基于矿物岩石学和地球化学分析的页岩古环境演化与有机质富集关系——以川西地区下寒武统筇竹寺组为例

杨丽亚，沈均均，陈孔全，王玉满，计玉冰，王灿辉，王鹏万，孟江辉

( 1. 长江大学 非常规油气湖北省协同创新中心，湖北 武汉 430100；2. 长江大学 地球科学学院，湖北 武汉 430100；3. 中国石油勘探开发研究院，北京 100083；4. 中国石油浙江油田分公司，浙江 杭州 310023；5.中国石油杭州地质研究院，浙江 杭州 310023 )

0 引言

沉积环境控制海相页岩有机质的形成及富集[1-3]，研究富有机质页岩沉积环境，能够为优质页岩分布预测、甜点层段优选提供科学依据[4-6]。川西地区早寒武世页岩是以海相克拉通盆地为背景的陆棚沉积[1,7]，全球海平面上升和广泛的海侵促进整个扬子板块黑色页岩的沉积[8-9]，其中筇竹寺组沉积期生物演化、气候、海洋环境发生变化，大范围的碳酸盐台地被深水泥质陆棚取代，处于浅水—深水陆棚相沉积环境。该时期页岩具有有机质含量高、厚度大、分布范围广的特征[10]，具有良好的勘探前景，但对川西地区筇竹寺组富有机质页岩控制因素存在不同认识。WANG S F等[8]、张钰莹等[11]认为，缺氧的还原环境决定川西陆棚区富有机质页岩的发育，以敏感元素(U、Mo和V)及传统元素比值(U/Th、Ni/Co、V/Cr等)指标进行判别，元素随水体还原程度的增加而富集；也有研究[12-13]认为，较高的古生产力水平影响有机质的富集，以有机质含量、P含量、过剩Ba等作为判别指标；还有研究[14]认为，低的陆源输入对有机质的稀释作用小，利于有机质的富集，通常以Ti/A1、Th/A1和Zr/AI为指标反映其变化情况；另外，深水斜坡区存在的上升洋流或热液活动带来的营养物质促使表层海水的古生产力水平较高，底层水体易形成富有机质页岩[12]。川西地区下寒武统筇竹寺组有机质含量在中上扬子地区处于较低水平，远低于黔北斜坡区和鄂西海槽区的，有关原因缺少相应的对比和解释[15]。

以川西地区下寒武统筇竹寺组页岩为研究对象，利用岩心、岩石薄片、全岩X线衍射、有机地球化学和元素地球化学等分析资料，分析页岩岩相发育特征，恢复研究区沉积古环境，与黔北斜坡区进行对比，讨论古环境演化与有机质富集的关系，建立页岩沉积演化模式，为川西地区下寒武统筇竹寺组优质页岩的分布预测提供依据。

1 区域地质背景

四川盆地寒武系构造运动频繁，构造环境复杂[16]。南华纪早期，发生罗迪尼亚大陆裂解，在全球性伸展拉张构造背景下，上扬子古陆西部形成裂谷盆地；震旦纪—早寒武世，在继承性负地貌构造单元基础上，受拉张控制作用影响，形成绵阳—长宁裂陷槽[17](见图1)。其中，陡山沱组沉积期，在继承裂谷古地貌的基础上，川北地区先形成裂陷槽的雏形；灯影组一段至二段沉积期，海平面相对上升，受碳酸盐岩沉积不均匀作用影响，裂陷槽扩大地形高差；灯影组三段—四段沉积期，受强拉张作用影响，裂陷槽快速发展，内部水体加深，沉积深水的瘤状泥质泥晶灰岩；麦地坪组沉积期，再次发生强拉张活动，使裂陷槽南北向贯穿四川盆地，沉积厚度较大的富含硅磷地层；筇竹寺组沉积期，海平面快速上升，上扬子地区发生整体沉降，裂陷槽逐渐进入填平补齐阶段，影响范围内地层沉积厚度较大，沉积体系由碳酸盐岩沉积演变为陆源碎屑岩沉积；至沧浪铺组沉积期，裂陷槽被碎屑物质填平补齐，构造演化结束[17]。裂陷槽主要分布于四川省绵阳—乐至—内江—长宁一带，呈近南北向展布，具有“西缓东陡”的特征，东至川中古隆，东南至靠近被动大陆边缘的黔北斜坡区。

图1 研究区地质概况(据文献[1，18]修改)Fig.1 Geological survey in the study area(modified by references[1,18])

上扬子地区下寒武统筇竹寺组主要存在川西裂陷槽和黔北斜坡两个厚度中心[15]。川西地区下寒武统筇竹寺组沉积厚度变化大，整体以裂陷槽为核心，沿裂陷槽方向沉积厚度逐渐增大，大部分地区厚度约为200 m。由裂陷槽至黔北斜坡方向，烃源岩沉积厚度逐渐减小，有机质丰度逐渐增高[12]。研究区位于川西地区，筇竹寺组出露完整，无缺失，由底部至顶部依次发育上震旦统灯影组，下寒武统麦地坪组、筇竹寺组和沧浪铺组。灯影组为灰色、浅灰色云岩及硅质团块云岩，与上覆麦地坪组呈不整合接触。麦地坪组按岩性可分为两段，下段为深灰色硅磷白云岩夹黑色泥页岩，上段为云质页岩和磷质泥岩。筇竹寺组在乐山、峨眉山、峨边、汉源、甘洛等地区与麦地坪组呈平行不整合接触，在其他地区与灯影组呈不整合接触，与上覆沧浪铺组砂质泥岩、泥质粉砂岩呈整合接触，纵向上发育两套富有机质页岩，自下而上可划分为三段(见图2-3)：筇竹寺组一段(筇一段)以灰黑色炭质页岩为主，底部出现最高GR(693.09 API)，由底部向顶部逐渐降低，平均为241.87 API；筇竹寺组二段(筇二段)下部为深灰色粉砂质页岩，GR介于52.88～245.20 API，平均为150.86 API，表现为低平的箱型曲线，筇二段上部为灰黑色炭质页岩，出现两个GR峰值，GR介于125.38～399.26 API，平均为223.27 API；筇竹寺组三段(筇三段)以灰色泥质粉砂岩为主，GR急剧降低，介于49.32～214.85 API，平均为144.74 API。黔北斜坡区筇竹寺组也划分为三段：筇一段与筇二段以灰黑色生物硅质页岩为主，GR平均分别为435.70、158.61 API，远高于川西地区的；筇三段以灰绿色黏土质页岩和含钙质粉砂岩为主，GR平均为151.37 API，表现为低平的箱型曲线。

图2 研究区筇竹寺组页岩岩石类型划分Fig.2 Classification of shale rock types of Qiongzhusi Formation in the study area

图3 研究区裂陷槽至黔北斜坡方向威201井—宁206井—金浅1井—垛丁关露头筇竹寺组连井对比(据文献[18]修改)Fig.3 Comparison of wells Wei 201-Ning 206-Jinqian 1 and Duodingguan Outcrop of Qiongzhusi Formation in the study area from the rift trough to the slope(modified by reference[18])

2 样品采集与分析

采集筇竹寺组192件样品，其中73件样品来自威201井，68件样品来自宁206井，51件样品来自贵州省瓮安县垛丁关露头。金浅1井筇竹寺组47件样品数据参考文献[18]。页岩样品分析测试由东方矿产开发技术研究所完成。参照GB/T 19145—2022《沉积岩中总有机碳测定》，采用CS230碳/硫分析仪进行有机质含量测试；参照SY/T 5163—2018《沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物X射线衍射分析方法》，采用XL20042174X衍射仪(D453)进行X线衍射分析；参照SY/T 5368—2016《岩石薄片鉴定》，采用Axio偏光显微镜(34074)进行薄片鉴定分析；参照GB/T 20260—2006《海底沉积物化学分析方法》和GB/T 14506.3—2010《硅酸盐岩石化学分析方法第3部分：二氧化硅量测定》，采用仪器ELAN 9000型电感耦合等离子质谱仪和美国热电公司IRIS Intrepid Ⅱ XSP型ICP-OES进行元素分析。

3 结果与讨论

3.1 岩相特征

根据硅质矿物(石英、长石)—碳酸盐岩矿物—黏土矿物三端元图对研究区页岩进行分类[19](见图2)，结合全岩X线衍射结果、薄片鉴定、岩心观察、自然伽马曲线对筇竹寺组不同岩相特征进行对比[20]。

3.1.1 筇一段

川西地区筇一段以硅质页岩相沉积为主(见图2)，黄铁矿大量发育，以条带或结核体形式产出(见图4(a))；手标本中未明显观察到砂质纹层，镜下薄片可观察到弱纹层发育(见图4(b-c))。硅质矿物(石英、长石)质量分数较高，平均为67.77%，其中石英质量分数平均为47.08%(见图2-3)，镜下观察可见石英颗粒多呈生物成因的次圆状和陆源成因的次棱角状[21](见图4(d))；长石质量分数(平均为20.69%)远高于过渡带的(平均为4.71%)和斜坡区的(平均为5.10%)，说明受陆源碎屑输入的影响较大，是研究区深水环境生物硅和陆源硅同时存在的主要原因。黏土矿物质量分数为14.30%～33.80%，平均为21.44%。碳酸盐质量分数低，平均为5.86%，以方解石和白云石胶结物的形式存在。w(TOC)介于1.57%～7.10%，平均为3.24%，为川西地区筇竹寺组最高。为便于区分，将这种特征的岩相统称为炭质页岩。

黔北斜坡区筇一段以生物硅质页岩为主[22-23]，硅质矿物质量分数平均为82.10%，其中长石质量分数平均为5.10%，陆源输入明显较弱(见图2-3)；镜下观察放射虫、海绵骨针等硅质生物大量发育(见图4(e-f))。w(TOC)为黔北斜坡区筇竹寺组最高，平均为5.13%，明显高于川西地区的。

图4 研究区筇一段岩心及镜下薄片特征Fig.4 Characteristics of core and thin section of the first member of Qiongzhusi Formation in the study area

3.1.2 筇二段

川西地区筇二段以硅质页岩相沉积为主(见图2)，根据岩相特征可将筇二段分为中下部和上部两部分。筇二段中下部黄铁矿不发育，手标本及镜下观察可见水平砂质纹层大量发育(见图5(a-c))，石英质量分数较低，平均为39.10%；黏土矿物和长石质量分数较高，平均分别为30.04%和23.09%；w(TOC)平均为1.22%。将筇二段中下部岩相定义为粉砂质页岩(见图2-3)。筇二段上部出现筇竹寺组第二套富有机质页岩，镜下透光性差，与中下部相比，黄铁矿发育规模升高(见图5(d))；石英颗粒多呈陆源成因的次棱角状和生物成因的次圆状(见图5(e))；长石质量分数平均为30.57%，远高于过渡带的(平均为7.14%)和斜坡区的(平均为12.90%)，陆源影响较大；黏土矿物质量分数较低，平均为21.83%。w(TOC)平均为2.32%，低于筇一段的，高于筇二段中下部的。筇二段上部岩相发育特征与筇一段的相似，同样将其统称为炭质页岩。原因与筇二段上部处于海平面下降时期，拉张裂陷作用使局部地区保持一定深度的水体有关。

黔北斜坡区筇二段硅质矿物质量分数平均为75.10%，其中长石质量分数平均为12.90%，陆源输入较弱(见图2-3)；镜下观察透光性较差，见放射虫、海绵骨针等硅质生物(见图5(f))，水体较深且水动力环境相对稳定，w(TOC)平均为3.82%，高于川西地区的，岩性主要为黑色生物硅质页岩(见图3)。

图5 研究区筇二段岩心及镜下薄片特征Fig.5 Characteristics of core and thin section of the second member of Qiongzhusi Formation in the study area

3.1.3 筇三段

筇三段以硅质页岩相和黏土质硅质混合页岩相为主(见图2)。川西地区筇三段黄铁矿不发育(见图6(a))，镜下观察见细粉砂条带，透光性好(见图6(b-c))。该时期海平面持续降低，水体持续变浅，陆源碎屑岩输入增强，砂质含量持续升高(见图6(a))；基质主体转为石英、长石、方解石等陆源碎屑颗粒，粒径变大，磨圆度变差(以棱角状和次棱角状为主)，生物硅不发育；黏土矿物含量自筇二段上部向上逐渐增多(见图3)，将其定义为泥质粉砂岩。w(TOC)为川西地区筇竹寺组最低，平均为0.45%，低于黔北斜坡区筇三段的(w(TOC)为0.75%)。

图6 研究区筇三段岩心及镜下特征Fig.6 Characteristics of core and thin section of the third member of Qiongzhusi Formation in the study area

3.2 地球化学特征

3.2.1 陆源输入

元素Al、K、Rb以铝硅酸盐矿物的形式经河流或风力作用搬运至沉积盆地，化学性质稳定，通常用来表征沉积岩的陆源输入[12,24]。陆源输入一般表现为碎屑流形式，主要受相对海平面的控制，在海侵过程中向陆地方向移动，在海退过程中向盆地内部移动[25]。研究区筇一段沉积期，海平面上升，具有较高的K/Al(平均为0.43)、Rb/Al(平均为1.54×10-3)和较低的w(Al2O3)(平均为13.11×10-2)，表明该时期陆源输入较低，与其在形成过程中始终处于较深的水体环境有关；筇二段中下部沉积期，具有较低的K/Al(平均为0.34)、Rb/Al(平均为1.28×10-3)和较高的w(Al2O3)(平均为13.99×10-2)，表明该时期陆源输入较高，与海平面下降有关；筇二段上部沉积期，K/Al(平均为0.37)、Rb/Al(平均为1.34×10-3)和w(Al2O3)(平均为13.83×10-2)在筇一段的和筇二段中下部的之间，陆源输入中等，与拉张裂陷作用造成的水体加深有关；筇三段沉积期，K/Al、Rb/Al呈降低趋势，指示陆源输入持续增多，与海平面持续下降、拉张裂陷作用不活跃有关(见图7)。

图7 研究区威201井筇竹寺组地球化学特征及沉积环境Fig.7 Geochemical characteristics and sedimentary environment of Qiongzhusi Formation of well Wei 201 in the study area

陆源输入对有机质富集具有较大影响[26]。研究区w(TOC)与K/Al、Rb/Al呈正相关关系，与w(Al2O3)呈负相关关系(见图8(a-c))，陆源输入自筇一段→筇二段中下部→筇二段上部→筇三段表现为先升高再降低后升高的趋势，w(TOC)相应表现为先降低再升高后降低的趋势。

3.2.2 古氧化还原

氧化还原敏感元素U、Th、Mo及现代海洋沉积物的Corg/P常用于海洋氧化还原条件的判别[27-29]。通常U、Mo的含量与缺氧程度呈正相关关系，在氧化环境中，U、Mo以高价态溶解于水，导致沉积物的浓度较低；在还原环境中，U、Mo以低价态自生矿物形式沉淀并富集于沉积物[30]。利用U/Th和剔除陆源影响的富集系数(UEF)作为判断指标，其中U/Th在厌氧环境中大于1.25，在贫氧环境中介于0.75～1.25，在富氧环境中小于0.75[31]。此外，在氧化条件下，元素P通过吸附于氧化铁而保留在沉积物中；在还原条件下，在铁氧氢氧化物的还原性溶解或有机质矿化过程中，P从沉积物中释放到水体。ALGEO T J认为，在厌氧环境下Corg/P多大于100，在贫氧环境中介于50～100，在富氧环境中小于50[32]。

川西地区筇一段沉积期，高U/Th(1.54～4.86，平均为2.25)、高Corg/P(平均为81.42)和高富集系数UEF(平均为9.08)、MoEF(平均为42.85)，指示为厌氧—贫氧环境；筇二段中下部沉积期，U/Th(平均为0.71)、Corg/P(平均为29.46)和UEF(平均为3.91)、MoEF(平均为15.71)降低明显，指示以富氧环境为主；筇二段上部沉积期，U/Th(平均为1.26)、Corg/P(平均为48.81)和UEF(平均为7.33)、MoEF(平均为33.88)在筇一段的和筇二段中下部的之间，指示为贫氧环境；筇三段沉积期，U/Th(平均为0.70)、Corg/P(平均为28.59)和UEF(平均为3.56)、MoEF(平均为10.62)持续降低，底水还原程度减弱，指示为富氧环境(见图7)。黔北斜坡区筇一段的U/Th平均为4.36，筇二段的U/Th平均为2.76，高于川西地区的，指示筇一段和筇二段处于底水缺氧的还原环境[33]。

图8 研究区威201井筇竹寺组地球化学相关关系Fig.8 Geochemical relativity of Qiongzhusi Formation in well Wei 201 in the study area

w(TOC)与U/Th、Corg/P、UEF、MoEF存在较高的正相关关系(见图8(d-f))，表明氧化还原条件对有机质富集具有控制作用。研究区筇一段沉积期，海平面处于上升期和下降早期，以厌氧—贫氧环境为主，w(TOC)处于较高水平；进入筇二段沉积期，海平面持续下降，缺氧环境被破坏，逐渐过渡为富氧环境，w(TOC)逐渐降低；筇二段上部沉积期，由于拉张裂陷作用导致局部地区水体加深，以贫氧环境为主，w(TOC)有所升高；筇三段沉积期，进入拉张稳定期，逐渐过渡为稳定的富氧环境，w(TOC)最低。

3.2.3 水体滞留程度

盆地水体的滞留程度对有机质富集和保存具有重要影响，w(Mo)/w(TOC)可用于判断缺氧海盆的水体滞留程度[34]。元素Mo一般在氧化环境中不富集，在还原环境中有利于有机质保存及其自身富集，仅限于判别具有一定水体限制的缺氧环境[35]。在沉积水体为非滞留的相对开放环境中，元素Mo得到补充，海水Mo浓度增高，沉积物w(Mo)/w(TOC)也增高；在滞留的缺氧海盆中，元素Mo补给较慢，海水Mo浓度降低，沉积物w(Mo)/w(TOC)也相应降低[34,36]。

研究区缺氧环境下的w(Mo)/w(TOC)基本落点为4.50～25.00，平均为11.84。其中，筇一段w(Mo)/w(TOC)平均为12.69；筇二段上部w(Mo)/w(TOC)平均为10.47，处于半滞留环境；筇二段中下部与筇三段处于富氧环境，不考虑。推断筇竹寺组沉积期研究区属于半滞留海盆(见图9(a))，筇一段w(Mo)/w(TOC)高于筇二段上部的，显示水体滞留程度弱于筇二段上部的。

在水体缺氧环境下，元素Mo和U易迁移并促进在沉积物中的富集，MoEF—UEF协变模式也可用于判断水体滞留程度[37]。在水体非滞留环境中，相对贫氧的弱还原环境里元素U的富集优先于Mo的富集，MoEF/UEF约为正常海水的(n(Mo)/n(U)=7.9)0.1～0.3倍，随还原程度的增强，元素Mo的富集速率超过U，MoEF/UEF增加到正常海水的1～3倍；在水体弱滞留环境中，厌氧的环境促进元素Mo的富集，MoEF/UEF为正常海水的3～10倍；在水体强滞留环境中，水体封闭性增强，元素Mo、U补给减弱，且缺氧环境下Mo的吸收消耗速率大于U，致使MoEF/UEF为正常海水的1倍以下[36]。

川西地区MoEF/UEF为正常海水的1～3倍(见图9(b))，随两种元素富集系数的增加，MoEF/UEF保持恒定，并且低于元素Mo受锰、铁颗粒载体吸附作用影响的比值(正常海水的3～10倍)，表明研究区处于水体半滞留环境[37]。因此，川西地区筇竹寺组处于水体半滞留环境，与w(Mo)/w(TOC)的分析结果相吻合。

图9 研究区威201井筇竹寺组w(Mo)—w(TOC)和MoEF—UEF关系(据文献[37]修改)Fig.9 The relationship between w(Mo)-w(TOC) and MoEF-UEF of Qiongzhusi Formation in well Wei 201 in the study area(modified by reference[37])

水体滞留程度与构造运动和海平面升降密切相关，进而影响水体营养物质交换，对有机质富集具有重要意义[38]。研究区筇竹寺组水体滞留以半滞留环境为主，筇一段海平面处于较高水平，水体滞留程度相对较弱；筇二段海平面明显下降，水体滞留程度加强，与外海的营养物质的交换能力较筇一段的减弱，有机质含量降低。

3.2.4 上升洋流

上升洋流一般为缺氧但富含营养物和硅质的海流，促使表层水域的生物高度繁殖，而营养通量的增强和有机质的降解大量消耗氧气，形成高有机质生产率，促进有机质的聚集及保存[25]。SWEERE T等认为，元素Co和Mn显示相似的分布模式，但不同环境之间存在强烈差异[39]。上升洋流系统中，来自深部海洋水体供应的营养成分中典型缺乏Co和Mn，Co和Mn的富集受到营养供应不足的限制；滞留盆地环境中，Co和Mn的供应受控于富Co、Mn的河水流入，不可能发展到自生富集受供应限制的阶段。因此，可以通过(Al-CoEFMnEF)地球化学替代指标区分上升洋流系统和滞留环境系统，其中富集系数CoEF、MnEF可消除碎屑贡献和稀释的影响。一般认为，CoEFMnEF>2.0为滞留环境，CoEFMnEF<0.5为开放/上升洋流环境，CoEFMnEF在0.5～2.0之间为不稳定季节性上升洋流环境。

川西地区样品大多处于0.5～2.0的不稳定季节性上升洋流区域(见图10(a))，黔北斜坡区样品大多落入小于0.5的开放/上升洋流区域(见图10(b))，表明黔北斜坡区上升洋流异常活跃，进入川西地区后洋流活跃程度减弱。这主要是因为川西地区远离被动大陆边缘并受到黔中潜隆的隔挡[14]，使川西地区与深水区海水沟通不畅，导致川西地区有机质含量低于黔北斜坡区的，说明上升洋流对川西地区有机质含量的影响远低于黔北斜坡区的。

图10 川西地区及黔北斜坡区Al—CoEFMnEF关系(据文献[39]修改)Fig.10 Al-CoEFMnEF relationship in Western Sichuan Area and Northern Guizhou Slope Area(modified by reference[39])

3.2.5 古生产力

页岩有机质的富集需要海水保持较高的生产力水平，以提供丰富的有机质来源，利用过剩钡(Baxs)、Ba/Al和古生产力替代系数反映古生产力的变化[40-41]。通常认为过剩钡的含量和生产力呈正相关关系，但水体的氧化还原环境影响过剩钡的含量。在氧化条件下，BaSO4处于饱和状态，钡可以很好保存；在还原条件下，硫酸盐可以被硫化细菌还原，BaSO4被分解，使钡的生产力表征失真[42]。因此，用Ba表示古生产力水平时，需要考虑氧化还原条件影响。元素Cu、Ni和Zn在氧化水体中一般随有机质沉降或吸附于铁锰氢氧化物而落到海底，由于解吸附作用而进入水体，还原条件下主要形成各自的硫化物并保存于沉积物[31]。元素Cu、Ni、Zn的地球化学替代指标更为可靠，陈慧等构建包含过量铜(Cuxs)、过量镍(Nixs)和过量锌(Znxs)的古生产力替代系数[43]。

筇一段沉积期，以厌氧环境为主，Baxs(平均为9.83×10-4)、Ba/Al(平均为2.10×10-2)、古生产力替代系数(平均为84.76)较高，表明古生产力水平较高；筇二段中下部沉积期，以富氧环境为主，Baxs(平均为4.86×10-4)、Ba/Al(平均为1.31×10-2)、古生产力替代系数(平均为26.96)较低，表明古生产力水平低；筇二段上部沉积期，以厌氧—贫氧环境为主，Baxs(平均为7.66×10-4)、Ba/Al(平均为1.67×10-2)、古生产力替代系数(平均为95.00)明显升高，表明古生产力水平较高；筇三段沉积期，以富氧环境为主，Baxs(平均为5.56×10-4)、Ba/Al(平均为1.43×10-2)和古生产力替代系数(平均为82.69)呈降低趋势，表明古生产力水平降低(见图7)。黔北斜坡区筇竹寺组Baxs平均为41.57×10-4[44]，说明黔北斜坡区的古生产力水平远高于川西地区的，与异常活跃的上升洋流作用密切相关。

古生产力水平对有机质富集起到关键作用，研究区w(TOC)与Baxs、Ba/Al、古生产力替代系数存在较高的正相关关系(见图8(h-j))，自筇一段→筇二段中下部→筇二段上部→筇三段，随古生产力水平先降低再升高后降低，w(TOC)表现为先降低再升高后降低的趋势。此外，古生产力的变化与水体滞留程度、上升洋流作用具有较好的相关关系，水体滞留程度较强的筇二段上部Baxs(平均为7.66×10-4)和Ba/Al(平均为1.67×10-2)低于滞留程度较弱的筇一段的(Baxs平均为9.83×10-4、Ba/Al平均为2.10×10-2)，上升洋流不太活跃的川西地区古生产力水平低于上升洋流异常活跃的黔北斜坡区。

3.3 有机质富集模式

筇一段沉积期，川西地区以炭质页岩沉积为主(见图11(a))。该时期处于海平面快速上升期及下降早期，沉积水体相对较深，海洋出现水体分层，底部水体由于氧循环不足而出现厌氧—贫氧环境，扬子海盆远离物源区，造成陆源输入较低，碎屑粒度小，水体相对安静，表层水体营养物质丰富，古生产力较高。w(Mo)/w(TOC)和MoEF/UEF显示处于水体半滞留环境，上升洋流影响作用较小，可能与远离被动大陆边缘及黔中水下隆起限制水体流通有关，与外海的营养物质交换能力较弱。黔北斜坡区多次上涌的富营养元素洋流促使表层水域的生物繁衍，且陆源输入(长石)远低于川西地区的(见图3)，使川西地区古生产力水平低于黔北斜坡区的，是川西地区有机质含量在整个中上扬子地区处于较低水平的主要原因(见图11(a))。

图11 川西地区及黔北斜坡区早寒武世筇竹寺组页岩形成演化模式Fig.11 Formation and evolution model of Early Cambrian Qiongzhusi Formation shale in the Western Sichuan Area and North Guizhou Slope Area

筇二段沉积期，根据构造活动特征，可分为两个阶段：筇二段早中期，海平面持续下降，拉张裂陷活动较弱，沉积水体变浅，发育粉砂质页岩；海水中溶解氧含量增加，水体底部的缺氧环境遭到破坏，以富氧环境为主；较低的K/Al、Rb/Al和较高的w(Al2O3)显示陆源输入较大，岩石中次棱角状石英颗粒大量发育；同时，古生产力水平较低，表层水营养物质匮乏；富氧的水体环境、高的陆源输入和低的古生产力水平不利于有机质富集，因此w(TOC)在筇竹寺组中较低(见图11(b))。筇二段晚期，陆源输入持续增多，且w(Mo)/w(TOC)显示水体滞留程度强于筇一段的，水体营养物质交换弱于筇一段的，海平面进一步下降，但拉张裂陷作用加强，导致裂陷槽水体加深，水体环境为贫氧，使有机质得以大量保存，有机质含量低于筇一段的，高于筇二段早中期的。研究区上升洋流作用弱于黔北斜坡区的，陆源输入较高，有机质含量相对较低(见图11(c))。

筇三段沉积期，沉积水体较浅，沉积环境转为富氧环境，生物的繁盛程度弱于以往的，海洋生产力逐步下降，有机质保存和生产力条件变差，陆源输入持续增加，有机质含量最低。

4 结论

(1)川西地区下寒武统筇竹寺组以硅质页岩相为主，筇一段及筇二段上部富有机质页岩层主要为生物硅和陆源硅，砂质纹层弱发育，黄铁矿发育规模较大，为炭质页岩；筇二段中下部(粉砂质页岩)及筇三段(泥质粉砂岩)硅质成因主要为陆源硅，黏土质含量增多，黄铁矿发育规模缩小，砂质纹层发育规模增大。黔北斜坡区筇一段及筇二段镜下观察放射虫、海绵骨针等硅质生物大量发育，以生物成因的硅质页岩相为主。

(2)研究区筇一段及筇二段上部硅质页岩w(TOC)较高，筇二段中下部及筇三段硅质页岩w(TOC)较低，w(TOC)表现为筇一段(平均为3.24%)>筇二段上部(平均为2.32%)>筇二段中下部(平均为1.22%)>筇三段(平均为0.45%)的特征；黔北斜坡区筇一段w(TOC)平均为5.13%，筇二段w(TOC)平均为3.82%，远高于川西地区的。

(3)研究区筇竹寺组富有机质页岩的形成主要受陆源输入、氧化还原条件、古生产力水平、水体滞留程度和上升洋流作用的综合控制，其中上升洋流作用是造成有机质含量在中上扬子地区处于较低水平的主要原因，陆源输入是次要原因。川西地区筇一段及筇二段上部低的陆源输入、缺氧的底水环境、高的古生产力水平、半滞留的水体性质有利于有机质富集；远离被动大陆边缘的川西地区洋流活跃程度较弱，处于不稳定季节性洋流作用区，黔北斜坡区的上升洋流极为活跃，同时川西地区陆源输入远高于黔北斜坡区的，导致川西地区有机质含量明显低于黔北斜坡区的。