A review on ecological response of coral reefs to global warming and oceanic acidification
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摘要: 生物礁是由珊瑚虫、藻类等造礁生物组成、具有抗浪结构的海相碳酸盐岩，是全球主要碳库之一，也是观察热带海洋影响中-高纬度环境过程的重要窗口。近二、三十年以来，伴随着海洋水体的显著酸化和增温，全球热带海洋生物礁的主体——珊瑚礁系统遭受了不同程度的影响。其中，对于高温强迫而言，海水温度上升诱发珊瑚白化、抑制珊瑚的自我修复；海洋酸化可以显著改变珊瑚钙化率、抑制珊瑚幼虫发育、引发珊瑚礁的溶解；两大因素均可改变珊瑚礁的群落结构。针对这些环境要素的改变，珊瑚自身可以通过共生藻的种类转换以及调控基因表达等手段在一定程度上抵抗高温胁迫；但若温室气体的排放不受控制，绝大多数珊瑚礁到21世纪末都将遭受灾难性打击。为应对未来不同场景下的珊瑚礁变化，还需要对高温、酸化等关键因子响应特征进行更深入的研究；珊瑚礁长序列研究有可能为珊瑚的长周期演化特征提供关键认识，也为现代观测提供有益补充。Abstract: Tropical reefs are anti-wave structures composed of corals, algae and other reef-building organisms. They are one of the world's major carbon banks and an important window to observe the linkages and interactions between the mid- to high-latitude environmental processes and tropical oceans. In the past decades, with the significant acidification and warming of global oceans, the tropical coral reefs are seriously under threat. Ocean acidification is a factor which may significantly affect coral calcification rates, inhibit the development of coral larvae, and trigger the dissolution of coral reefs. And high temperature may cause the rising of sea temperature, coral bleaching and inhibit the self-repair of coral reefs. In addition, both of the two factors may induce changes in the community structure of coral reefs. In response to the changes in these environmental factors, corals can resist heat stress to a certain extent by changing the types of symbiotic algae and regulating gene expression. However, if the emission of greenhouse gases is not properly controlled in the near future, most coral reefs on the Earth may face complete elimination by the end of this century. A more comprehensive understanding of coral reefs’ response to the key factors in the climate system change, including higher temperature and acidification, is required to cope better with changes of coral reefs in different possible scenarios in the future. The study of reef depositional sequences may provide key insights into the long-term evolving patterns of coral reefs, and serve as a valuable supplement for modern observations.
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Keywords:
- coral reefs /
- climate changes /
- global warming /
- ocean acidification /
- response mechanism
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硅质岩是一种SiO2含量大于70%的岩石，常形成于陆架、岛弧、洋盆及洋中脊等特定的沉积环境，对古地理、古海洋及古构造研究具有重要意义[1-2]。二叠纪时期，环太平洋和地中海、古特提斯洋及泛大陆西北缘发生了硅质沉积事件[3-4]，在扬子板块北缘形成了一套中二叠统孤峰组层状硅质岩，厚度10～200 m[5-6]。关于该套硅质岩的成因认识一直存在热水成因[7-8]、生物成因[6, 9]、热水-生物混合成因[10]、上升流成因[11-14]等争议。目前较为一致的认识是上扬子地区该套硅质岩主体为热水成因[15-16]，中下扬子地区除同沉积断裂附近分布有热水成因硅质岩外[4, 7]，主体为生物成因或热水-生物混合成因[16-19]。上升流成因作为生物成因硅质岩的一种解释，目前研究多局限在下扬子陆域范围较小的地区或单一剖面[12-14, 20]，尚未形成区域性分布特征。此外，已建立的上升洋流沉积识别标志以岩石学和古生物标志为主，如硅质岩与泥页岩组成韵律层[12]，富含磷结核[13]、富含有机质[14]和绿硫细菌[21]以及富含放射虫、海绵骨针等生物化石[22]，但是在沉积地球化学方面研究较少，如何确切地识别古代上升流沉积物是一大难题[14, 23]。
近年来，扬子板块孤峰组页岩气勘探和研究逐渐引起关注，中扬子鄂西地区已有鹤地1井、鄂建页1井等探井取得孤峰组页岩气发现，下扬子皖江地区港地1井、皖宣页1井、WWD1井等也相继取得了孤峰组页岩气发现或气测显示[24-25]。南黄海盆地是扬子板块在海域的延伸，其中，古生界占据了下扬子板块的主体[26]，2016年位于该盆地崂山断隆带的科探井CSDP-2井钻遇了一套孤峰组硅质岩，但由于厚度较薄，一直未引起前人对其成因研究的关注[27]。Chen等[28]通过对孤峰组硅质岩进行元素地球化学特征分析，认为其形成于亚氧化和间歇性缺氧环境，高古生产力控制了有机质的富集，但并未识别硅质岩的沉积动力成因和高生产力的来源。下扬子陆域巢湖地区已在和县、平顶山、庵门口、东风石矿等剖面识别出上升流成因硅质岩[15]，并提出硅-泥韵律层沉积受米兰科维奇轨道力控制[18]，可作为二叠纪硅质沉积事件的典型剖面[2]。因此，本文以南黄海地区孤峰组硅质烃源岩为研究对象，一方面通过与下扬子陆域孤峰组硅质烃源岩进行有机地球化学类比，评价其生烃潜力，另一方面通过与巢湖和县地区HX井上升流成因硅质岩和现代秘鲁上升洋流沉积物进行元素地球化学类比，分析孤峰组硅质烃源岩的元素地球化学特征以及成因。研究成果不仅对南黄海地区孤峰组硅质烃源岩资源潜力评价具有实践意义，而且对上升流成因硅质岩的地球化学识别具有科学意义。
1. 地质背景
南黄海地区在区域构造上位于扬子板块的下扬子地块东部，北以嘉山-响水-千里岩断裂与苏鲁造山带及华北地台相接[29]，南以江山-绍兴断裂与华南板块相连，向东延伸到朝鲜半岛[30]，向西与下扬子陆域苏皖地块(含苏北盆地)[29, 31]相连。南黄海海域面积30×104 km2，盆地面积约18×104 km2[26]，已有4口探井钻遇二叠系，在崂山断隆带龙潭组、大隆组见油气显示但尚未发现商业性油气藏[32-33]。同属于下扬子板块的苏皖地块面积约17×104 km2[34-35]，在二叠系见多处油气显示并发现了黄桥含烃CO2气藏[36]。
二叠纪华南地块位于古赤道附近，东邻泛大洋，西邻古特提斯洋，呈现出陆海相间、台盆相间、台中有盆、盆中有台的古地理格局[37]。该时期下扬子地块整体处于被动大陆边缘盆地演化阶段[33, 38-40]，构造运动以板内裂谷作用和升降作用为主[4, 41]，海水进退频繁[42]。在经历了早二叠世栖霞期第一次海侵后，中二叠世孤峰组沉积时期下扬子地块发生了晚古生代以来最大规模的海侵[43]，形成了一套以黑色富有机质炭质硅质页岩、硅质岩为主的海相页岩[43]。其下与栖霞组开阔台地相灰岩整合接触[44-46]，其上在下扬子陆域与银屏组浅海台地相碎屑岩夹硅质页岩或武穴组浅海台地相碳酸盐岩呈整合接触[47]，在南黄海地区则与上覆龙潭组滨岸沼泽相煤系地层呈平行不整合接触[48]。孤峰组岩性在下扬子陆域可分为3段：下段以含磷结核页岩为主，中段为含放射虫硅质岩和泥岩，上段为炭质泥页岩[5, 24]，整体与上扬子茅口组灰岩为受同沉积断裂控制的同时异相沉积[5-6, 44, 49]。根据前人对下扬子陆域孤峰组的岩相古地理和沉积相的研究[37, 42, 50-53]，该时期下扬子陆域-南黄海地区总体地势南高北低，据此推测下扬子陆域-南黄海地区北部为盆地相，中部为深海陆棚相，往东南华夏地台古隆起方向逐渐过渡为浅水陆棚相、三角洲相沉积（图1）。
![图 1 下扬子陆域-南黄海地区中二叠统孤峰组沉积相及烃源岩厚度分布预测图]()
图 1 下扬子陆域-南黄海地区中二叠统孤峰组沉积相及烃源岩厚度分布预测图Figure 1. Prediction of sedimentary facies and thickness of hydrocarbon source rocks of the Mid-Permian Gufeng Formation in the Lower Yangtze – South Yellow Sea Area2. 样品及实验方法
本文的样品取自3口陆域探井（CC1井、HC1井、HY1井）和2口海域探井（CSDP-2井、CZ35-2-1井）。其中，CC1井位于安徽省泾县昌桥镇，HC1井位于安徽省无为县何村，HY1井位于安徽省芜湖地区，CSDP-2井位于南黄海盆地崂山断隆带，CZ35-2-1井位于南黄海盆地青岛断褶带。探井的钻测井相关数据由青岛海洋地质研究所南黄海油气资源调查项目组提供。共选取48件（海域15件和陆域33件）硅质泥页岩样品进行地球化学分析，包括对48件样品进行有机碳分析和岩石热解分析，对13块样品进行干酪根碳同位素和干酪根显微组分分析，对11块样品（2块海域和9块陆域）进行镜质体反射率测试，对15块样品进行全岩矿物定量分析，对10块样品进行主微量元素分析。
（1）岩石总有机碳分析采用干烧重量法在HIR-944B碳硫仪中进行测定，热解分析在Rock-Eval6热解仪中进行，分析参数主要包括气态烃含量S0、液态烃含量S1、热解烃含量S2、残余烃含量S4和最高热解峰温Tmax。采用化学分离法和重液浮选法分离出干酪根，然后在Axio Scope A1偏反光显微镜上利用反射光进行干酪根显微组分分析，在CRAIC20/20 PV 显微分光光度计上测定干酪根镜质体反射率，在MAT 253稳定同位素质谱仪上测定干酪根稳定碳同位素。
（2）全岩矿物成分采用X射线衍射（XRD）分析法，将样品研磨至70～80 μm，然后与乙醇混合后用XRD内标物涂抹在载玻片上，在Panalytical X Pert PRO X射线衍射仪上获取X射线衍射谱图，通过与标准谱图数据进行对比确定矿物种类和含量。矿物组分含量大于40%时，测试相对偏差小于10%，矿物组分含量为5%～20%时，测试相对偏差小于30%。其中，CC1井和HY1井的全岩矿物数据引自文献[54]，HC1井的全岩矿物数据引自文献[55]。
（3）主量元素测试采用熔片法，称取的粉末样品使用马弗炉高温烘烤后计算烧失量，之后与混合溶剂经高温熔融制作成玻璃片，使用XRF-1800波长扫描X射线荧光光谱仪进行测试，测试数据相对误差为±5%。微量元素和稀土元素测试采用酸溶法和电感耦合等离子体质谱分析法（ICP-MS）。粉末样品在Teflon坩埚中依次经过HF、HNO3、HClO4溶解后，用去离子水将酸液转移至50 mL容量瓶并稀释至50 mL，在NexION300D等离子体质谱仪中进行元素含量测试。微量元素和稀土元素测试的相对标准偏差分别小于5%和10%。
3. 硅质烃源岩的特征
3.1 硅质岩岩性及矿物组成
南黄海盆地CSDP-2井孤峰组硅质烃源岩以黑色硅质岩和硅质泥岩为主，二者呈厚层-块状不等厚互层，硅质岩中常见贝壳状断口和黄铁矿。全岩矿物分析显示（表1、图4），CSDP-2井孤峰组硅质岩石英和长石含量为75%～89.3%，平均值为81.5%，黏土矿物含量7.1%～22%，平均值为14.7%，碳酸盐岩矿物含量为0～10.3%，平均值为1.4%；硅质泥岩的石英和长石含量为30%～68.3%，平均为52%，黏土矿物含量为12.4%～64.2%，平均值为36.2%，黄铁矿含量为2.6%～14.3%，平均值为6.5%。在页岩岩相划分三端元图上（图2），CSDP-2井孤峰组页岩主要为硅质岩和硅质页岩相。
表 1 CSDP-2井孤峰组硅质烃源岩的有机碳、岩石热解及全岩矿物分析数据Table 1. Analytical data of TOC, Rock-Eval, and whole-rock mineral composition of siliceous source rocks in the Gufeng Formation in Well CSDP-2样品号 深度/m 岩性 TOC/% S1+S2
/(mg/g)Tmax/℃ 矿物含量/% 石英 长石 碳酸盐 黄铁矿 黏土矿物 DP2-1 1633.9 硅质岩 11.4 1.18 548.3 75.1 11.5 0 1.7 11.7 DP2-2 1634.5 硅质泥岩 10.9 2.19 504.7 10.3 19.2 0 6.3 64.2 DP2-3 1635.1 硅质岩 11.5 1.62 527.8 89.3 0.0 0 2.2 8.5 DP2-4 1636.3 硅质泥岩 12.2 1.18 514.7 24.1 11.5 0 14.3 50.1 DP2-5 1636.0 硅质岩 — — — 67.6 10.4 0 0 22.0 DP2-6 1637.0 硅质岩 14 2.18 529.7 86.4 0 0 1.8 11.8 DP2-7 1638 硅质岩 — — — 77.3 0 0 2.6 20.1 DP2-8 1638.9 硅质岩 11.4 1.95 535 82.1 0.7 0 2.4 14.8 DP2-9 1639.7 硅质泥岩 13.5 2.00 533.1 44.6 16.3 0 3.4 35.7 DP2-10 1640.4 硅质岩 7.92 1.11 531.7 75.6 2.7 2.7 3.4 15.6 DP2-11 1641.2 硅质泥岩 9.08 2.16 529.6 62.1 3.9 19 2.6 12.4 DP2-12 1642.2 硅质泥岩 9.58 2.18 520.8 66.8 1.5 4 4.5 23.2 DP2-13 1642.5 硅质岩 13.3 2.23 526.3 73.1 1.9 0 4.4 20.6 DP2-14 1644.4 硅质岩 2.97 0.42 540.5 77.1 2.3 10.3 3.2 7.1 DP2-15 1645.7 硅质泥岩 16.3 2.03 533.8 45.5 6.0 9.2 7.9 31.4 ![图 4 下扬子-南黄海地区中二叠统孤峰组烃源岩连井对比图]()
图 4 下扬子-南黄海地区中二叠统孤峰组烃源岩连井对比图井位见图1。Figure 4. Inter-well comparison of source rocks in the Middle Permian Gufeng Formation in the Lower Yangtze–South Yellow Sea areaSee Fig.1 for locations of the wells.![图 2 下扬子-南黄海地区孤峰组页岩矿物组成三端元图解]()
下扬子陆域HY1井、HC1井、CC1井及巢湖和县地区HX井孤峰组页岩均可分为3段（图4），下段为黑色泥岩、黑色钙质泥岩或黑色含磷结核泥岩，中段为中层-块状硅质泥岩和硅质岩不等厚互层，上段为黑色泥岩、炭质泥岩。其中，HY1井孤峰组中段硅质岩和硅质泥岩的石英含量为36.9%～97.2%，平均为72.1%，黏土矿物含量0.5%～52.2%，平均为20.4%，碳酸盐岩矿物含量0～7.8%，平均为2.8%。HC1井孤峰组中段页岩的黏土矿物含量为24.5%～35.7%，平均为29%，石英和长石含量为52.5%～74.7%，平均为60.5%，碳酸盐岩矿物含量0.1%～17.4%，平均为9.9%。CC1井孤峰组页岩的碳酸盐岩矿物含量明显偏高，其上段和下段页岩的碳酸盐岩矿物含量14%～52.56%，平均值30%，中段页岩的碳酸盐岩矿物含量0.67%～29.4%，平均值7.6%，石英和长石含量为13.1%～92.4%（平均值66.3%），黄铁矿含量0.67%～36.3%，平均值7.62%。在页岩岩相划分三端元图上（图2），HY1井、HC1井孤峰组主要发育硅质岩相、硅质页岩相和黏土质页岩相，而CC1井孤峰组发育硅质岩相、硅质页岩相、钙质页岩相和钙质硅质页岩相。
不同地区孤峰组页岩的矿物含量差异反映了沉积环境的差异。南黄海地区CSDP-2井孤峰组硅质岩的石英和长石含量高于下扬子陆域三口探井，反映出其沉积环境的水深或初级生产力大于陆域三口探井孤峰组页岩。下扬子陆域泾县地区CC1井碳酸盐岩含量偏高可能与该井更靠近南侧江南断隆带的碳酸盐岩台地有关，而HC1井孤峰组上段黏土含量偏高和HY1井上段白云岩夹层的出现可能与中二叠世末期海平面下降[16]或初级生产力不足有关。不同探井孤峰组页岩有机质丰度与页岩岩相的关系研究显示（图2），孤峰组TOC＞4%的样品主要分布在硅质岩相、硅质页岩相，少量分布在黏土质页岩相。
3.2 硅质烃源岩评价
南黄海地区CSDP-2井孤峰组烃源岩的有机碳含量2.97%～16.3%（平均值11.1%），生烃潜力指数（PG）为0.46～3.81 mg/g（平均值2.02 mg/g），按照古生界海相烃源岩生烃潜力评价标准[57]，属于很好烃源岩。CZ35-2-1井孤峰组黑色泥岩有机质丰度2.24%～2.58%，PG值1.82～2.47 mg/g（平均值2.14 mg/g），属于好烃源岩（图3）。下扬子陆域三口探井孤峰组硅质页岩的有机碳含量0.98%～18.8%（平均值7%），HC1井和HY1井孤峰组烃源岩的PG值为0.7～4.04 mg/g（平均值1.14 mg/g），热解氢指数为5.6～109 mg/g（平均值为38 mg/g），属于好-很好烃源岩。可见，下扬子-南黄海地区孤峰组硅质烃源岩是一套优质烃源岩。
![图 3 下扬子-南黄海地区孤峰组烃源岩生烃潜力、有机质成熟度及有机质类型评价]()
图 3 下扬子-南黄海地区孤峰组烃源岩生烃潜力、有机质成熟度及有机质类型评价Figure 3. Evaluation of hydrocarbon generation potential, organic matter type, and organic matter maturity of source rocks in the Gufeng Formation of the Lower Yangtze – South Yellow Sea area南黄海地区两口探井的孤峰组硅质烃源岩的镜质体反射率Ro为2.1%～3.11%，热解峰温Tmax值为375～543 ℃，其中CZ35-2-1井孤峰组烃源岩Tmax受到了非烃+沥青质含量的影响而呈现异常低值[58]。下扬子陆域孤峰组烃源岩的Ro为1.02%～2.65%，Tmax值为360～639 ℃，其中HC1井也出现有Tmax异常低的现象。结合Tmax和镜质体反射率Ro对烃源岩的成熟度评价认为，海域和陆域孤峰组烃源岩均属于高过成熟烃源（图3）。利用高过成熟烃源岩显微组分类型指数（TI）和干酪根稳定碳同位素相结合的方法进行有机质类型评价[59]，结果显示南黄海地区孤峰组烃源岩的有机质类型以II2型为主，而陆域孤峰组烃源岩为II2-III型（图3）。因此，综合评价认为南黄海地区孤峰组烃源岩为一套很好的偏腐殖型高过成熟烃源岩，且有机质类型略优于下扬子陆域孤峰组烃源岩。
3.3 硅质烃源岩分布特征
海域与陆域孤峰组硅质烃源岩的连井对比显示（图4），南黄海地区CSDP-2井孤峰组烃源岩厚13.4 m，CZ35-2-1井孤峰组烃源岩厚22 m，陆域泾县地区CC1井孤峰组烃源岩厚41.5 m，HC1井和HY1井硅质烃源岩厚约75 m，而巢湖和县HX1井硅质烃源岩厚19 m。因此，孤峰组烃源岩分布呈现出陆域厚度明显大于海域，且由南向北厚度逐渐增大再逐渐减小的趋势。依据前人对陆域孤峰组烃源岩的分布研究[60-61]，并结合沉积相展布及探井实测数据，预测下扬子-南黄海地区孤峰组烃源岩整体呈SWW-NEE向展布，陆域厚度中心在芜湖和溧水地区，最大厚度大于150 m，向西至安庆-铜陵一带快速收敛成窄条状，向北、向南均匀递减；海域孤峰组烃源岩厚度中心在青岛断褶带南部，预测最大厚度大于100 m。
4. 硅质烃源岩的沉积环境及成因
4.1 硅质烃源岩的沉积环境
硅质岩的MnO/TiO2值、Fe2O3/TiO2值、Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)值、LaN/CeN值均可用于判断其形成的大地构造环境。开阔大洋中硅质沉积物的MnO/TiO2可达0.5～1.5，陆缘海和大陆坡沉积的硅质岩MnO/TiO2一般小于0.5[10, 62]。靠近大陆边缘的硅质岩受陆源碎屑影响其Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)大于0.5、Fe2O3/TiO2小于50，而大洋中脊附近的硅质岩Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)小于0.5、Fe2O3/TiO2大于50[10, 52]。大陆边缘的硅质岩LaN/CeN值平均约0.5～1.5，深海盆地硅质岩的LaN/CeN值为1.0～2.5，在洋脊附近的硅质岩LaN/CeN值≥3.5[9, 63]。CSDP-2井和巢湖地区HX井孤峰组硅质岩、硅质页岩的MnO/TiO2值明显小于0.5，Fe2O3/TiO2值为2.2～38.4，Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)值为0.41～0.93，LaN/CeN值为1.1～2.6（表2、表3）。在Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)与Fe2O3/TiO2、Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)与LaN/CeN散点图上（图5）主要分布于大陆边缘区域。因此，可以确定南黄海地区CSDP-2井和HX井孤峰组硅质烃源岩形成的构造环境类似，主要形成于大陆边缘环境。
表 2 HX井与CSDP-2井孤峰组硅质岩的主量元素百分含量Table 2. Mass percentage fractions of the main elements of siliceous rocks in the Gufeng Formation in Wells HX and CSDP-2井位 样品号 岩性 深度/m TOC
/%主量元素/% SiO2 TiO2 Al2O3 TFe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 CDSP-2井 DP2-3 硅质岩 1635.1 11.5 81.62 0.11 2.85 1.15 0.005 0.34 0.33 0.26 0.39 0.148 DP2-6 硅质岩 1637.0 14 82.33 0.10 2.54 1.05 0.003 0.31 0.39 0.27 0.35 0.21 DP2-8 硅质岩 1638.9 11.4 76.33 0.14 3.62 1.33 0.004 0.30 0.28 0.28 0.50 0.174 DP2-9 硅质泥岩 1639.7 13.5 64.53 0.14 9.45 1.76 0.032 2.71 3.17 0.82 0.77 0.11 DP2-10 硅质岩 1640.4 7.92 73.86 0.20 5.17 1.88 0.005 0.52 0.53 0.54 0.75 0.138 DP2-11 硅质泥岩 1641.2 9.08 66.78 0.16 4.45 1.51 0.034 3.09 4.38 0.89 0.53 0.104 DP2-12 硅质泥岩 1642.2 9.58 67.37 0.22 5.69 2.70 0.009 1.06 1.70 0.69 1.00 0.31 DP2-13 硅质岩 1642.5 13.3 72.01 0.21 5.70 2.50 0.005 0.37 0.47 0.58 0.98 0.109 DP2-14 硅质岩 1644.4 2.97 75.19 0.12 3.78 1.97 0.009 0.49 3.97 0.38 0.72 0.19 DP2-15 硅质泥岩 1645.7 16.3 54.71 0.36 9.08 3.88 0.02 0.86 4.26 0.84 1.69 0.34 DP2-16 硅质泥岩 1644.0 10.4 51.99 0.26 8.54 2.78 0.01 7.03 10.70 1.44 0.89 0.10 DP2-17 硅质泥岩 1644.2 12 62.54 0.25 6.53 3.50 0.00 1.83 7.80 1.35 0.93 0.25 HX井 HX0-12 硅质岩 1320.4 10.3 85.31 0.084 2.35 0.3 0.002 0.33 0.5 0.13 0.21 0.043 HX0-8 硅质岩 1320.1 11.4 80.29 0.106 2.72 1.23 0.001 0.22 0.76 0.09 0.31 0.212 HX0-7 硅质岩 1320.0 11.9 74.53 0.211 4.7 1.88 0.002 0.46 0.42 0.13 0.69 0.057 HX0-3 硅质岩 1319.5 14.7 63.78 0.189 5.13 1.82 0.004 0.56 4.91 0.14 0.64 0.069 HX0-1 硅质岩 1319.3 11.9 72.55 0.079 2.22 0.27 0.007 0.33 9.23 0.15 0.24 0.043 HX1-2 硅质岩 1319.0 3.9 82.12 0.046 1.35 0.1 0.001 0.35 5.55 0.12 0.11 0.035 HX1-13 硅质岩 1317.3 3.3 82.67 0.052 1.56 0.5 0.002 1.45 4 0.12 0.13 0.037 HX1-15 硅质岩 1317.0 6.1 73.38 0.066 1.8 0.41 0.005 2.53 5.95 0.07 0.17 0.041 HX1-25 硅质岩 1315.5 7 67.4 0.05 1.48 1.51 0.008 3.59 8.95 0.11 0.13 0.039 HX1-28 硅质岩 1315.0 2.4 81.94 0.078 1.98 1.88 0.003 0.82 4.41 0.18 0.22 0.049 HX1-1 硅质泥岩 1319.2 12.3 69.64 0.207 5.93 1.41 0.008 0.53 3.52 0.06 0.58 0.065 HX1-3 硅质泥岩 1318.8 12.4 65.94 0.141 4.51 0.87 0.002 0.5 6.08 0.15 0.46 0.062 HX1-6 硅质泥岩 1318.4 12.6 56.81 0.234 7.22 7.95 0.008 0.63 3.37 0.09 0.75 0.084 HX1-8 硅质泥岩 1318.1 13 66.38 0.144 3.93 1.94 0.004 0.47 6.3 0.1 0.47 0.075 HX1-9 硅质泥岩 1317.9 15.5 59.63 0.192 6.14 3.7 0.004 0.75 3.9 0.17 0.65 0.08 HX1-10 硅质泥岩 1317.8 11.6 54.66 0.306 9.21 4.04 0.013 1.75 4.95 0.12 1.16 0.207 HX1-11 硅质泥岩 1317.5 12 65 0.137 4.82 3.12 0.004 0.66 4.9 0.1 0.45 0.079 HX1-14 硅质泥岩 1317.2 15.1 65.91 0.213 7.19 3.06 0.004 0.7 1.84 0.12 0.71 0.086 HX1-17 硅质泥岩 1316.7 15.7 63.8 0.283 7.92 3.24 0.007 0.9 1.32 0.13 0.97 0.102 HX1-21 硅质泥岩 1316.1 14.3 52.79 0.274 7.33 10.53 0.011 0.65 1.44 0.11 0.92 0.14 HX1-23 硅质泥岩 1315.8 13.6 64.58 0.183 5.74 2.06 0.002 0.68 3.83 0.07 0.62 0.083 HX1-27 硅质泥岩 1315.2 11.5 64.81 0.198 7.04 5.48 0.003 0.66 1.22 0.13 0.7 0.077 HX1-31 硅质泥岩 1314.6 14.9 55.22 0.24 9.16 2.96 0.007 1.11 4.99 0.14 1 0.155 注：HX井样品数据引自文献[14]；DP2-16、DP2-17号样品数据引自文献[28]。 表 3 HX井与CSDP-2井孤峰组硅质岩的微量元素含量Table 3. Mass fractions of the trace elements of siliceous rocks in the Gufeng Formation from Wells HX and CSDP-2井位 样品号 微量元素/×10−6 Cd/Mo LaN/CeN CIA C值 V Cr Co Ni Cu Zn U Mo Cd Th Sr Zr Rb CSDP-2井 DP2-3 786 391 3.62 186 35.2 369 40.3 76.2 51.6 1.66 75.4 44.3 16.5 0.68 1.44 68.92 0.97 DP2-6 1004 423 4.21 218 43.3 398 66.6 110 65.5 1.8 101 35.3 16.7 0.60 1.47 66.57 0.92 DP2-8 1672 649 5.47 304 66.2 654 37.4 220 114 2.43 62.7 62.7 22.5 0.52 1.50 71.31 1.17 DP2-9 1093 365 3.3 156 41 257 19.4 118 59.6 14.4 403 68.3 29.8 0.51 1.16 72.81 0.27 DP2-10 1059 383 6.57 279 52.5 264 28.2 218 84.7 4.47 78.5 71.5 31.3 0.39 1.18 66.66 0.86 DP2-11 800 317 4.94 189 37.7 265 19.6 108 56.3 3.53 177 68.1 22.6 0.52 1.23 55.87 0.20 DP2-12 1191 775 8.58 243 80.5 317 105 114 79.9 5.28 158 74 39.3 0.70 1.35 63.03 0.66 DP2-13 1126 697 8.88 291 85.5 337 14 90.5 66.5 4.33 79.8 50.6 38.6 0.73 1.25 66.64 1.08 DP2-14 289 193 5.95 101 35.2 119 33.1 47.4 25.7 2.1 225 45.6 19.3 0.54 1.06 64.98 0.36 DP2-15 1073 763 14.4 247 151 292 27.8 124 95.8 6.66 343 110 61.6 0.77 1.49 66.40 0.52 DP2-16 − − 6.0 − 57.0 75.6 16.3 35.9 − − − − − − − 59.96 0.14 DP2-17 − − 5.0 − 83.0 154.0 15.9 76.3 − − − − − − − 54.50 0.29 HX井 HX0-12 191.3 264.5 1.7 115.3 34.9 168.3 7.2 18.2 14.8 1.57 48.5 40.9 20.7 0.81 1.31 78.19 0.32 HX0-8 619.2 386.8 4.5 164.6 58.9 210.2 20.4 62.4 50.77 2.36 65.0 74.3 31.9 0.81 1.45 81.13 0.96 HX0-7 917.7 857.3 5.5 198.7 76.6 401.7 15.2 49.2 43.86 3.18 81.3 43.0 30.8 0.89 1.27 79.98 1.20 HX0-3 1324.5 419.4 7.7 213.0 66.6 237.9 18.1 92.7 81.84 3.45 261.0 52.1 31.5 0.88 1.53 81.62 0.33 HX0-1 399.5 146.8 1.8 82.1 27.4 136.5 2.6 21.9 34.42 1.63 − 47.2 28.17 1.57 1.26 74.65 0.04 HX1-2 293.1 119.7 0.9 57.9 14.8 54.0 3.9 22.6 15.58 1.03 − 19.5 6 0.69 1.47 72.42 0.03 HX1-13 337.7 104.4 2.3 56.8 16.8 95.6 4.4 32.8 16.23 1.31 148.5 21.1 7.2 0.49 1.20 74.43 0.10 HX1-15 504.8 192.5 1.6 85.1 21.7 210.5 4.7 44.8 37.37 1.32 110.7 24.1 8.5 0.83 1.32 81.27 0.06 HX1-25 950.9 114.6 8.4 80.4 28.8 120.1 6.2 50.8 25.19 1.3 222.1 63.8 17.6 0.50 1.32 74.63 0.13 HX1-28 325.8 115.5 7.4 75.7 23.4 105.5 8.29 48.7 22.99 1.6 232.6 28.1 11.3 0.47 1.23 70.44 0.34 HX1-1 1382.1 371.8 5.6 135.4 60.8 195.3 7.6 44.7 76.97 4.54 198.2 63.5 62.2 1.72 2.62 87.76 0.35 HX1-3 1081.1 450.4 4.1 177.5 51.5 136.6 11.3 57.1 46.35 3.83 244.2 43.8 22.7 0.81 1.57 81.96 0.15 HX1-6 1486.8 373.2 28.7 273.3 95.7 225.2 21.1 140.3 49.46 6.18 228.4 53.8 36.6 0.35 1.21 86.68 1.65 HX1-8 1569.4 233.0 8.2 170.5 56.1 161.1 8.0 66.4 70.65 2.55 300.7 85.8 49.9 1.06 1.88 82.41 0.29 HX1-9 1465.0 463.2 16.1 286.0 115.5 679.5 22.4 151.4 121.89 4.51 247.2 55.8 31.9 0.81 1.43 82.92 0.72 HX1-10 1300.9 361.6 10 219.9 93.6 362.0 43.2 109.2 119.56 7.1 348.9 76.7 52.6 1.09 1.36 84.78 0.53 HX1-11 2233.9 313.2 10.2 193.8 66.5 241.3 7.4 75.8 83.85 3.83 270.5 83.3 49.1 1.11 1.34 85.50 0.56 HX1-14 3299.3 607.7 11.1 216.5 81 268.5 9.2 76.6 99.26 6.3 156.6 65.5 56.6 1.30 1.19 86.05 1.05 HX1-17 3086.0 488.4 11.3 237 92.8 361.6 10.3 73.2 116.77 5.62 155.4 91.0 50.4 1.60 1.25 84.25 1.10 HX1-21 31105 454.9 40 173 105.8 407.7 11.7 150.1 119.77 6.86 151.7 82.4 48.7 0.80 1.18 84.35 3.38 HX1-23 1256.0 523.9 5.7 218.6 78.6 5723 14.2 80.3 107 4.27 225.2 55.0 31.2 1.33 1.26 86.41 0.44 HX1-27 1277.5 423.7 22.0 252.6 88.6 394.6 21.4 104.9 68.48 7.22 128.8 55.3 35.2 0.65 1.16 85.57 2.05 HX1-31 4403.5 488.7 9.8 236.3 88.8 259.4 15.5 91 96.36 9.27 317.9 72.7 48.9 1.06 1.42 85.56 0.50 注：LaN/CeN是样品经过北美上地壳页岩组合的元素含量[71]标准化后计算的比值，计算公式为LaN/CeN=(Las样品/LaAUCC)/(Ce样品/CeAUCC)；元素富集系数按照XEF=(X/Al)样品/(X/Al)AUCC公式计算，过剩Cuxs=Cu样品−Al样品×(Cu/Al)AUCC；CIA指数计算方法见文献[72]；C指数计算方法见文献[28]。 ![图 5 下扬子-南黄海地区中二叠统孤峰组硅质岩沉积环境判别图解]()
在贫氧条件下，沉积物中U的富集早于Mo，其MoEF/UEF为正常海水的0.1～0.3倍，而在厌氧条件下沉积物对Mo的吸收速率大于U，其MoEF/UEF增大为正常海水的1～3倍[65-66]。此外，由于厌氧的滞留海盆限制了海水中Mo和U的补给，其沉积物中MoEF/UEF一般小于1倍海水值，而在受铁、锰氢氧化物颗粒载体吸附作用影响的弱滞留环境中沉积物的MoEF/UEF为正常海水值的3～10倍[65-66]。CSDP-2井和HX井孤峰组硅质岩、硅质泥岩的MoEF/UEF为正常海水值的1～3倍，在UEF-MoEF协变图上（图6）主要位于缺氧-静水硫化环境和颗粒载体区域，且CSDP-2井硅质岩的UEF明显偏高（表3）。这反映出两口井孤峰组硅质岩、硅质泥岩主要形成于缺氧-静水硫化环境，且CSDP-2井硅质岩沉积时期的还原性更强。Algeo等[67]通过对比不同海洋环境中沉积物的Mo/TOC值，建立了Mo-TOC水体滞留程度的判别图（图6），滞留海盆沉积物的Mo/TOC呈现极低值。Scott和Lyons[68]指出间歇性静水环境的沉积物Mo含量为（25～100）×10-6，持续性静水环境的Mo含量大于100×10-6。CSDP-2井孤峰组硅质岩、硅质泥岩的Mo/TOC值介于3.5～27.5，Mo含量为（35～220）×10−6（平均值111.5×10−6），指示中等滞留程度的静水硫化环境；而HX井硅质岩、硅质泥岩的Mo/TOC值为1.8～11，Mo含量为（18～151）×10−6（平均值72.4×10−6），指示为中等—强滞留程度的间歇性静水环境。值得指出的是缺氧-静水硫化环境并不是区分海水是否受上升流影响的标志，在长期受上升洋流影响的大陆边缘海环境，由于初级生产力、有机碳沉降量和底栖生物耗氧量的增加，在水深200～1000 m的大陆坡环境中常形成最小含氧带(OMZ)，带内水柱自上而下依次出现氧跃层（20 μmol/L≤氧含量＜65 μmol/L）、最小含氧带核心层（1 μmol/L＜氧含量＜20 μmol/L）和下氧跃层（20 μmol/L≤氧含量＜100 μmol/L），因而也表现为缺氧-静水硫化环境[65-66, 69]。
![图 6 下扬子-南黄海地区中二叠统孤峰组硅质岩的UEF-MoEF协变及Mo-TOC相关关系图解]()
4.2 硅质来源
Al-Fe-Mn三角图解常用来判别硅质岩的热水成因和非热水成因。一般认为，纯生物成因硅质岩沉积物的Al/(Al+Fe+Mn)比值为0.6，而纯热液成因的硅质岩该比值为0.01，受热水作用的影响其比值小于0.35[9, 73]。CSDP-2井、HX井孤峰组硅质岩和硅质泥岩的Al/(Al+Fe+Mn)分别为0.6～0.8、0.34～0.91，与纯生物成因的硅质岩比值接近，在Al-Fe-Mn三角图上全集中于生物成因区（图7A）。因此，可以确定南黄海地区CSDP-2井和巢湖地区HX井孤峰组硅质岩和硅质泥岩主要为生物成因。
![图 7 下扬子-南黄海地区中二叠统孤峰组硅质岩的成因判别图解]()
生物成因硅质岩即通过生物的固硅作用形成的硅质岩，其形成的必备条件是需要有大量的生物为硅质提供物质来源，海侵、上升洋流、陆源营养盐输入等因素均能促使海水的化学条件发生改变而造成生物繁盛[74-75]。因此，需要对硅质生物的来源作进一步的分析。如图7B所示，两口井孤峰组硅质烃源岩的SiO2和Al2O3存在明显的负相关性，说明两个地区的陆源硅对硅质岩成因影响极小。硅质泥岩的Al2O3含量明显高于硅质岩，反映其陆源碎屑输入量较大。
为判别孤峰组硅质岩的上升洋流成因，本文利用现代秘鲁洋流沉积物的元素地球化学数据[14, 76]与CSDP-2井、和县地区HX井硅质岩和硅质泥岩的数据进行类比。选用北美上地壳页岩组合的元素含量[71]作为标准，按XEF=(X/Al)样品/(X/Al)AUCC的计算公式对CSDP-2井硅质岩样品的元素富集系数进行计算。结果显示（图8），CSDP-2井和HX井孤峰组硅质岩、硅质泥岩与秘鲁洋流沉积物的元素富集系数表现出良好的一致性。主量元素均表现为Ca、Si、P、Mg元素相对富集，K、Ti元素相对亏损（图8A），说明CSDP-2井孤峰组硅质来源中生物硅贡献较大而陆源硅贡献较少；微量元素均表现为还原性敏感元素（Cr，U，V，Mo）和生产力敏感元素（Cd，Cu，Zn，Ni）相对富集，Mn相对亏损（图8B），反映出CSDP-2井、HX井孤峰组硅质烃源岩与秘鲁洋流沉积物的沉积环境类似，均形成于高生产力和还原环境，Mn的亏损可能与其在还原环境中的活动性有关。
![图 8 下扬子-南黄海地区孤峰组硅质岩与秘鲁洋流沉积物的元素富集系数、元素含量类比]()
图 8 下扬子-南黄海地区孤峰组硅质岩与秘鲁洋流沉积物的元素富集系数、元素含量类比Figure 8. Comparison in elemental enrichment coefficient and content between the siliceous rocks of Gufeng Formation in Lower Yangtze–South Yellow Sea area and the deposits of Peru upwelling通过统计CSDP-2井孤峰组硅质岩的主微量元素含量的平均值，并与和县地区HX井的硅质岩及现代秘鲁上升流沉积物的主微量元素含量进行对比。结果显示，CSDP-2井和HX井孤峰组硅质岩、硅质泥岩的主微量元素含量与秘鲁上升洋流沉积物的主微量元素含量具有明显的正相关性（图8C-D）。主量元素整体均表现出Si＞Al＞Ca＞Fe＞K＞Mg＞P＞Ti的特征，且CSDP-2井和HX井硅质泥岩的Al、K、Ti元素含量均略高于硅质岩（图8C），反映出硅质泥岩的陆源碎屑输入量大于硅质岩。CSDP-2井硅质岩、硅质泥岩的P含量与HX井硅质岩都表现出显著低于秘鲁洋流沉积物的特征，可能与还原环境下P元素的再矿化作用有关[14]。两口井孤峰组硅质烃源岩的微量元素含量均表现出V＞Zn＞Cr＞Ni＞Cu＞Mo＞Cd＞Pb＞U＞Co的特征，且CSDP-2井硅质岩、硅质泥岩的Co、U、Cd、Mo、Cu、Ni、Zn、Cr、V元素含量略大于秘鲁洋流沉积物（图8D），说明南黄海地区孤峰组页岩沉积时期的海洋古生产力和水体还原性可能比现代秘鲁洋流更强。
受最小含氧带（OMZ）、“Mn传送带”和高生产力等水化学条件影响，上升洋流沉积物中的Mn或Co大量亏损、Cd和Mo大量富集[65, 77]。Sweere等[78]通过对不同滞留程度水体沉积物的元素地球化学研究，提出Co×Mn＜0.4、CoEF×MnEF＜0.5、Cd/Mo＞0.1是上升流沉积的典型特征，且上升流活动越强烈，沉积物中的Co×Mn或CoEF×MnEF越低、Cd/Mo越高[14, 77-78]。季节性上升流环境中沉积物的Cd/Mo一般为0.1～0.6，常年性上升流环境中沉积物的Cd/Mo＞0.6[78]。如图9、表3所示，CSDP-2井孤峰组硅质岩、硅质泥岩的Co×Mn值分别为0.01～0.04（平均值0.02）、0.02～0.22（平均值0.1），CoEF×MnEF值分别为0.22～0.66（平均值0.36）、0.12～1.49（平均值0.5），Cd/Mo值为0.39～0.77（平均值0.6）。HX井孤峰组硅质岩、硅质泥岩的Co×Mn值分别为0.002～0.07（平均值0.02）、0.01～0.39（平均值0.11），CoEF×MnEF值分别为0.17～0.79（平均值0.47）、0.15～1.64（平均值0.57），Cd/Mo为0.35～1.72（平均值0.94）。两口井硅质烃源岩的Co×Mn＜0.4、CoEF×MnEF＜0.5、Cd/Mo＞0.6，说明硅质烃源岩沉积时期存在常年性上升洋流活动。此外，两口井硅质岩的Co×Mn值和CoEF×MnEF值均小于硅质泥岩，说明硅质岩沉积时的上升流活动强度大于硅质泥岩。
![图 9 下扬子-南黄海地区孤峰组硅质岩Co×Mn和Al含量、CoEF×MnEF和Al含量相关关系]()
4.3 硅质烃源岩的成因
4.3.1 古构造和古气候背景
中二叠世孤峰组沉积时期，古特提斯洋处于初始扩张期[16]，扬子板块的构造运动以南北向大规模的拉张活动为主[6, 41]，在板块内部和边缘形成了一系列NE、NW或EW向的裂谷性深水盆地和同沉积断裂[16]。这些裂谷盆地的形成对硅质烃源岩的分布起到了控制作用，扬子板块中二叠统层状硅质岩集中分布的三个大区可分别对应于裂陷形成的北部盆地、湘桂盆地和钦防盆地[6]。
气候变化是影响海洋通风量和海洋环流的重要因素，上升洋流作为海洋环流的一种形式，对气候变暖及温室效应等现象具有潜在的敏感性[77]，典型实例是现代秘鲁上升洋流受到厄尔尼诺作用抑制[11]。化学蚀变指数（CIA）可用于衡量大陆地壳化学风化作用强度[79]和古气候条件[80]，但CIA值易受物质来源、沉积地形、沉积循环等因素影响[81]，气候指数C值和Sr/Cu比值在指示古气候条件时相对稳定。如图10所示，CSDP-2井孤峰组硅质烃源岩的CIA指数为55～73，HX井孤峰组硅质烃源岩的CIA指数为70～88，分别指示了弱—中等风化程度的冷湿气候和中等—强风化程度的热湿气候特征。但两口井大多数硅质烃源岩样品的古气候指数C值＞0.2，Sr/Cu比值＜0.5，且二者呈现出较好的负相关性，较一致地指示了潮湿或半干旱-半潮湿的古气候特征，这与两口井纬度相近的古地理特征是一致的。因此推测CSDP-2井硅质烃源岩偏低的CIA指数可能受到了气候之外的其他因素影响。HX井硅质岩的CIA指数为70～82，而硅质泥岩的CIA指数为82～88，指示硅质岩主要形成于暖湿气候而硅质泥岩形成于热湿气候。结合CSDP-2井和HX井硅质岩的陆源碎屑输入少、上升流活动强度大，而硅质泥岩的陆源碎屑输入较多、上升流活动强度较弱的特征，推断气温升高可能造成了孤峰组上升洋流活动减弱和陆源风化强度增大，进而形成了硅质泥岩和硅质岩的韵律性沉积特征。此外，早—中二叠世为全球巨型季风气候的鼎盛时期[82]，这也为上升洋流的形成和生物的繁盛创造了良好条件。
![图 10 下扬子-南黄海地区孤峰组硅质岩的A-CN-K图解 [72]、Sr/Cu、气候指数C值判别古气候]()
4.3.2 古生产力
海相高有机质丰度烃源岩的形成受保存条件和古生产力条件控制[21]。现代海洋溶解的Cd的浓度主要受控于浮游植物的吸收和释放，因此较高的初级生产力可导致沉积物中Cd的富集[65]。据此，Sweere等[78]通过对比不同滞留程度海盆沉积物的Cd/Mo值，提出将控制有机质富集的古生产力因素和保存条件因素之间的界限定在Cd/Mo值为0.1，Cd/Mo＞0.1指示沉积物中的有机质富集受生产力主控，Cd/Mo＜0.1则指示沉积物中的有机质富集受保存条件主控。CSDP-2井和HX井孤峰组硅质岩、硅质页岩的Cd/Mo＞0.1(图11A)，说明两口井孤峰组硅质烃源岩的有机质富集受生产力条件主控。结合Co×Mn＜0.4的上升流环境指示特征，可以推断孤峰组硅质岩形成的高生产力条件与上升流环境有关。
![图 11 下扬子-南黄海地区孤峰组硅质烃源岩的Cd/Mo-Co×Mn联合图版 [78]及Cuxs、U/Th、Zr/Rb与TOC的相关关系]()
为验证Cd/Mo指标对于区分富有机质页岩形成主控因素的有效性，选取Cuxs（过剩Cu）和U/Th分别作为古生产力指标[83]和保存力指标[84]与TOC进行相关性分析。如图11B-C所示，CSDP-2井和HX井孤峰组硅质烃源岩的Cuxs与TOC呈明显正相关且相关系数达到了0.62，而硅质烃源岩的U/Th值虽然指示了缺氧的水化学环境，但与TOC无明显相关关系。这说明CSDP-2井和HX井孤峰组上升流成因硅质烃源岩的有机质富集主要受高生产力控制，缺氧环境对TOC的控制作用不明显，这与通过Cd/Mo指标判断的结果一致。
4.3.3 水动力条件
水动力条件是水深、浪基面等的综合反映，海相优质烃源岩形成于浪基面以下的静水环境[85]。全岩Zr/Rb值可用于水动力条件的定量表征，腾格尔等[86]对鄂尔多斯盆地海相烃源岩发育环境的无机地球化学研究表明，Zr/Rb＞2指示浅水高能环境，而Zr/Rb＜2指示深水低能环境。CSDP-2井和HX井孤峰组硅质泥岩的Zr/Rb值为1.02～2.29，而硅质岩的Zr/Rb值为1.31～3.63，且硅质烃源岩的Zr/Rb值与TOC呈现出一定的负相关性（图11D）。这说明硅质岩沉积时期的水动力状况以高能环境为主，而硅质泥岩沉积时期的水动力状况以低能环境为主，且动荡的水流带走了硅质岩中的一部分含有机质的细碎屑，造成了硅质岩的TOC值相对于硅质泥岩偏低。
5. 硅质烃源岩的成因模式
中二叠世孤峰组沉积时期，扬子板块位于古特提斯洋东缘近赤道附近，处于热带或亚热带潮湿气候[87]，受赤道信风和海洋表层暖水与底层冷水对流影响，上升洋流在古特提斯洋东岸活动强烈。彼时，下扬子-南黄海地区为被动大陆边缘盆地[88-91]，具有南高北低[53]、北部与古特提斯洋相连的古地理特征[6]，这为盆地相或深水陆棚相上升流成因硅质岩、硅质泥岩的沉积提供了理想环境。在硅质岩沉积时期，古气候以中等风化强度的暖湿气候为主，陆源碎屑物输入有限，强烈的上升流活动携带了大量的Cu、Zn、Ni等营养元素至浅表层水体，使得海洋表层及底栖生物大量繁盛并消耗了海水中的氧气，进而造成海水分层或在大陆坡环境形成最小含氧带（OMZ），带内水柱表现为缺氧-硫化特征，有利于有机质富集。但高能动荡的上升流水体活动会带走OMZ内部分含有机质的细碎屑，形成硅质矿物对有机质富集的稀释效应。因此，CSDP-2井和HX井硅质岩烃源岩的TOC值波动较大（2.4%～14.7%）（图12A）。在硅质泥岩沉积时期，古气候以强风化的炎热潮湿气候为主，海平面相对硅质岩沉积时期下降，陆源碎屑输入相对增加。虽然气温的升高减弱了上升洋流的活动，使得上升洋流带来的营养盐减少，但陆源营养物质供给使得海洋生产力维持在较高水平，为有机质的富集提供了物质基础。此外，减弱的上升洋流造成海水中溶解的氧含量减少，进而造成OMZ的扩大和水体的滞留性增强。这与硅质泥岩具有较高的Co×Mn或CoEF×MnEF值、较低的Mo/TOC值和Zr/Rb的特征相符。因此，CSDP-2井和HX井硅质泥岩烃源岩的TOC处于稳定高值（9.6%～16.3%）（图12B）。
![图 12 南黄海地区孤峰组硅质烃源岩成因模式图]()
图 12 南黄海地区孤峰组硅质烃源岩成因模式图Figure 12. Genesis model of siliceous source rocks in Gufeng Formation of South Yellow Sea area6. 结论
（1）南黄海地区与下扬子陆域孤峰组均具有硅质岩和硅质泥岩不等厚互层的特征，且南黄海地区孤峰组硅质岩的石英含量更高，在平面上呈SWW-NEE向分布于青岛断褶带南部，是一套很好的高过成熟II2型烃源岩。
（2）南黄海地区CSDP-2井孤峰组硅质烃源岩与下扬子陆域HX井硅质岩、秘鲁上升流沉积物均表现出Ca、Si、P、Mg、Cr、U、V、Mo、Cd、Cu、Zn、Ni相对富集，K、Ti、Mn相对亏损，Co×Mn＜0.4，Cd/Mo＞0.1，结合Al-Fe-Mn三角图等图版可以判断CSDP-2井孤峰组硅质岩为大陆边缘上升流成因。
（3）南黄海地区CSDP-2井和下扬子陆域HX井孤峰组硅质烃源岩的MoEF/UEF为1～3倍海水值，且Cuxs与TOC呈明显正相关、Zr/Rb与TOC呈负相关、U/Th与TOC无明显相关性，说明CSDP-2井孤峰组硅质烃源岩形成于缺氧-静水硫化环境，其有机质富集受生产力主控，但也受水动力条件影响。
（4）南黄海地区CSDP-2井和下扬子陆域HX井孤峰组硅质岩的陆源碎屑输入和Co×Mn低于硅质泥岩、而Zr/Rb值高于硅质泥岩。结合HX井硅质岩较低的CIA值，推测认为气候变化是造成孤峰组上升流活动强度变化和硅-泥韵律性沉积的主要原因。
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