鄂尔多斯位于华北地台的西部, 东至吕梁山, 南接秦岭, 西邻贺兰山, 北至阴山, 包括山西西部、陕西中部和北部、甘肃东部、宁夏大部和内蒙古的西部, 面积约32× 10⁴ km²。现今区域构造较为简单, 内部稳定, 周边构造活跃, 断层发育(图 1)。

图1

Fig.1

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	图1 鄂尔多斯区域构造特征及样品位置Fig.1 Regional tectonic characteristics of the Ordos and sampling locations

早古生代该区处于拉张阶段, 为受秦祁海槽和贺兰拗拉槽所控制的陆表海— 边缘海盆地。奥陶系主要出露于鄂尔多斯周缘地区, 一般厚300~1000, m, 厚度最大达2000, m 以上, 在鄂尔多斯中部, 为上古生界和中新生界覆盖。奥陶纪, 受华北海、秦祁海和中央古隆起的影响, 鄂尔多斯地区形成了西缘、南缘和中东部3个不同的沉积分区(表1)。

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 鄂尔多斯奥陶系划分对比 Table 1 Division and correlation of the Ordovician in Ordos

表1 鄂尔多斯奥陶系划分对比 Table 1 Division and correlation of the Ordovician in Ordos

早奥陶世沉积范围仅局限于鄂尔多斯南缘和东缘, 冶里组和亮甲山组为一套含泥质和硅质团块的白云岩组合, 属局限海潮坪沉积, 代表奥陶纪初始海侵的产物。中奥陶世沉积范围基本覆盖整个鄂尔多斯。中东部的马家沟组6个岩性段组成3个旋回, 第一、三、五段以白云岩、膏岩、盐岩为主, 夹少量灰岩, 属局限台地— 蒸发台地相沉积; 第二、四、六段以灰岩、白云岩主, 属开阔台地相沉积。南缘马家沟组以灰岩、白云岩为主, 局部夹碳酸盐岩重力流沉积, 代表鄂尔多斯南侧开阔台地— 台前斜坡相沉积。峰峰组相当于马家沟组六段。鄂尔多斯西缘的三道坎组以白云岩、灰岩、砂岩为主; 桌子山组以厚层灰岩、白云质灰岩为主; 克里摩里组以薄层泥晶灰岩为主, 夹少量黑色页岩, 自下而上为潮坪相、开阔台地相和深水斜坡相, 代表贺兰拗拉槽持续扩张、水体逐渐加深的沉积过程。晚奥陶世, 加里东运动使华北地区整体抬升为陆, 仅在鄂尔多斯西南缘接受沉积, 主体为深水斜坡— 海槽相沉积。平凉组以页岩、砂岩、灰岩为主, 夹重力流及凝灰岩沉积, 富含笔石化石。背锅山组以中厚层灰岩为主, 夹页岩和砾状灰岩, 产珊瑚等化石。乌拉力克组以黑色页岩为主, 夹薄层灰岩。拉什仲组以灰绿色砂岩和页岩的韵律沉积为主, 夹薄层灰岩。公乌素组为薄层灰岩、页岩与砂岩互层, 富含遗迹化石。蛇山组以生屑灰岩与砂质页岩互层为主。

本研究样品采自鄂尔多斯奥陶系的野外剖面, 采样剖面位置如图1 所示。野外剖面出露良好, 采样时主要选取未经蚀变的新鲜岩样, 并尽可能避开后期风化、重结晶和方解石脉等发育部位, 以降低后期成岩蚀变作用对稳定同位素原始组成的影响, 尽量反映原始沉积特征。

样品经切片观察后选取新鲜部位研磨至200目, 用磷酸法制成CO₂气体, 在Finnigan MAT252型稳定同位素质谱仪上分析其碳氧同位素值, 分析精度采用中国国家标样GBW04405和国际标样NBS19控制, δ ¹³C和δ ¹⁸O的标准偏差分别为0.05‰ 和0.07‰ , 与国际PDB尺度的衔接是通过国际标样NBS19 进行的。为了判断样品的碳氧同位素组成是否遭受过沉积期后的变化, 还进行了Mn、Sr含量的测定, 用ICP-AES和ICP-MS联合测定, 误差小于2%。样品测试均在同济大学海洋地质国家重点实验室进行, 有效分析数据196组。

古代海相碳酸盐岩在后期成岩作用过程中会发生同位素的交换, 特别是氧同位素组成更容易遭受后期蚀变作用的影响, 造成δ ¹³C值的降低和δ ¹⁸O值的显著降低, 从而部分或全部丢失原始海洋沉积时的信息。因此, 在运用碳酸盐岩的碳氧同位素进行古海洋环境研究之前, 必须针对样品对古海水原始信息的保存性进行评估。

受后期成岩或成岩期后流体、特别是大气水循环的影响, 沉积的海相碳酸盐岩将发生Sr的丢失和Mn的加入, 一般认为Mn/Sr< 10(更严格的标准是Mn/Sr< 2~3)的碳酸盐岩通常可以保留其原始的同位素组成(Derry et al., 1994; Kaufman and Knoll, 1995)。碳酸盐岩的氧同位素组成对后期蚀变更为灵敏, 一般认为δ ¹⁸O值在-5‰ ~-10‰ 之间的样品, 其氧同位素较原始组成可能稍有变化, 但碳同位素组成变化不大; 当δ ¹⁸O值低于-10‰ (或-11‰ )时, 碳同位素的原始组成可能发生了明显改变, 其碳氧同位素数据不宜使用(Kaufman et al., 1993; Derry et al., 1994; Kaufman and Knoll, 1995)。碳氧同位素的相关性也可用来判断碳酸盐岩样品是否受到成岩蚀变(Qing and Veizer, 1994)。

鄂尔多斯地区奥陶系样品中除河津马家沟组1个白云岩和岐山背锅山组5个泥岩样品的Mn/Sr值略大于10外, 其余样品均小于10, 并且93.2%的样品Mn/Sr值小于3。分析样品中有14个样品δ ¹⁸O值小于-10‰ , 介于-13.14‰ ~-10.07‰ 范围内, 这些样品集中分布在岐山地区平凉组泥质岩内, 且其对应的δ ¹³C值与大部分样品分布一致, 无明显异常。从δ ¹³C值和δ ¹⁸O值的相关性看, 碳氧同位素组成分布较为离散, 两者的相关系数仅为0.10, 不存在明显的相关性。上述分析表明, 样品的碳同位素组成受成岩及后期蚀变作用的影响程度较低, 氧同位素组成可能稍有改变。

鄂尔多斯奥陶系碳酸盐岩δ ¹³C值分布于-7.30‰ ~2.26‰ 之间, 均值为-0.30‰ , 绝大多数样品在-2‰ ~2‰ 的范围内, 与正常海相碳酸盐岩0‰ ± 2‰ 的范围基本一致。δ ¹⁸O值分布于-13.14‰ ~-1.94‰ 之间, 均值为-6.38‰ , 主要集中在-8‰ ~-4‰ 的范围内。同位素组成与全球奥陶系碳酸盐岩和腕足类的同位素组成基本一致(Veizer et al., 1999; Shields et al., 2003)。

鄂尔多斯奥陶系同位素组成在横向及纵向上存在一定的差异(表 2, 图2)。横向上, 碳同位素组成呈现出规律性变化, 自下奥陶统冶里组至上奥陶统平凉组均表现为鄂尔多斯西缘具有相对较高的δ ¹³C值, 南缘次之, 而东缘最低。马家沟组东缘和西缘δ ¹³C值差别最大, 达到了1.33‰ ; 上奥陶统背锅山组δ ¹³C值表现为南缘高于西缘, 差值达到了2.09‰ 。氧同位素组成则表现南缘最高, 西缘次之, 东缘最低。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 鄂尔多斯奥陶系碳酸盐岩碳氧同位素组成统计 Table2 Statistics of carbon and oxygen isotope compositions of the Ordovician carbonate rocks in Ordos 分区 项目 冶里组— 亮甲山组 马家 沟组 平凉组 背锅 山组 平均δ 13C/‰ -0.94 -0.36 0.15 0.68 全区 平均δ 18O/‰ -5.90 -6.24 -6.47 -6.71 样品数/块 20 81 56 31 平均δ 13C/‰ — -0.05 0.27 -0.74 西缘 平均δ 18O/‰ — -6.82 -7.37 -6.97 样品数/块 0 35 5 10 平均δ 13C/‰ -0.60 -0.14 0.13 1.35 南缘 平均δ 18O/‰ -5.5 -4.43 -6.39 -6.59 样品数/块 7 29 51 21 平均δ 13C/‰ -1.12 -1.38 — — 东缘 平均δ 18O/‰ -6.12 -8.11 — — 样品数/块 13 17 0 0 注:8个碳同位素发生明显负偏(< -3‰ )的样品数据未参加均值计算。

表2 鄂尔多斯奥陶系碳酸盐岩碳氧同位素组成统计 Table2 Statistics of carbon and oxygen isotope compositions of the Ordovician carbonate rocks in Ordos

图2

Fig.2

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	图2 鄂尔多斯奥陶系碳酸盐岩碳同位素组成统计直方图Fig.2 Histogram of carbon isotope compositions of the Ordovician carbonate rocks in Ordos

纵向上, 由下奥陶统冶里组— 亮甲山组、中奥陶统马家沟组到上奥陶统平凉组和背锅山组, 碳同位素组成逐渐增重, 并在中晚奥陶世发生明显的正向偏移, δ ¹³C均值由-0.36‰ 增加到0.15‰ , 至背锅山组增加至0.68‰ 。氧同位素组成整体表现为由早奥陶世至晚奥陶世小幅度减少趋势。在柱状剖面图上(图 3), 这种变化规律同样明显。鄂尔多斯西缘的乌海地区碳同位素组成在中奥陶世三道坎组负值以后向正值发生偏移, δ ¹³C值逐渐增大, 在克里摩里组顶部发生回落, 晚奥陶世再次正向偏移。鄂尔多斯南缘的岐山剖面, δ ¹³C值在下奥陶统冶里组底部由-0.9‰ 快速增至0.21‰ , 而后至亮甲山组持续降低, 中奥陶统马家沟组碳同位素演化曲线呈现振荡式变化, 整体由下马家沟组的负值至上马家沟组逐渐增加至正值, 上马家沟组顶部发生大幅度负向偏移, 峰峰组发生大幅正向偏移, δ ¹³C值达到马家沟组最大值(1.67‰ )。中、晚奥陶世之交δ ¹³C值由1.62‰ 降低到-0.58‰ , 平凉组在0‰ ~1.32‰ 的范围内振荡变化, 上奥陶统背锅山组底部回落至-0.72‰ , 而后迅速正向偏移至2.26‰ , 达到奥陶系的顶峰。

图3

Fig.3

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	图3 鄂尔多斯奥陶系碳酸盐岩碳同位素演化曲线及对比Fig.3 Correlation and evolution of carbon isotope compositions of the Ordovician carbonate rocks in Ordos

鄂尔多斯奥陶系碳同位素演化曲线与全球基本一致, 而氧同位素演化曲线与全球不一致, 表现出逐渐降低的趋势(Veizer et al., 1999; Shields et al., 2003)。

古代海相碳酸盐岩的碳同位素组成能近似地反映古海洋无机碳的同位素组成。在影响海相碳酸盐岩碳同位素组成的众多因素中, 生物产率和有机碳埋藏量是两个重要因素。生物产率高使得大量有机碳被快速埋藏, 沉积有机质选择性吸收了轻碳同位素(¹²C), 造成海洋碳酸盐库对重碳同位素(¹³C)的相对富集, 相应的沉积碳酸盐岩具有较高的δ ¹³C值, 反之亦然。海洋有机碳的埋藏速率明显受控于海平面的变化。海平面上升期, 有机碳的埋藏速率增加, 因古陆氧化面积减小剥蚀带入海洋的有机碳也随之减少, 导致沉积的无机碳酸盐的δ ¹³C值相应增高。

鄂尔多斯奥陶系碳同位素组成在区域上具有不均衡性, 鄂尔多斯西缘δ ¹³C值相对较高, 南缘次之, 而东缘最低, 表明西缘水体深度相对较深, 而东缘水体相对较浅。水体较深的区域还原性增强, 有机碳得以有效埋藏, 因此沉积的无机碳酸盐岩的δ ¹³C值相应较高, 而水体较浅的区域氧化性较强, 有机碳被氧化进入海洋碳酸盐库, δ ¹³C值相对较低, 这与沉积相的分布特征一致。由早奥陶世至晚奥陶世鄂尔多斯地区的碳同位素组成逐渐增加, 表明水体随时代由老至新逐渐加深。碳同位素反映的海平面变化趋势与沉积相演化一致。

早奥陶世冶里期开始海侵, 至亮甲山期海水持续退出, 造成马家沟组与亮甲山组的不整合接触。中奥陶世海平面较为振荡, 但整体表现为上升趋势。鄂尔多斯中东部马家沟组构成3个明显的沉积旋回。鄂尔多斯西南缘三道坎组/下马家沟组δ ¹³C值基本处于负值范围内, 桌子山组/上马家沟组δ ¹³C发生正向漂移, 代表海平面的明显上升。至克里摩里组/峰峰组δ ¹³C值达到马家沟组最大值, 海平面达到最高水平, 整个鄂尔多斯遍布开阔台地相沉积。晚奥陶世的大规模海退使海水退出鄂尔多斯本部, 仅在西南缘接受沉积。由于南侧秦岭海槽向北侧的持续俯冲, 造成海水深度大增, 底层水体的氧化性被进一步削弱, 赋存于生物体内的有机碳被大量有效保存在沉积物中, 使得海水的¹³C含量相对增加, 相应的碳酸盐岩的δ ¹³C值发生正向偏移。

在中、上奥陶统之交的平凉组/马家沟组以及背锅山组/平凉组的界限附近均发生δ ¹³C值的突然负偏, 表明在界限处可能存在着层序转换面, 海平面下降速率大于盆地沉降速率, 平凉组底部的角砾灰岩即是这一转换面的产物。鄂尔多斯南缘富平地区晚奥陶世的 δ13C值存在多处明显的负偏, 应与区内频繁的火山活动相关。火山作用过程中产生的低值碳源的加入, 环境恶化导致的生物产率的急速下降, 使得δ ¹³C值显著降低(彭冰霞等, 2006; 左景勋等, 2006)。晚奥陶世平凉期后, 西缘的贺兰拗拉槽由北向南关闭, 沉积范围逐渐缩小, 水体变浅有机质氧化, 导致西缘彭阳地区的δ ¹³C值降低, 而南缘仍为秦岭海槽控制的深水沉积, 相应的δ ¹³C值较高。

晚奥陶世的δ ¹³C值的正向偏移在全球大范围内都有所记录, 在中国的华南地区和塔里木地区该期同位素偏移事件也已被发现(王大锐等, 1998; Saltzman and Young, 2005; Young et al., 2005, 2008; Kaljo et al., 2007; Bergstrom et al., 2009, 2010), 但在华北地区一直未被发现, 本研究证实在晚奥陶世华北地台的西南缘也存在着碳同位素的正向偏移。

自然界中碳基本上储藏在沉积碳酸盐和有机质两大碳库内, 其碳同位素组成差别较大, δ ¹³C平均值分别为0‰ 和-25‰ , 碳酸盐富集¹³C, 有机质中富集¹²C。大规模的生物群落的变化势必会影响到自然界中的碳循环, 进而引起海洋中沉积碳酸盐的碳同位素组成的波动。因此, 碳酸盐的碳同位素组成的波动, 不仅体现了海洋环境的变化, 同样反映了有机质迁移和储存的变化, 具有重要的石油地质学意义。

烃源岩的形成受古气候、古构造、古环境的影响, 其中, 海平面升降和古沉积环境对于高有机质丰度烃源岩的发育至关重要(张水昌等, 2005, 2006)。而碳氧同位素组成能够很好地反应古环境和古气候的变化。碳酸盐δ ¹³C 值的正向偏移意味着进入海洋沉积物的有机质增多, 即有机质产率增加、保存作用增强(Hatch et al., 1987; Wang et al., 1997; 王大锐等, 1998; 王大锐和冯晓杰, 2002), 可作为地质时期烃源岩发育的地球化学指标(王大锐和冯晓杰, 2002; 腾格尔等, 2005)。

腾格尔等(2004, 2005, 2006)对鄂尔多斯奥陶系的地球化学研究表明, 碳酸盐岩的碳同位素与有机碳含量(TOC)对应关系良好, 乌海地区克里摩里组TOC含量较高(平均为0.31%), 页岩夹层达1.25%。在塔里木盆地寒武系— 奥陶系的碳同位素与TOC同样具有很好的对应关系, 富TOC的层段δ ¹³C也明显偏重, 并且在δ ¹³C剧烈变化的时候都会导致TOC的增加(张水昌等, 2006)。对鄂尔多斯马家沟组的研究表明, 沉积环境对于碳酸盐岩有机质含量有明显的控制作用, 平均有机碳含量最高的是陆缘斜坡相碳酸盐岩(0.26%), 其次是膏盐湖(0.22%)、膏云坪(0.21%), 而开阔海、云坪和滩等环境的碳酸盐岩有机碳平均含量较低(< 0.20%)(夏新宇等, 1999)。

鄂尔多斯地区中晚奥陶世碳同位素的正向偏移表明有机质被有效地保存在沉积物内, 因生物同位素分馏作用造成了碳酸盐岩的δ ¹³C值增加。晚奥陶世海平面大规模下降, 可容空间减少, 海水深度增加又使得沉积速率减小, 单位时间和体积内沉积的有机质得到高度 “ 浓缩” , 从而有利于高有机质丰度烃源岩的形成。鄂尔多斯西南缘晚奥陶世碳同位素组成发生明显的正向偏移, 标志着较高的生产力和有机碳埋藏率, 这与其较高的有机碳丰度(陈孟晋等, 2007)相吻合, 而此时鄂尔多斯西南缘整体处于陆缘斜坡位置, 发育黑色笔石页岩相, 有利于高有机质丰度烃源岩的形成, 因此, 鄂尔多斯西南缘的平凉组/乌拉力克组和背锅山组应是下古生界最重要和有效的烃源岩层。鄂尔多斯西缘中奥陶统的克里摩里组δ ¹³C值较高, 属碳酸盐岩斜坡沉积, 水体较深, 也应是区内重要的烃源岩。鄂尔多斯南缘的峰峰组也出现明显的碳同位素正偏, 在台内凹陷和南侧碳酸盐岩斜坡部位, 也具有一定的生烃能力。

鄂尔多斯地区奥陶系碳氧同位素组成分布较为离散, 两者的相关系数仅为0.10, 不存在明显的相关性。氧同位素组成受到了成岩与后蚀变作用影响, 碳同位素受到影响程度较低。

1)鄂尔多斯地区奥陶系碳酸盐岩的碳氧同位素组成与全球奥陶系的碳氧同位素组成基本一致。区域上, 西缘具有相对较高的δ ¹³C值, 南缘次之, 而东缘最低。纵向上, 由早奥陶世至晚奥陶世碳同位素组成逐渐增重, 并在中晚奥陶世发生明显的正向偏移, δ ¹³C均值由-0.36‰ 增加到0.15‰ , 至背锅山组增加至0.68‰ 。

2)碳同位素的区域分布差异表明鄂尔多斯西缘水体相对较深, 南缘次之, 东缘相对较浅。由早奥陶世至晚奥陶世水体逐渐加深, 早奥陶世快速海侵后持续海退, 中奥陶世海平面呈振荡式上升趋势, 并在峰峰期达到最高水平, 整个鄂尔多斯遍布开阔海沉积, 晚奥陶世大规模海退, 但海水深度增加。碳同位素组成反映的海平面变化趋势与沉积相演化一致。

3)碳同位素的正向偏移是烃源岩发育的重要指标, 鄂尔多斯西南缘中晚奥陶世碳同位素的正向偏移, 标志着较高的生产力和有机碳埋藏率, 因此, 西南缘的平凉组/乌拉力克组和背锅山组是下古生界最重要和有效的烃源岩层, 鄂尔多斯西缘中奥陶统的克里摩里组也应是区内重要的烃源岩, 鄂尔多斯南缘的峰峰组具有一定生烃能力。