珠江口盆地陆丰凹陷文昌组沉积地球化学特征及古环境意义

高阳东，林鹤鸣，汪旭东，邱欣卫，阙晓铭，李 敏，赵泽颖，陈 艳

(1.中海石油(中国)有限公司 深圳分公司，广东 深圳 518000；2.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引 言

珠江口盆地始新世文昌组是石油勘探开发的有利层段，其细粒沉积岩是我国南方重要的湖相烃源岩之一[1-2]。文昌组烃源岩呈现出非均质性，各段有机质丰度各不相同[3]。有机质是油气形成的物质基础，含量决定了烃源岩的生烃能力。沉积环境条件是影响有机质形成与聚集的基本因素[4]。始新世文昌组湖相有机质是珠江口盆地油气形成的物质基础，开展其沉积地球化学特征与古环境研究，对于认识该区有机质来源与油气成因，具有科学意义。

针对烃源岩的主控因素，国内外众多学者对陆相湖盆形成时的沉积条件展开了大量研究。富烃源岩形成取决于适当的沉积速率、有利的古气候条件和古湖泊环境等多方面因素[5-9]，然而这些因素对有机质富集的影响程度仍存在争议。目前对珠江口盆地文昌组地层沉积地球化学与有机质富集机制的研究多集中于珠三与珠一坳陷，如Quan等针对珠三坳陷湖相烃源岩开展了烃源岩特征与古环境古气候研究，认为气候与构造沉降共同控制了珠三坳陷烃源岩发育[10]；Niu等针对珠一坳陷进行了烃源岩特征与古环境及有机质输入研究，认为古环境因素对烃源岩发育的控制显著，文昌组在较高初级生产力以及良好沉积环境的加持下形成较恩平组生烃潜力更高的烃源岩[11]。珠江口盆地坳陷区构造和古气候/古环境控制了烃源岩的发育，但在古隆起区的残余洼陷中是否存在这一规律尚未明确。因此，科学家难以从大区域角度认识珠江口盆地始新世文昌组地层烃源岩的有机质富集规律。本文针对古隆起区残余洼陷烃源岩的沉积地球化学特征进行研究，以古气候与古湖泊环境条件对烃源岩发育的影响为关键科学问题，为珠江口盆地隆起区洼陷烃源岩的发育模式提供沉积地球化学约束。

湖相烃源岩对于古气候/古环境变化的响应敏感度高，主要体现在生产力的形成及有机质保存方面[12]。沉积地球化学方法是古气候古环境恢复的有效手段，是古化学风化强度、古水深、古氧相与古盐度等气候环境特征的重要指标[13-14]。本文对珠江口盆地陆丰凹陷LF-A井文昌组烃源岩进行元素地球化学研究，获得了古化学风化、古水深、古氧相与古盐度等环境指标，并结合烃源岩总有机碳含量特征，探讨了古气候古环境对有机质的控制作用。

1 区域地质背景

珠江口盆地位于中国南海北部广阔的大陆架和陆坡边缘，是新生代被动大陆边缘裂谷盆地。多期构造运动造就了珠江口盆地三隆三坳的构造格局，分别为北部隆起断阶带、中央隆起带、南部隆起带与北部坳陷带、中部坳陷带、南部坳陷带，总体上具有南北分带、东西分块的特征[15]。各个构造单元又可分为若干个凹陷和低隆起。珠一坳陷位于北部坳陷带，主要包括韩江、陆丰、惠州、西江及恩平凹陷。北东走向的陆丰凹陷位于珠一坳陷东北部。凹陷内广泛发育正断层，其中以北东向边界大断裂为主，与后期发育的共轭北西(或北西西)向断裂体系共同控制了其隆/坳相间的构造格局[16-17]。东沙隆起位于中部隆起带的东部。隆起带上一般缺失古近系，但东沙隆起北部与珠一坳陷多个凹陷相邻，其局部地区发育多个古近系残留洼陷[18]。本次研究区位于东沙隆起中北部，北邻陆丰凹陷，为陆丰凹陷的残余洼陷之一(图1)。

珠江口盆地地层自下而上发育古新世神狐组、始新世文昌组、渐新世恩平组、渐新世珠海组、早中新世珠江组、中中新世韩江组、晚中新世粤海组和上新世万山组[19-20]。陆丰凹陷古近系始新世文昌组与渐新世恩平组整体为陆相湖盆沉积，分别对应裂陷I幕与裂陷II幕。两幕裂陷经历了相似的构造活动，为初始到强烈活动、后变弱三个阶段。根据地震反射特征将各阶段再次细分[21]。目的层文昌组形成于始新世强裂陷期，主体发育深湖相泥岩夹三角洲砂体沉积，可分为6段：文一段、文二段、文三段、文四段、文五段、文六段。

2 样品采集及实验方法

2.1 样品采集

LF-A井文昌组文六段为一套玄武岩地层，上覆于神狐组之上；文五段岩性以三角洲或河流相黄色砂岩为主；向上变细为文三段、文四段中深湖相厚层暗色泥岩；顶部发育文一+二段的以泥岩为主的砂泥岩互层段。因文六段为玄武岩地层，不可用于古环境分析，除文六段外共采集文昌组18件地球化学岩屑样品，其中，12件砂岩样品、6件泥岩样品。取样间隔为20～40 m，样品井深数据为3 m取样层段顶底取平均值(图1(c))。总有机碳样品共采集105件泥岩岩屑样品。取样密度较大，文一+二段取样间隔约4 m，共44件；文三段、文四段取样间隔约6 m，共50件；文五段取样间隔为10～20 m，共11件。样品井深数据为取样层段顶底取平均值。

2.2 测试方法

岩屑样品均清洗晾干后研磨至200目，用于主微量地球化学与总有机碳(TOC)分析实验。主微量地球化学实验测试与总有机碳测试均在中海油能源发展股份有限公司中海油实验中心深圳实验中心完成。采用Optima 8300电感耦合等离子体发射光谱仪测定了主要氧化物(SiO2、Al2O3、CaO、K2O、Na2O、Fe2O3、MnO、MgO、TiO2、P2O5)的含量，执行标准为《岩石中金属元素的电感耦合等离子体原子发射光谱及质谱分析方法SY/T 6404—2018》。微量元素含量采用PerkinElmer NexION 350X 电感耦合等离子体质谱仪测定。粉末样品用1 mL HNO3和1 mL HF的混合酸处理，在145 ℃的烘箱中处理72 h。然后将样品在140 ℃加热约2 h成糊状，然后用去离子水冲洗，然后用HNO3溶解，在130 ℃的烘箱中加热12 h，最后用2% HNO3稀释至30 mL进行分析。总有机碳采用vario TOC cube总有机碳分析仪进行测定。

3 实验结果与古气候/古环境指标

LF-A井文昌组样品中主量元素(Al2O3、CaO、K2O、MnO、MgO、Na2O、P2O5、TiO2、SiO2)与微量元素(V、Cr、Cu、Sr、Ba)测定值见表1，总有机碳(TOC)代表了烃源岩中的有机质含量(表2)，古气候/古环境具体地球化学指标见表3。

表1 LF-A井文昌组样品中主要氧化物和微量元素的含量

表2 LF-A井文昌组泥岩样品TOC含量

3.1 古气候指标

前人研究认为Sr元素的富集常与炎热干旱的气候有关[23]，湖水中Cu元素的主要来源为大气输入，受外源汇入影响较小[24]。Sr/Cu值常被用来揭示古气候信息，低值指示温暖湿润气候，高值指示炎热干旱气候[25]。Lerman提出的判断标准为1.35.0为干热气候[24]。由于湖盆的规模、水体深度和自由水面的不同会导致不同的蒸发量，使同种离子的浓度有差异，发生沉淀的总量也会不同，因此不同湖盆的判断标准有所不同[26]。本文中研究区作为残余洼陷，为小型内陆断陷盆地，水体中Sr/Cu值对气候变化的响应更为灵敏，Sr/Cu值在2.40～8.65之间(表3)，平均值为5.54，虽较标准值稍高，但总体上应代表了温暖湿润的古气候条件，文三段、文四段与文一+二段顶部Sr/Cu值较平均值低，表明此沉积期气候温暖、湿度较高。

古化学风化强度能够反映地史时期的古气候特征。根据化学风化发生的条件，温湿度较高时化学风化较强。Nesbitt根据元素的活动特点，提出化学蚀变指数(CIA)，用分子比例定量计算反映流域内的综合化学风化历史[27]。本文选用CIA作为化学风化的基本代用指标。CIA值除受气候影响外，还受原岩的影响，因此本研究中通过多种化学风化指数CIW(天气化学指数)、WIP(Parker风化指数)、PIA(斜长石蚀变指数)等对比分析提高源区化学风化指标重建的可靠度，指标计算方法如表4。

表3 LF-A井文昌组古气候/古环境指标

表4 化学风化强度指标

陆丰凹陷LF-A井7项古化学风化指标数值见表5。CIA、CIW、V(Vogt残差指数)、PIA指标与化学风化强度正相关，WIP、STI(二氧化钛指数)、R(R指数)指标与化学风化强度反相关，由图2可以看出，各指标间变化趋势表现出良好的一致性关系，各指标均呈现出明显的分段性，显示化学风化强度在文四段、文三段下段与文一+二段较高，其余层位时化学风化强度较低。

表5 LF-A井文昌组化学风化强度

在沉积岩中，CIA值在不同气候条件下产生显著差异。CIA值介于80～100为强烈风化程度，代表炎热潮湿的气候；CIA值介于60～80为中等风化程度，代表温暖湿润的气候；CIA值介于50～60时为初级风化程度，代表干旱寒冷的气候[33]。文昌组CIA值在64.74～84.86之间，平均值为73.59，整体为温暖湿润的气候；在文四段、文三段下段与文一+二段CIA可达80以上，此时沉积期气候炎热潮湿。

3.2 古环境指标

以对沉积环境变化敏感的元素作为指标，选用元素地球化学比值法，通过对LF-A井文昌组样品敏感元素特征的分析重建文昌组形成时的古水深、古氧相、古盐度等古环境信息。

3.2.1 古水深

湖泊水位的变化可以反映沉积物与水对湖泊的充填程度，水位较低时湖盆充填不足，有机质缺乏生成与保存的空间，水位较深时则有利于有机质的生成与保存。由于Mn元素含量与湖泊水深有良好的正相关关系(称为远岸元素)，在湖泊沉积物中会随着水深的增大而增大，Toyoda提出Mn/Al指标可反映相对古水深变化[34]。基于沉积岩颜色、结构以及沉积构造与湖泊水深关系密切，Olsen提出沉积岩的岩相可半定量作为古湖平面指标，依据岩相可以将水深分为5个等级[35-37]。本文沿用Olsen观点，将LF-A井文昌组按岩性进行定性划分，灰色泥岩为4级，粉砂岩为3级，细砂岩为2级，并与相应元素古水深指标(Mn/Al)耦合进行古水深重建(图3)。Mn/Al值在0.20×10-2～2.75×10-2之间(表3)，平均值为0.94×10-2；岩相古水深在2～4级之间波动。二者变化趋势对应良好，古水深在文四段与文三段沉积时最深，其余层位相对稍浅。

3.2.2 古氧相

水体中氧的含量是影响烃源岩有机质保存的重要条件之一。当水体处于有氧环境时，有机质容易被氧气消耗掉而不富集，相反，在贫氧-缺氧条件下的有机质保存较好[38]。水体中氧敏感元素会因水体含氧量的变化迁移或富集，因此保留在岩石中的元素信息可以很好地指示古氧相[39-40]。V/Cr常被用作古氧相指标，V在富氧条件下以高价态钒酸盐形式存在，缺氧条件下以低价态形式形成不溶络合物，或与有机质中的卟啉结合在沉积物中富集；Cr通常被沉积物的碎屑组分所吸附，不易受水体含氧量的影响，故V/Cr可作为古氧相指标判断水体含氧量。氧含量减少时，V/Cr值增大。富氧环境中V/Cr<2，贫氧环境中24.25[41-42]。LF-A井文昌组沉积岩V/Cr值在1.93～3.63之间(表3)，平均约2.85。总体上处于贫氧相，文五段—文三段氧含量较低，文一+二段氧含量升高(图3)。

3.2.3 古盐度

锶(Sr)和钡(Ba)可作为古水体盐度的经验指示元素。随着水体盐度的增加，Ba首先与咸化湖水中的SO42-结合生成BaSO4沉淀析出，而SrSO4溶解度较大，故Sr需要水体盐度较高才会发生沉淀并析出[43]。因此，Sr和Ba的沉淀对盐度有选择性。Sr/Ba比值是分析常用的半定量指标，淡水环境沉积物Sr/Ba小于0.6，咸水环境Sr/Ba大于1，介于0.6～1时为半咸水过渡环境[44-45]。LF-A井文昌组沉积岩Sr/Ba值在0.88×10-2～5.28×10-2之间(表3)，平均约1.89×10-2。各段古盐度均较低，属淡水环境(图3)。

3.2.4 碎屑输入指数

钛Ti通常与高能环境下的陆相碎屑和粗粒度沉积物相关联，常与重矿物(钛铁矿、金红石等)共生，被认为是碎屑输入的指标。近年来Ti元素经铝归一化后(Ti/Al)被广泛用作碎屑指数[46-47]。LF-A井文昌组沉积岩Ti/Al值在3.34×10-2～5.11×10-2之间(表3)，平均约4.15×10-2。文三、文四段沉积时期碎屑输入较低，其余层位相对稍高(图3)。

3.2.5 古湖泊生产力

生产力是指生物通过吸取外界物质和能量制造有机物质的能力，即在单位时间、单位面积内生产的有机物质，有机质是油气形成的物质基础[48]。对于沉积盆地而言，烃源岩层段中古生产力基本上来源于浮游动植物、细菌以及高等植物等这些初级生产者和次级生产者。其中，藻类、细菌等形成的沉积有机质具有很高的氢碳原子比，具备良好的生油气潜力。由于碳(C)和磷(P)是藻类生物的重要组成部分，并且在开阔环境下受到其他来源的影响较小，唯一重要的影响来源于陆源有机质的输入，故P2O5被广泛应用在古生产力评价上[49]。LF-A井文昌组古生产力在文三段下段与文四段沉积时期较高，其余层位较低(图3)。

3.3 有机质丰度

有机质是油气形成的物质基础，有机碳是指沉积岩石中与有机质相关的碳元素，总有机碳含量TOC是指单位重量岩石中有机碳的质量百分数。本研究采用总有机碳TOC代表烃源岩中的有机质含量。岩石中有机质在沉积和成岩过程中，一部分已经水解、耗损或转化成烃，实际上TOC只是剩余有机碳的含量。但TOC的含量取决于原始沉积有机质的多少，对于古代沉积岩，有机物质/有机碳比值为1.22～1.33[50]。因此总有机碳TOC仍是判断有机质丰度的重要指标。有机质丰度是油气成藏重要的控制因素，TOC含量愈高的烃源岩生烃能力愈强[51]。文昌组TOC含量在0.11%～3.75%范围内，平均值为1.28%。有机质在文三段下段与文四段沉积时期较为丰富，可达到优质烃源岩标准，其余层位有机质较匮乏。

4 讨 论

4.1 文昌组古气候/古环境特征重建

根据古气候/古环境地球化学指标演化特征，将LF-A井文昌组沉积环境划分为4个阶段(图3和表6)。

表6 LF-A井文昌组不同阶段古气候/古环境参数及有机质含量平均值

第一阶段为文五段时期，厚度约100 m，湖水深度较浅，贫氧环境，盐度较低，中等化学风化强度，碎屑指数高，温湿度中等，古生产力中等，有机质丰度一般。

第二阶段为文五段顶部、文四段与文三段下段，厚度约230 m，湖水深度最深，贫氧环境，盐度较低，中等-强化学风化强度，碎屑指数较低，温湿度高，古生产力高，有机质丰度高。

第三阶段为文三段上段，厚度约130 m，湖水深度浅，贫氧环境，盐度较低，中等化学风化强度，碎屑指数较低，温湿度中等，古生产力中等，有机质丰度低。

第四段为文一+二段时期，厚度约140 m，湖水深度浅，富氧-贫氧环境，盐度较低，中等-强化学风化强度，碎屑指数中等，温湿度中等，古生产力低，有机质丰度较低。

4.2 古气候/古环境对文昌组有机质丰度的控制模式

图3显示TOC变化曲线与化学风化强度变化、气候温湿度变化、古湖生产力变化具有良好的正相关关系。古湖生产力包括植物藻类等初级生产力与以它们为食的浮游动物等次级生产力，生产力直接影响有机质的生成[52]。生物繁盛是形成富有机质烃源岩的必要条件，因此古生产力条件是形成富有机质烃源岩的基础条件。湖泊主要依靠外部营养源向藻类、细菌、浮游生物等提供生长养分[53]。LF-A井文昌组阶段二与阶段四时期化学风化强，气候温暖湿润，径流量大，湖盆接受大量淡水流入，陆源输入高，使得河流中营养物增加。碎屑指数Ti/Al较低，并没有过多无机碎屑输入湖盆。有机质没有遭到稀释从而促进湖泊营养化条件的发展，导致藻类等大量繁殖[54-56]，促进湖盆生物繁盛。细菌、浮游生物、藻类等均可作为成油母质的良好生源物[57-59]，湖盆生物繁盛直接提高了初始生产力，进而促进大量有机质生成。同时，化学风化产物黏土矿物增加，由于黏土对有机质较强的吸附能力，会使有机质沉降速率增大，减少有机质在表层富氧水体中的存在时间，从而促进有机质埋藏[5,39]。因此，气候条件作为有机质形成的关键因素，温湿度控制化学风化增强、促进湖泊营养输入、生产力提高、有机质沉降速率提高，对研究区文昌期湖泊有机质富集起到主要影响作用(图4)。

沉积水体中初级生产者的高生产力是富有机质烃源岩形成的基础，但却并不等同于沉积物中有机质的高丰度。原始有机质的形式多样，在其沉降乃至沉积过程中会受到周围环境的多种因素影响，例如底水含氧量、水体盐度等。古水体环境作为有机质保存条件直接影响有机质能否被保存从而形成沉积有机质。阶段二总有机碳含量大于2%的优质烃源岩段形成于温湿度较高、化学风化较高、水体较深、含氧量较低、盐度较低的环境中。古水深对有机质的影响与湖泊类型有关，湖盆类型受控于构造沉降与充填速率，二者共同控制水平面高低，平衡充填与欠充填湖盆形成的沉积岩中有机质含量较高，过充填湖盆形成的沉积岩中有机质含量较低[60]。此时期水体较深，推断为平衡充填湖盆，较深的水体为有机质形成与储存提供了足够空间。原始有机质停留在沉积物表面时间相较于沉降过程更长，底水含氧量为有机质保存最关键的因素，若底水为相对富氧条件，在较高含氧量的条件下，有机质会被迅速氧化；反之，缺氧条件有利于有机质的保存[61]。阶段二较低的含氧量对有机质的消耗较少。适宜的水体环境为有机质的富集提供了有利的条件。而同样温湿度较高，化学风化强度较高的阶段四，有机质生成的外界营养源供应条件良好，烃源岩质量却与阶段二相差甚远。此时湖盆自身水体较浅，推测构造抬升导致可容纳空间减小，因外界条件充填良好而形成过充填湖泊。且水体含氧量较高，有机质在富氧水体中被氧气大量消耗，故形成的沉积岩中有机碳含量较低，TOC均值仅0.49%，最终导致烃源岩质量较差而不利于勘探开发。古盐度对有机质保存的具体影响尚不明朗。有学者认为，高盐度可以促进水体分层，进而形成缺氧的底水环境，有利于有机质的保存[62]。文昌期湖泊水体古盐度较低，均为淡水，对有机质的影响不明显。因此，水体环境作为有机质保存的重要影响因素，文昌组以深水、低氧环境促进有机质发育及保存，对文昌组有机质富集起到重要影响作用(图4)。

5 结 论

(1)珠江口盆地文昌组时期气候温/湿度与化学风化强度特征明显分段，与有机质含量呈现正相关变化。

(2)珠江口盆地文昌组时期古水深、古氧相与有机质含量的相关性较强。

(3)古气候/古环境对陆丰凹陷LF-A井文昌组有机质富集起到主要控制作用。文四段与文三段下部烃源岩形成于化学风化较强、气候温暖湿润、营养物质供应充足、湖盆生产力高、水体较深、含氧量较低的水体环境下，有机质富集。

致谢：研究过程中，中海石油(中国)有限公司深圳分公司“南海东部油田上产2000万吨关键技术研究”(CCL2019SZPS0494)项目组成员对数据分析与论文成稿进行了讨论与修改，在此表示感谢！