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冷泉是指来自海底沉积界面之下，以碳氢化合物（天然气和石油）、硫化氢和水为主要成分，温度与海水相近的流体以扩散对流或渗漏喷溢的方式进入海底水体产生的一系列物理、化学及生物作用的现象（陈多福等，2002；Campbell，2006），其广泛发育在全球大陆边缘海底。在冷泉环境中渗漏的甲烷被厌氧氧化甲烷古菌（Anaerobic Methanotrophic Archaea，ANME）和硫酸盐还原细菌（Sulfate-Reducing Bacteria，SRB）共同介导的甲烷厌氧氧化反应（
自Campbell和Bottjer在1993年提出寻找古冷泉研究计划以来，越来越多古冷泉活动的地质记录被发现（Kelly et al.，1995；Peckmann et al.，2002；Gill et al.，2005；Hammer et al.，2011；Smrzka et al.，2017；Zwicker et al.，2018）。迄今为止发现的古代冷泉碳酸盐岩发育时代主要集中在白垩纪和新生代，更早的古冷泉碳酸盐岩则较为少见，最古老的冷泉沉积可以追溯到约635 Ma陡山沱组底部的“盖帽”碳酸盐岩（Jiang et al.，2003）。古代冷泉碳酸盐岩主要有块状、丘状、结核状、烟囱状、细管状、壳层状等多种产状（Campbell，2006；Chien et al.，2012），不同形态碳酸盐岩可能与流体渗漏类型与强弱有关（Chien et al.，2013）。冷泉碳酸盐岩的碳酸盐矿物主要包括高镁方解石（Mg>5%）、文石、低镁方解石和白云石等（Campbell et al.，2002；Naehr et al.，2007；Pierre et al.，2016），经历后期成岩作用的古代碳酸盐矿物主要为低镁方解石（Joseph et al.，2013）。冷泉碳酸盐岩的碳同位素组成可以示踪渗漏流体的来源，通常其δ13C值低于-25‰（Campbell et al.，2008），但古代冷泉碳酸盐岩由于受到后期成岩作用、海水SO
台湾岛位于菲律宾海板块的吕宋岛弧与亚欧大陆边缘之间的碰撞带，其中新世至更新世地层中广泛发育冷泉碳酸盐岩，学者们对其矿物岩石学、碳和氧同位素等基础地质与地球化学特征开展进行了比较详细的研究（Huang et al.，2006；Wang et al.，2006；Chien et al.，2012，2013；Wang et al.，2018；Blouet et al.，2021；赵若思等，2021；Ge et al.，2023）。本文系统总结了台湾地区冷泉碳酸盐岩的地质产状和矿物岩石学特征，碳和氧同位素及稀土元素地球化学特征，以及保存的宏体生物化石等特征，并结合世界其他地区冷泉碳酸盐岩的地质和地球化学特征，探讨了台湾地区冷泉碳酸盐岩所记录的流体渗漏活动和沉积环境特征，进而提出了今后的研究重点。
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台湾岛位于亚洲大陆东南，北连东海，西为台湾海峡，西南接南海，南为吕宋海峡，东临花东海盆和菲律宾海（Huang et al.，2001）。台湾地区西南部及东北部海域分别存在着两个方向相反的马尼拉海沟及琉球海沟隐没带（Huang et al.，2006）。双俯冲带显著控制了台湾岛及附近海域的地质特征与大地构造，由西向东可分为海岸平原、西部麓山带、雪山山脉、中央山脉及海岸山脉五个地形构造单元。西部麓山带是典型的被动式大陆边缘沉积，由晚渐新世、中新世至早更新世的浅海相沉积地层经推覆构造断层活动挤压变形而成，是变形增生楔的前缘，这种构造带促进了烃类流体的活动（Huang et al.，2013；黄博宏等，2022）。因此，在中新世至更新世地层中广泛发育烃类流体活动形成的冷泉碳酸盐岩，是研究地质历史时期冷泉活动的天然实验室。
台湾地区冷泉碳酸盐岩主要发育于新生代的中新世至更新世的泥岩和页岩为主的地层中，主要包括台湾中部南投县国姓乡的中新世樟湖坑组泥页岩（Wang et al.，2018）、台湾南部高雄市甲仙地区（白云仙谷、牛埔、四德巷）的上新世盐水坑组页岩（Guan et al.，2019；Blouet et al.，2021），以及台湾西南部高雄市大岗山、小岗山、半屏山和寿山地区的更新世古亭坑组泥岩（Wang et al.，2006）。此外，在凤山地区的更新世大社组泥岩中也有少量冷泉碳酸盐岩露头发育（王士伟，2006）（图1）。
图 1 中国台湾地区地质构造及冷泉碳酸盐岩发育位置（据Huang et al.，2000，2012修改）
Figure 1. Geological structure and development location of cold seep carbonates in Taiwan area, China (modified from Huang et al., 2000, 2012)
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台湾岛不同地区发育的冷泉碳酸盐岩在野外的产状主要有两类（表1）：一类是几十厘米到几米大小的结核状、透镜状和块状等个体较大的冷泉碳酸盐岩（图2a，b，g），主要发育在四德巷、白云仙谷、凤山、寿山和半屏山地区，以及大岗山和小岗山地区（表1）。第二种产出类型为巨型烟囱状或管状冷泉碳酸盐岩（图2c~f），甲仙地区四德巷剖面和国姓乡主要为此类冷泉碳酸盐岩（表1）。甲仙地区牛埔剖面冷泉碳酸盐岩以细管状网络为主（图2d），大岗山和小岗山地区也发育少许管状冷泉碳酸盐岩。此外，在国姓乡，管状碳酸盐岩通常与烟囱状碳酸盐岩伴生（图2f），而在大岗山和小岗山地区，管状碳酸盐岩通常与块状碳酸盐岩伴生（图2g）。
表 1 台湾地区冷泉碳酸盐岩野外产状、主要碳酸盐矿物特征
Table 1. Field occurrences and main carbonate minerals in cold seep carbonates, Taiwan area
地区 冷泉碳酸盐岩形态与构造 主要矿物及含量 文献 甲仙四德巷 大型角砾状结核有些具有喷口与管状构造 白云石：25%~83%；方解石：2%~51% Chien et al.，2013；Blouet et al.，2021；赵若思等，2021；Ge et al.，2023 巨型烟囱含气孔与管路状构造 细管状网络 甲仙牛埔 细管状网络 白云石：33%~67%；方解石：8%~24% 甲仙白云仙谷 透镜状 白云石：52%~88%；方解石：0%~10% 国姓乡 管状和烟囱状 白云石：7%~83%；方解石：0%~60% Wang et al.，2018 大岗山水泥矿场 块状和管状 白云石：7%~81%；方解石：5%~75% 王士伟，2006；Wang et al.，2006 小岗山 块状、结核状、管状 凤山石灰岩矿场 块状 白云石：67%；方解石：6% 寿山采石场 结核状 半屏山石灰岩采矿场 块状 白云石：10%~62%；方解石：7%~72% 
图 2 台湾地区冷泉碳酸盐岩野外出露特征
Figure 2. Photographs of cold seep carbonate outcrops in Taiwan area
冷泉碳酸盐岩是甲烷在硫酸盐—甲烷转换带（Sulfate Methane Transition Zone，SMTZ）经甲烷厌氧氧化古菌作用形成的产物，它代表了古代冷泉流体活动的区域，其产状可以反映流体活动的类型及强弱（Chien et al.，2013）。四德巷、白云仙谷和三山地区（凤山、寿山、半屏山）以及大岗山和小岗山地区均发育块状层或个体较大的结核状冷泉碳酸盐岩，Wang et al.（2006）和Chien et al.（2013）认为这是由渗漏强度较弱但流量较大的流体以扩散运移方式形成，可能经历了较长时间的冷泉活动，其产状与发育于地中海盆地的中新世角砾化块状冷泉碳酸盐岩相似（Iadanza et al.，2013）。Bahr et al.（2010）和Iadanza et al.（2013）研究发现碳酸盐岩的原位角砾化现象与烃类物质运移和流体超压有关。管状和烟囱状冷泉碳酸盐岩在冷泉系统中较为常见，四德巷和国姓乡的管状和烟囱状冷泉碳酸盐岩与加利福尼亚蒙特利湾现代冷泉碳酸盐岩产状类似（Stakes et al.，1999），Stakes et al.（1999）认为这可能是渗漏通量较高的甲烷流体在比较集中的通道状态下形成的产物，相对于个体较大的块状或结核状冷泉碳酸盐岩其受冷泉活动影响的时间可能较短。管状冷泉碳酸盐岩可以连接形成网络状，如甲仙地区牛埔剖面广泛发育网络细管状冷泉碳酸盐岩。Chien et al.（2013）认为该类网络管状结构可能是由渗漏强度较强的流体沿着层面或岩体裂隙的较小通道所形成。此外，世界其他地区也存在不同产状冷泉碳酸盐岩共生的现象（Nyman and Nelson，2011；Iadanza et al.，2013；Reitner et al.，2015；Zhang et al.，2016），如Nyman and Nelson（2011）在新西兰Taranaki盆地中新世地层中发现结核状或块状与管状或烟囱状冷泉碳酸盐岩共生，推测管状或烟囱状碳酸盐岩形成于冷泉活动早期较高的Ca2+浓度、SO
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冷泉碳酸盐岩的矿物岩石学特征可以示踪流体来源，反映其沉淀环境。台湾地区冷泉碳酸盐岩的岩石薄片观察显示国姓乡和甲仙地区（四德巷、牛埔、白云仙谷）碳酸盐矿物大多以泥晶或微晶的形式产出，且广泛发育草莓状黄铁矿（图3）（Wang et al.，2018；赵若思等，2021）。两地均含有石英和长石陆源碎屑（图3a，b）以及生物碎屑，并保存较完好的有孔虫化石（图3d）（Wang et al.，2018；Blouet et al.，2021）。矿物组成分析显示碳酸盐相矿物以方解石和白云石为主，不含文石（表1）。甲仙地区（四德巷、牛埔、白云仙谷）和半屏山、凤山地区冷泉碳酸盐岩以白云石为主，不含或含少量方解石，国姓乡与大岗山地区以白云石和方解石为主。其中，白云仙谷地区冷泉碳酸盐岩中白云石含量普遍较高，最高可达88%（表1）（赵若思等，2021）。
图 3 台湾地区冷泉碳酸盐岩岩石学显微特征
Figure 3. Microscopic petrologies of cold seep carbonates in Taiwan area
已有的研究发现，包括台湾地区在内的众多古代冷泉碳酸盐岩均不含文石（Birgel et al.，2006；Viola et al.，2015；Lu et al.，2023），可能由于文石属于亚稳态矿物，在成岩作用下极容易转变为方解石，若受白云石化作用影响亦可转变为白云石，因此古代冷泉碳酸盐岩其白云石与方解石含量通常较高，不含文石（Chien et al.，2013）。原生白云岩的成因问题一直是研究的热点，现代海底冷泉碳酸盐岩中广泛发育白云石，可能是解开该问题的钥匙。Takeuchi et al.（2007）通过对日本黑岛烟囱状白云岩的研究认为冷泉环境有利于原生白云石的沉淀。Bian et al.（2013）对墨西哥湾GC140站位冷泉白云岩进行扫描电镜分析，观察到原生白云石特有的多结节纹理结构（knobbly texture），证明白云岩为原生沉淀。Tong et al.（2019）对墨西哥湾北部GC140和GB382站位冷泉碳酸盐岩白云石中碳酸盐晶格硫（CAS）的δ18O/δ34S斜率和铬还原性硫（CRS）的δ34SCRS进行分析，发现二者均高于高镁方解石和文石，据此推测白云石的沉淀位置可能位于较深处的SMTZ带及以下区域（产甲烷带），沉积环境可能为硫酸盐浓度较低但硫化物浓度较高的还原环境。
台湾地区冷泉碳酸盐岩中白云石含量较高，赵若思等（2021）认为其可能为受微生物硫酸盐还原作用促进而形成的原生白云石。Chien et al.（2013）发现台湾地区冷泉碳酸盐岩具有复杂的白云石含量模式，推测它们可能是受原生与次生作用的综合影响，并很可能由次生作用主导。此外，国姓乡草莓状黄铁矿附近发育的不规则丝状体（图3b）与黑海地区现代冷泉碳酸盐岩中发育的丝状体类似，被认为是石化的甲烷厌氧氧化古菌（Peckmann et al.，2001），可能与AOM反应中的生物化学过程有关（Wang et al.，2018）。目前对台湾地区白云石的成因还未达成共识，后续可以结合扫描电镜分析白云石微观结构以及白云石的硫氧同位素特征进一步探讨。
草莓状黄铁矿的出现通常与甲烷厌氧氧化作用有关，且其粒径大小可以指示沉积时的氧化还原环境（Wilkin et al.，1996；崔娜等，2023）。Wilkin et al.（1996）和Rickard（2019）认为氧化或弱氧化环境中形成的草莓状黄铁矿粒径普遍较大，还原或硫化环境中形成的草莓状黄铁矿粒径通常较小（Wilkin et al.，1996；Rickard，2019；崔娜等，2023）。有研究对台湾地区国姓和甲仙地区的草莓状黄铁矿粒径进行了粗略判断，推测国姓乡较大的草莓状黄铁矿粒径指示其可能形成于氧化环境，而甲仙地区草莓状黄铁矿粒径较小，指示其可能形成于还原环境（王钦贤，2014）。而林杞（2016）研究发现，形成于SMTZ带内的草莓状黄铁矿的粒径特征无法有效反映沉积环境的氧化还原条件，且较大粒径的草莓状黄铁矿可能指示了较强的AOM作用和SMTZ带的位置。Miao et al.（2021）将形成于SMTZ带内的草莓状黄铁矿与形成于正常海相沉积环境中的黄铁矿粒径大小进行对比，也发现SMTZ带内草莓状黄铁矿粒径明显偏大的现象。因此，国姓乡较大的草莓状黄铁矿粒径可能指示其形成于更强的还原性冷泉渗漏环境，并非氧化环境。但目前还未有针对台湾地区草莓状黄铁矿粒径大小的详细统计，未来有待开展该方面工作以探讨草莓状黄铁矿粒径大小与沉积环境氧化还原性的联系。
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冷泉碳酸盐岩的碳同位素主要继承了流体中烃类化合物（甲烷及重烃）的碳同位素特征，可以指示流体来源（Peckmann et al.，2002；Campbell et al.，2008）。冷泉流体的碳源可能有：（1）生物成因甲烷（δ13C<-50‰）；（2）热成因甲烷（δ13C=-50‰~-30‰）；（3）石油烃类物质（δ13C=-35‰~-25‰）；（4）海水（δ13C=0~±3‰）；（5）产甲烷过程中残余的CO2（δ13C>+5‰）（Campbell，2006）。台湾地区冷泉碳酸盐岩的δ13C值介于-53.7‰~+9.0‰（图4，5）。其中，中新世δ13C值介于-51.8‰~-20.9‰（Chien et al.，2012；Wang et al.，2018），上新世δ13C值介于-49.6‰~+9.0‰（Wang et al.，2006；Chien et al.，2013；Guan et al.，2019；Blouet et al.，2021；Ge et al.，2023），更新世δ13C值介于-53.7‰~-4.3‰（Wang et al.，2006）。Wang et al.（2018）研究显示中新世冷泉碳酸盐岩碳同位素受到成岩作用改造，进而利用其最小端元值接近-50‰，推测碳源主要来自生物成因甲烷。Guan et al.（2019）认为上新世冷泉碳酸盐岩的碳源包括生物成因甲烷（四德巷地区）、热成因甲烷或原油等重烃（白云仙谷地区）以及产甲烷残余CO2（牛埔地区），而Blouet et al.（2021）和Ge et al.（2023）认为上新世冷泉碳酸盐岩还受海水来源碳的影响。对于更新世冷泉流体的碳源，Wang et al.（2006）认为可能来自生物成因甲烷和热成因甲烷。总体上，台湾地区冷泉碳酸盐岩碳源以生物成因和热成因甲烷为主，并受碳同位素值偏正的流体（海水或产甲烷残余CO2）影响，上新世冷泉流体的碳源类型最为复杂。Chen et al.（2017）对台西南海域现代活动冷泉的研究发现，冷泉流体类型变化与构造活动有关，如生物成因甲烷多形成于被动大陆边缘，而热成因甲烷则多被发现于主动大陆边缘尤其是斜坡和陆上泥火山的沉积物中。上新世台湾地区正处于台湾造山带形成时期的弧—陆碰撞阶段（黄博宏等，2022），冷泉碳酸盐岩集中发育的甲仙地区形成了广泛的逆冲断层、隐没断层以及向斜、背斜的褶皱带（Ge et al.，2023），因此上新世冷泉流体碳源类型的多样性可能与该地区复杂的地质构造有关。
图 4 台湾地区冷泉碳酸盐岩碳同位素分布（数据来源于Huang et al.，2006；Wang et al.，2006；Chien et al.，2012，2013；Wang et al.，2018；Guan et al.，2019；赵若思等，2021；Ge et al.，2023）
Figure 4. Carbon isotope distribution in cold seep carbonates, Taiwan area (data from Huang et al., 2006; Wang et al., 2006; Chien et al., 2012, 2013; Wang et al., 2018; Guan et al., 2019; Zhao et al., 2021; Ge et al., 2023)
图 5 台湾地区及其他地区冷泉碳酸盐岩碳氧同位素组成（数据来源于Huang et al., 2006；Wang et al., 2006；Nyman and Nelson，2011；Chien et al., 2012，2013；Tong et al., 2013；Utsunomiya et al., 2015；Liang et al., 2017；Wang et al., 2018；Guan et al., 2019；赵若思等，2021；Ge et al., 2023；Perri et al., 2024）
Figure 5. Carbon and oxygen isotope compositions in cold seep carbonates in Taiwan and other areas (data from Huang et al., 2006; Wang et al., 2006; Nyman and Nelson, 2011; Chien et al., 2012, 2013; Tong et al., 2013; Utsunomiya et al., 2015; Liang et al., 2017; Wang et al., 2018; Guan et al., 2019; Zhao et al., 2021; Ge et al., 2023; Perri et al., 2024)
冷泉碳酸盐岩的氧同位素可以作为评估其受成岩作用影响程度的指标，亦可以反映形成时的温度，并指示冷泉流体的氧同位素组成（Arthur et al.，1983；Shields and Stille，2001；Campbell，2006）。台湾地区冷泉碳酸盐岩δ18O值介于-14.4‰~+5.8‰（图5）。其中，中新世δ18O值介于-14.4‰~+1.3‰（Chien et al.，2012；Wang et al.，2018），上新世δ18O值介于-11.2‰~+4.3‰（Wang et al.，2006；Chien et al.，2013；Guan et al.，2019；Blouet et al.，2021；Ge et al.，2023），更新世δ18O值介于-8.2‰~+5.8‰（Wang et al.，2006）。Chien et al.（2012）根据海底水温与氧同位素分馏方程计算出台湾地区中新世冷泉碳酸盐岩的沉积温度高达84 ℃，明显超过了现代海底冷泉流体的温度，推测氧同位素可能受到δ18O亏损的地下水或者低镁方解石脉的影响，但并未考虑氧同位素可能已受到后期成岩作用的改造，从而无法反映沉积温度与初始流体信息。Wang et al.（2006）和Wang et al.（2018）根据δ18O值判断台湾地区中新世和上新世冷泉碳酸盐岩均受到较强的后期成岩改造，而更新世受成岩改造程度较弱，并且利用中新世冷泉碳酸盐岩δ18O端元值计算出该时期冷泉流体的温度约为20 ℃。此外，Wang et al.（2006）根据更新世不同矿物组成的冷泉碳酸盐岩δ18O值存在较大差异，进一步推测两种碳酸盐矿物（方解石、白云石）形成于不同时期。这与新西兰中新世Taranaki盆地方解石质和白云石质碳酸盐岩的δ18O值差异较大类似（图5）。Nyman and Nelson（2011）认为δ18O值偏负的方解石质碳酸盐岩形成于天然气水合物形成时期，而δ18O值偏正的白云石质碳酸盐岩形成于天然气水合物分解释放时期。台湾地区从中新世到更新世的冷泉碳酸盐岩δ18O值呈现逐渐变正的趋势（图5），可能指示其经历了从天然气水合物形成到分解释放的过程。此外，与世界其他地区同时期冷泉碳酸盐岩δ18O值相比较，中新世和上新世以及部分更新世冷泉碳酸盐岩的δ18O值均偏负（图5），可能说明台湾地区总体上受成岩作用（如大气降水（Ge et al.，2023））影响程度较大。
以上的研究大多是利用冷泉碳酸盐岩的全岩碳氧同位素来分析冷泉流体来源。Ge et al.（2023）发现台湾甲仙地区部分点位冷泉碳酸盐岩明显形成于多期次流体，同一样品不同微区的碳氧同位素存在显著的差异，而全岩碳氧同位素则无法区分不同期次流体。因此，未来可以开展微区碳氧同位素分析，更精确地还原地质历史时期的流体活动特征。
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稀土元素地球化学特征可以提供沉积环境和沉积流体的相关信息。后太古宙澳大利亚页岩（Post-Archean Australian Shale，PAAS）标准化稀土元素配分模式可以区分不同的沉积环境，Ce异常可以指示沉积环境的氧化还原特征（赵彦彦等，2019）。台湾国姓和甲仙地区中新世和上新世冷泉碳酸盐岩稀土元素配分模式呈现中稀土富集的“钟型”模式，无Ce异常或轻微Ce正异常（图6），指示还原的沉积特征（Wang et al.，2018；Ge et al.，2023）。更新世冷泉碳酸盐岩稀土元素未见报道。除台湾地区冷泉碳酸盐岩外，其他地区（如墨西哥湾、西藏）冷泉环境中自生碳酸盐岩的稀土元素配分模式也多表现出中稀土富集的“钟型”模式特征（Hu et al.，2014；张文进等，2018）。Tribovillard et al.（2013）认为这种中稀土富集的特征可能与冷泉碳酸盐岩富集铁锰等元素有关。Birgel et al.（2011）发现墨西哥湾现代冷泉碳酸盐岩沉积环境具有动态的变化特征，可能与流体渗漏通量的变化有关。目前对台湾地区稀土元素的研究仅集中在国姓和甲仙地区，其他区域还未有稀土元素研究的报道，未来有待进一步丰富台湾地区冷泉碳酸盐岩的稀土元素数据库。
图 6 台湾地区冷泉碳酸盐岩及现代海水稀土元素配分模式（数据来源于Freslon et al., 2014；Wang et al., 2018；赵若思等，2021；Ge et al., 2023）
Figure 6. Distributions of rare earth element (REE) in modern seawater and cold seep carbonates, Taiwan area(data from Freslon et al., 2014; Wang et al., 2018; Zhao et al., 2021; Ge et al., 2023)
除还原性沉积环境外，冷泉碳酸盐岩也可能沉淀于海底深部较封闭的硫化环境，而稀土元素虽然可以有效区分沉积环境的氧化还原特征，却无法示踪硫化环境。近年来，Mo的元素丰度和同位素组成特征被用于识别硫化环境（Hutchings et al.，2020；Ye et al.，2021），如形成于硫化环境中的沉积物通常具有较高的Mo浓度（>60 μg/g）（Scott and Lyons，2012）且Re/Mo比值接近海水值，而缺氧非硫化环境中沉积物的Re/Mo比值高于海水值（Crusius and Thomson，2000；Scholz et al.，2013）。此外，前文已提及利用黄铁矿粒径大小可以示踪沉积环境的氧化还原特征。未来或许可以结合这两种方法来判断台湾地区冷泉碳酸盐岩是否形成于硫化环境。
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冷泉碳酸盐岩中发育的生物化石群落是辨认古冷泉的重要依据，这些海底冷泉生物与硫化物氧化菌和/或甲烷氧化菌共生，通过硫化物和/或甲烷氧化反应来获得维持生命代谢活动所需的能量（Dubilier et al.，2008），是探索地球极端环境生命生存与演化的重要窗口。台湾地区冷泉碳酸盐岩发育了丰富的宏体生物化石（表2、图2c，e，h），以双壳贝类丰度最大（Kiel et al.，2024）。其中，中新世和上新世宏体生物化石以满月蛤科的Meganodontia和Lucinoma为主（Chien et al.，2012；Blouet et al.，2021；Kiel et al.，2024），更新世宏体生物化石主要包括满月蛤科的Meganodontia和Lucinoma、贻贝科的Gigantidas、雪爪蛤科的Isorropodon和未确定所属科的Sisonia（Wang et al.，2006；Kiel et al.，2024）。
表 2 台湾地区冷泉碳酸盐岩宏体生物分类（据Kiel et al., 2024修改）
Table 2. Macrofossil classifications in cold seep carbonates, Taiwan area(modified from Kiel et al., 2024)
科 属 中新世 上新世 更新世 现代 Bathymodiolinae Gigantidas GigantidasBathymodiolus Thyasiridae ConchoceleChannelaxinus Lucinidae MeganodontiaLucinoma MeganodontiaLucinoma MeganodontiaLucinoma MeganodontiaLucinoma Vesicomyida Isorropodon IsorropodonArchivesica 未确认 Sisonia 台湾地区中新世和上新世冷泉碳酸盐岩宏体生物以两种营内表栖（infaunal）生活的大型双壳类生物满月蛤科为主，明显少于同时期世界其他地区冷泉碳酸盐岩宏体生物化石的种类（Kiel and Hansen，2015；Kiel et al., 2020；Amano et al.，2022）。考虑到满月蛤科生物通常生活于沉积物最顶部数十厘米深处且紧邻氧化还原界面（Stanley，1970；Taylor and Glover，2000），Kiel et al.（2024）认为宏体生物化石的种类可能是受到了水深的影响。相比之下，上新世冷泉碳酸盐岩中宏体生物化石种类更多，除满月蛤科外，还包括营外表栖（epifaunal）或半内表栖（semi-faunal）生活的Gigantidas horikoshii和Sisonia等生物（Kiel et al.，2024）。现存的Gigantidas horikoshii生物被发现生活在水深500 m左右（Mellado et al.，2022），Kiel et al.（2024）由此推测更新世冷泉碳酸盐岩形成于水深较深处，而中新世和上新世冷泉碳酸盐岩形成于水深较浅处。此外，简至炜（2014）发现冷泉碳酸盐岩宏体生物化石的体型尺寸可能与碳酸盐岩块体的大小有关，在甲仙地区发育的满月蛤科化石中，体型大的Meganodontia goliath往往伴随大型的自生型碳酸盐岩丘（如大型角砾状结核、巨型烟囱），而体型小的Lucinoma annulata则主要发育在较小型的自生性碳酸盐岩丘（如细管状网络）中，但对该现象产生的原因并未进行探讨。有关现代南海活动冷泉双壳类生物的研究发现，部分利用硫化氢的个体体型要大于利用甲烷的个体体型（Wang et al.，2022），并且利用甲烷的贻贝表现出La异常和LREE富集（Wang et al.，2020）。因此，冷泉生物的体型大小可能与其体内共生菌类型有关，未来可针对台湾地区满月蛤科不同属生物化石的稀土元素地球化学特征和发育差异开展进一步研究，以探讨其记录的冷泉流体信息以及与水深的联系。
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台湾地区沿西部麓山带中新世至更新世地层中发育块状或烟囱状为主的冷泉碳酸盐岩，碳酸盐矿物组成以白云石和方解石为主，并广泛发育草莓状黄铁矿。冷泉碳酸盐岩碳同位素显示碳源主要来自生物成因甲烷和热成因甲烷，并受海水或产甲烷残余CO2影响。稀土元素配分模式指示冷泉碳酸盐岩沉积于还原环境。冷泉碳酸盐岩宏体生物化石以双壳类为主，中新世和上新世丰度较低，更新世丰度较高，可能受水深影响。
台湾地区冷泉碳酸盐岩可能发育多期次的流体活动，未来的研究方向可以考虑：开展原位微区碳氧同位素分析，以精确判断由多期次流体形成的冷泉碳酸盐岩的碳源；开展碳酸盐矿物相的主微量元素分析，重点利用Mo元素和同位素特征识别冷泉中的硫化环境；对满月蛤科不同属的宏体生物化石开展地球化学分析，探讨其记录的冷泉流体信息及与水深的联系。此外，台湾地区冷泉碳酸盐岩中白云石与方解石共生，针对白云石成因开展微区研究，有助于解开原生白云石成因之谜。
Geological and Geochemical Characteristics of Ancient Cold Seep Carbonates in Taiwan Area, China
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摘要: 意义 冷泉活动对海洋生态系统及全球气候变化等具有重大影响，冷泉碳酸盐岩是海底冷泉活动形成的产物，其地质地球化学特征常被用于示踪渗漏流体信息及沉积环境变化。 【进展】 中国台湾地区冷泉碳酸盐岩主要发育于新生代中新世至更新世地层，是研究古冷泉的理想载体。对台湾地区冷泉碳酸盐岩发育的地质产状、矿物岩石学特征、碳氧同位素、稀土元素地球化学以及宏体生物化石等方面进行了系统阐述。 【结论与展望】 台湾地区冷泉碳酸盐岩以块状和烟囱状为主，分别指示了强度较弱的扩散和较强的喷溢流体活动；碳和氧同位素显示冷泉流体的碳源主要来自生物成因甲烷和热成因甲烷，并受海水或产甲烷残余CO2的影响；稀土元素地球化学特征显示冷泉碳酸盐岩形成于还原环境；冷泉生物以双壳类生物化石为主，中新世和上新世生物种类少，更新世生物种类多，可能受水深的控制。未来可从冷泉碳酸盐岩的微区原位碳和氧同位素分析、碳酸盐相矿物的Mo元素及其同位素分析，以及满月蛤科不同属生物化石发育的空间差异并结合地球化学分析等方面开展深入研究，以期完善对台湾地区古冷泉体系的理解。Abstract: Significance Cold seep activity has a significant impact on marine ecosystems and global climate change， and has been widely developed globally at active and passive continental margins. The fundamental process operating at seeps is the anaerobic oxidation of methane （AOM） mediated by a combination of anaerobic methanotrophic archaea （ANME） and sulfate-reducing bacteria （SRB）. This increases the alkalinity of pore water， forming a favorable environment for carbonate mineral precipitation. Cold seep carbonates are the product of submarine cold seep activity， and their geological and geochemical characteristics are often used to trace seepage fluid information and changes in sedimentary environments. Progress Taiwan area of China is located in the collision zone between the Luzon Island Arc of the Philippine Sea Plate and the Eurasian continental margin， and possesses complex geological structures such as extensive faults， providing appropriate conditions for the development of cold seeps. Cold seep carbonates in the Taiwan area are mainly found in Miocene to Pleistocene strata， which are ideal for the study of ancient cold seeps. A relatively detailed study has been conducted on their fundamental geological and geochemical properties， including mineralogy， petrology and carbon and oxygen isotope content. This study includes a comprehensive analysis of the geological occurrence， mineralogical and petrological characteristics， carbon and oxygen isotopes content， rare earth element （REE） geochemistry， and macrofossil content of cold seep carbonates in the Taiwan area. In addition， it explores the fluid seepage activities and the depositional environment recorded by the cold seep carbonates， taking account of the geological and geochemical features of cold seep carbonates from other regions globally. Conclusions and Prospects The predominantly blocky and chimney-like forms of the cold seep carbonates in the Taiwan area indicate two types of seepage activity： the blocky forms indicate prolonged periods of low-flux diffuse seepage； the chimney-like forms represent shorter periods of high-flux convective seepage. The primary carbonate minerals are dolomite and calcite， with a significant presence of framboidal pyrites. The size of the pyrite grains may be related to the redox conditions during deposition. The carbon isotope composition of cold seep carbonates indicates that the primary sources of carbon were biogenic and thermogenic methane， with additional influence of seawater or residual CO2 from methanogenesis. Notably， Pliocene cold seep carbonates exhibit the widest range in carbon isotope values， suggesting a greater diversity of carbon sources， potentially due to the complex geological structures in Taiwan area at that time. Furthermore， the δ18O values of cold seep carbonates from the Miocene to the Pleistocene in the Taiwan area exhibit an increasingly positive trend， suggesting that these carbonates might have undergone a transition from gas hydrate formation to dissociation and release. The geochemical characteristics of the REE indicate a predominantly reducing depositional environment. The cold seep macrofossils are dominated by bivalves， representing few biological species in the Miocene and Pliocene but a greater range in the Pleistocene， possibly as a result of different water depths. For greater in-depth understanding of the ancient cold seep systems in the Taiwan area， future research on cold seep carbonates could focus on in situ micro-scale analysis of carbon and oxygen isotopes， and molybdenum element and isotope， in the carbonate minerals， as well as the spatial differences in the growth of macrofauna of different genera of the Lucinidae family， in conjunction with geochemical analysis.
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Key words:
- carbonate /
- ancient cold seep /
- Taiwan area of China /
- carbon source /
- sedimentary environment /
- macrofauna
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图 1 中国台湾地区地质构造及冷泉碳酸盐岩发育位置（据Huang et al.，2000，2012修改）
Black squares represent the areas where ancient cold seeps developed; Black circles represent the locations of developed sections
Figure 1. Geological structure and development location of cold seep carbonates in Taiwan area, China (modified from Huang et al., 2000, 2012)
Fig.1
图 2 台湾地区冷泉碳酸盐岩野外出露特征
(a) large nodules in Sidexiang section, Chiahsien（Chien et al., 2013）; (b) lenticular outcrops in Baiyunxiangu section, Chiahsien（Zhao et al., 2021）; (c) giant chimney outcrop in Sidexiang section, showing bulbous fossil of Anodontia goliath（Blouet et al., 2021）; (d) light-colored tubular outcrops in dark gray argillaceous clasolites, Niupu section（Chien et al., 2013）; (e) photo enlargement of tubular carbonate in (d); Lucinoma annulata (Reeve) fossil indicatedby arrow（Chien et al., 2013）; (f) tubular outcrops, Guoxing township area（Wang et al., 2018）; (g) blocky outcrop with many carbonate cemented tubular structures, Hsiaokangshan area（Wang, 2006）; (h) Lucinomae-enriched outcrop, Takangshan area（Wang, 2006）
Figure 2. Photographs of cold seep carbonate outcrops in Taiwan area
Fig.2
图 3 台湾地区冷泉碳酸盐岩岩石学显微特征
(a) cold seep carbonate matrix, Chiahsien area, with black micrite and gray microcrystals and a small amount of terrigenous debris, plane polarized light (PPL) （Wang et al., 2018）; (b) mud microcrystalline carbonates, Guoxing township area, showing strawberry pyrites (black circles) and development of irregular filaments, PPL （Wang et al., 2018）; (c) fracture with carbonate vein infill, Takangshan area, with arrows showing broken shellfish shells at the vein, PPL（Wang, 2006）; (d) bioclastic micritic carbonates, Guoxing township area, containing multiple intact Foraminifera fossils, PPL （Wang et al., 2018）; (e) strawberry pyrite aggregate, Guoxing township area, reflected light (RL) （Wang et al., 2018）; (f) strawberry pyrites filling Foraminiferan spaces, Chiahsien area, RL （Wang et al., 2018）
Figure 3. Microscopic petrologies of cold seep carbonates in Taiwan area
Fig.3
图 4 台湾地区冷泉碳酸盐岩碳同位素分布（数据来源于Huang et al.，2006；Wang et al.，2006；Chien et al.，2012，2013；Wang et al.，2018；Guan et al.，2019；赵若思等，2021；Ge et al.，2023）
Figure 4. Carbon isotope distribution in cold seep carbonates, Taiwan area (data from Huang et al., 2006; Wang et al., 2006; Chien et al., 2012, 2013; Wang et al., 2018; Guan et al., 2019; Zhao et al., 2021; Ge et al., 2023)
图 5 台湾地区及其他地区冷泉碳酸盐岩碳氧同位素组成（数据来源于Huang et al., 2006；Wang et al., 2006；Nyman and Nelson，2011；Chien et al., 2012，2013；Tong et al., 2013；Utsunomiya et al., 2015；Liang et al., 2017；Wang et al., 2018；Guan et al., 2019；赵若思等，2021；Ge et al., 2023；Perri et al., 2024）
Figure 5. Carbon and oxygen isotope compositions in cold seep carbonates in Taiwan and other areas (data from Huang et al., 2006; Wang et al., 2006; Nyman and Nelson, 2011; Chien et al., 2012, 2013; Tong et al., 2013; Utsunomiya et al., 2015; Liang et al., 2017; Wang et al., 2018; Guan et al., 2019; Zhao et al., 2021; Ge et al., 2023; Perri et al., 2024)
图 6 台湾地区冷泉碳酸盐岩及现代海水稀土元素配分模式（数据来源于Freslon et al., 2014；Wang et al., 2018；赵若思等，2021；Ge et al., 2023）
Figure 6. Distributions of rare earth element (REE) in modern seawater and cold seep carbonates, Taiwan area(data from Freslon et al., 2014; Wang et al., 2018; Zhao et al., 2021; Ge et al., 2023)
表 1 台湾地区冷泉碳酸盐岩野外产状、主要碳酸盐矿物特征
Table 1. Field occurrences and main carbonate minerals in cold seep carbonates, Taiwan area
地区 冷泉碳酸盐岩形态与构造 主要矿物及含量 文献 甲仙四德巷 大型角砾状结核有些具有喷口与管状构造 白云石：25%~83%；方解石：2%~51% Chien et al.，2013；Blouet et al.，2021；赵若思等，2021；Ge et al.，2023 巨型烟囱含气孔与管路状构造 细管状网络 甲仙牛埔 细管状网络 白云石：33%~67%；方解石：8%~24% 甲仙白云仙谷 透镜状 白云石：52%~88%；方解石：0%~10% 国姓乡 管状和烟囱状 白云石：7%~83%；方解石：0%~60% Wang et al.，2018 大岗山水泥矿场 块状和管状 白云石：7%~81%；方解石：5%~75% 王士伟，2006；Wang et al.，2006 小岗山 块状、结核状、管状 凤山石灰岩矿场 块状 白云石：67%；方解石：6% 寿山采石场 结核状 半屏山石灰岩采矿场 块状 白云石：10%~62%；方解石：7%~72% 
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表 2 台湾地区冷泉碳酸盐岩宏体生物分类（据Kiel et al., 2024修改）
Table 2. Macrofossil classifications in cold seep carbonates, Taiwan area(modified from Kiel et al., 2024)
科 属 中新世 上新世 更新世 现代 Bathymodiolinae Gigantidas GigantidasBathymodiolus Thyasiridae ConchoceleChannelaxinus Lucinidae MeganodontiaLucinoma MeganodontiaLucinoma MeganodontiaLucinoma MeganodontiaLucinoma Vesicomyida Isorropodon IsorropodonArchivesica 未确认 Sisonia
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