Natural Gas Geoscience >

2023 , Vol. 34 >Issue 9: 1652 - 1665

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2023.05.001

Geochemical characteristics of the Cambrian Loushanguan Group in the northern Qianbei Depression and palaeo-marine environment reconstruction

  • Ziyan CAO , 1 ,
  • Guosheng XU 2 ,
  • Ruijing YAN 3
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  • 1. The First Oil Plant of Tahe Oilfield，SINOPEC Northwest China Petroleum Bureau，Luntai 841600，China
  • 2. State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation （Chengdu University of Technology），Chengdu 610059，China
  • 3. Postdoctoral Workstation，SINOPEC Zhongyuan Oilfield Exploration and Production Research Institute，Puyang 457001，China

Received date: 2023-02-14

  Revised date: 2023-05-29

  Online published: 2023-09-01

Supported by

The China National Key Basic Research and Development（973 Program） Project(2012CB214805)

the China Sichuan Provincial Science and Technology Department Program(2018JZ0078)

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Highlights

Previous researchers have carried out researches on reservoir characteristics and reservoir-forming conditions of the Loushanguan Group giant thick dolostone of Cambrian in the northern Qianbei Depression， but the studies on its geochemical characteristics and paleo-marine environment are still weak. Based on field investigations， this paper analyzed the lithological and isotopic characteristics of the Loushanguan Group， and then discussed the paleo-marine environment and evolution. The results show that the ordering degree of dolomite ranges from 0.63 to 0.91， with an average of 0.78， and the dolomite content is basically above 95%， with relatively low detrital mineral content. The δ13C values of the rocks range form －1.94‰ to 2.78‰， with an average of -1.02‰. The δ13C values distributed within the carbon isotopic composition of middle to late Cambrian seawater. The evolution trend of the δ13C curve shows that the sea level was relatively low and fluctuated frequently during the early to middle stages of sedimentation. A higher level transgression occurred in the middle period. Accompanied by low-frequency and low amplitude oscillations in the seawater， the sea level gradually decreased in the middle and late stages of sedimentation.The values of δ18O is －8.32‰-－6.24‰， with an average of －7.19‰， which is slightly positive compared with Cambrian seawater and Cambrian limestone. The strontium isotope 87Sr/86Sr values range from 0.709 45 to 0.710 33， which is significantly higher than the Sr isotopic composition of seawater in the same stage. This anomaly may be related to the diagenetic reformation by the Sr rich fluids from the lower strata during the deep burial period. The paleo-salinity index Z values are mainly distributed in the range of 120.02‰ to 129.65‰， with an average of 121.63‰， indicated that the Loushanguan Group deposited in salinized seawater. The surface temperature of seawater was concentrated between 18 ℃ and 23 ℃， with an average of 21.17 ℃， indicating that the main part of Loushanguan Period was a hot subtropical climate. The clay mineral assemblage in the stratigraphy showed strong evaporation， and the sedimentary water was a high salinity alkaline medium. The Th/K ratio is distributed between 3 and 6， indicating that the overall energy of the seawater was low. The U/Th ratio fluctuates between 0.75 and 1.25， reflecting the oxygen-poor characteristics of paleo-marine. The paleo-environmental elements are well coupled with the sedimentary features， and the sedimentary features of Loushanguan Group reflected the unique global climate and paleo-marine conditions of the period. The above achievements have important theoretical and practical implications for the reconstruction of the Cambrian paleoenvironmental and paleo-ecological evolutionary history of the Yangzi Plateau and the world.

Cite this article

Ziyan CAO , Guosheng XU , Ruijing YAN . Geochemical characteristics of the Cambrian Loushanguan Group in the northern Qianbei Depression and palaeo-marine environment reconstruction[J]. Natural Gas Geoscience, 2023 , 34(9) : 1652 -1665 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2023.05.001

0 引言

海相碳酸盐岩记录着大量古温度、古盐度和古水动力条件等古海洋环境特征及变迁历史［1-3］，而碳酸盐岩稳定同位素能近似地反映同期古海水同位素组成［4-5］，因此，碳酸盐岩稳定同位素分析可以作为示踪古海洋环境特征及演化的有效手段。自然伽马能谱测井分析本身也是一种地球化学研究手段，根据谱线的能量可计算出地层中天然放射性元素Th、U、K的含量，前期研究已证明这些放射性元素的含量与分布和与沉积、成岩作用有着密切的关系［6］，并且相互之间的比值关系有着重要的沉积学意义，能够用来有效揭示古水动力和古氧化还原条件，自然伽马能谱测井分析在海相碳酸盐岩地层古环境和古气候恢复与重建方面已有较为广泛的运用［7-10］。
近年来，尽管前人已对四川盆地震旦系—寒武系构造演化、沉积储层及成藏条件等方面开展了系统研究［11-13］，同时也涉及到了震旦系灯影组及寒武系龙王庙组等地层古海洋环境的探讨［14-15］，但对寒武系娄山关群古海洋环境的关注程度相对有限［16-17］，已有的相关报道也存在剖面采样点少、技术手段单一、研究结论难以相互佐证等问题。本文旨在通过碳、氧和锶稳定同位素和自然伽马能谱测井等地球化学特征分析，结合野外调查与岩石薄片观察结果，恢复和重建黔北坳陷北缘寒武系娄山关群的古海洋环境和海平面变化，揭示古环境因素与沉积特征之间的耦合关系，深化娄山关群白云岩形成和发育特征的认识，为进一步研究该时期扬子台地乃至全球古环境变迁提供必要的基础。

1 地质背景

研究区地处贵州省习水县，构造上位于黔北坳陷北缘，属于川东南断褶带与滇黔北坳陷过渡地带［图1（a）］。现今区域构造形态主要受都匀运动、广西运动、印支运动以及燕山运动等4个造山运动阶段的影响［18］，褶皱构造是研究区的主体构造，该区域地势极为陡峭，发育大量褶皱伴生断裂，构造形态以北东—南西向展布为主。
图1 黔北坳陷北缘构造位置图（a）及地质图（b）

Fig.1 Tectonic location map （a） and geological map （b） of the northern Qianbei Depression

中上扬子地区中—晚寒武世沉积环境相对稳定，基本继承了早寒武世的沉积格局，由早寒武世龙王庙期的碳酸盐岩缓坡发展为中晚寒武世娄山关期的镶边和加积边缘型台地，整体呈西高东低的态势［19］。中晚寒武世上扬子区受西缘康滇古陆、泸定古陆以及摩天岭古陆的影响，存在有限的陆源碎屑输入，扬子台地西部主要发育滨岸—混积潮坪相。扬子台地内分布着广袤的浅水碳酸盐岩台地相，台地南侧水体更为开阔，展布着斜坡—次深海和开阔台地相，往东由台缘斜坡逐渐往深水盆地过渡，沉积相带总体呈北东—南西向展布［20-21］。
黔北坳陷北缘娄山关群为扬子台地内的一套局限浅水碳酸盐岩建造，主要发育台内滩、台坪和局限潟湖等次级环境单元。研究区内娄山关群地层厚度介于570~607 m之间，生物化石较为罕见，依据岩石类型、岩相组合等特征，可将娄山关群自下而上划分为娄山关群第一段（简称“娄一段”）、娄山关群第二段（简称“娄二段”）。其中，娄一段主要为泥质白云岩、泥晶白云岩与砂屑白云岩薄互层，娄二段岩性以厚层砂屑白云岩、粉晶白云岩为主。

2 样品与实验

2.1　样品采集与分析

本文研究的样品采自贵州省习水剖面（28°17′N，106°19′E），剖面位置距习水县城约14 km［图1（b）］。该剖面位于一条新修的盘山公路旁，地层连续出露，实测娄山关群地层厚度为580 m，与下伏中寒武统石冷水组和上覆下奥陶统桐梓组均为整合接触关系，岩性界线明显。共采集野外岩石样品428件，采样间隔在0.5~1.5 m之间，所有围岩样品均取于新鲜岩面且距离溶洞、裂缝较远处，以保证岩石样品未遭受明显风化蚀变。林1井位于贵州省习水县民化乡，本文测井数据源自该钻井。
在野外通过放大镜及5%盐酸初步确定样品岩性，回到室内后，经过染色和薄片鉴定进一步确保样品岩性准确性，最终挑选26件样品进行全岩X射线衍射分析，44件样品进行碳、氧同位素测试，13件样品进行锶同位素测试，分析方法如下：
（1）全岩X射线粉晶衍射分析在成都理工大学材料与化学化工学院实验室完成。实验步骤如下：将一定量的粉末样品放置于玛瑙质钵中碾磨至过400目筛，在未做任何处理前完成一组X射线衍射测定，将该结果作为背景值。在此基础上，采用滴定法将试样盒中样品在室内常温下浸泡2 h后再次做相同测试；用相同方法循环对样品进行同等时间下的浸泡，并完成所有矿物成分测试。实验采用理学DMAX-3C衍射仪（Cu Ka，Ni滤光），衍射角起始5°、终止50°，步宽0.05°，检测环境温度为20 ℃，湿度为58%。
（2）碳、氧同位素测试在成都理工大学地球化学系同位素测试中心完成。实验步骤如下：将牙钻钻取的代表样品用玛瑙研钵磨至过200目筛，用乙醇洗涤后放置于温箱烘干，将粉末与100%的H3PO4反应，提取CO2进行上机测试，测试仪器为气体稳定同位素质谱仪MAT253，检测环境温度为25 ℃，湿度为50%，用PDB标准计算所得数据的千分差值，分析精度优于0.2‰。
（3）锶同位素测试完成于成都理工大学油气藏地质与开发工程国家重点实验室固体同位素分室。实验步骤如下：取牙钻钻取的样品用玛瑙研钵研磨至过200目筛，样品经溶样、离心、上柱、放空、接样、烘干、洗柱后置于AG50WX8树脂交换柱分离和纯化，最后在铼带上点样上机测试。测试仪器为MAT261固态质谱仪，使用NBS987国际标准样品对仪器进行校正，对标准样的测定误差小于0.02%，实验室温度为20 ℃，湿度为50%，整个样品预处理流程均在超净实验室完成。

2.2　数据有效性检验

古老地层中的碳酸盐岩会受到不同程度的成岩作用改造，导致其保存的原始海水信息完整性受损，因而在用稳定同位素进行古环境研究之前还需要对碳酸盐岩样品的蚀变程度进行检验和评价。现在比较认同的是KAUFMAN等［22］提出的判别标准：当-10.0‰<δ18O<-5.0‰（PDB）时，碳酸盐岩已遭受一定程度的成岩作用蚀变，但其碳、氧同位素组成仍具有一定古海水代表性；当δ18O<-10.0‰（PDB）时，岩石已遭受严重的沉积后蚀变，数据已不能使用。也有部分学者用δ13C值与δ18O值是否具有正相关性来判断岩石是否受到成岩作用的影响：如果碳酸盐岩δ13C值与δ18O值不存在明显正相关性，则说明岩石所受成岩蚀变作用影响较小，基本保存了古海水原始碳、氧同位素组成特征［23］。
习水剖面娄山关群39件围岩样品的δ18O值分布在－8.32‰~－6.24‰之间，均大于－10.0‰，且与δ13C值不具有明显的相关性（图2）。除此之外，本文研究还分析了5件充填物样品，其δ18O值均显著低于围岩样品平均值，其中3件样品δ18O值远小于-10.0‰。因此，可以认为39件围岩样品受成岩蚀变作用影响较小［22］，其碳、氧同位素组成基本能代表古海水原始同位素组成，可以用于娄山关群古海洋环境的研究。
图2 习水剖面娄山关群碳酸盐岩δ13C与δ18O值相关性散点图

Fig.2 Scatter diagram showing relationship between δ13C and δ18O of Loushanguan Group carbonates in Xishui Profile

3 结果分析

3.1　岩石学特征

黔北坳陷北缘娄山关群野外露头白云岩呈灰色、深灰色，室内岩石薄片鉴定发现，岩石岩性以泥晶白云岩、粉晶白云岩、砂屑白云岩和残余砂屑白云岩为主，少量砾屑白云岩、角砾状白云岩，主要岩石类型的岩石学特征如下。
泥晶白云岩以深灰色为主，岩石较致密且成层性特征明显［图3（a）］，以泥粒级泥晶白云石为主，少部分样品可见黄铁矿呈串珠状或星点状分布［图3（b）］，偶见陆源石英粉砂均匀或成层分布。细粉晶白云岩呈灰色，粉晶白云石含量约占90%，泥晶白云石占10%，晶粒直径一般为0.04~0.1 mm，自形程度差，以他形晶为主，发育少量晶间孔、晶间溶孔，面孔率为2%~4.5%，构造微裂缝发育但多已被泥质或白云石充填。中粗晶白云岩以深灰色为主，由于已经历较强重结晶作用，原岩组构已遭受不同程度的破坏，少数仍可见砂屑残影。晶粒直径多在0.5~2 mm之间，晶体大多呈半自形且相互紧密嵌合，晶面可见菱面网状解理［图3（c）］，局部发育晶间溶孔，面孔率为1%~2%。颗粒白云岩呈较均匀的浅灰色，内碎屑颗粒主要为砂屑、鲕粒及砾屑［图3（d）］，颗粒呈点—线接触，磨圆度较高、分选性较好，多由亮晶白云石胶结，胶结物占20%~40%，主要发育铸模孔和粒间溶孔，面孔率在3%~6%之间。残余颗粒白云岩呈灰色、深灰色，以晶粒较为均一的他形晶白云石为主，直径在0.04 mm左右，砂屑粒径大小均匀且磨圆度高，含量在60%~80%之间，偶见细小硅质斑晶。
图3 习水剖面娄山关群白云岩野外及镜下照片

（a）薄层状泥晶白云岩，习水剖面第4小层；（b）样品DSC17-2，泥晶白云岩，见黄铁矿，（－）；（c）样品DSC78-3，中粗晶白云岩，（＋）；（d）样品DSC82-4，砂屑白云岩，亮晶白云石胶结，见少量白云石晶间孔，蓝色铸体薄片，（－）；（e）薄层泥晶白云岩与砂屑白云岩高频互层，习水剖面第14小层；（f）风暴成因的砾屑白云岩，砾屑杂乱堆积，习水剖面第67小层

Fig.3 Field and microscope photos of Loushanguan Group carbonates in Xishui Profile

X射线衍射分析显示（图4）：娄山关群白云岩纯度高，白云石含量基本在95%以上，含有少量的石英、钾长石和斜长石等矿物，黏土矿物含量较少，基本不含方解石，部分样品已硅化，如样品DSC103-3硅质含量高达93.6%。白云岩有序度普遍较高，主要分布在0.63~0.91之间，其中泥晶白云岩有序度介于0.63~0.76之间，平均值为0.69，颗粒白云岩有序度在0.71~0.91之间，平均值为0.79；细粉晶白云岩有序度在0.71~0.87之间，平均值为0.81，残余颗粒白云岩和中粗晶白云岩有序度较高，分布区间分别为0.76~0.9和0.83~0.84，平均值分别为0.85和0.84。进一步分析认为，泥晶白云岩有序度较低，可能与其强蒸发、高咸度的沉积环境有关。颗粒白云岩沉积时易接受淡水淋滤，在这种变盐度混合水环境中，只要Mg2+/Ca2+值接近于1∶1，便可形成有序度较高的白云石［24-26］。细粉晶白云岩应仍属于高盐度白云化流体的产物，Mg2+供给充分，白云石晶出速度较快，但埋藏环境中经历了微弱的重结晶作用，白云石晶体逐渐向稳定结构调整，因而有序度有所升高。残余颗粒白云岩和中粗晶白云岩均经历了较强烈的重结晶作用，镜下可观察到这类白云岩中常发育鞍状白云石，在深埋藏期热液流体作用下白云石经历了漫长的调整期，晶体逐渐趋于高度有序。
图4 习水剖面娄山关群白云岩有序度及矿物百分含量分布

Fig.4 Order degree and mineral percentage of Loushanguan Group carbonates in Xishui Profile

3.2　同位素特征

3.2.1　碳、氧同位素特征

碳、氧稳定同位素分析显示（表1），岩石δ13C值分布在-1.94‰~2.78‰之间，平均值为-1.02‰，除DSC73-1和DSC76-12这2个样品为正值外其余均为负值，δ13C值分布在中—晚寒武世海水的碳同位素组成范围内（-4.2‰~4.9‰），略高于已报道的寒武系灰岩［27-28］。从岩性来看，泥晶白云岩δ13C平均值相对较高，为-0.52‰，δ13C平均值最低的是颗粒白云岩，为-1.37‰，其余岩石类型δ13C平均值介于二者之间。前人研究表明，δ13C值主要受沉积期生物生产力和有机质埋藏率的影响，且在成岩过程中δ13C与δ12C基本不发生交换，因而能反映原岩的同位素组成特征［28-29］。整个娄山关期海平面相对较低且频繁波动，海洋环境稳定性较差，生物种属数量极少，较低的海洋原始生产力和有机质埋藏量使得娄山关群地层δ13C值整体偏负，仅娄山关群沉积中期出现了短暂的δ13C值正偏移，也称“芙蓉统底部的SPICE事件”，这在全球不同地区也都报道了类似的结果［30］。
表1 习水剖面娄山关群碳、氧同位素测试数据

Table 1 Testing results of carbon and oxygen isotopes of Loushanguan Group in Xishui Profile

样品编号 岩性 δ13CPDB/‰ δ18OPDB/‰ 古盐度指数Z/‰ 古温度指数T/℃
DSC1-1 泥晶白云岩 －1.42 －7.34 120.74 21.81
DSC5-2 砾屑砂屑泥晶白云岩 －1.70 －6.58 120.54 18.47
DSC7-2 亮晶砂屑白云岩 －1.72 －7.06 120.26 20.56
DSC8-2 亮晶粉屑白云岩 －1.65 －7.36 120.26 21.90
DSC11-1 砂屑白云岩 －1.80 －7.22 120.02 21.27
DSC13-1 泥晶白云岩 －1.66 －7.05 120.39 20.51
DSC17-1 残余砂屑白云岩 －1.33 －7.37 120.91 21.94
DSC20-2 亮晶砂屑白云岩 －0.78 －7.33 122.05 21.76
DSC25-1 泥晶白云岩 －1.35 －7.47 120.82 22.39
DSC28-2 砂屑泥晶白云岩 －1.11 －6.99 121.55 20.25
DSC30-5 泥晶白云岩 －1.35 －7.25 120.92 21.40
DSC33-4 含砂屑微晶白云岩 －1.26 －6.98 121.24 20.21
DSC36-1 残余砂屑粉晶白云岩 －1.36 －6.85 121.10 19.64
DSC39-3 亮晶砂屑白云岩 －1.35 －7.58 120.76 22.89
DSC42-2 残余砂屑白云岩 －1.37 －7.51 120.75 22.57
DSC46-3 含粉屑泥晶白云岩 －1.46 －7.17 120.74 21.05
DSC47-1 含砂屑泥晶白云岩 －1.18 －7.07 121.36 20.60
DSC50-4 含砂屑微晶白云岩 －1.30 －7.28 121.01 21.54
DSC54-4 泥晶白云岩 －1.06 －7.23 121.53 21.31
DSC57-2 残余砂屑白云岩 －0.99 －6.85 121.86 19.64
DSC59-1 残余砂屑粉晶白云岩 －0.24 －8.32 122.67 26.33
DSC61-1 细粉晶白云岩 －1.59 －8.04 120.04 25.02
DSC64-2 角砾状白云岩 －1.33 －7.29 120.95 21.58
DSC66-1 砂屑白云岩 －1.16 －7.36 121.26 21.90
DSC69-4 泥晶白云岩 －0.96 －6.81 121.94 19.46
DSC73-1 泥质泥晶白云岩 2.78 －6.72 129.65 19.07
DSC76-12 泥晶白云岩 1.65 －7.31 127.04 21.67
DSC79-5 粉晶白云岩 －0.15 －6.99 123.51 20.25
DSC83-1 粉晶白云岩 －0.69 －6.43 122.68 17.82
DSC84-3 细粉晶白云岩 －1.27 －7.32 121.05 21.72
DSC84-1 残余砂屑粉晶白云岩 －1.27 －6.24 121.59 17.02
DSC85-1 残余砂屑粉晶白云岩 －1.02 －7.48 121.49 22.44
DSC87-3 中粗晶白云岩 －0.97 －7.82 121.42 23.99
DSC90-4 泥质细粉晶白云岩 －1.94 －7.70 119.49 23.44
DSC94-9 细粉晶白云岩 －1.05 －6.72 121.80 19.07
DSC95-12 残余砂屑白云岩 －0.90 －6.86 122.04 19.68
DSC96-5 中粗晶白云岩 －1.48 －8.00 120.28 24.83
DSC99-3 泥晶白云岩 －0.82 －6.99 122.14 21.81
DSC104-2 含砂屑泥晶白云岩 －0.24 －6.52 123.56 18.47
岩石δ18O值分布在-8.32‰~-6.24‰之间，平均值为-7.19‰，与寒武纪海水和寒武系灰岩相比小幅正偏［28-29，31］，推测这与氧同位素对温度较为敏感，易与大气水、孔隙水等非海相流体发生传质交换等因素有关［31］。进一步分析发现，泥晶白云岩δ18O平均值最高，为-7.09‰，颗粒白云岩、细粉晶白云岩与残余颗粒白云岩δ18O平均值较为接近，分别为-7.17‰、-7.21‰和-7.19‰，δ18O平均值最低的则是中粗晶白云岩，为-7.91‰。不难看出，成岩作用越强的岩石类型其δ18O值相对更低，这是由于深埋藏阶段较高的成岩温度加强了氧同位素的分馏作用。娄山关群5件缝洞充填物样品碳、氧同位素测试显示，其δ18O值大都明显低于围岩，分布在-8.26‰~-12.29‰之间，仅DSC85-1样品的充填物δ18O值与围岩差值为0.78‰，由此推断形成这些充填物矿物的流体来自深埋藏期的热液流体，这些流体与围岩进行过同位素交换，但还远未达到平衡的状态（表2）。
表2 孔洞充填物与围岩碳、氧同位素对比

Table 2 Comparison table of carbon and oxygen isotopes of hole fill and surrounding rock

样品编号 围岩岩性 充填物 围岩 充填物 差值
δ13CPDB/‰ δ18OPDB/‰ δ13CPDB/‰ δ18OPDB/‰ △δ13C/‰ △δ18O/‰
DSC47-1 含砂屑泥晶白云岩 白云石 －1.18 －7.07 －6.18 －9.88 5.00 2.81
DSC61-1 细粉晶白云岩 白云石 －1.59 －8.04 －8.90 －12.29 7.31 4.25
DSC84-1 残余砂屑粉晶白云岩 白云石 －1.27 －6.24 －3.76 －16.33 2.49 10.09
DSC85-1 残余砂屑粉晶白云岩 白云石 －1.02 －7.48 －4.79 －8.26 3.77 0.78
DS90-4 泥质细粉晶白云岩 白云石 －1.94 －7.70 －4.37 －11.33 2.43 3.63

3.2.2　锶同位素特征

MONTAÑEZ等［28］研究认为中晚寒武世（<509 Ma）海水锶同位素87Sr/86Sr值分布在0.708 9~0.709 4之间，黄思静等［32］研究秀山剖面得到的中晚寒武世海水锶同位素87Sr/86Sr值在0.708 2~0.709 3之间变化，他们认为沉积期后流体的作用会导致额外的放射性锶加入，使得87Sr/86Sr值偏大而失去演化系统性，比值相对较小的数据能更好地代表原始海水的锶同位素组成。娄山关群围岩锶同位素87Sr/86Sr值在0.709 45~0.710 33之间，2件充填物锶同位素组成分析结果显示孔洞充填物的 87Sr/86Sr值在围岩87Sr/86Sr值的上下变化（表3），从测试结果可以看到无论是围岩还是充填物锶同位素比值均显著高于同期海水的锶同位素组成。以上结果表明，娄山关群曾受到富锶流体的改造，推测富锶流体来自于下部地层［33］，这种流体在向上跨层运移过程中与围岩相互作用，流体锶同位素含量逐渐降低，围岩锶元素含量因孔隙流体的平衡作用而上升，往地层上部这种侵蚀能力逐渐减弱，因而从地层剖面上来看由下部向上部87Sr/86Sr值总体呈逐渐降低的趋势。
表3 习水剖面娄山关群锶同位素测试结果

Table 3 Strontium isotope test results of Loushanguan Group in Xishui Profile

样品编号 岩性 87Sr/86Sr 差值（2σ）
DSC99-3 泥晶白云岩 0.709 56 3.65×10-5
DSC94-9 细粉晶白云岩 0.709 47 4.49×10-5
DSC90-4（围岩） 泥质细粉晶白云岩 0.709 45 7.95×10-5
DSC76-12 泥晶白云岩 0.709 58 9.59×10-6
DSC61-1（围岩） 细粉晶白云岩 0.709 62 8.66×10-5
DSC30-5 泥晶白云岩 0.709 92 7.25×10-5
DSC25-1 泥晶白云岩 0.710 33 7.91×10-5
DSC1-1 泥晶白云岩 0.709 57 7.25×10-5
DSC61-1（充填物） 白云石充填物 0.709 45 3.22×10-5
DSC90-4（充填物） 白云岩充填物 0.710 69 3.82×10-5

4 讨论

4.1　古海洋环境特征

4.1.1　古海洋温度

利用氧同位素对温度变化敏感这一性质，可以根据δ18O值有效测定古海水温度［34-36］。由于氧同位素很容易在沉积期后与成岩流体发生交换，并且地层年代越老这种交换作用越显著，因而需要对δ18O值的这种“年代效应”加以校正才能用于古相环境研究。目前常用的校正方法是取第四纪海相碳酸盐岩的δ18O平均值－1.20‰作为年代效应校正标准，习水剖面娄山关群实测δ18O平均值为－7.19‰，二者差值△δ18O＝－5.99‰即为年代校正系数，再用样品实测的δ18O值与年代校正系数相减即可得到校正为第四纪样品的δ18O校正值［37］。值得注意的是，这种校正方法把成岩作用对同一地质时代岩石的δ18O值造成的影响视为一个常数。邵龙义［37］根据前人相关研究和实验结果［38-39］，假定寒武纪古海水δ18O值与现今海水相同，给出了古海水温度计算公式：
T = 16.9 - 4.2 × δ Ο 18 Ο 校正 + 0.22 + 0.13 × δ Ο 18 Ο 校正 + 0.22 2
式（1）计算结果表明（表1），黔北坳陷北缘娄山关群古海洋表层水温度集中分布在18~23 ℃之间，平均值为21.17 ℃，最高值为26.33 ℃。娄山关群沉积早—中期海水平均温度比沉积晚期要高，研究区娄山关期主体为炎热的亚热带气候，与四川盆地寒武纪时期处于北纬30°、东经105°这一结论较为匹配［40］，也与李文正等［16］关于川东南地区寒武系洗象池组（即娄山关群）古气候特征的认识较为吻合。

4.1.2　古海洋盐度

KEITH等［41］提出侏罗系以及时代更新的海相石灰岩和淡水相石灰岩可以近似地用以下公式区分：
Z = 2.048 × δ C 13 + 50 + 0.498 × δ O 18 + 50
当古盐度计算值Z<120‰时表征大气淡水成岩环境，Z>120‰时表征海相成岩环境。张秀莲［34］在研究年代更老的寒武系和奥陶系碳酸盐岩样品时发现，运用该公式计算得到的古盐度值与岩石组构所反映的沉积环境仍有较好的对应关系，说明该公式可用于侏罗纪以前的古相岩石古海水盐度研究。
式（2）计算结果显示，除DSC90-4样品Z值略低于120‰外，其余样品介于120.02‰~129.65‰之间，平均Z值为121.63‰。由此可知，娄山关群沉积于浅海环境，成岩流体为盐度较大的海水—咸化海水。泥晶白云岩平均Z值最大，为122.71‰，这也与前面讨论的泥晶白云岩有序度较低，主要沉积于蒸发作用强烈、水体闭塞的高咸度环境等结论相符。局部颗粒白云岩Z值接近或略低于120‰，推测与其位于沉积高部位而易受淡水的注入或淋虑作用有关［16］。

4.1.3　古海平面变化

海平面的升降会直接影响有机碳的埋藏速率，导致海水中12C与13C相对含量的变化。海平面上升期，有机碳埋藏速率加快和风化古陆面积减小使得带入海洋中的有机碳含量减小，从而海水中的CO2相对富集13C，与海水平衡的碳酸盐岩的δ13C值就会相应升高，反之碳酸盐岩的δ13C值则会相对降低［16，36］。因此，可以根据δ13C值演化曲线间接揭示娄山关期古海平面变化特征。
碳同位素演化曲线揭示，娄一段沉积早—中期海平面总体变化幅度不大，但次级海平面波动较为频繁。娄一段沉积末期δ13C值迅速升高至正偏移，意味着一次高级别的海侵，水体深度上升至整个娄山关期高位，这与岩石学特征所体现的海平面变化趋势不谋而合。其后，伴随着次级海平面低频震荡，水体深度总体呈下降的趋势，直到娄二段沉积末期海平面再次上升（图5）。
图5 习水剖面娄山关群碳、氧同位素及海平面变化曲线

Fig.5 Variation curves of the sea level and carbon and oxygen isotopes of Loushanguan Group carbonates in Xishui profile

4.1.4　古气候

古气候与地层中黏土矿物的生成、含量和分布关系紧密，因而可以通过黏土矿物成分和含量的相对变化探究古环境的演变［10］。前人的研究表明［42-43］：高岭石易在炎热潮湿的酸性环境中形成，伊利石—绿泥石组合、伊利石+伊/蒙有序间层+海绿石组合通常指示干旱、高盐度的碱性沉积环境，伊利石+绿—蒙间层+绿泥石组合、伊蒙无序间层+坡缕石+绿泥石组合代表干旱—半干旱的气候条件。
在运用测井资料之前需要对区内林1井自然伽马能谱测井曲线进行质量评价，分析数据中明显的异常点，剔除因人为因素而产生的数据误差，最后基于露头新鲜岩面放射性实测结果，对钍、铀、钾能谱测井曲线进行校正。曲线经校正后对林1井娄山关群钍、铀、钾数据进行0.5 m间隔采样，将数据投点至斯伦贝谢公司的黏土矿物分析图版上（图6），可定性判断地层中的黏土矿物类型和含量。通过分析得出：娄山关群白云岩中黏土矿物以伊利石为主，云母、蒙脱石次之，含少量海绿石，表明娄山关期以半干旱—干旱气候为主，蒸发作用较强，沉积水体为咸度较大的偏碱性介质。以上结论与露头的沉积构造、镜下鉴定的岩石特征以及碳、氧同位素组成分析结果基本吻合，具有一定的可信度。
图6 林1井娄山关群Th—K频率交会图

Fig.6 Th-K frequency crossplot of Loushanguan Group of Well Lin 1

4.1.5　古氧化还原与古水动力条件

有较多学者研究表明［44-45］，碳酸盐岩的U/Th值可以指示古环境的氧化还原条件，U/Th>1.25指示水体较深的缺氧环境，0.75<U/Th<1.25代表水体处于贫氧环境，U/Th<0.75指示水体相对较浅的富氧环境。由钍与钾元素的化学性质可知，Th/K比值可反映沉积水体能量的强弱变化，Th/K>10指示浅水高能或暴露环境，6<Th/K<10反映亚高能环境，3<Th/K<6则代表低能环境［46-48］。
总体而言，娄山关期水动力条件时强时弱，古氧相在还原与弱氧化环境之间变化，总体以低能贫氧的海相沉积为主。从垂向上来看，娄一段沉积初期U/Th曲线在0.75~1.25之间波动，Th/K值介于2~5之间，反映水体相对低能且贫氧，娄一段沉积中后期U/Th值有增大的趋势，Th/K值在3附近波动，逐渐向深水低能贫氧—还原环境过渡。娄二段沉积时期，U/Th值波动降低，Th/K值在3~5之间，受海平面下降影响，该时期海水含氧量有所增加，但水体能量仍相对较低，娄二段沉积末期海平面上升，演化为低能缺氧的环境（图7）。
图7 林1井娄山关群综合分析柱状图

Fig.7 Comprehensive analysis histogram of Loushanguan Group of Well Lin 1

中—晚寒武世，全球具有较高的洋壳新生速率［49］，导致大气CO2分压升高，形成了显生宙最为显著的“超暖期”［50］。该时期许多大陆均广泛发育浅水碳酸盐岩台地，高频海平面升降、高的温度以及广布的高盐度水体为白云岩的形成提供了有利条件，同时也抑制了海洋生物的繁盛，娄山关群岩石δ13C值总体偏负很大程度上是受此影响。由此可见，黔北坳陷北缘寒武系娄山关群的沉积特征反映了该时期独特的气候和古海洋环境条件。

4.2　古环境特征与沉积特征的耦合关系

研究碳酸盐岩稳定同位素赋存与变化规律，不仅可以反演地层沉积时的古气候与古环境特征，也能为推断地质作用过程、分析沉积与充填特征提供地球化学依据。碳酸盐岩各地球化学参数在厘定古海洋环境特征过程中可以相互检验、相互补充，而古盐度、古温度、古海平面及古氧化还原相等古相特征与沉积特征之间也存在一定的成因联系。笔者将基于碳、氧同位素及能谱测井分析结果，并结合构造背景，阐述黔北坳陷北缘寒武系娄山关群沉积特征与古环境之间的耦合关系。
娄一段沉积早—中期，随着海水向东南方向退去［20］，台地上水体变浅，δ13C值为较低的负值，Th/K值在2~5之间，以低能沉积为主，U/Th值在0.75~1.25之间，因水体为贫氧—弱还原的条件，常见黄铁矿呈星点状或条带状分布于泥晶白云岩中［图3（b）］。该阶段水动力指示曲线Th/K和δ13C演化曲线波动均比较频繁，这在地层中有着十分明显的响应，野外露头可观察到娄一段中下部地层下细上粗的米级反韵律结构极为发育，极薄层泥晶白云岩与薄层砂屑白云岩高频互层［图3（e）］。古温度演化曲线显示，娄一段沉积时期古海水温度主要集中在20~22 ℃之间，虽变化范围不大，但变化频率较高，反映该时期气候复杂多变，短期风暴事件频繁发生，野外剖面上可见风暴成因的砾屑夹层与角砾岩夹层高频发育［图3（f）］，单层厚度在0.5~1.2 m之间，持续时间较长的风暴潮将远距离的陆源石英细碎屑搬运至台地内，与风暴层伴生沉积。娄一段沉积末期发生一期短暂的海侵作用，伴随海水的上升，δ13C值开始迅速增大直至正偏移，水体的加深使得U/Th值升高至1.25左右，海水含氧量进一步降低，Th/K曲线显示该时期水体能量进一步降低，比值在3左右微幅波动，古海水温度降至19 ℃左右，以安静低能的潟湖沉积为主，岩性主要为细粉晶—泥晶白云岩。娄二段沉积δ13C值波动降低，总体为缓慢的海退沉积，该时期气候趋于稳定，Th/K曲线波动频率和幅度均有明显降低，风暴潮等事件性沉积已降至较低水平，在海平面低频、低幅波动下台内砂屑滩与云坪微相交互沉积，发育厚层的砂屑白云岩和粉晶白云岩，U/Th值在0.75附近波动，略低于娄一段沉积时期，反映水体条件介于弱还原—弱氧化之间，局部白云岩发育浅褐色条纹，古海水盐度指数Z值的降低表明该时期台地开阔程度可能有所增加。到娄山关群沉积末期海平面再次快速上升，继而沉积桐梓组灰绿色页岩、泥质白云岩，δ13C值在该时期表现为快速升高。综上所述，黔北坳陷北缘寒武系娄山关群白云岩地球化学特征所指示的古海洋环境要素之间显示出较好的整体性与系统性，并且与岩石学特征和沉积学特征均存在良好的耦合关系。本文对黔北坳陷北缘寒武系娄山关群古海洋环境的研究，完善和丰富了扬子台地乃至全球寒武纪古环境和古生态演化史认识，具有重要的理论和实际意义。

5 结论

（1）黔北坳陷北缘娄山关群为一套浅水碳酸盐岩台地建造的白云岩其有序度分布在0.63~0.91之间，平均值为0.78，白云石含量基本在95%以上，碎屑矿物（黏土矿物、石英、长石类）含量较少。
（2）娄山关群岩石δ13C值分布在－1.94‰~2.78‰之间，位于中—晚寒武世海水的碳同位素组成范围内，略高于已报道的寒武系灰岩。研究区娄山关群δ13C演化趋势可与四川盆地乃至世界各地寒武系δ13C的演化趋势对比，较低的海洋生物生产力和有机质埋藏率使得娄山关群δ13C值总体偏负；δ18O值分布在－8.32‰~－6.24‰之间，与寒武纪海水和寒武系灰岩相比小幅正偏；锶同位素87Sr/86Sr值分布在0.709 45~0.710 33之间，显著高于同期海水的锶同位素组成，推测这种差异受埋藏期深源富锶流体向上跨层运移改造所致。
（3）δ13C值变化趋势表明，娄一段沉积早—中期海平面总体变化幅度不大，次级海平面波动频繁，娄一段沉积末期δ13C值的迅速升高，指示了一次高级别的快速海侵，整个娄二段沉积时期海平面总体呈低频、低幅震荡下降的趋势，娄山关期末δ13C值再次升高发生海侵，继而连续沉积奥陶系桐梓组。
（4）综合各种地球化学指标，推测研究区古海水盐度Z值介于120.02‰~129.65‰之间，整体上为咸化海水沉积，古海水温度集中分布在18~23 ℃之间，主体为炎热的亚热带气候，地层中黏土矿物组合表明娄山关期蒸发作用较强，沉积水体为盐度较高的偏碱性介质，Th/K演化曲线反映娄山关群沉积于浅水低能环境，U/Th值基本在0.75~1.25之间，说明古海水呈贫氧特征，古氧相经历了还原—弱氧化—贫氧的变化。各环境要素之间存在较好的整体性，研究区娄山关群的沉积特征反映了该时期全球独特的气候和古海洋环境条件。

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