东营凹陷沙河街组四段湖相细粒沉积特征及其控制因素

彭 军，许天宇，于乐丹

（西南石油大学地球科学与技术学院，成都 610500）

0 引言

细粒沉积岩一般是指粒径小于62.5 μm的沉积物颗粒形成的沉积岩［1］，这类岩石沉积构造多样，蕴含着大量的沉积规律，储存着丰富的沉积环境信息。由于细粒沉积岩粒度小，观察难度大，且成分复杂，各种成分的含量也相差悬殊。因此，如何对细粒沉积岩进行岩相划分一直是沉积学界关注的重要问题之一。学者们已在该领域进行了一定程度的研究，提出了多种岩相划分方案［2-5］，其中王慧中等［3］以泥页岩韵律层系特征将东营凹陷细粒沉积物分为纹层状泥岩、黑色页岩和钙片页岩；王冠民［4］根据细粒沉积岩中纹层组合和占比差异将济阳坳陷古近系页岩划分为黑页岩、钙质纹层页岩、富有机质纹层页岩、纹层状灰岩等7 种类型；袁剑英等［5］提出湖相细粒沉积的3 端元划分方案，即将碳酸盐矿物、陆源碎屑、泥质组分作为3 个端元，将相对含量最多的端元定为主名。上述成果对完善细粒沉积学理论、指导页岩油气和致密油气勘探起到了重要推动作用，但是目前沉积学界在细粒沉积岩的微观构造剖析、岩相划分等方面仍存在较多的分歧，尚未能达成共识，特别是缺少统一的岩相划分方案，这严重制约了细粒沉积岩的储层评价、岩相分布、有利区带预测等研究。因此，统一的岩相划分标准对细粒沉积岩的沉积规律认识和非常规油气勘探开发均具有至关重要的作用。

东营凹陷古近系沙河街组四段发育大套细粒沉积岩，其中蕴含着丰富的油气资源，勘探程度较高，岩心保存完整，是理想的细粒沉积岩的研究地区［6］。笔者通过对研究区的樊页1 井、牛页1 井和利页1井沙河街组四段上亚段总计近800 m 的岩心精细描述和1 705 块岩石薄片的显微镜鉴定，并辅以X射线衍射和其他分析测试资料，对东营凹陷沙四段上亚段的细粒沉积岩进行精细刻画，明确细粒沉积岩的矿物组成和沉积构造类型，详细剖析各类岩石的成因及意义，并结合元素地球化学特征对其沉积环境进行分析，以期为细粒沉积的科学研究及东营凹陷古近系沙河街组的油气勘探提供借鉴。

1 地质背景

东营凹陷是渤海湾盆地济阳坳陷内的典型中—新生代陆相断陷湖盆，其东部为青坨子凸起，南部为鲁西隆起与广饶凸起，西部为青城凸起，北部为陈家庄凸起和滨县凸起（图1）。东营凹陷内主要包括3 个正向构造带（北部陡坡带、中央背斜带和南部缓坡带）和4 个负向构造带（利津洼陷、牛庄洼陷、博兴洼陷和民丰洼陷）［7］，凹陷东西长约90 km，南北宽约65 km，总面积约5 700 km2。由于其古近系沙河街组四段上亚段为半深湖—深湖沉积，形成了大套细粒沉积岩发育段，主要岩性为黏土质灰岩、灰质黏土岩、黏土岩、粉砂质灰岩、粉砂质黏土岩等（图2）。

图1 东营凹陷构造地质简图（据文献［8］修改）Fig.1 Geological profile of Dongying Depression

图2 东营凹陷沙四段地层岩性综合柱状图Fig.2 Stratigraphic column of the fourth member of Shahejie Formation in Dongying Depression

2 细粒沉积岩岩相特征

单纯根据岩性来进行细粒沉积岩的划分，从而进行油气勘探部署与开发工作，已经无法满足当前的科研和生产需求。因此，在岩性大类识别的基础上，众多学者往往还结合岩石的颜色、矿物组分、沉积构造等方面进一步进行细分［9-12］，如郑和荣等［9］、刘姝君等［11］主要依据岩石矿物组分、沉积构造等特征分别对四川盆地龙马溪组和东营凹陷沙河街组的细粒沉积岩进行了岩相划分。

2.1 岩石学特征

湖相细粒沉积岩的矿物成分主要包括碳酸盐矿物、碎屑矿物、黏土矿物、黄铁矿和有机质等，部分咸化湖盆沉积的细粒岩中还含有大量盐类矿物［13］。因为大地构造背景、沉积环境、物源以及成岩作用等条件的不同，不同地区的含油气盆地沉积的细粒岩的矿物组分也存在较大差异。

通过对东营凹陷沙河街组1 705 个薄片进行观察和统计，得出该地区细粒沉积岩的主要矿物组成为碳酸盐矿物、陆源碎屑矿物、黏土矿物、黄铁矿及有机质等。其中碳酸盐矿物体积分数平均为50.6%（方解石占38.5%，白云石占12.1%），陆源碎屑体积分数平均为23.8%（石英占20.9%），黏土矿物体积分数平均为20.3%，有机质体积分数平均为2.5%，此外还可见到少量黄铁矿、长石及石膏等矿物（表1）。有机质不仅发育原生有机体腔孔，而且演化过程中形成了次生有机孔，这些微孔隙也是细粒沉积储层的重要储集空间类型。因此，有机质作为重要组分之一参与细粒沉积岩的岩相划分是十分必要的。

表1 东营凹陷沙河街组四段上亚段细粒沉积岩主要矿物体积分数Table 1 Contents of main substances of fine-grained sedimentary rocks in the upper submember of member 4 of Shahejie Formation in Dongying Depression

2.2 沉积构造

沉积构造是对岩相进行命名的重要参考指标，而且通过沉积构造可以判断沉积物在沉积时的水体环境，进而推断当时的气候特征。因此，沉积构造对岩相划分、恢复古气候和古环境均具有重要意义。东营凹陷沙河街组四段上亚段沉积时期，湖盆为半深湖—深湖环境，形成的细粒沉积岩的沉积构造丰富多样，通过岩心和薄片观察共识别出6 种沉积构造，分别为平直纹层构造、波状纹层构造、块状构造、负载构造、透镜状构造和滑塌变形构造，其中平直纹层构造、波状纹层构造和块状构造主要反映沉积时的水体环境，而负载构造、透镜状构造和滑塌变形构造还可反映同生期和成岩期的环境状况和事件。平直纹层构造、波状纹层构造、块状构造和滑塌变形构造为常见的4 种构造，平直纹层构造、波状纹层构造和块状构造指示稳定的、持续的沉积环境；滑塌变形构造主要指示短暂的、阵发性的事件，该构造与岩性没有直接关系，其发育具有偶然性与局域性的特征，常常与泥质重力流有关。针对东营凹陷沙河街组非泥质重力流沉积的细粒沉积岩，开展了岩相类型划分，主要就平直纹层构造、波状纹层构造和块状构造进行讨论。

2.2.1 平直纹层构造

图3 东营凹陷沙河街组四段上亚段细粒沉积岩中的沉积构造（a）岩心上形态平直、厚度均一的平直纹层，牛页1 井，3 329.67 m；（b）显微镜下形态平直、厚度均一的平直纹层，牛页1 井，3 413.90 m；（c）显微镜下的平直纹层相邻单层成分差异较大，樊页1 井，3 438.84 m；（d）岩心上波状起伏的波状纹层，樊页1 井，3 390.11 m；（e）显微镜下呈波状起伏的波状纹层，利页1 井，3 831.80 m；（f）显微镜下连续或断续的波状纹层，不同位置的厚度不均一，樊页1 井，3 435.77 m；（g）岩心上呈均质的块状构造，利页1 井，3 758.96 m；（h）显微镜下呈均质的块状构造，利页1 井，3 632.39 m；（i）显微镜下的块状构造，可见非定向排列的生物碎屑以及风暴扰动构造，樊页1 井，3 302.37 mFig.3 Sedimentary structure in fine-grained sedimentary rocks of the upper submember of the fourth member of Shahejie Formation in Dongying Depression

平直纹层是东营凹陷沙河街组四段上亚段细粒沉积岩中最为常见的沉积构造，纹层形态平直、厚度均一［图3（a）］，单层厚度为50～200 μm，多为有机质纹层、灰质纹层和黏土纹层，一般为2 种不同成分的纹层在垂向上相互叠置，相邻单层成分差异较大［图3（b）—（c）］。在平直纹层中，有时还发育少量石英、白云石矿物。在平静的湖泊水体中，悬浮的细粒物质可以按照一定顺序均匀地沉积在湖底，由此形成的单个纹层的形态平直，厚度均一，且平直有机质纹层多为暗色，平直黏土纹层中可见零星黄铁矿分布，平直灰质纹层以泥晶方解石纹层为主，指示了水体较深且水动力较低。平直纹层构造常在气候温暖湿润、水体较深的环境中发育［11］，且水体多为半封闭—封闭的低能环境［14］。

2.2.2 波状纹层构造

波状纹层与平直纹层略有不同，在岩心及显微镜下观察发现，此类纹层呈连续或断续的波状起伏形态［图3（d）—（f）］，不同位置的纹层厚度不均一，纹层成分主要为灰质和黏土质，其中灰质纹层较黏土纹层更厚，一般为70～200 μm，黏土纹层较薄，多为75～100 μm，黏土纹层中常含粉砂颗粒。

波状纹层一般认为是微弱水动力搅动沉积而成，这种水动力可能与表层水和底层水发生混合后形成的回流作用有关［15］。波状纹层中厚度相对较大的灰质纹层常呈断续形态，指示当时水体较为动荡，灰质与黏土矿物的相对含量反映了水体的深浅情况［16］，即灰质含量越多、黏土矿物含量越少，则水深越浅，灰质的来源可能与夏季藻类或浮游生物的光合作用有关［17-18］。综上所述，波状纹层可能是在气候炎热，水深较浅，水体较为动荡环境中发育而成。

2.2.3 块状构造

块状构造也是东营凹陷沙河街组四段上亚段细粒沉积岩中的常见沉积构造，其岩石成分多为灰质、黏土质和粉砂质等，无法识别出纹层构造［图3（g）—（h）］，常见生物碎屑，偶见风暴扰动构造。Ryan［19］认为块状构造是在水体平静、没有外界扰动的环境下形成的，但近年来部分研究成果显示［20-21］，块状构造指示的是水体动荡且较浅、水体能量较高、陆源输入较多和沉积物沉积速率快的沉积环境。研究区的部分块状构造中常见非定向排列的生物碎屑和风暴扰动构造［图3（i）］，表明沉积时水体动荡。部分块状构造中可见呈明显定向性排列的生物碎屑，且分布均匀，说明沉积时水体较为安静，外界干扰较小。因此，利用块状构造判断沉积环境时须结合块状构造中的物质成分和沉积构造。

3 岩相划分方案

国外关于细粒沉积岩岩相研究主要集中在海相泥页岩，Schieber［22］根据颜色、矿物组成和沉积构造将贝尔特盆地中Newland 组的细粒沉积岩分为钙质或粉砂质页岩、条纹页岩等；Loucks 等［23］对Fort Worth 盆地的细粒沉积岩进行岩相划分时也是根据矿物组分、沉积构造等特征。国内湖相细粒沉积岩具有重要的石油勘探价值［24］，杜江民等［25］总结了准噶尔盆地二叠系芦草沟组、四川盆地侏罗系大安寨段、银额盆地白垩系和柴达木盆地渐新统等4个典型湖盆的细粒沉积岩勘探成果，其油气藏多为“连续型”非常规油气藏，常与邻区的常规油气藏共同组成区域性油气田群。邓宏文等［2］将济阳坳陷的细粒沉积岩划分为黑页岩、水平纹层粉砂质泥岩、递变纹层粉砂质泥岩、钙质黑页岩、钙质纹层页岩等岩相。随着研究的不断深入，关于细粒沉积岩的划分也越来越细致，王勇等［6］则根据岩石学特征和有机碳含量将东营凹陷富有机质细粒沉积岩划分为薄透镜状晶粒灰岩、纹层状泥晶灰岩、厚层块状灰质泥岩、块状泥岩和黑色页岩；徐希旺等［10］依据岩石颜色、矿物组成、沉积构造等因素将吐哈盆地塔尔朗组细粒沉积岩划分为灰黑色薄层状混合细粒岩、深黑色页状黏土岩、灰色薄层状粉砂岩等；张少敏等［12］依据矿物组分、沉积构造、有机质含量和分布特征将准噶尔盆地二叠系芦草沟组细粒沉积岩划分为块状粉砂质砂屑云岩、块状凝灰质粉砂岩和块状泥晶云岩等。上述研究成果极大地推动了细粒沉积学的发展，但细粒沉积岩矿物组分复杂、沉积构造多样、形成环境及成因也各不相同，因此，学者们在对其进行岩相划分时，往往不同的盆地会采用不同的划分标准。早期学者们多按照颜色、宏观构造等对细粒沉积岩进行分类，之后将岩石的矿物组成、微观沉积构造作为岩相划分的重要依据［26-27］，目前有机质含量也越来越受到学者们的重视，一些更为详细的岩相划分方案也相继被提出，但微观沉积构造方面还只观察到纹层构造和块状构造2 类，未能进一步细分，且未将矿物组分、沉积构造和沉积环境三者有机结合起来。

笔者在参考上述研究成果基础上，根据东营凹陷沙河街组四段上亚段细粒沉积岩的岩石薄片鉴定结果，将细粒沉积岩按照矿物成分、沉积构造、有机质含量进行了岩相划分。第1 步，根据碳酸盐、黏土和长英质等矿物含量特征进行大类划分，将体积分数为10%～25%的矿物定义为“含”，将体积分数为25%～50%的矿物定义为“质”，将体积分数大于50% 的矿物定义为主名，如果三者均未超过50%，则将岩石定义为混合岩。第2 步，根据沉积构造进一步细分，包括平直纹层构造、波状纹层构造和块状构造，命名时将沉积构造名称置于岩石大类名称前。第3 步，以有机质体积分数2%为界，当其大于或等于2%时，定义为“富有机质”，当其大于0且小于2%时，定义为“含有机质”。第4 步，综合矿物组成、沉积构造和有机质含量提出了细粒沉积岩岩相划分和命名方案，命名格式为“有机质含量+沉积构造+含或质+岩性主名”，例如富有机质平直纹层黏土质灰岩。根据此岩相类型划分方案，可将东营凹陷沙河街组四段上亚段细粒沉积岩划分为15种岩相类型（表2），其中富有机质平直纹层灰质黏土岩、富有机质块状黏土岩、富有机质块状含灰黏土岩、含有机质波状纹层黏土质灰岩、含有机质波状纹层含黏土灰岩等5 种岩相类型较为发育。该岩相划分方案具有以下优点：①将有机质含量作为岩相划分的命名组分之一，使岩相生烃潜力一目了然，从而可以更好地指导油气勘探开发工作；②按照三端元法，即以碳酸盐矿物、黏土矿物及长英质矿物的含量对岩相分类，使岩相的分类和命名更加简洁，且具有系统性和可操作性，避免了针对同一种岩相命名却各不相同的情况，从而有利于科研工作者及油气勘探开发人员之间的交流学习；③此方案将沉积构造加入了岩相名称中，旨在更好地体现出沉积物沉积时的环境特征，从而为今后研究湖相细粒沉积的环境变化及有利区展布起到促进作用。

表2 东营凹陷沙河街组四段上亚段细粒沉积岩岩相类型划分Table 2 Lithofacies division of fine-grained sedimentary rocks of the upper submember of the fourth member of Shahejie Formation in Dongying Depression

4 岩相特征及环境意义

4.1 富有机质平直纹层灰质黏土岩

东营凹陷沙河街组四段上亚段富有机质平直纹层灰质黏土岩中的平直状纹层包括深色纹层与浅色纹层，二者呈互层状，界限清晰［图4（a）］。纹层横向上分布稳定，深色与浅色偶尔呈突变接触，显示了沉积时季节性的水体变化特征［4］。深色纹层厚度（50～200 μm）多大于浅色纹层厚度（50～83 μm）［图4（b）—（c）］。深色纹层为富含有机质的黏土纹层，有机质含量较高，常含有陆源碎屑和方解石矿物，陆源碎屑中石英磨圆度较好；浅色纹层多为方解石纹层，偶见纹层断续发育，方解石多为泥晶结构，其形成与季节性的湖水分层有关［20］。主要矿物组成如下：黏土矿物体积分数平均为53.0%，灰质组分的体积分数平均为34.1%，长英质矿物的体积分数平均为10.5%，有机质体积分数平均为2.4%。该岩相形成于温暖湿润的气候条件下，湖泊水深较深、水体较为平静、陆源输入较多。

岩心上可观察到该类岩相发育页理缝和构造裂缝，在富有机质的黏土矿物纹层中，有机质条带断续分布，由于沙河街组四段上亚段埋藏较深，演化程度相对较高［28］，使得岩相中有机质孔较为发育，且矿物收缩缝也常见，但富钙质纹层中储集空间不发育。由于沉积环境的周期性变化，不同矿物组分富集程度不均一，使得纹层间的力学性质存在差异［28］，因而在纹层间发育少量的层间微裂缝［29］。研究区民丰洼陷的永54 井在沙河街组四段上亚段获得了46.5 t/d 的高产油气流，测井解释TOC 质量分数高达5.57%，在该试油层段，富有机质平直纹层灰质黏土岩为主要岩相［29］。宋明水等［30］通过研究济阳坳陷古近系细粒沉积岩得出，富有机质纹层状岩相发育是页岩油富集的基础，且富有机质纹层状岩相具有储集空间类型多样、连通性好、孔径大、可动油饱和度高等特征。综上所述，富有机质平直纹层灰质黏土岩不仅为烃源岩，还可作为储集层。

4.2 富有机质块状黏土岩

图4 东营凹陷沙河街组四段上亚段细粒沉积岩主要岩相类型（a）富有机质平直纹层灰质黏土岩，灰质纹层与黏土纹层之间界限清晰，樊页1 井，3 395.12 m；（b）富有机质平直纹层灰质黏土岩，可见黏土纹层厚度大于灰质纹层厚度，牛页1 井，3 461.24 m；（c）富有机质平直纹层灰质黏土岩，可见黏土纹层厚度大于灰质纹层厚度，樊页1 井，3 259.53 m；（d）富有机质块状黏土岩，深灰色，均匀块状，不发育纹层，樊页1 井，3 394.40 m；（e）富有机质块状黏土岩，不发育纹层，利页1 井，3 632.39 m；（f）富有机质块状黏土岩，基质为纤维状或微粒状黏土物质，樊页1 井，3 303.40 m；（g）富有机质块状含灰黏土岩，灰色，均匀块状，不发育纹层，樊页1 井，3 327.19 m；（h）富有机质块状含灰黏土岩，显微镜下可见少量微小泥晶方解石透镜体，利页1 井，3 585.60 m；（i）富有机质块状含灰黏土岩，发育少量泥晶方解石透镜体，樊页1 井，3 366.30 m；（j）含有机质波状纹层黏土质灰岩，灰色，微波状纹层构造发育，浅色与深色纹层互层，樊页1 井，3 418.27 m；（k）含有机质波状纹层黏土质灰岩，灰质纹层与黏土纹层呈连续或不连续的波状，利页1 井，3 831.80 m；（l）含有机质波状纹层黏土质灰岩，灰质纹层与黏土纹层呈连续或不连续的波状，樊页1 井，3 435.77 m；（m）含有机质波状纹层含黏土灰岩，浅灰色，发育密集的波状纹层构造，樊页1 井，3 393.86 m；（n）含有机质波状纹层含黏土灰岩，浅色方解石纹层与深色含有机质黏土纹层互层，牛页1 井，3 464.60 m；（o）含有机质波状纹层含黏土灰岩，厚层泥晶方解石纹层与褐色黏土纹层互层，黏土纹层中可见较多的方解石、陆源碎屑矿物及少量有机质，樊页1 井，3 362.35 mFig.4 Main lithofacies types of fine-grained sedimentary rocks of the upper submember of the fourth member of Shahejie Formation in Dongying Depression

富有机质块状黏土岩多为深灰色，不发育纹层［图4（d）］，基质为纤维状或微粒状黏土矿物［图4（e）—（f）］。岩石中均匀分布少量长英质矿物和碳酸盐矿物，含较多的有机质，部分岩石发育较多定向排列的生物碎屑，岩石薄片在显微镜下插入石膏试板后转动载物台进行观察，可见矿物总体的干涉色由橘黄色向蓝紫色转变，变色现象明显。主要矿物组成如下：黏土矿物体积分数平均为83.0%，灰质矿物体积分数平均为6.8%，长英质矿物体积分数平均为8.0%，有机质体积分数平均为2.2%。该岩相多形成于气候温暖湿润的条件下，湖泊水体深且较闭塞，生物较为繁盛，为强原性环境。

4.3 富有机质块状含灰黏土岩

富有机质块状含灰黏土岩以灰色或深灰色为主，整体上为均匀块状，纹层不发育［图4（g）］，基质为黏土矿物，因吸附了较多有机质而部分颜色较深。该岩相偶尔可见少量微晶—泥晶方解石透镜体，透镜体厚为0.10～0.15 mm［图4（h）—（i）］，透镜体的长轴沿水平方向展布，长轴长度为150～500 μm，风暴作用引起的水体扰动将弱固结—半固结的方解石纹层打碎后，原地再沉积而成［31-32］。岩石中还可见到零星的陆源碎屑，分选和磨圆度均差，有时还可见到无定向分布的生物碎屑。将岩石薄片放置到显微镜下，插入石膏试板后转动载物台，可观察到矿物总体的干涉色由橘黄色向蓝紫色转变，变色程度没有块状黏土岩明显。主要矿物组分如下：黏土矿物体积分数平均为65.0%，灰质矿物体积分数平均为25.0%，长英质矿物体积分数平均为8.5%，有机质体积分数平均为2.5%。该岩相多形成于温暖湿润的气候条件下，湖泊水体较深，但时常受到水下底流影响，为半深湖—深湖的还原环境。

4.4 含有机质波状纹层黏土质灰岩

含有机质波状纹层黏土质灰岩以灰色为主，波状纹层构造发育，浅色与深色纹层呈互层状，且浅色纹层更发育［图4（j）］。浅色纹层成分为泥晶方解石，厚度为0.07～0.20 mm，呈连续或不连续的波状，表明沉积时受到了较强的水动力影响；深色纹层为含有机质的黏土纹层，厚度为0.07 mm 左右［图4（k）—（l）］，黏土纹层中含少量陆源碎屑。部分深色纹层与浅色纹层之间为突变接触，而部分却为渐变接触，界限相对模糊，突变接触的纹层暗示了沉积时季节性的水体变化特征，渐变接触的纹层暗示了沉积时气候差异性较小。这类岩相横向上纹层厚度不稳定，波峰与波谷之间高差为100～200 μm。主要矿物组成如下：黏土矿物体积分数平均为34.0%，灰质矿物体积分数平均为57.0%，长英质矿物体积分数平均为6.7%，有机质体积分数平均为2.3%。该岩相多形成于炎热干旱的气候条件下，湖泊水体较浅且较为动荡，为强还原环境。

该类岩相中构造裂缝和异常压力裂缝都较为发育［29］，由于方解石纹层与黏土纹层间的矿物成分和力学性质均存在差异［28］，使得二者间发育较多的层间微裂缝，这些微裂缝均可以作为较好的储集空间，而且垂向的微裂缝可以连通各个水平纹层，从而促进油气的初次运移。因此，含有机质波状纹层黏土质灰岩也可作为储集层。

4.5 含有机质波状纹层含黏土灰岩

含有机质波状纹层含黏土灰岩多为浅灰色，发育密集的微波状纹层构造，浅色方解石纹层与深色含有机质黏土纹层互层，方解石纹层厚度多为0.06～0.30 mm，远大于黏土纹层厚度（约0.03 mm）［图4（m）—（n）］。显微镜下可见厚层泥晶方解石纹层间夹少量褐色黏土纹层，而黏土纹层中也可见微晶或泥晶方解石、陆源碎屑矿物和少量有机质［图4（o）］。该岩相的微观纹层构造与含有机质波状纹层黏土质灰岩类似，显微镜下纹层同样呈连续或断续的波状起伏特征。深色与浅色纹层间为突变接触，横向上纹层厚度不稳定，波峰与波谷之间高差为100～250 μm。主要矿物组成如下：黏土矿物体积分数平均为18.0%，灰质矿物体积分数平均为73.0%，长英质矿物体积分数平均为7.5%，有机质体积分数平均为1.5%。有机质含量偏低，陆源碎屑含量较高，主要形成于炎热干旱的气候条件下，湖泊水体较浅且动荡。

5 沉积环境对岩相的控制作用

古沉积环境的演化控制了岩石的矿物组成、化学成分、有机质含量，进而控制了岩石类型。利用东营凹陷沙河街组四段上亚段岩石中的Fe/Mn，Fe/Co，Zr/Al 等元素含量比值作为指示古水深变化的指标［16］，Fe/Mn 和Fe/Co 均与水深呈反比，而Zr/Al与水深呈正比；Sr/Ca，V/Ni，Ca/（Ca+Fe）与古盐度呈正比；Na/Al，Ca/（Si+Al），蒸发矿物的含量均可指示古气候的变化；V/Cr，U/Th 和黄铁矿的含量均可辅助判断古氧化-还原的强弱。通过对研究区樊页1 井沙河街组四段上亚段岩石进行地球化学分析，得出黄铁矿含量、Ca/（Ca+Fe）、Zr/Al 和Sr/Ca 的变化规律，结合GR测井曲线对东营凹陷沙河街组四段上亚段的沉积演化进行研究，划分出4 个演化阶段（图5）。

第1 阶段（3 410.70～3 441.00 m）：黄铁矿含量较少，有机质含量偏低，Zr/Al 逐渐降低，GR测井曲线值也呈现逐渐降低的趋势，表明该时期湖平面不断降低，为弱还原环境，有机质和黏土矿物含量逐渐减小，而Ca/（Si+Al）和Sr/Ca 呈逐渐增大的趋势，可以推断该时期气候逐渐变得干旱，水体蒸发强烈，盐度逐渐升高。岩性主要以含黏土灰岩和黏土质灰岩为主，夹少量的灰岩、白云岩和粉砂岩，发育较多的波状纹层和变形构造，反映湖水蒸发强烈，水体较浅，气候较干旱，水体较为动荡。

干旱气候条件下，蒸发作用强烈，水体逐渐变浅，有利于形成相对封闭的湖盆［33］。随着湖水盐度逐渐增大，较多盐类矿物开始析出，促进了白云石的生成，且陆源输入减弱，为灰岩的发育创造了条件。高盐度水体不利于生物生存，造成湖泊生产力维持在较低水平，加之湖泊水体较浅，湖底的氧含量较高，还原性减弱，不利于有机质的生产和保存，导致了有机质含量和黄铁矿含量偏低。湖水较浅时，水体易受外界影响，从而形成了较多的波状构造。因此，在干旱气候条件下，含有机质波状纹层含黏土灰岩和含有机质波状纹层黏土质灰岩均较发育。

第2 阶段（3 369.56～3 410.70 m）：黄铁矿含量逐步上升，有机质含量开始增加，Zr/Al 和GR测井曲线值也开始增大，湖水不断加深，水体还原性逐渐增强，黏土矿物含量增多，Ca/（Si+Al）开始减小，反映出沉积期气候逐渐转向暖湿。但Sr/Ca 没有减小，反而继续增大，可能是由于受到了海侵的影响，致使湖泊水体盐度升高［34］。岩性主要以灰质黏土岩为主，上部夹部分含黏土灰岩，沉积构造以平直纹层为主，其次为块状构造，块状构造中发育少量微晶方解石透镜体，为风暴作用引起的水体扰动而形成，方解石纹层被打碎后发生原地再沉积作用。水体较深，气候逐渐转为暖湿，水体整体较平静，局部也有微弱的底流作用。

当气候由干旱向暖湿过渡时，河流将大量淡水带入湖泊，水体逐渐加深，陆源输入逐渐加强，湖盆由前一阶段的封闭状态逐渐转为开放，黏土矿物逐渐变多，由于湖水较深，水体较为安静，多形成平直纹层，为有机质的生产和保存创造了条件。因此，该阶段主要形成富有机质平直纹层灰质黏土岩。

第3 阶段（3 286.13～3 369.56 m）：黄铁矿含量和Zr/Al 仍维持在较高水平，岩相中有机质含量高，GR测井曲线值同样保持在高值，显示了水体较深，还原性较强，Ca/（Si+Al）持续减小，气候暖湿，Sr/Ca较前一阶段开始减小，陆源淡水的注入导致了湖泊水体盐度降低。岩性以块状含灰黏土岩和块状黏土岩为主，夹少量白云岩和灰岩。该阶段水体较深且闭塞，气候温暖湿润，水体平静。

当气候变得温暖湿润后，水体深度达到峰值，陆源输入较多，带来了丰富的黏土矿物。湖泊具有水体分层的特征，即上部水体含氧量较为充足，底部水体处于贫氧或缺氧状态，湖底处于较强的还原环境，黄铁矿最为发育，有机质保存条件最佳，水体环境整体平静，碳酸盐矿物不太发育，形成了较多的均一块状构造。因此，在湿润气候条件下，富有机质块状含灰黏土岩和富有机质块状黏土岩均较发育。

第4 阶段（3 251.00～3 286.13 m）：黄铁矿含量、GR测井曲线值和Zr/Al 开始出现减小趋势，岩相仍然以富有机质沉积为主，Ca/（Si+Al）开始增大，Sr/Ca 为持续平稳的低值，反映了这一时期水深开始变浅，还原性减弱，黏土矿物沉积减少，气候也开始由暖湿向干旱转变。主要发育灰质黏土岩和黏土岩，少量含灰黏土岩夹杂其中，沉积构造以块状为主，夹较多泥晶方解石透镜体，部分岩石可见平直纹层状沉积构造，表明该时期水体仍然较深，气候较为湿润，水体时常受到底流扰动。

当暖湿气候向干旱气候过渡时，水体逐渐变浅，还原性依然较强但开始逐渐减弱，整体水体深度依然较大，水体环境较为平静，沉积构造以块状和平直纹层状为主，有机质含量较高。由于蒸发作用增强，沉积的灰质逐渐增加，出现了灰质黏土岩，偶尔可见风暴作用打碎方解石纹层后形成的方解石透镜体，沉积时期伴随有微弱的底流作用。综上所述，当研究区由暖湿气候向干旱气候转变时，主要发育富有机质块状黏土岩和富有机质平直纹层灰质黏土岩。

6 结论

（1）东营凹陷沙河街组四段上亚段的细粒沉积岩的矿物组分主要包括方解石、白云石、石英、黏土矿物、黄铁矿和石膏等，多富含有机质，沉积构造以平直纹层、波状纹层和块状构造为主。根据矿物组成、沉积构造和有机质含量等指标将研究区细粒沉积岩划分为15 种岩相，其中富有机质平直纹层灰质黏土岩、富有机质块状黏土岩、富有机质块状含灰黏土岩、含有机质波状纹层黏土质灰岩、含有机质波状纹层含黏土灰岩5 种岩相较为发育。

（2）东营凹陷沙河街组四段上亚段的沉积演化可分为4 个阶段，即干旱气候阶段、干旱—暖湿气候过渡阶段、暖湿气候阶段和暖湿—干旱气候过渡阶段。干旱气候条件下，含有机质波状纹层含黏土灰岩和含有机质波状纹层黏土质灰岩均较为发育；在干旱—暖湿气候过渡阶段，富有机质平直纹层灰质黏土岩发育；暖湿气候条件下，富有机质块状含灰黏土岩和富有机质块状黏土岩均较发育；在暖湿—干旱气候过渡阶段，主要发育富有机质块状黏土岩和富有机质平直纹层灰质黏土岩。