四川盆地YS112井五峰组—龙一段有机质富集机制研究*

2022-03-30闫嘉启胡晨林田继军石浩程段文刚张喜淳

地质科学 2022年2期

闫嘉启胡晨林田继军石浩程段文刚张喜淳

（1.新疆大学地质与矿业工程学院乌鲁木齐 830017；2.新疆大学，新疆中亚造山带大陆动力学与成矿预测自治区重点实验室乌鲁木齐 830017）

四川盆地奥陶系五峰组—志留系龙马溪组黑色页岩，其厚度稳定、有机质丰度高，为一套优质的海相烃源岩，是页岩气勘探开采的重要层系（腾格尔等，2006；严德天等，2008；李艳芳等，2015；翟刚毅等，2017；Hu et al.，2019；邱振等，2020；袁余洋等，2020）。有机质含量是影响页岩生烃能力的重要因素，且有机质含量与含气量具有良好的正相关性（林俊峰等，2017）。因此，明确五峰组—龙马溪组黑色页岩有机质富集机制，可为页岩气勘探开发提供一定的地质依据。国内外众多学者认为生产力水平、氧化还原条件、相对海平面的变化、气候演化、物源条件的变化、构造运动、火山作用等是制约海相页岩中有机质富集的重要因素（Yan et al.，2012；林俊峰等，2017；何龙等，2019；郭伟等，2021）。但对有机质富集机理还存在争议，一部分学者认为，保存条件（包括水体氧化还原条件及沉积速率）是控制有机质富集的主要因素（Demaison and Moore，1980；Ingall et al.，1993；Canfield，1994）。另一部分学者认为，有机质富集主要受海洋浅表层生物初级生产力控制（Pedersen and Calvert，1990；Sageman et al.，2003；Gallego-Torres et al.，2007；严德天等，2009；何龙等，2019）。还有一部分学者认为，有机质富集是由受这两种因素共同控制的结果（Ross and Bustin，2009；Fu et al.，2014；李艳芳等，2015；张琴等，2018）。然而，现在关于四川盆地页岩中有机质的富集机制问题尚未达成一致。严德天等（2008）指出扬子地区五峰组—龙马溪组黑色富有机质页岩的形成是由于较高初级生产生力、高埋藏率以及黏土矿物在有机质富集保存中的赋存驻留作用共同叠加形成的结果；陈代钊等（2011）认为陆源营养输入增加引发生物产率増加，造成了有机质的富集和保存；张春明等（2012）认为缺氧环境和较缓慢的沉积速率是造成有机质富集的主要因素；吴蓝宇等（2018）认为火山活动提供大量营养物质促进海洋生物大量繁殖，提高海洋生产力，同时火山作用产生的缺氧硫化环境有利于有机质的保存；李季林等（2019）认为有机质含量受生物输入影响，笔石对有机质的富集影响程度较大。本文通过对黑色页岩的岩心、笔石、矿物组分和地球化学指标结合Ce和有机碳同位素特征来探讨五峰组—龙一段有机质富集机制，为下一步该地区页岩气勘探开发提供一定的地质依据。

1 区域地质特征

四川盆地地处我国西南部，西邻松潘—甘孜褶皱带，北邻秦岭海盆，为扬子板块内部一个次级克拉通盆地（聂海宽等，2017；何龙等，2019；葛祥英，2020）（图1a）。早奥陶世扬子地区整体处于陆表海环境下，沉积大套碳酸盐岩。中奥陶世后，由于扬子板块与华夏板块的汇聚作用，扬子板块进入前陆盆地构造演化阶段（尹福光等，2001；万方等，2003）。晚奥陶世—早志留世时期，华夏板块向扬子板块进行俯冲挤压，同时北部的被动大陆边缘也向华北板块俯冲，秦岭洋开始收缩汇聚，使周缘古陆隆起抬升，形成半封闭、滞留、低能、欠补偿的局限海盆（李艳芳等，2015；何龙等，2019；葛祥英，2020），整体上为半深水—深水陆棚沉积环境（董大忠等，2010；张海全等，2013；李皎等，2015；徐政语等，2015；王鹏万等，2018）。

研究区YS112井位于四川盆地南部，距宜宾市100 km。地处四川盆地与云贵高原结合部，构造上位于四川盆地南部川南低陡褶带南缘罗场复向斜南缘帚状构造带末端，南与滇北坳陷相邻（陈超，2018），构造作用相对较弱，构造形态相对简单（图1b）。垂向上依次发育宝塔组、五峰组、龙马溪组和石牛栏组。宝塔组主要是一套灰色、深灰色灰岩，顶部发育一套灰色瘤状灰岩与上覆五峰组分界明显（图2）。五峰组主要发育一套厚4.7 m的黑色页岩，笔石含量丰富，底部发育一套厚约20 cm的深灰色灰质泥岩，顶部发育一套厚约40 cm的灰色介壳灰岩，其中可见腕足类化石Hirnantia生物群（李艳芳等，2015），电阻率曲线呈平缓状，从上至下逐渐降低。龙马溪组厚度较大分为两段，龙一段是一套富有机质高成熟的黑色页岩（陆扬博等，2017；郭旭升等，2019），富含笔石、黄铁矿等；龙二段为灰黑色灰质泥岩、灰黑色灰质页岩、深灰色泥灰岩夹灰质粉砂岩。

图2 YS112井五峰组—龙马溪组地层综合柱状图Fig.2 Comprehensive stratigraphic histogram of Wufeng-Longmaxi formations in YS112 well

2 样品采集和分析方法

2.1 样品采集

样品采于四川省宜宾市珙县石碑乡YS112井上奥陶统五峰组—下志留统龙一段，本次研究共采集80件样品。其中，自下而上按20 cm间隔，选取五峰组—龙一段样品，在五峰组—龙马溪组界限处按5 cm间隔选取。每件样品逐层劈开，系统收集和鉴定笔石化石，然后进行总有机碳（TOC）、偏光显微镜、扫描电镜、有机碳同位素、X-射线衍射和微量元素测试。

2.2 分析方法

根据岩性变化，选择其中28件样品进行地球化学分析。所有测试均在中国石油天然气股份有限公司勘探开发研究院廊坊分院完成。有机碳和有机碳同位素测试采用酸溶法对样品进行预处理，有机碳测试使用Leco碳硫测定仪进行测试，分析精度为±2‰，有机碳同位素使用同位素比值质谱仪（MAT253）进行测试，微量—稀土元素分析采用电感耦合等离子体法使用ICP-MS完成，相对误差小于2%。X-衍射使用RINT-TTR3型X射线衍射仪进行分析。

3 宏观特征

3.1 岩石学特征

五峰组—龙马溪组岩性主要为灰色、灰黑色富有机质的细粒沉积岩（王秀平等，2019）。通过岩心、偏光显微镜下观察、X-衍射分析及扫描电镜观察发现，五峰组以黑色页岩为主，五峰组中—下部主要为富碳含黏土硅质页岩，以泥质结构为主，碎屑颗粒呈定向排列，炭质多呈定向排列分布在粉砂质颗粒之间，有机质含量较高，方解石受有机质晕染的影响形成溶蚀边（图4a）。可见黄铁矿矿脉沿层理分布（图3a）。五峰组上部发育泥晶生屑灰岩，可见泥晶结构，生物碎屑分散于泥质基质中（图4b～图4d），顶部见五峰组标志层深灰色介壳灰岩（图3b）与上覆龙马溪组区分。龙一段主要岩性为黑色页岩，富含黄铁矿（图3c、图3d），可见水平层理（图3e，图4e、图4f），指示龙一段底部页岩是在相对安静的深水环境下缓慢沉积形成的。岩心可见冲刷痕迹（图3f），岩性为粉砂岩。浊流一般小于10 cm，上下均为正常沉积的黑色页岩（图3f），指示在龙一段沉积时期发育浊流沉积，龙二段主要发育低碳含黏土粉砂质页岩（图4e、图4f）。

图3 YS112井五峰组—龙一段取心段照片Fig.3 Coring section photo of Wufeng Formation to Longyi member in YS112 well

图4 YS112井五峰组—龙一段取心段薄片照片Fig.4 Thin section of coring section from Wufeng Formation to Longyi member in YS112 well

对YS112井五峰组—龙马溪组进行全岩和黏土矿物分析的结果表明：矿物组分以黏土矿物、石英和碳酸盐类矿物为主，其次为长石，另外还可见到少量黄铁矿、绢云母、炭质等矿物。其中黏土矿物平均含量介于8.50%～49.8%，均值为33.63%；石英含量介于12.9%～36.4%，均值为28.82%；长石含量介于6.08%～24.95%，均值为13.09%；碳酸盐矿物含量较高，其中白云石含量介于1.07%～42.29%，均值为8.55%；方解石含量介于5.07%～27.35%，均值为12.42%；黄铁矿在五峰组—龙马溪组中均有分布，含量为1.8%～5.90%，均值为3.06%。随深度增加，五峰组—龙马溪组黏土矿物含量逐渐减少，石英含量逐渐增加，整体上脆性矿物含量较高。黏土矿物主要以伊利石、高岭石、伊/蒙混层为主，含有少量绿泥石。

扫描电镜下可见大量粉砂级碎屑颗粒，分散于泥质基质中（图5a、图5c）；粉砂质碎屑含量介于29.95%～47.12%，碎屑物质主要以石英和长石为主，受后期溶蚀作用的影响，长石边缘多蚀变为伊利石（图5e、图5h）；可见伊/蒙混层矿物，呈叶片状与黄铁矿共生（图5g）；绿泥石含量很少，呈片状，多与钾长石、伊利石等混杂共生（图5e）；黄铁矿大量发育，多见草莓状黄铁矿集合体与黏土矿物和有机质伴生（图5b、图5d、图5g），指示当时整体处于深水缺氧的还原环境下；云母矿物多呈片状充填与孔隙及裂缝中（图5e），碳酸盐岩矿物含量较少，多以自生矿物充填在矿物孔隙当中，局部可见方解石胶结（图5f）；YS112井五峰组—龙马溪组中有大量发育的生物溶孔（图5i），指示YS112井五峰组—龙马溪组有大量生物活动，当时为水体较深的沉积环境。

图5 YS112井扫描电镜显微照片Fig.5 SEM micrograph of YS112 well

3.2 古生物特征

笔石是已经灭绝的海洋生物，具有一定的深度分带（陈旭等，2017；陈清等，2018）存在于中寒武世—早石炭世的地层中，在奥陶纪和志留纪最为繁盛（陈旭等，2015），多以漂浮生活为主，广泛分布在黑色富有机质页岩中（聂海宽等，2017）。晚奥陶世发生的赫南特期冰川事件导致的生物大灭绝（Delabroye and Vecoli，2010；伍坤宇，2015）和早志留纪冰川消融导致的生物复苏（Finney et al.，2010；Yan et al.，2012；伍坤宇，2015）加速了笔石动物群的演替，造成五峰组—龙马溪组笔石种类、丰度相差较大。

陈旭等（2015）以笔石和腕足动物为基础建立上奥陶统—下志留统生物地层系统（图6），五峰组—龙马溪组依次跨越凯迪阶、赫南特阶、鲁丹阶、埃隆阶和特列奇阶5个阶，相应13个笔石带。

图6 中国南方五峰组—龙马溪组生物地层划分表（据陈旭等，2015）Fig.6 Biostratigraphic classification of the Wufeng-Longmaxi formations in southern China（according to Chen et al.，2015）

YS112井五峰组分为上、下两段，五一段为一套黑色笔石页岩段，其中发现Glyptograptusxiushanesis Mu（图7a），指示当时处于深水环境中；在五二段顶部可见一套薄层介壳灰岩（图7b）与上覆龙马溪组的明显界限。龙马溪组可分为上、下两段，其中龙一段为黑色笔石页岩段，龙二段粉砂质条带逐渐增多，可见Glyptograptus x（图7c）、Pristiograptus gregarius（图7d）、Rastrites leiboensis Ye（图7e）及Demirastitesdecipiens（图7f），指示在龙一段至龙二段沉积时期处于一个水体变浅的环境中。

图7 YS112井岩心笔石图版Fig.7 Graptolite chart of core in YS112 well

整体上，YS112井五峰组—龙马溪组龙一段生物属种多，富含笔石、放射虫、海绵骨针等，上部属种相对单一，以笔石为主；其自下而上可划分11个笔石带，整体呈现“双列式为主—过渡带—单列式为主”的特征（图8）。

图8 YS112井五峰组—龙一段含气页岩段生物地层柱状图及岩心照片Fig.8 Biostratigraphic histogram and core photos of gas bearing shale member from Wufeng Formation to Longyi member in YS112 well

4 分析结果

4.1 有机碳（TOC）含量特征

TOC含量是页岩气聚集成藏的重要控制因素（郗兆栋等，2018），生烃潜力和含气量等与TOC含量呈正相关关系，TOC含量越高，越有利于页岩气的成藏和富集（郗兆栋等，2016，2017；左兆喜等，2017）。五峰组—龙一段TOC含量介于0.65%～6.65%，均值为1.81%；在不同层位TOC差异较大，其中五峰组TOC含量介于1.04%～5.37%，均值为4.32%，整体上属于富有机质页岩，垂向上TOC含量呈现逐渐增大的趋势；龙一段TOC含量介于0.52%～6.65%，均值为1.47%，TOC含量差异较大，其中龙一1亚段TOC含量介于1.91%～6.65%，均值为3.71%，整体上属于富有机质页岩，垂向上TOC含量呈现逐渐减少的趋势。龙一2亚段TOC含量介于0.52%～1.01%。平均为0.72%，TOC含量较低（表1）。

表1 YS112井五峰组—龙马溪组有机碳（TOC）特征Tabel 1 TOC characteristics of Wufeng-Longmaxi Formations in YS112 well

4.2 氧化还原特征

沉积环境控制岩石类型、矿物组成、有机质类型及丰度等，进而影响页岩油气藏（Bowker，2007）。氧化还原环境是影响海洋生物分布、演化和有机质富集的重要因素（何龙，2020）。过渡元素Ni、Co、V、Cr、U和Th等对氧化还原环境条件下变化敏感，是确定古海洋氧化还原条件的重要指标（Zhou et al.，2011；张琴等，2018）。泥页岩中等细粒沉积物的Ni/Co、V/Cr、U/Th的比值，被广泛用于氧化还原环境的判别中（Wojcik-Tabol，2015；何龙，2020）。通常在沉积盆地中，V/Cr＜2指示氧化环境，2＜V/Cr＜4.25指示贫氧环境，V/Cr＞4.25指示强烈缺氧环境；U/Th＜0.75指示氧化环境，0.75＜U/Th＜1.25指示贫氧环境，U/Th＞1.25指示强烈缺氧环境；Ni/Co＜5指示氧化环境，5＜Ni/Co＜7指示贫氧环境；Ni/Co＞7指示强烈缺氧环境（Jones and Manning，1994）。由表2可知，研究区五峰组黑色页岩段的Ni/Co、V/Cr、U/Th的均值分别为6.96、3.02、1.05，指示贫氧—厌氧环境；在五峰组底部Ni/Co、V/Cr、U/Th值分别为4.06、1.32、0.52，指示富氧环境；随后逐渐向缺氧环境过渡，在五峰组顶部Ni/Co、V/Cr、U/Th值分别为10.00、4.59、1.56，指示缺氧环境；在龙马溪组龙一1亚段黑色页岩中，Ni/Co、V/Cr、U/Th均值分别为5.47、2.22、0.85，指示贫氧环境；其中在龙一11小层Ni/Co、V/Cr、U/Th值分别为6.81、2.01、2.10，指示缺氧—贫氧环境；随后逐渐向富氧环境过渡，在龙一—龙一小层黑色页岩段的Ni/Co、V/Cr、U/Th值分别为7.21、2.79、1.39，指示贫氧—缺氧环境；在龙马溪组龙一—龙一小层黑色页岩段的Ni/Co、V/Cr、U/Th平均值分别为2.82、1.28、0.19，指示富氧环境。综上所述，研究区五峰组—龙一小层黑色页岩发育时处于长期缺氧—贫氧的还原性水体环境中，龙一—龙一小层黑色页岩发育时处于富氧的氧化性水体环境中。

表2 YS112井五峰组—龙马溪组氧化还原特征Tabel 2 Redox characteristics of Wufeng-Longmaxi Formations in YS112 well

4.3 海平面变化特征

Ce是氧化还原敏感元素，且其在研究海平面升降变化中应用越来越多。Ce在垂向上的持续变化可以恢复地质历史时期中的区域海平面的连续变化（Wilde et al.，1996；张琴等，2018）。Wilde et al.（1996）认为通过Ce异常与海水不同深度的溶解氧浓度的相关性，来识别海平面变化。Ce的存在形式主要受氧化还原条件的控制，在氧化条件下，Ce4+在海水中的溶解度很低，因此海水中Ce相对亏损呈现负异常（δCe＜1），而在沉积物中则为正异常或无明显负异常；在缺氧还原条件下，沉积物中的Ce以Ce3+形式释放到水体中，因此海水中Ce相对富集呈现正异常（δCe＞1），而在沉积物中表现为负异常。随着海水深度增加，溶氧量随之减小，相应的Ce异常也发生规律性变化，从而指示海平面的变化（Wilde et al.，1996；张琴等，2018；何龙等，2019）。五峰组—龙一段具有明显的Ce负异常，δCe介于0.75～0.90，均值为0.86，为负异常，反映当时整体上处于缺氧环境下。δCe发生两次较大规模的异常值变化，五峰组δCe介于0.77～0.90，均值为0.84，为缺氧环境，发生大规模海退，其中在五峰组与龙马溪组界线处，δCe负异常明显，对应的海平面下降到最低，这恰好响应了跨越奥陶—志留纪之交的赫南特冰期；冰期结束后，在龙马溪期δCe开始迅速增大，稳定在0.86～0.88之间，反应海平面逐渐上升，为龙马溪组海进，之后海平面缓慢下降（图9）。本次研究与前人从不同的角度研究的五峰组海退事件相吻合（戎嘉余等，1984；苏文博等，1999；陈旭等，2000），证实了利用Ce异常在反映五峰组—龙一段海平面变化上的可靠性。

图9 YS112井δCe异常与海平面变化图解Fig.9 VerticalδCe distribution and corresponding sea level of YS112 well

4.4 碳同位素特征

碳同位素可以用于古气候的恢复（何龙，2020）。由表3可知，YS112井五峰组—龙一段δ13Corg介于-30.08‰～-24.32‰，均值为-26.82‰，属于正常海相页岩碳同位素值，但总体上偏低。其中五峰组δ13Corg介于-30.08‰～-24.32‰，均值为-27.98‰，在五峰组底部δ13Corg为-28.37‰，随后向上先发生负向偏移，然后在五峰组末期发生一次正向偏移δ13Corg值由-30.08‰，升高为-24.32‰。进入龙一段迅速发生负向偏移，δ13Corg平均为-26.63‰，随后δ13Corg值趋于稳定，期间发生多次小规模正向偏移，但整体为负偏移。

表3 YS112井五峰组—龙马溪组δ13Corg特征Tabel 3 Wufeng-Longmaxi formations in YS112 wellδ13Corg features

5 讨论

5.1 有机质富集主控因素

YS112井五峰组—龙一段黑色页岩，其厚度稳定、有机质丰度高，为一套优质的海相烃源岩。国内外众多学者认为生产力水平、氧化还原条件、相对海平面的变化、气候演化、物源条件的变化、火山作用、构造运动等是制约海相页岩中有机质富集的重要因素（Arthur and Sageman，1994；严德天等，2008；Yan et al.，2015；Zhai et al.，2018；何龙等，2019）。

（1）有机质含量（TOC）与氧化还原、古生产力条件的关系

缺氧或贫氧的还原性环境有助于有机质的富集，是使有机质得以保存在海洋沉积物的关键因素（李艳芳等，2015；何龙等，2019）；富有机质黑色页岩发育在长期缺氧或贫氧的还原性环境中（Melchin et al.，2013）。其中五峰组上部—龙马溪组龙一小层有机碳（TOC）含量大于3%的优质烃源岩，形成于缺氧—贫氧的还原环境中。龙一—龙一小层有机碳（TOC）含量小于2%的烃源岩，形成于贫氧—富氧的氧化环境中，五峰组—龙一段黑色页岩中的Ni/Co、U/Th、V/Cr值与TOC具有明显的正相关性（R2=0.81、R2=0.89、R2=0.66）（图10a、图10b、图10c），指示缺氧或贫氧的还原性水体环境对有机质的保存和聚集起到关键作用。五峰组—龙一段沉积时期海洋表层具有较高的初级生产力，垂向上变化不大（陈超，2018），Ba生物与TOC无明显正相关性（R2=0.10）（图10d），证明高生产力能为五峰组—龙一段泥页岩提供充足的有机质，但不能保证有机质后期的富集保存，其不是主导有机质含量变化的主要因素，而缺氧—贫氧还原环境是有机质保存的主要因素。

图10 Ni/Co、U/Th、V/Cr、Ba生物与TOC之间的相关性图（Ba生物数据据陈超，2018）Fig.10 Correlation between Ni/Co，U/TH，V/Cr，Babio and TOC（Babio data according to Chen，2018）

（2）有机质含量（TOC）与笔石及矿物组成的关系

通过对笔石和矿物组成分析发现，五峰组—龙一段笔石含量介于2.11%～46.11%，均值为18.00%，垂向上笔石丰度呈减少趋势，由46.11%减少到2.11%，垂向上笔石分异程度和丰度变化较大，笔石丰度和TOC含量之间呈明显的正相关性（R2=0.64）（图11a）；另一方面，五峰组—龙一段沉积时期矿物组成变化较大，黄铁矿含量呈逐渐减少的趋势，与TOC含量之间呈正相关关系（R2=0.59）（图11d），黏土矿物含量在垂向上呈逐渐增大的趋势，与TOC含量呈负相关关系（R2=0.43）（图11b），石英含量变化不大，五峰组—龙一1 3小层与TOC含量呈正相关关系（R2=0.41），这部分石英主要为生物成因形成的有机硅（Jin et al.，2015；金之钧等，2016；Zhao et al.，2017；陆扬博，2020），龙一1

4—龙一2 4小层与TOC含量相关性较差（R2=0.15）（图11c），这部分石英主要为陆源碎屑物带来的陆源碎屑硅（孙川翔等，2019；陆扬博，2020）。笔石、黄铁矿和生物成因石英促进有机质富集，黏土矿物抑制有机质富集。

图11 笔石丰度、矿物组分与TOC含量的的相关性图Fig.11 Correlation between graptolite abundance，mineral composition and TOCcontent

（3）有机质含量（TOC）与δCe及δ13Corg的关系

通过对δCe、δ13Corg分析发现，海平面变化和古气候变化是通过影响沉积环境和有机质来源进而控制有机质富集的关键因素。TOC含量在垂向上随δCe、δ13Corg的变化而变化（图12），宝塔组大量发育瘤状灰岩，有机质含量普遍低于1.0%（邱振等，2020），生物有机质供给少和富氧环境是造成五峰组早期TOC含量为1.04%的主要原因。由于受加里东构造影响，华夏板块和扬子板块碰撞挤压，晚奥陶世在杨子地区发生构造抬升，造成五峰组沉积时期海平面上升（何龙等，2019；邱振等，2020），δCe最高为0.90，当时海水深度约为100～200 m（戎嘉余等，2019），形成“三隆围一坳”的半封闭、低能、滞留缺氧的局限海盆环境（李艳芳等，2015；贾敏，2019；何龙等，2019）；五峰组沉积时期温度约为34℃（Finnegan et al.，2011），处于温暖潮湿气候条件下（何龙等，2019；何龙，2020；郭伟等，2021），五峰组—龙马溪组沉积时期盆地内具有较高的初级生产力（何龙等，2019；郭伟等，2021）。而在高生产力水平下，海洋浮游植物的固碳加速，有机物在缺氧水体中大量积累和掩埋（Yan et al.，2008，2009），造成五峰组沉积时期TOC含量较高，导致碳库中12C的大量移除，引起大气CO2含量的下降（Yan et al.，2009），造成沉积物δ13Corg发生正向偏移，气温下降（Zhang et al.，2011），在五峰组沉积末期为寒冷干旱的气候条件，产生冰期，造成大量海洋生物灭绝，造成大约85%的物种消亡（Harper et al.，2014；戎嘉余，2014；沈树忠等，2017）四射珊瑚、横板珊瑚、腕足类、三叶虫和苔藓类、牙形石类、笔石类及浮游藻类等大量死亡（Harper et al.，2014）。δCe降为0.77，水深约60 m（戎嘉余等，2019），但当时底层仍处于缺氧硫化环境，造成五峰组沉积末期TOC含量较高。

图12 YS112井五峰组—龙马溪组龙一段氧化还原指标和有机碳（TOC）、铈同位素（δCe）碳同位素（δ13Corg）含量相关性图Fig.12 Redox indices，organic carbon（TOC）and cerium isotopes of the first member of the Wufeng-Longmaxi formations in YS112 well（δCe）carbon isotope（δ13Corg）

龙一段沉积时期，δCe发生正向偏移，δ13Corg发生负向偏移，气候变暖冰川消融，发生大规模海侵运动（贾敏，2019），造成扬子地区海平面上升，转换为流通性较好、滞留程度减弱的水体环境，海平面上升引起海水分层明显，造成底层水体缺氧（苏博文等，2007；李双建等，2008），同时由于极地冰川消融，带来丰富的营养物质，笔石等浮游生物再次繁盛，不断沉降的生物遗体持续消耗底层水溶解氧形成厌氧环境，并且还原海水中硫酸根产生H2S最终形成厌氧硫化的环境（邱振等，2020），大量有机质在龙一1亚段富集；进入龙一2亚段，海平面下降，陆源碎屑增加，大量陆源碎屑的注入，使底层缺氧硫化环境被破坏，有机质保存遭到破坏（李双建等，2008；严德天等，2009；李艳芳等，2015；张琴等，2018；何龙等，2019），致使TOC含量降低。

5.2 有机质富集模式

虽然已经明确缺氧还原环境是五峰组—龙一段黑色页岩有机质富集的主控因素，但五峰组—龙一段黑色页岩缺氧沉积环境形成机制却不同（Li et al.，2017；Zhang et al.，2018）。在五峰组沉积时期，在黑色页岩中发现大量钾质斑脱岩夹层，表明当时发育大规模火山运动（陆扬博等，2017；吴蓝宇等，2018；邱振等，2019）。火山灰携带的铁、硅等营养物质，为浅层海水提供丰富的营养物质，加之温暖湿润的气候环境，致使笔石（图5a）和浮游生物（图4b）繁盛，海洋浅层生产力旺盛；另外由于受广西运动影响，扬子板块受华夏板块俯冲挤压，使周缘古陆和水下隆起抬升，海平面相对上升，水体逐渐加深（Delabroye and Vecoli，2010；Melchin et al.，2013；何龙等，2019），沉积环境由早期的开阔台地转变为局限盆地，为沟通性及循环性较差的强滞留水体环境（贾敏，2019；何龙，2020），导致海水分层，形成准贫氧—缺氧层，使有机质得到较好的保存，表现出较高的TOC值（图13a）。但进入五峰期后期，由于冰期造成的大量生物灭绝，提供大量有机质，使有机碳埋藏增加，使底层海水积累了大量H2S，且部分H2S随着海水的垂向交换渗入上层水体，毒害浮游生物的生活环境，导致初级生产力下降，但此时底层海水仍以缺氧硫化的环境为主，所以有机质得到了较好的保存，表现出较高的TOC值（图13b）。

图13 研究区五峰组—龙马溪组有机质富集模式Fig.13 Organic matter enrichment model of Wufeng-Longmaxi formations in the study area

在龙马溪组沉积早期，气候回暖温度上升，造成冰川消融，扬子地区发育广泛海侵（Chen et al.，2004；Johnson，2006；Munnecke et al.，2010），海平面上升引起海水分层明显，造成底层水体缺氧，水动力环境较弱（苏文博等，2007；李双建等，2008），形成贫氧—缺氧层。龙一段沉积时期，可见水平层理（图3e），发育大量草莓状黄铁矿（图3c、图3d）。同时由极地冰川溶解，带来丰富的营养物质（何龙，2020），笔石（图5b～图5i）动物再次繁盛，不断沉降的生物遗体持续消耗底层水溶解氧形成厌氧环境，并且还原海水中硫酸根产生H2S最终形成厌氧硫化的环境（陆扬博等，2017；陈超，2018；王蓝宇等，2018），有利于有机质的保存，具有相对较高的TOC含量（图13c）。在龙一2亚段沉积时期岩石砂质含量增多（图3f，图4f），可见透镜状和交错层理（胡晨林等，2014），陆源碎屑物输入增强，导致贫氧—缺氧环境遭到破坏，不利于有机质的保存，具有较低的TOC值（图13d）。

综上所述，缺氧还原环境是控制五峰组—龙马溪组页岩有机质富集的主要因素。五峰组富有机质页岩主要在强滞留缺氧环境下，由火山作用带来大量的营养物质及温暖湿润气候条件下，在较高海洋生产力条件下形成的。五峰组后期富有机质页岩主要由于冰川作用造成大量生物灭绝，提供大量有机物质，在缺氧硫化环境下形成的。龙马溪组富有机质页岩主要是在高水位海域形成的底部静海相缺氧环境下，受极地冰川溶解，带来丰富的营养物质，在海洋表层的较高的生产力条件下形成的。五峰组—龙马溪组龙一段黑色页岩的有机质富集是奥陶纪—志留纪的构造条件、火山作用、气候条件、氧化还原条件、海平面变化、物源条件、有机质供给共同控制着的结果。