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近十年来，世界油气工业持续向非常规油气推进，页岩油气作为重要的接替能源之一，已成为全球非常规油气勘探开发的新热点，逐渐改变着全球能源格局（Curtis，2002; 张金川等，2009；贾承造，2017；邹才能等，2020；刘翰林等，2023）。页岩油气系统是一个自给自足的源储系统（Jarvie et al.，2007; 李玉喜等，2016），有机质富集是页岩油气甜点层段形成的物质基础，页岩有机质丰度的高低受控于有机质生成、有机质聚集沉降、有机质保存等多个环节的共同影响。由于我国陆相页岩具有国外海相页岩显著不同的气候敏感性、水深敏感性问题，有机质富集受气候、物源、水体深度与性质等影响更加显著，页岩非均质性在垂向和平面均很强（黄文彪等，2014；李玉喜等，2016），因此，有机质富集机制存在多因素内在耦合机制不明确的问题。
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松辽盆地是我国北部最大的中新生代陆相沉积盆地，白垩系青山口组发育厚层富有机质暗色泥页岩，层系内部滞留烃富集，存在十分可观的页岩油资源。白垩纪是地质历史上地质事件类型多样、地质事件频发的一个特殊地质时期，缺氧事件、海/湖侵等地质事件对富有机质页岩的形成均具有较大的影响作用（Blum et al.，2014；Grasby et al.，2019；柳蓉等，2021）。
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本文针对松辽盆地南部长岭凹陷青一段下段泥页岩开展有机质丰度、矿物组成、主量元素、微量稀土元素分析，系统分析不同沉积相富有机质页岩形成阶段对应的古气候、古盐度、古氧化还原条件差异，揭示长岭凹陷青一段滨浅湖亚相、半深湖亚相、深湖亚相富有机质泥页岩在横向上有机质富集主控因素的差异性，进而建立松辽盆地南部青一段有机质富集模式。
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1 地质背景
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松辽盆地位于中国东北部，盆地分为中央坳陷区、北部倾没区、西部斜坡区以及西南、东北、东南隆起区6个一级构造单元，研究区位于中央坳陷区内的二级构造单元-长岭凹陷（图1a、b）。目的层白垩纪青山口组沉积了厚层泥页岩，页岩油资源潜力巨大。长岭凹陷呈现南陡北缓的构造形态，南部为盆地边缘，发育滨浅湖沉积体系，向北水体逐渐加深，北部发育深湖亚相暗色泥页岩沉积。本文针对横跨滨浅湖、半深湖、深湖的3口关键井开展研究，其中A井位于滨浅湖，B井位于半深湖，C井位于深湖。研究区目的层以青一段下段三套页岩（自下而上分别为Y1、Y2、Y3）为主要研究对象（图1c）。
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2 样品与分析方法
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本文研究样品取自松辽盆地南部滨浅湖、半深湖、深湖等不同相带的3口钻井，取样层位是青山口组青一段。本次主要开展薄片鉴定37样次，X射线衍射、有机质丰度（TOC）及岩石热解66样次，主量元素、微量元素及稀土元素51样次。TOC利用CS-230碳硫分析仪测试得到总有机碳含量，将样品研磨至200目，随后称取少量装入坩埚中，经稀盐酸淋洗后加入助燃剂和铁屑，送进碳硫仪燃烧，获得TOC含量，采用国家标准GB/T19145—2022《沉积岩中总有机碳的测定》。岩石热解实验通过ROCK-EVAL 6岩石热解仪测试，使样品在氦气中加热到300℃，平衡3 min，得到游离烃（S1），随后升温加热到600℃平衡，得到裂解烃（S2），并获得Tmax，采用国家标准GB/T18602—2012《岩石热解分析》。主量元素由IS4 PIONEER X射线荧光光谱仪测得，采用国家标准GB/T14506.28—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》。微量稀土元素由安捷伦 7500A电感耦合等离子体质谱仪测试，采用国家标准GB/T14506.30—2010《硅酸盐岩化学分析方法第30部分：44个元素测定》。
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图1 松辽盆地南部构造单元划分及地层特征
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Fig.1 Structural map and stratigraphic characteristics of southern Songliao basin
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3 结果
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3.1 岩石学特征
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青一段沉积时期，长岭凹陷北部为沉积中心，南部受陆源供给影响较大，从南向北依次发育滨浅湖、半深湖、深湖沉积体系。青一段下段发育三套页岩、两套砂岩，本次以三套页岩为主要研究对象。滨浅湖亚相主要发育砂岩沉积体系，页岩段以中低有机质长英质页岩为主（占比83%）；其中长英质陆源碎屑颗粒呈粉砂级，占矿物总量的61%左右，呈条带状、团块状分布（图2a、b）。半深湖沉积体系中页岩段以中有机质丰度长英质页岩为主（占比70%），纹层发育；长英质陆源碎屑颗粒呈细粉砂级，占矿物总量的52%左右，顺层状分布（图2c、d），与滨浅湖亚相相比，粒度更细，碎屑丰度更低。深湖亚相页岩段碳酸盐矿物含量略有增加，主要发育高有机质长英质页岩（占比50%）和混合质页岩（占比37%），页岩粒度显著变细，长英质陆源碎屑多呈泥级—细粉砂级，长英质矿物占矿物总量的47%左右，页岩呈薄片状，层理缝较发育（图2e、f）。
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图2 松辽盆地南部长岭凹陷青一段岩石学薄片特征
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Fig.2 Petrological characteristics of the first Member of Qingshan Formation, Changling depression, southern Songliao basin
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（a）—A井2419.5 m粉砂质泥岩，×50（-）；（b）—A井2376.5 m粉砂质泥岩，×50（-）；（c）—B井2376.5 m纹层状页岩，×50（-）；（d）—B井2384.77 m粉砂质泥岩，×50（-）；（e）—C井2327.5 m薄片状高有机质页岩，×50（-）；（f）—C井2349.3 m薄片状高有机质页岩，×50（-）
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(a) —well A 2419.5 m silty mudstone, ×50 (-) ; (b) —well A 2376.5 m silty mudstone, ×50 (-) ; (c) —well B 2376.5 m laminated shale, ×50 (-) ; (d) —well B 2384.77 m silty mudstone, ×50 (-) ; (e) —well C 2327.5 m high organic matter shale, ×50 (-) ; (f) —well C 2349.3 m high organic matter shale, ×50 (-)
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3.2 烃源岩特征
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研究区目的层TOC在不同沉积相带、垂向不同层段具有明显差异，青一段垂向上分为下单元和上单元，其中下单元有机质丰度较高。滨浅湖有机质丰度分异较大，TOC主体小于2%，TOC含量介于0.18%~3.43%之间（平均1.23%），主体属于中等—较低有机质丰度。半深湖亚相有机质丰度相对集中，TOC含量介于0.25%~3.08%之间（平均1.78%），主体属于中等有机质丰度。深湖亚相TOC含量介于0.58%~5.59%之间（平均2.53%），TOC主体大于2%，属于高有机质丰度，以好品质型烃源岩为主（图3）。研究区有机质丰度由南向北逐渐增大，烃源岩品质逐渐升高（图4）。
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图3 松辽盆地南部长岭凹陷泥页岩有机质丰度分布直方图
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Fig.3 The statistical histogram of abundance distribution of organic matter in shale, Changling depression, southern Songliao basin
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图4 松辽盆地南部长岭凹陷青一段泥页岩有机质丰度图
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Fig.4 Organic matter abundance of the first Member of Qingshan Formation, Changling depression, southern Songliao basin
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含油性一般用游离烃含量（S1）、生烃潜量（S1+S2）和含油饱和度指数OSI值评价。研究区滨浅湖亚相游离烃含量（S1）介于0.05~8.75 mg/g之间（平均0.82 mg/g），生烃潜量（S1+S2）介于0.33~13.99 mg/g之间（平均6.43 mg/g），主体属于较好—中等—差的烃源岩，含油性较低。半深湖亚相S1介于0.44~3.47 mg/g之间（平均1.81 mg/g），S1+S2介于5.62~15.52 mg/g之间（平均9.72 mg/g），以好—较好品质烃源岩为主，含油性较好。深湖亚相S1介于0.33~4.67 mg/g之间（平均2.78 mg/g），S1+S2介于1.86~24.37 mg/g之间（平均12.71 mg/g），烃源岩整体类型好（图4），页岩含油量高（图5）。
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页岩含油饱和度指数OSI值（S1/TOC×100）高于100 mg/g时认为页岩油具有可流动能力。滨浅湖OSI值介于15.75~87.43 mg/g之间（平均46.01 mg/g），页岩含油饱和度较低。半深湖亚相OSI值介于53.55~153.53 mg/g之间（平均101.68 mg/g），页岩含油饱和度较高。深湖亚相OSI值介于56.96~153.90 mg/g之间（平均113.93 mg/g），页岩含油饱和度高（图5）。
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滨浅湖亚相有机质氢指数HI介于60.80~578.53 mg/g之间（平均342.27 mg/g）；半深湖亚相有机质氢指数HI介于316.94~566.04 mg/g之间（平均410.11 mg/g）；深湖亚相有机质氢指数HI介于302.33~523.01 mg/g之间（平均397.44 mg/g），虽已进行生排烃，但整体仍具有较大生烃潜力（图5）。
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3.3 主微量元素组成
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不同沉积环境形成的页岩主微量元素丰度具有较大差异。研究区目的层页岩中含量最高的主量元素依次是Si、Al、Fe和Ca元素，其中SiO2含量在滨浅湖—半深湖—深湖相依次为51.76%~65.49%（均值58.24%）、49.91%~59.00%（均值55.50%）、21.17%~57.61%（均值51.57%），SiO2主要在长石、石英等陆源碎屑矿物中富集，显示由滨浅湖—深湖环境陆源碎屑输入量显著降低的趋势（表1）。除Si元素外，研究区页岩Al元素含量较高，Al2O3含量整体介于5.81%~19.20%之间，不同相带差异不明显。CaO 与MgO 呈现相似的特征，由滨浅湖—半深湖—深湖相依次呈现2.83%、3.99%、5.95%与2.03%、2.22%、3.13%逐渐增大的变化趋势（表1）。烧失量（LOI）受环境影响差异显著，由滨浅湖—半深湖—深湖相其均值依次为7.02%、9.79%、12.42%（表1）。整体上，主量元素在不同沉积相带存在显著差异。
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主量元素SiO2、Al2O3、CaO和MgO含量的变化趋势与滨浅湖—半深湖—深湖环境有机质丰度有明显的对应关系。低有机质丰度的滨浅湖环境长英质陆源碎屑输入量较大，高有机质丰富的深湖环境黏土矿物、碳酸盐矿物含量较大，而长英质陆源碎屑输入量低。
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图5 松辽盆地南部长岭凹陷不同沉积环境烃源岩特征与初级生产力指标对比图
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Fig.5 Comparison between source rock characteristics and primary productivity indexes in different sedimentary environments, Changling depression, southern Songliao basin
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不同沉积环境下形成的不同有机质丰度的页岩在微量元素含量上存在明显差异。微量元素的富集与亏损程度主要采用Al标准化的元素富集系数EF进行表征，这样可以消除元素来源差异的影响（Tribovillard et al.，2006），计算公式如下：
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式中，X与Al分别代表样品与标准样品中元素X与元素Al的百分含量。标准样品为后太古宙澳大利亚页岩（PAAS）（Mclennan，1989）。
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一般富集系数小于1.0代表元素发生消耗亏损，大于3.0代表元素发生富集，大于10.0代表元素发生强烈富集。通过对研究区青一段下段页岩微量元素富集系数的计算，整体上表现为Mo、U、P、Zn等元素相对富集。深湖环境高有机质页岩中，对氧化还原敏感的Mo、U元素富集程度最高（富集系数均值分别为10.89、1.52），V、Sc、Cr、Cu、Ni、U等元素富集程度显著高于半深湖与滨浅湖环境；滨浅湖环境低有机质页岩，V、Cr、Cu、Ni等元素含量显著低于深湖与半深湖环境，相对亏损程度强。受陆源碎屑影响较大的Th、Co、Zr等元素的含量在不同有机质丰度的页岩中不存在明显差异。因此，将对古环境敏感的微量元素及其比值进行系统分析，青一段下段古氧化还原条件、古盐度、古气候、古水深、古生产力参数与TOC呈现显著的相关性（图5、6）。
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V/Sc、MoEF、UEF、δU（δU=2×U/（U+Th/3））、Sr/Ba、Ca/（Ca+Fe）、Sr/Cu、NiEF的变化趋势与TOC呈显著正相关，揭示滨浅湖低有机质丰度页岩到深湖相高有机质丰度页岩，TOC与还原条件、盐度、古生产力呈显著正相关。
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图6 松辽盆地南部长岭凹陷不同沉积环境页岩古环境参数对比图
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Fig.6 Comparison of shale paleoenvironmental parameters in different sedimentary environments, Changling depression, southern Songliao basin
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3.4 稀土元素组成
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Y元素与镧系元素化学性质相似，因此将其归为重稀土元素讨论。滨浅湖低有机质页岩稀土元素总量（ΣREE）介于132.24×10-6~255.48×10-6之间，均值189.68×10-6；半深湖中有机质页岩ΣREE介于132.76×10-6~251.16×10-6之间，均值181.75×10-6；深湖高有机质页岩ΣREE介于143.12×10-6~222.18×10-6之间，均值177.94×10-6，均高于上地壳ΣREE平均值（146.37×10-6）（Sun et al.，1989）和北美页岩ΣREE平均值（173.2×10-6），与PAAS平均值（184.80×10-6）相近（Mclennan，2001）。测试结果利用PAAS稀土元素含量标准化处理（Mclennan，1989，2001），样品的PAAS归一化稀土分布模式呈平缓分布模式（图7）。（Nd/Yb）SN比值主要介于0.75~1.32之间，均值1.02，揭示轻重稀土分异不明显。
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4 讨论
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4.1 古沉积环境恢复
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有机质富集主要受有机质生成、有机质聚集沉降、有机质保存等多个环节的共同影响。富有机质页岩的形成及保存与古环境紧密相关，古环境特征主要通过微量元素含量及比值进行恢复。本文通过微量元素、稀土元素等对研究区不同沉积环境下形成的页岩进行古气候、古盐度、古氧化还原条件、古水动力条件等恢复。
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4.1.1 古气候特征
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青山口组沉积时期研究区古纬度为北纬37°，属于温湿—半温湿气候，青山口组沉积阶段湖泊最大古水深70 m，平均古水深30~35 m（高瑞祺等，1997；申家年等，2008）。富有机质页岩往往在固碳效率更高的寒温带等年平均气温在-10~10℃的环境下发育（毛小平等，2024），青山口组沉积阶段最深古湖底年平均气温6.7℃（申家年等，2008），利于有机质保存。
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Cu与Rb元素属于喜湿型元素，Sr元素属于喜干型元素（刘恒等，2023），因此，古气候特征分析主要依据Al/Ti、Sr/Cu、Sr/Rb值进行分析。低的Al/Ti、Sr/Cu、Sr/Rb值揭示潮湿环境，高值指示干旱环境（宋明水，2005；熊小辉等，2011）。Sr/Cu＜10指示温湿气候，研究区页岩中Sr元素含量较低，Cu元素含量较高，Sr/Cu值主体在10.0以下，具有湿润气候特征；碳酸盐矿物含量较高的混合质页岩富含Sr元素导致Sr/Cu值大于10（图8a）。Al/Ti低值表示潮湿环境，高值代表干旱环境，研究区Al/Ti值整体低于20，指示潮湿—半潮湿气候条件。前人利用孢粉等对青一段古气候进行分析（高瑞祺等，1999；黄清华等，1999；蒋友英，2008; Wang Chengshan et al.，2013），指示该时期具有温暖湿润的古气候特征，与本次研究结果一致。
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图7 松辽盆地南部长岭凹陷页岩PAAS标准化稀土元素分布模式（a~c）
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Fig.7 PAAS-normalized REE patterns (a~c) of shale in Changling depression, southern Songliao basin
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平面上，滨浅湖环境属于相对稳定的湿润气候条件，半深湖—深湖环境由于盐度分层增强，水体碱性导致碳酸盐矿物含量增大，碳酸盐矿物富集层段Sr/Cu值大于10（图8a）。垂向上，目的层下部Al/Ti、Sr/Cu、Sr/Rb值较低，属于湿润气候，上部碳酸盐矿物丰度较大，Sr/Cu、Sr/Rb值有增大趋势（图6）。
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4.1.2 古盐度特征
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古盐度是反映水体环境的重要指标，对有机质的生成、富集与保存均具有重要影响。B、Ga、Sr、Ba等元素对古盐度具有较好的响应规律，因此主要依据Sr/Ba、Ca/（Ca+Fe）、B/Ga等判别参数作为古盐度的判别标志（Berner et al.，1984）。Sr/Ba＜0.6、Ca/（Ca+Fe）＜0.4、B/Ga＜3.0属于淡水环境，0.6＜Sr/Ba＜1.0、0.4＜Ca/（Ca+Fe）＜0.6、3.0＜B/Ga＜6.0属于半咸水环境，Sr/Ba＞1.0、Ca/（Ca+Fe）＞0.6、B/Ga＞6.0属于咸水环境（Nelson，1967; 文华国等，2008; 白静等，2020）。此外，用于古环境分析的页岩样品CaO含量均在7%以下，排除掉页岩成岩过程中形成的碳酸盐纹层及充填裂缝的碳酸盐胶结物造成的碳酸盐对盐度的影响。
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研究区水体古盐度特征在垂向上差异不大，在平面上具有较大差异。滨浅湖Ca/（Ca+Fe）＜0.4、Sr/Ba＜1.0（均值0.56），整体以淡水为主，局部发育微咸水—半咸水环境；半深湖Ca/（Ca+Fe）＜0.6、Sr/Ba值介于0.51~1.48之间（均值0.97），以半咸水为主，局部为咸水环境；深湖Ca/（Ca+Fe）＜0.6、Sr/Ba值介于0.69~2.07之间（均值1.11），属于半咸水—咸水环境（图8b）。
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Sr/Ba、Ca/（Ca+Fe）揭示盆地南部滨浅湖沉积区为古盐度较低的淡水环境；半深湖开始发育盐度分层，进入半咸水环境；深湖相水体盐度继续增大，盐度分层显著，底层水体属于半咸水—咸水环境（图8b）。
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4.1.3 古氧化还原特征
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还原性的水体环境有利于有机质的保存。古氧化还原条件主要选取对氧化还原敏感的Mo、U等微量元素丰度的相对大小与元素比值进行表征。Mo元素在氧化环境下溶解性较强，在还原环境下，尤其是H2S存在的环境中容易沉淀，在富有机质的沉积物中得到富集（Scott et al.，2012）。研究区滨浅湖环境Mo元素丰度均值为3.61×10-6（1.00×10-6~7.17×10-6）；半深湖为6.36×10-6（4.13×10-6~9.89×10-6）；深湖环境为9.02×10-6（2.91×10-6~32.93×10-6），主体位于2×10-6~25×10-6之间，属于孔隙水中含H2S的有限硫化环境（Scott et al.，2012；周渝程等，2023）。U元素丰度值低于Mo元素，U元素丰度受缺氧强度影响较大，与H2S没有明显相关性，δU大于1代表还原环境（Wignall et al.，1996）。滨浅湖环境δU介于0.76~1.13之间（均值0.91），处于弱氧化—弱还原的波动环境；半深湖δU介于0.78~1.18之间（均值0.98），以还原环境为主，局部弱氧化；深湖δU介于0.91~1.42之间（均值1.14），以还原环境为主（图8c）。而U元素的富集系数UEF整体在1以上，揭示U元素相对富集，属于还原环境。此外，V/（V+Ni）、V/Sc等对氧化还原环境也具有良好的指示作用（付金华等，2018；夏鹏等，2020）。V/Sc主体在9.2以上（图8c），整体以缺氧还原环境为主；V/（V+Ni）对水体分层与氧化还原环境具有良好的指示作用，研究区目的层V/（V+Ni）介于0.7~0.85之间，属于弱分层厌氧—分层厌氧环境。
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图8 松辽盆地南部长岭凹陷页岩古环境参数判别图（a~d）
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Fig.8 Discrimination diagram (a~d) of paleoenvironmental parameters of shale in Changling depression, southern Songliao basin
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MoEF-UEF协变图可以反映底水氧化还原条件（Algeo et al.，2009，2020；Sajid et al.，2020），Mo 元素富集速率随水体还原条件增强超过U元素富集速率，一般在弱硫化环境下Mo元素埋藏通量可达到峰值（Algeo et al.，2006，2020），因此，用MoEF与UEF共同表征古氧化还原条件（图9）。MoEF与UEF大于1.0指示还原环境，小于1.0指示氧化环境。研究区滨浅湖MoEF介于1.09~8.01之间（均值4.21），Mo元素富集程度较低；UEF介于0.84~1.54之间（均值1.17），U元素发生弱消耗，滨浅湖底水处于弱氧化—贫氧的波动环境。半深湖MoEF介于4.64~9.77之间（均值7.01），Mo元素发生富集；UEF介于0.97~2.46之间（均值1.40），U元素处于消耗与富集的过渡环境，半深湖底水为贫氧环境。深湖MoEF介于3.02~23.55之间（均值8.30），Mo元素发生富集—强烈富集；UEF介于0.99~4.40之间（均值2.09），U元素处于过渡—富集环境，深湖底水处于缺氧环境。研究区整体介于0.3（Mo/U）SW~3（Mo/U）SW之间，指示滨浅湖底水处于弱氧化—贫氧的波动环境，半深湖底水处于贫氧环境，深湖底水处于缺氧环境。
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4.1.4 古水动力特征
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古水深与古水动力条件通常用Th/K、（Al+Fe）/（Ca+Mg）、 Rb/Zr等金属元素表征，因为金属元素化学性质与离岸距离或水体深度有一定相关性（李浩等，2017）。Th/K＞6指示高能环境，反之代表低能环境（代大经等，1995）（图8d）。研究区目的层Th/K值整体在6以下，指示低能环境。
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式中，VS代表样品的沉积速率，m/Ma；V0代表标准样品沉积速率，湖泊200 m/Ma，滨浅湖300 m/Ma；NCo代表标准样品Co的平均丰度，20×10-6；SCo代表样品中Co的丰度；PCo代表所研究样品的物源中Co的背景丰度，4.68×10-6；k为物源Co对样品的贡献值； SLa代表样品中稀土元素La的丰度，×10-6；NLa代表所研究样品的物源中La的平均丰度，38.99×10-6；C为经验常数，3.05×105；H代表古水深，m。
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图9 松辽盆地南部长岭凹陷青一段页岩MoEF-UEF协变图
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Fig.9 MoEF-UEF covariation diagram of shale in the first Member of the Qingshankou Formation, Changling depression, southern Songliao basin
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长岭凹陷青一段下段古水深介于12.83~65.07 m之间，其中，滨浅湖古水深主体在20 m以下，均值18.22 m，对应的古盐度在0.78以下，揭示青一段滨浅湖区域在0~20 m水体深度范围内不发育明显的盐度分层（图8d）。半深湖古水深均值30.56 m，深湖古水深均值33.61 m，半深湖—深湖环境整体水体深度较大，古盐度介于半咸水—咸水范围，指示半深湖—深湖区域已发生明显的盐度分层（图8d）。
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湖盆水体局限或封闭程度对元素有重要的影响作用，相对局限的封闭体系中，水体循环作用有限，会造成Mo等元素的富集。Mo/TOC值常被用来判断水体封闭程度（Algeo et al.，2006）。在开放环境中Mo元素来源相对充足，但由于相对氧化的环境Mo元素在页岩中富集程度较低；在相对封闭的缺氧环境下，Mo元素在页岩中富集程度高但Mo元素来源有限，造成半深湖—深湖等缺氧环境的底层水中Mo元素处于欠补偿状态，所形成的页岩Mo/TOC值较低（Algeo et al.，2006; Tribovillard et al.，2012）。Mo与TOC交汇图显示长岭凹陷青一段下段页岩沉积时期Mo/TOC值小于4.5×10-4，指示封闭程度与水体滞留程度较强的沉积背景（图10）。
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4.1.5 古生产力特征
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前人对现今有机质与初始有机质丰度进行定量分析，认为海相环境下有机质在沉降聚集到达海底之前有机质消耗达56%，随后进一步分解消耗，仅3%被保存下来（Paul et al.，2013；张喜等，2021）。湖泊背景下，能保存下来的有机质占比更低，尤其是滨浅湖含氧量较高的环境下（Luo Qingyong et al.，2013）。一般近岸浅水或表层水的初级生产力被认为最高，具有陆源有机质与湖泊生产力的双重供给背景，较高的初级生产力是影响有机质富集的首要因素（张水昌等，2005）。P、Cu、Zn等营养元素常被认为是表征初级生产力水平的有利参数，一般滨浅湖区域接受陆源碎屑注入大的区域营养元素供给量相对充足，但由于有机碳、磷等在高温、含氧水体条件下氧化消耗与矿化作用较强，因此保存在页岩中的量明显降低。在10℃以下，磷等元素的矿化作用受到显著抑制作用（毛小平等，2024），因此深湖环境P、Cu等营养元素含量略高于半深湖及滨浅湖环境。
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图10 松辽盆地南部长岭凹陷青一段页岩Mo-TOC相关图
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Fig.10 Mo-TOC correlation diagram of shale in the first Member of the Qingshankou Formation, Changling depression, southern Songliao basin
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对研究区目的层P、Cu、Zn等元素进行富集系数分析，PEF、ZnEF均值在1.0以上，显示P、Zn元素富集特征。由滨浅湖—深湖，营养元素丰度略有增加，P丰度均值由滨浅湖0.08%逐渐上升为半深湖0.09%、深湖0.13%（图5），PEF由1.33增加到2.12；Cu元素丰度由滨浅湖31.29×10-6上升为半深湖32.22×10-6、深湖37.26×10-6（图5），CuEF由0.68增加到0.85。此外，生产力与Mo元素丰度具有较好相关性（陈程等，2024），MoEF介于1.09~23.55之间，说明研究区目的层具有较高的初级生产力。
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4.2 页岩有机质富集模式与主控因素
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研究区目的层Al/Ti整体在20以下，呈潮湿—半潮湿气候背景，古气候参数与有机质丰度TOC交汇图显示随着气候由潮湿向半潮湿转变，有机质丰度呈增大的变化趋势。滨浅湖有机质丰度主体在2.0%以下，有机质丰度随气候与陆源碎屑输入量变化显著（图11a）。半深湖—深湖有机质丰度主体在2.0%以上，该区域气候与陆源碎屑输入量趋于稳定，有机质丰度变化与气候相关性较弱（图11a）。
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前人通过对比分析不同盐度湖泊生产力情况，揭示高盐度湖泊生产力高于淡水湖泊，湖泊适度咸化或盐度分层有利于有机质保存（Kelts，1978，1988; Talbot et al.，1992; Dean et al.，1998; Boehrer et al.，2008; 朱如凯等，2023）。松辽盆地长岭凹陷青一段B/Ga、Sr/Ba等比值揭示滨浅湖主体处于淡水环境，有机质丰度随盐度增大而增大；半深湖—深湖整体处于盐度较大的半咸水环境，存在盐度分层，属于相对封闭体系，盐跃层以下水体处于还原环境，有机质丰度在2.0%以上，证明盐度增加是有机质富集的有利因素（图11b）。
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MoEF在还原环境下富集程度强，尤其是弱硫化环境下富集程度达到峰值，研究区滨浅湖MoEF与TOC呈显著正相关（图11c），随环境由氧化向还原环境变化，有机质丰度显著提高。半深湖—深湖MoEF呈富集—强烈富集，整体处于还原环境，有机质丰度主体在2.0%以上，高有机质丰度页岩发育，揭示还原环境越强，越有利于有机质保存（图11c）。此外，随水体深度增大，水动力由高能向低能转变，有机质丰度与水动力强度呈现显著负相关关系（图11d）。
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由于有机质富集受有机质生成、聚集、保存等多个环节的共同影响，是水体深度、盐度、氧化还原条件、水动力、气候等综合响应的结果，在不同沉积环境下有机质生成、聚集、保存条件具有显著差异（郭旭升等，2023）。前人对各个参数进行对比分析，将有机质富集的主要模式分为“保存模式”和“生产力模式”两大类（Pedersen et al.，1990; Arthur et al.，1994; Tyson，2005; Fang Chaogang et al.，2024），其中，生产力模式认为高的初级生产力是有机质富集的主要原因；保存模式认为缺氧环境是有机质富集的主要原因（Demaison et al.，1980; Calvert et al.，1992）。
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图11 松辽盆地南部长岭凹陷古环境参数与有机质丰度相关性分析图（a~d）
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Fig.11 The charts of the correlation (a~d) between the content of the TOC and the parameters of paleoenvironment, Changling depression, southern Songliao basin
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前人通过对富有机质页岩中微量金属元素Mn、Co、Cd和Mo等分析，绘制Co×Mn-Cd/Mo协变图，利于元素浓度对古生产力、古氧化还原条件进行综合分析，揭示有机质富集主控因素（Algeo et al.，2004，2006，2012; Brumsack，2006; Tribovillard et al.，2006）。随水体深度增加Mn、Co元素丰度降低，Co、Cd元素还原条件下易与有机质结合，Mo元素浓度反映氧化还原条件变化，综合几种元素化学性质差异，可以区分有机质富集主控因素。
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松辽盆地长岭凹陷青一段滨浅湖具有显著的生产力优势（图12、13a），但保存条件较差的特征。滨浅湖有河流等水体的补给，水体循环能力较强；水体不仅可以将陆相有机质带入湖盆，也大大提高了营养元素补给速率，有利于藻类、细菌等生物的生长，提高了初级生产力，具有湖相有机质与陆相有机质双重供给。因此，滨浅湖有机质富集模式为“生产力模式”。
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滨浅湖在“生产力模式”背景下，高的初级生产力是有机质富集的主要原因。滨浅湖在高初级生产力背景下（营养元素相关系数0.75），保存条件越好，有机质丰度越高（相关系数均值0.71）（表2）。滨浅湖在高初级生产力背景下，弱氧化—贫氧波动的保存条件限制了有机质的富集。
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半深湖生产力中等，保存条件中等，受保存条件和生产力条件的双重控制作用，因此半深湖有机质富集属于“生产力-保存双控模式”（图12、13b）。在该背景下，有机质富集受保存条件与初级生产力双重控制，有机质丰度与氧化还原条件相关系数0.65，与营养元素相关系数0.45（表2）。半深湖环境在初级生产力中等的背景下，有机质富集随保存条件增强、陆源碎屑输入量降低、开始进入盐度分层而逐渐增大。
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图12 松辽盆地南部长岭凹陷滨浅湖—深湖页岩段 Co×Mn-Cd/Mo协变图
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Fig.12 Co×Mn-Cd/Mo covariation diagram of shale in shallow to deep lacustrine, Changling depression, southern Songliao basin
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图13 松辽盆地南部长岭凹陷青一段有机质富集模式图
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Fig.13 Organic matter enrichment model of the first Member of the Qingshankou Formation, Changling depression, southern Songliao basin
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深湖环境水体分层显著，整体底水为较高盐度的还原水体，使深湖环境整体呈现封闭性较强的缺氧背景，缺氧环境降低了有机质的氧化进程，有机质保存条件整体较好。深湖环境的缺氧环境是有机质富集的主要原因，有机质富集模式属于“保存模式”（图12、13c）。在整体封闭性强、缺氧、盐度分层的背景下，局限性较强的深湖环境营养元素供给量相对有限，初级生产力较低，盆地处于饥饿状态，有机质丰度与营养元素相关系数高达0.80，较低的初级生产力水平限制了深湖环境有机质的富集。
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5 结论
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陆相坳陷湖盆滨浅湖—半深湖—深湖有机质富集主控因素存在明显差异：
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（1）滨浅湖有机质富集模式为“生产力模式”，该环境初级生产力高，但处于弱氧化—弱还原的波动环境，陆源碎屑注入量较大，淡水为主，水体未分层，保存条件较差，有机质丰度受营养元素供给影响大（相关系数0.75），但较差的保存条件限制了有机质的富集。
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（2）半深湖有机质富集模式为“生产力-保存共控模式”，半深湖初级生产力中等，保存条件中等。半深湖局部已进入盐度分层，以半咸水为主，有机质富集受保存条件（相关系数0.65）与营养元素（相关系数0.45）双重控制作用显著。
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（3）深湖有机质富集模式为“保存模式”，缺氧环境是有机质富集的主要原因。深湖环境在封闭性强、缺氧、盐度分层的局限背景下，导致营养元素供给量相对有限，初级生产力较低，盆地处于饥饿状态，较低的初级生产力水平限制了深湖环境有机质的富集，有机质丰度与营养元素相关系数0.8。
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摘要
松辽盆地白垩纪青山口组时期发育厚层湖相页岩，蕴藏着丰富的页岩油气资源。但页岩有机质丰度空间分布具有强非均质性特征，因此厘定不同环境下有机质富集主控因素是松辽盆地页岩油的攻关重点。本文针对松辽盆地南部青一段不同环境页岩有机质丰度、岩石热解参数、矿物组成、主量元素、微量稀土元素等进行系统分析，定量分析滨浅湖—半深湖—深湖页岩有机质富集主控因素，最终建立松辽盆地南部青一段页岩机质富集模式。结果表明：中低碎屑输入、存在盐度分层的半咸水、还原环境有利于有机质富集。滨浅湖为淡水、弱氧化—弱还原波动环境，该环境初级生产力高，滨浅湖有机质富集模式为“生产力模式”，较差的保存条件限制了有机质的富集；半深湖以还原环境为主，局部弱氧化，半咸水为主，有机质富集受保存条件(相关系数0.65)与营养元素(相关系数0.45)双重控制作用显著，有机质富集模式为“生产力-保存共控模式”；深湖环境整体以缺氧还原环境为主，进入盐度分层，半咸水—咸水环境，缺氧环境是有机质富集的主要原因，有机质富集模式为“保存模式”。局限环境导致盆地处于饥饿状态，较低的初级生产力限制了深湖环境有机质的富集(相关系数0.8)。论文通过对松辽盆地青山口组页岩不同环境下有机质富集主控因素的定量分析，揭示了半咸水还原环境和盐度分层对有机质富集的关键作用，并建立了不同湖相环境的有机质富集模式，具有指导页岩油气勘探与开发的现实意义。
Abstract
During the Cretaceous period, the Qingshankou Formation in the Songliao basin deposited thick layers of lacustrine shale rich in shale oil resources. However, the spatial distribution of organic matter abundance in these shales is highly heterogeneous. Therefore, determining the main factors controlling organic matter enrichment in different depositional environments is crucial for shale oil exploration in the Songliao basin. This paper systematically analyzes organic matter abundance, rock pyrolysis parameters, mineral composition, major elements, and trace rare earth elements in shales from various lacustrine environments (shallow, semi-deep, and deep) in the Qing 1 section of the southern Songliao basin. Through quantitative analysis, we establish a model for organic matter enrichment specific to each environment. Our results indicate that a combination of low to moderate detrital input, a salinity gradient in brackish water, and reducing conditions are conducive to organic matter enrichment. Shallow lake environments, characterized by freshwater and fluctuating weakly oxic to weakly reducing conditions, exhibit high primary productivity. However, poor preservation conditions limit overall organic matter enrichment, resulting in a “productivity-driven” model. Semi-deep lakes, predominantly reducing with localized weak oxidation and brackish water, demonstrate significant control of organic matter enrichment by both preservation conditions (correlation coefficient=0.65) and nutrient availability (correlation coefficient=0.45), supporting a “productivity-preservation co-control” model. Deep lake environments are dominated by anoxic and reducing conditions, characterized by salinity stratification and brackish to saline water. Anoxic conditions are the main reason for organic matter enrichment in these settings, adhering to a “preservation model.” The restricted nature of deep lake environments leads to nutrient-starved basins, resulting in low primary productivity and limiting organic matter accumulation (correlation coefficient=0.8). This paper reveals the key role of brackish water reducing environments and salinity stratification in controlling organic matter enrichment within the Qingshankou Formation. By establishing distinct organic matter enrichment models for each lacustrine environment, this research provides valuable insights for guiding future shale oil and gas exploration and development strategies within the Songliao basin.
