松辽盆地大庆长垣南端上白垩统四方台组古环境特征及演化

2019-02-10申林刘招君胡菲李建国赵丁名万涛

世界地质 2019年4期

申林，刘招君，胡菲，李建国，赵丁名，万涛

1.吉林大学地球科学学院，长春130061； 2.吉林省油页岩与共生能源矿产重点实验室，长春130061； 3.中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170

0 引言

松辽盆地是中国大型中新生代含油气盆地之一，具有典型的陆相沉积特征。松辽盆地处于119°40′～128°24′E，42°25′～49°23′N，整体呈北东向展布。通过近几十年的油气勘探，松辽盆地的研究程度有了很大提高。前人对松辽盆地的气候变化开展了大量的研究，青山口组沉积时期气候温暖湿润，姚家组和嫩江组一、二段时期气候变冷，嫩江组三至五段、四方台组和明水组时期气候波动较大[1-3]。

前人对松辽盆地上白垩统古环境的研究多集中于青山口组、嫩江组[4]，对于四方台组古环境的研究较少。近年来，在松辽盆地北部四方台组中发现了砂岩型铀矿，对于四方台组的研究逐渐增多，但前人的研究主要针对岩石学特征[5]、沉积相特征[6]、物源特征[7]及层序沉积特征[8-9]等，缺乏对四方台组时期古环境的研究。笔者在前人研究成果的基础上，依托岩芯和测井资料，结合四方台组泥岩样品地球化学测试分析，揭示四方台组层序地层特征及层序格架内不同时期的古气候特征、古水体氧化还原性及演化趋势，这对该地区砂岩型铀矿沉积环境研究具有指导意义。

1 区域地质概况

松辽盆地横跨三省一区(黑龙江、吉林、辽宁和内蒙古自治区)，是具有下断上坳特征的大型裂谷盆地。松辽盆地北部是指盆地的黑龙江省部分，面积为11.95×104km2[10]。松辽盆地自三叠纪以来经历了热隆张裂剥蚀阶段、裂陷阶段、坳陷阶段、萎缩阶段和差异运动阶段。四方台组时期处于构造反转阶段，松辽盆地整体抬升，湖盆萎缩，盆地发生掀斜反转[11-12]。研究区位于中央坳陷区的大庆长垣南端，面积约为500 km2(图1)。研究区内四方台组物源主要为来自张广才岭、吉黑东部及盆地东南部地区的中高级变质岩[13]。四方台组地层形成于松辽盆地萎缩时期，岩性以灰色、灰绿色和棕红色泥岩为主[14]。

图1 研究区区域位置Fig.1 Location of study area

2 取样和测试

本文样品取自7D-1井，从下至上依次钻遇嫩江组、四方台组、明水组和第四系。7D-1井位于研究区中心区域，目的层四方台组发育完整。对四方台组泥岩进行系统取样，取样深度为161.1 m～264.06 m，岩石样品新鲜，共计33个样品。首先将泥岩样品研磨至200目。主量元素的测定应用飞利浦 PW2404射线荧光光谱仪完成(测试方法依据GB/T14506.28-93标准)。本次测试的主量元素主要为SiO2、Al2O3、FeO、Fe2O3、CaO、Na2O和K2O，测试样品采用国际标样和平行样进行结果检测，测定结果的误差<5%。微量元素和稀土元素的测定应用高分辨率电感耦合等离子体质谱仪(HR-ICP-MS)(Thermo Scientific X系列)完成(测试方法依据DZ / T 0223-2001标准)。微量元素测试了V、Ni、Cr和Sr等10种元素，稀土元素测试了Ce、Dy等14种元素。样品采用国际标样和平行样进行结果检测，误差<10%。以上测试在核工业北京地质研究院完成。

3 层序地层特征

本文主要通过岩性组合和测井曲线识别层序和体系域。

3.1 三级层序

层序是指一套相对整一的，成因上有联系的，顶底以不整合面或与之相当的整合面为界的地层单元。层序反映沉降速率和沉积速率的变化,与沉积环境的演变密不可分。层序界面在垂向上表现为沉积相(亚相)的转变，平面上表现为沉积相(亚相)的迁移[15]。笔者主要通过岩性组合和测井特征识别沉积相带转换面，它往往代表不整合面，是三级层序的重要识别标志。SQ1底界为四方台组底部的沉积相带转换面，表现为界面之下为湖泊相红棕色、红褐色泥岩或灰色泥岩，局部夹灰色粉砂岩，界面之上突变为辫状河相灰色或灰绿色厚层砂岩。在SQ1底界附近自然电位曲线和电阻率曲线出现较大幅度的变化(坎值)，表现为自然电位曲线降低，电阻率曲线升高。SQ2底界为一河道侵蚀冲刷面，界面之下为灰色、灰绿色、红棕色泥岩夹粉砂岩的泛滥平原沉积，界面之上为灰色、灰绿色砂岩的河床沉积，界面处常见冲刷构造，自然电位曲线和电阻率曲线在界面处变化较大(图2)。

3.2 体系域

体系域相当于四级层序。一个完整的层序包括低水位体系域(LST)、水进体系域(TST)、高水位体系域(HST)和水退体系域(RST)[16]。不同体系域之间的岩石组合特征、测井曲线特征及准层序组叠加方式差别较大。低水位体系域由单层厚度较大的砂岩或含砾砂岩组成，自然电位值较低，电阻率值较高，准层序组叠加方式以加积为主；水进体系域由粒度向上变细、岩层厚度向上变薄的砂岩、粉砂岩和粉砂质泥岩组成，自然电位值逐渐增大，电阻率值逐渐减小，准层序组叠加方式以退积为主；高水位体系域由粒度较细的粉砂质泥岩、泥岩组成，局部夹薄层砂岩，自然电位值较高，电阻率值较低，准层序组叠加方式以加积为主；水退体系域由粉砂岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩和泥岩组成，自然电位曲线逐渐减小，电阻率曲线逐渐增大，准层序组叠加方式以进积为主(图2)。

4 古沉积环境

研究区内发育辫状河相和曲流河相。辫状河具有二元结构，以侧向加积为主，其底部侧向加积所占比例多>50%，自然电位和视电阻率曲线多呈高幅箱型、齿化箱型(图2)。研究区辫状河相发育在层序1(SQ1)低水位体系域中，包括河床和泛滥平原两个亚相。河床可进一步划分为河床滞留沉积和心滩，河床滞留沉积以粗砂岩、含砾中、粗砂岩为主(图3a)，心滩以细砂岩为主，常见冲刷构造，发育槽状交错层理、楔状交错层理和变形层理等。泛滥平原亚相由粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩和泥岩组成，发育水平层理(图3b)。

曲流河在研究区广泛发育，具有典型的二元结构，以垂向加积为主，垂向加积比例多>50%，自然电位和视电阻率曲线主要呈钟型，且幅值相对比辫状河小(图2)。曲流河相可以划分为河床和泛滥平原亚相，河床进一步划分为河床滞留沉积和边滩，河床滞留沉积以含砾细砂岩为主，边滩以细砂岩为主。泛滥平原亚相进一步分为河漫滩、河漫湖泊和决口扇微相。河漫滩沉积以泥质粉砂岩为主，发育波状层理(图3c)和变形层理等；河漫湖泊以大段泥岩、粉砂质泥岩为主，发育水平层理和块状构造；决口扇沉积以细砂岩为主，可见变形层理(图3d)和槽状交错层理。

研究区内河道砂体与泛滥平原沉积交替出现，形成泥-砂-泥互层的结构。垂向上，SQ1低水位体系域为辫状河沉积，以河床为主，局部发育泛滥平原沉积；水进体系域开始过渡为曲流河沉积，以河漫滩为主，局部发育曲流河河床和河漫湖泊沉积；高水位体系域时期，以河漫湖泊沉积为主，局部发育决口扇沉积；水退体系域时期以河漫滩沉积为主(图2)。SQ2的沉积演化与SQ1类似，部分地区不发育水退体系域沉积。平面上，SQ1低水位体系域时期，研究区内为辫状河沉积，河床沿西北-东南方向分布；水进体系域时期过渡为曲流河沉积，河床两侧开始出现河漫湖泊沉积；高水位体系域时期河流曲度加大，开始出现决口扇沉积，河漫湖泊沉积较为发育；水退体系域时期零星发育决口扇沉积，河漫湖泊沉积发育。7D-1井位于研究区中心位置，发育有辫状河河床、河漫滩和河漫湖泊沉积等多种沉积微相，对于研究古环境演化具有典型性(图4)。

图2 松辽盆地北部167D27--2井—168D--2井层序地层格架与沉积相连井剖面图Fig.2 Sequence stratigraphic framework and sedimentary facies connecting-well profile between Well 167D27--2 and Well 168D--2 in northern Songliao Basin

图3 河流相岩芯典型现象照片Fig.3 Photographs of typical fluvial facies cores

5 地球化学特征

主量元素测试了SiO2、Al2O3、Fe2O3、CaO、Na2O、K2O和FeO，其中SiO2和Al2O3含量最多，平均含量分别为63.01%和15.55%。同时含有少量的Fe2O3、K2O和Na2O，平均含量分别为5.00%、2.74%和2.02%(表1)。微量元素检测了V、Ni、Cr和Sr等10种元素，以上地壳页岩元素丰度(UCC)作为标准值，通过样品与标准值的比值获得富集指数，富集指数>1指示该元素富集，富集指数<1指示该元素亏损。分析结果表明，Cr元素富集，Sr元素亏损，Cu和U元素丰度分布离散(图5a)(表1)。稀土元素共检测出Ce、Dy、Er和Eu等14种元素，其中La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu为轻稀土元素，Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu为重稀土元素。采用球粒陨石稀土元素含量作为标准对样品进行标准化。测试结果表明，四方台组泥岩稀土元素总量(∑REE)为(383.29～833.02)×10-6，平均值为611.20×10-6。轻稀土总量为(302.38～652.43)×10-6，平均值为485.44×10-6。重稀土总量为(80.9～180.59)×10-6，平均值为125.76×10-6。通过稀土元素球粒陨石标准值配分模式图可以看出，La-Eu段轻稀土元素相对富集，曲线较陡；Gd-Lu段重稀土元素曲线较为平缓，Tm明显负异常(图5b)(表2)。

表1 主量元素和微量元素含量

图4 层序1沉积相平面图Fig.4 Sedimentary facies distribution of Sequence 1

图5 微量元素上地壳标准化蛛网图(a)和稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(b)Fig.5 Upper crust-normalized trace element spidergrams(a) and chondrite-normalized REE distribution patterns(b)

6 古气候

前人研究表明，不同沉积环境具有不同的水动力条件、温度、盐度和生物特征，在不同环境中元素的聚集规律也有所不同[17]。古气候在局部地区内通常不会发生较大的改变，因此可以选取研究区内的一口钻井，通过对泥岩元素及其比值的研究分析沉积岩形成环境，重建研究区内的古气候条件。

6.1 主量元素

化学风化指数(CIA)可以较好地定量表示硅酸盐岩的化学风化强度:

CIA=Al2O3/[(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]×100

(1)

式中:CaO*代表硅酸盐岩中的CaO含量[18]。

研究区的CIA风化指数值为67.25～74.47，平均为72.55(表3)，可以定义本区化学风化作用为中等强度[19]。四方台组泥岩样品的CIA值呈波动变化(图6)，还需借助其他地球化学参数对古气候变化进行更精细的解释。温暖湿润环境下，淋溶作用较强，易溶物质大量迁移导致Al富集，并以Al2O3的形式保留下来。SiO2的变化规律和Al2O3的变化规律相反，在干旱气候环境下最易富集。故SiO2/Al2O3值越高，反映沉积环境越干旱。当SiO2/Al2O3的值>4时,指示气候干燥[20]。SQ1时期SiO2/Al2O3比值较高，SQ2时期SiO2/Al2O3比值降低(表3、图6)。

6.2 微量元素

前人研究表明，Sr/Cu比值介于1.3～5.0之间时指示温湿气候，而>5.0指示干热气候[21]。SQ1时期Sr/Cu比值平均为11.41，SQ2时期Sr/Cu比值平均为10.82(表3)，反映出松辽盆地四方台组时期处于干热气候，且SQ1时期干旱程度更高(图6)。Th含量在地壳中几乎不变，而U6+化合物可溶于水并随地下水迁移，以U4+化合物形式沉积下来[22]。因此，气候潮湿时铀易被氧化迁移，Th/U比值较低。在四方台组时期内，Th/U比值呈逐渐减小的趋势，可能是研究区内砂岩型铀矿发育所致(图6)。在自然界中Rb相对稳定，Sr易淋滤散失。气候湿润时Sr淋滤散失导致Rb/Sr值升高[23]。SQ1时期Rb/Sr比值逐渐减小，SQ2时期Rb/Sr比值逐渐增大(图6)。

结合CIA、SiO2/Al2O3、Sr/Cu、Th/U和Rb/Sr的变化趋势可以发现四方台组时期古气候干旱炎热，SQ1时期干旱程度高于SQ2时期。

表2 稀土元素含量

图6 四方台组古环境变化示意图Fig.6 Schematic diagram of paleoenvironmental changes of Sifangtai Formation

表3 7D--1井古气候地球化学特征

Table 3 Paleoclimatic geochemical characteristics of Well 7D--1

层序CIASr/CuTh/URb/SrSiO2/Al2O3SQ172.60 11.41 4.61 0.54 4.08 SQ272.45 10.82 5.47 0.59 3.97

7 古水体性质

7.1 古水体氧化还原性

古水体氧化还原性可以通过泥岩颜色进行简单判别。一般认为，暗色泥岩(深灰色、灰黑色)代表沉积时为还原环境，红棕色、红褐色和紫褐色泥岩代表沉积时为氧化环境。SQ1的低水位体系域时期、水退体系域时期及SQ2发育大量的红棕色、红褐色泥岩，反映沉积时水体处于氧化环境，而SQ1的水进体系域和高水位体系域时期发育灰色、灰绿色泥岩，反映沉积时水体还原性增强。利用泥岩颜色判别水体氧化还原性存在一定的局限性，还需要综合其他依据进行判断。

不同氧化还原条件下的泥岩具有不同的地球化学特征。前人研究表明低V/Cr 、V/(V+Ni)、Ni/Co和U/Th比值指示富氧的水体环境[24]。V/Cr和V/(V+Ni)比值在SQ1和SQ2时期相差不大、Ni/Co比值SQ1明显较小(表4)(图6)，反映出四方台组时期水体处于氧化还原过渡-氧化环境，SQ1水体氧化性更强。Ce异常也可以反映古水体氧化还原条件变化，氧化环境中表现为Ce负异常，还原环境下表现为Ce正异常[25]。SQ1时期δCe平均为0.92，SQ2时期平均为0.91(表4)，显示出微弱的负异常，表明四方台组时期水体处于氧化还原过渡-氧化环境。

古水体氧化还原性、古气候和沉积环境之间具有较好的耦合关系。SQ1时期，气候干热，蒸发作用加剧，水体变浅，氧化性增强，河床沉积相对发育。SQ2时期气候干旱程度降低，蒸发作用相对减弱，水体变深，氧化性减弱，以细粒泛滥平原沉积为主。

表4 7D--1井氧化还原性特征

7.2 古水体盐度及深度

Sr/Ba值可以判别古水体盐度。通常认为Sr/Ba比值<0.5为淡水，0.5～0.8为半咸水，>0.8为咸水沉积[26]。四方台组泥岩样品的Sr/Ba比值平均为0.38，说明整个四方台组均为陆相淡水沉积。

一般来说，深水环境水动力较弱，沉积物以细粒的泥岩、粉砂质泥岩为主，水体较浅时，水动力增强，砂质沉积物含量增多。因此可以利用砂岩厚度与地层厚度之比判断沉积时的水体深度，砂地比值高代表水体浅，砂地比值低代表水体深。通过对研究区内35口井的砂地比统计发现：SQ1低水位体系域砂地比最高，平均为0.85，水进体系域砂地比减小，平均为0.63，高水位体系域砂地比最小，平均为0.49，水退体系域砂地比增大，为0.61。SQ2具有类似的特征。根据砂地比的统计结果可以看出，低水位体系域砂地比最高，对应着水体最浅，高水位体系域砂地比最低，对应着水体最深。低水位体系域→水进体系域→高水位体系域→水退体系域是一个基准面低→高→低的变化过程，水进体系域和高水位体系域时期基准面较高，水体较深。