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user: 6. 生白云石碳氧同位素特征及成岩意义 6.1. 成岩流体盐度 δ 18 O、δ 13 C值与盐度有关，其值随盐度升高而增大。Keith and Weber (1964)将δ 18 O、δ 13 C结合起来推导出用以指示古盐度的公式 [ 8 ] ： Z = 2.048 × ( δ 13 C + 50 ) + 0.498 × ( δ 18 O + 50 ) (δ值为PDB标准) (6.1) 式中Z值为盐度指示值，其大小与盐度直接相关：Z > 120，为海相石灰岩；Z < 120，为淡水石灰岩；Z = 120，为未定型石灰岩。 利用上述公式测定中、新生代岩石的δ 18 O、δ 13 C值并计算盐度指数，通常是有效的 [ 9 ] 。彭立才等 [ 10 ] (1996)、方志雄 [ 11 ] (2006)研究指出，简单地将Z值大于120判断为海相沉积是不全面的，也可以是陆相咸化湖泊沉积。通过上述公式计算出自生白云石Z值介于114~138之间，83.3%的样品Z值大于120，说明沉积环境及成岩环境为咸水环境。 6.2. 氧同位素地质温度计 研究区湖相碳酸盐岩中未找到与白云石共生的含氧矿物对，不能满足内部测温法要求，以及碳酸盐矿物中晶格位置不存在不同的与氧结合的键，也无法应用单矿物测温法。因此，运用外部测温法，结合白云石–水分馏方程计算自生白云石的形成温度。但是采用外部计温法时，需要结合地质背景推理成岩流体δ 18 O值。此次研究中，获得HD5井3382.10 m两个样品同期孔隙衬垫白云石流体包裹体均一温度28℃和氧同位素值δ 18 O dol (PDB)—0.76‰，利用公式(6.2)计算出自生矿物形成时的孔隙流体同位素值δ 18 O w (SMOW)—0.77‰，δ 18 O w 值接近0，符合咸水特征，与盐度指数Z计算结果反映的咸水成岩环境一致，因此，将δ 18 O w = −0.77‰作为计算其余样点氧同位素温度的孔隙流体氧同位素值。 前人提出的白云石–水之间的氧同位素分馏方程较多，不同分馏方程有不同的适用温度条件。胡作维和黄思静(2013)在研究川东北地区三叠系飞仙关组白云岩氧同位素温度时，采用4个分馏方程进行了温度计算并结合地质背景对比了计算结果的有效性，不同方程计算温度集中于50~100℃区间的样品均大于75%，指出分馏方程6.2、6.3计算结果相近且具有较高的可靠性 [ 12 ] 。因此，本次研究中采用分馏方程6.2、6.3计算氧同位素温度。研究区自生白云石形成时间较早，主要形成于早成岩阶段以及中成岩A期较早阶段，成岩温度相对较低，因此，主要采用分馏方程6.2的计算结果进行分析。 1000 ln α dol-w = 2.73 × 10 6 × T − 2 + 0.26 (适用于25~45℃) (6.2) 1000 ln α dol-w = 3.23 × 10 6 × T − 2 − 3.29 (适用于100~500℃)(6.3) 式中 α dol-w = ( 1 + ( δ 18 O dol / 1000 ) ) / ( 1 + ( δ 18 O w / 1000 ) ) ；T——氧同位素计算温度，K。分馏方程6.2、6.3分别由Vasconcelos et al. (2005)、胡作维和黄思静(2013)提出。 自生白云石氧同位素温度计算结果表明，孔隙衬垫白云石发育三期，第一期衬垫(或包壳)形成很早，温度低于30℃，第二期衬垫(或包壳)形成于45℃~65℃之间，第三期形成温度大于75℃ (图3)。充填白云石也发育三期，第一期低于45℃间，第二期介于50℃~65℃之间，第三期大于65℃。一般认为泥晶白云石为原生沉淀或准同生期交代成因 [ 13 ] ，其形成温度接近于地表温度，但是研究区泥晶白云石(样点为泥晶结构的砂屑、生物壳体以及泥晶胶结物)计算温度明显较高，主要分布于45℃~103℃范围，可能与后生成岩蚀变发生氧同位素再平衡有关。交代陆源碎屑的白云石(或方解石)的温度均不小于100℃，分布范围为100℃~118℃。 根据氧同位素计算温度、包裹体均一温度及古地温梯度，建立计算公式(公式6.4)可计算自生白云石形成时古埋深，结合区域地质背景，从而确定自生白云石的成岩环境。根据不同学者的研究成果，渤海湾盆地古近系古地温梯度范围多位于3.5℃~4.2℃/100 m区间 [ 14 ] [ 15 ] 。此次研究选择其平均古地温梯度3.7℃/100 m、古地表温度选取25℃进行古埋深的计算。 古埋深 = [包裹体均一温度(或氧同位素温度) − 古地表温度]/古地温梯度 (6.4) 按所获得的温度数据可将研究区自生白云石分为三期，第一、二、三期(由早到晚)对应的温度区间分别为≤45℃、45℃~65℃、≥65℃，对应三个主要古埋深区间分别为75~550 m、700~950 m和1400~2300 m。 图3. 孔隙衬垫白云石与充填白云石氧同位素温度分布直方图 黄思静(2010)对埋藏环境埋深的界定为：浅埋藏深度下限600~1000 m，中–深埋藏深度大于600~1000 m。因此，研究区三期自生白云石的成岩环境(由早到晚)分别为近地表环境、浅埋藏环境和中–深埋藏环境。 6.3. 碳、氧同位素分布特征 6.3.1. 碳同位素 碳酸盐的碳同位素更多的是与不同碳来源的流体及混合作用有关 [ 16 ] 。氧同位素对温度特别敏感，而碳同位素只发生微小的变化，图4也表明随成岩温度的提高，δ 13 C的变化明显小于δ 18 O，因而，碳同位素对原始成岩矿物有较好的代表性 [ 17 ] 。Allan and Wiggins (1994)研究指出，海相碳酸盐岩数据中δ 13 C和δ 18 O富集的最大值通常被认为是原始海相碳酸盐岩同位素组成的最好的估算值，最富δ 18 O的样品常被看成改变最小的样品 [ 18 ] 。此次研究中δ 18 O最大的两个样品具有最高的δ 13 C，因此，这两个样品可以代表原始沉积碳酸盐的同位素组成。研究区自生白云石δ 13 C介于−2.87‰~5.69‰，与咸水碳酸盐δ 13 C介于−5‰~5‰ [ 19 ] 的分布范围一致，说明自生白云石的碳主要是继承了沉积流体或白云石化的方解石(或文石)中的碳来源。 第一期自生白云石δ 13 C介于0.56‰~5.69‰，平均值为3.43‰，高δ 13 C正值表明其碳来源于沉积流体或原始沉积碳酸盐；第二期δ 13 C介于0.15‰~4.59‰，平均值为1.73‰，较高且偏正的δ 13 C表明其碳来源仍以原始沉积碳酸盐中碳为主，同时受到烃源岩低成熟阶段细菌降解产生的富含 12 C的CO 2 的影响；第三期δ 13 C介于−2.87‰~0.76‰，平均值为1.73‰，δ 13 C较低且偏负，由于处于烃源岩成熟阶段，其碳来源有相当一部分来自有机质热降解过程产生的富含 12 C的CO 2 。 6.3.2. 氧同位素 研究区自生白云石δ 13 O介于−12.33‰~−0.76‰，变化范围较大，表明氧同位素对成岩蚀变较敏感。第一期自生白云石δ 13 O介于−4.01‰~−0.76‰，平均值为−2.57‰，与咸水碳酸盐δ 13 O介于−4.39‰~−0.49‰ [ 19 ]的分布范围一致，代表了近地表低温条件下原始沉积流体或原始沉积碳酸盐氧同位素组成；第二期δ 13 O介于−6.36‰~−4.97‰，平均值为−5.77‰，代表了浅埋藏中等温度条件下碳酸盐氧同位素组成；第三期δ 13 O介于−12.33‰~−6.97‰，平均值为−9.46‰，δ 13 O显著偏负，主要是埋藏成岩过程中温度升高的结果 [ 17 ] (图4)。 图4. 三期自生白云石δ 18 O与δ 13 C平均值分布直方图 氧同位素对温度特别敏感，可指示含氧矿物的形成温度，可有效区分高温与低温白云石 [ 18 ] 。Allan and Wiggins (1994)在大量数据的基础上，确定了区别低温与高温白云石(岩)的界线(图5)，即低温白云石(岩) δ 18 O的下限−6.5‰；高温白云石(岩)的上限−2.5‰；δ 18 O介于−6.5‰~−2.5‰之间为低温与高温白云石(岩)的重叠区，成因不明确 [ 16 ] 。采用Allan and Wiggins (1994)区别低温与高温白云石的方法，得到研究区自生白云石高温与低温白云石δ 18 O与δ 13 C交会图(图5)。研究区自生白云石中高温白云石占35%，低温白云石占15%，50%的样点位于低温与高温白云石的重叠区。鞍状白云石大量出现的温度大于50℃ [ 18 ] ，因此，将高低温白云石的界线确定为50℃。低温与高温白云石的重叠区自生白云石成因存在多解性，结合氧同位素计算温度以及成岩蚀变特征，可知重叠区自生白云石存在以下几种成因：1) 低温白云石；2) 高温白云石；3) 低温白云石部分重结晶。 6.4. 自生白云石形成机理 通过上述对自生白云石碳氧同位素反映的盐度、成岩温度、流体来源及古埋深计算结果，结合区域地质背景，可推测出自生白云石形成机理。研究区湖相碳酸盐岩发育于石臼坨凸起两侧断裂陡坡带，边界断层长期继承发育，有利于富Mg高浓度白云石化流体(或卤水)沿陡坡带向下流动，发生回流–渗透白云石化作用，低温白云石主要为近地表–浅埋藏回流–渗透白云石化过程中从相对开放的富镁白云石化流体中沉淀。进入中–深埋藏环境后，孔隙水已大量排出，孔隙流体一部分来源于上下邻近地层富Mg 2+ 泥岩的压实水，一部分来源于封存的同生水及部分溶蚀的白云岩基质，高温白云石为中–深埋藏封闭的成岩环境下从富Mg 2+ 的孔隙流体中沉淀形成。