吉木萨尔凹陷吉页1 井区二叠系芦草沟组沉积环境及有机质富集机理

罗锦昌，田继军，马静辉，闫嘉启，梁雅菲，胡卓浩

（新疆大学地质与矿业工程学院，乌鲁木齐 830047）

0 引言

准噶尔盆地吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组页岩是重要的烃源岩和非常规油气资源储层，具有重大页岩油气勘探潜力［1］。诸多学者针对吉木萨尔凹陷沉积环境及有机质富集机理做了相关研究，对环境的认识以“干旱-咸化-还原的湖盆沉积环境”为主［2-3］，但对其有机质富集机理还没有相对统一的结论。张慧芳等［4］提出了“有机质生产-有机质分解-有机质稀释”相互作用的陆相湖盆有机质富集模式；张明明［5］探究了博格达山北麓芦草沟组油页岩各项有机质聚集因素的关联性，建立了高湖泊生产力、高盐度缺氧的深水环境中的高丰度有机质聚集模型和低生产力、低盐度富氧的浅水环境中的低丰度有机质聚集模型；曲长胜［6］通过主微量元素、碳氧同位素数据分析了芦草沟组沉积时期的环境，建立了高频沉积旋回下咸化湖泊富有机质多源混合沉积模式；王子萌［7］在分析了古生产力和保存条件后认为吉木萨尔芦草沟组烃源岩上段是以古生产力为主控因素的“生产模型”，下段是以还原环境为主控因素的“保存模型”。也有学者分析了火山作用对吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组有机质富集的影响［8-9］。张逊等［10］认为芦草沟组烃源岩主要受古生产力控制，且一直处于还原环境，并非有机质富集的主控因素；林晓慧等［11］认为有机质富集早期受古生产力控制，后期受还原环境控制。然而，这些研究主要集中在博格达山北缘阜康断裂带地区以及吉木萨尔凹陷东部吉174、吉32 井区，对凹陷西部的研究较少。

以吉木萨尔凹陷西部吉页1井区的相关资料为基础，利用主微量元素分析、气相色谱分析等手段明确该区矿物学、地球化学等特征，对其沉积环境及有机质富集机理进行分析，以期为该地区页岩油资源的勘探开发提供依据。

1 地质概况

吉木萨尔凹陷位于准噶尔盆地东南缘，是东部隆起的二级构造带，南北向以三台断裂、吉木萨尔断裂为界夹在阜康断裂带与沙奇凸起之间；西部以老庄湾断裂、西地断裂为界，毗邻北三台凸起（图1a）；向东由于构造运动，逐渐抬升，过渡到古西凸起，是一个三面由断裂控制的西深东浅、西断东超的箕状凹陷［3］。吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组为一套陆相咸化湖盆沉积，沉积相包括三角洲前缘、砂质浅滩、云坪、半深湖和深湖等，主要发育由陆源碎屑、火山碎屑和碳酸盐矿物构成的陆相混积岩，这也是该区主要的烃源岩层系，沉积厚度大、分布面积广［2-3］。根据岩性、测井曲线特征等，芦草沟组地层自下而上可划分为芦一段和芦二段（图1b）。

图1 吉木萨尔凹陷构造位置（a）及吉页1 井二叠系芦草沟组岩性地层综合柱状图（b）（据文献［2］修改）Fig.1 Structural location（a）and stratigraphic column of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1（b）in Jimsar Sag

2 矿物学特征

对吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组37件样品进行X 射线衍射（XDR）分析可知，芦一段以黏土矿物为主，平均质量分数为32.90%，主要为伊利石、蒙脱石、伊蒙混层和高岭土；石英和长石次之，平均质量分数分别为17.39%和26.46%；另含少量白云石、方解石和重晶石，质量分数分别11.06%，8.06%和4.95%。芦二段与芦一段矿物成分及其含量相当，但在不同位置含量差异较大，芦二段黏土矿物、石英和长石的平均质量分数分别为35.71%，21.56%和20.61%，方解石、白云石和重晶石平均质量分数分别为10.41%，8.19%和4.64%（表1）。根据彭军等［12］提出的细粒沉积岩岩石成分定名法，吉页1井芦一段为以长英质混合细粒沉积岩为主的混合细粒沉积岩，芦二段以长英质混合细粒沉积岩和黏土质混合细粒沉积岩为主的混合细粒沉积岩（图2）。

图2 吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组细粒沉积岩岩石成分定名三角图（据文献［12］修改）Fig.2 Triangular diagram of rock composition of fine-grained sedimentary rocks of Permian Lucaogou Formation in Jimsar Sag

表1 吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组岩石样品的XDR 测试结果Table 1 XDR testing results of rock samples of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag

3 地球化学特征

对采集的37 件样品进行有机碳、硫及主量、微量元素分析，挑选了24 件进行饱和烃色谱分析。

3.1 有机碳（TOC）、硫含量

吉木萨尔凹陷芦草沟组烃源岩TOC值为1.20%～11.50%，平均为5.83%，垂向变化较大，其中芦一段为2.39%～11.50%，平均为5.93%，芦二段为1.20%～9.35%，平均为5.69%。硫质量分数为0.65%～4.95%，平均值为2.54%（表2），两者无明显相关性。

3.2 主、微量元素特征

研究区芦草沟组样品主要成分为SiO2，Al2O3，CaO 和MgO，总质量分数为72.07%～85.42%，其中SiO2质量分数最高，平均为51.74%；Al2O3与CaO含量相当，平均质量分数分别为10.80%和10.28%；MgO 质量分数最低，平均为6.80%。此外，还有少量Fe2O3，Na2O，K2O，TiO2，P2O5和MnO（表2）。与北美页岩相比，研究区主量元素中Na，Mg，Ca 和Ti明显富集，Al，Si 和K 相对亏损，Fe 和Mn 含量则与北美页岩相当；各元素在芦一段和芦二段分布有所不同，P 在芦一段相对亏损，Na，Mg，Ca，Ti 则更富集（图3a），Na，Mg，Ca 的富集与矿物学特征中长石、碳酸盐含量高相互印证。

表2 吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组岩石样品的有机碳、硫及主量元素质量分数统计Table 2 Analysis results of organic carbon，sulfur and major elements of rock samples of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag%

样品中含量最高的微量元素是Ba，质量分数为（3 629.02～32 346.82）×10-6，平均为12 052.89×10-6；含量最低的是U，平均质量分数为2.68×10-6（表3）。与北美页岩相比，研究区Ba 极度富集，可能与生物作用有关；V 显著富集，平均质量分数为404.30×10-6；Sr，Zr 和Cr 相对富集，平均质量分数分别为647.55×10-6，255.33×10-6和125.06×10-6，其中Sr在芦一段富集，在芦二段有一定的亏损，Zr 无亏损，Cr 在芦一段和芦二段均出现部分富集，部分亏损；Ni，Th，U，Rb，Co，Zn，Mo 则相对亏损（图3b）。

表3 吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组岩石样品的微量元素质量分数统计Table 3 Analysis results of trace elements of rock samples of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag

图3 吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组岩石样品的主量元素（a）和微量元素（b）北美页岩标准化配分模式Fig.3 Standardized North American shale partitioning patterns for major elements（a）and trace elements（b）of rock samples of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag

3.3 饱和烃色谱特征

对研究区24 件样品进行了烃源岩饱和烃色谱分析，结果显示：①芦一段烃源岩正构烷烃多呈单峰型，主峰碳为C17和C19，奇偶优势（OEP）为0.22～2.84，平均为1.42，碳优势指数（CPI）为0.74～1.94，平均为1.28，具有较弱的奇碳优势，∑nC21-/∑nC22+为0.68～1.38，平均为1.05，反映有机质为陆源输入和海相藻类混合沉积，海相藻类贡献较大；Pr 和Ph 含量较高，Pr/Ph 值为0.04～0.90，Pr/nC17值为0.008～1.550，Ph/nC18值为0.252～2.162。②芦二段烃源岩正构烷烃多呈单峰型，主峰碳为C19，OEP为0.01～2.05，平均为1.16，CPI为1.14～7.52，平均为1.80，具有奇碳优势，∑nC21-/∑nC22+为0.70～7.42，平均为2.20，反映有机质来源为混源，海相藻类贡献较大；Pr 和Ph 含量较高，Pr/Ph 值为0.64～2.05，Pr/nC17值为0.002～3.083，Ph/nC18值为0.195～0.591（表4）。Pr/nC17与Ph/nC18交会图也证实了芦草沟组有机质混合输入（图4）。

表4 吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组烃源岩饱和烃色谱分析Table 4 Saturated hydrocarbon chromatographic analysis of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag

图4 吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组烃源岩Pr/nC17与Ph/nC18交会图（据文献［15］修改）Fig.4 Cross plot of Pr/nC17 and Ph/nC18of source rocks of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag

4 古环境、古生产力

4.1 陆源碎屑

Al，Ti，Zr 和Th 等元素常被用于指示海/湖相沉积岩沉积期的陆源碎屑输入情况，Al 主要来源于铝硅酸盐黏土矿物，且地球化学性质稳定［16-17］，Ti，Zr和Th通常保存于粗粒陆源碎屑中［18］。用Al 标准化除去细粒黏土矿物影响之后，Ti/Al，Zr/Al 和Th/Al也可用作较粗粒的陆源输入程度的指标。

吉木萨尔凹陷芦草沟组的37 件测试样品中，Al 质量分数均大于10%，Ti 质量分数均大于0.6%，Zr 质量分数均大于200×10-6，Th 质量分数均大于15×10-6，Ti/Al，Zr/Al 和Th/Al 的平均值分别为0.15，24.19 和0.85，且在垂向上变化不大。芦草沟组沉积时期吉页1 井区陆源碎屑物供给稳定，来源于凹陷西边的北三台凸起［19-20］。

4.2 氧化还原

缺氧的还原环境可以为有机质的保存提供良好的条件，因而判断水体的氧化还原环境对于有机质富集的研究尤为重要。由于沉积成岩过程复杂，单个指标难以准确评价当时的环境，利用氧化还原敏感元素（V，Ni，Cr，U）及V/（V+Ni），V/Cr，U/Th和黄铁矿矿化度、生物标志化合物等综合评价。

4.2.1 敏感元素分析

在氧化性水体中，V 以钒酸氢根（HVO42-）和H2VO4-的形式存在，钒酸氢根离子容易被Fe，Mn 氢氧化物和高岭土吸附［21-22］，在弱还原环境下，V5+被还原为V4+，并形成钒酰基VO2+、羟基基团VO（OH）3-以及不溶的VO（OH）2［23］，硫化环境中，V4+会进一步转换为+3 价并形成氧化物、氢氧化物沉积或被周围的卟啉捕获进而富集［24］。Ni 在氧化性海水环境中主要以溶解的Ni2+或NiCl+的形式存在，大部分是以溶解的碳酸盐形式（NiCO3）存在或吸附于腐殖酸/富里酸上［13，25］，在缺氧条件尤其是H2S 存在的条件下，可形成自生的硫化物矿物保留在沉积物中，在沉积物中明显富集。Cr 在氧化性水体中主要以铬酸阴离子CrO42-形式存在，小部分以水合羟基离子Cr（H2O）4（OH）2+形式存在［26］。在还原条件下Cr4+被还原为+3 价，形成水和阳离子Cr（OH）2+或者氢氧化物，最终通过腐殖酸/富里酸形成化合物或吸附于Fe，Mn 氢氧化物，进入沉积物进而富集［22，27］。通常V/（V+Ni）＜0.46 或V/Cr ＜2.00 指示富氧环境；0.46 ＜V/（V+Ni）＜0.54 或2.00 ＜V/Cr ＜4.25 指示贫氧环境；V/（V+Ni）＞0.54 或V/Cr ＞4.25 指示厌氧环境；V/（V+Ni）值越大，水体分层越好［28］。

芦一段的V/（V+Ni）值为0.82～0.97，平均为0.91，V/Cr 值为2.38～4.67，平均为3.31；芦二段V/（V+Ni）值为0.80～0.94，平均为0.88，V/Cr 值为2.15～3.52，平均为2.84。因此，可以认为芦草沟组沉积时期整体上处于厌氧的还原环境，仅芦二段顶部有部分层位处于贫氧环境，芦一段还原性和水体分层较芦二段好（图5）。

图5 吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组烃源岩氧化还原指标Fig.5 Redox indicator of source rocks of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag

U 在氧化水体中以高价态溶解于水体中，在还原的水体中被还原为低价态而沉积下来［29］，U/Th ＜0.75 指示富氧条件，U/Th 值为0.75～1.25指示贫氧条件［11］，吉页1 井37 件样品U/Th 值为0.27～0.32，指示富氧环境，和V/（V+Ni）与V/Cr 值所指示的还原结果相反，分析认为是U 亏损所致：①不同元素对氧化还原的敏感度不一样，V 一般在硝化水体就开始沉积，U 在Fe2+和Fe3+的转换界面开始沉积，而Mo 在有H2S 的环境下才会沉积［29］，稳定的陆源碎屑输入会将微量的氧带入水体，而在这种环境中V 可以富集，U 被氧化为更高价溶解于水体中，未能沉积富集。②成岩作用期间，O2重新进入沉积物，U 从富集区域迁出，沉积后的沉积物再氧化作用对U 影响较大，而对V，Mo 和Cd 等元素的影响较小，对Co，Ni，Cu 和Zn 等元素的影响则可以忽略［30-31］（迁移距离小于5 cm）。该解释也与芦草沟组Mo，Zn，Ni 和Co 等元素相对亏损印证。

4.2.2 黄铁矿矿化度分析

水体在缺氧还原且含有H2S 的静水状态下，黄铁矿附着在沉积物表面，其形成也不受有机质的影响，因此黄铁矿矿化度（铁与活性铁的比值）DOPT是判断氧化还原环境的常用指标［29］。假设所有的硫元素以黄铁矿（FeS2）的形式存在，DOPT计算公式［32］为

式中：S 和Fe 分别为样品中所测的硫和铁元素质量分数；55.84，64.16 分别为黄铁矿中Fe 和S 的原子质量。

由式（1）计算出芦一段DOPT为0.43～1.41，平均为0.73；芦二段DOPT为0.21～0.72，平均为0.46。当DOPT＜0.42 时为富氧环境，DOPT＞0.42 为缺氧环境［29］，由此判断芦草沟组一直处于缺氧环境。

4.2.3 生物标志化合物分析

无环类异戊二烯烃中姥鲛烷（Pr）与植烷（Ph）主要来源于光合作用叶绿素a 以及细菌当中叶绿素a和叶绿素b 的植基侧链，在还原条件下形成Ph，在氧化环境下形成Pr，因此Pr/Ph 常被用来指示烃源岩沉积期氧化还原环境。有研究指出Pr/Ph ＞2.00 指示氧化环境，Pr/Ph 为1.00～2.00 指示半氧化—半还原环境，Pr/Ph ＜1.00指示还原环境［33］。芦一段Pr/Ph为0.03～0.90，平均为0.50；芦二段Pr/Ph 为0.63～2.05，去除极大值2.05 后，平均为0.93（参见图5），均指示为还原环境。此外，Pr/nC17与Ph/nC18交会图也指示除芦一段1 个样品处于氧化环境，其余均为还原环境（参见图4）。

综上所述，芦草沟组整体处于水体分层较好的还原环境，芦一段还原性和水体分层均较芦二段好。

4.3 古气候、古盐度、古水深

古气候、古盐度、古水深均会在一定程度上对有机质的保存、生产造成影响，利用元素比值、古气候指数等指标对研究区古气候、古盐度、古水深进行了讨论。

4.3.1 古气候分析

喜湿型元素有Cr，Ni，Mn，Cu，Fe，Ba，Br，Co，Cs，Hf，Rb，Sc 和Th；喜干型元素有Sr，Pb，Au，As，Ca，Na，Ta，U，Zn，Mg，Mo 和B。古气候指数C是常见的喜湿型元素含量之和与喜干型元素含量之和的比值，常被用来指示古气候，计算公式［34］为

根据现有研究，1.3 ＜Sr/Cu ＜5.0 且0.6 ＜C＜1.0，指示温暖湿润的气候；5.0 ＜Sr/Cu ＜10.0 且0.2 ＜C＜0.6 指示半潮湿—半干旱的气候；Sr/Cu ＞10.0且C＜0.2，指示炎热干旱气候［3］。此外，在温暖湿润的气候条件下Rb/Sr 值较大，在干旱性的气候条件下Rb/Sr值较小［5］。实验结果显示，芦一段Sr/Cu 值为16.48～34.59，平均为27.21，C为0.10～0.22，平均为0.15，Rb/Sr 值为0.05～0.12，平均为0.09，为炎热干旱气候；芦二段Sr/Cu 值为4.36～61.37，平均为20.41，C为0.10～0.34，平均为0.21，Rb/Sr 值为0.06～0.34，平均为0.18，为半潮湿—半干旱气候。

长链正构烷烃主要来源于陆源植物，C31的主要来源为干旱气候下含有植物蜡的草本植物，C27的主要来源为湿润环境下木本植物中的木本植物蜡，因此正构烷烃长链参数比值C31/C27也可以用来判别古气候变化，C31/C27值越小，气候越湿润，C31/C27值越大，气候越干旱［5］。芦一段C31/C27值为0.20～2.57，平均为0.67；芦二段C31/C27值为0.09～1.47，平均为0.31（图6），指示芦一段比芦二段更干旱。

4.3.2 古盐度分析

MgO 具有亲海性，Al2O3具有亲陆性，MgO/Al2O3常用于水体古盐度的表征［5，9］；咸水环境中Sr元素易于保存，而Ca 元素不易保存，容易流失，在淡水环境中正好相反，Sr/Ca 值也常应用于古盐度的判别，淡水环境中Sr/Ca 值较小，咸水环境中Sr/Ca值较大［5］。根据张文文等［3］的研究，（MgO/Al2O3）×100 ＜1 为淡水环境，（MgO/Al2O3）×100 ＞10 为咸水，介于两者之间为半咸水沉积，而实验结果显示，芦一段（MgO/Al2O3）×100 为51.35～150.23，平均为87.74，Sr/Ca 为67.27～95.70，平均为76.90；芦二段（MgO/Al2O3）×100为11.67～67.64，平均为38.27，Sr/Ca 为21.90～66.34，平均为46.51，均低于芦一段（图6）。分析认为芦草沟组均为咸水沉积，芦一段的咸化程度更高。

图6 吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组烃源岩古气候、古盐度、古水深指标Fig.6 Paleoclimate，paleosalinity and paleodepth indicators of source rocks of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag

4.3.3 古水深分析

在迁移过程中Mn 和Al 等元素比较稳定，易于保存；Ti 和Zr 等元素不太稳定，因此常用Mn/Ti 和Zr/Al 来表征古水深，沉积水体越深，Mn/Ti 越大，Zr/Al 越小；沉积水体越浅，Mn/Ti 越小，Zr/Al 越大［5，9］。芦一段Mn/Ti 为0.036～0.096，平均为0.061，Zr/Al为20.32～35.64，平均为26.22；芦二段Mn/Ti 为0.053～0.122，平均为0.081，高于芦一段，而Zr/Al为16.01～27.46，平均为25.53，小于芦一段（图6），分析认为芦二段沉积水体更深。

古气候会对古盐度、古水深造成一定影响，干旱气候，水体蒸发量大，古盐度升高，古水体变浅；气候变湿润时，古盐度随之降低，古水体变深。综上所述，芦草沟组整体为干旱—半干旱的咸化湖盆沉积背景，芦二段为干旱—半干旱的气候，水体深度大、咸化程度低；芦一段为干旱气候，水体深度较小、盐度较高。

4.4 古生产力

丰富的有机质来源、良好的生产力条件是有机质富集的基础，利用Cu，Ni，Ba，Si 和P 等生产力指标对研究区古生产力条件进行研究。

P 是生物生存所必需的营养元素，参与生物的大部分新陈代谢活动，常被用来表征水体的生产力大小，但在还原环境或一定浓度的Fe 会对P 的富集造成影响［35］，因此在使用P 元素表征古生产力时要视情况而定。有机质降解过程中释放出的Cu 和Ni 在硫酸盐还原环境下被黄铁矿捕获，保存在有机质中，Cu 和Ni 含量越高反映古生产力越高［13］。Ba主要来源于腐烂的浮游植物有机质和生物骨架中的重晶石，少量来源于陆源碎屑和Fe-Mn 化合物；Si 元素来源于陆源碎屑输入和生物成因硅，因此在用Ba 和Si 含量指示古生产力时，需要消除非生物成因的影响。生物钡（Babio）是排除陆源输入碎屑中的Ba，只与生物活动相关的Ba，是目前普遍用来评价古生产力的一个重要指标［13］。生物来源的石英与海洋/湖泊初级生产力的提供者关系紧密，仅来源生物活动的Si 被称为的生物硅（Sibio）。生物Ba 和生物Si 的质量分数计算公式为

式中：PAAS 代表后太古宙澳大利亚页岩，（Ba/Al）PAAS为0.006 8，（Si/Al）PAAS为3.83［13］；Ba样品，Al样品，Si样品分别为样品中Ba，Al 和Si 的质量分数。

由上式可得，吉页1 井芦一段Babio质量分数为（5 794.42～32 346.16）×10-6，平均为14 602.73×10-6；Sibio质量分数为13.69%～23.03%，平均为17.30%；芦二段Babio质量分数为（3 628.39～14 815.77）×10-6，平均为8704.52×10-6，Sibio质量分数为7.98%～17.04%，平均为12.51%，均低于芦一段（图7）。参考Schoepfer 等［36］的研究，Babio质量分数小于200×10-6为低生产力，质量分数（200～1 000）×10-6为中等生产力，质量分数大于1 000×10-6为高生产力，芦草沟组沉积时古生产力较高，芦一段高于芦二段。

图7 吉木萨尔凹陷吉页1 井二叠系芦草沟组烃源岩古生产力指标Fig.7 Paleoproductivity indicators of source rocks of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag

芦一段Cu/Al 值为2.38～3.78，平均为2.78，Ni/Al 值为3.02～5.39，平均为3.94，芦二段Cu/Al 值为1.56～4.17，平均为2.75，Ni/Al 值为2.08～4.40，平均为3.47，均低于芦一段（图7），也反映芦一段的Cu 和Ni含量更高，古生产力更高。

芦一段P2O5质量分数为0.10%～0.20%，平均为0.13%；芦二段P2O5质量分数为0.11%～0.32%，平均为0.20%，P 含量高于芦一段。分析认为在还原环境下P 从有机质中释放，导致高生产力下P 并不富集。

5 有机质富集机理

有机质富集受古环境、古生产力等多种因素影响，但无论哪种因素，都是通过影响有机质保存和有机质生产从而影响沉积物中的有机质丰度。将环境指标（Zr/Al，V/Cr，DOPT，Pr/Ph，Sr/Cu，C31/C27）、生产力指标（Cu/Al，Ni/Al 和Sibio含量）与TOC值进行拟合（图8）可知，芦一段氧化还原指标V/Cr，DOPT，Pr/Ph 均与TOC值无明显相关性（R2＜0.1）；陆源碎屑指标（Zr/Al）、古生产力指标（Cu/Al，Ni/Al 和Sibio）、古气候指标（Sr/Cu 和C31/C27）与TOC含量拟合度相对略高（R2为0.115～0.323）。芦二段陆源碎屑与氧化还原指标与TOC值无明显相关性（R2＜0.1），古生产力和古气候指标与TOC值拟合度较高（R2为0.137～0.554）。除了芦二段古气候指标Sr/Cu 与TOC值拟合相关系数达0.554，其他拟合度均较小。因此，可以认为芦草沟组烃源岩的有机质富集是受多重因素共同影响的。

5.1 有机质保存

氧化还原条件是影响有机质保存的重要因素，缺氧的湖水环境抑制了有机质的降解，有利于有机质保存［10］。氧化还原指标中只有DOPT与TOC值拟合时相关系数相对较高，在芦一段、芦二段分别为0.19 和0.30，其余指标均与TOC值的拟合度均较低，但都呈正相关关系（图8b—8d），这说明氧化还原环境并不是研究区有机质富集的主控因素。芦草沟组沉积时期，水体底部一直处于一个相对稳定的还原环境，产生的有机质可以得到良好地保存［10］，但芦一段、芦二段形成还原环境的原因却不同，芦一段沉积期气候比较干燥，水体蒸发量大，水体盐度增大，形成了上下分层、底部稳定的高盐度还原环境；芦二段处于半潮湿—半干旱的气候环境，蒸发量小，且有一定的降雨量，古水体变深，形成了易于有机质保存的还原环境。

图8 吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组古环境、古生产力指标与TOC 含量相关性分析Fig.8 Correlation analysis of paleoenvironment，paleoproductivity and TOC content of Permian Lucaogou Formation in Jimsar Sag

5.2 有机质生产

结合生产力指标与TOC值的拟合关系（图8e—8g）认为，有机质生产是影响该地区有机质富集的主要因素。芦草沟组烃源岩为一套优质烃源岩，芦一段有机质丰度较芦二段高，造成该现象的原因有3 点：①光照率对湖泊初级生产力大小具有一定影响［4］，芦一段气候干旱，日照更加充足，增强了初级生产者的光合作用，有利于高生产力的形成。②咸化湖盆中，嗜盐细菌和藻类属种增多，生产力增强［8］。张明明［5］在对博格达山北麓油页岩的研究中，利用生物标志化合物的方法识别出了产甲烷古细菌、嗜盐古细菌、嗜盐真细菌、绿藻、甲藻纤毛虫等12 种湖泊内源生物类型，且沉积初期的种类多于沉积晚期，干旱气候下，芦一段古盐度更高，生物种类更多，营养盐更充足，生产力更高。此外，咸水环境中，细菌和藻类可以形成有渗透活度的有机质（可溶性糖、甘油等），当生物死亡后，细胞解体，释放大量有机质［4］。③芦二段沉积期气候为半潮湿—半干旱，有一定的降雨量，陆源输入多于芦一段，有机质稀释，有机质丰度相对较低。

适量火山灰的输入有利于有机质生产，以往的研究已证实，吉木萨尔凹陷周缘博格达山、北三台凸起等都存在火山机构，且火山活动规模大、时间长，而凹陷内火山活动不发育［37］。研究区距火山口中心较远，火山作用的影响比较温和，火山灰随风进入水体，大量输入Fe，N 和P 等微量元素，有利于藻类等低等植物繁盛［38］。同时，在构造变形作用下，湖水渗入盆地底部裂隙，被基底岩浆加热回升至湖底，在此过程中，热液携带地幔物质进入湖底，热液带来的营养和热量也促进了湖盆生物的繁衍［39］。

5.3 有机质富集模式

吉页1 井区芦草沟组烃源岩有机质富集是陆源碎屑、氧化还原条件、古生产力和古气候等因素共同作用的结果（图9）。整个芦草沟沉积时期，均处于稳定的还原环境，有机质富集不受氧化还原环境的控制，是典型的“生产力富集模式”。芦一段沉积时期整体为干旱环境，水体蒸发量大，古水体浅，古盐度高，水体更容易分层，形成了稳定的还原环境，有机质得以保存；充足的日照、较高的水体盐度、稳定的陆源碎屑和火山灰的共同作用，提供了良好的生产力，有机质丰度高。芦二段沉积时期为半潮湿—半干旱的沉积环境，蒸发量小，且有一定的降雨量，古水体变深，形成了易于有机质保存的还原环境，古生产力的影响因素与芦一段相同，但由于日照较少、古盐度较低、大量陆源碎屑输入对有机质的稀释作用，有机质丰度相对较低。

图9 吉木萨尔凹陷吉页1 井区二叠系芦草沟组烃源岩有机质富集模式Fig.9 Organic matter enrichment model of source rocks of Permian Lucaogou Formation of well Jiye 1 in Jimsar Sag

6 结论

（1）吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组烃源岩是以长英质混合细粒沉积岩和黏土质混合细粒沉积岩为主的混合细粒沉积岩，TOC值为1.20%～11.50%，平均为5.83%，是一套优质烃源岩，有机质来源为陆源有机质和海相藻类混合输入，海相藻类贡献较大。

（2）吉木萨尔凹陷芦草沟组沉积期整体为干旱-咸化还原沉积背景。芦一段沉积时期为干旱气候，古水体较浅，古盐度较高，水体分层形成稳定的还原环境，古生产力比芦二段强；芦二段沉积时期为半潮湿—半干旱气候，古水体较深，古盐度较低，还原环境好。

（3）吉木萨尔凹陷芦草沟组烃源岩有机质富集是陆源碎屑、氧化还原条件、古生产力和古气候等因素共同作用的结果。芦草沟沉积时期处于稳定的还原环境，有机质富集不受氧化还原环境的控制，是典型的“生产力富集模式”；古气候、古盐度和陆源碎屑的影响导致芦二段TOC含量较低。