金值民，谭秀成，唐浩，沈安江，乔占峰，郑剑锋，李飞，张世轩，陈雷，周成刚

（1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室（西南石油大学），成都 610500；2.中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室，杭州 310023；3.中国石油东方地球物理公司研究院库尔勒分院，新疆库尔勒 841000）

0 引言

富有机质细粒沉积岩不仅可以作为油气重要的烃源岩，也是页岩油气的重要赋存场所[1-2]。近年来，非常规细粒沉积岩油气勘探日益成为增储上产的主体[3]，也掀起了细粒沉积岩研究的热潮[4-5]。然而，对富有机质细粒沉积岩的沉积环境和沉积模式目前存在一定争议，制约了其发育分布预测及非常规油气勘探。

细粒沉积岩通常包括页岩、泥岩或黏土岩[6]，传统上被描述为均质、无结构、块状和/或层状，粒径通常小于62 μm的黏土级和粉砂级物质，成分主要包括黏土矿物、粉砂、碳酸盐、有机质等[4]。其中页理发育的称为页岩，页理不发育的称为泥质岩[7]。传统观点通常将其解释为沉积于水深、安静和永久缺氧的盆地环境中，垂向悬浮沉降于盆地深处[8-9]。然而，一些研究实例指示其存在浅水成因[10-12]。现代研究表明，大多数直径小于10 μm的黏土颗粒以絮凝物形式沉积，絮凝过程有助于大量泥质沉积物在海洋环境中的长距离搬运[13-14]；直径大于10 μm的黏土颗粒则主要以单颗粒形式沉降[15-16]，而形貌单调的纹层或块状泥岩实际上是以集合颗粒的形式在动荡环境中被搬运和沉积而成[3,5,11]。对这些浅水黑色页岩的沉积学研究记录了一系列沉积特征，如冲刷面、改造的滞留沉积物、正反粒序、水流、波浪和波纹的组合交错层理（HCS）以及灰绿色的页岩夹层等[10,17]。最近有学者报道了美国阿巴拉契亚盆地南部泥盆系富含有机质的查塔努加页岩直接覆盖于不整合面之上，从而提供了一个富有机质细粒沉积物浅水超覆的新案例[18]，再一次揭示了富有机质细粒沉积物可沉积在相对较浅的、有时具有流动的水流和支持底栖生物的含氧底水环境。

近年来，围绕塔里木盆地主力烃源岩的讨论很多[19-20]，寒武系底部玉尔吐斯组被认为是塔里木盆地重要的烃源岩发育层位[21]，在阿克苏地区分布广泛。而在塔里木西北部阿克苏—乌什—柯坪地区，有关玉尔吐斯组沉积环境也存在深水与浅水环境之争。多数学者通过岩石学、地球化学及成烃生物类型相结合的手段认为玉尔吐斯组沉积于深水陆棚—深盆环境[22-24]，也有学者结合有限的钻井和地震资料提出其发育于缓坡背景下的中缓坡—外缓坡环境[25]，仅有少数学者通过玉尔吐斯组沉积序列和硅质岩岩石学特征认为其形成于浅水沉积环境[26-27]。

最新的研究表明，烃源岩作为最富有机质细粒沉积岩，往往发育于紧邻不整合面之上[18]，暗示不整合面之上海侵初期发育的富有机质细粒沉积岩具有浅水超覆的发育背景。近期，笔者在塔里木西北部地区的野外工作中发现，玉尔吐斯组最富有机质泥页岩叠覆于震旦系奇格布拉克组顶部区域性不整合面之上，且具有典型的超覆沉积特征，指示其沉积环境可能是浅水环境。值得指出的是，就研究区而言，相关文献所涉及的“深水”通常泛指欠补偿的深水盆地环境、中缓坡—外缓坡环境和深水陆棚环境；“浅水”通常泛指浅水陆棚、浅水碳酸盐台地等环境；而本文所称的“浅水”是指浅水碳酸盐台地，沉积具有补偿—过补偿特征，水深可能处于海平面之下至几十米之间。鉴于此，本文以塔里木盆地西北部研究区玉尔吐斯组为例，通过对相关剖面细粒沉积物岩相、微古生物化石、微量与常量元素和地震资料综合研究，讨论其沉积环境，建立富有机质细粒沉积岩的超覆浅水沉积模式。研究结果不仅能为判别塔西北玉尔吐斯组黑色岩系沉积环境提供有力的沉积学证据，也将丰富细粒沉积物沉积学理论，具有重要的科学及应用价值。

1 区域地质背景

塔里木盆地位于中国西北地区的新疆南部，是在元古宇变质岩组成的大陆地壳基底上发育的大型克拉通盆地[28]，面积约56×104km2。研究区位于塔里木地块西北缘柯坪断隆区，地处阿克苏—乌什—柯坪 3县交汇处（见图1）。南华纪至震旦纪，塔里木板块主要位于东冈瓦纳超大陆西北缘，与澳大利亚板块相接，并由北半球中低纬向南漂移[29-30]。至早寒武世，塔里木板块已漂移至赤道附近，并开始从澳大利亚板块剥离，整个板块周缘处于强张裂环境，形成了塔北缘陆缘广海、塔南缘陆内裂谷的格局[30]。塔里木板块内部则以东深西浅为主要特征，东部库尔勒—若羌—且末一带形成塔东深水盆地，库车—民丰—阿克苏一带则发育塔西浅水台地[31]。

塔里木盆地下寒武统玉尔吐斯组具有分布广泛、层位稳定的特点，自下而上依次出现灰黑色含磷硅质岩、薄层白云岩、黑色炭质页岩及灰绿色泥页岩夹砂质白云质灰岩、灰白色薄层微晶白云岩、瘤状白云岩夹黄绿色和紫红色泥页岩薄层（见图 2），镜下可见小壳化石、藻类和高肌虫等[32]。其上覆地层为下寒武统肖尔布拉克组，主要为含三叶虫的白云岩-灰岩沉积，有学者认为其与玉尔吐斯组为整合接触[33]。下伏地层为上震旦统奇格布拉克组灰色泥岩、藻云岩，与玉尔吐斯组为平行不整合接触[34]，内幕存在可对比的准同生期暴露面（见图 2）。研究区富有机质泥页岩在玉尔吐斯组垂向上主要呈两种形式产出，即与硅质岩呈薄互层的泥页岩和与碳酸盐岩呈薄互层的泥页岩（见图2）。其中，硅质岩区发育的富有机质泥页岩产于玉尔吐斯组底部，横向上可追踪对比；而薄层碳酸盐岩区发育的富有机质泥页岩主要出现在玉尔吐斯组中上部，部分剖面存在相变（见图2）。

图1 塔里木盆地研究区位置及寒武系概略图[35-36]

2 浅水沉积的岩石学特征

2.1 富有机质泥页岩与硅质岩薄层韵律+混积颗粒岩组合特征

富有机质泥页岩与硅质岩薄层韵律是玉尔吐斯组暗色泥页岩的两种主要产出状态（见图3a），二者往往呈薄互层产出。

2.1.1 岩性结构特征

硅质岩主要呈薄层状，深黑色，根据硅质岩结构特征，可划分出颗粒结构硅质岩和残余叠层结构硅质岩两类。其中，硅质颗粒主要组分为硅质胶结的磷质核形石、有机质菌藻球粒、藻丝状体，（微）生物残片（如小壳化石、丝状体蓝细菌）、有机质-黏土复合物[26]（见图 3b、图 3c），颗粒分选、磨圆较好—好，多呈次圆—圆状，粒径0.1～0.5 mm，具晶粒相对较粗的硅质胶结物充填（见图3c）；残余叠层结构的硅质岩具明暗相间的水平纹层和顺层溶蚀孔洞（见图3d、图3e），其内为晶粒相对较粗的、世代性的硅质胶结充填（见图3e），藻颗粒及大量硅化颗粒零散分布。

泥页岩呈深灰—灰黑色，部分为灰绿色（见图3f），主要由石英、白云石、磷灰石、黏土矿物组成，夹黄铁矿、铁结核等；镜下可见大量底栖藻类碎片、硅质灰质海绵骨针、生物碎片等有机质[35-38]。朱光有等[39]对研究区什艾日克剖面、苏盖特剖面、肖尔布拉克剖面、乌什磷矿剖面等10条剖面所采集泥岩样品的分析统计显示，与硅质岩薄层呈互层产出的泥页岩具高的残余有机质含量，TOC值主体大于2%，最高可达11.5%。

混积颗粒岩呈灰白—灰黄色，中厚层状，宏观上呈底平顶凸，横向上厚薄不均（见图 4a、图 4b）。微观上，混积颗粒岩下部为云质细砂岩；颗粒粒径一般为0.10～0.25 mm，颗粒含量一般为60%～80%，白云石含量约 20%～40%，陆源碎屑颗粒以石英为主，亦可见少量岩屑、长石（见图 4c、图 4d）。中部陆源碎屑含量减少，逐渐过渡为砂质云岩（见图4e、图4f）。上部陆源碎屑消失，逐渐变为具残余颗粒结构的晶粒云岩（见图4g），采用加垫70 g A4纸进行原岩组构恢复发现其具有典型的颗粒结构，且残余粒间溶孔清晰可见（见图4h）；颗粒粒径一般为0.25～0.50 mm（见图4h）。

图2 4条研究剖面的玉尔吐斯组岩性结构柱状剖面及横向对比图（剖面位置见图1）

2.1.2 沉积序列及其沉积构造

该沉积序列由富有机质泥页岩与硅质岩薄层韵律+混积颗粒岩组成。纵向上，富有机质泥页岩与硅质岩薄层韵律向上相变为混积颗粒岩（见图4a），其往往与下伏硅-泥韵律层呈连续渐变接触。总体而言，混积颗粒岩具有向上变粗的逆粒序，且上部发育浪成交错层理（见图4i）。

2.2 富有机质泥页岩与灰岩薄层韵律组合特征

富有机质泥页岩与碳酸盐岩薄层韵律是另一种主要产出状态（见图5a），主要由灰岩和富有机质泥页岩组成，二者通常呈薄互层产出。其在全区分布较为局限，在个别剖面可相变（见图2）。

2.2.1 岩性结构特征

图3 富有机质泥页岩与硅质岩薄层韵律的宏微观特征

图4 混积颗粒岩的宏微观特征

图5 富有机质泥页岩与灰岩薄层韵律组合特征

灰岩呈薄—极薄层状、绿灰色，晶粒结构，含少量白云质，与黑色页岩呈渐变接触，接触面较为平整。较厚的泥岩段中常见菱铁矿铁结核和灰岩透镜体（见图5b），亦可见黄铁矿等自生矿物。泥页岩呈黑色，部分为灰绿色，矿物以方解石、石英、白云石为主，镜下可见大量生物碎片和藻类[38]。与碳酸盐岩薄层呈互层产出的泥页岩，TOC值主要为1.5%～4.5%[39]。

2.2.2 沉积序列及其沉积构造

该序列由富有机质泥页岩与灰岩薄层韵律组成。泥页岩厚度差异较大，最厚处可达60 cm，最薄处不到1 cm。垂向上泥页岩厚度向上逐渐变薄（见图5a），而碳酸盐岩层层厚增加。一些灰岩薄层宏观上逆粒序明显（见图5c），微观上，下部较细区域的方解石晶粒小于0.1 mm（见图5f），向上晶粒逐渐变大（见图5d、图5e），顶部晶粒为0.25～1.50 mm，有报道指出顶部的较粗方解石单晶可能为类似棘皮的动物碎片[27]。

2.3 富有机质泥页岩与硅质岩薄层韵律+混积颗粒岩向上变浅序列特征

研究区内玉尔吐斯组向上变浅序列通常表现为底部岩性渐变和顶部岩性突变的特征。序列下部通常为富有机质泥页岩或与硅质岩薄韵律互层的相对深水沉积，向上则过渡为混积颗粒岩沉积。混积颗粒岩因垂向加积作用的影响迅速向上生长，并伴随沉积水体变浅，最终暴露在海平面之上而终止发育。

如前所述，玉尔吐斯组富有机质细粒沉积岩与硅质岩薄韵律互层向上变为混积颗粒岩（见图4a、图4b），混积颗粒岩具有典型的向上变粗、陆源碎屑减少等向上变浅序列特征（见图4c—图4h）。混积颗粒岩顶部，可见铁质结壳层和红褐色的近地表角砾岩（见图 6a、图6b），角砾成分为云质细砂岩，磨圆较好（见图6b、图6c）；其上为下一旋回的暗色泥页岩，并具典型超覆现象（见图6d）；其下也可见发育的网状溶沟或垂直溶沟，为黄褐色云质泥充填或碳酸盐岩砂充填（见图6e）；此外，也可见囊状溶洞并被角砾和砂混合充填（见图6f、图6g）。微观上，细晶云岩可见溶缝、溶沟，并为不溶渗流物充填（见图6h），受岩溶影响，优势渗滤通道附近晶粒明显变细，且晶粒间溶孔多为不溶渗流物充填（见图6i）。

为更为清晰表征硅质岩与暗色泥页岩韵律之上的混积颗粒滩顶部暴露特征，本文以什艾日克剖面该类序列为例说明（见图7）。该序列暴露面之上为下一旋回海侵初期的灰绿色泥页岩（见图7a—7e），其下为暴露面和近地表角砾岩，角砾岩与风化残余的赤铁矿形成铁质结壳（见图7b—7e）。近地表角砾岩之下为灰绿色泥质充填的近水平状溶缝和为方解石充填的囊状溶洞，向下变为优势岩溶通道切割的近原地角砾（见图7f）。中部及中下部为巨晶方解石充填的囊状溶洞（见图7a、图7c），并见渗流的赤铁矿充填（见图7c）。

图6 玉尔吐斯组典型暴露岩溶特征

2.4 超覆沉积特征

宏观上，野外露头剖面玉尔吐斯组发育两种类型的超覆充填特征。一种位于玉尔吐斯组底部，可见下寒武统玉尔吐斯组底部富有机质灰黑色泥页岩与硅质岩的薄韵律互层渐次向震旦系奇格布拉克组岩溶地貌高地上超（见图 8a、图 8b），表明这类暗色泥页岩组合可沉积于极浅水受限环境。另一种超覆充填出现在玉尔吐斯组中下部的暴露侵蚀面之上。这种暴露侵蚀面与向上变浅的沉积序列紧密相关，大致属于层间沉积间断的同生或准同生期暴露。在这种暴露面之下，岩性主要为混积颗粒岩及其下伏的富有机质灰黑色泥页岩与硅质岩的薄韵律互层，受叠瓦状同生正断层影响，在混积颗粒岩顶面常形成阶梯状的微地貌起伏变化，随后沉积的绿灰色（风化色）泥岩与碳酸盐岩薄韵律互层渐次向微地貌高地超覆，在露头剖面上可见泥晶灰岩、泥页岩薄互层上超于暴露面之上，常侧向终止于暴露面的相对坡折处（见图8c、图8d）。

从区域地震地层分布看（见图9），地震剖面上玉尔吐斯组厚度变化较小，但总体上具有由南西向北东逐渐增厚的特征，并且超覆尖灭点位于肖尔布拉克组台地边缘附近，并与其下的震旦纪奇格布拉克组沉积期的凹陷具有一定的继承性。从区域地层厚度分布看，玉尔吐斯组地层厚度自西向东增厚，当时的沉积、沉降中心位于满加尔凹陷（见图1a），从继承性凹陷和地层充填厚度来看，玉尔吐斯组沉积期总体为补偿—过补偿沉积。

3 讨论

3.1 关于富有机质细粒沉积物浅水环境成因的讨论

图7 什艾日克剖面玉尔吐斯组岩溶垂向序列特征

塔里木盆地下寒武统玉尔吐斯组因发育一套黑色富有机质烃源岩而长期受到诸多学者的关注[39]，主流观点认为玉尔吐斯组古地理格局具有“西台东盆”的特点，属于深水陆棚—深盆环境[22-24]，或者是缓坡背景下的中缓坡—外缓坡环境[25]，并认为塔里木盆地震旦系—中寒武统为典型的干热/干燥古气候背景下的文石海沉积[40]，在早寒武世呈现出一种塔里木台地与塔东盆地相连，其间发育斜坡的古地理格局[31]。本文将从以下几个方面论述研究区富有机质细粒沉积物形成于浅水受限的次氧化—缺氧沉积环境。

3.1.1 富有机质细粒沉积岩与层状硅质岩（或碳酸盐岩）薄韵律互层

塔里木盆地下寒武统玉尔吐斯组底部薄层状硅质岩沉积时间特殊，且对沉积环境具有较好的指示意义[26,37]。有学者对玉尔吐斯组硅质岩进行了地球化学分析和研究，认为该硅质岩是海底热水成因硅质岩，并由此推断玉尔吐斯组沉积环境为深海还原环境[22]；但也有学者通过研究硅质岩的结构构造特征及相邻层位岩性变化并结合区域构造背景，认为硅质岩的沉积环境并非深海，而是浅海—半深海环境[23,41-42]；杨宗玉等[37]结合硅质岩宏微观岩石学特征，认为硅质岩-磷块岩-黑色页岩单元沉积于风暴浪基面以下的外缓坡，以贫氧—缺氧沉积为主；杨程宇等[26]则利用不同露头剖面的硅质岩样品，通过无机-有机岩石学分析认为，玉尔吐斯组硅质岩形成于裂谷背景下的高盐度、碱性封闭水体中，沉积水体的水动力变化使硅质岩具有层状构造和碎屑结构。就本文研究所观察到的硅质岩宏微观特征而言，层状硅质岩具典型的残余颗粒结构、叠层状构造和孔洞胶结组构（见图 3b、图 3c），指示其原岩可能为硅化的颗粒灰岩和硅化的叠层微生物岩，硅化颗粒磨圆相对较好。显然，这些组构特征难以用深水或过饱和热液沉积予以解释，也说明硅质岩形成于水体动荡的相对高能环境。从薄层富有机质泥页岩与硅质岩韵律互层组合来看，薄层泥页岩的地层环境和硅质岩的高能环境，指示其可能处于浪基面附近（见图 4）。富有机质细粒沉积岩与硅质岩薄韵律互层向上变为具逆粒序的混积颗粒岩序列（见图4），且顶部常具有浪成交错层理（见图4i），表明其总体构成了向上变浅序列，混积颗粒岩形成总体处于浪基面之上，从另一方面印证了其形成于浪基面附近。同时，该浅水沉积特征也可以从其薄韵律组合向震旦系奇格布拉克组岩溶地貌高地超覆所证实（见图8a、图8b）。

图8 玉尔吐斯组小尺度沉积超覆特征

图9 玉尔吐斯组地震反射特征图（玉尔吐斯组顶面拉平，剖面位置见图1）

此外，富有机质泥页岩与碳酸盐岩薄韵律组合中，其薄层碳酸盐岩也具有逆粒序和向微地貌高地超覆特征，也说明这类沉积同样发育于浅水受限环境。同时，从其阶梯状岩溶地貌高地发育与叠瓦状正断层相关可以看出，区域海退和暴露也可能与该时期幕式张裂活动有关。

3.1.2 早成岩期暴露与浅水沉积环境

谭秀成和XIAO D等[43-46]认为早成岩期岩溶具有如下典型识别标志：①典型的相控、层控特征；②孔洞多被充填，充填物中含有大量基岩溶蚀离解、离散形成的颗粒和生物碎屑，并与碳酸盐岩砂、泥混合充填，溶蚀孔洞与围岩界面模糊，往往呈渐变过渡特征；③多旋回的高频叠置。而在玉尔吐斯组的混积颗粒岩中，颗粒岩顶部发育铁质结壳层和近地表角砾岩，近地表角砾岩之下则发育水平溶洞与囊状溶洞，并多被上覆泥质、赤铁矿及巨晶方解石充填，岩溶特征具典型相控、层控特征，且呈多旋回高频发育（见图 2）；微观上，可见溶沟、溶缝及残余粒间溶孔发育，并被不溶渗流物充填（见图4g、图4h、图6h、图6i）。这表明混积颗粒滩顶部存在早期暴露，结合其与薄韵律富有机质泥页岩的纵向组合关系，也说明其沉积时水深不大，总体处于浪基面附近及以下的浅水环境。

3.1.3 成烃生物组合

成烃生物组合是烃源岩研究的重要内容。研究区成烃生物以发育红藻类的底栖藻类为主[38]，仅在苏盖特布拉克剖面中具较多的浮游藻类（包括詹氏似鼓囊甲藻、绿藻、光面球藻、小刺球藻、球状甲藻、团藻等）[24,38]。本文所提供的岩石学证据表明，研究区玉尔吐斯组富有机质泥页岩为一套初始海泛期的浅水沉积，在海侵序列内部，垂向上泥页岩中成烃生物组合呈现出：底部以底栖藻类为主，仅含有少量浮游藻类；中部底栖藻类减少，浮游藻类明显增多；上部浮游藻类占有更大的比例，整体由下至上浮游藻类增加的趋势[24]。综上认为，当持续海侵、海域面积扩大时，微生物可能具有由底栖组合向浮游组合演变的趋势。

3.1.4 氧化-还原条件

根据 Mo/TOC值可以评估海洋盆地的水体局限程度[47]，Mo/U 值可反映水体氧化还原性质[48]。由于本文主要侧重于岩石学方面研究，地球化学分析主要依托朱光有等[39]已发布的地球化学成果数据，其取样位置基本涵盖了玉尔吐斯组整段黑色页岩发育层位。

图10 研究区玉尔吐斯组总有机碳含量与Mo含量关系图[39-49]

通过对这些数据的Mo/TOC值分析发现，研究区内玉尔吐斯组整体表现为Mo富集和TOC较低的特征（见图10），Mo与TOC呈现出较好的正相关关系，表明其形成于缺氧环境[49]，其比值反映沉积环境介于Sanich海湾与黑海之间，仅有少数样品点表现出极度局限的特征，因而研究区黑色页岩作为缺氧、轻度—中等受限的浅水沉积物，可能暗示其形成于一个存在少量海水交换的半局限海湾澙湖环境。研究表明，当陆上有氧风化强烈，而海洋硫化水体范围小的时候，则海水中的Mo浓度会相对较高[50]，这一定程度表明富有机质黑色泥页岩可能形成于硫化界面之上。另外，对现代环境的研究也表明，氧化还原敏感微量元素的富集不需要水体缺氧；相反，如果氧化还原边界靠近沉积物-水界面，则可能发生在底水中存在氧气的情况[51]；同时，只要生产力高，在含氧的水底也能形成烃源岩[52]。研究区烃源岩具备有机质含量高、演化程度高的特征[53]，因而不排除研究区玉尔吐斯组部分富有机质泥页岩可能形成于含氧水体中。

海水中的Mo、U元素主要来自陆上风化[49]，而沉积物Mo、U富集的关键是海水缺氧和存在溶解硫化物[54-55]。研究区下寒武统玉尔吐斯组黑色泥页岩表现出多种自生 Mo-U共变模式，其共同点是所有模式都显示出了Moauth（Mo元素自生量）和Uauth（U元素自生量）的正协变特征（见图11）。其中，肖尔布拉克西沟剖面的样品显示出Uauth最大EFS（富集因子）值为50，Moauth最大EFS值为50；假设现今海水的Mo/U值为e，肖尔布拉克西沟剖面样品的Mo/U值为0.1e～0.3e，指示其可能形成于氧化—次氧化环境。苏盖特剖面的样品显示出 Uauth最大EFS值为 60，Moauth最大EFS值为550，Mo/U值为0.3e～1.0e，指示其可能形成于缺氧环境。肖尔布拉克东沟剖面样品的Moauth与Uauth拥有极大的富集系数，其中，Moauth最大EFS值为1 020，Uauth最大EFS值为850，Mo/U值主要为0.3e～1.0e，两个奇异点值为0.2e和1.5e。尤尔美娜克剖面的样品显示出Uauth最大EFS值为110，Moauth最大EFS值为60，Mo/U值为 0.3e～1.0e，但仍有少数点 Mo/U值大于1.0e，指示其可能形成于氧化—次氧化环境，但有时处于缺氧环境。综上，研究区玉尔吐斯组的 Mo-U协变模式暂无对应的现代海洋模式，但其大致表现出与正常海水协变趋势平行的趋势，波动较大，从0.1e至3.0e均有分布，表示其可能因沉积时水体较浅并遭受海平面波动导致底水氧化还原变异性较大，但整体仍属于缺氧—次氧化环境。

图11 柯坪露头区玉尔吐斯组Mo-U协变关系图[56-59]

3.2 浅水超覆沉积模式

图12 玉尔吐斯组浅水超覆沉积模式

基于上述研究，建立了如图12所示的塔里木盆地西北部玉尔吐斯组富有机质细粒沉积物浅水超覆模型。富有机质细粒沉积物主要赋存于满加尔凹陷和研究区台内局限浅水处，盆地填充物最厚的部分在满加尔凹陷，主要由薄层放射虫硅质岩、硅质泥岩和含笔石页岩组成；研究区沉积则继承了奇格布拉克组沉积期的岩溶古地貌，其所具备的局限低洼环境常因与外海水交换不畅而时常缺氧，因而为烃源岩的生成提供了适宜的缺氧还原环境；伴随着下部喷涌的海底热液流通系统、半局限环境所存在少量的海水交换及富氧海水的混入，为富有机质细粒沉积物的形成提供了充足的物源供给[60]，继而在浪基面以下的次氧化—缺氧水体中沉积了该套广泛分布的浅水富有机质细粒沉积物。结合沉积物组分和结构变化所指示的物理界线，表明富有机质细粒沉积物形成于浪基面附近及以下的浅水环境。自满加尔凹陷至研究区，富有机质细粒沉积物呈现出填充厚度逐渐减薄并向浅水区超覆趋势（见图 12a—图 12c）。整个超覆过程可以概括为：研究区浅水沉积特征是受古地形条件的限制，于地貌低洼处沉积富有机质细粒沉积物；随着相对海平面上升，呈现出渐次超覆奇格布拉克组岩溶地貌高地的特征；张裂构造活动所造成的相对海平面下降使得古地貌高地上所发育的滩坝沉积遭受早成岩期岩溶作用的改造，而后又被下一阶段的海侵沉积所超覆（见图12c、图12d）；第3旋回则在第2旋回末期海退所形成的暴露沉积上发育大套的碳酸盐岩沉积，不再发育泥页岩沉积（见图12e、图12f）。研究显示，在满加尔凹陷盆地相和塔西北浅水区均存在优质烃源岩，但研究区所形成的烃源岩较满加尔凹陷烃源岩有更高的Ro值和有机碳含量[60]，因而可以认为早期浅水区的暴露作用并未影响到烃源岩的形成与保存，相反，研究区相较满加尔凹陷可能具备更好的古生产力和保存条件。同时，在台地区，局部次级凹陷可能烃源岩厚度规模较大，这一认识可推广至具有相似沉积背景的富有机质泥页岩中的烃源岩甜点区预测，通过沉积期微地貌恢复可以预测页岩气和储集层甜点的分布。

4 结论

研究区玉尔吐斯组的富有机质泥页岩主要以两种组合形式产出，第 1种呈与硅质岩薄层韵律产出，纵向上相变为混积颗粒滩沉积，二者共同组成向上变浅序列，并于混积颗粒滩顶部发育浪成交错层理和早成岩期岩溶组构；第 2种呈与碳酸盐岩薄层韵律产出，泥页岩厚度向上逐渐变薄，而碳酸盐岩层层厚增加，一些灰岩薄层宏观上具逆粒序特征。

结合本文所提供的的岩石学证据，表明研究区玉尔吐斯组富有机质泥页岩沉积时总体处于浪基面附近及以下的浅水环境。氧化还原敏感元素表明其形成于缺氧—次氧化的受限海湾澙湖环境，进一步分析表明其形成受高的古生产力和氧交换不畅共同控制。

在地震及露头尺度中均可识别出富有机质细粒沉积物逐层超覆构造高地（不整合面）特征，并由此建立了富有机质细粒沉积物浅水超覆充填模式。其充填模式表明，玉尔吐斯组地势变化相对平坦，富有机质细粒沉积物往往分布于浅水、地貌低洼处，并呈现出自满加尔凹陷向浅水区逐层上超的横向展布。