富含陆源有机质源岩的聚积
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发布时间：2022-05-01 09:02
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时间：2022-06-27 04:06
富含陆源有机质源岩的大量聚积，最终取决于来自淡水生植物和陆生植物等陆源有机质的产量和保存。陆源有机质的大量聚积类似于海相源岩的聚积，而且两者受相同沉积因素的控制：
（1）主要有机质的丰度；
（2）有机质的保存；
（3）无机矿物质的贫化；
（4）沉降。
一、可容空间对泥炭聚积的影响
大量富含陆源有机质的岩石（如泥岩）只有在可容空间的整个增长速度约等于泥炭堆积速度的情况下，才能得以保存至形成煤。有机质充填了为沉积物所提供的空间，因而水面之下的植物遗体得以保存，碎屑则可能存在于稳定的冲积河道和抬升的泥沼中而排除在外。若可容空间的增长速度超过泥炭的形成速度，那么泥炭沉降就会被碎屑物质、湖水或海水所淹没。当可容空间的增长速率远远小于泥炭的堆积速度时，有机质可能被氧化，并被迁移河道侵蚀。
近海环境和非海相环境的可容空间随基面升降的变化而变化，基面通常是根据假设的均夷河流剖面或倾斜的准平原来确定的。严格地讲，非海相环境的基面是地层剥蚀的底界，这与海平面具等效性（Davis,1920;Schumm,1933）。近期许多学者使用“基准面”这一术语与Twenhofel（1939）所定义的“沉积基准面”同义，即沉积物可以堆积的最高位置。均衡剥蚀面理论存在很强烈的争论，而且其位置很难在实际地形上标定。对于泥沼和泥炭堆积来说，沉积基准面就是地下水面，植物生长于地下水排泄区，而有机质的保存则要求水面达到或接近该面（Frenzel,1983;Diessel,1992）。泥炭的堆积在很大程度上取决于保存条件，在诸多抑制植物遗体耗散的因素中，缺氧条件是主要的。氧在水中的扩散速度要比在空气中慢。因此，相对高的、稳定的或抬升的水面，有效地减少了氧的供给。因此，对于泥炭堆积后覆水的重要性一直受到关注。形成煤的最好环境是具有生物遗体的堆积、持续上升的水面和最少的粘土和泥质（Cameron等人，1989）。
在近海区，地下水位受控于海平面和降雨量与蒸发量的比率。在远离滨岸的内陆，地下水往受控于地形、地表沉积物的类型及层理，以及降雨量与蒸发量的比率。降雨量与蒸发量比率很高可以形成高位沼泽，因局部区地下水位滞于整个地形上而不受区域地下水水位的影响（Winston,1984）。
基面下降也可以在海岸平原的大部分区域形成大的可容空间，那里有冲积侵蚀和地下水侵蚀而形成的深切谷。深切谷位置和大小取决于先存的冲积体系和在基面下降时期形成的海岸平原水系的位置和强度。这些深切谷可能达100多米深，数10km宽（Van Wagoner等人，1990）。深切谷的地下水水位接近于地表，因此，泥炭沼泽最先在这些地方形成、发育（Staub和Esterle,1994;Aitken和Flict,1995）.
可容空间的另一影响因素是沉降作用，它是板块构造背景、盆地类型及演化、载荷和压实的函数。沉降的变化要比地下水位的变化慢。因此，在非海相环境中，沉降是影响可容空间的主导因素。
碎屑沉积物的供给也是控制泥炭堆积的重要因素，碎屑沉积物可以为植物的生长提供养料和稳定基础。但如果碎屑注入量过大、过快就会冲淡有机质，从而抑制植物的生长。在低的可容空间增长率的情况下，很少或没有碎屑堆积，若可容空间增长率很大，碎屑物和泥炭可完全充填有效空间。碎屑和泥炭的区域分带性很明显，这通常受植物群本身影响：即在沉积体系中，植物不仅仅是一个被动因素，泥炭可以在碎屑供应量较高的地区堆积。Diessel（1992）提出辫状河砾岩可与煤系同期形成。可容空间增长快，可发育有静水浅水洼地，而且由于梯度优势和静水的捕获而堆积大量碎屑。此种情况下泥炭不可能堆积，这是因为水太深或有碎屑覆盖。因此泥炭只能堆积于局部有效空间内。而这种局部有效空间是碎屑与可容空间的有机结合。
泥炭的产率受控于水和养料的供给、泥沼的类型、植物类型、以及植物群的繁衍情况，这些因素很大程度上受到地质年代（植物演化）、古纬度和气侯的影响。所有上述因素可归纳成一个数学表达式中，用以描述泥炭堆积的条件。应用基面运动为参考格架，通过La-grangian公式计算泥炭沼泽随时间的抬升变化（据Allen,1990）。
含煤盆地层序地层学
式中：dE/dt——局部沉积表面随时间的抬升变化；
沉积物的供应率：dsmin/dt——矿物沉积率；
dsorg/dt——有机质沉积率；
可容空间增长率：dBL/dt——基面的变化；
dc/dt——长期的压实作用；
dSub/dt——区域沉降。
由上述可知，当系统处于动态平衡，可容空间全部被充填时，dE/dt=0，由于参考格架沉积表面而移动，因此：
含煤盆地层序地层学
据美国实验和材料机构确定，泥炭中包含矿物杂质的最大量为：
含煤盆地层序地层学
式中：k可以［（1—全部有机碳含量）·（ρmin/ρorg）.（Φ）］确定。k的大小取决于所获得的有机质重量的百分比（≥75%），有机质和矿物的密度，以及压实前沉积物的孔隙度。典型泥炭有75%～100%的有机质、富含石英的矿物。其平均孔隙度为0.4，因此k的取值范围为0～0.18。
将（3）式代入（2）式中，得：
含煤盆地层序地层学
由于k值很小，系数近似于1，因此对泥炭沉积来说：
含煤盆地层序地层学
上式说明，只有泥炭的生成与沉降保持同步才能形成煤（图8-1）。
图8-1 泥炭堆积要求均衡泥炭形成的可容空间（据Bohacs和Suter,1997）
由上述公式可知，用有机质含量的各种*条件取代公式中的常量，就可以确定在煤、炭质页岩和陆相页岩均衡沉积中可容空间和泥炭的准确比率（图8-2）。
图8-2 主要气候带和板块背景下泥炭产率与可容空间率的相互关系（据Diessel和Boyd,1994;Bohacs和Suter,1997）
据全新世泥炭环境资料，泥炭的堆积速度小于1～7mm/a，因此，泥炭需在沉降率约为1～177m/Ma的地区发育，诸如被动边缘、前陆盆地、走滑盆地、裂谷盆地等。
二、可容空间对泥炭厚度、几何形态及其连续性的控制
泥炭的厚度并不是直接受控于可容空间或泥炭的产量，而是取决于两者的比率关系。这个相对的平衡关系决定了局部沉积环境能否堆积泥炭，以及堆积多厚。这种关系可以认为是可容空间率。图8-3和图8-4反映了这种比例关系，而且可以适用于全球。在一个特殊植物群环境中，泥炭的堆积可能超过这一比率范围，但也要受下列两个因素所决定的最大比率的限定：原始植物的产量和沉积基面（水面）以下的有效空间。
图8-3 可容空间与泥炭产率的比值与泥炭厚度、煤几何形状的关系（据Bohacs等，1997）
（A）可容空间与泥炭产率的比值和泥炭厚度关系图；（B）可容空间与泥炭产率的比值和煤几何形状关系图
图8-4 一定的泥炭产率条件下，基准面变化率与煤厚、煤几何形状关系图（据Bohacs等，1997）
1—侵蚀面；2、6—煤厚中等，连续；3、5—煤很厚，有间断；4—煤层薄，不连续
图8-3反映了泥炭厚度、几何形态、连续性与标准可容空间率（可容空间/泥炭产率）间的关系。可以划分出4个重要的分区。
（1）在标准可容空间率的临界值下，由于下降或低的地下水面，泥炭不可能堆积，潜在的大面积侵蚀和冲积河道对沉积物的重新改造，使细粒沉积物难以保存。在此临界值之下，一些孤立的、相对薄的、已氧化的泥炭或煤可堆积。
（2）在此关键临界值之上，由于相对稳定的环境和上升的地下潜水面，泥炭沼泽可以持续发育。在垂向上，泥炭沼泽可迅速地充填局部可容空间，然后可向有利于泥沼发育的适宜地区发育。因此可以有持续的煤聚积。
（3）在可容空间高速增长区，当可容空间与泥炭产率持平或可容空间增长略微大时，泥炭沼泽就可以在可容空间中全部堆积而不需扩展，这种条件有利于相对厚而孤立煤层的形成。
（4）在上述几个可容空间比率之上，泥炭沼泽地就会被压实，最后被碎屑或水体淹没，泥炭保存条件也不好。只有少量的、孤立泥炭可以堆积，且大多是在降雨量丰富的地区。
在冲积体系发育区、湖泛平原和近海区，泥炭沼泽地的上述四种关系是固定不变的。
图8-5展示的是煤厚随可容间变化而变化的一个实例。该图清楚地说明了其它变量（如植物群、气侯、环境等）保持不变、只有可容空间发生巨大变化时的煤厚及质量与可容空间的关系。
图8-5 可容空间（沉降）与煤厚关系图（据Titheridge,1993）
图8-6是用剖面展示了上述的变化。在剖面中可容空间随时间的推移而增大，剖面底部为辫状河，中间有冲积砂岩和煤互层，顶部为湖相泥岩。最厚的煤层位于剖面中部，因此，此处可容空间率适中。
可容空间的大小、泥炭的产率取决于植物遗体堆积、体积，以及泥沼周围沉积体系特征。泥炭沼泽的生态体系反映了泥炭形成和堆积的上、下限。但泥炭或煤的堆积不可能随可容空间率的增大而无限的加厚。
图8-6 可容空间率对煤厚的控制（据Bohacs等，1997）
三、一个可容空间旋回中泥炭的厚度和几何形态
图8-4中展示了可容空间旋回变化（低—高—低）中泥炭厚度及其几何形态的变化特点，上部曲线为加积率变化（位于基准面以上）旋回。泥炭沼泽主要与可容空间变化的速率有关而与变化的方向无关，因此可以预测，旋回中的厚度—几何形态呈对称分布。可容空间率是无量纲，并且与泥炭产率关系密切，因此这种关系可应用于任何一个泥沼或任何背景中。通过假设充填到区域沉积基面（为非海相沉积基面）的活动碎屑沉积体系，可以获得剩余可容空间的诸多数据。例如泥炭形成的上限是根据出现所含25%的矿物泥炭的限界确定的。将该值代入前述公式（4）中，当可容空间/泥炭产率＝1.18时，方可获得泥炭产量的上限。
