖面测量、钻探岩心编录以及古生物化石研究和同位素样品测年（图1），并结合对前人资料的综合分析研究，从地层的区域分布特征、岩石组合、古生物化石以及同位素测年结果等方面，对新民组的划分及其时代进行了论述，首次公开发表了产自新民组的孢粉化石和同位素测年结果.目前我们开展的松辽外围西部盆地群油气基础地质调查，大兴安岭地区的中、下侏罗统是重要的潜在烃源岩层位.该研究结果可为大兴安岭地区中侏罗世地层的划分对比、建立健全该区的中生代地层格架以及为油气地质勘探寻找中侏罗统烃源岩层提供重要的基础地质资料.新民组为辽宁省区调二队创名，建组剖面在内蒙古阿鲁科尔沁旗北西约20 km处的新民煤矿，建组剖面是由P8、P6、P12剖面组成的综合剖面❶辽宁省第二区域地质测量队.扎鲁特旗幅（K-51-Ⅰ）、阿鲁科尔沁旗幅（L-51-X X X I）1∶20万区域地质矿产报告（地质部分），1972..根据岩性组合特征划分上、中、下3段：下部为紫、灰白、灰绿色流纹质火山碎屑岩，夹粉砂岩和页岩，以及泥灰岩及可采煤层，厚161.5～179 m；中部为灰紫、黄绿色砂砾岩、砾岩或凝灰质粗碎屑岩，夹灰黑色页岩及灰岩透镜体，厚72～200 m；上部以灰、灰绿、灰黄色凝灰质砂岩、砂砾岩为主，夹流纹质凝灰岩及流纹岩，厚大于230 m.总厚度大于609 m，与下伏层红旗组呈平行不整合接触，在沉积岩夹层中产动植物化石.新民组创名后一直被沿用［1］.《全国地层多重划分对比研究·内蒙古自治区岩石地层》［2］的划分对比方案认为新民组岩石特征明显区别于万宝组、红旗组、土城子组及满克头鄂博组，作为一个独立的岩石地层单位是有实际意义的，因此仍使用新民组.现定义：是指平行不整合于红旗组含煤沉积岩之上，被土城子组紫红色粗碎屑岩或满克头鄂博组酸性火山岩平行不整合或不整合覆盖的一套杂色酸性火山碎屑岩（局部相变为酸性熔岩）、火山碎屑沉积岩夹沉积岩及煤层.根据辽宁省区调二队资料❷辽宁省第二区域地质测量队.扎鲁特旗幅（K-51-Ⅰ）、阿鲁科尔沁旗幅（L-51-X X X I）1∶20万区域地质矿产报告（地质部分）.1972.，内蒙古阿鲁科尔沁旗新民乡中侏罗统新民组综合剖面，控制厚度大于502.7 m，分层描述如下.本次工作，对原1∶20万扎鲁特旗幅❶辽宁省第二区域地质测量队.扎鲁特旗幅（K-51-Ⅰ）、阿鲁科尔沁旗幅（L-51-ⅩⅩⅩⅠ）1∶20万区域地质矿产报告（地质部分）.1972.区域地质调查所划分的中侏罗统新民组（J2x）建组剖面进行重测和补采化石，测制了内蒙古阿鲁科尔沁旗新民乡好力保西煤窑沟中侏罗统新民组实测剖面（剖面编号PM020）.该剖面3段岩性特征明显，一段以灰褐色火山碎屑岩为主，二段为深灰—灰黑色细碎屑沉积岩夹火山碎屑岩，三段为灰白色含角砾晶屑凝灰岩.各段之间界线清晰.测制了内蒙古扎鲁特旗香山镇牛蹄子山南中侏罗统新民组实测剖面（剖面编号PM003），采集了同位素测年样品❷中国地质调查局沈阳地质调查中心.扎鲁特旗幅（L51C004001）1∶25万区域地质调查报告.2015..新民组主要分布于阿鲁科尔沁旗的新民，克什克腾旗的同兴，巴林左旗浩尔吐、野猪沟及林西县和扎鲁特旗煤窑沟、西沙拉等地.该组在各地的分布特征、岩性及厚度变化较大.在新民－羊场营子一带，含泥灰岩夹层，化石丰富，但厚度较小；在天山以东温都花一带，夹煤层较多，并含多种植物化石；在克什克腾旗同兴乡等地，新民组以沉积岩为主，火山碎屑岩次之，岩性为酸性火山岩，灰黄、灰绿、灰黑色粉砂岩、细砂岩、凝灰质板岩并夹煤线，含植物化石和双壳类，厚93～719 m❸辽宁省第二区域地质测量队一连.克什克腾旗幅（K-50-Ⅹ）、五分地幅（K-50-ⅩⅠ）1∶20万区域地质矿产报告（地质部分）.1971.；在林西－巴林左盆地分布局限，主要分布在巴林左旗的兴隆山屯、罕庙、布林宝路格爱里、半拉石槽，林西县幅的黄岗梁林场等地，岩性主要为紫灰色凝灰质砾岩夹少量凝灰质砂岩、晶屑玻屑凝灰岩、层状凝灰岩，局部地段夹含煤层的泥质页岩、粉砂质页岩，底部有时有凝灰质砂砾岩❹辽宁省第二区域地质测量队三连.白塔庙子幅（L-50-ⅩⅩⅩⅤ）、林西县幅（K-50-Ⅴ）1∶20万区域地质矿产报告（地质部分）.1971.❺辽宁省第二区域地质测量队四连.协里府幅（L-50-ⅩⅩⅩⅤⅠ）、巴林左旗幅（K-50-ⅤⅠ）1∶20万区域地质矿产报告（地质部分）.1971..该组在阿鲁克尔沁旗新民煤矿至温都花煤矿一带最发育.区域地质调查资料表明❶-❺［3］，在新民组产有大量的动植物化石.本次工作在新民组采集了动物化石和孢粉样品，并对该组所产的古生物化石进行了综合整理分析研究.据前人资料❶-❺［3］，产自新民乡、五十家子、兴隆山屯、温都花和双窝堡等地的植物化石，经综合统计分析，产有23属38种.包括有节类：Equisetites sp.，E.naktongensis（Tateiwa）， Neocalamites sp.；蕨类植物：Lycopodites sp.，Coniopteris sp.，C.bureiensis（Zalessky）Seward，C.hymenophylloides （Brongniart）Seward，C.szeiana Chow et Yeh，Hausmannia sp.，H.crenata（Nathorst） Moeller， Cladophlebissp.，Cl.argutula（Heer）Fontaine，tica Chow et Yeh，Cl.maginifica，Cl.cf.fukeensis，Eboracia lobifolia （Phillips）Thomas，Todites williamsoni （Brongniart） Seward，Raphaelia diamensis Seward，Taeniopetriscf.ferganensis；苏铁类：Pterophyllum sp.，Nilssonia sp.，Willimsonia sp.；银杏类：Ginkgo sibirica Heer，Czekanowskia rigida Heer，Czek.Setacea Heer，Phoenicopsis sp.，P.angustifolia Heer，P.speciosa Heer；松柏类：Elatocladus sp.，Elatides sp.，Podozamites sp.，Pityophyllum sp.，P.lindstroemi Nathorst，P.staratschini （Heer）Nathorst，Schizolepis sp.，Sch. gigantea Yang etSun，cf.“Podocarpites mentoukouensis”，Pityospermum sp.新民组植物化石的特征是：1）植物群以蕨类植物占优势，松柏类植物次之，苏铁类和银杏类植物较少，有节类不发育.2）蕨类植物有8属16种，占植物群总量的42.1%，以Coniopteris特别丰富且类型多样，其中C.bureiensis、C.hymenophylloides、C.szeiana为中侏罗世常见的分子.3）苏铁类植物有3属3种，占植物群总量的7.8%，类型较少，Pterophyllum、Nilssonia和Willimsonia均为侏罗纪常见类型.4）银杏类植物有3属6种，占植物群总量的15.7%，以Czekanowskia和Phoenicopsis发育为特征，这也是中侏罗世植物群的一个重要特征.5）松柏类植物有7属10种，占植物群总量的26.3%，以 Elatocladus、Podozamites、Pityophyllum 繁盛为特征.从上述分析可知，在新民组植物群中出现的类型和分子，如 Coniopteris hymenophylloides、Todites williamsoni、Eboracia lobifolia、Raphaelia diamensis、Ginkgosibirica、Czekanowskiarigida等属种，均为国内外中侏罗世植物群中的重要分子或标志性分子［4-12］，这些植物分子在当前植物群中大量出现，十分繁盛.因此，当前植物群的特征为Coniopteris-Phoenicopsis植物群中期组合［13］，其时代为中侏罗世.本次工作在内蒙古阿鲁克尔沁旗天山镇宝日勿苏实施了宝地1井钻探施工，钻遇了中侏罗统新民组，在井深 260.8～322.4 m 采集了孢粉样品，同时，在野外露头也采集了孢粉样品，共计采集孢粉样品7件，经分析均含有丰富程度不同的孢粉化石.通过对分析鉴定结果的综合研究，依据孢粉化石组合中优势种和特征种的分布特征，认为该孢粉组合以Osmundacidites（紫萁孢）-Lycopodiumsporites（石松孢）-Piceites（拟云杉粉）为代表.孢粉组合共计31属36种（表 1，图 2、3），其中蕨类植物孢子 14属 15种（平均37.3%），裸子植物花粉 16属20种（平均58.7%），苔藓类 1属 1种（平均 4%）.蕨类植物孢子中以Osmundacidites（紫萁孢）、Densoisporites（拟套环孢）为主，平均含量均为11.1%；其次为 Lycopodiumsporites（石松孢），平均含量 9.5%，Leiotriletes（光面三缝孢），平均含量 6.3%；少量和零星出现的为Punctatisporites（园形光面孢）、Dictyotriletes（平网孢）、Converrucosisporites（三角瘤面孢）、Baculatisporites（棒瘤孢）、Cyathidites（桫椤孢）、Undulatisporites（波缝孢）等.裸子植物花粉中松科花粉非常发育，以气囊与本体分化较差的古型松柏类花粉为主，平均含量为30.2%，主要为 Piceites（拟云杉粉，平均含量 10.3%）、Psudopicea（假云杉粉，平均含量 7.1%）、Pristinuspollenites（原始双囊粉，平均含量5.6%）和Protopodocarpus（原始罗汉松粉，平均含量 3.2%），以及少量的Protopinus（原始松粉）、Protoconiferus（原始松柏粉）和Paleoconiferus（古松柏粉）；气囊与本体分化较好的新型花粉平均含量为16.7%，以Piceaepollenites（云杉粉，平均含量 11.9%）最丰富，其次为Parvisaccites（微囊粉，平均含量3.2%），以及少量的Abientiniaepollenites （单束松粉）、Podocarpidites（罗汉松粉）和Pinuspollenites（双束松粉）.疑似与苏铁类植物有关的 Chasmatosporites（广口粉，平均含量 4.0%）具有一定含量.此外，还有少量Perinopollenites（周壁粉）和 Spheripollenites（球形粉）.从孢粉组合特征看，未见三叠纪的孑遗分子，也未发现早白垩世繁盛的海金砂科孢子，特别是未见早白垩世的特征分子Cicatricosisporites（无突肋纹孢）.因此，组合不可能是三叠纪和早白垩世的产物.已知种Densoisporites scanicus Tralau首次报道于欧洲中侏罗统孢粉植物群中［14］，孢粉组合中的蕨类植物孢子Osmundacidites（紫萁孢）和Cyathidites（桫椤孢）在国内外均为中侏罗世繁盛的分子，Converrucosisporites（三角瘤面孢）、Verrucosisporites（圆形块瘤孢）和Baculatisporites（棒瘤孢）也多见于国内的中侏罗世孢粉植物群中［15-20］，且组合中古型松柏类花粉含量较高.综合上述特征，认为孢粉组合的时代为中侏罗世.新民组中目前所发现的动物化石包括双壳类、叶肢介、介形类等.其中双壳类化石丰富，有3属8种，叶肢介2属2种，介形类极少，仅为1属1种.双壳类化石有古异齿类的Ferganoconcha sp.，F.elongate（Ragozin），F.anodontoides Tschernyschow，F.jorekensis Chernyshev，F.tomiensis （Ragozin），F.sibirica Chernyshev，异齿类的 Tutuella？sp.，弱齿类的Sibireconcha sp.双壳类组合中的 Ferganoconcha tomiensis和F.elongata等始见于俄罗斯西伯利亚地区中侏罗世沉积地层中，组合中的重要分子多为国内外中侏罗世常见分子，为Ferganoconcha tomiensis-F.elongata双壳类化石组合，时代为中侏罗世.叶肢介化石Lioestheria sp.（平滑叶肢介，未定种）和Pseudoestheria sp.（假叶肢介，未定种）两属的分布时限均从泥盆世至中侏罗世.介形类Darwinula（达尔文介）在我国吐哈盆地、吐鲁番盆地、鄂尔多斯盆地、陕甘宁盆地、河北燕山地区、内蒙古等地的中侏罗世介形类动物群中均为常见类型［21-26］.本次工作在扎鲁特旗香山公社牛蹄子山南中侏罗统新民组二段实测剖面（PM003）的第2层采集了同位素测年样品PM003－2TW，在阿鲁科尔沁旗白音布统公社东苏井子采集了同位素测年样品DSJ－TW1（图1）.采用单颗粒锆石LA－ICP－MS 定年分析方法进行了同位素测年分析.样品PM003－2TW岩性为流纹岩，该样品有20个测点.锆石CL图像显示（图4）：锆石呈短柱状、椭圆状以及不规则状产出，锆石多具有不同程度的溶蚀、破碎、磨圆；长轴粒径多数在60～100 μm之间；具有明显的岩浆震荡环带.且Th/U 介于 0.82～1.72之间，说明该锆石样品均为岩浆锆石.单颗粒锆石U－Pb测年结果为 161.6 Ma（图 5、6，表 2），时代为中侏罗世.样品DSJ－TW1岩性为细砂岩，此样品共有108个测点.锆石CL图像显示（图7）：此样品锆石呈柱状、椭圆、不规则形状产出，锆石多具有不同程度的溶蚀、破碎，磨圆；锆石颗粒较小，多数分布在80～120 μm之间；具有明显的岩浆震荡环带.锆石Th/U介于0.14～1.30 之间，多数大于 0.4，与 CL 图像分析结果一致，说明绝大多数锆石为岩浆锆石.碎屑锆石年龄谱显示：锆石年龄分布于（175±2）～（2537±20）Ma之间（图 8、9，表 3）.在所测样品中，最年轻的年龄为175±2 Ma，可以确定该组地层的沉积下限.该组锆石年龄跨度较大，从中生代至古远古代均有分布，约在185.8±1.4 Ma、243.4±8.6 Ma和329±12 Ma 三处具有峰值，说明源区于燕山期、印支期和海西期岩浆活动强烈，其中185.8±1.4 Ma处峰值较为明显，说明燕山期岩浆活动为该套地层提供主要物源.根据上述内容，推测这套地层时代为中侏罗世早期.目前，对发育在不同地区的含煤地层万宝组和新民组的对比问题存在分歧.对比的意见有两种，一种意见认为万宝组与新民组是上下叠置关系，新民组位于万宝组之上［27］；另一种意见认为万宝组与新民组是同时异相的产物，两者基本可以对比［2］.造成分歧的主要原因是两者既无连续的地层剖面，又没有在地表露头上追索到它们之间的横向过渡关系.新民组形成于燕山运动第一幕，燕山运动初期以断裂活动发育，强烈的构造活动，造成许多北北东或北东向平行斜列的褶皱断裂山地和大量小型断陷盆地，并伴以岩浆作用和火山喷发.在大兴安岭地区中侏罗世时期，断陷盆地发育，所以与新民组相当的地层分布广泛.构造运动造成断裂发育，火山活动十分强烈，导致新民组岩性、岩相变化较大.在空间上形成不同的火山沉积相，包括近火口的火山喷发－沉积相、过渡带的火山碎屑沉积岩、沉积火山碎屑岩相和陆源碎屑岩沉积相.在远离火山喷发中心或火山活动间歇期，气候环境、水域条件适宜，沼泽相发育，多形成可采煤层，因此在大兴安岭地区与新民组相当的地层普遍发育煤层.在突泉盆地下部陆源含煤沉积发育，被称为万宝组，上部火山喷发沉积为主的地层被称为巨宝组❶吉林省区调队.突泉县幅（L-51-20）1∶20万区域地质调查报告（地质部分）.1977..但在多数情况下，断陷盆地形成之时就开始火山喷发和间歇式火山喷发，并夹多层陆源碎屑含煤沉积.突泉盆地的万宝组和扎鲁特盆地的新民组就形成于断陷盆地控制下的陆源沉积－火山喷发建造.据突泉盆地万宝组碎屑岩锆石U－Pb年龄研究结果［28］，万宝组灰色中粒岩屑砂岩的碎屑岩锆石U－Pb年龄介于（171±7）～（1221±23）Ma之间，锆石最小年龄为171±7 Ma，代表了万宝组沉积地层年龄的下限为中侏罗世.本次工作所得的新民组年龄范围为 161.6～（175±2）Ma之间.虽然从同位素测年结果看万宝组沉积下限与新民组沉积下限时间上有4 Ma的差距，但均为同一构造断代、同一沉积构造环境下的产物，两者所产的古生物化石组合相同［29］，时代基本相当，因此两者可以对比.1）新民组为一套以酸性火山岩、火山碎屑岩为主夹含煤沉积的地层，产有Coniopteris-Phoenicopsis植物群中期组合、Ferganoconcha tomiensis-F.elongata双壳类化石组合和Osmundacidites-Lycopodiumsporites-Piceites 孢粉组合，地质时代为中侏罗世.2）新民组火山岩锆石U－Pb年龄为161.6 Ma，碎屑岩锆石 U－Pb 年龄为（175±2）～（2537±20）Ma之间，其中最年轻的碎屑岩锆石U－Pb年龄为175±2 Ma，代表了新民组沉积下限.3）大兴安岭东南部的新民组与万宝组为同一构造断代、同一沉积构造环境下的产物，两者所产的古生物化石组合相同，时代基本相当，因此两者可以对比.据此推断大兴安岭东部的万宝组与新民组在时间上为同沉积产物，在空间上为相变关系.该研究结果可为大兴安岭地区中侏罗世地层的划分对比、建立健全该区的中生代地层格架提供基础资料和科学依据.致谢：本文所涉及的所有孢粉样品由吉林大学古生物学与地层学研究中心张淑琴研究员分析鉴定，同位素测年样品分析结果由吉林大学地质调查研究院王可勇教授提供.感谢沈阳地质调查中心郜晓勇和宗文明工程师在野外工作中的大力协助！【相关文献】［1］辽宁省区域地层表编写组.东北地区区域地层表·辽宁省分册［M］.北京：地质出版社，1978：4－82.［2］内蒙古自治区地质矿产局.全国地层多重划分对比研究·内蒙古自治区岩石地层［M］.武汉：中国地质大学出版社，1996：54－62.［3］杨学林，孙礼文.大兴安岭南部侏罗纪植物化石［J］.中国地质科学院沈阳地质矿产研究所所刊，1985（12）：98－114.［4］斯行健，李星学，等编.中国各门类化石·中国植物化石（第二册）中国中生代植物［M］.北京：科学出版社，1963：1－429.［5］陈芬，窦亚伟，黄其胜.北京西山侏罗纪植物群［M］.北京：地质出版社，1984：1－136. ［6］段淑英，陈晔.鄂尔多斯盆地南缘地区的中侏罗世植物群［J］.植物学报，1986，28（5）：549－554.［7］张武，郑少林.辽宁西部地区早中生代植物化石［C］//辽宁西部中生代地层古生物（3）.北京：地质出版社，1987：239－368.［8］张英芳，姜均伟.北京西山中侏罗世植物群的古气候意义［J］.中国地质，2010，37（2）：515－524.［9］Harris T M.The Yorkshire Jurassic Flora，I.Thallophyta-Pteridophyta［M］.London：Brit Mus Nat Hist，1961：1－212.［10］Harris T M.The Yorkshire Jurassic Flora，Ⅱ.Caytoniales，Cycadales and Pteridosperms［M］.London：Brit Mus Nat Hist，1964：1－191.［11］Harris T M.The Yorkshire Jurassic Flora，V.Coniferales［M］.London：Brit Mus Nat Hist，1979：1－166.［12］Harris T M，Millington W.The Yorkshire Jurassic Flora，IV.1.Ginkgoales，2.Czekanowskiales［M］.London：Brit Mus Nat Hist，1974：1－150.［13］李星学，周志炎，蔡重阳，等.中国地质时期植物群［M］.广州：广东科技出版社，1995：1－542.［14］Tralua H.Botanical investigations into the fossil flora of Eriksdal in Fyiedalen，Scania.II.The Middle Jurassic microflora［J］.Sever Geol Unders，1968，62（4）：1－85.［15］Couper R A.British Mesozoic microspores and pollen grains— A systematic and stratigraphic study［J］.Palaeontographica B，1958，103：75－179.［16］甘振波.河北中侏罗统下花园组孢子花粉及其地层意义［J］.古生物学报，1986，25（1）：87－93.［17］江德昕，王永栋.内蒙古东胜中侏罗世孢粉植物群与沉积环境［J］.沉积学报，2002，20（1）：47－54.［18］黄嫔.新疆吐哈盆地大南湖煤田早、中侏罗世孢粉组合及其地层意义［J］.古生物学报，1995，34：171－193.［19］刘兆生.塔里木盆地库车凹陷三叠纪和侏罗纪孢粉组合［C］//中国古生物志，总号第190册，新甲种第14号.北京：科学出版社，2003：1－244.［20］蒲荣干，吴洪章.辽宁西部中生界孢粉组合及其地层意义［C］//辽宁西部中生代地层古生物（2）.北京：地质出版社，1985：121-212.［21］钟筱春.鄂尔多斯盆地上三叠统及中侏罗统的介形类化石［J］.古生物学报，1964，12（3）：426－447.［22］苏德英，李友桂，庞其清，等.介形虫化石［C］//陕甘宁盆地中生代地层古生物（下册）.北京：地质出版社，1980：48－83.［23］庞其清.河北燕山地区中、上侏罗统介形类化石及其地层意义［J］.河北地质学院学报，1982（1/2）：89－111.［24］郑淑英.塔里木盆地鄯善地区三叠纪—侏罗纪介形类［J］.古生物学报，1995，34（6）：722－730.［25］符俊辉，袁凤钿.吐鲁番盆地鄯善地区中、晚侏罗世介形类［J］.古生物学报，1999，38（4）：523－529.［26］杨静，王志萍，王海宏.甘肃潮水盆地潮参1井侏罗纪介形类化石［J］.微体古生物学报，2003，20（3）：303－308.［27］许坤，杨建国，陶明华，等.中国北方侏罗系（Ⅶ）东北地层区［M］.北京：石油工业出版社，2003：51－60.［28］王杰，陈树旺，丁秋红.内蒙古突泉盆地中侏罗统万宝组碎屑岩LA－ICP－MS锆石 U－Pb测年、地球化学特征及对源区的制约［J］.地质通报，2013，32（8）：1224－1235.［29］丁秋红，陈树旺，张立君，等.松辽盆地外围油气新区中生代地层研究新进展［J］.地质通报，2013，32（8）：1159－1176.。

内蒙古海拉尔盆地侏罗系烃源岩地球化学特征

内蒙古海拉尔盆地侏罗系烃源岩地球化学特征李娇娜;徐然;张健;朱焕来;申家年【摘要】在海拉尔盆地外围及周边地区选取了31块侏罗系野外烃源岩分析样品,进行了总有机碳、岩石中可溶有机质的抽提和岩石热解分析;针对该区侏罗系烃源岩,共对17口井岩心进行了取样地化分析,利用气相色谱-质谱对烃源岩氯仿抽提物及重要生物标志化合物开展了定性与定量检测,目的是对源岩地球化学特征进行系统评价,为下一步油气基础地质调查奠定基础.结果表明,海拉尔盆地外围及周边地区的侏罗系部分的烃源岩有机质丰度较高,应具备较好的生烃物质基础.海拉尔盆地侏罗系烃源岩总体属于淡水-半咸水环境,有机质类型多样,成熟度普遍较高.甾类化合物中以规则甾烷为主,沉积物中具有较高丰度的以五环三萜烷为主的三环萜烷化合物,显示了其应以藻类生源为主,高等植物为主的陆相沉积中的相对含量则较低.伽马蜡烷的含量普遍很低.OEP呈偶碳数优势,并且缺失高分子正构烷烃,说明烃源岩成熟度演化早期受到了微生物降解作用.%In the periphery and surrounding areas of the Hailar Basin,31 samples of Jurassic source rocks from the field are selected to analyze rock pyrolysis,extraction of soluble organic matter from rocks and total organic carbon.In order to study the Jurassic hydrocarbon source rocks in this area,cores from 17 wells are sampled and analyzed.The chloroform extracts of the hydrocarbon source rocks and significant biomarkers are detected qualitatively and quantitatively with gas chromatography-mass spectrometry,aiming to systematically evaluate the geochemical characteristics of the source rocks for further geological survey of oil and gas.The results show that the source rocks in the periphery and surrounding areas of Hailar Basin are of high organic matterabundance,with good hydrocarbon generating condition.The environment of the Jurassic source rocks in Hailar Basin belongs to fresh water-brackish water,with diverse types of organic matter and generally high maturity.The steroids are of mainly regular sterane type.The sediment contains high abundance of tricyclic terpane,mainly as pentacyclic triterpane,reflecting a high content of algae.The content of gammacerane is very low.The advantage of even carbon number of OEP and the absence of high molecular normal paraffin shows that the maturity of hydrocarbon source rock has been degraded by microorganisms in the early stage.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2017(026)002【总页数】10页(P147-156)【关键词】海拉尔盆地;侏罗系;地球化学;生物标志化合物;内蒙古【作者】李娇娜;徐然;张健;朱焕来;申家年【作者单位】东北石油大学地球科学学院,黑龙江大庆163318;东北石油大学地球科学学院,黑龙江大庆163318;中国地质调查局沈阳地质调查中心(沈阳地质调查矿产研究所),辽宁沈阳110034;东北石油大学地球科学学院,黑龙江大庆163318;东北石油大学地球科学学院,黑龙江大庆163318【正文语种】中文【中图分类】P618.13海拉尔盆地位于我国东北地区西部边陲，位于内蒙古自治区呼伦贝尔盟西南部，是叠置于华北板块和西伯利亚板块之间的内蒙-大兴安岭古生代碰撞造山带之上的中新生代陆相裂谷沉积盆地，为多期盆地叠加的复合盆地，沉积岩最大厚度6 000 m，经历了地壳隆升、断陷、拗陷、萎缩4个阶段，呈两隆三拗的构造格局（图1）.目前，海拉尔盆地油气勘探目的层位主要集中在白垩系，但实际钻探结果和前人研究表明，海拉尔盆地乌尔逊、贝尔断陷中沉积了一套侏罗系砂泥岩地层，并在兴安岭群、布达特群等较深层位也有了重大发现［1-3］.本文在评价研究的技术手段上，将采取野外地质调查、样品分析测试等多种手段，分析海拉尔盆地侏罗系源岩有机质类型、有机质丰度、有机质成熟度等指标，对源岩地球化学特征进行系统评价，为下一步油气基础地质调查奠定基础.图2为海拉尔盆地地层综合柱状图.1.1 样品采集从现有的资料来看，海拉尔盆地及盆缘的侏罗系划分尚未统一，盆缘露头区见有侏罗系下统查伊河组，中统太平川组、南平组（万宝组），中上统塔木兰沟组和上统土城子组.其中，侏罗系中统太平川组和南平组的岩石组合为灰—黑色碎屑岩夹煤层或煤线，不含玄武岩、安山岩等喷出岩，但可出现凝灰岩或凝灰质岩类.内蒙古岩石地层清理时认为这2个组岩性上不好划分开来，将其合并用岩石组合类似的万宝组代替.这套层系是本次地球化学野外考察的主要层系.本次野外露头观察及剖面测量主要包括观察点31个，实测剖面10条，剖面长度共计2 305.5 m.对海拉尔盆地外围及周边地区进行了侏罗系地化分析样品的采集，用于地化分析的暗色泥岩样品共采集63块（地表露头），野外采集地化样品的岩性主要为灰色、深灰色泥质粉砂岩、粉砂质泥岩，灰黑色、黑色泥岩及炭质页岩，黑色煤层.表1为野外地化采样位置、编号及其岩性特征.样品剖面上野外泥岩样品多经历了长时间的风化作用，取样时尽量选取较为新鲜的地层.海拉尔盆地外围及周边地区的侏罗系地表露头观察到的大部分泥岩类具有浅变质的特征.1.2 实验室分析选择野外采集的31块暗色泥岩样品进行了总有机碳、岩石中可溶有机质的抽提和岩石热解分析，对其中14块样品进行了氯仿沥青“A”族组分分析，15块样品进行了饱和烃色谱-质谱分析，对金家沟东风6队北剖面的金东G006-Q4样品进行了显微组分及镜质体反射率的测定，共计分析了111项次.1.3 结果讨论前人研究表明，对于地表露头样品来说，氯仿沥青“A”、S1+S2及总烃含量等有机质丰度评价指标易受风化作用的影响，而有机碳受风化作用的影响较小，因此运用有机碳来评价露头烃源岩的有机质丰度较为合理.研究中主要参考陆相烃源岩有机质丰度评价指标体系，由于地表露头烃源岩样品热演化程度较高（金东G006-Q4，Ro为1.83%），高演化阶段和风化作用过程对露头烃源岩有机碳会造成一定的损失，本次研究中将有机碳含量的下限定为0.3%［5-7］.实测剖面的烃源岩样品总有机碳分布在0.038%～3.726%之间，平均值为0.610%.有54.84%的样品有机碳含量小于0.3%的下限，达到差、中等、好、最好烃源岩级别的样品分别占到 22.58%、9.68%、3.23%和9.68%（图3）.由此可知海拉尔盆地外围及周边地区的侏罗系部分的烃源岩有机质丰度较高，应具备较好的生烃物质基础.有机质类型的差异会影响烃源岩有机质的生烃潜力和烃类产物的差别，地表露头采集的烃源岩样品所处的位置越浅，遭受的风化作用越强烈，从而可能会导致常规的有机质类型评价指标的失真.本次研究中，采用透射光-荧光干酪根显微组分鉴定，大部分露头样品的镜下观察可见有机质含量少，颗粒碎小，类型无法统计.金东G006-Q4样品的干酪根显微组分法测得腐泥组、壳质组、镜质组、惰质组分别占到90.0%、0%、2.0%和8.0%，干酪根类型指数为80.5，确定为Ⅰ型有机质（表反映有机质成熟度的指标较多，最为有效的指标是镜质组反射率，金东G006-Q4样品的镜质体反射率为1.83%，处于高成熟阶段（图4）.海拉尔探区为中新生代的多旋回、叠合式、断陷-拗陷型盆地，盆地基底为前古生界和古生界地层，盆地内充填侏罗系、白垩系以及古近系、新近系、第四系地层.根据Pr/Ph将海拉尔探区侏罗系烃源层划分为淡水-微咸水湖泊相烃源岩层.研究中针对该区侏罗系烃源岩，共对17口井岩心进行了取样地化分析，井位包括海拉尔盆地的乌北、乌南、贝尔和外围呼伦湖盆地的秃1井，共计236项次分析.主要从目的层系烃源岩的有机质丰度、类型、成熟度等3个方面进行了综合评价.2.1 烃源岩的类型及分布特征本区泥岩颜色主要为黑色、灰黑色、黑灰色、灰色、灰绿和绿灰色、紫红色，烃源岩颜色以黑色、灰黑色、黑灰色、灰色为主，其岩性主要为黑色、黑灰色、灰黑色的泥岩、粉砂质泥岩、含砂泥岩，以及部分的灰色、深灰色的泥岩、粉砂质泥岩、凝灰质泥岩，少量的黑色碳屑泥岩和黑色煤系泥岩.2.2 有机质丰度海拉尔盆地侏罗系烃源岩总体属于淡水-半咸水环境［8］，结合中国陆相湖泊相烃源岩有机质丰度评价指标（SY/T5735-1995）及该区块烃源岩特征，建立海拉尔盆地侏罗系烃源岩的有机质丰度的评价标准（表3）.1）贝尔凹陷侏罗系源岩的有机质丰度表4为贝尔凹陷侏罗系烃源岩的有机质丰度统计.从表中可知贝尔凹陷有机碳含量为0.045%～2.36%，平均值为0.505%，约有23.04%为中等以上的烃源岩，说明侏罗系源岩具有一定的生烃能力；氯仿沥青”A”含量偏低，平均值为0.022%；生烃潜量变化范围在0.01‰～9.02‰之间，平均值仅为0.349‰.生烃潜量的低值可能与侏罗系烃源岩的成熟度较高，发生过一定的排烃作用，导致生烃潜量降低贝尔凹陷侏罗系烃源岩主要为暗色的泥岩、粉砂质泥岩及含砂泥岩，从有机碳的评价指标来看，具有一定的生烃能力，但氯仿沥青“A”和生烃潜量低，总体上属于差—中等—好烃源岩.2）乌尔逊凹陷侏罗系烃源岩的有机质丰度表5为乌尔逊凹陷侏罗系烃源岩的有机质丰度统计.从表中可以看出乌尔逊凹陷有机碳含量为0.09%～2.802%，平均值为1.076%，约有30.43%为中等烃源岩，36.95%为好、最好烃源岩，说明该区侏罗系烃源岩具有较好的生烃能力；氯仿沥青”A”含量偏低，平均值为0.0186%，达到差、中等和好烃源岩的比率仅占15.63%、6.25%和6.25%；源岩的生烃潜量变化范围在0.01‰～4.40‰之间，平均值仅为0.6064‰.乌尔逊凹陷侏罗系烃源岩从有机碳的评价指标来看，具有较好的生烃能力，但氯仿沥青“A”和生烃潜量偏低，总体上属于中等—好烃源岩.2.3 有机质类型在对海拉尔盆地乌尔逊-贝尔凹陷侏罗系烃源岩有机质类型评价过程中，根据源岩中干酪根的组成特征和可溶有机质及烃类特征进行有机质类型划分.干酪根类型的划分采用四分法，划分为Ⅰ型、Ⅱ1型、Ⅱ2型和Ⅲ型干酪根［9］.本区目的层位主要以Ⅱ型为主，含有部分的Ⅰ型和Ⅲ型有机质.利用干酪根显微组分及计算的干酪根类型指数，确定贝尔凹陷和乌尔逊凹陷的有机质类型.通过图5可以看出，贝尔凹陷泥岩母质类型主要以Ⅱ2型和Ⅲ型为主，分别占到30.43%和39.13%，同时还有部分的Ⅰ型（17.39%）和Ⅱ1型（13.04%）有机质（图5a）.乌尔逊凹陷干酪根类型相差较大，总体干酪根类型较好，主要以Ⅱ1型和Ⅱ2型为主，分别占到23.08%和30.77%（图5b）.就目前数据总体上看，乌尔逊凹陷侏罗系烃源岩的有机质类型相对较好.但本次的侏罗系源岩样品成熟度普遍较高，由于发生一定的排烃作用，导致实测的生烃潜量普遍明显偏低［6-7］. 利用侏罗系烃源岩的全烃色谱分析数据，绘制Pr/nC17-Ph/nC18对比图（图6）.在现有分析数据的基础上，可以初步判断出该套烃源岩主要以Ⅱ2型为主，含少量的Ⅰ—Ⅱ1型、Ⅲ型有机质，乌尔逊凹陷的有机质类型要略好于贝尔凹陷.通过有机质类型的综合分析，海拉尔盆地乌尔逊-贝尔凹陷的有机质类型较多样，包括Ⅰ型、Ⅱ1型、Ⅱ2型和Ⅲ型，属于混合型的Ⅱ型有机质占多数，应具有较好的生烃能力.2.4 有机质成熟度及热演化特征利用镜质组反射率进行演化阶段划分，通常将其划分为未成熟（Ro＜0.5%）、低成熟（Ro 0.5%～0.7%）、成熟（Ro 0.7%～1.3%）、高成熟（Ro 1.3%～2.0%）、过成熟（Ro 2.0%）.从海拉尔盆地乌尔逊-贝尔凹陷侏罗系烃源岩的实测镜质组反射率来看（图7），该套源岩成熟度较高.贝尔凹陷成熟度平均值为1.04%，其中未成熟、低成熟、成熟、高成熟和过成熟的样品分别占到1.35%、16.22%、67.57%、9.46%和5.41%（图7a），说明样品整体上处于成熟—过成熟阶段.乌尔逊凹陷成熟度平均值为1.13%，其中未成熟、低成熟、成熟、高成熟和过成熟的样品分别占到0%、11.76%、47.06%、41.18%和0%（图7b），说明样品整体上处于成熟—高成熟阶段.2个凹陷侏罗系烃源岩的成熟度均有利于油气的生成.烃源岩中可溶有机质的特征，对于了解烃源岩的生源母质、沉积环境及成熟演化具有重要意义.3.1 可溶有机质的族组成特征海拉尔盆地乌尔逊-贝尔凹陷侏罗系烃源岩的氯仿抽提物的族组成的分析结果表明，各组分的变化范围较大.乌尔逊凹陷饱和烃含量在31.34%～85.11%之间，芳香烃为8.21%～23.81%，非烃为3.16%～35.60%，沥青质为0.26%～45.21%.乌北的苏37-49井饱和烃的百分含量大于59%，非烃+沥青质的百分含量低于20%，反映有机质的类型好.贝尔凹陷饱和烃含量在11.10%～72.92%之间，芳香烃为10.91%～50.01%，非烃为4.51%～34.21%，沥青质为0.36%～16.67%，非烃+沥青质在9.09%～44.45%之间，饱和烃含量变化较大，可进一步反映该区的有机质的类型较为多样.3.2 饱和烃色谱特征从海拉尔盆地乌尔逊-贝尔凹陷的烃源岩抽提物色谱特征分析（表6），色谱形态大部分呈现单峰型，从正构烷烃的分布来看，碳数范围在nC12～nC35之间，主峰碳一般为nC16、nC18，少数为nC20、nC21和nC23，反映有机质既有低等水生生物的输入，又有陆源高等植物的贡献.奇偶优势比OEP分布在0.48～1.31之间，呈现微弱的偶碳数优势，可能来源于对陆生植物进行强烈改造的细菌生物质.从饱和烃色谱曲线上看（图8），大分子正构烷烃被消耗，而低分子正构烷烃保留较完整，与一般的生物降解首先消耗分子量小的正构烷烃不同，这种特征反映烃源岩早期演化程度较低的时候遭受了强烈的微生物降解作用的影响；烷烃轻重比分布在0.82～4.55之间，说明烃源岩饱和烃中烃类主要以低碳数烷烃为主，一方面是反映有机质的类型较好，另一方面是侏罗系烃源岩经历了较高成熟演化的结果［10-13］.3.3 生物标志化合物特征甾类和萜类化合物在油气地球化学领域受到广泛的研究和应用，可以根据质荷比m/z217和质荷比m/z191特征质量色谱图将其检测出来.通过侏罗系烃源岩氯仿抽提物的饱和烃色谱-质谱分析结果可知（图9～11），萜烷系列中三环萜烷的含量较大，相对丰度在0%～55.01%之间，显示了其应以藻类生源为主，高等植物为主的陆相沉积中的相对含量则较低.大多数以五环三萜烷为主，相对含量在43%～100%之间.侏罗系烃源岩的C29Ts相对含量在1.42%～9.34%之间.伽马蜡烷的含量普遍很低，各样品均小于0.1，伽马蜡烷/ αβC30比值均小于0.28，大多数样品的伽马蜡烷/αβC31比值小于0.3，少数样品该比值可达到0.55，说明有机质总体沉积于淡水-微咸水的水体环境［14］.在甾类化合物的分布上，主要以规则甾烷为主.在甾烷相对含量中，C29甾烷含量最高，约占28.63%～50.58%，C27甾烷约占27.82%～42.84%，C28甾烷的含量较低，约占11.05%～33.10%（图12）.C29甾烷20S/（20S+ 20R）比值在0.28～0.46之间，C29甾烷ββ/（αα＋ββ）比值在0.22～0.56之间，大部分在0.4以上，反映侏罗系大部分样品已达到成熟阶段（图13）.（1）本区不同凹陷侏罗系烃源岩的分布特征具有一定的差异.但总体来看，侏罗系烃源岩的成熟度较高，地化样品的氯仿沥青“A”含量和生烃潜量很低，烃源岩埋深较大，大部分处于成熟—高成熟阶段.（2）本区有机质类型较为多样，侏罗系烃源岩经历了较高成熟度演化，并在演化早期受到了微生物降解作用.（3）生物标志化合物特征显示：海拉尔盆地乌尔逊-贝尔凹陷侏罗系烃源岩的原始有机母质构成中以藻类生源为主，高等植物为主的陆相沉积中的相对含量则较低，有机质总体沉积于淡水-微咸水的水体环境.致谢：在本次研究中得到了李晶超、葛昭蓉、孙雷同学的帮助，样品分析得到了冯进来老师和戴春雷老师的帮助，在此一并表示感谢.【相关文献】［1］段宏伟.海拉尔盆地兴安岭群火山岩岩石组合类型及层位卡取方法［J］.录井工程，2015，26（2）：86-88.［2］周文，刘文碧，程光瑛，等.海拉尔盆地乌尔逊、贝尔断陷泥岩类盖层破裂作用研究［J］.天然气工业，1996，16（3）：20-23.［3］王新红，贝丰，吴征，等.利用生物标志物追溯沉积古环境［J］.厦门大学学报：自然科学版，1996，35（1）：90-93.［4］万传彪.海拉尔盆地白垩纪孢粉植物群［D］.长春：吉林大学，2006：94-106.［5］徐伟民.石油地球化学在油气勘探中的应用［M］.北京：石油大学出版社，1993：7-11. ［6］孟元林，肖丽华，杨俊生，等.风化作用对西宁盆地野外露头有机质性质的影响及校正［J］.地球化学，1999，28（1）：42-50.［7］张君峰，王东泉，秦建中，等.青藏高原地面露头样品风化校正研究［J］.石油实验地质，2001，23（3）：297-300.［8］申文静.海拉尔盆地中部断陷带与外围凹陷烃源条件类比分析［J］.西部探矿工程，2016，28（4）：39-46.［9］卢双舫，张敏.油气地球化学［M］.北京：石油工业出版社，2007：174-199.［10］李萌瑶，赵欣，周科，等.柴西地区古近系油砂有机地球化学特征［J］.新疆石油地质，2014，25（2）：177-181.［11］冯子辉，方伟，李振广，等.松辽盆地陆相大规模优质烃源岩沉积环境的地球化学标志［J］.中国科学：地球科学，2011，41（9）：1253-1267.［12］罗小平，张同周，王伟栋，等.苏丹M盆地原油地球化学特征与母质的沉积环境探讨［J］.地球与环境，2003，31（2）：80-87.［13］沈忠民，印大彬，刘四兵，等.云南保山盆地生物气源岩生物标志化合物特征［J］.成都理工大学学报：自然科学版，2011，38（1）：1-6.［14］彼得斯K E，沃尔特斯C C，莫尔多万J W.生物标志化合物指南（下）［M］.张永昌，等译.2版.北京：石油工业出版社，2011：48-109.。

内蒙古海拉尔盆地东珺铅锌银矿床地球化学特征_张斌

接触关系，深部探矿工程还未见及。
２矿床地质特征
东珺铅锌银矿床赋存于塔木兰沟组地层中，由九个矿带组成（图１），已圈定６０多个矿体。其中，以矿区南部的Ⅱ、Ⅲ、Ⅶ 矿带矿化最为发育，中北部的 Ⅱ、Ⅳ矿带银含量最高。矿体走向多为ＮＷ２８５° ～３５０°，其中Ⅴ 矿带的矿体走向呈ＮＥ６５°；矿体倾向以ＳＷ向为主（图２），少量ＮＥ、ＳＥ向，倾角５５°～７５°。矿体长几十米～３５０ｍ，厚可达十几米，延深几十米。矿体平均品位Ｐｂ０．０７％～１．３６％，Ｚｎ０．０９％～１．８８％，Ａｇ３．８４×１０－６～３１１．７１×１０－６。
围岩蚀变普遍，蚀变沿断裂呈带状发育。主要
注：本文为科技支撑计划（编号２００６ＢＡＢ０１Ａ１０）、内蒙古地质勘查重大科研项目（编号内地研２００４－０７）和中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室资助项目的成果。收稿日期：２０１０－０５－２４；改回日期：２０１０－１１－３０；责任编辑：章雨旭。作者简介：张斌，男，１９８５年生。硕士研究生，矿产普查与勘探专业。Ｅｍａｉｌ：ｔａｎｇｂｏｍａｏ０６３１＠ｓｉｎａ．ｃｏｍ。
矿石类型按有用组分划分为铅、锌、银矿石；按矿石构造划分为浸染状矿石和块状矿石。矿石结构主要为他形 — 半自形粒状结构、自形晶结构，尚可见残余结构、交代溶蚀结构、乳滴状结构等。矿石构造以细脉状、浸染状构造为主，块状构造次之。矿石矿物主要为方铅矿、闪锌矿、毒砂、黄铁矿等，次为黄铜矿、褐铁矿、赤铁矿，硬锰矿等；脉石矿物主要为石英、绢云母、方解石、绿泥石等，高岭石少量。矿石主要组分是铅、锌、银，伴生元素有金。

内蒙古大青山地区中侏罗世古气候分析

内蒙古大青山地区中侏罗世古气候分析葛玉辉;郗爱华;汪志刚;王玉芬;孙春林【期刊名称】《中国地质》【年(卷),期】2010(037)001【摘要】对内蒙古中部大青山地区石拐子侏罗纪陆相含煤沉积断陷盆地的侏罗系召沟组植物化石进行系统分类、鉴定与研究.结果表明召沟组植物群共有18属31种,分别属于真蕨纲、苏铁纲、银杏纲、茨康纲、松柏纲(Filicopsida,Cycadopsida,Ginkgopsida,Czekanoskiopsida,Coniferopsida).同时利用扫描电镜(SEM),对银杏纲和茨康纲化石表皮细胞的种类、形态及构造特点进行形态解剖学研究.研究认为,召沟组植物群是一个属于中国北方区以(Coniopteris-Phoenicopsis为代表的晚期组合(即中侏罗世组合).该植物群的发现揭示石拐子盆地中侏罗世为温暖潮湿气候环境下的湖泊沼泽沉积环境,这种沉积环境有利于该区煤炭、石油和天然气的形成.这项工作对于区域盆地演化和其中能源矿产的成因研究及预测具有重要的指导意义.【总页数】8页(P204-211)【作者】葛玉辉;郗爱华;汪志刚;王玉芬;孙春林【作者单位】西南石油大学资源与环境学院,四川,成都,610500;西南石油大学资源与环境学院,四川,成都,610500;吉林第一地质调查所,吉林,长春,130033;吉林省地质科学研究所,吉林,长春,130012;吉林大学,地球科学学院,吉林,长春,130061【正文语种】中文【中图分类】Q911.59【相关文献】1.内蒙古大青山地区古元古代早期榴云片麻岩(大青山表壳岩)深熔作用:地质、锆石年代学和地球化学研究 [J], 马铭株;董春艳;徐仲元;谢士稳;刘敦一;万渝生2.内蒙古大青山北麓黄土堆积的年代、粒度特征及古气候意义 [J], 温泉波;邓金宪;刘玉英;李丰江;朱华平3.川东北地区中侏罗世新田沟期古气候波动的地球化学响应 [J], 陈晓慧; 曾建理; 张廷山; 祝海华; 张婧璇; 李世鑫; 李耀羽4.闽西南地区中侏罗世古气候演化及其对华南构造体制转换的响应 [J], 陈佩蓉;许中杰;孔锦涛;程日辉5.四川广元地区中侏罗世—早白垩世粘土矿物与古气候 [J], 曹珂;李祥辉;王成善;王立成;王平康因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

内蒙古宝格德乌拉地区岩浆岩地球化学特征及构造环境

内蒙古宝格德乌拉地区岩浆岩地球化学特征及构造环境【摘要】格德乌拉地区位于西伯利亚板块东南大陆边缘增生带，岩浆岩具有高钙硅高铝钾低镁的特点。

本区的岩浆岩属于同源岩浆的不同演化并且岩浆岩形成与区内的构造环境密切相关。

【关键词】宝格德乌拉地区；岩浆岩；构造环境1.引言研究区位于内蒙古呼伦贝尔盟新巴尔虎右旗，西伯利亚板块东南大陆边缘增生带，古生代额尔古纳非火山型北东陆缘。

研究区位于特格乌拉-宝格德乌拉地垒式穹窿东北部。

研究区内出露地层主要有中侏罗统塔木兰沟组（J2tm）地层，该岩组为一套厚度巨大的中基性火山岩系。

由深灰色块状玄武安山岩（辉石安山岩）一灰黄、灰褐色气孔一杏仁安山岩、安山玢岩一紫灰、紫红色多气孔玻基安山岩为“基本层序”的多韵律叠覆构成；满克头鄂博组（J3mk）地层，主要岩性为流纹岩、火山角砾熔岩、火山碎屑岩；玛尼吐组（J3mn）地层，主要岩性为安山岩、粗安岩、紫灰色粗安质角砾凝灰岩等组成。

夹少量中性、中碱性火山碎屑岩；大磨拐河组（k1d）地层，岩性由河流相灰白色砂砾岩、粉砂岩、厚层湖沼相富炭质泥岩组成。

花岗岩主要分布在宝格德乌拉以南，有一个矿体和多条岩脉组成。

火山岩出露的地层为中侏罗统塔木兰沟组（J2tm），上侏罗统满克头鄂博组（J3mk）、玛尼吐组（J3mn），主要岩石类型为玄武安山岩—安山岩、粗面安山岩、英安岩、酸性熔岩、火山角砾岩、集块岩、碎屑岩—凝灰岩、次火山岩。

区内断裂构造发育。

以北东向纵张断裂及其相伴的北西向横断裂为主。

本文将研究区内广泛分布的岩浆岩形成的构造环境，从岩浆岩的角度探讨区域构造演化特征。

2.岩浆岩时空分布特征区内花岗岩主要是受到了拉尔扎廷浑迪断裂控制，花岗岩体沿拉尔扎廷浑迪断裂及次级断裂分布。

通过对区内花岗岩岩体的同位素年龄测定，他们的等时线年龄为133±0.56Ma、153±0.96 Ma，均属于燕山中晚期的产物。

燕山中晚期第一次侵入花岗岩，主要分布于宝格德乌拉一带，宝格德乌拉岩体，分布于宝格德乌拉以南，长轴总体呈南北向展布。

内蒙古正镶白旗贡淖尔地区中二叠统额里图组下段细碎屑岩地球化学特征及意义

2022年7月地球学报 Jul. 2022第43卷第4期: 569-583Acta Geoscientica SinicaVol.43No.4: 569-583本文由中国地质调查局项目“二连盆地及外围石炭-二叠系油气地质调查”(编号: 202016000000180202)、中央级公益性科研院所基本科研业务费专项(编号: KK2005)和国家自然科学基金项目“兴蒙地区晚二叠世海相沉积的古环境重建”(编号: 41572098)联合资助。

收稿日期: 2021-07-19; 改回日期: 2021-11-29; 网络首发日期: 2021-12-02。

责任编辑: 闫立娟。

第一作者简介: 汪彪, 男, 1993年生。

硕士研究生。

矿物学、岩石学、矿床学专业。

E-mail:****************。

*通讯作者: 施立志, 男, 1976年生。

博士, 正高级工程师。

主要从事油气地质综合研究工作。

E-mail:***************。

内蒙古正镶白旗贡淖尔地区中二叠统额里图组下段细碎屑岩地球化学特征及意义汪彪1, 2), 施立志1)*, 阮壮2), 黄静宜3), 罗立艳1)1)中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037;2)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083; 3)防灾科技学院, 河北三河 065201 摘要: 广泛发育于内蒙古正镶白旗及邻区的额里图组的沉积建造近些年来被认为是我国北方晚古生代重要的潜在含油气地层, 因其地处兴蒙构造带与华北板块拼合的交界区, 并于中二叠世形成的一套一段下部以碎屑岩、上部以凝灰质胶结的苔藓虫生物格架礁灰岩、二段以浅海相喷出岩为特点的海相沉积-火山岩沉积建造。

本文通过在前人研究的基础上, 对正镶白旗贡淖尔地区额里图组剖面进行了修测、采样。

重点对剖面下段的粗碎屑岩开展了详细的镜下岩相学研究, 以及广泛发育的细碎屑岩进行了全岩主量元素、微量元素和稀土元素特征分析。