賈 瑜，黃文輝*

(1. 中國地質大學(北京) 海相儲層演化與油氣富集機理教育部重點實驗室，北京 100083；2. 中國地質大學(北京) 能源學院，北京 100083)

0 引 言

目前，碳酸鹽巖儲層在全球范圍內已探明的油氣儲層中具有舉足輕重的地位[1-2]。根據埃信華邁(IHS Markit)的統(tǒng)計數據顯示，碳酸鹽巖油氣資源占全球油氣資源總量的70%。中國碳酸鹽巖儲層具有豐富的油氣資源，碳酸鹽巖油氣資源約占全國油氣資源總量的30%[1-4]。其中，海相碳酸鹽巖油氣勘探發(fā)展較早，勘探開發(fā)技術日趨成熟，相繼在四川盆地、塔里木盆地、渤海灣盆地、鄂爾多斯盆地發(fā)現(xiàn)了大型油氣田[5-8]。然而，湖相碳酸鹽巖的相關研究起步較晚，穩(wěn)定同位素、儲層及湖泊生物作用等方面研究至20世紀60年代才逐漸運用到湖相碳酸鹽巖研究的相關領域[9-11]。20世紀80年代初，國外學者開始針對湖相碳酸鹽巖的沉積模式[12]和碳氧同位素的地質意義[13]等開展了系統(tǒng)研究，并取得了很多成果。國內學者對湖相碳酸鹽巖的系統(tǒng)研究亦始于20世紀80年代，相關研究主要集中在湖相碳酸鹽巖油氣勘探方面[14-15]。近年來，不少國內學者嘗試利用湖相碳酸鹽巖的地球化學數據分析古湖泊的環(huán)境演化特征及其對油氣勘探的意義[16-22]。其中，碳氧同位素分析作為研究古氣候的一項常規(guī)手段，在碳酸鹽巖研究領域應用廣泛，對地層劃分與對比，恢復古水溫、古鹽度、古水文條件，以及其他古氣候環(huán)境研究具有重要作用[16-18,23-28]。

山東平邑盆地古近系官莊群碳酸鹽巖具有發(fā)育廣泛、單層厚度大、巖石類型多樣的特點[29-31]。因此，該區(qū)湖相碳酸鹽巖研究對厘清中國東部中、新生代巖相古地理及油氣勘探具有重要意義。李熙哲等通過構造運動、古生物、沉積模式等方面對平邑盆地的湖相碳酸鹽巖進行了研究，并取得了一定成果[29-34]。但這些研究仍然存在兩個問題：一是對平邑盆地湖相碳酸鹽巖碳氧同位素研究僅略有涉及[35]，數據并不完善，這方面資料需要補充；二是對平邑盆地古環(huán)境的研究缺乏詳實的地球化學數據支撐[32-34]。針對上述兩個問題，本文通過開展平邑盆地古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖碳氧同位素研究，結合薄片鑒定及主量、微量元素分析，并綜合前人研究成果，探討了其古湖泊學意義，以期能在一定程度上豐富研究區(qū)古近系碳氧同位素數據，對中國東部中、新生代湖盆的古氣候特征研究和油氣勘探等提供參考。

1 區(qū)域地質概況

平邑盆地位于山東省平邑縣柏林鎮(zhèn)柏林村(圖1)，地處魯西隆起帶汶泗凹陷的東南延伸部位，盆地呈NW—SE向展布，是一個狹長的斷陷湖盆，面積約為540 km2[32-34]。蒙山斷裂東北部隆起為剝蝕區(qū)，平邑盆地在古近系沉積時期接收了厚度超過2 km的官莊群沉積[34]。官莊群地層主要發(fā)育碳酸鹽巖，具有厚度大、分類廣、類型多的特點[29-30]。

圖件引自文獻[47],有所修改圖1 山東平邑盆地地質簡圖Fig.1 Geological Sketch Map of Pingyi Basin in Shandong

對官莊群地層劃分，前人研究差別較大，主要區(qū)別在于對官莊群地層的細分方面[36-46]。根據張增奇等對平邑盆地的地層劃分結果，可知官莊群自下而上依次發(fā)育固城組、卞橋組、常路組和朱家溝組[39]。本文研究的目的層位為古近系官莊群卞橋組一段。研究區(qū)野外考察的平邑盆地柏林剖面(地理坐標為(35°26′N，117°49′E))位于盆地的中部，全長約為27.05 m。依據巖性、構造等標志，可將柏林剖面劃分為23個小層。通過野外實地露頭觀察，結合光學顯微薄片鑒定，根據Dunham碳酸鹽巖分類體系[48]，對各層巖石進行分類定名，并繪制了平邑盆地古近系官莊群卞橋組一段湖相碳酸鹽巖綜合柱狀圖(圖2)。

2 分析方法與結果分析

2.1 分析方法

圖2 古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖綜合柱狀圖Fig.2 Comprehensive Column of Lacustrine Carbonate Rocks from the First Member of Paleogene Bianqiao Formation

經過對山東平邑盆地柏林剖面的實地考察，本次研究共采集新鮮巖石樣品23件。由于碳酸鹽巖中的碳氧同位素極易受到成巖后生作用、沉積后的外來熱流、生物降解作用等多種因素的影響[17-18,23-24]，所以在選取測試樣品時，應該首先排除受裂縫縫合、風化作用、方解石充填及重結晶作用等因素影響的巖石樣品。通過顯微薄片鑒定，從所有新鮮樣品中篩選出19件未受影響的巖石樣品，在中國地質科學院礦產資源研究所完成碳氧同位素分析測試。實驗采用磷酸分離法，流程參照石油天然氣行業(yè)標準《有機物和碳酸鹽巖碳、氧同位素分析方法》(SY/T 5238—2008)[49]。具體實驗步驟如下：先將碳酸鹽巖樣品用瑪瑙研缽研碎至0.09 mm以下，之后在110 ℃下烘烤2 h，放入干燥器中備用。由于碳酸鹽巖樣品的測試樣品量一般為5～20 mg，故取20 mg樣品與4～5 mL 100%正磷酸混合，置于60 ℃～70 ℃真空環(huán)境下，反應至所有CO2均被收集。使用Thermo Fisher MAT-253型穩(wěn)定同位素質譜儀進行碳氧同位素分析，誤差低于0.2‰，分析結果見表1。主量、微量元素分析則在中國礦業(yè)大學煤炭資源與安全開采國家重點實驗室完成。其中，運用X射線衍射(XRD)法測試主量元素，利用電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)對微量元素進行測試，實驗過程依照國家標準《硅酸鹽巖石化學分析方法第30部分：44個元素量測定》(GB/T 14506.30—2010)[50]，分析結果見表2。

表1 碳氧同位素分析結果

注：δ13C和δ18O值均基于V-PDB標準計算得到。

2.2 結果分析

分析結果是否保留了原始碳氧同位素組成，是討論其地質意義的前提。前人對判斷碳氧同位素數據原始性的方法存在著各種爭議，但是達成了一個共同認識，即地層年代越老，同位素分餾效應越強，碳氧同位素原始組成破壞更加嚴重。前人研究表明，晚于侏羅紀巖石樣品中的穩(wěn)定同位素能更加有效地恢復古沉積環(huán)境[23-28]。Kaufman等發(fā)現(xiàn)δ18O值大于-10‰才具有原始性[51]。其他學者(如袁劍英等)認為通過判斷碳氧同位素是否具有正相關性來確定巖石的原始同位素組合是否遭到成巖后生作用的破壞[18,52]。然而，黃文輝等在研究德國南部地區(qū)麻姆組碳酸鹽巖碳氧同位素時發(fā)現(xiàn)，相對穩(wěn)定的沉積環(huán)境會導致碳氧同位素具有良好的相關性[53]。因此，利用碳氧同位素的相關性這一標準來判斷分析結果是否保留數據原始性時，需要結合研究區(qū)實際的沉積環(huán)境條件。

表2 部分主量、微量元素分析結果

注：w(·)為元素含量(質量分數，下同)。

研究區(qū)所采集的樣品屬于古近系湖相碳酸鹽巖，地層年代較新，且19件巖石樣品的δ18O值均大于-10‰。因此，可以認為研究區(qū)樣品的碳氧同位素數據受到同位素分餾效應較弱，基本保留了數據原始性。山東平邑盆地古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖碳氧同位素分析結果如下：碳同位素平均值為-2.9‰，大部分為-3.5‰～-2.5‰；氧同位素平均值為-7.6‰，大部分為-8.5‰～-8.0‰及-7.5‰～-6.5‰。

3 沉積環(huán)境分析

3.1 湖泊水體封閉性與開放性

碳酸鹽巖中碳氧同位素的相互變化在一定程度上可以顯示出湖泊的不同特點，不同湖泊的碳氧同位素組成具有唯一性[54]。若湖泊的水文條件相對開放，則此時水體交替速度快，停留時間短，其碳氧同位素受當時注入水的影響較大，形成的碳酸鹽巖碳同位素和氧同位素變化是獨立的，碳氧同位素的相關系數就會??；反之，若湖泊的水文條件相對封閉，注入水量小，停留時間長，其碳氧同位素變化基本受蒸發(fā)作用及湖泊水體大小的影響，碳氧同位素的變化具有聯(lián)動性，碳氧同位素的相關系數就會大[16,22,26,54-57]。因此，依據碳酸鹽巖中碳氧同位素的變化情況，可以判斷湖泊水體的封閉性與開放性。

Talbot通過研究不同時代湖泊水體變化時發(fā)現(xiàn)，碳氧同位素的相關系數(r)大于0.7且氧同位素變化波動較大時，湖泊水體處于封閉狀態(tài)[54](圖3)。國內學者在相關研究中也有類似的發(fā)現(xiàn)[16,26,55]。圖4、5分別是根據平邑盆地古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖中碳氧同位素制作的散點圖和垂向曲線。圖4中碳氧同位素的相關系數為0.73，顯示較強的相關性，且δ18O值為-9.0‰～-6.0‰，波動較大。從圖5可以看出，碳氧同位素整體上變化趨勢基本吻合，曲線顯示出較強的相關性。綜上所述，平邑盆地在這一時期所形成的湖泊水體具有停留時間長的封閉性特點。

坦桑尼亞魯克瓦湖(Rukwa)有4個樣品，r=0.95；加納博蘇姆推湖(Bosumtwi)有12個樣品，r=0.97；肯尼亞與坦桑尼亞交界的納特龍—麥加迪湖(Natron-Magadi)有19個樣品，r=0.64；美國大鹽湖(The Great Salt Lake)有27個樣品，r=0.87；英國奧卡迪亞湖盆(Orcadian Basin)有12個樣品，r=0.93；以上數據引自文獻[54]。中國山東平邑盆地有19個樣品，r=0.73圖3 封閉湖盆碳酸鹽巖碳氧同位素相關性Fig.3 Correlation of Carbon and Oxygen Isotopes for Carbonate Rocks from Closed Lakes

圖4 平邑盆地碳酸鹽巖碳氧同位素相關性Fig.4 Correlation of Carbon and Oxygen Isotopes for Carbonate Rocks in Pingyi Basin

圖5 δ13C、δ18O、Sr/Ba和Mg/Ca值隨深度變化特征Fig.5 Variation Characteristics of δ13C and δ18O Values, and Sr/Ba and Mg/Ca Ratios with Depth

3.2 古鹽度

前人在研究不同區(qū)域的碳酸鹽巖時發(fā)現(xiàn)，Sr和Ba含量對古鹽度的變化比較敏感[28,58-60]。因此，Sr/Ba值常用于區(qū)分淡水和鹽水。根據實驗數據繪制的平邑盆地碳酸鹽巖Sr/Ba值變化曲線如圖5所示。通常Sr/Ba值大于1被認為是咸水，Sr/Ba值小于1被認為是淡水[58-60]。研究區(qū)碳酸鹽巖Sr/Ba值主要為0.25～31.55，平均值為14.10，遠大于1，反映了研究區(qū)在卞橋組沉積時期的湖水為咸水。平邑盆地在卞橋組中發(fā)現(xiàn)石膏礦層[30,37-39]，張礦明等在研究中也發(fā)現(xiàn)有孔蟲類及腹足類螺化石[34]，表明平邑盆地在卞橋組沉積時期的水體應該為咸水，與地球化學分析結果相符。

卞橋組一段下部地層(第3～10層)的碳酸鹽巖Sr/Ba平均值為12.8，中部地層(第11～17層)的碳酸鹽巖Sr/Ba平均值為14.3，上部地層(第18～23層)的碳酸鹽巖Sr/Ba平均值為16.5，說明卞橋組一段碳酸鹽巖Sr/Ba值自下而上逐漸增加。從圖5中Sr/Ba值變化曲線也可發(fā)現(xiàn)相同的變化趨勢。因此，可以認為隨著地層逐漸變新，平邑盆地的古鹽度呈現(xiàn)逐漸增加的趨勢(圖6)。

圖6 δ18O值、古鹽度、蒸發(fā)量/降雨量和古氣候隨深度變化特征Fig.6 Variation Characteristics of δ18O Values, Paleosalinity, Evaporation/Precipitation and Paleoclimate with Depth

3.3 古氣候

溫度對δ18O值的影響遠遠超過溫度對δ13C值的影響[23-35,61-62],因此，利用氧同位素作為恢復古溫度的手段是十分有效的。對于一個封閉湖泊來說，注入水(降雨量)與蒸發(fā)量之間的平衡控制著氧同位素的變化[54]。隨著蒸發(fā)作用的增強，水體中較多16O逸出，從而使碳酸鹽巖中18O增加[26,54-55]。因此，根據δ18O值變化可以反映當時湖盆的蒸發(fā)量/降雨量變化，進而能夠推斷出當時湖盆的氣候變化。

卞橋組一段下部地層(第3～10層)的碳酸鹽巖δ18O平均值為-8.2‰，中部地層(第11～17層)的碳酸鹽巖δ18O平均值為-7.5‰，上部地層(第18～23層)的碳酸鹽巖δ18O平均值為-6.7‰。卞橋組一段下部地層的δ18O平均值小于上部地層的δ18O平均值，由此可以認為下部地層的蒸發(fā)量/降雨量小于上部地層的蒸發(fā)量/降雨量，根據圖5中氧同位素變化曲線也可以看出這個特征。因此，可以認為隨著地層變新，湖盆的蒸發(fā)量/降雨量逐漸增加(圖6)。

國內學者在研究中發(fā)現(xiàn)，碳酸鹽巖Mg/Ca值會受到古氣候的影響[58-59,63]。Mg/Ca值高，斜率陡，數值變化起伏大，指示干熱氣候；而Mg/Ca值低，斜率緩，數值變化較平穩(wěn)，指示潮濕氣候[58-59]。然而，在運用Mg/Ca值分析古氣候變化時，需要考慮地層中堿層影響。王隨繼等在研究泌陽凹陷核桃園組地層時發(fā)現(xiàn)，堿層中鈉鹽開始沉淀時，會使Mg/Ca值出現(xiàn)低值，甚至極低值，這會影響Mg/Ca值分析結果[64]。X射線衍射分析表明，研究區(qū)樣品K2O平均含量為0.17%，最高值僅為0.54%，Na2O平均含量小于0.01%，可判斷研究區(qū)巖層為非堿層。因此，可以使用Mg/Ca值判斷研究區(qū)的古氣候條件。

卞橋組一段碳酸鹽巖中Mg/Ca值主要為0.004 2～0.011 9，變化范圍較大。具體到不同的層段，碳酸鹽巖Mg/Ca值變化具有不同的特征。下部地層(第3～10層)的碳酸鹽巖中Mg/Ca平均值為0.005 5，最大值為0.006 8，最小值為0.004 5；Mg/Ca值變化起伏不大(圖5)，可以判斷出此時湖盆處于潮濕環(huán)境(圖6)。中部地層(第11～17層)的碳酸鹽巖中Mg/Ca平均值為0.006 7，最大值為0.011 9，最小值為0.004 5；從圖5可以看出，第12、17層碳酸鹽巖中Mg/Ca值出現(xiàn)高值，有明顯的數值變化，應為干熱環(huán)境(圖6)；第13～16層碳酸鹽巖中Mg/Ca平均值為0.004 9，最大值為0.005 5，最小值為0.004 5，Mg/Ca值變化較小，應為潮濕環(huán)境(圖6)；由此可以判斷出中部地層的湖盆應處于半干熱環(huán)境。上部地層(第18～23層)碳酸鹽巖中Mg/Ca平均值為0.006 2，最大值為0.009 1，最小值為0.004 2；從圖5可以看出，Mg/Ca值變化起伏較大，斜率陡，可以判斷此時湖盆應處于干熱環(huán)境(圖6)。

綜上所述，氧同位素及Mg/Ca值變化曲線大體上可以將平邑盆地這一時期的古氣候環(huán)境劃分為3個階段，即潮濕環(huán)境→半干熱環(huán)境→干熱環(huán)境(圖6)。

3.4 古水體環(huán)境

由于湖泊水體相較于海洋水體整體較小，所以湖相碳酸鹽巖對陸源注入、水動力條件、水體漲落等水體環(huán)境變化非常敏感[29-31,33-35,54]。因此，通過對卞橋組一段的巖性變化及顯微特征進行分析，能夠推斷出當時湖盆的古水體環(huán)境演變。平邑盆地柏林剖面的巖性從地層底部到頂部整體變化依次為粗碎屑巖、核形石灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r、顆?；?guī)r、泥晶灰?guī)r/泥灰?guī)r。根據巖性序列垂向演化特征，可以大致推斷出在卞橋組一段沉積時期，湖盆水動力隨著地層逐漸變新而減弱。此外，具體到卞橋組一段的不同層段還能夠發(fā)現(xiàn)其巖性變化有著明顯的區(qū)別和特點。

卞橋組一段下部地層(第3～14層)底部主要巖性為粗碎屑巖、核形石灰?guī)r，中部巖性變化為生物碎屑巖、顆?；?guī)r，再到頂部主要由泥晶灰?guī)r構成(圖2)，反映出此時湖盆水體環(huán)境逐漸加深，水動力逐漸減弱。從顯微特征上看，第3～9層主要為亮晶充填，富含生物碎屑及藻類化石[圖7(a)]，第7～9層發(fā)育大量核形石，顆粒較大且呈多層規(guī)則紋層[圖7(b)]，具復合核心的特點，反映出此時湖盆水體屬于高能環(huán)境；第12～14層均為泥晶充填，且核形石發(fā)育數量較少，紋層具有無規(guī)則且呈團塊狀的特點[圖7(c)]，說明此時水動力已經減弱，湖盆水體屬于低能環(huán)境。

卞橋組一段上部地層(第16～23層)巖性發(fā)育較為復雜，主要巖石類型為泥晶灰?guī)r、泥灰?guī)r，中間夾雜砂屑灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r、礫屑灰?guī)r(圖2)。巖性的快速變化反映出湖盆在該時期水體環(huán)境變化較大。從薄片顯微特征來看，第16～23層多為泥晶充填，說明此時水動力已經減弱，湖盆水體屬于低能環(huán)境。卞橋組一段上部地層(第16～23層)發(fā)育的核形石數量較下部地層(第3～14層)少，且核形石的外形多不規(guī)則，呈凝塊狀紋層[圖7(d)、(e)]，個別地層能發(fā)現(xiàn)輪藻化石[圖7(f)]，這也說明了此時的湖盆水體處于低能環(huán)境。

4 結 語

(1)山東平邑盆地古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖碳氧同位素相關系數為0.73，說明平邑盆地在古近系沉積時期是水體停留時間較長的封閉性湖泊系統(tǒng)。

(2)根據Sr/Ba值可以認為平邑盆地古近系沉積時期水介質主要為咸水環(huán)境；隨著地層逐漸變新，古鹽度呈現(xiàn)逐漸增加的趨勢。

(3)氧同位素及Mg/Ca值反映平邑盆地古近系沉積時期的古氣候共經歷潮濕環(huán)境→半干熱環(huán)境→干熱環(huán)境3個階段。

(4)通過巖性垂向序列演化及薄片特征可以推斷出平邑盆地古近系卞橋組一段沉積時期的水動力條件為：隨著地層逐漸變新，水動力條件逐漸減弱，湖盆水體逐漸由高能轉入低能環(huán)境。

圖7 湖相碳酸鹽巖顯微照片F(xiàn)ig.7 Microphotographs of Lacustrine Carbonate Rocks