松辽盆地中央凹陷青山口组一段页岩生烃潜力及沉积环境研究
2022-09-14谭静强谢文泉
代 宇，谭静强，谢文泉
(1.中南大学 地球科学与信息物理学院，长沙 410083;2.有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室，长沙 410083)
0 引言
页岩油作为一种新兴的非常规油气资源，在全球范围内拥有巨大的资源储量，其成功的商业化勘探开发，推动着新一轮的油气资源革命；同时非常规油气受到的社会关注度及其在石化能源行业中的重要性也与日俱增[1-3]。美国较早成功实现页岩油商业化开发，通过对威利斯顿盆地、墨西哥湾盆地和二叠盆地等多地区的页岩油的勘探开发，使其从石油进口国变为出口国，同时也改变了全球能源供需格局[4-9]。北美地区主要发育海相沉积页岩，具有有机质丰度高，原油流动性强，页岩储层性能优越，易于开采等优点。而中国页岩以陆相沉积为主，具有原油含蜡量高，流动性差，页岩非均质性强，地层复杂多变等不利因素，加大了页岩油的勘探开发难度[10-11]。目前国内对于页岩油的研究集中于准噶尔盆地、鄂尔多斯盆地以及松辽盆地等大型陆相湖盆[12-15]，均发现丰富的页岩油资源，表明我陆相页岩油资源潜力巨大。
松辽盆地作为目前陆相页岩油勘探的热点，盆内发育厚层的暗色泥页岩，具有分布范围广，储量丰富，生烃潜力巨大等优点[16]，但又不同于其他陆相沉积盆地，松辽盆地页岩非均质性强[17]，岩性岩相组合复杂多变[18-19]。前人针对松辽盆地的研究集中于青山口组下段，认为整个青山口组页岩发育于富营养化和缺氧的还原性底水环境中[20-21]。松辽盆地的陆相页岩对于气候变化敏感，盆内页岩黏土矿物含量高，其页岩岩相类型、生烃潜力和沉积环境纵横变化差异大等因素制约着松辽盆地页岩油的进一步勘探与开发[22-24]。该研究希望通过对松辽盆地青山口组一段的页岩进行岩相岩石学以及地球化学研究，划分出青山口组一段页岩的岩相类型并重建其沉积古环境，探讨不同岩相类型生烃潜力及沉积环境间的差异。
1 区域地质概况
松辽盆地位于我国东北部，横跨东北三省，整个盆地南北向长820 km，东西向宽350 km，覆盖面积约为26×104km2，既是中新生代的复合型盆地，也是中国最大的陆相含油气盆地。根据盆地内不同地区的构造差异及特征，将整个盆地划分成6个一级构造带，分别为中央凹陷区、北部倾没区、西部斜坡区、西南隆起区、东北隆起区及东南隆起区(如图1所示)[19,21,25]。
图1 松辽盆地区域构造背景图和地层柱图Fig.1 Structural background map and stratigraphic column map of Songliao Basin
中央凹陷区位于沉积盆地中央，分布范围广，发育地层连续完整，是油气的重要生成和富集区，盆地内发育多套沉积地层，自下而上分别为火石岭组(J3h)、沙河子组(K1sh)、营城组(K1y)、登娄库组(K1d)、泉头组(K1q)、青山口组(K1qn)、姚家组(K2y)、嫩江组(K2n)、四方台组(K2s)、明水组(K2m)等[26]。该文研究重点主要为青山口组沉积地层，其形成于中央凹陷湖盆发育的沉降期[27]，并且自下而上被划分为K2qn1，K2qn2和K2qn3这3段。K2qn1沉积于深湖-半深湖环境中，此时盆地内发生了快速大规模的湖侵，整个湖盆都沉积了大量的富有机质暗色泥岩[28]。K2qn2和K2qn3沉积期间湖平面消退，湖泊面积减小，砂体发育较多，以滨浅湖和三角洲沉积为主[29]。因此相比于K2qn2和K2qn3，青一段具有更广泛的深湖-半深湖扩张和更稳定的沉积环境，为其有机质的保存和聚集提供了更好的地质条件。
2 样品和测试分析
该研究共采集岩芯样品24块，分别来自位于中央凹陷区中部的XX1井和边缘的XX2井(如图1所示)。XX1井样品主要取自青山口组一段顶部，取样深度1 289.01～1 296.03 m，取样间隔为0.5～1.5 m，部分层位加密取样，样品多以灰色、灰黑色泥岩和黑色页岩为主。XX2井位于中央凹陷区的边缘西侧，取样深度1 965.05～2 010.85 m，取样间隔为0.5～2.0 m，部分层位加密取样，样品以灰色、灰黑色泥岩为主，少量的灰色、灰白色粉砂岩，部分泥岩夹粉砂质条带。图2所示为XX1井与XX2井岩性剖面及取样位置。
图2 XX1井与XX2井岩性剖面及取样位置Fig.2 Lithologic profile and sampling location of well XX1 and XX2
2.1 岩石矿物学分析
通过详细的岩心观察，甄选出总计15个典型样品制作薄片，并在偏光显微镜下分析各个样品的微观构造。同时样品的矿物成分数据利用Bruker公司生产的型号为Advance D8 X(重复精度0.001°)射线全自动衍射仪进行矿物成分测试(XRD)，设置扫描角度为3°≤2θ≤80°，扫描速度为2°/min，测试完成后对数据进行处理并完成半定量矿物成分分析。
2.2 TOC和岩石热解
样品的总有机碳含量主要使用Leco-CS744碳硫分析仪进行测定。将样品研磨至200目，随后称量约0.1 g，装入陶瓷坩埚中，用5%的稀盐酸淋洗去除样品的无机碳，干燥后在坩埚中加入助燃剂和铁屑在1 100 ℃的仪器中燃烧，获取其TOC。为保证数据的准确性，每测试10个样品，用标准样品进行校准。岩石热解分析使用Rock-Eval 6仪器依据Lafargue标准完成[30]。样品的热解程序开始时，让样品保持在氦气气流中加热，样品在仪器中被加热到300 ℃时平衡3 min，这时可以得到样品的游离烃(S1)，随后继续以25 ℃/min的升温速率加热到600 ℃平衡15 min，可以得到样品的裂解烃(S2)，Tmax代表热解过程中达到最大生烃量时所对应的温度。
2.3 生物标志化合物
该研究通过YSC-全自动多功能抽提仪采用索氏抽提法进行氯仿沥青“A”的抽提。利用甲醇和二氯甲烷溶液(比例约7∶93)的混合液对样品连续抽提72 h，随后将抽提出来的溶液在抽真空的旋转蒸发仪中冷却浓缩得到氯仿沥青“A”。抽提后得到的氯仿沥青“A”成分复杂(包含饱和烃、芳香烃、沥青质和非烃)，需要将其进行族组分分离以获取纯净的饱和烃。取少量抽提浓缩后的有机质置于烧杯中，加入正己烷浸泡12 h使其充分溶解，然后将溶液使用脱脂棉过滤除去沥青质，剩下的溶液使用装有硅胶和氧化铝的层析柱分离，依次使用正己烷溶液、二氯甲烷和正己烷(比例为2∶1)混合溶液以及无水乙醇-二氯甲烷溶液淋洗层析柱，分别得到饱和烃、芳香烃和非烃。饱和烃生物标志化合物分析通过岛津 GCMS-QP2020 NX仪器进行，载气为氦气，进样模式为分流进样(20∶1)，之后以280 ℃的进样温度把样品注射进去，升温程序为：初始温度80 ℃维持3 min，随后以3 ℃/min的升温速率加热到230 ℃，之后再以2 ℃/min的速率加热到310 ℃。整个过程以全扫和定扫同时进行，扫描范围为50～550 m/z。
3 研究结果
3.1 岩相
青一段岩性主要为黑色富有机质页岩、灰黑色泥岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩。综合岩心观察和薄片分析，将松辽盆地青山口组一段XX1和XX2两口井的富有机质页岩岩相划分为黑色页岩相、块状泥岩相、纹层状泥岩相和粉砂质泥岩相，图3所示为松辽盆地青山口组一段页岩岩相及微观沉积构造特征。
黑色页岩相颜色均一，页理十分发育，显示出暗黑色油亮光泽(如图3a所示)，泥质含量高，石英、长石等脆性矿物颗粒较细与泥质混合，水平层理发育，有机质与黏土颗粒伴生呈长条状沿水平层理顺层分布，薄片观察到较多古生物化石也随泥质层水平沉积(如图3b和图3c所示)。
块状泥岩相颜色为黑色，相比黑色页岩相，整体呈块状构造，矿物颗粒结构较致密(如图3d所示)，薄片观察显示，碎屑颗粒粒级增大，含量明显增多，与泥质混合均匀分布(如图3e和图3f所示)。
图3 松辽盆地青山口组一段页岩岩相及微观沉积构造特征Fig.3 Characteristics of shale lithofacies and micro sedimentary structure of the first member of Qingshankou Formation in Songliao Basin
纹层状泥岩相，颜色以深灰-灰黑色为主，砂质含量增多，夹较多薄砂质纹层(如图3g所示)。薄片观察显示，砂质纹层与泥质纹层呈明暗相间互层状分布，有机质主要分布在泥质纹层，部分岩层含介形虫生物化石(如图3h和图3i所示)。
粉砂质泥岩相，颜色以灰色为主，砂质含量高，夹泥质有机质纹层(如图3j所示)。薄片观察显示，砂质含量增多，发育层状或块状层理，碎屑颗粒粒径更大，呈条带状顺层堆积，表明水动力较强(如图3k和图3l所示)。
3.2 岩相矿物组成
据X射线衍射实验得出青一段页岩总体矿物组成以脆性矿物(石英和长石含量为29.1%～68.5%,平均含量为46.2%)和黏土矿物(含量为27.8%～58.1%，平均含量为44.8%)为主，含少量的黄铁矿、菱铁矿和碳酸盐矿物。在不同的岩相类型下，黑色页岩的黏土矿物含量最高(含量为38.6%～58.1%，平均含量为51.3%)，其次为块状泥岩(含量为41.7%～47.4%,平均含量为44.6%)和纹层状泥岩(含量为30.1%～47.9%,平均含量为40.6%)，粉砂质泥岩黏土矿物含量最低(含量为27.8%～35.3%，平均含量为32.1%)。相对的粉砂质泥岩的碎屑矿物含量最高(含量为60.3%～68.5%,平均含量为63.5%)，其次为纹层状泥岩(含量为43.6%～63.0%，平均含量为51.3%)和块状泥岩(含量为44.4%～50.3%，平均含量为47.0%)，黑色页岩碎屑矿物含量最低(含量为29.1%～46.2%,平均含量为37.6%)。图4所示为青山口组一段不同岩相页岩矿物组成。
图4 青山口组一段不同岩相页岩矿物组成Fig.4 Mineral composition of shale of different lithofacies in the first member of Qingshankou Formation
3.3 有机地球化学特征
表1所示为松辽盆地青山口组页岩地球化学特征。青一段页岩总有机碳的含量变化比较大，为0.69%～7.34%，平均为3.30%。其中黑色页岩TOC平均含量最高，为5.03%(介于2.41%～7.34%)；其次块状泥岩TOC平均含量为2.27%(介于1.71%～3.03%)，纹层状泥岩TOC平均含量为2.38%(介于1.09%～3.32%)，二者TOC含量接近；粉砂质泥岩TOC平均含量最低，为0.81%(介于0.69%～1.00%)。所有样品的氯仿沥青“A”含量基本都大于0.10%。黑色页岩的氯仿沥青“A”的平均含量为0.61%，块状泥岩平均含量为0.45%，纹层状泥岩平均含量为0.64%，粉砂质泥岩含量最低，平均为0.18%。
表1 松辽盆地青山口组页岩地球化学特征Table1 Geochemical characteristics of Qingshankou Formation shale in Songliao Basin
续表1
3.4 生物标志化合物
3.4.1 正构烷烃和类异戊二烯烷烃
青一段样品的碳优势指数CPI均大于1，其中黑色页岩的CPI平均值为1.31，块状泥岩的CPI平均值为1.07，纹层状泥岩CPI平均值为1.12，粉砂质泥岩CPI平均值为1.18。黑色页岩以中链正构烷烃(C21-C25)为主,块状泥岩以短链正构烷烃(C15-C21)和中链正构烷烃(C21-C25)为主,纹层状泥岩以中链正构烷烃(C15-C21)为主，粉砂质泥岩则主要以中链正构烷烃为主(C15-C21)和短链正构烷烃(C15-C21)为主。图5所示为不同岩相类型质谱图(m/z=57)。
图5 不同岩相类型质谱图(m/z=57)Fig.5 Mass spectra of different lithofacies types(m/z=57)
青一段页岩的类异戊二烯烃的姥鲛烷(Pr)和植烷(Ph)比值都在1附近(见表2)，其中黑色页岩的Pr/(n-C17)的比值为0.60～0.99(平均值为0.84)，Ph/(n-C18)比值为0.56～0.94(平均值为0.74)，Pr/Ph的比值为1.03～1.34(平均值为1.16)。其余3种岩相比值都相近且低于黑色泥岩。块状泥岩Pr/(n-C17)的比值为0.14～0.21(平均值为0.17)，Ph/(n-C18)的比值为0.11～0.15(平均值为0.12)，Pr/Ph的比值为0.99～1.14(平均值为1.08)；纹层状泥岩Pr/(n-C17)的比值为0.23～0.36(平均值为0.30)，Ph/n-C18比值为0.19～0.26(平均值为0.23)，Pr/Ph的比值为0.63～1.37(平均值为1.08)；粉砂质泥岩Pr/(n-C17)的比值为0.29～0.52(平均值为0.40)，Ph/(n-C18)的比值为0.21～0.32(平均值为0.26)，Pr/Ph的比值为1.03～1.23(平均值为1.10)。
3.4.2 萜烷
如图6所示，块状泥岩和纹层状泥岩的三环萜烷含量相比于黑色页岩更高，块状泥岩、纹层状泥岩和粉砂质泥岩的C19三环萜烷/C23三环萜烷和C24四环萜烷/C26三环萜烷比值也较高(见表2)。块状泥岩的C19/C23的含量为0.15～0.31(平均值为0.25)，C24/C26的含量为0.27～0.41(平均值为0.32)；纹层状泥岩C19/C23的含量为0.10～0.24(平均值为0.17)，C24/C26的含量为0.20～0.43(平均值为0.33)；粉砂质泥岩的C19/C23和C24/C26比值则分别为0.15～0.18(平均值为0.17)和0.34～0.42(平均值为0.38)；相比之下黑色页岩C19/C23和C24/C26比值则最低，分别为0.02～0.11(平均值为0.05)和0.21～0.44(平均值为0.29)。
如图6所示，伽马蜡烷指数(GI=伽马蜡烷/C30藿烷)在不同岩相中也存在差异，在黑色页岩中GI最低，为0.07～0.37，平均值为0.22；块状泥岩的GI则为0.23～0.48，平均值为0.32；纹层状泥岩的GI最大，为0.49～0.97，平均值为0.76；粉砂质泥岩则为0.16～0.42，平均值为0.33(见表2)。青一段所有样品三降藿烷Ts/(Ts+Tm)的比值也有所不同，黑色页岩的Ts/(Ts+Tm)比值(为0.27～0.39，平均值为0.32)相对较小,块状泥岩(为0.67～0.81,平均值为0.72)、纹层状泥岩(为0.53～0.75,平均值为0.65)和粉砂质泥岩(为0.70～0.79,平均值为0.74)的比值更大。
图6 不同岩相类型质谱图(m/z=191)Fig.6 Mass spectra of different lithofacies types(m/z=191)
表2 松辽盆地青山口组一段生物标志物数据Table 2 Biomarker data of the first member of Qingshankou Formation in Songliao Basin
3.4.3 甾烷
不同类型岩相的规则甾烷相对分布差异较大(如图7所示)。黑色页岩的C27甾烷含量最高(含量为29%～53%,平均值为47%)，其次为C29甾烷(含量为29%～40%，平均值为32%)，C28甾烷(含量为17%～31%,平均值21%)最低,；块状泥岩的C27甾烷则较低(含量为25%～37%,平均值为29%)，C28甾烷(含量为16%～19%,平均值为18%)，C29甾烷最高(含量为47%～56%，平均值为52%)；纹层状泥岩的C27甾烷(含量为35%～44%,平均值为37%)，C28甾烷则较低(含量为13%～18%,平均值为15%)，主要含C29甾烷(含量为42%～52%，平均值为48%)；粉砂质泥岩也与块状泥岩和纹层状泥岩类似，其C27甾烷(含量为34%～38%,平均值为36%)与C28甾烷(含量为16%～18%,平均值为17%)都较低，主要含C29甾烷(含量为45%～48%，平均值为47%)。C29甾烷的20S/(20S+20R)异构体比值与成熟度有关，黑色页岩的20S/(20S+20R)比值较低，平均为0.28，块状泥岩平均为0.58，纹层状泥岩平值均为0.53，粉砂质泥岩平均值为0.54。C29甾烷的异构化ββ/(αα+ββ)的比值中黑色页岩平均值为0.27，块状泥岩平均值为0.37，纹层状泥岩平均值为0.44，而粉砂质泥岩平均值为0.36(见表2)。
图7 不同岩相类型质谱图(m/z=217)Fig.7 Mass spectra of different lithofacies types(m/z=217)
4 讨论
4.1 烃源岩评价
4.1.1 有机质丰度与生烃潜力
图8所示为青山口组一段不同岩相页岩TOC与S1+S2关系图[33]。有机质作为烃源岩的物质基础，是控制着烃源岩生烃能力的重要因素。其中TOC、氯仿沥青“A”和生烃潜量(S1+S2)等参数都是评价有机质丰度的常用指标[31-32]。青一段样品整体而言都具有较高的TOC(平均值为3.3%)、氯仿沥青“A”及生烃潜量(S1+S2)，表明总体生烃潜力较高。黑色页岩有机质丰度最高，具有高的TOC(平均值为5.03%)、氯仿沥青“A”(平均值为0.61%)及生烃潜量(平均值为36.25 mg/g)，为生烃潜力极强的优质烃源岩。块状泥岩具有较高的TOC(平均值为2.27%)、氯仿沥青“A”(平均值为0.37%)及生烃潜量(平均15.62 mg/g)，可作为生烃潜力很好的烃源岩。纹层状泥岩同样具有较高的TOC(平均值为2.38%)、氯仿沥青“A”(平均值为0.64%)及生烃潜量(平均值为14.77 mg/g)，为生烃潜力很好的烃源岩。相较之下粉砂质泥岩的TOC(平均值为0.81%)、氯仿沥青“A”(平均值为0.18%)及生烃潜量(平均值为2.03 mg/g)都较低，是生烃潜力一般或差的烃源岩。
图8 青山口组一段不同岩相页岩TOC与S1+S2关系图Fig.8 Relationship between TOC and S1+S2 of shale of different lithofacies in the first member of Qingshankou Formation
4.1.2 有机质类型
图9所示为不同岩相的干酪根类型图[33]。不同类型的有机质生烃能力存在很大的差别，它们决定了烃源岩的生油气能力[34]。该研究主要使用HI和Tmax交会图判断有机质类型，所有样品的Tmax的数值处于430～451 ℃，说明热成熟度相近，此时HI可以在一定程度上比较准确地反映有机质的类型[35]。相比而言黑色页岩氢指数最高(274～915 mg/g，平均值为693.1 mg/g)，表明有机质类型基本上以Ⅰ型为主，部分为Ⅱ1型。块状泥岩和纹层状泥岩氢指数相差不大，二者有机质类型均以Ⅰ型和 Ⅱ1型为主。而粉砂质泥岩的氢指数最低(150～276 mg/g，平均值为204.1 mg/g)，其有机质类型以Ⅱ2型为主。
图9 不同岩相的干酪根类型图Fig.9 Kerogen types of different lithofacies
4.1.3 有机质成熟度
岩石热解Tmax参数代表S2最大热解峰的温度，随有机质的热演化程度升高，其剩余有机质生烃转化需要的能量越高，即Tmax随有机质热成熟度的升高而升高，因此可将Tmax作为判别有机质成熟度的指标，通常Tmax越大，则有机质的热演化程度也越高[36-37]。其中纹层状泥岩Tmax(平均值为445 ℃)、粉砂质泥岩Tmax(平均值为442 ℃)和块状泥岩Tmax(平均值为449 ℃)均大于440 ℃，表明三者有机质热演化均已达到成熟阶段，并处于生油高峰期。相较之下，黑色页岩的Tmax平均值(439 ℃)略低于前者，说明其有机质成熟度相对较低，有机质成熟度处于低熟-成熟阶段，属于生油高峰期早期。
此外，生物标志化合物诸多参数也是指示烃源岩成熟度的重要指标[38-42]。青一段黑色页岩较高的CPI(平均值为1.31)和较低的Ts/(Ts+Tm)(平均值为0.32)均表明其有机质热演化程度低于块状泥岩、纹层状泥岩和粉砂质泥岩。图10所示为C29甾烷20S/(20S+20R)与C29甾烷ββ/(αα+ββ)的交会图[42]。C29甾烷20S/(20S+20R)和C29甾烷ββ/(αα+ββ)异构体比值也显示出同样的结果，黑色页岩的C29甾烷20S/(20S+20R)与C29甾烷ββ/(αα+ββ)比值较低，而块状泥岩，纹层状泥岩和粉砂质泥岩的C29甾烷20S/(20S+20R)与C29甾烷ββ/(αα+ββ)的比值均高于黑色页岩，表明三者有机质热演化程度均大于黑色页岩且达到成熟阶段。
图10 C29甾烷20S/(20S+20R)与C29甾烷ββ/(αα+ββ)的交会图Fig.10 C29 sterane 20S / (20S + 20R) and C29 sterane ββ/(αα+ββ) cross plot
因此综合以上多种实验数据分析表明青一段的有机质成熟度以低熟到成熟为主，同时不同岩相下的页岩热演化程度也有差异。黑色页岩有机质处于低熟-成熟早期阶段，而块状泥岩、纹层状泥岩和粉砂质泥岩则均达到成熟阶段。
4.2 有机质来源
一般而言正构烷烃的分布被认为与有机质的输入相关，其中短链正构烷烃(
图11 松辽盆地青山口组一段不同岩相页岩C27-C28-C29规则甾烷三角图Fig.11 Regular sterane triangle of different lithofacies shale C27-C28-C29 in the first member of Qingshankou Formation,Songliao Basin
综合以上生物标志化合物的分析，青一段页岩有机质来源复杂，不同岩相的有机质来源存在差异。黑色页岩有机质来源以藻类、细菌等低等水生生物为主，而块状泥岩、纹层状泥岩和粉砂质泥岩有机质来源主要以低等浮游生物和陆源高等植物混合为主。
4.3 沉积环境
青一段的页岩古沉积环境与当时的水动力条件、水体盐度和氧化还原条件密切相关。不同岩相的差异也能在一定条件上反映当时沉积环境的变化[49]。黑色页岩主要发育于松辽盆地中央凹陷区东部靠近沉积盆地中心的XX1井，具有黏土矿物含量高、碎屑矿物细腻的特征，层间水平层理发育，表明其主要沉积于水动力条件较弱的稳定深湖-半深湖环境。而XX2井中自下而上发育的粉砂质泥岩、纹层状泥岩和块状泥岩具有黏土矿物含量逐渐升高，碎屑矿物减少变细的特征，显示其水动力条件及陆源输入减弱的特征。据此分析粉砂质泥岩主要沉积于水动力较强的滨浅湖相沉积环境，而随着湖盆扩张[23]，水体逐渐加深，水动力减弱，形成了纹层状泥岩和块状泥岩。因此纹层状泥岩和块状泥岩应该主要沉积于滨浅湖-半深湖的过渡区。
4.3.1 古水体氧化还原性
类异戊二烯中的姥鲛烷(Pr)和植烷(Ph)通常可以作为判断氧化还原的标志。一般Pr/Ph<1时指示还原环境，1<(Pr/Ph)<2时为弱氧化-弱还原环境，Pr/Ph>2时则指示氧化环境[39]。青一段所有样品的Pr/Ph为0.63～1.37(平均值为1.11)，表明青一段页岩整体形成于缺氧-还原性沉积环境中。同时结合Pr/(n-C17)和Ph/(n-C18)交会图也显示出相同的结果，所有样品均处于弱还原的沉积环境中。黑色页岩整体更偏向于还原环境，表明其当时沉积环境还原性更强；块状泥岩、纹层状泥岩和粉砂质泥岩则主要沉积于弱还原环境。相比之下粉砂质泥岩更偏向于弱氧化的沉积环境，这与其水体较浅陆源输入较多相对应(如图12所示)[54]。
图12 Pr/(n-C17)和Ph/(n-C18)交会图Fig.12 Cross plot of Pr/(n-C17) and pH/(n-C18 )
4.3.2 古水体盐度
伽马蜡烷作为指示水体盐度的主要依据，主要来源于硫细菌原生动物体和其他生物体中存在的四膜虫醇在古环境中演化后的产物，含量越高说明盐度越高，并且伽马蜡烷也可以做为水体分层的标志[50-51]。伽马蜡烷(伽马蜡烷指数GI为0.07～0.97)在青一段所有的样品中均检测到，表明当时可能出现了普遍的水体分层现象，并且青一段整体水体为咸水环境，水体盐度变化较大可能与青山口组沉积时期发生的大规模湖侵海侵事件有关[52-53]。黑色页岩中的伽马蜡烷指数含量较低(平均值为0.22)，说明其形成于较低盐度的沉积环境；块状泥岩和粉砂质泥岩的伽马蜡烷指数(平均值分别为0.32和0.33)略高于黑色页岩，水体盐度与黑色页岩相似，同为较低盐度的咸水环境；纹层状泥岩的伽马蜡烷指数(0.49～0.97，平均值为0.76)变化较大且含量偏高，推测是由于当时的海侵作用剧烈导致水体深度和盐度陡增所致，其较低的Pr/Ph也对应由此引发的水体含氧量降低，还原性增强(如图13所示)[54]。
图13 伽马蜡烷与Pr/Ph交会图Fig.13 Cross plot of gamma wax and Pr /Ph
4.4 页岩有机质富集模式
黑色页岩主要发育于湖盆中央凹陷区域，形成于半深湖-深湖相沉积环境中，整个青山口组页岩沉积过程中发生了大规模湖盆扩张，耦合海水侵入造成水体加深，同时海水携带大量营养物质进入湖盆，使水体富营养化造成藻类勃发现象，形成巨大的初始生产力，为有机质的富集提供了物质基础[55-56]。也由于大量海水涌入导致湖平面的扩张水体加深并造成水体分层，使湖盆底部变为缺氧的高盐度还原环境，为有机质的保存提供了有利条件。最终形成了以高有机质、高黏土矿物为特征，有机质来源以藻类、细菌等低等水生生物为主的黑色页岩。粉砂质泥岩主要形成于浅湖-滨浅湖的沉积环境中，此时为湖盆扩张初期，具有初始生产力不高，水深较浅，水动力强等因素，有机质保存条件差，因此形成了有机质含量低、长英质矿物含量高的粉砂质泥岩。纹层状泥岩则主要形成于半深湖的沉积环境中，此时随着海侵作用的发生，湖盆开始不断扩张，沉积水体开始加深，同时因为湖海相通带来的丰富营养物质让湖中的水生生物大量繁殖而提高初始生产力，湖水的加深和海水的涌入，湖盆底部水体开始变为适合有机质保存的高盐度及缺氧环境，又由于湖面的扩张使得陆源输入量变大，最终形成有机质含量高，有机质来源以藻类、浮游植物和陆源高等植物混源为主的纹层状泥岩。块状泥岩主要形成于深湖和半深湖的沉积环境中，随着海侵作用进入晚期，湖盆到达最大湖泛面，湖泊整体广泛形成深湖-半深湖的沉积环境，这时水动力条件减弱，陆源输入减少，整个沉积环境变为稳定的适合有机质保存的深湖相缺氧沉积环境，最终形成高有机质含量且含少量碎屑矿物的块状泥岩。
5 结论
1)依据岩心观察、显微薄片以及沉积构造等特征将青一段页岩划分为黑色页岩岩相、块状泥岩岩相、纹层状泥岩岩相和粉砂质泥岩岩相。黑色页岩岩相有机质丰度最高，生烃潜力最大，有机质类型主要为Ⅰ型，处于生油高峰早期；块状泥岩的和纹层状泥岩有机质丰度和生烃潜力均较高，有机质类型以Ⅰ型和Ⅱ1型为主，处于生油高峰期；而粉砂质泥岩有机质含量及生烃潜力都较低，有机质类型以Ⅱ2型为主，属于生烃潜力最差的烃源岩。
2)生物标志化合物的分析表明，黑色页岩主要形成于深湖-半深湖的低盐度还原环境中，有机质主要来源于藻类、细菌等低等水生生物；块状泥岩形成于半深湖-深湖的中盐度还原环境中，有机质来源为水生浮游生物和少量陆生植物；纹层状泥岩形成于滨浅湖-半深湖的高盐度还原环境中，有机质以陆源高等植物与低等水生生物二者混合生源为特征；粉砂质泥岩主要形成于以滨浅湖为主的浅水环境中，有机质来源与纹层状泥岩相似，但其沉积环境水动力较强，不利于有机质保存。
