晚二叠世，扬子地区在全球性海退的背景下(Haq et al.，1987; Kump，1991)发生区域性海侵，并在长兴阶晚期海侵达到最大(周祖仁等，1995；王立亭等，1994)。伴随这次区域性海侵，在扬子地区沉积了一套富有机质硅质岩，是我国油气勘探，特别是四川盆地的重要烃源岩。目前关于这套烃源岩有机质富集机理的研究并不多。李红敬等(2009) 对广元上寺剖面上二叠统富有机质硅质碳酸盐岩的研究认为：海洋表层高生产力是有机质富集的主要因素。鄂西地区上二叠统岩性为层状硅质岩，不同于上寺剖面的碳酸盐岩。该层位硅质岩有机质富集成因机理尚未见有报道。为了查明硅质岩有机质富集机理，本次研究通过草莓状黄铁矿的形态、黄铁矿硫同位素、微量元素含量和比值对沉积水体的氧化还原条件进行了分析，从Ba的变化探讨了表层水体的生产力大小对有机质富集的贡献，在此基础上进一步探讨有机质富集的控制因素。我们的数据表明盆地水体的硫化缺氧是有机质富集的主要原因。

二叠纪是Pangea大陆(扬子地块为其中之一)会聚达到鼎盛时期。在中二叠世末，扬子地块西部发生了大规模的地块隆升(东吴运动)和随后的峨眉山玄武岩喷发(Chung and Jahn，1995; Courtillot et al.，1999; Wignall，2001)，在西伯利亚地块稍晚时(二叠纪末)也发生了强烈的玄武岩喷发，并被认为是超级地幔柱活动的产物，这些“地幔柱”活动反映了Pangea超大陆会聚过程的终结。在扬子地块隆升过程中，由于侧向拉张作用，造成了环隆起区的一系列快速裂陷区(或裂谷)。因此，在晚二叠世，扬子地块内部的沉积分异加速，出现了多个台内次级深水盆地，如黔中台沟(或台内盆地)(He et al.，2003)，川东北-西北地区的开江-梁平海槽(魏国齐等，2006；王一刚等，2009)以及中二叠世就存在并在晚二叠世得到进一步强化的鄂西台沟(冯增昭等，1997)，这些台内盆地的出现为有机质富集造就了先决的古地理条件。鄂西台内盆地位于碳酸盐台地内部，北部连通广海，形成半封闭的台内盆地，并伴随有大量的富有机质沉积(图 1)。研究剖面正是位于鄂西台内盆地的中部恩施市南郊赵家坝村。

图 1

Fig. 1

图 1 鄂西地区晚二叠世长兴期岩相古地理图(据冯增昭等，1997) Fig. 1 Lithofacies paleogeographic map during Changhsingian(Late Permian)in western Hubei Province，South China(after Feng et al.，1997)

乐平统由吴家坪阶和长兴阶组成，在深水(盆地)地层序列中，吴家坪阶一般由下伏吴家坪组和上覆大隆组组成。吴家坪组主要由中层状灰岩组成，向上层变薄。吴家坪组生物化石丰富，含腕足、四射珊瑚、苔藓、蜓类、有孔虫、菊石、瓣鳃类等大量生物碎屑。大隆组主要由层状硅质岩与黑色页岩互层组成(图 2)，主要集中在中部，但上下部都有灰岩夹层，富含有机质，与上覆和下伏地层存在过渡关系，放射虫和海绵骨针常见。长兴组主要由薄-中层灰色泥灰岩组成，下部常见黑色硅质岩(或泥岩)，与下伏地层存在过渡，向上灰岩增多，层增厚。因此，在晚二叠世，盆地水体经历了逐渐加深而后逐渐变浅的历史。

图 2

Fig. 2

图 2 赵家坝剖面上二叠统大隆组硅质岩野外宏观照片 Fig. 2 Panoramic view of bedded chert intercalated with black shales of Dalong Formation in the Upper Permian at Zhaojiaba section，western Hubei

采集具有良好层理、无后期成岩影响和重结晶的新鲜样品制成光薄片，然后在样品表面镀上碳膜。应用中国地质科学院地质研究所的扫描电子显微镜(JEOL JSM-5610LV)在放大的背散射电子图像下对每个光薄片中观察到的草莓状黄铁矿球粒的直径进行测量和记录，然后进行统计和分析。草莓状黄铁矿的外形和结构易于识别，能够直接在荧光屏上测量其直径。利用与扫描电子显微镜相联的能谱(Oxford instruments INCA 4.06) 来确认其是否为黄铁矿。

称取200mg粉末样品，加入10%HCl去除碳酸盐，之后用去离子水清洗三遍，除掉HCl尽可能避免清洗过程中有机质的损失。之后，样品在50℃烘箱中烘干过夜。利用LECO CS-400碳硫分析仪分析残余物总有机碳含量。分析精度好于0.01%。总有机碳含量TOC测试在中国石油勘探开发研究院实验中心完成。

沉积物或沉积岩中的黄铁矿通常采用铬还原法来提取。这种方法最早由Zhabina and Volkov(1978) 提出，其后Canfield et al.,(1986) 、储雪蕾等(1993) 和冯连君(2005) 对这个方法进行了改进，提高了提取效率。铬还原法主要是用热的酸性CrCl₂ 溶液将黄铁矿还原为H₂S气体，再将H₂S气体导入醋酸锌溶液中形成ZnS沉淀，滴入AgNO₃溶液使ZnS转变为更稳定的Ag₂S 沉淀。称取15mg的Ag₂S，按18的重量比例与Cu₂O混合研磨，装入瓷舟推入石英管中，以待放入反应炉。待反应炉温度达到1050℃，并且真空达到1.0×10^-3Pa以下时，将瓷舟推进反应炉，Ag₂S与Cu₂O发生化学反应：Ag₂S+3Cu₂O→6Cu+SO₂+Ag₂O。待反应15min以后，用液氮冷冻收集反应释放的SO₂气体于样品管中，用德国Finnigan公司的Delta S型气体同位素质谱仪分析硫同位素。分析精度优于±0.2‰。

准确称取0.5g粉末样品，放入马弗炉中在1100℃下灼烧2h，冷却后与事先称量的5g溶剂(Li₂B₄O₇)充分混在MP-35-2压片机上制成玻璃片，使用XRF-1500型X射线荧光光谱仪对玻璃片进行主量元素测定。测试工作在中国科学院地质与地球物理研究所完成，分析精度优于5%。

准确称取40mg样品于Teflon溶样罐中，每10个样品做1个平行样，本次共做一个空白样。在Teflon罐中加入0.5mL的稀盐酸，超声振荡15min，在电热板上蒸干，之后，依次加入氢氟酸、高氯酸，加盖套上热缩管和钢管，在150℃烘箱中保温高压溶样6d，蒸干并用1%稀盐酸稀释至50mL待测。微量元素测试在中国科学院地质与地球物理研究所微量元素分析实验室完成，使用Finnigan MAT公司ELEMENTⅡ型高分辨率电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)分析。空白样中所有微量元素小于50ng。绝大部分微量元素分析精度和准确度分别为5%和小于5%。

样品中绝大多数的黄铁矿呈草莓状集合体，单颗粒、自形晶很少，超过90%草莓状黄铁矿直径大小分布在5.0±1.7μm范围内。TOC分布在0.05%至17.84%间变化，均值为5.77%；黄铁矿的硫同位素变化范围为-36.8‰到-23.7‰(VCDT)(表 1)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 赵家坝剖面大隆组硅质岩TOC、δ34Spy、S/C及朱微量元素数据表 Table 1 TOC,δ34Spy,S/C,major element contents and trace element abundance in the chert of the Dalong Formation, Upper Permian at Zhaojiaba section

表 1 赵家坝剖面大隆组硅质岩TOC、δ34Spy、S/C及朱微量元素数据表 Table 1 TOC,δ34Spy,S/C,major element contents and trace element abundance in the chert of the Dalong Formation, Upper Permian at Zhaojiaba section

样品中SiO₂为9.04%~92.06%，均值为62.7%，Mg的含量极低，为0.16%~1.98%，均值为0.63%。Mn/Ti值较低，均值为0.21；Al/(Fe+Al+Mn)值为0.60~0.95，均值为0.78；Al/(Al+Fe)值为0.5~0.95，均值为0.79(表 1)。微量元素中U的均值为12.6×10^-6，V的均值为744.2 ×10^-6，Mo的均值为47.9 ×10^-6；而Ni为73.8 ×10^-6，Cu为40.3×10^-6；U/Th比值为0.58~7.14，均值为3.39；V/(V+Ni)比值主要集中在0.6至0.96之间，均值为0.82(表 1)。 稀土元素中，La为4.92×10^-6~58.04×10^-6之间，均值为19.8×10^-6；Ce/Ce^*为0.69~1.04，均值0.90；(La/Ce)_N值为0.94~1.91，均值为1.23；Eu/Eu^*为0.34~1.21，均值为0.79(表 2)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 赵家坝剖面大隆组硅质岩稀土元素数据表（10-6） Table 2 Rare earth element abundance (10-6) in the chert of the Dalong Formation, Upper Permian at Zhaojiaba section

表 2 赵家坝剖面大隆组硅质岩稀土元素数据表（10-6） Table 2 Rare earth element abundance (10-6) in the chert of the Dalong Formation, Upper Permian at Zhaojiaba section

硅质岩中常量元素含量对于区分硅质岩的成因类型有极其重要的意义，因为硅质岩中Fe、Mn元素的富集主要与热水的参与有关，而Al的相对集中则与陆源物质的输入相关(Boström，1973)。在硅质岩中，Al/(Fe+Al+Mn)值是一个判断硅质岩成因的重要指标，纯热水成因，其比值为0.01；纯远海生物成因，其比值大于0.60(Adachi et al.，1986; Yamamodo，1987)。鄂西层状硅质岩研究Al/(Fe+Al+Mn)分布在0.60至0.95之间，均值为0.78，表明硅质岩为海洋生物成因，同时岩石薄片中富含放射虫和硅质海绵也进一步说明生物硅是硅质岩形成的主要贡献者。在大洋盆地环境中Al/(Al+Fe)比值的范围0.4~0.7，在洋中脊环境下其比值一般<0.4(Murray et al.，1991; Murray，1994)。鄂西层状硅质岩Al/(Al+Fe)比值分布在0.5至0.95之间(均值0.79) ，与大洋盆地环境相似。部分Al/(Al+Fe)值高达0.95，表明这些硅质岩中含有一定比例的陆源硅输入。一般来说，硅质岩中MnO代表大洋深部热液的贡献，而TiO₂与陆源物质输入有关，因而Mn/Ti值可用于区分硅质岩形成的古地理环境。开阔大洋沉积的硅质岩的Mn/Ti值>0.5，而大陆斜坡和边缘海沉积硅质岩的Mn/Ti值<0.5(Adachi et al.，1986; Boström，1973)。鄂西层状硅质岩Mn/Ti均值为0.21，不是开阔大洋的沉积环境。

从海水中吸附和继承陆源及海底火山颗粒中的稀土元素是大洋沉积中稀土元素的主要来源。硅质岩中的稀土元素的变化与相应环境下的海水和沉积物类似(Murray et al.，1991，1992; Murray，1994)。因而，硅质岩中的稀土元素分布特点可作为其沉积时的古海水及其对应沉积物的近似代表。

Ce有+3和+4两种价态，在大陆沉积物、火山岩和河水中，Ce主要表现为+3价，一般不出现Ce的异常。在海水中Ce³⁺可以氧化为溶解度较小的Ce⁴⁺，Ce⁴⁺与Mn⁴⁺进行类质同像替换而进入水成铁锰氧化物晶格，随水成铁锰氧化物，快速的从海水中除去，造成Ce相对其他稀土元素的亏损。一般情况下，大陆边缘环境下的沉积硅质岩中，Ce/Ce^*值为0.65~1.35，(均值1.09) ；深海平原环境下的沉积硅质岩，Ce/Ce^*值为0.50~0.76，(均值0.60) ；洋脊附近环境下沉积的硅质岩，Ce/Ce^*值为0.22~0.38，(均值0.30) 。赵家坝硅质岩的Ce/Ce^*值为0.69~1.04，(均值0.90) 表明为大陆边缘环境。硅质岩的(La/Ce)_N值是判断沉积环境最有效的参数之一(Murray，1994)。大陆边缘的硅质岩(La/Ce)_N值在1左右；大洋盆地的硅质岩(La/Ce)_N值处于2~3的范围；洋中脊附近硅质岩(La/Ce)_N值大于3.5，并且具有强烈的Ce亏损特征。赵家坝(La/Ce)_N值为0.94~1.91，均值为1.23，说明是大陆边缘环境下形成的硅质岩。Eu/Eu^*值大小是反映热水沉积的重要标志，Murray(1994) 对洋中脊附近的硅质岩进行研究发现，在远离洋中脊75km范围内，Eu/Eu^*值从1.35降低到1.02。因此，Eu/Eu^*值越大，反映与热水沉积关系越密切。在本区研究的硅质岩中，Eu/Eu^*值主要集中在0.8附近，可以判断其与热水活动基本无关。

NASC标准化后的大隆组硅质岩的REE配分模式如图 3所示，无Ce异常，有轻微的Eu负异常，具有和北美平均页岩相似的平坦型配分模式，另外从Al₂O₃与∑REE含量的相互关系图上看出，两者之间存在着非常明显的正相关关系(图 4)，这说明大隆组硅质岩明显受到陆源碎屑的影响，表明陆源物质对大隆组硅质岩的形成具有重要的控制作用，这也与大隆组硅质岩沉积时的古地理背景是吻合的。

图 3

Fig. 3

图 3 赵家坝剖面大隆组硅质岩北美页岩标准化稀土配分模式图 Fig. 3 NASC-normalized REE abundance patterns of chert in Dalong Formation at Zhaojiaba section, western Hubei

图 4

Fig. 4

图 4 赵家坝剖面大隆组硅质岩Al2O3与∑REE交汇图 Fig. 4 Cross plot of Al2O3 and ∑REE contents in the Dalong Formation at Zhaojiaba section, western Hubei

图 5

Fig. 5

图 5 赵家坝剖面大隆组草莓状黄铁矿扫描电镜特征 Fig. 5 SEM photomicrograph of pyrite framboids in the Dalong Formation at Zhaojiaba section, western Hubei

Richard(1970) 最早提出了“草莓状黄铁矿”的概念，指出其为数微米到几十微米的似草莓状黄铁矿集合体，由亚微米级的黄铁矿晶体或微晶体堆积而成。大量研究，特别是对黑海沉积物中黄铁矿的研究表明：沉积物或沉积岩中草莓状黄铁矿的特征和分布可以用来恢复水体的氧化还原状态(Wilkin et al.，1996，1997)。缺氧水体中形成的黄铁矿莓球，由于在水体中停留时间短(成核和生长时间短)，所以粒径一般较小(一般<5μm)，而且分布范围窄；在富氧水体中，黄铁矿莓球的成核和生长于水介质之下的沉积物孔隙水中，有较充裕的时间进行生长，所以粒径一般较大，而且分布范围较宽(Wilkin et al.，1996; Wilkin and Barnes，1997; 韦恒叶，2011)。我们在统计中发现，绝大多数(64%~89%)的草莓状黄铁矿粒径小于5μm(图 5、图 6)，大隆组中下部地层中草莓状黄铁矿粒径更细，说明沉积水体为缺氧甚至硫化的环境，细菌硫酸盐还原作用发生在水体中，而在下部富有机质层段(0~20m处)，几乎鉴别不出黄铁矿莓球体，而铁含量明显降低(表 1)，从侧面反映了当时海水中极度缺铁，可能反映了一个更加硫化的环境，我们将在下面章节中结合C/S进行详尽的讨论。

图 6

Fig. 6

图 6 赵家坝剖面乐平统大隆组草莓状黄铁矿直径盒须图 Fig. 6 Box-and-whisker plot of pyrite diameter in the Dalong Formation of Upper Permian, Zhaojiaba section, Enshi city，western Hubei

C/S是常用的一种快速判断海洋底层水氧含量的指标(Hofmann et al.，2000)。这种指标是建立在海洋中有机碳与黄铁矿硫生成和保存相关的基础上的，即有机质分解为硫酸盐还原细菌提供能量，将海水硫酸盐还原成硫化氢，硫化氢再与海洋中铁组分反应生成黄铁矿(Leventhal，1983)。因此，黄铁矿的生成是伴随着有机质的分解而进行的。

在硫化的水体环境中，硫酸盐的供应很充足，由有机质分解生成的硫化氢充满底部水体，大量的硫化氢的出现导致活性铁亏损，活性铁的供应是黄铁矿形成的限制因素(Raiswell and Berner，1985; Dean and Arthur，1989)。Berner(1982) 得出正常海环境中C/S质量比为2.8±0.8的值，在硫化的环境(如黑海)中，游离的硫化氢充满底部水体，其C/S比值往往小于正常海的比值(Leventhal，1983; Raiswell and Berner，1985)，数据点一般分布在正常海回归线之上(Leventhal，1979)。赵家坝剖面硅质岩部分TOC含量都大于0.5%，峰值为18%。C/S图数据点呈现分散状分布(图 7)，虽然在正常海回归线上下均有分布，但并没有围绕该直线集中分布，表明不是一个典型的正常海环境特征。研究C/S比值垂相变化特征发现(图 8)，高C/S比值对应着高的TOC含量和极低的总铁含量，说明C/S比值的升高主要是因为TOC的升高和黄铁矿硫降低有关。而下伏岩层C/S比值与TOC和铁的含量呈正相关，说明早期大量有机质的埋藏和随之增强的细菌硫酸盐呈反作用，形成了大量黄铁矿，消耗了水体中大量的活性铁。持续的高TOC输入和缺氧，造成了活性铁的严重亏损，大大降低了黄铁矿的生成量。在高C/S比值层段黄铁矿的严重缺乏即为例证。Arthur and Sageman(1994) 和Hofmann et al.,(2001) 都曾报道过相似的活性铁缺乏的缺氧环境，且有机碳含量都很高。因此，这种情况下过量的H₂S就可能被释放到化跃面之上的透光带，甚至大气中，造成表层水体的毒化，而这些对底栖生物是极其有害的(遇昊等，2011)。在图 7中的低C/S区域对应图 8中后期总Fe含量的升高，可能是由于样品来自碳酸盐地层，受后期成岩作用改造而形成(Yan et al.，2011)。从黄铁矿S同位素曲线(图 8)中我们发现，赵家坝剖面黄铁矿的δ³⁴S平均值为-33.4‰(-36.8‰~-23.7‰)表明硫酸盐还原反应是一个非封闭体系(Strauss，1997)。还原作用发生于沉积物或水体中的硫酸盐还原反应体系，SO₄^2-供应充足，造成较低的硫化物硫同位素值，但仍然有一些小的波动，反映了海水硫酸盐浓度的变化。

图 7

Fig. 7

图 7 赵家坝剖面大隆组硅质岩有机碳与黄铁矿硫交汇图 Fig. 7 Cross plot of organic-carbon and pyrite sulfur contents in the Dalong Formation at Zhaojiaba section

图 8

Fig. 8

图 8 鄂西恩施赵家坝上二叠统大隆组TOC、C/S、总Fe含量、U/Th比值、V/(V+Ni)、硫化物δ34S、和Ba/Al比值垂向变化 虚线代表平均值，实线代表氧化-还原临界值 Fig. 8 Vertical variations of TOC,total iron(FeT)abundances,C/S,U/Th,V/(V+Ni),Ba/Al ratios,δ34Spy in the Dalong Formation,Upper Permian at Zhaojiaba section Dashed lines represent average value; solid lines represent threshold values between oxic and anoxic conditions

U/Th比值也是判断沉积环境氧化还原条件的常见参数(Rogers and Adams，1969; Myers and Wignall，1987; Wignall，1994; Jones and Manning，1994; Wignall and Twitchett，1996)。

Th在低温地表环境中是个不易发生迁移的元素，富集在抗风化矿物中。在细粒沉积物中Th是重矿物或粘土的成分。而U在还原环境中容易以四价态的形式沉淀下来。因此U/Th比值可以反映沉积水体的氧化还原条件，富有机质沉积物中U/Th比值一般为高值。Jones and Manning(1994) 将U/Th比值与DOP对比分析认为，U/Th<0.75时反映氧化水体环境，U/Th比值在0.75~1.25时反映贫氧水体环境，U/Th>1.25时反映缺氧的水体环境。赵家坝剖面大隆组中下部U/Th比值分布在1.61~7.14之间，平均值为4.01，明显高于缺氧与贫氧的界线值(U/Th=1.25) ，说明是一个极度缺氧的环境。而后期大隆组顶部灰岩层段U/Th比值分布在0.69~1.14之间，平均值为0.79，说明是一个氧化-贫氧环境，即越接近P-T转折期，海水越呈现氧化特征，并不是之前所认为的缺氧环境(Wignall and Twitchett，1996)。

Lewan and Maynard(1982) 以及Lewan(1984) 认为油气烃源岩中的V/(V+Ni)比值主要受氧化还原条件控制。Hatch and Leventhal(1992) 通过研究美国堪萨斯地区宾夕法尼亚上统海相黑色页岩地球化学特征发现，DOP(黄铁矿矿化度)与V/(V+Ni)存在正相关关系，并通过DOP值反映的氧化还原条件来分析V/(V+Ni)对氧化还原状态的响应，认为V/(V+Ni)≥0.84时反映硫化静海的环境，V/(V+Ni)处于0.54~0.72时反映非硫化缺氧的环境，V/(V+Ni)处于0.46~0.60时反映贫氧的水体环境。赵家坝剖面吴家坪组顶部灰岩的V/(V+Ni)比值为0.42，为氧化环境。大隆组中下部硅质岩的V/(V+Ni)比值分布在0.79~0.97之间，平均值为0.87，属于硫化静流环境。而大隆组顶部碳酸岩的V/(V+Ni)比值分布在0.51~0.71之间，平均值为0.61，属于贫氧环境。这些特征反映了长兴中早期为缺氧环境，晚期总体为贫氧环境，由此看来，P-T界线的生物灭绝的主要原因不是由海水缺氧所致。

Tribovillard et al.,(2004) 以及Riquier et al.,(2006) 提出，当U、V和/或Mo富集而Ni、Cu并不富集时，表明缺氧的沉积环境不是主要由有机质分解造成的，而是由于海水分层，深部水体的O₂更新太慢。在我们的研究中，U的均值为12.6×10^-6(PAAS值为3.1×10^-6)，V的均值为744.2×10^-6(PAAS值为150×10^-6)，均显示富集；而Ni为73.8×10^-6(PAAS值为55×10^-6)，Cu为40.3×10^-6(PAAS值为50×10^-6)，均未显示富集，基本符合上述条件，可见，本区当时的缺氧主要是由于半局限盆地古地理格局造成水体循环不畅，海水分层所致(图 9)。正常海水情况下，表层生活的大量浮游生物死亡后与空气或水中的游离氧发生反应，造成大部分有机物分解，只有极少部分能够沉入水体底部得到保存。但是在下部水体缺氧的环境下，加之底流不畅，游离氧得不到补充，造成有机质难以分解，遂得以更好保存，从而表现出较高的TOC值。因此，鄂西盆地晚二叠世水体缺氧主要是由于水体循环受阻造成的，同时有机质分解对氧的消耗也起到一定作用。

图 9

Fig. 9

图 9 鄂西地区晚二叠世有机质富集模式图 Fig. 9 Organic matter accumulation model of the Late Permian in western Hubei Province

沉积物中的元素Ba多数以硫酸钡形式存在于沉积物和水体中，大多数学者认为，在硅藻细胞膜或其它颗粒的还原微环境中，伴随着有机质的分解，硫酸钡晶体发生沉淀(Chow and Goldberg，1960; Dehairs et al.，1980; Bishop，1988)。这些微还原环境是有机质分解造成的，硫酸钡晶体沉淀的数量越多，说明有机质输入就越大。因此富有机质沉积物中Ba的升高与生物生产力的提高有关，微量元素生源Ba常用来估算海洋初级生产力的变化(Schmitz，1987; Stroobants et al.，1991; Dymond et al.，1992; Bonn et al.，1994; Paytan and Kastner，1996; 韦恒叶，2011)。

赵家坝剖面Ba/Al的变化范围分布在40.14~93.54之间，平均值为61.85，其与TOC相关性很差(图 8、图 10a)，表明有机质的富集与初级生产力关系不大。尽管极度缺氧的水体会造成BaSO₄的不饱和，引起BaSO₄的溶解，使Ba的丰度不能真正反映原始生产力，但相对低的Ni、Cu含量，也反映了相对低的原始生产力(Riboulleau et al.，2003)。Fe和P虽然也能反映古沉积水体的营养大小，但受到后期的影响较大，而研究区TOC与P和Fe相关性较差(图 10b，c)，也就是说有机质的富集更多是受水体缺氧的控制。

图 10

Fig. 10

图 10 TOC与Ba/Al(a)、P2O5(b)和Fe2O3(c)交汇图 Fig. 10 Cross-plots of TOC vs. Ba/Al ratios(a), P2O5 contents(b)and Fe2O3 contents(c)

鄂西盆地硅质岩主要是生物成因，与热水沉积关系不大。晚二叠世鄂西盆地水体由于半局限的循环状态，加上有机质分解对氧的需要增加，导致该盆地缺氧甚至可能达到硫化的沉积环境。有机质的富集虽然以生物生产力为基础，但并不是主导因素。水体极度缺氧使得从表层水体沉降下来的有机质降解效率降低，从而促使有机质在海底大量堆积。因此，水体缺氧是鄂西地区有机质富集的主控因素。