火山活动与生物活动密切相关, 火山活动最重要的生态效应是加剧生物的衰亡和绝灭, 造成碳同位素发生异常变化, 碳氧同位素方法成为研究火山作用与生物事件和环境变化的重要研究手段(Marzoli et al., 1999; 潘金花等, 2007)。关于火山活动的环境响应, 国内外关注的焦点多为其与生物大灭绝的关系, 如西伯利亚大火成岩省, 茅口末期峨眉山大火成岩省以及二叠-三叠界线附近生物危机事件等(Kamo et al., 2003)。大量研究资料显示, 火山活动引起生物灭绝与碳同位素的负向漂移具有密切关系。长期以来火山活动是造成生物灭绝的主要原因这一认识得到广泛认可。 基于此, 石油地质工作者认为火山喷发时, 火山灰等会遮蔽阳光, 火山喷出的酸性气体所形成的酸雨等不利于生物的繁殖, 甚至造成大量的生物灭绝, 因此凝灰质泥岩有机质含量丰度应该很低, 不能作为有效的烃源岩, 该类岩性在以往的烃源岩研究中未得到重视(Sigurdsson et al., 2000; 王书荣等, 2013)。但是, 近年来随着非常规油气藏勘探的深入, 一些学者在对富含凝灰质细粒沉积岩进行研究的过程中发现, 存在与火山活动同时期形成的具有高— 极高有机质丰度的细粒凝灰质岩, 能够成为有效的烃源岩。目前, 该类凝灰质烃源岩广泛地存在于新疆盆地、 鄂尔多斯盆地等不同盆地的多套层系中, 该类烃源岩的发现大大拓展了油气勘探领域(周中毅等, 1989; 张文正等, 2009; 王书荣等, 2013)。火山活动引起生物量异常的同时必将引起同期沉积的湖相碳酸盐岩碳同位素变化的响应, 目前尚没有针对火山活动时期高有机质碳酸盐岩碳氧同位素环境响应特征的研究。吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组地层沉积形成时期, 盆地处于洋壳与陆壳转换时期, 地壳活动性强烈, 火山活动广泛且频繁。同时期湖泊处于水体咸化环境, 发育有机物质、 火山物质与云质岩混杂沉积。因此, 吉木萨尔凹陷芦草沟组碳酸盐岩稳定同位素的组成能够反映火山活动对环境的影响。针对该区火山活动时期形成的碳酸盐岩碳同位素特征开展研究, 能够丰富火山活动时环境响应特征的理论。

吉木萨尔凹陷位于准噶尔盆地东南缘, 帐北断褶带以东, 是一个西深东浅、 西断东超的箕状凹陷。凹陷北部以吉木萨尔断裂为界与沙奇凸起相邻, 西边以西地断裂、 老庄湾断裂与北三台凸起相接, 南部以三台断裂为界, 东部以逐渐抬升的斜坡过渡到古西凸起, 地层具有 “ 南厚北薄、 西厚东薄” 的特征。凹陷南北宽约30km, 东西长约60km, 面积约为1 500km²(匡立春等, 2013, 2014; 向宝力等, 2013)。

该区经历了海西运动以来的多期构造运动, 沉积了石炭纪、 二叠纪、 三叠纪、 侏罗纪、 白垩纪、 古近纪、 新近纪及第四纪地层, 二叠纪地层自上往下依次为梧桐沟组、 芦草沟组、 井井子沟组。芦草沟组(P₂l)地层由芦草沟组一段和二段组成, 可划分为P₂ l12、 P₂ l11、 P₂ l22、 P₂ l21共4个层组(邵雨等, 2015)。吉木萨尔凹陷芦草沟组地层全区分布, 地层厚度呈现由西向东逐渐减薄的变化规律, 具有厚度大、 面积广的特点(图1)。吉木萨尔凹陷卢草沟组以咸化湖盆半深湖— 深湖相沉积为主, 岩石类型矿物成分复杂、 岩石组分多样, 是一种碎屑沉积岩与化学沉积岩过渡或者火山碎屑岩与正常沉积岩过渡的混合沉积岩类(蒋宜勤等, 2015; 邵雨等, 2015; 葸克来等, 2015)。

图1

Fig. 1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图1 吉木萨尔凹陷芦草沟组构造位置及构造概况Fig. 1 Location and geological setting of the Lucaogou formation, Jimsar sag.

本次研究以吉32井芦草沟组一段二层组(P₂ l12)钻井取心段为主。该段岩心长约9.36m, 取心连续完整, 颜色以黑色、 灰黑色、 黑灰色为主。整体粒度较细, 岩性致密坚硬, 发育有mm级纹层(图2)。基于27块样品的X射线衍射分析结果表明, 吉32井芦草沟组岩石矿物成分多样, 以石英、 长石、 白云石为主, 局部层段方解石含量高, 含少量黄铁矿和黏土矿物。长英质矿物相对含量为14.0%~84.0%, 平均为49.9%; 其中, 长石含量高, 平均为32.9%, 以斜长石为主, 其次的石英平均为17.0%, 石英、 长石以泥级、 细粉砂级颗粒为主, 呈板条状或棱角状, 随细粉砂级颗粒含量的增多, 呈分散状、 条带状或块状分布。碳酸盐岩矿物相对含量为11.0%~85.0%, 平均为45.7%。碳酸盐岩矿物包括方解石和白云石, 以白云石为主, 平均为32.0%, 白云石以泥晶、 微晶结构为主, 偶见粉晶结构, 扫描电镜下泥晶白云石晶体细小, 紧密镶嵌, 半自形— 他形, 呈砂糖状、 微球状, 未见重结晶现象, 说明样品后期成岩作用极为微弱(图2m)。方解石平均含量13.7%, 仅在局部层段以灰白色水平状脉体形式存在, 脉体密集成层, 通常厚度较薄, 约5cm, 在岩心中易于识别(图2a), 镜下观察方解石具有晶体粗大的特征, 颗粒镶嵌结构, 自形程度较高(图2f)。黏土矿物相对含量为0~8.0%, 平均为3.7%(表1)。通过岩心描述、 薄片镜下鉴定、 扫描电镜观察及X射线衍射资料分析, 岩石为泥晶白云岩、 火山凝灰物质混合沉积的混积岩。岩性主要为含方解石含凝灰云岩或含方解石凝灰质云岩、 含凝灰或凝灰质云岩、 云质凝灰岩和含云凝灰岩(图2)。根据岩性、 粒度、 构造特征将该段岩心划分为5期沉积旋回, 每期沉积旋回自下而上依次发育暗色含方解石凝灰云岩、 凝灰质云岩、 云质凝灰岩和含云凝灰岩。岩性厚度普遍较薄, 频繁互层, 纵向上长英质含量逐渐增多, 碳酸盐岩矿物含量逐渐降低, 碎屑颗粒粒径具有由细变粗的规律, 反映了岩性受湖水水位、 长英质矿物来源共同控制的地质特征。含方解石凝灰云岩、 含凝灰云岩和凝灰质云岩中凝灰质颗粒细小, 普遍< 50μ m, 呈棱角— 次棱角状, 发育不规则裂纹和港湾状溶蚀外形, 颗粒内部发育有中空孔洞(图2k— l), 长条状颗粒零星分散分布或略具定向性。局部颗粒较大, 粒径25~45μ m, 呈断续成层分布, 发育水平纹理(图2f), 应为火山喷发时期的火山灰飘落沉积而成。云质凝灰岩颗粒粒径介于25~60μ m, 呈次棱角— 次圆状, 颗粒边缘可见溶蚀现象, 颗粒富集成层, 具有正序递变层理、 波状层理, 或颗粒富集呈块状构造。含云凝灰岩颗粒粒径30~90μ m, 部分颗粒粒径> 100μ m, 具块状构造, 应为火山活动间歇期地表流水将周缘火山物质携带入湖沉积而成。

图 2

Fig. 2

Figure Option ViewDownloadNew Window

图 2 吉木萨尔凹陷芦草沟组吉32井岩石类型 a 深3 731.45m, 含方解石、 凝灰云岩, 岩心; b 深3 728.60m, 含凝灰云岩, 岩心; c 深3 730.50m, 凝灰质云岩, 岩心; d 深3 729.20m, 云质凝灰岩, 岩心; e 深3 729.90m, 含云凝灰岩, 岩心; f 深3 731.45m, 含方解石凝灰灰岩, 单偏光; g 深3 728.60m, 含凝灰云岩, 单偏光; h 深3 730.50m, 凝灰质云岩, 单偏光; i 深3 729.20m, 云质凝灰岩, 单偏光; j 深3 729.90m, 含云凝灰岩, 单偏光; k 深3 732.60m, 含凝灰云岩, 单偏光; l 深3 732.60m, 含凝灰云岩, 正交光; m 深3 729.60m, 含云凝灰岩, 扫描电镜; n 深3 733.10m, 含云凝灰岩, 藻类体发育, 扫描电镜; o 十字交叉处能谱组成Fig. 2 Types of rock of the well Ji32 in the Lucaogou formation, Jimsar sag.

表1

Table1

表1(Table1)

表1 吉木萨尔凹陷芦草沟组全岩矿物组成(单位: %) Table1 Mineral composition of rocks of the Lucaogou formation, Jimsar sag(unit: %) 成分 石英 钾长石 斜长石 方解石 白云石 黄铁矿 黏土矿物质量分数 最小值 6 0 6 1 3 0 1 最大值 25 15 57 82 66 5 8 平均值 17.0 6.8 26.1 13.7 32.0 0.6 3.7

表1 吉木萨尔凹陷芦草沟组全岩矿物组成(单位: %) Table1 Mineral composition of rocks of the Lucaogou formation, Jimsar sag(unit: %)

从3 733.25~3 724.40m共8.85m的岩心中连续钻取25件样品, 采样点位置见图3。采样点间距离较近, 能够反映纵向上岩性的变化规律。其中16件取自未见方解石脉的岩性段; 5件样品取自含方解石脉岩性段, 用带金刚石钻头的电钻于脉间钻取; 4件样品取自方解石脉体, 样品均研磨至200目。采用磷酸法测定样品粉末的δ ¹³C和δ ¹⁸O同位素组成, 放置于温度为105℃的烘箱烘烤样品2h, 去除吸附水。烘干后将约0.1mg样品放入样品管中并封盖。用高纯氦气将样品管中的空气排出。用酸泵酸针向样品管中加稍微过量的100%磷酸。碳酸盐岩样品与磷酸反应产生CO₂气体, 用高纯氦气将生成的CO₂气体带入MAT253质谱仪测试C、 O同位素组成。测量结果以PDB为标准, 分别记为δ ¹³C和δ ¹⁸O, 测试误差均< ± 0.2‰ (刘汉彬等, 2013), 样品在北京核工业地质研究院进行测试。

图3

Fig. 4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 吉木萨尔凹陷吉32井芦草沟组岩性综合柱状图Fig. 4 Complex histogram of lithology of the Lucaogou formation of well Ji32, Jimsar sag.

碳酸盐岩中碳同位素主要来源于沉积时的水体溶解碳, 碳同位素受后生作用影响较小, 而氧同位素易受到如大气降水、 热液等流体的后期成岩作用和后生作用的影响(Kaufman et al., 1995; 桑树勋等, 2004; 伊海生等, 2007)。为了尽可能获得初始的碳同位素组成, 先将所有样品磨制成薄片, 通过镜下薄片和扫描电镜观察。 白云石颗粒以泥晶、 微晶为主; 方解石脉体晶体较大, 脉体间发育黑色含凝灰质白云石, 白云石以泥晶为主, 未发现重结晶现象, 具有原生沉积特点。 这些样品的同位素成分被认为能够反映古湖泊系统的原始信号(刘传联, 1998; 黄志诚等, 1999)。在观察矿物成分和结构特征的基础上, 尽可能避开方解石脉体, 挑选具有泥晶结构的岩性进行取样。

吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组碳酸盐岩碳氧同位素分析结果为: 芦草沟组沉积碳酸盐岩δ ¹³C值均为正高值, 为6.8‰ ~9.7‰ , 平均值为8.3‰ ; δ ¹⁸O值均为负值且变化范围较大, 为-11.9‰ ~-4.3‰ , 平均值为-6.2‰ (图4, 5)。世界上不同构造背景下非海相碳酸盐岩的δ ¹⁸O值主要介于-15‰ ~-5‰ , 湖相原生碳酸盐岩δ ¹³C值多介于-2.0‰ ~6.0‰ (Kelts et al., 1990; Drummond et al., 1993; 刘传联, 1998)。与前人统计的湖相原生碳酸盐岩相比, 吉木萨尔凹陷芦草沟组样品的δ ¹⁸O值介于非海相碳酸盐岩区间, 芦草沟组样品δ ¹³C值普遍偏高, 最低值仍为6.8‰ , 具有明显的正高值飘移现象。含方解石脉黑色凝灰质云岩的δ ¹³C值为8.5‰ ~9.7‰ , 表现为正高值, 平均为9.0‰ ; δ ¹⁸O值为-11.9‰ ~-7.2‰ , 平均为-7.8‰ 。黑色块状含凝灰质或凝灰质云岩的δ ¹³C值为8.4‰ ~9.2‰ , 平均为8.7‰ ; δ ¹⁸O值为-6.6‰ ~-3.5‰ , 平均为-5.0‰ 。灰黑色云质凝灰岩的δ ¹³C值为8.0‰ ~8.3‰ , 平均为8.1‰ ; δ ¹⁸O值为-6.1‰ ~-4.6‰ , 平均为-5.5‰ 。灰黑色纹层状或块状含云凝灰岩的δ ¹³C值为6.8‰ ~7.7‰ , 平均为7.2‰ ; δ ¹⁸O值为-8.1‰ ~-3.5‰ , 平均为-6.0‰ 。方解石脉体的δ ¹³C值为8.3‰ ~9.0‰ , 平均为8.7‰ ; δ ¹⁸O值为-13.3‰ ~-12.9‰ , 平均为-13.2‰ 。方解石脉体样品碳同位素值与脉体间钻取的凝灰质云岩样品和凝灰质云岩的碳同位素值十分相近, 应该是方解石脉形成时碳同位素值未受到外来的成岩流体影响, 应为原始自生形成。而δ ¹⁸O值为-13.3‰ ~-12.9‰ , 平均为-13.2‰ , 可能受成岩作用影响明显。其它样品中有1个样品的δ ¹⁸O值为-11.9‰ , 该样品取自方解石脉间的凝灰云岩, 这可能是样品钻取过程中混有方解石脉碎屑所造成的(图5)。

图 4

Fig. 4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 吉木萨尔凹陷吉32井芦草沟组碳同位素分布及直方图(张秀莲, 1985)Fig. 4 Distribution and histogram plot of carbon isotope in carbonates in the Lucaogou formation of well Ji32, Jimsar sag(after ZHANG Xiu-lian, 1985).

图5

Fig. 5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 吉木萨尔凹陷芦草沟组碳酸盐岩δ 13C-δ 18O值相关图Fig. 5 Correlation chart of δ 13C-δ 18O of carbonates in the Lucaogou formation, Jimsar sag.

在自然界中, 碳稳定的同位素主要集中在生物圈和碳酸盐岩中, 其中生物圈中具有相对低值的δ ¹³C, 碳酸盐岩中具有相对高值的δ ¹³C。碳氧同位素与生物、 环境变化存在密切的关系。 前人的研究成果表明, 当生物繁盛时, 有机碳会从自然界中吸取过量的δ ¹²C, 使得自然界碳库中δ ¹³C相对富集, 与之平衡的水体中的无机碳δ ¹³C富集, 相应沉淀出的碳酸盐岩中δ ¹³C也相对富集, δ ¹²C强烈贫化, 即δ ¹³C出现了正偏移。反之, 当生物衰退时, δ ¹³C出现负偏移。火山作用能够释放出大量具有低δ ¹³C值的CO₂, 通过充填外生系统、 导致生物量锐减、 致使局部水体温度升高等方式造成同期地层中碳酸盐岩δ ¹³C发生显著的负漂移(Naughton et al., 1954; Berner, 1987)。火山作用与生物灭绝存在密切联系, 能够造成同期地层同位素发生负异常变化。贵州乐康剖面领薅第二段发育多层火山活动同期沉积的凝灰质物质, 该段地层碳同位素从领薅第一段顶部的2.5‰ 迅速降至领薅第二段底部的-2.4‰ , 这是由于火山作用所造成的环境效应妨碍了生物的正常辐射, 导致碳同位素出现负漂移效应(彭冰霞等, 2006a, b)。

根据前人对盆地构造活动、 火山地层分布的研究表明, 在石炭纪新疆地区主要洋盆拼合完毕, 二叠纪进入碰撞后伸展转折期。中二叠纪, 准噶尔盆地及其邻区处于拉张伸展裂谷背景下, 火山活动强烈, 火山岩地层约占整个盆地的三分之二(康玉柱, 2008)。毛翔等(2012)对准噶尔盆地及其周缘地区火山机构分布进行了研究, 在准噶尔盆地及其邻近地区共识别出145 处火山机构, 其中盆地周缘分布的32 处火山机构主要集中于博罗科努山、 博格达山、 托里金矿带、 哈巴河以及克拉美丽山。在盆内发育的113 处火山机构主要分布在西北缘克百断裂带和盆地腹部的三南凹陷、 东道海子凹陷、 滴水泉凹陷和五彩湾凹陷4处凹陷, 白家海凸起、 石西凸起、 夏盐凸起、 三个泉凸起、 滴北凸起、 滴南凸起和北三台凸起7处凸起。 这些火山机构证实了准噶尔盆地晚古生代火山活动规模大、 时间长、 喷发和喷溢频繁。从吉木萨尔凹陷芦草沟组地震和钻井资料来看, 区内地层沉积连续, 厚度稳定, 无法识别出火山通道, 岩心中也未见火山熔岩和火山角砾岩等近火山口相的岩石类型, 指示凹陷内部火山活动相对较弱(图6)。但是受周缘火山活动的影响, 地层中沉积的大量细粒火山物质应来源于火山活动期凹陷周缘地区或盆地范围内火山喷发物质的飘落, 或者是火山活动间歇期地表水将凹陷周缘早期沉降的火山物质携带入湖沉积形成。

图 6

Fig. 6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 6 北疆火山机构与吉木萨尔凹陷芦草沟组地层分布图(据毛翔等, 2012)Fig. 6 Map showing the distribution of volcanoes in northern Xinjiang and seismic profile of the Jimsar sag(adaped from data of MAO Xiang et al., 2012).

吉木萨尔凹陷芦草沟组地层沉积时期, 受区域频繁的构造活动的影响, 湖盆水体动荡变化, 单期旋回地层沉积厚度薄。在火山活动时期, 受强烈构造活动的影响, 湖盆经历了快速的湖侵; 在火山活动间歇期, 由于构造活动减弱或停止, 相对湖平面下降, 经历缓慢的湖退。综合岩心、 薄片观察和X射线衍射分析结果可知, 湖侵时期地层中沉积了大量细粒火山物质(火山尘、 火山灰)和有机质, 以黑色含凝灰云岩、 凝灰质云岩沉积为主。泥级矿物颗粒、 水平纹层表明沉积环境处于平静、 还原的水体。该类岩性中碳同位素整体表现出强烈的正异常, 平均为8.9‰ ,

最低值为8.4‰ , 最高值达9.7‰ (图5)。这种碳同位素的异常变化可能与生物、 环境变化密切相关。首先, 应用全岩光片和干酪根镜检对该类岩性中的有机生物进行了观察, 分析结果表明有机显微组分以腐泥组无定形、 沥青质体为主, 为遭受强烈降解的藻类体, 含量为有机质组分总量的89%, 具强烈亮橙黄色荧光, 呈密集层状藻纹层形式分布, Toc为6.9%~16.4%, 充分说明火山活动时期湖盆中藻类十分繁盛(图7)。其次, 吉木萨尔凹陷没有火山喷发通道, 从而避免了火山喷发时, 由于距离火山口过近, 大量炽热的火山碎屑落入湖中造成生物大规模死亡。凹陷周缘或盆地范围内的火山喷发时, 弥散在空气中的大量细粒火山灰随风飘落湖中, 火山灰吸附的大量强水溶性金属盐落入水体后, 能够迅速溶解并释放出大量营养元素和微量金属, 此外火山喷发的气体与气溶胶中的CO₂和少量含氮化合物经降水作用进入湖泊水体后也能提供生物养分, 这些物质在短时间内提高了水体的营养程度, 促使藻类等低等生物繁盛(Frogner et al., 2001)。藻类繁盛时优先从湖水中吸收大量的δ ¹²C, 致使自然界碳酸盐碳库中的δ ¹³C相对富集, 相应的湖水中沉淀出的碳酸盐岩δ ¹³C向正高值漂移(图3, 5)。再者, 火山喷发会释放出大量的CO₂和热量, 能够导致地表气温升高。中二叠纪, 受周围火山强烈喷发和频繁喷溢的影响, 准噶尔乃至哈萨克斯坦的斋桑一带处在一个巨大的十分闷热的 “ 温室” 之中(李强等, 2002)。炎热气候能够促使流动不畅的闭塞水体形成还原环境, 凝灰物质提供Ca²⁺、 Mg²⁺等离子造成湖水盐度升高, 形成水体分层, 保持平静湖底处于稳定的还原环境, 有利于有机质的保存。

图7

Fig. 7

Figure Option ViewDownloadNew Window

图7 吉木萨尔凹陷吉32井芦草沟组有机组分显微照片 a 深3 731.45m, 含方解石凝灰云岩, 有机质呈纹层状分布, 蓝紫光激发荧光, 100倍; b 深3 728.60m, 含凝灰云岩, 有机质呈纹层状分布, 蓝紫光激发荧光, 200倍; c 深3 730.50m, 凝灰质云岩, 有机质呈密集顺层分布, 蓝紫光激发荧光, 200倍; d 深3 729.20m, 云质凝灰岩, 有机质局部呈顺层分布, 蓝紫光激发荧光, 200倍; e 深3 729.90m, 含云凝灰岩, 有机质呈分散状分布, 蓝紫光激发荧光, 200倍; f 深3 727.60m, 含方解石脉含凝灰云岩, 藻纹层, 蓝紫光激发荧光, 100倍, 全岩光片; g 深3 733.00m, 云质凝灰岩, 结构藻类, 蓝紫光激发荧光, 200倍, 全岩光片; h 深3 733.00m, 云质凝灰岩, 结构藻类, 蓝紫光激发荧光, 500倍, 全岩光片; i 深3 728.30m, 凝灰质云岩, 无结构藻类体、 沥青质体, 蓝紫光激发, 500倍, 全岩光片; j 同一视域, 深3 728.30m, 凝灰质云岩, 无结构藻类体、 沥青质体, 反射白光, 500倍, 全岩光片; k 深3 728.60m, 含凝灰云岩, 腐泥无定形体、 惰质体, 透射白光, 200倍; l 同一视域, 深3 728.60m, 含凝灰云岩, 腐泥无定形体, 藻类降解严重, 蓝紫光激发荧光, 呈黄褐色荧光, 惰质体不发光, 200倍Fig. 7 Photomicrographs of maceral groups of well Ji32 in the Lucaogou formation, Jimsar sag.

构造活动减弱或者停止后, 火山活动进入间歇期。在持续炎热气候的作用下, 随着湖水的蒸发作用不断增强, 湖平面逐渐下降。受到风、 波浪等作用的扰动, 湖泊底部沉积物中出现长英质颗粒薄纹层, 并逐渐向长英质颗粒层与泥质、 泥晶云岩互层或者颗粒含量高的块状构造过渡, 岩性以薄纹层状云质凝灰岩或块状含云凝灰岩为主。该类岩性的δ ¹³C值平均为7.6‰ , 最低值为6.8‰ , 最高值达8.3‰ (图5)。在火山喷发间歇时期, 落到凹陷周缘的松散火山物质被地表水携带进入湖泊水体中。而凝结的火山物质受到风化淋滤作用, 岩石的基质和斑晶经过风化蚀变后, K⁺、 Na⁺、 Ca²⁺和Mg²⁺等离子易于析出, 这些元素进入湖泊水体中, 使水体保持高营养状态, 促使藻类等生物的持续繁盛(刘俊田, 2009; 邹才能等, 2011)。但是有机质的保存环境由平静、 还原环境向间歇性的动荡、 氧化环境转变, 沉积于湖底的有机质保存条件变差, 遭受氧化作用。有机岩石学观察结果表明, 纹层状或块状岩性中有机质含量明显降低, Toc值为2.0%~2.9%。纹层间泥级细粒沉积物中仍可见有机质组分的顺层富集, 具粒序变化的块状岩性中有机质赋存状态以分散状为主(图7)。有机质耗氧分解向水体释放富含δ ¹²C的CO₂, 造成水体中δ ¹²C富集和δ ¹³C相对亏损, 随之沉淀的碳酸盐岩δ ¹³C值略有降低。在单期沉积旋回中δ ¹³C值呈现从高值向低值转变的趋势, 在火山活动期间, 碳同位素值最高达9.7‰ , 在火山活动间歇期, δ ¹³C值最低为6.8‰ , 衰减幅度达到2.9‰ (图3, 5)。

生物面貌的差异及生物量的变化也是影响碳同位素异常变化的重要因素。贵州乐康生物为双壳类动物群、 腕足类及菊石类等, 火山活动造成的环境效应妨碍了生物的正常辐射, 火山活动之后, 受环境变化限制, 生物复苏缓慢, 微弱的生物作用造成的同位素增加远不能抵消火山作用造成的碳同素负向漂移的响应, 无机碳同位素为异常低值(彭冰霞, 2006b)。吉木萨尔凹陷芦草沟组有机生物为藻类等低等生物, 初级生产力提高较快, 在温度、 营养元素、 环境等条件适合时能够在短时间内繁盛勃发, 大量吸收湖水中δ ¹²C, 造成湖相碳酸盐岩δ ¹³C值快速地向异常高值变化。

(1)吉木萨尔凹陷芦草沟组发育火山物质与碳酸盐岩混合沉积形成的岩石类型主要为含凝灰泥晶云岩、 凝灰质泥晶云岩、 云质凝灰岩和含云凝灰岩, 岩性特征及发育规律受湖水水位、 长英质矿物来源共同影响。

(2)吉木萨尔凹陷芦草沟组的沉积时期, 凹陷周缘火山活动频繁, 气候环境炎热, 火山活动时间长, 飘落到湖水中的火山物质释放出大量营养元素, 促使藻类等低等生物繁盛, 平静还原的水体环境有利于有机质的快速保存, 有机质组分以降解藻和沥青质体为主, 呈密集藻纹层形式分布。

(3)在火山活动期间, 火山灰释放出的营养元素促进藻类繁盛, 生物繁盛并吸收大量水体中的δ ¹²C, 引起湖相碳酸盐岩δ ¹³C具有向正高值漂移的特征。在火山活动间歇期, 由于湖平面降低, 平静还原的水体环境遭到破坏, 湖泊底水环境处于氧化环境, 有机质遭到破坏, 含量显著降低, 呈局部顺层富集和分散状分布。有机质氧化分解过程中向水体释放富含δ ¹²C的CO₂, 造成水体中δ ¹²C富集和δ ¹³C相对亏损, 湖相碳酸盐岩δ ¹³C值降低。凹陷周缘及盆地范围内长期、 频繁的火山活动是吉木萨尔凹陷芦草沟组碳酸盐岩碳同位素具正高值特征及规律变化的根本原因。