朝阳盆地白垩系九佛堂组火山沉积作用及其对有机质富集的影响

Volcanic sedimentation of Cretaceous Jiufotang Formation in the Chaoyang Basin and its impact on organic matter enrichment

摘要

辽西朝阳盆地位于燕山构造带东段,属于松辽外围中生代的断陷盆地,勘探认识程度不高。前人研究认为,朝阳盆地下白垩统九佛堂组为湖相沉积,而忽略了火山事件对于湖盆沉积的重要影响。对此笔者通过区域地质资料调查、钻井岩心描述、岩心薄片资料观察以及分析测试资料等手段,在火山碎屑岩分类基础上,根据火山碎屑含量划分出沉积-火山碎屑岩以及火山碎屑沉积岩,并结合粒度、组分、沉积构造等特征细分出11种岩相类型以及9种岩相组合,进而提出火山碎屑流、火山异重流、火山灰异轻流、热液侵入和微生物诱导5种成因机制。结合钻井岩心观察识别出火山沉积序列及沉积特征,建立了朝阳盆地九佛堂组火山-湖泊沉积模式,为研究区油气资源的勘探开发提供理论依据。研究发现,火山物质对湖盆内有机质富集起到积极的影响。朝阳盆地九佛堂组烃源岩地化测试显示:含有火山细粒物质参与沉积的样品有机质丰度指标更好,有机质更富集。由于燕山构造带内其他盆地同样具有相似的火山活动地质背景,研究结果也为这些地区沉积学及油气资源研究起到良好的对比参照作用。

关键词

朝阳盆地 / 九佛堂组 / 岩相类型及组合 / 成因机制 / 有机质富集

Key words

Chaoyang Basin / Jiufotang Formation / lithofacies type and combination / genesis mechanism / organic matter enrichment

0 引言

随着沉积学的不断发展,近年来,越来越多的学者开始关注到火山事件对湖盆沉积所产生的重要影响,火山活动喷发出的火山物质与油气形成有着紧密的联系,对湖泊中烃源岩的形成起到了积极的作用^[1⇓-3]。火山-湖泊沉积即湖泊沉积过程中受到强烈火山事件作用,从而影响湖盆烃源岩与储层的发育。火山-热液深源物质参与了烃源岩的沉积与成岩作用,并与正常湖相沉积物共同影响着油气的形成^[4-5]。这类沉积在松辽盆地营城组、鄂尔多斯盆地延长组7段、准噶尔盆地二叠系芦草沟组等国内外主要含油气盆地研究当中普遍存在,广泛发育陆源碎屑物与火山作用所带来的凝灰物质共同组成的火山-湖泊暗色细粒岩系^[6⇓-8]。

对于辽西地区朝阳盆地下白垩统九佛堂组,前人研究发现,朝阳盆地九佛堂组主体为波动深湖相沉积,发育多套优质烃源岩并伴随火山事件沉积,火山活动使火山物质弥漫于大气和湖水中,形成广布的凝灰质岩石^[9⇓-11]。但以上研究侧重于传统湖相沉积,对研究区火山物质沉积特征研究相对薄弱,对其成因机制的认识尚不清晰。本文通过对朝阳盆地ZK1006、ZK1003两口钻井的九佛堂组三段进行研究,从组分特征、沉积构造、岩相组合等方面结合地化测试分析,分析火山沉积作用及火山碎屑物质对有机质富集的影响,为研究区油气资源的勘探开发提供理论依据。

1 区域地质概况

朝阳盆地位于中国东北辽宁西部,地处于华北克拉通晚中生代北北东向断陷带内。盆地北接桃花吐凸起,南临建昌-喀左盆地,西边与桃花园隆起接触,东边为凤凰山-瓦房子隆起,盆地面积约为650 km²(图1a)。前人研究认为,辽西地区中生代盆地的构造演化可以分成5个阶段: 早三叠世—早侏罗世、早侏罗世—中侏罗世、中侏罗世—晚侏罗世、早白垩世早期和早白垩世中期—晚白垩世^[12-13]。受北北东向断裂控制,中生代之后,强烈的构造运动引发北北东向断裂伸展,从而导致岩石圈减薄,这被学者认为是引起多旋回火山喷发的直接原因^[14-15]。九佛堂组属于晚燕山期构造层,是火山活动的重要时期,辽西地区受大地构造运动影响,朝阳盆地由挤压性盆地转变为伸展性构造盆地。在北西西-南东东向区域伸展构造应力场背景下,伴随北北东向断裂的拉张,引发岩浆间歇性喷发并充填,导致朝阳盆地九佛堂组广泛发育火山碎屑岩(图1b)。

2 研究方法

本次研究在朝阳盆地ZK1006和ZK1003两口钻井取心资料的基础上进行(图2)。ZK1006和ZK1003处于朝阳市西北部,钻井层段为九佛堂组三段,厚度分别约为100 m和80 m。根据孙善平等^[16]的火山碎屑岩分类方案(表1),研究区目的层段主要由沉凝灰岩、沉火山角砾岩、凝灰质碳酸盐岩以及凝灰质泥岩组成。为了详细研究朝阳盆地九佛堂组火山沉积作用以及火山物质对有机质富集的影响,采用了以下方法:(1)对研究区目的层段进行岩心拍照及岩性描述等工作,室内对其岩性及沉积构造进行分析解释,了解其沉积特征;(2)用光学显微镜镜下薄片观察组分含量及结构特征;(3)基于火山碎屑岩分类方案,结合岩心沉积构造,划分出典型的岩相及岩相组合,分析沉积环境;(4)利用地球化学测试分析,解释火山碎屑物质沉积对有机质富集的影响。

3 沉积特征

研究区目的层段并非正常火山碎屑岩类,主要为火山-沉积岩类,是火山碎屑物质与碳酸盐碎屑物质、陆源碎屑物质共同沉积的结果。镜下观察可见大量火山碎屑组分以及受火山作用间接影响下的碳酸盐碎屑组分以及陆源碎屑组分。

3.1 组分特征

3.1.1 火山碎屑组分

朝阳盆地地处燕山构造带东段,在早白垩世由于受到频繁的火山作用影响,导致研究区九佛堂组火山碎屑岩广泛发育。在区分火山碎屑组分与陆源碎屑组分时,若存在严重的脱玻化作用和浅变质作用,二者区分起来十分困难^[17],但相比起陆源碎屑组分,火山碎屑组分破碎程度更高,在磨圆度、分选性以及蚀变情况等许多方面都存在有一定的差别,可以作为两者的区分标志。研究区九佛堂组火山碎屑组分整体粒度较细,ZK1003井岩石粒径主要为泥级,含有火山岩屑、晶屑以及玻屑,晶屑呈不规则棱角状(图3a)。ZK1006井岩石粒度相对较粗,镜下以火山岩屑为主,占比约为60%,火山晶屑占比约为20%,晶屑分选性较差,磨圆度呈次棱角状,颗粒间填隙物以泥晶方解石、火山灰以及黏土矿物为主(图3b,c),呈基底式胶结。

3.1.2 火山作用间接影响的碳酸盐碎屑组分

碳酸盐矿物是含碳酸盐细粒沉积岩的重要组成物质,其含量占比一般在50%以上^[18-19]。由于朝阳盆地九佛堂组时期火山活动频繁,大量的火山碎屑物质常伴随碳酸盐组分同时发育,适量的火山灰输入为湖盆中微生物提供了养分^[20],促使微生物蓬勃生长。微生物四周诱导形成微晶的碳酸盐,这是研究区碳酸盐组分的主要来源。研究区碳酸盐碎屑组分常伴随黏土矿物出现。碳酸盐岩碎屑组分以方解石和白云石为主(图3d),常以泥晶或微晶形式存在,常与黏土矿物呈纹层状互层,在沉中粒凝灰岩以及沉粗粒凝灰岩中时常以填隙物形式出现(图3e),局部还可见方解石呈颗粒状出现。同时可见黑色圆点分散分布,为微生物有机质(图3f)。

3.1.3 陆源碎屑组分

凝灰质泥岩镜下可见陆源碎屑组分与火山碎屑组分共存,陆源黏土矿物与火山物质多呈水平纹层状(图3g,h),黏土含量约占40%,并伴有有机质。部分石英颗粒发生蚀变(图3i)。石英颗粒可能来源于陆源碎屑,抑或是火山喷发带来的晶屑。镜下石英晶屑多呈棱角状,再结合整体沉积环境为深湖环境,判断研究区陆源碎屑组分输入较少,多为火山喷发带来的火山晶屑。

3.2 岩相类型及组合

3.2.1 岩相类型

岩相,是指一定沉积环境中形成的岩石或岩石组合,是沉积相的主要组成部分^[21]。研究区目的层段整体分为火山-沉积岩类(表1),根据火山碎屑含量进一步划分为沉积火山碎屑岩亚类(火山碎屑含量占90%~50%)及火山碎屑沉积岩亚类(火山碎屑含量占<50%~10%),沉积火山碎屑岩按粒度大小和组分含量细分为沉火山角砾岩(粒度>2 mm)、沉粗粒凝灰岩(粒度为>0.1~2 mm)、沉中粒凝灰岩(粒度为0.01~0.1 mm)以及沉细粒凝灰岩(粒度<0.01 mm)、钙质沉细粒凝灰岩(灰质含量>10%);火山碎屑沉积岩按岩石组分含量分为凝灰质泥岩及凝灰质碳酸盐岩。结合研究区岩心沉积构造等特征,识别出块状沉火山角砾岩、块状沉粗粒凝灰岩、变形沉粗粒凝灰岩、块状沉中粒凝灰岩、变形沉中粒凝灰岩、块状沉细粒凝灰岩、薄层状沉细粒凝灰岩、薄层状钙质沉细粒凝灰岩、块状凝灰质碳酸盐岩、纹层状凝灰质碳酸盐岩和纹层状凝灰质泥岩11种岩相类型(表2)。

研究区火山碎屑沉积岩相包括纹层状凝灰质泥岩、纹层状凝灰质碳酸盐岩和块状凝灰质碳酸盐岩。纹层状凝灰质泥岩是由悬浮的细粒火山碎屑物质与陆源供给的泥质物质交替缓慢沉降所形成,其层面上广泛发育叶肢介、鱼类、三尾拟蜉蝣等生物化石(图4a-c),可见火山热液侵入和生物遗迹等,镜下主要为富有机质黏土纹层、火山晶屑等。纹层状凝灰质碳酸盐岩见生物遗迹,镜下暗色泥晶碳酸盐岩纹层与亮色火山晶屑纹层交替,可见少量有机质(图4d,o)。块状凝灰质碳酸盐岩滴酸起泡,镜下有机质呈分散分布,同时可见藻类团块(图4p,q),可能为微生物诱导形成。

沉积火山碎屑岩可以进一步划分为8个中亚相(表2),其中薄层状钙质沉细粒凝灰岩发育高角度裂缝,方解石充填(图4f),镜下见大量泥晶方解石,同时可见晶屑分散分布。薄层状沉细粒凝灰岩以灰色-灰黑色为主,镜下可见火山灰蚀变(图4j)形成的黏土矿物,含少量晶屑。块状沉细粒凝灰岩以灰色-灰绿色为主,镜下观察含石英晶屑,同时含岩屑,占比约为20%~30%(图4k)。块状沉中粒凝灰岩主要以灰色、灰绿色为主,块状构造,镜下观察含晶屑、玻屑,晶屑粒径小于100 μm,排列具一定的定向性,呈正粒序(图4i,l,m),反映出一种侧向牵引流的搬运特征。变形沉中粒凝灰岩,整体偏灰色,局部表现为错断和变形,镜下可见石英晶屑边被溶蚀。块状沉粗粒凝灰岩成分以火山岩屑为主,占比约为55%~65%,岩屑周围火山灰胶结物同样发生蚀变,晶屑呈现出镰刀状、弓形等形态,这是由于火山喷发物质遇水冷凝,玻屑成分发生膨胀破裂导致的结果,同时见塑性火山物质(图4e,n)。变形沉粗粒凝灰岩,表现为灰色沉粗粒凝灰岩不规则侵入沉细粒凝灰岩中(图4h)。块状沉火山角砾岩中角砾呈灰绿色、褐红色等杂色(图4g),角砾之间胶结物滴酸起泡,为钙质胶结,可能来源于火山灰的蚀变。

3.2.2 岩相组合

岩相组合是指在短暂的地质时期内反复出现的、由两种或两种以上的岩相构成的具有一定规律性的岩石类型的组合^[22⇓-24]。每一种岩相组合类型通常是一次沉积事件的产物,即一个事件层^[25],在一定程度上能代表所在时期的沉积环境。通过对ZK1006和ZK1003两口钻井九佛堂组的岩心观察分析,结合垂向上岩相变化,共划分出9种岩相组合(图5)。

组合1(图5a)为块状沉火山角砾岩和块状沉粗粒凝灰岩岩相组合(LFA1)。块状沉火山角砾岩为火山碎屑流产物,整体呈灰色,发育铁质结核。两者之间呈渐变接触,形成多期次粒度向上逐渐变细的旋回,反映了多期次火山喷发强度逐渐减弱的过程。组合2(图5b)为块状沉粗粒凝灰岩和块状沉细粒凝灰岩岩相组合(LFA2)。两者之间呈突变接触,沉粗粒凝灰岩见铁质结核。组合3(图5c)为块状沉中粒凝灰岩和块状沉细粒凝灰岩岩相组合(LFA3)。其为块状层理,两者之间呈渐变接触,接触面有变形。组合4(图5d)为变形沉中粒凝灰岩和变形沉粗粒凝灰岩岩相组合(LFA4)。发育变形构造,局部可见断裂、破碎变形等。组合5(图5e)为块状沉中粒凝灰岩和块状沉粗粒凝灰岩岩相组合(LFA5)。块状构造,整体呈正粒序。这5类岩相组合多为块状层理,反映了整体搬运快速堆积的沉积过程,在地层倾角较大的斜坡地带易发育局部变形。

组合6(图5f)为薄层状沉细粒凝灰岩和薄层状钙质沉细粒凝灰岩岩相组合(LFA6)。整体呈灰-深灰色,沉钙质细粒凝灰岩夹于沉细粒凝灰岩薄层之间。组合7(图5g)为纹层状凝灰质泥岩和薄层状钙质沉细粒凝灰岩岩相组合(LFA7)。

整体偏灰黑色,发育水平纹层,在凝灰质泥岩中可见方解石脉以及生物遗迹。组合8(图5h)、组合9(图5i)分别为纹层状凝灰质泥岩和纹层状凝灰质碳酸盐岩岩相组合(LFA8)以及纹层状凝灰质泥岩和块状凝灰质碳酸盐岩岩相组合(LFA9)。凝灰质泥岩呈灰黑色,见生物遗迹及火山热液侵入。凝灰质碳酸盐岩偏灰黄色,发育水平纹层,滴酸剧烈起泡,主要反映了受火山灰异轻流、深层火山热液及微生物影响下沉积的产物。组合6—组合9这4类岩相组合多发于搬运距离较远,水体环境较安静的远火山口、火山-深湖处。

4 成因分析

4.1 火山碎屑流沉积

火山碎屑流沉积是由火山活动喷发出的火山碎屑物质组成的高密度碎屑流,其沿着近火山口低洼地带在水下介质的作用下流动并与原地沉积物混杂堆积,最终冷却压实形成岩石^[26]。研究区灰色沉火山角砾岩、灰色沉粗粒凝灰岩广泛发育,整体粒度粗,磨圆呈棱角状,分选性差。火山角砾是由火山活动喷发形成的角砾粗碎屑空落后就地沉积,搬运距离较短。粗粒火山碎屑流在搬运流动过程中,易将下伏沉积的沉细粒凝灰岩冲起搬运,随沉火山角砾岩一起沉积,可见冲刷面(图6a,i)。由于塑性火山物质搬运过程中受水流作用影响,导致水下火山角砾粒度与陆上火山喷发物相比粒度更细,磨圆度更好。同时受到牵引流作用,沉火山角砾岩中角砾排列具有一定的定向性(图6b)。

4.2 异重流沉积

异重流沉积在广义上来说是指两种密度上存在差异的流体,在一定的条件下发生相对流动的密度较大的流体^[27]。文中异重流是指受重力流机制影响的一种高密度浊流。它是由火山喷发产生的岩浆与湖水接触,产生的水蒸气如保护膜将高密度碎屑流体包裹从而与湖水隔绝,形成高密度火山异重流。

研究区内多发育块状沉细粒凝灰岩、块状沉中-粗粒凝灰岩以及变形沉中-粗粒凝灰岩。部分中-粗粒火山碎屑物质以异重流形式沿着火山斜坡块体搬运,最后快速在湖盆中沉积下来,发育块状构造,底部含棱角状火山碎屑,分选性一般,磨圆度较差,呈正粒序(图6d),中粗粒火山异重流冲刷下伏沉积的灰黑色凝灰质泥岩呈突变接触(图6e,j)。另一部分中-粗粒火山碎屑物质在火山斜坡等坡折地带沉积后,呈半固结状态,由于受到火山活动、地震、风暴等影响,从而失去稳定性沿着斜坡移动,导致发生滑动滑塌变形(图6k)。沉中粒凝灰岩沿着斜坡发生滑动滑塌后,易产生错断(图6f)。在ZK1006井中见沉中-粗粒凝灰岩呈不规则状侵入沉细粒凝灰岩当中(图6g,h),是未固结状态的块状沉中-粗粒凝灰岩受地震、火山活动等因素影响发生滑动侵入到沉细粒凝灰岩当中的结果。块状沉细粒凝灰岩相较于中-粗粒火山碎屑物质搬运距离更长,距离火山口更远,因此整体粒度相对较细。整体呈灰色,块状构造,不发育其他层理、粒序等构造(图6c),其成因可能为在火山喷发过程中,细粒火山灰黏度较高,具有一定的黏滞性,这使得火山灰流通过异重流的形式沿着火山斜坡发生块体搬运并快速沉积。

4.3 火山灰异轻流沉积

异轻流,广义上是指两种密度相差不大的流体在一定的条件下发生流动的、上部密度较小的流体,称为异轻流。本文所提火山灰异轻流沉积,是指火山喷发出的炙热岩浆与较冷湖水接触,产生大量水蒸气,同时释放出巨大能量造成强烈破碎作用,之后二次破碎下的火山灰等细粒组分在浮力作用下上浮,在这个过程中,流体逐渐被湖水稀释,密度逐渐降低至与周围湖水密度相当,这时火山灰等组分会脱离该流体,呈悬浮态缓慢沉积。

随着火山灰异重流能量逐渐减弱,异重流搬运至末端,在远离火山口的深湖区很难再见到沿火山斜坡异重流形式搬运导致的变形,往往以火山灰异轻流的形式沿着水体表层进行长时间、长距离的搬运至深湖区,粒度也更细。在研究区细粒火山灰常与陆源泥质物质以及碳酸盐岩一同缓慢沉积,形成纹层状凝灰质泥岩以及纹层状凝灰质碳酸盐岩等细粒岩相。

由于湖泊中陆源物质输入,同时受到火山灰异轻流的影响以及火山细粒物质缓慢悬浮沉积,研究区纹层状凝灰质泥岩、纹层状凝灰质碳酸盐岩等发育有连续的水平纹层(图7a,d)。纹层状凝灰质泥岩镜下见暗色泥质纹层与亮色凝灰质纹层。暗色纹层比例高的位置,说明处于火山喷发间歇期,玻屑供给量相对较低,以陆源供给的泥质物质为主;亮色纹层比例高的位置,则可能处于火山喷发期,供给大量火山玻屑。亮色纹层与暗色纹层交替出现,这是呈悬浮态的细粒火山灰异轻流与湖泊中陆源供给的泥交替沉降导致的结果,可能与火山呈脉冲式喷发有关。

4.4 热液侵入与微生物诱导

除上述3种成因外,研究区九佛堂组同样还受到地下深层火山热液上涌侵入的影响。在凝灰质泥岩以及凝灰质碳酸盐岩中,见火山热液侵入导致沉积物发生软沉积变形(图7c,f,g)。这是由于在湖泊环境下,火山热液在剧烈的火山活动下会沿着地层缝隙上涌至湖底,与湖水接触,局部离子浓度达到过饱和状态而发生生物化学反应,从而导致碳酸盐物质的沉淀,这是研究区碳酸盐岩的成因之一。另一种成因可能源于生物(含微生物)诱导作用,由于火山的影响,适量的火山灰输入为水中微生物提供养分,促使微生物大面积勃发,其中微生物可直接或间接参与火山物质与湖水中离子发生生物化学作用,从而形成碳酸盐岩^[20]。在ZK1006、ZK1003两口井碳酸盐岩中均发现有强烈的生物扰动现象,同时在凝灰质泥岩以及沉细粒凝灰岩中也见生物遗迹等(图7b,e),证明研究区沉积环境适宜生物生存。

5 盆内火山喷发方式及沉积模式

5.1 盆内火山喷发方式——水下火山喷发

火山喷发活动既能发生在陆地之上,也能发生在水下环境。与陆上喷发不同,水下火山喷发的火山碎屑沉积物粒度更细^[28],颜色也以墨绿色-灰绿色还原色为主,层状的凝灰岩同样也是水下火山喷发的常见产物^[29]。研究区内火山碎屑岩呈灰绿色,粒度较细,以各粒级凝灰岩为主,含大量晶屑与玻屑,同时凝灰质与碳酸盐、泥质呈互层沉积,层状凝灰岩广泛发育。

此外,研究区还观察到水下火山喷发独特的沉积序列特征(图8a-d):底部为高密度碎屑流,主要由块状粗粒火山碎屑快速混杂堆积形成;向上逐渐过渡为高密度浊流,主要为与水蒸气发生二次破碎产生的火山异重流沉积,呈正粒序且成层性较好;顶部为火山碎屑悬浮沉积,主要由悬浮态的细粒火山灰缓慢沉降形成,呈纹层状。水下火山喷发时,岩浆与湖水接触发生破碎,细粒火山碎屑、水蒸气等组成流体进行上浮,最后火山物质发生脱离,以火山灰异轻流的形式向深湖区搬运和沉积(图8a),形成纹层状的细粒沉积^[30]。在近火山口,粗粒火山物质等会形成了高密度碎屑流体。综合以上特征说明研究区内火山喷发方式主要为水下火山喷发。

5.2 沉积模式

本文结合区域沉积构造背景以及上述对研究区ZK1006、ZK1003钻井岩心组分特征、岩相组合等沉积特征及其成因分析的研究,建立了朝阳盆地下白垩统九佛堂组火山-湖泊沉积模式(图9)。

该模式反映了在火山喷发作用影响下,喷发出的火山物质通过各种形式向湖盆搬运沉积的过程。在火山喷发期,岩浆从火山口喷涌,火山熔岩以溢流的形式向湖底搬运,在火山口附近固结沉积为熔结火山岩,在研究区ZK1006、ZK1003井中并未观察到溢流火山熔岩,推测可能沉积位置离火山口相对稍远。在近火山口,火山喷发的粗碎屑与湖水接触形成火山碎屑流,常发育岩相组合1(LFA1)。火山角砾与各粒级火山灰物质混合形成火山物质异重流,沿着火山斜坡搬运沉积,在火山斜坡发育岩相组合2(LFA2)、组合3(LFA3)、组合4(LFA4)以及组合5(LFA5)。在远火山口位置,虽然离火山口位置较远,但仍然受火山喷发物质的影响,主要为细粒火山异重流沉积,发育岩相组合6(LFA6)。在火山-深湖区,火山喷发作用通过水以及空气进行远距离传播。细粒的火山灰物质以异轻流形式顺着湖平面搬运至较远的深湖区。异轻流带来的火山灰含有丰富的矿物质,矿物质会促进微生物发育并在微生物诱导下与湖水中Mg²⁺、Ca²⁺等离子发生生物化学反应,产生碳酸盐岩,随火山物质一同沉积。同时强烈的火山运动会使岩浆以热液的形式沿着地层缝隙上涌,上涌的热液也会促进湖泊局部离子发生化学反应生成碳酸盐岩,最后沉淀于湖底。在火山-深湖区常发育岩相组合7(LFA7)、岩相组合8(LFA8)以及岩相组合9(LFA9)。

火山-湖泊沉积模式是一种火山作用主导的陆相湖盆的沉积模式,它有利于盆地的油气富集^[33]。辽西地区朝阳盆地区域地质构造活动频繁,导致多期次的火山喷发活动,受火山作用影响较大,整体以火山-湖泊协同沉积模式进行沉积。该模式对于辽西地区其他盆地研究提供一些参考,同样具有一定的适用性。

6 火山物质对湖盆内有机质富集的影响

6.1 加速生烃母质快速埋藏

研究发现,喷发火山灰的毒化作用会造成生物的大量死亡,同时火山喷发的火山物质与湖水接触会导致水体酸化,生物因不适应水体环境而出现大规模死亡,使得大量生烃母质快速埋藏沉积^[34⇓-36],从而发育大套优质烃源岩,为研究区油气形成提供必要条件。

6.2 提升水体初级生产力

火山灰表面灰伴随吸附有火山气体微粒(含酸和水溶性金属盐),遇水溶解时会释放出大量如Fe、Zn、Ca、Mg等营养元素和微量金属元素,从而提高水体的初级生产力,为藻类、细菌等提供生长所必需的矿物质,使其大量繁殖,为有机质富集提供条件。

本次研究对ZK1006、ZK1003井进行了取心采样并进行有机地球化学测试(图10)。测试结果显示:泥岩TOC含量集中在1%~3%区间范围,生烃潜量S₁+S₂主要集中于3~8 mg/g,整体属于中-好烃源岩;凝灰质细粒岩TOC含量范围分布在1.6%~7.2%,主要集中于3%~7%区间,生烃潜量S₁+S₂变化在3.0~25.6 mg/g,主要集中于13~25.6 mg/g,属于好-最好烃源岩(图11a);T_max整体在420~445 ℃,HI范围在390~480 mg/g,整体属于Ⅱ₁ 型有机质(图11b)。这说明含有火山细粒物质参与沉积的样品有机质丰度指标更好,有机质更富集,火山物质对盆内有机质富集起到了一定积极的作用。

7 结论

(1)通过对朝阳盆地钻井取心进行镜下显微组分观察以及岩心沉积特征描述,确定朝阳盆地九佛堂组岩相主要为火山-沉积岩类。按照火山碎屑组分含量,将火山-沉积岩类划分为沉积火山碎屑岩亚类与火山碎屑沉积岩亚类,根据粒度、组分含量及典型沉积构造细分出块状沉细粒凝灰岩、纹层状凝灰质泥岩等11种岩相类型、9种岩相组合。

(2)结合钻井岩心描述,分析总结出朝阳盆地九佛堂组火山-深湖沉积的5种成因机制,即火山碎屑流沉积、异重流沉积、异轻流沉积、热液侵入和微生物诱导。火山活动喷发出的火山角砾等粗碎屑火山物质,空落后以碎屑流沉积方式搬运较短距离,在近火山口处就地沉积;中粗粒火山物质沿着火山斜坡带以异重流形式发生块体搬运或由于失去稳定性发生滑动滑塌变形;同时细粒火山物质以火山灰异轻流的形式沿着水体表层进行长时间、长距离的搬运并至深湖区,悬浮质缓慢沉降从而形成连续水平纹层;地下深层火山热液上涌侵入也会造成沉积物发生软沉积变形;微生物直接或间接参与火山物质与湖水中离子间发生的生物化学作用,从而形成凝灰质碳酸盐岩。

(3)火山-湖泊沉积体系中,火山物质的毒化作用不仅能造成生物大量死亡,使大量生烃母质快速埋藏,同时火山物质含有的微量元素,有利于藻类细菌等繁殖,提高水体初级生产力。对取心样品进行的有机地球化学测试显示:含有火山细粒物质参与沉积的样品,有机质丰度指标更好,有机质更富集。这说明火山物质对盆内有机质富集起到了一定积极的作用。

感谢自然资源部辽西中生代地层系统野外科学观测研究站提供的帮助。

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基金资助

国家自然科学青年基金项目“塔里木大火成岩省溢流玄武岩与辉绿岩墙的岩浆源区与演化(41803023)”