四川盆地南部CLD1井龙潭组地球化学特征及古环境意义

陈 聪, 林良彪, 余 瑜, 刘冯斌, 唐顺成, 苏加亮, 周 文, 田景春

(油气藏地质及开发工程国家重点实验(成都理工大学)，成都 610059)

上二叠统龙潭组/吴家坪组是中国南方扬子地区古生界4套区域性烃源岩层系之一[1-3]。龙潭组作为一套海陆过渡沉积环境下形成的含煤层系，岩性以泥岩、粉砂质泥岩、砂岩为主，夹少量灰岩、煤层及炭质泥岩，纵横向上岩性变化较大。龙潭组泥页岩具有较高的有机碳含量、适中的热演化程度和适宜的埋藏深度[4]，因而被认为是二叠系的主要烃源岩层和页岩气勘探潜力层。研究龙潭组的形成环境和古气候、古氧化-还原条件有助于还原四川盆地晚二叠世的古地理格局[5]，但目前对于四川盆地龙潭组的沉积环境和沉积条件的研究相对缺乏[6]。

元素地球化学方法在沉积岩环境判别方面有重要作用，并且在物源分析、构造背景、沉积环境研究等方面都有广泛实践[5-9]。国内已有学者对龙潭组的地球化学特征做过一些研究[10-12]，慕熙玮等[12]在对六盘水矿区龙潭组元素地球化学进行研究后认为，来自被动大陆边缘和大陆岛弧的玄武岩是区内龙潭组的主要物源；周泽等[13]在对黔西月亮田矿区龙潭组泥岩的研究中，通过对痕量及稀土元素的分析，认为龙潭组沉积期气候主体为温湿气候，沉积环境以弱氧化至还原性环境为主；魏志福等[14]通过对四川盆地龙潭组烃源岩地球化学特征的研究，认为陆源高等植物和低等水生生物是龙潭组页岩的母质来源，而陆源有机质输入则是龙潭组炭质泥岩和煤的主要母质来源。然而，对于四川盆地南部龙潭组地球化学的研究还不够充分，且前人研究多以野外露头为主。为了丰富四川盆地龙潭组沉积环境的研究，本文选取四川盆地南部钻遇龙潭组的CLD1井为对象，通过对层内泥页岩、粉砂质泥岩等细粒沉积物的主元素、痕量元素及稀土元素地球化学特征的研究，对龙潭组沉积期古气候、古环境及氧化-还原条件等方面进行探讨。

1 区域地质背景

四川盆地位于扬子地台西南缘，盆地四周被相连的山脉环绕，整体呈北东向菱形[15]。中二叠世末期川西南攀西裂谷地区发生大范围玄武岩喷发，称之为“峨眉山玄武岩”[16]。晚二叠世，康滇古陆隆起，海水向东退去，盆地西部抬升为陆地，成为四川盆地上二叠统的主要物源区，四川盆地呈现南西高、北东低的古地理格局[17]。晚二叠世早期四川盆地沉积相带由西南向东北依次为玄武岩→河流、三角洲相→滨岸沼泽相→潮坪相→混积陆棚相，具有明显的由陆到海的相变特征[5]。在四川盆地南部、中部等海陆过渡环境下发育了一套含深灰色-黑色页岩、砂岩夹煤层的沉积物，称为龙潭组[18]；与四川盆地北部及东部的吴家坪组为同时异相。

四川盆地二叠系分布广泛且发育较全[19-20]，二叠系自下而上划分为：下统梁山组、中统栖霞组及茅口组、上统龙潭组/吴家坪组和长兴组。龙潭组上覆地层为长兴组，呈整合接触；下伏地层为茅口组，呈不整合接触[21]。

研究区位于四川盆地南部泸州市古蔺县(图1)。CLD1井龙潭组厚度为89 m，岩性以泥岩、粉砂质泥岩、泥质砂岩、粉砂岩、细砂岩、煤、炭质泥岩、黏土岩等为主。总体来说，岩性较为复杂，夹层较多，单层厚度小；顶部泥岩与长兴组灰岩分层界线明显；底部黄铁矿黏土岩与茅口组灰岩分层界线明显(图2)。

图1 四川盆地构造分区及研究区位置Fig.1 Tectonic division of the Sichuan Basin and location of the study area(构造分区图据邓小亮等[15]略有修改)

图2 CLD1井龙潭组综合柱状图及地球化学指标Fig.2 Comprehensive column and geochemical indexes of Longtan Formation in Well CLD1

2 样品及分析方法

本次测试分析的35个样品全部来自CLD1井龙潭组，层内均匀采样(图2)，样品以泥岩和粉砂质泥岩为主(图3)。地球化学测试分析工作委托青岛斯八达分析测试有限公司完成，其中主元素含量用X射线荧光光谱(ME-XRF26d)测定。痕量元素和稀土元素含量采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)测定,首先，将新鲜岩心样品粉碎成200 μm的粉末，并在装有0.6 mL的HNO3和2 mL的HF溶解罐中精确称量40 mg，静置2 h后，将样品在150 ℃的电热板上溶解24 h；将0.25 mL的HClO4加入到电热板上处于150 ℃的开口烧杯中，直至接近干燥；加入1 mL的HNO3和1 mL的H2O在150 ℃下密封电热板，随后溶解12 h，然后使用ICP-MS将恒定体积的高纯H2O加入到40 g样品中。测试结果的相对误差小于2%。地球化学数据处理分析及相关图件绘制使用Geoplot及Geokit等软件完成。

图3 CLD1井岩心特征及镜下薄片特征Fig.3 Photographs showing the characteristics of cores and thin sections from Well CLD1(A)炭质泥岩，深度1 817.40 m; (B)炭质页岩，深度1 828.76 m; (C)泥质细砂岩，正交偏光，深度1 748.30 m; (D)粉砂岩，正交偏光，深度1 800.15 m; (E)粉砂质泥岩，正交偏光，深度1 821.54 m; (F)泥岩，发育纹层构造，正交偏光，深度1 829.75 m

3 测试结果

3.1 主元素

龙潭组样品主元素质量分数(w)测试结果显示(表1)：烧失量(LOI)平均为15.91%；SiO2介于17.61%～55.21%，平均为41.27%；Al2O3介于6.23%～35.33%，平均为21.36%；全铁(TFe2O3)介于1.16%～45.24%，平均为12.14%；MgO介于0.16%～2.69%，平均为1.08%；TiO2介于0.70%～6.63%，平均为3.44%；MnO平均为0.15%；P2O5平均为0.28%；Na2O介于0.17%～2.17%，平均为0.87%；K2O介于0.16%～2.95%，平均为1.21%；全碱(Na2O+K2O)介于0.24%～3.82%，平均为2.08%。与PAAS(澳大利亚后太古宙平均页岩)[22]对比，研究区样品富Al2O3、P2O5、TiO2、CaO、TFe2O3和MnO，贫SiO2、MgO、Na2O和K2O。

表1 CLD1井龙潭组碎屑岩主元素质量分数测试结果(w/%)Table 1 The mass fractions of major elements of Longtan Formation clastic rocks in Well CLD1

3.2 痕量元素

龙潭组样品痕量元素测试结果见表2。岩石中痕量元素含量较低，但是在地壳各种地质运动中，相较于主元素，痕量元素对环境的变化更加敏感，可以很好地指示环境的变化。与大陆上地壳(UCC)[23]对比分析(图4)，发现研究区样品中亲铜元素如Cu、Ga、Zn等元素，亲铁元素如Co、Ni、Cr、V等元素，亲石元素如U、Th、Sc等元素相对富集，它们的丰度高于上地壳元素丰度的平均值；Rb、Ba、Pb等元素则相对亏损，其丰度低于上地壳元素丰度的平均值。

图4 CLD1井碎屑岩UCC标准化痕量元素蛛网图Fig.4 UCC standardized trace element spider diagram for clastic rocks in Well CLD1

3.3 稀土元素

龙潭组碎屑岩稀土元素的质量分数(w)测试结果显示(表3)：总稀土元素(w∑REE)为(89.07～1 647.90)×10-6，平均为494.97×10-6，远高于球粒陨石(65.9×10-6)、北美页岩(173.21×10-6)和上地壳(146.4×10-6)[24]，说明稀土元素十分富集；轻稀土元素(wLREE)为(72.17～1546.80)×10-6，平均为454.62×10-6；重稀土元素(wHREE)为(15.66～101.10)×10-6，平均为40.35×10-6；轻、重稀土质量分数比值(wLREE/wHREE)为4.27～22.92，平均为10.94；(wLa/wYb)N为0.54～2.63，平均为1.57：说明样品存在明显的轻重稀土分异现象。δEu值为0.49～1.59，平均为1.20；δCe值为0.85～1.67，平均为0.96：显示弱正铕异常而不显示铈异常。在稀土元素北美页岩标准化配分模式图中，样品表现平坦的配分模式(图5)。

图5 CLD1井碎屑岩稀土元素标准化配分模式图Fig.5 Standardized distribution pattern of rare earth elements for clastic rock in Well CLD1

4 讨 论

4.1 物源区岩石类型

具有不同化学成分的母岩在主元素、痕量元素的含量、特征元素比值等地球化学参数上存在很大差异[25-26]。部分痕量及稀土元素在沉积过程中在海水中短暂停留，活性较低，易在风化搬运的过程中被带出物源区，可以很好地留存物源区的地球化学特征，例如La、Ce、Nd、Y、Th等，可以作为物源的示踪元素[27-28]。因此，前人提出地球化学图解用于判别沉积岩母岩成分，包括La/Sc-Co/Th图解、Hf-La/Th图解以及∑REE-La/Yb图解等[29-31]。从La/Sc-Co/Th图解(图6-A)可以看出，样品落在接近玄武岩及长英质火山岩的区域。∑REE-La/Yb图解(图6-B)表明，样品处于玄武岩和花岗岩的混合区域。此外，有学者研究认为δEu是判断母岩物质来源的一个重要参数[32]，当沉积岩无负Eu异常时，认为母岩为玄武岩；当沉积岩有负Eu异常时，认为母岩为花岗岩。研究区龙潭组样品δEu的平均值为1.2，属于弱正Eu异常，佐证了其母岩以玄武岩为主。分析认为研究区龙潭组物源复杂，主要为玄武岩，伴少量钙质泥岩及部分长英质火山岩。

图6 龙潭组源岩性质判别图Fig.6 Discrimination diagram of Longtan Formation source rock properties (A)据张天福等[29]; (B)据马明等[31]

Al2O3/TiO2质量分数比值常被用来确定沉积岩的母岩[33]，当比值<14时，指示其母岩是铁镁质基性火山岩；当比值介于19～28时，指示其母岩是长英质岩石。本文样品Al2O3/TiO2质量分数比值介于3.71～17.54，平均值为6.76，大部分样品的比值<14，少部分样品的比值>14，说明母岩主要为基性火山岩，伴少量长英质火山岩。同时，研究区碎屑岩在Al2O3/TiO2-TiO2图中与峨眉山高Ti玄武岩[34]落点相近(图7)。综合分析认为研究区龙潭组的母岩主要为峨眉山玄武岩及部分长英质火山岩。中晚二叠世之交峨眉山玄武岩的喷发，使盆地西南部地区隆起为陆，盆地西南的峨眉山玄武岩成为盆地主要的物源区，这与前人研究认为的晚二叠世后期的陆相、 海陆过渡相及海相沉积的大量物质来源于受强烈风化剥蚀的峨眉山玄武岩的观点相一致[24]。

图7 龙潭组碎屑岩Al2O3/TiO2-TiO2图解及与峨眉山玄武岩对比Fig.7 Al2O3/TiO2-TiO2 diagram of Longtan Formation clastic rocks and its comparison with Emeishan basalt峨眉山高Ti玄武岩的数据引自于鑫等[34]

4.2 构造背景

物源区的构造背景可以根据一些活动性不强的稀土元素或痕量元素(例如La、Th、Sc、Zr等)特征来推断[35]。M.R.Bhatia[36]建立的Th-Sc-Zr/10及La-Th-Sc等构造环境判别图解是目前常用的研究方法。根据痕量、稀土元素的含量，绘制了研究区龙潭组Th-Sc-Zr/10物源区判别三角图(图8-A)及La-Th-Sc物源区判别三角图(图8-B)，结果显示龙潭组样品点大多分布在大陆岛弧区域，说明其物源主要来自大陆岛弧。

图8 研究区龙潭组构造判别图解Fig.8 Tectonic discrimination diagram of Longtan Formation in the study area (作图方法据M.R.Bhatia[36])

4.3 沉积环境分析

4.3.1 古风化与古气候

化学蚀变指数(CIA)是广泛运用的判断源岩风化程度指标，表达式为[37]

CIA=100×xAl2O3/xAl2O3+CaO*+Na2O+K2O

其中CaO*为校正后的含量，式中x表示摩尔分数。有大量的研究结果证实风化程度与CIA数值存在正相关性，所以CIA曲线可以为确定研究区龙潭组古风化与古气候条件变化趋势提供依据。

如图2所示，从龙潭组底部向上，CIA呈先降低后升高的趋势，反映出龙潭组沉积初期源区风化程度高，随后风化程度相对降低，之后风化程度重新升高的特点。前人研究认为，当沉积物遭到强烈化学风化时，CIA值>80，对应炎热、潮湿的气候条件；当沉积物遭受中等强度化学风化时，CIA值>60且<80，对应温暖、湿润的气候条件[14]。本文的样品有4件CIA值介于60～80，其余样品均大于80，平均值为85.19，反映川南龙潭组源岩经历了中等-高强度化学风化作用。

沉积岩痕量元素的地球化学特征可以反映古气候变化信息，对古气候的恢复具有指示意义[13]。其中，wSr/wCu值是最常用的指标，通常情况下wSr/wCu值在1～10之间指示温暖湿润的气候，wSr/wCu>10时指示干旱炎热的气候[38]。本文样品wSr/wCu值介于0.41～26.05，平均值为5.68，说明四川盆地南部龙潭期整体处于温暖湿润的气候条件。wMgO/wCaO值是古气候变化的良好指示剂，高值指示干热气候，低值指示潮湿气候；但是在钠盐、钾盐等易溶性盐类参与沉积时，wMgO/wCaO高值指示潮湿气候，低值指示干热气候[9,39]。研究区龙潭组样品K2O与Na2O含量较低，K+与Na+参与沉积的程度较低，wMgO/wCaO值介于0.02～2.35，平均值为0.92，说明研究区龙潭组沉积时期为相对潮湿的气候条件，与wSr/wCu值指示的结果一致。

4.3.2 古盐度

wSr/wBa值可作为古盐度判别的灵敏标志，常用于古盐度的恢复。wSr/wBa值与古盐度呈正相关，当wSr/wBa<1时，指示淡水沉积环境；wSr/wBa>1时，指示咸水沉积环境[12]。研究区龙潭组样品wSr/wBa值介于1.67～4.26，说明龙潭组沉积期处于咸水环境。沉积岩中Mg和Al的含量对沉积环境分析具有重要的标志作用，根据沉积岩层中MaO的亲海性与Al2O3的亲陆性，可以建立古盐度的计算公式[40]

m=100×wMaO/wAl2O3

当沉积环境由淡水过渡为海水时，m值会随水体盐度的增加而增加，当m<1时，指示淡水沉积环境；当1≤m<10时，指示海陆过渡的沉积环境；当10≤m<500时，指示海水沉积环境；当m≥500时，指示陆表海沉积环境(或潟湖沉积环境)[41]。研究区龙潭组样品m值为0.7～19.27，平均值为6.05，结合图2分析，说明龙潭组沉积期为海陆过渡环境，晚期水深进一步增加，出现海水沉积环境。纵向上盐度变化趋势与wSr/wBa值变化趋势相似，再次证实了研究区龙潭期古盐度与沉积环境的变化特征。

4.3.3 氧化-还原条件

古水体氧化-还原状态主要是利用痕量元素及稀土元素在不同氧化-还原状态下赋存和富集含量的差异进行推测，前人研究认为一般以wV/wV+Ni值、wTh/wU值、Ce元素异常等参数作为判断氧化-还原条件的指标。具体判别指标如下：①当0.4≤wV/wV+Ni<0.6，指示水体为分层弱的贫氧环境；0.6≤wV/wV+Ni<0.84，指示水体为分层不强的厌氧环境；wV/wV+Ni≥0.84时，指示水体分层及底层水体中出现H2S的厌氧环境[42]。②wTh/wU值介于0～2时，指示水体为缺氧环境；wTh/wU>8时，指示强氧化环境[43]。③Ceanom=lg[3CeN/(2LaN+NdN)]指示Ce异常，判别古缺氧环境，当Ceanom>0时，Ce富集，水体为氧化环境；Ceanom<0时，Ce亏损，水体为还原环境[44]。

研究区龙潭组样品wV/wV+Ni值介于0.59～0.95，平均值为0.81，说明其沉积期为厌氧环境；wTh/wU值介于2.18～5.62，平均值为4.23，说明沉积期水体以缺氧环境为主；Ceanom值介于-0.80～0.10，平均为-0.01，结合图2分析，说明沉积期以还原性环境为主，早期为弱氧化环境。综合以上研究认为，研究区龙潭组沉积水体以贫氧至厌氧的弱氧化至还原性环境为主。

5 结 论

本文选取四川盆地南部CLD1井龙潭组泥岩、粉砂质泥岩样品进行地球化学特征及沉积环境研究，得出以下结论：

a.研究区龙潭组碎屑岩地球化学特征表明其物源复杂，主要为峨眉山玄武岩，伴少量钙质泥岩及部分长英质火山岩；龙潭组物源主要来自大陆岛弧。

b.龙潭组沉积初期源区风化程度高，随后风化程度相对降低，之后风化程度重新升高；龙潭组的源岩整体上为中-高强度风化，主要处于温暖湿润的气候条件；沉积环境为咸水的海陆过渡相环境，晚期为海相沉积环境。

c.龙潭组沉积水体以贫氧至厌氧的弱氧化至还原性环境为主。