0 引言
松辽盆地下白垩统沙河子组沉积时期为湖盆发育的鼎盛期，沉积了分布广泛的黑色页岩，具有厚度大、有机碳含量高、生烃潜力较大的特点[7]。自2018年开始，中国地质调查局油气资源地质调查中心针对松辽盆地东南隆起区梨树断陷开展陆相页岩油气资源潜力评价，于2019年部署实施沙河子组第1口页岩气参数井（JLYY1井），经过压裂测试，该井首次在沙河子组中获得日产7.6×104 m3的页岩气流，是迄今为止中国在松辽盆地沙河子组唯一测试获工业气流的钻井[8]，实现了松辽盆地陆相页岩气勘探重大突破。目前对于梨树断陷沙河子组页岩的研究多集中在储层特征、含气性和富集条件等方面[9⇓-11]。部分学者曾以JLYY1井的解释成果为基础[7,10]，分析了梨树断陷沙河子组二段泥页岩的形成条件，认为沙河子组二段下亚段（简称沙二下亚段）湖侵体系域发育的富有机质页岩沉积于火山活跃期，为该地区的优质烃源岩。但上述研究更多是把沙二下亚段作为一个整体来研究，缺少对该套细粒沉积岩的精细评价，即不同岩相类型之间生烃潜力差异较大，各岩相的沉积环境、物质来源及有机质类型对有机质富集演化规律的影响有待深入研究，其主控因素尚不明确。
本文通过对研究区2口连续取心井JLYY1井和SN167-9井沙二下亚段泥页岩密集采样的基础上，以有机岩石学、元素地球化学和分子地球化学分析作为主要研究手段，对该层段烃源岩的岩相类型、物质来源和沉积环境进行研究，并结合研究区其他56口井进行平面泥页岩分布特征研究，明确该层段有机质富集特征及其主控因素，以期为松辽盆地及朝阳等外围盆地广泛分布的下白垩统细粒沉积岩有机质富集机制的认识提供借鉴和参考。
1 区域地质概况
2 研究方法
通过薄片观察、全岩X射线衍射（XRD）、总有机碳（TOC）、主微量元素以及分子有机地球化学测试等方法对研究区SN167-9井和JLYY1井所有样品进行分析。
采用D8 Advance X射线衍射仪对130个样品进行XRD分析。样品经60 ℃干燥处理后，研磨至小于0.075 mm（200目），在40 kV和40 mA下利用Cu-Ka射线进行扫描，通过衍射峰强度确定矿物种类和相对含量。
使用LECO CS230碳硫分析仪对144个样品进行总有机碳测试。实验样品先被研磨成小于0.2 mm的颗粒大小，低温烘干后，称取100 mg样品放入坩埚中，加入5%稀盐酸去除无机碳，然后利用燃烧法将有机碳全部转化为二氧化碳，最后由红外检测器检测出二氧化碳的含量，计算出总有机碳的含量。
常微量元素的定量分析是通过使用便携式X荧光光谱扫描仪（XRF）来进行测定，测试选取General模式，检测电压为10 kV、电流为0.15 mA，检测时间为60 s，检测点间隔为4~15 cm，共得到585个数据点。
使用Agilent GC（6890N）气相色谱仪和Agilent MS （5975B）质谱仪对14个样品进行气相色谱-质谱（GC-MS）生物标志化合物分析，在中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室完成。
3 沙河子组二段下亚段沉积特征
3.1 岩相类型及成因
通过岩心观察、薄片鉴定、X射线衍射等分析，对梨树断陷沙二下亚段细粒沉积岩的类型进行划分。遵循传统的三级命名法，黏土、长英质及碳酸盐矿物作为三端元[2]，结合各岩性的沉积构造特征，将沙二下亚段细粒沉积岩划分为4种主要岩相：块状长英质泥岩、块状含生屑长英质泥岩、纹层状长英质页岩、纹层状细粒混积页岩（见图2 ）。以各岩相的岩石学特征为基础，结合地球化学参数对沉积环境进行综合分析，自下而上沙二下亚段细粒沉积岩划分为上、下2部分（见表1 、图3 、图4 ），上、下部岩相组合的成因机制、物源输入强度、气候条件和水体性质都具有显著差异（见表1 ）。
图2 梨树断陷沙二下亚段主要岩相的岩心、薄片特征（a）SN167-9井，3 143.30 m，块状长英质泥岩，显微镜下见大量陆源石英杂乱堆积，石英磨圆度差，单偏光；（b）SN167-9井，3 168.62 m，块状含生屑长英质泥岩，呈层状分布的生物碎屑对下部具有冲刷作用，单偏光；（c）SN167-9井，3 115.70 m，纹层状长英质页岩，垂向上呈二元结构，由长英质矿物、黏土矿物组成的纹层与泥晶方解石纹层互层，单偏光；（d）JLYY1井，3 131.45 m，纹层状细粒混积页岩，垂向上泥晶方解石纹层增多，单偏光；（e）JLYY1井，3 120.05 m，火山角砾岩，见大量石英和长石晶屑，石英晶屑普遍发育破裂纹和熔蚀边缘，左侧为单偏光，右侧为正交偏光；（f）SN167-9井，3 097.75 m，灰黑色中—粗粒凝灰岩，块状构造；（g）SN167-9井，3 097.75 m，中—粗粒凝灰岩，石英晶屑多呈棱角—次棱角状，并见港湾状熔蚀边缘，基质被火山灰及水化学物质胶结，左侧为单偏光，右侧为正交偏光；（h）SN167-9井，3 076.76 m，厘米级凝灰岩层对下伏泥岩具有冲刷作用；（i）SN167-9井，3 076.76 m，细粒凝灰岩，基质多由隐晶质的细粒火山灰组成，见图h中A区域，左侧为单偏光，右侧为正交偏光 |
表1 梨树断陷沙二下亚段上部、下部沉积期古环境特征 |
| 岩相组合 | 古水深 指标 | 古气候 指标 | 古盐度 指标 | 氧化还原 条件指标 | 古生产力 指标 | 干酪根 δ13C/‰ | 沉积 构造 | 沉积机制 | ||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| （Al+Fe）/ （Ca+Mg） | Fe/Mn | Rb/Sr | Sr/Ba | Mo、TOC 含量之比 | Fe/S | P/Ti | ||||||||
| 上部以纹层状长英质页岩和纹层状细粒混积页岩为主 | 0.08~12.03 （1.82） | 1.52~193.64 （68.51） | 0.02~0.62 （0.15） | 0.25~1.98 （1.18） | 0.98~8.46 （4.46） | 1.38~49.65 （19.01） | 0.09~5.82 （2.06） | -28.7~-27.2 | 纹层状 | 气候周期性变化控制的季节型纹泥沉积 | ||||
| 下部以块状长英质泥岩和块状含生屑长英质泥岩为主 | 0.10~18.40 （5.38） | 8.04~224.18 （100.24） | 0.18~1.20 （0.58） | 0.08~1.75 （0.52） | 1.28~5.82 （2.21） | 1.87~38.55 （13.52） | 0.14~5.26 （0.91） | -26.5~-23.5 | 均质 块状 | 事件性泥质重力流快速沉积 | ||||
下部岩相以块状长英质泥岩和块状含生屑长英质泥岩为主，各地球化学指标反映该阶段处于温暖湿润气候下的浅湖—半深湖沉积环境（相对较高的Fe/Mn、Rb/Sr和（Al+Fe）/（Ca+Mg）值），水体盐度较低（Sr/Ba均值小于0.6），古生产力不高（Fe/S和P/Ti值较低），并呈相对氧化的水体环境（Mo、TOC含量之比均值为2.21），保存条件较差。下部沉积的块状长英质泥岩和含生屑长英质泥岩宏观特征表现为深灰色—灰黑色块状构造，岩心截面多见炭屑，XRD分析结果显示其黏土矿物含量大于55%，长英质矿物含量为30%~50%，含有少量的生物碎屑。显微镜下呈均质结构（见图2a 、图2b ），杂乱的碎屑颗粒排列方式表明该沉积阶段沉积机制是短时间内物质的快速沉降，受陆源输入影响较大，在这种高能水体环境中不利于有机质的保存[19]，导致这两种岩相的TOC平均值范围为1.48%~2.18%（见图5 ）。同时具有较重的干酪根碳同位素组成（δ13C值为-26.5‰~-23.5‰），且镜下显微组分以壳质组和镜质组为主（见图6a 、图6b ），有机质类型指数（TI）值为-13~1（见表2 ），说明有机质类型主要为Ⅱ2型和Ⅲ型。综合分析认为下部岩相组合发育时气候湿润，降雨充沛使水体盐度降低、含氧量增加，在事件性沉积控制下，各种陆源物质混合搬运入湖直至深湖区沉积，整体为相对动荡的淡水环境。
图6 JLYY1井干酪根显微组分镜下照片（a）—（b）沙二下亚段下部，以镜质体、腐殖无定形体和丝质体为主，TI值为-13；（c）—（d）沙二下亚段上部，可见浮游藻类体和呈不规则的絮状腐泥无定形体，TI值为73.25 |
表2 JLYY1井沙二下亚段细粒沉积岩干酪根显微组分特征 |
| 地层 | 显微组分/% | 有机质 类型指数 | 有机质 类型 | ||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 腐泥组 | 壳质组 | 镜质组 | 惰质组 | 固体沥青 | |||
| 上部 | 82 | 10 | 8 | 0 | 0 | 81.00 | 腐泥型 |
| 79 | 8 | 13 | 0 | 0 | 73.25 | 偏腐泥 混合型 | |
| 下部 | 0 | 60 | 32 | 5 | 3 | 1.00 | 偏腐殖 混合型 |
| 0 | 48 | 44 | 4 | 4 | -13.00 | 腐殖型 | |
上部岩相以纹层状长英质页岩和纹层状细粒混积页岩为主，岩心呈灰黑色—黑色，纹层特征明显，表现为平直的亮色纹层与暗色纹层互层。相较于下部，上部沉积的页岩中碳酸盐矿物含量明显增加，平均值范围为10%~25%。显微镜下发现，亮色纹层由泥晶方解石组成，暗色纹层由陆源碎屑矿物组成，以黏土矿物为主，含有零星的石英颗粒和有机质（见图2c 、图2d ）。该沉积时期岩相在垂向上由不同纹层相互叠置构成，说明形成于安静的分层水体中，且该时期的（Al+Fe）/（Ca+Mg）均值小于2，Fe/Mn与Rb/Sr均值较低，Sr/Ba均值较高，指示湖泊处于半干旱气候条件下的半咸水深水环境中，水体咸化导致湖水发生分层，底部水循环停滞使沉积物处于还原环境（Mo、TOC含量之比均值较高），有机质能得到良好保存，两类岩相TOC平均值范围为2.36%~2.78%（见图5 ）。镜下可见藻类体结构的有机组分和絮状的腐泥无定形体（见图6c 、图6d ），TI值为73.25~81.00（见表2 ），具有较轻的干酪根碳同位素组成（δ13C值为-28.7‰~-27.2‰），说明有机质类型以腐泥型和偏腐泥的混合型（Ⅰ型—Ⅱ1型）为主（见图7 ）。整体来看，上部岩相组合发育时期湖水更深，并出现分层，沉积过程受气候周期性变化影响[20]，即春、夏季藻类勃发，易形成富碳酸盐型亮色纹层；秋、冬季风化作用增强，易形成陆源碎屑型暗色纹层，并相互叠置发育在安静、缺氧的半咸水环境中。
在沙二下亚段半深湖—深湖亚相中识别出多套火山碎屑岩夹层，大致可划分为早、晚2期火山活动，其强度存在明显差别。火山角砾岩和中—粗粒凝灰岩多发育在上部（见图2e —图2g ），镜下可见大量石英和长石晶屑，多呈棱角—次棱角状，同时石英晶屑普遍发育不规则破裂纹和高温熔蚀港湾（见图2e ），基质多由细粒火山尘组成（见图2g ），大部分火山碎屑颗粒间被火山灰及水化学物质胶结。细粒凝灰岩在整个层段均发育，常以毫米—厘米级夹层分布在细粒沉积岩中（见图2h ），显微镜下发现其主要由粒径小于0.01 mm的火山尘组成（见图2i ）。根据火山灰层的厚度来判断火山作用的强度，通过对比发现，上部页岩发育期间凝灰岩沉积的厚度和频率均大于下部（见图3 、图4 ）。上部岩相组合的Fe/S和P/Ti值均高于下部（见表1 ），说明古生产力相对增加，火山物质的输入过程中会携带大量的Fe、P、N、Mn等营养元素，有利于浮游生物的生长，这也是导致水体初级生产力提高的主要原因。综合判断，晚期同沉积火山活动明显强于早期。
3.2 沉积相展布特征
通过恢复沙河子组沉积前的古地貌（见图8 ），发现梨树断陷小宽断裂带中部存在明显的古地貌高部位，沙二下亚段直接与火石岭组火山岩甚至古老变质岩基底不整合接触（如SN52井及SN156井），说明在火石岭组大规模火山喷发所形成的以古火山口分布区为古地貌高区域，即SN52井区，因其古地貌高导致了沙河子组一段缺失沉积或沉积厚度很薄，而远离该古火山口分布区则沙一段沉积厚度较大，因小宽断裂带自火石岭组沉积期至沙河子组沉积时期保持着间歇性活动，为火山岩浆上涌和喷发提供了通道，为沙二下亚段的沉积提供了较多火山碎屑物质，从而导致湖盆中心局部出现因火山物质增多造成的TOC低值区（见图9 ），这一异常特征在沙二下亚段上部表现得更为明显，也说明沙二下亚段的上部较下部发育更为强烈的同沉积火山活动，这与其岩性纵向变化趋势一致（见图3 、图4 ）。
梨树断陷西侧桑树台控凹断层对盆地构型影响巨大，盆地西部陡坡带受大断裂控制发育多个快速堆积的水下扇体，盆地北部隆起区和东南隆起区有多个扇三角洲，携带粗碎屑沉积物进入湖盆（见图10 ）。相对于湖侵体系域下部的平面相展布特征，上部地层沉积期在平面上出现更多沉积中心，且湖泊面积以及半深湖—深湖面积均有所增大，湖盆中心、火山碎屑沉积也更为广泛，北部隆起区三角洲体系出现明显的退积特征（见图10 ），说明沙二下亚段的上部沉积期较下部的湖盆分布面积更大、沉积水体更深、火山活动更强、陆源输入强度更弱。
4 烃源岩有机质富集主控因素
4.1 古构造条件
4.1.1 裂陷作用与火山喷发增大可容空间和古水深
通过沉积相平面分布（见图10 ）可以看出，沙二下亚段上部湖盆面积相对下部有所增加，这是因为该地层沉积时期裂陷作用持续增强，导致基准面不断上升，因此上部地层构造沉降速率远大于沉积物供给速率，湖盆可容空间增大，随着水体持续加深，泥页岩沉积范围也随之扩大。岩相组合与指示古水深的地球化学参数也反映出上部沉积时期水体相对较深。
沙二下亚段沉积时期火山活动频繁，在研究区两口取心井（JLYY1、SN167-9井）可见到大量的凝灰岩夹层以及粗粒的火山碎屑岩沉积，尤其是上部沉积期火山活动明显强于下部（见图3 、图4 ）。区域性裂陷作用是导致火山喷发的重要因素，随着裂陷作用不断增强，使得地壳伸展并减薄，其同沉积断层发育，岩浆等热液流体可沿着断层向上冲破地壳，从而引起火山喷发[24]。
一般情况下，上部沉积期应该显示出因偏干旱的气候所导致的大气降水减少及湖泊沉积水深变小，但本区的实际情况则正好相反，据前述相关地球化学资料显示（见表1 ），上部沉积期的古气候相对下部沉积期更干旱、古盐度也更高，这更加说明了同沉积断陷及火山作用对沉积环境及古水深的明显控制作用。
4.1.2 水下火山喷发有利于生产力提高和有机质保存
通过对研究区取心井的宏微观特征分析来判别火山喷发方式。在微观方面，根据火山碎屑沉积结构特征，可以将其分为3类。第1类离物源最近，呈灰绿色块状构造，层内矿物成层性差，基质不含黏土矿物（见图2e ），说明其形成于缺氧环境下的快速混杂堆积。第2类离物源相对较近，多呈层状—块状构造，夹于泥岩中，接触面常见冲刷构造（见图2f 、图2g ），矿物多以石英、长石晶屑为主，相对第1类成分成熟度较高，形成于相对密度较高的水下浊流沉积。第3类为远端沉积，层内部分纹层具有正粒序层理，显示为缓慢的悬浮沉积，同时矿物颗粒磨圆较差，部分呈鸡骨状结构，单层厚度较薄，并与正常湖相泥岩交互沉积（见图2h 、图2i ）。在宏观方面，根据对研究区古地貌的恢复，认为在沙二下亚段沉积前，在湖盆中心的古火山地貌高地（如SN52井、SN156井）应该是火山持续活动及其熔浆上涌和喷发的通道（见图8 ）。综合以上特征足以说明研究区内火山喷发方式为水下火山喷发。
水下火山喷发不仅可为湖盆输入大量碎屑物质，还与湖盆中有机质的富集有着密切的关系。一方面，火山喷发的火山灰会带来许多营养盐，造成浮游生物和藻类的繁盛，大量生物遗体沉降后可作为有机质的来源之一。另一方面，火山活动期间排出大量的CO2、CH4等温室气体，使得水体中氧气溶解能力下降，创造有利于有机质保存的缺氧环境[25]。近年来，一些研究[26]表明，1 mm厚的火山灰层就可以将水体中Fe、P的浓度提高数个纳摩尔（10-9摩尔），这足以刺激大量浮游植物的繁殖，当火山灰沉积后，其中的Fe和P元素可以通过有机地球化学循环保存到富有机质泥页岩中。统计结果表明，沙二下亚段富有机质泥页岩中的Fe和P2O5含量分别为1.32%~9.80%、0.18%~3.65%，并与TOC值呈正相关关系（见图11a 、图11b ），这表明沙二下亚段沉积期火山活动提供的火山灰沉积物控制了Fe和P2O5含量的分布，从而进一步影响了富有机质泥页岩的形成。
4.2 古湖泊环境
4.2.1 水体强还原环境有利于有机质富集和保存
通过元素地球化学和分子地球化学的手段，对沙二下亚段沉积时期的湖泊水体环境进行分析（见图12 ）。
类异戊二烯烷烃中的姥鲛烷与植烷的比值（Pr/Ph）是判断沉积环境最常用的指标之一，姥鲛烷通常形成于氧化环境，而植烷则形成于还原环境。一般来说Pr/Ph值范围为0.2~0.8，指示强还原环境；若Pr/Ph值为0.8~2.8，指示弱还原弱氧化环境；Pr/Ph值大于2.8则指示强氧化环境[28]。沙二下亚段上部样品具有较低的Pr/Ph值（0.69~0.75），表明为缺氧的强还原水体环境；下部样品具有较高的Pr/Ph值（0.76~1.52），反映为含氧的弱还原环境，这与前文通过Mo/TOC分析的结果一致。伽马蜡烷指数（GI）常被用于指示水体分层[29]，水体盐度的提高会导致GI值变大，从图12 中可看出，GI值与古盐度参数Sr/Ba值呈正相关，在上部样品中GI和Sr/Ba值达到最高值，说明盐度是控制水体分层的原因。结合上部岩相发育纹层状构造，说明其沉积于盐度分层和季节性分层的静水环境之中。分析发现，沙二下亚段细粒沉积岩的有机质富集与沉积水体的盐度、氧化还原条件与生产力水平有关。盐度参数Sr/Ba值增大，TOC值明显上升（见图11c ）。盐度的升高易形成分层水体，以藻类为主的有机质可以被很好保存，不会遭受稀释作用。氧化还原参数Mo、TOC含量之比大于2.0时，沙二下亚段岩心样品的TOC值多大于1%（见图11d ），表明缺氧的沉积水体有利于有机质的保存。古生产力参数P/Ti值与TOC值具有较好的正相关关系（见图11e ），说明生产力水平的提高有利于有机质的富集。
总之，不论从主量/微量元素特征（见表1 、图3 、图4 ），还是从有机地球化学特征分析（见图12 ），均可看到：沙二下亚段上部沉积期较下部沉积期水体盐度更高、沉积底质更偏还原性，以及以藻类为主的有机质初始生产力更高。
4.2.2 内源藻类更有利于形成高丰度有机质
湖相沉积岩中的有机质主要来自于陆源高等植物和内源水生生物，根据前文对烃源岩干酪根碳同位素组成和显微组分鉴定结果表明，梨树断陷沙二下亚段湖相沉积岩中的有机质既包括陆源型也包括内源型。
一般来说，中—低相对分子质量正构烷烃主要来自细菌和藻类；而高相对分子质量的正构烷烃丰度较高时，特别是还具有明显的奇偶优势者，多反映陆源高等植物生源的输入[29]。因此选择∑C21-/∑C22+和TAR来表征正构烷烃在样品中的分布特征，从而反映有机质来源。高∑C21-/∑C22+值表明中低碳数的正构烷烃占优势，指示了以藻类水生生物的母质来源，而高TAR值表明陆源物质输入的增多[30]。从图12 中可以看出，∑C21-/∑C22+和TAR具有明显的负相关变化趋势，下部样品的TAR值较高而∑C21-/∑C22+值较低，表明有机质主要来源于陆源输入，有机显微组分中也可见较多的树脂体，而上部有机质则主要来源于内源藻类。
通常认为C27甾烷来源于低等水生生物和藻类，C28来源于藻类包括硅藻、绿藻和金藻，C29甾烷多来自于陆源高等植物[33]。因此，C27/C29和C28/C29甾烷比值可以有效确定陆源和内源有机质的比例，研究区这两种参数之间有很好的正相关关系（见图12 ），表明C27和C28甾烷来自相似的藻类贡献。JLYY1井沙二下亚段样品的C27甾烷相对丰度为16.92%~48.25%（平均值为33.66%），C28甾烷相对丰度为19.27~24.87%（平均值为21.83%），C29甾烷相对丰度为29.91%~63.81%（平均值为44.51%）。根据C27-C28-C29规则甾烷三角图解表明（见图13 ），上部样品的有机质主要来源于低等水生生物，下部样品的有机质则主要来源陆源高等植物。
陆源输入程度指标C19TT/(C19TT+C23TT)值与TOC值具有负相关关系（见图11f ），说明沉积时期陆源物质的输入对有机质丰度具有一定的稀释作用。结合前文对水体环境的研究，上部纹层状细粒沉积岩的有机质主要来源于水生藻类，以较多的内源生物贡献对应较高的有机质丰度和更高的湖泊初级生产力。
综合分析造成沙二下亚段上、下部有机质类型及其来源的差异性原因主要与古气候不同所造成的陆源河流输入量以及同沉积火山-断陷活动差异有关，即上部沉积期古气候偏干旱则导致大气降水及陆源河流输入陆源高等植物Ⅲ型干酪根更少，而相对更强的同沉积火山喷发更加丰富的营养物质有利于内源湖生低等藻类（Ⅰ型干酪根）的繁盛，相对更强的同沉积裂陷作用所造就的更深水底质环境则更加有利于有机质的保存进而形成更高的TOC值。
4.3 沉积有机质富集模式
综合分析认为，在受构造作用的影响下，湖盆沉积环境的变化和火山作用共同控制了该地区优质烃源岩的发育与分布。
沙二下亚段下部沉积期，裂陷作用及火山活动较弱，湖盆可容空间较小，水体较浅。生物标志化合物参数显示具有高TAR、C19TT/(C19TT+C23TT)值，同时在岩心中可见较多高等植物炭质碎屑，说明有较多陆源物质的输入以及较少的低等藻类等内生生物有机质产率。综合分析认为该阶段在湿热气候下河流输入作用增强，湖盆边缘的三角洲相呈进积特征，在带来较多的陆源高等植物有机质输入的同时，盆内也极易形成事件性沉积（如泥质浊流），由于泥质浊流沉积速率大，可将湖水中生存的介形虫等生屑与各种矿物卷入湖盆内混杂堆积，最终形成块状细粒沉积岩/泥岩。这些事件性沉积可以为水体底部带来氧气，加之较多河流淡水注入导致水体盐度相对较低，水体分层及保存条件较差，不利于有机质的保存，该阶段有机质丰度偏低且有机质以Ⅱ2—Ⅲ型干酪根为主（见图14a ）。
沙二下亚段上部沉积期，裂陷作用和火山活动相对较强，基准面上升导致沉积可容空间增大及沉积水体变深，火山物质的增多可为沉积水体带来更多的营养物质，从而促进透光层中浮游藻类等内生低等生物的生长和繁殖，提高了内生生物的产率。相对干旱的古气候条件导致其陆源河流淡水输入及其带来的陆源高等植物有机质相对变少，根据地球化学指标分析也显示该阶段水体盐度较高，该阶段岩心的沉积构造多呈纹层状结构，显微镜下也多呈季节性分层的特征，水体分层性及沉积底质还原性较强更加有利于有机质的保存，由于陆源输入高等植物有机质相对减少以及内生湖相低等藻类等有机质产率相对增高，导致其有机质类型以Ⅰ和Ⅱ1型为主，因此，较好的有机质类型和较高的有机质丰度有利于优质烃源岩的形成（见图14b ）。
5 结论
松辽盆地梨树断陷沙河子组二段下亚段可以分为上、下两部分。上部主要发育纹层状长英质页岩和纹层状细粒混积页岩，TOC值较高，有机质类型以Ⅰ—Ⅱ1型为主；下部主要发育块状长英质泥岩夹含生屑长英质泥岩，TOC值偏低，有机质类型以Ⅱ2—Ⅲ型为主。
不同演化阶段各岩相组合的成因机制、分布特征、有机质来源、气候条件、水体性质都具有较大差异。下部地层沉积时断陷及火山活动较弱，形成水体较浅的淡水环境，有机质来源以陆源高等植物为主，沉积底质水体还原性较差，不利于有机质保存和富集；上部地层沉积于更强火山-裂陷作用形成的深水咸化分层水体中，沉积底质水体还原性较强，更多火山物质输入有利于藻类的繁盛，有机质来源以藻类等水生生物为主，有利于优质烃源岩的广泛沉积与保存。
火山活动、裂陷作用以及古湖泊沉积环境共同控制了研究区内优质烃源岩的形成，梨树断陷沙二下亚段地层作为典型的陆相断陷湖盆沉积环境，并伴随多期事件性水下火山喷发活动，导致优质烃源岩的沉积与保存受到多种因素的影响，包括陆源碎屑物质的供给、火山作用下营养物质的输入以及湖泊内源生物化学作用等。本次建立的火山断陷型湖盆细粒沉积岩有机质富集模式，对中国东北部相似构造背景下的同期湖相烃源岩富集机制研究与页岩油气勘探开发具有一定的借鉴作用。