塔裏木盆地奧陶系古巖溶充填物的碳氧同位素特征
本研究對倫古地區奧陶系古巖溶縫洞系統的76個充填物(鈣質、泥質和方解石)樣品進行了分層采集，並進行了碳氧同位素測試分析(表5-3)。分析結果表明，充填礦物的穩定碳氧同位素明顯反映了次生礦物的同位素豐度特征。
表5-3倫古地區奧陶系古巖溶縫洞系統充填物同位素特征
1.輪古西地區古巖溶裂隙充填物的碳氧同位素特征。
輪古西地區奧陶系碳酸鹽巖縫洞充填物δ13C和δ18O值變化較大，δ13C值在-0.70‰~-6.50‰之間，平均值為-1.76 ‰。δ1O的值為-3.75 ‰ ~-17.10 ‰，平均值為-9.42%。。
基於PDB的測試結果表明，大多數現代海相無機碳酸鹽巖的δ133值接近於0，δ 18O值也接近於0。而輪古西地區碳酸鹽巖的δ13C和δ18O值與該值明顯不同，也與泥盆系至寒武系海相碳酸鹽巖原始氧同位素平均值(-4 ‰ ~-5 ‰)明顯不同，特別是δ18O值明顯為負值。
2.BG 17井東部古巖溶縫洞充填物的碳氧同位素特征。
從測試結果(表5-3)可以看出，BG17井東部奧陶系碳酸鹽巖古巖溶縫洞系統充填物的δ13C和δ18O值變化較大，δ13C值在6.03‰~ 8.69‰之間；δ18O的值為-5.78 ‰ ~-17.28 ‰。古巖溶縫洞系統(溶洞、溶蝕縫和構造縫)中的充填物(鈣質泥質巖和方解石)的δ13C和δ18O的分布也不同，但δ18O值明顯為負值，表明古巖溶縫洞系統中的充填物受到大氣淡水的影響，反映了當時風化殼的巖溶沈積環境。而回填物的δ13C值相對為負值，其物源可能來自石炭-二疊系。
從δ 13C-δ 18O圖(圖5-23A)可以看出，巖溶充填物中碳酸鹽礦物的形成至少有四種不同的環境條件:第壹種是在巖溶期風化殼的機械充填過程中形成的，充填物為泥質鈣質沈積物，是在流水作用下機械充填形成的碳酸鹽沈積物，處於相對幹熱的條件下。δ18O和δ13C較高，δ18O為-9.87 ‰ ~-5.78 ‰，δ13C為-4.01‰~ 2.16‰；第二類為後期形成的化學沈積充填，方解石的δ18O值明顯為負值，反映方解石充填的形成與熱液作用有明顯的關系，而鈣質泥質物的δ18O值明顯為負值，反映早期充填的泥質物在後期受熱液體作用下被鈣膠結。δ18O為-17.28‰~-10.16‰，δ13C為-4.78 ‰~-1.20‰，主要充填於溶洞、巖溶裂隙或溶解構造裂隙中，充填過程緩慢。第三類為埋藏期的巖溶改造充填，充填物的δ18O值壹般在-5.0 ‰ ~-10.0 ‰範圍內，表明古巖溶縫洞系統充填物的形成受到大氣淡水的影響，δ13C值相對為負值，反映物質來源可能來自石炭-二疊系，δ65438。第四類為早期充填方解石或鈣質，大多無明顯重結晶，主要反映早期充填環境的同位素特征。δ18O為-17.74 ‰ ~-12.40 ‰，δ13C為5.82 ‰ ~ 6.03 ‰。
圖5-23倫古地區奧陶系巖溶縫洞系統充填物同位素特征。
ⅰ型和ⅱ型巖溶充填物中碳酸鹽礦物的形成環境在倫古地區較為普遍，分別屬於古巖溶縫洞系統充填和改造的主要時期。第三種主要分布在區域較高的部位，如BN112、BN141、BN14、BN18等。ⅳ類主要分布在埋藏巖溶地區。
溶洞和溶隙充填物形成的環境條件有三種，以ⅰ類和ⅱ類為主(圖5-23B，C)。而構造裂縫充填的方解石與熱液作用有明顯的關系(圖5-23D)。
3.倫古地區碳氧同位素指示的環境意義。
(1)氧同位素的環境意義
倫古地區古巖溶縫洞系統中方解石和鈣質泥質充填物的δ18O值明顯偏向負值，表明碳酸鹽巖中的古巖溶縫洞系統充填物明顯受大氣淡水影響，反映了當時風化殼的巖溶成巖環境。壹方面，碳酸鹽巖富含18O，而大氣水嚴重貧於18O；另壹方面，大氣水與碳酸鹽巖之間的氧同位素交換明顯依賴於溫度的變化，即隨著溫度的升高，交換效果對18O古巖溶縫洞系統的充填較差，而大氣水富集到18O，同時後期覆蓋層厚度和溫度的增加也有利於這種效果。因此，在數億年的大氣水(風化殼巖溶)和深埋熱水的轉化過程中，δ18O的值有明顯的下降，δ18O具有隨溶解強度的增加同時向低值和負值遷移的規律，表明溶解過程中存在由弱到強的同位素分餾效應。
(2)碳同位素的環境意義
由於大氣水含碳量低，碳酸鹽巖中碳的體積遠大於成巖過程中與之發生反應的孔隙水的體積，孔隙水與碳酸鹽巖的碳同位素交換不受溫度變化的影響，因此碳酸鹽巖基質和方解石膠結物中δ13C的組成自形成以來沒有明顯變化，雖然總體為負值，但仍接近其原始值。而古巖溶縫洞系統中充填物的δ13C值相對為負值，這是由於充填物主要來自風化殼巖溶期(加裏東-海西早期和海西晚期)的石炭-二疊紀剝蝕地層。與奧陶系碳酸鹽基質形成時的環境相比，兩種外來碳儲層，即氧化碳儲層和還原碳儲層之間的相對比例發生了變化。碳氧化物儲存主要在碳酸鹽沈積物中，以富含13C為特征。還原碳庫為有機碳，其特征是富含12C。輪南-東河塘地區石炭系δ13C平均值為-3.17 ‰，與倫古7井區東部奧陶系古巖溶充填物的δ13C值非常接近。因此，倫古7井區東部奧陶系古巖溶充填物來源於石炭-二疊系。顯然，石炭-二疊系的有機碳含量高於奧陶系。因此，倫古7井區東部洞穴沈積充填物的δ13C值低於倫古西區碳酸鹽基質。另壹方面，這也證明了古巖溶期和古巖溶縫洞系統充填物的物質來源。
(2)塔北露頭區奧陶系古巖溶充填物的碳氧同位素特征。
塔北露頭區奧陶系古巖溶充填礦物的穩定碳氧同位素清楚地反映了次生礦物的同位素豐度特征(表5-4)。與海相碳酸鹽巖的同位素豐度[δ13C(PDB)壹般為-1 ‰ ~ 2 ‰，變化範圍為3 ‰ ~ 5 ‰]相比，塔北露頭區奧陶系古巖溶縫洞充填物中的δ13C大部分小於-1.0 ‰，變化範圍為7.28‰。
壹般海相碳酸鹽δ18O值為-1.5 ‰ ~-10 ‰，淡水碳酸鹽δ10‰。塔北露頭區碳酸鹽充填物的δ18O值為-6.46 ‰ ~-14.54 ‰，明顯低於基巖，表明巖溶充填物的形成環境更為復雜，18O含量因部分加熱流體或同位素交代作用而降低。
根據δ13C-δ18O關系圖(圖5-24)分析，該區古巖溶充填礦物形成於五種不同的環境條件下:第壹類為泥質鈣泥沈積充填，是在流水作用下碳酸鹽沈積伴隨機械充填，形成於相對幹熱的條件下，δ18O為-8.99 ‰。第二類為早期方解石，野外觀察到巖漿脈侵入的烤邊，δ18O為-13.32‰~-11.46‰，δ13C為-1.24 ‰ ~-0.44 ‰。第三種是後期形成的化學沈積充填，主要充填在巖溶裂隙或溶解構造裂隙中。填充過程緩慢，持續時間長，呈多層狀；第四種也是後期形成的化學沈積充填，主要見於洞壁，與石膏共生；第五類是早期古巖溶充填物，經歷了重結晶作用。δ18O為-15.86 ‰ ~-15.05 ‰，δ13C為-4.33 ‰ ~-3.23 ‰，明顯低於其他類型。
表5-4塔裏木盆地北緣古巖溶充填礦物碳氧穩定同位素測試結果
圖5-24塔裏木盆地北緣古巖溶充填礦物δ 13C-δ 18O關系圖
(3)塔河地區奧陶系古巖溶充填物的碳氧同位素特征。
從測試結果(表5-5)可以看出，塔河地區奧陶系碳酸鹽巖古巖溶縫洞系充填物的δ13C和δ18O值變化較大，δ13C值為1.70 ‰ ~-6.67 ‰，δ18O值為-6。古巖溶縫洞系統中充填物的δ18O值明顯為負值，表明古巖溶縫洞系統中充填物受到大氣淡水的影響，反映了當時風化殼的巖溶沈積環境。
從δ 13C-δ 18O圖(圖5-25)可以看出，巖溶充填物中碳酸鹽礦物的形成有兩種不同的環境條件:第壹種是在巖溶期風化殼的機械充填過程中形成的，充填物為泥質鈣泥質沈積，是在流水作用下機械充填形成的碳酸鹽沈積，處於相對幹熱的條件下。δ18O和δ13C較高，δ18O為-9.88 ‰ ~-6.60 ‰，δ13C為-0.74 ‰ ~-2.05 ‰。第二類為後期形成的化學沈積充填，方解石的δ18O值明顯為負值，反映方解石充填的形成與熱液作用有明顯關系；鈣質泥質物δ18O值也為負值，反映早期充填的泥質物在後期受熱液體作用下被鈣膠結，δ18O為-12.27‰~-10.17‰，主要充填於溶洞、巖溶裂隙或溶蝕構造裂隙中，充填過程緩慢，持續時間長。
塔河地區ⅰ類和ⅱ類巖溶充填物中碳酸鹽礦物形成環境普遍，分別屬於古巖溶縫洞系統充填和改造的主要時期。
壹般來說，淡水淋濾、淋溶和有機酸介入巖溶過程中產生的沈積充填物的碳氧同位素值明顯為負值。其中，早期表生和裸露環境下產生的巖溶充填物中氧同位素較豐富，δ18O值明顯為負值，δ13C值變化不大；埋藏環境釋壓水中有機酸產生的沈積物中CO2含量較高，δ13C明顯為負值，δ18O值也較低。在熱水的作用下，有機質分解、甲烷化，水中的重同位素富集，導致沈積物δ13C較高，部分具有較高的正值。
圖5-25塔河地區古巖溶縫洞系統充填物碳氧同位素關系圖。
表5-5塔河地區古巖溶縫洞系統充填物的碳氧同位素特征