0 引言
针对上述问题，本次研究通过对风城组SIMS U-Pb定年和碳同位素地层学分析，并对比前人研究成果，进一步明确了这套地层的时代及其环境。在此基础上，利用有机地球化学、岩石学和主微量元素环境代用指标等分析手段，明确了风城组有机质富集的主控因素。
1 地质背景
风城组总体为一套湖相沉积，与下伏佳木河组为整合接触，与上覆夏子街组为不整合接触（见图1b ）[12-13]。根据岩性特征，可将风城组自下而上分为风一段（P1f1）、风二段（P1f2）和风三段（P1f3），对应了玛湖凹陷古湖泊演化的3个主要阶段（见图1b ）[16]。风一段继承了下伏佳木河组的沉积和火山格架，底部主要发育火山岩、火山碎屑岩和沉火山碎屑岩，之上依次发育富有机质泥岩、白云岩及白云质岩类（见图1b ）[15-16]。在风二段沉积期，火山活动减弱，湖泊处于盐度最高的阶段，湖盆中心沉积了丰富的碱性矿物[14,17]。风二段岩性主要为互层状的白云质岩、钠碳酸盐岩和暗色页岩，其中蒸发岩可以根据测井电阻率曲线的高电阻率特征轻易识别（见图1b ）[14,17]。风三段沉积期，火山活动进一步减弱，湖水盐度降低，钠碳酸盐沉积停止；相反，陆源碎屑的输入逐渐增加[15-16]。风三段在凹陷内以白云质岩类沉积为主，顶部发育陆源碎屑岩[12-13]。
2 样品及实验方法
2.1 样品
本次研究对玛湖凹陷玛页1井风城组198个连续取心样品系统开展了总有机碳含量（TOC）、有机碳稳定碳同位素（δ13C）组成、主微量元素和岩矿分析。对来自风21井和风南1井风一段的2个样品开展了锆石原位U-Pb同位素年龄分析。这2口井远离火山机构，岩性以沉积岩为主，可容纳空间大，地层记录完整，可以较为客观地反映风城组年龄。对风南5井、风26井、风南1井和克207井风城组样品进行了岩心观察和镜下岩矿分析，样品位置平面分布见图1a 。
2.2 实验方法
锆石U-Pb定年分析使用Cameca IMS-1280二次离子质谱仪（SIMS），实验方法参考文献[23]。使用LECO CS-230分析仪测定TOC，实验方法参照标准GB/T 19145—2022[24]。δ13C分析采用MAT251同位素质谱仪，实验方法参照标准SY/T 5238—2008[25]。主量元素含量使用AB104L Axios-max X射线荧光光谱法测定，实验方法参照标准GB/T 14506.28—2010[26]。微量元素分析通过ELEMENT XR等离子体质谱仪完成，实验方法参照标准GB/T 14506.30—2010[27]和NY/T 149—1990[28]。使用Milestone DMA-80汞分析仪测定汞浓度，实验方法参照标准HJ 923—2017[29]。扫描电镜观察由场发射扫描电镜FEI Quanta FEG 450完成，矿物组分分析由电镜配套的能谱探头Bruker XFlash 6完成，矿物面扫描分析由电镜配套的矿物面扫描图像（QEMSCAN）分析系统完成，实验方法参照标准SY/T 5162—1997[30]。通过OLYMPUS BX51型偏光显微镜进行岩矿鉴定，实验方法参照标准SY/T 5368—2000[31]。阴极发光通过配置Leica DM4P型偏光显微镜的CITL CL8200 MK5-2型阴极发光仪完成，实验方法参照标准SY/T 5916—1994[32]。X射线衍射全岩分析通过Rigku TTRAX Ⅲ型X射线衍射仪完成，实验方法参照标准SY/T 5163—2018[33]。
3 实验结果与讨论
3.1 风城组地质年代厘定与沉积期气候环境
3.1.1 风城组中下部的地质年代归属于晚石炭世
风南1井风一段顶部（4 443.00 m）凝灰岩样品的锆石颗粒为半自形—自形，粒径为50~130 μm，长宽比为1.0~2.5，锆石大多表现出弱分带性（见图2a 、图2c —图2e ）。所分析的20颗锆石均具有较高的Th/U值（0.3~0.5），为典型的岩浆锆石。去掉谐和度小于90%以及应为继承锆石的5个样品点，对剩余206Pb/238U年龄为281.4~323.7 Ma的测试点进行作图，得到的谐和平均年龄为（306.0±5.2）Ma，对应卡西莫夫阶（见图2a ）。风21井风一段流纹岩样品（3 373.50 m，距风一段底部105 m）的锆石颗粒为半自形—自形，粒径为40~110 μm，长宽比为1.0~2.5，锆石大多表现出弱分带或无分带特征（见图2b 、图2f —图2h ）。所分析的22颗锆石均具有较高的Th/U值（0.1~1.2），去掉谐和度小于90%以及应为继承锆石的3个样品点，对剩余206Pb/238U年龄为277~332 Ma的测试点作图，得到的谐和年龄为（303.5±3.7）Ma，对应格舍尔阶（见图2b ）。据此进一步将风一段顶部年龄约束在304 Ma左右。
图2 玛湖凹陷风城组U-Pb年龄综合图版Qtz—石英；Pl—斜长石 （a）风南1井风一段凝灰岩U-Pb年龄谐和图；（b）风21井风一段流纹岩U-Pb年龄谐和图；（c）风南1井，风一段，4 443.30 m，凝灰岩岩心照片；（d）风南1井，风一段，4 443.30 m，沉火山凝灰结构，可见玄武岩碎屑，正交偏光；（e）风南1井，风一段，4 443.30 m，沉火山凝灰结构，可见火山岩屑，单偏光；（f）风21井，风一段，3 373.50 m，流纹岩岩心照片；（g）风21井，风一段，3 373.50 m，流纹岩含斑霏细结构—玻璃质结构，正交偏光；（h）风21井，风一段，3 373.50 m，流纹岩弓状、鸡骨状、杆状玻屑，单偏光 |
碳同位素地层学对比是建立年代地层框架和重建古环境条件的有效方法。需要注意的是，δ13C除反映年代特征外还受热成熟度和有机质类型的影响。通过对玛页1井全井段198个样品的热解实验分析可知，其Tmax值主频分布为430~450 ℃，10个样品的Ro值分布在0.87%~1.12%（平均值为1.01%）（见图3 ）。此外，玛页1井风城组有机显微组分均以腐泥组和壳质组为主，H、C原子比为0.84~1.49（平均值为1.16），以Ⅱ1型干酪根为主。由此可见，玛页1井风城组全井段泥/页岩成熟度和有机质类型变化不大，为开展碳同位素地层学研究奠定了基础。
玛页1井风城组的δ13C曲线与已发表的石炭系—二叠系边界沉积地层的δ13C曲线总体相似[10,35 -36]。玛页1井风城组δ13C值在风一段和风二段界线上方显示出明显的负偏移（5.2‰），随后δ13C值回到正常趋势，这一负偏现象对应了卡西莫夫阶—格舍尔阶（Kasimovian-Gzhelian）的碳同位素负偏移（见图3 ）。在风二段上部δ13C值出现约4.6‰的负偏移，之后出现约6.5‰的正偏移，这可能与全球范围内格舍尔阶—阿瑟尔阶（石炭系—二叠系）界线处的碳同位素偏移有关（见图3 ）[37]。这一碳同位素变化趋势在准噶尔盆地其他钻井和全球其他地区也有报道，包括准噶尔盆地的岩心[10]、华南的全岩数据[35]、美国中部大陆地区及俄罗斯地台的腕足动物壳体碳同位素组成数据[36]（见图4 ）。不同地区δ13C值偏移幅度存在一定差异，表明其波动幅度可能受到沉积环境、区域事件和表层水体环境变化等因素的影响[36]（见图4 ）。需要说明的是，目前有些学者将碳同位素负偏移作为石炭系—二叠系之间的界线[15]，而在Kongshan及Nanqing剖面碳同位素负偏移之后伴随着快速的正偏移[38]。碳同位素正偏移往往对应生物的复苏，而石炭系—二叠系界线处发生了生物大灭绝，应对应碳同位素的负偏移[38]。考虑到进入二叠纪后，气候变冷，有机碳的埋藏导致大气CO2浓度降低[39]，因而本文暂将碳同位素正偏移处作为石炭系—二叠系的界线。
3.1.2 风城组沉积早中期处于温暖的间冰期
3.2 Hg异常与多期火山活动高度相关
火山活动可能给水体带来大量的营养元素，导致藻类的勃发和初级生产力的提高；此外，火山喷出大量的CO2等温室气体可导致长时间尺度的气候变暖，同样有利于生物勃发和提高初级生产力。前人研究表明，在风城组沉积时期存在火山活动，然而具体的期次及强度尚不清楚。汞（Hg）异常是识别地质历史时期火山活动的有效指标[40]。火山喷发产物是自然界中汞的主要来源[40-41]。此外，岩床侵入富有机质沉积岩也是汞释放的重要机制[41]。玛页1井风城组样品中Hg含量与TOC存在一定的相关性（见图5a ）。为了排除有机质含量变化导致的Hg含量异常，通常用TOC对Hg含量进行均一化（Hg/TOC，仅限于TOC值大于0.2%的样品）[41]。在玛页1井风城组中发现了多个Hg/TOC的峰值：在风二段中下部（4 757.00 m），Hg/TOC值上升至227×10-4 mg/g；在风二段顶部（4 676.50 m），Hg/TOC值上升至197.5×10-4 mg/g；在风三段底部（4 600.00 m），Hg/TOC值也相对较高（120~126）×10-4 mg/g。这表明在玛湖凹陷风城组沉积期存在3期大的火山活动（见图3 ）。需要注意的是，沉积岩中的汞还可以与硫化物和某些黏土矿物结合[42]。玛页1井风城组样品中的Hg与Mo或Al之间不存在显著相关性（见图5b 、图5c ），进而排除了硫化物和黏土矿物对汞含量的影响。
在玛页1井和相邻钻井风成组页岩岩心中普遍发现了蚀变的火山灰，且有机质的富集和火山活动表现出很好的耦合关系（见图6 ）。代表靠近碱湖较深位置的蒸发序列中，火山灰普遍存在于与层状碱盐交替的暗色页岩段。以风南5井风二段为例，蒸发序列暗色岩相段宿主岩石粒度细，黏土含量低，黄铁矿含量高，证明其可能富含大量的火山灰尘。另外，暗色泥岩中分散分布白色团块，无固定形态（见图6a ），且主要由微晶长英质颗粒构成，并非蒸发岩矿物，表明这些白色团块为火山玻璃蚀变形成（见图6b ）。火山灰中通常富含大量的铁质，在蚀变过程中常析出形成黄铁矿。玛页1井细粒白云质泥岩中常可见这种析出铁质的火山碎屑（见图6c —图6d ）。还有一些蚀变的火山碎屑与有机质纹层呈共生关系（见图6e —图6f ）。图6e 中，浅色层状分布的团块呈撕裂状，无固定形态，内由微晶长英质颗粒构成，说明这些火山碎屑沉积的时候比较软，顺层分布。与这些撕裂状蚀变火山碎屑伴生的泥岩有机质含量较高，TOC和（S1+S2）分别为1.68%和6.27 mg/g，说明火山活动与生物死亡沉降伴生，从而促进有机质的埋藏。
图6 玛湖凹陷风城组页岩中蚀变的火山碎屑特征（a）凝灰质泥岩，风南5井，4 072.50 m，风二段，暗色泥岩段，白色团块分散分布，无固定外形；（b）凝灰质泥岩，风南5井，4 072.50 m，风二段，暗色泥岩段，正交光下有大量的长英质微晶颗粒析出，说明浅色不规则团块为火山玻璃在成岩过程中发生脱玻化；（c）含凝灰白云质泥岩，玛页1井，4 797.10 m，风二段白云质泥岩中分散的火山碎屑，单偏光；（d）玛页1井，4 797.10 m，风二段白云质泥岩中分散的火山碎屑，宏观上较大的火山碎屑呈漂浮状分散分布，正交光；（e）玛页1井，4 851.38 m，风二段富有机质凝灰质泥岩，单偏光下为白色；（f）玛页1井，4 851.38 m，风二段富有机质凝灰质泥岩，正交光下微晶长英质颗粒充填 |
3.3 风二段高盐度受热液作用影响大
基于岩心、薄片与扫描电镜（含能谱）的岩石矿物对比分析表明，玛湖凹陷风城组蒸发岩矿物发育，古盐度较高。风城组中蒸发岩以钠碳酸盐为主，偶见硫酸盐和岩盐（见图7 、图8 ）。其中，钠碳酸盐包括碳酸氢钠石（Na5H3(CO3)4）、碳钠镁石（Na2Mg(CO3)2）、天然碱（Na3H(CO3)2·2H2O）、苏打石（NaHCO3）、氯碳钠镁石（Na3Mg(CO3)2Cl）、钙水碱（Na2Ca2(CO3)3）和菱镁矿（MgCO3）等，以天然碱、碳钠镁石和钙水碱最为常见（见图7 、图8 ）。其中，天然碱通常以集合体形式产出，为中厚层状，呈灰白色—浅灰色，具纤维状或放射状结构（见图7a ）；碳钠镁石通常呈极薄层—薄层状、断续层状或斑状产出，呈灰色（见图7 、图8e ）；钙水碱多以断续层状或斑状产出，呈浅灰色（见图7c 、图8e ）。这些矿物在玛湖凹陷风城组分布较广，在许多井区均有发现。实验研究表明这种共生的苏打石、天然碱和碳酸氢钠石可能指示风二段沉积于温度和大气二氧化碳分压均偏高的环境中。风城组硫酸盐与岩盐仅偶见于扫描电镜（见图7e 、图7f ），其部分可能由钠碳酸盐岩在制样时溶解后再沉积形成。风城组蒸发岩通常与方解石和白云石伴生，其中，方解石的分布较局限，多数分布于半深湖—深湖环境沉积的暗色页岩层段，通常呈脉状顺层面分布；白云石的分布极其广泛，普遍见于滨浅湖相粉砂质泥岩和浅湖—半深湖相泥岩，通常呈极薄层—薄层、纹层或团块状产出（见图7b 、图8b ），在阴极发光显微镜下可见明显的环带（见图8f ）。
图7 玛湖凹陷风城组不同类型蒸发岩特征（a）风南5井，风二段，4 068.00 m，岩心中的天然碱；（b）风26井，风二段，3 304.50 m，岩心中的极薄层状碳钠镁石；（c）风26井，风二段，3 299.00 m，岩心中的钙水碱；（d）风南1井，风二段，4 210.00 m，岩心中的硅硼钠石，可见塑性变形特征；（e）风南5井，风二段，4 063.00 m，盐岩晶体，扫描电镜能谱照片；（f）风南5井，风二段，4 063.00 m，他形芒硝，扫描电镜能谱照片 |
图8 玛湖凹陷风城组钠碳酸盐及伴生矿物微观特征（a）克207井，风二段，4 753.00 m，斑状蒸发岩集合体扫描电镜背散射图像；（b）图（a）矿物面扫描图像，基质以钠长石为主，见斑块状自生白云石，集合体内可见菱镁矿、钙水碱和白云石；（c）图（a）中钙水碱及菱镁矿扫描电镜背散射图像；（d）图（c）钙水碱的能谱图；（e）风南5井，风二段，4 069.00 m，偏光显微镜下呈斑状产出的钠碳酸盐，扫描电镜能谱鉴定为氯碳钠镁石、钙水碱及其伴生矿物硅硼钠石；（f）风南1井，风二段，4 238.00 m，阴极发光显微镜下的环带状白云石微晶；（g）风南5井，风二段，4 072.00 m，含碱岩样X射线衍射图谱，可见石英、透长石、白云石、天然碱、氯碳钠镁石和碳钠镁石等矿物 |
B/Ga值是研究水体古盐度的有效指标之一。Wei 和Algeo对现代水体的研究揭示了沉积物B和Ga含量与盐度之间的强相关性[43]。随后，B/Ga作为盐度代用指标在古代页岩地层中也得到了广泛应用[44-45]。在初级生产力和有机质通量较高的现代地区，水体中的Ga多数被有机质吸附，但风城组的Ga含量和TOC之间不存在相关性（见图9a ），表明有机质并未显著影响Ga的富集[46]。Ga与Al含量表现出强烈的正相关性（见图9b ），表明黏土矿物是Ga富集的主要机制。海水中B的第2大来源（仅次于海盐）是黏土矿物的吸附[47]。本次研究中，大多数样品的B/Al值高于上地壳（UCC）的B/Al值（见图9b ），反映出B主要来自于水体。然而，B与Al含量没有相关性（见图9c ），风城组中B异常高于背景值样品，表明其中盐可能是B的主要宿主。尽管风城组中硅硼钠石等高B、非黏土矿物的存在会影响B/Ga值作为反映古盐度的指标，但整体上B/Ga值的升高与B含量的升高显著相关（见图9d ），这表明B/Ga异常高值的层段对应高盐度的关系仍然存在。
玛页1井风一段和风二段下部的B/Ga值为3.7~57.5，平均值为18.9（n=94），反映了较低的水体盐度，可能是由于冰川消融期间淡水流入造成的。风二段中部有一个B/Ga值异常高的层段，B/Ga值平均值为167.1（n=21），最高可达595，反映出该段水体盐度很高。目前风城组主要的蒸发岩均来自于风二段，这与其高盐度水体关系紧密（见图9 ）。
风城组中的高盐度还与热液活动有关，因为其蒸发岩伴生的矿物还包括分布广泛的硅硼钠石（图7d 、图8b 、图8e ）。此类矿物通常极少见，在美国绿河盆地下始新统绿河组及Searles湖全新统仅作为微量矿物产出[48]。该矿物晶体通常呈楔状、板状或呈穿插双晶产出，既可呈分散状，也可聚集呈团簇状、断续层状或层状（见图7d 、图8e ）。硅硼钠石在风城组岩心中多呈分散状、透镜状或条带状产出，前者多形成于中—晚成岩期，后者多形成于准同生期或早成岩期，以塑性变形为特征（见图7d ）。形成于中—晚成岩期的分散状或斑状硅硼钠石普遍存在对碳酸盐矿物的交代现象，包括碳钠钙石、碳钠镁石、氯碳钠镁石、方解石、天然碱和罕见的钡方解石等。赵研等测得玛湖凹陷风城组硅硼钠石的δ11B值为0.33‰~2.13‰，原生盐水包裹体温度为100~116 ℃，据此推测硅硼钠石的硼来自于深部热液流体[48]。
与其他新生代碱湖沉积物相比，玛湖凹陷风城组中硅硼钠石更为发育，这可能是因为该区域的岩浆热液活动更为强烈，同时成岩作用时间更为漫长，使硅硼钠石的交代作用更加充分[48]。因此，频繁的火山活动有利于深部的热液流体输入湖盆，热液流体可溶解大量矿物质和盐，将多种元素和离子带入湖水中。尽管热液流体的盐度可能低于湖水的盐度，造成热液喷口附近的水体盐度降低，然而风二段高B/Ga值与蒸发岩及伴生的硅硼钠石的耦合关系表明，长时间的热液活动可能对水体盐度的升高有着重要作用。
3.4 有机质多元富集机制
玛湖凹陷风城组富有机质页岩为该区大规模的油气发现提供了物质基础。湖盆的形成过程主要受气候环境和构造沉积作用控制。针对气候环境对湖盆的控制作用，笔者提出了一个综合模型来描述风城组沉积期的气候背景及在此背景下火山活动、氧化还原条件、生物地球化学循环和水体物理过程等多种因素对有机质富集的影响（见图10 ）。
水体中的初级生产力是富有机质泥/页岩形成的基础。通常，在地质历史中对初级生产力影响最大的是营养元素的输入，其主控因素包括火山作用、上升洋流以及陆源碎屑输入等。由于湖泊不受上升洋流影响，火山作用及热液活动带来的营养元素可能是引起生产力提高的关键。
本次研究表明，风城组主要沉积于C4与P1之间的间冰期，对应于晚石炭世大气CO2浓度升高和全球气候变暖的大背景[39,49]。温暖的气候有助于水体中藻类及细菌等生烃母质的繁殖。间冰期温暖气候及较高的初级生产力可能是风一段有机质富集的主要因素。风二段沉积期（间冰期）的碳同位素负偏移和苏打石-天然碱-碳酸氢钠石共生所指示的大气CO2浓度升高，可能是由于该时期频繁的火山活动释放了大量的温室气体（见图10 ）[50]。Skagerrak大火成岩区的活动时间可能跨越晚石炭纪至早二叠纪[51]。U-Pb及Ar-Ar年代学研究结果表明，其玄武岩喷发主要发生在距今298~300 Ma[51⇓⇓-54]。保守估计，该大火成岩区的岩浆可释放1.4×1012 t CO2[53]。此外，与岩浆相关的接触变质作用还可能释放更多的CO2[51]。
玛湖凹陷风二段广泛发育蒸发岩（见图7 、图8 ），也反映出在风城组沉积时期大气中CO2浓度的升高和伴随的全球变暖的气候环境背景。风城组没有发现泡碱等典型的冷相矿物（见图7 、图8 ），也说明其沉积水体温度较高（超过20 ℃），因为有研究表明在当前CO2压力下，泡碱通常在低于20 ℃的温度下形成[53]。此外，在玛湖凹陷风城组发现了大量的二囊纹状花粉和纹状花粉，类似于Striatoabieites和Hamiapollenites，这些花粉能很好地适应干旱炎热环境[55]。上述情况表明，风城组沉积期玛湖凹陷位于亚热带/热带地区，为半干旱气候[5,55]。同时，全球气候变暖可能会加速大陆风化，增加陆源输入，为湖泊带来更多的营养元素，从而刺激初级生产力。风二段的高生产力可能为温暖的气候背景与频繁的火山活动共同作用的结果。
水体性质也是有机质富集的关键因素。一方面，有机质通量的增加，会加大水体中氧气的消耗，有利于有机质的保存。此外，风二段热液活动导致的水体高盐度也改善了有机质的保存条件。风城组已发现的大量蒸发岩矿物与高B/Ga值的耦合关系表明，蒸发速率的增加可能是导致当时水体盐度升高的重要原因（见图7 、图8 ）。这些过程受到构造因素（如湖泊深度）和气候条件（如降水/蒸发比）的影响，有助于水体停滞并形成缺氧的底水环境和富有机质泥/页岩的沉积（见图3 、图10 ）。整体上风城组为深湖相沉积，Fe、Al含量之和与Mg、Ca含量之和的比值小于2.5；局部表现为半深湖沉积，Fe、Al含量之和与Mg、Ca含量之和的比值为2.5~5.0（见图3 ）[56]。湖泊的盐度对其水体分层起着至关重要的作用，在风二段，由于盐度和温度的梯度效应，水体内出现密度分层，从而抑制水体翻转和底层水的充氧，促进富有机质泥/页岩沉积（见图10 ）。
风三段B/Ga值较低（3.7~40.0，平均值为16.6），表明湖水盐度下降（见图3 ）。这种减少可能归因于二叠纪早期P1冰川时期的气候变冷，这限制了水体的蒸发量，并降低了盐度在密度分层中的作用（见图10 ）。风三段的低TOC可能是由多种因素造成，包括进入冰期后温度降低、火山活动减弱而导致初级生产力下降。此外，盐度降低、季节差异明显、更新鲜的底层水环境、波浪混合加剧以及湖泊变浅等，从而导致底层水的分层被破坏，水体氧含量增加，破坏了有机质的保存条件（见图10 ）。
总体而言，火山活动、热液和大陆风化加速可能会增加水体中营养元素的输入，从而促进初级生产力的提高。此外，火山活动导致的温室气体排放以及间冰期总体较为炎热干旱的气候，叠加高盐度水体，有助于水体分层并导致缺氧，从而改善有机质的保存条件（见图10 ）。
4 结论
根据U-Pb年代学数据，确定风城组的沉积时代为距今297~306 Ma，为卡西莫夫阶—阿瑟尔阶，跨越了石炭纪—二叠纪界线。碳同位素组成的地层曲线对比进一步表明风城组大部分（包括风一段和大部分风二段）的沉积时代为石炭纪最末期，处于晚古生代冰期事件C4和P1之间的间冰期，间冰期温暖的气候提供了有机质富集和保存的宏观背景。
Hg含量及Hg/TOC异常表明，风城组沉积期发生了多次火山活动。温室气体的排放可能是造成间冰期气候变暖的因素之一。全球气温升高会导致湖盆蒸发量的增加，有助于水体盐度的增加，进而抑制底层水与表层水的交换，导致底层水缺氧，形成有利于有机质保存的环境。火山活动在风城组沉积期的有机质富集过程中起到了关键作用，首先，火山活动形成大量火山喷发物，它们可以提供丰富的营养元素，提高水体表层的初级生产力，促进有机质的富集；其次，火山活动产生的热液输入可能会带来多种元素及矿物，增加水体盐度，促进水体分层。
符号注释：
MSWD——数据点偏离拟合的程度，无因次；n——样品数，个；pCO2——二氧化碳体积分数，10-3 mL/L；Ro——镜质体反射率，%；S1——游离烃潜量，mg/g；S2——滞留烃潜量，mg/g；Tmax——最大热解温度，℃；TOC——总有机碳含量，%；δ13C——有机碳稳定碳同位素，‰。