松辽盆地沙河子组上段(Aptian期)黑色泥页岩有机质来源及其沉积环境

2022-05-27王鹏单玄龙贺文同范代军时玉芹

世界地质 2022年2期

王鹏，单玄龙，贺文同，范代军,时玉芹

1.吉林大学地球科学学院，长春 130061；2.吉林省第三地质调查所，吉林四平 136000

0 引言

白垩系沙河子组是松辽盆地重要的深层油气烃源岩，由于该时期气候温暖湿润，湖泊生产力高，在湖泊中会沉积大量的有机质沉积物，形成厚达几米至几十米甚至百米的富含有机质的泥页岩[1-2]。随着后期沉积物覆盖与埋深，可以大规模生成油气进而可能形成大型甚至超大型油气田，因此具有十分重要的研究价值。对母质来源的研究可以在一定程度上反映当时古湖泊中低等浮游藻类、水生植物与陆生植物的生存及发育状况，这种生物条件结合沉积相、沉积展布和古环境分析可以为油气资源评价提供理论依据。沙河子组时期为典型的高水域体系，发育巨厚的泥质沉积，有机质含量丰富，是一套自生自储油气藏，因此对沙河子组有机质分析及其古环境古气候研究具有重要意义[3-5]，目前对沙河子组这方面的研究较少。而“松科2井”获取了松辽盆地白垩系连续完整的岩芯，为研究晚侏罗世到晚白垩世地球温室气候与环境变化奠定坚实基础[6-7]。赵永辉等[3]利用数理方法，通过主成分和R-聚类分析，建立了沙河子组化学地层框架，并对沙河子组时期环境与气候进行分析。但缺少机地球化学、稳定同位素地球化学与微量元素等方法综合研究沙河子组上段气候及环境变化，故本研究主要采用总有机碳 (TOC) 含量、碳同位素 (δ13Corg)、总氮含量 (TN)、氮同位素 (δ15N)、C/N、Sr/Cu和&U等地球化学指标来反映沙河子组时期沉积物中有机质来源、古环境变化、古气候变化及沉积物的氧化还原环境。

1 地质背景

松辽盆地长750 km，宽330～370 km，总面积26×104km2(图1a)。松辽盆地在地理位置上西邻大兴安岭，东北邻小兴安岭，东南邻张广才岭，南接康平—法库丘陵地带。松辽盆地是一个叠加在古生代基底上的中生代盆地，是一个典型的大陆裂谷盆地[8]。松辽盆地可划分为以下6个一级构造单元(图1b)：西部斜坡带、北部倾伏带、中央坳陷带、东北隆起带、东南隆起带和西南隆起带，主要产油气省是中央坳陷，包括大庆背斜、齐家—古龙、三肇和长岭凹陷以及朝阳沟阶地[9]。松辽盆地的演化可分为3个构造阶段: 同裂期、裂后期和构造反转阶段。这三期裂后沉降是早白垩世到晚白垩世岩石圈冷却和伸展的结果[10]。沙河子组就是在此阶段沉积的，其特征是包含有数层几米到几十米厚的富有机质深色泥岩。这些沉积在深湖相的细粒沉积物含有丰富的古湖沼学信息，有助于研究温室气候下的有机质积累过程和陆地环境。盆地中心有约10 km厚的侏罗纪、白垩纪、古近纪和新近纪碎屑沉积。地层厚度向盆地边缘逐渐变薄，盆地填充物主要以白垩纪地层为主。

图1 松辽盆地位置图(a)与松辽盆地一级构造单元图及松科2井位置(b) (据文献[8]修改)Fig.1 Location of Songliao Basin(a)and the first-order tectonic unit diagram of Songliao Basin showing the position of Well Songke 2(b)

下白垩世地层由火石岭组、沙河子组、营城组、登娄库组和泉头组组成；上白垩世地层包括青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组和明水组[11](图2)。王义章[12]通过综合分析营城组、沙河子组和火石岭组烃源岩有机质丰度、有机质类型及成熟度，认为烃源岩有机质丰度高，有机质类型主要为Ⅱ型，热演化程度高，生烃潜力大，其中沙河子组烃源岩质量最好，为断陷期主力生烃源岩，沙河子组自上而下可分为沙河子组上段、沙河子组下段，其中沙河子组上段钻井揭示含气性较好。沙河子组上部地层以中细粒砂砾岩为主，局部夹有煤层，下部地层以泥沙互层为主，局部可见煤层。沙河子组地层整体上西边厚、东边薄，受沙河子断陷控制，西部形成陡坡三角洲，东部多为辫状河三角洲，盆地中心为半深湖-深湖相。

图2 松辽盆地白垩世地层简化图(据文献[12]修改)Fig.2 Simplified diagram of Cretaceous strata in Songliao Basin

2 样品采集与测试

本次研究采集的样品来自于松辽盆地白垩系大陆科学钻探计划 (ICDP) “松科二井”(125°21′47.03″E， 46°14′26.89″N)。样品采集深度为4 514～4 559 m，地层层位为下白垩统沙河子组上段。本文选取的样品经过野外详细的实地观察与室内薄片观察，从26个样品中选取了14个泥质样品进行有机地球化学、同位素地球化学及部分微量元素测试。

在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室对14个样品进行了总有机碳(TOC) 含量、碳同位素 (δ13Corg)、总无机碳 (TIC)、总氮含量 (TN) 及氮同位素 (δ15N) 测试分析。使用元素分析仪Eurovector elemental analyzer (EA) 与同位素比值质谱仪Isoprime ratio Mass Spectrometer (IRMS) 联动装置 (Elementar, Germany) 进行TOC、TN、δ13Corg和δ15N的测试。将样品用玛瑙研钵研磨成粉末，并用3 mol/L盐酸浸泡24 h以去除碳酸盐和与碳酸盐相关的硫酸盐，用蒸馏水清洗残余物直到pH值达到中性，在80℃下将盐酸浸出的残渣干燥并将其研磨到200目，将5～10 mg的均匀样品放入折叠的锡杯中，在EA-IRMS中将锡杯中的样品放入1 040℃的石英燃烧柱中，充分燃烧成CO2和N2，通过积分m/Z 44、45和46(对于CO2)，28、29和30(对于N2)的峰面积来确定CO2，N2的同位素比。δ13Corg，δ15N值均以Premil (‰) 表示，并分别与the Vienna Pee Dee Belemnite (V-PDB)，the Vienna Canyon Diablo troilite (V-CDT)相关。相关δ13Corg和δ15N使用同一种标准物质 IAEA-600 Caffeine (δ13Corg=-27.771‰，δ15Nair=1)，不确定度均为±0.2‰。同位素比值用δ表示，每6个样品需要2个标准物质来校正。然后，将EA燃烧的%C与%N乘以酸化重量法测定的残渣百分比，计算出测试样品的TOC、TN。

利用Thermo Scientific® iCAP-Q等离子体质谱仪 (ICP-MS) 对样品中的主量及微量元素含量进行测试，最低检测下限为0.02×10-6。元素富集因子 (Efs) 根据XEF=[(X/Al)sample/(X/Al)PAAS] 进行计算[13]，其中X和Al代表元素X和Al的重量百分比值，sample和PAAS的下标分别表示研究样品和后太古代澳大利亚页岩 (PAAS) 标准值[14]。

3 测试结果

3.1 TOC与 TN 测试结果

所测试样品随井深依次为SK1至SK14，测试样品中的ω(TOC)含量为1.05%～5.12%，平均值为3.24%。ω(TN)含量为0.10%～0.26%，平均值为0.21%(图3)。

图3 松科2井沙河子组上段4 514 ～4 559 m总有机碳 (TOC) 地球化学指标Fig.3 Geochemical indexes of total organic carbon (TOC) at 4 514 ～ 4 559 m in upper Shahezi Formation of Well Songke 2

3.2 同位素测试结果

本次测试所得到的δ13Corg数值变化范围不大，比较稳定，δ13Corg值为-24.51‰～-25.79‰，平均值为-25.36‰。δ15N值为-0.56 ‰～4.22‰，平均值为2.33‰(图3)。

3.3 微量元素测试结果

本次测试所得到的Sr元素含量为372.1×10-6～505.7×10-6，平均值为430.5×10-6。Cu元素含量为141.0×10-6～295.2×10-6，平均值为215.7×10-6。Sr/Cu比值为1.50～2.84，平均值为2.15。U元素含量为2.54～2.91 μg/g,平均值为2.76。&U值为1.07～1.15，平均值为1.11(图3)。

4 讨论

4.1 有机质来源与烃源岩形成

沉积物中的TOC/TN比值(简写为C/N)在判别湖泊有机质来源上有着广泛应用。湖泊中微型藻类、附着生物及细菌的原蛋白含量高于陆生维管植物，TN含量高，通常认为沉积物中的C/N比值在4～10之间主要为湖泊浮游藻类来源，C/N比值>20主要为陆源维管植物来源[15-16]。

SK1～SK9样品的C/N比值为10～20，TOC及TN含量较高，可以指示其有机质来源主要为浮游微型藻类，沉水植物等湖泊生物，含部分的陆源有机质供给。SK11～SK14大部分样品的C/N比值介于7～10之间,可以指示有机质来源以湖泊藻类或水生植物的输入为主。结合王义章等[11]研究成果可以得出沙河子组沉积物中的有机质来源主要以湖泊藻类与水生植物为主，含有部分陆源有机质。随着有机质逐渐沉积、积累进而形成富集，在上覆沉积物的覆盖下逐渐成为重要的烃源岩，使Aptian期沙河子组成为松辽盆地深层油气的重要来源。

4.2 古气候演化

沉积物中的有机质来源及δ13Corg值可用来讨论湖泊的碳循环扰动及古气候的干湿变化，有机质含量增加与δ13Corg值呈现负漂移指示气候逐渐暖化[17-18]。本次研究中TOC含量较高，平均值为3.24%，从样品SK14-SK4的TOC值总体上逐渐升高，在样品SK4处达到了最大值5.12%，指示该时期古气候逐渐变得温暖湿润。但从样品SK4-SK1的TOC值迅速下降，指示该时期气候迅速变化。TN含量也呈现先升高后降低趋势，与TOC含量变化趋势有较好的相对应。样品SK1-SK14的δ13Corg值为-24.51‰～-25.79‰，平均值为-25.36‰，虽然δ13Corg负偏移幅度较小，但比较稳定，反映该时期湖平面较高，湖水深度较大，古气候温暖湿润。结合样品TOC值与δ13Corg分析，在SK14-SK4时期古气候逐渐变得温暖湿润。在SK4-SK1时期TOC值迅速下降，指示该时期气候变化较快，有变凉的趋势，但该变化时期TOC值最小的样品SK1的值仍然>2%，而δ13Corg值变化范围为-25.13‰～-25.20‰，变化非常小，仍属于温暖湿润气候。综上所述在沙河子组上段SK14-SK1时期，气候温暖湿润，十分利于陆生植物与动物的生长繁殖，同时湖泊中浮游藻类、水生植物动物十分繁盛，生物体死亡后沉积到湖底被埋藏，使有机质在湖底发生富集。

元素地球化学作为古气候判别的方法之一，如Sr、Cu含量以及Sr/Cu比值是判别古气候环境的常用指标[19]。Sr/Cu比值对气候具有敏感的变化，Sr是典型的喜干型元素，低含量指示潮湿气候，高含量代表干旱气候[20]，由于Sr/Cu比值处于1.3～5 指示温湿气候，而>5指示干热气候[21]，本次研究样品的Sr、Cu含量较低，Sr/Cu值为1.50～2.84，均指示当时气候条件为温暖湿润气候，与δ13Corg、TOC值所指示的古气候变化相吻合，可能与大洋缺氧事件Paquier event, OAE1b期间气候相类似，由于缺乏精确的测年数据，需要进一步的工作来进行研究。

4.3 湖泊沉积物氧化还原条件

判断成岩作用及变质作用是否对原岩氮同位素组成造成影响，通常利用总有机碳 (TOC)与总氮 (TN) 之间的相关关系进行判断。现代海洋有机质的C/N 值为～6.6[28]，而持续的变质作用会导致N 相对于C的优先损失，使C/N 值增加至数百或上千[29]。但此时，如果TN 与TOC 总体表现线性关系，则说明氮来源于原始有机质[30]。

沙河子组上段TOC与TN显示出正相关性(图4)，指示了TN主要来源于原始沉积有机氮。δ15N值为-0.56 ‰～4.22‰，平均值为2.33‰，δ15N值呈现由低值逐渐增加到高值再降低，与TOC有相似的变化特征，暗示了湖泊生产力提高，大量沉积下来的有机物消耗掉了水柱中的溶解氧，使水柱变的逐渐缺氧，沉积环境逐渐过渡为湖泊缺氧环境。伴随着气候变得温暖湿润，有机物大量沉积将有利于微生物的厌氧呼吸，进而促进了反硝化作用及厌氧氨氧化作用的进行。

图4 TOC与TN相关性图Fig.4 Correlation diagram between TOC and TN

U在强还原状态下为正四价，不溶于水，而在氧化状态下表现为正六价，易溶于水，所以U在还原条件下容易富集；而在氧化状态下，沉积物中U含量相对较低。基于这一元素的地球化学性质，常利用&U法判断沉积环境的氧化还原状态。&U计算公式如下:&U = U/[0.5×(Th/3+U)],若&U>1，表明为缺氧环境; 若&U<1，则说明为正常的水体环境[31]。本次研究的样品的&U值在1.06～1.15之间，>1，指示沉积物在缺氧的湖泊还原环境下沉积，与TOC及δ15N所指示的湖泊水体为缺氧还原环境相一致，二者有较好的对应关系。

4.4 古环境分析

结合前人对古气候的研究成果，认为促使研究区气候变暖的主要驱动力是火山大规模喷发，导致CO2、CH4等温室气体的排放，进而加剧了温室效应，使得松辽盆地逐渐变得温暖湿润。期间由于气候逐渐变得温暖潮湿，陆生植物生长茂盛为湖泊中有机质沉积提供重要来源。同时温暖潮湿的气候使风化作用逐渐加强，使得由大陆输送到湖泊中的营养物质增多，进一步促进了湖泊中藻类、浮游植物及微生物等的大量生长繁殖。同样由于气候变得温暖湿润，湖泊的输入量远大于蒸发量，使得湖泊逐渐加深并伴随着有机质的逐渐沉积、积累，在微生物的作用下湖泊随着深度增加逐渐由富氧变得更加缺氧以至于达到还原环境。使得沉积下来的有机质得以保存，并在真菌与细菌的参与下发生一系列化学反应，使得元素C以12CO2的形式发生部分散失，导致元素13C在沉积物中发生一定程度的富集。同时，由于反硝化作用及厌氧氨氧化作用的影响，元素N主要以14N2O、14NH3形式返回大气中，导致沉积物中元素15N相对富集，由于N2O释放进而加剧温室效应使气候变得更加温暖潮湿，对有机质沉积来说形成良性循环(图5)。随着有机质的逐渐积累消耗掉了大气中CO2及其他因素共同作用使温室效应逐渐减弱。