四川盆地西缘地区中侏罗统沙溪庙组地球化学特征及其环境意义①

钱利军 陈洪德 林良彪 徐胜林 欧莉华

(成都理工大学沉积地质研究院 成都 610059)

0 引言

沉积岩中元素的分布是沉积分异与地球化学演化的结果［1，2］，在沉积过程中，沉积物与水介质之间有着复杂的地球化学交换与吸附。这种交换与吸附除了与元素本身性质有关外，还受到水介质物理化学条件的影响。而某些微量元素、稀土元素及其比值受到风化、搬运、沉积、成岩等物理化学作用的影响较小，因此，这对识别沉积物沉积时的古气候、古环境等具有重要的意义［3～6］。

川西前陆盆地是在挤压构造背景下形成的构造活动性盆地［7～9］。其形成开始于印支运动末期，经历了燕山运动和喜山运动，各时期的构造运动对盆地中的地层沉积、构造形成、油气成藏等方面的作用各异［10］。四川盆地自流井组沉积时期，全盆地发育大型陆相湖泊［11，12］。早侏罗世沉积后(千佛崖组)，有一次区域性上升活动，沿龙门山发育河流相、泛滥平原相［13，14］。至中侏罗世中期(下沙溪庙组)，沉积格局有了较大的变化，由于盆地北部和东部强烈上升，逐渐封闭了湖盆的东出水通道，直到上、下沙溪庙组沉积早期改经西昌、会理进入滇中后入海，区域性的上升导致河流相沉积为主［11］。研究区川西坳陷中段，处于河湖交替相区。有学者认为沙溪庙组沉积时期在雨季洪泛时期，河间洼地或废弃河道形成湖泊环境，常年干旱，湖水干涸成为时令湖或间歇湖，这种湖泊与通常意义的湖泊有很大的区别，在于沉积地层中有机质含量很低，动、植物化石罕见，湖泊的沉积是受到了雨季和旱季的控制［13］(图1)。因此，详细探讨区内沙溪庙组沉积时期的古气候对认识沙溪庙组沉积时期的古环境具有重要的意义。

图1 川西地区中侏罗世晚期沉积环境图(据参考文献［13］有改)Fig.1 Sedimentary environment map of the late period of middle Jurassic in western Sichuan Province(Modified from reference［13］)

很多学者对四川盆地侏罗系进行了大量的研究，取得了大量的认识成果［15～20］。但对中侏罗统沙溪庙组元素地球化学特征的研究较少。本文以四川盆地西缘地区中侏罗统沙溪庙组泥岩、页岩为研究对象，重点通过分析泥岩、页岩样品的微量元素及稀土元素地球化学特征来探讨沙溪庙组沉积时期的古环境。

1 区域地质概况及采样位置

四川盆地西缘地区属于扬子地台西缘，位于米仓山—大巴山山脉前缘地带，西临龙门山逆冲推覆构造带。由于特殊的构造组合格局，使得沉积厚度较大［7，11，21，22］。盆地中充填有晚三叠世至始新世地层，以上三叠统至下侏罗统为最重要的沉积地层，亦是目前油气勘探的重点层位。

四川盆地西缘地区侏罗系自下而上包含的地层单元有:中侏罗统千佛崖组(盆地内部称新田沟组)、沙溪庙组(分上、下两段，上段常称为“上沙溪庙组”，下段常称为“下沙溪庙组”)(图2)，上侏罗统遂宁组和莲花口组(往盆地内部称蓬莱镇组)。侏罗系底部下侏罗统地层被剥蚀，与下伏须家河组呈角度不整合接触，侏罗系顶部与白垩系剑门关组砾岩呈平行不整合接触。沙溪庙组主要由灰、灰紫色厚层至块状粗、中粒至细粒长石石英砂岩、长石砂岩、紫红色粉砂岩、泥岩组成的数个不等厚韵律层组成。

样品采自四川盆地西缘地区中侏罗统上、下沙溪庙组，主要是分布位于孝泉、大邑鸭子河、温江等地区的钻井岩芯(图3)。从大量样品中选取17件进行了微量元素及稀土元素的测试分析。样品的岩性主要为紫红色、灰绿色及杂色块状泥岩。

2 样品处理及测试结果

图2 川西地区侏罗系岩性柱状图(据参考文献［23］有改)Fig.2 Lithological column of Jurassic in western Sichuan Province(modified from reference［23］)

图3 采样位置分布(据参考文献［24］有改)Fig.3 Distribution of sampling location(modified from reference［24］)

样品的化学处理及测试均由中国科学院青岛海洋研究所分析与检测中心进行。样品破碎后放入玛瑙钵中研磨至200目，然后装袋送样。称取40 g样品于Teflon溶样罐中，加入0.6 ml HNO3和2 ml HF封盖，静置2 h后，放在150°的电热板上溶样24 h。加入0.25 ml的HClO4于电热板上敞开蒸酸至干。加入1 ml HNO3和1 ml H2O密闭于120°电热板回溶12 h。用高纯度H2O定溶至40 g，然后再ICP—MS上进行测试，各种标准样品(GSR-1、GSR-3、BHVO-2、BCR-2)及空白样品所测稀土元素线性较好，分析误差基本小于5%，测试结果准确可信，测试数据如表1。

根据对川西坳陷中侏罗统沙溪庙组泥岩的样品微量元素与平均泥岩含量标准化后，可以发现上、下沙溪庙组微量元素特征相似(图4)。其中Ga、Ba、V、Th、Cr、Zn元素的平均值比平均泥岩含量略高，Mo元素的平均值较平均泥岩含量低，Sr、Cu、Ni、U、Co 元素的平均值与平均泥岩含量相当。

通过对样品的稀土元素分析及经北美页岩标准化，上沙溪庙组稀土元素总量∑REE值介于171.5～249.2 μg/g 之间，平均值为 212.86 μg/g;下沙溪庙组∑REE值介于189.6～232.9 μg/g之间，平均值为222.53 μg/g。同北美页∑REE 值 173.21 μg/g 相比属于富集，高于大陆上地壳(UUC)平均值148.14 μg/g。上沙溪庙组∑LREE为154.1～225.5 μg/g，平均值为192.9，∑HREE 为 16.72～23.47 μg/g，平均值为20 μg/g，∑LREE/∑HREE 的比值为 8.83～10.49。下沙溪庙组∑LREE为172.5～223.7 μg/g，平均值为203 μg/g，∑HREE 为 17.09～21.37 μg/g，平均值为 19.58 μg/g，∑LREE/∑HREE 的比值为10.10～10.48。经北美页岩标准化后，做出上、下沙溪庙组样品的REE分配模式图(图5)，总体特征一

致，显示轻稀土元素弱富集，重稀土元素相对亏损，整体表现为“右倾斜型”，呈现小的“V”形。

表1 沙溪庙组微量元素地球化学分析数据Table 1 Contents of trace elements in Shaximiao Formation

Shiekds等根据研究认为成岩作用会导致δCe、δEu具有良好的相关性，δCe与(Dy/Sm)N具有负相关性，δCe与∑REE具有较好的正相关性［25］。根据对研究区沙溪庙组泥岩样品 δCe、δEu;δCe、(Dy/Sm)N;δCe、∑REE图解(图6)，可以看出它们均没有相关性。说明成岩作用对研究区稀土元素影响不明显。

图6 沙溪庙组样品的 δCe—δEu、δCe—(Dy/Sm)N、δCe—∑REE 图解Fig.6 δCe—δEu，δCe—(Dy/Sm)N，δCe—∑REE diagrams of the samples from Shaximiao Formation

3 讨论

3.1 地球化学元素指示的古盐度特征

B元素对于古盐度的反应较敏感，硼酸盐溶解度大，迁移能力强，只有当水蒸发后才可以析出。所以B可以作为古盐度的判别标志，其与水体盐度存在线性关系，即盐度越高，B含量越大。但是B元素活动性强，影响因素较多，单独使用不妥［27］。所以本文采用Sr、Ba元素作为判断研究区上、下沙溪庙组古盐度的判别标志。Sr、Ba元素都属于碱土金属，二者化学性质相似，但在不同沉积环境中会发生差异分化，所以Sr/Ba比值常用来作为反应环境古盐度的重要参数［1，28］。陆源碎屑沉积物经由河流搬运至海洋，由于水化学条件的变化，呈游离态的Sr、Ba发生分异。Sr元素在搬用过程中不易于沉淀，也不易于被粘土矿物等吸附［28～30］。所以游离态的 Sr被搬入海，所以海水中的Sr含量远大于Ba。Ba元素较易于与海水中的硫酸根离子结合形成硫酸钡而发生沉淀。Ba元素的离子半径较大，且具有比Sr元素小的水合能，更易于被粘土矿物等吸附，所以陆相及海陆过渡相的沉积物中Ba含量较高，而海洋中的Ba含量较少。曲星武等［31］测定并归纳了多个地区的不同层位的Sr、Ba比，认为Sr/Ba比值＞1表示咸水，Sr/Ba比值＜1表示淡水。同时也有学者对现代海洋的研究，认为在海洋环境下，Sr/Ba比值＜1;在近岸海湾或沼泽中Sr/Ba比值较低，例如现代渤海湾Sr/Ba比值为0.38［32］。研究区下沙溪庙组Ba元素含量介于441～1655 μg/g之间，平均值为896.3 μg/g，Sr元素含量介于133～304 μg/g 之间，平均值为190.7 μg/g。Sr/Ba比值介于0.18～0.3之间，平均值为0.24。上沙溪庙组Ba元素含量介于446～1510 μg/g 之间，平均值为 799.4 μg/g，Sr元素含量介于170～250 μg/g 之间，平均值为 217.9 μg/g。Sr/Ba比值介于0.14～0.47之间，平均值为0.32(如表2)。这说明研究区上、下沙溪庙组均为淡水沉积环境。

Sr/Ba比值小于1，且Ba元素含量明显高于Sr元素含量，反映了陆内淡水环境。根据前人研究成果认为，沙溪庙组沉积期，由于区域抬升，四川盆地以广泛分布的河流相沉积为主，湖泊沉积范围逐渐缩小，在龙门山前缘地区发育冲积扇砾岩［7，11，12，21，22］，说明由于大量淡水输入，在沙溪庙组沉积时期湖水为淡水，这与本文地球化学指示的结果一致。

3.2 地球化学元素指示的氧化还原特征

V元素属于铁族元素，在缺氧环境中V元素易于以有机络合物的形式沉淀。当地层水中硫的浓度升高且沉积速率降低时，V元素的富集尤其加强［33，34］。Ni元素在还原、碱性较大的条件下易于富集。在典型的成岩作用中，沉积物中微生物参与的有机质氧化消耗之后，沉积物呈现还原状态。当有氧进入沉积物内可以重新氧化，导致少量的U从富集区域迁移出来。但是 V、Ni、Co、Cu、Zu 等元素影响较小，最多可以造成很短距离内的迁移。在没有氧补充的情况下，沉积物中的 V、Ni、Co、Cu、Zu 等元素在成岩过程中不发生迁移［35］。研究区采集的样品均为湖泊相沉积的块状泥岩，压实作用导致岩石较致密，且没有裂缝及破坏性构造，所以受到氧的影响较小。因此研究区的V、Ni、Co、Cu、Zu等元素代表了其原始沉积时期的特征。

Hatch1992年建立了V/(V+Ni)比值反映氧化还原特性的指标:V/(V+Ni)比值介于0.84～0.89之间，反映水体分层性强，底层水体中出现H2S的厌氧环境;V/(V+Ni)比值介于0.54～0.82之间，反应为水体分层性中等;V/(V+Ni)比值介于0.46～0.60之间，反应为水体分层性弱［36］。研究区下沙溪庙组V/(V+Ni)比值介于0.72～0.76之间，平均值为0.74。上沙溪庙组V/(V+Ni)比值介于0.69～0.79之间，平均值为0.74(表2)这说明研究区上、下沙溪庙组沉积时期底层水体中等分层，湖水循环较为顺畅。氧化还原敏感微量元素V、U、Mo在沉积物或沉积岩中的含量受沉积环境的氧化还原状态控制，且来源单一，沉积和埋藏后不易发生迁移，是古环境重建的理想指标［35，37］。当 V、U 富集，Mo不富集的时候可能指示缺氧环境，当V、U、Mo同时富集的时候，说明沉积时的水体中含有一定量的 H2S［35，36，38，39］。本文以平均泥质岩中微量元素的丰度作为参照标准［26］，若样品中元素含量比平均泥质岩中元素丰度值高，表明富集，反之则亏损。研究区下沙溪庙组泥页岩样品中V元素的含量介于123～193 μg/g之间，平均值为 158.3 μg/g;U 元素的含量介于3.25～4.26 μg/g之间，平均值为3.7 μg/g;Mo元素的含量介于0.1～1.05 μg/g之间，平均值为0.5 μg/g。上沙溪庙组泥页岩样品中V元素的含量介于101～206 μg/g之间，平均值为140.4 μg/g;U元素的含量介于3.02～12.05μg/g之间，平均值为4.2 μg/g;Mo元素的含量介于 0.19～1.24 μg/g之间，平均值为0.9 μg/g(表3)。而平均泥质岩中V元素的含量为 130 μg/g，U 元素的含量为 3.7 μg/g，Mo元素的含量为2.6 μg/g。整个沙溪庙组均表现为V元素弱富集，U元素弱富集，Mo元素亏损，所以说明上、下沙溪庙组沉积环境可能不是还原环境或硫化环境，而是氧化或弱氧化环境。

表2 沙溪庙组特征微量元素及稀土元素比值Table 2 Characteristic trace element and REE ratios of Shaximiao Formation

表3 研究区沙溪庙组V、U、Mo元素含量Table 3 V，U，Mo element contents of Shaximiao Formation

V/Cr、Ni/Co、U/Th比值对沉积环境的判别效果较好［40］。V、U、Ni、Th 等微量元素在炭质页岩及炭质泥岩等强吸附能力的岩石中会富集，常导致高的U/Th比值［41～43］。V、U 等元素还在生物细菌和还原环境中易于富集，而Co和Ni等元素在氧化环境中相对富集，因此常造成氧化环境中V/Cr和Ni/Co等的低比值，在还原环境中 V/Cr和 Ni/Co等的高比值［44～49］。一般认为样品的(Cu+Mo)/Zn比值与平均页岩的(Cu+Mo)/Zn比值对比，比值高的为缺氧环境，而比值低的则表示氧化环境［50，51］。判断标准为下表(表4)。

表4 氧化还原环境的微量元素判断标准Table 4 Judgment parameters of trace elements of redox condition

根据计算，下沙溪庙组泥页岩的V/Cr比值介于为1.15～1.26之间，平均为1.21;Ni/Co比值介于2.62～3.11之间，平均为2.85;U/Th比值介于0.19～0.21之间，平均为0.2。(Cu+Mo)/Zn比值的平均值为0.26，低于平均页岩(Cu+Mo)/Zn比值0.5。上沙溪庙组泥页岩的V/Cr比值介于为1.1～1.69之间，平均为1.29;Ni/Co比值介于1.76～3.34之间，平均为2.65;U/Th比值介于0.17～0.67之间，平均为0.25。(Cu+Mo)/Zn比值的平均值为0.38，低于平均页岩(Cu+Mo)/Zn比值0.5(表2、表4)。根据以上计算可以看出上、下沙溪庙组V/Cr、Ni/Co、U/Th比值相似，所以认为整个沙溪庙组沉积期总体上表现为氧化环境。

稀土元素中唯有Ce、Eu两个元素具有变价的性质，Ce元素在氧化条件下，易被氧化成四价而被铁锰等氧化物胶体吸附，从而导致水体中Ce亏损;在还原条件下随着铁锰等氧化物的溶解，四价的Ce被还原成三价释放，使得水体中Ce富集。Eu元素在强还原环境下，三价 Eu 被还原成二价 Eu［25，52～54］。通常将δCe和δEu异常作为沉积环境的氧化还原的指标，当δCe和 δEu＜1时，表示亏损，为氧化环境;当 δCe和δEu＞1时，表示正常或过剩，为还原环境［55］。陈衍景等［56］研究表明，在缺氧的条件下，∑REE较低，正Eu异常，La/Yb较低;而在氧化的条件下，∑REE高，负Eu异常，La/Yb高。根据计算研究区下沙溪庙组泥页岩δCe值介于0.98～0.97，平均值为0.98，δEu值介于0.90～0.99之间，平均值为0.94，均为负异常。∑REE值介于189.6～232.9 μg/g之间，平均值为222.53 μg/g，同北美页∑REE 值173.21相比属于富集，La/Yb比值介于16.15～16.91之间，平均值为16.58，同北美页岩(La/Yb比值为10.32)相比，较高。所以综合Ce、Eu异常，La/Yb比值及∑REE值的判别，认为为下沙溪庙组沉积时为氧化环境。上沙溪庙组泥页岩δCe值介于0.94～0.99之间，平均值为0.97，δEu值介于0.92～1.01之间，平均值为 0.97，为负异常。∑REE值介于171.5～249.2 μg/g之间，平均值为212.86 μg/g，同北美页∑REE值173.21相比属于富集，La/Yb比值介于13.91～18.18之间，平均值为16.46，同北美页岩(La/Yb比值为10.32)相比，较高。所以综合Ce、Eu异常，La/Yb比值及∑REE值的判别，认为为上沙溪庙组沉积时为氧化环境。

微量元素和稀土元素的含量会受到诸如构造活动，成岩后生变化等因素的影响，所以在利用这些指标判别氧化还原环境的时候，需要多项指标相互验证，才可以提高可信度。本文采用受成岩作用影响较小的 V、U、Mo、V/Cr、Ni/Co、U/Th、(Cu+Mo)/Zn、δCe、δEu、∑REE、La/Yb 等地球化学指标，对研究区沙溪庙组沉积时期的氧化还原环境进行了判断，结果认为整个沙溪庙组沉积期为氧化环境。

3.3 地球化学元素指示的古气候特征

曹珂等［15］利用粘土矿物特征作为气候指标对四川盆地广元地区的古气候进行了详细的研究，认为四川盆地在中侏罗世早中期为以干冷为主的半干旱气候，中侏罗世晚期的一个很的短时间内变的相当干冷，晚侏罗世至早白垩世为暖湿气候，所以沙溪庙期为干冷气候。王权伟等［16］利用孢粉组合认为，沙溪庙组总体属于亚热带半干旱—干旱气候区，由于叶肢介层的发育指示了干冷气候，所以认为沙溪庙组气候为早期的半干旱—干旱转为不干旱、凉，再到半干旱—干旱的气候特征。王红梅等［17］研究了四川剑门关地区侏罗系至白垩系的分子化石，认为研究区在中侏罗世到早白垩世总体上是一种温暖潮湿的古气候环境。

有学者认为Sr/Cu比值可以指示湖盆中的古气候［1，57］，他认为 Sr/Cu 比值介于 1.3～5 之间为温湿气候，大于5为干热气候。研究区下沙溪庙组Sr/Cu比值介于2.45～14.67之间，其中4个样品的比值小于5，6个样品的比值大于5，平均值为7.29。上沙溪庙组Sr/Cu比值介于3.09～24.98之间，其中9个样品的比值小于5，19个样品的比值大于5，平均值为7.41(表2)。根据以上计算可以得出整个沙溪庙组沉积期气候以干热为主，且自下沙溪庙组至上沙溪庙组气候逐渐变的更为干旱。因此，综合前人研究成果及研究区微量元素特征，本文认为下沙溪庙组沉积期整体表现为温暖干旱，至叶肢介层时期转变为潮湿、凉，此后上沙溪庙组沉积期又转变为类似于下沙溪庙沉积期的温暖干旱的气候环境，且干旱程度逐渐加强。

4 结论

本文通过对四川盆地中侏罗统沙溪庙组样品进行了详细的微量元素及稀土元素地球化学分析，根据不同特征微量元素比值及稀土元素特征对沉积物沉积时的古盐度、氧化还原环境及古气候进行详细的研究，得出以下几点结论:

(1)根据对Sr/Ba微量元素比值及前人研究成果的综合分析，本文认为沙溪庙组沉积期由于大量河流淡水的输入，湖水为淡水。

(2)根据 V、U、Mo、V/Cr、Ni/Co、U/Th、(Cu+Mo)/Zn、V/(V+Ni)微量元素特征值及比值，以及δCe、δEu、∑REE、La/Yb 稀土元素特征值及比值等多种判断标准，本文认为整个沙溪庙组沉积时期湖泊底层水体总体上为中等分层的含氧环境。

(3)计算Sr/Cu微量元素比值及结合前人研究成果，认为下沙溪庙组沉积期整体表现为温暖干旱，局部时期转凉，此后上沙溪庙组沉积期又转变为类似于下沙溪庙沉积期的温暖干旱的气候环境，且干旱程度逐渐加强。

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