鄂尔多斯盆地一直是地质学家研究的热点区域。众多学者对盆地的地层发育、构造演化、沉积环境、矿产分布，尤其是聚煤作用开展了深入的研究[1-4]，取得了丰硕的成果。稀土元素间晶体化学性质相似，稳定性较好，在地质演化过程中表现出良好的整体性，而元素丰度和迁移方式的细微差异，可为沉积环境恢复，大地构造背景分析，沉积物源示踪等研究提供重要信息。大量研究证实，煤及煤系地层中广泛发育的暗色泥页岩在一定地质条件下可作为稀土元素的载体，达到一定的工业品位时可进行商业开发，提高矿产资源的综合利用价值[4-5]。煤系暗色泥页岩作为与煤伴生的沉积岩系，因其又是优良的气源岩及潜在的页岩气储层，在有机矿产综合评价和开发利用的新思路下，成为了当前的研究热点[6-8]。不少学者针对鄂尔多斯盆地上古生界泥页岩稀土元素特征开展过基础研究工作，探讨了稀土元素在沉积环境与物源分析等方面的指示意义[9-11]。然而由于关注热点不同，前人在盆地东缘柳林地区开展的研究工作主要聚焦于聚煤规律、煤及煤层气资源评价等方面[12-13]，对于煤系泥页岩稀土元素特征尚缺乏系统研究。笔者试图通过开展本区典型钻孔暗色泥页岩稀土元素及微量元素地球化学特征的研究，更加系统地探讨煤系地层的沉积环境、古氧化还原条件以及泥页岩的沉积物源，旨在为成矿聚集规律等后续研究工作提供参考。
1 地质背景
鄂尔多斯盆地东缘是指黄河以东、吕梁山以西的区带，从北往南跨越内蒙古、山西、陕西三省区，主体构造位置位于晋西挠褶带上，受吕梁隆起的直接影响，主导构造线呈南北条带状展布[14]。加里东运动使盆地经历了长时间的风化剥蚀，直到晚石炭世受海西运动的影响，才发生海侵并开始重新接受沉积。由于海底地块较不稳定，间断有上升和下降运动，海水进退频繁，晚石炭世至早二叠世期间，古地理环境以海陆交互相沉积为主，发育了一套以碎屑岩夹碳酸盐岩和煤层为主的海陆交互相沉积地层[15-16]。柳林地区位于鄂尔多斯盆地东缘中部，受构造-沉积背景控制，在快速、不连续的海侵过程中形成了潮下碳酸盐岩沉积，并在缓慢的海退过程中逐渐过渡到滨岸及浅水三角洲陆源沉积[17]，对应太原组及山西组沉积地层，聚煤作用在海侵背景下的滨岸地带以及水退背景下的三角洲平原上均有发生。研究区目的层位海侵海退记录完整，基于对各级层序界面和海(湖)泛面的识别，在可容空间与沉积物供给变化的基础上，研究区含煤地层可划分为3个长期基准面旋回(LSC1～LSC3)和6个中期基准面旋回(MSC1～MSC6)，长期基准面旋回与3级层序(SQ1～SQ3)相对应[18](图1)。
2 样品采集与测试
暗色泥页岩样品采自鄂尔多斯盆地东缘中部的柳林地区L4井，共计12个，包括山西组5个(LS1～LS5)、太原组7个(LT1～LT7)，纵向上主要分布于煤层顶底板及其临近位置(图1)。本次研究对12个钻井岩芯样品开展了微量元素与稀土元素分析测试，首先将样品粉碎至200目，经烘干、酸溶(HCl+HClO4+HF+HNO3)后，静置获取定溶溶液，于ELAN DRC-e型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)上进行分析。测试在核工业北京地质研究院完成，为保证测试精度，加入了2个国际标样参与重复测试，测试误差小于5%。
3 结果与讨论
3.1 稀土元素地球化学特征
根据测试结果(表1)，该区泥页岩稀土总量(ΣREE)变化范围集中，介于234.74～427.36 μg/g，平均311.80 μg/g，是大陆上地壳(UCC)稀土平均含量(ΣREE=146.4 μg/g)的2.1倍，表现出明显的REE富集特征。其中，太原组和山西组泥页岩ΣREE平均分别为322.76和296.46 μg/g，垂向上呈现降低趋势。轻重稀土元素之比LREE/HREE(L/H)为9.01～13.08，平均10.86，与上地壳L/H比值(9.5)接近，表明研究区轻稀土元素相对富集，并与上地壳存在相似的轻重稀土元素的分异情况。
图1 研究区位置及石炭二叠系目的层综合柱状
Fig.1 Location of the study area and synthetic column of Carboniferous-Permian formation
SB—层序界面;SB1—区域不整合面;SB2—构造体制转换面;SB3—区域性冲刷面;MFS—最大洪泛面
表1 柳林地区煤系暗色泥页岩稀土元素测试及计算结果
Table 1 Analytical and calculated results of REE content of coal-bearing shales from Liulin regionμg/g
续 表
注:N表示采用PAAS标准化[19];LREE,HREE分别为轻、重稀土元素含量;ΣREE=LREE+HREE;L/H=LREE/HREE;δCe=Ce/(LaN×PrN)1/2;δEu=Eu/(SmN×GdN)1/2。
采用澳大利亚后太古宙平均页岩(PAAS)对稀土元素测试结果进行标准化，获取了相关特征参数(表1)以及稀土元素分布模式(图2)，并用其与球粒陨石标准化结果相对比。结果显示，山西组样品表现出平坦的PAAS标准化配分模式(LaN/YbN:0.93～1.19，平均1.08)，并具有弱的Ce负异常(δCe:0.91～0.93)和明显的Eu负异常(δEu:0.68～0.92)(图2(a))。太原组泥页岩同样表现为弱的Ce负异常(δCe:0.91～0.97)以及轻稀土元素富集的特征(LaN/YbN:0.90～1.50，平均 1.17)(图2(b))。整体上，山西组与太原组暗色泥页岩表现出一致的REE分布特征，即轻稀土元素相对富集、重稀土元素稳定、Eu负异常明显以及微弱的Ce负异常。参照球粒陨石标准化结果(图2(c)，(d))，该区泥页岩样品的REE配分曲线表现为一致的右倾“V”字型，同时具有轻稀土段曲线斜率大、Ce负异常微弱而Eu“谷状”负异常明显的特征，显示轻稀土更为富集且轻、重稀土元素分异程度较高。
图2 鄂尔多斯东缘柳林地区山西组与太原组煤系泥页岩稀土元素[20]配分模式
Fig.2 PAAS-normalized and Chondrite-normalized[20] REE patterns of shale samples in the Shanxi Formation and Taiyuan Formation from Well L4,eastern Ordos Basin
有学者针对鄂尔多斯东缘北部地区上古生界暗色泥页岩开展过稀土元素测试研究[20](表2)。对比发现，北部海则庙与扒楼沟地区与柳林地区一致，上古生界泥页岩表现出轻稀土富集程度较高、重稀土相对较低的特征。北部剖面相对更低的REE总量可能与样品为泥质粉砂岩居多有关，泥质粉砂岩中相对更高的石英含量对稀土含量有稀释作用。经球粒陨石标准化后，Eu亏损明显，Ce值整体偏向于不亏损，δEu与δCe值的变化区间与柳林地区接近，南北分带现象不明显，反映出北部和中部地区较为一致的源区性质和沉积环境。泥页岩配分曲线上也表现出一致的展布规律和集中的分布特征。
表2 鄂尔多斯东缘北部地区煤系泥页岩稀土元素特征参数[20]
Table 2 REE parameters of coal-bearing shales from northern region of the eastern Ordos Basin[20]
3.2 氧化还原条件
稀土元素因对沉积环境的变化较为敏感，被广泛应用于古环境的研究。Ce异常主要受环境的氧化还原电位和pH变化制约，作为稀土元素中可变价元素之一，Ce具有+3价和+4价两种价态，在氧化条件下，Ce3+易被氧化成更难溶的Ce4+，停留于原地，与REE3+整体分离，导致海水中的Ce亏损，这是造成海水Ce异常的主要原因[21]。因此，Ce异常在分析沉积环境和古水介质条件等方面具有示踪作用，是有效的氧化还原指示剂[22]。当δCe>1时，为正异常，指示缺氧的沉积介质环境;δCe<1为负异常，指示氧化环境。柳林地区暗色泥页岩中δCe为0.87～0.95，平均为0.90，表现为微弱的负异常，指示太原组和山西组沉积时受到海侵作用影响，沉积环境整体为弱氧化环境。同时，ELDERFIELD等提出的Ce异常参数Ceanom也广泛用于古氧化还原条件的判别[23]。在北美页岩标准化的前提下，计算公式为Ceanom=lg{3CeN/(2LaN+NdN)}，当Ceanom>-0.1时，指示还原环境;Ceanom<-0.1时，指示氧化环境。柳林地区煤系泥页岩Ceanom介于-0.07～-0.03，平均-0.05，指示泥页岩沉积时古水介质环境整体为还原环境。此外，有研究指出[24]，鄂尔多斯东缘南部地区上古生界泥页岩Ceanom为-0.035～0.04，平均0.000 3，表明该区泥页岩沉积时介质水体相对中部柳林地区还原程度更强，这是由于沉积期鄂尔多斯东缘古地势整体为北高南低，海水从东南方向侵入，故南部地区受海水影响程度更深，水体深度更大，还原性相对更强。综合看来，研究区煤系泥页岩的沉积环境为弱还原-弱氧化环境。考虑到太原组与山西组含煤地层沉积期发生过多期次区域性海侵海退事件，导致沉积物间歇性暴露地表，遭受不同程度的氧化，这也是δCe呈现出弱负异常并且稀土元素含量变化范围较大的原因之一，反映出本区沉积环境相对动荡。
沉积物的来源具有多样性，包括陆源供给、火山碎屑、海底热液活动以及生物活动等。沉积岩中REE的分异及富集程度不仅与沉积水体的水介质环境直接相关，还受陆源碎屑、风化作用以及后期成岩作用等影响，因而在利用沉积物质的地球化学数据时，应首先排除非源岩因素对数据的影响。研究表明[25]，REE在一定风化的背景下会发生重新分布，成岩作用也可能对REE进行改造，从而影响其氧化还原的指示效果。例如，Ce异常容易受到成岩作用的影响，而使Ce异常值发生改变，体现为δCe与δEu之间存在较好的负相关性，与ΣREE存在较好的正相关性。由图3可知，研究区泥页岩样品的δCe与δEu、ΣREE均不存在明显的相关性，表明成岩作用对稀土元素中的Ce异常影响十分有限。同时，Ce异常与LaN/SmN较差的相关关系也表明Ce异常代表了原始沉积物的信息，而没有受到成岩作用或风化作用的影响。
Eu正异常在海洋热液沉积物中常见[26]，有学者通过Eu异常指出我国南方海相页岩存在热液成因的证据[27]，而对于鄂尔多斯东缘柳林地区这一套海陆过渡相的煤系页岩，具有轻稀土元素(LREE)富集、Eu负异常的特征，表明山西组与太原组煤系泥页岩沉积时主要受陆源而非热液影响。研究表明，正常非热液沉积岩中w(U)/w(Th)比值通常小于1[28]，U-Th图版表明研究区泥页岩w(U)/w(Th)比值均小于1，亦指示非热液沉积(图3)。
图3 稀土元素与微量元素特征散点图
Fig.3 Scatter diagrams showing REE and trace element characteristics
此外，鉴于研究区煤系暗色泥页岩REE具有富集LREE贫HREE，并具有微弱的Ce负异常，与海水中的REE特征(浓度低、轻稀土亏损而重稀土富集、深部海水Ce负异常明显)具有明显的不同，因而可以排除泥页岩中REE主要来自海水及生物体的贡献，因为海洋生物中的REE也直接来源于海水，并在很大程度上保持了海水中稀土配分的特点[21]。
值得注意的是，利用化学成因的海相沉积物中Ce,Eu异常类型及程度来研究古海水的氧化还原条件是较为有效的，而鉴于陆表海背景下克拉通盆地内沉积的页岩，其矿物组分多源于陆源的贡献，其REE地化指标往往能可靠地反映源区岩石的特征和变化。因此，笔者认为，通过单一的Ce异常指示泥页岩沉积水体的氧化还原环境存在局限性，引入相关的对氧化还原条件敏感的微量元素指标进行综合判断更为合理，并应注意不同判别指标可能会得到不同的结果，因为元素的富集并非单一受到沉积环境的影响。
研究表明，Mo,U,V,Ni,Cr等微量元素在沉积物或沉积岩中的富集程度易受沉积环境的氧化还原条件影响，常被视作氧化还原敏感金属元素，而该类元素在自然界中往往具有相似的地球化学行为，故常用其在沉积物中含量的比值来示踪古环境的氧化还原状态[29-30](表3)。 尽管各微量元素判别指标没有达到完全的一致性，但w(V)/w(Cr)，w(Ni)/w(Co)，w(V)/w(V+Ni),w(U)/w(Th)和δU均具有随水体富氧度的增大而逐渐减小的趋势，因为这些微量金属元素会在缺氧条件下高度富集。据表3,4可知，柳林地区山西组与太原组泥页岩沉积环境以贫氧-弱氧化环境为主，太原组泥页岩中w(V)/w(Cr),w(Ni)/w(Co),w(U)/w(Th)和δU值整体稍大于山西组，体现出从太原组到山西组沉积期，沉积环境受海水的影响整体逐渐减弱，呈现过渡相的沉积环境，环境的氧化程度逐渐增强。
3.3 层序地层指相意义
稀土元素及微量元素在沉积岩中的富集与分异与陆源及沉积水介质的Eh,pH密切相关，海平面的变化对水体的Eh,pH值有直接影响，同时也控制着可容空间的变化，从而影响陆源物质的供应。因此，沉积物中能反映古水深等水介质环境的元素地球化学指标，它们在垂向上的变化可能具有相关的层序地层指相意义，并可用来佐证层序地层的划分。研究区自晚石炭世接受海侵以来，历经了受陆表海影响、由海到陆的古地理演化过程，海平面波动频繁。也有研究指出[31]，海平面变化对陆表海沉积盆地的地球化学行为并没有实质影响，但层序格架内沉积岩同样可以体现出微小的地球化学特征差异。
前面指出，Ce异常能反映古水介质条件的变化，它对氧化还原环境的变化有良好的响应。本区泥页岩从太原组到山西组，δCe值降低，表明沉积水体的氧化性增强。因为从SQ2到SQ3沉积期，研究区受海水的影响整体减弱，环境的氧化程度不断加深。除Ce异常外，REE总量也具有一定的地层学指相意义，在物源一致的情况下，不同的沉积环境形成的泥岩中REE含量会有所差异，从陆表海-三角洲-陆相沉积，随物源影响的加重以及海水作用的减弱，泥岩中REE含量表现为增高的趋势[32]。整体上，柳林地区REE含量在层序格架内显示出与海平面变化相符的特征(图4)，表明REE含量具有一定的古水深指示意义。
表3 氧化还原环境的的微量元素判别指标[29-30]
Table 3 Trace elements index in oxidation-reduction environment[29-30]
注:δU=2w(U)/[w(Th)/3+w(U)]。
表4 柳林地区煤系暗色泥页岩微量元素测试结果
Table 4 Trace elements concentrations for samples of coal-bearing shales from Liulin regionμg/g
图4 地化指标在层序地层格架内的变化
Fig.4 Sequence stratigraphic profiles of Well L4 for geochemical indicators
Sr,Ba为化学性质相似的碱土金属，由于在海水中的迁移能力不同，不同环境下会因不同的化学行为发生分离。沉积物中的Sr含量是有效的海平面变化指示剂[33]，w(Sr)/w(Ba)比是应用广泛的古盐度恢复指标，通常情况下，陆相沉积物相对富Ba贫Sr，海相沉积物富Sr贫Ba，w(Sr)/w(Ba)比值大于1常用以指示海相环境，而具体分界值会因地区不同而有所差异[34]。高w(Sr)/w(Ba)比值指示了高盐度，因为Ba2+易于与
反应形成BaSO4沉淀，当淡水与海水相混合时，Ba2+会优先发生沉淀，而Sr2+ 则可以继续迁移而迁移到远海，最后通过生物途径沉淀下来。因此，古盐度的变化与海平面升降之间有一定的相关性，相应的指标可以为还原海平面的变化提供一定依据。研究区Sr/Ba比值与层序格架内基准面旋回变化吻合较好，同海平面的升降变化相符(图4)，显示该指标具有较好的层序地层学意义。垂向上，SQ3期(山西期)沉积的泥页岩，其w(Sr)/w(Ba)比介于0.23～0.39，明显低于SQ2期(太原期)沉积的泥页岩(0.34～0.97)，证明从SQ3到SQ2期，古盐度逐渐降低，研究区受海水的影响程度逐渐减弱，从海相、过渡相到陆相的指相趋势明显。作为常规的陆相指标，Ba含量由低到高的变化反映海退沉积序列，这是海退期陆源物质进积的结果，柳林地区太原组和山西组泥页岩Ba含量均值分别为189和578，层序格架内垂向上增幅明显，指示了从海陆过渡相沉积到陆相沉积的变化趋势(表5)。此外，亲石元素Ga位于元素周期表第三主族，也是常用的陆相指标，相应的w(Ba)/w(Ga)值垂向上的变化趋势同Ba相似，指示了研究区泥页岩的沉积环境从海相到陆相过渡变化的特征(图4，5)。
表5 沉积相的微量元素判别指标[35]
Table 5 Trace element indicators for sedimentary facies[35]
图5 w(La)/w(Th)-w(Hf)源岩性质判别[36]
Fig.5 w(La)/w(Th)-w(Hf) discrimination diagram for provenance attribute[36]
值得注意的是，最底部的泥岩样品(LT7)在太原组所有样品中具有相对明显的氧化环境和陆相指征，是由于该样品位于煤层底板，为代表暴露沉积的根土泥岩，受海水影响小，其顶部煤层底面为SQ2底界面，是海侵开始的界面，因而具有相对更明显的Ce负异常，更低的稀土含量、Sr/Ba值和更高的Ba含量。
整体上，以δCe、ΣREE为代表的稀土元素，以w(Ba),w(Sr)/w(Ba),w(Ba)/w(Ga)等为代表的微量元素指标，它们在程序格架内的差异性具有一定的层序地层和沉积相指示意义，多种指标的联合应用可用于古水深、古水介质环境的判别，并有助于提高层序地层划分以及沉积环境分析的可靠性。
3.4 物源示踪
由于稀土元素特殊的化学性质和分异行为，从源岩到沉积物，稀土元素的分布模式变化并不明显，并且REE及部分微量元素的比值在沉积和变质作用过程中具有较好的抗迁移性，因而是较好的物源指示剂[37]。一般地，上地壳中的稀土元素配分模式具有轻稀土富集、重稀土稳定并且Eu负异常明显的特征[38]。经Taylor 球粒陨石标准化后，除LT4样品Eu轻度负异常外，柳林地区太原组与山西组泥页岩整体上在配分曲线上并无显著差异，均表现出明显的LREE富集、HREE亏损且平稳、中等负铕异常，且轻、重稀土元素之间分异程度较高的特征(图2)，显示一致的原始物质来源，源岩成分与上地壳长英质成分相似[39]。同时，各样品配分曲线大致平行，仅高低位置有所差异，指示该区物源稳定。此外，w(La)/w(Th)-w(Hf)判别图版也显示，柳林地区太原组与山西组煤系泥页岩样品主要投点于长英质物源区，物源主要来自上地壳，且源区构造背景偏向于被动大陆边缘(图5)。
BHATIA[40]总结的不同构造背景下杂砂岩的REE特征值及配分模式曲线(图6，表6)被广泛应用于REE物源区分析。对比发现，柳林地区山西组与太原组泥页岩REE标准化比值参数以及球粒陨石、PAAS标准化配分曲线均显示源区具有活动大陆边缘及被动大陆边缘的性质，与之前分析相一致。
图6 不同构造背景杂砂岩稀土元素标准化曲线[40]
Fig.6 Chondrite and PAAS-normalized REE patterns of greywacke in different tectonic settings[40]
表6 不同构造背景沉积盆杂砂岩稀土元素特征[40]
Table 6 REE characteristics of greywacke in sedimentary basins of different tectonic settings[40]
结合前人关于华北地区晚古生代岩相古地理研究认为[2]，研究区晚古生代的物源主要来自北部阴山古陆，以上地壳长英质物源注入为主，源区构造背景与被动大陆边缘和活动大陆边缘环境相关，盆地北部板块俯冲碰撞地带是物源的主要供给区。
4 结 论
(1)山西组与太原组煤系泥页岩稀土元素特征相似，表现为轻稀土富集、重稀土亏损且平稳、中等负铕异常，且轻、重稀土元素之间分异程度较高，显示一致的陆壳物质供给。
(2)δCe与δEu、ΣREE和w(La)N/w(Sm)N相关性差，指示成岩作用或风化作用对其影响有限;Eu负异常与w(U)/w(Th)值可排除热液成因;与海水具有明显不同的REE特征可排除海水及生物体是REE的主要来源。综合认为该区泥页岩的REE指标具有较好的源岩及环境指示意义。
(3)研究区暗色泥页岩Ce异常参数δCe和Ceanom指示太原组和山西组沉积时受到海侵作用影响，沉积环境整体为弱还原-弱氧化氧化环境。同时，w(V)/w(Cr)，w(Ni)/w(Co)，w(V)/w(V+Ni),w(U)/w(Th)和δU等微量元素指标表明山西组与太原组泥页岩沉积环境以贫氧-含氧环境为主，且从太原组到山西组沉积期，海水的影响减弱，环境的氧化程度加强。
(4)部分REE指标(δCe、ΣREE)以及微量元素指相指标(Ba,w(Sr)/w(Ba),w(Ba)/w(Ga))在层序格架内体现出的差异性和变化规律，具有一定的层序地层和沉积相指示意义。从SQ2到SQ3期，研究区受海水的影响程度逐渐减弱，从海相、过渡相到陆相的变化趋势明显。
(5)研究区物源稳定，源岩物质主要来自上地壳，源岩成分主要为长英质。盆地北部阴山古陆是物源的主要供给区，源区构造背景与被动大陆边缘和活动大陆边缘环境相关。
参考文献(References):
[1] 鲁静,邵龙义,孙斌,等.鄂尔多斯盆地东缘石炭-二叠纪煤系层序-古地理与聚煤作用[J].煤炭学报,2012,37(5):747-754.
LU Jing,SHAO Longyi,SUN Bin,et al.Sequence-paleogeography and coal accumulation of Carboniferous-Permian coal measures in the eastern Ordos Basin[J].Journal of China Coal Society,2012,37(5):747-754.
[2] 赵振宇,郭彦如,王艳,等.鄂尔多斯盆地构造演化及古地理特征研究进展[J].特种油气藏,2012,19(5):15-20.
ZHAO Zhenyu,GUO Yanru,WANG Yan,et al.Study progress in tectonic evolution and paleogeography of Ordos Basin[J].Special Oil and Gas Reservoir,2012,19(5):15-20.
[3] 李增学,王明镇,余继峰,等.鄂尔多斯盆地晚古生代含煤地层层序地层与海侵成煤特点[J].沉积学报,2006,24(6):834-840.
LI Zengxue,WANG Mingzhen,YU Jifeng,et al.Sequence stratigraphy of Late Paleozoic coal-bearing measures and the transgressive coal-formed features in Ordos Basin[J].Acta Sedimentologica Sinica,2006,24(6):834-840.
[4] DAI S,REN D,CHOU C L,et al.Geochemistry of trace elements in Chinese coals:a review of abundances,genetic types,impacts on human health,and industrial utilization[J].International Journal of Coal Geology,2012,94:3-21.
[5] 赵存良.鄂尔多斯盆地与煤伴生多金属元素的分布规律和富集机理[D].北京:中国矿业大学(北京),2015.
[6] 孙彩蓉,唐书恒,魏建光.宁武盆地太原组海陆过渡相页岩微观孔隙特征[J].中国矿业,2017,26(2):155-161.
SUN Cairong,TANG Shuheng,WEI Jianguang.Characterization of microscopic pore structure of transitional facies shale of Taiyuan Formation in Ningwu Basin[J].China Mining Magazine,2017,26(2):155-161.
[7] LIN L,ZHANG J,LI Y,et al.The potential of China’s lacustrine shale gas resources[J].Energy Exploration & Exploitation,2013,31(2):317-336.
[8] JIANG S,XU Z,FENG Y,et al.Geologic characteristics of hydrocarbon-bearing marine,transitional and lacustrine shales in China[J].Journal of Asian Earth Sciences,2016,115:404-418.
[9] 刘锐娥,卫孝峰,王亚丽,等.泥质岩稀土元素地球化学特征在物源分析中的意义--以鄂尔多斯盆地上古生界为例[J].天然气地球科学,2005,16(6):788-791.
LIU Ruie,WEI Xiaofeng,WANG Yali,et al.The geochemical characteristics of rare earth elements of the shale rock in the geologic signification of the analysis of the sedimentary provenance:An example in the Upper Palaeozoic in the Ordos Basin[J].Natural Gas Geoscience,2005,16(6):788-791.
[10] BAI Xiangfei,WANG Yue,LI Wenhua.Mineralogy,distribution,occurrence and removability of trace elements during the coal preparation of No.6 coal from Heidaigou mine[J].International Journal of Coal Science & Technology,2014,1(4):402-420.
[11] 谢国梁,沈玉林,魏展航,等.鄂尔多斯盆地延川南地区下二叠统山西组泥岩稀土元素特征及地质意义[J].天然气地球科学,2013,24(5):991-998.
XIE Guoliang,SHEN Yulin,WEI Zhanhang,et al.Distribution characteristic and geological significance of rare earth element in mudstone of the Lower Permian formation in the south of Yanchuan area,Ordos Basin[J].Natural Gas Geoscience,2013,24(5):991-998.
[12] 许浩,汤达祯,郭本广,等.柳林地区煤层气井排采过程中产水特征及影响因素[J].煤炭学报,2012,37(9):1581-1585.
XU Hao,TANG Dazhen,GUO Benguang,et al.Characteristics of water yield and its influence factors during coalbed methane production in Liulin area[J].Journal of China Coal Society,2012,37(9):1581-1585.
[13] 菅笑飞,唐书恒,刘人和,等.柳林地区煤层气储层特征与产能动态预测[J].新疆石油地质,2015,36(3):326-329.
JIAN Xiaofei,TANG Shuheng,LIU Renhe,et al.CBM reservoir characteristics and productivity prediction in Liulin area,Ordos Basin[J].Xinjiang Petroleum Geology,2015,36(3):326-329.
[14] 刘池洋,赵红格,桂小军,等.鄂尔多斯盆地演化-改造的时空坐标及其成藏(矿)响应[J].地质学报,2006,80(5):617-638.
LIU Chiyang,ZHAO Hongge,GUI Xiaojun,et al.Space-time coordinate of the evolution and reformation and mineralization response in Ordos Basin[J].Acta Geologica Sinica,2006,80(5):617-638.
[15] 叶黎明,齐天俊,彭海燕.鄂尔多斯盆地东部山西组海相沉积环境分析[J].沉积学报,2008,26(2):202-210.
YE Liming,QI Tianjun,PENG Haiyan.Depositional environment analysis of Shanxi Formation in eastern Ordos Basin[J].Acta Sedimentologica Sinica,2008,26(2):202-210.
[16] 陈世悦,刘焕杰.华北晚古生代层序地层模式及其演化[J].煤田地质与勘探,1995,23(5):1-6.
CHEN Shiyue,LIU Huanjie.Sequence stratigraphic models and their evolution of Late Palaeozoic in north China[J].Coal Geology & Exploration,1995,23(5):1-6.
[17] 蔺宏斌,侯明才,董桂玉.鄂尔多斯盆地北部上古生界层序地层学特征[J].天然气工业,2009,29(3):29-33.
LIN Hongbin,HOU Mingcai,DONG Guiyu.Sequence stratigraphic features of the Upper Paleozoic in north Ordos Basin[J].Natural Gas Induitry,2009,29(3):29-23.
[18] 郑荣才,文华国,梁西文.鄂尔多斯盆地上古生界高分辨率层序地层分析[J].矿物岩石,2002,22(4):66-74.
ZHENG Rongcai,WEN Huaguo,LIANG Xiwen.Analysis of high-resolution sequence stratigraphy for Upper Paleozoic Ordos Basin[J].Journal of Mineralogy and Petrology,2002,22(4):66-74.
[19] TAYLOR S R,MCLENNAN S M.The continental crust:Its composition and evolution[J].Oxford:Blackwell,1985:312.
[20] 王国茹.鄂尔多斯盆地北部上古生界物源及层序岩相古地理研究[D].成都:成都理工大学,2011.
[21] 《沉积地球化学应用讲座》编写组.《沉积地球化学应用讲座》(九)第九讲 沉积作用过程中稀土元素的地球化学(1)[J].岩相古地理,1989(1):58-66.
[22] MURRAY R W,BUCHHOLTZ T B M R,JONES D L,et al.Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale[J].Geology,1990,18(3):268.
[23] ELDERFILED H,PAGETT R.Rare earth elements in ichthyolisths:Variations with redox conditions and depositional environment[J].Science of the Total Environment,1986,49:175-197.
[24] 廖志伟,陈洪德,陈安清,等.鄂尔多斯盆地南部二叠系山西组二段泥岩稀土元素特征及地质意义[J].石油天然气学报,2011,33(9):7-12.
LIAO Zhiwei,CHEN Hongde,CHEN Anqing,et al.The characteristics and geological implications of rare earth elements in mudstone of Permian P1sh2 in the southern Ordos Basin[J].Journal of Oil and Gas Technology,2011,33(9):7-12.
[25] SHIELDS G,STILLE P.Diagenetic constraints on the use of cerium anomalies as palaeoseawater redox proxies:An isotopic and REE study of Cambrian phosphorites[J].Chemical Geology,2001,175(1-2):29-48.
[26] DOUVILLE E,BIENVENU P,CHARLOU J L,et al.Yttrium and rare earth elements in fluids from various deep-sea hydrothermal systems[J].Geochimica Et Cosmochimica Acta,1999,63(5):627-643.
[27] CHEN D,WANG J,QING H,et al.Hydrothermal venting activities in the Early Cambrian,South China:Petrological,geochronological and stable isotopic constraints[J].Chemical Geology,2009,258(3):168-181.
[28] BOSTROM K.Genesis of ferromanganese deposits-diagnostic criteria for recent and old deposits[M].Hydrothermal Processes at Seafloor Spreading Centers.Springer US,1983:473-489.
[29] TRIBOVILLARD N,ALGEO T J,LYONS T,et al.Trace metals as paleoredox and paleoproductivity proxies:An update[J].Chemical Geology,2006,232(1-2):12-32.
[30] JONES B,MANNING D A C.Comparison of geochemical indices used for the interpretation of palaeoredox conditions in ancient mudstones[J].Chemical Geology,1994,111(111):111-129.
[31] LAENEN B,HERTOGEN J,VANDENBERGHE N.The variation of the trace-element content of fossil biogenic apatite through eustatic sea-level cycles[J].Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology,1997,132(1-4):325-342.
[32] 李军,桑树勋,林会喜,等.渤海湾盆地石炭二叠系稀土元素特征及其地质意义[J].沉积学报,2007,25(4):589-596.
LI Jun,SANG Shuxun,LIN Huixi,et al.REE characteristics and its geological significance of the Permo-Carboniferous in Bohaiwan Basin[J].Acta Sedimentologica Sinica,2007,25(4):589-596.
[33] STUBEN D,KRAMAR U,BERNER Z,et al.Trace elements,stable isotopes,and clay mineralogy of the Elles II K-T boundary section in Tunisia:indications for sea level fluctuations and primary productivity[J].Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology,2002,178(3-4):321-345.
[34] 邓宏文,钱凯.沉积地球化学与环境分析[M].甘肃:甘肃科学技术出版社,1993.
[35] 苗耀,桑树勋,林会喜,等.渤海湾盆地石炭—二叠系微量元素特征及其指相意义[J].沉积与特提斯地质,2007,27(4):27-32.
MIAO Yao,SANG Shuxun,LIN Huixi,et al.Trace element signatures of the Carboniferous-Permian deposits in the Bohai Gulf Basin and their facies significance[J].Sedimentary Geology and Tethyan Geology,2007,27(4):27-32.
[36] CONDIE K C.Another look at rare earth elements in shales[J].Geochimica Et Cosmochimica Acta,1991,55(9):2527-2531.
[37] MCLENNAN S M.Rare earth elements and sedimentary rocks:Influence of provenance and sedimentary processes[J].Reviews in Mineralogy,1989,21(8):169-200.
[38] 张天福,孙立新,张云,等.鄂尔多斯盆地北缘侏罗纪延安组、直罗组泥岩微量、稀土元素地球化学特征及其古沉积环境意义[J].地质学报,2016,90(12):3454-3472.
ZHANG Tianfu,SUN Lixin,ZHANG Yun,et al.Geochemical characteristics of the Jurassic Yanan and Zhiluo formations in the northern margin of Ordos Basin and their paleoenvironmental implications[J].Acta Geologica Sinica,2016,90(12):3454-3472.
[39] FLOYD P A,LEVERIDGE B E.Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin,south Cornwall:Framework mode and geochemical evidence from turbidite sandstones[J].Journal of Geological Society,1987,144(4):531-542.
[40] BHATIA M R.Rare earth element geochemistry of Australian Paleozoic graywackes and mudrocks:Provenance and tectonic control[J].Sedimentary Geology,1985,45(1):97-113.
07