2016, Vol. 51
古近纪期间, 我国大陆主要受行星风系控制, 气候带大致成东西走向格局(刘东生等, 1998), 西部地区干旱, 东南地区在渐新世逐渐开始湿润化, 而兰州地区也逐渐由干旱转变为半干—半湿环境(孙柏年等, 2004；颉光普等, 2011)。湖泊作为新生代内陆地区重要的沉积区, 除记录着沉积环境的变化, 也记录着古湖泊水体的盐度变化(曹建廷等, 2002)。随着研究的不断深入, 古盐度的判别指标越来越多, 主要包括两类：地球化学判别指标和生物判别指标。常见的地球化学指标有生物壳体的碳、氧、锶、铀等同位素, 碳酸盐同位素, 碎屑岩地球化学等(Schmitz et al., 1997；Pekar et al., 2004；Sampei et al., 2005；Peros et al., 2007), 生物指标主要有沉积物中介形虫组合、硅藻组合、有孔虫目的生物组合、无环二醚和四醚细胞膜脂、色满类有机质、沟鞭藻孢囊等指标(Mudie et al., 2001；Hassan et al., 2009；Turich and Freeman, 2011；Wang et al., 2011), 甚至还有学者利用蜘蛛化石的腿部曲折结构来推算古盐度(Downen et al., 2016)。而国内关于古盐度的恢复方法也不断更新, 发展应用逐渐宽广, 从简单的元素含量与古盐度的线性关系、古盐度对湖岸线的控制作用、古盐度半定量确定湖泊水面变化、古盐度与沉积相之间的耦合, 到古盐度对岩石的成岩作用、储层孔隙演化等的影响, 古盐度的恢复在地质研究中变得更为必要(李翀等, 2006；文华国等, 2008；伊海生等, 2009；陈洪德等, 2011)。
1 区域地质背景兰州盆地位于青藏高原东北隅, 黄土高原西部, 为陇中盆地的次级盆地。该区位于青藏高原寒区、东部季风区及西北干旱区的自然交汇带, 气候变化显著(吴福莉等, 2015)。盆地新生代以来沉积了千余米地层, 古近系主要包括细柳沟组、野狐城组和咸水河组, 最底部的细柳沟组与白垩系河口群不整合接触(岳乐平等, 2001)。古新世期间, 盆地处于隆升剥蚀状态, 约58 Ma的古新世末, 盆地开始下陷, 接受沉积(张克信等, 2010)。其盆地发展演化受青藏高原、祁连山隆升影响显著。古新世地层沿黄河两岸分布, 以黄河北岸露头出露较好, 大致沿S201及G75道路(北北西—南南东向)为轴, 呈向斜构造出露, 向东西两侧地层逐渐变老, 并与白垩系不整合接触(图 1)。哈家嘴以南地区, 表现为东边窄西边宽, 相比道路西侧, 东侧则多被第四系覆盖, 出露至朱家井—喻家湾—高山村一线, 向北可达下街一带(颉光普, 2004)。
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图1 兰州盆地地质简图及采样位置图 Fig.1 Sketch geological map of Lanzhou Basin and location of sampling section |
由于兰州新城修建, 道路西侧的黄羊头地区出露了完整的地层剖面, 因此我们选取了该剖面作为典型。整体的地层时代及归属前人做了详细的研究工作(Qiu et al., 2001；岳乐平等, 2003)。该剖面细柳沟组以桔红色块状砂岩为主, 夹有砂质泥岩、含砾砂岩和细砾岩。砂岩为块状构造, 见槽状交错层理。野狐城组为棕红色泥岩与棕黄色砂岩互层, 下部夹有大量石膏层, 石膏呈脉状、网状穿插或顺层产出, 同时夹有灰绿色、灰白色砂岩, 细砂岩中见沙纹层理、槽状交错层理。向上石膏逐渐减少(图 2)。咸水河组下段包括韩家井组、甘家滩组。韩家井组主要为棕黄色、黄褐色砂岩夹棕红色泥岩、灰绿色砂岩及棕黄色细砾岩, 底部见冲刷面及大量泥砾, 砂岩具交错层理, 泥岩中局部见石膏晶体, 砂岩中发现巨犀及啮齿类化石, 属于南坡坪动物群, 古地磁年龄表明为29.5～31.5 Ma(Qiu et al., 2001；岳乐平等, 2001；2003；张鹏, 2015), 甘家滩组则主要为棕红色泥岩夹灰绿色泥岩、棕黄色砂岩, 棕红色泥岩中发现大量啮齿类化石, 与前人在对亭沟同一套地层发现的小哺乳动物相同, 属于峡沟动物群, 古地磁年龄为26.5 Ma(王伴月等, 2000；张鹏, 2015), 因此很容易能够对地层进行详细的划分。
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图2 泥岩X衍射图与野外照片 Fig.2 X-ray diffraction pattern of mudstone and field pictures |
沉积相研究表明, 该剖面细柳沟组为冲积扇三角洲、主要为桔红色砂岩与砾岩互层, 野狐城组主要为浅湖相、三角洲相, 韩家井组为河流相沉积、甘家滩组为浅湖相、三角洲相沉积(岳乐平等, 2003)。我们对各个组均进行了分段采样, 针对砂岩层及泥岩层实行隔层采样, 并对其中的砂质泥岩、粉砂质泥岩及泥岩样品, 进行系统的地球化学分析, 来确定兰州盆地古近系古盐度特征。
2.2 分析测试样品的主微量元素的分析测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成, 仪器主要为ZSX PrimusⅡ型X射线荧光光谱仪和Agilent7500a等离子质谱仪上完成。泥岩的X衍射在西安地质矿产研究所实验测试中心的D/max-2500 X射线衍射仪上完成。
3 古盐度恢复方法除生物指标外, 应用较广的是生物壳体的同位素和碎屑岩的地球化学参数(Schmitz et al., 1997；Mudie et al., 2001；曹建廷等, 2002；Pekar et al., 2004；Sampei et al., 2005；Peros et al., 2007；Hassan et al., 2009；Turich and Freeman, 2011；Wang et al., 2011；Downen et al., 2016), 而内陆湖泊古盐度恢复的方法主要以碎屑岩元素比值、碳、氧、锶等同位素及硼法为主。本文选用硼元素法, 结合元素比值法共同反映兰州盆地古近系古盐度变化特征。
3.1 硼元素法硼元素是对沉积介质最为敏感的元素之一, 也是一直以来应用最广的方法(Zheng et al., 2016)。研究表明沉积物中硼浓度是水体古盐度的函数, 因此沉积物沉积时的古盐度可以通过测定硼含量来反演(Walker and Price, 1963)。而Adams(1965)和Couch(1971)将Walker(Walker and Price, 1963)古盐度法进一步校验, 提出经验公式, 得出现在普遍应用的恢复法。Walker(1968)提出以“相当硼”值作为反映古盐度值的一个参数, 并拟合出K2O与校正硼含量曲线, 从曲线中查得“相当硼”含量。而根据校正B=8.5×B样品/K2O样品(Walker and Price, 1963), 可以很容易从实验结果中算得校正硼。Adams(1965)又进一步推导出古盐度的计算公式：y=0.097 7x-7.043(y为古盐度, x为“相当硼”值), 但这些参数均是针对以伊利石为主的泥岩提出的。而对于成分复杂的泥岩, 除含伊利石外还含有高岭石、蒙脱石等, 这些粘土矿物均对硼元素有强烈的吸附作用, Adams(1965)得出的结果在非伊利石粘土岩区域出现较大偏差, 因此Couch(1971)很快提出了利用多矿物泥岩计算古盐度的方法。
Sp=10(lgB′-0.11)/1.28
式中, Sp为古盐度, B′为校正硼质量百分含量。
B′=B样品/(4Xi+2Xm+Xk)
式中, Xi、Xm、Xk分别为样品中伊利石、蒙脱石和高岭石百分含量。
3.2 B/Ga比值法Ga元素不同于B元素, Ga的活动性差, 迁移能力弱, 它在淡水环境下形成的岩石中比在海洋环境形成的岩石更容易富集, 此外Ga同时也是很好的指示剂, 当水体介质为pH=5的弱酸环境时, Ga的氢氧化物很容易沉淀。而B的活动性强, 属于不稳定元素, 在水体中可发生长距离搬运, 因此二者的特性使得B/Ga比值显示出与古盐度很好的曲线关系(程安进, 1994)。
3.3 Sr/Ba比值法除了典型的与硼元素有关的方法外, 其他元素也显示出与古盐度一致的变化特征, 以Sr/Ba值反演古盐度的应用最多(郑荣才等, 1999；李智超等, 2015)。随着盐度的不断升高, Ba元素首先以BaSO4盐类的形式析出, 其次Sr才会以SrSO4形成沉淀。Sr含量与Sr/Ba比值与古盐度显示出很好的相关性, 因此恢复沉积物中Sr、Ba值也可以推测当时古环境中的盐度的变化。
4 古盐度变化特征对于伊利石为主的细屑岩, Adams古盐度计算法就足以反映其沉积物所处环境的古盐度特征(李智超等, 2015), 对于粘土成分复杂地区, 使用Couch法被认为是最有效的方法。研究显示排除粒度大小、复杂粘土组成, Adams法和Couch法二者同时应用于不同地区不同环境下计算出的古盐度基本一致, 而且相关性很好(赵永胜等, 1998；陈洪德等, 2011)。而实际地质情况复杂, 即使应用很广的Couch法, 在遇见伊/蒙混层地区也不适用(王昌勇等, 2014), 所以还需结合更多的方法来共同恢复。
根据Walker(1968)“相当硼”值的判别结果(300×10-6～400×10-6 为正常海咸水环境, 200×10-6～300×10-6 为半咸水, 小于200×10-6 为微咸水—淡水沉积), 可以从 表 1看出, 本次对黄羊头剖面古近系泥岩、砂质泥岩10件样品进行分析测试, 算出的“相当硼”含量为161×10-6～215×10-6, 平均为193×10-6, 整体属于微咸水—淡水沉积环境, 局部层段的泥岩值超过200×10-6, 为半咸水环境。
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表 1 兰州盆地古盐度及元素计算数据 Table 1 The calculated data of elements and paleosalinity |
进一步计算出的黄羊头剖面细柳沟组、野狐城组和咸水河组下段泥岩古盐度结果显示：Adams法算出的盐度值在8.69‰～13.96‰之间, 平均值为11.8‰；Couch法算出的古盐度值在8.21‰～12.83‰之间, 平均值为10.8‰。根据古盐度划分标准, 大于35‰为超咸水, 25‰～35%为咸水, 10‰～25‰为半咸水, 小于10‰为微咸水—淡水, 可以看出Adams法和Couch法算出的结果基本一致, 大部分样品整体属于半咸水环境, 同时存在微咸水—淡水环境样品, 但未出现咸水及以上样品。
从B/Ga比值及Sr/Ba比值判断古盐度, 可以看出, 样品B/Ga值为3.82～5.57, 平均为4.6。根据B/Ga比值小于4代表淡水, 大于7代表海水, 结果表明该区古近系为淡水—半咸水环境。Sr/Ba值在0.33～1.62, 平均0.57, 小于0.5为淡水, 0.5～0.8为半咸水, 大于0.8为咸水沉积, 平均值结果显示半咸水沉积环境特征。
5 讨 论泥岩恢复的古盐度作为陆相湖泊重要的沉积环境判别标志之一, 对于研究兰州地区古近系水体变化提供了良好的依据。古近系细柳沟组、野狐城组和咸水河组泥岩以三角洲沉积和湖泊沉积为主, 通过B元素法及元素比值法, 可以看出兰州盆地古近系为内陆淡水—半咸水湖泊, 含有多层石膏层, 与白云岩发育的内陆湖盆所反映的咸水—干旱环境相似。
相当硼平均值含量为193×10-6, 接近200×10-6, 并以此值为界上下浮动, 一方面说明了兰州地区古近系湖盆水体不断变化, 导致古盐度发生变化, 另一方面也暗示了虽然该期湖盆整体属于淡水—微咸水环境, 但气候可能已经变得干旱了。
Adams法算出的古盐度值与Couch法算出的古盐度值基本一致, 古盐度值的结果可靠, 而经常引起二者差异的主要原因是粘土矿物的成分。为此需要考虑泥岩、砂质泥岩样品的原始成分变化, 通过计算ICV值(成分变异指数)(Cox et al., 1995), 发现样品的ICV值为1.26～1.56, 平均为1.39, 整体的ICV值接近于1, 说明了样品中粘土矿物含量高。同时考虑古盐度计算中用到的K2O含量, 又计算了K2O/Al2O3比值(0.20～0.24), 平均值为0.23, 整体小于0.3, 说明并未受钾长石等碎屑矿物影响, 主要还是受粘土矿物本身影响。泥岩滴稀盐酸剧烈反应, 说明含有大量方解石, 镜下分析夹层细砂岩发现, 砂岩除含有大量粘土杂基以外, 含有大量方解石胶结物。同时泥岩X衍射图谱显示, 泥岩主要由大量的石英、长石组成, 含有大量方解石, 粘土矿物以伊利石为主, 其次为绿泥石, 高岭石、蒙脱石含量少, 所以特征峰值不显著(图 2)。因此可以认为所测样品是以伊利石为主的粘土岩, 粘土矿物成分并不复杂, 考虑到Couch法多用于粘土矿物复杂且高岭石含量高的情况, 必须先转化为“高岭石硼”, 再计算古盐度, 步骤较多, 计算误差大, 所以本文采用针对以伊利石为主的泥岩提出的Adams法, 来表示兰州盆地古近系的盐度特征。
为了消除单因素硼算出的古盐度及元素测试带来的误差, 本文引用了B/Ga、Sr/Ba比值法来综合判断古盐度, 其二者结果共同表明兰州盆地古近系为淡水—半咸水环境, 很好地反映了湖盆水体盐度的变化。从Admas古盐度值与B/Ga比值和Sr/Ba比值关系图(图 3), 可以看出古盐度与B/Ga比值具有良好的正相关关系, R2=0.93。对异常点13LZ-7值的主微量及矿物组成分析发现, 其含有较高含量的石膏及白云石, 且粘土矿物含量相对低, 表现为强干旱氧化的环境, 说明该条件下古盐度值与B/Ba值存在一定偏差。研究表明古盐度与Sr/Ba比值在内陆湖盆具有良好的相关性(赵永胜等, 1998；文华国等, 2008；陈洪德等, 2011；王昌勇等, 2014；李智超等, 2015), 但从图可以看出, 兰州地区古盐度值与Sr/Ba值相关性不明显, 存在偏差非常大的样品, 以其中偏离最大的13LZ-10样品为例。该样品为灰绿色泥岩, Sr含量极高, 达747.3×10-6, 导致Sr/Ba比值达1.61, 表现出咸水环境, 而从野外产状看, 该样品位于棕红色泥岩所夹的灰绿色泥岩层中, 该套地层横向稳定性强, 发现大量生物化石, 包括轮藻、鱼类、介形虫、腹足类等, 说明当时并非是一个咸水氧化环境, 反而是一个盐度适中适合生物生存的环境, 分析表明生物壳体对Sr元素有强烈的吸附作用, 导致富含生物化石的地层Sr元素含量变高。除绿色泥岩层外, 在红色泥岩中我们也发现一定数量的鱼、介形虫等生物化石, 推测这些盐度值低而Sr含量相对高的样品是生物作用结果, 导致Sr/Ba变化较大, 与古盐度值相关性不明显。此外灰绿色泥岩所测的古盐度值与邻近棕红色泥岩所测古盐度值相近, 同时野外剖面观察发现棕红色泥岩中发育大量石膏层, 代表强烈的干旱氧化环境, 而灰绿色泥岩中却富集大量的生物化石, 推测大量的石膏很可能为后期产物, 而并不是当时干旱气候下的产物。
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图3 古盐度值与B/Ga、Sr/Ba关系图 Fig.3 The relation between paleosalinity and B/Ga, Sr/Ba in Lanzhou Basin |
从Ga-B-Rb元素三角图(大森昌卫等, 1980), 来分析泥岩样品所反映的大环境, 结果显示兰州盆地古近系为内陆微咸水—淡水湖泊, 接近过渡区边缘(图 4), 局部层位处于半咸水环境, 与上述Walker(1968)“相当硼”、Adam法和Couch法算出的盐度值、B/Ga值及Sr/Ba值所反映的环境完全一致, 即兰州盆地古近系处于半咸水—淡水湖泊环境, 测试分析数据可信。
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图4 Ga-B-Rb元素三角图 Fig.4 Triangle of gallium, boron, rubidium content |
从野外剖面观察我们发现, 兰州古近纪泥岩地层以棕红色、褐色、桔黄色为主, 偶夹灰绿色泥岩条带, 且多夹有石膏层, 岩石较松散, 遭受一定风化作用, 反映当时干旱氧化的环境(张文防等, 2012)。为此我们利用CIA(风化指数)来判断泥岩沉积时的背景气候。根据Nesbitt and Young(1982)提出的, 50～65为寒冷、干燥气候条件下的风化；65～85为温暖、湿润条件下的中等风化；85～100为炎热、潮湿的热带亚热带条件下强烈风化(王昌勇等, 2014)。我们计算了泥岩样品的CIA值, 为61.0～71.3之间, 平均为66.4, 说明了整体气候处于温暖潮湿, 但是并不是典型温暖湿润气候条件, 存在一定的寒冷、干燥阶段(Nesbitt and Young, 1982)。
为进一步分析兰州盆地这一时期的环境波动, 我们做了样品垂向上的曲线变化图(图 5), 由于样品点分散较大, 并不是密集采样, 但仍可以看出一定的变化趋势。细柳沟期CIA值均大于65, 气候湿润, 以冲积扇沉积为主, 水体较浅, 盐度值较大, 到野狐城中期水体加深, 变为湖相沉积, 气候温暖湿润, 盐度值降低, 但存在一明显的CIA小值61, 说明野狐城期湿润背景下的干冷气候段, 该段时期湖盆蒸发量大于补给量, 盐度值反而升高, 但从野狐城晚期开始湖盆逐渐缩小, 变为滨湖相沉积, 到韩家井期以河流相沉积为主, 盐度值逐渐升高, 至甘家滩期再次变为浅湖相沉积, 盐度值又逐渐降低, 而CIA值从野狐城晚期就开始变小, 均小于65, 表明古近纪晚期风化程度降低, 气候逐渐变得干冷。
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图5 兰州盆地地球化学综合柱状图 Fig.5 The histogram of comprehensive geochemical analysis in Lanzhou Basin |
(1) 通过硼元素法、B/Ga比值、Sr/Ba比值法及Ga-B-Rb等方法对兰州盆地古近系古盐度进行综合分析, 结果表明兰州盆地古近系属于内陆半咸水—淡水湖泊, Adams法古盐度值在9.5‰～14.0‰之间, 平均值为11.8‰, Couch法古盐度值在8.2‰～12.8‰之间, 平均值为10.8‰, 半咸水与微咸水—淡水环境交替出现。
(2) 古盐度值与B/Ga比值存在良好的正相关关系, 古盐度值升高, B/Ga值升高, 古盐度值降低, B/Ga比值降低, B/Ga值很好地反映了当时水体盐度变化。而同时粘土含量低、气候干旱会导致样品古盐度恢复存在一定偏差。
(3) 古盐度值与Sr/Ba比值相关性差, 主要是样品中Sr含量较高, 而生物壳体对Sr元素富集作用, 直接导致样品中Sr含量升高, 进而引起样品相关性变差, 但并不影响其古盐度值的恢复。
(4) 含有大量石膏层的棕红色泥岩与生物富集的灰绿色泥岩具有相近的古盐度值, 说明了棕红色泥岩中的大量石膏主要为后期产物, 并不是当时干旱气候条件生成的。
(5) 研究表明古盐度的变化受沉积相、水体变化及气候变化综合影响。细柳沟期, 气候湿润, 以冲积扇沉积为主, 水体较浅, 盐度值较大, 到野狐城中期水体加深, 变为湖相沉积, 气候温暖湿润, 盐度值降低, 同时存在一明显的干冷气候间隙(CIA低值), 该间隙期湖盆蒸发量大于补给量, 盐度值升高, 从野狐城晚期开始湖盆逐渐缩小, 以滨湖相沉积为主, 至韩家井期以河流相为主, 盐度值升高, 到甘家滩期再次变为浅湖相, 盐度值又再次降低, 从野狐城晚期开始风化程度明显降低, 表明晚期气候逐渐变冷变干。
致谢 对参加野外工作的贲桂云、贲杭生表示感谢, 同时感谢琚婕、李正辉、吴佳林等人, 对他们的无私帮助和辛勤劳动, 特致以衷心感谢。
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