Question

中、新元古界层序地层格架中碳、氧同位素的分布规律

Answer 1

北京十三陵中、新元古界厚度巨大（4277.92m），笔者根据关键界面的识别和沉积体系域配套的原则，共识别出19个层序（图5—10）。笔者在对中、新元古界碳、氧同位素进行控制性测定的基础上，重点对高于庄组的4个层序（SQ₆-SQ₉）、杨庄组的1个层序（SQ₁₀）、雾迷山组的4个层序中的2个层序（SQ₁₁-SQ₁₂）和铁岭组的1个层序（SQ₁₆）的层序界面和层序内部碳、氧同位素的分布特点进行了研究，得出了一些规律性的认识，证明碳、氧同位素研究可以作为中、新元古界层序地层分析中的有效方法。

（一）层序界面处碳、氧同位素分布规律

纵观剖面上δ¹³C、δ¹⁸0变化（图5—10、表5—1），发现它们在层序界面上、下都会有变化幅度不同的异常发生，一般表现为δ¹³C值由负异常向正异常方向迁移，δ¹⁸0值由正异常向负异常方向迁移，具体变化规律分析如下：

1.层序界面处δ¹³C变化规律

表5—1和图5—10直观地反映出由层序界面之下到层序界面之上δ¹³C值由负异常向正异常方向迁移。具体表现为：SQ₅/SQ₆（层序6/层序5）、SQ₇/SQ₆、SQ₈/SQ₇和SQ₁₁/SQ₁₀的δ¹³C值（‰，PDB）变化依次为：0.19/0.17、-0.48/-0.97、-0.84/-0.91和0.51/-2.33，上述取样均在层序界面上、下10cm之内。因此，这四组层序界面处的δ¹³C值变化数据代表了其原始沉积环境¹³C分布特征。

前已概述了δ¹³C的一般影响因素，研究表明（Craig,1953;Eichman and Schidlows-ki,1975：钟华等，1992）：地球上的碳主要以碳酸盐碳和有机碳两种形式存在，其中碳酸盐岩δ¹³C值远大于有机碳δ¹³C值，同时20亿年以来，地球表层碳的含量基本上没有变化，只是碳循环采取了不同储藏形式，其稳定同位素¹³C、₁2C的数量也分别为一个恒定值，因此，有机碳库增大或减少必定会导致光合作用带走的¹²C的数量增大或减少，造成海相沉积碳酸盐的碳同位素变重或变轻。

分析层序组成可知：层序6至层序11中，除层序6保存在有低水位期沉积外，余者均缺失低水位期沉积，为海进期沉积直接上覆于层序界面的古风化壳或其它类型地表暴露面上，由于每层序底部均为一次新的海平面上升期沉积，在此期间，藻类生长速度较快，沉积速率高，有机质与外界接触时间短暂，使其在尚未被氧化前就被迅速埋藏，因此，有机碳埋藏速率较高，造成一个相对较高的δ¹³C值。

层序顶部则有两种表现形式，一种表现为明显的古风化壳（SQ₆/SQ₅、SQ₁₁/SQ₁₀），一种表现为不明显地表暴露或地层结构转换面（SQ₇/SQ₆、SQ₈/SQ₇）。但无论哪一种情形都反映着海平面的下降和地表暴露事件的发生，在此期间藻类生长速度减慢，甚至停滞，并且由于海平面下降，水体变浅，有机质较长时间暴露于氧化条件下，因此，有机碳埋藏速率低，造成了一个相对较低的δ¹³C值。

值得指出的是：SQ₉/SQ₈和SQ₁₀/SQ₉的δ¹³C值（‰，PDB）变化为-0.54/0.10和-0.74/-0.36，即δ¹³C值变化趋势向负异常方向迁移，与前述规律相悖，分析其地质背景可知SQ₈的样品取自层序界面之下15.23m处，即反映高水位早期海平面上升停滞期沉积碳酸盐的δ¹³C值，而不是高水位晚期海平面下降期的δ¹³C值，因此，δ¹³C值相对较高（0.10‰，PDB）,SQ₉的样品取自层序界面之上12.42m处，即SQ₉底部准层序顶，反映海进体系域早期在总体相对海平面上升背景下的次一级海平面下降时期的沉积碳酸盐岩的δ¹³C值，因此，δ¹³C值相对较低（-0.54‰，PDB）。至于SQ₁₀底部δ₁₃C值（-0.74‰，PDB）负异常是由于杨庄组沉积初期，陆源物质的加入造成有机碳含量减少及其埋藏速率降低，因此，δ¹³C值较SQ₉顶部的δ¹³C值（-0.36‰，PDB）低。

从图5—10中还可以看到作为控制性测定的中、新元古界其它层序的顶部δ¹³C值也有负异常的特征，如SQ₁₆顶部 δ¹³C值为-2.0‰（PDB）。SQ₄的 δ¹³C值负异常（-2.58‰，PDB）与中元古代早期藻类等有机体不发育，导致的有机碳埋藏速率低有关。而SQ₁₉顶部古风化壳之下δ¹³C值正异常（0.18‰，PDB）与新元古代末期生物有机体大量繁盛发展有关，同时也是景儿峪期总体海进特点的反映。

2.层序界面处δ¹⁸O变化规律

表5—1和图5—10直观地反映出层序界面上、下δ¹⁸0值由正异常方向向负异常方向迁移，具体表现为：SQ₆/SQ₅、SQ₇/SQ₆、SQ₈/SQ₇和 SQ₉/SQ₈的 δ¹⁸O值（‰，PDB）变化依次为：-7.50/-7.55、-6.33/-4.69、-4.78/-4.22和-5.84/-4.14，它们与δ¹³C值变化呈负相关关系，也是表现为在层序界面上、下厚度较薄的地层内δ¹⁸0值发生较大变化。尽管上述四组层序界面的δ¹⁸0值经历了长期的地质历史时期，受成岩作用、表生淡水淋滤作用等影响已经不能反映初始沉积物的δ¹⁸O值，但是，由于每个层序经历了大致相同或相似成岩及后期改造作用过程，它们对原始沉积物δ¹⁸O值影响是相同的。因此，δ¹⁸O值的变化仍然提供了碳酸盐沉积物的δ¹⁸0初始值之间的相对差异的信息。

一般认为（Keith等，1964）：在每一地质时期内δ¹⁸0变化不大，一般只有千分之几，并且随时代变老，海相碳酸盐的δ¹⁸0值逐渐降低（图5—16）。这种变化包含着海水同位素组成的变化，但更重要的是反映成岩后与大气降水中¹⁸0的再平衡。

中、新元古界层序界面两侧的δ¹⁸O值向负异常方向迁移，主要是由于沉积物形成时海水同位素组成差异造成的。研究证实，海水δ¹⁸O值和盐度关系成稳定的正相关（朱忠发，1988），而每一个层序顶部的高水位末期均反映着相对海平面升降处于停滞阶段或出现下降的趋势，碳酸盐台地上形成的潮间带至潮上带沉积，沉积环境相对闭塞，海水滞留，因此，海水盐度较海进期和高水位早期要高，由此导致层序界面之下的 δ¹⁸0值高于层序界面之上的δ¹⁸0值。

统计资料表明（图5—16）：前寒武纪δ¹⁸0值小于-6‰（PDB），而笔者所测得中、新元古界 δ¹⁸0值介于-8.83‰和-2.77‰（PDB）之间，并且集中分布于-2.77‰和-0.54‰的值域内的样品数量占73%。由此推知，成岩作用对初始沉积物中δ¹⁸O值的改造作用是存在的。

图5—16　海相（1）、淡水相（2）碳酸岩的δ¹⁸0与地质年代的关系（Keith等，1964）

SQ₁₆顶部δ¹⁸O值的负异常（-8.60‰，PDB）可能与古风化壳存在和同位素交换作用有关。SQ₁₆底部δ¹⁸O值的负异常（-8.83‰，PDB）可能从某种程度上更近似地反映了初始海水的δ¹⁸O值，因为其形成于相对海平面快速上升的时期，之后在较高的沉积速率之下又为凝缩期和高水位期沉积所封盖，因此，淡水淋滤作用对其影响相对微弱，近似地保持初始沉积物的δ¹⁸0值。

（二）层序内部碳、氧同位素分布规律

纵观剖面上δ¹³C、δ¹⁸0值变化（图5—10，表5—1），发现一般在层序内部由下至上 δ¹³C值向负异常方向迁移，δ¹⁸O值向正异常方向迁移，具体表现为：

1.层序内δ¹³C分布规律

从图5—10和表5—1可以看出SQ₆、SQ₇、SQ₁₆三个层序内δ¹³C分别相对值（‰，PDB）为：0.19—-0.98,-0.48—-0.91,-0.54—-1.41—2.00，反映了层序下部的海进体系域形成时水体较深，有机碳埋藏速率较高，且为与外界氧化环境隔离的还原环境沉积，因此，层序下部δ¹³C值相对较高；而到了层序上部高水位晚期，随着海平面的逐渐下降，水体变浅，有机碳埋藏速率降低，并且多为潮间-潮上背景下的沉积，沉积物与氧化环境接触机会增大，因此，层序上部δ¹³C值相对较低。

SQ₈和SQ₉的δ¹³C值变化异常可能是由于碳酸盐岩层序内准层序的存在和取样部位两种因素造成的，因为碳酸盐岩层序内部的每个准层序都是代表着水体向上变浅，准层序底部δ¹³C值比顶部相对高一些（李儒峰，1996）。因此，当在层序内取样密度较小时，并且取样部位距离层序界面较远时，就可能测得层序上部 δ¹³C值高于层序下部 δ¹³C值的结果。

SQ₁0即为杨庄组，层序下部海进体系域形成高于庄末期上升成陆后的再次下降构造背景下的海平面再次上升期，由于该时期地形平坦，海水极浅，且有陆源物质加入，因此，海进体系域内δ¹³C值较低，平均值为-0.99‰（PDB）。SQ₁₀上部高水位体系域沉积环境趋于稳定，海平面上升停滞，黑色藻叠层石发育，富含有机质，因此，高水位初期沉积物δ¹³C值为0.83‰（PDB），出现正异常，而随着高水位晚期海平面由停滞转到下降阶段，沉积物暴露于地表，在氧化条件下的淡水淋滤作用强烈，又造成SQ₁₀顶部的δ¹³C值（-2.33‰，PDB）的负异常。

2.层序内δ¹⁸0分布规律

SQ₅至SQ₉中δ¹⁸0值的分布均表现为层序下部值相对较低而层序上部相对较高。原因是SQ₅至SQ₉的各层序界面以Ⅱ型层序界面为主，没有规模较大的沉积间断和古风化壳的存在，层序上部是在海进期间海水盐度正常条件下的沉积，因此δ¹⁸0值相对较低，而层序上部是高水位末期海平面下降时盐度较高的潮坪-泻湖条件下的沉积，因此，δ¹⁸O值相对较高。

SQ₁₀的δ¹⁸O值分布由于受陆源物质加入等因素影响，在层序中下部出现δ¹⁸0值为-5.12‰（PDB）的负异常，而层序上部δ¹⁸0值则较为相近，可能为相似的成岩过程所致。层序顶部的δ¹⁸0值负异常（-4.76‰，PDB）则为其顶部古风化壳影响的结果。

SQ₁₆的δ¹⁸0值（‰，PDB）呈8.83—-5.65—-8.60波动变化，主要是因为层序的顶部和底部值受成岩过程中同位素交换作用的影响较大，而层序中部δ¹⁸0值则受上述影响较小，由此造成SQ₁₆内δ¹⁸0值呈波动变化。