琼东南盆地深水区渐新统烃源岩有机质碳同位素分布特征及其主控因素

何春民, 甘 军, 梁 刚, 李 兴, 王 星, 李腾飞, 田 辉*

琼东南盆地深水区渐新统烃源岩有机质碳同位素分布特征及其主控因素

何春民1,2, 甘 军3, 梁 刚3, 李 兴3, 王 星1,2, 李腾飞1, 田 辉1*

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所 有机地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院大学, 北京 100049; 3. 中海石油(中国)有限公司湛江分公司, 广东 湛江 524057)

渐新世时期, 琼东南盆地海侵作用逐渐加强, 由海陆交互相逐渐过渡到浅海相沉积。但对崖城组与陵水组样品有机质碳同位素分析显示, 从崖城组到陵水组有机质碳同位素逐渐变重, 与通常陆生植物碳同位素重于水生生物的现象相左。通过对样品显微组分分析发现, 有机质碳同位素较重的样品腐泥组分含量偏高。考虑到渐新世沉积水体为微咸水或咸水, 而咸水条件下水生藻类有机质碳同位素偏重, 因此显微组分中腐泥组分含量的升高会使得有机质碳同位素变重。然而沉积相和显微组分基本类似的崖城组和陵水组样品有机质碳同位素仍然存在差异, 这说明有机质碳同位素变重还存在显微组分变化之外的其他影响因素。结合全球渐新世以来的古气候与大气CO2浓度变化特征可知, 该时期大气中CO2浓度发生了巨大变化, 由崖城组沉积时期的1000～1500 μL/L下降到陵水组沉积时期的500 μL/L以下, 导致陆生植物碳同位素逐渐变重。因此, 陆源输入有机质的碳同位素变重也是造成从崖城组到陵水组有机质碳同位素变重的重要原因之一。

渐新统烃源岩; 有机质碳同位素; 显微组分; 大气CO2浓度; 琼东南盆地

0 引 言

沉积有机质碳同位素组成是一种重要的地球化学参数, 成岩作用和生烃作用对有机质碳同位素组成影响不大, 仍基本保持或继承了早期原始有机质的碳同位素特征[1]。原始有机质碳同位素组成受沉积环境、有机质类型等因素控制[1], 其生成的原油和重烃气也会继承母源有机质的碳同位素特征[2–3]。因此, 沉积有机质碳同位素在判断有机质类型、沉积环境和油气源对比中具有重要作用[4]。一般认为, 腐殖型有机质以高等植物生源为主, 干酪根碳同位素值较重(大于−26‰); 而腐泥型有机质生源以低等水生生物为主, 干酪根碳同位素值较轻(小于−26‰)[5]。对琼东南盆地深水区崖城组与陵水组有机质碳同位素的测试结果显示, 陵水组有机质碳同位素总体表现重于崖城组, 两者大致以−27‰为界。但从崖城组到陵水组, 总体表现为水深增大, 由海陆交互相过渡到浅海相沉积[6]。这有悖于经典有机质类型和碳同位素特征的关系。鉴于此, 本次研究拟从有机质碳同位素的影响因素着手, 来分析崖城组与陵水组有机质碳同位素差异产生的原因。

1 地质背景

琼东南盆地位于海南岛与西沙群岛之间的海域, 分布范围为108°50′～110°50′E, 16°50′～19°00′N, 是南海北部大陆架4个含油气盆地之一, 面积约6.5×104km2, 其中深水区(水深大于300 m)面积大约占到了盆地面积的70%[7]。受基底断裂控制, 盆地总体构造格局为“三坳两隆”, 即北部坳陷带、崖城-松涛中央凸起带、中央坳陷带、南部隆起带和南部坳陷带(图1)。琼东南盆地的形成与演化受到古太平洋板块俯冲后撤引起的南海扩张及印度洋板块与欧亚板块碰撞引起的印支地块走滑作用共同控制[8]。盆地演化经历了由陆到海的演化过程, 历经断陷期(T100～T70)、断坳期(T70～T60)、热沉降期(T60～T30)和加速沉降期(T30～至今) 4个阶段, 整体可划分为裂陷期(T100～T60)与裂后期(T60～至今)两个时期[8–10](图2)。由于新生代以来沉积速率较快, 琼东南盆地发育了巨厚的新生代地层, 厚度高达12000 m[12]。

始新世时, 南海扩张作用使得盆地形成一系列NE向断裂, 同时使凹陷发生了明显的断块旋转, 形成众多犁式半地堑构造。由于此时海水尚未涌入, 琼东南盆地为陆相湖盆, 发育中-深湖相沉积, 为盆地重要烃源岩之一[13]。早渐新世(约32 Ma)以来, 南海开始SE向扩张, 盆地进入第2期快速沉降阶段。随着盆地的进一步拉张, 发生了多次海侵海退, 使得崖城组在凸起边缘以海陆过渡相沉积为主, 凹陷中心则发育浅海相沉积。晚渐新世时, 南海继续扩张使得海水深度进一步加大, 普遍发育浅海至半深海相陵水组。大约23.3 Ma时, 巴拉望岛北部与吕宋岛弧发生碰撞, 导致南海北部陆缘东段停止拉张[14–16],琼东南盆地逐渐停止裂陷活动, 整体热沉降作用逐渐加强。西部次海盆在印支地块左旋走滑活动下继续扩张, 一直持续到约15 Ma[17]。在此期间琼东南盆地沉积了三亚组浅海-深海相地层, 地层厚度自西向东递减。在15～10 Ma期间, 红河左旋走滑断裂处于宁静期[17], 琼东南盆地整体处于低沉降速率阶段, 沉积了梅山组浅海-深海相沉积。在10 Ma左右, 红河断裂开始转变为右旋走滑, 造成琼东南盆地西部进入第3期快速沉降阶段[17], 沉积了巨厚的黄流组、莺歌海组和乐东组。红河断裂右旋走滑活动对盆地构造沉降演化的影响向东迅速递减, 至珠江口盆地则不存在10.5～5.3 Ma以来的快速沉降过程。在4～5 Ma期间, 南海北部古扩张脊开始向马尼拉海沟俯冲[18], 使得琼东南盆地东部进入快速沉降阶段, 由于东部宝岛-长昌凹陷缺乏物源输入, 盆地东部全新世以来沉积物厚度较薄, 水深迅速增大到2000 m以上(图1)。

图1 琼东南盆地地理位置、构造单元划分及井位(据文献[7]修改)

2 样品与实验方法

本研究所取样品来自CC26井、WN1井、YL19井和LS33井(图1)岩屑样品, 共计132件。其中CC26井崖城组样品17件, 陵水组样品11件; LS33井崖城组样品10件, 陵水组样品9件; YL19井崖城组样品39件, 陵水组样品28件; WN1井陵水组样品18件。为了避免油基泥浆对样品有机质碳同位素测定的影响, 研究中首先挑选颗粒状岩屑, 然后对其进行洗油处理, 具体方法是采用索氏抽提剂(二氯甲烷∶甲醇=93∶7)对样品进行72～96 h抽提, 直至溶剂无色为止, 接着继续用同样的混合试剂对样品进行多次超声清洗。之后称取一定量样品, 在样品中加入稀HCl, 60 ℃反应2 h, 以除去碳酸盐矿物。最后, 用去离子水将样品洗至中性, 用于总有机碳(TOC)、有机质碳同位素和显微组分分析。本研究中采用ELTRR CS-800碳硫分析仪对样品TOC进行测试, 测试标准参考GB/T 19145—2003; 有机质碳同位素分析采用Thermo Finnigan 公司Delta XL Plus EA-IRMS进行, 分析过程中设置平行样, 结果采用PDB标准, 测定精度为±0.2‰。显微组分分析采用Leica MVP研究级显微镜, 目镜和物镜放大倍数分别为×10和×50, 荧光观察采用蓝光激发。

3 结果与讨论

图3展示了崖城组与陵水组岩屑样品TOC与有机质碳同位素频数分布特征。从图中可以看出, 崖城组样品TOC含量大多数介于0.25%～1%之间, 只有少数样品TOC含量大于1%; 陵水组样品TOC含量基本介于0.25%～1%之间, 与李文浩等[19]测得崖城组与陵水组暗色泥岩TOC含量结果基本一致。大多数崖城组样品有机质碳同位素值轻于−27‰, 只有少数样品有机质碳同位素值较重。而绝大多数陵水组样品有机质碳同位素值重于−27‰, 只有极少数样品有机质碳同位素较轻。本研究中也制取了少量干酪根样品进行其他实验, 其中获得的YL19井崖城组4300 m处海陆过渡相干酪根碳同位素值为−26.8‰, 与该深度岩屑样品有机质碳同位素值接近。CC26井崖城组浅海相干酪根碳同位素值为−28.0‰, YL19井陵水组浅海相干酪根碳同位素值为−26.3‰, LS33井陵水组浅海相干酪根碳同位素值为−24.3‰, 均落在岩屑样品有机质碳同位素分布范围内。浅水区YC13井崖城组海陆过渡相干酪根碳同位素值为−27.5‰, 也落在深水区崖城组岩屑样品有机质碳同位素分布范围内。孙玉梅等[20]的测试结果显示, 浅水区只有YC8-2-1井崖城组干酪根碳同位素值较重, 为−24.1‰; YC13-1-2井崖城组干酪根碳同位素值较轻, 为−27.9‰, 与本研究制取干酪根碳同位素值接近; YC26-1-A井崖城组干酪根碳同位素值更轻, 介于−29.5‰ ～ −30.5‰之间; YC26-1-A井、YC13-1-2井和YC21-1-1井陵水组干酪根碳同位素值分别为−26.7‰、−27.0‰和−25.6‰, 也落在本研究中深水区陵水组岩屑样品有机质碳同位素值分布范围内。孙林婷[21]测得的浅水区崖城组与陵水组干酪根碳同位素值分布范围虽有重合, 但仍然大致以−26‰为界, 也表现出陵水组干酪根碳同位素值偏重的趋势。因此, 无论是浅水区还是深水区, 岩屑样品及干酪根均表现出从崖城组到陵水组有机质碳同位素变重的特征。

3.1 显微组分对有机质碳同位素值的影响

本研究通过对比崖城组和陵水组有机质碳同位素值与沉积相关系, 发现有机质碳同位素值较重的样品均来自浅海相沉积(崖城组沉积后期由于海平面上升也发育浅海相沉积), 而来自潮坪相和沼泽相沉积的样品有机质碳同位素值基本轻于−27‰ (图4), 说明沉积相对有机质碳同位素有着重要影响。沉积相的变化可以反映有机质来源的变化, 因此显微组分的变化可能是导致样品有机质碳同位素不同的重要原因。从图中可以看出, 镜质组为其主要组分, 含量高达70%; 其次为腐殖无定形组分, 含量约为15%; 再次为惰质组, 含量约为8%; 壳质组和腐泥无定形组分(含藻类)含量较低, 分别为3%和4%。有机质碳同位素值较重的LS33井崖城组4016 m处浅海相样品(有机质碳同位素值为−26.5‰)中, 壳质组和腐泥组分(含藻类)含量显著升高(图6), 其显微组分中镜质组含量35%, 腐殖无定形组含量为30%, 惰质组含量为15%, 腐泥无定形组分(含无结构藻)含量为12%, 壳质组含量为8%。到有机质碳同位素值更重的LS33井陵水组3651 m处浅海相样品(有机质碳同位素值为−24.7‰), 壳质组和腐泥组分(含无结构藻)含量进一步升高(图7), 其显微组分中镜质组含量30%、腐殖无定形组分含量为30%、惰质组含量为15%、腐泥无定形含量(含无结构藻)和壳质组含量分别为15%和10%。Huang.[7]的研究也表明, 从崖城组到陵水组, 显微组分中壳质组和无定形组分含量上升。Wu.[22]通过研究伽马蜡烷与C30藿烷的相对含量, 认为三角洲地区表层水为淡水或微咸水环境, 而浅海区为微咸水或咸水沉积环境。咸水条件下水生生物有机质碳同位素值偏重, 如柴达木盆地第三系盐湖相干酪根碳同位素值介于−25.2‰ ～−21.8‰之间[1], 现今大西洋19°N附近悬浮颗粒有机碳的碳同位素值也偏重, 介于−22‰ ～ −20‰之间[23]。故海洋自生沉积有机质碳同位素值偏重, 样品显微组分中藻类含量的升高将导致样品有机质碳同位素变重。

图2 琼东南盆地地层划分(据文献[8, 11]修改)

图3 崖城组、陵水组岩屑样品TOC与有机质碳同位素频数分布

图5为YL19井崖城组4410 m处海陆过渡相样品(有机质碳同位素值为−27.2‰)干酪根显微组分照片。

图4 YL19井与LS33井岩屑样品有机质碳同位素分布

图5 YL19井崖城组4410 m海陆过渡相样品(全岩有机质碳同位素值为−27.2‰)干酪根显微组分照片

为确定显微组分是否为影响样品有机质碳同位素值的唯一因素, 研究中选取长昌凹陷CC26井和WN1井岩屑样品进行分析。CC26井位于长昌凹陷缓坡边缘, 从崖城组到陵水组均为大套泥岩, 沉积相基本保持不变, 为浅海相沉积。WN1井则靠近长昌凹陷中心, 由于崖城组埋深较大, 只钻至陵水组二段。WN1井陵水组也发育大套泥岩, 但陵水组沉积时期为水深增大的过程, 因此沉积相表现为从陵水组二段的浅海相沉积过渡到崖城组一段的半深海相沉积。

图6 LS33井崖城组4016 m处浅海相样品(全岩有机质碳同位素值为−26.5‰)干酪根显微照片(蓝光激发荧光模式)

图7 LS33井陵水组3651 m处浅海相样品(全岩有机质碳同位素值为−24.7‰)干酪根显微照片(蓝光激发荧光模式)

显微组分分析显示, CC26井崖城组有机质主要由腐殖无定形体组成, 含量约占60%; 其次为壳质组, 主要为陆源高等植物碎屑类脂体、角质体和孢子体等, 含量约占30%; 镜质组和惰质组含量较低, 分别约为4%和5%; 此外, CC26井崖城组中还含有极少量的藻类体, 约占1%。CC26井陵水组、WN1井陵水组样品显微组分与CC26井崖城组样品基本相似。Li.[24]认为, CC26井崖城组与陵水组沉积时期, 大量陆源碎屑的输入稀释了海洋生产力的贡献, 同时弱氧化的水体环境使得藻类在沉降过程中被分解, 因此崖城组、陵水组有机质含量与显微组分受到陆源碎屑输入的控制。这一观点与本研究中显微组分的分析结果一致。

值得注意的是, CC26井崖城组与陵水组有机质组成基本一致, 但有机质碳同位素值仍然存在差异, 也大致以−27‰为界(图8)。显微组分相似的WN1井陵水组有机质碳同位素主体上也重于−27‰。因此, 沉积环境不同造成的显微组分差异并不能解释CC26井崖城组与陵水组有机质碳同位素的不同。这表明除了显微组分外, 尚存在其他因素影响有机质碳同位素值。

3.2 气候变化对有机质碳同位素的影响

陆生植物有机质碳同位素值分布范围与植物类型相关[25]。C4植物有机质碳同位素值介于−8‰ ～ −16‰之间, 平均值为−13‰; C3植物有机质碳同位素值介于−23‰ ～ −34‰之间, 平均值为−27‰[26–31]。由于C4植物出现较晚, 一般认为不超过7 Ma[32–33], 且崖城组与陵水组样品碳同位素值均轻于−23‰, 因此上述两套地层中陆生植物主要来自C3植物。已有研究表明, C3植物有机质碳同位素与其生长环境相关, 温度升高以及大气中CO2分压降低都会使得C3植物有机质碳同位素变重[34]。陵水组有机质碳同位素重于崖城组可能与其沉积时期气候和大气CO2浓度变化相关。

图8 CC26井和WN1井岩屑样品有机质碳同位素分布

前人对琼东南盆地新生代孢粉组合研究表明, 崖城组沉积时期为温暖潮湿的热带亚热带气候, 到陵水组沉积时期气温下降趋势明显[35–36]。气温下降将导致有机质碳同位素变轻, 因此崖城组、陵水组样品有机质碳同位素分布特征与气温降低无关。Pagani.[37]的研究表明, 渐新世全球大气中CO2浓度下降明显, 从1000～1500μL/L下降到500μL/L以下(图9)。大气CO2浓度的变化引起了陆生植物有机质碳同位素值波动, 使得从崖城组到陵水组, 地层接受的陆源有机质碳同位素值变重, 这也是从崖城组到陵水组有机质碳同位素变重的原因之一。

图9 50 Ma以来大气CO2含量变化图(据文献[37])

4 结 论

(1) 琼东南盆地深水区渐新统从崖城组到陵水组, 沉积相由海陆过渡相逐渐转变为浅海相沉积, 两者有机质碳同位素分布存在明显差异, 总体表现为陵水组有机质碳同位素相对偏重, 两者大致以−27‰为界, 这与通常陆生植物有机质碳同位素偏重的现象相左。

(2) 通过对显微组分进行分析, 发现从崖城组到陵水组, 显微组分中腐泥组含量上升。由于微咸水或咸水条件下水生生物有机质碳同位素偏重, 因此样品中腐泥组分含量的增大会使得有机质碳同位素变重。

(3) 崖城组与陵水组显微组分基本一致, 主要为陆源有机质输入的CC26井岩屑样品有机质碳同位素值分布也表现出这一特征。因此显微组分的变化只是有机质碳同位素变重的原因之一, 可能还与陵水组沉积时期大气中CO2浓度显著下降造成陆源C3植物碳同位素变重有关。

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Characteristics of the organic carbon isotope of Oligocene source rocks in deepwater area of the Qiongdongnan Basin and its main controlling factors

HE Chun-min1,2, GAN Jun3, LIANG Gang3, LI Xing3, WANG Xing1,2, LI Teng-fei1and TIAN Hui1*

1.State Key Laboratory of Organic Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;3. Zhanjiang Branch of China National Offshore Oil Corporation Ltd., Zhanjiang 524057, China

During the Oligocene, transgression gradually increased in the Qiongdongnan Basin, and the marine- continental transitional facies went into neritic facies progressively. However, organic carbon isotope analysis of the Yacheng Formation and Lingshui Formation revealed that the organic carbon isotope values grew heavy from the Yacheng Formation to the Lingshui Formation, contrary to the general phenomenon in which terrestrial plants have heavier organic carbon isotope values than aquatic organisms. Analysis of the maceral indicated that samples with heavy organic carbon isotope values contained more sapropelic amorphous. Considering the sedimentary water body is brackish water or saltwater during the Oligocene, the algae in saltwater have heavier organic carbon isotope values than freshwater. The increase in the sapropelic amorphous content makes the organic carbon isotope heavy. Nevertheless, differences in organic carbon isotope still existed between the Yacheng Formation and the Lingshui Formation samples with similar sedimentary facies and maceral composition, indicating other factors influenced the organic carbon isotopes. Climate and atmospheric CO2concentration changes since Oligocene caused the atmospheric CO2concentration to decline significantly during this period, from 1000–1500 μL/L in the deposition period of the Yacheng Formation to less than 500 μL/L in the sedimentary period of the Lingshui Formation; this led to heavier organic carbon isotopes in terrestrial plants. Therefore, the input of terrestrial organic matter with heavy carbon isotopes is also an important cause of the heavier organic carbon isotopes in the Lingshui Formation than in the Yacheng Formation.

hydrocarbon source rocks in the Oligocene; organic carbon isotope; maceral composition; atmospheric CO2concentration; Qiongdongnan Basin

P593; TE122

A

0379-1726(2021)02-0175-10

10.19700/j.0379-1726.2021.02.004

2019-11-08;

2020-01-07;

2020-01-09

国家油气重大专项(2016ZX05026-002-00)

何春民(1992–), 男, 博士研究生, 地球化学专业。E-mail: hechmin@mail2.sysu.edu.cn

TIAN Hui, E-mail: tianhui@gig.ac.cn; Tel: +86-20-85290309