晚三叠世卡尼期全球干热气候发生了突变，表现为气温升高、降水增多、气候类型以湿热型为主，这一时期地层有机质富集特征明显，岩性上主要表现为向黑色泥页岩的突变。在奥地利北部阿尔卑斯（Calcareous Alps）地区，Schlager and Schöllnberger（1973）年首次观察到了这种显著的岩性变化，并引入了“Reingraben转折”这一概念。随后在1989年，Simms and Ruffell（1989）首次将此次事件命名为“Carnian Pluvial Episode”（卡尼期湿润幕事件，下文简称CPE）。该事件的发生以温度和降雨量的增加（Trotter et al.，2015；Sun et al.，2016；Dal Corso et al.，2022）、碳同位素负偏（Sun et al.，2016；Dal Corso et al.，2018，2022）、碳酸盐岩沉积停止（Hornung and Brandner，2005；Jin et al.，2020）、海洋与湖泊缺氧（Lu et al.，2021）及大陆风化加剧（Pecorari et al.，2023）等为主要特征，从而影响了沉积环境和生物多样性，促进了有机质的富集（Li et al.，2020）。前人对CPE事件影响下的古气候、古水体环境变化的研究手段主要集中于主微量元素、碳同位素、生物化石、孢粉分析等（李相博等，2023b；Lin et al.，2024；Rahman et al.，2024；李建国等，2025）。但近年来，随着生物标志化合物研究手段的定量发展，其组分及相对丰度能够直接反映生态、地理和环境演化过程的精细信息（Bray and Evans，1961；Peters et al.，2005；周锡强等，2017；张参等，2020），这些信息是传统地质地球化学研究方法难以获得的。同时，生物标志物具有来源单一、结构稳定的特点，不易受物理化学作用的再改造，能够较好地保存原始生物和环境的信息（Powell and McKirdy，1973；傅家谟等，1991；李守军，1999；周锡强等，2017），而且对特定环境和生物过程的响应十分敏感，成为定量或半定量重建高分辨率古环境变化的理想工具（傅家谟等，1991；Peters et al.，2005；张参等，2020）。此外，早期对CPE事件的相关研究主要集中在海相地层，陆相地层的研究还存在区域对比薄弱、机制不清晰等问题（Celia et al.，2011；Jin et al.，2020）。鄂尔多斯盆地作为特提斯东部华北板块典型的陆相沉积盆地，其延长组地层处于中—上三叠统，地层连续，古气候演化信息保存完整，长7₃段由砂岩转变为厚层的黑色页岩，称为“张家滩页岩”，有机质含量高，是恢复古气候和古环境最理想的资料。因此，本研究对CPE事件的陆相沉积响应研究具有重要补充意义（Fu et al.，2018；Zhang et al.，2021c）。

本文以鄂尔多斯盆地南部铜川地区ZK903钻井为例，通过生物标志化合物、主微量元素、黏土矿物、有机碳同位素等综合指标，重建研究区古气候并揭示CPE事件在鄂尔多斯地区的响应，为进一步丰富富有机质页岩形成古环境的研究资料和完善陆相湖盆中的有机质富集模式提供科学依据。

中—晚三叠世时期，鄂尔多斯盆地位于特提斯东部，是一个大型多旋回克拉通盆地。从地理上看，鄂尔多斯盆地处于华北板块的西部边缘，北起阴山，南抵秦岭造山带，西临贺兰山，东至吕梁山，覆盖面积约为3.7×10⁵ km²。从构造上看，鄂尔多斯盆地被划分为六个构造单元：伊盟隆起、西缘冲断带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠褶带和渭北隆起（Zhang et al.，2021a，2021c）。

盆地内部的地层记录了多旋回的沉积历史，其地质发展与周围造山带的构造活动密切相关。在三叠纪时期受印支运动的影响，华北板块与扬子板块碰撞拼合，鄂尔多斯盆地进入克拉通坳陷阶段，盆地整体缓慢沉降，形成大型内陆湖盆（Fu et al.，2018；Zhang et al.，2021a，2021c），导致盆地内延长组在沉积过程中，形成了一套河流—三角洲—湖相的陆源碎屑沉积体系。基于沉积旋回和岩性组合可将延长组自下而上分为10段（长10段—长1段），反映了湖盆形成、发展和消亡的全过程（Fu et al.，2018）。其中长8段—长7段正处于湖盆扩张时期，并在长7段达到湖盆鼎盛期，该段厚度为100~120 m，沉积相以半深湖—深湖相为主，可根据岩相组合进一步分为长7₁、长7₂和长7₃共3个亚段，在长7₃段时期湖泊水位达到最高，岩性由砂岩转为富有机质油页岩，称为“张家滩页岩”（Zhang et al.，2021a，2021c）。ZK903井位于鄂尔多斯盆地南缘，处于伊陕斜坡和渭北隆起过渡地带，本次研究系统选取了ZK903钻井岩心，长7段—长8段是主要目的层（图1）。

图  1  鄂尔多斯盆地区域地质图

Figure 1.  Regional geological map of the Ordos Basin

本次研究系统选取了ZK903钻井岩心，以长8段上部及长7段作为目的层，利用生物标志化合物、主微量元素、总有机碳（TOC）含量、有机碳同位素等多种地球化学指标进行研究。其中共采集95件样品进行TOC测试，86件样品进行微量元素测试，63件样品进行碳同位素分析（δ¹³C_org），34件样品进行黏土矿物测定，27件样品进行生物标志化合物（GC-MS）分析。

TOC测试在吉林省油页岩与共生能源矿产重点实验室进行，参照国标《沉积岩中总有机碳的测定》（GB/T 19145—2003）使用LECO CS-230碳硫分析仪进行测试，δ¹³C_org测试在吉林大学国土资源部东北亚矿产资源评价重点实验室进行，使用元素分析仪与同位素比质谱仪联动装置进行测试。主微量元素和黏土矿物分析参照国标（GB/T 14506.30—2010）在北京核工业地质研究所完成。

生物标志化合物分析在吉林省油页岩与共生能源矿产重点实验室采用气相色谱—质谱（GC-MS）联用仪完成，分析流程参照国家标准GB/T18606—2017进行。该实验经历了有机质抽提、分离和生物标志化合物测定等步骤。先用二氯甲烷∶甲醇（9∶1）溶液进行抽提，接着对抽提所得溶液进行旋转蒸发，加入正己烷20 mL静置12 h，之后进行离心除去极性物质。用层析法（填充硅胶和氧化铝）分离出饱和烃、芳香烃，随后利用色谱—质谱仪（GC-MS）对饱和烃和芳香烃进行分析。气相色谱质谱仪采用30 m HP-5MS弹性石英毛细管柱（内径：0.25 mm；膜厚：0.25 μm）。每个样品的温度在50 ℃下保持2 min，升温速率为4 ℃/min，在320 ℃下保持20 min。

研究区目的层长8段TOC值介于0.51%~7.91%，平均值为1.70%，δ¹³C_org值介于-27.7‰~-23‰，平均值为-25.1‰，TOC与δ¹³C_org值均较低；长7₃段TOC与δ¹³C_org值分别介于0.88%~25.45%、-30.2‰~-24.4‰，平均值为8.53%、-28.2‰，指示该段TOC值明显上升，δ¹³C_org值负偏明显；长7₁₊₂段TOC与δ¹³C_org值分别介于0.37%~18.10%、-29.6‰~-23.1‰，平均值为3.10%、-25.9‰，指示该段TOC值下降，δ¹³C_org值增大，负偏趋势减小。

ZK903井长7段主量元素主要由SiO₂、Al₂O₃、TFe₂O₃、K₂O和CaO组成，其平均值分别为55.27%、15.61%、6.44%、3.32%、2.36%。其他主量元素及其平均值分别为2.29%（MgO）、1.72%（Na₂O）、0.58%（TiO₂）、0.23%（P₂O₅）、0.08%（MnO）。

样品中微量元素变化特征为：长8段中Sr/Cu介于2.37~16.74，平均值为8.67，Sr/Rb介于0.85~4.22，平均值为2.76，而V/Cr和δU值相对较低，分别介于1.02~2.71和0.74~1.48，平均值分别为1.28、0.89；长7₃段Sr/Cu和Sr/Rb值均明显下降，分别介于0.70~16.96和0.28~5.92，平均值分别为4.52、1.56，但V/Cr和δU值均明显增大，V/Cr介于1.17~6.87，平均值为2.65，δU介于0.81~1.91，平均值为1.49；长7₁₊₂段表现为上升趋势，Sr/Cu和Sr/Rb值分别为1.40~7.54和0.79~2.52，平均值分别为4.56、1.60，V/Cr和δU值相对减小，分别介于0.99~2.63和0.74~1.84，平均值分别为1.31、1.10。Sr/Ba比值变化较小，长8段介于0.27~0.63，平均值为0.50，长7₃段介于0.22~1.07，平均值为0.45，长7₁₊₂段介于0.19~0.52，平均值为0.36。

生物标志化合物中正构烷烃的分布与有机质的来源和成熟度密切相关（Zhang et al.，2021b）。在分析饱和烃时，通过m/z 57对正构烷烃和无环类异戊二烯烃进行识别，可以观察到不同沉积阶段中正构烷烃分布模式的差异。短链正构烷烃（<nC₂₁）占比高，即轻烃/重烃（∑C21- /∑C22+）比值大，通常指示前峰型的分布特征，沉积有机质主要源自浮游藻类等低等水生生物；中链正构烷烃（nC_21~26）代表水生大型挺水植物对有机质的贡献较为显著；而长链正构烷烃（>nC₂₆）占比高，即∑C21- /∑C22+比值小，则反映出后峰型的分布特征，有机质主要来源于高等陆生植物（Peters et al.，2005；张参等，2020）。碳优势指数（CPI）和奇偶优势指数（OEP）也是表征有机质成熟度和来源的重要地球化学参数（Brayand Evans，1961）。通常而言，CPI值与OEP值越接近1，有机质成熟度越高。

在长8段（图2a），正构烷烃的主峰位于nC₂₃，其碳数小于nC₂₁、nC_21~26和大于nC₂₆的比例分别为20.3%~41.3%、42.9%~54.5%、15.8%~27.2%，平均值分别为33.4%、46.1%、20.5%。∑C21- /∑C22+介于0.69~1.63，平均值为1.20（表1）。该段中链正构烷烃占据优势，指示沉积有机主要由水生大型挺水植物贡献，而浮游藻类和高等植物的贡献相对较少。

图  2  鄂尔多斯盆地长7段—长8段饱和烃（m/z 57）正构烷烃质量色谱图

Figure 2.  n⁃alkanes mass chromatograms of saturated hydrocarbons (m/z 57) from Chang 7 member to Chang 8 member in the Ordos Basin

在长7₃段（图2b），正构烷烃的主峰转移至nC₁₇，碳数小于nC₂₁的比例显著上升，范围为36.0%~70.0%，平均值为56.1%，而nC_21~26与碳数大于nC₂₆的比例分别为23.5%~42.2%和3.1%~21.7%，平均值为33.0%和10.7%。∑C21- /∑C22+介于1.07~6.29，平均值为3.01（表1）。长7₃段短链正构烷烃占比显著增加，∑C21- /∑C22+值明显增大，反映了有机质来源以浮游藻类等低等水生生物为主。

在长7₁₊₂段（图2c），正构烷烃的主峰偏移至nC₁₉，碳数小于nC₂₁、nC_21~26与碳数大于nC₂₆的比例分别为37.9%~59.8%、33.5%~44.1%、6.2%~19.9%，平均值为46.7%、39.2%和14.1%，∑C21- /∑C22+介于1.37~3.92，平均值为2.28（表1）。短链正构烷烃和轻烃的比例减少，∑C21- /∑C22+值显著降低，反映出以浮游藻类为代表的低等水生生物输入减少。

姥鲛烷（Pr）和植烷（Ph）是沉积有机质中重要的类异戊二烯烃化合物，其丰度和比例常用于指示沉积环境的氧化还原条件（Powelland McKirdy，1973；李守军，1999）。长8段Pr/Ph值介于0.57~1.53，平均值为1.20，呈弱姥鲛烷优势，指示该阶段主要为弱氧化环境；长7₃段和长7₁₊₂段Pr/Ph值范围分别为0.45~1.15和0.55~0.86，平均值均小于1，呈弱植烷优势，指示该时期的沉积环境总体偏向于还原环境。

在研究区长7和长8段中识别出C₂₀~C₂₈三环萜烷、五环三萜烷，其中五环三萜烷的丰度显著高于三环萜烷（图3）。这一结果表明五环三萜烷在陆相湖泊环境中的化学稳定性和保存潜力更高，可能与特定的湖泊生态系统和有机质来源相关（Kolaczkowska et al.，1990）。

图  3  鄂尔多斯盆地长7段—长8段饱和烃（m/z 191及217）萜烷与甾烷质量色谱图

Figure 3.  Terpenes and steranes mass chromatograms of saturated hydrocarbons (m/z 191 and 217) from Chang 7 member to Chang 8 member in the Ordos Basin

17α(H)-22,29,30-三降藿烷（Tm）与18α(H)-22,29,30-三降藿烷比值（Ts）比值是指示有机质成熟度的指标（Peters and Moldowan，1993）。研究区CPI与OEP值在三段中变化较小（表1），而霍烷中随着成熟度增加，Tm会逐渐向Ts转化，比值越低，成熟度越高（Peters and Moldowan，1993），因此借用Tm/Ts进行成熟度判识。长8段和长7₁₊₂段样品Tm/Ts值分别为0.53~3.16、1.29~2.71，平均值为1.73和1.80；而长7₃段Tm/Ts值介于1.23~4.79，平均值为2.44，显示了长7₃段该值较高，指示较低的有机质成熟度。这种成熟度差异可能与湖泊沉积速率、湖泊水体深度和有机质输入类型的差异有关（Kolaczkowska et al.，1990；Peters and Moldowan，1993）。

甾类化合物较好地保留了生物母质原始分子骨架信息，是判断沉积有机质母源和沉积环境演化的重要依据，一般来说，C₂₇规则甾烷来源于藻类等低等水生生物，C₂₉规则甾烷指示高等植物来源（Gelpi et al.，1970；包建平等，2024；张妍等，2024）。根据m/z 217质谱图，研究区样品中甾类化合物主要包括C₂₇~C₂₉规则甾烷、重排甾烷、孕甾烷和升孕甾烷（图3）。

长8段规则甾烷分布特征为C₂₉>C₂₇>C₂₈（图3a），C₂₇/C₂₉（ααα）R平均值为0.97，指示了该段有机质来源以高等植物为主。长7₃段甾烷分布C₂₇>C₂₉>C₂₈（图3b），C₂₇/C₂₉（ααα）R平均值为1.04，指示该段有机质来源中，高等植物的贡献减少，浮游藻类等低等水生生物贡献明显增加。长7₁₊₂段甾烷分布C₂₉>C₂₈>C₂₇（图3c），C₂₇/C₂₉（ααα）R平均值为0.64，指示该段高等植物贡献再次增多。

卡尼期是晚三叠世第一个期（237~227 Ma），该时期的气候变化以降雨量增加、大洋缺氧、碳酸盐岩生产危机、黑色页岩沉积等为标志，因此CPE事件也被称为“卡尼期黑色页岩事件”（Hornung and Brandner，2005）。此外，该事件发生伴随着有机碳同位素的强烈负偏，反映了全球碳循环扰动（Hornung and Brandner，2005；Jin et al.，2020；Lu et al.，2021；李相博等，2023b；Lin et al.，2024；李建国等，2025）。几乎全球范围内都有此事件相关报道，如意大利、匈牙利（Dal Corso et al.，2015），挪威（Mueller et al.，2016），英国（Miller et al.，2017；Baranyi et al.，2019），中国（Sun et al.，2020；Li et al.，2022；Zhao et al.，2022）等。匈牙利Transdanubian山脉Met-1钻孔在卡尼期显示出沉积相的显著变化：自碳酸盐沉积之后迅速转变为泥灰岩沉积（Dal Corso et al.，2015）；在我国黔西南地区，卡尼期沉积相由碳酸盐岩突变至深灰色页岩，说明这些地区可能均受到卡尼期极端气候事件影响（Li et al.，2022；Zhao et al.，2022）。随着沉积相突变，这些地区黑色页岩层中均呈现出不同程度的碳同位素负偏。如Dal Corso et al.（2015）的研究中显示，δ¹³C_org偏移幅度达6‰。Zhao et al.（2022）对贵州瓦窑剖面有机碳同位素的分析显示，δ¹³C_org负偏幅度为3‰（图4）。虽然卡尼期湿润幕事件在不同地点、不同沉积环境中的δ¹³C_org负偏幅度不同，但均有δ¹³C_org负偏发生，这恰好证明了δ¹³C_org负偏是CPE事件的标志特征之一。

图  4  卡尼期地层对比

Figure 4.  Stratigraphic correlation of the Carnian stage

鄂尔多斯盆地延长组沉积于中—晚三叠纪时期（张辉等，2014；童金南等，2019；Sun et al.，2020；Cao et al.，2023），不少学者对于该地区进行了锆石定年研究，如张辉等（2014）通过对长7段凝灰岩同位素年代学研究，认为其年龄为234 Ma左右(234.3 Ma±2.8 Ma和234.9 Ma±2.6 Ma)；Sun et al.（2020）对铜川地区云梦剖面长7₃段中凝灰岩进行锆石定年，将年龄限定在234.1 Ma±1.2Ma，234.8 Ma±2.1Ma及236.0 Ma±1.7 Ma，认为长7段与长8段的分界线即为中—上三叠统的界限。生物地层学上，李建国等（2025）通过对ZH2钻孔孢粉组合进行分析，发现长8段为Punctatisporites⁃Verrucosisporites⁃Osmundacidites组合，指示年代为中三叠世拉丁期，而长7段为Asseretospora⁃Apiculatisporis组合，地质时代为晚三叠世卡尼期；沉积相记录显示，长8段和长7段是明显的沉积相突变面，同时也是干湿气候转变界限（童金南等，2019；Cao et al.，2023；李相博等，2023b），研究区ZK903井也呈现相同的特征（图4）。同时长7段底部的沉积特征与卡尼期湿润幕事件高度契合，特别是鄂尔多斯盆地长8段至长7段之间从砂岩到黑色页岩的沉积相突变，并伴随着明显的有机碳同位素负偏，其偏移幅度达6‰，其与贵州瓦窑剖面中CPE事件发生时的特征具有高度相似性（图4）。此外，部分学者通过对古土壤层、生物化石等进行分析，同样支持长7段厚层湖相泥岩是晚三叠世CPE事件在陆相地层的响应这一观点（Zhang et al.，2021c；李相博等，2023b）。因此，本文认为长7₃段在一定程度上与上述区域具有可对比性。

1） 古气候特征

古气候在富有机质页岩的沉积中起着重要作用，温暖潮湿的气候条件更有利于有机质的保存和积累（Yang et al.，2016）。如CPE事件发生时，在特提斯西部日耳曼盆地，气温升高，径流增多，陆地硅质碎屑输入增加，导致碳酸盐岩沉积停止，富有机质的黑色页岩逐渐沉积下来（Kozur and Bachmann，2010）。但鄂尔多斯盆地作为陆相环境，具有一定封闭性，对气候变化的敏感性更强（Hornung et al.，2007；Jin et al.，2020；Lu et al.，2021），因此对鄂尔多斯盆地进行CPE事件影响下的古环境分析更有助于进行海陆相对比，同时分析长7₃段油页岩富集与CPE时期气候—湖泊耦合机制，为非常规油气成藏研究提供新视角。

微量元素、黏土矿物含量等指标通常被认为是古气候分析的有效手段（汤艳杰等，2002）。如Sr/Cu>10指示干热气候，5<Sr/Cu<10表示半湿润—半干旱气候，Sr/Cu<5表示温暖潮湿的气候；Sr/Rb值越高，气候越干热（施辉等，2022）。黏土矿物中，伊利石向伊蒙混层矿物转化代表气候逐渐转为潮湿的环境（邱振等，2021）。

长8段Sr/Cu与Sr/Rb值均高于长7₃和长7₁₊₂，且黏土矿物中伊利石占比高，二者均指示了相对干热的气候环境。由于CPE事件发生，长7₃段Sr/Cu与Sr/Rb值均出现了突然大幅下降的趋势，黏土矿物中伊蒙混层含量明显上升，指示气候环境逐渐转为温暖湿润。长7₁₊₂段Sr/Cu与Sr/Rb值呈相对增加的趋势，同时伊利石含量有所上升，气候向半湿润半干旱转变（图5）。

图  5  鄂尔多斯盆地长7段—长8段古气候与沉积环境综合柱状图

Figure 5.  Comprehensive histogram of paleoclimate and sedimentary environment from Chang 7 member to Chang 8 member in the Ordos Basin

2） 氧化还原特征

CPE事件常伴随着缺氧事件的发生，该时期的缺氧事件在其他地区也可以得到对比。Hornung et al.（2007）指出在奥地利地区，层状黑色页岩的存在明显指示了CPE事件发生期间为缺氧环境；Sun et al.（2016）通过草莓状黄铁矿和U/Th值两项指标得出四川隆昌剖面瓦窑组在CPE事件期间，整体环境发生了由氧化向缺氧的转变。

沉积地层中氧化还原敏感元素的含量和富集因子是一种有效地重建古氧化还原环境的方法（Algeo and Maynard，2004；Tribovillard et al.，2006）。如V/Cr>4.25、δU>1指示还原环境；2<V/Cr<4.25指示亚氧化环境；V/Cr<2、δU<1指示氧化环境（Tribovillard et al.，2006）。生物标志化合物中Pr/Ph>3表示高陆源输入的氧化环境，Pr/Ph<1代表还原环境（Didyk et al.，1978；李红磊等，2016）；Ts/（Ts+Tm）中Ts含量高表示氧化环境，反之则指示还原环境（王炳凯等，2017）。本文采用V/Cr、δU、Pr/Ph及Ts/（Ts+Tm）进一步反映研究区古氧化还原特征。

长8段，V/Cr、δU的平均值分别为1.28和0.89，Pr/Ph>1，Ts/（Ts+Tm）平均值为0.41，表明该段偏氧化环境。长7₃段油页岩沉积期，V/Cr、δU平均值为2.65和1.49，Pr/Ph<1，Ts/（Ts+Tm）平均值为0.33，表示该段偏还原环境。长8段—长7₃段沉积条件从氧化环境迅速向亚还原到还原环境的过渡，这种转变可能与CPE事件期间湖泊系统的水深增加或外界有机质输入导致的水体富营养化密切相关，进而引发缺氧条件的形成（Rahman et al.，2024；李建国等，2025）。长7₁₊₂段，V/Cr和δU比值明显下降，平均值为1.31、1.10，Ts/（Ts+Tm）平均值为0.33，指示了以氧化为主但伴随局部还原现象的环境（图5）。Pr/（nC₁₇）-Ph/（nC₁₈）交会图（图6a）及Pr/Ph与GI交会图（图6b）进一步证明研究区长7段还原性强于长8段，并在长7₃段还原性表现更为突出，呈自下而上先增高后降低的趋势，与元素分析的结果一致。草莓状黄铁矿也可以反映氧化还原程度的变化，通常粒径越小还原性越强（Sun et al.，2016；李相博等，2023b）。研究人员对长7段草莓状黄铁矿的粒度进行了详细的统计分析（谢小敏等，2021；李相博等，2023b），认为长7₃段有大量草莓状黄铁矿且粒径较小（谢小敏等，2021），而其他层位少见，指示该段在CPE事件影响下，水体呈现强烈分层的还原环境。

图  6  鄂尔多斯盆地长7段—长8段氧化还原环境判别图（据孟庆涛等，2024修改）

Figure 6.  Identification of redox environment from Chang 7 member to Chang 8 member in the Ordos Basin (modified from Meng et al., 2024)

3） 古盐度特征

元素比值（如B、Sr/Ba等）和生物地球化学数据（伽马蜡烷指数GI=伽马蜡烷/C₃₀藿烷，与水体盐度呈正相关）均可以用来反映古水体的盐度特征（Xu et al.，2015；吴小奇等，2022）。当Sr/Ba<0.6、GI<0.2为淡水、0.6<Sr/Ba<1.0、0.2<GI<0.5为半咸水、Sr/Ba>1.0、GI>0.5则为咸水环境（吴小奇等，2022）。研究区内样品Sr/Ba和GI值变化趋势基本一致，长8段、长7₃段和长7₁₊₂段Sr/Ba平均值分别为0.50、0.45和0.36；GI平均值分别为0.06、0.04和0.05，表明研究区样品大都属于微咸水—淡水环境，但长7₃段盐度更低（图5）。这是由于长7₃段CPE事件发生，温暖湿润的古气候条件使湖泊水位上升，水体盐度降低。

4） 陆源碎屑输入与沉积速率

陆源碎屑输入对有机质富集具有双重效应。适当的陆源碎屑可以提升沉积速率，促进有机质快速保存，但过量的碎屑输入可能导致有机质被稀释（Henrichs and Reeburgh，1987）。当K₂O和TiO₂与Al₂O₃含量呈正相关时，表明三者主要赋存于黏土矿物相，可作为陆源碎屑输入强度的指标（张慧芳等，2016）。由图7a可知研究区长7段K₂O和TiO₂含量与Al₂O₃呈正相关（R²=0.52），则可依据三者总和来判断陆源碎屑输入强度。在不同层位Al₂O₃+K₂O+TiO₂值与TOC呈负相关，特别在长7₃段相关性更强，说明陆源碎屑输入的增加不利于有机质的富集和保存。与上文中该段陆源输入物质少，有机质类型以低等生物为主的分析一致（图7b）。

图  7  鄂尔多斯盆地长7段—长8段陆源输入和沉积速率与TOC关系图

Figure 7.  Relationship between terrigenous input and sedimentation rate and TOC from the Chang 7 member to Chang 8 member in the Ordos Basin

沉积速率也是影响有机质富集的重要因素，作用机理与陆源输入相似（Hou et al.，2023）。稀土元素的分异程度指标（La/Yb）_N（N代表NASC标准化（McLennan，1989）常用于反映沉积速率，当（La/Yb）_N值为1左右时，代表沉积速率较高，分异程度弱；当（La/Yb）_N值显著大于或小于1时，代表沉积速率较低，分异程度较强（McLennan，1989；徐明慧等，2025）。研究区长8段（La/Yb）_N平均值为1.10、长7₃段为0.86、长7₁₊₂段为1.21，表明长7段沉积速率较低，分异程度强。当（La/Yb）_N<0.64时随着沉积速率增高，TOC含量逐渐上升，且该趋势在长7₃段表现得更加明显；当（La/Yb）_N>0.64时，沉积速率越来越高但TOC含量逐渐下降（图7c，d）。

生物标志化合物与δ¹³C_org可用来指示有机质来源与古湖泊生物群落结构（王苏民和张振克，1999；Ando et al.，2003）。长8段正构烷烃中链占比大，∑C21- /∑C22+值较低，甾烷中C₂₉规则甾烷占比高，同时δ¹³C_org值较大，指示有机质来源以陆源高等植物为主（王苏民和张振克，1999；张辉等，2014；李相博等，2023b）。长7₃段正构烷烃以短链为主，∑C21- /∑C22+值明显上升，甾烷中C₂₇规则甾烷占比高，在长7₃段δ¹³C_org负偏3.10‰，指示藻类低等水生生物来源明显增加且占据主导地位（王苏民和张振克，1999；张辉等，2014；李相博等，2023b）。长7₁₊₂段正构烷烃短链占比明显下降，中链和长链占比上升，∑C21- /∑C22+相较于长7₃段下降，甾烷中再次以C₂₉规则甾烷占主导，δ¹³C_org值再次增大，指示低等水生生物来源减少，陆源高等植物输入增加（王苏民和张振克，1999；张辉等，2014；李相博等，2023b）。

同时C₂₇、C₂₈、C₂₉ααα20R交会图（图8a）与C₂₇/C₂₉ααα20R-Pr/Ph（图8b）也可以用来指示有机质来源（Zhang et al.，2021b），长8段、长7₁₊₂段主要投点在混合物质来源区域，长7₃段投点较为分散，以混合物质来源为主，但藻类等低等水生生物输入分布明显增多，指示该段沉积环境发生了变化。

图  8  鄂尔多斯盆地长7段—长8段有机质来源判别图

Figure 8.  Identification of organic matter sources from Chang 7 member to Chang 8 member in the Ordos Basin

有机质的积累过程受到古气候、古水体条件、古生产力、沉积速率等多种因素的影响（刘翰林等，2022；李相博等，2023a）。通过对各种判别指标与TOC含量的相关性分析，综合判断影响研究区有机质富集的因素。结果显示（图9），长7₃段TOC与古气候、古盐度、氧化还原条件及古生产力的相关性（R²）分别为0.04、0.25、0.69和0.39，说明该段主要受到古生产力和氧化还原条件的影响，属于高生产—高保存模式。长7₁₊₂段TOC与各指标的相关性分别为0.03、0.02、0.54、0.26，同时TOC随着沉积速率增大而减小，属于高沉积速率—中等保存模式。长8段TOC与各指标的相关性分别为0.04、0.17、0.25，TOC与沉积速率呈负相关，属于较高沉积速率—低保存模式。基于上述分析，建立了研究区CPE事件影响下的有机质富集模式（图10）。

图  9  鄂尔多斯盆地长7段—长8段样品TOC与各环境指标的相关性图

Figure 9.  Correlation between TOC and environmental indicators from Chang 7 member to Chang 8 member in the Ordos Basin

图  10  CPE事件影响下的鄂尔多斯盆地长7段—长8段有机质富集模式图

Figure 10.  Organic matter enrichment patterns from Chang 7 member to Chang 8 member of the Ordos Basin under the influence of CPE events

长8段沉积于CPE事件之前，古气候相对干热，湖盆水位较低，以三角洲前缘和浅湖相为主（Zhang et al.，2021c）。蒸发作用强导致湖泊水体盐度较高，盐度的升高不利于湖泊生物的生存（Zhang et al.，2023；Liu et al.，2024），这与低的∑C21- /∑C22+及C₂₇-C₂₈-C₂₉ααα20R规则甾烷交会图指示陆源输入物质一致。降雨量减少导致湖平面较低，水体溶解氧含量增加，呈现氧化环境，陆源物质输入较多但保存力差，导致总有机碳含量较低，TOC平均值为1.70%，沉积岩性以砂岩为主（图10a）。

长7₃段沉积期间，CPE事件发生导致温暖湿润的气候形成，该气候背景下降水增多，同时构造运动导致湖盆加深，湖盆水位上升，处于湖盆扩张的鼎盛阶段。暖湿气候下促进植被生长，起到了“生物坝”作用，导致陆源物质输入减少（刘翰林等，2023；郑瑞辉，2023）。此外，火山喷发形成的火山灰为湖泊提供了丰富的营养元素（Lu et al.，2021），导致藻类等浮游生物繁盛，高生产力为有机质富集提供了充足的物质来源。浮游生物的光合作用消耗了湖泊中的大量氧气，水体逐渐呈现淡水还原环境，强还原环境加剧了水体分层，促进了藻类勃发，加强了有机碳的保存。此外，相对较低的沉积速率避免了有机质的稀释，提高了有机质丰度。因此，高的古生产力和有利的保存条件使该阶段厚层富含有机质（TOC=8.53%）油页岩沉积在湖泊底部（图10b）。

长7₁₊₂段沉积期间，CPE事件结束，该时期湖盆处于由扩张鼎盛向萎缩过渡的关键阶段，其有机质富集模式受半湿润—半干旱气候与微咸水贫氧环境的共同制约。在气候干湿交替背景下，降水驱动地表径流携带陆源高等植物碎屑及黏土矿物向湖盆输入，陆源碎屑输入增多，沉积速率加快，水体含氧量增加对有机质起到一定稀释作用，有机质丰度降低，导致藻类等浮游生物减少。此时湖盆水体逐渐咸化，呈现贫氧环境，有机质保存效率降低。因此，高沉积速率和中等保存模式造成总有机碳含量降低，TOC平均值为3.10%，岩性以泥质粉砂岩为主（图10c）。

（1） 鄂尔多斯盆地长8段与长7段界限即为中—上三叠统的分界线，该时期经历了显著的沉积相突变，并伴随着明显的δ¹³C_org负偏，这一现象与全球其他地区记录的卡尼期湿润幕事件相吻合，具有较好的对比性。

（2） 通过对生物标志化合物、主微量元素及黏土矿物分析，重建了研究区长7段至长8段古环境。受CPE事件影响，在湖泊的不同阶段，生物群落结构和水体沉积环境均发生了明显变化，导致了不同古气候条件下有机质富集的差异。

（3） 建立了鄂尔多斯盆地延长组在CPE事件影响下有机质聚集模式。长8段属于较高沉积速率—低保存模式。长7₃段受到古生产力和氧化还原条件的影响，属于高生产—高保存模式。长7₁₊₂段属于高沉积速率—中等保存模式。