对现代海洋观测发现, 海洋生物作用过程影响沉积物中的铝, 因而提出了将海洋自生铝(或过剩铝)作为生产力评价的替代指标(Deuser et al., 1983)。由于铝化学性质稳定, 不易受到后期成岩作用和风化作用的影响, 因此过剩铝是指示过去生产力变化的地球化学指标之一(Murray and Leinen, 1996; Pattan and Shane, 1999)。

利用过剩铝来重建生产力需要知道沉积速率(Murray and Leinen, 1996; Pattan and Shane, 1999; Murry et al., 2003), 这对于古老地层来说是困难的。但是, Al/Ti值作为古生产力的指标(Murray and Leinen, 1996; Pattan and Shane, 1999; Murry et al., 2003; 任景玲等, 2005), 可以避开沉积速率对生产力估算的影响。这是因为沉积速率的改变固然会由于稀释效应而影响单一元素的含量, 却不会导致两个元素之间比值的变化(稀释倍数相同, 对两者的影响相抵消)。值得注意的是, Al/Ti值作为生产力指标容易受到陆源物质输入的干扰(任景玲等, 2005)。Kryc等(2003)认为, 只有陆源输入量少于5%时, Al/Ti值才可以作为生产力指标。上寺剖面样品为生屑灰岩、泥质灰岩和硅质灰岩, 海洋自生矿物较多, 陆源物质含量很低。利用Ti/Ti_PAAS计算的陆源物质含量(Murray and Leinen, 1996)表明, 除了大隆组底部的几个钙质页岩样品中陆源物质含量超过5%外, 其余样品中陆源物质的含量均小于5%, 其均值为4.9%。可见, 在上寺剖面Al/Ti值可以指示生产力变化。

从上寺剖面的Al/Ti值来看, 在大隆组中部, Al/Ti值最高, 平均值达到了30.16(图 3), 显著高于PAAS的Al/Ti值17, 最高值达到了60.75, 但与Murry和Leinen(1996)报道的赤道太平洋高生产力地区Al/Ti值一般为35~41相比仍较小, 显示了中等的古生产力水平。在其他层位, Al/Ti值基本上为17~22, 和PAAS的Al/Ti值类似。大隆组中部原始生产力条件中等, 并不具备消耗水体底层大量氧气的条件, 说明古生产力并不是优质烃源岩发育的最重要因素。

图3

Fig.3

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	图3 优质烃源岩发育影响因素Fig.3 Impacting factors for development of high quality hydrocarbon source rocks

保存条件是海相优质烃源岩形成的重要控制因素, Hunt(1979)认为水底缺氧环境有利于有机质的保存。我们利用氧化— 还原敏感元素及其比值来考察大隆组中部的沉积环境, 探讨其对烃源岩形成的影响。

在地质过程中, U、V、Cr和Mo等元素在不同的氧化还原条件下会产生分异。元素地球化学研究发现, 在缺氧条件下, V、Cr和U会扩散到沉积物中形成自生矿物沉淀; 而在硫酸盐还原作用下, 分解出来的H₂S会固定大量的Mo, 转变成MoS₂沉淀或以固溶体形式进入黄铁矿, 造成缺氧环境沉积物中Mo的富集(Algeo and Maynard, 2004), 因此大量Mo的富集可以指示水柱中H₂S的出现而表示厌氧环境。根据以上观察, 地球化学家们认为V/Cr和V/(V+Ni)也可以作为判别古海洋氧化还原环境的参数, 其中常氧环境V/Cr< 2.00、V/(V+Ni)< 0.46; 贫氧环境2.00< V/Cr< 4.25、0.46< V/(V+Ni)< 0.6; 厌氧环境V/Cr> 4.25、V/(V+Ni)> 0.6(Hatch and Leventhal, 1992)。同样, Mo/U值也可以指示氧化还原环境, 在常氧环境下, Mo/U值较低(McManus et al., 2006)。

四川广元上寺剖面海相烃源岩中氧化— 还原敏感元素及其比值变化见图4。可见, 有机质富集的大隆组中部Mo、U值都很高, Mo/U比值也很高。Mo平均值为93.4μ g/g, 最高值达到了898μ g/g, 非常类似于全新世Cariac盆地缺氧环境沉积物(Jacobs et al., 1987; Dean et al., 1999)。V/Cr> 4.25, V/(V+Ni)> 0.7, 也显示大隆组中部为厌氧环境。因此, 我们推测, 尽管大隆组中部的生产力水平中等, 但由于存在厌氧环境, 沉积的有机质不受细菌的氧化分解破坏, 而最大限度地得到了埋藏。

大隆组的厌氧环境及其特有的沉积环境和当时的古地理环境有关。中国南方在长兴期为一个广阔的碳酸盐岩台地, 台地内部既发育具有高地特征的、大小不等的生物礁沉积, 又发育台地洼地和斜坡盆地沉积(蔡雄飞等, 2007)。上寺剖面大隆组中部为台内盆地沉积环境, 盆地周围的古隆起限制了深层海水与外海富氧海水的交换, 发育厌氧环境, 底层海水出现H₂S。而且在二叠纪, 该区处于低纬度热带地区(张正坤, 1984), 表层海水温度高, 季节温差小, 水体能量低, 这一方面导致表层混合海水较薄, 另一方面导致水体垂向混合较弱, 表层富氧的海水难以与底层贫氧的海水充分混合(吴胜和等, 1994)。

陈荣书(1986)指出, 沉积速率大一般有利于有机质的迅速埋藏, 因为受破坏越少, 有机质保存下来越多。但沉积速率的增大, 只有与原始有机质供应成比例增长时才能保持较高的有机质丰度, 否则沉积物堆积速率过大会稀释有机质, 反而使有机质丰度降低。Rullkotter(1999)等指出, 在海相沉积中富含有机碳的沉积物分布区域其沉积速率均相对较小, 而在有机碳质量分数低的区域则表现出很高的沉积速率。

本研究中, 利用Roland等(2004)发表的年代数据和根据Goldhammer(1997)不同碳酸盐颗粒沉积物的脱压系数对四川广元上寺剖面中上二叠统剖面的沉积速率进行估算, 结果如表1。其中脱压实校正系数为:对硅质岩较发育的大隆组中部为5, 灰岩发育的大隆组下部和吴家坪组为2.5。Tyson(2001)认为, 在氧化环境下, 沉积速率不大于 5 cm/ka 时, 沉积速率的增加提高了有机质的保存; 在有机质供应不变的情况下, 更高的沉积速率将会发生稀释作用。而且Ibach(1982)也认为, TOC含量最初随着沉积速率的增加而增加, 沉积速率到达某个临界值后, TOC含量则随沉积速率增加而减小; 不同的岩性有着不同的临界值, 如黑色页岩为 4.11 cm/ka。该研究中, 大隆组中部的沉积速率小于4 cm/ka, 低于非烃源岩层位吴家坪组沉积速率5.08 cm/ka。说明有机质富集和烃源岩的发育与沉积速率较低有一定的关系, 与Rullkotter(1999)的研究结论相似。这可能是因为大隆组沉积时期研究区位于海盆环境(图 2), 水体较深且安静、处于分层状态:表层水含氧、温暖清澈、透光性好、养分充足而有利于浮游生物的勃发, 而底层水缺氧、还原而不利于底栖生物发育; 表层浮游生物沉降到水底而不会被氧化分解, 有机质保存效率高, 较低的沉积速率可以使有机质显著富集。

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 烃源岩与沉积速率间的关系 Table 1 Relationship between sedimentary rate and hydrocarbon source rocks 地层 高度/m 地层厚度/m 沉积厚度/m 沉积时间/Ma 沉积速率/cm· ka-1 Alxs/μ g· g-1 TOC/% 烃源岩质量 大隆组中部 416.70~404.76 11.94 59.7 1.5 3.98 4266.1 2.2 好 大隆组中部 404.76~389.52 15.24 38.1 3.5 2.18 5274.4 5.6 好 吴家坪组 389.52~318.38 71.14 177.85 3.5 5.08 731.2 0.87 坏

表1 烃源岩与沉积速率间的关系 Table 1 Relationship between sedimentary rate and hydrocarbon source rocks

比较烃源岩和非烃源岩层位的生产力、沉积环境和沉积速率3个因素(表 2), 可以发现四川广元上寺剖面优质烃源岩层位(大隆组中部)发育于初级生产力中等、沉积速率较低的厌氧环境; 而非烃源岩层位(吴家坪组)的初级生产力较低, 沉积环境为常氧条件。由此看来, 中等的初级生产力是烃源岩发育的首要条件, 缺氧条件是根本, 而较低的沉积速率促进了有机质富集。

表2

Table 2

表2(Table 2)

表2 烃源岩发育的主要控制因素 Table 2 Main control factors for development of hydrocarbon source rocks 地层 高度/m 烃源岩判别依据 (TOC, Alxs, Cu, Ni, Cd) 生产力评价 (依据Al/Ti) 氧化还原条件 (依据Mo/U, V/Cr, V/V+Ni值) 沉积 速率 烃源岩 质量 大隆组中部 416.70~389.50 高 中等 厌氧 低 好 吴家坪组 389.50~318.38 低 低 常氧 高 坏

表2 烃源岩发育的主要控制因素 Table 2 Main control factors for development of hydrocarbon source rocks

广元上寺剖面二叠系大隆组中部优质烃源岩的发育环境可以与现代的Cariaco盆地进行类比。首先, Cariaco盆地位于委内瑞拉大陆架, 周围被一些浅的水中隆起(< 140m)所包围。这些隆起限制了盆地深水与外海的交换, 水体分层, 而导致底层水缺氧还原, 结果使沉积物富含有机质(TOC高达5%)。Piper 和 Perkins(2004)认为有机质积累于氧气亏损的底层水中, 且存在硫酸盐还原作用。这种情况下, 氧化— 还原敏感元素, 如Mo、U、V将在沉积物中富集。广元上寺二叠系大隆组中部的元素地球化学特征与现代海洋的Cariaco盆地相似(图 5), 为厌氧的沉积环境。从图5可以看出, 相对于平均页岩(Wedepohl, 1971, 1991), 大隆组中部明显富集Cu、Ni、Cd、P、V、Mn、Co、Mo、U、V、Zn, 亏损Ba, 富集系数从大到小依次为Cd> Zn> Mo> U> Cu> P> V> Ni> Mn> Co> Ba, 其中Cd的富集系数大于100, Zn、Mo、U 的富集系数大于50, Cu、P、V的富集系数大于10, Mn、Co和Ni, 都显示出较低的EF值。

其次, 与Cariaco盆地一样, 广元上寺剖面二叠系大隆组中部处于一个上升流的环境中。Brumsack(2006)通过对现代海洋富有机质的两种主要形成环境— — 上升流发育地区和静海盆地沉积物微量元素的研究发现, 上升流发育区域的沉积物往往富集Cd、P, 亏损Co、Mn。而在大隆组中部, 相对于Cd和P的高度富集, Mn和Co的富集不明显(图 4)。因而, 从地球化学特征对比, 可以认为当时的沉积环境为上升流发育地区。古地理重建研究结果(张正坤, 1984)表明, 研究区在二叠纪处于低纬度热带地区, 位于华夏古陆之西北, 与外海相通, 有利于上升流发育。

图4

Fig.4

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	图4 微量元素及其比值指示的氧化还原条件变化(U元素的数据来自于Zhou et al., 2008)Fig.4 Changes of oxidization and reduction conditions shown by trace elements and their ratios(Data of U are from Zhou et al., 2008)

图5

Fig.5

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	图5 大隆组中部相对平均页岩的微量元素富集系数Fig.5 Plots of major and minor elements enrichment factors of the middle part of Dalong Formation

由此可见, 四川广元上寺剖面二叠系大隆组中部烃源岩的发育与当时特殊的地质构造和洋流条件有直接关系:上升流带来的营养盐(磷酸盐、硝酸盐类和硅酸盐等), 促进了表层水域中生物的繁盛和有机质的生产, 为烃源岩的形成提供了物质基础; 而局限盆地中水体交换弱, 导致了深水的缺氧, 为有机质的有效保存提供了条件; 两者的耦合是研究区烃源岩发育的主要原因。