羅順社，呂奇奇，席明利，何幼斌，向 吉

(1.長江大學(xué) 油氣資源與勘探技術(shù)教育部重點實驗室，湖北 武漢 430100；2.長江大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，湖北 武漢 430100；3.中國石油 長慶油田分公司 第十一采油廠，甘肅 慶陽 745600)

湘北九溪、沅古坪下奧陶統(tǒng)等深巖類型、碳氧同位素特征及沉積環(huán)境

羅順社1,2，呂奇奇1,2，席明利1，3，何幼斌1，向 吉1

(1.長江大學(xué) 油氣資源與勘探技術(shù)教育部重點實驗室，湖北 武漢 430100；2.長江大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，湖北 武漢 430100；3.中國石油 長慶油田分公司 第十一采油廠，甘肅 慶陽 745600)

深水環(huán)境下等深流沉積研究已經(jīng)開展50多年，在這50多年里雖然取得了一些成果，但對等深巖的形成機(jī)理和沉積環(huán)境研究較少。通過野外剖面實測、詳細(xì)描述和碳氧同位素特征分析，對研究區(qū)形成等深巖的環(huán)流的特征及不同類型等深巖的形成環(huán)境進(jìn)行了探索。根據(jù)其巖性特征，研究區(qū)下奧陶統(tǒng)盤家咀組發(fā)育有灰泥等深巖、粉屑等深巖、砂屑等深巖、礫屑等深巖和生物屑等深巖5種等深巖相，在垂向上主要發(fā)育由單一灰泥等深巖疊置組成的層序、灰泥等深巖與生物屑等深巖組成的層序和灰泥等深巖與砂屑等深巖組成的層序3種不完整等深巖層序和少量的完整等深巖層序。為了研究該等深流沉積形成時的古環(huán)境，分別對研究區(qū)不同類型等深巖與原地沉積進(jìn)行系統(tǒng)采樣做碳、氧同位素分析。研究表明，工區(qū)下奧陶統(tǒng)盤家咀組等深巖的碳同位素δ13C值分布于0.18‰～2.31‰，氧同位素δ18O值的范圍為-10.93‰～-9.54‰，鹽度指數(shù)Z值介于122.91～127.14，溫度T值為16.98～24.81 ℃。與原地沉積相比，研究區(qū)等深巖的δ13C值、Z值、T值均較高，且隨著等深巖的粒度增大，其δ13C值、Z值、T值均逐漸增高。這表明等深流沉積環(huán)境與原地沉積完全不同，等深巖主要形成于高鹽度的較深水環(huán)境中，且鹽度、水溫越高，越有助于高能等深流沉積物砂屑等深巖和生物屑等深巖的形成。等深巖層序的形成周期均表現(xiàn)為古鹽度、古水溫、海平面先增大后減小的周期性變化。

碳、氧同位素；等深巖；盤家咀組；下奧陶統(tǒng)；中揚子臺地

自20世紀(jì)60年代以來，等深流沉積逐漸成為沉積學(xué)的一個熱點研究領(lǐng)域。近年來，隨著深海調(diào)查設(shè)備和技術(shù)的進(jìn)步,以及深海鉆探計劃(DSDP)(1968—1983年)、大洋鉆探計劃(ODP)(1985—2003年)和綜合大洋鉆探計劃(2003年啟動至今)的成功實施[1],人們在深海發(fā)現(xiàn)了大量的現(xiàn)代等深流沉積，對現(xiàn)代海洋中等深流沉積也有了更深入的認(rèn)識。截至目前，國內(nèi)外沉積學(xué)家不僅對現(xiàn)代海洋中發(fā)現(xiàn)的大量等深流沉積做了詳細(xì)的研究,而且還對地層記錄中的古代等深流沉積進(jìn)行了基礎(chǔ)研究，等深巖丘的發(fā)現(xiàn)便是該領(lǐng)域最具特色的成果之一。其中，我國學(xué)者對地層記錄中的等深流沉積做了較多的研究工作，目前已在湖南、湖北、甘肅、內(nèi)蒙古、廣西、安徽、浙江等地的不同時代地層中發(fā)現(xiàn)了等深流沉積[2-7]。特別是在對地層記錄中的等深巖丘的研究方面，我國學(xué)者發(fā)現(xiàn)了兩例等深巖丘，作出了較大貢獻(xiàn)。但是在世界范圍內(nèi)，古代地層記錄中的等深巖丘僅有3例，分別是阿拉伯克拉通大陸邊緣上的白堊系等深巖丘、中國湖南九溪下奧陶統(tǒng)等深巖丘和中國甘肅平?jīng)鲋袏W陶統(tǒng)等深巖丘[5,7-8]。

由此可見，現(xiàn)代等深流沉積和古代等深流沉積在一定程度上存在著發(fā)展不平衡，造成這種情況的主要原因是對等深流沉積的鑒別標(biāo)志尚不完善、對古代等深巖丘的形成機(jī)理和沉積環(huán)境研究較少。為了解決這些問題，本文計劃通過對中揚子臺地南側(cè)下奧陶統(tǒng)等深巖的碳、氧同位素分析，來解決兩個問題：①形成等深巖的環(huán)流的特征；②不同類型等深巖的形成環(huán)境。從而為完善等深流的鑒別標(biāo)志及形成機(jī)理研究打好堅實的基礎(chǔ)。

1 地質(zhì)概況

奧陶紀(jì)時期，中揚子臺地南側(cè)的古地理環(huán)境由西北向東南依次表現(xiàn)為揚子地臺、江南斜坡和江南盆地(圖1)。臺地區(qū)以一套比較純的顆粒碳酸鹽沉積為主；斜坡區(qū)以碳酸鹽巖與細(xì)碎屑的混合沉積為主;盆地區(qū)為一套細(xì)碎屑巖沉積[9]。湘北九溪、沅古坪地區(qū)主要位于深水斜坡帶，該區(qū)奧陶系地層自下而上依次發(fā)育盤家咀組、馬刀堉組、桃花石組、九溪組、舍人灣組、寶塔組、臨湘組和五峰組地層。本文研究層位為下奧陶統(tǒng)盤家咀組。盤家咀組為一套以灰色泥晶灰?guī)r、砂屑灰?guī)r和生物屑灰?guī)r為主的沉積，主要發(fā)育垂向降落沉積、重力流沉積和等深流沉積3種沉積類型。本次實測剖面為沅古坪地區(qū)盤家咀組下部地層(圖2)及九溪地區(qū)盤家咀組中上部地層(圖3)。

圖1 研究區(qū)下奧陶統(tǒng)巖相古地理及剖面位置

圖2 沅古坪地區(qū)盤家咀組下部地層巖性剖面

圖3 九溪地區(qū)盤家咀組中上部地層巖性剖面

2 等深巖類型及特征

按粒度和成分特征，可將研究區(qū)碳酸鹽巖類的等深流沉積進(jìn)一步細(xì)分為灰泥等深巖、粉屑等深巖、砂屑等深巖、礫屑等深巖和生物屑等深巖5種。其中礫屑等深巖在研究區(qū)較為少見。

2.1 灰泥等深巖

灰泥等深巖在研究區(qū)廣泛發(fā)育；巖石類型以泥晶(含泥)灰?guī)r為主，但常含有數(shù)量不等的粉屑、粉砂質(zhì)陸源碎屑和生物屑等顆粒，或者經(jīng)常出現(xiàn)粉屑、石英粉砂質(zhì)薄層或紋層。所見粉砂或粉屑質(zhì)薄層一般厚1～3 mm，側(cè)向延伸不穩(wěn)定，生物潛穴或攪動構(gòu)造大量發(fā)育(圖4a)?；夷嗟壬顜r鏡下特征(圖4b)：粉屑(粉砂)組分30%左右，生物屑2%～20%，多為較完整的三葉蟲屑，泥質(zhì)3%～30%，灰泥45%～65%，可見明顯的生物鉆孔現(xiàn)象。

2.2 粉屑等深巖

粉屑等深巖由粉屑灰?guī)r與泥晶灰?guī)r以厘米級薄層交替構(gòu)成。這種互層極不規(guī)則，彼此間界面清楚至很模糊，粉屑或灰泥常呈斑塊狀或不規(guī)則條帶狀(圖4c)。灰泥或粉屑薄層側(cè)向常不穩(wěn)定，此顯彼隱。上述特征以及清楚的潛穴等均反映了生物的強(qiáng)烈改造。粉屑等深巖鏡下特征(圖4d)：粉屑組分約40%～60%，生物屑2%～8%，灰泥30%～55%，局部生物屑含量達(dá)15% ，可見生物擾動構(gòu)造。

圖4 研究區(qū)盤家咀組等深巖類型的野外照片及解釋

2.3 砂屑等深巖

砂屑等深巖由砂屑灰?guī)r組成，粒度較粗，特征明顯。顆粒整體上分選差-較好，局部可分選很好，磨圓較好，中小型侵蝕界面十分發(fā)育(圖4e)。該巖相重要特征為具有分選很好的富顆粒的小透鏡體、不規(guī)則條帶，甚至薄層。砂屑等深巖鏡下特征(圖4f)：砂屑(多為中、細(xì)砂屑)40%～60%，粉屑10%～30%，生物屑(三葉蟲屑、棘屑為主)3%～18%，灰泥20%～40%，亮晶膠結(jié)物2%～13%，個別含8%～20%的石英細(xì)砂。整體上分選差-較好，局部可分選很好。顆粒均有一定磨圓。

2.4 生物屑等深巖

生物屑等深巖主要以生物屑為主，含部分砂屑、粉屑，少量石英砂(圖4g)。生物屑類型復(fù)雜，常以三葉蟲、棘皮類為主。單層沉積常呈透鏡狀，透鏡體大小懸殊，從1 cm至30 cm多，夾于細(xì)粒泥晶灰?guī)r或生物屑泥晶灰?guī)r中。該類巖相鏡下特征(圖4h)：生物屑占50%以上，砂屑、粉屑20%左右，石英砂5%以下，灰泥基質(zhì)僅5%～10%。生物屑類型復(fù)雜，常以三葉蟲、棘皮類為主。顆粒分選較好，磨圓差-中等。

3 等深巖層序

不同類型的等深巖在空間上并不是孤立存在的，而是呈一種規(guī)律的層序分布的。一個完整的等深巖層

序包括5段，在垂向上顆粒粒度呈現(xiàn)由細(xì)到粗再到細(xì)的粒序，自下而上依次為灰泥等深巖—粉屑等深巖—砂屑等深巖—粉屑等深巖—灰泥等深巖。完整的等深巖層序可以反映等深流強(qiáng)度的周期性，在研究區(qū)少量發(fā)育。不完整層序在研究區(qū)較為普遍，且以缺失第4段者最多，其次為缺乏第2、第4段者。研究區(qū)發(fā)育3種不完整等深巖層序(圖5)：①單一灰泥等深巖組成的層序(A型)；②灰泥等深巖與生物屑等深巖組成的層序(B型)；③灰泥等深巖與砂屑等深巖組成的層序(C型)。

4 等深巖碳、氧同位素特征

4.1 樣品采集及分析

本次所測樣品均采自湖南省張家界市沅古坪盤家咀組下部實測剖面和桃源縣九溪盤家咀組中上部實測剖面，共計22件樣品(表1)。兩個剖面的野外露頭情況良好，我們主要選取未經(jīng)蝕變的新鮮樣品，避開方解石脈和風(fēng)化作用嚴(yán)重的區(qū)域，以便樣品能盡量反映原始沉積特征。所采樣品主要包括該區(qū)原地沉積和等深流沉積兩大類。在室內(nèi)，對所采樣品進(jìn)行普通薄片制備并在鏡下觀察分析后，選取切開的新鮮且不含雜質(zhì)部位的樣品用研缽磨至200目，在25 ℃恒溫真空條件下經(jīng)磷酸法制成CO2氣體，在Finnigan MAT252型穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀上測出碳、氧同位素δ13C和δ18O值(PDB標(biāo)準(zhǔn))，實驗精度σ≤0.1‰。所用樣品均由同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點實驗室測試。

4.2 原始性評估

古老地層中碳酸鹽巖的同位素組成有可能受后期成巖蝕變的影響，已不能代表原始沉積物中穩(wěn)定同位素的組成。因此，在利用碳、氧同位素做分析之前應(yīng)判別其是否發(fā)生蝕變。常用的判別方法主要有:

圖5 研究區(qū)盤家咀組3種不完整等深巖層序

層位地區(qū)樣品編號巖性沉積類型δ13CPDB/‰δ18OPDB/‰δ18O校正/‰溫度指數(shù)(T)/℃鹽度指數(shù)(Z)盤家咀組九溪沅古坪J-3-3深灰色含泥粉晶灰?guī)r原地沉積0.68-11.20-1.9026.7784123.6130J-6-1深灰色含云含泥粉晶灰?guī)r原地沉積0.03-9.91-0.6118.6901122.9243J-6-2深灰色含泥粉晶灰?guī)r原地沉積0.99-10.17-0.8720.0525124.7609J-6-3深灰色含泥粉晶灰?guī)r原地沉積0.85-10.42-1.1221.4900124.3496J-7-5淺灰色粉屑灰?guī)r等深巖層序21.13-10.21-0.9120.2741125.0277J-7-4淺灰色砂屑灰?guī)r等深巖層序31.91-12.29-2.9936.2069125.5893J-20-2淺灰色砂屑灰?guī)r等深巖層序32.31-10.88-1.5824.4616127.1106J-26-1灰色中層含泥紋砂屑灰?guī)r等深巖層序32.13-10.93-1.6324.8101126.7171J-22-2深灰色粉屑灰?guī)r等深巖層序41.12-10.85-1.5524.2549124.6885J-7-6淺灰色泥晶灰?guī)r等深巖層序51.07-10.57-1.2722.4125124.7255J-8-1淺灰色泥晶灰?guī)r單一灰泥層序1.56-10.74-1.4423.5124125.6444J-22-1灰色泥晶灰?guī)r單一灰泥層序1.61-10.93-1.6324.8101125.6521Y-13-1-3黃灰色泥晶灰?guī)r原地沉積-0.83-10.59-1.2922.5389120.8243Y-44-1深灰色含云泥晶灰?guī)r原地沉積-0.15-9.67-0.3717.5525122.6751Y-32-1淺灰色砂屑灰?guī)r等深巖層序32.18-10.28-0.9820.6696127.1432Y-13-1-1灰色泥晶灰?guī)r單一灰泥層序10.19-10.59-1.2922.5389122.9133Y-13-1-2灰色泥晶灰?guī)r單一灰泥層序20.20-10.39-1.0921.3109123.0334Y-43-2灰色泥晶灰?guī)r單一灰泥層序30.44-10.08-0.7819.5656123.6793Y-39-1淺灰色泥晶灰?guī)r單一灰泥層序31.03-10.20-0.9020.2184124.8278Y-50-1淺灰色泥晶灰?guī)r單一灰泥層序30.63-9.54-0.2416.9844124.3373Y-53-1淺灰色泥晶灰?guī)r單一灰泥層序30.48-10.40-1.1021.3704123.6018Y-43-3灰色泥晶灰?guī)r單一灰泥層序40.18-10.19-0.8920.1629123.0920

注：等深巖層序1、等深巖層序2……等深巖層序5分別代表等深巖層序第一段、等深巖層序第二段……等深巖層序第五段。

1) δ18O的值。原巖中δ18O值會因成巖后期的水-巖交換作用而明顯降低。因此，碳酸鹽巖氧同位素對是否發(fā)生蝕變作用比較靈敏,但此方法只可做定性的研究。Kaufman等(1993，1995)常用的判斷界限是-5‰和-11‰。當(dāng)-11.0‰<δ18O<-5.0‰時，表示樣品受一定蝕變作用影響，但其值也可以代表沉積物中原始的碳、氧同位素組成；當(dāng)δ18O<-11.0‰時，表明樣品受后期成巖蝕變作用嚴(yán)重，所測的同位素數(shù)值已不能代表沉積物中原始的碳、氧同位素組成，數(shù)據(jù)不宜使用[10-11]。

2) δ13C和δ18O的相關(guān)性。如果碳酸鹽巖受到后期成巖蝕變作用的影響，其δ13C和δ18O的值會表現(xiàn)出相關(guān)性；相反，如果未發(fā)生蝕變，δ13C和δ18O的值會表現(xiàn)為離散性。

3) Mn/Sr比值。成巖作用后期，受周圍流體尤其是受大氣水循環(huán)的影響,碳酸鹽巖中會發(fā)生Sr值的降低和Mn值的升高。因此，Mn/Sr比值是判斷海相碳酸鹽巖是否保持原始同位素沉積特征的靈敏指標(biāo)。一般認(rèn)為，Mn/Sr小于10的碳酸鹽巖基本保留了原始同位素的組成；而當(dāng)Mn/Sr介于2～3之間時，碳酸鹽巖很好地保持了原始同位素組成[11]。

湘北九溪、沅古坪地區(qū)下奧陶統(tǒng)盤家咀組碳酸鹽巖樣品由于地層年代較古老且受構(gòu)造作用和大氣降水的影響較強(qiáng)，因此采用δ18O>-11.0‰的判別標(biāo)準(zhǔn)，可見只有兩塊樣品可能受到了蝕變作用的影響(表1)；同時我們對所測樣品分地區(qū)做了碳、氧同位素相關(guān)性分析(圖6)，結(jié)果表明碳、氧同位素數(shù)值離散，基本上代表了原始沉積物碳、氧同位素組成。上述分析說明，研究區(qū)碳、氧同位素受后期成巖蝕變作用的影響組成稍有改變，但基本保持了原始狀態(tài)，所得的碳、氧同位素數(shù)據(jù)是可用的。

圖6 研究區(qū)盤家咀組碳酸鹽巖δ13C與δ18O值相關(guān)性散點圖

4.3 基本特征

本次我們對等深流沉積(灰泥等深巖、粉屑等深巖、砂屑等深巖)以及原地沉積分別采樣做了碳、氧同位素分析。剔除兩塊可能發(fā)生蝕變的樣品，研究區(qū)碳酸鹽巖的δ13C值分布于-0.83‰～2.31‰(海相碳酸鹽巖δ13C值介于-5‰～5‰)，δ18O值的范圍為-10.93‰～-9.54‰。其中，九溪地區(qū)的δ13C值在0.03‰～2.31‰，δ18O值介于-10.93‰～-9.91‰；沅古坪地區(qū)δ13C值的范圍為-0.83‰～2.18‰，δ18O值的范圍為-10.59‰～-9.54‰(表1)。此外，研究區(qū)等深巖的碳同位素值均高于原地沉積物，不同類型的等深巖碳同位素值也不相同，其中以砂屑等深巖的碳同位素值最大，粉屑等深巖次之，灰泥等深巖最小(表2)。

4.4 地質(zhì)意義

4.4.1 古海平面變化

自然界的碳主要儲存在有機(jī)碳和無機(jī)碳兩大碳庫內(nèi)。古海洋中無機(jī)碳的同位素組成控制著海相碳酸鹽巖碳的同位素組成，而海相碳酸鹽巖碳的同位素組成主要受有機(jī)碳埋藏量的影響。影響有機(jī)碳埋藏量的主要因素有：①古生物的大量繁殖和滅亡即生物產(chǎn)率。生物產(chǎn)率高，有機(jī)碳埋藏速率大，吸收的海洋中的12C

多，因此海洋中的13C含量相應(yīng)升高。②古氣候的突變。研究表明，奧陶紀(jì)的生物群古生物能承受的溫度變化僅為幾度，因此氣候的突變，必然會導(dǎo)致生物的大量滅亡，從而造成有機(jī)碳埋藏量的下降，使海水中12C富集[12]。③海平面的變化。海平面升高時，有機(jī)碳的埋藏速率增加，同時古陸氧化面積減少，從而導(dǎo)致海水中13C含量升高[13]。因此，碳同位素的變化主要受控于生物產(chǎn)率和海平面的變化，但隨成巖作用的改造，顯降低趨勢；而氧同位素主要受水體的鹽度與溫度的影響。此外，大陸冰川的消融對氧同位素具有一定影響。在冰川期，由于海平面的下降和海水鹽度的升高，16O被束縛在冰蓋層中，使海水18O富集；當(dāng)冰川消融時，海平面升高、鹽度降低，16O被釋放從而使海水16O富集。所以，氧同位素可以反映冰川的消融與凝聚[12,14]。

對研究區(qū)不同巖相類型的碳同位素值進(jìn)行統(tǒng)計，結(jié)果表明(表2；圖7)：①與原地沉積相比，等深巖的δ13CPDB均值明顯較高，表明等深巖與原地沉積的形成條件存在明顯差異，等深巖主要發(fā)育在海平面較高的沉積環(huán)境，這也是區(qū)別等深巖與原地沉積的重要依據(jù)之一；②不同類型的等深巖δ13CPDB均值也不相同，其中以砂屑等深巖的δ13CPDB均值最大，粉屑等深巖次之，灰泥等深巖最小，即隨著等深巖的粒度變大，δ13CPDB均值增高，表明海平面的上升為砂屑等深巖的形成創(chuàng)造了條件。

表2 研究區(qū)盤家咀組不同巖相類型碳、氧同位素含量數(shù)據(jù)統(tǒng)計

注：()里的值為平均值。

圖7 研究區(qū)不同巖相類型δ13CPDB值(a)、Z值(b)、T值(c)均值曲線特征

4.4.2 古鹽度

通過大量文獻(xiàn)調(diào)研[11,14-19]，Keith和Weber[20]提出的利用灰?guī)r的δ13CPDB值和δ18OPDB值計算古鹽度的公式應(yīng)用較為普遍，其公式為：

Z=2.048(δ13CPDB+50)+0.498(δ18OPDB+50)

(1)

本文對反映不同類型等深巖及原地沉積形成時期的古鹽度標(biāo)準(zhǔn)值Z進(jìn)行了計算(表1)。

研究分析表明(表2；圖7)：①該地區(qū)所有樣品的Z值分布范圍為120.82～127.14，均大于120，與該區(qū)為海相沉積環(huán)境相符合；②等深巖的Z值均高于原地沉積，表明等深巖形成在鹽度相對較高的沉積環(huán)境中；③隨著等深巖的粒度變大，Z均值也增高，表明古鹽度的升高有利于砂屑等深巖的形成。

4.4.3 古溫度

由于“年代效應(yīng)”的影響，對中生代以前的樣品，因為受較強(qiáng)的成巖作用的影響，致使原始沉積物中的δ13CPDB值和δ18OPDB值因同位素交換而發(fā)生變化，從而降低了這些巖石的δ13CPDB值和δ18OPDB值指示古溫度的的可靠性[20-21]。按照 Keith和Weber[20]給出的δ18OPDB與地質(zhì)年代的關(guān)系進(jìn)行“年代效應(yīng)”校正，其中研究區(qū)奧陶系盤家咀組δ18OPDB平均值為-10.5‰，第四紀(jì)海相石灰?guī)rδ18OPDB平均值為-1.2‰,二者之差為-9.3‰。我們用平均值δ18O=-9.3‰作為“年代效應(yīng)”校正值[22]，古溫度按Craig[23]氧同位素和古地溫的關(guān)系公式進(jìn)行計算：

(2)

δ18Oc-δ18Ow=δ18OCaCO3-δ18OH2O+0.22

(3)

據(jù)此在實驗室中采取以PDB為標(biāo)準(zhǔn)的CaCO3的δ18O值(δ18OCaCO3)和以SMOW(標(biāo)準(zhǔn)大洋水)為標(biāo)準(zhǔn)的δ18O值(δ18OH2O)在用公式(2)計算溫度時，需要對所測δ18OCaCO3進(jìn)行校正。由于目前奧陶紀(jì)古大洋水δ18O仍為未知數(shù)，只能暫時假定與現(xiàn)代大洋水δ18O值相同，即取δ18OH2O=0(SMOW標(biāo)準(zhǔn))。故此，本文在計算古溫度時，對研究區(qū)樣品實際用到的古溫度計算公式為：

(4)

對研究區(qū)奧陶系盤家咀組進(jìn)行了碳、氧同位素分析，并計算出盤家咀組沉積期古溫度范圍為16.98～24.81 ℃(表1)。對不同類型等深巖及原地沉積的古溫度進(jìn)行統(tǒng)計(表2；圖7)，研究分析表明：①等深巖的T值均高于原地沉積，表明等深巖形成于古水溫較高的沉積環(huán)境中，等深巖為間冰期的產(chǎn)物；②隨著等深巖的粒度變大，T均值也增高，表明古溫度的升高有利于砂屑等深巖的形成。

4.4.4 等深巖層序的碳、氧同位素特征

本次為了研究單個等深巖層序形成時的古環(huán)境變化，我們對單個完整等深巖層序和單一灰泥等深巖組成的層序(A型)的第1段、第2段、第3段、第4段和第5段進(jìn)行取樣，并做碳、氧同位素分析。研究表明(圖8)：①無論是單一灰泥等深巖層序，還是完整的等深巖層序，由下至上，δ13C值和Z值均呈現(xiàn)出先增加后減小的變化規(guī)律， 表明等深巖層序的形成過程為海平面先上升后下降、鹽度先增大后減小周期變化；②完整的等深巖層序由下至上還表現(xiàn)為δ18O均值先減小后增大、T值先增大后減小的特征，表明等深巖層序的形成過程中古水溫先增加后減小周期變化。這個等深巖層序形成時的古環(huán)境變化與實際情況是完全一致的。

以上各項沉積環(huán)境指標(biāo)的研究表明，等深巖及其層序所形成的環(huán)境有別于濁流沉積、風(fēng)暴沉積和其他一些事件沉積。仔細(xì)研究可發(fā)現(xiàn)，等深巖層序的形成既反映等深流活動由弱到強(qiáng)再變?nèi)醯闹芷谛宰兓?，也可反映?dāng)時沉積環(huán)境的變化規(guī)律。

當(dāng)海平面開始升高，物源區(qū)遠(yuǎn)離沉積區(qū)，重力流減弱而等深流沉積發(fā)育，灰泥等深巖開始形成，由于此時水體中生物發(fā)育，造成了δ13C值升高；隨著水體逐漸加深，等深流強(qiáng)度變大，出現(xiàn)粉屑等深巖，由于水體中古生物的減少，δ13C值稍微降低；當(dāng)海平面達(dá)到最大值時，古生物已不發(fā)育，此時形成砂屑等深巖，等深流強(qiáng)度也最強(qiáng)，其13C出現(xiàn)正偏移；當(dāng)海平面開始下降，等深流強(qiáng)度開始減弱，δ13C值降低，依次發(fā)育粉屑等深巖和灰泥等深巖，便形成了完整的等深巖層序。一個等深流活動的弱—強(qiáng)—弱的周期便形成了一個完整的等深巖層序，從下到上依次發(fā)育灰泥等深巖、粉屑等深巖、砂屑等深巖、粉屑等深巖和灰泥等深巖，δ13C值也呈現(xiàn)周期性的變化。當(dāng)整個地區(qū)等深流強(qiáng)度較低而周期性變化較頻繁時，則會形成小范圍周期性的弱—強(qiáng)—弱的變化，從而形成由若干個等深流活動周期疊加而成的單一灰泥等深巖層序，其δ13C值也呈周期性的變化規(guī)律。而碳、氧同位素反映的鹽度和溫度，是等深流這種溫-鹽環(huán)流形成的基礎(chǔ)條件。

4.4.5 等深巖剖面的碳、氧同位素特征

研究區(qū)盤家咀組下部(沅古坪剖面)主要以灰泥等深巖和原地沉積為主，等深巖的發(fā)育比為13.7%；盤家咀組中上部(九溪剖面)主要以砂屑等深巖、灰泥等深巖和原地沉積為主，等深巖的發(fā)育比為78.7%，粗粒等深巖(包括砂屑和細(xì)礫屑等深巖)占剖面厚度的10.7%，細(xì)粒等深巖(粉屑等深巖和灰泥等深巖)為68.0%。無論是從等深巖粒度還是等深巖發(fā)育比例來看，盤家咀組中上部(九溪剖面)等深流沉積均較為發(fā)育。對研究區(qū)盤家咀組不同層位進(jìn)行碳、氧同位素特征統(tǒng)計分析，研究表明(表3)：①與原地沉積相比，等深巖的δ13C值、Z值、T值均較高，δ18O值均較低，表明等深巖與原地沉積的形成條件不同，等深巖主要發(fā)育在海平面較高的沉積環(huán)境；②盤家咀組中上部地層的δ13C值、Z值、T值均值高于下部地層，而δ18O均值低于下部地層，表明盤家咀組沉積期海平面逐漸升高、古鹽度和古水溫逐漸增大的演化環(huán)境，這與盤家咀組沉積期等深流活動逐漸增強(qiáng)相對應(yīng)。

圖8 九溪、沅古坪盤家咀組等深巖層序碳、氧同位素曲線

巖相類型巖相δ13CPDB/‰δ18OPDB/‰ZT/℃盤家咀組中上部等深巖1.07～2.31(1.605)-9.93～-9.21(-9.925)122.92～124.76(124.012)19.20～22.10(20.637)原地沉積0.03～0.99(0.638)-10.20～-8.91(-9.425)124.69～127.11(125.756)20.84～25.52(24.177)盤家咀組下部等深巖0.18～2.18(0.666)-9.59～-8.54(-9.209)120.82～122.68(121.750)18.01～23.18(20.586)原地沉積-0.83～-0.15(-0.490)-9.59～-8.67(-9.130)122.91～127.14(124.079)17.41～23.18(20.920)

注：()里的值為平均值。

5 結(jié)論

1) 工區(qū)下奧陶統(tǒng)盤家咀組發(fā)育有灰泥等深巖、粉屑等深巖、砂屑等深巖、礫屑等深巖和生物屑等深巖5種等深巖相。其中，灰泥等深巖在盤家咀組下部(沅古坪地區(qū))較為發(fā)育，砂屑等深巖在盤家咀組中上部(九溪地區(qū))較為發(fā)育。

2) 等深巖在垂向上主要發(fā)育由單一灰泥等深巖疊置組成的層序、灰泥等深巖與生物屑等深巖組成的層序和灰泥等深巖與砂屑等深巖組成的層序3種不完整等深巖層序和少量的完整等深巖層序。

3) 工區(qū)下奧陶統(tǒng)盤家咀組灰?guī)r的δ13C值分布于-0.83‰～2.31‰，δ18O值的范圍為-10.93‰～-9.54‰。此外，研究區(qū)等深巖的碳同位素值均高于原地沉積物，不同類型的等深巖碳同位素值也不相同，其中以砂屑等深巖的碳同位素值最大，粉屑等深巖次之，灰泥等深巖最小。

4) 通過碳、氧同位素值計算研究區(qū)盤家咀組鹽度指數(shù)Z值介于120.82～127.14，與該區(qū)為海相沉積環(huán)境相符合。與原地沉積相比，等深巖的Z值均較高，且隨著等深巖的粒度變大，Z均值也逐漸增高，表明古鹽度的升高有利于砂屑等深巖的形成。

5) 通過對碳、氧同位素值進(jìn)行校正計算，研究區(qū)盤家咀組沉積期古溫度T值范圍為16.98～24.81 ℃。與原地沉積相比，隨著等深巖的粒度變大，T均值均逐漸增高，表明古溫度的升高有利于砂屑等深巖的形成。

6) 與原地沉積相比，等深巖的δ13C值、Z值、T值均較高，δ18O值均較低，表明等深巖主要形成于高鹽度的較深水環(huán)境中，且鹽度、水溫越高，越有助于高能等深流沉積物砂屑等深巖和生物屑等深巖的形成。等深巖層序的形成周期均表現(xiàn)為古鹽度、古水溫、海平面先增大后減小的周期性變化。

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(編輯 李 軍)

Types,carbon/oxygen isotope characteristics and depositional environments of the Lower Ordovician contourites in Jiuxi and Yuanguping of North Hunan Province, China

Luo Shunshe1,2,Lyu Qiqi1,2,Xi Mingli1,3,He Youbin1,Xiang Ji1

(1.LaboratoryofExplorationTechnologiesforOilandGasResources,YangtzeUniversity,MinistryofEducation,Wuhan,Hubei430100,China;2.SchoolofGeosciencesofYangtzeUniversity,Wuhan,Hubei430100,China;3.No.11OilProductionPlant,PetroChinaChangqingOilfieldCompany,Qingyang,Gansu745600,China)

The literature on deep-water contourites is extensive after more than 50 years of research.However,many unknowns exist in terms of their forming mechanism and sedimentary settings.The article explores the characteristics of circulation and environment for forming various contourites in the Panjiazui Formation of the Lower Ordovician in the study area based on field measured section,detailed description and analyses of carbon and oxygen isotope characteristics.Lithologic analyses show that the formation contains 5 kinds of contourite lithofacies: calearenitie,calcilutite,caleilutitie,gravel and bioclastic contourities.Vertically,three types of incomplete vertical contourite sequences and some complete contourite sequences are recognized.The incomplete sequences include superimposed single calearenitie contourite sequence,interbedding calearenitie contourites and bioclastics contourite sequenceand interbedding calearenitie contourites and caleilutitie contourites sequencece.Systematically sampling and carbon/oxygen isotope analyses of the various contourites and autochthonous deposits indicate δ13C values varying between 0.18‰ and 2.31‰，δ18O values changing from -10.93‰ to -9.54‰，salinity indexZshifting from 122.91 to 127.14，and temperature(T) ranging between 16.98 and 24.81 ℃.Compared with the autochthonous deposits,the contourites in the formation have higher values of δ13C,ZandT.With the grain size of the rock getting bigger,these values continue to increase,showing that the sedimentary environment of contourites is totally different from that of the autochthonous deposits.The contourites were mainly formed in relative deep water environment with high salinity,and higher salinity and temperature were more favorable for the formation of certain high-energy contourites,such as caleilutitie and bioclastic contourities.The forming periods of contourite are all characterized by the periodical changes of first increasing and then decreasing palaeo-salinity,palaeo-temperature,and sea level.

carbon/oxygen isotope，contourite，Panjiaju Formation，Lower Ordovician，Mid-Yangtze platform

2015-01-02;

2015-08-20。

羅順社(1961—)，男，博士、教授，沉積學(xué)。E-mail：lss@yangtzeu.edu.cn。

簡介：呂奇奇(1986—)，男，碩士、助教，沉積儲層學(xué)。E-mail：luqiqiabcd@163.com。

國家自然科學(xué)基金項目(41172105)。

0253-9985(2015)05-0745-11

10.11743/ogg20150505

TE121.3

A