山东平邑盆地古近系卞桥组一段湖相碳酸盐岩碳氧同位素特征及其地质意义

2020-06-11黄文辉

地球科学与环境学报 2020年3期

贾瑜，黄文辉*

(1. 中国地质大学(北京) 海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室，北京 100083；2. 中国地质大学(北京) 能源学院，北京 100083)

0 引言

目前，碳酸盐岩储层在全球范围内已探明的油气储层中具有举足轻重的地位[1-2]。根据埃信华迈(IHS Markit)的统计数据显示，碳酸盐岩油气资源占全球油气资源总量的70%。中国碳酸盐岩储层具有丰富的油气资源，碳酸盐岩油气资源约占全国油气资源总量的30%[1-4]。其中，海相碳酸盐岩油气勘探发展较早，勘探开发技术日趋成熟，相继在四川盆地、塔里木盆地、渤海湾盆地、鄂尔多斯盆地发现了大型油气田[5-8]。然而，湖相碳酸盐岩的相关研究起步较晚，稳定同位素、储层及湖泊生物作用等方面研究至20世纪60年代才逐渐运用到湖相碳酸盐岩研究的相关领域[9-11]。20世纪80年代初，国外学者开始针对湖相碳酸盐岩的沉积模式[12]和碳氧同位素的地质意义[13]等开展了系统研究，并取得了很多成果。国内学者对湖相碳酸盐岩的系统研究亦始于20世纪80年代，相关研究主要集中在湖相碳酸盐岩油气勘探方面[14-15]。近年来，不少国内学者尝试利用湖相碳酸盐岩的地球化学数据分析古湖泊的环境演化特征及其对油气勘探的意义[16-22]。其中，碳氧同位素分析作为研究古气候的一项常规手段，在碳酸盐岩研究领域应用广泛，对地层划分与对比，恢复古水温、古盐度、古水文条件，以及其他古气候环境研究具有重要作用[16-18,23-28]。

山东平邑盆地古近系官庄群碳酸盐岩具有发育广泛、单层厚度大、岩石类型多样的特点[29-31]。因此，该区湖相碳酸盐岩研究对厘清中国东部中、新生代岩相古地理及油气勘探具有重要意义。李熙哲等通过构造运动、古生物、沉积模式等方面对平邑盆地的湖相碳酸盐岩进行了研究，并取得了一定成果[29-34]。但这些研究仍然存在两个问题：一是对平邑盆地湖相碳酸盐岩碳氧同位素研究仅略有涉及[35]，数据并不完善，这方面资料需要补充；二是对平邑盆地古环境的研究缺乏详实的地球化学数据支撑[32-34]。针对上述两个问题，本文通过开展平邑盆地古近系卞桥组一段湖相碳酸盐岩碳氧同位素研究，结合薄片鉴定及主量、微量元素分析，并综合前人研究成果，探讨了其古湖泊学意义，以期能在一定程度上丰富研究区古近系碳氧同位素数据，对中国东部中、新生代湖盆的古气候特征研究和油气勘探等提供参考。

1 区域地质概况

平邑盆地位于山东省平邑县柏林镇柏林村(图1)，地处鲁西隆起带汶泗凹陷的东南延伸部位，盆地呈NW—SE向展布，是一个狭长的断陷湖盆，面积约为540 km2[32-34]。蒙山断裂东北部隆起为剥蚀区，平邑盆地在古近系沉积时期接收了厚度超过2 km的官庄群沉积[34]。官庄群地层主要发育碳酸盐岩，具有厚度大、分类广、类型多的特点[29-30]。

图件引自文献[47],有所修改图1 山东平邑盆地地质简图Fig.1 Geological Sketch Map of Pingyi Basin in Shandong

对官庄群地层划分，前人研究差别较大，主要区别在于对官庄群地层的细分方面[36-46]。根据张增奇等对平邑盆地的地层划分结果，可知官庄群自下而上依次发育固城组、卞桥组、常路组和朱家沟组[39]。本文研究的目的层位为古近系官庄群卞桥组一段。研究区野外考察的平邑盆地柏林剖面(地理坐标为(35°26′N，117°49′E))位于盆地的中部，全长约为27.05 m。依据岩性、构造等标志，可将柏林剖面划分为23个小层。通过野外实地露头观察，结合光学显微薄片鉴定，根据Dunham碳酸盐岩分类体系[48]，对各层岩石进行分类定名，并绘制了平邑盆地古近系官庄群卞桥组一段湖相碳酸盐岩综合柱状图(图2)。

2 分析方法与结果分析

2.1 分析方法

图2 古近系卞桥组一段湖相碳酸盐岩综合柱状图Fig.2 Comprehensive Column of Lacustrine Carbonate Rocks from the First Member of Paleogene Bianqiao Formation

经过对山东平邑盆地柏林剖面的实地考察，本次研究共采集新鲜岩石样品23件。由于碳酸盐岩中的碳氧同位素极易受到成岩后生作用、沉积后的外来热流、生物降解作用等多种因素的影响[17-18,23-24]，所以在选取测试样品时，应该首先排除受裂缝缝合、风化作用、方解石充填及重结晶作用等因素影响的岩石样品。通过显微薄片鉴定，从所有新鲜样品中筛选出19件未受影响的岩石样品，在中国地质科学院矿产资源研究所完成碳氧同位素分析测试。实验采用磷酸分离法，流程参照石油天然气行业标准《有机物和碳酸盐岩碳、氧同位素分析方法》(SY/T 5238—2008)[49]。具体实验步骤如下：先将碳酸盐岩样品用玛瑙研钵研碎至0.09 mm以下，之后在110 ℃下烘烤2 h，放入干燥器中备用。由于碳酸盐岩样品的测试样品量一般为5～20 mg，故取20 mg样品与4～5 mL 100%正磷酸混合，置于60 ℃～70 ℃真空环境下，反应至所有CO2均被收集。使用Thermo Fisher MAT-253型稳定同位素质谱仪进行碳氧同位素分析，误差低于0.2‰，分析结果见表1。主量、微量元素分析则在中国矿业大学煤炭资源与安全开采国家重点实验室完成。其中，运用X射线衍射(XRD)法测试主量元素，利用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)对微量元素进行测试，实验过程依照国家标准《硅酸盐岩石化学分析方法第30部分：44个元素量测定》(GB/T 14506.30—2010)[50]，分析结果见表2。

表1 碳氧同位素分析结果

注：δ13C和δ18O值均基于V-PDB标准计算得到。

2.2 结果分析

分析结果是否保留了原始碳氧同位素组成，是讨论其地质意义的前提。前人对判断碳氧同位素数据原始性的方法存在着各种争议，但是达成了一个共同认识，即地层年代越老，同位素分馏效应越强，碳氧同位素原始组成破坏更加严重。前人研究表明，晚于侏罗纪岩石样品中的稳定同位素能更加有效地恢复古沉积环境[23-28]。Kaufman等发现δ18O值大于-10‰才具有原始性[51]。其他学者(如袁剑英等)认为通过判断碳氧同位素是否具有正相关性来确定岩石的原始同位素组合是否遭到成岩后生作用的破坏[18,52]。然而，黄文辉等在研究德国南部地区麻姆组碳酸盐岩碳氧同位素时发现，相对稳定的沉积环境会导致碳氧同位素具有良好的相关性[53]。因此，利用碳氧同位素的相关性这一标准来判断分析结果是否保留数据原始性时，需要结合研究区实际的沉积环境条件。

表2 部分主量、微量元素分析结果

注：w(·)为元素含量(质量分数，下同)。

研究区所采集的样品属于古近系湖相碳酸盐岩，地层年代较新，且19件岩石样品的δ18O值均大于-10‰。因此，可以认为研究区样品的碳氧同位素数据受到同位素分馏效应较弱，基本保留了数据原始性。山东平邑盆地古近系卞桥组一段湖相碳酸盐岩碳氧同位素分析结果如下：碳同位素平均值为-2.9‰，大部分为-3.5‰～-2.5‰；氧同位素平均值为-7.6‰，大部分为-8.5‰～-8.0‰及-7.5‰～-6.5‰。

3 沉积环境分析

3.1 湖泊水体封闭性与开放性

碳酸盐岩中碳氧同位素的相互变化在一定程度上可以显示出湖泊的不同特点，不同湖泊的碳氧同位素组成具有唯一性[54]。若湖泊的水文条件相对开放，则此时水体交替速度快，停留时间短，其碳氧同位素受当时注入水的影响较大，形成的碳酸盐岩碳同位素和氧同位素变化是独立的，碳氧同位素的相关系数就会小；反之，若湖泊的水文条件相对封闭，注入水量小，停留时间长，其碳氧同位素变化基本受蒸发作用及湖泊水体大小的影响，碳氧同位素的变化具有联动性，碳氧同位素的相关系数就会大[16,22,26,54-57]。因此，依据碳酸盐岩中碳氧同位素的变化情况，可以判断湖泊水体的封闭性与开放性。

Talbot通过研究不同时代湖泊水体变化时发现，碳氧同位素的相关系数(r)大于0.7且氧同位素变化波动较大时，湖泊水体处于封闭状态[54](图3)。国内学者在相关研究中也有类似的发现[16,26,55]。图4、5分别是根据平邑盆地古近系卞桥组一段湖相碳酸盐岩中碳氧同位素制作的散点图和垂向曲线。图4中碳氧同位素的相关系数为0.73，显示较强的相关性，且δ18O值为-9.0‰～-6.0‰，波动较大。从图5可以看出，碳氧同位素整体上变化趋势基本吻合，曲线显示出较强的相关性。综上所述，平邑盆地在这一时期所形成的湖泊水体具有停留时间长的封闭性特点。

坦桑尼亚鲁克瓦湖(Rukwa)有4个样品，r=0.95；加纳博苏姆推湖(Bosumtwi)有12个样品，r=0.97；肯尼亚与坦桑尼亚交界的纳特龙—麦加迪湖(Natron-Magadi)有19个样品，r=0.64；美国大盐湖(The Great Salt Lake)有27个样品，r=0.87；英国奥卡迪亚湖盆(Orcadian Basin)有12个样品，r=0.93；以上数据引自文献[54]。中国山东平邑盆地有19个样品，r=0.73图3 封闭湖盆碳酸盐岩碳氧同位素相关性Fig.3 Correlation of Carbon and Oxygen Isotopes for Carbonate Rocks from Closed Lakes

图4 平邑盆地碳酸盐岩碳氧同位素相关性Fig.4 Correlation of Carbon and Oxygen Isotopes for Carbonate Rocks in Pingyi Basin

图5 δ13C、δ18O、Sr/Ba和Mg/Ca值随深度变化特征Fig.5 Variation Characteristics of δ13C and δ18O Values, and Sr/Ba and Mg/Ca Ratios with Depth

3.2 古盐度

前人在研究不同区域的碳酸盐岩时发现，Sr和Ba含量对古盐度的变化比较敏感[28,58-60]。因此，Sr/Ba值常用于区分淡水和盐水。根据实验数据绘制的平邑盆地碳酸盐岩Sr/Ba值变化曲线如图5所示。通常Sr/Ba值大于1被认为是咸水，Sr/Ba值小于1被认为是淡水[58-60]。研究区碳酸盐岩Sr/Ba值主要为0.25～31.55，平均值为14.10，远大于1，反映了研究区在卞桥组沉积时期的湖水为咸水。平邑盆地在卞桥组中发现石膏矿层[30,37-39]，张矿明等在研究中也发现有孔虫类及腹足类螺化石[34]，表明平邑盆地在卞桥组沉积时期的水体应该为咸水，与地球化学分析结果相符。

卞桥组一段下部地层(第3～10层)的碳酸盐岩Sr/Ba平均值为12.8，中部地层(第11～17层)的碳酸盐岩Sr/Ba平均值为14.3，上部地层(第18～23层)的碳酸盐岩Sr/Ba平均值为16.5，说明卞桥组一段碳酸盐岩Sr/Ba值自下而上逐渐增加。从图5中Sr/Ba值变化曲线也可发现相同的变化趋势。因此，可以认为随着地层逐渐变新，平邑盆地的古盐度呈现逐渐增加的趋势(图6)。

图6 δ18O值、古盐度、蒸发量/降雨量和古气候随深度变化特征Fig.6 Variation Characteristics of δ18O Values, Paleosalinity, Evaporation/Precipitation and Paleoclimate with Depth

3.3 古气候

温度对δ18O值的影响远远超过温度对δ13C值的影响[23-35,61-62],因此，利用氧同位素作为恢复古温度的手段是十分有效的。对于一个封闭湖泊来说，注入水(降雨量)与蒸发量之间的平衡控制着氧同位素的变化[54]。随着蒸发作用的增强，水体中较多16O逸出，从而使碳酸盐岩中18O增加[26,54-55]。因此，根据δ18O值变化可以反映当时湖盆的蒸发量/降雨量变化，进而能够推断出当时湖盆的气候变化。

卞桥组一段下部地层(第3～10层)的碳酸盐岩δ18O平均值为-8.2‰，中部地层(第11～17层)的碳酸盐岩δ18O平均值为-7.5‰，上部地层(第18～23层)的碳酸盐岩δ18O平均值为-6.7‰。卞桥组一段下部地层的δ18O平均值小于上部地层的δ18O平均值，由此可以认为下部地层的蒸发量/降雨量小于上部地层的蒸发量/降雨量，根据图5中氧同位素变化曲线也可以看出这个特征。因此，可以认为随着地层变新，湖盆的蒸发量/降雨量逐渐增加(图6)。

国内学者在研究中发现，碳酸盐岩Mg/Ca值会受到古气候的影响[58-59,63]。Mg/Ca值高，斜率陡，数值变化起伏大，指示干热气候；而Mg/Ca值低，斜率缓，数值变化较平稳，指示潮湿气候[58-59]。然而，在运用Mg/Ca值分析古气候变化时，需要考虑地层中碱层影响。王随继等在研究泌阳凹陷核桃园组地层时发现，碱层中钠盐开始沉淀时，会使Mg/Ca值出现低值，甚至极低值，这会影响Mg/Ca值分析结果[64]。X射线衍射分析表明，研究区样品K2O平均含量为0.17%，最高值仅为0.54%，Na2O平均含量小于0.01%，可判断研究区岩层为非碱层。因此，可以使用Mg/Ca值判断研究区的古气候条件。

卞桥组一段碳酸盐岩中Mg/Ca值主要为0.004 2～0.011 9，变化范围较大。具体到不同的层段，碳酸盐岩Mg/Ca值变化具有不同的特征。下部地层(第3～10层)的碳酸盐岩中Mg/Ca平均值为0.005 5，最大值为0.006 8，最小值为0.004 5；Mg/Ca值变化起伏不大(图5)，可以判断出此时湖盆处于潮湿环境(图6)。中部地层(第11～17层)的碳酸盐岩中Mg/Ca平均值为0.006 7，最大值为0.011 9，最小值为0.004 5；从图5可以看出，第12、17层碳酸盐岩中Mg/Ca值出现高值，有明显的数值变化，应为干热环境(图6)；第13～16层碳酸盐岩中Mg/Ca平均值为0.004 9，最大值为0.005 5，最小值为0.004 5，Mg/Ca值变化较小，应为潮湿环境(图6)；由此可以判断出中部地层的湖盆应处于半干热环境。上部地层(第18～23层)碳酸盐岩中Mg/Ca平均值为0.006 2，最大值为0.009 1，最小值为0.004 2；从图5可以看出，Mg/Ca值变化起伏较大，斜率陡，可以判断此时湖盆应处于干热环境(图6)。

综上所述，氧同位素及Mg/Ca值变化曲线大体上可以将平邑盆地这一时期的古气候环境划分为3个阶段，即潮湿环境→半干热环境→干热环境(图6)。

3.4 古水体环境

由于湖泊水体相较于海洋水体整体较小，所以湖相碳酸盐岩对陆源注入、水动力条件、水体涨落等水体环境变化非常敏感[29-31,33-35,54]。因此，通过对卞桥组一段的岩性变化及显微特征进行分析，能够推断出当时湖盆的古水体环境演变。平邑盆地柏林剖面的岩性从地层底部到顶部整体变化依次为粗碎屑岩、核形石灰岩、生物碎屑灰岩、颗粒灰岩、泥晶灰岩/泥灰岩。根据岩性序列垂向演化特征，可以大致推断出在卞桥组一段沉积时期，湖盆水动力随着地层逐渐变新而减弱。此外，具体到卞桥组一段的不同层段还能够发现其岩性变化有着明显的区别和特点。

卞桥组一段下部地层(第3～14层)底部主要岩性为粗碎屑岩、核形石灰岩，中部岩性变化为生物碎屑岩、颗粒灰岩，再到顶部主要由泥晶灰岩构成(图2)，反映出此时湖盆水体环境逐渐加深，水动力逐渐减弱。从显微特征上看，第3～9层主要为亮晶充填，富含生物碎屑及藻类化石[图7(a)]，第7～9层发育大量核形石，颗粒较大且呈多层规则纹层[图7(b)]，具复合核心的特点，反映出此时湖盆水体属于高能环境；第12～14层均为泥晶充填，且核形石发育数量较少，纹层具有无规则且呈团块状的特点[图7(c)]，说明此时水动力已经减弱，湖盆水体属于低能环境。

卞桥组一段上部地层(第16～23层)岩性发育较为复杂，主要岩石类型为泥晶灰岩、泥灰岩，中间夹杂砂屑灰岩、生物碎屑灰岩、砾屑灰岩(图2)。岩性的快速变化反映出湖盆在该时期水体环境变化较大。从薄片显微特征来看，第16～23层多为泥晶充填，说明此时水动力已经减弱，湖盆水体属于低能环境。卞桥组一段上部地层(第16～23层)发育的核形石数量较下部地层(第3～14层)少，且核形石的外形多不规则，呈凝块状纹层[图7(d)、(e)]，个别地层能发现轮藻化石[图7(f)]，这也说明了此时的湖盆水体处于低能环境。