刁 帆，金鳳鳴，郝 芳，孫冶華，鄒華耀，王元杰，張金峰，操義軍

(1.中國(guó)石油大學(xué)(北京) 地球科學(xué)學(xué)院，北京 102249；2．中國(guó)石油 華北油田勘探開(kāi)發(fā)研究院，河北 任丘 062552；3.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)，武漢 430074)

廊固凹陷古近系沙河街組古湖泊環(huán)境與有機(jī)質(zhì)富集機(jī)制

刁 帆1，金鳳鳴2，郝 芳3，孫冶華2，鄒華耀1，王元杰2，張金峰1，操義軍1

(1.中國(guó)石油大學(xué)(北京) 地球科學(xué)學(xué)院，北京 102249；2．中國(guó)石油 華北油田勘探開(kāi)發(fā)研究院，河北 任丘 062552；3.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)，武漢 430074)

通過(guò)對(duì)廊固凹陷古近系沙四—沙三下亞段泥巖樣品的元素地球化學(xué)、有機(jī)地球化學(xué)和同位素地球化學(xué)分析，結(jié)合湖泊的發(fā)育演化和古氣候變化特征，探討湖泊演化過(guò)程中水體鹽度、氧化還原條件和生產(chǎn)力變化及其有機(jī)質(zhì)富集機(jī)制。廊固凹陷在湖泊形成期(沙四段)湖盆構(gòu)造活動(dòng)弱，氣候干熱，湖泊水體鹽度高，易形成鹽躍層，使底層水處于穩(wěn)定的缺氧條件，表層水體古生產(chǎn)力較低，有機(jī)質(zhì)富集程度低；在湖泊鼎盛階段(沙三下亞段)盆地強(qiáng)烈下陷，氣候暖濕，湖泊水體為淡水，底層水體為弱還原環(huán)境，由于地表徑流帶來(lái)大量營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)，表層水古生產(chǎn)力較高。湖相沉積物中有機(jī)質(zhì)的富集程度受古湖泊不同演化階段生產(chǎn)力和氧化還原條件的控制。沙四段有機(jī)質(zhì)富集主要受底層水缺氧環(huán)境控制，沙三下亞段有機(jī)質(zhì)富集與表層水的高生產(chǎn)力密切相關(guān)。

氧化還原條件；古生產(chǎn)力；有機(jī)質(zhì)富集；古湖泊；廊固凹陷；渤海灣盆地

廊固凹陷位于渤海灣盆地冀中坳陷西北部，西鄰大興凸起，東鄰武清凹陷，東南部為牛駝鎮(zhèn)凸起，東南與西北兩側(cè)分別被河西務(wù)斷層和大興斷層所夾持，是一個(gè)典型的西傾東翹的半地塹斷塊，具有東高西低，北高南低的構(gòu)造格局。古新世—早漸新世，廊固凹陷發(fā)生了強(qiáng)烈的拉張斷陷構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，大體經(jīng)歷了初始裂陷期(Ek-Es4)、強(qiáng)烈裂陷期(Es3(中-下))和裂陷萎縮期(Es3(上)-Ed)3個(gè)階段，其古近紀(jì)沉積厚度居整個(gè)冀中凹陷之首(達(dá)9 000 m)[1-2]。廊固凹陷油氣資源豐富，目前已發(fā)現(xiàn)了別古莊、永清、河西務(wù)、柳泉等多個(gè)油氣田，沙四段和沙三中下亞段烴源巖是其主要的油氣來(lái)源[3]。本文以廊固凹陷沙四—沙三下亞段暗色泥巖連續(xù)沉積的務(wù)古4井為例(圖1)，利用微量元素、無(wú)機(jī)碳同位素和生物標(biāo)志化合物等多參數(shù)耦合反映的古湖泊學(xué)信息[4-14]，探討了廊固凹陷古湖泊學(xué)特征及其有機(jī)質(zhì)富集機(jī)制。

圖1 廊固凹陷構(gòu)造簡(jiǎn)圖及研究井位Fig.1 Regional tectonics of Langgu Sag and wells selected for analysis

1 古湖泊演化特征

1.1 構(gòu)造沉積演化特征

陸相斷陷盆地中，構(gòu)造運(yùn)動(dòng)控制著盆地古地理面貌，決定著盆地蓄水空間的形成和消亡，是影響湖盆及湖相烴源巖發(fā)育的決定性因素。廊固凹陷沙四—沙三下亞段沉積期主要經(jīng)歷了湖泊的形成期和鼎盛期。

燕山運(yùn)動(dòng)末期及始新世初期，由于NW向拉張應(yīng)力使大興古背斜軸部拉張破裂形成了大興斷層，基底東翹西斷，造成凹陷沉降而接受沉積，Ek-Es4地層覆蓋于不同時(shí)代的基底地層之上，形成區(qū)域性不整合接觸(圖2)。此時(shí)廊固凹陷已具備湖泊雛形，大興斷層活動(dòng)性較弱，斷陷拉張活動(dòng)有限，古地貌高差小，湖盆連通性好，水體淺，可容納空間有限，發(fā)育一系列向盆地進(jìn)積的辮狀河三角洲。自沙四末開(kāi)始，湖盆發(fā)展進(jìn)入鼎盛時(shí)期，凹陷強(qiáng)烈下沉，形成了山高水深的地貌背景；氣候濕潤(rùn)，湖水深度增大，可容納空間迅速變大，以大面積的持續(xù)湖侵為特征，形成了沙三下亞段的巨厚沉積，湖盆中心沉積厚度超過(guò)2 000 m(圖2)。

1.2 古氣候演化

廊固凹陷沙四段沉積期為干旱炎熱的南亞熱帶型氣候，植被面貌以喜熱的漆樹(shù)科、大戟科、楝科、椴科等常綠葉被子植物和喜溫的櫟樹(shù)科為主；喜熱耐旱的麻黃粉屬普遍發(fā)育(Ephedripites)，含量高達(dá)10%～30%，是干熱氣候的典型標(biāo)志；林間坡地和河谷地帶瘤紋四孢屬(Verrutetraspora)、希指蕨孢屬(Schizaeoisporites)和鳳尾蕨孢屬(Pterisisporites)等喜熱植物生長(zhǎng)繁盛(圖3)，湖泊有機(jī)質(zhì)生產(chǎn)力低下。沙三下亞段沉積時(shí)期，氣候開(kāi)始轉(zhuǎn)向濕潤(rùn)，櫟粉屬(Quercoidites)、胡桃粉屬(Juglanspollenites)和擬榛粉屬(Momipites)等喜溫成分大量連續(xù)出現(xiàn)，典型熱帶亞熱帶成分明顯下降[15]，麻黃粉含量顯著下降，一般在5%之下(圖3)，說(shuō)明當(dāng)時(shí)氣候濕潤(rùn)，雨量充沛，湖泊生產(chǎn)力高。

圖2 廊固凹陷地層綜合柱狀Fig.2 Generalized stratigraphic column in Langgu Sag

2 古湖泊環(huán)境

2.1 古鹽度分析

硼(B)是恢復(fù)古鹽度最常用的方法，研究表明B含量與水體鹽度存在明顯的正相關(guān)關(guān)系。一般而言，海相環(huán)境中w(B)為 (60～125)×10-6，而淡水環(huán)境下w(B)多小于60×10-6[16]。以務(wù)古4井為例，沙四段w(B)在(26.1～134)×10-6之間，平均值為84.7×10-6(圖4)，普遍高于淡水環(huán)境中B的含量，尤其是在沙四中下段以及沙四上亞段下部B含量明顯高于上覆地層，已接近或達(dá)到海水鹽度。沙三下亞段B含量明顯降低，主要分布在(22.1～54)×10-6之間，平均值為40.9×10-6，為典型淡水沉積環(huán)境。

圖3 冀中坳陷沙河街組孢粉化石分布及古氣候變化 據(jù)文獻(xiàn)[15]修改。Fig.3 Sporo-pollen distribution of Shahejie Formation and palaeontologic change in Jizhong Depression

圖4 廊固凹陷務(wù)古4井沙四段— 沙三下亞段古鹽度變化特征Fig.4 Variation of palaeosalinity from Es4 to lower subsection of Es3 in well Wugu4, Langgu Sag

由于B的含量隨鹽度增加而增加，鎵(Ga)在淡水成因的泥巖中明顯富集，因此w(B)/w(Ga)的大小可指示古鹽度的高低。王益友等人[17]提出，陸相環(huán)境的w(B)/w(Ga)一般小于3.0～3.3，而正常海相一般大于4.5～5.0，介于它們之間的為過(guò)渡相。實(shí)際上更確切地說(shuō)，該比值應(yīng)是古鹽度的指標(biāo)[18]。研究層段w(B)/w(Ga)與w(B)的變化趨勢(shì)相一致，沙四段w(B)/w(Ga)=1.32～4.9，平均值為3.7，其指示的古鹽度接近或已經(jīng)達(dá)到海水的鹽度；沙三下亞段w(B)/w(Ga)=0.85～2.45，平均值為1.83，為淡水湖泊環(huán)境(圖4)。

除了w(B) 和w(B)/w(Ga)之外，鍶/鋇含量比[w(Sr)/w(Ba)]也對(duì)古鹽度有敏感的響應(yīng)。在自然界水體中，Sr的遷移能力比Ba強(qiáng)，水體鹽度很低時(shí)，Sr和Ba均以重碳酸鹽的形式出現(xiàn)；當(dāng)水體鹽度增大時(shí)，Ba以BaSO4的形式首先沉淀，留在水體中的Sr相對(duì)于Ba富集，當(dāng)鹽度增大到一定程度時(shí)，Sr也以SrSO4的形式沉淀。因此，記錄在沉積物中的Sr/Ba與古鹽度呈明顯正相關(guān)性，可作為古鹽度判別的靈敏標(biāo)志。廊固凹陷沙四段w(Sr)/w(Ba)=0.37～2.6，平均值為0.99；沙三下亞段為0.27～1.25，平均值為0.52，反映沙四段古鹽度明顯高于沙三下亞段(圖4)。

除了微量元素及其比值外，生物標(biāo)志物中的伽馬蠟烷指數(shù)(G/H=伽馬蠟烷/αβC30藿烷)和長(zhǎng)鏈三環(huán)萜烷指數(shù)[ETR=(C28+C29)/(C28+C29+Ts)]也是鹽度的良好指示[19]。沙四段伽馬蠟烷指數(shù)和ETR值明顯高于沙三下亞段，其變化趨勢(shì)與B、B/Ga和Sr/Ba較為相似(圖4)，反映的古湖泊水體鹽度由咸水—半咸水變?yōu)榈?。此外，伽馬蠟烷的前驅(qū)物四膜蟲(chóng)醇主要來(lái)源于生長(zhǎng)在分層水體氧化還原界面的食細(xì)菌纖毛蟲(chóng)類(lèi)。所以，豐富的伽馬蠟烷通常也被認(rèn)為是水體分層標(biāo)志。因此，沙四段的缺氧環(huán)境很可能是由于鹽度分層、上下水體之間缺乏充分交換而形成的。

上述各參數(shù)都較好地反映了古湖泊在不同構(gòu)造氣候環(huán)境下的鹽度變化特征，即隨著古氣候由干熱轉(zhuǎn)為暖濕，大氣降水增多，古湖泊水體鹽度由沙四段明顯的高鹽度咸水—半咸水環(huán)境演化為沙三下亞段的淡水環(huán)境。

2.2 古水體氧化還原性

Pr/Ph和C35/C34藿烷是水體氧化還原的敏感參數(shù)。沙四段Pr/Ph較低，C35/C34藿烷較高,表明該沉積時(shí)期底層水為缺氧環(huán)境；與此相反，沙三下亞段Pr/Ph較高，C35/C34藿烷較低,反映了沙三下亞段水體環(huán)境為弱還原環(huán)境，這與前文通過(guò)微量元素的分析結(jié)果相一致。

總體來(lái)說(shuō)，廊固凹陷沙四段—沙三下亞段沉積期，湖泊水體環(huán)境發(fā)生了明顯的變化。沙四中下亞段—沙四上亞段上部湖泊由于高鹽度而產(chǎn)生水體分層，導(dǎo)致底層水體缺氧，隨著湖泊穩(wěn)定水體分層消失，底層水相對(duì)沙四中下段還原性變差，為弱還原環(huán)境。

圖5 廊固凹陷務(wù)古4井沙四—沙三下亞段 氧化還原條件變化特征Fig.5 Variation of redox conditions from Es4 to lower subsection of Es3 in well Wugu4, Langgu Sag

2.3 古湖泊生產(chǎn)力

古生產(chǎn)力是指古生物在能量循環(huán)過(guò)程中固定能量的速率，即單位面積、單位時(shí)間內(nèi)所生產(chǎn)出有機(jī)物的總量[20]。衡量古湖泊生產(chǎn)力的方法主要包括營(yíng)養(yǎng)元素豐度、藻類(lèi)化石豐度和無(wú)機(jī)碳同位素等。

營(yíng)養(yǎng)元素P的輸入是限制湖泊生產(chǎn)力的重要因素之一。David通過(guò)全湖實(shí)驗(yàn)證實(shí)，P是藻華等勃發(fā)的限制性營(yíng)養(yǎng)元素[21]，幾乎所有的P元素都來(lái)源于母巖的化學(xué)風(fēng)化[9]。由于自生礦物的絕對(duì)含量可能會(huì)受到陸源碎屑供給量變化的影響，因此，為了避免這種影響，一般不直接用P的絕對(duì)含量反映古生產(chǎn)力，而應(yīng)用w(P)/w(Ti)或w(P)/w(Al)來(lái)表征古生產(chǎn)力狀況[24-25]。務(wù)古4井w(P)/w(Ti)和w(P)/w(Al)表現(xiàn)出相同的變化特征，自下而上呈增大趨勢(shì)。沙四段w(P)/w(Ti)和w(P)/w(Al)分別為0.15～0.24和85～134，平均為0.19和110；沙三下亞段w(P)/w(Ti)和w(P)/w(Al)分別為0.19～0.27和109～152，平均為0.22和125(圖6)，反映了沙四段—沙三下亞段古湖泊生產(chǎn)力逐漸增高。

一般而言，湖水中營(yíng)養(yǎng)元素的豐度決定了水體中藻類(lèi)的繁盛程度，水體中浮游藻類(lèi)化石的豐度也是古湖泊水體生產(chǎn)力的直接證據(jù)，其數(shù)量的多少可以直接反映古湖泊生產(chǎn)力的大小[10]。以位于凹陷中心部位的曹11井為例，由于古湖泊水體環(huán)境的變化，其沙四上—沙三下亞段浮游藻類(lèi)豐度和種屬都發(fā)生了明顯變化。沙四上亞段浮游藻類(lèi)總量較低，以褶皺藻等淺水藻類(lèi)為主，浮游藻類(lèi)最大豐度僅為3.2%，平均值為1.5%；沙三下亞段浮游藻類(lèi)豐度明顯升高，主要分布在2%～8%之間，最大達(dá)9.2%，以深水環(huán)境下的渤海藻和副渤海藻為主，光面球藻和粒面球藻相比沙四上亞段也略有增高(圖7)。因此，藻類(lèi)化石豐度統(tǒng)計(jì)分析也表明，沙四段古生產(chǎn)力水平明顯低于沙三下亞段，這與前文分析結(jié)果相一致。

圖6 廊固凹陷務(wù)古4井沙四—沙三下亞段 古生產(chǎn)力變化特征Fig.6 Variation of paleoproductivity from Es4 to lower subsection of Es3 in well Wugu4, Langgu Sag

圖7 廊固凹陷曹11井沙四上—沙三下亞段浮游藻類(lèi)化石與TOC變化特征Fig.7 Variation of algae fossils and TOC from upper subsection of Es4 to lower subsection of Es3 in well Cao11, Langgu Sag

利用湖相碳酸鹽巖中的碳同位素來(lái)恢復(fù)古湖泊生產(chǎn)力在第四紀(jì)和古近紀(jì)古湖泊研究中廣泛應(yīng)用[6,9-10]。原生碳酸鹽巖的碳同位素與湖水中溶解無(wú)機(jī)碳的碳同位素變化一致，而湖水中溶解無(wú)機(jī)碳的碳同位素與湖泊表層水的生產(chǎn)力大小密切相關(guān)。當(dāng)表層水生產(chǎn)力較高時(shí)，生物通過(guò)光合作用吸收較多的12C，使得表層水體碳庫(kù)中的13C升高，最終造成湖相原生碳酸鹽巖中13C相對(duì)富集。以廊固凹陷務(wù)古4井為例，碳酸鹽巖碳同位素變化與P/Ti和P/Al變化較為一致。沙四中下段—沙四上亞段下部碳酸鹽巖碳同位素(δ13Ccarb)分布在-4.63‰～-0.65‰之間，平均值僅為-2.83‰；沙四上亞段上部—沙三下亞段碳酸鹽巖碳同位素顯著增大，分布在1.37‰～2.56‰之間，平均值為1.84‰，表明其生產(chǎn)力較下部沙四段沉積時(shí)有明顯增大。

4 有機(jī)質(zhì)富集特征

如前所述，廊固凹陷沙四段—沙三下亞段沉積期，控制湖泊演化的構(gòu)造、氣候條件均發(fā)生了明顯變化，造成了不同時(shí)期古湖泊環(huán)境的差異，其有機(jī)質(zhì)富集程度也產(chǎn)生了明顯的差異。務(wù)古4井沙四段有機(jī)質(zhì)豐度較低，TOC主要分布在0.5%～1.49%,平均值0.74%；生烴潛力(S1+S2)主要分布在1.2～7.5 mg/g，平均值2.6 mg/g；氫指數(shù)(IH)主要分布在129～472 mg/g，平均值280 mg/g(圖8)，僅達(dá)到有效烴源巖的級(jí)別。與此相反，沙三下亞段有機(jī)質(zhì)豐度相對(duì)較高，TOC、生烴潛力和氫指數(shù)明顯高于沙四段(圖8)，達(dá)到了中等—好烴源巖的級(jí)別。

5 有機(jī)質(zhì)富集機(jī)制

5.1 古生產(chǎn)力與有機(jī)質(zhì)富集

湖泊自身的高生產(chǎn)力是有機(jī)質(zhì)富集的必要條件。以務(wù)古4井為例，無(wú)論是沙四段還是沙三下亞段，其有機(jī)質(zhì)豐度的高低與湖泊中營(yíng)養(yǎng)元素P的相對(duì)豐度[w(P)/w(Al)]以及δ13Ccarb之間存在明顯的正相關(guān)性(圖9a,b)，表明有機(jī)質(zhì)的富集程度受湖泊生產(chǎn)力大小的控制。沙四段沉積期，Mo、Cd含量及Pr/Ph、C35/C34藿烷等一系列氧化還原參數(shù)均表明其處于水體分層的缺氧環(huán)境，盡管大部分有機(jī)質(zhì)可能被保存下來(lái)，但由于當(dāng)時(shí)湖泊生產(chǎn)力較低，古湖泊固定碳的能力有限，因而有機(jī)質(zhì)豐度始終較低。而沙三下亞段沉積期，其水體還原程度明顯不如沙四中下亞段，保存下來(lái)的有機(jī)質(zhì)比例小于沙四中下亞段。但是由于氣候轉(zhuǎn)為暖濕，地表徑流增加，輸送了相對(duì)較多的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)，其表層水生產(chǎn)力明顯升高，導(dǎo)致有機(jī)質(zhì)豐度明顯高于沙四中下亞段。因此，湖泊生產(chǎn)力是控制有機(jī)質(zhì)豐度的首要因素。

圖8 廊固凹陷務(wù)古4井沙四—沙三下亞段烴源巖特征Fig.8 Geochemical features of source rocks from Es4 to lower subsection of Es3 in well Wugu4, Langgu Sag

與海洋不同，湖泊在能夠維持高生產(chǎn)力水平之前必須使其自身達(dá)到一定的營(yíng)養(yǎng)化水平[26]。通常古湖泊的生產(chǎn)力不能靠外來(lái)的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)來(lái)維持，隨著湖泊的發(fā)展演化，湖盆自身營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)含量對(duì)表層水的生產(chǎn)力水平變得尤其重要，因此，有機(jī)質(zhì)的大量富集是湖泊發(fā)展至一定階段的產(chǎn)物。在廊固凹陷古湖泊形成初期，氣候干熱，地表徑流較少，攜帶的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)有限；而至湖泊鼎盛時(shí)期，湖盆面積大，降水多，地表徑流攜帶大量營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)進(jìn)入湖盆。務(wù)古4井w(P)/w(Al)和w(P)/w(Ti)的變化較好地反映了這一特征(圖6)，w(P)/w(Al)和w(P)/w(Ti)盡管短期內(nèi)有所反復(fù)，在湖泊物源相對(duì)穩(wěn)定的情況下，可能與短期氣候變化造成地表徑流的變化相關(guān)，但是整體上仍隨著古湖泊的形成發(fā)展至鼎盛階段不斷增大。

不少學(xué)者在對(duì)Kimmeridge Clay組烴源巖的研究中發(fā)現(xiàn)，隨著氣候不斷濕潤(rùn)，源區(qū)化學(xué)風(fēng)化程度增強(qiáng)，大量的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)隨地表徑流被輸入湖盆，w(Al)/w(K)與TOC之間存在明顯的正相關(guān)關(guān)系[27]。廊固凹陷沙四上—沙三下亞段TOC與w(Al)/w(K)之間正相關(guān)性明顯，相關(guān)系數(shù)達(dá)到0.87(圖9c)，說(shuō)明了在湖泊演化的不同階段，氣候變化造成的風(fēng)化程度和地表徑流的變化深刻地影響了古湖泊生產(chǎn)力的變化，進(jìn)而造成了有機(jī)質(zhì)富集程度的差異。

5.2 氧化還原條件與有機(jī)質(zhì)富集

浮游植物 “勃發(fā)”產(chǎn)生的大量有機(jī)質(zhì)，大部分被浮游動(dòng)物撲食或被微生物分解，剩余部分可以通過(guò)絮凝作用形成大的絮凝團(tuán)，快速下沉。沉降到水底的有機(jī)質(zhì)，若在充氧的湖泊中，繼續(xù)被分解直至完全消失；若在分層湖泊中，由于底層水缺氧，限制了底棲生物和微生物的活動(dòng)，可以完好地保存下來(lái)，因此，長(zhǎng)期穩(wěn)定的湖水分層，意味著底層水的缺氧，對(duì)有機(jī)質(zhì)的堆積、保存和湖相優(yōu)質(zhì)烴源巖的形成至關(guān)重要[3]。雖然廊固凹陷沙四—沙三下亞段有機(jī)質(zhì)的富集與富藻層在分布上明顯相關(guān)，但二者在地層分布范圍上并不完全對(duì)應(yīng)(圖7)。曹11井沙三下亞段2 200～2 400 m浮游藻類(lèi)化石豐度出現(xiàn)明顯高峰，但其對(duì)應(yīng)的TOC豐度與上下地層相比處于較低的水平，說(shuō)明單有豐富的有機(jī)質(zhì)物源是不夠的，有機(jī)質(zhì)的富集還需要強(qiáng)還原的保存環(huán)境。

圖9 廊固凹陷務(wù)古4井沙四上—沙三下亞段TOC與δ13Ccarb、w(P)/w(Al)及w(Al)/w(K)關(guān)系Fig.9 Correlation between TOC and δ13Ccarb, w(P)/w(Al), w(Al)/w(K) from upper subsection of Es4 to lower subsection of Es3 in well Wugu4, Langgu Sag

圖10 廊固凹陷沙四—沙三下亞段δ13Ccarb-δ13Com與氫指數(shù)的關(guān)系Fig.10 Cross-plot of correlation between Δδ13C vs. hydrogen index (IH) for the Es4 and the bottom of Es3 in Langgu Sag

5.3 有機(jī)質(zhì)富集的控制因素

前已述及，有機(jī)質(zhì)的富集與湖泊表層水的高生產(chǎn)力和底層水的缺氧環(huán)境密切相關(guān)。但是兩者之間孰輕孰重，長(zhǎng)久以來(lái)一直爭(zhēng)論不休[28-30]。大量研究發(fā)現(xiàn)，在現(xiàn)代Greifen湖沉積物和古代沉積物中，高生產(chǎn)力階段富氫的沉積物中無(wú)機(jī)碳酸鹽礦物與有機(jī)質(zhì)的碳同位素差值Δδ13C(δ13Ccarb-δ13Com)和IH之間表現(xiàn)出明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系，而在缺氧環(huán)境下沉積的富氫有機(jī)質(zhì)Δδ13C和IH之間具有正相關(guān)性[31-32]。廊固凹陷深湖相泥巖分析表明，沙四段Δδ13C和IH之間為正相關(guān)關(guān)系，表明該段有機(jī)質(zhì)的富集與缺氧環(huán)境關(guān)系密切；而沙三下亞段Δδ13C和IH之間存在明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖10)，說(shuō)明沙三下亞段相對(duì)高的生產(chǎn)力條件是有機(jī)質(zhì)富集的重要因素，這與前文關(guān)于廊固凹陷古湖泊環(huán)境特征分析相一致。

6 結(jié)論

(1)廊固凹陷沙四—沙三下亞段沉積期構(gòu)造和氣候條件發(fā)生了巨大變化，湖盆形成期(沙四段)構(gòu)造活動(dòng)弱，氣候干熱，湖泊水體較淺；湖盆鼎盛時(shí)期(沙三下亞段)邊界斷層強(qiáng)烈活動(dòng)，氣候濕潤(rùn)，湖泊水體較深。

(2)廊固凹陷沙四—沙三下亞段沉積期具有完全不同的古湖泊特征。沙四段沉積時(shí)湖盆水體鹽度較高，具有穩(wěn)定的鹽度分層，底層水體缺氧，表層水體生產(chǎn)力較低；沙三下亞段沉積期為淡水湖盆，底層水體為弱還原狀態(tài)，表層水體生產(chǎn)力較高。

(3)湖泊自身的高生產(chǎn)力和良好的保存條件是有機(jī)質(zhì)富集的重要條件。在湖盆形成期(沙四段)，古生產(chǎn)力較低，湖盆底層水體的缺氧環(huán)境是控制有機(jī)質(zhì)富集的主要因素；在湖盆鼎盛時(shí)期(沙三下亞段)，古生產(chǎn)力相對(duì)較高，湖泊表層水的高生產(chǎn)力是有機(jī)質(zhì)大量富集的重要因素。

[1] 張文朝,楊德相,陳彥均,等.冀中坳陷古近系沉積構(gòu)造特征與油氣分布規(guī)律[J].地質(zhì)學(xué)報(bào),2008,82(8):1103-1112.

Zhang Wenchao,Yang Dexiang,Chen Yanjun,et al.Sedimentary structural characteristics and hydrocarbon distributed rules of Jizhong Depression[J].Acta Geologica Sinica,2008,82(8):1103-1112.

[2] 張文朝,崔周旗,韓春元,等.冀中坳陷老第三紀(jì)湖盆演化與油氣[J].古地理學(xué)報(bào),2001,3(1):45-54.

Zhang Wenchao,Cui Zhouqi,Han Chunyuan,et al.Evolution of Palaeogene lacustrine basins and oil and gas potentials in the central Hebei depression[J].Journal of Palaeogeography,2001,3(1):45-54.

[3] 吳小洲.冀中廊固凹陷含油氣系統(tǒng)[J].勘探家,2000,5(3):71-74.

Wu Xiaozhou.Petroleum systems of Langgu sag[J].Petroleum Explorationist,2000,5(3):71-74.

[4] 蔡觀強(qiáng),郭鋒,劉顯太,等.沾化凹陷新近系沉積物的C、O、Sr、Nd同位素組成變化對(duì)古環(huán)境變遷的記錄[J].地球化學(xué),2007,36(6):569-577.

Cai Guanqiang,Guo Feng,Liu Xiantai,et al.C,O,Sr and Nd isotopic records for Neogene sedimentary environmental changes of Zhanhua Sag[J].Geochimica,2007,36(6):569-577.

[5] 劉傳聯(lián),趙泉鴻,汪品先.湖相碳酸鹽氧碳同位素的相關(guān)性與生油古湖泊類(lèi)型[J].地球化學(xué),2001,30(4):363-367.

Liu Chuanlian,Zhao Quanhong,Wang Pinxian.Correlation between carbon and oxygen isotopic ratios of lacustrine carbonates and types of oil-producing paleolakes[J].Geochimica,2001,30(4):363-367.

[6] 劉傳聯(lián).東營(yíng)凹陷沙河街組湖相碳酸鹽巖碳氧同位素組分及其古湖泊學(xué)意義[J].沉積學(xué)報(bào),1998,16(3):109-114.

Liu Chuanlian.Carbon and oxygen isotopic compositions of lacustrine carbonates of the Shahejie Formation in the Dongying Depression and their paleolimnological significance[J].Acta Sedi-mentologica Sinica,1998,16(3):109-114.

[7] 趙莉莉,鄭恒科,萬(wàn)維,等.南堡凹陷古近紀(jì)古湖泊學(xué)研究[J].特種油氣藏,2013,20(5):57-61.

Zhao Lili,Zheng Hengke,Wan Wei,et al.Research on Paleogene paleolimnology in Nanpu sag[J].Special Oil & Gas Reservoirs,2012,20(5)：57-61.

[8] Hao F,Zhou X H,Zhu Y M,et al.Lacustrine source rock deposition in response to co-evolution of environments and organisms controlled by tectonic subsidence and climate,Bohai Bay Basin,China[J].Organic Geochemistry,2011,42(4):323-339.

[9] Harris N B,Freeman K H,Pancost R D,et al.The character and origin of lacustrine source rocks in the Lower Cretaceous synrift section,Congo Basin,west Africa[J].AAPG Bulletin,2004,88(8):1163-1184.

[10] Gonalves F T T.Organic and isotope geochemistry of the Early Cretaceous rift sequence in the Camamu Basin,Brazil:paleolimnological inferences and source rock models[J].Organic Geochemistry,2002,33(1):67-80.

[11] Tyson R V.Sequence-stratigraphical interpretation of organic facies variations in marine siliciclastic systems:general principles and application to the onshore Kimmeridge Clay Formation,UK[J].Geological Society,London,Special Publications,1996,103(1):75-96.

[12] Talbot M R.A review of the palaeohydrological interpretation of carbon and oxygen isotopic ratios in primary lacustrine carbonates[J].Chemical Geology:Isotope Geoscience Section,1990,80(4):261-279.

[13] 鄭仰帝,蔡進(jìn)功.南黃海盆地碳酸鹽巖碳氧同位素特征及意義[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì),2013,35(5):307-313.

Zheng Yangdi,Cai Jingong.Characteristics of carbon and oxygen isotopes of carbonate rocks in South Yellow Sea Basin and their implication[J].Petroleum Geology & Experiment,2013,35(3):307-313.

[14] 鄧南濤,張枝煥,任來(lái)義,等.鄂爾多斯盆地南部延長(zhǎng)組油頁(yè)巖地球化學(xué)特征及分布規(guī)律[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì).2013,35(4):432-437.

Deng Nantao,Zhang Zhihuan,Ren Laiyi,et al.Geochemical characteristics and distribution rules of oil shale from Yanchang Formation,Southern Ordos Basin[J].Petroleum Geology & Experiment,2013,35(4):432-437.

[15] 陶明華,王開(kāi)發(fā),鄭國(guó)光,等.冀中拗陷早第三紀(jì)孢粉組合及地質(zhì)時(shí)代討論[J].微體古生物學(xué)報(bào),2001,18(3):274-292.

Tao Minghua,Wang Kaifa,Zheng Guoguang,et al.Early Tertiary sporopollen assemblages from Jizhong Depression and their stratigraphic implication[J].Acta Micropalaeontologica Sinica,2001,18(3):274-292.

[16] 劉俊田,梁浩,侯全政,等.三塘湖盆地晚石炭世沉積環(huán)境中的古鹽度恢復(fù)[J].新疆石油天然氣,2011,7(1):1-5.

Liu Juntian,Liang Hao,Hou Quanzheng,et al.Paleosalinity recovering of environment deposition in Late Carboniferous of Santanghu Basin[J].Xinjiang Oil & Gas,2011,7(1):1-5.

[17] 王益友,郭文瑩,張國(guó)棟.幾種地球化學(xué)標(biāo)志在金湖凹陷阜寧群沉積環(huán)境中的應(yīng)用[J].同濟(jì)大學(xué)學(xué)報(bào),1979(2):51-60.

Wang Yiyou,Guo Wenying,Zhang Guodong.Application of some geochemical indicators in determining of sedimentary environment of the Funing Group,Jin-Hu Depression,Jiangsu Province[J].Journal of Tongji University,1979(2):51-60.

[18] 鄧宏文,錢(qián)凱.沉積地球化學(xué)與環(huán)境分析[M].蘭州:甘肅科學(xué)技術(shù)出版社,1993:22-25.

Deng Hongwen,Qian Kai.Sedimentary geochemistry and paleoenvironmental analysis[M].Lanzhou:Gansu Science and Technology Press,1993:22-25.

[19] Piper D Z.Seawater as the source of minor elements in black shales,phosphorites and other sedimentary rocks[J].Chemical Geology,1994,114(1):95-114.

[20] 劉傳聯(lián),徐金鯉.生油古湖泊生產(chǎn)力的估算方法及應(yīng)用實(shí)例[J].沉積學(xué)報(bào),2002,20(1):144-150.

Liu Chuanlian,Xu Jinli.Estimation method on productivity of oil producing lake and a case study[J].Acta Sedimentologica Sinica,2002,20(1):144-150.

[21] Schindler D W.Biogeochemical evolution of phosphorus limitation in nutrient-enriched lakes of the Precambrian Shield[M].[S.l.]:Ann Arbor Science Publishers,1976.

[22] Ivanochko T S,Pedersen T F.Determining the influences of Late Quaternary ventilation and productivity variations on Santa Barbara Basin sedimentary oxygenation:A multi-proxy approach[J].Quaternary Science Reviews,2004,23(3/4):467-480.

[23] Crusius J,Calvert S,Pedersen T,et al.Rhenium and molybdenum enrichments in sediments as indicators of oxic,suboxic and sulfidic conditions of deposition[J].Earth and Planetary Science Letters,1996,145(1/4):65-78.

[24] Algeo T J,Maynard J B.Trace-element behavior and redox facies in core shales of Upper Pennsylvanian Kansas-type cyclothems[J].Chemical Geology,2004,206(3):289-318.

[25] Latimer J C,Filippelli G M.Eocene to Miocene terrigenous inputs and export production:Geochemical evidence from ODP Leg 177,Site 1090[J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2002,182(3/4):151-164.

[26] Dean W E.Carbonate minerals and organic matter in sediments of modern north temperate hard-water lakes[C]//Ethridge F,Flores R.Recent and ancient nonmarine depositional environments:Models for Exploration.[S.l.]:Society of Economic Paleontologists and Mineralogists,1981.

[27] Bertrand P,Lallier-Verges E,Boussafir M.Enhancement of accumulation and anoxic degradation of organic matter controlled by cyclic productivity:a model[J].Organic Geochemistry,1994,22(3/5):511-520.

[28] Pedersen T F,Calvert S E.Anoxia vs.productivity:What controls the formation of organic-carbon-rich sediments and sedimentary rocks?(1)[J].AAPG Bulletin,1990,74(4):454-466.

[29] Talbot M R.The origins of lacustrine oil source rocks:evidence from the lakes of tropical Africa[J].Geological Society,London,Special Publications,1988,40(1):29-43.

[30] Katz B J.Controls on distribution of lacustrine source rocks through time and space[M]//Katz B J. Lacustrine basin exploration:case studies and modern analogs.Tulsa:AAPG,1990:61-76.

[31] Hollander D J,Mckenzie J A,Haven H L T.A 200-year sedimentary record of progressive eutrophication in Lake Greifen (Switzerland):implications for the origin of organic-carbon-rich sediments[J].Geology,1992,20(9):825-828.

[32] Hollander D J,Mckenzie J A,Hsu K J,et al.Application of an eutrophic lake model to the origin of ancient organic-carbon-rich sediments[J].Global Biogeochemical Cycles,1993,7(1):157-179.

(編輯 徐文明)

Palaeolake environment and organic matter enrichment mechanism of Paleogene Shahejie Formation in Langgu Sag

Diao Fan1, Jin Fengming2, Hao Fang3, Sun Yehua2, Zou Huayao1, Wang Yuanjie2, Zhang Jinfeng1, Cao Yijun1

(1.CollegeofGeosciences,ChinaUniversityofPetroleum,Beijing102249,China;2.ExplorationandDevelopmentResearchInstitute,PetroChinaHuabeiOilfieldCompany,Renqiu,Hebei062552,China; 3.ChinaUniversityofGeosciences,Wuhan,Hubei430074,China)

According to the analyses of element geochemistry, organic geochemistry and isotope geochemistry of mudstone samples from the 4th member (Es4) and the lower subsection of the 3rd member (Es3) of the Shahejie Formation in the Langgu Sag, combined with the characteristics of lake evolution and climate change, it was discussed in this paper the changes of salinity, redox condition and productivity as well as the enrichment mechanisms of organic matter. During the formation stage (Es4), the lake was deposited in an inactive tectonic activity with arid climate, brackish water, stable water column stratification, water bottom anoxia and lower enrichment of organic matter. When the lake developed to the peak stage (the lower subsection of Es3), the basin subsided strongly with humid climate, fresh water and weak reducing environment in the bottom water. The productivity of surface water was high triggered by a great quantity of nutrients inflowed by direct runoff. The enrichment of organic matter in lacustrine sedimentation was controlled by the productivity and redox conditions during different lake evolution stages. In Es4, the enrichment of organic matter was mainly controlled by the anoxic environment in the bottom water, while in the lower subsection of Es3, it was closely related to the high productivity of surface water.

redox condition; paleoproductivity; enrichment of organic matter; palaeolake; Langgu Sag; Bohai Bay Basin

1001-6112(2014)04-0479-08

10.11781/sysydz201404479

2014-01-03；

2014-06-05。

刁帆(1984—)，男，博士生，從事石油地質(zhì)研究。E-mail: diaofan821@126.com。

中國(guó)石油天然氣股份有限公司科技項(xiàng)目(2011D-0703)和國(guó)家科技重大專項(xiàng)“大型油氣田及煤層氣開(kāi)發(fā)”(2011ZX05006)共同資助。

TE121.3

A