川南地区五峰组—龙马溪组页岩岩相特征及沉积环境演化^*

Lithofacies characteristics and sedimentary environment evolution of the Wufeng and Longmaxi formations shale in southern Sichuan Basin

摘要

川南地区五峰组—龙马溪组黑色页岩是页岩气勘探的主要目标层位。通过岩心及薄片观察、二维XRF元素扫描、扫描电镜、微区QEMSCAN分析等手段,结合全岩XRD以及地球化学分析测试等资料,对川南地区五峰组—龙马溪组页岩岩相特征、沉积环境演化以及沉积作用进行研究。结果表明: (1)根据“TOC含量-矿物含量-成因-沉积构造”多端元岩相划分方案,将五峰组—龙马溪组页岩划分为高TOC块状生物硅质页岩、极高TOC薄纹层生物硅质页岩、高TOC极薄纹层生物-碎屑硅质页岩、中TOC纹层状碎屑硅质页岩、高TOC纹层状化学-生物钙硅混积页岩、高TOC极薄纹层生物-碎屑硅泥混积页岩、中TOC纹层状碎屑硅泥混积页岩、中TOC纹层状碎屑三元混积页岩共8种岩相类型,并对其岩相特征、垂向分布特征以及空间展布特征进行了刻画。(2)沉积环境自下而上经历了5个阶段的变化,古气候经历了从五峰组底部温湿到中部干热再到顶部干冷、随后从龙马溪组下部的湿热到中上部的温湿的演变。在五峰组下部以及龙马溪组下部经历了2次大规模的海侵,海平面较高时,水体封闭性弱、还原性强、盐度较低、古生产力较高; 在五峰组顶部发生冰川事件导致海平面下降,海平面较低时,水体封闭性强、还原性弱、盐度较高、古生产力较低。(3)沉积环境的高频变化对页岩岩相发育及有机质富集具有明显的控制作用,不同岩相中有机质含量与古生产力和水体还原性均呈良好的正相关,在古生产力高、水体还原性较强的阶段主要沉积极高TOC薄纹层生物硅质页岩和高TOC极薄纹层生物-碎屑硅质页岩。研究成果不仅有助于对有机质富集和页岩沉积作用的理解,而且可为该区域下一步油气勘探的有利层段预测、勘探及开发提供理论依据。

Abstract

The black shale of the Wufeng and Longmaxi formations in the southern Sichuan region is a primary target for shale gas exploration. This study investigates the lithofacies characteristics,sedimentary environment evolution,and depositional processes of the Wufeng and Longmaxi formations shale using core and thin-section observations,2D XRF elemental scanning,scanning electron microscopy(SEM),micro-area QEMSCAN analysis,whole-rock XRD,and geochemical analysis. The results indicate the following: (1)Based on a multi-element lithofacies classification scheme that considers “TOC content-mineral content-genesis-sedimentary structure”,the Wufeng and Longmaxi formations shale is categorized into eight lithofacies types: high-TOC massive biosiliceous shale,extremely high-TOC thin-laminated biosiliceous shale,high-TOC very thin-laminated bio-detrital siliceous shale,medium-TOC laminated detrital siliceous shale,high-TOC laminated chemo-bio-calcareous-siliceous mixed shale,high-TOC very thin-laminated bio-detrital siliceous-argillaceous mixed shale,medium-TOC laminated detrital siliceous-argillaceous mixed shale,and medium-TOC laminated detrital ternary mixed shale. The lithofacies characteristics,vertical distribution,and spatial distribution of these lithofacies were thoroughly characterized. (2)The sedimentary environment evolved through five stages from bottom to top. The paleoclimate transitioned from warm and humid at the base of the Wufeng Formation to dry and hot in the middle,then to dry and cold at the top,followed by warm and humid in the lower Longmaxi Formation, leading to warm and wet conditions in the middle-upper Longmaxi Formation. Two large-scale marine transgressions occurred in the lower Wufeng Formation and the lower Longmaxi Formation,resulting in sea-level rise. During periods of high sea levels,the water body exhibited weak confinement,strong reducibility,low salinity,and high paleoproductivity. A glacial event at the top of the Wufeng Formation caused a drop in sea-level,leading to strong water confinement,weak reducibility,high salinity,and low paleoproductivity. (3)High-frequency changes in the sedimentary environment significantly influenced shale lithofacies development and organic matter enrichment. The organic matter content of different lithofacies shows a strong positive correlation with paleoproductivity and water reducibility. Extremely high-TOC thin-laminated biosiliceous shale and high-TOC very thin-laminated bio-detrital siliceous shale were predominantly deposited during periods of high paleoproductivity and strong water reducibility. These findings not only enhance the understanding of organic matter enrichment and shale sedimentation,but also provide a theoretical basis for predicting favorable layers for exploration and development in the southern Sichuan Basin in the future.

Graphical abstract

关键词

岩相特征 / 古环境 / 沉积模式 / 五峰组 / 龙马溪组 / 四川盆地

Key words

lithofacies characteristics / palaeoenvironment / sedimentary model / Wufeng Formation / Longmaxi Formation / Sichuan Basin

近年来,由于美国页岩气技术的发展,页岩气产量得到大幅度的提高,页岩气等非常规油气资源也成为了全球勘探研究的热点。页岩气以游离态、吸附态赋存于富有机质页岩层段中,主体上是自生自储连续型聚集的天然气(Curtis,2002;Boyer et al., 2006)。中国页岩气勘探与开发虽起步较晚,但勘探前景良好,尤其是在中国南方扬子地区,五峰组—龙马溪组富有机质页岩为缺氧深水环境中沉积的黑色页岩,厚度稳定,TOC含量高、有机质类型较好,是良好的烃源岩,具有可观的页岩气资源潜力(梁超等,2012;Liang et al., 2014),是页岩气勘探的主要目标。页岩气的形成和聚集受有机质的富集、早期水体条件以及后期构造活动共同控制(梁超等,2017;Qiu and Zou, 2020)。前人的研究表明,控制有机质富集的3个主要因素包括初级生产力、古氧化还原条件以及沉积速率(Lu et al., 2019),其中初级生产力控制着有机质的沉积通量,可以通过河流输入、上升流以及火山活动提高,而古氧化还原条件和沉积速率对于有机质的保存具有重要的作用,缺氧的还原条件以及高沉积速率有利于有机质的保存。上述3个因素均受到气候和环境的影响(Wei et al., 2021)。不同环境下发育的页岩在有机质含量、含气量等储集层性质方面存在显著差异,且随着环境的变迁,五峰组—龙马溪组有机质页岩岩相在横向上、垂向上具有较强的非均质性,这对页岩气的勘探与开发有着至关重要的影响。

文中综合运用野外观察、岩心描述、镜下观察、电镜观察、TOC含量测试及元素地球化学分析,对川南五峰组—龙马溪组页岩进行研究,刻画页岩的岩相类型和沉积特征,分析古气候、古盐度、古水深和古生产力等沉积环境要素及其演化规律,并建立页岩沉积模式。研究成果不仅有助于对有机质富集和页岩沉积作用的理解,而且可为该区域下一步油气勘探的有利层段预测、勘探及开发提供理论依据。

1 区域地质概况

在奥陶纪—志留纪转折期,由东南的华夏地块和东北的扬子地块组成的华南板块位于冈瓦纳大陆边缘的古赤道附近(Li et al., 2017;Cai et al., 2022)(图1-a)。扬子地块被广阔的陆缘海——扬子海覆盖,是华夏大陆、滇黔隆起和成都隆起围限形成的一个局限海盆,并被九江海峡分为西部的上扬子海以及东部的下扬子海(Yan et al., 2009b)。

扬子地台北靠秦岭造山带与大巴山冲断带,西邻龙门山造山带,东南与华南褶皱区相接,是中国南方巨大的一级构造单元(贾承造等,2007;陆扬博,2020)。四川盆地位于中国西南部,属于扬子板块内的次一级克拉通盆地(何龙,2020),可进一步划分为5个次级构造单元,分别是川北低缓构造区、川中低缓构造区、川东高陡构造带、川西低陡构造区以及川南中低缓构造带(Wang et al., 2019),研究区位于川南中低缓构造带(图1-b)。由于海侵和构造运动的影响,五峰组主要沉积了一套黑色硅质泥岩,含有丰富的硅质生物化石,而龙马溪组亦主要发育黑色硅质泥岩,且下部硅质含量高,向上砂质含量增多(图1-c)。由于五峰组—龙马溪组页岩中笔石化石丰富,并且具备良好的生物地层研究基础,前人将五峰组—龙马溪组从下至上划分为凯迪阶、赫南特阶、鲁丹阶、埃隆阶以及特列奇阶共5阶13个笔石带(陆扬博,2020)。

2 页岩岩相类型及特征

2.1 岩相划分方案

通过岩心观察、镜下观察以及扫描电镜分析,笔者建立“TOC含量-矿物含量-成因-沉积构造”多端元岩相划分方案,实现对页岩岩相垂向上以及平面上的精细划分。首先,以长英质矿物(石英+长石)、碳酸盐矿物(方解石+白云石)以及黏土矿物作为三端元,以矿物含量50%为界限进行分类,将细粒沉积岩分为硅质页岩、黏土质页岩、钙质页岩以及混积页岩,再将混积页岩进一步分为钙硅混积页岩、硅泥混积页岩、钙泥混积页岩以及三元混积页岩。之后,根据富有机质页岩层系中的TOC含量,以TOC含量1.5%、3%、4.5%为界限,将页岩进一步划分为低TOC、中TOC、高TOC以及极高TOC共4类。再者,由于细粒物质的主要来源为陆源碎屑物质、盆地内化学物质以及生物源物质,因此根据其成因将硅质与钙质分为陆源、生物来源以及自生来源,将黏土质分为陆源及自生来源。最后,根据对岩心及薄片镜下观察,发现其沉积构造主要表现为粉砂纹层厚度上的差异,故根据粉砂纹层的厚度可以分为极薄纹层(<100μm)、薄纹层(100~500μm)、纹层(>500μm)以及块状4类。

通过将川南地区页岩的全岩矿物成分测试数据投到岩相三端元三角图上可以看出,五峰组—龙马溪组大多数样品点均投影在混积页岩和硅质页岩区域内(图2)。将不同小层的样品点投到岩相三端元-TOC含量三角图(图2)上,可以看出极高TOC硅质页岩区主要是第1~3小层的样品点,高TOC硅质页岩区主要是五峰组至3小层及6小层的样品,中TOC硅质页岩—混合质页岩区主要是第4~7小层样品,低TOC混合质页岩区主要是第5、7小层及部分五峰组的样品。

2.2 页岩岩相特征

通过进一步的岩心和镜下观察以及扫描电镜分析,将川南地区五峰组—龙马溪组页岩岩相划分为8种主要岩相: 高TOC块状生物硅质页岩(LF1)、极高TOC薄纹层生物硅质页岩(LF2)、高TOC极薄纹层生物—碎屑硅质页岩(LF3)、中TOC纹层状碎屑硅质页岩(LF4)、高TOC纹层状化学—生物钙硅混积页岩(LF5)、高TOC极薄纹层生物—碎屑硅泥混积页岩(LF6)、中TOC纹层状碎屑硅泥混积页岩(LF7)、中TOC纹层状碎屑三元混积页岩(LF8)(表1)。

1)高TOC块状生物硅质页岩(LF1)。主要发育在五峰组中上部到龙马溪组1小层下部。岩心呈黑色—灰黑色,硬度较大,TOC含量一般大于3%,长英质矿物含量大于50%。各种矿物分布均一,主要矿物为微晶石英、白云石、方解石,含少量黏土矿物及碎屑石英,放射虫、海绵骨针等化石丰富,偶见厚度一般为0.2~1cm的放射虫层(图3-a),层内可见方解石以及黄铁矿在放射虫腔体内发育(图3-b)。二维XRF扫描图像显示Si含量丰富(图3-c),层理不明显,呈块状构造。扫描电镜下见大量自生微晶石英(图3-d),呈半自形—自形,粒径一般1~2μm,且见有大量有机质发育,有机质表面发育大量有机质孔。依据前人研究中所绘制的Al-Fe-Mn三元图,认为研究区的石英并非来源于热液,因为由陆源搬运而来的石英呈碎屑外形,由黏土矿物转化产生的SiO₂大多形成分散在黏土基质中的粒状微晶石英(Xu et al., 2021),而LF1岩相中黏土矿物含量较低,因此排除其热液、黏土转化及陆源成因。结合所在层位具较高的古生产力以及发育大量硅质生物化石,推测LF1岩相中硅质来源为硅质生物碎屑的部分溶解。

2)极高TOC薄纹层生物硅质页岩(LF2)。主要发育在龙马溪组1小层上至3小层下。岩心呈黑色—灰黑色,薄纹层发育,TOC含量多大于4.5%,长英质矿物含量大于50%。镜下观察发现,主要矿物为微晶石英、白云石、方解石,少量黏土矿物及碎屑石英(图3-e),放射虫、海绵骨针等化石丰富,也发育厚0.2~1cm的放射虫层。此类岩相与LF1最大的区别是发育薄粉砂纹层(图3-f),粉砂纹层厚度多在100~500μm之间,主要成分为方解石、白云石以及碎屑石英,呈条带状,与泥纹层呈渐变接触。

3)高TOC极薄纹层生物-碎屑硅质页岩(LF3)。主要发育在龙马溪组3小层上以及6小层局部。岩心呈灰黑色,极薄纹层发育,TOC含量多在3%~4.5%之间,长英质矿物含量大于50%。镜下观察发现,主要矿物为微晶石英、碎屑石英、黏土矿物、方解石以及白云石,黏土矿物含量显著增加(图3-g),陆源碎屑物质增多,矿物分选较差,碎屑颗粒呈次棱角状(图3-h),有机质含量丰富。极薄粉砂纹层(图3-i)发育,厚度一般小于100μm,主要成分为碎屑石英以及方解石,呈条带状、弥散状或断续状,与泥纹层呈突变接触;泥纹层厚度100~400μm,主要成分为微晶石英以及黏土矿物;泥纹层与粉砂纹层厚度比大于3。

4)中TOC纹层状碎屑硅质页岩(LF4)。主要发育在龙马溪组4~6小层。岩心呈灰黑色—灰色,纹层发育(图4-a),TOC含量多在1.5%~3%之间,长英质矿物含量大于50%。镜下观察发现,主要矿物为碎屑石英、黏土矿物、方解石以及白云石(图4-b),粉砂纹层厚度多大于500μm。碎屑颗粒分选较好,磨圆中等,呈次棱角状—次圆状(图4-c),粒径多在20~50μm之间。黏土矿物含量较高,但不超过50%,主要为伊利石。

5)高TOC纹层状化学-生物钙硅混积页岩(LF5)。主要发育在五峰组顶部。岩心呈黑色,纹层发育,TOC含量多在3%~4.5%之间,硅质矿物与碳酸盐矿物含量都在25%~50%之间,黏土矿物含量在15%~25%之间。硅质矿物主要为生物成因的微晶石英,呈半自形—自形,粒径为1~2μm;碳酸盐矿物主要为白云石及方解石,白云石较自形,粒径多为10~25μm(图4-d)。有机质含量丰富,充填在微晶石英间的孔缝中(图4-e)。粉砂纹层发育(图4-f),厚度多大于500μm,见透镜状内碎屑(图4-g),主要由碎屑石英、方解石及白云石构成,磨圆中等,呈次棱角状到次圆状,粒径多在20~35μm之间。

6)高TOC极薄纹层生物-碎屑硅泥混积页岩(LF6)。主要发育在龙马溪组6小层局部。岩心呈灰黑色,TOC含量多在3%~4.5%之间,硅质矿物与黏土矿物含量都在25%~50%之间,碳酸盐矿物含量在15%~25%之间。镜下观察发现,主要矿物为碎屑石英、微晶石英、黏土矿物、方解石及白云石。发育极薄粉砂纹层(图4-h),厚度一般小于100μm,主要由碎屑石英、方解石以及白云石构成; 碎屑颗粒分选较好,磨圆中等,呈次棱角状—次圆状; 见磨圆较好的石英颗粒(图4-i),粒径大多在20~50μm;白云石呈半自形—自形。泥纹层主要由黏土矿物及微晶石英构成。

7)中TOC纹层状碎屑硅泥混积页岩(LF7)。主要发育在龙马溪组4~6小层。岩心呈灰黑色—灰色,TOC含量多在1.5%~3%之间,硅质矿物与黏土矿物含量都在25%~50%之间,碳酸盐矿物含量在15%~25%间。发育纹层(图5-a),厚度多大于500μm,主要由碎屑石英、长石、方解石及白云石构成; 矿物分选较差,磨圆中等(图5-b),呈次棱角状—次圆状,粒径多在20~50μm之间。泥纹层主要由黏土矿物构成(图5-c)。

8)中TOC纹层状碎屑三元混积页岩(LF8)。主要发育在龙马溪组5~6小层。岩心呈灰黑色—灰色,TOC含量多在1.5%~3%之间,硅质矿物、碳酸盐矿物与黏土矿物三端元的含量均在25%~50%之间。粉砂纹层发育(图5-d),厚度多大于500μm,主要由碎屑石英、长石、方解石及白云石构成(图5-e);矿物分选较差,石英及长石颗粒一般磨圆较好,粒径多在30~60μm之间,白云石一般较自形,具加大边(图5-f)。泥纹层主要由黏土矿物构成。

2.3 页岩岩相垂向分布特征

以富页1井为例,分析岩相的垂向演变。岩相序列随着气候演化、海平面升降以及沉积环境改变而发生变化,TOC含量以及各种矿物含量均随之变化,从而导致岩相类型也发生相应的变化。富页1井岩相柱状图(图6)显示: 五峰组底部黏土矿物含量与碳酸盐矿物含量较高,TOC含量较低,发育LF7。五峰组上部石英含量显著升高,镜下观察主要是微晶石英,且可观察到大量硅质生物残骸,主要发育LF1。五峰组顶部在赫南特冰期经历生物大灭绝,沉积了1层生物介壳灰岩。龙马溪组1~2小层石英含量较高,均超过50%,黏土矿物含量较低,陆源碎屑物质较少,TOC含量较高,发育LF2。龙马溪组3小层微晶石英含量逐渐减少,陆源碎屑物质逐渐增多,TOC含量下降,发育LF3。龙马溪组4小层到5小层中部,碎屑石英及长石含量较高,发育LF4。龙马溪组5小层上部,石英含量降低,笔石含量升高,主要发育LF7。龙马溪组6小层以及7小层底部,石英含量较低,碳酸盐矿物含量升高,主要发育LF8。龙马溪组7小层中上部碳酸盐矿物含量减少,黏土矿物含量增多,TOC含量较低,主要发育LF7。

2.4 页岩岩相平面分布特征

通过对研究区L212、L214、L201、L205等多口井五峰组—龙一亚段进行精细岩相划分,绘制出东西向L212—Fy1—L214—阳101H3-8—L210井以及南北向L205—L203H153-8—L214—L201井共2条岩相划分连井剖面图(图7),可查明研究区内不同页岩岩相的空间分布规律,进一步揭示页岩岩相分布与古构造、古气候以及古沉积的成因联系。

L212—Fy1—L214-阳101H3-8—L210井页岩岩相连井剖面图(图7-a)显示,从L212井到L210井整体上页岩岩相分布较为平稳,五峰组底部两侧均发育LF7,而中部L214井与阳101H3-8井LF7厚度变小,碳酸盐矿物含量增多,发育LF8。五峰组中上部发育的LF1,到L210井变薄,厚度小于2m。5口井的3小层均发育LF3,且西侧薄东侧厚,在L210井中发育到4小层下部。4~5小层主要发育LF4,部分发育LF7,且在阳101H3-8井中LF7变厚,达到14m左右。6小层下部主要发育LF3,并部分发育LF6,在东侧L210井中LF3变薄,厚度仅4m左右。6小层上部均发育LF8,到东侧L210井变薄,中部L214井少量发育LF6。7小层均发育LF7,在西侧L212井厚度变小。

L205—L203H153-8—L214—L201井页岩岩相连井剖面图(图7-b)显示,从L205井到L201井部分岩相有加厚的趋势。五峰组底部,北侧L205井发育LF7,向南碳酸盐矿物含量增加,更多发育LF8。五峰组中上部LF1发育较为稳定。 LF2向南逐渐变厚,向南逐渐从1~3小层底部加厚到1~3小层中上部,3小层发育的LF3向南也逐渐变薄。4~5小层北侧L205井和L203H153-8井主要发育LF4、LF8以及LF7,而南侧L214井与L201井主要发育LF4,并夹有LF8与LF7薄层。6小层下部北侧主要发育LF6,向南厚度变小,南侧主要发育LF3。6小层上部主要发育LF8。7小层主要发育LF7,在北侧L205井发育有LF8夹层,中部L214井发育LF4夹层。

综上所述,LF1主要发育在五峰组中上部,东侧厚度较小,南北向分布平稳。LF2主要发育在龙马溪组1~2小层,东西向分布平稳,向南逐渐变厚。LF3主要发育在龙马溪组3小层和6小层下部,在3小层西薄东厚,向南变薄,在6小层下部东侧较薄,南侧发育较厚。LF4主要发育在龙马溪组4~5小层,东西向分布平稳,向南变厚。LF5主要发育在五峰组中上部,东侧厚度较小,北侧厚度较小。LF6主要发育在龙马溪组6小层下部,东西向分布平稳,向南变薄。LF7主要发育在龙马溪组5小层和7小层,在5小层东侧局部变厚,向南变薄,在7小层西侧较薄,南侧较厚。LF8主要发育在龙马溪组6小层上部,东侧较薄,南北向分布平稳。

3 沉积环境演化

对L202井五峰组—龙马溪组40个页岩样品点进行微量元素分析,结果显示,Cr元素含量分布在7.69~79.38 μg/g之间,平均值为41.73 μg/g;Co元素含量分布在3.92~19.85 μg/g之间,平均值为11.30 μg/g;V元素含量分布在76.65~649.45 μg/g之间,平均值为203.59 μg/g;Ni元素含量分布在3.03~149.38 μg/g之间,平均值为61.78 μg/g。这些微量元素含量及其比值已被广泛地用于古环境的判识。

3.1 海平面变化

当海平面发生变化时,沉积地层中的Ce异常值也会发生相应的变化,即在氧化环境下水体呈Ce负异常,沉积物为Ce正异常或无明显负异常; 在还原环境下,沉积物呈负异常(Wilde et al., 1996)。前人总结出的Ce异常值计算公式为Ce^*=Ce_n/(La_n×Pr_n)^1/2,其中n代表样品经过页岩标准化后的比值(Taylor and Mclennan,1985),笔者采用后太古宙澳大利亚页岩(PAAS)作为标准页岩(Mclennan,2001)计算。

L202井Ce^*值在0.594~0.884之间(图8),平均0.745,小于1,显示为Ce负异常。五峰组—龙马溪组页岩较底部临湘组的碳酸盐岩沉积时水体更深(Zhou et al., 2013),从五峰组底部到顶部,Ce^*降低,指示海平面整体呈上升趋势; 龙马溪组Ce^*值增高,指示海平面逐渐降低,但存在次一级的海平面波动。

3.2 氧化还原性质

氧化还原条件是影响细粒沉积发育的重要因素。虽然V、Ni、U、Th等元素已经被广泛地应用于沉积水体氧化还原性质的恢复,但是单个元素含量与沉积水体的氧化还原性质之间的对应关系仍存在不确定性,因此笔者选取U/Th、V/Cr、V/(V+Ni)、Ni/Co值作为水体氧化还原性质的有效判识指标。

3.2.1 U/Th比值法

利用U/Th值可以判识沉积水体的氧化还原性质(Tribovillard et al., 2006)。U/Th<0.75指示富氧氧化条件,U/Th=0.75~1.25指示贫氧条件,U/Th>1.25指示缺氧还原条件(Zhang et al., 2019)。L202井U/Th值在0.268~9.676范围内(图8),从五峰组底部到顶部,U/Th值从0.268逐渐升高到最高值9.676,表明水体从氧化环境逐渐变为缺氧还原环境; 随后龙马溪组1小层到3小层中部,U/Th值逐渐降低但均大于1.25,表明水体仍处于缺氧还原环境但逐渐向贫氧环境转变; 从3小层中部到6小层,U/Th值缓慢下降,表明此阶段水体逐渐由贫氧环境向氧化环境转变。

3.2.2 V/Cr及V/(V+Ni)比值法

V/Cr值也可用于水体氧化还原条件的判识(Crusius et al., 1996;Algeo and Maynard, 2004)。V/Cr<2指示富氧氧化环境,V/Cr=2~4.25指示贫氧环境,V/Cr>4.25指示还原环境(Yan et al., 2009a)。L202井V/Cr值在1.896~33.4之间(图8),平均值为7.040,指示其沉积水体总体为缺氧还原环境。从五峰组底部到顶部,水体环境从氧化环境逐渐演变到缺氧还原环境; 随后龙马溪底部1小层V/Cr值迅速升高到最高点后逐渐下降,此时水体缺氧还原程度较大,直到4小层,V/Cr值下降到4.25以下,指示水体从还原环境逐渐演变为贫氧环境,随后4~6小层V/Cr值均在2~4.25之间,水体处于贫氧环境。

当水体处于还原状态时,沉积物中会富集V元素所形成的有机络合物,在硫化还原条件下Ni的富集会更早,因此可以用V/(V+Ni)值来指示沉积水体的氧化还原环境(Yan et al., 2009a;Zhang et al., 2019)。L202井V/(V+Ni)值在0.563~0.962之间(图8),平均值为0.767,指示五峰组—龙马溪组页岩沉积时环境总体为缺氧还原环境。五峰组底部到顶部,V/(V+Ni)值从0.840到0.595逐渐降低,指示此时水体从静海闭塞环境逐渐演变到贫氧环境; 随后从五峰组顶部到龙马溪组6小层,V/(V+Ni)值变化不大,均在0.78附近,指示水体环境为持续的缺氧还原环境。

3.2.3 Ni/Co比值法

Ni/Co<5指示氧化条件,Ni/Co=5~7指示贫氧条件,Ni/Co>7指示还原条件(Zhang et al., 2019)。L202井Ni/Co值分布在0.334~17.034之间(图8),平均值为6.496,表明沉积水体总体上属于贫氧环境。自五峰组底部到顶部,水体环境从有氧环境逐渐演变为缺氧还原环境,并在五峰组顶部Ni/Co值达到最高值; 随后龙马溪组1~2小层,Ni/Co值逐渐下降但仍大于7,表明水体仍为缺氧还原环境; 3小层水体演变为贫氧环境,随后4~6小层水体环境稳定,为有氧环境。

3.3 古气候演变

喜干型元素Sr和喜湿型元素Cu的含量变化与古气候有密切关系,因此Sr/Cu值可以用来指示古气候的变化(Li et al., 2018;王彤等,2020),其中Sr/Cu值较低(1.0~5.0)时,指示温湿气候,Sr/Cu>5.0时,指示干热气候。L202井Sr/Cu值在1.729~11.345之间(图8),平均值为4.632,表明从五峰组下部到上部沉积时期,气候逐渐从从温湿气候转变为干热气候,但在五峰组顶部,Sr/Cu值明显降低,推测此时为干冷气候,对应赫南特冰期; 随后气候回暖,龙马溪组1~2小层,Sr/Cu值大于5,指示该时期为干热气候,随后3~6小层,Sr/Cu值多在1~4之间,表明为温湿气候。

3.4 古盐度变化

记录在沉积物中的Sr元素丰度和Sr/Ba值与古盐度呈正比关系,可作为古盐度的判别标志(Liang et al., 2017;Zhang et al., 2017)。L202井Sr/Ba值在0.097~1.620之间(图8),平均值为0.379。五峰组中下部水体盐度较低,Sr/Ba值小于0.5,顶部Sr/Ba值迅速升高到最高点,达到1.620,表明此时水体盐度突然升高,随后迅速下降到原来水平。龙马溪组1小层,水体盐度缓慢升高,随后2~6小层水体盐度逐渐下降并趋于稳定。

3.5 古生产力变化

Cu主要以与有机质相关的有机金属络合物的形式运移,并在还原条件下保存在沉积物中,因此,Cu含量可用于评估古生产力(Wei et al., 2021)。L202井Cu含量分布在20.15~80.00 μg/g之间,平均值为45.49 μg/g,其中五峰组中上部以及龙马溪组3小层Cu含量较高,表明此时古生产力较高。

除此之外,Ba含量与古生产力及有机碳含量存在正比关系(Li et al., 2017)。沉积物中的Ba主要有陆源输入和生物成因2种来源,其中生物成因的Ba与古生产力之间有直接关系,因此若需通过Ba含量来判识古生产力的高低,就必须去除陆源Ba含量的影响,计算公式为Ba_bio=Ba_total-Ti_total×(Ba/Ti)_pass。该公式中的Ba_total为样品Ba总含量,Ti_total表示样品Ti总含量,(Ba/Ti)_pass取自晚太古代澳大利亚平均页岩中的Ba/Ti质量分数比值,为0.0077(邱振和王清晨,2012)。L202井生物钡Ba_bio值分布在106.505~1048.015 μg/g之间(图8),平均值为380.7046 μg/g。在五峰组中部以及龙马溪组底部Ba_bio值明显偏低,表明曾发生2幕生物灭绝事件,大量生物在该事件中灭绝,从而导致古生产力低下。

3.6 沉积环境演化

综上所述,奥陶系五峰组到志留系龙马溪组时期古环境经历了5个阶段变化(图8)。阶段Ⅰ: 五峰组沉积早期,气候温湿,海平面从高位下降,沉积水体属贫氧—缺氧环境,水体盐度略微下降,古生产力相对升高,主要发育中TOC纹层状碎屑硅泥混积页岩(LF7)以及中TOC纹层状碎屑三元混积页岩(LF8)。阶段Ⅱ: 到五峰组中部沉积时期,气候逐渐转变为干热,海平面较为平稳,水体还原程度增强,水体盐度逐渐升高,古生产力较低,主要发育高TOC块状生物硅质页岩(LF1)。阶段Ⅲ: 随着时间推移到五峰组顶部沉积时期,冰川作用造成全球迅速降温,盆地内变为寒冷干燥的气候,水体变浅,水体滞留程度较高,属强滞留海盆,沉积水体由还原条件变为氧化条件,古盐度较高,古生产力较低,主要发育富含赫南特贝的生物介壳灰岩和高TOC纹层状化学—生物钙硅混积页岩(LF5)。阶段Ⅳ: 龙马溪组沉积早期,冰期结束气温回升,气候再次变为干热,发生广泛海侵,海平面逐渐升高,沉积水体为缺氧的还原环境,沉积速率较稳定,古盐度降低,古生产力显著升高,主要发育极高TOC薄纹层生物硅质页岩(LF2)以及高TOC极薄纹层生物—碎屑硅质页岩(LF3)。阶段Ⅴ: 到龙马溪组中上部沉积时,古气候变为温暖湿润,海平面略微降低并趋于稳定,水体还原性逐渐减弱并最终变为富氧的氧化环境,古盐度逐渐降低并趋于稳定,古生产力逐渐升高,主要发育中TOC纹层状碎屑硅质页岩(LF4)以及中TOC纹层状碎屑硅泥混积页岩(LF7)。

4 沉积模式

综合岩相及沉积作用类型、构造演化、地质事件以及沉积环境演化,建立了川南地区五峰组—龙马溪组页岩的沉积模式。

五峰组沉积早期(图9-a),上扬子海是一个半局限盆地,受古地块以及古隆起限制,与秦岭洋隔绝,此时属于温湿气候,海侵导致盆地内水体大面积变深,海平面上升,水体封闭性减弱,由贫氧环境演变为贫氧—缺氧环境,水体盐度略微下降,古生产力升高,TOC含量逐渐降低。此时陆源碎屑颗粒与黏土矿物随底流搬运,受底流强弱的频繁变化,岩相主要发育中TOC纹层状碎屑硅泥混积页岩(LF7)以及中TOC纹层状碎屑三元混积页岩(LF8)。到五峰组沉积中期时(图9-b),气候变为干热,海平面逐渐下降,水体变浅,滞留程度增强,还原性增加,古盐度较高,但随着广西运动的发生,火山活动非常活跃,火山灰为海洋输入大量营养物质,促进了生产力的发展,古生产力先下降后上升。五峰组沉积晚期,水体安静、局限且缺氧,陆源输入较少,有利于有机质的保存,TOC含量升高;在上升流作用下海水中的放射虫、海绵等生物更加繁盛,硅质生物遗骸大量堆积,在后期的成岩过程中溶解并形成自生微晶石英,主要发育高TOC块状生物硅质页岩(LF1)。随后五峰组与龙马溪组沉积转折时期(图9-c),气候经历了大尺度波动,全球气温显著下降,发生赫南特冰期事件,化学风化速度明显降低,高纬度地区的冈瓦纳大陆形成大量冰盖,全球海平面快速下降,水体古盐度升高,滞留程度较高,上扬子海属强滞留海盆,沉积水体还原性降低,古生产力降低,TOC含量先下降后快速上升,此时物源区可能靠近碳酸盐岩台地,底流携带来的碳酸盐碎屑形成纹层,主要发育高TOC纹层状化学—生物钙硅混积页岩(LF5)。

冰期后的龙马溪组沉积初期(图9-d),气候重新变为湿热,冰盖消融,全球海平面显著上升,水体逐渐变得开放,滞留程度较弱,古盐度逐渐降低,底部水体含氧量很低,低频的火山活动以及缺氧的沉积环境为有机质提供了有利的保存条件,顶层水体富氧且营养丰富,笔石、海藻、放射虫等海洋生物大规模复苏,古生产力水平高,陆源碎屑物质较少,大量硅质生物堆积并在后期的成岩过程中溶解转化为自生微晶石英,主要发育极高TOC薄纹层生物硅质页岩(LF2)以及高TOC极薄纹层生物—碎屑硅质页岩(LF3)。龙马溪组中上部沉积期,气候变为温暖湿润(图9-e),海平面较高且保持稳定,水体古盐度逐渐下降,还原性减弱,较高的海平面使得秦岭洋底流侵入上扬子海,盆地周缘古陆进一步抬升,陆源碎屑物质供给加快,不利于有机质保存,TOC含量相对较低,发育中TOC纹层状碎屑硅质页岩(LF4)以及中TOC纹层状碎屑硅泥混积页岩(LF7)。

综上所述,川南地区五峰组—龙马溪组页岩有机质的富集受构造条件、海平面升降、氧化还原条件、古生产力变化、气候演变以及沉积作用等因素共同控制(Wu et al., 2019;Yang et al., 2020;毛小平等,2024a,2024b)。

5 结论

1)根据矿物组成、沉积构造特征、TOC含量以及矿物成因类型,将川南地区五峰组—龙马溪组页岩划分为8种岩相类型: 高TOC块状生物硅质页岩(LF1)、极高TOC薄纹层生物硅质页岩(LF2)、高TOC极薄纹层生物—碎屑硅质页岩(LF3)、中TOC纹层状碎屑硅质页岩(LF4)、高TOC纹层状化学—生物钙硅混积页岩(LF5)、高TOC极薄纹层生物—碎屑硅泥混积页岩(LF6)、中TOC纹层状碎屑硅泥混积页岩(LF7)、中TOC纹层状碎屑三元混积页岩(LF8)。在此基础上,并详细刻画了不同岩相宏、微观岩石学特征。

2)沉积环境演化对岩相发育具有控制作用,川南地区五峰组—龙马溪组共划分5个演化阶段。五峰组底部沉积时期在温湿气候、水体贫氧—缺氧和低盐度条件下主要发育岩相LF7和LF8;五峰组中部沉积时期在气候干热、水体还原性增强、古生产力提高条件下,主要沉积了岩相LF1;五峰组顶部沉积时期, 在气候干冷、赫南特冰川事件影响下,水体还原性降低,古生产力降低,主要发育岩相LF5;龙马溪组自下而上沉积时,古气候从湿热变为温湿,古水体从还原到相对氧化再到还原,依次沉积了“LF2+LF3″和“LF4+LF7”的岩相组合。

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