富有机质页岩不仅是常规油气藏的烃源岩，还是页岩油气勘探的对象，而且能够记录其沉积时的古气候、古环境等信息，具有重要的科学研究价值^[1-4]。页岩有机质富集是个复杂的物理化学过程，会涉及诸多因素，如生物生产力、底水的氧化还原状态、沉积速率及沉积后的降解过程等^[1-2,5-9]，其控制因素及形成机理研究在油气（特别是非常规油气）勘探开发中具有重要的意义，是非常规油气沉积学研究的核心内容之一^[10]。有关现代和古代海相沉积物中有机质富集主控因素在过去二十年期间已经做了大量讨论，目前基本认为有机质富集主要与生物质的大量保存密切相关，而大量生物质保存的前提是微生物的繁盛和有利的沉积埋藏条件（如缺氧和适当的沉积速率）^[11]，因此有机质富集的控制因素可以归纳为海洋表层初级生产力和有利的保存条件。以Pedersen et al.^[5]、Sageman et al.^[7]、Gallego-Torres et al.^[12]为代表的生产力学派认为，有机质富集主要受控于海洋表层的生物生产力，水体氧化还原性质影响有限，以大陆边缘上升洋流地区为典型代表。以Arthur et al.^[1]、Mort et al.^[8]为代表的氧化还原学派认为，在水体缺氧特别是硫化环境中，低的海洋表层生物生产力也能形成富有机质沉积物，以现代缺氧盆地黑海（Black Sea）和白垩纪海洋缺氧事件OAE（Oceanic Anoxic Event）为典型代表。以Murphy et al.^[6]、Ibach^[13]为代表的学者认为过低的沉积速率使得有机质在氧化水体中遭受氧化分解和底栖生物的消耗，而过高的沉积速率使得有机质受矿物的稀释作用增强，在一定程度上会降低沉积物中的总有机碳含量（TOC），因此适当的沉积速率是造成有机质富集的关键因素。

尽管陆棚内盆地的海相页岩^{[1,5-7,14-15]}和湖相断陷盆地的陆相页岩^[16-18]有机质富集控制机理已做了大量讨论，但关于海陆过渡相泥岩中有机质富集机理鲜有报道^[19]。特别地，相较于海相页岩，海陆过渡相页岩更容易受沉积条件的影响，二者在物源、沉积特征、水动力条件、陆源输入等方面差异明显，导致海陆过渡相页岩有机质富集机理必然不同于海相页岩，因此开展海陆过渡相页岩有机质富集机理研究势在必行，同时也是丰富非常规油气沉积学理论的现实需求。下扬子宣城地区上二叠统龙潭组地层出露良好，富有机质页岩层段发育，并在港地1井揭示了良好的页岩油气显示，是探索海陆过渡相页岩有机质富集机理的有利地区。前人针对下扬子龙潭组富有机质页岩做了大量探索性工作，主要集中在沉积环境、储层特征、烃源岩评价、页岩气资源潜力评价等方面^[3,20-21]，总体上认为龙潭组页岩具有厚度大、有机碳含量高、成熟度适中、黏土矿物含量高、含气性好、页岩气资源潜力大等特征^[3,22-24]，很少有学者关注龙潭组海陆过渡相页岩有机质富集特征。

本研究通过对安徽宣城地区上二叠统龙潭组的1口钻井（港地1井）和2个露头剖面（昌桥剖面和稻山冲剖面）进行取样，并开展有机地球化学测试、有机岩石学研究、氩离子抛光—扫面电镜观察、元素地球化学分析等，表征富有机质页岩沉积时期的古气候、水体氧化还原性质、古生产力、沉积速率等内容，探讨它们对有机质富集的控制作用，揭示海陆过渡相页岩沉积环境与有机质富集的关系，不仅可以丰富和完善非常规油气沉积学理论，而且对于深化下扬子区页岩气富集规律认识和页岩气成藏条件研究具有一定参考意义。

研究区在地理位置上属于宣城地区，在构造位置上属于下扬子区的一部分，横跨皖南—苏南坳陷和沿江坳陷，面积约1.2×10⁴ km²（图1）。中国地质调查局南京地调中心于2016年在研究区水东向斜实施的港地1井，在上二叠统龙潭组和大隆组中获得了页岩气、致密砂岩气、煤层气及页岩油“三气一油”的发现，证实下扬子区上二叠统页岩气区域地质条件良好^[25]。此外，研究区二叠系地层出露相对较好，区内地势相对平坦，隶属于长江流域，且交通十分方便，公路密集，是开展龙潭组海陆过渡相页岩野外地质调查和样品采集的有利场所。

图  1  研究区构造位置及取样点位置分布（据文献[21]修改）

Figure 1.  The tectonic location diagram of the studied area and the sampling location (modified from reference [21])

自古生代以来，下扬子宣城地区经历了多期复杂构造运动改造和沉积环境的变迁，沉积了厚度超过万米的地层，除局部地区缺失中下泥盆统、下石炭统、中三叠统及部分中新生界地层外，其他地层发育齐全（图2a）。其中，具有区域代表性的3套富有机质页岩层系分别为下寒武统的荷塘组（又称幕府山组）、上奥陶统五峰组—下志留统高家边组和上二叠统的龙潭组和大隆组，它们不仅是优质烃源岩，而且是下扬子区页岩气勘探的重要目标层系^[3,20-21]。龙潭组经历了一次完整的区域性海侵—海退过程，为一套含煤地层，厚度一般超过200 m，最厚可达379 m，与上覆大隆组整合接触。岩性以灰黑色泥页岩和灰色粉砂岩、细砂岩互层，局部夹煤层和薄层灰岩，具有典型的“砂、泥、煤、灰”频繁互层特征，属于海陆过渡相沉积。

图  2  下扬子宣城地区上二叠统龙潭组地层综合柱状图

Figure 2.  Stratigraphic column of the Upper Permian Longtan Formation in Xuancheng area, Lower Yangtze region

港地1井位于安徽省宁国市港口镇境内，完钻井深超过1 500 m，主要揭示三叠系殷坑组和二叠系大隆组、龙潭组、孤峰组地层。港地1井龙潭组（986.7~1 195.0 m）厚208.3 m，按岩性和组合特征可以划分为三段：下部（1 109.1~1 195.0 m）厚85.9 m，以黑色页岩夹煤层、灰黑色泥质粉砂岩和粉砂质泥岩、灰色细砂岩为主，薄片中可见少量的生物碎屑，主要是介形虫碎片，少量呈圆形分布在泥质中，疑似放射虫，均被方解石交代（图3a），局部裂缝比较发育，被泥质或方解石充填（图3d，g），未见明显的褶皱和透镜体，属于三角洲平原相沉积，与宋腾等^[26]通过分析泾页1井揭示的结果一致；中部（1 034.5~1 109.1 m）厚74.6 m，以灰色、深灰色细砂岩和粉砂岩为主，局部发育黑色页岩；上部（986.7~1 034.5 m）厚47.8 m，古地理背景和沉积环境与下部类似，岩性以黑色泥页岩为主夹煤层，局部发育灰岩及细砂岩，裂缝多被泥质或方解石充填，有效性差。

图  3  宣城地区龙潭组典型岩石薄片和野外照片

Figure 3.  Typical thin sections and photographs of Longtan Formation sedimentary rocks in Xuancheng area

昌桥剖面（30°45′12.3″ N，118°24′31.2″ E）位于安徽省宣城市泾县昌桥乡205国道东20 m，出露的地层主要有上二叠统龙潭组和大隆组^[22,27]。揭示的龙潭组地层真厚度约25 m，层面倾向为318°~354°，倾角介于24°~32°。龙潭组顶界以黑灰色压煤灰岩与上覆大隆组灰黑色硅质页岩整合接触，底界未能揭示，剖面岩性以黑色页岩和粉砂质泥页岩、灰绿色粉砂岩和细砂岩为主（图3b，c，e，f），在剖面的中上部发育粉砂质泥页岩，其间夹有多层煤线，而且在泥页岩层段可见羊齿类化石和黄铁矿结核。吴浩^[27]对昌桥剖面龙潭组地层进行了详细描述，并认为其属于三角洲平原相沉积（图2b）。

稻山冲剖面（31°9′56.51″ N，118°54′07.82″ E）位于安徽省宣城市宣州区稻山冲村旁，龙潭组地层出露良好，地层真厚度大约15 m，层面倾向为321°~340°，倾角介于30°~53°。稻山冲剖面大致可以分为两段：下部岩性以炭质页岩与灰岩互层，单层页岩厚度在1.5~2.0 m，页岩层内可见放射虫和层状分布的黄铁矿，相较上部钙质含量增加，表明其沉积时期水体局部动荡，推测其为潮坪相沉积；上部岩性以炭质页岩为主（图3h，i），岩性较为单一，页理清晰，层内局部可见少量放射虫，页岩厚度大约在7.4 m，反映为安静低能的潟湖相沉积（图2b）。

本次研究共采集泥页岩样品22块，采样间隔平均约1~2 m，其中港地1井6块（龙潭组下部），稻山冲剖面6块（龙潭组中部），昌桥剖面10块（龙潭组上部）。样品编号、层位、岩性等详见表1和图2b。

论文选择表面无任何污染的新鲜样品开展各类实验，扫描电镜观察在中国石油大学（北京）能源材料微结构实验室完成，其余分析测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。对港地1井选好的4块页岩样品进行制样，然后借助日立SU8010高分辨率场发射扫描电镜开展黄铁矿形态观察及粒径统计，实验过程详见Wei et al.^[2]。对采集的22块岩石样品磨成粒径小于75 μm的粉末，分别用于TOC和主量、微量、稀土元素分析，实验步骤详见丁江辉等^[28]。其中，TOC含量测定利用LECOCS-400碳硫分析仪，测试流程遵循国标《GB/T 19145—2003》，测试精度优于3%。有机显微组分鉴定是利用光学显微镜在反射光和荧光下进行，实验流程遵循国标《SY/T 5125—1996》，根据显微组分可计算干酪根类型指数，进一步用于确定干酪根类型。主量元素含量测定借助X射线荧光光谱仪（XRF），测试流程遵循国标《GB/T 14506.28—2010》，测试精度优于3%。微量和稀土元素测试采用美国PE公司的ELAN DRC-E型高分辨率电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS），以国家标准参考物质（GSR3）为标样进行质量监控，测试流程遵循国标《GB/T 14506.30—2010》，测试精度优于5%。

岩石中的微量元素通常由自生组分和碎屑组分两部分构成，然而只有自生组分才能反映地质历史时期的古环境演化特征^[29]。此外，岩石成分变化较大，仅凭借微量元素含量高于或低于标准页岩含量来判定其富集或亏损则会产生一定的偏差。为了排除陆源碎屑组分对自生组分的影响，常用在成岩过程中相对稳定的Al元素对微量元素进行标准化^[30]。为使标准化结果便于解释，一般将其与平均页岩（Average Shale，据Wedepohl^[31]）值进行比较，用富集系数（EF）表示，计算公式如下：

当EF_X>1时，说明元素X相对于平均页岩富集；当EF_X<1时，则表明元素X相对于平均页岩亏损^[30]。

研究区22块龙潭组泥页岩样品的TOC和主量元素氧化物的测试结果见表1。TOC含量分在在0.93%~10.10%，平均为4.69%。进一步分析可以发现，稻山冲剖面样品的TOC含量平均为8.50%，明显高于港地1井样品的TOC平均值4.28%和昌桥剖面样品的TOC平均值2.65%，推测可能与不同的沉积环境有关。主量元素以SiO₂最为丰富，含量为37.68%~60.64%，平均为53.14%；其次为Al₂O₃，含量为13.62%~20.48%，平均为16.72%；然后是Fe₂O₃、CaO、K₂O、MgO、FeO，其含量分别介于2.25%~7.44%、3.16%~10.93%、1.03%~3.88%、0.90%~5.54%、0.10%~3.22%，平均为5.15%、5.06%、2.19%、1.69%、1.12%；其余主量元素氧化物含量均不超过均1.0%（表1）。总体上，Al₂O₃含量较高，且不同沉积环境页岩样品的Al₂O₃含量基本相当，推测可能与强陆源碎屑输入有关^[28,32]。

富集系数（EF）可以反映沉积物中元素的富集程度，通过计算得到了Mo和U的富集系数，而EF_U-EF_Mo协变模式可用于判别水体的氧化还原状态。分析这两种元素的富集系数均值可以发现，Mo（EF=5.60）和U（EF=2.34）均相对富集（表2），很可能与有机质或黏土矿物伴生^[28]；不同沉积环境页岩样品的元素富集系数也不尽相同，其中潮坪—潟湖环境的元素富集系数明显高于三角洲环境的相应值。

龙潭组页岩样品的稀土元素测试结果见表3。稀土元素总量（ΣREE）在（45.66~238.60）×10^-6，平均为149.72×10^-6，接近于上陆壳（Upper Continental Crust，UCC）稀土总量146.37×10^-6[33]，明显低于北美页岩（North American Shale Composite，NASC）稀土总量173.21×10^-6和后太古宙澳大利亚页岩（Post-Archaean Australian Shale，PAAS）的稀土总量183.03×10^-6[33]。对比不同样品来看，稻山冲剖面的稀土元素含量明显低于港地1井和昌桥剖面的对应值，推测可能与其沉积环境等有关。本研究采用上陆壳浓度对稀土元素进行标准化（图4），结果显示港地1井和两个露头的稀土元素配分曲线形态相似，均相对较为平坦，都具有弱的Ce负异常（δCe在0.66~0.99；表3），推测它们具有相同的陆源碎屑输入^[34]。

图  4  宣城地区龙潭组页岩稀土元素标准化配分模式

Figure 4.  UCC⁃normalized rare earth element distribution patterns of Longtan Formation shale in Xuancheng area

研究区9块泥页岩样品的干酪根镜检结果显示以惰质组最为丰富，镜质组次之，壳质组基本不发育（表4）。干酪根类型指数主体在-96.5~-77.3（GD-1和DSC-2除外），表明龙潭组页岩干酪根以Ⅲ型为主，即主体偏腐殖型，但也有Ⅰ型（DSC-2）和Ⅱ₂型（GD-1）（表4）。丰富的腐殖组分，表明研究区晚二叠世龙潭期主要接受了来自陆源高等植物碎屑有机质的输入，而腐泥组分的存在同时也表明有菌藻类低等水生生物的输入。干酪根镜检能够将有机质特别是腐泥无定形有机质富集起来，利于有机显微组分原始形貌的观察，但干酪根抽提过程又破坏了有机质在页岩基质中的原位赋存状态，影响了对其原始产状的观察。而全岩光片不会破坏有机质的原始产状与结构特征，能够在原位进行观察，在确定组分成因上具有优越性。本研究也尝试在荧光下对全岩光片进行观察，比较遗憾的是龙潭组页岩样品没有看到明显的荧光特征（图5），推测可能与其相对较高的成熟度有关。

图  5  港地1井龙潭组页岩全岩光片荧光照片

Figure 5.  Photomicrographs of Longtan Formation shale samples in Gangdi⁃1 well under polarizing microscope

古气候变化通过影响沉积物供应及水体分层，进而制约着水体内部种群密度及生物组合，间接影响着有机质富集与保存。化学蚀变指数CIA（Chemical Index of Alteration）除了用于评价化学风化程度外，也被广泛用于评价古气候变化^[35-36]。本研究采用Nesbitt et al.^[35]提出的CIA来评价下扬子宣城地区龙潭组海陆过渡相页岩沉积时期的古气候条件，其计算公式如下：

式中：所有氧化物单位均采用摩尔制，且CaO*仅指硅酸盐矿物中的CaO。由于没有很好的方法能够直接测定样品中非硅酸盐矿物和硅酸盐矿物的相对含量，本次利用P₂O₅含量间接进行计算^[36]，公式如下：

当m（Na₂O）≤m（CaO*）时，则m（CaO*）=m（Na₂O）；反之，当m（Na₂O）>m（CaO*）时，m（CaO*）=m（CaO）。本研究中所有样品的m（Na₂O）均低于计算得出的m（CaO*）。需要注意的是，这里的m是指某种氧化物的摩尔数，不是百分含量。

一般情况下，高CIA值指示温湿的古气候，而低CIA值反映干冷的古气候。特别地，当CIA在50~65时，反映低化学风化背景下的干冷型气候；当CIA在65~85时，反映中等化学风化背景下的暖湿型气候；当CIA在85~100时，反映强化学风化背景下的热湿型气候^[37]。研究区龙潭组页岩样品的CIA在72.71~89.78，平均为80.09（表1），且三角洲环境和潮坪—潟湖环境的CIA值没有明显的差异，表明龙潭组页岩沉积时期处于暖湿型气候。此外，Sr/Cu也是表征泥页岩沉积时古气候的有效指标，通常Sr/Cu在1.3~5.0代表暖湿型气候，而Sr/Cu大于5.0代表热干型气候^[16,38]。研究区龙潭组页岩样品的Sr/Cu在1.44~5.66，平均为3.37（表2），同样指示暖湿型气候。综上分析可以看出，CIA和Sr/Cu均指示下扬子宣城地区龙潭组海陆过渡相页岩沉积时期处于暖湿型气候（图6）。进一步，由图6可以看出，TOC与古气候指标（CIA和Sr/Cu）纵向变化趋势不一致，初步判断古气候不是宣城地区龙潭组海陆过渡相页岩有机质富集的主控因素。

图  6  宣城地区龙潭组黑色页岩沉积时期TOC、古生产力指标（Ba、Ba_bio、Mo含量）、古气候指标（CIA和Sr/Cu）、氧化还原指标（U/Th、Ni/Co、V/Cr）、沉积速率指标（（La/Yb）_N）垂向上的变化趋势

Figure 6.  Vertical variations of TOC and indicators of paleoproductivity, paleoclimate, paleoredox condition, and sedimentary rate in Gangdi⁃1 well and two target outcrops

本次研究水体的氧化还原状态采用Tyson et al.^[11]提出的四分法，即氧化、贫氧或次氧化、缺氧、硫化。本研究利用黄铁矿形态及粒径、微量元素比值和EF_U-EF_Mo协变模式对龙潭组页岩沉积时期水体的氧化还原性质进行判别。

黄铁矿粒径和形态被广泛用于判别沉积水体的氧化还原状态^[28,39]。黄铁矿可以分为同生型和成岩型，同生型黄铁矿通常晶粒较小，一般形成于还原的水体中；而成岩型黄铁矿晶粒通常较大，一般形成于氧化或贫氧的环境中。港地1井4块页岩样品近百张氩离子抛光—扫面电镜照片的观察和统计结果显示，黄铁矿形态主要有草莓状、柱状、部分重结晶和不规则团块状等（图7）。其中，柱状黄铁矿往往是由草莓状黄铁矿通过重结晶作用形成；部分重结晶黄铁矿是在黄铁矿边缘发育一些絮状物，往往是由富流体的成岩作用或者低程度的变质作用引起的；不规则团块状黄铁矿是黄铁矿发育棱角的边缘。相较于海相富有机质页岩而言，龙潭组页岩中草莓状黄铁矿发育程度偏低，其相对含量在34.1%~52.8%（表5），推测可能是由于氧的存在限制了其发育^[28]。港地1井龙潭组页岩中草莓状黄铁矿相关参数统计显示（表5），粒径均值在7.04~8.30 μm，高于硫化（缺氧）海洋环境中的草莓状黄铁矿粒径平均值（5.0 ± 1.7 μm，Wilkin et al.^[40]），而与现代贫氧海洋环境中的草莓状黄铁矿粒径（7.7 ± 4.1 μm，Wilkin et al.^[40]）基本相当，且存在大量不规则团块状黄铁矿和部分重结晶黄铁矿（图7a，b），反映龙潭组页岩形成于氧化—贫氧环境。

图  7  港地1井龙潭组页岩中黄铁矿微观特征

Figure 7.  Microscopic characteristics of pyrite from Longtan Formation shale samples from Gangdi⁃1 well

此外，本研究还利用草莓状黄铁矿的平均粒径与粒径标准偏差和粒径偏度的交会图来判别研究区龙潭组海陆过渡相页岩沉积时期水体的氧化还原性质。由图8可以看出，4块页岩样品均落在了贫氧—氧化区域，进一步说明龙潭组页岩形成于氧化—贫氧环境。

图  8  港地1井龙潭组页岩样品中草莓状黄铁矿平均粒径与标准偏差、偏度交会图（底图据文献[39]）

Figure 8.  Crossplots of the mean versus the standard deviation (a) and skewness (b) of the framboid size distribution of the shale samples from Gangdi⁃1 well (base map cited from reference [39])

U/Th、V/Cr和Ni/Co等元素比值也被广泛用于指示水体的氧化还原状态，尽管有些学者认为这些比值可能受成岩作用影响指示结果存在一定的偏差，特别是在界限值附近，但总的趋势是得到认可的，即这些比值越小反映水体的氧化程度越高，比值越大反映水体的还原程度越强^[30,41-42]。本研究利用这些比值判别龙潭组页岩沉积时期水体的氧化还原性质，并与黄铁矿粒径和EF_U-EF_Mo协变模式判别结果进行对比。下扬子宣城地区22块龙潭组岩石样品的U/Th、V/Cr和Ni/Co比值分别在0.23~1.05、0.32~2.12、1.87~7.33（CQ-9样品为7.33），均值分别为0.64、1.18、4.62（表2），均指示龙潭组富有机质页岩沉积时期水体处于氧化或贫氧状态（图6）。

此外，EF_U-EF_Mo协变模式也可用于判别水体的氧化还原性质。由图9可以看出，研究区所有数据点主体落在了贫氧区域，与黄铁矿粒径和微量元素比值判别结果一致。进一步分析可以发现，相较于港地1井和昌桥剖面样品而言，稻山冲剖面样品点分布较为集中且离缺氧端更近，反映宣城地区潮坪—潟湖环境相较于三角洲环境富氧程度有所降低。

图  9  宣城地区龙潭组页岩U和Mo富集系数（EF_U⁃EF_Mo）协变模式图（据文献[43]修改）

Figure 9.  Crossplot of EF_U vs. EF_Mo for the Longtan Formation shale in Xuancheng area (modified from reference [43])

古生产力（生物生产力）大小与水体的营养程度有关，营养供给越充沛，生物生命活动越繁盛，通过光合作用固定碳的能力就越强，生物生产力也就越大^[44]。古生产力不易直接测定，本研究利用微量元素Ba、Mo和主量元素P开展定性讨论。

沉积物中的Ba概括起来主要有4种来源，分别是：1）生物来源的钡（生源钡）；2）陆源铝硅酸盐中的钡；3）海底热液成因的钡；4）底栖生物的分泌物^[45-47]。但只有生源钡才能准确反映初级生产力大小。研究区未发现热液成因和底栖生物分泌来源钡的相关证据，为了区分研究区Ba来源于生源钡还是陆源铝硅酸盐钡，可通过下式对Ba_bio进行计算：

Ba_bio=Ba_样品－Al_样品×（Ba/Al）_PAAS=Ba_样品－Al_样品×0.007 5

（4）

式中：Ba_样品和Al_样品分别为实测样品的Ba含量和Al含量；PAAS为后太古宙澳大利亚页岩^[33]；（Ba/Al）_PAAS为后太古宙澳大利亚页岩中Ba和Al含量的比值，为0.007 5^[2,45]。通过对比Ba和Ba_bio含量的变化趋势可以看出（图6），二者具有协同变化趋势，表明研究区龙潭组海陆过渡相页岩中的Ba主要为生物来源，陆源钡含量很低，基本上可以忽略不计。Ba_bio虽然可作为古生产力指标，但在缺氧水体环境中应用则需谨慎，因为在缺氧环境中，沉积物表面和底部水体往往会发生硫酸盐还原反应，BaSO₄是硫酸盐的主要类型之一，BaSO₄的部分溶解会造成测试的钡含量偏低，导致最终估算的古生产力偏低^[44]。前文已证实宣城地区龙潭组页岩沉积时期水体处于富氧环境，因此可以利用Ba_bio作为古生产力指标进行评价。经计算可得，龙潭组页岩Ba_bio含量在（149.91~575.94）×10^-6，平均为332.61×10^-6（表2）。对比不同沉积环境中页岩样品的Ba_bio含量可以发现，形成于潮坪—潟湖环境中的页岩样品Ba_bio含量明显高于三角洲环境的对应值，指示宣城地区龙潭组页岩沉积时期，潮坪—潟湖环境比三角洲环境具有更高的生物生产力。

近年来，越来越多的研究证实富有机质沉积物中TOC与Mo含量存在明显的正相关关系^[43,48]，说明富有机质沉积物中的Mo含量也可作为衡量古生产力高低的指标。研究区龙潭组黑色页岩的Mo含量在（2.0~25.4）×10^-6，平均为14.1×10^-6（表2），明显高于PAAS的对应值（1.0×10^-6；Taylor et al.^[33]），反映下扬子宣城地区龙潭组页岩沉积时期具有高的古生产力。此外，由图6可以看出，纵向上TOC与生产力指标（Ba_bio和Mo含量）变化具有很好的一致性，初步推测古生产力是控制研究区龙潭组海陆过渡相页岩有机质富集的关键因素。

P不仅是生物代谢过程中的一个关键营养元素，而且还是许多生物骨骼的重要组成部分，可随着生物死亡后埋藏在沉积物中，因而也可用于表征生物生产力^[49]。宣城地区龙潭组海陆过渡相页岩中P含量总体较高，反映较高的生物生产力，但由于受陆源碎屑输入的影响，P的绝对含量直接用于衡量古生产力大小存在一定的不准定性，为了排除陆源碎屑的影响，P/Al或P/Ti能更准确地反映生物生产力大小^[50]。研究区龙潭组22块岩石样品的P/Al（×10^-3）值在1.21~21.20，平均为5.36（表1）。对比不同沉积环境发现，形成于潮坪—潟湖环境中页岩样品的P/Al值明显低于三角洲环境中页岩样品的P/Al值，这与Ba_bio和Mo含量指示的结果正好相反。究其原因，尽管稻山冲剖面页岩样品的P/Al值相较于港地1井和昌桥剖面要低，但TOC含量却更高，推测可能与水体的氧化还原状态有关。早期研究表明^[50]，沉积水体的氧化还原性质对P的富集有着重要影响，一般在偏还原环境中，P会从沉积物中溶解进入水体，而在偏氧化环境中，P容易吸附于铁和锰的氧化物中，因此稻山冲剖面低P/Al值并不是代表样品在地质历史时期生物生产力较低，恰恰相反，指示更高的生物生产力水平。

稀土元素配分模式及（La/Yb）_N可用于定性评价沉积速率^[51]。早期研究表明，REE通过与碎屑或悬浮物结合存在于水体中，而在水体中停留时间长短不同，势必会引起REE分异程度的差异^[51-52]。当沉积速率较高时，沉积物快速沉积，REE与黏土矿物接触时间短，导致分异程度弱；相反，当沉积速率较低时，沉积物缓慢沉积，REE有充足的时间与黏土矿物接触，导致分异程度强^[51-52]。据此，可根据REE分异程度反推沉积物的沉积速率。而（La/Yb）_N（UCC标准化）比值是表征REE分异程度的可靠指标，当（La/Yb）_N比值接近1.0时，反映REE基本无分异或分异程度弱，对应高的沉积速率；当（La/Yb）_N比值明显高于或低于1.0时，反映REE分异程度强，对应低的沉积速率。研究区龙潭组页岩样品（La/Yb）_N比值在0.51~1.09，平均为0.88（表3），反映宣城地区龙潭组页岩沉积时具有较高的沉积速率。对比不同沉积环境页岩样品的（La/Yb）_N比值可以发现，三角洲环境页岩样品（港地1井和昌桥剖面）的（La/Yb）_N比值比潮坪—潟湖环境页岩样品（稻山冲剖面）的（La/Yb）_N比值更接近于1.0，反映宣城地区龙潭组页岩沉积时期，三角洲环境比潮坪—潟湖环境具有更高的沉积速率。

通过上述分析得出，下扬子宣城地区龙潭组海陆过渡相页岩沉积时期处于暖湿型气候，沉积水体处于氧化—贫氧状态，具有高的生物生产力和沉积速率。海相富有机质沉积物中直接影响有机质富集的因素可以归纳为古生产力和埋藏保存条件（底部水体氧化还原性质和沉积速率）^[2,28]。相比海相页岩，海陆过渡相页岩更容易受沉积条件的影响，为了判断是哪种或者哪几种因素是海陆过渡相页岩有机质富集的主控因素，论文利用TOC代表有机质富集程度，探讨TOC与古气候指标（CIA和Sr/Cu）、水体氧化还原指标（U/Th、V/Cr、Ni/Co）、古生产力参数（Ba_bio和Mo含量）和沉积速率指标（（La/Yb）_N）之间的相关性。通过相关性分析发现，TOC与V/Cr和Ni/Co比值表现出一定的负相关性（相关系数分别为R ²=0.44和R ²=0.47；图10a，b），与Ba_bio和Mo含量具有较好的正相关性（R ²=0.66和R ²=0.54；图10c，d），与CIA和（La/Yb）_N没有明显的相关性（R ²=0.04和R ²=0.16；图10e，f），说明龙潭组海陆过渡相富有机质页岩的形成，不是由单一因素所决定的，而是由古气候、水体氧化还原性质、古生产力、沉积速率等多个要素相互配置与耦合的结果，这些因素都会直接或者间接地影响海陆过渡相环境中有机质的供给或者有机质的埋藏和保存。其中，古生产力和水体的氧化还原性质是影响龙潭组页岩有机质富集的主控因素。

图  10  宣城地区龙潭组页岩TOC与氧化还原性质、古生产力、古气候、沉积速率指标相关性

Figure 10.  Correlations between TOC and indicators of paleoredox, paleoproductivity, plaeoclimate, and sedimentary rate for Longtan Formation black shale in Xuancheng area

前人提出的有关有机质富集“生产力模式”^[5,7]和“保存模式”^[1,8]分别强调海洋表层初级生产力和良好的保存条件在有机质富集过程中起到主导作用，但实际上有机质富集是一个极其复杂的物理化学过程，无论是古气候、古生产力、水体氧化还原条件、亦或是沉积速率等任一因素变化都可能对其造成影响。上述分析可以看出，下扬子宣城地区龙潭组海陆过渡相页岩中有机质富集不是单一的“生产力模式”或者“保存模式”，而是多因素共同作用的结果，本研究称之为“综合模式”。

下扬子宣城地区晚二叠世沉积时高的古生产力为富有机质页岩的形成提供了物质基础。有机质产生后，会进一步接受埋藏和保存。只有当有机质的堆积速率大于分解速率时，才能造成有机质富集。研究区上二叠统龙潭组海陆过渡相页岩形成于两种环境，分别是以港地1井、昌桥剖面为代表的三角洲环境（特别是海湾和河口湾）和以稻山冲剖面为代表的潮坪（海岸平原）—潟湖（浅水盆地）环境，这两种环境水丰土肥、水草丰茂，沉积速率较快，有利于大量植物来源的碎屑有机质连续堆积，是有机质富集的理想场所。龙潭组富有机质页岩沉积时古气候属于温湿型，温湿型气候一方面有利于陆源高等植物的生长，另一方面会促进生物地球化学作用，使得母岩化学风化程度加大，向水体输入的营养物质增多，有利于菌藻类等低等水生生物勃发^[53]，高等植物碎屑和低等水生生物共同为富有机质页岩沉积提供了丰富的有机质来源，虽然氧化—贫氧水体环境不利于有机质保存^[2,9]，但高的沉积速率可以缩短有机质在富氧水体中暴露的时间，使得有机质来不及被氧化或分解^[13,51]。另外，底栖微生物的呼吸也可以加剧水体中氧的消耗，二者共同促进有机质埋藏和保存，形成了偏氧化条件下的有机质富集模式，也即“综合模式”。综合研究区古气候、水体氧化还原性质、古生产力、沉积速率等因素，分别建立了三角洲和潮坪—潟湖环境中的页岩有机质富集模式（图11）。基于上述分析也发现，虽然富氧水体不利于有机质保存，但在高生物生产力和高沉积速率等特定地质条件下，也可造成有机质富集，这一认识突破了有机质只能形成于还原水体环境的传统理念，阐述的海陆过渡相页岩有机质富集机理及控制因素可以丰富和完善非常规油气沉积学理论。

图  11  宣城地区龙潭组海陆过渡相页岩有机质富集模式（据文献[19]修改）

Figure 11.  Organic matter accumulation models of Longtan Formation transitional shale in Xuancheng area (modified from reference [19])

（1） 宣城地区上二叠统龙潭组页岩形成于水动力条件相对复杂的三角洲和潮坪—潟湖环境，岩性以黑色泥页岩、粉砂质泥岩为主，局部发育煤层、灰黑色粉砂岩、细砂岩和灰岩，TOC含量主体分布在0.93%~10.10%，平均为4.69%。干酪根显微组分以惰质组最为丰富，镜质组次之。丰富的腐殖组分，表明宣城地区晚二叠世龙潭期主要接受了来自陆源高等植物碎屑有机质的输入，而腐泥组分的存在同时也表明有菌藻类低等水生生物的输入。

（2） 元素地球化学指标和黄铁矿形态及粒径共同指示宣城地区龙潭组海陆过渡相页岩沉积时期处于暖湿型气候，沉积水体处于氧化—贫氧状态，具有高的生物生产力和沉积速率。虽然富氧水体不利于有机质保存，但在高生物生产力和高沉积速率等特定地质条件下，也可造成有机质富集。

（3） 宣城地区龙潭组海陆过渡相富有机质页岩的形成，不是由单一因素所决定的，而是由古气候、水体氧化还原性质、古生产力、沉积速率等多个要素相互配置与耦合的结果，这些因素都会直接或者间接地影响海陆过渡相环境中有机质的供给或者有机质的埋藏和保存。其中，古生产力和水体的氧化还原性质是影响龙潭组页岩有机质富集的主控因素。

（4） 宣城地区晚二叠世沉积时期，较高的古生产力为海陆过渡相富有机质页岩的形成提供了良好的物质基础。有机质产生后进一步埋藏和保存，虽然富氧水体环境不利于有机质保存，但高的沉积速率可以缩短有机质在富氧水体中暴露的时间，使得有机质来不及被氧化或分解。另外底栖微生物的呼吸也可以加剧水体中氧的消耗，二者共同促进有机质埋藏和保存，形成了偏氧化条件下的海陆过渡相页岩有机质富集“综合模式”。