川中地區震旦系“葡萄花邊”白云巖的形成時代與成因*

倪智勇 趙建新 俸月星, 周瑋 楊程宇 劉匯川 邵鋼鋼 羅冰

1.中國石油大學(北京),油氣資源與工程全國重點實驗室,北京 102249 2.中國石油大學(北京)地球科學學院,北京 102249 3.昆士蘭大學地球與環境科學學院放射性同位素實驗室,布里斯班 4072 4.南方海洋科學與工程廣東省實驗室,珠海 519000 5.中國石油西南油氣田公司勘探開發研究院,成都 610041

四川盆地是我國最重要的天然氣產地之一,近年來在震旦系-寒武系的碳酸鹽巖儲層中取得勘探突破,川中古隆起安岳特大型氣田(地質儲量>1×1012m3)的發現,對開拓全球中深層古生界-中上元古界古老地層油氣領域具有重大科學和實踐意義(杜金虎等,2014;鄒才能等,2014;李忠權等,2015)。安岳氣田發育三套潛在烴源巖:震旦系陡山沱組黑色頁巖、震旦系燈影組泥質白云巖、寒武系筇竹寺組泥巖,其中筇竹寺組泥巖最具生烴潛力(杜金虎等,2014)。安岳氣田主要儲層為震旦系燈二段和燈四段、寒武系龍王廟組和洗象池組。燈二段和燈四段為丘灘相巖溶儲層,有效儲集空間主要為殘余孔隙、溶洞以及晚期構造裂縫;龍王廟組和洗象池組為顆粒灘相巖溶儲層,主要儲集空間為粒間孔、粒間溶孔及溶蝕孔洞(鄒才能等,2014)。安岳氣田的形成和保存主要受 “古裂陷槽、古臺地、古油裂解氣、古隆起” 共同控制(鄒才能等,2014),“德陽-安岳”古裂陷槽繼承性發育,為發育優烴源巖提供了有利條件;古臺地有利于形成大面積分布的巖溶型儲集層;古隆起控制了大氣田的形成與分布。四川盆地燈影組巖性主要為白云巖,燈影組的成因研究不僅可以為四川盆地震旦系下一步的油氣勘探提供更加充實的科學依據,也有助于理解全球大規模存在的前寒武紀白云巖成因(Mckenzie and Vasconcelos,2009)。前人對四川盆地燈影組白云巖成因進行了大量研究,不同學者提出了不同觀點,包括原生白云巖成因(王士峰和向芳,1999;梅冥相等,2006;Pengetal.,2018;鮑志東等,2019;Wangetal.,2020)、成巖過程中的次生白云巖成因(張杰等,2014;鄔鐵等,2016;Pengetal.,2018;金民東等,2019;Zhouetal.,2020)以及熱液白云巖成因(馮明友等,2016;蔣裕強等,2016;Yangetal.,2018;Suetal.,2022)。四川盆地燈影組白云巖類型的差異性是在經歷長期的地質進程中,不同地區、不同時代、不同成因機制的具體體現。

近年來,碳酸鹽巖激光原位U-Pb同位素定年技術的發展為更準確研究不同時代的白云巖成因提供了有利條件(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)從三峽地區燈影組之下陡山沱組“葡萄花邊”蓋帽白云巖中得到了一個非常有意義的碳酸鹽巖U-Pb年齡(～636Ma),結合碳酸鹽巖稀土元素地球化學特征進一步限定了“葡萄花邊”蓋帽白云巖的形成機制。這意味著非常有希望從燈影組“葡萄花邊”白云巖中得到可靠的地質年代學和地球化學證據。本次研究以四川盆地震旦系燈影組為研究對象,重點關注“葡萄花邊”白云巖,利用碳酸鹽礦物微區原位U-Pb同位素定年技術,輔助以微量元素、C-O同位素及Sr同位素共同探討“葡萄花邊”白云巖的成因。

1 地質背景

四川盆地是典型的多期構造疊合盆地,西接龍門山褶皺帶,北鄰大巴山褶皺帶,東接鄂-湘-黔褶皺帶,南鄰峨眉山-涼山褶皺帶(圖1a)。盆地可劃分為三個主要構造單元:中央隆起帶、西北坳陷和東南坳陷(Korschetal.,1991;Maetal.,2008;魏國齊等,2015)。川中古隆起(樂山-龍女寺古隆起)位于四川盆地中央隆起帶的中西部。四川盆地自前寒武紀至新生代經歷了三個階段演化(Lietal.,2005;魏國齊等,2013;杜金虎等,2014;鄒才能等,2014;Zhuetal.,2015;邢鳳存等,2015):新元古代克拉通邊緣裂陷階段、震旦紀至中三疊世晚期克拉通內部裂陷階段、晚三疊世-白堊紀前陸盆地階段(圖1b)。震旦紀-中三疊世,盆地沉積以海相沉積為主,碳酸鹽巖累積厚度為6000m。晚三疊紀-始新世以陸相碎屑沉積為主,總厚度約5000m。桐灣運動、加里東運動、印支運動等多重構造運動形成了多個古隆起和多個區域不整合面,共同控制了碳酸鹽巖儲層和油氣聚集的形成。

圖1 四川盆地構造-巖性圖

四川盆地中部隆起震旦系包括陡山沱組和燈影組(圖1c),厚度從300m到1200m不等。陡山沱組是覆蓋在前震旦系結晶基底之上的深水細粒沉積物。主要巖性為黑色頁巖、粉砂巖、白云巖,含有機質豐度高,厚9～20m。燈影組巖性以白云巖、膏巖和細粉砂巖為主,地層厚度變化較大,在樂山-龍女寺隆起上,燈影組厚度可大于600m,向隆起周緣方向逐漸變薄,局部減薄至100m以下。燈影組自下而上可分為四個巖性段:燈一段以灰色泥晶白云巖、藻白云巖為主,含少量石膏和泥巖夾層;燈二段主要為灰白色藻粘結白云巖、凝塊巖以及藻席-疊層石白云巖,生物構造特征明顯,常見“葡萄花邊”構造,頂部與燈三段為假整合接觸。燈二段頂部發育區域性的桐灣運動Ⅰ幕假整合面風化殼,形成威遠和安岳氣田的主要產氣層,也是目前我國已知最古老的天然氣儲層。燈三段巖性以陸源碎屑沉積為主,主要為深灰-灰綠色炭質頁巖和粉砂質頁巖,巖相的橫向變較大,迄今僅局部井區(高科1井、高石1井)發現有機質高豐度的暗色頁巖烴源巖。燈四段巖性主要為淺灰-灰白色紋層狀藻白云巖、凝塊巖,泥晶白云巖以及泥巖夾層,局部可見硅質結核,頂部與下寒武統呈假整合接觸,燈四段頂部發育桐灣運動Ⅱ幕假整合面風化殼,形成溶洞角礫巖以及溶縫網絡,是震旦系的另一個主力儲層(Chenetal.,2017;楊程宇,2018)。四川盆地中部磨溪-高石梯地區發現大型震旦紀氣田(圖1a),震旦系含氣層面積超過7000km2,地質儲量估計超過700×109m3(鄒才能等,2014)。主要儲層為震旦系燈二段和燈四段,埋深5000～5500m,氣藏層厚20～60m(鄒才能等,2014)。在寒武系龍王廟組白云巖中還發現了另一個大型氣田,已探明天然氣地質儲量440×109m3,面積800km2,預計天然氣地質儲量將超過600×109m3(杜金虎等,2014)。震旦系和寒武系儲層儲集空間以晶間、晶間孔洞為主,且儲集空間多被殘余瀝青充填,主要分布在脈狀的裂縫、孔洞和孔隙中,呈顆粒狀和球形(魏國齊等,2013)。

2 樣品及分析方法

研究樣品取自于川中古隆起的資6井和威112井的燈二段儲層巖心。巖相學觀察、陰極發光成像及掃描電子顯微鏡(SEM)研究在中國石油大學(北京)油氣與資源探測國家重點實驗室完成。巖心樣品首先被制成厚度約0.03mm的雙拋光薄片,應用徠卡DM4500P偏光顯微鏡進行透射光、反射光及陰極發光觀察。應用Quanta200F和Hitachi SU8010場發射 SEM 進一步分析代表性性品。

白云巖U-Pb同位素定年測試在澳大利亞昆士蘭大學放射性同位素實驗室完成。用于定年的樣品被切割并制成約1.5cm厚的環氧樹脂樣品靶,打磨拋光后再用洗滌劑溶液在超聲波中清洗30min,然后用去離子水清洗三次,最后在40℃的熱板上干燥,以去除任何表面污染。使用ASI Resolution SE激光剝蝕系統(193nm ArF 準分子激光)和Thermo iCap-RQ四級桿ICP-MS對樣品進行分析。NIST612國際標樣用于優化儀器(激光束斑直徑為50μm,能量密度為3J/cm2,剝蝕頻率為10Hz,掃描速度為3μm/s)以保證工作靈敏度,U>800000cps/10-6,同時保持低氧化物形成(ThO/Th <2%)和206Pb/238U>0.2。測試過程中采用的激光束斑直徑為100μm,能量密度為3J/cm2,剝蝕頻率為10Hz。測試過程包括2s 清洗時間(去除表面污染),15s的預剝蝕時間,25s的剝蝕時間和8s的沖洗時間。NIST614國際玻璃標樣用于207Pb/206Pb分餾校正和儀器238U/206Pb漂移校正(Woodhead and Pickering,2012)。然后用實驗室方解石標樣AHX-1B(標定年齡為:207.2±2.0Ma,Kendricketal.,2022)進一步校準樣品的238U/206Pb比值。原始數據和白云巖U-Pb年齡分別使用Iolite軟件包(Patonetal.,2011)和在線IsoplotR程序 Vermeesch,2018)進行處理。將WC-1和PTKD-2作為未知年齡樣品進行多次測試,最終獲得的年齡值(WC-1:260.2±3.2Ma;PTKD-2:150.2±3.2Ma)與前人的報道值(WC-1:254.4±6.4Ma;PTKD-2:153.7±1.7Ma,Robertsetal.,2017;Suetal.,2022)在誤差范圍內高度一致。

C-O同位素,Sr同位素和微量元素測試在澳大利亞昆士蘭大學穩定同位素實驗室完成,首先使用預先清洗的毫米級微鉆獲取待測白云巖的粉末,以用于地球化學和同位素分析。在C-O同位素測試過程中,樣品首先與100% H3PO4在25℃的真空中反應,生成的CO2使用Isprime Dual Inlet IRMS分析。13C/12C校準采用國際標準NBS18、NBS19、USGS44進行3點歸一化,BCS作為未知樣品進行漂移校正。18O/16O校準采用國標標準NBS18和NBS19進行兩點歸一化。δ13C(VPDB)和δ18O VPDB)的分析不確定度均優于±0.1‰。鍶同位素組成測定過程中,先將樣品粉末用稀釋的經過雙蒸餾的HNO3溶解在聚四氟乙烯燒杯中,然后將樣品溶液通過Sr-Spec離子交換樹脂純化Sr,隨后使用Nu Plasma多接收電感耦合等離子質譜儀(MC-ICP-MS)進行測量。測量的87Sr/86Sr比值用86Sr/88Sr=0.1194進行質量分餾校正。每5個未知樣品間插入一個NIST SRM-987標準溶液進行漂移校正,確保分析誤差在±0.000020以內。微量元素分析過程中,樣品粉末在1N HNO3中溶解2h,樣品溶液經離心機分離上清液,然后將上清液在90℃熱板上干燥,隨后將干燥后樣品在2% HNO3中充分溶解并分成兩份。每份樣品用2% HNO3混合多元素內標溶液至總體積為4.5mL,樣品稀釋系數約 3000～4000倍,內標溶液含12×10-96Li、6×10-961Ni、Rh、In、Re、4.5×10-9235U。最后在Thermo X-series II四極桿電感耦合等離子質譜計(Q-ICP-MS)上測定最終溶液。通過比較所分析標準的測量值和推薦值之間的相對差異,分析精度優于3%。

3 實驗結果

3.1 巖石學特征

震旦系燈二段白云巖包括三種類型:藻白云巖、“葡萄花邊”白云巖和亮晶白云巖。“葡萄花邊”白云巖從正面看像一顆顆的“葡萄”(圖2a),從側面看則像一層層等厚的“花邊”(圖2b),故命名為“葡萄花邊”白云巖(郝毅等,2015),在燈二段廣泛出現。“葡萄花邊”白云巖一般生長于藻白云巖的孔隙內,向內對稱生長(圖2c-g)。手標本上形成格架,條帶狀,多被亮晶白云巖或瀝青充填(圖2c,d)。“花邊”包括核心和明暗相間紋層兩部分組成(圖2e,f)。核心通常呈灰褐色或黑色,為藻白云巖斑塊。外圍同心層結構一般具有明顯的世代性(圖2g),第一世代一般為黑褐色泥晶白云巖殼,第二世代為放射狀白云石,第三世代為馬牙狀中晶-粗晶白云石(圖2h)。各類型白云巖陰極發光特征差異明顯(圖2i,j),“花邊”核心在陰極發光下呈橙紅色,暗色紋層狹窄發紅色光,淺色紋層較寬發暗色光,明暗條帶相間分布。掃描電鏡下可見白云石呈片狀、韻律狀生長臺階結構(圖2k),局部可見纖維狀微生物席(圖2l)。

圖2 四川盆地震旦系燈二段“葡萄花邊”白云石巖相學特征

3.2 微量元素特征

震旦系燈二段巖“葡萄花邊”白云巖微量元素的測試結果見表1。研究區兩口井(資6井、威112井)燈二段“葡萄花邊”白云巖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)變化較大。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)變化不大。其稀土元素總量(ΣREE)平均值為1.0531×10-6。其中,資6井燈二段“葡萄花邊”白云巖ΣREE介于5.570×10-6～8.893×10-6,平均值為7.391×10-6;威112井燈二段“葡萄花邊”白云巖ΣREE介于0.680×10-6～1.129×10-6,平均值為0.973×10-6。震旦系燈二段巖“葡萄花邊”白云巖輕、重稀土比值(LREE/HREE)介于2.3～10.1(均值5.7),資6井白云巖輕重稀土比值介于2.3～3.3,均值2.7;威112井白云巖輕重稀土比值介于7.2～10.1,均值8.7。兩口井的燈二段“葡萄花邊”白云巖稀土元素PAAS標準化配分圖顯示資6井白云巖表現為輕稀土弱虧損,威112井總體表現為平坦型;兩口井所有樣品表現出Ce負異常,資6井白云巖δCe值變化于0.3～0.5,威112井白云巖δCe值變化于0.7～0.8;資6井白云巖表現為弱Eu負常,δEu值為0.9,威112井白云巖表現為弱Eu正異常,δEu值變化于1.1～1.5(圖3)。

表1 研究區燈二段“葡萄花邊”白云石稀土元素含量(×10-6)

圖3 研究區燈二段“葡萄花邊”白云石澳大利亞后太古代頁巖標準化稀土元素配分圖(標準化值據Mclennan,1989)

3.3 C-O-Sr同位素地球化學特征

震旦系燈二段“葡萄花邊”白云巖的C、O、Sr同位素測試結果見表2。研究區兩口井(資6井、威112井)燈二段“葡萄花邊”白云巖碳同位素變化不大,δ13CVPDB分布在-0.1‰～1.7‰ (圖4a),總體低于與同時期海水沉積白云巖的碳同位素值(4.8‰～5.8‰,Zempolichetal.,1988)。震旦紀海水氧同位素δ18OVPDB變化于-36.8‰～-34.8‰(δ18OVSMOW,-7.0‰～-5.0‰,Galilietal.,2019),用Land(1983) 總結的公式 103lnɑ白云巖-海水= 2.78×106T-2+0.11 計算與震旦紀海水氧同位素達到平衡的白云巖氧同位值(海水溫度取震旦紀海水溫度均值 15～20℃,Mengetal.,2011),其δ18OVPDB變化于-4.3‰～-1.2‰(圖4)。研究區震旦系燈二段“葡萄花邊”白云巖δ18OVPDB變化于-2.3‰～1.4‰,略高于與震旦紀海水氧同位素達到平衡的白云巖氧同位值。其87Sr/86Sr值介于0.70876～0.70909,均值分別為0.70890,基本落入同時期海水(0.70800～0.70900)范圍內(圖4b)。

表2 研究區燈二段“葡萄花邊”白云石C-O-Sr同位素

圖4 研究區燈二段“葡萄花邊”白云石C-O、Sr-O同位素相關圖

3.4 U-Pb同位素定年結果

震旦系燈二段巖“葡萄花邊”白云巖的U-Pb同位素測試結果見(表3和圖5a,b)。在對樣品進行測試的同時,使用內部方解石標樣(AHX-1B)作為校準標樣,PTKD-2作為對照標樣檢查再現性。威112井“葡萄花邊”白云巖樣品共進行了56個點分析(U含量范圍為0.029×10-6～1.121×10-6,平均值為～0.458×10-6),測點分布見圖5c,在Tera-Wasserburg 反等時線圖上得到下交點年齡為502±12Ma(MSWD = 3.0)(圖5a)。對U含量為0.206×10-6～2.020×10-6(平均0.949×10-6)的資6井“葡萄花邊”白云巖樣品進行了44個測點分析(圖5d),在Tera-Wasserburg反等時線圖上獲得了530±12Ma(MSWD=3.0)的下交點年齡(圖5b)。迄今為止,由于難以尋找具有統一年齡的白云巖樣品,即尚無白云巖標準樣品。為此,我們不得不使用方解石標樣對白云石樣品中的238U/206Pb比值進行標準化。然而,我們認為方解石和白云石之間的基質效應足夠接近,可以精確校準白云石的238U/206Pb比值(Guillongetal.,2020)。從理論上講,基體效應與礦物的晶體結構和化學成分有關,它們影響激光燒蝕速率,從而影響元素分餾。在進行白云巖定年時,優化儀器參數,以實現最小元素分餾(使NIST-612中測量的206Pb/238U比值盡可能接近真實值),在用國際標樣NIST-614玻璃中的238U/206Pb標準化后,方解石標樣中所得的238U/206Pb比值的最大偏差始終小于5%,有些小于2%。另一方面,白云石在晶體結構和元素組成上與方解石非常相似,兩者都與NIST-614玻璃有很大的不同。因此,根據方解石標準對238U/206Pb進行校正后,白云石的238U/206Pb比值的最大偏差應小于方解石標準歸一化到NIST-614玻璃的最大238U/206Pb偏差的一半,更有可能更小,遠低于本研究定年白云石的2σ誤差。且獲得的兩個方解石標樣(WC-1和PTKD-2)的年齡值與前人的報道值在誤差范圍內高度一致(圖5e,f)。因此,我們認為方解石標準的使用足以獲得可靠的白云巖U-Pb年齡。

表3 研究區燈二段“葡萄花邊”白云巖U-Pb同位素數據表

4 討論

4.1 白云巖形成時代

四川盆地震旦系至早寒武系主要地層包括陡山沱組、燈影組和筇竹寺組等。學者們應用各種同位素定年方法對層年代開展研究,Condonetal.(2005)對揚子板塊的陡山沱組底、頂處的凝灰巖夾層開展了鋯石TIMS U-Pb定年工作,結果分別為635.2±0.6Ma和551.1±0.7Ma,分別代表了陡山沱組初始沉積時間和燈影組初始沉積時間。Zhuetal.(2009)獲得云南梅樹村剖面的凝灰巖層高精度的SIMS 鋯石 U-Pb 定年結果為535.2±1.7Ma,代表了燈影組頂界年齡。資金平等(2017)對四川盆地樂山市先鋒剖面燈影組三段火山碎屑巖進行鋯石 LA-ICP-MS U-Pb 定年,結果為539.6±1.4Ma。Shietal.(2020)獲得高科1井燈影組三段泥巖Re-Os等時線年齡540±39Ma。Xiongetal.(2023)對馬元地區燈影組二段白云巖進行白云巖原位U-Pb定年,結果為565±5.5Ma。本次研究針對四川盆地威遠和資陽地區的威112井和資6井的燈影組二段“葡萄花邊”白云巖,通過LA-ICP-MS原位U-Pb測年得到年齡為502±12Ma(MSWD=3.0)和530±12Ma(MSWD=3.0),略新于燈影組的頂界年齡,暗示其并非沉積成因。

4.2 白云巖的成因及地質意義

四川盆地震旦系燈二段“葡萄花邊”白云巖的成因已被廣泛討論(Chenetal.,2009;Shietal.,2013;郝毅等,2015;牟傳龍等,2015;錢一雄等,2017;Pengetal.,2018;Changetal.,2020;Wangetal.,2020)。主要有三種認識:(1)原生海水沉積成因;(2)表生大氣水巖溶成因;(3)沉積與成巖作用疊加成因。在本研究中,其定年結果新于燈影組頂界年齡,且礦物學和形態學特征表明,燈二段“葡萄花邊”白云巖充填于藻白云巖孔隙中,結晶程度明顯好于藻白云巖,表現出與沉積成因白云巖存在明顯差異。稀土元素組成和配分模式是研究碳酸鹽巖成因的有效手段之一(Moffett,1994;Bauetal.,1996;Shields and Stille,2001;Gaoetal.,2020)。燈二段“葡萄花邊”白云巖的ΣREE(均值0.973×106～7.391×10-6)低于太古宙澳大利亞頁巖(PAAS,184.773×10-6)1～2個數量級,PAAS稀土模式顯示出輕微的負Ce異常,與正常海相碳酸鹽巖相似。但在不同井區展示出顯著的差異(圖3),表明還有其他因素控制其成因。

本文從軟硬酸堿理論(Pearson,1963)的角度揭示兩口井區“葡萄花邊”白云巖稀土元素的差異性,認為氧化-還原條件是控制其差異性的關鍵因素。當氧逸度(fO2)低時,體系為還原性質,配陰離子以HS-、CN-等軟堿為主,部分Eu3+被還原為Eu2+,Eu2+相對于REE3+是軟酸,輕稀土相對于重稀土是軟酸(Chen and Zhao,1997),軟酸與軟堿結合形成沉淀,使水體中的Eu2+和輕稀土減少,進而導致由這樣的水體經化學沉積形成的白云巖具有Eu負異常、輕稀土虧損的特征,與資6井燈二段“葡萄花邊”白云巖為弱Eu負常(δEu=0.9),輕稀土虧損的特征吻合,表明資6井白云巖形成于相對還原環境。當fO2高時,體系為氧化性質,配陰離子以SO42-、CO32-等硬堿為主,與REE3+形成穩定的配合物并沉淀,導致水體中的ΣREE減少,少量Eu2+作為軟酸在水體中得以保留,最終導致由這樣的水體經化學沉積形成的白云巖具有ΣREE低、弱Eu正異常的特征,與威112井燈二段“葡萄花邊”白云巖低ΣREE(均值0.973×106),弱Eu正異常(δEu均值1.2)吻合,表明威112井白云巖形成于相對氧化環境。同理,在氧化條件下部分Ce3+被氧化為Ce4+,Ce4+相對于REE3+是硬酸,與水體中的硬堿形成配合物沉淀,導體水體中的Ce減少,因此經化學沉積形成的白云巖具有更明顯的Ce負異常,造成威112井白云巖Ce負異常(δCe=0.7～0.8)強于資6井白云巖Ce負異常(δCe=0.3～0.5)。因此,燈二段“葡萄花邊”白云巖展現出的稀土元素差異性是其形成環境氧化-還原條件不同的體現。結合白云石U-Pb定年結果,在此期間(530±12Ma～502±12Ma),四川盆地處于埃迪卡拉-寒武紀強烈環境擾動背景(Landingetal.,2013;Cuietal.,2019;Dingetal.,2021),在此背景下,海平面的高頻升降波動導致燈影組地層頻繁下沉和出露,海平面下降而導致巖溶作用發生,產生大量溶蝕孔隙,海平面上升導致“葡萄花邊”白云巖結晶,同時伴隨氧化-還原條件不斷變化。除稀土元素外,對氧化-還原條件敏感的Fe、Mn元素隨之變化,導致其陰極發光圖像呈明暗相間特征,鐵元素含量的高、錳元素低的紋層在陰極發光顯微鏡下發光較強,反之,其陰極發光圖像較暗(圖2i,j)。

燈二段“葡萄花邊”白云巖的87Sr/86Sr值與同時期海水基本一致(Shields,2007;Narbonneetal.,2012;Xiaoetal.,2016),個別樣品的87Sr/86Sr值略高于同時期海水,反映其受到外來流體的影響(如大氣降水)。其氧同位素值(δ18OVPDB=-2.3‰～1.4‰)略高于與震旦紀海水氧同位素達到平衡的白云巖的氧同位素值(圖4)。表明其形成環境既非海水沉積環境,也不完全是表生大氣水巖溶條件,如完全受控于大氣水的影響,其δ18OVPDB應低于與震旦紀海水氧同位素達到平衡的白云巖的氧同位素值。研究區在樣品形成期間(530±12Ma～502±12Ma)海平面的高頻升降波動可導致上述白云巖同位素特征,海平面下降而導致巖溶作用發生的同時,蒸發作用導致水體氧同位素升高,導致生成的“葡萄花邊”白云巖氧同位素值偏高。而鍶同位素不受蒸發作用影響,記錄了同時期海水特征,個別樣品記錄了大氣降水或其他陸源淡水的影響,87Sr/86Sr值略高于同時期海水。燈二段“葡萄花邊”白云巖碳同位素(δ13CVPDB)變化于0.1‰～1.7‰(圖4a),總體低于同時期海水沉積白云巖的碳同位素值(4.8‰～5.8‰,Zempolichetal.,1988),同樣表明其不完全受控于海水沉積環境,結合樣品中觀察到的纖維狀微生物席特征(圖2l),認為較低的δ13CVPDB可能受藻菌微生物活動的影響(Riding,2000;牟傳龍等,2015;錢一雄等,2017)。

綜合巖心樣品的巖相學、地球化學特征,考慮川中隆起在震旦紀中期的地質構造和環境背景,研究區震旦系燈二段“葡萄花邊”白云巖的形成應歸因于熱帶型碳酸鹽工廠控制下的藻丘建隆和海平面波動控制下的表生巖溶-膠結旋回(Schlager,1992,2005;Homewood,1996),其具體過程如下:燈二段白云巖形成時期,研究區處在靠近赤道的熱帶(Jiangetal.,2003),適宜的環境使大量藻類生物開始原地建造形成藻丘,這些藻丘將在川中隆起內相對較高的位置(威遠凸起和高石梯-磨溪凸起)開始建造,而相對較低的位置由于水深過大而無法產生藻丘建造,因此藻丘在川中隆起內形成了若干孤立的或者帶狀分布的藻丘體。這些藻丘體將隨著海平面的不斷上升而向上建造,當海平面降低時,部分先前建造的藻丘體將會露出水面,藻丘建造隨即停止,大氣淡水的淋濾和溶蝕在暴露的藻丘中形成了孔隙、裂縫和洞穴,隨后海平面進一步上升,藻丘被重新淹沒并繼續建造,同時淋濾溶蝕形成的空間開始被早期膠結物充填,因此這些膠結物的形成時間僅略晚于藻丘體的形成時間。在地層繼續埋深后,海水膠結物逐漸停止發育,一部分殘留孔洞得以保存下來,成為石油、天然氣的優質儲集空間。

5 結論

(1)LA-ICP-MS原位U-Pb測年結果表明:四川盆地震旦系燈影組“葡萄花邊”白云巖形成于寒武紀(530±12Ma～502±12Ma)。

(2)四川盆地震旦系燈影組“葡萄花邊”白云巖巖石學和地球化學特征表明其成因如下:在埃迪卡拉-寒武紀強烈環境擾動背景下,海平面的高頻升降波動導致燈影組地層發生溶蝕,進而在溶蝕孔隙中形成白云石膠結物,殘留孔洞可以作為石油、天然氣的儲集空間。

致謝野外工作得到中國石油西南油氣田公司勘探開發研究院的支持;在昆士蘭大學訪學期間進行本研究的實驗分析過程中得到Faye Liu和Kim Baublys博士幫助;兩位審稿專家提出的寶貴意見提高了本文質量;特此致謝!