酒西盆地红柳峡地区下白垩统烃源岩孢粉相与沉积古环境特征

2021-10-18吉利明张明震金培红苑伯超龙礼文

岩性油气藏 2021年5期

马博，吉利明，张明震，金培红，苑伯超，龙礼文

（1.中国科学院西北生态环境资源研究院，兰州 730000；2.现代古生物学和地层学国家重点实验室（中国科学院南京地质古生物研究所），南京 210008；3.中国科学院大学，北京 100049；4.中国石油玉门油田分公司勘探开发研究院，甘肃酒泉 735019；5.中国石油勘探开发研究院西北分院，兰州 730020）

0 引言

酒西盆地属于勘探程度相对较高的典型陆相生油盆地，在下白垩统湖相沉积中发育主要烃源岩和优质储集层，自下而上可分为赤金堡组（K1c）、下沟组（K1g）和中沟组（K1z）［1-2］，其中赤金堡组和下沟组部分层段发育优质烃源岩，而中沟组主要发育中等烃源岩［3］。由于目前揭示赤金堡组的钻井较少，前人的研究重心主要集中在下沟组烃源岩与储集层特征［3-5］、有机质组成［6］和沉积充填演化特征［7］等方面。下沟组是盆地内的主力烃源岩，由富藻纹层湖相泥岩、泥质白云岩和白云质泥岩等组成，有机质以低等浮游生物为主兼有高等植物输入，盆地内主要发育扇三角洲和湖底扇沉积体系［8］。红柳峡地区位于盆地边缘地带，下沟组烃源岩有机显微组分主要为腐殖无定形体、镜质组和惰质组，有机质类型为Ⅲ型，以陆源高等植物输入为主［6，9］，发育三角洲—滨浅湖相沉积［9-10］。而彭楠等［11］则认为红柳峡地区下沟组主要发育深湖相沉积。下沟组沉积期潮湿与半干旱气候交替出现［12］，古盐度呈现正常湖泊兼有微咸化的特点［12-13］，Jin 等［14］根据孢粉研究认为下沟组沉积期普遍潮湿且晚期更加潮湿，而Chen 等［13］根据元素比值分析认为下沟组沉积期气候较为干旱。此外，相关研究表明下沟组发育有较为罕见的湖相“白烟型”喷流岩［15］。

针对下沟组有机质组成和沉积古环境，前人开展了大量的研究工作，但选样位置分散，且属于下沟组的不同层段，难以系统反映下沟组整体的古环境及其演化过程。另外，对红柳峡地区下沟组沉积古环境的认识大都基于古生物化石和沉积相的研究，导致目前的认识仍不一致。

鉴于以上问题，利用红柳峡地区岔沟剖面下白垩统的良好露头，在下沟组系统采样，开展详细的孢粉相和元素地球化学分析，研究下沟组烃源岩有机质组成和沉积古环境特征及其演化规律，为酒西盆地下沟组烃源岩生烃潜力评价提供依据。

1 地质概况

酒西盆地处于北祁连造山带、阿尔金断裂带和阿拉善地块的交汇部位［16］，是河西走廊西端“小而肥”的含油盆地。属于早白垩世断陷和新生代坳陷构成的中、新生代叠合盆地［17-18］。盆地被西侧阿尔金断裂、北侧宽滩山—黑山断裂、南侧祁连山北缘断裂以及东侧嘉峪关—文殊山断裂所限，面积约为2 700 km2。阿尔金左旋走滑断裂带和祁连山北缘逆冲推覆断裂带在盆地演化过程中多次活动并形成了一系列不同级次的派生断裂，控制了盆地不同时期的构造格局和沉积充填与演化特征（图1）。

图1 酒西盆地区域地质图与红柳峡岔沟剖面位置Fig.1 Regional geological map of Jiuxi Basin and location of Chagou profile in Hongliuxia area

酒西盆地在早白垩世主要经历了断陷形成、扩张发展和萎缩消亡3 个阶段，分别发育了赤金堡组、下沟组和中沟组沉积。早白垩世早期（赤金堡组沉积期），研究区在伸展构造背景下开始了初始断陷［11］，产生了一系列北东向展布的正断层并将盆地分割成大小不一的半地堑式箕状断陷［19］；早白垩世中期（下沟组沉积期）断陷持续扩张发展，同时伴随强烈的热液和火山活动，在旱峡和红柳峡地区形成了基性火山岩，在断陷沉积中心发育了热水沉积岩；早白垩世末期（中沟组沉积期）的晚燕山运动使盆地发生构造反转，终止了断陷盆地的演化［7］；在新生代由于印度板块与欧亚板块发生碰撞和阿尔金断裂带活动的影响，北祁连造山带向北推覆并在盆地内形成一系列推覆体，盆地大幅沉降，逐渐演化为挤压型的前陆盆地并沉积了巨厚的新近系。

早白垩世盆地内的沉积环境总体上表现为早期以三角洲和湖相为主，中期主要发育湖相，局部地区发育三角洲相，晚期以河流相为主，局部地区发育湖相［11］。赤金堡组沉积期，各断陷内发育冲积扇—河流相粗碎屑沉积和湖相细碎屑沉积；下沟组沉积期与赤金堡组类似，主要发育了一套半深湖—深湖相的暗色泥岩和水下扇沉积，构成了盆地内良好的烃源岩与储集层；中沟组沉积期，湖盆逐渐萎缩衰亡，整体发育冲积扇—河流相粗碎屑，仅在部分地区（旱峡）发育湖相沉积。酒西盆地下沟组主要出露于新民堡、旱峡、红柳峡和下沟地区，与下伏的赤金堡组呈整合接触，可进一步细分为下段（K1g0）、中段（K1g1）和上段（K1g2+3）［20］，其中红柳峡地区下沟组以灰黑色粉砂岩和泥页岩为主，夹有灰黄色砂岩和砾岩，主要为三角洲—滨浅湖亚相沉积［10］。

酒西盆地红柳峡地区岔沟剖面位于甘肃省酒泉市赤金镇以西约12 km 处（图1），剖面近南北走向，长度约为1.5 km。其中下沟组出露厚度约为420 m，下段以灰黑色泥岩为主，中段灰黑色泥岩、棕红色砾岩和灰黄色砂岩交替发育，上段主要为灰黑色泥岩和灰色粉砂质泥岩夹少量砂岩。在岔沟剖面下沟组由底至顶共计取样50 块，岩性以灰黑色泥岩和粉砂质泥岩为主。

2 孢粉相特征

2.1 孢粉相分析方法

孢粉相分析在甘肃省油气资源研究重点实验室进行，参考行业标准［21］，采用经典的HCl-HF 酸解法［22］。选取30～50 g 样品粉碎至直径2～3 mm的颗粒后置于塑料烧杯中，加入10%的HCl 去除样品中的碳酸盐岩，再用蒸馏水反复冲洗至中性后加入70%的HF 以去除样品中的硅质岩，再次洗至中性后将剩余的酸解残留物进行离心处理，将最终获得的孢粉有机质（PM，Palynological Organic Matter）制片后在显微镜下进行鉴定和统计。每个样品至少统计200 粒孢粉有机质，并计算各类有机组分的相对含量和有机质类型指数TI（Type Index）。参考行业标准［23］，TI计算公式如下

式中：a，b1，b2，c1，c2和d分别代表腐泥组（腐泥无定形+藻类体）、树脂体、壳质组（角质体+木栓质体+孢粉体+菌孢体+腐殖无定形+底栖藻无定形）、富氢镜质体、正常镜质体和惰质组的体积分数。TI值大于80，80～40，40～0 和小于0 分别代表Ⅰ型、Ⅱ1型、Ⅱ2型和Ⅲ型有机质。

2.2 孢粉有机质分类方案

原始的孢粉有机质在经过各种地质作用后会遭受不同程度的破坏或降解，导致其来源不易判断，所以有关孢粉有机质的统一分类和命名问题至今尚未达成共识［24］。虽然孢粉相分析结果受孢粉有机质分类方案的影响相对较小，但是对不同研究对象采用合适的分类方案仍是必要的［25］。参考Ercegovac和Kostić［24］以及Zhang 等［26］的孢粉有机质分类方案，共识别出以下组分：（1）无定形有机质（AOM，Amorphous Organic Matter），包括颗粒状和凝胶化无定形。（2）孢型（Palynomorphs），包括藻类体和孢粉体。（3）植物碎屑（Phytoclasts），包括木质组织、角质体、木栓质体、凝胶化木质及丝炭。按照有机质类型指数（TI）大于80，80～40，40～0 和小于0 分别代表Ⅰ型、Ⅱ1型、Ⅱ2型和Ⅲ型有机质的标准，对下沟组进行了有机质类型划分（图2）。

图2 红柳峡岔沟剖面下沟组孢粉有机质含量与孢粉相划分Fig.2 Palynological organic matter contents and palynofacies classification of Xiagou Formation of Chagou profile in Hongliuxia area

2.3 孢粉相划分

严格来讲，一个孢粉有机质集合就可认为是一个孢粉相，但这种观点不利于所解释孢粉相的实际应用，因此宏观上将具有相似孢粉有机质组成的样品划归为一个孢粉相［25］。根据红柳峡地区下沟组50 个样品的孢粉有机质相对含量，将其划分为3 个孢粉相（图2）。

（1）孢粉相A（植物碎屑—无定形组合）。主要发育在下沟组下段（0～105.2 m）和上段（333.7～420.0 m），以含大量木质组织（体积分数为37.8%～75.5%，平均值为66.9%）和无定形（体积分数为11.4%～52.1%，平均值为20.2%）为主要特征。

（2）孢粉相B（无定形组合）。零星发育在下沟组下段和上段，含大量无定形（体积分数为51.3%～85.2%，平均值为66.6%）和少量木质组织（体积分数为11.5%～40.3%，平均值为26.8%）。

（3）孢粉相C（植物碎屑组合）。下沟组各层段均有发育但在中段（105.2～333.7 m）集中出现，以含大量木质组织（体积分数为67.0%～93.8%，平均值为82.0%）、部分丝炭（体积分数为4.8%～15.2%，平均值为9.5%）和少量孢型（体积分数为0.0%～21.2%，平均值为4.6%）为特征。

2.4 孢粉有机质分布特征

前人研究表明盆地内下沟组烃源岩有机显微组分主要为无定形体（包括腐泥和腐殖无定形体）、藻类体、孢粉体和壳屑体［6］。本次研究系统分析了红柳峡地区下沟组烃源岩孢粉有机质的组成及其在纵向上的变化特征。结果表明：①下沟组下段孢粉相A，B 和C 交替出现，出现频率分别为22.2%，25.9%和51.9%，以孢粉相C 为主。孢粉有机质主要为木质组织（体积分数平均为65.2%），其次为无定形组分（体积分数平均为21.8%），孢粉含量较少（体积分数平均为5.3%），总体上显示以陆源高等植物输入为主的特征，部分层段无定形含量较高，显示以低等水生生物输入为主。孢粉体是植物的生殖细胞，其颜色随成熟度的增大而加深，成熟度较低时在透射光下通常呈淡黄色—黄色［图3（a）］，蓝光激发下显示橙色荧光［图3（b）］；角质体来源于植物的角质层，在透射光下通常呈淡黄色［图3（c）］，蓝光激发下显示橙色荧光［图3（d）］；无定形可分为凝胶化无定形和颗粒状无定形，前者含量较高，在透射光下主要呈现深褐色［图3（e），（g）］，蓝光激发下显示微弱的暗黄色荧光［图3（f），（h）］，一般由陆源高等植物经细菌强烈改造而成，后者含量较低，为藻类或细菌来源［26］，在透射光下呈现棕色—褐色［图3（i）—（l）］，蓝光激发下基本无荧光显示，推测是由于经历了强烈降解或样品风化导致。②下沟组中段孢粉相C 占绝对优势，孢粉有机质主要为木质组织（体积分数平均为84.1%）和丝炭（体积分数平均为10.3%），无定形含量较低（体积分数平均为2.6%）。木质组织由棕色木质［图3（m）—（n）］和黑色木质［图3（o）］组成，其中棕色木质可呈现部分凝胶化结构［图3（m）］，蓝光激发下均无荧光显示。丝炭在透射光下主要呈现尖锐边缘的黑色条形结构［图3（p）］，通常形成于野火或木质组织被强烈氧化［25］。③下沟组上段孢粉相特征与下段类似，孢粉相A，B 和C 出现频率分别为50.0%，12.5% 和37.5%，以孢粉相A 为主，孢粉有机质主要为木质组织（体积分数平均为60.8%），其次为无定形（体积分数平均为29.3%），显示以陆源高等植物输入为主的特征。

图3 红柳峡地区下沟组孢粉有机质镜下特征（a）孢粉体，透射光下呈淡黄色，X-12；（b）与（a）为同一视域，孢粉体在蓝光激发下呈橙色荧光；（c）角质体，透射光下呈淡黄色，X-6；（d）为（c）的同一视域，角质体在蓝光激发下呈橙色荧光；（e）凝胶化无定形，透射光下呈深褐色—棕黑色，X-4；（f）为（e）的同一视域，凝胶化无定形在蓝光激发下呈暗黄色荧光；（g）凝胶化无定形，透射光下呈棕黑色，X-27；（h）为（g）的同一视域，凝胶化无定形在蓝光激发下呈暗黄色荧光；（i）—（l）颗粒状无定形，透射光下呈棕色—褐色，蓝光激发下无荧光显示，X-23，X-23，X-23，X-47；（m）棕色木质，透射光下呈棕色，显示半凝胶化结构，蓝光激发下无荧光显示，X-16；（n）棕色木质，透射光下呈棕褐色，蓝光激发下无荧光显示，X-12；（o）黑色木质，透射光下呈黑色，蓝光激发下无荧光显示，X-37；（p）丝炭，透射光下呈黑色，蓝光激发下无荧光显示，X-49Fig.3 Microscopic features of palynological organic matter of Xiagou Formation in Hongliuxia area

陈建军［9］认为红柳峡地区下沟组烃源岩有机显微组分以陆源高等植物来源的腐殖无定形、镜质组和惰质组为主。本次孢粉相分析表明，红柳峡地区下沟组沉积期靠近陆源区，有机质整体的优势成分为陆源高等植物来源的植物碎屑，与其研究结果相对应。下段和上段沉积期水体变化频繁，有少量低等水生生物存在，而中段沉积期水体较稳定，有机质以大量陆源高等植物碎屑输入为主。

2.5 有机质类型

孢粉相分析不仅可以用来判识母质来源和沉积环境，亦可通过孢粉有机质中油倾组分和气倾组分的相对含量来划分有机质类型［18］，油倾的孢粉有机质相当于Ⅰ，Ⅱ型干酪根（藻类、藻类来源的无定形和角质层等），气倾的孢粉有机质相当于Ⅲ型干酪根（高等植物来源的无定形、木质及其他维管植物组织等）［22］。因此，在以煤岩显微组分命名为基础而制定的干酪根显微组分分类标准［23］中将有机显微组分划分为腐泥组、壳质组、镜质组和惰质组四大类，通过对每组显微组分的定量统计并加权后求得类型指数TI，进而划分有机质类型。本次研究根据类型指数TI对下沟组进行了有机质类型的划分，结果表明，下沟组烃源岩以Ⅲ型有机质为主（占比为82.0%），Ⅱ2和Ⅱ1型有机质较少（占比分别为16.0%和2.0%），无Ⅰ型有机质。其中，下沟组下段样品中Ⅲ型、Ⅱ2和Ⅱ1型有机质占比分别为74.1%，22.2%和3.7%，无Ⅰ型有机质；中段样品有机质类型均为Ⅲ型；上段样品中Ⅲ型和Ⅱ2型占比分别为75.0%和25.0%。孢粉相分析表明，红柳峡地区岔沟剖面下沟组烃源岩以Ⅲ型有机质为主，其生油潜力整体较差，仅在下段和上段部分层位为较好的Ⅱ2和Ⅱ1型有机质，具有一定的生油潜力。这是因为红柳峡地区在下沟组沉积期靠近湖盆物源区，沉积水体较浅，导致烃源岩发育较差。这与前人对红柳峡剖面的认识基本一致。

酒西盆地主力生烃凹陷—青南次凹在下沟组沉积期靠近湖盆沉积中心，沉积水体较深，近沉积中心，烃源岩以Ⅱ1和Ⅱ2型有机质为主，为优质烃源岩［3，9］。红柳峡地区与青南次凹分别位于盆地内青西富油气凹陷的北部和南部，由两者的相对位置和烃源岩发育的程度可以推测，青西凹陷内发育的下沟组烃源岩质量由南向北有变差的趋势，油气勘探潜力也随之减小。

3 沉积古环境特征

3.1 元素分析方法

元素分析在兰州大学西部环境教育部重点实验室进行，采用MagiX PW2403 型号的X射线荧光光谱仪，测试精度为0.1%～0.3%，标样为国家一级地球化学标准物质（编号GBW07103-GBW07108，GBW07120-GBW07122）。称取约5 g 样品粉碎至小于0.075 0 mm，将粉末样品倒入自动压样机制成圆柱形压饼，放入X 射线荧光光谱仪进行测试。为保证数据的准确性，每次用研钵碎样以及压样后将研钵和压样机分别清理干净后再装入新的样品。共测量了下沟组50 个样品的主量元素、部分微量元素和总硫（TS）值。

3.2 古环境意义

一系列微量元素的富集反映了沉积期和早期成岩的特定环境条件，因此沉积物（岩）中微量元素的丰度及其比值能够反映沉积古环境信息［27-31］，然而单一的元素参数在古环境解释中具有多解性，多种参数的联合分析可以提高判断的准确性。

3.2.1 古气候

Fe，Mn，V，Ni，Cr 和Co 等元素在潮湿气候条件下相对富集。干燥气候条件下，由于水分蒸发和水介质碱性的增大使得Ca，Mg，Na，K，Sr 和Ba 等元素大量析出沉淀，在沉积物中的含量较高［32］。因此可根据这2 类元素的相对含量和比值来判断古气候条件，前人据此建立的C值在古气候研究中得到了广泛的应用。

通常C值越高代表气候越潮湿，反之则越干燥。研究表明：C<0.2 反映干燥气候；C=0.2～0.4反映半干燥气候；C=0.4～0.6 反映半干燥—半潮湿气候；C=0.6～0.8 反映半潮湿气候；C>0.8 反映潮湿气候［33］。下沟组C值为0.57～2.68（平均值为0.80），除下段3 个样品C值小于0.6 外，其余样品C值均大于0.6，总体显示半潮湿—潮湿的气候特征［图4，5（a）］，下段、中段和上段平均C值分别为0.79，0.80 和0.82，显示逐渐增大的过程，指示下沟组晚期逐渐变为潮湿气候。

图4 红柳峡地区下沟组古环境判识参数曲线Fig.4 Curves of paleoenvironmental parameters of Xiagou Formation in Hongliuxia area

Rb 离子半径相对较大，通常在风化过程中较稳定，易被黏土矿物吸附，而Sr 离子半径较小，在水中溶解度较大，易迁移流失，湿润气候条件下降水较多，风化程度较高，因此在母岩中残留较多Rb，使Rb/Sr值升高，即高Rb/Sr 值代表湿润气候，低Rb/Sr值代表干旱气候［34］。下沟组w（Rb）/w（Sr）为1.57～14.89（平均值为4.21），下段、中段和上段的平均值分别为4.41，3.37 和5.10，指示下沟组沉积期整体潮湿，晚期具有更加潮湿的趋势（图4）。

Fe 在湖相环境中容易以Fe（OH）3的形式沉淀，而Mn 仅在强烈蒸发条件下沉淀，因此低的Fe/Mn值通常反映干热的古气候［35］。下沟组w（Fe）/w（Mn）为15.62～232.51（平均值为83.21），其中下段、中段和上段平均值分别为77.78，74.00 和118.76，亦指示下沟组沉积期普遍潮湿，晚期趋于更加潮湿（图4）。

前人根据孢粉研究认为下沟组沉积期整体为潮湿或半湿润的温带—亚热带气候［36］，并且自下而上表现出早期温暖干旱，晚期逐渐寒冷潮湿的气候变化［14］。本次研究根据C值、Rb/Sr 和Fe/Mn 古气候参数，认为研究区下沟组沉积期总体为半潮湿—潮湿的气候，晚期有更加潮湿的趋势，与前人的研究结果基本一致。

3.2.2 古盐度

Sr 和Ba 元素在不同的沉积环境中通常表现为相反的地球化学行为，一般来说Sr/Ba 值通常随着盐度的升高而增加。由Sr-Ba 含量关系图版［图5（b）］可见，下沟组50 个样品均位于陆相沉积区，指示下沟组沉积于陆相湖泊环境中。

图5 红柳峡地区下沟组古环境判识图Fig.5 Plot of paleoenvironment identification of Xiagou Formation in Hongliuxia area

在现代沉积物中，MgO/Al2O3值与沉积水体的平均盐度呈指数关系，即MgO/Al2O3值随着盐度的升高而增大，因此MgO/Al2O3值的变化可指示古水体盐度的变化。在计算MgO/Al2O3值时通常将w（MgO）扩大100 倍，一般认为100w（MgO）/w（Al2O3）<1 时指示淡水环境，100w（MgO）/w（Al2O3）=1～10 指示海陆过渡环境，100w（MgO）/w（Al2O3）>10 指示海水环境［37］。下沟组100w（MgO）/w（Al2O3）为4.44～16.54（平均值为10.57），下部、中部和上部的平均值分别为10.48，11.39 和9.34，呈现先增大后减小的趋势（参见图4），反映下沟组沉积期整体为微咸水—咸水环境。通常随着盐度的增大，黏土矿物对K 离子的吸附性增强，而黏土矿物和有机质对Rb 的吸附性更强，因此Rb/K 值或Rb/K2O值亦能反映古盐度。在计算Rb/K2O 时通常将Rb 含量扩大1 000 倍，一般来说1 000w（Rb）/w（K2O）<4代表淡水环境，1 000w（Rb）/w（K2O）为4～6 代表微咸水环境，1 000w（Rb）/w（K2O）>6 代表咸水环境［34］。下沟组1 000w（Rb）/w（K2O）为3.46～5.11（平均值为4.24），下部、中部和上部的平均值分别为4.26，4.15 和4.32，呈现先减小后增大的趋势，反映下沟组沉积期整体为淡水—微咸水环境。

前人根据红柳峡剖面下沟组产出的介形类化石认为下沟组沉积期为淡水—微咸水环境［38］，本次研究根据MgO/Al2O3和Rb/K2O 参数，认为研究区下沟组沉积期整体为微咸水—咸水环境，部分层段沉积期表现为盐度较低的淡水环境。

3.2.3 古氧相

沉积岩中对氧化还原性敏感的元素如V，Ni，Cr，Co，Cu，Th，U，Mo 和Fe 等能够保存沉积时的氧化还原（氧相）信息，因此这些元素的富集程度通常被用来解释古水体的氧化还原条件。前人研究认为：w（V）/w（Cr）小于2 指示氧化环境，2～4.25 指示贫氧环境，大于4.25 指示缺氧环境；w（Ni）/w（Co）小于5 指示氧化环境，5～7 指示贫氧环境，大于7指示缺氧环境［39］。下沟组w（V）/w（Cr）和w（Ni）/w（Co）分别为0.24～1.17（平均值为1.00）和0.84～4.52（平均值为2.49），反映下沟组沉积期为氧化环境［参见图4，5（c）］。

氧化环境有利于P 元素而不利于有机碳的保存，缺氧环境利于有机碳而不利于P 元素的保存，因而Corg/P 值可指示氧化还原条件。Algeo 等［40］研究表明，w（Corg）/w（P）小于50 指示氧化环境，0～100指示低氧环境，大于100 指示缺氧环境。下沟组w（Corg）/w（P）为1.06～235.48（平均值为27.44），反映下沟组沉积期整体为氧化环境，贫氧和缺氧环境偶尔出现在下段和上段沉积期（参见图4）。此外，相关研究表明w（FeT）/w（Al）>0.5～0.6 指示硫化缺氧环境，w（FeT）/w（Al）＜0.5～0.6 指示非硫化缺氧环境及含氧环境［41］。下沟组w（FeT）/w（Al）为0.23～1.42（平均值为0.44），亦反映下沟组沉积期整体为氧化环境，缺氧环境偶尔出现在下段和上段沉积期。

根据V/Cr，Ni/Co，Corg/P 和FeT/Al 古氧相指标，认为红柳峡地区下沟组沉积期主要为氧化环境，其中，下段和上段部分层位沉积期表现为贫氧和缺氧环境。

3.2.4 古生产力

P 元素被视为古生产力的最终控制因素，而自生矿物和有机质可能对自生P 元素含量具有稀释效应，因此，通常联合使用来源于陆源碎屑的Ti 和Al 元素含量以减少这种稀释效应的影响，即用P/Ti或P/Al 值表征古生产力［42］。下沟组w（P）/w（Ti）为0.042 4～0.110 7（平均值为0.076 6），下部、中部和上部的平均值分别为0.076 5，0.076 8 和0.076 3，均低于具有中等生产力的Ubara 剖面燧石的w（P）/w（Ti）（平均值为0.34）［42］，表明红柳峡地区下沟组沉积期古生产力较低。

Ni 和Cu 在成岩过程中移动距离有限（小于5 cm），即使Ni 和Cu 在沉积后部分或全部流失，仍可代表原始有机质的存在，因此，高丰度的Ni 和Cu 通常指示较高的生产力［27］。本次研究根据元素富集系数EF（Enrichment Factors）来判断Ni 和Cu的富集程度

式中：X 为任一元素，平均页岩参考Wedepohl 平均页岩［43］。EFx>1 表示该元素X 相对平均页岩富集，EFx<1 表示该元素X 相对平均页岩亏损。下沟组EFNi和EFCu分别为0.63～1.61（平均值为0.99）和0.46～2.39（平均值为1.39），其中Ni 相对平均页岩整体显示亏损，部分样品表现出相对富集的特征，而Cu 则相对平均页岩略显富集但不明显，可能是大量陆源碎屑输入带来一定的有机质，使Cu 显示相对较富集的特征。因此，EFNi和EFCu亦反映红柳峡地区下沟组沉积期具有较低的古生产力。

此外，高的有机质丰度和有机碳含量指示高的生产力［44］。下沟组TOC 的质量分数为0.06～6.56%（平均值为1.01%），下段、中段和上段的平均值分别为1.18%，0.29%和1.77%，整体指示较低的古生产力（参见图2），其中，上段和下段部分层位沉积期古生产力较高，中段沉积期古生产力最低。因此，根据w（P）/w（Ti），EFNi，EFCu和w（TOC）指标，认为红柳峡地区下沟组沉积期湖泊古生产力较低。

3.3 孢粉相古环境解释

将研究区下沟组孢粉有机质组成投影至Tyson［22］提出的孢粉相A-P-E 三元图中可见（图6），下沟组样品整体落在近源氧化的近P 端，仅有下段和上段部分样品落在相对远源贫氧或缺氧的Ⅵ和Ⅸ区。表明红柳峡地区下沟组沉积期水体较浅且主要为近源氧化的冲积扇—三角洲和滨浅湖环境，其中，下段和上段部分层位沉积期偶尔出现偏静水的浅湖—半深湖环境。此外，主量元素亦反映研究区下沟组主要沉积在近源的大陆边缘环境中，只有下段和上段部分样品落在深湖区域［参见图5（d）］，表明下沟组上段和下段部分层位沉积期水体较深，而中段沉积期水体相对较浅。

图6 红柳峡地区下沟组孢粉有机质组成A-P-E 三元图Ⅰ.高能近源环境；Ⅱ.边缘贫氧—厌氧环境；Ⅲ.多粗碎屑沉积的充氧近源环境；Ⅳ.陆架与陆棚的过渡区（Ⅳa 为低氧，Ⅳb 为低氧—缺氧）；Ⅴ.多细碎屑沉积的充氧远源环境；Ⅵ.近源低氧—贫氧环境；Ⅶ.远源低氧陆架；Ⅷ.远源贫氧—缺氧环境；Ⅸ.远源缺氧环境Fig.6 A-P-E ternary diagram of organic matter composition of Xiagou Formation in Hongliuxia area

陈建军［9］、薛沛霖等［10］认为，红柳峡地区下沟组沉积期位于靠近陆源区的湖盆北部边缘，整体上水体较浅且主要发育三角洲—滨浅湖相沉积；而彭楠等［11］则认为红柳峡地区下沟沉积期水体较深，主要为深湖相沉积。本次研究表明，红柳峡地区在下沟组沉积期并非处于湖盆的沉积沉降中心，而是位于湖盆北部边缘地带，以三角洲和滨浅湖相沉积环境为主，并且整体上发育了较差的烃源岩。其中，下沟组早期和晚期湖侵频繁，较深水环境偶有出现，而中期以稳定发育的三角洲—滨浅湖亚相沉积环境为主。