2. 青岛海洋地质研究所海洋沉积开放实验室, 山东 青岛 266071
2. Open Laboratory of Marine Deposition, Qingdao Institute of Marine Geology, Qingdao 266071, Shandong, China
0 引言
句容地区位于扬子地台边缘，宁镇山脉附近。下扬子区经历了晋宁运动之后，即终止了地槽发展的历史，于晚震旦世基本进入相对稳定的地台型沉积[1-2]。早寒武世早期下扬子区达到早古生代第一次海侵高峰时期，在经历了晚寒武世海退之后，早奥陶世达到早古生代第二次海侵高峰时期，海侵来自西南方向。下扬子区早奥陶世大致以江西德安－安徽太平－江苏宜兴－浙江绍兴一线为界；此线以南为浙皖盆地-陆棚沉积区，海水普遍较深，沉积了一套具水平微细层理发育、生物群以漂浮型的笔石为主之泥页岩；该线以北的苏皖台地沉积区则发育了以底栖型介壳生物为主的碳酸盐岩沉积[3]。目前，对句容地区奥陶纪的研究主要集中在古生物及其地质意义上[4-5]，缺少系统的元素地球化学和碳氧同位素的研究。
沉积物中的常量、微量和稀土元素保存了相当丰富的地质信息，元素的富集与亏损、迁移与保存是对沉积环境的记录，也是对地质作用过程的重要标定[6-8]。古代海相碳酸盐岩稳定同位素组成保留了碳酸盐岩沉积时原始同位素组成的信息，能近似地反映古海洋稳定同位素的组成，在恢复水体的古温度、古盐度、碳酸盐岩成岩作用以及地层的划分和对比等方面已被广泛应用[9-15]；同时，其可以追踪当时海平面的升降变化[16-19]。碳酸盐岩地球化学分析为海平面相对升降和古环境恢复等提供了定量标志，促进了地质学向定量化和微观研究方向的发展。本文旨在分析句容地区仑山组碳酸盐岩元素地球化学和碳氧同位素特征对古盐度、古水深、古环境及古温度的记录，研究海平面的相对变化，结合研究区沉积环境演变，编制句容地区早奥陶世仑山组海平面相对变化曲线；以期为宁镇地区沉积相的识别、沉积环境变迁的认识、层序地层的划分和对比提供必要的约束，并为今后苏北盆地与南黄海盆地古生界和沉积对比研究提供详实的陆上资料。
1 岩性、岩相特征句容地区下奥陶统仑山组出露完整，为采集用于确定本区古盐度和古水深所需的灰岩样品，笔者实地勘测了位于句容县仑山369 m高地东南坡的仑山剖面(图 1)。实测起点GPS：119°15′27.438″E，32°06′16.549″N，终点GPS：119°15′31.157″E，32°06′16.469″N。具体岩性、岩相特征(图 2)描述如下。
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| 图 1 句容地区仑山剖面位置图 Figure 1 Lunshan section location map in Jurong area |
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| 图 2 句容地区仑山剖面仑山组综合柱状图 Figure 2 Lunshan Formation composite columnar of Lusnhan section in Jurong area |
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句容地区下奥陶统仑山剖面仑山组厚度为97.5 m。根据岩石颜色、岩性等特征将剖面划分为9层：1层岩性为浅灰色厚层灰质白云岩，厚度为3.9 m；2层岩性为浅灰、灰色厚层粉晶灰岩，含腕足类化石，厚度为8.0 m；3层岩性为暗灰色厚层细晶灰岩，含腕足类化石，厚度为13.8 m；4层岩性为暗灰色粉晶灰岩，厚度为2.8 m；5层岩性为暗灰色鲕状灰岩，含腕足类及三叶虫碎片，厚度为1.7 m；6层为灰色粉晶灰岩，厚度为2.0 m；7层岩性为灰、浅灰色厚层细晶灰岩夹薄层粉晶灰岩和中晶灰岩，厚度为19.1 m；8层岩性为灰色泥晶灰岩，厚度为11.0 m；9层岩性为浅灰色厚层灰质白云岩夹白云岩和砾屑灰岩(砂屑灰岩)，其中灰质白云岩中含燧石条带和结核，厚度为36.2 m。岩性组合、岩层厚层和生物化石的变化反映沉积环境的变迁。其中：1层浅灰色灰质白云岩沉积代表开阔台地静水灰泥沉积；2层和3层的细晶灰岩和粉晶灰岩代表开阔台地含生物碎屑灰泥沉积；5层的鲕粒灰岩代表台地边缘浅滩的鲕粒滩沉积；4和6层的粉晶灰岩代表深水陆棚的静水灰泥沉积；7层细晶灰岩代表开阔台地静水灰泥沉积；8层泥晶灰岩代表深水陆棚静水灰泥沉积；9层灰质白云岩夹白云岩和砾屑灰岩沉积分别代表深水陆棚的静水灰泥和碎屑流沉积。仑山组由剖面下部的开阔台地沉积物组合、中下部的台地边缘浅滩和深水陆棚沉积物组合、中部的开阔台地沉积物组合、中上部的深水陆棚沉积物组合和台缘斜坡沉积物组合组成。沉积环境的变迁反映仑山组经历了两次水体相对变深的过程。
本次研究以露头剖面为资料，根据出露地层的岩性、岩相以及界面特征，应用层序地层原理，进行层序地层划分，仑山组可划分出层序1和层序2。
层序1相当于仑山组下部1－6层，为一套厚层中薄层的含生物碎屑灰岩。其由低位体系域和海侵体系域构成，缺少高位体系域。低位体系域相当于1－3层，为一套浅灰暗灰色含生物碎屑灰岩，厚层块状。岩层内发育裂隙或裂缝，有的形成方解石晶洞和方解石脉(图 3a)，也有的裂隙内充填方解石胶结灰岩碎屑(图 3b)。这是一套开阔台地环境中形成的含生物碎屑的灰泥沉积，是较浅水环境的沉积产物。这套岩性为细晶－微晶灰岩，已有不同程度的白云岩化。海侵体系域相当于4－6层，为暗灰色中薄层生物碎屑灰岩。在3层与4层的界面处有碎屑灰岩薄层发育，其界面为体系域界面，代表沉积间断和沉积环境的改变(图 3c)，在该层序顶界面之下的6层发育波状-交错层理，反映大型波浪以致风暴浪对沉积物构造的影响。层序1低位体系域和海侵体系域的二层结构，显示浅灰－暗灰、厚层中薄层、较浅水－较深水的层序结构和序列，反映一个海侵过程。
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| a.沿裂隙发育方解石晶洞；b.裂隙内充填方解石胶结灰岩碎屑；c. 3层与4层(低位和海侵体系域)界面；d.浅灰色厚层灰岩，部分白云岩化；e.薄层砂屑灰岩和泥晶灰岩互层，水平纹层，波状纹层；f.溶解，豹皮灰岩。 图 3 句容地区仑山剖面典型野外照片 Figure 3 Typical field photos of Lushan profile in Jurong area |
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层序2相当于仑山组上部7－9层，也由低位体系域和海侵体系域构成，为一套浅灰色厚层灰岩，与下伏层序2(仑山组下部)呈不整合或整合接触，是一个沉积间断面(图 2)。低位体系域相当于7层，为一套浅灰色厚层灰岩，部分白云岩化，呈块状(图 3d)。层序界面处出现明显的岩性和环境的变化，代表沉积间断。这套沉积开阔台地环境下形成灰泥沉积(图 3d)。海侵体系域相当于8－9层，为中薄层中层泥晶灰岩和碎屑灰岩。这是一套深水陆棚的碳酸盐沉积，多呈泥晶灰岩与薄层砂屑灰岩互层(图 3e)，发育微波状-水平(或平行)层理，也有发育成岩收缩和深水溶解现象。这些砂屑(砾屑灰岩)属于碳酸盐浊流沉积，可能和风暴浪存在成岩联系，发育竹叶状碎屑。这套深水碳酸盐沉积序列发育有一定程度的深水溶解现象，形成变形层理和透镜状构造(瘤状构造)，同时也叠加有白云岩化作用，形成“豹皮”灰岩(图 3f)。仑山组在仑山石宕冲红花园组剖面的岩性为含燧石团块结晶白云石浅灰色厚层亮晶生物碎屑藻灰岩与含微晶亮晶砂屑灰岩互层，是生物礁-浅滩相，属于高位体系域，而在本剖面缺失。层序2低位体系域和海侵体系域的二层结构，显示浅灰、厚层-中薄层、较浅水－深水的层序结构和序列，反映一个海侵过程。
2 样品采集及分析在句容地区仑山剖面仑山组共采集21块样品，在薄片鉴定后，选择泥晶灰岩、粉晶灰岩、细晶灰岩、中晶灰岩和砾屑灰岩共10块样品用于地球化学分析，所选择的样品新鲜未遭受风化，避开方解石脉、黄铁矿晶体和重结晶部位。镜下观察为受成岩作用影响较小的泥晶灰岩、粉晶灰岩等样品，因为粉晶灰岩或泥晶灰岩在成岩时低的水岩比使碳同位素改变较少，有利于重建古海水条件[20-21]。
对测试样品首先进行清水冲洗，烘干。在初步研磨后去除样品中的砂岩颗粒，再用玛瑙球研磨机破碎，保留小于200目样品。研磨好的样品分成3份，一份用于常量元素分析，一份用于微量、稀土元素分析，一份用于碳氧同位素分析。地球化学分析在吉林大学实验测试中心完成，详细实验测试过程可参见文献[22]。常量元素采用X-射线荧光光谱仪测定，分析精度优于5%。微量和稀土采用ICP-MS质谱仪测定，质谱仪测试检出限小于0.5×10-6。Li、Be、Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、Ga、Rb、Sr、Zr、Mo、Cs、Ba和Pb检测限为0.01 ~ 0.2 μg/L，Y、Nb、Hf、Ta和REE检测限为0.001 ~ 0.005 μg/L。测试样品最终结果取3次测定平均值，数据如表 1所示。
| 元素 | 岩性 | SiO2 | Al2O3 | FeO | Fe2O3 | K2O | Na2O | CaO | MgO | MnO | TiO2 | P2O5 | 烧失量 | B | Sc | Ti | V | Cr | Co | Ni | Cu | Zn | Ga | Ge | As | Rb | Sr | Y | Zr | Nb | Ag | Sn | Ba | Hf | Ta | Hg | Pb | Bi | Th | U | Sr/Ba | 1 000Sr/Ca | V/Ni |
| LS-B20 | 砾屑灰岩 | 3.82 | 0.29 | 0.02 | 0.13 | 0.06 | 0.03 | 48.8 | 4.73 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 42.5 | 0.00 | 0.77 | 83.6 | 3.11 | 3.10 | 0.84 | 3.88 | 2.98 | 3.86 | 0.74 | 0.05 | 5.71 | 1.58 | 240.0 | 0.51 | 2.48 | 0.76 | 0.00 | 0.11 | 22.90 | 0.49 | 0.00 | 0.00 | 1.87 | 0.01 | 0.54 | 0.40 | 10.50 | 0.49 | 0.80 |
| LS-B19 | 砾屑灰岩 | 3.98 | 0.30 | 0.00 | 0.16 | 0.07 | 0.03 | 48.9 | 4.65 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 42.4 | 2.20 | 0.94 | 75.0 | 4.01 | 5.08 | 0.89 | 5.28 | 3.31 | 3.98 | 0.77 | 0.04 | 5.93 | 1.69 | 248. 0 | 0.32 | 2.30 | 1.10 | 0.00 | 0.34 | 14.80 | 0.49 | 0.27 | 0.00 | 1.13 | 0.02 | 0.56 | 0.37 | 16.76 | 0.51 | 0.76 |
| LS-B18 | 白云岩 | 7.25 | 1.70 | 0.10 | 0.74 | 0.57 | 0.07 | 38.4 | 12.20 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 38.6 | 4.13 | 2.34 | 387.0 | 9.61 | 11.00 | 2.17 | 4.62 | 5.05 | 6.39 | 2.61 | 0.18 | 13.40 | 15.8 | 305.0 | 2.16 | 6.68 | 1.65 | 0.00 | 0.34 | 49.50 | 0.6 | 0.05 | 0.01 | 2.79 | 0.04 | 1.37 | 0.24 | 6.17 | 0.79 | 2.08 |
| LS-B15 | 泥晶灰岩 | 4.54 | 0.78 | 0.00 | 0.26 | 0.18 | 0.06 | 53.1 | 1.09 | 0.02 | 0.00 | 0.01 | 40.2 | 1.21 | 1.58 | 129.0 | 4.86 | 5.86 | 1.18 | 3.40 | 3.49 | 6.56 | 1.33 | 0.09 | 18.80 | 5.47 | 423.0 | 2.26 | 2.53 | 0.90 | 0.00 | 0.15 | 13.60 | 0.49 | 0.02 | 0.03 | 2.14 | 0.02 | 0.79 | 0.54 | 31.15 | 0.80 | 1.43 |
| LS-B13 | 中晶灰岩 | 1.86 | 0.28 | 0.00 | 0.21 | 0.05 | 0.04 | 31.3 | 21.70 | 0.01 | 0.00 | 0.02 | 44.4 | 0.00 | 0.57 | 19.5 | 4.47 | 1.88 | 0.72 | 1.60 | 2.21 | 7.08 | 0.51 | 0.03 | 1.19 | 0.67 | 57.2 | 0.33 | 0.74 | 0.58 | 0.00 | 0.00 | 3.46 | 0.45 | 0.00 | 0.00 | 0.99 | 0.00 | 0.38 | 0.56 | 16.56 | 0.18 | 2.79 |
| LS-B11 | 粉晶灰岩 | 2.53 | 0.33 | 0.00 | 0.18 | 0.10 | 0.00 | 31.6 | 21.70 | 0.01 | 0.00 | 0.02 | 43.4 | 0.99 | 0.95 | 64.2 | 6.63 | 2.99 | 0.91 | 2.08 | 2.20 | 5.37 | 0.71 | 0.04 | 3.00 | 2.71 | 79.0 | 0.61 | 1.66 | 1.20 | 0.00 | 0.20 | 29.20 | 0.48 | 0.27 | 0.01 | 1.28 | 0.02 | 0.61 | 1.00 | 2.70 | 0.25 | 3.19 |
| LS-B10 | 粉晶灰岩 | 4.05 | 1.12 | 0.20 | 0.52 | 0.37 | 0.05 | 31.2 | 21.30 | 0.01 | 0.00 | 0.01 | 41.5 | 7.87 | 1.76 | 188.0 | 17.30 | 9.27 | 3.05 | 6.52 | 11.50 | 3.62 | 2.14 | 0.11 | 16.00 | 11.50 | 81.0 | 1.14 | 3.59 | 1.15 | 0.01 | 0.24 | 26.30 | 0.53 | 0.05 | 0.00 | 5.05 | 0.05 | 0.89 | 2.65 | 3.07 | 0.26 | 2.65 |
| LS-B8 | 粉晶灰岩 | 2.53 | 0.32 | 0.00 | 0.13 | 0.05 | 0.02 | 32.1 | 20.70 | 0.01 | 0.00 | 0.02 | 44.4 | 0.00 | 0.97 | 34.2 | 4.11 | 4.39 | 0.83 | 3.61 | 2.56 | 6.39 | 0.52 | 0.04 | 1.96 | 0.90 | 83.0 | 0.35 | 0.81 | 0.90 | 0.00 | 0.25 | 6.78 | 0.46 | 0.20 | 0.00 | 1.21 | 0.02 | 0.53 | 0.53 | 12.25 | 0.26 | 1.14 |
| LS-B5 | 细晶灰岩 | 10.9 | 0.17 | 0.04 | 0.24 | 0.05 | 0.05 | 28.9 | 19.50 | 0.01 | 0.00 | 0.01 | 39.9 | 0.00 | 1.00 | 97.7 | 2.59 | 4.66 | 1.05 | 3.79 | 4.60 | 6.43 | 0.60 | 0.06 | 5.92 | 0.80 | 57.3 | 0.63 | 1.44 | 1.20 | 0.00 | 0.19 | 10.50 | 0.47 | 0.17 | 0.00 | 3.58 | 0.02 | 0.49 | 0.47 | 5.44 | 0.20 | 0.68 |
| LS-B4 | 粉晶灰岩 | 9.06 | 0.38 | 0.04 | 0.37 | 0.03 | 0.03 | 29.6 | 19.10 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 41.5 | 0.00 | 0.82 | 30.4 | 6.23 | 3.04 | 1.21 | 2.64 | 5.28 | 9.83 | 0.62 | 0.10 | 5.43 | 0.39 | 66.5 | 0.17 | 0.81 | 0.65 | 0.02 | 0.13 | 14.20 | 0.45 | 0.02 | 0.00 | 4.27 | 0.03 | 0.44 | 0.74 | 4.69 | 0.22 | 2.36 |
| 注：主量元素质量分数单位为%；微量和稀土元素质量分数单位为10-6。 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
碳、氧稳定同位素样品测试采用磷酸法[23]。测试流程是：1) 首先将样品粉碎，研磨至200目，90 ℃/10 h烘干；2) 样品在300~350 ℃的真空中加热抽空2 h，除去有机质；3) 将纯磷酸在真空中添加五氧化二磷，直至其比重为1.85，正磷酸配制完成；4) 将10~50 mg样品和5 mL正磷酸同时装在真空反应器两端，90 ℃抽至高真空；5) 取下反应器并倾斜放置，使样品与正磷酸充分混合；6) 放入水浴摇床(25 ℃恒温12 h保持化学反应)；7) 反应完毕，将反应管接至真空纯化系统，获取高真空，脱水和除氮、硫及其他杂质，制备成纯净的二氧化碳；8) 将纯净的二氧化碳转移至Finnigan MAT252型稳定同位素质谱仪上分析其碳氧同位素值，所获得的δ13C和δ18O值均为PDB值。δ13C和δ18O的标准偏差分别为0.05‰和0.07‰，工作标样为GBW04405。样品测试在核工业北京地质研究院测试中心完成，测试结果见表 2。
| 样品号 | 岩性 | δ13CPDB/‰ | δ18OPDB/‰ | Z |
| LS-B20 | 砾屑灰岩 | 1.8 | -10.4 | 125.81 |
| LS-B19 | 砾屑灰岩 | 1.6 | -10.1 | 125.55 |
| LS-B18 | 白云岩 | 2.3 | -9.5 | 127.28 |
| LS-B15 | 泥晶灰岩 | 1.7 | -14.4 | 123.61 |
| LS-B13 | 中晶灰岩 | -0.5 | -9.5 | 121.55 |
| LS-B11 | 粉晶灰岩 | -0.3 | -10.0 | 121.71 |
| LS-B10 | 粉晶灰岩 | -0.5 | -9.4 | 121.59 |
| LS-B8 | 粉晶灰岩 | -0.3 | -9.5 | 121.95 |
| LS-B5 | 细晶灰岩 | -0.5 | -9.9 | 121.35 |
| LS-B4 | 粉晶灰岩 | -0.8 | -9.3 | 121.03 |
盐度是海水中盐类物质的质量分数。氯化钠和氯化镁是海水中主要的盐类物质。氯化钠和氯化镁等盐类物质水中的溶解度和温度与压强有关。温度越高、压强越大(深度越深)，其溶解度越大，也就是盐度越大。这说明在浅海－半深海的范围内，随着海平面上升或海水变深，盐度增加。古水深变化受海平面相对升降影响，元素地球化学特征指示的古水深变化可反映海平面相对升降。结合岩性、沉积相、古生物等地质特征，海平面变化是可以通过古盐度变化进行推测的。
在不同的沉积环境中，由于地球化学行为的差异，化学性质较相似的Sr和Ba也会发生分离。在自然界的水体中，Sr迁移能力比Ba迁移能力强。当水体盐度很低时，Sr、Ba均以重碳酸盐的形式出现；当水体盐度逐渐加大时，Ba以BaSO4的形式首先沉淀，留在水体中的Sr相对Ba趋于富集；当水体中盐度增大到一定程度时，Sr亦以SrSO4的形式递增沉淀。在沉积物中的Sr/Ba值与古盐度呈明显正相关性，可作为古盐度判别的灵敏标志[24-25]。Sr/Ba值的高低反映了古盐度的大小，指示古水深的深浅。
Sr的质量分数在超盐度的深海岩石中高，在滨海、浅海和浅的半深海有机成因和有机碎屑碳酸盐岩中较低。因而从浅水碳酸盐岩到深水碳酸盐岩，Sr的绝对含量呈逐渐增加的趋势，碳酸盐岩中1 000Sr/Ca值也呈现类似的规律[26-28]。Sr质量分数在碳酸盐岩中受原始矿物相和成岩作用影响，使得文石中Sr质量分数最高、高镁方解石次之、低镁方解石最低。现代水体中浅水地带多为文石和高镁方解石，较深水地带为低镁方解石，浅水地带Sr质量分数和1 000Sr/Ca值较高，但古代岩石却正相反[24]。因为文石和高镁方解石不稳定，它们在向低镁方解石转变过程中只有一少部分Sr会保存下来，而原始低镁方解石在成岩过程中Sr会大量被保存；因此，反映近岸地带的文石和高镁方解石Sr质量分数低，而较深水地带的低镁方解石Sr质量分数反而偏高。
在碳酸盐岩中的V、Ni等元素主要赋存于陆源碎屑和黏土矿物中。碳酸盐滨海潮坪环境由于潮汐作用明显，海水具有较高的能量，使得淘洗作用强烈。而台盆环境中海水相对较深，水体稳定性强，有利于陆源碎屑物质的沉积，V、Ni元素质量分数自然较前者高。而且，海平面上升，盆地处于非补偿阶段，海底胶结作用和深海溶解作用加强[29]，也有利于陆源碎屑的沉积。V/Ni值可用于推断古盐度，V/Ni值是海相大于淡水相，其值越高盐度越大。V/Ni值随着水深的增大而增高，海平面上升，V/Ni值增加；反之，V/Ni值减小[30]。
3.1 Sr/Ba值对古盐度、古水深指示仑山组样品Sr/Ba值在纵向上有明显的变化(表 1、图 4)，整体上表现为上升的趋势，由最下部的4.69，变为顶部的10.50。其中Sr/Ba值自下而上出现3个峰值，分别在4层、8层和9层的上部。8层的峰值最大，达到31.15。Sr/Ba值的高低与古盐度大小、古水深深浅呈正比。Sr/Ba值增加，反映古盐度增加，指示古水深变深。
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| 图 4 句容地区仑山组元素地球化学比值、碳同位素曲线和海平面相对升降曲线 Figure 4 Element geochemistry ratio curve, carbon isotope curve and sealevel change curve of Lunshan Formation in Jurong area |
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仑山组样品1 000Sr/Ca值在剖面下部1－7层没有明显变化(表 1、图 4)，在剖面上部8－9层1 000Sr/Ca值与Sr/Ba值变化趋势接近。与之不同的是9层中下部LS-B18样品(白云岩)的1 000Sr/Ca值依然处于高峰处，与8层LS-B15样品(泥晶灰岩)1 000Sr/Ca值仅相差0.01。出现此种状况的原因是LS-B18样品w(Sr)值从LS-B15的423.0×10-6变为305.0×10-6，虽然有所降低，但w(CaO)同时也变小，由53.1%变为38.4%。这与岩性由泥晶灰岩(LS-B15) 变为白云岩(LS-B18) 有关。LS-B15中，SiO2和Al2O3质量分数(4.54%和0.78%)也明显低于LS-B18(7.25%和1.70%)，反映深水中黏土或泥质沉积和硅质增加。1 000Sr/Ca值增加，指示古水深变深。在剖面下部，1－7层样品的1 000Sr/Ca值明显低于剖面上部8－9层样品1 000Sr/Ca值，指示古水深变深。
3.3 V/Ni值对古盐度、古水深指示V/Ni值在纵向上变化很平缓(表 1、图 4)，剖面中上部与1 000Sr/Ca值反映趋势一致。剖面下部6层出现一个小的波峰，这个小波峰与Sr/Ba值波谷对应，出现这种状况的原因是LS-B8样品的Al2O3和SiO2质量分数(0.32%和2.53%)虽然低于B10样品(1.12%和4.05%)，但SiO2质量分数变化不大，Al2O3质量分数明显增加，所以这并不是水体中黏土或泥质沉积增加的反映，只是黏土矿物体积分数增加。
4 碳、氧同位素指示海平面升降和古盐度 4.1 原始性评估后期成岩作用会影响海相碳酸盐岩碳、氧同位素组成，造成δ13C值的降低和δ18O值的显著降低，从而部分或全部丢失原始海洋沉积时的信息；因此，对样品海水原始信息保存性进行评估非常必要。受到后期成岩影响，特别是大气水循环影响时，海相碳酸盐岩往往发生Sr丢失和Mn加入，一般认为Mn/Sr＜10(更严格的标准是Mn/Sr＜2) 的碳酸盐岩可以保留其原始的同位素组成[31-32]。氧同位素组成对后期蚀变更灵敏，一般δ18O值为-10‰~-5‰的样品，其氧同位素可能较原始组成稍有变化，但碳同位素组成变化不大；当δ18O值低于-10‰(或-11‰)时，碳同位素可能发生明显改变，其碳、氧同位素数据不宜使用[31-32]。还有学者利用δ18O与δ13C之间的相关关系来推断碳酸盐岩是否受到成岩作用影响[10, 33]。仑山组样品的Mn/Sr值均都小于2，说明它们保留了原始碳同位素组成。除LS-B15样品δ18O小于-11‰外，其余样品均大于-11‰。从δ13C值和δ18O值的相关性看(图 5)，句容仑山剖面下奥陶统仑山组样品碳、氧同位素组成分布离散，各组样品的碳、氧同位素数值之间不存在明显的相关性。综合分析表明，仑山组碳同位素组成受成岩及后期蚀变作用的影响程度较低，氧同位素组成可能稍有改变，所得碳同位素数据是可靠的。
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| 图 5 仑山组碳酸盐岩δ18OPDB与δ13CPDB值相关图 Figure 5 Correlation diagram of δ18OPDB and δ13CPDB of carbonate in Lunshan Formation |
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海洋碳酸盐岩δ13C的变化与同时期有机碳埋藏速率的变化密切相关，海相碳酸盐的碳同位素δ13C值较正的区间，对应着有机碳高速埋藏的时间间隔[34]。碳同位素12C往往富集在有机碳中，当有机碳快速埋藏时，有机碳会吸取过量的12C，使得自然界碳库中的13C相对富集，这样与之平衡的海水中的无机碳的13C也随之富集[35]。相应的海水中沉淀出的碳酸盐岩，其13C也相对富集，即δ13C相对升高。因此，碳酸盐岩中δ13C的峰值与有机碳快速埋藏的时期相一致。而海平面变化控制着海洋有机碳的埋藏速率[36-37]。
当海平面上升时，随着陆棚面积的增大，水体变深，浪基面随之上升，光合作用所能到达的界面也随之上移，结果使深部水体光合作用减弱，水体耗氧量增大，溶解氧被消耗，缺氧或还原环境进一步扩大。而且，海侵期间会形成比较温暖、均一的气候条件，这与海侵时期相对较小的子午线梯度有关。这种状况同样会使水中氧的溶解度和底层水重新氧化速率降低，造成贫氧或缺氧水体的扩展。再者，海平面上升还会引起底层热卤水的形成和海水密度分层及表层水产率和养料供给的增加，这些因素将促进有机碳的埋藏和保存[38]。海平面上升，古陆面积减小，暴露于古陆上的有机碳氧化量减小使其埋藏相对量增加，因而这也有利于有机碳保存与埋藏的时间间隔[39]。而且，海平面上升会使得古陆氧化面积减小，因剥蚀而带入海洋的有机碳的量也随之减少，从而导致溶于海水中的CO2富含13C，与之平衡的碳酸盐岩的δ13C值亦相应增高[40]；反之，在海平面下降时，大陆面积增大，由于氧化剥蚀进入海洋的有机碳的数量增加；同时，海洋中的有机质埋藏速率降低[40]，大量的12C进入海水，使得海相碳酸盐的δ13C值降低。可见，碳酸盐岩的δ13C演化与海平面升降亦有着密切的关系。
句容仑山剖面下奥陶统仑山组碳酸盐岩δ13C值为-0.8‰~2.3‰，均值为0.45‰，δ13C值由较明显的上部(8－9层)和下部(1－7层)两部分组成，上部δ13C值为1.6‰~2.3‰，发生正偏移，下部δ13C值为-0.8‰~-0.3‰，表现为负偏移，上、下部均与正常海相碳酸盐岩0‰±2‰的范围一致。上部δ13C值明显高于下部δ13C值，由负偏移准变为正偏移，反映上部古水深较下部深。
仑山组样品δ13C在纵向上有明显的变化(图 4)。与1 000Sr/Ca值反映趋势一致，即在1－7层内部样品的δ13C没有明显变化。波峰出现在8－9层的LS-B15和LS-B18处。δ13C增加，反映海平面相对上升。海平面上升时期，生物繁盛，生物因新陈代谢作用而不断从海水中提取12C，并以有机质形式保存在海底沉积物中，造成有机质产率增加。同时，由于海水加深，有机碳受氧化作用影响减少，从而导致此期形成的碳酸盐岩具有较高的δ13C值。仑山组的沉积环境经历了下部的开阔台地、中下部台地边缘浅滩和深水陆棚，转变为中部的开阔台地，最后为上部的深水陆棚，由沉积环境的演变反映仑山组经历了2次海侵过程。沉积环境由开阔台地演化为深水陆棚，造成海水深度大增，底层水体的氧化性被进一步削弱，赋存于生物体内的有机碳被大量有效保存在沉积物中；使得海水的13C质量分数相对增加，相应地，碳酸盐岩的δ13C值发生正向偏移。沉积环境的演化与碳同位素反映的海平面变化趋势一致。
下奥陶统仑山组Sr/Ba值、1 000Sr/Ca值和δ13C值曲线整体形态基本相似，其曲线反映的古水深特征与上述3条曲线基本一致。V/Ni值曲线上部出现的一次波峰与1 000Sr/Ca值和δ13C值曲线的波峰相一致。根据元素比值特征曲线与δ13C值曲线特征反映，仑山组4－6层和8层上部－9层下部出现2个波峰，反映古盐度的增加和古水深的变深。最终根据δ13C值、Sr/Ba值、1 000Sr/Ca值和V/Ni值反映的古盐度、古水深曲线和仑山组沉积环境演化综合分析，下奥陶统仑山组可划分出2个级别的海平面相对升降曲线(图 4)。一级海平面相对升降曲线反映了仑山组经历了一次海侵；二级海平面波动曲线反映海平面波动频繁，由两次海平面相对上升和一次海平面相对下降组成。
4.3 碳、氧同位素与古盐度关系δ13C、δ18O值都与盐度有关，受温度影响较小，其变化趋势都是盐度越高，δ值越高。Keith等[41]提出利用石灰岩的δ13C、δ18O区分海相石灰岩和淡水相石灰岩的公式：
式中，δ13C和δ18O均用PDB作标准。当Z值大于120时为海相石灰岩，Z值小于120时为淡水石灰岩。由于古代碳酸盐岩形成后，其碳同位素难以交换而使其δ13C值较为稳定，并且Z值主要取决于δ13C，所以仍可以用Z值来大致判断样品形成时介质盐度的相对变化。δ13C和Z值越大，反映其沉积介质盐度越高。
从表 2可看出，早奥陶世句容仑山东南坡剖面仑山组碳酸盐岩样品δ13C为-0.8‰~2.3‰，其Z值也全部大于120；反映早奥陶世仑山组碳酸盐岩同样是在海相环境形成。这与在句容仑山剖面的碳酸盐岩中发现富含三叶虫及腕足类化石所指示的正常海相环境一致。
仑山组下部样品的Z值较上部样品的小，反映剖面下部沉积介质盐度小于剖面上部。仑山组下部沉积环境主要为开阔台地，上部沉积环境为深水陆棚，上部水体深度较下部要深。仑山组Z值反映的古盐度与利用地球化学元素比值所指示的古盐度、古水深变化，碳氧同位素指示的海平面相对升降和沉积环境反映的古水深变化整体相一致。
5 结论1) 下奥陶统仑山组碳酸盐岩沉积主要由开阔台地和深水陆棚组成，层序1和层序2均由低位体系域和海侵体系域构成，沉积环境变迁与体系域特征反映出仑山组经历了两次海侵过程。
2) 根据δ13C值、Sr/Ba值、1 000Sr/Ca值和V/Ni值反映的古盐度、古水深曲线，结合仑山组沉积环境演化与体系域特征，绘制出早奥陶世仑山组海平面相对升降曲线。下奥陶统仑山组一级海平面相对升降曲线反映仑山组时期经历了一次海侵；二级海平面波动曲线反映海平面波动频繁，由两次海平面相对上升和一次海平面相对下降组成。
3) 下奥陶统仑山组样品下部Z值小于上部样品，反映剖面下部沉积介质盐度小于剖面上部沉积介质盐度。Z值反映的古盐度变化特征与地球化学元素比值、碳氧同位素和沉积环境反映的古水深变化具有一致性，剖面上部水体较剖面下部水体深。
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