陳 晶，黃文輝，何明倩

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 能源學(xué)院，北京 100083；2.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 海相儲層演化與油氣富集機理教育部重點實驗室，北京 100083；3.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 非常規(guī)天然氣地質(zhì)評價及開發(fā)工程北京市重點實驗室，北京 100083)

0 引 言

沉積巖中的微量元素含量與其成巖環(huán)境有著密切聯(lián)系，沉積巖與其周圍的水體介質(zhì)往往發(fā)生元素的吸附及交換，微量元素含量及相關(guān)元素的比值常用于古環(huán)境的恢復(fù)研究[1]。稀土元素化學(xué)性質(zhì)不活潑，穩(wěn)定性較強，沉積巖中稀土配分模式主要取決于母巖性質(zhì)，當母巖為泥質(zhì)巖時，稀土元素的繼承性較好，是分析沉積古環(huán)境的指示劑，也是研究物源區(qū)良好的示蹤劑[2]。

鄂爾多斯盆地是我國陸上第二大含油氣盆地，目前油氣勘探開發(fā)多集中在盆地北部(圖1)，而盆地東南部地區(qū)油氣開發(fā)程度較低，上古生界地層油氣豐富，主要以碎屑巖沉積為主，發(fā)育大套泥巖及煤系地層，沉積環(huán)境對泥巖、煤層等烴源巖中有機質(zhì)的賦存狀態(tài)有一定影響[3]。前人利用元素地球化學(xué)特征對鄂爾多斯盆地含油氣地層進行了大量研究，段長江等[4]利用Sr/Ba、V/Ni、V/Cr及Th/U等參數(shù)對盆地東緣臨興地區(qū)沉積環(huán)境研究表明本溪組主要為海相還原環(huán)境沉積。王寶萍等[5]研究了伊陜斜坡西部山西組無機地球化學(xué)微量元素，古沉積環(huán)境分析表明，山西組沉積期氣候溫濕，整體古水深較淺，處于弱還原環(huán)境。微量元素及常量元素綜合分析表明，鄂爾多斯東部盒8段古鹽度以淡水-微咸水為主，沉積古水體為弱還原環(huán)境，氣候較為溫濕[6]。相對而言盆地東南部地區(qū)相應(yīng)的研究較少，孟瀟等[7]分析MgO/CaO、Sr/Ba、V/(V+Ni)等主微量元素，結(jié)果表明鄂爾多斯南部延安地區(qū)山西組至下石盒子組早期，古氣候逐漸由溫暖潮濕向干旱轉(zhuǎn)變，古水深逐漸變淺，還原環(huán)境逐漸轉(zhuǎn)為氧化環(huán)境，古鹽度總體為微咸水相-半咸水相。本文主要利用地層的巖石特征、微量元素及稀土元素分析盆地東南部本溪組—下石盒子組沉積期的古環(huán)境，判識研究區(qū)的物質(zhì)來源。

圖1 鄂爾多斯盆地構(gòu)造分區(qū)圖(據(jù)竇偉坦等[8]修改，2010)Fig.1 The tectonic zoning map of Ordos Basin(Modified after DOU Weitan et al.[8],2010)

1 樣品采集及測試結(jié)果

圖2 Y6井巖性綜合柱狀圖Fig.2 The comprehensive lithological column of well Y6

本文泥巖樣品點Y6及Y7井分布于盆地東南部，位于盆地南部渭北隆起的北部。本次研究以碎屑巖為主體，目的層位自下而上為本溪組、山西組、下石盒子組，太原組以灰?guī)r沉積為主，不作為此次研究的對象。12個泥巖樣品取樣位置如圖2和圖3所示，主量元素、微量元素及稀土元素含量測試結(jié)果及分析結(jié)果如表1所示，泥巖樣品地球化學(xué)指標縱向變化如圖4所示。

圖3 Y7井采樣點巖性柱狀圖Fig.3 The lithological column of sampling points in well Y7

2 沉積特征

前人對鄂爾多斯盆地的古地理做了大量的研究，自下而上，晚石炭世本溪期至中二疊世早期下石盒子組經(jīng)歷了“滄海桑田”的地質(zhì)演變[9-11]。鄂爾多斯盆地本溪期主要為潟湖-障壁島-淺水陸棚沉積，研究區(qū)位于盆地東南部，主要受盆地東部的華北海侵入，發(fā)育障壁島-潟湖-潮坪沉積體系；早二疊世太原期，海水侵入范圍不斷加大，研究區(qū)主要為淺海陸棚沉積；山西期，華北地臺北緣抬升，海水退出，研究區(qū)主要以三角洲沉積體系為主；下石盒子組沉積期盆地北部造山運動劇烈，南部物源進一步增大，往北推進，盒8段研究區(qū)主要發(fā)育辮狀河三角洲[12]。

巖心特征是沉積特征最直觀的反映。泥巖的顏色在一定程度上反映沉積環(huán)境的氧化還原性，泥巖顏色與其含有的有機碳含量及鐵離子氧化還原狀態(tài)有關(guān)。泥巖中有機質(zhì)含量不斷增多，低價鐵的硫化物含量不斷增大，泥巖顏色由淺及深，如灰色—深灰色—灰黑色—黑色，還原性不斷增強。陸相沉積環(huán)境中的綠色、灰綠色泥巖可能是由綠泥石及Fe2+引起的，代表一種弱氧化-弱還原的沉積環(huán)境。綜合Y6井及Y7井巖性柱狀圖(圖2和圖3)可以看出，本溪組泥巖以黑色、黑灰色為主，局部發(fā)育炭質(zhì)泥巖及煤層；山3段發(fā)育黑色及黑灰色泥巖、黑色炭質(zhì)泥巖、煤層；山2段以灰黑色泥巖為主；山1段以灰黑色、深灰色泥巖為主；盒8段主要發(fā)育深灰色泥巖；盒7及盒6段發(fā)育灰綠色、深灰色泥巖。本溪組中黑色為泥巖主體顏色，沉積環(huán)境還原性較強；山西組自下而上泥巖顏色變淺，還原性逐漸減弱，其中山3段煤巖及炭質(zhì)泥巖發(fā)育，代表了有利于成煤的還原環(huán)境；下石盒子組以深灰色泥巖為主，由盒8段至盒6段，灰綠色泥巖逐漸發(fā)育。整體而言，自本溪組至下石盒子組，沉積環(huán)境逐漸由強還原環(huán)境變?yōu)槿踹€原環(huán)境，總體以還原-弱還原為主。

表1鄂爾多斯盆地東南部本溪組—下石盒子組泥巖元素地球化學(xué)特征
Table1TheelementgeochemistryofmudstonesfromBenxiFormationtoLowerShiheziFormationinsoutheasternOrdosBasin

樣品編號層位段深度/m巖性主量元素/%CaOAl2O3K2OMgO微量元素/(μg/g)VNiCuSrBaRbY7-1Y6-1Y6-2Y6-3Y7-2下石盒子組盒62148 0泥巖 0 2625 762 120 4974 16824 32638 366151 761434 86980 010盒72159 3泥巖 0 2822 013 601 12157 76636 2262 948185 398686 767155 142盒82177 4粉砂質(zhì)泥巖1 0220 032 681 49136 17726 54330 321212 566524 49495 860盒82201 0泥巖 0 3721 824 191 38132 32229 28635 375190 500558 975134 597盒82227 7粉砂質(zhì)泥巖0 1523 712 860 86139 28927 90315 341156 091338 59893 360Y6-4Y6-5Y6-6Y7-3山西組山12236 5砂質(zhì)泥巖 0 3720 663 371 38112 29429 91934 765158 907503 832128 308山22273 2粉砂質(zhì)泥巖0 2623 404 451 15133 34932 51830 136211 558708 135172 779山22276 2泥巖 0 2822 163 901 24124 76928 05032 215178 295573 081148 350山32323 5炭質(zhì)泥巖 0 0816 701 070 39229 833101 40738 15763 067235 31459 458Y7-4Y7-5Y6-7本溪組本22348 2泥巖 0 1122 222 440 61149 75829 16528 50159 697250 660105 167本22355 7粉砂質(zhì)泥巖0 4317 872 230 86110 81715 37359 54151 460241 671108 640本22389 7粉砂質(zhì)泥巖12 6829 741 180 59137 76616 8614 689233 610116 09737 355樣品編號層位段深度/m巖性微量元素/(μg/g)ZrThU稀土元素/(μg/g)LaCePrNdSmEuGdY7-1Y6-1Y6-2Y6-3Y7-2下石盒子組盒62148 0泥巖 213．66423．7123．05815．21130．7633．66815．0303．0990．7162．730盒72159 3泥巖 184．85410．7922．31228．29350．4615．12715．7082．4700．6362．724盒82177 4粉砂質(zhì)泥巖290．92210．9772．34447．10689．08011．26439．9257．5662．0696．282盒82201 0泥巖 342．49116．8893．86862．511113．17314．44350．2789．2692．5187．645盒82227 7粉砂質(zhì)泥巖420．56818．3373．86660．849120．78614．33350．4217．7731．2204．681Y6-4Y6-5Y6-6Y7-3山西組山12236 5砂質(zhì)泥巖 213．60313．5693．12545．42496．24812．53654．33212．1072．2308．434山22273 2粉砂質(zhì)泥巖287．46422．1255．02785．973182．42420．86978．00513．3862．5859．740山22276 2泥巖 218．79916．0963．55158．735114．20215．37264．78414．7442．63210．668山32323 5炭質(zhì)泥巖 189．25815．53114．34936．13267．4677．60827．7845．1601．0154．127Y7-4Y7-5Y6-7本溪組本22348 2泥巖 328．22030．8615．58057．103106．46112．45741．8126．7310．9076．235本22355 7粉砂質(zhì)泥巖287．23717．7653．15832．10660．3776．31020．7053．0950．5562．700本22389 7粉砂質(zhì)泥巖382．91927．7547．67976．098170．99617．95961．0017．7511．3205．298樣品編號層位段深度/m巖性稀土元素/(μg/g)TbDyHoErTmYbLuw(V)/w(Ni+V)w(Th)/w(U)w(CaO)/w(MgO)+w(Al2O3)Y7-1Y6-1Y6-2Y6-3Y7-2下石盒子組盒62148 0泥巖 0．4712．7540．5641．5970．2301．5980．2350．757．750．010盒72159 3泥巖 0．5173．3610．7872．3490．3812．4090．3590．814．670．012盒82177 4粉砂質(zhì)泥巖0．9074．8711．0012．9580．4232．7520．4270．844．680．047盒82201 0泥巖 1．0565．5921．1593．5170．4913．3910．4630．824．370．016盒82227 7粉砂質(zhì)泥巖0．7694．5640．9963．3720．5463．7300．5640．834．740．006Y6-4Y6-5Y6-6Y7-3山西組山12236 5砂質(zhì)泥巖 1．2476．4131．2833．4680．4503．2730．4690．794．340．017山22273 2粉砂質(zhì)泥巖1．3326．9441．4064．1830．6164．1160．5930．804．400．010山22276 2泥巖 1．4177．3931．4844．1730．5503．7290．5200．824．530．012山32323 5炭質(zhì)泥巖 0．6913．9480．8422．6320．3932．4930．3800．691．080．004Y7-4Y7-5Y6-7本溪組本22348 2泥巖 1．1967．1951．5434．6820．6944．6560．6800．845．530．005本22355 7粉砂質(zhì)泥巖0．5163．1300．6902．2660．3542．5200．3770．885．630．023本22389 7粉砂質(zhì)泥巖0．8504．7331．1353．5810．5503．8570．5670．893．610．418

(續(xù))表1鄂爾多斯盆地東南部本溪組—下石盒子組泥巖元素地球化學(xué)特征
(Continued)Table1TheelementgeochemistryofmudstonesfromBenxiFormationtoLowerShiheziFormationinsoutheasternOrdosBasin

樣品編號層位段深度/m巖性w(Sr)/w(Cu)w(Sr)/w(Ba)fδEuCeanom(頁巖)∑REE∑LREE/∑HREE(La/Yb)N(Gd/Yb)N(La/Sm)NAl2O3/CaOY7-1Y6-1Y6-2Y6-3Y7-2下石盒子組盒62148 0泥巖 3．960．354．560．75-0．04678．676．730．921．020．87100．90盒72159 3泥巖 62．900．275．130．75-0．034115．587．971．140．672．0477．68盒82177 4粉砂質(zhì)泥巖7．010．412．460．92-0．055216．6310．041．661．361．1119．64盒82201 0泥巖 5．390．342．050．91-0．067275．5110．821．791．341．2058．91盒82227 7粉砂質(zhì)泥巖10．170．461．840．62-0．031274．6013．291．580．751．39163．17Y6-4Y6-5Y6-6Y7-3山西組山12236 5砂質(zhì)泥巖 4．570．323．690．67-0．055247．918．901．341．540．6756．32山22273 2粉砂質(zhì)泥巖7．020．303．160．69-0．014412．1713．252．021．411．1491．38山22276 2泥巖 5．530．313．850．64-0．079300．409．041．531．710．7178．97山32323 5炭質(zhì)泥巖 1．650．274．890．67-0．049160．679．361．400．991．25220．13Y7-4Y7-5Y6-7本溪組本22348 2泥巖 2．090．242．920．43-0．043252．358．391．190．801．51195．56本22355 7粉砂質(zhì)泥巖0．860．213．040．59-0．026135．709．811．230．641．8541．34本22389 7粉砂質(zhì)泥巖49．832．012．450．63 0．027355．6916．291．910．821．752．34

圖4 鄂爾多斯盆地東南部泥巖地球化學(xué)指標縱向變化圖Fig.4 Changes of geochemical indicators in mudstones in the southeastern Ordos Basin

3 沉積環(huán)境

3.1 古氧化還原性

沉積巖中的微量元素常作為巖石的古環(huán)境重建的重要指標。受古海洋水體的影響，沉積環(huán)境表現(xiàn)出氧化性或還原性，而不同沉積環(huán)境下氧化還原敏感元素常發(fā)生價態(tài)改變，發(fā)生分離或重新分配，導(dǎo)致巖石中此類元素的富集或虧損[13]。

V、Ni等微量元素常用于判識氧化還原環(huán)境[5,7]。在水體相對滯留的閉塞缺氧環(huán)境中，V以+4價的氧化物或氫氧化物形式沉淀并優(yōu)先富集于沉積物中[14]，海相沉積環(huán)境中，V可與有機金屬絡(luò)合物結(jié)合從海水中析出沉淀。而富氧水體中，V元素被氧化，以釩酸氫根(HVO24-和H2VO4-)形式存在于水體中[15]。單一的元素含量對古環(huán)境的重建具有較大不確定性，前人常以兩個相關(guān)元素的比值來反映古環(huán)境，例如V/(V+Ni)值[16-17]：當V含量相對高，V/(V+Ni)值在0.84～0.89之間，表明水體分層較強，處于厭氧環(huán)境；V/(V+Ni)值在0.54～0.82之間，水體分層不強，處于厭氧環(huán)境；V/(V+Ni)值在0.46～0.60之間，水體分層較弱，處于貧氧環(huán)境[18]。研究區(qū)泥巖樣品的V/(V+Ni)值介于0.69～0.89之間，均大于0.60，屬于弱還原-還原環(huán)境，其中80%樣品的V/(V+Ni)值小于0.84，因此，總體上研究區(qū)泥巖沉積期水體分層不強，水體貧氧，處于弱還原環(huán)境。縱向上，不同沉積背景下表現(xiàn)出V/(V+Ni)值的變化，反映了沉積環(huán)境的演化。本溪組樣品的V/(V+Ni)比值為0.84～0.89，普遍比山西組及下石盒子組的值高，屬于還原環(huán)境；山西組與下石盒子組二者V/(V+Ni)值普遍介于0.60～0.84之間，屬于水體分層不強的貧氧環(huán)境；其中，盒6段V/(V+Ni)值下降，表明氧化作用相對增強。以上分析表明，自石炭系本溪組至二疊系下石盒子組，沉積環(huán)境的還原性由強至弱。本溪組沉積期，研究區(qū)以潮坪-潟湖-障壁島沉積體系為主，從Y7巖性柱狀圖(圖3)可以看出，本溪組泥巖多為灰黑色或黑灰色，山西組與下石盒子組主要發(fā)育海陸過渡沉積體系，以淺水三角洲為主，水體相對陸表海較淺，因此，還原性較本溪組弱。

Ce主要包括Ce3+和Ce4+兩種價態(tài)，Ce4+在水中易發(fā)生水解沉淀，因此，在水中Ce3+是主要的賦存形式。在氧化環(huán)境下，Ce3+易被氧化成Ce4+，Ce4+不穩(wěn)定，進一步水解沉淀，導(dǎo)致海水中Ce虧損；在還原環(huán)境下，水體中Ce3+含量增多。因此，Ce異?？梢宰鳛樗w氧化還原環(huán)境的指示劑，進一步反映水體的深淺環(huán)境變化。利用公式Ceanom=lg[3CeN/(2LaN+NdN)]計算Ce異常指數(shù)，N代表北美頁巖標準化。當Ceanom<-0.1時，沉積巖中出現(xiàn)了Ce的虧損，代表了氧化環(huán)境，水體相對較淺；當Ceanom>-0.1時，沉積巖中鈰相對富集，代表了還原環(huán)境，水體相對較深[19]。樣品中，Ceanom值介于-0.079～0.027之間，均值為-0.040，沉積期處于相對缺氧的還原環(huán)境，與北美頁巖Ceanom值(Ceanom=0.354)相比，水體分層性較弱，整體呈相對較弱的還原環(huán)境?？v向上，Ceanom值變化較大，尤其是山西組Ceanom值出現(xiàn)跳躍式變化，這可能是由于Ceanom值對環(huán)境變化較為敏感，山西組時期水體升降較為頻繁，沉積環(huán)境變化較大。本溪組Ceanom均值為-0.014，山西組與下石盒子組的Ceanom均值差異不大，分別為-0.049、-0.047，本溪組Ceanom均值較山西組及下石盒子組高，本溪組沉積期還原性比山西組及下石盒子組強，鈰異常反映的氧化還原性縱向演化規(guī)律與V/(V+Ni)值具有相似性。

Th/U的比值是氧化還原環(huán)境指標之一。Th對氧化還原環(huán)境不敏感，通常以Th4+的形式存在于沉積物中。富氧環(huán)境中，沉積物中U4+被氧化為U6+，溶解于水體中，沉積物中的U元素虧損；在貧氧或缺氧環(huán)境中，水體中U6+還原為不溶性的U4+，U富集于沉積物中[20]。Th/U值在0～2之間指示缺氧環(huán)境，2～8之間為貧氧環(huán)境，大于8為氧化環(huán)境[21]。樣品中多數(shù)Th/U值在3～8，表明研究區(qū)主要處于貧氧的弱還原環(huán)境。本溪組、山西組、下石盒子組的Th/U均值分別為4.92、3.59、5.24。從均值來看，本溪組Th/U均值較山西組大，與V/(V+Ni)值及Ceanom值反映的結(jié)果有所差異，本溪組Th/U值在3.61～5.62之間，變化范圍較大，反映了沉積環(huán)境的多變性；山西組Th/U均值較低，但山西組中3個樣品點與下石盒子組值無太大差異，山西組中的Th/U低值異常點主要由于該樣品巖性為炭質(zhì)泥巖，沉積期為厭氧的還原環(huán)境；下石盒子組中盒6段Th/U值升高，表明還原性減弱。

3.2 古氣候

稀土元素總量(∑REE)的高低在一定程度上反映了沉積期氣候變化。黏土礦物是影響稀土元素富集的重要因素[22]，在溫暖濕潤環(huán)境中，有機質(zhì)含量較高，黏土礦物在絡(luò)離子(由REE形成)作用下與有機質(zhì)相結(jié)合，有利于稀土元素的富集和保存；反之，干冷或干熱氣候條件不利于稀土元素保存，導(dǎo)致∑REE值降低[23]。樣品中∑REE為78.67～412.17 μg/g，平均235.49 μg/g，多數(shù)高于北美頁巖∑REE值(173.21 μg/g)，說明整體上研究區(qū)在沉積時期處于相對溫暖濕潤環(huán)境。

Sr、CaO、Na2O為喜干型元素或氧化物，Ni、TiO2、Al2O3為喜濕型元素或氧化物[24]。干旱氣候條件下，水體介質(zhì)趨于堿性，Sr、Cu等元素從水體中析出，富集于巖石中[6,25]。Sr/Cu值在1～10時指示溫濕的氣候條件；Sr/Cu>10時指示干熱氣候條件[26]。研究區(qū)Sr/Cu值變化范圍較大，在0.86～62.90之間，多數(shù)小于10，整體上為溫濕氣候。本溪組Sr/Cu值變化較大，Y6-7泥巖形成于本2段沉積早期，Sr/Cu值較高，為49.83，本溪組Y7-4和Y7-5泥巖形成于本2段沉積晚期，Sr/Cu值均較低，可能是由于本溪組沉積早期氣候較為干熱，而后逐漸演化為溫濕氣候條件。山西組沉積期Sr/Cu值均小于10，屬于溫濕氣候，從圖4中可以看出，山西組山3段沉積期，Sr/Cu值較低，山2段、山1段的Sr/Cu值有升高的趨勢，說明山3段氣候條件相對于山2段、山1段更加溫濕。從圖3可以看出，山3段煤層及炭質(zhì)泥巖發(fā)育，表明山3段沉積期氣候條件溫?zé)幔炅砍渑?，植物生長茂盛，有利于煤炭形成。下石盒子組Sr/Cu值變化較大，多數(shù)樣品Sr/Cu值小于10，個別樣品點Sr/Cu值大于10，如盒8段Y7-2及盒7段Y6-1。整體而言，下石盒子組沉積期氣候為溫濕氣候，但較山西組及本溪組略干旱。綜上所述，由本溪組至下石盒子組，古氣候的溫濕性逐漸減弱。

CaO在溫?zé)岢睗竦沫h(huán)境中易發(fā)生風(fēng)化淋濾作用，出現(xiàn)CaO含量的缺失。CaO與相對穩(wěn)定成分Al等元素的比值可表征淋濾強度[27]。CaO/(Al2O3+MgO)可用于指示風(fēng)化淋濾作用，比值越小，風(fēng)化淋濾作用越強，反映氣候越溫濕[28]。從圖4中可以看出，CaO/(Al2O3+MgO)值基本與Sr/Cu值變化一致，整體以溫濕氣候為主。

3.3 古鹽度

古鹽度判定可用于識別海水入侵范圍及持續(xù)時間，分析沉積相帶。Sr/Ba比值是古鹽度較為常用的指標。陸源細粒沉積巖中，鉀長石及黑云母作為Ba元素的載體，Ba元素相對富集；海相沉積環(huán)境更有利于Sr的富集，這是由于Sr與Ca離子半徑相似，富含Ca的碳酸鹽巖中，Sr離子同類置換Ca離子，造成Sr富集[19]；因此，Sr/Ba比值越大，古鹽度越大。海相沉積Sr/Ba比值一般在0.8～1.0以上，0.5～0.6以下為純陸相沉積[29]。

本溪組中，Y6與Y7井Sr/Ba比值有較大差異；Y6井Sr/Ba比值為2.01，這表明海水入侵明顯，古沉積環(huán)境為海相咸水沉積；Y7井中Sr/Ba比值略大于0.2，普遍小于1，但在此不能簡單判定泥巖為陸相沉積環(huán)境；以蘇北海岸研究為例，潮坪相的Sr/Ba比值均小于0.8[29]。研究區(qū)地處海陸過渡帶，受淡水注入量、封閉程度等影響水體介質(zhì)變化較大，進而對沉積物中元素影響亦有不同；本溪期盆地東部海水由東向西侵入，Y6位于研究區(qū)東北部為淺水陸棚沉積，海侵明顯，而Y7位于研究區(qū)中南部，潟湖及潮坪較為發(fā)育，巖樣沉積期，可能水體封閉性弱，淡水介質(zhì)對其影響較大。山西組自下而上由山3段至山1段沉積期，Sr/Ba比值普遍小于0.5，表明該時期研究區(qū)為陸相沉積環(huán)境，氣候條件溫濕，降水量大，主要為淡水沉積。相似地，下石盒子組自盒8段至盒6段，Sr/Ba比值普遍小于0.5，主要為陸相淡水沉積，古鹽度也表現(xiàn)出多變性，并且古鹽度與古氣候密切相關(guān)。從Sr/Ba與Sr/Cu之間的關(guān)系圖(圖5)可以看出，Sr/Ba與Sr/Cu呈正相關(guān)關(guān)系，除去兩個極大值，二者相關(guān)系數(shù)達0.78，即在干旱炎熱氣候條件下，古鹽度不斷增高。

圖5 Sr/Cu與Sr/Ba散點關(guān)系圖Fig.5 The scatter diagram of Sr/Cu vs.Sr/Ba

3.4 古水深

Rb/K及Zr/Al是判定古水深時兩個常用的參數(shù)，Rb主要吸附于黏土礦物中，因此，泥巖中Rb元素含量較高[19,30]。相對于K元素，Rb元素更易被吸附于黏土中而運移，Rb/K比值越大，運距越遠，水體越深。陸相環(huán)境中Zr含量較高，此外，沉積巖中Zr含量受Al元素影響，Zr/Al比值越小，說明水體越淺[31]。因此，可以采用f=Rb×Al/(Zr×K)來判定古水深：f越大，水體越深；f越小，水體越淺。研究區(qū)f值介于1.84～5.13之間，從圖4可以看出，與山西組相比，本溪組f值較低，可能由于泥巖沉積期潟湖水體較淺，本2段沉積早期(樣品Y6-7)至晚期(樣品Y7-5，Y7- 4)略有增大，表明海平面有逐漸升高趨勢。山西組較盒8段f值高，山西組沉積期水體較盒8段深，盒7段及盒6段f值較高，說明下石盒子組自下而上古水深有增大的趨勢。整體上，本溪組沉積期古水深較淺，山西組沉積期水體較深，下石盒子組早期水體較淺，晚期水體加深。

4 稀土元素指示意義

稀土元素性質(zhì)穩(wěn)定，與巖石物理化學(xué)性質(zhì)密切相關(guān)，在地質(zhì)研究中可用于判斷成巖物質(zhì)來源、巖石成因及其成巖環(huán)境等[32]。本文主要涉及14個鑭系稀土元素的研究，即La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu，其中前6種為輕稀土元素，后8種為重稀土元素。針對Y6及Y7井泥巖樣品的測試結(jié)果(表1)，利用δEu、∑LREE/∑HREE、(La/Yb)N、(La/Sm)N、Gd/Yb等指標進行分析，其中δEu代表銪元素異常系數(shù)，∑LREE/∑HREE代表輕、重稀土元素之比，反映了輕、重稀土元素的分異程度[33]；(La/Yb)N、(La/Sm)N即經(jīng)北美頁巖標準化后兩種元素的比值。

δEu是稀土元素地球化學(xué)的重要參數(shù)之一，研究表明，上地殼巖石在元素分異作用下Eu元素普遍虧損，而下地殼中Eu元素相對富集[34]，當受地下熱液影響，下地殼熱液涌入，母巖Eu含量升高。當δEu>1.05時，指示正異常，當δEu<0.95時指示負異常[35]。δEu值在0.43～0.92之間(表1)，普遍小于0.95，呈現(xiàn)負異常，總體為中等虧損，說明研究區(qū)東北部的Y6井及南部的Y7井母源來自上地殼巖石，未受熱液影響。

經(jīng)球粒隕石標準化后，研究區(qū)東北部Y6井及南部Y7井的稀土元素曲線均為右傾型(圖6)，各曲線平行度較高，分布模式相似，在Eu處曲線普遍呈“V”字型，表明輕稀土元素相對富集而重稀土元素虧損，層位的物源性質(zhì)相似[36]。在北美頁巖標準化配分模式圖(圖7)中，樣品的稀土元素分配曲線右傾幅度均較小，曲線相對平緩，表明相對于與北美頁巖稀土元素，該樣品中重稀土虧損不明顯。(La/Yb)N(北美頁巖標準化)指示曲線傾斜情況，(La/Yb)N多大于1.0(表1)，表明稀土元素曲線多為右傾。Y7井下石盒子組(La/Yb)N值小于1，曲線出現(xiàn)小幅度左傾，Y6井(La/Yb)N值由本溪組至下石盒子組有明顯減小的趨勢，說明沉積的巖石在地質(zhì)作用下混合、均化，輕重稀土分異程度逐漸減小[12]。

樣品中∑LREE/∑HREE值在6.73～16.30之間，均值為10.32，多數(shù)大于北美頁巖∑LREE/∑HREE值(∑LREE/∑HREE=7.5)，表明稀土元素分餾程度較大，輕稀土元素相對富集。(La/Sm)N值在0.67～2.04之間，多數(shù)樣品(La/Sm)N值大于1，同樣表明樣品中LREE富集程度較高。

圖6 Y6、Y7井泥巖球粒隕石標準化配分模式圖Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns in the mudstones of wells of Y6 and Y7

圖7 Y6、Y7井泥巖北美頁巖標準化配分模式圖Fig.7 North American shale-normalized REE patterns in the mudstones of wells of Y6 and Y7

圖8 泥巖La/Yb-REE圖解(據(jù)ALLEGRE等[37]修改，1978)Fig.8 The diagram of La/Yb-REE of mudstones (modified by ALLEGRE et al.[37],1978)

La/Yb-∑REE關(guān)系圖可用于判定母巖巖石類型，判定物源區(qū)(圖8)。研究區(qū)樣品投點較為分散，花崗巖、堿性玄武巖、鈣質(zhì)泥巖及沉積巖均有分布，表明母巖類型較多，物源具有多樣性。研究區(qū)東北部Y6井樣品投點主要分布于花崗巖區(qū)、沉積巖-花崗巖交會區(qū)，而南部Y7井樣品投點主要分布于沉積巖區(qū)、鈣質(zhì)泥巖區(qū)、沉積巖-花崗巖交會區(qū)及沉積巖-花崗巖-堿性玄武巖交匯區(qū)，東北部與南部母巖的巖石類型差異性較大，說明研究區(qū)內(nèi)南部和北部為不同方向的物源，北部物源區(qū)母巖以花崗巖為主，沉積巖次之；而南部主要為沉積巖，其次為花崗巖及堿性玄武巖。縱向上，本溪組沉積期，南部以沉積巖為主，東北部以花崗巖為主；山西組沉積期，南部以沉積巖為主，北部以花崗巖、沉積巖為主；下石盒子組沉積期，南部及北部均以沉積巖為主，花崗巖次之，表明地層自下而上，南北物源在研究區(qū)不斷推進，研究區(qū)內(nèi)可能存在南北物源交匯。

地球演化初期，古老地層中Gd含量較高，經(jīng)過漫長的地質(zhì)作用，元素的分餾作用顯著，地層年代不斷變新，Gd含量越少，Gd/Yb比值越小[38-39]。太古宇地層的Gd/Yb比值常大于2.0，而晚于太古宇地層Gd/Yb比值較小[40]。Gd/Yb比值東北部及南部相差較大。東北部Y6井多數(shù)Gd/Yb比值大于2.0，而南部Y7井Gd/Yb比值均小于2.0，表明東北部山西組及盒8段物源為太古宇地層，南部一直接受較新地層的沉積。

鄂爾多斯盆地北緣基巖巖性為太古宙、元古宙的變質(zhì)巖、火成巖及沉積巖[41]，盆地北緣主要為再旋回造山帶物源區(qū)，造山運動使古老基底地層抬升，北部物源主要來自阿拉善—陰山古陸[12]，分析La/Yb-∑REE關(guān)系圖得知，母巖主要為火成巖，因此，樣品中較高的Gd/Yb比值主要是由盆地北部太古宙火成巖搬運沉積形成的；早古生代在加里東運動作用下，盆地南緣北秦嶺隆升，成為晚古生代盆地南部主要物源區(qū)，北秦嶺主要由太古宙變質(zhì)巖及元古宙火山-沉積巖組成，盆地南緣物源主要為克拉通穩(wěn)定構(gòu)架區(qū)及再旋回造山區(qū)[42]，太古宇地層不活躍，結(jié)合La/Yb-∑REE關(guān)系圖表明，Y6井母巖主要為晚于太古宇地層的沉積巖，故母巖Gd含量相對較低。通過以上分析表明，研究區(qū)位于鄂爾多斯盆地東南部，鄰近南部秦嶺造山帶，研究區(qū)南部、東北部為不同方向物源沉積，東北部主要受北物源影響，而南部受南部北秦嶺造山帶影響較大。

通過山西組及下石盒子組(以下討論均為此兩個地層)沉積期南北物源研究，分析南北物源對沉積物元素分異的影響。Al元素為典型的親陸元素，巖石風(fēng)化后Al元素以穩(wěn)定的氧化物形式賦存于黏土礦物中，Al元素在沉積物搬運過程中不斷沉淀，因此，近陸地沉積物中Al元素較高，愈入海愈低；Ca元素為親海元素，主要以碳酸鹽形式賦存于碳酸鹽巖中，在搬運過程中，碳酸鹽巖不穩(wěn)定，Ca元素易在風(fēng)化淋濾作用下溶于水中，故遠岸沉積物中Ca元素含量相對較高，結(jié)合以上兩種元素的性質(zhì)，利用Al2O3/CaO比值判定沉積物的離岸距離，即Al2O3/CaO值越高，離岸越近，搬運距離較短，為近陸地沉積，反之，Al2O3/CaO值較低時，沉積物搬運距離越遠，為遠源沉積[43]。受南物源影響的Y7井泥巖樣品Al2O3/CaO值均大于100，平均值為100.90；而受北物源影響的Y6井Al2O3/CaO值在19.60～91.40之間，平均值為63.82。Y7井泥巖樣品在南物源影響下，巖石搬運距離相對較短，近源沉積，有利于Al的富集，導(dǎo)致較高的Al2O3/CaO值；而Y6井泥巖在北部物源長距離搬運中Al逐漸虧損，Ca元素含量相對增多，故Al2O3/CaO值普遍小于南部。

5 結(jié) 論

(1)縱向巖心資料表明，本溪組泥巖以黑色、黑灰色為主；山西組自下而上泥巖由黑灰色向深灰色過渡；下石盒子組深灰色泥巖發(fā)育，上部地層灰綠色泥巖增多；泥巖顏色分析表明沉積環(huán)境以還原-弱還原為主，隨著地層變新，還原性逐漸減弱，表明地層由老至新沉積環(huán)境的氧化程度具有不斷增強的趨勢。

(2)利用環(huán)境敏感元素，對V/Ni、Ce及Th/U進行綜合分析，其氧化還原性研究結(jié)果與巖心資料分析結(jié)果相似，本溪組至下石盒子組總體呈還原-弱還原沉積環(huán)境，且自下而上還原性逐漸減弱；古鹽度分析表明，本溪組為咸水沉積，山西組及下石盒子組為陸相淡水沉積環(huán)境；綜合應(yīng)用Rb/K及Zr/Al比值判定古水深，本溪組水體較淺，山西組水體相對較深，下石盒子組較山西組水體變淺；CaO/(Al2O3+MgO)、Sr/Cu比值及∑REE研究表明，研究區(qū)沉積環(huán)境較北美頁巖濕潤，沉積期總體上以溫濕氣候為主，自下而上溫濕性逐漸減弱，山3段氣候條件最為溫暖濕潤，有利于煤層和富有機質(zhì)泥頁巖的形成。

(3)δEu、(La/Yb)N等稀土元素分析表明研究區(qū)本溪組至下石盒子組沉積物以上地殼巖石為主，無熱液影響，輕稀土較為富集，且隨著地層年代變新，輕重稀土分異程度有減小的趨勢；La/Yb-∑REE關(guān)系圖及Gd/Yb比值分析結(jié)果均表明研究區(qū)南部主要受南物源沉積物影響，北部受北物源沉積物影響，研究區(qū)存在有南北物源交匯區(qū)；受南北物源影響，研究區(qū)內(nèi)南物源沉積物搬運距離較北物源短，南部沉積物的Al2O3/CaO值普遍高于北部。

參考文獻：

[1] 張義綱.油氣地球化學(xué)的若干展望[J].石油實驗地質(zhì),2005,27(5):484-489.

[2] BYRNE H,KIMK H.Rare earth element scavenging in sea water [J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1990,54(2):645-656.

[3] 趙幫勝.鄂爾多斯盆地下寺灣地區(qū)山西組泥頁巖沉積地球化學(xué)特征與儲層特征[D].西安：長安大學(xué),2016:1-6.

[4] 段長江,謝英剛,潘新志,等.鄂爾多斯盆地東緣臨興地區(qū)本溪組-太原組沉積環(huán)境及沉積相研究[J].石油天然氣學(xué)報,2015,37(5/6):6-9.

[5] 王寶萍,李艷承,董小剛.鄂爾多斯盆地伊陜斜坡西部山西組古沉積環(huán)境及烴源巖評價[J].非常規(guī)油氣,2017,4(1):14-22.

[6] 郭艷琴,余芳,李洋,等.鄂爾多斯盆地東部石盒子組盒8沉積環(huán)境的地球化學(xué)表征[J].地質(zhì)科學(xué),2016,51(3):872-890.

[7] 孟瀟,李春霞,歸榕.延安地區(qū)上古生界山2段-盒8段微量元素揭示的古沉積環(huán)境意義[J].非常規(guī)油氣,2014,1(2):26-30.

[8] 竇偉坦,劉新社,王濤.鄂爾多斯盆地蘇里格氣田地層水成因及氣水分布規(guī)律[J].石油學(xué)報,2010,31(5):767-773.

[9] 魏紅紅.鄂爾多斯地區(qū)石炭-二疊系沉積體系及層序地層學(xué)研究[D].西安：西北大學(xué),2002:3-14.

[10] 李潔.晚古生代鄂爾多斯盆地沉積-層序充填特征與物質(zhì)分布規(guī)律[D].成都：成都理工大學(xué),2011:13-27.

[11] 閆建萍.鄂爾多斯盆地南部晚古生代沉積-構(gòu)造演化及天然氣勘探潛力研究[D].西安：西北大學(xué),2010:26-75.

[12] 陳全紅.鄂爾多斯盆地上古生界沉積體系及油氣富集規(guī)律研究[D].西安：西北大學(xué),2007:12-84.

[13] 王淑芳,董大忠,王玉滿,等.四川盆地志留系龍馬溪組富氣頁巖地球化學(xué)特征及沉積環(huán)境[J].礦物巖石地球化學(xué)通報,2015,34(6):1203-1212.

[14] CALVERT S E,PEDERSEN T F.Geochemistry of recent oxic and anoxic marine sediments: Implications for the geological record[J].Marine Geology,1993,113(1/2):67-88.

[15] CALVERT S E,PIPER D Z.Geochemistry of ferromanganese nodules from DOMES site a,Northern Equatorial Pacific: Multiple diagenetic metal sources in the deep sea [J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1984,48(10):1913-1928.

[16] 鄧宏文,錢凱.試論湖相泥質(zhì)巖的地球化學(xué)二分性[J].石油與天然氣地質(zhì),1993,14(2): 85-97.

[17] 苗建宇,周立發(fā),張宏福,等.新疆北部中二疊統(tǒng)烴源巖地球化學(xué)特征與沉積環(huán)境[J].地質(zhì)學(xué)報,2004,78(4):534-540.

[18] HATCH J R,LEVENTHAL J S.Relationship between inferred redox potential of the depositional environment and geochemistry of the Upper Pennsylvanian (Missourian) Stark Shale Member of the Dennis Limestone,Wabaunsee County,Kansas,U.S.A.[J].Chemical Geology,1992,99(1/3):65-82.

[19] 鄧宏文,錢凱.沉積地球化學(xué)與環(huán)境分析[M].蘭州: 甘肅科學(xué)技術(shù)出版社,1993:7-29.

[20] 嚴德天,陳代釗,王清晨,等.揚子地區(qū)奧陶系-志留系界線附近地球化學(xué)研究[J].中國科學(xué)D輯：地球科學(xué),2009,39(3):285-299.

[21] GUO Q,SHIELDS G A,LIU C,et al.Trace element chemostratigraphy of two Ediacaran-Cambrian successions in South China: Implications for organosedimentary metal enrichment and silicification in the Early Cambrian[J].Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology,2007,254(1/2):194-216.

[22] FLEET A J.Aqueous and sedimentary geochemistry of the rare earth elements[J].Developments in Geochemistry,1984,2:343-373.

[23] 史基安,郭雪蓮,王琪,等.青海湖QH1孔晚全新世沉積物稀土元素地球化學(xué)與氣候環(huán)境關(guān)系探討[J].湖泊科學(xué),2003,15(1):28-34.

[24] 鐘巍,方小敏.近7.0～0.73 MaBP期間甘肅臨夏盆地古氣候演變的沉積物地球化學(xué)記錄[J].干旱區(qū)資源與環(huán)境,1998,12(1):36-43.

[25] 王良忱,張金亮.沉積環(huán)境和沉積相[M].北京: 石油工業(yè)出版社,1996:1-273.

[26] 劉剛,周東升.微量元素分析在判別沉積環(huán)境中的應(yīng)用——以江漢盆地潛江組為例[J].石油實驗地質(zhì),2007,29(3):307-310.

[27] 柯夫達.土壤學(xué)原理[M].北京: 科學(xué)出版社,1981:55-77,113-132.

[28] 楊惟理,張青松.北極巴羅苔原區(qū)湖泊沉積的地球化學(xué)特征及其氣候意義[J].極地研究,1998,10(4):252-261.

[29] 王益友,吳萍.江浙海岸帶沉積物的地球化學(xué)標志[J].同濟大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版),1983(4):82-90.

[30] 鄭一丁,雷裕紅,張立強,等.鄂爾多斯盆地東南部張家灘頁巖元素地球化學(xué)、古沉積環(huán)境演化特征及油氣地質(zhì)意義[J].天然氣地球科學(xué),2015,26(7):1395-1404.

[31] JIN Z,LI F,CAO J,et al.Geochemistry of Daihai Lake sediments,Inner Mongolia,north China: Implications for provenance,sedimentary sorting,and catchment weathering[J].Geomorphology,2006,80(3/4):147-163.

[32] 朱如凱,郭宏莉,何東博,等.中國西北地區(qū)石炭系泥巖稀土元素地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義[J].現(xiàn)代地質(zhì),2002,16(2):130-136.

[33] 李雙建,肖開華,沃玉進,等.湘西、黔北地區(qū)志留系稀土元素地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義[J].現(xiàn)代地質(zhì),2008,22(2):133-140.

[34] JOHNSSON M J,BASU A.Processes controlling the composition of clastic sediment[J].Special Paper of the Geological Society of America,1996,284(3):1-19.

[35] NANCE W B,TAYLOR S R.Rare earth element patterns and crustal evolution-I:Australian post-Archean sedimentary rocks[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1976,40(12):1539-1551.

[36] 李雙林,李紹全.黃海YA01孔沉積物稀土元素組成與源區(qū)示蹤[J].海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì),2001,21(3):51-56.

[37] ALLEGRE C J,MINSTER J F.Quantitative models of trace elements behavior in magmatic processes[J].Earth and Planetary Science Letters,1978,38(1):1-25.

[38] TAYLOR S R,MCLENNAN S M.The continental crust: Its composition and evolution,an examination of the geochemical record preserved in sedimentary rocks[J].Journal of Geology,1985,94(4):632-633.

[39] MCLENNAN S M,HEMMING S,MCDANIEL D K,et al.Geochemical approaches to sedimentation,provenance,and tectonics[J].Special Paper of the Geological Society of America,1993,284:21-40.

[40] 邵磊,朱偉林,吳國宣,等.渤中凹陷及周邊地區(qū)沉積巖若干稀土元素特征[J].同濟大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版)，2001，6：662-665.

[41] 何自新.鄂爾多斯盆地演化與油氣[M].北京: 石油工業(yè)出版社,2003:1-50.

[42] 雷敏.秦嶺造山帶東部花崗巖成因及其與造山帶構(gòu)造演化的關(guān)系[D].北京：中國地質(zhì)科學(xué)院,2010:25-107.

[43] 呂俏鳳.利用親陸元素和陸源化合物研究物源與隱蔽儲層的新方法[J].中國海上油氣,2007,19(6):367-371.