南堡凹陷东营组三段页岩特征及其对古环境和有机质富集的启示^*

Characterization of shale in the Member 3 of Dongying Formation of Nanpu sag: implications for palaeoenvironment and organic matter accumulation mechanism

摘要

为查明南堡凹陷古近系东营组三段(东三段)页岩油勘探潜力,基于21个页岩样品矿物学和地球化学研究,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,南堡凹陷东三段页岩非均质性较强,TOC介于0.30%~2.66%之间,S₁+S₂介于0.44~11.41 mg/g之间,HI介于57~466 mg/g TOC之间,以Ⅱ型干酪根为主,处于低成熟至成熟演化阶段。根据多种特征参数的垂向变化趋势,认为南堡凹陷东三段沉积时期,半湿润至半干旱交替型古气候影响着古湖泊环境波动变化,自下而上古水深经历了较浅水→较深水→较浅水、古盐度经历了半咸水→淡水→半咸水、古氧化还原条件经历了弱氧化→弱还原→弱氧化,上述的波动变化影响着有机质差异富集。在偏湿润气候下,水体古生产力高且以较深水的贫氧环境为主,有机质埋藏率高,导致沉积物中有机质富集程度高; 而在偏干旱气候下,水体古生产力中等且以较浅水的富氧环境为主,有机质埋藏率低,导致沉积物中有机质富集程度低。由此建立的富有机质页岩发育模式,可为湖相页岩油有利勘探层段选择提供依据。

Abstract

To evaluate the shale oil exploration potential of the member 3 of the Paleogene Dongying Formation(Ed₃)in the Nanpu sag,this study investigates paleoclimate and paleoenvironmental variations and their impacts on organic matter accumulation through mineralogical and geochemical analyses of 21 shale samples. Results reveal strong heterogeneity in the Ed₃ shale,with TOC ranging from 0.30% to 2.66%,S₁+S₂ from 0.44 to 11.41mg/g,and HI from 57 to 466mg/g TOC,predominantly characterized by Type II kerogen at low to mature thermal maturity stages. Multiple geochemical proxies indicate that a semi-humid to semi-arid paleoclimate during the Ed₃ deposition influenced palaeoenvironmental fluctuations. From bottom to top,paleowater depth transitioned from shallow to deep and back to shallow,paleosalinity shifted from brackish to fresh and back to brackish,and redox conditions evolved from weakly oxidizing to weakly reducing and back to weakly oxidizing. These environmental fluctuations controlled differential organic matter accumulation. Under humid climates,high paleoproductivity and anoxic conditions in deeper waters promoted efficient organic matter burial and enrichment. Conversely,under arid climates,moderate paleoproductivity and oxic conditions in shallower waters resulted in lower organic matter burial and enrichment. The established model of organic-rich mudstone development provides a foundation for selecting favorable lacustrine shale oil exploration intervals.

Graphical abstract

关键词

页岩油 / 古气候 / 古环境 / 有机质富集 / 东营组 / 南堡凹陷 / 渤海湾盆地

Key words

shale oil / palaeoclimate / palaeoenvironment / organic matter accumulation / Dongying Formation / Nanpu sag / Bohai Bay Basin

细粒沉积物有机质富集是一个复杂的地质过程,受到构造因素与气候因素协同演化所控制的古湖泊环境诸多因素影响(Carroll and Bohacs,2001;Quan et al., 2017;Wang et al., 2020;何雁兵等,2023;雷闯等,2024)。古湖泊环境包括古生产力、古水深、古盐度和古氧化还原条件,在一定程度上控制着有机质输入和保存。古生产力是影响有机质富集的重要因素(段玮等,2022),较高的古生产力不仅会增加沉积物中有机质含量,而且过剩有机质的氧化作用还会造成水体底部缺氧,有利于有机质的保存(田杨等,2016)。古水深是影响湖盆沉积充填的重要因素(Carroll and Bohacs,1999),水位较低时湖盆为过补偿充填,浮游藻类缺乏生存与保存的空间; 反之,水位较高时湖盆为均衡补偿充填或欠补偿充填,可容纳空间大,有利于浮游藻类生存与保存。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(孙中良等,2020)。在低盐度水环境中,诸多广盐性藻类(如蓝藻、绿藻、硅藻等)都可以生存; 在高盐度水环境中,仅有少数耐盐性藻类可以生存。这些浮游藻类能否埋藏下来主要取决于水体富氧程度(Ocubalidet et al., 2018)。受盐度或温度梯度影响的水体分层会导致底层水体处于缺氧环境,如深湖相,这是因为富氧表层水体与缺氧底层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,沉积有机质埋藏率高。水体动荡且循环周期短的滨浅湖相却容易出现富氧环境(Lei et al., 2021),沉积有机质埋藏率低。显然,重建古湖泊环境有助于深化认识细粒沉积物有机质富集机理,对页岩油气勘探具有重要意义。细粒沉积物作为地质信息的载体,记录了地质历史时期的古气候和古环境的变化过程。目前,表征古气候和古环境的方法很多,包括古生物法、矿物学法、元素地球化学法、有机地球化学法、同位素法等。

新一轮资源评价表明,南堡凹陷蕴含丰富的常规和非常规油气资源(姜福杰等,2023)。传统观点认为埋深大且有机质丰度高、类型好的沙河街组泥岩是南堡凹陷的主力烃源岩,忽略了东营组页岩生烃潜力。随着全球页岩油气勘探的兴起,南堡凹陷在林雀和曹妃甸洼陷东三段获得页岩油发现,2口兼探井日产油均超过20m³,展现出良好的勘探前景。

然而,有关南堡凹陷东三段古气候和古环境及其对有机质富集影响方面的研究甚少,制约着页岩油勘探进程。作者从矿物学和地球化学角度对南堡凹陷东三段古气候和古环境进行系统研究,进而认识有机质富集机理,为页岩油勘探提供依据。

1 区域地质背景

南堡凹陷位于渤海湾盆地黄骅坳陷北部,平面上呈北北东走向展布,剖面上呈“北断南超”复式半地堑结构,面积1932km²。根据基底起伏及控凹、控带断裂的分布特征,可划分出8个次级构造带和3个洼陷(图1)。南堡凹陷以新生代沉积为主,自下而上为古近系沙河街组、东营组,新近系馆陶组、明化镇组以及第四系平原组,最大沉积厚度逾8000m。本次研究的目的层为东营组三段(东三段),是南堡凹陷重要的烃源岩层,也是重要的含油气层。受基底沉降强烈增速作用(王华等,2012),这一时期沉积中心出现在高柳断层以南的林雀洼陷和曹妃甸洼陷,以半深湖—深湖沉积为主,北部陡坡发育扇三角洲体系,南部缓坡带发育辫状河三角洲体系。纵向上,东三段可细分为下段(Ed₃l)和上段(Ed₃u)2个沉积旋回。东三下段厚度介于200~550m之间,泥地比普遍高于70%;东三上段厚度介于180~450m之间,泥地比普遍高于60%。其中,泥岩颜色以深灰色、黑灰色及灰黑色为主,发育块状、 层状和纹层状3类沉积构造。

2 样品及实验方法

南堡凹陷21个页岩样品采集于曹妃甸洼陷PG2井3720.0~4219.5m(PG2井位置见图1-a),其中东三下段12个样品,东三上段9个样品。样品送至中国石油大学(北京)油气资源与工程全国重点实验室,遵循国家标准完成多项矿物学和地球化学分析测试。有机碳含量(TOC)采用 CS-230 碳硫分析仪测定。岩石热解采用Rock-Eval II 岩石热解仪测定。矿物组分采用X射线衍射仪测定。主量元素采用X射线荧光光谱仪测定。微量元素采用PE350X电感耦合等离子体质谱仪测定: 首先将粉末样品用高纯度1mL HF和1mL HNO₃密封溶解,放置145℃烘箱中加热72h;然后再140℃加热至糊状,用去离子水冲洗后再用1mL HNO₃溶解,放置130℃烘箱中加热12h;最后用2% HNO₃稀释至30mL进行测定。

通过测量样和标准样进行校对,相对误差小于5%。饱和烃色谱和色谱—质谱分别采用Agilent 7890色谱仪和Agilent 7890A-GC/5975C-MS色谱—质谱联动仪测定: 首先将粉末样品进行72h的索氏抽提,萃取出可溶有机质; 利用柱层析法将脱出沥青质沉淀(用正己烷洗脱)的可溶有机质再依次用正己烷、体积比3︰1二氯甲烷/正己烷洗脱和体积比2︰1二氯甲烷/甲醇洗脱进而分离出饱和烃、芳烃和非烃。其中,炉温初始温度为70℃,以3℃/min的升温速率加热至300℃并恒温30min,以氦气为载气,获取的数据由Agilent Chemstation模块进行处理分析。

3 分析结果

3.1 TOC和岩石热解

地球化学数据揭示南堡凹陷东三段页岩非均质性较强(图2-a)。东三下段ω(TOC)为0.64%~2.66%,平均值1.48%;S₁+S₂为1.40~11.41mg/g,平均值5.71mg/g,属于中—好烃源岩; 东三上段ω(TOC)为0.30%~1.91%,平均值1.08%,S₁+S₂为0.44~8.68mg/g,平均值3.78mg/g,属于中烃源岩。通常认为,氢指数HI值大于400mg/g TOC为倾油型(I型)干酪根; 150~400mg/g TOC为倾油/倾气型(Ⅱ型)干酪根; 50~150mg/g TOC为倾气型(Ⅲ型)干酪根。东三下段和上段HI值分别变化在156~461mg/g TOC之间和57~466mg/g TOC之间,表明以Ⅱ型干酪根为主,含少量I型和Ⅲ型干酪根。对于Ⅱ型干酪根,低成熟、成熟和高成熟有机质对应的T_max值分别为435~445℃、445~460℃、460~490℃。东三下段和东三上段T_max值分布变化在440~448℃之间和436~444℃之间,总体上处于低成熟演化阶段。相比较,林雀洼陷与曹妃甸洼陷东三段页岩生烃潜力相当(图2-a,2-b)。

3.2 矿物组分

南堡凹陷样品矿物组分包括大量石英、长石、方解石、白云石、黏土矿物及少量黄铁矿和石盐(表1)。石英和长石是主要矿物组分,前者质量分数介于31.2%~50.5%之间,平均值39.8%,后者质量分数介于7.3%~24.5%之间,平均值13.1%。方解石质量分数介于5.0%~13.7%之间,平均值9.2%。白云石质量分数介于3.3%~10.6%之间,平均值6.2%。黏土矿物质量分数介于13.5%~41.0%之间,平均值30.5%。黄铁矿仅出现在东三下段,质量分数介于0%~3.6%之间,平均值1.2%。石盐仅出现在东三上段,质量分数介于0%~3.6%之间,平均值1.0%。

3.3 主量元素和微量元素

南堡凹陷样品主量元素含量见表2。主量元素SiO₂(53.94%~63.72%)、Al₂O₃(12.56%~14.98%),TFe₂O₃(4.62%~8.06%)、CaO(2.74%~9.23%)、MgO(2.09%~3.74%)、Na₂O(1.36%~4.43%)、K₂O(2.01%~2.94%)、TiO₂(0.64%~2.26%)在纵向上表现出显著的波动变化。湖泊沉积物中主量元素来源主要为碎屑成因、自生成因和热液成因(Xu et al., 2012;Tripathy et al., 2014)。Al₂O₃化学性质稳定,受后期风化作用和成岩作用影响小,被广泛用于估算陆源碎屑输入量(Tribovillard et al., 2006)。南堡凹陷东三下段和上段Al₂O₃平均含量分别为14.62%和13.39%,低于后太古宙澳大利亚页岩(18.90%),说明它们相对贫陆源碎屑组分、富自生组分或热液组分。CaO主要赋存于碳酸盐矿物,从东三下段至上段,CaO含量呈现先减小后增大的趋势。

南堡凹陷样品微量元素含量见表3。微量元素富集系数EF=(元素/Al)_样品/(元素/Al)_PAAS可揭示母岩物质经过风化作用、沉积作用及成岩作用后微量元素含量的变化情况,大于1为富集状态,小于1为亏损状态。结果表明(图3),大部分样品微量元素EF大于1或接近于1,几乎未发生亏损。成岩蚀变作用很容易引起沉积物中Mn元素富集和Sr元素亏损,且对应的Mn/Sr值大于10(Kaufman and Knoll,1995)。南堡凹陷东三段Mn/Sr值变化在1.2~2.0之间,说明其微量元素含量变化未受到后期成岩蚀变作用的影响。热液活动会增加沉积物中Fe和Mn元素含量(Morford et al., 2005),进而影响氧化还原循环过程中某些微量元素(V、Mo、U)的含量。南堡凹陷PG2井区未发现渐新世同期及后期热液活动,且在Al-Fe-Mn判别图中所有样品落在未受热液改造区(图4),排除了微量元素含量变化受热液活动影响的可能。因此,这些样品主量元素和微量元素所记录的古气候和古环境信息是可靠的。

3.4 生物标志化合物

3.4.1 正构烷烃和类异戊二烯烷烃

南堡凹陷东三段正构烷烃的碳数分布范围在nC₁₂~nC₃₅,主峰碳nC₂₁或nC₂₃。低碳数正构烷烃(<nC₂₀)母质为水生浮游藻类和细菌,高碳数正构烷烃(>nC₂₅)母质为陆生高等植物(Sachsenhofer et al., 2017)。所有样品正构烷烃呈正态峰型分布(图5),低碳数和高碳数正构烷烃丰度相当,对应的$\sum {\mathrm{C}}_{21}^{-}$/$\sum {\mathrm{C}}_{22}^{+}$值分布在0.78~1.43之间,表现为水生和陆生有机质的混合输入。由于样品处于低成熟阶段,CPI和OEP值普遍较高,东三下段分别为1.08~1.24和1.03~1.15,东三上段分别为1.27~1.50和1.16~1.35(表4)。姥鲛烷(Pr)和植烷(Ph)是最常见的类异戊二烯烷烃。所有样品Pr和Ph丰度偏低,低于相邻的正构烷烃,相应的Pr/nC₁₇值和Ph/nC₁₈值普遍小于1(图6-a)。Pr优势明显,东三下段Pr/Ph值变化在1.48~3.29之间,东三上段Pr/Ph值变化在1.92~4.41之间。

3.4.2 甾类化合物

在m/z=217质量色谱图上检测到丰富甾类化合物(图5),包括孕甾烷、升孕甾烷、规则甾烷和重排甾烷。规则甾烷具有重要的生源意义,认为C₂₇规则甾烷源自水生生物,C₂₈规则甾烷源自含叶绿素c的浮游植物,C₂₉规则甾烷源自陆生高等植物(Peters et al., 2005;Farhaduzzaman et al., 2012)。南堡凹陷东三下段和上段C₂₇-C₂₈-C₂₉规则甾烷相对含量分别为32.5%~44.4%、18.8%~31.4%、31.1%~46.3%和26.5%~38.3%、20.5%~30.0%、38.2%~51.1%,进一步证实了混合有机质来源特征。

规则甾烷化合物中常见ααα-20R、αββ-20R、ααα-20S和αββ-20S共4种构型。随着热演化程度增大,规则甾烷化合物由在热力学上不稳定的R构型向稳定的S构型转化、不稳定的αα构型向稳定的ββ构型转化(Hanson et al., 2000)。因此,C₂₉ 20S/(S+R)和C₂₉ ββ/(ββ+αα)2个值随着有机质成熟度增大而增大,并在0.52~0.55和0.67~0.71达到反应平衡终值。东三下段甾烷的异构化作用较强,上述2个参数值分别为0.36~0.41和0.52~0.67(图6-b),指示有机质处于成熟阶段。东三上段甾烷的异构化作用较弱,2个参数值分别为0.27~0.44和0.40~0.57(图6-b),指示有机质处于低成熟阶段。

3.4.3 萜类化合物

在m/z=191质量色谱图上检测到萜类化合物包括五环三萜类化合物C₂₇三降藿烷(Ts、Tm)、C₂₉降藿烷、C₂₉降新藿烷、C₃₀藿烷、伽马蜡烷、C₃₁-C₃₅升藿烷及少量的三环萜烷和四环萜烷(图5)。东三下段和上段Ts/Tm值分别为0.74~4.81和0.25~1.20(图6-c),这一参数可有效区分2套烃源岩生烃产物。C₃₀藿烷丰度普遍高于C₂₉ 降藿烷,东三下段和上段C₂₉/C₃₀ 藿烷值分别为0.16~0.45和0.32~0.99(图6-d)。升藿烷表现为C₃₁>C₃₂>C₃₃>C₃₄>C₃₅的正序特征,尤其是C₃₄、C₃₅升藿烷丰度很低,符合非强还原沉积环境的生标特征。

伽马蜡烷丰度较低,伽马蜡烷指数(伽马蜡烷/C₃₀藿烷)均小于0.2(图6-e)。C₁₉和C₂₀三环萜烷母质为陆生高等植物。C₁₉/C₂₃ 三环萜烷和C₂₀/C₂₃ 三环萜烷比值越高指示陆生有机质输入越高(Hao et al., 2011;Adegoke et al., 2015)。这2个参数在东三下段和上段分布范围比较接近(图6-f),前者分别为0.09~2.07和0.28~1.63,后者分别为0.05~1.01和0.17~0.80,说明陆源有机质输入量相当。

4 讨论

4.1 古环境分析

4.1.1 古气候分析

受气候因素的影响,湿润气候型元素(Fe、Mn、Cr、Ni、V、Co)和干旱气候型元素(Ca、Mg、Sr、Ba、K、Na)的迁移和分配规律有所不同,前者倾向在偏湿润气候下富集,而后者倾向在偏干旱气候下富集。利用这2类元素含量计算得出古气候指数C值可用于表征古气候的变化。其中,C=∑(Fe+Mn+Cr+Ni+V+Co)/∑(Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na)。C>0.6指示温暖湿润气候; 0.2<C<0.6指示半湿润—半干旱气候; C<0.2指示干旱炎热的气候(Fedo et al., 1995;Qiu et al., 2015)。结果表明(图7),东三下段C值介于0.32~0.45之间,自下至上呈现增大趋势,表明古气候经历了半干旱→半湿润的变化。东三上段C值介于0.30~0.39之间,自下而上呈现减小趋势,表明古气候经历了半湿润→半干旱的变化。

沉积物中碳酸盐矿物(方解石、白云石、文石)含量常常作为古气候变化的替代性指标(Gyawali et al., 2019)。湖泊中碳酸盐矿物有原生和自生2种成因。沉积物中出现丰富的自生碳酸盐矿物往往标志着气候向干旱转变,反之向湿润转变(兰敏文等,2022)。南堡凹陷物源区母岩为北部燕山褶皱带地区燕山期发育的花岗岩(静禹钱等,2023),不含碳酸盐岩。即样品中检测到的碳酸盐矿物均属于自生成因,具有古气候指示意义。X射线衍射分析表明(表1),东三下段碳酸盐矿物含量介于8.3%~17.8%之间,平均含量13.3%,自下至上降低表明偏向湿润气候变化; 东三上段碳酸盐矿物含量介于11.7%~23.8%之间,平均含量17.4%,自下而上增高表明偏向干旱气候变化。这一认识与古气候指数C值判别结果一致。

4.1.2 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。生源Ba主要与浮游生物腐烂有关,已被证实是可靠的古海洋水体生产力指标。通常认为,生源Ba浓度为200~1000 μg/g指示中等生产力,1000~5000 μg/g指示高生产力(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。为了剔除陆源碎屑的影响,其计算公式为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为后太古代澳大利亚页岩2元素浓度的比值,取值0.0075。结果表明,东三下段和上段生源Ba浓度分别为800~2150 μg/g和785~2103 μg/g,具有高的生产力。这一认识与东三段观察到的丰富藻类化石相吻合。然而,w(TOC)与w(Ba_生源)正相关性并不显著(图8-b),说明除水生藻类外,陆生高等植物对南堡凹陷东三段有机质富集也有重要贡献。

4.1.3 古水深

根据金属元素的迁移能力及离岸分布规律可估算古水深。现代沉积研究表明,Mn和Fe在沉积过程中分异作用明显。Mn稳定性较强,在离岸远(长距离迁移)的深水环境趋于富集; Fe稳定性较弱,仅在离岸近(短距离迁移)的浅水环境趋于富集(郑玉龙等,2015;李浩等,2017)。因此,Mn/Fe值具有古水深指示意义,高值出现在深水区,低值出现在浅水区。东三下段Mn/Fe值介于136.6×10^-4~160.8×10^-4之间,平均值148.9×10^-4,自下至上呈现增大趋势,表明古水深经历了较浅水→较深水的变化。东三上段Mn/Fe值介于133.4×10^-4~149.5×10^-4之间,平均值144.1×10^-4,自下而上呈现减小趋势,表明古水深经历了较深水→较浅水的变化。对比古气候指数C值垂向分布曲线发现,两者呈现同步变化趋势(图7),说明南堡凹陷东三段沉积时期水体深度变化受到气候因素的控制,表现为由半湿润气候向半干旱气候,湖水蒸发量增大,大气降雨量减小,引起湖泊出现由偏深水向偏浅水环境的变化,反之亦然。

由于湖泊水位在较深水至较浅水之间波动,预示着南堡凹陷东三段沉积时期有机质埋藏率有所不同。已有研究表明,半封闭性—封闭性深水相很容易出现水体分层强的还原环境,有机质埋藏率高; 而开放性浅水相水体动荡,表层水和底层水频繁循环出现水体分层弱的氧化环境,有机质埋藏率低(高阳东等,2022)。

4.1.4 古盐度

古盐度是衡量古湖泊水介质条件变化的重要标志。在自然界水体中,Sr的迁移能力强于Ba。当水体矿化度很低时,它们以离子形式保留于水体中。当水体矿化度逐渐增加,Ba²⁺以BaSO₄的形式先析出,Sr²⁺以SrSO₄的形式后析出,导致沉积物中Sr趋于富集。因此,沉积物中Sr含量及Sr/Ba值往往与水体古盐度呈现正相关关系。根据前人所建立标准(崔滔等,2013),认为Sr含量小于300×10^-6为淡水环境,300×10^-6~800×10^-6为半咸水环境,800×10^-6~1000×10^-6为咸水环境,大于1000×10^-6为超咸水环境。Sr/Ba值小于0.2为淡水环境,0.2~0.5为半咸水环境,大于0.5为咸水环境(Wei and Algeo,2019)。东三下段和上段Sr含量分别为257.90×10^-6~405.20×10^-6(平均值313.30×10^-6)、273.10×10^-6~361.50×10^-6(平均值296.90×10^-6),相应的Sr/Ba值分别为0.14~0.32(平均值0.20)、0.15~0.29(平均值0.22),反映了这一沉积时期水体在淡水至半咸水环境之间波动变化。由于与古气候指数C值垂向分布曲线呈镜像变化(图7),说明南堡凹陷东三段沉积时期水体含盐量变化亦受到气候因素的控制,表现为由半湿润气候向半干旱气候,湖水蒸发量增大,大气降雨量减小,水体中各离子浓度趋向浓缩,引起湖泊出现由偏淡水向偏咸水环境的变化,反之亦然。

大量的伽马蜡烷是高盐度水体分层的标志(Ten Haven et al., 1989),认为伽马蜡烷指数小于0.2指示偏淡水环境,大于0.2指示偏咸水环境(Yuan et al., 2017)。东三下段伽马蜡烷指数介于0.04~0.14之间,平均值0.09;东三上段伽马蜡烷指数介于0.02~0.07之间,平均值0.04,显然,这一时期总体处于偏淡水环境。

南堡凹陷东三段沉积时期适宜的水体古盐度有利于多种类浮游藻类繁盛,根据冀东油田古生物资料,观察到的光面球藻、粒面球藻、网面球藻、皱面球藻、刺球藻、角凸藻等10余种藻类化石即是直接证据。

4.1.5 古氧化还原条件

铁族元素V和Ni在不同氧化—还原环境中离子价态有所不同,导致在沉积物中富集程度有所不同。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(Tribovillard et al., 2006)。相比较,V更容易在缺氧条件下被有机质或黏土吸附而富集。更为重要的是,它们不因后期成岩作用发生迁移(Scheffler et al., 2006;张天福等,2016)。Hatch and Leventhal(1992)指出V/(V+Ni)>0.84为水体分层强且出现H₂S的还原环境; 0.60~0.84为水体分层中等的弱还原—弱氧化,<0.46为水体分层弱的氧化环境。东三下段和上段V(V+Ni)值变化范围较窄(图7),分别为0.65~0.73(平均值0.70)和0.65~0.71(平均值0.68),说明这一时期水体活动性较弱,以弱还原—弱氧化环境为主。这一认识与岩心沉积构造描述吻合,交互出现的纹层状、层状和块状沉积构造似乎是弱还原—弱氧化环境的表现。

Pr/Ph值亦是表征水体氧化还原条件的重要参数(Ten Haven et al., 1987;Chandra et al., 1994)。通常认为,Pr/Ph值小于1.0倾向还原环境,1.0~3.0倾向弱还原—弱氧化环境,大于3.0倾向氧化环境(Didyk et al., 1978)。Pr/Ph值还可能受成熟因素的影响,由于样品以低成熟为主,认为其比值差异主要是水体氧化还原条件变化的体现。东三下段和上段Pr/Ph值分别为1.48~3.29(平均值2.07)和1.92~4.41(平均值2.62),进一步证实水体以弱还原—弱氧化环境为主。这一认识在Pr/nC₁₇和Ph/nC₁₈交会图中也得到了印证(图6-a)。

水体氧化还原条件是影响有机质埋藏率的重要因素。研究表明,南堡凹陷东三段有机质富集明显受到水体氧化还原条件的影响,表现为大部分样品TOC值与V/(V+Ni)值存在正相关性(图8-c)、与Pr/Ph值存在负相关性(图8-d)。少部分样品偏离趋势线,可能与丰富的耐降解陆源高等植物有机质有关。

4.2 富有机质页岩发育模式

前人研究表明,构造因素与气候因素协同演化影响着古湖泊环境,进而影响着有机质富集。受基底沉降强烈增速作用,南堡凹陷东三段最大沉降速率达到550m/Ma(王华等,2012),高于渤海湾盆地其他凹陷同期沉降速率,很容易形成较深湖—深湖水体环境,同时还形成较厚的细粒沉积。表层水体盐度适当,更益于广盐性浮游藻类生存与生长,水体生产力较高。由于半湿润至半干旱交替型气候,不稳定径流使得水体难以形成稳定分层,表现为低伽马蜡烷指数。与此同时,部分溶解氧进入水体,表层水和底层水发生交换,形成弱还原—弱氧化环境,表现为中等的V/(V+Ni)和Pr/Ph值。南堡凹陷东三段有机质为水生和陆生混合来源,其中,水生有机物属于氧敏感物质,在富氧水体环境中被降解,而在贫氧水体环境中被保存。因此,良好的保存条件是南堡凹陷东三段有机质富集的重要因素。综上所述,南堡凹陷东三段半湿润至半干旱交替型古气候影响着古湖泊环境波动变化,进而影响着有机质差异富集(图9),其中,在偏湿润气候下水体古生产力高且容易形成较深水的贫氧环境(有机质埋藏率高),有机质富集程度高(如12~16号样品点);在偏干旱气候下水体古生产力中等且容易形成较浅水的富氧环境(有机质埋藏率低),有机质富集程度低(如1~3号样品点)。

5 结论

1)渤海湾盆地南堡凹陷古近系东营组三段沉积时期,古气候经历了半干旱→半湿润→半干旱、古水深经历了较浅水→较深水→较浅水、古盐度经历了半咸水→淡水→半咸水、古氧化还原条件经历了弱氧化→弱还原→弱氧化的变化过程。

2)南堡凹陷东三段半湿润至半干旱交替型古气候影响着古湖泊环境波动变化进而影响着有机质差异富集。在偏湿润气候下水体古生产力高且以较深水贫氧环境为主,有机质埋藏率高,沉积物中有机质富集程度高; 而在偏干旱气候下水体古生产力中等且以较浅水富氧环境为主,有机质埋藏率低,沉积物中有机质富集程度低。

3)从古气候和古环境角度理解有机质富集特征,可以有效指导页岩油勘探甜点段的选择。湿润气候下形成的富有机质页岩是南堡凹陷东三段页岩油最有利勘探对象。

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基金资助

*中国石油股份公司重大科技专项子课题(2023YQX20107)

唐山市科技计划项目(22130213H)

辽宁省矿产资源绿色开发重点实验室开放课题(LNTU/GDMR-2316)