鄂尔多斯盆地下侏罗统富县组黑色页岩地球化学特征及其地质意义^*

Geochemistry of the Fuxian Formation black shales(Lower Jurassic) in Ordos Basin and its geological significance

摘要

鄂尔多斯盆地下侏罗统富县组是重要的油气产层之一,该组沉积时的古环境和物源体系对盆地构造演化、古地理重建及成藏研究等具有重要意义。以神木地区五堂村剖面为研究对象,通过详细的野外地质调查和露头测量,采集了30个砂岩、泥岩和页岩样品,进行主量、微量以及稀土元素地球化学分析,旨在探讨鄂尔多斯盆地富县组沉积时期的古盐度、古气候以及古氧化还原条件等。研究表明: (1)鄂尔多斯盆地富县组中,Li、Ni、Ga、Sr含量分别为2.65~38.60 μg/g、1.42~47.30 μg/g、0.72~33.90 μg/g和12.70~204.00 μg/g,上述元素含量及Sr vs. Ba和Th/U vs. Sr/Ba散点图均指示富县组沉积时古水体为淡水环境; (2)古气候指数C值为0.26~3.57,大部分样品的SiO₂/Al₂O₃值小于4,Sr/Cu平均值为14.5,Rb/Sr和Mg/Ca值分别为0.5~1.0和0.03~2.23,CIA值在68.55~96.87之间,以上指标表明该时期的古气候以温暖湿润为主; (3)V/(V+Ni)值为0.4~1.0,Cu/Zn值主要分布于0.1~1.2之间,Ce/La值大多低于2;δCe为0.71~1.00,平均值为0.9,呈负异常; δEu在0.88~1.58之间,平均值为1.23,呈正异常; V/(V+Ni)、Cu/Zn、Ce/La值交点基本落在贫氧-缺氧的沉积环境中。与区域同时代地层进行对比,认为富县组富含有机质黑色页岩的沉积机制主要为: 由于Karoo-Ferrar大火成岩省(KFLIP)引起温度升高,造成风化作用增加,陆源营养物质输入增加,引起区域性表层生物生产力增加,湖泊底部缺氧,从而形成该黑色页岩。以上研究成果进一步明确了物源体系在该区域的地球化学特征以及变化规律,为鄂尔多斯盆地早侏罗世地质演化提供了理论依据。

Abstract

The Lower Jurassic Fuxian Formation in the Ordos Basin represents an important stratigraphic unit for oil and gas reservoirs. Paleoenvironmental conditions and provenance systems are of great significances to tectonic evolution,palaeogeographic reconstruction,and hydrocarbon accumulation;however,these aspects have received relatively limited attention in previous studies. Therefore,this study focuses on the Wutangcun section in the Shenmu area. Based on detailed field geological investigations,30 samples of sandstone,mudstone,and shale were collected for major,trace,and rare earth element geochemical analyses. The primary objective is to discuss the palaeosalinity,palaeoclimate,and redox conditions. The results indicate the following: (1)Concentrations of elements such as Li(2.65-38.6 μg/g),Ni(1.42-47.3 μg/g),Ga(0.72-33.9 μg/g),and Sr(12.7-204 μg/g),as well as elemental ratios including Sr/Ba,Th/U and Rb/K₂O,suggest that the black shales of the Fuxian Formation were deposited under freshwater conditions.(2)The palaeoclimate was predominantly warm and humid,with possible short-term seasonal aridity according to the C value (0.26-3.57),elemental ratios including SiO₂/Al₂O₃(most samples<4),Sr/Cu(mean ratios of 14.5),Rb/Sr(0.5-1),Mg/Ca(0.03-2.23),and the Chemical Index of Alteration(CIA)(68.55-96.87).(3)Values of V/(V+Ni)(0.4-1),Cu/Zn(0.1-1.2),Ce/La(<2),δCe(0.71-1),and δEu(0.88-1.58)indicate the suboxic to anoxic depositional environment in the study area. According to the above-mentioned results and comparison of Toarcian strata,the mechanism of Fuxian Formation black shales is that KFLIP-triggered climatic warming led to unusually increasing weathering and nutrients,then higher primary production,finally anoxic environments of lacustrine system. The research results further clarify the geochemical characteristics and variation patterns of the provenance system in this region,providing a theoretical basis for the Early Jurassic geological evolution of the Ordos Basin.

Graphical abstract

关键词

元素地球化学 / 古环境 / 富县组 / 侏罗系 / 鄂尔多斯盆地

Key words

elemental geochemistry / palaeoenvironment / Fuxian Formation / Jurassic / Ordos Basin

0 引言

鄂尔多斯盆地是中国油气勘探的重要盆地之一,其中三叠系和侏罗系是油气勘探开发的重点层系(赵俊兴等,1999;时志强等,2001;张云望等,2023),而侏罗系富县组记录了早侏罗世古气候、古环境等信息,为研究华北克拉通中生代环境转型和深化盆地地质演化提供了重要依据(赵俊兴等,1999;李昌昊等,2022)。富县组主要出露于陕西府谷至富县一带,岩性为黄绿色砂岩和泥岩互层,夹黑色页岩、油页岩(时志强等,2001)。该组地层厚度变化大,自西向东逐渐变薄,直至尖灭,与下伏上三叠统呈平行不整合接触(赵俊兴等,1999),其沉积环境以湖滩相、浅湖相和深湖相为主(赵俊兴等,1999)。根据岩性特征,划分为“黑富县”、“白富县”、“红富县”以及“杂富县”,古气候由干旱转变为湿润(李昌昊等,2022)。另外,Sr/Ba、Sr/Cu、Rb/Sr、WIP等指标指示富县组沉积时期气候以温暖湿润为主,伴有强烈的化学风化作用(李滨兵,2023)。物质来源、源区构造背景等判别指标显示富县组物源来自阴山造山带(张云望等,2023)。一些学者通过孢粉组合、碳、氮以及硫元素循环扰动和菱铁矿成因等研究,证实了榆林安崖剖面早侏罗世托阿尔期发生了大洋缺氧事件(Toarcian Oceanic Anoxic Event,T-OAE)(Jin et al., 2022;李滨兵,2023)。然而,上述研究多集中在榆林安崖剖面,神木一带富县组研究较少。

因此,本研究在详细的野外勘测基础之上,以神木地区五堂村剖面为例,根据元素地球化学含量及特征比值分析了该剖面富县组沉积时水体的古盐度和古氧化还原条件以及该时期的古气候,进一步明确了物源体系在该区域的地球化学特征以及变化规律,为鄂尔多斯盆地下侏罗统地质演化提供了理论依据。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地是中国第二大沉积盆地,位于华北克拉通西部,北侧为大青山—阴山造山带,南侧为北祁连—秦岭造山带之间,西临阿拉善北缘构造带和中部走廊构造带(刘池洋等,2021)(图 1-a)。根据构造形态,将鄂尔多斯盆地划分为伊盟隆起、伊陕斜坡、渭北隆起、天环坳陷、晋西挠褶带及西缘冲断带共6个一级构造单元(张之辉,2020)(图 1-b)。该盆地内沉积地层发育齐全,尤其是侏罗系自下而上可划分为下侏罗统富县组(J₁f)、中下侏罗统为延安组(J_1-2y)、中侏罗统直罗组(J₂z)和安定组(J₂a)、上侏罗统为芬芳河组(J₃f)(张云望等,2023)(图 1-c)。在富县组沉积期,地势整体表现为“西高东缓中陷”的特征(赵俊兴等,1999;李昌昊等,2022),具有河谷、斜坡、阶地、高地和河间丘等多种古地貌形态(时志强等,2001)。富县组岩性特征变化大,前人根据碎屑岩颗粒大小和颜色,划分为“粗富县”、“细富县”和“黑富县”、“红富县”、“杂富县”(陈兰等,2025)。高选政(1996)、李元昊等(2020)认为富县组以辫状河沉积为主,发育河流—浅湖相、冲积扇—河流相及三角洲相。根据古植物孢粉组合,邓胜徽等(2015)认为该组对应时代为托阿尔期,且有机碳同位素的明显负偏移,表明T-OAE事件在鄂尔多斯盆地具有响应(Jin et al., 2020)。

五堂村剖面(N38°56'25″,E110°34'8″)位于鄂尔多斯盆地神木市东北部,交通便利,露头完整(图 1-d)。该剖面自下而上可分为10层,真厚度为13.15 m,主要由砂岩和泥岩组成,并含有少量植物化石碎片(图 2)。底部(第0层)为青灰色长石石英砂岩,1-5层为颗粒较细的泥岩和粉砂岩,之上(6-8层)岩石颗粒变粗,颜色逐渐加深,厚度逐渐变小,为黄绿色、灰白色、褐灰色中—粗砂岩,间夹灰白色泥页岩,可见板状交错层理。相比之下,顶部(第9层)岩性变化较大,自下而上为黄绿色粉砂质页岩、黑色页岩、褐灰色细—中砂岩、黄绿色粉砂质页岩、粉砂岩、细砂岩以及深灰色—灰黑色页岩。

2 样品采集及实验方法

本研究开展了详细的野外地质调查,对五堂村经典剖面进行了实测,并采集了30件样品,岩性主要为砂岩、泥岩和页岩(图 2)。所有样品的主量、微量以及稀土元素测试均在中国科学院地球化学研究所完成。样品前处理过程为: 先将岩石样品用清水冲洗、烘干,之后用陶瓷研钵初步研磨后去除样品中的粗碎屑颗粒,再将其中的泥质岩用玛瑙研钵破碎,最后用标准分样筛过筛后保留小于200目的样品。主量元素采用X衍射荧光光谱(XRF)分析,仪器为Thermo Fisher公司生产的ARL Perform'X 4200型X射线荧光光谱仪,分析数据均通过国际标样(GSR)和重复样的质量监控得到保障,分析精度优于5%。微量和稀土元素采用ICP-MS仪器(电感耦合等离子体质谱仪,德国耶拿分析仪器股份公司Plasma Quant-MS Elite)和标样(OU、AGV和GBPG)进行测试,重复性测试相对标准偏差(Relative Standard Deviation,RSD)优于10%。

3 结果

3.1 主量元素

研究区所有样品的主量元素以SiO₂、Al₂O₃以及Fe₂O₃为主,其中SiO₂的含量最高,为52.42%~98.61%,平均值为64.07%;Al₂O₃含量变化较大,为0.41%~28.56%,平均值为19.22%,Fe₂O₃含量介于0.55%~14.25%之间。K₂O和CaO含量相对较高,其中K₂O含量为0.02%~3.29%,平均值为2.04%;CaO含量在0.09%~12.09%之间,平均值为1.05%。其余MgO、Na₂O、MnO、P₂O₅、TiO₂等氧化物含量均低于2%。Mg/Ca值为0.03~2.23,平均值为1.09。SiO₂/Al₂O₃值除样品WTC-8-1为240.51以外,其余样品均分布在1.89~14.97之间。化学蚀变指数CIA(Chemical Index of Alteration)值均大于60,成分变异指数ICV(Index of Compositional Variability)值大部分低于1(附表 1)。

3.2 微量元素

研究区富县组砂岩、泥岩和页岩样品微量元素含量及特征比值如附表 2。Cu、Zn、Sr、Th、U含量分别为3.25~19.20 μg/g、4.06~69.10 μg/g、12.7~204.0 μg/g、3.01~17.10 μg/g和0.77~4.45 μg/g,其含量均低于上地壳平均丰度。然而,Li、V、Cr、Ga含量高于上地壳平均丰度,分别为2.65~38.60 μg/g、13.3~156.0 μg/g、5.55~101.00 μg/g以及0.72~33.90 μg/g。Sc、Co、Ni、Rb、Ba、Hf等元素含量无明显变化。Sr/Cu值变化范围较大,为1.90~34.15。Sr/Ba、Rb/Sr、Cu/Zn和V/(V+Ni)平均值均低于1。

3.3 稀土元素

附表 3显示了研究区所有样品的稀土元素含量和特征比值。轻稀土元素(LREE)含量为14.57~319.66 μg/g,平均值为93.98 μg/g;重稀土元素(HREE)含量为1.48~29.33 μg/g,平均值为7.98 μg/g。总稀土元素(ΣREE)含量变化较大,为16.9~348.99 μg/g,平均值为101.96 μg/g,低于PAAS(Post-Archean Australian Average Shale,后太古代澳大利亚平均页岩)标准值。而轻、重稀土元素比值(ΣLREE/ΣHREE)介于5.77~30.84之间,平均值为11.93,高于PAAS标准值。经PAAS(McLennan,2001)标准化后稀土元素配分模式见图 3,具有轻微左倾(图 3-a)以及右倾趋势(图 3-b)。δCe的值均小于1,表现为负异常; δEu值介于0.88~1.58之间,平均值为1.23,具有正异常特征。(La/Yb)_SN、(La/Sm)_SN和(Gd/Yb)_SN能反映轻、重稀土元素之间的分馏程度(Taylor and McLennan,1985),其比值分别为0.44~5.63、0.68~3.64和0.36~2.98,平均值分别为1.75、1.58以及1.19。

4 讨论

4.1 古盐度

古盐度是指示地质历史时期环境变化的一个重要标志,不仅揭示水体盐度变化,还反映区域气候干湿变化(Fritz,1996;SolotChina et al., 2014;田景春和张翔,2016)。一般来说,Li、Ni、Ga、Sr的含量以及Sr/Ba、Th/U、Rb/K₂O等特征比值对沉积环境的盐度有较明显的控制作用,常作为古盐度判别指标(郑荣才和柳梅青,1999;王峰等,2017;常海亮等,2022;范萌萌等,2023)(表 1)。

在盐水沉积环境下,Li和Ni含量分别高于150 μg/g和40 μg/g,Ga含量低于8 μg/g,Sr含量介于800~1000 μg/g之间; 而在淡水沉积环境下,Li含量低于90 μg/g,Ni含量介于20~25 μg/g,Ga含量高于17 μg/g,Sr含量介于100~500 μg/g(王峰等,2017;常海亮等,2022)(表 1)。富县组所有样品Li、Ni、Ga和Sr含量分别为2.65~38.60 μg/g、1.42~47.30 μg/g、0.72~33.90 μg/g和12.7~204.0 μg/g,平均值分别为23.66 μg/g、17.86 μg/g、20.92 μg/g和115.47 μg/g,均指示了淡水环境(附表 2;表 1)。

此外,当Sr/Ba<0.6、Th/U>7、Rb/K₂O<4时,为淡水沉积; Sr/Ba值为0.6~1.0、Th/U值为2~7、Rb/K₂O值为4~6时,为半咸水—微咸水沉积; 而海水沉积时,Sr/Ba>1.0、Th/U<2以及Rb/K₂O>6(郑荣才和柳梅青,1999;范萌萌等,2023)(表 1)。研究区所有样品Sr/Ba和Rb/K₂O值分别为0.10~0.62和2.55~6.10,平均值分别为0.24和4.12,而Th/U值变化较大,为1.31~11.24(附表 2;表 1)。Sr/Ba、Th/U和Rb/K₂O值在剖面中部(样品WTC-4-8到WTC-7-2)趋于平缓,而底部和顶部呈微弱幕式变化(图 4)。

从富县组古盐度散点图(图 5)可以看出,Ba含量多集中在200~800 μg/g之间,Sr/Ba值大部分低于0.4,Sr vs.Ba和Th/U vs. Sr/Ba散点图均投点在淡水区域。以上研究表明,富县组沉积时的古水体条件为陆相淡水环境。

4.2 古气候

在不同气候条件下沉积物中主、微量元素呈现出不同程度的富集(胡锋等,2022)。其中,喜湿型元素主要有Cr、Ni、Mn、Cu、Fe、Ba、Br、Co、Cs、Hf、Rb、Sc、Th等,而喜干型元素主要为Sr、Pb、Au、As、Ca、Na、Ta、U、Zn、Mg、Mo、B等(金明和李妩巍,2003)。因此,可通过古气候指数C(Cao et al., 2012)、主量和微量元素特征比值(SiO₂/Al₂O₃、Sr/Cu、Rb/Sr、Mg/Ca)(陈平等,2020)以及化学蚀变指数(CIA)(Nesbitt and Young,1982)等对古气候进行研究。

研究表明,古气候指数C<0.2为干旱环境,0.2≤C<0.6为半干旱—半潮湿环境,C≥0.6为潮湿环境(Cao et al., 2012)。研究区古气候指数C值在0.26~3.57之间,平均值为1.57,整体处于潮湿环境(附表 2)。

通常SiO₂/Al₂O₃>4或Sr/Cu>10时,指示干燥炎热气候。反之,当SiO₂/Al₂O₃<4或Sr/Cu<10时,为温湿气候(陈平等,2020)。Rb/Sr高值为温湿气候,而低值则为干旱气候(马大钧等,2024)。相反,Mg/Ca高值代表气温升高,干旱、炎热、少雨气候; 低值代表气温降低,温暖、湿润、多雨气候(范萌萌等,2019)。五堂村剖面SiO₂/Al₂O₃值介于1.89~14.97之间,大部分样品比值低于4(附表 1)。在样品WTC-0-1与WTC-7-2之间,WTC-2-1和WTC-4-1该值突增,其余样品值较低,之上出现先增后减的幕式变化(图 4)。Sr/Cu平均值为14.50,剖面底部波动较大,从样品WTC-4-7到WTC-5-1趋于平缓,在中部WTC-6-1处达到最大值34.15,逐渐降低至WTC-8-1处的最小值(1.9),剖面顶部具有先增长随后衰减的幕式演化特征(图 4)。Rb/Sr值多介于0.5~1.0之间,平均值为0.71;Mg/Ca值分布在0.03~2.23区间,平均值为1.09(附表 1)。Rb/Sr最大值在剖面顶部,而Mg/Ca最大值在样品WTC-4-8处,最小值均位于WTC-8-1处,且曲线变化趋势基本一致(图 4)。元素比值变化趋势反映出研究区相对湿润并伴随有波动的气候特征,表明样品沉积时期湿润气候和半干旱气候交替出现,但整体偏湿润。

化学风化指数CIA值与风化程度呈正比: 当CIA值介于50~65之间时反映的是较低的化学风化程度,指示寒冷干燥的古气候; 介于65~85之间时,化学风化程度低,显示温湿的古气候; 介于85~100之间时,化学风化程度高,为湿热的古气候(Nesbitt and Young,1982)。研究区CIA值为68.55~96.87,平均值为88.02。CIA值在WTC-2-1处为最小值,在WTC-4-1到WTC-4-9处值略微降低,从WTC-5-2处开始增大,到WTC-7-2处达到最大值(附表 1;图 4)。整体而言,研究区富县组CIA值高于85,为湿热气候。

砂岩与泥页岩因粒径、矿物组成及沉积水动力条件差异,古气候指标响应存在差异,因此,本研究将砂岩、泥页岩样品分别讨论其古气候特征。Al₂O₃ vs. SiO₂散点图中(图 6-a),研究区砂岩样品因水动力较强,SiO₂含量较高,绝大多数样品位于干燥区域。相反,泥页岩样品Al₂O₃含量更高,几乎所有样品位于湿润区域(图 6-a)。另外,在CIA vs. C散点图(图 6-b)上显示几乎所有样品均位于湿润区域,表明研究区富县组主要为温暖湿润气候。

研究区Sr/Cu、Rb/Sr等比值具有幕式波动特征(图 4),指示了沉积期存在轻微干湿交替,但CIA值整体高且稳定(平均值88.02,附表 1)、气候指数C多大于0.6(附表 2)。综上所述,五堂村剖面古气候条件为温暖湿润,存在短期气候波动,这与榆林安崖剖面孢粉指示的古气候条件相一致(邓胜徽等,2017)。

4.3 古氧化还原条件

氧化—还原敏感元素V、Cr、Ni、Co、Cu、Zn、Mo、Cd、U等含量和特征比值V/(V+Ni)、Cu/Zn以及Ce/La、δCe和δEu可以反映水体的古氧化还原条件(Taylor and McLennan,1985;Jones and Manning,1994)。

当沉积水体还原性越强时,V元素迁移能力降低,但相对于Ni、Cu、Zn元素来说容易吸附沉降,V/(V+Ni)和Cu/Zn值越高(郭艳琴等,2016; 王峰等,2017;安亚运等,2021)。一般来说,V/(V+Ni)值大于0.84为还原环境,小于0.60为氧化环境,介于二者之间为贫氧环境(Dill et al., 1988;Tribovillard et al., 2006)。Cu/Zn>0.63为氧化环境,0.50~0.63之间为弱氧化环境,0.38~0.50区间为弱还原—弱氧化环境,<0.38则为还原环境(郭艳琴等,2016)。研究区V/(V+Ni)和Cu/Zn的平均值分别为0.81和0.44(附表 2),其中V/(V+Ni)值较为稳定,尤其在剖面中下部变化较小,在顶部WTC-9-1之上波动较为明显,在12.45 m处达到最高值0.97以及12.8 m处达到最低值0.41(图 4),而Cu/Zn值整体波动较大,仅WTC-3-2到WTC-4-9段变化不大,最大值和最小值分别在WTC-8-1和WTC-9-5处,分别为1.65和0.10(附表 2;图 4)。

Ce和Eu为变价元素,可以随沉积环境而改变,在强酸、还原条件下沉积物中Eu富集,在碱性、氧化环境中沉积物Eu亏损(刘安等,2013)。与Eu相反,Ce在还原条件下沉积物表现为Ce亏损,在氧化环境中呈正异常或无明显的负异常(杨兴莲等,2008)。此外,Ce/La<1.5为富氧环境,1.5~1.8之间为贫氧环境,Ce/La>1.8为厌氧环境(张琴等,2018)。研究区所有样品δCe呈负异常,为0.71~1.00,平均值为0.9;δEu呈正异常,为0.88~1.58,平均值为1.23(附表 3)。Ce/La值为1.23~2.14,平均值为1.62,最大值和最小值分别在WTC-9-5和WTC-6-2处,剖面底部WTC-0-1到WTC-2-1处该值减小,中部WTC-2-1到WTC-7-1处相对稳定,顶部呈现增大趋势(图 4)。

V/(V+Ni)值为0.4~1.0,Cu/Zn值主要分布于0.1~1.2之间,Ce/La值大多低于2。V/(V+Ni)、Cu/Zn、Ce/La值交点基本落在贫氧—缺氧的沉积环境中(图 7)。

4.4 沉积机制

根据大量叶肢介、介形虫、双壳类、植物、孢粉等化石以及少量的Re-Os、U-Pb等同位素定年,认为下侏罗统Toarcian阶对应着鄂尔多斯盆地富县组(J₁f)、柴达木盆地饮马沟组(J₁ymg)、塔里木盆地阳霞组(J₁yx)、准噶尔盆地三工河组(J₁s)、四川盆地自流井组(J₁z)、辽宁金羊盆地北票组(J₁b)以及田师傅盆地长梁子组(J₁c)(陈兰等,2025)。四川盆地3口井(X1-X3)样品的岩石学和地球化学特征显示,在T-OAE期间四川盆地的岩相特征、沉积过程以及古环境变化主要受到湖平面的控制(Cui et al., 2023)。另外,一些学者从T-OAE角度探讨大安寨黑色岩系有机质富集机制,认为该套黑色岩系主要沉积在贫氧的氧化还原条件下,受控于初级生产率提高以及含氧量减少的保存条件(Liu et al., 2020a)。塔里木盆地北缘库车河地区2个剖面主要沉积环境为缺氧环境,而且Karoo-Ferrar大火成岩省(KFLIP)活动可能是早侏罗世环境变化的重要触发因素之一(邱若原等,2023)。柴达木盆地大煤沟剖面饮马沟组Toarcian期化学风化作用强烈,在温暖干旱的气候条件下,煤沉积中断而出现红层以及蒸发岩沉积,陆生植物急剧减少,这种气候事件可能与季风循环增强有关,从而引起聚煤作用减弱(Lu et al., 2020)。辽宁金羊盆地北票组黑色页岩并不是在水柱含氧量降低的条件下形成的,而是气候变暖、水循环增加、陆源(河流来源)有机质输入增加,引起区域性的生物生产力增加,从而导致研究区发育大量富含有机质的黑色页岩沉积(Liu et al., 2020b),而田师傅盆地长梁子组发育黑色泥岩、页岩、灰绿色/棕褐色粉砂质泥岩、粉砂岩、砂岩,沉积环境为河流—滨湖—沼泽相,孢粉显示T-OAE期间气候以热-半湿润为主,伴有温暖-中等湿润气候(Zhang et al., 2021)。对比上述黑色页岩形成时的沉积环境和气候条件,推测鄂尔多斯盆地富县组黑色岩系沉积在贫氧-缺氧环境下,主要是由于Karoo-Ferrar大火成岩省(KFLIP)释放CO₂导致温度升高,温室效应使得风化作用增加,进一步引起陆上来源的营养物质输入如N、P等增加,造成初级生物生产力增加,且湖泊底部处于缺氧环境,从而有利于大量富含有机质的黑色页岩形成(图 8)。

5 结论

1)鄂尔多斯盆地富县组Li、Ni、Sr含量较低,而Ga含量较高,结合Sr/Ba、Th/U、Rb/K₂O等比值,认为富县组沉积时期的水体为淡水环境。

2)根据“C”和CIA值以及SiO₂/Al₂O₃、Rb/Sr、Sr/Cu、Mg/Ca等比值,推测富县组沉积时气候湿润,但存在阶段性干湿波动。

3)V/(V+Ni)、Cu/Zn、Ce/La值以及δCe负异常和δEu正异常等特征,表明富县组沉积时期水体为贫氧-缺氧环境。

4)由于Karoo-Ferrar大火成岩省释放CO₂导致温度升高,造成风化作用加强和陆源营养物质输入增加,引起初级生物生产力增加,使得湖泊底部处于缺氧条件,从而有利于鄂尔多斯盆地富县组发育大量富含有机质的黑色页岩沉积。

附件: 本文附件(附表1至附表3)详见古地理学报官网(www.gdlxb.cn)和中国知网(www.cnki.net)。

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基金资助

*国家自然科学基金项目(42272125)

国家自然科学基金项目(42241203)

国家自然科学基金项目(41572095)

中国科学院地球化学研究所关键矿产成矿与预测全国重点实验室开放基金(202512)

中国科学院地球化学研究所关键矿产成矿与预测全国重点实验室开放基金(202409)

中国科学院地球化学研究所关键矿产成矿与预测全国重点实验室开放基金(202215)