黔北地区五峰组—龙马溪组页岩沉积环境及有机质富集机理

连梦利，刘达东，林瑞钦，王奕松，石富伦，蔡俊滢，范青青，张子亚，赵福平，陈祎，杜威

(1.中国石油大学(北京) 油气资源与探测国家重点实验室，北京，102249；2.自然资源部复杂构造区非常规天然气评价与开发重点实验室，贵州 贵阳，550004；3.贵州省油气勘查开发工程研究院，贵州 贵阳，550004)

奥陶系—志留系的五峰组—龙马溪组是我国南方海相页岩气勘探的优选层位，其烃源岩分布几乎遍及扬子区[1]，具有有机碳含量高、成熟度高、孔隙微裂缝发育、脆性矿物含量高和含气量高等特点[2-4]。由于该页岩地层连续，生物化石丰富且地表出露良好，五峰组—龙马溪组黑色页岩也成为国际上探讨奥陶纪—志留纪之交海洋环境演化的重要研究对象[5]。

黔北地区位于四川盆地东南缘，构造上属于扬子克拉通。近年来，黔北地区勘探发现了安页1井、真页1井等高产页岩气井，表明其五峰组—龙马溪组页岩气具有巨大的资源潜力。海相页岩气的成藏与富集主要受烃源岩、储层和保存条件控制，优质的烃源岩是页岩气成藏与富集的先决条件，因此，系统开展黔北地区烃源岩研究对于黔北地区页岩气的勘探选区具有重要意义。

黑色页岩的发育大多处于地质历史上的特殊时期，不仅记录了古海洋、古生物以及古气候等环境演变的特点，更是多种油气资源和金属矿床的载体[6]。海相有效烃源岩作为一种特殊的富有机质层段，其有机质富集往往是多种因素共同作用的结果，如海洋初级生产力水平、水体氧化还原条件、有机质沉积速率、陆源碎屑的注入，甚至构造活动和气候变化等环境因素都会对页岩的有机质富集产生一定影响[5]，这些因素可体现在化学元素、同位素等无机参数组合上，这就为从古环境角度研究烃源岩的有效性开辟了一条新途径[7-10]。前人针对四川盆地内部的五峰组—龙马溪组页岩有机质富集机理开展了大量研究[2-5]，普遍认为氧化还原条件、古生产力条件对有机质富集的控制作用较强，同时陆源碎屑在有机质富集过程中在不同的条件下具有不同的影响，海底热液活动十分微弱。扬子地区的大量研究表明，五峰组—龙马溪组富有机质段处于水体局限程度较高的滞留环境，在晚奥陶世—早志留世之交出现了全球冰期，发生了大规模的海进和海退，对氧化还原条件和古生产力条件产生了一定影响。黔北地区处于四川盆地边缘、扬子地区内部，在晚奥陶世到早志留世时期，构造背景基本与盆内一致，但影响氧化还原条件、古生产力条件、陆源碎屑输入的因素较多，不同地区具有不同的表现，对有机质富集的影响作用也不同[4,11-12]，而盆外低勘探区的有机质富集机理研究相对较少，这制约了盆外复杂构造区页岩气的高效勘探开发。

本文作者以黔北地区斑竹向斜BZ-1 井、安场向斜AY-1 井五峰组—龙马溪组黑色页岩为研究对象，开展系统的古沉积环境分析，揭示不同的古沉积环境条件，如古氧化还原、古生产力及陆源输入等对有机质富集的影响，通过相关性分析，揭示黔北地区五峰—龙马溪组页岩有机质富集的控制因素，该成果为黔北地区富有机质烃源岩的勘探评价提供指导。

1 地质背景

五峰组—龙马溪组沉积时期，中上扬子地区盆山格局发生了重大变化，该时期陆块边缘处于挤压、褶皱造山过程，扬子南缘的黔中隆起、苗岭—雪峰隆起基本相连形成了横跨滇黔桂的隆起带，与川中隆起一起出露在海平面之上，使得其围限的海域变为局限海域，形成了大面积低能、欠补偿、缺氧的沉积环境[6,13-14]。

研究区属于扬子台地，位于武陵—湘鄂西褶皱带南段，属侏罗山式褶皱带。五峰组沉积时期，由于雪峰隆起、黔中隆起进一步加剧，海平面下降，沉积盆地向北收缩，研究区东部、南部大部分地区隆升成陆，形成南高北低的古地理格局，在北部前陆槽状盆地中沉积了一套缺氧环境的富有机质泥(页)岩，含大量笔石化石，夹多层薄层硅质岩和凝灰岩，沉积厚度较为稳定，一般为5～7 m，靠近古隆起渐变薄。在绥阳枧坝—桐梓水坝塘存在一南北向坳陷槽，沉积厚度达12～17 m；龙马溪时期仍为滞流环境，但海平面渐上升，陆源物质补给增加，沉积的富有机质泥(页)岩砂质含量升高，岩中笔石含量增加、种类多、结构复杂，沉积厚度一般为15～30 m，近陆变薄(图1)[15-16]。

图1 研究区沉积古地理图及地层柱状图Fig.1 Paleogeographic map of study area and stratigraphic column of study section

2 岩石学特征

黔北地区五峰组—龙马溪组矿物组分如图2所示。五峰组沉积时期，页岩矿物以石英为主，向上质量分数增加，黏土矿物质量分数降低(图2)，到龙马溪组沉积时期，石英质量分数逐渐减少，黏土质量分数增加(图2和图3(a))，与陈尚斌等[3]研究的盆内情况总体相似，石英、长石等碎屑颗粒以次棱角状为主，磨圆较差[17]。五峰组岩性为黑色薄层状炭质页岩，夹薄层硅质页岩(图3(b))，含多层薄层凝灰岩，笔石发育(图3(c))，黔北地区主要为深水陆棚相和浅水陆棚相。观音桥段岩性为灰黑色中层状生物屑泥质灰岩(图3(d))，含双壳、腕足类化石。龙马溪组主要发育黑色炭质粉砂质页岩，发育有纹层状构造(图3(e))，含细粒黄铁矿(图3(f))，层中化石丰富，主要为笔石化石，主要种属有雕笔石(图3(g))、单笔石、靶笔石、卷笔石(图3(h))、丝笔石(图3(i))等，向上整体表现出砂质含量增加笔石减少的特征，沉积相类型为深水陆棚相和浅水陆棚相。

图2 黔北五峰组—龙马溪组BZ-1井和AY-1井页岩矿物组分特征Fig.2 Mineral composition characteristics of Wufeng—Longmaxi Formation shale in the northern Guizhou area

图3 黔北五峰组—龙马溪组页岩岩石学特征Fig.3 Petrological characteristics of Wufeng—Longmaxi Formation shale in northern Guizhou area

3 样品采集与实验方法

3.1 样品采集

样品采自黔北地区斑竹向斜BZ-1 井、安场向斜AY-1 井，采样层段为五峰组和龙马溪组，岩性为黑色硅质、炭质页岩互层，见大量正笔石，含藻类及放射虫化石，层面常发育星点状黄铁矿。从五峰组底部黑色页岩段开始，基本按照1～2 m间隔向浅部进行密集连续取样，对龙马溪组岩性变化不大的层段进行代表性样品采样，共采集样品28 块。去除4 个黄铁矿聚集程度高的样品，对24块页岩样品进行矿物组分测试。为了避免火山沉积、古流体侵入等作用的影响，避开了火山灰沉积段与方解石脉段，对22 个页岩样品(BZ-1 井12块和AY-1井10块)开展总有机碳、主量元素、微量元素及稀土元素测试。

3.2 分析方法

样品经去离子水多次超声波洗净和烘干后，用玛瑙研钵人工磨碎至粒径＜75 μm 和粒径＜178 μm，用于化学分析。粒径＜178 μm的样品用于总有机碳(TOC)分析，粒径＜75 μm的样品用于主、微量元素分析。总有机碳质量分数(w(TOC))测定在中国石油大学(北京)地球科学学院石油地质实验室进行，采用美国LECO CS230 碳硫分析仪完成。主量元素、微量元素及稀土元素分析在中国科学院广州地化所进行，采用PerkinElmer NexION 350X 电感耦合等离子体质谱仪进行测试。

主量元素测试采用碱熔玻璃片法，将样品放入高温炉中920 ℃煅烧去除有机质。称取约0.5 g煅烧后的样品，加入8 倍样品质量的Li2B4O7，混合均匀，加入1 滴2% LiBr-1%NH4I 混合助溶剂于XRF专用铂金坩埚中，倒入混合样品，115 ℃熔融制成玻璃片，在PerkinElmer NexION 350X 电感耦合等离子体质谱仪进行测试。微量元素测试用酸溶法，将烘干恒质量的样品粉末放入700 ℃的高温炉中煅烧3 h 去除有机质。称取0.37～0.45 mg 烧失后的样品放入干净的聚四氟乙烯密闭溶样瓶中，滴入HNO3、HF和HClO4溶解样品。溶解稀释后的样品在PerkinElmer NexION 350X 电感耦合等离子体质谱仪进行测试。样品在测试过程中应用标样AGV-2，BCR-2和GSP-1进行校正。

4 测试结果

BZ-1 井五峰组—龙马溪组泥页岩的主要成分(质量分数)是SiO2(63.64%)和Al2O3(12.1%)，其次为TFe2O3(4.45%)、K2O(3.95%)、CaO(2.64%) 和MgO(2.29%)。AY-1 井五峰组—龙马溪组泥页岩的主要成分是SiO2和Al2O3，平均质量分数分别为69.3% 和9.3%，其次为CaO(2.85%)、TFe2O3(2.56%)、K2O(2.47%) 和 MgO(1.30%)，MnO、Na2O、P2O5和TiO2的质量分数均不足1%。主微量元素质量分数如表1和表2所示。

表1 黔北地区BZ-1井五峰组—龙马溪组w(TOC)及主微量元素质量分数Table 1 Mass fractions of w(TOC) and major and trace elements in Wufeng—Longmaxi Formation of well BZ-1 in northern Guizhou area

5 古沉积环境

5.1 古氧化还原条件

Mo 元素在缺氧环境中更易富集，ALGEO等[18-19]采用Mo 富集系数-U 富集系数协变模式图来分析水体氧化还原特征和水体滞留程度。微量元素富集系数(XEF)采用下式计算：

式中：w(X)/w( Al )为样品中某微量元素质量分数与Al 质量分数的比值；[w(X)/w( Al )]PAAS为上地壳中某微量元素与Al 的质量分数的比值。由黔北地区的Mo 富集系数-U 富集系数协变模式图(图4)可以看出：黔北地区五峰龙组—龙马溪组样品的Mo富集系数与U富集系数的比值随着富集系数增加具有升高的趋势，处于非滞留环境中。五峰组上部和龙马溪组下部Mo富集系数和U富集系数较高，处于缺氧相到静水相之间。五峰组上部和龙马溪组下部Mo 富集系数和U 富集系数相对较低，处于常氧相和缺氧相之间。

图4 黔北地区五峰组—龙马溪组Mo富集系数-U富集系数协变模式图(根据文献[18]修改)Fig.4 Mo enrichment coefficient-U enrichment coefficient covariant pattern of Wufeng—Longmaxi Formation in Northern Guizhou area(Modified according to Ref.[18])

由于微量元素会受到陆源组分的影响，简单地利用微量元素绝对含量来判断水体的氧化还原条件并不准确。因此，微量元素质量分数比值经常被用来示踪氧化还原环境。V和Ni为铁族元素，易吸附于胶体和黏土矿物而沉淀富集，细粒沉积物中V 和Ni 对水体的氧化还原条件十分敏感。当w(V)/[w(V)+w(Ni)]小于0.46 时，为氧化环境；当w(V)/[w(V)+w(Ni)]介于0.46～0.54 之间时，为过渡环境；当w(V)/[w(V)+w(Ni)]大于0.54 时，为还原环境[20]。Cr 一般与沉积物中陆源碎屑相结合，可以替换黏土矿物中的Al。相反，V 一般以四价态的形式与有机质结合，并聚集在还原条件下的沉积物中[21-23]。因此，w(V)/w(Cr)常用来作为古氧化还原参数。当w(V)/w(Cr)小于2.00 时，为氧化环境；当w(V)/w(Cr)介于2.00～4.25 之间时，为贫氧环境；当w(V)/w(Cr)大于4.25 时，为厌氧环境[24-26]。Ni 元素主要靠有机质输送到沉积物中。当有机质降解时，Ni 被释放出来，并可在硫酸盐还原环境下被黄铁矿捕获而固定在沉积物中。由于沉积及埋藏后Ni 元素不易迁移，沉积岩中基本保存了Ni 沉积时的初始含量，因此，Ni 是有机质通量的理想指示。此外，w(Ni)/w(Co)可以作为古氧相的判别指标，w(Ni)/w(Co)越高说明沉积环境还原性更强。当w(Ni)/w(Co)＜5 时，为氧化环境；当5＜w(Ni)/w(Co)＜7 时，为贫氧环境；当w(Ni)/w(Co)＞7时，为还原环境[24-26]。

BZ-1井和AY-1井古氧化还原参数指示，黔北地区五峰组整体处于过渡-还原环境(图5、图6和图7)，但由于五峰组沉积时期处于构造活动的变化期，导致五峰组沉积的前后期氧化还原条件有所差别，五峰组下部还原性相对较差，到五峰组上部还原性变好。在五峰组与龙马溪组之交的赫南特期，全球气候变冷，海平面急剧下降，观音桥层在此时期沉积，为富氧环境[27]。冰期结束之后海平面急剧上升，沉积环境的还原性变强，龙马溪组下部处于强还原环境。龙马溪组上段与五峰组下段类似，表现为弱氧化-过渡环境(图5、图6和图7)。李艳芳等[19]研究认为，四川盆地五峰组在沉积历史时期氧化还原条件变化较大，以贫氧-厌氧环境为主，龙马溪组底部水体为含有一定量H2S的静海相环境，之后在龙马溪组中上部处于一个相对稳定的富氧环境。与本文研究结果基本一致，说明黔北地区五峰龙马溪组沉积的氧化还原环境与盆内的相似。

图5 黔北地区BZ-1井五峰组—龙马溪组井综合柱状图Fig.5 Comprehensive stratigraphic column of Wufeng—Longmaxi Formation in Well BZ-1 from Northern Guizhou area

图6 黔北地区AY-1井五峰组—龙马溪组综合柱状图Fig.6 Comprehensive stratigraphic column of Wufeng—Longmaxi Formation in Well AY-1 from Northern Guizhou area

图7 黔北地区五峰组—龙马溪组w(V)/[w(V)+w(Ni)]-w(V)/w(Cr)和w(V)/[w(V)+w(Ni)]-w(Ni)/w(Co)图Fig.7 w(V)/[w(V)+w(Ni)]-w(V)/w(Cr) and w(V)/[w(V)+w(Ni)]-w(Ni)/w(Co) diagram of Wufeng—Longmaxi Formation in Northern Guizhou area

五峰组—龙马溪组TOC 和氧化还原指标和相关性图表明(图8)，BZ-1 井和AY-1 井w(TOC)与w(Ni)/w(Co)，w(V)/w(Cr)和w(V)/[w(V)+w(Ni)]等存在良好的正相关关系，表明缺氧、还原环境有利于有机质的保存。在缺氧、还原环境下，有机质的分解速率较低，透光层繁盛的生物群落在死亡后能够在沉积物中以有机质的形式有效保存。在五峰组—龙马溪组沉积时期，水体基本处于缺氧、还原环境，为富有机质黑色页岩的形成提供了良好条件。

图8 五峰组—龙马溪组w(TOC)和古氧化还原指标相关图Fig.8 Correlation between redox condition and w(TOC) of Wufeng—Longmaxi Formation

5.2 古生产力

古生产力即海洋的初级生产力，是指地质历史时期海洋单位面积、单位时间内所产生的有机质的总质量分数[28]。由于有机质分解作用耗氧形成强还原环境，从而导致硫酸钡晶体的沉淀，因此，硫酸钡晶体沉淀的质量越多，反应有机质输入越大。因此，用生源Ba(Babio)来估算海洋初级生产力的变化。由假设沉积物中所有的铝都是来自铝硅酸盐，计算生源Ba常用的公式为[29]

式中：w(Babio)为生源钡质量分数；w(Batotal)为样品中Ba 的总质量分数；w(Ba)/w(Alalusilicate)用于估计陆壳Ba 的丰度，采用w(Ba)/w(Alalusilicate)=0.007 5来计算生源钡的质量分数[29-30]。

磷(P)元素是生物代谢过程中重要的营养元素之一，也是许多海洋生物骨骼的组成部分，可随着生物体死亡后进入沉积物中[27]，Al 标准化后的w(P)与古生产力之间具有良好的相关性，因此，被广泛应用于判别古生产力强弱。海洋痕量金属元素的分布受控于参与的生物地球化学循环过程[31-34]，还能通过影响水体/沉积物的氧化还原状态来间接控制金属元素的分布[35-36]，高的Ni 含量指示高的有机碳输入，反映较高的古生物生产力[37]。

李艳芳等[4,38-39]研究认为，当w(Babio)在200～1 000 μg/g 之间时，沉积环境具有中等生产力水平。由图5和图6可以看出：黔北地区BZ1 井及AY1井w(Babio)指标指示五峰组—龙马溪沉积时期总体具有中等生产力水平。韦恒叶[29]认为，在缺氧环境中，沉积物表面和(或)底部水体普遍发生硫酸盐还原反应，而硫酸钡是硫酸盐的潜在来源，当硫酸盐供应不足时，硫酸钡会发生部分溶解，造成钡含量减少，从而引起w(Babio)异常，导致估算的生产力偏低，由于五峰组—龙马溪组处于缺氧环境中，因此，该时期生产力水平应比w(Babio)定量估算水平更高。如图9所示，五峰组下部古生产力相对较低，五峰组上部和龙马溪组下部具有较高的古生产力水平。龙马溪组上部古生产力相对较低。由于观音桥段缺乏相关数据，但根据何龙等[27]对扬子地区古生产力研究，推测其具有高的古生产力水平。这是由于气候变冷温度下降，使极地高纬度地区的富氧冷水形成深水流向低纬度地区运移，到达赤道地区后形成上升流，同时带来丰富的营养物质，导致了生物生产力的增加。

图9 黔北地区五峰组—龙马溪组w(P)/w(Al)-w(Ni)图Fig.9 w(P)/w(Al)-w(Ni) diagram of Wufeng—Longmaxi Formation in northern Guizhou area

五峰组—龙马溪组w(TOC)与古生产力指标相关性图(图10)表明，w(TOC)与古生产力指标w(P)/w(Al)和w(Zn)存在一定的正相关关系，但相关性系数R2较低。w(TOC)和w(Babio)之间的相关性较弱，这可能是由于以BaSO4晶体存在的Ba 生物元素在还原条件的水体下容易造成BaSO4晶体大量流失，而不能准确反映生产力的变化[40]。总的来说，高的生产力有利于有机质的形成，为有机质的富集提供了丰富的物质来源，但控制作用没有氧化还原的控制作用强。

图10 五峰组—龙马溪组古生产力指标和w(TOC)相关性Fig.10 Correlation between paleoproductivity and w(TOC) of Wufeng—Longmaxi Formation

5.3 陆源碎屑输入

陆源碎屑的输入可对页岩中有机质的富集产生多方面的影响，如作为稀释剂直接降低了有机质的含量，或裹挟陆源有机质进入海底，增加沉积物中有机质的丰度，还可通过影响埋藏速率破坏有机质在海底沉积物中的保存[35]。Al 和Ti 是陆壳的主要成分，可用于评价注入海底的陆源碎屑水平，因此，常用w(Ti)/w(Al)评估陆源碎屑对有机质富集造成的影响[41]。

BZ-1 井和AY-1 井w(Ti)/w(Al)在五峰组沉积后期到赫南特冰期结束后一段时期相对较高(图5和图6)，表明黔北地区在这个时期陆源碎屑输入相对较多。这是由于五峰组后期开始，构造运动逐渐强烈，提供了大量的陆源碎屑物质，加上赫南特冰期海平面下降，部分原海底物质出露被风化，冰期结束后被裹挟进入海底，导致这一时期碎屑物质输入较其他时期高，当海平面回升到一定高值后，水体环境趋于稳定，陆源碎屑开始呈缓慢下降趋势，但总体变化量不大，输入比较稳定。在龙马溪沉积后期，全球海平面下降，从BZ1井w(Ti)/w(Al)变化可以看出，在龙马溪沉积后期w(Ti)/w(Al)存在一个上升的趋势，陆源碎屑输入增多。

五峰组—龙马溪组w(TOC)与陆源碎屑输入指标w(Ti)/w(Al)相关性图(图11)表明，两者基本无相关性，表明陆源碎屑输入对五峰组—龙马溪组有机质富集影响较小，陆源碎屑输入条件不是控制研究区有机质富集的关键控制因素。

图11 五峰组—龙马溪组w(Ti)/w(Al)和w(TOC)相关性图Fig.11 Correlation between w(Ti)/w(Al) and w(TOC) of Wufeng—Longmaxi Formation

5.4 黔北五峰—龙马溪组页岩有机质富集模式

富有机质页岩的形成与多种因素有关，从全球尺度来看，主要包括板块活动、冰期活动周期等；从盆地尺度来看，生物生产力、沉积速率以及底层水氧含量等为关键变量[42]。前人将富有机质黑色岩系发育的因素归结为2种模式，即“保存模式”和“生产力模式”[43]。“保存模式”是指富有机质页岩的形成主要受控于有机质的后期保存条件，包括气候、古氧化还原条件等一系列因素的影响。“生产力模式”则主要强调有机质富集主要受有机质原始来源控制，如深部物源的加入，由此带来的微量元素和营养物质使水体中生物更加繁盛，有机质含量相应较高。

根据黔北地区五峰组—龙马溪组黑色页岩的w(TOC)与古氧化还原、古生产力以及陆源碎屑输入的相关性分析表明，黔北地区五峰组—龙马溪组富有机质页岩的形成主要受控于氧化还原条件的影响，同时，古生产力水平对有机质富集具有一定的影响，而陆源碎屑输入的影响较小。因此黔北地区五峰组—龙马溪组富有机质页岩的发育主要受有机质保存条件的影响，属于“保存模式”。根据黔北地区五峰组—龙马溪组不同沉积阶段特征，建立了以下模式：

1) 五峰组沉积早期，华夏板块与扬子板块还未完全拼合，扬子板块东南缘存在宽阔的大洋，此时扬子陆表海和外海连通[44]。因此还原条件相对较弱，有机质丰度相对较低(图12(a))。

2) 五峰组沉积后期，随着板块拼合运动的不断加强，雪峰隆起、川中隆起和黔中隆起露出水面，形成了三隆加一凹的构造格局[45]。水体与外海连通性较差，沉积物以泥质为主，缺乏生物扰动[46]，形成了缺氧的沉积环境。此外，多次火山活动为浮游生物提供了丰富营养物质，古生产力水平升高。因此，五峰组沉积后期的泥岩有机质丰度较高(图12(b))。

3) 观音桥时期全球海平面下降，双壳、腕足类等冷水动物群繁殖，导致水体为氧化环境，尽管该时期古生产力水平较高，但氧化环境不利于有机质的保存(图12(c))。

4) 赫南特冰期结束后，海平面快速回升，此时扬子板块的构造格局仍与五峰组晚期相近，为相对封闭局限海盆，高的海平面与局限海盆的构造背景，形成了海底大面积缺氧环境，为有机质有效保存提供了良好的空间[44]。同时，强烈的构造运动造成了陆源碎屑输入的增加，陆源碎屑一方面作为稀释剂直接降低了有机质的含量，另一方面也可裹挟陆源有机质进入海底，增加沉积物中有机质的丰度，陆源碎屑与TOC 在该时期都相对升高，表明陆源碎屑在该时期对有机质富集的促进作用大于破坏作用。另外，底层水体的强还原环境导致微生物对有机质的化学降解作用被抑制，同时陆源碎屑携带的SiO2和P等营养物质导致水体营养程度增加，表层浮游生物爆发，此时生产力达到峰值。因此龙马溪组沉积早期，在强还原条件下，高的古生产力共同促进了有机质的富集(图12(d))。

5) 龙马溪组沉积后期，随着陆源碎屑输入的不断增加，沉积水体不断变浅，水动力条件增强，剖面区沉积相由深水陆棚沉积逐渐转为浅水陆棚沉积[47-50]，形成较多粉砂质页岩和黏土质页岩，沉积物的贫氧/缺氧环境受到破坏，同时，低的古生产力水平也影响了有机质的积累，共同导致了低的有机质丰度(图12(e))。

图12 黔北地区凯迪—埃隆阶有机质富集模式Fig.12 Organic matter enrichment model in Katian—Aeronian period in Northern Guizhou area

5.5 盆外与盆内五峰—龙马溪组沉积环境演化差异

本文通过对黔北地区的研究发现，五峰组的沉积环境演化可分为2 个阶段。五峰组沉积早期(凯迪阶)，海域相对连通，黔北地区较盆内地区受海水交换作用强，没有形成强的缺氧还原环境，因此，五峰组沉积初期有机质丰度相对较低；五峰组沉积后期，水体连通性变差，陆源碎屑输入减少，形成了一套富有机质页岩。五峰组沉积厚度总体上和盆内相近，均为4～6 m。

龙马溪组沉积早期(鲁丹阶)，笔石、浮游生物等生物爆发，古生产力增强，且盆内盆外都处于局限海盆地区，水体还原性较强，但盆内地区远离物源区，且水动力条件较差，因此，陆源碎屑输入量低；盆外地区水体相对较浅，靠近物源区，陆源输入较盆内高。黔北地区龙马溪组富有机质页岩厚度多数在10～15 m之间，较盆地地区龙马溪组富有机质页岩厚度(20～25 m)要薄。

龙马溪组沉积后期(鲁丹阶晚期到埃隆阶)，扬子地区海平面整体下降，由于黔北地区水体深度较盆内浅，因此水体还原性差，不利于有机质的保存，且陆源碎屑输入较多，不利于有机质的富集。黔北地区由泥页岩沉积转变为灰岩等碳酸盐岩沉积(石牛栏组和韩家店组)。陈旭等[51-52]通过对黔北地区龙马溪组笔石带研究表明，黔北地区龙马溪组笔石带仅到LM6(Demirastrites triangulatus)就结束，缺失LM7至LM9笔石带，证实了从盆内到盆外水体逐渐变浅的过程。

6 结论

1) 黔北地区五峰组—龙马溪组富有机质黑色页岩的发育主要受氧化还原条件影响，同时，古生产力水平有一定的影响，与碎屑输入条件关系较小，这与四川盆地内部五峰组—龙马溪组有机质富集机制相似。

2) 五峰组沉积早期，黔北地区还原性较弱且古生产力水平较低，导致有机质丰度相对较低；五峰组沉积后期，板块拼合形成了封闭、缺氧的沉积环境，另外，较高的古生产力水平使得有机质较富集。观音桥段沉积时期，尽管有较高的古生产力水平，但氧化环境不利于有机质的保存。龙马溪组沉积早期，继承了五峰组沉积后期的构造格局，在相对封闭的条件下，形成了厚层的富有机质页岩。龙马溪组沉积后期，缺氧条件被破坏，另外，古生产力水平也相对较低，导致了有机质丰度较低。