0 引言
珠江口盆地新生代发育大量边缘凹陷，其中顺德凹陷位于珠江口盆地深水区的珠二坳陷西南部，总面积约3 800 km2，是近年展开地质勘探研究的新凹陷[3]。前期研究认为，顺德凹陷构造样式和沉积组合复杂多样，地层非均质性强且以砂质沉积为主，文昌组烃源岩不太发育，但随着顺德北凹W1井揭示了文昌组厚层湖相油页岩沉积，同时发现了以文昌组烃源岩供源的具商业价值的恩平组稠油，取得原油领域勘探的重大突破[4]，证实了边缘凹陷具备优质烃源岩发育条件，有较大勘探潜力。然而，与已证实中心富烃凹陷的烃源岩不同，W1井揭示的文昌组烃源岩具有纵向变化大，非均质强的特点，对此套烃源岩的成因及发育模式仍认识不清，极大地制约了对顺德凹陷主力烃源岩空间分布规律和资源潜力的精细研究。
本文在岩矿分析、构造-沉积研究的基础上，结合无机、有机地球化学分析手段，恢复顺德凹陷始新统文昌组二段（简称文二段）沉积时期古湖泊环境和古气候类型，明确不同类型烃源岩成因及其有机质富集规律，建立边缘凹陷的烃源岩差异发育模式，对于明确顺德北凹烃源岩展布规律及资源潜力精细评价，并有望对顺德南凹、文昌D凹及其他类似的边缘凹陷油气勘探方向优选具有重要的启示意义。
1 地质概况
顺德凹陷位于珠二坳陷西南部，处于珠江口盆地陆架—陆坡过渡带，东邻开平凹陷，北接神狐隆起，西南与琼东南盆地长昌凹陷相接。该凹陷经历了新生代珠琼运动Ⅰ幕、珠琼运动Ⅱ幕、南海运动及东沙运动等多期构造事件，形成“下断上坳”的双层结构[5,7]，演化历程可划分为：始新世裂陷期（文昌组沉积期）、渐新世断拗转换期（恩平组、珠海组沉积期）和中新世以来拗陷期（珠江组—第四系沉积期）。早始新世太平洋板块俯冲方向转变，诱发南海北部陆缘大规模北东向断裂发育。顺德凹陷在北西—南东向区域伸展应力场作用下发生张裂，南北两侧发育大型北东向控凹边界断裂，中部受顺德低凸起分隔形成南北双断式复式半地堑结构：北凹表现为“北断南超”半地堑，南凹呈现“南断北超”半地堑。
顺德北凹早始新统文昌组三段沉积期为初始断陷阶段，断裂活动强烈，形成复式半地堑构造格局。沉积中心局限于局部低洼区，以滨浅湖沉积为主，南北物源区发育规模不等的扇三角洲，奠定了早期沉积雏形。中始新世进入强裂陷期，断裂活动加剧，湖盆沉降速率超过沉积速率，古水深快速增加形成欠补偿环境，发育文二段主力烃源岩（见图1b ）。晚始新世受惠州运动影响，构造活动由强转弱，文昌组一段（T80—T81）沉积中心迁移，凹陷抬升剥蚀导致湖盆范围扩张，水体变浅。受物源区规模及断裂走向控制，扇三角洲沉积体系大规模发育，呈现满盆富砂特征。W1井位于北凹东部，钻穿古近系花岗岩基底，完整揭示了文昌组（见图2 ）[8]。
2 样品采集和测试分析方法
实验样品均来自顺德北凹W1井文二段。为减少实验误差，除孢粉分析外，其余实验项目均采用井壁心样品，样品位置见图1b 。有机碳含量分析、岩石热解分析测试壁心样品26个。总有机碳含量（TOC）测试仪器为LECO CS230型碳硫仪。岩石热解测试仪器为ROCK-EVAL 6型热解仪。干酪根元素分析测试壁心样品18个，测试仪器为Vario Isotope Cube元素分析仪。生物标志化合物共测试壁心样品17个，测试仪器为Agilent 5977B GC/MSD色谱-质谱联用仪。
沉积岩中元素含量分析了35个壁心样品，测试仪器分别为iCAP7400光谱仪和X2ICP-MS质谱仪。
孢粉富集分析及定量鉴定实验，实验仪器为Leica DM4000B生物显微镜，由中海油能源发展股份有限公司工程技术分公司中海油实验中心湛江实验中心完成。
3 烃源岩特征及地层单元划分
顺德凹陷W1井揭示文二段（T81—T82）厚度274 m，岩性以灰褐色—褐灰色的油页岩、页岩为主，厚度达271 m。样品分析化验揭示TOC值为1.2%~8.9%，平均4.9%；岩石热解游离烃含量（S1）为0.1~23.4 mg/g，平均3.1 mg/g；热解烃含量（S2）为0.7~61.0 mg/g，平均23.1 mg/g；最高热解温度（Tmax）为435~445 ℃，平均440 ℃，氢指数（HI）为216.9~695.6 mg/g，平均436.5 mg/g。总体为富有机质的成熟烃源岩，为顺德凹陷主力烃源岩。
文二段录井、测井、地震、地球化学等分析揭示文二段内部存在差异：下部以灰褐色油页岩为主，为半深湖—深湖亚相；中部主要为灰色泥岩夹薄层粉砂岩，为滨浅湖—辫状河三角洲前缘亚相；上部为褐灰色页岩和灰褐色油页岩为主，为半深湖—深湖亚相。上下部烃源岩测井曲线表现为典型的高伽马、低密度、高声波特征（见图1b ），地震剖面上表现为低频、连续、强振幅的特征（见图2 ）。在此基础上，结合文二段烃源岩高精度地球化学分析结果，将文二段烃源岩从下到上划分出Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ共3个地层单元来细化烃源岩研究。
文二段底部Ⅰ单元（油页岩）TOC值为2.9%~8.9%（平均5.9%），HI值为463.0~632.5 mg/g（平均555.0 mg/g）；中部Ⅱ单元（泥岩、页岩）TOC值为1.2%~4.1%（平均2.2%），HI值为246.2~428.0 mg/g（平均342.7 mg/g）；上部Ⅲ单元（油页岩）TOC值为3.2%~8.3%（平均4.9%），HI值为216.9~695.6 mg/g（平均427.8 mg/g）。TOC与（S1+S2）交会图（见图3a ）显示文二段整体属于好—极好烃源岩，其中Ⅰ、Ⅲ单元为好—优类型，Ⅱ单元属于中—好类型，TOC由高到低依次为Ⅰ单元、Ⅲ单元、Ⅱ单元（见图3b ）。烃源岩热解分析结果（见图3c ）与干酪根元素分析结果（见图3d ）显示，Ⅰ单元为Ⅰ—Ⅱ1型干酪根类型，Ⅱ单元为Ⅱ1—Ⅱ2型干酪根类型，Ⅲ单元为Ⅱ1型干酪根类型。烃源岩评价结果表明Ⅰ单元为文二段最好的烃源岩。
4 古气候和古环境重建
4.1 古气候重建
4.1.1 孢粉特征
生物对于气候变化具有非常强的敏感性，尤其是植物，分析地层中孢粉化石，可推断古植被、古环境及古气候变迁[11]。文二段沉积期，厚层油页岩中保存了丰富的孢粉化石，W1井文二段9个岩屑样品共鉴定出3大类孢粉共880粒，分别为蕨类植物、裸子植物、被子植物，其中被子植物花粉占绝对优势，含量为44.3%~94.1%，蕨类植物和裸子植物含量相对比较低，两者分别是1.3%~51.9%和3.8%~12.8%（见图4 ）。
鉴定出的孢粉类化石组合表现为：①被子植物花粉中常绿栎类花粉（包括栎粉和亨氏栎粉）占绝对优势，细沟阔三沟粉、紫树粉、榆粉（包括榆粉、小榆粉和粒纹榆粉）、蜡瓣花粉和枫香粉（包括小枫香粉、满点枫香粉和稀孔枫香粉）比较常见，网面三沟粉、壳斗粉、五角粉、三沟粉、圆形枥粉和卓州柳粉等少量出现；②裸子植物花粉以双束松粉为主，其次是破隙杉粉，小无口器粉比较常见，另外单束松粉和麻黄粉零星出现；③蕨类植物孢子以水龙骨单缝孢（包括哈氏水龙骨单缝孢、纤细水龙骨单缝孢和大型水龙骨单缝孢）为主，紫萁孢比较常见，规则三角孢、光面三缝孢和凤尾蕨孢等少量出现。
文昌组二段被子植物花粉中占绝对优势的栎类花粉主要为常绿栎类[13]，细沟阔三沟粉、榆粉表明沉积时期植物类型主要为落叶植物，处于热带—亚热带气候环境，湿度以孢粉干湿度带划分中的“中生”带为主。
裸子植物花粉中松粉含量较丰富，以双束松粉为主，表明母体植物为广温型的常绿乔木或者山地针叶林，处于温带气候；部分为破隙杉粉，母体植物为亚热带针叶林。热带—亚热带植物花粉与温带植物花粉的同时出现说明沉积时期其周围可能存在山地。
蕨类孢子中出现生长在热带—亚热带气候环境的水龙骨单缝孢和喜温暖气候的紫萁孢，紫萁孢的母体植物直立或斜生，分布在温带和热带，生长在沼泽或者潮湿山谷，常在溪边和林下的酸性土上，说明当时气候环境温暖湿润[14]，且蕨类孢子总量从文二段沉积早期到沉积晚期含量逐渐减少，指示文二段沉积早期（Ⅰ单元）的水热条件组合相较于沉积晚期（Ⅲ单元）的更好（见图4 ）。
文二段孢粉组合中以热带—亚热带植物花粉为主，植被常以绿阔叶林或乔木为主，且出现喜湿的蕨类孢子、杉粉、柳粉、眼子菜粉，总体上反映始新世文二段沉积时期为温暖湿润的亚热带—热带气候类型。栎粉从早期到晚期呈现逐渐上升的趋势，而主要生长在温带的松粉（主要为双束松粉）从早期到晚期逐渐增多（见图4 ），推测文二段沉积期气候逐渐变凉。
4.1.2 元素变化特征
沉积物中的元素含量受气候影响，干旱时水体蒸发碱性化，促进Mg、Ca等元素沉积，高温下Mg更易沉积，导致Mg/Ca值随干旱加剧而上升[15]。顺德凹陷文二段沉积期Mg/Ca值由从下至上具有先减小、后增大、又再减小的变化趋势（见图5 ），即Ⅰ、Ⅲ单元Mg/Ca值相对较低，为典型的湿润气候，湖泊水体蒸发量相对较少，而陆源风化作用强；Ⅱ单元Mg/Ca值明显升高，为半湿润—半干旱气候，湖泊蒸发量增大，水体变浅，碱性增强，湖泊营养元素输入减少，不利于优质烃源岩的形成。
结合古生物分析与元素地球化学分析结果，文二段沉积期总体以暖湿的古气候为主，其中Ⅰ单元沉积期为暖湿的古气候，Ⅱ单元沉积期为暖—凉过渡、半干旱古气候，Ⅲ单元沉积期为凉湿的古气候条件。
4.2 古环境重建
沉积环境是影响有机质富集的关键因素之一，通过研究富有机质油页岩形成的沉积环境，不仅可以反映古环境信息，还可对烃源岩的空间展布及资源量预测提供依据。
4.2.1 陆源输入条件及生源特征
通过分析烃源岩有机质中代表高等植物来源的生物标志化合物丰度可以很好地反映陆源输入强度的相对变化。顺德凹陷文二段Ⅰ单元烃源岩正构烷烃峰型特征为双峰型、前峰态（见图6 ），表明有机质来源以湖泊内源自生有机质占主导，陆源高等有机质输入为辅的混源特征；Ⅱ单元烃源岩为单峰型、后峰态，显示以陆源有机质输入为主；Ⅲ单元烃源岩为双峰型，反映有机质为混合来源特征，但相较于Ⅱ单元，湖泊自生有机质贡献显著增加。C27—29ααα20R规则甾烷的相对含量可以非常好的区分不同母质类型来源的烃源岩。W1井区文二段部分样品呈现出以C27甾烷含量占微弱优势，另有部分样品呈现以C29甾烷含量占微弱优势，反映整体上陆地高等植物有机质来源和湖相藻类/细菌来源均具有较大贡献，以混合来源为主。文二段Ⅰ单元烃源岩中代表藻类来源的C30-4-甲基甾烷（C30-4MST）含量很高，四甲基甾烷指数（C30-4-甲基甾烷/C30藿烷）平均达到1.54，代表湖相藻类来源占优，同时不含代表陆相高等植物来源的双杜松烷，其特征与惠州凹陷主力烃源岩特征相似（见图6 ）；Ⅱ单元烃源岩中C30-4-甲基甾烷含量明显降低、代表陆相来源的C29甾烷占优，四甲基甾烷指数平均仅约0.27，说明陆相高等植物来源的贡献比例显著增加；Ⅲ单元烃源岩中C30-4-甲基甾烷含量增加，但仍低于Ⅰ单元烃源岩，四甲基甾烷指数平均约0.42，而呈现一定差异。
4.2.2 古生产力
古生产力是指地质历史时期单位面积、单位时间内古生物生产的有机物总量。烃源岩中有机质含量直接反映了古生产力高低，虽受保存条件及后期改造影响，但高TOC值通常预示高初级生产力[20]。Ⅰ单元、Ⅲ单元、Ⅱ单元TOC含量依次由高到低（见图4b ），即Ⅰ单元的古生产力最高，Ⅲ单元次之，Ⅱ单元最低。
通过对现代植物的研究发现，磷元素不仅是生物生长所必须的元素，还是生物骨架组成元素，因此其含量可以作为古生产力的直接指标[21-22]。同时，通过P/Ti值可以进一步地排除陆源输入的影响，精确表征古湖泊的营养状况，即P/Ti值越大，表示生产力越高[22⇓-24]。通过分析，Ⅰ、Ⅲ单元半深湖—深湖亚相P/Ti值较高，反映了较高的古生产力，且Ⅰ单元高于Ⅲ单元。Ⅱ单元滨浅湖亚相沉积时期，P/Ti值较低，表明湖泊古生产力相对较低（见图7a ）。由于在还原条件下，湖底微生物的作用以及Fe、Mn氧化物被还原，羟基氧化铁对磷酸盐吸附点位的减少均会导致磷向水体中大量释放，影响了磷含量的变化。为了更准确地评价古生产力变化，进一步利用烃源岩中Cu、Mo元素的相对含量来评价古生产力。因为Cu元素在还原条件下形成相应硫化物而沉积下来，适合评价以还原环境为主的文昌组古生产力[23]。而元素Mo在沉积时主要与有机质或铁的硫化物结合沉淀，且过程是不可逆的，基本不受氧化还原条件影响[25]。文二段的Mo元素含量也具有Ⅰ单元、Ⅲ单元、Ⅱ单元依次减小的变化规律（见图7b ），反映文二段Ⅰ单元古生产力最高，其次Ⅲ单元，Ⅱ单元最低，这与P/Ti值变化具有相同的结果，表明了TOC、P/Ti、Cu、Mo等指标均可很好地指示文二段古生产力的变化。
通过对文二段古生产力代用指标Cu、Mo与TOC含量之间的相关性分析发现，文二段古生产力与有机质丰度代用指标存在明显的相关性（R2>0.6）（见图7c ），可见高生产力是造成文二段有机质富集的主要因素之一。
前人研究结果表明，暖湿气候以及水体富营养化主要通过影响光合作用的初级生产者数量和其光合作用通量从而达到提高生产力的目的[26]。为确定文昌组沉积期湖泊藻类变化规律与湖泊初级生产力之间的关系，对文二段油页岩中的藻类进行了分析及定量鉴定（见图5 ）。结果表明，文昌组沉积期，湖泊浮游藻类繁盛，Ⅰ、Ⅲ单元半深湖—深湖亚相鉴定出的藻类数量多于Ⅱ单元滨浅湖亚相，与古生产力有很好的对应关系。Ⅰ单元以粒面球藻为主，Ⅲ单元盘星藻以及葡萄藻逐渐增多，为湖泊主要的初级生产者。盘星藻是淡水水域较为常见的绿藻，通常生活于浅水湖泊，表明虽都是半深湖—深湖亚相，但Ⅲ单元沉积期水体深度比Ⅰ单元浅。综合以上分析，古气候变化-藻类含量-古生产力具有非常好的协同变化规律，表明古气候及湖泊的富营养化水平控制了湖泊初级生产者藻类等的丰度，进而控制了湖泊的生产力。
4.2.3 古水体盐度
环萜烷系列化合物的相对丰度及参数在判识沉积环境方面具有很好的指向性，海相与咸水湖相的样品具有C23三环萜烷（C23TT）优势（见图8a ），淡水湖相烃源岩主要以C21三环萜烷（C21TT）为主，沼泽相烃源岩具有明显的C19—20三环萜烷，河流/三角洲相样品主要分布于过渡带[27]。通过W1井文二段的三环萜烷分布特征可以看出（见图8a ），油页岩总体以C21TT为优势，表现为淡水湖相沉积环境。Ⅱ单元沉积环境变化较大，以较多的C19—20TT含量为主，指示明显的淡水特征；Ⅰ单元的C23TT含量略高于Ⅲ单元，表明Ⅰ单元的水体盐度高于Ⅲ单元。伽马蜡烷指数既可以反映沉积时的水体盐度，也可指示水体的分层作用[28]。文二段伽马蜡烷指数总体较低（见图5 ），指示了淡水沉积环境，其中Ⅰ单元烃源岩部分伽马蜡烷指数相对较高，结合该段的深湖亚相沉积环境及较高的藻类含量，推测该阶段高伽马蜡烷受到了盐度和水体分层作用的共同影响。
沉积物中锶和钡元素含量是判别海、陆相沉积环境的重要指标之一，通常淡水沉积物中Sr/Ba值小于1，而海相沉积物中Sr/Ba值大于1，0.6~1.0则为过渡半咸水环境。文二段Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ单元烃源岩的Sr/Ba平均值分别为0.13，0.08，0.23，指示了淡水沉积环境。但Ⅰ、Ⅲ单元烃源岩沉积时期水体古盐度相对较Ⅱ单元高，表明水体盐度在一定范围内的增加，对有机质的保存产生了积极作用。
4.2.4 古水深
沉积岩的自生色是分析沉积环境的重要依据，深色调（灰、灰黑、黑色等）通常指示深水还原或强还原的沉积环境，并且水体深度通常与颜色深度成正相关。W1井文二段油页岩岩心及井壁心主要为灰褐色、褐灰色，以深水还原沉积环境为主。
元素法是目前最常用来定性—半定量评价水体深度的方法。铁、锰元素在搬运过程会产生分异，铁容易被氧化在河口或滨岸地带富集沉淀下来，而锰则可长距离搬运在远离河岸的地方沉积，因此，沉积物中的Fe/Mn值越小，说明沉积水体深度越大，反之则越浅[29]。陆源来源为主的Mn、Ti元素中，Ti氧化物的抗氧化性不如Mn，因此可以通过Mn/Ti的比值来判断沉积水体搬运距离的远近，即当湖盆水体深度和离岸距离逐渐增加，Fe/Mn值会逐渐减小，Mn/Ti值则增大[30]。分析认为文二段沉积期水体纵向上存在明显的阶段演化，3种烃源岩对应着不同的古水深变化（见图5 ）：底部Ⅰ单元沉积期古湖泊水体最深，其Fe/Mn值小于100、Mn/Ti值为0.1~0.3，为深湖水体环境，以半深湖—深湖亚相为主，有利于形成优质烃源岩；中部Ⅱ单元沉积期水体变浅，其Fe/Mn值大于150、Mn/Ti值小于0.1为主，为滨浅湖—辫状河三角洲前缘亚相沉积；顶部Ⅲ单元沉积期进入湖阔期，水体再次加深，以Fe/Mn值100~150、Mn/Ti值小于0.1为主，为半深湖—深湖亚相沉积为主，深度虽小于Ⅰ单元，但沉积范围最大，有利于形成分布较广的较好烃源岩。
4.2.5 氧化还原性特征
古水体的深度与氧化还原性之间具有明显的相关性，通常来说水体越深还原性越强。文二段Ⅰ单元、Ⅲ单元、Ⅱ单元沉积期古水体深度由深到浅，水体还原性相应由强到弱。
草莓状黄铁矿被证明是水体缺氧程度的直接、有效指标，文昌组油页岩Ⅰ单元镜下薄片中可观察到丰富的顺层产出草莓状黄铁矿（见图9 ），Ⅲ单元油页岩薄片中见少量草莓状黄铁矿，而Ⅱ单元基本未见，表明Ⅰ、Ⅲ单元烃源岩形成于还原沉积环境，Ⅱ单元还原性较弱。
图9 W1井文昌组二段碎屑岩薄片特征（a）3 023.0 m，沉凝灰结构，火山尘胶结，见来自火山岩的石英，外形不规则，具溶蚀港湾状边缘及粒内微裂缝，单偏光；（b）3 033.4 m，凝灰质砂岩，见火山岩岩屑，碎屑颗粒以粗粒为主，部分极粗粒，单偏光；（c）3 122.6 m，泥岩，主要由泥质组成，混杂少量粉砂，具鳞片结构，少量黄铁矿，单偏光；（d）3 156.5 m，凝灰结构，主要由岩屑、少量晶屑组成，泥质胶结，单偏光；（e）3 177.5 m，凝灰结构，似沥青条带充填裂缝，含大量形态不规则的火山物质，单偏光；（f）3 256.5 m，油页岩夹黏土层或透镜体黏土薄层，草莓状黄铁矿沿层理分布，单偏光；（g）3 288.0 m，凝灰结构，含生物碎片，少量晶屑，单偏光；（h）3 309.6 m，油页岩薄层与黏土层互层分布；（i）3 177.5 m，非常规形态玻璃质结晶，单偏光；（j）3 177.5 m，非常规形态玻璃质结晶，正交偏光；（k）3 023.0 m，花岗岩岩屑，粒间凝灰质胶结，正交偏光；（l）3 023.0 m，与图k同视域，单偏光 |
在湖泊或者海洋底水中，藻类死亡以及有机质的分解是导致氧气减少或消耗的主要原因，当氧含量小于5%时，还原硫就开始出现，总硫含量就会增加[35]。因此，总硫含量（St）可以作为有效的底水氧化还原性评价参数。对比文二段3个单元烃源岩的总硫含量（见图10a ），Ⅰ单元最高，沉积期为典型的缺氧环境，与图8c 分析结果相同。同时，总有机碳含量与全硫含量具较好的相关性（R2>0.65）（见图10b ），反映该阶段缺氧的还原环境是有机质富集的重要控制因素之一。Ⅱ单元的总硫含量最低，Mo和U富集系数的协变关系指示弱氧化的沉积环境，同时TOC含量与St相关性高（R2>0.94），说明弱氧化环境不利于有机质的保存，导致了有机质被氧化分解。Ⅲ单元总硫含量相对较高，沉积期为缺氧—贫氧的沉积环境，但有较高的相关性（R2>075），表明Ⅲ单元与Ⅰ单元一样，沉积环境较利于有机质的保存。
从生物标志物、草莓状黄铁矿、主微量元素及还原硫等分析结果可知，不同的分析方法均得到了统一的认识，即文二段3个单元的水体还原强度呈现出Ⅰ单元最强、Ⅲ单元次之、Ⅱ单元最弱的变化规律，这种变化规律与古生产力、古水深、古盐度的变化规律趋于一致，由此可推测研究区有机质的富集受多因素协同控制。
4.3 火山活动
多种元素指标联合应用也可以用来判断沉积岩是否受到火山活动影响以及火山活动的强弱。Kiipli等[39]利用TiO2、Zr、Cr、V等稳定元素成功识别了东波罗的海地区斯堪的纳维亚剖面沉积层中的火山活动特征。Yang等[40]通过利用受火山作用影响的页岩层以及无火山作用影响页岩层的地球化学特征对比分析，成功建立了奥陶纪—志留纪之交火山活动的地球化学元素识别图版。结合前人分析成果，利用顺德凹陷文二段油页岩特征元素Cr、V、Ni、Zr、Al2O3元素交会图版来识别文昌组火山作用（见图11 ），结果显示文二段受到了明显的火山作用影响。此外，前人研究结果显示在顺德凹陷周围普遍存在距今时间40~50 Ma的火山岩[41⇓⇓-44]，证实文昌组二段沉积期存在明显的火山活动。
5 烃源岩发育模式
综合前文分析，顺德北凹文二段烃源岩是在强断陷期湖盆快速沉降以及欠补偿的沉积环境下，古气候、火山活动以及多变的沉积环境协同作用控制形成，由此构建了文二段烃源岩中有机质富集的独特模式（见图12 ）。
文二段Ⅰ单元沉积期：温暖潮湿的古气候背景（孢粉、C值、Mg/Ca），伴随着火山活动（火山灰）营养元素的输入（磷），湖泊藻类（以粒面球藻为主）繁盛，引发了高湖泊初始生产力，导致了大量内源自生Ⅰ型有机质的快速累积（TOC、HI、（S1+S2））。深湖环境的缺氧还原（St、Fe/Mn-Mn/Ti、三环萜烷）与较高的盐度（伽马蜡烷），共同构成了有机质保存的理想场所。陆源碎屑输入的相对匮乏则进一步减少了稀释效应，强化了这一优质烃源岩的形成。即火山活动-暖湿气候-深水还原环境的完美耦合，共同驱动了此阶段优质烃源岩的沉积。
文二段Ⅱ单元沉积期：随着古气候由暖湿向温凉过渡，并趋于半干旱化，湖泊自生生产力降低，湖泊藻类减少，以Ⅱ2—Ⅱ1型陆源有机质为主，初始生产力降低，进而初始有机质含量降低。同时，滨浅湖亚相浅水区的弱氧化环境及增强的陆源碎屑输入，加剧了有机质的稀释与氧化分解过程，最终导致有机质含量偏低，烃源岩品质相对较差。半干旱气候-低生产力-浅水弱氧化沉积环境协同作用，对烃源岩质量有负面影响。
文二段Ⅲ单元沉积期：古气候转变为温凉湿润，湖泊生态系统再次焕发活力，藻类种类由粒面球藻向盘星藻、葡萄藻类等多样化发展，湖泊初始生产力回升。有机质来源以湖泊自生有机质为主，辅以少量陆源高等植物输入，形成了Ⅱ1型烃源岩。随着水体由滨浅湖向半深湖的过渡，还原环境的增强及陆源碎屑输入的减少为有机质的保存提供了有利条件。Ⅲ单元烃源岩品质略逊于Ⅰ单元，但仍都属较好烃源岩。即凉湿气候-较高生产力-半深湖深水还原环境的协同作用，对烃源岩质量有正面影响。
综上所述，文昌组二段烃源岩的发育是在特定构造-沉积背景下，暖湿气候、火山活动、沉积环境多因素交织的复杂结果。这些因素不仅促进了湖泊生物（尤其是初级生产者藻类）的繁盛，同时断陷盆地初期强烈的控凹断裂活动形成了半深湖—深湖的深水还原环境，共同造就了断陷盆地初期小而肥的边缘凹陷优质烃源岩的初始富集与保存。通过精细分析对比可知边缘凹陷烃源岩均质性差，变化快，文昌组Ⅰ单元烃源岩为该区最优质烃源岩，Ⅲ单元次之，Ⅱ单元最差。
6 结论
顺德北凹证实发育文昌组二段半深湖—深湖亚相烃源岩，有机质丰度高，TOC值为1.2%~8.9%，有机质类型好，氢指数为217~696 mg/g，主要为Ⅰ—Ⅱ1型干酪根类型，生烃潜力较大。按测录井、地震和地球化学特征将文二段由下至上分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ共3个单元，其中Ⅰ、Ⅲ单元为优质厚层褐灰色、灰褐色油页岩，有机质来源以藻类为主，并且Ⅰ单元烃源岩品质优于Ⅲ单元，为本区最优烃源岩；Ⅱ单元发育一套灰色泥岩、薄层粉—细砂岩和炭质泥岩，好—较好烃源岩品质，以陆源高等植物来源为主。
顺德北凹文昌组二段具有“强断陷期快速沉降、有限物源供给背景下，暖湿气候-火山活动-深水还原条件”多因素协同控制的烃源岩发育模式，导致了烃源岩纵向上差异分布：Ⅰ单元沉积期，气候温暖湿润，以粒面球藻为主的湖泊藻类勃发，初始生产力高，古湖泊水体最深，属缺氧还原的沉积环境，有利于有机质保存；Ⅱ单元沉积期，转变为半湿润—半干旱气候，水体变浅，陆源碎屑输入增加，湖泊自身生产力降低，总体为弱还原—弱氧化的沉积环境，导致有机质被稀释和氧化分解，保存条件较差；Ⅲ单元湖阔沉积期，水体再次加深，气候逐渐向温凉潮湿的气候转变，盘星藻、葡萄藻类开始生长，同时水体为还原—弱还原的沉积环境，有机质保存条件较好。
基于古气候和古环境等构建的顺德北凹烃源岩发育模式，不仅为该区优质烃源岩空间展布规律研究和资源潜力定量评价提供了科学依据，同时也可为具有相似地质背景的边缘凹陷烃源岩预测与油气勘探实践提供重要参考。