细粒沉积岩主要是由粒度小于62.5 µm的颗粒组成。它是地球表面分布最为广泛的岩石类型，组成了大约三分之二的地层记录^[1-2]。Tourtelot^[3]指出早在1747年，页岩的概念就已经被提出，认为它是一类具有纹层的黏土岩，是一种相对独立的岩石类型。1933年Krumbein^[4]在制备沉积物悬浮液用于粒度分析时提出细粒沉积物的概念。细粒沉积岩的成分组成相对复杂，主要包括石英、长石等陆源碎屑矿物，碳酸盐、硫酸盐矿物以及各类黏土矿物。由于缺乏合适的研究手段，早期的泥页岩研究进展缓慢。随着研究技术手段的革新，X射线衍射技术、偏光显微镜、场发射扫描电镜的相继引入，细粒沉积岩的微观特征有了更深入的认识。目前石油勘探逐渐从源外向近源、源内发展。致密油气、页岩油气的勘探开发使细粒沉积岩受到了广泛关注^[5-6]。随着认识的深入，传统的细粒沉积学观点也受到挑战。黑色页岩的沉积过程除了涉及深海—半深海的悬浮沉积外，还可能与浊流、碎屑流、滑塌、波浪增强型沉积物重力流^{[1, 7-8]}有关。海洋雪的发现也打破了细粒沉积物沉降缓慢的认识。细粒沉积物可在生物作用下聚集形成絮凝体，其水力学特征与砂级颗粒相似，可以以高密度流或者浊流在水底搬运^[9-10]。Schieber et al.^{[6, 10-11]}通过水槽实验正演模拟细粒沉积物的沉积过程，认为纹层状细粒沉积岩可以由牵引流形成，而非全为悬浮沉降所致。目前更多的研究关注海相细粒沉积岩沉积。相比之下，对拥有不同构造背景、物源组成、沉积环境和沉积过程的陆相湖盆研究较少^[12]。

鄂尔多斯盆地三叠系长7段是一套半深湖—深湖相细粒沉积岩。为探究该套细粒沉积岩的发育环境及其有机质富集控制因素，前人通过地球化学手段恢复长7段细粒沉积岩的沉积环境，对有机质富集控制因素开展了深入研究^[13-19]。然而长7段页岩的沉积环境仍然存在诸多争议。根据微量元素指标，有的学者认为长7段沉积期水体缺氧还原^{[13, 15, 17, 20]}；但生物标志化合物^[13]、黄铁矿粒度分析^{[18, 21]}认为水体富氧。长7段富有机质页岩沉积期伴随了强烈的构造活动，热液作用^[22-23]、火山活动频发^[24]。而微量元素含量受到陆源碎屑注入、初始生产力、有机质来源以及早成岩作用等多重因素的影响^[25]，导致某些微量元素指标可能并不能反映研究区真实的沉积环境。草莓状黄铁矿形态学分析是恢复沉积水体还原程度的有效手段之一^[26-28]。Zhang et al.^[18]，Wang et al.^[19]曾对其开展研究，但并没有对具有不同沉积特征的细粒沉积岩中的黄铁矿开展系统分析。

本文以鄂尔多斯南缘铜川地区瑶页1井为解剖对象，对长7段细粒沉积岩沉积特征、黄铁矿形态特征进行详细描述。在此基础之上，对铜川地区长7段沉积期的沉积环境、有机质富集控制因素开展探讨。

鄂尔多斯盆地是位于中国中部的大型叠合盆地，面积为37×10⁴ km²（图 1）。在古生代，盆地为海相和海陆交互相克拉通盆地，到中生代演化为陆相湖泊盆地。根据盆地的构造特征，盆地分为渭北隆起、伊陕斜坡、天环坳陷、伊蒙隆起、西缘冲断带和晋西褶皱带6个二级构造单元。三叠系延长组记录了一个完整陆相湖盆的演化过程。长10、长9沉积期湖盆初始沉降，主要发育河流—三角洲沉积；到长7沉积期湖盆扩张，发育三角洲—湖泊沉积；再到三叠纪末湖盆萎缩、消亡，过渡为河流相沉积。在长7段沉积时期，也是盆地南缘秦岭造山最活跃的时期，北秦岭的逆冲推覆作用造成长7沉积期湖盆快速扩张^[29]，水体加深，形成了鄂尔多斯盆地内广泛分布、有机质类型以Ⅰ~Ⅱ₁型为主的优质烃源岩，是盆地中生界最重要的供烃层系^[30]。

图  1  鄂尔多斯盆地南缘地质概况（据文献[20]修改）

Figure 1.  Geological setting at southern margin of Ordos Basin (modified from reference [20])

瑶页1井位于鄂尔多斯盆地南缘渭北隆起之上，铜川市西北地区（图 1）。该地区地层走向主要为北东—西南向。东北地区出露白垩系洛河组、环河组；中部以三叠系延长组为主；东南部则出露二叠系、石炭系以及奥陶系。瑶页1井位于该地区中部，地理坐标为35°13′ N，109°01′ E。为避免地层缺失或者重复，井位避开了断层主要发育地区。瑶页1井连续取芯长度405 m，主要包括长4+5—长9地层。其中长7段长度60 m（井深190~250 m）。

X射线衍射是确定岩石矿物组成的常用方法。由于每种矿物晶体都具有特定的X射线衍射图谱，图谱中的特征峰强度与样品中该矿物的含量呈正相关，所以可以通过识别特征谱确定矿物种类，并计算矿物特征峰强度，得到该矿物的含量。将岩石样品研磨至粒径小于40 µm的粉末，制作测量试片上机测试，参考国际标样K值计算矿物衍射峰的积分强度，得到矿物的质量百分含量。该实验分析使用日本Rigaku电机株式会社生产的TTR型X射线衍射仪，测试条件参考行业标准SY/T 5163—2010执行。

总有机碳测试分析方法：将块状样品磨碎至粒径小于0.2 mm的粉末，用稀盐酸（分析纯盐酸与水按体积比1:7配制）除去样品中的无机碳组分，之后将样品置于高温氧气流（氧气纯度99.9%）中燃烧，使有机碳全部转化为二氧化碳，经红外光谱检测器检测，得到样品总有机碳含量。该分析测试使用LECO CS-230型碳硫分析仪，测试条件参考国家标准GB/T 19145—2003执行。

普通偏光薄片观察使用日本奥林巴斯BX15型偏光显微镜。场发射扫描电镜观察使用美国FEI公司Quanta 450F型场发射扫描电镜，配备Bruker公司5030型能谱仪。为避免荷电效应对镜下观察产生影响，使用英国EMITECH公司生产的K950X镀碳仪为普通偏光薄片镀碳，并用导电胶将薄片粘在样品台上以保证观察效果。部分样品制成断面样用于观察矿物微观形态特征。将岩石样品敲成小块，并用规格为P50、P500的熊猫牌粗、细砂纸将样品打磨成1 cm×1 cm×1 cm左右大小的碎块，需要观察的表面必须为自然断面，不能用砂纸打磨，用导电胶将制作好的断面样粘在样品桩上，静置24 h左右直至导电胶干透，随后将样品镀金以保证观察效果。观察单颗黄铁矿形态时选择6 000倍以上放大倍数；统计草莓状黄铁矿粒径时选择2 000倍拍照。使用ZEISS公司研发的AxioVision软件对照片中的草莓状黄铁矿粒径进行统计。为保证粒度统计具有代表性，单张薄片统计草莓状黄铁矿数目在300颗以上。

薄片的XRF分析使用德国Bruker公司生产的M4 TORNADO高性能X射线荧光光谱仪。该设备可对元素平面分布成像，定性判断元素的平面情况。本次实验设置工作电压为50 kV，工作电流200 µA，检测点束斑直径10 µm，检测点间距20 µm。上述实验均在中国石油勘探开发研究院石油地质实验中心完成。

由于细粒沉积岩的定义仅为粒度概念，并没有成分限制，所以细粒沉积岩的岩石类型复杂，目前还缺乏系统、科学的分类^[12]。前人根据细粒沉积岩的沉积构造、矿物组成、沉积水体盐度、有机质丰度、碎屑粒度等（表 1）对不同地区的细粒沉积岩岩石类型划分开展了详尽研究。沉积构造是反映岩石沉积环境的主要依据之一，本文根据纹层发育情况将细粒沉积岩划分为块状泥岩和页岩两大类，再根据纹层的形态特征将页岩划分为水平纹层状页岩和透镜纹层状页岩。

块状泥岩发育块状构造，碎屑颗粒、黏土均匀分布。X射线衍射结果显示在块状泥岩中石英和长石的平均含量较高，黄铁矿含量较低，平均含量为0.7%（表 2）。镜下观察可见均匀分布的粉砂级碎屑颗粒（图 2e，f）和泥质撕裂屑（图 2c，d）。在部分块状泥岩样品中还可见砂级颗粒大小的火山石英晶屑（图 2a，d），矿物颗粒自形，边缘被熔蚀呈港湾状。有机质主要呈细脉状、碎片状发育（图 2b）。有机质丰度较低，一般为0.2%~3.8%，平均丰度为1.2%。

图  2  瑶页1井块状泥岩显微特征

Figure 2.  Microfeatures of massive mudstone in well Yaoye 1

水平纹层状页岩以发育“黏土+有机质”的二元结构或“黏土+有机质+火山灰”的三元结构为特征。镜下观察发现，纹层平直分布，多数样品中发育“黏土+有机质”的二元结构（图 3e，f）。有样品中混入长英质矿物，层状产出。石英、长石矿物的粒度可大于0.2 mm，矿物颗粒自形，没有明显的搬运特征，颗粒间充填黑色的铁质杂基（图 3d）。这些矿物特征非陆源搬运碎屑颗粒所有，认为是中酸性火山灰喷发带来的火山晶屑。火山晶屑多以层状产出，分布连续，具有粒序层理（图 3b，c），指示火山组分可能由风携带至湖盆内悬浮沉降形成。火山组分的注入使得二元结构演变为“黏土+有机质+火山灰”的三元结构(图 3a，b)。水平纹层状页岩相比块状泥岩，石英、长石含量相当，部分样品的长英质矿物含量甚至高于块状泥岩。此外，水平纹层状页岩具有更高的有机丰度和黄铁矿含量（表 2）。

图  3  瑶页1井水平纹层状页岩显微特征

Figure 3.  Microfeatures of horizontal laminated shale in well Yaoye 1

透镜纹层状页岩主要由大量火山灰组分、脉状有机质及黏土透镜体组成，陆源碎屑组分含量较少（图 4）。火山灰组分中长英质颗粒分选较好，矿物颗粒自形，磨圆较差。有的呈层状在显微尺度上连续分布（图 4c），有的则以透镜状断续分布（图 4d），有的则以分散状与黏土透镜体等其他成分均匀分布（图 4g）。黏土透镜体大小各异，厚度为0.1~0.5 mm，宽度则为0.2~2 mm。黏土透镜体相互叠加可以形成更长更宽的透镜体（图 4a）。在矿物组成上，相比水平纹层页岩和块状页岩，透镜纹层状页岩的平均长英质含量更低（表 2）。部分样品中具有较高的长英质含量，与块状泥岩类似。透镜纹层状页岩有较高的黄铁矿和有机质丰度。黄铁矿含量在3.3%~57.1%，平均含量为29.8%；有机质丰度可以达到32.6%，平均丰度为16.4%。

图  4  瑶页1井透镜纹层状页岩显微特征及其元素分布

Figure 4.  Microfeatures and element distributions in lenticular laminated shale from well Yaoye 1

运用XRF元素成像仪对典型透镜纹层状页岩样品薄片进行元素成像。检测结果指示样品中主要富集K、Si、Fe、S、Al等元素，并且不同元素的平面分布不尽相同（图 4h）。瑶页1井细粒沉积岩的矿物主要包括石英（SiO₂）、钾长石（KAlSi₃O₈）、斜长石（NaAlSi₃O₈）、方解石（CaCO₃）、白云石（CaMg (CO₃)₂）、黄铁矿（FeS₂）以及黏土矿物（K、Al、Si、O）。结合单元素的平面分布和矿物元素组成，可以推测不同矿物的平面分布差异。Fe元素与S元素分布具有一致性，主要反映黄铁矿的分布（图 4h）；K元素主要反映钾长石和黏土矿物的分布，Si元素主要反映石英和黏土矿物的分布。结合薄片观察可知，薄片浅色部分为火山灰物质沉积、深色部分为泥质沉积（图 4h左一）。认为K元素和Si元素在火山灰中更加富集，反映较高的长英质含量。这也间接指示部分透镜纹层状页岩样品中高丰度的长英质矿物可能来自频繁的火山喷发而非陆源长英质颗粒注入，推测实际样品的长英质含量会更低。Fe、S元素则在泥质层沉积中富集，反映黄铁矿在泥质组分中富集，在火山灰层中并不发育。

通过场发射扫描电镜观察对块状泥岩、水平纹层状页岩和透镜纹层状页岩样品开展黄铁矿形态研究和粒度分析，发现在不同类型细粒沉积岩中，黄铁矿形态、草莓状黄铁矿粒度都有所不同。在块状泥岩中，黄铁矿主要以八面体自形晶（图 5a）、不规则的黄铁矿微晶集合体（图 5b）产出，充填型草莓状黄铁矿（图 5c）、大型草莓状黄铁矿（粒径 > 10 µm）（图 5e）数量较少。鉴于草莓状黄铁矿数量较少，并未统计其粒度分布。在水平纹层状页岩中，黄铁矿则多以粒度较小的草莓状产出（图 5d），而大型草莓状黄铁矿（> 10 µm）较少（图 3e），自形晶、不规则微晶集合体不发育；经粒度统计发现，草莓状黄铁矿的平均粒度为6.08 µm，粒度标准偏差0.94（表 3）。在透镜纹层状页岩中，草莓状黄铁矿平均粒径为5.9 µm，粒度主要集中在5~7 µm，占比70%以上，标准偏差1.4。除发育草莓状黄铁矿外，黄铁矿还以有机质包壳的形态产出。在透镜纹层状页岩样品中，发育具黄铁矿包壳的球形有机质及其碎片（图 4g~i），呈层状分布。对比前人的研究，推测具有这种纹饰和形态特征的可能是金藻的包囊化石^[38]。化石外部纹饰因被黄铁矿矿化得以保留，内部为有机质充填（图 5h）。化石直径为3~5 µm，有的则在10 µm左右（图 4g~i）。

图  5  黄铁矿微观形态特征

Figure 5.  SEM images of morphological characteristics of pyrite

表 3  不同细粒沉积岩黄铁矿粒度特征

Table 3.  Size distribution of framboidal pyrite in different kinds of fine-grained sedimentary rock

综合X射线衍射数据、有机碳数据（表 4）和扫描电镜观察（图 5）发现，长7段富有机质细粒沉积岩发育形态各异，数目众多的黄铁矿。纵向上，细粒沉积岩的黄铁矿丰度与有机碳含量协同变化，具有很强的相关性（详见5.3节）。由长7段底部（250~240 m）黄铁矿含量为0.2%~1%，部分样品黄铁矿含量低于检测限；同一深度段，细粒沉积岩有机碳含量也未超过5%，普遍在1%左右。在230~220 m层段，黄铁矿含量逐步上升至10%以上，有的样品黄铁矿含量超过30%（表 4）；随着黄铁矿含量上升，有机碳丰度也增加至10%以上，部分超过25%。在220~190 m井段，黄铁矿含量呈逐步下降的趋势，含量低于1%；与此同时，样品的有机碳含量大多在3%以下。

块状泥岩以发育块状构造为特征，指示沉积物的沉积速率较快，没有短暂的沉积间断；样品中发育泥质撕裂屑和粉砂级陆源碎屑矿物反映具有较强的水动力条件，沉积环境相对动荡。块状泥岩中黄铁矿含量较低，主要以八面体黄铁矿自形晶和黄铁矿微晶集合体产出。沉积黄铁矿的形成与硫酸盐还原细菌活动密切相关^[39]，硫酸盐还原细菌将S⁶⁺还原成S^2-，HS^-与活性铁进一步结合^[27]形成黄铁矿。由于硫酸盐还原细菌只发育于厌氧环境，所以黄铁矿发育情况也成为水体环境的判别指标。当沉积水体还原时，氧化还原界面位于水岩界面之上，在有机质、硫酸盐和活性铁成分供给充足的情况下，在氧化还原界面附近会形成草莓状黄铁矿。这种条件下形成的草莓状黄铁矿粒度普遍偏小，并且粒度分布集中。而当沉积水体氧含量上升，氧化还原界面逐步下移至水岩界面之下后，黄铁矿多形成于早成岩时期。此时，黄铁矿的生长时间延长，形成的草莓状黄铁矿粒度偏大，并发育草莓状黄铁矿集合体^[40]以及黄铁矿自形晶^[41]。块状泥岩中发育自形晶、缺乏草莓状黄铁矿的特征指示黄铁矿主要形成于早成岩期，反映氧化还原界面位于水岩界面之下，沉积水体富氧^[41]。这导致有机质在埋藏之前不能得到很好的保存，使得块状泥岩中有机质丰度较低。块状泥岩中少见或不见火山组分，反映该沉积期火山活动相对平静，长英质火山晶屑推测为水携型成因。

水平纹层状页岩主要发育由富有机质层和富黏土层组成的二元结构，反映有机质和黏土的交替沉积形成。前人^[42]研究认为，细粒沉积岩纹层发育是湖水分层条件下的产物，沉积水体氧含量较低，限制了底息生物的活动，使得纹层免遭破坏。在刘群等^[37]对长7段细粒沉积岩的研究中，将这种细粒沉积岩被命名为平直纹层状页岩，主要发育于深湖静水区域。这种细粒沉积岩中发育的正粒序晶屑火山灰层为静水沉降形成，反映水体相对安静。通过黄铁矿粒径测量发现，水平纹层状页岩中发育的黄铁矿粒度较小且分布相对集中（表 3），指示草莓状黄铁矿主要形成于沉积水体，反映氧化还原界面位于水岩界面之上，底部水体还原，有利于有机质的保存。通过对纹层发育、黄铁矿粒度及其火山灰沉积特征研究认为水平纹层页岩形成于相对安静的水体，水体还原，有机质可以得到较好的保存，细粒沉积岩有机质丰度较高。

黏土透镜体构成了透镜纹层状页岩的主体，有机质以波状或脉状充填于黏土透镜体之间（图 4）。透镜体的成因可能为粪球粒压实^[43]、经生物扰动^[44]或者由泥质沉积物侵蚀再搬运形成^[10]。由草莓状黄铁矿粒度来看，整体粒度偏小指示底部水体还原，不是生物生存活动的主要环境，因此生物成因（粪球粒、生物扰动）的黏土透镜体不会十分发育；并且由粪球粒压实形成的透镜体形态上更圆，与镜下观察到的透镜体向两侧逐渐变细（图 4a，e，f）的形态不一致。Schieber et al.^[11]通过水槽实验正演模拟得到与沉积记录中类似的透镜体沉积物。他认为黏土透镜体是经过短暂沉积的高含水泥质沉积物被流水侵蚀再搬运，并在相对静水的环境中沉积形成（图 6）。从镜下特征来看（图 4g），黏土透镜体与火山晶屑、陆源碎屑颗粒相互混杂，并没有明显的重力分异特征，矿物颗粒与黏土团块同步向上变细（图 4g）。若黏土是以悬浮沉降的方式沉积，那么较重的矿物颗粒会比黏土沉降更快并形成分层。由此可见黏土透镜体与碎屑颗粒是同时沉积的，黏土透镜体非沉积后作用所导致。在透镜纹层状页岩中发育呈层状产出的凝灰层可能为风携成因，能以层状产出指示水体相对安静；而以分散状与黏土透镜体相互混杂可能多为水携成因，反映水体相对动荡。这两种不同产出形态的火山灰指示沉积期水体存在一定的波动性。相比水平纹层状页岩的草莓状黄铁矿粒度分布，透镜纹层状页岩中草莓状黄铁矿粒度分布区间更大，具有更多粒度偏大的黄铁矿，这些黄铁矿指示沉积水体的氧含量有较大的波动，水体并不十分安静，并没有出现水体硫化的情况^{[15, 19]}。

图  6  水槽实验正演模拟透镜黏土形成过程^[11]

Figure 6.  Simulation of lenticular clay formation process by flume experiment^[11]

此外，该类细粒沉积岩还具有高火山灰含量和高有机质丰度的特征。在短短数厘米厚的沉积物中就发育7层火山灰（图 4h），说明透镜纹层状页岩形成正处于构造活跃期，火山活动剧烈；同时平均有机质丰度高达16.4%，以及藻类化石纹层的发育间接说明火山灰的沉积对有机质富集具有积极作用。火山灰的注入可能引起了湖盆藻类的勃发，提高湖泊古生产力。通过遥感技术观测发现，受火山灰影响的水域，海水叶绿素A的含量为背景值的2~5倍，并认为P、Fe元素是主要的影响因素^[45]，其中Fe元素至关重要，是叶绿素合成酶的必需元素，其含量的高低直接影响了海洋初始生产力^[46]；实验研究也发现少量的Fe元素的加入使得实验组硅藻的叶绿素含量是对照组的3倍，光合作用效率得到了显著提高^[47]。根据对Eagle Ford组页岩中的凝灰岩层研究发现，相比现代大洋Fe元素的输入总量，白垩纪火山灰贡献的Fe含量是其10倍以上，并且在火山灰沉积后不久，所含Fe、P、Si等元素含量的75%会释放到沉积物中，这些营养元素将提高表层水体的古生产力^[48]。据前人关于长7段火山灰的平面分布研究发现，凝灰岩与长7优质烃源岩分布具有一致性，普遍认为凝灰岩的空间分布对烃源岩有机质富集具有积极作用^[49-51]。扫描电镜观察发现保存完好的藻类化石（图 5g~i），说明沉积期出现了藻类的勃发，指示水体的古生产力水平较高。综上所述，在较好的保存条件的前提下，火山灰的注入使得藻类大量勃发，使湖泊具有较高的生产力，促使透镜纹层状页岩中有机质的富集。

在瑶页1井长7段沉积初期，发育块状泥岩为主的细粒沉积岩。块状泥岩以富含陆源注入的长英质矿物，少见黄铁矿，偶见火山组分为特征，指示该段沉积期构造活动并不活跃，以水体较浅的浅湖相—前三角洲沉积为主（图 7），水体富氧，有机质多为物源供给。这种沉积环境不利于有机质的富集，导致有机质丰度较低。

图  7  瑶页1井长7段细粒沉积岩特征（235~250 m）

Figure 7.  Sedimentary characteristics of fine-grained sedimentary rock in Chang 7 member (235-250 m), well Yaoye 1

随着构造运动开始活跃，火山喷发频繁并以风、河流等营力方式进入湖盆，火山灰在透镜纹层状页岩中以层状火山灰、分散状火山晶屑的形式沉积下来。该段三种类型的细粒沉积岩均发育，但以透镜纹层状页岩为主（图 8）。透镜状纹层页岩的沉积特征指示有不间断的泥质碎屑、火山碎屑的注入，黄铁矿粒度分析指示水体缺氧—贫氧，对有机质的保存较为有利。在此背景下，火山灰的注入提供了Fe、P等营养元素促进藻类勃发（图 5i），进而提高了湖盆的古生产力，形成了约15 m厚，平均有机质丰度为16%的富有机质细粒沉积岩。

图  8  瑶页1井长7段细粒沉积岩特征（215~235 m）

Figure 8.  Sedimentary characteristics of fine-grained sedimentary rock in Chang 7 member (215-235 m), well Yaoye 1

随着构造运动的逐渐减弱，铜川地区水体趋于平静。以悬浮沉积机制主导的水平纹层页岩发育，火山灰呈层状产出，细粒沉积岩的火山组分含量逐渐减少。粒度较小的草莓状黄铁矿指示水体缺氧有利于有机质的保存，平均有机质丰度为3.9%。随后水体逐渐变浅，块状泥岩重新开始发育（图 9）。在长7段上部与中部交界处，早期沉积的水平纹层状页岩、透镜纹层状页岩被侵蚀，含泥质撕裂屑的块状泥岩发育。块状泥岩中由含少量长英质火山晶屑逐渐过渡为不含火山组分，长7沉积期结束。

图  9  瑶页1井长7段细粒沉积岩特征（190~215 m）

Figure 9.  Sedimentary characteristics of fine-grained sedimentary rock in Chang 7 member (190-215 m), well Yaoye 1

通过对比不同盆地不同层系黄铁矿含量的统计发现（表 5），鄂尔多斯盆地三叠系延长组长7段细粒沉积岩黄铁矿含量具有普遍偏高的特征。从鄂尔多斯盆地的样品统计来看，除湖盆西北地区（盐池），长7段细粒沉积岩黄铁矿含量低于5%以外，在湖盆东部（志丹）、西部（环县）以及南部（铜川）地区黄铁矿质量分数均超过20%。在铜川地区甚至可以超过30%。如此高的黄铁矿含量较为少见（表 5）。黄铁矿的形成主要受水体硫酸盐的供给、有机质的输入以及活性铁含量三方面共同控制。Berner^[39]对不同环境黄铁矿形成的控制因素进行了总结。他认为在正常浅海环境下，陆源供给提供了充足活性铁，海水本身硫酸盐含量也很充足，但是由于水体氧化，有机质保存条件较差，导致有机质的输入量决定了黄铁矿含量的高低。因此有机碳与黄铁矿含量有较高的相关性。而在陆相湖盆中，硫酸盐浓度小于海水的百分之一，制约了陆相湖盆黄铁矿的生成。因此在陆相湖盆中，有机质丰度与黄铁矿含量是不具有明显相关性的（图 10d）。然而分析瑶页1井的长7段细粒沉积岩的有机碳和X射线衍射数据发现，有机质丰度与黄铁矿含量相关性极高（图 10e）。结合前人在该地区研究的成果，无论是总硫或者黄铁矿含量，与有机质丰度均具有较高的相关性（图 10a~c）。这说明在铜川地区，长7沉积期黄铁矿的生成受有机质输入的控制，反映黄铁矿生成所需的硫酸盐供给充足，推测湖盆在长7期具有比正常淡水湖盆更高的硫酸盐含量。

图  10  总硫（TS，wt.%）、黄铁矿（Py，wt.%）含量与有机质丰度（TOC，wt.%）相关性

Figure 10.  Relationship between TS (wt.%), pyrite (wt.%) and TOC (wt.%)

关于硫酸盐的来源，可能存在海侵，湖底热液、火山喷发等多种可能。Wang et al.^[19]发现长7细粒沉积岩中硫、铀、钼元素含量较高。综合前人在铜川地区发现的腔棘鱼和海相疑源类化石，Wang et al.^[19]认为盆地西南缘在长7期可能与海沟通。如果这种推断成立，那么位于盆地西南缘的铜川受海侵的影响应该相对较大。在有充足硫酸盐补给的情况下，湖盆的硫酸盐、活性铁和有机质均充足，使高黄铁矿丰度成为可能。

剧烈的火山活动也可能是供给硫酸盐的重要来源。从瑶页1井富有机质层段的薄片观察可以发现，透镜纹层状页岩中含有大量火山组分，而该段恰好是黄铁矿最富集的层段（图 8）。这间接说明，黄铁矿的富集与火山灰沉积具有一定关联。不可忽视的一点是火山喷发会释放大量H₂S气体，H₂S溶于水后可以直接为黄铁矿的生成提供S^2-。

还有学者根据热液自生矿物（硅质岩、铁白云石条带、白铁矿—黄铁矿—硬石膏共生体系、自生钠长石）、无机元素指标（Al/(Al+Fe+Mn)、(Fe+Mn)/Ti）等证据，认为长7期存在热液活动^[22-23]。基底断裂为热液提供上升通道，热液中富含H₂S可以消耗湖盆底部水体氧气，使水体还原程度增加为黄铁矿生成提供缺氧环境，余下的H₂S为黄铁矿生成提供物质基础^[23]。上述途径均有可能为湖盆提供硫酸盐，但由于缺乏更有利的证据，具体硫酸盐来源需要进一步探究证实。

（1）铜川地区长7段主要发育块状泥岩、水平纹层状页岩、透镜纹层状页岩三种细粒沉积岩类型。结合细粒沉积岩纹层、火山组分和黄铁矿发育特征，认为块状泥岩以发育于浅水、高能、富氧环境，水平纹层页岩发育于静水、缺氧环境。透镜纹层状页岩主要发育于缺氧—贫氧环境，沉积期火山活动频发。

（2）细粒沉积岩有机质富集与水体还原程度和火山灰发育联系密切。透镜纹层状页岩主要发育于缺氧—贫氧环境，富含火山灰组分，平均有机质丰度最高。水平纹层状页岩主要发育于缺氧环境，含少量火山灰组分，有机质丰度较高。块状泥岩发育于含氧环境，一般不含火山灰组分，有机质丰度最低。

（3）有机质丰度与黄铁矿含量协同变化指示沉积水体硫酸盐供给充足，推测长7期湖盆水体硫酸盐浓度较高。硫酸盐来源可能与火山喷发、湖底热液、海侵等事件相关。