劉 安 李旭兵 王傳尚 危 凱 王保忠

(中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地礦研究所 武漢 430205)

沉積環(huán)境是控制烴源巖發(fā)育的主要因素，如古海洋生產(chǎn)力、氧化還原條件、水動力條件等不同程度控制了烴源巖的有機碳含量、分布規(guī)律［1～4］，因此研究烴源巖發(fā)育的古環(huán)境顯得尤為重要。生物標(biāo)志化合物、微量元素、碳氧同位素等都是研究古環(huán)境的重要手段，相比較生物標(biāo)志化合物和碳氧同位素分別受到有機質(zhì)含量、巖石巖性等因素的影響，使用具有局限性;微量元素在探討烴源巖發(fā)育的古環(huán)境具有更寬范圍的適用性。騰格爾［4，5］、李雙建［6］采用微量元素分別在鄂爾多斯奧陶系碳酸鹽巖烴源巖及中揚子志留系碎屑巖烴源巖的古環(huán)境研究中取得了一定的進(jìn)展，并提出了有利于烴源巖發(fā)育環(huán)境的微量元素判識指標(biāo)。

寒武系烴源巖是中國南方一套區(qū)域性烴源巖，具有分布廣泛，厚度大，有機碳含量高的特點，有機質(zhì)以腐泥型為主，熱演化多已經(jīng)達(dá)到過成熟階段，前人對此有較多的研究［7～9］。但對湘鄂西寒武系烴源巖發(fā)育的古環(huán)境研究相對較少，且往往集中在相鄰地區(qū)對寒武系牛蹄塘組底部的研究［10～14］，缺少對研究區(qū)從揚子臺地—斜坡帶—盆地區(qū)寒武系烴源巖發(fā)育古環(huán)境的變化規(guī)律及對比研究。本次研究以微量元素和稀土元素為主要手段，結(jié)合沉積特征綜合研究湘鄂西地區(qū)寒武系古環(huán)境的變遷對烴源巖發(fā)育的影響。

1 地質(zhì)背景

研究區(qū)在寒武紀(jì)屬于中揚子臺地及其東南被動大陸邊緣斜坡帶和湘中盆地［15，16］(圖1)，不同相區(qū)地層對比見表1。中揚子臺地區(qū)宜昌及周邊寒武系自下而上發(fā)育黔東統(tǒng)水井沱組(牛蹄塘組)、石牌組、天河板組、石龍洞組，武陵統(tǒng)覃家廟組，武陵—芙蓉統(tǒng)三游洞群;水井沱組與下伏震旦系不整合接觸，下部為黑色碳質(zhì)泥巖，上部為深色含碳質(zhì)灰?guī)r，石牌組為一套粗碎屑巖沉積，天河板組主要為灘相灰?guī)r沉積，石龍洞組以上主要為大套白云巖沉積。

斜坡帶和盆地牛蹄塘組與下伏震旦系為整合接觸，斜坡帶黔東統(tǒng)發(fā)育牛蹄塘組、杷榔組、清虛洞組，武陵統(tǒng)敖溪組、花橋組、車夫組，芙蓉統(tǒng)比條組、追屯組。牛蹄塘組以黑色碳質(zhì)泥巖沉積為主;杷榔組為灰綠色粉砂質(zhì)泥巖，斜坡帶東部夾碳酸鹽巖沉積;清虛洞組下部為泥巖夾灰?guī)r，上部為白云巖沉積;敖溪組下部為黑色泥巖、白云質(zhì)泥巖，上部為白云巖沉積;花橋組以上以條帶狀碳酸鹽巖為主，重力流沉積發(fā)育。

湘中盆地發(fā)育黔東統(tǒng)牛蹄塘組，黔東—武陵統(tǒng)污泥塘組，武陵—芙蓉統(tǒng)探溪組。牛蹄塘組為黑色碳質(zhì)泥巖沉積;污泥塘組為鈣質(zhì)泥巖夾含泥質(zhì)灰?guī)r，自下而上泥巖含量減少;探溪組以灰?guī)r沉積、或含泥質(zhì)條帶灰?guī)r為主。

表1 研究區(qū)寒武紀(jì)地層劃分對比表Table 1 Stratigraphic division and correlation of Cambrian in the study area

2 樣品采集與測試

本次研究針對不同相區(qū)選擇了三條露頭較好、風(fēng)化程度低、具有代表性的剖面進(jìn)行烴源巖較系統(tǒng)的采集，對非黑色巖系也采集少量具有代表性樣品。三條剖面分別是位于揚子臺地區(qū)的湖北長陽鴨子口水井沱組剖面，斜坡帶湖南古丈羅依溪牛蹄塘組—追屯組剖面，湘中盆地安化江南牛蹄塘—污泥塘組剖面(圖1)。所采集樣品巖性有碳質(zhì)泥巖、灰?guī)r、鈣質(zhì)泥巖，共采集樣品約60件，微量元素樣品有對應(yīng)的有機碳含量樣品，大部分樣品同時也測試了稀土元素。

樣品的微量和稀土元素由中國地質(zhì)調(diào)查局中南測試中心采用高電感耦合等離子質(zhì)譜(ICP-MS)完成，測試依據(jù)為 DZ/T0223-2001，分析精度均優(yōu)于5%;樣品的有機碳含量由中石化江漢油田研究院測試中心采用干燒重量法完成，測試依據(jù)為 GB/T19145-2003，TOC＜0.5%時相對誤差小于10%，TOC＞1%相對誤差小于5%。

3 結(jié)果與討論

3.1 烴源巖分布及有機碳含量

湘鄂西寒武系烴源巖的分布及有機碳含量從揚子臺地—斜坡帶—盆地具有較大的變化(表2;圖2，3，4)。揚子臺地?zé)N源巖為水井沱組，長陽鴨子口剖面烴源巖的厚度約200 m，自下而上有機碳含量具有減少的趨勢(圖2)。下部泥巖的有機碳含量為2.68% ～5.86%，平均值為3.87%，上部鈣質(zhì)泥巖及灰?guī)r有機碳含量相對較低，頂部灰?guī)r有機碳含量最小為0.3%，接近灰?guī)r烴源巖下限。

斜坡帶古丈羅依溪剖面發(fā)育牛蹄塘組、清虛洞組底部、敖溪組多套烴源巖(圖3)，烴源巖累計厚度超過450 m。牛蹄塘組烴源巖有機碳含量為0.42%～8.71%，低值往往為灰?guī)r樣品，有機碳含量自下而上整體有減少的趨勢，存在小幅波動，在下部灰?guī)r段附近有機碳含量偏低。杷榔組灰綠色泥巖有機碳含量僅為0.19%，為非烴源巖。清虛洞組下部和敖溪組有機碳含量一般較低，為0.25% ～1.93%，一般屬于較差的烴源巖，清虛洞組中上部灰?guī)r和白云巖為非烴源巖。

湘中盆地牛蹄塘組—污泥塘組烴源巖持續(xù)發(fā)育，烴源巖累計厚度超過400 m。牛蹄塘組烴源巖的有機碳含量自下而上減少(圖4)，為1.62% ～19.46%;污泥塘組烴源巖穩(wěn)定發(fā)育，有機碳含量為1.13%～3.57%。

表2 寒武系剖面樣品TOC(%)、微量元素含量(μg/g)及其相關(guān)比值Table 2 Contents of trace elements，TOC and correlative ratios of Cambrian samples

圖2 湖北長陽鴨子口剖面有機碳含量及部分無機參數(shù)變化趨勢Fig.2 Vertical variation of TOC and some inorganic parameters in Changyang Yazikou section of Hubei province

圖3 湖南古丈羅依溪剖面有機碳含量及部分無機參數(shù)變化趨勢圖Fig.3 Vertical variation of TOC and some inorganic parameters in Guzhang Luoyixi section of Hunan province

3.2 古生產(chǎn)力

古海洋的原始生產(chǎn)力是控制沉積物中有機碳含量的重要因素［3］，P和Ba是研究生產(chǎn)力的重要指示元素?；钚粤自卦诠藕Ｑ笱芯恐锌梢宰鳛楣派a(chǎn)力的指標(biāo)，在古海洋研究中取得了較好的效果［17］，但從剖面測試數(shù)據(jù)來看P含量自下而上沒有明顯的變化規(guī)律，TOC(%)和對應(yīng)的P含量之間并無明顯的相關(guān)性(圖2，3，4)。沉積有機質(zhì)富集保存對氧化還原條件反應(yīng)敏感，但P既可以在還原環(huán)境富集，也可以在臺地、潮坪富氧環(huán)境聚集，可能是二者相關(guān)性差的主要原因;另外在還原環(huán)境沉積有機質(zhì)被細(xì)菌分解過程中釋放出的可溶磷酸鹽存在再次搬運富集也是重要的原因［18］。Ba與有機碳的富集具有類似的條件，表層海水高生產(chǎn)力和底部缺氧都是Ba富集的必要條件［19］，因此 Ba積累率與生物生產(chǎn)力呈正相關(guān)性;分析騰格爾［4］在鄂爾多斯盆地測試的奧陶系碳酸鹽巖和頁巖數(shù)據(jù)以及李雙建［6］在中揚子所測試的志留系碎屑巖數(shù)據(jù)，Ba含量與TOC(%)都表現(xiàn)出較為明顯的相關(guān)性，因此這種相關(guān)性不受到巖性的限制。

圖4 湖南安化江南剖面有機碳含量及部分無機參數(shù)變化趨勢圖Fig.4 Vertical variation of TOC and some inorganic parameters in Anhua Jiangnan section of Hunan province

三個剖面樣品Ba含量與TOC(%)同步變化，相關(guān)性良好，長陽鴨子口和古丈羅依溪兩個剖面相關(guān)系數(shù)都超過0.95，湘中江南剖面去掉個別異常值相關(guān)系數(shù)也達(dá)到0.8。羅依溪剖面牛蹄塘組灰?guī)r和泥巖樣的Ba含量均大于1 000 μg/g，清虛洞組底部和敖溪組樣品的含量變化較大，部分灰?guī)r樣品小于1 000 μg/g，表明牛蹄塘組生產(chǎn)力穩(wěn)定較高，而清虛洞組底部和敖溪組較牛蹄塘組生產(chǎn)力明顯降低，Ba的最低值對應(yīng)的是杷榔組灰綠色泥巖樣品，為非烴源巖。羅依溪剖面牛蹄塘組上部灰?guī)r段較高的Ba含量以及下文氧化還原條件分析中灰?guī)r微量元素指示的還原環(huán)境，表明牛蹄塘組上部灰?guī)r段形成于高生物生產(chǎn)力和還原性的沉積環(huán)境，具有較好的生烴潛力;灰?guī)r段的TOC能夠反映自身的生烴潛力，而不是外來瀝青充填制造的假象。江南剖面Ba含量變化范圍較小，多在1 000～10 000 μg/g，Ba含量高值主要分布在牛蹄塘組底部，表明湘中盆地牛蹄塘組—污泥塘組古海洋生產(chǎn)力長期穩(wěn)定較高，牛蹄塘組下部生產(chǎn)力最高。

臺地—斜坡帶—盆地不同剖面Ba含量指示整個研究區(qū)牛蹄塘期(水井沱期)具有高的生產(chǎn)力，斜坡帶在清虛洞組底部及敖溪組底部也具有較高的生產(chǎn)力，盆地區(qū)牛蹄塘組—污泥塘組具長期高生產(chǎn)力。

3.3 氧化還原條件

自然氧化—還原作用對U、V、Mo等變價元素的遷移、共生和沉淀起到重要的控制作用，在氧化條件下這些元素以高價態(tài)易遷移，在還原條件下呈低價態(tài)易沉淀。Hatch［20］依據(jù)北美頁巖研究指出 V/(V+Ni)≥0.54為含H2S的厭氧環(huán)境，V/(V+Ni)在0.46～0.60為貧氧環(huán)境，且該判別指標(biāo)不受到巖性的影響［21］。Jones［22］也提出了 U/Th、V/Cr、Ni/Co 等作為判別氧化還原環(huán)境的指標(biāo)。

剖面所有樣品V/(V+Ni)比值均大于0.54，分布在0.61～0.98之間，每個剖面最大比值在牛蹄塘組底部，自下而上比值都有減小的趨勢，表明牛蹄塘組底部還原性最強，自下而上還原性呈逐漸減弱的趨勢;橫向比較，盆地安化江南剖面的比值往往比同時代斜坡和臺地區(qū)比值要高，盆地區(qū)牛蹄塘組V/(V+Ni)比值多高于0.8，較斜坡和臺地比值穩(wěn)定、波動小，指示處于長時間高度還原的沉積環(huán)境(圖2，3，4)。

一般認(rèn)為 U/Th≥0.75、Ni/Co≥5指示缺氧環(huán)境。鴨子口剖面、羅依溪剖面、江南剖面U/Th比值分別為0.53～3.06，0.19～3.14，0.32～16.89;Ni/Co分別為1.29～30.18，0.69～15.09，2.38～34.27;部分?jǐn)?shù)據(jù)指示的氧化還原結(jié)果與V/(V+Ni)比值的判別結(jié)果不一致，但U/Th和Ni/Co比值與V/(V+Ni)在縱向和橫向上具有類似的變化規(guī)律;羅依溪剖面比值除個別樣品外，表現(xiàn)出更為明顯的多旋回性，牛蹄塘組底部、清虛洞組底部和敖溪組往往要比與之相鄰的上下部巖層樣品比值要高。U/Th和Ni/Co低比值往往為灰?guī)r樣，推測巖性對比值的影響較大;分析騰格爾［5］所測的鄂爾多斯奧陶系樣品，發(fā)現(xiàn)灰?guī)r樣品U/Th和Ni/Co也有類似的低值情況出現(xiàn)，與其它判別指標(biāo)不一致。因此V/(V+Ni)比值在所研究樣品有多種不同巖性的條件下判斷氧化還原條件更可靠，但是U/Th和Ni/Co比值所反映的氧化還原變化趨勢和多旋回性依然有參考價值。

依據(jù)剖面的沉積特征，牛蹄塘組、清虛洞組底部和敖溪組底部巖層水平紋層密集發(fā)育，見大量保存完好的放射狀海綿骨針化石以及黃鐵礦結(jié)核，表明為寧靜還原的沉積環(huán)境，與高V/(V+Ni)比值指示的還原環(huán)境一致。鴨子口剖面水井沱組之上石牌組為一套富含底棲動物遺跡化石的砂巖沉積;達(dá)揚［23］根據(jù)底棲生物類型和遺跡化石認(rèn)為貴州臺江革一地區(qū)杷榔組為氧化—次氧化沉積環(huán)境，與下伏黑色巖系相比沉積環(huán)境明顯改變;羅依溪剖面清虛洞組上部巖層顏色變淺，主要為鮞灘白云巖沉積指示動蕩氧化的沉積環(huán)境;剖面牛蹄塘組(水井沱組)頂部、清虛洞組黑色巖系頂部樣品的V/(V+Ni)、U/Th和Ni/Co比值較下部樣品明顯降低，逐漸過渡到上述具有明顯動蕩氧化特征的沉積環(huán)境。微量元素指示的氧化還原旋回與沉積特征反映的氧化還原環(huán)境是一致的。

古生產(chǎn)力和氧化還原條件是影響烴源巖發(fā)育的重要因素，但在相似的生產(chǎn)力、氧化還原條件下，泥巖的有機碳含量往往比灰?guī)r高，例如在羅依溪剖面清虛洞組底部灰?guī)r與泥巖互層段，灰?guī)r比泥巖的TOC低很多。因此影響烴源巖的發(fā)育因素還要考慮巖性，考慮碳酸鹽巖中有機質(zhì)的富集與保存規(guī)律造成的差異。

3.4 古水深和海平面變化

稀土元素含量、配分模式、Ce和Eu異常在闡明黑色巖系的古環(huán)境，指示氧化還原、古海洋方面具有重要的作用。

在通常情況下Eu呈Eu3+，在強酸性、還原條件下，Eu3+被還原為Eu2+替換Sr2+進(jìn)入離子晶格沉淀，沉積物中Eu富集;在堿性、氧化環(huán)境Eu2+被氧化為Eu3+，從而造成沉積物中Eu虧損。Ce也為變價元素，對氧化還原環(huán)境特別敏感，處于還原環(huán)境Ce4+被活化以Ce3+形式釋放到海水中，導(dǎo)致沉積物Ce虧損;氧化環(huán)境Ce4+難溶解，海水Ce出現(xiàn)負(fù)異常，沉積物呈正異?；驘o明顯的負(fù)異常［24，25］。Berry 等［26］認(rèn)為Ce異常與海平面升降的相關(guān)性說明水體深度控制了底層水體的氧化還原程度和Ce的虧損程度，即Ce異常指示古水深。溶解氧的濃度隨著深度增加而降低的現(xiàn)象通常發(fā)生在最小含氧層以上大陸上斜坡和大陸架，間冰期最小含氧層可以擴展到上斜坡和陸棚［24，26］。

樣品稀土元素經(jīng)北美頁巖標(biāo)準(zhǔn)化后δEu均為正異常，且剖面自下而上δEu都有逐漸降低的趨勢，羅依溪和江南剖面尤為明顯;δCe為負(fù)異常，自下而上數(shù)值增大，與δEu具有相反的變化規(guī)律，δEu和δCe的數(shù)據(jù)及變化規(guī)律表明各個剖面由下而上還原程度降低，與微量元素得出的結(jié)論一致。剖面δCe值縱向比較整體自下而上具有增大的趨勢，特別是斜坡和盆地區(qū)的這種變化更為明顯，羅依溪剖面清虛洞和敖溪組較下伏牛蹄塘組呈突變，數(shù)值明顯增大;江南剖面污泥塘組較下伏牛蹄塘組也明顯增大。橫向上比較δCe均值在鴨子口剖面水井沱組和羅依溪剖面牛蹄塘組分別為0.903、0.912區(qū)別不大，都明顯大于江南剖面牛蹄塘組中下部均值0.758;羅依溪剖面清虛洞組和敖溪組δCe均值為0.970要大于與之同時異相的江南剖面污泥塘組δCe均值0.926;δCe的橫向變化規(guī)律表明同一時間從鴨子口—羅依溪—江南剖面整體上古水深加大(圖2，3，4)。δCe縱向和橫向變化規(guī)律所指示的水深變化特征與寒武系地層從臺地—斜坡—盆地水深加大，以及縱向上整體海退的背景是一致的，但是在縱向上海平面變化旋回的細(xì)節(jié)因樣品數(shù)量限制而不能獲得更多解釋。

楊興蓮［25］認(rèn)為REE總量大小也能夠反映古海水深度的變化，隨著海水深度增加REE總量增加，徐曉春［27］也認(rèn)為安徽石臺地區(qū)荷花塘組REE總量偏低是因為該區(qū)黔東世為淺海環(huán)境。但從測試結(jié)果來看，∑REE的變化更多和巖性密切相關(guān)，低值往往是灰?guī)r樣品，例如稀土元素總量最高的樣品為杷榔組灰綠色泥巖210.6 μg/g較清虛洞組灰?guī)r最小REE含量19.38 μg/g相差十多倍;同時含P較低的樣品也往往對應(yīng)著稀土元素含量較低。前人研究發(fā)現(xiàn)REE總量在磷結(jié)核比周圍的頁巖稀土元素含量要高很多，磷灰石與稀土元素具有特殊的親近性［28］，F(xiàn)leet［29］認(rèn)為黏土礦物是促使稀土元素富集的重要因素，這可能是灰?guī)r稀土含量低的主要原因。因此稀土元素總量不是反映古水深的合適指標(biāo)，在一定程度指示沉積物中黏土礦物和P含量變化。

圖5 寒武系烴源巖稀土元素北美頁巖標(biāo)準(zhǔn)化配分模式Fig.5 NASC-normalized REE patterns of Cambrian of source rock

3.5 烴源巖成因分析

寒武系烴源巖特別是牛蹄塘組底部有機碳高度富集的原因仍有較大的分歧，目前主要有上升流和海底熱液兩種模式，呂炳全［30］認(rèn)為被動大陸邊緣上升流水體中富含營養(yǎng)成分導(dǎo)致低緯度的揚子地塊東南緣大量生物繁殖引起缺氧事件，形成硅質(zhì)和磷質(zhì)巖以及豐富的烴源巖。但震旦系硅質(zhì)巖和牛蹄塘組底部碳質(zhì)泥巖的地球化學(xué)測試結(jié)果都顯示有海底熱液的參與［10，13］，海底熱液一方面帶來大量生命元素使得海洋環(huán)境變化，導(dǎo)致嗜熱生物的繁盛和正常海洋生物死亡，另一方面導(dǎo)致水體缺氧分層，有利于有機質(zhì)的保存［31］。海相熱水沉積具有明顯的 Ce負(fù)異常，LREE/HREE比值較小，北美頁巖標(biāo)準(zhǔn)化曲線近于水平或左傾，而正常海洋碎屑巖沉積LREE/HREE比值大，北美頁巖標(biāo)準(zhǔn)化后明顯右傾［32］，本次研究對烴源巖的采樣不局限于牛蹄塘組的底部，對寒武系烴源巖較系統(tǒng)采樣，樣品經(jīng)北美頁巖標(biāo)準(zhǔn)化后部分曲線呈近水平狀，少數(shù)左傾(圖5)，Zn-Ni-Co圖解中絕大多數(shù)樣品落入海底熱水沉積的范圍，稀土元素配分模式和Zn-Ni-Co圖解都表明有海底熱水混入;樣品在La/Yb-REE圖解中投點多落在沉積巖和玄武巖過渡區(qū)域周圍(圖6)，牛蹄塘底部的樣品較集中，多在正常沉積和和玄武巖重疊部位，其它樣品相對較分散，大量樣品落入沉積巖范圍(圖7)，可能是因為牛蹄塘早期海底熱液作用較強，晚期沉積熱水混入有減弱的趨勢，在Zn-Ni-Co圖解中也有類似的趨勢，牛蹄塘組上覆地層的樣品多落在靠近正常沉積的區(qū)域。

圖6 寒武系樣品Zn-Ni-Co圖解(據(jù)Choi等［34］)Fig.6 Zn-Ni-Co diagram of Cambrian sample(after Choi et al.［34］)

圖7 寒武系樣品La/Yb-REE圖解(底圖轉(zhuǎn)引自朱笑青［35］)Fig.7 La/Yb-REE diagram of Cambrian sample(after Zhu Xiaoqing［35］)

海底熱液的混入可能與震旦紀(jì)—寒武紀(jì)之交地殼伸展相關(guān)，王鴻禎［33］認(rèn)為華南大陸在震旦紀(jì)—早古生代經(jīng)歷了早期伸展裂谷(Z-∈2)，中期熱沉降(∈3-4)，晚期前陸撓曲(S)三個階段。震旦紀(jì)—寒武紀(jì)之交地殼伸展減薄階段發(fā)育深大斷裂，斜坡帶斷裂最為發(fā)育，形成以保靖—慈利斷裂帶為代表的NE向深大斷裂，將地殼深部貧氧富含營養(yǎng)物質(zhì)熱液帶入海水，造成上層海水的高生產(chǎn)力和底層海水的還原環(huán)境;牛蹄塘組沉積以后華南由地殼伸展作用階段逐漸向較穩(wěn)定的熱沉降作用過渡，斷裂活動強度減弱，地殼深部的熱液混入也隨之較少。寒武紀(jì)早期C2O濃度是現(xiàn)今的20倍，溫室效應(yīng)引起冰川融化，導(dǎo)致全球性海侵［36］，揚子地塊位于古特提斯低緯度東側(cè)，其東南側(cè)被動大陸邊緣斜坡帶具有形成上升流的條件，且上升流具有陣發(fā)性的特征，以牛蹄塘期最為發(fā)育［37］。中揚子板塊南緣震旦紀(jì)—寒武紀(jì)界限附近富含薄層狀硅質(zhì)巖以及磷塊巖被認(rèn)為是上升流的重要證據(jù)，這些證據(jù)在本文研究的3條剖面震旦紀(jì)—寒武紀(jì)界限附近也有顯示，在Zn-Ni-Co、La/Yb-REE圖解中牛蹄塘組樣品并不完全落入熱水沉積范圍可能也表明了多重因素對沉積的影響。因此，湘鄂西寒武系烴源巖可能是在多重地質(zhì)事件綜合影響下的結(jié)果，地球化學(xué)特征表明有海底熱水的混入，但在牛蹄塘組底部也可能受到較明顯的上升流影響。

4 結(jié)論

(1)揚子臺地區(qū)發(fā)育水井沱組一套烴源巖，斜坡帶發(fā)育牛蹄塘組、清虛洞組底部、敖溪組多套烴源巖，湘中盆地從牛蹄塘組—污泥塘組烴源巖持續(xù)發(fā)育;對應(yīng)的Ba含量反映古生產(chǎn)力在斜坡帶具有多旋回性，盆地則持續(xù)高生產(chǎn)力。

(2)微量元素V/(V+Ni)、U/Th、和Ni/Co表明烴源巖形成于還原環(huán)境，寒武系烴源巖在各個剖面均顯示還原環(huán)境自下而上減弱，在揚子臺地水井沱組以上為氧化環(huán)境，不利于烴源巖發(fā)育，斜坡帶有多個氧化還原旋回，發(fā)育牛蹄塘組、清虛洞組下部、敖溪組多套烴源巖，湘中盆地從牛蹄塘—污泥塘組長期處于還原環(huán)境，有利于烴源巖發(fā)育。

(3)稀土元素Ce和Eu異常顯示的氧化還原環(huán)境和微量元素指示的較一致;特別是δCe從臺地—斜坡—盆地變化較為明顯，δCe數(shù)值逐漸變小指示古水深增大;在各個剖面由下而上δCe數(shù)值增大，表明牛蹄塘期海侵之后整體上水深逐漸變淺。

(4)寒武系烴源巖發(fā)育可能受到熱水混入和上升流多重因素的影響。微量元素地球化學(xué)表明寒武系烴源巖受熱水混入影響的程度自下而上降低，可能與震旦—寒武紀(jì)之交地殼伸展有關(guān)，伸展斷裂為熱液活動提供了通道，從伸展到熱沉降階段，熱液活動隨之減弱。

致謝 感謝武漢地礦研究所陳孝紅研究員、童喜潤博士等同事在采樣、討論等方面提供的幫助;感謝長江大學(xué)路遠(yuǎn)發(fā)教授提供的Geokit軟件以及審稿老師提供的寶貴修改意見。

References)

1 Demaison G J，Moore G T.Anoxic environments and oil source bed genesis［J］.Organic Geochemistry，1980，2(1):9-31

2 Tyson R V，Pearson T H.Modern and ancient continental shelf anoxia:an overview［A］.In，Tyson R V，Pearson T H，eds.Modern and ancient contiental shelf anoxia［C］.London:Geological Society Special Publication，1991:1-24

3 Pederson T F，Calvertse S E.Anoxia vs.productivity:What controls the formation of organic-carbon-rich sediments and sedimentary rock?［J］.AAPG Bulletin，1990，74(4):454-466

4 騰格爾，劉文匯，徐永昌，等.海相地層無機參數(shù)與烴源巖發(fā)育環(huán)境的相關(guān)研究——以鄂爾多斯盆地為例［J］.石油與天然氣地質(zhì)，2005，26(4):411-421［Tenger，Liu Wenhui，Xu Yongchang，et al.Study on relation between inorganic parameters in marine deposits and developmental of hydrocarbon source rocks:Taking Ordos Basin as an example［J］.Oil＆ Gas Geology，2005，26(4):411-421］

5 騰格爾，劉文匯，徐永昌，等.缺氧環(huán)境及地球化學(xué)判識標(biāo)志的探討——以鄂爾多斯盆地為例［J］.沉積學(xué)報，2004，22(2):365-372［Tenger，Liu Wenhui，Xu Yongchang，et al.The discussion on anoxic environments and its geochemical identifying indices:Taking Ordos Basin as an example［J］.Acta Sedimentologica Sinca，2004，22(2):365-372］

6 李雙建，肖開華，沃玉進(jìn)，等.中上揚子地區(qū)上奧陶統(tǒng)—下志留統(tǒng)烴源巖發(fā)育的古環(huán)境恢復(fù)［J］.巖石礦物學(xué)雜志，2009，28(5):450-458［Li Shuangjian，Xiao Kaihua，Wo Yujin，et al.Palaeo-environment restoration of Upper Ordovician-Lower Silurian hydrocarbon source in Middle-Upper Yangtze area［J］.Acta Petrologica et Mineralogica，2009，28(5):450-458］

7 唐飛龍.中揚子區(qū)海相地層生物標(biāo)志化合物的研究［J］.石油實驗地質(zhì)，1994，16(4):366-373［Tang Feilong.Study on biomarkers in the marine sequences of the Mid-Yangtze area［J］.Experimental Petroleum Geology，1994，16(4):366-373］

8 馬力，陳煥疆，甘克文，等.中國南方大地構(gòu)造和海相油氣地質(zhì)［M］.北京:地質(zhì)出版社，2004:259-283［Ma Li，Chen Huanjiang，Gan Kewen，et al.Geotectonics and Petroleum Geology of Marine Sedimentary Rock in Southern China［M］.Beijing:Geological Publishing House，2004:259-283］

9 陶樹，湯達(dá)楨，許浩，等.中、上揚子區(qū)寒武—志留系高過成熟烴源巖熱演化史分析［J］.自然科學(xué)進(jìn)展，2009，19(10):1126-1133［Tao Shu，Tang Dazhen，Xu Hao，et al.The thermal evolution history of Cambrian-Silurian high/over mature source in Middle-Upper Yangtze region［J］.Progress in Natural Science，2009，19(10):1126-1133］

10 吳朝東.湘西震旦—寒武紀(jì)交替時期古海洋環(huán)境的恢復(fù)［J］.地學(xué)前緣，2000，7(增刊):45-57［Wu Chaodong.Recovery of the paleoocean environment in the alternating epoch of Later Sinian and Early Cambrian ［J］.Earth Science Frontiers，2000，7(Supp.):45-57］

11 陳蘭，鐘宏，胡瑞忠，等.黔北早寒武世缺氧事件:生物標(biāo)志化合物及有機碳同位素特征［J］.巖石學(xué)報，2006，22(9):2413-2423［Chen Lan，Zhong Hong，Hu Ruizhong，et al.Early Cambrian oceanic anoxic event in north Guizhou:Biomarkers and organic carbon isotope［J］.Acta Petrologica Sinica，2006，22(9):2413-2423］

12 陳蘭，鐘宏，胡瑞忠，等.湘黔地區(qū)早寒武世黑色頁巖有機碳同位素組成及其意義［J］.礦物巖石，2006，26(1):81-85［Chen Lan，Zhong Hong，Hu Ruizhong，et al.Composition of organic carbon isotope of Early Cambrian black shale in the Xiang-Qian area and its significances［J］.Journal of Mineralogy and Petrology，2006，26(1):81-85］

13 趙瞻，謝淵，劉建清，等.渝東南及周邊早寒武世黑色巖系巖石地球化學(xué)特征及成因［J］.礦物巖石，2010，30(4):79-85［Zhao Zhan，Xie Yuan，Liu Jianqing，et al.Genesis and petro-geochemical characteristics of the Lower Cambrian black shale series in the southeast of Chongqing and its adjacent area［J］.Journal of Mineralogy and Petrology，2010，30(4):79-85］

14 王琛，林麗，李德亮，等.黔西納雍地區(qū)下寒武統(tǒng)牛蹄塘組黑色巖系生物標(biāo)志物的特征［J］.地質(zhì)通報，2011，30(1):106-111［Wang Chen，Lin Li，Li Deliang，et al.Characteristics of biomarkers of the black rock series of Lower Cambrian Niutitang Formation in the Nayong area，western Guizhou，China［J］.Geological Bulletin of China，2011，30(1):106-111］

15 段太忠，曾允孚，高振中.根據(jù)沉積歷史分析華南古大陸邊緣的構(gòu)造演化［J］.石油與天然氣地質(zhì)，1988，9(4):410-420［Duan Taizhong，Zeng Yunfu，Gao Zhenzhong.Analysis of tectonic evolution of paleocontinental margin in South China based on sedimentary history［J］.Oil＆ Gas Geology，1998，9(4):410-420］

16 姜月華，岳文浙，業(yè)治錚.深水型條帶狀灰?guī)r的特征和形成機理［J］.地質(zhì)論評，1994，40(1):48-55［Jiang Yuehua，Yue Wenzhe，Ye Zhizheng.Characteristics and formation mechanism of deep-water type banded limestone［J］.Geological Review，1994，40(1):48-55］

17 陳踐發(fā)，張水昌，孫省利，等.海相碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)烴源巖發(fā)育的主要影響因素［J］.地質(zhì)學(xué)報，2006，80(3):467-472［Chen Jianfa，Zhang Shuichang，Sun Shengli，et al.Main factors influencing marine carbonate source rock formation［J］.Acta Geologica Sinica，2006，80(3):467-472］

18 牟南，吳朝東.上揚子地區(qū)震旦—寒武紀(jì)磷塊巖巖石學(xué)特征及成因分析［J］.北京大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版)，2005，41(4)，551-562［Mu Nan，Wu Chaodong.Characteristics and phosphogenesis of phosphorite of the Sinian-Cambrian，West Yangtze area［J］.Acta Scicentiarum Naturalum Universitis Pekinesis，2005，41(4):551-562］

19 葉連俊，陳其英，李任偉，等.生物有機質(zhì)成礦作用和成礦背景［M］.北京:海洋出版社，1998:335-352［Ye Lianjun，Chen Qiying，Li Renwei，et al.Biomineralization and Its Geologic Background:Microbes and Their Hosting Organic Sediments［M］.Beijing:China O-cean Press，1988:335-352］

20 Hatch J R.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，1992，99:65-82

21 顏佳新，徐四平，李方林.湖北巴東棲霞組缺氧環(huán)境地球化學(xué)特征［J］.巖相古地理，1998，18(6):27-32［Yan Jiaxin，Xu Siping，Li Fanglin.Geochemistry of the anoxic sedimentary environments of the Qixia Formation in Badong，Hubei［J］.Sedimentary Facies and Palaeogeography，1998，18(6):27-32］

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

23 達(dá)揚，彭進(jìn)，趙元龍，等.貴州臺江革—黔東統(tǒng)杷榔組沉積環(huán)境初探［J］.地質(zhì)論評，2011，57(4):574-582［Da Yang，Peng Jin，Zhao Yuanlong，et al.Preliminary investigation on sedimentary environment of the Palang Formation in Geyi，Taijiang，eastern Guizhou，China［J］.Geological Review，2011，57(4):574-582］

24 Wilde P，Quinby-Hunt M S，Erdtmann B D.The whole-rock cerium anomaly:A potential indicator of eustatic sea-level changes in shales of the anoxic facies［J］.Sedimentary Geology，1996，101:43-53

25 楊興蓮，朱茂炎，趙元龍，等.黔東震旦系—下寒武統(tǒng)黑色巖系稀土元素地球化學(xué)特征［J］.地質(zhì)論評，2008，54(1):3-15［Yang Xinglian，Zhu Maoyan，Zhao Yuanlong，et al.REE geochemical characteristics of the Ediacaran-Lower Cambrian black rock series in eastern Guizhou［J］.Geological Review，2008，54(1):3-15］

26 Berry W B N，Wilde P.Progressive ventilation of the oceans an explanation for distribution of the Lower Paleozoic black shale［J］.American Journal of Science，1978，278:257-275

27 徐曉春，王文俊，熊亞平，等.安徽石臺早寒武世黑色巖系稀土元素地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義［J］.巖石礦物學(xué)雜志，2009，28(2):118-128［Xu Xiaochun，Wang Wenjun，Xiong Yaping，et al.REE geochemical characteristics of the Lower Cambrian black shale series in Shitai area Anhui province，and their geological significance［J］.Acta Petrologica et Mineralogica，2009，28(2):118-128］

28 張杰，張覃，陳代良.貴州織金新華含稀土磷礦床稀土元素化學(xué)及生物成礦基本特征［J］.礦物巖石，2003，33(3):35-38［Zhang Jie，Zhang Qin，Chen Dailiang.REE geochemistry of the ore-bearing REE in Xinhua phosphorite，Zhijin，Guizhou［J］.Journal of Mineralogy and Petrology，2003，33(3):35-38］

29 Fleet A J.Aqueous and sedimentary geochemistry of the rare earth elements［A］.In:Henderson P ed.Rare Earth Elements Geochemistry［C］.Amsterdam:Elsevier Publishers，1984:343-373

30 呂炳全，王紅罡，胡望水，等.揚子地塊東南古生代上升流沉積相及其與烴源巖的關(guān)系［J］.海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì)，2004，24(4):29-35［Lü Bingquan，Wang Honggang，Hu Wangshui，et al.Relationship between Paleozoic upwelling facies and hydrocarbon in Southeastern marginal Yangtze block［J］.Marine Geology＆ Quaternary Geology，2004，24(4):29-35］

31 陳踐發(fā)，孫省利，劉文匯，等.塔里木盆地下寒武統(tǒng)底部富有機質(zhì)層段地球化學(xué)特征及成因探討［J］.中國科學(xué)(D輯):地球科學(xué)，2004，34(增刊1):107-113［Chen Jianfa，Sun Shengli，Liu Wenhui，et al.Geochemical characteristics of organic matter-rich strata of Low-er Cambrian in Tarim Basin and its origin［J］.Science China(Seri.D):Earth Sciences，2004，34(Supp.1):107-113］

32 李勝榮，高振敏.湘黔地區(qū)牛蹄塘組黑色巖系稀土特征—兼論海相熱水沉積巖稀土模式［J］.礦物學(xué)報，1995，15(2):225-229［Li Shengrong，Gao Zhenmin.REE characteristics of black rock series of the Lower Cambrian Niutitang Formation in Hunan-Guizhou provinces，China，with discussion on the REE patterns in hydrothermal sediments［J］.Acta Mineralogica Sinica，1995，15(2):225-229］

33 王鴻禎，楊巍然，劉本培.華南地區(qū)古大陸邊緣構(gòu)造史［M］.武漢:武漢地質(zhì)學(xué)院出版社，1986:1-272［Wang Hongzhen，Yang Weiran，Liu Benpei.Tectonic History of Ancient Continental Margins of South China［M］.Wuhan:Wuhan Geology College Press，1986:1-272］

34 Choi J H.Hariya Y.Geochemistry and depositional environment of Mn oxide deposits in the Tokoro Belt，Northeastern Hokkaido，Japan［J］.Economic Geology，87(5):1265-1274

35 朱笑青，王中剛.沖繩海槽熱水區(qū)沉積物的地球化學(xué)特征［A］.胡瑞忠.礦床地球化學(xué)研究［C］.北京:地震出版社，1994:108-112［Zhu Xiaoqing，Wang Zhonggang.Geochemical characteristics of hotwater sediment in Oki-nawa Trough［A］.Hu Ruizhong.Geochemistry of Ore Deposites［C］.Beijing:Seismological Press，1994:108-112］

36 Crowley T J，Berner R A.Palaeoclimate CO2and climate change［J］.Science，2001，292(518):870-872

37 胡望水，呂炳全，王紅罡，等.揚子地塊東南緣寒武系上升流沉積特征［J］.江漢石油學(xué)院學(xué)報，2004，26(4):9-12［Hu Wangshui，Lü Bingquan，Wang Honggang，et al.Characteristics of upwelling sedimentation in Cambrian in southeast margin of Yangtze Plate［J］.Journal of Jianghan Petroleum Institute，2004，26(4):9-12］