贫氧环境与富烃源岩

湖相富烃源岩形成的控制因素~

通常只有构造成因的大湖能够堆积和保存大量的高产油气沉积物。Katz（1995）认为，陆相盆地沉积中富烃源岩的形成必须具备的基本条件是：①长期非补偿的湖泊沉积条件；②输入沉积物中的有机物的数量和质量；③沉积物中有机质的保存条件及效率。
以断陷盆地为构造背景的湖泊一般经历三个发育阶段，即裂陷初期的湖泊形成期、裂陷加剧的湖泊鼎盛期和裂陷减弱的湖泊萎缩期。本书的前面已经提到，珠江口盆地北部坳陷带的古湖泊演化清楚地显示了这一历程。在湖泊形成期，由于盆地沉降幅度较小，沉积环境往往是水体较浅的滨浅湖，神狐组即为这一时期的产物。真正的非补偿的湖泊沉积条件出现于湖泊鼎盛期，因为这时盆地及其次级构造单元的边界断层系统最为发育，沉降速率较大，使得中深湖沉积环境能够盛行。文昌组大部分沉积于这样的环境。当沉降速率减缓，湖泊进入萎缩期，随着不断的沉积充填，湖泊趋于变浅，滨浅湖发育，逐渐退化为河湖沼泽或湿地沼泽。恩平组属于湖泊萎缩期的沉积。可能成为富烃源岩的暗色泥岩大多形成于湖泊鼎盛期。
在湖泊发育的不同阶段，构造和沉积条件的差异清楚地通过沉积物特征表现出来，但对于富烃源岩形成而言，最具有意义的是沉积过程中输入沉积地点的有机质的数量和质量。沉积有机质的来源可以分为两大类。一类是由湖泊水域内部的水生生物（主要是浮游植物）造就的，属于原地生产的有机质；另一类是来自盆地汇水区及周边陆地所生长的陆生生物（主要是植物），属于异地搬运而至的有机质。因此，湖泊生产力和陆生生物生产量决定了输入沉积地点的有机质的数量和质量。湖泊高生产力，浮游植物繁盛乃至勃发产生大量富氢有机质；适宜的气候导致陆生植物高产，地表径流发育，大量陆源植物质搬运至沉积地点，这些过程为富烃源岩的形成提供了丰厚的物质基础。但是，就有机质性质而言，浮游植物成因的富氢有机质是最有潜力的生烃母质，而陆源植物质主要具有产生天然气的潜力。所以，湖泊高生产力对于富烃源岩形成是至关重要的。
但是，Demaison等（1980）认为单有高生产力的因素尚欠充分。他们提出在水体生产力与沉积物中有机质的数量之间不存在着完全的对应关系。两者的差异被认为是由有机质保存效率所造成的。水体中的有机质，特别是那些较富氢的浮游植物成因的有机质，会在沉积过程中在被埋藏前被细菌呼吸和氧化作用破坏（Talbot等，1989）。因此，贫氧的水体底部是有机质堆积和保存的有利条件，而稳定的水体分层是造成水体底部长期贫氧的最重要因素，从而表明水体分层、水体底部贫氧是富烃源岩形成的控制因素之一。
综上所述，富烃源岩是湖泊发育至一定阶段的产物。裂陷湖泊发育鼎盛期的长期非补偿的沉积条件形成中深湖环境；湖面扩大增加了陆生植物质源区与中深湖沉积地点之间的距离；成熟湖泊的富营养促成水体高生产力，造成丰富的水生有机质物源；较深的湖泊容易维持稳定的水体分层，形成长期贫氧的水体底部环境。所有这些条件使得鼎盛期湖泊的中深湖区域形成了含有较多有利生烃母质的暗色泥岩——湖相富烃源岩。可见，在湖相沉积地层的形成过程中，湖泊生产力和水体底部的贫氧环境是决定沉积物中有机质含量和性质的关键因素，从而成为富烃源岩形成的必要条件。
上述的论断可以通过东营和珠三古湖之间古湖泊学特征的对比进一步加以证实。这一北一南分布的两个古湖分别属于渤海湾盆地和珠江口盆地。在古近纪，渤海湾盆地和珠江口盆地是我国东部最大的湖泊群。它们都是由一系列呈半地堑型式组成的长形盆地。但是，由于所处的地理位置不同，因而影响湖泊系统发展的气候、源区地质等控制因素也明显不同，致使东营和珠三两个古湖泊在沉积学、古生物学和地球化学等方面特征都存在着显著差异。表9-1列举了东营和珠三两个古湖泊诸多方面的对比。
表9-1 古东营湖与古珠三湖沉积和古湖泊学特征对比


由于勘探已经证实东营和珠三都属于富生烃凹陷，因此在表9-1列举的对比中，一系列具有明显差异的古湖泊学特征显然应当被排除在控制富烃源岩形成的关键因素之外。如东营和珠三两个古湖泊之间的最为显著的差异是湖水的矿化度。古东营湖是半咸水—咸水湖，而古珠三湖是淡水湖。那就说明，咸水湖和淡水湖沉积都能够形成富烃源岩。逐一比对这两个湖泊的古湖泊学特征，不难发现二者之间只存在着的不多的共同之处：一是，在这两个古湖的发育演化过程中都有过湖水高生产力阶段，尽管这一阶段持续的时间不尽相同，古东营湖的高生产力阶段为始新世—渐新世，古珠三湖的高生产力阶段属于始新世；二是，这两个古湖的水体都曾有过分层，尽管导致水体分层的因素有所不同，古东营湖水体分层更多是由盐度因素造成的，而引起古珠三湖水体分层的主要因素是温度。显然，东营和珠三古湖之间古湖泊学特征的对比实际上是对富烃源岩形成控制因素的归纳，即高生产力和湖底缺氧环境。
在伦敦地质学会组织的“海相油源岩”（1983年）和“湖相油源岩”（1985年）两次国际讨论会上，曾经争论过一个有趣的问题：对于烃源岩的形成说来，究竟是表层水的高生产力重要，还是底层水的缺氧环境重要?结论是前者更为本质问题，因为只要生产力高，在含氧的水底也会使有机质来不及氧化而形成生油岩。由于石油界长期将注意力集中于海相油源岩，对海洋生产力与生油关系有较多的认识，而对陆相生油中湖泊生产力了解不够。至于哪一类湖泊生产力更高更有利于生油，一直受到人们关注。
由于富烃源岩通常是中深湖相的，所以Katz（1995）特别看重长期非补偿的湖泊沉积条件。这一条件出现于断陷盆地沉降最甚的阶段。古湖往往在此阶段达到成熟，建成有效的营养循环系统，导致高生产力；水体分层更是容易形成于较深水的湖区。因此，在长期非补偿的湖泊沉积条件下，最有可能形成富烃源岩。这就能够解释各盆地各凹陷各地区之间因沉降、充填的差异所造成的结果。例如，对中Sumatra盆地的研究表明，Kiri坳陷与Aman坳陷之间的沉降历史有着明显的不同，Kiri坳陷的沉降速率远不如Aman坳陷（图9-1）。结果是，Kiri坳陷内普遍发育浅湖相和湖沼相沉积，而Aman坳陷内则由深湖相沉积地层占优势。在单个半地堑中，相对的沉降速率差异造成较多的湖相沉积分布在靠近边界断层的地区，而含煤的沉积地层往往发育在转折带附近（Katz，1995）。

图9-1 中Sumatra盆地Kiri和Aman坳陷沉降速率对比

根据上述分析结果，古近纪的东海陆架盆地出现持续时间较长湖泊环境是在椒江凹陷的月桂峰组时期。当时浮游藻类繁盛，古湖的生产力极高，主要为浮游植物成因的无定形有机质在沉积有机屑中占优势，明示了水体底部有着极有利于富氢有机质保存的缺氧环境。
丽水凹陷月桂峰组形成时期可能存在非正常湖泊环境，如矿化度较高的近海潟湖。与相邻椒江凹陷的月桂峰组不同的是，丽水凹陷月桂峰组沉积地层中包含较多的无定形有机质和零星的盘星藻及其碎片。丽水凹陷NP6-8-1 井地区的月桂峰组含的均为海相浮游藻类，沉积有机质主要为陆生高等植物体的木质碎屑及其经改造的产物。
所以，目前在东海陆架盆地见到的月桂峰组形成于不同的沉积环境中。椒江凹陷的月桂峰组大多沉积于较为正常的淡水湖泊环境，丽水凹陷WZ26-1-1井地区月桂峰组可能形成于近岸的潟湖环境，而NP6-8-1 井的月桂峰组可能形成于受海水影响的沼泽或滨岸沼泽沉积环境。
西湖凹陷平湖组至花港组下段所包含的沉积有机屑中水生生物成因的有机质丰度不高，原因是沉积水体总体上的生产力较低。当时出现过短期的湖相环境，水体可能有过浮游植物勃发，产生较多富氢有机质，但终因持续时间不长，只是在剖面中局部层段形成含较多无定形有机质的沉积层。所以，平湖组至花港组下段沉积地层中的有机质主要是陆源的，其原始母质大多是陆生高等植物体的木质碎屑及其经改造产物和非木质碎屑。既然如此，陆地有机物向沉积地点的输入以及沉积地点的有机质保存条件是决定烃源条件的关键因素。以往的东海陆架盆地新生代孢粉学研究证实，平湖组至花港组下段形成时期的气候属于亚热带温暖湿润条件，沉积地点附近地区降雨充沛，河流纵横，湿地广布，甚利于生物发育，植被繁盛，既为生产大量陆生有机质提供了很好的物质基础，也为有机质搬运、输送、堆积造成了良好的条件。另外，西湖凹陷当时虽整体上处于水退阶段，但大部分地区的封闭性较好，有利于有机质的保存。
将所分析钻井各地层组段的孢粉相分析结果表示在有机屑组分三元图式中（图13-5，图13-9～图13-11，图13-13～图13-17）。根据样品点群的分布特征，可以清楚地区分出三种型式：

图13-5 WZ4-1-1井古近系沉积有机屑组分A-P-E图式

（1）集中于A端区域
钻井剖面中一个或几个地层组段的样品点较为集中地分布于靠近A端的区域，在有机屑组分三角图式中形成单一的无定形有机质点群（图13-5）。这种情况仅见于椒江凹陷的WZ4-1-1井剖面。正如前面提到的，所分析的WZ4-1-1井剖面的井深2265～2541 m层段属于月桂峰组，为湖相沉积。如果有机质成熟度也是有利的话，那就是东海陆架盆地中不太多见的具备湖相富油源岩特征的层段。我国东部陆上及近海新生界富生油地层都有一个共同特征，即地层序列中普遍存在富藻、富无定形有机质泥岩层。富藻层、富无定形有机质层、富油源层三者在分布上明显相关。其中富藻层的分布范围一般较广，而富无定形有机质层和富油源层对应性很好，共存于包含富藻层的特定地层组段。可见，就陆相富油源岩而言，有机质类型是关键。从有机质类型的角度评价烃源岩，藻源的富无定形有机质层可以作为富油源层存在的标志。WZ4-1-1井月桂峰组清楚显示了富藻、富无定形有机质泥岩层之间的对应关系（图13-6），值得重视。

图13-6 WZ4-1-1井月桂峰组富藻、富无定形有机质泥岩层之间的对应关系

图13-5和图13-6中的灵峰组，同样显示了富藻和富无定形有机质特征，只是浮游藻类类型有所不同。如果地层层位确定无误，那就可能表明该地区富油源的烃源条件可以持续至灵峰组沉积时期。
WZ4-1-1井月桂峰组暗色泥岩的背散射特征是有纹层构造，但局部纹层连续性较差（图13-7）。能谱分析表明暗色的条带，碳含量明显较高于淡色条带（图13-8）。这显然是暗色条带有机质较富的证据。

图13-7 月桂峰组（WZ4-1-1井，2355 m）暗色泥岩的背散射特征

（2）分布于P端区域和A端区域
钻井剖面中各地层组段的样品点较多地分布于靠近P端区域，少数落在靠近A端的区域。这种样品点分布型式可见于西湖凹陷的PH1井、PH2井、PH4井和NB2-1-1井剖面（图13-9，图13-10），以及丽水凹陷WZ26-1-1井剖面（图13-11），其中尤其以PH2井的平湖组下部最为典型（图13-9）。不难看出，分布于靠近A端的区域中的样品点，在西湖凹陷中，无一例外都属于平湖组；在丽水凹陷WZ26-1-1井则为月桂峰组。
因此可以获得的认识是，在西湖凹陷，上述钻井所在的地区、平湖组的局部层段，出现富无定形有机质层，具有富油源层存在的可能性。但它们分布厚度一般不大，多在一二十米。只是在A端区域内样品最多的PH2井剖面中，这类层段的厚度累计达到六七十米。但上述钻井中平湖组样品点大多数分布于靠近P端区域，形成木质、煤质有机屑点群。显然，这样的样品点群型式指示的平湖组有机质类型为更有利于生成天然气的陆生植屑（图13-12）。

图13-8 月桂峰组（WZ4-1-1井，2355 m）暗色泥岩能谱曲线


图13-9 PH1井、PH2井古近系沉积有机屑组分A-P-E图式


图13-10 PH4井、NB2-1-1井古近系沉积有机屑组分A-P-E图式


图13-11 WZ26-1-1井古近系沉积有机屑组分A-P-E图式

陆相富气源岩的形成要求有丰富的陆生植物质补充源，有机质能够高度聚集。最有利是能够形成含煤地层的热湿气候条件下的沼泽环境，其大多出现于湖泊萎缩消亡至海侵的早期。因此，西湖凹陷平湖组至花港组下段具备了富气源岩存在的条件。

图13-12 PH2井古近系沉积有机屑组合特征

在丽水凹陷WZ26-1-1井地区的月桂峰组下部有较高含量的对生烃较为有利的无定形有机质，而其以上的灵峰组和明月峰组主要含具有生成天然气潜力的陆生植屑（图13-4，图13-11）。
（3）集中于P端区域
钻井剖面中各个地层组段的样品点较为集中地分布于靠近P端的区域，在有机屑组分三角图式中形成单一的木质、煤质有机屑点群。这种样品点分布型式可见于西湖凹陷的PH6井、TWT1井、BYT1井等诸多钻井中的平湖组和花港组下段，以及丽水凹陷的WZ13-1-1井各地层组段和NP6-8-1井中的月桂峰组（图13-13～图13-17）。实际上，东海陆架盆地古近系的大多数样品的孢粉相分析结果属于这一类型。这就表明古近纪东海陆架盆地有丰富的陆生植物质补充源，而沉积区水体内部生物不发育，原地生产有机质的产量甚低。陆源的有机质往往是以陆地生长的高等植物体木质部分及其改造的产物为主，因为它们较稳定耐腐解，主要由流水输入至沉积地点，堆积保存下来。因此从有机质类型看，东海陆架盆地古近系各组段孢粉相最多显示的是生成气态烃的潜力。

图13-13 PH6井古近系沉积有机屑组分A-P-E图式

综上所述，可以将对东海陆架古近系烃源条件和烃源岩生烃潜力认识归纳为两点：
1）西湖凹陷的平湖组。该组的暗色泥岩中普遍包含丰富的陆源有机质，最多的是木质有机屑，其次是煤质和壳质有机屑，表明该地层形成时期沉积区周边陆地植物繁盛，有极大陆生有机质生产量；陆生有机质源区距沉积区较近，输入活跃，输入量大；沉积区水体长时间处于贫氧环境，有利于有机质保存。这是有利于富气源岩形成的烃源条件。PH4井为代表井所在的平湖地区，以及HY14-1-1井、BYT1井和TWT1井所在地区的平湖组具备了这种条件。

图13-14 TWT1井、BS1 井、BYT1井古近系沉积有机屑组分A-P-E图式


图13-15 HY14-1-1井、HY7-1-1井、DH1井古近系沉积有机屑组分A-P-E图式

由背散射分析确定的三类泥岩类型以含有机质纹层或炭屑为特征，有机质含量丰富。但由于有机质主要以煤质和木质为主，因此具有较大的生气潜力。特别是连续纹层状有机质泥岩和断续纹层状有机质泥岩生气潜力更高。上述地区的平湖组正是这些类型泥岩分布最多的部位。

图13-16 NP6-8-1井月桂峰组沉积有机屑组分A-P-E图式

西湖凹陷平湖组局部层段的暗色泥岩中含较多无定形有机质，如NB2-1-1井的平湖组下部和PH1井的平湖组中、上部；甚至无定形有机质成为优势组分，如PH2井的平湖组下部。与之相对应，在PH2井和NB2-1-1井平湖组下部出现的浮游藻类含量较高值层段，主要为疑源类和球藻及少量盘星藻，可能反映有持续时间不长的半咸水湖；PH1井平湖组中上部多次出现的浮游藻类含量较高值层段，主要为盘星藻和疑源类，可能暗示了间断性地出现的淡水湖。由此可见，上述钻井所在地区的平湖组的局部层段，具有富烃源层存在的可能性。但它们分布厚度一般不大，单井累计厚度多在数十米以内。

图13-17 WZ13-1-1井古近系沉积有机屑组分A-P-E图式

2）椒江、丽水凹陷的月桂峰组。椒江凹陷WZ4-1-1井剖面是一个完全连续的富藻沉积层，厚度达到近300 m。微体植物化石组合中均以浮游藻类为主，浮游藻类含量最高可达81.5%。下部以盘星藻为主，上部以疑源类和球藻为主，指示湖相沉积环境，表明WZ4-1-1井剖面各组段形成时，浮游藻类繁盛，乃至勃发，古湖的生产力极高。更重要的分析结果是，沉积有机屑主要为浮游植物成因的无定形有机质，构成了很好的富藻沉积层与富无定形有机质泥岩层对应。其烃源岩特征完全可以与北部湾盆地的流沙港组、珠江口盆地的文昌组相提并论，可以认定属于我国东部陆上和近海古近系中常见的湖相富烃源岩。
前面述及，丽水凹陷WZ26-1-1井地区月桂峰组可能形成于非正常湖泊环境。其中基本上未发现原位海相微体植物化石，仅见到较多的无定形有机质和零星的盘星藻及其碎片。这就表明丽水凹陷的月桂峰组的形成环境既与其上覆的灵峰组和明月峰组完全不同，也并非与相邻椒江凹陷的月桂峰组完全相同。丽水凹陷含大量海相微体植物化石的灵峰组和明月峰组主要形成于滨、浅海环境；椒江凹陷含大量盘星藻的月桂峰组形成于正常的湖泊环境。背散射泥岩分析证明丽水凹陷月桂峰组有含盐及有机质纹层状泥岩，可见当时的沉积环境是矿化度较高湖泊，甚至是潟湖。月桂峰组的煤质植屑-无定形有机质组合，虽不及椒江凹陷WZ4-1-1井相同地层，但可以指示沉积水体的生产力和有利于有机质保存的缺氧条件，所以应当被视为较有潜力的烃源岩。
丽水凹陷NP6-8-1 井地区的月桂峰组样品中，主要含陆生高等植物体的木质碎屑及其经改造产物。样品包含的微体植物化石中孢粉多而浮游藻类少，且大多为海相沟鞭藻。显然，其沉积环境和烃源条件与椒江凹陷WZ4-1-1井、丽水凹陷WZ26-1-1井月桂峰组都不相同。NP6-8-1 井地区的月桂峰组可能形成于受海水影响的沼泽或滨岸沼泽沉积环境，未显示有利的烃源条件。

人们在注意到中国东部陆上和近海新生代盆地古近系富烃源岩与富藻层在分布上明显相关的同时（图9-2），也较早注意到二者在地层分布范围上是不完全对应的（图9-4）。图9-4中列出的部分盆地的富烃源岩是得到有机地球化学综合分析研究确定了的，主要显示了较高的有机质丰度指标和有利生成液态烃的有机质类型（表9-3）。显微镜分析结果表明，这些富烃源岩中包含的沉积有机屑是以无定形有机质为优势组分的。这就向人们暗示，在湖泊成熟期内时间相对集中的浮游藻类繁盛和富氢有机质的大量产出为湖相沉积提供了形成富烃源岩所必要的物源条件，但其对于富烃源岩形成来说并不充分。也就是说，单有丰富的有机质物源是不够的。要使能生成大量液态烃的有机质在沉积物中富集，显然还必需其他控制因素，那就是有机质的保存条件。Talbot（1988）在总结湖相富烃源岩的形成模式时，是充分考虑到有机质的物源条件和保存条件了的。他描述了湖相富烃源岩形成的三种不同的模式：

图9-4 部分盆地古近系富藻层、富无定形有机质层与富烃源岩在分布上明显相关

表9-3 部分盆地的富烃源岩地层的有机地球化学指标

1）绿河模式。这一模式提出湖相富烃源岩（油页岩）沉积在大型干盐湖体系内形成的水浅但有缺氧分层、半咸水—咸水的碱性湖泊中。油页岩与碳酸盐、层状蒸发岩以及具有较多浅水或陆地环境特征的沉积岩关系密切。提出该模式的研究者们特别注意到了现代干盐湖的高生产力，并推论这种环境是湖相富烃源岩形成的理想场所。

2）深水缺氧湖模式。Demaison等（1980）选择坦噶尼喀湖作为这一模式的典型沉积盆地，提出富含有机质的沉积物最可能沉积在深水、长期分层、淡水—半咸水湖泊的温跃层之下的缺氧水体环境中。他们认为最理想的环境是具有高表层生产力和一个长期缺氧的湖下层。这种环境通常出现于温暖湿润、季节性差异小的气候区。因而与之伴生的沉积物是深水成因的，由于没有波浪、水流和底栖生物的干扰，这些沉积物和富含有机质的软泥通常很细，呈原始纹层状。

3）暂时性湖模式。在澳大利亚各地季节性洪水形成的沿岸湖泊和潟湖的边缘发育了大量呈席状分布的蓝绿藻，这一现象使人们推测这些席状蓝绿藻可能是某些层状油页岩的前身。这些席状藻类的总有机碳含量（TOC）可达30%，而且都与浅水到陆地成因的沉积物有关，其中也包括早期成岩阶段形成的实际为海相特征的蒸发盐。在类似的环境中也能看到浮游藻类——葡萄藻的周期性勃发现象。它们的残骸能发生转化，形成一种被称为弹性藻沥青的胶状有机质。由于葡萄藻可能对湖相富烃源岩形成具有重要的意义，这一现象已引起人们的广泛注意。

Talbot（1988）认为暂时性湖模式对于湖相富烃源岩形成可能不具有普遍意义，而绿河模式和深水缺氧湖模式的解释看起来似乎是合理的。这两种模式中哪一种对大多数湖相富烃源岩的解释比较合适，另外这类沉积物是否真有一种单一的沉积环境，意见并不一致，但这两个模式的共同之处是，都突出了水体分层的重要性，而且水体底层是滞流的、贫氧的。

Demaison等（1980）指出，内陆海和大湖里的氧消耗取决于底部水自由氧的可利用性与浅层水中浮游生物生产力之间的补充—消耗平衡。诸如磷和氮之类的植物营养被河流汇水系统带入湖泊和内陆海洋，河流搬运滤解了土壤中的溶解物质。这些营养物通常限制了湖泊的浮游生物生产力，于是其决定了再循环死亡有机体的氧的数量。富养湖的特征是具有丰富的溶解植物营养和底部水季节性缺氧。贫养湖缺乏植物营养和在底部水体中包含丰富的溶解氧。

水体中的缺氧或充氧条件很大程度上取决于水循环和分层。湖水分层与水深（温度分层）或盐度（化学分层）有关。底部水体中氧的补充一般在具有明显气候反差的湖水季节性交换的地区是较充足的。而且，冷而充氧的溪流和和河水沉到底部并提升了充氧条件。寒、温带的湖泊随季节温度变化发生回水，破坏垂直分层，给湖底补充氧气。但如果湖泊很深，回水时循环的水流达不到湖底，这就是局部循环湖，在此类湖泊中沉积有机质照样可以得到有效保存。氧补充在温暖的热带气候条件下是较差的，因为湖水微小的气温变化不足以造成季节性回水，引起水体循环的是一些如风暴之类的偶然事件，并且由于较高的水温而湖水中含氧量较低（汪品先，1991）。非洲现代湖泊为人们认识热带气候条件下的湖水分层特征提供了实例，坦噶尼喀湖便是其中典型的一例（图9-5）。该湖最大水深1470 m，盐度0.53‰。由于缺少季节性回水，使较暖的低密度的表层湖水持久地覆盖于较冷的高密度的深层水之上，从而导致稳定的水分层，温跃层（水深100～200 m）以下的深层水一直处于缺氧条件下。因此，面积达32900 km²的坦噶尼喀湖大部分湖底持久地被缺氧水所覆盖。

我国现代的大型湖泊，水深一般超过20～30 m时就有明显的分层现象（中国科学院南京地理与湖泊研究所，1990）。例如形成于新近纪喜马拉雅构造运动期的断陷湖泊——抚仙湖，位于云南高原的亚热带常绿阔叶林带，为半封闭的外流湖，最大水深155 m，水深大于100 m的区域占湖泊总面积的45.5%；湖水盐度23.8‰～24.1‰，属于深水淡水湖。抚仙湖水温的垂直分布形式基本上都是正温层分布，除了在温度低的1～2月份水温垂直分布比较均匀外，其余月份都存在不同程度、强度、厚度的温跃现象，垂向上表现了明显的三层结构：湖上层、温跃层和湖下层，温跃层的平均深度为22.4 m。抚仙湖50 m以浅水层中溶解氧较丰富，一般为7 mg/L；50 m以深水层中溶解氧随深度增加而递减，大多为4～5 mg/L；底层水中溶解氧贫乏，仅为0.8 mg/L（金相灿等，1995）。

图9-5 坦噶尼喀湖湖水分层特征

如果湖水分层不是由温度梯度而是由盐度引起的，那么，分隔上下水层之间是盐跃层。Demaison等（1980）在描述缺氧的分隔盆地时以黑海作为典型实例。黑海是世界上最大的缺氧的陆地封闭盆地，其具有正的水平衡，超量的淡水外流造成表层水相对低的盐度。结果形成一个稳定的盐跃层，这也是充氧水体与缺氧水体的界限所在。缺氧水体的上界面是中凸的，黑海边缘部分的该界面深度约为250 m，而至海的中央区域该界面深度上升为150 m（图9-6）。缺氧水体中包含硫化氢。所以黑海水深150～250 m以下的缺氧水体对于所有鱼类和无脊椎生物都是致命的。

图9-6 黑海水体盐度分层造成水体下层缺氧环境

黑海目前因盐度梯度导致的水体分层格局形成于距今约3000年前。在距大约22000年前黑海是一个淡水湖泊。在近11000年前，由于气候转暖冰盖退缩，地中海海面上升，海水侵入黑海。至距今约7000年前，包含硫化氢的缺氧水体开始形成。黑海水体分层、下层水体缺氧格局的直接后果就是沉积物中有机质丰度大幅度提升。形成于距今约7000年到3000年期间的大约40 cm厚的黑色纹层状富有机质泥，其有机碳含量变化从3.85%到14.95%，而在更早的形成于充氧条件下的沉积物中，有机碳含量变化从0.65%到0.69%。黑海近3000年以来形成的沉积物是由白色颗石藻与黑色富有机质泥交替组成的软泥，其有机碳含量仍较高，为大约1%～6%。

对于湖泊沉积环境而言，无论何种条件下形成的水体分层，其结果都是造成湖泊水体底层的贫氧或缺氧，而贫氧或缺氧环境是有利的有机质保存条件。

前面提到，根据坦噶尼喀湖现代沉积有机质的研究结果，人们认识到具有高生产力湖表层和一个长期缺氧的湖下层可能是最有利的烃源条件，因为湖泊高生产力造成了富烃源岩形成的有利的物源条件，而湖底的缺氧环境为沉积物中有机质的富集提供了有利的保存条件。

20世纪80年代，出于探索湖相富烃源岩形成的最佳环境条件，非洲现代湖泊中的有机质沉积作用曾引起许多学者的关注。当然，有机质堆积作用正在进行的现代沉积盆地是理解控制烃源岩形成因素的最好场所，也是了解有机质分布与沉积相关系的最理想场所。尽管Talbot（1988）认为维多利亚湖可能为沉积绿河组的古Gosiute湖提供了一个最好的现代相似类型，但他对于该湖北部近岸区的Ibis1孔柱状样的古湖泊学研究（Talbot等，1989），直接的目的却在于解释响应晚第四纪气候变化的湖平面升降变化。由于Talbot在他的研究中应用了多项有机质分析指标，并且根据沉积物中有机质数量和质量的变化，确定随湖水深度变化发生的有机质保存条件（充氧的或是贫氧的）改变，这对于正确理解古湖的烃源条件起到了重要的启迪作用。

Ibis1孔柱状样长9.90 m，取自水深32 m的Damba Channel（图9-7）。图9-8列出了该柱状样深度6.9～9.9 m段的沉积物特征和有机质分析指标。该段沉积物底部的绝对年龄是17310±300 a.B.P.；靠上部的深度7.9 m处的绝对年龄是11710±120 a.B.P.。从该段沉积物中可以鉴别出两个间断面。其一是深度8.20 m处，证据是这里有一显著的沿岸带生长的腹足动物化石层；其二是深度8.85 m处，证据是在此见到贝壳碎片，以及沉积物颜色变化、失水龟裂和假根或虫穴痕迹。

图9-7 维多利亚湖及Ibis1孔位置

图9-8 Ibis1孔柱状样深度6.9～9.9 m层段的沉积物特征和有机质分析指标

图9-8中出示的该段沉积物中有机质指标变化大致可分为三段。下段是指下间断面（深度8.85 m）以下的沉积层，特征是沉积物中藻类（主要是葡萄藻群体）遗骸多，无定形有机质少，草质在底部较少，往上增多；HI值和TOC值在底部较高，但往上到间断面降低，δ¹³C值为-16.1‰～-18.4‰。中段是指两个间断面之间的沉积层，特征是沉积物中藻类遗骸和无定形有机质少，草质多，含木质和煤质；HI值低而TOC值较高，δ¹³C值为-16.5‰～-17.3‰。上段是指上间断面（深度8.20 m）以上的沉积层，特征是沉积物中藻类遗骸和无定形有机质都由下往上显示增多的趋势，草质则相反；HI值和TOC值较高，且往上大幅度升高，δ¹³C值为-21.1‰～-22.7‰。Talbot在这里将δ¹³C值作为有机质物源指标，由藻类和或森林木本植物产生的有机质，其δ¹³C值一般要比沼泽或陆地草原的C₄草本植物源有机质更加偏负。

关于上述三段沉积物形成环境的解释是，下段是湖平面趋于下降阶段的产物，水体由较贫氧变为充氧。中段的沉积有机质几乎完全由惰质有机质组成，是湖滨岸沉积物的特征，意味着当时湖面比现今低35～40 m，完全是不利于富氢有机质保存的充氧环境。上段沉积物中的HI值达到400以上。在热带非洲的湖泊中，这是形成于永久性或季节性缺氧湖底环境的标志。所以上段沉积时湖水加深，直至有利于富氢有机质保存的湖底缺氧环境形成。

在这三段反映不同沉积环境的沉积物中，最值得回味的是下段和上段中所包含的藻类遗骸。两者的共同之处是都多含藻类遗骸，但其他的有机质指标都相差甚大，尤其是HI值和无定形有机质。HI值在上段中可高达581，而在中段和上段中分别为78和180；无定形有机质在中段和下段中一直为少量，而到上段则明显增多。Talbot认为从藻类和无定形有机质依次到草质，木质，再到煤质，从有机质保存能力角度而论，是一个增强的序列。伴随这一序列的氢含量指标是一个降低的序列（表9-4）。由此可见，Ibis1孔柱状样深度6.9～9.9 m段的沉积物特征和有机质分析指标蕴涵了晚更新世维多利亚湖北部沉积有机质保存条件变化的信息，上段沉积物里的沉积有机质是最不易保存的，δ¹³C值相对偏负暗示其多属于藻类来源，而它们恰是最具有生烃潜力的组分，其富集于缺氧环境下形成的沉积物。所以，上段沉积物形成时，沉积地点的水较深，生产力高，水体分层，湖底缺氧。

表9-4 氢指数变化于不同有机质类型的保存能力

尽管维多利亚湖北部Ibis1孔柱状样深度6.9～9.9 m段沉积有机质变化序列取决于气候引起的湖平面变化，但其可以被看作是湖相地层沉积有机质数量和质量纵向变化序列的一个缩影，因为长记录的古湖湖平面变化往往更多地直接受到构造和沉积因素控制，而沉积有机质数量和质量对于湖泊发育、湖平面变化的响应应当是相同的。

图9-9 坦噶尼喀湖北部湖底表层沉积物总有机碳（TOC）值

前已提及，非洲现代湖泊中，坦噶尼喀湖便是典型的大型缺氧湖，湖水下层持久地缺氧，那里正在形成着富有机质的沉积物。它与维多利亚湖等其他湖泊之间有机质沉积作用的差异属于同一地区不同湖泊之间的差异。但是，坦噶尼喀湖真正吸引人的地方是其本身湖底沉积有机质数量和类型分布的差异性。Huc等（1990）对于坦噶尼喀湖北部湖底表层沉积物中有机质进行的研究，是证实和理解这些差异性的实例。关于该湖北部湖底表层沉积物的总有机碳含量可达到12%的事实，Huc等认为这是综合因素的结果：①有机质较高的生产力；②湖泊深而狭窄的几何形态和不畅的水循环；③稳定的暖热带气候导致的持久的水体分层。图9-9和图9-10分别出示的是坦噶尼喀湖北部湖底表层沉积物的TOC值和HI值分布特征。

图9-10 坦噶尼喀湖北部湖底表层沉积物氢指数（HI）值

由图9-9中可见TOC值在湖周界的边缘地区反映的是贫有机质特征，TOC值小于1%。往湖泊中央去，TOC值在一个很狭窄的区域内急剧增加，从小于1%上升到大于2%。TOC值急变的狭窄区域，水深一般为50 m，处于温跃层的上面。对此的解释之一即是因为温跃层以上水体中溶解氧的较多存在。足够的氧使得底栖生物能够存活，并能够消耗由水表层沉降下来的有机物。此外，表层沉积物会被洞穴生物混合，这种作用延长了有机质经历分解作用的时间，从而显著地减少了沉积物中有机质的含量。图9-10中的HI值在湖泊边缘明显低于湖中央，这在研究区北部和东部很明显。对于这一现象的最好的解释是，陆源有机质的输入作用的强弱变化是造成沉积物中有机质类型差异的主要原因。入湖径流带来的陆生高等植物质会降低沉积物里湖生的富氢有机质的比例。研究区北部的河口区陆源输入活跃，此地表层沉积物显示了很低的HI值。往南河流沉积输入逐渐减弱，HI值稳定地升高。

相对不同湖泊之间对比而言，同一湖泊不同区域沉积物中有机质特征的比较更有意义。因为湖泊之间不同的有机质生产力和各湖泊不同的陆源有机质的输入使得有机质特征比较变得较为复杂。如坦噶尼喀湖的初始生产力为400～500 gC/（m²·a），而维多利亚湖初始生产力为370～1460 gC/（m²·a），基伍湖初始生产力为450～770 gC/（m²·a）。如此说来，用坦噶尼喀湖这样的有机质生产力变化较小，入湖径流较少的湖泊来讨论湖底表层沉积有机质分布特征及其控制因素要有力得多。结果表明，不同的湖水深度、湖底环境以及不同的陆源输入作用造成沉积有机质数量和质量的极大差异。理解了这一点就有可能进一步理解为何陆相盆地内各凹陷之间烃源岩的贫富程度相差悬殊，从而加深认识研究确定富烃源岩、富生烃凹陷对于油气勘探的重要性。

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