溫室背景下陸相撫順盆地始新世西露天組古氣候演化

白悅悅, 王 灼 , 孫平昌 , 李元吉

1)中國地質調查局中國地質科學院地球深部探測中心, 北京 100037;2)吉林大學地球科學學院, 吉林 長春 130061; 3)吉林省油頁巖與共生能源礦產重點實驗室, 吉林 長春 130061

古近紀全球古氣候變化及期間發生的極熱事件是地質學界一直關注的熱點。古新世晚期到始新世早期, 在地球表面變暖的背景下, 發生了一系列短暫的全球變暖事件(Zachos et al., 2005; Littler et al., 2014; Turner et al., 2014; Westerhold et al., 2018),這些全球變暖事件被稱為極熱事件。目前針對海相地層古近紀極熱事件的研究程度較高, 而且海洋沉積物中碳氧穩定同位素記錄的負漂移可以很好地指示極熱事件(Lourens et al., 2005; Nicolo et al., 2007;Zachos et al., 2010), 而針對陸相沉積地層中古近紀極熱事件的研究較少。中國東北撫順盆地中保留有完整的陸相始新世沉積記錄, 而且這套地層整體以富有機質細粒沉積巖為主, 是建立陸地古氣候演化檔案的最佳載體。前人基于對磁性地層學、生物地層學以及同位素地層學的研究, 初步約束了撫順盆地始新世年代地層格架(洪友崇等, 1980; Chen et al.,2014)。Li et al.(2022)在 U-Pb 同位素測年((54.72±0.20) Ma)和天文年代分析的基礎上, 依據國際標準地層時間(GTS2012)(Ogg, 2012), 認為撫順盆地西露天組沉積時間為41.2～37.8 Ma。

始新世時期, 全球范圍內發生了多期極端氣候事件, 依次為EECO(Early Eocene Climatic Optimum,53～46.5 Ma)氣候事件、“Doubthouse”氣候事件(46.5～40.7 Ma)和 MECO(Middle Eocene Climatic Optimum, 40.7～40.0 Ma)氣候事件, 之后一直到始新世晚期(40～30 Ma), 氣候呈現出一個長期趨于寒冷的過程。其中“Doubthouse”氣候是介于 EECO氣候和 MECO氣候之間的溫室氣候(Kennett and Shackleton, 1976; Zachos et al., 2001, 2008; Katz et al., 2008), 從撫順盆地西露天組沉積時間(41.2～37.8 Ma)來看, 西露天組整體形成于溫室氣候背景中, 且在經歷了 MECO 極熱事件后(41.2～40 Ma), 氣候開始趨于寒冷(40～37.8 Ma), 但是目前針對西露天組整體氣候的精細波動和演化規律尚未進行研究。運用同位素參數進行高精度氣候演化分析價格較為昂貴, 而且 Wang et al.(2022)也曾運用磁化率和色度數據較為精準地識別出了早始新世一系列的極熱事件。鑒于此, 本次計劃以系統的磁化率和色度數據為研究依據, 以西露天組的泥巖和油頁巖為研究對象, 進行撫順盆地始新世西露天組古氣候演化特征研究。研究結果有助于完善東北亞古近紀古氣候檔案, 也可以為極熱事件影響下的古氣候演化研究提供參考指標。

1 地質背景

撫順盆地位于中國遼寧省撫順市南部, 是我國著名的含煤和油頁巖盆地。撫順盆地地理坐標范圍為東經 124°03′30″—124°16′28″, 北緯 41°57′15″—41°59′37″。盆地西起古城子河, 東臨東洲河, 長約19 km, 寬約4 km, 總面積約為76 km2(如圖1)。

撫順盆地發育在敦化—密山斷裂帶(敦密斷裂帶)上(圖 1b)。敦密斷裂帶呈NE-SW向, 斷裂帶內由西南向東北發育有撫順盆地、樺甸盆地、敦化盆地、寧安盆地和雞西盆地等多個斷陷盆地(圖1b)(劉招君等, 2016)。敦密斷裂帶的形成與演化, 主要與歐亞版塊與其相鄰版塊的相對運動有關。晚白堊世時期(95～85 Ma), 歐亞大陸西南的岡底地塊和羌塘地塊向北俯沖使我國東北部產生了右旋張-剪應力場(郝建民和徐嘉煒, 1992), 進而導致NE-SW方向的敦密斷裂帶發生了拉張作用, 因此沿斷裂帶形成了一系列斷陷盆地。到始新世晚期(37 Ma), 受喜山運動作用影響, 應力場發生偏轉, 始新世晚期地層中發育了大量的逆沖斷層, 使得白堊紀等老地層逆覆于始新世晚期地層之上(圖 1c)(郝建民和徐嘉煒,1992)。

圖1 撫順盆地區域地質圖(Li et al., 2021)Fig. 1 Regional geological map of Fushun Basin (Li et al., 2021)

撫順盆地新生代地層發育較全, 其中古近系主要發育 6個地層單元, 自下而上分別為老虎臺組、栗子溝組、古城子組、計軍屯組、西露天組和耿家街組, 缺失漸新統(洪友崇等, 1980; 吳沖龍, 1994)。細粒沉積巖主要發育在栗子溝組、古城子組、計軍屯組、西露天組和耿家街組中。栗子溝組厚度為6.9～115 m, 巖性主要為凝灰巖和煤層; 古城子組厚度為 0.6～157 m, 沉積物主要為沼澤環境的煤層和炭質泥巖; 計軍屯組厚度為25～362 m, 沉積環境以淺湖和深湖為主, 沉積有厚層油頁巖; 西露天組主要由灰綠色泥巖、褐色泥巖和油頁巖沉積組成, 厚度為 80～530 m, 形成于淺湖環境中; 耿家界組主要由棕色泥巖沉積組成, 厚度超過310 m(洪友崇等, 1980;吳沖龍, 1994; Meng et al., 2012; Liu et al., 2015)。

從古城子組到計軍屯組(52.2～41.2 Ma), 撫順盆地整體處于溫熱濕潤-溫暖濕潤的古氣候背景中。其中52.2～47.8 Ma時期, 氣候條件為熱室背景下的溫熱濕潤氣候, 50.0～48.0 Ma時期, 古氣溫在熱室背景下依然有小幅度的增溫趨勢, 47.8 Ma之后氣溫下降, 到 41.2 Ma, 氣候整體呈溫暖濕潤, 在42.0～41.2 Ma時期氣溫小幅升高(Wang et al., 2022)。西露天組形成于始新世晚期, 此時期的古氣候波動趨勢研究尚未系統開展, 而且西露天組優勢發育泥巖和油頁巖, 可作為古氣候演化研究的良好層位。

2 樣品選取與實驗方法

2.1 樣品選取

2019年, 中國地質調查局油氣資源調查中心在撫順盆地進行了油頁巖原位示范區優選, 并進行了遼扶地-1 (LFD-1)全取芯井的鉆探工作。LFD-1井鉆孔共計 565 m, 取心率 99%以上, 完整地揭示了撫順盆地始新統古城子組、計軍屯組和西露天組地層。本次研究主要是在遼扶地 1井西露天組的 294.75～401.55 m范圍內, 針對灰綠色泥巖、褐色油頁巖和褐色泥巖進行了系統取樣, 共取得72塊樣品, 取樣間隔為0.5 m左右, 對所有樣品進行了色度和磁化率測試。

2.2 磁化率原理及測試方法

磁化率測試是在英國 Bartington公司生產的MS2B型磁化率儀中開展的。測量時首先取 5～6 g樣品放入無磁性的2 cm×2 cm×2 cm的立方體聚苯乙烯盒中, 然后磁化率儀低頻頻率選擇 0.47 kHz,高頻頻率選擇4.7 kHz。每個樣品采用0.1量程測試10次取平均值, 最后通過Multisus軟件得出低頻磁化率(χlf)、高頻磁化率(χhf)、頻率磁化率(χfd%), 其中 χfd%=(χlf-χhf)/χlf×100%。

2.3 色度原理及測試方法

本次引用 1976年國際照明委員會規定的CIELAB顏色表達和測量系統來進行色度分析, 采用L*值(代表亮度, 其中L*=0%表示黑色, L*=100%表示白色)、a*值(代表紅度, 其中正值偏向紅色, 負值偏向綠色)和b*值(代表黃度, 其中正值偏向黃色,負值偏向藍色)三個值來共同反映色度特征。

優選樣品中心部分進行粉樣處理, 處理后馬上將樣品放在自封袋里密封保存, 防止其氧化。測試時將所有樣品逐個放在白底參照色板上, 壓實壓平以保證樣品表面均勻光滑平整, 然后運用WR-18色差儀(測試參數: 光源為 CIED65標準光源, 孔徑為4 mm)進行色度測量。每個樣品隨機挑選三個位置進行測試, 之后求取平均值作為樣品的色度數值。

2.4 聚類分析

由于本次分析數據量大、組分種類較多, 數值高頻波動, 古氣候解釋難度大。為了更直觀的反映古氣候變化, 而且便于與已識別出的極熱事件進行對比, 本次研究通過數學統計軟件 SPSS24對低頻磁化率、高頻磁化率、頻率磁化率、亮度、紅度和黃度指標分別進行了聚類分析。采用系統聚類中組間連接的方法, 之后統計聚類結果, 將聚類分析后歸為一類的數據求平均值, 并用平均值代替這一類的所有數據, 所得結果圖變化趨勢較之未處理的結果圖變化趨勢更為明顯, 有利于分析討論(圖2)。

圖2 聚類過程圖Fig. 2 Cluster analysis process

3 結果

3.1 巖石垂向組成

西露天組沉積物以灰綠色泥巖為主, 局部夾褐色泥巖和褐色油頁巖等。沉積物整體呈塊狀, 局部可見水平層理及波紋層理(圖3)。400～365 m范圍主要發育灰綠色泥巖, 局部夾褐色泥巖, 370 m附近沉積有薄層的粉砂質泥巖; 365 m以淺沉積物主要為褐色油頁巖和灰綠色泥巖, 夾薄層綠色泥質粉砂巖、灰色泥巖和灰色油頁巖。

圖3 西露天組巖心照片及鉆孔巖性柱狀信息圖Fig. 3 Core photos and drilling lithologic column information map of Xiloutian Formation

3.2 色度

色度 L*值在一定范圍內波動, 西露天組自底部到頂部, a*值和b*值總體呈下降趨勢(圖4)。其中,41.2～37.8 Ma, L*值呈現出四次先增高后降低的波動趨勢, 四次高值分別為 82.86%, 83.65%, 83.21%和81.76%; a*值和b*值整體呈下降趨勢但b*值波動更加劇烈。a*值自下部的5.6%左右在40.3 Ma處快速下降到4.5%左右, b*值初始在9.1%左右波動, 最高值達12.89%, 之后同樣地, 在40.3 Ma時快速降低到6.2%左右波動, 并在38.8 Ma和38.2 Ma處出現了兩處高值, 分別為9.94%和9.31%(圖4)。

3.3 磁化率

低頻磁化率 χlf和高頻磁化率 χhf變化趨勢基本一致, 41.2～38.3 Ma時期, 由下及上, χlf和 χhf整體呈上升趨勢, 波動幅度較大并均在38.3 Ma處達到最高值, 分別為 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,在末期呈現升高趨勢(圖 4)。χfd整體呈現下降趨勢,并在41.1 Ma時值最高為42.5%, 在39.9 Ma時值最低為 5.2%左右, 在上部 38.3 Ma時值突然增大為25.8%(圖 4)。

圖4 撫順盆地始新世地層的磁化率及色度測試結果垂向分布圖(年代尺度據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 討論

4.1 古氣候替代指標的可靠性

磁化率被用來衡量物質被磁化的難易程度, 主要由磁性礦物成分、含量以及粒徑大小決定(Thompson et al., 1980; Maher, 1986; Liu et al., 2012),主要與沉積環境(Da Silva et al., 2009)和沉積物的物源有關(Liu et al., 2010)。撫順盆地始新統物源主要來自于長英質和鎂鐵質混合巖(Liu et al., 2015), 且沉積物主要沉積于湖泊-沼澤和半深湖-深湖沉積環境中(Li et al., 2022), 在此構造-沉積背景下磁化率主要受降水量影響, 故磁化率可以在較穩定的沉積環境與物源供給下被用于指示古氣候變化。鐵磁性礦物主要來源于風化過程, 溫暖濕潤的氣候條件有利于風化作用, 源區會產生較多的超細磁性顆粒,進而增加頻率磁化率值。因此, 溫暖濕潤氣候背景下, 低頻磁化率值較低, 頻率磁化率值較高, 而干旱寒冷的氣候條件下, 低頻磁化率值較高, 頻率磁化率數值較低(Larrasoa?a et al., 2008; Jiang et al.,2008; 平帥飛, 2020)。

色度是沉積物顏色的量化指標之一, 可以反映古氣候的變化引起的水體的氧化還原程度的演變,進而用來理解氣候變化(Yang et al., 2001; Ji et al.,2005)。此外, 細粒沉積物的紅度(a*)值與影響風化過程中沉積物氧化的溫度和降水條件密切相關, 對溫暖和濕潤的氣候非常敏感(Wang et al., 2016)。L*值可以反映干旱至半干旱地區沉積物中碳酸鹽含量的變化(Chen et al., 2002), 干旱寒冷的氣候條件下,碳酸鹽含量高, 沉積物 L*值偏高, a*值偏低; 反之,潮濕炎熱的氣候條件下, 碳酸鹽含量低且溫度和降水量均較高, 沉積物 L*值偏低, a*值偏高。b*值和a*值二者具有較好的相關性, 較高的b*值指示濕熱的氣候條件, 低值指示相對干涼的氣候條件(張新榮等, 2020; 平帥飛, 2020)。較之其他手段, 色度更為方便快捷, 在氣候變化研究中也具有廣泛的應用前景(Yang and Ding, 2003)。

4.2 始新世陸地古氣候演變規律

聚類分析后的磁化率和色度數據與全球平均溫度(Westerhold et al., 2020)有著較好的對應關系(圖 5)。

圖5 聚類處理后的磁化率及色度隨古氣溫變化圖(古溫度數據引自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時期, a*值初始在5.68%左右微幅波動, 繼而下降, 而b*值變化趨勢與a*值基本相同,總體呈先增后減的趨勢, 表明氣溫先升后降的趨勢過程。頻率磁化率處于較高值, 整體在12.58%～39.63%之間波動, 表明氣候整體呈溫熱濕潤的特征, 最后轉為溫暖濕潤, 與此對應, 古溫度也呈現了一個先升高后降低的過程。

40.3 ～37.8 Ma時期, a*值和b*值整體呈降低趨勢, 且b*值較a*值波動幅度更大; 40.3～38.3 Ma時期, 低頻磁化率和高頻磁化率整體升高并在38.3 Ma時值達到最大分別為 33.6×10-8m3/kg和33×10-8m3/kg, 38.3 Ma之后值開始降低; 40.3 Ma開始, 頻率磁化率先緩慢下降到低值 5.19%并基本保持不變, 之后到38.3 Ma處值升高到25.82%, 說明此階段氣候總體較為溫暖濕潤。與此對應, 古溫度在 40.3～37.8 Ma時整體也呈現了一個下降的過程,并在38.3 Ma處有一高值波動, 與古氣溫也能良好對應。綜合來看, 磁化率曲線和色度曲線的峰谷值均與氣溫曲線中的峰谷值有著很好的對應關系, 因此可以運用磁化率和色度參數來進行古氣溫變化趨勢分析。

此外, Li et al.(2021)也通過元素地球化學數據對本區的古氣候進行了研究, 發現撫順盆地在41.2～37.8 Ma時期古氣候總體呈現降溫趨勢, 且整體由溫暖-半干旱向溫暖半濕潤-半干旱轉變。此外,41.2～40.3 Ma時期, 化學蝕變指數(CIA)值(Nesbitt and Young, 1984)綜合表明了中等-強風化的變化特征, 說明該時期氣候波動較為強烈; 在 40.3～37.8 Ma時期, CIA值進一步降低, 此時期經歷了中等風化過程, 揭示了相對降低的古氣溫特征(李元吉, 2022)。

總體來看, 撫順盆地始新世西露天組經歷了中等-強風化向中等風化的轉變過程, 整體風化程度降低的過程不利于超細磁性顆粒的產生, 進而導致頻率磁化率值的降低。因此可以反推出撫順盆地始新世西露天組總體經歷了由溫熱濕潤向溫暖濕潤轉變的降溫過程, 而且 40.3 Ma時頻率磁化率、a*值和 b*值開始降低也恰好可以作為這一降溫過程的記錄。這種降溫的過程與前人的研究較為吻合, 進一步說明了磁化率和色度作為古氣候研究參數的可靠性。

5 結論

(1)撫順盆地始新世西露天組(41.2～37.8 Ma)沉積記錄具有高的頻率磁化率(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),而且自底部到頂部, 頻率磁化率呈由高值到低值緩慢下降的趨勢, 色度a*值和b*值總體呈現先增加后減少的趨勢, 這種變化趨勢整體指示了一個降溫過程。

(2)磁化率、色度結合古氣溫參數綜合表明, 撫順盆地始新世西露天組自下而上氣溫先升高后持續降低, 到末期又有一小幅度的先升后降的波動趨勢,古氣候總體呈由溫熱濕潤到溫暖濕潤轉變的降溫過程。此研究結果與前人的研究結果吻合良好, 鑒于此, 磁化率和色度可以作為古氣候研究的有效參數。

Acknowledgements:

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