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沉积岩中地球化学元素和沉积有机质的组成和分布受沉积环境、气候条件等多种因素的影响，不同的地球化学元素的丰度和类型、沉积有机质的组成在不同的气候环境中具有不同的表现，为古环境、古气候的演化提供可靠信息，具有重要的示踪作用（邓宏文等，1993; Sageman et al.，2003; Scheffler et al.，2006; 罗情勇等，2013; Meinhold et al.，2013; 黄云飞等，2017; 付金华等，2018）。
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众多学者研究指出，中—晚二叠世是中亚造山带东部构造演化的一个重要转折点，涉及古亚洲洋闭合、板块碰撞、沉积环境剧变等地质事件（张永生等，2013; Wang et al.，2015; 赵英利等，2016; 朱俊宾等，2017; Pei et al.，2018; Song et al.，2018; 李锦佚等，2019），其中晚二叠世也是地球转变为温室气候的重要时期（黄云飞等，2017; Zhang et al.，2022）。目前，关于东北地区晚古生代具体层位的沉积环境仍存在不同观点，例如林西组。翟大兴等（2015）、黄清华等（2019）利用林西官地沉积岩古生物、构造与岩相、元素地球化学等资料得出上二叠统林西组以强还原的海相沉积为主; 张永生等（2013）、田树刚等（2016）在林西官地—翟家沟剖面、阿鲁科尔沁陶海营子剖面上二叠统发现海相化石，提出晚二叠世区域整体处于正常的海槽环境; 董清水等（2020）基于阿鲁科尔沁林西组岩性、古生物、微量元素等综合研究认为，林西组沉积时期应为缺氧或贫氧的淡水湖泊环境; 李树才等（2019）认为内蒙古林西官地上二叠统林西组为陆相河湖沉积; 余和中等（2001）认为松辽盆地及周边地区林西组早期为海相沉积，晚期为海陆交互相碎屑岩沉积。上述观点不一致可能归因于研究对象多以岩石露头和实测剖面为主，岩石露头经历了长期的风化作用、蚀变作用、变质作用等，其地球化学性质受到一定程度的影响（Peters et al.，2005; 余川等，2020）; 其次是露头样品分布较分散，林西官地、阿鲁科尔沁旗、扎鲁特旗等地区均位于松辽盆地西斜坡及周缘，区域上沉积环境体现整体性，但局部也会存在差异。基于此，对钻孔中连续沉积的中—上二叠统岩芯样品开展古沉积环境演化研究，能够从时间尺度上认识哲斯组、林西组的沉积环境变化特征，为大兴安岭南部中—晚二叠世的古沉积环境演化研究提供重要的基础资料。
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大兴安岭南部地区晚古生代沉积环境研究主要以元素地球化学、古生物等资料为主，一直缺少沉积岩有机地球化学方面的资料。沉积有机质中含丰富的生物标记物，其独特的特征和稳定的结构具有溯源意义，被广泛应用于指示生源输入、母质类型、沉积环境、气候条件等方面（Moldowan et al.，1985; Yuan et al.，2017; Baydjanova et al.，2019; 何大双等，2020），在油气地球化学领域也得到了广泛且成功的应用（卢双舫等，2017）。由于地质条件的复杂性，每个地球化学参数都有其不确定性或适用范围，而多指标综合分析有助于获得更加准确的古环境信息。因此，结合元素地球化学资料和沉积有机地球化学资料，能够增加古沉积环境演化研究的可靠性。泥岩作为沉积环境分析的有效载体，其有机质组成及比值变化能够反演当时的水体环境、氧化还原条件及气候变化等。大兴安岭南部晚古生代泥岩广泛发育，其中林西组是重要的生烃层位，哲斯组也发育较好的泥页岩层。陈树旺等（2019，2020，2021）通过大兴安岭中南部—松辽盆地西斜坡区油气基础地质调查工作，提出上古生界林西组、哲斯组是有利的生烃层系，其中林西组是北方新层系调查研究的重要方向。因此，利用该地区二叠系林西组和哲斯组沉积岩开展古沉积环境研究，对松辽盆地深层油气勘探具有一定的指导意义。
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松辽盆地西斜坡蒙科地1井中钻遇了连续沉积的中—上二叠统，保存有丰富的地质记录，为研究大兴安岭南部中—晚二叠世古沉积演化特征提供了有利条件。本文采用元素地球化学和有机地球化学相结合的方法，对松辽盆地西斜坡蒙科地1井中—晚二叠世沉积时期的水体性质、古盐度、古氧化还原性、古气候条件等进行研究，旨在揭示区域中—晚二叠世古沉积环境演化特征，为大兴安岭南部深部油气勘探提供一定的参考依据。
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1 区域概况
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大兴安岭南部—松辽盆地西斜坡地处华北板块和西伯利亚板块所夹持的中亚造山带东段，构造单元属性上处于索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带的北侧，地理位置位于内蒙古自治区东部（图1）。研究区内晚古生代二叠系、中生代侏罗系、白垩纪火山碎屑岩及火山熔岩广泛出露，地质构造复杂，蕴含丰富的矿产资源（煤、金、铜、铅及石油等，内蒙古自治区地质矿产局，1991）。区域二叠系整体呈宽缓褶皱出露，褶皱轴向NE，发育地层由老至新依次为:大石寨组、哲斯组、林西组，其中哲斯组与林西组野外出露面积较广，且连续性较好，尤其以索伦、克旗及林西地区最为典型。下二叠统大石寨组主要为一套海相火山岩，由下至上形成一套火山喷发—沉积韵律，向上熔岩比例逐渐减少，碎屑岩、碳酸盐岩组分增多，总体显示火山作用由强变弱的特征。中二叠统哲斯组为一套典型的海相沉积，其下段为灰岩，中段发育砂页岩夹灰岩，而上段为砂砾岩夹灰岩，盛产著名的哲斯动物群化石，与下伏大石寨组呈角度不整合接触。上二叠统林西组是区内重要的岩石地层单位，分布于西拉木伦河以北，呈北东向展布，沉积厚度可达3000~5000 m（翟大兴等，2015），林西组建组剖面为林西官地县，地层出露最为齐全。林西组多以整合形式覆盖于哲斯组之上，局部呈低角度不整合接触（和政军等，1997）。
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2 样品与实验
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2.1 样品采集
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蒙科地1井位于松辽盆地西部斜坡高力板凹陷，具体位置见图1，井深为1800 m，钻遇地层为下二叠统大石寨组，未钻透。蒙科地1井地层划分依据沈阳地质调查中心内部资料❶。根据蒙科地1井钻遇地层情况和岩性组合特征，可分为2段，深度0~322.15 m层段岩石固结较差，较为疏松，为中—新生代地层。上部为灰黑色、灰绿色泥岩、泥质粉砂岩，夹少量灰绿色砂岩及紫红色泥岩夹层，灰黑色泥岩中见大量介形虫化石，为嫩江组; 下部为以砖红色为主色调的泥岩、砂岩及砾岩组合，为泉头组（图2）。深度322.15~1300 m层段为一套黑色、灰黑色、灰绿色砂岩、粉砂岩、泥岩组合，夹多层火山岩，岩石较为致密坚硬（陈树旺，2019），此深度段对应中—上二叠统，三叠系和侏罗系缺失，中二叠统哲斯组底界深度为1320 m。对蒙科地1井进行间隔采样，采样深度为365~1290 m，采集样品共计35个，岩性主要为灰黑色粉砂质泥岩、黑色泥岩、灰黑色泥质粉砂岩、灰色砂岩等，其中23个岩样属于上二叠统林西组，编号为MKD1~MKD23，另外12个样品属于中二叠统哲斯组，编号为MKD24~MKD35。
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图1 东北构造区划图（a）及松辽盆地西斜坡及周缘地质图和蒙科地1井位置（b）
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Fig.1 Division of tectonic units in NE China (a) and regional geological map of the study area and location of the MKD1 well (b)
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XXS—新林-喜桂图缝合带; HHS—贺根山-黑河缝合带; MYS—牡丹江-依兰缝合带; SXCYS—索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带
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XXS—Xinlin-Xiguitu suture zone; HHS—Hegenshan-Heihe suture zone; MYS—Mudanjiang-Yilan suture zone; SXCYS—Suolun-Xilamulun-Changchun-Yanji suture zone
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2.2 元素分析
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35个岩芯样品均进行主量和微量元素测试分析。样品无污染粉碎至200目后进行分析。主量元素采用AxiosmAX X射线荧光光谱仪（XRF）分析，精度优于1%~3%; 微量和稀土元素采用NexION300D电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）分析，相对标准误差小于5%。主量元素的分析标准为DZ/T0223—2001和GB/T14506.28—2010，检测限为1×10-6~10×10-6。微量和稀土元素的分析标准为GB/T14506.30—2010，检测限为1×10-9~1×10-6。元素分析测试由核工业北京地质研究院完成。主量元素和微量元素测试数据见表1和表2。
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2.3 GC-MS分析
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选择26个泥岩或粉砂质泥岩样品进行气相色谱-质谱（GC-MS）测试分析。将采集的样品风干后进行研磨，然后置于索式抽提中连续抽提72 h，获得的可溶有机质加入活性铜去除单质硫，然后用硅胶氧化铝柱（硅胶∶氧化铝为4∶1）进行柱色层分离，依次得到饱和烃、芳烃、非烃和沥青质组分，其中饱和烃和芳烃组分由安捷伦公司生产的气相色谱-质谱联用仪（6890N/5995MSD，GC-MS）进行测试。GC-MS测试条件为:色谱柱为HP-55熔融石英毛细管柱（30 m×0.25 mm×0.25 μm），进样口温度 310℃，连接线温度:280℃，柱起始温度50℃，以15℃/min升至100℃，以4℃/min升至300℃，恒温20 min; 载气为氦气，不分流进样，恒流模式，柱流速1 mL/min; 质谱分析采用EI电离方式，离子源温度310℃，扫描方式为全扫描和选择离子扫描。
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3 古水体性质
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开展分析前需要对元素测试数据进行有效性分析。样品测试结果有效可靠是恢复古沉积环境的前提条件，成岩期后的蚀变作用会影响数据判断沉积环境的准确性。大量研究表明，后期成岩作用、蚀变作用容易造成沉积物中Sr流失和Mn富集，一般Mn/Sr比值小于 10，表明样品未遭受强烈蚀变（严兆彬等，2005; 樊钰超等，2020）。蒙科地1井35个样品的Mn/Sr值最大值为10.76，最小值为1.04，平均值为3.76，表明沉积岩样品受后期成岩蚀变作用影响较小，能够保持原有特征，分析结果具有一定的代表性。
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图2 松辽盆地西斜坡蒙科地1井综合柱状图及样品采集位置（蒙科地1井地层划分参考沈阳地质调查中心内部资料，2020❶）
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Fig.2 Synthetical stratigraphic column of the well MKD1 in the western slope of Songliao basin (the stratum division of well MKD1 is based on internal documents from Shenyang Geological Survey Center, 2020❶)
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3.1 古盐度
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古盐度是古代沉积物中水体盐度的记录，是分析地质历史中沉积环境特征的重要信息（Moldowan et al.，1985; 张立平等，1999; 张天福等，2016; 王峰等，2017）。微量元素Sr的含量可以定性判断沉积介质的古盐度（许中杰等，2009）。蒙科地1井中Sr含量由下至上降低，剖面顶部Sr含量最低为92.2×10-6，表明中—晚二叠世沉积水体的咸度逐渐降低。Sr/Ba比值常作为沉积物沉积时水体盐度的判定指标，当Sr/Ba＞1.0为海相咸水环境，Sr/Ba＜1.0为偏淡水的内陆沉积环境，其中0.6~1.0为半咸水相，小于0.6为微咸水相。蒙科地1井哲斯组样品Sr/Ba值以大于1.0为主，体现为咸水环境，偏海相沉积，林西组下部样品Sr/Ba值多大于1.0，偏海相环境，林西组中上部Sr/Ba值基本小于1.0，体现淡水—微咸水海陆过渡相沉积环境（图3）。Th/U值可以作为判识海陆相沉积的指标，一般而言，Th/U＞7为陆相淡水环境，2~7为微咸水—半咸水沉积环境，小于2指示海相咸水环境。林西组样品Th/U值介于1.4~3.2之间，平均值为2.2，与深度无明显对应关系; 哲斯组样品Th/U值分布范围 1.5~4.4，由下至上该值逐渐增大，体现沉积水体的咸化度逐渐降低。
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根据沉积岩中MgO的亲海性和Al2O3的亲陆性特征，可以建立镁铝比值b（b=MgO×100/Al2O3）判断水体的盐度（许中杰等，2009; 陈小军等，2011），一般淡水沉积环境b＜1，陆海过渡性沉积环境b值为1~10，海水沉积环境b值为10~500，陆表海或潟湖碳酸盐岩沉积环境b＞500。蒙科地1井哲斯组样品b值大于10，林西组样品b值大于10为主，部分样品b值介于1~10之间，体现了中—晚二叠世早期以海相沉积环境为主，至晚二叠世晚期出现海陆过渡相沉积环境。
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沉积有机质伽马蜡烷指数（伽马蜡烷与C30藿烷的比值）与沉积水体的盐度具有正相关关系。通常伽马蜡烷指数＜0.2指示淡水沉积环境，伽马蜡烷指数＞0.2反映半咸水—咸水沉积环境，伽马蜡烷指数越大，水体盐度越高（张立平等，1999; Yuan et al.，2017）。蒙科地1井样品中伽马蜡烷指数介于0.13~0.41（表3），平均值为0.22，与深度无明显相关性，个别样品中没有检测到伽马蜡烷的存在，反映中—晚二叠世沉积时期水体较浅，为半咸水沉积环境或过渡相微咸水—淡水沉积环境。
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注:N表示球粒陨石标准化后的值（Boynton，1984）; δEu =2×EuN/（SmN+GdN），δCe =2×CeN/（LaN+PrN）.
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图3 松辽盆地西斜坡蒙科地1井岩样Sr/Ba 与Th/U相关关系图
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Fig.3 Correction graph of Sr/Ba and Th/U of rock samples from well MKD1 in the western slope of Songliao basin
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3.2 古氧化还原环境
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利用变价元素（U、V、Mo、Cu、Fe等）在不同氧化还原状态下的赋存状态和富集含量的差异，可以推断沉积物沉积时期水体氧化还原状态的变化（Hatch et al.，1992; Brumsack，2006; Tribovillard，2006; 张天福等，2016）。V/（V+Ni）可作为判断沉积介质氧化-还原环境的指标，当V/（V+Ni）＞0.54，属于还原环境，V/（V+Ni）＜0.46，属于氧化环境。蒙科地1井岩样V/（V+Ni）以大于0.46为主（图4），林西组上段样品V/（V+Ni）值由下至上呈降低趋势，体现晚二叠世以来沉积水体的氧化程度逐渐增加，偏海陆过渡相沉积环境。沉积岩中一些稀土元素的富集或亏损程度也常被用于指示沉积时的水化学条件，如Eu和Ce等稀土元素。Elderfield et al.（1981）提出铈异常指数（Ceanom）用于判断古水质的氧化还原条件，认为Ceanom＞-0.1表示Ce富集，水体表现为缺氧的还原环境; Ceanom＜-0.1表示Ce亏损，水体表现为氧化环境。蒙科地1井岩样Ceanom介于-0.15~0.04之间，平均值为-0.04，哲斯组及林西组下部样品的Ceanom值大于-0.1，说明该时期为缺氧的海相沉积环境，而林西组上部部分样品Ceanom小于-0.1，表明晚二叠世晚期沉积水体的性质由偏还原性向弱氧化性转变。
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图4 松辽盆地西斜坡蒙科地1井岩样V/（V+Ni）、Ceanom、Pr/Ph、甾烷/藿烷和OF/SF分布
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Fig.4 Distributions of V/ (V+Ni) , Ceanom, Pr/Ph, steriods/hopanes and OF/SF of rock samples from well MKD1 in western slope of Songliao basin
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氧化还原环境是沉积岩中有机质富集和保存的重要影响因素。通常，沉积有机质在氧化的水体环境中容易遭受氧化和降解，而还原的水体环境有利于有机质的富集和保存（Pedersen et al.，1990; Sageman et al.，2003; Peters et al.，2005）。植烷系列中，姥鲛烷（Pr）和植烷（Ph）比值是常用的判识氧化还原环境的生物标记化合物参数，Pr/Ph＜0.5为强还原环境，0.5＜Pr/Ph≤1.0为还原环境，1.0＜Pr/Ph≤2.0为弱还原—弱氧化环境，Pr/Ph＞2反映氧化环境（卢双舫等，2017）。蒙科地1井岩样可溶有机质Pr/C17和Ph/C18交汇图中（图5），样品点基本落在混合相至海相区域内，整体以还原环境为主，部分样品体现出弱氧化—还原沉积环境。Pr/Ph介于0.33~1.12之间，主要表现为还原环境，林西组上部Pr/Ph由下至上逐渐增大，说明沉积环境向海陆过渡相转变。一般来说，高甾烷含量和高甾烷/藿烷比值（≥1.0）指示海相有机质输入，有机质主要来源于浮游生物和底栖藻类，而低甾烷含量和低甾烷/藿烷比值更多地指示陆生或经微生物改造的有机质（Peters et al.，2005; 卢双舫等，2017; Baydjanova et al.，2019）。蒙科地1井岩样的甾烷/藿烷比值介于0.37~1.42，由下至上该值降低，林西组上部样品具有偏低的甾烷/藿烷比，说明哲斯组和林西组下部样品的沉积有机质主要为海相生物或藻类来源，林西组上部样品沉积有机质的形成可能与陆生生物或微生物作用有关。三芴系列化合物组成中，强还原环境下以硫芴（SF）为主，氧化—弱还原条件下则以氧芴（OF）为主（Moldowan et al.，1985; Hughes et al.，1995; 陈文彬等，2018）。蒙科地1井岩样中氧芴/硫芴（OF/SF）最小值出现在剖面下部，林西组样品OF/SF比值明显高于哲斯组，且林西组上部样品OF/SF值由下至上明显增大，说明区域中二叠世以海相还原环境为主，至晚二叠世向氧化—弱还原的海陆过渡相环境转变。
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图5 松辽盆地西斜坡蒙科地1井沉积岩有机质 Pr/C17-Ph/C18关系图
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Fig.5 Correction graph of Pr/C17 and Ph/C18 of organic matter of rock samples from well MKD1 in the western slope of Songliao basin
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4 古气候判识
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不同气候环境下沉积物的元素富集特征存在一定差异，根据各元素的沉积环境特征，通过对沉积物中CaO、MgO、Al2O3、K2O等常量元素和Sr、Ba、Rb等微量元素分析，利用Sr/Cu和Rb/Sr比值、化学蚀变指数CIA、古气候指数C值等，综合分析蒙科地1井中—晚二叠世沉积期的古气候环境。
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Sr/Cu比值是判断气候温湿和干热的重要指标。通常，Sr/Cu比值为1.3~5.0指示温湿气候，大于5.0则指示干热气候（Scheffler et al.，2006; 王峰等，2017; 祁帅帅等，2020）。哲斯组样品具有相对较高的Sr/Cu比值，介于2.3~18.2，平均值为9.3，样品点较分散，林西组样品Sr/Cu值介于1.8~13.2，平均值为5.6，由下至上呈明显降低趋势（图6），说明中二叠世主要体现偏干热环境，存在气候波动，晚二叠世逐渐向温湿气候转变。Rb在风化作用中相对稳定，而Sr则较易发生淋失。气候湿润时，由于降水较多，风化较强烈，导致Sr部分淋失，从而使Rb/Sr比值升高; 在气候干旱时，降水较少，风化程度相对降低，母岩中残留更多的Sr，从而使Rb/Sr比值相对降低。因此，Rb/Sr高值指示湿润气候，Rb/Sr低值指示干旱气候（付金华等，2018; 王琳霖等，2018）。蒙科地1井岩样Rb/Sr比值由下至上逐渐增加，特别是林西组上部样品Rb/Sr比值偏大，说明晚二叠世以来区域气候由干热转向湿润，期间存在多次干热—温湿交替变化。
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通常，岩石风化作用强度与气候环境存在直接关系。在暖湿气候下风化作用相对较强，而干冷气候风化作用较弱。Nesbitt et al.（1982）提出的化学风化指标CIA，其化学式为CIA=Al2O3/（Al2O3+CaO*+Na2O+K2O），其中CaO*指硅酸盐中的CaO，即全岩中的CaO扣除化学沉积的CaO摩尔分数。CIA值越大，风化强度越大。CIA值介于50~65，属于低等风化程度，反映寒冷干燥的气候环境; CIA值介于65~85，属于中等风化程度，反映温暖湿润的气候环境; CIA值介于85~100，属于强烈风化程度，反映炎热潮湿的气候环境（黄云飞等，2017; 雷开宇等，2017）。蒙科地1井岩样CIA值介于50~80之间，平均值为63.2（图6），属于低等—中等风化程度，哲斯组样品CIA值分布较分散，反映该时期气候不稳定，期间存在干冷—暖湿交替变化，林西组样品CIA值由下至上逐渐增加，体现晚二叠世以来气候逐渐向温暖潮湿转变，700 m处CIA值明显减小，说明该时期气候变化相对明显。
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图6 松辽盆地西斜坡蒙科地1井岩样Sr/Cu、Rb/Sr、CIA和古气候指数C值分布
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Fig.6 Distributions of Sr/Cu, Rb/Sr, CIA and paleoclimate index C of rock samples from well MKD1 in the western slope of Songliao basin
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湿润气候型元素（Fe、Mn、Cr、V、Co、Ni）和干旱气候型元素（Ca、Mg、Sr、Ba、K、Na）的迁移和分配规律，均与古气候密切相关，利用这两类元素的比值计算得出古气候指数C（C=Σ（Fe+Mn+Cr+V+Co+Ni）/Σ（Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na）），从而对古气候变化进行定量分析（关有志，1992; 陈骥等，2015）。当C＞0.80，指示温湿气候; 0.60＜C≤0.80，指示半温湿气候; 0.40＜C≤0.60，指示半干热—半温湿气候; 0.20＜C≤0.40，指示半干热气候; C≤0.20，指示干热气候。蒙科地1井岩样C值介于0.20~1.75，平均值为0.70。中二叠世样品C值介于0.2~1.2，平均值为0.60，样品点较分散，说明中二叠世哲斯组沉积时期气候不稳定，但整体属于偏干热的气候环境，存在半干热—半温湿气候交替。林西组样品C值以大于0.60为主，从下至上C值逐渐增大，说明晚二叠世以来气候由半干热逐渐向半温湿转变。由图6可知，蒙科地1井岩样C值与CIA值具有较好的相关关系，相关系数达到0.70，说明利用C值和CIA判断古气候具有一定的可靠性。
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5 古沉积环境演化
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蒙科地1井中—上二叠统在沉积过程中古气候、古水深、古盐度、古氧化还原条件等方面都存在周期性变化。由古沉积环境综合分析柱状图（图7）可知，研究区中—晚二叠世期间存在多次明显的沉积环境交替变化。中二叠世哲斯组沉积环境以半咸水—咸水海相环境为主，气候相对不稳定，存在多次气候波动，其中中二叠世ZSI晚期—ZSII早期较为明显，该时期沉积水体变浅，水体还原性减弱，气候由干热向偏温湿转变，具有较高的古生产力水平和总有机碳含量（TOC）。中二叠世ZSII沉积期属于海相沉积环境，水体还原性和盐度均增大，气候向干热气候转变，存在干热—温湿气候波动。
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晚二叠世早期（LXI沉积期）属于微咸水—半咸水海相沉积，沉积水体盐度降低、还原性减弱、水体变浅，该时期气候由偏干热向温湿转变，形成的有机质具有中等—较高丰度。晚二叠世LXII沉积时期存在1次气候环境波动变化，水体盐度先减小后增大，水体氧化性逐渐增强，气候转为温湿后逐渐向干热转变，晚二叠世LXII中期沉积水体表现为相对较低的盐度和还原性，气候偏温湿，对应的TOC值较高，但古生产力水平中等，说明古生产力不是影响TOC的主要因素。晚二叠世LXIII沉积期沉积环境由微咸水浅水海相向淡水—微咸水海陆过渡相或湖相转变，整体体现水体变浅、盐度降低、氧化性增强的特征，气候环境偏温暖湿润，该时期水生生物富集，具有较高的古生产力，对应的TOC值较高。
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基于上述分析，本文进一步研究了蒙科地1井中—晚二叠世泥岩的TOC与古沉积环境参数之间的关系，发现泥岩的TOC分布与古氧化还原性指标、古气候指标均存在较好的关联性。由图8可知，TOC值与V/（V+Ni）、Sr/Cu均表现出负相关性，与Pr/Ph、CIA和古气候指数C表现出正相关性，与图7中TOC与各个古沉积环境参数的变化趋势相吻合。图8中TOC与古盐度指标Sr/Ba的相关性不明显，但图7中TOC与Sr/Ba表现出一定的负相关性。由此可知，研究区有机质形成和富集与沉积水体的古盐度、古氧化还原性和区域古气候是密切相关的。同时，作为沉积时期初级生产力的重要记录者，古生产力状况也受到古沉积环境的影响（罗情勇等，2013）。当沉积水体氧化性较强、盐度偏低，区域气候环境偏温暖湿润，此时海洋生物或水生生物等十分聚集，区域具有中等—较高古生产力水平，该环境条件下形成和富集的有机质属于“生产力模式型”。
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6 对油气富集和油气藏形成的启示
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资料显示在内蒙古东北部大兴安岭的大部分地区均缺失三叠系，杨兵（2014）、周建平（2015）研究指出大兴安岭地区三叠纪地层的大面积缺失是由于该地区遭受后期的大规模构造抬升作用，仅有少数得以保留，形成如今三叠纪地层零星分布的特点。在林西官地、巴林左旗等地发现的早三叠世孢粉化石、介形虫化石等指示区域存在下三叠统沉积（和政军等，1997; 杨兵等，2014）。郑月娟等（2013）、陈树旺等（2020）在大兴安岭南部巴林右旗发现了二叠系—三叠系界线在幸福之路组内部，二者为整合接触，且幸福之路组为典型的陆相红层沉积。蒙科地1井位于松辽盆地西斜坡，地表被第四系厚层沉积覆盖，且三叠系、侏罗系缺失，元素地球化学和有机地球化学结果均表明区域晚二叠世晚期由浅海相逐渐向海陆过渡相转变，至三叠纪、侏罗纪时期，区域处于大规模构造抬升阶段，海陆过渡相环境转变为陆相沉积，故推断早三叠纪为陆相沉积时期，与前人研究结果吻合。
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图7 松辽盆地西斜坡蒙科地1井中—晚二叠世沉积环境综合分析柱状图
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Fig.7 The synthesis column map of sedimentary environment for the Middle to Upper Permian rocks of well MKD1 in the western slope of Songliao basin
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图8 松辽盆地西斜坡蒙科地1井中—上二叠统泥岩TOC与古沉积环境参数相关关系图
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Fig.8 Correction graphs between TOC and paleo-sedimentary parameters for the Middle to Upper Permian rocks of well MKD1 in the western slope of Songliao basin
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根据蒙科地1井中—晚二叠世沉积环境综合分析柱状图（图7），中二叠世整体呈现海相沉积环境，但中二叠世中期（ZSI晚期—ZSII早期）气候相对不稳定，存在一次明显的沉积环境变化，表现为低咸度、弱还原性、相对浅的水体和半温湿—温湿的气候环境，此时海洋生物富集，水体古生产力水平较高，对应的TOC值偏高，说明中二叠世ZSI晚期—ZSII早期沉积环境有利于形成高丰度的有机质。晚二叠世LXI沉积晚期，表现为水体较浅、咸度降低、弱还原性的海相沉积环境，气候偏温湿条件，此时水体的古生产力较高，该气候环境下形成了丰度较高的有机质，TOC值偏高也证实了这一点。晚二叠世LXII中期存在一次明显的气候环境波动，此时浅海相水体深度逐渐变浅，水体咸度降低、还原性减弱，气候逐渐由干热向温湿转变，该环境下形成的有机质丰度较高。
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研究区中二叠世至晚二叠世古沉积环境发生了明显变化，由海相沉积环境向海陆过渡相转变，晚二叠世末气候逐渐变暖湿，早三叠世以陆相沉积为主。近年来，越来越多的学者对全球范围内典型的海相二叠系—三叠系剖面开展综合研究，认为该时期的生物灭绝和气候突变事件主要与全球气候变暖、海退、地外物体撞击、大面积岩浆活动等有关（Shen Shuzhong et al.，2011; Huang Yunfei et al.，2017; 沈树忠等，2019; Song et al.，2020; Chu et al.，2021; Wu et al.，2021）。Shen Shuzhong et al.（2011）研究指出二叠纪末生物灭绝是全球性的，二叠纪—三叠纪之交生态系统发生了巨大变化。Williams et al.（2012）、MacLeod et al.（2017）分别对悉尼盆地和南非卡鲁盆地二叠纪—三叠纪地层中的生物化石或碳酸盐岩结核进行碳同位素和元素分析，发现二叠纪—三叠纪之交，陆相湖盆气候存在温度升高、气候转为干旱炎热的趋势。郑月娟等（2015）研究指出内蒙古地区二叠纪—三叠纪之交的陆相红层沉积时期气候表现为干燥炎热。研究区晚二叠世气候逐渐向温暖湿热转变，沉积水体呈逐渐变浅趋势，可能与二叠纪—三叠纪之交气候变暖有关。晚二叠世晚期即LXIII沉积期为海陆过渡相环境，水体盐度偏低、还原性减弱、氧化性增强，气候逐渐偏温湿，形成了富含有机质的泥岩和粉砂质泥岩，推测为一套性质较好的烃源岩，故晚二叠世晚期的海陆过渡相沉积环境有利于形成优质烃源岩。
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综上分析可知，中二叠世ZSI晚期—ZSII2早期、晚二叠世LXI晚期、晚二叠世LXII中期、晚二叠世LXIII沉积期偏温暖湿润的气候条件和低咸度、弱还原—偏氧化性的沉积水体环境，有利于形成厚度较大的富有机质烃源岩，为该时期油气富集和油气藏的形成提供了重要的气候环境条件。
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7 结论
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（1）松辽盆地西斜坡区中二叠世以海相沉积环境为主，中二叠世哲斯组沉积时期气候相对不稳定，存在一次明显的气候环境波动，沉积水体由咸水—微咸水—半咸水，水体性质由还原性—偏氧化性—还原性，气候由干热—温湿—干热。
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（2）区域晚二叠世早期为微咸水—半咸水海相沉积，至晚二叠世晚期转变为淡水—微咸水海陆过渡相沉积。LXI沉积晚期、LXII沉积中期、LXIII沉积期表现为水体变浅、咸度降低、还原性减弱，气候由干热转向温湿，与中二叠世哲斯组沉积中期气候环境变化特征相似，此时水体具有较高的古生产力，形成的有机质丰度较高。晚二叠世以来气候逐渐向温暖湿热转变，沉积水体逐渐变浅，可能与二叠纪—三叠纪之交气候变暖有关。
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（3）中二叠世ZSI晚期—ZSII2早期、晚二叠世LXI晚期、晚二叠世LXII中期、晚二叠世LXIII沉积期温暖湿润的气候条件和低咸度、弱还原—偏氧化性的沉积水体环境，有利于形成厚度较大的富有机质烃源岩，为油气富集和油气藏的形成提供了有利的气候环境条件。
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致谢:感谢中国地质调查局沈阳地质调查中心（松辽外围西部盆地群油气基础地质调查）提供宝贵的样品和耐心的指导，感谢方慧教授级高工在成文过程中给与的意见和帮助，感谢两位审稿专家给予的建设性意见，使本文得以完善。
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注释
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❶ 中国地质调查局沈阳地质调查中心.2020. 松辽外围西部盆地油气基础地质调查成果报告.
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摘要
大兴安岭南部—松辽盆地西斜坡晚二叠世古沉积环境一直以来备受争议,关于该地区中—晚二叠世古环境演化方面的研究也鲜见报道。本文采用元素地球化学和有机地球化学相结合的研究方法,对松辽盆地西斜坡蒙科地1井中—晚二叠世古沉积环境演化特征进行综合研究。结果表明,中二叠世为明显的海相沉积,沉积水体相对较深,期间可能存在多次干热—暖湿波动,其中中二叠世ZSI晚期—ZSII早期较为明显,水体性质体现为咸水—微咸水—半咸水,水体还原性—偏氧化性—还原性,气候干热—温湿—干热。晚二叠世早期为微咸水—半咸水海相沉积,至晚二叠世晚期转变为淡水—微咸水海陆过渡相沉积,期间存在两次明显的气候环境波动,与中二叠世哲斯组沉积中期气候环境变化相似,表现为水体变浅、咸度降低、还原性减弱,气候由干热转向温湿。晚二叠世以来气候逐渐向温暖湿热转变,水体逐渐变浅,可能与二叠纪—三叠纪之交气候变暖有关。至三叠纪、侏罗纪时期,区域处于构造抬升阶段,沉积环境由海陆过渡相环境转变为陆相沉积。结合TOC、古生产力指标分析得出,中二叠世ZSI晚期—ZSII2早期、晚二叠世LXI晚期、晚二叠世LXII中期、晚二叠世LXIII沉积期偏湿润的气候条件和低咸度、弱还原—偏氧化性的沉积水体环境,是形成厚度较大、富有机质烃源岩的有利的气候环境条件。
Abstract
The paleosedimentary environment in the Late Permian in the western slope of Songliao basin, southern Great Xing'an Range has always been controversial and little studies were reported on the paleosedimentary environment evolution during the Middle-Late Permian in this area. In this paper, the evolution characteristics of paleosedimentary environment of the Middle-Late Permian sedimentary rocks from well MKD1, in the western slope of Songliao basin, are comprehensively analyzed by elemental and organic geochemistry methods. The results show that the Middle Permian strata was apparently deposited in a marine environment, in relatively deep water. There may have been several dry heat-warm humidity fluctuations during this period, especially from late ZSI and early ZSII2 period of the Middle Permian.The deposition water varied from salty to brackish, and to semi-saline, the environment ranged from reducing to partially oxidizing, while the climate fluctuated between dry heat to warm wet and to dry heat. In the early Late Permian, it was marine deposition with brackish and semi-saline water, and changed to marine-continental transitional deposition with fresh-brackish water in the late Late Permian. During this period, there were two apparent climatic and environmental fluctuations, which are similar to the climatic and environmental alternation in the middle period of the Zhesi Formation-that the water became shallow, the salinity decreased, the water reducibility weakened, and the climate changed from dry and hot to warm and wet. Since the Late Permian, the climate had gradually changed to warm and humid, and the water had gradually become shallower, which may be related to the climate warming during the Permian-Triassic transition.In the Triassic and Jurassic period, the region was in the stage of tectonic uplift, and the marine-continental transitional environment was transformed into continental sedimentation. Combined with TOC and paleoproductivity indicators, it is concluded that the warm and humid climate conditions, low salinity of the water and weak reducing-partial strong oxidizing environment in the late ZSI and early ZSII2 period of the Middle Permian, late LXI period, middle LXII period, and LXIII period of the Late Permian were the favorable climate and environmental conditions for the formation of thick source rocks with high organic matter abundance.
