中国湖相碳酸盐岩碳氧同位素时空特征及其古湖泊学意义

梁俊红，孙宝亮，尹国英

(1.东北大学资源与土木工程学院地质系，沈阳 110819；2.辽宁城市建设职业技术学院建筑工程系，沈阳 110122)

0 引言

湖相碳酸盐岩是分布极其广泛的陆相碳酸盐岩之一，它是指在内陆湖泊盆地中形成的碳酸盐岩，其包括淡水型、半咸水—咸水型和盐湖型碳酸盐岩。在湖盆演化过程中，湖相碳酸盐岩常发育于构造活动相对稳定、湖盆水体持续扩张阶段。平面上，碳酸盐岩分布于近湖盆边缘的滨岸带和盆内浅湖相的水下隆起区，呈小面积的点式分布；垂向上，多以互层形式分布在碎屑岩剖面中，也常见以结核或钙质微体化石等薄层赋存于泥岩、页岩细粒碎屑岩中，具有层数多、单层薄、韵律性变化的特点，厚度比例一般小于总厚度的15%[1]。湖相碳酸盐岩岩性多样，物源复杂、成分不纯，以内源和近源沉积为主，岩石结构和成因随沉积环境变化而异。在淡水内陆湖盆、咸水内陆湖盆、短期海侵内陆湖盆和潟湖中，均可形成各种碳酸盐岩，常见生物灰岩、颗粒灰岩、礁灰(云)岩、泥晶灰(云)岩和白云岩等类型[2]。淡水型湖泊碳酸盐岩常见岩石标准微相有微(泥)晶、球粒、放射性鲕粒、微似核形石、叠层石以及各种化石。此外，还常出现外源岩屑和内碎屑。化石常见蓝细菌、藻类、腹足类、双壳类、介形类、鱼骨、鱼鳞和牙齿化石及两栖动物化石遗迹[3]。咸水型湖泊相碳酸盐沉积少见化石，可含少量腹足类化石。湖泊碳酸盐岩石常见沉积组构为块状、纹层状和季候纹层状，结节(核)状沉积，并发育生物扰动构造。

国内外地质学者已在湖相碳酸盐岩岩石学、沉积古环境、生烃和储集方面开展了大量的研究工作[4-8]。关于湖相夹层状、瘤状或结核状碳酸盐岩的成因，大多数学者认为是一定构造背景和古气候环境下古湖泊沉积环境中的正常沉积作用的产物[9-11]，也有学者提出其为微生物作用、热液作用、湖底喷流作用以及火山作用参与的结果[12-15]。岩石不同成因的认识对于湖相碳酸盐岩及其共生泥岩、页岩的古环境恢复、沉积相带分布的预测和储集层评价具有重要意义。碳酸盐岩的碳、氧同位素组成被应用于湖泊类型判别以及沉积水体环境参数分析，在碳酸盐成因、古气候和古环境得到了广泛的应用。

中国湖相碳酸盐岩地理分布范围广，不同盆地、不同地质时期、不同岩性的碳酸盐岩碳氧同位素数据之间差异明显。本文将通过对国内不同湖盆发育的碳酸盐岩碳氧同位素数据对比和分析，旨在探讨碳氧同位素时空演化规律及其湖泊类型和水体古环境信息，这对于与碳酸盐岩共生的油页岩、页岩形成环境分析、陆相湖盆油气藏储集层的寻找具有一定的参考意义。

1 中国湖相碳酸盐岩时空分布特征

湖相碳酸盐岩广泛发育于国内各陆相含油气盆地，其常具有良好的生油和储油能力。从形成的地质时代上看，国内湖相碳酸盐岩沉积作用始于二叠纪，当时特提斯洋海水从中国北方开始退出，形成了地理上“南海北陆”的地质格局，此时准噶尔盆地和三塘湖盆地在挤压构造背景下，在其前陆坳陷区沉积了一套半深湖—深湖相的含碳酸盐岩地层，如风城组和芦草沟组。中三叠世—晚三叠世，印支运动造成中国南方大规模海退，中国大部分处于大陆环境，在其内部发育多个湖盆。从侏罗纪起，海侵主要限于西藏、青海南部和台湾、湖南、广东一带，仅早期有短暂的海侵。因此“南海北陆”的状态基本结束，华南、华北连成一片，其为侏罗纪、白垩纪湖相碳酸盐岩沉积大发展提供了基本条件。侏罗纪—白垩纪，在松辽盆地、银额盆地和四川盆地等地形成了富含油气资源的湖相碳酸盐岩沉积，如松辽盆地上白垩统青山口组生物灰岩、银额盆地下白垩统巴音戈壁组泥质云岩和云质泥岩、四川盆地侏罗系大安寨段介壳灰岩等。湖相碳酸盐岩沉积全盛于早第三纪的古近纪，衰落于晚第三纪新近纪。湖相碳酸盐岩产出地层较多，如黄骅坳陷下第三系沙河街组、苏北盆地古近系的阜宁组和柴达木盆地第三系干柴沟组、山东平邑盆地下第三系、广东三水盆地下第三系、江汉盆地下第三系潜江组、东淮凹陷下第三系沙河街组、泌阳凹陷下第三系核桃园组等地层较为典型。

表1为发育于不同盆地、不同地质时期、不同岩性的(部分)中国湖相碳酸盐岩岩石学特征和碳氧同位素组成。

表1 中国湖相碳酸盐岩岩石学特征与碳氧同位素组成Table 1 Petrological characteristics and C-O isotopic composition of lacustrine carbonate in China

续表1：

1.1 二叠系—三叠系湖相碳酸盐岩

二叠纪时，湖相碳酸盐岩发育于准噶尔盆地、三塘湖盆地、四川盆地、鄂尔多斯盆地，赋存地层为下二叠统风成组(P1f)、中二叠统芦草沟组(P2l)、须家河组(T3x)和上三叠统延长组(T3y)。有关二叠系—三叠系湖相碳酸盐岩岩石学特征，见表1所述。

准噶尔盆地玛湖凹陷下二叠统风城组湖相富有机质泥岩为近期发现的玛湖大油田的主力供油层段，其为咸化湖盆沉积[16]。风城组自下而上划分为风一段、风二段和风三段。风一段沉积早期，凹陷东北部以火山碎屑岩—沉火山碎屑岩沉积为主，此后发育富有机质泥岩、白云岩及云质岩类；凹陷中部风二段发育大量天然碱、碱氢钠石、碳酸钠钙石等碱性矿物；风三段沉积期，凹陷内以云质岩沉积为主，顶部发育陆源碎屑岩[17]。准噶尔盆地东南吉木凹陷内中二叠统芦草沟组主要岩性为一套白云石及硅酸盐矿物以不同比例混合而成的极细粒沉积岩，是盆地内最好的烃源岩，也是致密油勘探的有利层位[18-19]。芦草沟组岩石主要为化学沉积和机械沉积的过渡性岩类，岩性以云质岩类和凝灰质岩类为主；湖相碳酸盐岩主要为凝灰质泥晶白云岩、云质凝灰岩和含灰沉凝灰岩[20]。新疆三塘湖盆地，中二叠系芦草沟组由白云岩、灰岩、黑色泥岩、页岩及碎屑岩互层沉积构成。形成于浅—半深湖强还原环境的白云岩可划分为粉—泥晶白云岩和方沸石钾长白云岩2类，粉—泥晶白云岩具有原生沉积白云石特征，岩石中球状及管状白云石与微生物吸附作用有关，而它形及菱形白云石为直接沉淀的原生产物[21]。

四川盆地发育的晚三叠世须家河组自下而上可划分为6个明显的沉积旋回性岩段。须一段、须三段、须五段岩性主要为泥、页岩，富含有机质，含大量炭质页岩和煤线夹层，为相对稳定的湖泊相沉积；须二段、须四段、须六段岩性为灰色中-细粒砂岩，薄层泥岩、煤线和泥质粉砂岩夹层，为三角洲相沉积[22-23]。

暗色泥岩和所夹煤层是上三叠统须家河组的主要烃源岩，在四川盆地广泛发育，主要发育于须一段、须三段、须五段[24]。川中须家河组砂岩中碳酸盐岩胶结作用发育，对储层物性影响重要。碳酸盐胶结物多以方解石为主，极少数为白云石[25-26]。

鄂尔多斯盆地晚三叠世延长组为主要烃源岩，霸王庄采石场和瑶曲聂家河露头剖面长7油层泥页岩中发育球粒灰岩结核和白云岩结核，围岩为正常泥质页岩沉积物。碳酸盐岩结核矿物学、常量元素、微量元素和稀土元素地球化学分析认为其为沉积成因的碳酸盐岩，富烃凹陷延长期局部地区存在热液上涌作用影响[27]。

1.2 侏罗系和白垩系湖相碳酸盐岩

印支运动造成中国南方大规模海退，国内大部分处于大陆环境，陆内发育多个古湖盆。侏罗系和白垩系湖相碳酸盐岩发育于四川盆地、鄂尔多斯盆地、银额盆地、酒泉盆地、松辽盆地和辽西义县盆地等，赋存地层有自流井组(J1z)、安定组(J2a)、巴音戈壁组(K1b)、苏红图组(K1s)、银根组(K1y)、青山口组(K2qn)和义县组(K1y)。有关侏罗系和白垩系湖相碳酸盐岩岩石学特征，见表1所述。

四川盆地东北部自流井组和凉高山组中分布多层浅湖相介壳灰岩沉积。自流井组按岩性自下而上可划分出珍珠冲段、东岳庙段、马鞍山段、大安寨段和过渡层，对应沉积亚相分别为三角洲前缘-浅湖、浅湖泥夹风暴介壳、三角洲-浅湖、介壳滩-浅湖泥、浅湖泥。川中地区龙浅104×井、平昌1井和龙浅103井取得自流井组和高凉山组的40件湖相碳酸盐岩样品，岩性为细(粉)晶介壳灰岩、泥(微)晶介壳灰岩、钙质泥岩、含生屑钙质泥岩等[28]。四川自贡贡井-高峒桥、重庆合川炭坝剖面自流井组上部大安寨段湖相碳酸盐岩类型为微晶介壳灰岩、介壳微晶灰岩、微晶介形虫灰岩和微晶灰岩等[29-30]。

鄂尔多斯盆地中东部的志丹地区，中侏罗统安定组岩性较复杂，为河流相和湖泊相沉积，在靖边—环县—宜君西一线以东地区，形成一个内流湖泊，中心部位为较深湖相沉积。安定组可划分为3个岩性段，下部以黑色泥岩及少量粉砂岩为主；中部为灰紫色、灰绿色粉砂岩夹薄层泥灰岩；上部为杂色泥灰岩与褐黄色粉砂岩互层。形成于半干旱炎热古气候湖水咸化期的泥灰岩细划分为3种类型：①纹层状泥灰岩；②块状泥灰岩；③生物碎屑泥灰岩[31-32]。

早白垩世银额盆地哈日凹陷为一封闭性陆内断陷湖盆，陆源碎屑供给较少，湖盆处于欠补偿环境，形成了一套厚层富有机质的深水细粒沉积岩，为该区主要烃源岩。该套细粒沉积岩是在区域伸展背景下封闭断陷湖盆中热液与湖水相互作用的产物，主要以碳酸盐岩和陆源碎屑混合沉积的泥页岩为主。就湖相碳酸盐岩的岩性而言，巴音戈壁组和苏红图组热水沉积岩主要为含灰泥岩、灰质泥岩、泥灰岩和白云质泥岩，银根组则以泥质云岩和白云质泥岩为主[33-35]。

辽西义县盆地早白垩世义县组湖相碳酸盐岩以薄层或夹层的形式出现，主要出露于英窝山砖城子层剖面、王家沟大康堡层剖面和枣茨山金刚山层剖面。湖相碳酸盐岩主要以薄层白云岩、纹层状白云岩、含燧石团块砂屑灰岩、含膨润土泥灰岩、白云质灰岩、白云质胶结滑塌沉积灰岩，沉积亚相为滨浅湖斜坡相、湖坪相以及半深湖相[36-37]。

松辽盆地上白垩统青山口组为一套暗色厚层细粒沉积岩，局部可见深湖相油页岩，是页岩油气成藏重要层位[38-40]。青白口剖面青白口组下部为黑、灰黑色泥岩、页岩和泥质粉砂岩夹薄层灰岩；中部以页岩和油页岩为主，夹白云质灰岩；上部以泥质粉砂岩、粉砂岩和细砂岩为主，夹薄层灰岩。青白口组建组剖面地区普遍发育薄层白云质石灰岩，具有一定的横向可对比性。丁聪等以细粒沉积岩为研究切入点，对青白口组深湖白云质灰岩、浅湖白云质灰岩、叠层石灰岩和鲕粒灰岩4大类碳酸盐岩进行了成因分析[41]。

1.3 新生界湖相碳酸盐岩

江汉裂谷江陵凹陷古近统沙市组和新沟嘴组发育的湖相碳酸盐岩由泥灰岩和泥云岩2种类型构成[45]。

柴达木盆地西部新生界下干柴沟组、上干柴沟组、下油砂山组和上油砂山组的湖相碳酸盐岩垂向上与碎屑岩频繁互层，碳酸盐岩包括鲕粒灰岩、介壳灰岩、藻灰岩、泥晶灰岩和硅质碎屑-碳酸盐岩混积岩5大类，为滨-浅湖、半深湖亚相沉积，沉积微相为灰泥坪、鲕粒滩、介壳滩、藻丘(坪)、浅湖湾以及(半)深湖等6种类型[46-47]。碳酸盐岩主要发育于湖侵期，高频湖平面变化形成了碳酸盐岩与碎屑岩频繁互层。枯水期，盆地坡折发育碎屑岩滩坝或三角洲前缘沉积；在湖侵期，盆地坡折发育鲕粒滩及藻灰岩，盆地洼陷区发育泥灰岩或灰泥岩[46-48]。

青藏高原北部地区风火山盆地和沱沱河盆地中发育古近系始新统风火山群、渐新统雅西措群，以及新近系中新统五道梁群湖泊沉积地层。湖相沉积碳酸盐岩主要岩石类型为泥晶灰岩、灰质白云岩、叠层石灰岩、生屑灰岩以及藻砂屑灰岩[49]。在青藏高原北部五道梁盆地，古大湖开始发育于23.5 Ma～24.7 Ma，结束于15 Ma～14 Ma，发育时长约10 Ma。早中新统古大湖沉积中心厚度约150 m，大部分时期湖泊沉积深湖相灰岩和白云质灰岩；部分时期沉积浅湖相泥岩和泥灰岩；缺乏滨湖环境砂砾岩沉积[50]。

此外，在现代湖泊沉积物中也可见碳酸盐的产出，如青海湖湖底沉积物中存在呈球状、椭球状，大小1～2 μm白云石集合体与草莓状的黄铁矿伴生[51]。青藏高原14个现代湖泊沉积物表层中的碳酸盐矿物多以方解石为主，并含白云石，其中冷湖以白云石为主，尕海还含一定量的文石[52]。

2 湖相碳酸盐岩碳氧同位素特征

目前国内外认为：海相碳酸盐δ13C为-5.0×10-3～5.0×10-3，陆相碳酸盐δ13C为-15.0×10-3～5.0×10-3；蒸发岩中δ13C为-2.0×10-3～5.0×10-3[2]。中国湖相碳酸盐岩δ13C值位于-10.0×10-3～+10.0×10-3之间，多数为-5.0×10-3～+5.0×10-3，正负值均有。氧同位素δ18O值位于-20.0×10-3～+2.0×10-3之间，多数为-15.0×10-3～0.0×10-3，几乎全部为负值。有关中国湖相碳酸盐岩碳氧同位素组成特征，见表1所述。

2.1 碳同位素组成时间演化规律

碳酸盐岩δ13C数值相较δ18O具有明显的地质时间演化规律。二叠系—三叠系δ13C发生轻微负偏，侏罗系—白垩系先正向漂移随后负偏，古近系—新近系再次正偏，达到最大值约+5.0×10-3(图1)。

图1 国内湖相碳酸盐岩碳、氧同位素组成演化规律图(数据源于表1)Fig.1 Diagram showing C,O isotopic composition and the evolution regularity of lacustrine carbonate in China

二叠纪早期芦草沟组+5.0×10-3向晚二叠世—早三叠世的孙家沟组发生明显的负向漂移现象，减低至-4.0×10-3。这与有机碳的生物分馏作用有关，其结果形成贫13C的CH4和富13C的CO2，当富13C的CO2溶于孔隙水并进入碳酸盐晶格，造成湖水沉淀碳酸盐岩的δ13C严重正偏[12]。三塘湖盆地芦草沟组白云岩、灰岩、黑色泥岩、页岩及碎屑岩互层沉积，形成于浅-半深湖强还原环境下的白云岩，粉-泥晶白云岩具有原生沉积特征，岩石中的球状及管状白云石与微生物吸附作用有关，而它形及菱形的白云石为直接沉淀的原生产物，岩石样品δ13C=4.8×10-3[14]。三塘湖盆地芦草沟组白云岩与湖相暗色泥岩共存，其δ13C值介于4.8×10-3～11.4×10-3之间，平均6.93×10-3，其与古湖水高盐度有关[21]。豫西宜阳地区三叠纪早期孙家沟组的δ13C数值为-8.87×10-3～0.34×10-3，只有1个岩石样品砂质白云岩为正，其余为负，均值为-3.167×10-3。碳同位素组成负偏可能与这些原因有关：①植被和土壤来源偏轻的δ13C贡献；②湖相生物强烈活动，富13C的生物成因CO2的强烈逸出而减少；③湖泊底部的还原到氧化条件的转变，有机质氧化后产生较轻的δ13C的CO2参与碳酸盐岩的沉淀[10]。

四川盆地侏罗系自流井组、鄂尔多斯盆地安定组以及辽西义县盆地白垩系义县组、六盘山盆地的湖相碳酸盐岩岩石类型以泥灰岩、泥晶灰岩、泥晶白云岩为主，δ13C值±0×10-3，为-2.00×10-3～+3.00×10-3，变幅收窄。

四川盆地侏罗系自流井组分布多层浅湖相碳酸盐岩，不同岩石类型之间略存差异，介壳灰岩(28件)δ13C值为0.40×10-3～4.59×10-3，平均2.88×10-3；钙质泥岩(12件)δ13C值为-1.24×10-3～4.47×10-3，平均2.16×10-3；总体δ13C变化于-1.24×10-3～4.59×10-3，平均2.66×10-3，除1个样品负值之外，均为正值[28]。四川盆地自贡、重庆合川中侏罗世自流井组大安寨段湖相碳酸盐岩详细沉积相分析，识别出介壳微晶灰岩、微晶介形虫灰岩，微晶灰岩形成于湖缘、滩间沉积亚相。湖缘亚相碳酸盐岩δ13C=-4.49×10-3～-0.85×10-3，平均-2.27×10-3；滩间亚相碳酸盐岩δ13C=-3.46×10-3～1.62×10-3，平均-0.34×10-3[29]。

松辽盆地晚白垩世青山口组碳酸盐岩为白云质灰岩、叠层石灰岩、鲕粒灰岩等类型。半深湖相白云质灰岩δ13C=-7.28×10-3～9.19×10-3，均值为-1.13×10-3；浅湖相白云质灰岩(6件)，δ13C值为-1.65×10-3～8.81×10-3，均值2.56×10-3；叠层石灰岩(12件)δ13C值为-5.82×10-3～2.86×10-3，变幅较小，均值-2.03×10-3；鲕粒灰岩1件δ13C=3.07×10-3。青白口组多数灰岩沉淀于水体滞留时间较短的开放型湖泊环境，多数叠层石灰岩及少量白云质灰岩样品δ13C负偏，表明湖盆仅在某些时段缺少泄水口，碎屑供给较少，浅湖蒸发作用强，水体盐度渐增，促使水底缺氧，有利于有机质保存，从而形成暗色厚层细粒沉积岩，成为页岩油气藏的重要层位[41]。

银额盆地哈日凹陷下白垩统地层自下而上为巴音戈壁组、苏红图组和银根组，其湖相碳酸盐岩δ13C值均为正，各地层组间δ13C均值变化为3.40×10-3→5.89×10-3→6.07×10-3，呈现渐增趋势，岩石形成与湖相热水沉积成岩作用有关[34]，具有与二叠系芦草沟组相似的碳同位素组成特点。

中国东部渤海盆地、珠江口盆地以及青藏高原区新生界古近纪—新近纪湖盆沉积广泛发育，吸引了众多地质学家的关注，其一方面是油气资源实际意义的需求，另一方面是对青藏高原区新生代古气候演化理论意义的需求。盆地内的湖相碳酸盐岩碳同位素数值强烈振荡变化，整体规律性较差，呈现由早白垩世至古近世正向漂移，随后发生负向漂移的演化规律。

青藏高原区始新世风火山群、渐新世雅西措群以及中新世五道梁群湖相碳酸盐岩沉积的详细研究为古湖泊学和区域性古气候演化研究提供了经典实例。湖相碳酸盐岩岩石样品δ13C值变化于-3.88×10-3～4.23×10-3之间，波动范围接近10×10-3。就各地层单元样品碳同位素组成来看，风火山群δ13C最低，可达-6.59×10-3，重同位素13C明显亏损；雅西措群δ13C多数为负值，13C相对于12C亏损，较轻同位素12C含量高；五道梁群δ13C多为正值，重同位素13C明显富集。自下而上各地层泥晶灰岩δ13C均值变化为-4.62×10-3→-1.37×10-3→1.62×10-3；灰质白云岩δ13C均值变化为-0.62×10-3→0.18×10-3。采自风火山群和雅西措群的生屑灰岩样品的δ13C介于-3.88×10-3～0.18×10-3，样品中的δ13C值比一般淡水湖相碳酸盐岩沉积物的δ13C(-12×10-3～-6×10-3)要高，但小于咸水湖和盐湖δ13C=±5×10-3，这些现象揭示湖泊水体滞留时间相对较短，大气CO2与湖水中溶解碳之间未达到平衡状态，从而造成湖水和碳酸盐岩沉积物中保留有雨水和湖水碳同位素的富集12C，δ13C偏负的印迹。采自二道沟地区风火山群生屑灰岩和泥晶灰岩样品δ13C值是所有样品中最低值，δ13C的下限低至-4.63×10-3，且18O强烈亏损，说明风火山群沉积期湖泊存在丰沛的淡水注入，盐度低，湖水明显受河流和大气降水的影响，水中溶解的无机碳与大气CO2之间未达同位素平衡，为湿热的古气候环境。通天河地区雅西措群湖相灰岩δ13C和δ18O数值介于风火山群和五道梁群之间，反映了渐新世是该地区气候和湖泊水文状态变化的过渡期，气候由湿热向干旱，湖水补给减少，湖泊可能存在一系列间歇性封闭的时期，湖水仅由季节性河流补给。五道梁群碳酸盐岩明显富集δ13C和δ18O，反映了当时青藏高原处于干旱气候条件下，高原陆表主要残存一系列季节性浅水湖泊。从始新世至中新世，青藏高原北部山间盆地中湖相碳酸盐岩δ13C由古近纪负值转变为新近纪正值，且δ18O值具有逐渐增大、变重的演化趋势，这些特征反映了古湖泊经历了开放到封闭的过程和古近纪与新近纪之交古气候发生了重大的变革[49]。

东营盆地始新世-渐新世沙四段、沙一段湖相碳酸盐岩，δ13C均为正值，均值变化为3.86×10-3→(2.56×10-3～9.25×10-3)，其中与生物成因有关的湖相的介形虫化石富集重同位素13C，δ13C=-0.360×10-3～2.96×10-3。珠江口盆地始新世的文昌组、神狐组中，均无碳酸盐岩形成，钙质微体化石也较稀少，仅见个别贝壳碎片，其富集轻12C，而亏损13C，δ13C均为负值，为-5.796×10-3～-3.871×10-3。东营盆地δ13C和δ18O值之间存在明显的相关性，指示了该期湖泊受蒸发作用影响强烈，δ13C值明显发生正偏。珠江口盆地情况相反，贝壳样品δ13C明显负偏，反映珠江口盆地为开放型淡水湖泊[9]。

2.2 氧同位素组成时间演化规律

二叠系—三叠系、侏罗系—白垩系碳酸盐岩δ18O值在-15.0×10-3～-3.0×10-3之间变化，古近系—新近系δ18O数值明显正偏，多数位于-10.0×10-3～0.0×10-3(见图1)。

中二叠世芦草沟组湖相碳酸盐岩碳、氧同位素数值曲线具有一致的高→低→高同步演化规律，岩石为干旱气候条件下，蒸发作用造成湖水咸水-超咸水、湖底热泉作用以及区域性火山作用等参与作用的产物，沉淀的碳酸盐岩具有δ13C正值、δ18O低负值的特点。乌鲁木齐地区的浅-半深湖相的微晶白云岩、微晶含泥白云岩、白云质泥岩及含燧石微晶灰岩样品δ18O值介于-10.0×10-3～-3.0×10-3之间，氧同位素与中二叠世平均海水(时代260.5 Ma～272.5 Ma，δ18O=-5×10-3～-2.5×10-3)相比总体偏负，可能是受到大气降水影响的结果[12]。三塘湖盆地芦草沟组泥-粉晶白云岩、泥晶灰岩及方解石脉样品δ18O=-19.90×10-3～-7.30×10-3。方沸石钾长白云岩和铁白云石与湖底热泉喷流沉积作用有关，其δ13C=-4.10×10-3～-2.30×10-3，均值为-3.37×10-3，δ18O=-17.8×10-3～-13.5×10-3，均值为-15.10×10-3[14]。准噶尔盆地吉木凹陷泥晶灰岩、泥晶白云岩、凝灰质泥晶白云岩、云质凝灰岩以及含云凝灰岩样品δ18O数值均为负值，18O亏损明显，富集16O，δ18O值介于-14.52×10-3～-3.42×10-3。

豫西宜阳地区的三叠纪早期孙家沟组湖相碳酸盐岩以陆源混入为特征，形成粉砂质白云岩、含砂白云岩、粉砂质灰岩、含粉砂灰岩、砂质灰岩等类型。岩石样品δ18O均为负值，-14.87×10-3～-2.05×10-3，均值-6.57×10-3；δ13C均为负值，-8.887×10-3～0.34×10-3，均值-3.67×10-3[10]。宜阳地区晚二叠世孙家沟组上段碳酸盐岩椭球状结核发育，可划分为I类和Ⅱ类。Ⅰ类结核分布于该段底部和顶部，为紫红色、灰黄色团块状和姜结状结核，为成岩作用过程中CaCO3饱和沉淀、溶蚀交代形成，因而不具古湖泊学和古气候的研究意义；Ⅱ类结核位于该段中上部，为土黄色、椭球状，与围岩有明显的界线，沉淀同心纹层理发育，为碳酸盐岩在饱和后不断析出受胶结作用影响凝结成核，结核由内向外不断生长，因而通过对其碳氧同位素组成分析来恢复古气候和古湖泊学研究成为可能[11]。Ⅱ类结核碳氧同位素组成具有与前述地层中湖相碳酸盐岩相似的特征，δ18O值为-10.16×10-3～-2.75×10-3，均值-4.27×10-3；δ13C值介于-8.56×10-3～-1.59×10-3之间，均值-4.04×10-3。碳氧同位素、古盐度Z值和S值的变化特征表明上段地层为封闭型半咸水-咸水湖泊沉积，其古气候为炎热干旱-半干旱为主。晚二叠世(三叠纪)孙家沟组碳酸盐岩与二叠世芦草沟组氧同位素δ18O值相比较具有升高的趋势。

侏罗纪-白垩纪四川盆地、鄂尔多斯盆地、义县盆地、六盘山盆地、银额盆地以及松辽盆地中发育湖相碳酸盐岩，氧同位素组成在不同岩石类型之间存在明显的差异性，δ18O低值区对应白云岩及白云质岩类，其数值为<-10.0×10-3。早白垩世义县组金刚山层泥晶白云岩样品δ18O值最低，数值为-19.09×10-3～-12.00×10-3，均值为-17.21×10-3。四川盆地中的自流井组、凉高山组中的细(微、泥)晶介壳灰岩的δ18O值也较低，均值为-15.14×10-3。松辽盆地晚白垩世青山口组白云质灰岩、叠层石灰岩、鲕粒灰岩等岩石样品δ18O数值变化较大，约10×10-3，介于-16.29×10-3～-7.85×10-3，均值为-12.535×10-3。侏罗系和白垩系各地层单元中，湖相沉积泥灰岩、泥(粉)晶灰岩、微晶灰岩、白云质泥岩、含灰泥岩岩石样品δ18O值>-10.0×10-3，且变幅较小，数值多数介于-10.0×10-3～-5.0×10-3之间。中生代碳酸盐岩岩石的氧同位素δ18O数值较分散组成特征，揭示了不同盆地间大气降水原始组分差异性对湖泊水体的影响，以及部分氧同位素的严重负偏可能与准(同)成岩作用影响有关。

新生代的古近纪的湖相碳酸盐岩岩石类型较多，但其氧同位素组成δ18O值整体在-5.00×10-3左右变化，且变幅明显收窄，大多数δ18O值位于-10.00×10-3～-5.00×10-3之间。不同盆地内碳氧同位素之间存在一定的相关性，例如风火山群→雅西措群→五道梁群的δ18O与δ13C值一致上升(图1)。δ18O值变化为-11.2×10-3→(-5.36×10-3，-2.85×10-3)→(-1.18×10-3，-2.26×10-3)(表1)；东营盆地沙四、沙一段样品氧同位素较集中、稳定，达到最大值区域；珠江口盆地文昌组和神狐组贝壳样品δ18O=-4.47×10-3～-1.962×10-3，均值-3.075×10-3，沙四段碳酸盐岩δ18O=-9.215×10-3～-5.134×10-3，均值-7.984×10-3，沙一段碳酸盐岩δ18O=-9.014×10-3～0.446×10-3，介形虫为-4.853×10-3～0.341×10-3，为封闭湖盆咸水、干旱气候条件下的沉积作用的结果[9]。柴达木盆地一里坪地区新近纪系以半深湖、浅湖碳酸盐岩方解石为主，δ18O数值明显负偏。上干柴沟组δ18O=-12.4×10-3～-4.9×10-3；均值-9.7×10-3；上油砂山组δ18O=-11.8×10-3～-6.4×10-3，均值-9.2×10-3。

3 湖相碳酸盐岩碳氧同位素的古湖泊学意义

3.1 碳同位素的循环及分馏机制

地球上的碳存在2个常见同位素，即12C和13C，且前者更为丰富。湖泊中碳循环及其同位素分馏方式比氧同位素复杂得多。碳以多种方式进入湖泊中，它以有机质或以无机碳酸盐矿物形式保存于湖泊中，有机和无机方式的碳源均可作为同位素信息的来源，碳源信息记录了不同的分馏作用过程。与氧同位素不同，并非单一的碳储库来控制湖泊中碳的收支平衡，湖泊中碳同位素特征的收支平衡过程将通过湖泊作为一个整体来反映。湖泊中存在多种重要过程影响碳同位素分馏，碳同位素的变化与碳同位素交换和生物动力学分馏效应有关(图2)。

图2 湖泊中碳同位素主要分馏效应及途径(据文献[53]，修改)Fig.2 Diagram showing the main fraction effects and approaches of C isotopes in lakes

3.2 湖相碳酸盐岩碳氧同位素影响因素

图3 湖相碳酸盐岩沉积物的碳氧同位素变化主要控制因素Fig.3 The main change-control factors of C, O isotopes of lacustrine carbonate

影响湖相碳酸盐岩岩石氧同位素变化的因素包括水温、湖水的氧同位素组成和水文平衡状态。湖泊沉积碳酸盐岩δ18O值随水温的上升而降低，根据平衡方程计算，温度每升高1 ℃则δ18O降低0.24×10-3。湖水的氧同位素组成主要来自大气降水、地表水和地下水，它的变化主要受到气温和水文条件收支平衡状态的控制。通常河流注入量远远大于降水量，所以河水的同位素组成又与流域雨水的平均同位素成分相一致，因此湖泊水体的δ18O值也是气温的函数[57-58]。一般蒸发作用使湖水中较轻同位素16O分子优先从湖水表面逸出转化为水蒸汽，使湖水18O富集，从而造成湖水中沉淀的碳酸盐岩δ18O值增加。在潮湿气候下的开放型湖泊环境中，降水量远大于蒸发量，湖水中的δ18O值也就接近于大气降水的同位素组成。相反，在干旱气候时期，蒸发量增加，径流量减少，湖水的δ18O值就会升高[59]。

3.3 碳氧同位素的湖泊水体环境判识

湖相碳酸盐岩样品氧同位素对成岩作用最为敏感，其在成岩过程中与大气淡水、或在埋藏过程中与热水发生同位素交换，使δ18O值明显降低，因此在实验测试时与δ13C值同步获得的δ18O值常因显著的成岩改造而失去地层研究和古环境恢复的意义[60-61]。相反，碳酸盐岩中碳含量少，促使碳酸盐岩氧同位素发生再平衡的大气淡水或热液水有时不足以改变碳同位素值，故对成岩作用具有一定的抵抗能力[62-63]。所以，一般将碳酸盐岩样品δ18O>-10.0×10-3(甚至>-11.0×10-3)作为碳氧同位素有效性的界限[64]。对国内二叠系—三叠系、侏罗系—白垩系、古近系—新近系湖相碳酸盐岩样品δ18O数值分析，除二叠系三塘湖盆地方沸石钾长白云岩、中侏罗统高凉山组以及中新世松潘地区的马拉墩组，其它均>-10.0×10-3，样品同位素数据具有原始有效性。

图4 湖相碳酸盐岩δ13C与δ18O相关性分析及古湖泊水文条件解释Fig.4 The correlation of δ13C and δ18O of lacustrine carbonate and paleolimnological hydrological interpretationa.豫西宜阳地区三叠系孙家沟组；b.银额盆地早白垩世巴音戈壁组、苏红图组和银根组；c.义县盆地早白垩世义县组；d.江陵凹陷古近系沙市组和新沟嘴组

地质学家常以δ13C为纵坐标，δ18O为横坐标建立坐标系，进行数据投点来判识湖泊类型。开放型湖泊与封闭型湖泊中沉淀的碳酸盐岩δ13C和δ18O数值分布区不同。现代开放型湖泊碳酸盐岩δ13C和δ18O值均为负值，数值投点于第3象限，且δ13C介于-10.0×10-3～0×10-3之间，δ18O介于-5.0×10-3～-15.0×10-3之间。开放型湖泊发育排泄出口，湖泊水体时间滞留较短，碳氧同位素组成控制因素的差异，两者变化趋势呈不相关性或弱相关性。在封闭型湖泊中，碳酸盐岩样品δ13C为正值，介于0.0×10-3～+5.0×10-3之间，变化较小；δ18O值正负均有，为-10.00×10-3～+5.00×10-3，变化较大，其数值投点于第1、第2象限，且δ13C与δ18O数值常呈正相关性。本文选取豫西宜阳地区三叠系孙家沟组，银额盆地早白垩世巴音戈壁组、苏红图组和银根组，义县盆地早白垩世义县组，江陵凹陷古近纪沙市组和新沟嘴组为代表，进行δ13C与δ18O数值相关性分析。

华北板块南部豫西宜阳地区孙家沟组上段韵律型发育的薄层湖相碳酸盐岩的沉积环境分析，34件样品碳氧同位素值除1个样品δ18O值为正外，其余均为负值。δ13C值介于-8.87×10-3～0.34×10-3，均值-3.67×10-3；δ18O值介于-14.87×10-3～-6.68×10-3，均值-6.57×10-3[10]。δ18O>-7.97×10-3时，δ13C与δ18O呈明显正相关关系，湖泊水文条件为封闭环境，碳酸盐岩矿物富含白云石；δ18O<-7.97×10-3时，δ13C与δ18O呈明显负相关或不相关关系，湖泊水文条件为开放性环境，碳酸盐岩矿物以富含镁方解石。根据孙家沟上段由下至上划分共计34个沉积小层碳酸盐岩碳氧同位素的变换规律，揭示湖泊环境经历了由开放到相对封闭，再次相对开放的演化过程(图4a)。以δ18O=-7.97×10-3为阀值，可将碳氧同位素应用于湖泊水文条件的划分时，孙家沟组上段的底部碳酸盐岩层、第26—29沉积层以及第3沉积层中的δ18O<-7.97×10-3；第2沉积层以及4—25沉积层中的δ18O>-7.97×10-3；第1沉积小层碳酸盐岩δ18O正好为-7.97×10-3。

孙家沟组早期底部碳酸盐岩层沉积时，环境湿润，植被较发育，湖泊为开放的水文条件。上部的瘤状碳酸盐岩沉积相较底部碳酸盐岩层δ13C发生正向漂移，指示古气候逐渐向干旱转变。1—6沉积层碳氧同位素变化剧烈，自下而上碳同位素逐渐正偏，第3沉积层δ13C和δ18O数值分别为-5.47×10-3和-10.15×10-3，发生氧同位素的严重负偏，解释为湖泊水文条件由开放向封闭转化期，且第3沉积层沉积期对应为湿度较强的开放型湖泊环境。7—16小层沉积期，碳氧同位素变化范围较小，且呈现正相关性(r=0.58)，表现为稳定封闭性湖泊环境。17—25小层碳氧同位素变化剧烈，第20小层碳酸盐岩δ18O=12.99×10-3，表现为相对封闭较差的湖泊环境，仅20小层沉积期出现湖泊相对性开放水体环境。26—29小层碳酸盐岩碳氧同位素中δ18O明显偏负，δ13C明显偏正，说明湖泊已经完全转变为开放湖泊环境。湖泊存在水体的注入，湖水氧同位素的负漂移，造成湖相沉积碳酸盐岩δ18O偏负；碳同位素相较湖泊开放期的底部沉积显著偏正，说明其受植被和土壤来源的CO2的影响相对较弱，形成于湿度较小，植被较差的古气候背景。孙家沟组上段由下自上详细分析，揭示了湖泊环境经历了由相对开放到相对封闭，再到相对开放的地质演化过程，该期湖泊环境的变化可能与南北秦岭造山带的隆升有关[10]。

早白垩世银额盆地哈日凹陷发育断陷期的巴音戈壁组和苏红图组，以及断坳期银根组地层。各地层单元内均有碳酸盐岩发育，巴音戈壁组和苏红图组热水沉积岩主要为含灰泥岩、灰质泥岩、泥灰岩和白云质泥岩，银根组则以泥质白云岩和白云质泥岩为主。δ13C均值变化为3.40×10-3→5.89×10-3→6.07×10-3；δ18O均值变化为-9.64×10-3→-5.15×10-3→-6.62×10-3。δ13C与δ18O的相关性分析结果显示各地层单元均显示正相关，且相关系数r变化为：0.63→0.77→0.95，表示封闭型湖泊沉积环境下，湖泊水体滞留时间变长的地质演化特点(图4b)。义县盆地下白垩统义县组中部的砖城子层和顶部的金刚山层的碳氧同位素投点于不同的区域，前者为第3象限，后者为第2象限(图4c)。δ13C与δ18O的无相关性，数据较为分散，指示在温暖湿润气候背景下，开放型湖泊环境为主，仅受短暂干旱气候影响湖水盐度增加碳酸盐岩发生沉淀，义县组沉积末期气候逐渐向半干旱-干旱演化的趋势。

江汉裂谷江陵凹陷古近统沙市组和新沟嘴组发育泥灰岩和泥云岩2种类型碳酸盐岩。岩石碳氧同位素分析结果显示，沙市组δ13C=-4.8×10-3～-1.0×10-3，δ18O=-5.6×10-3～-0.6×10-3；新沟嘴组组δ13C=-10.8×10-3～-8.8×10-3，δ18O=-10.2×10-3～-6.7×10-3。沙市组碳酸盐岩样品δ13C与δ18O之间呈现较强的正相关性，表明其形成于蒸发作用明显的封闭型咸水湖泊中。新沟嘴组碳氧同位素之间呈现较强的负相关性，个别数据偏移较大(图4d)，指示早始新世新沟嘴组古气候为干旱温暖型，湖相碳酸盐岩沉淀于水体封闭为主，仅经历短暂开放期的湖泊环境中[45]。江陵凹陷古近系湖相碳酸盐岩碳氧同位素组成的变化揭示了古新世沙市期向始新世新沟嘴期区域古气候由干旱炎热向干旱温暖转变[65]。

4 结论

受构造运动、陆源输入和古环境等因素影响，中国湖相碳酸盐岩沉积开始于二叠纪—三叠纪，经侏罗纪—白垩纪发展，鼎盛于古近纪。湖相碳酸盐岩具有沉积时间跨度长、地理分布面积广、岩石类型多样等特点。湖相碳酸盐岩产出方式多样，常具多个单层、薄夹层状、互层状、韵律沉积等特征，也见以结核状或钙质微体化石等薄夹层赋存于泥岩、页岩等细粒碎屑岩中。中国湖相碳酸盐岩分布范围广，不同盆地、不同地质时期、不同岩性的碳酸盐岩碳氧同位素具有如下规律：

(1)湖相碳酸盐岩样品δ13C值介于-10.0×10-3～+10.0×10-3之间，多集中于-5.0×10-3～+5.0×10-3，正负值均有。二叠系—三叠系δ13C值发生轻微负偏，侏罗系—白垩系先正向漂移随后负偏；古近系—新近系再次正偏，达到最大值约±5.0×10-3，随后再负向漂移。

(2)湖相碳酸盐岩样品氧同位素δ18O值位于-20.0×10-3～+2.0×10-3之间，多数为-15.0×10-3～0.0×10-3，几乎全部为负值。二叠系—三叠系、侏罗系—白垩系的碳酸盐岩δ18O数值在-15.0×10-3～-3.0×10-3之间变化，古近系—新近系δ18O数值明显正偏，多数位于-10.0×10-3～0.0×10-3。

(3)湖相碳酸盐岩δ13C和δ18O密切相关，且δ13C值多正偏或微负值，指示湖泊为封闭型咸水-半咸水环境；δ13C和δ18O无相关，δ13C负值，指示湖泊为开放型淡水环境。