张 健，李晓海，郑月娟，苏 飞，甄 甄

（沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心，辽宁沈阳110034）

上二叠统林西组是大兴安岭地区晚古生代最发育的地层之一，南起西拉木伦河，北至爱辉-黑河一带，东至松辽盆地，沿北东方向展布.从地表露头情况看，可分为3个沉积中心：北部以嫩江-黑河为中心，中部以索伦-碾子山为中心，南部以林西-扎鲁特旗为中心［1］.近年来，因发育有巨厚的暗色泥页岩且具有良好的生烃潜力，林西组已成为大兴安岭地区晚古生代油气地质调查的重点层位而受到关注［2-3］.不同研究者分别对林西组的划分对比、生物群特征、生烃潜力等进行了研究讨论［4-9］.林西组沉积时期的海陆环境也是学者们关注的焦点之一，但一直存有争议，主要有2种观点：一种观点认为林西组为陆相沉积［10-12］或主体为陆相沉积，沉积初期为海陆交互相沉积［13］；另一种观点认为林西组主要为海相沉积［14-15］.

研究区位于林西组的南部沉积中心扎鲁特地区，本文旨在通过对鲁D2井和陶海营子剖面林西组泥岩样品常量元素、微量元素及黏土矿物的测定，采用多种方法综合分析上二叠统林西组沉积时期的古盐度特征，探讨其在油气地质研究中的意义，为林西组古环境和油气地质条件的研究提供基础地质资料.

1 地质概况及样品采集分析

研究区主要发育上古生界二叠系与中生界侏罗系地层，样品采自陶海营子剖面和鲁D2井（图1），所属层位为上二叠统林西组，所采样品岩性为暗色泥岩或粉砂质泥岩.

鲁D2井井深为1300 m，钻遇地层为林西组，但未钻透.岩性主要为暗色砂岩、泥岩、砂质板岩、泥质板岩，见有自生黄铁矿.暗色泥岩共计131层，总厚度达911.03 m，泥地比 70.1%［16］.陶海营子剖面长 950 m，厚度702 m，岩性主要为暗色泥岩、粉砂岩、细砂岩，夹中砂岩和粗砂岩.暗色泥岩共26层，总厚度131 m，泥地比18%.研究区林西组总体倾向北西，鲁D2井位于陶海营子剖面东南，从地层倾向看鲁D2井钻遇层位应为陶海营子剖面的下伏层位，生物地层学的研究也证实陶海营子剖面林西组地层为林西组的上部层位［7］，鲁D2井林西组应为下部层位.鲁D2井共采集15块样品，陶海营子剖面共采集12块样品，分别做了常量元素、微量元素、黏土矿物含量分析.其中常量元素和微量元素测试单位为国土资源部东北矿产资源监督检测中心，测试仪器为X射线荧光光谱仪和ICP质谱仪，检测依据为GB/T14506.28-93和DZ/T0223-2001等.黏土矿物含量测试单位为长江大学油气资源与勘探技术教育部重点实验室，测试仪器为XD-2型X射线衍射仪，检测依据为SY/T 5163-2010《沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物X射线衍射分析方法》.

图1 研究区地质略图Fig.1 Geologic sketch map of the studied area

2 古盐度分析

2.1 锶/钡比值法

Sr和Ba的化学性质较相似，它们在不同沉积环境中由于地球化学行为的差异而发生分离.在自然界水体中，Sr迁移能力比Ba强，水介质矿化度（即盐度）很低时，Sr、Ba均以重碳酸盐的形式出现.当水体盐度逐渐加大时，Ba以BaSO4的形式首先沉淀，留在水体中的Sr相对Ba富集.当水体的盐度加大到一定程度时Sr才以SrSO4的形式沉淀.因而记录在沉积物中的Sr/Ba比值与古盐度呈明显正相关性,可作为古盐度恢复的标志［17-18］.一般来讲，淡水相沉积物中Sr/Ba值小于1，而海相沉积物中Sr/Ba值大于1，Sr/Ba值为1.0～0.6，为半咸水相［19］.鲁 D2 井不同层段 15 件样品Sr/Ba值分布在0.25～0.96，平均值为0.63，总体上为半咸水环境，从下至上有变淡的趋势.陶海营子剖面12件样品Sr/Ba值分布在0.1～0.16，平均值为0.13，为淡水环境（表 1）.

表1 陶海营子地区林西组硼、锶、钡、镓分析数据及伽马蜡烷/C30藿烷计算数据Table 1 Analytic data of B,Sr,Ba,Ga and gammacerane/hopane（C30）of Linxi Formation in Jarud area

2.2 硼/镓比值法

B/Ga比值是判断古盐度的另一种方法.硼和镓是两种化学性质不同的元素，硼酸盐溶解度大，能迁移，只有当水蒸发后才析出，稼活动性低，易于沉淀.因此，利用硼/稼比值可指示古盐度［20］.硼/镓比值小于4为淡水，大于7或20为海水［19］.研究区鲁D2井分布在3.31～11.74，平均值为6.14，其结果与Sr/Ba值反应一致为半咸水环境，从下至上有变淡的趋势.陶海营子剖面B/Ga比值分布在1.74～3.62，平均值为2.68，显示为淡水环境（表1）.

2.3 伽马蜡烷指数

生物标记化合物中伽马蜡烷含量常与沉积水体的盐度密切相关.伽马蜡烷的含量的变化可以反映沉积盆地古盐度的变化，尤其是伽马蜡烷的高含量可以比较可靠地作为古高盐环境的分子化石指标［21-23］.伽马蜡烷/C30藿烷比值用来反映伽马蜡烷的相对含量，称为伽马蜡烷指数.原岩沉积时，水体盐度的提高会导致高伽马蜡烷指数，而在一般的淡水沉积中其丰度常很低［24-25］.鲁D2井林西组暗色泥岩伽马蜡烷指数分布在0.22～0.28，平均值0.25，显示其形成于半咸水环境.陶海营子剖面暗色泥岩伽马蜡烷指数分布在0.16～0.19，平均值0.17，显示其形成于淡水环境（表1）.

2.4 硼元素法

硼元素对于盐度的反应比较敏感，且在各种地球化学分析方法中是比较容易确定的一种元素，因此，硼元素常被作为反映盐度的指标来使用.

Walker［26-27］提出以伊利石理论含钾量的 8.5%来换算纯伊利石中的“校正硼含量”，即校正硼含量=8.5×［硼测定值（10-6）/K2O（%）］.而伊利石的硼含量又与钾含量有关，为了在同等条件下对比，需计算相当于K2O为5%时的硼含量，称为“相当硼含量”.一般根据Walker公布的理论换算曲线，通过图解法求取相当硼含量（图2）.Walker研究认为，在相当硼含量大于400×10-6时古海水为超盐度环境，300×10-6～400×10-6为正常海水环境，200×10-6～300×10-6为半咸水环境，而相当硼质量分数小于200×10-6时则是低盐度环境的沉积产物.鲁D2井大部分样品相当硼含量在200×10-6～300×10-6，陶海营子剖面样品相当硼含量均小于200×10-6（表2），表明鲁D2井样品形成环境为半咸水环境，陶海营子剖面样品为淡水环境.

利用硼含量除了可以对古盐度进行定性恢复外，还可以进行定量计算.黏土矿物可从溶液中吸附硼且吸附数量与溶液中硼浓度有关.由于自然界水体中硼浓度是盐度的线性函数，因而黏土矿物从水体中吸收的硼含量与水体的盐度呈双对数关系式，即所谓的佛伦德奇吸收方程［28］：lgB=C1lgSp+C2.式中，B 为吸收硼含量（10-6）；Sp为盐度（‰）；C1，C2为常数.此方程式是利用硼和黏土矿物定量计算古盐度的理论基础.

常用的古盐度计算公式有如下两个:

图2 硼含量及其校正图Fig.2 Boron content and correction

（1）Adamas公式［29］，表达式为

式中Sp为古盐度（‰）；x为Walker相当硼含量（计算古盐度时需换算成10-6）.

（2）Couch 公式［30］，表达式为

式中B*为Couch校正硼含量（计算古盐度时需换算成10-6）；Sp为古盐度（‰）.

运用Couch公式必须对泥岩样品硼含量进行能适用于古盐度计算的校正，Couch校正公式为:

式中xi，xm，xk分别代表样品中实测伊利石、蒙脱石和高岭石的硼含量，系数代表各类黏土矿物对硼的吸收强度，以系数越大为吸收越强.

此二公式对海相和非海相地层的古盐度计算都适用.Adamas公式主要适用于以伊利石为主的泥岩样品.Couch公式的优点是考虑了多种黏土矿物的存在及其吸附能力的差别，较为符合自然界的事实，并且更适合陆相地层.

由于随着埋深和地温的增加蒙脱石向伊/蒙混层转化，并最终转化成伊利石，反应了成岩作用逐渐加深的过程［31］.鲁D2井暗色泥岩样品黏土矿物以伊利石、伊/蒙混层为主，含少量高岭石.而陶海营子剖面暗色泥岩黏土矿物主要为伊/蒙混层，其次为绿/蒙混层（表2）.显示陶海营子剖面样品黏土矿物的演化程度低于鲁D2井，这与陶海营子剖面泥岩样品成岩作用低于鲁D2井吻合［9］.用Couch公式计算古盐度时，须对样品中的伊/蒙混层、绿/蒙混层黏土进行校正［17］.

表2 陶海营子地区林西组黏土矿物分析数据及相当硼含量和古盐度计算数据Table 2 Analytic data of clay minerals and calculated parameters of Linxi Formation in Jarud area

分别采用Adamas公式和Couch公式对林西组古盐度进行了计算，Adamas公式计算结果显示鲁D2井样品古盐度变化范围为2.73‰～30.28‰，平均值为17.17‰，陶海营子剖面样品古盐度变化范围为2.63‰～8.39‰，平均值为6.00‰.Couch公式计算结果显示鲁D2井样品古盐度变化范围为5.25‰～21.81‰，平均值为13.22‰；陶海营子剖面样品古盐度变化范围为6.03‰～8.62‰，平均值为 7.70‰（表 2）.两个公式计算结果均表现了鲁D2井林西组样品古盐度高于陶海营子剖面.

综合上述各种分析方法（表3、图3），可知鲁D2井林西组沉积时的水体环境为半咸水，陶海营子剖面林西组则为淡水沉积环境，林西组沉积的水体环境有一个逐渐淡化的过程.

3 古盐度分析及其地质意义

依据硼元素法对晚二叠世林西组古盐度进行了定量计算,其结果与Sr/Ba比值、B/Ga比值、伽马蜡烷指数和相当硼含量所反映的古盐度具有很强的一致性,证实利用上述方法恢复研究区湖泊水体的古盐度是可靠的.

从上文可知，林西组下部至上部湖盆水体有逐渐变淡的趋势.由此推测：林西组沉积时期古亚洲洋沿西拉木伦河拼合带闭合，海水退出，原来是海洋的地方升起为陆地，有些地方仍残留一些海盆，但这些海盆已经不是正常的海相环境，而是转变为陆相咸水湖泊环境.由于一部分海水得以保存，水体盐度较高，这些陆上咸水湖泊与海洋隔绝，得不到海水的补给，却更多地接受陆地河流中的淡水补充，因此残留湖泊中水体的含盐度也随着时间的推移而逐渐淡化.林西组下部多见巨厚的暗色泥岩沉积，并富含有机质，发育自生黄铁矿，化石稀少，应与水体高盐度形成的水体分层有关，属咸化湖泊环境，而后上部逐渐变为淡水湖泊环境.

表3 古盐度综合划分数据表Table 3 Synthetic classification of paleosalinity

当湖泊水体具一定的盐度时，咸化的水体不仅有利于沉积物中有机质的保存和富集，也可造成水体的密度分层和促进氧化还原界面向上迁移，从而为生油岩系的发育提供偏碱性的还原条件和更大的堆积空间［17，34］，有利于生油岩系的形成和发育.林西组早期的半咸化的湖水环境有利于形成巨厚的烃源岩层，水体的盐度分层又为有机质的保存创造了良好的条件，林西组具有潜在的油气资源前景.

图3 林西组古盐度综合评价柱状图Fig.3 Comprehensive evaluation column of paleosalinity of Linxi Formation

4 结论

应用锶钡法、硼镓法、伽马蜡烷指数及硼元素的定性和定量分析方法对扎鲁特地区林西组的古盐度进行了分析，结果表明，鲁D2井林西组样品古盐度高于陶海营子剖面，鲁D2井林西组沉积时水体环境为半咸水环境，其上部层位陶海营子剖面林西组则为淡水环境，扎鲁特地区林西组沉积时期水体环境逐渐淡化，下部为陆相半咸水的湖泊环境，上部为淡水湖泊环境.

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