張 健，李曉海，鄭月娟，蘇 飛，甄 甄

（沈陽地質(zhì)礦產(chǎn)研究所/中國地質(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心，遼寧沈陽110034）

上二疊統(tǒng)林西組是大興安嶺地區(qū)晚古生代最發(fā)育的地層之一，南起西拉木倫河，北至愛輝-黑河一帶，東至松遼盆地，沿北東方向展布.從地表露頭情況看，可分為3個沉積中心：北部以嫩江-黑河為中心，中部以索倫-碾子山為中心，南部以林西-扎魯特旗為中心［1］.近年來，因發(fā)育有巨厚的暗色泥頁巖且具有良好的生烴潛力，林西組已成為大興安嶺地區(qū)晚古生代油氣地質(zhì)調(diào)查的重點層位而受到關(guān)注［2-3］.不同研究者分別對林西組的劃分對比、生物群特征、生烴潛力等進(jìn)行了研究討論［4-9］.林西組沉積時期的海陸環(huán)境也是學(xué)者們關(guān)注的焦點之一，但一直存有爭議，主要有2種觀點：一種觀點認(rèn)為林西組為陸相沉積［10-12］或主體為陸相沉積，沉積初期為海陸交互相沉積［13］；另一種觀點認(rèn)為林西組主要為海相沉積［14-15］.

研究區(qū)位于林西組的南部沉積中心扎魯特地區(qū)，本文旨在通過對魯D2井和陶海營子剖面林西組泥巖樣品常量元素、微量元素及黏土礦物的測定，采用多種方法綜合分析上二疊統(tǒng)林西組沉積時期的古鹽度特征，探討其在油氣地質(zhì)研究中的意義，為林西組古環(huán)境和油氣地質(zhì)條件的研究提供基礎(chǔ)地質(zhì)資料.

1 地質(zhì)概況及樣品采集分析

研究區(qū)主要發(fā)育上古生界二疊系與中生界侏羅系地層，樣品采自陶海營子剖面和魯D2井（圖1），所屬層位為上二疊統(tǒng)林西組，所采樣品巖性為暗色泥巖或粉砂質(zhì)泥巖.

魯D2井井深為1300 m，鉆遇地層為林西組，但未鉆透.巖性主要為暗色砂巖、泥巖、砂質(zhì)板巖、泥質(zhì)板巖，見有自生黃鐵礦.暗色泥巖共計131層，總厚度達(dá)911.03 m，泥地比 70.1%［16］.陶海營子剖面長 950 m，厚度702 m，巖性主要為暗色泥巖、粉砂巖、細(xì)砂巖，夾中砂巖和粗砂巖.暗色泥巖共26層，總厚度131 m，泥地比18%.研究區(qū)林西組總體傾向北西，魯D2井位于陶海營子剖面東南，從地層傾向看魯D2井鉆遇層位應(yīng)為陶海營子剖面的下伏層位，生物地層學(xué)的研究也證實陶海營子剖面林西組地層為林西組的上部層位［7］，魯D2井林西組應(yīng)為下部層位.魯D2井共采集15塊樣品，陶海營子剖面共采集12塊樣品，分別做了常量元素、微量元素、黏土礦物含量分析.其中常量元素和微量元素測試單位為國土資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心，測試儀器為X射線熒光光譜儀和ICP質(zhì)譜儀，檢測依據(jù)為GB/T14506.28-93和DZ/T0223-2001等.黏土礦物含量測試單位為長江大學(xué)油氣資源與勘探技術(shù)教育部重點實驗室，測試儀器為XD-2型X射線衍射儀，檢測依據(jù)為SY/T 5163-2010《沉積巖中黏土礦物和常見非黏土礦物X射線衍射分析方法》.

圖1 研究區(qū)地質(zhì)略圖Fig.1 Geologic sketch map of the studied area

2 古鹽度分析

2.1 鍶/鋇比值法

Sr和Ba的化學(xué)性質(zhì)較相似，它們在不同沉積環(huán)境中由于地球化學(xué)行為的差異而發(fā)生分離.在自然界水體中，Sr遷移能力比Ba強(qiáng)，水介質(zhì)礦化度（即鹽度）很低時，Sr、Ba均以重碳酸鹽的形式出現(xiàn).當(dāng)水體鹽度逐漸加大時，Ba以BaSO4的形式首先沉淀，留在水體中的Sr相對Ba富集.當(dāng)水體的鹽度加大到一定程度時Sr才以SrSO4的形式沉淀.因而記錄在沉積物中的Sr/Ba比值與古鹽度呈明顯正相關(guān)性,可作為古鹽度恢復(fù)的標(biāo)志［17-18］.一般來講，淡水相沉積物中Sr/Ba值小于1，而海相沉積物中Sr/Ba值大于1，Sr/Ba值為1.0～0.6，為半咸水相［19］.魯 D2 井不同層段 15 件樣品Sr/Ba值分布在0.25～0.96，平均值為0.63，總體上為半咸水環(huán)境，從下至上有變淡的趨勢.陶海營子剖面12件樣品Sr/Ba值分布在0.1～0.16，平均值為0.13，為淡水環(huán)境（表 1）.

表1 陶海營子地區(qū)林西組硼、鍶、鋇、鎵分析數(shù)據(jù)及伽馬蠟烷/C30藿烷計算數(shù)據(jù)Table 1 Analytic data of B,Sr,Ba,Ga and gammacerane/hopane（C30）of Linxi Formation in Jarud area

2.2 硼/鎵比值法

B/Ga比值是判斷古鹽度的另一種方法.硼和鎵是兩種化學(xué)性質(zhì)不同的元素，硼酸鹽溶解度大，能遷移，只有當(dāng)水蒸發(fā)后才析出，稼活動性低，易于沉淀.因此，利用硼/稼比值可指示古鹽度［20］.硼/鎵比值小于4為淡水，大于7或20為海水［19］.研究區(qū)魯D2井分布在3.31～11.74，平均值為6.14，其結(jié)果與Sr/Ba值反應(yīng)一致為半咸水環(huán)境，從下至上有變淡的趨勢.陶海營子剖面B/Ga比值分布在1.74～3.62，平均值為2.68，顯示為淡水環(huán)境（表1）.

2.3 伽馬蠟烷指數(shù)

生物標(biāo)記化合物中伽馬蠟烷含量常與沉積水體的鹽度密切相關(guān).伽馬蠟烷的含量的變化可以反映沉積盆地古鹽度的變化，尤其是伽馬蠟烷的高含量可以比較可靠地作為古高鹽環(huán)境的分子化石指標(biāo)［21-23］.伽馬蠟烷/C30藿烷比值用來反映伽馬蠟烷的相對含量，稱為伽馬蠟烷指數(shù).原巖沉積時，水體鹽度的提高會導(dǎo)致高伽馬蠟烷指數(shù)，而在一般的淡水沉積中其豐度常很低［24-25］.魯D2井林西組暗色泥巖伽馬蠟烷指數(shù)分布在0.22～0.28，平均值0.25，顯示其形成于半咸水環(huán)境.陶海營子剖面暗色泥巖伽馬蠟烷指數(shù)分布在0.16～0.19，平均值0.17，顯示其形成于淡水環(huán)境（表1）.

2.4 硼元素法

硼元素對于鹽度的反應(yīng)比較敏感，且在各種地球化學(xué)分析方法中是比較容易確定的一種元素，因此，硼元素常被作為反映鹽度的指標(biāo)來使用.

Walker［26-27］提出以伊利石理論含鉀量的 8.5%來換算純伊利石中的“校正硼含量”，即校正硼含量=8.5×［硼測定值（10-6）/K2O（%）］.而伊利石的硼含量又與鉀含量有關(guān)，為了在同等條件下對比，需計算相當(dāng)于K2O為5%時的硼含量，稱為“相當(dāng)硼含量”.一般根據(jù)Walker公布的理論換算曲線，通過圖解法求取相當(dāng)硼含量（圖2）.Walker研究認(rèn)為，在相當(dāng)硼含量大于400×10-6時古海水為超鹽度環(huán)境，300×10-6～400×10-6為正常海水環(huán)境，200×10-6～300×10-6為半咸水環(huán)境，而相當(dāng)硼質(zhì)量分?jǐn)?shù)小于200×10-6時則是低鹽度環(huán)境的沉積產(chǎn)物.魯D2井大部分樣品相當(dāng)硼含量在200×10-6～300×10-6，陶海營子剖面樣品相當(dāng)硼含量均小于200×10-6（表2），表明魯D2井樣品形成環(huán)境為半咸水環(huán)境，陶海營子剖面樣品為淡水環(huán)境.

利用硼含量除了可以對古鹽度進(jìn)行定性恢復(fù)外，還可以進(jìn)行定量計算.黏土礦物可從溶液中吸附硼且吸附數(shù)量與溶液中硼濃度有關(guān).由于自然界水體中硼濃度是鹽度的線性函數(shù)，因而黏土礦物從水體中吸收的硼含量與水體的鹽度呈雙對數(shù)關(guān)系式，即所謂的佛倫德奇吸收方程［28］：lgB=C1lgSp+C2.式中，B 為吸收硼含量（10-6）；Sp為鹽度（‰）；C1，C2為常數(shù).此方程式是利用硼和黏土礦物定量計算古鹽度的理論基礎(chǔ).

常用的古鹽度計算公式有如下兩個:

圖2 硼含量及其校正圖Fig.2 Boron content and correction

（1）Adamas公式［29］，表達(dá)式為

式中Sp為古鹽度（‰）；x為Walker相當(dāng)硼含量（計算古鹽度時需換算成10-6）.

（2）Couch 公式［30］，表達(dá)式為

式中B*為Couch校正硼含量（計算古鹽度時需換算成10-6）；Sp為古鹽度（‰）.

運用Couch公式必須對泥巖樣品硼含量進(jìn)行能適用于古鹽度計算的校正，Couch校正公式為:

式中xi，xm，xk分別代表樣品中實測伊利石、蒙脫石和高嶺石的硼含量，系數(shù)代表各類黏土礦物對硼的吸收強(qiáng)度，以系數(shù)越大為吸收越強(qiáng).

此二公式對海相和非海相地層的古鹽度計算都適用.Adamas公式主要適用于以伊利石為主的泥巖樣品.Couch公式的優(yōu)點是考慮了多種黏土礦物的存在及其吸附能力的差別，較為符合自然界的事實，并且更適合陸相地層.

由于隨著埋深和地溫的增加蒙脫石向伊/蒙混層轉(zhuǎn)化，并最終轉(zhuǎn)化成伊利石，反應(yīng)了成巖作用逐漸加深的過程［31］.魯D2井暗色泥巖樣品黏土礦物以伊利石、伊/蒙混層為主，含少量高嶺石.而陶海營子剖面暗色泥巖黏土礦物主要為伊/蒙混層，其次為綠/蒙混層（表2）.顯示陶海營子剖面樣品黏土礦物的演化程度低于魯D2井，這與陶海營子剖面泥巖樣品成巖作用低于魯D2井吻合［9］.用Couch公式計算古鹽度時，須對樣品中的伊/蒙混層、綠/蒙混層黏土進(jìn)行校正［17］.

表2 陶海營子地區(qū)林西組黏土礦物分析數(shù)據(jù)及相當(dāng)硼含量和古鹽度計算數(shù)據(jù)Table 2 Analytic data of clay minerals and calculated parameters of Linxi Formation in Jarud area

分別采用Adamas公式和Couch公式對林西組古鹽度進(jìn)行了計算，Adamas公式計算結(jié)果顯示魯D2井樣品古鹽度變化范圍為2.73‰～30.28‰，平均值為17.17‰，陶海營子剖面樣品古鹽度變化范圍為2.63‰～8.39‰，平均值為6.00‰.Couch公式計算結(jié)果顯示魯D2井樣品古鹽度變化范圍為5.25‰～21.81‰，平均值為13.22‰；陶海營子剖面樣品古鹽度變化范圍為6.03‰～8.62‰，平均值為 7.70‰（表 2）.兩個公式計算結(jié)果均表現(xiàn)了魯D2井林西組樣品古鹽度高于陶海營子剖面.

綜合上述各種分析方法（表3、圖3），可知魯D2井林西組沉積時的水體環(huán)境為半咸水，陶海營子剖面林西組則為淡水沉積環(huán)境，林西組沉積的水體環(huán)境有一個逐漸淡化的過程.

3 古鹽度分析及其地質(zhì)意義

依據(jù)硼元素法對晚二疊世林西組古鹽度進(jìn)行了定量計算,其結(jié)果與Sr/Ba比值、B/Ga比值、伽馬蠟烷指數(shù)和相當(dāng)硼含量所反映的古鹽度具有很強(qiáng)的一致性,證實利用上述方法恢復(fù)研究區(qū)湖泊水體的古鹽度是可靠的.

從上文可知，林西組下部至上部湖盆水體有逐漸變淡的趨勢.由此推測：林西組沉積時期古亞洲洋沿西拉木倫河拼合帶閉合，海水退出，原來是海洋的地方升起為陸地，有些地方仍殘留一些海盆，但這些海盆已經(jīng)不是正常的海相環(huán)境，而是轉(zhuǎn)變?yōu)殛懴嘞趟喘h(huán)境.由于一部分海水得以保存，水體鹽度較高，這些陸上咸水湖泊與海洋隔絕，得不到海水的補(bǔ)給，卻更多地接受陸地河流中的淡水補(bǔ)充，因此殘留湖泊中水體的含鹽度也隨著時間的推移而逐漸淡化.林西組下部多見巨厚的暗色泥巖沉積，并富含有機(jī)質(zhì)，發(fā)育自生黃鐵礦，化石稀少，應(yīng)與水體高鹽度形成的水體分層有關(guān)，屬咸化湖泊環(huán)境，而后上部逐漸變?yōu)榈喘h(huán)境.

表3 古鹽度綜合劃分?jǐn)?shù)據(jù)表Table 3 Synthetic classification of paleosalinity

當(dāng)湖泊水體具一定的鹽度時，咸化的水體不僅有利于沉積物中有機(jī)質(zhì)的保存和富集，也可造成水體的密度分層和促進(jìn)氧化還原界面向上遷移，從而為生油巖系的發(fā)育提供偏堿性的還原條件和更大的堆積空間［17，34］，有利于生油巖系的形成和發(fā)育.林西組早期的半咸化的湖水環(huán)境有利于形成巨厚的烴源巖層，水體的鹽度分層又為有機(jī)質(zhì)的保存創(chuàng)造了良好的條件，林西組具有潛在的油氣資源前景.

圖3 林西組古鹽度綜合評價柱狀圖Fig.3 Comprehensive evaluation column of paleosalinity of Linxi Formation

4 結(jié)論

應(yīng)用鍶鋇法、硼鎵法、伽馬蠟烷指數(shù)及硼元素的定性和定量分析方法對扎魯特地區(qū)林西組的古鹽度進(jìn)行了分析，結(jié)果表明，魯D2井林西組樣品古鹽度高于陶海營子剖面，魯D2井林西組沉積時水體環(huán)境為半咸水環(huán)境，其上部層位陶海營子剖面林西組則為淡水環(huán)境，扎魯特地區(qū)林西組沉積時期水體環(huán)境逐漸淡化，下部為陸相半咸水的湖泊環(huán)境，上部為淡水湖泊環(huán)境.

［1］黃本宏.大興安嶺地區(qū)石炭、二疊系及植物群［M］.北京：地質(zhì)出版社, 1993.

［2］張永生，王延斌，盧振權(quán)，等.松遼盆地及外圍地區(qū)石炭系—二疊系烴源巖的特征［J］.地質(zhì)通報, 2011, 30（2/3）: 214—220.

［3］陳樹旺，丁秋紅，鄭月娟，等.松遼盆地外圍新區(qū)、新層系———油氣基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查進(jìn)展與認(rèn)識［J］.地質(zhì)通報, 2013, 32（8）: 1147—1158.

［4］方慧，鐘清，李曉昌，等.內(nèi)蒙古扎魯特盆地深部林西組發(fā)育特征———來自大地電磁探測的依據(jù)［J］.地質(zhì)通報, 2013, 32（8）: 1289—1296.

［5］劉永高，譚佐山，劉書金.內(nèi)蒙古東部的上二疊統(tǒng)林西組［J］.內(nèi)蒙古地質(zhì), 1999（2）: 21—26.

［6］王五力.內(nèi)蒙古昭烏達(dá)盟上二疊統(tǒng)陶海營子組的葉肢介化石［J］.古生物學(xué)報, 1984, 23（1）: 124—131.

［7］鄭月娟，張健，陳樹旺，等.內(nèi)蒙古阿魯科爾沁旗陶海營子剖面林西組化石新發(fā)現(xiàn)［J］.地質(zhì)通報, 2013, 32（8）: 1269—1276.

［8］張健，卞雄飛，陳樹旺，等.大興安嶺中南部上二疊統(tǒng)林西組頁巖氣資源前景［J］.地質(zhì)通報, 2013, 32（8）: 1297—1306.

［9］公繁浩，陳樹旺，張健，等.內(nèi)蒙古陶海營子地區(qū)上二疊統(tǒng)林西組泥巖熱演化程度研究［J］.地質(zhì)與資源, 2012, 21（1）: 129—133.

［10］朱如凱，許懷先，鄧勝徽，等.中國北方地區(qū)二疊紀(jì)巖相古地理［J］.古地理學(xué)報, 2007, 9（2）: 133—142.

［11］王永爭，覃功炯，歐強(qiáng).內(nèi)蒙古林西大井銅錫多金屬礦區(qū)上二疊統(tǒng)林西組之研究［J］.礦產(chǎn)與地質(zhì), 2001（3）: 205—211.

［12］黃本宏.東北北部石炭二疊紀(jì)陸相地層及古地理概況［J］.地質(zhì)評論, 1982, 28（5）: 395—401.

［13］李福來，曲希玉，劉立，等.內(nèi)蒙古東北部上二疊統(tǒng)林西組沉積環(huán)境［J］.沉積學(xué)報, 2009, 27（2）: 265—272.

［14］余和中.松遼盆地及周邊地區(qū)石炭紀(jì)—二疊紀(jì)巖相古地理［J］.沉積與特提斯地質(zhì), 2001, 21（4）: 70—83.

［15］和政軍，劉淑文，任紀(jì)舜.內(nèi)蒙古林西地區(qū)晚二疊世—早三疊世沉積演化及構(gòu)造背景［J］.中國區(qū)域地質(zhì), 1997, 16（4）: 403—409.

［16］蘇飛，卞雄飛，王青海，等.內(nèi)蒙古扎魯特地區(qū)魯D2 井林西組烴源巖有機(jī)地化特征［J］.地質(zhì)通報, 2013, 32（8）: 1307—1314.

［17］鄭榮才，柳梅青.鄂爾多斯盆地長6 油層組古鹽度研究［J］.石油與天然氣地質(zhì), 1999, 20（1）: 20—25.

［18］李成鳳，肖繼風(fēng).用微量元素研究勝利油田東營盆地沙河街組的古鹽度［J］.沉積學(xué)報, 1988, 6（4）: 100—107.

［19］王益友，郭文瑩，張國棟.幾種地化標(biāo)志在金湖凹陷阜寧群沉積環(huán)境中的應(yīng)用［J］.同濟(jì)大學(xué)學(xué)報, 1979, 7（2）: 51—60.

［20］李進(jìn)龍，陳東敬.古鹽度定量研究方法綜述［J］.油氣地質(zhì)與采收率,2003, 10（5）: 1—3.

［21］Marynowski L, Narkiewicz M, Grelowski C.Biomarkers as environmental indicators in a carbonate complex: Example from the Middle to Upper Devonian, Holy Cross Mountains, Poland ［J］.Sedimentary Geology,2000, 137: 187—212.

［22］Peters K E, Moldowan J M.The biomarker guide: Interpreting molecular fossils in petroleum and ancient sediments［M］.Prentice Hall Inc, 1993:1—347.

［23］李任偉.伽馬蠟烷的地質(zhì)產(chǎn)狀及古環(huán)境意義［J］.科學(xué)通報, 1988,33（20）: 1574—1576.

［24］盧雙舫，張敏.油氣地球化學(xué)［M］.北京: 石油工業(yè)出版社, 2008.

［25］侯讀杰，馮子輝.油氣地球化學(xué)［M］.北京: 石油工業(yè)出版社, 2011.

［26］Walker C T, Price N B, Wales S.Departure curves for computing paleosalinity form boron in illites and shales ［J］.AAPG Bulletin, 1963,47: 833—841.

［27］Walker C T.Evaluation of boron as a paleosalinity indicator and its application to offshore prospects［J］.AAPG Bull, 1968, 52: 751—766.

［28］伊海生，時志強(qiáng)，朱迎堂，等.利用泥質(zhì)巖硼含量重建過去湖泊古鹽度和湖面變化歷史［J］.湖泊科學(xué), 2009, 21（1）: 77—83.

［29］Adams T D, Haynes J R, Walker C T.Boron in Holocene illites of the dovey estuary, wales, and its relationship to paleosalinity in cyclothems［J］.Sedimentology, 1965, 4: 189—195.

［30］Couch E L.Calculation of paleosalinities from boron and clay mineral data［J］.AAPG, 1971, 55（10）: 1829—1837.

［31］張民志，高山.松遼盆地北部粘土礦物的成巖演化類型［J］.礦物巖石, 1997, 17（3）: 40—43.

［32］孫浩，張敏.伏龍泉斷陷烴源巖生物標(biāo)志化合物特征及意義［J］.復(fù)雜油氣藏, 2012, 5（1）: 5—14.

［33］鐘紅利，蒲仁海，閆華，等.塔里木盆地晚古生代古鹽度與古環(huán)境探討［J］.西北大學(xué)學(xué)報：自然科學(xué)版, 2012, 42（1）: 74—81.

［34］文華國，鄭榮才，唐飛，等.鄂爾多斯盆地耿灣地區(qū)長6 段古鹽度恢復(fù)與古環(huán)境分析［J］.礦物巖石, 2008, 28（1）: 114—120.