天然气地球科学 >

2020 , Vol. 31 >Issue 10: 1428 - 1436

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2020.06.006

天然气地质学

渤海湾盆地渤中坳陷沙一段与沙三段古湖泊水体分层新证据

  • 刘伟 , 1 ,
  • 王振奇 , 1 ,
  • 叶琳 1 ,
  • 刘丽芳 2 ,
  • 黄胜兵 2
展开
  • 1. 长江大学地球科学学院，湖北 武汉 430100
  • 2. 中国海洋石油公司研究院，北京 100029
王振奇（1963-），男，河南清丰人，教授，主要从事油气成藏过程研究.E-mail: .

刘伟（1986-），男，湖北洪湖人，博士研究生，主要从事湖相烃源岩形成机理研究.E-mail: .

收稿日期: 2020-04-03

  修回日期: 2020-06-05

  网络出版日期: 2020-07-02

收起

New evidence of water stratification in the paleolakes of the first and third members of Shahejie Formation in Bozhong Depression， Bohai Bay Basin

  • Wei LIU , 1 ,
  • Zhen-qi WANG , 1 ,
  • Lin YE 1 ,
  • Li-fang LIU 2 ,
  • Sheng-bing HUANG 2
Expand
  • 1. School of Geosciences，Yangtze University，Wuhan 430100，China
  • 2. China National Offshore Oil Corporation Research Institute，Beijing 100029，China

Received date: 2020-04-03

  Revised date: 2020-06-05

  Online published: 2020-07-02

Supported by

The Cooperative Project of Research Institute of CNOOC （Grant No. CCL2017RCPS0099ECN）.

Fold

本文亮点

前人对渤海湾盆地渤中坳陷湖相烃源岩有机质保存条件，尤其是对水体分层的研究，主要提出的是生物标志物证据，缺乏无机地球化学方面的证据。基于U、V元素在沉积水体中的富集原理，以及草莓状黄铁矿的形成机理，尝试探讨渤中坳陷沙一段与沙三段古湖泊水体分层的证据。结果显示，沙一段与沙三段V/（V+Ni）值分别介于0.20~0.93与0.62~0.78之间，指示古湖泊水体为缺氧环境。沙一段与沙三段U/Th值介于0.14~0.43之间，但是沙一段与沙三段U元素与TOC值具有明显正相关性，说明U元素富集于缺氧水体中。同时，沙一段与沙三段V元素与TOC值也具有明显正相关性，进一步说明沙一段与沙三段烃源岩沉积期，古湖泊边部水体均为缺氧环境，但非停滞缺氧环境。对沙一段与沙三段草莓状黄铁矿的平均粒径统计显示，沙一段与沙三段草莓状黄铁矿平均粒径仅略大于停滞缺氧环境的粒径上限5.0 μm，说明沙一段与沙三段沉积期，古湖泊边部浅水区水体存在一个氧化还原界面，该界面位于湖底沉积物向下几厘米深处。据此可推断，向古湖泊沉积中心方向，水体逐渐加深，水体中的氧化还原界面必然会逐渐上升至水体中部，此界面即为沙一段与沙三段水体的分层界面。

本文引用格式

刘伟 , 王振奇 , 叶琳 , 刘丽芳 , 黄胜兵 . 渤海湾盆地渤中坳陷沙一段与沙三段古湖泊水体分层新证据[J]. 天然气地球科学, 2020 , 31(10) : 1428 -1436 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2020.06.006

Highlights

Previous studies on the preservation conditions of lacustrine source rocks in Bozhong Depression of Bohai Bay Basin， especially on the stratification of water column， mainly proposed the evidence of biomarkers， lacking the evidence of inorganic geochemistry. Based on the enrichment principle of U and V elements in the sedimentary water and the formation mechanism of strawberry pyrite， this study attempts to explore the evidence of the stratification of water column in the first and third members of Shahejie Formation （Es 1 and Es 3） in Bozhong Depression. The results show that the V/（V+Ni） of Es 1 and Es 3 are between 0.20-0.93 and 0.62-0.78， respectively， indicating that the ancient lake water column is anoxic. The U/Th of Es 1 and Es 3 is between 0.14-0.43， but the content of U and TOC are positively correlated， indicating that the U is enriched in anoxic water column. At the same time， the content of V and TOC in Es 1 and Es 3 are also positively correlated， which further shows that during the sedimentary period of Es 1 and Es 3， the water column at the edge of the ancient lakes are all in anoxic environment， but not euxinic environment. According to the statistics of the average grain size of framboid pyrite in Es 1 and Es 3， the average grain size of framboid pyrite is only slightly larger than the upper limit of 5.0 μm in the environment of euxinic. This indicates that there is an oxidation-reduction interface during the sedimentary period of Es 1 and Es 3 in the shallow water of the edge of the ancient lake， which is located a few centimeters below the bottom of the lake. Therefore， it can be inferred that towards the sedimentation center of the ancient lake， the water column will gradually deepen， and the redox interface in the water body will inevitably rise to the middle of the water column， which is the stratification interface during the sedimentary periods of Es 1 and Es 3.

0 引言

渤中坳陷位于渤海湾盆地中部，是中国东部最重要的含油气盆地之一［1］。渤中坳陷新近系油气总量占渤海湾盆地油气藏总量的95%，而新近系油气主要为下伏古近系烃源岩供给（中国海洋石油公司研究院.渤海湖相烃源岩形成机理、预测技术及在渤中凹陷的应用立项论证报告.内部资料，2017.）。鉴于此，诸多学者对渤中坳陷湖相优质烃源岩的形成机理与发育模式进行了研究，主要从烃源岩沉积时期古湖泊的初级生产力、有机质保存条件等方面进行分析［2-3］，少数研究者考虑了沉积速率对烃源岩有机质的聚集与稀释效应［4］。
对于渤中坳陷主要层段烃源岩沉积期的古湖泊生产力，前人通过定性、定量分析做了较为深入的研究。但是，对于渤中坳陷烃源岩的有机质保存条件的研究尚有不足，主要表现为前人对水体分层的研究主要利用有机地球化学的生物标志物参数进行，如利用高伽马蜡烷指数揭示沙一段咸化条件下的盐度分层［2-3］，利用异常高的植烷（Ph）含量与Pr/nC18值来反映水体分层条件下的缺氧环境［2］。目前，在水体分层方面，还缺乏无机地球化学的证据。实际上，相较于有机地球化学而言，无机地球化学在重建沉积水体环境方面的优势在于，许多微量元素及矿物的富集、形成过程，是特定水体环境的直接体现，同时又是一系列化学反应的发生过程［5-6］。另外，许多研究利用微量元素进行沉积环境重建，常常套用前人对不同微量元素指标在不同数值区间代表的环境指示意义，而忽视微量元素指示沉积环境的原理，从而错失了部分沉积环境信息。
本文旨在利用微量元素及扫描电镜数据，对渤中坳陷沙一段与沙三段烃源岩沉积期的水体分层证据，从微量元素表征沉积环境的原理出发进行论述。

1 区域地质特征

渤中坳陷为渤海湾盆地的一个次级盆地，位于渤海湾盆地的中部，平面上呈近NE向展布，东与渤东低凸起和渤东凹陷相隔，西邻沙垒田凸起，南为渤南凸起，北有石臼坨凸起，面积约为8 600 km2 （图1）。
图1 渤中坳陷区域位置[4]

Fig.1 Regional location map of Bozhong Depression[4]

作为渤海湾盆地中部的一个次级构造，渤中坳陷经历了多期构造运动，主要为始于古近纪的裂陷运动和从新近纪开始至今的裂后热沉降运动［1］。渤中坳陷的裂陷运动又可分为裂陷Ⅰ幕、裂陷Ⅱ1幕、裂陷Ⅱ2幕、裂陷Ⅲ幕。在裂陷期，渤中坳陷主要以三角洲—深湖沉积为主，而在裂后热沉降期，渤中坳陷则以河流—浅湖沉积为主。在裂陷期，渤中坳陷发育地层自下而上依次为孔店组、沙河街组、东营组（图2）。在裂后热沉降期，渤中坳陷自下而上依次发育馆陶组、明化镇组、平原组（图2）。
图2 渤中坳陷地层表[4]

Fig.2 Stratigraphic section for the Bozhong Depression[4]

沙三段、沙一段、东三段为渤中坳陷主要的烃源岩层系，其中，沙一段与沙三段是本文研究的目的层位（图2）。沙三段烃源岩沉积期，为渤海湾盆地开始发育裂陷期，地壳拉张加剧，湖盆迅速沉降，水体较深，发育有大套深灰色、灰色泥岩，夹薄层砂岩、粉砂岩，局部发育有灰岩、白云岩，厚度一般不大。沙三段沉积期，古湖泊水体较深［3］，古气候相对温暖潮湿［7］，烃源岩沉积速率较大，达到60 cm/ka［2］。沙一段—沙二段渤中坳陷表现为短暂的裂后热沉降坳陷阶段，断陷湖盆发生继承性沉降，为典型的“浅水广盆”［3］，盆地水体普遍咸化［7-8］。

2 样品采集与分析方法

本文研究的样品，主要采自渤中坳陷黄河口凹陷、沙南凹陷、渤中凹陷沙一段与沙三段烃源岩岩屑样品。对烃源岩总有机碳（TOC）的测试，在长江大学资源与环境学院有机地球化学实验室完成。微量元素的测定，采用ICP-MS方法。具体实验过程，可参考文献［9］。具体实验数据见表1。对于草莓状黄铁矿的测定方法见文献［10］。
表1 研究区烃源岩总有机碳与微量元素数据

Table 1 Total organic carbon and trace element data of source rocks in the study area

序号 井号 深度/m 层位 岩性 U/10-6 Th/10-6 U/Th V/10-6 Ni/10-6 V/(V+Ni) TOC/%
1 C-10 2 642.50 沙一段 泥岩 3.65 15.15 0.24 101.81 30.76 0.77 4.44
2 C-10 2 655.00 沙一段 泥岩 5.83 13.65 0.43 187.48 39.07 0.83 7.31
3 C-1 3 505.00 沙一段 泥岩 2.17 10.73 0.20 89.49 43.62 0.71 1.35
4 C-1 3 533.50 沙一段 泥岩 2.15 11.85 0.18 31.83 39.86 0.20 1.58
5 C-2 3 620.00 沙一段 泥岩 1.41 8.71 0.16 82.51 34.55 0.62 1.87
6 C-2 3 627.50 沙一段 泥岩 1.48 10.16 0.15 92.32 36.90 0.69 2.17
7 C-3 4 797.50 沙一段 泥岩 2.20 7.78 0.28 72.05 128.52 0.68 2.57
8 C-3 4 822.50 沙一段 泥岩 3.03 12.95 0.23 76.74 50.26 0.68 3.18
9 C-3 4 855.00 沙一段 泥岩 2.73 14.80 0.18 90.69 41.49 0.68 1.71
10 C-5 3 620.00 沙一段 泥岩 2.61 13.67 0.19 93.96 45.48 0.70 1.13
11 C-6 3 015.00 沙一段 泥岩 2.11 12.82 0.16 86.44 37.22 0.66 0.99
12 C-7 3 362.50 沙一段 泥岩 2.00 10.87 0.18 86.33 31.92 0.73 1.63
13 C-7 3 372.50 沙一段 泥岩 1.84 10.92 0.17 83.28 33.49 0.71 1.82
14 C-8 2 230.00 沙一段 泥岩 3.15 12.13 0.26 75.43 34.07 0.69 1.70
15 C-8 2 247.50 沙一段 泥岩 3.93 10.15 0.39 119.25 30.83 0.79 4.82
16 C-9 2 412.50 沙一段 泥岩 2.53 11.99 0.21 81.21 34.15 0.70 0.63
17 C-9 2 442.50 沙一段 泥岩 2.15 11.08 0.19 69.22 29.08 0.70 0.48
18 C-9 2 505.00 沙一段 泥岩 2.08 10.85 0.19 63.11 27.78 0.69 0.59
19 C-9 2 525.00 沙一段 泥岩 2.85 13.43 0.21 63.77 33.48 0.66 1.17
20 C-1 3 653.50 沙三中亚段 泥岩 2.39 8.56 0.28 87.31 43.27 0.67 0.97
21 C-1 3 739.00 沙三中亚段 泥岩 2.62 9.17 0.29 80.99 49.31 0.62 1.09
22 C-1 3 787.00 沙三中亚段 泥岩 1.77 10.36 0.17 83.28 41.52 0.67 2.19
23 C-1 4 070.50 沙三中亚段 泥岩 1.72 11.60 0.15 83.06 36.58 0.69 1.49
24 C-2 3 777.50 沙三中亚段 泥岩 1.53 9.92 0.15 68.13 32.58 0.68 6.11
25 C-5 3 792.50 沙三中亚段 泥岩 2.66 14.26 0.19 84.15 42.02 0.67 2.08
26 C-5 3 802.50 沙三中亚段 泥岩 2.88 14.98 0.19 90.80 47.37 0.66 1.85
27 C-5 3 820.00 沙三中亚段 泥岩 2.05 11.26 0.18 99.52 42.10 0.70 1.95
28 C-5 3 855.00 沙三中亚段 泥岩 3.98 18.04 0.22 86.98 43.64 0.67 3.44
29 C-5 3 867.50 沙三中亚段 泥岩 2.32 9.98 0.23 86.44 44.76 0.66 3.64
30 C-5 3 910.00 沙三中亚段 泥岩 2.34 8.99 0.26 87.96 43.25 0.67 2.73
31 C-5 3 927.50 沙三中亚段 泥岩 2.44 9.64 0.25 87.85 44.55 0.66 2.78
32 C-6 3 365.00 沙三中亚段 泥岩 3.61 18.34 0.20 117.61 51.59 0.70 5.11
33 C-8 2 287.50 沙三中亚段 泥岩 3.86 13.52 0.29 85.24 29.49 0.74 3.14
34 C-8 2 302.50 沙三中亚段 泥岩 2.80 11.61 0.24 78.26 27.01 0.74 2.00
35 C-9 2 682.50 沙三中亚段 泥岩 2.71 12.39 0.22 71.83 30.89 0.70 1.40
36 C-9 2 707.50 沙三中亚段 泥岩 3.43 12.32 0.28 77.39 27.96 0.73 2.53
37 C-9 2 742.50 沙三中亚段 泥岩 3.67 13.87 0.26 96.57 28.61 0.77 4.51
38 C-9 2 777.50 沙三中亚段 泥岩 3.51 14.38 0.24 88.29 29.66 0.75 2.12
39 C-9 2 795.00 沙三中亚段 泥岩 3.44 14.40 0.24 82.62 30.48 0.73 2.19
40 C-9 2 820.00 沙三中亚段 泥岩 3.75 13.98 0.27 92.32 31.74 0.74 2.82
41 C-9 2 867.50 沙三中亚段 泥岩 3.33 13.27 0.25 79.68 30.15 0.73 2.24
42 C-9 2 917.50 沙三中亚段 泥岩 3.81 14.40 0.26 88.84 32.75 0.73 3.84
43 C-10 2 895.00 沙三中亚段 泥岩 2.83 13.93 0.20 101.70 28.36 0.78 2.10
44 C-10 2 942.50 沙三中亚段 泥岩 2.63 12.70 0.21 87.75 26.34 0.77 1.24
45 C-10 2 995.00 沙三中亚段 泥岩 2.96 14.13 0.21 99.63 30.69 0.76 2.10
46 C-10 3 030.00 沙三中亚段 泥岩 3.60 16.10 0.22 112.05 35.43 0.76 2.56
47 C-10 3 092.50 沙三中亚段 泥岩 2.73 14.13 0.19 101.26 30.57 0.77 2.36
48 C-2 3 837.50 沙三下亚段 泥岩 1.87 11.47 0.16 88.29 39.97 0.69 1.15
49 C-7 3 425.00 沙三下亚段 泥岩 3.18 16.12 0.20 109.98 52.40 0.68 3.77
50 C-7 3 452.50 沙三下亚段 泥岩 3.37 16.12 0.21 131.89 50.81 0.72 4.15
51 C-7 3 477.50 沙三下亚段 泥岩 3.90 17.61 0.22 118.70 51.57 0.70 4.86
52 C-7 3 487.50 沙三下亚段 泥岩 4.04 18.12 0.22 127.31 49.00 0.72 5.55
53 C-7 3 512.50 沙三下亚段 泥岩 4.26 19.61 0.22 118.16 50.28 0.70 5.44
54 C-7 3 547.50 沙三下亚段 泥岩 2.93 17.04 0.17 118.70 47.57 0.71 3.80
55 C-7 3 572.50 沙三下亚段 泥岩 2.99 17.77 0.17 122.63 61.41 0.67 7.39
56 C-7 3 600.00 沙三下亚段 泥岩 4.58 19.98 0.23 115.76 48.50 0.70 5.90
57 C-7 3 622.50 沙三下亚段 泥岩 3.98 20.42 0.19 123.93 51.81 0.71 4.82
58 C-7 3 645.00 沙三下亚段 泥岩 2.42 16.19 0.15 108.35 47.69 0.69 1.11
59 C-7 3 660.00 沙三下亚段 泥岩 2.15 15.55 0.14 101.26 46.35 0.69 1.18
60 C-7 3 702.50 沙三下亚段 泥岩 2.48 16.26 0.15 112.05 45.15 0.71 1.30
61 C-7 3 720.00 沙三下亚段 泥岩 2.19 15.13 0.14 114.78 46.73 0.71 1.01
62 C-8 2 387.50 沙三下亚段 泥岩 2.81 13.43 0.21 86.44 28.38 0.75 1.55
63 C-10 3 237.50 沙三下亚段 泥岩 2.73 14.57 0.19 97.23 31.47 0.76 0.96
64 C-10 3 312.50 沙三下亚段 泥岩 3.09 14.10 0.22 97.45 27.43 0.78 0.92
65 C-10 3 387.50 沙三下亚段 泥岩 2.99 13.35 0.22 100.06 28.62 0.78 2.35

3 结果分析与讨论

3.1 氧化还原条件分析

利用微量元素研究烃源岩沉积期的氧化还原条件，首先要划分不同的氧化还原条件，一般分为氧化环境、亚氧化环境、缺氧环境，其中缺氧环境又可分为非硫化与硫化环境，缺氧硫化环境又被称为停滞缺氧（Euxinic）环境，一般出现在半封闭盆地，典型的如黑海［11］。
V/（V+Ni）值常被用来反映沉积水体的氧化还原条件，这是因为V元素在含氧水体中，以HVO4 2-与H2VO4 -形式存在，在还原性不太强烈的温和还原条件下，V5+被还原成V4+，并形成VO4 2-、VO（OH）3 -、VO（OH）2，而在强烈的还原条件下，细菌硫酸盐还原反应释放的游离H2S使V进一步被还原成V3+，V3+可进一步被沉淀为固体氧化物V2O3或V（OH）3 ［11-13］。同时，在沉积水体中，H2S可抑制Ni元素与有机络合物的结合［9］。当V/（V+Ni）值小于0.45时，代表沉积环境为氧化环境，当V/（V+Ni）值介于0.45~0.60之间时，代表沉积环境为贫氧环境，当V/（V+Ni） 值大于0.60时，代表沉积环境为缺氧环境［14-15］。对渤中坳陷烃源岩样品的V/（V+Ni）数据统计显示，沙一段V/（V+Ni） 值介于0.20~0.93之间，平均值为0.68，沙三段V/（V+Ni） 值介于0.62~0.78之间，平均值为0.71。总体上，沙一段与沙三段V/（V+Ni）值相差不大，均为缺氧环境，沙一段与沙三段烃源岩有机质保存条件相对较好。
另外，U/Th值也常用来反映沉积环境，U/Th值大于1.25指示厌氧环境，U/Th值介于0.75~1.25之间时指示贫氧环境，当U/Th值小于0.75时指示富氧环境［15-17］。利用U/Th反映沉积水体氧化还原性的原理，主要是U元素在沉积水体的还原环境中可以得到富集，而Th元素在低温地表环境中一般呈现出相对稳定的状态，在风化过程中，会逐渐富集在抗风化矿物中。因此，U/Th值可以反映沉积水体的氧化还原条件［12］。
对研究区U/Th值进行统计显示，沙一段与沙三段U/Th值分布范围为0.14~0.43，平均值为0.21（表1）。这显然不能证明沙一段与沙三段的沉积水体为富氧环境。因为这与V/（V+Ni）值所反映的沉积水体氧化还原条件不符，也与前人统计的Pr/Ph值所反映的沉积水体氧化还原条件不符［2-3］。从利用U/Th值反映沉积水体氧化还原性的原理中可以看出，U元素的来源，主要从具有还原性的沉积水体中富集而来。对现代海洋中自生U元素的来源研究也表明，缺氧的还原环境是海洋水体中U元素被富集到沉积物中的最主要机制［18-20］。而Th元素的来源，则主要受到风化作用与母岩中抗风化矿物的含量控制，与沉积水体的氧化还原性并无直接关系。因此，造成U/Th值相对较小的原因，要么是沉积水体的还原性较差，或者根本就是氧化性水体，U元素未能得到有效富集，要么是Th元素的含量过高。
对于海洋中的U元素而言，其存在形式一般以U6+存在于铀酰离子中，与碳酸盐离子结合后，形成UO2（CO3）3 4-。在沉积物中，U元素的富集过程主要为UO2（CO3）3 4-从沉积水体通过还原反应与吸附作用扩散至沉积物中，形成UO2、U3O7、U3O8 ［21］。U元素从沉积水体向沉积物中的扩散，至少要有部分要由细菌硫酸盐还原反应介导，如果没有，U元素在有机质中的积累速率将非常缓慢［22］。而细菌硫酸盐还原反应强度又常常与有机质的丰度成正相关性，因此，ALGEO等［23］发现U元素的含量常常与缺氧环境（非硫化缺氧环境）中有机碳的丰度具有良好相关性。因此，U元素与TOC的相关性，即可证明U元素的富集是在还原条件下还是在氧化条件下。对研究区U元素与TOC的相关性分析显示，无论是沙一段还是沙三段，其U元素与TOC均具有明显的正相关性（图3）。这说明，沙一段与沙三段样品中U元素是在还原性水体中富集形成。参考V/（V+Ni）值所反映的水体还原条件，可知沙一段与沙三段烃源岩形成时古湖泊水体为缺氧环境。当然，由于目前渤中坳陷钻井均位于湖盆边部的高部位，属于烃源岩沉积期的水体深度相对较浅处，因此，V/（V+Ni）值所反映的沉积水体缺氧环境，仅代表湖盆边部水体深度较浅处。
图3 TOC与U元素的相关性

Fig.3 The relationship between TOC and element U

同时，从U元素富集于还原性水体中也可看出，造成研究区U/Th值较低的原因，应该是相对过高的Th元素含量，因为Th元素含量受控于风化作用强度与抗风化矿物的富集程度，与沉积水体的还原性无关。由此可见，前人划分的反映氧化还原条件的U/Th范围可能不适用于研究区。这也从侧面说明了直接套用前人总结的微量元素在不同氧化还原条件下的比值范围，有时候是失之准确的。
从前述U、V元素富集的原理来看，二者的富集均离不开还原性的沉积水体环境。对此，TRIBOVILLARD等［12］进一步提出，当TOC低于某一阈值时，TOC与U、V元素的含量表现出良好的正相关性，当TOC高于该阈值时，TOC与U、V元素的含量的正相关性不再存在，该阈值即为缺氧环境与停滞缺氧环境的界限。对沙一段与沙三段V元素与TOC的相关性分析显示，无论是沙一段还是沙三段，V元素与TOC同样具有明显的正相关性（图4）。这说明研究区沙一段与沙三段烃源岩沉积期，古湖泊边部的沉积水体处于明显的缺氧环境，但是并非停滞缺氧环境。
图4 TOC与V元素的相关性

Fig.4 The relationship between TOC and element V

3.2 水体分层的证据

底层缺氧水体的存在对于有机质的保存至关重要。底层缺氧水体的存在又常常与水体分层有较大相关性，因为水体分层的典型特征是上层含氧水体与底层缺氧水体在分层界面处于无循环的停滞状态，底层缺氧水体基本静止。前人［24-25］对湖泊水体分层的研究显示，湖泊水体分层机制主要有温度分层与盐度分层。
本文研究发现，在沙一段与沙三段烃源岩样品中，利用扫描电镜，均检测到草莓状黄铁矿（图5）。前人研究认为，黄铁矿一般以4种形式出现在沉积物中，分别为替换有机体、自形晶体、草莓状的集合体、不规则的集合体，其中，替换有机体一般较少在自然界出现［26］。对于沉积水体的氧化还原条件，前人已提出“古氧相”概念，并利用草莓状黄铁矿进行研究［10，27-28］。对于水体分层意义最大的是草莓状黄铁矿。现在研究认为，草莓状黄铁矿一般发育于氧化还原界面附近［29］。这是因为草莓状黄铁矿的形成，需要4步：
图5 黄铁矿扫描电镜检测结果

（a）C-9井，2 765~2 790 m，沙三中亚段，粒径5.7 μm；（b）C-10井，2 635~2 650 m，沙一段；（c）C-8井，2 325~2 345 m，沙三中亚段，粒径7.5 μm

Fig.5 The test results of pyrite

第一步，形成一硫化铁微晶的结核。
第二步，一硫化铁微晶反应生成胶黄铁矿。
第三步，带有磁性的胶黄铁矿聚集形成草莓状胶黄铁矿。
第四步，草莓状胶黄铁矿进一步形成草莓状黄铁矿。
在草莓状黄铁矿的上述4步形成过程中，除第一步与第四步需要还原环境以外，第二步、第三步均需要相对微弱的氧化环境提供硫源。因此，草莓状黄铁矿的形成，一般位于沉积水体的氧化还原界面。对于该界面的位置，有2种情况，一种是在贫氧或富氧的沉积水体中，该界面位于湖泊沉积物向下几厘米的深度；另一种情况是在停滞缺氧的沉积水体中，该界面位于沉积水体的某一深度处［30-31］。现代海相沉积水体中，已经发现了悬浮于水体中形成的草莓状黄铁矿［24］。
由此可见，对于草莓状黄铁矿形成的氧化还原界面的具体位置，与沉积水体的含氧性相关。BOND等［32］提出针对不同的草莓状黄铁矿的粒径进行沉积水体氧化还原条件恢复的相关指标。总体上，沉积水体的含氧性越小，则草莓状黄铁矿的粒径也越小［25］。在停滞缺氧环境（Euxinic）中，草莓状黄铁矿的粒径小于5.0 μm［25］。对研究区样品中草莓状黄铁矿的粒径统计显示，沙一段草莓状黄铁矿平均粒径介于5.1~6.4 μm之间，平均值为5.5 μm，沙三段草莓状黄铁矿平均粒径介于5.2~7.5 μm之间，平均值为6.0 μm（表2）。总体上，草莓状黄铁矿平均粒径显示沙一段与沙三段样品均形成于缺氧的水体环境。这和前述沙一段与沙三段TOC与U、V元素含量呈正相关所反映的缺氧水体环境具有一致性。
表2 研究区草莓状黄铁矿平均粒径统计

Table 2 Statistical table of average grain size of framboid pyrite in the study area

序号 井号 深度/m 层位

黄铁矿

颗粒数

 平均粒径/μm 氧化还原环境
1 C-3 4 797.50 沙一段 96 5.4 缺氧
2 C-3 4 822.50 沙一段 85 5.1 缺氧
3 C-3 4 855.00 沙一段 89 5.6 缺氧
4 C-8 2 230.00 沙一段 104 6.4 低氧
5 C-9 2 412.50 沙一段 106 5.1 缺氧
6 C-8 2 335.00 沙三中亚段 73 7.5 低氧
7 C-9 2 777.50 沙三中亚段 98 5.7 缺氧
8 C-9 2 807.50 沙三中亚段 89 5.2 缺氧
9 C-8 2 387.50 沙三下亚段 90 5.6 缺氧
草莓状黄铁矿的存在，无疑说明沙三段与沙一段烃源岩沉积时期，古湖泊水体存在一个氧化还原界面。同时，无论是沙一段还是沙三段，均有不止一个样品显示其草莓状黄铁矿平均粒径仅略微超过5.0 μm，即略微大于停滞缺氧环境中草莓状黄铁矿的粒径上限。因此，上述样品中可形成草莓状黄铁矿的氧化还原界面可能存在于湖底表层沉积物内部几厘米的深度处。对于渤中坳陷而言，现今钻井均位于湖盆边部高部位（图1）。由此可以预见，原本在湖盆边部存在于沉积物内部几厘米深度处的氧化还原界面，在湖盆向中央方向、水体深度逐渐增大的区域，会逐渐升至湖泊水体内部（图6），则该界面即为沙一段与沙三段烃源岩沉积期，古湖泊的水体分层界面。
图6 湖泊水体氧化还原界面示意

Fig.6 Diagram of redox interface in lake water

由此可见，沙一段与沙三段烃源岩沉积期，古湖泊水体中存在水体分层现象，在水体分层的氧化还原界面以下为停滞缺氧环境。由于前人研究认为，沙三段古气候相对温暖潮湿，水体深度较大，沙一段古湖泊水体盐度较大，具有较高的伽马蜡烷指数［3］，因此，沙三段的水体分层，应该为温度分层，而沙一段则为盐度分层。

4 结论

（1）V/（V+Ni）值显示沙一段与沙三段烃源岩沉积期，水体环境总体为缺氧环境。沙一段与沙三段TOC与U、V元素含量呈明显正相关性，显示沙一段与沙三段烃源岩沉积期，古湖泊水体存在硫酸盐还原反应。
（2）渤中坳陷U/Th值介于0.14~0.43之间，平均值为0.21，这样异常低的U/Th值并非沉积水体为氧化环境的反映，而是由于Th元素含量相对较高造成的。
（3）沙一段与沙三段烃源岩样品中检测到的草莓状黄铁矿，其平均粒径分别介于5.1~6.4 μm与5.2~7.5 μm之间，平均值分别为5.5 μm、6.0 μm，其中存在部分样品平均粒径仅略微超过停滞缺氧环境中草莓状黄铁矿的粒径上限，证明沙一段与沙三段古湖泊边部沉积水体为缺氧环境。
（4）根据草莓状黄铁矿平均粒径，可推测沙一段与沙三段烃源岩沉积期，古湖泊指向沉积中心方向的水深较大处，存在水体分层现象。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
1
HAO F， ZHOU X H， ZHU Y M， et al. Mechanisms of petroleum accumulation in the Bozhong Sub-basin， Bohai Bay Basin， China. Part 1： Origin and occurrence of crude oils［J］. Marine and Petroleum Geology， 2009， 26（8）：1528-1542.

2
吴克强， 姜雪， 孙和风. 近海富生油凹陷湖相烃源岩发育模式：以黄河口凹陷古近系为例［J］. 地质科技情报， 2015， 34（2）：63-70.

WU K Q， JIANG X， SUN H F. Model of lacustrine source rocks in offshore oil kitchen sags： A case study of Paleogene in Huanghekou Sag［J］. Geological Science and Technology Information， 2015， 34（2）：63-70.

3
HAO F， ZHOU X H， ZHU Y M， et al. Lacustrine source rock deposition in response to co-evolution of envirionments and organisms controlled by tectonic subsidence and climate， Bohai Bay Basin， China［J］. Organic Geochemistry， 2011， 42（1-3）： 323-339.

4
LIU W， YE L， WANG Z Q， et al. Formation mechanism of organic-rich source rocks in Bozhong Sub-basin， Bohai Bay Basin，China［J］. Arabian Journal of Geosciences， 2019， 12（16）：1-12.

5
腾格尔， 刘文汇， 徐永昌， 等. 无机地球化学参数与有效烃源岩发育环境的相关研究［J］. 地球科学进展， 2005， 20（2）：193-200.

TENG G E， LIU W H， XU Y C， et al. Correlative study on parameters of inorganic geochemistry and hydrocarbon source rocks formative environment［J］. Advances in Earth Science， 2005， 20（2）：193-200.

6
熊小辉， 肖加飞. 沉积环境的地球化学示踪［J］. 地球与环境， 2011， 39（3）： 405-414.

XIONG X H， XIAO J F. Geochemical indicators of sedimentary environments-a summary［J］.Earth and Environment，2011， 39（3）： 405-414.

7
WANG G L， LI S， WANG T G， et al. Applications of molecular fossils in lacustrine stratigraphy［J］. Chinese Journal of Geochemistry， 2010， 29（1）：15-20.

8
YIN J， WANG Q， HAO F， et al. Palaeoenvironmental reconstruction of lacustrine source rocks in the lower 1st Member of the Shahejie Formation in the Raoyang Sag and the Baxian Sag， Bohai Bay Basin， eastern China［J］. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology， 2018， 495：87-104.

9
郑海峰， 宋换新， 杨振瑞， 等. 湖北神农架地区南华系大塘坡组元素地球化学特征［J］. 地球科学与环境学报， 2019， 41（3）：316-326.

ZHENG H F， SONG H X， YANG Z R， et al. Element geochemical characteristics of Datangpo Formation of Nanhua System in Shennongjia area of Hubei， China［J］. Journal of Earth Science and Environment， 2019， 41（3）：316-326.

10
XIAO Y F， WU K， TIAN L， et al. Framboidal pyrite evidence for persistent low oxygen levels in shallow-marine facies of the Nanpanjiang Basin during the Permian-Triassic transition［J］.Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology， 2018， 511： 243-255.

11
BREIT G N， WANTY R B. Vanadium accumulation in carbonaceous rocks： A review of geochemical controls during deposition and diagenesis［J］.Chemical Geology，1991，91（2）：83-97.

12
TRIBOVILLARD N， ALGEO T J， LYONS T， et al. Trace metals as paleoredox and paleoproductivity proxies： An update［J］. Chemical Geology， 2006， 232（1-2）：12-32.

13
SHUFANG W， DAZHONG D， YUMAN W， et al. Sedimentary geochemical proxies for paleoenvironment interpretation of organic-rich shale： A case study of the Lower Silurian Longmaxi Formation，Southern Sichuan Basin，China［J］. Journal of Natural Gas Science and Engineering，2016，28：691-699.

14
HATCH J R， LEVENTHAL J S， MEYERS P A， et al. Relationship between inferred redox potential of the depositional environment and geochemistry of the Upper Pennsylvanian （Missourian） stark shale member of the Dennis Limestone， Wabaunsee County， Kansas， U.S.A.［J］. Chemical Geology， 1992， 99（1-3）：65-82.

15
JONES B， MANNING D A C. Comparison of geochemical indices used for the interpretation of paleo-redox conditions in ancient mudstones［J］. Chemical Geology， 1994， 111（1-4）：111-129.

16
BOONNARONG A， AKKHAPUN W， QINGLAI F， et al. Paleoproductivity and paleoredox condition of the Huai Hin Lat Formation in northeastern Thailand［J］. Journal of Earth Science， 2016， 27（3）： 350-364.

17
GUOLIANG X， YULIN S， SHUGEN L， et al. Trace and rare earth element （REE） characteristics of mudstones from Eocene Pinghu Formation and Oligocene Huagang Formation in Xihu Sag， East China Sea Basin： Implications for provenance， depositional conditions and paleoclimate［J］. Marine & Petroleum Geology， 2018， 92：20-36.

18
ZHENG Y， ANDERSON R F， GEEN A V， et al. Remobilization of authigenic uranium in marine sediments by bioturbation［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta， 2002， 66（10）：1759-1772.

19
FRANCOIS R. A study on the regulation of the concentrations of some trace metals （Rb， Sr， Zn， Pb， Cu， V， Cr， Ni， Mn and Mo） in Saanich Inlet Sediments， Columbia British， Canada［J］. Marine Geology， 1988， 83（1-4）：285-308.

20
KLINKHAMMER G P， PALMER M R. Uranium in the oceans： Where it goes and why［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1991， 55（7）：1799-1806.

21
ZHENG Y， ANDERSON R F， GEEN A V， et al. Authigenic molybdenum formation in marine sediments： A link to pore water sulfide in the Santa Barbara Basin［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta， 2000， 64（24）：4165-4178.

22
MCMANUS J， BERELSON W M， KLINKHAMMER G P， et al. Authigenic uranium： Relationship to oxygen penetration depth and organic carbon rain［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta， 2005， 69（1）：95-108.

23
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（3-4）：289-318.

24
金强， 朱光有， 王娟. 咸化湖盆优质烃源岩的形成与分布［J］. 中国石油大学学报：自然科学版， 2008， 32（4）：25-29.

JIN Q， ZHU G Y， WANG J. Deposition and distribution of high-potential source rocks in saline lacustrine environments［J］. Journal of China University of Petroleum： Edition of Natural Science， 2008， 32（4）：25-29.

25
姜雪， 邹华耀， 庄新兵， 等. 辽东湾地区烃源岩特征及其主控因素［J］.中国石油大学学报：自然科学版，2010，34（2）：37-43，48.

JIANG X， ZOU H Y， ZHUANG X B， et al. Characteristics of hydrocarbon source rocks in Liaodong Bay area and its main controlling factors［J］.Journal of China University of Petrole-um：Edition of Natural Science， 2010， 34（2）：37-43，48.

26
廖卫. 二叠纪—三叠纪之交华南浅水台地环境的古氧相特征：来自微生物岩中草莓状黄铁矿和黄铁矿化化石的证据［D］. 武汉：中国地质大学（武汉）， 2011.

LIAO W. Paleo-oxygenation Facies in Shallow-marine Carbonate Platform Across the Permian-Triassic Boundary in South China： Evidences from Pyrite Framboids and Pyritized Fossils in the Microbialite［D］. Wuhan：China University of Geosciences （Wuhan）， 2011.

27
SUAN G， SCHOLLHORN I， SCHLOGL J， et al. Euxinic conditions and high sulfur burial near the European shelf margin （Pieniny Klippen Belt， Slovakia） during the Toarcian oceanic anoxic event［J］. Global and Planetary Change， 2018， 170：246-259.

28
MERINERO R， CÁRDENES V. Theoretical growth of framboidal and sunflower pyrite using the R-package frambgrowth［J］. Mineralogy and Petrology， 2017， 112（4）：577-589.

29
WILKIN R T， BARNES H L. Formation processes of framboidal pyrite［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1997， 61（2）：323-339.

30
CUTTER G A， VELINSKY D J. Temporal variations of sedimentary sulfur in a delaware salt marsh［J］. Marine Chemistry， 1988， 23（3-4）：311-327.

31
MURAMOTO J A， HONJO S， FRY B， et al. Sulfur， iron and organic carbon fluxes in the Black Sea： Sulfur isotopic evidence for origin of sulfur fluxes［J］. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers， 1991， 38（2）：S1151-S1187.

32
BOND D P G， WIGNALL P B. Pyrite framboid study of marine Permian-Triassic boundary sections： A complex anoxic event and its relationship to contemporaneous mass extinction［J］. Bulletin of the Geological Society of America， 2010， 122（7-8）：1265-1279.

Options
文章导航

/

〈 〉

陇ICP备2021001824号-7　 甘公网安备 62010202000678号
版权所有 © 《天然气地球科学》编辑部
地址：甘肃省兰州市天水中路8号　
邮编：730000　
电话：(0931)8277790　
E-mail：geogas@lzb.ac.cn
总访问量 　 今日访问 　 在线人数
技术支持：北京玛格泰克科技发展有限公司