天然气地球科学 >

2022 , Vol. 33 >Issue 11: 1819 - 1835

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2022.07.002

天然气地质学

皖南地区晚二叠世—早三叠世页岩沉积环境及物源指示意义

  • 霍金钢 , 1, 2 ,
  • 徐文礼 , 1, 2 ,
  • 马义权 1, 2 ,
  • 万慈昡 3 ,
  • 颜雪 4 ,
  • 霍飞 1, 2 ,
  • 聂应 5 ,
  • 蒋欢 6
展开
  • 1. 油气藏地质及开发工程国家重点实验室（成都理工大学），四川 成都 610059
  • 2. 成都理工大学沉积地质研究院，四川 成都 610059
  • 3. 中国石油长庆油田公司第六采气厂，陕西 西安 710018
  • 4. 四川省核工业地质调查院，四川 成都 610052
  • 5. 西南石油大学地球科学与技术学院，四川 成都 610500
  • 6. 中国石油新疆油田公司实验检测研究院，新疆 克拉玛依 824000
徐文礼（1982-），男，黑龙江宾县人，讲师，博士，主要从事储层沉积学研究. E-mail：.

霍金钢（1998-），男，河北邢台人，硕士研究生，主要从事沉积学研究. E-mail：.

收稿日期: 2022-05-05

  修回日期: 2022-06-29

  网络出版日期: 2022-11-23

收起

Depositional environment and provenance of Late Permian-Early Triassic shale in the Wannan area

  • Jingang HUO , 1, 2 ,
  • Wenli XU , 1, 2 ,
  • Yiquan MA 1, 2 ,
  • Cixuan WAN 3 ,
  • Xue YAN 4 ,
  • Fei HUO 1, 2 ,
  • Ying NIE 5 ,
  • Huan JIANG 6
Expand
  • 1. State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China
  • 2. Institute of Sedimentary Geology, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China
  • 3. No. 6 Gas Production Plant, Changqing Oilfield Company, PetroChina, Xi’an 710018, China
  • 4. Sichuan Institute of Nuclear Industry Geology，Chengdu 610052，China
  • 5. School of Geoscience and Technology, Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China
  • 6. Research Institute of Experiment and Detection, PetroChina Xinjiang Oilfield Company, Karamay 824000, China

Received date: 2022-05-05

  Revised date: 2022-06-29

  Online published: 2022-11-23

Supported by

The National Key Research and Development Plan of China(2017YFE0106300)

the National Natural Science Foundation of China(41972109)

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本文亮点

晚二叠世—早三叠世地球经历了重大的气候环境—生物种类更替，该时期皖南地区发育了一套黑色页岩，不仅可以作为非常规油气资源的储层，而且为该时期气候环境演变研究提供了良好的载体。针对该套黑色页岩古环境演变及物源，前人采用多种手段和方法开展了研究，但仍存在不同的观点。因此，基于宏观—微观岩石学特征，结合地球化学数据，对皖南地区下二叠统大隆组—上三叠统殷坑组页岩古气候和物源输入及其有机质富集控制因素进行分析，开展页岩古环境演变及物源研究。结果表明：微量元素及草莓状黄铁矿（<6 μm）指示页岩形成于温暖潮湿且波动频繁的缺氧—硫化环境，由大隆组至殷坑组，缺氧条件和古生产力整体呈逐渐降低趋势；w（Th）/w（Sc）—w（Zr）/w（Sc）、w（La）/w（Sc）—w（Co）/w（Th）和w（Hf）—w（La）/w（Th）图解以及稀土元素配分模式表明页岩物源主要来自后太古代上地壳花岗岩，w（La） —w（Th） —w（Sc）、w（Th） —w（Co） —w（Zr/10）和w（Th）—w（Sc） —w（Zr/10）判别图显示页岩物源的构造背景为大陆岛弧，兼具活动大陆边缘，推断其主要来自“江南造山带”；氧化还原条件和初级生产力是页岩有机质富集的主要控制因素。

本文引用格式

霍金钢 , 徐文礼 , 马义权 , 万慈昡 , 颜雪 , 霍飞 , 聂应 , 蒋欢 . 皖南地区晚二叠世—早三叠世页岩沉积环境及物源指示意义[J]. 天然气地球科学, 2022 , 33(11) : 1819 -1835 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2022.07.002

Highlights

From the Late Permian to the Early Triassic, the earth experienced significant climatic and biological changes. A set of black shale successions had developed in southern Anhui during this period that is not only served as a reservoir of unconventional oil and gas resources, but also completely records the evolution of climate and environment of this period. For this set of black shale paleoenvironmental evolution and provenance, predecessors have used a variety of means and methods to carry out research, but there are still different views. Therefore, based on macro-micro petrology and geochemical data, the paleoclimate and provenance input of the Lower Permian Dalong Formation-Upper Triassic Yinkeng Formation shale in southern Anhui, as well as the controlling factors of organic matter enrichment, were analyzed, and the evolution of shale paleoenvironment and provenance were studied. The result implies that trace elements and framboidal pyrites (<6 μm) indicate that shale was formed in a warm, humid and frequently fluctuating anoxic-sulfidic environment. The anoxic conditions and primary productivities of shale show an overall downward trend from the Dalong Formation to the Yinkeng Formation. The discriminant diagram of w（Th）/w（Sc）-w（Zr）/w（Sc），w（La）/w（Sc）-w（Co）/w（Th） and w（Hf）-w（La）/w（Th） and the REE partition model indicate that the shale source is mainly from the post-Archean upper crust granite. The discriminant maps of w（La）-w（Th）-w（Sc），w（Th）-w（Co）-w（Zr/10） and w（Th）-w（Sc）-w（Zr/10） show that the tectonic background of the shale is continental island arc with active continental margin, it is considered that the provenance may come from the southern “Jiangnan orogenic belt”. Redox conditions and primary productivity played important roles in organic matter accumulation.

0 引言

沉积物中地球化学元素特征受气候环境等因素影响［1-2］，不同地球化学元素在不同的气候环境中具有不同表现特征，可以为古环境、古气候的演化和物源分析提供可靠信息［1-4］。因此，地球化学元素分析在古环境、古气候恢复和物源分析研究中起到非常重要的作用［5-8］。目前研究认为沉积岩中的泥页岩稀土元素和部分微量元素（如V、Ni、U和Th等）稳定性较强，受后期成岩作用影响较小，记录了母岩及沉积环境的混合地质信息，被认为是反演古沉积环境、碎屑物来源和古气候的示踪剂［1-2，9-10］。
皖南地区上二叠统大隆组—下三叠统殷坑组页岩厚度大、分布面积广、总有机碳含量高，具有油气资源勘探潜力［3，5，7-8］。除其良好的生烃潜力外，该时期还囊括了重要的生物灭绝事件，在二叠纪末物种大灭绝中约90%的海洋物种（如菊石和放射虫等）死亡，是显生宙以来地质历史时期规模最大的一次［4］。因此，此时期的古气候、古环境和物源的研究具有重要的科学意义。前人针对古环境、古气候的研究尚未取得统一的认识：LIAO等［5-6］和白卢恒等［7］认为页岩沉积于高生产力的缺氧环境，有机质富集受控于古地理环境和氧化还原条件；然而丁江辉等［8］认为大隆组沉积早期为还原环境，晚期处于氧化环境，有机质富集受古气候、氧化还原条件和古生产力等多种因素共同影响。此外，在物源构造背景方面的研究同样存在争议，赵晨君等［9］认为大隆组页岩物源来自上地壳长英质岩石，构造背景为被动大陆边缘，而韩宗珠等［10］认为大隆组页岩形成于大陆岛弧和活动大陆边缘构造环境，殷坑组页岩主要为被动大陆边缘和活动大陆边缘过渡环境。
综上所述，前人针对页岩沉积环境、物源研究存在不同的观点，因此，本文以皖南地区上二叠统—下三叠统页岩钻井岩心资料为基础，通过宏观—微观岩石学研究，结合地球化学分析，揭示该地区的古气候、古环境和物源的演变过程，这有助于我们更加深入地了解页岩沉积环境演变和页岩中有机质富集的控制因素，为该地区页岩气的勘探开发提供科学依据。

1 地质背景

晚二叠世—早三叠世，华南板块位于古特提斯洋东部，该时期沉积了一系列保存完好的剖面［11-13］ ［图1（a）］。皖南地区位于华南板块东北部，构造上位于扬子板块东段，地处坳陷盆地和江南隆起的过渡地带，整体呈NE—SW向构造走向［图1（b）］。区内断层极为发育，经历多期构造运动［9-10］，加里东时期盆地整体受挤压应力抬升，逐渐演变为陆表海古构造地貌［10］，海西—印支运动期对区内影响较小，岩性相对稳定［9］，喜马拉雅期受拉张和挤压应力交替改造，逐渐形成大型坳陷与断—坳复合型盆地［14-15］。研究区古生代和中生代地层广泛分布，是我国南方下古生界海相地层发育最全、保存相对完整的地区之一［15］。
图1 研究区位置及构造区划

（a）华南古地理图（据文献［13］修改）； （b）皖南构造区划图（据文献［5］修改）

Fig.1 Location and tectonic zoning map of the study area

皖南地区上二叠统大隆组厚度约为16~71 m，为盆地相沉积（图2），岩性主要为一套黑色页岩、硅质页岩组合，局部可见黄铁矿富集［图3（j）］；下三叠统殷坑组厚度约为133~286 m，为碳酸盐岩缓坡和盆地相交替沉积（图2），岩性下部为黑色页岩、硅质页岩和泥岩为主，局部夹灰色粉晶灰岩，在页岩中偶见有孔虫化石［图3（c）］，中部为深灰色微—粉晶灰岩与黑色页岩互层［图3（a）］，上部以深灰色微—粉晶灰岩为主，偶夹页岩条带［图3（b）］。
图2 页岩沉积相划分

Fig.2 Sedimentary facies division diagram of shale

图3 皖南地区页岩岩心和薄片照片

（a）昌参1井，殷坑组，85.24 m，灰岩与泥岩互层； （b）昌参1井，殷坑组，49.83 m，灰岩局部见泥岩夹层； （c）昌参1井，殷坑组，114.39 m，页岩中见有孔虫化石；（d）、（e）何参1井，殷坑组，18.55 m，富硅/泥混合质页岩；（f）、（g）昌参1井，殷坑组，104.54 m，富硅泥质页岩，水平纹理弱；（h）、（i）何参1井，大隆组，54.89 m，混合质页岩，水平纹理较发育；（j）何参1井，大隆组，55.99 m，页岩中黄铁矿富集；（k）、（l）昌参1井，大隆组，125.74 m，富灰硅质页岩；（m）、（n）何参1井，大隆组，65.53 m，富硅泥质页岩，水平纹理发育

Fig.3 Core and thin-section photographs in Wannan area

2 样品采集与实验分析

本文研究的岩心样品来自于安徽省中南部的何参1井和昌参1井（图1），大隆组共采集31件样品，殷坑组共采集14件样品，岩性主要为页岩，所有样品收集后密封在塑料袋中，以最大限度地防止污染和氧化。其中，对23件样品进行了薄片分析，24件样品进行了总有机碳含量分析，30件样品进行了微量元素和稀土元素分析，13件样品进行了X射线衍射（XRD）分析，11件样品进行了场发射扫描电镜分析。
总有机碳含量（TOC，%）分析由中国科学院青岛海洋研究所检测中心使用LECO CS-200碳硫分析仪完成，使用LECO CS-200碳硫分析仪和粉碎样品（120目）测量脱碳馏分中的总有机碳含量，使用15%盐酸处理样品中碳酸盐部分。X射线衍射分析（XRD）由成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室完成，所有样品均被粉碎，然后用配备有铜靶管和弯曲石墨单色仪的D8高级衍射仪测定，依据标准《SY/T 6210—1996沉积岩中黏土矿物总量和常见非黏土矿物X射线衍射定量分析方法》。利用Quanta 250 FEG扫描电子显微镜（SEM）分析在成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室观察样品中典型矿物的形貌和分布，分析方法依据标准《SY/T 5162—1997 岩石样品扫描电子显微镜分析方法》。微量元素和稀土元素分析由中国科学院青岛海洋研究所分析测试中心完成，样品被粉末化到小于200目，使用电感耦合等离子体质谱（ICP-MS） （Elan DRC Ⅱ，PerkinElmer公司）进行测试，每件样品一式3份，另置2份空白测试样品，以确保测试精度。检测依据标准《GB/T 20260—2006 海底沉积物化学分析方法》，分析准确度通常> 5%。

3 结果分析

3.1　页岩岩相特征

根据页岩岩相三元图对大隆组和殷坑组页岩进行岩相划分（图4），样品按黏土矿物、白云石+方解石、石英+长石3部分分为7种岩相：富硅泥质页岩（AM）、富硅/泥混合质页岩（ASM）、混合质页岩（M）、富泥硅质页岩（CS）、富灰硅质页岩（AS）、含钙泥硅质页岩（SM）和硅质页岩（S）。大隆组以富硅泥质页岩［图3（m），图3（n）］、（富硅/泥）混合质页岩［图3（h），图3（j）］和（含钙泥）硅质页岩为主，兼具富灰硅质页岩［图3（k），图3（l）］，殷坑组以富泥硅质页岩、富硅泥质页岩［图3（f），图3（g）］为主，含少量富硅/泥混合质页岩［图3（d），图3（e）］。
图4 页岩岩相划分图交会图（据文献［16］，修改）

Fig.4 Lithofacies division diagram of shale （modified from Ref.［16］）

XRD分析表明（表1），大隆组和殷坑组页岩的矿物主要由黏土矿物（11.0%~57.1%，平均值37.56%）、石英（23.6%~68.2%，平均值36.11%）、长石（2.1%~18.1%，平均值7.14%）、方解石（0.9%~25.6%，平均值10.08%）、白云石（3.0%~13.4%，平均值5.95%）和黄铁矿（2.0%~11.4%，平均值5.37%）组成。黏土矿物的成分主要以伊利石（9%~96%，平均值61.69%）和伊/蒙混层（2%~89%，平均值39%）为主，含有少量的高岭石（1%~7%，平均值3.15%）和绿泥石（1%~15%，平均值5.15%）。
表1 页岩X射线衍射分析数据

Table 1 X-Ray diffraction analysis data of shale

样品

编号

 地层 主要矿物/% 黏土矿物/ %
石英 长石 方解石 白云石 黄铁矿 菱铁矿 磷灰石 黏土 I K C I/S
H-1 殷坑组 44.1 3.9 7.1 / 2.2 / / 42.7 85 2 4 9
H-2 33.0 18.1 / / / 8.3 / 40.6 87 5 8 /
C-23 34.2 7.7 0.9 4.4 3.3 / / 49.5 24 4 9 63
C-25 32.4 4.6 2.2 / 3.7 / / 57.1 9 1 1 89
C-26 27.5 5.2 2.5 4.5 8.5 / / 51.8 71 2 4 23
H-15 大隆组 23.8 2.1 21.1 10.2 6.3 / / 36.5 90 3 5 2
H-17 23.6 14.0 5.3 / / 8.9 / 48.2 95 2 3 /
H-22 30.4 7.4 18.3 / 5.8 / / 38.1 96 2 2 /
C-29 42.7 4.4 25.6 3.5 / / 10 13.8 23 6 7 64
C-35 29 7.3 4 4.9 7.3 / / 47.5 65 2 2 31
C-36 27.2 7.3 4.8 13.4 11.4 / / 35.9 74 1 2 23
C-42 53.3 5.3 20.1 3.7 2 / / 15.6 26 4 5 65
C-43 68.2 5.5 9.1 3.0 3.2 / / 11.0 57 7 15 21

注：I为伊利石；K为高岭石；C为绿页石；I/S 为伊/蒙混层

3.2　 TOC 含量

大隆组页岩TOC含量较高（1.23%~7.08%，平均值为4.29%），殷坑组页岩TOC含量较低（0.29%~1.43%，平均值为0.78%），大隆组页岩生烃潜力明显优于殷坑组页岩，大隆组页岩中以（含钙泥）硅质页岩生烃潜力最好，其次为（富硅/泥）混合质页岩和富硅泥质页岩。

3.3　元素地球化学分析

3.3.1　微量元素分析

微量元素数据结果（表2）显示，大隆组和殷坑组样品富集元素基本相同，大离子亲石元素Ba及高场强元素Nb、Ta、Hf等含量低于PAAS；过渡族元素V、Cr、Ni、Cu及高场强元素U等元素含量高于PAAS。图5为部分微量元素及其比值的变化趋势，w（V）/w（V+Ni）、w（U）/w（Th）和w（Cu）/w（Al）的变化与TOC的变化相一致，存在较强的正相关关系，表现为大隆组向殷坑组逐渐下降的趋势，而w（Mo）元素变化趋势略微不同，表现为个别样品的元素富集，这可能和研究区海底热液活动有关［5］。此外，w（Sr）/w（Cu）和TOC的变化不存在明显对应关系，在研究区间内波动变化较大。
表2 页岩微量元素数据

Table 2 Trace element data sheet of samples

样品编号 地层 微量元素/ 10-6
Li Sc V Cr Co Ni Cu Zn Ga Rb Sr Zr Nb Mo Cd Cs Ba Hf Ta Pb Th U
H-3 殷坑组 23.2 9.97 124 71.5 14.2 71.19 94.5 177 17.9 111 429 124 10.9 2.33 1.22 10.1 315 3.32 0.642 24.9 10.3 46.7
H-4 8.20 5.29 701 86.6 12.9 119.28 84.5 62.2 8.48 52.6 / 78.4 5.66 311 9.19 4.93 147 1.47 0.275 17.1 4.63 /
H-5 13.9 7.39 526 129 12.8 103.07 98.9 85.0 13.9 92.2 531 96.2 8.22 84.7 6.79 9.18 257 2.18 0.441 21.1 / 11.7
H-6 19.2 6.64 630 100 12.9 84.20 88.3 65.0 12.7 87.7 473 82.6 7.97 293 5.50 7.60 225 2.11 0.452 20.4 7.75 16.7
H-7 24.5 12.7 171 109 16.8 78.44 98.1 101 19.8 143 355 125 11.4 5.78 0.650 13.0 472 3.39 0.675 29.4 11.6 3.49
H-8 27.5 9.02 140 79.7 11.0 64.69 56.0 109 16.4 106 457 105 9.68 7.94 2.11 9.80 310 2.83 0.533 22.6 10.9 6.58
H-9 24.2 9.84 164 95.3 12.6 76.40 73.3 120 18.0 120 503 106 10.5 8.02 1.87 11.0 330 2.68 0.602 24.0 9.99 8.62
C-23 52.1 12.4 128 86.3 20.8 38.3 71.9 109 19.8 132 359 170 14.9 1.25 0.359 8.17 297 4.19 0.919 27.5 14.1 3.21
C-24 41.3 10.9 230 178 20.7 125 191 166 19.7 140 296 119 12.1 7.24 0.981 9.32 271 2.87 0.683 33.8 9.37 3.43
C-25 20.7 8.28 82.4 35.2 10.9 72.4 72.0 204 31.3 158 478 207 21.1 5.80 1.33 8.94 289 6.77 1.84 35.8 17.9 9.33
C-26 24.8 9.68 799 109 10.7 111 115 139 19.7 81.4 593 210 8.74 585 17.9 7.07 254 5.78 0.728 29.0 14.4 33.1
C-27 30.5 7.49 529 152 38.2 / 70.0 129 15.0 77.7 456 130 11.3 266 11.9 5.71 205 3.59 0.806 28.7 14.1 16.0
H-10 大隆组 23.3 10.1 264 127 13.2 89.28 98.3 102 18.7 127 478 117 11.1 17.9 1.90 11.7 341 2.83 0.658 23.5 10.4 9.84
H-12 14.1 5.69 774 147 11.4 132.44 53.2 60.0 9.47 60.1 364 67.3 5.83 320 23.3 5.36 174 1.61 0.339 15.5 5.99 22.1
H-13 25.9 9.72 260 97.3 13.2 82.92 68.2 135 19.8 128 321 138 12.3 37.8 1.98 12.5 324 3.86 0.807 33.5 16.8 8.79
H-15 53.8 10.0 394 177 19.2 121.22 86.8 103 18.2 111 576 125 11.9 81.5 4.31 10.7 300 3.21 0.751 25.6 12.4 15.1
H-16 46.2 5.59 350 113 11.4 82.42 48.4 77.3 9.22 51.1 / 64.4 6.46 96.6 4.32 4.74 125 1.56 0.331 12.9 6.38 18.8
H-17 14.9 5.84 733 180 6.45 93.28 40.9 80.8 15.3 75.8 238 121 7.97 267 5.41 7.15 212 3.89 0.717 23.1 / 30.4
H-18 18.8 6.60 530 157 10.0 146.31 89.5 81.4 13.6 79.2 170 91.8 9.12 116 11.7 7.76 204 2.31 0.497 22.7 8.45 11.7
H-19 116 7.93 1697 289 12.7 203.98 71.4 107 12.8 65.8 251 92.3 8.02 / 25.6 6.14 159 2.44 0.558 17.2 11.7 29.8
H-20 91.5 8.46 1509 265 11.7 172.59 74.2 105 13.9 72.6 361 87.6 7.95 638 17.6 7.01 168 2.43 0.633 22.8 12.6 23.2
H-21 94.5 7.39 1468 301 11.9 237.72 86.6 121 11.1 58.6 512 85.2 7.54 647 31.4 5.76 140 2.12 0.461 15.8 8.41 27.1
C-28 58.0 / 135 88.0 8.62 31.2 46.1 122 23.0 149 295 180 16.6 4.12 0.478 9.09 333 4.67 0.980 20.2 / /
C-29 31.1 6.31 325 277 9.49 158 150 172 10.7 56.2 338 87.1 9.52 15.4 13.8 4.29 194 2.21 0.462 14.2 7.29 11.5
C-30 23.0 9.02 1614 254 10.3 130 111 188 16.8 94.1 226 146 12.2 143 31.0 7.81 196 4.55 0.977 26.1 11.7 11.2
C-32 22.4 10.6 715 243 17.0 123 103 202 16.4 124 351 120 10.4 64.7 26.8 10.2 271 2.97 0.650 28.2 11.4 19.3
C-33 26.7 / 415 649 13.2 140 114 200 18.8 148 331 136 12.4 15.8 7.57 11.9 328 3.13 0.733 29.2 / 10.2
C-34 23.3 / 351 399 12.4 79.3 79.9 130 20.3 157 350 134 13.1 25.2 8.26 12.9 344 3.04 0.671 27.7 / 9.97
C-35 27.2 10.1 818 260 14.5 135 94.2 149 16.2 121 396 126 11.4 86.2 54.2 10.2 277 2.87 0.693 29.0 11.3 11.3
C-42 25.1 8.95 490 261 11.1 104 71.0 121 15.2 110 524 110 10.2 46.3 16.7 10.3 252 2.98 0.673 23.2 11.3 11.9

注：各元素含量均为质量分数

图5 TOC含量、氧化还原指标、古生产力指标和古气候指标的垂向分布

（a）何参1井； （b）昌参1井

Fig.5 The vertical distribution of TOC content， redox indicator， palaeosalinity proxy and palaeoclimate proxy

3.3.2　稀土元素分析

稀土元素数据结果显示，大隆组页岩w（∑REE）值变化较大（其中，w为质量分数），w（∑REE）值分布在62.27~213.85 μg/g之间，均值为114.45 μg/g；δCe值为0.89~1.02，均值为0.95，表现为弱负异常；δEu值为0.42~0.70，均值为0.57，具有较强负异常；稀土元素分馏明显，w（LREE）/w（HREE）值介于3.90~10.19之间，（Gd/Yb）N值为0.78~2.08（表3）。稀土元素标准化曲线为右倾的轻稀土富集重稀土亏损型（图6）。
表3 页岩稀土元素数据

Table 3 Data sheet of rare earth elements of samples

样品编号

地

层

 稀土元素/ 10-6 （Gd/Yb）N δCe δEu w（∑REE） w（LREE） w（HREE） w（LREE）/w（HREE）
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y
H-3

殷

坑

组

 12.3 24.9 3.0 12.5 3.2 0.7 3.1 0.5 3.2 0.8 2.1 0.3 2.3 0.3 20.8 1.12 0.96 0.63 69.31 56.55 12.76 4.43
H-4 16.3 28.1 3.3 12.3 2.5 0.6 2.9 0.5 2.7 0.7 1.8 0.3 2.0 0.3 20.8 1.18 0.87 0.65 74.28 63.12 11.16 5.65
H-5 13.4 26.4 3.2 12.0 2.9 0.6 3.0 0.5 2.7 0.6 1.8 0.3 1.8 0.3 16.5 1.30 0.95 0.62 69.38 58.46 10.92 5.35
H-6 16.9 32.8 3.8 13.9 2.9 0.6 2.9 0.4 2.4 0.6 1.6 0.2 1.6 0.3 15.2 1.51 0.94 0.58 80.67 70.76 9.90 7.14
H-7 7.6 15.8 2.1 9.1 2.5 0.6 2.4 0.4 2.7 0.7 1.9 0.3 2.0 0.3 17.4 0.96 0.94 0.68 48.39 37.58 10.80 3.48
H-8 19.0 36.4 4.2 16.1 3.5 0.8 3.4 0.6 3.1 0.7 2.0 0.3 2.1 0.3 19.1 1.31 0.94 0.66 92.53 80.02 12.51 6.39
H-9 19.1 36.5 4.1 14.8 3.3 0.7 3.5 0.6 3.4 0.8 2.2 0.4 2.2 0.3 20.7 1.28 0.95 0.62 91.65 78.39 13.27 5.91
C-23 38.1 79.0 8.8 32.2 6.0 1.1 6.0 0.8 4.2 0.9 2.6 0.4 2.6 0.4 23.9 1.89 1.00 0.54 183.05 165.20 17.85 9.26
C-24 27.0 55.4 6.2 20.7 3.2 0.5 3.6 0.4 2.4 0.6 1.7 0.3 1.8 0.3 14.1 1.63 0.99 0.48 124.06 113.01 11.05 10.22
C-26 22.5 51.1 6.0 22.6 5.0 0.8 5.0 0.8 4.3 0.9 2.4 0.4 2.2 0.3 23.3 1.81 1.04 0.51 124.36 107.99 16.37 6.60
H-10

大

隆

组

 12.0 23.7 2.9 11.8 3.0 0.7 3.0 0.5 3.0 0.7 1.9 0.3 2.1 0.3 19.8 1.14 0.94 0.69 65.90 54.09 11.81 4.58
H-12 22.8 45.8 5.2 19.5 3.9 0.8 3.8 0.5 2.7 0.6 1.6 0.3 1.6 0.2 17.9 1.92 0.97 0.65 109.29 98.01 11.27 8.69
H-13 15.4 27.2 3.2 13.0 3.8 0.6 3.9 0.7 4.2 1.0 2.7 0.5 2.9 0.5 24.7 1.08 0.89 0.49 79.50 63.29 16.21 3.90
H-15 24.0 42.0 4.8 18.3 4.0 0.9 3.8 0.7 3.7 0.9 2.4 0.4 2.6 0.4 24.3 1.20 0.89 0.66 108.71 93.92 14.79 6.35
H-16 12.4 24.3 3.1 12.4 3.0 0.7 3.0 0.5 3.0 0.7 2.0 0.3 2.1 0.3 22.5 1.17 0.92 0.70 67.80 55.80 12.00 4.65
H-17 26.8 60.4 7.4 28.1 6.8 1.1 6.3 1.0 4.7 1.0 2.6 0.4 2.5 0.4 26.2 2.08 1.02 0.49 149.42 130.58 18.85 6.93
H-18 13.4 24.7 2.7 10.0 2.2 0.4 2.2 0.3 2.1 0.5 1.5 0.3 1.7 0.3 14.5 1.01 0.93 0.52 62.27 53.33 8.94 5.96
H-19 13.2 29.9 3.7 13.9 3.0 0.5 2.9 0.4 2.4 0.6 1.6 0.3 1.8 0.3 16.1 1.32 1.02 0.54 74.43 64.20 10.22 6.28
H-20 13.4 27.7 3.3 12.8 3.0 0.6 3.0 0.5 2.7 0.6 1.8 0.3 1.8 0.3 18.5 1.30 0.98 0.61 71.78 60.76 11.02 5.51
H-21 22.3 45.2 5.3 19.6 3.8 0.7 3.8 0.5 2.9 0.7 1.8 0.3 1.8 0.3 19.3 1.67 0.97 0.54 109.12 96.89 12.23 7.92
C-28 44.9 91.7 10.7 39.5 6.8 1.1 6.6 0.8 4.4 1 2.8 0.4 2.7 0.4 25.2 1.97 0.97 0.48 213.85 194.73 19.12 10.19
C-29 16.8 32.6 4.1 14.8 3.1 0.5 3.2 0.5 2.6 0.6 1.6 0.3 1.8 0.3 15.4 1.45 0.92 0.44 82.70 71.89 10.81 6.65
C-30 26.7 55.4 6.6 23.2 4.1 0.6 4.3 0.5 3.1 0.7 1.9 0.3 2.0 0.3 17.5 1.72 0.98 0.42 129.76 116.61 13.16 8.86
C-32 29.5 60.2 7.2 27.6 7.0 1.5 6.7 1.0 5.4 1.2 3.1 0.5 2.9 0.4 34.0 1.90 0.97 0.65 153.97 132.83 21.14 6.28
C-33 36.7 72.6 8.6 33.8 7.7 1.6 7.4 1.1 5.5 1.2 3.0 0.5 2.9 0.4 31.8 2.06 0.95 0.64 182.90 161.07 21.83 7.38
C-34 35.4 70.0 8.3 29.9 5.6 1.0 5.6 0.7 3.9 0.9 2.4 0.4 2.3 0.4 22.9 1.92 0.95 0.53 166.72 150.19 16.53 9.08
图6 页岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式

Fig.6 Standardized REE distribution model of shale chondrite

殷坑组页岩的稀土总量偏低且变化范围较大，w（∑REE）值分布在48.39~183.05 μg/g之间；δCe值为0.87~1.04，具弱δCe负异常；δEu值为0.48~0.68，均值为0.60，具较强的负异常；w（LREE）/w（HREE）值介于3.48~10.22之间，（Gd/Yb）N值为0.96~1.89（表3）。稀土元素标准化曲线为轻稀土曲线右倾富集，而重稀土曲线平缓的相对亏损型（图6）。大隆组和殷坑组w（∑REE）球粒陨石标准化分布曲线特征相似，可能具有类似的来源［17］。

4 讨论

4.1　古气候

沉积岩中的一些微量元素不仅受元素本身化学性质的影响，还受到风化、搬运、沉积及成岩等地质作用的影响，因此，可以根据特殊的微量元素比值来反映古气候条件［18］。微量元素中Sr、Cu及w（Sr）/w（Cu）值对古气候变化十分敏感，通常被用作古气候的确定指标，w（Sr）/w（Cu）值为1~10，表示温暖潮湿气候，而大于10表示干旱炎热气候［19-21］。研究区大隆组样品的w（Sr）/w（Cu）值为1.89~7.37（平均值为4.59），殷坑组w（Sr）/w（Cu） 值为1.55~8.17（平均值为5.34），表明研究区以温暖潮湿的古气候为主，这与图7结果相一致。大隆组向殷坑组过渡过程中，w（Sr）/w（Cu）值波动较大（图7），表明古气候波动变化较大。
图7 页岩w(Sr)—w(Cu)交会图（据文献[21]，有修改）

Fig.7 w(Sr)-w(Cu) diagram of shale(modified from Ref.[21])

化学风化过程中，长石矿物不断向黏土矿物转化，通过CIA指标可以定量评价源区的风化强度，其计算公式为：CIA=molar［A12O3/（A12O3+CaO*+Na2O+K2O）］×100，其中CaO*仅表示硅酸盐矿物中CaO的含量，当CaO的摩尔数大于Na2O的摩尔数时m（CaO*）=m（Na2O），反之m（CaO*）=m（CaO）［14，22］。通常，CIA=85~100指示炎热潮湿气候，CIA=65~85指示温暖湿润气候，CIA=50~65指示干旱气候［22］。本文研究未做主量元素分析，为佐证结果的可靠性，引用文献［23］对该地区研究中的常量元素进行CIA值分析，结果显示CIA值分布在73.41~89.03之间，平均值为80.45，为温暖湿润气候。
w（∑REE）值与古气候条件密切相关，在温暖潮湿气候下w（∑REE）值较高，在寒冷和干燥气候中w（∑REE）值较低［24］。稀土元素配分模式和w（∑REE）值可能受到物源碎屑的干扰，沉积物中Th和Sc等元素与物源密切相关，通常使用w（∑REE）值与Th和Sc等元素的相关性分析物源的影响，只有w（∑REE）值与Th和Sc等元素相关性较低时，才能排除物源对稀土元素配分模式和w（∑REE）的影响［25］。在本文研究中w（∑REE）与Th和Sc元素未见明显相关性［图8（a），图8（b）］，因此可用w（∑REE）表征古气候或古环境。何参1井大隆组w（∑REE）值为62.27~149.42 μg/g（平均值为89.82 μg/g），殷坑组w（∑REE）值为48.39~92.53 μg/g（平均值为75.17 μg/g）；昌参1井大隆组w（∑REE）值为82.70~213.85 μg/g（平均值为145.25 μg/g），殷坑组w（∑REE）值为124.06~183.05 μg/g（平均值为143.82 μg/g）（图5）。何参1井和昌参1井大隆组w（∑REE）值均大于殷坑组，且与w（Sr）/w（Cu）值的变化趋势相一致，进一步说明大隆组气候比殷坑组气候湿润，沉积期间气候波动频繁，可能与晚二叠世—早三叠世之交气候的剧变有关。
图8 w（Sc）和w（Th）与w（∑REE）和氧化还原敏感元素［w（V）、w（Ni）、w（U）和w（Mo）］的相关性

Fig.8 Correlations of w（Th） and w（Sc） with w（∑REE） and redox sensitive trace elements（w（V）， w（Ni）， w（U） and w（Mo））

4.2　古环境分析

4.2.1　氧化还原条件

海水氧化还原条件根据底层水体中氧气含量可分为氧化、贫氧和缺氧环境，当水体存在H2S时，缺氧条件可进一步细分为非硫化和硫化条件［5，18］。利用氧化还原敏感元素在进行沉积环境分析前，需要对其有效性进行评估［1，26］，通常通过分析微量元素与Th元素的相关性进行判别，如果具有较强的相关性，则说明该元素及其比值不能用于环境分析［1，26］。本文研究中所有氧化还原敏感元素与Th均无明显线性关系［图8（c）—图8（f）］，表明其可以用于古环境分析。w（V）/w（V+Ni）值通常用于识别沉积环境的氧化还原性质，w（V）/w（V+Ni）<0.46表示富氧环境，w（V）/w（V+Ni）=0.46~0.6表明贫氧环境，w（V）/w（V+Ni）>0.6表示缺氧的还原环境，此外，w（V）/w（V+Ni）>0.84可能表明在强分层水柱中存在H2S［5，27］。研究区30个页岩样品的w（V）/w（V+Ni）值为0.53~0.93，平均值为0.78，表明沉积物均在贫氧和缺氧的环境下沉积形成（图5）。大隆组页岩具有相对较高的w（V）/w（V+Ni）值（0.67~0.93，平均值0.82），并且高于殷坑组页岩的w（V）/w（V+Ni）值（0.53~0.88，平均值0.73），表明大隆组页岩较上部殷坑组页岩在更强的缺氧（还原性更强）条件下沉积。在研究分析的样品中，11个样品的w（V）/w（V+Ni） 值>0.84，其中大隆组页岩8个样品的w（V）/w（V+Ni）>0.84，而殷坑组页岩仅为3个。此外，黑色页岩中的高w（Mo）（即>100 μg/g）可能表明了一种硫化环境，即底部水中存在H2S ［4］。研究区样品中10个样品的w（Mo）>100 μg/g，大部分集中在大隆组下部。这些结果进一步表明，研究区页岩是在缺氧的间歇性硫化环境中沉积的，大隆组更有利于有机物的富集和保存。
近年来，w（U）/w（Th）被广泛应用于氧化还原条件的判别之中，U4+和Th4+的化学性质相似，在还原条件下，Th4+通常会取代U4+［17，28-29］。此外，U4+经常和碎屑物质一起运输，在还原条件下被吸附在有机质上，而Th通常在氧化条件下在黏土沉积物中富集［27］。通常，w（U）/w（Th）值高于0.5表示还原环境，在0.5~0.27之间表示贫氧环境，低于0.27则表示氧化环境［17］。大隆组和殷坑组页岩的w（U）/w（Th）值在0.23~4.52范围内变化（图5），平均值为1.52，除个别样品（H-7、C-23、C-24）外，其余w（U）/w（Th）值均大于0.5，表明页岩主要沉积于缺氧/还原条件中。此外，殷坑组的w（U）/w（Th）值（0.23~4.52，均值为1.30）低于大隆组w（U）/w（Th）值（0.52~3.69，均值为1.76），这一结果也表明大隆组页岩的沉积环境比殷坑组页岩更加缺氧，还原条件更强。
沉积物中草莓状黄铁矿的大小分布反映了沉积期间古环境的氧化还原条件［30-32］。研究表明，在还原条件下形成的草莓状黄铁矿的平均尺寸一般小于6 μm，而在相对富氧条件下草莓状黄铁矿的粒径多大于10 μm，甚至无草莓状黄铁矿［31-32］。在本文研究中，在部分样品中测定了黄铁矿，它们主要以小型草莓状的形式出现，几乎所有的草莓状黄铁矿平均粒径低于6 μm ［图9（a），图9（b）］，表明其生长停留时间较短，是在还原条件下形成的。
图9 页岩样品的扫描电镜（二次电子成像）照片

（a）H-15样品中草莓状黄铁矿； （b）C-25样品中草莓状黄铁矿； （c）H-8样品中方解石； （d）H-15样品中黏土矿物

Fig.9 Scanning electron microscope （ETD） images of shale samples

水体的氧化还原条件的变化常与海平面的升降有关［33］，大隆组上部氧化还原指标w（V）/w（V+ Ni）值和w（U）/w（Th）值均表现为先增大后减小的趋势，说明该时期海平面具有先上升后下降的特征，这与晚二叠世全球海平面变化的总体趋势基本一致［23，33］。而且，氧化还原指标与TOC含量在这一时期具有明显的共变性，表明晚二叠世全球海平面变化控制下的海水氧化还原条件的改变是控制有机质富集的原因之一。

4.2.2　古生产力

古生产力表示为古海洋生物在能量循环中固定能量的速率［34］。钡（Ba）是沉积物中常用的古生产力替代性指标，主要存在于沉积物中的重晶石（BaSO4）晶体之中，沉积物中重晶石含量越高则对应的古生产力越高［1，5］。然而，沉积物在还原且富含H2S的条件下沉积时，重晶石可能被硫酸盐还原而减少，导致沉积物中Ba含量减少［1］。研究区大隆组和殷坑组Ba元素平均含量为257 μg/g，远低于PAAS平均值（550 μg/g），这一结果表明沉积物中Ba元素含量可能受到强还原条件影响，因此Ba元素不宜作为古生产力的可靠指标。Cu元素在缺氧条件下，主要以硫化物的形式保存在沉积物中，具有较强的稳定性，能较好地反映初级生产力［1，5］，为消除陆源碎屑对Cu含量的影响，采用w（Cu）/w（Al）进行古生产力分析［1，35］。本研究仅讨论殷坑组和大隆组古生产力的差异，文献 ［23］测试结果显示Al2O3值在大隆组和殷坑组均无明显变化，分别集中在2.40~9.62、10.1~17.9范围内，因此采用文献［23］各组测试结果的平均Al值进行标准化。结果显示，大隆组w（Cu）/w（Al） 值较高，为16.48~53.7（平均值29.50），殷坑组w（Cu）/w（Al）值较低，为7.19~24.49（平均值11.92），研究区页岩的生产力自大隆组向殷坑组整体呈下降趋势（图5），这一结果与文献［6］和［36］生产力总体变化相一致，可能说明晚二叠世到早三叠世，海水表层生产力降低在下扬子地区是一个广泛的区域性特征。研究区晚二叠世页岩较高的古生产力可能是受古地理位置（上升流）的影响［5］，上升流为研究区源源不断提供营养物质，这与本文中提到的页岩岩石学特征相一致［图3（c），图3（j），图3（m），图3（n）］，页岩中硅质生物、片层结构、黄铁矿层和缺氧沉积等均表明沉积物沉积时受到了海岸上升流的影响［6，23］。

4.2.3　热液活动

晚二叠世末—早三叠世初，皖南地区位于古特提斯洋东部，海底热液作用强烈［5］，地球化学指标w（Y）/w（Ho）、w（La）/w（Ce）、w（Co）/w（Zn）值以及Zn—Ni—Co三角图常被用于指示海底热液活动［37-40］。受热液影响的沉积岩w（Y）/w（Ho）约为25~28［37］，w（La）/w（Ce）<1，而海水中w（La）/w（Ce）>1［38］，w（Co）/w（Zn）值通常低于铁锰结核（平均值为0.15），w（Co）/w（Zn）越低表明热液活动越强［39］。研究区大隆组页岩w（Y）/w（Ho）、w（La）/w（Ce）以及w（Co）/w（Zn）值分别为24.70~32.14（平均值27.51）、0.44~0.57（平均值0.51）、0.06~0.19（平均值0.11）；殷坑组页岩w（Y）/w（Ho）、w（La）/w（Ce）以及w（Co）/w（Zn）值分别为23.50~29.71（平均值26.25）、0.44~0.58（平均值0.50）、0.05~0.30（平均值0.15）。总体表明大隆组和殷坑组页岩均受到热液作用的影响，与图10显示的结果相一致，其中大隆组页岩w（Co）/w（Zn）值低于殷坑组页岩，表明其受热液活动的影响更为显著。海底热液携带的营养物质（P、Zn、N、Fe、Si）和硫化物质（H2S）［5］，不仅有助于提高初级生产力，而且还会造成底水缺氧和间歇性硫化，有利于有机质的富集和保存。
图10 页岩w（Zn）—w（Ni）—w（Co）和w（La）—w（Ce）图解

（a） w（Zn）-w（Ni）-w（Co） 图解（据文献［40］，修改）；（b） w（La）-w（Ce）图解（据文献［38］，修改）

Fig.10 w（Zn）- w（Ni）- w（Co） and w（La）- w（Ce） diagram of shale

4.2.4　古环境对比

为了解华南和全球晚二叠世—早三叠世之交古环境变化规律和成因，选取前人研究的4条华南同沉积环境的牛山剖面［6，41］、峡口剖面［13］、新民剖面［11］、东攀剖面［12］和1条加拿大Opal Creek剖面［42］与昌参1井进行对比（图11）。华南地区多条剖面对比结果显示多重氧化还原［w（U）/w（Al）和w（U）］、初级生产力（Cuxs、Baxs和δ13Corg）和古气候（CIA）的地球化学指标表现出类似的古环境变化记录，晚二叠世海水缺氧程度减弱，初级生产力急剧减小，气候存在明显波动。这一记录与本文的研究结果相似，表明本研究结果在一定程度上反映了华南地区古环境变化的特征。晚二叠世末期，华南地区海平面下降，海洋环流急剧减缓，热液活动减弱导致水体垂直分层减弱，缺氧程度和初级生产力下降。因此，晚二叠世大隆组中—上部页岩有机质含量的降低可能与海平面降低导致海水还原强度减弱有关。
图11 昌参1井、牛山剖面、峡口剖面、新民部面、东攀剖面和opalcreek剖面氧化还原指标、古生产力指标与古气候指标对比

Fig.11 Correlation of redox indicator paleoproductivity proxy and paleoclimate indicator from the Well Changcan 1, the Niushan section,the Xiakou section. the Xinmin section. the Dongpan section and the Opal Creek

从全球角度看，加拿大Opal Creek剖面与华南地区野外剖面具有相似的氧化还原［w（Mo）］和初级生产力（δ13Corg）变化特征，而古气候指标（Osi）的偏移明显大于华南地区牛山剖面古气候指标（Osi），表明其古气候受PTB古气候波动变化影响较大。华南牛山剖面和加拿大Opal Creek剖面古气候变化的不同可能与局部的古地貌和古水文的差异有关［41-42］，因此，本文中的古环境演化可能仅代表一个区域信号而不是全球现象。

4.3　物源分析

4.3.1　物源性质判别

碎屑岩的沉积再循环可以导致锆石等重矿物的富集，w（Zr）/w（Sc） 值和w（Th）/w（Sc）值二元图可以推断沉积再循环程度和矿物组成变化［43］。大隆组和殷坑组w（Zr）/w（Sc）值和w（Th）/w（Sc）值分别在9.84~25.00和0.86~2.16之间波动，平均值分别为13.68和1.25。w（Zr）/w（Sc）值和w（Th）/w（Sc） 值的二元图［图12（a）］表明，大隆组和殷坑组页岩为初始沉积物，沉积再循环程度较低，其地球化学数据可用于物源判别分析。
图12 页岩w（Zr）/w（Sc）—w（Th）/w（Sc）、w（La）/w（Sc）—w（Co）/w（Th）与w（Hf）—w（La）/w（Th）交会图

（a） w（Zr）/w（Sc）-w（Th）/w（Sc）交会图（据文献［43］，修改）；（b） w（La）/w（Sc）-w（Co）/w（Th）交会图（据文献［46］，修改）；（c） w（Hf）-w（La）/w（Th）交会图（据文献［47］，修改）

Fig.12 w（Zr）/w（Sc）- w（Th）/w（Sc） ， w（La）/w（Sc）- w（Co）/w（Th） and w（Hf）- w（La）/w（Th） diagram of shale

碎屑沉积物中的La、Yb、Th、Co、Sc和Hf等元素在风化、搬运和成岩过程中具有稳定的地球化学性质，常用于判别物源［44-45］。w（La）/w（Sc）—w（Co）/w（Th）［46］交会图［图12（b）］显示，大隆组和殷坑组页岩的物源主要来自长英质火成岩；w（Hf）—w（La）/w（Th） ［47］交会图显示大隆组和殷坑组页岩物源除长英质火山岩外，还有部分基性物源［图12（c）］，基性物源可能源自研究区的上升流［14］。
δEu因其性质稳定在追踪沉积物来源方面也发挥着重要作用，一般而言，长英质岩石含有明显的负Eu异常［44］。研究区大隆组和殷坑组δEu平均值为 0.58，具较强负异常，表明母岩以花岗岩为主。
Gd和Yb元素稳定性较强，在沉积过程中受地质作用干扰较小，常用于判别母岩性质，（Gd/Yb）N值以2.0为界，后太古代地层（Gd/Yb）N<2.0，而太古代地层则多>2.0［9，15］。如表3所示，除个别样品（H-17和C-33）外，研究区大隆组和殷坑组（Gd/Yb）N值均<2， 说明物源区的母岩主要来自后太古代。研究区页岩非迁移性元素比值［w（La）/w（Sc），w（Th）/w（Sc），w（Th）/w（Co），w（Th）/w（Cr）］与Xie et al.［2］总结的页岩微量元素及稀土元素比值判别表（表4）进行对比可知，研究区页岩均来自上地壳（UCC）。
表4 页岩微量元素及稀土元素比值判别表（据文献[2]，有修改）

Table 4 Trace elements and rare earth element ratios of shale(modified from Ref.[2])

上地壳 下地壳 洋壳 殷坑组 大隆组
w（La）/w（Sc） 2.70 0.30 0.10 2.12 2.55
w（Th）/w（Sc） 0.97 0.03 0.94 1.25 1.25
w（Th）/w（Co） 1.07 0.03 0.01 0.79 0.84
w（Th）/w（Cr） 0.31 0.01 0.00 0.14 0.06

4.3.2　构造背景判别

不同构造背景下沉积物的物质来源存在较大差异，进而引起页岩元素不同的地球化学特征［43］，因此，可以利用微量元素特征来反演推断当时的构造环境［15，48］。BHATIAET等［44］通过研究建立La-Th—Sc、Th—Co—Zr/10和Th—Sc—Zr/10判别图分析物源区的类型和构造环境，如图13所示，研究区殷坑组和大隆组页岩的构造背景相似，整体显示为大陆岛弧，兼具活动大陆边缘特征。
图13 页岩微量元素构造环境判别图（据文献［44］，修改）

A.大洋岛弧； B. 大陆岛弧； C. 活动大陆边缘； D. 被动大陆边缘

Fig.13 Trace elements tectonic environment discrimination diagram of shale （modified from Ref.［44］）

Th和Sc元素可以提供源岩成分的重要信息，经再循环作用沉积的沉积物w（Th）/w（Sc）值通常>1.0，岩石多由古老的上陆壳碎屑组成［49-50］。研究区页岩的w（Th）/w（Sc） 值介于0.86~2.16之间（平均值1.25），反映物源主要来自古老的上陆壳碎屑。
综上所述，研究区页岩沉积再循环微弱，物源区的母岩主要来自后太古代上地壳的花岗岩（长英质火山岩），混杂部分基性岩，构造背景主要为大陆岛弧兼具活动大陆边缘。物源母岩与构造背景相匹配，本文XRD结果中较高的石英和长石与母岩的性质相一致，因此推测页岩的沉积受到物源的影响，花岗岩碎屑物中较高的矿物质有利于浮游植物的生长和页岩中有机质的富集。前人研究表明，江南造山带形成于新元古代，具有完整的岛弧火山岩、高压变质岩、碰撞和造山后岩浆岩等与造山过程相吻合的岩石组合，其中岩浆岩多为酸性花岗岩及基性—超基性岩浆岩，经历了洋洋俯冲、弧—陆碰撞到洋—陆俯冲、弧后盆地打开再到构造后延伸的构造过程，形成大量中元古代末到新元古代早期的新生地壳［14，51］。这与研究区二叠世—早三叠世页岩的物源性质和构造背景相同，因此可以推测研究区二叠世—早三叠世页岩物源可能来自江南造山带。

5 有机质富集控制因素

有机质的生产、富集和保存是一个复杂的过程，一般来说，氧化还原环境、古生产力和古气候被认为是有机质富集的关键控制因素［5］。在本研究中，古气候指标［w（Sr）/w（Cu）和w（∑REE）］与TOC的弱相关关系［图14（a），图14（b）］，表明温暖潮湿的气候对有机质的保存影响较小。氧化还原指标［w（V）/w（V+Ni）、w（Mo）和w（U）/w（Th）］与TOC呈正相关关系［图14（c）—图14（e）］，反映出有机质的富集受氧化还原条件的控制。此外，古生产力指标［w（Cu）/w（Al）］与TOC含量具有较好的相关性［图14（f）］，说明初级生产力对有机质保存起着控制作用。
图14 TOC与古气候指标［w（Sr）/w（Cu）、w（∑REE）］、氧化还原指标［w（V）/w（V+Ni）、w（Mo）、w（U）/w（Th）］和古生产力指示物［w（Cu）/w（Al）］的相关性

Fig.14 Correlations of TOC with palaeoclimate proxy（w（Sr）/w（Cu）， w（∑REE））， redox indicators （w（V）/w（V+Ni）， w（Mo）， and w（U）/w（Th））， and paleoproductivity proxy （w（Cu）/w（Al））

晚二叠世海平面相对较高，水体分层较强，强热液活动所携带的营养物质有利于浮游植物的生长和初级生产力的提高，间歇性硫化的缺氧水体有利于有机质的保存［图15（a）］。早三叠世页岩沉积过程中沉积环境发生了较大的变化，该时期海平面相对较低，热液活动强度明显减弱［23，33］，较弱的上升流中营养物质较少，导致较低的初级生产力和偏氧化环境，不利于有机质的积累与保存［图15（b）］。
图15 华南地区晚二叠世—早三叠世页岩沉积模式（据文献［52］，修改）

（a）晚二叠世； （b）早三叠世

Fig.15 The sedimentary model of late Permian-Early Triassic shale in South China（modified from Ref.［52］）

综上所述，研究区页岩有机质积累机制较为复杂，温暖潮湿的气候对有机质的保存影响较小，海底热液活动有助于有机质的富集与保存。晚二叠世页岩较高的TOC与较高的初级生产力及间歇性硫化的缺氧环境有关。因此，本文认为氧化还原条件和初级生产力的变化是影响有机质富集的主要控制因素。

6 结论

（1）皖南地区大隆组和殷坑组页岩样品沉降在缺氧的间歇性硫化环境，大隆组页岩比殷坑组页岩在更强的还原条件下形成。与前人在华南地区的研究成果对比，本文研究成果晚二叠世—早三叠世古环境变化与华南地区晚二叠世—早三叠世古环境呈现出相似的演化趋势。
（2）物源区的母岩主要来自后太古代上地壳的花岗岩（长英质火山岩），构造背景为大陆岛弧，兼具活动大陆边缘特征，推断物源可能来自南部的“江南造山带”。
（3）温暖潮湿的气候对有机质的保存影响较弱，页岩有机质含量的差异归因于晚二叠世全球海平面变化控制下的海水氧化还原条件的改变和初级生产力的下降，且海底热液活动有助于有机质的富集与保存。

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