晚三叠世后期, 由于位于扬子板块西端的松潘— 甘孜地区与南秦岭、巴颜喀拉一起褶皱隆升, 四川盆地从此进入陆相盆地沉积阶段。在盆地发展过程中, 周边山系及断裂构造的活动和演化不仅直接影响到沉积盆地物源的供给及沉积相的改变, 同时也影响到四川盆地古气候的变迁(王永标和徐海军, 2001)。

早侏罗世早期, 印支褶皱山系南麓的西北部即四川盆地北缘, 沉积了以冲积扇为代表的白田坝组底部砾岩, 分布范围包括什邡、江油、广元、南江、万源, 并经云阳向东一直延续到湖北香溪等地, 其以舌形伸入湖盆中心的盐亭、平昌等地。盆地南缘西昌、石棉地区则主要发育以益门组为代表的河流相— 洪泛平原相沉积, 向南与滇中湖盆相连。自流井组广泛分布于盆地内部, 主要发育一套暗色中— 厚层状的泥岩、粉砂岩、泥质粉砂岩夹生物介壳灰岩的湖相沉积(图 1), 湖盆向东经湖北秭归、荆州、当阳等地与赣湘粤海湾相连, 向东北扩展到陕南西乡甚至安康等地。自流井组广阔稳定的湖相沉积表明盆地整体上处于一个构造活动相对稳定的环境, 而在湖盆边缘, 冲积扇等洪积相的出现表明盆地局部有抬升活动。

图1

Fig.1

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	图1 川中东北部采样点位置及自流井组大安寨段沉积相Fig.1 Location of sections studied and sedimentary facies of the Daanzhai Member of Ziliujing Formation in NE part of central Sichuan Province

中侏罗统下部凉高山组以盐亭— 遂宁— 泸州一线分为东西2个相区:西区以河流相、泛滥平原相砂岩、紫红色泥岩为主; 东区以滨浅湖相、半深湖相灰黑色泥页岩夹介屑粉砂岩为主, 其中尤以达县、开江、万源一带湖相暗色泥页岩沉积最为发育。与自流井组相比, 凉高山组沉积物碎屑含量明显增多, 表明凉高山期有了更充足的物源供给和沉积区的区域构造隆升(郭正吾等, 1996)。

四川盆地晚三叠世早期为滨海半干旱半潮湿气候, 海陆交互相沉积物中保存有半咸水双壳类化石和少量准原地埋藏的植物化石, 局部形成残质煤。三叠世中晚期植物茂盛、湖沼广布, 形成可采煤层, 为热带、亚热带滨海潮湿型气候(黄其胜, 2001)。

早侏罗世早期四川盆地南北气候发生明显变异。盆地北部, 由于向东与南方的早侏罗世海之间无明显阻隔, 甚至有短暂连通, 受海洋性气候影响较大, 温湿的空气向西移动时被阻与大巴山前缘, 因此盆地北部雨量丰富, 植物繁盛, 大部分为上三叠统须家河组上延分子, 同时又出现新的以Coniopteris和Ptilophyllum 为代表的植物群。这说明早侏罗世气候条件与须家河组沉积晚期相似, 早期为半潮湿温凉型气候, 晚期转为湿热, 而盆地南部气候相对干旱, 几乎无植物生长。

早侏罗世中晚期总体为热带— 亚热带温暖潮湿型气候, 南部相对干旱。从中侏罗世开始, 盆地逐渐变为炎热干旱环境(王永标和徐海军, 2001)。

从岩心中选择了新鲜的、无后期蚀变、无方解石脉充填、无破碎现象的岩石进行取样。分别从凉高山组选取了泥晶介壳灰岩, 从自流井组选取了含生物屑泥岩、泥晶介壳灰岩、粉晶介壳灰岩和泥— 粉晶介壳灰岩(图 2)作为样品。

图3

Fig.3

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图3 川中东北部中— 下侏罗统湖相沉积构造特征 A— 泥粉砂介壳灰岩, 3326.4 m, 东岳庙段, 平昌1井, 单偏光; B— 泥质介壳灰岩, 低能介壳滩相沉积, 3223.5 m, 大一三亚段, 平昌1井, 单偏光; C— 粉砂质介壳灰岩, 3274.0 m, 凉上段, 龙浅103井, 单偏光; D— 介壳密集杂乱堆积, 但介壳形态清晰可见, 且以单瓣为主, 破碎者少, 为高能介壳滩相沉积, 3521.4~3521.5 m, 龙浅104x井; E— 暗色泥页岩, 水平层理发育, 为半深湖相沉积, 3274.1~3274.2 m, 平昌1井; F— 虚线处为冲刷面, 左为大安寨段半深湖相黑色泥岩, 右为马鞍山段滨— 浅湖相灰绿色泥岩, 3266.2~3266.5 m, 平昌1井Fig.3 Core photographs and micro photographs showing sedimentary structures of lacustrine facies of the Lower-Middle Jurassic in NE part of central Sichuan Province

图4

Fig.4

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	图4 显微照片显示川中东北部中— 下侏罗统保存很好的轮藻(A)和腹足类(B)化石 A— 粉砂质泥质灰岩, 见保存完整的轮藻化石, 大安寨段, 3198.8 m, 平昌1井, 单偏光, × 10; B— 泥晶介壳灰岩, 含腹足类化石, 东岳庙段, 3128.2 m, 平昌1井, 单偏光, × 4Fig.4 Micro photographs showing good preservation of charophytes(A), gastropods(B) of the Lower-Middle Jurassic in NE part of central Sichuan Province

首先, 对采集的样品进行薄片和扫描电镜观察, 再从中选取生物骨架结构完好、碳酸盐颗粒较细, 即未受到明显成岩作用影响的样品 (图 4)。然后, 把选取的岩石样品磨成粉末(小于200目)后装入试管并在烘箱中烘干; 再在真空中与100%的无水正磷酸反应24 h(25, ℃), 将获得的CO₂气体在MAT253质谱仪上检测碳氧同位素组成, 并重复使用标准样NBS-18和NBS-19标准值来进行校正。δ ¹³C的测试精度为± 0.06‰ , δ ¹⁸O< ± 0.1‰ , 所有碳酸盐岩结果都采用VPDB标准。

共测试了自流井组和凉高山组40个样品的稳定碳氧同位素值。总体来说, δ ¹³C_PDB值为-1.24‰ ~4.59‰ , 平均值为2.66‰ , 除了1个负值外, 其余都为正值。δ ¹⁸O_PDB值为-15.7‰ ~-9.83‰ , 平均值为-12.5‰ , 都为负值(表 1)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 川中东北部中— 下侏罗统湖相碳酸盐岩碳氧稳定同位素数据 Table1 Carbon and oxygen isotopic composition of lacustrine carbonate rocks from the Lower-Middle Jurassic in NE part of central Sichuan Province 样品号 井位 层位 深度/m 岩性 δ 13CPDB/‰ δ 18O PDB/‰ 67 龙浅104x井 大一亚段 3491.22 泥晶介壳灰岩 0.09 -14.24 70 龙浅104x井 大一亚段 3494.29 细晶介壳灰岩 2.85 -12.69 73 龙浅104x井 大一亚段 3495.80 泥— 细晶介壳灰岩 2.76 -14.79 76 龙浅104x井 大一亚段 3498.68 粉晶介壳灰岩 2.03 -14.68 77 龙浅104x井 大一亚段 3496.47 微— 细晶介壳灰岩 2.84 -14.20 78 龙浅104x井 大一亚段 3503.90 细晶介壳灰岩 2.86 -15.13 79 龙浅104x井 大一亚段 3504.77 细晶介壳灰岩 2.52 -14.97 83 龙浅104x井 大一亚段 3511.57 微晶介壳灰岩 2.03 -11.62 84 龙浅104x井 大一亚段 3516.28 含生物屑砂质泥岩 3.90 -12.57 86 龙浅104x井 大一亚段 3518.79 泥晶介壳灰岩 2.98 -10.64 87 龙浅104x井 大一三亚段 3523.46 微— 细晶介壳灰岩 4.19 -11.00 89 龙浅104x井 大一三亚段 3546.36 微晶介壳灰岩 3.48 -11.85 92 龙浅104x井 大一三亚段 3551.60 泥晶灰岩 4.47 -13.29 93 龙浅104x井 大一三亚段 3556.10 细晶介壳灰岩 3.74 -11.28 94 龙浅104x井 大一三亚段 3557.94 细晶介壳灰岩 3.59 -12.46 96 龙浅104x井 大一三亚段 3577.68 细晶介壳灰岩 4.33 -12.29 97 龙浅104x井 大一三亚段 3578.70 泥— 细晶介壳灰岩 4.59 -12.28 101 平昌1井 大一亚段 3175.94 含粉砂钙质泥岩 0.54 -12.64 103 平昌1井 大一亚段 3178.51 微— 泥晶介壳灰岩 2.51 -13.55 104 平昌1井 大一亚段 3179.60 泥晶介壳灰岩 2.32 -12.64 105 平昌1井 大一亚段 3181.84 含泥粉砂介壳灰岩 2.87 -14.63 106 平昌1井 大一亚段 3183.34 灰泥质介壳灰岩 3.17 -12.92 107 平昌1井 大一亚段 3184.92 泥晶介壳灰岩 2.86 -10.24 108 平昌1井 大一亚段 3185.10 泥晶粉砂质介壳灰岩 2.70 -10.92 109 平昌1井 大一亚段 3185.78 泥晶介壳灰岩 1.36 -10.23 110 平昌1井 大一亚段 3186.50 泥晶介壳灰岩 2.05 -11.59 111 平昌1井 大一亚段 3187.95 泥晶介壳灰岩 1.99 -11.37 112 平昌1井 大一亚段 3194.70 泥晶介壳灰岩 2.34 -10.13 113 平昌1井 大一亚段 3198.81 粉砂质泥质灰岩 1.95 -13.47 114 平昌1井 大一三亚段 3205.28 泥晶介壳灰岩 3.13 -10.70 115 平昌1井 大一三亚段 3219.11 泥晶介壳灰岩 3.89 -10.35 116 平昌1井 大一三亚段 3219.52 泥晶介壳灰岩 3.61 -10.73 117 平昌1井 大一三亚段 3222.35 泥晶介壳灰岩 4.23 -10.98 118 平昌1井 大一三亚段 3223.15 粉砂质泥质介壳灰岩 4.13 -10.93 127 平昌1井 马鞍山段 3312.00 砂质含介壳泥晶灰岩 -1.24 -15.54 128 平昌1井 马鞍山段 3314.05 含砂泥晶介壳灰岩 1.13 -15.54 132 平昌1井 东岳庙段 3328.28 泥晶介壳灰岩 3.09 -10.89 135 平昌1井 东岳庙段 3325.60 泥晶含砂质介壳灰岩 3.20 -9.83 183 龙浅103井 凉上段 3265.02 泥晶介壳灰岩 1.02 -15.70 195 龙浅103井 凉上段 3293.95 泥晶介壳灰岩 0.40 -14.58

表1 川中东北部中— 下侏罗统湖相碳酸盐岩碳氧稳定同位素数据 Table1 Carbon and oxygen isotopic composition of lacustrine carbonate rocks from the Lower-Middle Jurassic in NE part of central Sichuan Province

对于3个不同的采样点, 纵向上, 平昌1井东岳庙段和马鞍山段δ ¹³C_PDB值为-1.24‰ ~3.20‰ (平均值为1.55‰ ), δ ¹⁸O_PDB值为-9.83‰ ~-15.54‰ (平均值为-12.95‰ ); 大一三亚段δ ¹³C_PDB值为3.13‰ ~4.23‰ , δ ¹⁸O_PDB值为-10.35‰ ~-10.98‰ ; 大一亚段δ ¹³C_PDB值为0.54‰ ~3.17‰ , δ ¹⁸O_PDB值为-10.13‰ ~-14.63‰ 。龙浅103井凉上段δ ¹³C_PDB值为0.40‰ ~1.02‰ (平均值为0.71‰ ), δ ¹⁸O_PDB值为-14.58‰ ~15.70‰ (平均值为-15.14‰ )。龙浅104x井大安寨段碳氧同位素分布与平昌1井相似。

对于不同的碳酸盐岩相, 样品的碳同位素值变化幅度较小, 而氧同位素值却有着明显的变化(图 5)。含粉砂介壳灰岩具有最低的氧同位素值(-10.92‰ ~-15.54‰ , 平均为-13.88‰ ), 细晶介壳灰岩(-11.28‰ ~-15.13‰ , 平均为-13.14‰ )次之, 泥晶介壳灰岩(-10.23‰ ~-12.64‰ , 平均为-10.87‰ )最高。这种岩性的氧同位素分异可能与岩相和水动力作用的强弱有关。

图5

Fig.5

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	图5 龙浅104x井、龙浅103井和平昌1井湖相碳酸盐岩碳氧同位素变化曲线Fig.5 Curves of carbon and oxygen isotopic composition of lacustrine carbonate rocks from Wells Lq104x、Lq103 and Pc-1

无机化学地层学是判断沉积环境的重要手段之一, 初级碳酸盐岩碳氧稳定同位素提供了不同沉积环境的地质记录。一般认为现代海水的碳酸盐岩δ ¹⁸O_PDB和δ ¹³C_PDB值接近于0(Ghosh et al., 2001; Hoefs, 2009)。陆相碳酸盐岩碳氧同位素值受控于不同水体来源的同位素分馏的影响(例如大气水、地表径流和海水)(Vonhof et al., 2003; Bolhar and Kranendonk, 2007)。由于土壤呼吸作用、有机质分解和淡水来源的低¹³C的注入, 淡水碳酸盐岩δ ¹³C值一般都较海相沉积的碳酸盐岩贫6‰ 至12‰ 。短时间尺度范围上, δ ¹³C值的负偏移反映了水体较短的停留时间(Talbot, 1990)。而氧同位素值对于环境的改变很敏感, 因为它们受温度、蒸发、季节性降水、纬度和大陆率的控制, 并且会随着蒸发作用和停留时间的增加而偏正, 纬度、海拔和大陆率的增加而偏负(Cerling and Quade, 1993)。

但是, 除了海水碳氧同位素值偏正或接近0的一般趋势和淡水负(贫)同位素的主要特点之外, 海相碳酸盐岩碳氧同位素在有机质分解加强、淡水注入和受限制的碳循环条件下亦可能出现明显的负值(Patterson and Walter, 1994; Gomez et al., 2007; Hoefs, 2009)。同样, 若淡水沉积的碳酸盐岩同位素在高的初级生产力和早成岩阶段甲烷细菌分解有机质加强(需要严格的厌氧环境)的条件下同样可能出现正值, 例如Talbot(1990)在对经历了埋藏后甲烷细菌有机质分解的湖相碳酸盐岩研究后发现其δ ¹³C_PDB值高达26‰ 。不同沉积背景的碳氧稳定同位素值域范围已在图6中标明, 以便与文中的测试结果相比较。

图6

Fig.6

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	图6 海相和非海相碳酸盐岩碳氧同位素对比(据Milliman, 1974; Longinelli 和 Edmond, 1983; Holser, 1984; Talbot, 1990, 1994; Veizer等, 1999; Zachos等, 2001)Fig.6 Comparison of δ 13C and δ 18O isotopic values of carbonate rocks during this study, various nonmarine and marine environments(after Milliman, 1974; Longinelli and Edmond, 1983; Holser, 1984; Talbot, 1990, 1994; Veizer et al., 1999; Zachos et al., 2001)

从图6中可以看出, 与海相沉积背景碳酸盐岩相比较, 陆相沉积碳酸盐岩具有3个特点:(1)较宽的同位素变化范围, δ ¹⁸O_PDB值可以在-15‰ ~5‰ , δ ¹³C_PDB值可以在-8‰ ~8‰ 范围内变化。(2)海相碳氧同位素变化基本同步, 不具有相关性, 而陆相耦合关系较为复杂, 可能具协变性。(3)陆相氧同位素值较低时, 碳同位素可以偏正, 海相沉积背景则几乎不会出现。

文中测试的碳氧同位素值和现代封闭型湖泊、中新世营养化湖、海相沉积背景碳酸盐岩和海水碳氧同位素值均有着明显的差异, 并且数据点多落在陆相沉积背景碳酸盐岩区域内, 值域也和现代开放性淡水湖泊区域更为接近(图 6)。这说明, 川中中— 下侏罗统凉高山组和自流井组碳酸盐岩是在内陆湖泊沉积环境中形成的。同时, 在碳酸盐沉积过程中未受到海水的影响。

在一个水文条件开放的湖泊内, 水体快速更替, 湖水停留时间短, 它的碳氧同位素组成更多地反映了注入水的同位素特征。因此, 在湖水中形成的原生碳酸盐岩碳氧同位素组成的变化也是各自独立的(Talbot, 1990)。注入水主要包括地表径流(河流水)、地下水和直接掉落在湖泊中的雨水。在这些水体中, 影响碳、氧同位素的因素并不同, 所以两者的变化趋势也不可能一致。

而对于一个水体停留时间长、封闭性的湖泊, 蒸发作用将控制湖水的化学组成。随着蒸发作用的增强, 较轻的¹⁶O和¹²C优先逸出, 造成水体中的¹⁸O和¹³C含量相对增加, 从而导致湖水的碳氧同位素值同步增加, 反映在原生碳酸盐岩碳氧同位素组成的变化上两者呈共变趋势(刘传联等, 2001)。所以, 根据碳氧同位素的变化规律就可以判断出湖泊的水文开放类型。

首先, 从图5和图7可以看出整个数据点的分布比较分散, 碳氧同位素数据的变化趋势也并不相同。其次, 龙浅104x井大一亚段和大一三亚段碳酸盐岩δ ¹³C_PDB和δ ¹⁸O_PDB之间的相关系数的平方值(²)分别为0.02和0.01, 平昌1井大一亚段和大一三亚段碳酸盐岩δ ¹³C_PDB和δ ¹⁸O_PDB之间的相关系数的平方值(RR²)分别为0.048和0.049。都各自显示出了非常接近的、极弱的相关性, 反映了湖泊中复杂的注入水来源和不同古地形条件下各自不同的停留时间。

图7

Fig.7

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	图7 川中东北部平昌1井和龙浅104x井自流井组大安寨段碳氧同位素散点图Fig.7 Scatter diagram of carbon and oxygen composition of the Daanzhai Member of Ziliujing Formation from Wells Pc-1 and Lq-104x in NE part of central Sichuan Province

根据Talbot(1990)研究发现, 封闭性湖泊中δ ¹³C和 δ ¹⁸O 之间的相关系数的平方值(R²)一般大于0.5, 而文中所计算出的R²值是远远小于这一数值的。

所以笔者认为, 湖相碳酸盐岩碳氧稳定同位素数据所反映的大安寨段沉积时期的古湖泊为一内陆水文开放性淡水湖泊, 即具稳定溢出点的湖泊。同时, 自流井组和凉高山组沉积时期广泛发育的介壳滩相和三角洲相沉积物中, 镜下观察未发现粗晶方解石胶结和白云石的事实也佐证了上述结论。

沉积学特征显示, 取心井所在位置整体处于一个较深水的沉积环境。但纵向上的亚相变化也显示出一定的旋回性, 可识别出了2个主要的水进、水退旋回和6个次级旋回(图 8); 层内岩性组合, 也清晰地表明湖泊依次经历了水深、水浅、接近地表的深度变化。一个典型旋回从下至上依次包含以下几种岩相:(1)粉砂岩; (2)粉砂质灰岩; (3)泥灰岩或灰泥岩; (4)黑色页岩; (5)泥晶介壳灰岩; (6)亮晶介壳灰岩。根据湖平面变化程度的不同, (4)和(6)可能缺失。

图8

Fig.8

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	图8 川中东北部自流井期和凉高山期古湖平面变化Fig.8 Variation in lake level of the Ziliujing and Lianggaoshan Ages in NE part of central Sichuan Province

现以平昌1井自流井组大一亚段为例进行说明。湖水变深的趋势开始于生物搅动作用频繁的粉砂质介壳灰岩相, 它代表了上一旋回的结束和湖泊低水位时期最接近地表的古地理位置。在这个转折点上, 可以非常清晰地观察到碳酸盐重同位素的快速富集。并且, 氧同位素有着更加明显的变化, 这可能表明因水体加深、光照变弱所造成的湖泊初级生产力降低, 在一定程度上对¹³C的富集起到了抵消作用。随后湖平面升高, 陆源供给减少, 沉积环境逐渐变为还原性环境, 沉积物以深色和细粒沉积物为主, 泥灰岩或暗色泥页岩出现, 泥页岩反映了湖泊局部的最大水深。随后水体继续变浅, 泥晶介壳灰岩和粉砂质介壳灰岩相继出现, 并且两者的重同位素含量都相对减少, 这表明湖泊因注入水来源的增加湖水被稀释。

下面详细地描述古湖平面变化特征:

1)东岳庙取心段底部5 cm为沙泥混积层, 可见重荷模和火焰构造, 并向上过渡为厚3.5, m的砂泥互层。之上6.5 m为暗色泥岩和介壳灰岩的不等厚互层, 中部和顶部介壳灰岩较厚(0.3~0.5 m), 都呈现出“ 壳体紧密接触, 杂乱堆积→ 壳体部分接触, 凹面向上有序堆积→ 壳体紧密接触, 杂乱堆积→ 壳体悬浮于泥岩中, 星散分布” 的变化规律。所以, 东岳庙段沉积期湖平面具以下的变化趋势:砂岩和粉砂质泥岩互层表示湖平面的动荡上升, 随后出现的暗色泥岩标志着湖平面达到最高。介壳灰岩的出现标志着湖平面的再次下降, 灰岩和泥岩互层表示湖平面的动荡变化, 但岩性以泥页岩等暗色沉积物为主的事实也表明东岳庙段沉积时期主要发育水体较深的半深湖泥页岩亚相。

2)马鞍山段底部为褐灰色砂质泥岩, 向上过渡为砂泥互层, 之上为薄层粉砂岩, 向上变为约1 m厚的3个粉砂岩和介壳灰岩的韵律层, 最后变为褐灰色块状泥岩夹纹层状粉砂岩, 达到最大水深。随后湖平面逐渐下降, 灰色泥质细砂岩和泥岩互层出现, 向上砂岩逐渐增多, 砂岩中可见包卷层理和沙球构造, 反映了具一定坡度的古地形。马鞍山段砂体较东岳庙段明显增多, 部分泥岩颜色也出现浅灰— 灰绿变化(图 3-F), 表明马鞍山段沉积期发育水体较浅的滨— 浅湖亚相。

3)大三亚段为暗色泥岩和泥质介壳灰岩的不等厚互层, 灰岩在中部最厚(约1 m), 上下较薄, 基本对称。反映了湖平面由高— 低— 高的变化趋势, 但总体变化不大。

4)大一三亚段底部10 m为深灰色泥岩夹介壳灰岩, 从下至上依次为深灰色泥岩— 浅灰色钙质泥岩— 粉砂质介壳灰岩— 浅灰色钙质泥岩— 深灰色泥岩的旋回, 反映了湖平面由高— 低— 高的变化趋势。随后湖平面继续降低, 出现了块状泥晶介壳灰岩, 反映了湖泊在浅水环境停留了较长时间, 随后湖平面升高出现了暗色泥岩夹介壳灰岩, 反映了湖水在总体变深的背景下, 出现了往复。

5)大一亚段底部灰色粉砂质介壳灰岩标志着一次水进的开始, 然后水体变深, 出现了具不明显页理构造的暗色泥岩, 随后水体变浅出现了泥质粉砂岩和介壳灰岩的互层, 并且粉砂岩中可见平行层理和砂纹层理。钙质泥岩的出现标志着新一轮湖进湖退的开始。

6)凉高山组下段以砂泥互层为主, 泥岩颜色为灰绿— 灰色, 而凉上段以细粒沉积物为主, 砂体主要出现在上部。从大一亚段到凉下段沉积期, 湖平面总体下降, 从凉上段沉积期开始湖平面又开始上升。

四川盆地古湖泊碳氧稳定同位素变化趋势和岩性所反映的湖平面变化有着非常复杂的关系(图 8), 整体而言, 碳氧稳定同位素曲线都表现出了与沉积特征一致的湖平面变化趋势, 即东岳庙段沉积期> 大一三亚段沉积期> 大一亚段沉积期> 凉高山期> 马鞍山段沉积期。就单个旋回而言, 氧同位素呈现出更加显著的变化趋势, 特别是在岩性变化明显的大一亚段, 有着较明显的峰值和突变。大一三亚段中部氧同位素值明显升高且较为稳定, δ ¹⁸O_PDB在-10.35‰ ~-10.9‰ 范围内变化, 变化幅度仅为0.63‰ , 反映了湖泊低水位时期的延长、较长的湖水停留时间和区域最大的封闭性。

湖相碳酸盐岩碳同位素组成主要受壳体形成或碳酸盐沉淀时湖水溶解无机碳(DIC)δ ¹³C组成的控制, 因此, 碳酸盐岩碳同位素记录了湖泊上层水体DIC的碳同位素组成变化。如前文所述, DIC受众多因素影响, 但是能引起淡水湖泊碳酸盐岩碳同位素为正并发生明显偏移的就只能归因于成岩阶段甲烷细菌对有机质分解的加强和湖泊初级生产力的增加(Li and Ku, 1997; Li et al., 2000, 2004)。甲烷细菌对有机质分解所造成的碳同位素偏正是极明显的, 一般认为会出现大于4‰ 的正值(Carmala et al., 2004)。而文中所涉及到的同位素值大多数小于4‰ (平均值为2.6‰ )。所以笔者认为碳酸盐岩样品中出现的δ ¹³C_PDB正值是由于湖泊生产力的增加所造成的。¹²C通过植物光合作用从表层水向深部转移。而光合作用生成的有机物是富含¹²C的, 当有机质被分解时, 就会向周围水体释放富含¹²C的CO₂, 因此表层水变得比底层水更富含¹³C(McKenzie, 1985)。所以, 当湖泊初级生产力高、湖泊浮游植物繁盛时, 形成于变温层的自生碳酸盐岩的¹³C含量也将增加。因此, 根据湖相碳酸盐岩碳同位素组成变化, 就可判断古湖泊生产力变化。

从图5和图8可以看出, 在平昌1井取心段, 从东岳庙段到马鞍山段, δ ¹³C_PDB值呈整体下降趋势。从马鞍山段到大一三亚段, δ ¹³C_PDB值先整体上升, 然后趋于稳定, 从大一三亚段到大一亚段, δ ¹³C_PDB值又呈整体下降趋势, 龙浅104x井大安寨段变化趋势与平昌1井一致。然后再与邻近的龙浅103井比较发现, 大安寨段到凉高山组δ ¹³C_PDB值又呈整体下降趋势。这说明从东岳庙段沉积时期到凉高山期湖泊生产力的变化规律如下:大一三亚段沉积期> 东岳庙段沉积期> 大一亚段沉积期> 凉高山期> 马鞍山段沉积期。