唐鵬海

（長江大學油氣資源與勘探技術教育部重點實驗室，湖北 武漢 430100）

隨著油氣勘探開發(fā)的進行，人們發(fā)現(xiàn)單純研究沉積構造已不能滿足現(xiàn)在的要求，很多問題需要結合沉積鹽度才能順利解決，只有理清了研究區(qū)塊的沉積鹽度，才能為研究區(qū)塊的進一步深入研究提供理論依據(jù)[1]。在沉積巖沉積過程中，各種主微量元素和生物跟隨著一起沉積下來，這些元素和生物標志物能夠記錄一系列的重大地質信息[2]。前人對沉積古鹽度的研究，多基于對地面露頭劃分沉積相來確定古鹽度，而利用微量元素來確定古鹽度的不是很多[3]。隨著地球化學方法的不斷成熟，人們普遍發(fā)現(xiàn)地化參數(shù)也能很好的反映古鹽度[4]。因此，對于一些缺少露頭樣品和井下樣品，不能夠很好確定沉積相的，合理利用地球化學參數(shù)，能夠很好的討論古鹽度，做到與沉積相分析相輔相成，為研究沉積鹽度提供多一種手段。

1 地化參數(shù)與沉積古鹽度

古鹽度是分析古沉積環(huán)境的重要一項內(nèi)容，它可以作為研究地質歷史時期海陸變遷的一項重要指標[5]。能夠反映古水體鹽度的參數(shù)繁多，如應用古生物[6]、常量同位素[7]、微量元素[8]以及生物標志化合物[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 來作為反映沉積物沉積時古水體鹽度的判別指標。在生標參數(shù)中，通常利用伽馬蠟烷指數(shù)來判別古鹽度[9]。

H.C.斯皮羅和N.C.格蘭姆別格認為，黏土礦物的吸附的組分能夠較全面的反映沉積作用的物理化學條件，可以作為反映水體沉積鹽度的指標。一般來說，從淡水到咸水，高嶺土含量呈逐漸減少的狀態(tài)，伊利石和蒙脫石的含量則逐漸增加，而以伊利石含量的增加最為明顯；由于黏土礦物種類不同，它對吸附離子的種類也不同，吸附性亦有很大區(qū)別。如在海相地層中，伊利石對鉀（K） 離子吸附尤為明顯，能夠大量吸附鉀（K） 離子，其他一些離子也會同時被大量吸附，如銣(Rb)、銫(Cs)、鋰(Li) 等堿金屬離子。而在陸相地層中，黏土礦物主要為高嶺土，它對鉀（K） 離子的吸附性很弱，對其他堿金屬離子吸附性也體現(xiàn)出很弱的吸附性。另外，依據(jù)H.C.斯皮羅等的研究，如果海水中鹽分組成不變，隨著海水濃度增高，被吸附的堿金屬離子（K、Rb、Li、CS 等） 比堿土金屬離子（Mg、Ca、Sr、Ba 等） 要多。基于上述理由，鉀（K），銣(Rb) 等元素含量就可作為推斷古鹽度的標志之一。一般認為，正常海相頁巖中Rb/K 一般為0.006，微咸水頁巖的一般大于0.004，河流沉積物中一般為0.0028[10-11]。付金華[12]利用Rb/K、Sr/Ba 值等方法分析對鄂爾多斯盆地三疊系延長組長7 段進行了古鹽度恢復，指出長7 段主要沉積在淡水-微咸水的沉積鹽度，這與李得路[13]對這該層進行古鹽度得到的判識一致。

鍶（Sr）、鋇（Ba） 離子半徑以及化學性質十分相似，它們在水中以各種鹽類方式存在，當陸相淡水與海相咸水相混合時，Sr 離子與硫酸根離子相結合，以BaSO4形式沉淀下來，而Sr 離子則繼續(xù)以離子狀態(tài)存在于水中[11]。因此，沿著陸地向海洋的方向，Ba 離子逐漸被SO42-捕獲發(fā)生沉淀，Sr 離子則繼續(xù)向海洋遷移。從而可以利用Sr/Ba 來反映沉積介質的古鹽度。據(jù)前人研究發(fā)現(xiàn)，Sr/Ba 在淡水沉積物中常小于1，而在海水沉積物中這大于1[14]。由于有學者提出海相沉積物中Sr/Ba 比值不一定都大于1，一般采用分類標準為Sr/Ba＜0.5 為陸相淡水沉積；Sr/Ba 在0.5～0.8之間為海陸過渡相沉積；Sr/Ba＞0.8 為海相咸水沉積[9]，此外，Sr 元素含量對水體鹽度的變化也具有很好的指示作用，一般在鹽水（海相） 沉積鹽度Sr 含量介于800～1000mg/kg，在淡水（陸相）沉積鹽度，Sr 含量介于100～500mg/kg。在國內(nèi)研究中，應用Sr/Ba 研究古鹽度的例子屢見不鮮，如Shu Tao[15]等利用Sr/Ba 比研究中國西北三塘湖盆地的油頁巖，反映了當時古鹽度的變化趨勢。從底部到頂部，三塘湖盆地的鹽度整體呈下降趨勢。這與本地使用其他古鹽度恢復得出的結論一致。因此，利用Sr/Ba 恢復古鹽度具有一定的適用性。

B 元素含量與海水鹽度常具有線性關系，B 元素易于被黏土吸附且晶體格架穩(wěn)定，不易受次生變化的影響，因此可以作為古鹽度判別指標[16]。在海相鹽度中，B 元素含量通常為高值，介于80～125mg/kg，在陸相鹽度中，B 元素含量為低值，通常小于60mg/kg。Ga 元素與B 元素相比具有更小的遷移能力，因此B/Ga 比值可以作為古鹽度以及河流相、湖湘泥巖的判別指標。前人研究認為，B/Ga 比值具有隨鹽度增大而增大的特征，在海相沉積鹽度中，Ga 含量小于8mg/kg，在湖湘沉積鹽度中，Ga 含量大于17mg/kg。Walker[17] 指出在湖相鹽度中，B 含量最低，在低鹽度的沉積鹽度，B 含量小于200mg/kg，在半咸水的沉積鹽度，B 含量介于200～300mg/kg 之間，在正常海水的沉積鹽度，B 含量介于300～400mg/kg 之間，在成鹽瀉湖鹽度，B 含量非常高可達1000mg/kg。劉寶珺[16]指出在湖湘沉積鹽度，B 含量介于20～60，在低鹽度至半咸水沉積鹽度，B含量在60～80mg/kg，正常海相沉積物中，B 含量介于80～125mg/kg。前人對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。在遠離海岸的開闊湖相，B/Ga 值介于1.5～2.5。在封閉湖湘，B/Ga 值介于4～4.5。在非閉塞咸水湖湘，B/Ga 值介于5～7.5。劉偉[18]對西湖凹陷古近紀地層進行了古鹽度恢復，指出Ga、Ba、Sr 可作為西湖凹陷地區(qū)河流-三角洲沉積的敏感元素，B 元素作為西湖凹陷盆地相研究的敏感元素。通過利用B、Sr 元素含量，指出西湖凹陷盆地應屬于半咸水到咸水的范圍，與Sr/Ba 含量變化相一致。并通過相應井古近系沉積物B 含量在紅花港組下端出現(xiàn)的異常特征，識別出花港沉積時的最大海泛期。

圖1 硼含量及其校正圖

利用B 元素除了可以對古鹽度進行定性恢復外，還可以進行定量計算。在自然界中，黏土礦物可從溶液中吸收硼并將其固定，吸收數(shù)量與溶液中硼元素含量有關，由于水體中硼的濃度是水體的線性函數(shù)，因此黏土礦物從水體中吸收硼的含量與水體的鹽度呈雙對數(shù)關系。Walker[17]提出通過利用伊利石理論含鉀量的8.5%來計算春伊利石中的“校正硼質量分數(shù)”，即校正硼質量分數(shù)=8.5× [硼測定值（10-6） /w(K2O)(%)]。在伊利石中硼的質量分數(shù)取決于鉀的質量分數(shù)，為了在同等條件下對比，需計算相當于K2O 為5%時的硼質量分數(shù)，又稱為“相當硼分數(shù)”。Walker 提出，在超鹽度的古海水鹽度中，相當硼質量分數(shù)大于400mg/kg，在正常海水的沉積鹽度中，相當硼質量分數(shù)在300～400mg/kg，在半咸水的沉積鹽度，相當硼質量分數(shù)在200～300mg/kg，而在淡水沉積鹽度中，相當硼質量分數(shù)小于200mg/kg。王敏芳[19]對吐哈盆地36 個泥巖樣品，依據(jù)Walker的公式進行了換算和作圖，指出從八道灣組-三共河組-西山窯組，相當硼質量分數(shù)逐漸減少，與利用Sr/Ba 比值、B 含量進行的古鹽度恢復得到的結果具有很好的一致性。同時，Walker(1963) 等人依據(jù)B 含量與水體鹽度的雙對數(shù)關系提出了古鹽度的計算公式，用來計算水體的古鹽度值，即佛倫德奇吸收方程：lgB=C1lgS+C2，式中B 為吸收硼含量（×10-6），S 為鹽度（‰），C1、C2為常數(shù)。此外，還有兩個常用的計算公式可以定性恢復古鹽度，分別為Adamas（亞當斯） 公式：Sp=0.0977x-7.043，Sp 為古鹽度（‰），x 為“相當硼”含量，x=8.5×B 樣品/K2O 樣品。Couch(科奇) 公式：Sp=lgB’-0.11/1.28，B’為“校正硼”含量，B’=B 樣品/（4Xi+2Xm+Xk），Xi，Xm，Xk分別代表樣品中實測的伊利石、蒙脫石和高嶺土的重量百分數(shù)。戴朝成等在四川盆地川中地區(qū)，利用Couch 公式對徐家河組沉積鹽度的古鹽度進行分析，并通過其他的微量元素指標對比，兩者具有很好的線性關系，達到了很好的應用效果。

此外，Li、Ni 元素含量也可用來指示水體鹽度的變化，在海相咸水沉積鹽度中，Li 含量大于150mg/kg、Ni 含量大于40mg/kg。在陸相淡水沉積鹽度中，Li 含量小于90mg/kg、Ni 含量介于20～25mg/kg[20]。在研究古鹽度時，Sr/Ca 比值可以作為反映古水體鹽度的一個參數(shù)指標，它與Sr/Ba 呈一個負關系，在咸水沉積物中體現(xiàn)為低值，但由于該比值變化較為復雜，目前學者們并沒有統(tǒng)一的劃分標識。

在判別沉積物的古鹽度時，亦可利用碳氧同位素和硼同位素來研究。Keith 和Weber 通過對侏羅系以來數(shù)百個海相灰?guī)r和淡水灰?guī)r同位素測定，提出來一個同位素系數(shù)（Z） 的經(jīng)驗公式：Z=2.048 (δ13C+50) +0.498 (δ18O+50)，并提出了判別范圍，若Z＞120，指示海相灰?guī)r；若Z＜120，指示淡水灰?guī)r。此外，還可通過單體同位素來判別水體古鹽度，常利用m (18O) /m（16O)、碳同位素、和硼同位素對古鹽度進行恢復。肖普夫（1984） 對荷蘭某河口水體的（δ18O） 進行了研究，并總結了其水水體的變化關系。在國內(nèi)，亦有不同學者對氧同位素和鹽度的關系進行了研究，如沈吉[21]對岱海水體的鹽度與氧同位素定量關系進行了分析。利用碳同位素分析古鹽度的學者不多，主要時利用空氣中碳的含量低，水體中的碳主要來源于底部沉積物，使得底部沉積物的13C 被大量消耗，造成在淡水中δ13C 降低。在淡水沉積物中δ13C 分布在-5‰～15‰范圍內(nèi)，在海相灰?guī)r中-5‰～5‰范圍內(nèi)。在硼同位素中，通常利用11B/10B 比值來作為同位素的表征。

m (11B) /m (10B) 為質量分數(shù)比值，標準值為4.04362±0.00137，在海水中硼同位素最高，陸相硼同位素變化最大。一般認為，在現(xiàn)代海洋沉積物中，δ13B 值為-6.6‰～4.8‰，在古海洋沉積物中，δ13B 值為-17.0‰～5.6‰。在陸相沉積物中，硼元素含量變化較大，一般在-31‰～10‰，平均值為-4‰[23]。

Nelson 通過對Rappahannock 河口三角港，F(xiàn)lower、York 河和Chesapeake 灣，Caniaco 海槽，Murray 湖紀南卡羅林納大陸坡的現(xiàn)代沉積物研究，提出磷酸鹽法的古鹽度計算公式：Fcap=0.09±0.026Sp，其中：Fcap 為磷酸鈣比值=磷酸鈣/（磷酸鐵+磷酸鈣），Sp 為古鹽度，單位‰。Fcap 與鹽度呈正相關關系，F(xiàn)cap＜0.4 指示陸相鹽度，F(xiàn)cap＞0.8 指示海相鹽度。王敏芳[19]利用Nelson 公式碎吐哈盆地西緣水西溝群泥巖進行了古鹽度的恢復。指出使用Nelson 公式計算得到的結果與Couch 公式計算得到的結果有出入，但總體上指向一致，都指示了西水溝組的水體介質為淡水-微咸水，且從下到上水體鹽度逐漸減少，與其它指標判斷一致。

在微量元素中，可以利用Th/U 比值來對古水體介質進行鹽度恢復。JOHN A S ADAMS[24]通過研究不同地區(qū)不同巖石的Th/U 比，總結提出了利用Th/U 比值劃分古水體鹽度的范圍。在陸相淡水鹽度，Th/U 比值大于7。在微咸水-半咸水的沉積鹽度，Th/U 比值介于2～7。在海相咸水的沉積鹽度，Th/U 比值小于2。付金華對長7 段沉積巖的Th/U 進行了研究，通過數(shù)據(jù)投點觀察，Th/U 值主要分布在微咸水-半咸水的區(qū)域，其次分布在淡水-微咸水區(qū)域，判識長7 段水體介質整體為微咸水-半咸水的沉積鹽度，與前人的研究結果得到很好的印證。

在進行古鹽度沉積時，可利用總有機碳（TOC） 和總硫（TS） 含量的比值進行古鹽度判別，Berner 和Raiswell (1984) 對現(xiàn)代沉積物石炭紀沉積巖進行研究顯示，C/S 可以作為古鹽度判別的潛在指標，指出在海相沉積物中，C/S 值較低，分布在0.5～5，在陸相淡水沉積物中，C/S 比值較高，一般大于10。見表1。

在生物標志物地球化學中，伽馬蠟烷指數(shù)已經(jīng)普遍應用于古鹽度的研究。伽馬蠟烷來源于四膜蟲醇，廣泛分布在原生動物，光合硫細菌以及其他生物中。經(jīng)常出現(xiàn)在咸水的沉積物中，被認為是咸水沉積鹽度的標志物。伽馬蠟烷指數(shù)是伽馬蠟烷除以C30 藿烷的比值，高值指示咸水沉積鹽度，低值指示淡水沉積鹽度。三環(huán)萜烷也可對判別古鹽度提供一定幫助，通常淡水沉積物來源的萜烷中三環(huán)萜烷含量低，咸水沉積物來源的萜烷中三環(huán)萜烷含量高[9]。

表1 古鹽度的基本特征及綜合判別表

2 結論與認識

綜合對以上各種地球化學指標及所代表含義的詳細討論，可見在對沉積古鹽度進行恢復時，可以利用多種方法對其進行恢復。此外，不同的指標在恢復沉積古鹽度時準確性不一樣，我們要充分結合樣品實際的地質背景，巖性特征，在地質背景的約束下，充分利用好各類判別指標，選取誤差小，爭議性小的指標參數(shù)。并且，在利用地球化學判別公式來研究沉積古鹽度時，盡量采用多樣品、多元素的方法，避免單獨應用一個樣品、一個元素就得出結論，這樣才能對各種參數(shù)之間的誤差進行矯正判識，減少誤判的誤差。