Study on Differential Enrichment Mechanisms of Organic Matter in a Typical Lithofacies Fine-grained Sag, Songliao Basin

细粒沉积岩是非常规油气系统（页岩油和致密油）的源岩，也是有效储层^[1⁃3]。作为当前致密油气和页岩油气的勘探热点，国内外学者针对海相细粒沉积岩的岩相类型、沉积模式、储层物性和甜点评价等方面进行了大量研究^[2⁃4]。然而，我国具有湖相细粒沉积岩广泛分布的特征，与海洋环境相比，湖泊具有范围小、水体浅、物源多而近的特点，沉积物种类复杂、类型丰富、垂向演化快，对气候等环境因素的变化更为敏感，导致其沉积结构、有机质丰度等方面均具有较强的非均质性。特别是近年来，研究人员逐渐认识到纹层发育的泥页岩往往比块状泥岩有机质更为富集，生烃潜力更好，即不同岩相类型的细粒沉积岩中有机质富集程度具有明显的差异性。

在不同的环境中，有机质的类型和保存受到多种环境因素的影响^[4⁃6]，而非任何单一因素。前人研究表明，有机质的富集主要受“初级生产力、保存条件和陆源输入稀释”三个关键变量的相互作用，并对应总结为“生产力模型、保存模型和稀释模型”^[7]。除沉积环境的影响之外，细粒沉积物作为物理化学作用力突出的黏性泥砂，在有机质沉降过程中会大量吸附有机质，二者通过阳离子交换结合成化学性质非常稳定的复合体（絮团），从而阻碍有机质的矿化和微生物的分解^[7⁃8]，这种作用称之为“絮凝作用”。此外，前人研究表明，天然水体中的絮凝作用可受到有机物、水体盐度、氧化性、温度等多种因素的共同影响^[9]。因此，沉积环境的变化对细粒沉积物与有机质的絮凝过程会有不同的影响，即细粒沉积岩不同的古沉积环境对有机质富集过程具有不同的影响。这对页岩油气、致密油气、油页岩等非常规资源的勘探开发具有重要意义。

松辽盆地晚白垩世发育的青一段沉积层已被证实为一套生烃能力很强的优质烃源岩发育层位，油气显示广泛^[10]。受古气候、湖侵事件及缺氧事件等多因素的影响^[11]，青一段发育多种类型的细粒沉积岩，具有较强的非均质性。前人对位于松辽盆地北部的长岭凹陷青一段烃源岩有机地球化学特征及生烃潜力等进行了详尽的研究，但是对该地区青一段古沉积环境及有机质富集机制的研究较少，尤其是青一段沉积古环境及细粒沉积物的絮凝作用对其有机质差异富集过程影响的研究鲜有开展。因此，本文以松辽盆地长岭凹陷青一段为靶区，从细粒沉积物的矿物组成、沉积环境、絮凝作用、有机质产率以及保存条件等角度出发，分析了典型岩相类型与其古沉积环境，阐述了不同古沉积环境影响下，典型细粒沉积的有机质差异富集机制，为其富有机质泥页岩的形成机制提供新思路。

长岭凹陷是松辽盆地重要生烃凹陷之一，位于松辽盆地中央坳陷区南部地带（图1），面积约为6 500 km^2[12⁃15]。研究区呈东、西高，中间低，南陡北缓的向斜构造形态，由南向北依次发育黑帝庙次凹—大情字井低凸起—乾安次凹—新立背斜构造南翼—塔虎城单斜等次级构造单元^[13]。受早期基底拆离断层与一系列NE、NW向深大断裂控制，其区域上受控于NNE与NW向控凹断裂，长岭凹陷内生烃次凹主要呈NNW或近SN向展布^[14]。自成盆期以来，主要经历了断陷、拗陷及构造反转三次较强烈的构造演化阶段，控制着基底之上地层的沉积^[15]。其中，剧烈拉张拗陷阶段形成了长岭凹陷主要的油气勘探层系，依次沉积了青山口组（青一段、青二段、青三段）、姚家组（姚一段、姚二三段）和嫩江组（嫩一段、嫩二段、嫩三段、嫩四段、嫩五段），各地层整合接触呈连续沉积，均处于上白垩统（图１）。青山口组和嫩江组为本区拗陷层发育的两套烃源岩。其中，青山口组青一段在大规模湖侵作用下形成的一套分布广泛、富含有机质、厚层的半深湖—深湖相泥页岩沉积。青一段暗色泥页岩厚度介于50~120 m，主要分布于研究区北部的长春岭及中部的乾安地区，其顶部发育灰黑色泥岩，中部及下部灰黑色泥岩与灰色含云质粉砂岩呈略等厚互层，夹少量棕红色泥岩，底部发育灰色岩屑长石细砂岩^[12⁃15]，是松辽盆地最重要生油层和区域盖层。

Figure 1.  Division of structural units and Upper Cretaceous strata in the Changling Depression (modified from references [12⁃13])

从长岭凹陷北部青一段（约100 m）选取了35个泥页岩样品，样品选自近长岭凹陷中心部位的两口取心井——T1井和H258井，在一定程度上可以代表研究区青一段的特征，岩性主要包括泥岩、页岩、含钙页岩、粉砂质页岩、粉砂岩等。其中，对所有岩石样品用玛瑙研钵粉碎碾磨至200目以下，并用去离子水多次超声波清洗样品、烘干，进行总有机碳（TOC）含量测定、岩石热解分析及主、微元素成分测定。将岩石样品抽提后提纯得到干酪根样品，将干酪根湿样涂于盖玻片上，涂聚乙烯醇等风干，加无荧光黏合剂翻盖到载玻片上制备成干酪根薄片，进行干酪根显微组分、干酪根碳同位素以及镜质体反射率测定。选择18个岩石样品进行索氏抽提实验，将抽提后的氯仿沥青“A”经族组分分离后得到饱和烃，利用GC-MS Clarus 500色谱—质谱仪进行饱和烃气相色谱—质谱分析其生物标志化合物特征。选择25个岩石样品垂直于层面切割并磨制成薄片，采用Leica MPV显微镜分别在正交偏光/单偏光下对薄片鉴定，进行岩石学特征分析。以上试验方法和程序均遵循国家标准执行。

随着非常规油气勘探的不断深入，详细解剖细粒沉积岩的矿物组成，深化湖相细粒沉积岩岩石学基础研究，不仅对后续储集层研究中优势岩石类型的确立有重要意义，还为分析该沉积期古沉积环境提供必要依据。

T1井和H258井（55块）岩心分析测试结果表明，长岭凹陷青一段细粒岩TOC介于0.68%~3.69%，平均值为1.72%，氯仿沥青“A”介于0.01%~0.55%，平均值为0.21%，属于中等—好类型烃源岩。有机质丰度垂向上具有明显的分段性，由下至上呈现出先增大后降低的特征。有机质具腐泥无定形体、均一镜质体、块状丝质体，干酪根碳同位素值介于-29.9‰~-24.8‰，有机质类型以Ⅱ₁、Ⅱ₂型为主，部分为Ⅲ型（图2）。R_o值介于0.7%~1.2%，平均值为1.15%，总体处于成熟阶段。

Figure 2.  Relationship between T_max and the hydrogen index

矿物成分是细粒沉积岩形成不同岩相的决定性因素，主要包括碳酸盐矿物、黏土矿物、有机质、生物碎屑、石英等^[16⁃17]。长岭凹陷青一段细粒岩的矿物组成中黏土矿物含量较高（图3a），介于38.5%~60.1%，平均值为51.2%，以伊利石为主，平均含量为60.5%，其次为伊/蒙混层及高岭石，平均含量分别为27.18%和1.94%。石英含量介于15.8%~28.9%，平均值为22.6%（表1），呈粒状碎屑或团块不均匀地零散分布（图3i，j，l），部分与其他矿物互层成不等厚互层分布（图3d，e），粒径多介于10~30 μm。长石类矿物主要为斜长石，含少量钾长石，斜长石含量介于7.3%~21.4%，平均值为13.8%，镜下主要呈长条形，解理较为发育，呈零散分布的特征（图3e）。碳酸盐矿物含量介于3.4%~20.0%，平均值为9.2%，以方解石为主，平均含量约5.2%，粒径多介于10~50 μm，呈泥晶、粒状分布居多（图3h），伴有星点状分布的白云石，平均含量为1.28%，局部含生物碎片，如介形虫生物碎屑、少量腹足类生物碎屑（图3b，f，g，k）。另外，还含有少量白云石、黄铁矿以及菱铁矿、石膏、硬石膏等。总体来说，黏土矿物和长英质矿物为含量最高的两大类组分，碳酸盐矿物含量最低。

Figure 3.  Micrograph characteristics of typical fine⁃grained sedimentary rocks in the Qing1 member of Changling Sag, Songliao Basin

沉积构造是进行岩相分类和定名的重要依据，研究沉积构造可以确定沉积环境的物理和化学条件等要素，从而揭示沉积成因和环境。长岭凹陷青一段岩心观察表明整体块度较好，颜色为灰色或灰黑色，岩石较为致密，宏观尺度上具有明显的非均质性，沉积构造存在差异，发育块状构造、纹层状构造，部分为层状构造。

青一段的下部发育块状构造，矿物定向性不明显，岩石粒度分选差（图3j），见非定向排列的生物碎屑构造（图3k），表明沉积时水体环境动荡。中部发育纹层状构造（单层厚度小于0.01 m），局部发育层状构造（单层厚度0.01~0.1 mm）。其中，纹层状构造由一种纹层或几种纹层在垂向上以不同的组合方式构成，且颜色、粒度、矿物组成在沉积水平层面发生明显突变，并且相互间隔、反复出现^[17]。而同样发育块状构造的青一段上部主要发育块状构造（单层厚度大于0.1 m），以黏土矿物或碳酸盐矿物为主，其矿物成分分布比较均匀，结构差异较小，垂向上没有颜色、粒度、矿物成分的明显变化，岩石整体表现为均质，几乎不含碎屑颗粒，常见微小的有机质分散于岩石中，含有机质黏土聚合体，均呈颗粒状（图3a），部分块状构造中可见呈明显定向性排列的生物碎屑（图3c），且分布均匀，说明沉积时水体较为安静，外界干扰较小。通过对长岭凹陷青一段细粒沉积岩的岩心及薄片观察，可见纹层由明显的浅色层和暗色层交替构成（图3d）。暗色纹层主要为有机质层和黏土矿物层，黏土矿物富集层以粉砂级别黏土矿物为主，纹层连续性好，纹层形态平直、厚度均一（图3d），多与有机质富集层伴生。有机质富集层颜色深，纹层厚度薄，单层厚度介于50~200 μm（图3d），一般呈连续状分布，多与黏土矿物纹层伴生，这类纹层由藻类大量死亡形成的有机质缓慢沉淀而成，黏土会吸附藻，藻类的有机部分被充分降解，形成腐殖酸、脂肪酸、芳香羧酸等有机黏液，通过金属阳离子“桥”形成一种有机质黏土凝聚体（有机黏土）。藻残体与黏土有机质凝聚体融合很好，二者边界不清（图3e），加之原始沉积环境安静稳定，悬浮的细粒物质按一定顺序均匀地沉积在湖底。浅色纹层主要为长英质矿物为主的粉砂质纹层、方解石和粉砂混合层以及粉砂和黏土矿物混合层等硅质碎屑富集层。以粉砂级别的长英质陆源碎屑为主，颜色为亮色，有机质呈断续状分布在硅质碎屑富集层之间，排列具有一定的定向性，有机质黏土凝聚体与大量的极细长英质颗粒均匀混合。而层状构造包括粉细砂岩夹层、介形虫灰岩夹层等（图3c，e，f），此类纹层呈连续或断续的波状起伏形态，不同位置的纹层厚度不均一，成分主要为灰质和黏土质，其中灰质纹层较黏土纹层更厚，一般介于70~200 μm，黏土纹层较薄，多介于75~100 μm，黏土纹层中常含粉砂颗粒（图3e）。一般来说，矿物成分含量与沉积构造类型呈现一定程度的相关性^[18]，黏土矿物含量或长英质矿物含量过高时，容易形成块状构造。随着黏土矿物含量降低，泥页岩依次呈现纹层构造和层状构造。

岩相是指在特定沉积环境中形成的岩石或岩石组合。它是泥页岩储层的基本单元，岩相完整地描述了泥页岩的矿物学、地球化学特征和碳氢化合物潜力。国内外学者对泥页岩岩相的划分方法多样，综合前人研究的方法，本文采用“有机质丰度（TOC）—岩石沉积构造—矿物组成”三端元的岩相分类方案（图4），有机质含量、矿物成分及沉积构造是揭示富有机质泥页岩岩石学特征多样性的主要因素，也是从沉积成因角度划分岩相类型的重要依据^[18⁃19]，因此该分类方案具有合理性，可以指示一定的沉积环境。

Figure 4.  Three terminal element diagram of fine⁃grained sedimentary rocks types from the Qing1 member in Changling Cag

有机质丰度作为岩相划分的第一要素，前人研究表明^[20⁃21]，陆相富有机质页岩TOC值小于1%可以界定为低有机质含量，TOC值介于1%~2%界定为中等有机质含量，TOC值大于2%界定为高有机质含量，该分类方案能够较好地划分泥页岩在有机质丰度方面的优劣。沉积构造作为岩相划分的第二要素，岩心观察及分析测试结果表明，随着陆源碎屑输入条件及沉积环境水动力条件的增强，黏土矿物含量降低，长英质矿物含量增加，TOC呈现先增大后减小的特征，目的层段的沉积构造由下至上依次发育块状构造，逐渐过渡为纹层状构造、层状构造（图5），后又过渡为块状构造发育。矿物组成作为岩相划分的第三要素，依据硅质矿物（石英+长石）、碳酸盐矿物和黏土矿物三端元图解进行细粒沉积岩岩相划分。以矿物含量50%为界确定页岩相，划分出硅质细粒沉积岩相（S）、黏土质细粒沉积岩相（C）、灰质细粒沉积岩相（CA），当3类矿物含量均小于50%且大于25%时，为混合质细粒沉积岩相（M）。就本研究区而言，主要发育硅质细粒沉积岩相（S），黏土质细粒沉积岩相（C）以及混合质细粒沉积岩相3大类。

Figure 5.  Comprehensive histogram of the Qing1 member in Changling Sag, Songliao Basin

根据上述划分原则，综合TOC含量、沉积构造及矿物组成特征，长岭凹陷青一段下部、中部至上部岩相类型具有明显的分段性，主要发育3大类典型的岩相类型（图4），分别为：（1）中有机质块状混合质细粒沉积岩相；（2）高有机质含量（简称“高有机质”）纹层状/层状长英质细粒沉积岩相；（3）低有机质含量（简称“低有机质”）块状黏土质细粒沉积岩相，下文对此3类典型细粒沉积的有机质富集机制进行详述。

水体是有机质形成、聚集、消耗、沉积的有利场所。古沉积水体环境是控制有机质沉降及保存的重要因素之一，恢复古沉积水体环境对细粒沉积岩中有机质富集特征的评价具有重要意义。

随着地质历史时期海陆的变迁，古盐度是反映古湖泊沉积环境的重要参数。当水体盐度增高时，由于元素钡（Ba）的迁移能力及其硫酸盐化合物的溶度积较低，常会优先与SO42-结合形成沉淀，当水体进一步咸化浓缩后，元素锶（Sr）则会与SO42-结合形成沉淀^[22]，故Sr/Ba值常作为判别古盐度的重要指标。一般而言，沉积物中Sr/Ba值小于1，为淡水环境；Sr/Ba值大于1，为咸水环境；Sr/Ba值介于0.6~1.0，为半咸水环境^[23]。

长岭凹陷青一段下部Sr/Ba值介于0.82~1.27，平均值为0.96，主要为半咸水环境；中部青一段Sr/Ba值介于0.90~2.17，平均值为1.35，属于半咸水—咸水环境；上部Sr/Ba值介于1.24~3.24，平均值为1.99，属于咸水环境。同Sr/Ba类似，Mg²⁺、Ca²⁺受水体盐度影响，其化合物沉淀量也随之变化，因此，可利用Mg/Ca作为古盐度指标，其比值越大，古盐度越小^[24]。下部Mg/Ca值介于0.83~1.48，平均值为1.16，中部Mg/Ca值介于0.52~2.31，平均值为1.09，上部Mg/Ca值介于0.39~1.07，平均值为0.80，同样表现出由下至上盐度逐渐增加的特征。此外，随Sr/Ba值的增大，TOC表现为先增大后减小的特征（图6），表明古盐度控制了青一段泥页岩的有机质富集，随着古盐度的升高，有机质富集程度先增大后减小。该现象符合前人的研究结果^[25]，盐度增大有利于水体中矿物质含量升高，促进水生生物的发育，然而生物对于盐度的忍耐能力是有限的，当盐度超过一定临界值，水体中生物种类和丰度会急剧减少。这种现象在陆相湖盆中均可见到^[25]，只是不同盆地对应的盐度临界点不同，这与沉积水体中生长的生物种类存在差异有关。本次研究中Sr/Ba值与古生产力指标生物成因Ba的相关关系也证实了该观点，表明上部的低古生产力受到高盐度及干旱气候的共同作用。

Figure 6.  Correlation between paleosalinity, paleoredox, and total organic carbon (TOC)

通常缺氧的水体环境有利于有机质的保存，氧化还原条件控制微量元素在泥页岩中的富集程度^[25]，判别标准见表2。铁族元素——元素钒（V）、镍（Ni）以及元素铬（Cr），其离子在不同的氧化还原条件下经常呈现不同的离子价态，从而不同程度地与沉积物结合、富集形成沉淀。因此V/（V+Ni）、V/Cr被广泛用于湖泊水体古氧相的判识。此外，铜族元素——元素铜（Cu）、锌（Zn），在沉积作用过程中可因为水介质氧逸度差异而产生分离，形成随介质氧逸度的降低由Cu富集向Zn富集过度的沉积分带，因此，Cu/Zn比值的高低可以标志沉积环境的氧化还原情况。

长岭凹陷青一段下部V/（V+Ni）、V/Cr、Cu/Zn分布范围依次为0.71~0.82、1.18~2.03、0.18~0.30，中部V/（V+Ni）、V/Cr、Cu/Zn分布范围依次为0.73~0.83、1.34~1.88、0.26~0.38，上部V/（V+Ni）、V/Cr、Cu/Zn分布范围依次为0.78~0.82、1.27~1.88、0.2~0.4，大部分指示缺氧的强还原环境，部分下部样品指示贫氧的弱还原环境（图7）。古氧相指标与有机质相关性不明显，这是由于古沉积环境处于厌氧的还原性环境中，提供了有利于有机质保存的条件，此时不再是有机质富集的主要控制因素，而古氧相指标与古盐度具有较好的对应关系（图6），表明强还原性的环境是由盐度控制的。

Figure 7.  Identification of paleooxygen facies in the Qing1 member of Changling Sag

生物标志化合物及干酪根显微组分中蕴含丰富的沉积物来源方面的信息，是判断有机质母质来源的重要指标^[28]。一般地，由于水生生物富含C₂₇和C₂₈甾烷的生物前驱物C₂₇和C₂₈甾醇，而陆源高等植物富含C₂₉甾烷的生物前驱物C₂₉甾醇，因此高含量的C₂₇和C₂₈甾烷指示低等水生生物的生源，反之，指示陆源高等植物的输入^[28]。长岭凹陷青一段的甾类化合物中，下、中部C₂₉甾烷优势明显，多呈反“L”型或“V”型分布（图8），且干酪根类型以Ⅱ₁、Ⅱ₂型为主，部分为Ⅲ型，表明以较多的陆源高等植物输入为主，盆地原生来源相对弱。上部C₂₇甾烷优势明显，多呈“L”型分布（图8），且干酪根类型以Ⅱ₁型为主，部分为Ⅰ型，表明以藻类、细菌低等水生生物输入占优势。此外，发现存在于泥质中的石英主要来自陆源输入，通常表现为块状或者泥质纹层。在该薄片中，陆源石英的粒度最大不超过50 μm，多数为棱角状（图3e，i），说明陆源搬运的距离不远。

Figure 8.  m/z 217 mass chromatogram of the First member of the Qingshankou Formation in Changling Sag

有机质的富集与古生产力条件密不可分，沉积有机质的生物来源及输入量决定古生产力的高低。选取与生物成因有关的元素是评估古生产力的重要指标，本研究中表示有机或生物成因元素含量的计算公式为^[29]：

元素磷（P）作为生物繁衍生息的重要营养元素，参与水体中生物的大部分新陈代谢活动^[26]，是控制古生产力的最终限制性元素，为了排除陆源碎屑的影响，采用P/Ti来准确地反映古生产力的高低^[29]。一般而言，以Ubara燧石剖面为参考标准，P/Ti<0.34时为低生产力，0.34≤P/Ti<0.79时为中等生产力，P/Ti≥0.79时为高生产力^[26]。长岭凹陷青一段下部P/Ti介于0.35~0.66，平均值为0.51；中部P/Ti介于0.36~1.59，平均值为1.18；上部P/Ti介于0.11~0.26，平均值为0.207。即长岭凹陷青一段沉积期下部为中等古生产力，中部为中—高等古生产力，上部为低等古生产力。

元素钡（Ba）通常以稳定的BaSO₄形式存在于水体中，保存效率高，且表层水体的古生产力与BaSO₄沉积速率关联密切。一般而言，生源钡含量介于（1 000~5 000）×10^-6时，沉积环境具有高生产力；含量介于（200~1 000）×10^-6时，沉积环境具有中等生产力^[26]。研究区下部介于（284~641）×10^-6，平均值为402.3×10^-6，中部介于（415~545）×10^-6，平均值为454.8×10^-6，上部生源钡介于（287~372）×10^-6，平均值340.5×10^-6，表明青一段古沉积环境普遍具有中—低等生产力。值得注意的是，生物成因钡（Ba_bio）主要以重晶石的形式存在，重晶石不稳定，在缺氧的还原条件下易被消耗，导致Ba_bio的含量可能被低估。通过水体中的光合作用，元素Cu会被生物体吸收继而保存在沉积物中，因此选取Cu_bio来佐证初级生产力水平，该方法适用于还原条件下古生产率的分析^[30]，研究区青一段Cu_bio下部平均值为48.62×10^-6，中部平均值为78.24×10^-6，上部平均值为24.65×10^-6。表现出与Ba_bio相似的丰度特征，进一步证明了上述指标对古生产力判断的可靠性。此外，生物成因钡与TOC表现出明显的正相关关系（图9），说明盆内初级生产力对有机质富集仍有一定的控制作用。

Figure 9.  Correlation between terrigenous input index, palaeoproductivity, palaeoclimate, and TOC

色谱图及色谱参数表明长岭凹陷青一段下中部富有机质细粒沉积岩中表现出有机质母质来源以陆源高等植物为主的混源特征，因此，陆源输入的影响不可被低估。一方面，陆源有机质随沉积物碎屑进入湖泊影响盆内生产力，另一方面则影响湖泊的水体化学组成和水动力条件。常借助Al、Ti及Zr元素含量进行判别陆源输入程度的强弱，其含量越高，表明陆源碎屑物质输入量越多^[31⁃32]。长岭凹陷青一段Al、Ti、Zr浓度曲线反映了中等且多变的陆源输入（图9），其中，由下部、中部到上部，Zr浓度平均值依次为224.15×10^-6、216.5×10^-6、201.25×10^-6，Ti含量的平均值依次为0.46%、0.31%、0.22%，Al含量的平均值依次为9.19%、8.35%、7.08%呈现出逐渐减小的趋势，研究层段下中部沉积期陆源输入持续增多，尤其是粗粒物源，上部沉积期陆源输入弱且相对稳定，即沉积晚期陆源输入量明显小于早中期。通过分析陆源输入指标与TOC含量之间的关系（图9），从研究层段下部、中部到上部沉积时期，TOC对应呈现出先增大后减小的趋势，表明下部沉积时期陆源输入量增强，破坏水体分层和底水的缺氧环境，影响了有机物在沉积物氧化带中的停留时间和有机物的细菌降解效率^[23]，稀释了初级生产力，不利于有机质的积累和保存^[33]。而中、上部沉积时期入湖水流携带陆源物质输入湖盆，大量营养物质随之进入，使得藻类生物繁盛，促进湖盆内古生产力，同时，沉积物中的长英质矿物的含量也随之增加。

古气候条件通过温度和降雨量控制着盆内水生生物及流域内植被的发育，进而影响初级生产力的高低与生物母质来源^[34]。前人定义了气候指数“C”值并建立了古气候条件的划分标准^[35]。长岭凹陷青一段下部C值介于0.38~0.53，属于半潮湿—半干燥气候，中部C值介于0.65~0.84，属于潮湿—半潮湿气候，上部气候指数C值介于0.24~0.42，属于半干燥—干燥气候，气候指数“C”与TOC具有明显的正相关关系（图9）。此外，Cu²⁺在水体中溶解度较低，而Sr的盐类在水体中溶解度较大，当气候变得干燥炎热时发生水体浓缩，Sr会在水体中沉淀富集，因此，Sr/Cu比值上升表明气候变为干燥炎热，常作为古气候指标^[35]。一般1.3<Sr/Cu<5代表温暖、潮湿气候，5<Sr/Cu<10指示半潮湿—半干燥气候，Sr/Cu>10指示干燥气候^[35]。青一段下部Sr/Cu值介于10.85~13.43，平均值为8.82，属于半潮湿—半干燥气候，中部Sr/Cu值介于5.86~10.12，平均值为4.83，指示潮湿—半潮湿气候，上部Sr/Cu值介于10.85~13.43，平均值为12.53，指示干燥气候。Sr/Cu值与古生产力及TOC具有明显的负相关性，说明古气候条件对有机质富集具有重要影响，尤其是半干燥—干燥的古气候条件，不利于维持水体表层温度，导致盆内生物及流域植被发育不利，这也解释了上文青一段上部古生产力较低的现象（图9）。

不同类型细粒沉积岩沉积时环境各异，明确古沉积环境特征及其与岩石类型、有机质富集过程的对应关系，有利于进一步理解细粒沉积岩的沉积规律。此外，有机质与矿物的凝聚密切相关^[36⁃38]。矿物胶体由于同晶置换会带负电荷，使得其周围会吸附带正电的金属阳离子，形成一个带正电的絮凝团。这种带正电的絮凝团又会吸附带负电的腐殖酸（有机质），形成一个有机质絮凝体，古水体环境的改变会进一步影响有机质絮凝体的聚合，在其沉降过程中，细粒沉积物的颗粒属性、絮凝作用、沉积机制、有机质产率以及保存条件均存在不同程度的差异，最终导致了不同细粒沉积类型具有明显的有机质差异富集特征及赋存形式。

青一段下部沉积时期，Al、Ti、Zr浓度较中部增大，Sr/Cu值、Cu_bio值、P/Ti值、V/（V+Ni）值以及Sr/Ba值较中部减小，反映该阶段气候相对温暖湿润，陆源输入持续增多，大量营养物质随之进入，水体呈贫氧的弱还原环境，湖泊水介质盐度降低，属于半咸水—咸水环境。该环境下形成了中有机质块状混合质细粒沉积。

具体而言，一方面，半潮湿—半干旱气候条件下，陆源输入程度显著增大，粗粒陆源碎屑输入增多。该层段岩石薄片显示矿物定向性不明显，岩石粒度分选差（图3j），见非定向排列的生物碎屑构造（图3k），镜下可见介形虫生物碎屑团块和粉砂岩团块不均匀分布（图3k，l）。黏土矿物成分减少，粉砂质含量增多，推测为湖底重力流成因，表明湖底水动力较强、物源供给量加大且沉积速率较高，加剧了水体的布朗运动从而增加了矿物颗粒间的碰撞概率，促进有机质与粉砂质等矿物的絮凝。

另一方面，该时期古气候为半潮湿—半干旱，表层水体古生产力适中，然而由于该时期大量陆源碎屑的输入，水体深度会进一步增大，进而导致水介质盐度的降低，粗粒陆源碎屑输入抑制有机质的保存，对有机质富集发挥了重要作用，一方面稀释初级生产力，破坏水体分层和缺氧环境，水体为弱还原环境，阻碍了有机质的积累，相较于中部沉积期，该时期古生产力及古氧相明显降低。陆源输入量与TOC呈负相关性（图9），也进一步证明了高陆源输入量对有机质富集具有消极影响。

此外，强水动力条件促进细粒沉积物的絮凝，富集于粗粒级陆源碎屑中的有机质通过其自身重量在沉积时逐步下沉，易于形成与长石、石英等碎屑颗粒共生松散的组合关系，彼此容易分离^[7]。青一段下部为中古生产力—中保存条件—强絮凝沉积的有机质富集机制（图10）。

Figure 10.  Enrichment model of organic matter in different periods of the Qing1 member in Changling Sag

青一段中部沉积时期，Cu_bio值、P/Ti值、V/（V+Ni）值以及Al、Ti、Zr浓度较上部明显升高，Sr/Cu值以及Sr/Ba值降低，反映该阶段气候温暖潮湿，陆源输入持续增多，大量营养物质随之进入，水体呈缺氧的强还原环境，湖泊水介质盐度较高，属于半咸水—咸水环境。该环境下形成了高有机质纹层状、层状细粒沉积。

具体而言，一方面，该时期气候变得相对温暖湿润，导致陆源输入程度增加，盐度虽较上段减小但仍呈波动稳定，在这种半咸水的贫氧条件下，有利于纹层状/层状构造的发育，碳酸盐矿物含量低，黏土矿物仍大量出现，且随着陆源碎屑含量的增加，长英质矿物等粉砂质悬浮物及黏土矿物等陆源碎屑物质大量沉积（图3d，e）。相对温暖湿润的气候和陆源输入量的增加有助于层状/层状细粒沉积岩大规模沉积，其中，粉砂质纹层的发育表明该岩相受到了陆源输入影响下较强的间歇性水流影响^[2]，不同矿物组成的纹层相互组合、交替旋回变换，形成纹层状特征。其中，以生物碎屑为主的有机质纹层在显微镜下多呈无定形，为不规则的微粒、凝块或絮团，并具有成层分布的特征（图3c，f，h）。

另一方面，长岭凹陷古湖盆具有水域面积小、多物源、近物源的特征，古气候通过改变日照量和湿度影响着湖泊的水体性质和物源供给。该时期古气候温暖潮湿，雨水的注入利于营养元素进入湖泊，水体表层生物勃发，盆内生物的繁殖，提高了湖盆初级生产力，同时促进周缘植被的繁殖生长，随着化学风化作用增强，陆源有机质输入量增大，此时有机质的母质来源为混源输入。就水体保存条件而言，虽然水体盐度较上段略有降低，但湖泊水介质盐度仍较高，属于半咸水—咸水环境，易形成盐度分层，有利于有机质的保存（图10），即盆内中—高等初级生产力及陆源输入的贡献为富有机质页岩的形成提供了物质基础，半咸化—咸化水体促进了有机质的保存。

此外，陆源碎屑的输入及盆内生产力的提高影响悬浮液的电学性质。当有机质量达到一定程度时，带负电的有机大分子吸附在同样带负电的细粒物表面，使其电位升高，增大了颗粒之间的静电排斥力而起到保护溶胶的作用，最终使得黏性泥砂颗粒变得稳定，阻碍了微粒之间的碰撞聚集，产生反絮凝现象。由于不同矿物微粒之间的絮凝作用减弱，难以相互黏结形成疏松的纤维状结构，微粒之间没有支撑，而同种矿物由于沉降速率相近，沉降后结块聚集，不再分散，有利于纹层状/层状构造的发育（图11），这也符合胶体稳定性理论DLVO^[39]。青一段中部形成了高古生产力—高保存条件—弱絮凝沉积的有机质富集机制。

Figure 11.  Relationship between electrolyte, organic matter, and hydrodynamic conditions and flocculation of fine sediment

青一段上部沉积时期，Sr/Ba值、V/（V+Ni）值以及Sr/Cu值整体较高，Cu_bio值以及Al、Ti、Zr浓度相对较低，反映该阶段气候较为炎热干燥，陆源输入弱但相对稳定，水体呈缺氧条件且水深较大，水体呈咸水环境，水体盐度高。该环境下形成了低有机质块状细粒沉积。

具体而言，一方面，该时期由于陆源输入弱，水体较为安静，外界干扰较小，黏土矿物通过絮凝作用得以广泛沉淀，矿物成分分布比较均匀。而水体咸化促进盐絮凝作用，导致黏性颗粒脱稳絮凝^[40]，当水体中盐度增大时，周围介质中的阳离子浓度增大，不仅使细粒沉积物颗粒的双电层受压缩，同时阳离子会中和原本带负电的细粒物颗粒，使其电位降低，促使颗粒之间排斥力降低，有利于黏土矿物之间絮凝作用的发生（图11）。因此，青一段上部主要发育块状构造，结构差异较小，垂向上颜色、粒度、矿物成分的变化不明显，部分块状构造中可见呈明显定向性排列的生物碎屑（图3c）。

另一方面，从沉积环境的各指标与TOC的关系来看，该时期古气候炎热干旱，不利于周缘植被及盆内生物的发育，古生产力低，TOC含量对应较低。由于受陆源输入影响相对较小，有机质的母质来源仍主要为低等水生生物等，高盐度的咸化水体下具有高还原性的保存条件，但因较低的古生产力，即使保存条件优越仍无法形成有机质富集程度高的层段（图10）。因此，该阶段的低有机质富集主要受低古生产力控制影响。

此外，由于水体盐度高，提供了大量的电解质，有机质在沉降过程中易与黏土矿物形成有机黏土絮凝体（图3），具有易于分散、疏松、不易结块的特征，加之该时期水动力条件弱，对絮凝过程破坏作用小。因此，青一段上部形成了低古生产力—高保存条件—强絮凝沉积的有机质富集机制。

（1） 以有机质丰度、矿物组分和沉积构造作为主要依据，将松辽盆地长岭凹陷青一段细粒沉积岩下部、中部、上部层位的典型代表岩相分别划分为中有机质块状混合质细粒沉积岩相、高有机质纹层状/层状长英质细粒沉积岩相、低有机质块状黏土质细粒沉积岩相。

（2） 松辽盆地长岭凹陷青一段沉积环境演化具有阶段性，按照下部、中部、上部的顺序，陆源输入逐渐减小，古生产力先减小后增大，母质来源下中部为陆源及盆内混源输入，上部主要为水生生物，古气候依次表现为半干燥—半潮湿、潮湿、干燥的特征，古盐度依次表现为半咸水环境、半咸水—咸水环境、咸水环境，古氧相下部为弱还原环境，中上部均处于强还原性的环境。

（3） 沉积环境特征各异，直接影响了细粒沉积的垂向分布与有机质富集过程。其中，下部为中古生产力—中保存条件—强絮凝沉积的有机质富集机制，中部为高古生产力—高保存条件—弱絮凝沉积的有机质富集机制，上部为低古生产力—高保存条件—强絮凝沉积的有机质富集机制。