Natural Gas Geoscience >

2023 , Vol. 34 >Issue 8: 1328 - 1342

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2023.02.004

Discussion on the sedimentary paleoenvironment and biological source of Permian Lucaogou Formation in Jimusar Sag， Junggar Basin

  • Zaibo XIE , 1, 2, 3 ,
  • Yongqiang QU 4 ,
  • Tao WU 5 ,
  • Tianhai WANG 1, 3 ,
  • Yutong LIU 1, 3 ,
  • Chenlu HEI 6 ,
  • Huifei TAO , 1, 7
Expand
  • 1. Northwest Institute of Eco⁃Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China
  • 2. Tongren Polytecnic College，Tongren 554300，China
  • 3. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China
  • 4. Northwest Branch of PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration and Development，Lanzhou 730020，China
  • 5. Petroleum Exploration and Development Institute，Xinjiang Oilfield Company，PetroChina，Karamay 834000，China
  • 6. School of Earth Sciences and Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China
  • 7. National Engineering Research Center of Offshore Oil and Gas Exploration，Beijing 100027，China

Received date: 2022-11-16

  Revised date: 2023-01-29

  Online published: 2023-07-28

Supported by

The Project of Petroleum Exploration and Development Institute, Xinjiang Oilfield Company, PetroChina(33412022047)

Fold

Highlights

Volcano-hydrothermal effect has an important influence on the sedimentary evolution and biological source of Permian Lucaogou Formation in Jimusar Sag. The core samples of Well J305 in Jimusar Sag of Junggar Basin were collected and systematically studied by element geochemistry and organic geochemistry methods. The specific contents include geochemical characteristics of source rocks， evolution of sedimentary paleoenvironment and biological sources of organic matter. The results show that： （1）The major and trace elements in the source rock samples of the Lucaogou Formation show some differences between P2 l 1 and P2 l 2. The P2 l 1 is relatively rich in Sr， U， Fe2O3， MgO and CaO， and the P2l2 is relatively rich in V， SiO2 and Al2O3.（2）The sedimentary period of the Lucaogou Formation was generally in a saline water environment. The water body of the P2l1 was deep， and the water depth of the P2 l 2 fluctuated greatly and was relatively shallow. From P2 l 1 to P2 l 2， the salinity gradually decreased. The paleo-oxygen phase is a relatively stable reducing environment， and the enrichment of organic matter is controlled by paleo-productivity， that is， biological source. Biological sources are related to paleosalinity， paleoclimate and volcanic-hydrothermal activities to a certain extent.（3）The overall characteristics of biological source composition are that the abundance of bacteria and algae is greater than that of higher plants， the abundance of bacteria is greater than that of algae， and algae are mainly green algae. Among them， cyanobacteria account for a certain proportion of bacteria，and the proportion of cyanobacteria in the P2 l 1 is relatively high.（4）The sedimentary evolution of Lucaogou Formation can be divided into five stages： arid-brackish water stage→semi-arid-brackish water stage→arid-brackish water stage→humid stage→semi-arid-brackish water stage.The sedimentary and biological sources of the Lucaogou Formation are controlled by the paleoenvironment. Volcano-hydrothermal processes provide a large amount of nutrients and improve paleoproductivity. A stable reducing environment provides the necessary conditions for the preservation of organic matter.

Cite this article

Zaibo XIE , Yongqiang QU , Tao WU , Tianhai WANG , Yutong LIU , Chenlu HEI , Huifei TAO . Discussion on the sedimentary paleoenvironment and biological source of Permian Lucaogou Formation in Jimusar Sag， Junggar Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2023 , 34(8) : 1328 -1342 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2023.02.004

0 引言

湖相烃源岩的沉积环境与有机质的富集对油气资源勘探评价至关重要，烃源岩中有机质的生物来源一直是石油地质学和有机地球化学的重要研究内容［1-2］。由于有机质来源对环境变化的敏感性［1］，湖相烃源岩通常表现出强烈的横向和纵向非均质性［3］。前人研究总结了不同构造背景的古环境下湖相烃源岩的形成及有机质富集规律，如绿河组型［4］、中深湖型［5］、浅湖型［6］和缺氧湖型［7］等。不同研究者对有机质聚集和石油生成的控制因素进行了深入研究，主要控制因素有：古生产力水平影响有机质的富集程度，保存条件决定烃源岩中有机质的丰度等［8］。
古环境的变化（如湖水深度、水体盐度和古氧相等）直接影响了湖泊的生物群落特征，进而影响了有机质的类型、富集和保存［9］。烃源岩的地球化学特征记录了丰富的古环境信息，为寻找烃源岩沉积过程中有机质的来源提供了良好的条件。诸多学者针对吉木萨尔凹陷芦草沟组的有机质富集与沉积古环境进行了大量研究，认为其沉积古环境为“还原—干旱—咸化”的湖盆沉积环境［10-11］。前人在研究芦草沟组沉积古环境时，通过元素地球化学、同位素地球化学方法建立了多旋回沉积、多源有机质混合的咸化湖泊沉积模式［12］。不同程度的火山—热液作用对芦草沟组有机质富集存在一定的影响［13-15］。张逊等［16］认为芦草沟组沉积期始终处于还原环境，烃源岩主要受古生产力控制；林晓慧等［17］认为有机质富集早期受古生产力控制，后期受古氧相控制。本文以吉木萨尔凹陷吉305（J305）井的相关资料为基础，利用主、微量元素和生物标志物等地球化学参数，研究芦草沟组烃源岩的沉积古环境演化及有机质生物来源，将芦草沟组沉积古环境与烃源岩生物来源细分为5个演化阶段，探讨吉木萨尔凹陷芦草沟组有机质富集规律及其控制因素，为该地区页岩油资源的勘探开发提供一定的理论依据。

1 地质背景

吉木萨尔凹陷位于准噶尔盆地东部隆起区［图1（a）］，该凹陷属于准噶尔盆地的二级构造单元，历经海西期、印支期、燕山期和喜马拉雅期多期构造运动［18］。凹陷内各构造运动时期均以沉降为主，南北向以三台断裂、吉木萨尔断裂为界；西部以青1井南1号断裂、西地断裂为界，毗邻北三台凸起，边界明显［图1（a）］。吉木萨尔凹陷整体呈“东高西低”的箕状，面积约为1 278 km2［19］。
图1 吉木萨尔凹陷构造位置（a）及J305井二叠系芦草沟组岩性地层综合柱状图（b）

Fig.1 The structural location of the Jimusar Sag （a） and the comprehensive lithologic stratigraphic histogram of the Permian Lucaogou Formation in Well J305 （b）

吉木萨尔凹陷自下而上依次发育石炭系、二叠系（将军庙组、芦草沟组和梧桐沟组）、三叠系、侏罗系、白垩系、古近系—新近系和第四系［18］。其中，二叠系芦草沟组沉积期为内陆湖泊环境，以半深湖—深湖相为主，是页岩油勘探开发的主要层系［19］。芦草沟组沉积时期，大量火山物质输入盆地，导致盆地出现自生沉积物、火山沉积物和陆源碎屑物质的混合［20］。芦草沟组厚200~300 m，由薄层凝灰岩、凝灰质白云岩夹泥岩、页岩及粉砂岩组成，是吉木萨尔凹陷的主力烃源岩层［21］。根据岩性、测井曲线特征，将芦草沟组划分为芦一段（下段，P2 l 1）和芦二段（上段，P2 l 2）［图1（b）］，分别发育致密油产层的“下甜点”段和“上甜点”段［22］。

2 样品和实验

2.1　样品的选取

本文研究对象为岩心样品，对准噶尔盆地吉木萨尔凹陷J305井芦草沟组的芦一段至芦二段（深度：3 400~3 590 m）按照岩性自然分层采样，共采集样品50 个，岩性包括泥岩、白云质泥岩、粉砂质泥岩、灰质泥岩、泥质白云岩等，其中泥岩样品19 个（芦一段10 个，芦二段9 个），采样深度见图1（b）。对50 件样品进行TOC测定，对其中30 件样品（19个泥岩、5个白云质泥岩和6 个粉砂质泥岩样品）进行元素地球化学分析，包括主、微量元素测定；对19 件泥岩样品进行有机地球化学分析，包括索氏抽提分离、饱和烃GC-MS。

2.2　实验方法与过程

样品TOC（总有机碳）含量用碳硫分析仪（Leco CS230）进行测试，标准为GB/T19145—2003，首先将样品清洗晾干后磨制成60~80 目粉末，称取0.2~0.3 g粉末样品放入坩埚中，将装有样品的坩埚放入特制的玻璃器皿中，往玻璃器皿内加入稀盐酸（稀盐酸浓度为5%，往玻璃器皿中加入的稀盐酸液面不能超过坩埚口），稀盐酸通过坩埚壁渗入坩埚内并完全浸泡样品，以除去样品中的无机碳，该过程持续24 h后，将坩埚转移至清洗架上，用超纯水清洗坩埚中的样品10次以上，再将坩埚放入烘箱内烘干（烘烤温度：约60 ℃；持续12 h），随后开始上机测定。
样品的抽提采用经典的索氏抽提法，称取60 g左右的烃源岩粉末（60~80 目）样品，用滤纸包裹放入抽提器中，往抽提器中注入过量的二氯甲烷（CH2Cl2）与甲醇（CH3OH）的混合液（体积比9∶1），该过程持续72 h后经柱色层（活化的氧化铝∶硅胶=1∶3）进行分离，分别用正己烷（C6H14）、二氯甲烷（CH2Cl2）、甲醇（CH3OH）冲洗获得非极性馏分（饱和烃）、弱极性馏分（芳香烃）、极性馏分（非烃）和沥青质。饱和烃的GC-MS测试用气相色谱—质谱联用仪完成，色谱柱：美国 J＆W.HP-5（30 m×0.25 mm×0.25 μm）弹性石英毛细管柱；质谱离子源为EI源；离子源温度：230 ℃；四极杆温度：150 ℃；载气：高纯氦；载气流量：1.2 mL/min；离子源电离能：70 eV；进样口温度：280 ℃；程序升温：80 ℃后以4 ℃/min的速率升至290 ℃，恒温 30 min；扫描方式：全扫描模式。
主量元素以熔铸玻璃片法（GB/T 4333.5—2016）为依据，分析误差小于1%；微量元素用电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）分析，以标样中各元素的浓度建立标准曲线，分析误差小于2%［23］。上述实验在中国科学院西北生态环境资源研究院地球化学测试中心完成。

3 实验结果

3.1　有机质丰度

样品的TOC含量纵向变化趋势如图3所示，其中芦一段泥岩样品的TOC含量变化范围是2.6%~13.1%，平均值为5.9%；芦二段泥岩样品的TOC含量变化范围是2.8%~7.3%，平均值为5.1%。总体上，芦一段泥岩样品的TOC平均含量高于芦二段。
图2 吉木萨尔凹陷J305井芦草组烃源岩典型生物标志物谱图

（a）—（e）为典型样品的m/z=85质谱图；（f）-（j）为典型样品的m/z=191质谱图；（k）-（o）为典型样品的m/z=217质谱图

Fig.2 Typical biomarker spectrum of source rocks in Lucaogou Formation of Well J305 in Jimusar Sag

图3 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷J305井芦草沟组古环境地球化学参数纵向变化

TOC=总有机碳（%）；Pr/Ph=姥鲛烷/植烷；ETR=（C28+C29）/（C28+C29+Ts）；S/H=甾烷/藿烷；C21-/C22+=短链正构烷烃（ C 21 -）/长链正构烷烃（ C 22 +）；G/H=伽马蜡烷/C30藿烷；27%=C27甾烷/（C27甾烷+C28甾烷+C29甾烷）；28%=C28甾烷/（C27甾烷+C28甾+C2甾烷）；29%=C29甾烷/（C27甾烷+C28甾烷+C29甾烷）；（7-+8-MMAs）/Cmax=（7-+8-C18单甲基烷烃）/最大正构烷烃（%）；2α-C32Meh/C32H=2α-C32甲基藿烷/C32藿烷（%）；古气候指数C=（Fe+Mn+Cr+V+Co+Ni）/（Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na）

Fig.3 Vertical variation diagram of paleoenvironmental geochemical parameters of Lucaogou Formation in Well J305 of Jimusar Sag， Junggar Basin

3.2　主量元素和微量元素

J305井芦草沟组烃源岩样品的主、微量元素在芦一段和芦二段之间呈现出一定的差异（表1），将其与澳大利亚太古代页岩（PAAS）值［24］进行比较，芦草沟组总体上明显富集CaO、MgO、Na2O和Sr；相对亏损SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3和K2O，MnO含量则与澳大利亚太古代页岩相当。
表1 J305井芦草沟组芦一段和芦二段主量、微量元素含量

Table 1 Major and trace element content of the upper and lower members of Lucaogou Formation in Well J305

层位 范围

TOC

/%

 w（微量元素）/10-6 w（主量元素）/%
V Ni Sr Ba Th U SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O
P2 l 2 最大值 13.46 111 60 871 628 23 4 59.4 0.7 14.5 6 0.2 6.2 11 4.5 2.9
最小值 2.83 60 19 82 253 3 1 40 0.4 8 1.7 0.1 1.5 0.8 1.1 1.1
平均值 5.79 85 34 422 414 8 2 50.9 0.5 10.5 3.8 0.1 3 7.3 3.1 2.1
P2 l 1 最大值 10.31 97 35 7 454 650 45 55 52.3 0.5 10.8 4.9 0.1 8.7 13.8 4.1 3.6
最小值 2.63 48 10 288 289 3 1 38.3 0.3 5.3 2.8 0.1 4.3 5.6 1.7 1.5
平均值 6.33 69 23 1 053 412 9 6 42.9 0.4 8.3 3.9 0.1 6.8 10 3.1 2.2
PAAS 平均值 — 150 55 200 650 15 3 62.8 0.99 18.9 7.18 0.11 2.19 1.29 1.19 3.68

注：PAAS平均值：澳大利亚后太古代页岩主量、微量元素平均值

3.3　生物标志物

生物标志物常用于识别沉积岩有机质来源、成熟度和沉积古环境等［25］。吉木萨尔凹陷J305井芦草沟组烃源岩典型样品抽提物中生物标志物的分布如图2所示。正构烷烃和类异戊二烯烷烃的分布和参数从m/z 85质谱图中获取，三环和五环萜烷的分布和参数从m/z 191质谱图中获取，甾烷分布和参数从m/z 217质谱图中获取（表2）。
表2 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷J305井芦草沟组烃源岩样品生物标志物参数

Table 2 Biomarker compound parameters of source rock samples from Lucaogou Formation in Well J305 of Jimusar Sag, Junggar Basin

地层 样品编号 深度/m 岩性 TOC/% G/H TAR 20S ββ （7-+8-C18MMAs）/Cmax 2α-C32Meh/C32H ETR
P2 l 2 J-1 3 402 泥岩 6.02 0.16 0.33 0.39 0.19 9.29% 5.17% 0.57
J-2 3 410 泥岩 7.30 0.17 0.29 0.39 0.18 9.53% 5.01% 0.47
J-3 3 422 泥岩 4.36 0.19 0.71 0.36 0.18 6.32% 4.95% 0.65
J-4 3 430 泥岩 5.02 0.20 0.26 0.37 0.18 8.88% 4.25% 0.58
J-5 3 446 泥岩 5.50 0.25 0.07 0.46 0.26 9.42% 4.42% 0.52
J-6 3 450 泥岩 5.94 0.22 1.08 0.36 0.20 3.55% 5.33% 0.75
J-7 3 462 泥岩 3.70 0.35 0.41 0.39 0.16 7.16% 5.32% 0.74
J-8 3 470 泥岩 2.83 0.22 0.67 0.37 0.18 8.09% 5.34% 0.66
J-9 3 486 泥岩 3.45 0.18 0.44 0.43 0.24 11.60% 5.72% 0.89
芦二段平均值 4.90 0.22 0.47 0.39 0.20 8.20% 5.06% 0.65
P2 l 1 J-10 3 498 泥岩 6.08 0.24 0.15 0.43 0.21 17.78% 5.96% 0.87
J-11 3 510 泥岩 2.66 0.30 0.13 0.43 0.23 18.04% 7.30% 0.80
J-12 3 518 泥岩 7.55 0.18 0.12 0.43 0.21 15.82% 5.63% 0.88
J-13 3 522 泥岩 3.30 0.22 0.71 0.44 0.25 13.65% 5.68% 0.93
J-14 3 538 泥岩 3.19 0.26 0.75 0.45 0.24 17.66% 5.67% 0.87
J-15 3 554 泥岩 6.20 0.25 0.06 0.44 0.24 14.64% 6.92% 0.80
J-16 3 562 泥岩 7.58 0.26 0.10 0.45 0.26 16.21% 6.25% 0.72
J-17 3 578 泥岩 9.21 0.26 0.10 0.44 0.26 15.00% 6.39% 0.70
J-18 3 582 泥岩 5.15 0.21 0.58 0.44 0.26 14.89% 6.05% 0.75
J-19 3 586 泥岩 8.30 0.23 0.53 0.46 0.27 16.36% 6.48% 0.79
芦一段平均值 5.92 0.24 0.32 0.44 0.24 16.01% 6.23% 0.81

注： TOC=总有机碳(%)；G/H=伽马蜡烷/C30藿烷；TAR=(C27+C29+C31)/(C15+C17+C19)；20S=C2920S/(20S+20R)；ββ=C29ββ/(αα+ββ)；(7⁃+8⁃MMAs)/Cmax=（7⁃+8⁃C18单甲基烷烃）/最大正构烷烃(%)；ETR=(C28+C29)/(C28+C29+Ts); 2α⁃C32Meh/C32H=2α⁃C32甲基藿烷/C32藿烷(%)

样品中姥鲛烷与植烷的比值 （Pr/Ph，反映氧化还原程度的指标）［8］在0.47~1.00之间，平均值为0.79，其中芦一段平均值为0.69，芦二段平均值为0.89［图3（b）］。反映古盐度的扩展三环萜烷比值［ETR，ETR=（C28TT+C29TT）/（C28TT+C29TT+Ts）］的范围在0.47~0.93之间（平均为0.73），其中芦一段平均值为0.81，芦二段平均值为0.65（图3）。伽马蜡烷指数（G/H =伽马蜡烷/ C30 αβ藿烷）变化范围在0.16~0.35之间（表2），G/H可以指示沉积水体的盐度、水体分层程度。反映藻类与细菌相对比例的S/H值（甾烷与藿烷的比值）在0.09~0.48之间，平均仅为0.25，其中芦一段平均值为0.19，芦二段平均值为0.32（图3）。反映生物来源的 n C 21 - / n C 22 +值平均为2.06，芦一段 n C 21 - / n C 22 +值在0.66~5.3之间，均值为2.52；芦二段 n C 21 - / n C 22 +值在0.51~4.79之间，均值为1.54（图3）。从芦一段至芦二段，C29甾烷和C28甾烷的占比逐渐降低，C27甾烷的占比逐渐增加，C29甾烷占比较大（37%~61%，平均为50%），C28甾烷占比中等（22%~40 %，平均为33%），C27甾烷占比最少（6%~36%，平均为17%）（图3）。

4 讨论

4.1　沉积古环境

沉积岩元素含量及其相关比值被广泛应用于沉积古环境相关研究［26］。笔者对芦草沟组烃源岩进行了元素地球化学及有机地球化学分析，利用Ti/Mn、Fe/Mn反映古水深，利用U/Th、V/（V+Ni）、Ce/Ce*［Ce*=CeN/（LaN×PrN）1/2，N代表北美页岩标准化］［24］以及Pr/Ph值［8］指示氧化还原条件；利用Rb/Sr、Sr/Cu、气候指数C［C=（Fe+Mn+Cr+Ni+V+Co）/（Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na）］反映古气候条件，利用G/H、ETR、Sr/Ba表征古盐度，利用Al/（Al+Fe+Mn）、Eu/Eu*［24］评估热液作用强度，由此恢复吉木萨尔凹陷芦草沟组的沉积古环境。

4.1.1　元素分布差异

吉木萨尔凹陷J305井芦草沟组烃源岩样品的主量、微量元素在芦一段和芦二段之间呈现出一定的差异（表1，图4），芦草沟组总体上明显富集CaO、MgO、Na2O和Sr，CaO和MgO的富集原因可能与研究区芦草沟组烃源岩中白云石［CaMg（CO3）2］含量较高有关，这与样品中的岩性有白云质泥岩、泥质白云岩等吻合。Na2O的富集可能与沉积期间火山灰的输入或热液活动有关［13-14］。同时研究区样品中还呈现出SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3和K2O亏损的特征，MnO含量则与澳大利亚后太古代页岩相当。芦一段和芦二段之间的差异表现为：芦一段相对富集 Sr、U、Fe2O3、MgO和CaO，芦二段相对富集V、SiO2和Al2O3。
图4 吉305井芦草沟组主、微量元素含量平均值与PASS平均值

Fig.4 Mean values of major and trace elements of Lucaogou Formation in Well J305 and the mean values of Post-Archean Australia shales

4.1.2　古水深

沉积物在搬运过程中Mn元素相对于Fe、Ti元素较为稳定，通常沉积区Fe/Mn、Ti/Mn值随水体深度增加而变大［27］。远岸的深水环境中，Fe/Mn值小于100，Ti/Mn值小于3.33；近岸浅水环境中Fe/Mn值大于150，Ti/Mn值大于10［27］。芦一段Ti/Mn值范围在1.7~4.1之间，均值为2.7，Fe/Mn值范围在22.6~44.6之间，均值为30.9；芦二段Ti/Mn值范围在2.1~12.2之间，均值为5.26，Fe/Mn值范围在19.6~120.6之间，均值为40.6（表3）。Ti/Mn和Fe/Mn值表明芦一段沉积期水体较深，芦二段沉积期水深波动大且相对较浅（图3）。
表3 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷J305井芦草沟组烃源岩样品元素地球化学参数

Table 3 Element geochemical parameters of source rock samples from Lucaogou Formation in Well J305, Jimusar Sag, Junggar Basin

地层 样品编号 深度/m 岩性 TOC/% V/（V+Ni） Sr/Cu Rb/Sr Sr/Ba Ti/Mn Fe/Mn 古气候指数C Al/（Al+Fe+Mn）
P2 l 2 J-1 3 402 泥岩 6.02 0.73 6.92 0.26 0.67 5.10 22.50 0.15 0.76
J-2 3 410 泥岩 7.30 0.68 14.35 0.14 0.92 4.02 19.64 0.12 0.78
J-3 3 422 泥岩 4.36 0.75 15.53 0.16 1.04 12.17 60.32 0.20 0.75
J-4 3 430 泥岩 5.02 0.73 6.51 0.21 0.96 2.75 30.60 0.31 0.38
J-5 3 446 泥岩 5.50 0.77 5.56 0.31 0.65 3.30 27.30 0.21 0.70
J-6 3 450 泥岩 5.94 0.78 31.06 0.07 2.08 3.88 24.08 0.13 0.74
J-7 3 462 泥岩 3.70 0.60 2.81 0.62 0.19 11.13 120.61 0.58 0.64
J-8 3 470 泥岩 2.83 0.66 4.41 0.23 0.59 2.13 30.30 0.26 0.32
J-9 3 486 泥岩 3.45 0.75 22.11 0.24 1.15 2.87 30.10 0.26 0.55
芦二段平均值 4.90 0.72 12.14 0.25 0.92 5.26 40.60 0.25 0.63
P2 l 1 J-10 3 498 泥岩 6.08 0.78 19.69 0.11 1.60 3.73 34.11 0.24 0.59
J-11 3 510 泥岩 2.66 0.78 42.12 0.34 1.71 2.02 32.80 0.17 0.64
J-12 3 518 泥岩 7.55 0.72 65.00 0.01 11.46 2.10 29.71 0.20 0.28
J-13 3 522 泥岩 3.30 0.79 65.29 0.06 1.45 3.40 32.21 0.20 0.30
J-14 3 538 泥岩 3.19 0.72 46.35 0.09 1.43 4.07 44.60 0.26 0.64
J-15 3 554 泥岩 6.20 0.73 17.66 0.11 2.15 3.30 35.60 0.22 0.66
J-16 3 562 泥岩 7.58 0.80 22.79 0.08 2.20 2.65 29.20 0.14 0.35
J-17 3 578 泥岩 9.21 0.75 9.89 0.13 1.42 2.20 24.81 0.16 0.60
J-18 3 582 泥岩 5.15 0.78 23.95 0.11 1.52 2.00 23.50 0.14 0.59
J-19 3 586 泥岩 8.30 0.86 26.53 0.07 1.98 1.69 22.61 0.12 0.57
芦一段平均值 5.92 0.77 33.93 0.11 2.69 2.72 30.91 0.18 0.52

注：古气候指数C=(Fe+Mn+Cr+V+Co+Ni)/(Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na)

4.1.3　古氧相

通常，Pr/Ph>3.0代表富氧氧化环境，Pr/Ph值在0.8~3.0之间代表半氧化半还原环境，Pr/Ph<0.8代表缺氧环境［8］。在富氧的沉积环境中，U/Th值小于0.75，V/（Vi+Ni）< 0.46，Ce/Ce*<0.95；在厌氧的还原环境中，U/Th>1.25，V/（Vi+Ni）>0.60，Ce/Ce*>0.95［28］。因此，古氧化还原条件可以用Pr/Ph、U/Th、V/（V+Ni）、Ce/Ce*等指标进行表征。本文研究中，Pr/Ph值的变化范围为0.46~1.00，从芦一段到芦二段呈变大的趋势（图3），表明芦草沟组整体处于还原环境，芦一段还原性更强。芦一段U/Th值在0.21~1.22之间（均值为0.56），V/（Vi+Ni）值在0.71~0.86之间（均值为0.77）（表3，图3），Ce/Ce*值在0.91~0.98之间（均值为0.94）；芦二段U/Th值在0.09~0.63之间（均值为0.39），V/（Vi+Ni）值在0.60~0.78之间（均值为0.72），Ce/Ce*值在0.85~1.04之间（均值0.96）。Pr/Ph、U/Th、V/（Vi+Ni）和Ce/Ce*值均表明芦一段沉积环境为还原环境，而芦二段沉积环境还原性稍弱，整体芦草沟组处于还原环境。

4.1.4　古气候

Rb/Sr、Sr/Cu、古气候指数C［C=（Fe+Mn+Cr+V+Co+Ni）/（Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na）］等指标对古气候研究有重要意义［29］。Sr/Cu值在1~10之间，Rb/Sr值高，古气候指数C值大于0.8，指示温暖湿润气候；Sr/Cu值大于10，Rb/Sr值低，古气候指数C值小于0.2指示干热气候［29］。芦一段Rb/Sr值在0.01~0.34之间（均值为0.11）（表3，图3），Sr/Cu值在9.89~65.29之间（均值为33.93），古气候指数C值在0.11~0.26之间（均值为0.18）（表3，图3）；芦二段Rb/Sr值在0.07~0.62之间（均值为0.25），Sr/Cu值在2.81~31.06之间（均值为12.14）。Rb/Sr、Sr/Cu和古气候指数C表明芦一段古气候条件较为干热，而芦二段古气候条件较为温暖湿润，整体上芦草沟组烃源岩处于较为干旱的古气候条件。

4.1.5　古盐度

Sr/Ba值常用作古盐度分析［30］，在咸水环境中，Sr/Ba值大于1.0，在陆相淡水环境中，Sr/Ba值小于0.6［31］。芦一段Sr/Ba值在1.42~11.46之间（均值为2.69）（图3）；芦二段Sr/Ba值在0.19~2.08之间（均值为0.92），Sr/Ba值表明芦一段沉积期水体咸化程度较高，而芦二段沉积期为咸化程度相对较低的半咸水或微咸水环境。ETR值［ETR=（C28TT+C29TT）/（C28TT+C29TT+Ts）］代表扩展的三环萜烷比值，DEGRANDE等［32］认为盐湖原核生物的脂质化石中富含扩展的三环萜烷前质体，因此ETR是确定沉积环境中水体盐度的另一个常用指标［33］。ETR值的变化范围在0.47~0.93之间（均值为0.73），其中芦一段平均值为0.81，芦二段平均值为0.65，从芦一段到芦二段，样品的ETR值（表2，图3）逐渐降低，表明其沉积期水体古盐度从芦一段至芦二段逐渐降低，且芦一段盐度明显高于芦二段。伽马蜡烷被认为来源于四膜虫中的四膜虫醇［25］，四膜虫是一种食细菌的纤毛虫，一般生活在水体分层的氧化还原或化学界面［34］。因此，伽马蜡烷可以用来表征水体分层，G/H > 0.10指示沉积水体出现分层，且为盐度较高的缺氧沉积环境［35］。所有样品的G/H值变化范围在0.16~0.35之间，芦一段G/H值变化范围为0.18~0.30，均值为0.24，芦二段G/H值变化范围为0.16~0.35，均值为0.22，从芦一段至芦二段，G/H值呈现降低的趋势（表2），表明盐度逐渐降低，总体上G/H值指示沉积水体为一定程度水体分层的咸化缺氧环境。咸化的沉积环境可能是由火山灰输入造成［36］，频繁的热液活动使得高盐度卤水从深部裂隙进入湖底，也可增加湖水盐度［15］。ETR、Sr/Ba和G/H值均表明芦一段沉积期水体咸化程度较高，而芦二段沉积期为咸化程度相对较低的半咸水或微咸水环境，整体上芦草沟组处于偏咸化的水体环境。

4.1.6　热液作用

为评估热液作用对芦草沟组烃源岩的影响，采用热液指标Al/（Al+Fe+Mn）和Eu/Eu*值对芦草沟组进行了热液作用影响的评估。前人提出将Al/（Al+Fe+Mn）值作为海相沉积物中热水沉积作用的判别指标，Al/（Al+Fe+Mn）值越小指示热液作用影响越大，Al/（Al+Fe+Mn）值越大指示陆源物质输入影响越大［37］。一般将Al/（Al+Fe+Mn）值小于0.35时，认为存在显著的热液沉积作用［38］。显著的Eu正异常（Eu/Eu*值大于1）被认为与高温热液沉积作用有关，而弧后盆地型热液区沉积物一般表现为Ce负异常和Eu负异常［39］。芦一段Al/（Al+Fe+Mn）值（表3）在0.28~0.66之间（均值为0.52），Eu/Eu*值在0.75~1.12之间（均值为0.81）；芦二段Al/（Al+Fe+Mn）值（表3）在0.32~0.78之间（均值为0.63），Eu/Eu*值在0.71~1.03之间（均值为0.80）。Al/（Al+Fe+Mn）和Eu/Eu*值表明芦草沟组沉积期可能遭受弧后盆地中的热液作用影响，而上段沉积期陆源物质输入影响大、热液作用影响比较有限。
总有机碳TOC与上述古水深、古氧相、古气候、古盐度、热液作用指标进行相关性分析，发现总有机碳TOC与这些指标之间相关性并不显著（图3），反映这些单一古环境指标对有机质富集影响作用比较有限。古水深与古氧相、古气候、古盐度、热液作用有一定的相关性，芦一段水体较深、还原性强、干旱气候、水体咸化程度高、有一定的热液作用；芦二段水体相对较浅、还原性变弱、古气候相对湿润、水体咸化程度减弱、陆源物质输入显著增加。芦一段至芦二段，气候条件由相对干旱转为相对湿润，是造成水体咸化程度有所减弱的一个因素；构造格局的演化或古地理变迁，使得芦草沟组水体变浅、沉积环境还原性减弱、陆源物质输入增加，陆源物质输入比例增大和陆相淡水的输入也会对水体咸化程度减弱产生促进作用；芦一段咸化的湖盆、还原性较强的深水、干旱的古气候和一定的热液作用，对有机质的富集和保存具有一定的促进作用，这与芦一段TOC含量高（芦一段TOC均值为5.9%，芦二段TOC均值为4.9%）的特征相吻合。

4.2　有机质生物来源

选取吉木萨尔凹陷J305井19件泥岩样品抽提物的饱和烃进行了色谱分析，典型生物标志物谱图如图2所示。沉积有机质的热演化程度应用甾烷异构化参数20S［C2920S/（20S+20R）］和ββ［C29ββ/（αα+ββ）］进行表征［40］。样品中20S和ββ的变化范围分别为0.36~0.46和0.16~0.27，平均值分别为0.42和0.22（表2）。从芦一段到芦二段，20S和ββ值逐渐减小。虽然参数变化范围较小，但反映出芦一段有机质成熟度略高于芦二段。总体上芦草沟组样品的有机质成熟度基本处于低成熟—成熟阶段（图5）。
图5 确定热成熟度的生物标志物交会图，C2920S/（20S+20R）甾烷vs. C29 ββ/（αα+ββ）甾烷［40］

Fig.5 Cross-plot of molecular indicators for determining thermal maturity，C2920S/（20S+20R） steranes vs. C29 ββ/（αα+ββ） steranes［40］

细菌、藻类及陆源高等植物在地质过程中产生的沉积有机质是油气生成的物质基础，生物有机质向沉积有机质转化的地质作用过程中，含量丰富、化学结构稳定的脂类化合物进入沉积体系，其中携带大量母源信息的饱和直链烃正是烃源岩有机质的主要成分［41］。通常，主峰碳在nC15—nC19之间的称“前峰型”，反映母质来源于细菌、藻类等低等生物； 主峰碳在nC25—nC33之间的称“后峰型”，反映母质来源于陆源高等植物；“双峰型”反映母质具有上述2种混合来源［42］。如图2所示，有机质正构烷烃呈“单峰型”和“前锋型”（主峰碳位置在nC15—nC21之间），指示芦草沟组烃源岩有机质的母质来源主要是藻类和细菌等低等水生生物；芦一段更加靠近“前峰型”，但热演化程度偏高也会造成正构烷烃主峰碳前移，芦一段有机质热演化程度整体偏高，因此上述“峰型”现象只能初步表明芦一段在沉积时期有机质的来源中细菌和藻类占比更大，与芦二段的有机质来源有所差异。
正构烷烃的峰型和分布规律可以定性分析沉积物有机质中细菌、藻类和陆生高等植物的相对含量，细菌和藻类的主峰碳数小于nC21，而陆生高等植物主峰碳数基本大于nC27，混合源介于两者之间［25］。所有样品中正构烷烃的主峰分布在前，主峰碳数小于nC21（图2），反映了沉积物有机质的主要来源为细菌和藻类，其丰度远大于陆生高等植物。陆/水比（TAR），定义为（nC27 + nC29 + nC31）/（nC15 + nC17+nC19）［26］，所有样品中的TAR值基本<1.0（0.06~1.08；平均值0.39，除3 450 m深度的J6样品为1.08，表2），芦一段TAR值的变化范围是0.06~0.75，均值为0.32；芦二段TAR值的变化范围为0.07~1.08，均值为0.47。TAR值表明藻类或细菌比陆源高等植物对芦草沟组沉积有机物的贡献更大，且在芦一段沉积时期藻类或细菌的贡献比在芦二段更大。其次，通过生物标志物参数的证据对有机质来源进行分析，通常认为 n C 22以上的正构烷烃主要来源于陆生高等植物， n C 22 以下的正构烷烃主要来源于藻类、细菌等［43］，样品中 n C 22 -/ n C 22 +值平均为2.05，芦一段 n C 22 -/ n C 22 +值在0.66~5.3之间，均值为2.52；芦二段 n C 22 -/ n C 22 +值在0.51~4.79之间，均值为1.54。显然，芦一段的 n C 22 -/ n C 22 +值高于芦二段，因此总体上显示芦草沟组有机质主要来源于藻类和细菌，且芦一段的藻类和细菌丰度更高。此外，甾烷与藿烷的比值（S/H）可以反映藻类（真核生物）与细菌（原核生物）的相对比例［44］。所有样品的S/H值在0.09 ~ 0.48之间，平均仅为0.25，反映了以细菌和藻类为主要母质的有机质中细菌的丰度高于藻类。另外，考虑到火山—热液活动的积极作用，火山灰可以给表层水带来矿物质，热液活动带来大量的营养物质，刺激了浮游植物和细菌的发育［15，19］。
部分研究者认为陆生高等植物是芦草沟组烃源岩有机质的主要来源，其次是藻类和细菌等［6，19，45］。前人的研究表明吉木萨尔凹陷芦草沟组烃源岩有机质中C27甾烷主要来源于浮游生物如红藻［46-47］。C28甾烷来自一些浮游植物，如甲藻、小球藻、硅藻和褐藻，也可能来自绿藻和高等植物［47］。虽然许多藻类和高等植物都能合成C28甾烷，但除绿藻外，上述藻类在三叠纪以后才大量出现［48-49］。因此，中二叠统芦草沟组烃源岩中的C28甾烷的来源应为绿藻。C29甾烷主要来源于陆源高等植物［46，50］，然而，C29甾烷也可以从蓝细菌中提取［51］。7-+8-单甲基十七烷（7-+8-C18 MMAs）可用于指示微生物中蓝细菌的繁盛程度［52-55］。2α-甲基藿烷（2α-Meh）是细菌藿烷多元醇的衍生物，目前仅从蓝细菌中发现［56］。2α-甲基藿烷与藿烷的比值（2α-C32Meh/ C32H）则代表了蓝细菌相较于一般细菌的相对丰度［57］，如图3（r）、图3（s）所示。所有样品中7-+8-C18 MMAs）/Cmax、2α-C32MeH/C32H与C29甾烷比例、ETR值的变化趋势基本相一致，共同指示蓝细菌的存在和演化趋势。从芦一段至芦二段，随着盐度的降低，C29甾烷比例减少，蓝细菌的含量在逐渐减少，且在芦一段的有机质中蓝细菌丰度相对较高，而在芦一段中普遍偏低。
吉木萨尔凹陷J305井芦草沟组烃源岩中所有样品的甾烷比例依次为C29甾烷（37%~61%，平均50%），其次为C28甾烷（22%~40%，平均为33%），C27甾烷最少（5%~35%，平均为17%），其变化趋势如图3所示。因此，本文研究中高占比的C29甾烷（平均值为50%）的生物来源应该主要来自细菌（蓝细菌）和陆源高等植物的混合，C28甾烷（平均值33%）的来源应为绿藻，C27甾烷（平均值17%）主要来源于浮游生物如红藻。综上所述，芦草沟组烃源岩生物来源组成的总体特征表现为细菌和藻类的丰度大于高等植物，细菌的丰度大于藻类，藻类以绿藻为主，其中细菌中蓝细菌占有一定比例，且芦一段中蓝细菌占比相对较高。

5 沉积古环境演化模式

准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组沉积时期，古氧相为相对稳定的还原环境，TOC含量基本不受古氧相的控制，有机质富集受控于古生产力，即生物来源。生物来源在一定程度上与古盐度、古气候及火山—热液活动有关。从芦一段至芦二段，古盐度总体逐渐降低，古气候整体以干旱—半干旱气候为主，芦一段偏向干旱，芦二段偏向湿润；芦一段和芦二段均遭受不同程度火山—热液活动的影响。生物来源组成的总体特征表现为细菌和藻类的丰度大于高等植物，细菌的丰度大于藻类，藻类以绿藻为主，其中细菌中蓝细菌占有一定比例，且芦一段中蓝细菌占比相对较高。根据反映古环境及生物来源的相关参数，可将整个芦草沟组的沉积演化细分为5个阶段，其中芦一段（下段）沉积分3个阶段，芦二段（上段）沉积分2个阶段（图6）。
图6 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组沉积演化模式

Fig.6 Sedimentary evolution model of Lucaogou Formation in Jimusar Sag， Junggar Basin

第一阶段：干旱—半咸水阶段［芦一早期，图6（a）］，沉积时期为干旱气候，古水体深且半咸，古氧相为还原环境，水体容易分层。生物来源以耐盐的细菌（蓝细菌）和藻类（绿藻）为主，沉积环境稳定，有机质得以保存。
第二阶段：半干旱—咸水阶段［芦一中期，图6（b）］，沉积时期为半干旱气候，古水体变浅且咸，古氧相为强还原环境，水体更容易分层；充足的日照、较高的水体盐度、火山—热液的共同作用，耐盐的细菌（蓝细菌）和藻类（绿藻）大量繁殖，具良好的古生产力。
第三阶段：干旱—半咸水阶段［芦一晚期，图6（c）］，沉积时期为干旱气候，古水体变深且为半咸，可能存在水体的注入，古氧相为还原环境，同时受火山—热液作用的影响，有机质的生物来源仍以细菌和藻类为主，具有良好的古生产力。
第四阶段：湿润阶段—生物来源转变［芦二早期，图6（d）］，沉积时期的气候由干旱转为湿润，古水体由深向浅变化，演化后期存在水体短暂变深的过程，水深变化波动较大，水体盐度降低至微咸，可能存在水体的注入或频繁降水，古氧相演化为弱还原环境。有机质生物来源发生变化，主要表现为耐盐的蓝细菌减少，红藻的比例增多，陆源输入增加。
第五阶段：半干旱—微咸阶段［芦二晚期，图6（e）］，沉积时期为半干旱气候，古水体浅，水体盐度降低至微咸，可能存在水体的注入或降水，古氧相为还原环境。有机质生物来源表现为耐盐细菌进一步减少，红藻及绿藻的占比较高，陆源高等植物的输入增加，同时受一定程度火山—热液作用的影响。
芦草沟组的沉积演化第一至第三阶段（芦一期）以蒸发咸化为主；第三、四阶段（芦二期）以湿润淡化为主。芦草沟组的沉积受一定程度火山—热液活动的影响和古环境的控制，干旱气候导致水体大量蒸发，水体盐度的变化、火山—热液作用提供大量营养物质，是导致有机质生物来源转变的根本原因，生物的繁盛保证了有机质富集的古生产力，稳定的还原环境为有机质的保存提供了必要条件。由不同时期古环境的变化引起的有机质生物来源差异，可能会导致烃源岩不同的生烃潜力。

6 结论

（1）准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组的沉积受古环境的控制，干旱气候导致水体大量蒸发，水体盐度的变化、火山—热液作用提供大量营养物质，是导致有机质生物来源转变的根本原因，稳定的还原环境为有机质的保存提供了必要条件。
（2）芦草沟组沉积时期，有机质富集受控于古生产力水平，生物来源在一定程度上与古盐度、古气候及火山—热液活动密切有关。生物来源组成的总体特征表现为细菌和藻类的丰度大于高等植物，细菌的丰度大于藻类，藻类以绿藻为主，其中细菌中蓝细菌占有一定比例，且芦一段中蓝细菌占比相对较高。
（3）通过元素地球化学、生物标志物的证据建立了吉木萨尔凹陷芦草沟组沉积古环境的演化序列并明确了各演化阶段的生物来源。芦草沟组的沉积演化在第一至第三阶段（芦一期）以蒸发咸化为主，生物来源主要以细菌（包括一定比例的蓝细菌）及绿藻类为主，第三、四阶段（芦二期）以湿润淡化为主，生物来源表现为细菌及藻类的减少，存在部分高等植物的输入。

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