林春明, 张霞, 赵雪培, 李鑫, 黄舒雅, 江凯禧. (2021). 沉积岩石学的室内研究方法综述* [J]. 古地理学报, 23(2): 223-244.
Lin Chun-Ming, Zhang Xia, Zhao Xue-Pei, Li Xin, Huang Shu-Ya, Jiang Kai-Xi. (2021). Review of laboratory research methods for sedimentary petrology[J]. Journal Of Palaeogeography, 23(2): 223-244.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2021.02.015
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沉积岩石学的室内研究方法综述*
林春明, 张霞, 赵雪培, 李鑫, 黄舒雅, 江凯禧
南京大学地球科学与工程学院,江苏南京 210023

作者简介 林春明,男,1964年生,教授,博士生导师,从事沉积学和石油地质学教学与研究。E-mail: cmlin@nju.edu.cn。 张霞,女,1985年生,副教授,从事沉积学和边缘海沉积教学与研究。E-mail: zhangxia@nju.edu.cn。

收稿日期:2020-09-17
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 41772097,41572112)、南京大学2016年度本科重点教改课题“教材《沉积岩石学》”(编号: 201619B1)和2018年度江苏省高等学校重点教材立项建设共同资助
摘要

为了正确、高效地完成沉积岩石学的研究内容,势必要求沉积岩石学的研究方法具多样性和先进性,并可在实践中不断完善和发展。作者着重阐述了沉积岩石学的室内研究方法,旨在为沉积岩石学研究者系统介绍合适的技术和手段。室内研究方法主要包括矿物成分与结构分析、无机与有机地球化学分析和其他实验方法。矿物成分与结构分析主要包括薄片鉴定、粒度分析、重矿物分析、激光拉曼光谱和荧光光谱分析、微区矿物识别和元素分析、阴极发光分析,以及X射线衍射、红外光谱和热谱分析。无机地球化学分析主要包括元素地球化学、风化强度的量化、稳定同位素分析和测年分析。有机地球化学分析主要包括总有机碳、岩石热解分析、镜质体分析、气相色谱分析和生物标志物色谱—质谱分析、非生物标志化合物和有机化合物稳定同位素组成分析等。此外,沉积岩石学的室内研究方法还包括磁性矿物学、物理和数值模拟、岩石地球物理方法和地质大数据方法等。新技术、新方法的应用和发展,是促进沉积岩石学发展的重要原因之一。

关键词: 沉积岩石学; 室内研究方法; 矿物成分与结构分析; 无机和有机地球化学
中图分类号:P585 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2021)02-0223-22
Review of laboratory research methods for sedimentary petrology
Lin Chun-Ming, Zhang Xia, Zhao Xue-Pei, Li Xin, Huang Shu-Ya, Jiang Kai-Xi
School of Earth Sciences and Engineering,Nanjing University,Nanjing 210023,China

About the authors Lin Chun-Ming,born in 1964,is currently a professor in School of Earth Sciences and Engineering,Nanjing University,and is engaged in sedimentology and petroleum geology. E-mail: cmlin@nju.edu.cn. Zhang Xia,born in 1985,is an associate professor in School of Earth Sciences and Engineering,Nanjing University,with main research interest in sedimentology. E-mail: Zhangxia@nju.edu.cn.

Fund:Co-funded by the National Natural Science Foundation of China(Nos.41772097,41572112),and 2016 Undergraduate Key Educational Reform Project of Nanjing University Textbook《Sedimentary Petrology》(No.201619B1)and the project of 2018 Key Teaching Materials for Institutions of Higher Learning in Jiangsu Province
Abstract

In order to correctly and efficiently complete the research content of sedimentary petrology,its research methods need to be diversified and advanced,and can be improved and developed continuously in practice. This paper emphatically demonstrates the laboratory methods of sedimentary petrology,which mainly include mineral composition and structure analysis,inorganic and organic geochemistry analysis and other experimental methods. The mineral composition and structure analysis mainly comprise thin-section identification,grain-size analysis,heavy-mineral analysis,laser-Raman and fluorescence spectroscopy,micro-area elemental analysis and mineral recognition,cathodoluminescence,X-ray diffraction,infrared spectroscopy and thermal spectrum analysis. Inorganic geochemistry consist mainly of element analysis,quantification of weathering intensity,stable isotopic and dating analyses. Organic geochemistry primarily incorporates total organic carbon,pyrolysis,vitrinite, chromatography,biomarker chromatography-mass spectrometry,non-biomarkers,organic compound stable isotope composition, etc. In addition,magnetic mineralogy,physical and numerical simulation,petrogeophysical method,and big data analyses should also be included for sedimentary petrology study. This study will shed new light on the application and development of these technologies and methods,in favor of promoting the development of sedimentary petrology.

Key words: sedimentary petrology; laboratory methods; mineral composition and structure analysis; inorganic and organic geochemistry
1 概述

沉积岩是组成岩石圈的三大类岩石(岩浆岩、变质岩和沉积岩)之一。它是在地壳表层常温常压条件下, 由母岩的风化产物、深部来源物质、有机物质及少量宇宙物质等原始物质, 经搬运、沉积和成岩等一系列地质作用而形成的岩石(林春明, 2019)。

沉积岩石学是在19世纪初期发展起来的。作为地层划分和对比的依据之一, 早期的沉积岩石学研究仅限于岩石的描述和鉴定。近20年来, 它的研究内容主要有以下5方面(林春明, 2019): (1)研究沉积岩(物)的物质组分、结构、构造、分类、命名、岩体产状和岩层之间的接触关系, 为阐明其成因与分布规律提供依据; (2)研究沉积岩石的形成机理, 包括风化、搬运、沉积和成岩作用等; (3)研究沉积环境和沉积相; (4)利用室内水槽模拟自然界的沉积作用过程, 进行水力学试验, 研究沉积作用机理, 进一步说明不同沉积动力学条件下沉积物表面的种种特征和分布状况, 例如模拟床沙运动和底形以及各种类型水流层理的关系, 模拟不同类型流水的发生、运动和对沉积物的响应等; (5)研究沉积岩的形成演化与地质灾害之间的关系, 科学地对相关自然灾害进行预测。

沉积岩石学的研究方法包括野外和室内2个方面, 两者要紧密结合。野外研究极其重要, 是室内研究的基础; 室内研究是野外研究的继续和深入, 也是对野外初步认识正确与否的检验。定量分析和综合研究是使沉积岩石学不断向前的有效方法。

野外研究可初步鉴定沉积岩(物)的颜色、岩性、结构和构造, 测量岩层厚度和产状, 观察岩层之间的接触关系及其他成因标志等; 并将所观察内容作详细记录, 编制剖面图, 结合其他学科知识, 对沉积岩(物)的成因、沉积环境等进行初步解释和判断。室内研究主要是利用各种仪器和技术方法在微观方面对沉积岩进行观察、测试和分析, 以提高地质研究的深度、广度和精确度。一般来说, 室内研究方法主要包括矿物成分与结构分析、无机地球化学分析、有机地球化学分析和其他实验方法等。

为了正确、高效地完成沉积岩石学的研究内容, 势必要求沉积岩石学的研究方法具多样性和先进性, 并可在实践中不断完善和发展。作者着重论证了沉积岩石学的室内研究方法, 旨在为沉积岩石学研究者系统介绍合适、可行的技术和手段, 促进沉积岩石学不断向前发展, 同时, 对刚接触沉积岩石学的研究人员, 以及高校师生学习研究沉积岩石学也有重要启示意义。

2 矿物成分与结构分析方法
2.1 薄片鉴定

薄片主要包括普通岩石薄片、铸体薄片及荧光薄片。普通岩石薄片鉴定可对岩石成分、结构构造、成岩作用等进行分析, 并最终定名(图 1-a)。铸体薄片和图像分析主要应用于储集层储集空间研究, 包括孔隙类型、孔隙含量、孔隙连通性、喉道的分布以及孔喉关系等(图 1-b)。荧光薄片主要应用于石油勘探中, 包括烃类的产状和含量、生油岩成熟度判别、油气的运移方向以及油水界面的判别等。尽管有其他先进测试技术的不断涌现, 但薄片鉴定因其方法经济、快捷和有效, 成为沉积岩石学最主要、最基本的研究方法。不管测试数据有多么精确, 都必须以薄片研究为基础, 才能确保数据解释的合理性。

图 1 辽河坳陷大民屯凹陷古近系沙河街组碎屑岩储集层镜下特征
a— 长石岩屑砂岩, 沈检5井, 1908.81 m, (+); b— 原生粒间孔及片状喉道(黄色线条), 沈检5井, 1920.73 m, 蓝色铸体薄片, (-)。Q— 石英; F— 长石; R— 岩屑Fig.1 Microscopic characteristics of clastic reservoirs in the Paleogene Shahejie Formation of Damintun sag, Liaohe Depression

2.2 粒度分析

粒度作为沉积物最基本和最主要的结构特征, 主要受搬运介质、水动力强弱和搬运方式等因素控制, 因而, 其特征决定了沉积物的类型和性质, 是衡量沉积介质能量大小、判别沉积时水动力条件和自然地理环境的重要标志, 也是影响储集层物性的重要因素(邓程文等, 2016)。可见, 粒度分析在沉积学研究中占有举足轻重的地位, 其分析方法具有严格的统计学基础, 有坚实的数学、物理学和流体学的理论支撑, 是一种较为精确的分析方法(袁红旗等, 2019)。

粒度测量是粒度分析的基础, 其任务就是大量测定样品直径, 并将其用于统计分析。沉积岩石学研究中常用的粒度分析方法有直接测量法、筛析法、沉降法、场干扰分析法和图像法。对固结岩石可采用普通薄片分析法测量碎屑颗粒的粒径和含量; 对松散的碎屑沉积物以及易解离的碎屑岩, 可采用直接测量、筛析和沉降分析等方法测量碎屑颗粒的粒径; 对粒径小于3 mm的颗粒通常采用激光粒度分析法, 因其具有测试结果快速精准和重现性高的特点, 使得粒度分析在恢复沉积环境、指示古气候特征、研究物质输运模式等研究方面的应用愈加广泛(冷伟和范代读, 2014; 邓程文等, 2016)。

测量和分析所得的数据可用图解法、矩算法和图算法等进行处理, 求出粒度参数, 编制概率累积曲线、频率曲线、CM图和粒度参数离散图等, 分析沉积岩(物)形成的水动力条件和搬运方式, 恢复沉积物形成时的古地理环境, 进行地层对比和沉积相划分。

图 2 高邮凹陷古近系戴南组扇三角洲、三角洲、近岸水下扇砂岩粒度概率累积曲线(据林春明等, 2020)Fig.2 Probability accumulation curves for fan deltaic, deltaic, and nearshore subaqueous fan sandstones in the Paleogene Dainan Formation, Gaoyou sag(after Lin et al., 2020)

粒度概率累积曲线能够较好地反映沉积物沉积时的水动力特征, 如高邮凹陷古近系戴南组扇三角洲前缘水下分流河道、三角洲前缘水下分支河道与近岸水下扇中扇辫状水道粒度概率累积曲线均为两段型, 以跳跃搬运为主, 悬浮搬运次之, 缺乏滚动组分(图 2)。扇三角洲沉积物粒度相对较粗, 跳跃组分粒度在-1.0~3.5 Φ 之间, 悬浮组分占总组分的25%之多; 三角洲沉积物粒度相对较细, 跳跃组分粒度在1.0~4.0 Φ 之间, 悬浮组分占总组分的10%以上(图 2-a); 近岸水下扇基质(> 4.5 Φ 的颗粒)含量高, 一般大于30%, 反映杂砂岩的特点, 悬浮总体较扇三角洲和三角洲含量高, 跳跃组分粒度在-1.0~3.0 Φ 之间(图 2-b)。三角洲粒度概率累积曲线跳跃段较扇三角洲陡, 前者斜率接近70° , 后者在57° 左右, 表明三角洲分选性较扇三角洲好, 而近岸水下扇各组分斜率均很低, 跳跃组分斜率为52° 左右, 分选最差。此外, 跳跃次总体与悬浮次总体的交截点Φ 值可反映搬运介质的扰动强度, 交截点Φ 值越小, 扰动强度越高, 可见近岸水下扇水动力条件最强、扇三角洲次之, 而三角洲的水动力条件最弱(图 2)。

值得注意的是, 因物源、水动力和地形的复杂性, 沉积物普遍表现为多成因组分混合, 同时并非所有的粒级组分都对环境敏感, 具有重要的环境指示意义(如水流流速等)的粒度组分范围可能很小, 因此, 利用粒度数据进行沉积环境研究时, 提取环境敏感粒度组分具有重要意义, 不同沉积环境具有不同的环境敏感粒度组分特征, 而基于沉积物全样的粒度数据只可近似作为沉积环境的替代指标(Sun et al., 2002; 孙有斌等, 2003; 邓程文等, 2016)。

2.3 重矿物分析

沉积岩中比重大于2.86的重矿物可用重液(三溴甲烷或杜列液等)分离出来, 进行矿物鉴定和数量统计, 进而用于地层对比和古地理研究。此外, 利用碎屑重矿物组合及其含量变化, 结合轻矿物组合特征, 可以追索物源和恢复母岩性质, 这主要建立在沉积物对母岩重矿物组合的继承性基础上。碎屑重矿物的不同组合是源区研究的重要指示(高福红和于均民, 2000; 郑洁和陈勇, 2009)。重矿物稳定系数和成熟度(ZTR指数)可用来研究碎屑沉积物的搬运方向和搬运距离(张志萍等, 2008; 王明磊等, 2009; 周健等, 2011)。需要注意的是, 重矿物组合既受母岩区岩石类型的影响, 也受碎屑岩物质搬运距离的控制, 考虑到搬运过程中的稀释作用, 重矿物含量应是相对含量而非绝对含量, 且需结合其他资料才可对源区位置和母岩性质等特征进行较好指示。林春明等(2020)利用重矿物, 结合石英阴极发光、锆石U-Pb测年和元素地球化学等技术手段, 对苏北盆地高邮凹陷古近系物源体系进行了较为系统的研究, 如高邮凹陷在戴南组一段沉积时期, 沉积盆地物源复杂, 花庄和永安地区的沉积物来自柘垛低凸起方向母岩区, 周庄地区的沉积物来自东部母岩区, 有2个物源; 富民地区的沉积物来自2个方向, 即南部来自于通扬隆起, 北部来自于柘垛低凸起方向母源区; 真武、邵伯和黄珏地区的沉积物来自于通扬隆起。联盟庄地区的沉积物来主要来自于菱塘桥低凸起方向, 但受来自柘垛低凸起方向沉积物的影响。马家嘴地区的沉积物主要来自菱塘桥低凸起方向, 南部受通扬隆起物源的影响(图 3)。

图 3 苏北盆地高邮凹陷古近系戴南组一段重矿物特征Fig.3 Heavy mineral characteristics of the Member 1 of Dainan Formation of Paleogene in Gaoyou sag, Subei Basin

2.4 激光拉曼光谱和荧光光谱分析

激光拉曼光谱仪是现代地质科研工作的一项重要且常规的成分分析技术, 也是目前最先进的包裹体无损成分测试技术之一, 其成分定性分析主要是通过判断拉曼光谱的特征峰获得。激光拉曼光谱在沉积岩中的应用包括: 在油气地质上的应用和在成岩作用成岩环境中的应用。

在流体包裹体油气地质上的应用最为广泛, 主要包括:气相组分测定、液相组分测定、固相组分测定、估测流体盐度等。除此之外, 还与温压设备结合进行矿物相转变过程原位拉曼光谱研究, 流体包裹体低温拉曼光谱研究, 地质流体性质研究等。激光拉曼光谱成分分析(适合弱荧光有机包裹体且微区直径大于2 μ m)主要集中对单个包裹体中挥发组分、子矿物、络阴离子的测定和气水化合物进行研究, 对油气储集层包裹体中常见的挥发组分(H2S、CO2、N2)及烃类组分(CH4、C2H6、C3H8、C6H6)等能够有效地识别出来(张文济等, 2020)。利用激光拉曼可以为确定成矿溶液盐度和密度、成矿流体的物质成分、来源的研究提供量化依据。通过包裹体中的盐水溶液离子浓度和组合情况, 还可说明当时油田水的特征及与油气藏之间的关系, 为预测油气藏提供重要依据(王剑等, 2015)。因此激光拉曼成分分析, 结合显微测温技术以及沉积盆地的热演化史, 使得包裹体常用于推断油气成藏的相对形成时间、古温度及流体化学组分。近20年来, 流体包裹体普遍被用于研究储集层的胶结充填序列、油气藏的烃源岩排烃史、油气运移演化以及形成时物化条件、成藏历史等方面(陈顺勇等, 2013, 2015; 林雪梅等, 2020)。

在成岩作用成岩环境研究中, 利用包裹体的测温和成分分析, 可以分析成岩作用发生时的流体定性— 半定量特征以及温压条件、成岩作用过程中的水岩相互作用, 从而为推测成岩环境提供可靠依据(高福红和于均民, 2000; 郑洁和陈勇, 2009)。包裹体测温可结合荧光显微镜进行分析, 后者可以观察到烃类在岩石中的存在状态、烃类的成分及含量, 如沥青的荧光呈黄、黄白、绿黄、绿和淡绿等颜色。此外, 还可同时观察到岩石结构构造特征, 直观揭示烃类在岩石结构和孔隙之间的分布。根据流体包裹体透射光和荧光镜下观察, 江苏黄桥地区二叠系龙潭组储集层样品中包裹体较为发育, 以盐水和油包裹体为主, 主要分布于石英裂纹和石英次生加大边中, 个体较小; 油包裹体在紫外光和蓝光激发下分别发蓝白色和黄绿色荧光(图 4), 表明龙潭组所含油处于中成熟阶段。研究区包裹体均一温度主要在89~93 ℃、115.4~126.3 ℃和135~147.6 ℃这3个区间, 结合研究区的埋藏史— 热史、构造演化和成岩演化模式研究, 认为江苏黄桥地区龙潭组主要经历了3期油气充注(图 5): 第1期为73~70 Ma(晚白垩世), 第2期为58~52 Ma(古近纪), 第3期45~38 Ma(古近纪), 以第2期和第3期为主(陈顺勇等, 2013)。

图 4 下扬子黄桥地区二叠系龙潭组储集层流体包裹体的透射光和荧光照片
a— 紫外光激发下石英次生加大边中包裹体发蓝白色荧光, N9井, 1813.5 m; b— 蓝光激发下颗粒间充填油发黄绿色荧光, 溪1井, 1871 m; c— 透射光下棕红色油包裹体, 溪1井, 1555 m; d— 蓝光激发下石英裂纹中的包裹体呈黄绿色荧光 (与照片c同一视域), 溪1井, 1555 mFig.4 Images showing characteristics of fluid inclusions in reservoirs from the Permian Longtan Fomation in Huangqiao area, Lower Yangtze Basin

图 5 下扬子黄桥地区地层埋深变化及龙潭组油气充注深度与时代Fig.5 Diagrams showing burial depth and hydrocarbon charging times for the Longtan Fomation in Huangqiao area, Lower Yangtze Basin

2.5 X射线衍射、红外光谱和热谱分析

由于粉晶X射线衍射(XRD)分析方法简单快速, 结果较为准确, 因此, 被广泛应用于造岩矿物和黏土矿物等的定性定量分析以及黏土矿物混层结构研究等(廖立兵等, 2007; 林春明等, 2011; 张妮和林春明, 2016)。对于黏土岩、碎屑岩储集层填隙物和碳酸盐岩中的不溶残余物等, 采用此法可准确地鉴定出黏土矿物总量以及不同黏土矿物成分和含量, 为研究储集层性质、成岩演变、有机质演化, 以及油气生成和运移的时间及深度等提供大量基础数据(张霞等, 2011, 2012; Zhang et al., 2012)。随着实验分析技术的发展, 为了提高粉晶X射线衍射准确性, 还需要与其他方法的结合进行定量研究, 如红外光谱和热谱分析。红外光谱分析主要对碳酸盐岩及黏土岩的矿物成分鉴定有一定效果, 如沉积岩中碳酸盐含量, 对于碎屑岩储集层, 碳酸盐含量可反映岩石胶结物的性质, 而对于碳酸盐岩, 碳酸盐含量是对岩石进行分类定名的依据。热谱分析是根据矿物在升温过程中所发生的脱水、分解、氧化和同质多相转变所发生的热效应特征来鉴定和研究矿物的一种行之有效方法, 该方法适用于黏土矿物、碳酸盐矿物、自生二氧化硅以及铁、锰、铝氧化物的鉴定, 进而开展沉积岩分类、沉积微相分析、成岩后生变化及成岩作用分析。目前最常用的是差热分析与热重分析法。差热分析是在程序温度控制下, 测量待测物与参比物(具热惰性)之间的温度差与温度关系的一种技术; 而热重分析是在程序温度控制下, 测量待测物的质量与温度变化的关系。

2.6 微区矿物识别和元素分析

微区元素分析技术已形成从主量和次量组分到痕量和超痕量组分分析的一个完整技术体系, 包括扫描电镜(Scanning electron microscope)、电子探针(Electron Probe Microanalysis-EPMA)、核探针(SNM)、微束微区X射线荧光探针(Micro-XRF)、二次离子探针质谱(SIMS)和激光溶蚀等离子质谱仪(LA-ICP-MS)等。这些实验技术的应用, 为沉积成岩作用、蚀变过程及流体性质等研究提供强有力的手段(林春明, 2019)。扫描电镜的放大倍数可达几万至几十万倍, 对研究细粒沉积岩, 例如黏土岩、砂岩和碳酸盐岩的颗粒、填隙物等能取得良好效果。藻类和细菌等小于1 μ m的超微化石的细节在扫描电子显微镜下非常清晰, 如孢子囊、藻管清晰可见。在储集层研究中, 可以对储集层样品微观形貌特征进行分析, 包括微观孔喉结构、成岩及次生矿物的发育特征等, 如黏土矿物种类和晶体形态及晶体间相互关系、生长期次等, 配置能谱仪(EDS)还可对矿物成分进行半定量分析。以上研究均为储集层成岩作用识别和成岩期次划分提供了直接证据。如辽河坳陷大民屯凹陷古近系沙河街组砂砾岩储集层中, 在扫描电镜下观察碎屑颗粒、填隙物和孔隙分布连通性等岩石结构特征, 为成岩作用研究以及成岩序列确定提供了直接证据(图 6-a, 6-b, 6-c, 6-d)。

图 6 辽河坳陷大民屯凹陷古近系沙河街组砂砾岩储集层典型显微照片
a— 碎屑颗粒表面自生石英(黄色箭头所指)的形成晚于叶片状自生绿泥石(红色箭头所指), 沈检5井, 1866.89 m, 扫描电镜; b— 长石颗粒溶解形成次生溶蚀孔(红色箭头所指), 片状伊蒙混层黏土矿物(黄色箭头所指)充填原生孔隙, 沈检5井, 1962.57 m, 扫描电镜; c— 铁白云石能谱分析, 其形成早于自生高岭石(红色箭头所指)、伊蒙混层(黄色箭头所指), 沈检5井, 1943.95 m, 扫描电镜; d— 早成岩草莓状黄铁矿(红色箭头所指)的形成晚于自生石英(白色箭头所指)和片状伊蒙混层(黄色箭头所指), 沈检5井, 1844.44 m, 扫描电镜; e— 钠长石(黄色箭头所指)和钾长石(红色箭头所指)的溶解, 且前者溶解程度更高, 沈检5井, 1966.18 m, 电子探针背散射; f— 含铁方解石(红色箭头所指)和铁白云石(黄色箭头所指)充填原生粒间孔, 沈检5井, 1971.70 m, 电子探针背散射Fig.6 Typical micrographs of glutenite reservoir in the Paleogene Shahejie Formation of Damintun sag, Liaohe Depression

随着非常规勘探开发的发展, 以扫描电镜为平台开发的电镜扫描矿物定量评价技术进入人们的视野, 该技术配备能自动获取并分析处理数据的专用软件, 能够定性、定量进行碎屑岩矿物表征, 精细描述储集空间特征, 提供储集层评价所需要的各项参数信息(矿物颗粒形态、矿物分布特征、矿物解离度、元素赋存状态、孔隙度等), 对精细勘探开发、尤其是非常规储集层研究, 有着十分重要的意义(葛瑞全等, 2017)。目前, 已有学者利用该项技术对塔里木盆地库车坳陷白垩系砂岩样品进行了岩石成分的定量分析, 进而对储集层孔喉组合类型进行定量表征(高志勇等, 2018)。在非常规领域, 该技术常常应用于对不同页岩岩相中矿物颗粒及有机质的孔隙的识别和分类, 矿物及有机质的颗粒面孔率、总面孔率及孔径分布的定量表征, 这对不同岩相页岩孔隙结构控制因素的研究有重要启示作用(王曦蒙等, 2019)。对非常规油气致密储集层微观孔喉表征技术, 主要利用了纳米材料科学、物理化学和分析化学等学科研究方法, 通过二维场发射扫描电镜等图像直接观测、气体吸附等间接数值测定以及X-CT 三维数值重构模拟孔隙结构技术方法, 在孔喉大小、形态、分布、三维连通性等方面取得了初步进展, 提高了纳米级微观孔喉结构的表征精度(表 1)。但孔喉结构特征表征技术仍在测试原理、多类型数据融合、多技术手段联合与实验前处理、多尺度特征表征等方面值得进一步探索(白斌等, 2014)。

表 1 非常规油气致密储集层孔喉表征方法(据白斌等, 2014) Table1 Pore-throat characterization methods for unconventional tight hydrocarbon reservoir(after Bai et al., 2014)

常见的电子探针在地质方面的应用包括矿物鉴定和微区元素分析。矿物鉴定方面, 背散射电子像(BSE)可反映样品中元素的分布状态, 原子序数小的元素背散射电子像较暗, 因此可利用背散射电子像的明暗程度识别鉴定出化学成分相近、仅个别元素含量差异较大的矿物, 如长石系列中的钾长石和钠长石(图 6-e), 碳酸盐矿物中含铁方解石和铁白云石(图 6-f)。此外, 电子探针能以1 μ m3左右的空间分辨率对微细矿物和稀有矿物进行准确测定, 如对锑汞石(Hg2TeO3)测定(王剑等, 2015)。微区元素分析中, 相较于扫描电镜所配置能谱仪的半定量分析, 电子探针的波谱仪(WDS)可以对样品进行更为精确的化学成分定量分析, 获得更低的检出限。通过点分析, 可以了解微区元素的成分和含量; 通过线扫描可以了解某些元素在某一长度范围内含量的变化, 如次生加大边的横向扫描, 可了解某些元素随次生加大边的生长而变化的情况, 从而为成岩环境变化研究提供依据; 通过面扫描了解元素在微区的分布和变化规律。

微区X射线荧光探针的技术原理是利用具有特定波长的X射线与样品表层原子发生反应, 发射出特征X射线, 特征谱线的波长与元素的原子序数有关, 强度和元素含量有关, 因此可了解样品表面的元素种类及进行半定量分析。目前Micro-XRF已应用于地学多个领域的研究中, 其具有分析灵敏度高、分析元素范围广、制样简单、扫描速度快等优点, 且对样品破坏程度小, 几乎为原位无损分析, 是分析非均匀材料的理想技术。Egger等(2015)在对波的尼亚海海岸表层沉积物的研究中, 利用Micro-XRF对制薄片后的沉积物样品进行了Fe、Mn、Mg、P等多种元素的面扫描, 成功识别出蓝铁矿(含水铁磷酸盐矿物), 并结合图像处理软件对面扫描图像进行处理分析, 探讨了海洋环境下该种含水铁磷酸盐矿物对P埋藏的影响。此外, 同步辐射X射线荧光分析(SR-XRF)由于使用了同步辐射光源代替传统的X射线光源, 大大提高了微量元素分析的灵敏度和空间分辨率(杨群和王怡林, 2008)。

2.7 阴极发光

阴极发光的原理是用电子束轰击薄片中的矿物表面, 导致其发光, 同种类的矿物或相同种类但成因不同的矿物, 由于含有不同的激活剂元素而产生不同颜色或不同强度的阴极发光, 其可以显示沉积岩中普通偏光显微镜无法观察的矿物及显微结构构造现象, 如次生加大、矿物形态及不同时期、环境的胶结物特征等细节情况。此外, 对岩石中主要造岩矿物发光性的研究有助于判别沉积环境、岩石成因以及物源区性质和状况等。不同因素对矿物颜色影响的多样性和复杂性, 使得在同一盆地的不同区域, 主控因素不同的矿物其发光性亦不同。

陆源碎屑中石英、长石和岩屑的性质与其母体— 原始岩石的解体直接相关, 尽管在原始岩石解体后经过搬运、磨蚀、溶解而失去了一些物质, 但保留下来的组分基本代表着原始母体的岩石面貌, 不同岩石所解体的物质具有不同的发光性。在硅酸盐矿物中, 阴极发光颜色与晶体错位、缺陷和微量元素的含量等因素有关, 而这些因素影响阴极发光颜色的程度则取决于母岩性质和结晶环境, 所以硅酸盐矿物中的阴极发光受物源控制, 特别是石英。石英的发光性则较为复杂, 地质体、时代和产状不同的石英发光性有很大差别, 当加速电子束轰击石英时, 来自不同物源区和成因的石英在阴极发光条件下显示不同颜色, 故可辨别石英颗粒是在火成环境下原始结晶, 还是在变质条件下重结晶, 变质条件不同, 阴极发光颜色也不同, 据此可以恢复母岩类型。一般来说, 来源于火山岩的石英以蓝紫色为主; 来源于深变质岩的石英以棕色、褐紫色为主, 来源于浅变质岩的石英以棕色、浅褐色和暗褐色为主; 来自沉积岩的石英不发光。此外, 石英在阴极发光条件下显示的颜色还与石英原始结晶时的温度有关(表 2)。长石颗粒在阴极发光条件下常显示为亮蓝色、红色或绿色, 其中发蓝色光的长石均含有少量Ti4+, 而其他发光颜色的长石均无Ti4+, 可见发蓝色光的长石的确与长石中含Ti4+密切相关; 发红色光的长石较少, 主要与Fe3+、Cr3+和Mn4+有关; 发绿色光的长石更加少见, 常与Mn2+有关, 例如拉长石中的Ca2+被Mn2+取代而发绿光, 方解石胶结物则常呈现为橘黄色。因此, 可以根据碎屑岩中矿物的阴极发光特征, 大致判断沉积盆地中石英颗粒的来源, 或者长石颗粒的成分特征。但该方法受到较多主观经验和随机因素影响, 在其应用于源区判别的过程中需借助其他物源分析手段综合判断(林春明等, 2020)。

表 2 石英发光类型与岩石类型及温度之间的关系(据林春明等, 2020) Table2 Relationship among quartz luminescence type, rock type and temperature(after Lin et al., 2020)
3 无机地球化学方法

随着现代分析手段和技术水平的提高, 物源、古气候和古温度等分析也在向定量化方向发展。稀土元素(REE)配分型式、微量元素示踪、风化强度的量化、构造背景判别以及同位素测年技术的应用等, 已逐渐将相关研究从描述性向定量化转变。这些方法不仅具有很好的可操作性, 而且具有很强的可靠性和直观性。

3.1 元素地球化学

稀土元素、微量元素和主量元素在沉积物中的富集取决于物源、风化作用、成岩作用、沉积物的搬运分选和个体元素的水动力地球化学性质的综合影响。REE 以及Th、Sc、Cr、Co 元素对源区的地球化学特征分析最有价值, 因为它们最难溶且相对稳定, 只随陆源碎屑沉积物的搬运而变化。将地球化学法应用于物源的研究开始于20世纪80年代, Taylor和McLennan(1985)最先提出用REE、Th、Sc和高场强元素来确定源岩, 其中相容元素和不相容元素的比值可用来区分长英质和镁铁质组分, 并用稀土配分模式来指示物源。随后许多研究者先后提出了用泥质、砂泥质岩石的主量元素地球化学特征来判别物源, 即用K2O、Na2O、SiO2、Al2O3、MgO等组成的判别图来区别被动大陆边缘、活动大陆边缘和大洋岛弧、大陆岛弧物源区(Bhatia, 1985; Roser and Korsch, 1986; 杨守业和李从先, 1999; 张妮等, 2012, 2020)。在以上研究基础上, 以McLennan为主的研究者分析总结了元素地球化学在限制沉积物源方面的应用, 其优点是可以应用到富含基质的砂岩和页岩中, 并根据全岩化学组分和钕同位素组成, 分析了5种物源类型— — 古老大陆上地壳、再循环沉积岩、年轻的未分异弧、年轻的分异弧和各种外来组分的特征; 并提出了不同元素对物源的指示意义, 如Eu负异常指示源区以花岗质上地壳为主; 不相容元素对相容元素的相对富集(高LREE值和Th/Sc高值), 表明源区为相对长英质的岩石组分和相对强的风化作用环境; Th/Sc值是粗粒沉积物源区的敏感指数; 而Zr/Sc值是锆石富集的有用指数(Taylor and McLennan, 1985; McLennan, 1989; McLennan et al., 1993)。Cullers(2000)则提出通过SiO2-Al2O3判别图了解源区矿物成分的差异。

之后, 元素地球化学方法虽然在物源研究中不断补充和验证, 但发展缓慢, 尤其是在沉积岩领域中, 这是由于沉积岩物源区比较复杂, 研究难度较大。沉积岩(物)中的元素及其元素比值可以示踪物源区和地壳成分, 以及物源区母岩性质和沉积盆地构造背景等的确定(陈衍景等, 1996; 林春明等, 2002, 2003; 李艳丽等, 2011; 林春明和张霞, 2018)。因此, 元素地球化学法在确定沉积物物源位置和性质及沉积物搬运路径、甚至整个盆地的沉积作用和构造演化等方面意义重大(McLennan, 1989; Gu et al., 2002; 林春明等, 2020)。

目前, 元素地球化学应用于沉积学领域的物源研究较多集中在对海水、河流或沙漠沉积物的物源分析(李艳丽等, 2011; Zhang et al., 2015; 张霞等, 2018), 而探讨沉积盆地的物源研究相对较少, 且主要集中在不同地区的物源对比或构造背景判别(Lacassie et al., 2004; Huang et al., 2006), 如赵志根等(2001)根据大别山北麓和华北东南晚古生代砂泥岩样品中的REE数据对比, 认为两者物源在晚古生代没有联系。李双应等(2005)根据元素地球化学特征, 认为大别山东南麓的中、上三叠统和下、中侏罗统碎屑岩的源岩来源广泛, 可能反映了前陆盆地物源的二元特征。

3.2 风化强度的量化

Nesbitt和Young(1982)最早提出化学变异指数(CIA), 此指数提供了一种定量化硅酸盐矿物风化(化学变异)度的方法, CIA值结合风化作用趋势图(A-CN-K图)可对源区所经历的化学风化作用强弱进行判别, 恢复源区的古气候条件, 还可较好地反映源岩成分。徐小涛和邵龙义(2018)撰文, 专门就泥质岩化学蚀变指数(CIA)分析物源区风化程度的限定因素进行了深入探讨。

3.3 氧、碳、钙、镁、锶等稳定同位素分析

除了传统方法中利用古生物组合判断古环境外, 还可依据同位素示踪原理, 如碳酸盐岩氧、碳、钙、镁和锶等同位素, 估算古气候、古水温、古盐度、判断成因机制及成岩作用等。通常情况下, 海相碳酸盐中稳定的氧同位素可用于估计碳酸盐胶结物析出时周围的古海水温度, 但是否同样适用于封闭埋藏的流体环境, 仍需进一步研究(Immenhauser et al., 2005)。

碳酸盐岩的氧碳同位素组成的明显差异应与不同时期的全球环境变化密切相关, 在一定条件下, 氧碳同位素的地层学意义除表现在层序界面附近发生正负偏移之外, 还反映在其变化与全球海平面变化一致的旋回性, 利用碳酸盐岩的氧碳同位素可为认识地质历史时期的古海平面变化、气候变化和冰川作用、海水原始氧碳同位素的组成、陆地和海洋生物盛衰的长期变化特征、海洋温盐环流特征等一些重大的基础科学问题提供重要依据(Bruckschen and Veizer, 1997; Mii et al., 1999; 林春明等, 2002)。氧碳同位素随地质历史由老到新总体上表现为由轻到重的变化(Veizer et al., 1986), 其中最大的变化发生在石炭纪, 变化幅度为2‰ ~3‰ (Popp et al., 1986; Mii et al., 1999; Saltziman et al., 2000; 林春明等, 2002)。有人利用δ 13C和 δ 18O 是否具有正相关关系, 来判断海相碳酸盐岩是否经历了大气降水参与的成岩作用。如果相关程度不高, 那么表明氧碳同位素组成没有或较少受到成岩作用影响, 基本保持了其原始形成时的信息(林春明等, 2015); 如果相关程度高, 则表明海相碳酸盐岩可能遭受大气降水参与的成岩作用, 原因是海相碳酸盐岩受到大气降水的影响后, 其δ 13C和 δ 18O 值都趋向降低, 呈明显的正相关关系(Kaufman and Knoll, 1995)。其实, 氧碳同位素具有相关性, 并不是同位素组成受到后期成岩作用改造的充分必要条件(张霞等, 2009)。Veizer等(1997)的研究也表明氧碳同位素值即使具有很好的相关性, 也未必是由后期强烈的成岩作用造成, 氧同位素值仍然可以代表原始的沉积环境。碳酸盐岩的δ 13C值常与沉积相的变化有关, 而不是仅反应海水长时间的特征变化, 如浅海、近海岸、短暂局限环境的碳酸盐δ 13C正漂移可能是生物产率增加或/和蒸发量的增加导致的(Frimmel, 2010), 而陆架到盆地不同剖面上的同位素差异可能是由于海水表层— 深海δ 13C存在梯度变化。

镁和钙均为碳酸盐矿物中的主要组成元素, 在碳酸盐矿物的形成和转化过程中, 镁和钙是流体与矿物间物质传递的重要媒介。在地质储库中, 与河水、海水以及火成岩相比, 碳酸盐矿物δ 26Mg值偏向负值, 并且不同类型的碳酸盐沉积物的镁同位素组成存在显著差异, δ 26Mg值的自然变化范围可达5‰ (图7; Li et al., 2012; Saenger and Wang, 2014; Teng, 2017)。地球样品的钙同位素比值差异相对于镁同位素较小, 大约为3‰ 。在主要地质储库中, 海水的δ 44/40Ca值最高, 而碳酸盐和硫酸盐的δ 44/40Ca值变化范围很大, 且可见低值(图 7)。海水的镁钙同位素组成是海相碳酸盐镁钙同位素组成的关键控制因素, 而海水的镁钙同位素组成又受控于全球镁钙循环(Tipper et al., 2006)。

图 7 不同地质储库中镁钙同位素组成特征
(数据来源于Tipper et al., 2006; Hipple et al., 2009; Ling et al., 2011; Li et al., 2012; Teng, 2017)Fig.7 Characteristics of magnesium and calcium isotopic composition in different geological reservoirs
(data from Tipper et al., 2006; Hipple et al., 2009; Ling et al., 2011; Li et al., 2012; Teng, 2017)

因为河流输入与全球风化作用强度变化相关, 而白云岩化与海洋/大气的物理化学条件相关, 所以地质历史时期海水镁钙同位素波动可能与全球古气候— 古环境演化关联, 而且这些变化可被记录在碳酸盐岩中(林春明, 2019)。

碳酸盐沉淀时, 水体的锶同位素组成主要受不同来源锶同位素的影响, 如河流、热液和海底沉积碳酸盐的溶解(Kaufman et al., 1993)。不同来源的锶同位素相互作用, 从而使沉积水体的锶同位素组成发生相应变化。87Sr/86Sr值与轻同位素(C和O)不同, 不受相分离、化学状态、蒸发作用或生物同化作用等过程的影响而发生分馏。但在碳酸盐沉积后的成岩过程中, 87Sr/86Sr值可能受到孔隙流体的影响。碳酸盐孔隙水的87Sr/86Sr值主要受以下4个过程控制(赵彦彦和郑永飞, 2011): 碳酸盐沉积物的溶解再沉淀; 流体中锶元素的扩散作用, 它能够使流体中锶含量和同位素组成逐渐均一化; 沉积物中硅酸盐物质的风化; 现代海水在沉积物中的深部循环过程。尽管Mn/Sr值和Sr/Ca值以及 δ 18O 值是识别碳酸盐岩成岩程度最常用的地球化学标准, 但是Sr含量被认为是估算碳酸盐是否保存了原始的87Sr/86Sr值的最好单个参数。根据水/岩交换模型, 在成岩作用下, 会使碳酸盐岩中的Sr含量过了一个界限值后, 87Sr/86Sr值突然增加(Jacobsen and Kaufman, 1999)。

3.4 同位素和光释光测年

3.4.1 单颗粒稳定同位素测年

单颗粒的地质年代测定目前应用的主要有碎屑颗粒的裂变径迹测年、含铀微相(如锆石、独居石和榍石)的U-Pb 测年和碎屑颗粒的氩激光探针测年3种方法。

裂变径迹测年法在物源研究应用中的不足在于沉积物的热史可能使径迹的部分或全部退火而重新调整径迹年龄。裂变径迹测年法在物源研究尤其是沉积盆地的物源分析中也曾获得一些成果(Dunkili and Kuhlemann, 2001), 周祖翼等(2001)曾对苏北盆地进行了磷灰石的裂变径迹分析, 认为样品中存在的2组年龄表明沉积时存在2个不同物源区。

近年来, 随着二次离子质谱(SIMS)和激光剥蚀— 等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)等高精度原位微区分析手段的发展和完善, 人们可以快速获取大量的碎屑锆石U-Pb年龄数据, 获得物源形成的确切年代, 从而使得碎屑锆石年代学逐渐成为沉积学研究的重要方向, 在物源分析领域也具有其独特优势(Vermeesch, 2004; Weislogel et al., 2006; Liu et al., 2012; Lin et al., 2014)。李献华(1999)、梁细荣等(2000)在国内较早利用LA-ICP-MS对年轻锆石进行U-Pb 测年, 结果表明, 均匀颗粒锆石的 206Pb/238U值测量精度为5%~10%, 定年精度和准确度在3%范围内, 对于大颗粒及均匀的年轻锆石U-Pb定年可与灵敏的SHRIMP定年结果相比。随后, 众多学者在中国大别山、华北、西北地区相继应用碎屑锆石年龄技术在物源特征研究、探讨源区基底性质等方面取得较多成果(李双应等, 2005; 柳小明等, 2007; 牛漫兰等, 2008; 胡建等, 2010)。但总体而言, 大多数锆石U-Pb测年的研究主要集中于火成岩或变质岩的年代学分析, 其锆石年龄常较为明确地指向某个时代或源区所经历的某个构造— 热时间, 测试过程或研究方法相对简单。而沉积岩因具有复杂性和多物源性, 锆石U-Pb测年结果常得到多个年龄峰值, 从而对应多个物源、多个母岩形成期次或多个构造— 热事件(Dodson et al., 1988)。且在测试过程中, 为了避免沉积岩中可能出现的相对较大的随机性, 每个沉积岩样品需要进行打点测试的数量要比火成岩和变质岩多出几倍, 以保证测试数据的可靠, 因此沉积岩的实验成本相对较高, 锆石年代学研究也相对具有难度。

碎屑颗粒的氩激光探针测年法也可以较好地反映碎屑物质的年龄和所经历的构造— 热事件(朱光等, 2005)。

3.4.2 加速器质谱放射性同位素碳测年

沉积物定年采用加速器质谱放射性同位素碳测年(AMS14C)方法, 是用以确定原先存活的动物和植物年龄的一种方法, 与14C常规的测年方法相比, AMS14C定年所需样品量小、工作效率高, 适用的样品品种丰富, 是晚更新世以来地层定年最常用、最可信测年方法之一, 其适用测年范围主要为200~50 000年有机物质的年代(林春明等, 2016)。AMS14C定年材料选取有孔虫、贝壳和木屑, 在化石含量较少的层位可挑选植物碎片、植物根茎、泥炭或泥质沉积物进行年龄测定。以1950年为计时零年, 14C半衰期取5568年。

3.4.3 光释光定年

释光就是矿物晶体(主要是石英和长石)受环境电离辐射作用而积蓄起来的能量在受到热或光激发时, 以释放光子的形式来消耗自己所储存能量, 即能量以光子的形式释放出来的一种物理现象。受热激发的释光称为热释光, 受光激发的释光称为光释光。释光年代就是矿物自上次热事件或曝光后埋藏至今所经历的时间, 主要用于地层中的火山喷出物(火山灰、火山玻璃、火山基石)、陨石、洞穴中的石笋和钟乳石等, 目前已将其运用于没有经历过热事件的沉积物样品。在有机质含量低、没有很好的AMS14C测年材料时, 采用释光方法进行年龄测定。光释光测年技术最近在长江河口全新世沉积物中应用, 发现利用4~11 μ m细颗粒石英测试的光释光年代效果较好(Sugisaki et al., 2015; Wang et al., 2015), 借此可弥补AMS14C定年不足, 提高地层年代测试的可靠性。

4 有机地球化学方法

在沉积物(岩)中发现的有机物通常可以被分为可溶有机质(如饱和烃、芳烃、非烃和沥青质)和不可溶有机质(如干酪根), 通常利用抽提、渗析、柱层析、液/气相色谱、热分析技术、红外光谱等方法分离沉积岩中的有机物、测定有机组分总含量、各有机组分如饱和烃、芳香烃等的含量, 从而对岩石的有机质含量、产油、产气潜力等进行评估, 也可以对岩石中有机物(如生物标志化合物)的具体成分、结构以及C同位素进行分析。随着生物的进化, 组成生物的有机分子也在不断变化, 如C3植物与C4植物。因此, 这些有机物可推断岩石中曾经存在过的古生物类型, 从而能揭示沉积环境和古气候条件, 对生命演化也有一定的启示意义。岩石中某些有机物的成分、结构和含量还可以反映古环境, 目前最常用的是全岩有机地球化学分析。应用于沉积学研究的常用全岩有机地球化学参数包括总有机碳含量、岩石热解参数氢指数和氧指数、干酪根元素组成和镜质体反射率等(Tissot and Welte, 1984; Peters et al., 2005)。

4.1 总有机碳、岩石热解和干酪根元素分析

通过对烃源岩有机碳含量的测定, 可准确对烃源岩有机质丰度进行准确评价。有机碳与氯仿沥青和总烃的比值还可以反映有机质向石油转化的程度。

运用岩石热解参数可对烃源岩有机质丰度进行定量评价, 可划分有机质的类型, 判断生油岩成熟度, 识别油层、气层和水层, 研究油藏的含油非均质性。

干酪根元素分析主要进行碳(C)、氢(H)、氧(O)和氮(N)元素的分析, 然后计算H/C、O/C和N/C的原子比, 进而推断有机质的类型和来源, 辅助进行沉积环境分析。

4.2 镜质体分析

镜质体是一种显微组分, 通过镜质体反射率可对烃源岩成熟度进行评价, 进而解释沉积演化史。镜质体反射率与成岩作用关系密切, 热变质作用越深, 镜质体反射率越大。在生物化学生气阶段, 镜质体反射率为低值, 一般低于0.5%; 随着埋藏深度逐渐增加, 在热催化生油气阶段和热裂解生湿气阶段, 反射率作为深度的函数增加较快, 约从0.5%上升到2%; 至深部高温生气阶段, 反射率继续增加(柳广弟, 2018)。因此, 测定烃源岩中有机质或煤夹层的镜质体反射率, 可以预测油气的分布。

4.3 气相色谱分析

利用对正构烷烃和异构烷烃的研究, 可确定生油岩的好坏程度, 判断石油的演化成熟度, 进行油源对比研究, 同时可作为判别生油沉积环境(海相、陆相)的指标。根据正构烷烃分布曲线的形态特征、各项参数比值及异戊间二稀类烷烃比值大小, 可以判别不同母质类型的生油岩及沉积相特征(王剑等, 2015)。通过对芳烃色谱分析得到的色谱地化参数可以应用于有机质演化, 各项地球化学参数一般随演化程度提高而增加。

应用天然气组分计算的各参数, 可以进行天然气成因类型的划分、气源对比及天然气运移等方面的研究。

4.4 生物标志物色谱— 质谱分析

生物标志物是指发现于地质体中的化学性质稳定、碳骨架结构具有明显生物起源特征的有机化合物, 基本保存了原始生物母质的碳骨架信息(Tissot and Welte, 1984; Peters and Moldowan, 1993; Peters et al., 2005), 如甾类和萜类化合物烷。通过研究沉积物和沉积岩中生物标志化合物的组成和丰度, 可以追踪原始生物母质成因和来源及其与沉积环境的响应关系, 从而为沉积环境研究提供重要信息。如沉积相判识、分析沉积水体氧化还原条件和古盐度及重建沉积期的古生态、古温度、古降水和古季风等(Peters et al., 2005; 谢树成等, 2013)。沉积岩中高丰度的双杜松烷化合物指示陆相沉积环境, 而高丰度的23, 24-二甲基胆甾烷指示海相沉积环境(Peters et al., 2005)。生物标志化合物参数姥鲛烷(Pr)/植烷(Ph)是重建沉积环境氧化还原条件的经典参数(Peters et al., 2005)。沉积水体古盐度重建常用的生物标志化合物有伽马蜡烷、C31-35藿烷、C37长链烷基酮(Kaiser et al., 2019)和脱羟基维生素E(MTTCs)等(Jiang et al., 2018; 2019a, 2019b)。沉积岩中异常富集的β -胡萝卜烷指示干燥气候(Peters et al., 2005)。生物标志化合物甘油二烷基甘油四醚脂(glycerol dialkyl glycerol tetraethers, GDGTs)已被广泛应用于湖泊和海洋沉积水体古温度重建(Schouten et al., 2013)。

不同古环境下生活的生物不完全相同, 这些生物死后保存到沉积岩中的生物标志化合物也会有所不同, 如不同古盐度条件下沉积有机质中的脱羟基维生素E(MTTCs)含量不同。因此, 这些生物标志化合物能用来推断岩石中曾经存在过的古生物的类型, 从而能揭示沉积环境和古气候条件, 对生命演化研究也有一定启示意义。

脱羟基维生素E(MTTCs)的化学结构与维生素E相似(Jiang et al., 2018), 主要由5个异构体组成, 分别是一甲基MTTC(δ -MTTC), 二甲基MTTC(β -MTTC、γ -MTTC、ζ -MTTC)和三甲基MTTC(α -MTTC)。最新研究表明(Jiang et al., 2018, 2019a, 2019b), 脱羟基维生素E化合物可能分布于分层水体界面下方静滞缺氧的透光层内(photic zone euxinia, PZE; 图 8), 而不是先前认识的淡化的分层水体上部。因此, 在重建水体古盐度时, 脱羟基维生素E化合物相关指标可能仅指示PZE内的盐度变化, 水体盐度是控制脱羟基维生素E化合物组成与分布的主要因素。

图 8 脱羟基维生素E(MTTCs)的生物合成起源示意图(据Jiang et al., 2018; 有修改)
a— 分层水柱上部为光照区内的富氧和低盐度水域, 分层水柱下部为缺氧和高盐底层水域; b— 局限性盐湖盆地示意图, 产生MTTCs和芳基异戊二烯的生物在PZE条件下繁衍, 藻类和陆生生物出现在水体的上部Fig.8 Schematic diagram illustrating biosynthetic origin of MTTCs(modified from Jiang et al., 2018)

4.5 非烃类标志化合物

非烃类标志化合物通常指沉积物和沉积岩中除含碳和氢外, 还含有氮、硫或氧的有机化合物(N-S-O有机化合物), 是埋藏有机质在成岩演化过程中形成的中间产物, 主要为非生物成因(Peters et al., 2005)。而生物标志化合物起源于前驱活体生物, 其碳骨架结构与活体生物的母源有机化合物的结构近乎一致, 比非烃类标志化合物蕴含更多有关有机质生物来源的信息(Peters et al., 2005)。越来越多的研究表明, 非烃类标志化合物可以为沉积环境的判识提供重要信息。例如在许多缺氧高盐沉积环境中, 有机硫化合物(硫烷、噻烷、噻吩和苯并噻吩)含量很高(Wang, 1998)。古细菌合成的无环二醚和四醚膜脂的相对量也可反映沉积水体的盐度变化(Turich and Freeman, 2011)。新型非类异戊二烯结构的大环甘油二醚(McDGs)被认为是由某些极端(嗜热和/或嗜盐)细菌合成(Baudrand et al., 2010), 该化合物的产出能为判识高温和高盐极端沉积环境提供重要证据。

4.6 有机化合物稳定同位素组成

沉积物和沉积岩的全岩有机质及单体有机化合物的碳(C)、氢(H)、氮(N)、硫(S)和氧(O)的稳定同位素组成均有助于沉积岩演化和沉积环境的解释(Peters et al., 2005)。其中碳和氢同位素比值在解释中最为常用。以全岩有机碳同位素为例, 沉积物全岩有机碳同位素值δ 13C是指示有机质来源的重要指标之一(Holtvoeth et al., 2005), 是评估C3和C4植物输入的重要参数, 可用来辅助判识沉积环境的变化。C3植物有机碳同位素值为-23‰ ~-34‰ , 平均值约-27‰ (Meyers, 1997; Guillaume et al., 1999); C4植物有机碳同位素值为-9‰ ~-17‰ , 平均值约-12‰ (Chikaraishi et al., 2004)。C3植物喜湿耐寒, 主要为乔木、大多数灌木、非禾本科草本植物、喜冷禾本科植物和莎草科植物; C4植物喜暖耐旱, 主要为喜热的禾本科植物和莎草科植物(赵艳等, 2013)。因此利用全岩有机碳同位素值, 可以辅助判识有机质的来源和古气候信息, 并能指示沉积环境的变化。

4.7 在成岩作用研究的应用

有机无机相互作用对沉积岩的成岩系统有重要影响, 有机化合物在成岩作用的研究已进入分子级水平。例如富含有机质沉积岩在热演化过程中排出的含羧基(有机酸)、羰基和酚基团的有机化合物, 能显著影响砂岩和灰岩中铝硅酸盐和碳酸盐的稳定性, 从而对岩石次生孔隙的发育和渗透率的变化产生重要影响(Surdam et al., 1989; 王新民等, 2005; 刘大卫等, 2020)。此外基于有机地球化学的热演化参数, 如镜质体反射率和各项生物标志化物参数, 能为成岩演化阶段的划分提供重要依据。有机地球化学参数指示的次生蚀变作用, 如生物降解、水洗作用、热液事件及硫酸盐热化学还原作用(蔡春芳和赵龙, 2016), 能为成岩作用研究提供关键信息。当前, 有机质的矿化作用及其对矿物中无机碳的贡献也是成岩成矿研究中的热点(Woo et al., 2016; Dale et al., 2019; Lecomte et al., 2020)。

5 其他实验方法

其他室内实验方法主要包括物理和数值模拟、岩石地球物理方法和地质大数据方法等。

5.1 物理和数值模拟

沉积过程是指沉积物在搬运和沉积中发生的物理、化学和生物作用过程, 主要通过现代沉积环境观察、物理模拟和数值模拟等多种方法研究碎屑和化学物质在搬运沉积过程中的变化。

物理沉积过程包括对动力学机制及其影响因素的分析。人们利用水槽实验来模拟沉积物的沉积搬运过程和沉积作用结果, 如模拟浊流以及层理等原生构造的形成机理, 模拟河流演化过程, 这将有助于了解沉积环境与沉积构造等之间的联系, 以及沉积过程中流体流速、碎屑颗粒大小等各种参数对沉积岩成分和结构构造的影响。利用风洞实验探究密度比和粒子间作用力对风速阈值及风成沉积过程的影响, 并认为其结论也可用于解释地球以外环境的风成沉积。利用数值模拟方法模拟物理模拟难以实现的沉积过程、模拟或验证物理模拟的实验结果, 如用计算机进行沉积岩相关各个方面的模拟, 包括沉积物搬运方式、沉积过程、成岩过程、成煤过程、古气候演化等。细粒悬浮沉积物形成的紊流动力学机制研究表明, 在迅速减速的流体中, 沙泥混合物可塑造不同类型的底床形态(Burr et al., 2015)。

5.2 岩石地球物理方法

测定沉积岩密度、孔隙率、含水量、导热率、地震波波速、导电率、磁性、杨氏模量、泊松比等地球物理参数, 可以为实测地球物理资料如地震剖面等提供参数和标准, 提供地震剖面与岩性剖面对比的依据, 也可以为地质工程提供参数和标准。对沉积岩中磁性矿物进行磁性矿物学研究, 可以反推古地磁、板块运动等信息, 同时磁性矿物的类型、组合、含量、粒度和晶畴等也可以反映物源信息。

可以选取自然电位(SP)、自然伽马(GR)、微电极系(包括微电位和微梯度)、2.5 m电阻率等测井曲线系列, 从测井曲线中提取形态、幅度、幅变、顶底接触关系等测井要素, 并结合钻遇率、砂体厚度等参数建立与沉积微相对应的测井微相响应模式(冯旭东等, 2016a, 2016b)。

5.3 地质大数据方法

随着大数据的广泛应用及信息化时代的到来, 沉积岩石学的研究发展离不开大数据的介入和定量化手段的支持。地质大数据将地质领域内的实践应用与大数据思维相结合, 为沉积岩石学研究提供了有力指导。

近年来地质数据量呈爆炸式增长, 国际上涌现出多种高效整合沉积学各类数据的数据库。Geochron 数据库(http://www.geochron.org/)是具备U-Pb、Ar-Ar、裂变径迹数据及海量碎屑矿物样品等的地质年代学数据库。SedDB 数据库(http://www.earthchem.org/seddb)是用于追踪地球表面上海陆放射性同位素的地球化学数据库(Blanchet et al., 2019)。除此以外, 还存在如Macrostrat、LASED 数据库等, 这些沉积学数据库的存在推进了沉积学走向定量化(李秋立等, 2020)。岩石图像大数据处理方面也颇具进展, 如刘春等(2018)通过对砂岩薄片的微观图像研究, 研发了用于岩石微观孔隙和颗粒系统数字图像识别、定量化和统计分析的软件(PCAS), 能够准确地识别量化颗粒与孔隙, 还可较好地反映不同的砂岩微观结构。王康(2019)将传统图像分割处理方法加以改进, 提出了基于Spark的岩石薄片图像分割处理方法, 能够适应大规模显微图像数据的分割处理。作为中国大数据战略的组成之一, 地质大数据应用研究的意义和发展前景不言而喻(陈建平等, 2017)。

6 结论

沉积岩石学室内研究方法主要包括矿物成分与结构分析、无机(有机)地球化学分析和其他实验方法。其中, 矿物成分与结构分析是沉积岩石学最基础的室内研究方法, 主要包括薄片鉴定、粒度分析、重矿物分析、激光拉曼光谱和荧光光谱分析、扫描电子显微镜、微区矿物识别和元素分析、阴极发光分析以及X射线衍射、红外光谱和热谱分析等; 地球化学分析和其他室内实验方法也是沉积岩石学不可或缺的研究方法。

随着科学技术的不断进步, 如基于单分子荧光检测的超高分辨率成像方法, 即随机光学重建显微法的应用, 实现三维超高分辨率成像, 荧光显微技术进入沉积岩石学领域, 将极大促进沉积岩石学研究; 如推进沉积岩石学与其他学科的交叉融和, 获取更多新认识, 近年发展迅速的金属稳定同位素地球化学(Mg、V、Ba、Fe、Zn、Cu、Ka等同位素)在沉积岩石学上也将会取得积极进展。此外, 在沉积物源研究方面, 确定新的定量分析指标、高精度定年方法和应用软件等, 以及现代沉积过程实时在线监测系统的建立、大数据应用及人工智能分析等, 这些新技术、新方法的应用和完善, 是促进沉积岩石学发展的重要原因之一。

致谢 《古地理学报》常务副主编郑秀娟编审在阅读林春明主编的《沉积岩石学》教材时, 认为第一章第四节“ 沉积岩石学的研究方法” 总结较好, 建议笔者扩充一下内容, 补充每种方法的应用实例, 以供读者在研究中参考, 本文是应约之作。南京大学地球科学与工程学院2017、2018级地质学专业部分本科生与作者做了有益探讨, 3位匿名审稿专家提出了建设性修改意见, 在此一并向他们致以衷心的感谢!

（责任编辑 郑秀娟; 英文审校 徐 杰）

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