上扬子地区下寒武统筇竹寺组页岩沉积环境

赵建华,金之钧,林畅松,刘光祥,刘可禹,刘忠宝,张钰莹

[1. 中国石油大学(华东) 深层油气重点实验室，山东 青岛 266580； 2. 中国石油大学(华东) 地球科学与技术学院，山东 青岛 266580； 3. 页岩油气富集机理与有效开发国家重点实验室，北京 100083； 4. 中国石化 石油勘探开发研究院，北京100083；5. 中国地质大学(北京) 海洋学院，北京 100083]

起源于美国的页岩革命深刻改变了油气勘探理念、极大地拓展了油气勘探领域，北美页岩油气产量的快速增长深刻改变了世界油气供需格局。我国石油和天然气的对外依存度分别超过60%和30%，油气资源保障是我国面临的重要安全问题之一。我国富有机质页岩分布广、层位多；美国能源信息署(EIA,2013)、国土资源部油气资源战略研究中心(2012)和中国石油天然气股份有限公司(2014)评价的我国页岩气技术可采资源量分别为36.1×108,25.08×108和12.85×108m3，且我国的页岩气可采资源量明显高于致密砂岩气和煤层气[1]。这些均表明，我国页岩气勘探潜力巨大，是油气资源的重要战略接替领域。

近年来，中国页岩气的勘探和开发已取得了实质性的进展。上扬子地区作为页岩气勘探开发的主战场，在上奥陶统—下志留统富有机质页岩中，发现了涪陵、威远和长宁页岩气田，2017年页岩气产量达90.61×108m3。除此之外，上扬子地区下寒武统页岩同样具有有机质丰度高、厚度大和分布范围广的特点。近年来，该地区也相继获得了一些页岩气发现：如在川西南地区W201井和J1井的筇竹寺组、黔南H1井的九门冲组、黔东南T1井的牛蹄塘组，压裂测试均获得页岩气流，寒武系页岩也展现出了良好的勘探前景[2]，但目前研究程度较志留系龙马溪组页岩低，加之下寒武统页岩时代老、演化程度高，页岩气勘探开发一直未取得实质性突破。

沉积物的搬运沉积过程及环境条件控制着富有机质页岩的形成，从而决定着页岩气储层的发育[3-8]。下寒武统页岩的沉积背景为海相克拉通盆地背景下的陆棚沉积，富有机质页岩形成受控于氧化还原环境、古海洋生产力及热水作用等多种因素[9-14]。本文综合运用野外露头、岩心、薄片、扫描电镜及地球化学分析等手段对上扬子地区下寒武统筇竹寺组及与之相应层位页岩进行岩石学的研究和地球化学分析。主要目的是深入剖析页岩的沉积过程及沉积环境，建立上扬子地区下寒武统页岩的沉积模式，明确富有机质页岩发育的控制因素，进而为上扬子地区优质页岩储层的分布预测提供理论依据。

1 地质背景

上扬子地区以四川盆地为中心，是指南秦岭南缘断裂以南、斑都-紫云-罗甸断裂以北、龙门山断裂系以东、雪峰山以西的广大地区，包括四川盆地、滇齡北和湘鄂西地区等，面积约为3.5×105km2(图1)。上扬子地区自南华纪开始进入板块运动机制的克拉通盆地演化阶段[15]，震旦纪—中奥陶世上扬子地块处于拉张环境，震旦纪灯影组沉积期—早寒武世梅树村组沉积期，上扬子地区发生3幕桐湾运动，表现为区域性隆升与剥蚀，早寒武世麦地坪组地层在资阳—长宁地区局部残留。早寒武世筇竹寺组沉积期，受海平面快速上升影响，上扬子地区普遍发育磷质页岩、磷质岩、云质磷质岩等较深水沉积物。早寒武世中期(沧浪铺组沉积期)，上扬子克拉通隆凹格局逐渐开始消失，进入碳酸盐台地发育阶段，从盆地西缘向东南依次发育碎屑滨岸、碳酸盐潮坪、开阔台地、台缘斜坡和台缘盆地相。近期在上扬子克拉通绵阳—长宁地区发现晚震旦世—早寒武世克拉通内裂陷，早寒武世梅树村组沉积期—筇竹寺组沉积期为裂陷发展期，受填平补齐作用的影响，内部充填500～1 000 m的深水陆棚相泥质岩，是优质烃源岩，这一发现对古老克拉通盆地深层油气勘探有重要指导意义[16-17]。

研究区下寒武统划分为纽芬兰统和黔东统，不同地区地层命名方案有所不同，刘忠宝等(2016)[7]结合前人生物地层、岩石地层及测井响应特征建立了上扬子地区主要地层分区及各组之间对应关系(表1)。本文延用该地层对比方案，川西南地区的筇竹寺组与黔中-黔北地区的牛蹄塘组、川北地区郭家坝组、黔南地区九门冲组和耙榔组-变马冲组下部、鄂西-渝东地区水井沱组和石牌组下部地层对应。

2 岩相类型

本次研究基于上扬子地区4条野外剖面和5口钻井岩心筇竹寺组岩石的观察描述，结合80余片薄片的观察、20余样品扫描电镜观察，根据岩石组构、结构及矿物组成(表2)，划分出5大类12小类岩相。

2.1 页岩

2.1.1 硅质页岩

硅质页岩石英含量较高，一般大于45%，在筇竹寺组下部较为发育(图2a，图3a)。硅质页岩中微晶石英含量较高，占石英总量的60%～70%，可见海绵骨针化石(图4a)。微晶石英呈聚集体的形式分布在碎屑石英、长石等碎屑颗粒之间及粘土矿物之间(图4b，图5a)。硅质页岩中微晶石英主要为成岩过程中形成，与巴奈特页岩和龙马溪组硅质页岩类似[19]。硅质页岩内部发育黄铁矿，主要呈莓球状和自形状。硅质页岩TOC较高一般介于5.0%～7.0%。

图1 上扬子地区构造纲要图[18]Fig.1 Tectonic outline map of the Upper Yangtze region[18]

表2 上扬子地区下寒武统筇竹寺组页岩平均矿物组成及TOC含量Table 2 Mean mineral composition and TOC content of the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation shales in the Upper Yangtze region

图2 上扬子地区下寒武统筇竹寺组页岩野外露头照片Fig.2 Outcrop photographs of the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation shales in the Upper Yangtze regiona.层状硅质页岩，渣拉沟组，渣拉沟剖面；b.粉砂质页岩，牛蹄塘组，瓮安永和剖面；c.粘土质页岩，牛蹄塘组，瓮安永和剖面；d.灰质页岩，牛蹄塘组，瓮安永和剖面；e.硅质岩，留茶坡组，渣拉沟剖面；f.粉砂岩，牛蹄塘组，金沙岩孔剖面

2.1.2 粉砂质页岩

粉砂质页岩在筇竹寺组中部较为发育，灰白色粉砂纹层非常发育，可见水平层理、透镜状层理(图2b，图3b)。石英含量介于35%～45%，主要由陆源粉砂构成。薄片上可见亮色粉砂纹层与暗色含有机质泥岩相间，粉砂纹层内部常常发育方解石胶结，含有少量长石，分选较差，磨圆中等，次棱角-次圆状(图4c，图5b)。粉砂质页岩TOC含量相对低，一般介于0.4%～0.7%。

2.1.3 粘土质页岩

粘土质页岩主要分布在筇竹寺组上部，通常土矿物含量大于50%，发育水平层理、块状层理(图2c，图3c)。在粘土质页岩中石英或长石颗粒粒度一般为粉砂级或粘土级(图4d，图5c，图5d)。粘土质页岩中粘土矿物主要为伊利石、伊蒙混层及少量绿泥石，成岩过程中受到压实作用的影响，表现出顺层分布的特征。粘土质页岩TOC含量相对高一般介于1.0%～2.0%。

图3 上扬子地区下寒武统筇竹寺组页岩岩心照片Fig.3 Core photographs of the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation shales in the Upper Yangtze regiona.硅质页岩，九门冲组，H1井，埋深2 391.15 m；b.粉砂质页岩，可见粉砂纹层，筇竹寺组，J1井，埋深3 306.85 m；c.粘土质页岩，筇竹寺组， J1井，埋深3 292.68；d.灰质页岩，可见灰质结核，水井沱组，C1井，埋深2 253.40 m；e.白云质页岩，见白云石纹层，埋深3 588.53 m

2.1.4 灰/云质页岩

云质页岩主要分布在牛蹄塘组下部含磷层系中，灰质页岩分布在筇竹寺组中上部(图2d，图3d)。该类岩相碳酸盐矿物含量较高，白云石或方解石平均大于25%，主要以胶结物的形式出现。粘土矿物含量平均大于20%，石英含量约为20%，TOC含量相对较低，一般介于0.5%～1.0%。

2.2 磷质岩

磷质岩在扬子地区梅树村阶广泛发育[20]，根据磷质岩的结构、构造和成分等特点，概括为3种主要的类型：颗粒状磷质岩、白云质磷质岩和硅质磷质岩。

2.2.1 颗粒状磷质岩

颗粒状磷质岩多呈黑灰色，发育块状层理，平行层理，与白云质磷质岩或硅质磷质岩互层(图5e，图6a)。主要矿物为碳氟磷灰石、白云石和硅质。磷灰石呈粒状结构，含量大于60%，粒径介于0.05～0.3 mm。泥晶白云石和硅质通常以胶结物的形式产出，硅质胶结时间晚于白云石胶结，可见硅质矿物交代白云石和磷灰石颗粒的现象。颗粒状磷质岩TOC含量相对低，一般介于0.2%～1.0%。

2.2.2 白云质磷质岩

白云质磷块岩分布于含磷岩系的底部，呈灰-灰黑色，碎屑矿物主要以条带状、柱状、粒状的磷灰石为主，少量生物屑磷灰石。白云质磷质岩中白云石含量较高，通常介于20%～40%，以胶结物的形式充填在磷灰石等碎屑颗粒间(图4f，图5g)。白云质磷质岩TOC含量相对低，一般介于0.3%～1.3%。

2.2.3 硅质磷质岩

硅质磷质岩分布于白云质磷块岩顶部,与白云质磷块岩交替沉积，呈灰黑色-灰色。主要由颗粒状磷灰石、硅质矿物、少量白云石、黄铁矿和粘土类矿物组成。硅质主要以交代的形式出现，大部分白云石基质和磷灰石颗粒被硅质交代(图4e，图5f)。硅质磷质岩TOC含量低，一般介于0.2%～0.6%。

2.3 砂岩

2.3.1 泥质粉砂岩

该类岩相中粉砂颗粒含量介于70%～80%，泥质含量介于20%～30%。镜下偶见生物扰动构造，粉砂颗粒呈次棱状-次圆状，分选中等(图4h，图6d)。岩石中可见星散状黄铁矿和少量有机质。TOC含量相对低，一般介于0.2%～0.4%。

图4 上扬子地区下寒武统筇竹寺组页岩微观特征Fig.4 Microscopic features of the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation shales in the Upper Yangtze regiona.硅质页岩，可见硅质海绵骨针，单偏光，九门冲组，H1井，埋深2 409.05 m;b硅质页岩内微晶自生石英特征，SEM，九门冲组，H1井，埋深2 409.05 m；c.粉砂质页岩，可见粉砂纹层，单偏光，筇竹寺组，J1井，埋深3 309.02 m；d.粘土质页岩，可见层状分布的粘土片状体，单偏光，筇竹寺组，J1井，3 294.60 m；e.硅质磷质岩，可见磷灰石颗粒和硅质胶结，正交偏光，梅树村组，J1井，埋深3 604.29 m； f.云质硅质岩，基底式白云石胶结，部分白云石和颗粒状磷灰石被硅质交代，正交偏光，梅树村组，J1井，埋深3 582.29 m；g.磷质白云岩，内部可见磷灰石颗粒，正交偏光，梅树村组，J1井，埋深3 583.94m；h.泥质粉砂岩，单偏光，牛蹄塘组，瓮安永和剖面；i.硅质岩，见大量硅质海绵骨针化石，单偏光，九门冲 组，H1井，埋深2 430.05 m

2.3.2 粉砂岩-细砂岩

粉砂岩-细砂岩主要分布在筇竹寺组中部，由粉砂及少量细砂构成，次棱状-圆状，分选中等，结构成熟度和成分成熟度均较低，单层厚度薄。发育平行层理、低角度交错层理，与暗色泥岩互层(图6b)。交错层理砂岩内部可见侵蚀界面，粉砂岩-细砂岩内部生物化石极少发。

2.4 碳酸盐岩

2.4.1 磷质白云岩

磷质白云岩主要分布在梅树村组含磷层系内部，通常与磷质岩、磷质页岩互层。磷质白云岩常呈纹层状，偶尔可见小型的交错层理，波状层理，及冲刷构造(图6f)，反映了相对动荡的水动力条件。矿物成分主要由白云石和颗粒状磷灰石组成，白云石具有泥晶、微晶结构(图4g)。白云石含量约为60%～75%，磷灰石含量约为5%～8%，硅质含量约8%～10%，其次含少量方解石和粘土矿物。TOC含量极低，一般介于0.1%～0.2%。

图5 上扬子地区下寒武统筇竹寺组页岩扫描电镜图像Fig.5 SEM images of the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation shales in the Upper Yangtze regiona.硅质页岩内微晶自生石英特征，九门冲组，H1井，埋深2 376.89 m；b.粉砂质页岩，石英和长石颗粒是主要的组分，筇竹寺组，J1井，埋深3 308.3 m；c，d.粘土质页岩，粘土矿物含量高，可见自形-半自形黄铁矿，筇竹寺组，J1井，埋深3 290.45m； e.颗粒状磷质岩，梅树村组，H1井，埋深3 616.09 m；f.硅质磷质岩，可见磷灰石颗粒和硅质胶结，梅树村组，J1井，埋深3 604.29 m； g.云质磷质岩，见自生白云石颗粒，梅树村组，J1井，埋深3 582.29 m； h.泥灰岩，见大量方解石颗粒，水井沱组，C1井，埋深2 253.60 m；i.硅质岩，九门冲组，H1井，埋深2 430.21 m

2.4.2 泥灰岩

泥灰岩主要分布在筇竹寺组中上部，通常与粘土质页岩和粉砂质泥岩互层，单层厚度介于10～20 cm，发育块状层理。在泥灰岩发育层段的页岩中通常可见灰质结核(图6c)，泥灰岩中碳酸盐含量大于50%，主要为方解石，含少量白云石(图5h)。TOC含量相对低，一般介于0.2%～0.5%。

2.5 硅质岩

硅质岩主要分布在梅树村段或筇竹寺组底部，石英含量大于80%，岩石为深灰-灰黑色，具无定形-隐晶质结构。块状或层状硅质岩通常被准同生期形成的网络状石英/玉髓脉所分割形成的假角砾状构造(图5i，图6e)。硅质岩内部可见硅质生物化石，主要为硅质海绵骨针(图4i)。硅质岩TOC含量较低，介于0.2%～0.6%。

3 沉积相类型及沉积环境

3.1 陆棚沉积体系

3.1.1 浅水陆棚沉积

浅水陆棚指位于正常浪基面至风暴浪基面的沉积区域。在研究区主要发育磷质-云质-泥质和砂质-泥质-灰质两种典型的沉积序列。

磷质-云质-泥质沉积序列主要分布在梅树村期陆内裂陷槽内部含磷层系的上部，主要由磷质岩、白云岩和页岩构成。磷质岩主要由颗粒状磷灰石组成，陆源碎屑较少，颗粒状磷灰石分选较好，反映了冲刷、筛选、再搬运的特征。同时发育由风暴引起的冲刷充填构造，磷质岩侵蚀下部页岩，可见向上变细的正粒序(图7a)。页岩层中亦可见到由云质磷质岩形成的低角度交错层理、透镜状层理。

砂质-泥质-灰质沉积序列主要分布在筇竹寺组中下部，主要由页岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩构成。垂向上具有向上逐渐变粗再变细的序列，粉砂质泥岩和泥质粉砂岩发育水平层理、低角度交错层理(图7b)。此外，在该沉积序列中还可见到页岩内部密集发育粉砂纹层，单个纹层厚度介于1～5 mm，纹层密度具有由疏变密，局部过渡到粉砂岩，然后再逐渐变疏的特征。该沉积序列反映了海平面升降变化对沉积物组成和沉积构造的控制作用。在碳酸盐岩古陆(或水下隆起)向盆地之间的过渡的浅水陆棚地区，该沉积序列中常常发育灰岩互夹层，如丁山地区，自下而上表现为由粘土质页岩、泥灰岩、泥质粉砂岩沉积。

3.1.2 深水陆棚沉积

深水陆棚指位于风暴浪基面以下的陆棚区域，在研究区主要发育泥质-磷质-云质沉积序列、硅质-泥质沉积序列、泥质沉积序列以及灰质-泥质沉积序列。

泥质-磷质-云质沉积序列主要分布在梅树村组陆内裂陷槽内部含磷层系的下部，主要由页岩、磷质岩和少量白云岩组成(图7c)。与浅水陆棚磷质-云质-泥质沉积序列相比，深水陆棚沉积序列中页岩占主导地位，白云岩含量少。该沉积序列具有富磷、富硅，富碳的特点，主要发育块状层理和水平层理。在磷质岩内可见云质磷质岩纹层，磷结核、黄铁矿结核，局部白云石含量升高，可过渡为磷质白云岩。

图7 上扬子地区下寒武统页岩典型沉积序列Fig.7 Typical sedimentary sequences of the Lower Cambrian shales in the Upper Yangtze regiona.浅水陆棚磷质-云质-泥质沉积序列，梅树村组，J1井；b.浅水陆棚砂质-泥质沉积序列，筇竹寺组，J1井；c.深水陆棚泥质-磷质- 云质沉积序列，梅树村组，J1井；d.深水陆棚硅质-泥质沉积序列，九门冲组，H1井

硅质-泥质沉积序列主要分布在四川盆地外东南部，如H1井九门冲组上部、金沙岩孔和瓮安永和剖面牛蹄塘组下部均发育该类沉积序列，由硅质岩、硅质页岩和粘土质页岩组成(图7d)。硅质岩和硅质页岩主要发育在底部，见水平层理，内部可见磷质结核。

泥质沉积序列主要分布在陆内裂陷槽内筇竹寺组中上部，主要由粘土质页岩组成，夹少量粉砂质页岩，局部可见黄铁矿纹层和结核，发育水平层理。灰质-泥质沉积序列主要分布在宜昌古隆起周缘及四川盆地外东南部地区牛蹄塘组上部，主要由粘土质页岩、灰质泥岩和泥灰岩组成。整体上泥质沉积为主体，通常为粘土质页岩、灰质页岩内部夹薄层泥灰岩。该沉积序列向陆地方向过渡为浅水陆棚砂质-泥质-灰质沉积序列。

3.2 斜坡-盆地沉积体系

斜坡沉积主要发育在深水陆棚与盆地之间的过渡地区，主要分布在筇竹寺组下部，主要由硅质岩和硅质页岩组成，黄铁矿极其发育。斜坡沉积由于受到上升流及热液的影响，H1井九门冲组底部可见被硅质脉体切割形成的角砾状硅质岩(图6e)与硅质页岩，为近距离斜坡带垮塌沉积[21]。盆地沉积水体更深，与陆棚相区相比，沉积地层明显减薄。上扬子地区东南与东北缘两个地区发育盆地沉积，岩石类型主要为黑色硅质岩、硅质页岩及黑色板岩。

3.3 沉积相分布规律

早寒武世梅树村沉积期，上扬子地区海水由东南方向快速侵入，在碳酸盐岩台地的沉积基础上形成了一套海侵沉积序列。平面上自西向东依次发育碳酸盐岩台地—浅水陆棚—深水陆棚—斜坡—盆地相沉积(图8，图9)。在四川盆地内部资阳—长宁一线陆内裂陷槽内部发育厚度较大的深水陆棚泥质-磷质-云质沉积序列，其东、西两侧地层由于水体深度变浅，发育浅水陆棚砂质-泥质沉积序列。四川盆地之外东南部黔中、黔北及鄂西-渝东等大部分地区、城口—秭归以北地区主要为深水陆棚-斜坡-深水盆地沉积，主要发育黑色硅质-泥质沉积序列和硅质沉积序列，厚度相对较薄。早寒武世筇竹寺沉积期，整体上沉积水体由深变浅，以快速海侵缓慢海退沉积为特征，沉积物以砂泥质沉积为主(图9)。平面上上扬子地区沉积体系的分布继承了梅树村时期的特征，四川盆地内部资阳—长宁一线陆内裂陷槽内以及川盆地之外东南部鄂渝黔大部分地区(图9)继承性的发育深水陆棚沉积，发育黑色硅质-泥质沉积序列和硅质沉积序列，为早寒武世筇竹寺早期的两个沉积中心。在四川盆地西部及川东及川北地区发育浅水陆棚沉积，以砂质-泥质沉积序列为主，在石柱—利川地区发育砂质-泥质-灰质沉积序列。

3.4 氧化还原条件

Mo，U和V被认为是氧化还原敏感元素，过渡金属含量及Th/U，V/(V+Ni)，V/Cr 和Ni/Co比值可以作为古缺氧环境的判识标志，通常V/Cr>2和Ni/Co>5代表贫氧/缺氧环境[22-24]。本次研究选取了V/Cr，Ni/Co和Mo几个参数作为氧化还原环境的判定指标，分析上扬子地区筇竹寺组沉积时期氧化还原条件的差异。3个指标在反映氧化还原强度上表现出非常好的一致性。垂向上贫氧-缺氧环境主要集中在梅树村组和筇竹寺组下部深水陆棚-斜坡沉积的泥质-磷质-云质沉积序列、硅质-泥质沉积序列中；此外在盆地内资阳—长宁一线陆内裂陷槽内部发育泥质沉积序列也形成于短暂的缺氧-贫氧环境。浅水陆棚沉积普遍形成于氧化环境下，特别是厚层砂质-泥质沉积序列，而梅树村组上部磷质-云质-泥质沉积序列主要形成于氧化与贫氧相互交替的环境中。同样的现象在黄页1井区深水陆棚硅质-泥质沉积序列中也可见到，反映了沉积时期海平面的波动导致的氧化还原条件的波动(图8)。平面上，扬子板块寒武纪早期不同沉积相带的氧化还原条件有很大差异，浅水陆棚-斜坡沉积物中Mo和U含量变化显著，在金页1井区页岩Mo含量介于(2.0～57.1)×10-6，平均为9.53×10-6，U含量介于(2.02～18.3)×10-6，平均为8.30×10-6，而到了深水陆棚-斜坡相带的H1井附近，页岩Mo含量介于(42.4～117)×10-6，平均为84.29×10-6，U含量介于(25.3～112)×10-6，平均为53.32×10-6。长期以来学者对该段的成因存在不同的意见，一种观点认为黑色岩系中含量极高的微量元素可能来自上升流带来的高浓度营养盐；另一种观点认为扬子台地广泛发育的热液活动为这些元素富集的主要原因[25]。关于该时期底层海水的氧化还原条件也众说纷纭，尽管学者的研究表明全球超过95%的海洋大约在520 Ma时期已经氧化，但在寒武纪开始(541 Ma±1 Ma)至寒武纪生命大爆发主幕(520 Ma)之间的沉积环境仍然存在许多争议[26]，尽管黑色岩系代表的是一种缺氧滞留的还原环境，但仍有大量生物繁盛。从地球化学分析结果来看，上扬子地区早寒武世深水陆棚至斜坡-深水盆地处于还原的沉积环境中，近岸的浅水陆棚及滨海相则处于次氧化-氧化的沉积环境中。此外，氧化还原条件指标与TOC含量程非常好的正相关关系(表3)，表明氧化还原条件是控制下寒武统筇竹寺组页岩有机质富集的重要条件。

图9 上扬子地区下寒武统筇竹寺组沉积相平面分布Fig.9 Plan view distribution of sedimentary facies of the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation in the Upper Yangtze region

表3 上扬子地区下寒武统筇竹寺组页岩地球化学指标Table 3 Geochemical indicators of the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation shales in the Upper Yangtze region

3.5 古海洋生产力条件

高生产力是形成富有机质页岩的物质基础，特定元素(Ba，Cu，Ni，Zn等)作为组成生物体的重要微量元素，在沉积岩中的含量来反映当时的古生产力[27-28]。通过对典型井样品的Cu+Ni+Zn，Babio(生物Ba)的含量研究及其与TOC的对应关系的研究，可以反映当时的古生产力(表3)。陆内裂陷槽内部J1井梅树村组深水陆棚磷质-云质-泥质沉积和筇竹寺组中上部泥质沉积具有相对高的生产力，Ni+Cu+Zn值通常大于120×10-6, Ba含量大于100×10-6, 而浅水陆棚砂质-泥质沉积序列对应的古海洋生产力较低。而盆外东南深水陆棚-斜坡沉积黄页1井古生产力明显升高，Ni+Cu+Zn值介于(179.40～3 470.00)×10-6，生物Ba含量介于(1 495.07～10 321.00)×10-6，远远高于J1井。尽管个别异常高值的样品可能存在富金属层的影响，但是硅质岩和硅质页岩中存在大量的小壳化石，也进一步印证了该段沉积具有较高的生产力。这也说明了来自于东南方向的上升洋流是川东南海域营养物质的重要来源。上扬子海域古生产力总体表现为东南部高、西北部低的差异化特征。受海洋古生产力控制，四川盆地及周缘筇竹寺组有机质丰度变化较大，在H1井区TOC值介于5.47%～7.35%，平均值为6.27%，在盆地内J1井地区一般介于0.25%～2.13%，平均值为0.86%。

3.6 热液(水)作用

现代海底热水流体中富含有机成分，与优质烃源岩形成之间有着紧密的联系[29-30]。华南扬子地块是我国古热水沉积作用最为发育的地区之一，华南下寒武统黑色岩系中赋存多个与热水沉积作用相关的大型重晶石矿与Ni-Mo-U-V多金属富集层[31]。Eu是稀土元素中可变价元素，有Eu2+和Eu3+两种价态。在正常海水中，Eu2+很少见，主要以Eu3+的形式存在，一般无明显的亏损，而在海洋热液中Eu3+通常被还原成Eu2+，因此热液沉积中通常富集Eu而呈正异常[32]。H1井底部硅质-泥质沉积序列中Eu/Eu*大于1，并且微量元素普遍含量相对较高，Ba和U等元素相对富集(表3)，说明黄页 1井地区早寒武世期存在短热液活，而在J1井区无Eu正异常特征，也表明热液活动主要分布在上扬子地区东南缘。Wang等(2012)研究成果表明，在研究区台-盆转换带处，在张性构造环境下，深部富硅热流体会沿着深切基底的(同生)断裂向上运移，最终在台-盆转换带直接形成丘状硅质岩、角砾化硅质岩、脉状硅质岩，对于朝盆地方向分布的层状硅质岩则有可能是热液活动喷流出的富SiO2羽柱体(hydrothermal plume)发生沉降而沉淀形成的。热液活动确实参与了海洋中生物的生命活动，从而认为热液活动可以为海洋生物的发育提供物质基础并提高古生产力。在贵州遵义地区寒武系底部硅质岩中可见大量的硅质海绵和高肌虫及藻类组成的生物群，其中硅质海绵动物化石与其他地区同时期沉积的地层中化石丰度、个体大小有明显的区别，可能与海底热液活动有密切关系。此外，底部还原性的热液流体可以增加牛蹄塘组底部的缺氧程度，促进有机质的保存。热液活动为黔西北地区下寒武统牛蹄塘组黑色页岩提供了必要的物质基础和保存条件，有利于形成富有机质的优质烃源岩。

4 筇竹寺组页岩沉积模式

上扬子地区梅树村组—筇竹寺组沉积早期，随着资阳-长宁克拉通内裂陷、川东-黔北裂陷的快速发展以及海平面快速上升, 四川盆地及周边出现深水沉积环境，发育浅水陆棚沉积、深水陆棚沉积以及斜坡和盆地沉积体系。川西深水陆棚、川中-川东浅水陆棚和湘鄂西深水陆棚-斜坡的沉积格局(图10)。克拉通内裂陷深水陆棚主要发育泥质-磷质-云质沉积序列，受周围水下隆起阻隔作用，形成一个弱-半封闭海湾，表层水体营养丰富，在J1井可见藻类、海绵、骨针等浮游生物，代表相对高的古海洋生产。川中-川东地区总体为水下高地，主要发育浅水陆棚灰色砂质页岩和泥质粉砂岩沉积，TOC含量较低。鄂西-湘黔深水域为深水陆棚-斜坡区域，来自东南方向的上升洋流及海底热液将SiO2，P，Ba等营养物质携带到该地区，使该海域古生产力提高，发育一套硅质-泥质沉积序列，富有机质页岩厚度较大，且TOC含量通常超过5%。筇竹寺组沉积中、晚期随着康滇古陆的隆升、资阳-长宁克拉通内裂陷强度减弱和海平面下降，川北—川中—黔北大部分地区转为浅水陆棚，主要发育砂质-泥质沉积序列，四川盆地及周边主体转为浅水陆棚和滨岸沉积，陆源物质输入量大，TOC降至0.5%以下。筇竹寺组沉积晚期由于小规模的海侵作用，在资阳-长宁克拉通内裂陷中可形成局部的深水陆棚沉积，主要以泥质沉积序列为主，受控于局部的封闭环境，TOC含量相对较高，介于1.3%～2.5%。渝东-湘鄂西深水区向东收缩, 受上升洋流控制, 古生产力保持高水平，TOC值一般超过4%。

图10 上扬子地区下寒武统筇竹寺组页岩沉积模式Fig.10 Sedimentary models of the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation shales in the Upper Yangtze regiona.筇竹寺组沉积期;b.梅树村组沉积期

综上可知，在筇竹寺组沉积时期富有机质页岩主要分布在克拉通内裂陷早期和晚期海侵时期深水陆棚沉积，和鄂西-湘黔深水陆棚-斜坡沉积。富有机质页岩的形成主要受贫氧-缺氧的水体环境、高古海洋生产力等因素共同控制。上扬子地区东南缘上升洋流及海底热液对有机质的富集起到了积极的作用。

5 结论

通过对上扬子地区下寒武统页岩露头观测、岩心描述、薄片观察、扫描电镜观察以及主微量元素地球化学分析认为，浅水陆棚沉积处于氧化、相对低的古海洋生产力条件下，发育磷质-云质-泥质沉积序列和砂质-泥质-灰质沉积序列，有机质含量普遍偏低；深水陆棚以及斜坡-盆地沉积处于贫氧-缺氧、高海洋生产力的条件下，发育富含有机质的泥质-磷质-云质沉积序列、硅质-泥质沉积序列、泥质沉积序列。海底热液为海洋生物的发育提供物质基础在提高古生产力的同时，加深了缺氧程度有利于有机质的保存。富有机质页岩主要分布在克拉通内裂陷早期和晚期海侵时期深水陆棚沉积，和鄂西-湘黔深水陆棚-斜坡沉积。