鄂尔多斯盆地中部湖相有机质沉积环境特征

范柏江，师 良，杨 杰，苏 珊，马 荣，袁耀利，曾陈宇

（1.延安大学石油工程与环境工程学院，陕西延安 716000；2.中国石油青海油田公司采油一厂，青海海西 816400；3.延长油田股份有限公司吴起采油厂，陕西吴起 710075）

随着页岩油气的规模性开发，富有机质页岩的古沉积环境得到业界的普遍关注。针对海相页岩，目前已经形成了一批可靠的元素及化合物判识指标，实现了海相页岩物源输入条件、古沉积水体的咸度、水体的氧含量、古气候特征、古生产力强弱等的恢复［1-2］。在此基础上，元素化学逐渐被引入湖相页岩的沉积环境研究。但是，湖相页岩由于受湖泊水体、河流输入等条件的影响，对其沉积环境的恢复与揭示相对滞后。

当前，能量色散X射线荧光技术是揭示湖相页岩沉积环境的有效方法之一。但是，在采用能量色散X射线荧光技术的测试过程中，普遍采用一种能量配置进行测试。事实上，由于主要元素和微量元素存在巨大的含量差异，采用相同的能量配置会导致严重的图谱压制现象，进而导致无法获得准确的元素含量。此外，基于一种能量配置的测试，其获得的元素数量较少，导致无法全面利用元素来刻画古沉积环境。

1 研究区概况

研究区位于鄂尔多斯盆地中部，构造区划隶属于伊陕斜坡构造带，行政区划隶属于吴起—安塞—甘泉地区（图1）。由于研究区靠近长7段（三叠系延长组7段）古湖盆的边缘，普遍认为研究区泥页岩的发育程度不高，烃源岩品质中等［3-5］。在最近5年的勘探实践中，安塞周边长7段泥页岩层系中不断发现油气显示。其中，D212井（日产量大于1.0 t）、D207井（日产量大于2.0 t）等5口井获得工业油流。基于长7段页岩的烃源岩评价亦认为，研究区页岩的非均质性强，生烃能力差异大，但整体有机质丰度较高，具备生烃能力［6-7］。

图1 鄂尔多斯盆地中部区域位置及地层发育情况Fig.1 Structural location of the central Ordos Basin with stratigraphic column of the study area

鄂尔多斯盆地中部，长7段页岩的厚度较薄，普遍小于20 m。岩心识别发现，该套页岩的岩性不纯，多夹杂砂质纹层，砂质纹层的厚度普遍不足1 mm至数毫米，在岩心上表现出明暗相间的颜色特征（图2）。研究区为何能沉积富有机质页岩、控制有机质发育的沉积环境有何特征、有机质的物质来源及其贡献等尚缺乏探索。基于此，开展了有机碳、主要元素、微量元素的地球化学测试。在分析主要元素、微量元素等地球化学特征的基础上，对长7段页岩有机质的沉积水体、氧化还原状态和生产力等古沉积环境进行了恢复，建立了有机质来源的数学模型并分析了有机质的供给特征。

图2 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩岩心特征Fig.2 Core characteristicsof Chang 7 shale，central Ordos Basin

研究区页岩总有机碳（TOC）含量的数值范围为0.87%～10.81%，平均为4.47%。从21个页岩样品的TOC分布来看，TOC＜2%的样品仅有4个；2%＜TOC＜4%的样品仅有5个；TOC＞4%的样品达到12个（图3）。由此可见，研究区的高TOC特征与TOC＞4%的样品比例大息息相关。

图3 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩总有机碳含量与Ba元素含量关系Fig.3 TOC vs.Ba content for Chang 7 shale，central Ordos Basin

研究区页岩，氧碳原子比（O∕C）数值范围为0.08～0.19，平均为0.14；氢碳原子比（H∕C）数值范围为0.81～1.88，平均数值1.39。在有机质类型判别图版上，样品涵盖了Ⅰ型、Ⅱ1型、Ⅱ2型和Ⅲ型有机质。其中，Ⅱ1型有机质的数量最多，Ⅱ1型有机质数量占样品总数的43%；其次为Ⅰ型有机质和Ⅱ2型有机质；Ⅲ型有机质较少，只有1个样品（图4）。

图4 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩有机质类型分布Fig.4 Organic matter types of Chang 7 shale，central Ordos Basin

2 元素测量

能量色散X射线荧光技术的缺点是分辨率低且存在显著的检测限。然而，近10年来，薄窗检测器、微型X射线管、微型准直器、脉冲电路以及信号处理得到全面发展，能量色散X射线荧光技术已经成熟有效。值得注意的是，主要元素和微量元素对能量信号的敏感度不一样，因而在测试过程中需要有针对性的选择能量配置。

本次对元素的测量采用配备铑X射线管的能量色散X射线荧光分析仪（Bruker TRACERⅢ-ⅤEDXRF）。采用同一方法针对主要元素和微量元素开展测量，即将样品打磨为平整切面，将测量仪竖直放置（使得射线竖直向上发射），将样品置于测量仪上（射线发射口照射样品切面）。测量过程中，保证样品的平整切面完全紧贴于仪器的测量面，若两者非彻底接触则导致X射线信号衰减而产生误差。每个样品需分别在高能量条件和低能量条件下测量。高能量条件测量的元素包括钴（Co）、镍（Ni）、铜（Cu）、锌（Zn）、镓（Ga）、砷（As）、铅（Pb）、钍（Th）、铷（Rb）、铀（U）、锶（Sr）、钇（Y）、锆（Zr）、铌（Nb）和钼（Mo）；低能量条件测量的元素包括钠（Na）、镁（Mg）、铝（Al）、硅（Si）、磷（P）、钾（K）、钙（Ca）、钛（Ti）、锰（Mn）、铁（Fe）、钡（Ba）、钒（V）、铬（Cr）。

低能量条件即真空条件下，电压15 kV、电流23μA状态，有效照射时间60 s。高能量条件即采用增加Al-Ti-Cu过滤器，电压40 kV、电流11.6μA状态，有效照射时间60 s。在实验过程中，当设置电压为一恒定数值电压时、不同测量仪器由于硬件配置的差异会导致其设定电流出现一定的偏差。因此，在进行波普校正或者数据分析前，需要对仪器进行合理优化。本次实验中，仪器射线束的界面面积为3 mm×4 mm（直径），为了使得照射点能够最大限度地反映样品的真实情况，在进行每个照射点测量时，可对同一点进行多次测量或者选择均质性较好的部位进行测量。对于Bruker TRACERⅢ-ⅤED-XRF仪器，低能谱的计数率应该低于13 000原始计数∕s（本次设置为12 000原始计数∕s），高能谱的计数率可设置于1 500～2 000原始计数∕s（本次设置为1 700原始计数∕s）。测量完成后，利用仪器自带的Bruker AXS校正软件可进行能谱分析。

对21个页岩样品开展了主要元素和微量元素的测试工作。不同样品中的元素含量存在较大差异，但As，Mo，U，Sr和Ba 5种元素的相对含量明显较高。其中，As的数值范围为（5.93～50.25）×10-6，平均数值为16.88×10-6；Mo的数值范围为（0.19～7.03）×10-6，平均数值为2.75×10-6；U的数值范围为（2.09～17.54）×10-6，平均数值为7.57×10-6；Sr的数值范围为（303.15～508.52）×10-6，平均数值为391.40×10-6；Ba的数值范围为（636.97～4 775.12）×10-6，平均数值为1 622.07×10-6（表1）。

表1 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩元素含量数值Table 1 Statistics of measured elements in Chang 7 shale，central Ordos Basin

3 微量元素富集特征

沉积物中，微量元素的亏损程度或富集程度是判别沉积环境的可靠指标。当前最普遍的方法是以太古宙澳大利亚平均页岩（PAAS）的元素含量作为参考标准。同时，为了消除元素来源差异对参考结果的影响，普遍采用Al标准化的元素富集系数EF（enrichment factors）对沉积物中的元素进行表征［8］（表2）。计算公式如下：

表2 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩微量元素的富集因子（EF）范围Table 2 Enrichment factors of trace elements in Chang 7 shale，central Ordos Basin

式中：X与Al分别代表样品中元素X与元素Al的含量，%。样品采用PAAS（后太古宙澳大利亚页岩）进行标准化。

对微量元素富集因子的归类表明，样品分布于4个富集区间（图5）。18个微量元素中，有5个元素处于一般亏损区，8个元素处于微弱富集区。一般认为，一般亏损区间与微弱富集区间代表了无富集表现。有13个元素无富集表现，其元素数量占元素总数的72.22%；Mo，U，Sr和Ba 4个元素为一般富集，该区间元素数量占元素总数的22.22%；仅有As元素为非常富集。

图5 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩微量元素富集程度对比Fig.5 Enrichment comparison of trace elements in Chang 7 shale，central Ordos Basin

4 沉积环境特征

基于微量元素的绝对、相对含量指标来重建古沉积环境与沉积过程是非常有效的手段，且该方面已经取得了长足进展［9］。在水体盐度、古气候、古生产力、水体氧化状态等沉积环境判识上已经非常有效［9-11］。

4.1 水体盐度特征

沉积物在沉积期所处的水体盐度即古盐度。由于古盐度对水体的分层具有重要影响，它对沉积物的氧化-还原作用与过程具有间接的控制作用［12］。微量元素中，Ba和Sr的化学性质相似，但两者的含量比值会随盐度的增大而增大。Sr∕Ba＜0.5指示淡水，Sr∕Ba介于0.5～1.0指示半咸水，Sr∕Ba＞1指示咸水［12-14］。研究区页岩的Sr∕Ba数值范围为0.08～0.72，均值为0.30（图6）。由此可见，长7段页岩有机质总体形成于淡水环境。此外，通过Ca和Fe含量的相对比值也可判断古盐度。Ca∕（Ca+Fe）＜0.4指示淡水，0.4＜Ca∕（Ca+Fe）＜0.8指示半咸水，Ca∕（Ca+Fe）＞0.8指示咸水［12-14］。研究区Ca∕（Ca+Fe）数值范围为0.12～0.52，平均数值为0.29。表明长7段页岩的古沉积环境为淡水水体环境。

图6 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩Sr∕Ba与Ca∕（Ca+Fe）的关系Fig.6 Sr∕Ba vs.Ca∕（Ca+Fe）of Chang 7 shale，central Ordos Basin

4.2 水体含氧特征

V和Ni的化学性质相似，但V在相对氧化的水体中更容易富集，而Ni在相对还原的水体中更容易富集［13-16］。因此，可以利用含量比V∕（V+Ni）来识别水体的氧化还原状态。V∕（V+Ni）＜0.46指示氧化环境；0.46＜V∕（V+Ni）＜0.57指示贫氧环境；0.57＜V∕（V+Ni）＜0.83指示缺氧环境；V∕（V+Ni）＞0.83指示静水的闭塞环境［13-16］。长7段页岩的V∕（V+Ni）数值为0.37～0.73，平均数值为0.58，表明沉积期的水体为贫氧-缺氧环境（图7）。此外，As元素主要伴生于黄铁矿的矿物结构中，高含量的As元素是黄铁矿富存的佐证。长7段页岩的As元素含量高，一定程度上表明长7段页岩的古水体环境为偏还原的环境。

图7 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩Th∕U与V∕（V+Ni）的关系Fig.7 Th∕Uvs.V∕（V+Ni）of Chang 7 shale，central Ordos Basin

一般而言，较低的Th∕U含量比数值（0～2）指示缺氧环境［17］。Wignall和Twitchett还提出利用综合参数δU来判断缺氧环境，计算公式为δU=U∕［1∕2（U+Th∕3）］；δU＞1代表缺氧环境，δU＜1代表氧化环境［18］。研究区Th∕U的数值范围为0.86～7.19，平均数值为2.38。尽管Th∕U的平均数值落入偏氧化的数值范围，但从样品分布来看，21个样品中有15个样品的Th∕U数值小于2。研究区δU的数值范围为0.59～1.55，平均数值为1.19。因此，Th∕U和δU综合表明，研究区整体属于偏缺氧的环境。

4.3 气候特征

气候条件直接影响了陆源沉积物的输送过程，进而对有机质的富集产生影响。因此，可以利用元素含量对古气候条件进行重建。在潮湿气候中，水体中的V，Cr，Sr，Co，Ni和Mn等元素会相对富集；在干旱气候中，水体中则容易发生含盐矿物沉淀（例如Mg，K，Ca，Sr，Na，Ba）。上述两类元素含量的比率被称为气候指数数值，即C数值=∑(Fe+Mn+Cr+Ni+V+Co)∕∑(Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na)，C数值是当前非常有效的古气候表征指标。干旱、半干旱、半干旱-半潮湿、半潮湿、潮湿环境的C数值分别为0～0.2，0.2～0.4，0.4～0.6，0.6～0.8，0.8～1.0［19-20］。研究区页岩C数值的范围为0.49～1.18，均值为0.77，指示研究区页岩沉积于偏潮湿的环境（图8）。

图8 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩C数值与Sr∕Cu的关系Fig.8 C value vs.Sr∕Cu of Chang 7 shale，central Ordos Basin

Sr∕Cu含量比率也是判断古气候的重要指标。一般情况下，高的Sr∕Cu比率，即Sr∕Cu比率大于10.0指示干热气候，而Sr∕Cu比介于1.0～10.0指示暖湿气候［21］。长7段页岩的Sr∕Cu数值范围为5.85～22.73，平均数值为10.03。但是从数据分布看，21个样品中有13个样品的Sr∕Cu数值小于10.00，表明研究区整体上为偏温暖潮湿的气候。

4.4 生产力特征

在一定的地质历史阶段，古生物在单位面积、单位时间内所产生的有机体数量称为古生产力。古生产力具有初级生产力和次级生产力两种表现形式。高TOC指示研究区具有较高的古生产力水平。由于Ba元素主要以硫酸钡形式沉积于水体中，它往往与陆源物质的输入具有直接关系。陆源物质的输入量越多，硫酸钡含量也越高，古生产力往往越强［15-16］。因此，Ba元素也是判断古生产力的常用指标。Ba含量与TOC含量的正相关关系也表明，研究区的Ba含量能反映古生产力的高低（图3）。长7段页岩的Ba含量数值范围为（636.98～4 775.12）×10-6，平均数值为1 622.07×10-6，指示了偏高的古生产力水平。P主要来源于水生生物如鱼类的骨骼、牙齿等，它是反映初级生产力大小的有效指标。在实际运用中，为了消除自生矿物或者沉积有机质对P的稀释作用，往往采用P∕Ti含量比率判断初级生产力［15-16，22］。长7段页岩的P含量数值范围为0.03%～0.13%，均值为0.06%。P∕Ti数值范围为0.38%～1.15%，均值为0.56%。研究区P含量数值以及P∕Ti数值均不偏高，表明水体的初级生产力并不高。Ba与P含量的不一致很可能表明，尽管水体的初级生产力不高，但外来有机质的输入对整体生产力具有较大的贡献。

4.5 水体封闭性特征

对于湖泊水体，水体的封闭性越强，氧化还原敏感元素越容易富集。长7段页岩的氧化还原敏感元素仅仅表现出轻微富集。例如，Zn，Co和Y等元素整体上处于微弱富集区域；U和Mo元素整体上处于一般富集区（图5）。水体封闭性还可以利用UEF∕MoEF的比率进行识别［9，23］。21个样品中，有7个样品的UEF数值以及MoEF数值均小于1，在经典判别图版上无法显示，该类样品数占样品总数的33.3%。在UEF∕MoEF交汇图上，9个样品的UEF及MoEF数值范围为0.3～1.0 SW（SW代表海水中的富集系数），4个样品的UEF及MoEF数值范围为0.1～0.3 SW（图9）。整体而言，页岩有机质主要形成于一般-中等的封闭性水体环境中。值得注意的是，上述数值的变化范围较大，推测这可能与湖泊水体的频繁震荡有关；由于湖泊水体存在水体原生有机质与外来输入有机质，上述差异还可能与样品有机质的来源相关。

图9 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩UEF与MoEF的关系Fig.9 UEF vs.MoEF of Chang 7 shale，central Ordos Basin

4.6 陆源供给特征

除了处于极端湿热等特殊环境外，Al2O3和TiO2非常稳定。在湖相泥页岩中，Al完全能指示粘土矿物的含量，而TiO2完全能指示原始铁镁矿物如黑云母、闪石、辉石和橄榄石的含量［9，24-25］。在地质演化过程中，由于原始铁镁矿物容易向粘土矿物转变，因此，可以利用TiO2的含量变化来表征母岩向粘土矿物的转化。考虑到石英、方解石或其他非粘土矿物的稀释作用，泥页岩TiO2和Al2O3含量会发生改变，因而可以利用两者的比率来判别物源的多样性。研究区Ti∕Al含量比数值极其稳定，Ti∕Al比率小于0.1且无明显的变化趋势，表明沉积期的陆源物质供给相对稳定。

Sr是活泼的阳性金属元素。水体中的Sr存在陆源、地壳热液等多种来源，而生物作用及成岩作用会对Sr的富集产生影响。因此。水体沉积物的Sr含量往往具有较大变化。本次测量中，Sr含量为（303.15～508.52）×10-6，平均数值391.40×10-6。该数值与陆源物质的锶含量（世界陆地土壤中含量约300×10-6）相近。由此可见，研究区Sr主要由陆源物质进行供给，无明显的热液来源。

5 物质来源特征

5.1 物质来源

陆相有机质的来源包括河流输入有机质和水体生产有机质两个方面。在富集途径上，陆相有机质则可以通过3种途径富集：①湖泊周边的陆源有机质输入（以河流为主），如陆源高等植物（图2f，i）；②湖泊水体自身营养物质产生有机质，如水生生物（图2g，h）；③湖泊深部水体涌流带来有机质。针对前两种来源途径的研究较多，但对第三种来源途径的探索极少。

湖泊水体发生涌流时，深部水体将营养物质带至浅部水体，浅部水体发生光合作用而导致生物繁盛，由此增加了水体生产有机质的能力。值得注意的是，水体涌流过程中，深水沉积中的富集微量元素会被带至浅部水体，例如Mo，Ni，Ba，Cr，Zn，V，U，Cu，As和Co等［17］。研究区微量元素富集因子与典型涌流的元素富集因子进行对比发现，研究区仅有Mn和As的含量高于典型涌流的元素含量，即存在显著富集现象；其他10个元素无元素富集现象（图10）。由此可以推断，尽管研究区处于湖泊的边缘沉积部位，但并没有发生水体涌流过程，即不存在深部营养物质上涌导致的水体有机质的增加与繁盛。

图10 鄂尔多斯盆地中部与典型水体涌流事件的微量元素富集因子对比（典型数值据文献［17］）Fig.10 Trace element enrichment factors of central Ordos Basin compared with those of typical upwelling events（typical data from reference［17］）

5.2 定量特征

有机质的类型能大致反映有机质的来源。例如，Ⅰ型有机质大多来源于水体有机质、Ⅲ型有机质大多来源于陆源输入、Ⅱ型有机质则是不同来源的混合组成。事实上，有机质的类型属性是渐变的，为此，众多学者采用0～100的数值来对有机质的来源进行量化表征［26-30］。为了表征有机质的类型属性，基于有机质类型图版，建立了“水体有机质比例”（WOR）参数来进行表征。水体有机质比例代表水体有机质占总有机质的比例。

在确定“水体有机质比例”时需假定：①H∕C最高、O∕C最低的有机质完全来源于水体有机质。也即在H∕C和O∕C图版上，位于左上端的包络线其有机质完全来源于水体有机质，此时的水体有机质比例为100%；②H∕C最低、O∕C最高的有机质完全来源于陆地或其他物源的输入。也即在H∕C和O∕C图版上，位于右下端的包络线其有机质完全来源于外界的输入，此时的水体有机质比例为0；③其他样品根据插值法在图版上确定（图4）。

研究区水体有机质比例范围为0.24～0.93，平均数值为0.62（图11）。上述数值表明，研究区水体来源有机质的贡献略大于陆源输入有机质的贡献。从21个样品的数值分布来看，以水体有机质为主的样品（水体有机质比例大于0.55的样品），其有机碳含量相对稳定，TOC含量数值大致集中分布于2.5%～6.0%的数值范围（图11）。以陆地输入有机质为主的样品（水体有机质比例小于0.55），其有机碳含量变化极大（图11）。如前所述，研究区Ba元素富集，整体古生产力较高；但P元素不富集，指示水体的初级生产力并不高，表明外来有机质的输入对整体生产力具有较大贡献［31-32］。由此可见，浅湖相页岩的有机质富集，它们是水体生产力与河流输入两者共同作用的结果。

图11 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩水体有机质比例与TOC关系Fig.11 Indigenous organic matter ratio vs.TOC，Chang 7 shale，central Ordos Basin

事实上，陆地物质的输入状况（如输入量、输入速率、物质来源等）复杂多变，在此背景下形成的沉积有机质会出现较大的性质差异［33-38］。水体来源有机质由于组成相对单一，其元素组成与水体有机质比例的相关性相对显著（图12）。研究区水体有机质比例越高的样品，其含氢组分的占比往往越高，具体表现是水体有机质比例随H∕C比的增高而增大。此外，水体有机质比例大于0.8的样品，其O∕C比较低；水体有机质比例小于0.8的样品，其O∕C比无显著的变化趋势。上述特征进一步证实，水体有机质占比极高的样品其有机质主体是含氢丰富的水体有机质，而其他样品的有机质主体则是混合来源（图12）。

图12 鄂尔多斯盆地中部长7段页岩有机质来源参数Fig.12 Parametersreflecting organic matter origins，Chang 7 shale，central Ordos Basin

6 结论

1）在运用能量色散X射线荧光技术时，针对主要元素和微量元素可分别采用低能环境和高能环境进行测量，由此可以获得更多可靠的元素信息。基于C，H和O等元素差异，结合有机质的类型差异可以定量识别不同来源有机质。

2）长7段页岩有机质形成于偏温暖潮湿的气候条件、水体为偏贫氧和缺氧的淡水水体、古生产力较高但初级生产力不高。相对于湖泊水体自身形成的有机质而言，水体来源有机质的贡献略大于陆源输入有机质的。