陈 晶，黄文辉，何明倩

(1.中国地质大学(北京) 能源学院，北京 100083；2.中国地质大学(北京) 海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室，北京 100083；3.中国地质大学(北京) 非常规天然气地质评价及开发工程北京市重点实验室，北京 100083)

0 引 言

沉积岩中的微量元素含量与其成岩环境有着密切联系，沉积岩与其周围的水体介质往往发生元素的吸附及交换，微量元素含量及相关元素的比值常用于古环境的恢复研究[1]。稀土元素化学性质不活泼，稳定性较强，沉积岩中稀土配分模式主要取决于母岩性质，当母岩为泥质岩时，稀土元素的继承性较好，是分析沉积古环境的指示剂，也是研究物源区良好的示踪剂[2]。

鄂尔多斯盆地是我国陆上第二大含油气盆地，目前油气勘探开发多集中在盆地北部(图1)，而盆地东南部地区油气开发程度较低，上古生界地层油气丰富，主要以碎屑岩沉积为主，发育大套泥岩及煤系地层，沉积环境对泥岩、煤层等烃源岩中有机质的赋存状态有一定影响[3]。前人利用元素地球化学特征对鄂尔多斯盆地含油气地层进行了大量研究，段长江等[4]利用Sr/Ba、V/Ni、V/Cr及Th/U等参数对盆地东缘临兴地区沉积环境研究表明本溪组主要为海相还原环境沉积。王宝萍等[5]研究了伊陕斜坡西部山西组无机地球化学微量元素，古沉积环境分析表明，山西组沉积期气候温湿，整体古水深较浅，处于弱还原环境。微量元素及常量元素综合分析表明，鄂尔多斯东部盒8段古盐度以淡水-微咸水为主，沉积古水体为弱还原环境，气候较为温湿[6]。相对而言盆地东南部地区相应的研究较少，孟潇等[7]分析MgO/CaO、Sr/Ba、V/(V+Ni)等主微量元素，结果表明鄂尔多斯南部延安地区山西组至下石盒子组早期，古气候逐渐由温暖潮湿向干旱转变，古水深逐渐变浅，还原环境逐渐转为氧化环境，古盐度总体为微咸水相-半咸水相。本文主要利用地层的岩石特征、微量元素及稀土元素分析盆地东南部本溪组—下石盒子组沉积期的古环境，判识研究区的物质来源。

图1 鄂尔多斯盆地构造分区图(据窦伟坦等[8]修改，2010)Fig.1 The tectonic zoning map of Ordos Basin(Modified after DOU Weitan et al.[8],2010)

1 样品采集及测试结果

图2 Y6井岩性综合柱状图Fig.2 The comprehensive lithological column of well Y6

本文泥岩样品点Y6及Y7井分布于盆地东南部，位于盆地南部渭北隆起的北部。本次研究以碎屑岩为主体，目的层位自下而上为本溪组、山西组、下石盒子组，太原组以灰岩沉积为主，不作为此次研究的对象。12个泥岩样品取样位置如图2和图3所示，主量元素、微量元素及稀土元素含量测试结果及分析结果如表1所示，泥岩样品地球化学指标纵向变化如图4所示。

图3 Y7井采样点岩性柱状图Fig.3 The lithological column of sampling points in well Y7

2 沉积特征

前人对鄂尔多斯盆地的古地理做了大量的研究，自下而上，晚石炭世本溪期至中二叠世早期下石盒子组经历了“沧海桑田”的地质演变[9-11]。鄂尔多斯盆地本溪期主要为潟湖-障壁岛-浅水陆棚沉积，研究区位于盆地东南部，主要受盆地东部的华北海侵入，发育障壁岛-潟湖-潮坪沉积体系；早二叠世太原期，海水侵入范围不断加大，研究区主要为浅海陆棚沉积；山西期，华北地台北缘抬升，海水退出，研究区主要以三角洲沉积体系为主；下石盒子组沉积期盆地北部造山运动剧烈，南部物源进一步增大，往北推进，盒8段研究区主要发育辫状河三角洲[12]。

岩心特征是沉积特征最直观的反映。泥岩的颜色在一定程度上反映沉积环境的氧化还原性，泥岩颜色与其含有的有机碳含量及铁离子氧化还原状态有关。泥岩中有机质含量不断增多，低价铁的硫化物含量不断增大，泥岩颜色由浅及深，如灰色—深灰色—灰黑色—黑色，还原性不断增强。陆相沉积环境中的绿色、灰绿色泥岩可能是由绿泥石及Fe2+引起的，代表一种弱氧化-弱还原的沉积环境。综合Y6井及Y7井岩性柱状图(图2和图3)可以看出，本溪组泥岩以黑色、黑灰色为主，局部发育炭质泥岩及煤层；山3段发育黑色及黑灰色泥岩、黑色炭质泥岩、煤层；山2段以灰黑色泥岩为主；山1段以灰黑色、深灰色泥岩为主；盒8段主要发育深灰色泥岩；盒7及盒6段发育灰绿色、深灰色泥岩。本溪组中黑色为泥岩主体颜色，沉积环境还原性较强；山西组自下而上泥岩颜色变浅，还原性逐渐减弱，其中山3段煤岩及炭质泥岩发育，代表了有利于成煤的还原环境；下石盒子组以深灰色泥岩为主，由盒8段至盒6段，灰绿色泥岩逐渐发育。整体而言，自本溪组至下石盒子组，沉积环境逐渐由强还原环境变为弱还原环境，总体以还原-弱还原为主。

表1鄂尔多斯盆地东南部本溪组—下石盒子组泥岩元素地球化学特征
Table1TheelementgeochemistryofmudstonesfromBenxiFormationtoLowerShiheziFormationinsoutheasternOrdosBasin

样品编号层位段深度/m岩性主量元素/%CaOAl2O3K2OMgO微量元素/(μg/g)VNiCuSrBaRbY7-1Y6-1Y6-2Y6-3Y7-2下石盒子组盒62148 0泥岩 0 2625 762 120 4974 16824 32638 366151 761434 86980 010盒72159 3泥岩 0 2822 013 601 12157 76636 2262 948185 398686 767155 142盒82177 4粉砂质泥岩1 0220 032 681 49136 17726 54330 321212 566524 49495 860盒82201 0泥岩 0 3721 824 191 38132 32229 28635 375190 500558 975134 597盒82227 7粉砂质泥岩0 1523 712 860 86139 28927 90315 341156 091338 59893 360Y6-4Y6-5Y6-6Y7-3山西组山12236 5砂质泥岩 0 3720 663 371 38112 29429 91934 765158 907503 832128 308山22273 2粉砂质泥岩0 2623 404 451 15133 34932 51830 136211 558708 135172 779山22276 2泥岩 0 2822 163 901 24124 76928 05032 215178 295573 081148 350山32323 5炭质泥岩 0 0816 701 070 39229 833101 40738 15763 067235 31459 458Y7-4Y7-5Y6-7本溪组本22348 2泥岩 0 1122 222 440 61149 75829 16528 50159 697250 660105 167本22355 7粉砂质泥岩0 4317 872 230 86110 81715 37359 54151 460241 671108 640本22389 7粉砂质泥岩12 6829 741 180 59137 76616 8614 689233 610116 09737 355样品编号层位段深度/m岩性微量元素/(μg/g)ZrThU稀土元素/(μg/g)LaCePrNdSmEuGdY7-1Y6-1Y6-2Y6-3Y7-2下石盒子组盒62148 0泥岩 213．66423．7123．05815．21130．7633．66815．0303．0990．7162．730盒72159 3泥岩 184．85410．7922．31228．29350．4615．12715．7082．4700．6362．724盒82177 4粉砂质泥岩290．92210．9772．34447．10689．08011．26439．9257．5662．0696．282盒82201 0泥岩 342．49116．8893．86862．511113．17314．44350．2789．2692．5187．645盒82227 7粉砂质泥岩420．56818．3373．86660．849120．78614．33350．4217．7731．2204．681Y6-4Y6-5Y6-6Y7-3山西组山12236 5砂质泥岩 213．60313．5693．12545．42496．24812．53654．33212．1072．2308．434山22273 2粉砂质泥岩287．46422．1255．02785．973182．42420．86978．00513．3862．5859．740山22276 2泥岩 218．79916．0963．55158．735114．20215．37264．78414．7442．63210．668山32323 5炭质泥岩 189．25815．53114．34936．13267．4677．60827．7845．1601．0154．127Y7-4Y7-5Y6-7本溪组本22348 2泥岩 328．22030．8615．58057．103106．46112．45741．8126．7310．9076．235本22355 7粉砂质泥岩287．23717．7653．15832．10660．3776．31020．7053．0950．5562．700本22389 7粉砂质泥岩382．91927．7547．67976．098170．99617．95961．0017．7511．3205．298样品编号层位段深度/m岩性稀土元素/(μg/g)TbDyHoErTmYbLuw(V)/w(Ni+V)w(Th)/w(U)w(CaO)/w(MgO)+w(Al2O3)Y7-1Y6-1Y6-2Y6-3Y7-2下石盒子组盒62148 0泥岩 0．4712．7540．5641．5970．2301．5980．2350．757．750．010盒72159 3泥岩 0．5173．3610．7872．3490．3812．4090．3590．814．670．012盒82177 4粉砂质泥岩0．9074．8711．0012．9580．4232．7520．4270．844．680．047盒82201 0泥岩 1．0565．5921．1593．5170．4913．3910．4630．824．370．016盒82227 7粉砂质泥岩0．7694．5640．9963．3720．5463．7300．5640．834．740．006Y6-4Y6-5Y6-6Y7-3山西组山12236 5砂质泥岩 1．2476．4131．2833．4680．4503．2730．4690．794．340．017山22273 2粉砂质泥岩1．3326．9441．4064．1830．6164．1160．5930．804．400．010山22276 2泥岩 1．4177．3931．4844．1730．5503．7290．5200．824．530．012山32323 5炭质泥岩 0．6913．9480．8422．6320．3932．4930．3800．691．080．004Y7-4Y7-5Y6-7本溪组本22348 2泥岩 1．1967．1951．5434．6820．6944．6560．6800．845．530．005本22355 7粉砂质泥岩0．5163．1300．6902．2660．3542．5200．3770．885．630．023本22389 7粉砂质泥岩0．8504．7331．1353．5810．5503．8570．5670．893．610．418

(续)表1鄂尔多斯盆地东南部本溪组—下石盒子组泥岩元素地球化学特征
(Continued)Table1TheelementgeochemistryofmudstonesfromBenxiFormationtoLowerShiheziFormationinsoutheasternOrdosBasin

样品编号层位段深度/m岩性w(Sr)/w(Cu)w(Sr)/w(Ba)fδEuCeanom(页岩)∑REE∑LREE/∑HREE(La/Yb)N(Gd/Yb)N(La/Sm)NAl2O3/CaOY7-1Y6-1Y6-2Y6-3Y7-2下石盒子组盒62148 0泥岩 3．960．354．560．75-0．04678．676．730．921．020．87100．90盒72159 3泥岩 62．900．275．130．75-0．034115．587．971．140．672．0477．68盒82177 4粉砂质泥岩7．010．412．460．92-0．055216．6310．041．661．361．1119．64盒82201 0泥岩 5．390．342．050．91-0．067275．5110．821．791．341．2058．91盒82227 7粉砂质泥岩10．170．461．840．62-0．031274．6013．291．580．751．39163．17Y6-4Y6-5Y6-6Y7-3山西组山12236 5砂质泥岩 4．570．323．690．67-0．055247．918．901．341．540．6756．32山22273 2粉砂质泥岩7．020．303．160．69-0．014412．1713．252．021．411．1491．38山22276 2泥岩 5．530．313．850．64-0．079300．409．041．531．710．7178．97山32323 5炭质泥岩 1．650．274．890．67-0．049160．679．361．400．991．25220．13Y7-4Y7-5Y6-7本溪组本22348 2泥岩 2．090．242．920．43-0．043252．358．391．190．801．51195．56本22355 7粉砂质泥岩0．860．213．040．59-0．026135．709．811．230．641．8541．34本22389 7粉砂质泥岩49．832．012．450．63 0．027355．6916．291．910．821．752．34

图4 鄂尔多斯盆地东南部泥岩地球化学指标纵向变化图Fig.4 Changes of geochemical indicators in mudstones in the southeastern Ordos Basin

3 沉积环境

3.1 古氧化还原性

沉积岩中的微量元素常作为岩石的古环境重建的重要指标。受古海洋水体的影响，沉积环境表现出氧化性或还原性，而不同沉积环境下氧化还原敏感元素常发生价态改变，发生分离或重新分配，导致岩石中此类元素的富集或亏损[13]。

V、Ni等微量元素常用于判识氧化还原环境[5,7]。在水体相对滞留的闭塞缺氧环境中，V以+4价的氧化物或氢氧化物形式沉淀并优先富集于沉积物中[14]，海相沉积环境中，V可与有机金属络合物结合从海水中析出沉淀。而富氧水体中，V元素被氧化，以钒酸氢根(HVO24-和H2VO4-)形式存在于水体中[15]。单一的元素含量对古环境的重建具有较大不确定性，前人常以两个相关元素的比值来反映古环境，例如V/(V+Ni)值[16-17]：当V含量相对高，V/(V+Ni)值在0.84～0.89之间，表明水体分层较强，处于厌氧环境；V/(V+Ni)值在0.54～0.82之间，水体分层不强，处于厌氧环境；V/(V+Ni)值在0.46～0.60之间，水体分层较弱，处于贫氧环境[18]。研究区泥岩样品的V/(V+Ni)值介于0.69～0.89之间，均大于0.60，属于弱还原-还原环境，其中80%样品的V/(V+Ni)值小于0.84，因此，总体上研究区泥岩沉积期水体分层不强，水体贫氧，处于弱还原环境。纵向上，不同沉积背景下表现出V/(V+Ni)值的变化，反映了沉积环境的演化。本溪组样品的V/(V+Ni)比值为0.84～0.89，普遍比山西组及下石盒子组的值高，属于还原环境；山西组与下石盒子组二者V/(V+Ni)值普遍介于0.60～0.84之间，属于水体分层不强的贫氧环境；其中，盒6段V/(V+Ni)值下降，表明氧化作用相对增强。以上分析表明，自石炭系本溪组至二叠系下石盒子组，沉积环境的还原性由强至弱。本溪组沉积期，研究区以潮坪-潟湖-障壁岛沉积体系为主，从Y7岩性柱状图(图3)可以看出，本溪组泥岩多为灰黑色或黑灰色，山西组与下石盒子组主要发育海陆过渡沉积体系，以浅水三角洲为主，水体相对陆表海较浅，因此，还原性较本溪组弱。

Ce主要包括Ce3+和Ce4+两种价态，Ce4+在水中易发生水解沉淀，因此，在水中Ce3+是主要的赋存形式。在氧化环境下，Ce3+易被氧化成Ce4+，Ce4+不稳定，进一步水解沉淀，导致海水中Ce亏损；在还原环境下，水体中Ce3+含量增多。因此，Ce异常可以作为水体氧化还原环境的指示剂，进一步反映水体的深浅环境变化。利用公式Ceanom=lg[3CeN/(2LaN+NdN)]计算Ce异常指数，N代表北美页岩标准化。当Ceanom<-0.1时，沉积岩中出现了Ce的亏损，代表了氧化环境，水体相对较浅；当Ceanom>-0.1时，沉积岩中铈相对富集，代表了还原环境，水体相对较深[19]。样品中，Ceanom值介于-0.079～0.027之间，均值为-0.040，沉积期处于相对缺氧的还原环境，与北美页岩Ceanom值(Ceanom=0.354)相比，水体分层性较弱，整体呈相对较弱的还原环境。纵向上，Ceanom值变化较大，尤其是山西组Ceanom值出现跳跃式变化，这可能是由于Ceanom值对环境变化较为敏感，山西组时期水体升降较为频繁，沉积环境变化较大。本溪组Ceanom均值为-0.014，山西组与下石盒子组的Ceanom均值差异不大，分别为-0.049、-0.047，本溪组Ceanom均值较山西组及下石盒子组高，本溪组沉积期还原性比山西组及下石盒子组强，铈异常反映的氧化还原性纵向演化规律与V/(V+Ni)值具有相似性。

Th/U的比值是氧化还原环境指标之一。Th对氧化还原环境不敏感，通常以Th4+的形式存在于沉积物中。富氧环境中，沉积物中U4+被氧化为U6+，溶解于水体中，沉积物中的U元素亏损；在贫氧或缺氧环境中，水体中U6+还原为不溶性的U4+，U富集于沉积物中[20]。Th/U值在0～2之间指示缺氧环境，2～8之间为贫氧环境，大于8为氧化环境[21]。样品中多数Th/U值在3～8，表明研究区主要处于贫氧的弱还原环境。本溪组、山西组、下石盒子组的Th/U均值分别为4.92、3.59、5.24。从均值来看，本溪组Th/U均值较山西组大，与V/(V+Ni)值及Ceanom值反映的结果有所差异，本溪组Th/U值在3.61～5.62之间，变化范围较大，反映了沉积环境的多变性；山西组Th/U均值较低，但山西组中3个样品点与下石盒子组值无太大差异，山西组中的Th/U低值异常点主要由于该样品岩性为炭质泥岩，沉积期为厌氧的还原环境；下石盒子组中盒6段Th/U值升高，表明还原性减弱。

3.2 古气候

稀土元素总量(∑REE)的高低在一定程度上反映了沉积期气候变化。黏土矿物是影响稀土元素富集的重要因素[22]，在温暖湿润环境中，有机质含量较高，黏土矿物在络离子(由REE形成)作用下与有机质相结合，有利于稀土元素的富集和保存；反之，干冷或干热气候条件不利于稀土元素保存，导致∑REE值降低[23]。样品中∑REE为78.67～412.17 μg/g，平均235.49 μg/g，多数高于北美页岩∑REE值(173.21 μg/g)，说明整体上研究区在沉积时期处于相对温暖湿润环境。

Sr、CaO、Na2O为喜干型元素或氧化物，Ni、TiO2、Al2O3为喜湿型元素或氧化物[24]。干旱气候条件下，水体介质趋于碱性，Sr、Cu等元素从水体中析出，富集于岩石中[6,25]。Sr/Cu值在1～10时指示温湿的气候条件；Sr/Cu>10时指示干热气候条件[26]。研究区Sr/Cu值变化范围较大，在0.86～62.90之间，多数小于10，整体上为温湿气候。本溪组Sr/Cu值变化较大，Y6-7泥岩形成于本2段沉积早期，Sr/Cu值较高，为49.83，本溪组Y7-4和Y7-5泥岩形成于本2段沉积晚期，Sr/Cu值均较低，可能是由于本溪组沉积早期气候较为干热，而后逐渐演化为温湿气候条件。山西组沉积期Sr/Cu值均小于10，属于温湿气候，从图4中可以看出，山西组山3段沉积期，Sr/Cu值较低，山2段、山1段的Sr/Cu值有升高的趋势，说明山3段气候条件相对于山2段、山1段更加温湿。从图3可以看出，山3段煤层及炭质泥岩发育，表明山3段沉积期气候条件温热，雨量充沛，植物生长茂盛，有利于煤炭形成。下石盒子组Sr/Cu值变化较大，多数样品Sr/Cu值小于10，个别样品点Sr/Cu值大于10，如盒8段Y7-2及盒7段Y6-1。整体而言，下石盒子组沉积期气候为温湿气候，但较山西组及本溪组略干旱。综上所述，由本溪组至下石盒子组，古气候的温湿性逐渐减弱。

CaO在温热潮湿的环境中易发生风化淋滤作用，出现CaO含量的缺失。CaO与相对稳定成分Al等元素的比值可表征淋滤强度[27]。CaO/(Al2O3+MgO)可用于指示风化淋滤作用，比值越小，风化淋滤作用越强，反映气候越温湿[28]。从图4中可以看出，CaO/(Al2O3+MgO)值基本与Sr/Cu值变化一致，整体以温湿气候为主。

3.3 古盐度

古盐度判定可用于识别海水入侵范围及持续时间，分析沉积相带。Sr/Ba比值是古盐度较为常用的指标。陆源细粒沉积岩中，钾长石及黑云母作为Ba元素的载体，Ba元素相对富集；海相沉积环境更有利于Sr的富集，这是由于Sr与Ca离子半径相似，富含Ca的碳酸盐岩中，Sr离子同类置换Ca离子，造成Sr富集[19]；因此，Sr/Ba比值越大，古盐度越大。海相沉积Sr/Ba比值一般在0.8～1.0以上，0.5～0.6以下为纯陆相沉积[29]。

本溪组中，Y6与Y7井Sr/Ba比值有较大差异；Y6井Sr/Ba比值为2.01，这表明海水入侵明显，古沉积环境为海相咸水沉积；Y7井中Sr/Ba比值略大于0.2，普遍小于1，但在此不能简单判定泥岩为陆相沉积环境；以苏北海岸研究为例，潮坪相的Sr/Ba比值均小于0.8[29]。研究区地处海陆过渡带，受淡水注入量、封闭程度等影响水体介质变化较大，进而对沉积物中元素影响亦有不同；本溪期盆地东部海水由东向西侵入，Y6位于研究区东北部为浅水陆棚沉积，海侵明显，而Y7位于研究区中南部，潟湖及潮坪较为发育，岩样沉积期，可能水体封闭性弱，淡水介质对其影响较大。山西组自下而上由山3段至山1段沉积期，Sr/Ba比值普遍小于0.5，表明该时期研究区为陆相沉积环境，气候条件温湿，降水量大，主要为淡水沉积。相似地，下石盒子组自盒8段至盒6段，Sr/Ba比值普遍小于0.5，主要为陆相淡水沉积，古盐度也表现出多变性，并且古盐度与古气候密切相关。从Sr/Ba与Sr/Cu之间的关系图(图5)可以看出，Sr/Ba与Sr/Cu呈正相关关系，除去两个极大值，二者相关系数达0.78，即在干旱炎热气候条件下，古盐度不断增高。

图5 Sr/Cu与Sr/Ba散点关系图Fig.5 The scatter diagram of Sr/Cu vs.Sr/Ba

3.4 古水深

Rb/K及Zr/Al是判定古水深时两个常用的参数，Rb主要吸附于黏土矿物中，因此，泥岩中Rb元素含量较高[19,30]。相对于K元素，Rb元素更易被吸附于黏土中而运移，Rb/K比值越大，运距越远，水体越深。陆相环境中Zr含量较高，此外，沉积岩中Zr含量受Al元素影响，Zr/Al比值越小，说明水体越浅[31]。因此，可以采用f=Rb×Al/(Zr×K)来判定古水深：f越大，水体越深；f越小，水体越浅。研究区f值介于1.84～5.13之间，从图4可以看出，与山西组相比，本溪组f值较低，可能由于泥岩沉积期潟湖水体较浅，本2段沉积早期(样品Y6-7)至晚期(样品Y7-5，Y7- 4)略有增大，表明海平面有逐渐升高趋势。山西组较盒8段f值高，山西组沉积期水体较盒8段深，盒7段及盒6段f值较高，说明下石盒子组自下而上古水深有增大的趋势。整体上，本溪组沉积期古水深较浅，山西组沉积期水体较深，下石盒子组早期水体较浅，晚期水体加深。

4 稀土元素指示意义

稀土元素性质稳定，与岩石物理化学性质密切相关，在地质研究中可用于判断成岩物质来源、岩石成因及其成岩环境等[32]。本文主要涉及14个镧系稀土元素的研究，即La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu，其中前6种为轻稀土元素，后8种为重稀土元素。针对Y6及Y7井泥岩样品的测试结果(表1)，利用δEu、∑LREE/∑HREE、(La/Yb)N、(La/Sm)N、Gd/Yb等指标进行分析，其中δEu代表铕元素异常系数，∑LREE/∑HREE代表轻、重稀土元素之比，反映了轻、重稀土元素的分异程度[33]；(La/Yb)N、(La/Sm)N即经北美页岩标准化后两种元素的比值。

δEu是稀土元素地球化学的重要参数之一，研究表明，上地壳岩石在元素分异作用下Eu元素普遍亏损，而下地壳中Eu元素相对富集[34]，当受地下热液影响，下地壳热液涌入，母岩Eu含量升高。当δEu>1.05时，指示正异常，当δEu<0.95时指示负异常[35]。δEu值在0.43～0.92之间(表1)，普遍小于0.95，呈现负异常，总体为中等亏损，说明研究区东北部的Y6井及南部的Y7井母源来自上地壳岩石，未受热液影响。

经球粒陨石标准化后，研究区东北部Y6井及南部Y7井的稀土元素曲线均为右倾型(图6)，各曲线平行度较高，分布模式相似，在Eu处曲线普遍呈“V”字型，表明轻稀土元素相对富集而重稀土元素亏损，层位的物源性质相似[36]。在北美页岩标准化配分模式图(图7)中，样品的稀土元素分配曲线右倾幅度均较小，曲线相对平缓，表明相对于与北美页岩稀土元素，该样品中重稀土亏损不明显。(La/Yb)N(北美页岩标准化)指示曲线倾斜情况，(La/Yb)N多大于1.0(表1)，表明稀土元素曲线多为右倾。Y7井下石盒子组(La/Yb)N值小于1，曲线出现小幅度左倾，Y6井(La/Yb)N值由本溪组至下石盒子组有明显减小的趋势，说明沉积的岩石在地质作用下混合、均化，轻重稀土分异程度逐渐减小[12]。

样品中∑LREE/∑HREE值在6.73～16.30之间，均值为10.32，多数大于北美页岩∑LREE/∑HREE值(∑LREE/∑HREE=7.5)，表明稀土元素分馏程度较大，轻稀土元素相对富集。(La/Sm)N值在0.67～2.04之间，多数样品(La/Sm)N值大于1，同样表明样品中LREE富集程度较高。

图6 Y6、Y7井泥岩球粒陨石标准化配分模式图Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns in the mudstones of wells of Y6 and Y7

图7 Y6、Y7井泥岩北美页岩标准化配分模式图Fig.7 North American shale-normalized REE patterns in the mudstones of wells of Y6 and Y7

图8 泥岩La/Yb-REE图解(据ALLEGRE等[37]修改，1978)Fig.8 The diagram of La/Yb-REE of mudstones (modified by ALLEGRE et al.[37],1978)

La/Yb-∑REE关系图可用于判定母岩岩石类型，判定物源区(图8)。研究区样品投点较为分散，花岗岩、碱性玄武岩、钙质泥岩及沉积岩均有分布，表明母岩类型较多，物源具有多样性。研究区东北部Y6井样品投点主要分布于花岗岩区、沉积岩-花岗岩交会区，而南部Y7井样品投点主要分布于沉积岩区、钙质泥岩区、沉积岩-花岗岩交会区及沉积岩-花岗岩-碱性玄武岩交汇区，东北部与南部母岩的岩石类型差异性较大，说明研究区内南部和北部为不同方向的物源，北部物源区母岩以花岗岩为主，沉积岩次之；而南部主要为沉积岩，其次为花岗岩及碱性玄武岩。纵向上，本溪组沉积期，南部以沉积岩为主，东北部以花岗岩为主；山西组沉积期，南部以沉积岩为主，北部以花岗岩、沉积岩为主；下石盒子组沉积期，南部及北部均以沉积岩为主，花岗岩次之，表明地层自下而上，南北物源在研究区不断推进，研究区内可能存在南北物源交汇。

地球演化初期，古老地层中Gd含量较高，经过漫长的地质作用，元素的分馏作用显著，地层年代不断变新，Gd含量越少，Gd/Yb比值越小[38-39]。太古宇地层的Gd/Yb比值常大于2.0，而晚于太古宇地层Gd/Yb比值较小[40]。Gd/Yb比值东北部及南部相差较大。东北部Y6井多数Gd/Yb比值大于2.0，而南部Y7井Gd/Yb比值均小于2.0，表明东北部山西组及盒8段物源为太古宇地层，南部一直接受较新地层的沉积。

鄂尔多斯盆地北缘基岩岩性为太古宙、元古宙的变质岩、火成岩及沉积岩[41]，盆地北缘主要为再旋回造山带物源区，造山运动使古老基底地层抬升，北部物源主要来自阿拉善—阴山古陆[12]，分析La/Yb-∑REE关系图得知，母岩主要为火成岩，因此，样品中较高的Gd/Yb比值主要是由盆地北部太古宙火成岩搬运沉积形成的；早古生代在加里东运动作用下，盆地南缘北秦岭隆升，成为晚古生代盆地南部主要物源区，北秦岭主要由太古宙变质岩及元古宙火山-沉积岩组成，盆地南缘物源主要为克拉通稳定构架区及再旋回造山区[42]，太古宇地层不活跃，结合La/Yb-∑REE关系图表明，Y6井母岩主要为晚于太古宇地层的沉积岩，故母岩Gd含量相对较低。通过以上分析表明，研究区位于鄂尔多斯盆地东南部，邻近南部秦岭造山带，研究区南部、东北部为不同方向物源沉积，东北部主要受北物源影响，而南部受南部北秦岭造山带影响较大。

通过山西组及下石盒子组(以下讨论均为此两个地层)沉积期南北物源研究，分析南北物源对沉积物元素分异的影响。Al元素为典型的亲陆元素，岩石风化后Al元素以稳定的氧化物形式赋存于黏土矿物中，Al元素在沉积物搬运过程中不断沉淀，因此，近陆地沉积物中Al元素较高，愈入海愈低；Ca元素为亲海元素，主要以碳酸盐形式赋存于碳酸盐岩中，在搬运过程中，碳酸盐岩不稳定，Ca元素易在风化淋滤作用下溶于水中，故远岸沉积物中Ca元素含量相对较高，结合以上两种元素的性质，利用Al2O3/CaO比值判定沉积物的离岸距离，即Al2O3/CaO值越高，离岸越近，搬运距离较短，为近陆地沉积，反之，Al2O3/CaO值较低时，沉积物搬运距离越远，为远源沉积[43]。受南物源影响的Y7井泥岩样品Al2O3/CaO值均大于100，平均值为100.90；而受北物源影响的Y6井Al2O3/CaO值在19.60～91.40之间，平均值为63.82。Y7井泥岩样品在南物源影响下，岩石搬运距离相对较短，近源沉积，有利于Al的富集，导致较高的Al2O3/CaO值；而Y6井泥岩在北部物源长距离搬运中Al逐渐亏损，Ca元素含量相对增多，故Al2O3/CaO值普遍小于南部。

5 结 论

(1)纵向岩心资料表明，本溪组泥岩以黑色、黑灰色为主；山西组自下而上泥岩由黑灰色向深灰色过渡；下石盒子组深灰色泥岩发育，上部地层灰绿色泥岩增多；泥岩颜色分析表明沉积环境以还原-弱还原为主，随着地层变新，还原性逐渐减弱，表明地层由老至新沉积环境的氧化程度具有不断增强的趋势。

(2)利用环境敏感元素，对V/Ni、Ce及Th/U进行综合分析，其氧化还原性研究结果与岩心资料分析结果相似，本溪组至下石盒子组总体呈还原-弱还原沉积环境，且自下而上还原性逐渐减弱；古盐度分析表明，本溪组为咸水沉积，山西组及下石盒子组为陆相淡水沉积环境；综合应用Rb/K及Zr/Al比值判定古水深，本溪组水体较浅，山西组水体相对较深，下石盒子组较山西组水体变浅；CaO/(Al2O3+MgO)、Sr/Cu比值及∑REE研究表明，研究区沉积环境较北美页岩湿润，沉积期总体上以温湿气候为主，自下而上温湿性逐渐减弱，山3段气候条件最为温暖湿润，有利于煤层和富有机质泥页岩的形成。

(3)δEu、(La/Yb)N等稀土元素分析表明研究区本溪组至下石盒子组沉积物以上地壳岩石为主，无热液影响，轻稀土较为富集，且随着地层年代变新，轻重稀土分异程度有减小的趋势；La/Yb-∑REE关系图及Gd/Yb比值分析结果均表明研究区南部主要受南物源沉积物影响，北部受北物源沉积物影响，研究区存在有南北物源交汇区；受南北物源影响，研究区内南物源沉积物搬运距离较北物源短，南部沉积物的Al2O3/CaO值普遍高于北部。

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