云南兰坪盆地古近系云龙组上段沉积环境研究——来自碳、氧同位素的证据

沈立建, 刘成林, 王立成

中国地质科学院矿产资源研究所, 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室, 北京 100037



云南兰坪盆地古近系云龙组上段沉积环境研究
——来自碳、氧同位素的证据

沈立建, 刘成林*, 王立成

中国地质科学院矿产资源研究所, 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室, 北京 100037

摘 要:云南兰坪盆地古近系云龙组地层记录了盆地由淡水湖泊→盐湖、干盐湖→淡水湖泊沉积的一个完整的Ⅰ级韵律。在云龙组上段沉积了一套灰岩地层, 上覆于云龙组上段含盐层之上, 对此套灰岩共取样25 个, 测试结果显示, δ13C和δ18O均为负值, δ13C介于–13.13‰ ～ –6.67‰之间, 均值为–11.57‰, δ18O介于–15.55‰ ～ –13.90‰之间, 均值为–15.02‰, δ13C和δ18O具有较小相关性(0.57), 表明当时湖泊封闭性较差。根据Z值和δ13C表明, 当时为陆相淡水或微咸水湖泊沉积, 含盐度较低。根据经验公式计算所得温度为35.5～44.3℃ , 平均为41.4℃。相对于现代湖水温度, 当时水体温度较高, 可能与PETM事件有关。因此, 整个云龙组沉积时期气候炎热干旱, 造成蒸发岩沉积中断的主要原因为湖泊的封闭性降低。

关键词:兰坪盆地; 云龙组; 碳、氧同位素; 沉积环境; PETM

本文由国家重点基础研究发展计划项目(编号: 2011CB403007)资助。

在陆相湖泊沉积物中, 原生碳酸盐中的碳、氧同位素组成是研究当时沉积环境的重要指标(Arenas et al., 1997; Leng and Marshall, 2004; 戚帮申等, 2015)。一般认为, 中生代以来的碳酸盐稳定同位素受成岩作用的影响较弱(张秀莲, 1985)。此外成岩作用对碳酸盐稳定同位素尤其是碳同位素的影响与岩石中的碳酸盐含量有关, 当碳酸盐含量小于10%时, 成岩作用的影响显著, 而碳酸盐含量较高时, 成岩作用对稳定同位素的组成影响较小, 只要未经过强烈的变质或其他变化, 是可以代表碳酸盐沉积时的原始同位素变化的(Knoll et al., 1986)。因此, 通过云龙组上段碳酸盐岩中稳定碳、氧同位素组成, 可以初步判断当时湖泊的封闭性、古水温、古盐度等沉积环境, 重建古气候和古环境(王春连等, 2013)。

滇西兰坪盆地位于青藏高原东南缘、澜沧江断裂带和金沙江断裂带之间, 是三江特提斯构造带的一部分, 属于中新生代构造沉积盆地(图1), 南北长约270 km, 东西宽约70 km, 面积近2 000 km2(薛春纪等, 2002)。盆地形成后依次经历了印支期的裂谷(断陷)作用、燕山期的坳陷作用和喜马拉雅期的推覆—走滑—拉分作用为主的3个不同演化阶段(牟传龙等, 1999)。中生代以后, 统一的兰坪盆地分化解体为两个相对的小盆地: 兰坪—云龙盆地和弥沙井—乔后盆地, 中间由雪邦山分隔(陶晓风等, 2002)。

盆地内古近系较为发育, 由老到新分别为云龙组(E1y)、果郎组(E2g)、宝相寺组(E2b)及渐新统(E3？), 新近系分布相对局限, 局部出露有上新统剑川组(N2j)。云龙组是区域含盐层位, 与下伏的白垩系虎头寺组呈假整合接触, 可分为上下两段: 下段主要为灰紫色钙质粉砂岩夹泥晶白云岩; 上段主要岩性为紫色、灰紫色泥岩、粉砂质泥岩夹灰绿色泥岩条带及灰砾, 有蒸发岩沉积, 主要为石盐(牟传龙等, 1999)。

在兰坪—思茅盆地, 主要的含盐层系为思茅盆地的勐野井组和兰坪盆地的云龙组, 并在思茅盆地发现中国唯一古代固体钾盐矿床, 兰坪盆地含盐系地层也有钾矿化。众所周知, 对于钾盐的形成, 需要水分剧烈蒸发, 要求气候持续干燥, 并且形成于封闭-半封闭的沉积盆地(钱自强等, 1994)。对于成盐期的古气候, 很多学者已经进行了详细的研究,袁秦等(2013)通过勐野井组孢粉组合反映了当时为干旱的热带亚热带气候; 时林等(2011)利用兰坪—思茅盆地含盐系地层中黏土矿物的种类及含量, 认为成盐阶段古气候较为干旱且具当时水体有较高的古盐度。但对于成盐期后的古气候研究甚少, 成盐期后的碎屑岩沉积是因为气候由炎热干旱变为温暖湿润, 还是盆地的封闭性发生变化还没有定论, 本文试通过成盐期后云龙组上段沉积的碳酸盐岩碳、氧同位素来分析当时的沉积环境及盆地封闭性等关键问题。

图1　兰坪—思茅中新生代盆地地质与构造简图(据薛春纪等, 2002修改)Fig. 1 Sketch geological and tectonic map of Lanping–Simao Mesozoic–Cenozoic basin(modified after XUE et al., 2002)

1 研究方法

所采灰岩样品位于兰坪盆地东北部, 采样层位为云龙组上段与果郎组交界处: 云龙组顶部沉积的灰绿色泥质灰岩与上覆的果郎组灰紫色、紫红色粉砂岩、泥岩呈整合接触, 可与区域上对比(牟传龙等, 1999)。共采样25个, 灰岩主体为灰绿、灰白色, 多呈薄层状, 单层厚度以4～6 cm居多, 最厚可达10 cm。因为碳酸盐含量的差异, 各层呈不同的颜色,碳酸盐含量高的薄层颜色较轻, 碳酸盐含量少的薄层颜色较深(图2a), 碳酸盐含量由底到顶具有降低的趋势(图2c)。

测试之前, 样品经去离子水清洗、60℃烘干、研磨至80目。碳酸盐岩的碳、氧同位素分析采用100%磷酸法: 先将样品和饱和磷酸分别装进样品管和样品管支管, 抽真空后将酸和样品混合反应, 在90℃以上水浴中加热半小时, 充分反应后, 用液氮冷井(约–196℃)收集二氧化碳气体, 利用液氮冷井(约–196℃)和乙醇-液氮冷井(约–60℃)抽去杂气纯化后上仪器测试。仪器型号为德国Finnigan公司MAT252质谱仪。样品由中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源研究中心地球化学测试部测试。部分样品进行了XRD分析, 使用仪器为日本Rigaku公司生产的D/maxrA12KW旋转阳极X射线衍射仪, 转靶为Cu靶, 扫描角度2θ为3°～70°, 扫描步长为8°/min。

图2　兰坪盆地云龙组上段碳酸盐岩特征及取样层位(据曲一华等, 1998修改)Fig. 2 Sampling horizon and characteristics of carbonates from upper Yunlong Formation, Lanping basin(modified after QU et al., 1998)

2 测试结果及有效性

测试结果(表1)显示, 云龙组上段碳酸盐岩δ13C和δ18O均为负值, δ13C在–13.13‰ ～ –6.67‰之间, 均值为–11.57‰; δ18O在–15.55‰ ～ –13.90‰之间, 均值为–15.02‰。利用XRD对碳酸盐岩样品进行半定量分析, 结果显示样品碳酸盐含量为50%～80%。

沉积期后, 碳酸盐岩容易受到大气水的影响,从而发生Sr的丢失和Mn的富集, Kaufman和Knoll(1995)将Mn/Sr<10作为碳酸盐岩是否保留原始同位素的标准。本次研究的25个碳酸盐岩样品Mn/Sr比值介于1.28～11.37之间(沈立建等, 2015),只有一个样品Mn/Sr比值>10(11.37), 均值为4.13,远小于10; 所有样品碳、氧同位素相关系数为0.57,相关性较差; 且碳酸盐岩镜下可观察到方解石颗粒较细, 晶形几乎不可见(图2b)。这些均表明碳酸盐岩样品未受到或很少受到后期改造的影响, 能代表其原生碳、氧同位素组成。

3 沉积环境

Keith和Weber(1964)通过对灰岩和含钙化石的碳、氧同位素组成的研究, 认为对于侏罗纪以及年代更新的样品, 可以应用下面的公式(1)来判别海相碳酸盐岩和淡水碳酸盐岩:

式(1)中δ13C和δ18O均用PDB标准。Z值大于120, 被认定为海相碳酸盐岩; Z值小于120, 被认定为淡水碳酸盐岩(翟大兴等, 2015), 云龙组上段碳酸盐岩Z值计算结果如表1所示, Z值处于92～107之间, 全部小于120, 这说明当时为陆相淡水或微咸水湖泊沉积, 含盐度较低。沉积物中的氧同位素组成会因沉积后的同位素交换作用而发生显著变化,而这种作用对于碳同位素来说比较微弱。由于同位素交换作用, 使湖相淡水碳酸盐岩与海相碳酸盐岩中的δ18O值十分相似, 而δ13C值则表现出了明显的差异, 所以, 利用δ13C来指示古盐度是比较准确和可靠的(张秀莲, 1985)。云龙组上段碳酸盐岩δ13C在–13.13‰ ～ –6.67‰之间, 根据图3可以看出, 属于淡水碳酸盐类, 也表明当时的湖水的含盐度较低。

图3　碳同位素在各种碳酸盐岩和有关物质中的分布(Schopf据Degens资料编绘, 1980修改)Fig. 3 The distribution of C isotope in carbonate and other related materials (data compilation by Schopf according to Degens, 1980)

表1　兰坪盆地云龙组上段碳酸盐岩碳、氧稳定同位素组成(‰, PDB)Table 1 Carbon and oxygen isotopic compositions of the carbonate in upper Yunlong Formation, Lanping basin (‰, PDB)

介质温度对δ18O的影响远大于对δ13C的影响,因此, 碳酸盐岩氧同位素可以用来研究古水温(张秀莲, 1985)。虽然应用在湖相碳酸盐有一定的局限性, 但近年来, 该方法被很好地应用到湖泊领域(张彭熹等, 1994; Leng and Marshall, 2004), 用来实现对湖泊古水温的定量研究。Epstein于1953年首次建立了古温度和δ18O的经验公式, 后经校正和改进(Shackleton et al., 1973; Fontes et al., 1993), 计算公式表达为:

其中, t代表古温度、δ18Oc代表25℃时样品与磷酸反应获得的CO2测得的氧同位素值(PDB), δ18Ow代表25℃时CO2与当时水体平衡时氧同位素值(SMOW)。

水体表面蒸发时, 由于H216O的水蒸气压比H218O的高, 因此, 水蒸气中富集16O, 亏损18O, 已知大气降水的δ18O值在赤道附近接近于零, 向高纬度逐渐减小, 这就是所谓的“纬度效应”(陈登辉等, 2011)。兰坪盆地是印支地块的北部延伸, 在古近纪沿红河大断裂走滑千余公里, 并伴随着15°～20°的顺时针旋转, 兰坪—思茅盆地从中新世以来相对华南地块向南偏转或移动了300～500 km(曲一华等, 1998)。从将今论古的角度分析, 认为古近纪当时湖水的δ18O值为–10‰(SMOW)(罗维均等, 2008)。且所有样品Sr/Ba比值＜0.75, 表明当时为淡水沉积(沈立建等, 2015), 盐度较低, 对碳酸盐岩碳、氧同位素影响较小。采用(2)式计算古水温, 结果如表1所示, 计算所得的温度为35.5～44.3℃ , 平均为41.4℃ , 但是对于利用氧同位素来计算古温度时,沉积物与沉积水体是否达到同位素分馏平衡、古纬度等有关(Leng and Marshall, 2004), 所以这个结果存在误差, 数值可能偏高, 但仍可表明当时沉积水体温度较高。

δ13C和δ18O的相关系数为0.57, 小于0.7, 相关性较差, 一般认为属于开放的古湖泊类型, 说明当时的湖泊处于一个比较开放型的环境中。而碳氧同位素的变化较小, 指示湖水的成分比较固定、湖面变化温度变化较小、蒸发-输入量相对平衡(Talbot, 1990)。

4 讨论及结论

在云龙组蒸发岩沉积阶段, 湖水蒸发浓缩、含盐度较大, 发展为盐湖沉积, 从而析出蒸发岩矿物如石盐、钾石盐等。从δ13C及Z值来看, 蒸发岩析出之后, 湖水变淡, 转变为陆相淡水或微咸水湖泊沉积, 含盐度较低, 沉积了碳酸盐岩。

云南地区湖泊水温在21.7～27.3℃之间, 而兰坪地区海拔较高, 湖水温度略低于平均温度(王苏民和窦鸿身, 1998)。由经验公式(2)计算得出的当时古湖水温度(35.5～44.3℃, 平均为41.4℃)明显高于现代湖水温度, 联系到云龙组的形成时代, 我们有理由怀疑在碳酸盐岩沉积时期, 盆地处于古新世和始新世界面的极热气候(PETM)中。在这一时期, 温室气体增加、全球气温升高、短期内极端干旱、碳酸盐碳同位素发生负漂移、水体生产力增强和方解石的补偿深度降低等(Kraus and Riggins, 2007; Tipple et al., 2011; Yamaguchi et al., 2012)。而关于云龙组的形成时代历来争议很多, 多数学者认为兰坪盆地的云龙组跟思茅盆地的勐野井组属于同一形成时代, 属古近纪古新世(帅开业, 1987; 曲一华等, 1998), 也有人认为云龙组和勐野井组并不能进行很好的对比(李代芸, 1987), 但勐野井组本身也具有很大的争议, 根据介形类化石组合及孢粉等化石组合将勐野井组划为古新统(曲一华等, 1998), 袁秦等(2013)和Wang等(2015)分别利用勐野井组含盐系地层中孢粉组合和勐野井地层中凝灰岩锆石定年将勐野井组地层划分为中—晚白垩世。而中国唯一固体钾盐矿床——勐野井钾盐矿床(刘成林等, 2006)形成于高温干旱的气候条件下。若想确认云龙组上段形成时是否处于PETM事件期间, 还需要对云龙组进行其他气候指标和精细的年代学研究, 并对云龙组和勐野井组进行详细的对比。因此, 云龙组上段沉积时期湖水含盐度较低, 湖水温度较高, 气候炎热。

根据碳、氧同位素的相关性(0.57)表明, 当时的湖泊封闭性较差, 而由成盐期至成盐期后的碎屑岩沉积阶段, 气候干旱炎热, 因此, 成盐期后较差的湖泊封闭性是造成蒸发岩未能沉积的主要原因。

致谢： 野外工作得到了中国地质科学院矿产资源研究所范建福博士和王笛同学的大力支持, 测试工作由中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源研究中心地球化学测试部王艳老师完成, XRD分析由中国地质大学(北京)硕士研究生刘宝坤分析,在此一并表示衷心的感谢！

Acknowledgements:

This study was supported by National Program on Key Basic Research Project (No. 2011CB403007).

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A Study of the Sedimentary Environment of the Upper Member of the Paleogene Yunlong Formation in Lanping Basin, Yunnan Province: Evidence from Carbon and Oxygen Stable Isotopes

SHEN Li-jian, LIU Cheng-lin*, WANG Li-cheng MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037

Abstract:Yunlong salt-bearing Formation in Lanping basin was formed in a strong arid environment in Paleogene. Yunlong Formation archived an entire first-class circle in the lake evolution, i.e., a fresh lake became a salt lake, then evolved into a playa and finally turned back to be a fresh lake again. Limestone strata were deposited in the upper Yunlong Formation. The authors collected 25 limestone samples in the upper Yunlong Formation, and the analysis of these samples shows that the δ13C and δ18O values range from –13.13‰ to –6.67‰ and from –15.55‰ to –13.90‰ respectively, with the average value of δ13C being –11.57‰, and that of δ18O being –15.02‰, and the correlation coefficient of δ13C and δ18O values is 0.57. According to Z values of all samples (ranging from 92 to 107, all lower than 120) and the composition of carbon isotopes, the lake was likely a continental fresh or brackish lake at that time, with relatively low water salinity. According to the empirical equation of paleotemperature calculation, the temperatures range from 35.5℃ to 44.3℃ , averagely 41.4℃ . The paleotemperature is relatively high, and might be correlated with M. Therefore, the paleoclimate was dry and hot during the generation of Yunlong Formation, and the termination of evaporite deposition was mainly caused by an open lake environment.

Key words:Lanping basin; Yunlong Formation; carbon and oxygen isotopic composition; paleoenvironment; PETM

中图分类号:P597.2; P532

文献标志码:A

doi:10.3975/cagsb.2016.03.06

收稿日期:2015-10-25; 改回日期: 2016-02-23。责任编辑: 张改侠。

第一作者简介:沈立建, 男, 1986年生。博士研究生。主要从事矿物学、岩石学、矿床学研究。E-mail: shenlijian1019@126.com。*通讯作者: 刘成林, 男, 1963年生。研究员, 博士生导师。主要从事盐湖与钾盐矿床研究。E-mail: liuchengl@263.net。