山西沁水盆地西缘寒武系碳酸盐岩的元素地球化学特征及其古环境意义*

郭晓强 李好斌 魏荣珠 董挨管 杜艳伟 杨俊才

1 太原理工大学矿业工程学院，山西太原 030024 2 山西省地质调查院，山西太原 030006

山西省沁水盆地是中国重要的能源盆地，受到了地学界的广泛关注，前人对沁水盆地的研究主要集中于上古生界石炭系—二叠系煤系地层沉积学、煤和煤层气的开发利用等方面，并取得了丰硕的成果(徐刚等，2013；李阳阳，2018；宋慧波等，2018；张海涛，2018)。对于沁水盆地内部及周缘的下古生界却鲜有学者涉及，仅康建威等(2015)对沁水盆地西南缘中条山地区寒武系的地球化学特征和沉积环境进行过研究，认为寒武纪海平面发生了深—浅—深—浅多个旋回的升降变化。另外，刘波等(1997)对吕梁山南段中阳地区下古生界进行过层序地层学的研究，获得了关于当地海平面变化和主要潜在储集层发育层段的一些认识。在沁水盆地西缘的太岳山区，由于构造抬升，使规模可观的寒武系碳酸盐岩地层露出地表，但关于其在沉积学、地球化学和古地理学方面的研究，尤其是利用元素地球化学手段研究碳酸盐岩沉积古环境与古海水特征的相关工作却很少，基本处于空白状态。

图 1 山西沁水盆地麦洞湾剖面位置(a，依据宋慧波等，2018)、地质概况(b)和寒武系柱状图(c)Fig.1 Location(Fig a according to Song et al.， 2018)，geological survey (b) and the Cambrian stratigraphic column(c) of Maidongwan section in Qinshui Basin，Shanxi Province

碳酸盐岩的元素地球化学分析技术在21世纪以来已经获得了长足的发展，逐渐趋于成熟，被广泛用于古代碳酸盐岩地层的沉积环境恢复。前人运用此方法在不同地区开展研究，取得了许多成果(严兆彬等，2005；刘福田等，2018；任影等，2018；唐婷婷等，2018；李文正等，2019)。笔者通过在沁水盆地西缘太岳山区麦洞湾地区测制剖面，系统收集了寒武系的碳酸盐岩样品，进行了相关的岩石学和元素地球化学分析，试图恢复该地区中—晚寒武世古环境。这一成果对沁水盆地及邻区寒武纪岩相古地理研究和油气勘探、乃至对华北克拉通寒武纪古环境、古生物和古生态演化史的重建等方面具有重要的理论和实际意义，同时也希望为其他学者的进一步研究提供资料支持。

1 区域地质背景

麦洞湾剖面位于山西省长治市沁源县王陶镇一带(图 1-a，1-b)，从大地构造区划上来讲，位于华北克拉通中部过渡带内北北东向沁水盆地复向斜西翼的次级构造单元——太岳山板隆区内(任战利等，2005)。研究区从西向东，依次出露新太古界、下古生界、上古生界和中生界，北西部沉积了一定厚度的新生界(图 1-b)。新太古代末期，研究区抬升为古陆，接受剥蚀，这种状态经元古宙一直持续到早寒武世末。中寒武世初期，海水自南向北侵入，古陆区向西退至鄂尔多斯地区，沁水盆地被海水淹没，沉积了以碳酸盐岩为主的寒武系和奥陶系；晚奥陶世末隆升为陆，接受剥蚀，直到晚石炭世盆地又下降接受沉积，发育一套海陆交互相沉积建造。在中生代以前，沁水盆地尚且属于大华北克拉通盆地的一部分(琚宜文等，2009；宋慧波等，2018)。中生代以后，受北侧西伯利亚板块与南侧扬子板块俯冲碰撞及东侧太平洋板块俯冲的影响，华北板块产生差异分化，沁水盆地开始独立发展演化，西缘太岳山区隆升，使下古生界出露地表，接受剥蚀，并逐渐形成了现今的构造地貌。

研究区内构造相对简单，寒武系呈角度不整合覆盖于新太古界深变质岩基底之上，之上被奥陶系整合覆盖。本次研究采用武铁山(1997)重新厘定简化的岩石地层单位，将研究区寒武系自下而上划分为： 苗岭统霍山组(∈2h)、馒头组(∈2m)和张夏组(∈2z)和崮山组(∈3g)，苗岭统—芙蓉统三山子组下部g段(∈3sg)和c段(∈3sc)。各地层单位的岩性组合特征见图 1-c，可以看出研究区从馒头组顶部开始到寒武系顶部，大套碳酸盐岩沉积取代了下伏的陆源碎屑岩沉积，构成了本次研究的重点层位，也是开展碳酸盐岩元素地球化学研究、恢复研究区寒武纪古环境和古气候的理想地区。

2 样品采集与测试

本次研究剖面选在沁水盆地西缘太岳山区麦洞湾一带。该剖面寒武系碳酸盐岩地层出露完整，露头良好，且后期构造、岩浆活动较弱，干扰因素较少。在新鲜露头上，从馒头组顶部一直到三山子组c段的顶部，自下而上连续取样，采样过程中尽量避免了后期矿化蚀变、风化强烈和扰动破碎的区域，并远离碳酸盐脉、节理等干扰地区。共取得30件薄片样品和24套元素地球化学分析样品，分别进行薄片镜下鉴定和元素地球化学分析。

薄片分析时，先选择新鲜、无蚀变和风化的样品制成薄片，接着就矿物成分、百分含量、结构构造等特征在J-58号光学显微镜下观察并拍照，最后进行岩样的准确定名。所依据的标准为GB/T17412.1～3-1998和DZ/T0275.1-5-2015。上述过程均在山西省国土资源部太原矿产资源监督检测中心完成。

测试前先对样品进行前处理，即在室内选取新鲜样品，用去离子水清洗后粉碎，并研磨至200目。样品的全岩主量元素、微量元素(包括稀土元素)的测试，也在山西省国土资源部太原矿产资源监督检测中心完成。其中，主量元素的测试依据为GB/T3286-2012和DZG93-07，测试仪器为A-68号原子吸收分光光度计，测试环境温度为20i℃，湿度为38%RH；微量元素和稀土元素测试依据为DS21420和DZ/T0279.32-2016，测试仪器为A-17号电感耦合等离子体质谱仪，测试环境温度为22i℃，湿度为35%RH。

样品的碳氧同位素分析在湖北省武汉中地大环境地质研究院完成。测试步骤为： (1)去掉风化面和后期方解石脉；(2)用玛瑙碾钵磨成200目以下的粉末；(3)称取岩样粉末60～100iμg，用Finnigan Kiel Ⅳ(100% H3PO4，70i℃)装置制取CO2气体，与MAT-253质谱仪连接进行碳—氧同位素测试。测试依据为GB/T6041-2002，参考标准为Vienna Pee Dee组的箭石(V-PDB)。

3 岩石学特征及沉积相划分

研究区寒武系碳酸盐岩主要为一套浅海台地相建造，根据其内部不同的岩石组合类型、沉积构造与沉积环境特征，可识别出局限台地、开阔台地、台地边缘礁滩3种亚相类型。

a—馒头组中下部灰绿色泥岩，见波痕构造；b—张夏组中部中厚层鲕粒灰岩；c—张夏组上部叠层石；d—张夏组顶部生物丘灰岩；e—张夏组顶部生物丘灰岩；f—崮山组中部三叶虫化石；g—崮山组上部生物丘灰岩；h—三山子组中厚层白云岩；i—三山子组含燧石白云岩图 2 山西沁水盆地麦洞湾剖面寒武系露头特征Fig.2 Outcrop characteristics of the Cambrian of Maidongwan section in Qinshui Basin，Shanxi Province

a—馒头组顶部含海绿石含砂白云岩，残余粒屑结构，矿物成分： 白云石85%±，呈半自形粒状—不规则状，石英5%±，棱角状、不规则状，长石少量，呈次棱角—次磨圆状，海绿石3%±，呈不规则状充填；b—张夏组一段生物屑灰岩，重结晶生物屑结构，矿物成分： 方解石88%～93%，有颗粒，结晶方解石等，白云石5%～10%，铁泥质1%～2%，呈褐黑色，星点状；c—张夏组二段鲕粒灰岩，矿物成分： 鲕粒结构，方解石80%～85%，白云石15%～20%，鲕粒具选择性被细晶白云石交代，铁泥质少量；d—张夏组顶部含生物屑泥—粉晶灰岩，泥—粉晶结构，有多条锯齿状缝合线，矿物成分： 方解石70%±，泥粉晶方解石为主，白云石20%～25%，铁泥质1%～2%；e—崮山组下部泥微晶灰岩(b-19)，泥微晶结构，见锯齿状缝合线，矿物成分： 方解石88%±，泥微晶方解石为主，白云石10%±，呈较自形晶，铁泥质1%～2%；f—崮山组中部竹叶状砾屑灰岩(b-22)，砾屑结构，矿物成分： 方解石99%±，砾屑为主，铁泥质少于1%；g—崮山组顶部泥微晶灰岩(b-25)，泥微晶结构，见锯齿状缝合线，矿物成分： 方解石75%±，泥微晶方解石为主，白云石25%±。铁泥质少于1%；h—三山子组g段粉—细晶白云岩(b-29)，矿物成分白云石93%±，方解石3%～5%，铁泥质1%～2%；i—三山子组c段细—中晶白云岩(b-33)，矿物成分： 细—中晶白云石96%，方解石2%～3%，铁泥质少于1%图 3 山西沁水盆地麦洞湾剖面寒武系碳酸盐岩样品镜下显微特征Fig.3 Microscopic characteristics of the Cambrian carbonate rocks from Maidongwan section in Qinshui Basin，Shanxi Province

馒头组中下部为陆源石英砂岩、粉砂质泥页岩(图 2-a)，局部见薄层白云岩，到顶部出现海绿石(图 3-a)。海绿石指示一种弱氧化—弱还原的沉积环境，表示研究区在中寒武世馒头组沉积晚期发生了海侵作用，研究区处于滨浅海环境，属陆源碎屑滨海相。

张夏组一段主要为中厚层灰岩(图 2-b)，下部发育含鲕粒生物碎屑灰岩(图 3-b)，局部见泥质条带灰岩，其中生物碎屑长轴具定向排列，指示稍强的水动力条件。由下往上，生物碎屑和鲕粒含量逐渐减少，泥微晶方解石逐渐增加，慢慢过渡为含鲕粒泥微晶灰岩，垂向上构成典型的正粒序，为开阔台地亚相。张夏组二段以大套鲕粒灰岩(图 3-c)为主，横向延续稳定，胶结物主要为亮晶方解石，灰泥较少，且亮晶胶结物具有世代结构(图 3-c)，说明沉积期水动力条件强，灰泥质被水流带走，在鲕粒之间化学沉淀出方解石晶体，暗示一种持续高能的浅滩环境。

张夏组上部和崮山组下部见礁灰岩： 柱状叠层石(图 2-c)与生物丘灰岩(图 2-d，2-e；图3-e)，其中叠层石礁灰岩属粘结灰岩，系蓝细菌等微生物席分泌黏液粘结和捕获灰泥质点、碳酸盐颗粒和生物碎片形成的一种富藻暗色纹层和富碳酸钙亮色纹层交替增生的独特沉积构造，缺少生物骨架，生物碎屑少见。其形态有层状与柱状2种基本类型和两者的过渡类型，研究区所发现的柱状叠层石(图 2-c)指示较强的水动力条件(姜在兴，2010)。生物丘灰岩(图 2-d，2-e，3-e)属障积灰岩，系由蓝细菌等造礁生物通过阻挡灰泥、碳酸盐颗粒和生物碎片而形成。障积物主要为蓝细菌，附礁生物较少，见少量生物碎屑，含量一般为0～5%，灰泥含量很高，不具有明显的骨架结构，故无固定形态，成层性较差(刘贻军和叶俭，1997)。镜下为生物碎屑泥—粉晶灰岩，具方解石色暗污浊、富含有机质、残留藻泥(图 3-d)等特征，可见细小生物碎屑(图 3-e)。为台地边缘礁滩相。

崮山组中部见竹叶状砾屑灰岩(图 3-f)，鲕粒灰岩很少见，局部见生物丘灰岩(图 2-g，3-g)。竹叶状砾屑灰岩属风暴事件沉积，见中薄层生物碎屑灰岩，层理面见大量窄盐性生物三叶虫的化石(图 2-f)，化石个体较大，形状较完整，暗示为原地堆积。总体指示一种水体循环良好、盐度正常、相对低能的浅水环境，为开阔台地相。

三山子组为中—厚层白云岩(图 2-h)。白云石晶粒主要呈粉—中晶(图 3-h，3-i)，多呈半自形—自形结构，晶粒间呈较平直或略弯曲镶嵌，多数白云石污浊，显示富有机质藻灰泥。生物化石很少见，局部见刀砍纹和溶蚀孔洞，常见鸟眼等暴露构造，划为局限台地相。下部发育有燧石结核(图 2-i)，而碳酸盐岩中燧石结核的成因有沉积说和交代说2种(Adachietal.，1986；潘龙克等，2016)，前人研究表明寒武纪—奥陶纪早期在浅水台地或潮坪等环境中，硅质可直接以化学沉淀的方式产出，从而出现燧石与碳酸盐岩共同产出的现象(Malivaetal.，1989；刘红光和刘波，2017)。三山子组垂向上从下到上燧石逐渐增多，推测可能是由于海平面降低，水体变浅，陆源河流携带而来的硅质增多，导致表层海水硅质过饱和而沉淀出燧石。

结合样品的野外宏观特征(图 2)与镜下微观特征(图 3)，研究区寒武系碳酸盐岩自下而上可以识别出局限台地、开阔台地、台地边缘礁滩3种沉积相类型。垂向上，它们有序叠置共同构成了1个海侵—海退旋回，反映出海平面先上升后下降的变化趋势。

4 元素地球化学特征

样品的主微量元素、碳氧同位素含量测试结果及相关地球化学表征参数计算结果见表 1、表 2和表 3。

4.1 数据代表性分析

分析岩石样品的主、微量元素和碳氧稳定同位素的含量特征，可以获取样品原始沉积时古环境的相关特征。但是，由于采集的样品有可能经历了成岩期后的蚀变作用，从而使样品不能代表原始的沉积环境，所以对样品的代表性进行检验是很有必要的(Derryetal.， 1994)。

前人常用的检验标准有4种： (1)δ13C与δ18O 的相关性。若δ13C和δ18O 不具有明显的相关性，则代表样品保持了原始地层的沉积特征(杨雪琪等，2017)；(2)δ18OPDB值的大小。当其值介于-10‰～-5‰之间时，意味着其氧同位素含量组成与原始沉积时期相比变化不大，如果相应的碳同位素值也变化不大，就仍可以代表原始地层的沉积环境特征；但当其值小于-10‰时，表明样品已发生了强烈成岩蚀变，其碳氧同位素组成均已改变，不再具有代表性(Kaufmanetal.， 1993；Derryetal.， 1994;Kaufman and Knoll,1995)；(3)ω(Mn)/ω(Sr)。当ω(Mn)/ω(Sr)的值小于2时，指示样品代表性很好，当其值介于2～10之间，表明样品具有一定的代表性(郝松立等，2011;陈强等，2012)；(4)∑REE+Y<100 μg/g。如果受陆源碎屑影响，碳酸盐的∑REE+Y含量会增加，大于100 μg/g(江文剑等，2016)。

笔者一共采集了24件样品，参考了上述的4种检验标准，首先对样品的δ13C和δ18O 值进行相关性分析(图 4)，发现几乎没有相关性(R2=0.0014)。然而，仍有5件样品的δ18O 值略小于-10‰，4件样品ω(Mn)/ω(Sr)>2，5件样品∑REE+Y值大于100 μg/g，而它们大都位于馒头组顶部和张夏组底部，表明馒头组沉积末期到张夏组沉积初期，碳酸盐沉积时陆源碎屑混染较严重，且受成岩作用影响较大，已经不能反映古海水信息，故需剔除此8件样品(表 1，表2和表3中黑色字体样品)。剩余16件样品受到陆源碎屑混染和后期蚀变的影响很微弱，可以用于古环境研究。

图 4 山西沁水盆地麦洞湾剖面寒武系碳酸盐岩δ13C和 δ18O 散点图Fig.4 Scatter map of δ13C and δ18O of the Cambrian carbonate rocks from Maidongwan section in Qinshui Basin，Shanxi Province

4.2 主量元素特征

1)CaO、MgO与LOI(烧失量)的含量。研究区寒武系碳酸盐岩的CaO含量介于29.64%～53.74%之间，均值为41.18%；MgO含量介于0.75%～21.28%之间，均值为10.54%；LOI含量在40.34%～47.1%之间，均值为43.95%，∑(CaO+MgO+LOI)在91.26%～98.54%之间，均值为95.67%。三者变化范围均较大，反映沉积环境比较动荡。垂向上，∑(CaO+MgO+LOI)从张夏组中下部的低值向上迅速升高，到张夏组上部达到最大值，在顶部突然下降，然后在崮山组内波动升高，在三山子组内升到相对高值，然后在寒武系顶部有小幅度下降。总体有2次升高—下降的旋回(图 5)，暗示沉积环境比较动荡。

2)陆源元素(SiO2、Al2O3和Fe2O3)的含量。SiO2含量介于0.48%～5.38%之间，平均值为2.30%；Al2O3含量在0.10%～1.35%之间，平均值为0.65%；Fe2O3含量在0.096%～0.95%之间，平均值为0.32%；陆源元素∑(SiO2+Al2O3+Fe2O3)含量介于0.8%～7.23%之间，平均值为3.27%。三者变化范围较广，反映沉积环境变化比较频繁。在垂向上，三者变化趋势高度一致，从张夏组中下部的高值到上部逐渐降低，在顶部上升，然后在崮山组内波动较大，略有降低趋势，在三山子组内降到低值并上下波动，最后有小幅度上升，显示2次下降—升高的旋回。

3)Na2O与K2O的含量。Na2O含量介于0.009%～0.14%之间，平均含量为0.052%，Na元素含量为67.52～1038.71iμg/g，平均值为385.81iμg/g，变化范围较大，最高值和最低值相差2个数量级。前人研究结果表明，在地史中不同地质年代形成的碳酸盐矿物和生物骨架等的Na元素含量介于100～5000 μg/g之间(Land and Hoops，1973;Mitchelletal.， 1987;Lu and Meyers，1998)。相较于上述古代的碳酸盐沉积物来说，研究区寒武系碳酸盐岩的Na元素含量较低。K2O含量介于0.049%～0.82%之间，变化范围较大，平均值为0.35%，相对较高。

4.3 微量元素特征

研究区样品中Sr含量介于65.03～1106.21μg/g之间，跨了2个数量级，波动范围较大，平均值为360.83￣￣μg/g。Rb含量介于1.8～18.55￣￣μg/g 之间，平均值为7.91￣￣μg/g。Ba含量介于20.77～376.55￣￣μg/g 之间，平均值为59.97￣￣μg/g。前人研究发现，现代海洋中形成的文石Sr含量大于(7740±300)￣￣μg/g，高镁方解石Sr含量在400～5000￣￣μg/g 之间，原生白云石Sr含量在 245～600￣￣μg/g 之间(Baker and Brun，1985；田洋，2014)。相较于上述现代海水中的碳酸盐沉积物来说，研究区Sr含量偏低。造成碳酸盐岩Sr含量偏低的原因有成岩作用过程中的重结晶作用、大气淡水作用等(任影等，2018)。垂向上，Sr含量在张夏组内总体先升高后降低，到崮山组底部开始上升，一直到崮山组顶部开始下降，在三山子组内维持在一个低值上下波动(图 5)。

4.4 稀土元素特征

碳酸盐岩中稀土元素(REE)主要有3个来源： (1)海水中的生物；(2)河流注入的陆源溶解物质；(3)火山喷发带上来的深部物质(高长林，1992；Frimmel，2009)。海水中稀土总量一般较低，亏损轻稀土，具La轻微正异常、Ce负异常、Y正异常；而陆源物质的稀土总量较高，具有显著的轻稀土或中稀土富集而无明显元素异常(Frimmel，2009；周国兴等，2014)。现代太平洋表层海水的ΣREE+Y含量约为30.5￣￣μg/g，正常海相碳酸盐岩的ΣREE+Y含量在1～50￣￣μg/g 之间(Kawabeetal.， 1998；Liuetal.， 2017)。

研究区下寒武系碳酸盐岩的稀土元素含量测试结果见表 2。本次研究的样品均采用北美页岩(NASC，North American Shale Composite)(Grometetal.， 1984)进行标准化，标准化后的曲线如 图 6 所示，其中Ce和Eu异常计算公式为：δCe=2×CeN/(LaN+PrN)、δEu=EuN/(0.67×SmN+0.33×TbN)(Bau and Dulski，1996)。相关参数计算结果见表 3。从表 3 中可以看出： ΣREE+Y介于13.25～78.62￣￣μg/g 之间，均值为35.43￣￣μg/g，较之上述的正常海相碳酸盐岩来说，研究区的稀土元素总含量较高，变化范围较广，垂向上呈现出降—升—降的趋势。LREE/HREE值比较稳定，维持在4.12～6.85，均值为5.74. 显示出轻稀土相对富集、重稀土相对亏损的特点，分馏作用比较明显。上述这些特征都反映出样品在沉积期遭受过陆源物质不同程度的混染改造。而从Ce和Eu的异常情况来看，δCe值介于0.64～1.0之间，均值为0.89，主体呈现出弱的负异常(图 5)，符合正常海相沉积的特点；δEu值介于0.86～1.14之间，均值为0.97，主体同样呈现出微弱的负异常(图 6)，少量白云石受到热液影响呈现出很微弱的正异常，说明研究区样品总体受到热液影响程度很小。

研究区寒武系碳酸盐岩的稀土元素配分模式曲线均呈现出略微左倾—平坦的趋势(图 6)，表明具有相似的轻重稀土分馏特征。张夏组和崮山组轻稀土相对亏损、重稀土相对富集，显示出海相沉积的特点。其中，张夏组没有明显的元素异常，部分样品Ce元素呈现微弱负异常，崮山组灰岩有明显的负Ce异常，符合正常海相灰岩Ce异常特征。三山子组稀土元素配分模式曲线有2种类型： a类微左倾型和b类平坦型，前者呈现出一定的负Ce异常，没有明显的Eu异常，重稀土相对富集，符合海相沉积的特点，而后者没有明显的元素异常现象，轻重稀土元素分馏不如前者明显。

图 6 山西沁水盆地麦洞湾剖面寒武系碳酸盐岩稀土元素标准化曲线图Fig.6 REE normalized curve of REE of the Cambrian carbonate rocks from Maidongwan section in Qinshui Basin，Shanxi Province

4.5 碳氧同位素特征

麦洞湾剖面寒武系碳酸盐岩的δ13C值在-1.96‰～0.41‰之间变化，平均值为-0.60‰，为中低值到低正值，总体位于前人得出的正常海相碳酸盐岩δ13C值的变化范围(0～±2‰)之内(曾德铭等，2010；杨剑萍等，2015)。垂向上，张夏组一段均值为-0.62‰，二段为0.25‰，崮山组为-0.35‰，三山子组为-1.4‰，总体呈现1次升高—降低的旋回。前人经过大量研究发现，全球的寒武系芙蓉统排碧阶底界(位于传统的上寒武统内)普遍发生过1次显著的δ13C正漂移事件(SPICE事件)，漂移幅度达3‰～5‰，在全球范围内可对比性很高(李文正等，2019)。但本次研究并未见到该次事件，这是由于本次研究碳氧同位素分析样品数量有限，采样间距较大，难以准确控制各级年代地层单位界线处的碳同位素组成演化趋势，故本次碳同位素研究无地层学意义，只用作古环境恢复。

δ18O值介于-9.96‰～-5.33‰之间，均值为-7.94‰，为中负值。垂向上，张夏组均值为-9.00‰，崮山组均值为-8.64‰，三山子组均值为-6.73‰，从下到上呈阶梯状升高(图 5)。这种规律是由于随着碳酸盐岩地质年代的增加，δ18O值会发生较大变化，时代越老、成岩作用时间越长，氧同位素交换愈强，δ18O值就愈低，因此氧同位素的指相意义相比于碳同位素来说较差(刘德良等，2006)。

5 古环境意义

5.1 古海水盐度

前人通过研究发现，碳酸盐岩的碳氧同位素组成受控于沉积介质的碳氧同位素组成，介质的碳氧同位素组成又受到介质盐度的影响(杨雪琪等，2017)。Keith和Weber(1964)利用δ13C值和δ18O 值提出一个经验公式来计算沉积介质的盐度指数Z(Z值并不是盐度的确切值，只是与古盐度呈正相关，Z值小于120为淡水相，Z值大于120为海水相)：Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50);式中的δ13C和δ18O 均为PDB标准值。笔者利用该公式计算出古海水盐度，其结果列于表 3。

研究区样品的Z值分布在119.71～124.73之间，均值为122.1，指示研究区寒武系碳酸盐岩整体上为海相沉积。只有1件样品Z值小于120，位于三山子组c段下部，暗示该时期海平面下降，较多地受到陆源河流等淡水的影响，这与上述岩石学特征和δ13C低值指示的信息一致。垂向上，张夏组平均值122.73，崮山组平均值122.28，三山子组均值为120.96，由下到上总体先升高后降低(图 5)。

5.2 古海水温度

同样地，介质温度也影响着碳酸盐岩的碳氧同位素组成，这主要体现在对δ18O 的影响上。前人研究发现： 当介质的盐度保持不变时，温度越高，δ18O值越低(李倩文等，2014)。因此，δ18O值可以作为恢复古温度相对可靠的指标。笔者采用前人提出并校正的公式(陈强等，2012；姬国锋等，2016；杨雪琪等，2017):T(℃)=15.976-4.2×δ18O+0.13×(δ18O+0.22)2来计算本次研究采集的样品，式中δ18O 值为PDB标准。但需要注意的是， 在全岩碳氧同位素中使用上述公式计算时，会产生较大的偏差，其原因主要是海水盐度偏差、同位素年代效应以及当时古海水的δ18O 未知，因此必须选用正常盐度下的样品或δ18O 校正值来减小误差(孔为伦等，2011)。前人的方法是用第四纪海相碳酸盐岩的δ18O 平均值-1.2‰为标准来校正δ18O 测试值(邵龙义等，1996；孟昊等，2016)。本次研究的样品δ18O 均值为-8.64‰，两者相差6.74‰，因此用6.74‰去校正表 3 中的δ18O 测试值，获得δ18O 的校正值。其中，P1-18样品的δ18O 校正值与-1.2‰仍然相差较大，故舍去，剩余的校正值通过温度公式计算出古海水温度，结果列于表 3。

研究区古海水温度介于13.74～30.67i℃，平均值为22.05i℃，总体上属温暖的亚热带气候环境下的海水温度。前人根据古地磁研究得出，在寒武纪华北板块处于赤道以南的低纬度地区(黄宝春等，2008)，这与本研究的结论一致。垂向上，张夏组均值为26.07i℃；崮山组均值为24.31i℃；三山子组均值为19.91i℃，由下到上呈阶梯状降低(图 5)。

5.3 古气候

地史时期古气候的演化会影响沉积环境，进而造成沉积物内相关元素的富集或亏损，因而可以利用相关元素的含量变化来恢复古气候演化。前人总结出2个指标可以反映古气候变化： MgO/CaO值和Rb/Sr值。

由于在海水中碳酸钙的溶解度一般随着温度升高而下降，因此，MgO/CaO值可以反映沉积期的古气候。MgO/CaO高值指示为潮湿气候，低值为干热气候(杨振宇等，2009；孟昊等，2016)。研究区寒武系碳酸盐岩样品的MgO/CaO值在0.014～0.711之间，均值为0.333。 垂向上，张夏组均值为0.06，崮山组为0.04，三山子组为0.69。总体趋势为先降低后升高，指示研究区中晚寒武世古气候经历了由相对潮湿—相对干热—相对潮湿的转变(图 5)。

岩石中Rb元素含量较低，Sr元素的含量受它置换含钙矿物中Ca2+的程度的制约(刘英俊等，1984)，在干热气候背景下CaO的含量增加，Sr元素浓度也增加，Sr置换Ca2+的程度增大，形成的岩石中 Sr 含量就增大。因此，Rb/Sr的高值指示古气候相对潮湿，Rb/Sr的低值指示古气候相对干热(王琳霖等，2018)。研究区样品的Rb/Sr值在0.004～0.15之间，均值为0.04，以低值为主，说明总体相对潮湿。垂向上，张夏组均值为0.024，崮山组为0.016，三山子组为0.057，总体上先降低后升高，指示研究区中—晚寒武世古气候由相对潮湿先变为相对干热而后变为相对潮湿(图 5)。

综上所述，虽然两者在具体数值上有所不同，但是在变化趋势上却大体相似，均指示研究区中—晚寒武世古气候经历了由相对潮湿—相对干热—相对潮湿的转变过程。

5.4 古水深

Sr/Ba值和1000×Sr/Ca值这2种地球化学指标经常被用来判断古水体深度的相对大小。

Sr/Ba值的原理是化学性质相近的Sr与Ba在迁移能力和化合物溶解度上存在的明显差异(邱家骧和林景仟，1993)，一般认为，Sr往往可以富集于深海中，但是Ba通常只能富集于近岸水体及其相应的沉积物中，因而海相沉积物中Sr/Ba>1，淡水沉积物中Sr/Ba<1(米利曼，1978)。根据表 3 可以看出，研究区寒武系碳酸盐岩样品的Sr/Ba值介于1.25～24.04之间，平均值为7.87，变化范围较大，揭示出寒武系碳酸盐岩碳酸盐岩均为海相沉积。垂向上，张夏组均值10.47，崮山组均值12.78，三山子组均值为3.54，从下到上Sr/Ba值先升高，在张夏组沉积中晚期达到最高值(图5)，说明该沉积期内古水体加深，离岸距离变远，在中晚期水体最深；然后降低，在崮山晚期达到最低值，最后在1个低值上下波动，指示沉积期古水深越来越浅，离岸距离越来越近，较多淡水河流的注入，使得古盐度Z值也降低。

碳酸盐岩的1000×Sr/Ca值，具有从浅滩向陆棚方向随水体加深而逐渐增大的特征(汪凯明和罗顺社，2009)。从表 3 可以看出： 研究区寒武系碳酸盐岩的1000×Sr/Ca值介于0.30～3.11之间，均值为1.08。垂向上，张夏组均值为1.59，崮山组为1.58，三山子组为0.44。结合 图 5 可以看出，从张夏组沉积早期到中期1000×Sr/Ca 增大到最高，到三山子组减小到最低，反映沉积水体经历了由浅到深的变化过程，离岸距离也由近到远，再变近。

综上所述，古水深与离岸距离的2种地球化学指标Sr/Ba值和1000×Sr/Ca值的变化趋势大体相同，并与δ13C和Z值的指示结果具有较好的一致性，揭示出张夏组沉积早期—中晚期海平面缓慢上升、水体加深、古盐度升高，而崮山期到晚寒武世末海平面波动性下降、水体变浅、盐度降低。

5.5 古海平面变化

碳同位素有良好的指相意义，古代碳酸盐岩形成后，在成岩作用的过程中，碳同位素组成很稳定，能够很好地保存原始沉积环境的特征(杨剑萍等，2015)。自然界的碳库由无机碳(氧化碳)和有机碳(还原碳)组成，无机碳库中相对富集重同位素13C，而有机碳库中则相对富集轻同位素12C，两者δ13C平均值相差25‰左右，所以两者在海洋中的相对含量组成就决定了海相碳酸盐岩δ13C的组成，而影响无机碳和有机碳相对含量的最重要的因素是沉积时有机碳的氧化与相对埋藏量(李忠雄和管士平，2001；彭苏萍等，2002)。当气候温暖、海平面的上升、海洋生产力较大时，较高的生物量使得海水中有机碳的氧化减少、相对埋藏速率增大、海水中12C相对减少，因此碳酸盐岩的δ13C值正偏，反之亦然。除此之外，火山作用过程中，会释放大量富含12C的CO2气体，将极大冲击海洋的碳循环，造成δ13C负偏移(施泽进等，2019)。前人研究表明寒武纪碳同位素组成演化主要受全球海平面升降变化的影响(李文正等，2019)，故研究区δ13C值的变化可以反映沉积期古海平面的变化。

研究区寒武系δ13C均值先升高后降低，意味着一次高级别的海侵—海退旋回，海平面变化较频繁，环境比较动荡，这与岩石学特征反映出的海平面变化趋势不谋而合。综合岩石学、古盐度、古海水温度、古水深、古气候和δ13C漂移曲线特征，绘制了研究区海平面变化曲线(图 5)。

5.6 古环境要素间的耦合关系

古环境为一有机整体，古气候、古盐度、古海水温度、古水深及古海平面变化等古环境要素之间也存在一定的耦合关系，当其中某一要素发生变化时，必然会引起其他要素的一系列连锁变化(Fairbridge，1981；杨子赓，2004；严兆彬等，2005；王鹏万等，2016)。而古环境的变化势必会导致沉积环境和在该环境下形成的沉积物特征的变化，古环境对沉积作用起着一定控制作用，即不同的古环境要素特征下会发育不同的沉积相建造，不同的沉积相建造指示不同的古环境要素特征(姜在兴，2010)。

研究区古环境各要素之间具有较明显的相关性，显示出联动性和系统性。馒头组沉积晚期研究区发生大面积海侵，水体持续加深，水温缓慢上涨，研究区由陆转海，造成早期的陆源碎屑滨海相沉积结束，取而代之的是张夏组沉积早期的大套开阔台地相沉积。张夏组沉积中期到崮山早期古气候由相对潮湿转变为相对干热，古海水温度升高，水体膨胀，古盐度升高，海侵进一步扩大，海平面上升，古水深与离岸距离持续增大，造成海洋可容空间增加，生产力增大，有机碳埋藏速度加快，从而导致重同位素富集，δ13C值正漂。频繁的小规模海平面升降导致了不稳定的、动荡的水体，同时温暖的浅海环境造成蓝细菌等微生物的生长和繁盛，导致该时期沉积了台地边缘礁滩相的亮晶鲕粒灰岩和生物丘礁灰岩地层。从崮山早期到崮山晚期海平面有所降低，δ13C值小规模负漂，相应地古水深与离岸距离略微减小，古气候相对潮湿，古海水温度回降到20～25i℃，古盐度略有降低。正是这样一个总体温暖潮湿、盐度正常、相对低能的浅海环境，促进了三叶虫等窄盐性生物的繁盛，最终形成了崮山组内开阔台地相的含较大化石的泥晶灰岩和局部的生物丘灰岩。崮山末期到晚寒武世末，古气候变为相对潮湿，导致古海水温度降低，进而水体收缩，古盐度降低，海平面也逐渐降低，水体变浅，最终使得海洋可容纳空间减少，生产力降低，有机碳埋藏速度减慢，δ13C值负漂，开阔台地相钙质碳酸盐岩过渡为局限台地相镁质碳酸盐岩。

综上所述，沁水盆地西缘太岳山区麦洞湾剖面的寒武系碳酸盐岩的元素地球化学特征所指示的古环境要素之间显示出较好的整体性与系统性，并对依据岩石学特征所划分的沉积相类型具有一定的制约关系。

6 结论

1)沁水盆地西缘太岳山区寒武系碳酸盐岩为一套浅海台地相建造，主要包括张夏组—崮山组灰岩和三山子组下部白云岩，并识别出局限台地、开阔台地和台地边缘礁滩3种沉积相类型。垂向上，它们有序叠置共同构成了1个海侵—海退旋回。

2)元素地球化学测试结果表明，自生元素(CaO、MgO)与陆源元素(SiO2、Al2O3和Fe2O3)变化范围较大，垂向上有2次升—降的旋回；Na2O含量较低，K2O含量较高，两者之间无相关性。微量元素Sr含量较低；ΣREE+Y总含量较高，变化范围较广，与∑(SiO2+Al2O3+Fe2O3)呈正相关关系；LREE/HREE值在 4.12～6.85之间，分馏作用比较明显，具在轻稀土富集、重稀土亏损的特点，Ce和Eu主体均呈现出弱的负异常，符合正常海相沉积的特点。δ13C值介于-1.96‰～0.41‰之间，总体呈现1次升—降的旋回；δ18O值在-9.96‰～-5.33‰，总体自下而上呈阶梯状上升。

3)综合各种地球化学指标，推测研究区古盐度Z值介于119.7～124.7之间，整体上为海相咸水沉积；古海水温度介于13.74～30.67i℃之间，总体上由暖到热再转冷；古气候经历了由相对潮湿—相对干热—相对潮湿的转变；古水深呈现浅—深—浅的变化；古海平面经历了1次大规模的升降旋回。古环境各要素间耦合关系较好，并对沉积相类型具有一定的制约关系。