川北—鄂西上二疊統(tǒng)富有機(jī)巖沉積與地球化學(xué)特征

韋恒葉　胡諜　邱振　張璇　劉雯　孔維亮　Mansour Ahmed

摘 要 【目的】隨著非常規(guī)油氣理論的發(fā)展，沉積有機(jī)質(zhì)富集機(jī)理再次成為熱點(diǎn)研究，其中有機(jī)質(zhì)富集主控因素成為爭論的焦點(diǎn)。以往的研究對沉積過程的分析較少，這可能是存在爭論的原因之一?！痉椒ā拷Y(jié)合沉積學(xué)與地球化學(xué)研究方法，在分析層序地層學(xué)和沉積環(huán)境的基礎(chǔ)上，詳細(xì)開展元素地球化學(xué)研究，討論富有機(jī)巖沉積有機(jī)質(zhì)富集機(jī)理?！窘Y(jié)果】四川盆地北部和鄂西盆地上二疊統(tǒng)吳家坪組自下而上分為吳一段、吳二段和吳三段，大隆組自下而上分為大一段和大二段。吳家坪組至大隆組自下而上總共分為五個(gè)三級層序SQ1～SQ5。由層序地層學(xué)分析將廣利海槽和鄂西海槽的發(fā)展分為四個(gè)階段，分別為初始、快速發(fā)展、高潮穩(wěn)定和萎縮階段。初始階段主要發(fā)育SQ2時(shí)期斜坡相暗色硅質(zhì)灰?guī)r，快速發(fā)展階段主要發(fā)育SQ3時(shí)期陸棚相鈣質(zhì)頁巖，高潮穩(wěn)定階段主要發(fā)育SQ4時(shí)期盆地相黑色硅質(zhì)巖，萎縮階段主要發(fā)育SQ5時(shí)期斜坡相石灰?guī)r。含異常高有機(jī)質(zhì)的甜點(diǎn)段主要形成于SQ3高位域至SQ5海侵域沉積期，在該時(shí)期Fe、Cu、Ni和Zn營養(yǎng)元素周期性富集，Mo、V、Fe/Al和S等氧化還原敏感元素均表現(xiàn)為較高的水平，熱液強(qiáng)度參數(shù)Al（/ Al+Fe+Mn）和Al-Fe-Mn三角圖均指示頻繁的熱液活動(dòng)特征?！窘Y(jié)論】在甜點(diǎn)段，高營養(yǎng)元素含量和初級生產(chǎn)力水平的出現(xiàn)早于強(qiáng)還原條件，說明沉積水體的氧化還原條件主要受控于沉積有機(jī)質(zhì)沉降埋藏過程中對氧的消耗，有機(jī)質(zhì)的富集主要受較高初級生產(chǎn)力的控制。營養(yǎng)物質(zhì)P、Si、Fe、Zn的供應(yīng)主要與裂陷槽形成過程中深部熱液活動(dòng)和周圍火山活動(dòng)有關(guān)，這些構(gòu)造活動(dòng)周期性帶來大量營養(yǎng)物質(zhì)提高了初級生產(chǎn)力水平。因此海洋表層高的初級生產(chǎn)力水平是甜點(diǎn)段異常高有機(jī)質(zhì)富集的啟動(dòng)和基礎(chǔ)條件，而海洋底部水體較強(qiáng)的還原環(huán)境是有機(jī)質(zhì)埋藏和保存的關(guān)鍵因素。

關(guān)鍵詞 富有機(jī)巖；甜點(diǎn)段；吳家坪組；大隆組；層序地層；元素地球化學(xué)；四川盆地；鄂西盆地

第一作者簡介 韋恒葉，男，1980年出生，博士，教授，沉積學(xué)與地球化學(xué)，E-mail： hy.wei@swpu.edu.cn; weihegnye@163.com

中圖分類號 P512.2 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0 引言

中國南方揚(yáng)子臺(tái)地在晚二疊世的裂陷槽[1]發(fā)育了一套富含有機(jī)質(zhì)的碳酸鹽巖、頁巖和硅質(zhì)巖（圖1），統(tǒng)稱為富有機(jī)巖。這套富有機(jī)巖主要分布在吳家坪組和大隆組，后者是我國南方頁巖氣勘探開發(fā)后備目標(biāo)層系和接替領(lǐng)域[2]。目前，已經(jīng)在川東紅星地區(qū)（HY-1井[3]）、梁平地區(qū)（大頁1井）取得大隆組和吳家坪組頁巖氣勘探的重大突破，獲得高產(chǎn)的工業(yè)氣流，在恩施地區(qū)（恩地1井、恩地2井）也獲得顯著的頁巖氣發(fā)現(xiàn)[4]，展示了上二疊統(tǒng)新層系良好的勘探前景。

中國南方頁巖氣的富集存在明顯的差異性，頁巖氣富集的地質(zhì)要素不明確[5]。其中，富有機(jī)巖有機(jī)質(zhì)含量是頁巖氣富集的最主要因素。相應(yīng)地，頁巖氣勘探目的層也是富含有機(jī)質(zhì)的層段，稱為異常高有機(jī)質(zhì)富集，其總有機(jī)碳（Total Organic Carbon，TOC）含量一般大于3%[6]，即所謂的“甜點(diǎn)段”。因此，頁巖氣勘探的基礎(chǔ)地質(zhì)理論研究關(guān)鍵在于富有機(jī)巖有機(jī)質(zhì)富集過程以及異常高有機(jī)質(zhì)（如“甜點(diǎn)段”）形成規(guī)律。

除了頁巖油氣勘探的意義以外，有機(jī)質(zhì)堆積過程中光合作用生產(chǎn)的有機(jī)質(zhì)以及新陳代謝分解的有機(jī)質(zhì)之間的平衡控制了大氣氣體組成以及氣候的演化[7]，也是地球歷史與氣候?qū)W研究的熱點(diǎn)。沉積有機(jī)質(zhì)富集過程涉及水體有機(jī)體的形成及其死后有機(jī)質(zhì)的分解埋藏過程，后者是水體沉積物生物地球化學(xué)過程的核心驅(qū)動(dòng)力，是更好地理解地球系統(tǒng)演化過程中碳循環(huán)和氣候波動(dòng)所需要厘清的關(guān)鍵地質(zhì)過程[7?8]。因而有機(jī)質(zhì)富集過程研究很早就受到海洋學(xué)、氣候?qū)W和沉積學(xué)家們的廣泛關(guān)注，形成了一系列的理論和相應(yīng)的研究成果[9]。

就有效埋藏而言，沉積速率是有機(jī)質(zhì)堆積的第一控制要素[10?12]，快速沉積（>30 cm/ky）能提高有機(jī)碳埋藏通量，減少有機(jī)質(zhì)接受氧化、厭氧分解機(jī)率。但快速沉積對有機(jī)質(zhì)存在稀釋作用，例如黑色頁巖、硅質(zhì)巖和鈣質(zhì)沉積巖的沉積速率分別大于4.1 cm/ky、2.1 cm/ky 和1.4 cm/ky 時(shí)會(huì)對有機(jī)質(zhì)形成稀釋作用[13]。另一方面，緩慢沉積致使沉積有機(jī)質(zhì)停留在沉積物表面時(shí)間較長，接受較為充分的氧化或厭氧分解，減少有機(jī)質(zhì)的有效埋藏[12]，在局部環(huán)境中難以形成富有機(jī)質(zhì)巖。因此過高或極低的沉積速率均不利于富有機(jī)質(zhì)巖的形成。如果從全球碳循環(huán)角度來看，高沉積速率能提高全球有機(jī)質(zhì)的埋藏通量。

沉積有機(jī)質(zhì)的堆積需要綜合考慮表層水體初級生產(chǎn)力的生物生產(chǎn)量水平[14]和沉積水體的氧化還原等保存條件[15]。由于有機(jī)體從表層水體沉降進(jìn)入海底沉積物埋藏過程中遭受強(qiáng)烈的分解和重新礦化作用，僅有不到1%的有機(jī)體能最終保存埋藏下來[9]。減少有機(jī)質(zhì)分解、提高有機(jī)質(zhì)保存埋藏比例能有效提高有機(jī)質(zhì)的堆積。有機(jī)質(zhì)的分解包括氧化分解和厭氧分解，雖然兩者分解速率差別不大，但氧氣較硫酸鹽等其他氧化物能夠分解更為復(fù)雜和惰性的有機(jī)質(zhì)[11]。而且，缺氧環(huán)境比氧化環(huán)境孳生更多的細(xì)菌，后者通過攝食溶解有機(jī)碳將分解的有機(jī)質(zhì)以細(xì)菌微生物自身有機(jī)體的形式保存下來；而氧化環(huán)境中存在更多食細(xì)菌的原生動(dòng)物，后者通過食用細(xì)菌把鎖在細(xì)菌中的有機(jī)質(zhì)重新礦化釋放到上覆水體中[16]。因此，氧化分解是比厭氧分解更為高效的過程，也是最為重要的分解作用，其次才是硫酸鹽還原分解有機(jī)質(zhì)作用[17]。貧氧—缺氧—硫化等環(huán)境較氧化環(huán)境能夠顯著提高有機(jī)質(zhì)的保存埋藏能力[18]。所以，富有機(jī)質(zhì)巖發(fā)育紋層、無生物擾動(dòng)，一般與缺氧水體伴生[19]，早期研究也發(fā)現(xiàn)富有機(jī)質(zhì)的烴源巖形成于缺氧環(huán)境[15]。此外，厭氧環(huán)境并不意味著有機(jī)質(zhì)分解程度的下降，某些極端條件下降低厭氧分解也能夠提高有機(jī)質(zhì)的堆積，例如高鹽度（35‰～40‰）和鹵水環(huán)境下能分別消除40%和大部分的微生物群落，減少有機(jī)質(zhì)厭氧分解，提高有機(jī)質(zhì)保存比例[20]。據(jù)此，從本質(zhì)上來講，有機(jī)質(zhì)的保存與有機(jī)質(zhì)暴露于氧分子的時(shí)間長短密切相關(guān)[21?22]，氧化環(huán)境下海底有機(jī)質(zhì)長時(shí)間遭受氧化分解而貧有機(jī)質(zhì)[23]，鐵化環(huán)境下高濃度鐵阻止硫化氫逸出而增加有機(jī)質(zhì)的氧化分解幾率，降低有機(jī)質(zhì)埋藏效率[24]。因而提出缺氧控制有機(jī)質(zhì)富集的傳統(tǒng)觀點(diǎn)，其本質(zhì)在于早成巖作用的性質(zhì)。

然而，大洋鉆探計(jì)劃研究表明，中生代大洋缺氧及其有機(jī)質(zhì)富集并不是由全球洋流循環(huán)減弱形成，而是由強(qiáng)風(fēng)化和熱液輸入高營養(yǎng)物質(zhì)誘發(fā)高生產(chǎn)力造成[25]。英國北海白堊系富有機(jī)巖的缺氧環(huán)境也被認(rèn)為是富有機(jī)質(zhì)堆積的結(jié)果：TOC小于6%時(shí)沉積水體隨著有機(jī)質(zhì)堆積的增加而逐漸虧氧，TOC大于6%古水體氧化還原條件不變，增強(qiáng)的有機(jī)質(zhì)富集受控于逐漸升高的初級生產(chǎn)力[26]。周期性變化的有機(jī)質(zhì)豐度出現(xiàn)在持續(xù)缺氧環(huán)境中，同樣否定了間歇性氧化還原條件變化的成因模式[27]。對于沉積有機(jī)質(zhì)的富集，表層水體的初級生產(chǎn)力水平起著同樣，甚至更為重要的控制作用，被認(rèn)為是基礎(chǔ)的首要先決條件[28]。

不過，維持高初級生產(chǎn)力水平需要源源不斷的營養(yǎng)物質(zhì)的供應(yīng)，否則浮游植物快速生長對營養(yǎng)物質(zhì)的消耗會(huì)形成貧營養(yǎng)的海洋環(huán)境。例如在鹽度分層水體中，上層水體源源不斷的淡水及其營養(yǎng)物質(zhì)輸入能形成異常高有機(jī)質(zhì)富集[19]。相比水平方向的陸源營養(yǎng)物質(zhì)輸入，垂向上（如洋流上涌、水體翻轉(zhuǎn)混合）營養(yǎng)物質(zhì)輸入是同樣，甚至更為重要的營養(yǎng)來源[14，29?30]。千年尺度的短期水體翻轉(zhuǎn)混合，將海底豐富的營養(yǎng)物質(zhì)輸入表層水體重新參與循環(huán)而造成有機(jī)質(zhì)的富集[31]。同樣是垂向上營養(yǎng)物質(zhì)的來源，白堊紀(jì)活躍的海底熱液活動(dòng)提供鐵等營養(yǎng)物質(zhì)能夠維持長期的高初級生產(chǎn)力水平[32]。此外，空降成因的火山灰能夠帶來豐富的常量（P、Si）和微量營養(yǎng)元素（Fe、Zn），提高初級生產(chǎn)力，促進(jìn)有機(jī)質(zhì)富集[33?35]。但火山灰“施肥”只是千年尺度的短暫事件，難以形成持續(xù)的有機(jī)質(zhì)富集[36]，不過大火成巖省長期而頻繁的火山噴發(fā)則另當(dāng)別論[37]。

綜上所述，在不考慮沉積速率的情況下，埋藏有機(jī)質(zhì)的豐度顯然與海洋表層水體初級生產(chǎn)力和水體的氧化還原條件有關(guān)?；陂_放邊緣海研究而得出的海洋初級生產(chǎn)力作為有機(jī)質(zhì)堆積的基本控制要素[14]以及基于封閉黑海滯留盆地研究而得出的缺氧控制有機(jī)質(zhì)富集的主要控制因素的觀點(diǎn)[15]，均存在隱含條件：開放的邊緣海環(huán)境中營養(yǎng)物質(zhì)的輸入變化很大，大量營養(yǎng)的輸入必然造成有機(jī)質(zhì)的富集；而內(nèi)陸湖/海以及滯留的近岸濱海盆地周圍均為營養(yǎng)物源，營養(yǎng)輸入較為充足，營養(yǎng)水平變化較小，較淺的沉積水體中氧化還原條件變化大，缺氧條件顯然更利于有機(jī)質(zhì)的大量堆積。因此，初級生產(chǎn)力水平一定是有機(jī)質(zhì)堆積的基礎(chǔ)條件，缺氧等良好的保存條件一定可以促進(jìn)有機(jī)質(zhì)的富集，沉積有機(jī)質(zhì)富集機(jī)理的研究要根據(jù)具體的構(gòu)造背景和沉積環(huán)境來判斷其主控因素。據(jù)此，本文將沉積與地球化學(xué)結(jié)合，在利用層序地層學(xué)充分分析其構(gòu)造和沉積背景基礎(chǔ)上，開展沉積有機(jī)質(zhì)堆積過程中的地球化學(xué)記錄。

1 研究方法

1.1 地球化學(xué)研究方法

TOC含量以及元素測試分析在西南石油大學(xué)羌塘盆地研究院實(shí)驗(yàn)室完成。利用透水坩堝將一定量（一般為100 mg）粉末樣品在稀鹽酸中完全消解無機(jī)碳組分，沖洗至中性后烘干，用高頻紅外碳—硫分析儀（型號：TL851-6K）測量TOC含量，其儀器精度為相對標(biāo)準(zhǔn)偏差優(yōu)于0.5%。元素測試分析過程中，將200目以下粉末樣品裝在Chemplex杯，壓實(shí)并用聚丙烯模封閉，采用德國布魯克公司XRF 分析儀（型號：Bruker S1 TITAN 800）測試粉末樣品的主量和部分微量（Ba、Ni、Cu、Zn、Mo、V、Co等）元素含量。主量元素的標(biāo)準(zhǔn)偏差優(yōu)于±0.05%，微量元素的標(biāo)準(zhǔn)偏差優(yōu)于±20 μg/g。

過量硅的計(jì)算采用總硅扣除硅酸鹽硅的方法。通過Al與Si的交會(huì)圖，在伊利石（假設(shè)硅酸鹽黏土礦物主要是伊利石）Si/Al為2.8的斜率線周圍數(shù)據(jù)Si與Al呈正相關(guān)關(guān)系（圖2），其范圍約為Si/Al比斜率為2.2～10.0。該區(qū)域以外的Si很可能是自生過量Si的分布范圍。

1.2 碳酸鹽巖層序地層研究方法

層序地層學(xué)的研究方法主要利用露頭剖面開展沉積層序III的米級旋回準(zhǔn)層序組疊置樣式來分析。一般而言，根據(jù)不同層序地層界面定義的層序邊界，形成了不同的地層層序類型，包括沉積層序、成因?qū)有蚝秃Ｇ帧Ｍ藢有騕38]。其中，沉積層序又分為沉積層序I、II和III和IV。本文采用沉積層序III的層序模式，也即層序邊界處于相對海平面下降的結(jié)束、高位體系域晚期的頂界面。其體系域分為高位體系域早期、晚期、低位體系域和海侵體系域（圖3），其中高位體系域早期為正常海退，以海平面下降的開始作為其結(jié)束，高位體系域晚期為被動(dòng)海退，以海平面下降的結(jié)束為其結(jié)束。其后的低位體系域與海侵體系域的分界面為最大海退面，也即所謂的初始海侵面。

在碳酸鹽巖沉積體系中，沉積序列往往表現(xiàn)為多個(gè)向上變淺的米級旋回的重復(fù)出現(xiàn)，該米級旋回在層序地層概念中也稱為準(zhǔn)層序。因此，米級旋回的疊置樣式能定義體系域及其層序模式[39]。米級旋回的系統(tǒng)變化主要反映可容納空間的大小，因此，米級旋回準(zhǔn)層序厚度的變化受控于可容納空間變化以及沉積物的堆積（例如碳酸鹽巖生產(chǎn)率）。碳酸鹽巖沉積體系中，淺海和深海環(huán)境的沉積物供應(yīng)不同而形成不同的米級旋回疊置樣式。換而言之，沉積環(huán)境決定了米級旋回的組成和巖相特征[39]。淺海環(huán)境碳酸鹽巖等沉積物供應(yīng)充足，而沉積過程受控于可容納空間變化；較深水環(huán)境中可容納空間充足，沉積過程受控于碳酸鹽巖產(chǎn)率等沉積物的供應(yīng)。在潮坪或潮下淺海環(huán)境中，海侵體系域以米級旋回厚度逐漸增加為特征，低位體系域和高位晚期體系域以米級旋回逐漸減薄為特征[39]（圖3）。而在斜坡、盆地等較深水環(huán)境中，海侵體系域以較薄的米級旋回厚度為特征，粗粒沉積向上逐漸變少，而高位和低位體系域以較厚的米級旋回厚度為特征，粗粒沉積向上逐漸增多[38]（圖3）。

2 野外露頭的地層與沉積特征

2.1 旺蒼燕兒洞剖面

旺蒼燕兒洞剖面位于從三江鎮(zhèn)前往大兩鎮(zhèn)的公路邊，緊鄰燕兒洞隧道，經(jīng)緯度坐標(biāo)為106°32′52.98″ E，32°18′5.59″ N。剖面自下而上出露中二疊統(tǒng)孤峰組、上二疊統(tǒng)吳家坪組、大隆組和三疊系飛仙關(guān)組（圖4a、圖5）。吳家坪組自下而上可分為三段，下部的吳一段是風(fēng)化殼黏土巖和黑色頁巖沉積，即所謂的王坡頁巖段（圖4b）。黏土巖和黑色頁巖中含豐富的黃鐵礦結(jié)核，其中黏土巖還發(fā)育蜂窩狀煤（圖4c），代表沼澤相沉積特征。吳二段是中—厚層含硅質(zhì)結(jié)核石灰?guī)r和中—薄層硅質(zhì)灰?guī)r沉積，據(jù)此巖性的不同又可進(jìn)一步分為一亞段和二亞段，兩個(gè)亞段的分界線處含多層火山灰（圖4c）。吳二段一亞段石灰?guī)r為淺水臺(tái)地相沉積，吳二段二亞段上部發(fā)育風(fēng)暴成因的丘狀層理（圖4e，f），反映海平面逐漸上升，水體逐漸由淺變深。吳三段由石灰?guī)r夾頁巖逐漸過渡為黑色頁巖夾石灰?guī)r（圖4g），代表斜坡至陸棚相的沉積特征。吳家坪組之上的大隆組為黑色薄層硅質(zhì)巖和灰色薄層石灰?guī)r，據(jù)此可分為兩段（圖4h）。大隆組一段是富含有機(jī)質(zhì)的黑色薄層硅質(zhì)巖夾頁巖，偶爾夾薄層硅質(zhì)石灰?guī)r，代表深水盆地沉積環(huán)境（圖4i）。大隆組一段上部和大隆組二段下部富含假提羅菊石（圖4j，k），同時(shí)大隆組二段的薄層瘤狀灰?guī)r中見較多黃鐵礦（圖4l），瘤狀灰?guī)r核心包含菊石（圖4m），反映了較深水的斜坡環(huán)境特征。

2.2 旺蒼大平剖面

旺蒼縣大平村剖面位于從旺蒼縣前往國華鎮(zhèn)的X018 縣道的公路邊、大平村附近，其經(jīng)緯坐標(biāo)為106°17′7.32″ E，32°22′26.16″ N。剖面自下而上出露上二疊統(tǒng)吳家坪組、大隆組和下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組（圖6a、圖7），吳家坪組第一段的王坡頁巖覆蓋未出露。吳家坪組第二段根據(jù)巖性自下而上分為第一亞段和第二亞段（圖6b），前者是中至厚層灰白色生屑石灰?guī)r，含豐富的大型生物化石（如苔蘚蟲，圖6c），代表開闊臺(tái)地沉積環(huán)境；后者是深灰色含泥石灰?guī)r夾泥巖、深灰色硅質(zhì)石灰?guī)r夾頁巖（圖6d），含豐富的水平或低角度生物潛穴（圖6e，f），生物遺跡直徑較寬，代表含氧量較高的較深水斜坡環(huán)境。吳家坪組第三段為深灰色鈣質(zhì)頁巖夾中層狀石灰?guī)r（圖6g），其頂部發(fā)育一層厚層狀風(fēng)暴沉積石灰?guī)r，沉積了大型的丘狀交錯(cuò)層理（圖6h，i），底部還發(fā)育明顯的沖刷面和粒序?qū)永?。吳三段這些特征反映較深水的陸棚沉積相特征。大隆組根據(jù)巖性可以進(jìn)一步劃分為兩段（圖6j），大隆組第一段為黑色薄層泥質(zhì)硅質(zhì)巖（圖6k），代表深水盆地相特征，大隆組第二段為深灰色薄層泥晶灰?guī)r，指示較深水的斜坡相特征。

2.3 廣元西北鄉(xiāng)剖面

廣元市西北鄉(xiāng)剖面位于廣元市西北部約12 km處、利州區(qū)至西北鄉(xiāng)的公路邊（坐標(biāo)為105°44′44.37″E，32°31′23.63″ N）。該剖面自下而上出露中二疊統(tǒng)孤峰組、上二疊統(tǒng)吳家坪組、大隆組和下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組（圖8a、圖9）。吳家坪組根據(jù)巖性自下而上分為一段、二段和三段。吳家坪組一段為泥巖、鈣質(zhì)頁巖夾石灰?guī)r（圖8b）。該段也稱為王坡頁巖，為土黃色泥巖，局部夾蜂窩狀煤，或?yàn)樯罨疑}質(zhì)頁巖，局部夾淺灰黃色疊層石灰?guī)r（圖8c），代表沼澤至潮緣海灣環(huán)境。吳家坪組二段為灰色石灰?guī)r，根據(jù)巖性的不同自下而上細(xì)分為吳家坪組二段一亞段和二亞段（圖8a）。吳家坪組二段一亞段為灰白色厚層至巨厚層含硅質(zhì)結(jié)核石灰?guī)r（圖8d），代表開闊臺(tái)地亞相環(huán)境。其頂部為塊狀生物礁灰?guī)r（圖8e），發(fā)育含橫板群體珊瑚、豐富的海綿、腹足和雙殼等（圖8f，g），是一種海綿黏結(jié)礁灰?guī)r，代表臺(tái)地邊緣亞相。吳家坪二段二亞段為深灰色中層硅質(zhì)灰?guī)r（圖8h），其上部為含泥石灰?guī)r，發(fā)育重荷模沉積構(gòu)造（圖8i），風(fēng)暴引起的異重流形成逆粒序到正粒序?qū)永淼某练e序列（圖8j～l），其中部發(fā)育明顯的沖刷構(gòu)造和礫屑（圖8j）。這些沉積特征反映吳家坪組二段二亞段為晴天浪基面至風(fēng)暴浪基面之間的斜坡亞相環(huán)境。吳家坪組三段為深灰色至灰黑色鈣質(zhì)頁巖和泥灰?guī)r（圖8m），其上部泥灰?guī)r中夾一層底凸頂平粗粒石灰?guī)r透鏡體，發(fā)育交錯(cuò)層理（圖8n），是風(fēng)暴引起的重力流水道沉積形成的下切谷（例如文獻(xiàn)[40]）。大隆組由黑色硅質(zhì)巖和薄層石灰?guī)r組成，根據(jù)巖性不同自下而上分為大隆組一段和大隆組二段（圖8o）。大隆組一段為黑色薄層硅質(zhì)巖夾頁巖，偶含大型方解石結(jié)核或透鏡體（圖8m），代表深水陸棚或盆地亞相環(huán)境。大隆組二段為中層狀深灰色含泥石灰?guī)r、薄層灰色泥晶灰?guī)r，局部層位含豐富的菊石和大管徑的漫游跡生物遺跡化石（圖8p，q），同時(shí)含豐富的黃鐵礦（圖8r），代表較深水、弱水動(dòng)力和貧氧的臺(tái)地邊緣斜坡環(huán)境。

2.4 建始楊家田剖面

楊家田剖面位于湖北建始縣東郊2 km、楊家田村附近的省道S339公路邊（坐標(biāo)為109°45′7.28″ E，30°35′55.33″ N）。該剖面自下而上出露中二疊統(tǒng)孤峰組、上二疊統(tǒng)吳家坪組和大隆組（圖10，11），吳家坪組分為三段，大隆組分為兩段（圖10a，b），其中大隆組二段未見頂。吳家坪組一段即所謂的王坡頁巖段，巖性為黑色頁巖、黏土巖夾煤線，發(fā)育一層厚層狀砂巖（圖10c），代表海岸沼澤沉積環(huán)境。吳家坪組二段主要為石灰?guī)r沉積，根據(jù)巖性的不同又分為三個(gè)亞段。下部的吳二段一亞段與吳一段王坡頁巖整合接觸，為灰—深灰色中層狀富含大型腕足的灰色泥晶灰?guī)r、顆粒質(zhì)灰泥石灰?guī)r，可能是局限臺(tái)地亞相沉積特征（圖10c）。吳二段二亞段與一亞段為突變接觸，其巖性為深灰色薄層硅質(zhì)灰?guī)r偶夾中層狀石灰?guī)r，含多層火山灰（圖10d），發(fā)育豐富的小型條帶狀、橢圓狀黃鐵礦結(jié)核（圖10e），代表局限臺(tái)地較深水的潟湖環(huán)境。吳二段三亞段與二亞段為突變接觸，巖性為灰白色厚層狀生物碎屑顆粒質(zhì)灰泥石灰?guī)r、灰泥質(zhì)顆粒石灰?guī)r（圖10d，f），代表開闊臺(tái)地亞相沉積環(huán)境。吳三段與吳二段為逐漸過渡沉積，巖性為灰—深灰色中層狀泥晶灰?guī)r夾頁巖，向上由鈣質(zhì)頁巖與泥質(zhì)灰?guī)r互層過渡到黑色頁巖（圖10a，g），代表較深水的斜坡亞相特征。大隆組由硅質(zhì)巖夾泥質(zhì)灰?guī)r組成，根據(jù)巖性和層厚將大隆組分為兩段（圖10b）。位于下部的大隆組一段巖性為黑色薄層硅質(zhì)巖夾頁巖（圖10h），局部發(fā)育底凸頂平的風(fēng)暴水道成因的碳酸鹽巖沉積（圖10i），反映深水陸棚至盆地相沉積環(huán)境。位于大隆組上部的二段巖性為深灰色中層狀泥質(zhì)硅質(zhì)巖偶夾厚層狀泥質(zhì)灰?guī)r（10b），其中厚層泥質(zhì)灰?guī)r層容易風(fēng)化形成植被發(fā)育的泥質(zhì)沉積物（圖10j），代表深水陸棚相沉積環(huán)境。

3 層序地層特征

3.1 層序地層各類界面識(shí)別特征

地層層序是沉積物供應(yīng)以及基準(zhǔn)面變化相互作用的產(chǎn)物?；鶞?zhǔn)面周期性變化過程中產(chǎn)生了各類地層層序界面，包括層序邊界面（Sequence Boundary，SB）、最大海退面（Maximum Regression Surface，MRS；也即初始海侵面）以及最大海泛面（MaximumFlooding Surface，MFS）。這些界面構(gòu)成了層序地層的基本框架及其體系域，是基準(zhǔn)面變化周期過程中被動(dòng)海退的結(jié)束、海退的結(jié)束和海侵的結(jié)束事件的響應(yīng)，對其識(shí)別和分析能重構(gòu)基準(zhǔn)面變化過程。因此，識(shí)別層序各類界面是層序地層學(xué)分析的首要工作[38]。

研究區(qū)層序邊界面包括I型（圖12a，c，d）和II型（圖12b，e～h）層序界面。I型層序界面是一個(gè)暴露不整合界面（SU），在研究區(qū)該界面位于孤峰組與吳家坪組接觸界面（圖12a）。它是一個(gè)東吳運(yùn)動(dòng)形成的區(qū)域性不整合界面，界面之上沉積了幾米厚的風(fēng)化殼黏土巖，代表長期的沉積間斷，是晚二疊世第一個(gè)三級層序（SQ1）的底界面。另外一個(gè)I型層序邊界面出現(xiàn)在吳家坪組內(nèi)部塊狀生物礁灰?guī)r向硅質(zhì)灰?guī)r突變界面處（圖12c），該界面發(fā)育低幅度的暴露侵蝕界面，局部發(fā)生白云石化，是晚二疊世第三個(gè)三級層序（SQ3）的底部界面。II型層序邊界面在研究區(qū)主要出現(xiàn)在吳家坪組石灰?guī)r內(nèi)部以及大隆組硅質(zhì)巖內(nèi)部巖性突變處。吳家坪組內(nèi)部開闊臺(tái)地相厚層石灰?guī)r向中層硅質(zhì)灰?guī)r突變處含多層火山灰，是大規(guī)?；鹕絿姲l(fā)過程中形成的臺(tái)地淹沒事件，作為晚二疊世第二個(gè)三級層序（SQ2）的底部邊界面（圖12b）。吳家坪組石灰?guī)r沉積晚期，由于裂陷槽的形成和快速斷陷，碳酸鹽巖沉積轉(zhuǎn)變?yōu)殁}質(zhì)頁巖沉積。其巖性突變界面之下為一套風(fēng)暴碳酸鹽巖碎屑沉積（圖12e），指示海平面下降過程中，由于淺水區(qū)可容納空間減少后風(fēng)暴帶來的粗粒碎屑在深水的沉積，反映被動(dòng)海退的過程[38]，可作為第四個(gè)三級層序（SQ4）的II型層序邊界面。大隆組大套薄層硅質(zhì)巖之上發(fā)育中層至厚層的石灰?guī)r（圖12f，g），可能是區(qū)域性海平面快速下降的產(chǎn)物，可作為第五個(gè)三級層序（SQ5）的底部II型層序邊界面。大隆組與飛仙關(guān)組的分界面是一個(gè)整合界面，但也是一個(gè)大規(guī)?；鹕絿姲l(fā)的事件層，其巖性由泥晶灰?guī)r突變?yōu)槟嗷規(guī)r，是一個(gè)II型層序邊界面（圖12h）。

研究區(qū)最大海退面僅在吳家坪組底部一段王坡頁巖的頂部出現(xiàn)（圖13），風(fēng)化殼黏土巖反映相對海平面下降達(dá)到最低，黑色頁巖可能是相對海平面緩慢上升過程中形成的半封閉海灣或沼澤相沉積（圖13a）。黑色頁巖與上覆石灰?guī)r之間發(fā)育含磷質(zhì)礫石的泥灰?guī)r沉積（圖13b），指示初始海侵或最大海退面的沉積特征，該界面之上是吳家坪組二段大套的中厚層石灰?guī)r（圖13c），是半封閉海灣相在海侵過程中逐漸形成局限至開闊臺(tái)地相碳酸鹽巖沉積。研究區(qū)最大海泛面主要是富有機(jī)質(zhì)的凝縮段，需要借助地層疊置樣式以及有機(jī)碳含量綜合識(shí)別。

3.2 體系域的識(shí)別特征

體系域是由地層疊置樣式及其界面所限定的地層單元，在碳酸鹽巖沉積體系中，低位域、海侵域和高位域均可以由米級旋回（準(zhǔn)層序）的疊置樣式來定義（圖2）。研究區(qū)上二疊統(tǒng)層序SQ1的低位域王坡頁巖段發(fā)育進(jìn)積型（圖14a）或加積型（圖14b）準(zhǔn)層序組疊置樣式，其底部為區(qū)域性暴露不整合界面。該體系域是被動(dòng)海退過程中形成的一套低水位碎屑巖沉積。層序SQ1的海侵和高位體系域分別由退積到加積型準(zhǔn)層序組疊置樣式組成（圖14c），準(zhǔn)層序組在海侵域表現(xiàn)為逐漸變厚是潮緣淺水環(huán)境可容納空間隨著海侵過程逐漸增加的響應(yīng)特征。海侵域至高位域沉積時(shí)期是局限臺(tái)地相轉(zhuǎn)變?yōu)殚_闊臺(tái)地相的階段。由于水體較淺，其最大海泛面不發(fā)育富有機(jī)質(zhì)層，其界面出現(xiàn)在準(zhǔn)層序組疊置樣式的轉(zhuǎn)變界面。

層序SQ2是深灰色硅質(zhì)石灰?guī)r的相對深水的斜坡相沉積，其海侵體系域和高位體系域的準(zhǔn)層序組疊置樣式分別為退積型和進(jìn)積型（圖14d，e）。其中高位體系域還可以識(shí)別出正常海退（高位域早期）和被動(dòng)海退（高位域晚期），其正常海退準(zhǔn)層序較薄，水體較深，而被動(dòng)海退準(zhǔn)層序較厚，顏色更淺，其沉積水體較淺（圖14d）。SQ2的最大海泛面為一個(gè)富有機(jī)質(zhì)凝縮段，其TOC含量高達(dá)3.6%（圖11）。

層序SQ3是斜坡至陸棚相的鈣質(zhì)頁巖、泥質(zhì)灰?guī)r組成，其海侵和高位體系域同樣分別以退積型和進(jìn)積型準(zhǔn)層序組疊置樣式為特征（圖14f），其最大海泛面為深灰—灰黑色鈣質(zhì)頁巖。高位體系域頂部出現(xiàn)多個(gè)風(fēng)暴沉積，是海平面下降過程中由于淺水臺(tái)地可容納空間減少，沉積物溢出至較深水的斜坡和陸棚環(huán)境沉積的結(jié)果。

層序SQ4的海侵體系域以吳三段頁巖和大一段下部的黑色薄層硅質(zhì)巖組成的退積型準(zhǔn)層序組疊置樣式為特征，而高位體系域則是以大一段中上部的黑色薄層硅質(zhì)巖夾硅質(zhì)灰?guī)r組成的進(jìn)積型準(zhǔn)層序組為特征，準(zhǔn)層序組總體顯示先逐漸變薄再逐漸變厚（圖14g，h）。最大海泛面是該層序、也是上二疊統(tǒng)最富有機(jī)質(zhì)的層段，為黑色薄層泥質(zhì)硅質(zhì)巖，局部夾石煤層，有機(jī)碳TOC含量高，介于17%～20%（圖5，11），是一個(gè)很明顯的凝縮段。大一段上部至大二段頂部，準(zhǔn)層序組表現(xiàn)為單個(gè)準(zhǔn)層序厚度較薄的退積型和單個(gè)準(zhǔn)層序厚度較厚的進(jìn)積型疊置樣式，分別是海侵域和高位域的沉積特征（圖14i）。其中，高位域由深灰色薄層硅質(zhì)灰?guī)r變?yōu)榛疑幽嗑Я鰻罨規(guī)r，巖性和顏色的突變非常明顯，是高位域正常海退向被動(dòng)海退的轉(zhuǎn)變特征（圖14i），被動(dòng)海退的晚期沉積了較多的淺水環(huán)境常見的疊層石和核形石構(gòu)造。該層序最大海泛面是一個(gè)較短的凝縮段，為黑色薄層硅質(zhì)巖夾頁巖，有機(jī)碳TOC含量高，介于4%～4.5%（圖5，11）。

3.3 層序地層劃分與對比特征

六個(gè)層序邊界面劃分出五個(gè)三級層序SQ1～SQ5，除了SQ1由低位域、海侵域和高位域組成以外，其他的三級層序均是由海侵域和高位域組成（圖15）。六個(gè)層序邊界面除了SQ1底部為區(qū)域性不整合暴露面以外，其他大部分是可對比的整合界面。該界面是由高位域的進(jìn)積型向退積型準(zhǔn)層序組疊置樣式轉(zhuǎn)變而確定。根據(jù)底部的區(qū)域性不整合界面拉平之后，四個(gè)剖面的三級層序地層對比基本上反映了廣利海槽和鄂西海槽的隆凹格局。由三級層序SQ1～SQ5組成一個(gè)更長時(shí)期的二級層序，SQ1～SQ3 位海侵域，SQ4～SQ5 為高位域，分別大致對應(yīng)吳家坪組和大隆組。

三級層序SQ1的底部層序邊界面是吳家坪組與孤峰組之間的區(qū)域不整合面（圖15）。界面之上沉積了一套海陸過渡相碎屑巖沉積，即所謂的王坡頁巖，其沉積環(huán)境為沼澤至局限海灣相，屬于低位體系域沉積。它是東吳運(yùn)動(dòng)引起地殼抬升，海平面迅速下降，前期孤峰組較深水環(huán)境隆升為陸地低位沼澤相的沉積結(jié)果。四川盆地北部的廣利海槽形成的低位域沉積3～6 m，而鄂西海槽則較厚一些，介于5～10 m?？傮w上SQ1繼承了東吳運(yùn)動(dòng)之后準(zhǔn)平原化的原始地形特征，海槽的中心沉積厚度較薄，而海槽兩側(cè)邊緣則沉積了較厚的局限至開闊臺(tái)地相碳酸鹽巖，而康滇古陸的邊緣地區(qū)當(dāng)時(shí)仍然是濱岸碎屑巖沉積。

SQ2底部層序邊界面為可對比的整合界面（圖15），由淺海開闊臺(tái)地相碳酸鹽巖突變?yōu)檩^深水的斜坡相硅質(zhì)灰?guī)r或泥晶灰?guī)r，界面處發(fā)育多層火山灰，指示較為頻繁的構(gòu)造活動(dòng)。該界面可能反映廣利海槽和鄂西海槽的初始裂陷階段，構(gòu)造的快速下沉形成了碳酸鹽巖臺(tái)地的淹沒界面以及廣泛的較富有機(jī)質(zhì)的斜坡相海侵體系域沉積序列。但在海槽側(cè)翼廣元西北鄉(xiāng)的淺海臺(tái)地相中發(fā)育了豐富的硅質(zhì)條帶，其硅的來源很可能是鄰區(qū)裂陷斜坡帶來的熱液硅。隨著相對海平面的下降，海槽中心地區(qū)SQ2的高位體系域的斜坡環(huán)境中沉積了一套由風(fēng)暴從淺海帶來的風(fēng)暴碳酸鹽巖碎屑沉積，發(fā)育多層風(fēng)暴巖沉積；而在海槽側(cè)翼廣元西北鄉(xiāng)的淺水臺(tái)地環(huán)境中則形成臺(tái)地邊緣生物灘沉積。

SQ3底部層序邊界面在廣元西北鄉(xiāng)為暴露不整合界面，其他地區(qū)為可對比的整合界面（圖15）。SQ3主要是一套暗色石灰?guī)r與鈣質(zhì)頁巖的斜坡至陸棚相沉積，在海槽中心廣泛發(fā)育異常富有機(jī)質(zhì)的鈣質(zhì)頁巖和黑色頁巖陸棚相沉積。是裂陷槽的快速形成階段，中厚層黑色頁巖的出現(xiàn)說明水體深度大約位于透光帶下部（約100 m），是一個(gè)深水海槽。在海槽中心局部發(fā)育較為完整的厚層風(fēng)暴巖沉積巖，是大型風(fēng)暴浪從淺水帶來碳酸鹽巖碎屑和生屑沉積。該時(shí)期廣利海槽沉積水體可能比鄂西海槽相對較深，是一個(gè)向西逐漸變深的古地理格局。

SQ4底部層序邊界面為II型層序界面，主要發(fā)育黑色頁巖和黑色薄層硅質(zhì)巖，厚度僅約為10 m，是裂陷槽發(fā)育的鼎盛時(shí)期。海侵體系域形成黑色頁巖沉積，而高位體系域則沉積了一套異常富有機(jī)質(zhì)的黑色薄層硅質(zhì)巖。最大海泛面大致位于黑色頁巖向黑色薄層硅質(zhì)巖的沉積轉(zhuǎn)換界面。

SQ5底部和頂部層序邊界面均為II型層序界面，頂部邊界是大隆組與飛仙關(guān)組的分界面，也是一個(gè)火山事件層。該層序的海侵體系域是盆地相的黑色薄層硅質(zhì)巖，高位體系域是斜坡相的中—薄層石灰?guī)r。SQ5層序平均厚度約為10 m，屬于裂陷槽萎縮填平時(shí)期，是東深西淺的裂陷槽格局。

3.4 層序地層年代框架

根據(jù)廣元地區(qū)上二疊統(tǒng)火山灰鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)[41?42]以及準(zhǔn)層序米級旋回的時(shí)間屬性，計(jì)算出5個(gè)三級層序SQ1～SQ5 的時(shí)間間隔分別約為1.8 Ma，1.3 Ma，1.0 Ma，1.7 Ma和1.0 Ma（圖16）。吳二段、吳三段、大一段和大二段底部年齡分別約為257.6 Ma、255.7 Ma、254.6 Ma、252.8 Ma。吳家坪階與長興階界線位于大隆組一段的下部，層序SQ4中部，即位于最大海泛面之上的位置。

依據(jù)層序地層低位體系域、海侵和高位體系域的分布特征以及米級旋回的疊置樣式，結(jié)合沉積相的變化，勾繪出川北地區(qū)晚二疊世相對海平面的變化曲線（圖16）。相對海平面最低時(shí)期出現(xiàn)在吳家坪期的早期階段，大約持續(xù)了一百萬年的時(shí)間，揚(yáng)子臺(tái)地接受廣泛的準(zhǔn)平原化。之后相對海平面逐漸上升，沉積了一套較富有機(jī)質(zhì)的海陸過渡相頁巖。隨之發(fā)生了兩期快速的海平面上升和海侵，在揚(yáng)子臺(tái)地沉積了一套較厚的吳家坪組碳酸鹽巖沉積。吳家坪晚期，由于峨眉山地幔柱大火成巖省噴發(fā)末期的裂陷沉降作用[43]，在廣元—旺蒼—開江—梁平以及鄂西地區(qū)發(fā)生了北西—南東向裂陷作用，形成了臺(tái)內(nèi)盆地廣利海槽。隨著構(gòu)造逐漸趨于穩(wěn)定，相對海平面逐漸下降，較深水的海槽被填平，重新形成長興期晚期的碳酸鹽巖臺(tái)地沉積格局。

4 富有機(jī)質(zhì)巖形成

4.1 富有機(jī)質(zhì)層段分布及其與沉積速率的關(guān)系

富有機(jī)質(zhì)層段中TOC含量大于3%地層段稱為甜點(diǎn)段[5]，甜點(diǎn)段在上二疊統(tǒng)地層中主要分布在兩個(gè)層段：第一個(gè)出現(xiàn)在三級層序SQ2海侵體系域（圖15），也即吳二段中部，第二個(gè)出現(xiàn)在SQ3高位體系域至SQ5海侵體系域（圖16），也即吳三段上部至大一段。其中以第二個(gè)甜點(diǎn)段分布最為廣泛，跨越時(shí)間間隔最長（2.7 Ma），該甜點(diǎn)段也是四川盆地上二疊統(tǒng)頁巖氣勘探的主要目的層位。兩個(gè)甜點(diǎn)段的形成與廣利海槽的形成密切相關(guān)，在缺乏陸源碎屑物質(zhì)沉積的背景下，大套頁巖的沉積指示海洋環(huán)境古海水不適合碳酸鹽巖的沉積，反映異常的古海洋化學(xué)條件特征。由于頁巖的分布僅局限于臺(tái)內(nèi)盆地海槽區(qū)域，異常的古海水化學(xué)條件的形成與該區(qū)特殊的構(gòu)造裂陷活動(dòng)有關(guān)。

根據(jù)層序地層框架以及時(shí)間間隔計(jì)算沉積速率（圖5和圖16，地層厚度非去壓實(shí)原始厚度），有機(jī)質(zhì)富集的層序SQ2～SQ5的沉積速率分別為0.96 cm/ky、1.06 cm/ky、0.61 cm/ky和0.96 cm/ky。頁巖和硅質(zhì)巖為主的層序SQ4沉積速率最低，僅為0.61 cm/ky，低于沉積速率稀釋作用的臨界值4.1 cm/ky和2.1 cm/ky[13]，說明層序SQ4沉積過程中沒有稀釋有機(jī)質(zhì)的堆積，其有機(jī)質(zhì)較為富集。層序SQ2、SQ3和SQ5主要巖性為碳酸鹽巖，其沉積速率約為1.0 cm/ky，沉積過程同樣不稀釋有機(jī)質(zhì)堆積，然而該層段有機(jī)質(zhì)沒有達(dá)到異常高富集程度。這說明沉積有機(jī)質(zhì)堆積富集并不是簡單地受沉積速率的控制，其他因素如初級生產(chǎn)力以及氧化還原條件也可能起著控制作用。

4.2 富有機(jī)質(zhì)巖元素地球化學(xué)約束的古海洋條件

如前文所述，異常高有機(jī)質(zhì)富集時(shí)期可能存在異常的古海水化學(xué)條件，故本文利用元素地球化學(xué)對其進(jìn)行約束。對TOC進(jìn)行去碳酸鹽巖和硅質(zhì)巖化后重新計(jì)算表明，甜點(diǎn)段有機(jī)質(zhì)富集與沉積物稀釋作用無關(guān)，盡管甜點(diǎn)段分布對應(yīng)于低碳酸鹽和高二氧化硅含量（圖17）。兩個(gè)甜點(diǎn)段I和II的低P高Fe、Ni、Cu和Zn（圖17）說明海槽環(huán)境中有機(jī)質(zhì)富集于大陸輸入常量營養(yǎng)元素P無關(guān)，而與另外一個(gè)常量營養(yǎng)元素Fe以及微營養(yǎng)金屬元素大量輸入有關(guān)。Fe和微營養(yǎng)元素的輸入能夠刺激浮游植物的大規(guī)模繁盛[44]，火山或熱液構(gòu)造作用能帶來大量的鐵和微量金屬元素，表明該時(shí)期揚(yáng)子海的古陸來源營養(yǎng)物質(zhì)的輸入較低，可能海槽深部來源的金屬微營養(yǎng)元素輸入較為豐富。同時(shí)，因?yàn)檫€原環(huán)境下古沉積水體或孔隙水產(chǎn)生較多硫化氫并與Mo、V、Fe等礦物結(jié)合形成沉淀[45]，兩個(gè)異常高有機(jī)質(zhì)富集段對應(yīng)的Mo、V、Fe/Al以及S含量峰值（圖17）說明富有機(jī)質(zhì)沉積時(shí)期古水體總體含氧量較低，總體屬于較強(qiáng)的還原環(huán)境。

古生產(chǎn)力指標(biāo)Ba在異常高有機(jī)質(zhì)富集段與貧有機(jī)質(zhì)段無差異（圖17），說明硫酸鋇的埋藏量通量在富碳層段埋藏通量不高，在營養(yǎng)水平較高的情況下，可能指示強(qiáng)還原環(huán)境下硫酸鋇溶解重新參與水體的循環(huán)[46]。指示熱液強(qiáng)度的參數(shù)Al/（Al+Fe+Mn）比值在上二疊統(tǒng)甜點(diǎn)段均小于0.6，呈周期性變化（圖17），說明甜點(diǎn)段沉積期周期性海底熱液活動(dòng)帶來大量的富鐵和錳的物質(zhì)[47]。同時(shí)，Al-Fe-Mn三角圖也證實(shí)了在兩個(gè)甜點(diǎn)段出現(xiàn)富鐵低錳的熱液活動(dòng)信號[48]（圖18）。甜點(diǎn)段Si的富集（Si/Al比值，圖17）也從側(cè)面上反映了熱液帶來大量的二氧化硅沉積。這些證據(jù)表明熱液活動(dòng)能夠帶來大量的常量營養(yǎng)元素Fe、微營養(yǎng)元素以及還原物質(zhì)[49]，進(jìn)而影響海洋初級生產(chǎn)力以及水體的氧化還原條件，是有機(jī)質(zhì)富集的控制因素之一。

4.3 富有機(jī)質(zhì)巖形成條件

在甜點(diǎn)段層位，營養(yǎng)元素的富集早于氧化還原敏感指標(biāo)的富集，說明高營養(yǎng)水平引起較高初級生產(chǎn)力是形成底部水體還原條件的起因，即底部水體低含氧量水平是高初級生產(chǎn)力引起有機(jī)質(zhì)堆積對氧需求量升高的結(jié)果。前文所述，有機(jī)質(zhì)富集與沉積物稀釋和沉積速率相關(guān)性較小，因而川北地區(qū)廣利海槽上二疊統(tǒng)有機(jī)質(zhì)的富集可能主要與較高的初級生產(chǎn)力有關(guān)。研究區(qū)上二疊統(tǒng)層序劃分與對比結(jié)果表明，異常高有機(jī)質(zhì)富集段跨越吳家坪組和大隆組，而不是僅富集于大隆組[50]，或吳家坪組。以此為勘探目標(biāo)的資源稱為“吳家坪組頁巖氣”或“大隆組頁巖氣”均存在一定的局限性，但作者傾向于采用后者的名稱。

上二疊統(tǒng)層序地層為該時(shí)期富有機(jī)質(zhì)巖的形成提供了盆地發(fā)展的階段和年代框架，以便更好地理解和分析有機(jī)質(zhì)富集過程中的地質(zhì)條件。研究區(qū)層序地層分析結(jié)果，可更好地討論上二疊統(tǒng)異常高有機(jī)質(zhì)富集與該區(qū)構(gòu)造活動(dòng)形成的裂陷盆地、全球性最小氧化帶缺氧以及洋流上涌的關(guān)系。在海侵體系域和高位體系域均存在異常高有機(jī)質(zhì)富集段，說明研究區(qū)相對海平面的升降并不是有機(jī)質(zhì)富集的直接控制因素。在層序SQ3～SQ4時(shí)期是廣利海槽和鄂西海槽（裂陷槽）快速發(fā)展和穩(wěn)定時(shí)期，由于裂陷槽是一個(gè)臺(tái)內(nèi)盆地，周圍被貧有機(jī)質(zhì)的淺水碳酸鹽巖臺(tái)地所包圍，該時(shí)期持續(xù)的海平面上升導(dǎo)致陸地來源的P輸入較低，異常高有機(jī)質(zhì)層段較高的金屬營養(yǎng)元素（Fe、Cu、Ni、Zn）可能來自裂陷槽形成過程中深部物質(zhì)的熱液流體。因而熱液活動(dòng)可能是造成裂陷槽沉積有機(jī)質(zhì)富集的主要因素之一[25]。同時(shí)，在裂陷槽形成的初始和穩(wěn)定階段沉積的地層中發(fā)育多層火山灰，火山灰降落過程中對海水的施肥可能是造成該地區(qū)較高營養(yǎng)水平的原因之一[26]。

在層序SQ3晚期至SQ4沉積時(shí)期，較高的初級生產(chǎn)力水平開始出現(xiàn)于高位體系域時(shí)期，在北部淺水臺(tái)地的阻隔下，上述較高的營養(yǎng)物質(zhì)的來源與海侵和洋流上涌的關(guān)系不大（圖19）。因此，研究區(qū)上二疊統(tǒng)富有機(jī)質(zhì)巖形成模式是構(gòu)造裂陷形成的全盆地缺氧模式，而不是邊緣海的最小氧化帶模式，可能與全球性環(huán)境變化關(guān)系不大。且該時(shí)期較高的初級生產(chǎn)力水平稍早于強(qiáng)還原環(huán)境以及有機(jī)質(zhì)富集，在甜點(diǎn)段II之前已經(jīng)存在高營養(yǎng)物質(zhì)水平，但異常高有機(jī)質(zhì)富集直到甜點(diǎn)段II 才與強(qiáng)還原條件同時(shí)出現(xiàn)（圖17），說明水體氧化還原條件可能受控于初級生產(chǎn)力水平，而氧化還原條件直接影響有機(jī)質(zhì)的堆積。換而言之，海水表層高初級生產(chǎn)力水平可能是甜點(diǎn)段異常高有機(jī)質(zhì)富集的啟動(dòng)和基礎(chǔ)條件，而水體的強(qiáng)還原條件可能是異常高有機(jī)質(zhì)富集的關(guān)鍵因素。

5 結(jié)論

（1） 晚二疊世四川盆地北部廣元經(jīng)旺蒼至開江與梁平地區(qū)的裂陷海槽與鄂西裂陷海槽連通，形成廣元—利川狹長的、具水下隆起的海槽（廣利海槽）。廣利海槽與鄂西海槽地上二疊統(tǒng)吳家坪組自下而上可劃分為吳一段、吳二段和吳三段，其對應(yīng)巖性分別為陸源碎屑頁巖段、大套石灰?guī)r段和鈣質(zhì)頁巖段；大隆組自下而上分劃分為大一段和大二段，其對應(yīng)巖性分別為黑色薄層硅質(zhì)巖段和中—薄層石灰?guī)r段。

（2） 該區(qū)上二疊統(tǒng)地層可劃分為五個(gè)三級層序SQ1～SQ5，SQ1包括吳一段王坡頁巖和吳二段下部地層，屬于東吳運(yùn)動(dòng)準(zhǔn)平原化之后碳酸鹽巖臺(tái)地全面發(fā)展時(shí)期；SQ2主要包括吳二段上部含多層火山灰的硅質(zhì)灰?guī)r或富硅質(zhì)條帶的石灰?guī)r地層，屬于裂陷槽發(fā)展的初始階段；SQ3主要包括吳三段鈣質(zhì)頁巖和泥質(zhì)灰?guī)r地層，屬于裂陷槽快速發(fā)展階段；SQ4主要包括大一段黑色薄層硅質(zhì)巖地層，屬于裂陷槽發(fā)展的高潮和穩(wěn)定階段；SQ5主要包括大二段中—薄層石灰?guī)r地層，屬于裂陷槽發(fā)展的萎縮填平階段。。

（3） 廣利海槽與鄂西海槽地區(qū)上二疊統(tǒng)發(fā)育兩套異常高有機(jī)質(zhì)的甜點(diǎn)段I和II，分別出現(xiàn)在SQ2的中部和SQ3上部至SQ5下部，分別對應(yīng)吳二段深灰色硅質(zhì)灰?guī)r層段以及吳三段至大一段的黑色頁巖至薄層硅質(zhì)巖層段。甜點(diǎn)段異常高有機(jī)質(zhì)富集主要受較高的初級生產(chǎn)力水平控制，裂陷槽發(fā)展過程中深部熱液和周圍火山噴發(fā)帶來的周期性營養(yǎng)物質(zhì)是沉積有機(jī)質(zhì)富集的啟動(dòng)和基礎(chǔ)條件，裂陷槽快速發(fā)展和高潮時(shí)期形成的局限水循環(huán)條件以及底部水體強(qiáng)還原環(huán)境是促進(jìn)沉積有機(jī)質(zhì)富集和保存的關(guān)鍵因素。

致謝 感謝兩位評審專家提出的建設(shè)性審稿意見。論文研究工作過程中，野外露頭剖面樣品的采集得到了中國礦業(yè)大學(xué)張治波以及西南石油大學(xué)杜秋定的幫助，在此一并致謝。

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