沁水盆地西缘寒武系-奥陶系三山子组白云岩碳氧同位素特征及其意义

郭晓强，李好斌，魏荣珠，董挨管，杨俊才，杜艳伟

(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)

0 引 言

自1791年法国学者Dolomieu首次描述白云岩以来已有200多年，大量学者对白云岩进行过系统研究，但关于白云岩的成因却一直众说纷纭，尚不能达成一致意见，至今仍然是沉积学中的一个未解之谜[1-2]。目前已经提出的白云岩岩化机理模式有渗透回流模式、蒸发泵模式、调整模式、淡水模式、混合水模式、埋藏模式、热液模式和微生物模式[1-7]。如此多种多样的成因机理也从侧面说明了白云岩成因的复杂性。目前，白云岩成因机理研究主要依靠地球化学手段，如碳氧稳定同位素分析、稀土微量元素分析、阴极发光及包裹体测温电子探针等，其中碳氧稳定同位素和稀土微量元素分析法最常用[8]。

碳酸盐岩的碳氧稳定同位素分析技术几十年来已经取得了长足的发展，逐渐趋于成熟。学者运用此方法在不同地区不同研究方向(包括地层划分对比[9-10]、古海洋环境[11-13]、古海平面变化[11,13-14]和成岩流体示踪[15-16]等)取得了许多成果。崔秉荃等[14]通过研究认为，碳同位素对海平面变化反应灵敏；陈荣坤[17]、余志伟[18]和张谦等[19]通过研究白云岩成岩环境和碳氧同位素组成关系，认为δ13C和δ18O值从近地表成岩环境到中—深埋藏成岩环境和热液成岩环境再到表生淡水成岩环境依次降低。据此，对白云岩中碳氧稳定同位素组成的研究可以恢复古海平面变化，约束成岩环境，进而查明白云岩的成因机理。

在山西中部沁水盆地西缘太岳山区的寒武系到奥陶系之交，发育一套厚度较大的三山子组白云岩地层，其研究程度较低。刘波等[20]曾对沁水盆地西缘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的认识，并提出主要潜在储集层为上寒武统长山组直至下奥陶统亮甲山组白云岩地层；之后魏钦廉等[21]又对中阳地区三山子组的风暴沉积岩进行研究，认为其沉积环境为开阔台地-局限台地。武铁山等[22]根据山西省三山子组中保留了较多原始沉积构造的特征，认为其主要为后生白云岩；梅冥相[2]则认为像三山子组这样厚度大的白云岩地层，其白云石化过程是多阶段和多期次的。但是关于三山子组白云岩详细成因模式机理方面却少有学者涉及，相关论述少见，基本处于空白状态。笔者通过在沁水盆地西缘太岳山区沁源县王家湾村地区测制剖面，系统收集了三山子组白云岩的样品，试图通过岩石学和碳氧同位素组成分析，来约束该套白云岩成岩流体的性质和成岩环境，进而总结其成因模式机理，这对于华北板块中部地区早古生代古气候环境、古生物乃至古生态演化史的恢复和重建，对我国华北地区寒武系-奥陶系碳同位素组成演化特征等方面的研究都具有一定理论和实际意义，并希望对后续学者的进一步研究起到抛砖引玉的作用。

1 区域地质背景

沁水盆地从大地构造区划上位于华北克拉通中部过渡带[23]内，总体为一复向斜，自西翼向核部依次出露下古生界、上古生界和中生界(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寒武纪第二世末。苗岭世初期，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地层。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，中生代以后，受北侧的西伯利亚板块与南侧的扬子板块的俯冲碰撞及东侧太平洋板块俯冲的影响，华北板块开始产生差异分化，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[24-25]。王家湾剖面就位于沁水盆地西缘次级构造单元太岳山板隆区内，行政区划上属山西省长治市沁源县(图1(a)。剖面起点GPS地理坐标为36°44′37″89 N，112°04′49″19 E；剖面终点GPS地理坐标为36°43′58″29 N，112°06′09″84 E。

图1 研究区地质概况((a)依据文献[24]修改)

本次研究采用武铁山等[22]厘定简化的岩石地层单位系统，按岩石组合特征将研究区三山子组自下而上划分出4个岩性段(图1(c))：g段、c段、y段和l段，其中，每个岩性段在层位上分别对应于未白云岩化的岩石地层单位——崮山组中上部、炒米店组、冶里组和亮甲山组，跨越了上寒武统的崮山阶中上部、长山阶、凤山阶和下奥陶统新厂阶、道保湾阶等年代地层基本单位。因此不难看出，三山子组为一套穿时地质体，从华北板块东北部向南部边缘逐渐变老，顶底界线层位依次降低，跨越时代变长，厚度增大[22]。研究区三山子组王家湾实测地质剖面图见图2。

2 样品采集与测试

在研究区王家湾剖面新鲜露头从三山子组底部到顶部连续取样，尽量避免了后期蚀变、风化强烈和扰动破碎的区域，远离碳酸盐脉、节理等干扰因素，共取得30件薄片样品和19件碳氧同位素分析样品，分别进行薄片镜下鉴定和碳氧同位素测试分析。具体采样层位见图2。

图2 沁水盆地西缘王家湾三山子组实测地质剖面图

薄片制备在山西省国土资源部太原矿产资源监督检测中心完成，在镜下观察并拍照。碳氧同位素样品测试在湖北省武汉中地大环境地质研究院进行。测试步骤为：(1)去掉风化面和后期方解石脉；(2)将大块样品破碎成小块，用玛瑙碾钵磨成200目以下的粉末；(3)称取以上方法制得的粉末样品约60～100 μg，用Finnigan Kiel IV(100% H3PO4，70 ℃)装置在线制取CO2气体，与MAT-253质谱仪连接进行碳氧同位素组成的测试。参考标准为Vienna Pee Dee组的箭石(V-PDB)，δ13C的分析精度为±0.01%，δ18O的分析精度为±0.02%。

3 测试结果

3.1 岩石学特征

3.1.1 野外露头宏观特征

研究区内三山子组主要分布于西部张兰镇-王陶镇-聪子峪一带。其下与寒武系崮山组呈整合接触，其上被奥陶系马家沟组平行不整合覆盖，出露厚度239.68 m，为一大套白云岩地层(图1(c)，图3)。根据其岩石组合特征及产出层位可以划分4个岩性段：(1)g段(∈3sg)：主要岩性为灰黄色、灰绿色灰白色细晶白云岩夹竹叶状砾屑白云岩(图3(a))，下部夹少量黄绿色页岩；(2)c段(∈3sc)：岩性主要为灰白色、浅灰黄色厚—巨厚层状细—粗晶白云岩，表面见刀砍纹(图3(b))；(3)y段(O1sy)：岩性主要为浅灰黄色、浅灰色、黄绿色薄—中厚层状泥质白云岩(图3(c))、白云质泥页岩夹粉—细晶白云岩、砾屑白云岩，向上燧石含量逐渐增多，溶蚀孔洞缝较多，局部见鸟眼构造；(4)l段(O1sl)：主要岩性为浅灰色、灰白色、灰黄色中—厚层含燧石结核(条带)白云岩(图3(d))，含大量燧石结核或条带，局部地段夹少量泥(页)岩，溶蚀孔洞缝发育。

图3 研究区三山子组白云岩露头宏观特征

3.1.2 室内镜下微观特征

本次研究的样品镜下微观特征见图4，图4中照片皆为单偏镜10×2.5倍镜下照片。

结合样品的宏观特征与镜下微观特征，可以看出，研究区三山子组主体为一大套局限台地相的白云岩，白云石含量较高，体积分数基本大于90%，显示白云石石化程度较高，白云石晶粒粒度变化范围较大，在0.03～1.5 mm间，有粉晶(图4(a)，图3(h))、细晶(图4(b)，图3(e)和(f))和中晶(图4(c)，图3(g))，甚至粗晶(图4(d))，垂向上，粒度大体经历了细→粗→细的变化过程。白云石自形程度从它形到自形皆有，晶粒间呈较平直或弯曲镶嵌。l段部分细—中晶白云石具雾心亮边结构(图4(g))，这反映了一种变盐(超咸水环境向淡化环境变化)环境形成的白云岩特点。部分显示原岩具竹叶状砾屑轮廓(图4(f))。大多数白云石污浊，显示由原富有机质藻泥白云石化形成，由于白云石交代不完全导致泥晶方解石残余较多造成。燧石结核较发育，遂石结核的成因有沉积说和交代说[26-27]，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[28-29]。三山子组垂向上从下到上逐渐增多，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遂石。三山子组顶面呈凹凸不平状，反映沉积后曾遭受过剥蚀，为一侵蚀面，上覆岩层为马家沟组一段底部的灰黄色中薄层中细粒石英砂岩，上下地层产状一致，故为一平行不整合面(图3(d)中红色虚线)。指示三山子组沉积末期发生海退，三山子组出露地表，导致了短暂的沉积间断，遭受大气淡水淋滤，溶蚀孔缝洞发育(图3(c))，暗示可能有较好的油气储集潜力。该不整合面在研究区及邻区范围内延伸不是很稳定，局部地段因暴露或间断时间太短而很不明显。据前人在中阳地区邻区的研究表明，该不整合面对三山子组白云岩的形成及其淋滤孔隙的发育具有控制作用[20]。

3.2 碳氧同位素特征

本次研究样品碳氧同位素测试结果见表1。研究区三山子组白云岩样品的δ13C在-0.43%～0.12%间，为中负值到低正值，平均为-0.14%，变化幅度大(0.55%)，侧面证明其成岩环境和成因模式的多样性或不均一性。也指示了在白云石化过程中，除了受到海水介质影响外，应该还有其他来源的介质对原岩进行过改造。前人研究得出的正常海相碳酸盐岩的δ13C变化范围为0～±0.2%[30-31]，相较之而言，三山子组白云岩的δ13C偏负，并且小于-0.2%的样品都位于三山子组上部，见图3，推测造成δ13C偏负的原因可能是海平面下降导致成岩作用有富12C的大气淡水参与，反映了大气淡水引起的白云石化作用[32]。研究区三山子组白云岩样品的δ18O介于-0.76%～-0.45%，均值为-0.64%，为中高负值，变化幅度较大，为0.31%。白云石与原始方解石之间在氧同位素上存在约0.25%的分馏[23]，可以得出三山子组沉积期原始方解石的δ18O均值为-0.89%，与前人在邻区鄂尔多斯盆地所测下奥陶统海相石灰岩δ18O相近[33]，从另一个方面说明了三山子组白云岩的白云化流体主要受到海水控制。一般地，随着碳酸盐岩地质年代的增加，δ18O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就愈低，因此氧同位素的指相意义相比于碳同位素较差[34]。

4 地质意义

4.1 古海平面变化

碳同位素有良好的指相意义，古代碳酸盐形成后，在成岩作用的过程中，13C组成很稳定，几乎不会改变，能够很好地保存原始沉积环境的特征[30,35-36]。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2.5%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的相对含量的最重要的因素是沉积时有机碳的氧化或相对埋藏量[37]。当海洋初始生产力较大时，海水中有机碳的相对埋藏速率增大，海水中13C相对增加，因此碳酸盐岩的δ13C表现为正漂移，反之亦然。而气候温暖，海平面上升和生物繁盛都会加大海水中有机碳相对埋藏速率，导致海水δ13C升高。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因素的影响[11]，故δ13C的变化可以反映沉积期古海平面的变化。

研究区三山子组白云岩的δ13C值从下到上总体呈现出波动状降低的趋势(图5中红色弧形箭头)。前人经过大量研究发现，全球的寒武系芙蓉统排碧阶底界普遍发生过一次显著的δ13C正漂移事件(SPICE事件)，漂移幅度达0.3%～0.5%，在全球范围内可对比性很高[9-11]。但本次研究并未见到该次事件，这是由于本次研究的白云岩分布于寒武系—奥陶系界线附近。尽管如此，研究区晚寒武世—早奥陶世δ13C值降低的趋势仍然可以指示一个高级别的海退过程，这与岩石学特征反映出的海平面变化趋势不谋而合。

图5 研究区三山子组δ13C漂移与海平面升降变化

4.2 成岩环境

碳酸盐岩的成岩环境是各种环境要素性质的总和，比如盐度、温度、酸碱度、氧化还原性和压力等。海平面通过控制地下流体的性质和运动状态而影响成岩作用，进而决定成岩环境性质及成岩过程[20]。姜在兴将其划分为5种类型：海水环境、大气淡水环境、混合水环境、埋藏环境和表生环境[1]。黄思静将其划分为4种类型：早期近地表、表生期大气淡水、晚期中—深埋藏和热液成岩环境[38]。不同成岩环境下形成的碳酸盐岩δ13C和δ18O也不相同，并呈现一定的趋势和规律。一般情况下，近地表环境中的δ13C和δ18O较高，埋藏环境和热液环境中δ13C和δ18O次之，大气淡水环境的δ13C和δ18O通常较低[17-19]。笔者将测得的δ13C和δ18O在坐标系中进行投点，发现样品主要落在3个区间内(图6)。由此可将研究区三山子组白云岩分为3类：A类几乎都落在第二象限之内，δ13C在-0.01%～0.12%间，平均0.05%，δ18O在-0.71%～-0.58%间，平均-0.63%，属于近地表海底成岩环境，主要位于三山子组下部(图5中蓝色星标)，岩性为粉—细晶白云岩；B类落在第三象限上方，δ13C在-0.05%～-0.14%间，平均-0.10%，δ18O在-0.70%～-0.66%间，平均-0.68%属于埋藏成岩环境，集中在三山子组中部(图5中绿色星标)，岩性为细晶—中晶、局部为粗晶白云岩；C类落在第三象限下方，δ13C在-0.43%～-0.27%间，平均-0.34%，δ18O在-0.76%～-0.45%间，平均-0.61%，属于大气淡水环境，集中在三山子组上部(图5中红色星标)，岩性为泥粉晶—细晶白云岩。

图6 研究区三山子组成岩环境判别图(δ13C-δ18O)

4.3 白云岩成因模式

白云岩的成因问题是沉积学中的一个未解之谜，即著名的“白云岩问题”[1-2,5]。白云石化作用之所以能够发生，重点是要有某种动力来驱使白云石化孔隙流体通过早期的碳酸盐沉积物，而相对海平面的变化可以提供此驱动力。进一步而言，如果海平面变化持续时间足够长，使白云石化流体能够缓慢经过碳酸盐沉积物孔隙，二者就有充分的时间进行物质交换，最终导致白云石化作用大量发生。反之,当海平面变化速率过快时白云石化地层厚度与范围就小得多。因此海平面变化的速度及幅度决定着白云石化的强度及影响范围[20]。

研究区晚寒武世—早奥陶世期间海平面在次级小尺度上的反复缓慢升降，导致形成了厚度较大的三山子组白云岩地层。当这些白云岩进入埋藏环境，会发生进变新生变形作用，晶体粒度变粗，白云石化程度进一步增强。由此可见，白云岩化的范围与海岸线位置有关，而不决定于层位，因此造成了三山子组白云岩的穿时特点[20]。综合前述岩石学特征、古海平面变化、成岩环境、成岩流体性质分析以及前人的研究成果[1-2,20,22-21]，笔者认为研究区三山子组白云岩成因模式较复杂，其白云石化过程是多期次的，有3种不同模式白云石化作用共同参与——准同生交代白云石化、埋藏白云石化、混合水白云石化模式。

A类白云岩形成于海退早期的近地表海底环境，推测其成因模式主要为准同生交代模式。三山子组沉积早期处在高水位体系域的晚期，海平面缓慢下降，成岩流体盐度高，交代结晶速度快，因此晶体粒度较细，晶面污浊，多形成粉晶、细晶白云岩(图4(a)，3(b))。后期叠加了埋藏白云岩化作用，导致局部晶体发生进变新生变形而粒度变粗。

B类白云岩形成于埋藏环境，进一步推测其为埋藏白云岩化模式。白云石化流体为层间封存的海源性流体，盐度较A类准同生白云岩低，反映其白云岩化流体的镁离子质量浓度有所降低，交代速度较缓慢，所以在该模式下形成的白云岩晶粒大多较粗，呈中—粗晶(图4(c)，图3(d))，晶面较污浊，晶体自形程度较准同生白云岩高，多为半自形，顶部l段见雾心亮边现象(图4(g))，雾心部分系原先在咸水环境中快速结晶形成的有序性差、粒度细，表面污浊的准同生白云石，在埋藏成岩的过程中,进入淡水运移带,岩石孔隙中的咸水与地下淡水混合,在稀释的溶液中c(Mg2+)/c(Ca2+)保持较高的条件下,在原先雾心白云石晶核的周围生长出明亮干净的白云石附晶亮边,形成了雾心亮边结构。由此可见该种白云石是由不同成岩阶段(准同生—成岩)和在不同成岩环境(咸水—混合水)叠加形成的[8,18]。

C类白云岩形成于海退晚期大气淡水环境，推测其为混合水白云岩化模式。三山子组沉积后期随着相对海平面的下降(图4)，海岸线和淡水向海方向推进，早期碳酸盐沉积物处于陆表海环潮坪潮上带环境中，局部地区暴露地表，遭受侵蚀，形成不整合面(图3(d))。由于遭受大气淡水的淋滤、地下水径流的补充和混合带混合水的影响，使成岩流体盐度下降，尽管Mg2+质量浓度较低，但由于缺乏竞争离子并且结晶速度慢，有利于有序度高的白云石结晶[1]，形成粒度细，自形程度较好的白云石(图4(h))，反映了在混合水环境下形成的白云石的特征。随着海平面的持续下降，该混合水白云石化作用在近乎水平层状的碳酸盐沉积物内大范围、成片式的发生，之后又受到埋藏白云石化改造，造成局部晶粒变粗(图4(g))。

5 结 论

(1)沁水盆地西缘太岳山区三山子组白云岩包括微粉晶、细晶和中晶和白云岩，局部为粗晶，垂向上粒度由细到粗再到细，粒度和自形程度变化大。

(2)碳同位素δ13C介于-0.43%～0.123%间，均值为-0.138%，变化幅度大(0.55%)，总体呈现降低的趋势，反映1次高级别的海退作用；氧同位素δ18O介于-0.761%～-0.454%间，均值为-0.642%。

(3)研究区三山子组白云岩的形成受海平面变化控制，白云化过程具多期次，成岩环境和成因模式具多样性与复杂性。有3种不同模式白云岩化作用共同参与——准同生交代、埋藏白云岩化、混合水白云岩化模式。具体可分为3类：A类集中于三山子组下部，岩性为粉—细晶白云岩，δ13C均值为0.05%，δ18O均值为-0.63%，形成于海退早期的近地表海底环境，属准同生交代模式，后期叠加了埋藏白云石化改造；B类集中在三山子组中部，岩性为细晶—中晶白云岩、局部粗晶，δ13C均值为-0.1%，δ18O均值为-0.68%，形成于埋藏环境，属埋藏白云石化模式；C类集中在三山子组上部，岩性为微粉晶—细晶白云岩，δ13C均值为-0.34%，δ18O均值为-0.61%，形成于海退晚期的大气淡水环境，属混合水白云石化模式，后期经埋藏白云化作用改造。

致谢：感谢山西省地质调查院的工程师们在野外工作时的指导，感谢指导老师在工作过程中的点拨。同时也感谢审稿专家提出的许多建设性意见，这对本文的提高有很大的帮助。