皖南地区上二叠统大隆组页岩沉积环境与有机质富集机理
2021-02-22丁江辉张金川申宝剑杨振恒李兴起李楚雄
丁江辉，张金川，石 刚，申宝剑，唐 玄，杨振恒，李兴起，李楚雄
[1.中国石化 石油勘探开发研究院 无锡石油地质研究所，江苏 无锡 214126；2.页岩油气富集机理与有效开发国家重点实验室，江苏 无锡 214126；3.中国地质大学(北京)能源学院，北京 100083；4.自然资源部 页岩气资源战略评价重点实验室，北京 100083；5.中国地质调查局 南京地质调查中心，江苏 南京 210061]
皖南地区上二叠统大隆组富有机质页岩不仅是中国下扬子区重要的烃源岩，也是目前中国页岩气勘探的重要层位之一[1-3]。2016年，中国地质调查局南京地质调查中心于皖南地区水东向斜实施的港地1井在上二叠统获得了页岩气、致密砂岩气、煤层气及页岩油“三气一油”的发现，揭示大隆组富有机质页岩厚约70 m，现场解析含气量在0.5～1.2 m3/t，证实了下扬子区大隆组页岩气区域地质条件良好[4]。前人针对下扬子区大隆组富有机质页岩的沉积环境、储层特征、烃源岩品质、页岩气资源潜力评价等做了大量工作[1,3,5-6]，总体上认为大隆组页岩具有厚度大、有机碳含量高、成熟度适中、含气性好、页岩气资源潜力大等特征[2-3,6-7]，很少有学者关注大隆组页岩有机质富集机理[8]。特别地，早期研究表明有机质会影响富有机质沉积物的生烃能力、孔隙结构、吸附特性等，对含气性起着决定性作用[9-12]，因此搞清大隆组页岩沉积环境与有机质富集机理对于深化下扬子区页岩气富集规律认识具有重要的参考意义。
有机质聚集是个复杂的物理化学过程，会涉及诸多因素，如生物生产力、底水的氧化还原状态、沉积速率、事件沉积作用及沉积后的降解过程等[13-19]。有关现代和古代海相沉积物中有机质富集主控因素在过去二十年期间已经做了大量讨论，目前基本认为有机质富集主要与生物质的大量保存密切相关，而大量生物质保存的前提是微生物的繁盛和有利的沉积埋藏条件(如缺氧和适当的沉积速率)[20]，因此有机质富集的控制因素可以归纳为海洋表层初级生产力和有利的保存条件。以Pedersen和Calvert[14]、Sageman等[21]、Gallego-Torres等[22]为代表的生产力学派认为，有机质富集主要受控于海洋表层的生物生产力，水体氧化还原性质影响有限，以大陆边缘上升洋流地区为典型代表。以Arthur和Sageman[13]、Mort等[23]为代表的氧化还原学派认为，在水体缺氧特别是硫化环境中，低的海洋表层生物生产力也能形成富有机质沉积物，以现代缺氧盆地黑海和白垩纪海洋缺氧事件为典型代表。以Ibach[24]、Murphy等[25]为代表的学者认为适当的沉积速率是造成有机质富集的关键因素，过高或者过低的沉积速率均不利于有机质富集。
本研究通过对港地1井上二叠统大隆组泥页岩进行系统取样，并开展有机地球化学测试和元素地球化学分析，表征黑色页岩沉积时期的古环境，探讨古气候、水体氧化还原性质、生物生产力、沉积速率、热液活动对有机质富集的控制作用，揭示大隆组页岩沉积环境与有机质富集的关系，以期为下扬子区页岩有机质富集规律和页岩气成藏条件研究提供参考。
1 地质背景
皖南地区在构造位置上属于下扬子区的一部分，西部以郯庐断裂带为界，东南部以江绍断裂带为界，面积约4×104km2[2](图1)。自古生代以来，皖南地区经历了多期复杂构造运动改造和沉积环境的变迁，沉积了厚度超过万米的地层，除局部地区缺失中下泥盆统、下石炭统、中三叠统及部分中新生界外，其他地层发育齐全(图2a)。其中，具有区域代表性的3套富有机质页岩层系分别为下寒武统荷塘组(又称幕府山组)、上奥陶统五峰组-下志留统高家边组和上二叠统龙潭组-大隆组，它们不仅是优质烃源岩，而且是下扬子区页岩气勘探的重要目标层系[1,3,5]。研究区上二叠统龙潭组-大隆组广泛分布于上古生界残留盆地中，保存相对完整，二者均经历了一次完整的区域性海侵-海退过程。龙潭组为一套海陆交互相的煤系地层，厚度一般超过200 m，最厚可达379 m，与上覆大隆组整合接触。大隆组同龙潭组相依出露，为一套黑色硅质页岩、炭质页岩、粉砂岩及凝灰岩等岩性组合，厚度可达200 m，与上覆三叠系呈整合-微角度不整合接触[3]。
图1 皖南地区港地1井构造位置(据文献[5]修改)
港地1井位于安徽省宁国市港口镇境内，完钻井深超过1 500 m，主要揭示三叠系殷坑组和二叠系大隆组、龙潭组、孤峰组。根据区域海平面变化，港地1井大隆组(埋深916.7～986.7 m)大致可以分为两段：中下部形成于区域海平面上升阶段，以黑色硅质页岩和炭质页岩为主，局部夹薄层粉砂质泥岩和粉砂岩，向上硅质含量降低，水平层理发育，岩心破碎严重，为深水陆棚-盆地相沉积(图2b)；上部形成于区域海平面下降阶段，以黑色硅质泥页岩和粉砂质泥岩为主，相较中下部砂质成分增加，岩心可见高角度裂缝，被方解石脉充填，顶界与三叠系殷坑组灰岩呈整合-微角度不整合接触，为浅水陆棚相沉积(图2b)。
2 样品与分析方法
2.1 实验方法
本次研究共采集港地1井大隆组泥页岩样品33块，采样间隔平均约1～2 m，其中大隆组中下部22块，大隆组上部11块。样品编号、深度、岩性等详见表1和图2b。
表1 皖南地区上二叠统大隆组页岩样品TOC和主量元素氧化物含量
图2 皖南地区上二叠统大隆组地层综合柱状图
将采集的33块岩石样品磨成粒径小于75 μm的粉末，分别用于有机碳含量(TOC)、岩石热解、干酪根镜检和主量、微量、稀土元素分析，实验步骤详见丁江辉等[26]。岩石热解和干酪根镜检在中国石油大学重质油国家重点实验室分析测试中心完成，其余实验在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。其中，TOC含量测定利用LECOCS-400碳硫分析仪，测试流程遵循国标《GB/T 19145—2003》,测试精度优于3%。岩石热解借助Rock-Eval热解仪进行，可以根据热解参数S2与TOC的关系，计算氢指数(HI=S2/TOC×100)。有机显微组分鉴定是利用光学显微镜在反射光和荧光下进行，实验流程遵循国标《SY/T 5125—1996》，根据显微组分可计算干酪根类型指数，进一步用于确定干酪根类型。主量元素含量测定借助X射线荧光光谱仪(XRF)，测试流程遵循国标《GB/T 14506.28—2010》，测试精度优于3%。微量和稀土元素测试采用美国PE公司的ELAN DRC-E型高分辨率电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)，以国家标准参考物质(GSR3)为标样进行质量监控，测试流程遵循国标《GB/T 14506.30—2010》，测试精度优于5%。
2.2 元素富集系数计算
岩石中的微量元素通常由自生组分和碎屑组分两部分构成，然而只有自生组分才能反映地质历史时期的沉积环境演化特征。此外，岩石成分变化较大，仅凭借微量元素含量高于或低于标准页岩含量来判定其富集或亏损则会产生一定的偏差。为了排除陆源碎屑组分对自生组分的影响，常用在成岩过程中稳定的Al元素对微量元素进行标准化[27]。为使标准化结果便于解释，一般将其与平均页岩(Average Shale，据Wedepohl[28])值进行比较，用富集系数(EF)表示，计算公式如下：
EFX=(X/Al)样品/(X/Al)平均页岩
(1)
式中：X代表某种元素或其氧化物含量，%；EFX代表元素X或其氧化物的富集系数，无量纲。当EFX>1时，说明元素X或其氧化物相对于平均页岩富集；当EFX<1时，则表明元素X或其氧化物相对于平均页岩亏损[27]。
3 结果与讨论
港地1井33块大隆组泥页岩样品的TOC和主量元素氧化物含量见表1。其中，大隆组中下部页岩样品的TOC含量介于1.19%～6.45%，平均为3.19%，明显高于大隆组上部页岩样品的相应值(TOC含量介于1.18%～4.90%，平均为2.09%)，这与区域性海平面升降结果相吻合。通常情况下，海平面上升能把富营养底流带到表层，有利于有机质形成。主量元素氧化物以SiO2最为丰富，含量在34.38%～68.03%，平均为54.60%；其次为Al2O3，含量在8.87%～19.66%，平均为14.18%；然后是CaO,Fe2O3,K2O,MgO,FeO,Na2O，其含量分别介于0.43%～18.52%,1.93%～6.74%,1.05%～2.96%,1.13%～4.95%,0.55%～4.53%,0.71%～2.44%，平均为6.65%,4.46%,2.09%,1.77%,1.54%,1.13%；其余主量元素氧化物含量均不超过均1.0%(表1)。
大隆组泥页岩样品的微量元素含量见表2。富集系数可以反映沉积岩中元素的富集程度，按照公式(1)计算可得到微量元素的富集系数。结果显示，相对富集的元素(EF>1)主要包括Mo(9.80),U(4.77),V(3.46),Cr(1.59),Th(1.27),Ni(1.23)，它们很可能与有机质或粘土矿物伴生[15,26]；相对亏损的元素(EF<1)仅包括Co(0.69)。
大隆组泥页岩样品的稀土元素总量(ΣREE)在(87.24～288.94)×10-6，平均为156.42×10-6(表2)，略高于上陆壳(Upper Continental Crust，UCC)稀土总量146.40×10-6[29]，明显低于北美页岩(North American Shale Composite，NASC)稀土总量173.01×10-6[30]和后太古宙澳大利亚页岩(Post-Archaean Australian Shale，PAAS)的稀土总量184.77×10-6[29]。本研究采用NASC浓度对稀土元素进行标准化，结果显示大隆组上部和大隆组下部稀土元素配分曲线形态相似(图3)，均相对较为平坦，都具有弱的Ce负异常(δCe在0.70～0.95；表2)，反映它们具有相同的陆源碎屑输入[31]。
图3 皖南地区上二叠统大隆组页岩稀土元素标准化配分模式
表2 皖南地区上二叠统大隆组页岩样品微量元素含量及相关参数
3.1 有机质来源及生烃潜量
研究区港地1井9块页岩样品的干酪根镜检结果显示以腐泥组最为丰富，并含有少量的碎块状镜质组和惰质组分，壳质组基本不发育(表3)。干酪根类型指数在53.7～90.3，且多数大于80.0，表明大隆组页岩干酪根以Ⅰ型为主，少数为Ⅱ1型，即主体偏腐泥型。丰富的腐泥无定形体，表明皖南地区在晚二叠世大隆期主要接受了来自水体浮游藻类及低等微生物的有机质输入，而藻类体在沉积成岩早期即受菌解作用基本降解为腐泥无定形体。另外，腐殖组分的存在则表明有少量陆源高等植物输入。岩石热解参数S1，S2，S3分别介于0.22～0.90，0.81～4.33，0.14～0.28 mg/g，生烃潜量(S1+S2)在1.03～5.23 mg/g，平均为2.38 mg/g，氢指数HI在22.01～122.32 mg/g，平均为79.74 mg/g(表3)。对比大隆组下部和上部页岩样品可以发现，大隆组下部页岩样品的热解烃S2和生烃潜量(S1+S2)均相对高于大隆组上部，推测可能与二者不同的沉积环境有关。热解峰温Tmax介于448～455 ℃，反映大隆组页岩整体处于成熟-高成熟的生油气阶段。
表3 皖南地区上二叠统大隆组页岩样品热解参数及干酪根显微组成
3.2 古气候条件
古气候不仅影响海流、水体分层、母岩风化、沉积物侵蚀和搬运等，而且对于海洋内部生物种属、种群密度也有着重要影响[32]。温湿型气候有助于大气水循环，加速母岩化学风化，引起营养物向海、湖输送，进而促进表层水体微生物繁盛，有机质埋藏量增加，底层水体进一步缺氧，有利于有机质的富集和保存[33]。由于古气候变化会在某种程度上影响岩石的化学成分，因此反过来可以通过岩石化学成分的变化反映沉积物沉积时期的古气候。化学蚀变指数CIA(Chemical Index of Alteration)被广泛用于评价古气候变化[34-35]。本研究采用Nesbitt和Young[34]提出的CIA来评价下扬子皖南地区大隆组页岩沉积时期的古气候，其计算公式如下：
(2)
式中：所有氧化物单位均采用摩尔制，且CaO*仅指硅酸盐矿物中的CaO。由于没有方法能够直接测定样品中非硅酸盐矿物和硅酸盐矿物的相对含量，本次利用P2O5含量间接进行计算[36]，公式如下：
CaO*=CaO-P2O5×10/3
(3)
当m(Na2O)≤m(CaO*)时，则m(CaO*)=m(Na2O)；反之，当m(Na2O)>m(CaO*)时，m(CaO*)=m(CaO)。需要特别强调的是，这里的m是指某种氧化物的摩尔数，不是百分含量。
一般情况下，高CIA值指示温热湿润的古气候，而低CIA值反映干冷的古气候。特别地，当CIA在50～65时，反映低化学风化背景下的干冷型气候；当CIA在65～85时，反映中等化学风化背景下的暖湿型气候；当CIA在85～100时，反映强化学风化背景下的热湿型气候[35]。研究区大隆组页岩样品的CIA在56.25～79.71，平均为70.77(表1；图4)，反映大隆组页岩沉积时期整体处于暖湿型气候，这与陈平等[7]基于巢湖-泾县地区马家山剖面大隆组沉积环境参数判别结果一致。
图4 皖南地区港地1井上二叠统大隆组页岩TOC、古生产力、古气候、沉积速率和热液判别指标垂向变化趋势
3.3 水体氧化还原性质
U/Th，V/Cr和Ni/Co等元素比值被广泛用于判别水体的氧化还原性质，且这些比值越小反映水体的氧化程度越高，比值越大反映水体的还原程度越强[37-38]。本次研究利用这些比值和EFU-EFMo协变模式来判别研究区大隆组页岩沉积时期水体的氧化还原性质。早期研究认为[27,37-38]，U/Th<0.75指示氧化环境，0.751.25指示还原环境；V/Cr<2指示氧化环境，2
图5 皖南地区上二叠统大隆组页岩微量元素比值交汇图
图6 皖南地区港地1井上二叠统大隆组页岩TOC，V，U，Ni，U/Th，V/Cr，Ni/Co，EFU，EFMo垂向变化趋势
此外，EFU-EFMo协变模式也可用于判别水体的氧化还原性质[39]。由图7可以看出，港地1井大隆组下部22个数据点主体落在了贫氧-还原区域，而大隆组上部11个数据点均落在了氧化-贫氧区域，与微量元素比值判别结果一致。皖南地区大隆组页岩沉积时期水体氧化还原性质与大隆组经历了一个完整的区域性海平面升降周期相吻合，在大隆组早中期，区域性海平面上升，水体加深且滞留程度增强，整体处于偏还原环境；到了大隆组中晚期，区域性海平面下降，水体变浅且滞留程度减弱，整体处于偏氧化环境。
图7 皖南地区上二叠统大隆组页岩样品EFU-EFMo协变模式(底图据文献[39]修改)
3.4 生物生产力
生物生产力(古生产力)高低与水体的营养程度有关，营养供给越充沛，生物生命活动越繁盛，通过光合作用固定碳的能力就越强，生物生产力也就越大[17]。古生产力不易直接测定，本研究从定性的角度进行讨论。用于定性评价古生产力的指标较多，如主量元素P和微量元素Ba，Mo，Cu，Zn等，但不同指标均有各自的适用性。Ba有多种来源[40]，仅有生源钡才能反映古生产力大小，研究区二叠纪末期存在明显的热液活动，无法准确计算生源钡含量；Cu和Zn作为古生产力指标仅适用于硫酸盐还原环境。本研究选取P和Mo作为古生产力的特征指示元素。
3.4.1 磷(P)
P不仅是生物代谢过程中的一个关键营养元素，而且还是许多生物骨骼的重要组成部分，可随着生物死亡后埋藏在沉积物中，因而也可用于表征生物生产力[41]。皖南地区大隆组页岩P含量总体较高，但由于受陆源碎屑输入的影响，P的绝对含量不能直接用于评价古生产力大小，为了排除陆源碎屑的影响，P/Ti或P/Al能更准确地反映生物生产力大小[29,42]。港地1井大隆组33块岩石样品的P/Ti值在0.10～1.51，平均为0.30(表1；图4)，明显高于PAAS的P/Ti值0.12[29]，指示较高的生物生产力。特别地，大隆组下部页岩样品的P/Ti值(0.35)高于大隆组上部页岩样品的P/Ti值(0.21)，反映大隆组下部地层具有更高的生物生产力，这也反映出随着区域性海平面上升，水体中不断增加的营养物质提高了生物生产力。
3.4.2 钼(Mo)
Mo富集主要取决于水体或孔隙水中的H2S和铁的硫化物含量，有机质分解会发生强烈的硫酸盐还原作用，产生的H2S与钼酸盐进一步发生反应生成硫代钼酸盐，再与铁的硫化物和未分解的有机质共同保存下来。近年来，越来越多的研究证实富有机质沉积物中TOC与Mo含量存在明显的正相关关系[39,43]，说明富有机质沉积物中的Mo含量也可用于定性评价古生产力大小。港地1井大隆组33块页岩样品的Mo含量在(3.5～60.8)×10-6，平均为20.3×10-6(表2；图4)，明显高于PAAS的对应值1.0×10-6[29]，同样反映皖南地区大隆组页岩沉积时期具有高的生物生产力水平。进一步，由图4可以看出，总体上大隆组页岩样品的Mo与TOC含量在纵向上的变化趋势一致，且大隆组下部页岩样品的Mo含量(22.8×10-6)略高于大隆组上部页岩样品的Mo含量(18.8×10-6)，与皖南地区大隆组区域性海平面升降结果相吻合。
此外，Algeo和Lyons[43]提出了利用Mo-TOC相关性来判断沉积水体的滞留程度(图8)。港地1井大隆组下部22个样品点落在了强-中等滞留环境，与现代黑海环境类似，而水体滞留程度在强烈和中等之间波动的原因，则可能是由于区域性海平面上升带来的富营养底流与表流交换产生的影响。而大隆组上部11个样品点均落在了中等滞留环境，与现代Framvaren海湾环境类似，此时Mo的富集主要受控于水体的氧化还原状态，富氧水体环境虽然不利于有机质保存和Mo富集，但快速沉降也可造成它们富集。由此可见，大隆组早中期和晚期页岩形成环境存在明显的差异，早中期页岩形成于水体流通受阻的强-中等滞留环境，而晚期页岩形成的水体滞留程度则相对减弱，为中等滞留环境。
图8 皖南地区上二叠统大隆组页岩样品TOC与Mo含量的相关性
3.5 沉积速率
TOC与沉积速率(SR)具有一定的关系，当SR<5 cm/ka时，TOC随着SR的增加而增大，说明一定范围内相对较高的沉积速率有利于有机质保存；当SR>5 cm/ka时，TOC随着SR的增加而降低，反映过高的沉积速率会对有机质进行稀释，不利于有机质富集与保存[15,24]。这种现象可以解释为过低的沉积速率使得有机质在氧化水体中遭受氧化分解和底栖生物的消耗，而过高的沉积速率使得有机质受矿物的稀释作用增强，在一定程度上会降低沉积物中的TOC。因此，沉积速率并非越高越好，只有在一定数值范围内才是最有利的。
稀土元素配分模式及(La/Yb)N可用于定性评价沉积速率[44]。REE通过与碎屑或悬浮物结合存在于水体中，而在水体中停留时间长短不同，势必会引起REE分异程度的差异[44-45]。当沉积速率较高时，沉积物快速沉积，REE与粘土矿物接触时间短，导致分异程度弱；相反，当沉积速率较低时，沉积物缓慢沉积，REE有充足的时间与粘土矿物接触，导致分异程度强[44-45]。据此，可根据REE分异程度反推沉积物的沉积速率。而(La/Yb)N(下标N代表NASC标准化)比值是表征REE分异程度的可靠指标，当(La/Yb)N比值接近1.0时，反映REE基本无分异或分异程度弱，对应高的沉积速率；当(La/Yb)N比值明显高于或低于1.0时，反映REE分异程度强，对应低的沉积速率。港地1井大隆组页岩稀土元素配分曲线总体较为平坦(图3)，且33块岩石样品的(La/Yb)N比值在0.76～1.38，平均为1.08(表2)，反映皖南地区整个大隆组沉积时期具有较高的沉积速率，并且沉积速率相对稳定。
3.6 热液活动
海底热液富含丰富的营养元素，可以为菌藻类等生物群落繁盛提供充沛的营养，因此热液有助于提高生物生产力水平[46-47]。主量元素Fe/Ti和(Fe+Mn)/Ti比值可用于判别海底热液流体活动，当Fe/Ti>20±5或(Fe+Mn)/Ti>20±5时，沉积物通常被认为受热液流体影响[48]。由图4可以直观地看出，港地1井大隆组底部(965 m以深)页岩的Fe/Ti和(Fe+Mn)/Ti比值均低于20，而大隆组中、上部(965 m以浅)页岩的Fe/Ti和(Fe+Mn)/Ti比值主体都大于20，说明大隆组早期热液活动不明显或者微弱，到大隆组中后期热液活动变强。由于热液流体总是与火山活动相伴生，前人在下扬子区开展野外地质调查时，在下扬子皖南区[2]和下扬子华南区[49]的二叠纪末期地层中发现了多层、单层厚度约3 cm的火山灰或火山成因的斑脱岩，该类岩石的粒度很细，为泥质结构，表面受到一定程度的风化，去除表面风化层后，岩石细腻光滑，部分具有光泽和滑感，遇水后粘性增强，脱水后易碎，与上覆、下伏地层往往呈突变整合接触，在横向上连续性较好，说明下扬子区晚二叠世沉积时期伴随着强烈的火山活动，且在全区具有普遍性，与利用主量元素比值判别的结果一致。
3.7 有机质富集控制因素
通过上述分析得出，皖南地区大隆组页岩沉积时期处于暖湿型气候，具有高的生物生产力和沉积速率，早中期伴随着区域性海平面上升，沉积水体加深且滞留程度增强，整体处于贫氧-厌氧的环境，到了晚期区域性海平面下降，水体变浅且滞留程度减弱，整体处于氧化环境，且在二叠纪末期存在明显的火山热液活动。海相富有机质沉积物中直接影响有机质富集的因素可以归纳为古生产力和埋藏保存条件(包括水体氧化还原性质和沉积速率)[17,26]。为了判断是哪种或者哪几种因素控制了大隆组页岩有机质的富集，本研究利用TOC代表有机质富集程度，分析TOC与古气候指标(CIA)、水体氧化还原指标(U/Th,V/Cr,Ni/Co)、古生产力参数(P/Ti和Mo含量)和沉积速率指标[(La/Yb)N]之间的相关性。结果显示，对于大隆组下部页岩样品，TOC与Mo含量具有相对较好的正相关性(相关系数R2= 0.68；图8)，与Ni/Co具有弱的正相关性(R2= 0.40；图9a)，与CIA和(La/Yb)N没有明显的相关性(R2= 0.20和R2= 0.13；图9c,d)；对于大隆组上部页岩样品，TOC与Mo含量具有好的正相关性(相关系数R2= 0.82；图8)，与Ni/Co和U/Th也具有明显的正相关性(R2= 0.94和R2= 0.43；图9a,b)，与CIA和(La/Yb)N具有明显的负相关性(R2= 0.67和R2= 0.71；图9c,d)。由此我们认为，皖南地区大隆组富有机质页岩的形成，不是由单一因素所决定，而是由古气候、水体氧化还原性质、生物生产力、沉积速率等多个要素相互配置与耦合的结果，这些因素都会直接或者间接地影响有机质的供给或者有机质的埋藏和保存。
图9 皖南地区上二叠统大隆组页岩样品TOC与水体氧化还原性质、古气候、沉积速率指标相关性
前人提出的有关有机质富集“生产力模式”[14,21]和“保存模式”[13,23]分别强调海洋表层初级生产力和良好的保存条件在有机质富集过程中起到主导作用，但实际上有机质富集是一个极其复杂的物理化学过程，无论是古气候、古生产力、水体氧化还原条件，亦或是沉积速率等任一因素变化都可能对其造成影响。基于上述相关性分析可以看出，皖南地区大隆组页岩中有机质富集不是单一的“生产力模式”或者“保存模式”，而是多因素共同作用的结果，这里称之为“综合模式”。
3.8 有机质富集机理
皖南地区大隆组沉积时期高的生物生产力为富有机质页岩的形成提供了物质基础，有机质产生后，会进一步接受埋藏和保存，只有当有机质的堆积速率大于分解速率时，才能造成有机质富集。整个下扬子区大隆组经历了一个完整的区域性海侵-海退过程，泥页岩整体上形成于地质条件较为封闭的环境，菌藻类有机质供给丰富，是有机质富集的理想场所。整个大隆组沉积时期处于温湿型气候，会促进生物地球化学作用，使得母岩化学风化程度加大，向海洋输入的营养物质增多。大隆组早中期沉积古水深大，且沉积水体滞留严重，区域性海平面上升把深水的营养物质带到浅海的透光带，促进表层水体微生物大量繁殖，产生了高的生物生产力，构成了有机质富集的物质基础，贫氧-厌氧的水体环境有利于有机质保存，形成了偏还原条件下的有机质富集模式(图10a)。大隆组晚期区域性海平面逐渐下降，沉积水体变浅且滞留程度减弱，整体处于偏氧化环境，含氧水体虽然不利于有机质保存，但二叠纪末期全区广泛存在的火山热液中蕴含了丰富的营养物质，促进生物大量繁殖，这样一方面可以形成高的生物生产力，另一方面生物的呼吸也可以加剧水体中氧的消耗，而且高的沉积速率也可以缩短有机质在水体中被氧化分解的时间，使得有机质快速沉积和埋藏，形成了偏氧化条件下的有机质富集模式(图10b)。基于上述分析也发现，虽然富氧水体环境不利于有机质保存，但在高的生物生产力和高的沉积速率等地质条件约束下，也可造成有机质富集。
图10 皖南地区上二叠统大隆组页岩有机质富集模式
4 结论
1)根据区域海平面变化，港地1井大隆组可以分为两段。下部形成于区域海平面上升阶段，以黑色硅质页岩和炭质页岩为主，局部夹薄层粉砂质泥岩和粉砂岩，为深水陆棚-盆地相沉积，TOC含量介于1.19%～6.45%，平均为3.19%；上部形成于区域海平面下降阶段，以黑色硅质泥页岩和粉砂质泥岩为主，相较下部砂质成分相对增加，为浅水陆棚相沉积，TOC含量介于1.18%～4.90%，平均为2.09%。
2)皖南地区大隆组页岩沉积时期处于暖湿型气候，具有高的生物生产力和沉积速率，早中期伴随着区域性海平面上升，沉积水体加深且滞留程度增强，整体处于贫氧-厌氧的还原环境，到了晚期区域性海平面下降，水体变浅且滞留程度减弱，整体处于氧化环境，且在二叠纪末期存在明显的火山热液活动。
3)皖南地区大隆组富有机质页岩的形成，不是由单一因素所决定，而是由古气候、水体氧化还原性质、生物生产力、沉积速率等多个要素相互配置与耦合的结果，这些因素都会直接或者间接地影响有机质的供给或者有机质的埋藏和保存。因此有机质富集不是单一的“生产力模式”或者“保存模式”，而是多因素共同作用的结果，这里称之为“综合模式”。
4)皖南地区大隆组沉积时期高的生物生产力为有机质的形成提供了物质基础，有机质产生后，会进一步接受埋藏和保存。大隆组早中期区域性海平面上升把深水的营养物质带到浅海的透光带，促进表层水体微生物大量繁殖，产生了高的生物生产力，贫氧-厌氧的水体环境有利于有机质保存，形成了偏还原条件下的有机质富集模式；大隆组晚期水体整体处于氧化状态，虽然富氧水体不利于有机质保存，但二叠纪末期全区广泛存在的热液中蕴含了丰富的营养物质，促进生物大量繁殖，这样一方面可以形成高的生物生产力，另一方面生物的呼吸也可以加剧水体中氧的消耗，而且高的沉积速率也可以缩短有机质在水体中被氧化分解的时间，使得有机质快速沉积和埋藏，形成了偏氧化条件下的有机质富集模式。
致谢：特别感谢中国地质调查局南京地质调查中心提供的港地1井岩心样品。审稿专家和编辑部老师对本文提出了建设性意见，在此深表谢意。
