川中地区震旦系“葡萄花边”白云岩的形成时代与成因*

2024-02-20倪智勇赵建新俸月星周玮杨程宇刘汇川邵钢钢罗冰

岩石学报 2024年1期

倪智勇赵建新俸月星, 周玮杨程宇刘汇川邵钢钢罗冰

1.中国石油大学(北京),油气资源与工程全国重点实验室,北京 102249 2.中国石油大学(北京)地球科学学院,北京 102249 3.昆士兰大学地球与环境科学学院放射性同位素实验室,布里斯班 4072 4.南方海洋科学与工程广东省实验室,珠海 519000 5.中国石油西南油气田公司勘探开发研究院,成都 610041

四川盆地是我国最重要的天然气产地之一,近年来在震旦系-寒武系的碳酸盐岩储层中取得勘探突破,川中古隆起安岳特大型气田(地质储量>1×1012m3)的发现,对开拓全球中深层古生界-中上元古界古老地层油气领域具有重大科学和实践意义(杜金虎等,2014;邹才能等,2014;李忠权等,2015)。安岳气田发育三套潜在烃源岩:震旦系陡山沱组黑色页岩、震旦系灯影组泥质白云岩、寒武系筇竹寺组泥岩,其中筇竹寺组泥岩最具生烃潜力(杜金虎等,2014)。安岳气田主要储层为震旦系灯二段和灯四段、寒武系龙王庙组和洗象池组。灯二段和灯四段为丘滩相岩溶储层,有效储集空间主要为残余孔隙、溶洞以及晚期构造裂缝;龙王庙组和洗象池组为颗粒滩相岩溶储层,主要储集空间为粒间孔、粒间溶孔及溶蚀孔洞(邹才能等,2014)。安岳气田的形成和保存主要受 “古裂陷槽、古台地、古油裂解气、古隆起” 共同控制(邹才能等,2014),“德阳-安岳”古裂陷槽继承性发育,为发育优烃源岩提供了有利条件;古台地有利于形成大面积分布的岩溶型储集层;古隆起控制了大气田的形成与分布。四川盆地灯影组岩性主要为白云岩,灯影组的成因研究不仅可以为四川盆地震旦系下一步的油气勘探提供更加充实的科学依据,也有助于理解全球大规模存在的前寒武纪白云岩成因(Mckenzie and Vasconcelos,2009)。前人对四川盆地灯影组白云岩成因进行了大量研究,不同学者提出了不同观点,包括原生白云岩成因(王士峰和向芳,1999;梅冥相等,2006;Pengetal.,2018;鲍志东等,2019;Wangetal.,2020)、成岩过程中的次生白云岩成因(张杰等,2014;邬铁等,2016;Pengetal.,2018;金民东等,2019;Zhouetal.,2020)以及热液白云岩成因(冯明友等,2016;蒋裕强等,2016;Yangetal.,2018;Suetal.,2022)。四川盆地灯影组白云岩类型的差异性是在经历长期的地质进程中,不同地区、不同时代、不同成因机制的具体体现。

近年来,碳酸盐岩激光原位U-Pb同位素定年技术的发展为更准确研究不同时代的白云岩成因提供了有利条件(Godeauetal.,2018;沈安江等,2019;程婷等,2020;Lanetal.,2022a,b,2023;Caoetal.,2023)。需要指出的是,Lanetal.(2022a)从三峡地区灯影组之下陡山沱组“葡萄花边”盖帽白云岩中得到了一个非常有意义的碳酸盐岩U-Pb年龄(～636Ma),结合碳酸盐岩稀土元素地球化学特征进一步限定了“葡萄花边”盖帽白云岩的形成机制。这意味着非常有希望从灯影组“葡萄花边”白云岩中得到可靠的地质年代学和地球化学证据。本次研究以四川盆地震旦系灯影组为研究对象,重点关注“葡萄花边”白云岩,利用碳酸盐矿物微区原位U-Pb同位素定年技术,辅助以微量元素、C-O同位素及Sr同位素共同探讨“葡萄花边”白云岩的成因。

1 地质背景

四川盆地是典型的多期构造叠合盆地,西接龙门山褶皱带,北邻大巴山褶皱带,东接鄂-湘-黔褶皱带,南邻峨眉山-凉山褶皱带(图1a)。盆地可划分为三个主要构造单元:中央隆起带、西北坳陷和东南坳陷(Korschetal.,1991;Maetal.,2008;魏国齐等,2015)。川中古隆起(乐山-龙女寺古隆起)位于四川盆地中央隆起带的中西部。四川盆地自前寒武纪至新生代经历了三个阶段演化(Lietal.,2005;魏国齐等,2013;杜金虎等,2014;邹才能等,2014;Zhuetal.,2015;邢凤存等,2015):新元古代克拉通边缘裂陷阶段、震旦纪至中三叠世晚期克拉通内部裂陷阶段、晚三叠世-白垩纪前陆盆地阶段(图1b)。震旦纪-中三叠世,盆地沉积以海相沉积为主,碳酸盐岩累积厚度为6000m。晚三叠纪-始新世以陆相碎屑沉积为主,总厚度约5000m。桐湾运动、加里东运动、印支运动等多重构造运动形成了多个古隆起和多个区域不整合面,共同控制了碳酸盐岩储层和油气聚集的形成。

图1 四川盆地构造-岩性图

四川盆地中部隆起震旦系包括陡山沱组和灯影组(图1c),厚度从300m到1200m不等。陡山沱组是覆盖在前震旦系结晶基底之上的深水细粒沉积物。主要岩性为黑色页岩、粉砂岩、白云岩,含有机质丰度高,厚9～20m。灯影组岩性以白云岩、膏岩和细粉砂岩为主,地层厚度变化较大,在乐山-龙女寺隆起上,灯影组厚度可大于600m,向隆起周缘方向逐渐变薄,局部减薄至100m以下。灯影组自下而上可分为四个岩性段:灯一段以灰色泥晶白云岩、藻白云岩为主,含少量石膏和泥岩夹层;灯二段主要为灰白色藻粘结白云岩、凝块岩以及藻席-叠层石白云岩,生物构造特征明显,常见“葡萄花边”构造,顶部与灯三段为假整合接触。灯二段顶部发育区域性的桐湾运动Ⅰ幕假整合面风化壳,形成威远和安岳气田的主要产气层,也是目前我国已知最古老的天然气储层。灯三段岩性以陆源碎屑沉积为主,主要为深灰-灰绿色炭质页岩和粉砂质页岩,岩相的横向变较大,迄今仅局部井区(高科1井、高石1井)发现有机质高丰度的暗色页岩烃源岩。灯四段岩性主要为浅灰-灰白色纹层状藻白云岩、凝块岩,泥晶白云岩以及泥岩夹层,局部可见硅质结核,顶部与下寒武统呈假整合接触,灯四段顶部发育桐湾运动Ⅱ幕假整合面风化壳,形成溶洞角砾岩以及溶缝网络,是震旦系的另一个主力储层(Chenetal.,2017;杨程宇,2018)。四川盆地中部磨溪-高石梯地区发现大型震旦纪气田(图1a),震旦系含气层面积超过7000km2,地质储量估计超过700×109m3(邹才能等,2014)。主要储层为震旦系灯二段和灯四段,埋深5000～5500m,气藏层厚20～60m(邹才能等,2014)。在寒武系龙王庙组白云岩中还发现了另一个大型气田,已探明天然气地质储量440×109m3,面积800km2,预计天然气地质储量将超过600×109m3(杜金虎等,2014)。震旦系和寒武系储层储集空间以晶间、晶间孔洞为主,且储集空间多被残余沥青充填,主要分布在脉状的裂缝、孔洞和孔隙中,呈颗粒状和球形(魏国齐等,2013)。

2 样品及分析方法

研究样品取自于川中古隆起的资6井和威112井的灯二段储层岩心。岩相学观察、阴极发光成像及扫描电子显微镜(SEM)研究在中国石油大学(北京)油气与资源探测国家重点实验室完成。岩心样品首先被制成厚度约0.03mm的双抛光薄片,应用徕卡DM4500P偏光显微镜进行透射光、反射光及阴极发光观察。应用Quanta200F和Hitachi SU8010场发射 SEM 进一步分析代表性性品。

白云岩U-Pb同位素定年测试在澳大利亚昆士兰大学放射性同位素实验室完成。用于定年的样品被切割并制成约1.5cm厚的环氧树脂样品靶,打磨抛光后再用洗涤剂溶液在超声波中清洗30min,然后用去离子水清洗三次,最后在40℃的热板上干燥,以去除任何表面污染。使用ASI Resolution SE激光剥蚀系统(193nm ArF 准分子激光)和Thermo iCap-RQ四级杆ICP-MS对样品进行分析。NIST612国际标样用于优化仪器(激光束斑直径为50μm,能量密度为3J/cm2,剥蚀频率为10Hz,扫描速度为3μm/s)以保证工作灵敏度,U>800000cps/10-6,同时保持低氧化物形成(ThO/Th <2%)和206Pb/238U>0.2。测试过程中采用的激光束斑直径为100μm,能量密度为3J/cm2,剥蚀频率为10Hz。测试过程包括2s 清洗时间(去除表面污染),15s的预剥蚀时间,25s的剥蚀时间和8s的冲洗时间。NIST614国际玻璃标样用于207Pb/206Pb分馏校正和仪器238U/206Pb漂移校正(Woodhead and Pickering,2012)。然后用实验室方解石标样AHX-1B(标定年龄为:207.2±2.0Ma,Kendricketal.,2022)进一步校准样品的238U/206Pb比值。原始数据和白云岩U-Pb年龄分别使用Iolite软件包(Patonetal.,2011)和在线IsoplotR程序 Vermeesch,2018)进行处理。将WC-1和PTKD-2作为未知年龄样品进行多次测试,最终获得的年龄值(WC-1:260.2±3.2Ma;PTKD-2:150.2±3.2Ma)与前人的报道值(WC-1:254.4±6.4Ma;PTKD-2:153.7±1.7Ma,Robertsetal.,2017;Suetal.,2022)在误差范围内高度一致。

C-O同位素,Sr同位素和微量元素测试在澳大利亚昆士兰大学稳定同位素实验室完成,首先使用预先清洗的毫米级微钻获取待测白云岩的粉末,以用于地球化学和同位素分析。在C-O同位素测试过程中,样品首先与100% H3PO4在25℃的真空中反应,生成的CO2使用Isprime Dual Inlet IRMS分析。13C/12C校准采用国际标准NBS18、NBS19、USGS44进行3点归一化,BCS作为未知样品进行漂移校正。18O/16O校准采用国标标准NBS18和NBS19进行两点归一化。δ13C(VPDB)和δ18O VPDB)的分析不确定度均优于±0.1‰。锶同位素组成测定过程中,先将样品粉末用稀释的经过双蒸馏的HNO3溶解在聚四氟乙烯烧杯中,然后将样品溶液通过Sr-Spec离子交换树脂纯化Sr,随后使用Nu Plasma多接收电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)进行测量。测量的87Sr/86Sr比值用86Sr/88Sr=0.1194进行质量分馏校正。每5个未知样品间插入一个NIST SRM-987标准溶液进行漂移校正,确保分析误差在±0.000020以内。微量元素分析过程中,样品粉末在1N HNO3中溶解2h,样品溶液经离心机分离上清液,然后将上清液在90℃热板上干燥,随后将干燥后样品在2% HNO3中充分溶解并分成两份。每份样品用2% HNO3混合多元素内标溶液至总体积为4.5mL,样品稀释系数约 3000～4000倍,内标溶液含12×10-96Li、6×10-961Ni、Rh、In、Re、4.5×10-9235U。最后在Thermo X-series II四极杆电感耦合等离子质谱计(Q-ICP-MS)上测定最终溶液。通过比较所分析标准的测量值和推荐值之间的相对差异,分析精度优于3%。

3 实验结果

3.1 岩石学特征

震旦系灯二段白云岩包括三种类型:藻白云岩、“葡萄花边”白云岩和亮晶白云岩。“葡萄花边”白云岩从正面看像一颗颗的“葡萄”(图2a),从侧面看则像一层层等厚的“花边”(图2b),故命名为“葡萄花边”白云岩(郝毅等,2015),在灯二段广泛出现。“葡萄花边”白云岩一般生长于藻白云岩的孔隙内,向内对称生长(图2c-g)。手标本上形成格架,条带状,多被亮晶白云岩或沥青充填(图2c,d)。“花边”包括核心和明暗相间纹层两部分组成(图2e,f)。核心通常呈灰褐色或黑色,为藻白云岩斑块。外围同心层结构一般具有明显的世代性(图2g),第一世代一般为黑褐色泥晶白云岩壳,第二世代为放射状白云石,第三世代为马牙状中晶-粗晶白云石(图2h)。各类型白云岩阴极发光特征差异明显(图2i,j),“花边”核心在阴极发光下呈橙红色,暗色纹层狭窄发红色光,浅色纹层较宽发暗色光,明暗条带相间分布。扫描电镜下可见白云石呈片状、韵律状生长台阶结构(图2k),局部可见纤维状微生物席(图2l)。

图2 四川盆地震旦系灯二段“葡萄花边”白云石岩相学特征

3.2 微量元素特征

震旦系灯二段岩“葡萄花边”白云岩微量元素的测试结果见表1。研究区两口井(资6井、威112井)灯二段“葡萄花边”白云岩P含量(25×10-6～1998×10-6,平均345×10-6)和Fe含量(527×10-6～3766×10-6,平均1732×10-6)变化较大。Mn含量(146×10-6～823×10-6,平均370×10-6)、Sr含量(37×10-6～58×10-6,平均44×10-6)和Ba含量(5.91×10-6～23.22×10-6,平均10.69×10-6)变化不大。其稀土元素总量(ΣREE)平均值为1.0531×10-6。其中,资6井灯二段“葡萄花边”白云岩ΣREE介于5.570×10-6～8.893×10-6,平均值为7.391×10-6;威112井灯二段“葡萄花边”白云岩ΣREE介于0.680×10-6～1.129×10-6,平均值为0.973×10-6。震旦系灯二段岩“葡萄花边”白云岩轻、重稀土比值(LREE/HREE)介于2.3～10.1(均值5.7),资6井白云岩轻重稀土比值介于2.3～3.3,均值2.7;威112井白云岩轻重稀土比值介于7.2～10.1,均值8.7。两口井的灯二段“葡萄花边”白云岩稀土元素PAAS标准化配分图显示资6井白云岩表现为轻稀土弱亏损,威112井总体表现为平坦型;两口井所有样品表现出Ce负异常,资6井白云岩δCe值变化于0.3～0.5,威112井白云岩δCe值变化于0.7～0.8;资6井白云岩表现为弱Eu负常,δEu值为0.9,威112井白云岩表现为弱Eu正异常,δEu值变化于1.1～1.5(图3)。

表1 研究区灯二段“葡萄花边”白云石稀土元素含量(×10-6)

图3 研究区灯二段“葡萄花边”白云石澳大利亚后太古代页岩标准化稀土元素配分图(标准化值据Mclennan,1989)

3.3 C-O-Sr同位素地球化学特征

震旦系灯二段“葡萄花边”白云岩的C、O、Sr同位素测试结果见表2。研究区两口井(资6井、威112井)灯二段“葡萄花边”白云岩碳同位素变化不大,δ13CVPDB分布在-0.1‰～1.7‰ (图4a),总体低于与同时期海水沉积白云岩的碳同位素值(4.8‰～5.8‰,Zempolichetal.,1988)。震旦纪海水氧同位素δ18OVPDB变化于-36.8‰～-34.8‰(δ18OVSMOW,-7.0‰～-5.0‰,Galilietal.,2019),用Land(1983) 总结的公式 103lnɑ白云岩-海水= 2.78×106T-2+0.11 计算与震旦纪海水氧同位素达到平衡的白云岩氧同位值(海水温度取震旦纪海水温度均值 15～20℃,Mengetal.,2011),其δ18OVPDB变化于-4.3‰～-1.2‰(图4)。研究区震旦系灯二段“葡萄花边”白云岩δ18OVPDB变化于-2.3‰～1.4‰,略高于与震旦纪海水氧同位素达到平衡的白云岩氧同位值。其87Sr/86Sr值介于0.70876～0.70909,均值分别为0.70890,基本落入同时期海水(0.70800～0.70900)范围内(图4b)。

表2 研究区灯二段“葡萄花边”白云石C-O-Sr同位素

图4 研究区灯二段“葡萄花边”白云石C-O、Sr-O同位素相关图

3.4 U-Pb同位素定年结果

震旦系灯二段岩“葡萄花边”白云岩的U-Pb同位素测试结果见(表3和图5a,b)。在对样品进行测试的同时,使用内部方解石标样(AHX-1B)作为校准标样,PTKD-2作为对照标样检查再现性。威112井“葡萄花边”白云岩样品共进行了56个点分析(U含量范围为0.029×10-6～1.121×10-6,平均值为～0.458×10-6),测点分布见图5c,在Tera-Wasserburg 反等时线图上得到下交点年龄为502±12Ma(MSWD = 3.0)(图5a)。对U含量为0.206×10-6～2.020×10-6(平均0.949×10-6)的资6井“葡萄花边”白云岩样品进行了44个测点分析(图5d),在Tera-Wasserburg反等时线图上获得了530±12Ma(MSWD=3.0)的下交点年龄(图5b)。迄今为止,由于难以寻找具有统一年龄的白云岩样品,即尚无白云岩标准样品。为此,我们不得不使用方解石标样对白云石样品中的238U/206Pb比值进行标准化。然而,我们认为方解石和白云石之间的基质效应足够接近,可以精确校准白云石的238U/206Pb比值(Guillongetal.,2020)。从理论上讲,基体效应与矿物的晶体结构和化学成分有关,它们影响激光烧蚀速率,从而影响元素分馏。在进行白云岩定年时,优化仪器参数,以实现最小元素分馏(使NIST-612中测量的206Pb/238U比值尽可能接近真实值),在用国际标样NIST-614玻璃中的238U/206Pb标准化后,方解石标样中所得的238U/206Pb比值的最大偏差始终小于5%,有些小于2%。另一方面,白云石在晶体结构和元素组成上与方解石非常相似,两者都与NIST-614玻璃有很大的不同。因此,根据方解石标准对238U/206Pb进行校正后,白云石的238U/206Pb比值的最大偏差应小于方解石标准归一化到NIST-614玻璃的最大238U/206Pb偏差的一半,更有可能更小,远低于本研究定年白云石的2σ误差。且获得的两个方解石标样(WC-1和PTKD-2)的年龄值与前人的报道值在误差范围内高度一致(图5e,f)。因此,我们认为方解石标准的使用足以获得可靠的白云岩U-Pb年龄。

表3 研究区灯二段“葡萄花边”白云岩U-Pb同位素数据表

4 讨论

4.1 白云岩形成时代

四川盆地震旦系至早寒武系主要地层包括陡山沱组、灯影组和筇竹寺组等。学者们应用各种同位素定年方法对层年代开展研究,Condonetal.(2005)对扬子板块的陡山沱组底、顶处的凝灰岩夹层开展了锆石TIMS U-Pb定年工作,结果分别为635.2±0.6Ma和551.1±0.7Ma,分别代表了陡山沱组初始沉积时间和灯影组初始沉积时间。Zhuetal.(2009)获得云南梅树村剖面的凝灰岩层高精度的SIMS 锆石 U-Pb 定年结果为535.2±1.7Ma,代表了灯影组顶界年龄。资金平等(2017)对四川盆地乐山市先锋剖面灯影组三段火山碎屑岩进行锆石 LA-ICP-MS U-Pb 定年,结果为539.6±1.4Ma。Shietal.(2020)获得高科1井灯影组三段泥岩Re-Os等时线年龄540±39Ma。Xiongetal.(2023)对马元地区灯影组二段白云岩进行白云岩原位U-Pb定年,结果为565±5.5Ma。本次研究针对四川盆地威远和资阳地区的威112井和资6井的灯影组二段“葡萄花边”白云岩,通过LA-ICP-MS原位U-Pb测年得到年龄为502±12Ma(MSWD=3.0)和530±12Ma(MSWD=3.0),略新于灯影组的顶界年龄,暗示其并非沉积成因。

4.2 白云岩的成因及地质意义

四川盆地震旦系灯二段“葡萄花边”白云岩的成因已被广泛讨论(Chenetal.,2009;Shietal.,2013;郝毅等,2015;牟传龙等,2015;钱一雄等,2017;Pengetal.,2018;Changetal.,2020;Wangetal.,2020)。主要有三种认识:(1)原生海水沉积成因;(2)表生大气水岩溶成因;(3)沉积与成岩作用叠加成因。在本研究中,其定年结果新于灯影组顶界年龄,且矿物学和形态学特征表明,灯二段“葡萄花边”白云岩充填于藻白云岩孔隙中,结晶程度明显好于藻白云岩,表现出与沉积成因白云岩存在明显差异。稀土元素组成和配分模式是研究碳酸盐岩成因的有效手段之一(Moffett,1994;Bauetal.,1996;Shields and Stille,2001;Gaoetal.,2020)。灯二段“葡萄花边”白云岩的ΣREE(均值0.973×106～7.391×10-6)低于太古宙澳大利亚页岩(PAAS,184.773×10-6)1～2个数量级,PAAS稀土模式显示出轻微的负Ce异常,与正常海相碳酸盐岩相似。但在不同井区展示出显著的差异(图3),表明还有其他因素控制其成因。

本文从软硬酸碱理论(Pearson,1963)的角度揭示两口井区“葡萄花边”白云岩稀土元素的差异性,认为氧化-还原条件是控制其差异性的关键因素。当氧逸度(fO2)低时,体系为还原性质,配阴离子以HS-、CN-等软碱为主,部分Eu3+被还原为Eu2+,Eu2+相对于REE3+是软酸,轻稀土相对于重稀土是软酸(Chen and Zhao,1997),软酸与软碱结合形成沉淀,使水体中的Eu2+和轻稀土减少,进而导致由这样的水体经化学沉积形成的白云岩具有Eu负异常、轻稀土亏损的特征,与资6井灯二段“葡萄花边”白云岩为弱Eu负常(δEu=0.9),轻稀土亏损的特征吻合,表明资6井白云岩形成于相对还原环境。当fO2高时,体系为氧化性质,配阴离子以SO42-、CO32-等硬碱为主,与REE3+形成稳定的配合物并沉淀,导致水体中的ΣREE减少,少量Eu2+作为软酸在水体中得以保留,最终导致由这样的水体经化学沉积形成的白云岩具有ΣREE低、弱Eu正异常的特征,与威112井灯二段“葡萄花边”白云岩低ΣREE(均值0.973×106),弱Eu正异常(δEu均值1.2)吻合,表明威112井白云岩形成于相对氧化环境。同理,在氧化条件下部分Ce3+被氧化为Ce4+,Ce4+相对于REE3+是硬酸,与水体中的硬碱形成配合物沉淀,导体水体中的Ce减少,因此经化学沉积形成的白云岩具有更明显的Ce负异常,造成威112井白云岩Ce负异常(δCe=0.7～0.8)强于资6井白云岩Ce负异常(δCe=0.3～0.5)。因此,灯二段“葡萄花边”白云岩展现出的稀土元素差异性是其形成环境氧化-还原条件不同的体现。结合白云石U-Pb定年结果,在此期间(530±12Ma～502±12Ma),四川盆地处于埃迪卡拉-寒武纪强烈环境扰动背景(Landingetal.,2013;Cuietal.,2019;Dingetal.,2021),在此背景下,海平面的高频升降波动导致灯影组地层频繁下沉和出露,海平面下降而导致岩溶作用发生,产生大量溶蚀孔隙,海平面上升导致“葡萄花边”白云岩结晶,同时伴随氧化-还原条件不断变化。除稀土元素外,对氧化-还原条件敏感的Fe、Mn元素随之变化,导致其阴极发光图像呈明暗相间特征,铁元素含量的高、锰元素低的纹层在阴极发光显微镜下发光较强,反之,其阴极发光图像较暗(图2i,j)。

灯二段“葡萄花边”白云岩的87Sr/86Sr值与同时期海水基本一致(Shields,2007;Narbonneetal.,2012;Xiaoetal.,2016),个别样品的87Sr/86Sr值略高于同时期海水,反映其受到外来流体的影响(如大气降水)。其氧同位素值(δ18OVPDB=-2.3‰～1.4‰)略高于与震旦纪海水氧同位素达到平衡的白云岩的氧同位素值(图4)。表明其形成环境既非海水沉积环境,也不完全是表生大气水岩溶条件,如完全受控于大气水的影响,其δ18OVPDB应低于与震旦纪海水氧同位素达到平衡的白云岩的氧同位素值。研究区在样品形成期间(530±12Ma～502±12Ma)海平面的高频升降波动可导致上述白云岩同位素特征,海平面下降而导致岩溶作用发生的同时,蒸发作用导致水体氧同位素升高,导致生成的“葡萄花边”白云岩氧同位素值偏高。而锶同位素不受蒸发作用影响,记录了同时期海水特征,个别样品记录了大气降水或其他陆源淡水的影响,87Sr/86Sr值略高于同时期海水。灯二段“葡萄花边”白云岩碳同位素(δ13CVPDB)变化于0.1‰～1.7‰(图4a),总体低于同时期海水沉积白云岩的碳同位素值(4.8‰～5.8‰,Zempolichetal.,1988),同样表明其不完全受控于海水沉积环境,结合样品中观察到的纤维状微生物席特征(图2l),认为较低的δ13CVPDB可能受藻菌微生物活动的影响(Riding,2000;牟传龙等,2015;钱一雄等,2017)。

综合岩心样品的岩相学、地球化学特征,考虑川中隆起在震旦纪中期的地质构造和环境背景,研究区震旦系灯二段“葡萄花边”白云岩的形成应归因于热带型碳酸盐工厂控制下的藻丘建隆和海平面波动控制下的表生岩溶-胶结旋回(Schlager,1992,2005;Homewood,1996),其具体过程如下:灯二段白云岩形成时期,研究区处在靠近赤道的热带(Jiangetal.,2003),适宜的环境使大量藻类生物开始原地建造形成藻丘,这些藻丘将在川中隆起内相对较高的位置(威远凸起和高石梯-磨溪凸起)开始建造,而相对较低的位置由于水深过大而无法产生藻丘建造,因此藻丘在川中隆起内形成了若干孤立的或者带状分布的藻丘体。这些藻丘体将随着海平面的不断上升而向上建造,当海平面降低时,部分先前建造的藻丘体将会露出水面,藻丘建造随即停止,大气淡水的淋滤和溶蚀在暴露的藻丘中形成了孔隙、裂缝和洞穴,随后海平面进一步上升,藻丘被重新淹没并继续建造,同时淋滤溶蚀形成的空间开始被早期胶结物充填,因此这些胶结物的形成时间仅略晚于藻丘体的形成时间。在地层继续埋深后,海水胶结物逐渐停止发育,一部分残留孔洞得以保存下来,成为石油、天然气的优质储集空间。