羌塘盆地双湖地区早中侏罗世过渡期碳同位素波动及成因研究

伊海生

（成都理工大学沉积地质研究院，四川 成都 610059）

0 引言

在羌塘盆地南部边缘分布有一套深水相黑色页岩地层，其分布范围西起双湖县帕度错，中部经奇香错、扎区乡，东至安多县鄂修布一带，东西长达400千米。这一套地层岩性组合和化石面貌与北邻台地相雁石坪群和南部大洋相木尕岗日群构造混杂岩有明显的不同，它以一套含菊石化石的深水斜坡相黑色页岩为特征。刘世坤（1988）在巴岭乡索布查地区建立曲色组，地层时代归属下侏罗统土阿辛阶（Toarcian）。文世宣（1979）在巴岭乡莎巧木地区建立色哇组，地层时代划归中侏罗统巴柔阶（Bajocian）。陈明等（2007）实测的巴岭乡松科尔剖面，首次证实这一地区存在曲色组和色哇组连续的地层剖面。伊海生等（2005）报道的安多县岗尼乡剖面和王永胜等（2008）测制的双湖县多玛乡剖面，发表了大量菊石化石鉴定成果，阴家润等（2006，2015）在这一地区发现的菊石化石将色哇组下界延伸至阿林阶（Aalenian）。最近，我们在双湖县甘贝夏玛采集的化石标本，经鉴定色哇组底部产出笔菊石科的化石，即光菊石和雕菊石，进一步证明这一地区有阿林阶的存在。因此，巴岭乡一带黑色页岩沉积展示了一个自土阿新阶（Toarcian）经阿林阶（Aalenian）到巴柔阶（Bajocian）连续沉积的地层序列，这也是目前所知西藏特提斯域地层时代控制程度最高的J2／J1地层界线剖面。

在一般岩石地层组一级界线剖面上下，通常可观察到岩相组合的转换和古生物群落的更替，这是古地理和古海洋乃至古气候状态发生变革的标志，而碳同位素波动及其异常偏移是标定这些古环境变化过程和地质事件常用的方法，白垩纪Cenomanian期无机碳同位素δ13Ccarb正异常（Jarvis et al.，2006）和侏罗纪Toarcian 期有机碳同位素δ13Ckero负异常（Hesselbo et al.，2011）是这方面的典型实例。同时，在羌塘盆地南部毕洛错地区，与这套黑色页岩相当层位见有台沟相油页岩产出，这是羌塘盆地优质烃源岩发育的层位，该研究结果可能对油气勘探中烃源岩的评价和预测提供参考。

1 剖面位置

采样剖面位于奇香错南岸索布查，地理坐标北纬N 32°30′11.30″，东经E 89°52′51.13″，剖面沿南北向山沟测制，南部曲色组地层以泥晶灰岩、泥质灰岩出露为标志，北部色哇组地层以黑色钙质页岩夹含薄层状和结核状泥灰岩为特征。采样剖面厚度298m，下伏0～180m 为曲色组泥晶灰岩，上覆180～298m为色哇组钙质页岩，曲色组与色哇组分界线在180m处。野外工作中按2m间距采样，总共采集样品148 件，其中曲色组样品89 件，色哇组样品59 件。

图1 研究区位置图Fig.1 Location of the study area

2 地层时代

实测剖面仅见菊石化石残片，南京大学贾东等（1997）在石油地质调查工作中测量了索布查剖面，在曲色组上部采集到Asteroceras sp.，Cymbites sp.，Oxynoticeras sp.菊石化石；王永胜等（2006）在区域地质调查工作中于索布查剖面组上部石灰岩段报道有菊石Dumortieria sp.，它是土阿辛阶顶部levesquei 菊石带的重要分子。在索布查剖面西侧7km的松科尔剖面，陈明等（2007）在曲色组见有二个层位的菊石化石，指示土阿新阶，色哇组记述有四个层位的菊石化石，时代划归巴柔期，并以曲色组底部（37）灰岩与（38）层钙质页岩的岩性转换面作为J2／J1的分界面，二者之间整合接触，连续沉积。本文实测的索布查剖面是松科尔剖面同一套地层的东部延伸部分，根据岩性对比和区域追索，采样剖面中曲色组地层段对应松科尔剖面（34）～（37）层，索瓦组与松科尔剖面（38）～（40）层相当。

3 分析测试

野外采集的148 件样品，首先开展了化学分析，分别铝（Al）和钙（Ca）元素的含量标定石灰岩和泥质岩剖面变化。选送全岩样品在核工业北京地质研究院分析测试研究中心开展同位素分析，分析方法按DZ／T 0184.17—1997《碳酸盐矿物或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法测定》规范执行，分析单位PDB标准，误差＜0.1‰。干酪根分离、有机元素和有机碳同位素测量由华北油田生油室完成，分析方法按《GBT 18340.2—2010 有机质稳定碳同位素测定同位素质谱法》规范执行，分析单位PDB标准，误差范围≤0.5‰。

4 无机碳（δ13Ccarb）和有机碳（δ13Ckero）的分布

实测样品的无机碳同位素（δ13Ccarb），反映泥晶灰岩、泥质灰岩和钙质泥岩中方解石矿物成分的碳同位素变化。下侏罗统曲色组（J1）89 件样品的δ13Ccarb变化范围在0.8‰～3.0‰（PDB）之间，平均值为2.1‰（PDB），中侏罗统色哇组（J2）59 件样品的δ13Ccarb波动范围在0.3‰～1.9‰之间（PDB），平均值为1.2‰（PDB）。在索布查界线剖面，曲色组（J1）比色哇组（J2）的δ13Ccarb平均值高约0.9‰（PDB），在东部安多鄂修布剖面也可以观察到曲色组（J1）相对色哇组（J2）δ13Ccarb富集13C的特点（Yi et al.，2018），这说明在西藏羌塘地区，色哇组（J2）相对曲色组（J1）δ13Ccarb同步发生了负向偏移，这是该地区J2／J1界线δ13Ccarb普遍存在的变化形式，可作为区域或全球对比的标志。

有机质碳同位素分析采用干酪根（δ13Ckero）的测量结果，它的剖面变化形式如图3 所示。曲色组（J1）有机碳同位素δ13Ckero变化范围在-24.8‰～-22.2‰（PDB）之间，平均值为-23.7‰（PDB）；色哇组（J2）有机碳同位素δ13Ckero波动范围介于-25.4‰～-23.7‰（PDB），平均值为-25.4‰（PDB）。在索布查界线剖面，干酪根碳同位素（δ13Ckero）与无机碳的碳同位素（δ13Ccarb）显示相似的分布特点，曲色组（J1）比色哇组（J2）平均值高0.8‰（PDB）。

图2 索布查剖面曲色组（J1）—色哇组（J2）界线岩性柱和剖面钙（Ca）和铝（Al）元素含量变化曲线Fig.2 Lithofacies column of the Quse Formation（J1）-Sewa Formation and depth profiles of Ca and Al element contents in the Suobucha bundary section.

图3 索布查曲色组（J1）—色哇组（J2）界线剖面无机碳（δ13 Ccarb）和有机碳（δ13Ckero）变化曲线Fig.3 The carbon isotopic curves of inorganic carbon（δ13 Ccarb）and organic carbon（δ13 Ckero）from the Quse Formation（J1）-Sewa Formation（J2）in the Suobucha bundary section

对比观察图3 可以发现，索布查J2／J1界线剖面无论是无机碳同位素（δ13Ccarb）还是有机碳同位素（δ13Ckero）变化曲线，一般表现为从底到顶逐渐偏负的长周期变化的特点，但二者之间短周期变化的细节并无对应关系，δ13Ccarb与δ13Ckero正负向偏移的峰谷值，既有同步变化的也有反向变化，例如在曲色组与色哇组界线点180m 处，δ13Ckero曲线表现为正向波峰，而对应的δ13Ccarb曲线则呈一个波谷出现。

5 讨论

5.1 无机碳（δ13Ccarb）变化的成因解释

根据Romanek等（1992）对碳同位素分馏及控制因素的研究，温度变化对方解石矿物δ13CCAL的影响很小，碳酸盐岩中的方解石矿物组分碳同位素δ13CCAL值反映海水中重碳酸盐离子δ13CHCO-3的高低，海水化学沉淀和生物壳体中的方解石δ13CCAL相对富集13C，二者之间可采用下述公式表示：

在现代海洋环境中，一般直接测量的是海水中溶解碳酸盐DIC（DIC ＝CO2＋HCO-3＋CO2-3）的碳同位素值δ13CDIC值。在海水pH 值7.6～8.6 的范围内和海水温度为25℃的条件下（Pelejero et al.，2010），按Zeebe et al.（2001）平衡方程计算，海水中HCO3／DIC浓度比大于70%，因此可按下式定量计算古海水δ13CDIC值：

图4 是根据索布查界线J2／J1剖面的全岩碳酸盐岩样品重建的古海水碳同位素δ13CDIC变化曲线，为了突出显示13CDIC变化趋势和正负向偏移的变化过程，采用Moving Median方法对原始数据进行了9阶平滑处理。

曲色组沉积期古海水δ13CDIC偏正，平均值为1.05‰（PDB），色哇组偏负，δ13CDIC平均值为0.20‰，在曲色组（J1）与色哇组（J2）界线δ13CDIC急剧减小接近0 值（图4）。

根据现代海洋调查，现代开阔大洋和边缘海海水的δ13CDIC变化于-1‰～ ＋2.5‰（PDB）之间（Kroopnick，1985；Lin et al.，1999），海洋表面δ13CDIC偏正，δ13CDIC平均值为＋1.5‰（PDB）（Quay et al.，2003）。索布查J2／J1界线剖面δ13Ccarb大于＋0.3‰（PDB），δ13CDIC最小值为-0.7‰（PDB），实测样品点δ13Ccarb测量值位于正常海洋值的范围内，成岩作用影响很小，是研究西藏特提斯域侏罗纪古海洋变化的最佳地点。

海水δ13CDIC高低变化一般认为受浮游植物吸收和降解作用的控制（Schmittner et al.，2013）。海洋浮游植物，包括蓝藻、绿藻、褐藻、红藻、黄藻等，优先从海水中吸收12C和溶解态N、P元素营建有机体，造成海表水体富集13C而亏损N和P元素，这时浅水台地和陆棚区吸收化学沉淀和生物壳体吸收13C，导致δ13CCAL偏正；随着海洋有机质下沉和降解，12C和N、P元素再次释放进入海水，引起深水区海水富集12C，δ13CDIC偏负而N和P富集。浮游植物生产量愈高，则碳酸盐岩δ13Ccarb正向偏移幅度越大。在现代海洋环境研究中，可采用海水中溶解N和P的浓度大小标定浮游植物生产和降解量的相对大小引起δ13CDIC的变化（Kroopnick，1985；Broecker et al.，1992）。据Ortiz 等（2000）研究，在海水深度小于200m的陆棚和台地浅水环境，海水中溶解N 浓度与δ13CDIC具有如下关系式：

图4 是参考这一方程计算的索布查J2／J1界线剖面古海水NO3浓度的变化曲线，海水NO3浓度单位μmol／kg。观察图4 可以发现，索布查剖面下部曲色组δ13CDIC偏正且NO3浓度低，说明曲色组沉积期海洋浮游植物繁盛，海洋有机质产量高，毕洛错油页岩的出现就是一个例证（伊海生等，2003）。与之形成对比的是，剖面上部色哇组δ13CDIC偏低，古海水NO3浓度高，反映色哇组沉积期海洋表面浮游植物产量低，或有机质降解量大，这可能是色哇组浅钻岩心有机碳TOC含量偏低的原因。

图4 索布查J2／J1界线剖面古海水溶解无机碳同位素（δ13 CDIC，‰）和溶解氮浓度（NO3，μmol／kg）变化曲线Fig.4 Dissolved inorganic carbon isotopes（δ13 CDIC，‰）and nitrate concentrations（NO3，μmol／kg）in paleoseawater in the Suobucha J2／J1 bundary section

5.2 有机碳（δ13Ckero）变化的成因解释

沉积地层中有机质包括两个来源，一是海洋表层透光带浮游植物来源，二是河流搬运的陆地高等植物来源。据Tyson（1995）统计，现代海洋有机质碳同位素δ13Cm分布范围在-17.5‰～-21.5‰（PDB）之间，平均值为-19.5‰（PDB），陆源有机质δ13Ct分布区间在-25.5‰～-29.3‰（PDB），平均值为-26.9‰（PDB）。一般实测全岩样品或干酪根的碳同位素（δ13Cs）是这两个端元组分按不同比例混合的结果。应该强调指出的是，地质历史时期海源和陆源干酪根碳同位素还是变化的，例如新近纪之前的Ⅱ型干酪根δ13Ckero明显偏负，变化范围在-24‰～34‰（PDB）之间，而新近纪之后Ⅱ型干酪根δ13Ckero偏正，分布范围在-20‰～-24‰（PDB）之间，这使得仅采用δ13Ckero值大小判别干酪根类型以及陆地和海源有机质的比例极为困难。

据Meyers等（1994）资料，海源藻类有机质C／N原子比＜10，陆地植物有机质C／N原子比一般大于20，这是目前采用全岩有机质和干酪根元素含量判别有机质来源常用的指标。索布查J2／J1界线剖面分离的干酪根有机元素C／N 含量原子比变化范围在11～198 之间，远大于现代植物群落和新生代沉积有机质C／N原子比波动区间，这可能与干酪根成熟度升高有关。据彭平安等（2008）和张辉等（2008）研究，一般海源Ⅰ型干酪根和陆源Ⅲ型干酪根按不同比例陆源混合的沉积有机质中，C 和N 损失量的差异将造成C／N 比的畸变。但是海源干酪根贫C富N、C／N比值小，而陆源干酪根富C贫N、C／N比值大的分布特点是存在的，它可以作为判断陆源和海源有机质相对变化的一个指标。

图5 是索布查J2／J1剖面δ13Ckero和C／N含量原子比变化曲线，为了消除异常点突出两个有机质参数的变化趋势，原始数据采用Moving Median程序进行了7 阶平滑处理。对比观察δ13Ckero和C／N 原子比曲线可以发现，曲色组下部0～100m层段C／N原子比最小，反映干酪根组分中海源有机质占比较高，曲色组上部100～180m 层段至色哇组180～300m层段，C／N 原子比在高值区波动，表明干酪根组分中陆源有机质贡献更大。

图5 索布查J2／J1界线剖面干酪根碳同位素（δ13 Ckero，‰）和C／N原子比值（atomic ratio）变化曲线Fig.5 Carbon isotopes and atomic Carbon／nitrogen atomic ratios curves from kerogen in the Suobucha J2／J1 bundary section

为了进一步定量计算索布查剖面海源和陆源有机质含量的变化，本文引用Jasper 等（1990）干酪根同位素的二端元质量平衡方程进行计算。设定干酪根组分中陆源和海源有机质含量分别为Ft和Fm，实测样品有机质含量为Fs，按质量平衡方程则有如下关系式：

取索布查剖面海源有机质干酪根δm＝-22.2‰（PDB），对应的C／N 原子比为14，陆源有机质干酪根δt＝-25.4‰（PDB），对应的C／N 原子比为75，计算结果如图6 所示。

图6 索布查J2／J1界线剖面海洋有机质（TOCm）与陆地有机质（TOCt）相对含量变化曲线Fig.6 The relative content curves of marine（TOCm）and terrigenous organic matter（TOCt）in the Suobucha J2／J1 bundary section

观察图6 可以发现，索布查剖面自底部到顶部呈现陆源有机质TOCt逐渐增加而海洋有机质TOCm递次减少的过程，这与剖面岩性由泥晶灰岩过渡为泥质灰岩到钙质泥岩的岩性变化过程一致，即浅水相碳酸盐岩富海洋有机质，而深水相钙质泥岩富陆源有机质，海洋和陆地有机质碳同位素的差异以及混合比例的不同决定了地层剖面δ13Ckero正负向偏移。

6 结论

（1）羌塘盆地南部索布查J2／J1界线剖面碳酸盐岩样品δ13Ccarb显示负异常偏移，下侏罗统顶曲色组δ13Ccarb偏正，平均值为2.1‰，中侏罗统色哇组底部δ13Ccarb偏负，平均值为1.2‰。它是这一地区J2／J1界线δ13Ccarb普遍存在的变化形式，可作为西藏特提斯域区域地层对比的标志。

（2）根据碳同位素分馏方程计算的古海水δ13CDIC和溶解NO3浓度变化曲线，提出海洋浮游植物优先吸收轻碳同位素12C 是曲色组产生δ13Ccarb正偏的主要原因，而有机质降解释放12C 是导致色哇组δ13Ccarb负偏和古海水NO3浓度升高的重要因素。

（3）有机质干酪根碳同位素δ13Ckero与碳酸盐岩δ13Ccarb波动曲线可以出现同步变化，但也有错位变化，这可以根据沉积地层中陆源和海源有机质碳同位素的差异和二者混合比例不同予以解释。

（4）下侏罗统曲色组顶部层段δ13Ccarb值高，这是古海洋浮游植物繁盛的标志。同时，因为海洋植物吸收溶解态N和P等微量元素营建有机体，造成古海水中NO3和PO4浓度偏低。预计下侏罗统曲色组可产生优质的腐泥型干酪根，是羌塘盆地南部优质烃源岩发育的层位。

注释：

①贾东等（1997）1：10 万面相幅石油地质调查报告（内部资料）

②永胜等（2006）1：25 万昂达尔错幅区域地质调查报告（内部资料）