四川盆地震旦－寒武系高演化烴源巖無機地球化學特征與評價

　　摘要：高演化烴源巖評價因有機質的損耗而使得傳統有機地球化學參數逐漸失效，而烴源巖中的無機元素不易受成熟度的影響。為探索無機地球化學方法在高演化烴源巖評價中的應用，以四川盆地震旦—寒武系為例，基于無機(主量、微量和稀土元素)地球化學方法，從烴源巖發育的三大控制因素(古生產力、沉積環境和沉積速率)分析入手，開展了烴源巖無機地球化學研究。結果表明，綜合運用 Ba 和 Ni 元素豐度確定烴源巖古生產力，MoEF、UEF、Ce 異常特征確定沉積水體氧化-還原條件，TiO2/Al2O3 比值確定沉積速率，揭示研究區烴源巖有機質富集主要受控于沉積環境與古生產力，而受沉積速率的影響相對較小;川中與威遠-資陽地區下寒武統筇竹寺組烴源巖古生產力高、沉積環境最為還原，烴源巖質量最好，屬于高生產力和好保存模式。無機地球化學方法是高演化烴源巖評價的一種有效途徑。

　　關鍵詞：高演化烴源巖;無機元素地球化學;生烴能力;烴源巖評價;震旦系;下寒武統;四川盆地

　　施春華; 山述嬌; 郝靖; 羅冰; 曹劍， 石油實驗地質 發表時間：2021-11-26

　　高演化烴源巖是指烴源巖有機質進入了高成熟演化階段(Ro>1.3%)，此時烴源巖中殘余有機質的碳含量、可溶有機質氯仿瀝青、生烴潛量等逐步降低，難以反映烴源巖中有機質的原始特征，造成基于傳統有機地球化學方法的烴源巖評價碰到了很大難題[1]。考慮到沉積物中的有機質在形成、沉積和埋藏過程中與無機元素有著密切關聯[2-4]，并且無機元素相對有機質不易受成熟度影響，在高演化階段更為穩定[5-6]，因此無機地球化學參數是高演化烴源巖評價的一個潛在補充[2-3,7-8]。眾多學者就此展開了嘗試，取得了研究進展[7-8]，如騰格爾等[8]以鄂爾多斯盆地高演化海相碳酸鹽巖為例，運用微量元素(如 Ba 元素)和稀土元素分析碳酸鹽巖烴源巖形成過程中的生物生產力、沉積環境和沉積速率，評價了碳酸鹽巖烴源巖及其分布特征。四川盆地發育震旦—寒武系高演化烴源巖，為開展高演化烴源巖的無機地球化學評價提供了良好對象。前人[9-10]根據烴源巖的宏觀地質分布，結合一些有機地球化學參數，提出下寒武統筇竹寺組烴源巖的生烴能力最大。此外，也有學者運用無機元素對烴源巖的古生產力、沉積環境、沉積速率開展了研究 [11-16]，發現烴源巖中有機質的聚集受古生產力和沉積環境作用影響較大，總體認為合適的氣候有利于提高古生產力，海侵作用有利于形成還原的沉積環境，進而有機質得到良好保存與富集。本文運用無機元素地球化學方法，進一步分析不同地區、不同層位烴源巖的生烴能力差異，旨在更全面認識不同烴源巖的生烴控制因素及差異，為準確理解研究區高演化烴源巖成因和天然氣成藏機理提供參考，進一步探索無機地球化學方法在高演化烴源巖評價中的應用。

　　1 地質背景

　　四川盆地位于我國西南部，面積約 18×104 km2，構造上屬于揚子準地臺的一個次級構造單元，是在前寒武紀揚子克拉通基底之上發育的一個典型疊合含油氣盆地[17-18](圖 1)。其地層由老至新以上三疊統為界兩分，總體下部(上震旦統-中三疊統)以海相碳酸鹽巖沉積為主;相比而言，上部(上三疊統至今)以陸相碎屑巖沉積為特征[17-18]。從沉積背景看，研究區烴源巖可包括 2 類 5 套，2 類指巖性包括泥質巖和碳酸鹽巖，5 套指層位上由老至新包括震旦系陡山沱組泥巖、震旦系燈影組藻云巖、燈影組三段(燈三段)泥巖、下寒武統麥地坪組泥質白云巖(或白云質泥巖、硅質巖)、下寒武統筇竹寺組泥頁巖。這些烴源巖既有巖性差異，又有地區和時代差異，為開展對比研究奠定了良好基礎。

　　2 樣品與方法

　　根據 2 類 5 套潛在烴源巖的分布，結合當前勘探現狀與樣品積累情況，篩選了 32 塊典型樣品用于研究。其中，筇竹寺組、麥地坪組、燈影組及燈三段烴源巖樣品采自盆地內部鉆井巖心，陡山沱組烴源巖樣品采自四川盆地西南部峨邊先鋒野外露頭。進一步根據目前的勘探區劃，將這些樣品從平面上分為 3 個區，由北東至南西分別是川中、威遠—資陽、川西南(圖 1)。需要說明的是，對于陡山沱組和川西南燈影組研究樣品，因勘探程度低，故樣品數量受到限制，后續待條件成熟可繼續深化研究。碳酸鹽巖和泥頁巖類樣品中 SiO2 含量測定使用堿熔方法，主要流程：稱取 100 mg 樣品于剛玉坩堝中，加入 1 g Na2O2 粉末，混合均勻后，加熱至 700 ℃左右熔融，冷卻后經熱水提取，HCl 酸化，定容后使用 ICP-OES 測定(誤差優于 2%)。碳酸鹽巖類樣品中 Si 以外其余元素測定使用酸溶方法，主要流程：稱取 100 mg 樣品于離心管中，加入 HNO3 超聲溶解，離心后上層清液轉移入另一離心管中，殘渣轉移入特氟龍溶樣罐中，加入 HF 和 HNO3，185 ℃消解，蒸干后溶解于 HNO3 中，與前述上層清液合并、定容，其中 CaO 與 MgO 含量使用 EDTA 絡合滴定法測定(誤差優于 2%)，其余元素使用 ICP-MS 測定(以 Rh 元素為內標，誤差優于 5%)。泥頁巖類樣品 Si 以外其余元素使用酸溶方法，主要流程：稱取 50 mg 樣品于特氟龍溶樣罐中，加入 HF 后在電熱板上加熱除去大部分硅酸鹽，加入 HF 和 HNO3，185 ℃消解，蒸干后溶解于 HNO3 并定容，使用 ICP-MS 測定(以 Rh 元素為內標，誤差優于 5%)。以上分析在內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室(南京大學)完成。

　　3 高演化烴源巖元素地球化學特征與評價

　　前人研究提出古生產力、沉積環境與沉積速率是控制烴源巖發育質量的重要因素，高生產力和還原環境有利于有機質聚集[19]。相比而言，烴源巖沉積速率對質量的影響比較復雜，總體而言，在相同古生產力與保存條件下，沉積速率在一定范圍內越大，越有利于有機質沉積、富集[19];但在非常高的沉積速率下，由于大量碎屑物對有機質的稀釋作用，盡管有機質得以保存，但大量的碎屑物降低了沉積物中有機質的豐度[20]。此外，還有研究表明，在還原條件下，沉積速率對有機質的富集作用相對較弱，有機質富集主要受控于古生產力;而在氧化條件下，沉積速率對有機質的富集具有重要作用，有機質富集主要受控于古生產力與沉積速率[19]。據此，本次工作在烴源巖元素地球化學分析結果的基礎上，綜合上述 3 個方面的結果評價烴源巖的質量。

　　3.1 古生產力特征

　　前人研究表明，沉積物中的 Ba、Ni、P 等元素含量可用來反映古生產力[2-3]，但在實際應用中需注意還會受到陸源碎屑物質和熱液作用的影響，影響判識準確性[2,21]。本次研究中，除燈影組藻云巖，其余烴源巖 Eu/Eu*分布為 0.83～1.02(均值 0.93)，Al/(Al+Fe+Mn)分布為 0.25～0.85(均值 0.65)，反映未受熱液作用影響;燈影組藻云巖中 Eu/Eu*分布為 1.11～2.05(均值 1.52)，Al/(Al+Fe+Mn)分布為 0.08～ 0.46(均值 0.18)(表 1)，反映存在少量熱液作用。對比 Ba 元素、Ni 元素與 Eu/Eu*，兩者均無正相關性，表明微弱的熱液作用未影響 Ba 元素和 Ni 元素含量，因而本次研究中，熱液作用的影響可以不考慮。據此，本次研究中的 Ba、Ni、P 元素含量僅需消除陸源碎屑帶來的影響。一般而言，碎屑沉積巖中， Ti 與 Zr 元素主要來源于陸源碎屑物，不易受氧化還原作用或海水來源影響，故可以用于指示物源來源特征。本次樣品 Ti/Zr 比值分布為 7～33(均值 21)，依前人標準[22]，判斷母巖來源為長英質源巖，故使用上地殼作為陸源碎屑來源參考。通過元素過剩量計算獲得與古生產力相關的 Ba、Ni 和 P 的含量，公式為 Xbio=X 樣品–Al 樣品×( X/Al)陸源碎屑，其中，Xbio 反映古生產力的指標，X 樣品指樣品中元素含量，Al 樣品指樣品中 Al 元素含量，(X/Al)陸源碎屑為陸源碎屑礦物中 X 元素與 Al 元素比值。本次研究中(X/Al)陸源碎屑取上地殼的值。

　　3.1.1 鋇元素

　　烴源巖的 Ba 元素分析結果如表 1，研究區 Babio 分布具有明顯的層位特征。其中，陡山沱組泥巖最高，為 600×10-6 ;筇竹寺組泥頁巖其次(川中地區均值為 376×10-6，威遠—資陽地區均值為 528×10-6，川西南地區均值為 482×10-6);燈三段泥巖(均值為 343×10-6)與麥地坪組泥質白云巖(威遠—資陽地區均值為 366×10-6，川西南地區均值 197×10-6)第三;而燈影組藻云巖最差(川中地區均值 91×10-6，威遠 —資陽地區均值 31×10-6，川西南地區均值 31×10-6)。可見，由 Ba 元素記錄的古生產力特征表現為陡山沱組與筇竹寺組最好，其次為燈三段與麥地坪組，燈影組(藻云巖層)最差。

　　3.1.2 鎳元素

　　烴源巖的 Ni 元素含量分析結果見表 1，層位上，筇竹寺組泥頁巖 Nibio最高(川中地區均值為 54×10-6，威遠-資陽地區均值為 73×10-6，川西南地區均值為 28×10-6)，燈三段泥巖(均值為 38×10-6)、陡山沱組泥巖(均值為 30×10-6)與麥地坪組泥質白云巖(威遠-資陽地區均值為 30×10-6，川西南地區均值為 18×10-6)其次，燈影組藻云巖(川中地區均值為 15×10-6，威遠-資陽地區均值為 19×10-6，川西南地區均值為 16×10-6)最差;區域上，威遠-資陽地區和川中地區好，而川西南地區差。與 Ba 元素特征對比，層位上，Ba 元素含量陡山沱組最好，筇竹寺組次之，而 Ni 元素顯示筇竹寺組最好，陡山沱組次之，這可能與還原的沉積環境特征有關。3.2 節中討論發現川中與威遠—資陽地區筇竹寺組最為還原，故筇竹寺組泥頁巖沉積過程中，Ba 元素可能由于強還原特征，導致 Ba 元素溶解而含量降低[23](圖 2A)。也就是說，Ni 元素和 Ba 元素的分析認識有各自的適用條件。

　　區域上，Ba 元素特征顯示不同區域無明顯差異，而 Ni 元素特征則顯示川西南地區相對差。這可能與沉積物中 Ni 元素的固定富集機理有關，通常認為 Ni 可以與有機質以有機結合態形式富集，在沉積埋藏過程中，若有機質分解，Ni 元素會從沉積物中釋放并轉換為離子形式，此時需要在硫化條件下，Ni 進入硫化物礦物中，或以硫化物形式富集固定，否則 Ni 元素會以離子形式重新進入上層水體中，導致無法準確指示原始有機質豐度，即生物古生產力[2-3,24]。3.2 節中討論發現，川西南地區總體沉積體系硫化程度低，故 Ni 元素的固定作用受到影響，導致 Ni 元素含量相對較低(圖 2A)。因而，川西南地區烴源巖古生產力比現有 Nibio 所指示特征更好，需綜合分析確定研究區古生產力特征。

　　3.1.3 磷元素

　　烴源巖的 P 元素含量分析結果見表 1，結果表明 P 元素區域差異小，層位差異大。其中，麥地坪組最高，威遠-資陽地區與川西南地區(P2O5)bio 均值分別為 4.9%和 3.5%;其次為燈三段泥巖(均值 2.0%)、陡山沱組泥巖(均值 0.42%)、筇竹寺組泥頁巖(均值 0.06%)、燈影組藻云巖(均值 0.08%)。但 P 元素可能不適用于研究區烴源巖古生產力的恢復，如以含量最高的麥地坪組為例，其 P 元素以磷灰石形式存在[25-26]，寒武紀初期揚子地臺西緣處于低緯度的熱帶、亞熱帶，當時上升洋流把磷元素從深部帶入到古陸的邊緣淺海部位，促使了這一層位磷元素的大量富集[25]，因此大量磷元素的富集并不僅僅是有機質生命活動中的富集作用。綜合上述，在前人提出的 Ba、Ni、P 等古生產力參數中，P 元素受沉積環境、后期地質演化作用最大，應用受到限制，不適用于本次研究[3]。相比而言，Ba 和 Ni 元素都可以反映古生產力特征。Ba 元素可以指示除川中地區和威遠-資陽地區筇竹寺組烴源巖的古生產力，而 Ni 元素可以指示除川西南地區烴源巖的古生產力，據此綜合 Ba 元素和 Ni 元素所指示的古生產力特征，認為研究區筇竹寺組和陡山沱組古生產力最高，其次為燈三段與麥地坪組，而燈影組(藻云巖層)古生產力最低;不同區域古生產力存在差異較小，以威遠-資陽地區最好，川中次之，川西南相對最差。

　　3.2 沉積環境特征

　　3.2.1 MoEF和 UEF的特征及其指示的泥質巖沉積環境

　　TRIBOVILLARD 和 ALGEO 等[4,27]提出，MoEF-UEF協變特征可以確定黑色頁巖的貧氧、缺氧或硫化特征，MoEF 和 UEF 分別指 Mo 元素和 U 元素的富集系數，依據 TRIBOVILLARD 等[4]提出的公式 XEF=(X/Al)樣品/(X/Al)PAAS確定。如圖 2B，本次研究川中地區和威遠-資陽地區筇竹寺組泥頁巖的 MoEF和 UEF 最高，分別為 12～55(均值 30)和 6.9～10.5(均值 8.4)，而其他地區層位低。據此，川中地區和威遠-資陽地區筇竹寺組烴源巖的沉積環境主要分布于缺氧-硫化帶。

　　3.2.2 鈰異常特征及其指示的碳酸鹽巖沉積環境

　　在碳酸鹽巖中，可依據 Ce 元素異常特征確定碳酸鹽巖形成過程中海水的氧化還原特征[28-29]。在氧化性海水體系中，海水中 Ce3+被氧化成 Ce4+，形成不溶的 Ce 的氫氧化物或氧化物并脫離海水體系，導致海水呈現 Ce 負異常特征[30]。研究區燈影組藻云巖中 Ce 異常(Ce/Ce*)為 0.36～0.85(均值 0.70)，反映氧化-還原條件復雜，既有弱氧化-次氧化，也有氧化的環境。綜上所述，可以認為燈影組(藻云巖層)在各地區(川中、威遠-資陽、川西南)均還原程度最弱，為氧化-次氧化環境，其余層位均為還原環境。具體而言，川西南筇竹寺組和麥地坪組烴源巖為貧氧、弱局限的海水環境，川中燈三段及川西南陡山沱組烴源巖為貧氧-缺氧沉積環境，川中筇竹寺組與威遠-資陽筇竹寺組烴源巖為缺氧-硫化沉積環境，硫化程度相對高。

　　3.3 沉積速率特征

　　3.3.1 TiO2/Al2O3 值特征及其指示的泥質巖沉積速率

　　泥質巖的 TiO2/Al2O3 比值可以用于表征沉積過程中沉積速率的相對強弱[31]。這是因為 Al 元素一般賦存在黏土礦物、長石等礦物中，Ti 元素主要賦存在粉砂級顆粒重礦物中[32]，故 TiO2/Al2O3 值是碎屑粒徑的可靠指標，高的比值指示相對大的碎屑顆粒，而陸源碎屑的沉積速率與顆粒粒度呈正相關關系，因此可以依據 TiO2/Al2O3 比值推測沉積速率的相對大小[31]，即隨 TiO2/Al2O3 值越大，沉積速率越大。本次研究中泥質烴源巖 TiO2/Al2O3 值的分布特征如表 1 和圖 2C，總體分布相近，其中，川中地區筇竹寺組烴源巖的 TiO2/Al2O3 比值最高，均值為 0.066，其次為威遠-資陽地區麥地坪組和川西南地區陡山沱組烴源巖，均值分別為 0.060 和 0.058。不同地區、不同層位烴源巖的沉積速率存在一些較小差異，總體以川中地區筇竹寺組最快。

　　3.3.2 碳酸鹽巖類沉積速率

　　碳酸鹽巖類與泥質巖類的沉積速率存在較大差異，如本次研究的藻云巖，主要受控于藻類的生長環境和生長速率，不同于泥質巖類主要來源于碎屑物質搬運沉積成巖的特征。劉建良等[33]通過計算模擬研究，確定臺地相碳酸鹽巖生長速率可達 500 m/Ma，斜坡相碳酸鹽巖生長速率可達 100 m/Ma，而黑色頁巖或泥巖類的沉積速率一般在數 m/Ma[34]，據此，研究區燈影組的藻云巖沉積速率應是最快的。綜上所述，研究區不同區域沉積速率差異不明顯，而層位上以燈影組藻云巖沉積速率最快，其余層位差異小，以川中筇竹寺組沉積速率最快。

　　3.4 烴源巖質量評價

　　綜合上述，對四川盆地震旦-寒武系高演化烴源巖從無機地球化學角度進行了綜合評價，依質量高低如下：(1)川中與威遠-資陽地區筇竹寺組烴源巖質量最好，表現在古生產力高、沉積環境最為還原(缺氧-硫化，硫化程度相對高)、沉積速率相對快;(2)川西南地區陡山沱組烴源巖質量好，表現在古生產力高、沉積環境還原(貧氧-缺氧)、沉積速率相對慢;(3)川中地區燈三段及威遠-資陽地區麥地坪組烴源巖質量中等，表現在古生產力中等、沉積環境還原(貧氧-缺氧)、沉積速率相對慢;(4)川西南地區筇竹寺組和麥地坪組烴源巖質量差，表現在古生產力低、沉積環境還原(貧氧)、沉積速率相對慢;(5)燈影組藻云巖烴源巖質量差，表現在古生產力低、沉積環境氧化-次氧化、沉積速率最快。

　　3.5 烴源巖有機質富集控制因素

　　分析烴源巖無機地球化學參數與有機質豐度之間的關系，以確定有機質富集的控制因素。古生產力方面，筇竹寺組和麥地坪組烴源巖中有機碳含量與 Nibio 呈現正相關趨勢(圖 3A 和 B)，燈三段泥巖和燈影組藻云巖烴源巖中有機碳含量與 Babio 呈現正相關趨勢(圖 3C 和 D)。筇竹寺組和麥地坪組烴源巖中有機質豐度與 Babio 無明顯相關特征，反映 Ba 元素在強還原環境中由于重晶石顆粒溶解，導致 Ba 元素含量降低，因而無法準確反映古生產力特征，導致有機質豐度和 Ba 元素相關趨勢弱。燈三段泥巖和燈影組藻云巖烴源巖中有機質豐度與 Nibio無明顯相關特征，反映Ni 元素在弱還原條件中由于硫化條件弱，導致部分 Ni 元素流失，故有機質豐度與 Ni 元素相關趨勢弱。綜合 Ba、Ni 元素與有機質豐度的關系，認為研究區古生產力對有機質豐度具有重要的控制作用。

　　沉積環境方面，筇竹寺組烴源巖的有機碳含量與 MoEF、UEF均呈現出正相關特征(圖 3E 和 F)，麥地坪組烴源巖的有機碳與 MoEF 呈現出正相關特征(圖 3G)，表明沉積環境是控制有機質豐度的重要因素。如川西南地區筇竹寺組和麥地坪組烴源巖沉積環境還原程度相對最弱，對有機質的保存不利，因此該區烴源巖質量相對最差。燈三段泥巖烴源巖有機碳與 MoEF、UEF均呈現負相關特征(圖 3H 和 I)，燈影組藻云巖烴源巖有機碳與 Ce/Ce*呈現負相關特征(圖 3J)，這反映水體呈現弱氧化-貧氧環境時，水體中氧含量降低，限制了藻類的生長發育，降低了生物古生產力。因此，燈三段泥巖、燈影組藻云巖烴源巖的有機質豐度主要受控于古生產力。沉積速率方面，如前所述，燈影組藻云巖烴源巖沉積速率遠大于其他烴源巖，但有機質豐度卻較小，反映在藻云巖體系中，沉積速率對有機質豐度并無影響，或者說是負面影響。對泥質巖的沉積速率參數和有機碳含量進行了對比，發現筇竹寺組烴源巖具有一定的正相關趨勢(圖 3K)，反映沉積速率對筇竹寺組烴源巖的有機質豐度有一定影響。但總體而言，鑒于研究區泥質巖類沉積速率相近，說明其對有機質豐度影響程度不大。

　　綜合上述，可以認為研究區震旦系-下寒武統 5 套烴源巖中的有機質富集主要受控于沉積環境與古生產力，而沉積速率對有機質的富集影響相對較小。不同層位烴源巖存在差異，其中，筇竹寺組和麥地坪組烴源巖的有機質富集主要同時受控于古生產力和沉積環境，沉積速率作用小;燈三段泥巖和燈影組藻云巖烴源巖的有機質富集主要受控于古生產力，不受沉積速率影響，次氧化的水體環境不利于藻類繁殖，限制了古生產力。

　　4 烴源巖發育模式

　　基于上述烴源巖發育特征的研究結果，結合地質背景，建立了本次研究 5 套烴源巖的沉積模式(圖 4)。陡山沱組由下至上四分，其中陡一段沉積時期四川盆地為古陸，未有沉積;陡二段沉積時期，中-上揚子區廣泛海侵，四川盆地總體處于濱岸-陸棚相沉積環境，以砂巖、泥頁巖類沉積為主;陡三段沉積時期，四川盆地總體為局限-半局限臺地環境，以碳酸鹽巖沉積為主;陡四段沉積時期，四川盆地海退導致盆地內部陡四段剝蝕或未有沉積[13,15,35]。可見，陡二段發育富有機質黑色泥頁巖類(圖 4A)，該時期內海洋中菌藻類繁盛，古生產力高，沉積環境還原，有利于有機質的保存，在盆地內部形成黑色泥巖沉積。

　　燈影組與陡山沱組一樣，由下至上四分，其中燈一和燈二段沉積時期整個四川盆地主體為臺地相沉積[36](圖 4B)。該時期海洋中菌藻類發育，古生產力中等，水體深度淺，呈現富氧-部分貧氧特征，藻云巖中有機質含量總體較低，主要受控于古生產力。燈二段沉積末期發生的桐灣運動 I 幕，導致區域性海退，燈二段部分遭受剝蝕[36-37]。在燈三段沉積時期，隨著拉張作用的加強，早期發生了一次大規模海侵，川中地區形成陸棚相沉積[36-37](圖 4C)，出現碎屑巖類沉積。該時期古生產力中等，沉積環境為貧氧-缺氧，形成富有機質的黑色泥巖，有機質豐度主要受控于古生產力。燈四段與燈一、燈二段沉積時期類似(圖 4B)，主體為臺地相沉積，有機質富集過程及受控因素相似。燈四段沉積末期，桐灣 II 幕運動的地層抬升，導致燈四段部分遭受剝蝕，與上覆下寒武統沉積呈假整合接觸[37]。麥地坪組沉積時期(圖 4D)，四川盆地再次受海侵影響，部分區域形成潮坪海灣相沉積[36-37]。該時期海洋中菌藻類繁盛，古生產力中等，沉積環境還原，有利于有機質的保存，在盆地內部分區域形成富有機質的泥質白云巖沉積。同時，由于斷裂或者海盆內帶來大量磷元素，因此白云巖沉積中還含有磷結核。

　　在筇竹寺組沉積時期(圖 4E)，由于海侵作用增強，四川盆地總體處于濱岸-陸棚相沉積環境[36-37]。該時期揚子地區處于低緯度，光照條件好，水底營養元素充足，因而水體中藻類與細菌類繁盛，古生產力高;藻類死亡形成有機質后，沉積于水底中，與來自古陸的陸源碎屑混合，逐漸形成富有機質沉積物。沉積環境存在地區差異，川西南地區處于貧氧區域，含氧量相對高，因而不利于有機質的保存;而川中地區、威遠-資陽地區處于缺氧區域，含氧量低，有利于有機質保存。

　　5 結論

　　(1)四川盆地震旦-寒武系 5 套高演化烴源巖中有機質富集主要受控于沉積環境與古生產力，相比而言，沉積速率對有機質富集的影響較小。川中和威遠-資陽地區的筇竹寺組，由于古生產力高、有機質來源豐富、在后期埋藏過程中保存環境還原，使得有利于形成良好質量的烴源巖，屬于高生產力加好保存模式。

　　(2)無機(元素)地球化學方法是高演化烴源巖評價的良好途徑。在四川盆地震旦-寒武系高演化烴源巖中，該方法可用于反演烴源巖的古生產力、沉積環境和沉積速率，典型參數是古生產力的 Ba和 Ni 元素、古環境的 MoEF、UEF及 Ce 異常和沉積速率的 TiO2/Al2O3 比值。