川北地区二叠系大隆组烃源岩地球化学特征及沉积环境

郭谨豪，胡国艺，何 坤，米敬奎，田连杰，贺 飞，郭楚媛，卢梦蝶

（1.中国石油勘探开发研究院，北京 100083；2.中国石油集团公司油气地球化学重点实验室，北京 100083；3.中国矿业大学（北京），北京 100083）

0 引言

川北地区经勘探实践证实发育海陆叠合的多套地层，目前已经在多个层系中获得了工业气流，是四川盆地天然气勘探的重点领域［1-2］。海相优质烃源岩的发育是形成大型油气田的必要物质基础，针对川北地区多套海相烃源岩的地球化学特征和发育环境，以往开展了大量研究工作，主要集中在寒武系和二叠系烃源岩［2］。近年来，对上二叠统大隆组烃源岩的研究逐渐得到重视。李红敬等［3］从有机质富集机理入手，提出大隆组沉积于厌氧、缺氧环境，高生物生产力与海底热液流体活动有关；刘康林等［4］认为大隆组以深水相为主，广旺地区濒临深水海湾边缘，已接近台地边缘；李牛等［5］研究发现，在大隆组中部有机碳（TOC）、过剩铝，Cu，Ni 和Cd 等含量出现高值，具备优质烃源岩特征，指出该烃源岩层发育于上升流盛行的地区；腾格尔等［6］发现龙门山构造带北段发育二叠系栖霞组—茅口组碳酸盐岩、大隆组和寒武系底部泥质优质烃源岩；夏茂龙等［7］和付小东等［8］均发现四川盆地北缘大隆组烃源岩具有较高的有机质丰度，有机质类型以Ⅰ和Ⅱ型为主，是一套海槽优质烃源岩，具有生油生气的潜力；何贵松等［9］指出大隆组为裂陷盆地深水台凹泥岩-灰质泥岩互层型，生烃潜力大、物性好；张毅等［10］提出上寺剖面大隆组有机质类型划分为形态有机质、弥散有机质和沥青，认为表层生产力增加及底层海水缺氧控制了TOC的变化；胡国艺等［11］通过对2 条大隆组剖面的详细分析后，提出川北地区大隆组发育优质烃源岩，是该地区天然气主要气源之一。尽管川北地区大隆组烃源岩研究取得了一些进展，但对区域不同相带的有机地球化学特征差异、烃源岩发育环境的横向变化规律及有机质富集模式等还需要深化认识。

通过对川北地区发育于不同沉积相带的长江沟、西北乡和大两乡3 条剖面系统测量、取样和地球化学分析评价，探讨该区大隆组主力烃源岩的生烃潜力、沉积环境和有机质富集模式，以期为川北地区油气勘探提供借鉴。

1 地质概况

川北地区位于四川盆地北部，在构造上属于龙泉山背斜带北部，西缘为龙门山北段冲断带，北部为米仓山台缘凸起带，基底为前震旦系，沉积地层从震旦系到白垩系均有分布，经历了新元古代—早中生代的克拉通盆地构造及晚三叠世以来的多期陆内构造演化过程，发育了海陆叠合的多套地层，具有多套生储盖组合［1-2］，分别为下寒武统、上奥陶统—下志留统、下二叠统和上二叠统生储盖组合。目的层段上二叠统大隆组烃源岩分布于四川盆地北缘相对狭窄的呈北西—南东向长条状展布的广元—梁平海槽中，埋藏深度为4 000～5 000 m，主要为开阔台地、斜坡—陆盆相沉积（图1a），发育一套海陆过渡沉积环境下的产物，岩性组合复杂，泥岩类、灰岩类等均有发育（图1b）［2］。

图1 川北地区上二叠统大隆组沉积相分布（a）及LB1 井岩性地层综合柱状图（b）（根据文献［2］修改）Fig.1 Distribution of sedimentary facies of Upper Permian Dalong Formation（a）and stratigraphic column of well LB1（b）in northern Sichuan Basin

2 典型剖面大隆组地层特征

对剖面或单井进行地球化学系统采样分析是明确烃源岩纵向分布的重要途径。川北地区单井烃源岩系统取心资料缺乏，故以盆地周缘发育斜坡—深水陆棚—盆地相的3 个典型露头剖面为代表，通过系统采样进行烃源岩地球化学分析和生烃评价。

2.1 长江沟剖面

长江沟剖面位于广元市剑阁县上寺村长江沟，构造上属于矿山梁背斜东南翼。该剖面大隆组为深水陆棚沉积，出露良好，沉积地层连续，是我国二叠系—三叠系的重要剖面之一。该剖面出露的二叠系自下而上依次为中二叠统梁山组（P2l）、栖霞组（P2q）和茅口组（P2m），上二叠统吴家坪组（P3w）和大隆组（P3d）。大隆组厚度约27 m，底部与下伏吴家坪组青灰色厚层状细晶石灰岩呈平行不整合接触，中间夹薄层风化壳；下部以黑色中层状硅质泥灰岩为主，单层厚度为20～25 cm，岩性坚硬，富含菊石（图2a，2b）；中部为薄层黑色灰质泥岩（图2c），见菊石化石，充填方解石脉；上部为灰黑色泥质灰岩夹灰岩透镜体（图2d），硅质泥灰岩层理发育，上部颜色逐渐变浅（黑色变为灰色）；顶部见浅黄色软性铝土质泥岩，与上覆飞仙关组呈平行不整合接触（图3a）。泥岩中碳酸盐质量分数为26.6%～42.3%，平均为36.6%；硅质质量分数为25.3%～47.0%，平均为36.3%；黏土质量分数为12.5%～25.2%，平均为18.1%，表现为高脆性矿物、低黏土矿物的特征，属于中钙-中硅泥岩。岩相以硅质岩相和灰质岩相为主。

图2 川北地区典型剖面上二叠统大隆组岩性照片Fig.2 Lithologies of typical profiles of Upper Permian Dalong Formation in northern Sichuan Basin

图3 川北地区3 条露头剖面上二叠统大隆组烃源岩地球化学特征综合柱状图Fig.3 Geochemical characteristics of source rocks of Upper Permian Dalong Formation in three outcrop profiles in northern Sichuan Basin

2.2 西北乡剖面

西北乡剖面位于广元朝天西北乡。剖面出露的大隆组为深水陆棚沉积，岩性主要为黑色泥质灰岩、硅质灰岩、灰质泥岩，总厚度约为22 m。大隆组下部与下伏吴家坪组青灰色厚层状细晶石灰岩呈平行不整合接触，中间夹薄层风化壳；下部为黑色中层状泥质灰岩和硅质灰岩（图2e），硅质灰岩层理发育；中部为薄层泥岩、中层状灰质泥岩及灰岩透镜体（图2f，2g）；上部为泥质灰岩（图2h），颜色逐渐变浅（黑色变为灰色），顶部与上覆三叠系飞仙关组呈平行不整合接触（图3b）。泥岩中碳酸盐质量分数为2.8%～22.3%，平均为13.4%，硅质质量分数为35.0%～77.8%，平均为55.3%，黏土质量分数为4.9%～21.4%，平均为13.5%，脆性矿物含量较高，属于低钙-高硅泥岩。岩相以硅质岩相和灰质岩相为主。

2.3 大两乡剖面

大两乡剖面位于广元市旺苍县三江镇大两乡，大隆组发育盆地相，沉积厚度约为50 m，底部与下伏吴家坪组青灰色灰岩呈平行不整合接触，中间夹薄层风化壳；下部以黑色薄层状泥页岩、泥灰岩和厚层状灰岩为主（图2i，2j）；中部为黑色薄层状泥岩、页岩及灰岩透镜体（图2k，2l），泥灰岩层理发育，见沥青；顶部为灰岩，剖面上部颜色逐渐变浅（黑色变为灰色），见菊石化石，顶部与上覆飞仙关组呈平行不整合接触（图3c）。泥岩中碳酸盐质量分数为19.1%～32.7%，平均为23.4%；硅质质量分数为40.4%～69.1%，平均为58.9%；黏土质量分数为5.3%～10.5%，平均为8.1%，表现为高脆性矿物、低黏土矿物的特征，属于低钙-高硅泥岩。岩相以硅质岩相和灰质岩相为主。

3 烃源岩地球化学特征及生烃潜力

3.1 有机质丰度

有机质丰度是油气勘探中烃源岩评价的重要标志之一，其高低反映了烃源岩中有机质的富集程度。目前常用的有机质丰度评价指标包括总有机碳含量（TOC）、热解生烃潜量（S1+S2）、氯仿沥青“A”含量、总烃量等。本文主要采用TOC和热解生烃潜量来判识烃源岩有机质丰度。

对川北地区长江沟剖面大隆组19 块岩样进行分析可知，TOC值为0.60%～13.12%，平均值为5.51%，其中74%的样品TOC值大于2.00%，为优质烃源岩，主要分布在大隆组中下部，累计高丰度优质烃源岩厚度约为15 m。S1+S2值为0.05～41.82 mg/g，平均值为12.96 mg/g（图3a，表1），反映烃源岩有机质含量很高，且TOC值和S1+S2呈正相关关系（图4），说明该烃源岩成熟度没有进入高成熟—过成熟阶段。

表1 川北地区上二叠统大隆组烃源岩有机地球化学参数统计Table 1 Organic geochemical parameters of source rocks of Upper Permian Dalong Formation in northern Sichuan Basin

图4 川北地区3 条典型剖面上二叠统大隆组烃源岩S1+S2与TOC 交会图Fig.4 Cross plot of S1+S2 and TOC of source rocks of Upper Permian Dalong Formation in three outcrop profiles in northern Sichuan Basin

西北乡剖面大隆组累计采集岩样20 块，TOC为2.56%～13.76%，平均值为6.30%，TOC大于2.00%的优质烃源岩主要分布在大隆组中下部，累计高丰度优质烃源岩厚度约为20 m。S1+S2值为0.10～18.95 mg/g，平均值为7.82 mg/g，烃源岩有机质含量较高（参见图3b，表1），TOC值与S1+S2呈正相关关系（图4），烃源岩没有进入高成熟—过成熟阶段。

大两乡剖面累计采集岩样33 块，TOC为0.66%～16.61%，平均值为3.29%，56% 的样品TOC值大于2.00%，总体上该剖面TOC值小于长江沟剖面和西北乡剖面。高丰度烃源岩主要分布在大隆组上部和下部，累计高丰度烃源岩厚度约为25 m。S1+S2值为0.03～1.06 mg/g，平均值为0.20 mg/g（参见图3c，表1），反映该剖面烃源岩热解生烃能力较差，这与热演化程度高有关。

川北地区3 条剖面72 块烃源岩样品TOC值整体较高，平均值可达4.58%，累计高丰度烃源岩厚度为15～25 m，大隆组中下部烃源岩优于上部。平面上西北乡剖面烃源岩有机质丰度最高，高丰度优质烃源岩厚度居中；大两乡剖面有机质丰度最低，高丰度优质烃源岩厚度较大；长江沟剖面烃源岩有机质丰度居中，高丰度优质烃源岩厚度较小。

3.2 有机质类型

不同类型有机质的结构和化学组成存在差异，进而影响了烃源岩的生烃潜力、生烃产物特征以及生烃过程。有机质丰度相同的烃源岩若有机质类型不同，其生烃能力也可能存在较大的差异，烃源岩有机质类型也是烃源岩评价的重要参数之一。通过热解参数氢指数（HI）和干酪根碳同位素对研究区大隆组烃源岩有机质类型进行分析。长江沟剖面和西北乡剖面HI为23.00～419.80 mg/g，HI和Tmax图版（图5）显示其为Ⅱ型有机质，而大两乡剖面大隆组烃源岩成熟度高，HI比较低，仅为4.01～51.02 mg/g，不适于用HI判识烃源岩有机质类型。

图5 川北地区3 条典型剖面上二叠统大隆组烃源岩HI与Tmax图版Fig.5 Relationship between HI and Tmax of source rocks of Upper Permian Dalong Formation in three outcrop profiles in northern Sichuan Basin

岩石热解氢指数HI、干酪根H/C原子比能够反映烃源岩有机质类型，但受成熟度的影响较大，难以区分高成熟—过成熟阶段烃源岩母质类型，而干酪根碳同位素组成几乎不受成熟度的影响，可用来进行有机质类型划分［12-13］。碳同位素划分有机质类型的标准［14］：Ⅰ型干酪根δ13C 值为-35.0‰～-30.0‰，Ⅱ1型干酪根δ13C 值为-30.0‰～-27.5‰，Ⅱ2型干酪根δ13C 值为-27.5‰～-25.0‰；Ⅲ型干酪根δ13C ＞-25.0‰。长江沟和西北乡剖面38 个样品干酪根δ13C 值为-28.4‰～-25.2‰，平均值为-26.9‰，大部分样品干酪根δ13C 值为-28.0‰～-26.0‰（参见表1）。根据该分类方案，研究区大隆组烃源岩有机质类型主要为Ⅱ2型，部分为Ⅱ1型。

3.3 有机质成熟度

成熟度是有机质在埋藏过程中的热演化程度，在达到一定热演化程度后烃源岩才开始生烃，且在不同的热演化阶段生成不同的烃类产物，因此可以通过成熟度来划定生烃门限与产物类型。镜质体反射率（Ro）和热解最高峰温（Tmax）是常用的有机质成熟度研究指标。

研究区大隆组烃源岩成熟度变化大。梁狄刚等［13］指出区内广元矿山梁二叠系烃源岩成熟度较低，王顺玉等［15］认为大巴山米仓山南缘二叠系烃源岩现今处于过成熟阶段。长江沟剖面19 块烃源岩样品Tmax为433～439 ℃，平均值为435 ℃，实测Ro值为0.72%，处于烃源岩生油门限，成熟度较低。西北乡剖面19 块烃源岩样品Tmax值为438～451 ℃，平均值为446 ℃，实测Ro值为1.06%，成熟度较长江沟剖面高，处于大量生油阶段。大两乡剖面29块烃源岩样品的Tmax值为597～608 ℃，平均值为604 ℃，表明该区域大隆组烃源岩成熟度非常高，已进入过成熟阶段。

3.4 生气潜力评价

研究区大隆组在龙门山、米仓山及大巴山前都有出露，在广元—梁平海槽有效烃源岩厚度一般为10～40 m，面积约3.50×104km2，分布范围较广（图6），是一套非常重要的优质海相页岩类烃源岩。大隆组烃源岩不仅是油气来源，也是油气聚集的主要场所，构成烃源岩的主要矿物成分为碳酸盐、石英和硅质等脆性矿物，页岩中层理裂缝发育，有利于形成优质页岩气层。本文从烃源岩生气强度、总生气量及天然气资源量这3 方面来评价其生气潜力。

图6 川北地区上二叠统大隆组海相烃源岩厚度分布（据文献［2］修改）Fig.6 Thickness distribution of marine source rocks of Upper Permian Dalong Formation in northern Sichuan Basin

（1）烃源岩生气强度

研究区广元—梁平海槽大隆组在盆地内部大面积处于高成熟—过成熟阶段［16］，天然气为主要产物。在大隆组烃源岩生烃热模拟实验基础上，计算油产率和气产率（图7）。按热模拟产烃率法可计算总生气强度：

图7 川北地区上二叠统大隆组海相烃源岩热模拟生油气量Fig.7 Gas generation chart of marine source rock of Upper Permian Dalong Formation in northern Sichuan Basin

式中：Gg为烃源岩生气强度，m3/km2；H为烃源岩厚度，m；ρ为烃源岩密度，t/km3；Cr为烃源岩残余有机碳平均质量分数；Rg为烃源岩的气产率，m3/（t·TOC）。

广元—梁平海槽中大隆组有效烃源岩厚度H为10～40 m，页岩密度ρ为2.7 t/km3，3 条剖面烃源岩平均Cr值为4.58%，Rg值取本次热模拟烃气产率333 m3/（t·TOC）。根据王明筏等［16］的研究，大隆组钻井样品实测Ro为2.01%～2.60%，多数井Ro值约为2.50%，故取Ro=2.50%时的累计产气率。根据式（1）计算得到总生气强度为（21～165）×108m3/km2，达到了大气田形成的生气强度（大于20×108m3/km2）。

（2）烃源岩总生气量

烃源岩生气量可由热模拟产烃率法计算：

式中：Qgas-gen为天然气生气量，m3；S为烃源岩面积，km2；h为烃源岩平均厚度，m；Cf为有机碳恢复系数。

广元—梁平海槽中大隆组有效烃源岩平均厚度h为20 m，其分布面积为3.50×104km2（参见图6），Cf取值1.5［16］，其他参数与生烃强度计算参数一致，计算得出总生气量为432.38×1012m3，说明大隆组烃源岩生气潜力较大，具备规模供烃能力。

（3）天然气资源量

按常规天然气与非常规页岩气2 类资源对研究区天然气资源量进行评价。

常规天然气资源量计算如下：

式中：Qg为常规天然气资源量，m3；Kg为运聚系数（第4 次资源评价时西南气田龙岗刻度区大隆组上覆飞仙关组聚集系数取值3.93‰，本次Kg=3.93‰）。

由式（3）计算出的川北地区大隆组常规天然气资源量可达1.70×1012m3，具有可观的常规天然气勘探潜力。

由于川北地区大隆组勘探程度较低，非常规页岩气资源量的计算缺乏必要的参数，难以进行准确的计算，故按照四川盆地志留系五峰组—奥陶系龙马溪组页岩气评价方法进行粗略估算：

式中：为非常规天然气资源量，m3；A为有效页岩面积，km2；Z为刻度区页岩气资源丰度，m3/km2。

根据五峰组—龙马溪组页岩气的勘探开发成果，厚度大于30 m 的页岩具有较好的天然气开发条件。川北地区大隆组页岩厚度大于30 m 的分布面积A约为2 500 km2；Z值按照五峰组—龙马溪组页岩气平均资源丰度取4.00×108m3/km2。由式（4）计算得出页岩气的资源量约为1.00×1012m3。综合分析认为，川北地区大隆组页岩气资源量规模较大。

4 沉积环境

根据川北地区特定的地质背景，与有机质富集相关的因素主要包括区域构造背景、热液活动与上升流驱动、气候变化与古盐度、水体氧化还原条件等方面。

4.1 沉积背景

La/Ce 值可以用来判断硅质岩的沉积环境，硅质岩中La/Ce 值约1.00 时为大陆边缘环境；La/Ce值为2.00～3.00 时为大洋盆地；硅质岩La/Ce 值大于3.50为洋中脊周围［17-19］。川北地区大隆组硅质岩发育，长江沟、西北乡和大两乡3 条剖面的La/Ce 值为0.36～1.67，平均值为0.65，更接近于1.00（表2），说明硅质岩形成于大陆边缘环境。

表2 川北地区上二叠统大隆组3 条典型剖面微量元素比值统计Table 2 Trace element ratio parameters of Upper Permian Dalong Formation in three outcrop profiles in northern Sichuan Basin

4.2 热液活动与上升流

沉积环境的变化可能导致沉积过程中某些微量元素异常富集或严重亏损，因此，可以通过一些微量元素的变化来指示沉积环境［20-21］。

U 常常在热水沉积中富集，而Th 为陆源输入，在陆源快速沉积中含量相对较低［22］，U/Th可用来判识沉积类型。通常，U/Th＞1.00 指示热液沉积，U/Th＜1.00 指示正常的海相沉积物［23］。3 条剖面中U/Th 平均值都大于1.00，最高达264.32，其中位于海槽主体部位的大两乡剖面的U/Th平均值最大达28.99（表2，图8），表明该区域晚二叠世沉积物受热液活动的影响最大，具有热液沉积的特征。

图8 川北地区上二叠统大隆组lgTh-lgU 关系（据文献［23］修改）Fig.8 Relationship between lgTh and lgU of Upper Permian Dalong Formation in northern Sichuan Basin

Sc 主要来自陆源碎屑输入，在火山岩喷发物中的含量较低，质量分数一般为（2.5～5.0）×10-6；Cr 在地幔中含量最高，质量分数为（1 600～2 000）×10-6。3 条剖面样品中Sc 的平均质量分数为4×10-6，Cr的平均质量分数为190×10-6，说明Sc 以轻微无明显富集为特征，反映与火山喷发有关，而Cr 富集程度较低，指示无明显的火山喷发影响。因此，用Sc/Cr值可判别火山热液活动的影响程度，地壳中Sc/Cr值为0.12～0.22，火山岩中Sc/Cr 值为0～0.12，页岩中Sc/Cr 值为0.14［24］。3 条剖面中样品的Sc/Cr 值均小于0.14（表2），反映其受火山岩浆热液活动的影响较大。

在地质历史中，热液活动及其引起的上升流往往造成有机与无机矿产共生。热液型上升流携带的营养物质会到达透光带，给浅水植物和浮游动物提供养分，同时造成底栖生物的繁盛，为有机质的富集提供了物质基础，与热液型上升流有关的沉积通常有较高的硅含量［25］。3 个典型剖面中，位于邻近斜坡的长江沟剖面硅质泥灰岩最发育，位于深水陆棚相的西北乡剖面硅质岩发育次之，这2 个剖面烃源岩TOC含量也较高，而位于盆地相的大两乡剖面中硅质岩不发育，TOC含量也更低，这说明海槽西部斜坡—陆棚区存在与上升流有关的热水沉积，硅质岩中的硅质属于热液成因，海底火山爆发产生的高温热液流体与海洋浅部冷水形成的巨大温差造成水体对流，热水沿大陆斜坡向上移动形成上升流［18］，来自地壳深部的富硅热液在深大断裂发育区伴随火山喷发即形成了富硅沉积［20］。

上升流在海侵过程中得到加强，携带富12C 的物质在缺氧或厌氧环境中沉积，导致海洋δ13C 值负偏［26］。长江沟和大两乡剖面下部均出现δ13C干酪根负漂移现象（参见图3），也证实了斜坡—深水陆棚区上升流的存在，贫13C 的深部水体上涌是δ13C 漂移发生的成因机制。

4.3 气候变化与古盐度

沉积物源会影响海水的盐度。重稀土元素Y/Ho值可以反映沉积物源，当Y/Ho＞44.00，代表现今海水，Y/Ho 值为28.00～44.00，代表火山岩与碎屑物质，Y/Ho 值为26.00～28.00，代表球粒陨石［27］。长江沟、西北乡和大两乡剖面的Y/Ho平均值分别是36.57，35.39和34.40（表2），说明这3 条剖面的沉积均与火山碎屑物质有关。

古气候也是影响海水盐度的主要因素之一。用Sr/Cu 值可判识古气候条件，Sr/Cu 值为1.30～5.00，代表温暖湿润气候，当Sr/Cu＞5.00，代表干热气候［28］。长江沟、西北乡和大两乡剖面的Sr/Cu 平均值依次为26.30，11.01和29.47，均大于5.00（表2），说明研究区晚二叠世大隆组沉积期为干热气候条件。

古盐度控制着生物群的发育。正常盐度的水体发育浮游生物，用Sr/Ba 作为古盐度的指标，可判别有机质来源。当Sr/Ba＞0.80，为咸水环境，当Sr/Ba为0.50～0.80，为半咸水环境，当Sr/Ba＜0.50，为淡水环境［29］。长江沟剖面、西北乡剖面和大两乡剖面中Sr/Ba 平均值分别为21.67，11.68 和20.54（表2），反映长江沟与大两乡剖面盐度高，西北乡剖面盐度相对较小，但都为咸水环境，海洋生物群落以耐盐生物为主。

4.4 水体环境

火山喷发活动中产生大量的H4SiO4，H2S，CH4，CO2和H2等气体，其中的酸性气体与火山灰一起落入水中造成水体缺氧，形成还原环境［19］。烃源岩的质量与其形成环境密切相关，不同成因不同环境中富集不同的微量元素［30-31］。钼（Mo）、银（Ag）、锌（Zn）、镍（Ni）、铜（Cu）、铬（Cr）、钒（V）、铀（U）和铂族元素在缺氧盆地沉积的现代泥岩和古代页岩中相对富集［32］。在海洋沉积物中Mo，U 和Mn 的浓度能灵敏地指示古海洋条件，Mo 和U 常作为沉积环境指标，其富集说明水体的缺氧主要是由于海水分层、水体循环受阻造成的，Mo 还被认为是能指示古氧化还原条件的一种示踪元素［24，33］，硫化环境导致海洋沉积物中Mo 高度富集［34］。页岩中示踪元素的含量与沉积环境中矿物沉积和富含特殊元素碎屑颗粒的出现有关，常用示踪元素的比值作为古氧化还原条件的指示剂，常用的示踪元素比值有U/Th，V/Cr，Ni/Co［35］，V/（V+Ni）和V/Sc［36］。近年来有学者质疑V，Ni 和Cr 等金属元素的指示性，认为其受后期热演化作用、有机质丰度与成熟度等因素的影响含量波动大。因此，本文主要以Mo，U/Th，Mo/U，UEF和MoEF协变模式（图9）对研究区3条剖面大隆组水体氧化还原条件进行判识，与V，Ni 和Cr 有关的比值作为辅助指标，判识标准如表3 所列。

表3 川北地区上二叠统大隆组水体氧化还原条件判识指标Table 3 Criteria for identification of redox conditions in water bodies of Upper Permian Dalong Formation in northern Sichuan Basin

图9 川北地区3 条典型剖面上二叠统大隆组UEF和MoEF协变模式图（据文献［34］和［37］修改）Fig.9 UEF and MoEF covariant modes of Upper Permian Dalong Formation in three outcrop profiles in northern Sichuan Basin

长江沟剖面烃源岩Mo 平均质量分数为92×10-6，主体显示富集，下部为厌氧环境，底部和上部均为缺氧的间歇性硫化环境；U和V均富集，平均质量分数分别为14×10-6和539×10-6；U/Th 平均值为9.22，反映以还原条件为主的厌氧硫化环境；Mo/U平均值为3.15，当Mo/U值超过海水的3～10倍时，说明这种厌氧环境是在水体受限条件下产生的［34］。从UEF与MoEF协变模式图（图9）可见，该剖面中Mo/U 大多为海水的0.3～4.0 倍，总体指示为受限厌氧环境，Mo/U 随EFs（enrichment factors，富集因子）的增加而增大的协变趋势线与美国萨斯喀彻温晚泥盆世Bakken 页岩、Lowa 南部晚宾夕法尼亚中大陆海页岩中Stark 页岩的协变趋势相近，但Mo/U值向更大的方向演化，表明与开阔海洋相连，经历了水体交换，导致更大范围的底栖生物氧化还原变化从贫氧型到硫化型，即水体环境从浅水贫氧非硫化环境向深水厌氧硫化环境的变化。V/Cr，Ni/Co和V/（V+Ni）值也反映了类似的结果（表2，图3a）。综合来看，长江沟剖面大隆组底部为贫氧—缺氧的非硫化环境，中—下部主要为受限的厌氧硫化静海环境，上部为缺氧的非硫化环境。

西北乡剖面烃源岩Mo 平均质量分数为68×10-6，主体显示富集，下部为厌氧环境，底部和上部均为缺氧的间歇性硫化环境；U和V均显示富集，平均质量分数分别为13×10-6和993×10-6；U/Th 平均值为7.63，指示厌氧硫化还原环境；Mo/U 平均值为6.79，指示水体受限条件下的厌氧环境；UEF与MoEF协变模式图（图9）显示Mo 相对于U 更富集，Mo/U为海水的3倍，且随EFs的增加而稳定不变的协变趋势线与美国晚泥盆世Chttanooga 页岩的协变趋势一致，反映以水体受限的深水厌氧硫化环境为主体。V/Cr，Ni/Co和V/（V+Ni）值也呈现出相似的结果（表2，图3b）。综合来看，西北乡剖面主体为受限厌氧硫化静海环境，顶部为缺氧非硫化海环境，底部为贫氧—缺氧的非硫化缺氧环境，与长江沟剖面相似。

大两乡烃源岩Mo平均质量分数为44×10-6，主体显示富集，中—上部为厌氧环境，下部为贫氧—缺氧的间歇性硫化环境；U和V富集，平均质量分数分别为9×10-6和485×10-6；U/Th 值为1.51～264.32，平均值28.99，反映为厌氧硫化还原环境；Mo/U 值为0.17～26.52，平均值4.87，反映为水体受限条件下的厌氧环境；UEF与MoEF协变模式图（图9）中显示出与长江沟剖面相反的协变趋势，Mo 和U 富集程度较高，Mo/U 大多为海水的0.8～2.0 倍，且随EFs的增加而减小的协变趋势线与美国北达科他州晚泥盆世Bakken页岩的协变趋势相近，但Mo/U 减小的幅度更小，表明均匀的硫化条件（由于强烈的水柱分层）加上深水区水中Mo含量的下降，形成了一个受限制的、永久的硫化深水区。V/Cr，Ni/Co 和V/（V+Ni）值也指示了类似的结果（表2，图3c）。综合来看，大两乡剖面顶部为缺氧非硫化环境，上部为受限厌氧硫化静海环境，下部呈现缺氧—厌氧—缺氧—贫氧环境的演化。

综上所述，川北地区大隆组沉积时水体环境整体表现为缺氧的半局限循环状态，有机质分解对氧的需要增加，导致该地区缺氧甚至达到硫化的水体环境，沉积早期水体环境表现为缺氧—短暂厌氧—缺氧—贫氧的演化过程，中—晚期大范围发育厌氧的硫化静海环境，末期演变为缺氧非硫化环境。

5 有机质富集模式及勘探潜力

5.1 水体环境利于有机质富集与保存

反映水体环境的微量元素Mo，U 和Th 都与有机质富集密切相关，在现代典型封闭海盆沉积物中Mo 含量与TOC含量的关系不仅可揭示水体的局限程度，还可以用来确定不同水体环境中有机质的形成机理与富集程度。w（Mo）/TOC值越小，反映水体受限程度越高，w（Mo）/TOC＞35.00，指示水体受限程度弱；w（Mo）/TOC为15.00～35.00，指示水体受限程度中等；w（Mo）/TOC＜15.00，指示水体受限程度强［40］。在氧化—亚氧化条件下，Mo 含量与TOC含量不存在明显的相关性；在缺氧条件下，Mo的摄入被有机物沉降量所控制，富集程度低，Mo 含量与TOC含量相关性较好；在硫化条件下，因富硫有机物与黄铁矿对Mo的吸附滞留作用，Mo 含量明显增加，但与TOC含量的相关性较差［41］。

川北地区长江沟剖面上部和下部w（Mo）/TOC值大多为3.39～12.65，为强滞留的硫化环境；中部w（Mo）/TOC值多为15.64～23.64，为中等滞留的硫化环境；局部w（Mo）/TOC值为50.98～70.65，为弱滞留的硫化环境。Mo 含量与TOC相关性良好，相关系数为0.68，指示缺氧条件。TOC值在弱滞留硫化环境、中等滞留硫化环境和强滞留硫化环境中呈降低趋势，分别为5.99%～7.87%，2.44%～13.12%和0.95%～7.86%。西北乡剖面中—上部w（Mo）/TOC值为3.73～10.82，为强滞留的硫化环境；下部w（Mo）/TOC值多为18.52～26.59，为中等滞留环境；底部w（Mo）/TOC值为10.76～12.35，为强滞留环境。TOC值依次反映中等滞留的硫化环境（2.62%～10.49%）、强滞留的硫化环境（中上部为0.19%～9.95%，底部为2.56%～2.66%）。大两乡剖面w（Mo）/TOC值为2.44～98.13，数据分散，强滞留、中等滞留和弱滞留的硫化环境交替出现，以强滞留环境居多，TOC值普遍较低，为0.17%～5.00%，且与Mo含量不具线性相关性（参见表2，图3，图10）。分析认为，晚二叠世长江沟剖面和西北乡剖面上升流活跃，水体环境中发育最小含氧带，对应中等—强滞留硫化静水环境，沉积物中Mo与TOC同步富集。

图10 川北地区上二叠统大隆组烃源岩微量元素与TOC 含量的关系Fig.10 Relationship between trace elements and TOC of source rocks of Upper Permian Dalong Formation in northern Sichuan Basin

U 的摄取常被特定有机物的数量限制，在缺氧条件下沉积物中的U 含量与TOC含量具有良好的正相关性；在厌氧硫化条件下，氢氧化物和金属硫化物从水体中沉淀下来会导致U 富集，U 含量和TOC含量相关性较差。Th 对氧化还原环境变化不敏感，常以U/Th 指示水体环境的氧化还原条件。由U/Th 与TOC含量交会可知，长江沟、西北乡和大两乡剖面U/Th 与TOC含量的相关系数分别为0.37、-0.03 和0.11（图10b），几乎不相关，说明水体还原性强，对残余有机质的保存具有重要作用。

综合分析认为，斜坡—浅水陆棚环境中热液型上升流促进了海洋生物的繁盛，数量庞大的生物死亡后因机体的呼吸分解作用消耗了水体中的游离氧，造成水体缺氧。此外，处于半封闭状态的海槽水体流动性受限，不能与含氧水体交换，导致水体处于缺氧—厌氧硫化静海环境，有利于有机质富集与保存。

5.2 有机质富集模式

研究区广元—梁平海槽在大隆组沉积期经历了2 期水体环境的演变。第1 期为海槽发育雏形期，经历了干热气候下缺氧—厌氧—缺氧环境的变化，分布范围局限于东北部大两乡周围。由于处于大陆边缘的海槽沿伸至陆地深处，地势狭窄，气候炎热干燥，蒸发量大，陆源碎屑输入较少，导致海槽水体处于半封闭状态，形成受限水体。随着海槽的发育，水体环境由初期的缺氧非硫化环境发展为强限制性厌氧硫化静海环境，形成了一套厚度不大的暗色泥页岩烃源岩。由于浮游生物不发育，有机质富集规模不大，但是厌氧硫化环境有利于有机质的保存。这套暗色泥页岩形成之后，水体变浅，逐步演变为缺氧—贫氧的非硫化环境，沉积了一套泥灰岩—灰岩的碳酸盐岩沉积，缺乏水生生物，有机质发育程度较低（图11）。

图11 川北地区广元—梁平海槽上二叠统大隆组有机质发育环境模式示意图（剖面位置见图1）Fig.11 Schematic diagram showing organic matter development environment of Upper Permian Dalong Formation in Guangyuan-Liangping trough，northern Sichuan Basin

第2期为海槽发育扩展期。海槽在第1期发育的背景上迅速向西南扩展至长江沟以南，形成较大范围的斜坡—浅水陆棚—深水陆棚环境，经历了贫氧—缺氧非硫化—厌氧硫化—缺氧非硫化环境的演变。厌氧硫化环境发展时期长、影响范围广，形成的第2 套泥页岩厚度大，但是厌氧硫化的程度呈现出南北差异，东北部海槽最深处为封闭的强滞留厌氧硫化环境，向西南深水陆棚西北乡过渡为中等滞留厌氧硫化环境，再到西南斜坡长江沟变为弱滞留厌氧硫化环境。这种水体环境的形成与海槽附近火山喷发热液活动产生的热液型上升流有关。热液活动产生的漂浮物为海洋生物提供了丰富的营养，上升流从深海向西南台缘流动的过程中，将这些营养物质带到斜坡—陆棚地带，造成这些地区浮游生物大繁盛。同时，火山喷发大量的H2S，CO2等酸性物质沉入海底，在半局限古地理格局中形成厌氧硫化环境，当大量浮游生物死亡并沉入海底后，得不到游离氧的分解，有机质难以被分解，得到了很好的保存，长期发育的厌氧硫化静海环境有利于有机质的富集与保存。因此，西北乡和长江沟等斜坡—陆棚地带TOC含量较高，且TOC含量在弱滞留硫化环境中最大，在中等滞留硫化环境中次之，在强滞留硫化环境中最小。

5.3 勘探潜力分析

研究区大隆组烃源岩具备形成大中型气田的潜力，主要表现在以下3个方面。

（1）大隆组含硅质页岩有一定的厚度，有机质富集，丰度高，处于成熟—过成熟阶段，属于优质烃源岩，有利于形成优质页岩气层，生烃潜力大。

（2）位于南、北两侧缓坡带的二叠系长兴组—三叠系飞仙关组台地边缘礁滩相可以成为与大隆组烃源岩相匹配的优质储层［8］。位于海槽深部的大两乡剖面大隆组处于过成熟阶段，正处于热裂解气生成阶段，大隆组烃源岩大量生烃期晚于长兴组—飞仙关组优质储层的形成期，具有很好的生储盖匹配关系，有利于在长兴组—飞仙关组礁滩相优质储层中形成气藏；沥青生物标志化合物油源对比认为与研究区相邻的龙岗西气田长兴组和飞仙关组的天然气主要来源于上二叠统烃源岩［42］；研究区南、北缘分别与现今龙岗、元坝、普光、罗家寨等大中型气田相邻，且在大隆组分布区中发现了河坝气田，不排除该气田有来自大隆组烃源岩的天然气。

（3）据2023 年4 月7 日海外网报道，在广元—梁平海槽中钻探的雷页1 井在4 000 m 大隆组获得日产42.66×104m3的页岩气工业气流，大隆组已获页岩气勘探突破。

总体而言，尽管埋藏深，开采技术难度大，但随着页岩气开采技术的不断进步，大隆组将成为四川盆地页岩气又一重要的接替领域。

6 结论

（1）川北地区上二叠统大隆组主要发育黑色泥岩页岩和泥质灰岩，有效烃源岩厚度为10～40 m，有机质丰度较高，以Ⅱ型为主，有机质成熟度在空间分布上差异大，盆地边缘西部长江沟、西北乡剖面处于成熟阶段，盆内东部大两乡剖面处于过成熟阶段；广元—梁平海槽大隆组生气强度高，页岩气资源量达万亿方，具有较大的天然气勘探潜力。

（2）研究区大隆组海相烃源岩沉积于大陆边缘环境，海槽断裂体系形成热液活动和沿大陆边缘的上升流，干热的气候环境下形成远离陆源碎屑的沉积水体，在晚二叠世早、末期为贫氧—缺氧的非硫化静海，中晚期以厌氧硫化静海环境为主，这些因素共同作用造就了大隆组优质烃源岩及其空间展布格局。

（3）广元—梁平海槽大隆组沉积期经历了2 期水体环境的演变。第1 期为海槽发育雏形期，经历了干热气候下缺氧—厌氧—缺氧环境的变化，分布范围局限大两乡深水区，暗色泥页岩烃源岩不发育；第2 期为海槽发育扩展期，海槽迅速向西南扩展至长江沟以南斜坡区，经历了贫氧—缺氧非硫化—厌氧硫化—缺氧非硫化环境的演变。在海槽西南侧斜坡—深水陆棚区，热液型上升流与半封闭水体环境共同造就了长时期大范围的厌氧硫化静海环境，形成较高的TOC含量，且TOC含量在弱滞留硫化环境中最大，中等滞留硫化环境次之，强滞留硫化环境中最小。

（4）广元—梁平海槽大隆组在盆地中大面积处于过成熟热演化阶段，寻找大隆组页岩气和源于大隆组热解气的长兴组—飞仙关组优质储层气藏为主要勘探方向。