Sedimentary Environment and Provenance Tracing of Clastic Rocks from the Triassic Yanchang Formation in the Western Margin of the Ordos Basin

碎屑岩地球化学组分对源区性质、沉积环境及其形成的构造背景等通常具有良好的指示意义^[1⁃3]。目前,国内外学者利用地球化学方法来判别物源区性质、构造背景和沉积环境已经得到了广泛应用^[4⁃9]。

鄂尔多斯盆地西缘中部位于不同构造单元结合部位,由于其构造特征复杂,经历多次构造变动,因此一直以来盆地西缘中部晚三叠世延长期的沉积边界、古地貌格局及物源存在诸多的争论。近年来,延长组作为盆地西北部油气勘探开发的重点层位而备受关注。前人对盆地西缘、西北缘和西南缘晚三叠世的物源研究工作较多,田永强^[10]、王若谷等^[11]根据古水流流向、轻、重矿物和岩屑组合以及稀土元素特征,认为盆地西北部长7期物源来自西北缘阿拉善地块的花岗岩和变质岩；张维^[12]、王世虎等^[13]、杨华等^[14]、赵红格等^[15]、Sun et al.^[16]通过盆地西北部汝箕沟剖面和西部石沟驿地区延长组的古水流、砾石成分、砂岩碎屑成分和砂岩锆石测年等分析认为,该时期盆地西北部物源来自阿拉善地块,而西部石沟驿地区有西南的祁连造山带物质加入；雷琳琳等^[17]、李亚男^[18]进一步利用碎屑锆石U⁃Pb年龄分析,对西北缘贺兰山地区和西缘中部磁窑堡地区晚三叠世早中期物源进行分析,认为早期以西北部的阿拉善地块和北部的孔兹岩带为主要物源区,西部巴彦浩特地区为次要物源区,中期巴彦浩特地区则开始成为主要物源区；魏红红等^[19]、李蒙等^[20]少数学者根据贺兰山东西部砾岩成分、重矿物和古水流差异,认为可能有少量的东部物源供给。而盆地西缘中部晚三叠世野外露头较少且改造剥蚀作用较强、地层层位不全,前人对有限的露头区（磁窑堡、石沟驿）沉积物源展开了部分研究^[14,18],缺乏延长组系统的元素地球化学物源分析,在一定程度上制约了盆地西缘中部晚三叠世古地理恢复的深入研究。

前人对盆地晚三叠世源区构造背景也进行了相关研究,李怡佳等^[21]通过岩石学和地球化学特征等分析,认为盆地南缘长10—长8段砂岩源区是大陆岛弧为主,活动大陆边缘为辅的构造背景；彭治超等^[22]、Sun et al.^[16]、Zhao et al.^[23]利用砂岩碎屑组分和地球化学特征认为盆地西北部晚三叠世砂岩主要来自大陆岩浆岛弧背景。而有关盆地西缘中部地区晚三叠世物源区构造背景的研究极少。通过碎屑岩地球化学特征分析探讨该时期物源性质和构造背景,对恢复鄂尔多斯盆地西缘中部原盆边界和古环境具有重要意义。

诸多学者针对鄂尔多斯盆地晚三叠世沉积环境展开了研究,王峰等^[24]、尹泽等^[25]、李文厚等^[26]通过露头、岩心和测井资料认为盆地晚三叠世发育一套河流—湖泊—三角洲沉积体系,且盆地西北部汝箕沟主要发育冲积扇沉积,中部石沟驿剖面则主要发育辫状河沉积。部分学者利用主微量元素等探讨了盆地西南部和东南部延长组部分段或层位的沉积环境,范萌萌等^[4]认为盆地东南缘延长组为弱还原—氧化环境的淡水—半咸水水体环境,古气候为温暖潮湿；贾泽南等^[5]提出盆地姬源地区长8—长6沉积期为低盐度的淡水湖泊环境和温暖湿润气候；刘鑫等^[6]通过对盆地西南部的镇北地区延长组长4+5段元素地球化学分析,认为该区为弱还原—氧化的微咸水环境以及半潮湿—半干燥的气候。然而,盆地西缘中部地区的沉积环境缺少相关的地球化学证据,特别是缺少对延长组各段井下资料的地球化学分析。因此,借助于油田系统的钻井取心资料,开展不同层段岩心地球化学分析,能够准确地反演源区物源类型和构造背景。

本文在前人的研究基础上,对鄂尔多斯盆地西缘中部三叠系延长组不同层段的16件钻井岩心砂泥岩样品进行主、微量及稀土元素地球化学测试分析,结合风化程度、古沉积环境、源岩类型和源区构造背景,探讨了鄂尔多斯盆地西缘中部晚三叠世延长组古环境特征与物源,以期为盆地西缘中部晚三叠世物源和沉积环境研究提供依据。

鄂尔多斯盆地是发育于华北克拉通西部的大型中生代含油气盆地,三叠系延长组为盆地石油主要的赋存和产出层位。盆地形成演化受南北部洋陆俯冲、板块碰撞和多种构造作用的影响,南部受中晚三叠世勉略洋闭合,扬子板块向华北板块的俯冲碰撞影响,盆地沉降中心位于西南部,平行于秦—祁连造山带呈北西—南东向展布；北部受二叠纪末古亚洲洋闭合、华北板块与西伯利亚板块碰撞及其之后的远程效应影响,阿拉善地块北部和华北板块北缘强烈隆升,导致盆地古地理面貌呈现为北高南低、水体北浅南深、沉积北薄南厚的特点。印支运动制约了鄂尔多斯三叠系大型湖盆的形成演化,燕山运动使得盆地周缘进一步隆升遭受剥蚀,最终喜马拉雅运动使得盆地定型。盆地由古生代华北克拉通盆地逐渐转变为中生代坳陷盆地,沉积环境由海相、海陆过渡相转变为陆相环境。根据现今构造形态特征及基底性质,盆地可分为伊盟隆起、伊陕斜坡、渭北隆起、西缘逆冲带、天环坳陷和晋西挠褶带六个一级构造单元（图1a）。

Figure 1.  Structural location, geological map, and stratigraphic diagram of the study area (paleocurrent data from reference [16])

盆地西缘中部位于阿拉善地块和秦祁造山带相接部位,处于南北向的西缘逆冲带和天环坳陷的中部,具有相对特殊的构造环境（图1a）。中—晚三叠世延长期沉积了一套以三角洲和湖泊沉积为主的陆源碎屑岩体系,代表着一个完整的大型陆相湖盆初始形成—强烈坳陷—萎缩消亡的演化过程。湖盆中沉积物以湖泊体系为主,自下而上依次为河流相中—粗砂岩沉积、河流—三角洲及湖泊相为主砂泥互层沉积、河流相砂泥岩沉积。按照沉积特征自下而上划分为T₃y¹~T₃y⁵五个岩性段,对应于长10—长1共10个油层组（以便不同资料的对比）（图1c）^[27]。第一段岩性主要为灰绿、肉红色中粗粒长石砂岩夹暗灰绿色、紫红色泥岩；第二段下部深灰、灰黑色泥页岩夹中细粒砂岩,上部灰绿色细砂岩夹粉砂岩；第三段下部深灰色泥岩或灰黑色碳质泥页岩与灰绿色粉细砂岩互层,中部灰绿、灰褐色细砂岩夹暗色泥岩,上部深灰、灰黑色泥岩夹薄—中层状细砂岩；第四段下部以深灰色泥岩与灰绿色粉砂者互层为主,上部为浅灰绿色厚层—块状中细砂岩夹灰色或深灰色泥岩；第五段岩性为深灰色泥岩夹浅灰色粉细砂岩及煤层^[28]。盆地西缘中部地区接近盆地边缘,同时延长组沉积范围广,地层保留较全（从第一段到第四段均有沉积）,能够较好地保留古沉积环境和物源信息。

本次采样选取了延长组自下而上不同层段（T₃y¹~T₃y⁴）的共7口井16件新鲜、无污染岩心的砂泥岩样品进行了综合分析和对比研究,采样井位分布如图1b所示。其中泥岩样品共两件,均在T₃y³段,其余样品均为砂岩样品,典型岩心照片见图2。所有样品分析测试均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主量元素采用玻璃熔融法在X荧光光谱（XRF）仪上测试,微量和稀土元素分析采用美国Agilent公司生产的Agilent7500a等离子体质谱仪,使用国际岩石标样BHVO-2,AGV-2、BCR-2和GSP-2进行测定,采用HF和HNO₃混合液在190 °C高温高压容器中消解样品粉末48 h。仪器精密度与准确度分别优于5%和10%,测试结果真实可信。具体实验测试流程可参照文献[29]。

Figure 2.  Photographs of typical sandstone and mudstone cores from the Yanchang Formation in the study area

研究区样品主量元素SiO₂、Al₂O₃含量较多,其中SiO₂的含量最高,介于33.24%~82.76%,平均为69.71%,绝大多数高于上地壳^[30]（66.0%）。Al₂O₃次之,介于8.20%~18.99%,平均为12.08%,绝大多数低于上地壳平均值15.4%（仅G20-1、G42-10两个泥岩样品超过）。SiO₂、Al₂O₃含量较高可能暗示源岩石英长石含量相对富集。TFe₂O₃介于1.42%~7.22%,平均为3.85%,低于上地壳平均值（5.04%）。K₂O介于1.07%~2.97%,平均为2.27%,低于上地壳（2.8%）。MgO介于0.46%~2.48%,平均为1.15%,低于上地壳(2.48%)。Na₂O介于0.18%~4.07%,平均为2.25%,除G24-4外,均低于上地壳平均值（3.27%）；CaO含量介于0.43%~21.41%,平均为2.39%,除Y154-1样品CaO含量异常高之外其他均低于上地壳（3.59%）。值得注意的是,Y154-1样品同时还具有较高的烧失量和较低含量的SiO₂和Al₂O₃,表明该样品可能含有一定量的方解石。TiO₂、P₂O₅和MnO元素含量较低（<1%）,且大都略小于上地壳平均含量。

将16件样品主量元素含量用UCC（大陆上地壳）数据标准化,根据延长组各段主量元素含量的平均值作出UCC标准化蛛网图（图3a）,延长组第一段（T₃y¹）SiO₂、Al₂O₃、Na₂O、K₂O含量与UCC含量基本保持一致,而其他元素含量相对UCC表现为亏损。延长组第二段（T₃y²）除MgO、CaO和P₂O₅相对UCC含量亏损外,其他元素含量基本与UCC含量一致；延长组第三段（T₃y³）除MnO、CaO、P₂O₅相对UCC含量富集外,其他元素含量基本与UCC含量一致；延长组第四段（T₃y⁴）,MgO、CaO、Na₂O和P₂O₅相对UCC含量亏损。整体来讲,延长组第三段（T₃y³）与其他各段元素含量与UCC的比值具有一个较大幅度变化,特别是TFe₂O₃、MnO、MgO、CaO、P₂O₅含量与UCC比值高于延长组其余各段,表明该时期延长组第三段沉积环境可能有一个明显的改变。在碎屑岩分类图解中（图3b）,样品大多数分布在岩屑砂岩、长石砂岩和杂砂岩区域内。根据长庆油田钻井资料,通过对G20-2、G24-3、G24-4、G42-5和G42-6样品的QFR三端元组分分析,这些样品主要落在长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩区域内,这与地球化学分类得到的结论一致。表明其成分成熟度较低,可能距物源区较近或源岩成熟度低。

Figure 3.  Spider diagram of major elements and classification map of clastic rocks in the study area

研究区延长组各段微量元素UCC标准化蛛网图显示,大离子亲石元素（Rb、Pb、Sr和Ba）在各段变化不同,Rb在T₃y⁴、T₃y³段含量相对接近平均上地壳,T₃y²段亏损较严重；Sr相比其他层段,在T₃y³段亏损程度较轻,且变化范围较大；Ba在延长组各段相对富集,部分接近平均上地壳（图4）。高场强元素（Th、U、Zr、Hf、Y）在地幔中不相容,且地壳物质部分熔融形成的岩浆本身就亏损高场强元素^[33],因此它的亏损能够反映源岩的特征,且表明其源岩存在大陆地壳物质参与^[34]。延长组各段高场强元素基本上相对亏损,且延长组第一段、二段相对亏损较严重,延长组第三段、四段相对接近上地壳含量或略亏损（图4）。过渡元素（Sc、V、Ni、Cr）一般与地幔相相容,且过渡元素多为亲镁铁元素^[35]。延长组样品过渡元素均表现出不同程度的亏损,其中T₃y³段表现为弱亏损,T₃y¹段则严重亏损（图4）。延长组碎屑岩过渡元素的亏损表明其镁铁质源岩的贡献较少。整体来看,延长组第一段除Ba元素含量相对上地壳略富集外,其他元素都相对亏损严重；延长组第二段相比第一段,各元素含量相对上地壳有所增加；而第三段部分样品元素含量相对上地壳已出现略富集或接近上地壳的变化趋势；延长组第四段,元素含量与第一段有类似的变化趋势,元素含量相对上地壳值减少。这种在延长组第三段微量元素变化趋势,明显区别于其他各段的特征,与前文提到的主量元素在该段的变化一致。

Figure 4.  Upper continental crust standardized spider diagram of trace elements in the Yanchang Formation (upper continental crust standard data from reference [32])

利用Thompson^[36]的球粒陨石平均数值对样品的微量元素进行了标准化处理(图5a),结果显示研究区的微量元素蛛网图具有“五峰（K、La、Nd、Tb、Zr）三谷（Nb、Ti、Sr）”的特征,岩石相对富集Ba、K、Nd等大离子亲石元素和La、Ce、Zr等亲岩浆元素,这些元素通常在长英质岩石中更富集,Nb、Ti等高场强元素和Sr则表现明显负异常。此外,各样品球粒陨石标准化蛛网图具有相对一致的变化趋势和微量元素含量,表明各段可能具有统一的物源。

Figure 5.  Distribution characteristics of trace elements and rare earth elements in clastic rocks of Yanchang Formation

研究区延长组碎屑岩的∑REE介于（22.34~240.26）×10^-6,平均为143.36×10^-6,接近上地壳REE（128.44×10^-6）^[30],LREE/HREE介于8.73~17.64,平均为11.84。稀土元素球粒陨石标准化曲线整体表现出轻稀土相对富集、重稀土相对亏损的右倾趋势（图5b）。其中,延长组第三段稀土元素含量最高,延长组第一段相对较低。δCe值介于0.84~1.02,平均为0.98,基本无异常；δEu值介于0.64~3.68,平均为0.9,整体表现为弱负异常。除延长组第一段稀土元素曲线较上地壳略低外,其余各段基本与上地壳一致,指示源岩可能与酸性岩和上地壳有关。这些特征与活动大陆边缘的稀土元素配分特征也比较相似^[38]。

通常来讲,沉积岩的地球化学成分主要受源区源岩特征控制,但岩石在从源区到沉积区的过程中也会受到风化、再旋回作用以及成岩作用的影响^[39],从而对沉积岩化学成分造成一定干扰,因此在探讨源岩属性和源区构造背景之前,需要对这些干扰因素进行分析讨论。

源区的风化作用对沉积岩的化学成分和矿物组成造成影响^[7]。用来表征风化作用的定量指标,其中已得到广泛应用的指标包括CIA（化学蚀变指数）、CIW（化学风化指数）等。CIA的表达式如下：

式中：CaO^*指的是仅存于硅酸盐中CaO的数量,不包括碳酸盐和磷酸盐矿物；n指摩尔量。文中采用McLennan et al.^[39]提出间接计算CaO^*的方法：CaO_剩余=CaO-P₂O₅×10/3,若CaO_剩余<Na₂O,令CaO^*=CaO_剩余;若CaO_剩余>Na₂O,令CaO^*=Na₂O。

CIA=50~60,反映了弱的风化程度；CIA=60~80,反映中等风化程度；CIA=80~100,反映强烈风化程度^[40]。研究区延长组碎屑岩的CIA值介于52.3~80.7,平均为60.7,其中延长组第一段—第四段碎屑岩CIA平均值分别为53.2、56.4、63.5和68.3。从延长组第一段到第四段CIA值呈增加的趋势,表明遭受的风化程度逐渐增加,延长组第四段经历的风化作用相对较强。总体而言,延长组碎屑岩经历了弱—中等风化作用,这与Harnois^[41]提出CIW方法所得到范围（57.1~95.7）和平均值（69.4）反映源区遭受中等风化作用的结果一致。

此外,Nesbitt et al.^[42]提出用A-CN-K三角图（即Al₂O₃-（CaO^*+Na₂O)-K₂O）来对碎屑岩的风化程度进行判断。在A-CN-K三角图（图6a）中,延长组碎屑岩表现为近平行于A-CN边界的趋势,指示成岩作用或变质作用对岩石化学成分影响较小,其成分主要受控于风化作用^[39,44]。

Figure 6.  A⁃CN⁃K diagram and CIA⁃ICV diagram of clastic rock from the Yanchang Formation in the middle of the western margin of the Ordos Basin

Cox et al.^[45]提出成分变异指数(ICV)也可作为碎屑岩风化程度、成分成熟度和再旋回过程的指标。其计算公式为：

式中：n(CaO^*)仍是指硅酸盐中的CaO的摩尔量。

碎屑岩的ICV大于1,反映构造活动带的首次沉积和具有丰富的相对未风化的碎屑矿物,且为低成分成熟度；ICV小于1,反映可能经历了再旋回作用或首次沉积条件下经历了强烈的风化作用^[46],且为高成分成熟度。研究区延长组碎屑岩的ICV值介于0.62~1.87,平均为1.18,表明延长组成分成熟度低且没有经历强烈的风化作用（图6b）。

部分微量元素的比值也是判断风化作用很好的指示剂。McLennan et al.^[39]提出用Rb/Sr比值可以有效反映母岩经历风化的作用,Sr²⁺由于离子半径小于Rb⁺而易在风化作用中流失,随着风化作用的增强Rb/Sr比值会升高,研究区延长组碎屑岩样品中Rb/Sr比值变化不大（0.03~0.59,平均为0.32）,指示源岩遭受风化程度较弱。Th和U的行为与Rb和Sr类似,其值随风化作用增强而增加,能够有效反映岩石遭受的风化程度大小^[47]。样品Th/U比值介于1.21~6.97,平均为5.25,略高于上地壳3.8,指示源区母岩经历较弱—中等程度风化。综上所述,研究区延长组源区母岩遭受弱—中等程度风化作用。

沉积岩除了受到风化作用外,分选和再旋回作用也尤为重要。沉积岩的化学成分有助于评估沉积分选的影响。McLennan et al.^[39]利用Th/Sc-Zr/Sc图来反映沉积岩的成分变化、沉积物分选以及再旋回作用的影响。通过Th/Sc-Zr/Sc图中与火成岩分异趋势进行对比（图7）,能够识别出岩石的成分变化以及分选与再旋回的影响^[39]。研究区延长组碎屑岩Th/Sc介于0.38~2.11（平均为1.16）,样品分布沿着岩浆成分变化线分布,绝大多数样品数值在上地壳附近,并向花岗岩演化,表明沉积分选和再旋回作用影响较小,样品成分主要受源岩成分控制,成分成熟度不高,分选性较差,其源岩可能与上地壳和花岗岩相关。SiO₂/Al₂O₃比值也可反映沉积物成熟度和再旋回程度,其值大于10通常反映经历的再旋回程度和成熟度较高^[48]。研究区延长组碎屑岩样品SiO₂/Al₂O₃比值普遍小于10（2.81~10.09,平均为6.20）,同样说明延长组样品的成分成熟度较低。这与前文所用的ICV值判定结果一致。

Figure 7.  Th/Sc⁃Zr/Sc diagram of clastic rocks from the Yanchang Formation in the study area (base map is modified from reference [39])

虽然碎屑岩成分主要受源岩岩石成分所控制,但成岩作用会对沉积岩的化学成分造成一定的干扰。Shields et al. ^[49]对稀土元素的研究发现,受成岩作用的影响,Ce的异常值发生相应改变。通常造成δCe与δEu之间具有较好的负相关性,δCe与REE之间为良好的正相关性。

对研究区16件碎屑岩样品的δCe和δEu,δCe与∑REE的相关性进行分析（图8）,结果表明,δCe与δEu和∑REE之间相关性均不强（分别为R²=0.119 7,R²=0.073 3）,表明研究区样品稀土元素值主要受源区物质成分控制,成岩作用影响作用较小。其中G17-6、G42-6两件样品与其他样品差别较大,可能是由于这两件样品遭受的风化作用较强（CIA值都在80左右）,造成δCe值偏低。

Figure 8.  Correlation of δCe, δEu, and ΣREE of the Yanchang Formation samples in the middle of the western basin margin

通过对研究区延长组样品元素地球化学指标分析,可见碎屑岩受到的沉积分选、再旋回和成岩作用改造较小,经历了微弱到—中等的风化作用影响,样品成熟度不高,碎屑物质未经历长距离的搬运,距离物源区不远,碎屑岩成分主要受源岩控制,能够较真实地反映源区特征和沉积环境。

Sr、Ni、Li等微量元素含量是判断沉积古水体盐度的常用指标,淡水环境下,Sr含量介于（100~500）×10^-6时,Ni含量小于25×10^-6,Li含量小于90×10^-6；咸水环境,Sr含量大于800×10^-6,Ni大于40×10^-6,Li大于150×10^-6[50]。研究区样品的Li含量均小于90×10^-6,Ni含量介于（3.11~45.33）×10^-6,平均为18.11×10^-6,除延长组第三段部分样品高于25×10^-6,绝大多数Ni含量低于25×10^-6,显示出淡水环境特征,Sr元素含量介于（132~514）×10^-6,平均为234×10^-6,除样品Y154-1（514.86×10^-6）略高于500×10^-6（指示微咸水环境）外,延长组样品含量均在500×10^-6以下,整体上形成于淡水环境（表1）。

Th/U指标也常被学者用作判别古盐度的指标,比值大于2为陆相淡水沉积,小于2为海相咸水沉积^[51]。淡水沉积进一步按Th/U介于2~7为微咸水—半咸水沉积环境,Th/U大于7为陆相淡水环境。研究区Th/U介于1.21~6.97,平均为5.25,显示为微咸水环境。

Sr/Ba也是判别古盐度的常用指标,Sr/Ba值大于1.0指示海相咸水环境,0.6~1.0为微咸水相,小于0.6为淡水相^[52⁃54]。研究区样品Sr/Ba介于0.06~0.99,平均为0.29,除Y154-1较高外（0.99）,其他小于0.6,指示研究区晚三叠世沉积环境为微咸水相的陆相沉积环境。值得注意的是,延长组第一段—第三段各项古盐度指标有增加趋势,而后又在延长组第四段减小,表明延长组第三段可能局部存在微咸水环境而略区别于其他各段（图9）。

Figure 9.  Geochemical environment discrimination map of clastic rocks from the Yanchang Formation in the middle of the western basin margin

此外,微量元素中Ba含量较高,可达5 574×10^-6（G42-6井）,平均为1 150×10^-6。较高的Ba含量一般被认为是受深部热液影响,可能是深部热液流体构造活动性明显的情况下,由于温压差沿北西向基底断裂活动向上喷溢造成偏高的Ba含量^[55]。且延长组第二段的G42-6井显示稀土元素含量整体偏低,具有明显的Eu正异常。基底断裂的“活化”有利于深部热液局部随断裂的活动而上涌,从而在延长组地层中保留深部热液活动的地质证据^[55]。但整体而言,其不影响古盐度判别结果（图9）。

综上,研究区延长组整体盐度较低,处于淡水沉积环境,第三段可能局部存在微咸水环境。

U、V、Cr、Co、Ni等微量元素在氧化环境与还原环境中各自富集程度不同,氧化条件下溶解度较高,还原条件下难溶,常被用来作为判断氧化还原环境的指标^[56]。因此U/Th、V/Cr、Ni/Co、V/（V+Ni）以及Ce/La可以作为指示古水体氧化还原条件的指标。

氧化环境下,U/Th小于0.75、δU小于1；贫氧环境,U/Th介于0.75~1.25；缺氧或还原环境,δU大于1,U/Th大于1.25^[57]。V/Cr大于4.25、Ni/Co大于7指示厌氧环境,V/Cr介于2.00~4.25、Ni/Co介于5~7指示贫氧环境,V/Cr小于2、Ni/Co小于5指示氧化环境^[58]；当V/（V+Ni）小于0.6时,指示氧化环境,V/（V+Ni）介于0.60~0.84代表贫氧环境,V/（V+Ni）大于0.84时反映厌氧、极缺氧环境^[59]；Ce/La小于1.5时指示富氧环境,Ce/La介于1.5~1.8时为过渡环境,Ce/La大于2.0时指示还原环境^[60]。

研究区U/Th介于0.14~0.83,平均为0.23,指示沉积古水体为氧化条件；V/Cr介于0.91~2.15,平均为1.28,反映水体整体为氧化环境。其中延长组第三段具有相对较高的U/Th值（0.15~0.83,平均为0.31）,反映其水体氧化性有所减弱；Ni/Co均小于5,也反映出水体均为氧化条件,同样延长组第三段Ni/Co值有一个骤升的变化（图9）,表明该时期水体还原性增强。V/（V+Ni）介于0.69~0.82,平均为0.76,表明为氧化—还原过渡环境。δU介于0.60~1.42,平均为0.76,除G42-10为1.42大于1外,其余样品δU值都比较接近1,表现出氧化—弱还原过渡环境特征。Ce/La介于1.60~2.09,平均为1.90,全都大于1.5,且整体比值接近于2.0,同样显示出氧化—还原过渡环境。

研究区延长组沉积环境整体表现为氧化—弱还原过渡环境,各项指标均显示在延长组第三段氧化程度有轻微减小的趋势（图9）,反映具有弱氧化环境特征。其中指示还原环境的两件样品是位于长7段的G42-10、Y154-1泥岩和细砂岩样品（图9）,表明其可能处于水体较深的深湖相环境。

Sr/Cu、Rb/Sr、MgO/CaO及Al₂O₃/MgO通常作为古气候的判断的指标^[56]。Sr/Cu大于10.0指示干旱的古气候特征,Sr/Cu小于等于10.0则指示温湿的古气候特征^[61]。Rb/Sr值代表的气候意义则相反,气候干燥时,降水较少,Sr淋失较少,Rb/Sr呈低值；湿润气候条件下Sr大量淋失,导致Rb/Sr较高^[62]。MgO/CaO、Al₂O₃/MgO与Sr/Cu比值所反映的古气候变化趋势相同^[54]。

研究区Sr/Cu介于2.56~122.71,平均为37.22,指示整体沉积古气候为干旱气候,延长组第一段、第二段Sr/Cu值普遍高于延长组第三段、第四段,说明延长组在中晚期干旱程度有所降低。且延长组第一段—第三段,Sr/Cu比值不断减小,而在延长组第四段比值又有轻微增加的变化。Rb/Sr、MgO/CaO和Al₂O₃/MgO也反映相同古气候变化特征（图9）。此外,前文提到的CIA变化趋势亦可大致反映沉积时期古气候特征,CIA值在延长组第一段、第二段（50~60）与第三段、第四段（60~80）差别较大,反映古气候由干燥向温暖潮湿变化（图9）。因此,延长组沉积期古气候整体表现为干旱—半干旱的气候,且在延长组沉积中期气候向温湿转变。

此外,G42井和G20井在延长组第一段—第三段均有样品,且这两口井由深到浅、从第一段至第三段具有相同的古沉积环境变化特征（图9）,表明无论是单口井还是多口井,延长组均具有相同的古环境变化趋势。结合前文样品在延长组第三段主微量元素有明显的改变,同样说明其沉积环境已经发生了变化,为弱氧化的微咸水沉积环境,古气候为温湿。

这与盆地晚三叠世湖盆演化过程密切相关^[63],湖盆在形成初期气候相对干燥,延长组中期处于湖盆鼎盛发育时期,气候温湿,降水量增多,到了晚期湖盆逐渐萎缩消亡,但局部仍存在湖相沉积,所以晚期气候转变为半干旱—半湿润气候。这与范玉海等^[64]、付金华等^[65]、李相博等^[66⁃67]认为盆地在延长组早期属干旱气候,而在延长组中期干旱程度逐渐下降转换为温湿气候,晚期变为半干旱—半湿润气候的结论一致。

通过将研究区中晚三叠世延长组T₃y¹~T₃y⁴各段地球化学指标与西部的贺兰山T₃y¹~T₃y⁵段样品^[22]对比（图10）,可知两地的古沉积环境并不完全一致。氧化还原环境指标显示两个地区均为氧化—还原的过渡环境；水体古盐度（Sr、Sr/Ba）指示两个地区整体上都为淡水环境,研究区延长组第一段、第二段和第四段各项指标略高于贺兰山样品相应值,第三段部分较低,表明延长组沉积期,研究区古盐度整体高于贺兰山地区；研究区Sr/Cu、SiO₂/Al₂O₃比值第一段、第二段和第四段略高于贺兰山样品相应值,第三段早期值则相对较低。这表明延长组沉积期研究区的古气候相对西北部贺兰山略偏干旱,但是第三段早期研究区相对贺兰山地区较湿润。这种差异可能与研究区和贺兰山中晚三叠世延长组沉积演化相关^[15]。研究区比贺兰山更接近湖盆内部,延长组第三段早期（长7段）为鄂尔多斯盆地湖盆发育的鼎盛时期,故气候相对偏湿润、水体具有一定的还原性。而贺兰山第三段相对其他各段偏干旱,第五段则又向温湿转变。贺兰山延长组晚期（第五段）仍有深湖相存在,与研究区东邻地区（盆地萎缩阶段无深湖相）沉积演化差异较大。

Figure 10.  Comparison of geochemical indicators between the study area and Yanchang Formation in Helan Mountain

前文分析可知研究区碎屑岩样品仅受到弱到中等风化作用影响,且成熟度不高,碎屑岩的化学成分主要受源区母岩成分控制,因此利用碎屑岩的主微量元素分析可以有效地判定源区岩石属性。

Roser et al.^[68]根据主量元素F1-F2判别函数图解,把物源区分为铁镁质火山岩、中性火山岩、长英质火山岩以及长英质沉积岩物源区共四种类型。利用他提出的K、Na、Ca等7种氧化物图版分析可知,延长组样品绝大多数来源于长英质沉积岩物源区和长英质火成岩物源区,其中延长组第三段源岩类型相对复杂,2件样品分别落在中性与偏铁镁质的火山岩源区（图11a）；Ni⁃TiO₂物源恢复图解^[69]投点主要在长英质范围内及其附近（图11b）,反映样品物源来自长英质岩石。La/Yb-∑REE关系图解^[70]指示研究区延长组碎屑岩样品大多位于花岗岩区域,部分落在沉积岩（图11c）,表明碎屑沉积物母岩可能为花岗岩类,部分来自沉积岩。Hf-La/Th判别图解^[71],研究区延长组的碎屑岩样品大多数落在酸性火山弧（长英质）源区,部分样品落在长英质、基性岩混合物源区,极个别位于安山岩岛弧区或有古老沉积物加入（图11d）,表明延长组碎屑岩成分以大陆上地壳长英质岩石为主,并存在极少量的中基性物质的混入。

Figure 11.  Diagrams for distinguishing the source rock types of clastic rocks from the Yanchang Formation in the middle of the western basin margin (a⁃d are based on references^{[68⁃71], respectively)}

部分主量元素、微量元素含量及其比值也通常作为反映源岩性质的指标而得到广泛应用。大离子亲石元素在延长组各段相对其他元素富集,而这些元素通常在酸性岩中具有较高的含量,表明酸性岩物源贡献较大；亲镁铁元素（Co、Ni、Cr）通常在基性、超基性岩石中较为富含^[69],其在延长组各段均表现为亏损,说明基性岩石对物源贡献较少。Zr值介于（28~613）×10^-6,平均为192.9×10^-6,大部分位于上地壳长英质岩石（190×10^-6）附近。Zr和Hf元素为线性正相关,表现出相似的地球化学性质,其比值可以判断岩石成因和物源信息^[44],样品的Zr/Hf值介于37.13~41.36,平均为39.48,这与花岗岩数值（31~40）相接近,说明Zr的来源与酸性岩浆岩有关^[50]。Girty et al.^[72]认为Al₂O₃/TiO₂值可用于初步确定沉积物的源区成分：当Al₂O₃/TiO₂<8时,沉积物来源于镁铁质岩石,介于8~21,来源于中性火成岩,大于21时,指示长英质火成岩物源。研究区Al₂O₃/TiO₂值介于10.77~47.28,平均为26.38,延长组碎屑岩除3件样品在8~21之间,绝大多数值大于21,表明物源主要为长英质火成岩,少量中性火成岩。

Cr/Zr比值对反映源岩为基性岩还是酸性岩的效果较好^[73],其比值越大,说明源岩中铁镁质成分较多；相反,比值越小,则主要由长英质岩石提供物源。延长组碎屑岩样品中Cr/Zr比值很小（0.05~0.65）,平均为0.27,远低于1,反映其物源主要为长英质岩石。Hayashi et al.^[74]提出利用TiO₂/Zr值确定物源类型。其中长英质物源一般具有较低的TiO₂/Zr值（<55）,中等的TiO₂/Zr值（55~200）指示中性物源,而高的TiO₂/Zr值（>200）则指示铁镁质的物源。研究区TiO₂/Zr值介于15.47~142.71,平均为35.94,绝大多数样品TiO₂/Zr值小于55,反映以长英质物源为主。

前文提到的A-CN-K三角图和Th/Sc-Zr/Sc图解同样可以表征源岩类型^[40]。不同类型源岩的理想风化曲线会平行于A-CN轴,延长组碎屑岩样品基本位于花岗闪长岩与花岗岩理想风化线附近,呈近平行于A-CN轴分布（图6a）,前文对Th/Sc-Zr/Sc图（图7）的分析,同样说明说明样品源岩由长英质岩石为主。Th/U比值范围分析表明延长组碎屑岩源岩介于沉积岩和火山碎屑岩之间。稀土LREE/HREE和δEu值范围分析均指示长英质岩石是延长组的主要物源。

综上所述,研究区延长组碎屑岩样品源岩类型相对复杂,具有多样性,但主要为上地壳长英质岩浆岩和沉积岩,同时混有部分中基性岩。

碎屑岩的主微量元素是用来判断物源区构造背景的重要工具,前人建立了各种构造环境判别指标和图解^[1,38,75]。通过将研究区延长组碎屑岩样品相关主微量元素（TFe₂O₃+MgO/TiO₂、Al₂O₃/SiO₂、Ti/Zr-La/Sc、Th-Sc-Zr/10）数据整理和投图,可知其物源区均表现出与活动大陆边缘和大陆岛弧相似的特点,且与活动大陆边缘更接近（图12）。推测延长组碎屑岩源区构造背景为活动大陆边缘和大陆岛弧。值得注意的是,延长组第三段样品相对其他层段投点相对分散,部分样品甚至落在判定区外,既显现出活动大陆边缘特征又有大陆岛弧物质加入,表明源区背景或来源具有多样化的特征。

Figure 12.  Discrimination diagram of the clastic rock structural background for the Yanchang Formation in the study area

前人通过古水流分析、碎屑成分鉴定、锆石U-Pb测年以及地球化学等一系列手段,对研究区附近三叠系延长组物源进行了探讨,指出盆地西缘及西北缘地区延长组物源主要来自西北方向的阿拉善地块^[14,16,18],祁连造山带地区提供少量物源^[16,23]。研究区与西北部阿拉善地块北部海西期中酸性岩浆岩稀土元素配分模式图^[76]相似,结合古水流数据具有由北西向南东的主要流向以及少量南西向北东的古流向（图1b）,表明研究区以西北向物源为主。延长组碎屑锆石U-Pb年龄表明盆地西缘中部地区主要包括晚古生代、早元古代和新太古代三组物源年龄^[18,20],这与盆地西北部阿拉善地块年龄谱特征相似,阿拉善地块晚古生代花岗岩和部分沉积岩^[76⁃77]与前文得出的研究区延长组碎屑岩源岩主要为长英质火成岩,部分为沉积岩结论吻合。晚古生代末古亚洲洋向华北板块发生强烈俯冲作用,阿拉善北部地区受其影响具有活动大陆边缘特征,同时在阿拉善少勒套海、雅不赖山、巴音诺尔公、红古尔玉林、沙日吉庙、阿布得仁太山等广泛发育具有大陆岛弧性质花岗岩^[78],一直到早三叠世随着古亚洲洋的完全闭合,阿拉善地区遭受剥蚀,为研究区晚三叠世沉积提供物源。另外,前文研究表明延长组中期（T₃y³）源区构造背景具有多样化的特征,有部分大陆岛弧物质来源,同时具有相对复杂源岩类型（图11）。该时期盆地西南部华北板块与扬子板块之间发生自东向西的“剪刀式”俯冲拼接,秦祁造山带逐渐形成,延长组早期和晚期（T₃y¹~T₃y²,T₃y⁴）构造活动较弱,而延长组中期尤其是长7沉积期印支构造旋回加剧,断裂活动等事件频发^[24,79],受碰撞祁连地区快速隆升,湖盆范围达到最大,接受部分来自祁连的岛弧物质。结合研究区存在部分西南向古流向,认为该时期源岩可能也有西南方向的祁连地区参与供给。因此,区域构造环境决定了研究区物源区具有大陆岛弧和活动大陆边缘的构造背景。

（1） 鄂尔多斯盆地西缘中部三叠系延长组碎屑岩主、微量地球化学特征指示源岩主要为长英质岩石（岩浆岩和沉积岩）,部分为中基性岩。源岩经历了弱—中等程度风化作用、较弱的再旋回作用,成熟度较低。

（2） 鄂尔多斯盆地西缘中部三叠系延长组碎屑岩化学元素古环境分析指示其沉积时处于氧化—弱还原的淡水沉积环境,古气候总体为干旱—半干旱,但延长组第三段有向温暖潮湿转变的趋势。

（3） 鄂尔多斯盆地西缘中部三叠系延长组碎屑岩源区构造背景主要为活动大陆边缘,第三段构造背景较复杂,有部分大陆岛弧物质的加入。