太康隆起上古生界稀土元素地球化学特征及其地质意义

曾秋楠, 张交东, 于炳松, 刘旭锋, 周新桂

曾秋楠, 张交东, 于炳松, 刘旭锋, 周新桂. 太康隆起上古生界稀土元素地球化学特征及其地质意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2020, 40(3): 132-143. DOI: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019122301
引用本文: 曾秋楠, 张交东, 于炳松, 刘旭锋, 周新桂. 太康隆起上古生界稀土元素地球化学特征及其地质意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2020, 40(3): 132-143. DOI: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019122301
ZENG Qiunan, ZHANG Jiaodong, YU Bingsong, LIU Xufeng, ZHOU Xingui. Geochemical characteristics of Upper Paleozoic mudstone in southern North China Basin and their geological significances[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2020, 40(3): 132-143. DOI: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019122301
Citation: ZENG Qiunan, ZHANG Jiaodong, YU Bingsong, LIU Xufeng, ZHOU Xingui. Geochemical characteristics of Upper Paleozoic mudstone in southern North China Basin and their geological significances[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2020, 40(3): 132-143. DOI: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019122301

太康隆起上古生界稀土元素地球化学特征及其地质意义

基金项目: 国家重大科技专项“大型油气田和煤层气开发”下属课题4任务6“南华北地区海陆交互相页岩气勘查评价应用试验”(2016ZX05034004-006);地质调查项目“南华北盆地上古生界油气地质调查”(DD20190095)
详细信息
    作者简介:

    曾秋楠(1988—),女,工程师,主要从事石油地质学研究,E-mail:zqn1001@foxmail.com

  • 中图分类号: P736.4

Geochemical characteristics of Upper Paleozoic mudstone in southern North China Basin and their geological significances

  • 摘要: 南华北盆地晚古生代海陆交互相暗色泥岩较为发育,是该区主要烃源岩层系之一。本文采用电感耦合等离子体质谱仪和X射线荧光光谱(XRF)对太康隆起西部地区上古生界本溪组、太原组、山西组和下石盒子组28件暗色泥岩、粉砂质泥岩样品进行了稀土元素和微量元素测试,基于稀土元素的稳定性和其对沉积水体变化的高敏感度,结合泥岩有机碳含量及宏观沉积特征,探讨太原组、山西组古沉积环境及其对有机质富集的影响。分析结果表明,太康隆起地区太原组和山西组稀土元素总量高,轻、重稀土元素分异程度相近,明显高于本溪组和下石盒子组,同时山西组具有较弱的Ce负异常和较强的Eu负异常。Ce异常表明本溪组至下石盒子组整体形成于缺氧的还原环境。ΣREE和TOC在垂向上的变化表明古气候条件经历了由干冷向温湿的转变,沉积速率先降低再增大,太原期沉积水体深,沉降速率低,环境稳定,对有机质的富集和保存有着重要的地质意义。
    Abstract: Marine and continental alternative shale of Upper Paleozoic is important as a source rock in southern North China Basin. In this paper, twenty-eight mudstone and silty mudstone samples collected from Upper Paleozoic Benxi, Taiyuan, Shanxi and Xiashihezi Formations on Taikang Uplift, southern North China Basin were analyzed for REEs and trace elements, by means of ICP-MS and XRF to investigate the characteristics of paleoenvironment and their effect on the enrichment of organic matters. The result shows that mudstone in Taiyuan and Shanxi Formations, especially the latter, has similar features of obvious Eu-anomalies and weak Ce-anomalies, higher total REE contents and higher fractionation between LREE and HREE compared with samples from the Benxi and Xiashihezi Formations. The Ce abnormity, which can be used to reveal redox of lake water, shows that the studied samples are mainly formed in a hypoxic reducing environment. Vertical distribution of ΣREE and TOC suggests a change of climate from cold-arid to warm-humid, and a variation of sedimentation rate of mudstone from high to low to high. Among the four studied Formations, the Taiyuan Formation is the one with a stable sedimentary environment of deep water and low sedimentation rate, which benefits the accumulation and preservation of organic matters.
  • 涨潮槽是全球河口普遍存在的重要地貌单元[1],其动力沉积过程直接关乎河口涨潮槽冲淤稳定与航运资源利用[2],亦可反映槽内径、潮流动力格局[3-4]。然而,近期高强度的流域-河口人类活动和由此叠加径、潮流动力转换,当前大部分河口的涨潮槽动力沉积已发生明显改变[5-7],进而引发河槽萎缩[8-10]。显然,开展涨潮槽动力沉积的研究对于维持河势稳定与保障航槽安全具有重要现实意义,并可为涨潮槽对于径、潮流动力转换响应的研究提供科学理论认识。

    近年来,国内不少学者对于涨潮槽表层沉积物粒度特征[11],沉积物输移趋势[12-14]、悬、底沙输移机制[15-16]及河槽内的沉积环境演变[17-19]等做了较多研究。然而,这些研究更多聚焦于自然驱动下的涨潮槽动力沉积过程。此外,亦有一些学者已经对自然与人类活动耦合作用下的涨潮槽表层沉积物的粒度特征和输移趋势进行了研究[14,20],但较少研究涉及大型河口涨潮槽在径、潮流转换下的动力沉积过程,尤其是长江口新桥水道的动力沉积过程。

    长江口一级分汊南支河段因扁担沙横亘其间而形成南支主槽和新桥水道。新桥水道位于崇明岛南侧,一般指扁担沙北侧上至庙港,下至堡镇港接北港的区域,其长度大约为40 km,平均宽度约为1~2 km[21]。已有研究表明,无论是洪季或枯季,新桥水道内整体展现涨潮流速、涨潮量大于落潮,呈涨潮流优势,且落潮转涨潮后流速迅速增加,这对于新桥水道内泥沙特性与运动可能具有重要影响[15]。在当前长江入海泥沙急剧减少、崇明岛南岸港工建设以及环崇明岛绿色海堤构建与河口涨潮动力有所增强的情景下[22],新桥水道的沉积环境可能会发生较大程度改变。基于此,本文以新桥水道近期采集的表层沉积物资料为基础,利用经验正交函数(EOF)分析研究新桥水道表层沉积物分布格局及其影响因素,为新桥水道开发与治理提供科学依据。

    为较全面和系统研究新桥水道动力沉积特征,课题组于2020年6月13—14日在新桥水道区域内进行表层沉积物采集(图1C),布点范围覆盖整个新桥水道,共计采集34个河床表层沉积物样品,采样期间潮汛为小潮。沉积物采用蚌式采泥器进行采集,采样的深度约为河床表层垂向向下5~10 cm。所采集的沉积物样品在实验室内均匀取 0.5~1 g 左右放入 50 mL离心管中,加 6~7 mL 浓度 30%的双氧水去除有机质并静置 24 h。随后,加入10 mL 36%~38%的浓盐酸去除碳酸钙物质并用玻璃棒搅拌使其充分反应。之后,再加蒸馏水静置 24 h 后,经离心机离心后,再吸去上层清液并重复该步骤使其pH值降至6~7。再加入 10 mL 偏磷酸钠溶液,经超声波震荡10~15 min使样品充分分散后,采用LS13320 激光粒度仪进行测试。根据美国地球物理学会(AGU)泥沙分类标准对沉积物进行粒度分类[23]。对所有样品均采用矩值法[24]计算其平均粒径(Mz)、分选系数(σ)、偏态(Sk)和峰态(Kg)4种粒度参数,并依据McManus [25]对沉积物的粒度参数进行分类分级,分析沉积物的总体特征。同时,依据Shepard分类方法对沉积物进行命名与分类[26]。此外,还收集了2020年的新桥水道海图(比例尺为1∶50 000)与南门潮位站、堡镇潮位站的逐小时实测潮位数据(2019年1月至2021年1月)。其中,海图来源为中华人民共和国海事局,潮位数据来源于上海市水文总站。

    图  1  研究区域(A,B)和采样点位置(C)
    Figure  1.  Study area (A, B) and sampling sites (C)

    经验正交函数分析方法,也称特征向量分析,其主要原理是分析矩阵数据中的结构特征,提取主要数据特征量。Lorenz[27]在1950s首次将其引入大气科学研究,至今已广泛应用于气象学、地理学与海洋学等[28-29]。任何复杂的原始数据都可借由EOF分解成一系列的时间和空间模态的线性组合。模态之间相互正交,并能够简洁巧妙地揭示一定的物理内涵,且通常前几个模态即可揭示原始场的主要信息。除此以外,它还不受空间站点、地理位置、区域范围限制,并且具有收敛快、效率高的优势。本文中EOF 分析具体计算步骤如下:

    设有实测粒度分布数据序列 Pij( i = 1,2,3,…,m; j =1,2,3,…,n) ; m 为空间采样点数,n 是粒度分级序列的长度。

    (1)对原始数据进行距平处理并整理成二维矩阵的形式,即Xm×n

    (2)基于X计算其相关系数矩阵:

    $$C_{m\times n}=\frac{1}{n}X\times X^T$$ (1)

    (3)利用雅可比方法求解计算矩阵Cm×n特征根λi和空间特征向量Vm×n[29]。一般将特征根λ按从大到小顺序排列,即λ1>λ2λ3>…>λm≥0。每一个特征根对应一组空间特征向量值,也称EOF模态。

    (4)依据Tm×n =$V^T_{m\times n} $×Xm×n,求取特征权重Tm×n

    (5)求取各模态对原始场的相对贡献率:

    $$ a_k=\frac{\lambda_k}{{\displaystyle\sum_{i=1}^m}\lambda_i}\times 100{\text{%}} $$ (2)

    (6)求取其累积贡献率,即,

    $$\beta_k={\mathop\sum\nolimits_{i=1}^k}a_k $$ (3)

    若前k个模态的累计贡献率βk超过了75%,那么这前k个模态便能反映原始场的主要信息[29]。本次研究中,将34个沉积物样品粒径数据构成34×13的矩阵[29],其中34为沉积物样品数量,13为样品中自极细黏土至极粗砂不同粒级百分比含量的级数。

    新桥水道主要受控于径、潮流相互作用[30],上溯潮流由于径流顶托作用与地形效应造成潮波变形[31],从而引发潮汐不对称(TA),这对泥沙净输运和沉积过程有显著影响[32]。潮汐不对称(TA)与潮差以及河槽断面深度密切相关[33],即TA~$\dfrac{a}{h} $,其中,a是潮差的一半,h是河槽断面平均深度,当a/h>0.3时,该河道为涨潮优势;当a/h<0.2时,该河道为落潮优势;当a/h处于0.2~0.3范围内时,取决于浅滩在高低潮位的体积差值与河道体积之比。在本文中,a的计算基于潮位站的逐时潮位数据。具体而言,先对水位进行5 min插值,然后采取27 h的时间窗口逐时取水位最高和最低值,两者的差值即为日均潮差,详细计算方法见Matte等[34]。为避免台风、风暴潮等对潮差的影响,本文对得到的日均潮差进行年平均,进而得到年均潮差。河槽断面平均深度h通过数字高程模型(DEM)获得,即在ArcGIS平台将2020年的水深数据校正至高斯克吕格投影下北京1954坐标系和理论深度基准面上,并利用Kriging方法对水深点进行插值,进而提取断面平均深度h。根据上述获得的ah,按照公式$\dfrac{a}{h} $可表征新桥水道潮汐不对称。本文自新桥水道上游至下游共选取6个断面,其中 计算S1、S2、S3剖面潮汐不对称性时a采用南门站潮位数据,而S4、S5、S6剖面a采用堡镇站潮位数据。

    沉积物类型及其区域分异反映水动力条件、物质来源及地貌类型等对于动力沉积过程的影响,并能在较大程度上反映河槽河床沉积变化特征[35-36]。基于粒度分析结果,绘成新桥水道河槽表层沉积物类型分布和谢帕德三角图(图2)。新桥水道沉积物主要类型共4种,砂占50%,其次是粉砂质砂占24%,剩余为砂质粉砂和黏土质粉砂,分别占14%和12%。根据沉积物类型分布特征与地形地貌可以将新桥水道分为上、中及下游3个沉积区:新桥水道上游河段,位于庙港至鸽笼港下游部分河段,沉积物主要为粉砂质砂与黏土质粉砂。新桥水道中游河段,位于南门港上游部分河段至张网港,沉积物全为砂。新桥水道下游河段,位于张网港至堡镇港河段,沉积物主要为砂、粉砂质砂及砂质粉砂。整体上,新桥水道表层沉积物分布在纵向上呈现“细-粗-细”的模式。

    图  2  新桥水道表层沉积物类型分布及Shepard三角分类
    Figure  2.  Sediments distribution map of the Xinqiao Channel based on Shepard classification

    表层沉积物粒度特征是反映水动力和沉积环境变迁的重要指标[37]。将新桥水道河槽表层沉积物的4种粒度参数绘制成图3。新桥水道表层沉积物的平均粒径为3~7Φ,平均值为4.32Φ(0.05 mm),总体上泥沙颗粒较粗(图3A)。新桥水道内,沉积物平均粒径存在明显区别:新桥水道下游近岸侧与新桥水道上游鸽笼港附近河段的沉积物粒径较其余河段要细,这和沉积物类型分布结果一致(图2 A)。沉积物分选系数为1~2.5, 其中约有41%的样品分选性较差,分选系数为1~2,其主要分布在新桥水道上游与新桥水道下游的近岸一侧,其余区域的分选系数为2~2.5,分选性差(图3B)。此外,所有样品偏态值均为正值,表明整个区域呈现正偏,说明沉积物中相对于平均粒径的较粗组分含量居多(图3C)。研究区域峰态值集中于2.25~4.25,属于宽峰型(图3D)。

    图  3  新桥水道表层沉积物粒度主要参数
    Figure  3.  Characteristics of grain-size parameters of the sediments from Xinqiao Channel

    概率累积曲线可较直观地辨别沉积物的搬运方式,反映沉积物与搬运营力的关系[38]。进一步绘制新桥水道沿程沉积物概率累积分布曲线(图4),发现新桥水道沉积物主要存在滚动、跃移、悬浮3种运动方式。新桥水道上游河段内,以站位33的沉积物概率累积曲线最为典型,表现出滚动组分缺失,存在双跃移组分,粗跃移组分含量多于细跃移组分,双跃移组分约占总含量的95%及以上,细跃移组分含量向下游先减少后增加,悬浮组分含量则相反。新桥水道中游河段内,以站位24沉积物的概率累积曲线为代表,滚动组分同样缺失,存在双跃移组分,粗跃移组分含量远高于细跃移组分含量,粗跃移组分含量向下游先增加后减小,细跃移组分含量向下游则相反;同时悬浮组分极少,不超过2%。新桥水道下游河段内,分别以站位12和站位4代表上下游不同的概率累积曲线,上游沉积物中含有少许滚动组分,滚动组分含量不超过1%,亦存在双跃移组分,滚动组分和跃移组分的截点在1~2Φ。新桥水道下游河段自上游到下游,细跃移和悬浮组分含量增加,并且下游细跃移组分含量超过粗跃移组分含量,约占总含量的60%。

    图  4  新桥水道沿程沉积物概率累积曲线
    Figure  4.  The probability cumulative frequency curves of the sediments from the Xinqiao Channel

    新桥水道表层沉积物样品粒径资料标准化处理后的34×13矩阵,经EOF分析,将其前3个特征值的贡献率绘制形成表1。如表1所示,前3个模态累计贡献率已经达到80%,超过75%。因此,前3个模态基本涵盖了新桥水道河槽表层沉积物变化的主要信息,由此绘制特征权重和空间特征向量分布图(图5)。

    表  1  EOF分析的前3个模态贡献率及其累计贡献率
    Table  1.  The cumulative contributions of the first three modes by EOF analysis
    标准化矩阵贡献率/ %累计贡献率/ %
    第一模态59%59%
    第二模态11%70%
    第三模态10%80%
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    图  5  新桥水道表层沉积物粒度的前3个模态的特征权重与空间特征向量
    Figure  5.  Eigenweightings and eigenvectors of the first three modes of surface sediments of Xinqiao Channel

    表1,第一模态贡献率为59%,表征新桥水道主要沉积特征。由图5A可知,极细黏土至粗粉砂范围的特征权重为正值,极细砂至极粗砂为负值,其中极细黏土至中粉砂权重最大,为4~6,极细砂至细砂权重值最小,小于–4。相应第一模态的空间特征向量分布(图5B)显示,正值区域主要分布在新桥水道上游河段与新桥水道下游近岸侧,负值区域则主要分布在新桥水道中游河段。将图5B空间特征向量与图5A权重值相乘,结果表明正值区域沿新桥水道上中下游均有分布,其中上游和下游局部河段泥沙颗粒较细,而中游河段泥沙较粗,这与平均粒径分布图相一致(图3A)。同时,结合沉积物类型分布图(图2A)可知该模态主要表征以砂质粉砂与黏土质粉砂为主的新桥水道上游及下游局部河段沉积模式和以砂为主的新桥水道中游沉积模式。

    第二模态的贡献率为11%,表征新桥水道的次要沉积特征。据图5C,特征权重曲线上有一个正的峰值,主要表现为:极细粉砂至极细砂、极粗砂为正值,粗粉砂的权重值最大,接近4,其余均为负值,细砂的权重值最小,小于–3。相应第二模态的空间特征向量分布(图5D)显示,正值区域主要分布在老滧港至新河港河段,负值区域主要分布在新桥水道下游的新河港至堡镇港河段。将图5D空间特征向量与图5C权重值相乘,结果发现正值区域主要分布在新桥水道中、下游局部河段;同时,相较粗粉砂与极细砂,其余组分与空间向量相乘后均较小,因此正值区域主要为粉砂质砂区域。同时,在新桥水道中、下游河段内主要以粉砂质砂为主(图2A)。故该模式主要表明以粉砂质砂为主的新桥水道中、下游局部河段沉积模式。

    第三模态的贡献率为10%,由图5E可知,特征权重曲线上有两个正的峰值,主要表现为极细黏土至粗黏土、极细砂至细砂的范围为正且值偏小,其余粒径组分为负值且粗砂的权重值最小,小于–4。对应的空间特征向量分布(图5F)显示,正值区域仅分布在新桥水道下游的新河港至堡镇港河段,除此区域外,其余区域空间特征向量均为负值。将图5F空间特征向量与图5E权重值相乘,结果表明新桥水道上游、中游及下游上段主要是粗颗粒的砂沉积,而下游下段则是细、粗泥沙混合沉积,这与平均粒径分布图相一致(图3A)。故该模式主要表征以砂为主的新桥水道上、中及下游上段沉积模式与以粉砂质砂为主的新桥水道下游下段沉积模式。

    新桥水道作为长江口南支最大的涨潮槽[39],主要受到径流和潮流的共同作用。在新桥水道区域内,北港上溯的潮流由于径流的顶托作用与地形效应造成潮波变形,引起强烈的潮汐不对称性,从而对泥沙净输运产生重要影响[32],进而影响沉积物的分布。新桥水道的泥沙主要来自于随涨潮上溯所带来的细颗粒泥沙与长江下泄径流所携带的粗颗粒泥沙[21]。同时,可通过沉积物的概率累积曲线去印证宏观上沉积物粒径的变化[40-42]。新桥水道自下段到上段,涨潮优势不断增强,落潮优势不断减弱(图6)。向上游不断增强的涨潮优势有利于海域细颗粒泥沙向陆的净输运[43-44],同时由于涨潮流速受涨潮槽上游两侧地形束窄影响而减小[16],从而使其携带的细颗粒泥沙在新桥水道上游沉积下来,引起新桥水道上游河段内悬浮组分和细跃动组分呈现出向下游微弱地增加(图4E),并形成以砂质粉砂与黏土质粉砂为主的沉积格局(图2A),前述通过EOF分解得到的新桥水道上游河段沉积第一模态亦反映了此特征。显然,该模式明显受控于河槽径与潮流共同作用。

    图  6  新桥水道沿程潮汐不对称
    Figure  6.  Tidal asymmetry along the Xinqiao Channel

    新桥水道中游河段内因南支主槽径流从南门通道进入新桥水道,引起涨潮优势减弱(图6)。同时,加之南门通道地形束狭致使出流效应明显,流速加快,动力作用增强,细颗粒泥沙起动向下游输运。因此,中游床面沉积物变粗且形成分选相对较好并以砂为主的局部沉积区(图2A图3B)。而EOF分解得到的新桥水道中游河段第一模态中亦是以砂为主的沉积区(图5B),也就进一步揭示了第一模态主要由径、潮流共同作用而形成。

    新桥水道下游河段内,由于径流进一步通过下扁担沙窜沟进入新桥水道致使涨潮优势进一步减弱(图6),这就导致新桥水道下游河段上端沉积物出现滚动组分(图4E)。但流域来沙量减少[21]与三峡水库调控[45]引起海域泥沙向陆净输运的增加[22],导致沉积物搬运中细跃移组分和悬浮组分含量占比向下游不断上升;同时,细颗粒泥沙再悬浮的比例增大,容易在归槽流作用[46]进入河道下游河段北侧近岸区域沉积。故在新桥水道下游区域近岸侧河段形成以砂质粉砂与黏土质粉砂为主的沉积格局(图2A)。这也验证了根据EOF分析方法分解得到的第一模态中所表明的新桥水道下游近岸侧河段沉积格局(图5B)。此外,受流域来沙减少影响,进入河槽的水体相对挟沙能力得到增强[47],尤其是洪季时,大量径流进入新桥水道引发床面细颗粒泥沙难以长时间停留而再悬浮,随后进入水流中并向下游输运,床面沉积物因细颗粒物质悬浮输移而粒径变粗,因此EOF第三模态很可能表征了新桥水道在洪季径流影响的沉积格局(图5E—F)。

    扁担沙浅滩位于南支主槽和新桥水道之间,5 m等深线包络的区域,两者共同组成长江口典型的河道-浅滩系统[21]。受上游径流作用引起扁担沙沙体持续向下游迁移[48],从而束窄新桥通道引起新桥通道下泄径流动力增强,导致新桥水道下游下段表层沉积物中出现细跃移组分增多。同时,受洪水影响扁担沙发生冲刷并在滩面上形成窜沟与潮汐通道[48],为水流进入新桥水道提供了有利条件。加之,受滩-槽侧向环流影响,落潮时出现由滩至槽的泥沙净输运[49],因此新桥水道下游河段近扁担沙侧出现以砂为主的沉积。此外,南支过滩水流掏蚀扁担沙,新桥水道中游下段与下游河段中央从而出现粗粉砂与细砂的混合沉积,这和EOF分解表征的第二模态一致(图5D),即该模态反映了新桥水道下游在局部河势影响下的混合沉积模式。

    近几十年来,因围垦[10]、大坝建设[50]以及航道工程[51]等对长江口的沉积过程造成重大影响。故新桥水道的沉积过程不仅受控于自然驱动,而且也受到近期东风西沙水库构建的作用。水库修建于长江口南支上段北侧,新桥水道上段庙港附近河段(图1),其总有效库容达到890×103 m3,在2014年投入使用[52]。东风西沙水库投入使用后拦截原本由东风西沙北侧潮汐汊道进入新桥水道的径流;同时,水库构建后也引起东风西沙和扁担沙之间的汊道不断淤浅(图7,影像资料来源为Maxar高分辨率影像,崇明南门港潮位站参考水位为0.5~1 m,水位参考基面为上海吴淞城建基面),进一步减少径流进入新桥水道,因此造成新桥水道上段顶端沉积物较修建前变细[36]。此外,由于崇明南岸港工建设,如上海造船厂移建、华润大东船厂修建等已经对新桥水道沿岸动力沉积过程造成了一定的影响,促使新桥水道下游河段近岸侧形成平均粒径较细并以黏土质粉砂为主的沉积格局(图2A图3A)。

    图  7  东风西沙水库构建前后扁担沙-新桥水道Maxar高分辨率遥感影像对比
    Figure  7.  Pictures from Maxar remote sensing images showing the construction of Dongfeng Xisha Reservoir

    (1)新桥水道可分为3个沉积区,新桥水道上游河段,沉积物主要为粉砂质砂与黏土质粉砂,分选差;新桥水道中游河段沉积物由砂组成,分选较好;新桥水道下游河段沉积物主要为砂、粉砂质砂、砂质粉砂及黏土质粉砂,分选差。

    (2)新桥水道的沉积模式主要体现为:第一模式是在径流和潮流共同作用下,新桥水道上游及下游近岸侧河段形成以砂质粉砂与黏土质粉砂为主的沉积格局,并在新桥中游形成以砂为主的沉积格局;第二模式是受局部河势影响,新桥水道中、下游局部河段形成以粉砂质砂为主的沉积格局;第三模式是在洪季径流影响下,新桥水道形成以砂为主的沉积格局。

    (3) 新桥水道的动力沉积过程还经受扁担沙迁移和东风西沙水库构建的影响。扁担沙沙尾下移导致进入新桥水道径流增强引起表层沉积物变粗。东风西沙水库的建立拦蓄部分原本进入新桥水道的水体,进而导致新桥水道上段尖端动力减弱而沉积物变细。

  • 图  1   研究区位置及早二叠世岩相古地理图 (据曾秋楠,2019[9]修改)

    a. 太康隆起区域构造;b. 太康隆起山西组沉积相;c. 尉参1井上古生界岩性及采样位置。

    Figure  1.   Palaeogeographic map and location map of Early Permian of the study area

    图  2   南华北盆地太康隆起上古生界泥岩球粒陨石标准化稀土元素分配模式

    a. 下石盒子组,b. 山西组,c. 太原组,d. 本溪组。

    Figure  2.   Chondrite-normalized REE patterns of mudstone samples in Upper Paleozoic, Taikang Uplift, southern North China Basin

    图  3   南华北盆地太康隆起上古生界泥岩北美页岩标准化稀土元素分配模式

    a. 下石盒子组,b. 山西组,c. 太原组,d. 本溪组。

    Figure  3.   NASC-normalized REE patterns of Upper Paleozoic mudstone samples, Taikang Uplift, southern North China Basin

    图  4   研究区泥岩δCeN-δEuN、δCeN-∑REE、δCeN-(La/Sm)N相关性图解

    Figure  4.   Diagrams of δCeN-δEuN, δCeN-∑REE and δCeN-(La/Sm)N for Upper Paleozoic mudstone samples of the study area

    图  5   太康隆起尉参1井稀土元素质量分数及地球化学参数垂向分布图

    Figure  5.   Vertical distribution of REE contents and geochemical parameters of Well Weican-1 in Taikang Uplift

    图  6   太康隆起上古生界泥岩源岩构造背景判别

    a. 泥岩球粒陨石标准化稀土元素分布曲线与典型构造背景砂岩的对比,b. (La/Yb)N-ΣREE判别图 (底图据Bhatia,1985),c. 泥岩δEuP-(Gd/Yb)P散点图 (底图据McLennan等,1993[20]);d. 泥岩Ni-Cr散点图 (底图据Taylor等,1986[21])。

    Figure  6.   Tectonic settings of the mudstone samples in Upper Paleozoic, Taikang Uplift

    a. comparison of chondrite normalized REE patterns of mudstone with various tectonic settings,b.(La/Yb)N-ΣREE diagram (base map after Bhatia, 1985),c. Scattered diagram of δEup-(Gd/Yb)p of the mudstones samples (base map after McLennan et al. 1993),d. Scattered diagram of Ni-Cr of the sampled mudstones (base map after Taylor et al. 1986)

    图  7   研究区泥岩TOC-∑REE相关性图解

    Figure  7.   Diagrams of TOC-∑REE for mudstone samples of the study area

    表  1   太康隆起上古生界泥岩稀土元素质量分数表

    Table  1   REE content of the Upper Paleozoic samples on Taikang Uplift

    层位样品
    编号
    LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuY∑REELREEHREEL/HTOC
    下石盒子组X-147.410612.851.57.821.25.40.8224.560.9743.150.5993.990.55924.6271.374226.7220.05411.310.12
    X-210.223.93.1112.52.841.092.760.5973.80.7462.260.4342.810.42819.787.17553.6413.8353.88
    X-354.41041247.18.931.927.521.186.131.233.490.634.090.60635.4288.626228.3524.8769.180.61
    X-475.714717.468.811.51.858.161.26.231.2740.7414.780.6936.8386.121322.2527.07111.900.55
    X-527.161.57.5827.83.420.4723.060.5613.680.8482.840.5763.780.54820.9164.665127.87215.8938.050.13
    X-653.198.311.340.66.361.175.440.945.441.133.40.6384.130.59631263.544210.8321.7149.710.14
    山西组S-192.317719.977.415.13.4810.81.649.151.895.611.026.510.9450.1472.84385.1837.5610.261.22
    S-286.116119.173.114.42.6510.21.457.361.494.40.7674.620.69144.3431.628356.3530.97811.500.11
    S-387.416319.1655.410.4295.150.7384.140.9623.270.6334.030.55523.6383.417340.33919.47817.47
    S-449.891.510.839.46.130.955.430.9796.091.343.990.77750.70733.9256.793198.5824.3138.170.13
    S-511320124.197.916.22.4111.91.899.812.176.531.137.311.0865561.43454.6141.8210.87
    S-670.31341554.87.950.966.240.9835.091.063.260.5863.770.5328.6333.129283.0121.51913.150.26
    S-748.782.79.940.7111.616.370.9314.931.022.90.5083.330.49127.3242.39194.6120.489.50
    S-868.91301554.181.236.210.9535.291.143.710.6484.350.61631.9332.047277.2322.91712.10
    S-935.763.67.5933.510.51.525.840.8944.450.8552.310.4222.760.39423193.335152.4117.9258.50
    S-1054.810412458.11.456.861.095.91.193.560.6083.950.58232.8281.89225.3523.749.491.04
    S-1174.51441765.511.82.0110.51.759.211.755.010.8445.390.77348.6398.637314.8135.2278.941.84
    S-1293.518721.884.415.32.4411.41.759.491.935.811.026.340.90450.6493.684404.4438.64410.471.46
    S-1381.81651972.612.92.1410.81.769.271.855.510.9666.230.91351.3442.039353.4437.2999.481.94
    太原组T-169.21381660.811.41.668.691.47.731.524.450.774.790.68140.1367.191297.0630.0319.89
    T-273.214316.56311.41.919.841.68.771.684.770.8035.150.72145.2387.544309.0133.3349.272.37
    T-379.915117.464.811.21.679.471.558.351.644.820.8265.230.74646.3404.902325.9732.6329.99
    T-459.111713.5528.861.867.521.155.621.042.930.4763.020.42829.5304.004252.3222.18411.372.18
    T-566.112113.450.28.671.87.281.186.511.273.750.6514.20.62337.5324.134261.1725.46410.261.57
    T-664.311713.449.28.081.516.91.15.971.163.390.5933.880.54434.1311.127253.4923.53710.770.97
    本溪组B-16.8181.978.52.690.6783.380.9396.851.44.060.77250.7237.399.05938.63823.1211.670.13
    B-215.31228.9239.77.950.8014.710.8715.881.314.320.7865.250.76931.3249.867194.67123.8968.150.32
    B-340.496.38.6369.171.976.381.086.241.253.650.7044.930.72631.8249.2192.4424.967.710.52
    北美页岩32.0073.007.9033.005.701.245.200.655.801.043.400.503.100.4827.00173.21152.8420.377.50
    球粒陨石0.310.810.120.600.200.070.260.050.320.070.210.320.210.031.963.582.111.481.43
    PAAS38.279.68.8333.095.551.084.660.7744.680.9912.850.4052.820.433
      注:表中 稀土元素的数据单位为10−6,TOC的单位为%,LREE表示轻稀土元素含量(La-Eu),HREE表示重稀土元素含量(Gd-Lu),∑REE=LREE+HREE+Y元素含量,L/H=LREE/HREE。
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    表  2   太康隆起上古生界不同层段泥岩稀土元素质量分数

    Table  2   Comparison of REE contents in mudstone from different formations on Taikang Uplift

    层位∑REE∑LREE∑HREE
    范围均值范围均值范围均值
    下石盒子组87.18~386.12243.5853.64~322.25194.9413.84~27.0720.57
    山西组193.34~561.43371.02152.41~454.61303.117.93~41.8228.61
    太原组304.00~404.90439.82252.32~325.97283.1722.18~33.3327.86
    本溪组99.06~249.87199.3838.64~194.67141.9223.12~24.9623.99
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    表  3   太康隆起上古生界泥岩稀土元素地球化学参数

    Table  3   REE geochemical parameters of samples from Upper Paleozoic, Taikang Uplift

    层位样品
    编号
    La/
    Ce
    La/
    Yb
    La/
    Sm
    Gd/
    Yb
    Sm/
    Nd
    (La/
    Sm)N
    (La/
    Yb)N
    (Ce/
    Yb)N
    (La/
    Lu)N
    (Gd/
    Yb)N
    (La/
    Yb)S
    δCeSδEuSδCeNδEuNδCeanom
    下石盒子组X-10.4511.886.061.350.153.918.056.898.211.091.150.940.811.020.600.00
    X-20.433.633.590.980.232.322.462.212.310.790.350.921.711.011.270.01
    X-30.5213.306.091.840.193.939.016.598.691.491.290.891.030.970.76−0.05
    X-40.5115.846.581.710.174.2510.737.9710.621.381.530.880.840.960.62−0.04
    X-50.447.177.920.810.125.114.864.224.790.650.690.930.641.020.480.01
    X-60.5412.868.351.320.165.398.716.178.621.061.250.870.870.960.65−0.05
    山西组S-10.5214.186.111.660.203.949.607.059.501.341.370.901.200.980.89−0.04
    S-20.5318.645.982.210.203.8612.629.0312.061.781.810.860.960.950.71−0.06
    S-30.5421.6916.161.280.0810.4214.6910.4915.241.032.100.870.360.950.26−0.05
    S-40.549.968.121.090.165.246.754.746.820.880.960.860.720.940.54−0.06
    S-50.5615.466.981.630.174.5010.477.1310.131.311.500.840.760.920.57−0.08
    S-60.5218.658.841.660.155.7112.639.2212.841.341.810.900.600.980.44−0.04
    S-70.5914.624.431.910.272.869.916.449.601.551.420.820.840.900.63−0.10
    S-80.5315.848.611.430.155.5610.737.7510.821.151.530.880.770.960.57−0.05
    S-90.5612.933.402.120.312.198.765.978.771.711.250.840.850.920.63−0.08
    S-100.5313.876.771.740.184.369.406.839.111.401.340.880.850.970.63−0.05
    S-110.5213.826.311.950.184.079.366.939.331.571.340.880.790.960.59−0.04
    S-120.5014.756.111.800.183.949.997.6510.011.451.430.900.810.990.60−0.03
    S-130.5013.136.341.730.184.098.896.878.671.401.270.910.801.000.59−0.03
    太原组T-10.5014.456.071.810.193.929.797.479.831.471.400.900.730.990.54−0.03
    T-20.5114.216.421.910.184.149.637.209.831.541.380.900.790.980.59−0.04
    T-30.5315.287.131.810.174.6010.357.4910.361.461.480.880.710.960.53−0.05
    T-40.5119.576.672.490.174.3013.2610.0413.362.011.900.901.000.990.74−0.03
    T-50.5515.747.621.730.174.9210.667.4710.271.401.520.890.990.970.74−0.06
    T-60.5516.577.961.780.165.1311.237.8211.441.441.610.870.890.950.66−0.06
    本溪组B-10.381.362.530.680.321.630.920.930.910.550.131.070.991.170.730.06
    B-20.132.911.920.900.201.241.976.021.930.720.282.270.572.490.430.44
    B-30.428.194.411.290.252.845.555.065.391.050.791.131.131.230.840.05
      注:表中数据单位为10−6;N表示采用球粒陨石标准化(据Boynton, 1984),S表示采用北美页岩标准化(据Haskin等,1968),P表示采用PAAS标准化(据McLenenan, 1989);δCe=CeN/(LaN×PrN1/2;δEu=EuN/(SmN×GdN1/2;δCeanom=lg[3CeN/(2LaN+ωNdN)]。
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  • [1] 陈新军, 胡宗全, 李淑筠. 华北南部地区上古生界晚期生烃潜力研究[J]. 天然气地球科学, 2011, 22(4):610-617. [CHEN Xinjun, HU Zongquan, LI Shuyun. Later hydrocarbon generation potential of upper Paleozoic source rock in southern North China [J]. Natural Gas Geoscience, 2011, 22(4): 610-617.
    [2]

    Rimmer S M. Geochemical paleoredox indicators in Devonian-Mississippian black shales, central Appalachian Basin (USA) [J]. Chemical Geology, 2004, 206(3-4): 373-391. doi: 10.1016/j.chemgeo.2003.12.029

    [3]

    Tribovillard N, Algeo T J, Lyons T, et al. Trace metals as paleoredox and paleoproductivity proxies: An update [J]. Chemical Geology, 2006, 232(1-2): 12-32. doi: 10.1016/j.chemgeo.2006.02.012

    [4] 龚晓峰, 何家雄, 吴从康, 等. 中国非常规天然气资源的基本地质地球化学特征及特点[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2014, 34(5):95-105. [GONG Xiaofeng, HE Jiaxiong, WU Congkang, et al. Basic geological and geochemical background of unconventional gas resources in China [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2014, 34(5): 95-105.
    [5] 郑德顺, 刘思聪, 徐江红, 等. 豫西南淅川地区灯影组白云岩地球化学特征及其古环境意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2018, 38(4):112-122. [ZHENG Deshun, LIU Sicong, XU Jianghong, et al. Geochemistry of the dolomite from Dengying Formation in Xichuan, southwest Henan Province: Implications for paleoenvironment [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2018, 38(4): 112-122.
    [6] 赵重远, 刘池洋. 华北克拉通沉积盆地形成与演化及其油气赋存[M]. 西安: 西北大学出版社, 1990: 45-46.

    ZHAO Chongyuan, LIU Chiyang. Formation, Evolution and Hydrocarbon Occurrence of Sedimentary Basins in North China Craton[M]. Xi’an: Northwest University Press, 1990: 45-46.

    [7] 张交东, 曾秋楠, 周新桂, 等. 南华北盆地太康隆起西部新区上古生界天然气成藏条件与钻探发现[J]. 天然气地球科学, 2017, 28(11):1637-1649. [ZHANG Jiaodong, ZENG Qiunan, ZHOU Xingui, et al. Drilling achievements and gas accumulation in the Upper Paleozoic in western new area of Taikang Uplift, southern North China Basin [J]. Natural Gas Geoscience, 2017, 28(11): 1637-1649.
    [8] 徐汉林, 赵宗举, 吕福亮, 等. 南华北地区的构造演化与含油气性[J]. 大地构造与成矿学, 2004, 28(4):450-463. [XU Hanlin, ZHAO Zongju, LV Fuliang, et al. Tectonic evolution of the Nanhuabei Area and analysis about its petroleum potential [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2004, 28(4): 450-463. doi: 10.3969/j.issn.1001-1552.2004.04.012
    [9] 曾秋楠, 张交东, 于炳松, 等. 太康隆起上古生界海陆交互相页岩气地质条件分析[J]. 特种油气藏, 2019, 26(3):49-55. [ZENG Qiunan, ZHANG Jiaodong, YU Bingsong, et al. Shale gas geology analysis of the Upper Paleozoic marine-continental interaction facies in Taikang Uplift [J]. Special Oil & Gas Reservoirs, 2019, 26(3): 49-55. doi: 10.3969/j.issn.1006-6535.2019.03.009
    [10] 陈亮, 刘春莲, 庄畅, 等. 三水盆地古近系下部湖相沉积的稀土元素地球化学特征及其古气候意义[J]. 沉积学报, 2009, 27(6):1155-1162. [CHEN Liang, LIU Chunlian, ZHUANG Chang, et al. Rare earth element records of the lower paleogene sediments in the Sanshui Basin and their paleoclimate implications [J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2009, 27(6): 1155-1162.
    [11]

    Boynton W V. Cosmochemistry of the rare earth elements[M]//Henderson P. Rare earth Element Geochemistry. Amsterdam: Elsevier, 1984: 64-114.

    [12]

    Haskin L A, Haskin M A, Frey F A, et al. Relative and absolute terrestrial abundances of the rare earths[M]//Ahrens L H. Origin and Distribution of the Elements. New York: Pergamon Press, 1968: 889-912.

    [13]

    McLennan S M. Rare earth elements in sedimentary rocks; influence of provenance and sedimentary processes [J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 1989, 21(1): 169-200.

    [14]

    Shields G, Stille P. Diagenetic constraints on the use of cerium anomalies as palaeoseawater redox proxies: An isotopic and REE study of Cambrian phosphorites [J]. Chemical Geology, 2001, 175(1-2): 29-48. doi: 10.1016/S0009-2541(00)00362-4

    [15] 王中刚, 于学元, 赵振华. 稀土元素地球化学[M]. 北京: 科学出版社, 1989: 272-273.

    WANG Zhonggang, YU Xueyuan, ZHAO Zhenhua. Rare Earth Element Geochemistry[M]. Beijing: Science Press, 1989: 272-273.

    [16]

    Elderfield H, Sholkovitz E R. Rare earth elements in the pore waters of reducing nearshore sediments [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1987, 82(3-4): 280-288. doi: 10.1016/0012-821X(87)90202-0

    [17] 袁伟, 柳广弟, 罗文斌. 鄂尔多斯盆地延长组长7段沉积速率及其对烃源岩有机质丰度的影响[J]. 西安石油大学学报: 自然科学版, 2016, 31(5):20-26. [YUAN Wei, LIU Guangdi, LUO Wenbin. Deposition rate of the seventh member of yangchang formation, ordos basin and its impact on organic matter abundance of hydrocarbon source rock [J]. Journal of Xi’an Shiyou University: Natural Science, 2016, 31(5): 20-26.
    [18]

    Taylor S R, McLennan S M. The continental crust: its composition and evolution [J]. Oxford: Blackwell, 1985: 312.

    [19]

    Bhatia M R. Rare earth element geochemistry of Australian Paleozoic graywackes and mudrocks: provenance and tectonic control [J]. Sedimentary Geology, 1985, 45(1-2): 97-113. doi: 10.1016/0037-0738(85)90025-9

    [20]

    McLennan S M, Hemming S, McDaniel D K, et al. Geochemical approaches to sedimentation, provenance, and tectonics[M]//Johnson M J, Basu A. Processes Controlling the Composition of Clastic Sediments. Boulder, Colorado: Geological Society of America, 1993: 21-40, doi: 10.1130/SPE284-p21.

    [21]

    Taylor S R, Rudnick R L, McLennan S M, et al. Rare earth element patterns in Archean high-grade metasediments and their tectonic significance [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1986, 50(10): 2267-2279. doi: 10.1016/0016-7037(86)90081-5

    [22]

    Condie K C. Chemical composition and evolution of the upper continental crust: contrasting results from surface samples and shales [J]. Chemical Geology, 1993, 104(1-4): 1-37. doi: 10.1016/0009-2541(93)90140-E

    [23] 李树霞, 向芳, 张瑶, 等. 鄂尔多斯盆地南缘晚古生代沉积物源及其对秦岭造山带北部演化的指示[J]. 成都理工大学学报: 自然科学版, 2017, 44(5):589-601. [LI Shuxia, XIANG Fang, ZHANG Yao, et al. Provenance analysis of the late Paleozoic sediments in south margin of the Ordos Basin and its indication to evolution of the north of Qinling Orogenic Belt in China [J]. Journal of Chengdu University of Technology: Science & Technology Edition, 2017, 44(5): 589-601.
    [24] 史基安, 郭雪莲, 王琪, 等. 青海湖QH1孔晚全新世沉积物稀土元素地球化学与气候环境关系探讨[J]. 湖泊科学, 2003, 15(1):28-34. [SHI Ji’an, GUO Xuelian, WANG Qi, et al. Geochemistry of REE in QH1 sediments of Qinghai lake since late holocene and its paleoclimatic significance [J]. Journal of Lake Science, 2003, 15(1): 28-34. doi: 10.3321/j.issn:1003-5427.2003.01.004
    [25] 黄麒, 孟昭强. 干寒地区古气候变化特征之研究I. 古气候波动模式的有机地球化学方法[J]. 海洋与湖沼, 1991, 22(6):547-552. [HUANG Qi, MENG Zhaoqiang. Study on features of evolution of Palaeolimate in arid and cold region I. Organic geochemistry method for modelling palaeoclimatic fluctuation [J]. Oceanologia et Limnologia Sinica, 1991, 22(6): 547-552.
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出版历程
  • 收稿日期:  2019-12-22
  • 修回日期:  2020-03-10
  • 网络出版日期:  2020-05-07
  • 刊出日期:  2020-05-31

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