样品主要取自滦探1井, 井深1308.4 m, 样品主要分布在700~1300 m之间, 针对不同实验需求进行了分别取样。其中对45块样品进行了薄片观察, 包括泥页岩、角砾岩、白云岩等; 对85块样品进行了热解参数分析; 对21块样品进行了主量元素测定; 对19块样品进行了微量元素测定; 对20块样品进行了全岩衍射分析实验。

薄片观察在中国地质大学(北京)完成。全岩衍射分析实验在中国石油化工股份有限公司石油勘探开发研究院无锡地质研究所台式XRD衍射分析仪完成。岩石热解分析和镜质组反射率(R_O)实验在中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室分别使用OGE-Ⅱ岩石热解分析仪和308-PV显微光度计测定。主量、微量元素测定在中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室及中国核工业集团有限公司核工业北京地质研究院分析测试研究中心使用高分辨率电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定。

亚段二以微晶—细晶灰岩与灰黑色页岩互层为主, 主要由长石、石英、白云石及少量黄铁矿、黏土矿物构成。其中长石主要以钠长石为主, 一定程度上反映了其深源特征, 黏土矿物含量普遍较低, 考虑到长石蚀变形成黏土矿物对黏土矿物总量的影响, 实际来自于陆源的黏土矿物含量极低, 反映了该类热液沉积岩受陆源输入影响较小。白云石含量在18.6%~59.1%之间, 其主要为铁白云石, 一般认为铁白云石的成因可以分为热液影响的次生成因和微生物介导的原生成因, 而微生物介导的原生白云石仅在实验室获得, 且铁并没有替代半数的镁, 因此铁白云石主要作为热液的次生矿物在研究区产出(由雪莲等, 2018)。

显微镜下, 长石、石英多呈棱角状, 大小不一, 分选较差, 溶蚀现象较明显, 这是热液喷流初期受水体压力影响形成的(图 4-a)。该层位的碳酸盐岩主要有2种发育形式: 一是热液喷流初期, 深源碳酸盐岩大量析出时快速沉淀形成的自形程度较高、具有雾心亮边结构的厚层碳酸盐岩(图 4-b); 二是喷流稳定阶段, 深源碳酸盐岩以泥晶形式与富有机质的泥页岩纹层互层发育(图 4-c, 4-e, 4-g)。值得注意的是, 该层位可见大量生物化石(图 4-d, 4-f), 说明具有较好的保存条件。

图 4

Fig.4

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	图 4 滦平盆地西瓜园组下段热液喷流沉积单偏光镜下特征 a—长石、石英呈次棱角状, 分选差, 长石具有较为明显的蚀变现象, 碳酸盐矿物充填在颗粒之间; b—具有雾心亮边结构、自形程度好的白云石, 硅质胶结, 孔喉发育较好; c—长英质纹层、碳酸盐纹层、富有机质纹层互层发育; d—黄铁矿化的植物碎屑; e—长英质纹层与碳酸盐纹层之间发育胶磷矿和大量黄铁矿; f—长英质纹层中发育有机质条带, 可见生物碎屑; g—同生软变形沉积构造, 发育有机质纹层; h—同生软变形构造, 可见植物碎屑; i—钠长石条带, 与黄铁矿共生Fig.4 Characteristics of hydrothermal jet deposits under a single polarizer in the lower member of Xiguayuan Formation, Luanping Basin

亚段一受热液影响主要有2方面证据: (1)亚段二内含有大量次棱角状石英碎屑, 且边界模糊(图 5-a), 反映了近源沉积的同时, 受到热液影响发生熔融现象; (2)在亚段二中存在大量顺层发育的黄铁矿(图 5-b), 说明沉积初期受到富铁流体影响, 符合热液喷流活动的特点。热液喷流活动在岩心上主要为频繁的互层, 并发育少量的同生变形构造(图 5-c, 5-d), 岩性主要为白云质页岩和泥/页岩, 粒度均较细, 与常见的深湖—半深湖环境相比, 具有更复杂的水动力条件。

图 5

Fig.5

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	图 5 滦平盆地西瓜园组下段热液—湖泊沉积特征 a—次棱角状石英碎屑, 颗粒边界模糊; b—黄铁矿顺层发育; c—1013.83~1014.40 m岩心, 互层明显; d—929.0~930.04 m岩心, 互层明显, 具同生软变形构造Fig.5 Characteristics of hydrothermal-lake deposition in the lower member of Xiguayuan Formation, Luanping Basin

亚段一、亚段三均为火山—湖泊沉积, 但亚段一火山喷发强度更高、深源物质更多。亚段一主要为泥页岩、凝灰质泥岩, 部分层位见少量碳酸盐纹层。显微镜下可以观察到大量凝灰质成分, 呈纹层存在与泥页岩中, 其中多见破碎的长石、石英矿物颗粒(图 6-a), 部分发育港湾状溶蚀边。同时可见部分碳酸盐纹层(图 6-b), 厚度一般较小, 这可能是陆上火山喷发和水下火山喷发的主要区别之一。

图 6

Fig.6

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	图 6 滦平盆地西瓜园组下段火山—湖泊沉积特征 a—破碎的石英颗粒被晶屑、玻屑包围, 边界模糊, 单偏光; b—富有机质泥岩层夹少量泥晶碳酸盐纹层, 石英含量高, 正交光; c—泥页岩纹层状发育, 有机质包裹石英颗粒, 单偏光; d—厚层泥页岩, 含有少量碳酸盐矿物和凝灰质, 正交光; e—凝灰岩, 可见少量绿泥石化; f—凝灰质角砾岩, 长英质碎屑呈次棱角状; g—1133.67~1133.98 m岩心, 凝灰质含量较高; h—1126.27~ 1131.60 m岩心, 凝灰质页岩, 向上凝灰质含量减少Fig.6 Sedimentary characteristics of volcanoes and lakes in the lower member Xiguayuan Formation, Luanping Basin

亚段三主要为泥/页岩, 凝灰质和碳酸盐含量均较低, 属于较稳定的湖泊沉积环境。泥/页岩中发育富有机质纹层, 可见部分有机质包裹矿物颗粒(图 6-c, 6-d)。随着深度减小, 碳酸盐与凝灰质含量逐渐减少, 纹层逐渐消失, 最终过渡到仅有少量分布在厚层泥岩中。

岩心观察显示, 西瓜园组下段整体发育大量深湖—半深湖沉积, 在亚段一、亚段三中发育安山岩、火山角砾岩、凝灰质角砾岩、凝灰质页岩及白云质页岩的岩性组合(图 6-e, 6-f), 表明火山喷发的主体应位于水下。水下火山喷发与热液喷流活动不同, 岩性上以火成岩、富凝灰质的细粒沉积物为特征, 往往形成大段的富凝灰质细粒沉积岩(图 6-g, 6-h)。

稀土元素相较其他微量元素, 具有稳定的地球化学性质, 在风化、搬运、沉积和成岩等地质过程中往往可以保留其携带的物源信息(李哲萱等, 2020)。因此, 稀土元素的总含量、分馏情况、特殊元素异常情况等, 往往可以反映物源情况、构造背景、沉积环境等信息。

研究区Σ REE为90.5~567.7 μg/g, 平均值为279.9 μg/g; Σ LREE含量为81.5~484.6 μg/g, 平均值为252.4 μg/g; Σ HREE含量为9.0~83.1 μg/g, 平均值为27.6; Σ LREE/Σ HREE值介于5.83~12.13之间, 平均值为9.62。

由于西瓜园组下段主要受深源物质影响, 故选用标准球粒陨石对样品进行标准化处理。从标准化折线图中可以看出(图 7), 曲线整体为右倾型, 表示轻稀土相对富集, 具有明显Eu负异常和轻微Ce正异常。亚段一整体曲线较平缓, 部分曲线出现多处异常, 这可能反映了深源物质与陆源物质充分混合。亚段二整体曲线相对平缓, 个别曲线偏向曲折, 这可能是热液脉动式喷流引起的。亚段三整体曲线较曲折, 个别具有多处明显的异常现象, 这可能反映了深源物质的减少, 使得配分模式与标准球粒陨石有较大差异。另外, 在亚段一、三均有强烈的Yb、Lu异常现象, 而亚段二却十分平缓, 这种异常现象可能是水下火山喷发和热液喷流的地球化学差异。

图 7

Fig.7

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	图 7 滦平盆地西瓜园组下段稀土配分Fig.7 Rare earth allocation of the lower member of Xiguayuan Formation, Luanping Basin

西瓜园组下段Eu异常较明显, δEu为0.36~0.67, 平均值为0.47。以往研究认为, 水下火山、热液喷流活动往往显示为轻稀土富集和Eu的正异常(Michard et al., 1983), 近年在西南印度洋中脊热液区进行的稀土元素分析表明, 白烟囱REE模式为LREE富集和Eu负异常(Cao et al., 2012)。

研究层SiO₂、 Al₂O₃、 Fe₂O₃的含量最丰富, 含量分别为 38.64%~63.68%、4.68%~16.78%、3.83%~7.39%, 平均值为 54.97%、 13.99%、 5.28%。 其他主量元素包括MgO、MnO、P₂O₅、K₂O、Na₂O、TiO₂、CaO含量分别为 0.60%~11.69%、0.05%~0.17%、0.07%~1.05%、0.40%~5.87%、1.28%~5.87%、0.16%~0.79%、0.83%~28.08%, 平均值分别为3.98%、0.12%、0.31%、4.56%、3.60%、0.59%、6.98%。在沉积岩中, 黏土矿物的K₂O/Al₂O₃值一般小于0.3, 因此K₂O/Al₂O₃值可以反映主量元素是否受控于黏土矿物。研究区K₂O/Al₂O₃值为0.08~0.54, 平均值为0.32, 反映了研究区主量元素不受控于黏土矿物且物源复杂。

微量元素在沉积岩中含量较少, 但相较于主量元素, 在各种地质运动更为敏感, 因此常常被用于指示环境的变化。通过与大陆上地壳(UCC)对比, 研究区V、Cr、Sr、Zr、Mo等元素丰度高于上地壳丰度, 而Ba、Nb等元素丰度较低于上地壳丰度。

研究区石英含量为2.1%~37.4%, 平均值为18.04%; 斜长石含量为7.9%~52.4%, 平均值为24.44%; 黏土矿物含量为0%~59.3%, 平均值为18.17%; 钾长石含量为2.5%~35.8%, 平均值为8.80%; 铁白云石含量为0%~59.1%, 平均值为14.18%; 白云石含量为0%~83%, 平均值为8.49%; 方解石含量为0.1%~29.4%, 平均值为6.51%。值得一提的是, 亚段二黏土矿物含量最低, 亚段三黏土矿物含量最高, 说明热液喷流更易于形成水体分层, 阻止陆源物质的输入。另外铁白云石主要发育在亚段二中, 黄铁矿主要发育在亚段一和亚段二中。

岩石热解参数包括有机碳含量TOC、热解峰值温度T_max、游离烃S₁、可溶烃S₂等。研究区TOC为0.22%~2.97%, 平均值为1.25%; S₁含量为0.01~2.04mg/g, 平均值为0.49mg/g; S₂含量为0.01~3.27mg/g, 平均值为1.06mg/g。以往研究认为, 氢指数与热解峰值温度的交会图版可以反映干酪根类型, 结果显示, 研究区主要为成熟度较高的Ⅱ型干酪根。

氧化还原环境的判别可以通过环境敏感的微量元素相对富集情况得到。前人研究认为, Th/U值、V/Cr值、V/(V+Ni)值是判断氧化还原环境的可靠参数。具体判别标准如下: (1)Th/U值越大, 越偏向氧化, 当Th/U>8时, 反映较强的氧化环境, 当0< Th/U< 2时, 反映较强的还原环境(Dymond et al., 1992); (2)V/(V+Ni)值越小, 越偏向氧化, 当0.4< V/(V+Ni)< 0.6时, 反映水体分层很弱的贫氧环境, 当0.6< V/(V+Ni)< 0.84时, 反映分层不强的厌氧环境, 当V/(V+Ni)>0.84时, 反映水体分层较强的厌氧环境。

研究区Th/U值为1.54~7.18, 平均值为3.84; V/(V+Ni) 值为0.66~0.86, 平均值为0.75。通过对氧化还原指标进行投点可以看出, 西瓜园组下段主要处于厌氧环境下, 亚段一主要表现为较平稳的厌氧环境, 亚段二表现为十分动荡的厌氧环境, 亚段三表现为含氧量逐渐升高的厌氧环境(图 8)。这反映了水下火山喷发与热液喷流活动对环境影响的不同模式。热液喷流活动作用呈脉冲式喷发, 时间短且剧烈, 对氧化还原环境的影响表现为频繁且幅度较大的动荡。水下火山喷发单次喷发影响时间较长, 但对环境的改造程度弱于热液喷流活动, 对氧化还原环境的影响表现为较长时间、较平稳的渐变过程。

图 8

Fig.8

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	图 8 滦平盆地西瓜园组下段氧化还原环境及气候响应关系Fig.8 Relationship between redox environment and climate of the lower member of Xiguayuan Formation, Luanping Basin

以往研究表明, 主量、微量元素相对富集可以反映沉积岩沉积时的气候, 主要包括C值、Sr/Cu值、Sr/Ba值等(Nesbitt and Young, 1982; 周泽等, 2020)。其中C值(CIW)为化学风化指数, 可以表示化学风化作用的强度。具体判别标准如下: (1)C值越大, 气候越偏向炎热湿润, 当C值大于85时, 反映强烈的化学风化作用; (2)Sr/Cu值越大, 气候越偏向于干热, 当Sr/Cu>10时, 反映干热气候, 当1< Sr/Cu< 10时, 反映温暖潮湿气候。

研究区C值为13.39~78.81, 平均值为59.46; Sr/Cu值为5.41~356.75, 平均值为38.66; Sr/Ba值为0.14~7.66, 平均值为1.23。通过水下火山喷发或热液喷流活动对气候产生影响是不切实际的。气候指标的核心是化学风化的强弱, 而化学风化强度的增强往往导致Sr元素的相对富集。

深源物质的进入会带来大量Sr元素, 造成研究区Sr元素的相对富集。通过前人研究可知, 滦平盆地西瓜园组下段主要为半干旱气候(潘树彪, 2020)。因此, 在研究区, 古气候指标的偏移变化是深源物质输入的响应。从图 8中可以看出, 古气候指标与氧化还原具有相同的趋势, 这可能是水下火山喷发和热液喷流活动带来大量深源物质的同时, 促进了水体分层, 隔绝了化学风化作用。

与正常沉积不同, 深源物质影响下的沉积岩中, 往往铁、锰含量较高, 且具有一定的相关性(Boströ m et al., 1973)。通过对滦平盆地西瓜园组下段铁、锰含量进行投点, 发现研究区铁、锰含量呈正相关, 暗示了西瓜园组下段是在深源物质影响下沉积形成的(图 9)。另外, 热水影响下的沉积岩, 往往缺少陆源输入, 因而铝含量低于正常沉积, 典型的热水沉积环境被定义为Al/(Al+Fe+Mn)< 0.4和(Fe+Mn)/Ti>15(Rona et al., 1983)。研究区Al/(Al+Fe+Mn)值为0.38~0.74, 平均值为0.66; (Fe+Mn)/Ti值为7.56~42.13, 平均值为11.72(图 10)。

图 9

Fig.9

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	图 9 滦平盆地西瓜园组下段铁、锰含量关系图Fig.9 Relationship between iron and manganese content in the lower member of Xiguayuan Formation, Luanping Basin

图 10

Fig.10

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	图 10 滦平盆地西瓜园组有机质成藏与热液强度的关系Fig.10 Relationship between organic matter accumulation and hydrothermal intensity in the lower member of Xiguayuan Formation, Luanping Basin

结果表明, 研究区同时受陆源及深源物质影响, 而亚段二具有典型热水沉积特征, 亚段一、亚段三相对稳定。这可能是由于水下火山喷发带来的深源物质缓慢沉积, 对沉积岩形成了长期、较稳定的影响, 而热液喷流作用带来的深源物质短时间快速沉积, 形成短暂的典型热水沉积。

根据前人研究, 深源物质对油气成藏的影响主要有3方面: (1)深源物质的出现带来了大量的营养元素, 尤其是热液喷流作用可能形成大型的热液生物群(庞艳春等, 2005), 极大地提高了古生产力; (2)深源物质喷流会导致水体缺氧, 形成适合有机质保存的还原环境; (3)深源物质带来大量过渡金属, 其单质、氧化物、硫化物及有机化合物都具有明显的催化作用, 可以促进有机质向油气转化(翟庆龙, 2003)。

通过对滦平盆地西瓜园组下段的研究, 发现研究区: (1)成熟度变化很大, 且与深度并非线性关系, 说明深源物质的加入使得部分层位有机质较快成熟; (2)亚段一中有机质富集层(Fe+Mn)/Ti值并未高于其他位置太多, 但Al/(Al+Fe+Mn)值明显低于其他位置, 说明油气的聚集与陆源物质输入的减少有关, 可能暗示了水体分层对油气成藏具有一定的控制作用(图 10)。

从图 13可以看出, 亚段一、亚段二的富有机质层都发育在(Fe+Mn)/Ti最高值和Al/(Al+Fe+Mn)最低值附近, 证明油气富集层位都有较强烈的深源物质输入。通过对滦平盆地西瓜园组下段的研究, 作者认为深源物质对油气成藏的影响并非简单线性, 而是有某一阈值, 在达到阈值前, 促进作用有限, 难以形成有效油气藏, 只有达到阈值以上, 才能有效促进油气藏的形成。