天文軌道周期及火山活動對中上揚子區(qū)晚奧陶世—早志留世有機碳聚集的影響

張喜，張廷山，趙曉明，祝海華，MIHAI Emilian Popa,2，陳雷，雍錦杰，肖強，李紅佼

（1.西南石油大學地球科學與技術學院，成都 610500；2.布加勒斯特大學地質與地球物理系，布加勒斯特 010041，羅馬尼亞）

0 引言

海相富有機質沉積物廣泛保存于地層中，海洋生產(chǎn)力及保存條件是有機質富集的重要因素[1-2]。有機質沉積物富集的影響因素一直是討論的熱點，Rahmstorf[3]及 Huang等[4]通過對第四紀、晚三疊世天文旋回地層的研究，認為天文軌道周期化驅動下的氣候變化與中低緯度區(qū)海洋生產(chǎn)力緊密相關；李登華等[5]、吳藍宇等[6]認為火山活動釋放的火山灰不僅為海洋提供營養(yǎng)物質，與火山活動有關的大洋缺氧環(huán)境還為有機碳保存創(chuàng)造了有利條件。氣候波動、海平面變化與行星軌道周期變化緊密相關[7-8]，軌道周期變化導致地球表面接收到太陽輻射量變化，導致氣候與海平面周期性波動，并被記錄在沉積物中[9-10]。中國南方揚子板塊上奧陶統(tǒng)—下志留統(tǒng)廣泛沉積富有機質黑色頁巖[11]，Crick等[12]、Nestor等[13]及 Svensen等[14]在上奧陶統(tǒng)—下志留統(tǒng)識別了天文軌道周期，中上揚子區(qū)晚奧陶世—早志留世海洋生產(chǎn)力是否受軌道周期驅動？此外，上奧陶統(tǒng)五峰組—下志留統(tǒng)龍馬溪組富有機質頁巖段發(fā)現(xiàn)了大量火山灰，證實了火山活動的存在，火山活動對有機碳富集貢獻如何？是以貢獻海洋生產(chǎn)力為主還是有機碳保存效率為主？若能證實軌道周期對海洋生產(chǎn)力有驅動作用，那么海洋生產(chǎn)力的驅動力是以軌道周期為主還是以火山活動為主，亦或二者共同作用？

針對上述問題，本文選擇了上揚子區(qū)四川省金陽縣結捏拖剖面及中揚子區(qū)湖北省巴東縣綠蔥坡剖面為研究對象，上述兩剖面相距千里且記錄不同火山活動強度，便于開展古氣候、古海洋環(huán)境及火山活動對碳匯貢獻的對比研究。通過微量元素及有機碳同位素組成分析，識別地層記錄中的軌道參數(shù)信息，重建中上揚子區(qū)晚凱迪期—早魯?shù)て跉夂虿▌?、古海洋生產(chǎn)力及古海洋環(huán)境，分析天文軌道周期對海洋生產(chǎn)力驅動機制；探討火山活動與海洋生產(chǎn)力及有利于有機碳保存的古海洋環(huán)境的關系，以及海洋生產(chǎn)力及有機碳保存效率的主控因素。上述研究對有機碳富集機理及頁巖氣勘探靶區(qū)選擇有重要意義。

1 地質背景

揚子地臺位于中國華南板塊的北部[15]，晚奧陶世—早志留世位于赤道附近的揚子板塊與華夏板塊碰撞，在西北部形成川中隆起，在南部形成康滇、黔中古陸和雪峰水下高地[11,16]（見圖1a、圖 1b）。赫南特期板塊碰撞造成揚子板塊繼續(xù)下沉，但全球冰期的到來，海平面下降的速度仍然大于板塊下沉的速度，從上奧陶統(tǒng)五峰組沉積期（凱迪期）到早志留世龍馬溪組沉積期（早魯?shù)て冢P子區(qū)沉積環(huán)境由深海—淺?！詈Ｑ莼痆16]，華南揚子地塊廣泛沉積了五峰組—龍馬溪組黑色頁巖，且黑色頁巖發(fā)育的筆石化石保存完好[17-19]。晚凱迪期—早赫南特期（五峰組沉積期）對應 Dicellograptus complexus—Normalogr extraordinarius筆石帶（WF2—WF4筆石帶），觀音橋段介殼生物發(fā)育少見筆石，對應Persculptogr pacificus筆石帶；晚赫南特期及魯?shù)て冢堮R溪組龍一段—龍五段沉積期）對應 Persculptogr persculptus—Cystograptus vesiculosus筆石帶（LM1—LM4筆石帶）及Coronograptus cyphus筆石帶（LM5及以上筆石帶）[20-21,6]（見圖1c）。

在中國揚子區(qū)[15,22]、瑞典[23]、美國肯塔基、弗吉尼亞[23-26]等地區(qū)的上奧陶統(tǒng)—下志留統(tǒng)均發(fā)現(xiàn)了火山灰沉積物，證實了晚奧陶世—早志留世轉換期為全球性大規(guī)?；鹕絿姲l(fā)期。中國揚子區(qū)五峰組—龍馬溪組富有機質頁巖中廣泛夾斑脫巖層，主要分布在凱迪階上部 M extraordinarius筆石帶；赫南特階上部及魯?shù)るA下部Persculptogr pacificus筆石帶[6]。如湖北省宜昌市王家灣剖面[27]，貴州省桐梓市南壩子剖面[28]，以及本文中重點分析的四川省金陽縣結捏拖剖面（見圖 1c—圖1e）及湖北省巴東縣綠蔥坡剖面等。

2 樣品測試與數(shù)據(jù)處理

本次研究樣品采集于四川結捏拖剖面和湖北綠蔥坡剖面，結捏拖剖面位于中國南方西昌盆地金陽縣寨子鄉(xiāng)結捏托村新建的一條公路旁（見圖1b），綠蔥坡剖面位于四川盆地東部湖北省巴東縣綠蔥坡鎮(zhèn)，2個剖面在晚奧陶世—早志留世皆位于低緯度區(qū)[29]（見圖1b）。沿公路切割的露頭，除去表面的風化層以 10～15 cm的間距進行樣品采集，結捏拖剖面目標地層凱迪階—魯?shù)るA厚約36 m，共采集新鮮樣品292個；綠蔥坡剖面厚度約16 m，共采集新鮮樣品168個；將以上樣品進行有機碳同位素組成（δ13C）、主微量元素及TOC測試分析，分析測試由四川省煤田地質局測試中心承擔，采用 MAT 252同位素質譜儀進行 δ13C測試；采用 X射線熒光光譜儀（XRF-1500）進行主微量元素測試；采用LECO CS230碳硫分析儀進行TOC測試，測試精度為±0.5%，測試結果符合GB/T 19145—2003標準[30]。本文利用主量元素來計算CIA參數(shù)，其計算公式如下。

CIA反映了沉積物化學風化程度與溫度、濕度的關系，作為氣候替代指標被廣泛在用于古氣候重建[31-34]。mCaO*為硅酸鹽礦物中的CaO[35-36]，不包括碳酸鹽和磷酸鹽等礦物中的鈣[37-38]，當沉積物經(jīng)歷了強烈的化學風化作用，利用 A-CN-K三角圖解對 CIA進行矯正（見圖2），從而消除鉀離子交代的影響。若無特別說明，本文中CIA值皆為代修正后的值。

圖2 結捏拖剖面（a）及綠蔥坡剖面（b）上凱迪階—下魯?shù)るA化學蝕變指數(shù)

3 軌道周期驅動氣候變化及海平面波動

3.1 CIA氣候變化指標

晚奧陶世—早志留世轉換期全球氣候變冷，長期以來的溫室氣候已不復存在，整個岡瓦納大陸進入冰川時代[41]。本文利用CIA重建該時期古氣候，其指示了與氣候條件密切相關的化學風化強度[31,35]，炎熱潮濕氣候沉積物的 CIA值一般在 80～100，溫暖潮濕氣候沉積物的CIA值一般在70～80，寒冷干旱氣候沉積物的CIA值一般在 50～70[35-36]。上凱迪階、上赫南特階及下魯?shù)るA結捏拖及綠蔥坡剖面頁巖地層中記錄的 CIA值為 75～85（見圖 2），高于頁巖的平均值（70～75）[36]，表明碎屑物在沉積之前經(jīng)歷了強烈的風化作用，指示炎熱潮濕的熱帶溫室氣候，Qing和Veizer[42]、Brenchley等[43]利用δ13C、δ18O數(shù)據(jù)也證實了這一結論。上赫南特階中記錄的CIA值為50～70（見圖2），尤其是觀音橋層，CIA值為50～60，接近更新世冰期黏土和冰磧巖的 CIA值[34-35,44]，表明碎屑物在沉積之前經(jīng)歷了中等—較弱的風化作用，指示寒冷干燥的冰室氣候。

3.2 氣候變化的天文驅動力

3.2.1 天文軌道周期特征

對揚子區(qū)結捏拖及綠蔥坡剖面上凱迪階—下魯?shù)るAδ13C、CIA數(shù)據(jù)序列進行多窗口頻譜分析。結捏拖剖面δ13C數(shù)據(jù)序列6.54，1.71，0.50 m旋回對應的峰值突出，分別代表405×103a長偏心率周期、106×103a短偏心率周期及31×103a斜率周期（見圖3、圖4a）。結捏拖剖面CIA數(shù)據(jù)序列6.39，1.79，0.51 m旋回對應的峰值突出，分別代表405×103a長偏心率周期、113×103a短偏心率周期及33×103a斜率周期（見圖3、圖4a）。綠蔥坡剖面δ13C數(shù)據(jù)序列2.91，0.79，0.25 m旋回對應的峰值突出，分別代表405×103a長偏心率周期、110×103a短偏心率周期及33×103a斜率周期（見圖3、圖4b）。綠蔥坡剖面CIA數(shù)據(jù)序列2.91，0.77，0.23 m旋回對應的峰值突出，分別代表405×103a長偏心率周期、107×103a短偏心率周期及33×103a斜率周期（見圖3、圖4b）。405×103a長偏心率周期不僅被穩(wěn)定的記錄在中、新生代（距今250×106a之后）受天文旋回驅動的沉積地層中[7,45]，在古生界上奧陶統(tǒng)—下志留統(tǒng)記錄中也識別出了穩(wěn)定的405×103a長偏心率周期[12-14,18]。因此，本文利用405×103a長偏心率周期建立“浮動”天文年代標尺，將上凱迪階—下魯?shù)るA結捏拖及綠蔥坡剖面深度域轉化為時間域，并以觀音橋層頂部斑脫巖年齡（（443.2±1.6）×106a）為錨點[2]，建立揚子區(qū)上凱迪階—下魯?shù)るA的年代框架（見圖5）。對比表明，此次計算結果與Lu等、Ogg等及Zhong等建立的年代標尺一致[2,46-47]。

圖3 結捏拖剖面及綠蔥坡剖面上凱迪階—下魯?shù)るAδ13C及CIA頻譜分析

圖4 結捏拖剖面（a）及綠蔥坡剖面（b）上凱迪階—下魯?shù)るA深度域旋回地層

3.2.2 氣候變化的天文響應

歲差和偏心率主要影響中低緯度地區(qū)氣候波動，而斜率通常對地球兩極高緯度地區(qū)的氣候波動有較強的控制作用[7,48]。盡管如此，在低緯度區(qū)的地層記錄中也識別到受斜率控制的古氣候波動，在新生界及中生界[49-50]、三疊系[8]、二疊系[51]及奧陶系—志留系[47]低緯度區(qū)地層記錄中識別到受斜率控制的古氣候波動。揚子區(qū)結捏拖及綠蔥坡剖面位于低緯度區(qū)（見圖1b），從以上剖面數(shù)據(jù)序列中識別出強烈的斜率及偏心率周期信號，其中有2～3個1.2×106a斜率長周期及6個405×103a長偏心率周期（見圖 5c—圖 5l）。斜率周期調制的1.2×106a斜率長周期來源于火星和地球軌道的傾角變化[52]，偏心率短周期調制的405×103a長偏心率周期來源于金星和木星軌道近日點之間的相互作用[10]。

上揚子區(qū)結捏拖及綠蔥坡剖面凱迪階—魯?shù)るA旋回分析表明，軌道周期對該時期氣候變化有顯著影響，1.2×106a斜率長周期與405×103a長偏心率周期在不同時間尺度上共同調制氣候變化。1.2×106a斜率長周期通過調制氣候變化來調節(jié)溫度和濕度的轉換[8,49,53-54]。本次研究表明，1.2×106a斜率長周期調制的氣候變化在較長的時間尺度上控制溫室和冰室氣候的轉換，當1.2×106a斜率最大時（赫南特早—中期），太陽輻射的能量最大程度向高緯度區(qū)遷移，低緯度揚子區(qū)太陽輻射減弱導致氣候變冷；反之，當1.2×106a斜率最小時，在不考慮火山活動影響的情況下，太陽在高緯度區(qū)輻射的能量最弱，低緯度揚子區(qū)太陽輻射的能量最強，導致氣候變熱（見圖 5d—圖 5m）[55]。偏心率通過控制地球繞太陽旋轉的軌道來調制地球氣候，在中—低緯度地區(qū)表現(xiàn)尤為突出[3,12]。當偏心率較大時，太陽對低緯度地區(qū)輻射能量較弱，有利于形成冰室氣候；當偏心率較小時，太陽對低緯度地區(qū)輻射能量較強，有利于形成溫室氣候。405×103a長偏心率大小與歲差周期的振幅正相關[10,56]，在揚子區(qū)晚凱迪期（E1）和晚赫南特期（E4），歲差周期調制的振幅較小，長偏心率較小，指示該時期為溫室氣候條件；在早—中赫南特期（E3），歲差周期調制的振幅較大，長偏心率較大，指示該時期為冰室氣候條件（見圖5c—圖5k）。

3.3 海平面波動

海平面波動與氣候變化緊密相關[3,8]。三級層序海平面波動與四級層序海平面波動為不同時間尺度下的海平面變化[57]。盡管三級層序海平面波動的驅動機制長期以來備受爭議，但越來越多來自古生代、中生代的證據(jù)表明天文軌道周期通過調制氣候波動來控制海平面的變化[47,58-59]。例如，Lu等[2]和Zhong等[47]證實了晚奧陶世—早志留世1.2×106a斜率長周期調制的氣候波動控制了三級海平面的波動。在中上揚子區(qū)結捏拖及綠蔥坡剖面，古氣候替代指標數(shù)據(jù)序列調諧的1.2×106a斜率長周期曲線（見圖 5f、圖 5l）與 Haq和 Schutter[60]及Ogg等[46]提出的三級層序海平面變化曲線（見圖5o）波動趨勢一致；405×103a長偏心率周期曲線（見圖5c、圖5e、圖5i、圖5k）與Loi等[61]提出的四級層序海平面變化曲線（見圖 5o）波動趨勢一致。揚子區(qū)晚凱迪期—早魯?shù)て谔煳能壍乐芷谧兓寗酉碌臍夂蜃兓刂屏瞬煌壌魏Ｆ矫娴牟▌印?/p>

4 天文軌道周期及火山活動對有機碳聚集的影響

4.1 海洋生產(chǎn)力分配機制

研究表明，斜率調制溫鹽循環(huán)主導了中上揚子區(qū)海洋生產(chǎn)力分配，火山活動對該區(qū)域海洋生產(chǎn)力的貢獻有限。

為確認SL-ASIA量表測量的有效性，本文將3個村寨獲得的樣本按各村寨人數(shù)比例隨機分成人數(shù)基本相同的兩組（Ecklund，2005；Reynolds，Ecklund &Terrance，2011）。使用一組樣本借助探索性因子分析檢驗侗寨原住民的文化適應情況及內在維度，使用另一組樣本借助驗證性因子分析來交叉驗證第一組樣本里提出的維度模型，以觀察和確認派生出的各個維度的內部一致性。

4.1.1 斜率調制溫鹽循環(huán)主導海洋生產(chǎn)力分配

海洋古生產(chǎn)力和保存條件是有機質富集的兩個重要決定因素[1,6]。陸源風化碎屑是富有機質沉積物形成的重要營養(yǎng)物質來源[51,62]。Alexandre等[63]基于大氣CO2含量，利用FOAM海洋-大氣模型恢復了晚奧陶世—早志留世轉換期洋流循環(huán)特征（見圖 6），該時期在中國華南存在北東向洋流；Zhang等在揚子區(qū)晚奧陶世—早志留世五峰組—龍馬溪組沉積期也發(fā)現(xiàn)了北東向洋流的證據(jù)[11]，進一步證實了該時期存在海洋溫鹽循環(huán)系統(tǒng)。溫鹽循環(huán)驅動的海洋底流對低緯度區(qū)揚子海有機質聚集有重要影響。斜率周期調制的氣候變化控制兩極冰蓋成冰速率及冰蓋之下水團的物理性質（溫度、鹽度、密度）[51,62]，溫鹽循環(huán)驅動的底流等深流將高緯度區(qū)深海缺氧富含營養(yǎng)物質的低溫水團搬運到中、低緯度區(qū)，有利于中、低緯度區(qū)有機碳匯聚[2,65-66]。在中上揚子區(qū)，赫南特冰期（E3晚期觀音橋層沉積期）斜率變小，斜率振幅增強（見圖5b、圖5d、圖5h、圖5j），氣候變冷導致極地冰蓋擴張，冰期初期溫鹽水團驅動的等深流活動增強，高緯度冰蓋區(qū)形成的溫鹽水團將海底的營養(yǎng)物質轉運到低緯度區(qū)揚子海，海洋古生產(chǎn)力增強，表征古生產(chǎn)力的 Ba/Al及Ni/Al值正偏移（見圖7e—圖7l）；赫南特冰期之后全球迅速進入到溫室期，在E4早期，斜率變大，斜率振幅減弱（見圖5b、圖5d、圖5h、圖5j），氣候變暖導致極地冰蓋消融，溫鹽水團驅動的等深流活動減弱，高緯度區(qū)形成的溫鹽水團向低緯度區(qū)揚子海輸運營養(yǎng)物質的能力減弱，海洋古生產(chǎn)力減弱，表征古生產(chǎn)力Ba/Al及Ni/Al值負偏移（見圖7e—圖7l）。

圖5 揚子區(qū)晚凱迪期—早魯?shù)て跁r間域旋回地層及軌道參數(shù)中記錄的氣候波動及海平面變化信息（據(jù)文獻[46,61]，有改動）

圖6 基于FOAM海洋-大氣模型模擬的晚奧陶世—早志留世轉換期海洋循環(huán)系統(tǒng)（據(jù)Alexandre等[63]、Jacob[64]，略修改）

圖7 晚凱迪期—早魯?shù)て诮Y捏拖剖面及綠蔥坡剖面主微量元素、TOC數(shù)據(jù)序列（時間域）

通過對比結捏拖與綠蔥坡剖面的 δ13C、CIA古氣候替代指標數(shù)據(jù)序列輸出的軌道周期參數(shù)信息，兩不同地區(qū)不僅濾波輸出的軌道周期個數(shù)相近，而且斜率振幅變化幾乎一致，表明與斜率相關的溫鹽循環(huán)對以上兩個地區(qū)營養(yǎng)物質輸入能力相當（見圖5b、圖5d、圖5h、圖5j）。盡管結捏拖剖面所屬的上揚子區(qū)與綠蔥坡剖面所屬的中揚子區(qū)相距近千千米，但緯度僅相差僅約3°，晚奧陶世—早志留世全球尺度范圍內同屬于低緯度地區(qū)，軌道周期變化驅動的溫鹽循環(huán)主導全球物質再分配，將位于高緯度區(qū)的岡瓦納大陸陸源風化碎屑搬運到中低緯度地區(qū)，對中低緯度地區(qū)（中上揚子區(qū)）無差別化營養(yǎng)物質輸入（見圖6）。

4.1.2 火山活動對海洋生產(chǎn)力貢獻有限

晚凱迪期—早魯?shù)て谥猩蠐P子區(qū)頻繁發(fā)生火山活動，結捏拖剖面富有機質頁巖段發(fā)育豐富的斑脫巖層（見圖 5a、圖 5g），但在區(qū)域上同一時期不同地區(qū)火山活動強度依然存在差異，這一認識在四川盆地東南緣一帶得到了證實[67]。在晚赫南特期（E4），結捏拖剖面所在的上揚子川西南地區(qū)存在明顯的火山活動，發(fā)育斑脫巖疏松段，而該時期綠蔥坡剖面所在的鄂西地區(qū)黑色頁巖中并未發(fā)現(xiàn)斑脫巖層；在晚凱迪期（E1），以上地區(qū)均發(fā)現(xiàn)火山灰記錄，川西南地區(qū)黑色頁巖中發(fā)育斑脫巖層密集段，鄂西地區(qū)的黑色頁巖中發(fā)育斑脫巖疏松段（見圖5a、圖5g）。

部分學者提出，火山作用釋放大量 CO2溶解進入海洋系統(tǒng)，促進碳從大氣碳庫向海洋碳庫轉換，火山灰是提高海洋表層原始生產(chǎn)力的重要營養(yǎng)物質[68]；火山灰中的可溶鹽在海洋中釋放出大量的微量營養(yǎng)物質促進浮游植物大量繁殖[69]，為有機碳聚集提供物質來源。筆者通過對中上揚子區(qū)晚凱迪期—早魯?shù)て诔练e的富有機質頁巖段地球化學特征的研究，認為火山活動對海洋生產(chǎn)力貢獻有限，斜率調制溫鹽循環(huán)是海洋生產(chǎn)力的主要來源。Ba/Al及Ni/Al值廣泛應用于表征古海洋生產(chǎn)力[70]。E4期，較高的Ba/Al及Ni/Al值指示川西南地區(qū)和鄂西地區(qū)具有較強的古海洋生產(chǎn)力（見圖 7e、圖 7f、圖 7k、圖 7l），在鄂西地區(qū)綠蔥坡剖面并不發(fā)育斑脫巖層，該地區(qū)并沒有受到強烈火山活動波及，但該地區(qū)依然有較強的古海洋生產(chǎn)力，這表明火山活動與古海洋生產(chǎn)力并無直接關聯(lián)，E4期鄂西地區(qū)海洋古生產(chǎn)力主要來自于溫鹽循環(huán)輸入機制。同樣，盡管在E1期川西南地區(qū)和鄂西地區(qū)都識別到了火山活動，但高古海洋生產(chǎn)力并非受火山活動驅動，而是來自于斜率調制的溫鹽循環(huán)驅動機制。

4.2 有機碳差異富集

火山活動通過影響古海洋的氧化還原環(huán)境來控制有機碳的保存條件，不同地區(qū)火山活動強度的差異是導致有機碳差異富集的主要因素。

4.2.1 火山活動調節(jié)古海洋含氧量

火山活動是影響海洋含氧量的重要因素之一。強烈的火山活動釋放大量SO2及H2S氣體，在平流層形成氣溶膠，通過酸雨的方式循環(huán)到海洋中造成大洋缺氧[71-72]。通常利用對氧化還原環(huán)境敏感的元素或比值來判斷海洋的氧化還原環(huán)境，如Th/U、V/Cr及V/(V+Ni)值是識別沉積水體氧化還原條件的重要指標。Th/U值0～2指示缺氧環(huán)境，2～8指示弱氧環(huán)境，大于8指示富氧環(huán)境；V/Cr及 V/(V+Ni)值分別大于 4.25及 0.60指示缺氧環(huán)境，2.00～4.25及 0.45～0.60指示貧氧環(huán)境，小于2.00及0.45指示富氧環(huán)境[73-74]。在中上揚子區(qū)晚奧陶世—早志留世，火山活動主要發(fā)生在 E1和E4期。在 E4期，川西南地區(qū)結捏拖剖面發(fā)育斑脫巖層疏松段，Th/U值負偏移，平均值為0.65（見圖7b）；V/Cr值正偏移，平均值為 4.32（見圖 7c）；V/(V+Ni)值正偏移，平均值為0.68（見圖7d），指示缺氧環(huán)境（見圖8）。鄂西地區(qū)綠蔥坡剖面不發(fā)育斑脫巖層段，Th/U、V/Cr及V/(V+Ni)值均無明顯偏移，平均值分別為2.11、2.84及0.48（見圖7h—圖 7j），指示貧氧環(huán)境（見圖8）。在 E1期，川西南地區(qū)結捏拖剖面發(fā)育斑脫巖層密集段，Th/U值負偏移，平均值為0.52（見圖7b）)；V/Cr值正偏移，平均值為4.75（見圖7c）；V/(V+Ni)值正偏移，平均值為 0.79（見圖 7d），指示缺氧環(huán)境（見圖8）。鄂西地區(qū)綠蔥坡剖面發(fā)育斑脫巖層疏松段，Th/U值負偏移，平均值為1.42（見圖7h）；V/Cr值正偏移，平均值為4.41（見圖7i）；V/(V+Ni)值正偏移，平均值為0.59（見圖7j），指示缺氧環(huán)境（見圖8）。

圖8 E1期及E4期川西南地區(qū)及鄂西地區(qū)古海洋環(huán)境

在E4期，川西南地區(qū)存在火山活動而鄂西地區(qū)無火山活動，兩地區(qū)古海洋環(huán)境存在明顯差異，這表明火山活動直接影響了古海洋氧化還原環(huán)境；在E1期，川西南地區(qū)火山活動強烈，鄂西地區(qū)火山活動相對較弱，盡管兩地區(qū)古海洋都是缺氧環(huán)境，但微量元素特征指示火山活動強烈的川西南地區(qū)海洋比鄂西地區(qū)更缺氧。綜上，筆者認為火山活動不僅影響古海洋氧化還原環(huán)境，火山活動的強度與古海洋含氧量負相關。

4.2.2 有機碳富集的主控因素

在結捏拖及綠蔥坡剖面上凱迪階—下魯?shù)るAδ13C、CIA及TOC數(shù)據(jù)序列中均識別了斜率周期參數(shù)信息（見圖 5b、圖 5d、圖5f、圖5h、圖5j、圖5l），但是富有機質頁巖段出現(xiàn)在間冰期向溫室期的轉換期（δ13C負偏移及CIA正偏移），而不是出現(xiàn)在有利于海洋營養(yǎng)物質輸入的冰期（δ13C正偏移及CIA負偏移）（見圖5f、圖5l、圖5n）。此外，富有機質頁巖段TOC值在δ13C負偏移的轉換帶（冰室期與溫室期的轉換期）高于最大負偏移帶（溫室期）（見圖5f、圖5l、圖5n）。斜率主控的溫鹽循環(huán)是揚子海營養(yǎng)物質輸入的重要驅動機制，盡管在冰期溫鹽循環(huán)驅動的高強度海洋底流活動為低緯度揚子海輸入了豐富的營養(yǎng)物質，但是揚子海在冰期處于相對高含氧沉積環(huán)境，海水中的高含氧量不利于富有機質沉積物的保存（見圖5n、圖7）。

在現(xiàn)代海洋中，56%的富有機質沉積物在還沒沉積到海底就被溶解在海洋的透光層，沉積到海底有機質繼續(xù)溶解，僅3%被保存下來[62]，有機碳富集與海洋含氧量控制的保存效率緊密相關。在中上揚子區(qū)不同地區(qū)火山活動強度不同，火山作用強度的差異是有機碳差異保存的重要因素。例如在E4期，盡管斜率及斜率周期振幅較?。ㄒ妶D5b、圖5d、圖5h、圖5j），海洋底流活動對低緯度區(qū)具有較強的有機碳輸入能力，整個中上揚子區(qū)具有較強的海洋生產(chǎn)力（見圖7e、圖7f、圖7k、圖7l），但鄂西地區(qū)與川西南地區(qū)有機碳富集程度相差甚遠，主要原因是川西南地區(qū)火山活動發(fā)育，火山活動導致的大洋缺氧提高了川西南地區(qū)有機碳保存效率（見圖 7a—圖 7d），而鄂西地區(qū)火山活動不發(fā)育，大洋為貧氧環(huán)境（見圖7h—圖7j），有機碳保存效率顯然不如川西南地區(qū)（見圖 7a、圖 7g、圖 9a、圖9c、圖9e）。同樣的，在E1期，鄂西地區(qū)與川西南地區(qū)軌道周期調制的有機碳輸入能力與海洋生產(chǎn)力相當（見圖5b、圖5d、圖 5h、圖5j、圖7e、圖7f、圖 7k、圖7l），且兩地區(qū)都發(fā)育火山活動，皆為大洋為缺氧環(huán)境（見圖7b—圖7d、圖7h—圖7j），有機碳保存效率高（見圖7a、圖7g、圖9b、圖9d、圖9f）。

圖9 火山活動與氧化還原環(huán)境

因此，有機碳輸入動力與保存效率二者耦合控制有機碳的富集。軌道周期變化調制的氣候變化控制不同時期有機碳的輸入，火山活動通過調節(jié)大洋含氧量來控制有機碳的保存效率。在垂向層序上應通過斜率的變化來對高有機碳含量頁巖段進行甄別，斜率變大，斜率振幅減弱帶有機碳含量高。在平面上應通過查明班脫巖的分布來篩選有利于有機碳保存的缺氧環(huán)境，將軌道參數(shù)變化信息與火山灰分布特征相結合，來查明富有機碳頁巖段的時空分布規(guī)律?；谶@一認識，本文建立了中上揚子區(qū)晚奧陶世—早志留世轉換期有機碳富集模式（見圖 10），晚凱迪期（E1）及晚赫南特期（E4）是有機碳富集的最有利時期，應將這兩個時期的火山灰分布帶作為頁巖氣勘探的目標區(qū)。

圖10 晚凱迪期—早魯?shù)て趽P子區(qū)有機質聚集模式（剖面位置見圖1；ε—黃赤交角）

5 結論

天文軌道周期對揚子區(qū)晚奧陶世凱迪期—早志留世魯?shù)て跉夂蜃兓兄匾绊懀?.2×106a斜率長周期及405×103a長偏心率周期在不同時間尺度上調制氣候變化，且分別驅動三級及四級海平面的波動。軌道周期調制的氣候變化驅動海洋溫鹽循環(huán)系統(tǒng)，溫鹽循環(huán)主導全球物質再分配，將位于高緯度區(qū)營養(yǎng)物質向中低緯度區(qū)轉移，提高中低緯度區(qū)海洋生產(chǎn)力。

火山活動對海洋生產(chǎn)力貢獻有限，火山活動強弱程度對有機碳保存效率有重要影響，火山活動通過調節(jié)大洋含氧量來控制有機碳的保存效率，同一時期不同地區(qū)火山活動強度的差異是有機碳差異保存的重要因素。

軌道周期驅動的有機碳輸入動力與受火山活動影響的有機碳保存效率二者耦合控制有機碳的富集，在垂向層序上應通過斜率的變化來對高有機碳含量頁巖段進行甄別，在平面上應通過查明班脫巖的分布來篩選有利于有機碳保存的缺氧環(huán)境，將軌道參數(shù)變化信息與火山灰分布特征相結合，來查明富有機碳頁巖段的時空分布規(guī)律。

符號注釋：

CIA——化學蝕變指數(shù)，無因次；mAl2O3，mCaO*，mNa2O，mK2O——樣品中 Al2O3、CaO*、Na2O、K2O 物質的量分數(shù)，%。