东海盆地丽水凹陷古气候和古环境对有机质富集的约束：来自古新统泥岩的元素地球化学证据

Constraints of Paleoclimate and Paleoenvironment on Organic Matter Enrichment in Lishui Sag, East China Sea Basin: Evidence from Element Geochemistry of Paleocene Mudstones

摘要

为明晰东海盆地丽水凹陷古新统月桂峰组、灵峰组、明月峰组烃源岩的生烃潜力，基于24个泥岩样品主量和微量元素地球化学研究，剖析了古气候和古环境变化过程及其对有机质富集的影响.结果表明，丽水凹陷古新统沉积物相对贫碎屑组分、富自生组分，且主量和微量元素变化未受到成岩蚀变的影响.根据特征元素参数的垂向变化趋势，认为丽水凹陷古新世月桂峰组→灵峰组→明月峰组沉积时期，古气候经历了温湿→干旱→温湿、水体古盐度经历了半咸水→咸水→淡水、水体古深度经历了较深水→较浅水→浅水、水体还原程度经历了弱还原‒还原→氧化→弱氧化‒氧化的变化过程.古气候和古环境协同变化控制着沉积物有机质生产和保存/降解，是月桂峰组、灵峰组、明月峰组泥岩有机质富集程度存在差异性的主要原因.月桂峰组泥岩形成于温湿气候下的半深湖‒深湖环境，水体生产力高，大量藻类和高等植物有机质在分层的贫氧水体介质中得以保存，导致有机质丰度较高.灵峰组泥岩形成于干旱气候下的滨浅海环境，水体生产力低，高盐度且富氧水体介质不利于藻类生存与保存，导致有机质丰度较低.明月峰组煤系泥岩形成于温湿气候下的海陆过渡环境，地表植被发育，地势平坦适宜大量高等植物有机质堆积，形成煤岩与泥岩互层分布.丽水凹陷油气勘探应围绕有机质丰度高且生烃能力强的月桂峰组生烃中心选择有效构造或岩性圈闭进行钻探.

关键词

主量元素 / 微量元素 / 古气候 / 古环境 / 有机质富集 / 丽水凹陷 / 石油地质.

Key words

major element / trace element / paleoclimate / paleoenvironment / organic matter enrichment / Lishui Sag / petroleum geology

细粒沉积物有机质富集是一个复杂的生物、地质、物理和化学过程，受到古气候和古环境（古生产力、古盐度、古水深、古氧化还原性）等因素影响（Calvert and Pedersen， 2007；Hao et al.， 2011； 李浩等， 2017； 张丽丽等， 2019）.例如古气候直接控制着降雨量和蒸发水量，容易引起湖泊初始生产力、水文性质及陆源碎屑供给能力的变化（蔡雄飞， 1994）.古生产力对海底/湖底沉积物中有机质富集起到关键性作用（丁修建等， 2016；李耀华等， 2022），主要受控于水体稳定性及营养元素浓度.水体盐度通过影响浮游藻类种属与繁盛程度进而影响沉积有机质富集.在低盐度水环境中，诸多广盐性藻类都可以生存，如蓝藻、绿藻、硅藻等；在高盐度水环境中，仅有少数耐盐性藻类可以生存，如双眉藻.这些浮游藻类能否很好保存下来则取决于底层水体还原条件（Adegoke et al.， 2015；丁修建等， 2016）.通常情况下，受温度或盐度因素控制的水体分层现象往往造就底层水体缺氧，如深海相或深湖相，这是因为表层富氧水体与底层缺氧水体在分层界面附近处于无循环的停滞状态，底层水体基本静止，有利于沉积有机质保存.水体动荡且分层弱的滨浅海或滨浅湖相水体往往为富氧环境，不利于沉积有机质保存.显然，重建古气候和古环境有助于深化认识细粒沉积物有机质富集机理.

迄今东海盆地丽水凹陷已发现1个油气田和6个含油气构造，展现出较好的勘探潜力.近年来，丽水凹陷油气勘探未获突破性进展，失利原因除储层物性差及部分井高含CO₂外，对主要烃源岩生烃潜力存在争议亦直接影响着勘探方向的选择.前人对丽水凹陷烃源岩特征进行了一系列描述（葛和平等， 2012；Li et al.， 2019；申雯龙和漆滨汶， 2020；于仲坤等， 2020）：①古新统月桂峰组、灵峰组和明月峰组泥岩或煤系泥岩为潜在烃源岩，有机质类型以Ⅲ型为主，含有少量的Ⅱ型；②月桂峰组、灵峰组和明月峰组有效烃源岩TOC下限分别为0.7%、1.0%、0.9%；③热演化程度存在明显差异，分别处于成熟‒高成熟、低成熟‒成熟和未成熟‒低成熟阶段；④除月桂峰组烃源岩外，尚未发现灵峰组和明月峰组烃源岩的成藏贡献.然而，丽水凹陷勘探程度低，仅仅根据少数钻井及有限样品地化数据评价烃源岩生烃潜力存在很大的局限性.因此，需要宏观和微观相结合从古气候和古环境演化的角度去解释有机质富集程度及其差异性，进而认识烃源岩生烃潜力.

本次研究基于B井24个泥岩样品主量和微量元素数据，从元素地球化学角度剖析丽水凹陷古新世月桂峰组、灵峰组和明月峰组沉积时期古气候和古环境特征，进而探讨古气候和古环境协同变化对有机质富集的影响作用，为深化认识烃源岩生烃潜力提供依据.

1 地质背景

丽水凹陷位于东海盆地西部坳陷带的西南侧（图1a），呈NE-SW向夹持于闽浙隆起和雁荡凸起之间，面积约 12 500 km².它被灵峰凸起分成东、西两个次凹（图1b），前者面积约4 800 km²，沉积最厚处逾7 500 m；后者面积约9 800 km²，沉积最厚处逾12 000 m.凹陷内发育一系列NE-NNE向正断层，断层倾向以NW向为主、SE向为辅，表现为东断西超的半地堑结构（图1c）.凹陷基底为中元古代变质岩及中生代侵入岩、喷出岩，上覆地层以中、新生代碎屑岩沉积为主，自下而上依次发育上白垩统石门潭组，古新统月桂峰组、灵峰组、明月峰组，始新统瓯江组、温州组，中新统龙井组、玉泉组、柳浪组，上新统三潭组和更新统东海群11套地层，缺失始新统平湖组及渐新统花港组（图2）.

丽水凹陷构造演化经历了断陷、拗陷、抬升及区域沉降4个阶段（Jiang et al.， 2015）.断陷阶段是凹陷主要沉积充填期，也是烃源岩主要发育期，从老到新发育月桂峰组、灵峰组和明月峰组三套潜在烃源岩（图2）.其中，月桂峰组是湖相沉积（雷闯等， 2021），厚度介于200~800 m，以灰黑色泥岩为主、夹薄层细砂岩，局部发育灰色泥岩与粉砂质泥岩或泥质粉砂岩互层.灵峰组是滨浅海相沉积，厚度介于500~1 100 m，下段以砂岩为主、夹少量灰色泥岩；上段以灰黑色泥岩与粉砂质泥岩、泥质粉砂岩互层为主，夹少量薄层砂岩.明月峰组是海陆过渡相沉积，厚度介于600~1 200 m，以灰色泥岩及泥质粉砂岩为主，夹中‒厚层砂岩，顶部可见多层薄煤层（刘正华等， 2022）.

现有地化数据表明，丽水凹陷月桂峰组、灵峰组和明月峰组泥岩或煤系泥岩有机质来源及富集程度存在一定差异（Lei et al.， 2021）.其中，月桂峰组泥岩有机质丰度高，TOC介于1.21%~2.98%（均值1.86%），为水生藻类和陆生高等植物混合来源；灵峰组泥岩有机质丰度低，TOC介于0.51%~1.38%（均值0.73%），为陆生高等植物来源；明月峰组煤系泥岩有机质丰度变化范围大，煤岩和炭质泥岩TOC介于6.35%~34.34%（均值19.17%），泥岩TOC介于0.48%~1.86%（均值1.19%），亦为陆生高等植物来源.

2 样品与实验方法

24个泥岩岩心（岩屑）样品采集于丽水东次凹B井古新统月桂峰组、灵峰组和明月峰组，并在中国石油杭州地质研究所实验中心进行主量、微量元素测定.样品先用清水冲洗，再用玛瑙乳钵研磨至200目以下.研磨好的样品分成两份，分别用于主量与微量元素测定.主量元素采用X射线荧光光谱仪测定，执行标准为GB/T14506.28-2010和GB/T14506.14-2010.微量元素采用电感耦合等离子体质谱仪测定，执行标准为GB/T 14506.30-2010和GB/T 14506.28-2010.先将样品置于马弗炉中在500 ℃煅烧去除泥岩有机质及矿物中结晶水；再准确称取50 mg样品，用HF+HNO₃密封溶解；静置24 h后进行测定.通过标准样和平行样测定结果对比，误差低于5%.

3 分析结果

3.1　主量元素

主量元素测试结果见表1.样品中主量元素主要成分为SiO₂、Al₂O₃、TFe₂O₃，含量分别为52.66%~69.83%、8.66%~18.45%、3.23%~6.50%；次要成分为MgO、CaO、Na₂O、K₂O、TiO₂，含量分别为0.79%~1.56%、0.37%~12.97%、0.91%~2.35%、1.84%~3.43%、0.41%~0.91%.这些主量元素纵向分布具有明显的分段性.Al₂O₃和TiO₂主要来自硅铝酸盐粘土矿物或重矿物，化学性质稳定，被广泛用于估算陆源碎屑输入量（王鹏万等， 2021；靳松等，2022）.本次研究样品的Al₂O₃和TiO₂平均含量分别为13.80%和0.62%，低于PAAS平均含量（18.90%和1.00%），说明丽水凹陷古新统沉积物相对贫陆源碎屑组分、富自生组分.层位上，月桂峰组Al₂O₃和TiO₂平均含量分别为18.19%和0.84%，灵峰组分别为10.69%和0.47%，明月峰组分别为16.49%和0.74%.显然，月桂峰组和明月峰组沉积物接受了更多的陆源碎屑.

3.2　微量元素

微量元素测试结果见表2.沉积岩中微量元素含量受物源母岩矿物组成、沉积期沉积环境和埋藏期成岩作用的综合影响.微量元素富集系数EF=（元素/Al）_样品/（元素/Al）_PAAS可揭示母源物质经过风化作用、沉积作用及成岩作用后微量元素含量的改变情况.微量元素EF值小于1说明其相对亏损，大于1说明其相对富集.所分析样品Ga、Sr、Zn、Mo、U、Pb较为富集，其EF均大于1.3； Cr、Cu、V、Cs较为亏损，其EF均小于0.7；其他微量元素含量接近于PAAS元素含量，其EF介于0.7~1.3（图3），但不同层位不同微量元素富集程度存在差异.Kaufman and Knoll（1995）提出，Mn/Sr<10表示样品未受到成岩蚀变的影响.除1个样品的Mn/Sr值高于10外，其余样品的Mn/Sr值均低于10，分布在0.55~9.94之间，说明它们的微量元素含量变化基本未受到成岩蚀变的影响.此外，丽水凹陷B井区未发现古新世同期及后期岩浆活动作用，且Al-Fe-Mn三角图中样品均落入未受热液改造区，排除了样品微量元素含量变化受热液活动影响的可能（图4）.因此，这些样品测试数据保持了原始沉积期元素地球化学特征值，可用于古气候和古环境分析.

4 讨论

4.1　古气候

沉积物中主量元素氧化物是判别古气候的常用参数.通常认为，沉积物中TiO₂、Fe₂O₃、Al₂O₃等含量升高指示相对湿润的气候条件，而CaO、K₂O、Na₂O等含量升高则指示相对干旱的气候条件（胡俊杰等，2017； 张妮等，2021）.在岩石化学风化过程中，稳定的阳离子Al³⁺被保存在风化产物中，而不稳定的阳离子Ca²⁺、K⁺、Na⁺随地表径流流失，形成粘土矿物（如蒙脱石、伊利石和高岭石等）.根据这些主量元素氧化物摩尔量计算出的化学蚀变指数（CIA）是判别物源区化学风化程度的可靠指标（Garzanti et al.， 2013）.其计算方法为：CIA=［Al₂O₃/（Al₂O₃+CaO^*+K₂O+Na₂O）］×100%，其中CaO^*为岩石中硅酸盐矿物中的CaO摩尔量，不包括碳酸盐和磷酸盐矿物中的CaO摩尔量.由于硅酸盐矿物中CaO与Na₂O通常以1∶1的比例存在，当样品CaO摩尔量大于Na₂O摩尔量时，取n（CaO^*）=n（Na₂O）；小于Na₂O摩尔量时，取n（CaO^*）=n（CaO）.一般认为，CIA值介于50~65，反映干旱气候条件下相对较弱的风化程度；CIA值介于65~85，反映温湿气候条件下中等的风化程度；CIA值介于85~100，反映暖湿条件下强烈的风化程度（Nesbitt and Young，1982）.在排除沉积分异作用、沉积再旋回作用、钾交代作用影响的基础上（徐小涛和邵龙义，2018），计算得到月桂峰组、灵峰组和明月峰组样品CIA值分别为66~75、56~64、65~75，均值分别为70、60、69（表1）.收集到的16个月桂峰组样品CIA值为65~78，均值为71（图5），说明月桂峰组与明月峰组沉积时期为温湿气候，灵峰组沉积时期为干旱气候.此外，SiO₂-Al₂O₃判别图显示月桂峰组和明月峰组样品矿物成分主要在斜长石至伊利石之间变化（图6），反映物源区经历的化学风化作用较强；而灵峰组样品矿物成分主要在石英至钾长石之间变化，反映物源区经历的化学风化作用较弱（张妮等，2021）.这一认识与CIA值判别结果一致.

沉积物中微量元素含量亦是判别古气候的常用参数.岩石风化产物物质组成是制约Rb和Sr元素在沉积物中含量变化的主要因素.Rb在自然界主要以类质同象形式赋存于钾长石等相对难风化的含K矿物中，在化学风化过程中大部分 Rb 残留在岩石风化产物中.Sr主要赋存于斜长石等相对易风化的含Ca矿物中，在化学风化过程中多以溶解Sr²⁺的形式迁移而淋失.化学风化对温度和湿度变化非常敏感.因此，沉积物中Rb/Sr比值变化被认为是气候变化所引起的岩石风化产物物质组成发生分异的结果（李明龙等，2019）.通常认为，Rb/Sr高值指示湿润气候，低值指示干旱气候.月桂峰组、灵峰组和明月峰组样品Rb/Sr比值分别介于0.47~0.62（均值0.53）、0.16~0.51（均值0.26）、0.67~1.02（均值0.83），说明古气候经历了温湿→干旱→温湿的变化过程.由于沉积物中Ti与Rb稳定性相近，纵向上Ti/Sr与Rb/Sr比值呈现出同步的变化趋势（图5）.

比较Sr/Cu和Rb/Sr比值纵向分布曲线发现，两者大致呈镜像变化（图5），说明Sr/Cu比值与气候温湿程度呈负相关、与气候干旱程度呈正相关.前人研究认为，Sr/Cu比值小于10 指示温湿气候、大于10指示干旱气候（范玉海等，2012）.月桂峰组、灵峰组和明月峰组样品Sr/Cu比值分别为9.19~10.69、8.88~26.86、3.41~9.53，均值分别为9.81、20.60、7.33，进一步说明古气候经历了温湿→干 旱→温湿的变化过程.值得注意的是，大多数样品TOC与CIA值及 Ti/Sr、Rb/Sr比值存在正相关性、与Sr/Cu比值存在负相关性（图7），说明丽水凹陷古新统有机质富集受到古气候的影响.

4.2　古生产力

古生产力是指地质历史时期生物在能量循环过程中固定能量的速率，即单位面积、单位时间内所生产出有机物的总量.生源Ba主要与浮游生物腐烂有关，已被证明是可靠的古海洋水体生产力指标.通常情况下生源Ba浓度在1 000~5 000 μg/g指示高生产力、200~1 000 μg/g指示中等生产力（王鹏万等，2021）.然而，利用生源Ba估算古湖泊水体生产力却少见报道.由于沉积物中Ba有陆源和生物两种成因，需要通过相应校正来估算生源 Ba浓度，即Ba_生源=Ba_总-Al_总×（Ba/Al）_PASS，式中Ba_生源为生源Ba浓度；Ba_总和Al_总为沉积物中Ba和Al总浓度；（Ba/Al） _PASS为后太古宙澳大利亚页岩两元素浓度的比值，取值0.0075.采用这一公式估算的月桂峰组、灵峰组和明月峰组样品生源Ba浓度很低，甚至出现负值（图8）.与此同时，所有样品的Ba_生源与TOC相关性并不显著，说明它不是估算丽水凹陷古新世湖泊水体生产力的有效替代指标.

沉积物中浮藻类化石丰度可作为水体生产力的直接证据（田杨等，2016）.月桂峰组泥岩可观察到丰富藻类化石，含量高达20%~40%；灵峰组和明月峰组泥岩藻类化石却极为少见（图5）.由此可知，月桂峰组时期湖泊水体生产力较高，而灵峰组和明月峰组时期湖泊水体生产力较低.

4.3　古盐度

古盐度是分析沉积环境的一个重要内容，常常作为指示地质历史时期海陆变迁的一个重要参数.在自然界水体中，Sr的迁移能力比Ba强.当水体矿化度很低时，Sr和Ba以重碳酸盐的形式出现.当水体矿化度逐渐变大，Ba²⁺以BaSO₄的形式先沉淀，Sr²⁺以SrSO₄的形式后沉淀，导致沉积物中Sr相对Ba趋于富集.因此，沉积物中Sr/Ba比值往往与水体古盐度呈现正相关关系.然而，沉积物中Ba浓度变化可能受到与表层水体生产力相关的生源Ba浓度的影响.由于所分析样品生源Ba浓度很低，对沉积物中Ba浓度变化的影响很小，即Sr/Ba比值是对水体古盐度变化的响应.一般认为，Sr/Ba比值小于0.6为淡水环境，0.6~1.0为半咸水环境，大于1.0为咸水环境（崔滔等，2013）.月桂峰组样品Sr/Ba比值介于0.50~0.78（表2），为半咸水环境.灵峰组样品Sr/Ba比值普遍高于1.0，为咸水环境.这一结果与灵峰组滨浅海相沉积背景相吻合（Zhu et al.， 2019）.明月峰组样品Sr/Ba比值介于0.13~0.42，为淡水环境，未受到大规模海侵作用的影响.

沉积物吸附的B元素浓度主要受水体盐度控制，且随水体盐度的增加而增加（Jaraula et al.， 2014）.为消除陆源碎屑输入量的影响，选择B/Ga比值来表征水体盐度的变化.月桂峰组、灵峰组和明月峰组样品B/Ga比值分别介于2.43~2.62（均值2.51）、2.59~3.09（均值2.75）、2.32~2.67（均值2.48），且与Sr/Ba比值存在明显的线性正相关性，拟合度为0.611 2（图9）.综上可知，丽水凹陷月桂峰组→灵峰组→明月峰组时期水体盐度经历了半咸水→咸水→淡水的变化过程.水体盐度的变化影响着生物群落的发育，镜下观察发现月桂峰组含有丰富的盘星藻，而灵峰组和明月峰组含有比例不等的沟鞭藻（Fu et al.， 2022）.

4.4　古水深

根据金属元素的迁移能力及离岸分布规律可定性估算古水深.现代沉积研究表明，Mn和Fe在沉积过程中分异现象最为明显，主要表现为：Mn的稳定性较强，可经过长距离迁移而富集于离岸远的深水环境；Fe的稳定性较弱，一般仅经过短距离迁移而富集于离岸近的浅水环境（李浩等，2017）.因此，Mn/Fe比值被广泛作为古水深的标志.月桂峰组、灵峰组和明月峰组样品Mn的浓度分别为 2 003.3×10^-6~7 886.9×10^-6、247.0×10^-6~468.4×10^-6、273.9×10^-6~540.3×10^-6，均值分别为 4 063.1×10^-6、318.5×10^-6、377.8×10^-6；相应的Mn/Fe比值分别为0.051~0.187、0.007~0.020、0.008~0.013，均值分别为0.097、0.013、0.011（表2）.收集到的16个月桂峰组样品Mn/Fe比值为0.013~0.069，均值为0.027（图5），说明古水深经历了较深水→较浅水→浅水的变化过程.与月桂峰组相比，灵峰组和明月峰组细粒沉积物颜色明显偏浅（表1），这一现象所解释的古水深变化过程与上述结论相吻合.古水深在一定程度上影响着有机质保存（高阳东等，2022）.通常认为，封闭性深水相容易出现水体分层强的缺氧环境，利于有机质保存；而开放性浅水相水体动荡，出现水体分层弱的富氧环境，不利于有机质保存.

4.5　古氧化‒还原条件

铁族元素V、Ni、Cr在不同氧化‒还原环境中离子价态有所不同.在缺氧条件下，这些元素从高价态离子被还原成低价态离子以氧化物和氢氧化物形式沉淀下来（Algeo and Maynard， 2004； Tribovillard et al.， 2006）.相比较之下，V更容易在缺氧条件下被有机质或粘土吸附而富集.由于富集程度存在差异，这些元素的比值可以作为重建古氧化‒还原条件的替代指标.Hatch and Leventhal（1992）指出V/（V+Ni）>0.84为水体分层强且出现H₂S的厌氧环境，0.60~0.84为水体分层中等的贫氧环境，<0.46为水体分层弱的富氧环境.Jones and Manning（1994）指出V/Cr<2.00指示氧化环境，2.00~4.25指示贫氧环境，>4.25指示缺氧环境.月桂峰组、灵峰组和明月峰组样品V/（V+Ni）比值分别为0.66~0.75、0.51~0.67和0.48~0.70，相应的V/Cr比值分别为1.90~2.62、1.39~1.79和1.61~2.23（表2），反映水体环境经历了弱还原‒还原→氧化→弱氧化‒氧化的变化过程.这与前人利用生物标志化合物参数Pr/Ph的比值判别结果基本一致（葛和平等，2012； Lei et al.， 2021）.丽水凹陷古新世水体含氧程度明显受到水深的控制，表现在由深水相至浅水相，出现由偏还原环境向偏氧化环境的变化.但是，水体含氧程度与水深之间并不是简单的线性关系.灵峰组和明月峰组局部层段出现强氧化现象很可能受海（湖）浪、海（湖）流及盆地形态的影响.值得注意的是，大多数样品TOC与V/（V+Ni）、V/Cr比值具有显著的正相关关系（图10），说明丽水凹陷古新统有机质富集亦受到水体氧化‒还原条件的影响.

4.6　富有机质泥岩发育模式

根据古气候和古环境变化对沉积物有机质生产和保存/降解的影响作用，结合有机质富集特征，可建立丽水凹陷3种富有机质泥岩发育模式.

月桂峰组泥岩形成于温湿气候下的半深湖‒深湖环境（图11a）.由于气候湿润，地表径流流量充足，可携带大量陆源碎屑进入湖盆（高Al₂O₃和TiO₂含量）.地表植被茂盛，同时亦有大量植物碎屑伴随陆源碎屑进入湖盆.半深湖‒深湖水体深度较大（高Mn/Fe比值）且具有一定的咸化特征，在重力作用下易产生水体分层.表层水体盐度较低，适合广盐性浮游藻类生存与生长，因此水体生产力提高.月桂峰组泥岩中观察到的丰富藻类化石充分说明了这一点（姜亮等，2004）.底层水体盐度较高，不与富游离氧的表层水自由交换而出现稳定的缺氧环境，表现在高V/（V+Ni）和V/Cr比值.在缺氧环境下，藻类有机质在埋藏过程中仅被好氧细菌有限降解，得以有效保存.

灵峰组泥岩形成于干旱气候下的滨浅海环境（图11b）.由于气候干旱，地表径流流量不足，导致进入凹陷的陆源碎屑和植物碎屑含量明显减少（Al₂O₃和TiO₂含量低、TOC含量低）.受全球海平面上升影响，这一时期丽水凹陷过渡为滨浅海环境（Zhu et al.， 2019），不利于藻类有机质富集：一是滨浅海环境水体盐度高，仅适合少数耐盐性浮游藻类繁殖，水体生产力降低；二是滨浅海环境水体动荡，表层水体和底层水体交换周期短，出现水体分层弱的富氧环境，表现在低V/（V+Ni）和V/Cr比值.由于好氧细菌降解作用强，藻类有机质在埋藏过程中很难被完整保存下来（仅局部层段可见零星藻类化石，图5）.

明月峰组煤系泥岩形成于温湿气候下的海陆过渡环境（图11c），泥岩与煤岩互层分布.由于发生大规模海退，相对海平面下降，这一时期丽水凹陷水体深度浅（低Mn/Fe比值）且极为动荡，亦不利于藻类有机质生存和保存.然而，地表植被茂盛，为明月峰组泥岩大量的高等植物有机质来源奠定了基础.相比较之下，形成于温湿气候条件下的明月峰组泥岩植物碎屑输入量明显高于形成于干旱气候条件下的灵峰组泥岩，表现在前者TOC含量相对较高.这些植物碎屑伴随陆源碎屑进入湖盆过程中已经历了强烈改造而变得稳定，使得它们的富集程度可能不再受水体氧化条件的影响.此外，这一时期丽水凹陷正处于断陷末期（Zhu et al.， 2019），构造沉降变得缓慢且地势变得平坦，这些平坦地带的低洼区往往形成泥炭沼泽环境.由于短周期海平面的变化，水体稳定性差，使得泥炭沼泽发育具有间歇性，形成泥岩与煤岩互层分布.

综上可知，月桂峰组为水生藻类和陆生高等植物混合有机质输入，保存条件好，有机质富集程度高（TOC为1.21%~2.98%），是最为重要的烃源岩.目前丽水凹陷所发现油气均有月桂峰组烃源岩的贡献（葛和平等，2012）.灵峰组和明月峰组以陆生高等植物有机质输入为主，保存条件差，有机质富集程度低（TOC分别为0.51%~1.38%和0.48%~1.86%），尚未证实其成藏贡献.

5 结论

（1）丽水凹陷古新统沉积物相对贫碎屑组分、富自生组分，且主量和微量元素变化未受到成岩蚀变的影响.因此，CIA、Rb/Sr、Ti/Sr、Sr/Cu、Sr/Ba、B/Ga、Mn/Fe、V/（V+Ni）、V/Cr等元素比值可以用来判断古气候和古环境.

（2）丽水凹陷古新世月桂峰组→灵峰组→明月峰组沉积时期，古气候经历了温湿→干旱→温湿、水体古盐度经历了半咸水→咸水→淡水、水体古深度经历了较深水→较浅水→浅水、水体还原程度经历了弱还原‒还原→氧化→弱氧化‒氧化的变化过程.

（3）古气候和古环境协同变化控制着水体生产力和有机质保存/降解，是月桂峰组、灵峰组、明月峰组泥岩有机质富集程度存在差异性的主要原因.其中，月桂峰组有机质富集程度最高且生烃能力最强，丽水凹陷油气勘探应围绕月桂峰组烃源岩生烃中心选择有效构造或岩性圈闭进行钻探.

参考文献

[1] Adachi, M., Yamamoto, K., Sugisaki, R., 1986. Hydrothermal Chert and Associated Siliceous Rocks from the Northern Pacific: Their Geological Significance as Indication of Ocean Ridge Activity. Sedimentary Geology, 47(1-2): 125-148. https://doi.org/10.1016/0037-0738(86)90075-8

[2] Adegoke, A. K., Abdullah, W. H., Hakimi, M. H., et al., 2015. Geochemical Characterisation and Organic Matter Enrichment of Upper Cretaceous Gongila Shales from Chad (Bornu) Basin, Northeastern Nigeria: Bioproductivity Versus Anoxia Conditions. Journal of Petroleum Science and Engineering, 135: 73-87. https://doi.org/10.1016/j.petrol.2015.08.012

[3] Algeo, T. J., Maynard, J. B., 2004. Trace-Element Behavior and Redox Facies in Core Shales of Upper Pennsylvanian Kansas-Type Cyclothems. Chemical Geology, 206(3-4): 289-318. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2003.12.009

[4] Cai, X.F., 1994. Paleoclimate as a Necessary Factor in Basin Analysis. Sedimentary Facies and Palaeogeography, 14(2): 42-46 (in Chinese).

[5] Calvert, S. E., Pedersen, T. F., 2007. Elemental Proxies for Palaeoclimatic and Palaeoceanographic Variability in Marine Sediments: Interpretation and Application. Developments in Marine Geology. Elsevier, Amsterdam, 567-644. https://doi.org/10.1016/s1572-5480(07)01019-6

[6] Cui, T., Jiao, Y.Q., Du, Y.S., et al., 2013. Analysis on Paleosalinity of Sedimentary Environment of Bauxite in Wuchuan-Zheng’an-Daozhen Area, Northern Guizhou Province. Geological Science and Technology Information, 32(1): 46-51 (in Chinese with English abstract).

[7] Cullers, R. L., 2000. The Geochemistry of Shales, Siltstones and Sandstones of Pennsylvanian-Permian Age, Colorado, USA: Implications for Provenance and Metamorphic Studies. Lithos, 51(3): 181-203. https://doi.org/10.1016/s0024-4937(99)00063-8

[8] Ding, X.J., Liu, G.D., Huang, Z.L., et al., 2016. Controlling Function of Organic Matter Supply and Preservation on Formation of Source Rocks. Earth Science, 41(5): 832-842 (in Chinese with English abstract).

[9] Fan, Y.H., Qu, H.J., Wang, H., et al., 2012. The Application of Trace Elements Analysis to Identifying Sedimentary Media Environment: A Case Study of Late Triassic Strata in the Middle Part of Western Ordos Basin. Geology in China, 39(2): 382-389 (in Chinese with English abstract).

[10] Fu, C., Li, S. L., Li, S. L., et al., 2022. Genetic Types of Mudstone in a Closed-Lacustrine to Open-Marine Transition and Their Organic Matter Accumulation Patterns: A Case Study of the Paleocene Source Rocks in the East China Sea Basin. Journal of Petroleum Science and Engineering, 208: 109343. https://doi.org/10.1016/j.petrol.2021.109343

[11] Gao, Y.D., Lin, H.M., Wang, X.D., et al., 2022. Geochemical Constraints on the Sedimentary Environment of Wenchang Formation in Pearl River Mouth Basin and Its Paleoenvironmental Implications. Geoscience, 36(1): 118-129 (in Chinese with English abstract).

[12] Garzanti, E., Padoan, M., Setti, M., et al., 2013. Weathering Geochemistry and Sr-Nd Fingerprints of Equatorial Upper Nile and Congo Muds. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 14(2): 292-316. https://doi.org/10.1002/ggge.20060

[13] Ge, H.P., Chen, X.D., Diao, H., et al., 2012. An Analysis of Oil Geochemistry and Sources in Lishui Sag, East China Sea Basin. China Offshore Oil and Gas, 24(4): 8-12, 31 (in Chinese with English abstract).

[14] Hao, F., Zhou, X. H., Zhu, Y. M., et al., 2011. Lacustrine Source Rock Deposition in Response to Co-Evolution of Environments and Organisms Controlled by Tectonic Subsidence and Climate, Bohai Bay Basin, China. Organic Geochemistry, 42(4): 323-339. https://doi.org/10.1016/j.orggeochem.2011.01.010

[15] Hatch, J. R., Leventhal, J. S., 1992. Relationship between Inferred Redox Potential of the Depositional Environment and Geochemistry of the Upper Pennsylvanian (Missourian) Stark Shale Member of the Dennis Limestone, Wabaunsee County, Kansas, U.S.A.. Chemical Geology, 99(1-3): 65-82. https://doi.org/10.1016/0009-2541(92)90031-y

[16] Hu, J.J., Ma, Y.S., Wang, Z.X., et al., 2017. Palaeoenvironment and Palaeoclimate of the Middle to Late Jurassic Revealed by Geochemical Records in Northern Margin of Qaidam Basin. Journal of Palaeogeography (Chinese Edition), 19(3): 480-490 (in Chinese with English abstract).

[17] Jaraula, C. M. B., Siringan, F. P., Klingel, R., et al., 2014. Records and Causes of Holocene Salinity Shifts in Laguna de Bay, Philippines. Quaternary International, 349: 207-220. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2014.08.048

[18] Jiang, L., Li, B.H., Zhong, S.L., et al., 2004. Biostratigraphy and Paleoenvironment of the Yueguifeng Formation in the Taipei Depression of the Continental Shelf Basin of the East China Sea. Marine Geology & Quaternary Geology, 24(1): 37-42 (in Chinese with English abstract).

[19] Jiang, Z. L., Li, Y. J., Du, H. L., et al., 2015. The Cenozoic Structural Evolution and Its Influences on Gas Accumulation in the Lishui Sag, East China Sea Shelf Basin. Journal of Natural Gas Science and Engineering, 22: 107-118. https://doi.org/10.1016/j.jngse.2014.11.024

[20] Jin, S., Ma, P.F., Guo, H., et al., 2022. Genesis of Mesoproterozoic Gaoyuzhuang Formation Manganese Ore in Qinjiayu, East Hebei: Constraints from Mineralogical and Geochemical Evidences. Earth Science, 47(1): 277-289 (in Chinese with English abstract).

[21] Jones, B., Manning, D. A. C., 1994. Comparison of Geochemical Indices Used for the Interpretation of Palaeoredox Conditions in Ancient Mudstones. Chemical Geology, 111(1-4): 111-129. https://doi.org/10.1016/0009-2541(94)90085-x

[22] Kaufman, A. J., Knoll, A. H., 1995. Neoproterozoic Variations in the C-Isotopic Composition of Seawater: Stratigraphic and Biogeochemical Implications. Precambrian Research, 73: 27-49. https://doi.org/10.1016/0301-9268(94)00070-8

[23] Lei, C., Yin, S. Y., Ye, J. R., et al., 2021. Characteristics and Deposition Models of the Paleocene Source Rocks in the Lishui Sag, East China Sea Shelf Basin: Evidences from Organic and Inorganic Geochemistry. Journal of Petroleum Science and Engineering, 200: 108342. https://doi.org/10.1016/j.petrol.2021.108342

[24] Lei, C., Yin, S.Y., Ye, J.R., et al., 2021. Geochemical Characteristics and Hydrocarbon Generation History of Paleocene Source Rocks in Jiaojiang Sag, East China Sea Basin. Earth Science, 46(10): 3575-3587 (in Chinese with English abstract).

[25] Li, H., Lu, J.L., Li, R.L., et al., 2017. Generation Paleoenvironment and Its Controlling Factors of Lower Cretaceous Lacustrine Hydrocarbon Source Rocks in Changling Depression, South Songliao Basin. Earth Science, 42(10): 1774-1786 (in Chinese with English abstract).

[26] Li, M.L., Chen, L., Tian, J.C., et al., 2019. Paleoclimate and Paleo-Oxygen Evolution during the Gucheng Period-Early Nantuo Period of Nanhua System in the Zouma Area, West Hubei: Evidence from Elemental Geochemistry of Fine Clastic Rocks. Acta Geologica Sinica, 93(9): 2158-2170 (in Chinese with English abstract).

[27] Li, Y., Zhang, J. L., Liu, Y., et al., 2019. Organic Geochemistry, Distribution and Hydrocarbon Potential of Source Rocks in the Paleocene, Lishui Sag, East China Sea Shelf Basin. Marine and Petroleum Geology, 107: 382-396. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2019.05.025

[28] Li, Y.H., Xu, X.Y., Zhang, J.F., et al., 2022. Hybrid Sedimentary Conditions of Organic-Rich Shales in Faulted Lacustrine Basin during Volcanic Eruption Episode: A Case Study of Shahezi Formation (K₁ sh Fm.), Lishu Faulted Depression, South Songliao Basin. Earth Science, 47(5): 1728-1747 (in Chinese with English abstract).

[29] Liu, Z.H., Hou, Y.L., Chen, S.H., et al., 2022. Early Cenozoic Sedimentary Characteristics and Provenance Evolution of Lishui Depression, East China Sea. Earth Science, 47(7): 2562-2572 (in Chinese with English abstract).

[30] Nesbitt, H. W., Young, G. M., 1982. Early Proterozoic Climates and Plate Motions Inferred from Major Element Chemistry of Lutites. Nature, 299(5885): 715-717. https://doi.org/10.1038/299715a0

[31] Shen, W.L., Qi, B.W., 2020. Definition and Distribution Prediction of Effective Source Rocks in Lishui Sag, East China Sea Basin. Bulletin of Geological Science and Technology, 39(3): 77-88 (in Chinese with English abstract).

[32] Taylor, S.R., McLennan, S.M., 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution: An Examination of the Geochemical Record Preserved in Sedimentary Rocks. Journal of Geology, 94(4): 632-633.

[33] Tian, Y., Ye, J.R., Lei, C., et al., 2016. Development Controlling Factors and Forming Model for Source Rock of Yueguifeng Formation in Lishui-Jiaojiang Sag, the East China Sea Continental Shelf Basin. Earth Science, 41(9): 1561-1571 (in Chinese with English abstract).

[34] Tribovillard, N., Algeo, T. J., Lyons, T., et al., 2006. Trace Metals as Paleoredox and Paleoproductivity Proxies: An Update. Chemical Geology, 232(1-2): 12-32. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2006.02.012

[35] Wang, P.W., Zou, C., Li, X.J., et al., 2021. Geochemical Characteristics of Element Qiongzhusi Group in Dianqianbei Area and Paleoenvironmental Significance. Journal of China University of Petroleum (Edition of Natural Science), 45(2): 51-62 (in Chinese with English abstract).

[36] Xu, X.T., Shao, L.Y., 2018. Limiting Factors in Utilization of Chemical Index of Alteration of Mudstones to Quantify the Degree of Weathering in Provenance. Journal of Palaeogeography (Chinese Edition), 20(3): 515-522 (in Chinese with English abstract).

[37] Yu, Z.K., Zhao, H., Diao, H., et al., 2020. Thermal Evolution Modeling and Present Geothermal Field of the Lishui Sag of East China Sea Basin. Marine Geology & Quaternary Geology, 40(2): 124-134 (in Chinese with English abstract).

[38] Zhang, L.L., Shu, Y., Cai, G.F., et al., 2019. Evolution of Eocene-Oligocene Sedimentary Environment in the Eastern Pearl River Mouth Basin and Its Influence on Hydrocarbon Source Conditions. Acta Petrolei Sinica, 40(S1): 153-165 (in Chinese with English abstract).

[39] Zhang, N., Wu, Y., Zhang, X., et al., 2021. Geochemical Characteristics and Its Implications of the Third Member of Paleogene Shahejie Formation from the Damintun Sag, Liaohe Depression. Acta Geologica Sinica, 95(2): 517-535 (in Chinese with English abstract).

[40] Zhu, W. L., Zhong, K., Fu, X. W., et al., 2019. The Formation and Evolution of the East China Sea Shelf Basin: A New View. Earth-Science Reviews, 190: 89-111. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2018.12.009

基金资助

国家科技重大专项子课题(2016ZX05024-002-003;2017ZX05032-001-004)

构造与油气资源教育部重点实验室开放课题(TPR-2022-11;TPR-2022-24)

唐山市科技计划项目(22130213H)