西非塞內(nèi)加爾盆地海相優(yōu)質(zhì)烴源巖控制因素討論

孫 濤 ， 王建新， 孫玉梅， 楊永才

（中海油研究總院， 北京 100028）

西非塞內(nèi)加爾盆地，位于巨型的被動大陸邊緣MSGB（毛塞幾比）盆地中，此盆地北起毛里塔尼亞，向南延伸至幾內(nèi)亞。塞內(nèi)加爾占盆地的主要地區(qū)，面積約為95 000 km2。塞內(nèi)加爾盆地的石油勘探始于20世紀(jì)50年代，陸續(xù)獲得少量的油氣發(fā)現(xiàn)，由于規(guī)模太小，這些發(fā)現(xiàn)均未投入開發(fā)[1]。經(jīng)歷了多年油氣勘探低潮之后，近三年來在盆地的深水區(qū)塊獲得多個商業(yè)性油氣田發(fā)現(xiàn)，如F油田儲量達2.5億桶，S油田儲量達3.3億桶，打開了塞內(nèi)加爾盆地油氣勘探的新局面。油源對比結(jié)果顯示烴源巖為賽諾曼—土倫階海相富有機質(zhì)頁巖，這套富有機質(zhì)頁巖，其有機碳（TOC）最大可達40%，為海相優(yōu)質(zhì)烴源巖。缺氧保存條件和生產(chǎn)力是有機質(zhì)富集的兩個最基本要素，這點已得到廣泛認(rèn)可。但是，對于二者之間哪個更重要存在“保存模式”和“生產(chǎn)力模式”之爭。Schlanger 和Jenkyns[2]于1976年提出了“大洋缺氧事件”（OAE）模式，即大洋洋流的停滯、底層大洋氧氣供應(yīng)不足而導(dǎo)致海洋氧含量最小層（OMZ）的擴張，使得深部大洋缺氧，進而導(dǎo)致的有機碳的高效率保存—此為大洋缺氧事件的“保存模式”。然而，關(guān)于缺氧事件的起因和發(fā)展仍存爭論。此后，隨著碳同位素地層學(xué)和古生物學(xué)的深入，發(fā)現(xiàn)黑色頁巖的分布與海相碳酸鹽巖碳同位素的正偏[3]、海洋底棲生物的滅絕和浮游生物的大幅度更替有關(guān)[4]，暗示大洋缺氧事件對應(yīng)著大洋中碳庫的顯著轉(zhuǎn)移，并且對應(yīng)著海洋生產(chǎn)力的提高[5]，因此黑色頁巖的形成很可能是海洋生產(chǎn)力在短時期內(nèi)迅速提升的產(chǎn)物—此為“生產(chǎn)力模式”。這兩個模式的區(qū)別在于，前者需要一個近乎停滯的大洋環(huán)境；而后者要求大洋洋流循環(huán)的加速，以便大洋底部的營養(yǎng)元素能夠被輸送到大洋的表層，促進表層生產(chǎn)力的提高。

本文以塞內(nèi)加爾盆地為研究對象，從有機地球化學(xué)的角度探討了晚白堊世賽諾曼—土倫時期古海洋生產(chǎn)力和保存條件，從而明確海相優(yōu)質(zhì)烴源巖的控制因素，為今后該地區(qū)的油氣勘探提供技術(shù)支持。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

塞內(nèi)加爾盆地位于非洲西北海岸中部（圖1），包括了毛里塔尼亞、塞納加爾、幾內(nèi)亞及幾內(nèi)亞-比紹的部分海岸區(qū)域，盆地的形狀大致呈現(xiàn)南北方向，其坐標(biāo)經(jīng)緯度為： 22°~10° N，10°~2°W。主要轉(zhuǎn)換斷層把盆地劃分三個次盆，分別為：① 毛里塔尼亞次盆，其范圍包括塞內(nèi)加爾河至西薩哈拉南部； ②北部次盆，范圍為岡比亞河和塞內(nèi)加爾河之間的區(qū)域；③卡薩芒斯次盆，其范圍從岡比亞河南部向南延伸至幾內(nèi)亞比紹（圖1）。盆地類型為典型的大西洋型被動大陸邊緣型盆地[6-8]。

圖1 塞內(nèi)加爾盆地及部分鉆井位置圖 [5]

塞內(nèi)加爾盆地的形成和演化與非洲板塊與北美洲分離緊密相關(guān)（超級大陸Pangaea的解體），其分離開始于中生代三疊紀(jì)[9-11]，盆地演化可以分為前裂谷（元古代-晚泥盆世）、裂谷期（二疊紀(jì)—早侏羅世）和漂移期（中侏羅世-全新世）3個演化階段（圖2）。

前裂谷期沉積包括前寒武系-泥盆系（圖2），地震資料揭示地層厚度超過5 000 m，以陸相碎屑巖為主；裂谷期主要發(fā)育膏鹽層，膏鹽層的最大厚度超過2 000 m（圖2）。漂移期為典型的海相沉積，主要巖性為海相碳酸鹽巖，其次為泥頁巖及泥灰?guī)r。其中，晚白堊世的賽諾曼-土倫階主要巖性為泥頁巖，該套泥頁巖富含有機質(zhì)，為該盆地的主力烴源巖。

2 晚白堊世賽諾曼-土倫階烴源巖有機質(zhì)母源地球化學(xué)分析

本次研究選擇了11口鉆井，分別為Mb-1、DN-2、Gd-1、Rd-1、CM-1、CM-2、CM-7、CM-10、F-1、S-1、DSDP 367，鉆井的位置見圖1。根據(jù)前人的研究，其中Mb-1、DN-2、Gd-1及Rd-1鉆遇的賽諾曼—土倫階沉積于陸架環(huán)境，CM-7、CM-10鉆遇的賽諾曼—土倫階沉積于半深海環(huán)境[12]。DSDP 367的巖心樣品沒有任何濁積巖，并且發(fā)育細(xì)的紋層以及較低碳酸鹽含量，為典型的深海沉積環(huán)境[13]。

圖2 塞內(nèi)加爾盆地地層柱狀圖 [IHS， 2012]

2.1 TOC和巖石熱解有機質(zhì)母源特征

塞內(nèi)加爾盆地C-T陸架沉積（Mb-1、DN-2、Gd-1及Rd-1）的樣品的TOC值通常小于3%，氫指數(shù)（HI）通常小于300 mg HC/gTOC，投點至HI/OI曲線[14]，有機質(zhì)主要為II2-III型 （圖3B），暗示了陸源有機質(zhì)輸入占優(yōu)勢[15]；而半深海C-T樣品（CM-7和CM-10）TOC通常大于3%，最高可達8.7% （圖3A），HI通常大于300 mg HC/ g TOC，最高可達660 mg HC/g TOC（表1），有機質(zhì)類型主要為II型（圖3B），反映了水生生物輸入為主。深海樣品DSDP 367 TOC值高達40%，HI介于300~900 mg HC/g TOC之間，有機質(zhì)類型主要為II型（表1）。

圖3 樣品的地球化學(xué)特征

表1 賽諾曼—土倫階地球化學(xué)數(shù)據(jù)

有機質(zhì)中C/N值也受控于沉積環(huán)境，陸架沉積環(huán)境的樣品C/N值通常大于10，而半深海沉積環(huán)境的樣品小于10（圖3C），高的C/N值通常指示陸源有機質(zhì)貢獻，因此陸架沉積環(huán)境的樣品指示了較高的陸源有機質(zhì)輸入。有機質(zhì)中S/C值可以反映有機質(zhì)沉積時的氧化還原條件。陸架沉積環(huán)境的樣品S/C值通常小于0.4（圖3A），可能指示了中等氧化條件的沉積環(huán)境[16]。半深海環(huán)境沉積的樣品S/C值基本上大于0.4（圖3A），可能暗示了缺氧還原的沉積環(huán)境。陸架沉積樣品的成熟度處于生油窗階段，而半深海沉積樣品處于低成熟階段（圖3B）。整體而言，所研究樣品的成熟度處于未成熟-成熟階段，這樣的成熟度對有機質(zhì)的影響是有限的，僅當(dāng)樣品處于高成熟-過成熟階段，才會對有機質(zhì)豐度、類型產(chǎn)生較大的影響。

2.2 分子地球化學(xué)有機質(zhì)母源特征

熱解產(chǎn)物主要化合物的色譜圖如圖4a所示，主要有烷基苯、正構(gòu)烷烴以及烷基萘，其中烷基苯略占優(yōu)勢。乙苯是占主導(dǎo)地位的烷基苯化合物，其是主要的鏈狀的脂質(zhì)體（比如脂肪酸和脂肪醇）環(huán)化和進一步芳構(gòu)化的結(jié)果。

陸架及半深海環(huán)境沉積樣品的正構(gòu)烷烴分布見圖4b。正構(gòu)烷烴的分布比較有規(guī)律，即陸架環(huán)境沉積的樣品表現(xiàn)為雙峰分布樣式，前峰為nC13，后峰為nC23，C23–C29無明顯的奇偶優(yōu)勢，反映了陸源和海相有機質(zhì)的混合特征（圖4 b1），與上述有機質(zhì)中C/N值的結(jié)果相一致。相反，半深海和深海環(huán)境的樣品表現(xiàn)為單峰分布，碳數(shù)集中在C12~C17 之間（圖4 b2，b3），表明有機質(zhì)主要為海相水生生物來源。

除了烷基苯之外，芳烴餾分中也有烷基萘（圖4 a3）和少量烷基菲。陸架環(huán)境沉積樣品中這些化合物的存在，進一步證實了陸源有機質(zhì)的輸入。半深海樣品中鑒定出藿烷類化合物（C27~C31），可能反映了沉積環(huán)境中厭氧細(xì)菌的發(fā)育[17]。

3 晚白堊世賽諾曼—土倫階古生產(chǎn)力與有機質(zhì)保存條件分析

圖4 熱解氣相色譜圖

古生產(chǎn)力的重建首先要考慮營養(yǎng)源的問題，一般認(rèn)為海洋表層透光帶營養(yǎng)源來自河流的輸入或者上升流。前者可以通過沉積物的沉積速率來估算[18]。深海沉積（DSDP 367）C–T黑色頁巖的平均沉積速率約為0.1 cm/ky（表1），而陸架環(huán)境的沉積速率為10~22 cm/ky（表1），深海沉積速率低而有機質(zhì)豐度高，陸架環(huán)境的沉積速率高而有機質(zhì)豐度低，因此，這種機制不能解釋塞內(nèi)加爾盆地深海區(qū)高有機質(zhì)豐度優(yōu)質(zhì)烴源巖發(fā)育的主要成因關(guān)系。上升流也可以導(dǎo)致海洋生物生產(chǎn)力的提高。根據(jù)Kruijs 和 Barron（1990）[19]的模擬的結(jié)果，晚白堊紀(jì)賽諾曼—土倫時期塞內(nèi)加爾海岸的上升流大于20 cm/day（圖5）。假定保存因子為2%，該時期北大西洋的初級生產(chǎn)力約為50 g C/(m2·y)，遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于現(xiàn)今上升流發(fā)育的地區(qū)，其初級生產(chǎn)力高達200~360 g C/(m2·y)[20]。盡管相比與侏羅紀(jì)末Kimmeridgian 期（約 20 g C/(m2·y)），生產(chǎn)力得到了一定幅度的提高。由上述討論可知，晚白堊紀(jì)賽諾曼-土倫時期的古生產(chǎn)力條件，不足以形成半深海-深海頁巖富含有機質(zhì)烴源巖，接下來討論有機質(zhì)保存條件。

海洋的初級生產(chǎn)力是“供碳”的過程，而塞內(nèi)加爾盆地晚白堊紀(jì)賽諾曼—土倫階富有機質(zhì)頁巖是“儲碳”的結(jié)果。供碳的量很大，但是儲碳的量卻是極小的[21]，因此，缺氧條件是有機碳富集的重要因素，甚至是決定性因素。在晚白堊紀(jì)賽諾曼—土倫時期，與周圍開闊大洋相比，特提斯洋和大西洋顯示了緩慢的、遲滯的洋流循環(huán)，原因是和周圍開闊大洋以窄而淺的水道相連通（圖5）。這種條件有助于缺氧底水環(huán)境的形成與發(fā)展[22]，通常這個時期，海洋氧含量最小層帶（OMZ）甚至可以擴展至陸架，Thurow和 Kuhnt（1986）[23]估計在北大西洋邊緣局部缺氧水體深度可能大于3 000 m。塞內(nèi)加爾盆地位于北大西洋中段（圖1），其所處的地理位置顯示了緩慢、遲滯的洋流特征，客觀上有助于缺氧水體的形成與發(fā)展。

來源于芳基類胡蘿卜素的分子化石可以確切地指示古海洋透光帶沉積環(huán)境。芳基類異戊二烯化合物是光合綠硫細(xì)菌成巖作用產(chǎn)物，該細(xì)菌需要光和硫化物，因此可以指示靜水盆地上部為透光帶，下部為缺氧環(huán)境。綠硫細(xì)菌通過倒三羧酸循環(huán)來固定CO2，它們的類胡蘿卜素相比于固定CO2輕微虧損13C，因此，它們的分子化石典型的富集13C，相比于藻類來源的有機質(zhì)，其碳同位素正偏10‰~15‰[24]。DSDP 367黑色頁巖鑒定出了芳基類異戊二烯和含硫芳基類異戊二烯化合物（圖6）[25]，這些化合物來自光合綠硫細(xì)菌，這也被同位素所證實，該碳同位素值相比于藻類和藍藻化石分子正偏10‰~15‰（圖6）。塞內(nèi)加爾盆地晚白堊紀(jì)賽諾曼—土倫時期海洋發(fā)育靜水缺氧環(huán)境，芳基類異戊二烯化合物的存在為是一個有力直接的證據(jù)。因為缺氧環(huán)境的發(fā)育，有機質(zhì)保存條件較好，進而導(dǎo)致有效“儲碳”，形成有機質(zhì)碳富集的優(yōu)質(zhì)烴源巖的發(fā)育。

圖5 賽諾曼—土倫期上升流模擬 [19]

圖6 DSDP367黑色頁巖芳基類異戊二稀化合物的結(jié)構(gòu)和穩(wěn)定碳同位素[25]

4 晚白堊世賽諾曼—土倫階古海洋沉積模式與主控因素

綜合上述二類頁巖地化特征、生標(biāo)特征、古生產(chǎn)力和缺氧環(huán)境的討論，建立了塞內(nèi)加爾盆地晚白堊世賽諾曼—土倫階時期的沉積和有機相模式（圖7）。該模式合理地解釋了塞內(nèi)加爾盆地富有機質(zhì)頁巖的控制因素、分布范圍。陸架環(huán)境晚白堊紀(jì)賽諾曼—土倫階有機質(zhì)相對貧瘠，其主要原因是該區(qū)的沉積速率較高、水體含氧量較高，有機質(zhì)保存效率相對較低，儲碳結(jié)果欠佳，而深海、半深海環(huán)境，沉積速率低，海洋氧含量最小層帶（OMZ）發(fā)育，有機質(zhì)保存條件好，儲碳效率高。因此，缺氧保存條件是海相優(yōu)質(zhì)烴源巖的主要控制因素。

圖7 塞內(nèi)加爾盆地晚白堊世賽諾曼-土倫期古海洋沉積-有機相模式示意圖

5 認(rèn)識與結(jié)論

（1）塞內(nèi)加爾盆地發(fā)育兩類沉積—有機相：1）陸架淺水碳酸鹽臺地—較高豐度混合型母質(zhì)有機相，有機碳含量中等—較高。有機質(zhì)主要為海生生物和陸源高等植物的混合類型。2）陸坡至深?！哓S度海洋生物母質(zhì)有機相，具有高的有機質(zhì)豐度，高的氫指數(shù)，為海相優(yōu)質(zhì)烴源巖。

（2）塞內(nèi)加爾盆地晚白堊世賽諾曼—土倫階海相優(yōu)質(zhì)烴源巖的主控因素為缺氧保存條件，其被分子標(biāo)志物的熱解化合物色譜圖和芳基類異戊二稀穩(wěn)定碳同位素所直接證實。同時，該時期相比與晚侏羅世，生產(chǎn)力也得到了一定的提高，這些背景均有利于有機質(zhì)富集。

[1]童曉光， 關(guān)增淼. 世界石油勘探開發(fā)圖集（非洲地區(qū)分冊）[M].北京： 石油工業(yè)出版社， 2002.

[2]Schlanger S O， Jenkyns H C. Cretaceous Oceanic Anoxic Events： Causes and Consequences[J]. Geologie en Mijnbouw，1976， 55（3-4）： 179-184.

[3]Jenkyns H C. Cretaceous Anoxic Events： from Continents to Oceans[J]. Journal of the Geological Society， 1980， 137（2）：171-188.

[4]Leckie R M， Bralower T， Cashman R. Oceanic Anoxic Events and Plankton Evolution： Biotic Response to Tectonic Forcing the Mid-Cretaceous[J]. Paleoceanography， 2002， 17（3）： 13-1-13-29.

[5]徐漢梁， 單玄龍， 高璇， 等. 西非塞內(nèi)加爾盆地重油成藏條件及富集規(guī)律 [J]. 科學(xué)技術(shù)與工程， 2014， 14（16）： 211-215，220.

[6]Abdelrahman E M， Tealeb A， Hassan R M. A Least-Squares Derivative Analysis of Gravity Data Applied in Senegal， West Africa[J]. Journal of African Earth Sciences， 2001， 33（1）：165-175.

[7]鄭應(yīng)釗. 西非海岸盆地帶油氣地質(zhì)特質(zhì)與勘探潛力分析[D].北京： 中國地質(zhì)大學(xué)（北京）， 2012.

[8]劉延莉. 塞內(nèi)加爾盆地油氣地質(zhì)特征及勘探潛力[J]. 地質(zhì)與資源， 2014， 23（2）： 197-201， 196.

[9]熊利平， 劉延莉， 霍紅. 西非海岸南、北兩段主要含油氣盆地油氣成藏特征對比[J]. 石油與天然氣地質(zhì)， 2010， 31（4）：410-419.

[10]徐志誠， 呂福亮， 范國章， 等. 西非海岸盆地深水區(qū)油氣地質(zhì)特征和勘探前景 [J]. 油氣地質(zhì)與采收率， 2012， 19（5）： 1-5， 11.

[11]馮國良， 徐志誠， 靳久強， 等. 西非海岸盆地群形成演化及深水油氣田發(fā)育特征[J]. 海相油氣地質(zhì)， 2012， 17（1）： 23-28.

[12]Nzoussi-Mbassania P， Khamlib N， Disnara J R， et al.Cenomanian–Turonian Organic Sedimentation in North-West Africa： A Comparison between the Tarfaya（ Morocco） and Senegal Basins[J]. Sedimentary Geology， 2005， 177（3-4）：271-295.

[13]Shipboard Scientific Party， Site 367 ： Cape Verde Basin， Init.Rep. DSDP 41， 163-232.

[14]Espitalie' J， Le Laporte J， Madec M， et al. Me' thode rapide de caracte' risation des roches me`res de leur potentiel pe'trolier et de leur degre' d’e'volution[J]. Revue de l'Institut Francais du Petrole， 1977， 32 ： 23-42.

[15]Tissot B P， Welte D H. Petroleum Formation and Occurrence[M].Berlin ： Springer-Verlag， 1984.

[16]Morse W J， Berner A R. What Determines Sedimentary C/S Ratio[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1995， 59（6）：1073-1077.

[17]Peters E K， Moldowan J M. The Biomarker Guide： Interpreting Molecular Fossils in Petroleum and Ancient Sediment[M].Englewood Cliffs， NJ： Prentice Hall， 1993.

[18]Waples D W. Reappraisal of Anoxia and Organic Richness， with Emphasis on Cretaceous of North Atlantic[J]. AAPG Bulletin，1983， 67（6）： 963-978.

[19]Kruijs E， Barron E. Climate model prediction of paleoproductivity and potential source-rock distribution[C]//Huc A Y， Ed.Deposition of Organic Facies. Tulsa， OK ： AAPG， 1990， 30 ：195-216.

[20]Pedersen T F， Calvert S E. Anoxia vs. Productivity ： What Controls the Formation of Organic-Carbon-Rich Sediments and Sedimentary Rocks?[J]. AAPG Bulletin， 1990， 74（4）： 454-466.

[21]焦念志. 海洋固碳與儲碳—并論微型生物在其中的重要作用[J]. 中國科學(xué) ： 地球科學(xué)， 2012， 42（10）： 1473-1486.

[22]Philip J， Babinot J F， Tronchetti G， et al. Late Cenomanian[C]//Dercourt J， Ricou L E， Vrielynck B， Eds. Atlas Peri-Tethys，Palaeogeographical Maps. Paris： CCGM/CGMW， 2000.

[23]Thurow J， Kuhnt W. Mid-Cretaceous of the Gibraltar Arch Area[C]//Summerhayes C P， Shackleton N J， eds. North American Palaeoceanography. Geological Society， London，Special Publications， 1986， 21 ： 423-445.

[24]Koopmans M P， K?ster J， Van Kaam-Peters H M E， et al.Diagenetic and Catagenetic Products of Isorenieratene：Molecular Indicators for Photic Zone Anoxia[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1996， 60（22）： 4467-4496.

[25]Damsté J S S， K?ster J. A Euxinic Southern North Atlantic Ocean During the Cenomanian/Turonian Oceanic Anoxic Event[J]. Earth and Planetary Science Letters， 1998， 158（3-4）： 165-173.