绵阳-长宁拉张槽北段麦地坪组烃源岩特征——以绵竹清平剖面为例

夏国栋，冉 波，刘树根，孙 玮，宋金民，叶玥豪，姜 磊，赵 聪，赖 冬

（油气藏地质及开发工程国家重点实验室（成都理工大学），成都610059）

近年来，四川叠合盆地海相层系最大发现是2011年高石1井突破后发现的安岳气田，为迄今国内发现最大的海相气田。与之相关的绵阳-长宁拉张槽的发现使得沿拉张槽边缘成为四川叠合盆地深层—超深层油气勘探的主要领域［1－3］。勘探实践表明，拉张槽内沉积了巨厚的下寒武统筇岩被认为是拉张槽内的优质烃源岩。绵阳-长宁拉张槽的发现极大地提升了四川盆地西部深层－超深层油气勘探前景［4－5］。刘树根等［5－6］认为川西拗陷中北段深层—超深层具有以下寒武统为主的多源供烃；断裂（及不整合面）和优质储层构成的立体输导网络；致密碳酸盐岩、泥质岩和膏盐构成的多级封盖系统三大特点，认为川西拗陷中北段深层—超深层是四川叠合盆地海相碳酸盐岩油气勘探最主要的有利地区，具备形成大型气田的基本条件。绵阳-长宁拉张槽北段（川西地区）下寒武统烃源岩沉积厚度大（普遍大于300 m），有机质丰度高；但是由于埋藏较深、演化程度高、构造作用强烈的特点，目前针对川西地区下寒武统烃源岩的研究还较为薄弱。本文以位于四川盆地绵阳-长宁拉张槽北段中央的绵竹清平剖面为例，系统地研究麦地坪组烃源岩的地质特征及有机地球化学特征；另外还对绵竹清平、青川关庄坝及广元羊木镇3个剖面的麦地坪组黑色页岩进行痕量元素、稀土元素地球化学特征分析，研究麦地坪组的沉积环境；最后对川西地区麦地坪组进行纵向特征对比，揭示麦地坪组烃源岩在纵向上的变化趋势。

1 地质概况

四川盆地是位于扬子地台的大型海相-陆相叠合盆地，周围被多个造山带所包围，北有米仓山隆起-大巴山褶皱带，南靠大凉山冲断带，西邻龙门山造山带，东接湘黔鄂冲断带。从大地构造上看，本次研究区块位于上扬子地台的西北侧边缘，与西部的松潘-甘孜褶皱带相邻，区域构造上处于川西前陆盆地［7］（图1）。早寒武世梅树村晚期—筇竹寺期上扬子地区构造古地理格局具西北高、东南低的特点，海水域自西北向东南逐渐变深，沉积相自西向东呈滨岸相—浅水陆棚相（包括陆棚内凹槽相）—深水陆棚相—陆棚边缘相［8］。而川西地区梅树村晚期—筇竹寺期的沉积受绵阳-长宁拉张槽控制，沉积了一套深水相的硅质岩、黑色页岩及碳质粉砂质泥岩，为一套优质烃源岩。

2 剖面地质特征

图1 E-C转换期扬子地区岩相古地理简图（A）和绵阳-长宁拉张槽北段下寒武统厚度分布图（B）Fig.1 Simplified paleogeographic map of lithofacies for the Yangtze block during the transition of Ediacaran to Cambrian（A）and thickness distribution of Lower Cambrian strata in western Sichuan Basin（B）

图2 绵竹清平剖面麦地坪组野外露头照片Fig.2 Filed photographs showing the outcrop and view of Qingping section

绵竹县清平乡位于四川盆地西缘，处在绵阳-长宁拉张槽北段中央。剖面位于清平乡芍药沟以西。下寒武统沉积厚度大，尤其以麦地坪组出露较好，局部地层构造作用强烈。所测清平剖面总厚度为293.6 m，底部麦地坪组（本区称为邱家河组）与震旦系芍药沟组（Zbs）（相当于灯影组）不整合接触，整套地层只出露麦地坪组，未见顶（图2）。岩性主要有5种：白云岩、硅质页岩、黑色碳质页岩、辉绿岩侵入体及岩屑粉砂岩，部分黑色泥岩段及岩屑粉砂岩段磷质含量较高。其中黑色硅质页岩、黑色碳质页岩、泥岩厚达142.6 m（图3）。芍药沟组的上部发育一套浅灰色—灰色中—薄层泥晶白云岩，顶部可见角砾状白云岩。麦地坪组一共可以分为6段，即第一段为底部第1～第11层（厚约21 m），发育一套黑色薄层硅质页岩与黑色薄层碳质页岩互层，中间夹厚约7 m的气孔状玄武岩，气孔后期被隐晶质充填，夹少量深灰色泥晶白云岩。第二段为中下部第12～第29层（厚约58 m），整体表现为一套纹层状微晶白云岩，白云岩后期硅化严重，部分层段藻纹层明显，中间夹2段辉绿岩侵入体。第三段为中部第30～第45层（厚约82 m）黑色泥岩、页岩及少量硅质岩及硅质页岩，同时在第38层可见厚约20 m的辉绿岩侵入体，往上可见页岩夹构造团块粉砂，顶部可见黑色泥岩夹少量粉砂岩。第四段为中上部第46～第53层（厚约60 m），整体表现为一套浊流相的白云岩／磷质岩屑粉砂岩与泥岩互层，镜下可见少量的石英零星分布。第五段为上部第54～第59层（厚约44 m），白云岩屑磷块岩、磷块岩及少量含磷硅质岩，磷质含量在该段极高，硅化严重。顶部为第60～第61层（厚约20 m），为白云岩／磷质岩屑粉砂岩夹泥岩。整条剖面麦地坪组从底往顶岩性变化依次为碳质页岩含火山灰夹层、泥／微晶白云岩、碳／硅质页岩、白云岩屑粉砂岩与泥岩互层、含白云岩屑磷块岩，硅质磷块岩、白云岩／磷质岩屑粉砂岩夹泥岩（图3）。

图3 绵竹清平剖面麦地坪组综合柱状图Fig.3 Comprehensive stratigraphic column of Maidiping Formation in the Qingping section

3 样品与实验

本文研究针对绵竹清平麦地坪组剖面的样品162件，其中普通薄片样品110件，有机地球化学样品26件，痕量元素及稀土元素样品26件。除此之外，在清平萤飞谷、青川关庄坝以及广元羊木野外剖面（图1-B）采集有机地球化学样品共50件，痕量元素及稀土元素样品9件。针对不同的岩性进行系统采样，一般采样的间距控制在0.5～1.0 m；对于黑色页岩段，采样间距适当缩短。参照国内外烃源岩特征研究方法，本文进行了常规普通薄片观察、有机地球化学测试、痕量元素分析及稀土元素分析4项测试。薄片观察在成都理工大学地球科学学院完成，测试仪器为尼康LV100POL高级透反两用偏光显微镜；有机地球化学分析由中国石化勘探开发研究院无锡石油地质所完成；痕量元素及稀土元素在中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室（LCPU）内测试完成，采用美国Elemental公司制造的X-Series电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）测试，检测方法依据GB／T 14506.28-2010（实验误差小于10%）。

4 结果

4.1 有机地球化学特征

本次烃源岩样品有机地球化学测试包括有机质丰度、有机质类型以及有机质成熟度3个方面，由中国石化勘探开发研究院无锡石油地质研究所测试完成，测试项目包括总有机碳（TOC）、氯仿沥青“A”、岩石热解、干酪根镜检、沥青质反射率、饱和烃气相色谱分析及族组分薄板分离。具体数据见表1。

4.1.1 有机质丰度

评价有机质丰度的指标主要为残余有机碳含量、氯仿沥青“A”含量、总烃含量和岩石热解生烃潜量（S1＋S2）等4项主要指标［12］。对于高演化的富有机质泥岩来说，烃源岩经过生烃，母质原始油气潜力大多耗竭，氯仿沥青“A”和岩石热解生烃潜量等均变得非常低而使其失去原有的指示意义［12－14］。目前，国内外针对海相烃源岩有机质丰度评判标准存在很大的争议。K.E.Peters（1986）根据有机碳数值，提出了对烃源岩进行分级的标准［15］，后经 D.M.Jarvie（1991）补充和修改［16］，认为 TOC质量分数（wTOC）＜0.2%的生烃潜力差，0.2%≤wTOC＜0.5%的生烃潜力一般，wTOC≥0.5%的烃源岩具有好的生烃潜力；其中wTOC为1%～2%的生烃潜力很好，wTOC≥2%的生烃潜力极好。实际应用中，便将wTOC＜0.5%的烃源岩列为无效烃源岩，而0.5%≤wTOC＜1%的为临界有效烃源岩，wTOC≥1%以上的才为有效烃源岩（表2）。

表1 绵竹清平剖面麦地坪组有机地球化学测试数据Table 1 Geochemical data of organics from the Maidiping Formation in Qingping section

表2 海相烃源岩分级评判标准Table 2 Classification of marine hydrocarbon source rocks

绵竹清平剖面26件麦地坪组烃源岩样品wTOC为0.70%～42.68%，平均为12.95%；除个别样品外，大部分样品wTOC＞2.0%，黑色页岩wTOC＞2.0%的层段厚约142.6 m（含顶部碳质磷质岩）。wTOC的变化可以划分为5段（图4），第一段为底部第1～第11层的一套黑色薄层硅质页岩与黑色薄层碳质页岩互层，wTOC非常高，基本都大于5.0%，平均为21.2%；第二段为中下部第12～第29层的一套纹层状微晶白云岩，TOC含量低，除个别黑色页岩夹层外，大部分样品的wTOC＜2.0%；第三段为中部第30～第45层的黑色泥岩、页岩及少量硅质岩与硅质页岩，整体TOC含量变高，所有样品的wTOC＞2.0%，平均为15.0%；第四段为中上部第46～第53层的一套浊流相的磷质岩屑、碳酸盐岩屑粉砂岩，wTOC较低，均为＜2.0%，平均为1.86%。通过镜下薄片观察，推测第五段为顶部的一套磷块岩和硅质磷质岩的高TOC段。

除此之外，岩石热解数据（S1＋S2）值（质量分数）为0.01‰～1.69‰，平均为0.51‰；氯仿沥青“A”值（质量分数）在（10.64～118.53）×10－6，平均为45.66×10－6。这2项指标因为高演化和高—过成熟度的原因，含量很低，难以反映烃源岩实际的有机质丰度；但是2项指标的总体变化趋势与TOC变化趋势相似。

4.1.2 有机质类型

图4 绵竹清平剖面麦地坪组有机地球化学综合柱状图Fig.4 Comprehensive column of organic geochemistry of the Maidiping Formation in Qingping section

有机质类型是评价烃源岩质量的重要指标，不同类型的有机质具有不同的生烃潜力，而且形成的产物也不同，生油门限值和生烃过程也有一定差别。干酪根是有机质的主体，所以干酪根类型基本上代表了有机质的类型。肖贤明等［17］、张林等［18］认为虽然烃源岩在热演化过程中，不同类型的显微组分的化学参数演化结果渐趋一致，但不同类型的显微组分的光性仍然存在着显著差别，因此可用有机岩石学的方法来恢复干酪根原始母质的类型。

本文采用干酪根镜检的方法来确定优质类型，针对绵竹清平剖面的9个烃源岩样品，进行了干酪根镜检，干酪根的显微组分基本以腐泥无定形为主，可见少量浮游藻类体；光性趋于一致，镜下观察均为黑色（图5）；类型指数在98～100之间，为Ⅰ型腐泥型干酪根，具备较好的生烃潜力。

图5 绵竹清平麦地坪组烃源岩干酪根显微组分照片Fig.5 Photomicrograph showing the Kerogen composition from the Maidiping Formation in Qingping section

4.1.3 有机质成熟度

下古生界烃源岩有机质成熟度研究也是烃源岩评价中一大难题，因为热演化程度达到高－过成熟阶段，常规的有机地化指标已失去有效性，特别是下古生界缺乏来源于高等植物的镜质组，使得被公认的标定有机质成熟度指标镜质体反射率（Ro）已不适用。目前下古生界有机质成熟度指标往往是用其他显微组分的反射率替代镜质体反射率，即“等效境质体反射率”［19］。国内外许多学者对沥青质反射率与镜质体反射率之间的关系做了大量的研究工作，丰国秀等［20］根据镜质体反射率与沥青质反射率大量数据对比研究，提出沥青质镜质体反射率可以用来表征那些缺乏镜质体的海相碳酸盐岩的有机质成熟度，并给出了关系式

式中：Ro为镜质体反射率为沥青质反射率。

秦建中等［21］提出了沥青质反射率划分烃源岩演化阶段的判别标准：当＜0.5%时，为未成熟阶段；0.5%≤＜0.6%，为低成熟阶段；0.6%≤＜1.5%，为成熟阶段；1.5%≤＜2.5%，为高成熟阶段；≥2.5%时，为过成熟阶段。

4.2 痕量元素及稀土元素特征

在不同的沉积环境中，沉积物与沉积介质之间发生复杂的化学反应，不同元素之间会发生重新的分配和组合。因此，沉积岩中痕量元素成分可以有效地反映其形成的环境。相关痕量元素可以用来判别环境的氧化-还原条件，追踪沉积物质来源，判别沉积岩的成因。因此，相关痕量元素及其之间的比值在研究沉积岩（物）的成因、形成环境条件等方面有广泛的运用。

图6 绵竹清平剖面麦地坪组烃源岩样品饱和烃气相色谱图Fig.6 Chromatogram of the saturated hydrocarbon for the Maidiping Formation in Qingping section

图7 绵竹清平剖面麦地坪组正构烷烃碳数分布图Fig.7 The carbon distribution of saturated hydrocarbon of the Maidiping Formation in Qingping section

为了研究川西地区麦地坪组页岩痕量元素、稀土元素地球化学特征，通过多次的野外露头踏勘，本次研究采集了绵竹清平乡、青川关庄坝和广元朝天羊木镇3条剖面（图1-B）的麦地坪组页岩样品，主要岩性为硅质岩、硅质页岩及碳质页岩，并对其中10件样品（清平剖面：QP-1-2D、QP-1-11D、QP-2-7D、QP-3-1D；关庄坝剖面：QJ-2-1D、QJ-5-3D、QJ-6-1D、QJ-9-1D；羊木剖面：SL-0-1D、SL-1-4D）进行了痕量元素、稀土元素测试。

4.2.1 痕量元素特征

氧化-还原性敏感元素（U、Th、V、Cr、Ni等）在沉积物中的富集程度受沉积环境中的氧化-还原性质控制，这些敏感元素通常在富氧环境下溶解度较高，在缺氧环境中溶解度则较低，从而较为富集［22］。所以，利用氧化-还原敏感性元素重建沉积水体的古氧相，是一种行之有效的方法。痕量元素与稀土元素常常被用作推断沉积环境的古氧相的重要手段，与之相关的氧化-还原环境的识别标准也越来越多样化和定量化。J.R.Hatch（1992）［22］和B.Jones（1994）［23］对北美黑色页岩的地球化学特征作了深入的研究后，提出了几种识别古氧相的方法，包括wV／wV＋Ni、wV／wCr、wU／wTh、wNi／wCo、δU 等，并制定了几种比值的相关判定标准（表3）。

川西地区麦地坪组黑色页岩10个样品wV／wV＋Ni的 比 值 在 0.77～0.99 之 间，平 均 值 为0.85，所有样品的比值均大于0.46，其中有5件样品大于0.84。从wV／wV＋Ni的比值来看，研究区早寒武世时期沉积水体环境为缺氧的还原-强还原环境到闭塞、局限滞留的环境。wU／wTh的比值变化幅度较大，在0.603～12.947之间，一半的样品wU／wTh比值大于1.25，部分样品比值大于5，表明研究区麦地坪组的沉积环境为贫氧-缺氧的环境。wNi／wCo的比值总体比较高，变化幅度较大，介于3.737～31.726之间，平均为12.096，6件样品wNi／wCo比值大于5，其中5件样品比值大于7，最高比值甚至达到31.736。这表明研究区麦地坪组沉积环境为缺氧的强烈还原环境。另外，通过U和Th组合参数δU来指示沉积环境的古氧相，当δU≥1时，指示一种低能、滞留和局限的厌氧-贫氧的缺氧环境；当δU＜1，指示一种高能、畅通的富氧沉积环境。研究区10件页岩样品，δU的值全部大于1，平均值为1.622，指示当时的沉积环境为缺氧的环境（图8）。

表3 沉积环境氧化-还原条件基本特征及识别标准［22－23］Table 3 Classification of redox conditions of sedimentary environment

4.2.2 稀土元素特征

图8 川西地区麦地坪组古氧化-还原环境判别图版Fig.8 Paleo-redox conditions for the Maidiping Formation in western Sichuan Basin

沉积岩的稀土元素分布特征也可以反映沉积时古水体的氧化-还原条件。在一定的酸碱性条件下，一旦水体为富氧的氧化环境，Ce3＋会被氧化为Ce4＋，Ce3＋浓度降低；反之，若水体条件为缺氧的环境，Ce3＋浓度就会增加。因此，沉积水体中的Ce异常可以用来反映水体的氧化-还原条件的变化。J.Wright等［24］把稀土元素中的Ce与邻近的La和Nd元素相关的变化称为铈异常，用Ceanom表示。Ceanom已被作为判断古海水氧化-还原条件的标志。El-derfield等［25］定义Ce异常的计算公式为

式中：CeN、LaN、NdN均为给出样品经球粒陨石标准化的值。其中Ceanom＞0，表示Ce富集，反映水体缺氧；Ceanom＜0，表示水体为氧化环境。研究区10件页岩样品的Ceanom值为0.11～0.30，平均为0.24，从稀土元素的角度再次说明研究区当时介质水体环境为缺氧的还原环境。除了Ceanom外，稀土元素判别氧化-还原条件也通常采用wCe／wLa比值，当wCe／wLa＜1.5时，对应的沉积环境为富氧环境；当1.5＜wCe／wLa＜1.8时，指示贫氧环境；当wCe／wLa＞2时，指示厌氧环境。研究区10个样品wCe／wLa比值介于1.43～1.90，平均值为1.73。稀土元素地化指标也指示川西地区麦地坪组烃源岩形成于缺氧的强还原性沉积环境。

5 烃源岩特征对比

从西往东对绵竹萤飞谷—绵竹清平—青川关庄坝—广元东溪河剖面麦地坪组烃源岩TOC纵向变化趋势在横向上进行对比（图9）。

图9 绵竹萤飞谷－绵竹清平－青川关庄坝－广元东溪河剖面麦地坪组烃源岩横向对比图Fig.9 Horizontal correlation of Maidiping Formation source rocks from the Yingfeigu-Qingping-Guanzhuangba-Dongxihe sections

a.绵竹萤飞谷剖面因为植被覆盖的原因，地层出露较差，主要出露麦地坪组底部，厚度＞80 m，主要岩性为黑色碳质页岩。24件黑色页岩样品的残余wTOC为0.41%～5.23%，平均为1.49%。wTOC的总体变化可分为3段，表现为由高—低—高—低的变化规律。

b.绵竹清平剖面的岩相学及有机地球化学特征在前文已做详细论述，此处不再赘述。从底部往顶部，总体wTOC的变化表现为高—低—高—低—高的变化规律。

c.青川关庄坝剖面因植被覆盖和构造作用强烈的原因，地层出露较差，厚度＞90 m，麦地坪组底部主要岩性为黑色碳质泥岩、粉砂质泥岩，18个样品的残余wTOC为0.59%～7.72%，平均为2.12%，达到优质烃源岩的标准。

d.朝天东溪河剖面出露较好，麦地坪组和筇竹寺组较为完整。其中麦地坪组厚约110 m，其底部是一套黑色薄层－中层状硅质岩，硅质岩内可见角砾，角砾之间充填的是碳硅质细颗粒杂基，呈棱角状、长条状，同时还可见软沉积物变形。硅质岩的厚度约70 m。硅质岩之上为细粒岩屑砂岩与条带状硅质岩互层，厚度约40 m。麦地坪组顶部与筇竹寺组底部的灰白色绢云母化的千枚岩整合接触。针对广元东溪河剖面，我们对麦地坪组和筇竹寺组都进行了系统的采样，相关测试分析尚未完成。

通过对川西地区（拉张槽北段）由西往东麦地坪组剖面对比，拉张槽北段的中央地带和东侧边缘在沉积厚度、岩性和构造上存在很大的差异。从拉张槽中央的清平剖面往东侧边缘的东溪河剖面，麦地坪组的厚度逐渐减薄；岩性也由碳质页岩、白云岩屑粉砂岩、含白云岩屑磷块岩逐渐变化为硅质岩。东溪河剖面处在拉张槽的东侧边缘，麦地坪期为斜坡相的沉积环境，所以在硅质岩中可见大量的硅质角砾及滑塌构造。从烃源岩的角度来看，拉张槽北段中央地带的麦地坪组烃源岩厚度比东侧边缘更厚，由岩性推测，烃源岩相效果也更为优质。

6 结论

a.绵竹清平剖面下寒武统麦地坪组按岩性可以分为6段，从底往顶依次为碳质页岩含火山灰夹层、泥／微晶白云岩、碳／硅质页岩、白云岩屑粉砂岩与泥岩互层、含白云岩屑磷块岩，硅质磷块岩、白云岩／磷质岩屑粉砂岩夹泥岩。

b.清平剖面烃源岩样品的wTOC为0.70%～42.68%，平均为12.95%，除个别样品外，大部分样品wTOC＞2.0%，黑色页岩wTOC＞2.0%的层段厚约142.6 m（含顶部磷块岩）。干酪根的类型指数为98～100，属于Ⅰ型腐泥型干酪根，具备较好的生烃潜力。沥青质反射率Rob为1.56%～2.83%，平均为2.31%；tmax值为414～612℃，平均为577℃，表明烃源岩处在高成熟－过成熟阶段。

c.痕量元素wV／wV＋Ni比值在0.77～0.99之间，平均值为 0.85；wU／wTh的比值在 0.603～12.947之间，平均值为3.03；wNi／wCo的比值在3.737～31.726之间，平均比值为12.096；δU 的值全部大于1，平均值为1.622，Ceanom值介于0.11～0.30之间，平均值为0.24；wCe／wLa比值介于1.43～1.90，平均值为1.73。这些地化指标指示川西地区麦地坪组烃源岩形成于缺氧的强还原性沉积环境。

d.川西地区（绵阳-长宁拉张槽北段）麦地坪组为一套有机质含量高、干酪根类型好、高成熟—过成熟阶段的优质烃源岩。

感谢中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质所承秋泉老师在有机地球化学测试方面给予的支持，感谢肖斌博士在中国科学院青藏高原研究所痕量元素及稀土元素测试中的帮助，感谢王瀚博士在广元东溪河野外剖面实测过程中的指导。

［1］刘树根，孙玮，罗志立，等.兴凯地裂运动与四川盆地下组合油气勘探［J］.成都理工大学学报（自然科学版），2013，40（5）：511－520.Liu S G，Sun W，Luo Z L，et al.Xingkai taphrogenesis and petroleum exploration from Upper Sinian to Cambrain Strata in Sichuan Basin，China［J］.Journal of Chengdu University of Technology（Science＆Technology Edition），2013，40（5）：511－520.（in Chinese）

［2］魏国齐，沈平，杨威，等.四川盆地震旦系大气田形成条件与勘探远景区［J］.石油勘探与开发，2013，40（2）：129－138.Wei G Q，Shen P，Yang W，et al.Formation condi-tions and exploration prospects of Sinian large gas fields，Sichuan Basin［J］.Petroleum Exploration and Development，2013，40（2）：129－138.（in Chinese）

［3］刘树根，孙玮，宋金民，等.四川盆地海相油气分布的构造控制理论［J］.地学前缘，2015，22（3）：146－160.Liu S G，Sun W，Song J M，et al.Tectonicscontrolled distribution of marine petroleum accumulations in the Sichuan Basin［J］.China Earth Science Frontiers，2015，22（3）：146－160.（in Chinese）

［4］魏国齐，杨威，杜金虎，等.四川盆地震旦纪—早寒武世克拉通内裂陷地质特征［J］.天然气工业，2015，35（1）：24－35.Wei G Q，Yang W，Du J H，et al.Geological characteristics of the Sinian-early Cambrain intracretonic rift，Sichuan Basin［J］.Nature Gas Industry，2015，35（1）：24－35.（in Chinese）

［5］刘树根，王一刚，孙玮，等.拉张槽对四川盆地海相油气分布的控制作用［J］.成都理工大学学报（自然科学版），2016，43（1）：1－23.Liu S G，Wang Y G，Sun W，et al.Control of intracratonic sags on the hydrocarbon accumulations in the marine strata across the Sichuan Basin，China［J］.Journal of Chengdu University of Technology（Science＆Technology Edition），2016，43（1）：1－23.（in Chinese）

［6］孙玮，刘树根，曹俊兴，等.四川叠合盆地西部中北段深层－超深层海相大型气田形成条件分析［J］.岩石学报，2017，33（4）：1171－1188.Sun W，Liu S G，Cao J X，et al.Analysis on the formation conditions of large-scale marine deep and super-deep strata fields in the middle-northern segments of western Sichuan superimposed Basin，China［J］.Acta Petrologica Sinca，2017，33（4）：1171－1188.（in Chinese）

［7］秦川，刘树根，汪华，等.四川盆地西部中三叠统储层特征与类型［J］.地质科技情报，2012，31（1）：56－62.Qin C，Liu S G，Wang H，et al.Characteristics and types of Middle Triassic reservoir in Western Sichuan Basin［J］.Geological Science and Technology Information，2012，31（1）：56－62.（in Chinese）

［8］罗超.上扬子地区下寒武统牛蹄塘组页岩特征研究［D］.成都：成都理工大学档案馆，2014.Luo C.Geological Characteristics of Gas Shale in the Lower Cambrian Niutitang Formation of the Upper Yangtze Platform［D］.Chengdu：The Archive of Chengdu University of Technology，2014.（in Chinese）

［9］Ye Y H，Luo C，Liu S，et al.Characteristics of black shale reservoirs and controlling factors of gas adsorption in the Lower Cambrian Niutitang Formation in the Southern Yangtze Basin Margin，China［J］.Energy＆Fuels，2017，31（7）：118－142.

［10］钟勇，李亚林，张晓斌，等.四川盆地下组合张性构造特征［J］.成都理工大学学报（自然科学版），2013，40（5）：498－510.Zhong Y，Li Y L，Zhang X B，et al.Features of extensional structures in pre-Sinian to Cambrain strata，Sichuan Basin，China［J］.Journal of Chengdu University of Technology（Science＆ Technology Edition），2013，40（5）：498－510.（in Chinese）

［11］Yeasmin R，Chen D，Fu Y，et al.Climatic-oceanic forcing on the organic accumulation across the shelf during the early Cambrian（Age 2 through 3）in the mid-upper Yangtze Block，NE Guizhou，South China［J］.Journal of Asian Earth Sciences，2017，134（3）：365－386.

［12］陈建平，梁狄刚，张水昌，等.中国古生界海相烃源岩生烃潜力评价标准与方法［J］.地质学报，2012，86（7）：1132－1142.Chen J P，Liang D G，Zhang S C，et al.Evaluation criterion and methods of the hydrocarbon generation potential for China's Paleozoic marine source rocks［J］.Acta Petrologica Sinca，2012，86（7）：1132－1142.（in Chinese）

［13］张水昌，梁狄刚，张大江.关于古生界烃源岩有机质丰度的评价标准［J］.石油勘探与开发，2002，29（2）：8－12.Zhang S C，Liang D G，Zhang D J.Evaluation criteria for Paleozoic effective hydrocarbon source rocks［J］. Petroleum Exploration and Development，2002，29（2）：8－12.（in Chinese）

［14］梁狄刚，郭彤楼，陈建平，等.中国南方海相生烃成藏研究的若干新进展（二）：南方四套区域性海相烃源岩的地球化学特征［J］.海相油气地质，2009，14（1）：1－13.Liang D G，Guo T L，Chen J P，et al.Some progress on studies of hydrocarbon generation and accumulation in marine sedimentary regions，Southern China（part 2）：Geochemical characteristics of four suits of regional marine source rocks，south China［J］.Marine Origin Petroleum Geology，2009，14（1）：1－13.（in Chinese）

［15］Peters K E.Guideline of evaluating petroleum source rock using programmed pyrolysis［J］.Ameri-can Association of Petroleum Geologists Bulletin，1986，70（3）：318－329.

［16］Jarvie D M.Total organic carbon（TOC）analysis［J］.American Association of Petroleum Geologists，Treatise of Petroleum Geology Handbook of Petroleum Geology，1991，75（5）：113－118.

［17］肖贤明，金奎励.显微组分的成烃作用模式［J］.科学通报，1991，17（3）：208－211.Xiao X M，Jin K L.The hydrocarbon forming model of the microcomponent［J］.Bulletin of Science and Technology，1991，17（3）：208－211.（in Chinese）

［18］张林，魏国齐，韩龙，等.四川盆地震旦系—下古生界高过成熟度烃源岩评价［J］.石油实验地质，2008，30（3）：286－291.Zhang L，Wei G Q，Han L，et al.Evaluation of the high and over matured Sinian-Lower Cambrian Paleozoic source rocks in the Sichuan Basin［J］.Petroleum Geology＆ Experiment，2008，30（3）：286－291.（in Chinese）

［19］肖贤明，吴治君，刘德汉，等.早古生代海相烃源岩成熟度的有机岩石学评价方法［J］.沉积学报，1995，13（2）：112－119.Xiao X M，Wu Z J，Liu D H，et al.Evaluation of maturity of the early Paleozoic marine hydrocarbon source rocks on the basis of organic petrology［J］.Acta Sedimentological Sinica，1995，13（2）：112－119.（in Chinese）

［20］丰国秀，陈盛吉.岩石中沥青反射率与镜质体反射率之间的关系［J］.天然气工业，1988，8（3）：20－25.Feng G X，Chen S J.Relationship between the reflectance of bitumen and vitrinite in rock［J］.Nature Gas Industry，1988，8（3）：20－25.（in Chinese）

［21］秦建中.中国烃源岩［M］.北京：科学出版社，2005：238－239.Qin J Z.Hydrocarbon Rocks of China［M］.Beijing：Science Publishing House，2005：238－239.（in Chinese）

［22］Hatch J R，Leventhal J S.Relationship between inferred redox potential of the depositional environment and geochemistry of the Upper Pennsylvanian（Missourian）stark shale member of the Dennis limestone，Wabaunsee County，Kansas，U.S.A.［J］.Chemical Geology，1992，99（1／2／3）：65－82.

［23］Jones B，Manning D A C.Comparison of geochemical indices used for the interpretation of palaeoredox conditions in ancient mudstones［J］.Chemical Geology，1994，111（111）：111－129.

［24］Wright J，Schrader H，Holser W T.Palaeoredox variations in ancient oceans recorded by rare earth elements in fossil apatite［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1987，519（320）：637－644.

［25］El-derfield H，Greaves M J.The rare earth elements in sea water［J］.Nature，1982，296（5854）：214－219.