松遼盆地大慶長垣南端上白堊統四方臺組古環境特征及演化

申林，劉招君，胡菲，李建國，趙丁名，萬濤

1.吉林大學地球科學學院，長春130061； 2.吉林省油頁巖與共生能源礦產重點實驗室，長春130061； 3.中國地質調查局天津地質調查中心，天津 300170

0 引言

松遼盆地是中國大型中新生代含油氣盆地之一，具有典型的陸相沉積特征。松遼盆地處于119°40′～128°24′E，42°25′～49°23′N，整體呈北東向展布。通過近幾十年的油氣勘探，松遼盆地的研究程度有了很大提高。前人對松遼盆地的氣候變化開展了大量的研究，青山口組沉積時期氣候溫暖濕潤，姚家組和嫩江組一、二段時期氣候變冷，嫩江組三至五段、四方臺組和明水組時期氣候波動較大[1-3]。

前人對松遼盆地上白堊統古環境的研究多集中于青山口組、嫩江組[4]，對于四方臺組古環境的研究較少。近年來，在松遼盆地北部四方臺組中發現了砂巖型鈾礦，對于四方臺組的研究逐漸增多，但前人的研究主要針對巖石學特征[5]、沉積相特征[6]、物源特征[7]及層序沉積特征[8-9]等，缺乏對四方臺組時期古環境的研究。筆者在前人研究成果的基礎上，依托巖芯和測井資料，結合四方臺組泥巖樣品地球化學測試分析，揭示四方臺組層序地層特征及層序格架內不同時期的古氣候特征、古水體氧化還原性及演化趨勢，這對該地區砂巖型鈾礦沉積環境研究具有指導意義。

1 區域地質概況

松遼盆地橫跨三省一區(黑龍江、吉林、遼寧和內蒙古自治區)，是具有下斷上坳特征的大型裂谷盆地。松遼盆地北部是指盆地的黑龍江省部分，面積為11.95×104km2[10]。松遼盆地自三疊紀以來經歷了熱隆張裂剝蝕階段、裂陷階段、坳陷階段、萎縮階段和差異運動階段。四方臺組時期處于構造反轉階段，松遼盆地整體抬升，湖盆萎縮，盆地發生掀斜反轉[11-12]。研究區位于中央坳陷區的大慶長垣南端，面積約為500 km2(圖1)。研究區內四方臺組物源主要為來自張廣才嶺、吉黑東部及盆地東南部地區的中高級變質巖[13]。四方臺組地層形成于松遼盆地萎縮時期，巖性以灰色、灰綠色和棕紅色泥巖為主[14]。

圖1 研究區區域位置Fig.1 Location of study area

2 取樣和測試

本文樣品取自7D-1井，從下至上依次鉆遇嫩江組、四方臺組、明水組和第四系。7D-1井位于研究區中心區域，目的層四方臺組發育完整。對四方臺組泥巖進行系統取樣，取樣深度為161.1 m～264.06 m，巖石樣品新鮮，共計33個樣品。首先將泥巖樣品研磨至200目。主量元素的測定應用飛利浦 PW2404射線熒光光譜儀完成(測試方法依據GB/T14506.28-93標準)。本次測試的主量元素主要為SiO2、Al2O3、FeO、Fe2O3、CaO、Na2O和K2O，測試樣品采用國際標樣和平行樣進行結果檢測，測定結果的誤差<5%。微量元素和稀土元素的測定應用高分辨率電感耦合等離子體質譜儀(HR-ICP-MS)(Thermo Scientific X系列)完成(測試方法依據DZ / T 0223-2001標準)。微量元素測試了V、Ni、Cr和Sr等10種元素，稀土元素測試了Ce、Dy等14種元素。樣品采用國際標樣和平行樣進行結果檢測，誤差<10%。以上測試在核工業北京地質研究院完成。

3 層序地層特征

本文主要通過巖性組合和測井曲線識別層序和體系域。

3.1 三級層序

層序是指一套相對整一的，成因上有聯系的，頂底以不整合面或與之相當的整合面為界的地層單元。層序反映沉降速率和沉積速率的變化,與沉積環境的演變密不可分。層序界面在垂向上表現為沉積相(亞相)的轉變，平面上表現為沉積相(亞相)的遷移[15]。筆者主要通過巖性組合和測井特征識別沉積相帶轉換面，它往往代表不整合面，是三級層序的重要識別標志。SQ1底界為四方臺組底部的沉積相帶轉換面，表現為界面之下為湖泊相紅棕色、紅褐色泥巖或灰色泥巖，局部夾灰色粉砂巖，界面之上突變為辮狀河相灰色或灰綠色厚層砂巖。在SQ1底界附近自然電位曲線和電阻率曲線出現較大幅度的變化(坎值)，表現為自然電位曲線降低，電阻率曲線升高。SQ2底界為一河道侵蝕沖刷面，界面之下為灰色、灰綠色、紅棕色泥巖夾粉砂巖的泛濫平原沉積，界面之上為灰色、灰綠色砂巖的河床沉積，界面處常見沖刷構造，自然電位曲線和電阻率曲線在界面處變化較大(圖2)。

3.2 體系域

體系域相當于四級層序。一個完整的層序包括低水位體系域(LST)、水進體系域(TST)、高水位體系域(HST)和水退體系域(RST)[16]。不同體系域之間的巖石組合特征、測井曲線特征及準層序組疊加方式差別較大。低水位體系域由單層厚度較大的砂巖或含礫砂巖組成，自然電位值較低，電阻率值較高，準層序組疊加方式以加積為主；水進體系域由粒度向上變細、巖層厚度向上變薄的砂巖、粉砂巖和粉砂質泥巖組成，自然電位值逐漸增大，電阻率值逐漸減小，準層序組疊加方式以退積為主；高水位體系域由粒度較細的粉砂質泥巖、泥巖組成，局部夾薄層砂巖，自然電位值較高，電阻率值較低，準層序組疊加方式以加積為主；水退體系域由粉砂巖、粉砂質泥巖、泥質粉砂巖和泥巖組成，自然電位曲線逐漸減小，電阻率曲線逐漸增大，準層序組疊加方式以進積為主(圖2)。

4 古沉積環境

研究區內發育辮狀河相和曲流河相。辮狀河具有二元結構，以側向加積為主，其底部側向加積所占比例多>50%，自然電位和視電阻率曲線多呈高幅箱型、齒化箱型(圖2)。研究區辮狀河相發育在層序1(SQ1)低水位體系域中，包括河床和泛濫平原兩個亞相。河床可進一步劃分為河床滯留沉積和心灘，河床滯留沉積以粗砂巖、含礫中、粗砂巖為主(圖3a)，心灘以細砂巖為主，常見沖刷構造，發育槽狀交錯層理、楔狀交錯層理和變形層理等。泛濫平原亞相由粉砂巖、泥質粉砂巖、粉砂質泥巖和泥巖組成，發育水平層理(圖3b)。

曲流河在研究區廣泛發育，具有典型的二元結構，以垂向加積為主，垂向加積比例多>50%，自然電位和視電阻率曲線主要呈鐘型，且幅值相對比辮狀河小(圖2)。曲流河相可以劃分為河床和泛濫平原亞相，河床進一步劃分為河床滯留沉積和邊灘，河床滯留沉積以含礫細砂巖為主，邊灘以細砂巖為主。泛濫平原亞相進一步分為河漫灘、河漫湖泊和決口扇微相。河漫灘沉積以泥質粉砂巖為主，發育波狀層理(圖3c)和變形層理等；河漫湖泊以大段泥巖、粉砂質泥巖為主，發育水平層理和塊狀構造；決口扇沉積以細砂巖為主，可見變形層理(圖3d)和槽狀交錯層理。

研究區內河道砂體與泛濫平原沉積交替出現，形成泥-砂-泥互層的結構。垂向上，SQ1低水位體系域為辮狀河沉積，以河床為主，局部發育泛濫平原沉積；水進體系域開始過渡為曲流河沉積，以河漫灘為主，局部發育曲流河河床和河漫湖泊沉積；高水位體系域時期，以河漫湖泊沉積為主，局部發育決口扇沉積；水退體系域時期以河漫灘沉積為主(圖2)。SQ2的沉積演化與SQ1類似，部分地區不發育水退體系域沉積。平面上，SQ1低水位體系域時期，研究區內為辮狀河沉積，河床沿西北-東南方向分布；水進體系域時期過渡為曲流河沉積，河床兩側開始出現河漫湖泊沉積；高水位體系域時期河流曲度加大，開始出現決口扇沉積，河漫湖泊沉積較為發育；水退體系域時期零星發育決口扇沉積，河漫湖泊沉積發育。7D-1井位于研究區中心位置，發育有辮狀河河床、河漫灘和河漫湖泊沉積等多種沉積微相，對于研究古環境演化具有典型性(圖4)。

圖2 松遼盆地北部167D27--2井—168D--2井層序地層格架與沉積相連井剖面圖Fig.2 Sequence stratigraphic framework and sedimentary facies connecting-well profile between Well 167D27--2 and Well 168D--2 in northern Songliao Basin

圖3 河流相巖芯典型現象照片Fig.3 Photographs of typical fluvial facies cores

5 地球化學特征

主量元素測試了SiO2、Al2O3、Fe2O3、CaO、Na2O、K2O和FeO，其中SiO2和Al2O3含量最多，平均含量分別為63.01%和15.55%。同時含有少量的Fe2O3、K2O和Na2O，平均含量分別為5.00%、2.74%和2.02%(表1)。微量元素檢測了V、Ni、Cr和Sr等10種元素，以上地殼頁巖元素豐度(UCC)作為標準值，通過樣品與標準值的比值獲得富集指數，富集指數>1指示該元素富集，富集指數<1指示該元素虧損。分析結果表明，Cr元素富集，Sr元素虧損，Cu和U元素豐度分布離散(圖5a)(表1)。稀土元素共檢測出Ce、Dy、Er和Eu等14種元素，其中La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu為輕稀土元素，Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu為重稀土元素。采用球粒隕石稀土元素含量作為標準對樣品進行標準化。測試結果表明，四方臺組泥巖稀土元素總量(∑REE)為(383.29～833.02)×10-6，平均值為611.20×10-6。輕稀土總量為(302.38～652.43)×10-6，平均值為485.44×10-6。重稀土總量為(80.9～180.59)×10-6，平均值為125.76×10-6。通過稀土元素球粒隕石標準值配分模式圖可以看出，La-Eu段輕稀土元素相對富集，曲線較陡；Gd-Lu段重稀土元素曲線較為平緩，Tm明顯負異常(圖5b)(表2)。

表1 主量元素和微量元素含量

圖4 層序1沉積相平面圖Fig.4 Sedimentary facies distribution of Sequence 1

圖5 微量元素上地殼標準化蛛網圖(a)和稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖(b)Fig.5 Upper crust-normalized trace element spidergrams(a) and chondrite-normalized REE distribution patterns(b)

6 古氣候

前人研究表明，不同沉積環境具有不同的水動力條件、溫度、鹽度和生物特征，在不同環境中元素的聚集規律也有所不同[17]。古氣候在局部地區內通常不會發生較大的改變，因此可以選取研究區內的一口鉆井，通過對泥巖元素及其比值的研究分析沉積巖形成環境，重建研究區內的古氣候條件。

6.1 主量元素

化學風化指數(CIA)可以較好地定量表示硅酸鹽巖的化學風化強度:

CIA=Al2O3/[(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]×100

(1)

式中:CaO*代表硅酸鹽巖中的CaO含量[18]。

研究區的CIA風化指數值為67.25～74.47，平均為72.55(表3)，可以定義本區化學風化作用為中等強度[19]。四方臺組泥巖樣品的CIA值呈波動變化(圖6)，還需借助其他地球化學參數對古氣候變化進行更精細的解釋。溫暖濕潤環境下，淋溶作用較強，易溶物質大量遷移導致Al富集，并以Al2O3的形式保留下來。SiO2的變化規律和Al2O3的變化規律相反，在干旱氣候環境下最易富集。故SiO2/Al2O3值越高，反映沉積環境越干旱。當SiO2/Al2O3的值>4時,指示氣候干燥[20]。SQ1時期SiO2/Al2O3比值較高，SQ2時期SiO2/Al2O3比值降低(表3、圖6)。

6.2 微量元素

前人研究表明，Sr/Cu比值介于1.3～5.0之間時指示溫濕氣候，而>5.0指示干熱氣候[21]。SQ1時期Sr/Cu比值平均為11.41，SQ2時期Sr/Cu比值平均為10.82(表3)，反映出松遼盆地四方臺組時期處于干熱氣候，且SQ1時期干旱程度更高(圖6)。Th含量在地殼中幾乎不變，而U6+化合物可溶于水并隨地下水遷移，以U4+化合物形式沉積下來[22]。因此，氣候潮濕時鈾易被氧化遷移，Th/U比值較低。在四方臺組時期內，Th/U比值呈逐漸減小的趨勢，可能是研究區內砂巖型鈾礦發育所致(圖6)。在自然界中Rb相對穩定，Sr易淋濾散失。氣候濕潤時Sr淋濾散失導致Rb/Sr值升高[23]。SQ1時期Rb/Sr比值逐漸減小，SQ2時期Rb/Sr比值逐漸增大(圖6)。

結合CIA、SiO2/Al2O3、Sr/Cu、Th/U和Rb/Sr的變化趨勢可以發現四方臺組時期古氣候干旱炎熱，SQ1時期干旱程度高于SQ2時期。

表2 稀土元素含量

圖6 四方臺組古環境變化示意圖Fig.6 Schematic diagram of paleoenvironmental changes of Sifangtai Formation

表3 7D--1井古氣候地球化學特征

Table 3 Paleoclimatic geochemical characteristics of Well 7D--1

層序CIASr/CuTh/URb/SrSiO2/Al2O3SQ172.60 11.41 4.61 0.54 4.08 SQ272.45 10.82 5.47 0.59 3.97

7 古水體性質

7.1 古水體氧化還原性

古水體氧化還原性可以通過泥巖顏色進行簡單判別。一般認為，暗色泥巖(深灰色、灰黑色)代表沉積時為還原環境，紅棕色、紅褐色和紫褐色泥巖代表沉積時為氧化環境。SQ1的低水位體系域時期、水退體系域時期及SQ2發育大量的紅棕色、紅褐色泥巖，反映沉積時水體處于氧化環境，而SQ1的水進體系域和高水位體系域時期發育灰色、灰綠色泥巖，反映沉積時水體還原性增強。利用泥巖顏色判別水體氧化還原性存在一定的局限性，還需要綜合其他依據進行判斷。

不同氧化還原條件下的泥巖具有不同的地球化學特征。前人研究表明低V/Cr 、V/(V+Ni)、Ni/Co和U/Th比值指示富氧的水體環境[24]。V/Cr和V/(V+Ni)比值在SQ1和SQ2時期相差不大、Ni/Co比值SQ1明顯較小(表4)(圖6)，反映出四方臺組時期水體處于氧化還原過渡-氧化環境，SQ1水體氧化性更強。Ce異常也可以反映古水體氧化還原條件變化，氧化環境中表現為Ce負異常，還原環境下表現為Ce正異常[25]。SQ1時期δCe平均為0.92，SQ2時期平均為0.91(表4)，顯示出微弱的負異常，表明四方臺組時期水體處于氧化還原過渡-氧化環境。

古水體氧化還原性、古氣候和沉積環境之間具有較好的耦合關系。SQ1時期，氣候干熱，蒸發作用加劇，水體變淺，氧化性增強，河床沉積相對發育。SQ2時期氣候干旱程度降低，蒸發作用相對減弱，水體變深，氧化性減弱，以細粒泛濫平原沉積為主。

表4 7D--1井氧化還原性特征

7.2 古水體鹽度及深度

Sr/Ba值可以判別古水體鹽度。通常認為Sr/Ba比值<0.5為淡水，0.5～0.8為半咸水，>0.8為咸水沉積[26]。四方臺組泥巖樣品的Sr/Ba比值平均為0.38，說明整個四方臺組均為陸相淡水沉積。

一般來說，深水環境水動力較弱，沉積物以細粒的泥巖、粉砂質泥巖為主，水體較淺時，水動力增強，砂質沉積物含量增多。因此可以利用砂巖厚度與地層厚度之比判斷沉積時的水體深度，砂地比值高代表水體淺，砂地比值低代表水體深。通過對研究區內35口井的砂地比統計發現：SQ1低水位體系域砂地比最高，平均為0.85，水進體系域砂地比減小，平均為0.63，高水位體系域砂地比最小，平均為0.49，水退體系域砂地比增大，為0.61。SQ2具有類似的特征。根據砂地比的統計結果可以看出，低水位體系域砂地比最高，對應著水體最淺，高水位體系域砂地比最低，對應著水體最深。低水位體系域→水進體系域→高水位體系域→水退體系域是一個基準面低→高→低的變化過程，水進體系域和高水位體系域時期基準面較高，水體較深。

8 結論

(1)松遼盆地北部四方臺組可以劃分為2個三級層序，8個四級層序，并識別出辮狀河和曲流河2種沉積以及8種沉積微相。SQ1低水位體系域時期為辮狀河相，水進體系域時期開始轉變為曲流河相。

(2)結合泥巖樣品的地球化學特征可知SQ1時期氣候干熱，水體氧化性逐漸增強；SQ2時期氣候干旱程度降低，水體氧化性減弱。

(3)古氣候、古水體氧化還原性和沉積相之間具有較好的耦合關系。氣候干熱時，蒸發作用加劇，水體變淺，水體氧化性增強，發育大量河床亞相沉積；氣候干旱程度降低時，蒸發作用減緩，水體變深，水體氧化性減弱，以泛濫平原亞相為主。