敦煌盆地五墩凹陷中间沟组下段泥页岩地球化学特征及沉积模式

邓 伟，杨 涛，樊生龙，刘子锐，万旭辉，肖娟宜，曹涛涛

(1.甘肃省地质调查院，甘肃 兰州 730000；2.湖南科技大学 地球科学与空间信息工程学院，湖南 湘潭 411201)

页岩气作为资源潜力巨大的非常规清洁能源，近年来在我国南方海相层系取得了显著进展，在四川盆地涪陵、威远、长宁等地区实现了商业开发[1-2]。海陆过渡相层系是继海相页岩气之后重要的勘探目标，也是当前亟需突破的页岩气层组。我国海陆过渡相泥页岩广泛发育，主要层系为石炭系-侏罗系，钻井显示海陆过渡相页岩气呈现气测良好、解吸气含量高等特点，具有较大的勘探潜力[3-6]。

沉积环境是影响生物生产力和有机质保存的重要因素，控制着泥页岩的分布和物质组成，决定了页岩气的生成潜力与聚集规律[7]。前人将泥页岩的沉积环境与层序地层结合起来，提出了海侵(湖侵)体系是富有机质泥页岩形成的主要有利环境[8]，也是页岩气勘探的主要目标层段。因此，详细调查富有机质泥页岩的沉积环境、明确其沉积模式是页岩气勘探的基础性工作[9]。研究表明，主、微量元素及稀土元素能够很好地指示页岩的沉积背景，泥页岩中有机质的富集往往与元素地球化学特征密切相关[10-11]，因此，可以利用元素含量及其比值的变化重构古沉积环境。

甘肃敦煌盆地已有近70 年的油气勘探历史，前期工作受限于常规油气勘探的生-储-盖工作思路，一直未取得突破性的进展[12]。随着非常规油气的发展，敦煌盆地油气勘探也在转变思路。因此，近年来在五墩凹陷相继部署了XC1 井(西参1 井)、D1 井(墩1 井)、D2 井(墩2 井)和DY1 井(墩页1 井)等勘探井，明确了优质烃源岩层为下侏罗统大山口组和中侏罗统中间沟组，特别是中间沟组为一套含煤沉积地层，具有总有机碳(TOC)含量高、厚度大等特点[13-14]。DY1 井在中间沟组下段泥页岩层段获得了2.69～3.48 m3/t 的解吸气量，显示了五墩凹陷中间沟组具有很好的页岩气潜力。为进一步明确五墩凹陷中间沟组页岩气储层形成背景和有机质聚集保存情况，为该区域页岩气的赋存状况和勘探开发提供基础性资料，笔者以DY1 井为例，开展系统的有机地球化学、岩石矿物学和元素地球化学研究，讨论富有机质泥页岩的沉积环境、揭示有机质聚集机理、构建优质泥页岩沉积模式，以期明确咸化湖盆泥页岩有机质聚集保存机制，也为类似沉积背景的中小型断陷盆地页岩气的勘探提供参考。

1 区域地质概况

敦煌盆地是残留的中新生代沉积盆地，属于古亚洲构造域的一部分[15-16]，基底由前寒武纪米兰群和敦煌群变质岩系组成[17]。盆地沉积地层呈现南北分带的构造格局，三危山隆起横亘于盆地中部，南北两侧分别为阿克塞坳陷和安墩坳陷。依据基底起伏情况，阿克塞坳陷和安墩坳陷又可进一步划分为“六凸七凹”共13 个次一级构造单元(图1)。五墩凹陷位于安墩坳陷中东部，北邻北山，南临三危山隆起，西靠南湖低凸起，东接甜水井凸起，面积约3 400 km2(图1)。该凹陷主要地层为下侏罗统大山口组(J1d)，中侏罗统中间沟组(J2z)、新河组(J2x)，上侏罗统博罗组(J3b)，新近系和第四系。近年来完钻的XC1 井、DY1 井等揭示下侏罗统大山口组岩性相对简单，以灰色中砂岩、粗砂岩夹灰色泥岩、炭质页岩和煤层为主。中间沟组上段为灰-深灰泥岩夹黑色泥岩和灰白色细砂岩，下段以灰、黑色为主夹砂岩、薄煤层等；中侏罗统新河组为河流相沉积，以含砾粗砂岩为主。五墩凹陷侏罗系主要发育辫状三角洲、扇三角洲和湖泊等沉积相[14]，特别是中间沟组下段主要为辫状河三角洲和滨浅湖-半深湖沉积(图2)。中间沟组下段是五墩凹陷的主要含油气层段，厚度达147.5～210.0 m，泥页岩厚度约45 m[18-19]，在该段获得了低产油流并解吸出高含量的页岩气[7-8]，说明凹陷内曾发生过油气的运移聚集过程[12]，是敦煌盆地油气勘探的重点层位。

图1 敦煌盆地构造单元区划(据文献[19]，修改)Fig.1 Division of structural units in Dunhuang Basin (modified according to Reference[19])

图2 五墩凹陷中间沟组岩性柱状图Fig.2 Lithological columns of Zhongjiangou Formaiton in Wudun Sag

2 样品采集与实验方法

本文以DY1 井为研究对象，54 个样品均采自中间沟组下段，深度为1 141.61～1 222.74 m，其中43 件黑色泥页岩和炭质泥页岩、5 件煤样和6 件粉砂质泥岩。样品采集标准为近似等间距采样，在煤层邻近层加密采样。54 件样品均进行了总有机碳(TOC)含量测试，并选取31 件样品开展了氯仿沥青“A”、干酪根碳同位素、显微组分和镜质体反射率(Rran)测试。选取15 件泥页岩样品开展矿物组成和扫描电镜观察。根据样品纵向分布位置，选出12 件黑色泥页岩和炭质泥页岩进行主量元素、微量元素和稀土元素测试。

TOC 含量测定采用Leco CS-230 碳硫分析仪来完成。岩石热解测试采用的仪器为Rock Eval-6 热解仪，用来获取游离烃(S1)、热解烃(S2)、氢指数(HI)、氧指数(OI)和最高热解温度(Tmax)等参数。显微组分和镜质体反射率是在MPV-3 型显微光度计上测试完成。干酪根碳同位素采用Delta V Advantage 稳定同位素质谱仪测定。全岩矿物组成采用Bruker D8s 型X-衍射仪进行测试，检测方法依据SY/T 5163-2018《沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物X 射线衍射分析方法》。上述分析测试均是在中国科学院西北生态环境资源研究院分析测试中心完成。

主量元素测试采用PANalytical PW2424 X 荧光光谱仪(XRF)对样品进行定量分析，采用的方法是碱熔玻璃片法，测试标准为GB/T 14506.28-2010《硅酸盐岩石化学分析方法 第28 部分：16 个主次成分量测定》，分析误差小于1%。微量元素和稀土元素含量测试采用的分析仪器为Agilent 7700e ICP-MS，方法为酸溶法，测试标准为GB/T 14506.30-2010《硅酸盐岩石化学分析方法》，分析误差低于5%。主量元素、微量元素和稀土元素的测试均是在武汉上谱分析科技有限公司完成。

3 页岩基本特征

3.1 岩石类型与矿物组成

五墩凹陷DY1 井及周缘地区中间沟组下段表现为辫状河三角洲-湖泊相沉积序列，岩石类型主要为深灰色、灰黑色泥岩，灰黑色炭质页岩、灰-深灰色粉砂岩，夹深灰色-灰黑色砂质泥岩、粉砂质泥岩及薄煤层等(图3)。泥页岩中可见炭屑、植物茎秆化石，多具备水平层理，反映了黑色富有机质页岩形成时水体较深、低能静水的悬浮沉积环境[19]。泥页岩中可见多层沥青，厚度一般1～5 cm。砂岩中发育平行层理，小型交错层理。对DY1 井15 个泥页岩进行矿物组分分析，主要的矿物组分为黏土矿物、石英，其次为钾长石和斜长石(图4a)。石英质量分数介于5.0%～69.8%，平均为38.37%；黏土矿物质量分数介于10.5%～93.9%，反映了浅湖沉积陆源碎屑补给的特征；钾长石质量分数为1.1%～23.9%，平均为10.99%；斜长石质量分数为0%～26%，部分样品的质量分数在10%以上；其他矿物如石膏、方解石、赤铁矿、菱铁矿、黄铁矿等都很低或不存在。黏土矿物以片层状高岭石和伊蒙混层为主，次为伊利石和绿泥石(图4b-图4c)，经历了压实作用、胶结作用、交代作用和溶蚀作用等成岩作用，处于中成岩阶段A1 期[20]。

图3 五墩凹陷及周缘地区中间沟组下段岩性特征Fig.3 Lithological characterisitics of the Lower member of Zhongjiangou Formation in Wudun Sag and its periphery

图4 五墩凹陷中侏罗统中间沟组下段泥页岩矿物组成及形貌特征Fig.4 Mineral compositions and morphological characteristics of shales in the Lower member of Zhongjiangou Formation in Jurassic series of Wudun Sag

3.2 有机质特征

有机质丰度决定了烃源岩的生气量和储层的含气量，总有机碳(TOC)质量分数大于2%是页岩气有利区的重要评价指标之一[21]。DY1 井中间沟组下段泥页岩的TOC 质量分数介于0.53%～25.25%，均值为8.18%，高于XC1 井中间沟组下段泥页岩平均值4.82%[14]；煤样的TOC 质量分数介于33.21%～65.44%(图5)。TOC含量在垂向上呈现显著的非均质性，反映了沉积水体环境的剧烈变化，煤层附近泥页岩普遍具有较高的TOC 含量。中间沟组下段泥页岩及煤样的氯仿沥青“A”含量为0.008～0.774 mg/g，生烃潜量S1+S2为1.65～58.83 mg/g，根据陆相烃源岩评价标准，属于一般-很好烃源岩类型，与XC1 井中间沟组泥页岩S1+S2平均值6.43～19.34 mg/g 基本一致[14]。氯仿沥青“A”与生烃潜量S1+S2在垂向上具有一致的变化规律。干酪根碳同位素(δ13Cker)介于-27.3‰～-22.1‰，干酪根类型为Ⅱ1-Ⅲ型，以Ⅲ型为主，反映了有机质以高等植物陆源输入为主。镜质体反射率(Rran)为0.74%～1.21%，平均值为1.07%，略高于芦草沟露头剖面泥页岩Rran值0.75%～0.86%[14]，且呈现随深度增加轻微增加的趋势。

图5 DY1 井中间沟组下段泥页岩有机质特征垂向变化趋势Fig.5 Vertical variations of organic matter characteristics of shales in the Lower member of Zhongjiangou Formation in DY1 well

3.3 元素地球化学特征

泥页岩中元素X 的富集程度常用富集系数(XEF)进行评价，具体的富集系数计算公式为XEF=(X/Al)s/(X/Al)PAAS，其中(X/Al)PAAS为后太古宙澳大利亚页岩元素含量与Al 的比值[17,22]。XEF＞1，表明样品中元素X相对富集，元素XEF＜1，则表明元素X 相对亏损。对DY1 井12 个中间沟组下段泥页岩样品的主微量元素特征研究(图6，表1)，结果表明多数元素呈亏损状态，仅少量元素呈富集状态。具体而言，Mn、Na 元素富集系数小于0.1,呈显著亏损；Fe、Mg、Ca、K、P、V、Cr、Co、NiEF、Cu、Rb、Sr 和Ba 等元素富集系数为0.1～0.5，呈较明显的亏损状态；Si、Ti、Mo 等元素富集系数为0.5～1.0，呈轻微亏损；Ga、PbEF、Th 和U 等元素富集系数大于1，呈现一定程度的富集，反映母岩类型可能为酸性岩[23]。

图6 DY1 井中间沟组下段泥页岩主微量元素的平均富集系数Fig.6 Average enrichment coefficients of main and trace elements in shales in the Lower member of Zhongjiangou Formation in DY1 well

DY1 井中间沟组下段泥页岩稀土元素总含量(∑REE，REE，Rare Earth Element，表示稀土元素含量)为45.80～348.60 mg/kg，平均201.92 mg/kg。总体而言，稀土元素的总含量高于上地壳(∑REE=146.4 mg/kg)、PAAS页 岩(∑REE=183.0 mg/kg)以及北美页岩(∑REE=173.2 mg/kg)。轻稀土元素含量(∑LREE)为40.68～348.61 mg/kg，平均为187 mg/kg；重稀土元素含量(∑HREE)为5.12～32.75 mg/kg，平均为14.92 mg/kg。轻重稀土元素含量比(∑LREE/∑HREE)为7.94～27.33，均值为12.63，高于北美页岩的7.44[24]，表明轻稀土元素富集，重稀土元素亏损。(La/Yb)N、(La/Sm)N和(Gd/Yb)N常用于反映轻重稀土、轻稀土和重稀土元素之间的分馏程度(表2)[25]。DY1 井中间沟组下段泥页岩的(La/Yb)N8.89～58.11，平均19.60；(La/Sm)N为3.83～6.55，平 均4.77；(Gd/Yb)N1.36～4.63，平均2.41。该结果表明轻重稀土之间、轻稀土元素之间分异明显，重稀土元素之间的分异并不明显。对泥页岩样品的稀土元素进行北美页岩标准化得到稀土元素的配分模式(图7a)，可以看出稀土元素曲线呈轻微下倾趋势。相对于北美页岩，轻稀土富集明显，重稀土具有中等程度富集，但配分模式与北美页岩基本一致，反映了泥页岩物源主要来自于上地壳[26]。由稀土元素球粒陨石标准化配分模式(图7b)显示，稀土元素分布曲线较大程度地右倾，具体表现为轻重稀土分异明显，轻稀土元素含量富集、重稀土含量相对稳定。

图7 DY1 井中间沟组下段泥页岩稀土元素标准化配分模式Fig.7 Standardized distribution patterns of REEs in shale in the Lower member of Zhongjiangou Formation in DY1 well

4 古沉积环境

4.1 古生产力

古生产力是沉积水体中生产有机质的能力，沉积水体中各类浮游生物自身产生的有机质是泥页岩中有机质的主要来源之一，其含量高低与富有机质泥页岩的发育具有密切关系[27]。P、Mo 等微量元素是浮游生物发育的重要营养元素，其含量的高低及其衍生的参数是水体初级生产力高低的重要评价指标[28]。由于P 等元素易受有机质或自生矿物的影响，直接采用P 元素作为指标易产生偏差，为消除这种影响，常采用P/Ti 作为古生产力的指标[29]。细粒沉积物对Mo 元素具有较弱的“粒控效应”，Mo 元素容易产生沉淀并在沉积物中富集[30]。Mo 元素与有机质的堆积速度基本一致，在缺氧环境中，Mo 元素也是古湖泊生产力大小的主要指标之一[31]。

DY1 井中间沟组下段泥页岩Mo 含量为0.25～2.04 mg/kg，平均0.88 mg/kg(图8)，低于北美页岩Mo 含量(2 mg/kg)和上地壳Mo 含量(1.5 mg/kg)，显著低于鄂尔多斯盆地延长组泥页岩Mo 含量(67.87 mg/kg)[31]。Mo 元素含量与藻类有机质堆积速度成正比[32-33]，因此，DY1 井中间沟组下段泥页岩很低的Mo 含量指示有机质来自藻类的贡献非常有限。中间沟组下段泥页岩的P/Ti 为0.02～0.17(下文均用元素或化学式符号代替其质量分数)，平均0.06 (图8)，远低于被认为是中等生产力的Ubara 剖面燧石P/Ti0.34 和被认为是高生产力的Ubara 剖面黑色页岩P/Ti0.79[34]以及华北北部中元古界洪水庄组黑色页岩P/Ti 0.37～0.88[35]，这些显著差异同样也说明了中间沟组下段泥页岩形成时，藻类等浮游生物不够繁盛，古湖泊具有很低的初级生产力。从垂向变化规律来看，Mo 含量和P/Ti 与TOC 含量在垂向上的变化趋势并不一致，进一步表明了沉积水体的古生产力不是五墩凹陷中间沟组下段泥页有机质聚集的主要控制因素。

图8 DY1 井中间沟组下段泥页岩古生产力指标垂向变化趋势Fig.8 Vertical variations of paleoproductivity indexes of shales in the Lower member of Zhongjiangou Formation in DY1 well

大量繁盛的浮游藻类是水体富营养化和高生产力的重要标志[35]。为进一步明确DY1 井中间沟组下段泥页岩中有机质的主要来源，开展了有机质显微组成分析。结果表明，中间沟组下段泥页岩中有机质主要组成为壳质组和镜质组，壳质组以角质体和壳质碎屑体为主，镜质组主要为结构镜质体，另外，含有少量丝质体，为典型的陆源高等植物输入来源。在中间沟组下段泥页岩中还观察到少量的腐泥组，在显微组分中的比例多在10%以下，表明中间沟组下段泥页岩中发育了一定的水生藻类。从腐泥组含量变化来看，自下至上经历了腐泥组含量增加-降低-增加-降低的过程，反映了古湖泊初级生产力的波动变化。从干酪根碳同位素的变化趋势来看，自下而上，δ13Cker呈变轻的趋势，但至中间沟组下段顶部干酪根碳同位素又开始变重。这也反映了自下至上沉积水体经历了变深后再变浅的频繁变化，在湖侵-高位域，浮游生物含量增多，藻类能够贡献一定的有机质含量。Mo 含量和P/Ti 在垂向上的波动也显示了古湖泊初级生产力的频繁变化，与古湖泊水平面变化密切相关。整体上看，DY1 井中间沟组下段泥页岩的有机质主要是来源于陆源高等植物输入，而非古湖泊的初级生产力。

4.2 氧化还原性

缺氧条件是有机质聚集保存的关键因素之一，一些敏感性元素如Co、Mo、U、Th、V 等常用来判断古水体的氧化还原条件[36]。J.R.Hatch 等[37]指出V/(V+Ni)是反映氧化还原条件的有效指标，比值小于0.46 指示氧化环境，比值0.46～0.57 指示弱氧化环境，比值0.57～0.83 则反映缺氧环境，比值大于0.83 为静海环境。Th是相对惰性的元素，通常富集在黏土碎屑中，基于U、Th 行为的差异，U/Th 可表征古水体的氧化还原性[38]，Th/U＜2 指示缺氧环境，Th/U＞8 则指示氧化环境[39]。Ce 异常指数Ceanom也是氧化还原条件的良好指标，计算公式：Ceanom=lg[3Cen/(2Lan+Ndn)]，Ceanom＞-0.1 代表缺氧环境，＜-0.1 则指示含氧环境[40]。

DY1 井中间沟组下段泥页岩的V/(V+Ni)为0.67～0.78，平均0.73；Ceanom介于-0.003～0.039，平均-0.02，均大于-0.1，这两个指标均反映了中间沟组下段泥页岩形成于缺氧环境。Th/U 介于2.42～4.79，均值为3.24，该值则反映了中间沟组下段的水体为贫氧环境。断陷盆地湖泊水体较为局限、陆源物质的输入和高有机质沉积通量等因素综合影响下，Th/U 作为氧化还原条件的指标可能存在一定程度的失效[41]。Mo和U 往往在缺氧-硫化环境沉积物中富集，自生Mo-U 协变关系可作为低氧海洋系统中的特殊氧化还原指标[42]。本文对DY1 井中间沟组下段泥页岩Mo 和U的富集系数进行相关性分析，12 个泥页岩样品均分布在0.1 倍现代海水(Sw)和0.3 倍现代海水(Sw)之间，且分布较为集中，具有很强的代表性，表现为弱氧化-缺氧环境(图9)[43]。因此，结合各指标，可以判识中间沟组下段泥页岩形成时沉积期水体环境总体为缺氧条件。从氧化还原指标垂向变化来看，随着深度增加，V/(V+Ni)、Ceanom和Th/U 均呈现不显著增加的趋势，反映了中间沟组下段下亚段的沉积水体比上亚段还原性稍强。根据有机质富集的两种模式，即保存模式和生产力模式[44]，可以初步判定缺氧环境是中间沟组下段泥页岩有机质聚集的主控因素。

图9 DY1 井中间沟组下段泥页岩U 和Mo 富集系数(UEF-MoEF)协变模式(底图改自文献[43])Fig.9 UEF-MoEF covariance model of shale in the Lower member of Zhongjiangou Formation in DY1 well (the base map modified from Reference[43])

4.3 水体盐度

沉积水体的盐度是有机质能否有效保存的重要指标之一，常用来判断古盐度的指标有Sr/Ba、Ba/Ga、Ca/(Fe+Ca)、Al2O3/MgO 和生物标志物伽马蜡烷等[45]。Sr 和Ba 元素在淡水水体中以重碳酸盐的形式赋存，当水体发生咸化，达到一定的盐度时，Ba 会形成BaSO4沉淀，湖水持续咸化，Sr 才开始沉淀。一般情况下，Sr/Ba＞1 指示海相咸水环境或者干旱条件下的湖水咸化环境，Sr/Ba＜0.6 指示陆相淡水环境，0.6≤Sr/Ba≤1反映为半咸水环境；Ba/Ga 值越低，表明沉积水体盐度相对较高，反之则表明水体盐度相对较低[46]。Ca/(Fe+Ca)也可判断古水体盐度，一般Ca/(Fe+Ca)＜0.4 反映淡水环境，Ca/(Fe+Ca)＞0.6 为咸水环境[47]。Mg 和Al 元素的含量和变化也是沉积水体古盐度的指标之一，Al2O3/MgO＞7 指示淡水环境，Al2O3/MgO＜7 则指示咸化环境[48]。生物标志物记载了沉积有机质和水体环境信息，特别是伽马蜡烷常用来指示古盐度特征。较高含量的伽马蜡烷也反映了咸化的沉积水体环境，反之则指示淡水环境[49]。

DY1 井中间沟组下段泥页岩的Sr/Ba 为0.20～1.49，均值为0.54，总体偏低，局部呈现高值；Ba/Ga 的范围为2.11～35.53，均值为11.44；Ca/(Fe+Ca)介于0.06～0.14，均值为0.10；Al2O3/MgO 介于29.18～115.28，远高于7(图10)。这些比值反映了中间沟组下段泥页岩形成于淡水-微咸水环境。XC1 井中间沟组下段上亚段泥页岩的伽马蜡烷含量偏高，伽马蜡烷/C30霍烷为0.15～0.17，下亚段伽马蜡烷含量低，伽马蜡烷/C30霍烷为0.04[41]，表明了上亚段为微咸水环境，下亚段为淡水环境。Ba-Sr 交会图(图11)也表明中间沟组下段主体属于淡水环境，由于气候的波动，局部呈现微咸水环境。从垂向变化特征来看，Sr/Ba 和Ca/(Fe+Ca)自下而上整体上呈现增加-降低-增加-降低的过程，Ba/Ga 则呈现相反的趋势，这些指标都反映了水体的盐度呈现淡水-微咸水-淡水-微咸水等交替变化，反映了温湿气候和蒸发作用不断波动的特点。

图10 DY1 中间沟组下段泥页岩古氧化还原和古盐度指标垂向变化Fig.10 Vertical variations of paleoredox indexes and paleosalinity indexes of shales in the Lower member of Zhongjiangou Formation in DY1 well

图11 DY1 井中间沟组下段泥页岩Ba-Sr 交会图Fig.11 Crossplot of Ba and Sr contents of shales in the Lower member of Zhongjiangou Formation in DY1 well

4.4 古气候条件

古气候条件的差异影响陆源碎屑输入、沉积速率、氧化还原条件、水体化学性质和初级生产力等多个方面，进而导致湖相盆地演化时沉积过程的差异[50]。湖泊沉积中，微量元素参数Sr/Cu 和Rb/Sr 对气候变化比较敏感。温暖潮湿的气候条件下，Sr/Cu 呈现为低值，范围为1.3～5.0；干旱炎热的气候条件，Sr/Cu 大于5[51]。与Sr/Cu 相反，Rb/Sr 呈现高值反映温暖湿润的气候条件，呈现低值反映低风化速率和干旱炎热的气候条件[52]。湿润气候型元素(Fe、Mn、Cr、Ni、V 和Co)和干旱气候型元素(Ca、Mg、Sr、Ba、K、Na)的迁移和分布均与古气候密切相关[53]。气候指数C=(Fe+Mn+Cr+Ni+V+Co)/(Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na)反映古气候条件，一般C＜0.2 代表干热气候，C＞0.8 代表潮湿气候，0.2＜C＜0.8 代表半湿润气候[54]。

从图12 可以看出，DY1 井中间沟组下段泥页岩的Sr/Cu 介于2.30～15.57，多数样品Sr/Cu 都低于5.0，但也存在Sr/Cu 较高的层段；Rb/Sr 为0.15～2.60，均值为1.18，与Sr/Cu 分析的结果基本一致。气候指数C介于0.34～2.06，平均值1.11。总体上看，中间沟组下段以温暖湿润-半干旱气候为主，存在干湿交替的气候变化。变化趋势是下亚段温湿，至上亚段逐渐变为半干旱，随后气候再次变为温湿-半干旱旋回。古气候的这种变化趋势与湖泊生产力的变化、沉积水体的氧化还原状态和盐度变化基本相对应。

4.5 沉积速率和古水深

沉积速率是反映沉积盆地古环境的重要参数之一，稀土元素含量及其变化可以获得沉积速率的相关信息[29]。REE 分异程度可以采用稀土元素在球粒陨石配分曲线的斜率来表征，斜率越大，沉积速率越慢，La和Yb 分别为轻稀土元素和重稀土元素的指示元素，(La/Yb)N可用来表征沉积速率的大小[55]。(La/Yb)N接近1 时，反映REE 基本无分异或分异程度较低，对应高的沉积速率；(La/Yb)N低于或高于1 时，反映REE分异程度强，对应低的沉积速率[55]。研究区中间沟组下段泥页岩的(La/Yb)N介于8.89～58.11，平均为19.60，反映了DY1 井中间沟组下段沉积时期具有较低的沉积速率且存在较大的波动。由(La/Yb)N纵向变化特征来看，中间沟组下段底部沉积速率最低，至上亚段经历了先降低后增加再降低的过程。

Zr/Al、Rb/K 和MnO 含量是古水深的常用判断指标。Zr/Al 越小，表示离岸越远，水体更深；Rb/K 越大，则水体越深；MnO 质量分数小于0.000 94%判识为滨湖，0.000 94%～0.007 5%为浅湖，0.007 5%～0.051%为半深湖，＞0.051%为深湖[31,56-57]。研究区Zr/Al 介于(0.50～1.99)×10-3，平均0.78×10-3；Rb/K 分布在(4.15～11.58)×10-3，平均8.51×10-3；MnO 质量分数为0.002%～0.025%，均值为0.01%(图12)。基于各参数指标之间的差异，并对比三塘湖盆地芦草沟组页岩(Zr/Al 均值为2.27×10-3；Rb/K 均值为2.90×10-3)[58]，认为DY1 井中间沟组下段沉积时水体为浅湖-半深湖环境。该认识与西参1 井和墩1 井单井沉积相特征基本一致，总体是凹陷北部和北东部为辫状河三角洲，南部呈扇三角洲，凹陷中央为滨浅湖[18]。垂向上，Zr/Al 和MnO 含量的变化反映了在中间沟组下段沉积时期湖泊经历了水进-水退-水进-水退等频繁变化，结合气候条件变化，古湖泊经历了浅水-半深水-浅水-半深水的变化过程。

图12 DY1 井中间沟组下段泥页岩古气候和古水深垂向变化Fig.12 Vertical variations of paleoclimate and paleo-water depth of shales in the Lower member of Zhongjiangou Formation in DY1 well

5 富有机质泥页岩沉积模式

富有机质泥页岩的形成是有机质逐渐聚集的结果，与有机质的来源、保存条件和埋藏条件等密切相关。前人研究表明，古气候、古生产力、有机质保存条件和陆源输入等均是有机质泥页岩发育的主控因素[43,55,59]，并根据主控因素的差异，提出有机质富集的3 种模式：保存模式、生产力模式和高生产力与保存叠加模式。保存模式认为有机质富集是海洋/湖泊缺氧作用的结果，强调的是缺氧的沉积环境对有机质聚集的影响[60]；生产力模式则认为表层水体极高的初级生产力是富有机质沉积的主要因素[61]；高生产力与保存叠加模式认为有机质聚集是生产力和保存条件共同作用的结果[55]。依据古沉积环境与有机质富集的关系，认为DY1 井中间沟组下段泥页岩形成时古湖泊的初级生产力较低，生产力不是有机质聚集的控制因素，缺氧的沉积环境应是中间沟组下段泥页岩有机质聚集的关键控制因素。

与海洋相比，湖泊水体的面积小、水体浅，湖平面频繁变化，易受构造和古气候的影响[62-63]。前人基于露头和西参1 井、墩1 井等地质资料和地震资料研究认为中间沟组以扇三角洲、辫状河三角洲与滨浅湖-半深湖沉积为主(图2)[18,64]，扇三角洲无井钻遇，但未对沉积相演化过程进行详细阐述。尽管董艳蕾等[18]对中间沟组下段沉积环境进行了研究，但未开展基于元素地球化学的纵向沉积环境演变研究。西参1 井和墩1 井位于北部斜坡带与中央凹陷带坡折带附近，沉积特征主要受控于北部的物源体系[64]，而墩页1 井位于西参1 井西南部位，为五墩凹陷的最大洼陷处，泥页岩的厚度和水体深度更大，半深湖-深湖相更为发育。为了进一步明确五墩凹陷中间沟组下段泥页岩的沉积演化过程，结合古生产力、古盐度、古气候和古水深条件和西参1 井和墩1 井中间沟组下段岩性特征[65]，提出研究区富有机质泥页岩的沉积模式(图13)。中间沟组下段分为2 个旋回，旋回底部为低位域，上部为湖侵体系+高位域，并据此建立了连续的4 种演化模式。

图13 五墩凹陷中间沟组下段泥页岩沉积模式Fig.13 Sedimentary model of organic-rich shale in the Lower member of Zhongjiangou Formation in Wudun Sag

(1) 模式1 发育在中间沟组底部沉积时期，断陷大规模发育，构造平缓，湖泊处于低位域，湖盆地形平缓，地层厚度由南向北平缓减薄，沉积中心靠近三危山山前，水体较浅，北部及东北部物源充足，发育大面积的辫状河三角洲砂质沉积，南边低能物源区发育扇三角洲，西部和东南部主要为滨浅湖沉积，该阶段为干旱气候，藻类等水生生物不发育，有机质以陆源输入为主，湖平面较低，对有机质的保存富集能力较差。

(2) 模式2 发育在下亚段上部，断陷规模达到最大，该阶段气候逐渐变得湿润，形成大面积的湖泛沉积，为侏罗系第一次大规模湖侵时期，湖平面上升、水体加深，中部发育半深湖沉积，水生藻类等生物有一定程度的繁盛，初级生产力有一定的提高，水生藻类为有机质的富集提供了一部分物质来源，但仍以陆源高等植物输入为主，细粒沉积物的缓慢沉积有利于泥页岩发育，北部辫状河三角洲面积减少，南部的扇三角洲北延。受控于构造和气候条件的变化，下亚段经历了水退-水进的过程，完成第1 个沉积旋回，随后进入上亚段的第2 个沉积旋回。

(3) 在上亚段底部形成沉积模式3，气候再次变为半干旱气候，降水减少、湖平面下降、水体变浅、湖盆萎缩，在北部和北东方向物源控制下，发育大面积的辫状河三角洲，南部扇三角洲继续北延，中部以滨浅湖沉积为主，该阶段水生藻类不发育，陆源高等植物是有机质的主要贡献者。

(4) 上亚段主体沉积期，演化至沉积模式4，该阶段气候恢复为潮湿气候，降水增多、水平面升高引起湖泛，北部和东北三角洲萎缩，物源供给减少，南部扇三角洲持续发育，中部再次发育半深湖沉积，水生藻类发育，初级生产力提高，有机质的富集既有水生藻类的贡献，也有陆源植物的供给，但整体上仍以陆源高等植物的贡献为主。该时期较慢的沉积速率有利于发育厚层优质泥页岩，缺氧的沉积环境有效地促进有机质的保存。

因此，对比4 种沉积模式及其气候、生物、环境变化及其与有机质富集的关系，总结了研究区中间沟组下段沉积时期富有机质泥页岩形成的综合沉积模式为：半干旱-湿润-半干旱-湿润的气候环境，湖泊经历了浅水-半深水-浅水-半深水的旋回，湖泊的初级生产力很低，浮游生物不发育，高等植物输入是有机质的主要来源，缺氧的沉积环境有利于有机质的聚集保存。综合来看，中间沟组下段富有机质泥页岩形成于低初级生产力、大量陆源高等植物输入、较慢的沉积速率和缺氧的沉积环境，它们共同控制了研究区中间沟组下段富有机质泥页岩的发育，特别是缺氧条件是有机质聚集保存的关键性控制因素。

6 结论

a.敦煌盆地五墩凹陷DY1 井中侏罗统中间沟组下段发育一套富有机质泥页岩，具有较高的TOC 质量分数(0.53%～25.25%)、有机质类型为Ⅱ1-Ⅲ型、有机质成熟度为低成熟-成熟演化阶段。矿物组成以黏土矿物(10.5%～93.9%)和石英(5.0%～69.8%)为主，其次是长石(1.1%～40.9%)，其他矿物含量较低。

b.研究区中间沟组下段泥页岩形成于缺氧的浅湖-半深湖环境，气候温暖-半湿润，水体盐度为淡水-微咸水。由于较慢的沉积速率和相对较浅的水体环境，湖泊自身的初级生产力很低，水生藻类等浮游生物对有机质聚集的贡献非常有限，陆源高等植物输入为主要的有机质来源。

c.结合各指标要素，建立了五墩凹陷中间沟组下段富有机质泥页岩的沉积模式。中间沟组下段划分为2 个旋回、4 种连续的演化模式，下亚段和上亚段的旋回底部为低位域，随着气候条件变得湿润，湖盆扩大、水体变深，在上部形成湖侵体系+高位域。综合各沉积环境指标，认为研究区中间沟组下段富有机质泥页岩形成的关键性控制因素为还原条件。

d.基于有机地球化学特征和有机质聚集模式，五墩凹陷中部具有良好的页岩气勘探前景，下一步应加强生储耦合和资源潜力评价研究。

致谢：感谢两位审稿专家和编辑老师们提出的建设性修改意见，显著提升了本文的质量和创新；感谢湖南科技大学余烨副教授对本文沉积模式的建议及修改。