摘要
一般提到富有机质页岩的发育，就会关联到较深水缺氧环境，认为盆地沉积沉降中心深湖—半深湖水体较深处为缺氧还原环境，更易发育优质烃源岩。然而，现代水体中的有机质富集特征与这一观点恰恰相反，因此有必要深入剖析二者的关系。为此，本文利用环境学和生态学中关于水体溶解氧分布及现代湖泊表层沉积物中有机质含量等信息，研究了局限环境下水体不同深度有机质的富集特征。研究结果表明，水体溶解氧浓度随着水深的增加而增加；湖泊底部和海底在多数情况下为富氧环境；较深水体的初级生产力较低，不一定是低能环境和缺氧环境，这不利于有机质的保存；而潟湖、海湾及湖湾等相对封闭的局限环境可作为较好的有机质、矿物质和火山灰等的聚集场所。本文认为在面积较小的封闭—半封闭水体中，深度越浅越有利于有机质的富集；外源有机质的贡献不可忽视；开阔水体如深水陆棚、面积较大的深湖—半深湖等环境不具备发育优质烃源岩的条件。
Abstract
The prevailing paradigm in organic-rich shale development posits a strong association with deep anoxic environments. This view suggests that the deeper parts of deep-to-semi-deep lakes, located in the basin's sedimentary subsidence centers, provide the anoxic reducing conditions conducive to the formation of high-quality source rocks. However, observations of organic matter enrichment in modern water bodies challenge this established notion, underscoring the need for a comprehensive examination of the relationship between water depth and organic matter accumulation. To address this, the present study integrates data on dissolved oxygen distribution in water bodies and organic matter content in surface sediments of modern lakes, drawing from environmental and ecological sciences, to investigate the enrichment characteristics of organic matter at different depths in enclosed water bodies. The results demonstrate that dissolved oxygen concentrations in water bodies increase with depth, indicating that the bottom layers of lakes and seas are, in most cases, oxygen-rich environments. Deeper water bodies exhibit lower primary productivity and are not necessarily characterized by low-energy or anoxic conditions, which are less conducive to the preservation of organic matter. In contrast, relatively enclosed environments, such as lagoons, bays, and lake bays, serve as more effective depositional settings for the accumulation of organic matter, minerals, volcanic ash, and other materials. This study concludes that in smaller enclosed to semi-enclosed water bodies, shallower depths are more favorable for the enrichment of organic matter. Furthermore, the contribution of exogenous organic matter cannot be ignored, as it plays a significant role in the overall enrichment process. Conversely, open water bodies, such as deep continental shelves and larger deep-to-semi-deep lakes, lack the necessary conditions for the development of high-quality source rocks.
水体深度对有机质富集具有控制作用，长期以来关于富有机质页岩沉积环境是浅水还是深水存在争议（朱如凯等，2022）。一般认为，水体越深，溶解氧越少，海平面的上升导致水底形成还原环境，从而有利于有机质的保存（陈雷等，2024）；相对较高的海平面导致海底大面积缺氧，是形成富有机质黑色细粒混积沉积岩系的重要条件（周江羽等，2021）。因此认为，水体越深越有利于有机质的保存。
前人对有机质富集的水体环境进行了研究。Twenhofel（1932）认为理想的湖泊碎屑沉积物标准模式为: 外部为滨岸砾石带、中间为砂质带、中心深湖区为泥或高碳泥岩，此模式图件为经典教材所常用。刘官植（1959）认为松辽盆地泉头组一段从盆地边缘到中心，中心部位可成油。水体越浅，溶解氧含量越高；水体越深溶解氧含量越少，还原性就越强（Blatt et al.，1973），越有利于保存有机质。锦言（1977）提出中新生代陆相生油岩评价标准，认为深湖、较深湖TOC最高。黄第藩等（1982）提出了我国第二套陆相生油层评价标准，认为深湖—半深湖可发育最好的烃源岩。冯增昭等（1994）认为找到了深湖亚相，就等于找到了未来的油田。Marcellus组黑色泥岩沉积区古水深至少100 m，底层水呈缺氧—贫氧，为一个深度大、有分层的滞水盆地（Kohl et al.，2014）。刘招君等（2016）提出从深湖-半深湖到湖沼环境，深湖腐泥型油页岩主要赋存于大中型坳陷盆地。
海相页岩亦然，中上扬子地区五峰组—龙马溪组页岩为一套主要分布在深水陆棚沉积相中的黑色页岩（邹才能等，2015）；深水陆棚优质泥页岩发育是页岩气“成烃控储”的基础（郭旭升，2014）。晚奥陶世凯迪期晚期至赫南特期早期为一次硫化缺氧事件，海平面上升引发有机碳埋藏增加（Hammarlund et al.，2012; Zou Caineng et al.，2018）。
这些经典认识的共同特点是，认为较深的水体更有利于有机质富集。富有机质页岩一般在盆地中心大面积连续聚集，整体普遍含油，资源规模大（邹才能等，2013）。然而，大量勘探实践证明，优质烃源岩的发育，大多数不在盆地沉积沉降中心，而是在盆地边缘，且与煤、蒸发盐岩等浅水环境地层伴生（毛小平等，2024a）。这就涉及到一个重要科学问题和一个勘探思路问题，泥页岩在沉积时有机质富集的主控因素是什么、页岩油气勘探主要目标是在盆地中心还是在盆地边缘。为此，在前期研究工作中提出，无论海相、陆相，页岩在沉积时富集有机质必须具备浅、陆、封、寒4个基本条件（毛小平等，2023）。浅指较浅水沉积环境更有利于有机质富集。陆指陆源营养、陆源有机质的补充和近陆远水，近陆远水指盆地优质烃源岩发育于盆地边缘，越靠近古陆越厚、有机碳含量越高，向盆地中心逐渐变薄、变差。寒指以寒温带为主的冷湿气候条件。封指封闭性较好的水体更有利于碳埋藏。在封闭或较封闭的局限环境中，虽然得出越浅越有利于有机质富集的结论，但较少引用现代环境科学、生态学证据，且未针对浅水环境做专门论述。为此，本文以现代湖泊和潟湖环境这类局限环境为例，探讨碳埋藏与水体深度的关系，验证“浅陆封寒”的普适性。
1 数据与方法
本文拟讨论封闭环境水体深度与有机质富集的关系，涉及到水体中溶解氧的垂向分布特征，水体自然对流参数（密度），现代湿地、湖泊和土壤中有机质的分布及中上扬子地区五峰组—龙马溪组微量元素等数据。
溶解氧含量（DO）受不同水体水动力条件等多种因素的影响，溶解氧主要来源于大气，其次为生物活动。当水中溶解氧未饱和时，大气中的氧气会向水体渗入；水中植物通过光合作用释放出的氧也是溶解氧的来源之一。溶解氧含量受水体温度、水中的生物、水体的动荡程度、盐度、离子含量等的影响。虽然影响因素众多，但溶解氧浓度与温度和压力的半定量关系，可采用1803年亨利（Henry）所提出的一个反映不同大气压和不同水温的经验公式（蒋丹哲，2024）：
(1)
式中，DO为溶解氧含量（mg/L），T为温度（℃），P0为标准大气压（MPa），P为当地实测大气压（MPa）。公式（1）仅取了较浅的水体进行拟合，但至少说明氧的溶解度DO与温度成反相关、与压力呈正相关的半定量关系。由公式（1）计算得到不同压力空气中的氧在纯水中的饱和溶解度表（表1）。可以看出，30℃条件与0℃条件相比，溶解氧浓度低1倍。而根据相同温度下不同压力的溶解氧浓度可以看出，水体深度每增加1 m，则溶解氧在低温条件下的增加量可达1.4 mg/L，在高温条件下为0.77 mg/L。这是在标准大气压附近的梯度，不能直接向更深的水体外推，但可以用来定性地说明溶解氧随深度是递增的。溶解氧的实测数据来自于公开发表的文献，共计收集与整理了国内外30多个湖泊溶解氧的垂向分布特征（俞焰等，2017; 董飞等，2022）。
表1不同压力空气中的氧在纯水中的饱和溶解度表（mg/L）
Table1Saturated solubility of oxygen in pure water at various air pressures (mg/L)
水体的自然对流也极大地影响着溶解氧的分布，水在不同温度下的密度和黏度对对流起着关键作用。如图1所示，可以看出，温度变化对密度影响比较大。在由0℃升高至30℃和50℃的过程中，水的密度降低的相对比例分别达4.23‰、11.83‰，动力黏度降低分别达551.7‰、692.7‰。
图1水在不同温度下的物性参数
Fig.1Physical parameters of water at different temperatures
为验证有机质在沉积时的富集规律，对东北黑土地、湿地土壤进行了采样和测试，采样深度为1~5 cm（图2）。同时，对重庆武隆黄莺乡双桥村临湘组灰岩、五峰组及龙马溪组页岩露头进行了野外观察和采样。
本文主要采用以下思路进行研究，明确封闭水体与开阔水体在水动力和溶解氧方面的差异，以证明只能在较封闭的沉积环境才有可能富集有机质、矿物质、火山灰等，开阔环境主要起稀释作用。研究现代水体封闭环境对有机质富集的重要性；在较封闭的前提下，分析现代水体深度与表层沉积物中有机质丰度的关系，包括生产力的垂向分布特征、封闭水体不同深度有机质富集特征。研究古环境封闭性对有机质富集的重要性，并以中上扬子地区五峰组—龙马溪组为例，综合这些证据来论证有机质只能富集于较封闭的浅水环境。
图2呼伦贝尔地区土壤样品采样点位及有机碳含量平面图
Fig.2Sampling locations and organic carbon content plan of soil samples in Hulunbuir region
2 封闭水体与开阔水体
沉积环境按水动力条件大致可以分为两大类，开阔的环境与封闭的环境，二者水动力强度不同，溶解氧也有较大差异。
2.1 水动力差异
对面积相对较小的，有隔档的海湾、较封闭的潟湖，其水动力特点是，无潮波、洋流，水体安静，为低能环境。此环境有较长的岸线接受周围大陆淡水、营养元素及陆源有机碎屑的注入，导致水体低盐度、富含有机质，是接纳来自陆地的碳源、氮源、磷源最佳的容器。潮波对潟湖、海湾影响弱，底流要远弱于海洋。面积较小的湖泊无潮汐作用，为静水低能环境。
对于开阔环境，其水动力强度较大。主要体现在波浪、潮汐、洋流的作用（毛小平等，2024b）。据观测，南海潮波引发159 m深处水体最大流速为75 cm/s（王文介，2000）。洋流、潮流产生的20~100 cm/s的底流，在水深30~1000 m处，形成波长10~1000 m，波高最高至40 m的巨型沙波（庄振业等，2004）。受洋流影响，不同水深均有大量微型—巨型沙波发育（耿明会等，2017）。相对来说，潮汐作用强度比洋流小，但作用深度远大于河流、洋流，其规模会影响到整个海洋。例如，在Iberia陆坡（水深超过2000 m）的观测发现深海潮流导致不同粒径颗粒物的再悬浮、沉降和小范围水平输运（Thomsen，2002）。开阔海域表层沉积物类型也能说明其水动力特征，如图3为南海北部表层沉积物类型分布图。从图3中可以看出，开阔大陆架及大陆坡主要发育细、粉砂。水深＜20 m的入海河口附近发育沙波；50~200 m、200~4000 m均有大量沙波发育。在西太平洋某处海山2000 m左右水深发育大量短波长微型沙波（图4），足见沙波发育的广泛性。因而认为水体越深水动力条件越弱、水体越深对有机质的保存越有利的经典认识可能存在一定误解。水体越深，不一定是低能环境，需要看其封闭性。
2.2 溶解氧含量分布规律差异及对生产力的影响
从公式（1）和表1可以看出，水体饱和氧浓度（DO）与温度呈负相关关系，与压力呈正相关关系。若湖泊或海洋表面温度较高时，随着水深的增加，温度会降低，而压力会增大。此时，水体中的溶解氧DO随深度增加而增大。在不考虑水面扰动的条件下，水体表面DO理论上应最低并向下递增，至水体底部为最高。实际情况则略有不同，湖泊、海洋上层水体存在波浪、风生流，海洋还存在潮流、洋流等扰动，使上层水体有充分的时间与空气交换而富氧，这一层也称为扰动掺混区（图5a）。由于存在扰动掺混区，使最小含氧段不在水面，而在其底部。因而，经典观点认为越深越缺氧需再研究。下面分封闭水体、开阔水体两种情况来详细讨论氧化还原条件。
Fig.3Distribution of various type surface sediment in the northern South China Sea (sediment types and partial sand wave distribution from Geng Minghui et al., 2017; TOC data mainly from Cao Mengli et al., 2017)
图4西太平洋某海山海底沙波地貌摄影照片（水深2000 m；设备: ROV；徐方建提供）
Fig.4Photographs photo of the seabed sand wave topography of a certain seamount in the Western Pacific Ocean (at a water depth of 2000 m; equipment: ROV; from Xu Fangjian)
图5湖泊溶解氧随深度的变化曲线及MOM段分布
Fig.5Change curve of dissolved oxygen with depth and MOM segment distribution in lakes
(a) —Qiandao Lake (after Yu Yan et al., 2017) ; (b) —MOM segment distribution characteristics (the data are primarily sourced from Dong Fei et al., 2022)
对于封闭的水体，如较安静的低能环境潟湖、湖泊，掺混区较薄。在其底部，水深10~25 m处存在一个“氧跃层”，为浮游植物衰减深度段，溶解氧达到最低2 mg/L（图5a），称为温跃层溶解氧最小值段（Metalimnetic oxygen minimum，MOM），也称为化变层。在MOM之下至水底光线弱，DO较高，此段DO随水深的增加总体趋势递增。湖泊中MOM段一般出现在夏季，其深度主要位于10~25 m范围，图5b为20个湖泊在夏季的MOM段深度分布特征。可以看出，多数条件下，缺氧段并不在湖泊底部。夏、秋季水面温度高于水底，水的密度上轻下重，垂向对流弱。此时称为分层期，水体按密度、盐度分层，易出现MOM段（苏燕兵等，2007）。分层期的水体简称为稳态水体。而冬季、早春因水面温度比水底低，导致上重下轻，就出现了垂向自然对流，并产生氧的垂向输移（董飞等，2022）。这时MOM段消失，称为混合期，从水面至湖底水体整体富氧（文刚等，2022），混合期的水体简称非稳态水体。在过去的40年内，由于全球气温上升，导致全球湖泊溶解氧整体下降了5.5%（Jane et al.，2021）。需指出的是，在季节性温差小的地区的湖泊，长期为稳定水体，MOM段的确在水底，符合目前经典观点溶解氧随深度增加而降低，这种情况存在，但占比不高。
开阔海洋受洋流的影响，掺混区较厚，可达100~500 m，相对于封闭环境要厚得多。其中，水深50~200 m的深水陆棚也在这一深度范围，溶解氧含量可高达6.5 mg/L（图6），为富氧深度段。在上层水体底部洋流波及不到的深度段，水深大约600~1200 m，为大洋最小含氧带（OMZ），溶解氧可达到最低值3 mg/L。由OMZ段向下至海底则随着温度降低、水压增大，DO随深度增加单调递增，海底富氧。造成这种现象可从氧的运移和氧的储存来进行分析。
（1）氧的运移受洋底温度和海洋表面温度的影响。图6b为各大洋溶解氧与南北极溶解氧的曲线对比（Horne，1976）。可以看出，太平洋、大西洋、印度洋中低纬度水体相对稳定，水面热、水底冷，为稳态水体，会出现较厚的OMZ段。在北冰洋水体表面较冷，海底相对较温暖，为非稳态水体，导致从海面至海底均具有较高的溶解氧，OMZ带消失，和前述湖泊的冬季一致。图7为大西洋西部经向垂直断面上溶解氧的分布与纬度的关系。可以看出，OMZ在中低纬度温暖的条件下发育，水体为稳定分层带；向高纬地区随气温下降，OMZ带逐渐变薄；到更高纬度的两极地区，为非稳态水体而富氧。从图7还可以看出，在中低纬度的海洋垂向对流虽然弱，但其海底仍富氧（＞5 mg/L），符合溶解氧含量随水深增加而增加的趋势。
图6大洋溶解氧与深度的关系曲线
Fig.6Relationship curve between ocean dissolved oxygen and depth
（a）—各大洋溶解氧曲线（主要数据来源于李鹤等，2017）；（b）—各大洋与两极比较（据Horne，1976）
(a) —dissolved oxygen curves in various Oceans (data mainly from Li He et al., 2017) ; (b) —comparison of Oceans and Poles (after Horne, 1976)
图7大西洋西部经向垂直断面上溶解氧的分布（1 mL/L=1.4 mg/L）（数据主要来自斯费德鲁普等，1958）
Fig.7Distribution of dissolved oxygen on the meridional vertical section of the western Atlantic Ocean (1 mL/L=1.4 mg/L) (the data mainly from Stendrup et al., 1958)
（2）氧的存贮。由于有氧的垂向迁移，海洋各深度段均有条件实现氧饱和。在中低纬度海洋除上层水体外，均符合公式（1），随深度增加，压力增大、温度降低饱和溶解氧浓度增加。图6a为不同海域的溶解氧与海水深度的关系，包括最深的马里亚纳海沟、西太平洋深水盆地及南海。图6b为各大洋溶解氧的对比。中国地质调查局西安地质调查中心陈登辉教授在第十六届全国矿床会议上报道了远洋考察对深海多个地点的溶解氧实测数据，呈现类似的规律，揭示了大洋最低含氧段出现在1000 m水深左右。
由此得出，水体越深不一定越还原、溶解氧含量不一定变得更少。对于非稳态水体，如冬季的湖泊，或高纬度地区的海洋、湖泊，水的垂向自然对流强，由浅至深均处于富氧状态。对于稳态水体，如夏季的湖泊、中低纬度的海洋、湖泊，水体中的溶解氧总体上随深度增加而增加。开阔大洋OMZ深度范围大约在600~1200 m之间；封闭水体深度大约在8~38 m。由缺氧段向下至海底溶解氧含量单调递增，至海底表现为富氧状态。
初级生产力主要与气候、水体溶解氧有关。从气候对水面温度的影响，并引发对溶解氧的影响的角度可以较准确地把握初级生产力与气候的关系。多数学者认为暖湿气候下水体藻类勃发，提高初级生产力（朱光有等，2005），这对于陆地生态圈来说是正确的。因陆地上氧气无处不在，日照比氧气显得更重要。但对水生生物来说，溶解氧比日照更为重要，这是因为缺氧对水生生物来说是致命的。非稳态水体整体富氧是最有利于水生物生长的，使藻类勃发；暖湿气候下水体分层明显，属稳态水体，因最低含氧段范围会扩大、加厚和变浅，会抑制上层海洋藻类的生长。黄立成等（2019）研究了云南程海浮游植物初级生产力的时空变化，发现水深0.5 m处初级生产力最大，秋冬季比春夏季高50%。即寒冷的气候更有利于提高水体的初级生产力。太平洋、大西洋、印度洋在中低纬度地区大面积海域（温暖的稳态水体）的初级生产力很小（＜100 gC/（m2·a）），仅高于沙漠地区，而越接近高纬度非稳态水体越大（Parsons et al.，1984），与非稳态水体下氧浓度高具有极大相关性。北冰洋水体整体富氧，导致寒冷的北冰洋部分地区初级生产力很高，＞400 gC/（m2·a）（庞小平等，2022），高于中国大陆较温暖的湖泊，如太湖的平均值219 gC/（m2·a）。
据此可以做出一个合理的推测，在冰期，海面温度低，缺氧段OMZ缩小，以至消失，全海洋处于富氧状态，这时海洋初级生产力会变高。在暖期，海面温度高，海洋水体稳定，水体分层，OMZ将变厚，范围向高纬度地区延伸，甚至到达两极，溶解氧减少，海洋初级生产力降低。Busecke et al.（2022）研究发现，近年来太平洋最小含氧带OMZ随气候变暖正在扩大，印证了这一推测。遗憾的是，该文作者们将产生OMZ的重要因素之一归结为生物呼吸作用，且得到广泛认可。以此逻辑，如果为OMZ段补足溶解氧，此水深段应有一定的生物量。但孙维萍等（2012）对南极夏季普里兹湾的生物量分析得出，尽管各深度段均富氧，浮游植物生物量仍是越浅越高，且在200 m以下很少，降至海面的1/100。顶部一般位于800 m水深处的OMZ在此时却几乎没有浮游植物，因而OMZ与生物呼吸有关不成立。
3 现代封闭水体环境及水深对碳埋藏的影响
封闭环境对于碳埋藏（有机质富集）具有决定性的作用，是碳埋藏的充分条件；而较浅的水体是必要条件。
3.1 现代环境的封闭性与有机质的富集
封闭性好的水体环境，主要有海湾、潟湖等，其优点是有陆地环绕。在与此环境相关的水系中，陆地强大的生态系统在新陈代谢过程中，总会残留下一部分有机质通过地下水、河流注入水体，形成外源有机质。在寒温带地区，因矿化作用弱，有机质在迁移过程中损失不大（毛小平等，2024d）。青岛唐岛湾为半封闭的海湾，其水体本身的生产力并不高，但有周围陆源的有机碳源供给，因此海滩及水下表层沉积物均富有机质，TOC含量为1%~2%，如图8点号1和2，高于开阔海域（图8点号3和4）。海湾内富集有机质事件显然不能归因于大洋缺氧、某种缺氧事件、上升洋流、火山喷发，因水深只有2~7 m。
封闭性最好的沉积环境是面积相对较小的湖泊或潟湖。其底层逻辑是湖岸线长，可接受大量陆源营养物质，以及陆地强大初级生产力的补给，因陆地初级生产力比湖泊水体高一个数量级（毛小平和陈修蓉，2024c）。例如，以深湖为代表的抚仙湖最深约为157 m，表层沉积物有机碳含量为2%左右，只有湖泊北部和南部浅水区域略高，最大为3.4%（宋以龙等，2016）。以半深湖为代表的洱海呈南北向展布，湖泊中间水深最大20 m，其有机碳含量相对较低，为2.4%~4.0%，而其最北部和最南部有水系汇入，水深＜10 m，有机碳含量分别可达4.7%、5.4%（何学军等，2022）。以浅湖为代表的呼伦湖，平均水深为4 m（图2），湖泊东、西两部分水深相近，初级生产力也相当，但表层沉积物有机质丰度却相差较大。其中，湖泊东半部分有机质含量为2.4%~3.0%，明显小于西半部分的5.0%（图9）。西部为高差较大的山区，有面积较大的水系汇入湖泊并带来丰富的养分和有机质；而湖泊东部地形相对平缓，主要是湿地、草原，陆源有机碎屑在原地形成富有机质的黑土，对湖泊供给弱（图9）。通过碳稳定同位素（δ13C）、碳氮比（C/N）指标测定分析，湖底沉积物中有机质陆源相对贡献率高达80%（王雯雯等，2021）。呼伦湖本身面积只有2339 km2，但其流域面积达到292000 km2。在年平均气温较低（只有0.5℃）的条件下，夏秋温暖季节产生的有机质的轻组分（主要是枯落物或称凋落物中的果实、花粉等轻组分）来不及完全降解，就可汇入冷水湖泊，形成富氢的外源有机质；同时，在雨季山洪冲刷富有机质土壤，也能带走大量有机质进入湖泊。这些外源轻组分有机质初步估算大约是湖泊初级生产力的15.6倍。我们显然不能忽视它，而只强调湖泊本身浮游生物的贡献。从本次实测东北黑土地、湿地土壤TOC可以看出，在寒温带，即使暴露在外处于氧化环境的表层土壤，同样能富含有机质，TOC达到0.89%~4.55%（图2），能为湖泊提供丰富的有机质。
图8青岛唐岛湾内及湾外表层沉积物有机质富集程度特征
Fig.8Characteristics of organic matter enrichment in sediments from the inner and outer layers of Tangdao Bay, Qingdao
王馨平等（2023）对重庆丘陵山区11个池塘研究得出，沉积物总有机碳含量在1.03%~3.51%之间变化，总体呈现随深度增加而逐渐降低的趋势；沉积物TOC含量与流域中林地面积占比呈显著正相关（P＜0.05），与旱地面积占比呈显著负相关（P＜0.05）。综合上述信息，同时搜集了我国主要湖泊的表层沉积物TOC和水深数据对（共计48个），投至水深-TOC二维坐标系中，如图10所示。根据冯增昭等（1994）所提出的陆相生油层评价标准，并按原始有机碳恢复系数2.0计算，换算成原始有机碳后，有机碳含量TOC＞12%的好生油层被认定为深湖—半深湖，小于6%的差生油层认定为浅湖—滨湖。但从图10看出，TOC＞12%对应的并不是深湖—半深湖，而是浅水环境，多数水深＜15 m；TOC＜6%按其标准应为较浅的浅湖—滨湖，实际对应为较深水环境，水深一般＞30 m。可以明显地看出，湖泊表层沉积物有机碳含量与水深呈负相关关系。这一发现与目前经典的理论——在深湖、半深湖环境中更容易形成优质烃源岩（冯增昭等，1994）存在明显的差异。前已叙及，水体的固碳能力与多个因素有关，包括水深、所处温度带、湖泊面积、流域面积、周围植被、基岩出露、风化强度等，我们不能得出水浅TOC一定高，但可以得出深水环境一定具有低TOC，总体上能呈现出固碳能力与水深的负相关关系（图10中长虚线）。
Ferland et al.（2012）、王馨平等（2023）统计得出，面积越小，与陆地接触范围越大，进入湖泊的陆源有机质多，固碳速率越高，如图11所示。池塘面积小，在碳循环中的沉积作用也非常大，其特点是既封闭，同时绝大多数水体也浅。Downing et al.（2008）对美国爱荷华州40个小型农业池塘的研究表明，富营养化的农业池塘有机碳埋藏速率很高，达到2122 g/（m2·a），比自然湖泊或大型水库的有机碳埋藏速率高1~2个数量级。兴凯湖面积为4380 km2，表层沉积物有机质只有0.4%~1.0%，其北部仅一堤之隔的小兴凯湖面积只有176 km2，有机质达到1.5%~5%（孙黛茜等，2023）；云南抚仙湖面积为216 km2，有机质只有2%~3%，而与之相邻距离不足2 km的星云湖面积仅34 km2，TOC最高可达20.6%。此特征显然不能解释为小面积水域本身“具有极高的初级生产力”，外源有机质的补给不可忽视。
图9呼伦湖地形与表层沉积物有机碳含量分布平面图
Fig.9Distribution plan of organic carbon content in surface sediments and topography of Hulun Lake
3.2 水体深度与生产力的关系
水体中的初级生产力主要受控于溶解氧含量和光照强度。对于开阔水体环境，林志裕等（2011）研究了夏季黄、东海初级生产力的分布及其变化（图12），海面初级生产力最大，最大值为400 mg/（m2·d），而在40 m水深以下的初级生产力将降至最大值的1/8~1/30。以黑色页岩中常见的放射虫为例，南海放射虫活体数量在0~50 m深度范围内最高（胡维芬等，2015），和初级生产力的垂向分布基本一致。受溶解氧影响，水体的初级生产力和叶绿素浓度随深度呈指数下降趋势（吴锋等，2012），叶绿素浓度在水深0 m约为45 mg/L，而在50 m深处仅为5 mg/L。湖泊水体的初级生产力高值出现在水深15 m以浅（Tait，1981），在补偿深度（约50 m）之下就没有净生产力了。从湖泊溶解氧和初级生产力随水体深度的变化可以看出（图13），水越浅初级生产力越高，反之越深越低。
3.3 现代开阔水体深度与有机质富集的关系
对于开阔的大陆架，不发育页岩，有机质也不能富集。低氧段OMZ几乎稳定在中低纬度大洋洋流影响深度掺混区之下600~1200 m内（图3、6），这一深度段页岩不发育，主要发育细砂、粉砂。上层海水，特别是水深60~200 m的深水陆棚深度段，为富氧环境，也以中、细砂为主，同样无页岩发育。在远洋3000 m水深以下的海底仍为富氧环境，虽以黏土为主，但其有机质含量极低。如在东太平洋5000 m海底表层沉积物为远洋软泥，总有机碳仅为0.1%~0.45%，平均0.3%；中太平洋海盆水深4500~6000 m总有机碳约0.35%（王成厚等，1986）。全球深海沉积物平均TOC 值仅为0.2%，马里亚纳海沟的硅藻软泥和深海沉积物的TOC测试结果表明，硅藻软泥层位的TOC值为0.5%（王海峰等，2024）。
图10湖泊表层沉积物有机碳含量与水深的关系
Fig.10Relationship between organic carbon content in lake surface sediment and water depth
Fig.11Relationship between areal sediment carbon stock and area of lakes (after Ferland et al., 2012; the top-right figure presents the log-log coordinate representation of this map)
综上所述，富有机质页岩的发育更倾向于在浅水、封闭—半封闭的环境；深水环境生产力低且不利于碳埋藏。水体越深就一定处于更强的还原环境、或更低能环境的这种经典的惯性思维需要再思考；富有机质页岩的发育和强还原环境或大洋缺氧事件不能划等号，大洋缺氧段（OMZ）并不能发育富有机质页岩，深水陆棚深度段为富氧段。
Fig.12Relationship between primary productivity and depth in the Yellow Sea and East China Sea (modified from Lin Zhiyu et al., 2011)
（a）—03断面（中国青岛至韩国）；（b）—05断面（中国上海以东）；等值线单位为mg/（m2·d）
(a) —section 03 (from Qingdao, China to South Korea) ; (b) —section 05 (east of Shanghai, China) ; The unit of the isoline is mg/ (m2·d)
Fig.13The relationship between lake primary productivity and water depth (after Fei Zunle et al., 1988)
4 古水体环境的封闭性与不同水深对有机质富集的控制作用
4.1 古环境的封闭性与有机质的富集
虽然目前烃源岩评价、页岩油气资源评价和选区评价均未明确将封闭性列为关键参数之一，但大量盆地的分析研究发现，富有机质烃源岩往往发育于局限或封闭的水体环境中。通过地震剖面分析、野外露头观察以及镜下研究表明，塔里木盆地下寒武统玉尔吐斯组烃源岩发育于一个封闭性较好的潟湖环境（崔海峰等，2016）。中上扬子地区五峰组—龙马溪组页岩是我国海相页岩的重要层系，其沉积期为多个古陆环绕的一个较封闭的低盐度潟湖环境（毛小平等，2023）。陈雷等（2023）从野外观察、地震剖面等多个角度论证了威远—长宁地区含笔石页岩形成于受限的沉积环境，具有明显的浅水特征。澳大利亚Bonaparte盆地发育于以局限海相为主要沉积环境的富含浮游藻类的泥页岩（侯宇光等，2015）；美国Midland盆地上宾夕法尼亚统Cline页岩发育于高度受限的封闭或半封闭海相发育环境（彭俊文，2022）；大高加索盆地在侏罗纪为受限的半封闭海盆，发育黑色页岩和煤系地层（Blackbourn et al.，2021）。这些研究实例进一步证实了富有机质烃源岩与封闭环境的密切关系。
这种较局限的水体环境不仅能较好地保存有机质，还能导致一些矿物质异常富集，并可保存一些沉积现象，被视为“地学幸存者效应”所致（毛小平和陈修蓉，2024c）。
4.2 古环境有机质富集的浅水环境证据
近年来，越来越多的证据表明，富有机质页岩主要发育于较浅水环境。例如，化石证据中出现了叶肢介化石、双壳类化石、放射虫和笔石。
叶肢介最适宜生活的水深约为20 cm，一般分布在现代池塘、水田和水坑等安静水体中。在面积较大、较深的湖泊中，其数量相对较少，因此它们是重要的指相化石。拜文华等（2010）发现，银额盆地北部的深湖—半深湖相地层中，其下白垩统巴音戈壁组K1b的叶肢介化石较少，且含油率低；而在靠近盆地边缘的浅水湖湾地区，化石丰富且含油率高。几乎所有陆相湖盆中富含有机质的页岩中都能发现叶肢介和介壳化石（毛小平，2024a）。例如，四川盆地侏罗系大安寨段广泛发育淡水双壳类生物，也含叶肢介化石（黄东等，2018）；在梨树断陷、齐家古龙凹陷青一段中，发育了大量介形虫、叶肢介及植物碎屑化石；在十屋断陷和松辽盆地嫩江组的油页岩中富含介形虫和叶肢介化石；重庆酉阳和巴南上三叠统须家河组内含植物碎屑和叶肢介；吐鲁番塔尔朗组烃源岩中含有叶肢介、双壳类及腹足类化石，塔尔朗组泥质碳酸盐岩类烃源层中有鱼化石和双壳类；准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组为湖相，含有鱼、叶肢介和双壳类等；库车坳陷中侏罗统克孜勒努尔组含有叶肢介；松辽盆地西缘与大兴安岭中南部地区林西组为陆相沉积建造，含双壳类、叶肢介和植物。双壳类化石也代表了较浅水环境。李斌等（2018）研究了丹江口水库底栖生物群，发现丹江口水库深水区以颤蚓为主（水深＞20 m）；丹江口过渡区和汉江过渡区浅水区域（水深＜20 m）主要以带外壳的软体动物为主。颤蚓无骨骼和外壳，在地层中难以作为化石保存；而后者为带外壳的软体动物，会以双壳类生物化石在地层中保存。
海洋中的放射虫和笔石一样，目前认为它们的沉积环境是深水甚至深海环境（钟广见等，2022）。中上扬子地区五峰组—龙马溪组富有机质页岩含大量笔石、放射虫化石，通常认为其生存环境为超过100 m的深水，最深可达160~200 m，并对笔石的生存环境进行了详细分带（聂海宽等，2020）。然而，实际上它们的发育可能仍然是在较浅水环境中。胡维芬等（2015）研究了南海断面春季活体放射虫的生态分布，结果发现，放射虫Didymocyrtis tetrathalamus tetrathalamus和Acanthodesmia vinculata在0~25 m水深的数量最多，分别为1000个/m3、400个/m3；Pterocorys hertwigii和Botryocyrtis scutum在25~50 m水深的数量最多，分别为550个/m3、420个/m3，而在75 m以下数量急剧减少；Tetrapyle octacantha和Siphonosphaera polysiphonia在50~75 m水深的数量最多，分别为300个/m3、700个/m3。75~150 m水深段的数量降至最大值的1/4至1/10；150~300 m水深段的数量极少。
崔海峰等（2016）研究得出，中国塔里木盆地玉尔吐斯组富有机质的细粒沉积物主要由薄层放射虫硅质岩、硅质泥岩和含笔石页岩组成，总体处于浪基面附近及以下的浅水环境，属于受限海湾或潟湖环境；Smith et al.（2019）研究认为，美国阿巴拉契亚盆地南部的泥盆系富含有机质的查塔努加页岩直接覆盖在不整合面之上，为相对较浅的、有时具有流动的水流和支持底栖生物的含氧底水环境。陈雷等（2023）论证了中国威远—长宁地区含笔石页岩形成于水体较浅且受限的沉积环境，具明显的浅水沉积构造。在中国黔北桐梓红花园山王庙奥陶系五峰组剖面中，尹海鉴等（2012）观察到笔石具有一定的定向性排列，推测五峰组沉积环境中的水动力可能来源于沿岸流，反映其环境为浅水环境。王怿等（2013）提出了“宜昌上升”，在中国宜昌五峰县小河村剖面观察到临湘组与龙马溪组之间存在含铁帽风化壳，缺失五峰组、观音桥段、龙马溪组。反映此时页岩段沉积期在宜昌地区处于暴露剥蚀状态。中国其他地区，如鄂尔多斯盆地、塔里木盆地在赫南特阶均存在不同程度的地层缺失，这反映了此时为全球性的海平面下降，对应于奥陶纪末冰期（毛小平等，2024d）。
另外，大量盆地勘探成果证实，烃源岩有机质丰度高值区和地层厚度最大的盆地沉积中心不一致，且离陆越近越高。例如，松辽盆地北部青一段，其沉积中心位于安达市西南部，有机质丰度最低（王岚等，2022）；松南地区龙凤山气田和梨树断陷苏家屯气田均位于盆地边缘湖湾环境。中上扬子地区五峰组—龙马溪组页岩在泸州为一个沉积中心，厚度最大，但有机碳含量最大值出现在靠近川中古陆的威远地区和靠近黔中古陆的长宁地区等地。
5 结论
（1）面积较小的湖泊、潟湖或半封闭的海湾等为封闭环境，更易富集有机质、矿物质、火山灰；面积大的水体和大陆架为开阔环境，水动力强，不易富集有机质。
（2）水体越深不一定越还原，更深的水体溶解氧含量不一定更少。对于非稳态水体，如冬季的湖泊，或高纬度地区的海洋、湖泊，水体由浅至水底均处于富氧环境。对于稳态水体，如夏季的湖泊、中低纬度的海洋，水体中的溶解氧总体上随深度增加而增加，上层水体富氧。缺氧段OMZ深度大约在600~1200 m之间，向下至海底溶解氧逐渐递增，到海底为富氧状态。
（3）水体越浅有机质越富集，固碳能力越强；水体的固碳能力与其面积、水深呈负相关关系。只有封闭较好的水体，才是低能环境。
（4）暖湿气候更有利于陆地初级生产力的提高，抑制水体藻类生物生长，降低水体初级生产力。寒冷气候会使水体中藻类勃发，提高水体初级生产力。
建议今后将水体的深度和封闭性作为烃源岩评价，或页岩油气资源评价的重要参数。
致谢：感谢中国石油大学（华东）徐方建教授团队提供了ROV水下机器人所拍的深海照片；感谢中国地质大学（武汉）吴冲龙教授提供野外地质指导。
