Sedimentary Environment and Organic Matter Enrichment Mechanisms of the Dark Mudstone in the Lower Devonian Suotoushan Formation, Yanyuan Basin, Upper Yangtze Region
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摘要:
盐源盆地下泥盆统缩头山组暗色泥岩是上扬子地区页岩气勘探新层位,研究该套页岩的沉积环境及有机质富集机制,对于上扬子板块西缘非常规油气勘探具有重要意义。此次研究通过对岩石宏微观特征、矿物组分、元素地球化学和有机地球化学等的分析,恢复了盐源盆地下泥盆统缩头山组暗色泥岩沉积期的古气候、古生产力、古氧化还原条件及古盐度,探讨了有机质富集机制。结果表明:研究区缩头山组沉积于镶边台地环境之中,可以识别出潟湖、礁坪、台地边缘、塌积斜坡及盆地五种沉积亚相。缩头山组泥岩TOC含量平均值为1.86%,Ro平均值为1.15%,有机质类型以Ⅱ1和Ⅱ2型为主,脆性指数平均值为64.41,具有较好的页岩气生烃条件和可压裂性。缩头山组沉积期古气候温暖潮湿,海底存在热液活动,水体生产力较高,底水为缺氧还原的环境,水体盐度较低。研究认为:研究区闭塞的潟湖环境、温暖潮湿的古气候、缺氧还原环境、低盐度水体及高古生产力等条件共同促进了缩头山组富有机质泥岩的发育。
Abstract:The dark mudstone of the Suotoushan Formation in the Lower Devonian of the Yanyuan Basin represents a new stratigraphic horizon for shale gas exploration in the Upper Yangtze region. Investigating its sedimentary environment and organic matter enrichment mechanisms holds significant implications for unconventional oil and gas exploration along the western margin of the Upper Yangtze Plate. This study reconstructs the paleoclimate, paleoproductivity, paleo-redox conditions, and paleosalinity during the deposition of the Suotoushan Formation dark mudstone through analyses of rock macro/microscopic characteristics, mineral composition, elemental geochemistry, and organic geochemistry, while exploring organic matter enrichment mechanisms. Results indicate that the Suotoushan Formation was deposited in a rimmed platform environment, comprising five sedimentary subfacies: lagoon, reef flat, platform margin, collapsed slope, and basin. The mudstone exhibits favorable shale gas generation potential with an average TOC content of 1.86%, mean vitrinite reflectance (Ro) of 1.15%, dominant Type II1 and II2 organic matter, and high brittleness index averaging 64.41. During deposition, the basin experienced warm-humid paleoclimate, hydrothermal activity, high aquatic productivity, anoxic reducing bottom water, and low salinity conditions. The study concludes that the combined effects of restricted lagoon environment, warm-humid climate, anoxic conditions, low-salinity water, and elevated paleoproductivity collectively facilitated the development of organic-rich mudstone in the Suotoushan Formation.
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暗色泥页岩具有富含有机质的特点,其颗粒粒度小于62.5 μm(姜在兴等, 2013),一般沉积在浅海陆棚、半深湖-深湖及潟湖等环境中,是潜在的烃源岩层或页岩油气产层。随着页岩油气勘探开发在世界范围内的持续推进,暗色泥页岩中有机质富集机制成为研究热点。暗色泥页岩中有机质的富集是多因素耦合的结果,有机质沉积速率、海平面变化、沉积水体表层初级生产力、水体氧化-还原条件、古盐度等多种因素都会对泥页岩的有机质富集产生重要影响(Stow et al., 2001; Sageman et al., 2003; Katz, 2005; Ghadeer et al., 2011; 黄永建等,2005)。但是,各种因素对烃源岩中有机质富集的控制程度一直存在争议,对此,当前学者(Demaison and Moore, 1980; Gallego et al., 2007)将多种因素总结为生产力模式和保存模式。生产力模式讨论了初级生产力与藻类等生物密集的相关性,水体表层藻类、浮游生物的繁盛使初级生产力提高,同时增大了有机质向海底的输入通量,在高沉降速率下有机质在海底大量聚集,从而形成有机质的富集;而保存模式则认为封闭水体环境造成了缺氧还原条件,有机质的氧化消耗量被极大的降低,从而造成有机质的富集。
盐源盆地具有较好的页岩气勘探潜力(张茜等, 2018; 王正和等, 2018; 余谦等, 2020; 方立羽, 2020; 邓敏等, 2020; 程锦翔等, 2024)。其中,张茜等(2018)讨论了盐源盆地龙马溪组黑色页岩硅质成因及沉积环境;王正和等(2018)讨论了盐源盆地的断裂体系及构造与岩浆活动对页岩气聚集的影响;余谦等(2020)讨论了盐源地区古生界富有机质泥页岩的沉积相特征;方立羽(2020)讨论了宁蒗盐源地区泥盆系泥页岩储层的有利层段优选;邓敏等(2020)讨论了盐源地区早泥盆世古地理特征;程锦翔等(2024)讨论了盐源地区龙马溪组黑色泥页岩的物源特征与构造背景。以上研究集中在志留系龙马溪组的沉积环境、构造背景、沉积相及其物源特征等方面,认为龙马溪组富有机质页岩沉积于开阔海陆棚相沉积环境,沉积期古气候干燥寒冷,物源以长英质及镁铁质火成岩为主。但是,对于泥盆系的研究仅限于早泥盆世古地理特征,对于研究区下泥盆统富有机质泥岩的沉积环境及有机质富集机制的研究相对较少。
针对上述问题,笔者利用岩石宏微观特征分析、矿物组分分析、元素地球化学分析以及有机地球化学分析等方法,在分析缩头山组沉积相特征、暗色泥岩特征的基础上,恢复了暗色泥岩沉积古环境,讨论了有机质富集机制,以期对缩头山组暗色泥页岩的沉积环境和有机质富集机制有一个较为准确的认识。
1. 地质背景
盐源盆地位于扬子板块西南边界,处于龙门山-锦屏山前陆逆冲推覆构造带上的木里-盐源推覆带,其在泥盆纪时属于华南板块,为被动大陆边缘裂谷盆地,被夹在青藏特提斯构造域与扬子大陆板块构造域之间(钟康惠等, 2004),属于盐源-丽江台缘坳陷(胡受权和郭文平, 1995)。根据行政区划,研究区位于四川的西南部—云南的西北部,横跨四川省盐源县、云南省宁蒗县两个地区,盆地西南部为丽江盆地,东南部为康滇古陆(图1)。本文采用马玉孝等(马玉孝等, 2001)的地层划分方案,对盐源盆地南部的格萨拉剖面和盐地1井缩头山组进行了地层划分。缩头山组位于下泥盆统上部,主要由泥岩、粉砂质泥岩、泥晶灰岩、亮晶灰岩及生物礁灰岩组成,与上覆中泥盆统曲靖组泥质灰岩整合接触,与下伏下泥盆统坡脚组粉砂岩与泥岩整合接触(图1)。
2. 缩头山组沉积相特征
前人研究表明,盐源盆地在早泥盆世为边缘海盆,其与康滇古陆形成了西海东陆的古地理格局,从东向西海水深度逐渐变大,从滨海过渡到浅海陆棚环境(马玉孝等, 2001)。泥盆纪是古生代中碳酸盐生产作用规模最大的时代,该时期为生物礁生长发育的鼎盛时期且海洋生物极具多样性(Becker et al., 2020)。本文利用钻井岩芯及野外剖面资料,分析了缩头山组沉积相特征。
钻井资料来自盐地1井,该井位于盐边县温泉乡野麻地村,该井缩头山组厚度约216.80 m,其底部暗色泥岩与坡脚组泥岩和浅灰色粉砂岩互层整合接触,顶部暗色泥岩与曲靖组泥质灰岩整合接触。缩头山组由灰黑色泥岩与粉砂质泥岩互层、亮晶灰岩、泥晶灰岩夹生物礁灰岩、黑色泥岩和泥晶生屑灰岩组成,层内可见大量生物礁、层孔虫等造礁生物化石。根据岩性特征,在缩头山组识别出潟湖、礁坪、塌积斜坡及盆地四种沉积亚相,均沉积于镶边台地环境之中。其中,潟湖相位于生物礁后,是局限低能的半封闭环境,主要沉积黑色泥岩与粉砂质泥岩,黑色泥岩中可见大量竹节虫化石;礁坪相主要沉积泥晶生屑灰岩、生物礁灰岩,生物礁灰岩中发育大量层孔虫生物化石;塌积斜坡相发育于斜坡带上,主要沉积亮晶灰岩,灰岩中可见大量角砾,角砾以棱角状-次棱角状为主,粒径约1-4 cm不等,角砾的分选、磨圆差,角砾主要来自台地边缘处的礁;盆地相主要为半深海的黑色泥岩(图2A)。
格萨拉剖面实测于盐边县格萨拉乡岩口村,该剖面缩头山组厚度约44.81 m,其顶部暗色泥岩与曲靖组灰色泥粒灰岩整合接触,底部暗色泥岩与坡脚组黑色薄层泥岩夹粉砂质泥岩整合接触。缩头山组由黑色泥岩、黑色泥岩夹深灰色粉砂质泥岩、亮晶灰岩与生物屑灰岩互层和灰色薄层状粉砂质泥岩组成。根据岩性特征,判断格萨拉剖面缩头山组的沉积相包括礁坪、潟湖及台地边缘三种沉积亚相,均沉积于镶边台地环境之中。其中,台地边缘相主要沉积深灰色粉砂质泥岩及少量暗色泥岩;礁坪相主要沉积生物屑灰岩与亮晶灰岩;潟湖相主要沉积黑色泥岩及少量深灰色粉砂质泥岩,泥岩在镜下观察到大量生物碎屑(图2B)。
3. 暗色泥岩特征
本研究测试样品均采集自格萨拉剖面下泥盆统缩头山组,岩性以黑色泥岩、深灰色粉砂质泥岩、亮晶灰岩与生物屑灰岩为主,对其开展岩石宏微观特征分析、矿物组分分析、元素地球化学分析和有机地球化学分析。
3.1 有机地球化学特征
从有机质丰度、有机质类型和有机质成熟度三方面分析讨论缩头山组有机地球化学特征。研究区下泥盆统缩头山组暗色泥岩中TOC含量介于0.59%-4.15%之间,均值为1.86%。缩头山组暗色泥岩样品中腐泥组含量为0%-65%,惰质组含量为3%-12%,镜质组含量为4%-18%,富含壳质组含量为28%-58%,干酪根类型指数(HI)为15.5-73,以Ⅱ1和Ⅱ2型干酪根为主(曹庆英, 1985),具有良好的生烃潜力。镜质组反射率(Ro)是表征有机质成熟度最基本、最可靠的地球化学指标(邹才能等, 2013),缩头山组Ro值介于1.13%-1.18%之间,平均值为1.15%,达到了成熟阶段。
综上,缩头山组暗色泥岩总有机碳含量较高,有机质类型较好,处于热裂解生气阶段,具有生烃潜力。
表 1 岩石样品有机地球化学数据Table 1. Organic geochemical data of rock samples样品编号 TOC(%) Ro(%) 腐泥组 壳质组 镜质组 惰质组 TI 有机质类型 YYPD08 4.15 1.15 12 58 18 12 15.5 Ⅱ2 YYPD07 1.55 YYPD06 1.60 1.18 65 28 4 3 73 Ⅱ1 YYPD05 0.59 YYPD04 2.86 1.13 50 35 8 7 54.5 Ⅱ1 YYPD03 1.45 YYPD02 1.30 YYPD01 1.34 注:TI=(a*100+b*50-c*75-d*100)/100,公式中a为腐泥组;b为壳质组;c为镜质组;d为惰质组。 3.2 矿物组分特征
对盐源盆地下泥盆统缩头山组8个样品进行X衍射全岩矿物组分测试,结果见表2。通过黏土矿物陆源供给的细粒物质,是有机质沉淀的重要载体,黏土矿物包含高岭石、蒙脱石、伊利石等,主要为陆源沉积成因,自生结晶程度较弱,其中伊利石是碱性水介质背景下细粒沉积物沉淀的产物,高岭石主要是在湿润的气候条件下,由长石在酸性介质作用下经过淋滤作用形成的。泥岩组成颗粒以黏土级-粉砂级为主,粒径小,孔隙不发育,黏土矿物转化的物理空间狭窄,限制了埋藏阶段的结晶生长(姜在兴等, 2013)。缩头山组暗色泥岩矿物以长石、石英和黏土矿物为主,黄铁矿和碳酸盐矿物含量相对较低(图3)。其中,长石含量介于2.35%-76.65%,平均值为32.59%,主要由钠长石、钙长石及正长石组成;石英含量为10.65%-40.64%,平均值为27.98%。黏土矿物主要由伊利石、高岭石以及蒙脱石构成,其含量为9.42%-53.04%,平均值为35.13%。碳酸盐矿物主要由方解石和白云石组成,其含量介于0.001%-19.14%,平均值为3.21%,其中,缩头山组上部碳酸盐矿物含量较高。从整体来看,缩头山组暗色泥岩,脆性矿物总含量介于46.96%-90.58%,平均值为64.87%,脆性矿物含量高,以石英、长石和碳酸盐矿物等矿物为主。
表 2 盐源盆地下泥盆统缩头山组暗色泥岩矿物组成表Table 2. Mineral Composition Table of Dark Mudstone in the Lower Devonian Series Suotoushan Formation, Yanyuan Basin样品编号 脆性矿物含量(%) 黏土矿物含量(%) F/Q 石英 钠长石 钙长石 方解石 正长石 白云石 黄铁矿 伊利石 高岭石 蒙脱石 YYPD08 13.48 28.08 46.18 0.01 2.40 0.00 0.45 8.25 0.80 0.37 5.69 YYPD07 10.65 39.52 33.28 0.66 2.70 0.40 0.49 11.48 0.31 0.52 7.09 YYPD06 37.70 0.39 0.38 17.84 1.58 1.31 1.68 35.44 3.05 0.64 0.06 YYPD05 20.92 15.23 37.77 0.23 2.75 1.80 0.53 19.44 0.81 0.54 2.67 YYPD04 39.63 0.64 1.98 0.51 2.35 0.45 1.41 51.65 1.07 0.33 0.13 YYPD03 20.43 3.77 22.69 0.41 2.00 0.06 0.92 48.09 0.73 0.90 1.39 YYPD02 40.64 2.87 2.87 0.56 4.00 0.41 1.66 45.24 1.02 0.74 0.24 YYPD01 40.38 2.36 2.24 0.54 2.68 0.56 1.57 48.38 0.56 0.73 0.18 泥页岩中石英、长石、方解石等脆性矿物含量越高,储层脆性越强,在外界压力下越容易产生网状裂缝(邹才能等, 2013)。因此,储层脆性指数是影响页岩气勘探开发的重要参数(张晨晨等, 2016)。对于脆性指数的计算方法众多,可达近20种评价方法(李庆辉等, 2012),国内外尚未有统一标准,但总体可区分为定性评价与定量评价两大类。定性评价是通过XRD矿物组分分析测定泥页岩中的矿物组分含量,岩石矿物分为脆性矿物与黏土矿物,泥岩中的脆性矿物包括硅酸盐矿物(石英、长石等)和碳酸盐岩矿物(方解石等),脆性指数与单一矿物的相关性较差,与石英,方解石含量呈正相关,与斜长石,粘土矿物含量呈负相关;脆性指数与组合矿物石英+方解石含量呈正相关,相关性较好,脆性矿物含量越高,压裂所消耗能量越小,因此使用脆性矿物在矿物总含量中的相对含量来判断脆性指数(Jin et al., 2014);定量评价是根据岩石力学的角度来进行评价,用弹性模量与泊松比分别取0.5的权值进行计算,但该方法对复杂应力条件下的脆性指数评价存在误差(Rickman et al., 2008)。近些年来在四川盆地页岩气勘探程度较高的筇竹寺组与五峰组-龙马溪组的脆性指数评价中,经过大量的应用验证,矿物分析法取得了很好地评价效果(邹才能等, 2013; 张晨晨等, 2016),因此,本文采用脆性矿物相对含量来计算泥岩的脆性指数。Jin (2014)提出了计算矿物脆性指数的方法,计算公式为
$$ BI=\frac{Q+F+C}{Q+F+C+CL} $$ (1) 公式1中:BI为脆性指数,Q、F和C分别表示石英、长石和碳酸盐矿物等脆性矿物含量,CL为黏土矿物含量。脆性指数计算结果显示,缩头山组暗色泥岩脆性指数介于46.20-90.54,平均值为64.41。
缩头山组矿物特征满足油气田开发所要求的脆性矿物含量大于50%,符合商业开发的要求,具有充分的可压裂性(Curtis, 2002),脆性越高越利于油气的开发,缩头山组泥岩具有较好的脆性指数,具有成为页岩储层的潜力。
4. 暗色泥岩沉积环境
古气候、热液活动、水体生产力条件、氧化还原条件及古盐度等沉积环境要素对暗色泥岩有机质的富集具有重要影响(邹才能等, 2013; 蔡媛等, 2022)。因此,利用矿物组分及元素地球化学数据分析了缩头山组暗色泥岩沉积期间古气候、古水体氧化还原条件、陆源碎屑输入、古盐度、热液活动及古生产力等环境特征。
4.1 古气候
4.1.1 矿物含量分析法
泥岩中的矿物组成十分重要,其矿物组成特征对古气候和古环境恢复有很强的指示意义。石英和长石是沉积岩中常见的脆性矿物,石英的抗风化能力强,物理性质稳定,不易侵蚀,而长石抗风化能力远低于石英。泥岩中的长石常形成保存于干燥寒冷环境中,在温暖潮湿环境中易于风化侵蚀,因此,沉积岩中的长石与石英含量的比值(F/Q)可用来恢复古气候变化。Pettijohn早在1975年就提出以Q/F表示矿物成熟度指数的方法,用来指示沉积岩中古气候变化程度,近些年来F/Q值已作为沉积岩化学风化指数的传统型替代指标(Wang and Miao, 2006),在深海钻探计划(DSDP)与大洋钻探计划(ODP)相关研究中多次应用F/Q值作为沉积岩风化指数及古气候变化的指标(Kuhn and Diekmann, 2002)。比值越小代表气候越温暖潮湿,比值越大代表气候越干燥寒冷(Wang and Miao, 2006)。缩头山组泥岩长石含量平均值为32.59%,石英平均值为27.98%,F/Q比值在0.06-7.09之间,平均值为2.18,缩头山组大部分为低值,仅在顶部比值升高(图4),代表了沉积末期气候从温暖潮湿向干燥环境的转换,但比值整体为低值,指示沉积期主要为温暖潮湿环境。
4.1.2 地化元素比值法
古气候对沉积物中微量元素的富集与分异具有显著控制作用,不同气候条件通过影响元素溶解性及迁移能力,形成特定的地球化学组合特征。研究表明,微量元素可依据古气候响应差异划分为喜湿型(如Cu)和喜干型(如Sr)两类:前者在湿润气候下因化学风化增强而富集,后者则更易在干旱条件下滞留沉积,因此Sr/Cu值常用于古气候的重建,当1<Sr/Cu<10时,表示温暖湿润的古气候,当10<Sr/Cu时,表示干燥炎热的气候(Dal et al., 2012)。研究区缩头山组Sr/Cu介于1.12-34.29之间,大部分为小于10的低值,仅在顶部比值升高(图4),指示沉积末期气候从温暖湿润向干燥环境的转变,这与上述矿物含量分析法结果一致,两种方法的交叉验证,表明缩头山组沉积期整体为温暖湿润的古环境。
4.2 氧化-还原条件
4.2.1 地球化学指标
古水体的氧化还原条件对有机质的保存条件有着重要控制作用,微量元素V、U、Cr、Co、Th、Ni对氧化还原环境较为敏感,运用氧化还原敏感元素的比值可分析暗色泥岩沉积过程中的水体氧化还原条件(Algeo et al., 2011)。当Ni/Co>7代表缺氧水体环境,当5<Ni/Co<7代表贫氧水体环境,当Ni/Co<5代表氧化水体环境;当U/Th>1.25代表缺氧水体环境,当0.75<U/Th<1.25代表贫氧水体环境,当U/Th <0.75代表氧化水体;当V/Cr>4.25代表缺氧水体环境,当2<V/Cr<4.5代表贫氧水体环境,当V/Cr<2代表氧化水体环境;当V/Sc >9.1代表缺氧水体环境,当V/Sc <9.1代表氧化水体环境;当V/(V+Ni)>0.6代表缺氧水体环境,当0.46<V/(V+Ni)<0.6代表贫氧水体环境,当V/(V+Ni)<0.46代表氧化水体环境(Hatch and Leventhal, 1992; Jones and Manning, 1994; Kimura and Watanabe, 2001; Algeo and Maynard, 2004)。本文利用Ni/Co、U/Th、V/Cr、V/Sc和V/(V+Ni)指标(表3),综合判断缩头山组暗色泥岩沉积过程中的氧化还原条件。
表 3 盐源盆地下泥盆统缩头山组暗色泥岩地球化学数据Table 3. Geochemical Data of Dark Mudstone in the Suotoushan Formation, Lower Devonian Series, Yanyuan Basin检测编号 YYPD01 YYPD02 YYPD03 YYPD04 YYPD05 YYPD06 YYPD07 YYPD08 Li 62.93 55.83 35.24 56.52 51.17 44.38 24.40 19.84 Be 2.74 2.41 3.95 3.13 2.58 2.43 2.05 1.84 Sc 13.77 13.62 17.77 14.57 11.17 12.40 9.34 9.56 Ti 3865.34 3500.74 4468.26 4054.68 3975.99 3133.77 2044.95 1995.73 V 414.17 396.44 1103.22 412.60 379.10 438.29 663.47 442.49 Cr 123.84 119.58 272.06 130.84 120.06 116.18 123.63 174.08 Mn 523.26 605.08 231.09 494.55 112.23 433.63 201.33 195.40 Co 13.42 13.37 13.00 16.42 4.04 10.50 8.08 6.74 Ni 62.96 66.70 162.68 96.24 23.51 63.70 99.07 87.25 Cu 59.60 55.53 91.68 69.09 23.50 46.44 38.34 33.91 Zn 258.18 212.51 551.09 271.19 101.25 750.79 366.79 176.46 Ga 21.42 20.46 25.59 23.23 22.29 19.31 12.72 12.51 Ge 2.08 1.97 2.32 2.30 2.07 2.36 1.29 1.33 As 17.88 16.98 27.63 18.41 11.09 14.08 13.63 6.50 Rb 166.79 158.98 184.33 177.74 168.95 144.22 87.69 86.08 Sr 221.95 304.58 102.96 82.60 113.91 617.90 1210.95 1162.57 Y 40.94 41.08 54.50 42.83 23.88 35.79 26.64 30.67 Zr 111.16 105.87 122.77 115.76 115.31 94.60 60.81 79.35 Nb 14.18 13.08 15.44 14.73 14.34 11.89 7.72 7.86 Ba 2099.45 3061.34 3691.45 6556.00 3814.28 3002.82 1928.27 1627.57 La 48.92 47.24 58.13 52.37 50.77 43.93 28.06 28.98 Ce 77.39 74.68 87.15 82.00 76.33 65.72 42.69 42.57 Pr 10.66 10.26 12.13 11.31 9.80 9.28 5.88 5.88 Nd 43.01 41.45 49.50 45.73 35.45 37.55 23.85 23.90 Sm 7.74 7.50 8.94 8.13 4.15 6.70 4.15 4.32 Eu 1.39 1.36 1.58 1.31 0.67 1.18 0.78 0.78 Gd 7.13 7.12 8.60 7.55 3.20 6.08 3.91 4.13 Tb 1.11 1.10 1.30 1.16 0.51 0.95 0.61 0.65 Dy 7.07 6.95 8.37 7.20 3.54 5.89 3.81 4.29 Ho 1.42 1.42 1.72 1.47 0.81 1.21 0.81 0.90 Er 4.15 4.09 5.06 4.28 2.61 3.56 2.40 2.70 Tm 0.62 0.60 0.74 0.63 0.42 0.52 0.35 0.42 Yb 3.85 3.82 4.69 3.92 2.85 3.37 2.21 2.52 Lu 0.59 0.59 0.74 0.61 0.45 0.50 0.34 0.41 Hf 4.05 3.84 4.28 4.24 4.17 3.48 2.03 2.44 Ta 1.05 0.98 1.15 1.07 1.06 0.87 0.54 0.56 W 1.76 1.64 1.90 1.86 1.82 1.57 0.80 0.92 Tl 1.76 1.72 1.63 1.93 1.91 1.45 0.89 0.59 Pb 22.85 21.91 25.70 24.93 24.23 19.63 11.19 9.46 Bi 0.41 0.38 0.48 0.44 0.41 0.33 0.23 0.23 Th 16.36 15.17 17.45 17.05 13.57 14.08 8.79 8.71 U 5.53 5.67 7.09 5.65 4.42 5.78 5.68 6.15 TOC 1.34 1.30 1.45 2.86 0.59 1.60 1.55 4.15 Ni/Co 4.69 4.99 12.52 5.86 5.82 6.06 12.26 12.94 Sr/Cu 3.72 1.12 5.49 1.20 4.85 13.30 31.58 34.29 V/Sc 30.09 29.10 62.08 28.32 33.95 35.35 71.00 46.30 V/Cr 3.34 3.32 4.06 3.15 3.16 3.77 5.37 2.54 V/(V+Ni) 0.87 0.86 0.87 0.81 0.94 0.87 0.87 0.84 U/Th 0.34 0.37 0.41 0.33 0.33 0.41 0.65 0.71 BaXS 1674.27 2676.26 3199.94 6109.99 3376.92 2658.11 1703.33 1408.04 F/Q 0.18 0.24 1.39 0.13 2.67 0.06 7.09 5.69 Sr/Ba 0.11 0.10 0.03 0.01 0.03 0.21 0.63 0.71 δCe 0.62 0.61 0.62 0.62 0.63 0.60 0.61 0.60 缩头山组暗色泥岩Ni/Co值介于4.69-12.94之间,平均值为8.14,指示缩头山组沉积于贫氧-缺氧环境;V/Cr值介于2.54-5.37之间,平均值为3.59,指示缩头山组沉积于贫氧环境;U/Th值介于0.33-0.71之间,平均值为0.44,由底部向上部逐渐增大(图4),指示缩头山组沉积于氧化环境,缺氧条件逐渐增强;V/Sc值介于28.32-71.00之间,平均值为42.02,指示缩头山组沉积于缺氧环境;V/(V+Ni)值介于0.81-0.94之间,平均值为0.87,指示缩头山组沉积于缺氧环境(图5)。综上,研究区缩头山组暗色泥岩沉积时的底水以缺氧环境为主,对有机质的保存富集有利。
4.2.2 黄铁矿特征
黄铁矿是古海洋中金属硫化物的重要载体,沉积岩中草莓状黄铁矿的形态、分布状况以及粒度大小等特征均可指示沉积时期古水体的氧化还原条件(常晓琳等, 2020)。在缺氧硫化环境中,黄铁矿形成于氧化还原界面处,水体交换活动强烈,硫酸盐通过还原作用下形成的硫化氢上浮,黄铁矿受到重力作用下沉,由于形成时间短且沉降快,草莓状黄铁矿中的粒度较小(3.0 μm~6.0 μm),分布较为集中,该环境有利于有机质的保存;在氧化或贫氧条件水体中,氧化还原界面位于沉积物之下,水体较为安静、滞留,古水体中硫化氢和亚铁离子供应缓慢,草莓状黄铁矿形成时间较长,因此该环境中草莓状黄铁矿中的粒度较大且大小不均一(5.0 μm~10.0 μm),分布较为分散,该环境不利于有机质的保存(梁超等, 2024)。本研究通过扫描电镜对缩头山组泥岩样品进行观察分析,发现样品中草莓状黄铁矿发育(图6),且粒径多分布在3.7 μm~5.7 μm之间,部分粒径较小的在2.5 μm左右,通过黄铁矿的草莓状结构及其粒径大小,判断研究区缩头山组沉积期古水体为缺氧硫化环境,有机质保存条件较好。
4.3 陆源碎屑输入
陆源碎屑输入是影响沉积物中有机质富集的重要因素,Ti和Zr元素主要来源于陆源,留存于黏土矿物和重矿物中,通过降雨等搬运从而进入古水体,并且该2种元素化学性质相对稳定,在搬运、沉积过程中不易受到风化作用和成岩作用的影响,因此常借助Ti及Zr元素含量指示陆源输入程度的强弱,Ti和Zr元素的值越高,表明陆源碎屑物质输入量越多(Algeo et al., 2011)。缩头山组样品中Ti含量介于
1995.73 -4468.26 μg/g,平均值为0.34 μg/g;Zr含量介于60.81-122.77 μg/g,平均值为100.70 μg/g(表3)。结果表明缩头山组沉积期陆源碎屑输入量大,为古水体带来丰富的营养物质,促进了古生产力的提高。4.4 古盐度
古盐度的不同会使古水体产生分层,底层的水体易于形成缺氧还原环境,对机质的沉积保存为有利环境,因此判断古盐度指标对有机质的保存与富集有重要意义。Sr与Ba是两个化学性质相似的元素,而Sr的迁移能力比Ba强,因此在不同的水体环境中,两个元素的比值有所不同,通过Sr元素丰度与Sr/B比a值来判断缩头山组暗色泥岩沉积期的古盐度,当Sr(10−6)<300指示淡水沉积环境,300<Sr(10−6)<500指示淡水-咸水过渡沉积环境,500<Sr(10−6)指示咸水沉积环境;当Sr/Ba<0.5指示淡水沉积环境,0.5<Sr/Ba<1.0指示淡水-咸水过渡沉积环境,Sr/Ba>1.0指示咸水沉积环境(李浩等, 2017; Zhang et al., 2017)。研究区样品Sr(10−6)介于82.60-
1210.95 ,平均值为477.18,缩头山组底部与中部皆为淡水沉积环境,到顶部过渡到咸水沉积环境;Sr/Ba比值为0.01-0.71,平均值为0.23(表4),指示低盐度的淡水沉积环境。从古盐度指标的纵向变化来看(图4),缩头山组底部与中部皆为淡水沉积环境,到顶部时变化到淡水-咸水过渡沉积环境,古水体盐度逐渐增大,两种指标指示的纵向变化相吻合。结合上文对古气候变化的分析,缩头山组沉积初期与中期气候温暖湿润,降雨通过地表径流带来了大量有机质碎屑的输入,到了缩头山组沉积末期古气候从温暖湿润向干冷转变,降雨逐渐减少,陆源输入量变少,淡水输入量减少,导致海水盐度提高。前人研究表明,上扬子地区在早泥盆世位于低纬度的热带至亚热带区,古纬度为6.9°S(张世红等, 2001),结合古盐度分析,可以判断盐源盆地在缩头山组沉积期主要为温暖潮湿的气候环境,降水较多。进一步,结合沉积相分析的结果,判断研究区在缩头山组沉积期是一个淡化潟湖,因此,推断该地区受河流及陆源物质的影响较大。4.5 热液活动
缩头山组沉积环境的分析主要是基于地球化学元素参数,因此,需要对元素数据及其可靠性进行判断,分析元素浓度是否受热液活动的影响,提高特征元素参数判别出的沉积环境才具有可靠性。热液活动对海洋中生物的繁盛有着积极影响,大量研究证明热液活动沉积形成的烃源岩中Ba、Cu、Zn和V等元素明显富集,这是因为海底热液活动带来的大量营养元素(张文正等, 2010; Zhang et al., 2018),从微量元素标准化配分图(图7a)中可见Ba、Zn和V等特征元素明显富集,符合热液活动沉积的元素特征。由于稀土元素在化学性质上的相似性和系统差异性,可被用作热液活动的判别标志(Yao et al., 2014),δCe在沉积作用中可作为指示热液活动的指标,热液活动下的沉积物具有明显的负异常,可通过稀土元素的标准化配分模式特征(图7b)以及Ce元素的异常来判断沉积期的热液活动。 (La/Yb)N均值为1.32,表明岩石样品轻重稀土的分异程度低,LREE/HREE均值为0.67,重稀土元素较轻稀土元素富集,标准化配分曲线略微左倾,本研究中δCe平均值为0.62,呈现出明显负异常,符合缩头山组沉积期受到热液活动影响的特征。热液中相对富集Zn元素与Ni元素,亏损Co元素,因此利用Ni-Co-Zn三角图解来判断热液活动的影响,由三角图解结果(图8)可知,研究区岩石样品投图在热液沉积区域,说明缩头山组沉积期有受到热液活动影响。热液活动可为古海洋中生物的发育繁盛提供了Ba、Cu和硝酸盐等丰富的营养物质,在一定程度上促进了古生产力的提高,从而有利于缩头山组有机质的富集。
图 7 岩石样品微量元素配分图(a)与稀土元素配分图(b) (世界黑色页岩标准值据Ketris and Yudovich, 2009)Figure 7. Trace Element (a) and Rare Earth Element (b) Distribution Patterns in Rock Samples (Standardized values for global black shales are based on Ketris and Yudovich, 2009)图 8 研究区缩头山组泥岩Ni-Co-Zn三角图解(据Choi and Hariya, 1992修编)Hydrogenous代表自生沉积物,Hydrothermal代表热液作用Figure 8. Ni-Co-Zn Triangular Diagram of Mudstone from the Suotoushan Formation in the Study Area (modified from Choi and Hariya, 1992)4.6 古生产力
古生产力是指古海洋生物在单位面积、单位时间内所产生有机物总量(Pedersen and Calvert, 1990)。在最近数十年的研究中,Ba是用来指示古生产力的重要元素指标之一,因为生源钡的含量与有机质丰度呈较强相关性,Ba元素通常以重晶石(BaSO4)的形式保存在沉积物中,且沉积物中钡的含量与生物生产力呈正相关性,在高初级生产力的地区,生源钡(Baxs)的含量约在
1000 -5000 μg/g之间(Algeo et al., 2011;Schoepfer et al., 2015)。Baxs的计算公式如下:$$ {\mathrm{B}\mathrm{a}}_{\mathrm{x}\mathrm{s}}={\mathrm{B}\mathrm{a}}_{\mathrm{t}\mathrm{o}\mathrm{t}\mathrm{a}\mathrm{l}}-[{\mathrm{T}\mathrm{i}}_{\mathrm{s}\mathrm{a}\mathrm{m}\mathrm{p}\mathrm{l}\mathrm{e}}\times {\left(\mathrm{B}\mathrm{a}/\mathrm{T}\mathrm{i}\right)}_{\mathrm{s}\mathrm{h}\mathrm{a}\mathrm{l}\mathrm{e}}] $$ (2) 公式2中,Batotal为所测样品中的Ba含量,Tisample为所测样品中的Ti含量;(Ba/Ti)shale表示平均页岩中的Ba/Ti比值,平均页岩为后太古宙澳大利亚页岩PAAS值,其Ba/Ti值为0.11(Taylor and Mclennan, 1985)。通过计算,缩头山组暗色泥岩Baxs含量介于
1408.04 -6109.99 μg/g之间,平均值为2850.86 μg/g(表3),指示盐源盆地在缩头山组暗色泥岩沉积期的海洋初级生产力与靠近赤道的太平洋地区相近,表明该地区古水体在早泥盆世具有较高的古生产力,为有机质的富集奠定了物质基础。5. 暗色泥岩有机质富集机制
有机质的富集是一个复杂的、连续的过程,受控于多种因素,与气候突变及构造运动等多种地质事件密切相关(潘松圻等, 2021)。因此,在沉积环境恢复的基础上,结合古地理特征,从古生产力、保存条件、稀释作用、热液作用4个方面来探讨缩头山组暗色泥岩有机质富集机制。
陆源物质输入指标Ti与古生产力指标Baxs呈现出明显的正相关性,相关系数(R2)为
0.3624 (图9A),因此,推断盐源盆地缩头山组在温暖潮湿气候的影响下,降水较多,陆源物质输入带来大量的营养物质,并利于表层水与底层水的上下沟通,促进了营养物质的循环,造成浮游生物和底栖生物大量繁殖,从而使水体初级生产力提高,为暗色泥岩富集有机质提供了充足的物质来源,有机质向水体底部的输入通量增大。TOC含量与古生产力指标Baxs的相关性较弱(图9B),相关系数(R2)为0.0005 ,分析结果说明高古生产力仅为缩头山组暗色泥岩有机质富集的重要前提条件,高古生产力促进了水体缺氧还原环境的形成,底层水体的缺氧还原环境有利于有机质的保存与富集。古生产力指标Baxs与氧化-还原条件指标U/Th呈较强的负相关性,相关系数(R2)为
0.3393 (图9C),由此推断较高的水体生产力造成生物的大量繁盛及死亡,生物残骸的降解消耗着底水的氧气,会促进底层水体形成缺氧的环境,对有机质的保存十分有利。此外,缩头山组暗色泥岩沉积于潟湖之中,受生物礁的阻隔,潟湖中的水体相对安静、低能,受洋流作用影响小,也有利于水体底部形成缺氧-还原的环境,从而为有机质保存的提供了有利环境。TOC含量与氧化-还原条件指标U/Th值、Ni/Co值的相关性偏低(图9D,E),相关系数(R2)仅为0.3483 和0.1912 ,结合沉积期较高的古生产力,本研究认为古海洋中高生产力造成的生物繁盛,产生了大量有机质沉降,有机质在沉降过程中的大量分解造成了缺氧环境的形成,同时,海相泥岩矿物中的草莓状黄铁矿也证明了缩头山组沉积期的滞留水体下,硫酸盐细菌通过还原作用对氧组分的消耗造成的缺氧水体环境。因此,缺氧还原条件对TOC含量影响相对较小,并非研究区有机质富集的主控因素。TOC含量与陆源输入指标Ti呈负相关性(图9F),相关系数(R2)为0.238,推断大量的陆源物质的输入,一方面促进水体生产力的提高,加快了水体沉积速率,另一方面,也稀释了沉积物中的有机质,使有机质含量降低。
Cr/Zr值是表征热液输入强度的有效指标(Marchig et al., 1982; Zhang et al, 2018),通过相关性分析可知,TOC含量与Cr/Zr值呈微弱的正相关关系(图9G),相关系数(R2)为
0.1908 ,相关性较低。热液活动通过带来大量的热能与营养元素,促进古海洋中的生物活动与微生物的发育,提高了古海洋的生产力,一定程度上有利于富有机质岩系的发育,但TOC含量与Cr/Zr值的较低相关性也表明,热液活动对有机质富集的贡献可能受到陆源输入等其他因素的影响,在有机质富集中作用有限。综上所述,盐源盆地在缩头山时期气候温暖潮湿,降雨较多,大量的降雨给古水体带来了丰富的陆源营养物质,与此同时,热液活动也为古水体带来热能与营养物质,在两者共同作用下古海洋中生物发育繁盛,极大提高了水体生产力,但大量陆源物质的输入也一定程度上稀释了有机质含量。繁盛的海洋生物带来了大量的有机质沉降,生物的残骸降解不断消耗着底层水体的氧气;同时,研究区为局限、滞留、低能的低盐度潟湖环境,由生物礁与周围水体相隔开,潟湖中的水体较为安静,水动力条件为静水环境,只有零星的流水和扰动,利于细粒泥质岩的沉积,两者共同促成了缺氧还原的水体环境,对有机质的埋藏与保存十分有利,从而形成缩头山组富有机质泥岩。因此,大量的陆源输入与海底热液活动共同促成了水体较高的生产力,是沉积物中大量有机质的来源,而潟湖环境及较高的水体生产力促进了缺氧还原环境的形成,有利于有机质的埋藏与保存(图10)。
6. 结论
(1)盐源盆地下泥盆统缩头山组岩性主要为暗色泥岩、粉砂质泥岩、亮晶灰岩、泥晶灰岩与生物礁灰岩。沉积相为镶边台地相,共包含潟湖、礁坪、台地边缘、塌积斜坡及盆地五种沉积亚相,暗色泥岩沉积于潟湖环境。
缩头山组暗色泥岩TOC含量平均值为1.86%,Ro平均值为1.15%,有机质以Ⅱ1和Ⅱ2型为主,处于热裂解生气阶段。缩头山组暗色泥岩脆性矿物平均值为64.8%,脆性指数平均值为64.41。
(2)研究区下泥盆统缩头山组泥岩沉积时期古气候温暖潮湿,沉积水体为缺氧还原的底水环境,陆源碎屑物质输入量大,古水体具有盐度低及生产力高的特点。
(3)大量的陆源输入与海底热液活动共同促成了水体较高的生产力,是沉积物中大量有机质的来源。潟湖环境及较高的水体生产力促进了缺氧还原环境的形成。两者共同促进了有机质的富集。
致谢: 感谢两位匿名审稿人提出的意见与建议,使本文的质量得到了极大地提高。感谢成都理工大学徐川讲师与赵亮博士在论文修改过程中的建议与讨论。
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图 7 岩石样品微量元素配分图(a)与稀土元素配分图(b) (世界黑色页岩标准值据Ketris and Yudovich, 2009)
Figure 7. Trace Element (a) and Rare Earth Element (b) Distribution Patterns in Rock Samples (Standardized values for global black shales are based on Ketris and Yudovich, 2009)
图 8 研究区缩头山组泥岩Ni-Co-Zn三角图解(据Choi and Hariya, 1992修编)
Hydrogenous代表自生沉积物,Hydrothermal代表热液作用
Figure 8. Ni-Co-Zn Triangular Diagram of Mudstone from the Suotoushan Formation in the Study Area (modified from Choi and Hariya, 1992)
表 1 岩石样品有机地球化学数据
Table 1 Organic geochemical data of rock samples
样品编号 TOC(%) Ro(%) 腐泥组 壳质组 镜质组 惰质组 TI 有机质类型 YYPD08 4.15 1.15 12 58 18 12 15.5 Ⅱ2 YYPD07 1.55 YYPD06 1.60 1.18 65 28 4 3 73 Ⅱ1 YYPD05 0.59 YYPD04 2.86 1.13 50 35 8 7 54.5 Ⅱ1 YYPD03 1.45 YYPD02 1.30 YYPD01 1.34 注:TI=(a*100+b*50-c*75-d*100)/100,公式中a为腐泥组;b为壳质组;c为镜质组;d为惰质组。 表 2 盐源盆地下泥盆统缩头山组暗色泥岩矿物组成表
Table 2 Mineral Composition Table of Dark Mudstone in the Lower Devonian Series Suotoushan Formation, Yanyuan Basin
样品编号 脆性矿物含量(%) 黏土矿物含量(%) F/Q 石英 钠长石 钙长石 方解石 正长石 白云石 黄铁矿 伊利石 高岭石 蒙脱石 YYPD08 13.48 28.08 46.18 0.01 2.40 0.00 0.45 8.25 0.80 0.37 5.69 YYPD07 10.65 39.52 33.28 0.66 2.70 0.40 0.49 11.48 0.31 0.52 7.09 YYPD06 37.70 0.39 0.38 17.84 1.58 1.31 1.68 35.44 3.05 0.64 0.06 YYPD05 20.92 15.23 37.77 0.23 2.75 1.80 0.53 19.44 0.81 0.54 2.67 YYPD04 39.63 0.64 1.98 0.51 2.35 0.45 1.41 51.65 1.07 0.33 0.13 YYPD03 20.43 3.77 22.69 0.41 2.00 0.06 0.92 48.09 0.73 0.90 1.39 YYPD02 40.64 2.87 2.87 0.56 4.00 0.41 1.66 45.24 1.02 0.74 0.24 YYPD01 40.38 2.36 2.24 0.54 2.68 0.56 1.57 48.38 0.56 0.73 0.18 表 3 盐源盆地下泥盆统缩头山组暗色泥岩地球化学数据
Table 3 Geochemical Data of Dark Mudstone in the Suotoushan Formation, Lower Devonian Series, Yanyuan Basin
检测编号 YYPD01 YYPD02 YYPD03 YYPD04 YYPD05 YYPD06 YYPD07 YYPD08 Li 62.93 55.83 35.24 56.52 51.17 44.38 24.40 19.84 Be 2.74 2.41 3.95 3.13 2.58 2.43 2.05 1.84 Sc 13.77 13.62 17.77 14.57 11.17 12.40 9.34 9.56 Ti 3865.34 3500.74 4468.26 4054.68 3975.99 3133.77 2044.95 1995.73 V 414.17 396.44 1103.22 412.60 379.10 438.29 663.47 442.49 Cr 123.84 119.58 272.06 130.84 120.06 116.18 123.63 174.08 Mn 523.26 605.08 231.09 494.55 112.23 433.63 201.33 195.40 Co 13.42 13.37 13.00 16.42 4.04 10.50 8.08 6.74 Ni 62.96 66.70 162.68 96.24 23.51 63.70 99.07 87.25 Cu 59.60 55.53 91.68 69.09 23.50 46.44 38.34 33.91 Zn 258.18 212.51 551.09 271.19 101.25 750.79 366.79 176.46 Ga 21.42 20.46 25.59 23.23 22.29 19.31 12.72 12.51 Ge 2.08 1.97 2.32 2.30 2.07 2.36 1.29 1.33 As 17.88 16.98 27.63 18.41 11.09 14.08 13.63 6.50 Rb 166.79 158.98 184.33 177.74 168.95 144.22 87.69 86.08 Sr 221.95 304.58 102.96 82.60 113.91 617.90 1210.95 1162.57 Y 40.94 41.08 54.50 42.83 23.88 35.79 26.64 30.67 Zr 111.16 105.87 122.77 115.76 115.31 94.60 60.81 79.35 Nb 14.18 13.08 15.44 14.73 14.34 11.89 7.72 7.86 Ba 2099.45 3061.34 3691.45 6556.00 3814.28 3002.82 1928.27 1627.57 La 48.92 47.24 58.13 52.37 50.77 43.93 28.06 28.98 Ce 77.39 74.68 87.15 82.00 76.33 65.72 42.69 42.57 Pr 10.66 10.26 12.13 11.31 9.80 9.28 5.88 5.88 Nd 43.01 41.45 49.50 45.73 35.45 37.55 23.85 23.90 Sm 7.74 7.50 8.94 8.13 4.15 6.70 4.15 4.32 Eu 1.39 1.36 1.58 1.31 0.67 1.18 0.78 0.78 Gd 7.13 7.12 8.60 7.55 3.20 6.08 3.91 4.13 Tb 1.11 1.10 1.30 1.16 0.51 0.95 0.61 0.65 Dy 7.07 6.95 8.37 7.20 3.54 5.89 3.81 4.29 Ho 1.42 1.42 1.72 1.47 0.81 1.21 0.81 0.90 Er 4.15 4.09 5.06 4.28 2.61 3.56 2.40 2.70 Tm 0.62 0.60 0.74 0.63 0.42 0.52 0.35 0.42 Yb 3.85 3.82 4.69 3.92 2.85 3.37 2.21 2.52 Lu 0.59 0.59 0.74 0.61 0.45 0.50 0.34 0.41 Hf 4.05 3.84 4.28 4.24 4.17 3.48 2.03 2.44 Ta 1.05 0.98 1.15 1.07 1.06 0.87 0.54 0.56 W 1.76 1.64 1.90 1.86 1.82 1.57 0.80 0.92 Tl 1.76 1.72 1.63 1.93 1.91 1.45 0.89 0.59 Pb 22.85 21.91 25.70 24.93 24.23 19.63 11.19 9.46 Bi 0.41 0.38 0.48 0.44 0.41 0.33 0.23 0.23 Th 16.36 15.17 17.45 17.05 13.57 14.08 8.79 8.71 U 5.53 5.67 7.09 5.65 4.42 5.78 5.68 6.15 TOC 1.34 1.30 1.45 2.86 0.59 1.60 1.55 4.15 Ni/Co 4.69 4.99 12.52 5.86 5.82 6.06 12.26 12.94 Sr/Cu 3.72 1.12 5.49 1.20 4.85 13.30 31.58 34.29 V/Sc 30.09 29.10 62.08 28.32 33.95 35.35 71.00 46.30 V/Cr 3.34 3.32 4.06 3.15 3.16 3.77 5.37 2.54 V/(V+Ni) 0.87 0.86 0.87 0.81 0.94 0.87 0.87 0.84 U/Th 0.34 0.37 0.41 0.33 0.33 0.41 0.65 0.71 BaXS 1674.27 2676.26 3199.94 6109.99 3376.92 2658.11 1703.33 1408.04 F/Q 0.18 0.24 1.39 0.13 2.67 0.06 7.09 5.69 Sr/Ba 0.11 0.10 0.03 0.01 0.03 0.21 0.63 0.71 δCe 0.62 0.61 0.62 0.62 0.63 0.60 0.61 0.60 -
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