柴西北缘鄂博梁地区下干柴沟组泥岩地球化学特征及古环境

任栩莹,李凤杰,张鹏飞

(油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学),成都 610059)

近年来,随着泥岩的痕量元素含量及其比值在古沉积环境和古气候变化中的应用,沉积岩中元素的地球化学特征已成为分析古环境行之有效的方法［1-3］。痕量元素含量及其比值,如Li、B、Sr、V和Sr/Ba的比值可以用于海相和陆相环境的分析［4-5］,Li、B、Sr等元素和Sr/Ba比值法是古盐度的良好反映［5-6］;V、Ni、Ba、Zn、Co等元素和Sr/Ba、Sr/Cu等含量比值是用来探讨湖泊古气候变化的良好指标［7-9］。稀土元素具备化学性质稳定、不易受到各类地质作用影响的优势,因而被地质学家广泛地应用于讨论盆地沉积物的物源、古环境、古气候以及判别物源区的构造环境等［10-12］。

位于青藏高原东北缘的柴达木盆地,自中生代以来发育了广泛的湖相沉积,忠实记载了青藏高原的隆升连同其引起的一系列环境气候变化过程,此地无论是用于研究青藏高原还是其周缘古环境和古气候演化历程,都极为理想［13-15］。地质学家利用古生物化石［16］、沉积物中氯离子含量［14］、硅酸盐风化强度［17］、碳和氧同位素组成［18-19］等恢复柴达木盆地新生代的古环境和古气候。尽管一些地质学者利用元素地球化学分析的方法对柴达木盆地西北缘的新近系上干柴沟组进行了沉积环境的分析［6,20］,然而缺少对其他层位(如古近系下干柴沟组)古环境和古气候等方面的研究。位于柴达木盆地西北缘(简称柴西北缘)的鄂博梁构造带,由于受到构造运动和沉积环境的影响,形成了一系列从南至北线性排列的大型背斜构造,发育了巨厚的侏罗系烃源岩及古近系-新近系储盖组合［21-22］。目前已有许多学者对柴达木盆地进行了大量的研究,在柴达木盆地的物源、构造演化、储层特征等方面取得了一定的研究成果［23-26］,但是缺乏对该区古近系、新近系的古环境和古气候特征的研究。为了更好地揭示鄂博梁地区古近纪的环境和气候特征,本文利用柴达木盆地西北缘鄂博梁地区鄂Ⅰ-2井下干柴沟组泥岩样品,分析其痕量元素和稀土元素特征,进而判断柴西北地区下干柴沟组古沉积环境和古气候的演化特征。

1 区域地质背景

柴西北缘鄂博梁构造带属于柴北缘走滑冲断系内部的次级走滑构造［27］,呈北西-南东向展布,进一步可分为3个次级单元,分别为Ⅰ号、Ⅱ号和Ⅲ号。该构造带南侧毗邻东坪构造和碱山构造带,北侧以昆特依凹陷、伊北凹陷和葫芦山构造为界(图1)。柴达木盆地是在印支运动后产生的元古界变质结晶基底和古生界褶皱变形基底上发育起来的中生代—新生代陆相沉积盆地［28-29］,受喜马拉雅运动影响,在柴北缘地区形成构造圈闭［30］。

图1 柴达木盆地北缘构造带分布及研究位置图Fig.1 Tectonic units in the north margin of Qaidam Basin and location of the study area(据李俊武等［26］)

鄂博梁地区中生代和新生代地层广泛发育,中生代地层主要发育侏罗系和白垩系,新生代古近系—新近系发育齐全,自下而上依次为路乐河组(E1+2、53.5～43.8 Ma B.P.)、下干柴沟组(下段：E31、43.8～40.5 Ma B.P.,上段：E32、40.5～35.5 Ma B.P.)、上干柴沟组(N1,35.5～22.0 Ma B.P.)、下油砂山组(N21,22.0～14.9 Ma B.P.)、上油砂山组(N22,14.9～8.2 Ma B.P.)和狮子沟组(N23,8.2～2.5 Ma B.P.)［31-35］。路乐河组和下干柴沟组为湖盆扩张期的沉积,上干柴沟组湖泊扩张到最大,随后的下油砂山组至狮子沟组为湖盆的萎缩、消亡期的沉积［21,36］。鄂博梁地区鄂Ⅰ2井位于靠近阿尔金山前的Ⅰ号构造区(图1),下干柴沟组主要由灰白色砾岩、砂岩和砖红色粉砂岩、粉砂质泥岩和泥岩组成。其中下干柴沟组下段早期主要为扇三角洲平原亚相沉积,下干柴沟组下段晚期进入扇三角洲前缘亚相沉积,主要发育水下分流河道、河口坝、远砂坝和分流间湾微相(图2)。

图2 鄂博梁地区鄂Ⅰ2井下干柴沟组综合柱状图Fig.2 Comprehensive histogram of Xiaganchaigou Formation in Well EI2,Eboliang area

2 样品采集与测试方法

本次研究样品取自鄂博梁地区鄂Ⅰ2井的下干柴沟组泥岩和粉砂质泥岩,共选取20件新鲜样品。样品分析前,先烘干并在坩埚中研磨至200目以下。研磨的粉末放入封闭溶样器中,加入HF、HNO3,在190℃温度下反应48 h,取出冷却后蒸干;加入HCl再次封闭溶样2 h,溶液用于样品的测试。本文样品的痕量元素和稀土元素使用电感耦合等离子体质谱仪ICP-MS进行测试,所有实验步骤均由四川省冶金地质岩矿测试中心完成,检测依据 DZG20-01,检测温度23 ℃,相对湿度为 40.0%～58.0%,实验结果误差不超过2.0%,属于实验误差范围内。

3 测试结果及特征

3.1 痕量元素特征

经过测试分析得到的下干柴沟组20件泥岩和粉砂质泥岩样品痕量元素结果见表1,其中包括了部分痕量元素的特征比值。样品痕量元素经上陆壳标准化［37］处理后的蛛网图见图3。

图3 鄂博梁地区鄂Ⅰ2井下干柴沟组痕量元素UCC标准化图解Fig.3 UCC standardization diagram of trace elements of Xiaganchaigou Formation in Well EⅠ2,Eboliang area

由图3可以直观看出,鄂Ⅰ2井下干柴沟组20件泥岩和粉砂质泥岩样品所显示出的痕量元素特征趋势大体相同。其中Sr的质量分数(wSr)为(326～87)×10-6,平均为181.8×10-6;V的质量分数(wV)为(86.5～32.4)×10-6,平均为54.8×10-6;Ni的质量分数(wNi)为(42.7～4.8)×10-6,平均为16.6×10-6;Rb的质量分数(wRb)为(194～53)×10-6,平均为100.2×10-6：这4种痕量元素含量均低于上陆壳平均丰度,在上陆壳标准化蛛网图上呈现出亏损的特征。

Cr的质量分数(wCr)为(94.8～40.2)×10-6,平均为66.9×10-6;Cu的质量分数(wCu)为(51.2～24.7)×10-6,平均为32.5×10-6;Ba的质量分数(wBa)为(1170～420)×10-6,平均为602.6×10-6;Cs的质量分数(wCs)为(2.4～14.2)×10-6,平均为6.5×10-6;Zr的质量分数(wZr)为(417～106)×10-6,平均为226.4×10-6;Hf的质量分数(wHf)为(17.6～3.7)×10-6,平均为7.7×10-6：这几种痕量元素则相对于上陆壳来说较为富集,其中Cr和Zr的含量变化范围较大,这一点在蛛网图上有较为直观的展现。

3.2 稀土元素特征

下干柴沟组20件泥岩和粉砂质泥岩样品的稀土元素分析结果及部分特征值见表2。样品∑REE的质量分数(wREE)为(109.49～181.14)×10-6,平均为157.19×10-6;大陆上陆壳和北美页岩的wREE均值分别为146.4×10-6和173.2×10-6：样品的均值介于大陆上地壳和北美页岩之间。样品wLREE/wHREE值为5.27～9.94,均值为7.29,从结果上来看,研究区样品的轻稀土元素相对于重稀土元素来说比较富集。(wLa)N/(wYb)N为5.30～11.68,均值为7.94,反映研究区样品轻稀土元素和重稀土元素的分异程度较大。δEu为0.35～0.82,均值为0.54,明显的Eu负异常。δCe为0.82～0.99,均值为0.95,呈轻微Ce负异常。

鄂博梁地区泥岩和粉砂质泥岩样品的稀土元素经球粒陨石标准化［38］处理后的配分模式见图4。从图中可以看出所有样品的稀土元素配分模式均呈现左高右低的向右倾斜特征,轻稀土元素向右倾斜的斜率较大、曲线较陡,重稀土元素的倾斜程度则较为平缓。整体来看,轻稀土元素相较于重稀土元素而言较为富集;轻稀土中Eu元素中度亏损,Eu负异常,在图上表现出明显的低谷;Ce相较于La和Pr略低,呈现轻微的负Ce异常。

图4 鄂博梁地区鄂Ⅰ2井下干柴沟组稀土元素球粒陨石配分模式图Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns for Xiaganchaigou Formation in Well EI2,Eboliang area

4 讨 论

4.1 数据可靠性分析

后期成岩作用可以导致岩石的Ce异常,从而使得δCe与δEu呈现出良好的相关性,以及δCe与wREE成正相关、δCe与(wDy)N/(wSm)N成负相关［39］。因此,在进行古沉积环境的恢复时,不能直接利用泥岩样品的地球化学指标进行古环境的分析,应当首先计算出样品δCe-δEu、δCe-(wDy)N/(wSm)N、δCe-wREE的相关性,以此为依据来判断采集的泥岩样品是否受到成岩作用影响［40-41］。

根据散点投图和计算,鄂博梁地区20个泥岩样品的δCe-δEu、δCe-(wDy)N/(wSm)N、δCe-wREE的相关性指数R2分析结果(图5)分别为：0.281、0.162、0.029,均远小于1,说明趋势线拟合程度较差,因此可判定样品数据几乎没有受到后期成岩作用的影响。

图5 鄂博梁地区鄂Ⅰ2井下干柴沟组δCe-δEu、δCe-DyN/SmN、δCe-∑REE图解Fig.5 δCe-δEu,δCe-DyN/SmN,δCe-∑REE diagrams of Xiaganchaigou Formation in Well EI2,Eboliang area

为了进一步排除陆源碎屑对痕量元素的影响,常用PAAS的wREE值来作为判断标准,若样品wREE值高于184.8×10-6［38］,说明沉积物中的痕量元素主要来自陆源碎屑;若wREE低于该值,说明它受陆相物质的影响较小［42-43］。20个样品的wREE值全部小于184.8×10-6(表2),表明样品中的痕量元素是自生的,利用其地球化学指标来恢复古环境是可靠的。

4.2 源区性质及构造环境判别

镁铁质基性岩中常富集Sc、Cr、Co等过渡族痕量元素,而长英质岩石中则容易富集La、Zr、Th等高场强元素,因此,通过这些元素的比值能够反映不同的源岩性质,前人据此提出的(wCo/wTh)-(wLa/wSc)判别图解［44］和(wLa/wTh)-wHf判别图解［45］可以用来判断源区性质。

将鄂博梁地区20个泥岩样品数据进行投点,在(wLa/wTh)-wHf图解中(图6-A)大多数样品都落在长英质物源区,并且位于上地壳平均成分附近,有部分古老沉积物混入。在(wCo/wTh)-(wLa/wSc)图解(图6-B)上,研究区样品的wCo/wTh值相对较低且比较稳定,处在0.61～1.50之间,平均值为1.10;样品的wLa/wSc值相对较高,稳定在1.60～5.58之间,平均值为3.21,反映源岩以长英质火山岩为主。

图6 鄂博梁地区鄂Ⅰ2井下干柴沟组痕量元素及稀土元素参数图解Fig.6 Illustration of race element and rare earth element parameters of Xiaganchaigou Formation in Well EI2,Eboliang area

另外,稀土元素的特征也能很好地反映盆地的沉积物源［41,46］。研究区泥岩样品稀土元素配分模式(图4)与上地壳相似,且样品配分模式较为一致,轻稀土富集、重稀土亏损,且存在明显的Eu负异常和轻微的Ce负异常,同样说明沉积物来源于上地壳。也可以通过wREE-(wLa/wYb)图解来判别沉积物源区特征［47］。根据wLa/wYb值与稀土总量(wREE)关系图发现,大部分样品的数据落在沉积岩和花岗岩的交汇区(图6-C),少部分落在玄武岩区域边缘。

综合(wCo/wTh)-(wLa/wSc)、(wLa/wTh)-wHf、(wLa/wYb)-wREE判别图解及稀土元素配分模式的分析,认为鄂博梁下干柴沟组沉积物来源于上地壳的长英质物质。李俊武等［26］认为古近纪鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带物源主要来自阿尔金山东部,其碎屑组分为高石英和岩屑的组合,岩屑类型主要以变质岩、碳酸盐岩和沉积岩碎屑为主,母岩类型为基性火山岩、变质岩和酸性岩浆岩。

根据wLa-wTh-wSc、wTh-wCo-(wZr/10)和wTh-wSc-(wZr/10)源区构造背景判别图解［48］对研究区20个泥岩样品进行投点。在wLa-wTh-wSc判别图(图6-D)上,样品点主要落在大陆岛弧和大陆边缘源区;在wTh-wCo-(wZr/10)判别图(图6-E)和wTh-wSc-(wZr/10)判别图(图6-F)上,样品点大部分落在大陆岛弧区,少部分落在活动和被动大陆边缘及其附近：综合来看,源区构造背景应为大陆岛弧与大陆边缘。

4.3 古氧化-还原条件

痕量元素在不同的氧化-还原环境中有不同的赋存形式,陆相沉积盆地可选用wU/wTh、wV/wCr、wNi/wCo值法来判断氧化-还原条件［22,49］。V元素在贫氧或缺氧的条件下易被还原进而发生化学沉淀,Cr在还原条件下容易与腐殖酸等有机物或Fe(OH)3、Mn(OH)2等无机物结合从而发生沉淀［50］;但是由于两种元素的还原反应存在一条明显的界线［51］,所以wV/wCr能够作为判别氧化-还原环境的有效指标［52］。在还原条件下,Co和Ni会在沉积物中发生富集,并存在明显的含量关系［53］,因此wNi/wCo值也可用来判别氧化-还原环境。还原环境中,wNi/wCo>7,wV/wCr>4.25;贫氧环境中,wNi/wCo为5～7,wV/wCr为2～4.25;富氧环境中,wNi/wCo<5,wV/wCr<2［7-8］。据分析结果(表1,图7),柴西北缘鄂博梁地区下干柴沟组泥岩及粉砂质泥岩样品的wNi/wCo值为0.4～4.61,均值为1.52,最大值小于5;wV/wCr值为0.61～0.98,平均值为0.82,最大值小于2：根据上述判别参数,判断其为氧化环境。

图7 鄂博梁地区鄂Ⅰ2井下干柴沟组氧化-还原环境、古盐度、古气候判别图和同期氯离子浓度［14］对比曲线Fig.7 Discrimination diagram of redox environmental,paleosalinity and paleoclimatic indicators and comparison curves of chloride ion content in the Xiaganchaigou Formation in Well EI2,Eboliang area

氧化环境中,泥岩等沉积物中的U元素具有较高的溶解度,导致U元素亏损;而在还原环境下,U元素更倾向于在沉积物中富集;而Th元素一般不随氧化-还原环境的改变而发生含量上的变化［54］,因此wU/wTh值也是用来判断沉积水体氧化-还原状态的一项重要参数。在缺氧的还原环境中,wU/wTh>1.25;在氧化条件下,wU/wTh值一般小于0.75［55-56］。样品wU/wTh值为0.17～0.37,平均值为0.25,所有样品wU/wTh值都小于0.75,故判断为氧化环境。

此外,球粒陨石标准化下的Ce异常也可以用来指示古氧化-还原环境,并且通常只在富氧条件下才会出现Ce负异常［57-58］。样品稀土元素δCe值(表2)和球粒陨石配分模式图(图4)都呈现出Ce的轻微负异常,表明是氧化环境。

综合以上4种地球化学指标,一致指示下干柴沟组的古环境为氧化环境,推测由于该时期湖盆处于扩张阶段,构造运动导致了地层中含氧量的增多,从而使沉积环境氧化性增强［6,21］。

4.4 古盐度

wSr/wBa值是判定沉积水体古盐度的重要参数之一［59］。Sr和Ba元素具有相似的化学性质,但由于Sr元素的溶解度更大、迁移能力更强,所以Ba2+的沉淀离子浓度要比Sr2+更小,当水体的盐度增加时,Ba2+离子会以硫酸盐的形式优先沉淀,如果水体盐度继续增加,达到了Sr2+的沉淀浓度,此时发生SrSO4沉淀［60］,故wSr/wBa值可以用来判断水体盐度：wSr/wBa>1时,指示咸水环境;0.6≤wSr/wBa≤1.0时,为半咸水环境;wSr/wBa<0.6时,指示淡水环境［22,61］。根据痕量元素分析统计(表1,图7),鄂博梁地区样品的wSr/wBa值为0.11～0.57,平均值为0.32,所有样品的wSr/wBa值均小于0.6,表明其为陆相淡水环境的产物。

除此之外,wTh/wU值也可用于沉积水体古盐度的判断。泥岩中的黏土矿物是U、Th和K等放射性元素的主要吸附载体,被吸附的Th元素能够较好地保存在泥岩沉积物中,U元素则相对较易被氧化而发生淋失,在不同的水体盐度下Th和U存在一定的含量关系。通常在咸水环境下,泥岩中的U元素相对富集,因而wTh/wU值小于2;而在淡水环境下,泥岩中的U元素因遭受淋滤或氧化而降低,wTh/wU值常大于2［62］。样品wTh/wU值为2.73～5.94,全部大于2,亦指示淡水环境。

上述两种水体古盐度判别指标所反映的水体环境一致,都指示淡水沉积环境。鄂博梁地区下干柴沟组泥岩样品的wSr/wBa值整体上具有自下而上先变高、再降低的特点,对应的古盐度具有先增加、后降低的特征,与wTh/wU值所反映的古盐度一致。该变化特征与贾艳艳等［14］根据泥岩中氯离子含量反映的柴达木盆地西段下干柴沟组的古盐度变化趋势整体上较为一致,由此可以断定,柴西北缘鄂博梁地区下干柴沟组的沉积水体属于淡水。古盐度与古气候之间具有良好的正相关性,沉积水体古盐度主要由古气候决定,温暖湿润的气候使得大气降水增多,从而增加湖水注入量,导致湖泊盐度降低;反之,干旱的气候会使湖水盐度增高［6,14］。

4.5 古气候

泥岩中痕量元素的组合特征受到古气候变化的影响,有效记录了古气候演化的相关信息,因此痕量元素的特征比值是恢复古气候的有效手段,目前常用wSr、wSr/wCu、wRb/wSr等地球化学参数作为判定指标［1,63-64］。

Sr元素在干旱的气候条件下通常富集在沉积物中,导致Sr的含量升高,反之Sr含量相对较低;wSr/wCu值对气候变化的反应也比较灵敏,在温暖潮湿的气候条件下1≤wSr/wCu≤10,而气候干旱时wSr/wCu>10［65］。分析结果表明(表1),20件泥岩及粉砂质泥岩样品的wSr/wCu值为1.71～10.75,平均值为5.86;有17个样品的wSr/wCu值小于10,指示温湿的气候;EⅠ2-15、EⅠ2-11、EⅠ2-04这3个样品的wSr/wCu值稍大于10,相对来说气候略干旱。

除此之外,也可用wRb/wSr值来判断古气候条件。在大气降水充沛的气候条件下,部分Sr元素易从母岩中淋失,岩石中Sr含量下降,使得wRb/wSr值升高;而干燥气候条件下母岩中Sr含量不易改变,wRb/wSr值相对较低。因此,wRb/wSr高值对应潮湿气候,wRb/wSr低值则反映干旱气候［63］。wRb/wSr曲线分别与wSr、wSr/wCu曲线大致成镜像对称,与wSr/wBa曲线所反映的古盐度特征有良好的呼应(图7),表明湿润的气候条件对应较低的水体盐度,干旱的气候条件对应较高的水体盐度。根据以上地球化学指标判断,下干柴沟组整体上处于较为湿润的气候环境。下干柴沟组沉积期氯离子浓度整体较低［14］,降水充足,气候湿润,与当时湖盆下沉、水体扩张的古地理演化过程相一致［21］。

安芷生［66］、李吉均等［67］认为导致柴达木盆地干旱的决定性因素是青藏高原的隆升阻挡了印度洋输送来的暖湿气流。孢粉是记录气候环境的良好载体,通过对孢粉的研究发现柴达木盆地晚始新世海拔较低,在2 km以下［68-69］。葛肖虹等［70］通过柴达木盆地与青藏高原隆升的耦合研究,认为青藏高原的初次隆升发生在23～11.7 Ma B.P.的中新世早—中期,因此下干柴沟组沉积期来自印度洋的暖湿气流尚未受到青藏高原隆升的影响。李磊等［71］在上干柴沟组发现了规模较大的湖相碎屑岩风暴沉积记录,进一步证明在此时期之前青藏高原隆升范围有限,空气中携带的自古印度洋而来的暖湿水汽可以到达柴达木盆地,此时柴达木盆地处在相对湿润的气候环境下。

5 结 论

a.柴西北缘鄂博梁地区下干柴沟组泥岩及粉砂质泥岩样品的wNi/wCo值为0.4～4.61,wV/wCr值为0.61～0.98,根据富氧环境中wNi/wCo<5、wV/wCr<2的氧化-还原指标判定研究区为氧化环境;样品wU/wTh值为0.17～0.37,由于氧化条件下wU/wTh值小于0.75,故属于氧化环境;Ce的轻微负异常也表明了样品所处的氧化环境。因此,上述氧化-还原指标一致指示了下干柴沟组古环境为氧化条件。

b.样品wSr/wBa值为0.11～0.57,比值全部小于0.6,根据wSr/wBa<0.6指示淡水环境的古盐度指标,可以判定下干柴沟组处在淡水的古环境中,样品wU/wTh值为2.73～5.94,全数大于2,也符合淡水环境下wU/wTh值大于2的判断依据。上述古盐度指标一致指示研究区下干柴沟组为淡水沉积环境。

c.样品wSr/wCu值为1.71～10.75,根据1