王昌勇，常玖，李楠，洪海濤，李雅楠，王小娟，李胡蝶

1.成都理工大學沉積地質(zhì)研究院，成都 610059

2.中國石油西南油氣田公司勘探開發(fā)研究院，成都 610041

3.中國石油青海油田分公司勘探開發(fā)研究院，甘肅敦煌 736202

0 引言

古水深恢復是巖相古地理恢復的重要內(nèi)容之一，“將今論古”是判斷古水深的一個重要原則，通常需要采用沉積學、地球化學和古生物學等多種手段和方法綜合進行判斷[1]，地層厚度差值法、沉積物特征分析、微體古生物種群分析、Th/U比值、Co含量、原始有機質(zhì)豐度等方法廣泛運用于古水深恢復[2-15]。

陸相湖泊古水深的重建包括定性推測和定量計算兩大類方法，通過對巖性組合、沉積構造、古生物組合及自生礦物等可以對沉積水體深度進行定性推測，但湖泊水體深度的定量計算主要采用地球化學方法和化石群分異度法[16]。不同水深的湖底通常具有不同的物理和化學條件，導致沉積物特征可能呈現(xiàn)出較大差異：雜色的泥—粉砂巖互層、波痕及泥裂等沉積構造組合通常指示間歇暴露的湖底和最大水深小于1 m的濱湖帶[17]；水深介于1～20 m的淺湖區(qū)亦以細粒沉積物為主，通常含有較多的植物碎片及雙殼類化石，粉砂巖中沙紋層理及浪成交錯層理較為發(fā)育；水深大于20 m 的半深湖及深湖沉積區(qū)多以發(fā)育水平層理及韻律層理的泥巖為特征，植物化石及陸源碎屑稀少并缺乏底棲生物化石，可見槽模、溝模等與重力流相關的沉積構造。沉積速率和沉積物厚度在一定條件下能夠反映沉積水體深度變化，淺水環(huán)境沉積速率通常遠高于深水環(huán)境，在欠補償盆地和補償盆地中，單位時間內(nèi)淺水區(qū)沉積地層厚度一般大于深水區(qū)沉積地層厚度，而在超補償盆地中，沉積物厚度越大反映沉積水深越大[18]。泥巖中自生鐵礦類型與水深通常有較好的對應關系[19]，自生鐵礦可以作為判別古水深的重要礦物，同時自生鐵礦類型的不同也將導致不同深度帶泥質(zhì)沉積物顏色呈現(xiàn)規(guī)律性變化。大型湖泊水深一般與離岸距離存在正相關關系，因此反映離岸距離的Fe/Mn比值和（Al+Fe）/（Ca+Mg）[20]可以指示湖泊古水深的變化趨勢[21-22]，而常作為氧化/還原環(huán)境的重要指標的V/Ni比值、Ni/Co比值和Th/U 比值[23]亦可作為古水深推測的輔助依據(jù)，Th/U 比值的大小在一定程度上可以反映水體深度的變化（表1）。古水深的定量恢復主要采用古生物和地球化學分析的方法，其中，利用介形類化石群優(yōu)勢度對湖泊古水深進行計算結果較為可靠，浪基面附近化石分異度最高[16]，鑒于介形類化石在中國陸相盆地中特為發(fā)育，該方法具有廣泛的適用性；在沉積速率穩(wěn)定的湖相泥巖中La 和Co 的豐度與水深存在密切聯(lián)系，基于沉積物中La、Co含量的古水深恢復方適宜于碎屑巖沉積區(qū)水體深度的計算[8,24]；根據(jù)沉積物中原始有機碳含量對古水深進行計算是一種新方法，其理論基礎是咸水湖河口區(qū)沉積物中TOC 含量與水深存在良好的相關性，該方法主要適用于烴源巖成熟度相對較低的陸相咸水湖盆沉積水深的恢復[13]。我國陸相含油氣層系大部分與三角洲—湖泊沉積體系有關，古水深恢復對巖相古地理分析及烴源巖分布預測具有重要意義。

表1 Th/U比值與古水深關系表（據(jù)龐軍剛[1]修改）Table 1 Th/U ratio versus Paleo-water-depth(modified from Pang[1])

根據(jù)巖石組合、沉積構造及古生物特征，結合元素地球化學及有機地球化學分析，對川東地區(qū)早侏羅世湖泊水體深度進行了恢復，確定了半深湖區(qū)主要分布范圍，對四川盆地早侏羅世巖相古地理重建具有重要意義，同時對于研究區(qū)侏羅系頁巖油、氣的勘探部署具有一定的指導作用。

1 地質(zhì)背景

四川盆地是發(fā)育在特提斯構造域的一個大型海—陸相疊合盆地[25]，晚三疊世及侏羅紀處于前陸盆地演化階段，白堊紀前陸盆地開始萎縮和衰亡，侏羅紀四川盆地受周緣龍門山、米倉山—大巴山及雪峰山造山帶的非同期擠壓，形成了三個次級盆—山耦合系統(tǒng)，平面上具有明顯的“三坳圍一隆”的構造—沉積格局[26]，川東地區(qū)主要位于川東南坳陷、川東北坳陷和川中隆起帶的銜接帶（圖1）。

圖1 四川盆地早侏羅世古地理略圖及川東地區(qū)地理位置（據(jù)中石油西南油氣田勘探開發(fā)研究院資料及鄭榮才等[27]修改）Fig.1 Map of the Early Jurassic paleogeography in the Sichuan Basin and the geographical position of the eastern Sichuan Basin (modified from the Institute of Exploration and Development,Southwest Oil and Gas Field Company,PetroChina and Zheng et al.[27])

中三疊世末強烈的構造運動導致四川盆地整體抬升和揚子臺地的消亡，僅在成都—綿陽一帶發(fā)育川西殘留海盆[28]，川中及川東地區(qū)雷口坡組遭受了不同程度的暴露和侵蝕并形成了區(qū)域性不整合面[29]。晚三疊世地層自西向東超覆，須家河組沉積中—晚期全盆地接受沉積，晚三疊世末印支晚期運動再次導致四川盆地的差異抬升，須家河組頂部遭受不同程度的侵蝕、沉積范圍向盆地內(nèi)大幅萎縮[30]。早侏羅世伴隨湖平面的再次上升、沉積物不斷向物源方向上超，在川東地區(qū)依次沉積了自流井組珍珠沖段（J1z）、東岳廟段（J1d）、馬鞍山段（J1m）、大安寨段（J1dn）及涼高山組（J1l）等中、下侏羅統(tǒng)地層，發(fā)育包括河流、三角洲及湖泊在內(nèi)的多種沉積相類型[27,31-39]。其中，下侏羅統(tǒng)湖泊相發(fā)育濱湖、淺湖、半深湖及深水重力流沉積[27-37]，表明川東地區(qū)早侏羅世湖泊沉積水體深度存在較大差異，湖泊水體深度的變化不僅在很大程度上決定了沉積物的類型，對烴源巖的分布也有明顯的控制作用。

2 古水深變化趨勢

沉積構造和古生物化石是反映沉積環(huán)境和沉積水體深度的重要標志。川東地區(qū)下侏羅統(tǒng)沉積構造及古生物化石的分布具有一定的規(guī)律性：涼高山組及大安寨段砂巖中發(fā)育大量平行層理及各類斜層理（圖2a，b），主要分布于研究區(qū)北東部及南部（圖3），反映近岸的淺水或岸上環(huán)境；浪成交錯層理主要發(fā)育在粉砂巖或泥質(zhì)粉砂巖中（圖2c），為波浪作用的產(chǎn)物，理論上浪成交錯層理可以形成于淺湖的任一區(qū)域，但淺水區(qū)波浪形成的紋層容易形成也容易被后期波浪所破壞，事實上鄰近半深湖的淺湖區(qū)大浪形成的紋層才容易保存，即浪成交錯層理所指示的位置已靠近半深湖；水平層理主要發(fā)育在暗色泥巖中（圖2d，e），反映安靜的較深水環(huán)境，主要分布于研究區(qū)中部；滑塌變形構造在粉砂巖、灰?guī)r和膏質(zhì)白云巖中均有發(fā)育（圖2f～h），主要分布在研究區(qū)中部（圖3a），反映具有一定坡度的淺湖環(huán)境；渠模主要發(fā)育在大安寨段及東岳廟段發(fā)育水平層理的灰黑色泥巖中（圖2i），成因與重力流的侵蝕作用有關，主要分布于研究區(qū)東部（圖3a），反映水體較深的半深湖環(huán)境；植物根跡化石及完整的植物葉片化石在南部和北部有少量分布（圖2j，k），主要指示陸生植物分布的岸上環(huán)境；雙殼化石在大安寨段及東岳廟段分布最廣，其中破碎的雙殼化石堆積形成介屑灰?guī)r指示高能的淺湖環(huán)境，而泥巖中毯狀介殼層殼體保存相對完整（圖2l，m），并且凹面朝下的介殼數(shù)量明顯高于凹面朝上的介殼數(shù)量（圖4），顯然為死亡后的殼體被搬運至異地堆積的結果，結合其通常與具水平層理的暗色泥巖伴生的特征，主要指示水體較深的半深湖環(huán)境。沉積構造及古生物組合分布特征表明川東地區(qū)北東部及南部為淺水區(qū)、中部沉積水體深度相對較大（圖3a）。

圖2 川東下侏羅統(tǒng)典型沉積構造及主要古生物特征（a）灰色中砂巖，發(fā)育平行層理，TD021-X8井，1 794.5 m，J1l；（b）灰色細砂巖，發(fā)育斜層理，YT1井，2 157.4 m，J1l；（c）灰色粉砂巖夾泥質(zhì)紋層，發(fā)育浪成交錯層理，YJ1井，2 048.1 m，J1l；（d）灰黑色泥巖，含少量介殼，發(fā)育水平層理，YT1井，2 433.7 m，J1d；（e）灰黑色泥巖，發(fā)育水平層理，F(xiàn)T1井，1 723.8 m，J1l；（f）灰色粉砂巖及深灰色泥巖，發(fā)育滑塌變形構造，YJ1H井，2 049.5 m，J1l；（g）灰色膏質(zhì)白云巖，發(fā)育滑塌變形構造，BX2井，2 624.2 m，J1dn；（h）灰色生物碎屑灰?guī)r與深灰色泥巖薄互層，泥巖中發(fā)育水平層理，生屑灰?guī)r發(fā)育滑塌變形構造，W081-H1井，754.4 m，J1dn；（i）灰黑色泥巖夾薄層介屑灰?guī)r，泥巖中發(fā)育水平層理，發(fā)育渠模，F(xiàn)T1井，1 841.4 m，J1d；（j）淺灰色粉砂質(zhì)泥巖，可見植物根跡化石，YT1井，2 165.8 m，J1l；（k）灰色粉砂質(zhì)泥巖，含完整植物葉片印?；?，X018-H1，1 836.7 m，J1z；（l）灰黑色泥巖，發(fā)育水平層理，夾毯狀介殼層，介瓣保存完整，F(xiàn)T1井，1 850.5 m，J1d；（m）深灰色泥巖與毯狀介殼層薄互層，介瓣保存完整，MX001-H8井，1 862.4 m，J1dFig.2 Typical sedimentary structures and major paleontological features of the Lower Jurassic strata in the eastern Sichuan Basin(a) grey medium sandstone with parallel bedding,well TD021-X8,1 794.5 m,J1l;(b) gray fine sandstone with oblique bedding,well YT1,2 157.4 m,J1l;(c) gray siltstone interbedded with argillaceous bedding,developed wave cross bedding,well YJ1,2 048.1 m,J1l;(d) gray-black mudstone,with a few shells and developed horizontal bedding,well YT1,2 433.7 m,J1d;(e) grayish black mudstone with horizontal bedding,well FT1,1 723.8 m,J1l;(f) grey siltstone and dark gray mudstone,developed slump deformation structure,well YJ1H,2 049.5 m,J1l;(g) grey gypsum dolostone,developed slump deformation structure,well BX2,2 624.2 m,J1dn;(h) thin interbeds of gray bioclastic limestone and dark gray mudstone,horizontal bedding developed in mudstone,slump deformation structure developed in bioclastic limestone,well W081-H1,754.4 m,J1dn;(i) gray-black mudstone interbedded with thin layer of mesoclastic limestone,horizontal bedding developed in mudstone,gutter cast developed,well FT1,1 841.4 m,J1d;(j) light gray silty mudstone,plant root trace fossils can be seen.well YT1,2 165.8 m,J1l;(k) gray silty mudstone,containing intact plant leaf impression fossils,well X018-H1,1 836.7 m,J1z;(l) grayish black mudstone,horizontal bedding,tapestry-shaped shell layer,intact shell,well FT1,1 850.5 m,J1d;(m) thin interlayer between dark gray mudstone and blanket shell layer,intact shell preservation,well MX001-H8,1 862.4 m,J1d

圖3 川東地區(qū)下侏羅統(tǒng)古水深變化趨勢及主要干酪根類型分布特征（a）據(jù)沉積構造推測古水深變化趨勢；（b）據(jù)地球化學指標推測古水深變化趨勢；（c）主要干酪根類型分布特征（據(jù)中石油西南油氣田分公司勘探開發(fā)研究院資料修編）Fig.3 Paleo-water-depth variation trend and distribution characteristics of main kerogen types in the Lower Jurassic strata,eastern Sichuan Basin(a) the trend of paleo-water-depth variation inferred from sedimentary structure;(b) the trend of paleo-water-depth variation inferred from geochemical indicators;(c) distribution characteristics of main kerogen types of Lower Jurassic source rocks (revised according to the data from the Institute of Exploration and Development,PetroChina Southwest Oil and Gas Field Company)

圖4 川東地區(qū)自流井組東岳廟段、大安寨段含介殼毯泥巖介殼凹面朝向統(tǒng)計Fig.4 Orientation of the concave surfaces for the shell-bearing mudstone in the Da’anzhai and Dongyuemiao members of the Ziliujing Formation,eastern Sichuan Basin

陸相沉積中Fe、Al、Mg、Ca等元素主要來自母巖風化物，由于其化學性質(zhì)存在較大差異在搬運過程中將產(chǎn)生明顯的化學分異作用[40]，F(xiàn)e 和Al 在近岸淺水區(qū)容易與氧離子結合而發(fā)生沉淀，而Mn、Mg、Ca通常在遠岸的湖盆區(qū)富集，因此近岸、淺水環(huán)境沉積物中的Fe/ Mn 比值及（Al+Fe）/（Ca+Mg）比值明顯高于遠岸、深水環(huán)境[21]。川東地區(qū)東北部及南部均具有較高的Fe/Mn 比值和（Al+Fe）/（Ca+Mg）比值，反映近岸、淺水沉積環(huán)境；而中部及西北部地區(qū)Fe/Mn 比值和（Al+Fe）/（Ca+Mg）比值相對較低，反映遠岸較深水沉積環(huán)境（圖3b）。

川東地區(qū)下侏羅統(tǒng)烴源巖有機質(zhì)主要為Ⅱ1型、Ⅱ2型和Ⅲ型干酪根（表2），其中Ⅱ1型干酪根主要分布于廣安—梁平一帶，Ⅲ型干酪根主要分布于研究區(qū)南部及北東部，Ⅱ1型和Ⅲ型干酪根分布區(qū)之間主要為Ⅱ2型干酪根（圖3c）。Ⅱ1型、Ⅱ2型和Ⅲ型干酪根的主要分區(qū)特征總體與據(jù)沉積構造組合、Fe/Mn比值及（Al+Fe）/（Ca+Mg）比值等地球化學指標推測的古水深變化趨勢一致，即：Ⅱ1型干酪根主要分布在遠岸的湖盆中央位置，而Ⅲ型干酪根主要分布于近岸和靠近物源區(qū)域，離岸距離控制了有機質(zhì)類型（圖3）。

表2 川東地區(qū)下侏羅統(tǒng)古水深恢復Table 2 Paleo-water-depth reconstruction of Lower Jurassic strata from the eastern Sichuan Basin

3 古水深定量計算

四川盆地早侏羅世呈不對稱狀的“箕狀”特征[41]，主要發(fā)育陸相湖泊—三角洲沉積體系，不同地區(qū)湖泊開放度的不同導致湖泊水體鹽度存在較大差異導致[42]，川東地區(qū)早侏羅世湖泊水體具有一定的鹽度[43]，滿足La-Co 法[24]和TOC 法[13]等古水深計算或判別的基本條件。

3.1 La-Co法計算結果

利用湖相泥巖中La 和Co 的含量可以對古水深進行定量計算[24]，其公式為：

式（1）中：h為古水深（單位m）；C 為常數(shù)（3.05×105）；Vs可由式（2）計算出。

式（2）中：Vs為樣品沉積時的沉積速率（單位m/Ma）；Vo為正常環(huán)境的沉積速率（m/Ma），湖相泥巖沉積速率一般介于0.2×103～0.3×103m/Ma（本次取值0.3×103m/Ma）；NCo為正常湖泊沉積物中Co 的平均值（20 mg/kg）；SCo為實測樣品Co 豐度（mg/kg）；TCo為陸源碎屑巖中Co 的平均值（4.68 mg/kg）；t表示陸源Co對樣品的影響，可由式（3）計算出。

式（3）中：SLa（單位mg/kg）表示實測樣品中La的豐度；NLa為陸源碎屑巖中La 的平均值（38.99 mg/kg）。

La-Co法計算結果表明川東地區(qū)下侏羅統(tǒng)湖相泥質(zhì)巖樣品形成于12.2～66.3 m，其中自流井組東岳廟段及馬鞍山段沉積水體深度可能較大安寨段更大，大部分湖相泥質(zhì)巖形成于半深湖—深湖環(huán)境（表2）。

3.2 TOC法計算結果

現(xiàn)代咸水湖河口區(qū)沉積物中TOC含量與水深存在良好的相關性，利用沉積物中原始有機碳含量成為一種沉積水體深度恢復的新方法[13]，其計算公式為：

式中：H為古水深（單位m）；TOCr為殘余有機碳，Kc’為有機碳恢復系數(shù)，根據(jù)Ro及干酪根類型進行確定[44]（圖5）。

圖5 有機碳恢復系數(shù)（Kc，Kc’）與成熟度、排烴效率和有機質(zhì)類型的關系（據(jù)盧雙舫等[44]修改）（a）Ⅲ型干酪根；（b）Ⅱ1型干酪根；（c）Ⅱ2型干酪根；（d）Ⅰ型干酪根Fig.5 Reconstruction coefficient of organic carbon vs.maturation,hydrocarbon expulsion efficiency,and types of organic matter (modified from Lu et al.[44])

TOC法計算結果表明川東地區(qū)下侏羅統(tǒng)湖相泥質(zhì)巖樣品形成于6～59.9 m 的水深，絕大部分泥質(zhì)巖沉積水深不超過20 m，僅少量樣品形成于較大水深環(huán)境，自流井組東岳廟段、馬鞍山段及涼高山組水深相對更大（表2）。

3.3 Th/U比值法

湖底氧化還原環(huán)境主要受水深和水動力條件控制：河流入湖口及濱、淺湖區(qū)水體動蕩，水深一般小于15 m，湖底處于氧化環(huán)境；開放湖域水深介于15～25 m 的湖底或水深小于15 m 的局限湖灣區(qū)，一般處于弱氧化—弱還原環(huán)境；水深大于25 m 的湖底多位于遠離河口的低能帶，處于還原—強還原環(huán)境[45]。因此，對沉積時期的氧化還原背景進行分析，結合沉積相分析可以大致估算古水深范圍。石隕石和巖漿巖中釷/鈾（Th/U）比值一般穩(wěn)定在3～4[46-47]，由于釷元素化學性質(zhì)較為穩(wěn)定，基本不受氧化還原條件影響[48]，而鈾是一種變價元素，對成巖環(huán)境極為敏感，極易發(fā)生遷移和沉淀[49]，因此，泥質(zhì)沉積物中Th/U比值常作為判別氧化—還原條件的重要指標[50]，并間接反映沉積水體深度[1,48]（表1）。絕大部分實測的泥質(zhì)巖Th/U比值介于4～10，少量樣品Th/U 比值小于4（表2），反映主要形成于還原環(huán)境，考慮到淺湖（灘間、灘緣）多為局限環(huán)境、而半深湖及前三角洲為開放環(huán)境（圖6），推測前三角洲及半深湖樣品古水深大于25 m，淺湖（灘間、灘緣）古水深小于15 m（表2）。

圖6 川東地區(qū)下侏羅統(tǒng)沉積相展布特征及古水深恢復（a）涼高山組；（b）自流井組大安寨段；（c）自流井組馬鞍山段；（d）自流井組東岳廟段Fig.6 Sedimentary facies distribution characteristics and paleo-water-depth reconstruction of the Lower Jurassic strata,eastern Sichuan Basin(a) Lianggaoshan Formation;(b) Da’anzhai member of the Ziliujing Formation;(c) Ma’anshan member of the Ziliujing Formation;and (d) Dongyuemiao member of the Ziliujing Formation

4 討論

古水深恢復的方法較多，但每種方法都存在一定的局限性：由于沉積物特征并非完全受控于水體深度，同時不少沉積構造受湖面開闊程度控制[1]，如波痕可以出現(xiàn)在不同水深環(huán)境，因此根據(jù)沉積物特征和沉積構造所確定的古水深精度有限；地層厚度同時受湖平面變化、基底沉降速率及沉積物通量等多因素控制，因此只有在確定沉積補償點、基準面和差異沉降量可以忽略不計的條件下才能根據(jù)地層厚度對古水深進行恢復[18]；鑒于自生鐵礦的類型主要與氧化—還原條件有關，而沉積環(huán)境的氧化—還原背景同時受到水深、有機質(zhì)豐度等多種因素控制，利用自生鐵礦類型恢復沉積水體深度的方法在煤系地層中未必適用，該方法的適用性同時受到自生鐵礦含量的制約；根據(jù)古生物及古生態(tài)對古水深進行恢復，需要沉積物中含有大量介形蟲或遺跡化石，在生物遺體和遺跡化石匱乏的沉積環(huán)境中并不適用[1]；Fe/Mn 比值、（Al+Fe）/（Ca+Mg）比值、V/Ni比值、Ni/Co比值、Th/U比值和La-Co 含量等方法均屬于元素地球化學方法，沉積物中元素的豐度同時受到母巖類型和沉積—成巖環(huán)境控制，對樣品均有較高的要求，通常需要較純的泥巖樣品，而大部分淺水環(huán)境的沉積物都含有較多的石英、長石及巖屑，繼承自母巖的元素含量所占權重較大可能影響判別結果，同時La-Co法對古水深的恢復結果還受到沉積速率賦值的影響；TOC法對古水深進行恢復最重要的是需要對沉積物中原始有機碳含量進行恢復，在有機質(zhì)成熟度較高的條件下難以準確恢復原始有機碳含量，也就無法根據(jù)TOC 含量對古水深進行定量計算；同時該方法建立于現(xiàn)代青海湖布哈河口區(qū)，理論上也只能適用于發(fā)育三角洲的咸水湖泊沉積[13]。在研究工作中需要根據(jù)湖泊沉積背景、沉積物及古生物組合特征，盡量選擇多種較為適用的方法進行古水深的恢復，相互印證、判斷恢復結果的可靠性。

湖泊—三角洲沉積體系亞相的劃分主要以湖岸線及浪基面為劃分依據(jù)，濱湖亞相主要處于枯水期湖岸線與洪水期湖岸線之間，正常浪基面與枯水期湖岸線之間為淺湖亞相，正常浪基面與風暴浪基面之間為半深湖亞相，風暴浪基面之下為深湖亞相。湖浪的最大波長受到湖域面積、風速及水深等多種因素控制，一般說來湖域面積越大、湖浪波長越大，亦即浪基面深度越大（表3），根據(jù)巖相古地理恢復結果估算川東地區(qū)早侏羅世最大湖域面積超過87 500 km2（圖6），以密執(zhí)安湖為參照，推測川東地區(qū)早侏羅世正常浪基面深度也在15 m左右，即15 m水深為大致為淺湖/半深湖分界。

表3 現(xiàn)代湖泊有效面積與波長的關系（據(jù)郭秋麟等[16]；吳家喜等[51]；張怡輝等[52]；吳勝和等[53]修改）Table 3 The relationship between effective area and wavelength of modern lakes (modified from Guo et al.[16];Wu et al.[51];Zhang et al.[52];Wu et al.[53])

根據(jù)Th/U比值確定的古水深與淺湖沉積較為吻合，半深湖沉積的恢復古水深可能偏大，而濱湖沉積則存在較大矛盾（表2，樣品對應圖2k）。從La-Co 法的恢復結果來看，相當一部分樣品恢復古水深與根據(jù)沉積構造確定的沉積亞相存在較大矛盾，特別是多個濱、淺湖樣品計算古水深大于29 m 顯然不合常理，而TOC 法古水深恢復結果除1件濱湖樣品外、其余樣品與沉積相較為吻合（表2、圖6）。鑒于湖相沉積樣品的沉積速率Vs 難以精確確定，采用La-Co 法對古水深進行恢復仍需完善[54]，而川東地區(qū)早侏羅世沉積環(huán)境與現(xiàn)代青海湖布哈河口區(qū)較為相似且有機質(zhì)成熟度相對較低（原始有機碳TOCo恢復數(shù)據(jù)較為可靠），因此采用TOC法恢復的川東地區(qū)早侏羅世古水深結果更為可靠，但該公式只適用于淺湖及以下深度環(huán)境沉積水體深度的恢復[13]，不適合濱湖等暴露環(huán)境古水深的恢復。

5 結論

（1）沉積構造和古生物化石分布特征、Fe/Mn 比值和（Al+Fe）/（Ca+Mg）比值變化趨勢及干酪根類型分區(qū)特征表明，早侏羅世川東地區(qū)中部離岸相對較遠，為穩(wěn)定的遠岸較深水沉積區(qū)，東北部及南部為近岸淺水區(qū)。

（2）La-Co 法、TOC 法及Th/U 比值法古水深恢復結果存在較大差異，TOC 法對川東地區(qū)早侏羅世古水深的恢復結果比Th/U 比值法和La-Co 法更為可靠，與沉積亞相吻合度最高。

（3）早侏羅世川東地區(qū)湖泊浪基面約15 m，基于TOC法的定量計算結果表明川東地區(qū)早侏羅世湖泊水體最深可達60 m，廣安—萬州一帶廣泛發(fā)育半深湖—深湖沉積，有利于有機質(zhì)的富集和保存，是頁巖油氣勘探的有利位置。