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    西沙群岛西科1井碳酸盐岩稳定同位素地层学

    乔培军 朱伟林 邵磊 张道军 成鑫荣 宋亚敏

    乔培军, 朱伟林, 邵磊, 张道军, 成鑫荣, 宋亚敏, 2015. 西沙群岛西科1井碳酸盐岩稳定同位素地层学. 地球科学, 40(4): 725-732. doi: 10.3799/dqkx.2015.060
    引用本文: 乔培军, 朱伟林, 邵磊, 张道军, 成鑫荣, 宋亚敏, 2015. 西沙群岛西科1井碳酸盐岩稳定同位素地层学. 地球科学, 40(4): 725-732. doi: 10.3799/dqkx.2015.060
    Qiao Peijun, Zhu Weilin, Shao Lei, Zhang Daojun, Cheng Xinrong, Song Yamin, 2015. Carbonate Stable Isotope Stratigraphy of Well Xike-1, Xisha Islands. Earth Science, 40(4): 725-732. doi: 10.3799/dqkx.2015.060
    Citation: Qiao Peijun, Zhu Weilin, Shao Lei, Zhang Daojun, Cheng Xinrong, Song Yamin, 2015. Carbonate Stable Isotope Stratigraphy of Well Xike-1, Xisha Islands. Earth Science, 40(4): 725-732. doi: 10.3799/dqkx.2015.060

    西沙群岛西科1井碳酸盐岩稳定同位素地层学

    doi: 10.3799/dqkx.2015.060
    基金项目: 

    中国海洋石油总公司项目 CNOOC-2013-ZJ-01

    国家重大专项 2011ZX05025-002

    国家自然科学基金项目 91128207

    详细信息
      作者简介:

      乔培军(1979-), 男, 博士, 主要从事地球化学、古海洋学研究.E-mail: qiaopeijun@tongji.edu.cn

    • 中图分类号: P597

    Carbonate Stable Isotope Stratigraphy of Well Xike-1, Xisha Islands

    • 摘要: 西科1井由于矿化重结晶作用和白云岩化作用普遍发育, 无法采用传统的氧同位素地层学方法进行地层年代标定.但是该井δ13C变化曲线与南海及全球主要大洋的碳同位素变化曲线完全相同, 可以用来准确标定200 ka以来的地层年龄.该井0~50 m深度对应全球氧同位素1~7期, 5 m处地层时代为14 ka, 为氧同位素1期的底界年龄; 11.70 m处为氧同位素2期的底界, 年龄为29 ka; 13.90 m深度年龄为57 ka; 到35.65 m为氧同位素6期底界, 年龄为191 ka, 同时δ13C值表现出冰期低而间冰期高的特点, 取自25.21 m的珊瑚U-Th定年年龄为131.062±2.320 ka.通过碳同位素定年发现, 石岛缺失近代5 ka以来的沉积物, 在间冰期向冰期转换时因海平面下降造成碳酸盐台地暴露剥蚀.全球气候变化是石岛碳酸盐台地δ13C值发生突变的主要原因.

       

    • 南海地处赤道附近,是全球碳酸盐台地生长发育的重要海域,自中新世以来发育了大量碳酸盐礁滩,记录了各时期古气候变化历史.然而由于碳酸盐台地沉积的特殊性,极易遭受如白云岩化等成岩作用的改造,加之海平面升降造成的沉积不连续性,使通过碳酸盐台地沉积研究古气候的方法存在很大挑战.尽管如此,碳酸盐台地沉积物由于总体处于浅水环境,对海水深浅及盐度变化等环境因素十分敏感,在反映海平面变化等古海洋学信息方面具有独特优势,故其在全球古海洋学研究中占有重要地位.我国自二十世纪70~80年代在西沙地区共完成了西永1井、西永2井、西石1井等4口科学探井,获取了大量研究资料,从海岛成因、形成时代以及古海洋学等方面进行了深入探讨,加深了对该地区的地质认识和了解,但尚有许多问题未解决(陈以健和焦文强,1982业治铮等,1985张明书等,1989赵焕庭等,1999).西科1井是中海油湛江分公司2013年在西沙群岛宣德环礁上的石岛进行的一口科学探井,计划钻入变质岩基底.钻探目的旨在探索碳酸盐台地发育环境、成岩过程以及石油地质方面一系列重大科学问题,涉及古海洋学、沉积岩石学及石油地质学等多个领域.由于古生物化石分布的不连续性以及沉积间断的存在,对该井进行准确详细定年存在困难,本文尝试采用稳定同位素对比的方法,对该井上部130 m地层进行年龄标定,为下一步工作打下良好基础,本文涉及的研究井位分布见图 1.

      图  1  西科1井及对比探井分布(底图据中国地图,中国地图出版社,2013)
      Fig.  1.  Distributions of the well Xike-1 and other wells

      氧同位素分析极易受到成岩作用影响,如南海ODP1148站在井深477 m处有一个明显的长达2 Ma沉积间断.间断之下为渐新世沉积,发生极弱的成岩作用,有孔虫等微体化石出现矿化结晶现象(王汝建等,2001房殿勇等,2002),造成氧同位素数据不能使用(赵泉鸿等,2001; 汪品先,2006).众所周知,碳酸盐沉积物极易发生成岩作用,从岩石薄片观察发现,在西科1井表层埋深仅0.03 m的沉积颗粒接触部位即已经开始出现矿化结晶现象,随着埋藏深度增加,矿化结晶现象越发严重(图 2).为了确定合适的分析样品,尽量排除成岩作用对样品造成的不利影响,笔者首先进行了方法性实验,以约20 cm为间隔选取西科1井0~45 m岩心段的样品,挑选有孔虫Amphistegina属种和珊瑚碎屑样品同步进行氧碳同位素对比分析.结果显示两者虽存在数值上的差异,但是总趋势完全相同(图 3).由于有孔虫样品分布不连续,考虑到稳定同位素数据必须具有连续性,在后续分析中笔者以20 cm为间距选取珊瑚碎屑样品进行氧碳同位素分析,同时开展了全岩元素分析,共分析样品564个.样品的前期处理及分析测试均在同济大学海洋地质国家重点实验室完成,全岩元素分析测试采用美国热电公司的电感耦合等离子体质光谱仪和谱仪(ICP-AES及ICP-MS)完成.从沉积物样品选取碳酸盐生物碎屑,在低温(约50 ℃)下烘干,压碎,采用HF+HNO3混合酸分解,并用外部标准校正方法在等离子体质谱仪(ICP-MS)上测定主量、微量及稀土元素含量.每个样品测定6次,由国际标样(如GSR-1、JSD-1等)、重复样品以及空白样品进行校正, 样品准确度及精确度由控制样品及重复样品监控,元素的相对偏差(RSD)小于2%.用于同位素分析的沉积物样品置于烘箱在60 ℃温度下干燥后,用自来水浸泡,然后在孔径63 μm的筛子上冲洗,冲洗剩下的沙样放在温度不超过60 ℃下干燥,挑选生物碎屑颗粒置于无水酒精,用震荡频率40 kHz超声波清洗器处理数秒,倒去蚀液后,将样品放在50 ℃的烘箱中干燥;尔后放人碳酸盐自动制备装置(Kiel Ⅲ)的样品瓶中,经磷酸溶解后释放出CO2在MAT253稳定同位素比质谱仪测定δ18O和δ13C值,测试精度通过国际标样(NBS19)来检测控制,分析检测的标准偏差δ18O为0.07‰,δ13C为0.04‰,通过国际标样NBS19与国际上PDB尺度衔接.

      图  2  西科1井碳酸盐沉积物矿化结晶现象
      a.深度:0.03 m;b.深度:62.49 m;c.深度:63.37 m;d.深度:83.03 m
      Fig.  2.  Recrystallization of carbonate sediments from the well Xike-1
      图  3  有孔虫Amphistegina属种和珊瑚碎屑样品氧同位素对比分析
      Fig.  3.  Comparison of δ18O records between coral detrital matter and foraminifera Amphistegina of the well Xike-1

      从岩心观察中发现,西科1井0~130 m段以珊瑚礁相为主,夹10余层生物砂屑沉积或短时风化淋滤面为特征.特别是0~23.61 m段为生物砂屑沉积为主,夹少量薄层珊瑚礁相,与下伏大段珊瑚礁相沉积差异明显.在Ca、Mg及氧碳同位素含量变化曲线图上该界线也明显存在,碳同位素突然从0.50‰变为-3.50‰,氧同位素从-2.50‰突变为-7.80‰,MgO含量从4.55%降为0.58%,CaO含量则略有上升,从51.62%升为58.76%,均呈现所研究井段最大突变(图 4图 5).同时在36.25 m等处均出现MgO含量升高而CaO含量降低的负相关关系(图中红色箭头标定处),其对应的沉积相均为沙滩亚相或珊瑚礁风化淋滤界面,应是淡水淋滤作用下白云岩化作用造成Mg替代Ca的结果.

      图  4  西科1井氧碳同位素变化曲线
      Fig.  4.  δ18O and δ13C records of the well Xike-1
      图  5  西科1井CaO及MgO含量变化曲线
      Fig.  5.  Variations of CaO and MgO of the well Xike-1

      在0~23.61 m的生物砂屑滩相沉积段,由于靠近地表,受大气淡水淋滤作用强烈,尽管埋深很浅,也出现了明显的白云石化作用.在岩石薄片中可以明显观察到白云石矿化结晶现象(图 2),这对样品的δ18O值产生不利影响.值得注意的是,图 4显示δ18O在23.61 m深度之下,除了在深度28.15 m、36.25 m等处出现明显变重外,其他层段仅发生微小变化,基本稳定在-8.5‰左右,没有明显的周期性,数值偏轻,与正常海相环境δ18O值相差较大;相反,δ13C则呈现出极好的周期性变化特征,在-5.5‰到0.5‰之间摆动.每一周期表现为由低值逐步缓慢增高,达到高值后突然降低到阶段性最低值的特点,并且这种变化并未与CaO和MgO反应的白云岩化同步,应是更大范围的控制因素造成的.

      石岛是在中新世开始发育的碳酸盐台地上形成的生物砂屑灰岩岛(业治铮等,1985钱建兴,1999).到目前为止,已发表的石岛表层碳酸盐沉积物14C定年数据60余个,其中95%介于5 000~20 000 a之间(毕福志和袁又申,1997),说明石岛表层存在沉积层的缺失,普遍认为缺失最少1万a左右的沉积记录(陈以健和焦文强,1982业治铮等,1985何起祥等,1986吕炳全等,1986).钻井剖面的定年工作主要依据古生物组合进行,难以细化.20世纪80年代在西石1井进行的研究中同样存在定年问题.何起祥等(1986)依据δ18O变化曲线对西石1井200 m以上沉积物进行了初步时间标定,认为0~24.68 m(相当于11 ka到65 ka之间)为末次冰期的产物,24.68 m以下相当于末次间冰期,在150 m左右沉积物年龄不到130 ka,进而得出西沙群岛间冰期碳酸盐沉积速率比冰期高出4倍的看法.

      一般认为,氧同位素地层学对晚新生代海相地层的定年非常有效和常用,在古海洋学研究中十分关键(Wang et al., 1999Wang et al., 2000;Lisiecki and Raymo, 2005).根据同位素分馏作用的原理,氧的轻同位素(16O)在气候变冷时,随着冰冻作用而聚集到两极,造成海水中氧的重同位素(18O)相对富集.同期生活在海洋中的生物,其骨骼中的氧同位素组成就会出现重同位素增高的现象.而当气候变暖时则出现相反情况,并且在全球各大海域情况相同,可以完全对比.依据这一原理建立了氧同位素冰期-间冰期旋回曲线,标定了各旋回的绝对年龄,构建了氧同位素地层学,成为现代古海洋学研究的基础(Shacklefon,1967;Wang et al., 2000).近20年来,在南海完成了大量科学探井,建立了准确度极高的氧同位素标准曲线,极大地推进了南海古海洋学的研究进程(翦知湣等,2001赵泉鸿等,2001Lin,2003Wang et al., 2004李建如和汪品先,2006).但是,氧同位素地层学方法最大的弱点是极易遭受成岩作用的影响.ODP1148站沉积物在23.03 Ma以下深度,沉积物中仅出现方解石少量重结晶现象,其氧同位素数值就发生改变而无法使用(Wang et al., 2000, 2004王汝建等,2001赵泉鸿等,2001房殿勇等,2002).鉴于西科1井从表层0.03 m即已经开始出现重结晶作用(图 2),加之从23.61 m以下很难看出周期性旋回变化(图 4),根据以往研究经验,可以认为氧同位素地层学方法不适用于对西科1井进行地层划分及定年.

      碳同位素变化周期是否可以用来进行地层定年一直存在争议.众所周知,沉积物的碳同位素组成受控因素较多,涉及地球表层系统中全球气候变化机理的基本问题(Kroopnick,1985Mackensen and Rickert, 1999Sigman and Royle, 2000),与陆地植被大小以及海洋生产力和大气CO2浓度均有关系,而与温度关系很小,以至于不同地区差异很大,自成体系,难以对比(Mackensen and Richert, 1999汪品先等,2000).然而,最近已经发现全球大洋碳储库的长周期,每过40~50万a无论浮游或底牺有孔虫,无论哪一海区,δ13C值均周期性地出现最重值.一种假设认为,第四纪之前的海洋δ13C出现40万a长周期的主要原因是由于海水中颗粒有机碳及溶解有机碳比值的变化,而这种比值的变化取决于季风控制的营养盐供应.但是,在1.6 Ma之后,大洋结构重组,南大洋深部水进一步被隔离,延迟了海洋中δ13C原来40万a长周期的信号,使第四纪的长周期表现为50万a(Wang et al., 2014).因此,可以认为,δ13C值周期性变化反映了大洋碳储库周期性改变的特征(Wang et al., 2000, 2004, 2014Tian et al., 2002Lorraine and Maureen, 2005李建如和汪品先,2006),其根本原因是冰期-间冰期的变化不仅对地球的气温有影响,而且直接影响着地球的二氧化碳循环.二氧化碳循环机制的变化又直接影响着水圈(主要是海洋)与大气圈的CO2交换,造成海洋生物骨骸碳同位素组成随着冰期-间冰期的交替而发生变化.

      到目前为止,前人对南海的氧碳同位素信息进行了大量分析解释工作,已经有大量可靠的分析数据(赵泉鸿等,2001Lin,2003Wang et al., 2004, 2014).李建如和汪品先(2006)汇总了十余年来包括南海大洋钻探ODP1143,1146站以及德国太阳号完成的共计8口探井200 ka的氧碳同位素研究成果.这些探井是目前南海海域研究精度最高的探井,均有可靠的氧同位素地层学标定以及对应的碳同位素变化曲线,在这些资料的基础上,总结出南海综合的δ13C变化标准曲线(图 6b),并发现该曲线在全球范围可以进行对比(图 6).这项工作的开展为通过西科1井碳同位素变化曲线来确定地层年代打下了良好基础.

      图  6  西科1井与全球碳同位素变化曲线对比
      图a~e引自Li and Wang, 2006;红点处珊瑚U-Th年龄:131.062±2.302 ka
      Fig.  6.  The δ13C records of the well Xike-1 and comparison with those of the South China Sea and global major oceans

      图 6显示,西科1井碳同位素变化曲线与南海及全球主要大洋的碳同位素变化曲线完全相同,完全可以用来准确标定西科1井碳酸盐台地200 ka以来的地层年龄.图中可见,西科1井在5.0 m、13.9 m和23.8 m出现突然变轻的现象,而这些深度对应的时代恰恰是冰期与间冰期相互转换的时期,说明全球气候变化是δ13C值发生突变的主要原因.11.70 m、16.80 m和35.65 m处对应于间冰期向冰期转化的海平面下降期,δ13C值表现出阶段性最高值.

      结合氧同位素期次,西科1井0~50 m层段对应全球氧同位素1~7期;5.00 m处地层时代为14 ka,为氧同位素1期的底界年龄;11.70 m处为氧同位素2期的底界,年龄为29 ka;23.80 m处为氧同位素5期的底界,年龄为129 ka;35.65 m处为氧同位素6期底界,年龄为191 ka(图 6表 1).值得指出的是,在深度25.25 m处采集的珊瑚U-Th定年样品,通过德国基尔大学地质系检测,得出其年龄为131.062±2.302 ka,也直接验证了碳同位素曲线定年的正确性.

      表  1  西科1井地层年龄及δ13C极值及平均值
      Table  Supplementary Table   Age of the strata, extreme and mean value of δ13C of the well Xike-1
      年龄(ka) 孔深(m) 保存厚度(m) δ13C极值(‰) 氧同位素期次
      最大值 最小值 平均值
      14 5.00 5.00 2.99 -1.46 0.49 1
      29 11.70 7.55 2.34 -3.35 -0.37 2
      57 13.90 2.20 2.42 -1.24 0.85 3
      71 16.80 2.90 2.02 -0.41 0.94 4
      129 23.80 7.00 3.86 -3.89 0.15 5
      191 35.65 12.85 3.35 -3.47 -1.18 6
      注:年龄值引自Lisiecki and Raymo(2005).
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      由于碳酸盐台地沉积发育的特殊性,极易发生的矿化重结晶作用及白云石化作用,加之在间冰期-冰期转换时期由于快速下降的海平面造成台地的沉积间断甚至风化剥蚀现象,使其包含的氧同位素信息遭受破坏,无法采用氧同位素地层学方法标定地层年龄,对其进行准确定年成为难题.西沙群岛石岛西科1井也面临同样问题.研究发现:西科1井δ13C值变化特征与南海标准碳同位素曲线完全相同,完全可以用来标定地层年龄.本文主要取得以下几点结论:

      (1) 西科1井在大气淡水淋滤作用下在地表埋深0.03 m处即开始发生矿化重结晶作用.随着埋藏深度增加,这种重结晶作用愈发强烈.同时,在台地暴露淋滤面及沙滩相沉积环境中白云岩化作用普遍.由于这些早期成岩作用的发生,使碳酸盐生物颗粒中记录的原始氧同位素信息破坏殆尽,无法采用传统的氧同位素地层学方法进行地层年代学的标定.

      (2) 该井δ13C变化曲线与南海及全球主要大洋的碳同位素变化曲线完全相同,完全可以用来准确标定200 ka以来的地层年龄.0~50 m深度对应全球氧同位素1~7期;5.00 m地层时代为14 ka,为氧同位素1期的底界年龄;11.70 m为氧同位素2期的底界,年龄为29 ka;23.80 m深度年龄为129 ka;35.65 m为氧同位素6期底界,年龄为191 ka,同时δ13C值表现出冰期低而间冰期高的特点.

      (3) 西科1井0 m处地层年龄约5 ka,说明石岛缺失近代5 ka以来的沉积物.在11.70 m,16.80 m和35.65 m处对应于间冰期向冰期转化的海平面下降期,δ13C值表现出阶段性最高值.岩心观察发现13.90 m处为珊瑚礁相向生物砂屑灰岩相的转换面,与冰期向间冰期转换时海平面上升造成碳酸盐台地剥蚀面重新被覆盖相符.

      (4) 该井在5.00 m、13.90 m和23.80 m深度均出现δ13C值突然变轻的现象,其对应的时代恰恰是冰期与间冰期相互转换的时期,说明全球气候变化是δ13C值发生突变的主要原因.同时也说明,尽管碳酸盐台地沉积物经常发生沉积缺失现象,其主要沉积界面还是受控于全球气候变化周期.在间冰期向冰期转换时期,海平面快速下降,造成碳酸盐台地的暴露淋滤、剥蚀,使地层发生缺失.但是由于海平面变化界面发生的时间可通过上覆沉积物进行标定,造成δ13C值的突变界面能够与反映全球气候变化的氧同位素周期很好地对应起来,也使通过δ13C值的变化进行地层定年成为可能.

    • 图  1  西科1井及对比探井分布(底图据中国地图,中国地图出版社,2013)

      Fig.  1.  Distributions of the well Xike-1 and other wells

      图  2  西科1井碳酸盐沉积物矿化结晶现象

      a.深度:0.03 m;b.深度:62.49 m;c.深度:63.37 m;d.深度:83.03 m

      Fig.  2.  Recrystallization of carbonate sediments from the well Xike-1

      图  3  有孔虫Amphistegina属种和珊瑚碎屑样品氧同位素对比分析

      Fig.  3.  Comparison of δ18O records between coral detrital matter and foraminifera Amphistegina of the well Xike-1

      图  4  西科1井氧碳同位素变化曲线

      Fig.  4.  δ18O and δ13C records of the well Xike-1

      图  5  西科1井CaO及MgO含量变化曲线

      Fig.  5.  Variations of CaO and MgO of the well Xike-1

      图  6  西科1井与全球碳同位素变化曲线对比

      图a~e引自Li and Wang, 2006;红点处珊瑚U-Th年龄:131.062±2.302 ka

      Fig.  6.  The δ13C records of the well Xike-1 and comparison with those of the South China Sea and global major oceans

      表  1  西科1井地层年龄及δ13C极值及平均值

      Table  1.   Age of the strata, extreme and mean value of δ13C of the well Xike-1

      年龄(ka) 孔深(m) 保存厚度(m) δ13C极值(‰) 氧同位素期次
      最大值 最小值 平均值
      14 5.00 5.00 2.99 -1.46 0.49 1
      29 11.70 7.55 2.34 -3.35 -0.37 2
      57 13.90 2.20 2.42 -1.24 0.85 3
      71 16.80 2.90 2.02 -0.41 0.94 4
      129 23.80 7.00 3.86 -3.89 0.15 5
      191 35.65 12.85 3.35 -3.47 -1.18 6
      注:年龄值引自Lisiecki and Raymo(2005).
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    • 收稿日期:  2014-11-06
    • 刊出日期:  2015-04-01

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