摘要
桓仁普乐堡地区新元古代地层，包括青白口系永宁组、钓鱼台组、南芬组以及南华系桥头组，各组陆源碎屑岩发育，主要岩性有砂岩、砾岩、页岩、灰岩。碎屑沉积岩的地球化学特征主要受物源区的制约，通过对该区各组岩石进行系统取样及分析测试，分析研究各组岩石地球化学特征，揭示了其风化特征、物质来源和源区背景。其中样品的化学蚀变作用指标（CIA）、成分变异指数（ICV），反映了砂岩的碎屑成分未遭受明显风化，其源区物质较新鲜是首次沉积的砂岩；样品中SiO2含量普遍较高，微量元素原始地幔标准化蜘蛛图显示物源是上地壳剥蚀而来，且均表现为右倾斜的REE配分模式，δEu具明显负异常；此外，根据样品地球化学元素特征值及相关判别图解综合表明，各组地层沉积物源岩的原始物质应主要来自上地壳，以长英质岩石为主，是上地壳源区剥蚀-搬运-沉积的产物。
Abstract
The Neoproterozoic strata in the Pulebao area of Huanren comprise the Yongning, Diaoyutai, Nanfen Formations of the Qingbaikou System, along with the Qiaotou Formation of the Nanhua System. Terrigenous clastic rocks are well developed in each group formation, with dominant lithology including sandstone, conglomerate, shale and limestone. The geochemical characteristics of these clastic sedimentary rocks are primarily controlled by their source region. Based on systematic sampling and analytical testing of rocks from each formation, combined with petrological characteristics. The Chemical Index of Alteration (CIA) and Index of Compositional Variability (ICV) indicate that the detrital components of the sandstone have not undergone significant weathering, suggesting that the source materials were relatively fresh and represent first-cycle deposits. The samples generally show high SiO2 content. The standardized cobweb diagram of the original mantle of trace elements shows that the source is eroded from the upper crust, and all exhibit a right-inclined REE distribution patterns, with a significant negative δEu anomalies. Furthermore, based on the geochemical element characteristic values of the samples and the related discrimination diagrams, it is comprehensively indicated that the original materials of the source rocks of the sediments in each formation of strata should mainly come from the upper crust, mainly feldspar rocks, which are the products of erosion, transportation and deposition inan upper crustal source region.
Keywords
0 引言
前人对于中国新元古界的划分和对比，尤其是该套地层的时代归属，长期存在不同的认识。有关专家运用沉积学、地层学、生物地层学、古气候学、层序地层学等理论，结合地质事件的时空发育和对比关系，为新元古代地层的划分对比提供了基础资料、划分依据和参考方案（全国地层委员会，2001，2002；高振家和陈克强，2003；尹崇玉和高林志， 2013；汪校锋，2016；李怀坤等，2020；庞科等，2021； 庞岚尹等，2021；旷红伟等，2023）。辽宁新元古界的研究历史悠久，主要包括4个小区，即华北地层区的燕辽地层分区的辽西小区、汎河地层小区以及胶辽徐淮地层区的辽东地层分区的大连地区小区、太子河地层小区。前人研究主要以辽南及辽西为研究对象，且主要围绕岩性组合、沉积构造、沉积环境及岩相古地理等开展，部分学者还对冰期进行了研究（曲洪祥等，2011；牛绍武和辛后田，2012；李艳等，2013；吴子杰等，2016；田德欣等，2018；卢崇海等，2018；吴昊，2018），推动了辽宁地区新元古界地质的研究，建立了新元古界岩石地层格架和地层模型，为地层的区域对比和构造演化研究提供新的思路和证据，为古气候的演化分析提供了重要基础资料，具有重要的古地理学和古构造学理论意义，且发现南华系存在冰成岩沉积（田德欣等，2018；曹煜昊等，2020），并首次在辽宁北部地区划分出 2 次冰期，这些都将为全国的新元古界划分对比提供新的研究思路。桓仁普乐堡地区位于辽宁省东部，属于太子河地层小区，近期有学者研究将青白口系钓鱼台组、南芬组划到南华系（曹煜昊等，2020；张林等 2021；吴子杰等，2023），本研究采用中国区域地质志：辽宁志（2017）的划分方案（图1），出露新元古界地层主要为青白口系永宁组、钓鱼台组、南芬组，以及南华系桥头组。研究区内各组岩石地层碎屑沉积岩缺少系统的地球化学研究分析，物质来源、源区背景及是否存在冰期等均缺乏探讨，且该套岩层与辽宁其他地区是否具有相同的物源和构造环境不得而知。笔者在研究区内进行了多条剖面测制，获得了新元古界岩石样品，通过对地球化学特征的研究，揭示了岩石的风化特征、物质来源和源区背景。根据岩石样品地球化学特征等判断研究区各组地层的源区物质以上地壳源区的长英质岩石为主，是上地壳源区剥蚀-搬运-沉积的产物。
1 区域地质概况
研究区大地构造位于华北陆块北缘东段（Ⅰ），太子河新元古代—古生代坳陷盆地的东端（Ⅰb4） （图2）。受燕山期构造改造作用，新元古代坳陷盆地南北界线呈现锯齿状，总体呈东西向展布。太子河坳陷为陆表海盆地，基底不发育，由新太古代变质深成岩、古元古代辽河岩群组成，沿坳陷边界零星分布。盖层由青白口纪、南华纪、寒武纪、奥陶纪、石炭纪、二叠纪沉积岩系组成（辽宁省地质矿产调查院，2017）。其中青白口系永宁组为角度不整合在古元古代辽河群里尔峪岩组之上的一套灰白、紫色中厚层含砾石英砂岩、石英砂岩及砾岩，局部夹板岩；钓鱼台组与下伏永宁组为整合接触，局部地区超覆在永宁组、殷屯组或更老的地质体之上，整合伏在南芬组之下的一套以灰白色、浅褐色中厚层石英砂岩，石英砂岩为主中部夹有黄褐色细砂岩，紫色、灰褐色页岩，上部为灰白色中厚层细粒石英砂岩的岩石地层；南芬组为平行不整合伏于桥头组石英砂岩之下的一套黄绿色、紫色页岩、泥灰岩的岩石地层；南华系桥头组与上覆中寒武统碱厂组呈平行不整合，为一套灰色、灰白色、黄褐色石英砂岩夹黄绿色、灰黑色页岩及砂质页岩的岩石地层。此外，区内分布有大面积不同时代、不同岩石类型的侵入岩；陆相火山岩较发育，自燕山造山运动以来，经历了多旋回多期次火山喷发作用，在火山喷发间歇期，有河湖相沉积，火山岩主要为中生代早白垩世小岭旋回。
图2辽东地区区域构造单元略图（据沈阳地质调查中心，2009①修改）
Ⅰ—华北板块及其构造增生带；Ⅰa —华北古陆；Ⅰb—构造增生带；Ⅰ1b—辽吉裂谷；Ⅰ2b—铁岭坳陷；Ⅰ3b—瓦房店坳陷；Ⅰ4b—太子河坳陷；Ⅰ5b— 样子哨坳陷；Ⅰ6b—白山坳陷；Ⅰ7b—长白坳陷；Ⅰ8b—西保安—黄泥河—江域山弧带；Ⅰ9b—下二台—呼兰活动陆缘带；Ⅱ2a—兴凯地块；Ⅱ2b—张广才岭裂陷槽；Ⅲ3a—吉中上叠构造盆地；Ⅳ1a—下辽河盆地；Ⅳ2a—松嫩盆地
2 样品采集及岩石学特征
永宁组分布于桓仁县牛毛大山—普乐堡一带，主要岩性由灰紫色中厚层含砾中粗粒长石石英砂岩、灰紫色中厚层含砾中细粒岩屑石英砂岩（图3a）、灰黄色中薄层细砾、中—粗砾岩及砂砾岩组成。石英砂岩成分主要为石英，含量大于 80%；普遍含有岩屑，由硅质岩和黏土岩等构成，大小在 0.1~0.8 mm，呈次圆状，分选性较好，一般含量2%~5%，最高达 10%~20%；部分岩石中含有砾石，大小为 0.2~1.0 cm，局部5~10 cm，砾石磨圆度较好、分选较差，成分以石英岩、石英砂岩、硅质岩、黑云斜长变粒岩等为主，含量2%~5%；胶结物为泥质及铁质，普遍具绢云母化，胶结类型为孔隙胶结。
钓鱼台组分布地点同永宁组（图3b），主要岩性为灰白色厚层中粗粒—中细粒含电气石石英砂岩，灰白色中厚层—中薄层铁质胶结岩屑石英砂岩、灰白色厚层中粗粒石英砂岩，灰白色厚层中细粒—细粒石英砂岩，紫红色泥质粉砂质页岩，灰黄色含石英泥晶灰岩、灰色薄层泥晶灰岩。石英砂岩：呈灰白色，为薄层—厚层状，成分主要为石英，含量大于 80%，石英呈次圆—圆状，分选性较好，粒径 0.1~1.0 mm；其他矿物有电气石，粒状，粒径为 0.1 mm±，含量2%~5%；胶结物由泥质及硅质组成，具绢云母化，含量5%~10%，胶结类型为孔隙式胶结；铁质呈他形粒状，含量5%左右，粒径为0.1 mm±；岩屑由黏土岩及硅质岩组成，次圆状，分选性较好，粒径 0.1~0.6 mm，含量1%~5%。泥质粉砂质页岩：呈紫红色—灰紫色，页理发育，风化后呈纸片状，成分主要为黏土矿物，含量 55%~95%；碎屑（砂质矿物）粒径 0.01~0.063 mm，含量5%~45%；铁质及不透明矿物少量或微量；胶结物为泥沙质胶结。泥晶灰岩：呈灰黄色—灰色，泥晶结构，薄层—中薄层构造，主要矿物成分为方解石，粒状，粒径＜0.004 mm，含量大于 95%；石英，他形粒状，棱角状，粒径0.05~0.1 mm，含量1%~5%。
图3研究区新元古代沉积学及岩石学特征
a—永宁组灰黄色、灰紫色细粒岩屑石英砂岩；b—永宁组与钓鱼台组平行不整合接触；c—桥头组灰白色细粒石英砂岩；d—南芬组泥晶灰岩； e—永宁组中细粒岩屑石英砂岩（正交偏光）；f—钓鱼台组细粒含电气石英砂岩（正交偏光）
南芬组分布于桓仁县普乐堡—热闹街一带，划分为 3 个岩性段：一段由黄褐色、灰绿色、紫色粉砂质页岩构成；二段为蛋青色薄层泥晶含白云质灰岩，蛋青色中厚层硅质结核泥晶含白云质灰岩夹薄层泥晶灰岩（图3d）；三段为黄绿色、紫色粉砂质页岩、局部夹粉砂质泥岩及粉砂岩。粉砂质页岩（泥岩）：黄绿色、灰绿色、紫色，页理不甚发育；泥岩呈薄层—中厚层状构造，水平层理发育。岩石中黏土矿物含量 55%~95%，碎屑矿物含量 4%~45%，铁质及不透明矿物少量，个别岩石中含有少量方解石，含量＜3%；碎屑成分主要为石英，粒径 0.01~0.07 mm。泥晶灰岩：蛋青色或灰绿色，泥晶结构，块状构造；主要矿物为方解石，粒状，粒径＜0.004 mm，含量大于 95%；局部含有石英，他形粒状、棱角状，粒径 0.1 mm左右，含量1%~5%。
桥头组划分为2个岩性段：一段由灰色、灰白色薄层—微薄层硅质胶结中粗粒—细粒石英砂岩组成；二段由灰白色中厚—厚层硅质胶结细粒—中细粒石英砂岩（图3c）夹灰绿色粉砂岩组成。石英砂岩：灰色—灰白色，砂状结构，块状构造，主要矿物成分石英，次棱角—次圆状，分选性好，粒径0.1~1.0 mm，含量 80%~90%；胶结物为硅质，含量 10%±，胶结类型为孔隙式胶结。
本文采集研究区典型地质剖面样品 13 个（图4），其中永宁组样品 2 个、钓鱼台组样品 6 个、南芬组样品 3 个、桥头组样品 2 个，岩性主要为细粒、中细粒石英砂岩（图3e、f）、泥晶灰岩，样品均采集自远离岩浆岩侵入体及其脉体的新元古代地层中。样品的化学分析在自然资源部沈阳矿产资源监督检测中心进行，主量元素测试利用 X 射线荧光光谱仪进行元素测量，微量和稀土元素测试采用电感藕合等离子体质谱仪（ICP-MS）进行元素测量，按《硅酸盐岩石化学分析方法 GB/T14506-2010》规范对样品进行分析。
图4研究区新元古代实测地质剖面图
3 岩石地球化学特征
3.1 主量元素特征
研究区新元古代各组地层内陆碎屑岩发育，由主量元素结果可见（表1），各组砂岩样品中 SiO2含量变化在 82.89%~98.36%，与克拉克砂岩平均值比较明显偏高，其他各类氧化物含量与克拉克砂岩平均值相比偏低或接近，说明样品中石英或富硅矿物含量较高，砂岩成熟度均很高。各组样品中 K2O 含量为 0.14%~3.80%，其中桥头组和钓鱼台组较低； K2O/Al2O3的值除永宁组样品为 0.41外，其余全部小于 0.4，说明母岩中只含少量的碱性长石；K2O/Na2O 的值为 0.20~4.91，表明全部样品风化淋滤程度低； 各组样品K2O/Na2O（摩尔量比）为0.13~3.24，与镜下观察长石种类主要为钾长石的情况相符，说明岩屑中长石未受到富钾黏土矿物交代，黏土矿物和长石含量低指示源岩可能来自于长英质岩。Al2O3/SiO2 比值可以有效地判别沉积物的成熟度，比值越大，成熟度越小（Roser and Korsch，1988；陈小双等， 2018）。桥头组和钓鱼台组样品 Al2O3/SiO2比值为 0.00~0.03，成熟度高；永宁组样品 Al2O3/SiO2比值为 0.1，成熟度较高。
表1研究区新元古界沉积岩主量元素分析结果（%）
注：CIA＝Al2O3 /（Al2O3 +CaO*+Na2O+K2O）*100；ICV=（TFe2O3 +K2O+Na2O+CaO*+MgO+MnO+TiO2）/A12O3。
3.2 微量元素特征
沉积物中某些特征微量元素化学性质比较稳定，从物源区风化剥蚀后，在搬运、沉积、成岩过程中基本不发生改变，因此沉积后可以代表被搬运来沉积岩的陆源组分，起到示踪沉积过程和追踪物源区的作用（郑宁等，2012）。从表2可看出大部分样品中各微量元素含量均低于黎彤大陆地壳平均值，少量元素接近或高于黎彤值。永宁组、南芬组Rb含量大于大陆地壳的丰度值，其他样品均低于大陆地壳的丰度值，其中桥头组样品 Rb值亏损严重，所有样品 Sr 元素含量均低于大陆地壳的丰度值。全部样品中 Ta、La、Sm、Lu 元素都低于大陆地壳的丰度值。永宁组、钓鱼台组、桥头组样品Ce、Nd、Y、Yb元素均低于大陆地壳的丰度值，南芬组样品永宁组样品Ce、Nd、Y、Yb元素值略高于或接近大陆地壳的丰度值。总体来看，微量元素含量显示富集大离子亲石元素，含量接近上地壳值，其物源是上地壳剥蚀而来的物质。
研究区微量元素原始地幔标准化蜘蛛图（图5） 所示各样品的微量元素组成特征基本一致，整体呈明显的右倾分布，部分沉积物的微量元素含量变化明显。蜘蛛图中永宁组Ba、Sr、Ta、Nb、P、Ti、Ni元素呈负异常，其中Sr、P、Ti、Ni元素亏损严重；钓鱼台组 Ba、Sr、Nb、P、Ti、Ni 元素呈负异常，其中 Sr、P、Ti、Ni 元素亏损严重；南芬组亲石元素 Ba 特征变化较大，除样品 PP29GP9外其他均为明显的负异常，Sr、Nb、 P、Ti、Ni 元素呈明显的负异常；桥头组样品大离子亲石元素区域元素特征变化较大，Sr、Nb、P、Ti、Ni 元素呈明显的负异常。研究表明当 Sr/Ba 值在 0.6~1.0时为浅海相沉积，小于0.6为陆相沉积，大于1为海相沉积（Hill et al.，2000；刘刚和周东升，2007；计波等，2022）。本区桥头组 Sr/Ba 值为 0.07~2.13、钓鱼台组为 0.13~3.25、南芬组为 0.10~0.81、永宁组为 0.08~0.1，因此推测永宁组为陆相沉积，钓鱼台组、南芬组、桥头组为海陆交互相沉积。
图5研究区新元古界各组岩石微量元素原始地幔标准化蜘蛛图（原始地幔数据据Sun and Mcdonough，1989）
表2研究区新元古界沉积岩微量元素、稀土元素分析结果（10-6）
3.3 稀土元素特征
从表2可以看出，研究区样品稀土元素总量 ΣREE 值为 23.91×10-6~231.42×10-6，只有南芬组泥晶灰岩 HP09XT67 样品高于沉积岩的平均含量 202.5×10-6，其余样品均低于沉积岩砂岩的平均含量和大陆上地壳（UCC）平均值（148.14×10-6）。泥质岩样品稀土总量相对砂岩较高，反映细粒沉积物中较高含量的黏土矿物对稀土元素具有较强的吸附作用（Condie，1991）。所有样品稀土均表现为右倾斜的 REE 配分模式，呈中等程度的轻稀土（LREE）富集和相对平坦的重稀土（HREE）配分模式（LREE/ HREE=5.76~16.17）。（La/Yb）N 反映曲线的倾斜程度，值为5.26×10-6~26.97×10-6，说明轻重稀土分馏明显，轻稀土元素富集；（La/Sm）N反映轻稀土的分馏程度，值为 1.44×10-6~6.67×10-6，说明轻稀土元素间分异中等，轻稀土富集；（Gd/Yb）N反映重稀土之间的分馏程度，值为 0.95×10-6~4.87×10-6，说明样品重稀土元素的分异不太明显。
稀土元素的配分型式可以客观的反映沉积物物源性质。永宁组稀土元素标准化曲线为轻稀土富集型，曲线右倾，重稀土段曲线平坦、相对分散， PDXT286 重稀土含量明显流失（图6a）；钓鱼台组、南芬组稀土元素标准化曲线为轻稀土富集型，右倾直线型，具有明显的负 Eu异常（图6b、c），与大陆上地壳稀土元素配分型式极为相似；桥头组稀土元素标准化曲线为轻稀土富集型，曲线右倾，明显的负 Eu异常（图6d）。研究区样品δEu值0.39~1.05，除了永宁组外，其余均为负异常，记录了源岩的Eu亏损，表明其沉积物主要来源于上地壳。其原因在于上地壳中大离子亲石元素的含量相对于原始地幔明显偏高，导致轻稀土富集重稀土亏损，而上地壳内缺少使重稀土分馏的因素，因而重稀土含量均匀， Eu的负异常是由于元素分异作用使上地壳中Eu元素缺失造成的。
4 分析讨论
4.1 沉积岩区演化
沉积学研究表明，研究区的物源主要为沉积岩，中元古代末期辽东南沉积岩区结晶基底（榆树砬子岩组：岩石组合以灰白色中厚层—厚层—巨厚层石英岩、赤铁石英岩、绢云石英岩为主，夹少量千枚岩、片岩，被永宁组角度或平行不整合覆盖）形成之后，新元古代发生强烈的坳陷作用，形成了陆内坳陷盆地。永宁期以石英岩质砾岩、长石石英砂岩沉积为主，为一套非稳定型杂色类磨拉石建造，在干旱间温湿气候条件下山麓冲积扇相—山间河流相形成的产物，石英岩质砾石主要来源于中元古代榆树砬子岩组。钓鱼台期坳陷作用开始减弱，进入陆源碎屑垫板发育阶段，钓鱼台期—南芬期早期以陆源粗碎屑沉积为主，中期为一套内源碳酸盐沉积，晚期沉积一套陆源细碎屑，总体由下至上粒度逐渐变细。桥头期沉积为稳定型正单陆屑式净砂岩建造（辽宁省地质矿产调查院，2017）。
a—永宁组；b—钓鱼台组；c—南芬组；d—桥头组
4.2 源岩风化作用
样品的化学蚀变作用指标（CIA 值）、成分变异指数（ICV值）通常是砂岩风化强度判别指标。不同的 CIA 值代表着不同环境下的风化蚀变程度，是判断源区化学风化程度的指标，ICV 值是判别沉积再循环作用和沉积物成分被改造的程度，判别碎屑岩是初次沉积的沉积物还是沉积再循环的沉积物（赵红格和刘池洋，2003；Fu et al.，2018；屈李华等， 2018）。Cox et al.（1995）研究表明沉积物在循环过程中非黏土性矿物的降低与黏土性矿物的增长，或者第一次循环碎屑输入量的降低，都将导致 ICV 值降低。因此如果 ICV 值>1，表明它们含有很少的黏土矿物，是首次沉积的砂岩。而经历过沉积再循环或是遭受强烈风化的砂岩，往往含有较多的黏土矿物，因此其ICV值通常小于1。元古宙之前的沉积岩不发育，沉积再循环作用对物源成分的影响很小，元古宙之后沉积岩已经十分发育，因此沉积再循环作用对于物源成分的影响就不容忽略了，因此研究对象要选取 ICV值大于 1的样品。经计算研究区样品ICV值全部远大于1，因此沉积物均为活动大陆边缘初次循环沉积，避免了再循环作用对 CIA 值的影响。研究表明当CIA＜65时，反映寒冷、干燥的气候条件下低等的化学风化程度；当65＜CIA＜85时，反映温暖、湿润的气候条件下中等的化学风化程度； 当85<CIA<100时，反映炎热、潮湿的热带、亚热带气候条件下强烈的化学风化程度（冯连君等，2003）。研究区钓鱼台组沉积岩的CIA值为23~54，桥头组沉积岩 CIA 值为 28~49，表明处于寒冷、干燥的气候条件下低等的化学风化环境；南芬组沉积岩的 CIA 值为47~66，表明处于寒冷、干燥的气候条件下低等的化学风化环境，且温度存在冷暖变化过程。
4.3 物源区分析
沉积物的地球化学组成主要取决于源区的成分或不同源区成分的混合比例，因此碎屑岩的地球化学特征可以反映沉积物源的属性（陈小双等， 2018）。根据上述地球化学数据的分析判别研究区的物源区来源依据如下：
（1）碎屑岩的地球化学特征对确定源区的性质有重要意义。Roser and Korsch（1988）提出了一套适用于砂、泥岩的主量元素多变量物源区环境的判别函数，划分出基性火山岩源区、中性火山岩源区、酸性火山岩源区、石英质沉积岩源区 4 个物源区。碎屑岩源区性质函数判别图解中（图7a），永宁组、钓鱼台组、南芬组部分样品、桥头组样品落入富含石英质沉积岩物源区。
（2）Al2O3/TiO2比值是判别沉积物源区成分的有效方法，当沉积物 Al2O3/TiO2值为 17~28 时，其母岩源于长英质岩；值小于 14 时，沉积物母岩来自镁铁质岩。本区桥头组、永宁组、钓鱼台组 Al2O3/TiO2值为 17.59~26.59，因此推测其沉积岩母岩为长英质岩。同时TFe2O3+MgO含量为0.66%~5.56%，说明其源岩不是镁铁质岩，其结论与Al2O3/TiO2值所得结论一致。
（3）Sm/Nd 比值是反映物质来源的一个重要参数：地幔为 0.260~0375，大洋玄武岩为 0.234~0.425，而源于地壳的花岗岩类以及各类沉积岩一般均小于0.3（孙立广等，2000）。本区碎屑沉积岩的Sm/Nd 比值为 0.14~0.19，仅钓鱼台组一个样品值为 0.31，反映其物源为上地壳。
（4）Cullers（2000）研究表明当 La/Co 值为 1.8~13.8 时说明是以长英质为源岩，而以镁铁质为源岩其比值为 0.14~0.38。研究区样品 La/Co 值为 2.05~6.12，表明沉积岩的源岩为长英质岩。
（5）δEu 作为 Eu 的异常系数，它不仅可以对体系内的地球化学状态作出灵敏地反映，还可以作为识别物质来源的一个重要参数，源自于长英质岩石的稀土元素通常具有较高的 LREE/HREE，并且 Eu 具负异常。根据赵英利（2010）研究表明中性斜长岩（1.01<δEu<2.33），一般具Eu正异常，玄武岩（0.90 <δEu<1.00），大多没有 Eu异常，而花岗岩（δEu<0.9） 多为 Eu 负异常。本区样品经球粒陨石标准化后， δEu 值为 0.39~1.05，永宁组表现较弱的 Eu 正异常，其余各组岩石呈明显的Eu负异常，因此推测研究区钓鱼台组、南芬组、桥头组沉积岩来源于长英质岩区。
（6）Ce异常的存在及强弱变化也可以作为沉积环境的一个判别标志，靠近大陆边缘Ce负异常不显著，有时会出现正异常，变化范围一般为 0.84～0.93；在开阔大洋环境下，Ce负异常明显，在 0.56左右；位于洋中脊附近Ce负异常最明显，为0.28左右。研究区样品 Ce 异常弱，δCe 值为 0.79~1.08，平均值 0.88，与上地壳和 PASS（澳大利亚后太古宙平均页岩）配分模式图相似（Taylor and Mclennan，1985），表明其沉积物主要来源于上地壳。
图7研究区新元古代地层源区判别图解
a—碎屑岩源区性质函数判别图；b—碎屑岩Th-Hf-Co判别图；c—碎屑岩Hf-（La/Th）判别图解；d—（La/Yb）-REE源岩判别图
（7）为进一步探究源岩特征，本文利用（La/Yb）-REE、Th-Hf-Co 和 Hf-（La/Th）源岩属性判别图解 （Bhatia，1983，1985；Bhatia and Crook，1986；Floyd and Leveridge，1987；Verma and Armstrong-Altrin， 2016），对研究区砂岩样品的物质来源作进一步分析。在 Th-Hf-Co 图解中（图7b），永宁组落入长英质火山岩区；南芬组和桥头组砂岩部分样品落入平均上陆壳附近；钓鱼台组泥岩样品主要落入长石砂岩的范围内，都远离平均总陆壳和平均洋壳，说明其母岩碎屑主要来自于上地壳。在 Hf-（La/Th）图解中（图7c），数据点较分散，永宁组落入长英质、基性岩混合物源区，部分钓鱼台组和南芬组沉积岩样品落在长英质源区，并且位于上地壳平均成分附近，远离被动边缘源区、安山岩岛弧源区以及大洋岛弧源区，这些特征表明本区砂岩以地壳中的长英质岩石为主，并混入有基性物质。（La/Yb）-REE图解（图7d）可用于判断岩石大类成因及物源区特征，在判别图解中数据除南芬组泥岩部分样品外全部落入沉积岩区，结合之前（Gd/Yb）N的比值推测源区母岩来自于克拉通或古老沉积岩体。
综上所述，研究区各组地层的源区物质以上地壳源区的长英质岩石为主，并可能混入有少量的基性岩石，是上地壳源区剥蚀—搬运—沉积的产物。
通过运用地球化学方法判定研究区沉积物源区及沉积环境，与前人在辽东及附近区域的研究结果相一致（李艳等，2013；吴子杰等，2016，2023；卢崇海等，2018；田德欣等，2018；吴昊，2018；曹煜昊等，2020；张林等，2021），佐证了地球化学分析结果的正确性，从沉积学方面为研究区及附近区域新元古界的划分对比及古构造演化等提供依据。
5 结论
（1）研究区陆源碎屑岩发育，砂岩相对富含硅，岩石类型主要为岩屑砂岩和长石砂岩；样品微量元素含量显示富集大离子亲石元素；样品稀土配分曲线形态一致，呈轻稀土元素富集、重稀土元素贫乏、 Eu 负异常的特征，接近上地壳值；均显示物源应来自上地壳。
（2）根据样品地球化学元素特征及相关判别图解综合表明，研究区各组地层的源区物质以上地壳源区的长英质岩石为主，并可能混入有少量的基性岩石，是上地壳源区剥蚀-搬运-沉积的产物。
注释
① 沈阳地质调查中心 .2009. 辽东吉南成矿带基础地质综合研究报告[D].
