川北—鄂西上二疊統富有機巖沉積與地球化學特征

摘 要 【目的】隨著非常規油氣理論的發展，沉積有機質富集機理再次成為熱點研究，其中有機質富集主控因素成為爭論的焦點。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。【方法】結合沉積學與地球化學研究方法，在分析層序地層學和沉積環境的基礎上，詳細開展元素地球化學研究，討論富有機巖沉積有機質富集機理。【結果】四川盆地北部和鄂西盆地上二疊統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三級層序SQ1～SQ5。由層序地層學分析將廣利海槽和鄂西海槽的發展分為四個階段，分別為初始、快速發展、高潮穩定和萎縮階段。初始階段主要發育SQ2時期斜坡相暗色硅質灰巖，快速發展階段主要發育SQ3時期陸棚相鈣質頁巖，高潮穩定階段主要發育SQ4時期盆地相黑色硅質巖，萎縮階段主要發育SQ5時期斜坡相石灰巖。含異常高有機質的甜點段主要形成于SQ3高位域至SQ5海侵域沉積期，在該時期Fe、Cu、Ni和Zn營養元素周期性富集，Mo、V、Fe/Al和S等氧化還原敏感元素均表現為較高的水平，熱液強度參數Al（/ Al+Fe+Mn）和Al-Fe-Mn三角圖均指示頻繁的熱液活動特征。【結論】在甜點段，高營養元素含量和初級生產力水平的出現早于強還原條件，說明沉積水體的氧化還原條件主要受控于沉積有機質沉降埋藏過程中對氧的消耗，有機質的富集主要受較高初級生產力的控制。營養物質P、Si、Fe、Zn的供應主要與裂陷槽形成過程中深部熱液活動和周圍火山活動有關，這些構造活動周期性帶來大量營養物質提高了初級生產力水平。因此海洋表層高的初級生產力水平是甜點段異常高有機質富集的啟動和基礎條件，而海洋底部水體較強的還原環境是有機質埋藏和保存的關鍵因素。

關鍵詞 富有機巖；甜點段；吳家坪組；大隆組；層序地層；元素地球化學；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，沉積學與地球化學，E-mail： hy.wei@swpu.edu.cn; weihegnye@163.com

中圖分類號 P512.2 文獻標志碼 A

0 引言

中國南方揚子臺地在晚二疊世的裂陷槽[1]發育了一套富含有機質的碳酸鹽巖、頁巖和硅質巖（圖1），統稱為富有機巖。這套富有機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后備目標層系和接替領域[2]。目前，已經在川東紅星地區（HY-1井[3]）、梁平地區（大頁1井）取得大隆組和吳家坪組頁巖氣勘探的重大突破，獲得高產的工業氣流，在恩施地區（恩地1井、恩地2井）也獲得顯著的頁巖氣發現[4]，展示了上二疊統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，頁巖氣富集的地質要素不明確[5]。其中，富有機巖有機質含量是頁巖氣富集的最主要因素。相應地，頁巖氣勘探目的層也是富含有機質的層段，稱為異常高有機質富集，其總有機碳（Total Organic Carbon，TOC）含量一般大于3%[6]，即所謂的“甜點段”。因此，頁巖氣勘探的基礎地質理論研究關鍵在于富有機巖有機質富集過程以及異常高有機質（如“甜點段”）形成規律。

除了頁巖油氣勘探的意義以外，有機質堆積過程中光合作用生產的有機質以及新陳代謝分解的有機質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學研究的熱點。沉積有機質富集過程涉及水體有機體的形成及其死后有機質的分解埋藏過程，后者是水體沉積物生物地球化學過程的核心驅動力，是更好地理解地球系統演化過程中碳循環和氣候波動所需要厘清的關鍵地質過程[7?8]。因而有機質富集過程研究很早就受到海洋學、氣候學和沉積學家們的廣泛關注，形成了一系列的理論和相應的研究成果[9]。

就有效埋藏而言，沉積速率是有機質堆積的第一控制要素[10?12]，快速沉積（gt;30 cm/ky）能提高有機碳埋藏通量，減少有機質接受氧化、厭氧分解機率。但快速沉積對有機質存在稀釋作用，例如黑色頁巖、硅質巖和鈣質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 時會對有機質形成稀釋作用[13]。另一方面，緩慢沉積致使沉積有機質停留在沉積物表面時間較長，接受較為充分的氧化或厭氧分解，減少有機質的有效埋藏[12]，在局部環境中難以形成富有機質巖。因此過高或極低的沉積速率均不利于富有機質巖的形成。如果從全球碳循環角度來看，高沉積速率能提高全球有機質的埋藏通量。

沉積有機質的堆積需要綜合考慮表層水體初級生產力的生物生產量水平[14]和沉積水體的氧化還原等保存條件[15]。由于有機體從表層水體沉降進入海底沉積物埋藏過程中遭受強烈的分解和重新礦化作用，僅有不到1%的有機體能最終保存埋藏下來[9]。減少有機質分解、提高有機質保存埋藏比例能有效提高有機質的堆積。有機質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雜和惰性的有機質[11]。而且，缺氧環境比氧化環境孳生更多的細菌，后者通過攝食溶解有機碳將分解的有機質以細菌微生物自身有機體的形式保存下來；而氧化環境中存在更多食細菌的原生動物，后者通過食用細菌把鎖在細菌中的有機質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質作用[17]。貧氧—缺氧—硫化等環境較氧化環境能夠顯著提高有機質的保存埋藏能力[18]。所以，富有機質巖發育紋層、無生物擾動，一般與缺氧水體伴生[19]，早期研究也發現富有機質的烴源巖形成于缺氧環境[15]。此外，厭氧環境并不意味著有機質分解程度的下降，某些極端條件下降低厭氧分解也能夠提高有機質的堆積，例如高鹽度（35‰～40‰）和鹵水環境下能分別消除40%和大部分的微生物群落，減少有機質厭氧分解，提高有機質保存比例[20]。據此，從本質上來講，有機質的保存與有機質暴露于氧分子的時間長短密切相關[21?22]，氧化環境下海底有機質長時間遭受氧化分解而貧有機質[23]，鐵化環境下高濃度鐵阻止硫化氫逸出而增加有機質的氧化分解幾率，降低有機質埋藏效率[24]。因而提出缺氧控制有機質富集的傳統觀點，其本質在于早成巖作用的性質。

然而，大洋鉆探計劃研究表明，中生代大洋缺氧及其有機質富集并不是由全球洋流循環減弱形成，而是由強風化和熱液輸入高營養物質誘發高生產力造成[25]。英國北海白堊系富有機巖的缺氧環境也被認為是富有機質堆積的結果：TOC小于6%時沉積水體隨著有機質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，增強的有機質富集受控于逐漸升高的初級生產力[26]。周期性變化的有機質豐度出現在持續缺氧環境中，同樣否定了間歇性氧化還原條件變化的成因模式[27]。對于沉積有機質的富集，表層水體的初級生產力水平起著同樣，甚至更為重要的控制作用，被認為是基礎的首要先決條件[28]。

不過，維持高初級生產力水平需要源源不斷的營養物質的供應，否則浮游植物快速生長對營養物質的消耗會形成貧營養的海洋環境。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物質輸入能形成異常高有機質富集[19]。相比水平方向的陸源營養物質輸入，垂向上（如洋流上涌、水體翻轉混合）營養物質輸入是同樣，甚至更為重要的營養來源[14，29?30]。千年尺度的短期水體翻轉混合，將海底豐富的營養物質輸入表層水體重新參與循環而造成有機質的富集[31]。同樣是垂向上營養物質的來源，白堊紀活躍的海底熱液活動提供鐵等營養物質能夠維持長期的高初級生產力水平[32]。此外，空降成因的火山灰能夠帶來豐富的常量（P、Si）和微量營養元素（Fe、Zn），提高初級生產力，促進有機質富集[33?35]。但火山灰“施肥”只是千年尺度的短暫事件，難以形成持續的有機質富集[36]，不過大火成巖省長期而頻繁的火山噴發則另當別論[37]。

綜上所述，在不考慮沉積速率的情況下，埋藏有機質的豐度顯然與海洋表層水體初級生產力和水體的氧化還原條件有關。基于開放邊緣海研究而得出的海洋初級生產力作為有機質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質富集的主要控制因素的觀點[15]，均存在隱含條件：開放的邊緣海環境中營養物質的輸入變化很大，大量營養的輸入必然造成有機質的富集；而內陸湖/海以及滯留的近岸濱海盆地周圍均為營養物源，營養輸入較為充足，營養水平變化較小，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質的大量堆積。因此，初級生產力水平一定是有機質堆積的基礎條件，缺氧等良好的保存條件一定可以促進有機質的富集，沉積有機質富集機理的研究要根據具體的構造背景和沉積環境來判斷其主控因素。據此，本文將沉積與地球化學結合，在利用層序地層學充分分析其構造和沉積背景基礎上，開展沉積有機質堆積過程中的地球化學記錄。

1 研究方法

1.1 地球化學研究方法

TOC含量以及元素測試分析在西南石油大學羌塘盆地研究院實驗室完成。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準偏差優于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。主量元素的標準偏差優于±0.05%，微量元素的標準偏差優于±20 μg/g。

過量硅的計算采用總硅扣除硅酸鹽硅的方法。通過Al與Si的交會圖，在伊利石（假設硅酸鹽黏土礦物主要是伊利石）Si/Al為2.8的斜率線周圍數據Si與Al呈正相關關系（圖2），其范圍約為Si/Al比斜率為2.2～10.0。該區域以外的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的米級旋回準層序組疊置樣式來分析。一般而言，根據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、成因層序和海侵—海退層序[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束，高位體系域晚期為被動海退，以海平面下降的結束為其結束。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，沉積序列往往表現為多個向上變淺的米級旋回的重復出現，該米級旋回在層序地層概念中也稱為準層序。因此，米級旋回的疊置樣式能定義體系域及其層序模式[39]。米級旋回的系統變化主要反映可容納空間的大小，因此，米級旋回準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（例如碳酸鹽巖生產率）。碳酸鹽巖沉積體系中，淺海和深海環境的沉積物供應不同而形成不同的米級旋回疊置樣式。換而言之，沉積環境決定了米級旋回的組成和巖相特征[39]。淺海環境碳酸鹽巖等沉積物供應充足，而沉積過程受控于可容納空間變化；較深水環境中可容納空間充足，沉積過程受控于碳酸鹽巖產率等沉積物的供應。在潮坪或潮下淺海環境中，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前往大兩鎮的公路邊，緊鄰燕兒洞隧道，經緯度坐標為106°32′52.98″ E，32°18′5.59″ N。剖面自下而上出露中二疊統孤峰組、上二疊統吳家坪組、大隆組和三疊系飛仙關組（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核，其中黏土巖還發育蜂窩狀煤（圖4c），代表沼澤相沉積特征。吳二段是中—厚層含硅質結核石灰巖和中—薄層硅質灰巖沉積，據此巖性的不同又可進一步分為一亞段和二亞段，兩個亞段的分界線處含多層火山灰（圖4c）。吳二段一亞段石灰巖為淺水臺地相沉積，吳二段二亞段上部發育風暴成因的丘狀層理（圖4e，f），反映海平面逐漸上升，水體逐漸由淺變深。吳三段由石灰巖夾頁巖逐漸過渡為黑色頁巖夾石灰巖（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巖和灰色薄層石灰巖，據此可分為兩段（圖4h）。大隆組一段是富含有機質的黑色薄層硅質巖夾頁巖，偶爾夾薄層硅質石灰巖，代表深水盆地沉積環境（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），同時大隆組二段的薄層瘤狀灰巖中見較多黃鐵礦（圖4l），瘤狀灰巖核心包含菊石（圖4m），反映了較深水的斜坡環境特征。

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的X018 縣道的公路邊、大平村附近，其經緯坐標為106°17′7.32″ E，32°22′26.16″ N。剖面自下而上出露上二疊統吳家坪組、大隆組和下三疊統飛仙關組（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巖，含豐富的大型生物化石（如苔蘚蟲，圖6c），代表開闊臺地沉積環境；后者是深灰色含泥石灰巖夾泥巖、深灰色硅質石灰巖夾頁巖（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境。吳家坪組第三段為深灰色鈣質頁巖夾中層狀石灰巖（圖6g），其頂部發育一層厚層狀風暴沉積石灰巖，沉積了大型的丘狀交錯層理（圖6h，i），底部還發育明顯的沖刷面和粒序層理。吳三段這些特征反映較深水的陸棚沉積相特征。大隆組根據巖性可以進一步劃分為兩段（圖6j），大隆組第一段為黑色薄層泥質硅質巖（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巖，指示較深水的斜坡相特征。

2.3 廣元西北鄉剖面

廣元市西北鄉剖面位于廣元市西北部約12 km處、利州區至西北鄉的公路邊（坐標為105°44′44.37″E，32°31′23.63″ N）。該剖面自下而上出露中二疊統孤峰組、上二疊統吳家坪組、大隆組和下三疊統飛仙關組（圖8a、圖9）。吳家坪組根據巖性自下而上分為一段、二段和三段。吳家坪組一段為泥巖、鈣質頁巖夾石灰巖（圖8b）。該段也稱為王坡頁巖，為土黃色泥巖，局部夾蜂窩狀煤，或為深灰色鈣質頁巖，局部夾淺灰黃色疊層石灰巖（圖8c），代表沼澤至潮緣海灣環境。吳家坪組二段為灰色石灰巖，根據巖性的不同自下而上細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結核石灰巖（圖8d），代表開闊臺地亞相環境。其頂部為塊狀生物礁灰巖（圖8e），發育含橫板群體珊瑚、豐富的海綿、腹足和雙殼等（圖8f，g），是一種海綿黏結礁灰巖，代表臺地邊緣亞相。吳家坪二段二亞段為深灰色中層硅質灰巖（圖8h），其上部為含泥石灰巖，發育重荷模沉積構造（圖8i），風暴引起的異重流形成逆粒序到正粒序層理的沉積序列（圖8j～l），其中部發育明顯的沖刷構造和礫屑（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暴浪基面之間的斜坡亞相環境。吳家坪組三段為深灰色至灰黑色鈣質頁巖和泥灰巖（圖8m），其上部泥灰巖中夾一層底凸頂平粗粒石灰巖透鏡體，發育交錯層理（圖8n），是風暴引起的重力流水道沉積形成的下切谷（例如文獻[40]）。大隆組由黑色硅質巖和薄層石灰巖組成，根據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巖夾頁巖，偶含大型方解石結核或透鏡體（圖8m），代表深水陸棚或盆地亞相環境。大隆組二段為中層狀深灰色含泥石灰巖、薄層灰色泥晶灰巖，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），同時含豐富的黃鐵礦（圖8r），代表較深水、弱水動力和貧氧的臺地邊緣斜坡環境。

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（坐標為109°45′7.28″ E，30°35′55.33″ N）。該剖面自下而上出露中二疊統孤峰組、上二疊統吳家坪組和大隆組（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，發育一層厚層狀砂巖（圖10c），代表海岸沼澤沉積環境。吳家坪組二段主要為石灰巖沉積，根據巖性的不同又分為三個亞段。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巖、顆粒質灰泥石灰巖，可能是局限臺地亞相沉積特征（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灰巖偶夾中層狀石灰巖，含多層火山灰（圖10d），發育豐富的小型條帶狀、橢圓狀黃鐵礦結核（圖10e），代表局限臺地較深水的潟湖環境。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灰泥石灰巖、灰泥質顆粒石灰巖（圖10d，f），代表開闊臺地亞相沉積環境。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巖夾頁巖，向上由鈣質頁巖與泥質灰巖互層過渡到黑色頁巖（圖10a，g），代表較深水的斜坡亞相特征。大隆組由硅質巖夾泥質灰巖組成，根據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巖夾頁巖（圖10h），局部發育底凸頂平的風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境。位于大隆組上部的二段巖性為深灰色中層狀泥質硅質巖偶夾厚層狀泥質灰巖（10b），其中厚層泥質灰巖層容易風化形成植被發育的泥質沉積物（圖10j），代表深水陸棚相沉積環境。

3 層序地層特征

3.1 層序地層各類界面識別特征

地層層序是沉積物供應以及基準面變化相互作用的產物。基準面周期性變化過程中產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）。這些界面構成了層序地層的基本框架及其體系域，是基準面變化周期過程中被動海退的結束、海退的結束和海侵的結束事件的響應，對其識別和分析能重構基準面變化過程。因此，識別層序各類界面是層序地層學分析的首要工作[38]。

研究區層序邊界面包括I型（圖12a，c，d）和II型（圖12b，e～h）層序界面。I型層序界面是一個暴露不整合界面（SU），在研究區該界面位于孤峰組與吳家坪組接觸界面（圖12a）。它是一個東吳運動形成的區域性不整合界面，界面之上沉積了幾米厚的風化殼黏土巖，代表長期的沉積間斷，是晚二疊世第一個三級層序（SQ1）的底界面。另外一個I型層序邊界面出現在吳家坪組內部塊狀生物礁灰巖向硅質灰巖突變界面處（圖12c），該界面發育低幅度的暴露侵蝕界面，局部發生白云石化，是晚二疊世第三個三級層序（SQ3）的底部界面。II型層序邊界面在研究區主要出現在吳家坪組石灰巖內部以及大隆組硅質巖內部巖性突變處。吳家坪組內部開闊臺地相厚層石灰巖向中層硅質灰巖突變處含多層火山灰，是大規模火山噴發過程中形成的臺地淹沒事件，作為晚二疊世第二個三級層序（SQ2）的底部邊界面（圖12b）。吳家坪組石灰巖沉積晚期，由于裂陷槽的形成和快速斷陷，碳酸鹽巖沉積轉變為鈣質頁巖沉積。其巖性突變界面之下為一套風暴碳酸鹽巖碎屑沉積（圖12e），指示海平面下降過程中，由于淺水區可容納空間減少后風暴帶來的粗粒碎屑在深水的沉積，反映被動海退的過程[38]，可作為第四個三級層序（SQ4）的II型層序邊界面。大隆組大套薄層硅質巖之上發育中層至厚層的石灰巖（圖12f，g），可能是區域性海平面快速下降的產物，可作為第五個三級層序（SQ5）的底部II型層序邊界面。大隆組與飛仙關組的分界面是一個整合界面，但也是一個大規模火山噴發的事件層，其巖性由泥晶灰巖突變為泥灰巖，是一個II型層序邊界面（圖12h）。

研究區最大海退面僅在吳家坪組底部一段王坡頁巖的頂部出現（圖13），風化殼黏土巖反映相對海平面下降達到最低，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巖之間發育含磷質礫石的泥灰巖沉積（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巖（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地相碳酸鹽巖沉積。研究區最大海泛面主要是富有機質的凝縮段，需要借助地層疊置樣式以及有機碳含量綜合識別。

3.2 體系域的識別特征

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（準層序）的疊置樣式來定義（圖2）。研究區上二疊統層序SQ1的低位域王坡頁巖段發育進積型（圖14a）或加積型（圖14b）準層序組疊置樣式，其底部為區域性暴露不整合界面。該體系域是被動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層序組疊置樣式組成（圖14c），準層序組在海侵域表現為逐漸變厚是潮緣淺水環境可容納空間隨著海侵過程逐漸增加的響應特征。海侵域至高位域沉積時期是局限臺地相轉變為開闊臺地相的階段。由于水體較淺，其最大海泛面不發育富有機質層，其界面出現在準層序組疊置樣式的轉變界面。

層序SQ2是深灰色硅質石灰巖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層序組疊置樣式分別為退積型和進積型（圖14d，e）。其中高位體系域還可以識別出正常海退（高位域早期）和被動海退（高位域晚期），其正常海退準層序較薄，水體較深，而被動海退準層序較厚，顏色更淺，其沉積水體較淺（圖14d）。SQ2的最大海泛面為一個富有機質凝縮段，其TOC含量高達3.6%（圖11）。

層序SQ3是斜坡至陸棚相的鈣質頁巖、泥質灰巖組成，其海侵和高位體系域同樣分別以退積型和進積型準層序組疊置樣式為特征（圖14f），其最大海泛面為深灰—灰黑色鈣質頁巖。高位體系域頂部出現多個風暴沉積，是海平面下降過程中由于淺水臺地可容納空間減少，沉積物溢出至較深水的斜坡和陸棚環境沉積的結果。

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巖組成的退積型準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巖夾硅質灰巖組成的進積型準層序組為特征，準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、也是上二疊統最富有機質的層段，為黑色薄層泥質硅質巖，局部夾石煤層，有機碳TOC含量高，介于17%～20%（圖5，11），是一個很明顯的凝縮段。大一段上部至大二段頂部，準層序組表現為單個準層序厚度較薄的退積型和單個準層序厚度較厚的進積型疊置樣式，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灰巖變為灰色薄層泥晶瘤狀灰巖，巖性和顏色的突變非常明顯，是高位域正常海退向被動海退的轉變特征（圖14i），被動海退的晚期沉積了較多的淺水環境常見的疊層石和核形石構造。該層序最大海泛面是一個較短的凝縮段，為黑色薄層硅質巖夾頁巖，有機碳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

六個層序邊界面劃分出五個三級層序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）。六個層序邊界面除了SQ1底部為區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積型向退積型準層序組疊置樣式轉變而確定。根據底部的區域性不整合界面拉平之后，四個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組成一個更長時期的二級層序，SQ1～SQ3 位海侵域，SQ4～SQ5 為高位域，分別大致對應吳家坪組和大隆組。

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，其沉積環境為沼澤至局限海灣相，屬于低位體系域沉積。它是東吳運動引起地殼抬升，海平面迅速下降，前期孤峰組較深水環境隆升為陸地低位沼澤相的沉積結果。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。總體上SQ1繼承了東吳運動之后準平原化的原始地形特征，海槽的中心沉積厚度較薄，而海槽兩側邊緣則沉積了較厚的局限至開闊臺地相碳酸鹽巖，而康滇古陸的邊緣地區當時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），由淺海開闊臺地相碳酸鹽巖突變為較深水的斜坡相硅質灰巖或泥晶灰巖，界面處發育多層火山灰，指示較為頻繁的構造活動。該界面可能反映廣利海槽和鄂西海槽的初始裂陷階段，構造的快速下沉形成了碳酸鹽巖臺地的淹沒界面以及廣泛的較富有機質的斜坡相海侵體系域沉積序列。但在海槽側翼廣元西北鄉的淺海臺地相中發育了豐富的硅質條帶，其硅的來源很可能是鄰區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SQ2的高位體系域的斜坡環境中沉積了一套由風暴從淺海帶來的風暴碳酸鹽巖碎屑沉積，發育多層風暴巖沉積；而在海槽側翼廣元西北鄉的淺水臺地環境中則形成臺地邊緣生物灘沉積。

SQ3底部層序邊界面在廣元西北鄉為暴露不整合界面，其他地區為可對比的整合界面（圖15）。SQ3主要是一套暗色石灰巖與鈣質頁巖的斜坡至陸棚相沉積，在海槽中心廣泛發育異常富有機質的鈣質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說明水體深度大約位于透光帶下部（約100 m），是一個深水海槽。在海槽中心局部發育較為完整的厚層風暴巖沉積巖，是大型風暴浪從淺水帶來碳酸鹽巖碎屑和生屑沉積。該時期廣利海槽沉積水體可能比鄂西海槽相對較深，是一個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，主要發育黑色頁巖和黑色薄層硅質巖，厚度僅約為10 m，是裂陷槽發育的鼎盛時期。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質的黑色薄層硅質巖。最大海泛面大致位于黑色頁巖向黑色薄層硅質巖的沉積轉換界面。

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組的分界面，也是一個火山事件層。該層序的海侵體系域是盆地相的黑色薄層硅質巖，高位體系域是斜坡相的中—薄層石灰巖。SQ5層序平均厚度約為10 m，屬于裂陷槽萎縮填平時期，是東深西淺的裂陷槽格局。

3.4 層序地層年代框架

根據廣元地區上二疊統火山灰鋯石U-Pb年齡數據[41?42]以及準層序米級旋回的時間屬性，計算出5個三級層序SQ1～SQ5 的時間間隔分別約為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，結合沉積相的變化，勾繪出川北地區晚二疊世相對海平面的變化曲線（圖16）。相對海平面最低時期出現在吳家坪期的早期階段，大約持續了一百萬年的時間，揚子臺地接受廣泛的準平原化。之后相對海平面逐漸上升，沉積了一套較富有機質的海陸過渡相頁巖。隨之發生了兩期快速的海平面上升和海侵，在揚子臺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—梁平以及鄂西地區發生了北西—南東向裂陷作用，形成了臺內盆地廣利海槽。隨著構造逐漸趨于穩定，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地沉積格局。

4 富有機質巖形成

4.1 富有機質層段分布及其與沉積速率的關系

富有機質層段中TOC含量大于3%地層段稱為甜點段[5]，甜點段在上二疊統地層中主要分布在兩個層段：第一個出現在三級層序SQ2海侵體系域（圖15），也即吳二段中部，第二個出現在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。其中以第二個甜點段分布最為廣泛，跨越時間間隔最長（2.7 Ma），該甜點段也是四川盆地上二疊統頁巖氣勘探的主要目的層位。兩個甜點段的形成與廣利海槽的形成密切相關，在缺乏陸源碎屑物質沉積的背景下，大套頁巖的沉積指示海洋環境古海水不適合碳酸鹽巖的沉積，反映異常的古海洋化學條件特征。由于頁巖的分布僅局限于臺內盆地海槽區域，異常的古海水化學條件的形成與該區特殊的構造裂陷活動有關。

根據層序地層框架以及時間間隔計算沉積速率（圖5和圖16，地層厚度非去壓實原始厚度），有機質富集的層序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質的堆積，其有機質較為富集。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質堆積，然而該層段有機質沒有達到異常高富集程度。這說明沉積有機質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力以及氧化還原條件也可能起著控制作用。

4.2 富有機質巖元素地球化學約束的古海洋條件

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

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

4.3 富有機質巖形成條件

在甜點段層位，營養元素的富集早于氧化還原敏感指標的富集，說明高營養水平引起較高初級生產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力引起有機質堆積對氧需求量升高的結果。前文所述，有機質富集與沉積物稀釋和沉積速率相關性較小，因而川北地區廣利海槽上二疊統有機質的富集可能主要與較高的初級生產力有關。研究區上二疊統層序劃分與對比結果表明，異常高有機質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。

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

在層序SQ3晚期至SQ4沉積時期，較高的初級生產力水平開始出現于高位體系域時期，在北部淺水臺地的阻隔下，上述較高的營養物質的來源與海侵和洋流上涌的關系不大（圖19）。因此，研究區上二疊統富有機質巖形成模式是構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，可能與全球性環境變化關系不大。且該時期較高的初級生產力水平稍早于強還原環境以及有機質富集，在甜點段II之前已經存在高營養物質水平，但異常高有機質富集直到甜點段II 才與強還原條件同時出現（圖17），說明水體氧化還原條件可能受控于初級生產力水平，而氧化還原條件直接影響有機質的堆積。換而言之，海水表層高初級生產力水平可能是甜點段異常高有機質富集的啟動和基礎條件，而水體的強還原條件可能是異常高有機質富集的關鍵因素。

5 結論

（1） 晚二疊世四川盆地北部廣元經旺蒼至開江與梁平地區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，其對應巖性分別為陸源碎屑頁巖段、大套石灰巖段和鈣質頁巖段；大隆組自下而上分劃分為大一段和大二段，其對應巖性分別為黑色薄層硅質巖段和中—薄層石灰巖段。

（2） 該區上二疊統地層可劃分為五個三級層序SQ1～SQ5，SQ1包括吳一段王坡頁巖和吳二段下部地層，屬于東吳運動準平原化之后碳酸鹽巖臺地全面發展時期；SQ2主要包括吳二段上部含多層火山灰的硅質灰巖或富硅質條帶的石灰巖地層，屬于裂陷槽發展的初始階段；SQ3主要包括吳三段鈣質頁巖和泥質灰巖地層，屬于裂陷槽快速發展階段；SQ4主要包括大一段黑色薄層硅質巖地層，屬于裂陷槽發展的高潮和穩定階段；SQ5主要包括大二段中—薄層石灰巖地層，屬于裂陷槽發展的萎縮填平階段。。

（3） 廣利海槽與鄂西海槽地區上二疊統發育兩套異常高有機質的甜點段I和II，分別出現在SQ2的中部和SQ3上部至SQ5下部，分別對應吳二段深灰色硅質灰巖層段以及吳三段至大一段的黑色頁巖至薄層硅質巖層段。甜點段異常高有機質富集主要受較高的初級生產力水平控制，裂陷槽發展過程中深部熱液和周圍火山噴發帶來的周期性營養物質是沉積有機質富集的啟動和基礎條件，裂陷槽快速發展和高潮時期形成的局限水循環條件以及底部水體強還原環境是促進沉積有機質富集和保存的關鍵因素。

致謝 感謝兩位評審專家提出的建設性審稿意見。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大學張治波以及西南石油大學杜秋定的幫助，在此一并致謝。

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基金項目：國家自然科學基金項目（42272118）；四川省自然科學基金項目（2023NSFSC0279）［Foundation： National Natural Science Foundation of China， No.42272118; Natural Science Foundation of Sichuan Province， No. 2023NSFSC0279］