柴北緣魚卡地區中侏羅統石門溝組含煤層段沉積有機相分析

白悅悅, 呂慶田, 劉招君, Simon C GEORGE, 孫平昌,孟慶濤, 謝文泉, 宋青磊, 王君賢, 徐 川

1)中國地質調查局中國地質科學院地球深部探測中心, 北京 100037; 2)吉林大學地球科學學院, 吉林長春 130061;3)麥考瑞大學地球與行星科學系, 澳大利亞悉尼 2109; 4)中南大學地球科學與信息物理學院, 湖南長沙 410083

有機相是評價油氣源巖和源區的有力手段, 最早是由Jones(1987)明確提出, 它是從成因上認識烴源巖特征和展布的有效手段, 已廣泛應用于源巖的巖石學特征、烴源巖評價、有機質聚集和保存以及古沉積環境和古地理等方面(Boreham et al., 1994;Fowler et al., 2004; Ercegovac and Kosti?, 2006;Lewan et al., 2006)。一些學者研究的過程中意識到沉積環境對有機質的性質影響較為重要, 因而將有機相的概念擴大為沉積有機相(程頂勝, 1996; 姜文亞和柳颯, 2015)。細粒沉積巖是指由細粒物質(顆粒粒度級別小于62 μm)所組成的巖石, 細粒物質主要包括黏土礦物、碳酸鹽、生物碎屑及有機質等(Aplin and Macquaker, 2011; 姜在興等, 2013)。由于細粒沉積巖是非常規油氣如油頁巖、頁巖油、頁巖氣和煤層氣等能源資源的源巖, 因而細粒沉積巖的研究仍具有很重要的意義。

柴達木盆地北緣中侏羅統石門溝組為富有機質層, 含有豐富的煤炭及常規和非常規油氣資源,國內外學者對其內優質烴源巖的地球化學評價、沉積特征、巖石學特征以及豐富的煤炭、頁巖氣和頁巖油等資源已經進行了一系列的相關研究(陳迎賓和張壽庭, 2011; Cao et al., 2012; Zhang and Paul,2012; Li et al., 2014)。關于中侏羅統烴源巖沉積有機相的研究已經取得了一定的成果, 彭立才等(2001)將柴達木盆地侏羅系烴源巖劃分為了高位泥炭沼澤有機相、森林泥炭沼澤有機相、濱淺湖有機相及半深湖-深湖有機相四種類型; 而劉云田等(2008)則結合烴源巖生烴顯微組分及有機質的賦存特征和豐度等也對柴北緣侏羅系烴源巖進行了有機相類型的劃分。

中侏羅統石門溝組是油頁巖和煤層的賦存層位,前人對沉積有機相的研究主要集中在石門溝組上部頁巖段半深湖-深湖相的含油頁巖層及下部含煤段湖沼環境中的煤層中, 而忽視了含煤段中也存在油頁巖這一情況(李猛, 2014; Meng et al., 2018, 2019; Bai et al., 2020)。本文通過野外露頭、室內巖心觀察、含油率測試及工業分析灰分產率測定等綜合方法識別出石門溝組含煤段的油頁巖, 并結合地球化學測試分析對含煤段油頁巖和非油頁巖細粒沉積物進行沉積有機相類型的劃分, 并對不同類型沉積有機相特征進行分析, 最終探討不同類型沉積有機相的差異性及湖沼環境中油頁巖和煤形成的控制因素。

1 區域地質概況

魚卡地區位于柴達木盆地北緣中部, 柴北緣魚卡—紅山斷陷二級構造單元內, 柴達木盆地北側和東側為達肯大坂山, 南側為綠梁山, 為一呈北西向展布的狹長盆地(馬新民等, 2013; 李猛, 2014)(圖1)。魚卡煤田侏羅系地層由上侏羅統紅水溝組和采石嶺組及中侏羅統石門溝組和大煤溝組組成, 下侏羅統在魚卡煤田缺失。中侏羅統石門溝組可以分為兩個巖性段, 分別為下部的含煤段和上部的頁巖段。上部頁巖段地層厚度為36.34～48.91 m, 主要由深灰色頁巖、粉砂質泥巖夾灰褐色、棕褐色油頁巖等組成。油頁巖頁理極其發育, 局部可見大量的碳酸鹽薄層、菱鐵礦結核及介形類和瓣鰓類化石, 為典型的淺湖-深湖相沉積。含煤段地層厚度為82.65～138.44 m, 主要是由灰色、灰黑色粉砂巖、泥巖、油頁巖及灰白色含礫粗砂巖等組成, 含有多層煤層, 煤層多為黑色、中-寬條帶狀結構, 半暗-半亮型, 多數煤層可見瀝青光澤, 階梯狀斷口及貝殼狀斷口, 多數煤層裂隙中充填有黃鐵礦, 含煤段地層為典型的三角洲前緣及濱湖沼澤相沉積(劉云田等,2008; 馬新民等, 2013; 李猛, 2014)。

圖1 魚卡地區地質圖Fig. 1 Geological map of Yuqia area

2 樣品采集與分析方法

本次研究共對魚卡地區YYY1 井含煤段56 個樣品(圖2)進行了總有機碳(TOC)含量、巖石熱解、含油率、工業分析(包括水分、灰分、揮發分及發熱量)、生物標志化合物、X 衍射以及微量元素等分析測試工作。

圖2 柴北緣魚卡地區中侏羅統魚油頁1 井石門溝組含煤段樣品位置分布Fig. 2 Distribution of samples of borehole YYY1 of the coal-bearing Member of Middle Jurassic Shimengou Formation of Yuqia Area

其中總有機碳(TOC)含量、巖石熱解、含油率及工業分析(包括水分、灰分、揮發分及發熱量)均是在吉林省油頁巖及共生能源礦產重點實驗室進行的。其中TOC 含量是在LECO CS-230 儀器中依據國家標準GB/T 19145—2003 進行測試的; 巖石熱解則是在Rock-Eval 6 儀器中根據Behar et al.(2001)提出的方法進行測試; 含油率則是依據行業標準SH/T 0508—92 在低溫干餾爐中進行; 灰分、水分和揮發分是在馬弗爐 Xl-2000 中依據國家標準GB212—2008 進行測試; 而發熱量則是根據國家標準GB/T213—2008 在DC5015 量熱儀中進行的。

此外, 生物標志化合物分析是在澳大利亞麥考瑞大學有機地球化學實驗室依據Ahmed and George(2004) 提出的方法完成的; X 衍射和微量元素分析均是在核工業北京地質研究院進行的, 其中X 衍射通 過 Panalytical X’Pert PRO X 衍 射 儀 依 據SY/T 6201—2010 標準進行分析的, 而微量元素則是依據國家標準GB/T 14506.30—2010, 通過儀器NexION300D 等離子體質譜儀完成的。

3 結果與討論

3.1 含油率及工業分析區分油頁巖和煤

煤和油頁巖均屬于富有機質沉積巖, 其中油頁巖是含油率大于3.5%的高灰分固體可燃有機沉積巖, 區分煤和油頁巖最直接有效的方法是通過灰分產率, 含油率大于3.5wt.%且灰分大于40%的為油頁巖, 而含油率大于3.5wt.%但灰分小于40%的則為煤(劉招君等, 2009)。本區含煤段湖沼沉積相中發現了一些含油率大于3.5wt.%的黑色富有機質沉積巖,通過對其進行工業分析, 發現部分為煤, 部分為油頁巖, 其中湖沼油頁巖的含油率和灰分平均值分別為6.6wt.%和65.47%, 煤的含油率和灰分平均值分別為8.1wt.%和32.42%, 相比之下, 煤具有更高的含油率。此外, 從平均含量來看, 煤較油頁巖也具有更高的水分、揮發分以及發熱量值(表1)。

表1 油頁巖和煤工業分析參數特征Table 1 Industrial analysis parameters of oil shale and coal

3.2 沉積有機相類型的劃分

沉積環境分析是沉積有機相劃分的基礎, 針對本區沉積相特征, 前人已經進行了精細的研究, 通過巖性組合、泥巖顏色、沉積結構和構造、含有物及接觸關系等特征, 結合顯微鏡下薄片鑒定、粒度分析和地球物理測井資料分析, 發現了魚卡地區石門溝組含煤段主要發育三角洲和湖泊沉積相, 并進一步識別出了三角洲平原、三角洲前緣、淺湖和湖沼四種亞相, 并對其沉積組合和發育的微相特征進行了細致的描述(李猛, 2014; 白悅悅等, 2020)。其中富有機質沉積巖主要分布于三角洲平原的水上分流河道間、三角洲前緣的水下分流河道間、泥質淺湖以及湖沼亞相中, 三角洲平原水上分流河道間的細粒沉積巖主要為紫紅色及灰色泥巖和黑色碳質泥巖、三角洲前緣的水下分流河道間和泥質淺湖均為灰綠色及灰色泥巖, 而湖沼亞相中則為灰色泥巖、黑色煤、碳質泥巖及黑色油頁巖(王君賢等, 2017;Meng et al., 2018; 白悅悅等, 2020)。值的說明的是,前人對本區研究也發現在三角洲平原河道間沼澤中也發現了大量的煤層(李猛, 2014), 但本文的取樣分析工作主要是針對魚油頁1 井中巖心進行的, 在詳細的觀察描述中, 在本口井的河道間沼澤中未發現大量的煤層, 因而本文中的煤層主要是針對湖沼環境中發育的煤層。根據各種細粒沉積巖所在的沉積環境的不同, 對其進行有機相類型劃分, 由于三角洲前緣和淺湖細粒沉積巖的相似性, 將二者合并為一種沉積有機相類型B, 三角洲平原沉積物整體劃分為沉積有機相類型A, 湖沼沉積物整體劃分為沉積有機相類型C, 由于在其內存在油頁巖, 根據研究需要, 劃分出兩種亞相, 一種為湖沼非油頁巖亞相(C1), 另一種為湖沼油頁巖亞相C2(表2)。

3.3 總有機碳及巖石熱解參數特征

總有機碳TOC及巖石熱解參數S1+S2常被用來評價有機質特征(Peters, 1986; Rahman et al., 1994)。根據我國陸相生油巖有機質豐度評價標準, 當TOC值大于1.0wt.%、S1+S2大于6.0 mg/g的時候為好等級的生油巖。不同沉積有機相類型的TOC和S1+S2數值特征(表2)表明, 類型A及類型C2沉積物均屬于極好的生油巖, 而沉積有機相B和C1細粒沉積物則屬于相當好-極好的生油巖。HI-Tmax交會圖、S2-TOC交會圖及HI-OI交匯圖可用來判斷沉積有機質類型(Espitalié et al., 1984; Langford and Blanc-Valleron,1990; Mukhopadhyay et al., 1995), 結果表明(圖3),沉積有機相A、B及C1的沉積物有機質類型均為II2-III型, 其HI值分別為130～255 mg HC/g TOC,33～266 mg HC/g TOC和45～235 mg HC/g TOC, 而沉積有機相C2的沉積物有機質類型主要為II2型, 其HI值為189～255 mg HC/g TOC。熱解參數Tmax常被用來評價沉積巖的有機質成熟度, 當Tmax小于435℃時,有機質處于未成熟階段,Tmax為435～440℃時為低成熟(Peter et al., 2005), 但是Tmax值用來反映成熟度時,其有機質類型為II 型和III 型結果更為可靠(Sachsenhofer et al., 2009)。上述分析可知本區沉積物總體類型屬于II-III型, 因此Tmax可以很好地反映本區的成熟度。由于含煤段總厚不過150 m, 有機成熟度垂向變化幅度有限, 因而整體處于未成熟-低成熟階段(表2)。

圖3 不同沉積有機相有機質類型圖解Fig. 3 Diagrams of organic matter types of different sedimentary organic facies

表2 不同沉積有機相類型有機質豐度及熱解參數值Table 2 TOC and rock-eval parameters of different sedimentary organic faices

3.4 X 衍射結果

各種沉積有機相類型中, 礦物組成及含量具有一定的差異(表3), 其中類型A沉積物礦物中黏土礦物為主, 其次為陸源碎屑石英; 類型B沉積物中仍以黏土礦物和陸源碎屑石英為主, 但與類型A不同的是, 多數沉積物中含有菱鐵礦, 部分含有黃鐵礦和方解石; 類型C1沉積物中主要為黏土礦物和陸源碎屑石英, 而類型C2沉積物中除了含有大量的黏土礦物和石英外, 還檢測出大量的方解石和黃鐵礦。

表3 X-射線衍射結果Table 3 X-ray diffraction results

3.5 微量元素特征

微量元素Ni和V可以反映沉積環境的氧化還原條件, V/(V+Ni)比值＜0.46代表富氧環境, 0.46～0.6之間表示貧氧的沉積環境, V/(V+Ni)比值＞0.6表示缺氧環境(Mongenot et al., 1996; 徐進軍, 2015)。Wignall and Mayers(1988) 提出了用自生鈾來反映氧化還原性, Uau=(total U)+Th/3, 而δU=2U/Uau, 當δU＞1時指示缺氧環境(吳朝東等, 1999; Steiner et al.,2001)。此外, Sr/Ba比值變化可以反應水體鹽度的變化, 比值越高水體鹽度越高, 通常認為Sr/Ba比值小于0.5為偏淡水環境, 而大于1為海相沉積, 當Sr/Ba比值介于0.5～1為半咸水相沉積(鄧宏文和錢凱, 1993;Cao et al., 2012)。

本區沉積有機相類型A的V/(V+Ni)值為0.69,類型B為0.46～0.88(平均0.76), 而類型C1和C2分別為0.65～0.82(平均0.75)和0.71, 而類型A和B的δU分別為1.03和0.80～1.33(平均0.96), C1和C2分別為0.81～1.47(平均0.97)和1.33。綜合表明類型A及C2沉積物均形成于缺氧環境中, 而類型B和C1沉積物則均沉積于貧氧-缺氧的環境中。沉積有機相類型A和B的Sr/Ba分別為0.23和0.14～0.57(平均0.25), 類型C1和C2分別為0.13～0.94(平均0.35)和0.51, 綜合表明沉積有機相類型A細粒沉積物沉積于淡水環境中,而類型B、C1和C2沉積物均沉積于淡水-半咸水環境中, 相比之下, 類型B較A、C2較C1沉積水體鹽度均較大。

3.6 生物標記化合物特征

生物標記化合物是最初來自于生物體的, 與其母體的分子結構相差無幾的有機化合物, 能夠很好且準確地提供巖石和沉積物的成因信息, 因此用來判定生物有機質的生源信息最為可靠(鄧宏文和錢凱, 1993; Sachsenhofer et al., 2009)。本次研究主要對正構烷烴、類異戊二烯烴、甾類、霍烷等化合物進行了識別和相對含量計算, 以研究不同沉積有機相類型樣品的有機質成熟度、有機質來源和沉積水體保存條件等。

3.6.1 有機質成熟度

生物標志化合中多種參數均可以指示有機質成熟度, 其中Ts/(Ts+Tm)是指示成熟度的有效指標,其值小于0.5時, 指示有機質未成熟; 碳優勢指數CPI高于1.0(奇碳優勢)時表示有機質未成熟且其值隨成熟度的增加而減弱; C31升霍烷的異構體參數C31homohopane 22S(22S+22R)也可以很好地反映成熟度, 隨著熱演化程度越高, 值越高。由于CPI值易受有機質來源的影響, 因本文主要用其來反映沉積物的相對成熟度(Peters et al., 2005)。Ts/(Ts+Tm)值表明本區四種類型的沉積物有機質多數位于未成熟階段(表4)。

3.6.2 有機質類型及來源

正構烷烴以及甾類化合物的相對含量可以用來反映有機質類型及來源。其中正構烷烴C15-C19指示湖泊低等水生生物如藻類和微生物來源,C27-C31則指示陸源高等植物來源, 而C21-C25正構烷烴指示大型水生植物或泥炭蘚等混合來源(Peters et al., 2005)。C27-C28-C29規則甾烷也是有機質來源的特征對比指標, C27規則甾烷指示細菌和藻類等湖泊水生生物來源, C29規則甾烷指示陸源高等植物來源, 而C28規則甾烷則指示水生生物和陸源高等植物混合來源(Peters et al., 2005)。綜合結果分析,沉積有機相類型A、B和C1沉積物的C21-C25正構烷烴(平均值分別為0.50, 0.44和0.41)及C29規則甾烷(平均值分別為0.88, 0.59和0.57)含量均最高, 表明其均以陸源和混合來源兩種有機質來源為主, 類型C2沉積物則是以混合有機質來源為主(C21-C25正構烷烴為0.49, C28規則甾烷含量為0.54)。比較而言,類型B較類型A, 類型C1較類型C2, 其陸源有機質來源均更占優勢(表4)。

3.6.3 有機質保存條件

生物標志化合物中類異戊二烯烴類姥鮫烷(Pr)和植烷(Ph)的比值是很好的氧化還原指示劑。當Pr/Ph的比值大于2.0時指示有機質形成于氧化-次氧化環境, 比值為1.0～2.0時指示弱氧化-弱還原環境,而比值小于0.8時候則指示缺氧的還原環境(Peters et al., 2005), 由于不同區域沉積物都具有其獨特性,此范圍值并不是固定的, 通常用Pr/Ph的來反映氧化還原性的相對變化。此外C27重排甾烷/C27規則甾烷以及19+20/23三環萜烷其低值均可以指示缺氧環境,而高值則均指示氧化環境(Peters et al., 2005)。C27重排甾烷/C27 規則甾烷相對值( 表4) 結合Pr/Ph-V/Ni(圖4a)及19+20/23 Tric-V/Ni交匯圖(圖4b)綜合可知沉積有機相類型B較類型A, 類型C2較類型C1, 其沉積物均形成于更為還原的水體環境中。

圖4 不同沉積有機相氧化還原性變化趨勢Fig. 4 The trend of oxidation reduction of different sedimentary organic facies

此外, 生物標志化合物中伽馬蠟烷的出現是高鹽度的指示, 且伽馬蠟烷與C30 霍烷的比值(gammacerane/C30 hopane)可以用來指示鹽度的高低, 比值越高, 鹽度越高(鄧宏文和錢凱, 1993;Grice et al., 1998)。Sr/Ba與伽馬蠟烷/C30霍烷交匯圖(圖5, 表4)顯示類型B較A, 類型C2較C1, 其沉積物水體鹽度更高。

圖5 不同沉積有機相鹽度變化趨勢Fig. 5 Salinity variation trend of different sedimentary organic facies

表4 生物標志化合物參數特征Table 4 Characteristics of biomarker compounds

3.7 沉積有機相類型特征

3.7.1 沉積有機相A 與B

從TOC與熱解參數S2交匯圖可以看出(圖3), 有機相類型A沉積物TOC與S2值幾乎呈直線分布, 表明其有機質來源基本一致, 但類型B部分樣品處于直線之外, 表明類型B沉積物有機質富集受其他因素控制。

此外, 巖石熱解參數Tmax值為熱解S2峰值溫度,為熱解生烴速率最大時的溫度, 可以用來評價成熟度(Peters et al., 2005), 但是Tmax值用來反映成熟度時, 其有機質類型為II 型和III 型結果更為可靠(Sachsenhofer et al., 2009), 正好可以很好的用來反映本文沉積物的有機質成熟度。此外,Tmax值還與礦物類型及沉積保存條件均有關(Sachsenhofer et al.,2009; Gao et al., 2019)。類型A沉積物的Tmax值與OI值無相關性(圖6a), 而類型B沉積物的Tmax值整體隨著OI值的增高而增高, 但是并無正相關性, 這里說明, 類型A和類型B沉積物Tmax值的差異變化受沉積保存條件中氧化還原性的影響。

熱解參數HI不僅可以指示沉積物的干酪根有機質類型, 還可以反映湖泊水體的貧氧或者充氧程度方面的保存能力, 一般情況下, 高HI值代表較好的還原保存條件, 而較低的HI值則反映相對氧化的較差的保存條件(張平中等, 1995)。前述研究知, 沉積有機相A和B沉積物有機質類型均為II2-III型, 且類型A沉積物的TOC值隨HI值的增加而增加(圖6b),表明類型A沉積物的有機質富集程度與有機質類型(有機質來源)及保存條件有關。而類型B沉積物的HI值小于200 mg/g TOC時, TOC含量隨HI值的增加而增加, 而當HI值大于200 mg/g TOC時, TOC值的變化則與HI值無關, 這種結果表明, 類型B的有機質富集不僅與有機質類型(有機質來源)及保存條件都有關, 而且還受其他因素影響。

圖6 不同沉積有機相有機質豐度隨著OI 及HI 的變化趨勢Fig. 6 Variation trend of TOC versus OI and HI of different sedimentary organic facies

黏土礦物對有機質的影響也不容忽視, 由于黏土礦物是除有機質之外泥質烴源巖的主要組成部分,二者相互共存(蔡進功等, 2009), 而且黏土礦物還具有很好的有機質吸附性能(盧龍飛等, 2013), 一般蒙皂石吸附能力最好, 其次為伊利石和綠泥石, 高嶺石吸附能力最弱(蔡進功等, 2009)。TOC與礦物相關性圖解表明, 類型A和類型B沉積物與陸源碎屑礦物均無相關性或負相關性(圖7a), 類型B沉積物的有機質豐度與黏土礦物具有較好的相關性(相關性系數為0.76)(圖7b), 表明黏土礦物對其較好的吸附性,導致其有機質富集。而且從X衍射結果知, 類型A黏土礦物中以吸附性最差的高嶺石為主, 而類型B中伊利石具有較高的含量(表3), 從這一方面也可以看出類型B對有機質的吸附性好于類型A, 黏土礦物造成的對有機質吸附能力的差異也是類型A和B有機質富集程度差異性的一個主導因素。

圖7 不同沉積有機相礦物對有機質富集的影響Fig. 7 The influence of TOC versus minerals of different sedimentary organic facies

有機質的富集程度不僅與有機質的含量有關,還與其性質有關, 前者主要與有機質及無機礦物的輸入平衡有關, 而后者則主要受控于湖泊自身生產的有機質與陸源有機質的輸入平衡(Katz, 2003;Kelts, 2015)。沉積有機相A主要形成于三角洲平原的沉積環境中, 而沉積有機相B沉積物則主要形成于淺湖-三角洲前緣沉積環境中, 二者相比, 類型A沉積環境離岸距離較近, 受波浪和湖流影響較大,環境中的一些植物、魚骨及介殼等碎屑可以為有機相A中細粒沉積物提供有機質來源, 同時陸源碎屑礦物及外源元素輸入仍對其有機質富集具有一定的稀釋作用。而沉積有機相B沉積物始終處于水下, 但是仍然會遭受波浪和湖流的影響, 而且此處水體循環良好, 透光性較好, 氧氣充足, 適合于各種生物生長, 因此, 生物的作用可能會對有機質的富集造成一定程度的破壞作用。此外, 三角洲前緣較三角洲平原沉積速率要大(鄧宏文和錢凱, 1993), 有機質更易于受到陸源碎屑的稀釋, 這些也可能是其部分細粒沉積中低有機質豐度的原因之一。雖然如此,前述分析知, 類型B細粒沉積巖較類型A沉積于更加還原且鹽度更大的沉積水體中, 這個較好的水體環境可以促進其沉積有機質的富集。

3.7.2 沉積有機相C1 與C2

類型C1和類型C2的TOC和S2均呈近似線型分布, 個別樣品分布在直線之外, 表明C1和C2沉積物的有機質豐度不僅受有機質類型和來源的控制,還受其他因素如有機質保存條件及礦物等的影響。Tmax與OI(圖6a)交匯圖推測, 無論沉積有機相C1還是C2沉積物,Tmax與OI均無較好的相關性, C1沉積物整體的OI值要大于C2沉積物, 表明C1沉積物較C2沉積物形成于更加氧化的環境中, 而且Tmax的變化與氧化還原性無關。TOC與HI交匯圖(圖6b)表明,沉積有機相C1沉積物HI值小于200 mg HC/g TOC時, 有機質豐度隨著HI增加而增加, 此時的沉積物有機質豐度主要受有機質類型、有機質來源及保存條件的控制, 而HI大于200 mg HC/g TOC的沉積物有機質豐度隨HI的變化而變化不大, 表明這些沉積物的有機質豐度不僅受到有機質類型、來源及有機質保存條件控制外, 還受到其他因素的控制。而沉積有機相C2沉積物的有機質豐度的變化與HI無關, 表明C2沉積物的有機質富集也受到多方面因素的控制。

3.8 湖沼環境中煤和油頁巖的形成特征

沉積有機相C1和C2沉積物均形成湖沼環境中,前述分析知二者有相當大的差別。沉積有機相C1沉積物主要為泥巖、碳質泥巖和煤, 有機質類型為II2-III型, 有機質來源以陸源高等植物為主, 沉積有機相C2沉積物也形成于湖沼環境中, 但沉積物主要為油頁巖, 有機質類型為II2型, 以陸源來源占優勢的混合來源為主。生物標志化合物參數特征表明,沉積有機相C2沉積物較C1成熟度較高(表4)。而保存條件方面, 類型C2的細粒沉積物較C1形成于更加還原且鹽度更大的水體環境中。此外, 沉積有機相C1沉積物較C2陸源碎屑礦物含量及黏土礦物含量均較高(表3), 且C1中含有大量的伊蒙混層和伊利石等對有機質具有吸附性的礦物, 雖然沉積物樣品數量較少, 無法進行相關性預測, 但是根據樣品中其相對含量可以推測, 沉積有機相C1受到陸源碎屑礦物的影響較明顯, 從而導致一些較低有機質豐度的樣品, 但是由于黏土礦物對沉積有機相C1部分樣品有機質的吸附作用, 使得部分樣品具有較高含量的有機質豐度。

沼澤成煤環境中油頁巖的形成在國內外多有發現, 如中國依蘭煤炭達連河礦區的油頁巖(劉志遜等,2013)、中國撫順第三紀煤層之上的油頁巖、法國圣希萊爾二疊系煤層之上的油頁巖(錢家麟等, 2008)及澳大利亞昆士蘭Lowmead盆地Makawata段沼澤不完全氧化環境中的油頁巖(Rahman et al., 1994)。湖沼環境一般是在湖泊環境垂直層序的頂部出現,是湖泊淤淺并沼澤化形成的。其內水源主要靠湖水補給, 水量充沛, 在陸源植物供給充足之處及良好的保存條件之處形成沉積有機相C1的煤層, 而湖泊來源豐富之處加之較好的保存條件及較少的陸源碎屑的稀釋之處形成沉積有機相C2沉積物油頁巖, 而在湖沼環境中其他條件中形成沉積有機相C1的其他沉積物(圖8)。

圖8 湖沼環境油頁巖有機質富集模式Fig. 8 Oil shale enrichment model in the lake and swamp environment

4 結論

(1)柴達木盆地北緣魚卡地區中侏羅統石門溝組含煤段細粒沉積物可以劃分為A(三角洲平原沉積有機相)、B(三角洲前緣-淺湖沉積有機相)、C1(湖沼非油頁巖亞相)及C2(湖沼油頁巖亞相)四種沉積有機相類型; 其中類型C1沉積物中發育煤, 類型C2沉積物中發育油頁巖, 且煤較油頁巖具有更高的含油率、水分、揮發分以及發熱量值; 含煤段總厚不過150 m, 有機成熟度垂向變化幅度有限, 整體處于未成熟-低成熟階段。

(2)沉積有機相類型A、B及C1其沉積物有機質類型均為II2-III型, 而類型C2沉積物有機質類型主要為II2型; 類型A、B及C1其沉積物有機質來源均以陸源和混合來源兩種有機質來源為主, 而類型C2沉積物則是以混合有機質來源為主。

(3)沉積有機相類型A沉積物主要形成于缺氧的淡水環境中, 類型B主要形成于貧氧-缺氧的淡水-半咸水環境中, 類型C1形成于貧氧-缺氧的淡水-半咸水環境中而類型C2則主要形成于缺氧的淡水-半咸水環境中。其中類型B較類型A, 類型C2較類型C1,其沉積物均形成于更為還原且鹽度更高的水體環境中。

(4)石門溝組含煤段為煤和油頁巖的發育層段,穩定的沉積環境、豐富的湖泊有機質來源、良好的保存條件及較少的陸源碎屑的稀釋共同促進了類型C2中油頁巖的形成, 而豐富的陸源植物供給及良好的保存條件則促進了類型C1中煤層的形成。

Acknowledgements:

This study was supported by Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund(Nos. JKY202012 and YWFBC201801), and China Geological Survey (No. DD20189607).