有机质丰度是页岩气富集的物质基础，是优选页岩气有利区的重要参数，是寻找甜点层的重要标准[1-2]。然而目前少有针对有机质聚集机制的精细研究，致使理论研究严重滞后于勘探开发的实践。近几年，随着水平钻井和水力压裂的应用，在我国扬子地台广泛发育的上奥陶统五峰组及下志留统龙马溪组实现了海相页岩气勘探开发的突破，受到了全世界的瞩目。然而，我国南方海相页岩具有储层物性非均质性强，含气性变化大等特点[3-4]，导致我国在南方大部分地区的海相页岩气仍未有大规模突破，其中有机质丰度低这一先天不足的劣势是南方海相页岩勘探开发的重要风险之一。
奥陶纪—志留纪过渡期间，全球的环境和生物演化进程经历了一系列重大的变化，包括凯迪阶的气候长期变冷趋势，赫南特阶的大规模冰川作用和生物灭绝现象，早鲁丹阶的气候回暖及生物复苏[5-6]。在此期间全球沉积了一套富有机质页岩，被认为是重要的烃源岩，其提供的石油储量达到了全球的9%[1,7]。对于奥陶纪—志留纪过渡期间有机质聚集的主控因素前人进行了详细深入的研究，提出了“生产力模式”和“保存模式”的有机质聚集机理[8]。“生产力模式”强调水体表面较高的生产力使得有机质大量聚集，而大量有机质聚集又可以消耗水体中的氧气从而形成缺氧环境使得有机质可以有效保存，而“保存模式”则强调由于海平面的升降变化和盆地的蔽塞效应形成了有利于有机质保存的缺氧环境，从而使得有机质聚集。这两种模式强调的是古生产力和古氧化还原相对于有机质聚集的控制，而当前许多研究均指出陆源输入同样是影响我国南方海相页岩有机质聚集的重要因素[9-10]。这3种因素的相对重要性目前仍没有一个准确的定论，事实上，这3种因素在一定程度均受控于沉积环境和构造运动。
页岩中的元素地球化学特征可以反映其沉积时的环境，例如Mo,U，V等氧化还原敏感的微量元素及Fe-S-C的相关关系可以重建古氧化还原条件，Ba，P，Cu,Ni等微量元素可以反映古生产力特征，Al,Ti和Zr等元素可以反映陆源输入程度等[11]。中国海相页岩气的勘探开发进展较快，但研究多集中于四川盆地内且主要以龙马溪组下段为主要主力目标层段，在四川盆地周缘仍未有实质性的突破。其中四川盆地周缘龙马溪组有机碳含量相较于四川盆地内龙马溪组的大幅度降低是主要因素之一[1,4]。尽管五峰组页岩厚度较小(一般5～20 m)但其有机质丰度往往较高，因此可能成为四川盆地周缘地区的重要目标层段。然而当前缺乏对五峰组页岩沉积古环境的精细表征且少有针对五峰组页岩有机质聚集机理的基础理论研究。笔者系统采集连续深度的五峰组页岩岩芯样品，立足于元素地球化学的基本理论，恢复五峰组页岩沉积时的古氧化还原条件，古生产力和陆源输入特征，确定有机质富集的主控因素。一方面为奥陶纪—志留纪的古环境重建提供基础数据，一方面为海相页岩气的进一步勘探开发寻找有利的接替目标区提供基础理论支撑。
图1 (a)中-晚奥陶纪(440～460 Ma)上扬子地台古地理图
(据文献[12] 修改)，(b)晚奥陶纪扬子地台古地理图及目
标井SY(据文献[13-14]修改)
Fig.1 (a)Paleogeographic map of the Upper Yangtze area during the Middle to Late Ordovician(440-460 Ma，Modified from Reference[12]);(b)Paleogeographic map showing the Upper Yangtze Platform during the Late Ordovician and the location of the well SY(Modified from Reference[13-14])
1 区域地质概况
中—晚奥陶纪期间，扬子地块与华夏地块的挤压作用形成了统一的华南板块，位于冈瓦纳大陆西北缘和赤道附近(图1(a))。从中奥陶世进入到晚奥陶世，扬子地区的古地理轮廓与沉积特征发生了明显的变化，大型镶边碳酸盐岩台地的沉积格局终止而开启了前陆盆地的构造演化阶段[13,15]。晚奥陶纪末期，受到都匀运动的影响，扬子海盆开始收缩，向北开口与秦岭洋相通，周缘古陆开始隆升，形成了围绕扬子地台的雪峰、黔中和川中隆起(图1(b))。此外，扬子海盆内部也形成了一些水下古隆起，将扬子地台割裂为多个海域盆地，减弱了与秦岭洋沟通对流的能力[16]。本文的目标井SY位于扬子地台的东北部(扬子地台的外陆架或斜坡处)，SY井上奥陶统(晚凯迪阶-赫南特阶)五峰组厚度为12 m，埋深1 083～1 095 m，主要发育一套富含笔石的黑色硅质页岩和一薄层观音桥层。观音桥层主要为灰白色钙质页岩，厚约15 cm，为五峰组和和龙马溪组的分界线。根据五峰组TOC含量的变化特征并结合其形成时期将五峰组页岩精细分层进行研究。沉积于赫南特期的五峰组命名为WF3，TOC含量0.56%～2.36%，平均为1.56%。沉积于晚凯迪期的五峰组页岩根据TOC含量的变化特征可分为WF1和WF2两个层段。其中WF1 页岩TOC含量平均小于2%且所测试样品TOC含量均小于2%,而WF2页岩TOC含量平均为2.93%且所测试样品TOC含量均大于2%(图2)。
图2 SY井上奥陶统五峰组综合柱状图，有机碳含量变化
特征及WF1，WF2和WF3典型岩芯
Fig.2 Stratigraphic column,total organic carbon content,and core photographs of the Upper Ordovician Wufeng Formation in SY well
2 样品采集与分析方法
笔者系统采集SY井内连续深度五峰组岩芯样品25件，进行有机碳含量测试、全岩及黏土矿物测试、扫描电镜阴极发光实验测试和主微量元素测试。部分岩芯样品经氩离子剖光后采用Merlin 型 FE-SEM进行扫描电镜阴极发光实验测试，主要观测石英的赋存特征及阴极发光强度。部分岩芯样品经玛瑙研钵磨成80目和<200目两类粉末，80目样品利用C-S分析仪测试得到有机碳含量，200目样品用于分析主微量元素测试。其中微量元素测试采用电感耦合等离子体质谱仪，使用BCR-2国际标准物质监测精度，本次测试实验精度为±5%。主量元素测试使用Rigaku100e型X荧光光谱仪，同样采用BCR-2监测数据质量，主量元素的分析精度为±5%。本文所用到的所有实验方法与团队已发表的文章相同，具体实验步骤可查阅相关文献[17-19]，本文不再赘述。
页岩中的微量元素有碎屑和自生两种成因，其中只有自生成因的微量元素才可以用于恢复古环境。为了去除碎屑成分对于自生微量元素的干扰，采用来源于陆源且在成岩过程中稳定的Ti或Al标准化页岩中的微量元素。本文采用WEDEPOHL(1971)页岩平均值[20]，以富集系数EF(如EF(Mo)=(Mo/Al)sample/(Mo/Al)average shale)表征微量元素的富集特征。一般，EF<1表示元素亏损，EF>1表示元素富集，EF>10表示元素显著富集[11]。仅来源于生物成因的 Si和Ba称为过量Si和过量Ba，本文采用样品中的总硅(总Ba)含量去除陆源碎屑Si(Ba)的估算方法(过量Si或Ba=Sisample或Ba-(Si/Al)average shale或(Ba/Al)average shale×Alsample)。
3 结 果
3.1 矿物组分特征
石英和黏土矿物是五峰组页岩主要的矿物组分，其次为长石和黄铁矿，主要的黏土矿物类型为伊利石和伊蒙混层。其中石英含量42.1%～69.8%，平均为54.1%，黏土矿物含量10.6%～30.9%，平均为21.7%(图3)。相比于四川盆地内五峰—龙马溪组页岩，研究区五峰组页岩具有更高的石英含量和较低含量的黏土。WF1和WF3具有相似的石英和黏土矿物含量，平均约为50%，而WF2的石英含量平均高达60%以上。
图3 SY井五峰组矿物组分分布特征
Fig.3 Mineral compositions of Wufeng shale in Well SY
图4 研究区SY井五峰组页岩石英类型特征
Fig.4 Characterization of different quartz types in Wufeng shale in Well SY
(a),(c)—普通扫描电镜视域下的第1类石英;(b)—与(a)同一
视域下的第1类石英的阴极发光特征;(d)—与(c)同一视域下的
第1类石英的阴极发光特征;(e),(g)—普通扫描电镜视域下的第
2类石英;(f)—与(e)同一视域下的第2类石英的阴极发光特征;
(g)—与(g)同一视域下的第2类石英的阴极发光特征;图(a)和(e)
左下角为阴极发光图谱
由于研究区五峰组页岩具有较高的石英含量，基于扫描电镜及阴极发光实验对研究区石英的类型做了进一步的研究。基于石英的阴极发光强度、形状和粒径大小[18,21-22]，发现研究区发育3种类型的石英。第1类石英的颗粒粒径通常较大，一般在5～35 μm，集中分布在10～25 μm(图4(a)～(d))。石英颗粒的形态不规则，具有一定的磨圆度，散落在页岩的基质中，石英颗粒之间不接触。部分石英颗粒表面发育孔隙，孔隙呈孤立状，形态以圆形或椭圆形为主，孔径较小且相互之间不连通。这类石英表面的孔隙可能是由于氩离子剖光过程中包裹体掉落形成的。第1类石英主要是陆源石英，具有较强的阴极发光，其特征表现为单一大颗粒的石英具有较均匀的强发光特征(图4(b),(d))。阴极发光的图谱显示第1类石英具有两个明显的峰值，一个峰值位于390～420 nm，另一个接近于700 nm(图4(a))，这也指示第1类石英的成因应是陆源成因[23-24]。第2类石英的颗粒粒径通常较小(图4(e)～(h))，一般介于1～5 μm，石英颗粒具有一定的晶型，且石英颗粒之间紧密生长，部分呈团簇状。这类石英常与有机质共生，石英颗粒之间发育粒间孔。第2类石英主要是自生成因，具有不发光或弱阴极发光的特征(图4(f),(h))，其阴极发光的图谱显示第2类石英只具有一个明显的较为宽泛的峰值，介于580～650 nm(图4(e))。第3类石英只能通过扫描电镜阴极发光图像识别，表现为石英的次生加大边，只有少数的第1类石英颗粒存在次生加大边现象(图4(b))。WF1,WF2和WF3均主要发育第2类生物成因石英，过量Si含量分别平均为20.2%，25.1%和18.6%。其次为第1类陆源碎屑石英，第3类石英较难观测到。
3.2 主量和微量元素特征
SiO2和Al2O3为研究区五峰组含量最高的主量元素，与页岩的矿物组分含量相一致，其含量分别平均为65.4%和11.1%，其余主要的主量元素Fe2O3，Na2O，K2O，MnO，P2O5含量大多低于8%。WF1和WF3具有较为相似的SiO2和Al2O3含量，平均约为60%和11.5%，而WF2具有较高的SiO2但较为相似的Al2O3含量，平均为72%和10.6%。3个层段的Mo，U，V和Ni富集系数均>1，Co和Cr的含量则与平均页岩相近，其平均富集程度为Mo>U>V>Ni>Co≈Cr。相比于WF1和WF3，WF2中Mo和U的富集程度较高，而V和Ni的富集程度相当(图5)。
图5 SY井五峰组页岩微量元素富集特征
Fig.5 Stratigraphic variations of enrichment factors of selected trace elements in Wufeng shale from Well SY
4 讨 论
4.1 陆源碎屑输入
一般来讲，Al主要来源于黏土矿物，Si主要来源于石英和黏土矿物，Ti通常与黏土和重矿物有关，这3种元素受成岩和风化作用的影响较小，可以表征陆源碎屑输入的程度[11,25]。研究区五峰组页岩中Al和Ti具有较好的相关关系且与黏土矿物含量的分布具有相似性(图6(a))，但五峰组发育大量的生物成因石英，因此本文用Al和Ti含量的分布特征表征陆源碎屑输入的程度。陆源的输入主要受相对海平面控制，海侵时沉积向陆上迁移，陆源碎屑含量输入增多，Al和Ti的含量相对增加。研究区五峰组Al和Ti的含量在3个层段保持得相对稳定，说明其沉积时海平面的波动总体不大(图7)。但可以注意到WF1和WF3页岩Al和Ti含量有一定的波动，而WF2页岩Al和Ti的含量保持得很稳定，说明在WF2沉积时海平面基本是停滞的。陆源碎屑的输入一方面可能会稀释有机质，另一方面也可以吸附有机质或带来一定的营养元素使得有机质聚集。WF1页岩中Al与TOC含量呈现一定的负相关关系而WF2和WF3页岩TOC含量与Al则无明显的相关性(图6)，表明在WF1沉积时陆源碎屑的输入会稀释有机质，不利于有机质的聚集。
图6 五峰组页岩Al和Ti的相关关系(a)及WF1,WF2及WF3页岩TOC含量与Al的相关关系(b)
Fig.6 Relationship between Al and Ti of Wufeng shale samples (a),and Relationships between TOC content and Al of WF1,WF2 and WF3 shale(b)
图7 SY井五峰组TOC，Al，Ti含量分布特征
Fig.7 Stratigraphic variations of TOC content,Al,and Ti in Wufeng shale from Well SY
图8 研究区SY井五峰组页岩EF(Mo)-EF(U)协变模式(数据来源于文献[26])
Fig.8 Relationship between EF of Mo and U for Wufeng shale in Well SY(Datas come from Reference[26])
4.2 古氧化还原条件
Mo和U为重建古氧化还原条件最为常用的氧化还原敏感微量元素，它们在缺氧条件下都较为富集，但它们富集的地球化学行为在沉积过程中有显著差异[26-27]。在缺氧硫化环境下(即水柱中存在H2S)，Mo的富集程度往往高于U，而在缺氧铁化或贫氧的环境中(即水柱中不含有H2S)，U的富集程度往往高于Mo[28]。但应注意的是，Mo的富集还受到Fe-Mn氢氧化物的吸附和水体局限等级的控制而U在底水氧含量波动很小的情况下也易于再矿化从而使其富集程度减弱。因此利用页岩中Mo和U的这种差异富集机制可以重建古氧化还原条件[11,17]。研究区五峰组页岩Mo和U的富集系数具有相似的变化趋势(图5)，但富集程度存在较大差异。WF1页岩Mo(平均2.6)和U(平均2.0)的富集系数较低，反映WF1沉积时的底水为氧化-贫氧环境。从WF2页岩Mo和U的富集程度来看(Mo的富集程度大于U，图5)，WF2沉积时的底水应为缺氧硫化环境，但如果Mo和U的富集仅受控于氧化还原环境则Mo/U富集系数的比值应高于1倍海水中Mo/U富集系数的比值[26]，但WF2页岩Mo/U富集系数的比值仅略高于0.3倍的海水(图8)，说明WF2沉积时的底水应为贫氧-缺氧环境或许伴随着间歇性硫化的现象[26,28]。而造成Mo的富集程度高于U的原因可能源于Fe-Mn氢氧化物对Mo吸附的影响，因为在贫氧-缺氧的氧化还原界面波动的情况下，有利于加强Fe-Mn氢氧化物对Mo的吸附[26,29]。WF3的Mo和U富集程度低于WF2，反映其沉积时的底水还原程度有所减弱。
除了Mo和U以外，前人还提出了一系列地化参数指标反映古氧化还原条件，如V/V+Ni，V/Cr，Ni/Co等[30-31]。V/Cr显示五峰组的3个层段全部形成于氧化-贫氧环境下，Ni/Co显示五峰组的3个层段全部形成于氧化环境下，V/V+Ni显示WF1和WF3沉积时的底水为贫氧-缺氧环境而WF2则形成于缺氧铁化-缺氧硫化的环境下(图9)。这3类地化指标所指示的氧化还原环境与Mo-U模式所反映的结果存在较大的差异(图8，黑色虚线表示的是0.1倍海水(SW)，0.3倍海水及1倍海水中的Mo/U物质的量比)，笔者认为利用V/V+Ni，V/Cr和Ni/Co重建的氧化还原条件不具有可信度，原因如下:① 这3类指标自身所指示的氧化还原环境存在不统一的现象;② 这些参数的提出是国外学者根据某一具体盆地和某一具体区块的研究而提出的传统指标值，其研究对象多为现代海洋系统亦或是成熟度较低的黑色页岩。我国南方海相页岩具有成熟度高和经历过强改造的突出特点，直接套用传统指标值可能忽略了这些参数的适用性及这些微量元素在不同氧化还原条件下富集的内在机理;③ V与Ni的富集与有机质丰度有直接的关系，研究区五峰组页岩处于高—过成熟阶段，有机质的热演化会造成V和Ni的重新迁移。因此在利用这些指标参数时，或许应该更关注它们的变化趋势而不是具体的数值。总体来看，相比于WF1和WF3，WF2具有更高的V/V+Ni，V/Cr和Ni/Co比值(图9)，反映其沉积时的底水还原程度更高，这与Mo-U所反映的结果较为一致。此外，WF2也具有更高的有机碳含量，但Mo与U的富集系数与有机碳含量不具有相似的变化趋势，只在深度为1 086～1 089 m内存在相似的变化特征。WF1与WF3具有相对的较低的有机质含量，但总体上Mo与U富集系数的变化趋势与TOC含量的波动有一定的相似性(图5)。
图9 研究区SY井五峰组页岩V/V+Ni，V/Cr，Ni/Co
变化特征
Fig.9 Stratigraphic variations of V/V+Ni,V/Cr,
and Ni/Co in Wufeng shale from Well SY
4.3 古生产力
Ba含量是目前运用最为广泛的表征古海洋生产力的参数之一。Ba常以重晶石(BaSO4)的形式赋存于海相页岩中，沉积和成岩过程中均不易被分解继而可以长时间埋藏并保存[32]。值得注意的是，重晶石在还原程度比较高的水体环境下会通过细菌硫酸盐还原作用而分解
造成Ba的迁移。研究指出靠近赤道附近的现代太平洋具有较高的古生产力，其Ba的含量达到1 000×10-6～5 000×10-6，长宁地区五峰组页岩Ba的含量一般介于400×10-6～600×10-6，涪陵地区五峰组页岩Ba的含量介于500×10-6～800×10-6[33]。研究区WF1和WF3沉积时主要处于氧化-贫氧的环境下，Ba的含量可以用于反映古生产力，而WF2沉积时主要处于贫氧-缺氧环境可能造成Ba的遗失。但总体看来，研究区五峰组Ba的含量基本都在1 000×10-6以上，平均达到1 500×10-6(图10)，反映五峰组沉积时水体表面具有较高的古生产力。在观音桥层的一个样品中Ba的含量达到了26 000×10-6，存在一个可能的原因:观音桥层的出现代表了赫南特阶冰川事件达到了顶峰[34-35]，海平面大幅下降，海水中
大量增加，大量的重晶石可能会在WF2沉积时溶解从而释放出大量的Ba2+进入水柱向上迁移，与富含的水体反应形成大量的重晶石，造成样品中具有如此高的Ba含量。然而XRD实验亦或是扫描电镜下均没有检测到重晶石，由此推测可能是实验测试造成的。尽管五峰组沉积时具有较高的生产力，但Ba与TOC含量无明显相似的变化趋势(图10)。
P为用于表征古海洋生产力的又一个重要参数。P为大多海洋生物的必须营养元素是控制海洋生态系统初级生产力的重要营养物质，但是P迁移与保
图10 研究区SY井五峰组页岩Ba，P，Si含量变化特征
Fig.10 Stratigraphic variations of Ba,P,and Si in Wufeng shale from Well SY
存受到氧化还原环境的控制[11,36]。在氧化环境下，P易于吸附在Fe的氧化物从而长期保存于沉积物中，在缺氧环境下，尤其是在缺氧硫化环境下，Fe会与H2S反应形成黄铁矿使得Fe的氧化物不能在缺氧环境中保存，吸附于Fe氧化物中的 P会被释放到水柱中。研究区五峰组页岩P含量波动较大，但3个层段的平均P含量相似(图10)。研究区五峰组页岩P/Ti的比值平均约为0.14，与PAAS页岩(后太古代澳大利亚页岩)的值(0.13)相近，略低于四川盆地内五峰组页岩(0.15～0.18)，远低于具有高生产力的现代海洋(2～8)。研究区五峰组页岩P含量与TOC含量无明显相似的变化趋势。
相比于Ba和P，Si不受氧化还原条件的控制，且目前越来越多的研究指出生物成因的Si为表征古代海相沉积物沉积时生产力的重要参数[28,37]。基于扫描电镜及阴极发光实验证实研究区五峰组页岩主要发育生物成因的石英，计算得到的过量Si基本上均为生物成因(可能少量的Si为由黏土矿物转化而形成的)。涪陵和长宁地区五峰组页岩中过量Si的含量平均为15%，而研究区五峰组页岩中过量Si含量平均达到22%，且WF2页岩具有最高的过量Si含量，平均达到25%(图8)。总体来看，过量Si含量与TOC含量存在一定的正相关性，其中WF2页岩过量Si与TOC含量存在较为明显的正相关关系而WF1与WF3中过量Si与TOC含量的相关性则较为微弱(图11)。
图11 研究区SY井五峰组页岩过量Si与TOC含量相关关系
Fig.11 Relationship between excess Si and TOC content of Wufeng shale in Well SY
综合上述，研究区五峰组页岩沉积时水体表面具有比较高的生产力。由于SY井位于扬子地台的外陆架或斜坡处，有利于上升洋流的发育，推测在五峰组沉积时上升洋流的存在使得五峰组页岩沉积时水体表面具有比较高的生产力。SWEERE等(2016)基于现代海洋系统的分析认为Cd/Mo的比值大于1或EF(Mn)×EF(Co)<0.5则证实有上升洋流的存在，并且指出该指标可以用于古沉积物的分析[38]。指标EF(Mn)×EF(Co)多用于水体局限等级较高的盆地，而研究区位于扬子地台的东北缘靠近秦岭洋，且Mo-U相关性指出研究区不存在盆地蔽塞效应的现象(图8)，因此本文采用指标Cd/Mo的比值。研究区五峰组3个层段Cd/Mo的比值基本均在0.1以上(图12)，反映确实存在上升洋流的情况，而五峰组页岩中含有较高的石英含量也可以间接证实上升洋流存在的可能(图3)。SWEERE等(2016)指出纳米比亚边缘(Cd/Mo=0.71)和秘鲁边缘(Cd/Mo=0.59)存在强上升流，阿拉伯海(Cd/Mo=0.14)与加利福尼亚湾(Cd/Mo=0.21)发育季节性上升洋流。研究区WF1与WF3 的Cd/Mo比值(0.20)与阿拉伯海与加利福尼亚湾较为相似，而WF2的Cd/Mo比值分布较为宽泛，最大值达到0.59，但平均值(0.31)仅略高于WF1与WF3(图12)。上升洋流发育的强度不同可能是WF2沉积时水体表面生产力高于WF1和WF3的原因之一。
图12 研究区SY井五峰组页岩TOC含量与Cd/Mo相关性
(数据来源于文献[16,38-39])
Fig.12 Relationship between TOC content and Cd/Mo ration of Wufeng shale in Well SY(Datas come from Reference[16,38-39])
4.4 有机质聚集的主控因素
WF1沉积期间，受“Boda事件”的影响形成了比较大范围的海侵[40]，气候变暖风化作用加强，陆源碎屑的输入稀释了部分有机质，尽管海平面升高，水体的还原性逐渐增加，但Mo-U模式图解显示WF1沉积时仍处于氧化-贫氧环境。尽管上升洋流维持了较高的生产力，但较差的保存条件使WF1有机质含量相对较低。有机质含量与Mo和U的富集系数存在相似的变化趋势，与Al和Ti存在一定的负相关关系，与Ba和过量Si无明显的相关性，反映出“保存模式”是WF1有机质富集的主控因素。WF2沉积期间，海平面保持相对稳定，陆源碎屑输入稳定，水体的还原性进一步加强，但由于研究区与秦岭洋相通且存在较强的上升洋流，WF2沉积时的底水条件主要为贫氧-缺氧环境，相较位于扬子地台内陆架的长宁地区，WF2沉积时的底水还原性相对较弱。有机质含量与Mo和U的富集系数及Al和Ti无明显的相似变化趋势，与过量Si则存在较为明显的正相关关系而与Ba无明显相关性，反映较强的上升洋流导致的高生产力是WF2页岩有机质富集的主控因素。有机质与Ba含量无相关性的原因可能是因为Ba的迁移造成的。WF3沉积于赫南特阶，赫南特阶冰期存在2个阶段并伴随着两次海退，第1阶段为凯迪阶与赫南特阶过渡的时期，第2阶段为观音桥层出现的时期(五峰组与龙马溪组的分界线)，也是赫南特阶冰期海平面大幅下降达到顶峰的时期[34-35]。WF3沉积于第2阶段赫南特阶冰期之前，海平面下降幅度并不是很大，水体的还原性有所下降，陆源碎屑输入较为稳定，上升洋流的强度明显下降。有机质含量与Al和Ti无明显的相关关系，与Mo和U的富集系数及过量Si含量均具有一定的相关性，反映古生产力与氧化还原环境共同控制着WF3有机质的聚集。有利于上升洋流发育的古地理位置和海平面的持续升高使WF2沉积于较强还原性的底水条件和高古生产力的水体表面，形成了具有高有机质和高硅质含量的有利层段。而海平面的升降和优势的古地理位置则受控于全球气候的变化(晚凯迪期“Boda”暖化事件和赫南特冰期事件)和全球及局部的构造运动(加里东运动及广西运动)[13]。
5 结 论
(1)上奥陶统晚凯迪阶—赫南特阶五峰组发育3个层段(WF1，WF2，WF3)，每个层段具有不同的有机碳含量，矿物组分和元素富集特征。WF2具有最高的有机质丰度和最多的生物成因石英，氧化还原敏感微量元素Mo和U和营养型元素Si和Ba富集。WF1和WF3有机质丰度与生物成因石英含量相当，较为富集Si和Ba。
(2)反映陆源输入的指标Al和Ti，反映古氧化还原条件的指标Mo和U及反映古生产力指标Ba和Si的含量变化特征指示五峰组沉积时海平面呈现先升高后降低的趋势但总体波动不大，陆源碎屑输入较为稳定，沉积水体还原性先增强后略有减弱，WF1沉积于氧化-贫氧环境，WF2形成于贫氧-缺氧的底水环境，WF3沉积水体还原性较WF2略有减弱，受上升洋流的影响五峰组沉积时始终维持较高的古生产力。
(3)尽管WF1沉积时具有较高的生产力但有机质含量与Mo和U的富集存在相似的变化趋势且陆源碎屑的输入不利于有机质的聚集，WF1有机质富集属于“保存模式”;尽管WF2沉积时水体的还原程度增强但有机质含量与生物成因Si存在明显的正相关关系，指示WF2有机质富集主要受控于较高的古生产力，即属于“生产力模式”;WF3有机质含量与Mo和U的富集和生物成因Si均存在一定的相关性，反映古生产力与氧化还原环境共同控制着WF3有机质的聚集。
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