羌塘盆地雙湖地區(qū)早中侏羅世過渡期碳同位素波動及成因研究

伊海生

（成都理工大學沉積地質研究院，四川 成都 610059）

0 引言

在羌塘盆地南部邊緣分布有一套深水相黑色頁巖地層，其分布范圍西起雙湖縣帕度錯，中部經奇香錯、扎區(qū)鄉(xiāng)，東至安多縣鄂修布一帶，東西長達400千米。這一套地層巖性組合和化石面貌與北鄰臺地相雁石坪群和南部大洋相木尕崗日群構造混雜巖有明顯的不同，它以一套含菊石化石的深水斜坡相黑色頁巖為特征。劉世坤（1988）在巴嶺鄉(xiāng)索布查地區(qū)建立曲色組，地層時代歸屬下侏羅統(tǒng)土阿辛階（Toarcian）。文世宣（1979）在巴嶺鄉(xiāng)莎巧木地區(qū)建立色哇組，地層時代劃歸中侏羅統(tǒng)巴柔階（Bajocian）。陳明等（2007）實測的巴嶺鄉(xiāng)松科爾剖面，首次證實這一地區(qū)存在曲色組和色哇組連續(xù)的地層剖面。伊海生等（2005）報道的安多縣崗尼鄉(xiāng)剖面和王永勝等（2008）測制的雙湖縣多瑪鄉(xiāng)剖面，發(fā)表了大量菊石化石鑒定成果，陰家潤等（2006，2015）在這一地區(qū)發(fā)現(xiàn)的菊石化石將色哇組下界延伸至阿林階（Aalenian）。最近，我們在雙湖縣甘貝夏瑪采集的化石標本，經鑒定色哇組底部產出筆菊石科的化石，即光菊石和雕菊石，進一步證明這一地區(qū)有阿林階的存在。因此，巴嶺鄉(xiāng)一帶黑色頁巖沉積展示了一個自土阿新階（Toarcian）經阿林階（Aalenian）到巴柔階（Bajocian）連續(xù)沉積的地層序列，這也是目前所知西藏特提斯域地層時代控制程度最高的J2／J1地層界線剖面。

在一般巖石地層組一級界線剖面上下，通?？捎^察到巖相組合的轉換和古生物群落的更替，這是古地理和古海洋乃至古氣候狀態(tài)發(fā)生變革的標志，而碳同位素波動及其異常偏移是標定這些古環(huán)境變化過程和地質事件常用的方法，白堊紀Cenomanian期無機碳同位素δ13Ccarb正異常（Jarvis et al.，2006）和侏羅紀Toarcian 期有機碳同位素δ13Ckero負異常（Hesselbo et al.，2011）是這方面的典型實例。同時，在羌塘盆地南部畢洛錯地區(qū)，與這套黑色頁巖相當層位見有臺溝相油頁巖產出，這是羌塘盆地優(yōu)質烴源巖發(fā)育的層位，該研究結果可能對油氣勘探中烴源巖的評價和預測提供參考。

1 剖面位置

采樣剖面位于奇香錯南岸索布查，地理坐標北緯N 32°30′11.30″，東經E 89°52′51.13″，剖面沿南北向山溝測制，南部曲色組地層以泥晶灰?guī)r、泥質灰?guī)r出露為標志，北部色哇組地層以黑色鈣質頁巖夾含薄層狀和結核狀泥灰?guī)r為特征。采樣剖面厚度298m，下伏0～180m 為曲色組泥晶灰?guī)r，上覆180～298m為色哇組鈣質頁巖，曲色組與色哇組分界線在180m處。野外工作中按2m間距采樣，總共采集樣品148 件，其中曲色組樣品89 件，色哇組樣品59 件。

圖1 研究區(qū)位置圖Fig.1 Location of the study area

2 地層時代

實測剖面僅見菊石化石殘片，南京大學賈東等（1997）在石油地質調查工作中測量了索布查剖面，在曲色組上部采集到Asteroceras sp.，Cymbites sp.，Oxynoticeras sp.菊石化石；王永勝等（2006）在區(qū)域地質調查工作中于索布查剖面組上部石灰?guī)r段報道有菊石Dumortieria sp.，它是土阿辛階頂部levesquei 菊石帶的重要分子。在索布查剖面西側7km的松科爾剖面，陳明等（2007）在曲色組見有二個層位的菊石化石，指示土阿新階，色哇組記述有四個層位的菊石化石，時代劃歸巴柔期，并以曲色組底部（37）灰?guī)r與（38）層鈣質頁巖的巖性轉換面作為J2／J1的分界面，二者之間整合接觸，連續(xù)沉積。本文實測的索布查剖面是松科爾剖面同一套地層的東部延伸部分，根據巖性對比和區(qū)域追索，采樣剖面中曲色組地層段對應松科爾剖面（34）～（37）層，索瓦組與松科爾剖面（38）～（40）層相當。

3 分析測試

野外采集的148 件樣品，首先開展了化學分析，分別鋁（Al）和鈣（Ca）元素的含量標定石灰?guī)r和泥質巖剖面變化。選送全巖樣品在核工業(yè)北京地質研究院分析測試研究中心開展同位素分析，分析方法按DZ／T 0184.17—1997《碳酸鹽礦物或巖石中碳、氧同位素組成的磷酸法測定》規(guī)范執(zhí)行，分析單位PDB標準，誤差＜0.1‰。干酪根分離、有機元素和有機碳同位素測量由華北油田生油室完成，分析方法按《GBT 18340.2—2010 有機質穩(wěn)定碳同位素測定同位素質譜法》規(guī)范執(zhí)行，分析單位PDB標準，誤差范圍≤0.5‰。

4 無機碳（δ13Ccarb）和有機碳（δ13Ckero）的分布

實測樣品的無機碳同位素（δ13Ccarb），反映泥晶灰?guī)r、泥質灰?guī)r和鈣質泥巖中方解石礦物成分的碳同位素變化。下侏羅統(tǒng)曲色組（J1）89 件樣品的δ13Ccarb變化范圍在0.8‰～3.0‰（PDB）之間，平均值為2.1‰（PDB），中侏羅統(tǒng)色哇組（J2）59 件樣品的δ13Ccarb波動范圍在0.3‰～1.9‰之間（PDB），平均值為1.2‰（PDB）。在索布查界線剖面，曲色組（J1）比色哇組（J2）的δ13Ccarb平均值高約0.9‰（PDB），在東部安多鄂修布剖面也可以觀察到曲色組（J1）相對色哇組（J2）δ13Ccarb富集13C的特點（Yi et al.，2018），這說明在西藏羌塘地區(qū)，色哇組（J2）相對曲色組（J1）δ13Ccarb同步發(fā)生了負向偏移，這是該地區(qū)J2／J1界線δ13Ccarb普遍存在的變化形式，可作為區(qū)域或全球對比的標志。

有機質碳同位素分析采用干酪根（δ13Ckero）的測量結果，它的剖面變化形式如圖3 所示。曲色組（J1）有機碳同位素δ13Ckero變化范圍在-24.8‰～-22.2‰（PDB）之間，平均值為-23.7‰（PDB）；色哇組（J2）有機碳同位素δ13Ckero波動范圍介于-25.4‰～-23.7‰（PDB），平均值為-25.4‰（PDB）。在索布查界線剖面，干酪根碳同位素（δ13Ckero）與無機碳的碳同位素（δ13Ccarb）顯示相似的分布特點，曲色組（J1）比色哇組（J2）平均值高0.8‰（PDB）。

圖2 索布查剖面曲色組（J1）—色哇組（J2）界線巖性柱和剖面鈣（Ca）和鋁（Al）元素含量變化曲線Fig.2 Lithofacies column of the Quse Formation（J1）-Sewa Formation and depth profiles of Ca and Al element contents in the Suobucha bundary section.

圖3 索布查曲色組（J1）—色哇組（J2）界線剖面無機碳（δ13 Ccarb）和有機碳（δ13Ckero）變化曲線Fig.3 The carbon isotopic curves of inorganic carbon（δ13 Ccarb）and organic carbon（δ13 Ckero）from the Quse Formation（J1）-Sewa Formation（J2）in the Suobucha bundary section

對比觀察圖3 可以發(fā)現(xiàn)，索布查J2／J1界線剖面無論是無機碳同位素（δ13Ccarb）還是有機碳同位素（δ13Ckero）變化曲線，一般表現(xiàn)為從底到頂逐漸偏負的長周期變化的特點，但二者之間短周期變化的細節(jié)并無對應關系，δ13Ccarb與δ13Ckero正負向偏移的峰谷值，既有同步變化的也有反向變化，例如在曲色組與色哇組界線點180m 處，δ13Ckero曲線表現(xiàn)為正向波峰，而對應的δ13Ccarb曲線則呈一個波谷出現(xiàn)。

5 討論

5.1 無機碳（δ13Ccarb）變化的成因解釋

根據Romanek等（1992）對碳同位素分餾及控制因素的研究，溫度變化對方解石礦物δ13CCAL的影響很小，碳酸鹽巖中的方解石礦物組分碳同位素δ13CCAL值反映海水中重碳酸鹽離子δ13CHCO-3的高低，海水化學沉淀和生物殼體中的方解石δ13CCAL相對富集13C，二者之間可采用下述公式表示：

在現(xiàn)代海洋環(huán)境中，一般直接測量的是海水中溶解碳酸鹽DIC（DIC ＝CO2＋HCO-3＋CO2-3）的碳同位素值δ13CDIC值。在海水pH 值7.6～8.6 的范圍內和海水溫度為25℃的條件下（Pelejero et al.，2010），按Zeebe et al.（2001）平衡方程計算，海水中HCO3／DIC濃度比大于70%，因此可按下式定量計算古海水δ13CDIC值：

圖4 是根據索布查界線J2／J1剖面的全巖碳酸鹽巖樣品重建的古海水碳同位素δ13CDIC變化曲線，為了突出顯示13CDIC變化趨勢和正負向偏移的變化過程，采用Moving Median方法對原始數(shù)據進行了9階平滑處理。

曲色組沉積期古海水δ13CDIC偏正，平均值為1.05‰（PDB），色哇組偏負，δ13CDIC平均值為0.20‰，在曲色組（J1）與色哇組（J2）界線δ13CDIC急劇減小接近0 值（圖4）。

根據現(xiàn)代海洋調查，現(xiàn)代開闊大洋和邊緣海海水的δ13CDIC變化于-1‰～ ＋2.5‰（PDB）之間（Kroopnick，1985；Lin et al.，1999），海洋表面δ13CDIC偏正，δ13CDIC平均值為＋1.5‰（PDB）（Quay et al.，2003）。索布查J2／J1界線剖面δ13Ccarb大于＋0.3‰（PDB），δ13CDIC最小值為-0.7‰（PDB），實測樣品點δ13Ccarb測量值位于正常海洋值的范圍內，成巖作用影響很小，是研究西藏特提斯域侏羅紀古海洋變化的最佳地點。

海水δ13CDIC高低變化一般認為受浮游植物吸收和降解作用的控制（Schmittner et al.，2013）。海洋浮游植物，包括藍藻、綠藻、褐藻、紅藻、黃藻等，優(yōu)先從海水中吸收12C和溶解態(tài)N、P元素營建有機體，造成海表水體富集13C而虧損N和P元素，這時淺水臺地和陸棚區(qū)吸收化學沉淀和生物殼體吸收13C，導致δ13CCAL偏正；隨著海洋有機質下沉和降解，12C和N、P元素再次釋放進入海水，引起深水區(qū)海水富集12C，δ13CDIC偏負而N和P富集。浮游植物生產量愈高，則碳酸鹽巖δ13Ccarb正向偏移幅度越大。在現(xiàn)代海洋環(huán)境研究中，可采用海水中溶解N和P的濃度大小標定浮游植物生產和降解量的相對大小引起δ13CDIC的變化（Kroopnick，1985；Broecker et al.，1992）。據Ortiz 等（2000）研究，在海水深度小于200m的陸棚和臺地淺水環(huán)境，海水中溶解N 濃度與δ13CDIC具有如下關系式：

圖4 是參考這一方程計算的索布查J2／J1界線剖面古海水NO3濃度的變化曲線，海水NO3濃度單位μmol／kg。觀察圖4 可以發(fā)現(xiàn)，索布查剖面下部曲色組δ13CDIC偏正且NO3濃度低，說明曲色組沉積期海洋浮游植物繁盛，海洋有機質產量高，畢洛錯油頁巖的出現(xiàn)就是一個例證（伊海生等，2003）。與之形成對比的是，剖面上部色哇組δ13CDIC偏低，古海水NO3濃度高，反映色哇組沉積期海洋表面浮游植物產量低，或有機質降解量大，這可能是色哇組淺鉆巖心有機碳TOC含量偏低的原因。

圖4 索布查J2／J1界線剖面古海水溶解無機碳同位素（δ13 CDIC，‰）和溶解氮濃度（NO3，μmol／kg）變化曲線Fig.4 Dissolved inorganic carbon isotopes（δ13 CDIC，‰）and nitrate concentrations（NO3，μmol／kg）in paleoseawater in the Suobucha J2／J1 bundary section

5.2 有機碳（δ13Ckero）變化的成因解釋

沉積地層中有機質包括兩個來源，一是海洋表層透光帶浮游植物來源，二是河流搬運的陸地高等植物來源。據Tyson（1995）統(tǒng)計，現(xiàn)代海洋有機質碳同位素δ13Cm分布范圍在-17.5‰～-21.5‰（PDB）之間，平均值為-19.5‰（PDB），陸源有機質δ13Ct分布區(qū)間在-25.5‰～-29.3‰（PDB），平均值為-26.9‰（PDB）。一般實測全巖樣品或干酪根的碳同位素（δ13Cs）是這兩個端元組分按不同比例混合的結果。應該強調指出的是，地質歷史時期海源和陸源干酪根碳同位素還是變化的，例如新近紀之前的Ⅱ型干酪根δ13Ckero明顯偏負，變化范圍在-24‰～34‰（PDB）之間，而新近紀之后Ⅱ型干酪根δ13Ckero偏正，分布范圍在-20‰～-24‰（PDB）之間，這使得僅采用δ13Ckero值大小判別干酪根類型以及陸地和海源有機質的比例極為困難。

據Meyers等（1994）資料，海源藻類有機質C／N原子比＜10，陸地植物有機質C／N原子比一般大于20，這是目前采用全巖有機質和干酪根元素含量判別有機質來源常用的指標。索布查J2／J1界線剖面分離的干酪根有機元素C／N 含量原子比變化范圍在11～198 之間，遠大于現(xiàn)代植物群落和新生代沉積有機質C／N原子比波動區(qū)間，這可能與干酪根成熟度升高有關。據彭平安等（2008）和張輝等（2008）研究，一般海源Ⅰ型干酪根和陸源Ⅲ型干酪根按不同比例陸源混合的沉積有機質中，C 和N 損失量的差異將造成C／N 比的畸變。但是海源干酪根貧C富N、C／N比值小，而陸源干酪根富C貧N、C／N比值大的分布特點是存在的，它可以作為判斷陸源和海源有機質相對變化的一個指標。

圖5 是索布查J2／J1剖面δ13Ckero和C／N含量原子比變化曲線，為了消除異常點突出兩個有機質參數(shù)的變化趨勢，原始數(shù)據采用Moving Median程序進行了7 階平滑處理。對比觀察δ13Ckero和C／N 原子比曲線可以發(fā)現(xiàn)，曲色組下部0～100m層段C／N原子比最小，反映干酪根組分中海源有機質占比較高，曲色組上部100～180m 層段至色哇組180～300m層段，C／N 原子比在高值區(qū)波動，表明干酪根組分中陸源有機質貢獻更大。

圖5 索布查J2／J1界線剖面干酪根碳同位素（δ13 Ckero，‰）和C／N原子比值（atomic ratio）變化曲線Fig.5 Carbon isotopes and atomic Carbon／nitrogen atomic ratios curves from kerogen in the Suobucha J2／J1 bundary section

為了進一步定量計算索布查剖面海源和陸源有機質含量的變化，本文引用Jasper 等（1990）干酪根同位素的二端元質量平衡方程進行計算。設定干酪根組分中陸源和海源有機質含量分別為Ft和Fm，實測樣品有機質含量為Fs，按質量平衡方程則有如下關系式：

取索布查剖面海源有機質干酪根δm＝-22.2‰（PDB），對應的C／N 原子比為14，陸源有機質干酪根δt＝-25.4‰（PDB），對應的C／N 原子比為75，計算結果如圖6 所示。

圖6 索布查J2／J1界線剖面海洋有機質（TOCm）與陸地有機質（TOCt）相對含量變化曲線Fig.6 The relative content curves of marine（TOCm）and terrigenous organic matter（TOCt）in the Suobucha J2／J1 bundary section

觀察圖6 可以發(fā)現(xiàn)，索布查剖面自底部到頂部呈現(xiàn)陸源有機質TOCt逐漸增加而海洋有機質TOCm遞次減少的過程，這與剖面巖性由泥晶灰?guī)r過渡為泥質灰?guī)r到鈣質泥巖的巖性變化過程一致，即淺水相碳酸鹽巖富海洋有機質，而深水相鈣質泥巖富陸源有機質，海洋和陸地有機質碳同位素的差異以及混合比例的不同決定了地層剖面δ13Ckero正負向偏移。

6 結論

（1）羌塘盆地南部索布查J2／J1界線剖面碳酸鹽巖樣品δ13Ccarb顯示負異常偏移，下侏羅統(tǒng)頂曲色組δ13Ccarb偏正，平均值為2.1‰，中侏羅統(tǒng)色哇組底部δ13Ccarb偏負，平均值為1.2‰。它是這一地區(qū)J2／J1界線δ13Ccarb普遍存在的變化形式，可作為西藏特提斯域區(qū)域地層對比的標志。

（2）根據碳同位素分餾方程計算的古海水δ13CDIC和溶解NO3濃度變化曲線，提出海洋浮游植物優(yōu)先吸收輕碳同位素12C 是曲色組產生δ13Ccarb正偏的主要原因，而有機質降解釋放12C 是導致色哇組δ13Ccarb負偏和古海水NO3濃度升高的重要因素。

（3）有機質干酪根碳同位素δ13Ckero與碳酸鹽巖δ13Ccarb波動曲線可以出現(xiàn)同步變化，但也有錯位變化，這可以根據沉積地層中陸源和海源有機質碳同位素的差異和二者混合比例不同予以解釋。

（4）下侏羅統(tǒng)曲色組頂部層段δ13Ccarb值高，這是古海洋浮游植物繁盛的標志。同時，因為海洋植物吸收溶解態(tài)N和P等微量元素營建有機體，造成古海水中NO3和PO4濃度偏低。預計下侏羅統(tǒng)曲色組可產生優(yōu)質的腐泥型干酪根，是羌塘盆地南部優(yōu)質烴源巖發(fā)育的層位。

注釋：

①賈東等（1997）1：10 萬面相幅石油地質調查報告（內部資料）

②永勝等（2006）1：25 萬昂達爾錯幅區(qū)域地質調查報告（內部資料）