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0 引言
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微量元素和稀土元素是良好的地球化学指示剂，沉积岩中元素的地球化学特征已成为分析古环境有效的方法（Rimmer et al.，2004；Song et al.， 2018）。柴达木盆地位于青藏高原东北部，是一个新生代内陆沉积盆地，自中生代以来发育了广泛的湖相沉积，这套巨厚的湖相沉积是油气、富锂深层卤水的主要赋存地层（樊启顺等，2007；李建森等， 2014；韩光等，2022；Li et al.，2022）。近几年，众多学者利用元素地球化学对柴达木盆地进行了物源、沉积构造和古环境恢复等方面的研究，然而这些研究多集中于柴达木盆地西部、北部渐新统下干柴沟组、中新统上干柴沟组和下油砂山组（陈子炓等， 2001；金强，2003；李俊武等，2015；于冬冬等，2018； 年秀清等，2019；马万里等，2021；任栩莹等，2023； 苑广尧和李凤杰，2023），针对柴达木盆地中部上新统沉积古环境重建方面的研究相对欠缺，且分析方法集中在孢粉、碳氧同位素、离子相对含量等（方小敏等，2008；毛晓长等，2018；胡超，2020；Hao et al.， 2022），利用微量元素、稀土元素等对古环境进行定量分析的研究较少，这在一定程度上制约了该地区油气、深层卤水勘探的进程。本文以柴达木盆地中部鸭湖地区 Y43井上油砂山组泥岩为研究对象，利用微量元素、稀土元素特征值及协变关系，定量分析了该地区上油砂山组氧化还原条件、古盐度、古气候等特征，以期为该地区油气、深层卤水勘查提供有益的指导。
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1 研究区地质概况
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柴达木盆地是青藏高原北部一个大型中新生代山间拆离伸展盆地（崔军文等，1999），为一轴向北西—南东且自西北向东南缓缓倾斜的不规则菱形内陆汇水盆地（潘彤等，2022，2024），面积约 12 万 km2。柴达木盆地在寒武纪—泥盆纪时期是一个相对独立的块体，印支运动以后，柴达木陆块与周缘陆块完成拼合，结束了柴达木盆地海相沉积历史，此后全面进入陆相盆地发育阶段（汤良杰等， 2000；吴光大等，2006）。在早、中侏罗世时期，柴达木盆地处于南北向伸展的构造环境，此阶段的盆地性质为伸展盆地（戴俊生和曹代勇，2000；段宏亮等，2007），在晚侏罗世—早白垩世受燕山运动影响由伸展构造环境转为挤压构造环境，形成了挠曲盆地（金之钧等，2004），晚白垩世—始新世为相对构造平静期，柴达木盆地处于整体平稳沉降过程。渐新世晚期开始，受印度板块与古亚洲大陆碰撞的远距离效应，盆地受区域北西—南东应力场的影响和阿尔金强烈的左行走滑影响（赵凡等，2013），沉积中心由始新世的盆地西南部油砂山一带向东迁移，到达现代盆地的中部，上新世沉积中心位于一里坪一带，上新世以来沉积中心继续向东南方向迁移至第四纪才基本与现代一致（孙国强等，2011；宋博文等，2014）。
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根据中国大地构造单元划分（潘桂棠等， 2009），将柴达木盆地一级构造单元归属为秦祁昆造山系（图1a），二级构造单元为柴达木地块，三级构造单元为柴达木新生代压陷盆地，将盆地划分为 5 个四级单元：柴北缘断阶带（Ⅰ）、中央坳陷（Ⅱ）、昆北逆冲带（Ⅲ）、达布逊坳陷（Ⅳ）、德令哈坳陷 （Ⅴ），进一步划分出20个五级构造单元（图1b）。研究区位于五级俄博梁断陷单元（Ⅳ2-5），该构造单元展布于南里滩凹陷（Ⅳ2-4）与一里坪凹陷（Ⅳ2-7）之间的构造隆起带，为一基底抬升相对较高的构造隆起带。
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研究区出露新近系狮子沟组（N2s）、第四系阿拉尔组（Qp1a）、尕斯库勒组（Qp2g）、察尔汗组（Qp3c）以及达布逊组（Qhd）（图1c）。本次选择的Y43钻孔深度为 2850 m，钻孔揭露的地层主要为新近系下油砂山组（N1y）、上油砂山组（N2y）和狮子沟组（N2s），其中下油砂山组（N1y）以褐色、棕褐色的泥岩、砂质泥岩，泥质粉砂岩为主，夹少量灰色粉砂岩；上油砂山组（N2y）以浅色泥岩、泥质粉砂岩、粉砂岩为主；狮子沟组（N2s）以灰绿色、黄灰色泥岩为主，次为薄层状泥质粉砂岩。出露地表的第四系发育齐全，从下更新统—全新统均有出露，成因类型复杂，主要为冲洪积、湖相沉积和化学沉积。
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图1 中国构造纲要图（a）、柴达木盆地构造纲要图（b）及研究区地质图（c）
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2 样品与方法
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样品取自西台吉乃尔湖东侧鸭湖背斜构造区实施的 Y43 钻孔内（图1b、c），共采集新鲜样品 22 件，每件样品重0.5~5 kg，样品均为灰色、灰褐色、青灰色泥岩或砂质泥岩（图2）。其中 8 件取自井深 2350~2370 m，另14件取自井深2570~2590 m。
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上油砂山组顶底年龄为 5.3 Ma、5.1 Ma（李洪普，2021）。Y43 井井口高程为 2820 m，上油砂山组顶、底板埋深高程分别为173 m、1275 m（图3），计算出上油砂山组在此处的顶、底厚度分别为 1545 m、 2647 m，按照线性内插法确定每个样品的地质年龄，并绘制了综合柱状图（图4），样品地质年龄计算公式如下（陈伟等，2019）：
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式（1）中，SR为平均沉积速率（m/Ma）；A、B分别为沉积地层的顶、底（A＜B）厚度（m）；Y、Z分别为沉积地层顶、底年龄（Ma）（Y＜Z）。
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式（2）中，Tx 表示深度为 X（m）（A≤X≤B）样品的地质年龄（Ma）。结果显示，样品年龄最小为 5.246 Ma，最大为5.289 Ma。
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微量元素和稀土元素分析测试在青海省柴达木综合地质矿产勘查院测试中心完成，其中 U、Th、 Cs 和 REE 的测试采用封闭酸溶—电感耦合等离子体质谱法，分析仪器为电感耦合等离子体质谱仪 （CS015）；Sr、Ba、V、Cr、Ni、Co、Sc、Cu、Rb、TFe2O3、 Mn、Zr、Nb、Hf的测试采用 X 射线荧光光谱法，分析仪器为X射线荧光光谱仪（CS002）。
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图2 上油砂山组样品照片
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a—XT10灰褐色泥岩；b—XT18灰褐色泥岩；c—XT22青灰色砂质泥岩；d—XT08青灰色砂质泥岩
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图3 上油砂山组顶（a）、底（b）板等高程图
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图4 上油砂山组地层（局部）综合柱状图
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3 测试结果
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3.1 微量元素
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微量元素检测数据及分析结果见表1，部分元素比值见表2，经上陆壳标准化处理后的蛛网图见图5。由表1、图5 可见，Sr（146.28~268.04 μg/g）、Cr （62.02~88.14 μg/g）、Ni（27.70~40.95 μg/g）的含量均低于上地壳平均丰度，Ba（622.51~3881.63 μg/g）、Rb （99.30~156.58 μg/g）、Nb（14.00~17.46 μg/g）、Cs （7.15~13.39 μg/g）的含量均高于上地壳平均丰度，其他元素无明显异常，与上地壳平均丰度相差不大。
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3.2 稀土元素
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稀土元素检测数据及分析结果见表3。22个样品的稀土元素总量（∑REE为113.54~196.98 μg/g，均值为 164.82 μg/g）高于大陆上地壳（UCC）的均值 （148.10 μg/g）（Rudnick and Gao，2003），反映稀土元素总量相对 UCC 富集，而低于北美页岩（NASC）的均值（173.21 μg/g），反映稀土元素总量相对 NASC 亏损。轻、重稀土元素比值∑LREE/∑HREE 在 5.71~9.47，均值为 7.95，经球粒陨石标准化后的 La/ Yb 值在 3.88~9.86，均值为 7.54，显示样品的轻稀土元素富集、重稀土元素亏损。球粒陨石标准异常值 δEu为0.69~0.77，均值为0.74，明显的Eu负异常。
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各样品稀土元素曲线整体向右倾斜，表现为左高右低的趋势，轻稀土元素配分曲线较陡，重稀土元素配分曲线平坦，表明轻稀土元素相较于重稀土元素而较为富集（图6）。
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4 讨论
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4.1 Eu负异常指示意义
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造成沉积岩中Eu异常的原因主要有两个，其一是氧化-还原条件，氧化条件下，Eu2+ 变为 Eu3+，会导致 Eu 的亏损（郑方顺和宋国学，2023）；第二个原因是继承的源区特征，由于Eu不受或较少受沉积作用和成岩作用的影响，因此碎屑沉积岩的Eu异常可指示其源区的 Eu 异常，具有 Eu 负异常的沉积物主要来源于长英质地壳，而Eu正异常或无异常则指示镁铁质原岩的风化沉积（向龙等，2019；于海洋等， 2021）。沉积相对沉积岩的 Eu 异常有轻微影响，但浅海相、潮下相、潮坪相、半深海相等沉积环境的氧逸度都不足以使环境下 Eu3+ 富集（陈兰，2006；王思贤等，2020；陈洪达，2022），海水与河水、陆相沉积与海相沉积并没有明显的 Eu 异常特征（柯霖等， 2008；廖婉琳等，2015），因此研究区明显的 Eu 负异常主要是继承了长英质地壳的风化物。
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注：LaN表示样品所测定的La含量与球粒陨石标准化后的值，YbN计算方法相似；ΣLREE/ΣHREE为轻、重稀土元素比值；δEu=EuN/（SmN*GdN）1/2。
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图5 上油砂山组微量元素UCC标准化蜘蛛图（UCC数据来源于Rudnick and Gao，2003）
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图6 上油砂山组稀土元素球粒陨石标准化配分模式图
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4.2 古盐度
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古盐度是指示地质历史时期环境变化的一个重要标志，通常潮湿气候使得湖水盐度淡化，沉积物中的古盐度偏低，而干旱气候使得湖盆水体浓缩，沉积物中的古盐度偏高（Fritz，1996；Solotchina et al.，2014）。
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Sr元素和Ba元素具有相似的化学性质，随着沉积水介质的盐度增大，Ba2+ 会以碳酸盐及硫酸盐的形式优先沉淀，水体盐度继续增加，当达到 Sr2+ 的沉淀浓度时发生SrSO4沉淀（冯兴雷等，2018），因此Sr/ Ba值可以判断水体盐度。通常情况下，淡水沉积物中 Sr/Ba 值＜1.0（1.0~0.6 为半咸水环境，小于 0.6 为微咸水环境），而盐湖（海相）沉积物中Sr/Ba值＞1.0 （王益友等，1979；郑荣才和柳梅清，1999；Custodio， 2002）。计算得到 22个泥岩样品的 Sr/Ba值为 0.05~0.38，平均值 0.16，均小于 1.0，指示样品沉积水体为陆相淡水环境（图7）。
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此外，Th/U 值也可作为判定古盐度的重要手段，泥岩的主要成分为黏土矿物，其中的 Th 元素因较易被吸附，但 U 元素会因淋失、氧化等而降低，因此，在咸水环境中泥岩中的 U 元素相对富集，因而 Th/U＜2.0，而在淡水环境中泥岩中的U元素因遭受淋滤或氧化而降低，Th/U 值通常大于 2.0（谭聪等， 2019）。样品的 Th/U 值为 2.26~6.31（＞2.0），指示沉积水体为淡水环境，与Sr/Ba值所反映的淡水环境一致。此外，已有研究表明（张益铭等，2021），一里坪地区上新世孢粉组合中淡水藻类含量很高，推测可能是由于上新世存在季节性气候变暖，造成冰雪融水使湖盆水体淡化有关（杨梅，2018；胡超， 2020）。因此，判断柴达木盆地中部上油砂山组早期沉积形成于陆相淡水沉积环境，而研究区 Y71钻孔和Y02钻孔上油砂山组岩心中发现的淡水腹足类化石（图8）也进一步支持了这一结论。
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4.3 古氧化还原环境
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V/Cr、Ni /Co、U/Th 比值可有效的判断氧化、还原环境（Jones and Manning，1994）。氧化环境中，泥岩等沉积物中的 U 主要以+6 价形式存在且十分易溶，从而导致U亏损，还原环境中则沉淀富集，而Th 元素受氧化还原环境的影响不大（吴福志等， 2021）；V元素在贫氧或缺氧的条件下易被还原进而发生化学沉淀，Cr在还原条件下容易与腐殖酸等有机物或无机物结合发生沉淀（Tribovillard et al.， 2006），两种元素的还原反应存在一条明显的界线； 在还原条件下，Co和 Ni会在沉积物中发生富集，并存在明显的含量关系（林治家等，2008）。一般来说，当沉积水体为还原环境时，V/Cr＞4.25、Ni/Co＞ 7.0、U/Th＞1.25；在氧化还原过渡环境下 V/Cr、Ni/ Co、U/Th的变化范围分别在 2.0~4.25、5.0~7.0、0.75~1.25之间；氧化环境下，则有 V/Cr＜2.0、Ni/Co＜5.0、 U/Th＜0.75（Jones and Manning，1994）。此外， Kimura and Watanabe（2001）也提出用 V/Sc 值来指示古氧化还原环境：还原环境下 V/Sc 值较高，氧化环境下 V/Sc＜9.0。本次研究的 22件泥岩样品 U/Th 值为0.16~0.44，均值为0.25，最大值低于0.75；V/Cr 值在 1.28~1.50，均值 1.41，最大值小于 2.0；Ni/Co 为1.90～2.63，均值为 2.28，最大值小于 5.0；V/Sc 值为 5.75~8.77，均值为7.41，最大值小于9.0。因此，综合判断柴达木盆地中部上油砂山组早期沉积环境为氧化环境（图9）。其形成原因可能是柴达木盆地沉积中心由始新世的盆地西南部油砂山一带向东迁移，上新世沉积中心位于一里坪一带，研究区位于一里坪东部，处于沉积中心边缘地带或湖岸线附近，湖水水体整体较浅，地层含氧量较高、氧化性较强，最终形成氧化环境。
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图7 古盐度指标判别图
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图8 研究区淡水腹足类化石
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a—Y71钻孔2072.40 m（上油砂山组）处淡水腹足类化石；b—Y02钻孔2019.70 m（上油砂山组）处淡水腹足类化石
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4.4 古气候
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沉积物中微量元素的分配受沉积时期古环境的影响，某些对古气候变化反映敏感的微量元素的分布、组合及其比值是讨论沉积时期古气候的良好依据（孙莎莎等，2015；吴赛赛等，2016）。前人研究表明，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，常用 Sr、Sr/Cu、Rb/Sr 等指标判断古气候环境（邓宏文和钱凯，1993a；陈骏等，2001； 刘刚和周东升，2007）。通常 Sr/Cu 介于 1.0~10.0 之间指示温湿气候，大于 10.0 指示为干燥炎热气候 （邓宏文和钱凯，1993b）。此外，Sr元素在风化作用下较易淋失或氧化，而Rb元素相对稳定。在温湿气候环境下，由于降雨量充足、风化作用强烈，Sr元素会过量淋失，导致 Rb/Sr 值升高，而较低的 Rb/Sr 则指示干旱的气候环境（陈骏等，2001；马大钧等， 2024）。
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分析结果表明，22 件泥岩样品的 Sr、Sr/Cu 分别和 Rb/Sr 曲线大致成镜像对称（图10），反映了古气候变化的一致性和同步性，主要原因是 Sr/Cu和 Rb/ Sr比值中 Sr一个在分子一个在分母。Sr与 Sr/Cu基本协同变化，说明 Sr 在气候变化过程中更敏感，对环境的感知更精确，而 Cu 和 Rb 相对迟钝。这是因为海水中的碳酸盐和硅酸盐的沉积和溶解控制了 Sr 的含量变化，而温度、降水都是诱因。Sr/Cu 值分布范围（3.41~16.42）及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干旱气候更替出现，但整体偏湿润。并且柴达木盆地中部鸭湖剖面中一种生长于潮湿环境、适宜生活在淡水环境中的的浮游藻类盘星藻属 Pediastrum 的发现，也表明这一时期相对湿润的气候特征（Wu et al.，2011）。
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4.5 古气候与地质事件的响应
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新生代以来柴达木盆地气候变化有3个大的阶段：①54~44.6 Ma 以干热为主；②44.6~9.7 Ma 整体表现为相对湿润和显著的干湿波动；③9.7 Ma 以来整体呈现显著的持续、阶段性变干趋势，长期变化和次级波动均表现为相对暖湿和冷干的水热搭配变化（韩文霞，2008）。
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图9 古氧化还原环境指标判别图
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从 9.7 Ma 开始，青藏高原开始大规模隆起 （Fang et al.，2005，2007），特提斯海已经退至中亚几乎消亡，早先平直的西风被迫绕流波动和分叉，形成高原北侧反气旋性质的高压脊，脊前盛行西北下沉气流，同时西伯利亚高压也形成或大大强化并北移至蒙古西—西伯利亚一带，向中国倾泻西北干冷气流，西北地区急剧干早化，并且越冷，高压就越强，西北变得越干旱（韩文霞，2008）。与此同时，青藏高原强烈隆升激发或大大强化了亚洲季风（李吉均和方小敏，1998），其前锋可能到达柴达木盆地，温度越高，夏季风越强，带到盆地的雨水也越多，从而形成 9.7 Ma 后的冷干和暖湿的季风型水热搭配格局（韩文霞，2008）。
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前人在鸭湖剖面总结了孢粉和盐类指标所反映的气候特征，认为自 5.3 Ma 起气候已经明显变干，但干旱程度不高。在 5.3~3.4 Ma 期间喜热树种的出现说明此时温度较高，季节性增强、地形高差加大，山地因阻挡增强的夏季风降水可能有所增加，使注入湖泊中的水量增加，使水体盐度降低（方小敏等，2008；毛晓长等，2018）。
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综上所述，由青藏高原隆升及特提斯海退导致的阶段性干旱气候期与本研究得出的研究区整体偏湿润气候环境特征的结论并不冲突。
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5 结论
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（1）研究区泥岩具有明显的 Eu 负异常，指示沉积物继承了长英质地壳的风化产物。
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（2）古盐度指标 Sr/Ba 均小于 1.0，所有样品的 Th/U＞2.0，指示上油砂山组早期（5.246~5.289 Ma） 沉积形成于陆相淡水环境，与研究区发现的淡水腹足类化石、淡水藻类孢粉指示的淡水环境一致。
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图10 古气候指标判别图
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（3）古氧化还原指标 V/Cr＜2.0、Ni/Co＜5.0、U/ Th＜0.75、V/Sc＜9.0，一致指示为氧化环境，可能与研究区上油砂山组早期（5.246~5.289 Ma）沉积位于湖盆边缘或湖岸线附近有关。
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（4）古气候指标 Sr、Sr/Cu、Rb/Sr 反映的气候变化基本同步，表明研究区上油砂山组沉积早期 （5.246~5.289 Ma）气候环境相对以湿润气候为主，并伴随有气候波动，即湿润气候与干旱气候交替出现。
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（5）从 9.7 Ma 以来，青藏高原隆升及特提斯海退导致了阶段性干旱气候，不影响研究区上油砂山组沉积早期偏湿润气候的判断。整体上研究区上油砂山组沉积早期气候偏湿润、处于淡水氧化环境。
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摘要
泥岩不仅记录了地球的沉积历史，还为理解古环境演化和气候变化提供了重要信息。本文以柴达木盆地中部鸭湖地区Y43钻孔上油砂山组泥岩为研究对象，对该钻孔22个样品（5.289 ~ 5.246 Ma）进行微量元素和稀土元素分析。研究表明，研究区具有明显的 Eu负异常，指示沉积物继承了长英质地壳的风化产物。古盐度指标Sr/Ba、Th/U指示陆相淡水环境，古氧化还原指标V/Cr、Ni/Co、U/Th、V/Sc一致指示为氧化环境，古气候指标Sr/Cu值与Sr、Rb/Sr值反映了整体偏湿的气候环境，并伴随波动性干旱气候特征。结合沉积综合柱状图和构造演化历史，本文认为自9.7 Ma以来，青藏高原隆升及特提斯海退导致了阶段性干旱气候，但研究区上油砂山组沉积早期仍是以偏湿润气候为主。
Abstract
Mudstones not only record the sedimentary history of the Earth, but also provide important information of the evolution of paleoenvironment and paleoclimate. In this paper, the trace element and rare earth element of 22 samples (5.289-5.246 Ma) of mudstone from Y43 borehole in the Yahu area of the central Qaidam Basin are analyzed. The results show that the samples of Shangyoushashan Formation have obvious negative Eu anomaly, which indicate the sediments are mainly derived from the felsic crust by weathering. The paleo-salinity indices Sr/ Ba and Th/U indicate terrestrial freshwater environment. The oxidation-reduction indices V/Cr, Ni/Co, U/Th and V/ Sc indicate oxidation conditions. The paleoclimate indices Sr/Cu are consistent with the climatic trends indicated by Sr and Rb/Sr indicating the climate was generally humid with a fluctuating arid climate. Combined with sedimentary histogram and tectonic evolution history, we consider that the uplift of Tibetan Plateau and the regression of the Tethys caused periodic arid climate since 9.7 Ma, but the climate in the early sedimentary period of Shangyoushashan Formation was still humid in the study area.
