梁俊紅，孫寶亮，尹國英

(1.東北大學(xué)資源與土木工程學(xué)院地質(zhì)系，沈陽 110819；2.遼寧城市建設(shè)職業(yè)技術(shù)學(xué)院建筑工程系，沈陽 110122)

0 引言

湖相碳酸鹽巖是分布極其廣泛的陸相碳酸鹽巖之一，它是指在內(nèi)陸湖泊盆地中形成的碳酸鹽巖，其包括淡水型、半咸水—咸水型和鹽湖型碳酸鹽巖。在湖盆演化過程中，湖相碳酸鹽巖常發(fā)育于構(gòu)造活動相對穩(wěn)定、湖盆水體持續(xù)擴(kuò)張階段。平面上，碳酸鹽巖分布于近湖盆邊緣的濱岸帶和盆內(nèi)淺湖相的水下隆起區(qū)，呈小面積的點式分布；垂向上，多以互層形式分布在碎屑巖剖面中，也常見以結(jié)核或鈣質(zhì)微體化石等薄層賦存于泥巖、頁巖細(xì)粒碎屑巖中，具有層數(shù)多、單層薄、韻律性變化的特點，厚度比例一般小于總厚度的15%[1]。湖相碳酸鹽巖巖性多樣，物源復(fù)雜、成分不純，以內(nèi)源和近源沉積為主，巖石結(jié)構(gòu)和成因隨沉積環(huán)境變化而異。在淡水內(nèi)陸湖盆、咸水內(nèi)陸湖盆、短期海侵內(nèi)陸湖盆和潟湖中，均可形成各種碳酸鹽巖，常見生物灰?guī)r、顆粒灰?guī)r、礁灰(云)巖、泥晶灰(云)巖和白云巖等類型[2]。淡水型湖泊碳酸鹽巖常見巖石標(biāo)準(zhǔn)微相有微(泥)晶、球粒、放射性鮞粒、微似核形石、疊層石以及各種化石。此外，還常出現(xiàn)外源巖屑和內(nèi)碎屑?；Ｒ娝{(lán)細(xì)菌、藻類、腹足類、雙殼類、介形類、魚骨、魚鱗和牙齒化石及兩棲動物化石遺跡[3]。咸水型湖泊相碳酸鹽沉積少見化石，可含少量腹足類化石。湖泊碳酸鹽巖石常見沉積組構(gòu)為塊狀、紋層狀和季候紋層狀，結(jié)節(jié)(核)狀沉積，并發(fā)育生物擾動構(gòu)造。

國內(nèi)外地質(zhì)學(xué)者已在湖相碳酸鹽巖巖石學(xué)、沉積古環(huán)境、生烴和儲集方面開展了大量的研究工作[4-8]。關(guān)于湖相夾層狀、瘤狀或結(jié)核狀碳酸鹽巖的成因，大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為是一定構(gòu)造背景和古氣候環(huán)境下古湖泊沉積環(huán)境中的正常沉積作用的產(chǎn)物[9-11]，也有學(xué)者提出其為微生物作用、熱液作用、湖底噴流作用以及火山作用參與的結(jié)果[12-15]。巖石不同成因的認(rèn)識對于湖相碳酸鹽巖及其共生泥巖、頁巖的古環(huán)境恢復(fù)、沉積相帶分布的預(yù)測和儲集層評價具有重要意義。碳酸鹽巖的碳、氧同位素組成被應(yīng)用于湖泊類型判別以及沉積水體環(huán)境參數(shù)分析，在碳酸鹽成因、古氣候和古環(huán)境得到了廣泛的應(yīng)用。

中國湖相碳酸鹽巖地理分布范圍廣，不同盆地、不同地質(zhì)時期、不同巖性的碳酸鹽巖碳氧同位素數(shù)據(jù)之間差異明顯。本文將通過對國內(nèi)不同湖盆發(fā)育的碳酸鹽巖碳氧同位素數(shù)據(jù)對比和分析，旨在探討碳氧同位素時空演化規(guī)律及其湖泊類型和水體古環(huán)境信息，這對于與碳酸鹽巖共生的油頁巖、頁巖形成環(huán)境分析、陸相湖盆油氣藏儲集層的尋找具有一定的參考意義。

1 中國湖相碳酸鹽巖時空分布特征

湖相碳酸鹽巖廣泛發(fā)育于國內(nèi)各陸相含油氣盆地，其常具有良好的生油和儲油能力。從形成的地質(zhì)時代上看，國內(nèi)湖相碳酸鹽巖沉積作用始于二疊紀(jì)，當(dāng)時特提斯洋海水從中國北方開始退出，形成了地理上“南海北陸”的地質(zhì)格局，此時準(zhǔn)噶爾盆地和三塘湖盆地在擠壓構(gòu)造背景下，在其前陸坳陷區(qū)沉積了一套半深湖—深湖相的含碳酸鹽巖地層，如風(fēng)城組和蘆草溝組。中三疊世—晚三疊世，印支運(yùn)動造成中國南方大規(guī)模海退，中國大部分處于大陸環(huán)境，在其內(nèi)部發(fā)育多個湖盆。從侏羅紀(jì)起，海侵主要限于西藏、青海南部和臺灣、湖南、廣東一帶，僅早期有短暫的海侵。因此“南海北陸”的狀態(tài)基本結(jié)束，華南、華北連成一片，其為侏羅紀(jì)、白堊紀(jì)湖相碳酸鹽巖沉積大發(fā)展提供了基本條件。侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)，在松遼盆地、銀額盆地和四川盆地等地形成了富含油氣資源的湖相碳酸鹽巖沉積，如松遼盆地上白堊統(tǒng)青山口組生物灰?guī)r、銀額盆地下白堊統(tǒng)巴音戈壁組泥質(zhì)云巖和云質(zhì)泥巖、四川盆地侏羅系大安寨段介殼灰?guī)r等。湖相碳酸鹽巖沉積全盛于早第三紀(jì)的古近紀(jì)，衰落于晚第三紀(jì)新近紀(jì)。湖相碳酸鹽巖產(chǎn)出地層較多，如黃驊坳陷下第三系沙河街組、蘇北盆地古近系的阜寧組和柴達(dá)木盆地第三系干柴溝組、山東平邑盆地下第三系、廣東三水盆地下第三系、江漢盆地下第三系潛江組、東淮凹陷下第三系沙河街組、泌陽凹陷下第三系核桃園組等地層較為典型。

表1為發(fā)育于不同盆地、不同地質(zhì)時期、不同巖性的(部分)中國湖相碳酸鹽巖巖石學(xué)特征和碳氧同位素組成。

表1 中國湖相碳酸鹽巖巖石學(xué)特征與碳氧同位素組成Table 1 Petrological characteristics and C-O isotopic composition of lacustrine carbonate in China

續(xù)表1：

1.1 二疊系—三疊系湖相碳酸鹽巖

二疊紀(jì)時，湖相碳酸鹽巖發(fā)育于準(zhǔn)噶爾盆地、三塘湖盆地、四川盆地、鄂爾多斯盆地，賦存地層為下二疊統(tǒng)風(fēng)成組(P1f)、中二疊統(tǒng)蘆草溝組(P2l)、須家河組(T3x)和上三疊統(tǒng)延長組(T3y)。有關(guān)二疊系—三疊系湖相碳酸鹽巖巖石學(xué)特征，見表1所述。

準(zhǔn)噶爾盆地瑪湖凹陷下二疊統(tǒng)風(fēng)城組湖相富有機(jī)質(zhì)泥巖為近期發(fā)現(xiàn)的瑪湖大油田的主力供油層段，其為咸化湖盆沉積[16]。風(fēng)城組自下而上劃分為風(fēng)一段、風(fēng)二段和風(fēng)三段。風(fēng)一段沉積早期，凹陷東北部以火山碎屑巖—沉火山碎屑巖沉積為主，此后發(fā)育富有機(jī)質(zhì)泥巖、白云巖及云質(zhì)巖類；凹陷中部風(fēng)二段發(fā)育大量天然堿、堿氫鈉石、碳酸鈉鈣石等堿性礦物；風(fēng)三段沉積期，凹陷內(nèi)以云質(zhì)巖沉積為主，頂部發(fā)育陸源碎屑巖[17]。準(zhǔn)噶爾盆地東南吉木凹陷內(nèi)中二疊統(tǒng)蘆草溝組主要巖性為一套白云石及硅酸鹽礦物以不同比例混合而成的極細(xì)粒沉積巖，是盆地內(nèi)最好的烴源巖，也是致密油勘探的有利層位[18-19]。蘆草溝組巖石主要為化學(xué)沉積和機(jī)械沉積的過渡性巖類，巖性以云質(zhì)巖類和凝灰質(zhì)巖類為主；湖相碳酸鹽巖主要為凝灰質(zhì)泥晶白云巖、云質(zhì)凝灰?guī)r和含灰沉凝灰?guī)r[20]。新疆三塘湖盆地，中二疊系蘆草溝組由白云巖、灰?guī)r、黑色泥巖、頁巖及碎屑巖互層沉積構(gòu)成。形成于淺—半深湖強(qiáng)還原環(huán)境的白云巖可劃分為粉—泥晶白云巖和方沸石鉀長白云巖2類，粉—泥晶白云巖具有原生沉積白云石特征，巖石中球狀及管狀白云石與微生物吸附作用有關(guān)，而它形及菱形白云石為直接沉淀的原生產(chǎn)物[21]。

四川盆地發(fā)育的晚三疊世須家河組自下而上可劃分為6個明顯的沉積旋回性巖段。須一段、須三段、須五段巖性主要為泥、頁巖，富含有機(jī)質(zhì)，含大量炭質(zhì)頁巖和煤線夾層，為相對穩(wěn)定的湖泊相沉積；須二段、須四段、須六段巖性為灰色中-細(xì)粒砂巖，薄層泥巖、煤線和泥質(zhì)粉砂巖夾層，為三角洲相沉積[22-23]。

暗色泥巖和所夾煤層是上三疊統(tǒng)須家河組的主要烴源巖，在四川盆地廣泛發(fā)育，主要發(fā)育于須一段、須三段、須五段[24]。川中須家河組砂巖中碳酸鹽巖膠結(jié)作用發(fā)育，對儲層物性影響重要。碳酸鹽膠結(jié)物多以方解石為主，極少數(shù)為白云石[25-26]。

鄂爾多斯盆地晚三疊世延長組為主要烴源巖，霸王莊采石場和瑤曲聶家河露頭剖面長7油層泥頁巖中發(fā)育球?；?guī)r結(jié)核和白云巖結(jié)核，圍巖為正常泥質(zhì)頁巖沉積物。碳酸鹽巖結(jié)核礦物學(xué)、常量元素、微量元素和稀土元素地球化學(xué)分析認(rèn)為其為沉積成因的碳酸鹽巖，富烴凹陷延長期局部地區(qū)存在熱液上涌作用影響[27]。

1.2 侏羅系和白堊系湖相碳酸鹽巖

印支運(yùn)動造成中國南方大規(guī)模海退，國內(nèi)大部分處于大陸環(huán)境，陸內(nèi)發(fā)育多個古湖盆。侏羅系和白堊系湖相碳酸鹽巖發(fā)育于四川盆地、鄂爾多斯盆地、銀額盆地、酒泉盆地、松遼盆地和遼西義縣盆地等，賦存地層有自流井組(J1z)、安定組(J2a)、巴音戈壁組(K1b)、蘇紅圖組(K1s)、銀根組(K1y)、青山口組(K2qn)和義縣組(K1y)。有關(guān)侏羅系和白堊系湖相碳酸鹽巖巖石學(xué)特征，見表1所述。

四川盆地東北部自流井組和涼高山組中分布多層淺湖相介殼灰?guī)r沉積。自流井組按巖性自下而上可劃分出珍珠沖段、東岳廟段、馬鞍山段、大安寨段和過渡層，對應(yīng)沉積亞相分別為三角洲前緣-淺湖、淺湖泥夾風(fēng)暴介殼、三角洲-淺湖、介殼灘-淺湖泥、淺湖泥。川中地區(qū)龍淺104×井、平昌1井和龍淺103井取得自流井組和高涼山組的40件湖相碳酸鹽巖樣品，巖性為細(xì)(粉)晶介殼灰?guī)r、泥(微)晶介殼灰?guī)r、鈣質(zhì)泥巖、含生屑鈣質(zhì)泥巖等[28]。四川自貢貢井-高峒橋、重慶合川炭壩剖面自流井組上部大安寨段湖相碳酸鹽巖類型為微晶介殼灰?guī)r、介殼微晶灰?guī)r、微晶介形蟲灰?guī)r和微晶灰?guī)r等[29-30]。

鄂爾多斯盆地中東部的志丹地區(qū)，中侏羅統(tǒng)安定組巖性較復(fù)雜，為河流相和湖泊相沉積，在靖邊—環(huán)縣—宜君西一線以東地區(qū)，形成一個內(nèi)流湖泊，中心部位為較深湖相沉積。安定組可劃分為3個巖性段，下部以黑色泥巖及少量粉砂巖為主；中部為灰紫色、灰綠色粉砂巖夾薄層泥灰?guī)r；上部為雜色泥灰?guī)r與褐黃色粉砂巖互層。形成于半干旱炎熱古氣候湖水咸化期的泥灰?guī)r細(xì)劃分為3種類型：①紋層狀泥灰?guī)r；②塊狀泥灰?guī)r；③生物碎屑泥灰?guī)r[31-32]。

早白堊世銀額盆地哈日凹陷為一封閉性陸內(nèi)斷陷湖盆，陸源碎屑供給較少，湖盆處于欠補(bǔ)償環(huán)境，形成了一套厚層富有機(jī)質(zhì)的深水細(xì)粒沉積巖，為該區(qū)主要烴源巖。該套細(xì)粒沉積巖是在區(qū)域伸展背景下封閉斷陷湖盆中熱液與湖水相互作用的產(chǎn)物，主要以碳酸鹽巖和陸源碎屑混合沉積的泥頁巖為主。就湖相碳酸鹽巖的巖性而言，巴音戈壁組和蘇紅圖組熱水沉積巖主要為含灰泥巖、灰質(zhì)泥巖、泥灰?guī)r和白云質(zhì)泥巖，銀根組則以泥質(zhì)云巖和白云質(zhì)泥巖為主[33-35]。

遼西義縣盆地早白堊世義縣組湖相碳酸鹽巖以薄層或夾層的形式出現(xiàn)，主要出露于英窩山磚城子層剖面、王家溝大康堡層剖面和棗茨山金剛山層剖面。湖相碳酸鹽巖主要以薄層白云巖、紋層狀白云巖、含燧石團(tuán)塊砂屑灰?guī)r、含膨潤土泥灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、白云質(zhì)膠結(jié)滑塌沉積灰?guī)r，沉積亞相為濱淺湖斜坡相、湖坪相以及半深湖相[36-37]。

松遼盆地上白堊統(tǒng)青山口組為一套暗色厚層細(xì)粒沉積巖，局部可見深湖相油頁巖，是頁巖油氣成藏重要層位[38-40]。青白口剖面青白口組下部為黑、灰黑色泥巖、頁巖和泥質(zhì)粉砂巖夾薄層灰?guī)r；中部以頁巖和油頁巖為主，夾白云質(zhì)灰?guī)r；上部以泥質(zhì)粉砂巖、粉砂巖和細(xì)砂巖為主，夾薄層灰?guī)r。青白口組建組剖面地區(qū)普遍發(fā)育薄層白云質(zhì)石灰?guī)r，具有一定的橫向可對比性。丁聰?shù)纫约?xì)粒沉積巖為研究切入點，對青白口組深湖白云質(zhì)灰?guī)r、淺湖白云質(zhì)灰?guī)r、疊層石灰?guī)r和鮞粒灰?guī)r4大類碳酸鹽巖進(jìn)行了成因分析[41]。

1.3 新生界湖相碳酸鹽巖

江漢裂谷江陵凹陷古近統(tǒng)沙市組和新溝嘴組發(fā)育的湖相碳酸鹽巖由泥灰?guī)r和泥云巖2種類型構(gòu)成[45]。

柴達(dá)木盆地西部新生界下干柴溝組、上干柴溝組、下油砂山組和上油砂山組的湖相碳酸鹽巖垂向上與碎屑巖頻繁互層，碳酸鹽巖包括鮞?；?guī)r、介殼灰?guī)r、藻灰?guī)r、泥晶灰?guī)r和硅質(zhì)碎屑-碳酸鹽巖混積巖5大類，為濱-淺湖、半深湖亞相沉積，沉積微相為灰泥坪、鮞粒灘、介殼灘、藻丘(坪)、淺湖灣以及(半)深湖等6種類型[46-47]。碳酸鹽巖主要發(fā)育于湖侵期，高頻湖平面變化形成了碳酸鹽巖與碎屑巖頻繁互層?？菟冢璧仄抡郯l(fā)育碎屑巖灘壩或三角洲前緣沉積；在湖侵期，盆地坡折發(fā)育鮞粒灘及藻灰?guī)r，盆地洼陷區(qū)發(fā)育泥灰?guī)r或灰泥巖[46-48]。

青藏高原北部地區(qū)風(fēng)火山盆地和沱沱河盆地中發(fā)育古近系始新統(tǒng)風(fēng)火山群、漸新統(tǒng)雅西措群，以及新近系中新統(tǒng)五道梁群湖泊沉積地層。湖相沉積碳酸鹽巖主要巖石類型為泥晶灰?guī)r、灰質(zhì)白云巖、疊層石灰?guī)r、生屑灰?guī)r以及藻砂屑灰?guī)r[49]。在青藏高原北部五道梁盆地，古大湖開始發(fā)育于23.5 Ma～24.7 Ma，結(jié)束于15 Ma～14 Ma，發(fā)育時長約10 Ma。早中新統(tǒng)古大湖沉積中心厚度約150 m，大部分時期湖泊沉積深湖相灰?guī)r和白云質(zhì)灰?guī)r；部分時期沉積淺湖相泥巖和泥灰?guī)r；缺乏濱湖環(huán)境砂礫巖沉積[50]。

此外，在現(xiàn)代湖泊沉積物中也可見碳酸鹽的產(chǎn)出，如青海湖湖底沉積物中存在呈球狀、橢球狀，大小1～2 μm白云石集合體與草莓狀的黃鐵礦伴生[51]。青藏高原14個現(xiàn)代湖泊沉積物表層中的碳酸鹽礦物多以方解石為主，并含白云石，其中冷湖以白云石為主，尕海還含一定量的文石[52]。

2 湖相碳酸鹽巖碳氧同位素特征

目前國內(nèi)外認(rèn)為：海相碳酸鹽δ13C為-5.0×10-3～5.0×10-3，陸相碳酸鹽δ13C為-15.0×10-3～5.0×10-3；蒸發(fā)巖中δ13C為-2.0×10-3～5.0×10-3[2]。中國湖相碳酸鹽巖δ13C值位于-10.0×10-3～+10.0×10-3之間，多數(shù)為-5.0×10-3～+5.0×10-3，正負(fù)值均有。氧同位素δ18O值位于-20.0×10-3～+2.0×10-3之間，多數(shù)為-15.0×10-3～0.0×10-3，幾乎全部為負(fù)值。有關(guān)中國湖相碳酸鹽巖碳氧同位素組成特征，見表1所述。

2.1 碳同位素組成時間演化規(guī)律

碳酸鹽巖δ13C數(shù)值相較δ18O具有明顯的地質(zhì)時間演化規(guī)律。二疊系—三疊系δ13C發(fā)生輕微負(fù)偏，侏羅系—白堊系先正向漂移隨后負(fù)偏，古近系—新近系再次正偏，達(dá)到最大值約+5.0×10-3(圖1)。

圖1 國內(nèi)湖相碳酸鹽巖碳、氧同位素組成演化規(guī)律圖(數(shù)據(jù)源于表1)Fig.1 Diagram showing C,O isotopic composition and the evolution regularity of lacustrine carbonate in China

二疊紀(jì)早期蘆草溝組+5.0×10-3向晚二疊世—早三疊世的孫家溝組發(fā)生明顯的負(fù)向漂移現(xiàn)象，減低至-4.0×10-3。這與有機(jī)碳的生物分餾作用有關(guān)，其結(jié)果形成貧13C的CH4和富13C的CO2，當(dāng)富13C的CO2溶于孔隙水并進(jìn)入碳酸鹽晶格，造成湖水沉淀碳酸鹽巖的δ13C嚴(yán)重正偏[12]。三塘湖盆地蘆草溝組白云巖、灰?guī)r、黑色泥巖、頁巖及碎屑巖互層沉積，形成于淺-半深湖強(qiáng)還原環(huán)境下的白云巖，粉-泥晶白云巖具有原生沉積特征，巖石中的球狀及管狀白云石與微生物吸附作用有關(guān)，而它形及菱形的白云石為直接沉淀的原生產(chǎn)物，巖石樣品δ13C=4.8×10-3[14]。三塘湖盆地蘆草溝組白云巖與湖相暗色泥巖共存，其δ13C值介于4.8×10-3～11.4×10-3之間，平均6.93×10-3，其與古湖水高鹽度有關(guān)[21]。豫西宜陽地區(qū)三疊紀(jì)早期孫家溝組的δ13C數(shù)值為-8.87×10-3～0.34×10-3，只有1個巖石樣品砂質(zhì)白云巖為正，其余為負(fù)，均值為-3.167×10-3。碳同位素組成負(fù)偏可能與這些原因有關(guān)：①植被和土壤來源偏輕的δ13C貢獻(xiàn)；②湖相生物強(qiáng)烈活動，富13C的生物成因CO2的強(qiáng)烈逸出而減少；③湖泊底部的還原到氧化條件的轉(zhuǎn)變，有機(jī)質(zhì)氧化后產(chǎn)生較輕的δ13C的CO2參與碳酸鹽巖的沉淀[10]。

四川盆地侏羅系自流井組、鄂爾多斯盆地安定組以及遼西義縣盆地白堊系義縣組、六盤山盆地的湖相碳酸鹽巖巖石類型以泥灰?guī)r、泥晶灰?guī)r、泥晶白云巖為主，δ13C值±0×10-3，為-2.00×10-3～+3.00×10-3，變幅收窄。

四川盆地侏羅系自流井組分布多層淺湖相碳酸鹽巖，不同巖石類型之間略存差異，介殼灰?guī)r(28件)δ13C值為0.40×10-3～4.59×10-3，平均2.88×10-3；鈣質(zhì)泥巖(12件)δ13C值為-1.24×10-3～4.47×10-3，平均2.16×10-3；總體δ13C變化于-1.24×10-3～4.59×10-3，平均2.66×10-3，除1個樣品負(fù)值之外，均為正值[28]。四川盆地自貢、重慶合川中侏羅世自流井組大安寨段湖相碳酸鹽巖詳細(xì)沉積相分析，識別出介殼微晶灰?guī)r、微晶介形蟲灰?guī)r，微晶灰?guī)r形成于湖緣、灘間沉積亞相。湖緣亞相碳酸鹽巖δ13C=-4.49×10-3～-0.85×10-3，平均-2.27×10-3；灘間亞相碳酸鹽巖δ13C=-3.46×10-3～1.62×10-3，平均-0.34×10-3[29]。

松遼盆地晚白堊世青山口組碳酸鹽巖為白云質(zhì)灰?guī)r、疊層石灰?guī)r、鮞?；?guī)r等類型。半深湖相白云質(zhì)灰?guī)rδ13C=-7.28×10-3～9.19×10-3，均值為-1.13×10-3；淺湖相白云質(zhì)灰?guī)r(6件)，δ13C值為-1.65×10-3～8.81×10-3，均值2.56×10-3；疊層石灰?guī)r(12件)δ13C值為-5.82×10-3～2.86×10-3，變幅較小，均值-2.03×10-3；鮞?；?guī)r1件δ13C=3.07×10-3。青白口組多數(shù)灰?guī)r沉淀于水體滯留時間較短的開放型湖泊環(huán)境，多數(shù)疊層石灰?guī)r及少量白云質(zhì)灰?guī)r樣品δ13C負(fù)偏，表明湖盆僅在某些時段缺少泄水口，碎屑供給較少，淺湖蒸發(fā)作用強(qiáng)，水體鹽度漸增，促使水底缺氧，有利于有機(jī)質(zhì)保存，從而形成暗色厚層細(xì)粒沉積巖，成為頁巖油氣藏的重要層位[41]。

銀額盆地哈日凹陷下白堊統(tǒng)地層自下而上為巴音戈壁組、蘇紅圖組和銀根組，其湖相碳酸鹽巖δ13C值均為正，各地層組間δ13C均值變化為3.40×10-3→5.89×10-3→6.07×10-3，呈現(xiàn)漸增趨勢，巖石形成與湖相熱水沉積成巖作用有關(guān)[34]，具有與二疊系蘆草溝組相似的碳同位素組成特點。

中國東部渤海盆地、珠江口盆地以及青藏高原區(qū)新生界古近紀(jì)—新近紀(jì)湖盆沉積廣泛發(fā)育，吸引了眾多地質(zhì)學(xué)家的關(guān)注，其一方面是油氣資源實際意義的需求，另一方面是對青藏高原區(qū)新生代古氣候演化理論意義的需求。盆地內(nèi)的湖相碳酸鹽巖碳同位素數(shù)值強(qiáng)烈振蕩變化，整體規(guī)律性較差，呈現(xiàn)由早白堊世至古近世正向漂移，隨后發(fā)生負(fù)向漂移的演化規(guī)律。

青藏高原區(qū)始新世風(fēng)火山群、漸新世雅西措群以及中新世五道梁群湖相碳酸鹽巖沉積的詳細(xì)研究為古湖泊學(xué)和區(qū)域性古氣候演化研究提供了經(jīng)典實例。湖相碳酸鹽巖巖石樣品δ13C值變化于-3.88×10-3～4.23×10-3之間，波動范圍接近10×10-3。就各地層單元樣品碳同位素組成來看，風(fēng)火山群δ13C最低，可達(dá)-6.59×10-3，重同位素13C明顯虧損；雅西措群δ13C多數(shù)為負(fù)值，13C相對于12C虧損，較輕同位素12C含量高；五道梁群δ13C多為正值，重同位素13C明顯富集。自下而上各地層泥晶灰?guī)rδ13C均值變化為-4.62×10-3→-1.37×10-3→1.62×10-3；灰質(zhì)白云巖δ13C均值變化為-0.62×10-3→0.18×10-3。采自風(fēng)火山群和雅西措群的生屑灰?guī)r樣品的δ13C介于-3.88×10-3～0.18×10-3，樣品中的δ13C值比一般淡水湖相碳酸鹽巖沉積物的δ13C(-12×10-3～-6×10-3)要高，但小于咸水湖和鹽湖δ13C=±5×10-3，這些現(xiàn)象揭示湖泊水體滯留時間相對較短，大氣CO2與湖水中溶解碳之間未達(dá)到平衡狀態(tài)，從而造成湖水和碳酸鹽巖沉積物中保留有雨水和湖水碳同位素的富集12C，δ13C偏負(fù)的印跡。采自二道溝地區(qū)風(fēng)火山群生屑灰?guī)r和泥晶灰?guī)r樣品δ13C值是所有樣品中最低值，δ13C的下限低至-4.63×10-3，且18O強(qiáng)烈虧損，說明風(fēng)火山群沉積期湖泊存在豐沛的淡水注入，鹽度低，湖水明顯受河流和大氣降水的影響，水中溶解的無機(jī)碳與大氣CO2之間未達(dá)同位素平衡，為濕熱的古氣候環(huán)境。通天河地區(qū)雅西措群湖相灰?guī)rδ13C和δ18O數(shù)值介于風(fēng)火山群和五道梁群之間，反映了漸新世是該地區(qū)氣候和湖泊水文狀態(tài)變化的過渡期，氣候由濕熱向干旱，湖水補(bǔ)給減少，湖泊可能存在一系列間歇性封閉的時期，湖水僅由季節(jié)性河流補(bǔ)給。五道梁群碳酸鹽巖明顯富集δ13C和δ18O，反映了當(dāng)時青藏高原處于干旱氣候條件下，高原陸表主要?dú)埓嬉幌盗屑竟?jié)性淺水湖泊。從始新世至中新世，青藏高原北部山間盆地中湖相碳酸鹽巖δ13C由古近紀(jì)負(fù)值轉(zhuǎn)變?yōu)樾陆o(jì)正值，且δ18O值具有逐漸增大、變重的演化趨勢，這些特征反映了古湖泊經(jīng)歷了開放到封閉的過程和古近紀(jì)與新近紀(jì)之交古氣候發(fā)生了重大的變革[49]。

東營盆地始新世-漸新世沙四段、沙一段湖相碳酸鹽巖，δ13C均為正值，均值變化為3.86×10-3→(2.56×10-3～9.25×10-3)，其中與生物成因有關(guān)的湖相的介形蟲化石富集重同位素13C，δ13C=-0.360×10-3～2.96×10-3。珠江口盆地始新世的文昌組、神狐組中，均無碳酸鹽巖形成，鈣質(zhì)微體化石也較稀少，僅見個別貝殼碎片，其富集輕12C，而虧損13C，δ13C均為負(fù)值，為-5.796×10-3～-3.871×10-3。東營盆地δ13C和δ18O值之間存在明顯的相關(guān)性，指示了該期湖泊受蒸發(fā)作用影響強(qiáng)烈，δ13C值明顯發(fā)生正偏。珠江口盆地情況相反，貝殼樣品δ13C明顯負(fù)偏，反映珠江口盆地為開放型淡水湖泊[9]。

2.2 氧同位素組成時間演化規(guī)律

二疊系—三疊系、侏羅系—白堊系碳酸鹽巖δ18O值在-15.0×10-3～-3.0×10-3之間變化，古近系—新近系δ18O數(shù)值明顯正偏，多數(shù)位于-10.0×10-3～0.0×10-3(見圖1)。

中二疊世蘆草溝組湖相碳酸鹽巖碳、氧同位素數(shù)值曲線具有一致的高→低→高同步演化規(guī)律，巖石為干旱氣候條件下，蒸發(fā)作用造成湖水咸水-超咸水、湖底熱泉作用以及區(qū)域性火山作用等參與作用的產(chǎn)物，沉淀的碳酸鹽巖具有δ13C正值、δ18O低負(fù)值的特點。烏魯木齊地區(qū)的淺-半深湖相的微晶白云巖、微晶含泥白云巖、白云質(zhì)泥巖及含燧石微晶灰?guī)r樣品δ18O值介于-10.0×10-3～-3.0×10-3之間，氧同位素與中二疊世平均海水(時代260.5 Ma～272.5 Ma，δ18O=-5×10-3～-2.5×10-3)相比總體偏負(fù)，可能是受到大氣降水影響的結(jié)果[12]。三塘湖盆地蘆草溝組泥-粉晶白云巖、泥晶灰?guī)r及方解石脈樣品δ18O=-19.90×10-3～-7.30×10-3。方沸石鉀長白云巖和鐵白云石與湖底熱泉噴流沉積作用有關(guān)，其δ13C=-4.10×10-3～-2.30×10-3，均值為-3.37×10-3，δ18O=-17.8×10-3～-13.5×10-3，均值為-15.10×10-3[14]。準(zhǔn)噶爾盆地吉木凹陷泥晶灰?guī)r、泥晶白云巖、凝灰質(zhì)泥晶白云巖、云質(zhì)凝灰?guī)r以及含云凝灰?guī)r樣品δ18O數(shù)值均為負(fù)值，18O虧損明顯，富集16O，δ18O值介于-14.52×10-3～-3.42×10-3。

豫西宜陽地區(qū)的三疊紀(jì)早期孫家溝組湖相碳酸鹽巖以陸源混入為特征，形成粉砂質(zhì)白云巖、含砂白云巖、粉砂質(zhì)灰?guī)r、含粉砂灰?guī)r、砂質(zhì)灰?guī)r等類型。巖石樣品δ18O均為負(fù)值，-14.87×10-3～-2.05×10-3，均值-6.57×10-3；δ13C均為負(fù)值，-8.887×10-3～0.34×10-3，均值-3.67×10-3[10]。宜陽地區(qū)晚二疊世孫家溝組上段碳酸鹽巖橢球狀結(jié)核發(fā)育，可劃分為I類和Ⅱ類。Ⅰ類結(jié)核分布于該段底部和頂部，為紫紅色、灰黃色團(tuán)塊狀和姜結(jié)狀結(jié)核，為成巖作用過程中CaCO3飽和沉淀、溶蝕交代形成，因而不具古湖泊學(xué)和古氣候的研究意義；Ⅱ類結(jié)核位于該段中上部，為土黃色、橢球狀，與圍巖有明顯的界線，沉淀同心紋層理發(fā)育，為碳酸鹽巖在飽和后不斷析出受膠結(jié)作用影響凝結(jié)成核，結(jié)核由內(nèi)向外不斷生長，因而通過對其碳氧同位素組成分析來恢復(fù)古氣候和古湖泊學(xué)研究成為可能[11]。Ⅱ類結(jié)核碳氧同位素組成具有與前述地層中湖相碳酸鹽巖相似的特征，δ18O值為-10.16×10-3～-2.75×10-3，均值-4.27×10-3；δ13C值介于-8.56×10-3～-1.59×10-3之間，均值-4.04×10-3。碳氧同位素、古鹽度Z值和S值的變化特征表明上段地層為封閉型半咸水-咸水湖泊沉積，其古氣候為炎熱干旱-半干旱為主。晚二疊世(三疊紀(jì))孫家溝組碳酸鹽巖與二疊世蘆草溝組氧同位素δ18O值相比較具有升高的趨勢。

侏羅紀(jì)-白堊紀(jì)四川盆地、鄂爾多斯盆地、義縣盆地、六盤山盆地、銀額盆地以及松遼盆地中發(fā)育湖相碳酸鹽巖，氧同位素組成在不同巖石類型之間存在明顯的差異性，δ18O低值區(qū)對應(yīng)白云巖及白云質(zhì)巖類，其數(shù)值為<-10.0×10-3。早白堊世義縣組金剛山層泥晶白云巖樣品δ18O值最低，數(shù)值為-19.09×10-3～-12.00×10-3，均值為-17.21×10-3。四川盆地中的自流井組、涼高山組中的細(xì)(微、泥)晶介殼灰?guī)r的δ18O值也較低，均值為-15.14×10-3。松遼盆地晚白堊世青山口組白云質(zhì)灰?guī)r、疊層石灰?guī)r、鮞?；?guī)r等巖石樣品δ18O數(shù)值變化較大，約10×10-3，介于-16.29×10-3～-7.85×10-3，均值為-12.535×10-3。侏羅系和白堊系各地層單元中，湖相沉積泥灰?guī)r、泥(粉)晶灰?guī)r、微晶灰?guī)r、白云質(zhì)泥巖、含灰泥巖巖石樣品δ18O值>-10.0×10-3，且變幅較小，數(shù)值多數(shù)介于-10.0×10-3～-5.0×10-3之間。中生代碳酸鹽巖巖石的氧同位素δ18O數(shù)值較分散組成特征，揭示了不同盆地間大氣降水原始組分差異性對湖泊水體的影響，以及部分氧同位素的嚴(yán)重負(fù)偏可能與準(zhǔn)(同)成巖作用影響有關(guān)。

新生代的古近紀(jì)的湖相碳酸鹽巖巖石類型較多，但其氧同位素組成δ18O值整體在-5.00×10-3左右變化，且變幅明顯收窄，大多數(shù)δ18O值位于-10.00×10-3～-5.00×10-3之間。不同盆地內(nèi)碳氧同位素之間存在一定的相關(guān)性，例如風(fēng)火山群→雅西措群→五道梁群的δ18O與δ13C值一致上升(圖1)。δ18O值變化為-11.2×10-3→(-5.36×10-3，-2.85×10-3)→(-1.18×10-3，-2.26×10-3)(表1)；東營盆地沙四、沙一段樣品氧同位素較集中、穩(wěn)定，達(dá)到最大值區(qū)域；珠江口盆地文昌組和神狐組貝殼樣品δ18O=-4.47×10-3～-1.962×10-3，均值-3.075×10-3，沙四段碳酸鹽巖δ18O=-9.215×10-3～-5.134×10-3，均值-7.984×10-3，沙一段碳酸鹽巖δ18O=-9.014×10-3～0.446×10-3，介形蟲為-4.853×10-3～0.341×10-3，為封閉湖盆咸水、干旱氣候條件下的沉積作用的結(jié)果[9]。柴達(dá)木盆地一里坪地區(qū)新近紀(jì)系以半深湖、淺湖碳酸鹽巖方解石為主，δ18O數(shù)值明顯負(fù)偏。上干柴溝組δ18O=-12.4×10-3～-4.9×10-3；均值-9.7×10-3；上油砂山組δ18O=-11.8×10-3～-6.4×10-3，均值-9.2×10-3。

3 湖相碳酸鹽巖碳氧同位素的古湖泊學(xué)意義

3.1 碳同位素的循環(huán)及分餾機(jī)制

地球上的碳存在2個常見同位素，即12C和13C，且前者更為豐富。湖泊中碳循環(huán)及其同位素分餾方式比氧同位素復(fù)雜得多。碳以多種方式進(jìn)入湖泊中，它以有機(jī)質(zhì)或以無機(jī)碳酸鹽礦物形式保存于湖泊中，有機(jī)和無機(jī)方式的碳源均可作為同位素信息的來源，碳源信息記錄了不同的分餾作用過程。與氧同位素不同，并非單一的碳儲庫來控制湖泊中碳的收支平衡，湖泊中碳同位素特征的收支平衡過程將通過湖泊作為一個整體來反映。湖泊中存在多種重要過程影響碳同位素分餾，碳同位素的變化與碳同位素交換和生物動力學(xué)分餾效應(yīng)有關(guān)(圖2)。

圖2 湖泊中碳同位素主要分餾效應(yīng)及途徑(據(jù)文獻(xiàn)[53]，修改)Fig.2 Diagram showing the main fraction effects and approaches of C isotopes in lakes

3.2 湖相碳酸鹽巖碳氧同位素影響因素

圖3 湖相碳酸鹽巖沉積物的碳氧同位素變化主要控制因素Fig.3 The main change-control factors of C, O isotopes of lacustrine carbonate

影響湖相碳酸鹽巖巖石氧同位素變化的因素包括水溫、湖水的氧同位素組成和水文平衡狀態(tài)。湖泊沉積碳酸鹽巖δ18O值隨水溫的上升而降低，根據(jù)平衡方程計算，溫度每升高1 ℃則δ18O降低0.24×10-3。湖水的氧同位素組成主要來自大氣降水、地表水和地下水，它的變化主要受到氣溫和水文條件收支平衡狀態(tài)的控制。通常河流注入量遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于降水量，所以河水的同位素組成又與流域雨水的平均同位素成分相一致，因此湖泊水體的δ18O值也是氣溫的函數(shù)[57-58]。一般蒸發(fā)作用使湖水中較輕同位素16O分子優(yōu)先從湖水表面逸出轉(zhuǎn)化為水蒸汽，使湖水18O富集，從而造成湖水中沉淀的碳酸鹽巖δ18O值增加。在潮濕氣候下的開放型湖泊環(huán)境中，降水量遠(yuǎn)大于蒸發(fā)量，湖水中的δ18O值也就接近于大氣降水的同位素組成。相反，在干旱氣候時期，蒸發(fā)量增加，徑流量減少，湖水的δ18O值就會升高[59]。

3.3 碳氧同位素的湖泊水體環(huán)境判識

湖相碳酸鹽巖樣品氧同位素對成巖作用最為敏感，其在成巖過程中與大氣淡水、或在埋藏過程中與熱水發(fā)生同位素交換，使δ18O值明顯降低，因此在實驗測試時與δ13C值同步獲得的δ18O值常因顯著的成巖改造而失去地層研究和古環(huán)境恢復(fù)的意義[60-61]。相反，碳酸鹽巖中碳含量少，促使碳酸鹽巖氧同位素發(fā)生再平衡的大氣淡水或熱液水有時不足以改變碳同位素值，故對成巖作用具有一定的抵抗能力[62-63]。所以，一般將碳酸鹽巖樣品δ18O>-10.0×10-3(甚至>-11.0×10-3)作為碳氧同位素有效性的界限[64]。對國內(nèi)二疊系—三疊系、侏羅系—白堊系、古近系—新近系湖相碳酸鹽巖樣品δ18O數(shù)值分析，除二疊系三塘湖盆地方沸石鉀長白云巖、中侏羅統(tǒng)高涼山組以及中新世松潘地區(qū)的馬拉墩組，其它均>-10.0×10-3，樣品同位素數(shù)據(jù)具有原始有效性。

圖4 湖相碳酸鹽巖δ13C與δ18O相關(guān)性分析及古湖泊水文條件解釋Fig.4 The correlation of δ13C and δ18O of lacustrine carbonate and paleolimnological hydrological interpretationa.豫西宜陽地區(qū)三疊系孫家溝組；b.銀額盆地早白堊世巴音戈壁組、蘇紅圖組和銀根組；c.義縣盆地早白堊世義縣組；d.江陵凹陷古近系沙市組和新溝嘴組

地質(zhì)學(xué)家常以δ13C為縱坐標(biāo)，δ18O為橫坐標(biāo)建立坐標(biāo)系，進(jìn)行數(shù)據(jù)投點來判識湖泊類型。開放型湖泊與封閉型湖泊中沉淀的碳酸鹽巖δ13C和δ18O數(shù)值分布區(qū)不同。現(xiàn)代開放型湖泊碳酸鹽巖δ13C和δ18O值均為負(fù)值，數(shù)值投點于第3象限，且δ13C介于-10.0×10-3～0×10-3之間，δ18O介于-5.0×10-3～-15.0×10-3之間。開放型湖泊發(fā)育排泄出口，湖泊水體時間滯留較短，碳氧同位素組成控制因素的差異，兩者變化趨勢呈不相關(guān)性或弱相關(guān)性。在封閉型湖泊中，碳酸鹽巖樣品δ13C為正值，介于0.0×10-3～+5.0×10-3之間，變化較??；δ18O值正負(fù)均有，為-10.00×10-3～+5.00×10-3，變化較大，其數(shù)值投點于第1、第2象限，且δ13C與δ18O數(shù)值常呈正相關(guān)性。本文選取豫西宜陽地區(qū)三疊系孫家溝組，銀額盆地早白堊世巴音戈壁組、蘇紅圖組和銀根組，義縣盆地早白堊世義縣組，江陵凹陷古近紀(jì)沙市組和新溝嘴組為代表，進(jìn)行δ13C與δ18O數(shù)值相關(guān)性分析。

華北板塊南部豫西宜陽地區(qū)孫家溝組上段韻律型發(fā)育的薄層湖相碳酸鹽巖的沉積環(huán)境分析，34件樣品碳氧同位素值除1個樣品δ18O值為正外，其余均為負(fù)值。δ13C值介于-8.87×10-3～0.34×10-3，均值-3.67×10-3；δ18O值介于-14.87×10-3～-6.68×10-3，均值-6.57×10-3[10]。δ18O>-7.97×10-3時，δ13C與δ18O呈明顯正相關(guān)關(guān)系，湖泊水文條件為封閉環(huán)境，碳酸鹽巖礦物富含白云石；δ18O<-7.97×10-3時，δ13C與δ18O呈明顯負(fù)相關(guān)或不相關(guān)關(guān)系，湖泊水文條件為開放性環(huán)境，碳酸鹽巖礦物以富含鎂方解石。根據(jù)孫家溝上段由下至上劃分共計34個沉積小層碳酸鹽巖碳氧同位素的變換規(guī)律，揭示湖泊環(huán)境經(jīng)歷了由開放到相對封閉，再次相對開放的演化過程(圖4a)。以δ18O=-7.97×10-3為閥值，可將碳氧同位素應(yīng)用于湖泊水文條件的劃分時，孫家溝組上段的底部碳酸鹽巖層、第26—29沉積層以及第3沉積層中的δ18O<-7.97×10-3；第2沉積層以及4—25沉積層中的δ18O>-7.97×10-3；第1沉積小層碳酸鹽巖δ18O正好為-7.97×10-3。

孫家溝組早期底部碳酸鹽巖層沉積時，環(huán)境濕潤，植被較發(fā)育，湖泊為開放的水文條件。上部的瘤狀碳酸鹽巖沉積相較底部碳酸鹽巖層δ13C發(fā)生正向漂移，指示古氣候逐漸向干旱轉(zhuǎn)變。1—6沉積層碳氧同位素變化劇烈，自下而上碳同位素逐漸正偏，第3沉積層δ13C和δ18O數(shù)值分別為-5.47×10-3和-10.15×10-3，發(fā)生氧同位素的嚴(yán)重負(fù)偏，解釋為湖泊水文條件由開放向封閉轉(zhuǎn)化期，且第3沉積層沉積期對應(yīng)為濕度較強(qiáng)的開放型湖泊環(huán)境。7—16小層沉積期，碳氧同位素變化范圍較小，且呈現(xiàn)正相關(guān)性(r=0.58)，表現(xiàn)為穩(wěn)定封閉性湖泊環(huán)境。17—25小層碳氧同位素變化劇烈，第20小層碳酸鹽巖δ18O=12.99×10-3，表現(xiàn)為相對封閉較差的湖泊環(huán)境，僅20小層沉積期出現(xiàn)湖泊相對性開放水體環(huán)境。26—29小層碳酸鹽巖碳氧同位素中δ18O明顯偏負(fù)，δ13C明顯偏正，說明湖泊已經(jīng)完全轉(zhuǎn)變?yōu)殚_放湖泊環(huán)境。湖泊存在水體的注入，湖水氧同位素的負(fù)漂移，造成湖相沉積碳酸鹽巖δ18O偏負(fù)；碳同位素相較湖泊開放期的底部沉積顯著偏正，說明其受植被和土壤來源的CO2的影響相對較弱，形成于濕度較小，植被較差的古氣候背景。孫家溝組上段由下自上詳細(xì)分析，揭示了湖泊環(huán)境經(jīng)歷了由相對開放到相對封閉，再到相對開放的地質(zhì)演化過程，該期湖泊環(huán)境的變化可能與南北秦嶺造山帶的隆升有關(guān)[10]。

早白堊世銀額盆地哈日凹陷發(fā)育斷陷期的巴音戈壁組和蘇紅圖組，以及斷坳期銀根組地層。各地層單元內(nèi)均有碳酸鹽巖發(fā)育，巴音戈壁組和蘇紅圖組熱水沉積巖主要為含灰泥巖、灰質(zhì)泥巖、泥灰?guī)r和白云質(zhì)泥巖，銀根組則以泥質(zhì)白云巖和白云質(zhì)泥巖為主。δ13C均值變化為3.40×10-3→5.89×10-3→6.07×10-3；δ18O均值變化為-9.64×10-3→-5.15×10-3→-6.62×10-3。δ13C與δ18O的相關(guān)性分析結(jié)果顯示各地層單元均顯示正相關(guān)，且相關(guān)系數(shù)r變化為：0.63→0.77→0.95，表示封閉型湖泊沉積環(huán)境下，湖泊水體滯留時間變長的地質(zhì)演化特點(圖4b)。義縣盆地下白堊統(tǒng)義縣組中部的磚城子層和頂部的金剛山層的碳氧同位素投點于不同的區(qū)域，前者為第3象限，后者為第2象限(圖4c)。δ13C與δ18O的無相關(guān)性，數(shù)據(jù)較為分散，指示在溫暖濕潤氣候背景下，開放型湖泊環(huán)境為主，僅受短暫干旱氣候影響湖水鹽度增加碳酸鹽巖發(fā)生沉淀，義縣組沉積末期氣候逐漸向半干旱-干旱演化的趨勢。

江漢裂谷江陵凹陷古近統(tǒng)沙市組和新溝嘴組發(fā)育泥灰?guī)r和泥云巖2種類型碳酸鹽巖。巖石碳氧同位素分析結(jié)果顯示，沙市組δ13C=-4.8×10-3～-1.0×10-3，δ18O=-5.6×10-3～-0.6×10-3；新溝嘴組組δ13C=-10.8×10-3～-8.8×10-3，δ18O=-10.2×10-3～-6.7×10-3。沙市組碳酸鹽巖樣品δ13C與δ18O之間呈現(xiàn)較強(qiáng)的正相關(guān)性，表明其形成于蒸發(fā)作用明顯的封閉型咸水湖泊中。新溝嘴組碳氧同位素之間呈現(xiàn)較強(qiáng)的負(fù)相關(guān)性，個別數(shù)據(jù)偏移較大(圖4d)，指示早始新世新溝嘴組古氣候為干旱溫暖型，湖相碳酸鹽巖沉淀于水體封閉為主，僅經(jīng)歷短暫開放期的湖泊環(huán)境中[45]。江陵凹陷古近系湖相碳酸鹽巖碳氧同位素組成的變化揭示了古新世沙市期向始新世新溝嘴期區(qū)域古氣候由干旱炎熱向干旱溫暖轉(zhuǎn)變[65]。

4 結(jié)論

受構(gòu)造運(yùn)動、陸源輸入和古環(huán)境等因素影響，中國湖相碳酸鹽巖沉積開始于二疊紀(jì)—三疊紀(jì)，經(jīng)侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)發(fā)展，鼎盛于古近紀(jì)。湖相碳酸鹽巖具有沉積時間跨度長、地理分布面積廣、巖石類型多樣等特點。湖相碳酸鹽巖產(chǎn)出方式多樣，常具多個單層、薄夾層狀、互層狀、韻律沉積等特征，也見以結(jié)核狀或鈣質(zhì)微體化石等薄夾層賦存于泥巖、頁巖等細(xì)粒碎屑巖中。中國湖相碳酸鹽巖分布范圍廣，不同盆地、不同地質(zhì)時期、不同巖性的碳酸鹽巖碳氧同位素具有如下規(guī)律：

(1)湖相碳酸鹽巖樣品δ13C值介于-10.0×10-3～+10.0×10-3之間，多集中于-5.0×10-3～+5.0×10-3，正負(fù)值均有。二疊系—三疊系δ13C值發(fā)生輕微負(fù)偏，侏羅系—白堊系先正向漂移隨后負(fù)偏；古近系—新近系再次正偏，達(dá)到最大值約±5.0×10-3，隨后再負(fù)向漂移。

(2)湖相碳酸鹽巖樣品氧同位素δ18O值位于-20.0×10-3～+2.0×10-3之間，多數(shù)為-15.0×10-3～0.0×10-3，幾乎全部為負(fù)值。二疊系—三疊系、侏羅系—白堊系的碳酸鹽巖δ18O數(shù)值在-15.0×10-3～-3.0×10-3之間變化，古近系—新近系δ18O數(shù)值明顯正偏，多數(shù)位于-10.0×10-3～0.0×10-3。

(3)湖相碳酸鹽巖δ13C和δ18O密切相關(guān)，且δ13C值多正偏或微負(fù)值，指示湖泊為封閉型咸水-半咸水環(huán)境；δ13C和δ18O無相關(guān)，δ13C負(fù)值，指示湖泊為開放型淡水環(huán)境。