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羌塘盆地位于青藏高原腹地，是目前我国陆域地区油气勘探程度最低的海相含油气盆地，也是青藏高原油气勘探的首选盆地（王剑等，2009，2022）。本世纪以来，盆地内发现油气显示多达 200 多处，包括液态油苗 6 处、古油藏带 1 条、油页岩带 3 条、羌科 1 井 13 层油气异常显示等，反映盆地曾发生过大规模的油气生成、运移与聚集（王成善等，2004; 王剑等，2009，2022）。古生代烃源岩由于露头少，埋藏深等原因，在该地区油气勘探中一直未引起重视（付修根等，2015）。羌塘盆地中部角木茶卡地区 QZ-5 井展金组上段和下段分别揭露了巨厚黑色细粒沉积岩（413~731 m）和含油白云岩（867~1001.4 m）地层（宋春彦等，2014; 陈文彬等，2017）。该黑色细粒沉积岩有机质主要来源于低等水生生物，具有良好的生烃潜力，与下伏白云岩油源具有较好的亲缘性（曹竣锋等，2015; 陈文彬等，2017）。然而，该黑色细粒沉积岩形成时的沉积古环境演化规律及其与有机质富集的耦合关系研究却少有涉及。
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烃源岩中有机质富集过程涉及的影响因素较多，总结起来主要涉及古海洋初级生产力、海水氧化还原状态、碎屑（营养）物质的供给量、沉积速率、古气候、古盐度及硫酸盐细菌还原作用等（ Pedersen and Calvert，1990; Wei Hengye et al.，2012; Doner et al.，2018），但在不同沉积背景下主、次控制因素又各不相同，故有机质的富集问题一直备受争议。综合而言，海洋中高生产力是有机质形成与富集的基础，保存条件、沉积速率等均是影响有机质富集非常重要的因素，而地质背景的不同决定了它们中谁是关键控制因素。
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QZ-5 井是羌塘盆地中部唯一钻遇古生代富有机质细粒沉积岩的地质调查井，其是研究该地区细粒沉积岩形成时沉积古环境演化规律及其与有机质富集耦合关系的最佳窗口。笔者等以 QZ-5 井展金组黑色细粒沉积岩（井段 580~662 m）为研究对象，通过开展显微特征、有机碳、主、微量元素地球化学及草莓状黄铁矿特征研究，重建不同类型细粒沉积岩沉积期氧化还原条件、热液活动及古生产力等古环境条件，进而分析有机质富集的主、次控制因素，并建立其沉积模式，为羌塘盆地“主探上三叠统、兼探侏罗系、预探古生界”的油气勘探思路提供重要支撑。
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1 区域地质背景
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羌塘盆地位于青藏高原中北部，在大地构造位置上与塔里木地块、昆仑地块、松潘—甘孜地块和拉萨地块相邻（图1a），盆地南北边界分别为班公湖—怒江缝合带和金沙江缝合带，可进一步划分为南羌塘坳陷、中央隆起带和北羌塘坳陷 3 个次级构造单元带（图1b），呈现两坳夹一隆的构造格局（王剑等，2004; 熊盛青等，2020）。在羌塘盆地中部角木茶卡地区，展金组为一套中厚层状凝灰质砂岩、中薄层状泥岩及薄层状碳酸盐岩，产丰富的腕足、苔藓虫、海绵、海百合茎和珊瑚等化石。碎屑岩中发育粒序层理、平行层理及水平纹层，厚度 640~800 m 不等，为斜坡相沉积（朱同兴等，2010）。
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QZ-5 井位于羌塘盆地中部角木茶卡地区（图1b、c），自下而上包括下二叠统展金组和中二叠统龙格组，井深 1001.4 m（图1d）（宋春彦等，2014）。其中，展金组岩性具有明显的三分性，下段为浅灰色纹层状细晶白云岩夹少量灰岩及硅质岩（井段 867~1001.4 m），中段为墨绿色块状火山角砾岩井段（井段 731~867 m），上段为黑色泥岩和粉砂质泥岩夹少量凝灰质碎屑岩和泥灰岩（井段 413~731 m）（图1d）。结合 QZ-5 井展金组细粒沉积岩中发育的粒序层理、韵律层理、水平层理等沉积构造及生物化石，推测其可能形成于台缘斜坡环境（曹峻峰等，2015; Wang Zhongwei et al.，2022）。 QZ-5 井 596.5 m 处展金组凝灰质砂岩中 26 颗近一致的锆石点206Pb / 238U 年龄范围为 279.4~305.6 Ma（加权平均年龄为 292.5 ± 2.5 Ma; Wang Zhongwei et al.，2022），结合区域上生物化石组合（ 朱同兴等，2010），将展金组细粒沉积岩段沉积年龄限定为早二叠世。
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图1 羌塘盆地大地构造位置图（a），羌塘盆地构造单元划分图（b），角木茶卡地区地质简图及 QZ-5 井位置图（c）以及羌塘盆地中部 QZ-5 井岩性柱状图及采样位置（d）
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Fig.1 Tectonic position of the Qiangtang Basin (a) , tectonic framework of the Qiangtang Basin (b) , brief geologic map of the Jiaomuchaka area and position of the Well QZ-5 (c) , stratigraphic column and sampling locations in the Well QZ-5 (d)
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2 样品与方法
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笔者等在 QZ-5 井 580~662 m 井段共采集 40 件展金组细粒沉积岩样品用于 TOC 含量及元素地球化学分析，采样间距约 2 m，同时，选取其中 20 件样品用于显微特征及草莓状黄铁矿特征观察。具体采样位置见图1d。为避免污染，样品表面的风化物及其脉体均被剔除，并存于密封袋中。
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总有机碳（ TOC）含量通过 LECO CS-200 型碳硫分析仪在中国石油华北油田分公司勘探开发研究院有机地球化学实验室完成，相对标准偏差低于 10%，其中 QZ5-606、QZ5-622、QZ5-658 和 QZ5-660 4 件样品在西南石油大学通过 TK816-6K 碳硫分析仪完成，参照 GB / T19145-2003 标准。主量和微量元素在核工业北京地质研究院完成，其中主量元素采用熔片法进行分析，参照 GB / T14506.28-2010 标准通过 Philips PW2404 X 射线荧光光谱仪进行测定。烧失量的测定是称取 1g 干燥的粉末样品放入刚玉坩埚中，随后将其放在马沸炉中加热至 1000 °C 并持续 90 min，在马沸炉中冷却后称量并记录加热过程烧失的重量。微量元素主要采用酸溶法进行分析，参照 GB / T14506.30-2010 标准通过 Finnigan MAT 高分辨率电感耦合等离子体质谱仪（HR-ICP-MS）进行测定。主量元素和微量元素的分析相对标准偏差均低于 5%。元素富集系数（EF）通常用来反映元素的富集程度，笔者等采用澳大利亚后太古代页岩（ PAAS）标准值进行归一化处理，其计算公式为:XEF =（X/ Al） 样品 /（X/ Al） PAAS（PAAS 和 X 分别代表后澳大利亚后太古代页岩和元素的含量）。当岩石或沉积物中 EF 值大于 1 时，则通常代表了元素的富集，而当 EF 值小于 1 时则代表了亏损（Tribovillard et al.，2006）。
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显微特征观察使用德国徕卡 DM750P 偏光显微镜在西南石油大学完成。草莓状黄铁矿观察使用德国徕卡 DM6M 微区形貌及原位多组分快速元素分析系统（LIBS）在西南石油大学完成，最大放大倍数约 4000 倍。镜下识别草莓状黄铁矿形态并连续统计其粒径大小，每个样品统计数量不低于 100 粒。
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3 展金组细粒沉积岩特征及有机碳含量
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3.1 细粒沉积岩元素地球化学特征
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羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 m 井段 40 件细粒沉积岩代表性主微量元素结果及部分元素比值见表1。在大部分样品中，SiO2、Al2O3 和 TFe2O3 是最主要的氧化物，其含量分别为 40.4%~64.7%、 10.8%~18.9% 和 5.5%~19.4%; MgO 和 TiO2 次之，含量分别为 1.7%~4.1%和 0.8%~3. 0%; MnO 和 P2O5 含量最低，分别为 0. 02%~0.19%和 0.11%~0.45%（表1）。其中 QZ5-606 和 QZ5-622 样品氧化物组成差异较大，与其他样品相比，P2O5 含量异常高，而 Al2O3、TFe2O3、MgO 和 TiO2 含量明显偏低（表1），可能与热液来源的 P 和磷结核有关，但微量元素含量无明显异常。在微量元素中，V 和 Cr 的含量普遍高于 100×10-6（表1），Mo、Th、U、Sm、Eu、Gd 和 Yb 含量相对较低，普遍低于 20×10-6（表1），而 La 元素含量波动较大，介于 22.5 × 10-6~294 × 10-6 之间，但普遍分布于 50×10-6 左右。
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3.2 细粒沉积岩岩相特征
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细粒沉积岩的岩相划分目前缺乏统一且明确的方案，主要是因为细粒沉积岩的物质组成复杂，沉积构造类型丰富，岩石类型及其在垂向上的叠置关系多样（彭军等，2022）。另外，由于其颗粒细微，在显微镜下难以识别出其组分，通常需要结合地球化学或矿物学划分其岩相类型。
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前人依据 SiO2、Al2O3 及 CaO 3 种氧化物分别代表硅质、黏土质和钙质组分，以含量 50%为界限，将岩相类型划分为硅质泥页岩相、黏土质泥页岩相、钙质泥页岩相和混合质泥页岩相 4 种类型（ Ross and Bustin，2009）。笔者等首先对展金组细粒沉积岩进行 SiO2—Al2O3—CaO 三角图投图，可以发现研究样品均落入硅质泥页岩相区域（图2）。在此基础上，通过粒级进一步分类，以 3.9 μm 为界限区分泥级和粉砂级，再以不同粒级组分的含量为依据，将 QZ-5 井展金组细粒沉积岩进一步划分为硅质泥岩、硅质粉砂质泥岩和硅质粉砂岩 3 类岩相。最后结合研究井段细粒沉积岩发育的块状构造和纹层状构造，将岩相类型进一步细分为纹层状硅质泥岩、块状硅质泥岩、块状硅质粉砂质泥岩、纹层状硅质粉砂岩和块状硅质粉砂岩五类岩相，具体特征如下。
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注：。下标 N 代表 PAAS 标准化。
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纹层状硅质泥岩:灰黑色—黑色，发育纹层状构造（图3a、b），主要成分为细小硅质矿物，在显微镜下可见明显的明暗交替纹层，纹层的厚度在 40~150 μm 之间，不同颜色的纹层中颗粒的组成及粒径有明显的区别，分布在明层的颗粒粒径比暗层要大，以细小的硅质矿物为主，而暗层物质主要为暗色黏土质和有机质。
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块状硅质泥岩:灰黑色—黑色，整体为均一的块状构造（图3c、d），主要成分为细小硅质矿物，还含有较少量钙质及黏土质成分。显微镜下块状硅质泥岩颗粒无明显定向性，其中保存有少量颗粒状黑色有机质，同时见双壳等生物残骸（图3j）。
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块状硅质粉砂质泥岩:灰黑色—黑色，整体为块状构造（图3e、f），主要成分为细小硅质矿物。显微镜镜下可见粉砂级颗粒的含量较泥岩明显增高，有半自形的石英颗粒与呈球状的黑色黄铁矿颗粒保存其中（图3e、f），颗粒未见定向性，为块状硅质粉砂质泥岩，可见海绵等海洋生物化石（图3k）和部分暗色有机质分布其中（图3l）。
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图2 羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 m 井段细粒沉积岩 SiO2—Al2O3—CaO 三角分类图（据 Ross and Bustin，2009 修改）
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Fig.2 SiO2—Al2O3—CaO ternary diagram for fine-grained sedimentary rocks in the Zhanjin Formation from the interval of 580~662 m in the Well QZ-5, central Qiangtang Basin (modified from Ross and Bustin, 2009)
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纹层状硅质粉砂岩:灰黑色，可见纹层状构造（图3g、h），主要成分为细小硅质矿物，显微镜下可见明暗交替的纹层，纹层状硅质粉砂岩的纹层厚度比纹层状硅质泥岩的厚度要大，厚度通常大于 200 μm，不同颜色纹层中颗粒组成及粒径有明显的区别，明层主要由颗粒粒径较大的自形—半自形的硅质矿物组成，而暗层主要为粒径相对较小的暗色黏土质。
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块状硅质粉砂岩:灰黑色，整体为块状构造（图3i），主要成分为细小硅质矿物，在显微镜下观察，颗粒无明显定向性，可见少量细小的自形—半自形的硅质矿物，有少量的暗色有机质分散分布在颗粒之间。
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图3 羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 m 井段展金组细粒沉积岩显微特征
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Fig.3 Microscopic characteristics for fine-grained sedimentary rocks in the Zhanjin Formation from the interval of 580~662 m in the Well QZ-5, central Qiangtang Basin
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（a）（b）纹层状硅质泥岩;（c）（d）块状硅质泥岩;（e）（f）块状硅质粉砂质泥岩;（g）（h）纹层状硅质粉砂岩;（i）块状硅质粉砂岩;（j）块状硅质泥岩中的双壳类化石;（k）块状硅质粉砂质泥岩中的海绵等生物化石;（l）块状硅质粉砂岩中的分散有机质
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(a) (b) Laminated siliceous mudstone; ( c) ( d) massive siliceous mudstone; ( e) ( f) massive siliceous silty mudstone; ( g) ( h) laminated siliceous siltstone; (i) massive siliceous siltstone; (j) bivalve fossils in massive siliceous mudstone; (k) sponges fossils in massive siliceous silty mudstone; (i) dispersed organic matter in massive siliceous silty mudstone
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图4 羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 m 井段展金组细粒沉积岩 TOC 含量，氧化还原 UEF、MoEF、 Th / U、V/ Cr、n（Corg）/ n（P）垂向变化特征
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Fig.4 Vertical variation characteristics of TOC content and redox conditions for the fine-grained sedimentary rocks in the Zhanjin Formation from the interval of 580~662 m in the Well QZ-5, central Qiangtang Basin
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3.3 细粒沉积岩有机碳含量
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展金组 40 件细粒沉积岩样品 TOC 含量波动较大，介于 0.27%~2.22%之间，平均值为 1.28%（图4，表1）。除 QZ5-606、QZ5-622、QZ5-658 和 QZ5-660 4 件样品之外，其余样品 TOC 含量总体较高。其中，14 件块状硅质泥岩样品 TOC 含量为 0.51%~2.22%（均值为 1.25）; 7 件纹层状硅质泥岩样品 TOC 含量为 0.96%~1.57%（均值为 1.24%）; 13 件块状硅质粉砂质泥岩样品 TOC 含量介于 0.55%~2. 08%之间（均值为 1.29%）; 2 件块状硅质粉砂岩样品含量为 1.32%~1.80%（均值为 1.56%）; 4 件纹层状硅质粉砂岩样品 TOC 含量为 0.27%~2. 06%（均值为 1.33%）。
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4 展金组细粒沉积岩沉积古环境条件恢复
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4.1 氧化还原条件
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4.1.1 氧化还原敏感元素与氧化还原条件
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沉积物中 U 和 Mo 等氧化还原敏感元素的沉淀、聚集、迁移或流失与底栖水体的含氧量密切相关（ Jones and Manning，1994; Algeo and Maynard，2004）。在氧化条件下，上述元素通常以高价化合物（如 MoO42-）的形式溶解在水体中，而在还原条件下，则以稳定低价硫化物的形式沉淀在沉积物中（ Algeo and Maynard，2004; Tribovillard et al.，2006）。因此，U、 Mo 的富集系数及 Th / U、 V/ Cr、 n（Corg）/ n（P）等元素比值常被作为恢复水体氧化还原条件的重要指标（ Algeo and Maynard，2004; Tribovillard et al.，2006; 韦恒叶等，2012; 周武等，2024）。
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研究区 QZ-5 井展金组细粒沉积岩样品 UEF 和 MoEF 值分别为 0.50~9.27（均值为 1.12）和 0.33~4.25（均值为 1.64），既表现出一定的亏损，又表现出一定的富集（表1，图4），元素 U 和 Mo 弱的富集和亏损反映该细粒沉积岩可能形成于氧化—贫氧的环境中（图4）。在 UEF—MoEF 协变图中（图5），该井段几乎所有样品的 MoEF / UEF 值都介于海水的 0.3~1. 0 倍之间，反映了贫氧到缺氧的水体环境（Algeo and Tribovillard，2009）。
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对微量元素比值而言，Th / U 值随着水体氧化程度的增加而增大，而 V/ Cr 值则相反。 Th / U 值介于0~2 之间代表缺氧的水体环境，比值介于 2~6 之间代表贫氧的水体环境，比值大于 8 则表示完全氧化的水体环境（ Wignall and Twitchett，1996; Kimura and Watanabe，2001）。一般情况下，缺氧和氧化的水体环境所对应的 V/ Cr 值分别大于 4.25 和小于 2. 0，而介于 2~4.25 之间代表贫氧的水体环境（Jones and Manning，1994）。 n（Corg）/ n（P）值与海洋系统中水体的氧化还原条件密切相关（Algeo and Ingall，2007），其随着底栖水体氧化程度的增加而减小（Algeo and Ingall，2007）。 n（Corg）/ n（P）值小于 50，介于 50~100 之间，大于 100 分别代表氧化、贫氧和缺氧的水体环境（Algeo and Ingall，2007）。
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图5 羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 m 井段展金组细粒沉积岩氧化还原环境判别图（UEF—MoEF 协变图）
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Fig.5 UEF—MoEF covariant diagrams for the fine-grained sedimentary rocks in the Zhanjin Formation from the interval of 580~662 m in the Well QZ-5, central Qiangtang Basin
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研究区 QZ-5 井展金组细粒沉积岩样品 Th / U 值为 0.73~9.17（均值为 5.81; 表1 和图4），除 1 件样品低于 2 和 6 件样品高于 8 之外，大部分样品介于 2~8 之间（表1），说明该细粒沉积岩主体形成于氧化—贫氧的水体环境中。 V/ Cr 值为 1.14~3.97（均值为 2.37; 表1 和图4），大部分样品介于 2~4.25 之间，少数低于 2. 0（表1），同样反映该细粒沉积岩形成于氧化—贫氧的水体中。研究区 QZ-5 井展金组细粒沉积岩样品的中，QZ5-584、QZ5-606、 QZ5-622、QZ5-624 4 件样品的 P 含量出现了异常高值（ 表1），在排除了这 4 件异常值样品后，其n（Corg）/ n（P）值在 20.5~84.4 之间（均值为 52.8）（表1，图4），进一步说明该细粒沉积岩形成于氧化—贫氧的水体环境中。这些指标的判别结果与 MoEF—UEF 协变图的判别结果存在一定的差异，可能是 MoEF—UEF 受物源、沉积过程及成岩作用的影响，导致其判别结果出现偏差。因此，在利用氧化还原敏感元素及其富集系数协变图时，需结合多种指标相互验证，综合判别。
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4.1.2 草莓状黄铁矿与氧化还原条件
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研究表明，草莓状黄铁矿在硫化和氧化—贫氧环境下的形成机理不同，使得其在不同环境下形成的颗粒粒径大小差异明显（ Wilkin et al.，1996）。在硫化的水体条件下形成的草莓状黄铁矿粒径较小，分布均匀集中; 而在氧化或贫氧的水体条件下，形成的草莓状黄铁矿粒径较大，分布较为分散（Wilkin et al.，1996）。因此，草莓状黄铁矿的粒径分布规律被广泛用于判断古海洋的氧化还原条件（Wilkin et al.，1996; 常华进等，2011; Wei Hengye et al.，2012）。在硫化环境中，草莓状黄铁矿的平均粒径在 5. 0±1.7 μm，且粒径大于 10 μm 的数量通常小于总数的 4%; 而在氧化—贫氧环境下，草莓状黄铁矿的平均粒径在 7.7 ± 4.1 μm，且粒径大于 10 μm 的数量通常在 10%~50%左右（Wilkin et al.，1996）。
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通过对 QZ-5 井 20 件展金组细粒沉积岩样品的草莓状黄铁矿的形态观察及粒径统计发现，样品中黄铁矿形态多样，可见普通自形黄铁矿、普通草莓状黄铁矿、充填型草莓状黄铁矿、过度生长型草莓状黄铁矿（图6b—g）。由于充填型草莓状黄铁矿只在其内部充填了次生黄铁矿，仍保留其原始形态的大小，故在统计时仍按普通草莓状黄铁矿统计; 而过度生长型草莓状黄铁矿改变了其原始形态的大小，在统计时应只统计其原生黄铁矿的大小。粒径统计结果显示（表2），样品中草莓状黄铁矿的平均粒径分布在 5.36~8. 05 μm 之间; 最大粒径大多分布在 11.95~34.16 μm 之间，仅 QZ5-588、QZ5-592、QZ5-600 3 件样品的最大粒径超过 40 μm（分别为 45.59 μm、 48.35 μm 和 66.23 μm），但这类草莓状黄铁矿数量较少; 最小粒径分布在 1.78~2.90 μm 之间。草莓状黄铁矿粒径分布盒须图表明样品中草莓状黄铁矿粒径分布范围较大（图6a），且其标准差在 1.87~5.94 之间，偏度在 0.31~9. 02 之间（表2），说明样品中草莓状黄铁矿的粒径差异较大，粒径偏大的草莓状黄铁矿分布较多，指示氧化—贫氧的水体条件。通过草莓状黄铁矿平均粒径与标准差（图6h）和草莓状黄铁矿平均粒径与偏度的交汇图（图6i）可知，除 QZ5-628 样品位于硫化与氧化—贫氧的分界线附近，其余样品均落入氧化—贫氧区域，说明研究区展金组细粒沉积岩沉积期为氧化—贫氧水体环境。
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综合氧化还原敏感元素富集系数、地球化学指标及草莓状黄铁矿粒径特征分析，羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 m 井段展金组细粒沉积岩形成于氧化—贫氧的水体环境。
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4.2 热液活动
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一般而言，热液活动过程可以记录在同生沉积物中，并表现出不同的地球化学特征。例如，Fe、Mn 氧化物的富集通常与热液作用有关（Murray，1994; He Cong et al.，2016）。研究区展金组绝大部分细粒沉积岩 Fe 元素和少部分细粒沉积岩 Mn 元素表现出一定的富集，FeEF 及 MnEF 分别为 0.93~3. 01和 0.24~2.97，反映该细粒沉积岩沉积期可能受到一定热液活动的影响。另外，元素比值（Al /（Al+Fe +Mn））被广泛应用于评价热液作用的影响，典型热液沉积物的 Al /（Al+Fe+Mn）值通常小于 0.4，且随热液强度的增大而减小（He Cong et al.，2016）。研究区展金组细粒沉积岩样品的 Al /（Al+Fe+Mn）值为 0.40~0.68（均值为 0.55）（表1，图7），略大于典型热液沉积物的阈值（0.4），但大部分都低于 PAAS 值（0.66）（ Taylor and McLennan，1985）（表1），表明该细粒沉积岩沉积期存在着一定的热液活动，但总体活动程度较弱，并受到大量陆源碎屑物质输入的影响，为非典型性热液活动（ He Cong et al.，2016）。另外，稀土元素中 Eu 的异常也可用于评价热液活动的影响和水体的氧化还原条件（MacRae et al.，1992）。 Eu 正异常（δEu>1）可能与热液活动或还原的水体条件有关，而 Eu 负异常（δEu<1）可能是继承了长英质火成岩或受氧化水体环境的影响（MacRae et al.，1992; 侯中帅等，2019）。但值得注意的是，成岩作用也会影响碎屑岩中 δEu 的值，表现为 δEu 与 δCe 之间存在显著的相关性（ Shields and Stille，2001）。 QZ-5 井展金组细粒沉积岩样品中 δEu 与 δCe 之间无明显相关性（R =-0.45，P（α）>0. 05，n = 40），由此可知，成岩作用对 Eu 异常值（δEu）的影响是有限的。研究区展金组细粒沉积岩样品 δEu 值在 0.88~1.39 之间（均值为 1.11）（表1，图7），绝大部分 δEu 都略大于 1. 0（表1）。基于前文分析，展金组细粒沉积岩沉积期为贫氧—氧化的水体条件，故认为造成 Eu 正异常可能与弱的热液活动有关。
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图6 羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 m 井段展金组细粒沉积岩草莓状黄铁矿粒径分布及形态特征
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Fig.6 Particle size distribution and morphological characteristics of framboidal pyrite in the fine-grained sedimentary rocks in the Zhanjin Formation from the interval of 580~662 m in the Well QZ-5, central Qiangtang Basin
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（a）草莓状黄铁矿粒径分布盒须图;（b）—（g）草莓状黄铁矿形态特征;（h）草莓状黄铁矿平均粒径—标准差交汇图;（i）草莓状黄铁矿平均粒径—偏度交汇图
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(a) Boxplot of framboid pyrite particle size distribution; (b) — (g) morphological characteristics of framboid pyrite; (h) mean vs. standard deviation of framboid pyrite; (i) mean vs. skewness of framboid pyrite)
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图7 羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 m 井段展金组 TOC 含量，热液活动指标（Al /（Al+Fe+Mn）、δEu），沉积速率指标（（La / Yb） N），陆源碎屑输入指标（SiEF、TiEF、FeEF、MgEF、Al2O3 / TiO2）和古生产力指标（P）垂向变化特征
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Fig.7 Vertical variation characteristics of TOC content, hydrothermal activity, deposition rate, terrigenous detrital inputs and paleoproductivity for the fine-grained sedimentary rocks in the Zhanjin Formation from the interval of 580~662 m in the Well QZ-5, central Qiangtang Basin
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4.3 陆源碎屑输入及沉积速率
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碎屑输入和沉积速率对有机质的保存是一把双刃剑（丁修建等，2015）。长英质碎屑的大量输入会稀释有机质（Rimmer et al.，2004），而铁镁质碎屑的输入会促进生物的生长和繁殖（Meng Qingtao et al.，2012）。另外，黏土矿物的增加可以吸附更多的有机物（Kennedy et al.，2002）。通常情况下，氧化环境中快速的沉积速率同样有利于有机质的保存，因为快的沉积速率能够有效地缩短有机质与氧气接触的时间，加快有机质的堆积，进而使有机质能够得到快速埋藏而保存下来（丁修建等，2015; Wang Zhongwei et al.，2017）。
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水体中沉积物快速的沉积速率和短暂的滞留时间使得重稀土和轻稀土之间的分异作用较弱，反之则分异作用变强。因此，可以利用细粒沉积岩中轻重稀土元素分异程度来反映陆源物质的沉积速率（Tenger et al.，2006; Wang Zhongwei et al.，2017）。弱的分异作用使得沉积物中（La / Yb）N 值接近 1，反映沉积速率较快; 反之，强的分异作用使得沉积物中（La / Yb） N 值大于或小于 1（Tenger et al.，2006），反映沉积速率较慢。研究区 40 件细粒沉积岩经 PAAS 标准化后，26 件样品的（ La / Yb） N 值相对较低，为 0.44~0.88（均值为 0.68），12 件样品（ La / Yb） N 值接近 1. 0，为 0.90~1. 09（均值为 0.97），2 件样品（ La / Yb） N 值明显高于 1. 0，为 1.37~1.48（均值为 1.43）（表1），表明大部分样品重稀土元素和轻稀土元素之间存在明显的分异现象，少数分异作用较弱。相对较低（0.48~0.88）和较高（1.37~1.48）的（ La / Yb） N 值反映该细粒沉积岩沉积期具有较慢的沉积速率，而中等（ 0.90~1. 09）的（ La / Yb） N 值反映较快的沉积速率。从垂向来看，沉积速率存在较大的波动，具有先增大后减小的波动旋回，其中 628~644 m、616~620 m 及 590~592 m 井段沉积速率最快（图7），沉积速率的波动可能与研究区海平面频繁的升降有关。
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Si、Al 和 Ti 主要来源于碎屑物质，其在搬运、沉积过程中很少受到风化作用和成岩作用的影响（Jarvis et al.，2001），其中 Si 和 Ti 一般作为反映粗颗粒输入指标，而 Al 则为反映细颗粒输入指标（Canfield，1994）。与 PAAS 相比，该井段展金组细粒沉积岩样品 SiO2 含量既表现出一定的富集，又表现出一定的亏损，其 EF 值为 0.72~2.65（均值为 1.11），反映长英质物源输入较少; 相比而言，TiO2、 TFe2O3 和 MgO 含量整体表现出明显的富集，其 EF 值分别为 0.92~3.35（均值为 2. 04），0.93~3. 01（均值为 1.68），1. 09~2.22（均值为 1.40）（表1，图7），且 Ti、Fe 和 Mg 之间存在明显的正相关性，这意味着 QZ-5 井展金组细粒沉积岩沉积期主要为铁镁质物源的输入。研究区展金组细粒沉积岩样品除 QZ5-606 和 QZ5-622 外，整体具有较低的 Al2O3 / TiO2 值（5.70~20.80，均值为 10.25）（表1，图7），表明输入的碎屑物质主要来源于基性和中性的混合物源区（Wang Zhongwei et al.，2022），这与早二叠世裂谷背景下广泛分布的高 Ti 玄武岩密切相关（翟庆国等，2006; Zhang Yuxiu and Zhang Kaijun，2017）。基于以上分析，研究区展金组细粒沉积岩沉积期基性物源的碎屑输入量要大于长英质物源，其可能会促进生物的生长和繁殖。
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4.4 古生产力
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在现代海洋中，沉积物中浮游藻类常作为海洋古生产力的评价指标。古代海洋沉积物中由于浮游生物分布和保存存在局限性，常用一些可靠的地球化学替代指标来评价海洋古生产力水平，其中有机 P 可以较好的反应氧化水体的古生产力水平（Schenau et al.，2005; 沈俊等，2011; Schoepfer et al.，2015; Wang Zhongwei et al.，2017）。笔者等结合研究区沉积期氧化—贫氧的水体条件，选取有机 P 含量来评估 QZ-5 井展金组细粒沉积岩沉积期水体古生产力水平，具有较好的可靠性。
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在氧化水体中，沉积物中 P 主要来源于有机磷及碎屑磷（Algeo and Ingall，2007），本文中 QZ-5 井展金组细粒沉积岩样品 P 含量与 Al2O3 含量之间无相关性（R = 0.32，P（α）>0. 05，n = 36），说明样品中 P 为非碎屑物质来源，故能够真实有效地反映水体的初级生产力水平。研究区展金组细粒沉积岩中4 件样品 P 含量出现异常高值，为 1000 × 10-6~64751×10-6（表1），其可能与热液来源的 P 和磷结核有关。剔除 4 件异常样品后，样品中 P 含量为 458×10-6~987×10-6（均值为 665×10-6）。其中，15 件样品的 P 含量（699×10-6~987×10-6）高于 PAAS 值（699×10-6; Taylor and McLennan，1985），21 件样品 P 含量（458×10-6~690×10-6）低于 PAAS 值（表1）。在氧化环境中，分解的有机质大部分会转化为海底细菌的组成部分，导致有机碳和有机磷的质量分数比值减小（Reimers et al.，1990）。在水体环境相对氧化的深海区域，有机碳与有机磷质量分数的比值会随着生产力的变化而呈现出特定的规律，表现为在该区域生产力较高时，此比值显示为低值; 而生产力较低时，此比值显示为高值（Schenau et al.，2005; 沈俊等，2011）。研究区 QZ-5 井展金组有效细粒沉积岩样品 TOC / P 值较低，为 7.92~32.68（均值为 20.44），反映高的生产力水平。另外，展金组细粒沉积岩干酪根以水生浮游生物的腐泥组占绝对优势，含量高达 42%~49%（曹竣锋等，2015），这也反映该细粒沉积岩沉积期水体古生产力水平较高。研究区高的古生产力水平可能受基性物源区化学风化作用的控制，羌塘盆地中部早二叠世广泛分布的高 Ti 基性火山岩快速风化产生了丰富的营养元素，通过雨水携带进入海洋，这一过程可能促进海洋生态系统的繁盛，为高的古生产力提供了物质基础。
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图8 羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 m 井段展金组细粒沉积岩 TOC 含量与氧化还原指标（UEF，MoEF，Th / U 和 V/ Cr），陆源碎屑输入指标（SiO2，TFe2O3，Al2O3 和 TiO2），沉积速率指标（（La / Yb） N），初级生产力指标（P）之间的相关性; 初级生产力指标（P）与热液活动指标（Al /（Al+Fe+Mn），δEu）之间的相关性
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Fig.8 Relationship between TOC content and redox conditions, terrigenous detrital inputs, deposition rate, primary productivity; between primary productivity and hydrothermal activity for the fine-grained sedimentary rocks in the Zhanjin Formation from the interval of 580~662 m in the Well QZ-5, central Qiangtang Basin
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5 有机质富集机制及其油气地质意义
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5.1 有机质富集机制
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烃源岩中有机质的富集是一个非常复杂的过程，涉及的影响因素较多，但其本质是有机质埋藏速率高于其氧化或降解速率。笔者等在羌塘盆地中部下二叠统展金组细粒沉积岩沉积古环境分析的基础上，分析该细粒沉积岩有机质富集的主、次控制因素，探讨有机质富集的机理。
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氧化还原条件是控制有机质保存的重要因素（Zeng Shengqiang et al.，2015; Wang Zhongwei et al.，2017）。 QZ-5 井 580~662 m 井段展金组细粒沉积岩氧化还原指标与 TOC 含量之间的相关性非常复杂。例如，UEF 与 TOC 含量之间呈中等的负相关性（图8a）; MoEF 和 Th / U 值与 TOC 含量之间无相关性（图8b、c）; V/ Cr 值与 TOC 含量之间呈中等的正相关性（图8d）。氧化还原指标与 TOC 含量之间复杂的相关性表明有机质的保存可能不受氧化还原条件控制。碎屑输入对有机质富集是一把双刃剑，研究样品中 SiO2 与 TOC 含量之间有中等的负相关性（图8e），表明少量长英质碎屑的输入对有机质有一定的分散稀释作用。 QZ-5 井 580~662 m 井段展金组细粒沉积岩中 Fe2O3、MgO 和 TiO2 含量较高，Al2O3 / TiO2 值较低，表明研究区碎屑输入主要来自于基性物源区。该井段研究样品中 Fe2O3 和 TiO2 与 TOC 含量之间呈显著的正相关性（图8f、g），表明铁镁质碎屑的输入促进了有机质的富集。此外，Al2O3 含量与 TOC 之间也表现出显著的正相关性（图8h），表明黏土矿物可能增加了吸附有机质的比表面积，增强了对有机质的吸附能力。研究区样品 TOC 含量与低和高（ La / Yb） N 值无明显的相关性，但与中等的（ La / Yb） N 值有较显著的相关性（ 图8i），表明研究区快速的沉积速率可能有利于有机质保存。另外，研究区样品中热液活动指标（Al /（Al+ Fe+Mn）值和 δEu）与初级生产力指标（P）之间具有显著的相关性（图8j、k），表明研究区弱的热液作用对水体初级生产力水平的提高有一定的促进作用。另外，该细粒沉积岩 TOC 含量与古生产力指标 P 之间具有一定的正相关性（图8l），反映较高的初级生产力水平可能在有机质富集过程中发挥着一定的建设作用。
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综上分析，古生产力水平及黏土矿物的吸附作用是控制 QZ-5 井下二叠统展金组细粒沉积岩中有机质富集的主要因素。研究区风化的铁镁质陆源碎屑物经地表径流进入海洋中，所含营养物质促进了表层水体中生物的生长和繁殖，使得水体具有较高的初级生产力。此外，沿断裂带上涌的热液流体也为浮游生物的生长和繁殖提供了一定的营养物质，提高了初级生产力水平。尽管该细粒沉积岩形成于氧化—贫氧的水体环境，但它对有机质富集的影响是有限的，可以忽略不计。因此，研究区铁镁质物源输入并伴随着微弱热液活动，促使 QZ-5 井展金组细粒沉积岩具有相对较高的有机碳含量（图9）。
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5.2 油气地质意义
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羌塘盆地古生代烃源岩由于露头少、埋藏深等原因，在该地区油气勘探中一直都未引起重视（付修根等，2015）。近年来，羌塘盆地中部角木茶卡地区 QZ-5 井及露头剖面在展金组地层中分别揭露了巨厚的黑色凝灰质细粒沉积岩、含油白云岩及液态油苗（宋春彦等，2014）。展金组细粒沉积岩有机质丰度、类型及成熟度显示该细粒沉积岩具有良好的生烃潜力（曹竣锋等，2015; 陈文彬等，2015），是含油白云岩主要的油气来源（陈文彬等，2017）。同时，羌塘盆地石炭纪杂多群、上二叠统热觉茶卡组及那益雄组地层中也发现了生烃潜力较好的黑色细粒沉积岩（陈文彬等，2013，2017; 宋春彦等，2023），以上发现使得晚古生代油气系统得到关注。
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图9 羌塘盆地中部 QZ-5 井 580~662 井段展金组细粒沉积岩沉积模式图
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Fig.9 Sketch of a sedimentary model for the fine-grained sedimentary rocks in the Zhanjin Formation from the interval of 580~662 m in the Well QZ-5, central Qiangtang Basin
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近年来，羌塘盆地报道了大量早二叠世玄武岩和基性岩墙（ 翟庆国等，2006; Zhang Yuxiu and Zhang Kaijun，2017）。最新研究认为羌塘盆地早二叠世大规模火山作用主要受 Sakmarian—Kungurian 地幔柱影响，导致羌塘地块从冈瓦纳大陆北缘裂解出来，并发育被动大陆边缘型裂谷盆地（Xu Wang et al.，2016; Zhang Yuxiu and Zhang Kaijun，2017; Wang Zhongwei et al.，2022）。此背景下大规模火山作用、热液活动及伴随的铁镁质碎屑携带大量营养元素输入至海水中，促进生物大量繁盛，从而使得表层水体中海洋生产力大大提高，为研究区展金组烃源岩的发育奠定物质基础，这也是研究区有机质富集的主要因素。同时，火山活动形成的藻类也可能为烃源岩形成提供了重要的有机质来源。尽管下二叠统展金组含凝灰质细粒沉积岩出露局限，但早二叠世时期火山喷发面积广泛，在被动大陆边缘裂谷作用下发育的含凝灰质细粒沉积岩在理论上具有一定的规模性，这也是目前羌塘盆地一种新的烃源岩类型，可能具有一定的油气勘探前景。展金组发育储集性能良好的白云岩及生烃潜力较好的含凝灰质细粒沉积岩，且油气显示丰富，在后续勘探应予以重视。
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6 结论与认识
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（1）QZ-5 井 580~662 m 井段展金组细粒沉积岩基于化学成分、粒径大小和沉积构造可划分为块状硅质泥岩相、纹层状硅质泥岩相、块状硅质粉砂质泥岩相、块状硅质粉砂岩相和纹层状硅质粉砂岩相五种岩相类型，但有机质丰度受岩相类型影响较小。
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（2）研究区细粒沉积岩形成于非局限的海洋环境，表层水体具有较高的古生产力水平，底层水体具有氧化—贫氧的特征。同时，在该井段细粒沉积岩沉积过程中，受到了非典型（弱）热液流体的影响，并伴随着相对较多的铁镁质陆源碎屑输入。
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（3）展金组细粒沉积岩中有机质富集主要受初级生产力、黏土矿物的吸附作用及快速的沉积速率控制。铁镁质碎屑输入和热液活动是促进表层水体初级生产力提高的有利因素; 同时，黏土矿物可能增加了吸附有机质的比表面积，增强了对有机质的保护能力。相比而言，氧化还原条件对有机质保存影响不大，可以忽略不计。
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致谢:感谢几位审稿专家对本文的细致审阅并提出宝贵的修改建议。
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参考文献
-
曹竣锋, 宋春彦, 付修根, 陈明, 郑博, 孙伟. 2015. 羌塘盆地羌资5井二叠系展金组烃源岩基本特征. 海相油气地质, 20(2): 15~20.
-
常华进, 储雪蕾. 2011. 草莓状黄铁矿与古海洋环境恢复. 地球科学进展, 26(5): 475~481.
-
陈文彬, 付修根, 谭富文, 冯兴雷. 2013. 藏北羌塘盆地石炭系烃源岩的发现及其油气地质意义. 地质通报, 32(7): 1105~1112.
-
陈文彬, 付修根, 占王忠, 冯兴雷, 宋春彦, 曾胜强. 2015. 藏北羌塘盆地角木茶卡地区下二叠统展金组烃源岩特征及意义. 沉积与特提斯地质, 35(1): 43~49.
-
陈文彬, 付修根, 谭富文, 曾胜强, 冯兴雷, 宋春彦, 王东. 2017. 羌塘盆地二叠系白云岩油苗地球化学特征及意义. 沉积学报, 35(3): 611~620
-
丁修建, 柳广弟, 查明, 黄志龙, 高长海, 曲江秀, 卢学军, 陈哲龙, 郭继刚. 2015. 沉积速率与烃源岩有机质丰度关系——以二连盆地为例. 天然气地球科学, 26(6): 1076~1085.
-
付修根, 王剑, 谭富文, 陈明, 李忠雄, 陈文彬, 冯兴雷. 2015. 藏北羌塘盆地油气地质勘探新进展. 沉积与特提斯地质, 35(1): 16~24.
-
侯中帅, 陈世悦, 刘惠民, 杨怀宇, 李晨, 王媛媛. 2019. 东营凹陷热液流体活动及其油气地质意义. 中国矿业大学学报, 48(5): 1090~1101.
-
彭军, 曾垚, 杨一茗, 于乐丹, 许天宇. 2022. 细粒沉积岩岩石分类及命名方案探讨. 石油勘探与开发, 49(1): 106~115.
-
沈俊, 施张燕, 冯庆来. 2011. 古海洋生产力地球化学指标的研究. 地质科技情报, 30(2): 69~77.
-
宋春彦, 曹竣峰, 王剑, 谭富文, 付修根, 何江林, 曾胜强, 何利. 2014. 羌塘盆地角木茶卡地区二叠系古油藏的发现及基本特征. 新疆地质, 32: 87~91.
-
宋春彦, 王东, 卓皆文, 李学仁, 何利, 洪馗斌. 2023. 羌塘盆地羌地18井上二叠统那益雄组烃源岩地球化学特征及意义. 沉积与特提斯地质, 43(3): 515~529.
-
王成善, 伊海生, 刘池洋, 李亚林, 邹艳荣, 伍新和, 邓斌, 杨兴科. 2004. 西藏羌塘盆地古油藏发现及其意义. 石油与天然气地质, 25: 139~143.
-
王剑, 谭富文, 李亚林, 李永铁, 陈明, 王成善, 郭祖军, 王小龙, 杜佰伟, 朱忠发等. 2004. 青藏高原重点沉积盆地油气资源潜力分析. 北京: 地质出版社: 1~334.
-
王剑, 丁俊, 王成善, 谭富文, 陈明, 胡平, 李亚林, 高锐, 方慧, 朱利东, 李秋生, 张明华, 杜佰伟, 付修根, 李忠雄, 万方. 2009. 青藏高原油气资源战略选区调查与评价. 北京: 地质出版社: 1~645.
-
王剑, 王忠伟, 付修根, 宋春彦, 谭富文, 韦恒叶. 2022. 青藏高原羌塘盆地首口油气科探井(QK-1)新发现. 科学通报, 67(3): 321~328.
-
韦恒叶. 2012. 古海洋生产力与氧化还原指标——元素地球化学综述. 沉积与特提斯地质, 32(2): 76~88.
-
熊盛青, 周道卿, 曹宝宝, 赵睿, 魏岩岩, 胡悦, 肖梦楚, 段宏伟, 胡夏炜, 郑宇舟. 2020. 羌塘盆地中央隆起带的重磁场证据及其构造意义. 地球物理学报, 63(9): 3491~3504.
-
翟庆国, 李才, 黄小鹏. 2006. 西藏羌塘中部角木日地区二叠纪玄武岩的地球化学特征及其构造意义. 地质通报, 25: 1419~1427.
-
周武, 韩雪, 龙宇, 岳龙, 徐安全, 陈仁. 2024. 黔中金沙地区早石炭世九架炉组地质特征及沉积环境讨论. 华东地质, 45(2): 187~197.
-
朱同兴, 李宗亮, 张惠华, 张启跃, 张正贵, 范影年, 周铭魁. 2010. 中华人民共和国区域地质调查报告江爱达日那幅 I45C003003 比例尺 1∶250000. 武汉: 中国地质大学出版社: 1~299.
-
Algeo T J, Maynard J B. 2004. Trace element behavior and redox facies in core shales of Upper Pennsylvanian Kansasetype cyclothems. Chemical Geology, 206: 289~318.
-
Algeo T J, Ingall E. 2007. Sedimentary Corg: P ratios, paleocean ventilation, and phanerozoic atmospheric pO2. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 256: 130~55.
-
Algeo T J, Tribovillard N. 2009. Environmental analysis of paleoceanographic systems based on molybdenumuranium covariation. Chemical Geology, 268: 211~225.
-
Canfield D E. 1994. Factors influencing organic carbon preservation in marine sediments. Chemical Geology, 114: 315~29.
-
Cao Junfeng, Song Chunyan, Fu Xiugen, Chen Ming, Zheng Bo, Sun Wei. 2015&. Basic characteristics of Permian Zhanjin source rock in well Qiangzi-5 in Qiangtang Basin. Marine Origin Petroleum Geology, 20(2): 15~20.
-
Chang Huajin, Chu Xuelei. 2011&. Pyrite framboids and palaeo-ocean redox condition reconstruction. Advances in Earth Science, 26(5): 475~481.
-
Chen Wenbin, Fu Xiugen, Tan Fuwen, Feng Xinglei. 2013&. The discovery of the Carboniferous source rock in Qiangtang Basin of Tibet and its geological significance. Geological Bulletin of China, 32(7): 1105~1112.
-
Chen Wenbin, Fu Xiugen, Zhan Wangzhong, Feng Xinglei, Song Chunyan, Zeng Shengqiang. 2015&. Characteristics and significance of the source rocks from the Lower Permian Zhanjin Formation in the Jiaomuchaka area, Qiangtang Basin, northern Xizang. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 35(1): 43~49.
-
Chen Wenbin, Fu Xiugen, Tan Fuwen, Zeng Shengqiang, Feng Xinglei, Song Chunyan, Wang Dong. 2017&. Geochemical characteristics and significance of Permain Dolomite Oil Seepages in Qiangtang Basin. Acta Sedimentologica Sinica, 35(3): 611~620.
-
Ding Xiujian, Liu Guangdi, Zha Ming, Huang Zhilong, Gao Changhai, Qu Jiangxiu, Lu Xuejun, Chen Zhelong, Guo Jigang. 2015&. Relationship between sedimentation rate and organic matter abundance of source rocks: A case study of Erlian Basin. Natural Gas Geoscience, 26(6): 1076~1085.
-
Doner Z, Kumral M, Demirel I H, Hu Qinhong. 2018. Geochemical characteristics of the silurian shales from the central taurides, southern turkey: organic matter accumulation, preservation and depositional environment modeling. Marine & Petroleum Geology, 102: 155~175.
-
Fu Xiugen, Wang Jian, Tan Fuwen, Chen Ming, Li Zhongxiong, Chen Wenbin, Feng Xinglei. 2015&. Recent progress in oil and gas geological exploration in the Qiangtang Basin, northern Xizang. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 35(1): 16~24.
-
He Cong, Ji Liming, Wu Yuandong, Su Ao, Zhang Mingzhen. 2016. Characteristics of hydrothermal sedimentation process in the Yanchang Formation, south Ordos Basin, China: Evidence from element geochemistry. Sedimentary Geology, 345: 33~41.
-
Hou Zhongshuai, Chen Shiyue, Liu Huimin, Yang Huaiyu, Li Chen, Wang Yuanyuan. 2019&. Hydrothermal fluid activity and its hydrocarbon geological significance in Dongying depression. Journal of China University of Mining & Technology, 48(5): 1090~1101.
-
Jarvis I, Murphy A M, Gale A S. 2001. Geochemistry of pelagic and hemipelagic carbonates: Criteria for identifying systems tracts and sea-level change. Journal of the Geological Society, 158: 685~696.
-
Jones B, Manning D A C. 1994. Comparison of geochemical indexes used for the interpretation of palaeoredox conditions in ancient mudstones. Chemical Geology, 111: 111~129.
-
Kennedy M J, Pevear, D R, Hill, R J. 2002. Mineral surface control of organic carbon in black shale. Science, 295: 657~660.
-
Kimura H, Watanabe Y. 2001. Oceanic anoxia at the Precambrian—Cambrian boundary. Geology, 29: 995~998.
-
Macrae N D, Nesbitt H W, Kronberg B I. 1992. Development of a positive Eu anomaly during diagenesis. Earth and Planetary Science Letters, 109(3): 585~591.
-
Meng Qingtao, Liu Zhaojun, Bruch A A, Liu Rong, Hu Fei. 2012. Palaeoclimatic evolution during Eocene and its influence on oil shale mineralisation, Fushun Basin, China. Journal of Asian Earth Sciences, 45: 95~105.
-
Murray R W. 1994. Chemical criteria to identify the depositional environment of chert: General principles and applications. Sedimentary Geology, 90: 213~232.
-
Pedersen T F, Calvert S E. 1990. Anoxia vs. productivity: What controls the formation of organic-carbon-rich sediments and sedimentary rocks. American Association of Petroleum Geologists, 74: 454~466.
-
Peng Jun, Zeng Yao, Yang Yiming, Yu Ledan, Xu Tianyu. 2022&. Discussion on classification and naming scheme of fine-grained sedimentary rocks. Petroleum Exploration and Development, 49(1): 106~115.
-
Reimers C E, Kastner M, Garrison R E. 1990. The role of bacterialm ats in phosphate min eralization with particular reference to the Monterey Formation. New York: Cambridge University Press: 300~311.
-
Rimmer S M, Thompson J A, Goodnight S A, Robl T L. 2004. Multiple controls on the preservation of organic matter in Devonianee Mississippian marine black shales: geochemical and petrographic evidence. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 215: 125~154.
-
Ross J K, Bustin R M. 2009. Investigating the use of sedimentary geochemical proxies for paleoenvironment interpretation of thermally mature organic-rich strata, examples from the Devonian—Mississippian shales, Western Canadian Sedimentary Basin. Chemical Geology, 260: 1~19.
-
Schenau S J, Reichart G J, De Lange G J. 2005. Phosphorus burial as a function of paleoproductivity and redox conditions in Arabian sea sediments. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69: 919~931.
-
Schoepfer S D, Shen Jun, Wei Hengye, Tyson R V, Ingall E, Algeo T J. 2015. Total organic carbon, organic phosphorus, and biogenic barium fluxes as proxies for paleomarine productivity. Earth-Science Reviews, 49: 23~52.
-
Shen Jun, Shi Zhangyan, Feng Qinglai. 2011&. Review on geochemical Proxies in paleo-productivity studies. Geological Science and Technology Information, 30(2): 69~77.
-
Shields G, Stille P. 2001. Diagenetic constraints on the use of cerium anomalies as palaeoseawater redox proxies: An isotopic and REE study of Cambrian phosphorites. Chemical Geology, 175: 29~48.
-
Song Chunyan, Cao Junfeng, Wang Jian, Tan Fuwen, Fu Xiugen, He Jianglin, Zeng Shengqiang, He Li. 2014&. The discovery and basic characteristics of ancient reservoir in Permian of Jiaomuchaka area, Qiangtang Basin. Xinjiang Geology, 32: 87~91.
-
Song Chunyan, Wang Dong, Zhuo Jiewen, Li Xueren, He Li, Hong Meibin. 2023&. Geochemical characteristics and significance of source rocks of Upper Permian Nayixiong Formation in QD18 well, Qiangtang Basin. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 43(3): 515~529.
-
Taylor S R, Mclennan S M. 1985. The continental crust: Its composition and evolution. The Journal of Geology, 94(4): 57~72.
-
Tenger T, Liu Wenhui, Xu Yongchang, Chen Jianfa, Hu Kai, Gao Changlin. 2006. Comprehensive geochemical identification of highly evolved marine hydrocarbon source rocks: Organic matter, palaeoenvironment and development of effective hydrocarbon source rocks. Chinese Journal of Geochemistry, 25: 332~339.
-
Tribovillard N, Algeo T W, Lyons T, Riboulleau A. 2006. Trace metals as paleoredox and paleoproductivity proxies: An update. Chemical Geology, 232: 12~32.
-
Wang Chengshan, Yi Haisheng, Liu Chiyang, Li Yalin, Zou Yanrong, Wu Xinhe, Deng Bin, Yang Xingke. 2004&. Discovery of paleo-oil-reservoir in Qiangtang Basin in Tibet and its geological significance. Oil & Gas Geology, 25: 139~143.
-
Wang Jian, Tan Fuwen, Li Yalin, Li Yongtie, Chen Ming, Wang Chengshan, Guo Zujun, Wang Xiaolong, Du Baiwei, Zhu Zhongfa. 2004#. The potential of the oil and gas resources in major sedimentary Basins on the Qinghai—Xizang Plateau. Geological Publishing House, Beijing: 1~334.
-
Wang Jian, Ding Jun, Wang Chengshan, Tan Fuwen, Chen Ming, Hu Ping, Li Yalin, Gao Rui, Fang Hui, Zhu Lidong, Li Qiusheng, Zhang Minghua, Du Baiwei, Fu Xiugen, Li Zhongxiong, Wan Fang. 2009#. Survey and evaluation on Tibet oil and gas resources. Geological Publishing House, Beijing: 1~645.
-
Wang Jian, Wang Zhongwei, Fu Xiugen, Song Chunyan, Tan Fuwen, Wei Hengye. 2022&. New discoveries on the first petroleum scientific drilling (QK-1) of the Qiangtang Basin, Tibetan Plateau. Chinese Science Bulletin, 67(03): 321~328.
-
Wang Zhongwei, Wang Jian, Fu Xiugen, Zhan Wangzhong, Yu Fei, Feng Xinglei, Song Chunyan, Chen Wenbin, Zeng Shengqiang. 2017. Organic material accumulation of Carnian mudstones in the north Qiangtang depression, eastern Tethys: Controlled by the paleoclimate, paleoenvironment, and provenance. Marine and Petroleum Geology, 88: 440~457.
-
Wang Zhongwei, Li Wangpeng, Wang Jian, Wei Hengye, Fu Xiugen, Song Chunyan, Zhan Wangzhong. 2022. Depositional age, provenance, and palaeoenvironment of the Lower Permian mudstones in the Qiangtang Basin, Tibet: Evidence from geochronology and geochemistry. Geological Journal, 57(4): 1709~1723.
-
Wei Hengye. 2012&. Productivity and redox proxies of palaeo-oceans: An overview of elementary geochemistry. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 32(2): 76~88.
-
Wei Hengye, Chen Daizhao, Wang Jianguo, Yu Hao, Tucker M E. 2012. Organic accumulation in the lower Chihsia Formation (Middle Permian) of South China: Constraints from pyrite morphology and multiple geochemical proxies. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 353~355: 73~86.
-
Wignall P B, Twitchett R J. 1996. Oceanic anoxia and the end Permian mass extinction. Science, 272: 1155~1158.
-
Wilkin R T, Barnes H L, Brantley S L. 1996. The size distribution of framboidal pyrite in modern sediments: An indicator of redox conditions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60(20): 3897~3912.
-
Xiong Shengqing, Zhou Daoqing, Cao Baobao, Zhao Rui, Wei Yanyan, Hu Yue, Xiao Mengchu, Duan Hongwei, Hu Xiawei, Zheng Yuzhou. 2020&. Characteristics of the central uplift zone in Qiangtang Basin and its tectonic implications: Evidences from airborne gravity and magnetic data. Chinese Journal of Geophysics, 63(9): 3491~3504.
-
Xu Wang, Dong Yongsheng, Zhang Xiuzheng, Deng Mingrong, Zhang Le. 2016. Petrogenesis of high-Ti mafic dykes from southern Qiangtang, Tibet: Implications for a ca. 290 Ma large igneous province related to the early Permian rifting of Gondwana. Gondwana Research, 36: 410~422.
-
Zeng Shengqiang, Wang Jian, Fu Xiugen, Chen Wenbin, Feng Xinglei, Wang Dong, Song Chunyan, Wan Zhongwei. 2015. Geochemical characteristics, redox conditions, and organic matter accumulation of marine oil shale from the Changliang Mountain area, northern Tibet, China. Marine and Petroleum Geology, 64: 203~221.
-
Zhai Qingguo, Li Cai, Huang Xiaopeng. 2006&. Geochemistry of Permian basalt in the Jiaomuri area, central Qiangtang, Tibet, China, and its tectonic significance. Geological Bulletin of China, 25(11~12): 1419~1427.
-
Zhang Yuxiu, Zhang Kaijun. 2017. Early permian qiangtang flood basalts, northern tibet, China: a mantle plume that disintegrated northern Gondwana? Gondwana Research, 44: 96~108.
-
Zhou Wu, Han Xue, Long Yu, Yue Long, Xu Anquan, Chen Ren. 2024. Discussion on the geological features and sedimentary environment of the Early Carboniferous Jiujialu Formation in Jinsha area of central Guizhou. East China Geology, 45(2): 187~197.
-
Zhu Tongxing, Li Zongliang, Zhang Huihua, Zhang Qiyue, Zhang Zhenggui, Fan Yingnian, Zhou Mingkui. 2010#. Regional geological survey report of Tibet Jiangaidarina Region (I45C003003; 1∶250000). Wuhan: China University of Geosciences Press: 1~299.
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摘要
为明确羌塘盆地中部下二叠统展金组细粒沉积岩有机质富集的控制因素,基于 40 件细粒沉积岩开展薄片显微特征、有机碳、元素地球化学及矿物学研究,剖析了沉积古环境演化过程及其对有机质富集的控制作用。该细粒沉积岩基于化学成分、粒径和沉积构造可划分为块状硅质泥岩、块状硅质粉砂岩、块状硅质粉砂质泥岩、纹层状硅质泥岩和纹层状硅质粉砂岩五种岩相类型,但有机碳含量受岩相变化影响较小;地球化学指标及草莓状黄铁矿粒径变化规律反映该细粒沉积岩沉积期形成于氧化—贫氧的水体环境,并伴随有大量的铁镁质陆源碎屑输入及微弱的热液活动。输入的碎屑营养物一方面促进生物繁殖,提高了表层水体的古生产力水平,另一方面增强了对有机质的吸附能力。研究表明该细粒沉积岩有机质富集主要受古生产力水平、黏土矿物吸附作用及快速沉积速率控制, 基本不受氧化还原影响。
Abstract
Objectives: In order to clarify the controlling factors of organic matter enrichment in fine-grained sedimentary rocks in the Lower Permian Zhanjin Formation in the central Qiangtang Basin.
Methods: Forty fine-grained sedimentary rock samples were presented in this study to analyse the micropetrological characteristics, organic carbon content, elemental geochemistry, and mineralogy, and then explore the evolution of paleoenvironment and its control on organic matter enrichment.
Results: The results indicate that the fine-grained sedimentary rocks can be classified into five lithofacies types based on their chemical composition, grain size and sedimentary structures, include the massive siliceous mudstone, massive siliceous silty mudstone, massive siliceous siltstone, laminated siliceous mudstone and laminated siliceous siltstone. However, the variation in organic carbon content is minimally influenced by its lithofacies changes. The patterns of geochemical indicators and variation of framboidal pyrite size suggest that above fine-grained sedimentary rocks were deposited in an oxic to dysoxic environment associated with significant influx of iron-rich and magnesium-rich terrigenous detritus, and minor hydrothermal activity. The influx of detrital nutrients not only promoted biological flourishing and increased the paleoproductivity levels of surface waters, but also enhanced the adsorption capacity for organic matter.
Conclusions: This study concludes that the organic matter enrichment in these fine-grained sedimentary rocks is primarily controlled by paleoproductivity, clay mineral adsorption, and rapid sedimentation rates, the influence of redox conditions can be neglected.
