天文轨道周期及火山活动对中上扬子区晚奥陶世—早志留世有机碳聚集的影响

张喜，张廷山，赵晓明，祝海华，MIHAI Emilian Popa,2，陈雷，雍锦杰，肖强，李红佼

（1.西南石油大学地球科学与技术学院，成都 610500；2.布加勒斯特大学地质与地球物理系，布加勒斯特 010041，罗马尼亚）

0 引言

海相富有机质沉积物广泛保存于地层中，海洋生产力及保存条件是有机质富集的重要因素[1-2]。有机质沉积物富集的影响因素一直是讨论的热点，Rahmstorf[3]及 Huang等[4]通过对第四纪、晚三叠世天文旋回地层的研究，认为天文轨道周期化驱动下的气候变化与中低纬度区海洋生产力紧密相关；李登华等[5]、吴蓝宇等[6]认为火山活动释放的火山灰不仅为海洋提供营养物质，与火山活动有关的大洋缺氧环境还为有机碳保存创造了有利条件。气候波动、海平面变化与行星轨道周期变化紧密相关[7-8]，轨道周期变化导致地球表面接收到太阳辐射量变化，导致气候与海平面周期性波动，并被记录在沉积物中[9-10]。中国南方扬子板块上奥陶统—下志留统广泛沉积富有机质黑色页岩[11]，Crick等[12]、Nestor等[13]及 Svensen等[14]在上奥陶统—下志留统识别了天文轨道周期，中上扬子区晚奥陶世—早志留世海洋生产力是否受轨道周期驱动？此外，上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组富有机质页岩段发现了大量火山灰，证实了火山活动的存在，火山活动对有机碳富集贡献如何？是以贡献海洋生产力为主还是有机碳保存效率为主？若能证实轨道周期对海洋生产力有驱动作用，那么海洋生产力的驱动力是以轨道周期为主还是以火山活动为主，亦或二者共同作用？

针对上述问题，本文选择了上扬子区四川省金阳县结捏拖剖面及中扬子区湖北省巴东县绿葱坡剖面为研究对象，上述两剖面相距千里且记录不同火山活动强度，便于开展古气候、古海洋环境及火山活动对碳汇贡献的对比研究。通过微量元素及有机碳同位素组成分析，识别地层记录中的轨道参数信息，重建中上扬子区晚凯迪期—早鲁丹期气候波动、古海洋生产力及古海洋环境，分析天文轨道周期对海洋生产力驱动机制；探讨火山活动与海洋生产力及有利于有机碳保存的古海洋环境的关系，以及海洋生产力及有机碳保存效率的主控因素。上述研究对有机碳富集机理及页岩气勘探靶区选择有重要意义。

1 地质背景

扬子地台位于中国华南板块的北部[15]，晚奥陶世—早志留世位于赤道附近的扬子板块与华夏板块碰撞，在西北部形成川中隆起，在南部形成康滇、黔中古陆和雪峰水下高地[11,16]（见图1a、图 1b）。赫南特期板块碰撞造成扬子板块继续下沉，但全球冰期的到来，海平面下降的速度仍然大于板块下沉的速度，从上奥陶统五峰组沉积期（凯迪期）到早志留世龙马溪组沉积期（早鲁丹期）扬子区沉积环境由深海—浅海—深海演化[16]，华南扬子地块广泛沉积了五峰组—龙马溪组黑色页岩，且黑色页岩发育的笔石化石保存完好[17-19]。晚凯迪期—早赫南特期（五峰组沉积期）对应 Dicellograptus complexus—Normalogr extraordinarius笔石带（WF2—WF4笔石带），观音桥段介壳生物发育少见笔石，对应Persculptogr pacificus笔石带；晚赫南特期及鲁丹期（龙马溪组龙一段—龙五段沉积期）对应 Persculptogr persculptus—Cystograptus vesiculosus笔石带（LM1—LM4笔石带）及Coronograptus cyphus笔石带（LM5及以上笔石带）[20-21,6]（见图1c）。

在中国扬子区[15,22]、瑞典[23]、美国肯塔基、弗吉尼亚[23-26]等地区的上奥陶统—下志留统均发现了火山灰沉积物，证实了晚奥陶世—早志留世转换期为全球性大规模火山喷发期。中国扬子区五峰组—龙马溪组富有机质页岩中广泛夹斑脱岩层，主要分布在凯迪阶上部 M extraordinarius笔石带；赫南特阶上部及鲁丹阶下部Persculptogr pacificus笔石带[6]。如湖北省宜昌市王家湾剖面[27]，贵州省桐梓市南坝子剖面[28]，以及本文中重点分析的四川省金阳县结捏拖剖面（见图 1c—图1e）及湖北省巴东县绿葱坡剖面等。

2 样品测试与数据处理

本次研究样品采集于四川结捏拖剖面和湖北绿葱坡剖面，结捏拖剖面位于中国南方西昌盆地金阳县寨子乡结捏托村新建的一条公路旁（见图1b），绿葱坡剖面位于四川盆地东部湖北省巴东县绿葱坡镇，2个剖面在晚奥陶世—早志留世皆位于低纬度区[29]（见图1b）。沿公路切割的露头，除去表面的风化层以 10～15 cm的间距进行样品采集，结捏拖剖面目标地层凯迪阶—鲁丹阶厚约36 m，共采集新鲜样品292个；绿葱坡剖面厚度约16 m，共采集新鲜样品168个；将以上样品进行有机碳同位素组成（δ13C）、主微量元素及TOC测试分析，分析测试由四川省煤田地质局测试中心承担，采用 MAT 252同位素质谱仪进行 δ13C测试；采用 X射线荧光光谱仪（XRF-1500）进行主微量元素测试；采用LECO CS230碳硫分析仪进行TOC测试，测试精度为±0.5%，测试结果符合GB/T 19145—2003标准[30]。本文利用主量元素来计算CIA参数，其计算公式如下。

CIA反映了沉积物化学风化程度与温度、湿度的关系，作为气候替代指标被广泛在用于古气候重建[31-34]。mCaO*为硅酸盐矿物中的CaO[35-36]，不包括碳酸盐和磷酸盐等矿物中的钙[37-38]，当沉积物经历了强烈的化学风化作用，利用 A-CN-K三角图解对 CIA进行矫正（见图2），从而消除钾离子交代的影响。若无特别说明，本文中CIA值皆为代修正后的值。

图2 结捏拖剖面（a）及绿葱坡剖面（b）上凯迪阶—下鲁丹阶化学蚀变指数

3 轨道周期驱动气候变化及海平面波动

3.1 CIA气候变化指标

晚奥陶世—早志留世转换期全球气候变冷，长期以来的温室气候已不复存在，整个冈瓦纳大陆进入冰川时代[41]。本文利用CIA重建该时期古气候，其指示了与气候条件密切相关的化学风化强度[31,35]，炎热潮湿气候沉积物的 CIA值一般在 80～100，温暖潮湿气候沉积物的CIA值一般在70～80，寒冷干旱气候沉积物的CIA值一般在 50～70[35-36]。上凯迪阶、上赫南特阶及下鲁丹阶结捏拖及绿葱坡剖面页岩地层中记录的 CIA值为 75～85（见图 2），高于页岩的平均值（70～75）[36]，表明碎屑物在沉积之前经历了强烈的风化作用，指示炎热潮湿的热带温室气候，Qing和Veizer[42]、Brenchley等[43]利用δ13C、δ18O数据也证实了这一结论。上赫南特阶中记录的CIA值为50～70（见图2），尤其是观音桥层，CIA值为50～60，接近更新世冰期黏土和冰碛岩的 CIA值[34-35,44]，表明碎屑物在沉积之前经历了中等—较弱的风化作用，指示寒冷干燥的冰室气候。

3.2 气候变化的天文驱动力

3.2.1 天文轨道周期特征

对扬子区结捏拖及绿葱坡剖面上凯迪阶—下鲁丹阶δ13C、CIA数据序列进行多窗口频谱分析。结捏拖剖面δ13C数据序列6.54，1.71，0.50 m旋回对应的峰值突出，分别代表405×103a长偏心率周期、106×103a短偏心率周期及31×103a斜率周期（见图3、图4a）。结捏拖剖面CIA数据序列6.39，1.79，0.51 m旋回对应的峰值突出，分别代表405×103a长偏心率周期、113×103a短偏心率周期及33×103a斜率周期（见图3、图4a）。绿葱坡剖面δ13C数据序列2.91，0.79，0.25 m旋回对应的峰值突出，分别代表405×103a长偏心率周期、110×103a短偏心率周期及33×103a斜率周期（见图3、图4b）。绿葱坡剖面CIA数据序列2.91，0.77，0.23 m旋回对应的峰值突出，分别代表405×103a长偏心率周期、107×103a短偏心率周期及33×103a斜率周期（见图3、图4b）。405×103a长偏心率周期不仅被稳定的记录在中、新生代（距今250×106a之后）受天文旋回驱动的沉积地层中[7,45]，在古生界上奥陶统—下志留统记录中也识别出了稳定的405×103a长偏心率周期[12-14,18]。因此，本文利用405×103a长偏心率周期建立“浮动”天文年代标尺，将上凯迪阶—下鲁丹阶结捏拖及绿葱坡剖面深度域转化为时间域，并以观音桥层顶部斑脱岩年龄（（443.2±1.6）×106a）为锚点[2]，建立扬子区上凯迪阶—下鲁丹阶的年代框架（见图5）。对比表明，此次计算结果与Lu等、Ogg等及Zhong等建立的年代标尺一致[2,46-47]。

图3 结捏拖剖面及绿葱坡剖面上凯迪阶—下鲁丹阶δ13C及CIA频谱分析

图4 结捏拖剖面（a）及绿葱坡剖面（b）上凯迪阶—下鲁丹阶深度域旋回地层

3.2.2 气候变化的天文响应

岁差和偏心率主要影响中低纬度地区气候波动，而斜率通常对地球两极高纬度地区的气候波动有较强的控制作用[7,48]。尽管如此，在低纬度区的地层记录中也识别到受斜率控制的古气候波动，在新生界及中生界[49-50]、三叠系[8]、二叠系[51]及奥陶系—志留系[47]低纬度区地层记录中识别到受斜率控制的古气候波动。扬子区结捏拖及绿葱坡剖面位于低纬度区（见图1b），从以上剖面数据序列中识别出强烈的斜率及偏心率周期信号，其中有2～3个1.2×106a斜率长周期及6个405×103a长偏心率周期（见图 5c—图 5l）。斜率周期调制的1.2×106a斜率长周期来源于火星和地球轨道的倾角变化[52]，偏心率短周期调制的405×103a长偏心率周期来源于金星和木星轨道近日点之间的相互作用[10]。

上扬子区结捏拖及绿葱坡剖面凯迪阶—鲁丹阶旋回分析表明，轨道周期对该时期气候变化有显著影响，1.2×106a斜率长周期与405×103a长偏心率周期在不同时间尺度上共同调制气候变化。1.2×106a斜率长周期通过调制气候变化来调节温度和湿度的转换[8,49,53-54]。本次研究表明，1.2×106a斜率长周期调制的气候变化在较长的时间尺度上控制温室和冰室气候的转换，当1.2×106a斜率最大时（赫南特早—中期），太阳辐射的能量最大程度向高纬度区迁移，低纬度扬子区太阳辐射减弱导致气候变冷；反之，当1.2×106a斜率最小时，在不考虑火山活动影响的情况下，太阳在高纬度区辐射的能量最弱，低纬度扬子区太阳辐射的能量最强，导致气候变热（见图 5d—图 5m）[55]。偏心率通过控制地球绕太阳旋转的轨道来调制地球气候，在中—低纬度地区表现尤为突出[3,12]。当偏心率较大时，太阳对低纬度地区辐射能量较弱，有利于形成冰室气候；当偏心率较小时，太阳对低纬度地区辐射能量较强，有利于形成温室气候。405×103a长偏心率大小与岁差周期的振幅正相关[10,56]，在扬子区晚凯迪期（E1）和晚赫南特期（E4），岁差周期调制的振幅较小，长偏心率较小，指示该时期为温室气候条件；在早—中赫南特期（E3），岁差周期调制的振幅较大，长偏心率较大，指示该时期为冰室气候条件（见图5c—图5k）。

3.3 海平面波动

海平面波动与气候变化紧密相关[3,8]。三级层序海平面波动与四级层序海平面波动为不同时间尺度下的海平面变化[57]。尽管三级层序海平面波动的驱动机制长期以来备受争议，但越来越多来自古生代、中生代的证据表明天文轨道周期通过调制气候波动来控制海平面的变化[47,58-59]。例如，Lu等[2]和Zhong等[47]证实了晚奥陶世—早志留世1.2×106a斜率长周期调制的气候波动控制了三级海平面的波动。在中上扬子区结捏拖及绿葱坡剖面，古气候替代指标数据序列调谐的1.2×106a斜率长周期曲线（见图 5f、图 5l）与 Haq和 Schutter[60]及Ogg等[46]提出的三级层序海平面变化曲线（见图5o）波动趋势一致；405×103a长偏心率周期曲线（见图5c、图5e、图5i、图5k）与Loi等[61]提出的四级层序海平面变化曲线（见图 5o）波动趋势一致。扬子区晚凯迪期—早鲁丹期天文轨道周期变化驱动下的气候变化控制了不同级次海平面的波动。

4 天文轨道周期及火山活动对有机碳聚集的影响

4.1 海洋生产力分配机制

研究表明，斜率调制温盐循环主导了中上扬子区海洋生产力分配，火山活动对该区域海洋生产力的贡献有限。

为确认SL-ASIA量表测量的有效性，本文将3个村寨获得的样本按各村寨人数比例随机分成人数基本相同的两组（Ecklund，2005；Reynolds，Ecklund &Terrance，2011）。使用一组样本借助探索性因子分析检验侗寨原住民的文化适应情况及内在维度，使用另一组样本借助验证性因子分析来交叉验证第一组样本里提出的维度模型，以观察和确认派生出的各个维度的内部一致性。

4.1.1 斜率调制温盐循环主导海洋生产力分配

海洋古生产力和保存条件是有机质富集的两个重要决定因素[1,6]。陆源风化碎屑是富有机质沉积物形成的重要营养物质来源[51,62]。Alexandre等[63]基于大气CO2含量，利用FOAM海洋-大气模型恢复了晚奥陶世—早志留世转换期洋流循环特征（见图 6），该时期在中国华南存在北东向洋流；Zhang等在扬子区晚奥陶世—早志留世五峰组—龙马溪组沉积期也发现了北东向洋流的证据[11]，进一步证实了该时期存在海洋温盐循环系统。温盐循环驱动的海洋底流对低纬度区扬子海有机质聚集有重要影响。斜率周期调制的气候变化控制两极冰盖成冰速率及冰盖之下水团的物理性质（温度、盐度、密度）[51,62]，温盐循环驱动的底流等深流将高纬度区深海缺氧富含营养物质的低温水团搬运到中、低纬度区，有利于中、低纬度区有机碳汇聚[2,65-66]。在中上扬子区，赫南特冰期（E3晚期观音桥层沉积期）斜率变小，斜率振幅增强（见图5b、图5d、图5h、图5j），气候变冷导致极地冰盖扩张，冰期初期温盐水团驱动的等深流活动增强，高纬度冰盖区形成的温盐水团将海底的营养物质转运到低纬度区扬子海，海洋古生产力增强，表征古生产力的 Ba/Al及Ni/Al值正偏移（见图7e—图7l）；赫南特冰期之后全球迅速进入到温室期，在E4早期，斜率变大，斜率振幅减弱（见图5b、图5d、图5h、图5j），气候变暖导致极地冰盖消融，温盐水团驱动的等深流活动减弱，高纬度区形成的温盐水团向低纬度区扬子海输运营养物质的能力减弱，海洋古生产力减弱，表征古生产力Ba/Al及Ni/Al值负偏移（见图7e—图7l）。

图5 扬子区晚凯迪期—早鲁丹期时间域旋回地层及轨道参数中记录的气候波动及海平面变化信息（据文献[46,61]，有改动）

图6 基于FOAM海洋-大气模型模拟的晚奥陶世—早志留世转换期海洋循环系统（据Alexandre等[63]、Jacob[64]，略修改）

图7 晚凯迪期—早鲁丹期结捏拖剖面及绿葱坡剖面主微量元素、TOC数据序列（时间域）

通过对比结捏拖与绿葱坡剖面的 δ13C、CIA古气候替代指标数据序列输出的轨道周期参数信息，两不同地区不仅滤波输出的轨道周期个数相近，而且斜率振幅变化几乎一致，表明与斜率相关的温盐循环对以上两个地区营养物质输入能力相当（见图5b、图5d、图5h、图5j）。尽管结捏拖剖面所属的上扬子区与绿葱坡剖面所属的中扬子区相距近千千米，但纬度仅相差仅约3°，晚奥陶世—早志留世全球尺度范围内同属于低纬度地区，轨道周期变化驱动的温盐循环主导全球物质再分配，将位于高纬度区的冈瓦纳大陆陆源风化碎屑搬运到中低纬度地区，对中低纬度地区（中上扬子区）无差别化营养物质输入（见图6）。

4.1.2 火山活动对海洋生产力贡献有限

晚凯迪期—早鲁丹期中上扬子区频繁发生火山活动，结捏拖剖面富有机质页岩段发育丰富的斑脱岩层（见图 5a、图 5g），但在区域上同一时期不同地区火山活动强度依然存在差异，这一认识在四川盆地东南缘一带得到了证实[67]。在晚赫南特期（E4），结捏拖剖面所在的上扬子川西南地区存在明显的火山活动，发育斑脱岩疏松段，而该时期绿葱坡剖面所在的鄂西地区黑色页岩中并未发现斑脱岩层；在晚凯迪期（E1），以上地区均发现火山灰记录，川西南地区黑色页岩中发育斑脱岩层密集段，鄂西地区的黑色页岩中发育斑脱岩疏松段（见图5a、图5g）。

部分学者提出，火山作用释放大量 CO2溶解进入海洋系统，促进碳从大气碳库向海洋碳库转换，火山灰是提高海洋表层原始生产力的重要营养物质[68]；火山灰中的可溶盐在海洋中释放出大量的微量营养物质促进浮游植物大量繁殖[69]，为有机碳聚集提供物质来源。笔者通过对中上扬子区晚凯迪期—早鲁丹期沉积的富有机质页岩段地球化学特征的研究，认为火山活动对海洋生产力贡献有限，斜率调制温盐循环是海洋生产力的主要来源。Ba/Al及Ni/Al值广泛应用于表征古海洋生产力[70]。E4期，较高的Ba/Al及Ni/Al值指示川西南地区和鄂西地区具有较强的古海洋生产力（见图 7e、图 7f、图 7k、图 7l），在鄂西地区绿葱坡剖面并不发育斑脱岩层，该地区并没有受到强烈火山活动波及，但该地区依然有较强的古海洋生产力，这表明火山活动与古海洋生产力并无直接关联，E4期鄂西地区海洋古生产力主要来自于温盐循环输入机制。同样，尽管在E1期川西南地区和鄂西地区都识别到了火山活动，但高古海洋生产力并非受火山活动驱动，而是来自于斜率调制的温盐循环驱动机制。

4.2 有机碳差异富集

火山活动通过影响古海洋的氧化还原环境来控制有机碳的保存条件，不同地区火山活动强度的差异是导致有机碳差异富集的主要因素。

4.2.1 火山活动调节古海洋含氧量

火山活动是影响海洋含氧量的重要因素之一。强烈的火山活动释放大量SO2及H2S气体，在平流层形成气溶胶，通过酸雨的方式循环到海洋中造成大洋缺氧[71-72]。通常利用对氧化还原环境敏感的元素或比值来判断海洋的氧化还原环境，如Th/U、V/Cr及V/(V+Ni)值是识别沉积水体氧化还原条件的重要指标。Th/U值0～2指示缺氧环境，2～8指示弱氧环境，大于8指示富氧环境；V/Cr及 V/(V+Ni)值分别大于 4.25及 0.60指示缺氧环境，2.00～4.25及 0.45～0.60指示贫氧环境，小于2.00及0.45指示富氧环境[73-74]。在中上扬子区晚奥陶世—早志留世，火山活动主要发生在 E1和E4期。在 E4期，川西南地区结捏拖剖面发育斑脱岩层疏松段，Th/U值负偏移，平均值为0.65（见图7b）；V/Cr值正偏移，平均值为 4.32（见图 7c）；V/(V+Ni)值正偏移，平均值为0.68（见图7d），指示缺氧环境（见图8）。鄂西地区绿葱坡剖面不发育斑脱岩层段，Th/U、V/Cr及V/(V+Ni)值均无明显偏移，平均值分别为2.11、2.84及0.48（见图7h—图 7j），指示贫氧环境（见图8）。在 E1期，川西南地区结捏拖剖面发育斑脱岩层密集段，Th/U值负偏移，平均值为0.52（见图7b）)；V/Cr值正偏移，平均值为4.75（见图7c）；V/(V+Ni)值正偏移，平均值为 0.79（见图 7d），指示缺氧环境（见图8）。鄂西地区绿葱坡剖面发育斑脱岩层疏松段，Th/U值负偏移，平均值为1.42（见图7h）；V/Cr值正偏移，平均值为4.41（见图7i）；V/(V+Ni)值正偏移，平均值为0.59（见图7j），指示缺氧环境（见图8）。

图8 E1期及E4期川西南地区及鄂西地区古海洋环境

在E4期，川西南地区存在火山活动而鄂西地区无火山活动，两地区古海洋环境存在明显差异，这表明火山活动直接影响了古海洋氧化还原环境；在E1期，川西南地区火山活动强烈，鄂西地区火山活动相对较弱，尽管两地区古海洋都是缺氧环境，但微量元素特征指示火山活动强烈的川西南地区海洋比鄂西地区更缺氧。综上，笔者认为火山活动不仅影响古海洋氧化还原环境，火山活动的强度与古海洋含氧量负相关。

4.2.2 有机碳富集的主控因素

在结捏拖及绿葱坡剖面上凯迪阶—下鲁丹阶δ13C、CIA及TOC数据序列中均识别了斜率周期参数信息（见图 5b、图 5d、图5f、图5h、图5j、图5l），但是富有机质页岩段出现在间冰期向温室期的转换期（δ13C负偏移及CIA正偏移），而不是出现在有利于海洋营养物质输入的冰期（δ13C正偏移及CIA负偏移）（见图5f、图5l、图5n）。此外，富有机质页岩段TOC值在δ13C负偏移的转换带（冰室期与温室期的转换期）高于最大负偏移带（温室期）（见图5f、图5l、图5n）。斜率主控的温盐循环是扬子海营养物质输入的重要驱动机制，尽管在冰期温盐循环驱动的高强度海洋底流活动为低纬度扬子海输入了丰富的营养物质，但是扬子海在冰期处于相对高含氧沉积环境，海水中的高含氧量不利于富有机质沉积物的保存（见图5n、图7）。

在现代海洋中，56%的富有机质沉积物在还没沉积到海底就被溶解在海洋的透光层，沉积到海底有机质继续溶解，仅3%被保存下来[62]，有机碳富集与海洋含氧量控制的保存效率紧密相关。在中上扬子区不同地区火山活动强度不同，火山作用强度的差异是有机碳差异保存的重要因素。例如在E4期，尽管斜率及斜率周期振幅较小（见图5b、图5d、图5h、图5j），海洋底流活动对低纬度区具有较强的有机碳输入能力，整个中上扬子区具有较强的海洋生产力（见图7e、图7f、图7k、图7l），但鄂西地区与川西南地区有机碳富集程度相差甚远，主要原因是川西南地区火山活动发育，火山活动导致的大洋缺氧提高了川西南地区有机碳保存效率（见图 7a—图 7d），而鄂西地区火山活动不发育，大洋为贫氧环境（见图7h—图7j），有机碳保存效率显然不如川西南地区（见图 7a、图 7g、图 9a、图9c、图9e）。同样的，在E1期，鄂西地区与川西南地区轨道周期调制的有机碳输入能力与海洋生产力相当（见图5b、图5d、图 5h、图5j、图7e、图7f、图 7k、图7l），且两地区都发育火山活动，皆为大洋为缺氧环境（见图7b—图7d、图7h—图7j），有机碳保存效率高（见图7a、图7g、图9b、图9d、图9f）。

图9 火山活动与氧化还原环境

因此，有机碳输入动力与保存效率二者耦合控制有机碳的富集。轨道周期变化调制的气候变化控制不同时期有机碳的输入，火山活动通过调节大洋含氧量来控制有机碳的保存效率。在垂向层序上应通过斜率的变化来对高有机碳含量页岩段进行甄别，斜率变大，斜率振幅减弱带有机碳含量高。在平面上应通过查明班脱岩的分布来筛选有利于有机碳保存的缺氧环境，将轨道参数变化信息与火山灰分布特征相结合，来查明富有机碳页岩段的时空分布规律。基于这一认识，本文建立了中上扬子区晚奥陶世—早志留世转换期有机碳富集模式（见图 10），晚凯迪期（E1）及晚赫南特期（E4）是有机碳富集的最有利时期，应将这两个时期的火山灰分布带作为页岩气勘探的目标区。

图10 晚凯迪期—早鲁丹期扬子区有机质聚集模式（剖面位置见图1；ε—黄赤交角）

5 结论

天文轨道周期对扬子区晚奥陶世凯迪期—早志留世鲁丹期气候变化有重要影响，1.2×106a斜率长周期及405×103a长偏心率周期在不同时间尺度上调制气候变化，且分别驱动三级及四级海平面的波动。轨道周期调制的气候变化驱动海洋温盐循环系统，温盐循环主导全球物质再分配，将位于高纬度区营养物质向中低纬度区转移，提高中低纬度区海洋生产力。

火山活动对海洋生产力贡献有限，火山活动强弱程度对有机碳保存效率有重要影响，火山活动通过调节大洋含氧量来控制有机碳的保存效率，同一时期不同地区火山活动强度的差异是有机碳差异保存的重要因素。

轨道周期驱动的有机碳输入动力与受火山活动影响的有机碳保存效率二者耦合控制有机碳的富集，在垂向层序上应通过斜率的变化来对高有机碳含量页岩段进行甄别，在平面上应通过查明班脱岩的分布来筛选有利于有机碳保存的缺氧环境，将轨道参数变化信息与火山灰分布特征相结合，来查明富有机碳页岩段的时空分布规律。

符号注释：

CIA——化学蚀变指数，无因次；mAl2O3，mCaO*，mNa2O，mK2O——样品中 Al2O3、CaO*、Na2O、K2O 物质的量分数，%。