2018, Vol. 48
鄂尔多斯盆地东南部天然气的勘探开发已取得一定成果, 发现延安大气田(见图 1), 该气田主力产气层为古生界。其中, 上古生界产气层从本溪组到石盒子组，沉积环境由海相、海陆过渡相逐渐转为陆相, 各层系地质认识较为明晰[1-5]；下古生界主力产气层为马家沟组, 共分为6段, 其中马一、马三、马五段由含膏白云岩与硬石膏岩、盐岩及石灰岩组成, 马二段、马四段及马六段以石灰岩为主, 夹少量白云岩[6-10]。
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图 1 鄂尔多斯盆地奥陶系沉积厚度与研究区样品采集位置 Fig. 1 Ordovician sedimentary thickness and study area location of the Samples collected in Ordos Basin |
对于该区下古生界马家沟组碳酸盐岩的研究, 前期主要集中在沉积环境与岩相古地理[6-10]、岩溶古地貌发育特征[11-12]、储层特征[13-14]、成藏条件及规律[15-17]等方面。候方浩[7]认为，马一、马三、马五沉积时气候干热, 海平面下降, 具深拗陷海水浓缩成盐特征; 马二、马四沉积期气候湿热, 海平面上升, 发育石灰岩白云岩；马六沉积期, 推测中央古隆起以东属石灰岩陆棚环境。史基安[8]以龙探1井为例，对鄂尔多斯盆地东部马家沟组马一段到马五段的沉积环境进行了系统研究；由于掌握的资料有限, 对于马六段沉积期，仅提出主要沉积石灰岩和白云岩, 而缺乏系统研究, 认识尚存在诸多未知因素。辛勇光[9]认为，古构造背景控制着马家沟组的沉积特征及演化, 并在此基础上宏观建立了马家沟组障壁潟湖沉积模式；但对各层段的沉积演化论述较少。本文在前人研究的基础上, 通过系统采集马五段—马六段碳酸盐岩样品, 对其碳氧同位素的组成特征、ω(Mn)/ω(Sr)比值及各小层岩性的宏观微观资料进行对比分析, 详细查明研究区马家沟组马五段—马六段沉积期的古环境演化特征, 以期为后续地质研究提供依据。
1 区域地质概况中奥陶世末, 由于晚加里东构造运动使华北地块整体抬升, 鄂尔多斯盆地经历了1.3亿年的沉积间断, 盆地主体缺失晚奥陶世至早石炭世的沉积，因处于浅海环境, 沉积类型主要为碳酸盐岩[6-7, 10]。马家沟组地层顶部由于经受了长期的风化剥蚀及淋滤作用, 风化壳及其溶蚀孔、洞、缝发育[6, 12, 15]现已在研究区下古生界碳酸盐岩沉积层发现一定的天然气资源(见图 2)。
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图 2 下古生界马家沟组岩性柱状综合剖面图 Fig. 2 Lithologic columnar composite profile of Majiagou Formation in Lower Paleozoic |
鄂尔多斯盆地东南部马家沟组目前钻遇的层位主要有马五段及马六段。马五段以泥晶白云岩、粉晶白云岩为主, 含膏斑; 马六段以泥晶灰岩为主。由于受到构造隆升剥蚀和古河道下切侵蚀作用的影响, 马六段残余地层主要存在于研究区中部, 地层厚度变化较大，介于15~47 m。从整个区域来看, 马五期沉积厚度最大区域在鄂尔多斯盆地中东部米脂拗陷, 厚度大于360 m(见图 1)。在环县—庆阳一带, 马五段减薄或缺失, 为近南北向延伸的中央古隆起, 西南部为韩城隆起。
2 采集样品的特征与测试分析稳定碳氧同位素分析, 不仅对鉴别各类岩溶作用、基岩的成岩作用、胶结充填物的起源和形成条件提供了地球化学证据, 而且是反映沉积环境的良好载体, 其可行性和可靠性已得到大量研究的证实[18-32]。
本研究共采集25口井(见图 1)的新鲜岩石样品40块(见表 1), 在样品采集过程中, 避开了岩脉充填部位, 并尽量排除结晶程度较高的岩石样品, 以保证样品的可用性。所取样品包括马五段粉晶、泥晶白云岩28块和马六段泥晶灰岩12块。粉晶、泥晶白云岩(见图 3a, b, c, f, g, h)局部含藻类(见图 3a)或膏斑溶孔(见图 3b), 缝洞发育(见图 3c); 泥晶灰岩相对较为致密, 晶间孔隙不发育, 溶蚀孔发育也较弱(见图 3d, e)。
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表 1 碳酸盐岩碳氧同位素分析数据 Tab. 1 Carbon and oxygen isotopic data of carbonate rocks |
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a A113马五段含藻类粉晶白云岩，微裂隙充填方解石，岩心照片；b A158马五段粉晶云岩，含膏斑溶孔，溶孔直径平均3 mm，被方解石全充填或半充填，岩心照片；c A163马五段粉晶白云岩，岩心缝洞较发育，全充填，充填物为泥质，岩心照片；d A 150马六段泥晶灰岩，泥晶结构为主，见少量细粉晶—粗粉晶结构，含少量泥质，且分布不均，局部富集，岩心缝洞较发育，全充填，充填物主要为方解石，局部为黄铁矿，岩心照片；e A 159马六段泥晶灰岩，胶结类型以钙质胶结为主，白云石化较弱，孔隙类型以晶间孔为主，溶蚀孔发育较弱，微裂缝发育较弱，SEM照片1700×；f A 254马五段粉晶白云岩, 白云石粒径大多为0.03~0.05 mm，砾化作用，使岩石变为角砾状，由于后期整体泥晶化作用改造，使大多数原始结构趋于消失，显微照片(-)；g A 313马五段溶蚀泥晶白云岩，白云石自形晶，粒径0.05~0.06 mm，极为均一，后期去白云岩化作用，使得白云石表面浊化-泥化变为泥晶，显微照片(-)；h A 413马五段白云岩，自形晶，粒径0.03~0.04 mm，成岩初期界质动荡，自碎为角砾状碎屑状，流体交代与去白云石化作用，使得Fe质大量逸出呈云雾状、粉尘状，显微照片(-) 图 3 研究区样品岩性特征 Fig. 3 Lithologic characteristics of samples in study area |
所采集样品的测试分析全部在中国科学研究院地球环境所完成, 应用磷酸法, 测试仪器为KielⅢ碳酸盐装置与MAT252气体质谱仪联机完成(采用PDB标准)。样品的分析精度, δ13C优于±0.06‰, δ18O优于±0.08‰。同时测定了Mn，Sr含量。样品用HF+HNO3混合酸分解, 采用外标校正法在电感等离子光谱仪ICP-AES测主量元素, 采用Rh内标法在电感等离子质谱仪ICP-MS测微量元素。准度及精度由控制样品及重复样品监控, 误差 < 2%。
3 实验结果与讨论在碳氧同位素数据分析之前, 首先对采集样品的原始性进行检验, 验证其是否发生过后期成岩蚀变。前人研究主要通过ω(Mn)/ω(Sr)、δ(18OPDB)、δ(13CPDB)和δ(18OPDB)的相关性等标准来进行判断[24-27]。其标准为:当ω(Mn)/ω(Sr) < 3, 指示样品代表性很好；当其值处于3~10, 表示样品具有一定代表性。当δ(18OPDB) < -10‰时, 意味着样品已发生了强烈蚀变, 不具有代表性；当-10‰ < δ(18OPDB) < -5‰时, 其氧同位素值与沉积时含量组成稍有变化, 但相应的碳同位素值变化不大, 仍可以代表原始地层的沉积特征; 若δ(13CPDB)和δ(18OPDB)不具有明显的相关性, 则指示样品保持了原始地层的沉积特征。本次研究样品测试结果见表 1, 其中ω(Mn)/ω(Sr)平均值为1.4, 小于3的样品占95%;δ(18OPDB)平均值为-8.34‰, 小于-10‰的样品有2块, 在-10‰~-9‰的样品有3块; δ(13CPDB)和δ(18OPDB)的相关性较低(见图 4), 相关系数仅为0.18。综上分析, 大部分所采集样品对原始地层的沉积特征具有代表性。
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图 4 马家沟组碳酸盐岩δ18O、δ13C同位素分布 Fig. 4 The δ18O and δ13C values distribution of Majiagou Formation carbonate rocks |
研究区各小层不同岩类碳氧同位素测定结果见表 1, 其δ13C值在马五段白云岩中的变化为-1.33‰~1.01‰(PDB), 平均值-0.14‰(PDB), 在马六段灰岩中的变化为-6.75‰~0.92‰(PDB), 平均值-2.91‰(PDB); δ18O值，马五段变化为-9.58‰~-6.46‰(PDB), 平均值-8.08‰(PDB), 马六段变化为-11.36‰~-7.33‰(PDB), 平均值-8.96‰(PDB)。
从δ13C，δ18O同位素值分布图(见图 4)可知，马六段δ13C，δ18O同位素值分布较马五段更为离散, 且不同层位的碳、氧同位素分布也具有一定的规律性:马五段白云岩δ13C，δ18O值为低中负值; 马六段石灰岩δ13C，δ18O值为高负值。马六段的值较马五段发生了明显的负漂移, 且马六段的值变化范围更宽。这一特征与白云岩和灰岩形成时的沉积环境及后期成岩作用相关：马五段白云岩形成时, 海平面下降, 水深较浅, 是一种高盐、干旱炎热的蒸发环境[7], 海水中碳氧轻同位素蒸发, 重同位素富集, 从而使得所形成的白云岩中δ13C，δ18O同位素值升高, 且分布集中; 马六段灰岩形成时海平面上升, 水体变深, 气候湿热[7], 测试样品的δ13C，δ18O同位素含量却整体变低。这与前人研究所得出的海平面上升对应δ13C增加不符[24, 27], 其原因将在3.3节加以分析。
3.2 碳氧同位素与古盐度海水中氧同位素(18O/16O)较稳定, δ18O值为零左右, 不超过1‰, 但随着海水盐度的增高而增高。大气降水成因的淡水δ18O值低于零, 最低达-50‰。现代大洋中δ13C为-1‰~2‰, 淡水中δ13C为-11‰~-5‰。由此可见, δ18O与δ13C值的高低均与海洋水体的盐度有一定关系, 其变化趋势都是盐度越高, δ值越高。对于侏罗纪至现代的样品, 基斯和韦伯把δ18O与δ13C值结合起来用以指示古盐度[20], 并推导出水体盐度的判别公式, 从而可定量区分出其形成环境为咸水或淡水环境:
| $ Z = 2.048 \times ({{\rm{ \mathit{ δ} }}^{13}}{\rm{C}} + 50) + 0.498({{\rm{ \mathit{ δ} }}^{18}}{\rm{O}} + 50)。$ |
公式中，Z为盐度指示剂, Z值大小与盐度直接相关。但是，能否应用Z值作为定量指标来判断侏罗纪以前沉积更早样品的古盐度, 还需要进一步的验证[24-25]。本文通过Z值与δ(13CPDB)值和δ(18OPDB)值的相关性分析表明, δ(13CPDB)值与Z值的相关系数为0. 994, 具有较高的相关性, 而δ(18OPDB)值与Z值相关系数为0.498(见图 5), 相关性低。因此, 在本区Z值不作为定量指标来判断古盐度, 只作为相对参考值。
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图 5 δ(13CPDB)和δ(18OPDB)值与Z值相关关系 Fig. 5 The relation among the δ18O, δ13C and Z values |
前人研究结果表明:当Z>120, 可确定其形成环境为海水成因; 当Z < 120, 其形成环境为淡水成因; 当Z=120, 为未定石灰岩[14]。
研究区Z值计算结果(见表 1)显示:马五段白云岩大都在120以上, 平均122.36, 产于高镁咸水环境; 马六段灰岩Z值大部分在120以下, 平均117.63, 处于半咸—淡水沉积环境。结合区域沉积背景与前人研究成果可进一步证实研究区马五段—马六段沉积环境演化特征。鄂尔多斯盆地在马五时，华北地台的古气候周期性转变为干热, 盆地基底又抬升, 海平面下降[7, 9], 又表现出快速海侵和缓慢海退的特征, 海水蒸发量增大，盐度升高, 轻同位素蒸发, 重同位素富集, “深拗成盐”时期再次出现, 隆间洼地为白云岩发育区, 盆地东南部为以白云岩为主的缓坡沉积(见图 6)。
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图 6 马五1沉积模式图 Fig. 6 The sedimentary pattern of M51 |
马六段(相当于峰峰组)沉积环境与岩相发育特征:马六期华北地台气候又转为湿热, 再次发生海侵, 灰岩陆棚环境发育[7, 9]。由于加里东运动后一亿三千多万年漫长的剥蚀, 东部陆棚可见厚度不等的马六段灰岩地层, 其他地区均被剥蚀(见图 7)。王起琮认为, 泥晶灰岩为局限海台地在海侵阶段的沉积产物, 其成岩环境温度较低, 具有明显的淡水成岩环境的特征, 碳氧同位素值呈低值[28]。马六期灰岩由于长期裸露地表, 受到大气淡水淋滤作用的影响，加之早期岩溶作用，膏、盐层溶蚀或形成溶洞，造成上覆泥晶灰岩层坍塌并原地堆积，从而使角砾泥晶灰岩发育(见表 1)；其碳氧同位素值较低, 这是马六段灰岩出现碳同位素值变化与海平面上升不一致的主要原因。
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图 7 马六段地层出露图 Fig. 7 Stratigraphic outcrop of M6 |
碳同位素的变化也被用于指示烃源岩的发育程度[24], 碳同位素的正向偏移表明有机质被有效地保存在沉积物内, 因生物同位素分馏作用造成了碳酸盐岩的δ13C值增加。马五期海平面大规模下降, 可容空间减少, 沉积速率减小, 单位时间和体积内沉积的有机质得到高度“浓缩”, 从而有利于高有机质丰度烃源岩的形成。
4 结论1) 鄂尔多斯盆地东南部马家沟组马五段、马六段碳酸盐岩碳氧同位素测试结果具有明显的规律, 不同区域、不同层位样品的碳氧同位素组成分布都较为离散。马五段沉积期粉晶白云岩δ13C、δ18O值为低中负值; 马六段泥晶灰岩δ13C、δ18O值为高负值, 且马六段的灰岩碳氧同位素值变化范围更宽。这一特征与白云岩和石灰岩形成所需的水体环境相吻合：白云岩形成时水深较浅, 是一种高盐、干旱炎热的蒸发环境, 海水中碳氧轻同位素蒸发, 重同位素富集, 从而使得白云岩中δ13C、δ18O同位素值升高, 且分布集中; 马六期形成的灰岩由于长期裸露地表, 受到大气淡水淋滤作用的影响, 次生晶粒灰岩发育, 其碳氧同位素值较低。
2) 研究区δ(13CPDB)值与Z值相关系数为0. 994, 具有较高的相关性, 而δ(18OPDB)值与Z值相关系数为0.498, 相关性低, 只作为本区古盐度分析的相对参考值。马五段粉晶白云岩的Z值大都在120以上, 指示高镁咸水环境; 马六段泥晶灰岩的Z值大都在120以下, 指示淡水成因。
3) 通过碳氧同位素沉积环境分析可知, 鄂尔多斯盆地东南部马家沟组马五段沉积期处于海退期, 气候干旱炎热, 处于蒸发环境, 海水咸度较大, 可容空间减少, 海水深度增加使沉积速率减小, 单位时间和体积内沉积的有机质得到高度“浓缩”, 从而有利于烃源岩的形成。
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