碳酸盐沉积物的氧、碳稳定同位素组成与沉积介质的同位素组成有关，在CaCO3-CO2-H2O系统中，存在以下氧和碳同位素交换反应式：
在碳酸盐与周围环境平衡的状态下，碳酸盐的稳定同位素组成取决于碳酸盐的矿物相以及水体的盐度和温度。当矿物相一定时（如为方解石），其稳定同位素组成就只取决于水体的温度和盐度。因此，可以利用碳酸盐岩的氧、碳稳定同位素组成推测其形成时介质盐度和温度。
5.2.1.1 古盐度的计算
一般来说，δ13C和δ18O都随着介质盐度和温度的升高而升高。Epstein和Mayeda将δ18O随介质盐度升高而升高这一现象归因于蒸发作用，主要为较轻的同位素（16O）常优先被蒸发，结果造成雨水和大陆淡水的δ18O值较海水小7‰。在河口地区有淡水和海水的混合，其δ18O明显随水体盐度升高而升高。这种机制是造成δ18O在淡水和海水之间以及淡水石灰岩和海相石灰岩之间有明显差异的重要原因。
1964年，Keith和Weber提出利用石灰岩的δ13C和δ18O值区分侏罗纪及时代更新的海相石灰岩和淡水石灰岩的经验公式，在此可以借鉴来分析碳酸盐胶结物：
Z=2.048×（δ13C+50）+0.498×（δ18O+50）
图5-1 不同期次碳酸盐胶结物中碳氧同位素Z值分布
式中，δ13C和δ18O均用PDB标准，当Z值大于120时为海相石灰岩，小于120时为淡水石灰岩。将校正后的δ13C和δ18O的值代入上述公式，即可算出这批样品中碳酸胶结物的Z值（表5-1、图5-1）。由表5-1及图5-1可以看出，这批样品的Z值大都小于120，指示样品中的碳酸盐岩胶结物形成于淡水—微咸水环境，表明延长组碎屑岩中方解石的来源与前中生代的海相碳酸盐无关，而是中生代以后沉积物风化等地质作用的产物。这与研究区三叠纪时的构造背景相符，也与当时的沉积环境相符合。
5.2.1.2 古温度的计算(www.xing528.com)
图5-2 盐度为35‰时δ18O随温度的变化关系
水体的温度是控制碳酸盐稳定同位素组份的重要因素之一，介质水温度对δ18O值的影响远远超过盐度对它的影响，而δ13C值随温度变化甚小，因此，在盐度不变时，δ18O值可以用来测定古温度。当碳酸盐与介质水处于平衡状态且水体盐度保持基本不变时，δ18O值随温度升高而降低（图5-2）。因此人们常用氧同位素作为确定矿物形成温度的地质温度计。有研究者通过研究，总结出碳酸盐矿物的δ18O值与其形成温度存在以下关系：
T（℃）=16.9-4.38×（δC-δW）+0.1×（δC-δW）2
式中，δC为实测的碳酸盐岩样品的δ18O值，δW为标准的样品形成时介质水的δ18O值，δ18O采用SMOW标准。因为研究区碳酸盐胶结物形成环境总体属于淡水环境，所以δW取大气淡水与海水的混合水（δ18O=-2.5‰，SMOW），δC为实测的碳酸盐岩样品的δ18O值。
基于这一公式，对研究区三叠系延长组的砂岩样品中的碳酸盐胶结物的形成的古温度进行了计算，见表5-1和图5-3。从图中可以看出，碳酸盐胶结的形成的温度主要以115～145℃为主，根据成岩阶段划分标准判断，说明当时正处于中成岩阶段A期。总的来说，研究区各井段砂岩碳酸盐胶结物的碳氧同位素之间表现为正相关关系（图5-4），因而碳同位素所反映的物质来源和氧同位素反映的温度关系之间是有联系的。
图5-3 研究区样品碳酸盐胶结物形成的温度分布区间
图5-4 不同期次碳酸盐胶结物δ18O与δ13C相关关系
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