罗进雄, 何幼斌. (2011)中上扬子地区二叠纪缺氧环境* [J]. 古地理学报, 13(1): 11-20
Luo Jinxiong, He Youbin. (2011)Anoxic environments of the Permian of Middle and Upper Yangtze Area[J]. Journal Of Palaeogeography, 13(1): 11-20. DOI:  
Permissions
Copyright©2011, 《古地理学报》编辑部
版权所有.《古地理学报》编辑部
中上扬子地区二叠纪缺氧环境*
罗进雄, 何幼斌
长江大学地球科学学院,湖北荆州 434023

第一作者简介：罗进雄,男,1980年生,长江大学在读博士研究生,主要从事沉积学的学习和研究。E-mail:luojinxiong1980@126.com。

通讯作者简介：何幼斌,男,1964年生,1992年毕业于中国石油大学(北京),获工学博士学位,现为长江大学地球科学学院教授,博士生导师,主要从事沉积学的教学和研究。通讯地址:湖北省荆州市南环路1号,长江大学地球科学学院;邮政编码:434023;E-mail:heyb122@163.com。

收稿日期:2010-08-23
基金:*中国石油化工股份有限公司海相油气勘探前瞻性项目“南方二叠系定量岩相古地理研究及油气预测”(编号:YPH08019)资助
摘要

中上扬子地区二叠纪缺氧环境较为发育,缺氧沉积的岩石类型主要为黑色泥页岩、黑色薄层硅岩、深灰色—灰黑色中—薄层泥晶石灰岩和含泥石灰岩。前 3种岩石类型常形成暗色泥页岩—薄层硅岩—泥晶石灰岩组合,而含泥石灰岩则主要为眼球状石灰岩的“眼皮”部分。分别对这两种组合的岩石特征、古生物特征及地球化学特征进行了研究,并分析了各自的沉积环境以及缺氧环境的成因。分析认为暗色泥页岩—薄层硅岩—泥晶石灰岩组合为盆地、盆地边缘或斜坡环境的产物,其缺氧环境主要为大规模的海侵形成;眼球状石灰岩的“眼皮”部分应为碳酸盐岩台地的产物,其缺氧环境应为上升流作用形成。

关键词: 中上扬子地区; 二叠纪; 缺氧环境; 上升流; 眼球状石灰岩
中图分类号:P531 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2011)01-0011-10
Anoxic environments of the Permian of Middle and Upper Yangtze Area
Luo Jinxiong, He Youbin
School of Geosciences,Yangtze University,Jingzhou 434023,Hubei

About the first author：Luo Jinxiong,born in 1980,is a Ph.D.candidate in Yangtze University, and he is mainly engaged in sedimentology.E-mail: luojinxiong1980@126.com.

About the corresponding author：He Youbin,born in 1964,obtained his Ph.D. degree in China University of Petroleum(Beijing)in 1992.Now he is a professor at School of Geosciences of Yangtze University, and is engaged in sedimentology. E-mail: heyb122@163.com.

Abstract

The anoxic environments of the Permian of Middle and Upper Yangtze Area are well developed,and the rocks of anoxic deposits are mainly composed of black shale,black thin-bedded siliceous rocks, dark grey to grey black thin to medium bedded lime-mud limestones and mud bearing limestones.The former three rocks always form the dark color shale,thin-bedded siliceous rocks and lime-mud limestones assemblage,and mud bearing limestone is the “eyelid” part of eyeball-shaped limestones.Then the petrological,palaeontological and geochemical characteristics of these two assemblages have been studied,and origins of the anoxic environments have been analyzed.The results reveal that the former assemblage is the product of basin,basin margin or slope environments,and the anoxic environment is formed by the great scale transgression;and the “eyelid” part of eyeball-shaped limestones should be the product of carbonate open platform environment,and its anoxic environment results from the upwelling.

Key words: Middle and Upper Yangtze Area; Permian; anoxic environment; upwelling; eyeball-shaped limestones

缺氧环境是近些年来地学研究领域的一个热点(颜佳新和张海清, 1996; 王成善等, 1999a), 它是古地质环境的一种重要形式, 一般指水体中溶氧量小于1.0 mL/L的环境, 可分为贫氧(0.1~1.0 mL/L)和厌氧环境(< 0.1 mL/L); 与缺氧环境相对的则是富氧环境, 一般是指水体中溶氧量大于1.0 mL/L的环境。缺氧环境具有特征的岩石类型, 发育于特定的沉积环境, 对某些元素迁移、富集、成矿具有重要意义, 另外, 缺氧环境也是控制烃源岩发育的主要因素之一。关于中上扬子地区二叠纪缺氧环境, 前人未进行系统研究, 仅对相关地区相关层位进行了研究(吴胜和等, 1994; 颜佳新等, 1997, 1998; 杨玉卿和冯增昭, 1997; 施春华等, 2004; 颜佳新和刘欣宇, 2007), 因此, 对中上扬子地区二叠纪的缺氧环境进行研究, 对其岩相古地理研究及该区油气勘探均具有重要意义。

1 区域地质背景

中上扬子地区西南以宝兴— 荥经— 昭觉— 六盘水为界, 西北以宝兴— 广元— 汉中为界, 北部以汉中— 襄樊— 九江为界, 东南以修水— 岳阳— 常德— 吉首— 贵阳为界。涉及滇、黔、川、渝、陕、鄂、湘和赣等8个省市, 包括东经102° ~116° , 北纬26° ~33° 的广大区域, 面积约为50× 104 km2。

中上扬子地区二叠系分布广泛, 厚度多为400~800m; 其地层划分目前多采用“ 三分” 方案(曾鼎乾, 1984; 张正华, 1988; Sheng and Jin, 1994; 金玉玕等, 1999; 中国地层典编委会, 2000; 李国辉等, 2005)。经过深入调查和研究, 发现中上扬子地区二叠系主要发育中二叠统栖霞阶、茅口阶及上二叠统吴家坪阶、长兴阶(表 1), 下二叠统在区内分布极少(李国辉等, 2005)。

表1 中上扬子地区二叠系划分与对比 Table1 Stratigraphic division and correlation of the Permian of Middle and Upper Yangtze Area

中上扬子地区二叠纪岩相古地理单元主要以碳酸盐岩台地为主, 尤其是中二叠世, 栖霞期全为碳酸盐岩台地, 茅口期绝大部分地区为碳酸盐岩台地, 仅在北部地区出现斜坡与盆地; 而晚二叠世岩相古地理单元则变化多样, 但仍以碳酸盐岩台地为主, 自西向东依次出现剥蚀区、冲积平原、碎屑岩台地、碳酸盐岩台地、斜坡与盆地①。

2 缺氧沉积特征

对于缺氧环境, 国内外学者已经做过相当多的工作, 在岩石学、矿物学、古生物学、地球化学等方面提出了鉴别标志(吕炳全和瞿建忠, 1989; Hatch and Leventhal 1992; Jones and Manning, 1994; 吴胜和等, 1994; 颜佳新和张海清, 1996; 颜佳新等, 1997, 1998; 腾格尔等, 2004; 陈兰等, 2007; 龚一鸣等, 2007; 颜佳新和刘新宇, 2007; 吕炳全, 2008; 张立军和龚一鸣, 2009)。岩性主要以黑色页岩为主, 岩石层薄且色暗, 常见的特征矿物及含有物包括星散状黄铁矿、磷结核等, 古生物化石含量低, 以浮游生物为主, 遗迹化石主要见Zoophycos, Chondrites等, 地球化学指标以V/(V+Ni)、V/Cr、Ni/Co等常用。此外, 缺氧沉积还具有有机碳含量高、沉积速率低等特点。

通过露头剖面与钻井剖面的研究, 发现中上扬子地区二叠纪缺氧环境较为普遍, 在栖霞组、茅口组、吴家坪组、长兴组和大隆组均有发育。岩石类型除了黑色泥页岩外, 黑色、灰黑色薄层硅岩也相当发育, 此外还有灰黑色、深灰色泥晶石灰岩, 含泥石灰岩等。暗色的中— 薄层泥晶石灰岩、薄层硅岩及泥页岩往往形成特殊的垂向组合, 为盆地、盆地边缘或斜坡环境的产物; 灰黑色、深灰色含泥石灰岩主要为栖霞组下部和茅口组中下部眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分, 其应是碳酸盐岩台地环境中上升流的产物。为方便论述, 将暗色中— 薄层泥晶石灰岩、薄层硅岩及泥页岩等岩石类型和眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分分别称为Ⅰ 类和Ⅱ 类缺氧沉积, 以下对这两类缺氧沉积的特征进行论述。

2.1 Ⅰ 类缺氧沉积

该类缺氧沉积的岩石类型主要为深灰色— 灰黑色中— 薄层泥晶石灰岩、灰黑色薄层硅岩和黑色泥页岩。

中— 薄层泥晶石灰岩主要发育于大隆组、长兴组、吴家坪组和茅口组。颜色较深, 主要为深灰色— 灰黑色, 以薄层为主, 次为中层, 还有的呈透镜体夹于薄层硅岩、泥页岩之间; 生屑含量较低, 一般低于10%, 大化石可见菊石和腕足类, 其中腕足类体小壳薄, 微体化石可见海绵骨针、放射虫和介形虫等。

薄层硅岩主要发育于大隆组、长兴组、吴家坪组和茅口组。岩性致密坚硬, 颜色较深, 一般为灰黑色; 层厚一般不超过10cm, 层面平整; 生物化石主要有两类:一类为营浮游或游泳生活的化石, 如菊石、体小壳薄的腕足类、介形虫、双壳类、有孔虫等; 另一类为营浮游生活的微体化石, 主要是放射虫。

黑色泥页岩主要发育于大隆组与茅口组, 类型主要有碳质泥岩、硅质泥岩、碳质页岩和硅质页岩等。水平层理发育, 生物化石主要见菊石、放射虫等。

上述3类岩石在垂向上构成中— 薄层泥晶石灰岩、薄层硅岩及泥页岩组合(图 1-a, 图2-1), 但并不是所有地区这3类岩石发育齐全, 有的为薄层硅岩、泥页岩组合(图 1-b, 图2-2), 有的为薄层硅岩夹石灰岩透镜体(图 1-c, 图2-3), 有的只发育中— 薄层泥晶石灰岩(图 1-d, 图2-4), 还有的只发育泥页岩(图 1-e), 如在兴山— 荆州— 咸宁一带大隆组主要为黑色碳质泥岩、页岩(何幼斌和罗进雄, 2010); 岩相古地理研究表明这类岩石组合主要分布于盆地环境, 少量分布于斜坡环境(何幼斌和罗进雄, 2010)。

图1 中上扬子地区二叠纪Ⅰ 类缺氧沉积岩石组合类型示意图Fig.1 Schematic maps of rock assemblages of anoxic deposit Ⅰ of the Permian of Middle and Upper Yangtze Area

图2 中上扬子地区二叠系缺氧沉积野外照片（1— 暗色薄层硅岩、薄层泥晶石灰岩与泥页岩互层, 大隆组, 四川广元长江沟; 2— 暗色薄层硅岩与泥页岩互层, 大隆组, 四川广元关口; 3— 暗色薄层硅岩夹泥晶石灰岩透镜体, 吴家坪组, 湖北京山桥三; 4— 灰黑色薄— 中层泥晶石灰岩, 茅口组, 湖北兴山大峡口; 5— 眼球状石灰岩, 浅色部分为“ 眼球” , 暗色部分为“ 眼皮” , 栖霞组, 贵州桐梓松坎; 6— 眼球状石灰岩, 浅色部分 为“ 眼球” , 暗色部分为“ 眼皮” , 茅口组, 四川广元长江沟）Fig.2 Field photos of anoxic deposits of the Permian of Middle and Upper Yangtze Area

Ⅰ 类缺氧沉积主要分布于研究区北部地区, 且自北东至南西方向, 其含量均是逐渐降低的, 直至为零。茅口阶、吴家坪阶和长兴阶的分布特征稍有不同(图 3, 图4, 图5)。

茅口阶该组合主要分布于北部地区及鄂西地区, 含量为0~100%, 其中湖北竹山地区含量为100%(图3)。此外, 在四川广元地区与贵州毕节— 遵义地区也有少量分布(图3), 其含量多低于30%, 一般为10%~20%。

图3 中上扬子地区中二叠统茅口阶Ⅰ 类缺氧沉积分布Fig.3 Distribution of anoxic deposit Ⅰ of the Middle Permian Maokou Stage in Middle and Upper Yangtze Area

吴家坪阶该组合主要分布于北部的城口— 南漳— 黄石地区与鄂西渝东地区, 含量为0~100%, 其中湖北南漳地区含量为100%(图4)。此外, 在四川旺苍— 南江地区、华蓥地区和贵州遵义地区也有少量分布(图4), 旺苍— 南江地区含量为50%左右, 华蓥地区含量为17.6%, 遵义地区含量一般为20%左右。

图4 中上扬子地区上二叠统吴家坪阶Ⅰ 类缺氧沉积分布Fig.4 Distribution of anoxic deposit Ⅰ of the Upper Permian Wujiaping Stage in Middle and Upper Yangtze Area

长兴阶该组合主要分布于北部的广元— 旺苍— 开江— 梁平地区、城口— 南漳— 武汉— 瑞昌地区以及鄂西地区, 含量为0~100%(图5), 且含量为100%的地区分布范围较广, 为大隆组的分布区。此外, 在四川华蓥地区、贵州沿河沙子地区和贵州织金— 贵阳— 遵义地区也有少量分布(图5), 华蓥地区含量为7.08%, 沿河地区含量约10%, 织金— 贵阳— 遵义地区含量一般为10%左右。

图5 中上扬子地区上二叠统长兴阶Ⅰ 类缺氧沉积分布Fig.5 Distribution of anoxic deposit Ⅰ of the Upper Permian Changxing Stage in Middle and Upper Yangtze Area

盆地环境与碳酸盐岩开阔台地环境中形成岩石的微量元素含量存在较大的差异, 以四川广元长江沟二叠系剖面为例, 前者Sr、Ba、Cd、Co、Cr、Ni、V、Zn等微量元素含量均远高于后者, 两者的微量元素含量对比见表2。

表2 四川广元长江沟剖面碳酸盐岩开阔台地环境与盆地环境微量元素含量(μ g/kg)对比 Table2 Content (μ g/kg) of trace elements in carbonate open platform and basin environments of Changjianggou section, Guangyuan, Sichuan Province

从表2可以看出盆地环境微量元素的含量亦均高于开阔台地环境。其中, Ni和V的含量表现尤为突出, 盆地环境的Ni和V的含量分别是开阔台地环境的16.35倍和24.45倍。通过对长江沟剖面4个盆地环境样品的V、Ni、Cr、Co的含量统计分析(表3), 结果表明其V/(V+Ni)比值介于0.51~0.89, V/Cr比值介于1.03~17.5, Ni/Co比值介于4.58~19.2。而V/(V+Ni)、V/Cr和Ni/Co比值是良好的古缺氧环境判识标志(Hatch and Leventhal, 1992; Jones and Manning, 1994), 其标准见表4。

表3 四川广元长江沟剖面盆地环境V、Ni、Cr、Co元素含量(μ g/kg)及相关比值 Table3 Content(μ g/kg) of trace elements(V, Ni, Cr, Co)and correlative ratios in basin environment of Changjianggou section, Guangyuan, Sichuan Province
表4 缺氧环境和富氧环境的地球化学判识指标 Table4 Geochemical indices of anoxic and oxygeneous environments

按照表4的标准, 样品长P3d-6-3的V/(V+Ni)、V/Cr和Ni/Co 3项指标都属于厌氧环境范畴; 样品长P3d-6-4的V/(V+Ni)和Ni/Co两项指标都属于厌氧环境范畴、V/Cr比值属于贫氧环境范畴, 但接近于厌氧环境的临界值, 综合判断其为厌氧环境的产物; 样品长P3d-2-2的V/(V+Ni)和Ni/Co两项指标都属于贫氧环境, 而V/Cr比值属于富氧环境范畴, 综合判断其为贫氧环境的产物; 样品长P3d-7-2的V/(V+Ni)比值属于贫氧环境范畴, V/Cr和Ni/Co比值属于富氧环境范畴, 但Ni/Co比值接近于贫氧环境与富氧环境的临界值, 综合判断其应为贫氧环境的产物。

上述4个样品皆为盆地环境的产物, 其古氧环境差别应不大, 应都属于缺氧环境, 而部分样品的V/Cr、Ni/Co表现不一致, 说明这两项指标在石灰岩中应用的可靠性值得进一步研究, 这与颜佳新等(1998)、施春华等(2004)的结论相一致。因此, 在应用时须慎重, 应作为参考使用。

2.2 Ⅱ 类缺氧沉积

该类缺氧沉积岩石类型主要为灰黑色含泥石灰岩, 构成眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分, 眼球状石灰岩广泛发育于中上扬子地区中二叠统栖霞组下部和茅口组中下部, 因其形状似眼球而得名, 包括“ 眼球” 与“ 眼皮” 两部分(图 2-5, 2-6), 两者交替出现, 在纵向上分布具阶段性(罗进雄等, 2009; 罗进雄和何幼斌, 2010)。

“ 眼球” 部分颜色较浅, 为灰色— 深灰色较纯的石灰岩, 其形状似枕状、透镜状或瘤状, 顺层分布, 长数厘米至数十厘米, 厚度一般20cm, 有的呈层状; 含泥较少, 一般小于5%; 不显层理; 生屑主要为藻类、腕足类、有孔虫、 类、介形虫、海百合, 少量腹足类和苔藓虫等, 化石组合属藻类-有孔虫-腕足类组合; 一般较破碎, 分布杂乱, 未见磨蚀现象, 多为原地堆积, 含量一般大于50%; 粒间为泥晶方解石充填。岩性及古生物特征表明其沉积环境应为碳酸盐岩开阔台地, 古氧环境为富氧环境。

“ 眼皮” 部分颜色较深, 为深灰色— 灰黑色, 厚度不均, 一般5~10cm, 厚的可超过20cm, 呈波状起伏的纹层状; 生屑含量多为30%~50%, 种类以介壳类较丰富, 缺乏藻类; 生屑也较破碎, 显定向排列, 多为原地堆积; 粒间亦为泥晶方解石充填。由于“ 眼皮” 与“ 眼球” 相辅相成, 在较短时间尺度内, 沉积环境不可能频繁变化, 因此, 其沉积环境应与“ 眼球” 相同, 为碳酸盐岩开阔台地。而其岩性特征与古生物特征与“ 眼球” 部分存在较大的差异, 这是由两者的古氧环境不同造成的, 遗迹化石与地化特征表明“ 眼皮” 为缺氧环境的产物, 论述如下:

1)遗迹化石。“ 眼皮” 部分常见遗迹化石Zoophycos, 在重庆南川大铺子栖霞组、四川长宁硐底与重庆巫溪尖山茅口组均有发现, 多被硅化。据研究, Zoophycos遗迹相对贫氧环境有较大的耐受力(Ekdale and Mason, 1988), 总是产生于贫氧环境(龚一鸣等, 2007; 张立军和龚一鸣, 2009)。

2)地化特征。选取了20个“ 眼皮” 样品进行了V、Ni分析, 统计分析结果见表5。从表5可以看出眼皮部分V的含量介于18.6~168 μ g/kg, 平均值63.79 μ g/kg; Ni的含量介于12.4~61.9 μ g/kg, 平均值26.94 μ g/kg; V/(V+Ni)介于0.45~0.85, 平均值0.67。根据上述标准可以判断, “ 眼皮” 部分的古氧环境为缺氧环境, 多为厌氧环境, 少量为贫氧环境。

表5 眼球状石灰岩“ 眼皮” 部分V、Ni含量(μ g/kg)及V/(V+Ni)值统计 Table5 Content of V, Ni and V/(V+Ni) ratios in eyelid part of eyeball-shaped limestones

根据上述岩石学、遗迹化石和地球化学特征综合判断, 眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分为缺氧环境的产物。虽然缺氧沉积中一般古生物化石含量低, 且以浮游生物为主, 但眼球状石灰岩“ 眼皮” 中生屑含量较高, 且以介壳类为主, 而遗迹化石及地球化学特征皆表明其为缺氧沉积, 这就说明“ 眼皮” 部分是一类较特殊的缺氧环境, 其与Ⅰ 类缺氧沉积的成因机制应该是不同的。

3 缺氧环境的成因

关于缺氧环境的成因, 目前主要有大规模的海侵作用(吕炳全和瞿建忠, 1989; 杜远生等, 2009)、上升流作用(吕炳全和瞿建忠, 1989; 张水昌等, 2005; 吕炳全, 2008; 杜远生等, 2009)、高生物生产力(陈兰等, 2007)、火山喷发(Jin et al., 2000)、与陆海分布格局和古海洋表面洋流系统有关(颜佳新和刘新宇, 2007)以及水体分层(杜远生等, 2009)等观点。缺氧环境的成因比较复杂, 不能用单一的模式来解释, 应该是多种因素共同作用的结果, 但应是以某一种因素为主。研究认为, 中上扬子地区二叠系缺氧环境主要是由大规模的海侵和上升流作用引起的。其中Ⅰ 类缺氧沉积主要是大规模海侵的产物; 而眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分则可能主要是由上升流作用形成的。

3.1 大规模海侵成因

中上扬子地区二叠纪经历过两次大的海侵海退旋回(王成善等, 1999b; 罗进雄等, 2009), 茅口早期出现最大海泛事件(王成善等, 1999b), 大规模的海侵事件造成海平面上升。海平面上升则会引起海洋中溶解氧含量的变化。

海洋中溶解氧的垂直分布是不均匀的, 随着水深增加, 其含氧量具有先降低后升高的特点(王成善等, 1999a)。大洋表层和近表层由于和大气接触, 溶解氧一般处于饱和状态, 且分布较均匀; 深度在50m左右的水层, 由于光合作用释放出氧, 水层有时出现溶解氧最大值; 随着深度的增加, 光合作用逐渐减弱, 加上有机质沉降后氧化也要消耗溶解氧, 因此含氧量逐渐降低, 一般在500~1000m之间出现溶解氧含量最小的层; 随着深度的继续增加, 由于从高纬度海下沉的富氧水不断补充, 含氧量反而增加(王成善等, 1999a)。

中上扬子地区二叠系暗色泥页岩— 薄层硅岩— 泥晶石灰岩组合为盆地环境的产物, 其水体深度应在200m左右, 前人研究(吴胜和等, 1994)表明, 中下扬子地区二叠纪缺氧环境的深度大致为100~500m, 而扬子地区二叠纪北部盆地是统一的, 说明研究区该岩石组合恰好位于含氧量低的区带, 容易形成缺氧环境。

扬子地区二叠纪盆地环境的形成也可能与构造活动有关(杨玉卿和冯增昭, 1997), 但相对于二叠纪海侵事件的广泛性和普遍性而言, 构造活动不应该是主要因素, 故Ⅰ 类缺氧沉积主要是由大规模的海侵形成的, 但也会受构造活动和上升流的影响。

3.2 上升流成因

上升流是海洋中常见的一种洋流, 大洋中下层海水在各种因素作用下, 上升到大洋表面便形成上升流。它是海水垂直循环运动的一种形式(吕炳全, 2008)。目前世界大洋中, 上升流在各大洋低纬度东侧最发育, 如秘鲁、智利西岸外, 西南非洲岸外和孟加拉湾等。

大洋中开阔海洋中缺氧环境的形成往往与上升流有着密切关系(Demaison and Moore, 1980), 因为上升流带来的富氧和营养盐的水体会使生物大量繁殖, 而生物在繁殖和死亡过程中, 都要消耗大量的氧, 容易形成缺氧环境。

上升流多发育于低纬度地区, 其重要特征之一就是阵发性、周期性(吕炳全等, 2004; 胡望水等, 2005; 吕炳全, 2008)。

古地磁研究表明, 中二叠世中上扬子地区位于赤道附近(孟宪鋆, 1995; 殷鸿福等, 1999), 处于上升流发育的有利地区, 且下扬子地区中二叠世上升流较为发育(吕炳全等, 2004; 胡望水等, 2005; 吕炳全, 2008), 表明中二叠世中上扬子地区也能广泛发育上升流。而且眼球状石灰岩分布的阶段性与上升流阵发性、周期性的特征可以类比; 且眼球状石灰岩“ 眼皮” 部分的生物化石主要为介壳类, 这也是上升流沉积的主要特征之一(张水昌等, 2005)。综合分析表明, 中上扬子地区二叠系眼球状石灰岩的“ 眼皮” 与上升流关系密切, 其应为上升流沉积(罗进雄和何幼斌, 2010)。而中上扬子地区中二叠世海平面上升事件较为频繁, 因此缺氧环境的形成也难免会受到海侵作用的影响。

4 与烃源岩的关系

缺氧环境容易造成有机质的大量埋藏和保存, 是形成优质烃源岩的重要条件。盆地环境、盆地边缘环境中形成的黑色泥页岩及暗色的泥晶石灰岩是良好的烃源岩(罗进雄等, 2009)。这方面的研究已经较多, 而薄层硅岩与眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分未引起足够的重视。

虽然有学者认为有机碳含量不是沉积物生烃量多少的良好指标(Harry Dembicki, 2009), 但其仍是评价烃源岩的重要参数之一。本次研究利用有机碳含量对薄层硅岩与眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分的生烃潜力进行了初步评价。

在湖北京山桥三地区大隆组所采3个薄层硅岩样品的有机碳含量为0.66%~0.86%, 而据李红敬等(2009)对四川广元上寺地区大隆组6个薄层硅岩样品的有机碳含量进行研究, 其平均值高达2.78%, 这表明薄层硅岩具有相当高的生烃潜力。

44个“ 眼皮” 样品的有机碳含量为0.24%~4.53%, 平均值为1.49%, 且含量大于1%的样品有23个, 占总样品数的52.3%; 含量大于0.5%的样品有39个, 占总样品数的88.6%; 个别样品有机碳含量较低, 可能与样品遭受氧化有关。“ 眼皮” 部分不仅有机质丰度较高, 而且眼球状石灰岩横向、纵向分布相当广泛, 具有较大的体积, 就有机质数量方面而言, 其应该是良好的烃源岩。

有机碳分析结果表明, 薄层硅岩与眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分的有机碳含量较高, 而缺氧沉积的特点之一正是具有较高的有机碳含量, 这也从侧面反映两者与缺氧沉积关系密切。

综上所述, 薄层硅岩和眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分均具有较高的生烃潜力, 应为良好的烃源岩, 在今后的研究中应加以重视。

5 结论

1)中上扬子地区二叠纪缺氧环境发育, 其中发育的岩石类型主要有黑色泥页岩、暗色薄层硅岩、泥晶石灰岩与眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分。这些岩石构成两种缺氧沉积类型, Ⅰ 类缺氧沉积为暗色中— 薄层泥晶石灰岩、薄层硅岩及泥页岩组合; Ⅱ 类缺氧沉积为暗色含泥石灰岩, 即眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分。

2)中上扬子地区二叠纪缺氧环境的成因主要有两种:一种是由大规模海侵形成, 其形成的岩石类型为暗色中— 薄层泥晶石灰岩、薄层硅岩及泥页岩组合; 另一种是由上升流作用形成, 其形成的岩石类型主要为眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分。

3)缺氧环境发育良好的烃源岩, 岩石类型主要有暗色泥页岩、泥晶石灰岩、薄层硅岩与眼球状石灰岩的“ 眼皮” 部分, 尤其应该加强薄层硅岩与眼球状石灰岩“ 眼皮” 部分的研究。

作者声明没有竞争性利益冲突.

参考文献
[1] 陈兰, 夏敏全, 万云, 等. 2007. 黑色页岩及大洋缺氧事件研究进展[J]. 重庆科技学院学报(自然科学版), 9(4): 1-4. [文内引用:2]
[2] 杜远生, 龚一鸣, 张哲, 等. 2009. 南华海泥盆纪烃源岩的古氧相和缺氧环境模式——以广西中、上泥盆统为例[J]. 古地理学报, 11(1): 28-36. [文内引用:3]
[3] 何幼斌, 罗进雄. 2010. 中上扬子地区晚二叠世长兴期岩相古地理[J]. 古地理学报, 12(5): 1-18. [文内引用:2]
[4] 龚一鸣, 徐冉, 谢树成, 等. 2007. 遗迹化石zoophycos中微生物和分子化石[J]. 中国科学(D辑), 37(6): 713-719. [文内引用:2]
[5] 胡望水, 吕炳全, 王红罡, 等. 2005. 扬子地块东南缘寒武系上升流沉积特征[J]. 江汉石油学院学报, 26(4): 9-11. [文内引用:2]
[6] 金玉玕, 王向东, 尚庆华, 等. 1999. 中国二叠纪年代地层划分和对比[J]. 地质学报, 73(2): 97-108. [文内引用:1]
[7] 李国辉, 李翔, 宋蜀筠, 等. 2005. 四川盆地二叠系三分及其意义[J]. 天然气勘探与开发, 28(3): 20-26. [文内引用:2]
[8] 李红敬, 解习农, 林正良, 等. 2009. 四川盆地广元地区大隆组有机质富集规律[J]. 地质科技情报, 28(2): 98-103. [文内引用:1]
[9] 罗进雄, 何幼斌. 2010. 中—上扬子地区二叠系眼球状石灰岩特征及成因研究[J]. 地质论评, 56(5): 629-637. [文内引用:2]
[10] 罗进雄, 何幼斌, 王丹, 等. 2009. 湖北兴山大峡口剖面二叠系岩石特征及沉积环境分析[J]. 古地理学报, 11(4): 393-404. [文内引用:3]
[11] 吕炳全, 瞿建忠. 1989. 下扬子地区早二叠世海进和上升流形成的缺氧环境的沉积[J]. 科学通报, 63(22): 1721-1724. [文内引用:3]
[12] 吕炳全. 2008. 海洋地质学概论[M]. 上海: 同济大学出版社, 233-246. [文内引用:5]
[13] 吕炳全, 王红罡, 胡望水, 等. 2004. 扬子地块东南古生代上升流沉积相与烃源岩的关系[J]. 海洋地质与第四纪地质, 24(4): 29-35. [文内引用:2]
[14] 孟宪鋆. 1995. 鄂东南石炭—三叠系古地磁研究[J]. 湖北地质, 9(2): 41-53. [文内引用:1]
[15] 施春华, 胡瑞忠, 颜佳新. 2004. 华南地区栖霞组沉积地球化学特征研究[J]. 地质科技情报, 23(1): 33-37. [文内引用:1]
[16] 腾格尔, 刘文汇, 徐永昌, 等. 2004. 缺氧环境及地球化学判识标志的探讨——以鄂尔多斯盆地为例[J]. 沉积学报, 22(2): 365-372. [文内引用:1]
[17] 王成善, 胡修棉, 李祥辉. 1999 a. 古海洋溶解氧与缺氧和富氧问题研究[J]. 海洋地质与第四纪地质, 19(3): 39-47. [文内引用:1]
[18] 王成善, 李祥辉, 陈洪德, 等. 1999 b. 中国南方二叠纪海平面变化及升降事件[J]. 沉积学报, 17(4): 536-541. [文内引用:1]
[19] 吴胜和, 冯增昭, 何幼斌. 1994. 中下扬子地区二叠纪缺氧环境研究[J]. 沉积学报, 12(2): 29-36. [文内引用:3]
[20] 颜佳新, 陈北岳, 李思田, 等. 1997. 鄂湘桂地区栖霞组古氧相分析与层序地层和海平面变化[J]. 地质论评, 43(2): 193-199. [文内引用:2]
[21] 颜佳新, 刘新宇. 2007. 从地球生物学角度讨论华南中二叠世海相烃源岩缺氧沉积环境成因模式[J]. 地球科学——中国地质大学学报, 32(6): 789-796. [文内引用:2]
[22] 颜佳新, 徐四平, 李方林. 1998. 湖北巴东栖霞组缺氧沉积环境的地球化学特征[J]. 岩相古地理, 18(6): 27-32. [文内引用:2]
[23] 颜佳新, 张海清. 1996. 古氧相——一个新的沉积学研究领域[J]. 地质科技情报, 15(3): 7-13. [文内引用:2]
[24] 杨玉卿, 冯增昭. 1997. 华南下二叠统层状硅岩的形成与意义[J]. 岩石学报, 13(1): 111-120. [文内引用:2]
[25] 殷鸿福, 吴顺宝, 杜远生, 等. 1999. 华南是特提斯多岛洋体系的一部分[J]. 地球科学, 24(1): 1-12. [文内引用:1]
[26] 曾鼎乾. 1984. 四川华蓥山二叠系调查追记[J]. 中国地质科学院院报, 5(9): 109-117. [文内引用:1]
[27] 张正华. 1988. 黔南二叠纪地层[M]. 贵州贵阳: 贵州人民出版社, 1-113. [文内引用:1]
[28] 张立军, 龚一鸣. 2009. 四川后高坪地区晚泥盆世植物和遗迹化石的新发现[J]. 地层学杂志, 33(2): 138-146. [文内引用:2]
[29] 张水昌, 张宝民, 边立曾, 等. 2005. 中国海相烃源岩发育控制因素[J]. 地学前缘, 12(3): 39-48. [文内引用:2]
[30] 中国地层典编委会. 2000. 中国地层典·二叠系[M]. 北京: 地质出版社, 1-119. [文内引用:1]
[31] Demaison G J, Moore G T. 1980. Anoxic environments and oil source bed genesis[J]. AAPG Bulletin, 64: 1179-1209. [文内引用:1]
[32] Ekdale A A, Mason T R. 1988. Characteristic trace-fossil associations in oxygen-poor sedimentary environments[J]. Geology, 16(8): 720-723. [文内引用:1]
[33] Harry Dembicki Jr. 2009. Three common source rock evaluation errors made by geologists during prospect or play appraisals[J]. AAPG Bulletin, 93(3): 341-356. [文内引用:2]
[34] Hatch J R, Leventhal J S. 1992. 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, USA[J]. Chemical Geology, 99(3): 65-82. [文内引用:1]
[35] Jin Y G, Wang Y, Wang W. 2000. Pattern of marine mass extinction near the Permian-Triassic boundary in South China[J]. Science, 289: 432-436. [文内引用:2]
[36] Jones B, Manning D A C. 1994. Comparison of geochemical indices used for the interpretation of palaeoredox conditions in ancient mudstones[J]. Chemical Geology, 111(4): 111-129. [文内引用:1]
[37] Sheng J Zh, Jin Y G. 1994. Correlation of Permian Deposits in China[M]. Jiangsu Nanjing: Nanjing University Press. Palaeoworld, 4: 14-113. [文内引用:1]