DOI： 10.11817/j.issn.1672-7207.2020.05.010

湘中南中奥陶统烟溪组页岩地球化学特征及有机质富集机理

吴诗情^{1, 2},郭原草³,郭建华^{1, 2},李智宇^{1, 2},李杰^{1, 2},刘辰生^{1, 2},王玺凯^{1, 2},郭祥伟^{1, 2}

（1. 中南大学 地球科学与信息物理学院，湖南 长沙，410083；

2. 有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室（中南大学），湖南 长沙，410083；

3. 湖南科技大学 土木工程学院，湖南 湘潭，411201）

摘要:为了解湘中南中奥陶统烟溪组黑色页岩有机质富集规律及模式，选择湖南城步撑架坪(CJP)、宁远棉花坪(MHP)、祁东马杜桥(MDQ)这3个剖面的烟溪组页岩样品对有机质丰度、主微量元素质量分数进行测试。研究结果表明：烟溪组有机质丰度较高，CJP黑色页岩TOC质量分数w(TOC)平均为2.52%，MHP黑色岩石w(TOC)平均为1.96%，MDQ黑色岩石w(TOC)平均为2.54%。化学蚀变指数A_CI和w(Sr)/w(Cu)显示烟溪组时期为温暖潮湿的气候；生物成因钡w(Ba_xs)为141.6~738.0 μg/g，表明烟溪组沉积环境具有中等生产力；古氧化还原参数w(V)/(w(V)+w(Ni))和w(Th)/w(U)指示水体环境为缺氧—贫氧环境；有机质的富集受古生产力、古地理、海平面变化、陆源碎屑物等多方面因素影响，而闭塞性沉积盆地引起的水体缺氧环境是有机质保存下来的决定因素；烟溪组页岩有机质富集模式是受浊流沉积物影响的“深水滞留盆地”模式，华夏地块浊流沉积物的输入使盆地中部祁东地区的有机质丰度比研究区东南侧的丰度高。

关键词:烟溪组；页岩；富集机理；中奥陶统；湘中南地区

中图分类号:P595      文献标志码:A              开放科学(资源服务)标识码(OSID)

文章编号:1672-7207（2020）05-1255-13

Geochemistry and organic enrichment mechanism of shale in Yanxi Formation of middle Ordovician in central-south Hunan

WU　Shiqing^{1, 2}, GUO　Yuancao³, GUO　Jianhua^{1, 2}, LI Zhiyu^{1, 2}, LI　Jie^{1, 2}, LIU　Chensheng^{1, 2},

WANG　Xikai^{1, 2}, GUO Xiangwei^{1, 2}

(1. School of Geosciences and Info-physics, Central South University, Changsha 410083, China；

2. Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals and Geological Environment Monitoring, Ministry of Education (Central South University), Changsha 410083, China；

3. College of Civil Engineering, Hunan University of Science and Technology, Xiangtan 411201, China)

Abstract: To acknowledge the organic matter(OM) enrichment mechanism and pattern of black shale in Yanxi Formation of Middle Ordovician(O₂y) in central-south Hunan,samples from Chengjiaping(CJP) of Chengbu, Mianhuaping(MHP) of Ningyuan and Maduqiao(MDQ) of Qidong were selected to measure mass fractions of TOC, major and trace elements. The results show that OM abundance of O₂y is high. The TOC mass fraction of black shales in CJP, MHP and MDQ is 2.25%, 1.96% and 2.54%, respectively The chemical index of alteration A_CI and w(Sr)/w(Cu) demonstrates a warm and wet atmosphere.The mass fraction of biogenic Barium is 141.6—738.0 μg/g, revealing that the sedimentary enviroment of O₂y has a medium-level paleopnductivity. Paleoredox parameters such as w(V)/(w(V)+w(Ni)) and w(Th)/w(U) indicate dysoxic-anoxic environment. The enrichment of organic matter is influenced by many factors, including paleoproductivity, paleogeography, sea level change and terrigenous debris.However, the anoxic environment of water caused by occluded sedimentary basins is the decisive factor for the preservation of organic matter. The pattern of OM enrichment of O₂y is sediments deep-water euxinic style influenced by turbidity. The input of Cathaysian block’s turbidity makes w(TOC) in the middle area Qidong appears more than that in the basin’s southeastern part.

Key words: Yanxi Formation; shale; enrichment mechanism; the middle Ordovician; central-south Hunan

中国南方地区下古生界发育多套富有机质页岩层系，下寒武统牛蹄塘组和上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组有机质类型好、丰度高，均是南方页岩气主力勘探层系^[1-3]。随着湖南页岩气勘探工作的不断深入，在湘中—湘南地区发现了一套海相富有机质页岩层—中奥陶统烟溪组，其沉积范围广泛，有机质质量分数高，生烃潜力大，是一套重要的烃源岩^[4-5]。李杰等^[5-8]对烟溪组黑色页岩的研究大多集中于岩石组合、岩相古地理、储层及有机地球化学特征等方面，对元素地球化学反演的沉积环境、富有机质页岩的形成原因及有机质富集因素分析较少。烟溪组发育在扬子和华夏板块结合处，构造沉积背景复杂，烟溪组时期经历了被动大陆边缘向前陆盆地的转变^[7]。本文作者在总结前人研究成果的基础上，通过分析湖南祁东马杜桥、宁远棉花坪等剖面烟溪组黑色页岩地球化学特征及其反映的古生产力、古气候、古氧化还原环境等，探讨烟溪组页岩有机碳富集因素及模式，以期为页岩气区块的勘探与优选提供参考。

1 区域地质概况

研究区地质概况如图1所示。研究区位于辰溪—桃江一带以西至江华—桂东一带以北，地处雪峰隆起西南缘，华夏褶皱带北部，为扬子板块与华夏板块的结合部^[9-10]。区内经历了武陵运动、加里东运动、印支运动等阶段，形成了现今的构造格局，包括涟源凹陷、龙山凸起、邵阳凹陷、关帝庙凸起和零陵凹陷等二级构造单元^[11]。

奥陶世湖南地区沉积区分为湘西北、湘中和湘东南3个沉积区^[12-13]。在烟溪组时期，海平面大幅度上升，雪峰山北侧的湘西北表现为沉没型碳酸盐岩台地特征，发育瘤状灰岩、泥质条带灰岩；雪峰山东南侧与北侧的沉积不同，发育灰黑色炭质页岩、硅质页岩，夹少量薄层页岩，湘东南地区因华夏地块不断隆起，逐渐向西北发育浊积岩。中奥陶世，盆地往华夏陆块方向的岩相古地理表现为深水盆地相—深水斜坡相—浊积岩斜坡相。

烟溪组主要分布在江南—雪峰构造带东南侧，受区域构造运动和局部岩体影响，在不同地区烟溪组沉积差异较大。烟溪组的岩性主要为深灰到黑色薄至厚层状硅质页岩、硅质岩、页岩互层，含少量砂岩，砂岩单层厚度较小。烟溪组整体厚度展布南厚北薄，桃江—新化—邵东一带最薄，一般不超过40 m；零陵—祁东—衡阳一带，厚度在60~90 m之间；城步—宁远—茶陵一带厚度为80 m以上；茶陵寺场坪地区烟溪组厚度为135 m。

图1　研究区地质概况图

Fig. 1　Geological structure of the study area

2 样品采集与测试

样品采自湘中地区城步撑架坪(CJP)、宁远棉花坪(MHP)、祁东马杜桥(MDQ)3个新鲜露头剖面，图2所示为MDQ和MHP剖面烟溪组页岩野外照片，岩性特征表现为黑色页岩与硅质岩互层，见大量正笔石，顺岩层常发育星点状黄铁矿。为研究页岩在较短地层间隔内的地球化学变化特征，在富有机质的层段基本按照1~2 m间隔进行密集取样，对80个炭质页岩样品(CJP剖面20个、MDQ剖面17个、MHP剖面43个)的有机碳质量分数进行测试，其中对27个样品的主微量、稀土元素质量分数进行测试，TOC质量分数(w(TOC))测定在碳硫分析仪3250上完成，微量元素采用Axios mAx PW4400/40 X射线荧光光谱仪进行检测，稀土元素使用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)X seriesⅡ测试，MDQ样品有机碳、主微量、稀土元素质量分数在国土资源部重庆矿产资源监督检测中心测试，CJP和MHP样品有机碳、主微量、稀土元素质量分数在武汉中地大环境地质研究院有限公司测试。为了减弱使用ICP-MS测试时Ba富集对Eu异常造成的影响^[14]，Ce异常和Eu异常的表达示分别为：δw(Ce)=2w(Ce_N)/(w(La_N)+w(Pr_N))，δw(Eu)=w(Eu_N)/(w(Sm_N)×w(Gd_N)^1/2)，式中下标N指相应稀土元素采用澳大利亚后太古宙平均页岩稀土元素标准化计算方式。

图2　烟溪组黑色页岩特征

Fig. 2　Characteristics of black shale of Yanxi formation

3 结果

3.1　有机质质量分数

CJP，MDQ和MHP剖面页岩平均有机质丰度分别为2.52%，2.54%和1.96%，整体烟溪组有机质丰度普遍较高，引用祁东双江口、城步大桥、溆浦三口村等剖面有机质丰度进行分析，统计结果见表1。从表1可见：祁东、隆回一带有机质丰度w(TOC)较高，向其南北两侧w(TOC)逐渐递减。

表1　湘中南中奥陶统烟溪组不同剖面有机质丰度统计

Table 1　Statistics of w(TOC) in different sections of O₂y, central-south Hunan

3.2　矿物组成

烟溪组页岩主要矿物有石英、黏土、长石和黄铁矿，其中石英的质量分数最高，达40%~80%，黏土质量分数为13%~48%(图3)，与四川盆地威远地区志留系龙马溪组质量分数相当^[15]。黄铁矿的质量分数在不同地区不相同，MDQ剖面与MHP和CJP剖面相比，黄铁矿的质量分数更高。石英的质量分数与w(TOC)呈正相关，而黏土矿物质量分数与w(TOC)呈负相关，见图4。

图3　湘中南烟溪组页岩矿物组成

Fig. 3　Mineral composition of Yanxi Formation in central-south area

3.3　主量元素特征

烟溪组黑色页岩主量元素质量分数测试结果见表2。烟溪组黑色页岩的主要成分为SiO₂(质量分数为56.86%~94.73%)和Al₂O₃(质量分数为2.39%~16.66%)，其中，SiO₂+Al₂O₃的质量分数为76.26%~97.12%，其他元素质量分数均较低。对比CJP，MHP和MDQ这3个剖面主量元素质量分数发现，MDQ和MHP剖面样品中SiO₂质量分数比CJP剖面的高，Al₂O₃，K₂O，Na₂O和TiO₂等陆源元素的质量分数比CJP剖面的略低，但总体上大体相当，说明三者处于相似的古地理环境。

图4　矿物质量分数与TOC的关系

Fig. 4　Relationship between minerals mass fraction and w(TOC)

表2　烟溪组页岩TOC及主量元素质量分数

Table 2　TOC and major element mass fractions of the Yanxi Formation

3.4　微量元素特征

微量元素富集系数w(X_EF)(其中，w(X_EF)= w(X/Al)_样品/w(X/Al)_平均页岩，X为微量元素)能反映样品中该元素相对于平均页岩中该元素的富集程度，w(X_EF)大于1则表示该元素相对富集，w(X_EF)小于1则表示该元素相对亏损^[16-17]。烟溪组黑色页岩微量元素质量分数测试结果见表3，经过计算，烟溪组页岩w(V_EF)为3.25，w(CO_EF)为1.52，w(Ba_EF)为1.21，w(Cu_EF)为1.19，w(Th_EF)为1.15，w(U_EF)为4.0，表明这些元素均相对富集；w(Ni_EF)为0.8， w(Sr_EF)为0.54，表明这些元素相对亏损。

3.5　稀土元素特征

烟溪组黑色页岩的稀土总质量分数Σw(REE)为27.87×10^-6~291.82×10^-6，平均为117.17×10^-6，低于北美页岩Σw(REE)(200.21×10^-6)^[18]。从稀土分布特征来看，研究区西部到盆地中心Σw(REE)呈现高—低变化。CJP剖面Σw(REE)为110×10^-6~291.82×10^-6，MHP剖面Σw(REE)为52.9×10^-6~233.04×10^-6，MDQ剖面Σw(REE)为27.87×10^-6~148.99×10^-6，而同一剖面炭质页岩和硅质页岩的稀土质量分数随SiO₂质量分数增高而降低，推测硅质对稀土质量分数有稀释作用。

研究区Σw(LREE)/Σw(HREE)为8.59~18.34，w(La_N)/w(Yb_N)为1.04~3.40，均反映出轻稀土富集、重稀土相对亏损的特点，其中，CJP与MHP剖面相较于MDQ剖面轻稀土富集更明显。研究区δw(Ce)均大于0.9，无明显的Ce异常，MDQ-10和MDQ-34这2个样品出现了轻微正异常。稀土元素北美页岩标准化样品曲线呈现右倾型比较平缓的现象，MDQ和MHP样品出现弱—中等程度的Eu异常，见图5。以上烟溪组页岩稀土元素特征类似于BHATIA^[19]所得出的被动大陆边缘型沉积物的稀土元素特征。

图5　湘中地区烟溪组稀土元素北美页岩标准化曲线

Fig. 5　Standardized curves of rare earth elements in North American shale of Yanxi formation in Xiangzhong area

4 讨论

4.1　古气候

化学蚀变指数(A_CI)常被用于反映古气候条件，60＜A_CI＜70显示为寒冷干燥气候，70＜A_CI＜80显示为温暖湿润气候，80＜A_CI＜100显示为炎热潮湿的热带气候。CJP，MHP和MDQ剖面A_CI分别为72.95~82.18，77.96~91.59和70.88~79.11，均显示为温暖湿润气候。微量元素中喜干型元素Sr和喜湿型元素Cu对古气候的变化很敏感，一般认为w(Sr)/w(Cu)<10显示为温湿气候，w(Sr)/w(Cu)>10显示为干热气候，烟溪组样品除MHP-14的w(Sr)/w(Cu)为13.21外，其余样品w(Sr)/w(Cu)为0.26~4.75，显示为温湿气候。朱日祥等^[20]对扬子地区古地磁进行了整理分析，认为奥陶纪扬子地区位于南半球低纬度的亚热带—热带地区，日照时间长，植被繁茂、生长季节长，生物活动频繁。

4.2　古生产力

古生产力指古海洋生物在能量循环过程中单位面积单位时间内所产生的有机物的量。在古海洋生物中，浮游生物为有机质提供了大量的物质^[21]。烟溪组有机质类型为I型，有机质主要来源于海洋中低等动物与菌藻类^[5]，根据岩心观察，烟溪组黑色页岩中富含有机质和笔石化石(见图2(g)和图2(h))，笔石漂浮在海洋水体表面，以藻类和其他浮游生物为食^[22]，因此，笔石化石的富集是浮游生物繁盛的重要证据，在研究区新化炉观一带还发现放射虫和硅质海绵骨针等古生物。微量元素Cu与Ba的富集也表明烟溪组具有较大的初级生产力。为了对古生产力进行准确分析，利用生物成因的Ba衡量古生产力^[23]。Ba元素具有生物和陆源2种来源，对古生产力进行研究时要扣除陆源碎屑成因的那一部分，只有生物成因的钡(Ba_xs)才与海洋生产力有关。当w(Ba_xs)为1 000~5 000 μg/g时，沉积环境具有高生产力；当w(Ba_xs)为200~1 000 μg/g时，沉积环境具有中等生产力^[24]。MHP剖面w(Ba_xs)为141.6~472 μg/g，CJP剖面w(Ba_xs)为367~738 μg/g，MDQ样品中为140.99~601.96 μg/g，均表现为中等生产力，其中硅质页岩和硅质岩的生产力水平普遍比炭质页岩的低，且w(Ba_xs)与w(SiO₂)两者呈负相关，线性指数R²为0.79(图6(a))，即随着页岩中硅质的质量分数增加，生产力水平降低。古生产力指数w(Ba_xs)与w(TOC)呈正相关，R²为0.19(图6(b))，相关性不强，表明有机质的富集还受到了其他因素的影响。

图6　生产力指标w(Ba_xs)与w(SiO₂)和w(TOC)的关系

Fig. 6　Relationship between paleoproductivity indexes w(Ba_xs) v.s. w(SiO₂) and w(TOC)

表3　烟溪组部分微量元素质量分数和元素比值

Table 3　Mass fractions of selected trace elements and elemental ratios of Yanxi formation

4.3　古氧化还原环境

黑色页岩中的笔石类型为正笔石，它处于较安静的深水沉积环境中，在扫描电镜下，黄铁矿呈微球粒、霉簇状，表明水体为闭塞、缺氧环境。此外，利用U，Th，V和Ni等元素质量分数的比值来判别沉积水体的氧化还原环境，U和V具有较强的氧化还原敏感性并具有相似的沉淀机制：在富氧—贫氧条件下，U和V均以易溶性化合物的形式存在于水体中，沉积物中的U和V质量分数较低；在缺氧条件下，U和V在有机质和微生物的催化、吸附作用下易被还原成低价离子转移到沉积物中^[14]。烟溪组w(V)/(w(V)+w(Ni))介于0.64~0.97，27个样品中有25个样品的w(V)/(w(V)+w(Ni))>0.84，显示为缺氧环境，另外2个样品表现为贫氧环境。w(Th)/w(U)为0.56~3.47，除6个样品值表现为贫氧沉积环境外，其余均显示为缺氧环境。稀土元素中δw(Eu)大于1，也显示为还原环境。因此，烟溪组整体上为贫氧—缺氧的还原环境。

4.4　硅质页岩成因

硅质页岩中SiO₂的成因主要为生物、陆源、热液作用。利用Al-Fe-Mn图解判别硅质页岩中SiO₂的来源时，热液成因的硅质页岩投点落入富Fe端，非热液成因落入富Al端。通常采用w(Al)/(w(Al)+w(Fe)+w(Mn))判断硅质页岩成因，当该比值达到0.4以上时表示主要受控于陆源物质影响，当该比值增大至0.6以上时表示硅质页岩成因为生物成因^[25]。郑宁等^[26]在对江西中—上奥陶统对耳石组(对应湘中烟溪组)硅质岩成因的研究发现，各剖面中该比值均大于0.65，属远海生物成因。计算研究区w(Al)/(w(Al)+w(Fe)+w(Mn))时，烟溪组CJP，MDQ和MHP剖面页岩样品中MnO质量分数很低，为0.000 1，可忽略不计。结合构造背景分析认为，这是由于研究区沉积于大陆边缘背景，沉积速率大，海水中沉淀出来的Mn被沉积物稀释的程度高，所以，Mn的质量分数很低；烟溪组页岩样品中该比值为0.58~0.91，也反映硅质页岩成因为生物成因。硅质页岩主要元素Al-Fe-Mn三角图解如图7所示。从图7可见：CJP，MDQ和MHP剖面及DQ和LK剖面^[7]硅质页岩样品均落在热液成因区以外，说明硅质页岩中硅质在沉积和成岩阶段受热液影响不大，其成因主要为生物和陆源成因。

图7　硅质页岩主要元素Al-Fe-Mn三角图解(底图据参考文献[7])

Fig. 7　Trigonometric diagram of main elements Al-Fe-Mn in siliceous shale(Base map according to Ref. [7])

5 有机质富集因素

构造运动、海平面变化、陆源输入、水体氧化还原环境以及古生产力等多个因素共同影响有机质的富集。烟溪组在沉积过程中受构造作用影响较大，稀土元素特征及前人研究成果表明，烟溪组沉积时期研究区处于被动大陆边缘盆地向前陆盆地转换阶段^[27-28]。受加里东运动Ι幕郁南运动影响，中上扬子地区的康滇古陆、川西古陆、川陕古陆扩张，导致整个扬子板块的碳酸盐岩台地开始大范围萎缩，江南页岩盆地扩张至雪峰山东南缘，烟溪组黑色富有机质页岩、硅质岩沉积在雪峰山东南侧台地斜坡以外的所有地区；华夏地块向西北漂移，扬子板块和华夏地块开始挤压俯冲，雪峰山东南缘至华夏碰撞带之间的湘中、湘南区为滞留、还原环境的深水盆地^[29]。这种古地理格局是黑色页岩形成及有机质富集的主要控制因素。

苏文博等^[30]运用层序地层学进行研究，认为上扬子东南缘奥陶纪烟溪组黑色页岩的形成与该阶段大规模的全球海平面的升降旋回相对应。早奥陶世末，冈瓦纳冰川消融，研究区海平面快速上升，导致水体深部的光合作用减弱，含氧量降低，水体的还原性增强，加上岛屿阻碍了水体循环形成了滞留环境^[31]，这种闭塞性沉积盆地引起的水体缺氧环境是有机质保存下来的决定因素。

烟溪组页岩厚度分布为南厚北薄，靠近华夏板块碎屑岩供给的地区泥质和砂质质量分数不断增大，在双峰石牛乡、茶陵寺场坪等地为硅质岩夹粉砂岩、含粉砂团块硅质岩、泥页岩等复理石性质的浊积岩沉积产物(图8)。烟溪组沉积时水体较深，输入到研究区的浊流沉积物以细粒浊积岩为主。浊流沉积物带入泥质、砂质以及硅质进入水体，粒径较大的颗粒随床沙沿水底峡谷搬运参与原地硅质岩、炭质页岩沉积；粒径较小的泥质颗粒在风暴和洋流的作用下悬浮搬运至深海区。进入水体的细粒浊积岩对有机质的沉积以及稀土元素的分异有较大影响。祁东马杜桥、双峰石牛乡、茶陵寺场坪剖面随浊流沉积物增加，有机碳质量分数呈下降趋势，马杜桥剖面有机碳质量分数比双峰石牛乡高于茶陵寺场坪剖面的高，w(TOC)均值分别为2.54%，1.96%和1.05%，浊积岩中的杂砂和黏土矿物降低了有机质质量分数。

图8　祁东—双峰—茶陵烟溪组沉积相表面相关图

Fig. 8　Sedimentary facies correlation diagram of Yanxi fromation in Qidong—Shuangfeng—Chaling eara

根据前人的研究成果，南方海相优质烃源岩的形成模式分为上升洋流模式、大洋缺氧事件、黑海滞留盆地模式、深水陆棚—底栖藻席模式^[32]。通过综合分析研究区有机质富集因素认为，湘中南地区烟溪组页岩有机质的富集模式是受浊流沉积物输入影响的“深水滞留盆地”模式(见图9)，有机质的富集主要受控于闭塞性沉积盆地引起的贫氧—缺氧环境，同时，藻类、笔石、放射虫等在温暖潮湿的气候环境下形成富营养型水体，为这套页岩提供了足够的有机质。华夏板块的大量细粒浊积岩在重力和洋流的作用下进入研究区东南缘，在加快盆地沉积速率的同时，降低了有机质丰度，使其有机碳质量分数比盆地中心地区的低。

6 结论

1) 烟溪组黑色页岩SiO₂质量分数为56.86%~94.73%，岩性特征为硅质岩和炭质页岩互层，其中Si元素来源于陆源和生物混合成因；微量元素特征表明烟溪组黑色页岩形成于温暖气候环境，具有中等生产力水平，沉积于贫氧—缺氧环境中；稀土元素特征表明研究区具有被动大陆边缘环境特征。

2) 笔石、放射虫、藻类等海洋生物为烟溪组黑色页岩有机质的富集提供了较好的形成条件，武陵—雪峰隆起带及华夏古陆控制形成的滞留沉积盆地和早奥陶世晚期的全球海平面变化是有机质保存的重要因素。

3) 湘中地区烟溪组页岩有机质富集模式是受浊流沉积物影响的“深水滞留盆地”模式，受细粒浊积岩输入的影响，靠近华夏地区的页岩有机质丰度降低。

图9　湘中南中奥陶统烟溪组有机质富集模式图

Fig. 9　Organic matter enrichment pattern in Yanxi formation of middle Ordovician in central-south Hunan

参考文献：

[1] 邹才能, 董大忠, 王社教, 等. 中国页岩气形成机理、地质特征及资源潜力[J]. 石油勘探与开发, 2010, 37(6): 641-653.

ZOU Caineng, DONG Dazhong, WANG Shejiao, et al. Geological characteristics, formation mechanism and resource potential of shale gas in China [J]. Petroleum Exploration and Development, 2010, 37(6): 641-653.

[2] 翟刚毅, 王玉芳, 包书景, 等. 我国南方海相页岩气富集高产主控因素及前景预测[J]. 地球科学, 2017, 42(7): 1057-1068.

ZHAI Gangyi, WANG Yufang,BAO Shujing, et al.Major factors controlling the accumulation and high productivity of marine shale gas and prospect forecast in Southern China[J]. Earth Science, 2017, 42(7): 1057-1068.

[3] 王朋飞, 姜振学, 韩波, 等. 中国南方下寒武统牛蹄塘组页岩气高效勘探开发储层地质参数[J]. 石油学报, 2018, 39(2): 152-162.

WANG Pengfei, JIANG Zhenxue, HAN Bo, et al.Reservoir geological parameters for efficient exploration and development of Lower Cambrian Niutitang Formation shale gas in South China[J]. Acta Petrolei Sinica, 2018, 39(2): 152-162.

[4] 葛祥英, 牟传龙, 周恳恳, 等. 湘中湘南地区奥陶纪达瑞威尔中晚期—凯迪早期岩相古地理及其油气地质意义[J]. 沉积与特提斯地质, 2011, 31(4): 40-45.

GE Xiangying, MOU Chuanlong , ZHOU Kenken, et al. Sedimentary facies and palaeogeography during the middle and late Darriwilian to the early Katian(Ordovician) and hydrocarbon exploration in central and southern Hunan[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2011, 31(4): 40-45.

[5] 李杰, 郭建华, 王宗秀, 等. 湘中地区中奥陶统烟溪组富有机质页岩地质特征[J]. 中南大学学报(自然科学版), 2018, 49(11): 2776-2786.

LI Jie, GUO Jianhua, WANG Zongxiu, et al. Geological characteristics of organic-rich shale in Yanxi formation of middle Ordovician in central Hunan[J]. Journal of Central South University(Science and Technology), 2018, 49(11): 2776-2786.

[6] 罗薇, 何幼斌, 蒋金晶, 等. 湘南地区奥陶系岩石组合及其沉积环境[J]. 地质通报, 2012, 31(7): 1105-1114.

LUO Wei, HE Youbin, JIANG Jinjing, et al. An analysis of Ordovician rock association and sedimentary environment in southern Hunan Province [J]. Geological Bulletin of China, 2012, 31(7): 1105-1114.

[7] 何垚砚. 湘桂地区中—晚奥陶世之交黑色岩系沉积特征及构造意义[D]. 北京: 中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院， 2016: 31-41

HE Yaoyan. Sedimentary characteristics and tectonic implication of black rock series at the turn of middle to late Ordovician in Hunan-Guangxi area[D]. Beijing: China University of Geosciences. School of Earth Sciences, 2016: 31-41

[8] 庞维华, 丁孝忠, 高林志, 等. 湖南下寒武统层序地层特征与古环境演化变迁[J]. 中国地质, 2011, 38(3): 560-576.

PANG Weihua, DING Xiaozhong, GAO Linzhi,et al.Characteristics of sequence stratigraphy and plaeoenvironmental evolution of lower Cambrian strata in Hunan Province[J]. Geology in China, 2011, 38(3): 560-576.

[9] 饶家荣, 肖海云, 刘耀荣, 等. 扬子、华夏古板块会聚带在湖南的位置[J]. 地球物理学报, 2012, 55(2): 484-502.

Rao Jiarong, Xiao Haiyun, LIU Yaorong, et al.Location of the Yangtze-Cathaysia plate convergence zone in Hunan[J]. Chinese Journal of Geophysics, 2012, 55(2): 484-502.

[10] 葛祥英, 牟传龙, 周恳恳, 等. 湖南奥陶纪沉积演化特征[J]. 中国地质, 2013, 40(6): 1829-1841.

GE Xiangying, MOU Chuanlong , ZHOU Kenken, et al. Characteristics of Ordovician sedimentary evolution in Hunan Province[J]. Geology in China, 2013, 40(6): 1829-1841.

[11] 柏道远, 贾宝华, 王先辉, 等. 湘中盆地西部构造变形的运动学特征及成因机制[J]. 地质学报, 2013, 87(12): 1791-1802.

BAI Daoyuan, JIA Baohua, WANG Xianhui, et al.Kinematics of tectonic deformations of the western Xiangzhong basin and its tectonic mechanism[J]. Acta Geologica Sinica, 2013, 87(12): 1791-1802.

[12] 肖盼, 郭建华, 李杰, 等. 湖南早志留世沉积演化及页岩气勘探前景[J]. 沉积与特提斯地质, 2017, 37(1): 79-87.

XIAO Pan, GUO Jianhua, LI Jie, et al. Sedimentary evolution and shale gas exploration potential of the Lower Silurian strata in Hunan[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2017, 37(1): 79-87.

[13] 杜心堉, 杨彦钧, 魏绪寿, 等. 湖南省区域地质志[M]. 长沙: 地质出版社, 1986: 132-155.

DU Xinyu, YANG Yanjun, WEI Xushou, et al. Regional geology records of Hunan Province[M]. Changsha: Geological Publishing House, 1986: 132-155.

[14] ALGEO T J, TRIBOVILLARD N. Environmental analysis of paleoceanographic systems based on molybdenum–uranium covariation[J]. Chemical Geology, 2009, 268(3/4): 211-225.

[15] 邵艳, 李卓文. 四川盆地威远地区龙马溪组页岩储层特征[J]. 地质学刊, 2016, 40(4): 624-630.

SHAO Yan, LI Zhuowen. Characteristics of the longmaxi formation shale reservoir in the Weiyuan area of Sichuan basin[J]. Journal of Geology, 2016, 40(4): 624-630.

[16] HAN Tao, FAN Haifeng, WEN Hanjie. Dwindling vanadium in seawater during the early Cambrian, South China[J]. Chemical Geology, 2018, 492: 20-29.

[17] TRIBOVILLARD N, ALGEO T J,LYONS T, et al. Trace metals as paleoredox and paleoproductivity proxies:an update[J]. Chemical Geology, 2006, 232(1/2): 12-32.

[18] GROMET L, HASKIN L A, KOROTEV R L, et al.The “North American shale composite”: Its compilation, major and trace element characteristics[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1984, 48(12): 2469-2482.

[19] BHATIA M R. Rare earth element geochemistry of Australian Palezoic graywacks and mudrocks: Provenance and tectonic control[J]. Sedimentary Geology, 1985, 45(1/2): 97-113.

[20] 朱日祥, 杨振宇, 吴汗宁, 等. 中国主要地块显生宙古地磁视极移曲线与地块运动[J]. 中国科学, 1988, 28(S1): 1-16.

ZHU Rixiang, YANG Zhenyu WU Hanning, et al. Phanerozoic paleornagnetic apparent polar shift curve and block movement of Chinese main blocks[J]. Science in China, 1998, 28(S1): 1-16.

[21] YAN Caina, JIN Zhijun, ZHAO Jianhua, et al.Influence of sedimentary environment on organic matter enrichment in shale: a case study of the Wufeng and Longmaxi Formations of the Sichuan Basin, China[J]. Marine and Petroleum Geology, 2018, 92(1): 880-894.

[22] CHEN Xu, RONG Jiayu, MITCHELL C E,et al.Late Ordovician to earliest Silurian Graptolite and brachiopod biozonation from the Yangtze region, South China, with a global correlation[J]. Geological Magazine, 2000, 137(6): 623-650.

[23] 沈俊, 施张燕, 冯庆来. 古海洋生产力地球化学指标的研究[J]. 地质科技情报, 2011, 30(2): 69-77.

SHEN Jun,SHI Zhangyan, FENG Qinglai.Review on geochemical proxies in paleo-productivity studies[J]. Geological Science and Technology Information, 2011, 30(2): 69-77.

[24] 熊小辉, 肖加飞. 沉积环境的地球化学示踪[J]. 地球与环境, 2011, 39(3): 405-414.

XIONG Xiaohui, XIAO Jiafei. Geochemical indicators of sedimentary environments: a summary[J]. Earth and Environment, 2011, 39(3): 405-414.

[25] YAMAMOTO K. Geochemical characteristics and depositional environments of cherts and associated rocks in the Franciscan and Shimanto Terranes[J]. Sedimentary Geology, 1987, 52(1/2): 65-108.

[26] 郑宁, 李廷栋, 程木伟. 湘赣中、上奥陶统烟溪组、对耳石组硅质岩成因[J]. 地学前缘, 2018, 25(4): 86-98.

ZHENG Ning, LI Tingdong, CHENG Muwei. Origin of siliceous rocks in the middle-upper Ordovician Yanxi formation, Hunan Province and Dui'ershi formation, Jiangxi Province in South China[J]. Earth Science Frontiers, 2018, 25(4): 86-98.

[27] 陈洪德, 侯明才, 许效松, 等. 加里东期华南的盆地演化与层序格架[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 2006, 33(1): 1-8.

CHEN Hongde, HOU Mingcai,XU Xiaosong,et al.Tectonic evolution and sequence stratigraphic framework in South China during Caledonian[J]. Journal of Chengdu University of Technology(Science & Technology Edition), 2006, 33(1): 1-8.

[28] 周小进, 杨帆. 中国南方新元古代—早古生代构造演化与盆地原型分析[J]. 石油实验地质, 2007, 29(5): 446-451.

ZHOU Xiaojin, YANG Fan. Tectonic evolution and prototypes analysis from neoproterozoic to Early Paleozoic in South China[J]. Petroleum Geology and Experiment, 2007, 29(5): 446-451.

[29] 张海全, 许效松, 刘伟, 等. 中上扬子地区晚奥陶世-早志留世岩相古地理演化与黑色页岩的关系[J]. 沉积与特提斯地质, 2013, 33(2): 17-24.

ZHANG Haiquan, XU Xiaosong, LIU Wei, et al.Late Ordovician-Early Silurian sedimentary facies and palaeogeographic evolution and its bearings on the black shales in the Middle-Upper Yangtze area[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2013, 33(2): 17-24.

[30] 苏文博, 李志明, 陈建强, 等. 海平面变化全球可比性的可靠例证: 上扬子地台东南缘奥陶纪层序地层及海平面变化研究[J]. 沉积学报 1999, 17(3): 345-353.

SU Wenbo, LI Zhiming, CHEN Jianqiang, et al. A Reliable Example for Eustacy Ordovician sequence stratigraphy on the Southeastern Margin of the Upper Yangtze Platform[J]. Acta Sedimentologica Sinica , 1999, 17(3): 345-353.

[31] 陈海泓, 肖文交. 多岛海型造山作用—以华南印支期造山带为例[J]. 地学前缘, 1998, 5(S1): 98-105.

CHEN Haihong, XIAO Wenjiao. Archipelago orogenesis: examples from indosinian orogenic belts in South China[J]. Earth Science Frontiers, 1998, 5(S1): 98-105.

[32] 梁狄刚,郭彤楼，陈建平，等.南方四套区域性海相烃源岩的分布[J]. 海相油气地质, 2008, 13(2): 1-16.

LIANG Digang, GUO Tonglou, CHEN Jianping, et al.Distribution of four suits of regional marine source rocks[J]. Marine Origin Petroleum Geology, 2008, 13(2): 1-16.

（编辑 陈灿华）

收稿日期： 2019 -08 -20; 修回日期： 2019 -11 -02

基金项目(Foundation item)：中国地质调查局地质调查项目(DD20160183)；湖南省自然科学基金资助项目(2017JJ1034,2017GK2233) (Project(DD20160183) supported by the Geological Survey Program of China Geological Survey; Projects(2017JJ1034, 2017GK2233) supported by the Natural Science Foundation of Hunan Province)

通信作者：郭建华，教授，博士生导师，从事层序地层学及储层地质学研究；E-mail：gjh796@csu.edu.cn