沉积学报  2020, Vol. 38 Issue (3): 661−675

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肖飞, 赵宗举, 姜在兴, 汪建国, 王培玺
XIAO Fei, ZHAO ZongJu, JIANG ZaiXing, WANG JianGuo, WANG PeiXi.
京西地区寒武系凤山组地球化学特征及古环境意义
Geochemical Characteristics and Their Paleoenvironmental Significance for the Cambrian Fengshan Formation in the Western Beijing Area
沉积学报, 2020, 38(3): 661-675
ACTA SEDIMENTOLOGICA SINCA, 2020, 38(3): 661-675
10.14027/j.issn.1000-0550.2020.026

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收稿日期：2020-01-23
收修改稿日期: 2020-04-15
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肖飞, 赵宗举, 姜在兴, 汪建国, 王培玺. 京西地区寒武系凤山组地球化学特征及古环境意义[J]. 沉积学报, 2020, 38(3): 661-675.
XIAO Fei, ZHAO ZongJu, JIANG ZaiXing, WANG JianGuo, WANG PeiXi. Geochemical Characteristics and Their Paleoenvironmental Significance for the Cambrian Fengshan Formation in the Western Beijing Area[J]. ACTA SEDIMENTOLOGICA SINCA, 2020, 38(3): 661-675.
京西地区寒武系凤山组地球化学特征及古环境意义
肖飞1,2 , 赵宗举3 , 姜在兴1,2 , 汪建国3 , 王培玺3     
1. 中国地质大学(北京)能源学院, 北京 100083;
2. 海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室, 北京 100083;
3. 中国石油学会, 北京 100724
收稿日期: 2020-01-23; 收修改稿日期: 2020-04-15
基金项目: 国家科技重大专项(2017ZX05009-002);国家自然科学基金项目(41772090)
第一作者简介: 肖飞, 男, 1988年出生, 博士研究生, 层序地层学, E-mail:3006160017@cugb.edu.cn
通信作者: 姜在兴, 男, 教授, E-mail:jiangzx@cugb.edu.cn
摘要: 为重建京西地区芙蓉世古海洋环境演化、更好地理解沉积环境对碳酸盐岩沉积的影响，选取下苇甸剖面凤山组为研究对象，在沉积环境分析基础上，运用碳-氧同位素、主-微量元素和稀土元素等分析手段，探讨地球化学特征对沉积古环境的指示意义。下苇甸剖面凤山组主要发育泥岩、薄板状泥晶灰岩、薄板状泥晶灰岩与泥岩互层、灰泥丘、生物扰动藻黏结泥晶灰岩、砾屑灰岩、粉屑砂屑灰岩和白云质灰岩8种岩相类型，垂向上表现为多个向上变浅的米级旋回，构成了一个三级层序，其中海侵体系域以潮下低能带沉积为主，高位体系域以潮下高能带-潮间高能带藻席沉积为主。凤山组碳酸盐矿物含量以方解石为主，Al和Si等陆源碎屑元素含量较低。δ13Ccar介于-0.71‰~1.51‰，反映沉积期海平面逐渐上升、末期短暂下降的变化趋势；Ce/Ce*和氧化还原敏感微量元素特征表明凤山期沉积水体以弱氧化性为主。
关键词: 京西地区    凤山组    碳酸盐岩    地球化学特征    古环境重建    
Geochemical Characteristics and Their Paleoenvironmental Significance for the Cambrian Fengshan Formation in the Western Beijing Area
XIAO Fei1,2 , ZHAO ZongJu3 , JIANG ZaiXing1,2 , WANG JianGuo3 , WANG PeiXi3     
1. School of Energy Resources, China University of Geosciences(Beijing), Beijing 100083, China;
 2. Key Laboratory of Marine Reservoir Evolution and Hydrocarbon Enrichment Mechanism, Ministry of Education, Beijing 100083, China;
 3. Chinese Petroleum Society, Beijing 100724, China
Foundation: National Science and Technology Major Project, No. 2017ZX05009-002; National Natural Science Foundation of China, No. 41772090
Abstract: For a better understanding of the environmental evolution in the Furongian Series and its influence on depositional systems, the present study analyzed the carbon and oxygen isotopes, the major and trace elements and the rare earth elements in the carbonates of the Fengshan Formation at the Xiaweidian section. Eight lithofacies were classified as shale, thinly-bedded lime mudstone, shale-thinly-bedded lime mudstone alteration, bioturbated boundstone, biohermal microbialites, calcisilitite, pebbly limestone conglomerate and dolomitic limestone, all occurring in high-frequency sedimentary cycles. The transgressive system tract was dominated by low-energy subtidal deposits; the highstand system tract was composed mainly of microbial biostromes. The elemental composition of micritic limestone was influenced weakly by detrital inputs and diagenesis for low contents of terrigenous Al2O3 and SiO2. The δ13Ccar values ranged from -0.71‰ to 1.51‰, suggesting a progressively rising sea level during the Fengshan period, ending with a lowering phase. The δ13Ccar shared a distribution pattern with the relative sea-level curves obtained from the outcrop analysis, implying that global sea-level fluctuation determined the development of the third-order sequence. The seawater during the Fengshan period had a lowto moderate oxygen content because of the low enrichment factors for the redox-sensitive trace elements and the weak negative Ce anomaly(Ce/Ce* < 1). The lower and middle parts of the Fengshan Formation were deposited in more highly oxygenated seawater, but the seawater oxygen content was lower towards the end of the Cambrian.
Key words: western Beijing area    Fengshan Formation    carbonate rocks    geochemical characteristics    paleoenvironmental reconstruction    
0 引言

海相自生碳酸盐岩的元素组成对沉积期海水物理化学性质和沉积后成岩蚀变非常敏感，可用于追溯古海洋环境变迁和成岩改造等地质信息，近年来广泛应用于前寒武纪和早古生代海洋环境的重建[1-6]。其中，稳定同位素在恢复古代海平面变化、古生物灭绝和全球年代地层对比方面具有重要指示意义；常量元素、微量元素常用于表征陆源供给、恢复海水古盐度和古生产力等沉积环境指标的定性评估；Mo、U、V等氧化还原敏感微量元素和稀土元素在沉积水体中的离子价态、赋存形式和溶解度随水体氧化性变化而发生改变，在沉积记录中表现为异常富集或亏损，对沉积期古海水氧化还原性具有良好的指示意义[7-10]。

芙蓉世是早古生代华北地台碳酸盐岩台地演化的重要阶段，见证了华北地台寒武纪最大海泛期[11]、造礁生物物种突变和古生物灭绝[12-13]、稳定碳同位素漂移（SPICE、SNICE和TOCE等）[14-16]和频发的风暴作用[17-20]等地质历史记录。近年来，华北地台芙蓉统丰富的灰泥丘和叠层石等微生物沉积建造成为微生物岩研究的重要对象，对理解寒武纪晚期古生态环境演化具有重要意义[13, 21-23]。国内外学者对北京西山下苇甸和青白口等典型寒武系剖面的碳酸盐岩开展了大量研究工作，在岩石学、地层学和岩相古地理等方面取得了重要认识，但是缺少地球化学特征对沉积层序的约束，对古海洋环境变化及其对微生物建造的认识也有待进一步加强。本次以下苇甸剖面凤山组为研究对象，在岩相古地理分析的基础上，开展泥晶灰岩组分碳—氧稳定同位素、主—微量元素和稀土元素组成特征研究，以探讨地球化学特征在表征海平面升降和重建古海洋环境等方面的应用。

1 区域地质背景

华北地台是我国最古老的克拉通地块，寒武纪之前经历了上亿年的全域性暴露剥蚀，于第二世晚期逐渐下沉，由东向西开始接受早古生代沉积，发育了巨厚的陆表海碳酸盐岩沉积建造[11, 13, 18-22]。下苇甸剖面位于北京市门头沟区，寒武系地层出露良好，是典型的华北型地层剖面，自下而上依次发育第二统（昌平组和馒头组）、苗岭统（毛庄组、徐庄组、张夏组和崮山组）和芙蓉统（长山组和凤山组），一直以来都是研究华北地台寒武系岩石学特征、地层学和沉积环境的重点剖面（图 1）。

图 1 下苇甸剖面构造地质图（a，b）与岩性剖面图（c） Fig.1 Geological map and lithological profile at the Xiaweidian section of the Fengshan Formation
图选项

华北地台寒武系—下奥陶统构成了一个完整的二级层序，芙蓉统与冶里组共同构成了二级层序的高水位沉积[24-26]。下苇甸剖面寒武系凤山组早期沉积粉砂质泥岩与薄板状泥质泥晶灰岩互层，直接覆盖在长山组顶部竹叶状砾屑灰岩之上，表现为淹没不整合型三级层序界面。凤山组早期受陆源供给较明显，粉砂质泥岩和泥岩发育，与薄层状竹叶状砾屑灰岩构成向上变浅的米级旋回。向上薄板状泥晶灰岩发育，局部见层状灰泥丘，丘高多小于30 cm，丘体岩性为藻黏结泥晶灰岩和少量泥晶灰岩砾屑，丘间被泥晶灰岩与泥岩互层和砾屑灰岩充填（图 2a），指示灰泥丘发育于潮下低能带。中部以薄板状泥晶灰岩与泥岩互层和竹叶状砾屑灰岩构成的米级旋回为主，单个旋回厚度多小于50 cm（图 2b）；旋回下部沉积单元中见透镜状小型风暴潮道，潮道被泥晶砂屑灰岩充填，可见小型沙纹层理（图 2c）。上部厚层状藻黏结泥晶灰岩发育，生物扰动强烈，局部虫孔白云石化（图 2d）。顶部发育白云质泥晶灰岩夹具少量紫红色氧化边的竹叶状砾屑灰岩，指示沉积水体逐渐变浅。下奥陶统冶里组底部为厚层状藻黏结泥晶灰岩，反映沉积水体逐渐开阔，与凤山组顶部白云质泥晶灰岩表现为岩性转换面，构成三级层序界面。

图 2 下苇甸剖面寒武系凤山组典型露头特征 （a）层状小型灰泥丘，高20~30 cm，宽30~50 cm，丘体为藻黏结泥晶灰岩，见少量竹叶状砾屑，丘间被竹叶状砾屑、泥质粉砂岩和条带状泥质泥晶灰岩充填；（b）多个向上变浅的高频旋回，旋回下部为潮下低能带薄板状泥晶灰岩与条带状钙质泥岩互层，上部为中层状竹叶状砾屑灰岩；（c）深灰色泥晶灰岩夹泥岩条纹条带，见高约10 cm的小型潮道（黄线），被沙纹层理泥晶砂屑灰岩充填；（d）深灰色块状藻黏结泥晶灰岩，虫孔发育（褐色斑块） Fig.2 Typical field photographs of the Fengshan Formation at the Xiaweidian section
图选项
2 沉积环境分析

米级旋回相当于六级旋回，由下部的较深水沉积单元和上部的较浅水沉积单元构成，记录了一个完整的海平面升降周期，是开展碳酸盐岩旋回地层学研究的基本地质单元[26-27]。在露头岩相类型和米级旋回识别的基础上，通过分析垂向相连且具成因联系的米级旋回岩相构成和厚度变化，可恢复垂向上相对海平面的变化趋势，开展层序地层和沉积环境的研究[28-29]。

此次在露头观察和薄片分析的基础上，根据矿物成分和沉积构造特征，共划分出泥岩（Sh）、薄板状泥晶灰岩（Ltb）、薄板状泥晶灰岩与泥岩互层（L-S）、藻黏结泥晶灰岩（Mm）、灰泥丘（Mb）、粉屑砂屑灰岩（Ca）、砾屑灰岩（Cp）和白云质灰岩（Mmb）等8种典型岩相（表 1、图 3）。

表 1 下苇甸剖面寒武系凤山组典型岩相描述 Table 1 Summary of lithofacies descriptions of the Fengshan Formation at the Xiaweidian section
岩相 岩相描述 沉积环境分析
泥页岩（Sh） 灰绿色—深灰色泥岩和粉砂质泥岩为主，水平层理发育，局部夹透镜状或不规则条带状泥晶灰岩，主要见于凤山组下部 悬浮泥质颗粒缓慢沉降，形成于低能沉积水体，多在风暴浪基面以下[30]
薄板状泥晶灰岩—泥岩互层（L-S） 泥晶灰岩以灰色、深灰色为主，成分以泥晶方解石为主，局部可见虫孔，单层厚度小于2 cm；黄灰色泥岩或钙质泥岩主要呈连续状或断续状，厚度多小于2 cm；局部见风暴回流小型潮道，充填粉屑灰岩或竹叶状砾屑（图 2a） 低能沉积水体中悬浮的泥晶方解石和泥质沉积缓慢交替沉降，位于正常浪基面之下[31]
薄板状泥晶灰岩（Ltb） 深灰色薄板状，侧向连续性好；单层厚度多小于2 cm，偶尔见少量泥质条纹夹层；成分以泥晶方解石为主，局部发育藻纹层构造（图 3a），可见风暴扰动弱变形层理（图 3b） 悬浮泥晶方解石缓慢沉降，发育于潮下低能带[32]
藻黏结泥晶灰岩（Mm） 颜色为浅灰到深灰色；单层厚度多大于20 cm，最厚可达1 m；多见中等生物扰动，毫米级虫孔发育，表现为暗色斑块，局部虫孔白云石化（图 3c）；见藻黏结结构，含少量藻黏结生屑（图 3d）和砂屑 潮间带下部或潮间带上部，陆源输入极少或不发育；微生物生命活动参与，微生物藻席[33]
灰泥丘（Mb） 单个灰泥丘高20~30 cm，呈丘状—半球状，多为层状分布；丘体成分主要藻黏结泥晶方解石、砾屑和生屑（图 3e），丘间充填竹叶状砾屑和薄板状泥晶灰岩与泥岩互层（图 2c）；局部见柱状叠层石构造 中等—高能潮下带沉积[34-35]
粉屑—砂屑灰岩（Ca） 透镜状小型潮道的充填物（图 2d）或不规则条带状；砂屑粒径多小于0.1 mm，砂屑不具圈层结构（图 3f）；发育小型沙纹层理（图 2d） 较粗粒碳酸盐沉积被风暴回流携带至较深水区域[34]
白云质灰岩（Mmd） 灰色、深灰色，单层厚度20~50 cm；局部见藻纹层构造；以泥晶方解石为主，少量亮晶白云石 潮坪环境[11]
砾屑灰岩（Cp） 透镜状（图 3g）或薄—中层状，单层厚度多小于20 cm；砾屑主要呈竹叶状，少量为不规则状（图 3g）；分选较差到较好，底部多见冲刷面（图 3h，i）；成分以均质泥晶灰岩为主，少量为泥岩和粉屑砂屑灰岩（图 3i）；少量砾屑发育紫红色氧化边；砾屑间充填泥晶灰岩、砂屑灰岩 风暴潮打碎近岸泥晶灰岩和薄板状泥晶灰岩与泥岩互层，原地杂乱堆积，或随回流搬运一段距离后沉积[11, 34]
表选项
图 3 北京下苇甸剖面寒武系凤山组典型岩相特征 （a）薄板状泥晶灰岩，见藻纹层构造，单偏光；（b）薄板状泥晶灰岩，见风暴成因蠕动变形构造和透镜状砂屑灰岩（红色箭头）；（c）生物扰动藻黏结泥晶灰岩，虫孔白云石化，单偏光；（d）藻黏结泥晶灰岩，见藻黏结结构，含少量微生物碎屑（箭头处），单偏光；（e）灰泥丘主体岩性特征，见藻黏结结构、三叶虫碎屑和少量砂屑，单偏光；（f）粉屑砂屑灰岩，砂屑分选较差，粒径多小于100 μm，单偏光；（g）透镜状小型潮道充填竹叶状砾屑灰岩，砾屑分选好，多小于1 cm；（h）竹叶状砾屑灰岩，砾屑分选差，成分为泥晶灰岩，砾屑间充填泥晶灰岩和钙质泥岩；与下伏薄板状泥晶灰岩间见冲刷面（红色实线）；（i）竹叶状砾屑灰岩，成分为泥晶灰岩，砾屑间充填粉屑灰岩，与下伏粉屑砂屑灰岩间见冲刷面（红色实线） Fig.3 Typical field photographs and thin-section photomicrographs of lithofacies in the Fengshan Formation at the Xiaweidian section
图选项

垂向上，凤山组海侵体系域的米级旋回主要由下部的泥岩（Sh）、薄板状泥晶灰岩与泥岩互层（L-S）和上部的灰泥丘（Mb）、藻黏结泥晶灰岩（Mm）和竹叶状砾屑灰岩（Cp）构成，夹少量薄板状泥晶灰岩（Ltb）。旋回构成以下部较深水沉积为主，且向上单个旋回厚度逐渐减小、旋回下部沉积单元厚度比例逐渐增大，反映沉积水体逐渐加深和持续海侵过程，整体以潮下低能带沉积为主。凝缩段以旋回下部的薄板状泥晶灰岩与泥岩互层（L-S）为主，泥晶灰岩生物扰动不明显，旋回上部沉积单元厚度很薄或不发育，指示最大海泛期。高位体系域米级旋回由下部的薄板状泥晶灰岩与泥岩互层（L-S）和上部厚层状藻黏结泥晶灰岩（Mm）、竹叶状砾屑灰岩（Cp）、粉屑砂屑灰岩（Ca）和白云质泥晶灰岩（Mmd）构成，向上旋回下部沉积单元厚度比例逐渐减小，而潮下高能带—潮间高能带生物扰动藻黏结泥晶灰岩（Mm）逐渐发育，反映沉积水深逐渐变浅。凤山组顶部具紫红色氧化边的竹叶状砾屑灰岩和白云石化现象，指示潮坪沉积背景（图 4）。

图 4 下苇甸剖面寒武系岩相类型与层序划分 Fig.4 Lithofacies and depositional sequence of the Fengshan Formation at the Xiaweidian section
图选项

研究区芙蓉世整体表现为风暴作用频发的开阔台地沉积背景[11, 29]，凤山组由早期的潮下低能带和后期的潮下高能带—潮间高能带藻席沉积构成，随着高位体系域藻席沉积的快速加积作用，相对海平面逐渐下降，顶部潮坪相白云质泥晶灰岩标志着三级层序序列的结束。

3 样品采集与分析方法

下苇甸剖面寒武系凤山组厚约97 m，为尽量减少成岩蚀变对原始地球化学特征的改造，此次以露头识别的米级旋回为采样单元进行间隔采样，主要选取旋回下部的薄板状泥晶灰岩和旋回上部的厚层状藻黏结泥晶灰岩。共采集32块泥晶灰岩、2块粉屑灰岩、1块泥晶灰岩砾屑和1块钙质泥岩样品，均为新鲜断面处采样，并在镜下观测避开微裂缝和成岩蚀变区域后室内微区采样，用玛瑙研钵研磨至200目。

全岩碳、氧同位素测试由中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室完成，100 mg样品粉末与无水磷酸在25 ℃恒温的真空条件下充分反应24 h，收集的CO2利用Finnigan-MAT 253气体同位素质谱仪进行同位素分析，分析结果PDB标准化，分析误差为±0.1‰。主、微量元素和稀土元素含量测试在北京大学造山带与地壳演化重点实验室完成。其中，50 mg粉末采用硼酸锂/偏硼酸锂熔融—X荧光光谱分析法分析主量元素，测试仪器为ARL ADVANTXP+扫描型波长色散X射线荧光光谱仪，测试误差小于5%；微量—稀土元素采用醋酸溶样法和ICP-MS分析方法，测试仪器为Agilent 7500Ce ICP-MS，测试误差小于5%。

4 地球化学特征 4.1 主量—微量元素特征

凤山组碳酸盐岩样品CaO含量介于35.03%~55.33%（平均值为51.73%），CaO+LOI（烧失量）介于57.66%~97.72%（平均值为90.47%），表明其矿物组成以方解石为主。MgO含量整体较低，介于0.28%~1.82%（平均值为0.64%），反映白云石化作用改造微弱。SiO2和Al2O3含量分别为0.72%~23.49%（平均值为4.73%）、0.22%~6.69%（平均值为1.41%），且具有向上逐渐减小的趋势（表 2、图 5），表明陆源供给影响较小。底部钙质泥岩具有较高的SiO2、Al2O3含量和较低的CaO含量，分别为46.96%、12.28%和12.5%，指示明显的陆源碎屑沉积背景。

表 2 下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩主、微量和稀土元素含量和部分参数计算结果 Table 2 Major, trace, and rare earth element contents and calculated carbonate contents of the Fengshan Formation, Xiaweidian section
样品号 岩性 δ13Ccar/‰ δ18Ocar/‰ SiO2/% Al2O3/% CaO/% MgO/% Mg/Ca Mn/Sr V/Cr Th/U EFV EFMo EFU ∑REE
/×10-6 		LREE
/HREE 		LaN/SmN DyN/SmN GdN/YbN Ce/Ce* Eu/Eu*
XWD01 钙质泥岩 -0.09 -10.317 46.96 12.28 12.50 1.82 0.15 2.64 2.26 6.88 0.85 0.10 0.94 134.15 8.80 0.99 0.69 1.28 0.894 0.922
XWD02 泥晶灰岩 0.221 -10.689 6.77 2.12 49.40 0.56 0.01 2.70 2.66 4.48 1.60 0.76 2.36 130.56 7.27 0.67 0.68 1.77 0.930 0.996
XWD03 泥晶灰岩 0.075 -10.412 9.64 3.09 47.17 0.65 0.01 2.58 1.74 5.19 1.34 0.18 1.14 93.54 6.14 0.73 0.81 1.43 0.885 1.011
XWD04 粉屑灰岩 0.211 -10.251 12.34 3.96 36.18 0.71 0.02 1.40 2.00 5.26 1.32 0.30 1.67 83.76 6.75 0.80 0.79 1.31 0.910 1.057
XWD05 泥晶灰岩 -0.242 -10.088 1.45 0.56 54.40 0.52 0.01 0.72 0.98 2.62 1.18 3.04 5.48 20.25 8.71 1.01 0.68 1.52 0.899 0.792
XWD06 泥晶灰岩 0.273 -8.223 1.88 0.48 55.33 0.38 0.01 0.43 1.97 3.25 1.26 1.03 3.79 28.22 9.75 0.89 0.58 1.84 0.927 0.978
XWD07 泥晶灰岩 0.396 -8.546 0.72 0.22 54.91 0.45 0.01 0.49 2.33 1.94 1.14 1.95 8.29 15.14 9.21 0.95 0.63 1.74 0.896 0.814
XWD08 泥晶灰岩 0.477 -9.141 1.75 0.57 54.81 0.28 0.01 0.69 2.50 2.45 1.30 2.48 4.48 23.26 9.27 0.98 0.64 1.72 0.906 0.816
XWD09 泥晶灰岩 -0.71 -9.275 7.00 1.94 51.15 0.51 0.01 1.01 2.17 4.52 1.14 0.45 2.22 78.82 8.90 0.81 0.62 1.88 0.915 1.066
XWD10 泥晶灰岩 0.283 -9.271 5.70 1.56 52.06 0.42 0.01 0.81 2.24 3.06 1.00 1.15 2.89 71.74 9.26 0.76 0.56 2.06 0.906 1.062
XWD11 粉屑灰岩 0.689 -9.228 23.49 6.69 35.05 1.05 0.03 1.24 2.40 5.28 0.92 0.28 1.60 105.79 8.05 0.84 0.67 1.40 0.905 0.778
XWD12 泥晶灰岩 0.755 -9.231 7.56 2.27 49.87 0.50 0.01 0.78 2.22 3.97 0.98 1.02 2.08 65.47 9.08 0.89 0.62 1.75 0.886 1.035
XWD13 泥晶灰岩 0.852 -9.247 2.49 0.75 54.09 0.32 0.01 0.54 2.25 3.55 0.98 1.30 3.24 33.40 9.87 0.91 0.59 1.94 0.912 0.850
XWD14 泥晶灰岩 0.843 -8.633 4.27 1.31 53.15 0.33 0.01 0.54 2.84 5.13 0.64 0.26 1.38 45.42 7.70 0.95 0.59 1.87 0.914 0.845
XWD15 泥晶灰岩 1.165 -9.07 4.21 1.28 51.84 0.81 0.02 0.52 1.79 4.03 0.65 0.68 1.83 33.70 9.32 1.00 0.64 1.63 0.892 0.854
XWD16 泥晶灰岩 1.155 -8.776 4.57 1.39 51.99 0.74 0.01 0.59 2.53 4.72 0.76 0.59 1.73 30.55 9.10 0.96 0.64 1.54 0.914 0.848
XWD17 泥晶灰岩 1.505 -9.063 6.20 1.95 51.36 0.62 0.01 0.42 2.68 4.27 0.80 0.51 1.78 31.23 8.70 0.91 0.64 1.50 0.902 0.864
XWD18 泥晶灰岩 1.219 -8.739 1.76 0.48 53.86 0.66 0.01 0.61 2.77 3.65 0.59 0.21 4.16 27.41 8.25 0.93 0.71 1.47 0.931 0.800
XWD19 泥晶灰岩 1.417 -8.717 1.84 0.53 53.75 0.59 0.01 0.30 1.58 3.70 0.65 0.01 2.77 16.91 8.22 1.01 0.72 1.45 0.871 0.917
XWD20 泥晶灰岩 1.437 -8.839 1.83 0.55 53.51 0.93 0.02 0.31 2.45 3.66 0.71 0.57 2.88 14.77 9.09 1.07 0.68 1.57 0.885 0.880
XWD21 泥晶灰岩 1.449 -8.483 3.97 1.30 52.08 0.92 0.02 0.25 2.64 3.85 0.74 0.65 1.90 21.91 8.70 0.90 0.64 1.53 0.870 0.883
XWD22 泥晶灰岩 1.456 -8.605 2.54 0.80 53.18 0.78 0.01 0.44 2.07 3.69 0.83 1.90 2.55 16.16 8.56 1.00 0.68 1.45 0.871 0.856
XWD23 泥晶灰岩 1.32 -8.499 3.49 1.11 53.46 0.43 0.01 0.34 2.02 3.47 0.73 0.96 2.49 22.69 8.91 0.89 0.64 1.58 0.907 1.000
XWD24 泥晶灰岩 1.015 -8.601 6.67 2.15 49.72 1.22 0.02 0.61 2.18 4.88 0.93 0.55 1.93 35.55 7.92 0.81 0.68 1.36 0.934 0.862
XWD25 泥晶灰岩 1.029 -8.624 2.21 0.67 54.69 0.42 0.01 0.35 2.02 4.64 0.88 4.53 2.67 26.17 10.19 0.95 0.59 2.01 0.906 0.963
XWD26 泥晶灰岩 0.901 -8.651 8.41 2.51 47.82 1.12 0.02 0.79 2.67 4.42 0.88 0.37 1.93 53.51 8.90 0.88 0.64 1.56 0.907 0.977
XWD27 泥晶灰岩 0.662 -8.681 6.26 1.66 50.93 0.99 0.02 0.73 2.29 4.98 0.83 2.86 1.94 50.45 9.13 0.91 0.63 1.67 0.912 0.947
XWD28 泥晶灰岩 0.596 -8.721 3.52 0.94 52.97 0.56 0.01 0.67 2.38 4.16 0.98 0.87 3.23 45.63 8.82 0.87 0.64 1.66 0.929 0.892
XWD29 泥晶灰岩 0.604 -8.751 4.08 1.01 53.51 0.61 0.01 0.64 2.77 4.32 1.20 1.55 2.94 44.44 7.61 0.77 0.69 1.57 0.917 0.896
XWD30 泥晶灰岩 0.726 -8.587 4.66 1.20 52.66 0.60 0.01 0.55 2.39 4.70 1.32 0.98 2.46 44.51 8.66 0.84 0.64 1.62 0.943 0.916
XWD31 泥晶灰岩 1.297 -8.428 2.18 0.54 54.82 0.41 0.01 0.40 2.11 5.62 1.16 2.29 3.79 36.75 8.38 0.84 0.66 1.63 0.906 0.799
XWD32 泥晶灰岩 1.166 -8.325 2.57 0.72 53.53 0.72 0.01 0.29 1.68 3.39 0.70 1.70 2.27 20.24 9.93 1.03 0.62 1.82 0.880 0.821
XWD33 泥晶灰岩 1.383 -8.902 2.67 0.76 54.11 0.44 0.01 0.31 2.67 5.46 1.02 0.16 2.82 29.10 8.66 0.88 0.66 1.53 0.915 0.801
XWD34 泥晶灰岩 1.258 -7.997 2.00 0.57 54.80 0.28 0.01 0.32 2.25 4.30 1.29 1.48 3.05 23.97 9.11 0.88 0.62 1.66 0.913 0.889
XWD35 泥晶灰岩砾屑 1.093 -8.563 1.81 0.50 54.80 0.30 0.01 0.23 1.82 2.70 1.08 0.92 3.52 19.94 9.43 0.94 0.63 1.68 0.914 0.953
XWD36 白云质泥晶灰岩 0.095 -9.238 3.21 1.22 53.45 0.34 0.01 0.21 1.55 1.85 1.22 2.04 3.94 17.58 8.36 0.90 0.67 1.38 0.904 0.913
表选项
图 5 下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩元素地球化学特征 Fig.5 Chemostratigraphy for the Fengshan Formation carbonates at the Xiaweidian section
图选项

微量元素测试结果显示，与底部钙质泥岩样品相比，碳酸盐岩样品V、U和Mo等氧化还原敏感微量元素含量较低，分别为（1.99~49.01）×10-6（平均值为11.49×10-6）、（0.24~1.76）×10-6（平均值为0.52×10-6）、和（0~0.76）×10-6（平均值为0.18×10-6）（表 2）。Mn/Sr比值介于0.21~2.70，平均值为0.73，底部样品表现为明显的高值，向上逐渐减小（图 5）。

4.2 稀土元素特征

相较于碎屑岩，碳酸盐岩稀土元素丰度较低，下苇甸剖面凤山组泥晶灰岩样品∑REE多小于50×10-6，平均值为38.20×10-6（表 2），具有向上逐渐变小的趋势。凤山组早期沉积的钙质泥岩、泥晶灰岩和中部粉屑灰岩稀土元素相对富集，∑REE > 100×10-6，主要是陆源碎屑的相对富集（SiO2和Al2O3）导致的。LREE/HREE比值介于6.14~10.19（平均值为8.69），指示轻稀土元素相对富集。轻稀土元素分异程度低，Lan/Smn介于0.67~1.07，平均值为0.90；重稀土元素分异程度较低，Gdn/Ybn介于1.28~2.06，平均值为1.62。

此次采用澳大利亚后太古代页岩（PAAS）[36]为标准，对凤山组样品进行标准化，以直观表示稀土元素分馏特征。配分模式图显示样品具有相似的稀土元素分布模式，标准化曲线整体较平缓，说明稀土元素间分馏程度较低。凤山组底部样品具有与PAAS相近的稀土元素构成，说明其受陆源碎屑影响相对明显。Ce和Eu元素处呈现出微弱的“V”字形（图 6），Ce/Ce*比值介于0.870~0.943（平均值为0.906），表现为微弱负异常；Eu/Eu*比值为0.778~1.066（平均值为0.904），多小于1，指示热液影响不明显。

图 6 下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩样品PAAS标准化稀土元素配分模式 Fig.6 PAAS-normalized REE distribution pattern of carbonate samples from the Fengshan Formation at the Xiaweidian section
图选项
4.3 稳定同位素特征

下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩δ13Ccar介于-0.71‰~1.51‰，平均值为0.78‰，整体具有向上变大的趋势。下部样品δ13Ccar值在0‰附近波动；向上逐渐增加，中部薄板状泥晶灰岩δ13Ccar值达1.51‰；上部泥晶灰岩δ13Ccar值相对较高，多大于0.6‰，表现为“减小—增大—减小”的变化趋势，顶部白云质泥晶灰岩δ13Ccar值降至0.095‰（图 5）。碳酸盐岩样品δ18Ocar值介于-10.69‰~-8.00‰，平均值为-8.98‰。整体具有向上增加的趋势，底部钙质泥岩和泥晶灰岩样品具有明显的δ18Ocar低值（< -10‰），中上部泥晶灰岩δ18Ocar值均大于-10‰，近顶部样品逐渐减小，顶部白云质泥晶灰岩δ18Ocar值为-9.238‰（图 5）。

5 古海洋环境 5.1 元素组成有效性评价

海相碳酸盐元素组成对成岩环境较敏感，成岩蚀变和陆源碎屑注入均会造成成岩元素差异性富集和分馏，从而改变碳酸盐对古环境的原始记录[6, 28]。寒武系凤山组沉积至今约5亿年，且下苇甸剖面长期暴露，成岩演化和风化淋滤等沉积后作用对碳酸盐岩原始同位素组成和元素含量难免造成影响，因此为了更好地表征沉积期古环境，需要对样品的同位素组成和微量—稀土元素含量进行有效性评估。

5.1.1 碳氧同位素有效性评价

碳酸盐岩碳、氧同位素组成对成岩流体性质改变和重结晶等成岩作用较敏感，特别是δ18Ocar在淡水淋滤和成岩蚀变影响下表现为异常低值，通常认为δ18Ocar < -10‰反映碳酸盐岩原始氧同位素信息经历了明显改造[37]。下苇甸剖面凤山组底部5个样品δ18Ocar小于-10‰，推测与泥质沉积后期成岩蚀变有关。此次研究筛选δ18Ocar > -10‰的样品进行同位素有效性评价，δ13Ccar与δ18Ocar无明显相关性（图 7），表明除底部样品外，凤山组碳酸盐岩基本保留了原始同位素信息。

图 7 下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩δ13Ccar与δ18Ocar交会图 Fig.7 Crossplot of carbonate δ13Ccar-δ18Ocar from the Fengshan Formation at the Xiaweidian section
图选项
5.1.2 微量元素有效性评价

陆上沉积遭受风化剥蚀产生的离子和碎屑运移至海洋，对海相沉积物元素含量产生重要影响。实验研究表明，Al和Ti元素在风化、搬运、沉积和成岩演化过程中性质稳定，对海水氧化性无明显响应，常用来评估陆源供给对海相沉积的影响[10]。Mn/Sr比值和Mg/Ca比值也常用来判断成岩演化对碳酸盐岩元素组成的改造程度，研究认为Mn/Sr < 3反映成岩改造较弱，Mn/Sr < 1.5、Mg/Ca < 0.13则指示碳酸盐岩基本保留了原始微量元素组成特征[38]。

下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩样品V、U和Mo等氧化还原敏感元素含量与Al2O3含量无明显相关性（图 8），指示其自生成因为主，受陆源碎屑“污染”微弱。除底部3个样品的Mn/Sr比值介于1.5~3.0，所有样品均小于1.5；底部钙质泥岩Mg/Ca比值为0.15，其余样品Mg/Ca比值均小于0.05，表明碳酸盐岩样品受白云石化作用影响不明显。

图 8 下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩氧化还原敏感元素含量与Al2O3含量相关关系 Fig.8 Correlations between RSTEs and Al2O3 concentrations from the Fengshan Formation carbonates at the Xiaweidian section
图选项
5.1.3 稀土元素有效性评价

相较于微量元素，海相沉积稀土元素的组成特征受成岩演化影响较小，主要通过Ce/Ce*与Eu/Eu*等特征元素及其比值的相关性来识别成岩改造[39]。下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩Ce/Ce*与Eu/Eu*、∑REE、LaN/SmN和DyN/SmN等特征值均无明显相关性（图 9），且Eu/Eu* < 1，表明成岩演化对稀土元素含量特征影响较小。

图 9 下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩稀土元素成岩改造判别图 （a）Ce/Ce*-Eu/Eu*交会图，r2 = 0.003 1；（b）Ce/Ce*-DyN/SmN交会图，r2 = 0.033 5；（c）Ce/Ce*-LaN/SmN交会图，r2 = 0.199 7；（d）Ce/Ce*-∑REE交会图，r2 = 0.024 4 Fig.9 Diagenetic alteration evaluation for the carbonates of the Fengshan Formation at the Xiaweidian section
图选项

与海相碳酸盐沉积相比，陆源碎屑特别是泥质沉积稀土元素含量较高，对碳酸盐岩稀土元素“污染”较为明显[5, 38]。一般认为，轻稀土元素在泥岩和砂岩等碎屑岩中相对富集，而重稀土元素在碳酸盐沉积物中较富集。在此次研究中，凤山组碳酸盐岩样品∑REE低于平均页岩稀土元素含量（184.8×10-6，PAAS），而LREE/HREE平均值为8.69，反映碳酸盐岩样品稀土元素组成在一定程度上受陆源碎屑含量的微弱影响。此次筛选了Al2O3含量小于1.5%的泥晶灰岩样品，评估陆源碎屑对凤山组碳酸盐岩稀土元素组成的影响。分析显示，Al2O3含量与∑REE和Ce/Ce*等特征值无明显相关性（图 10），表明陆源碎屑对研究区凤山组碳酸盐岩样品稀土元素组成整体影响较小。

图 10 下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩稀土元素陆源供给影响判别图 （a）Ce/Ce*-Al2O3交会图，r2 = 0.003 3；（b）∑REE-Al2O3交会图，r2 = 0.227 0 Fig.10 Detrital influence on REE composition of carbonates with Al2O3 < 1.5%, Fengshan Formation at the Xiaweidian section
图选项
5.2 稳定同位素与全球海平面变化

碳酸盐岩和沉积有机质是全球长期碳循环的重要参与者，相较而言，沉积有机质表现为明显的12C富集（δ13C为-23‰~-25‰，PDB），而碳酸盐呈明显的13C富集（δ13C为0‰~1‰，PDB）[40-41]。因此，有机质埋藏速率的增加意味着更多的12C被保存，导致碳酸盐岩中13C的相对富集，即δ13Ccar值的增加[39]。海平面变化对于沉积有机质的埋藏速率和保存具有重要影响：海平面上升阶段，海水淹没利于沉积有机质的保存，形成相对较高的δ13Ccar值；海平面下降阶段，早期埋藏的有机质可能暴露或氧化，释放较轻的12C进入碳循环系统，导致δ13Ccar低值[27, 39]。因此，通过分析海相碳酸盐碳同位素组成特征，可以定性评估沉积期全球海平面变化情况。

赵宗举[28]提出利用海相沉积物碳同位素变化规律来识别全球海平面层序和构造层序的方法。在露头岩相与高频旋回详细解剖的基础上，当泥晶灰岩组分δ13Ccar值变化趋势与相对水深变化规律相似时，表明沉积层序主要受控于全球海平面变化，属于全球海平面层序；当两者变化规律不同步时，对应层序属于受区域构造活动控制的构造层序。

分析表明，下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩δ13Ccar值整体具有向上增加、末期减小的变化趋势，反映了沉积期全球海平面整体上升、晚期短暂下降的波动。下苇甸剖面凤山组岩相及岩相组合分析得到的相对海平面变化规律与δ13Ccar值趋势相似（图 4, 5），中部潮下低能带薄板状泥晶灰岩与泥岩互层构成的凝缩段表现为δ13Ccar高值，表明京西地区寒武系凤山组三级层序发育主要受控于全球海平面变化。

5.3 氧化还原性 5.3.1 氧化还原敏感元素

U、V、Mo等氧化还原敏感元素（RSTE）在不同氧含量水体中表现为不同的化学价态和赋存形式，在富氧水体中常呈高价态溶解于海水，在缺氧环境中则被还原为低价态，并易被有机质或铁锰络合物吸附从而在沉积物中富集[10, 42]。Zn元素在氧化性水体中主要以溶解态Zn2+或ZnCl+形式存在，在贫氧—厌氧环境中则以ZnS等化合物形式沉淀[10]。因此，这些对水体氧化性敏感的微量元素可以作为评估古海水氧化性的有效指标。

此次研究采用PAAS平均Al元素含量[36]对凤山组样品进行标准化，计算常用氧化还原敏感微量元素的富集系数EF（Enrichment Factor）：

    (1)

EFelement X < 1表明X元素在测试样品中相对亏损；10 > EFelement X > 1表明样品中X元素相对富集；EFelement X > 10则反映海相沉积物X元素表现为明显的自生性异常富集，指示较明显的缺氧性沉积水体[5, 10]。

下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩V、U和Mo元素的富集系数相对较低，分别介于0.59~1.60（平均值为0.99）、0.94~8.29（平均值为2.78）和0.01~4.53（平均值为1.13），未表现出明显的自生性异常富集（图 11）。凤山组底部碳酸盐岩表现为明显的氧化还原敏感元素亏损，反映早期泥质沉积形成于较明显的氧化水体；下部泥晶灰岩（XWD05-XWD08）具有相对较高的氧化还原敏感元素富集系数，指示较明显的氧含量波动，可能与有机质吸附有关；中部氧化还原敏感元素富集系数相对较低，表明凤山组中期水体氧化性相对较强；晚期富集系数逐渐增大，反映海水氧化性逐渐降低。

图 11 下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩氧化还原敏感元素富集系数、V/Cr、Th/U和Ce/Ce*值 Fig.11 Enrichment factors of major redox-sensitive trace elements, showing values for V/Cr, Th/U and Ce/Ce* for the Fengshan Formation carbonates at the Xiaweidian section
图选项

研究表明，Th/U和V/Cr比值对沉积水体的氧化性具有良好的响应，通常认为，强氧化环境中沉积物表现为Th/U > 8、V/Cr < 2，弱氧化水体沉积物2 < Th/U < 8、2 < V/Cr < 4.25，还原性水体沉积物Th/U < 2、V/Cr > 4.25[10, 42-44]。下苇甸剖面凤山组底部钙质泥岩具有较高的Th/U比（6.88）和较低的V/Cr（1.55），反映早期海水氧含量相对较高。碳酸盐岩样品Th/U和V/Cr比值分别介于1.85~5.22（平均值为4.11）和0.98~2.84（平均值为2.24），表明研究区凤山组整体沉积于弱氧化性水体。下部（XWD05-XWD08）具有较高的Th/U比值，反映凤山组沉积早期沉积水体氧含量相对较高；顶部相对较低的Th/U比值表明凤山组沉积末期水体氧化性较弱（图 11）。

5.3.2 稀土元素

在氧化还原沉积体系中，Ce元素主要以+3和+4价态存在，随着氧含量的增加，部分Ce3+倾向于在Mn的化合物表面被氧化为不溶的Ce4+，从而与其他+3价态稀土元素分离，造成海水和海相碳酸盐Ce元素含量的明显负异常[45-46]。通常认为，Ce/Ce* < 1指示氧化性沉积水体，Ce/Ce* > 1反映弱氧—缺氧性水体[45-46]。研究表明，现代海洋海水氧含量较高，表层水体表现为明显的Ce含量负异常，Ce/Ce*均小于0.55[4]。

下苇甸剖面凤山组碳酸盐岩Ce/Ce*介于0.870~0.943，指示沉积期表层海水氧含量超过了Ce（III）氧化为Ce（IV）的临界值，但明显低于现今海水的氧含量，以弱氧化性为主。凝缩段泥晶灰岩Ce/Ce*值较低（0.870~0.885），表明最大海泛期海水氧化性相对较强。

6 结论

（1）京西地区寒武系凤山组主要发育泥岩、薄板状泥晶灰岩、薄板状泥晶灰岩与泥岩互层、藻黏结泥晶灰岩、灰泥丘、粉屑砂屑灰岩、砾屑灰岩和白云质灰岩等8种典型岩相，根据岩相组合和垂向叠置关系，认为凤山组海侵体系域以潮下低能带沉积为主，高位体系域以潮下高能带—潮间高能带藻席沉积为主。

（2）京西地区寒武系凤山组δ13Ccar介于-0.71‰~1.51‰（PDB），整体具有向上逐渐变大、末期短暂减小的趋势，反映沉积期海平面逐渐上升、末期海平面下降。δ13Ccar变化趋势与相对水深变化规律相似，表明凤山期沉积层序发育主要受控于全球海平面变化。

（3）寒武系凤山组碳酸盐岩地球化学特征受成岩蚀变和陆源供给影响较小，可用于古海洋环境重建。Ce/Ce*、氧化还原敏感微量元素和Th/U、V/Cr比值均表明凤山组沉积期海水以弱氧化性为主，沉积早期和最大海泛期海水氧化性较强，末期水体氧含量相对较低。

致谢 感谢审稿专家和编辑部老师提出的宝贵意见。

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