陆相黑色页岩沉积环境及有机质富集机制——以鄂尔多斯盆地长7 段为例

刘翰林，邹才能，邱振，尹帅，杨智，吴松涛，张国生，陈艳鹏，马锋，李士祥，张岩

1.中国石油勘探开发研究院，北京 100083

2.西安石油大学地球科学与工程学院，西安 710065

3.中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，西安 710018

0 引言

世界油气工业正在持续向非常规油气推进，页岩油已逐步成为全球非常规油气勘探开发的热点领域[1]。中国陆相盆地页岩油资源量远大于常规石油，其中重点盆地页岩层系发育石油富集区带33 个，资源规模约110×108t[2]。“十三五”（2016—2020 年）期间，中国加大陆相页岩油的基础研究、勘探开发、产能建设力度等，在鄂尔多斯盆地延长组黑色页岩层系（长7段）中发现了我国首个10亿吨级页岩油大油田——庆城油田，累计提交探明地质储量达11.53×108t[3-4]。诸多勘探实践表明，中高成熟度的厚层陆相富有机质页岩层系，如松辽盆地白垩系青山口组、四川盆地侏罗系凉高山组、准噶尔盆地二叠系芦草沟组、渤海湾盆地古近系沙河街组等，均具备页岩油勘探开发的潜力，这是因为规模富集的有机质能够为页岩油大量生成与聚集提供物质基础[1,5]。鄂尔多斯盆地广覆式分布的长7 段页岩层系普遍发育异常高有机质页岩[6]，平均总有机碳（TOC）含量可达11.02%，最高可达35.80%[6-7]，明显高于中国其他地区陆相页岩，如松辽盆地古龙页岩油田的青山口组页岩（TOC 含量介于1.81%～2.74%）[8]、四川盆地凉高山组页岩（TOC 含量介于0.51%～3.03%）[9]、济阳坳陷古近系页岩（TOC含量介于1%～4%）[10]等。鄂尔多斯盆地长7 段这一特征以及页岩油的规模发育均与其沉积背景密切相关。一方面是因为长7 沉积时期为中三叠世拉丁阶晚期，鄂尔多斯盆地在二叠纪—三叠纪灭绝事件（Permian-Triassic Mass Extinction，PTME）之后发育了全球首个具备复杂湖泊生态系统的深湖环境[11]，这为水体中有机质大规模生产与保存提供了有利条件；另一方面，长7段沉积期，鄂尔多斯盆地及周缘发生一系列区域地质事件，包括水体贫氧—缺氧、重力流、火山喷发、地震、湖平面升降等[3-4,6]，在不同程度上促进了长7 段异常高有机质规模富集或优质储层规模发育，该层系页岩油甜点段的形成与分布是这些事件耦合沉积的结果[12]。前人已对该层系的沉积环境及有机质富集主控因素开展了大量研究[2,6,13-17]，但针对其三个亚段（长73、长72和长71）的对比研究及有机质富集的驱动机制探讨相对较少。因此，笔者在前人研究基础上，选取盆内5 口代表性钻井的长7 段页岩层系（图1），针对各亚段开展岩石学、古生物学、有机地球化学、元素地球化学等对比分析，以此探讨陆相黑色页岩的沉积环境及其有机质富集机制，以期为陆相页岩油高效勘探开发提供重要理论支撑。

图1 鄂尔多斯盆地延长组 7 段页岩分布特征及采样位置（a）全球古地理图（～240 Ma，中三叠世）（修改自http://www.scotese.com）；（b）长7段沉积期古地貌剖面及采样井位分布（据文献[2]修改）；（c）鄂尔多斯盆地延长组7段沉积相分布图（据文献[18]修改）；（d）采样井岩性变化及样品分布Fig.1 Sedimentary facies zone characteristics and sampling location distribution of the Chang 7 member,Yanchang Formation,Ordos Basin

1 沉积背景及样品信息

1.1 沉积背景

鄂尔多斯盆地位于我国中西部，横跨陕西、甘肃、宁夏、内蒙古和山西五省，面积约25×104km2。盆地周缘被众多山系包围，构造平缓，普遍发育千米距离内起伏度低于10 m的小幅度鼻状隆起。延长组自下而上发育10 个层段（油层组），是在持续坳陷和稳定沉降过程中形成的一套陆源碎屑岩沉积体系，记录了湖盆形成、发展和消亡的全过程。长7 沉积期，湖盆以半深湖—深湖环境为主，烃源岩平面分布范围可达5.6×104km2[13-14]。结合沉积旋回及岩性组合变化，长7 段自上而下被划分为三个亚段：长71、长72、长73亚段，长73亚段对应湖盆的最大湖泛期，主要发育暗色泥岩、黑色页岩，局部夹杂薄层粉—细砂岩和凝灰岩。

1.2 井位分布及样品

前人运用印模法与沉积学方法相结合，较精确地恢复并划分了长7段的古地貌单元[2]。本研究充分考虑并借鉴湖盆古地貌形态和沉积环境，选取5口钻井（M53、L254、B522、Z40 和W336）长7 段页岩作为研究对象（图1）。其中M53井位于镇原地区，沉积环境为浅湖相，靠近盆地西南部较陡窄的坡折带，属于湖盆古缓坡次级古地貌单元，共采样18 块；W336 井位于吴起地区，沉积环境为半深湖相，紧邻盆地东北部的缓坡带，共采样54 块。L254 井、B522 井和Z40井均属于深湖相沉积，主要分布于湖盆古坳陷的中部位置，分别采样49 块、30 块和53 块。总体来看，5口采样井覆盖湖盆长、短轴方向不同沉积相带和古地貌单元，共采样页岩样品205块。

2 长7段岩石学与地球化学特征

2.1 岩石学特征

长7段页岩层系主要为深灰—灰黑色页岩、灰黑色—浅灰色泥岩、灰黑色—灰绿色粉砂质泥岩、少量浅灰色细砂岩夹层和频繁互层的凝灰岩夹层。其中，页岩水平层理发育，见大量纺锤状、顺层分布的胶磷矿结核（图2a），偶见保存较完整的鱼类化石（图2b）、方解石脉（图2c）和黄铁矿层。其中，方解石脉厚度一般为0.5～1 cm，呈纤柱状集合体形态，普遍被有机质浸染而较污浊；层状黄铁矿较少见，而带状和透镜状黄铁矿（图2d）较常见，肉眼不可见明显的黄铁矿晶型，它们主要形成于后期成岩环境，可能指示了局部地区的湖底热水活动。炭化植物碎片（图2e）和虫孔构造主要发育在泥岩和粉砂质泥岩中。长7段条带状凝灰岩层非常发育（图2f），指示了较频繁的火山活动；震积岩的软变形构造特征是记录古地震活动的载体，长7段的“液化砂岩脉体”（图2g）、“砂球构造”均记录古地震作用。长7段页岩不仅有机质含量高，纹层结构极其发育，主要表现为不等厚且横向分布不稳定的浅褐色黏土纹层（单偏光下）、透明硅质纹层（单偏光下）及黑色富有机质泥质纹层相互间频繁互层，层间可以观察到鱼骨碎片（图2h）、瓣鳃类化石（图2i）、磷酸盐化后的球形化石（图2j）、金藻休眠孢囊化石（图2k）以及草莓状黄铁矿（图2l）等。长7 段丰富的、不同营养级的化石，指示较为复杂的营养结构和生态系统[11-14]。

图2 鄂尔多斯盆地延长组 7 段页岩岩石学特征（a）胶磷矿结核及沿其内缘生长的自生晶粒重晶石，Z40 井，长73亚段，1 473.5 m，单偏光；（b）方鳞片结构保存完整的三叠鳕鱼化石，W336 井，长71亚段，1 957.0 m；（c）方解石脉体，W336井，长73亚段，2 063.0 m；（d）脉状黄铁矿，B522井，长73亚段，1 950.7 m；（e）碳化植物碎屑和垂直虫孔构造，M53井，长72亚段，2 780.4 m；（f）凝灰岩薄夹层，W336井，长73亚段，2 063.3 m，单偏光；（g）小型液化砂岩脉，Z40井，长73亚段，1 447.0 m，单偏光；（h）由鱼骨碎屑组成的透镜体，W336井，长71亚段，1 957.0 m，单偏光；（i）瓣鳃类化石聚集体，B522井，长73亚段，1 961.0 m，背散射电子；（j）富有机质纹层中的磷酸盐化藻类体囊果化石，Z40井，长73亚段，1 468.9 m，单偏光；（k）富有机质纹层中的金藻休眠孢囊化石，L254井，长72亚段，2 541.0 m，二次电子；（l）丰富的草莓状黄铁矿顺有机质纹层发育，Z40井，长73亚段，1 457.0 m，背散射电子[16]Fig.2 Macropetrological characteristics of shale in the Chang 7 member of the Yanchang Formation,Ordos Basin

2.2 总有机碳和总硫特征

长7 段总有机碳（Total Organic Carbon,TOC）和总硫（Total Sulfur,TS）含量变化范围较大，分别为0.30%～32.25%（平均值为7.30%）和0.01%～18.84%（平均值为3.79%）。比较湖盆不同沉积环境TOC 和TS 含量变化发现：从湖盆边部（M53 井）向缓坡带（W336 井）、湖盆坳陷区（L254 井）和湖底古脊/古沟道（Z40井、B522井）过渡，水体逐渐加深。伴随水体深度加大（从M53井到B522井），TOC和TS均呈现增大趋势（图3a，b）。其中位于湖盆边缘古缓坡地带M53 井，TOC 和TS 含量最低，平均值仅为2.72%和0.22%；而位于湖盆中部古坳陷地带B522 井，TOC 和TS 含量最高，平均值分别高达7.30%和3.79%。长7段TOC 含量（平均值为7.30%）是现代淡水环境中TOC含量（平均值为3.79%）的2倍，TS含量更是高达近26倍。

图3 鄂尔多斯盆地延长组 7 段各亚段总有机碳含量（TOC）与总硫含量（TS）特征W336长73小层数据引自文献[6]，M53、L254、Z40的TOC数据引自文献[18]；（a）不同水体环境与长7段页岩中TOC含量差异；（b）不同水体环境与长7段TS含量差异；（c）鄂尔多斯盆地延长组7段TOC、TS含量关系图（硫化海洋、海洋环境、淡水环境数据引自文献[19]）Fig.3 Characteristics of total organic carbon (TOC) and total sulfur (TS) contents in each segment of the Chang 7 member,Yanchang Formation,Ordos Basin

长7 段样品的TOC 和TS 含量具有较好的相关性，表现为样品TOC 越高，TS 也随之增大（图3c）。前人基于现代沉积物环境研究[17,19-20]，将TOC和TS含量协变关系图划分为四个沉积区域，分别是硫化静海沉积环境、正常海洋沉积环境、海水—淡水过渡沉积环境和淡水沉积环境。长71及长72亚段主要集中在区域I 范围内，样品有机质含量整体小于6%，数据点主要集中分布在淡水沉积环境，少量样品分布在海水—淡水过渡沉积环境；长73亚段在区域I及区域II均有大量分布，其中，区域II有机质含量整体大于6%，属于异常高有机质样品。区域II数据点集中分布在正常海水环境及硫化静海环境范围，表明长73亚段异常高有机质富集段发生了一定程度咸化。

2.3 元素地球化学特征

受物源、沉积环境及物理化学条件影响，沉积物的元素地球化学特征存在显著差异。采用AxiosmAX 顺序式波长色散型X 射线荧光光谱仪和ELEMENT XR 等离子体质谱仪对延长组长7 段的217块页岩样品进行了主量元素和微量元素的测试。

2.3.1 主量元素

页岩富含Si、Al 元素。海相页岩（如牛蹄塘、龙马溪、Barnett页岩[21]）硅质来源包括生物成因（如放射虫骨骼）、次生成因（黏土成岩转化）及陆源碎屑输入。长7 段页岩，除陆源碎屑及生物成因硅源外，火山喷发及热液活动也可形成无机化学成因硅。该类硅形成条件要求较为苛刻，要求湖底水体SiO2浓度达到160×10-6，长7 段古湖盆盆底具备无机硅形成的条件。张文正等[22]研究表明，长7段纹层状凝灰岩在湖盆东南部铜川市何家坊露头及湖盆南部的正8、正5 井中纹层状凝灰岩极为发育，向北则逐渐降低，推测主火山口位于湖盆南部与秦岭造山带相邻的位置。李森等[23]发现铜川瑶页1 井长7 段有机质丰度与黄铁矿含量具有强正相关性，预示古水体可能有较高的硫酸盐浓度，推测或与火山喷发、热液活动等有关。尤继元[24]在长7 段页岩中发现了热液通道及烟囱残片，来自幔源及深部地壳的喷积岩单矿物具有高U、Pb、As、Sr、Mo 值及Ti、Ta 负异常的原位地球化学属性，表明深湖区湖底热液活动参与了富有机质页岩的形成过程。贺聪等[25]发现在长7 段超细粒沉积中发育薄层凝灰岩与自生钠长石充填、白铁矿—黄铁矿—硬石膏的共生组合，这些都是湖底热液活动相关的沉积记录。整体来看，长7 段厚层凝灰岩均位于南部深湖区，这些区域火山及热液活动强烈。上述报道支撑湖底存在喷发火山物质，这些物质易被水解，发生蒙脱石化，进而释放大量Si 元素。长7各亚段MgO、CaO及P2O5三个主量元素氧化物的百分含量具有较大差异（图4a）；其中，MgO、CaO 相对百分含量的差异与长7 各亚段碳酸盐或膏岩矿物含量不同有关，P2O5的差异与正磷酸盐形态的富磷矿物含量相关。长73相比其他亚段具有更高的P2O5含量，代表其含有更多的磷灰质组分或富含营养物质。Khanet al.[26]的研究表明，页岩中P2O5易于在原生孔隙、次生溶孔、脉体中发生交代、淋滤及风化，造成P2O5含量与其他主量元素氧化物含量之间均无相关性。但是，P2O5含量与有机质富集具有一定关联，例如，Woodford页岩中磷酸盐浓度通常较低，但在该套页岩上部，TOC高值段的磷酸盐含量陡然上升，磷酸盐组分含量与Mo或U无关，其受P2O5含量控制。

图4 鄂尔多斯盆地延长组7 段各亚段页岩主量元素氧化物（a）及微量元素（b）含量对比Fig.4 Comparison of major element oxide (a) and trace element (b) contents in shale from the Chang 7 member of the Yanchang Formation,Ordos Basin

2.3.2 微量元素

微量元素的分馏特征、丰度及其变化记录了重要的水体环境信息。长7段页岩中V、Cu、U、Mo等微量元素含量较高，而Ni、Sr、Th 等微量元素含量则较低（图4b），与前人结果一致[27]。陆源碎屑组分会对沉积物中自生组分产生影响，进而影响对沉积环境的判识。统一选取Al 元素来扣除陆源影响，同时以澳大利亚后太古宙平均页岩（PAAS）作为参照对象：XEF=（X/Al）sample/（X/Al）PAAS，式中（X/Al）sample代表测试元素比值，（X/Al）PAAS代表澳大利亚后太古宙平均页岩中相同元素的比值[28-29]。在富集系数研究中，当XEF＜1时表示亏损，XEF＞3为富集，XEF＞10则属于中度到强烈的富集。对比不同微量元素富集系数发现，Mo 与U 元素强烈富集，其次为Cu 及V。较高的V、Cu、Mo代表长7 段页岩高的初级生产力，湖泊中营养物质丰富；对氧化—还原敏感的V、U元素及参与硫化物形成的Mo元素的富集都指示长7段页岩形成于相对贫氧的环境；此外，Co、Cr、Ni 元素富集系数均小于1。Ni 通常由硫化物控制，主要富集于黄铁矿。进而，Ni的富集被归纳为三类模式：生物过程、有机质再活化、热液活动。有机质再活化通常表现为Ni的含量在有机质中呈现出垂直层理面上的梯度渐变特征，因此，Ni元素的富集与TOC含量相关。长7页岩中Ni的相对亏损代表一种相对贫硫的环境。Co、Cr 元素的相对亏损特征与北美Woodford 页岩类似，中值含量与平均值接近，均低于1[30]。Co、Cr 元素通常都对水体的氧化还原敏感，Cr的富集与碎屑组分含量相关，而Co元素向沉积物中的富集则与有机质沉积过程相关。对比长7 不同亚段页岩中的微量元素发现（图4b），长73亚段的Mo、U、Cu元素的标准化数值均要高于长72亚段和长71亚段，长73亚段具有更高的初级生产力。

2.3.3 稀土元素

稀土元素在风化和成岩过程中化学性质稳定，是古环境及物源评价的重要指标。通过比较阴山岩浆岩、秦岭岩浆岩、盆地西南部基底和南部基底稀土元素配分区间发现，长7段页岩沉积期可能受到北部阴山和盆地南部秦岭—大别山物源的共同影响。LREE/HREE 平均值为8.90，(La/Yb)N均值为10.05，整体上高于平均球粒陨石，表现出轻稀土相对富集、重稀土相对亏损的趋势，与前人研究结果一致[31]。长7段整体呈“右倾型”（图5），其中La-Eu 段明显右倾，Gd-Lu段元素较为平坦，说明轻稀土元素之间分馏程度高，而重稀土元素间分馏程度较低。此外，长7 段页岩普遍Eu负异常。Eu的富集采用δEu指标表示：δEu=EuN/（SmN×GdN）1/2，其中，N表示球粒陨石标准化；当δEu值高于1.05指示正异常，而低于0.95代表负异常。来自深部岩浆活动发生物质置换的组分常表现为负异常，且Eu负异常还与硫化物的存在有一定关联；而陆源物质所形成的表层沉积物及变质岩中则通常表现为正异常。黄上华[31]的研究表明，盐池地区长71到长73亚段页岩δEu 平均值从0.75 逐渐降低到0.63；对比本研究，长71到长73亚段δEu平均值从0.70逐渐降低到0.64，很显然，长73亚段Eu负异常最为显著，这与其母岩中含有大量火山物质相关。比较长7不同亚段发现，配分模式中轻稀土部分重合，而重稀土部分具有明显区别（图5）。此外，长73亚段相较于长72和长71亚段重稀土微富集。重稀土元素往往与沉积物中磷酸盐矿物和锆石密切相关。长73亚段重稀土特征与其P2O5含量较高相一致，同时该现象与长73亚段页岩中有机质对重稀土元素吸附有关。

图5 鄂尔多斯盆地延长组7 段各亚段页岩稀土元素配分模式图[30-31]Fig.5 Distribution mode of rare earth elements in each segment of the Chang 7 member from the Yanchang Formation,Ordos Basin[30-31]

3 富有机质页岩沉积构造背景判识

构造背景与母岩类型、风化与古气候条件、陆源碎屑输入情况以及盆内水体的物理、化学（如盐度）及生物条件等因素综合控制了沉积环境差异，进而可对页岩有机质富集和油气成藏起到重要影响。

3.1 构造背景与母岩类型

中—晚三叠世，鄂尔多斯盆地经历了板块碰撞、地壳缩短及伸展过程，沉积中心有向南逐渐迁移的趋势。盆地内中—晚三叠世物源由再循环造山带物质逐渐转变为再循环造山带和弧岩浆物质的混合物[32]。Xuet al.[33]的研究表明，早三叠世在鄂尔多斯盆地东南部沉积了大量秦岭造山带碎屑物质，物源在三叠纪由秦岭造山带向华北克拉通北部转移。重建的古地理结果显示，长7 段时期，秦岭造山带西部和西南部均为接受沉积的低洼区[33]。大量研究均显示，长7 段存在多物源，包括北部阴山古陆和西北缘阿拉善古陆、南部的祁连—秦岭古陆及西南的陇西古陆。此外，罗顺社等[34]根据长7 段古水流波痕、干涉波痕、古水流方向特征认为其还存在东部物源。王若谷等[35]研究发现长7 段母岩以上地壳长英质岩石为主，并含有较高长石含量的中—基性岩浆岩如安山岩、碱性玄武岩，且母岩中太古代古老地层物质的比重极大。

通过K2O/Na2O-SiO2交会图版可以判断三种主要构造类型：从岛弧环境向活动大陆边缘以及被动大陆边缘过渡时，SiO2含量明显增加（图6a）。La、Th、Zr、Co、Sc、REEs 等低活性元素也保留了较好的物源区母岩地质信息不易在沉积成岩过程中发生迁移。因而，微量元素La-Th-Sc 三端元图解也常被用来区分大洋岛弧构造背景、大陆岛弧构造背景、活动大陆边缘构造背景和被动大陆边缘构造背景。根据长7段页岩主量元素氧化物的物源区构造属性投点可以发现（图6b），绝大多数样品均落在了岛弧区域，部分样品投点在活动大陆边缘区域，而少量样品处于被动大陆边缘区域。

图6 长7 段各亚段主量元素（a）及微量元素（b）构造属性判别图（图版引自文献[36]）Fig.6 Identification of construction attributes of each segment of the Chang 7 member based on major (a) and trace element (b) (plate cited from reference [36])

Th/Sc-Zr/Sc被用以判断沉积物化学成分变化、物理分选和再旋回作用，通过投点可以看出（图7a），长7段页岩只有极少量样品落入再循环沉积阶段区域，说明绝大部分样品并未经历沉积分选与再循环，且样品成分投点主要与PAAS和UCC样品较为重合，这些样品更靠近安山岩—长英质岩石演化线中长英质岩石端，说明长7段页岩主要受到长英质母岩的成分控制。La/Th-Hf也常被用于判断物源母岩类型，从投点结果来看（图7b），长7段（长71—长73亚段）页岩以长英质与基性岩混合的物源为主，个别长73亚段样品反映为安山岩岛弧物源。综合微量元素和稀土元素证据表明，长7段页岩的母岩主要表现为长英质物源，并有少量安山岩、花岗岩和碱性玄武岩。中—晚三叠纪是华北板块和扬子板块的重要拼合时期，地壳加厚的同时，长8—长7沉积期盆地西南部构造环境活跃。伴随着秦岭造山带的形成以及勉略洋向南秦岭板块的下俯冲岛弧火山形成，西秦岭以楔状形式插入祁连地块。该时期，北秦岭—祁连地区的隆升，为盆地提供了大量碎屑物。因而，东北物源及西南物源对长7 段沉积影响最大。王若谷等[35]研究表明，盆地东北部长7 段砂体骨架碎屑主要组分为长石，其次为（单晶）石英，单晶石英有明显的波状消光和硅质加大边，中基性岩屑及云母含量高且基本不含沉积岩岩屑，表明该物源主要为富长石和云母的高级变质岩或岩浆岩；重矿物则表现为锆石与高石榴子石组合，含少量白钛矿，表明母岩类型主要为花岗岩与变质岩组合的杂岩体。对于西南部长7 段砂体，石英含量增高，包含破碎石英、沉积旋回石英及源自花岗岩的多晶石英，此外，长石含量有所降低，沉积岩岩屑相对增高，白云岩岩屑在岩屑总量中的占比超过30%，且含有大量浅变质岩岩屑、石英岩岩屑（两者占比约20%）及喷发岩岩屑（约15%）。该特征表明西南部物源的母岩为碳酸盐岩、浅变质岩岩系及火山岩物质的组合。整体上，长7段页岩母源物质主要由岩浆岛弧物质输送（图6b，c），这与二叠纪—早三叠纪被动大陆边缘向活动大陆边缘转化的构造背景有着显著区别。

图7 鄂尔多斯盆地延长组7 段各亚段页岩源岩属性判别（a）Zr/Sc与Th/Sc之间的关系，图版引自文献[37]；（b）Hf与La/Th之间的关系，图版引自文献[38]Fig.7 Identification of shale source rock properties in each segment of the Chang 7 member of the Yanchang Formation,Ordos Basin(a) relationship between Zr/Sc and Th/Sc,plate cited from reference [37];(b) relationship between Hf and La/T,plate cited from reference [38]

3.2 古气候条件

3.2.1 古气候指标

基于孢粉学原理，对41 块页岩样品进行了化石孢粉与岩石分离。结果显示，在33 件样品中均发现孢粉化石，尤其是真蕨纲紫萁科（紫萁孢Osmundacidites，托第蕨孢Todisporites）和石松纲肋木科（离层单缝孢Aratrisporites），这几类孢子通常广泛分布于亚热带、暖温带、北温带潮湿地区；并且，还观察到很多反映湿生和中湿生环境的桫椤科孢子（桫椤孢Cyathidites）。相较于蕨类植物，裸子植物通常生长于北半球温带、寒带地区以及亚热带的高山地区；此外，本次孢粉化石的观察并没有大量发现干旱环境的掌鳞杉科孢粉化石，但观察到松科植物（单/双束松粉Abietineae/Pinuspollenites）孢子化石，这类植物主要分布在北半球中高纬度带，但其在长7段数量相对较少，仅占苔藓、蕨类植物孢子以及裸子植物花粉的1.3%。

化学蚀变指数（Chemical Index of Alteration，CIA）被广泛用于古气候特征的恢复。温暖且湿润的气候条件下，风化较强，K、Na、Ca元素相对于Al元素过量散失，CIA 值较高，反之寒冷且干旱的气候条件下，CIA 值较低。大量统计表明，CIA 在微弱化学风化作用（50～60）、中等风化作用（60～80）和强风化作用下（80～100）的数值明显不同，还有研究指出上述气候变化所对应的CIA 指数的阈值范围分别为 50～65、65～85、85～100。相对较高CIA 值代表了较强的化学风化程度，而相对较低的CIA 值则代表了偏弱的化学风化作用。

为了避免成岩演化阶段中钾交代作用带入的钾元素干扰CIA 计算，CIAcorr被提出来对所有测试样品的CIA值进行矫正。长7段页岩样品矫正后的CIAcorr介于64.69～98.72，平均值为78.00，整体上，CIAcorr值指示中等—强风化作用，反映了源区气候特征为暖湿型—湿热型气候条件。利用A-CN-K（Al2O3-CaO*+Na2O-K2O）三端元图解比较长7 不同亚段样品可以发现（图8），不同亚段页岩样品的投点均较为集中，反映了相对稳定的风化作用，样品整体表现为中等化学风化强度。可见，长7 段沉积时期，鄂尔多斯盆地气候整体呈现出润湿、多雨气候。

图8 长7 段各亚段A-CN-K 三端元图（图版引自文献[39]）Fig.8 A-CN-K three-terminal tuple diagram for each segment of the Chang 7 member (plate cited reference [39])

除了CIA 指标，气候指数“Cvalue或C”也可以半定量的指示沉积环境气候条件，且该指标对环境湿度变化更敏感，计算公式为：Cvalue=∑（Fe+Mn+Cr+Ni+V+Co）/∑（Ca+Mg+K+Na+Sr+Ba），它主要依靠潮湿气候型元素（Fe、Mn、Cr、V、Ni 和Co）和干旱气候型元素（Ca、Mg、K、Na、Sr 和Ba）的迁移及分配特征进行识别。Cvalue在判别气候条件的阈值标准为：0～0.2 为干旱，0.2～0.4 为半干旱，0.4～0.6 为半干旱—半湿润，0.6～0.8 为半湿润，＞0.8 则为湿润[39]，一般数值越小指示着越干燥的气候，数值越大则说明气候越潮湿。样品整体Cvalue值介于0.14～3.87，平均值为1.02，凝灰岩附近页岩的Cvalue值相对较低，表现为干旱及半干旱气候条件，代表火山作用可能导致相对干旱的气候。

3.2.2 古气候变化

根据长7段页岩CIAcorr和Cvalue值变化规律（图9），整体上气候处于相对稳定的状态。CIAcorr所反映的风化强度和Cvalue所反映的气候润湿性具有较一致的变化趋势。从湖盆不同位置来看，各井CIAcorr的变化并不大，介于75.86～80.83，代表中等化学风化暖湿型气候，而5 口井的平均Cvalue介于0.59～1.34，反映半干旱—湿润气候条件。长73亚段，位于湖盆边部M53井CIAcorr和Cvalue值变化均较平稳，无显著突变；而位于湖盆陡坡带L254井、陡坡中心Z40井、湖盆缓坡带W336 井的CIAcorr和Cvalue值波动较明显，并在长73亚段的底部或中部存在明显突变值。长73亚段沉积期整体上CIAcorr介于64.69～98.72，平均值为78.42，Cvalue介于0.15～3.87，平均值为1.06，代表为气温整体较高且潮湿及干旱相伴的复杂气候。长72亚段各井段的CIAcorr和Cvalue的均值及其分布范围均有所减小，整体分别介于68.46～81.97 和0.34～2.70，平均值分别为75.74 和0.84，说明长72亚段时期的温度和湿度相比长71亚段有所降低。而长71亚段仅L254 井、Z40 井和W336 井有部分或完整岩心记录，CIAcorr介于72.71～89.98，平均值为79.13，Cvalue介于0.55～2.85，平均值为1.06，因此，较高的Cvalue值表明该时期温度和湿度相比长72亚段又有一定程度回升。

图9 鄂尔多斯盆地延长组7 段页岩气候演化特征（W336 井长73 亚段数据引自文献[6]）Fig.9 Climate evolution of the Chang 7 member shale from the Yanchang Formation,Ordos Basin (data of Chang 73 sub-member in well W336 was quoted from reference [6])

3.3 陆源碎屑

3.3.1 陆源碎屑通量判别指标

沉积物中Al 和Ti 元素分别以铝硅酸盐（黏土矿物、长石等）和重矿物形式存在，它们不易受后期成岩作用和风化作用的影响，因此Al、Ti以及Ti/Al通常被用来指示陆源物质的输入。长7段页岩中，Al和Ti呈较好的正相关关系（图10a）。对比发现，位于湖盆边部M53 井、湖盆陡坡带L254 井以及湖盆缓坡带W336井的Al和Ti平均含量处于较高水平；而位于湖盆中心的B522 井和Z40 井中Al、Ti 平均含量要明显低于湖盆边部和斜坡带。

图10 鄂尔多斯盆地延长组7 段各亚段页岩Ti、ICV 与Al 协变关系图（部分数据来自文献[6]）Fig.10 Covariant relationship between Ti,ICV,and Al of shale in each segments of the Chang 7 member of the Yanchang Formation,Ordos Basin (partial data was from reference [6])

3.3.2 成分变异指数

成分变异指数（Index of Compositional Varia bility，ICV）利用8 种主量元素氧化物百分含量来对岩石成分的分异程度进行表征：ICV=（Fe2O3+K2O*+Na2O+CaO*+MgO+MnO+TiO2）/Al2O3。该式中，K2O*和CaO*分别代表校正后的K2O 值以及硅酸盐中的CaO 值。成分变异指数ICV 通常被用来衡量沉积物之间的再循环[40]，其与化学蚀变指数CIA一同用来判别岩石成分成熟度以及风化程度。一般，ICV＞1表明黏土矿物少量，指示了构造活动引发的首次沉积；而ICV＜1则说明黏土矿物大量赋存于沉积物，往往指示了再沉积作用[40]。ICV＞1 的页岩通常发育在相对活跃的构造运动背景下，属于初次旋回沉积，沉积物受到的后生作用影响较小；而ICV＜1 的页岩通常指示沉积物经历了再循环沉积过程，其构造背景属于相对稳定的克拉通环境。长7 段页岩的成分变异指数ICV 介于0.30～2.43，平均值为1.09，ICV 数据的主要介于0.7～1.5，以1为临界值波动。

陆源碎屑输入指标Al含量与成分变异指数ICV之间具有负相关关系（图10b）。盆地处于稳定克拉通背景，绝大多数ICV数据值都低于1（图10b），这些数据具有高Al元素含量，指示高陆源碎屑输入量[41]；此外表明，一直持续进行的陆源碎屑输入过程主要发生于相对稳定或低活跃构造背景。该类情况下，高的陆源碎屑输入量受气候影响显著，根据前人研究[40-41]，温暖潮湿的气候下，风化作用强度大，从而导致高陆源碎屑输入量。此外，部分具有较高ICV 值的数据点具有低Al 元素含量，这种情况则代表低陆源碎屑输入量。所研究5 口井中，除了东北部的W336井外，其余井ICV值均与CIA值为正相关关系，构造活跃期气温持续上升（高温）；而W336井ICV与CIA值则具有一定负相关性。

3.3.3 陆源碎屑输送变化

通过分析可以还原出，在长7 段构造活动活跃期，强烈的构造活动及火山喷发会释放大量气溶胶及二氧化碳，二氧化碳是温室气体，因此会导致气温升高（CIA值升高）。此时，盆地处于炎热干旱的气候条件下，陆源碎屑输入量大幅减少，加上火山灰带来的丰富营养元素，间接促进了浅层生物的勃发，并在局部长7 段页岩中形成大量碳酸盐结核。值得注意的是，长7 段碳酸盐仅以结核的形式存在，碳酸盐岩与陆源碎屑之间是相斥的，大量发育的碳酸盐结核表明长73亚段异常高有机质形成时期陆源碎屑输入水平较低。很显然，强构造活动及火山喷发是诱发这一现象的重要“导火索”。中三叠统末期（长7 期）全球具有高的陆源碎屑输入通量背景，对陆相异常高有机质富集不利。此时，盆地南部秦岭造山带构造活动及火山喷发引起深部物质与圈层物质循环及深部碳向地表输送，可能对形成炎热干旱气候有一定影响，有效降低了陆源碎屑输入量并促进浮游生物繁盛，提高了初级生产力。

根据长7段页岩Al、Ti百分含量变化规律可以看出（图11），长73亚段Al和Ti分别介于3.82%～10.84%和0.06%～0.67%，平均值分别为7.73%和0.38%，较长72亚段和长71亚段明显偏低，这与长73沉积期“面广水深”的环境特征相吻合。该时期为湖盆发育鼎盛时期，湖盆水体展布面积大，水深显著，周缘三角洲砂体并不发育，陆源输入量处于相对低的水平（低于长72及长71亚段）。长72及长71亚段沉积期湖盆深湖—半深湖面积逐步减小，丰富的陆源碎屑伴随西南缘辫状河三角洲砂体和东北缘曲流河三角洲砂体的发育推覆入湖。因此，长72及长71亚段陆源碎屑输入量指标Al和Ti的平均含量整体发生明显增加。

图11 鄂尔多斯盆地延长组7 段页岩陆源碎屑输入演化特征图（Z40、W336 长73 小层数据引自文献[6]）Fig.11 Evolution of terrigenous detrital input of the Chang 7 member shale from the Yanchang Formation,Ordos Basin (data of Chang 73 sub-member in wells Z40 an W336 was quoted from reference [6])

3.4 古盐度特征

古盐度也是古环境评价中的重要内容，其是地质历史时期海陆变迁及有机质富集的客观反映及重要影响因素。

3.4.1 古盐度判别指标

Sr 微量元素在水体中有较强的迁移能力，其丰度及Sr/Ba 比值与古盐度变化密切相关[41]。Sr 和Ba在淡水体系中性质相似，以可溶性重碳酸盐形式存在，但随着水体矿化度的升高，Sr元素的迁移能力及硫酸盐化合物的溶度积要高于Ba，即Ba优先以硫酸钡形式沉淀析出，而硫酸锶则会等到水体盐度持续升高才会沉淀析出[25-26]。通过Sr/Ba 比值反映水体盐度有多种阈值划分方案[42-43]。考虑到沉积物中Sr、Ba元素的易迁移性以及碳酸盐矿物对Sr元素在沉积物中的影响，还应综合多指标进行古盐度条件判别，如根据黏土矿物类型在不同盐度条件下对碱金属离子（K、Rb、Li、Cs 等）的差异吸附性，前人提出泥页岩沉积物中的Rb/K2O 值可以对水介质的古盐度进行指示[42]。淡水沉积环境中Rb/K2O＜4，Rb/K2O 介于4～6时反映微咸水沉积环境，Rb/K2O＞6 时则表明水体盐度环境偏向咸水。

3.4.2 古盐度特征分析

前人对长7段湖盆古盐度进行了大量研究表明，长7段页岩的Sr/Ba值绝大多数低于0.5，但也有部分样品Sr/Ba 值可以达到0.76，而元素B（硼）含量也较低（11.1×10-6～91.9×10-6）[42-48]，指示该时期为淡水—微咸湖。张才利等[49]利用元素组合法恢复了长7 段最大古水深为50～120 m，并结合Sr/Ba、Th/U 比值的变化，认为长7 期发育陆相淡水湖盆，且从长73到长71亚段沉积过程中湖盆盐度逐渐降低。杨亚南等[50]发现长7段烃源岩具有低伽马蜡烷指数特征，表现为淡水湖盆；而董丽红等[51]基于生物标志物研究认为长7期古水体具有微咸水—淡水性质。古生物学也是判断古水体盐度的重要方法。前人研究发现，长7段沉积期，湖盆中生活了类型丰富的鱼类，包括软骨鱼类中的杨氏方鲛（Hybodus youngi）、裂齿目的裂齿鱼（Perleidus），以及三叠鳕鱼（Txiassodus yanchangensis）等淡水鱼。本文研究中，也在W336井长71亚段发现了保存较完整的鱼化石，虽然该化石头部部分缺失，但从纺锤状的体态、鳞片、鳍条分叉以及尾柄等特征可以判断其为三叠鳕鱼化石（Txiassodus yanchangensis）（图2b）。W336井处于缓坡带，长71亚段连续分布的黑色页岩较好地记录了沉积期水体特征信息，该时期湖盆水体分布范围长7段沉积早期水体变浅，但仍为淡水环境（样品A41～A54 的Sr/Ba、Rb/K2O 均值分别为0.45和2.61）。整体来看，有关长7 期古水体盐度的研究主要集中在古湖盆的南部及东南部区域，形成了两种观点，一种认为长7 期发育淡水湖盆，另外一种则认为长7期发育微咸水—淡水湖盆，目前针对长7段各亚段的古盐度研究还很少。

3.4.3 古盐度纵向变化规律

比较长7 各亚段可以发现（图12）：长73亚段Sr/Ba 和Rb/K2O 分别介于0.08～0.99 和0.67～7.17，平均值分别为0.42 和3.75，整体呈现为淡水环境，局部表现为微咸水性质。但在L254 井和W336 井长73亚段底部Sr/Ba的突然升高，指示盐度水平显著增大。其中，L254 井长73亚段底部（样品B04～B13）Sr/Ba 值介于0.37～0.99，平均值高达0.71，W336 井长73亚段底部的Sr/Ba 值介于0.56～0.94，平均值高达0.76。岩心观察显示，在L254 井和W336 井长73亚段底部（2 583.00～2 583.50 m和2 062.00～2 062.04 m）古盐度突变段发育多层凝灰岩薄夹层，对应了多期火山活动。长72亚段各井段的Sr/Ba 和Rb/K2O 变化均较平稳，并没有出现盐度突变的层段，整体Sr/Ba 和Rb/K2O 分别介于0.18～0.68 和0.80～6.18，平均值分别为0.36和3.30，反映了盐度较稳定的淡水沉积环境。长71亚段Z40 井Sr/Ba 和Rb/K2O 平均值0.31 和0.67，其分布范围和变化趋势与长72亚段具有良好的继承性，同样指示了较稳定的淡水沉积环境。因此，从长73到长71亚段，湖盆古盐度具有逐渐减小的趋势。但W336 井长71亚段Sr/Ba 和Rb/K2O 值有所增大，Sr/Ba和Rb/K2O 平均值达0.45 和2.62，虽然整体上依然为淡水环境，但相较于长72亚段水体盐度有所上升。

图12 鄂尔多斯盆地延长组7 段页岩古盐度演化特征（Z40、W336 井长73 小层数据来源于文献[6]）Fig.12 Paleosalinity evolution of the Chang 7 member shale from the Yanchang Formation,Ordos Basin

3.5 火山活动（喷发）事件对沉积环境的影响

通过长7段页岩精细取样研究发现：凝灰岩层之下的页岩平均有机质含量不足6%，而凝灰岩层之上的页岩有机质含量可升高到12%；还有研究指出火山活动使得湖盆中由藻类、细菌等多种成烃生物向以藻类单一成烃生物为主的转变，提高了古生产力[15,52]。

在W336井长7段中选取一段长4 cm岩心样品，通过金刚线切割工艺完成了8 次毫米级取样。该段岩性整体表现为富有机质页岩夹单层晶屑蚀变凝灰岩纹层。在凝灰岩沉积前，黑色页岩纹层发育，包含了富有机质纹层、断续条带状黏土纹层以及微晶硅质纹层，并可见少量球状磷酸盐微体化石（图13，岩性剖面Ⅳ）。伴随着火山活动的发生，凝灰岩与黑色页岩为突变接触，还可观察到蚀变凝灰岩层中少量晶屑嵌入页岩层内（图13，岩性剖面Ⅲ）。在火山喷发过程中，沉积了12.0 mm 的粒序递变凝灰岩层，含晶屑蚀变凝灰岩段内由底部向上，以长石为主的晶屑和云母等碎屑逐渐减少，而泥化蚀变火山尘含量逐渐增多。火山活动末期，凝灰岩特征表现出含少量粉细砂级晶屑，并与上覆黑色页岩呈渐变过渡接触（图13，岩性剖面Ⅱ）。在火山活动结束后，页岩中纹层极其发育，并含有少量星散状分布的砂级碎屑，纹层间可以观察到大量胶磷矿结核、球状磷酸盐微体化石（图13，岩性剖面Ⅰ）。

图13 鄂尔多斯盆地长7 段中夹凝灰岩的富有机质页岩元素含量变化及岩石学特征Fig.13 Change of element content and petrological characteristics of organic-rich shale with tuff in the Chang 7 member,Ordos Basin

从古气候和陆源碎屑特征参数来看，火山活动结束后（样品P1-6～P1-8），CIAcorr和气候指数C均发生显著升高，平均值高达86.20 和0.96；陆源碎屑含量（Ti/Al）明显降低。

从沉积期湖盆水体特征参数来看，V/Cr 和MoEF可以用于评估沉积期水体氧化还原条件，火山活动后，V/Cr和MoEF均发生升高，说明沉积期水体缺氧程度加剧。这一方面，是因为高古生产力条件下，浮游生物等初级生产者数量激增，过度消耗水体溶氧量，造成水体环境向缺氧转变[52]；另一方面，火山喷发过程中所释放的酸性气体，通过大气循环形成降雨后，会在一定程度上加剧水体还原性[53]。P、Cu 和Zn 是评价初级生产力的重要指标，但Cu和Zn作为古生产力指标时，可能受到非硫酸盐还原环境的干扰，而P/Ti 可以消除沉积物中自生矿物等对P 绝对含量的稀释作用[11]。在火山活动结束后，初级生产力参数发生显著升高，P1-6 页岩样中P/Ti 为1.48，是凝灰岩中 P/Ti含量（P1-5=0.19）的7.8倍，是火山活动前页岩样品（P1-4）P/Ti 含量的2.7 倍，火山活动显著提升了湖盆初级生产力水平，且样品P1-7 和P1-8 中高P/Ti 含量也间接说明火山活动对湖盆初级生产力的影响会持续较长时间。但值得注意的是，长7 沉积期，伴随火山活动的结束（样品P1-6），页岩中有机质的含量并没有跟随P/Ti 的激增而增加，相反TOC 含量仅为6.84%，甚至稍低于火山活动之前页岩中TOC 含量（样品P1-4）。TOC含量的显著增加发生在样品P1-7和P1-8，TOC 含量大幅升高到19.78%和17.11%。这可能说明火山活动对有机质沉积富集的增益效果，在短时间尺度上略微“迟滞”于火山活动所引起的初级生产力水平“爆发式”增长。

4 有机质富集机制

富有机质页岩作为烃源岩及储层，其发育特征、自身品质、沉积模式是非常规油气系统勘探的基础[23-24]。自20 世纪20 年代以来，富有机质页岩中有机质富集机制一直备受关注。页岩有机质富集主控因素包括初级生产力、缺氧沉积环境、沉积速率。三个因素中，与上升流和/或河流营养物质输入有关的初级生产力水平是控制有机质富集的主导因素；缺氧及沉积速率则对有机质的保存有重要影响。虽然单一因素也可能引起有机质富集，但优质页岩通常是多个因素或机制耦合的结果[12,54-56]。

TOC≥6%的细粒沉积为异常高有机质沉积[12]，长7 段异常高有机质页岩的形成具有：高初级生产力（光合作用碳合成速率、火山灰营养元素补给）、周期性水体循环（早期底水稳定“贫氧”、中—晚期底水“氧化—贫氧”状态）、低沉积速率（低陆源碎屑输入水平，火山活动及碳循环驱动）（图14）。

图14 鄂尔多斯盆地长7 段不同层段有机质富集沉积模式（据文献[33，56]修改；SWI 为沉积物与水体界面）Fig.14 Deposition mode of organic matter of different segment of the Chang 7 member in the Ordos Basin (modified from references [33,56];SWI is the interface between sediment and water)

4.1 初级生产力

初级生产力主要由水体表层浮游生物类型及含量来确定，因此，浮游生物的发育受陆源营养元素输入的影响[57-58]。持续的陆源风化营养元素如P、N、Fe、Si、Cu、Zn、Cd、Ni 等的输入促进了光合作用，是高有机质富集的基础（图14）。已有报道揭示了长7期藻类体勃发，通过有机质壁微化石鉴定，识别出大量蓝藻类、绿藻类、疑源类、金藻休眠孢囊等类别化石[6]。湿热气候促进了藻类等浮游生物的光合作用，进而提升了碳合成速率，初级生产力提高。

在长7 期高陆源风化营养元素通量背景下，大量陆源营养物质磷、氮经河流搬运作用入湖，在一定程度上能够刺激初级生产力。此外，间歇性火山喷发产生大量火山灰，其中富含磷等营养元素，能迅速进入湖泊并促进藻类的大量繁育，类似“空中施肥”效应。如2022 年喷发的汤加火山[57]，其喷发后引起附近局部海域出现了大范围的叶绿素富集，代表浮游生物的繁盛（图15）。长7段高有机质富集层段发现大量生物成因的胶磷矿。这代表在沉积初期，古湖泊中磷元素的浓度是非常高的，磷提供了低等浮游生物生长繁育的营养消耗，形成磷质壳体或骨骼。磷元素不断在藻类浮游生物表面吸附、黏结磷酸盐不断参与水体循环。因而，周期性火山喷发与高初级生产力密切相关，长7 段频繁的火山喷发活动进一步提高了湖盆初级生产力。整体来看，长73亚段的初级生产力最高，随后，受沉积构造环境、陆源碎屑输入量等因素影响，长72亚段初级生产力大幅降低，而在长71亚段，初级生产力又有所上升。

图15 汤加火山喷发引起附近海域叶绿素富集[57]Fig.15 Volcanic eruptions in Tonga caused chlorophyll enrichment in nearby waters[57]

4.2 水体循环

初级生产力的碳输入会造成水体中氧消耗及硫化反应的发生，因而缺氧及硫化沉积条件通常可被用来指示异常高有机质富集。有机质富集的空间展布与水体氧化还原环境条件密切相关，海相环境更容易形成利于有机质保存的缺氧环境。水体中垂向与侧向氧供应、有机质分解及氧消耗的动态平衡决定了水体内部氧化还原环境。大量元素地球化学及黄铁矿形貌、粒径相关研究表明，长7 段异常高有机质富集形成于动荡“贫氧—氧化”及稳定“贫氧”两种条件下[6]。

长7 段早期（长73亚段）湖盆中心主要处于稳定“贫氧”环境。在该条件下，持续硫化作用造成缺氧水体的分层，氧化还原界面分布于沉积水体。界面之下的还原水体中锰和铁的氢氧化物被还原释放钼酸盐，元素Mo被释放到水体中（图14）。部分钼酸盐被还原形成硫代钼酸根并被絮状或分散黄铁矿或者有机质吸附而沉积下来。这类氧化还原敏感元素（包括Ni、Cu、Co、Zn、Cd 等）主要在缺氧环境中（图14），尤其是H2S 存在的条件下大量富集。这些亲硫元素易于形成硫化物沉淀，且它们通常作为微量营养物质进入浮游生物体，进而进入沉积物[53-54]。该条件下，高有机质富集通常形成于贫氧带水体以下的深水湖盆及斜坡带。

长7 段中—晚期（长72及长71亚段）湖泊底水处于“贫氧—氧化”条件下。在该条件下，氧化还原界面在沉积物—水体界面之下。由于孔隙水中硫化氢缺乏，有机质中Mo 元素的浓度相对偏低[5]。该类条件下的高有机质富集通常形成于贫氧带附近与湖盆接触的地带。

4.3 沉积速率

沉积速率可以控制有机质被氧化或分解的时间，进而控制有机质的富集。沉积速率影响有机质的保存，表层浮游生物及一些高等植物可以转化为大量有机质，但通常只有藻类生物总量的0.4%～6%及高等植物总量的10%～17%能够被保存下来[5]，这决定了有机质的保存是极为苛刻的。目前普遍认为，陆相湖盆页岩的沉积速率普遍偏低[58]。Liet al.[58]基于Fe、Al含量开展旋回地层学分析，结合U-Pb 测年结果认为，鄂尔多斯盆地南部沉积物的沉积速率较低，介于0.5～2.0 cm/kyr。东营凹陷油页岩的沉积速率仅为1.4 cm/kyr，而前三角洲相泥岩的沉积速率介于7.9～19.6 cm/kyr[59]。Tyson[5]研究表明，沉积速率在5 cm/kyr最利于有机质富集，当低于该沉积速率，有机质丰度通常会随沉积速率的降低而降低。对于长73亚段，在频繁的构造变动及火山喷发条件下，陆源碎屑输入量相对较低，火山喷发之后“迟滞期”引起有机质含量的爆发式增长[5]。长72及长71亚段时期，湖盆处于较高的陆源碎屑输入通量背景下，沉积速率较高，有机质的形成规模有限。因此，长7段富有机质页岩形成受高初级生产力、周期性水体循环、低沉积速率的共同影响。三个因素相互耦合，共同促成了长7段高有机质富集。值得注意的是，火山活动在触发高初级生产力、沉积速率控制等方面都起到重要作用。以火山活动为“主导”的地质事件，是中晚三叠世长7段陆相湖盆异常高有机质富集的重要原因。

5 结论

（1）鄂尔多斯盆地长7 段页岩主量元素氧化物主要为SiO2和Al2O3，平均含量分别为54.75%和15.3%。长7段页岩母源物质大部分主要是由岩浆岛弧物质输送，母岩类型主要为长英质物源，并有少量安山岩、花岗岩和碱性玄武岩母岩。

（2）化学蚀变指数及优势种属孢子植物化石分析显示：长7 段沉积期，古湖盆整体呈现出高温多雨气候。长7段经历了频繁的构造活动，成分变异指数（ICV）值在临界值1上下波动，较强的构造活动与南部秦岭造山带的挤压碰撞及火山喷发相关。在构造平静期，河流输入的磷等营养元素的通量较高，维持了有机质初级生产力；在构造活跃期，新生火山岩的风化及火山灰沉降，为湖盆提供了丰富的营养物质，进一步提升了初级生产力。

（3）在火山喷发之后的“迟滞”期，大量浮游生物繁盛且初级生产力得到不断提升；此时，凝灰岩层之上的页岩有机质含量异常高，因而有机质富集与频繁火山喷发相关。

（4）长7 段内有机质富集的控制因素包括初级生产力水平、水体循环强度及沉积速率，构建了长7段有机质富集模式。值得注意的是，火山活动能够引发一系列连锁效应，包括“迟滞”期初级生产力“爆发式”增长、水体还原性增强等。

致谢 感谢三位审稿专家提出的宝贵意见，感谢北京大学赵正福博士后在论文编写过程中提出的建议，谨致谢忱。