Sedimentary Environment and Lithofacies of Fine-Grained Hybrid Sedimentary in Dongying Sag: A Case of Fine-Grained Sedimentary System of the Es4
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摘要: 为了进行陆相断陷湖盆泥页岩细粒混积岩有利岩相预测，以指导页岩油气有利目标优选，综合运用岩心、薄片、全岩衍射、元素、古生物等资料，系统进行了东营凹陷沙四上亚段泥页岩细粒混积岩沉积环境恢复、岩相精细表征，揭示了沉积环境对岩相及其组合、分布的控制作用.研究表明，东营凹陷沙四上亚段泥页岩细粒混积岩沉积期整体上表现为气候由半湿润向湿润转化，自下而上显示碎屑物源输入量在增加、水体水深加大、盐度降低、还原性减弱的过程；有序复杂多变的沉积环境一定程度上控制了泥页岩细粒混积岩沉积组构复杂性，进而控制了细粒混积岩相的多样性、组合和分布规律性.建立基于“岩石组分、沉积构造、灰质结构和有机质丰度”四端元划分方案，将东营凹陷沙四上亚段泥页岩细粒混积岩划分为20类，实现了复杂细粒混积岩岩相划分；半湿润少物源条件下，浅湖强还原盐水环境主要发育膏盐、含有机质层状膏质泥岩和含有机质层状泥质灰（云）岩相组合，半深湖强还原咸水环境主要发育富有机质纹层状微晶泥质灰岩和富有机质纹层状灰质泥岩频繁互层岩相组合，半深湖强还原半咸水环境主要发育富有机质水平泥晶纹层泥质灰岩和富有机质纹层灰质泥岩频繁互层岩相组合，深湖还原半咸水环境主要发育富有机质层状泥质灰岩夹富有机质层状灰质泥岩相组合；湿润多物源条件下，深湖强还原半咸水环境主要发育富有机质层状泥质灰岩和富有机质层状灰质泥岩频繁互层岩相组合，深湖还原半咸水环境主要发育富有机质层状灰质泥岩夹富有机质层状泥质灰岩相组合.Abstract: In order to predict the favorable lithofacies of shale fine-grained migmatite in the continental fault depressed lake basin and guide the optimization of shale oil and gas favorable targets, the sedimentary environment restoration and fine lithofacies characterization of shale fine-grained migmatite in the upper part of Es4 Formation in Dongying sag are systematically carried out by using the data of core, thin section, whole rock diffraction, element and paleontology, etc., revealing the sedimentary environment and its combination and division to the lithofacies. The results show that the depositional period of shale fine-grained migmatites in the upper part of Es4 Formation in Dongying depression is generally characterized by the transformation of climate from semi humid to humid, from bottom to top, it shows the process of increasing injection amount of clastic material source, increasing water depth, decreasing salinity and decreasing reducibility; the orderly and complex sedimentary environment controls the complexity of sedimentary fabric of shale fine-grained mixed rock to a certain extent, and then controls the diversity, combination and distribution regularity of fine-grained mixed rock facies. Based on the 4-terminal element division scheme of rock composition, sedimentary structure, calcareous structure and organic matter abundance, the shale fine-grained migmatites in the upper Es4 of Dongying depression are divided into 20 types, and the complex fine-grained migmatites are divided into different lithofacies. Under the condition of semi humid with less material source, the shallow lake strong reducing salt water environment mainly developed gypsum salt, organic laminated gypsum mudstone combined with organic laminated argillaceous limestone (dolomite) facies, while the semi deep lake strong reducing salt water environment mainly developed organic laminated microcrystalline argillaceous limestone combined with organic laminated lime mudstone frequent interbedded lithofacies. In the strong reducing and brackish water environment of the semi deep lake, there are frequent interbedded lithofacies combined with organic rich horizontal micrite and organic rich laminated limestone mudstone, while in the reducing and brackish water environment of the deep lake, there are mainly organic bedded argillaceous limestone with organic rich bedded calcareous mudstone lithofacies combination. Under the condition of moist and multi-source, the deep lake strong reducing brackish water environment mainly develops the frequent interbedded lithofacies combined with organic rich layered argillaceous limestone and organic rich layered calcareous mudstone, while the deep lake reducing brackish water environment mainly develops the organic rich layered calcareous mudstone mingled with organic rich layered argillaceous limestone lithofacies association.
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细粒沉积岩（fine-grained sedimentary）是相对于常规储层的砂、砾粗粒沉积提出的，尚无统一的定义，通常是指粒级小于0.003 9 mm的细颗粒物质组成的沉积岩.关于细粒沉积在20世纪30年代就已提出（Krumbein，1932），但受沉积成因机制复杂、研究技术条件和资源潜力认识程度的限制，研究进展缓慢，尚未形成完整的沉积理论体系，存在诸多问题，直到现在关于细粒沉积的定义、术语、分类、沉积过程、形成条件和分布规律等仍存有争议（邓宏文和钱凯，1990；姜在兴等，2013；周立宏等, 2016, 2018）.近年来，非常规油气大规模勘探与开发，推动了细粒沉积研究进程.随着研究的深入，人们发现渤海湾陆相断陷湖盆泥页岩细粒沉积岩本质上是一种混积岩，主要由碳酸盐矿物、石英、长石及粘土组成，碳酸盐组分和碎屑岩组分杂乱混合或以纹层形式交替叠置（解习农等，2018；王勇等，2019；周立宏等，2019）.本次基于东营凹陷古近系页岩油勘探过程中积累的大量第一手资料，特别是研究区3口系统取心井岩心（累计取心788.9 m）和分析化验资料（包括薄片、电镜、元素、同位素、有机地化等20余项），进行细粒混积岩沉积环境及其控制下的岩相研究，取得的成果不仅有利于优质岩相预测，指导页岩油气勘探，而且对发展沉积学、储层地质学亦具有重要的理论意义.
1. 沉积环境
东营凹陷泥页岩细粒混积岩组构复杂、岩相类型多、相变快的特点反映了陆相泥页岩细粒混积岩形成环境的多变性.相对于海洋，湖小、波浪作用弱，半深湖-深湖沉积能够保留沉积环境和水体的较多信息，因此，通过湖盆泥页岩细粒混积岩特征研究，一定程度上可揭示细粒混积岩沉积环境.目前，沉积环境恢复方法较多，包括沉积矿物、古地磁、古生物、地球化学和同位素法等.考虑到各类方法优缺点，尽量用多种方法综合进行古气候、古物源、古水深、古盐度和氧化还原性恢复.
1.1 古气候
目前，利用湖盆沉积物进行古气候研究方法已基本成熟，相继形成了岩矿学、古生物学、地球化学等多种方法.东营凹陷古近系沙四上亚段泥页岩中的孢粉和化石少，以被子植物花粉（72%）、裸子植物花粉（26.8%）和介形虫为主，如Ny1井3 295.58~3 488.35 m井段共分析岩心样品20块，12个试样中见到孢粉化石，仅3 335.58 m一块样品中化石较丰富，化石分析仅见到一些介形虫碎片，不能作为环境恢复的依据.目的层段泥页岩埋深主要在2 800 m以下，粘土矿物和碳、氧同位素受成岩作用影响较大，往往会发生粘土类型转化和同位素置换作用，常规应用古生物、粘土矿物和同位素恢复古气候方法亦不太适应.考虑到东营凹陷沙四上亚段为封闭湖盆，泥页岩细粒混积岩主要由碳酸盐、粘土、石英和长石组成的基本特点，以及3口泥页岩系统取心井具有系统元素数据（不仅有5 cm一个点的系统扫描数据，也有元素测井数据）的实际情况，选用蒸发矿物含量和元素法综合进行古气候的恢复.蒸发矿物尤其是碳酸盐矿物和石膏的含量可以很好地反映湖盆沉积物形成时的气候状况，原理基于碳酸盐矿物和石膏均为蒸发结晶矿物，通常情况下，在封闭或半封闭湖盆，气候越干旱，蒸发量越大，碳酸盐矿物和石膏含量越高（滕晓华等，2019），目的层段碳酸盐矿物和石膏含量从下至上整体上含量在减少，含量在20%~70%之间，平均含量为47.87%，以碳酸盐为主，平均含量为47.33%，石膏主要集中在底部位的3 485~3 500 m段，平均含量为15.8%，多以薄层状、团块状产出，部分石膏呈燕尾状双晶产出（图 1a），膏质泥岩中见大量盐晶粒（图 1b），指示该阶段气候较为干旱；表征古气候的元素指标较多，如Na、Ca、K、Sr/Cu、Rb/Sr等，单一元素或2个元素比值往往受其他因素的影响较大，不能准确地反映当时沉积的环境，将多个元素恢复结果综合使用，在一定程度上可以消除这种影响，本次选用了干湿指数（干湿指数=∑（Fe+Mn+Cr+V+Co+Ni）/∑（Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na））进行古气候恢复（关有志，1992），该方法主要利用Ca、Mg、Sr、Ba、K、Na等元素趋向于干旱气候条件富集，Fe、Mn、Cr、V、Co、Ni等元素趋向于湿润气候下富集的特征进行古气候恢复，干湿指数越小，气候越干旱.沙四上亚段从下至上干湿指数在增大，亦表明气候由干旱向潮湿转化.依据凹陷内距该井12.5 km的Hk1井同层系的栎粉属（中生组分）、杉粉属（旱生组分）和麻黄粉属（旱生组分）等孢粉（李守军等，2003）和对应的干湿指数资料，确定东营凹陷古气候划分标准，干湿指数大于0.2为潮湿气候，干湿指数小于0.1为干旱气候，干湿指数在0.1~0.2之间为半湿润气候（图 2），半湿润与湿润气候分界对应的蒸发岩含量为50%.依据该划分标准，认为东营凹陷沙四上自下而上依次发育半湿润-湿润2个气候旋回，气候整体上由干旱向潮湿转化（图 3）.
图 1 沉积环境微观照片a.膏质泥岩，石膏燕尾双晶，Ny1井，3 492.08 m；b.含有机质层状膏质泥岩，盐晶粒，Ny1井，3 492.50 m; c.含有机质块状粉砂质泥岩，贝壳，Ny1井，3 467.08 m；d.超微化石富集层，Ny1井，3 424.29 mFig. 1. Photos of sedimentary environment
图 2 孢粉与气候干湿指数关系图（Hk1井）Fig. 2. Relationship between palynology and climatic dry and wet index (well Hk1)
图 3 东营凹陷沙四上亚段沉积环境与岩相组合Fig. 3. Sedimentary environment and lithofacies association of the upper Es4, submember in Dongying depression1.2 古物源
基于东营凹陷沙四上亚段泥页岩细粒混积岩主要由石英、长石、粘土矿物和碳酸盐岩矿物组成的特点，沿用粗碎屑的研究思路，将细粒沉积古物源量指定为经机械搬运的石英、长石和粘土矿物等陆源物质的输入量.通过3口取心井2 500余块次系统矿物全岩衍射和薄片鉴定，直接得到石英、长石和粘土矿物含量数据.考虑到取样过程中岩心非均质性影响，结合系统测试的元素和氧化物数据综合进行物源恢复.通常用于物源恢复的元素有Ti、Al、Ca等，利用Ti元素进行古物源恢复，主要利用泥页岩中Ti元素含量比较高，稳定性好的特征，通常情况下，Ti元素值愈高则表明陆源物输入越多（王国平等，2006），目的层段Ti从下至上整体上含量在增加，含量在0.15%~0.50%之间，指示物源输入量在增加；SiO2是石英、长石和粘度矿物的主要组分，通常情况下SiO2含量高，代表物源输入量大，目的层段SiO2含量从下至上整体上在增加，含量在20%~80%之间，亦指示物源输入量在增加.综合Ti、SiO2和石英、长石和粘土矿物含量测试结果，进行了东营凹陷沙四上亚段古物源系统恢复，以石英、长石和粘土矿物总含量50%为界，划分为多物源（指陆源物质的输入量多，下同）和少物源（指陆源物质的输入量少，下同）.综合恢复结果表明，东营凹陷沙四上亚段从下至上依次发育3个少物源-多物源的物源供给旋回，物源整体上具有增加的趋势（图 2）.
1.3 古水深
湖盆古水深恢复一直是湖盆研究的重点和难点之一，古水深的恢复方法较多，主要有沉积学、生物学和地球化学法.沉积学法主要以定性-半定量为主，主要利用沉积物颜色、水平层理发育程度、沉积厚度、大型沉积体系发育特征进行古水深恢复，但受泥页岩形成环境、组构和产状的影响，这些方法对细粒混积岩适应性相对较差.生物分异度法以半定量为主，研究区泥页岩中化石以介形虫为主，含量低，不适用于半深湖-深湖泥页岩细粒沉积水体深度研究.地球化学法主要利用元素的比值进行古水深恢复，常选用Th/U、Fe/Co元素比值法.Th是自然界放射性元素中化学性质较稳定的元素，一般不受成岩后期改造和地球化学作用的影响，陆源碎屑物中含量较高，湖盆沉积物中的含量与河流输入量有关，U元素主要被碳酸盐和磷酸盐络合沉积在相对封闭的浅湖中，因此，在陆源碎屑供给充注的深湖区，Th/U比值较高，而在碳酸盐和磷酸盐碳酸盐富集的浅湖区，Th/U比值相对较低（王学军等，2008），目的层段Th/U比值从下至上整体上在增加，比值在0.35%~4.10%之间，指示古水深在增加；Fe/Co比值越大，反映水体越深，目的层段Fe/Co比值从下至上整体上在增加，比值在0.15%~0.50%之间，亦指示水体深度在增加.综合Fe/Co和Th/U比值法恢复的古水深，结合前人认为的东营凹陷沙四上亚段水深在0~30 m的研究成果和目的层段底部膏岩发育的特点（苏新等，2012），将东营凹陷沙四上亚段从下至上划分为浅湖、半深湖和深湖相（图 3）.
1.4 古盐度
湖盆古盐度的研究方法相对成熟，主要包括矿物学定性法、同位素和地球化学半定量法、孔隙流体和液相包裹体直接测量盐度定量法.本次研究考虑到泥页岩包裹体小而系统识别困难和地球化学数据丰富的实际情况，选择了地球化学法的Sr/Ba、Cl元素法综合进行古盐度表征.利用Sr/Ba进行古盐度恢复原理基于Sr和Ba元素在不同沉积环境中由于地球化学行为的差异而发生分离的特点（郑荣才和柳梅青，1999），由于Sr的迁移能力较Ba强，陆源输入携带的Ba2+先与湖水中的SO42-结合生成BaSO4沉淀，致使Sr/Ba值是随着远离海岸而逐渐增大的，依据其比值可以定性地反映古盐度，目的层段Sr/Ba比值从下至上整体上在增加，比值在0.8%~10.0%之间，依据划分标准（Sr/Ba < 0.5时，水体为微咸水；0.5 < Sr/Ba < 1时，为半咸水湖；Sr/Ba > 1时，为咸水环境（田景春和张翔，2016）），处于盐水-半咸水之间.利用Cl元素恢复古盐度原理基于封闭蒸发性湖盆主要以钾盐和钠盐产出，Cl元素的含量与盐度呈正比，目的层段Cl元素从下至上整体上在降低，含量在0.3%~30.0%之间，主要分布在沙四上亚段下部层系，扫描电镜下见大量盐颗粒（图 1b），表明该层段沉积时的水体盐度高，已进入盐水阶段.东营凹陷沙四上从下至上Sr/Ba、Cl元素恢复盐度均表现为从大到小的演化过程，进而利用包裹体盐度数据进行标定（在Ny1井3 410.40 m样品中，检测到一些包裹体，测试包裹体盐度在20.6‰~26.0‰之间，平均盐度为23.27‰），认为东营凹陷沙四上从下至上依次为盐水、咸化和半咸水环境（图 3）.
1.5 古氧化还原性
湖水氧化还原性主要与湖水中游离氧的含量有关，基于这一认识，建立了表征氧化还原性的一系列方法，包括岩矿法、元素法和有机地化法.岩矿法仅为定性判识标志，往往作为一种辅助手段，如用草莓状黄铁矿含量表征沉积水体氧化还原性，认为颗粒直径小于10 μm、分布范围窄的黄铁矿通常形成于缺氧环境，颗粒直径大于10 μm的黄铁矿大多形成于氧化环境中（Bond and Wignall, 2010），东营凹陷沙四上亚段泥页岩细粒混积岩黄铁矿含量高，平均为2.6%，在3 360 m以下含量明显增加，镜下观察黄铁矿多以草莓状形式产出，颗粒直径小于10 μm，指示水体为缺氧还原环境；元素法通常用Ni/Co、V/（V+Ni）、U/Th元素的比值表征水体氧化还原性，本次选用了Ni/Co比值，其原理Ni在H2S存在的还原环境下通常形成硫化物沉淀，而在氧化环境中则以离子形式存在；Co在氧化环境下以Co2+溶于水中，或与腐殖酸形成络合物（侯俊富，2008）.目的层段Ni/Co比值从下至上整体上在减少，表明还原性在降低.有机地化法主要采用姥鲛烷植烷比值，基于姥鲛烷、植烷升等生物标志化合物在沉积和早期埋藏过程中具化学稳定性和相对较强的热稳定性，姥鲛烷（Pr）和植烷（Ph）都由植醇分解而成，还原环境中植醇倾向于形成植烷，氧化环境中则优先形成姥鲛烷.目的层段Pr/Ph比值从下至上整体上在增加，比值在0.26~1.41之间，指示还原性在降低，依据0.2 < Pr/Ph≤0.8指示强还原环境，0.8 < Pr/Ph≤2.8指示还原，2.8 < Pr/Ph≤4指示弱氧化-弱还原（梅博文和刘希江，1980），东营凹陷沙四上古湖水处于强还原和还原环境（图 3）.
2. 岩相类型及特征
取心井系统研究表明，岩石组分、沉积构造、有机质丰度和碳酸盐结构在一定程度上控制着泥页岩细粒混积岩的储集性、含油性和可压性，据此建立了基于岩石组分、沉积构造、有机质丰度和碳酸盐结构的综合泥页岩细粒混积岩岩相划分方案（表 1）；有机质以2%为界，划分为富有机质和含有机质；沉积构造以纹层厚度1 mm为界划分为纹层状（纹层状厚度小于1 mm）、层状（厚度大于等于1 mm）和块状（纹层不发育）；碳酸盐结构以晶粒4 μm和30 μm为界划分为泥晶、微晶和粗晶；岩性以25%、50%、75%为界划分为砂质泥岩、泥岩、灰质泥岩、泥质灰（云）岩、灰（云）岩.依据该划分方案，将东营凹陷沙四上亚段泥页岩细粒混积岩划分为纹层状、层状和块状3种20类岩相，主要发育富有机质纹层状泥晶泥质灰岩相、富有机质纹层状微晶泥质灰岩相、富有机质纹层状粗晶泥质灰岩相、富有机质纹层状灰质泥岩相、富有机质层状泥质灰岩相、富有机质层状灰质泥岩相、含有机质块状泥岩相和含有机质膏质泥岩相8类岩相（图 4）.
表 1 东营凹陷细粒混积岩岩相类型划分方案Table Supplementary Table Classification scheme of fine-grained mixed rock facies in Dongying depression岩相类型 岩石组分 碳酸盐岩晶粒大小 沉积构造（纹层厚度） 有机质丰度（TOC） 富有机质纹层状泥岩 Vsh≥75% < 4 μm < 1mm ≥2% 富有机质纹层状灰质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vca < 50% 有机质纹层状云质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vdo < 50% 富有机质纹层状泥晶泥质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsh < 50% 富有机质纹层状微晶泥质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsh < 50% ≥4 μm， < 30 μm 富有机质纹层状微晶泥质云岩 Vdo≥50%，25≤Vsh < 50% 富有机质纹层状粗晶泥质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsh < 50% ≥30 μm 富有机质层状灰质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vca < 50% < 4 μm ≥1mm 富有机质层状泥质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsh < 50% 富有机质块状泥岩 Vsh≥75% 纹层不发育 含有机质纹层状粉砂质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vsa < 50% < 1mm < 2% 含有机质纹层状灰岩 Vca≥75% ≥4 μm， < 30 μm 含有机质层状砂质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vsa < 50% < 4 μm ≥1mm 含有机质层状云质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vdo < 50% 含有机质层状膏质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vgy < 50% 含有机质层状砂质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsa < 50% 含有机质层状泥质云岩 Vdo≥50%，25≤Vsh < 50% 含有机质块状泥岩 Vsh≥75% 纹层不发育 含有机质块状灰岩 Vca≥75% 含有机质块状云岩 Vdo≥75% 注：Vsh.泥质含量；Vca.灰质含量；Vdo.云质含量；Vsa.砂质含量. 2.1 富有机质纹层状泥晶泥质灰岩相
岩心颜色呈深灰色、灰黑色，滴盐酸强烈冒泡，明暗相间纹层发育，纹层连续性好，多呈水平状，局部层位呈波状、透镜状；层间生物碎屑富集.薄片下，明暗相间纹层清晰，浅色层主要由方解石组成，方解石多呈泥晶结构，深色层多为富有机质泥质纹层（粘土、长石和石英组成的纹层，下同），相对方解石纹层较薄，纹层内多见草莓状黄铁矿及有机质碎屑.有机碳含量高，一般在2%~4%之间.
2.2 富有机质纹层状微晶泥质灰岩相
岩心颜色呈深灰色，滴盐酸强烈冒泡，明暗相间纹层发育，纹层连续性好，多呈水平状，析出盐现象明显.薄片下，富有机质泥质纹层与方解石纹层互层，纹层间界面清晰，方解石纹层相对泥质层较厚，方解石多呈微晶结构，晶体形态各异，有菱形、三角形、椭圆状，晶粒间多见有机质和分散状黄铁矿；方解石纹层内发育少量白云石晶粒，晶粒粗大，一般在30~50 μm之间.有机碳含量高，一般在3%~4%之间.
2.3 富有机质纹层状透镜粗晶泥质灰岩相
岩心颜色呈灰色，滴盐酸强烈冒泡，明暗相间纹层发育，纹层连续性较好；暗层为富有机质泥质纹层，亮层为方解石纹层，方解石纹层多呈透镜体状分布.薄片下，富有机质泥质纹层与方解石互层，方解石纹层相对较厚，方解石晶体粗大，干净明亮，多呈马牙状晶体紧密排列，垂直纹层生长，或以等粒晶体相连，部分荧光镜下颜色各异，表现为多期成因的特征.泥质纹层有机质富集，有机质丰度在3%~8%之间.
2.4 富有机质纹层状灰质泥岩相
岩心颜色呈深黑色，滴盐酸冒泡不强，具有纹层结构，纹层间界限不明晰，纹层多呈连续水平状；生物碎屑相对富集，多顺层分布，亦见完整的鱼类化石.薄片下，纹层明显，主要由富有机质粘土纹层与富灰、硅混合纹层组成；石英、长石陆源碎屑多，多呈纹层状分布，少量呈分散状分布；常见介形虫、藻类碎片和草莓状黄铁矿；粘土矿物、石英和长石含量略高于碳酸盐含量.有机质分散状富集在粘土中，以2%~3%居多.
2.5 富有机质层状泥质灰岩相
岩心颜色呈浅灰色，纹层不发育，但层理隐约发育，滴酸强烈冒泡，局部介形虫、螺等生物碎屑富集成层.薄片下，层理较为明显，主要通过颜色变化来显层，长英质灰质混合层、长英质粘土混合层与泥晶方解石层互层；碳酸盐含量略高于陆源碎屑（粘土、石英和长石含量，下同）含量.有机质丰度高，有机丰度多集中在2%~4%之间，多呈分散状富集.
2.6 富有机质层状灰质泥岩相
岩心颜色呈深灰色，层理隐约可见，泥质层相对较厚.薄片下，层理不明显，主要通过碳酸盐透镜体、生物碎屑和炭屑等定向分布显层；粘土、长石、石英与方解石混积，局部方解石富集，多呈透镜状分布，长石、石英多呈分散状分布；见大量生物碎屑定向分布，以介形虫为主，球粒状黄铁矿较多，多呈团块状分布；陆源碎屑含量高于碳酸盐矿物含量.有机碳丰度高，多在2%~4%之间，多呈分散状富集.
2.7 含有机质层状膏质泥岩
岩心颜色随组分变化差异较大，石膏呈浅灰色，形态各异，大小不一，泥质呈暗色，可见隐约的层理.薄片下，成层性不明显，主要通过膏岩的定向分布来显层，石膏晶粒间常见白云岩晶粒；长石、石英含量相对较高，特别是长石含量较高，以斜长石为主，多呈分散状分布于粘土；粘土、石英和长石含量高于石膏和白云石含量.有机碳含量较低，绝大部分都小于2%.
2.8 含有机质块状泥岩相
岩心颜色呈灰色，层理不发育，多呈块状结构，见变形层理、交错层理和生物扰动构造.薄片下，泥质、粉砂及泥晶碳酸盐矿物混杂堆积，砂质含量高，颗粒棱角明显，磨圆度低；粘土矿物和石英含量高，平均含量分别为47.7%、26.7%，碳酸盐矿物含量低，平均含量为11.7%；见浅水环境的贝壳、虫迹（图 1c），表明该套沉积为泥质浊流的产物.
3. 岩相组合
断陷湖盆复杂多变的沉积环境，一定程度上控制着泥页岩细粒混积沉积岩相类型和组合方式.
3.1 岩相主控因素
东营凹陷沙四上亚段细粒混积岩组构与沉积环境相关系分析结果表明，组分主要受控于古物源和古水深，有机质丰度主要受控于古盐度和古水深，沉积构造主要受控于古水深和古物源，碳酸盐结构主要受控于古氧化还原性和古盐度.
3.1.1 岩石组分主控因素
受古物源和古水深的影响，东营凹陷沙四上亚段泥质组分主要分布在浅湖区陆源粗碎屑边缘带和深洼区，碳酸盐组分主要分布在半深湖区.浅湖区陆源碎屑物源供给充分，与粗碎屑一起带入的粘土、石英、长石等细粒组分在粗碎屑沉积后，仍以层间流形式向湖区继续迁移，随着水体能量逐渐下降，最终以机械作用的形式沉降下来，在浅湖区粗碎屑边缘呈成带状分布；断陷湖盆深湖区靠近陡坡带，陡坡带山高水急，水动力强，水体的携载能力强，且有不同方向不同性质的水体汇入，往往导致大量粘土物质呈絮凝状沉积，富集在深湖洼陷带（图 5）；半深湖区，由于浅湖区和深湖区（季节性水体交换）带来的营养物质丰富，水体安静、清澈，阳光充足、生物通常呈季节性爆发生长（图 1e），生物化学作用强，碳酸盐类矿物明显富集（Shiah et al.，2000）.
图 5 泥页岩细粒沉积作用Fig. 5. The process of fine-grained deposition of fine-grained mud shale3.1.2 有机质丰度主控因素
古盐度和古水深一定程度上影响着有机质生产力和保存条件，控制着有机质丰度及分布，有机质高值区往往位于咸水-半咸水水深相对较深处（图 6）.咸水-半咸水湖营养元素富集，这将为大量浮游生物的繁盛提供了营养保证，通常情况下，咸水湖泊生产力较高，东营凹陷沙四上亚段咸水段发现大量颗石藻、沟鞭藻纹层是最好的例证（李国山等，2014），卢宗盛等对东营凹陷沙四上亚段咸水烃源岩生产力水平进行了估算，认为该套烃源岩古生力高，大约为1 114~4 102 g·C/m2/a，高于盐水阶段蓝细菌、硫酸盐还原菌等微生物的古生产力（1 000 g·C/m2/a）和淡水阶段藻类、介形虫、湖底造迹生物、鱼类等生物生产力（300~400 g·C/m2/a）（内部资料）；另外，咸水-半咸水湖易形成盐度分层，水深区底层水体含氧量低，往往处于还原状态，有利于有机质的保存，最终表现为古盐度高值区与有机质富集区一致的特点.
图 6 东营凹陷沙四上2层组沉积期古水深、古盐度、有机质含量等值线及沉积构造分布Fig. 6. Paleodepth, paleosalinity, organic matter content contour map and sedimentary structure distribution map of Shasi upper 2 Formation in Dongying depression3.1.3 沉积构造主控因素
受物源供给和水深影响，纹层主要发育在半深湖区.东营凹陷沙四上亚段泥页岩细粒沉积纹层主要由碳酸盐纹层和富有机质泥质纹层组成，因此，纹层形成的首要条件是碳酸盐岩组分和泥质组分频繁周期性重复供给.浅湖区受陆源碎屑物源控制明显，陆源碎屑物注入高的水下低部位，泥质含量高，水体浑浊，不利于碳酸盐发育，纹层不发育；陆源碎屑输入低的水下高部位，水体清澈，碳酸盐岩相对富集，但泥质含量低，纹层亦不发育.深湖区多方向水体汇集，水体稀释作用强（王勇等，2019），碳酸盐组分亦不富集，也不利于纹层发育.半深湖区受季节性气候控制明显，夏、秋季生物-化学作用形成的碳酸盐组分在生物-化学絮凝作用下沉积，冬、春季粘土、长石、石英等陆源碎屑组分在机械絮凝作用下沉积，往往形成受季节控制的碳酸盐岩纹层和泥质纹层频繁互层的纹层状岩相（图 6）.
3.1.4 碳酸盐结构主控因素
古盐度和古氧化还原性一定程度上影响着水介质的溶解性，进而控制了碳酸盐结构特征.细粒混积岩中的碳酸盐组分多为藻类光合作用不断从水中萃取CO2，导致水体CO32-浓度升高，与湖水表层携带的Ca2+相互作用的产物（王勇等，2017）.通常情况下，高盐度水体CO32-和Ca2+离子浓度高，利于细微晶碳酸盐沉积沉淀，咸湖湖底古细菌和硫酸盐还原细菌共同新陈代谢（纹层状微细晶碳酸盐发育段发育大量的薄层状或团块状膏岩），提高了水体环境的pH，为湖底碳酸盐颗粒保存提供条件（程星，2000），最终导致碳酸盐多以纹层状细微晶方式产出.当水体加深，盐度降低，水体稀释，水体中CO32-和Ca2+离子浓度降低，不利于细微晶碳酸盐晶粒保存，往往会发生溶蚀，最终多以泥晶纹层状或泥晶层状产出.
3.2 沉积环境控制下的岩相组合特征
3.2.1 半湿润少物源浅湖强还原性盐水环境岩相组合
该环境主要发育膏盐、含有机质层状膏质泥岩、含有机质层状灰质泥岩、含有机质层状泥质灰岩岩相组合（图 3）.整体上，该环境下发育的沉积序列为底部是膏盐岩夹含有机质层状膏质泥岩，向上依次演化为含有机质层状泥质灰（云）岩与含有机质层状灰（云）质泥岩互层、富有机质层状泥质灰（云）岩与富有机质层状灰（云）质泥岩互层.由于浅水盐湖环境不利于多种类生物繁殖，主要以细菌类微生物为主，有机质丰度整体偏低，以含有机质岩性为主.
3.2.2 半湿润少物源半深湖强还原性咸水环境岩相组合
该环境主要发育富有机质层状微晶泥质灰岩、富有机质层状灰质泥岩、富有机质纹层状微晶泥质灰岩和富有机质纹层状灰质泥岩相组合（图 3）.整体上，该环境下发育的沉积序列从下至上依次富有机质层状泥质云岩相（很薄，厚度一般在10 cm左右）、富有机质层状泥质灰岩与富有机质层状灰质泥岩相互层、富有机质纹层状泥质灰岩和富有机质纹层状灰质泥岩相互层.由于多期幕式动荡咸水环境提供了大量可溶性无机碳，为碳酸盐大量结晶沉淀与保存奠定了基础，碳酸盐结晶程度高，大多呈细微晶结构.
3.2.3 半湿润少物源半深湖强还原性半咸水环境岩相组合
该环境主要发育富有机质水平泥晶纹层泥质灰岩、富有机质泥晶纹层灰质泥岩相组合（图 3）.整体上，该环境下发育的沉积序列从下至上依次为富有机质层状泥质灰岩相、富有机质纹层状泥晶泥质灰岩与富有机质纹层灰质泥岩相互层.随着水体盐度的降低，碳酸盐晶体发生溶蚀，最终以泥晶纹层状形式产出.
3.2.4 半湿润少物源深湖还原性半咸水环境岩相组合
该环境主要发育富有机质层状泥质灰岩和富有机质层状灰质泥岩岩相组合（图 3）.整体上，该环境下发育的沉积序列从下至上依次为富有机质层状泥质云岩相、富有机质层状灰质泥岩夹富有机质层状泥质灰岩相.由于气候相对干旱，水体较深，气候季节性控制沉积作用弱，以富有机质层状灰质泥岩相为主.
3.2.5 湿润多物源深湖强还原性半咸水环境岩相组合
该环境主要发育富有机质层状泥质灰岩和富有机质层状灰质泥岩岩相组合（图 3）.整体上，该环境下发育的沉积序列从下至上富有机质层状泥质灰岩与富有机质层状灰质泥岩相互层、富有机质层状灰质泥岩夹富有机质层状泥质灰岩相.由于陆源碎屑物源输入量大，水体较深，气候季节性控制沉积作用弱，以层状岩相为主.
3.2.6 湿润多物源深湖还原半咸水环境岩相组合
该环境主要发育富有机质层状泥质灰岩和富有机质层状灰质泥岩岩相组合（图 3）.整体上，该环境下发育的沉积序列从下至上依次为富有机质层状灰质泥岩夹富有机质纹层状泥质灰岩相、富有机质层状灰质泥岩相.随着陆源碎屑物源输入量进一步加大，富有机质层状泥质灰岩相减少.
4. 结论
（1）东营凹陷沙四上亚段细粒混积岩沉积期为封闭性断陷湖盆，决定了沉积环境要素间具有协同演化的特点.整体上，从下至上古气候由半湿润演变为湿润、碎屑物源由少物源演变为多物源、水体由浅水演变为深水、由盐水演变为半咸水、由强还原演变为还原.
（2）建立了基于“岩石组分、沉积构造、灰质结构和TOC丰度”四端元划分方案，实现了复杂细粒混积岩岩相划分，将东营凹陷沙四上亚段泥页岩细粒混积岩划分为纹层状、层状和块状3种20类岩相，主要发育富有机质纹层状泥晶泥质灰岩相、富有机质纹层状微晶泥质灰岩相、富有机质纹层状粗晶泥质灰岩相等8类岩相，各类岩相组构差异较大，各具特色.
（3）泥页岩细粒混积岩组构受沉积环境控制明确，决定了不同沉积环境发育不同的岩相及岩相组合.
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图 1 沉积环境微观照片
a.膏质泥岩，石膏燕尾双晶，Ny1井，3 492.08 m；b.含有机质层状膏质泥岩，盐晶粒，Ny1井，3 492.50 m; c.含有机质块状粉砂质泥岩，贝壳，Ny1井，3 467.08 m；d.超微化石富集层，Ny1井，3 424.29 m
Fig. 1. Photos of sedimentary environment
图 2 孢粉与气候干湿指数关系图（Hk1井）
Fig. 2. Relationship between palynology and climatic dry and wet index (well Hk1)
图 3 东营凹陷沙四上亚段沉积环境与岩相组合
Fig. 3. Sedimentary environment and lithofacies association of the upper Es4, submember in Dongying depression
图 5 泥页岩细粒沉积作用
Fig. 5. The process of fine-grained deposition of fine-grained mud shale
图 6 东营凹陷沙四上2层组沉积期古水深、古盐度、有机质含量等值线及沉积构造分布
Fig. 6. Paleodepth, paleosalinity, organic matter content contour map and sedimentary structure distribution map of Shasi upper 2 Formation in Dongying depression
表 1 东营凹陷细粒混积岩岩相类型划分方案
Table 1. Classification scheme of fine-grained mixed rock facies in Dongying depression
岩相类型 岩石组分 碳酸盐岩晶粒大小 沉积构造（纹层厚度） 有机质丰度（TOC） 富有机质纹层状泥岩 Vsh≥75% < 4 μm < 1mm ≥2% 富有机质纹层状灰质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vca < 50% 有机质纹层状云质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vdo < 50% 富有机质纹层状泥晶泥质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsh < 50% 富有机质纹层状微晶泥质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsh < 50% ≥4 μm， < 30 μm 富有机质纹层状微晶泥质云岩 Vdo≥50%，25≤Vsh < 50% 富有机质纹层状粗晶泥质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsh < 50% ≥30 μm 富有机质层状灰质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vca < 50% < 4 μm ≥1mm 富有机质层状泥质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsh < 50% 富有机质块状泥岩 Vsh≥75% 纹层不发育 含有机质纹层状粉砂质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vsa < 50% < 1mm < 2% 含有机质纹层状灰岩 Vca≥75% ≥4 μm， < 30 μm 含有机质层状砂质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vsa < 50% < 4 μm ≥1mm 含有机质层状云质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vdo < 50% 含有机质层状膏质泥岩 Vsh≥50%，25≤Vgy < 50% 含有机质层状砂质灰岩 Vca≥50%，25≤Vsa < 50% 含有机质层状泥质云岩 Vdo≥50%，25≤Vsh < 50% 含有机质块状泥岩 Vsh≥75% 纹层不发育 含有机质块状灰岩 Vca≥75% 含有机质块状云岩 Vdo≥75% 注：Vsh.泥质含量；Vca.灰质含量；Vdo.云质含量；Vsa.砂质含量. 
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