松辽盆地晚白垩世湖相白云岩碳氧同位素特征及其古环境意义

张一范，高 远，陈积权，黄 帅，海 伦，毋正轩，杨 柳，董 甜

(中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引 言

湖泊碳酸盐岩是分布范围最广泛的一类陆相碳酸盐岩，是陆相盆地在特殊环境下的产物，其形成与盆地气候-环境演化密切相关，是深时古地理、古气候、古环境等信息的良好记录载体[1-3]。根据不同结构组分可以将湖相碳酸盐岩划分为石灰岩、白云岩、混积岩三类。石灰岩中可以保存颗粒、填隙物的原始沉积面貌，并据此详尽地划分出多种岩石类型；白云岩是我国湖相碳酸盐岩中主要岩石类型，可进一步划分为颗粒白云岩、残余颗粒白云岩和晶粒白云岩三类；混积岩与石灰岩和白云岩呈过渡关系，有时呈夹层产出[3-5]。湖泊碳酸盐岩的碳氧同位素组成是研究古环境和古气候变化的重要指标。例如，湖泊碳酸盐岩的碳同位素可以反映湖泊及其汇集流域内碳循环、营养循环和生产力的变化，氧同位素可以反映湖泊温度及降水/蒸发比例的变化[2，6-7]。因此，基于湖泊碳酸盐岩碳氧同位素特征，可以恢复古湖泊环境-气候(如温度、盐度等)以及生产力变化等信息。

白垩纪(145～65 Ma)是地质历史上典型的“温室气候”时期，期间地球两极无冰，大气CO2浓度为现今(工业革命前)的4～10倍，气温较现今高约10 ℃，海平面较现今高200 m以上[8-11]。同时，白垩纪时期发生了大规模的大洋缺氧事件与黑色页岩的形成、大洋红层与富氧作用、生物群辐射和更替等重大地质和生态事件，大量有机质被埋藏，是全球烃源岩形成的主要时期[12-13]。 松辽盆地是世界上发育时间最长的白垩纪陆相盆地，保存了一套近乎完整的、连续的白垩纪陆相沉积地层[14-16]。松辽盆地上白垩统青山口组—嫩江组发育了丰富的烃源岩层，是目前世界上陆相油气资源最重要产出层位之一[17]。前人研究认为，60%油气存储于碳酸盐岩层系，而白云岩又是碳酸盐岩层系中最主要的油气储渗体[18-19]。因此，开展松辽盆地重要含油层系白云岩研究，有助于了解陆地气候演化和烃源岩储层特征。

松辽盆地白云岩沉积研究始于20世纪90年代。王璞珺、刘万洙团队对松辽盆地东南缘姚家车站剖面嫩江组铁白云岩结核开展沉积学、矿物学和稳定同位素地球化学研究，认为该组白云岩结核是同生沉积或早期成岩结核，为淡水与海水混合成因[20-22]。王国栋等2008年对松科1井南孔嫩江组层状白云岩和结核状白云岩开展岩相学研究，认为嫩江组白云岩为海侵背景下，Mg2+在准同生期交代由浊积事件、介形虫灭绝事件所带来的泥灰岩沉积而成[18]。高翔等2010年和Gao等2012年对松科1井嫩江组白云岩进行XRD衍射、电子探针、扫描电镜及主微量元素、碳氧同位素地球化学分析，认为嫩江组白云岩为含铁白云岩，形成于结晶速度较快、不稳定的成岩环境中，是海水侵入、成岩置换和硫酸盐还原细菌综合作用的产物[23-24]。综上所述，松辽盆地白云岩研究多针对嫩江组，且多侧重岩相学、形态学成因研究，而较少应用碳氧同位素地球化学手段，也鲜少有青山口组白云岩报告。本文对松辽盆地晚白垩世两大湖侵期——青山口组和嫩江组沉积时期的白云岩开展碳氧同位素研究，揭示其古环境意义，以期为区域古环境研究提供信息。

1 区域地质概况

松辽盆地位于中国东北部，主轴呈北北东向，形状近似菱形，占地面积约2.6×105km2(图1)。松辽盆地是我国大型中—新生代裂谷盆地，受太平洋板块和欧亚板块构造作用共同影响，其构造演化可分为前裂谷期、伸展断陷、热沉降坳陷和构造反转4个阶段[14，25-26]。松辽盆地地层由古生代变质岩、火山岩基底和中—新生代沉积盖层两部分组成，沉积盖层主要包括侏罗系、白垩系、古近系和新近系碎屑岩；其中白垩系沉积厚度最大，最大沉积厚度超过10000 m，自下而上可分为火石岭组、沙河子组、营城组、登娄库组、泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组和明水组[14-15，27-28](图1)。

图1 松辽盆地构造分区与研究区剖面位置(a)和松辽盆地综合柱状图(b)(改自Feng 等[26])

松辽盆地青山口组沉积厚度为260～500 m，整体为一套灰、深灰、黑色泥岩夹油页岩、灰色砂岩和粉砂岩沉积，并沉积多层油页岩，以深湖相、半深湖相、浅湖相和三角洲相为主，可划分为三段。青山口组一段(青一段)沉积时期大致相当于土伦期，在盆地内广泛分布，仅西部边缘不全，厚度0～80 m，最厚可达130 m，主要为深湖相，发育黑、灰色泥岩，夹油页岩，是松辽盆地重要的烃源岩层；青山口组二、三段沉积时期，湖泊面积缩小，仅在盆地中心及东南部分留有深湖相沉积[17，26，29-33]。嫩江组沉积厚度为100～470 m，自下向上可划分为5段：嫩江组一段为暗色泥岩和薄层油页岩沉积；二段底部为稳定发育的厚层油页岩，向上过渡为灰色、灰绿色泥岩，在全区均有分布，是最大湖泛期产物，主要岩性为深湖相灰黑色泥岩、泥灰岩、油页岩，夹杂灰色粉砂岩；三段到五段主要发育在盆地中部，在盆地东南部遭受剥蚀，整体为灰绿、黑色泥岩、粉砂岩、砂岩，以湖相和三角洲相为主[26-27，34]。

本文研究的两个剖面均位于松辽盆地东南隆起区。其中鸟河剖面位于黑龙江省哈尔滨市宾县鸟河乡松花江沿岸，露头出露良好，主要为青山口组一段，岩性以灰绿色泥岩、泥质粉砂岩为主，夹数层白云岩结核层、介形虫灰岩薄层和黄铁矿层，底部发育灰黑色泥岩，剖面未见顶。而李家坨子剖面位于吉林省长春市农安县李家坨子村，剖面厚约21.3 m，风化严重，主要为嫩江组一段，岩性以块状层理或水平层理的灰绿色泥岩为主，夹有数层钙质结核层，顶部为灰白色泥岩，保存了丰富的介形虫、鱼类等化石(图2(a))。

图2 野外露头剖面白云岩特征

松辽盆地大陆科学钻探工程的“松科1井”位于松辽盆地中部坳陷区古龙坳陷，于2007年完成钻探任务，获取了上白垩统青山口组到明水组2485.78 m的连续岩心[25]。松科1井青山口组一段为一套深灰色、橄榄灰色、橄榄黑色泥岩半深湖相沉积，下部见深灰色、中深灰色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩薄层，与下伏地层整合接触；二段和三段发育以大段深灰色、中深灰色、微带绿灰色、深绿灰色泥岩为主的深湖相，见薄层橄榄灰色油页岩、介形虫泥岩，与上覆地层假整合接触[35]。松科1井嫩江组底部以深灰色、橄榄灰色、黑色、灰黑色泥岩为主，夹有多层油页岩，沉积大量生物化石碎片，向上过渡为灰色泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、粉砂岩、细砂岩，展现出由深湖相、半深湖-深湖相沉积逐渐过渡到半深湖-浅湖相、三角洲相、浅湖相沉积的沉积环境变化。其次为灰色粉砂岩、细砂岩和泥质粉粉砂岩[14，35]。本文研究也将整合松科1井已发表的白云岩研究数据[23-24]开展分析。

2 材料和方法

本文所用样品取自李家坨子剖面14个白云岩结核、鸟河剖面9个白云岩结核。所有白云岩结核顺层产出于灰绿色水平泥岩层中，多呈中间膨大边缘收缩的椭球状形态；结核长轴扁平面与层理方向平行，两端与周围泥岩层理界限模糊，形态上推测为同沉积或早期成岩过程中形成[18]。

对所有样品进行碳、氧同位素测试分析。碳氧稳定同位素测试在斯坦福大学稳定同位素生物地球化学实验室完成。磨去样品表层风化层，挑选新鲜纯净的白云岩结核样品，用研钵研磨或微钻获得其粉末样品。根据样品中碳酸盐含量的不同，称量285～418 μg粉末样品到密封瓶中，经He气流冲洗后，与约0.25 ml磷酸(H3PO4)在72 ℃下反应1小时。使用Thermo Finnigan Gasbench装置收集反应产生的气体，然后将其放入连接Thermo Finnigan ConFlo Ⅲ装置的Finnigan MAT Delta+ XL同位素质谱仪进行稳定同位素比值测试。基于两个内部实验室标准(NBS18，NBS19和LSVEC标准)的重复性测试，碳、氧同位素的外部精度(1σ)<0.1‰。所有δ13C、δ18O值相对于VPDB标准。

3 结 果

李家坨子剖面白云岩碳、氧同位素组成变化较大。δ13C最小值为-8.36‰ ，最大值为 6.70‰，平均值为1.10‰；δ18O变化范围为-11.30‰ ～ -3.82‰，平均值为-8.74‰；其中LT12的δ18O明显偏正(图3(a))。此外，除LT12外，李家坨子剖面δ13C和δ18O的变化一致，两者具有很强的相关性(图4(b))。鸟河剖面白云岩碳、氧同位素组成变化相对较小，δ13C值为-5.89‰～0.78‰，平均值-0.89‰；δ18O变化范围为-10.03‰～-7.84‰，平均值-8.59‰。该剖面的δ13C和δ18O的变化一致，具有较强的正相关性(R2=0.77，图4(c))。研究区内白云岩样品的δ13C、δ18O特征与松科1井南孔嫩江组白云岩相似，均具有重碳、轻氧特征[23]。

图3 松辽盆地白云岩碳、氧同位素特征

图4 松辽盆地白云岩δ13C、δ18O交会图

4 讨 论

4.1 碳氧同位素特征分析

湖泊碳酸盐岩的化学成分是湖泊水文变化、流域海拔等多因素的综合记录，其稳定碳氧同位素组成受到大气降水、温度、湖泊海拔、热液流体、湖面变化等多因素的影响[37-38]。

湖泊碳酸盐的碳同位素来自湖泊中总溶解无机碳(TDIC)，TDIC的碳同位素与湖泊中碳来源有关，并受到热力学平衡分馏和动力学平衡分馏过程的影响[7，37]。湖泊中的碳主要来自大气CO2(δ13C=-6.9‰～-12.5‰)、生物碳(δ13C=-35‰～-6‰)、母岩风化溶解(δ13C=-11.07‰～0‰)、有机碳(δ13C=-25‰～-35‰)[39-42]。

湖泊的TDIC及湖泊沉积物的碳同位素组成(δ13Cc)主要受控于流入湖泊水体的同位素组成、湖水与大气CO2交换、生物光合作用/呼吸作用[7，43-44]。前两者主要是热力学平衡分馏过程，生物光合作用/呼吸作用主要是动力学分馏控制。热力学平衡分馏与温度、湖水盐度、水体混合效应等因素有关。研究表明，湖泊与大气CO2平衡状态下，湖泊自生碳酸盐的δ13C为-17‰～+7‰，最高可达+10‰[7，45-46]。湖泊盐度增大意味着湖泊对CO2的溶解度降低，由于湖水优先吸收13C，所以最终导湖水及湖泊碳酸盐δ13C偏正[42-45，47]。此外，研究表明蒸发作用也会导致湖泊沉积物富集13C[48-49]，而蒸发会导致湖泊盐度的进一步增大。生物作用对湖泊沉积物同位素组成影响巨大。水生植物通过光合作用吸收大量12C，使水体中13C含量相对增加，进而形成δ13C偏高的沉积物[6]。Loyd等2012年探讨微生物对湖泊沉积物的影响时，综合δ34S、δ13C、δ18O分析指出湖泊碳酸盐结核至少经历三种特定的有机成岩反应途径，一是硝酸盐、铁氧化物和/或少量硫酸盐还原作用下的有机质降解，产生碳亏损的方解石结核；二是硫酸盐还原作用，发生中等碳亏损；三是高度还原环境中甲烷生成，产生富重碳的碳酸盐[44]。一般来说，湖泊盐度升高、温度降低会导致湖泊碳酸盐的δ13C值增大，缺氧还原环境、生物降解可使得湖泊碳酸盐的δ13C值降低。

李家坨子剖面嫩江组白云岩δ13C值为-8.36‰～7.05‰，平均值1.1‰；鸟河剖面青山口组白云岩δ13C值为-5.89‰～0.72‰，除剖面顶部两个样品(NH42、NH43)δ13C值明显偏负外，其他样品δ13C值在0附近(表1)。淡水碳酸盐岩δ13C值为-17‰～+7‰[46]，故认为两组白云岩样品δ13C值基本可以反映原始沉积信息。其中，李家坨子剖面中下部δ13C值有明显的正偏现象，且由较大的负值(-8.36‰)向较大正值(+6.70‰)变化，推测沉积过程中湖泊盐度可能增大。

表1 松辽盆地白云岩碳氧同位素结果

与碳同位素组成类似，湖泊碳酸盐的氧同位素组成也与湖泊氧同位素组成密切相关。湖盆的氧来源大致可以分为三类：碎屑物质、大气O2和CO2、大气降水。陆相碳酸盐岩由于在与大气降水平衡条件下形成，其氧同位素组成偏负，湖泊碳酸盐岩的δ18O一般为-3‰[38-39]。此外，湖水的输出去向包括渗入地下和蒸发，只有蒸发会导致湖水氧同位素分馏，所以蒸发是湖水及湖泊沉积物氧同位素变化的重要影响因素。湖泊碳酸盐氧同位素分馏机制主要有三种：(1)平衡交换反应(包括温度、流体)，(2)光合作用和呼吸作用的动力学分馏过程，(3)蒸汽压不同引起的瑞利分馏[42，49]。

δ18OVSMOW使用Coplen等[36]提出的δ18OVPDB-δ18OVSMOW转换公式计算；Z=2.048×(δ13C+50)+1.498×(δ18O+50)。

湖泊碳酸盐氧同位素大于-10‰可认为属于原生碳酸盐岩，基本不受成岩作用影响[6]，且白垩纪湖相碳酸盐岩的氧同位素组成为-16‰～-6‰[47]。李家坨子剖面LT05、LT16、LT20三个样品的氧同位素值小于-11‰，可能受成岩作用改造，且野外观察LT05附近有脉体存在；李家坨子剖面LT12的δ18O值为-3.82‰，可能经过后期改造。其他样品的δ18O值均大于-10‰或在误差范围内，认为未受到成岩作用改造。

4.2 松辽盆地白云岩δ13C-δ18O相关性指示古湖泊环境

湖泊碳酸盐的δ13C、δ18O可以提供湖泊内部及其源区的不同信息。湖泊碳酸盐的碳同位素组成(δ13C)的变化可以更好地解释其氧同位素(δ18O)组成变化，同样，其氧同位素组成(δ18O)的变化也可以更好地解释其碳同位素组成(δ13C)变化[37，40]。前人研究发现碳酸盐岩的碳氧同位素相关性可以作为成岩作用的指示，如果碳酸盐样品的δ13C和δ18O值之间没有正相关性，则可以推断它们保留了原始的碳和氧同位素特征，反之则代表经过成岩改造[53-55]。此外，湖泊碳酸盐岩的碳氧同位素也可以作为湖泊水文状态的指示。Talbot 1990年对现代和地质历史时期多个湖泊的不同成因碳酸盐的碳、氧同位素进行对比分析，发现封闭湖泊或水文条件长期保持不变的湖泊中碳酸盐岩的δ13C-δ18O具有很强相关性(r≥0.7)，而开放湖泊中δ13C-δ18O几乎没有相关性或相关性很弱[56]。此后，不同学者对湖泊碳酸盐δ13C、δ18O研究均证实了Talbot的发现，即湖泊碳酸盐的δ13C-δ18O在封闭、长期静水湖泊中具有较高相关性，在开放湖泊中相关性极低[7，43，49，57]，所以湖泊碳酸盐岩的δ13C-δ18O相关性是解释湖泊开放/封闭历史的有用指标。此外，Li和Ku 1997年进一步评估封闭湖泊中δ13C-δ18O协同演化的成因机制，认为δ13C-δ18O关系的变化除与湖泊开放/封闭状态有关外，还与包括湖泊尺寸、封闭的持续时间、水蒸气交换、湖泊生产力及总溶解无机碳在内的众多因素有关[57]。Zhang等2013年对湖泊表层沉积物的碳酸盐含量、δ13Cc、δ18Oc的分析发现，当湖泊碳酸盐含量超过30%时，δ13Cc、δ18Oc之间具有高相关性。故湖泊碳酸盐的δ13C-δ18O关系也可以用来判断湖泊盐度等水文信息[43]。

一般来说，利用碳氧同位素相关性说明湖泊的水体性质需要确保湖泊碳酸盐在与湖水处于同位素平衡状态下形成[56-58]。本文碳、氧同位素分析表明多数样品的δ13C、δ18O值在原始沉积范围内，即碳酸盐形成于与湖水同位素平衡状态，可以代表原始沉积信息。此外，由于长尺度上湖泊水文平衡受到的扰动更多，会显示出更大的同位素变化，所以>5 ka的长时间尺度上，δ13C-δ18O相关性指示湖泊水文的准确性更高[57]。Wu等2013年基于GR测井数据得到青山口组一段、二段平均沉积速率为8～9 cm/ka[59]，本文研究区青山口组一段鸟河剖面厚约22 m，约0.275 Ma。Yu等2019年利用锆石SIMS U-Pb测年测得松辽盆地姚家组—嫩江组二段年龄：CCSD-SKⅡe钻孔嫩江组一、二段界限处S1145样品的测年为83.3 Ma，嫩江组与姚家组界限上方9 m处S1236样品年龄为85.2 Ma；姚家车站剖面姚家组与嫩江组界限可与CCSD-SKⅡe钻孔两组界限对应，姚家车站剖面两组界限上方3.5 m处测得年龄为85.1 Ma[60]。由此，可以计算嫩江组一段沉积速率为47.89～55 m/Ma。本文嫩江组一段李家坨子剖面厚约15 m，年龄0.27～0.31 Ma。故认为δ13C-δ18O相关性指示本文研究区湖泊水文结果是可靠的。因此，选择碳氧同位素相关性判断湖泊水文条件。本文将白云岩碳氧同位素数据进行投点分析，建立δ13C-δ18O交会图(图4)，根据投点位置判断白云岩沉积时水体环境，发现嫩江组与青山口组沉积时期水体环境相似，但略有不同，具体分析如下。

李家坨子剖面除LT12外，其他样品的δ13C和δ18O相关性极明显(R2=0.96)，且δ13C偏正，δ18O均为负值(图4(b))，表明该组白云岩形成于湖水滞留时间相对较长、且封闭型的咸水-半咸水湖泊体系中，δ13C偏正可能与微生物作用有关。李家坨子剖面白云岩碳、氧同位素关系与松科1井南孔类似，δ13C和δ18O相关性明显，δ13C以正值为主，δ18O均为负值(图4)，表明松辽盆地嫩江组一段沉积时期，湖盆存在湖水长期滞留、湖盆封闭的咸水-半咸水时期。

鸟河剖面样品的δ13C和δ18O相关性密切，δ13C、δ18O整体负偏变化，表明发育在蒸发作用明显、湖水滞留时间相对较长的封闭型咸水-半咸水湖泊体系。

4.3 白云岩碳氧同位素对海侵事件的约束

20世纪70年代，大庆油田在研究松辽盆地晚白垩世沉积演化时，首次提出了青山口组和嫩江组发生过“海侵”的观点，此后诸多学者对松辽盆地“海侵”事件进行研究。如青山口组、嫩江组广泛沉积的黑色页岩、深灰色页岩、油页岩等深湖相、半深湖相沉积特征[26，29-30，33，35]；青山口组、嫩江组沉积地层中甲藻甾烷、沟鞭藻、有孔虫、超微化石等海相化石的发现[20，31-32，61]。此外，王璞珺等1995年对松辽盆地泉头组—嫩江组可能发生海侵的地层开展沉积层序、矿物组成、同位素地球化学系统研究，提出松辽盆地至少经历了泉头组三四段—青山口组一段、青山口组二三段顶部、嫩江组一二段三次大规模海侵[22]；刘万洙和王璞珺1997年通过碳、氧同位素成因判别标准及其初始87Sr/86Sr比值证明了在嫩江组白云岩结核形成时期沉积盆地中同位素组成有海水来源[20]；冯子辉等2009年通过对生物标志化合物的研究发现青山口组、嫩江组时期松辽盆地湖泊水体具有高盐度和分层特征，及强还原沉积环境特征，认为与海侵作用有关[62]。Hu等2015年基于松科1井生物标志化合物的研究表明，海侵过程是快速、短暂的多期次事件，嫩江组海侵强度较大，青山口组海侵强度较小[63]。综上所述，松辽盆地青山口组一段和嫩江组一段存在海侵沉积背景。

白云岩的主要组成是白云石，白云石的人工合成试验和大量近代白云石沉积物的研究表明，白云石的形成多与强烈蒸发的高盐度、高Mg/Ca比、高pH、高温、还原环境有关[23，64-66]。众多影响因素中大量Mg2+的存在是形成白云石的前提，海水中Mg2+是河流和湖泊的数百倍[66]，因此海侵可以为白云石形成提供必要的物质条件。此外，海水中富含多种盐类离子，海水侵入可以使得湖泊水体盐度增大；同时，由于海水密度高于湖水，侵入后会沉入湖泊底部，产生滞水层，形成水化学分层现象，进而使得湖泊底部水体处于还原状态，为白云岩形成创造良好水体环境，进一步促进白云岩的形成。因此，海水侵入有利于白云岩的形成。Keith和Weber 1964年提出利用碳、氧同位素区别侏罗纪和时代更新的海相灰岩和淡水灰岩的经验判别式[47]，且至今仍被诸多学者应用。该经验判别式为Z=2.048×(δ13C+50)+1.498×(δ18O+50)，其中δ13C和δ18O均为PDB标准，Z值大于120为海相或与海水作用有关的碳酸盐岩；Z值小于120为纯淡水成因碳酸盐岩。王璞珺等2001年根据实际计算、应用效果及其与硫同位素混合度指标的比较，提出选取Z=118作为松辽盆地嫩江组碳氧同位素的海水-淡水混合度指标[42]。李家坨子嫩江组白云岩结核Z值多数大于118，平均值126.5；鸟河剖面青山口组白云岩样品Z值多数大于120，平均值124(表1)。这表明研究区白云岩样品的形成可能与海水作用有关，与δ13C-δ18O正相关性代表的封闭型咸水-半咸水湖泊结果可以相互佐证，故松辽盆地青山口组和嫩江组白云岩形成过程中可能受到海水作用影响。

本文根据氧同位素组成使用下式计算湖水中大气降水和海水的比例：

(W海水+W大气降水)×δ18O湖水=

W海水×δ18O海水+W大气降水×δ18O大气降水

其中：Wx为x的重量，即湖水中x的含量；δ18O湖水为根据Vasconcelos等[67]2005年提出的白云岩-水氧同位素分馏公式αdolomite-water=(1000+δ18Odol)/(1000+δ18Owater)，1000lnαdolomite-water=(2.73×106)/T2+0.26计算得到的白云岩形成时母水氧同位素组成(δ18Owater)的平均值(青山口组取-11.15‰，嫩江组取-9.78‰)，其中T为Wang等[35]2013年依据氧同位素得出的青山口组和嫩江组平均温度，分别为15.5 ℃和22.5 ℃；δ18O海水选择无冰时期的-1‰；δ18O大气降水为依据Poulsen等[68]2007年的8倍于工业革命前CO2浓度的模拟结果-11.2‰(晚白垩世松辽盆地的古纬度约为50°N，http：//www.paleolatitude.org/)。

计算结果显示：青山口组沉积时期湖水中大气降水:海水为203:1，嫩江组沉积时期大气降水:海水为31:5。尽管估算过程中的假设条件可能导致结果存在一定误差，但是淡水与海水混合比例与前人揭示的海侵过程一致[63]；这也是首次定量估算松辽盆地海侵事件的规模。

5 结 论

本文对松辽盆地上白垩统青山口组和嫩江组湖相白云岩结核开展碳、氧同位素研究，结果显示其具有重碳、轻氧的特征，可以指示沉积环境特征，表明沉积过程中可能发生湖泊盐度变化。白云岩结核的δ13C和δ18O具有高度相关性，表明青山口组、嫩江组沉积时期湖盆处于湖水长期滞留的封闭型咸水-半咸水湖泊状态。综合前人研究结果，认为松辽盆地晚白垩世白云岩结核形成过程中受到海水作用的影响，并且定量估算了海侵规模，即青山口组沉积时期湖水中大气降水:海水为203:1，嫩江组沉积时期大气降水:海水为31:5。