Natural Gas Geoscience >

2026 , Vol. 37 >Issue 4: 751 - 769

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2025.09.006

Formation environment and organic matter enrichment mechanism of the shale from the ninth member of Yanchang Formation in the Shanbei area， Ordos Basin

  • Zhongyi ZHANG , 1 ,
  • Xiu CHEN 2, 3 ,
  • Yetong WANG 4, 5 ,
  • Ligang GENG 2, 3 ,
  • Zhaoyu YANG 2, 3 ,
  • Shutong LI , 6 ,
  • Hongwei MA 7
Expand
  • 1. Xinjiang Research Institute of Huairou Laboratory，Urumqi 830002，China
  • 2. Research Institute of Exploration and Development，PetroChina Changqing Oilfield Company，Xi’an 710018，China
  • 3. National Engineering Laboratory for Exploration and Development of Low Permeability Oil and Gas Fields，Xi’an 710018，China
  • 4. Northwest Institute of Eco⁃Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China
  • 5. Key Laboratory of Petroleum Resources Exploration and Evaluation，Lanzhou 730000，China
  • 6. School of Earth Sciences，Lanzhou University，Lanzhou 730000，China
  • 7. No. 3 Oil Production Plant of PetroChina Changqing Oilfield Company，Yinchuan 750000，China

Received date: 2025-04-29

  Revised date: 2025-09-18

  Online published: 2025-12-11

Supported by

The Key Laboratory of Strategic Mineral Resources in the Upper Yellow River, Ministry of Natural Resources(Grand YSMRKF-202315)

Fold

Abstract

The Triassic Yanchang Formation in the Ordos Basin is characterized by two sets of source rocks， Chang 7 and Chang 9 members. Among them， the Chang 9 Member is considered an ideal potential area for the discovery of major strategic oil and gas reserves， following the Chang 7 Member， in the Changqing Oilfield. However， due to the low level of exploration and the relatively weak sedimentary environment research in the Chang 9 Member， studies on the organic matter formation processes and enrichment mechanisms remain limited. This paper focuses on the mudstone of the Chang 9 Member in the northern Shaanxi region of the Ordos Basin and systematically reveals the sedimentary environment and organic matter enrichment mechanisms using X-ray diffraction （XRD）， total organic carbon （TOC）， and major and trace element analyses. The study indicates that the Chang 9 mudstone was deposited in a deep lake to semi-deep lake environment under semi-arid to semi-humid climatic conditions， characterized by a closed water body， high paleo-salinity， and favorable redox conditions， which created the key background for organic matter preservation. The TOC content of the mudstone ranges from 0.29% to 9.90% （average 2.87%）， with Type II and Type I kerogen being dominant， indicating significant hydrocarbon source potential and important exploration and development value. Organic matter enrichment is controlled by the synergistic effects of redox conditions， paleoclimate， clastic input， and paleo-productivity. Among these factors， the reducing environment is the key factor controlling organic matter enrichment， while enhanced paleo-productivity driven by volcanic activity provided an important source of organic matter. Additionally， paleoclimate and increased terrestrial input contributed to the diversity of organic matter sources. This study clarifies that the organic matter enrichment in the Chang 9 Member is dominated by a “preservation-priority” mechanism， in which a “short-term high input + high preservation” model formed under an anoxic to weakly reducing environment， strong productivity， and a closed lake basin triggered by volcanic activity. This provides crucial geological support for shale oil and gas exploration in the Ordos Basin.

Key words： Ordos Basin; The ninth member of the Yanchang Formation; Shale; Sedimentary environment; Organic matter enrichment mechanism

Cite this article

Zhongyi ZHANG , Xiu CHEN , Yetong WANG , Ligang GENG , Zhaoyu YANG , Shutong LI , Hongwei MA . Formation environment and organic matter enrichment mechanism of the shale from the ninth member of Yanchang Formation in the Shanbei area， Ordos Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2026 , 37(4) : 751 -769 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2025.09.006

0 引言

近年来，随着全球能源结构的转型与非常规油气资源勘探程度的加深，页岩油气作为非常规油气的重要组成部分，已成为我国能源自主可控战略的重点突破方向［1-2］。鄂尔多斯盆地作为我国重要的能源基地，其晚三叠世延长期发育了全球最早且最广泛的陆相富有机质页岩层系，其中陕北地区长9段泥页岩表现出良好的含油显示及资源潜力，是继长7段之后的关键页岩油气勘探目标［3-4］。
当前，页岩油气勘探向深层、细粒沉积领域拓展，长9段泥页岩的沉积环境与有机质富集机理逐渐成为地质学研究的焦点［5］。恢复泥页岩的古沉积环境并探讨有机质富集机制，始终是油气地质学领域一个重要的科学问题［6-7］。现有研究表明，页岩中有机质的富集是一个复杂的地质过程［8-9］，沉积时期的古气候、古水动力、氧化还原状态与古盐度和陆源碎屑输入，共同决定着有机质的生成、聚集与保存［10-11］。湖相页岩常表现出显著的沉积环境控制特征，其富有机质页岩的形成多与特定的“类海相”沉积环境密切相关。长9段沉积期，鄂尔多斯盆地受勉略洋壳俯冲与秦岭造山带隆升的影响，构造活动频繁，西南部形成陡坡地形并伴随强烈凹陷，湖盆进入陆内盆地发展阶段，水体深度达20~35 m，形成半深湖—深湖相为主的弱氧化还原环境［12］。古气候分析显示，该时期以温暖湿润为主，季节性洪泛事件和火山活动频发，导致陆源输入增强，有机质来源呈现藻类与高等植物混源特征［13］。研究表明，其形成受控于古气候、古盐度、古生产力及火山活动等多因素协同作用，尽管“生产力论”与“保存论”已初步解释有机质富集机制［14-18］，但火山活动对初级生产力的驱动效应、不同相带有机质差异富集的主控因素仍不明确，限制了对烃源岩有效性和分布范围的研究，制约了长9段页岩油的勘探开发进程。为此，本文选取了鄂尔多斯盆地陕北志丹地区DY1井长9段泥页岩为研究对象，利用X射线衍射分析（XRD）、TOC分析、主微量元素分析等手段，从岩石矿物组成、有机碳丰度、地球化学特征等方面，明确了长9段泥页岩沉积时期古气候、古环境、古盐度、古生产力和陆源输入等特征，系统分析了长9段有机质富集规律，通过定量与定性分析相结合厘清了有机质富集的主控因素，既深化了陆相页岩油气成藏规律的认识，也为鄂尔多斯盆地陕北地区页岩油气资源的高效勘探与开发提供了科学依据与理论基础。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地位于中国华北地块西部，是由多个中生代沉积盆地叠加而成的构造盆地（图1），面积约为25×104 km²，该盆地自中生代以来经历多期构造演化，中生代后期逐渐与华北盆地分离，演化为大型内陆盆地。盆地的构造演化历史悠久，受多期构造活动影响，区域内发育了众多断裂带与褶皱［19-20］，形成了六大构造单元，分别为伊盟隆起、渭北隆起、西缘冲断构造带和天环坳陷、晋西挠褶带和陕北斜坡（图1）。盆地内沉积层整体较为平缓，倾角通常不超过1°，但由于地壳的抬升与沉降影响，部分区域的沉积层展布受到了不同程度的控制［21］。根据湖盆的演化特征，延长组自下而上划分为10个层段（长10段—长1段），完整记录了湖盆形成—扩张—鼎盛—消亡的全过程（图1）。
图1 鄂尔多斯盆地构造单元划分（a）和延长组地层划分（b）

Fig.1 Division of tectonic units in the Ordos Basin（a） and comprehensive column chart of the Yanchang Formation strata（b）

陕北地区位于鄂尔多斯盆地的中南部，地处延安—志丹隆起带与临兴凹陷带的交会部分［5］。该区域的构造背景较为复杂，受多期构造活动的影响，沉积环境发生了显著变化。特别是在长9段沉积期，盆地内的水体深度、氧化还原条件及物源输入的差异，导致泥页岩的有机质富集具有显著的空间异质性［22］。研究表明，长9段的岩性以暗色泥页岩和粉砂岩为主［23］。长9段沉积期处于湖盆扩张期，沉积环境主要为湖泊环境，包括滨浅湖、半深湖和深湖相沉积［24］。DY1井位于志丹与延安地区交界处，长9段厚度为30.5 m，岩性包括细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩、黑色页岩和凝灰岩（图2），其中暗色泥页岩累计厚度达20 m，含有大量植物叶片、根茎、种子等化石碎片，见少量双壳类化石（图2）。
图2 研究区DY1井长9段典型岩心及岩石薄片照片

（a） DY1井，长9段，1 227.10 m，灰色粉砂岩；（b）DY1井，长9段，1 242.46 m，黑色泥岩夹凝灰岩；（c） DY1井，1 244.50 m，黑色层状泥岩；（d）DY1井，长9段，1 254.50 m，鳞木化石；（e） DY1井，长9段，1 246.67 m，高等植物茎干；（f）DY1井，长9段，1 242.00 m，植物种子化石；（g）DY1井，长9段，1 224.58 m，铸体薄片，长石溶蚀，碳酸盐胶结，颗粒之间点接触；（h） DY1井，长9段，1 239.2 m，溶蚀孔，方解石交代长石；（i）DY1井，长9段，1 224.35 m，碳酸盐胶结，颗粒之间线接触；（j）DY1井，长9段，1 247.1 m，裂缝发育；（k） DY1井，长9，1 242.80 m，囊果化石；（l）DY1井，长9段，1 226.21 m，植物化石；（m）DY1井，长9段，1 226.81 m，双壳类化石碎片；（n）DY1井，长9段，1 226.81 m，纹层状有机质；（o）DY1井，长9段，1 242.80 m，斜层理；（p） DY1井，长9段，1 223.92 m，小型槽状交错层理；（q） DY1井，长9段，沙纹层理和小型交错层理

Fig.2 Photos of typical core samples of the Chang 9 Member from the Well DY1 in the study area

2 样品采集和研究方法

本文研究样品采集自鄂尔多斯盆地陕北地区DY1井长9段泥页岩，选取44件新鲜未受次生作用（如矿物交代、风化等）影响的岩心样品进行岩石学和地球化学分析。以下所有分析测试工作均在中国科学院西北生态环境资源研究院甘肃省油气资源研究重点实验室完成，实验过程严格遵循国家或行业相关标准，确保数据的准确性和可比性。

2.1　岩石学分析

依据石油天然气行业标准《岩石薄片鉴定》（SY/T 5368—2000），采用 ZEISS imager.A2 偏光显微镜进行岩矿鉴定。

2.2　总有机碳（TOC）含量和岩石热解

总有机碳（TOC）分析用于确定泥页岩中有机质含量的常用方法。实验中，所有样品均被研磨至200目的粉末，用盐酸浸泡以去除碳酸盐矿物。残余物经过至少10次冲洗至中性后，样品在电热恒温烘箱中干燥24 h。干燥后加入钨粉助燃，采用Leco CS-230碳硫分析仪进行TOC测定，精测精度为±0.5%。依据国家标准《岩石热解分析》（GB/T 18602—2012），使用Rock-Eval热解分析仪对岩心粉末样品进行热解分析，获取S 1（游离烃）、S 2（热解烃）和T max（干酪根热解生烃量最大时的温度，即热解峰温）等参数，计算氢指数I H（mgHC/gTOC）=S 2×100/TOC。

2.3　元素分析

主量元素分析采用X射线荧光光谱（XRF）仪：先将样品研磨至200目，用压片机将研磨后的样品压制成饼状，再置于XRF仪器中测试，检测精度优于5%。微量元素测试依据国家标准《硅酸盐岩石化学分析方法第30部分：44个元素量测定》（GB/T 14506.30—2010），采用电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）：先将样品溶解于氢氟酸（HF）和硝酸（HNO3）的混合液中，溶液浓缩至近干后重新溶解，并用2%的硝酸溶液稀释，再上机测试，分析精度优于±5%。

2.4　数据分析

采用富集因子（XEF）描述元素在沉积物中的富集程度，定量表征微量元素的富集或亏损，计算公式如下：
X EF=X 样品/X UCC（或X 地壳页岩平均值）
式中：X EF为上地壳平均值；X UCC为地壳页岩平均值；X 地壳页岩平均值为标准的元素浓度，μg/g。X EF>1或X EF<1分别表示为元素在沉积物中富集和亏损。
采用化学风化指标（CIA）评估沉积物化学风化程度并重建古气候，该指标反映化学风化过程中可动阳离子的去除程度，这种过程在温暖潮湿的气候条件下尤为显著。计算公式如下［25］：
CIA=100×Al2O3/（Al2O3+CaO*+Na2O+K2O）]
式中：CaO*为硅酸盐中的CaO含量，不包括磷灰石和碳酸盐矿物的贡献。故依据MCLENNAN等［26］的方法对CaO初始值进行计算，CaO*=（3×CaO-10×P2O5）/3，当m（CaO*）≥m（Na2O）时，m（CaO*）=m（Na2O），反之m（CaO*）= m（CaO）。
化学风化指数（CIW），CIW=100×Al2O3/（Al2O3+CaO*+Na2O），CIW与CIA的对比可揭示K2O的异常来源（如后期钾交代作用）。若样品CIW与CIA差值显著（如>5），可能指示K2O含量受成岩作用影响，需用CIA—K公式校正减少误差。球粒陨石的归一化Ce和Eu异常表达式如下［27-28］：
Ce/Ce* =CeN/（LaN+PrN）0.5
Eu/Eu* =EuN/（SmN+GdN）0.5

3 实验结果

3.1　岩石学特征

铸体薄片观察显示，长9段砂岩主要为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩，颗粒之间接触关系包括点接触、线接触、悬浮接触，胶结物以碳酸盐胶结为主。从地层底部到顶部，颗粒接触关系呈现“线接触—点或线接触—悬浮状接触”的明显转变，对应的碳酸盐胶结物含量逐渐增加，胶结类型从“接触胶结—孔隙胶结—基底胶结”转变。泥岩普通薄片鉴定表明，长9段泥岩中可见植物碎片、植物种子化石、双壳类生物碎片，发育水平层理、小型槽状交错层理、砂纹层理、透镜状层理等沉积构造（图2），沉积相类型主要为辫状河三角洲前缘和滨浅湖。

3.2　有机质类型分析

总有机碳（TOC）是评估泥页岩烃源岩潜力的关键指标。研究区长9段泥页岩样品TOC含量介于0.29%~9.90%之间，平均值为2.87%。依据烃源岩等级划分标准：<0.5%为非烃源岩，0.5%~1.0%为一般烃源岩，1.0%~2.0%为好烃源岩，≥2.0%为优质烃源岩。长9段泥页岩TOC含量60%分布在≥2.0%区间范围［图3（a）］，表明研究区长9段烃源岩以优质烃源岩为主。
图3 DY1井长9段TOC含量及热解特征

（a）DY1井长9段TOC含量和频数分布直方图；（b）和（c）DY1井长9段氢指数和S 2/S 3判断有机质类型判识图；

（d）DY1井长9段泥页岩干酪根类型判识图

Fig.3 TOC content and pyrolysis characteristics of Chang 9 Member of Well DY1

岩石热解参数中，S 1值介于0.11~5.03 mg/g之间（平均值为2.10 mg/g），S 2值介于0.16~25.61 mg/g之间（平均值为6.53 mg/g）。T max值分布范围在442~470 ℃之间（平均值为457.15 ℃）。氢指数（I H=S 2/TOC×100）介于55.34~270.16 mgHC/gTOC之间（平均值为128.65 mgHC/gTOC）［图3（b）］。采用T max—I H图解识别页岩油有机质类型：I型干酪根的I H值大于700 mgHC/gTOC，II型和III型干酪根的I H值范围分别为150~700 mgHC/gTOC和25~150 mgHC/gTOC。结合氢指数和S 2/S 3综合判识结果显示［图3（c），图3（d）］，长9烃源岩干酪根类型主要为Ⅱ型和Ⅲ型混合型为主。

3.3　元素地球化学分析

主量元素和微量元素保存了大量泥页岩沉积期和成岩历史的古环境信息［29-31］。本文研究的主量元素和微量元素分析结果见表1和表2。研究区DY1井长9段泥页岩中SiO₂含量最高，介于59.63%~75.05%之间（平均值为66.04%）；其次为Al₂O₃，含量在10.08%~16.69%之间（平均值为16.51%）；MgO含量介于2.23%~3.38%之间（平均值为2.60%），Na2O含量介于0.74%~1.96%之间（平均值为1.24%），K2O含量介于1.87%~4.22%之间（平均值为3.19%），Fe2O3含量介于3.09%~7.35%之间（平均值为5.82%）。CaO含量介于1.03%~7.64%之间（平均值为1.99%）；P₂O₅、TiO₂、MnO等其他元素含量均低于1.0%。以大陆上地壳（UCC）的平均值为标准（图4），研究区泥页岩样品中CaO、Na₂O、K₂O、MnO相对UCC值亏损［32］。
表1 DY1井长9段泥页岩主量元素数据

Table 1 Major element composition of mudstones from the Chang 9 Member, Well DY1

深度/m CaO/% SiO2/% Al2O3/% MgO/% Na2O/% K2O/% Fe2O3/% P2O5/% TiO2/% MnO/%
1 228.61 7.64 62.94 10.08 2.92 1.42 1.87 6.28 0.20 0.56 0.23
1 230.35 1.40 71.02 17.52 2.50 0.74 3.21 3.09 0.09 0.35 0.02
1 230.65 1.37 75.05 14.43 2.23 0.82 2.52 3.12 0.08 0.34 0.03
1 232.85 1.39 66.22 17.47 2.69 1.37 4.16 5.53 0.21 0.71 0.04
1 233.45 1.27 67.32 16.43 2.73 1.96 3.78 5.67 0.18 0.61 0.04
1 236.85 1.57 70.77 14.39 2.36 0.81 2.48 6.21 0.24 0.56 0.04
1 237.85 1.42 71.36 14.61 2.28 1.21 2.69 5.23 0.28 0.69 0.03
1 240.55 3.12 60.83 15.82 3.38 1.92 2.97 7.29 0.26 0.82 0.09
1 242.10 1.74 60.07 19.65 2.54 1.14 4.18 6.29 0.69 0.75 0.03
1 246.46 1.08 66.62 18.28 2.42 1.08 3.42 6.33 0.10 0.81 0.04
1 248.02 1.03 59.63 19.69 2.51 0.82 4.22 5.95 0.10 0.86 0.04
1 252.00 1.14 65.16 18.47 2.74 1.05 3.41 7.26 0.17 0.79 0.05
1 254.45 1.66 61.54 17.85 2.55 1.74 2.60 7.35 0.28 0.89 0.06
表2 DY1井长9段泥页岩微量元素数据

Table 2 Trace element composition of mudstones from the Chang 9 Member, Well DY1

深度/m Li/10-6 Be/10-6 Sc/10-6 V/10-6 Cr/10-6 Co/10-6 Ni/10-6 Cu/10-6 Zn/10-6 Ga/10-6 Rb/10-6
1 228.61 32.11 1.65 11.82 65.98 57.67 11.76 27.89 32.83 88.79 18.72 80.91
1 230.35 14.84 3.13 8.94 41.65 31.55 8.70 20.00 19.43 83.68 21.85 66.83
1 230.65 17.47 2.54 9.95 44.88 30.97 8.87 17.54 22.04 77.80 21.37 69.32
1 232.85 23.01 2.13 35.34 97.20 55.60 10.95 25.87 37.48 79.41 59.35 104.91
1 233.45 28.59 2.04 11.86 92.12 71.58 14.89 37.28 57.47 101.74 21.30 69.91
1 236.85 16.04 2.02 30.78 58.81 36.62 10.35 21.13 20.96 64.22 47.83 98.31
1 237.85 19.39 2.03 37.46 94.34 69.48 12.10 26.01 36.35 76.58 52.08 81.47
1 240.55 24.71 1.57 34.01 121.90 82.68 42.55 48.90 45.79 104.11 54.73 44.82
1 242.10 37.66 3.33 24.03 140.07 109.43 27.43 58.65 78.03 133.22 32.27 63.41
1 246.46 28.55 3.28 21.01 167.66 126.51 25.42 59.10 61.79 112.70 32.88 87.26
1 248.02 31.37 3.10 16.42 227.11 106.23 27.18 63.83 67.22 92.35 30.35 69.93
1 252.00 26.90 2.07 33.50 129.80 77.74 10.31 28.77 31.99 75.50 54.67 63.42
1 254.45 23.94 1.56 28.42 95.64 74.87 17.63 30.50 27.64 83.91 51.40 59.63
深度/m Sr/10-6 Y/10-6 Zr/10-6 Nb/10-6 Mo/10-6 Cs/10-6 Ba/10-6 Hf/10-6 Pb/10-6 Th/10-6 U/10-6
1 228.61 952.69 45.11 109.36 10.17 0.77 4.08 991.88 2.87 29.65 11.72 2.19
1 230.35 785.26 35.15 125.55 14.28 2.17 5.54 897.88 3.88 40.84 21.28 5.11
1 230.65 722.77 29.85 111.57 12.27 2.78 4.36 1 035.30 3.33 35.63 17.88 3.98
1 232.85 407.95 18.31 130.37 9.20 1.92 7.50 1 823.49 2.06 41.30 15.05 3.93
1 233.45 359.82 17.02 85.88 8.19 1.54 6.26 1 089.54 2.08 24.54 11.30 2.76
1 236.85 541.10 31.01 156.17 11.93 3.94 7.22 928.23 2.76 57.73 21.36 6.06
1 237.85 465.01 33.04 130.44 9.08 1.94 6.82 1 332.17 1.99 41.73 12.45 5.21
1 240.55 431.98 19.25 131.66 10.31 1.75 3.29 932.14 2.09 39.55 11.35 3.08
1 242.10 570.48 72.32 168.76 12.76 2.80 7.60 1 423.70 4.02 33.33 12.96 7.17
1 246.46 416.71 31.23 204.81 13.24 0.23 8.95 600.47 5.14 32.34 10.17 1.93
1 248.02 315.13 29.56 224.78 11.28 2.49 7.91 568.21 4.07 32.02 12.11 3.32
1 252.00 296.97 19.94 148.16 9.74 0.71 5.45 673.84 2.34 28.21 11.76 3.29
1 254.45 320.16 15.74 181.31 10.21 2.72 4.22 777.52 2.71 25.91 9.71 3.07
图4 DY1井长9段泥页岩元素地球化学特征

（a）主量元素/大陆上地壳相对含量；（b） 稀土元素/球粒陨石标准化曲线图；（c） 微量元素/大陆上地壳相对含量

Fig.4 Elemental geochemical characteristics of shale in the Chang 9 Member of Well DY1

微量元素分析结果显示（表2），V浓度介于（41.65~227.11）×10-6之间（平均值为105.93×10-6），Cr浓度介于（30.97~126.51）×10-6之间（平均值为71.61×10-6），Mo浓度介于（0.23~3.93）×10-6之间（平均值为1.98×10-6）。与大陆上地壳平均值相比，对氧化还原敏感的微量元素V和Cr相对亏损（图4），Sr、Ba、U相对富集，其中Sr浓度介于（296.97~952.69）×10-6之间（平均值为506.62×10-6）、Ba浓度介于（568.22~1 823.49）×10-6之间（平均值为1 005.72×10-6）、U浓度介于（1.93~7.17）×10-6之间（平均值为3.93×10-6）。整体上研究区长9段泥页岩具有Sc、Ga、Sr、Y、Ba、Pb富集，Li、Ni、Rb、Mo相对亏损的特征。
稀土元素在天然沉积环境中性质稳定，常与其他微量元素的浓度及组合结合，用于研究湖泊沉积物来源、构造条件、风化程度和古环境背景。以球粒陨石（CN）为标准对稀土元素进行标准化［27］，结果显示（图4）：所有样品稀土元素配分模式基本一致，表明沉积物来源和形成过程具有一致性；稀土元素（REEs）整体含量介于（147.38~406.30）×10-6之间（平均值为219.55 ×10-6），高于澳大利亚后太古代平均页岩（PAAS，184.80×10-6）、北美平均页岩（NASC，173.00×10-6）及大陆上地壳页岩平均值（UCC，146.00×10-6）；轻稀土（LREEs）与重稀土（HREEs）元素含量分别介于（137.21~358.65）×10-6之间（平均值为199.58×10-6）和（10.16~47.65）×10-6之间（平均值为19.97×10-6），轻稀土（LREEs）与重稀土（HREEs）总和的比值（∑LREEs/∑HREEs）在7.53~13.50之间（平均值为10.57）。整体上，研究区样品具有稀土元素分布模式右移，轻稀土元素相对富集、重稀土贫乏，Ce、Eu明显负异常的特征。

4 讨论

4.1　陕北地区长9段沉积环境特征

4.1.1　古气候

古气候是决定沉积环境的重要因素，它影响沉积物供应和水体分层，进而限制水生生物的种类和密度，并间接控制有机质的产生和保存。化学蚀变指数（CIA）和化学风化指数（CIW）被广泛应用于评估古气候［25］。通常情况下，温暖湿润的气候条件有利于化学风化作用的进行，会使化学风化强度高；而寒冷干燥的气候则不利于化学风化作用，风化强度弱。当CIA值为50~65指示弱风化背景下的干冷气候，当CIA值为65~85指示中等风化背景下温暖湿润的气候，当CIA值为85~100指示强风化背景下气候炎热潮湿［26］。CIW指数与气候相关，指数越高通常表示化学风化强度越大。通过主量元素分析计算，研究区长9段样品CIA值介于62~79.75之间（平均值为73.95），CIW值介于70.08~92.29之间，且CIW与CIA差值 > 5，表明样品受钾交代作用影响显著，图5（a）中A—CN线为风化程度趋势线，长9段泥页岩整体上与趋势线斜交，进一步证实研究区样品受K交代作用的影响。采用CIA—K2O公式校正后，CIA值介于28.80~73.47之间（平均值为69.79），表明研究区长9段样品经历中等程度化学风化作用。
图5 DY1井长9段泥页岩沉积古环境特征

（a）化学风化强度判识图；（b）和（c）古气候判识图；（d）氧化还原条件判识图

Fig. 5 Paleoenvironmental characteristics of mudstone and shale in Chang 9 Member of Well DY1

地层序列中C值（C=∑（Fe+Mn+Cr+Ni+V+Co）/∑（Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na））的变化可以反映古气候：湿润气候条件下形成的沉积物C值较高，其中C值在0.6~0.8之间对应半湿润气候，C值在0.4~0.6之间对应半干旱—半湿润气候，C值在0.2~0.4之间对应半干旱气候。C>0.8或<0.2则分别反映对应湿润或干旱古气候［32-35］。研究区样品C值为0.40~0.91（平均值0.67）［图5（b）］，表明长9段页岩形成于半干旱—半湿润气候。在湿润气候和伴随的强烈风化条件下，Sr易优先流失，从而导致生成沉积物中Rb/Sr值升高；稀土元素的变化与气候环境的变化密切相关，在温暖湿润的气候下稀土元素含量较高，而在寒冷的气候下稀土元素含量较低［36］。研究区长9段样品稀土元素浓度介于（147.38~406.30）×10-6之间（平均值为219.55×10-6，表3），表明长9段泥页岩沉积于相对温暖潮湿的环境。结合主微量元素数据［图5（c）—图5（d）］，综合分析，长9段泥页岩形成于半干旱—半湿润气候，经历中等程度化学风化。
表3 DY1井长9段泥页岩稀土元素数据

Table 3 Rare earth element composition of mudstones from the Chang 9 Member, Well DY1

深度/m La/10-6 Ce/10-6 Pr/10-6 Nd/10-6 Sm/10-6 Eu/10-6 Tb/10-6 Gd/10-6 Dy/10-6 Ho/10-6 Er/10-6 Tm/10-6 Yb/10-6 Lu/10-6
1 228.61 55.32 102.61 12.20 46.46 8.44 2.00 1.30 7.40 4.61 1.36 2.70 0.90 2.91 0.64
1 230.35 45.73 91.00 10.86 40.77 7.92 0.97 1.13 6.53 3.90 1.14 2.35 0.83 2.78 0.63
1 230.65 49.00 96.78 11.49 42.50 7.88 0.96 1.01 6.08 3.36 0.97 2.00 0.69 2.33 0.53
1 232.85 39.48 92.85 8.94 33.15 5.81 1.32 0.82 5.24 4.60 0.92 2.72 0.06 0.65 0.24
1 233.45 32.49 62.16 7.70 28.58 5.16 1.12 0.64 3.97 2.04 0.56 1.09 0.37 1.22 0.28
1 236.85 41.14 99.19 10.07 37.59 7.11 1.02 1.13 6.91 6.68 1.37 4.03 0.09 1.02 0.38
1 237.85 42.99 107.48 11.69 47.89 9.65 2.03 1.44 9.23 8.09 1.54 4.05 0.08 0.77 0.28
1 240.55 50.19 92.97 10.43 39.96 7.03 1.53 0.93 6.12 5.07 0.99 2.85 0.06 0.65 0.24
1 242.10 71.76 154.32 21.07 87.48 18.84 5.17 2.96 19.14 12.33 2.50 4.21 2.31 3.45 0.75
1 246.46 41.60 69.22 9.95 38.33 7.17 1.62 1.11 6.36 3.89 1.13 2.25 0.75 2.47 0.57
1 248.02 37.31 72.71 8.52 30.14 5.08 1.12 0.79 4.20 3.42 0.99 2.08 1.14 2.31 0.51
1 252.00 36.01 72.97 7.71 29.41 5.63 1.20 0.85 5.21 5.10 1.05 3.03 0.07 0.73 0.28
1 254.45 48.17 86.13 9.95 36.95 6.11 1.34 0.78 5.21 4.15 0.81 2.38 0.05 0.53 0.20

4.1.2　古氧化还原条件

泥页岩沉积过程中，古氧化还原环境变化主要表现为水中氧含量先增后减：干热的古气候使蒸发量大于降水量，古湖泊处于缺氧环境；温暖湿润的古气候带来大量降水，古湖泊水深增加，处于缺氧沉积环境。V、Ni、Co、Cu、Zn、Ce、Eu、Re、Mo、U、Th等元素的分布和富集受氧化还原条件控制［32，37］，这些元素以及相关的指标，是判定氧化还原条件的有效工具。V还原环境中易以有机复合物形式沉淀，Ni元素则不具有这种特性，因此V/（V+Ni）常被广泛用于识别沉积物的氧化还原条件。一般来说，当V/（V+Ni）>0.77指示处于无氧、极度缺氧的环境，比值介于0.60~0.77之间指示缺氧或亚富氧环境，而<0.6则指示富氧环境［38］。研究区长9段泥岩样品的V/（V+Ni）值为0.68~0.82（平均值0.74），指示贫氧或次氧化环境。在V/Cr—Th/U、Ni/Co—Th/U和V/Cr—Ni/Co古氧化还原条件判别图中，研究区样品均落在贫氧—富氧区间［图6（b）—图6（d）］。除此之外，Cu/Zn值也常作为氧化还原指标分析氧化还原条件。通常情况下，缺氧、贫氧和富氧条件下形成的沉积物中的Cu/Zn值分别为<0.21、0.21~0.35和>0.35［39］。研究区长9段泥岩样品中Cu/Zn值为0.23~0.73（平均值为0.44），主体大于0.35，几乎不具备缺氧沉积的条件（表2）。研究区长9段泥岩样品的MoEF和UEF分别介于0.09~1.51之间（平均值为0.76）和0.52~1.94（平均值为1.06）（表3）。在UEF—MoEF协变模式图中［40-41］，研究区样品均落在弱氧化至贫氧环境中［图6（a）］。δU值［δU=2U/（U+Th/3）］>1.0和<1.0分别对应还原和氧化环境［42］，长9段泥页岩δU值为0.72~1.25（平均值为0.91），表明长9段泥页岩主要沉积于弱氧化环境。综上，DY1井长9段几乎所有样品沉积于贫氧—富氧环境。且沉积期古氧化还原条件整体较为稳定，样品间差异较小（图6）。该特征与长9段沉积期的古地理格局密切相关：当时处于鄂尔多斯盆地延长湖演化早期阶段，除局部凹陷区域水体相对较深外，大部分地区处于浅水环境［43］，导致长9段整体处于较为均一的贫氧—富氧的古氧化还原条件。
图6 DY1井长9段泥页岩沉积时水体氧化还原性质判识图

（a）UEF-MoEF协变图；（b）Th/U与Ni/Co交会散点图；（c）Th/U与V/Cr交会散点图；（d）Ni/Co与V/Cr交会散点图

Fig.6 Oxidation reduction properties of water during sedimentation of shale in the Chang 9 Member of Well DY1

综上所述，研究区长9段泥页岩主要沉积于贫氧—富氧的环境，V/（V+Ni）、Cu/Zn、δU与TOC分别呈现一定的正相关关系（图11），表明氧化还原条件对长9段泥页岩沉积期间的有机质富集具有重要影响。
图7 DY1井长9段泥页岩古盐度（a—b）、沉积相（c）、古水深（d）特征

Fig.7 Characteristics of paleosalinity （a-b）， sedimentary facies （c）， and paleowater depth （d） in the Chang 9 Member of Well DY1

图8 DY1井长9段古水深纵向分布

Fig.8 Longitudinal distribution of paleowater depth in the Chang 9 Member of Well DY1

图9 DY1井长9段泥页岩源岩类型（a—d）及泥页岩成因类型（e）判别图

Fig.9 Discrimination diagram for the mudstone shale source types （a-d） and genesis types （e） in the Chang 9 Member of Well DY1

图10 DY1井长9段沉积期古环境特征综合图

Fig.10 Comprehensive figure of paleoenvironmental characteristics during the sedimentary period of Chang 9 Member of Well DY1

图11 DY1井长9段泥页岩有机质富集控制因素

Fig.11 Control factors for organic matter enrichment in the shale in the Chang 9 Member of Well DY1

4.1.3　古盐度

一般来说，含盐水体中常发生水体分层，进而形成缺氧层，有利于有机质保存。Sr在水中的迁移能力远高于Ba：当水体盐度逐渐增加时，Ba首先沉淀，而Sr则留存水中，直到水体盐度达到一定程度［44］。因此，沉积物中的Sr/Ba值与古盐度呈正相关关系，故Sr和Ba可作为古盐度的经验指标：一般来说，Sr/Ba<0.6为淡水，0.6~1.0为微咸水，而>1.0为咸水［45］。长9段泥页岩Sr、Ba含量及Sr/Ba值（介于0.22~0.96之间，平均值为0.54）（表2）均表明研究区泥岩沉积于淡水—微咸水环境［图7（a）］。Ca/（Ca+Fe）也是古盐度判别指标，其核心基于钙、铁元素在不同盐度环境下地球化学行为差异：钙在海水中来源稳定、溶解性强，盐度升高时其可溶性盐增多；铁的溶解度低且存在形态受氧化还原条件控制，高盐度下更易沉淀。
因此，Ca/（Ca+Fe）值可反映沉积环境盐度变化，Ca/（Ca+Fe）<0.4指示淡水环境，Ca/（Ca+Fe）值介于0.4~0.8之间指示微咸水环境，Ca/（Ca+Fe）>0.8指示咸水环境。研究区所有样品均落在Sr/Ba—Ca/（Ca+Fe）协变关系图淡水和微咸水区域［图7（b）］，说明长9段古盐度整体变化范围不大，以淡水—微咸水环境为主。

4.1.4　古水深

古水深的变化直接影响沉积物的粒度大小，古水深的增加会导致细粒黏土含量增加［45］。在沉积物搬运过程中，不稳定元素包括铁（Fe）、铝（Al）和钛（Ti）等倾向于在滨岸带积累，而其他相对稳定元素如锰（Mn）、钙（Ca）和镁（Mg）则能够被长距离搬运［46］。因此，MnO/TiO₂值可定性判断离岸距离，且该比值随古水深的增加而增大［47］。长9段样品Fe/Mn—Mn/Ti交会图表明，长9段主要是滨浅湖和半深湖相沉积［图7（c）］ 。
在沉积过程中元素会发生沉积分异作用，其在不同水深中的地球化学行为存在差异。Co元素在沉积物中的含量与沉积速率有关，而沉积速率又与古水深存在关联。通过分析沉积物中Co含量，结合其他相关参数可推算沉积速率，进而利用沉积速率与古水深的关系来计算古水深。
沉积速率计算：
V S=V O×N Co/（S Co—t×T Co）
式中：V S为某样品沉积时的沉积速率，m/Ma；V O为当时正常湖泊沉积速率，150~300 m/Ma，本文研究取值为300 m/Ma；N Co为正常湖泊沉积物中钴的丰度，20×10-6；S Co为样品中钴的丰度，%；t为样品中镧（La）的含量/陆源碎屑岩中镧（La）平均丰度，%；T Co（La/38.99）为陆源碎屑岩中钴的丰度，%。古水深计算：
h=c/（V S 1.5）
式中：h为古水深度，m；c为常数，现代海水深与沉积速率测算值为c=3.05×105。根据上述公式计算得出，研究区DY1井长9期古水深介于12.8~78.3 m之间［图7（d）］，平均水深为30.56 m，以滨浅湖—半深湖为主，与主量元素计算结果一致，此外，从纵向演化过程来看，长9段在水深具有降—升—降的变化趋势（图8）。

4.1.5　源岩特征和陆源输入

物源性质对湖相泥页岩源岩潜力起关键控制作用，而母岩风化产物是湖相碎屑岩的核心物质来源。碎屑岩的化学成分是物源区叠加风化作用、搬运作用等的综合反映，在此过程中稀土元素变化相对较小且易快速进入沉积物，微量元素也基本不受风化和成岩作用的影响。因此，碎屑岩的化学成分可以用来反映源岩特征和性质。CONDIE［48］ 通过主微量元素和稀土元素建立了一系列物源判别图版，研究区长9段样品主要落在了中酸性源岩范围内（图9）。研究区位于鄂尔多斯盆地，其周缘存在丰富的中生代燕山期酸性侵入岩和火山岩。鄂尔多斯盆地西缘的贺兰山构造带，发育有大量燕山期花岗岩体，同位素测年显示其形成介于130~160 Ma之间［49］；北缘的阴山构造带也广泛出露同期酸性火山岩（如流纹岩）。通过对研究区样品主量元素和微量元素分析，要以表明研究区物源主要来源于盆地周缘的中酸性岩。
此外，研究区长9段泥页岩样品具有强负Eu异常（Eu/Eu*=0.10~0.21），较高的∑LREEs/∑HREEs（∑LREEs/∑HREEs=10.57），符合“酸性源岩”的特征。综上所述，长9段泥页岩样品的碎屑物质主要来源于酸性火成岩和中性火成岩。
沉积岩中的大多数元素来源于陆源或在沉积环境中生成［50］，陆源碎屑输入是沉积岩的主要来源，而陆源输入也对沉积环境具有显著影响［38，50-52］。Al、Ti、Zr和Si等元素通常被用作指示陆源输入强度的指标［53］。Zr/Al值可以反映陆源输入的量［54］。Al₂O₃/SiO₂参数也可以用于分析陆源碎屑的供应量，通常陆源输入越大，Al₂O₃/SiO₂值越高［55］。DY1井长9段泥页岩样品的Al₂O₃/SiO₂、Al、Ti、Zr/Al指标具有相同的变化趋势，这表明在长9段沉积过程中陆源碎屑输入整体保持着较高水平，从变化趋势来看在沉积早期—中期相对稳定，于沉积晚期有降低趋势，但又快速增加。值得注意的是当Al/Ti值降低时，可能指示强化学风化作用导致Al的流失或钛铁矿等重矿物的相对富集，而非单纯的陆源碎屑总量减少［56-57］。因此需结合CIA值和CIW值综合分析，结果表明长9段陆源输入量整体较高（图10）。

4.1.6　古生产力

古生产力是揭示泥页岩有机质富集机理的核心参数，直接影响有机碳的供给强度，而陕北地区长 9 段泥页岩的古生产力特征还与区域构造活动、沉积环境演化存在深度耦合关系。沉积物中营养元素的地球化学行为是反演古生产力的重要依据，但不同指标的适用性受沉积环境制约。磷作为水生生物生长的限制性营养盐，富集程度可间接反映初级生产力水平［58］。为消除陆源碎屑干扰，本文研究采用 P/Ti 值表征古生产力（阈值划分：高生产力 P/Ti>0.79，中等生产力P/Ti=0.34~0.79，低生产力P/Ti<0.34）。分析显示，长 9 段样品的 P/Ti 值分布于 0.08~0.31之间（平均值为0.21），显著高于上地壳和后太古宙平均页岩［59］。但是，长9段P/Ti值仍低于中等生产力阈值（0.34），指示了整体古生产力较低。
Ba 通过“微生物吸收—死亡释放—硫酸盐结合沉淀”过程记录生产力信号［60］，通常 Ba/Al、Ba/Ti 值随生产力升高而增大［61］，且适用于偏氧化环境。本文研究区长 9 段底水环境为贫氧—富氧的弱氧化条件，理论上符合生源钡的应用前提。但相关性分析显示 P/Ti、Ba/Al 与 TOC 之间无显著关联，甚至存在弱负相关（图11），表明 Ba/Al 不适用于本研究区长9段泥页岩的古生产力评价。
岩石热解显示［图3（d）］，研究区长9段泥页岩干酪根类型以II型为主；同时，结合岩心观察到的大量植物根茎化石及大量陆源碎屑输入特征（图2），表明有机质组成中陆源高等植物有机质供给充分。但部分样品的氢指数较高［图3（d）］，反映其藻类和水生生物有机质相对含量较为丰富。通常藻类的繁盛与表层水体营养供给水平密切相关，其中磷（P）是所有生命新陈代谢不可或缺的关键元素，是反映水体营养程度的重要指标；钡（Ba）作为重要的微量营养元素，其浓度的升高会促进藻类的生长与勃发。研究区生产力虽然整体较低，但P/Ti值（介于0.08~0.31之间，平均值为0.21）、Ba/Ti值（图10）仍表现出较大波动；进一步对元素数据进行分析发现，长9段泥页岩TOC值与P/Ti、Ba/Ti存在明显的协同变化关系，即较高TOC往往对应着高的营养元素输入，这表明，长9段有机质类型中存在的细微差异可能与表层水体中营养元素含量的波动有关。

4.1.7　火山活动

在陕北地区长9段沉积时期，火山活动对沉积环境及有机质富集有影响显著。岩心样品中识别出3段凝灰质夹层（图8），累计厚度达1.42 m，为长9段存在的火山活动提供了直接证据。长9段沉积期，对应于湖盆快速扩张阶段，构造活动较为活跃，同时盆地周缘的秦岭造山带发生强烈的板块碰撞与构造隆升，剧烈的构造运动可能是火山活动的主要原因。对研究区长9段凝灰岩手标本进行观察和描述，发现DY1井凝灰岩相对较薄，以灰绿色为主，部分为泥质或者砂质凝灰岩，与上、下部黑色页岩整合接触，未出现同沉积构造，表明DY1井长9段沉积时期，陕北地区发生了3次火山灰沉降事件，火山灰从盆地边缘搬运到半深湖沉积。
通过与邻区对比研究发现，鄂尔多斯盆地西南部在长9段沉积期也存在火山事件沉积［12］。该地区凝灰岩的发育特征与陕北地区具有一定相似性，均呈薄层状夹于厚层黑色页岩中，顶、底界面突变，且测井响应具有高自然伽马、高声波时差、低密度的特征。这表明在长9段沉积时期，整个鄂尔多斯盆地可能受到了区域火山活动的影响，尽管陕北地区目前尚未发现大规模的火山岩体，但泥页岩中的凝灰岩沉积证据足以证明火山活动在当时沉积环境塑造中扮演了重要作用，且其影响范围广泛，对后续有机质富集机理的研究具有重要的意义。

4.2　陕北长9期沉积环境对有机质富集的影响

泥页岩中有机质的富集是烃源岩形成的关键环节，受控于有机质的来源、生成效率与保存条件等多个因素［16，62］。目前主要存在2种主导模型：一是“生产力控制说”，强调高初级生产力提供丰富有机质输入［63-64］；二是“保存控制说”，认为贫氧甚至缺氧的环境抑制有机质分解，是有机质有效保存的根本前提［65，51］。通常，较高的初级生产力、较小的破坏速率更有利于有机质的富集。本文研究综合地球化学指标分析认为，还原环境是控制有机质富集的关键因素，同时古气候条件、陆源输入和火山活动等因素共同控制了长9段有机质差异性富集。
还原环境是控制有机质富集的关键因素。在UEF—MoEF图解中，大部分样品落在贫氧区域，表明长9段沉积时期仍存在一定程度的封闭—半封闭湖盆低能环境，形成了有利于有机质保存的较为还原的底水条件［41］。此外，δU值平均为0.91，且多数样品超过1.0的阈值，进一步证实了还原性沉积背景的存在［42］。TOC与多种氧化还原敏感性指标［V/Cr、U/Th、V/（V+Ni）、δU、MoEF、UEF］均呈现显著正相关关系（图11），表明长9段泥页岩沉积期主要处于弱氧化至贫氧环境，有效抑制了有机质的氧化分解［37］，即底水的缺氧程度是控制长9段有机质富集的关键因素。
古生产力水平作为有机质富集的另一关键因素，直接控制了原始有机质的供给，且通常与火山作用、古气候等密切相关。火山活动作用表现为直接营养输入与间接环境调控的双重机制影响着生产力。即火山灰的蚀变可释放磷、铁、硅等元素，为水生植物繁殖提供营养基础［65］。例如，凝灰质泥页岩中的磷释放速率可达正常泥页岩的 2~3 倍；根据现代火山湖泊观测结果，火山灰输入后 1~3 年内，浮游植物生物量可提升50%~80%［65］。此外，火山喷发引发的大气环流变化使区域降水量增加 15%~25%［66］，增强的地表径流携带更多陆源营养物质进入湖盆，与火山来源营养形成“叠加效应”。同时，降雨量增多导致的湖平面的上升、火山灰沉降引发的湖水密度分层，均有利于湖盆中稳定温跃层的发育，进一步增强了底水的缺氧程度，从而抑制了有机质分解，形成了“生产—保存”良性循环［67］。
在本文研究中，尽管长9段整体古生产力水平偏低（P/Ti值为0.08~0.31，平均值为0.21），但与相邻层段泥页岩对比发现，凝灰岩夹层段内P/Al和Ba/Al等指标显著升高（增幅40%~60%），且与 TOC 含量存在协同变化趋势。这表明火山喷发导致局部营养盐输入增加，可能触发短时高生产力事件［60，65］。这种“脉冲式”的高生产力与还原环境协同作用，构成“高输入—强保存”的有利组合［64，68］。同时，与鄂尔多斯盆地西南部对比发现，两地区长 9 段火山活动层段的 TOC 与营养盐指标变化趋势高度一致，但陕北地区生产力峰值更高（TOC差值约为 1.2%），这与陕北处于湖盆中心、水体滞留时间更长的局部沉积环境有关［12］，表明火山活动的区域影响受水动力、水深等局部条件调控。综上，陕北地区长 9 段沉积期的古生产力以火山驱动为核心特征，火山活动通过直接营养输入与间接环境调控成为生产力演化的主控因素；高生产力提供的充足有机碳源与同期还原环境的良好保存条件协同作用，共同促进了长 9 段优质泥页岩的形成。
此外，温暖湿润的古气候同样为长9段高生产力提供了基础条件，前人研究表明［68］，孢粉组合中水生藻类（如盘星藻）占比 40%~55% 及喜湿陆生植物孢子（如桫椤孢）的大量出现，印证了较为潮湿的气候条件下湖泊的扩张与水体富营养化环境。同时，温暖潮湿的古气候增强了有机质来源的多样性。在本文研究中，CIA—K修正后平均值为69.79、C值在0.40~0.91之间，显示长9段沉积期气候处于半干旱至半湿润区间［25，32］；稀土元素轻重比例（∑LREE/∑HREE ≈ 10.57）与Eu强烈负异常（Eu/Eu* ≈0.1~0.21之间）则反映了研究区物源主要来自于周缘中酸性火成岩，提供了丰富的陆源有机质［29，69］。同时，岩心中大量植物叶片、根茎、孢粉化石等的发现，也表明高等植物在湖泊系统中具有重要的有机质贡献（图2）。而Al、Zr、Ti等陆源输入指示元素与TOC未呈现明显相关性（图11），说明碎屑供给虽影响有机质类型与分布，但并非有机质富集强度的主控因素。
综合分析表明，研究区长9段有机质形成机制为多因子耦合模式下的有机质富集机制。有机质富集受“保存优先型”机制主导，即在贫氧—弱还原环境控制下形成高TOC泥页岩；与此同时，火山活动诱发的营养盐供给强化了生产力，尤其在封闭湖盆条件下形成“短期高输入+高保存”协同作用区间；此外，温湿气候与陆源物质输入为有机质提供了多源补给，增强了富集的区域性与层间差异性［69］。对比盆地西南部地区的研究［12］，长9段在陕北地区呈现更高的TOC峰值、更稳定的贫氧沉积环境和更频繁的火山灰沉积记录，显示该区域在页岩油资源潜力方面具有更大优势。

5 结论

（1）鄂尔多斯盆地陕北地区长9段泥页岩形成于半干旱—半湿润的气候条件，沉积环境为深湖—半深湖相，水体较为封闭，氧化还原条件有利，古盐度较高，有利于有机质保存与富集；陆源输入整体含量较高，古生产力水平整体较低，有机质以高等植物来源为主，古生产力受火山活动控制呈“脉冲式”波动。
（2）长9段泥页岩的总有机碳（TOC）含量在0.29%~9.90%之间（平均值为2.87%），具有较高的有机碳含量，干酪根类型以I型、II型为主，具备良好的烃源岩潜力，具备优质烃源岩条件与页岩油勘探潜力。
（3）长9段有机质富集机理受多因子共同控制，氧化还原条件、古气候、碎屑物质输入和古生产力均为重要影响因素，还原环境是有机质富集的关键控制因素，火山活动驱动的古生产力增强为有机质提供了重要来源，古气候与陆源输入提升了有机质来源的多样性；在多因素共同耦合作用下，陕北地区长9段表现出更高的TOC含量和巨大的油气资源潜力。

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