地球化学参数在沉积古盐度中的应用

唐鹏海

（长江大学油气资源与勘探技术教育部重点实验室，湖北 武汉 430100）

随着油气勘探开发的进行，人们发现单纯研究沉积构造已不能满足现在的要求，很多问题需要结合沉积盐度才能顺利解决，只有理清了研究区块的沉积盐度，才能为研究区块的进一步深入研究提供理论依据[1]。在沉积岩沉积过程中，各种主微量元素和生物跟随着一起沉积下来，这些元素和生物标志物能够记录一系列的重大地质信息[2]。前人对沉积古盐度的研究，多基于对地面露头划分沉积相来确定古盐度，而利用微量元素来确定古盐度的不是很多[3]。随着地球化学方法的不断成熟，人们普遍发现地化参数也能很好的反映古盐度[4]。因此，对于一些缺少露头样品和井下样品，不能够很好确定沉积相的，合理利用地球化学参数，能够很好的讨论古盐度，做到与沉积相分析相辅相成，为研究沉积盐度提供多一种手段。

1 地化参数与沉积古盐度

古盐度是分析古沉积环境的重要一项内容，它可以作为研究地质历史时期海陆变迁的一项重要指标[5]。能够反映古水体盐度的参数繁多，如应用古生物[6]、常量同位素[7]、微量元素[8]以及生物标志化合物[9]。在微量元素中，通常利用B、Sr、Ba、Mg、Ca 含量、Sr/Ba、B/Ga、以及Rb/K 来作为反映沉积物沉积时古水体盐度的判别指标。在生标参数中，通常利用伽马蜡烷指数来判别古盐度[9]。

H.C.斯皮罗和N.C.格兰姆别格认为，黏土矿物的吸附的组分能够较全面的反映沉积作用的物理化学条件，可以作为反映水体沉积盐度的指标。一般来说，从淡水到咸水，高岭土含量呈逐渐减少的状态，伊利石和蒙脱石的含量则逐渐增加，而以伊利石含量的增加最为明显；由于黏土矿物种类不同，它对吸附离子的种类也不同，吸附性亦有很大区别。如在海相地层中，伊利石对钾（K） 离子吸附尤为明显，能够大量吸附钾（K） 离子，其他一些离子也会同时被大量吸附，如铷(Rb)、铯(Cs)、锂(Li) 等碱金属离子。而在陆相地层中，黏土矿物主要为高岭土，它对钾（K） 离子的吸附性很弱，对其他碱金属离子吸附性也体现出很弱的吸附性。另外，依据H.C.斯皮罗等的研究，如果海水中盐分组成不变，随着海水浓度增高，被吸附的碱金属离子（K、Rb、Li、CS 等） 比碱土金属离子（Mg、Ca、Sr、Ba 等） 要多。基于上述理由，钾（K），铷(Rb) 等元素含量就可作为推断古盐度的标志之一。一般认为，正常海相页岩中Rb/K 一般为0.006，微咸水页岩的一般大于0.004，河流沉积物中一般为0.0028[10-11]。付金华[12]利用Rb/K、Sr/Ba 值等方法分析对鄂尔多斯盆地三叠系延长组长7 段进行了古盐度恢复，指出长7 段主要沉积在淡水-微咸水的沉积盐度，这与李得路[13]对这该层进行古盐度得到的判识一致。

锶（Sr）、钡（Ba） 离子半径以及化学性质十分相似，它们在水中以各种盐类方式存在，当陆相淡水与海相咸水相混合时，Sr 离子与硫酸根离子相结合，以BaSO4形式沉淀下来，而Sr 离子则继续以离子状态存在于水中[11]。因此，沿着陆地向海洋的方向，Ba 离子逐渐被SO42-捕获发生沉淀，Sr 离子则继续向海洋迁移。从而可以利用Sr/Ba 来反映沉积介质的古盐度。据前人研究发现，Sr/Ba 在淡水沉积物中常小于1，而在海水沉积物中这大于1[14]。由于有学者提出海相沉积物中Sr/Ba 比值不一定都大于1，一般采用分类标准为Sr/Ba＜0.5 为陆相淡水沉积；Sr/Ba 在0.5～0.8之间为海陆过渡相沉积；Sr/Ba＞0.8 为海相咸水沉积[9]，此外，Sr 元素含量对水体盐度的变化也具有很好的指示作用，一般在盐水（海相） 沉积盐度Sr 含量介于800～1000mg/kg，在淡水（陆相）沉积盐度，Sr 含量介于100～500mg/kg。在国内研究中，应用Sr/Ba 研究古盐度的例子屡见不鲜，如Shu Tao[15]等利用Sr/Ba 比研究中国西北三塘湖盆地的油页岩，反映了当时古盐度的变化趋势。从底部到顶部，三塘湖盆地的盐度整体呈下降趋势。这与本地使用其他古盐度恢复得出的结论一致。因此，利用Sr/Ba 恢复古盐度具有一定的适用性。

B 元素含量与海水盐度常具有线性关系，B 元素易于被黏土吸附且晶体格架稳定，不易受次生变化的影响，因此可以作为古盐度判别指标[16]。在海相盐度中，B 元素含量通常为高值，介于80～125mg/kg，在陆相盐度中，B 元素含量为低值，通常小于60mg/kg。Ga 元素与B 元素相比具有更小的迁移能力，因此B/Ga 比值可以作为古盐度以及河流相、湖湘泥岩的判别指标。前人研究认为，B/Ga 比值具有随盐度增大而增大的特征，在海相沉积盐度中，Ga 含量小于8mg/kg，在湖湘沉积盐度中，Ga 含量大于17mg/kg。Walker[17] 指出在湖相盐度中，B 含量最低，在低盐度的沉积盐度，B 含量小于200mg/kg，在半咸水的沉积盐度，B 含量介于200～300mg/kg 之间，在正常海水的沉积盐度，B 含量介于300～400mg/kg 之间，在成盐泻湖盐度，B 含量非常高可达1000mg/kg。刘宝珺[16]指出在湖湘沉积盐度，B 含量介于20～60，在低盐度至半咸水沉积盐度，B含量在60～80mg/kg，正常海相沉积物中，B 含量介于80～125mg/kg。前人对B/Ga 比值做了研究，指出在河流-三角洲相，B/Ga 值介于0.5～1.0。在远离海岸的开阔湖相，B/Ga 值介于1.5～2.5。在封闭湖湘，B/Ga 值介于4～4.5。在非闭塞咸水湖湘，B/Ga 值介于5～7.5。刘伟[18]对西湖凹陷古近纪地层进行了古盐度恢复，指出Ga、Ba、Sr 可作为西湖凹陷地区河流-三角洲沉积的敏感元素，B 元素作为西湖凹陷盆地相研究的敏感元素。通过利用B、Sr 元素含量，指出西湖凹陷盆地应属于半咸水到咸水的范围，与Sr/Ba 含量变化相一致。并通过相应井古近系沉积物B 含量在红花港组下端出现的异常特征，识别出花港沉积时的最大海泛期。

图1 硼含量及其校正图

利用B 元素除了可以对古盐度进行定性恢复外，还可以进行定量计算。在自然界中，黏土矿物可从溶液中吸收硼并将其固定，吸收数量与溶液中硼元素含量有关，由于水体中硼的浓度是水体的线性函数，因此黏土矿物从水体中吸收硼的含量与水体的盐度呈双对数关系。Walker[17]提出通过利用伊利石理论含钾量的8.5%来计算春伊利石中的“校正硼质量分数”，即校正硼质量分数=8.5× [硼测定值（10-6） /w(K2O)(%)]。在伊利石中硼的质量分数取决于钾的质量分数，为了在同等条件下对比，需计算相当于K2O 为5%时的硼质量分数，又称为“相当硼分数”。Walker 提出，在超盐度的古海水盐度中，相当硼质量分数大于400mg/kg，在正常海水的沉积盐度中，相当硼质量分数在300～400mg/kg，在半咸水的沉积盐度，相当硼质量分数在200～300mg/kg，而在淡水沉积盐度中，相当硼质量分数小于200mg/kg。王敏芳[19]对吐哈盆地36 个泥岩样品，依据Walker的公式进行了换算和作图，指出从八道湾组-三共河组-西山窑组，相当硼质量分数逐渐减少，与利用Sr/Ba 比值、B 含量进行的古盐度恢复得到的结果具有很好的一致性。同时，Walker(1963) 等人依据B 含量与水体盐度的双对数关系提出了古盐度的计算公式，用来计算水体的古盐度值，即佛伦德奇吸收方程：lgB=C1lgS+C2，式中B 为吸收硼含量（×10-6），S 为盐度（‰），C1、C2为常数。此外，还有两个常用的计算公式可以定性恢复古盐度，分别为Adamas（亚当斯） 公式：Sp=0.0977x-7.043，Sp 为古盐度（‰），x 为“相当硼”含量，x=8.5×B 样品/K2O 样品。Couch(科奇) 公式：Sp=lgB’-0.11/1.28，B’为“校正硼”含量，B’=B 样品/（4Xi+2Xm+Xk），Xi，Xm，Xk分别代表样品中实测的伊利石、蒙脱石和高岭土的重量百分数。戴朝成等在四川盆地川中地区，利用Couch 公式对徐家河组沉积盐度的古盐度进行分析，并通过其他的微量元素指标对比，两者具有很好的线性关系，达到了很好的应用效果。

此外，Li、Ni 元素含量也可用来指示水体盐度的变化，在海相咸水沉积盐度中，Li 含量大于150mg/kg、Ni 含量大于40mg/kg。在陆相淡水沉积盐度中，Li 含量小于90mg/kg、Ni 含量介于20～25mg/kg[20]。在研究古盐度时，Sr/Ca 比值可以作为反映古水体盐度的一个参数指标，它与Sr/Ba 呈一个负关系，在咸水沉积物中体现为低值，但由于该比值变化较为复杂，目前学者们并没有统一的划分标识。

在判别沉积物的古盐度时，亦可利用碳氧同位素和硼同位素来研究。Keith 和Weber 通过对侏罗系以来数百个海相灰岩和淡水灰岩同位素测定，提出来一个同位素系数（Z） 的经验公式：Z=2.048 (δ13C+50) +0.498 (δ18O+50)，并提出了判别范围，若Z＞120，指示海相灰岩；若Z＜120，指示淡水灰岩。此外，还可通过单体同位素来判别水体古盐度，常利用m (18O) /m（16O)、碳同位素、和硼同位素对古盐度进行恢复。肖普夫（1984） 对荷兰某河口水体的（δ18O） 进行了研究，并总结了其水水体的变化关系。在国内，亦有不同学者对氧同位素和盐度的关系进行了研究，如沈吉[21]对岱海水体的盐度与氧同位素定量关系进行了分析。利用碳同位素分析古盐度的学者不多，主要时利用空气中碳的含量低，水体中的碳主要来源于底部沉积物，使得底部沉积物的13C 被大量消耗，造成在淡水中δ13C 降低。在淡水沉积物中δ13C 分布在-5‰～15‰范围内，在海相灰岩中-5‰～5‰范围内。在硼同位素中，通常利用11B/10B 比值来作为同位素的表征。

m (11B) /m (10B) 为质量分数比值，标准值为4.04362±0.00137，在海水中硼同位素最高，陆相硼同位素变化最大。一般认为，在现代海洋沉积物中，δ13B 值为-6.6‰～4.8‰，在古海洋沉积物中，δ13B 值为-17.0‰～5.6‰。在陆相沉积物中，硼元素含量变化较大，一般在-31‰～10‰，平均值为-4‰[23]。

Nelson 通过对Rappahannock 河口三角港，Flower、York 河和Chesapeake 湾，Caniaco 海槽，Murray 湖纪南卡罗林纳大陆坡的现代沉积物研究，提出磷酸盐法的古盐度计算公式：Fcap=0.09±0.026Sp，其中：Fcap 为磷酸钙比值=磷酸钙/（磷酸铁+磷酸钙），Sp 为古盐度，单位‰。Fcap 与盐度呈正相关关系，Fcap＜0.4 指示陆相盐度，Fcap＞0.8 指示海相盐度。王敏芳[19]利用Nelson 公式碎吐哈盆地西缘水西沟群泥岩进行了古盐度的恢复。指出使用Nelson 公式计算得到的结果与Couch 公式计算得到的结果有出入，但总体上指向一致，都指示了西水沟组的水体介质为淡水-微咸水，且从下到上水体盐度逐渐减少，与其它指标判断一致。

在微量元素中，可以利用Th/U 比值来对古水体介质进行盐度恢复。JOHN A S ADAMS[24]通过研究不同地区不同岩石的Th/U 比，总结提出了利用Th/U 比值划分古水体盐度的范围。在陆相淡水盐度，Th/U 比值大于7。在微咸水-半咸水的沉积盐度，Th/U 比值介于2～7。在海相咸水的沉积盐度，Th/U 比值小于2。付金华对长7 段沉积岩的Th/U 进行了研究，通过数据投点观察，Th/U 值主要分布在微咸水-半咸水的区域，其次分布在淡水-微咸水区域，判识长7 段水体介质整体为微咸水-半咸水的沉积盐度，与前人的研究结果得到很好的印证。

在进行古盐度沉积时，可利用总有机碳（TOC） 和总硫（TS） 含量的比值进行古盐度判别，Berner 和Raiswell (1984) 对现代沉积物石炭纪沉积岩进行研究显示，C/S 可以作为古盐度判别的潜在指标，指出在海相沉积物中，C/S 值较低，分布在0.5～5，在陆相淡水沉积物中，C/S 比值较高，一般大于10。见表1。

在生物标志物地球化学中，伽马蜡烷指数已经普遍应用于古盐度的研究。伽马蜡烷来源于四膜虫醇，广泛分布在原生动物，光合硫细菌以及其他生物中。经常出现在咸水的沉积物中，被认为是咸水沉积盐度的标志物。伽马蜡烷指数是伽马蜡烷除以C30 藿烷的比值，高值指示咸水沉积盐度，低值指示淡水沉积盐度。三环萜烷也可对判别古盐度提供一定帮助，通常淡水沉积物来源的萜烷中三环萜烷含量低，咸水沉积物来源的萜烷中三环萜烷含量高[9]。

表1 古盐度的基本特征及综合判别表

2 结论与认识

综合对以上各种地球化学指标及所代表含义的详细讨论，可见在对沉积古盐度进行恢复时，可以利用多种方法对其进行恢复。此外，不同的指标在恢复沉积古盐度时准确性不一样，我们要充分结合样品实际的地质背景，岩性特征，在地质背景的约束下，充分利用好各类判别指标，选取误差小，争议性小的指标参数。并且，在利用地球化学判别公式来研究沉积古盐度时，尽量采用多样品、多元素的方法，避免单独应用一个样品、一个元素就得出结论，这样才能对各种参数之间的误差进行矫正判识，减少误判的误差。