武威盆地北部儿马湖凹陷石炭系古环境分析

刘洪军，杜治利，陈 夷，田 娅，张蓬勃，王凤琴

(1.西安石油大学 地球科学与工程学院，陕西 西安 710065；2.陕西省油气成藏地质学重点实验室，陕西 西安 710065；3.中国地质调查局 油气资源调查中心，北京100083)

引 言

武威盆地是我国河西走廊地区重要的含油气盆地之一[1-2]，石炭系被认为是其主力勘探目的层系。盆地主体被腾格里沙漠覆盖，仅在盆地西缘、南缘和东部有零星的石炭系地层出露，除了在盆地南部有3口地质钻井外，在盆地北部尚无任何油气钻井，这制约了对盆地北部石炭系井下石油地质条件的系统评价。对于武威盆地的古沉积环境，前人[3-7]已有所研究，认为早石炭世时以海湾-泻湖相及潮坪相沉积环境为主，晚石炭世羊虎沟组及太原组主要以海陆过渡型的滨浅海相、潮坪相及三角洲相沉积环境为主，但是这些研究均是从野外地质露头等宏观方面分析并结合大地构造背景进行的。到目前为止，尚未见从岩心的元素及有机地球化学生物标志化合物方面来研究武威盆地古气候、古氧化-还原环境及古水体性质等相关微观古环境的报道。本次研究基于武威盆地北部坳陷带儿马湖凹陷内一口岩心较完整的油气地质调查井-武地1井[8]。该井目的层系为石炭系。以武地1井石炭系靖远组、羊虎沟组及太原组岩心样品为基础，通过有机地球化学与无机地球化学参数分析，评价研究区石炭系的古沉积环境，以期对开展武威盆地石炭系有效烃源岩预测与油气勘探提供依据。

1 地质背景

武威盆地位于甘肃省河西走廊东部[4]，主体在甘肃境内，有部分地区位于内蒙古和宁夏自治区(图1)。大地构造上位于北祁连加里东褶皱带及阿拉善地块两个构造单元的交汇地带[6]，阿拉善地块受南北两大断裂带所限，其中，北部为疏勒河断裂—北山断裂—苏红图—特罗西滩断裂，南部为祁连山北缘断裂带，地块中间为龙首山断裂—吉兰泰—金昌断裂分割(图1)。盆地总体走向为近东西，具有褶皱带-地块过渡的性质，其主体位于阿拉善地块内，总面积约2.75×104km2。除在盆地西部、南部及东部分布有石炭系地质露头外，盆地内基本为沙漠覆盖，总体趋势南高北低。构造上由“三坳两隆”即北部坳陷、哈拉敖包隆起、中部坳陷、翟家隆起和南部坳陷5个一级构造单元及20个二级构造单元组成，武地1井位于北部的二级构造单元儿马湖凹陷内(图1)。前人[3-7]研究认为武威盆地晚石炭纪时期为海陆过渡相沉积，主要的沉积相有滨浅海相、滨海沼泽相、泻湖相、三角洲相。其中，在滨海沼泽相中发育有厚层的黑色泥页岩并夹有薄煤层，富产植物化石。从盆地周缘露头看，石炭系地层从下向上依次为下统前黑山组、臭牛沟组，上统靖远组、羊虎沟组和太原组。其中，在下统地层中发育有灰岩，但分布范围局限；上石炭统地层中发育有巨厚的煤系暗色泥页岩，最厚逾1 000 m，是主要生油气源岩[3-4]。武地1井自上而下钻遇地层为：新生界、白垩系巴彦浩特组、侏罗系芬芳河组、二叠系山西组、石炭系太原组、羊虎沟组和靖远组(未穿，仅达靖远组中下部)(图2)。石炭系地层特征如下：太原组厚度为109.2 m，岩性以暗色泥页岩为主，中间夹中到薄层细砂岩，分布有厚度不均的薄层劣质煤，泥页岩厚71.9 m，含少量植物茎部及生物化石；羊虎沟组厚度为30.55 m，以暗色泥页岩与灰色细砂岩互层为主，泥页岩厚21.34 m；靖远组虽未钻穿，但厚度大，主要以中厚层细砂岩为主，暗色泥页岩相对整个地层厚度不大，总计达70.04 m(图2)。

图1 武威盆地构造位置及武地1井井位

图2 武地1井石炭系综合柱状图

2 样品采集与分析

本次采集样品共计40块，其中，黑色泥页岩样品15块，细砂岩样品25块，样品测试及计算结果分别见表1、表2。为了分析暗色泥页岩及细砂岩形成时的古环境，分别从有机地球化学和无机地球化学两个方面入手，针对暗色泥页岩进行主微量元素分析、可溶有机质抽提、族组分分离，并在分离的基础上对饱和烃和芳香烃进行气相色谱与质谱(GC-MS)分析，对细砂岩进行主微量元素分析。微量元素分析执行GB/T 14506.30-2010《硅酸盐岩石化学分析方法》，使用仪器为PerkinElmer，Elan DCR-e型等离子体质谱分析仪。主量元素采用GB/T 14506.14-2010《硅酸盐岩石化学分析方法》和GB/T 14506.28-2010《硅酸盐岩石化学分析方法》，使用仪器为AxiosmAX X射线荧光光谱仪。饱和烃及芳香烃色谱/质谱分析(GC-MS)采用Agilent6890GC/5890MSD色谱—质谱联用仪，按《气相色谱—质谱法测定沉积物和原油中生物标志物》(GB/T18606-2017)标准进行分析。主微量元素实验均在核工业研究院(北京)完成，有机地球化学实验均在中国石油大学(北京)国家重质油重点实验室完成。

3 测试结果分析与讨论

3.1主微量元素地球化学特征

测试了主量元素化合物K2O、Na2O、CaO、Fe2O3和Al2O3，其中，Al2O3和Fe2O3含量较高，w(Al2O3)最高达26.68%，最小4.11%，平均13.57%；w(Fe2O3)分布于0.80%～9.23%，平均3.95%。w(K2O)分布于0.48%～7.15%，平均3.27%。Na2O和CaO含量较低，CaO在暗色泥页岩中的含量高于在细砂岩中的含量。w(MgO)分布在1%左右，变化不大(表2)。与这几种主量元素的大陆地壳标准值(UCC)相比[9]，Na2O和CaO整体上偏低，而Al2O3和K2O相对于其UCC值分布较为分散(图3(a))。从岩性上看，靖远组上下部泥岩及细砂岩主量元素含量有一定的差别，上部泥岩中K2O、Al2O3和MgO含量小于下部泥岩，而CaO则相反，靖远组上下部泥岩中Na2O的含量相当。这些主量元素在泥岩中的含量整体均高于细砂岩的含量(图3(a))。

主要测试了微量元素Mn、Ni、Sr、V、Zn、Li、Co、Ti、Ba、Cr和Cu，将这些微量元素的上地壳背景值(UCC)作为标准值[9]，将各元素测试值与标准值相比，该值就是各元素的富集指数，大于1则表明富集，反之就表示该微量元素亏损。计算结果表明，Ni、V、Zn、Li、Cu和Co元素富集，而其他微量元素整体为亏损(图3(b))。从岩性分析，靖远组上部泥岩中微量元素Li含量高于下部泥岩，而Co含量则是下部泥岩高于上部泥岩，细砂岩所含微量元素整体低于泥岩(图3(b))。

图3 武地1井石炭系岩样主微量元素地球化学特征

3.2 古气候条件

古气候通常划分为3类，即温暖湿润、干旱炎热和寒冷干燥。随着沉积水体中水分的蒸发，水体介质的碱性会变大，此时水体中的Na、Ca、Mg、Sr和Mn等元素就会大量析出，进而沉积在水体底部，其含量就会相应增大。与Ca相比，当温度较高时，Mg更易于沉积，因此，沉积物中w(Mg)/w(Ca)比值会随着干旱程度的变化而变化。前人研究[10]已经证实，w(Sr)/w(Cu)和w(CaO)/w(MgO)是判别古气候环境的有效指标。一般情况下，Sr本身就是典型的喜干型元素，其含量低指示温暖潮湿气候，而高值则表示干旱气候。w(Sr)/w(Cu)比值介于1.3～5.0时，指示为温暖湿润气候，而该值大于5.0时则表示干旱炎热气候。

武地1井上石炭统3个层位太原组、羊虎沟组和靖远组泥岩或砂岩样品中w(Sr)/w(Cu)<5.0的样品占总样品数的82.93%，说明上石炭纪时期整体上应该为温暖潮湿气候。w(Sr)/w(Cu)>5.0的样品仅有7个，其中有6个样品处于1 590.56～1 628.45 m深度段内，岩性为深黑色泥岩。依据标准，它们应是气候炎热时期的产物(图2、图4(a))，可能处于蒸发还原环境，淡水补给小于蒸发量，水体以咸水为主(见下述古盐度分析)。w(Sr)的上地壳值为600 μg/g[9]，而本次40个样品中仅有1个样品w(Sr)>600 μg/g，平均值约为150.10 μg/g(表1、图2)。w(CaO)/w(MgO)的值绝大多数于小1(表2、图4(b))，表明Mg比Ca更加富集。从太原组、羊虎沟组和靖远组样品这些参数可以判别，上石炭统时期，武地1井所处位置整体上应该是温暖湿润气候(图2)。

图4 武地1井石炭系样品古气候参数

Nesbit等[11]提出化学风化蚀变指数CIA(CIA=w(Al2O3)/w(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)×100)可用来判断沉积旋回及源区的风化强度。国内一些学者[12-17]将该参数进一步应用于判别沉积物沉积时期的气候条件，研究证实当50

3.3 古生产力条件

古生产力条件差异直接影响着有机质富集的程度。Cu、Ni和Zn可以反映湖泊的生产力条件，这是因为Cu、Ni和Zn会与有机质结合，在还原的水体中被保存到沉积物中[18]。研究区泥岩中w(Cu)分布在39.7～151.4 μg/g，平均85.4 μg/g(图5(a))；w(Ni)分布在25.0～158.7 μg/g，平均63.9 μg/g(图5(b))；w(Zn)分布在53.8～238.0 μg/g，平均114.0 μg/g(图5(c))。细砂岩中w(Cu)分布在18.0～88.2 μg/g，平均44.9 μg/g(图5(a))；w(Ni)分布在9.5～83.3 μg/g，平均32.1 μg/g(图5(b))；w(Zn)分布在20.4～96.0 μg/g，平均53.6 μg/g(图5(c))。泥岩中Cu、Ni和Zn含量均明显高高于细砂岩，这说明研究区泥岩沉积时期古生产力条件明显高于细砂岩。

图5 古生产力评价参数箱状图

3.4 有机质保存条件

3.4.1 水体氧化还原性

(1)主微量元素特征

沉积水体的氧化还原性对微量元素溶解与沉淀具有十分明显的控制作用。对沉积水体氧化还原环境敏感的微量元素是指溶解度明显受水体的氧化还原性控制，向还原性水体及沉积物聚集而自生并富集的微量元素。

多数情况下，在氧化环境易溶而在还原环境沉淀的典型微量元素有U、Mo、V、Cr、Co、Ni、Cu及Fe等，这些元素在缺氧的环境中会自生富集，在后生成岩作用过程中也很少会发生迁移，其中保留了原始沉积时的地质环境信息，因此，可以作为判断古沉积环境的氧化与还原指标[18]。前人研究总结出反映古氧化还原环境最有效的微量元素参数主要有w(U)/w(Th)、w(V)/w(V+Ni)和w(Cu)/w(Zn)或w(Cu+Mo)/w(Zn)[19]，其次，w(V)/w(Cr)和w(Ni)/w(Co)也是较为可行的氧化还原指标参数。通常w(V)/w(V+Ni)>0.84及w(Ni)/w(Co)>7.0时为还原环境，而当0.6

上石炭统三个层段泥岩和砂岩样品w(V)/w(V+Ni)值分布范围变化不大，在为0.40～0.86，平均0.68，仅有4个样品该数值小于0.6(表1、图6(a))。w(Cu)/w(Zn)在0.4～1.45时为氧化-还原过渡性环境，大于1.45则为还原环境，而小于0.4则为氧化环境[18]。武地1井上石炭系烃源岩w(Cu)/w(Zn)值分布于0.35～2.81，主频在0.4～1.2(表2、图6(c))，总体上该值不大，这证实该时期研究区为氧化-还原环境。

另外，从V元素富集系数[9](VEF)的分布也可以看出，研究区泥岩中VEF分布在0.70～1.15，平均0.93，而细砂岩中VEF分布在0.53～1.31，平均0.76。泥岩中VEF主体明显高于细砂岩，这说明泥岩沉积时期水体还原性明显高于细砂岩沉积时期。

(2)生物标志物特征

烃源岩可溶有机质抽提物中饱和烃馏分的植烷系列化合物，其相应生物标志化合物参数也能很好地用于判断其生物母质形成时的氧化与还原环境[20-21]。姥鲛烷和植烷是植醇分别在还原和氧化环境下形成，Pr/Ph比值可以反映有机质的沉积环境，1时0.6时，硫芴含量增大，还原性就会增强，反之，当wOF/(wOF+wF)>0.6时氧化性就会变强。武地1井石炭系太原组、羊虎沟组和靖远组暗色泥页岩这2个参数具有相似的分布规律，其中wSF/(wSF+wF)介于0.17～0.39，平均0.30，而wOF/(wOF+wF)分布在0.19～0.33，均值为0.26(表3、图6(b))，这也从另一方面证实研究区上石炭系地层主要形成于弱氧化-弱还原环境。

饱和烃馏分中的甾烷类化合物几乎都来源于真核生物。尽管有研究表明，一些水生生物如褐藻及许多绿藻是以C29为主的，但在一些与陆生植物有机质无关的沉积或原油中也存在丰富的C29甾类[22]。许多缺乏陆生植物的前泥盆纪沉积的原油及一些碳酸盐岩来源的原油含有丰富的C29甾烷，它们的生物先质没有或很少有高等植物输入[25-28]。但一般认为，水生生物富含C27和C28甾醇，而高等植物富含C29甾烷[29]。以陆相高等植物有机质为主导的煤系沉积缺少C27而富集C29甾烷是一重要特征，这已被大量研究证实。因此，现在常用规则生物构型甾烷ααα20RC27、C28和C29三者相对含量来判别沉积环境，当C27含量高于C29时，说明以深水还原沉积环境为主，当C27含量低于C29时，则以陆相氧化环境为主，当两者含量相当则表明为过渡性的氧化-还原沉积环境。武地1井上石炭系暗色泥页岩规则生物构型甾烷ααα20RC27、C28和C29的相对含量见表3，可见C27与C29含量十分接近，后者含量仅比前者含量高约2%，而C28含量相对较小，将这3种化合物含量作成三角图，发现11个泥页岩样品的值分布十分集中(图6(d))，均处于过渡沉积环境内。

图6 武地1井石炭系地层沉积环境判别图版

表3 沉积环境及水体性质的生物标志化合参数

3.4.2 古盐度

能反映古沉积环境水体盐度的指标参数较多[12-17,30]，如无机地球化学参数w(Sr)/w(Ba)和100w(MgO)/w(Al2O3)等，研究证实，w(Sr)/w(Ba)可以判别沉积介质中盐度的变化，并且其值与古盐度呈很好的正相关关系。一般情况下，w(Sr)/w(Ba)>1时为海相咸水沉积，w(Sr)/w(Ba)<1时为陆相淡水沉积[31]。图7(a)为武地1井石炭系40个样品的w(Sr)/w(Ba)比值散点图，可以确定靖远组上部的泥岩及少部分细砂岩样品该值大于1，为明显的咸水还原环境，其余绝大部分样品该值小于1，部分值甚至小于0.5(图7(a))，主体为微咸水-半咸水沉积环境，这与前述的上石炭纪时主体处于氧化-还原环境较为一致。

还有学者分析认为，Sr元素含量的高低也是很好的盐度指标[9]，将样品中w(Sr)除以其在上地壳中的背景值(UCC)，所得结果如果0.6

李明涛[12]研究宁夏同心地区古近纪—新近纪地层的沉积环境时发现，当100w(MgO)/w(Al2O3)<1时，为淡水环境，当1<100w(MgO)/w(Al2O3)<10时，古沉积水体为海陆过渡类型咸水-半咸水-淡水沉积，而当该比值介于10～100则为海相咸水环境。从表2中100w(MgO)/w(Al2O3)值来看，石炭系3个层位的样品差别不大，所有样品该值主频分布范围为6～16，最高峰为10～12(图7(b))，主体处于微咸水-半咸水-咸水的过渡沉积环境中。

图7 武地1井石炭系样品特征

此外，在泥岩抽提可溶有机质生物标志化合物中，表征沉积水体含盐量高低[32-35]的伽马蜡烷含量较为丰富，伽马蜡烷指数(伽玛蜡烷/C30藿烷)平均0.27，差别不大；也有学者[32]常用伽马蜡烷/0.5C31αβ22(S+R)值来衡量沉积水体的盐度，该值越大沉积环境水体越咸，11个样品该值分布在1.36～1.90，平均1.76(表3)，这也从另一个方面印证当时的沉积环境以微咸水-半咸水为主。

3.4.3 沉积速率与碎屑输入

前人[36]根据太平洋现代沉积物中的Co、TiO2等建立了计算沉积速率公式：

lg(w(Co)/w(TiO2)-8)=-0.879 lg(vSR)+2.314。

式中，vSR为沉积速率，cm/ka。

分析沉积速率计算结果发现，研究区泥岩沉积速率在7.3～9.8 cm/ka，平均8.5 cm/ka，主体明显大于细砂岩沉积速率(5.2～10.2 cm/ka，平均7.3 cm/ka)(图8(a))。

图8 与沉积速率、碎屑输入相关的图版

w(Al2O3)/w(TiO2)的值常被用作指示陆源碎屑输入[11,37-38]。通常，随着沉积速率的增大，陆源碎屑输入量也会增大，二者存在很好的正相关关系。研究区泥岩的w(Al2O3)/w(TiO2)值(25～41，平均32)主体明显高于细砂岩(21～44，平均27)。随着沉积速率的增大，陆源碎屑输入量明显增大(图8(b))。这说明研究区泥岩沉积时期陆源碎屑输入量明显大于细砂岩沉积时期。

当沉积速率<5 cm/ka时，随着沉积速率的增大，烃源岩中的总有机碳含量随之增大，而当沉积速率>5.2 cm/ka时，随着沉积速率的增大，烃源岩中的总有机碳含量随之减小[39]。研究区泥岩和细砂岩的沉积速率均远大于5.2 cm/ka，综合水体氧化还原性条件、古生产力条件、沉积速率、碎屑输入分析结果认为，在弱氧化-弱还原条件的水体中，泥岩更快的沉积速率避免了有机质被分解消耗，大量原始有机质还没来得及被分解消耗就已经被沉积物束缚在地层中，从而使得有机质有效保存。

3.5 古沉积环境与烃源岩相关性

通常条件下，当沉积水体较深时，深部水体中含氧就会很少，成为还原环境，有利于水体中的有机质进入底部的沉积物中，并在后期的成岩作用过程中保存下来。在这种环境中形成的泥页岩颜色较深，总有机碳含量相应较高。太原组及羊虎沟组地层以暗色泥页岩为主，夹薄层灰色细砂岩；靖远组地层虽然以灰色细砂岩为主，但其内部暗色泥页岩累积厚度很大。沉积岩中残余总有机碳含量的高低不仅能确定其有机质丰度，也能反映沉积水体的深浅、盆地的沉积速率和当时水体的物理化学条件，如：氧化还原环境、电位Eh、酸碱度Ph等[33]。为了进一步了解石炭纪沉积时的古环境是否有利于有机质保存，对这3个层位的暗色泥页岩进行取样，并测定样品的有机碳含量。分析结果显示：太原组暗色泥页岩w(TOC)在0.38%～57.3%，平均值高达6.7%；羊虎沟组暗色泥页岩w(TOC)介于0.78%～1.56%，平均1.14%；靖远组暗色泥页岩0.13%

自下而上，从细砂岩至泥岩沉积时期，湖泊古生产力条件逐渐变好，湖泊水体还原性变强，这些均有利于有机质的富集。同时，泥岩沉积速率相对于细砂岩明显变快，在整体弱氧化-弱还原的水体环境中，泥岩更快的沉积速率使得大部分有机质没有被氧化分解，直接保存在沉积物中，从而形成了有机质丰度较高的烃源岩。

4 结 论

(1)武威盆地北部儿马湖凹陷武地1井上石炭统的主量元素化合物中，Al2O3和Fe2O3含量高，次为K2O，CaO和MgO含量低，微量元素Ni、V、Zn、Li、Cu和Co富集，Mn、Sr、Ba和Cr亏损。

(2)w(Sr)/w(Cu)、w(CaO)/w(MgO)、Sr含量及CIA指数等均表明上石炭统时期研究区为温暖湿润型气候。

(3)w(V)/w(V+Ni)、w(Cu)/w(Zn)、Pr/Ph、wSF/(wSF+wF)、wOF/(wOF+wF)及规则生物构型甾烷ααα20RC27、C28和C29三者相对含量等参数可判别水体为弱氧化-弱还原条件。

(4)w(Sr)/w(Ba)、100w(MgO)/w(Al2O3)、伽马蜡烷指数和伽马蜡烷/0.5C31αβ22(S+R)等参数可判定其沉积水体为微咸水-半咸水，与其滨浅海相过渡型沉积背景一致。

(5)泥岩沉积时期，在较高的古生产力条件和弱氧化-弱还原的水体条件下，较快的沉积速率避免了大量有机质被氧化分解，促进了有机质的富集。