陸相斷陷咸化湖盆有機質差異富集因素探討
——以東濮凹陷古近系沙三段泥頁巖為例

胡濤，龐雄奇，姜福杰，王琦峰，徐田武，吳冠昀，蔡哲，于吉旺

1.油氣資源與探測國家重點實驗室，北京 102249

2.中國石油大學（北京）地球科學學院，北京 102249

3.中國石油勘探開發研究院，北京 100083

4.中國石化中原油田分公司勘探開發研究院，鄭州 450018

0 引言

北美頁巖油革命改變了世界能源格局，促使我國開始加強頁巖油勘探[1-5]。我國中、新生代陸相斷陷湖盆數量眾多，與膏鹽巖共生伴生的泥頁巖廣泛發育，蘊藏大量的頁巖油資源。“甜點”預測是頁巖油勘探的必要環節，含油性是“甜點”評價的重要參數之一，主要由泥頁巖生烴和滯留烴能力決定，這與有機質豐度的高低密切相關[6-9]。因此，揭示有機質差異富集主控因素對頁巖油勘探具重要指導意義[10-11]，也是非常規油氣沉積學重要研究內容之一。前人針對泥頁巖有機質富集已開展大量研究，主要集中在海相盆地[12]，但我國頁巖油主要賦存于陸相斷陷湖盆[3-6]。與海相沉積相比，湖盆水體面積小，水體淺，湖平面頻繁變化，易受構造和古氣候影響[13-14]，具沉積相變快、沉積物非均質性強等特征[14-15]，二者在有機質來源、富集和保存等方面均存在較大差異，無法直接將海相沉積的有機質富集機制應用于湖相沉積。

東濮凹陷是渤海灣盆地一個典型的陸相斷陷咸化湖盆，目前已累計探明原油6.01×108t，其中在面積僅為1 602 km2的北部探明原油4.62×108t，而在面積達2 920 km2的南部僅探明原油0.45×108t，南部單位面積內的探明儲量豐度僅為北部的1/20。前人認為這與沉積環境不同導致的南北部泥頁巖有機質豐度差異較大有關[16-24]。北部為咸水沉積，高鹽度促使藻類勃發，并引起水體分層導致強還原環境，利于有機質保存[20-23]；南部為淡水沉積，古生產力低，保存條件差[18-19,24]。實際上，除了北部和南部泥頁巖的有機質豐度存在較大差異，同屬于北部含鹽泥頁巖層系的有機質富集程度也存在很大差異，具體表現為：臨近膏鹽巖發育的泥頁巖有機質豐度高，遠離膏鹽巖發育的泥頁巖有機質豐度低。那么，在相似的構造和沉積背景下，什么因素控制了有機質的富集？開展含鹽泥頁巖層系有機質差異富集主控因素研究，揭示古環境、古鹽度、沉積速率、古生產力、氧化還原條件等因素與有機質差異富集的作用規律，不僅能夠指導我國陸相斷陷咸化湖盆頁巖油氣勘探，而且可進一步豐富和完善非常規油氣沉積學研究[10]，深化陸相頁巖油氣地質理論認識。

1 地質概況

東濮凹陷位于渤海灣盆地南緣臨清坳陷的東南部，以古—中生界地層為基底，東以蘭聊斷裂和魯西隆起為界，西側超覆于內黃隆起上，南隔蘭考凸起與開封坳陷相望，北以馬陵斷層與莘縣凹陷相連。呈NNE走向，具南寬北窄、東斷西超的構造特征。研究區自西向東分別為西部斜坡帶、西部洼陷帶、中央隆起帶、東部洼陷帶和東部陡坡帶，在構造演化及沉積相帶上“南北分區、東西分帶”（圖1）。自下而上發育古近系沙河街組和東營組，新近系館陶組和明化鎮組及第四系平原組，主力勘探層系為沙河街組，其自下而上分為沙四段、沙三段、沙二段和沙一段（圖1c）。在沙四段沉積末期，盆地處于初始裂陷期，蘭聊斷裂開始活動，呈雙斷式半地塹盆地，劇烈的基底不均衡差異導致形成“兩洼一隆一斜坡”格局；沙四上亞段—沙三段沉積時，斷陷作用加劇，地層分布范圍擴大，中央隆起帶初步形成；沙二段—沙一段沉積時，斷裂活動減弱，盆地處于萎縮期，凹陷內部的分隔性增強[25]。研究區共發育四套膏鹽巖，其中沙三段發育有三套（沙三4鹽、沙三3鹽、沙三2鹽)，沙一段發育一套（沙一下鹽）[26]，這些膏鹽巖在垂向上均發育于湖侵體系域，夾于灰黑色泥頁巖中，而紅色地層中則較少見。

圖1 （a）東濮凹陷平面圖；（b）東濮凹陷地層柱狀圖Fig.1 (a) Overview map of Dongpu Depression; (b) Generalized Paleogene stratigraphy of the Dongpu Depression

2 材料與方法

選取東濮凹陷北部鉆遇沙三段的九口典型探井（PS7、PS18-8、PS18-1、Wen75、Wei69、Wei324、Wen 201、Wen223、Wen248），針對沙三段不同巖相泥頁巖開展取樣，共獲取63 塊巖芯，包括：黑色、褐灰色、灰色頁巖，深灰色、褐色含鹽頁巖，黑色、灰色、淺灰色泥巖，褐色含鹽泥巖，灰色白云質泥巖，灰色灰質泥巖。針對所有巖芯開展總有機碳實驗，選取TOC 值差別較大但分布均勻的26 塊泥頁巖巖芯，進一步開展掃描電鏡、能譜分析以及主量、微量和稀土元素分析。總有機碳、掃描電鏡和能譜分析實驗在油氣資源與探測國家重點實驗室完成，主量、微量和稀土元素分析由中國科學院地球化學重點實驗室完成。

3 結果

3.1 總有機碳含量

26 塊巖芯的TOC 介于0.11%～6.78%，平均值為1.58%（表1），顯示不同巖芯的有機質豐度差別較大。TOC 低于0.5%的主要為灰色泥巖和灰色灰質泥巖，TOC含量高于2%的巖芯主要為黑色、褐色和褐灰色頁巖，褐色應該與巖芯存在原油浸染有關，其中TOC最高的為褐色含鹽頁巖（圖2）。

3.2 主量元素

主量元素以SiO2、CaO和Al2O3為主，含量分別為14.1%～58.6%（平均值36.4%）、1.5%～34.0%（平均值15.3%）和4.4%～18.6%（平均值11.7%），MgO 的含量也較高，介于1.2%～16.2%（平均值4.1%）。豐富的CaO和MgO可能與沉積時存在大量的生物以及生物—化學作用形成的碳酸鹽和膏鹽巖礦物有關。Fe2O3、K2O和Na2O的含量分別為1.9%～6.5%（平均值4.3%）、0.2%～4.2%（平均值2.1%）和0.5%～5.1%（平均值2.0%）。其他主量元素如TiO2、P2O5和MnO的平均含量均小于1%。與澳大利亞后太古代頁巖（PAAS）的主量元素含量對比[27]，研究區泥頁巖的CaO、MgO和K2O元素的含量明顯更高，其他元素的含量相對更低（圖3a）。

表1 東濮凹陷沙三段泥頁巖總有機碳與沉積環境表征主要指標Table 1 Total organic carbon and key indices for sedimentary environment of shale in the Es3 in Dongpu Depression

圖2 東濮凹陷巖芯和掃描電鏡照片（a），（b）Wei 69 井，3 552.28 m，TOC=0.17%；（c），（d）PS 18-1 井，3 274.2m，TOC=0.86%；（e），（f）PS 18-8 井，3 155.12 m，TOC=2.58%；（g），（h）Wen 248 井，3 385.32 m，TOC=4.34%；（i），（j）PS 18-8井，3 167.22 m，TOC=6.78%；（k），（l）PS 18-8井，3 164 m，石鹽晶體間見少量微晶黃鐵礦晶體；（m），（n）PS 18-8井，3 158.6 m，硬石膏晶體表面附著石鹽晶體；（o），（p）PS 18-1井，3 285.6 m，石鹽集合體團粒Fig.2 Core and FE-SEM images of the saline shales in Dongpu Depression(a),(b) Wei 69, 3 552.28 m, TOC=0.17%; (c),(d) PS 18-1, 3274.2m, TOC=0.86%; (e),(f) PS 18-8, 3 155.12 m, TOC=2.58%; (g),(h) Wen 248, 3 385.32 m, TOC=4.34%;(i),(j)PS 18-8,3 167.22 m,TOC=6.78%;(k),(l)PS 18-8,3 164 m;(m),(n)PS 18-8,3 158.6 m;(o),(p)PS 18-1,3 285.6 m

3.3 微量元素

與上陸殼微量元素組成進行對比[28]，微量元素Li、Sr和Mo含量顯著更高，Be、Cs、Ba、U和Pb含量略高于上陸殼平均豐度值，而V、Cr、Zr 和Hf 含量則明顯更低（圖3b）。研究區泥頁巖巖芯富含Li元素應與其為典型的咸化湖盆沉積相關。Mo 元素和Cs 元素屬于大離子親石元素，在巖石風化過程中具有較強的穩定性，易被固體物質吸附，因此泥質含量高的巖芯中其含量較高，較低的Zr和Hf含量與巖芯樣品的粒度較細有關。

3.4 稀土元素

稀土元素含量為（61.6～222.8）×10-6（平均值139.1×10-6），整體低于北美頁巖（平均值173.2×10-6）和PAAS（平均值183.0×10-6）[29-30]。其中輕稀土元素（LREE）含量為（57.1～212.1）×10-6（平均值130.2×10-6），重稀土元素（HREE）含量為（4.53～12.08）×10-6（平均值8.89×10-6），LREE/HREE 比值為10.6～19.97，平均值為14.52，顯示相對富集輕稀土元素。對樣品的稀土元素進行球粒隕石標準化[31]，顯示元素分配曲線為右傾斜模式，La-Eu段曲線較陡，Eu-Lu段曲線平緩，Eu處則為“谷”狀特征，具明顯的負Eu異常，沒有明顯的Ce異常（圖3c）。對樣品稀土元素進行北美頁巖標準化，顯示為明顯的右傾模式，表明稀土元素相對富集；重稀土元素多分布在1 以下，說明重稀土元素相對虧損，其中一半輕稀土元素分布在1 以上（圖3d），表明研究區泥頁巖的稀土元素分布差異較大。

圖3 東濮凹陷沙三段泥頁巖主量、微量和稀土元素配分曲線圖（a）主量元素；（b）微量元素；（c）和（d）稀土元素Fig.3 Normalized major, trace, and rare earth element of the third member Shahejie Fm in Dongpu Depression(a)Major element;(b)Trace element;(c)Rare earth element

4 討論

4.1 古氣候

古氣候是影響有機質富集的宏觀因素，控制作用表現為三方面：1）對于物源區，古氣候影響母巖的風化作用程度、剝蝕作用強弱與風化作用類型；2）對于沉積物的搬運過程而言，古氣候影響搬運動力類型；3）對于沉積卸載區而言，古氣候的周期性變化導致沉積物具有韻律和旋回性特征等[14,32]。

主量元素的相對含量能指示物源區風化作用的強弱，可用以推斷沉積時古氣候。為定量表征母巖的風化強度，Nebiitt 和Young 提出了化學風化指數CIA（Chemical Index of Alteration）（CIA=Al2O3/（A12O3+CaO*+Na2O+K2O）×100），其中主成分以摩爾分數表示，CaO 為硅酸鹽礦物中的CaO；CaO*值根據Mclennan 方法計算[33]。CIA 指數為50～70 時指示微弱化學風化作用，為寒冷干旱氣候；CIA 指數為70～80時指示中等化學風化作用，為溫暖氣候；CIA 指數為80～100 時指示強烈化學風化作用，為熱帶潮濕高溫氣候條件。研究區沙三段泥頁巖樣品的CIA 指數介于39.8～67.8，平均值為57（表1），表明化學風化作用較弱，為寒冷干旱古氣候條件。在巖芯和掃描電鏡下觀察到的石鹽和石膏礦物也佐證了該觀點（圖2）。

4.2 古鹽度

沉積水體古鹽度與湖盆中的生物化學過程密切相關，古鹽度研究對于恢復沉積時期的環境、探究烴源巖中有機質差異富集機理具有重要意義[34-35]。在陸相湖盆中，當水體礦化度逐漸增高時，Ba2+以硫酸鋇形式析出，Sr2+則要到湖水濃縮到一定程度時才能形成硫酸鍶而沉淀析出，因此Sr/Ba 可用以評價古鹽度[36]。一般而言，Sr/Ba比值大于1、0.5～1、小于0.5分別指示咸化、半咸化、淡水沉積水體[36-37]。研究區泥頁巖的Sr/Ba 值介于0.62～11.31，平均值為2.75（表1），整體高于二連盆地白堊系（0.14～0.57）[38]、潛江凹陷潛江組（0.80～5.04）[39]泥頁巖的Sr/Ba 比值，表明東濮凹陷沙河街組泥頁巖沉積時為典型的咸化水體，在泥頁巖巖芯中觀察到的大量鹽巖和石膏礦物也進一步驗證了該觀點（圖2）。

隨Sr/Ba 值的增大，TOC 表現為先增大后減小的偏正態分布趨勢，在Sr/Ba值大約為4時，TOC達到最大值（圖4a），表明古鹽度控制了沙三段泥頁巖的有機質富集，隨著古鹽度的升高，有機質富集程度先增大后減小。這與前人的研究結果既存在差異又存在一致。張洪安等[17]、鹿坤等[18]、陳潔等[19]認為東濮凹陷沙河街組優質烴源巖主要發育在咸水環境，沉積水體的鹽度越高則有機質豐度就高。本次研究發現，在水體鹽度超過一定值（Sr/Ba 值=4）后，泥頁巖TOC反而降低了。一般而言，鹽度升高會使得沉積水體中的礦物質含量升高，利于水生生物的生長發育，甚至會出現“藻類勃發”[40]。但由于生物對鹽度的忍耐能力是有限的，只要鹽度超過生物忍耐的臨界點，水體中的生物種類和豐度將會急劇減少。因此，隨水體鹽度的升高，湖泊水生生物的種類和豐度應該為正態分布變化趨勢[37]。Sr/Ba 值與古生產力指標Ba/Al和Ba/Ti值的相關關系也證實了該觀點（圖5a,b）。這種現象在柴達木盆地[35]和渤海灣盆地[20-22]均可見到，只不過不同盆地對應的鹽度臨界點不同，這與沉積水體中生長的生物種類存在差異有關。

圖4 東濮凹陷沙三段泥頁巖TOC 與古鹽度（a），沉積速率（b），古生產力（c，d），氧化還原條件相關關系（e）Fig.4 Correlation among organic matter richness with (a) paleo-salinity, (b) sedimentation rate, (c) and (d) paleo-productivity,and (e) redox condition

圖5 東濮凹陷沙三段泥頁巖古生產力、古鹽度、氧化還原條件、沉積速率關系（a）和（b）古鹽度和古生產力；（c）古鹽度和氧化還原條件；（d）沉積速率和氧化還原條件Fig.5 Correlation among paleo-salinity, sedimentation rate, paleo-productivity, and redox condition(a)and(b):Paleo-salinity vs.Paleo-productivity;(c)Paleo-salinity vs.Redox condition;(d)Sedimentation rate vs.Redox condition

4.3 沉積速率

陸源輸入能稀釋沉積有機質，使得單位沉積物的有機質含量降低，因此稀釋作用是影響有機質富集的因素之一，常用沉積速率大小表征稀釋作用強弱[41-43]。La 和Yb 分別為輕稀土元素（LREE）和重稀土元素（HREE）的指示元素，由于稀土元素常與碎屑礦物相結合，以懸浮的方式進入湖泊，當湖盆的沉積速率較快時，LREE 和HREE 遷移差異不明顯，（La/Yb）N值接近1；當沉積速率較慢時，懸浮物在水流中停留時間較長，易遷移的LREE 和不易遷移的HREE之間豐度的差異性更為明顯，（La/Yb）N值明顯大于1 或小于1，本文選取稀土元素La/Yb(n)值表征沉積速率的大小。經北美頁巖標準化計算，研究區沙三段泥頁巖的（La/Yb）N值介于1.12～2.39，平均值為1.60（表1）。

隨（La/Yb）N值增大，TOC顯示為先增大后減小的變化趨勢，在（La/Yb）N值大約為1.4時，TOC達到最大（圖4b），表明沉積速率控制了泥頁巖的有機質富集，但并不是簡單的線性關系，適當的沉積速率最利于有機質富集。前人針對沉積速率對有機質富集影響的研究已開展大量工作，主要形成三個觀點：1）高沉積速率下，有機質在沉降過程中與O2接觸時間短，利于有機質富集[41]；2）高沉積速率下，大量的陸源輸入對有機質起到強烈的稀釋作用，不利于有機質富集[42]；3）基于現代海洋沉積物中的有機質富集程度與沉積速率的關系，Tyson[43]通過數值模擬認為沉積速率與有機質富集不是簡單的線性關系，而是隨沉積速率的增大呈現為先增大后減小的變化，富集峰值出現在沉積速率為5 cm/Ka。Dinget al.[44]、袁偉等[45]、Chenet al.[46]分別分析了二連盆地白堊系、鄂爾多斯盆地延長組和酒泉盆地白堊系陸相泥頁巖的沉積速率與TOC的關系，發現TOC與沉積速率均表現為先增大后減小的趨勢，臨界值分別為5 cm/Ka、1.35 cm/Ka和12 cm/Ka，東濮凹陷沉積速率對有機質富集的影響應屬于第三類。不同盆地對應的沉積速率臨界值不同，這與沉積水體的古生產力大小和保存條件有關。

4.4 古生產力

沉積時表層水體的古生產力是影響有機質富集的關鍵因素[14,38]。沉積物中重晶石（BaSO4）的積累速率與表層水的古生產力密切相關，Ba 元素含量可反映水體的古生產力大小，含量越高則古生產力越大[47]。對于湖相沉積而言，陸源碎屑的輸入對沉積有機質富集具一定稀釋作用[48]，常用Ti 和Al 元素定量表征陸源輸入強弱[49]。本次研究利用Ba/Al 值和Ba/Ti 值表征古生產力，比值越大表明古生產力越大。研究區泥頁巖的Ba/Al 值介于24.3×10-4～454×10-4，平均值為125.5×10-4（表1）；Ba/Ti 比值介于0.05～1.51，平均值為0.32（表1），比值整體高于上太古界頁巖中的Ba/Al 值（55×10-4）和Ba/Ti 值（0.13）[29]。其他指標顯示低于東營凹陷沙三段和沙四段泥頁巖沉積時水體的古生產力[20]，古生產力處于中等水平。這可能是在古鹽度和氧化還原條件類似的背景下，東濮凹陷沙河街組泥頁巖的有機質豐度整體低于東營凹陷沙河街組泥頁巖的主要原因[7]。

隨Ba/Al 和Ba/Ti 值的增大，TOC 均顯示出明顯升高趨勢，其相關系數平方分別為0.581 8和0.482 8（圖4c，d），表明有機質富集明顯受古生產力的控制，古生產力越大，有機質富集程度越高。但古生產力最大的泥頁巖樣品的TOC 值并非最大，表明古生產力僅為影響有機質富集的因素之一。

4.5 氧化還原條件

有機質富集除與有機質的來源和稀釋程度有關，還與能夠保存多少有機質相關，這由沉積水體的氧化還原條件決定。研究表明，現代海洋中絕大部分有機質均存在不同程度的降解作用，現今保存下來的比例不足原始有機質總量的5%[14,50]，保存條件是控制有機質富集的重要因素。

稀土元素Ce和Eu常用于表征水體的氧化還原條件。Eu 異常（δEu=EuN/（SmN×GdN）1/2）常由原生沉積作用引起，δEu值>0.35指示還原沉積環境。Ce異常（δCe=CeN/（LaN×PrN）1/2）常由后生沉積作用導，δCe值>1時，表明沉積水體富集Ce元素，指示氧化環境；當δCe數值<1時，表明沉積水體虧損Ce元素，指示還原環境。當Ceamon<-0.1 時，表示Ce 虧損，指示氧化環境；當Ceamon>-0.1 時，表示Ce 富集，指示還原環境[51]。研究區泥頁巖樣品的δEu 值為0.85～1.31，平均值為0.99；δCe 值為0.377～1.47，平均值為0.90；92.3%的樣品的Ceamon值均大于-0.1，均表明沙三段泥頁巖沉積時為缺氧的還原環境。

微量元素V/（V+Ni）值是表征氧化還原性的可靠指標。一般而言，V/（V+Ni）值＜0.46、0.46～0.57、0.57～0.83、0.83～1.00 分別指示弱氧化、氧化、還原和強還原沉積環境[50]。研究區泥頁巖的V/（V+Ni）值介于0.60～0.82，平均值為0.74（表1），表明泥頁巖沉積時以厭氧還原環境為主。對比來看，本次研究泥頁巖的V/（V+Ni）值整體高于東營凹陷沙四上亞段上部和沙三段泥頁巖（0.5～0.75）[52]、柴達木盆地始新統泥頁巖（0.6～0.71）[53]、潛江凹陷潛江組（0.68～0.75）[39]泥頁巖的V/（V+Ni）值，表明東濮凹陷沙三段泥頁巖沉積時的還原性整體強于東營凹陷沙四上亞段上部和沙三段、柴達木盆地始新統和潛江凹陷潛江組泥頁巖沉積時的還原性。這可能與沙三段泥頁巖沉積時高的古鹽度和低的沉積速率特征有關，古鹽度越高，沉積速率越小，還原性越強（圖5c，d）。

隨V/（V+Ni）值增大，研究區泥頁巖的TOC 變化不明顯，其中TOC 值最大樣品的V/（V+Ni）比值卻最小（圖4e），表明氧化還原性不是有機質富集的主控因素，這與前人的研究結果存在差異。鹿坤等[18]、Huet al.[20]、Tanget al.[21]和Wanget al.[22]均認為東濮凹陷沙河街組泥頁巖的有機質富集程度與沉積水體還原性呈明顯的正相關，還原性越強，有機質富集程度越高。鄂爾多斯盆地[54]、二連盆地[38]、柴達木盆地[35]、渤海灣盆地東營凹陷[37]和江漢盆地[55]泥頁巖有機質富集也表現為相似規律。本次研究中還原性與有機質富集無明顯相關，這可能與樣品選取有關。本次研究選取的泥頁巖巖芯取自東濮凹陷沙三段含鹽泥頁巖層系，這些樣品的V/（V+Ni）值均很高，沉積水體整體為缺氧的還原條件。在古生產力水平保持一定的背景下，還原性的增加無法使得沉積有機質的來源數量增加，因此氧化還原條件不是研究區沙三段泥頁巖有機質差異富集的主控因素。

4.6 差異富集主控因素

針對有機質差異富集機理的研究已近70 年，但前期多集中于海相沉積，形成了三方面學術觀點：1）高生產力模式。Pasrrish[56]通過統計發現全球烴源巖主要分布于古洋流上升區域，認為高生產力是有機質富集最重要的主控因素。Calvertet al.[57]發現全球93%的有機質均分布在高生產力區域，在生產力較高的地區即使處于氧化環境，亦可能沉積大量有機質，并基于上升洋流的沉積供給、其它沉積物的稀釋作用以及沉積物結構三方面分析，發現Arabian 海的有機質最富集區域并非含氧量最低區域，進一步確認高生產力控制有機質富集；2）保存模式。Demaisonet al.[58]發現全球絕大部分有機質在保存的過程中均被降解，保存下來的比例低于0.5%，認為保存條件是有機質富集的關鍵因素。Tysonet al.[59]認為當水體為缺氧環境時，海洋表層水體低的古生產力也可形成富有機質沉積。Tyson[43]通過數值模擬研究認為缺氧環境是控制有機質富集的主要因素；3）高生產力與保存疊加模式。Ingallet al.[60]認為富有機質沉積是生產力和保存條件共同作用的結果。

與海洋相比，湖泊水體的面積小，水體淺，湖平面頻繁變化，易受構造和古氣候影響，沉積速率更大[13-15]。針對湖相沉積有機質差異富集機理的研究多從湖盆類型角度展開，前人提出了氣候和構造的耦合作用控制了湖盆類型，包括過充填、平衡充填和欠充填型湖盆，進而控制有機質的富集[13,61-63]。

本次研究表明，東濮凹陷沙三段泥頁巖的有機質富集主要受控于古生產力、古鹽度和沉積速率，氧化還原條件對有機質富集的影響不大。具體而言，在沙三段泥頁巖沉積時期，湖盆處于局限、寒冷和干旱的古氣候，水深較大[64]，水體鹽度較高。較高的鹽度導致水體中O2和CO2含量減少[65]，促使水體還原性增強。同時，較大的水深和較高的鹽度促使水體出現鹽躍層，使得水體發生分層，還原性強且穩定。因而在古生產力水平保持一定的背景下，還原性的持續增強無法促使有機質數量增加。另一方面，隨鹽度的升高，湖泊水體中水生生物的種屬和數量表現為先增大后減小的偏正態分布變化趨勢，即生物在合適的鹽度下大量繁盛。但鹽度過高時，惡劣環境使生物種屬和數量急劇減少，導致古生產力下降。但由于保存條件好，死亡后的生物可以在還原環境得以保存，因此古生產力越高，有機質的富集程度越高。隨沉積速率的逐漸升高，有機質在沉降過程中與氧氣接觸時間短，有利于有機質富集；但隨著沉積速率持續攀升，則對沉積有機質起到強烈的稀釋作用，不利于有機質富集。只有在高的古生產力、適當的古鹽度、適當的沉積速率背景下，才有利于沉積有機質的富集。因此，對于典型的陸相斷陷咸化湖盆而言，沉積有機質的差異富集既非單一的高生產力模式或者保存模式，也非簡單的生產力模式和保存模式的疊加。未來須從特定盆地的具體沉積環境入手，對沉積有機質差異富集機制展開具體分析，這將對我國陸相頁巖油勘探開發具有一定的指導意義。

5 結論

（1）東濮凹陷沙三段含鹽泥頁巖TOC為0.11%～6.78%（平均值1.58%），有機質豐度差異大。泥頁巖發育于寒冷干旱的古氣候條件，沉積水體古鹽度高，沉積速率變化大，古生產力中等，整體為缺氧的還原環境。

（2）沙三段泥頁巖的有機質富集主要受控于古生產力、古鹽度和沉積速率，氧化還原條件對有機質富集的影響不大。

（3）對于陸相斷陷咸化湖盆而言，沉積有機質的差異富集既非單一的高生產力模式或者保存模式，亦非簡單的生產力模式和保存模式的疊加。未來須從特定盆地的具體沉積環境入手，對沉積有機質差異富集機理展開分析，這對我國我國陸相頁巖油勘探開發具有一定指導意義。

致謝 在本文研究過程中得到了中石化中原油田勘探開發研究院張洪安、蘇頌成、張云獻等專家的指導和幫助，在此深表感謝。