色度学指标反映古气候的探索研究——以松辽盆地晚白垩世土伦阶（Turonian）为例

赵 斌, 王亚芳 , 吴德新,3, 黄永建

1.广州海洋地质调查局，广东 广州 510760；2.中国地质大学（北京）数理学院，北京100083；3.江西有色地质勘查局，江西 南昌 330025；4.中国地质大学（北京）生物地质与环境地质国家重点实验室，北京 100083

色度学方法在研究固结/半固结沉积物反映古气候时被普遍应用，但在已成岩岩石中的应用还不够成熟。应用色度学方法可以对沉积物的颜色进行定量分析，从而揭示沉积物形成时的古环境变化，并以其用量少、灵敏度高、方法简单快速和费用低的优势，在提高古气候研究的分辨率方面发挥了重要作用（Porter, 2000； Helmkeet al., 2002）。目前用色度学研究古气候主要是利用CIE1976 L* a*b*色度空间的L*、a*、b*参数同岩石的矿物成分或化学成分的变化联系起来。以前的研究成果发现：当研究对象或研究地区不同时，L*、a*、b*的适用情况也不一致。当研究对象为海洋沉积物时，L*与碳酸盐含量成正相关，a*与含铁碎屑物相关（Helmkeet al., 2002； Deaton & Balsam, 1991；Balsam et al., 1999）；当研究对象为湖泊相沉积物时，L*值与沉积物碳酸盐含量相关，与常量元素Ca 具有较好的正相关性，a*值与沉积物中的Mg（或MgO）相关，b*值与Fe3+（或者铁氧化物）相关（吴艳宏&李世杰， 2004；宋春晖等，2005；罗超等，2007）；当研究对象为黄土时，L*则与有机碳的含量线性相关，a*与年平均温度和年平均降水量呈指数关系， b*与年平均温度和年平均降水量呈线性相关（杨胜利等，2001）。总体来说，L*受控于碳酸盐和有机碳含量的变化，而a*和b*所代表的矿物学及化学特征则会因为沉积相的不同而有所差别。

但是，上述研究一般都是以第四纪以来未固结地层或黄土为研究对象，（李林等2008）研究发现用色度学研究已固结古老岩石的矿物学特征和地球化学特征也是可行的。只是用色度学指标研究已固结古老岩石形成时的古气候时，由于古老岩石的颜色易受后期影响，因此在解释古气候变化时要扣除相应的影响。

1 研究区背景

1.1 研究区概况

松辽盆地位于中国东北部，现今盆地范围包括黑龙江省西南部、吉林省西部、辽宁省西北部及内蒙古自治区东北部分（图1）。松辽盆地是我国大型白垩纪沉积盆地，是亚洲古陆 上最大的白垩纪湖盆之一，是我国陆相白垩系发育最完整的地区。盆地基底主要由古生界变质砂岩、大理岩、板岩和千枚岩等组成，并有大面积印支—早燕山期、海西期和加里东期花岗岩侵入，沉积盖层累计厚度达万米。作为世界上最大的陆相含油气白垩纪湖盆之一，松辽盆较完整地保存了白垩纪地层，在这些地层中记录着松辽盆地白垩纪古环境、古气候演化及白垩纪重大地质事件，是理想的陆相白垩系研究区域（王成善等，2008；高有峰等，2008）。

图1 松辽盆地地理位置及盆地构造图Fig.1 Geographical position and structure sketch map of the Songliao Basin.

1.2 岩性特征

泉头组四段（K2q4）岩性为微带绿灰色、深绿灰色、微带棕灰色、微带灰棕色泥岩、泥质粉砂岩不等厚互层，少量含油的微带棕灰色粉砂岩、细砂岩。泥岩岩心几乎全部碎成块状和蒜瓣状，构造特征不明显，黄铁矿和钙质团块含量较多；粉砂质泥岩岩心较碎，局部见钙质团块和黄铁矿颗粒（高有峰等，2008）。

青山口组一段（K2qn1）岩性以深灰色、橄榄灰色、橄榄黑色泥岩为主,其中夹较多浅橄榄灰色白云岩，下部可见一层厚37 cm 的浅橄榄灰色泥灰岩，滴酸起泡强烈，见油浸现象，有浓重的油味。泥岩发育不连续的水平层理，常见有介形虫碎屑岩条带，显微镜下可见青山口组一段泥岩粘土矿化作用较弱,基本都由未变化的泥质物质组成，含少量粉砂级碎屑。此外在青山口组一段岩心中还见有几层灰白色火山灰和一层深灰色介形虫灰岩（高有峰等，2008）。

2 实验方法

2.1 L* 、a*、b*的获得

本文采用CIE1976 L* a* b*色度空间对岩石样品进行色度方面的研究，在该色度空间中：L*代表明度，变化于黑（0）和白（100）之间；a*代表红绿色度，变化于红和绿之间（+a*描述红色的饱和程度，- a*描述绿色的饱和程度）；b*代表黄蓝色度，变化于黄和蓝之间（+ b*描述黄色的饱和度，- b*描述蓝色的饱和度）（Chen et al., 2002）。本实验使用国产WSD-1A 型色度测量装置（天津市拓普仪器有限公司生产）来间接测样品的L*、a*、b*。

对沉积物（岩石）样品进行色度测量，有两个注意事项：首先要保证样品是干燥的，实验样品含水越多，测量结果越不准确，干燥样品的色度值可高于含水样品色度值30%之多（Balsam et al.,1998）；其次要保证样品的粒度足够小，样品粒度越大测量越不准确（杨胜利等，2001）。首先将岩石样品进行了粉碎研磨，并且为了避免污染，使用的粉碎器械为玛瑙研钵，研磨后的样品粉末粒径约为200 目（0.75 μm）。样品研磨足够细后，取少量粉末放置在在5 cm×1.5 cm 载玻片的中央，然后用蒸馏水少许将粉末润湿呈稀泥状，然后将稀泥状的粉末均匀的涂抹在载玻片中间部位，覆盖面积2.5 cm×1 cm 即可，覆盖层厚度不易过大，以将载玻片覆盖即可，在摊平粉末的过程中应尽量保持覆盖层的平整。将制好的薄片放在室内常温下凉置，以将其风干为止（Deaton & Balsam, 1991）。

由WSD-1A 型色度测量装置可以获得样品的三刺激值X、Y、Z。X、Y、Z 与L* 、a*和b*之间的关系如下式（汤顺青，1990）：

X0，Y0，Z0为CIE 标准A 光源的三刺激值∶X0=109.87，Y0=100，Z0=35.59。

2.2 总有机碳（TOC）的测定

TOC 质量分数分析是在中国科学院广州地球化学研究所完成的，测试仪器为CS-400 碳硫分析仪。样品处理过程如下：取少量样品，研磨至80目过筛，以1：7 配制稀盐酸浸泡，以除去碳酸盐成分（无机碳），在常温下浸泡直至反应完全。处理好的样品，在温度20 ℃，相对湿度为50 环境下，以CS-400 碳硫分析仪检测，检测依据为GB/T 19145-2003，实验主要通过测定燃烧生成CO2的数量，求得TOC 数量。在实验之前应先测标样作为标准，标样的有机碳含量有低、中、高之分，对于TOC 质量分数不同的样品，所采取的标样也需要相应地改变，以减小实验误差。通过以上两步实验可以测得51 个样品相对应的L*、a*、b*值和TOC 的质量分数（见附表）。

3 结果与分析

3.1 L*、a*、b*与岩性的相关性

通过对51 样品的色度测量，获得岩石色度指标的变化趋势（图2），以看出L*与a*的变化趋势呈镜像对称，而L*/a*与b*的变化趋势则大致相同。

图2 L*、a*、b*及总有机碳质量分数（TOC%）的变化趋势图。Fig.2 Tendency chart of the L*、a*、b* and TOC%.

L*和a*呈现出一定的周期性变化规律，具体数值上（附表）L*值处于20～31 之间，即为较暗的色调，具体表现为岩石颜色在灰黑—深灰—浅灰之间变化，并跟相应的L*值对应，但是在泥岩中L*表现为波动强烈，很不稳定，而在砂岩中 L*比较稳定。a*值变化于2 到15 之间（很淡的红色调），由于受L*控制的明度的影响，这种淡红色调基本被掩盖，但当a*值接近15 时依然会有所表现，使岩石呈灰棕色，泥岩及砂岩中a*呈正偏趋势，即处于红色调。b*值变化于-42（淡蓝）和-72（蓝）之间，这可以用来解释一些岩石呈现出的绿色调（L*a*b*效果相互叠加），b*的变化趋势与L*相近，二者岩性对应关系相一致，从L*a*b*的变化曲线可以看出它们的变化具有周期性。

3.2 L*、a*、b*与TOC的相关性

对L*、a*、b*与TOC 分别进行相关性分析可知，L*与TOC 呈较显著的正相关，b*与TOC呈较显著负相关，而TOC 的变化几乎不受a*的影响，两者没有相关性（表1）。分析岩石中总有机碳（TOC）的质量分数可以发现，岩石中TOC 质量分数主要在0～5%之间呈现出波动性变化，青一段（K2qn1）深灰、灰黑色泥岩中TOC 的质量分数明显比泉四段（K2q4）灰绿色泥、砂岩中的高，这也表现在岩石的颜色上。而在青一段中出现了TOC 质量分数高达17.59%的异常值（K2qn1-18），其原因还需进一步探讨。在去除这异常值后再次对L*、a*、b*与TOC′的相关性分析时发现：L*与TOC′、b*与TOC′都呈现出较显著相关性。

表1 L*、a*、b*与TOC%、TOC′%的相关系数Table1 Correlation coefficient between L*, a*, b* and TOC%, TOC′%

5 结论与讨论

通过以上探索研究，可以得出相应的结论：L*和a*、b*和a*呈显著的负相关性，即变化趋势呈镜像对称关系，而对应的L*和b*则呈较显著的正相关性，即变化趋势相一致；色度学指标在已固结的地层研究中仍然有其适用性，b*与TOC呈较显著的负相关性，b*可以作为该地区总有机碳（TOC）的限制指标，可以用b*来反映研究区白垩纪地层中TOC 质量分数的变化趋势。但是必须强调的是，色度学指标在已固结成岩的地层中的适用性已经大大减弱，远远不如在未固结成岩沉积物中明显，原因主要有两个方面：一是已固结成岩的沉积物可能经受了各种后期构造运动的改造；二是在一定环境条件下沉积岩发生了变质作用，所以运用色度学指标来判断已固结成岩的沉积物各指标需谨慎。

白垩纪是地质历史上相对温暖的时期, 其年平均温度比现在高10～15 ℃（Frakes，1979）。有孔虫氧同位素数据也表明，全球气温在土伦阶（Turonian）时期处于极端温室状态，当时地球平均表面温度比现今高10℃（Huberet al.,1995；Clarkeet al., 1999； Huberet al., 2002；Wilsonet al.,2002），白垩纪CO2含量是现今含量的4～10 倍（Berner, 1994； Biceet al., 2003）。在全球范围内,白垩纪古气候旋回性主要是由构造运动、火山活动和碳旋回所控制的（张立平等，1994）。有机碳作为碳旋回中的一部分，与碳酸盐一起，对松辽盆地古气候的研究具有举足轻重的意义。白垩纪时期发生的著名的“大洋缺氧事件”（Schlanger &Jenkyns, 1976； Jenkyns, 1980； Braloweret al., 1994）与碳旋回密切相关。

松辽盆地的沉积记录、孢粉古植物群记录及碳、氧同位素地球化学特征等显示，松辽盆地泉头组时期表现为气候炎热干旱，之后湿度有所增加，到青山口组一段呈现出逐渐降温的趋势，在青二、三段沉积时期，发生了古气温的突变事件（升温事件） , 此时的气候已演变为热带气候（张立平等，1994；黄清华等，1999）。张立平等（1994）认为碳旋回控制了松辽盆地白垩纪古气候的演化，每一温暖时期的开始都与强烈的火山喷发作用有关：成油期、成煤期时大量有机碳被埋藏，则温度相对降低。白垩纪的每一次冷暖交替变化都与温室效应的强度有关。松辽盆地白垩纪在泉头组时期温度最高，此后呈持续下降趋势，其中小的温度波动，是由于强烈的固碳作用和相对减弱的火山作用引起的。有机碳质量分数（TOC%）作为碳旋回中的重要部分，对松辽盆地古气候的研究具有举足轻重的意义，b*受到有机碳质量分数（TOC%）的制约，可以反映了古气候的变化。青一段中的有机碳异常现象有待进一步研究，色度学指标在古气候研究中的应用无疑给这些究提供了一个快速、便捷的通道。致谢：

本文感谢中央高校基本业务经费（No.2652012058） 国家自然科学基金（No.11205134）的资助。

[1] 高有峰,王 璞,王成善,等.松科Ⅰ井南孔选址、岩心剖面特征与特殊岩性层的分布[J]. 地质学报, 2008,82（5）：673.

[2] 黄清华,郑玉龙,杨明杰,等.松辽盆地白垩纪古气候研究[J].微体古生物学报, 1999.16 （1）：95- 103.

[3] 李 林,周锡强, 黄永建,等.色度学方法的深时研究： 以藏南贡扎剖面白垩系赛诺曼/土仑阶为例[J]. 地学前缘, 2009,16（5）：153-159.

[4] 罗 超 ,杨 东,彭子成,等. 新疆罗布泊地区近3.2万年沉积物的气候环境记录[J].第四纪研究, 2007,27（1）：114-122.

[5] 宋春晖,白晋锋,赵彦德,等.临夏盆地13～4.4 Ma湖相沉积物颜色记录的气候变化探讨[J].沉积学报, 2005,（03）：507-513.

[6] 汤顺青.色度学[M].北京： 北京理工大学出版社, 1990：1-168.

[7] 王成善，冯志强，黄永健,等.中国白垩纪大陆科学钻探工程：松科一井科学钻探工程的实施与初步进展[J]. 地质学报，2008,82（1）：11-12.

[8] 吴艳宏, 李世杰.湖泊沉积物色度在短尺度古气候研究中的应用[J].地球科学进展, 2004,19（5）：789-792.

[9] 杨胜利,方小敏,李吉均,等.表土颜色和气候定性至半定量关系研究[J].中国科学（D辑）, 2001, 31 （增刊） ： 175-181.

[10] 张立平，王东坡.松辽盆地白垩纪古气候特征及其变化机制[J].岩相古地理, 1994,14 （1）：11- 16.

[11] BalsamW L, DeatonB C, DamuthJ E. Evaluatingo ptical lightness as a proxy for carbonate content in marimineen ste d cores [J]. Marine Geology, 1999,161 （2-4）：141-153.

[12] BalsamW L, DeatonB C, DamuthJ E. The effectof water content on diffuser eflectances pectrophotomestrtyu dies of deep-sea sediment cores[J]. Marine Geology, 1998,14-9： 177 189.

[13] BralowerT J, SrthurM A, Leckie RM, et al. Timinga nd paleoceanograpohfy oceanicd ysoxia/ anoxic in the Late Barremian to Early Aptian [J]. Palaios, 1994, 9： 3359-.36

[14] Chen J, Ji J F, BalsamW L, et al. Characterizatioonf the Chinesel oess-paleosols tratigraphy by whitenes s measurement[J ]P. alaeogeographPya, laeoclimatolog y,Palaeoecology, 2002,183： 287-297.

[15] DeatonB C, BalsamW L. Visible spectroscop-ya rapid method for determining hematite and goethite coionncentrat in geological materials[J]. Journal of SedimentraoryloPgey t,1991,61： 628-632.

[16] Frakes, L. A., 1979. Climates throughout Geologic Tim e[M].NewYork, Elsevier, 310.

[17] Helmke J P, Schulz M, Bauch H A. Sediment-color Record fromt he NortheasAt tlanticR eveal Patternso f Millennial-Scale ClimateV ariabilityd uringt he Past 500,000y ears[J] .Quaternary Research, 2002,57： 49-57.

[18] JenkynsH C. Cretaceousa noxice vents：From continenttso oceans[ J]. Journalo f the Geologica Slociety,1 980,137：171-188.

[19] Porter S C. High-resolution paleo-climatc informatio n from Chinesee olians edimentsb asedo n grayscalei ntensity profiles[J]. Quaternary Research, 2000, 53： 70-77.

[20] SchlangerS O, JenkynsH C. Cretaceouso ceanica noxic events：C ause and consequence[J]G. EOLOGIE EN MIJNBOUW, 1976, 55：179-184.

[21] Wan X Q, Zhao J, ScottR W, et al. Late Cretaceou s stratigraphyS, ongliaoB asin, NE China： SK1 cores[J] .Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecolo3,gy, 201 385：31-43.

[22] Huber B T, Hodell D A, HamiltonC P. Middle-Late C retaceousc limate of the southernh igh latitudes：s table isotopice vidence for minimale quator-to-poleth erma l gradients[J]. GSA Bulletin , 1995, 107 （10） ： 1164-11.19

[23] Huber B T, Norris R D, MacLeodK G. Deep-sea paleotemperaturreecord of extremew armthduring the Cretaceous[J]. Geology , 2002, 30 （2） ： 123-126.

[24] Clarke L J, JenkynsH C. New oxygeni sotopee vidence for long-term Cretaceousc limaticc hange in the Southern Hemisphere[J]. Geology , 1999,27 （8） ： 699-702.

[25] Wilson P A, Norris R D, CooperM J. Testingt he mid-Cretaceous greenhouse hypothesis using "glassy" for aminiferal calcite fromt he core of the Turoniant ropics on Demerara Rise[J]. Geology , 2002,30 ： 607-610.

[26] Berner R A. GEOCARB II： A revised model of atmospheric CO2over Phanerozoic time[J]. Am. Sci., 1994,294 ： 56-91.

[27] Bice K L, Norris R D. Possiblea tmospheriCc O2 extreme s of the warmmid-Cretaceou（sl ate Albian-Turonian） [J] .Paleoceanography, 2003, 17 （4） ： 10-70.