应用自然伽玛测井曲线反演2.85 Ma B.P.来古气候变化
刘泽纯 陈 晔 袁林旺 周春林 汪永进 李建青
杨 平 席 萍
摘要 根据柴达木盆地东部3000
m以上钻孔的物理测井自然伽玛曲线, 对760 m连续岩芯多项古气候代用指标(孢粉统计、自生碳酸盐含量和氧同位素)作了分析,
在详细的沉积年代学计算基础上进行对比, 建立了2.85 Ma来盆地古气候的变化曲线.
将曲线划分为115个气候段, 并进行了轨道调谐, 可以同大西洋ODP659孔氧同位素气候曲线和中国黄土2.50 Ma来的黄土-古土壤气候旋回进行较好的对比.
关键词 自然伽玛测井曲线 古气候
过去全球变化(PAGES)对于认识未来气候环境的变化具有重要意义.
海陆两方面的古气候记录均证实了地球轨道三要素――偏心率(Eccentricity)、地轴倾斜度(Obliquity)、岁差(Precession),
是第四纪冰期-间冰期万年尺度气候波动的驱动力,
并建立了轨道调谐时间标尺[1~5].
柴达木盆地第四纪沉积深厚, 在沉降中心可达3 000 m左右, 盆地东部格尔木附近的达参1井钻深3
200 m, 均有系统的物理测井曲线, 有可能为第四纪环境研究提供长时段、高分辨率的古气候信息.
但这样深的钻孔不可能全部连续取芯. 作者选择物理测井自然伽玛曲线(Gramma Ray Log) (GR)进行古气候反演.
1 GR反演古气候的依据
1.1 GR曲线意义
自然伽玛测井是在井内测量岩层中的放射性元素(主要为40K, 232Th,
238U)原子核衰变过程中放射出来的伽玛射线的强度.
粘土颗粒细, 比面积大, 吸附放射性元素的能力强, 砂层则弱.
地质上用以确定砂泥比或粒度中值和含砂量[6],
测量单位随仪器或探头不同用单位时间脉冲或 ?R.
在地中海Crete岛3个中新世半深海沉积的露头剖面, 应用多道转靶自然伽玛能谱仪测量[7]的GR曲线与相同时段北纬60°太阳辐射理论计算值的变化相一致, 分辨出23,
40, 100及400 ka几个主要气候周期.
墨西哥深海钻探研究[8]应用自然伽玛衰减孔隙度测量仪(GRAPE)获得连续的湿容重数据, 其曲线在5.40
Ma以来的波动变化与 ? 18O和CaCO3含量百分数曲线具有相当好的一致性, 谱分析可分辨出100,
60, 40和20 ka 4个周期成分.
1.2 GR测井钻孔的选择
柴达木盆地中部三湖地区深厚的第四纪沉积已有较好的地层和地质年代学分析[9]. 作者选择2个钻孔(图1): 一是近沉积中心的涩中6井, 深1 140 m, 主要为半深湖相、浅湖相和滨浅湖相沉积,
有760 m(380~1 140 m)连续取芯, 可以进行孢粉、碳酸盐含量和? 18O分析, 用多种古气候代用指标建立古气候曲线,
与GR曲线进行对比, 确立GR曲线的古气候意义. 二是柴达木盆地南缘的达参1井, 孔深3200 m, 主要是三角洲相、滨浅湖相、浅湖相和沼泽相,
只在上部46 m 出现含较多石膏晶片和不规则岩盐层的盐湖相沉积,
划分12个介形类化石带, 是盆地第四纪生物地层对比柱[10]. 这两个钻孔均有详细的地质剖面记录和连续物理测井记录,
并进行了大比例尺单井划相[9]. 因此可以将两孔对比, 取得柴达木盆地长时段、高分辨率的古气候信息.
本文研究的钻孔岩芯主要是在生物地层基础上, 测量古地磁, 得到磁性期和磁性事件的界线的深度和代表性化石初现的年代;采用沉积学研究方法,
统计季候层, 取得不同相的沉积速率,
在不同钻孔计算代表化石、地震反射层和电性标志层的年代进行验证[11].
用不同相平均沉积速率可以计算本文选用的钻孔不同深度的年代,
计算代表化石带、地震反射层和电性标志层的年代值误差不超过1.50%~4.00%,
但是在达参1井200 m以上由于沉积压实作用的改变, 上述不同相的沉积速率不能应用,
作者引用距该井10 km的达布逊1号孔相同深度的14C和铀系测年[12]
(图2).
图1 柴达木盆地钻孔位置
示涩中6 井示驼中2 井示达参1 井示达布逊1 孔. A 示涩北构造B
示驼峰山构造C 示涩聂湖
D 示达布逊湖
图2
柴达木盆地东部三湖地区磁性地层与
介形类化石带
A 示国际标准磁性柱(据Harlant 等, 1982); B 示盆地综合磁性柱; C 示达布
逊1 号孔[12]
D 示台南1 井E 示介形类化石带 (据杨藩1982); F 示涩
中6 井; G 示盐心1 井; H 示驼中2 井; I 示鸭湖野外剖面; J 示涩深1 井.
图
中圆点为14
C 测年数据方点为铀系测年数据
2 涩中6井多种气候代用指标古气候曲线
涩中6井760 m岩芯年代2.15~1.30 Ma B. P., 用孢粉统计、碳酸盐含量和?18O测量分析古气候变化.
2.1 孢粉记录的古气候
760 m岩芯取样202块(间距3~5 m), 孢粉丰富,
每样120~224粒, 分属45个科属. 灌木和草本植物含量占绝对优势,
全剖面维持在90%左右, 其中蒿(Artemisia)、藜(Chenopodiaceae)和麻黄属(Ephedraceae)累计达80%, 乔木花粉一般5%, 水生植物平均2%~5%,
高者10%, 厥类孢粉断续分布, 最高含量2%. 本文着重统计蒿藜累积百分比值、蒿藜比(A
/ C)和乔木花粉含量沿剖面变化, 发现蒿藜累积百分比值变化曲线较好地反映古气候干湿波动,
可用于气候段划分, 高值代表气候变干,
低值反映气候相对变湿, 相应地A/C值和乔木花粉量呈低高变化. 共分41个气候段(39~79) (图3).
2.2 岩芯碳酸盐含量反映的古气候变化
现代湖泊研究揭示, 碳酸盐沉积作用与气候环境变化关系密切[13],
在湖泊碳酸盐沉积阶段, 湖面收缩,
碳酸盐浓度增加, 反映区域性干旱化气候,
反之则气候变湿.
柴达木盆地西部第四纪主要是盐湖性质沉积,
但东部三湖地区早期以碳酸盐沉积为主, 直至晚更新世后期才开始盐类沉积. 经135块薄片鉴定和35块样品电子显微镜分析,
碳酸盐以方解石为主, 白云石含量极低,
主要是微晶方解 石, 以灰白色显微晶集合体和隐晶团块存在, 松软易碎, 呈现粒级碎屑和胶结物(亮晶形式). 少量方解石以颗粒碳酸盐形式存在,
外形为椭球状或多球状, 均匀地分布在样品中,
基本上没有陆源碎屑碳酸盐带入, 表明是与当时湖水基本上处于平衡状态进行沉积的.
用CSC-1型碳酸盐含量分析议测量240个样, 按曲线峰谷中界点划分41个气候段(39~79) (图3).
2.3 氧同位素古气候意义
氧同位素(? 18O)记录是恢复古气候的重要指标[14~16].
但由于陆地环境区域特点影响, ? 18O值发生变化. 对于内陆干旱盆地, 水量主要来自冰雪融水和降水, 水源的同位素组成、入流量和蒸发直接影响湖水的氧同位素组成.
据研究青海湖平均湖水滞留时间为33.4 a左右, 达到平衡状态约需70 a. 现代条件下青海湖水增大1倍时, 模拟计算湖水? 18O值可能下降6%[15].
气候变化引起湖水位升降, 自生碳酸盐沉积记录了气候变化的信息.
在涩中6井与碳酸盐含量测量同步采样, 用磷酸分解法制样, MAT-251型同位素质谱仪测试样品的碳、氧同位素组成.
? 18O变动在?6.77‰ ~ 0.56‰之间,
平均值为?3.47‰, 最大变幅7.33‰.
在? 18O曲线上也可以划分41个段 (39~79) (图3).
2.4 不同代用指标气候对比(图3)
从图3可以看出, 涩中6井760 m连续岩芯的蒿藜花粉累加值、碳酸盐含量和?18O气候曲线波动形式相当一致, 780 m以下幅度小而频率高,
以上则幅度增大频率降低, 1.70 MaB. P.前偏湿, 以后趋向变干.
分别独立计算的各气候曲线分段年代值接近, 碳酸盐含量和
? 18O分段年代大部分相差不到2 ka, 只有2个大于5 ka; 孢粉段年代相差较大,
但也只有2个界点大于10 ka. 这可能与采样不同步有关.
为对比这三个气候代用指标,
沿用深海岩芯 δ 18O曲线气候段划分.
在涩中6井早更新世沉积中, 明显的是 δ18O低值段对应暖期,
高值段对应冷期, 反映 δ18O值变化的“季风降水效应”[17].
3 自然伽玛(GR)测井曲线反演古气候变化
3.1 涩中6井GR古气候曲线
测井GR曲线高值段(104脉冲/min)对应半深湖相和浅湖相, 表明气候变湿,
湖水深, 水位高, 为湖面扩展期, 呈低幅齿状波动;低值段(小于8.5×103脉冲/min)曲线呈反向指状波动, 代表气候变干,
湖水位低, 湖面收缩, 对应湖滨相;滨浅湖相介于两者之间.
对钻孔GR测井曲线进行数字化(间距1 m), 得到一条反映湖面变化及气候干湿波动的气候曲线.
只有个别情况, 如当湖滨沼泽相沉积转为水下河道沉积粉砂层时,
应当是湖面扩展, 但GR值降低, 这时必须依据相序发展指示的湖水进退确定气候干湿变化.
涩中6井GR气候曲线自下而上可以划分41个气候段(39~79),
同上述3个古气候代用指标划分的气候段有良好的对应关系(图3), 计算气候段的年代值比较接近,
一般相差数百年至1~2 ka. 由此可见,
GR曲线可以作为古气候的替代性指标.
3.2 达参1井GR气候曲线
达参1井(1 990~1 590 m)与涩中6井(1 146.7~753.7 m) 4, 5化石带对比井段反演古气候,
得到相当好的结果. 划分的气候段数相同(18个)(61~77), 波动形式一致 (图4).
从介形类第4化石带向下和第5化石带向上按上述模式进行气候段划分,
并计算界点年代, 一共划出113个气候段(3~115), 115段的底界为2.85
Ma B. P., 可对比深海δ 18O气候曲线115~3段. 值得注意的是, GR气候曲线19气候段的深度在676~724
m, 计算底界年代是73.9万a B.P.,
5段底界244.5 m, 年代为12.8万a B.P., 同深海岩芯δ18O曲线80年代使用的B/M界线和
δ 18O 5段的平均年代相当一致.
图3 涩中6
井蒿藜花粉累积百分比值碳酸盐含量d 18 O 曲线和GR 气曲线
4 自然伽玛测井曲线反演古气候的结果
4.1 轨道调谐时间标尺
国际上深海岩芯几个长时段δ 18O气候曲线时间标尺都是用轨道调谐(Orbital
tunning approach)建立的时间标尺, 如SPECMAP 0.80 Ma B.P. 以来的时间标尺、北大西洋DSDP607孔2.8 Ma B. P. 以来的时间标尺[1]和非洲西北面大西洋659孔5.40 Ma B.
P.[18]等. 陆地上, 中国宝鸡黄土剖面是目前唯一采用“轨道调谐”建立时间标尺的剖面[5].
为进行对比和取得高分辨率的时间标尺, 作者对达参1井自然伽玛反演的2.85
Ma B. P. 以来的古气候曲线进行了轨道调谐(图5, 6).
4.2 与深海 δ18O和宝鸡黄土剖面气候曲线的对比
本文选择大西洋659孔δ18O记录的2.85
Ma B. P. 以来的气候冷暖波动[18]和宝鸡剖面粒度比值反映的东亚季风影响的气候曲线[5]进行对比(图7). 可以看出,
2.80~2.00 Ma B. P. 三者气候曲线振幅较大, 变异也大; 2.00~1.50 Ma B. P. 振幅小,
频率高;1.50~1.00 Ma B. P., 振幅有所增大;0.80
Ma B.P. 后, 振幅显著增大.
用相同时间间隔进行频率周期分析,
对比周期演化, 可以进一步看出:
三者记录的周期演化一致的是: 2.50 Ma B. P.以来, 41 ka周期始终显著, 是全球气候变化的一个主导周期; 1.50 Ma B. P.之前, 100 ka周期相当弱, 以后逐渐增强, 1.00 Ma B. P. 至今成为主导周期,
明显的转折在0.80 Ma B. P.之后,
反映大陆冰盖发展, 扩展到海区[19]对全球气候变化的影响. 三者不同之处是:
达参1井GR气候曲线和宝鸡黄土剖面粒度比值反映的气候变化周期中,
23 ka和19 ka岁差周期均较显著,
1.50 Ma B. P. 以来更突出; 而659孔不明显, 反映西北非洲干旱程度变化的粉尘通量记录1.50
Ma B. P. 前明显, 之后则弱. 这可能是青藏高原隆升对区域环境影响的一个重要标志.
4.3 沉积速率变化与青藏高原隆升的关系
晚第三纪以来, 青藏高原以大面积整体抬升和强烈隆起为主要特征,
具有明显的阶段性, 它们必然影响高原北侧的柴达木盆地古湖盆发展.
从轨道调谐时间标尺计算的沉积速率变化可以看出,
达参1井沉积速率发生多次倍增变化,
同高原阶段性隆升密切相关. 高原隆升阶段盆地沉积速率平均为1.5~2.0
m/ka, 隆升阶段之间则平均为0.5~0.8 m/ka.
根据沉积速率计算, 达参1井出现盐沼相的年代在24.6
ka (井深68 m), 14C测定的察尔汗西部CK2022孔和中部CK1/81孔石盐层开始的年代分别为24
400 ± 510 a和24 000 ± 420 a[20], 这说明在24 000 a B.P.左右盆地东部进入了成盐期.
图4 涩中6 井和达参1 井GR
曲线气候段对比
图5 达参1 井“轨道调谐”时间标尺
虚线表示2.50 Ma 以来的偏心率(a)地轴倾斜度(b)和岁差(c)的理论值实线表示GR
曲线滤波得到的
100 ka (a), 41 ka (b)和23/19 ka (c)周期成分
5 结论
总结以上分析, 可以看出:
(1) 柴达木盆地沉积深厚、连续而稳定,
物质细, 有条件取得长时段高分辨率的古气候信息.
在生物地层基础上测量磁性地层, 进行沉积学研究,
以不同相沉积速率及邻近井14C和铀系测年计算年代值. 对多种古气候指标的分析和对比,
应用深钻孔GR曲线反演古气候,
建立了轨道调谐时间标尺, 得到国内较长(2.85
Ma B. P. 以来)的古气候曲线, 所划分的气候段同深海659孔2.85 Ma
B. P. 来115个气候段和宝鸡黄土2.50
Ma B. P. 来39个气候旋回有良好的对比关系.
(2) 涩中6井760
m连续岩芯的多种古气候代用指标分析表明, 柴达木盆地早更新世(2.15~1.30 Ma B.P.)气候前期偏湿,
后期变干; 这个时期 ? 18O气候曲线低值段对应暖期即间冰期, 高值段对应冷期即冰期,
显示出? 18O变化似乎具有“季风降水效应”.
图6 达参1 井GR 曲线与EPT 曲线之间
互功率谱密度的模凝聚函数值以及EPT 自动率谱密度值
图中上半部为任意对数标度谱密度其中实线为互功率谱密度的模虚线为ETP
自功率谱密度
值下半部为双曲反正切标度的凝聚函数值自由度为6 5%显著水平的临界检验值为0.79
(3) 对达参1井2.85 Ma B. P. 来GR曲线进行轨道调谐、频谱分析,
从周期演化中可以看出, 柴达木盆地古气候变化受米兰柯维奇地球轨道参数变化控制的全球性气候波动影响,
具有全球一致性. 如地球黄赤交角41
ka是主导周期, 0.80 Ma B.P. 后, 偏心率100 ka成为主周期;同时又受青藏高原隆升影响,
而具有区域性特征, 同宝鸡黄土-古土壤序列古气候一样, 岁差23 ka和19 ka周期在1.50 Ma B. P. 以来比较显著, 而不同于深海岩芯
δ 18O的古气候记录.
(4) 钻孔测井GR曲线以沉积相序发展指示湖面变化标志的古气候干湿波动,
其高值段相当间冰期气候, 相对变湿;低值段相当冰期气候,
相对变干, 能成功地反演古气候,
表明GR曲线可以作为一种古气候替代性指标.
不仅适用于深海、半深海沉积, 在柴达木盆地这样的内陆干旱盆地沉积中应用结果也相当理想,
记录的古气候信息在万年尺度上划分出113个气候段, 可对比于δ 18O气候分期.
图7 达参1 井GR 曲线与ODP659 孔d 18 O
曲线及黄土粒度比值曲线对比
(5) 上述研究表明,
深厚的古湖盆沉积记录的环境变化连续、分辨率高,
但深钻孔难以连续取芯, 代价亦高,
而于井壁进行的物理测井不受岩芯影响, 可以将自然伽玛测井曲线做为一种替代性指标, 分析古气候波动过程. 在生产上亦具有应用前景,
可以为油气地层进行规律性的细分层与对比. 应当指出, GR气候曲线是通过放射性同位素与粒度和有机质的吸附关系从沉积动力反映环境的变化,
其量值与环境要素间的量化关系尚待进一步研究.
致谢 轨道调谐时间标尺的计算得到中国矿业大学余志伟教授的帮助和指导,
特致谢意.
刘泽纯(南京师范大学地理科学学院, 南京,
210097)
陈晔(南京师范大学地理科学学院,
南京, 210097)
袁林旺(南京师范大学地理科学学院, 南京, 210097)
周春林(南京师范大学地理科学学院, 南京, 210097)
汪永进(南京师范大学地理科学学院, 南京, 210097)
李建青(青海石油局勘探研究院,
敦煌, 736200)
杨平(青海石油局勘探研究院, 敦煌,
736200)
席萍(青海石油局勘探研究院,
敦煌, 736200)
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