黃思靜, 李小寧, 胡作維, 劉四兵, 黃可可, 鐘怡江

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四川盆地東部開江-梁平海槽東西兩側(cè)三疊系飛仙關(guān)組碳酸鹽巖碳氧同位素組成對(duì)比及古海洋學(xué)意義

黃思靜*, 李小寧, 胡作維, 劉四兵, 黃可可, 鐘怡江

(油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 成都理工大學(xué) 沉積地質(zhì)研究院, 四川 成都?610059)

海相碳酸鹽巖的碳氧同位素組成具有顯著的古海洋學(xué)意義, 其組成具有隨時(shí)間變化的長期趨勢, 但不同沉積環(huán)境中古海水碳氧同位素組成的異同仍存在爭議并需要進(jìn)一步深入研究。本文測試了四川盆地東部開江-梁平海槽東側(cè)孤立臺(tái)地內(nèi)的四川宣漢渡口剖面飛仙關(guān)組及相鄰地層133件海相碳酸鹽巖樣品的碳氧同位素組成, 對(duì)比研究了海槽西側(cè)作為鑲邊陸棚沉積的華鎣/鄰水仰天窩剖面對(duì)應(yīng)地層樣品的碳氧同位素組成。研究表明, 孤立碳酸鹽臺(tái)地和鑲邊陸棚飛仙關(guān)組具有非常類似的碳同位素組成和演化趨勢, 并與對(duì)應(yīng)時(shí)間全球海水碳同位素演化趨勢一致, 顯示全球事件是海水碳同位素組成的主要控制因素。然而, 開江-梁平海槽東側(cè)孤立碳酸鹽臺(tái)地和西側(cè)鑲邊陸棚飛仙關(guān)組的氧同位素組成并不完全一致, 存在如下共性和個(gè)性：(1)兩種臺(tái)地類型飛仙關(guān)組的氧同位素組成都顯示出類似的變化樣式, 即從二疊-三疊紀(jì)界線附近18O的低值演化至其余時(shí)間相對(duì)穩(wěn)定的氧同位素組成, 曲線主體氧同位素組成也具有類似的變化幅度; (2)兩種臺(tái)地類型飛仙關(guān)組底部地層中都檢測到氧同位素組成非常低的樣品, 它們可能不完全是成巖蝕變的結(jié)果, 如可能與界線附近廣泛的熱事件有關(guān), 但仍需要數(shù)據(jù)的進(jìn)一步積累以及更多剖面高分辨率年代框架內(nèi)氧同位素的對(duì)比研究; (3)孤立臺(tái)地內(nèi)碳酸鹽巖18O顯著低于鑲邊陸棚, 差值達(dá)到1‰左右, 由此換算的古海水溫度差值大致在4 ℃左右, 顯示孤立臺(tái)地內(nèi)部具有更高的碳酸鹽形成溫度; (4)孤立臺(tái)地存在一些氧同位素組成較正、且顯著偏離演化曲線主體的樣品, 其高18O值的原因除白云石-水和方解石-水具有不同的氧同位素分餾系數(shù)以外, 同時(shí)還反映海槽東側(cè)孤立臺(tái)地內(nèi)部飛仙關(guān)組沉積時(shí)海水具有較高的鹽度。開江-梁平海槽東西兩側(cè)氧同位素組成的差別表明東側(cè)孤立碳酸鹽臺(tái)地內(nèi)海水比西側(cè)鑲邊陸棚內(nèi)具有更高的溫度和鹽度, 海水循環(huán)更受限制, 臺(tái)內(nèi)海水更具有白云石化作用的潛力, 這不僅造成東側(cè)臺(tái)地內(nèi)飛仙關(guān)組發(fā)育更多的與薩布哈模式有關(guān)的準(zhǔn)同生白云巖, 還會(huì)通過回流作用或臺(tái)內(nèi)熱對(duì)流作用造成臺(tái)地邊緣灘相顆粒巖的白云石化, 這使得開江-梁平海槽東側(cè)的灘相顆粒巖更可能成為質(zhì)量較好的顆粒白云巖儲(chǔ)層。

飛仙關(guān)組; 碳氧同位素; 古海水溫度和鹽度; 白云石化潛力; 開江-梁平海槽

0?引?言

川東北地區(qū)近年來在白云巖儲(chǔ)層中發(fā)現(xiàn)了普光、羅家寨、鐵山坡、滾子坪、渡口河和龍崗等多個(gè)大中型氣田, 以及金珠坪、毛壩場、正壩南、七里北等含氣構(gòu)造[1?2]。在白云巖儲(chǔ)層中, 三疊系飛仙關(guān)組氣藏具有儲(chǔ)量大、豐度高、產(chǎn)量高、埋深大、H2S含量高、常壓為主等特點(diǎn),屬典型的高效氣藏[1]。這些大中型氣田以及作為重要儲(chǔ)集層的飛仙關(guān)組白云巖顯著受當(dāng)時(shí)的古地理格局控制, 主要分布在開江-梁平海槽(或臺(tái)棚, 全文相同)東西兩側(cè)臺(tái)緣鮞粒灘亞相、臺(tái)內(nèi)鮞粒灘亞相中[3?4], 尤其是海槽東側(cè)的臺(tái)地邊緣亞相中(圖1)。下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組在時(shí)間上大致對(duì)應(yīng)著印度階[6], 開江-梁平海槽東側(cè)為孤立的碳酸鹽臺(tái)地, 西側(cè)為鑲邊陸棚, 即與大陸毗鄰的碳酸鹽臺(tái)地, 顯示開江-梁平海槽在控制三疊系飛仙關(guān)組碳酸鹽沉積-成巖過程以及天然氣成藏過程的重要作用。已有研究表明[5,7], 開江-梁平海槽東側(cè)的孤立臺(tái)地蒸發(fā)巖較西側(cè)發(fā)育, 飛一、飛三和飛四段都有蒸發(fā)巖, 而西側(cè)僅在局部地區(qū)飛四段有蒸發(fā)鹽發(fā)育, 規(guī)模也遠(yuǎn)不如東側(cè), 這說明海槽兩側(cè)海水的局限程度存在差別?；谶@樣的背景, 我們測試了四川盆地開江-梁平海槽東側(cè)孤立臺(tái)地內(nèi)的四川宣漢渡口剖面飛仙關(guān)組及相鄰地層133件海相碳酸鹽巖樣品的碳氧同位素組成, 對(duì)比了海槽西側(cè)作為鑲邊陸棚沉積的華鎣/鄰水仰天窩-重慶中梁山剖面對(duì)應(yīng)地層的碳氧同位素組成(有關(guān)信息參見文獻(xiàn)[8]), 以研究不同臺(tái)地類型飛仙關(guān)組碳氧同位素組成的差別及其所代表的古海洋信息, 尤其是海水溫度和鹽度的可能差別。

圖1?川東北下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組沉積時(shí)期的古地理圖, 同時(shí)顯示樣品采集剖面(A)和用于對(duì)比的剖面(B和C的位置) (據(jù)文獻(xiàn)[5]修改)

近年來, 基于二疊-三疊紀(jì)生物集群絕滅后生態(tài)恢復(fù)時(shí)期的考慮, 人們十分關(guān)注早三疊世的古海洋學(xué), 先后報(bào)道了較多的二疊-三疊紀(jì)界線附近及早三疊世海水的碳同位素曲線, 研究了其控制因素。研究涉及的剖面主要分布在我國華南的安徽、江蘇、浙江、湖北、廣西和貴州[9?19], 上揚(yáng)子地區(qū)的重慶和四川[8,16,18,20?22], 西藏的色龍[23], 歐洲和西亞(包括意大利、匈牙利、斯洛伐克、德國和伊朗)[24?25]以及其他一些地區(qū)。雖然對(duì)碳酸鹽樣品而言, 在分析碳同位素時(shí), 也會(huì)同時(shí)分析其氧同位素組成, 但與碳同位素不同的是, 人們很少深入討論早三疊世碳酸鹽的氧同位素組成與演化, 其原因主要是海相碳酸鹽對(duì)海水碳氧同位素信息具有不同的保存程度。海相碳酸鹽是自然界最為重要的無機(jī)碳庫, 地殼中約有80%的碳存儲(chǔ)于碳酸鹽巖中[26], 成巖系統(tǒng)對(duì)碳來說是一個(gè)水/巖比很低的環(huán)境[27?29], 總體上表現(xiàn)為巖石緩沖, 這是海相碳酸鹽對(duì)海水的碳同位素信息保存較好、不同地方同時(shí)代碳酸鹽的碳同位素組成具有良好的可對(duì)比性、碳同位素曲線具有較好地層學(xué)意義的原因之一。與碳不同的是, 成巖系統(tǒng)對(duì)氧來說是一個(gè)水/巖比很高的環(huán)境[27?29], 碳酸鹽的氧同位素組成在成巖作用過程中非常容易變化[25], 人們獲得的碳酸鹽的氧同位素組成通常十分離散, 演化趨勢與控制因素也難以深刻討論。然而, 近年來人們通過中國南方多個(gè)剖面早三疊世和二疊-三疊紀(jì)界線附近磷酸鹽的氧同位素研究獲得了可信的晚二疊世到早三疊世的古海水溫度及其變化趨勢的信息, 為二疊紀(jì)末的生物集群絕滅事件的研究提供了有關(guān)古氣候變化方面的重要依據(jù)[18,30], 顯示牙形石中磷灰石的氧對(duì)海水同位素組成良好的保存性。

1?樣品采集地點(diǎn)、地層和主要研究方法

用于碳氧同位素分析的樣品采自四川省宣漢縣渡口剖面下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組及相鄰地層(上二疊統(tǒng)頂部和嘉陵江組第一段), 構(gòu)造上宣漢渡口剖面屬于大巴山北西向構(gòu)造帶與華鎣山北東向構(gòu)造帶交匯處。用于對(duì)比研究的華鎣市/鄰水縣的仰天窩剖面以及重慶市的中梁山剖面構(gòu)造上屬于北東向的華鎣山構(gòu)造帶。

宣漢渡口剖面的飛仙關(guān)組巖石中陸源碎屑較少, 除少量紫紅色鈣質(zhì)泥巖以外, 主要由碳酸鹽巖構(gòu)成, 包括各種粒屑灰?guī)r和微晶灰?guī)r, 但在飛仙關(guān)組上部和下部存在白云巖或白云巖與石灰?guī)r的過渡巖石類型, 以及代表地下為蒸發(fā)鹽的鹽溶角礫巖或次生灰?guī)r, 由于總體上缺乏傳統(tǒng)的四分性, 因而本文沒有進(jìn)行地層段的劃分。在1﹕20萬區(qū)域地質(zhì)圖中, 宣漢渡口剖面的飛仙關(guān)組已被稱為大冶組, 考慮到近年有關(guān)的文獻(xiàn)仍然將四川盆地東部(包括開江-梁平海槽以東)的相應(yīng)地層稱為飛仙關(guān)組, 因而本文仍然使用飛仙關(guān)組這一巖石地層單位。在年代地層學(xué)上, 上揚(yáng)子地區(qū)的飛仙關(guān)組可大致與Induan階對(duì)應(yīng)[6], 按2015/01版的國際年代地層表[31], 時(shí)間上介于252.17 ~ 251.2 Ma之間。同時(shí)我們也將另文通過樣品的碳同位素組成和碳同位素演化曲線的樣式對(duì)四川盆地東部的下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組和嘉陵江組(包括地層段)進(jìn)行年代地層學(xué)對(duì)比研究[32]。

研究區(qū)下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組沉積時(shí)期的古地理面貌如圖1所示, 宣漢縣渡口剖面和用于對(duì)比研究的華鎣市/鄰水縣的仰天窩剖面以及重慶市的中梁山剖面的碳酸鹽巖均沉積于碳酸鹽臺(tái)地環(huán)境, 宣漢渡口剖面下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組沉積于開江-梁平海槽東側(cè)的孤立碳酸鹽臺(tái)地內(nèi)部, 臺(tái)地周邊為邊緣淺灘環(huán)境, 因而臺(tái)地內(nèi)部主要為受限制的潟湖-潮坪環(huán)境。用于對(duì)比研究的華鎣市/鄰水縣仰天窩剖面和重慶市中梁山剖面下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組沉積于開江-梁平海槽西側(cè)的鑲邊陸棚環(huán)境, 其中飛仙關(guān)組樣品主要分布在華鎣市/鄰水縣的仰天窩剖面, 沉積于臺(tái)地內(nèi)部的開闊臺(tái)地環(huán)境(圖1)。

在四川省宣漢縣渡口剖面飛仙關(guān)組及相鄰地層共采集133件樣品用于碳氧同位素分析, 涉及地層包括完整的下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組以及部分上二疊統(tǒng)長興組和下三疊統(tǒng)嘉陵江組(嘉一段); 用于對(duì)比的40件下三疊統(tǒng)的樣品采自華鎣市/鄰水縣的仰天窩剖面, 涉及飛仙關(guān)組和部分嘉陵江組(嘉一段); 另有24件樣品采自重慶市的中梁山剖面, 涉及二疊-三疊紀(jì)界線附近及上二疊統(tǒng)長興組。

宣漢渡口剖面的133件樣品采用微鉆取樣, 回避方解石脈和亮晶膠結(jié)物, 由于微鉆獲得樣品的數(shù)量較少, 難以用常規(guī)化學(xué)分析方法進(jìn)行CaO、MgO、Mn、Sr和Fe含量等分析, 因而這些樣品僅做了碳氧同位素分析。用于對(duì)比的華鎣市/鄰水縣的仰天窩剖面的40件樣品和采自重慶市中梁山剖面的24件樣品要同時(shí)進(jìn)行元素分析和同位素分析, 需要的樣品數(shù)量較大, 因而采用手工選樣, 對(duì)樣品在宏觀上通過肉眼進(jìn)行分揀, 盡可能地回避了方解石脈和晶洞中的方解石。對(duì)大多數(shù)樣品都進(jìn)行了薄片鑒定和陰極發(fā)光檢測, 以配合樣品的選擇。樣品經(jīng)挑選后粉碎至200目送樣進(jìn)行碳氧同位素分析(宣漢渡口剖面的樣品), 或縮分后分別用作CaO、MgO、Mn、Sr和Fe含量分析以及同位素分析(華鎣市/鄰水縣仰天窩剖面的樣品和重慶市的中梁山剖面的樣品)。用于對(duì)比的華鎣市/鄰水縣仰天窩剖面和重慶市中梁山剖面的64件樣品的碳氧同位素分析結(jié)果由Huang.[8]報(bào)道。本文測試的宣漢渡口剖面的133件樣品的碳氧同位素分析由中國科學(xué)院南京地質(zhì)古生物研究所完成, Finigan MAT 253氣體同位素質(zhì)譜儀, 分析結(jié)果相對(duì)于PDB標(biāo)準(zhǔn), 以(‰)值表示, 采用GBW-04405標(biāo)樣,13C和18O測定值標(biāo)準(zhǔn)偏差分別小于0.04‰和0.08‰; 陰極發(fā)光分析由成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成, 使用劍橋儀器公司CL8200MK5陰極發(fā)光儀(配以Leica偏光顯微鏡), 典型測試條件選擇束電壓10 kV, 束電流300 μA。

2?結(jié)?果

四川盆地宣漢渡口剖面下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組(包括相鄰的二疊系頂部和嘉陵江組底部)133件海相碳酸鹽樣品的碳氧同位素分析結(jié)果列于表1中, 表中同時(shí)給出了樣品的主要巖性特征, 在相應(yīng)的碳氧同位素演化曲線(圖2和圖3)中, 采用了不同的符號(hào)代表不同的巖性以顯示巖性差別對(duì)碳氧同位素組成的影響。133件樣品中有89件為微晶灰?guī)r, 包括具有蠕蟲狀構(gòu)造的微晶灰?guī)r; 8件為含有粒屑但由微晶支撐的灰?guī)r, 包括粒屑微晶灰?guī)r、生物微晶灰?guī)r和含生物微晶灰?guī)r等; 17件為含有粒屑但由粒屑支撐的灰?guī)r, 包括亮晶粒屑灰?guī)r和微晶粒屑灰?guī)r等; 16件為白云巖或?yàn)榘自茙r與石灰?guī)r之間的過渡巖石類型; 3件為鹽溶角礫巖-次生灰?guī)r。雖然圖2和圖3中列出了全部133件樣品, 但勾繪的演化曲線只利用了前兩類樣品, 即微晶灰?guī)r和含有粒屑但由微晶支撐的灰?guī)r。圖2和圖3所顯示的不同巖性樣品碳氧同位素組成的差別表明：(1)碳酸鹽巖的巖性對(duì)碳氧同位素組成具有不同的影響, 對(duì)氧同位素的影響顯著大于碳同位素; (2) 3件鹽溶角礫巖-次生灰?guī)r具有顯著較低的18O值, 顯示石膏、硬石膏等蒸發(fā)鹽在表生成巖環(huán)境的溶解、崩塌及次生方解石的形成過程中大氣水的廣泛加入; (3)粒屑灰?guī)r具有相對(duì)較低的氧碳同位素組成, 大致有一半的這類巖石的氧同位素組成在主要由微晶灰?guī)r建立的主流曲線之下(圖3a), 顯然與粒屑灰?guī)r較高的原生孔隙和沉積期后較高的水巖比以及與之有關(guān)的非海相流體中方解石的沉淀有關(guān), 但只有3件粒屑灰?guī)r樣品的碳同位素組成在由微晶灰?guī)r建立的主流曲線之下(圖2a), 顯示成巖流體對(duì)碳來說所具有的較低的水巖比; (4)幾乎所有的白云巖或白云石化樣品都具有比伴生石灰?guī)r高得多的18O值和類似的13C值, 這是一個(gè)影響因素較多和較為復(fù)雜的問題, 將在后邊對(duì)此做更進(jìn)一步的討論。

用于對(duì)比的華鎣/鄰水仰天窩-重慶中梁山剖面的樣品都具有非常低的MgO含量, 因而全部為灰?guī)r樣品, 同時(shí)大多數(shù)樣品都具有非常低的Mn/Sr值, 除4件Mn/Sr值大于2需要剔除的樣品外, 從元素角度都可以認(rèn)為絕大多數(shù)樣品對(duì)海水信息都有良好代表性[8]。宣漢渡口剖面的樣品沒有進(jìn)行元素分析, 從結(jié)構(gòu)上說, 飛仙關(guān)組絕大多數(shù)樣品都具有典型的泥微晶結(jié)構(gòu), 并具有較弱的陰極發(fā)光, 顯示較低的Fe、Mn含量, 因而對(duì)海水地球化學(xué)信息也都具一定的代表性。同時(shí)從碳氧同位素演化曲線(圖2和圖3)也可以看出, 無論是宣漢渡口剖面、還是華鎣市/鄰水縣的仰天窩和中梁山剖面, 所獲得的樣品的碳同位素?cái)?shù)據(jù)和氧同位素?cái)?shù)據(jù)都不離散, 這也從另一角度反映樣品受沉積期后作用的改造相對(duì)較小。

盡管如此, 兩個(gè)剖面氧同位素組成對(duì)海水的代表性仍然需要進(jìn)一步評(píng)估, 這也是一個(gè)非常有爭議和難于討論的問題。Veizer. 15位來自不同國家(德國、加拿大、英國、比利時(shí)和荷蘭)和實(shí)驗(yàn)室的科學(xué)家建立了著名的顯生宙海水87Sr/86Sr、13C和18O的演化曲線[33], 氧同位素曲線是通過5000個(gè)以上的數(shù)據(jù)建立的, 所使用樣品中最多的是腕足殼(超過4000個(gè)), 其他材料包括箭石、有孔蟲和其他一些化石樣品, 無論從樣品的結(jié)構(gòu)、礦物、化學(xué)(元素和同位素)等方面都可以認(rèn)為其具有很小的成巖蝕變性。雖然建立的顯生宙海水碳同位素曲線(也包括鍶同位素曲線)的原生性都得到了普遍的認(rèn)可, 但氧同位素曲線的“原生性”仍然備受質(zhì)疑, 由于曲線具有年齡越老、18O越低的特征, 曲線18O值從現(xiàn)今海水的0‰(除特別說明以外, 均為PDB標(biāo)準(zhǔn), 全文相同)降至顯生宙起點(diǎn)的–8‰左右(圖4),18O隨著年代變老丟失越多的長期趨勢被認(rèn)為是成巖蝕變的結(jié)果, 更何況我們使用的都是全巖樣品。基于這樣的討論, 我們認(rèn)為本文的氧同位素分析結(jié)果并不能完全代表海水, 數(shù)值可能總體偏負(fù), 因而根據(jù)碳酸鹽巖的氧同位素推算的溫度值也并不具有絕對(duì)意義, 但具有一定的參考意義, 同時(shí)相對(duì)值是存在的, 或者說開江-梁平海槽兩側(cè)碳酸鹽巖的氧同位素組成和與之有關(guān)的溫度和鹽度的差別是存在的。

按0~500 ℃條件下方解石-水系統(tǒng)18O/16O分餾系數(shù)的表達(dá)方程[34?35]:

對(duì)表1中三疊紀(jì)的樣品進(jìn)行了溫度計(jì)算(計(jì)算中沒有考慮上式中兩個(gè)常數(shù)的變化范圍)。計(jì)算中的最大問題是古海水氧同位素的取值, 我們顯然無法獲取、甚至也很難假定三疊紀(jì)古海水的氧同位素組成, 可以參考的仍然是Veizer et al.建立的顯生宙海水的δ18O的演化曲線[33](圖4), 曲線中三疊系的樣品采自法國、德國、匈牙利、意大利、波蘭和斯洛伐克等地, 由原始數(shù)據(jù)作出的投點(diǎn)圖(圖5)顯示三疊紀(jì)δ18O值的變化范圍主要在–7‰ ~ –1‰之間, 經(jīng)數(shù)學(xué)處理后中心值大致在–3‰(圖4)。如果以此數(shù)據(jù)大致代表三疊紀(jì)從正常海水中沉淀的碳酸鹽礦物的δ18O值, 其對(duì)應(yīng)海水的δ18O值也大致在–3‰(SMOW)左右, 而現(xiàn)在海水的δ18O值在0‰(SMOW)左右。因此, 如果與–3‰(SMOW)的δ18O值有關(guān)的碳酸鹽礦物(絕大多數(shù)為低鎂方解石)存在成巖蝕變, 那我們在用該數(shù)值通過碳酸鹽礦物進(jìn)行溫度計(jì)算時(shí)實(shí)際上已在一定程度上進(jìn)行成巖蝕變校正, 所獲得的溫度值應(yīng)具有一定的參考價(jià)值, 至少具有相對(duì)意義。從三疊紀(jì)樣品的氧同位素組成計(jì)算的該樣品所對(duì)應(yīng)的古海水溫度值也同時(shí)在表1中給出。

(a)開江-梁平海槽東側(cè)的宣漢渡口剖面, 圖中三角形代表微晶灰?guī)r(包括微晶灰?guī)r和蠕蟲狀微晶灰?guī)r)和含粒屑微晶灰?guī)r、粒屑微晶灰?guī)r等基質(zhì)支撐的巖石類型; 圓圈代表粒屑灰?guī)r, 包括亮晶粒屑灰?guī)r和微晶粒屑灰?guī)r等粒屑支撐的巖石類型; 菱形代表次生灰?guī)r-鹽溶角礫巖; 正方形代表白云石化樣品, 包括白云巖以及灰質(zhì)白云巖、白云質(zhì)灰?guī)r等過渡巖石類型(類似圖件意義相同); (b)開江-梁平海槽西側(cè)的華鎣/鄰水仰天窩-重慶中梁山剖面(數(shù)據(jù)見文獻(xiàn)[8])

(a) Dukou of Xuanhan section at the east side of the Kaijiang-Liangping trough; (b) Yangtianwo of Huaying/Linshui-Zhongliangshan of Chongqing section at the west side of the Kaijiang-Liangping trough

圖3?開江-梁平海槽東西兩側(cè)飛仙關(guān)組(含二疊系頂部和嘉陵江組底部)海相碳酸鹽氧同位素組成的對(duì)比

(a)開江-梁平海槽東側(cè)的宣漢渡口剖面, 有關(guān)符號(hào)的意義見圖2; (b)開江-梁平海槽西側(cè)的華鎣/鄰水仰天窩-重慶中梁山剖面(數(shù)據(jù)見文獻(xiàn)[8])

(a) Dukou of Xuanhan section at the east side of the Kaijiang-Liangping trough; (b) Yangtianwo of Huaying/Linshui-Zhongliangshan of Chongqing section at the west side of the Kaijiang-Liangping trough

3?討?論

3.1?開江-梁平海槽東西兩側(cè)海相碳酸鹽的碳同位素組成與演化

已有的研究表明, 沉積相和成巖過程對(duì)海相碳酸鹽的碳同位素組成影響較小, 全球海相碳酸鹽的碳同位素組成和演化趨勢總體上是類似的。報(bào)道的全球不同地方飛仙關(guān)組(及對(duì)應(yīng)地層)海相碳酸鹽的碳同位素組成大致記錄了從二疊-三疊紀(jì)界線附近的低值演化至飛仙關(guān)組和嘉陵江組界線附近的高值, 代表了二疊-三疊紀(jì)界線附近生物集群絕滅后生態(tài)恢復(fù)過程中有機(jī)碳埋藏速度的增加, 該時(shí)間間隔可大致與Induan階對(duì)應(yīng)[6], 介于252.17~251.2 Ma之間[31],13C大致從–4‰ ~ –1‰演化至3‰~7‰[13,14,19,25,30,36?38], 不同地區(qū)的報(bào)道都獲得了類似的結(jié)果, 說明全球事件是控制該時(shí)期海相碳酸鹽碳同位素組成最為重要的因素。

表1?四川盆地宣漢渡口剖面下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組(含相鄰的二疊系頂部和嘉陵江組底部)133件海相碳酸鹽樣品的碳氧同位素分析結(jié)果

(續(xù)表1)

(續(xù)表1)

圖4?顯生宙低鎂方解石生物殼δ18O的演化趨勢

數(shù)據(jù)來自Bochum/Ottawa 實(shí)驗(yàn)室和文獻(xiàn), 僅給出了68%(±1σ)區(qū)間, 三個(gè)三疊紀(jì)的紅色的菱形數(shù)據(jù)來自保存很好的目前仍然是文石的軟體動(dòng)物, 其數(shù)值與曲線主體趨勢有良好的一致性, 說明曲線的“原生性”。早三疊世的中心值大致在–3‰左右(據(jù)文獻(xiàn)[33])

圖5?208.5~247.2 Ma 低鎂方解石樣品的δ18O和年齡投點(diǎn)圖

由文獻(xiàn)[33]所附數(shù)據(jù)作出。三疊紀(jì)的數(shù)據(jù)主要分布在–7‰ ~ –1‰的范圍, 三個(gè)紅色菱形代表目前仍然是文石的樣品

開江-梁平海槽兩側(cè)具有不同的碳酸鹽沉積環(huán)境, 東側(cè)為孤立的碳酸鹽臺(tái)地, 西側(cè)為與大陸毗鄰的碳酸鹽臺(tái)地。有關(guān)的古地理研究[5]表明, 開江-梁平海槽東側(cè)的宣漢渡口剖面和西側(cè)的華鎣/鄰水仰天窩剖面都位于臺(tái)地邊緣淺灘之后的臺(tái)地內(nèi)部環(huán)境(圖1), 差別在于海槽東側(cè)是范圍很小的孤立臺(tái)地, 西側(cè)是沿大陸邊緣延伸的臺(tái)地。另外, 前人研究還表明, 海槽東側(cè)二疊紀(jì)末還發(fā)育有特殊的指示陡峭臺(tái)地邊緣的放射軸狀纖維狀膠結(jié)物(RFC)[39]。在飛仙關(guān)組的碳酸鹽沉積物方面, 海槽東側(cè)蒸發(fā)鹽和準(zhǔn)同生白云巖較西側(cè)發(fā)育[5], 白云巖普遍具微晶結(jié)構(gòu), 部分有石膏假晶, 顯示高鹽度環(huán)境中準(zhǔn)同生白云巖的特征; 同時(shí)作為重要天然氣儲(chǔ)層和產(chǎn)層的飛仙關(guān)組灘相沉積物在海槽東側(cè)也普遍白云石化, 而在西側(cè)則仍然以灰?guī)r為主(如華鎣/鄰水仰天窩-重慶中梁山剖面飛仙關(guān)組MgO含量變化在0.17%~3.43%之間, 可以認(rèn)為基本上不存在白云巖)。這些特征說明, 海槽東側(cè)臺(tái)地內(nèi)部的海水比西側(cè)更加受限, 可能具有更高的鹽度和溫度, 同時(shí)也具更好的白云巖發(fā)育的條件, 包括驅(qū)動(dòng)臺(tái)地邊緣淺灘相沉積物白云石化的能力。

盡管開江-梁平海槽東西兩側(cè)在沉積環(huán)境方面存在這些顯著的差別, 但分別位于海槽東西兩側(cè)剖面的飛仙關(guān)組仍然具有非常類似的碳同位素組成和演化趨勢(圖2), 從二疊-三疊紀(jì)界線附近的低值(13C值大致在–3‰ ~ –1.5‰之間)演化至飛仙關(guān)組/嘉陵江組界線附近的高值(13C值大致在4.4‰~ 4.9‰之間), 這種演化趨勢也與Induan階全球海水碳同位素組成的演化趨勢一致, 再次證明全球事件是海水碳同位素組成的主要控制因素。關(guān)于開江-梁平海槽兩側(cè)的這兩個(gè)剖面(即宣漢渡口剖面和華鎣/鄰水仰天窩剖面)飛仙關(guān)組(也包括下三疊統(tǒng)的其他地層及相鄰的中三疊統(tǒng)和上二疊統(tǒng))的碳同位素組成、演化、與其他同期曲線的對(duì)比以及與重要地質(zhì)事件的關(guān)系已由Huang.[8]和黃可可等[32]研究報(bào)道, 本文不再作更進(jìn)一步的討論。

3.2?開江-梁平海槽東西兩側(cè)海相碳酸鹽巖氧同位素組成的主要共同特征

與碳同位素組成不同的是, 海相碳酸鹽的氧同位素組成在一定程度上與沉積環(huán)境有關(guān), 不同沉積環(huán)境中沉積的碳酸鹽巖的氧同位素組成與演化除可能具有代表非地方性事件的類似特征以外, 也可能同時(shí)存在代表沉積環(huán)境等地方性事件(如海水溫度和鹽度的變化)的差異性特征。

開江-梁平海槽東側(cè)的宣漢渡口剖面和西側(cè)的華鎣/鄰水仰天窩-重慶中梁山剖面海相碳酸鹽巖的氧同位素演化曲線如圖3所示, 具有如下兩個(gè)共同特征。

(1) 就整個(gè)飛仙關(guān)組而言, 如果不考慮開江-梁平海槽東側(cè)宣漢渡口剖面白云石化的樣品(白云巖及其與石灰?guī)r之間的過渡類型), 開江梁平海槽兩側(cè)的氧同位素總體上具有類似的演化樣式(圖3),18O的低值都在二疊-三疊紀(jì)界線附近, 其余時(shí)間則具有相對(duì)穩(wěn)定的氧同位素組成, 如果再排除二疊-三疊紀(jì)界線附近的18O低值樣品以及顯著受大氣水影響的鹽溶角礫巖-次生灰?guī)r, 則兩個(gè)剖面18O值主體演化曲線的變化幅度都大致在2‰左右(分別為1.8‰和1.7‰, 圖3)。

(2) 兩個(gè)剖面在二疊-三疊紀(jì)界線后的飛仙關(guān)組底部地層中都檢測到了氧同位素組成非常低的樣品, 宣漢渡口剖面界線附近樣品的18O值低至–8.4‰(圖3a), 仰天窩/中梁山剖面低至–9.9‰(圖3b)。在過去的研究中, 我們通常將這樣的樣品認(rèn)為是成巖蝕變的結(jié)果而不討論其古海洋學(xué)意義, 但隨著數(shù)據(jù)的積累, 我們注意到很多剖面二疊-三疊紀(jì)界線后的飛仙關(guān)組底部地層中都存在這種低氧同位素組成的樣品, 如川西北的廣元上寺剖面的二疊-三疊紀(jì)界線附近也存在18O值低至–7.7‰的樣品(圖6a), 這些碳酸鹽代表了近40 ℃的沉淀溫度(圖6b)。這種情況也出現(xiàn)在Veizer.[33]的三疊系數(shù)據(jù)中(圖4), 二疊-三疊紀(jì)界線附近樣品的18O值也低至–8‰甚至更低, 這些樣品都經(jīng)過了較為嚴(yán)格的成巖蝕變檢測。因此, 我們不能簡單地將這些二疊-三疊紀(jì)界線附近樣品的低18O值理解為成巖蝕變的結(jié)果, 除非這些樣品都經(jīng)歷了一些特殊的成巖環(huán)境(如古喀斯特作用等), 雖然這些樣品18O的絕對(duì)數(shù)據(jù)值可能偏負(fù), 相應(yīng)的溫度也可能偏高, 但這種普遍的低18O值特征也可能是某種特殊地質(zhì)作用的結(jié)果, 并且可能是全球事件而非沉積相等地方性因素, 比如可能與界線附近廣泛的熱事件有關(guān)。近年來, 人們通過磷酸鹽的氧同位素獲得的中國南方幾個(gè)剖面的溫度資料顯示, 在上寺剖面和煤山剖面的二疊-三疊紀(jì)界線附近存在18O值較低、對(duì)應(yīng)溫度達(dá)35 ℃的樣品, 從二疊紀(jì)末以來上升了8 ℃之多[18]。由于本文有關(guān)的剖面中反映18O低值的數(shù)據(jù)很少, 也缺乏精細(xì)的古生物帶的工作, 很難將這些碳酸鹽氧同位素的低值與磷酸鹽氧同位素的低值進(jìn)行對(duì)比, 雖然兩種礦物的氧同位素低值都有可能和二疊-三疊紀(jì)界線附近海水溫度的升高有關(guān), 但是否為同一地質(zhì)事件的產(chǎn)物仍然需要數(shù)據(jù)的進(jìn)一步積累以及分辨率更高的年代框架內(nèi)氧同位素組成的對(duì)比研究。

3.3?開江-梁平海槽東西兩側(cè)海相碳酸鹽巖氧同位素組成的主要差別

除了上述兩個(gè)共同特征以外, 開江-梁平海槽東側(cè)的宣漢渡口剖面和西側(cè)的仰天窩/中梁山剖面飛仙關(guān)組海相碳酸鹽巖的氧同位素組成與演化存在如下差別。

圖6?四川廣元上寺剖面二疊-三疊紀(jì)界線附近碳酸鹽的氧同位素組成及古海水溫度

樣品采集地點(diǎn)及其他有關(guān)信息見文獻(xiàn)[36]

(1) 雖然開江-梁平海槽東側(cè)的宣漢渡口剖面和西側(cè)的仰天窩/中梁山剖面飛仙關(guān)組(實(shí)際上也包括嘉陵江組第一段)的氧同位素組成的演化具有類似的樣式, 但東側(cè)宣漢渡口剖面碳酸鹽的18O值顯著低于西側(cè)。從圖3可以看出, 除二疊-三疊紀(jì)界線附近的少數(shù)樣品和渡口剖面圓圈中的樣品以外, 東側(cè)渡口剖面碳酸鹽的18O值基本上都在–6‰以下, 大致變化在–7.3‰ ~ –6.0‰之間(圖3a), 而西側(cè)仰天窩/中梁山剖面18O值基本上都在–6‰以上, 大致變化在–6.2‰ ~ –5.1‰之間(圖3b), 東側(cè)18O值大致比西側(cè)低1‰左右。

(2) 按前邊討論的古海水溫度計(jì)算方法及溫度計(jì)算結(jié)果, 開江-梁平海槽東側(cè)宣漢渡口剖面碳酸鹽沉積時(shí)的古海水溫度顯著高于西側(cè)的仰天窩/中梁山剖面, 溫度曲線的主體部分都在30 ℃以上, 并且具有較大的變化范圍, 大致變化在30~37 ℃之間(圖7a); 西側(cè)的仰天窩/中梁山剖面溫度曲線的主體部分都在30 ℃以下, 并且具有較小的變化范圍, 大致變化在26~30 ℃之間(圖7b)。

(3) 如果按祝幼華等的研究, 上揚(yáng)子地區(qū)的飛仙關(guān)組可大致與Induan階對(duì)應(yīng)[6], 不考慮存在爭議的二疊-三疊紀(jì)界線附近18O值極低的1件樣品的數(shù)據(jù)以及白云巖和粒屑灰?guī)r的數(shù)據(jù), 那么宣漢渡口剖面Induan階古海水的溫度大致變化在30~37 ℃之間(圖7a), 最大值出現(xiàn)在Induan階中部, 溫度變化范圍與Sun.[30]從磷酸鹽氧同位素反演的南盤江盆地早三疊世古海水的溫度變化區(qū)間類似。盡管如此, 由于受宣漢渡口剖面用于氧同位素分析的材料的限制, 該剖面的溫度值僅有參考意義; 另外, 與南盤江盆地相比, 宣漢渡口剖面古地理位置的緯度偏高, 因而開江-梁平海槽東側(cè)孤立臺(tái)地古海水的溫度在四川盆地東部類似緯度的碳酸鹽臺(tái)地中可能偏高, 而西側(cè)為與大陸毗鄰的碳酸鹽臺(tái)地碳酸鹽的氧同位素組成可能更能代表該地區(qū)正常海水的溫度。

(4) 開江-梁平海槽東側(cè)的宣漢渡口剖面和西側(cè)的仰天窩/中梁山剖面飛仙關(guān)組氧同位素組成的另一差別是前者存在一些氧同位素組成較正(18O最高值在–3‰左右, 多數(shù)樣品18O>–5‰)、但顯著偏離演化曲線主體(圖7a圓圈中的樣品)的樣品, 后者不存在這樣的樣品。這些樣品分布在飛仙關(guān)組底部(飛一段)和頂部(飛四段), 相應(yīng)的樣品有不同程度的白云石化, 可能多種原因造成了這些樣品具有較重的氧同位素組成：①白云石化作用, 白云石-水和方解石-水具有不同的氧同位素分餾系數(shù), 低溫條件(如準(zhǔn)同生白云巖)下更是如此, 這使得白云巖或白云石化的樣品具有較正的氧同位素組成, 雖然白云石-CO2和方解石-CO2具有類似的碳同位素分餾系數(shù)的差別, 但顯著小于氧同位素, 因而相應(yīng)樣品的碳同位素組成并不顯著偏離主體曲線(圖2)。然而, 與白云石有關(guān)的這些參數(shù)是在80~350 ℃的溫度條件下獲得的[40], 同時(shí)也沒有表明實(shí)驗(yàn)在同位素交換上完全達(dá)到平衡, 因而有關(guān)機(jī)理和定量計(jì)算仍然沒有完全解決; ②開江-梁平海槽東側(cè)的孤立臺(tái)地內(nèi)部的海水具有較高的鹽度, 并對(duì)應(yīng)著同生水較高的Mg/Ca值和準(zhǔn)同生白云石化作用(或原白云石的沉淀作用), 并導(dǎo)致泥微晶白云石的形成, 分布在飛仙關(guān)組底部(飛一段)和頂部(飛四段)的白云巖具有泥微晶結(jié)構(gòu), 部分發(fā)育石膏假晶, 同時(shí)從18O值換算的溫度較高的地層也分布在飛仙關(guān)組底部和頂部, 這與海槽東側(cè)的孤立臺(tái)地內(nèi)相應(yīng)沉積相為蒸發(fā)-局限臺(tái)地是一致的, 同時(shí)也說明飛仙關(guān)組底部和頂部是具相對(duì)高溫、高鹽度的薩布哈環(huán)境。若按Horita[40]實(shí)驗(yàn)得出的80~350 ℃條件下(原)白云石-水系統(tǒng)的18O/16O分餾系數(shù)表達(dá)方程:

圖7?開江-梁平海槽東西兩側(cè)飛仙關(guān)組(含二疊系頂部和嘉陵江組底部)沉積時(shí)期古海水溫度的對(duì)比

(a) 開江-梁平海槽東側(cè)的宣漢渡口剖面, 有關(guān)符號(hào)的意義見圖2, 箭頭所指圓圈中樣品的意義見正文中的討論; (b)開江-梁平海槽西側(cè)的華鎣/鄰水仰天窩-重慶中梁山剖面(由文獻(xiàn)[8]的數(shù)據(jù)計(jì)算)

(a) Dukou of Xuanhan section at the east side of the Kaijiang-Liangping trough; (b) Yangtianwo of Huaying/Linshui-Zhongliangshan of Chongqing section at the west side of the Kaijiang-Liangping trough

對(duì)18O = –3‰左右的樣品所代表的流體的18O進(jìn)行計(jì)算, 對(duì)應(yīng)海水的18O值大致變化在–2‰ ~ –1‰之間(對(duì)飛仙關(guān)組底部的白云巖取42 ℃作為計(jì)算溫度, 頂部的白云巖取36 ℃作為計(jì)算溫度,圖7), 高于–3‰左右的當(dāng)時(shí)海水18O值, 但這些巖石并不完全由白云石組成, 存在一些方解石, 如果取在0~500 ℃條件下方解石-水系統(tǒng)18O/16O分餾系數(shù)的表達(dá)方程(式1)進(jìn)行計(jì)算, 則對(duì)應(yīng)海水將具有更高的鹽度。顯然, 由白云石-水系統(tǒng)的18O/16O分餾系數(shù)表達(dá)方程計(jì)算的海水的18O值應(yīng)更接近真實(shí)值, 但高于白云石, 因?yàn)闃悠分锌偦蚨嗷蛏俚睾蟹浇馐?。這些計(jì)算說明開江-梁平海槽東側(cè)飛仙關(guān)組(飛仙關(guān)組底部和頂部)存在鹽度較高的蒸發(fā)環(huán)境。

現(xiàn)代薩布哈環(huán)境所在的阿拉伯灣開闊海灣的表面溫度變化在2月份的20 ℃到8月份的34 ℃之間, 臨近的阿布扎比島開闊陸棚的水溫變化在23~34 ℃之間, 內(nèi)部潟湖的水溫變化在15~40 ℃之間, 藻墊的溫度變化在60~80 ℃之間[41]; 阿布扎比的薩布哈中, 白云石形成所需的Mg是由同沉積階段的海水提供的, 海水由強(qiáng)烈的向岸風(fēng)推動(dòng), 沿潮道到達(dá)潮上帶下部。這些海水具有正常的到輕微偏高的鹽度(約38 g/L), 但在潮上坪上或潮上坪內(nèi)的沉積物中, 會(huì)強(qiáng)烈蒸發(fā)到對(duì)石膏過飽和的狀態(tài)。開江-梁平海槽東側(cè)古海水更具有高溫度和高鹽度的薩布哈環(huán)境特征。

基于前邊的討論, 可以認(rèn)為, 存在于晚二疊-早三疊世的開江-梁平海槽對(duì)四川盆地東北部飛仙關(guān)組碳酸鹽沉積-成巖過程具有重要的控制作用, 海槽東側(cè)孤立的碳酸鹽臺(tái)地內(nèi)部海水比西側(cè)鑲邊陸棚內(nèi)部海水具有更高的溫度和鹽度, 海水循環(huán)更受限制。高溫和高鹽度的臺(tái)內(nèi)海水更具有白云石化作用的潛力, 這不僅造成臺(tái)地內(nèi)部飛仙關(guān)組更多的與薩布哈模式有關(guān)的準(zhǔn)同生白云巖, 還會(huì)通過回流作用或臺(tái)內(nèi)熱對(duì)流作用造成臺(tái)地邊緣灘相顆粒巖的白云石化, 這使得開江-梁平海槽東側(cè)的灘相顆粒巖更可能成為質(zhì)量較好的顆粒白云巖儲(chǔ)層。

4?結(jié)?論

(1) 存在于晚二疊-早三疊世的開江-梁平海槽兩側(cè)具有不同的碳酸鹽沉積環(huán)境, 東側(cè)為孤立的碳酸鹽臺(tái)地, 西側(cè)為與大陸毗鄰的碳酸鹽臺(tái)地, 臺(tái)地邊緣都不同程度地發(fā)育灘相沉積, 臺(tái)地內(nèi)部海水則具有不同的循環(huán)受限程度。

(2) 開江-梁平海槽兩側(cè)飛仙關(guān)組具有非常類似的碳同位素組成和演化趨勢, 這種演化趨勢也與Induan階全球海水碳同位素組成的演化趨勢一致, 說明全球事件是海水碳同位素組成的主要控制因素。

(3) 開江-梁平海槽兩側(cè)飛仙關(guān)組的氧同位素組成顯示出類似的變化樣式, 即從二疊-三疊紀(jì)界線附近18O的低值演化至其余時(shí)間相對(duì)穩(wěn)定的氧同位素組成, 曲線主體氧同位素組成也具有類似的變化幅度。

(4) 開江-梁平海槽兩側(cè)二疊-三疊紀(jì)界線附近的飛仙關(guān)組底部都檢測到了18O值非常低的樣品, 仰天窩/中梁山剖面的18O值低至–8.4‰, 宣漢渡口剖面低至–9.0‰, 其他剖面如廣元上寺相應(yīng)地層中也檢測到了這種低氧同位素組成的樣品, 雖然18O的絕對(duì)數(shù)值可能偏負(fù), 但也不能簡單地將其理解為成巖蝕變的結(jié)果, 可能是全球事件而非沉積相等地方性事件結(jié)果, 如與界線附近廣泛的熱事件有關(guān), 對(duì)此進(jìn)一步的研究和數(shù)據(jù)積累, 以及分辨率更高的年代框架內(nèi)氧同位素組成的對(duì)比是非常必要的。

(5)雖然開江-梁平海槽兩側(cè)飛仙關(guān)組的氧同位素組成都顯示出小幅變化的特征, 但東側(cè)碳酸鹽的18O值顯著低于西側(cè), 東側(cè)18O值演化曲線主體基本上都在–6‰以下, 大致變化在–7.3‰ ~ –6.0‰之間, 而西側(cè)基本上都在–6‰以上, 大致變化在–6.2‰ ~ –5.1‰之間, 東側(cè)大致比西側(cè)低1‰左右。

(6) 從氧同位素組成計(jì)算的溫度表明, 開江-梁平海槽東側(cè)宣漢渡口剖面碳酸鹽沉淀的古海水溫度顯著高于西側(cè), 溫度曲線的主體部分都在30 ℃以上, 并且有較大的變化范圍, 大致變化在30~37 ℃之間, 西側(cè)的仰天窩/中梁山剖面溫度曲線的主體部分都在30 ℃以下, 并且有較小的變化范圍, 大致變化在26~30 ℃之間, 東側(cè)和西側(cè)的溫度差值大致在4 ℃左右, 溫度計(jì)算結(jié)果僅具參考價(jià)值, 但海槽兩側(cè)溫度的差值可能是存在的。

(7) 開江-梁平海槽東側(cè)存在一些氧同位素組成較正、但顯著偏離演化曲線主體的樣品, 這些樣品分布在飛仙關(guān)組底部和頂部, 相應(yīng)樣品存在廣泛的白云石化, 高18O值的原因除與白云石-水和方解石-水具有不同的氧同位素分餾系數(shù)以外, 同時(shí)還反映了海槽東側(cè)臺(tái)地內(nèi)部飛仙關(guān)組沉積時(shí)海水具有較高的鹽度。

(8) 開江-梁平海槽東側(cè)孤立的碳酸鹽臺(tái)地內(nèi)部海水比西側(cè)鑲邊陸棚內(nèi)部海水具有更高的溫度和鹽度, 海水循環(huán)更受限制, 高溫和高鹽度的臺(tái)內(nèi)海水更具有白云石化作用的潛力, 這不僅造成臺(tái)地內(nèi)部飛仙關(guān)組發(fā)育更多的與薩布哈模式有關(guān)的準(zhǔn)同生白云巖, 還會(huì)通過回流作用或臺(tái)內(nèi)熱對(duì)流作用造成臺(tái)地邊緣灘相顆粒巖的白云石化, 這使得開江-梁平海槽東側(cè)的灘相顆粒巖更可能成為質(zhì)量較好的顆粒白云巖儲(chǔ)層。

成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院博士和碩士研究生袁桃、胡博、黃樹光、李江勇、羅文、胡穎及陳永梅等同學(xué)參加野外剖面測量、樣品采集工作以及室內(nèi)的薄片分析、陰極發(fā)光分析和樣品的加工處理工作；中國科學(xué)院南京地質(zhì)古生物研究所高級(jí)工程師陳小明和劉靜百忙中為本項(xiàng)目進(jìn)行同位素分析并在樣品處理方面給以多方指導(dǎo); 匿名審稿人對(duì)論文提出了建設(shè)性的修改意見，在此一并表示衷心感謝。

[1] 趙文智, 汪澤成, 王一剛. 四川盆地東北部飛仙關(guān)組高效氣藏形成機(jī)理[J]. 地質(zhì)論評(píng), 2006, 52(5): 708–718. Zhao Wen-zhi, Wang Ze-cheng, Wang Yi-gang. Formation mechanism of highly effective gas pools in the Feixianguan Formation in the NE Sichuan Basin[J]. Geol Rev, 2006, 52(5): 708–718 (in Chinese with English abstract).

[2] Wang Z C, Zhao W Z, Zhang S C, Wang H Q, Yu Q. Control of coupling among three major factors for formation of high-efficiency gas reservoir –– A case study on the oolitic beach gas reservoir in Feixianguan Formation in the Northeast Sichuan Basin[J]. Chinese Sci Bull, 2007, 52(suppl 1): 201–214.

[3] 馬永生, 蔡勛育, 趙培榮, 張學(xué)豐. 深層超深層碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層發(fā)育機(jī)理和“三元控儲(chǔ)”模式[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 2010, 84(8): 1087–1094. Ma Yong-sheng, Cai Xun-yu, Zhao Pei-rong, Zhang Xue-feng. Formation mechanism of deep-buried carbonate reservoir and its model of three-element controlling reservoir: A case study from the Puguang oilfield in Sichuan[J]. Acta Geol Sinica, 2010, 84(8): 1087–1094 (in Chinese with English abstract).

[4] 馬永生, 蔡勛育. 四川盆地川東北區(qū)二疊系-三疊系天然氣勘探成果與前景展望[J]. 石油與天然氣地質(zhì), 2006, 27(6): 741–750. Ma Yong-sheng, Cai Xun-yu. Exploration achievements and prospects of the Permian-Triassic natural gas in northeastern Sichuan Basin[J]. Oil Gas Geol, 2006, 27(6): 741–750 (in Chinese with English abstract).

[5] 王興志, 張帆, 蔣志斌, 張金友, 曾德銘．四川盆地東北部飛仙關(guān)組儲(chǔ)層研究[J]. 地學(xué)前緣, 2008, 15(1)：117–122. Wang Xing-zhi, Zhang Fan, Jiang Zhi-bin, Zhang Jin-you, Zeng De-ming. A study of Feixianguan reservoir in Northeast Sichuan Basin[J]. Earth Sci Front, 2008, 15(1): 117–122 (in Chinese with English abstract).

[6] 祝幼華, 羅輝, 蔡華偉, 許波, 楊昊, 趙媛媛, 陳迪舒, 周志澄, 陳金華. 四川廣安謝家槽海相早、中三疊世地層劃分[J]. 地層學(xué)雜志, 2012, 36(4): 784–791. Zhu You-hua, Luo Hui, Cai Hua-wei, Xu Bo, Yang Hao, Zhao Yuan-yuan, Chen Di-shu, Zhou Zhi-cheng, Chen Jin-hua. Stratigraphic division of the early and middle Triassic at the xiejiacao section in Guang’an, Sichuan[J]. J Stratigr, 2012, 36(4): 784–791 (in Chinese with English abstract).

[7] 張建勇, 周進(jìn)高, 郝毅, 王小芳, 呂玉珍, 張大智, 徐美茹, 張潤合, 谷明峰, 張敬藝. 四川盆地環(huán)開江-梁平海槽長興組-飛仙關(guān)組沉積模式[J]. 海相油氣地質(zhì), 2011, 16(3): 45–54. Zhang Jian-yong, Zhou Jin-gao, Hao Yi, Wang Xiao-fang, Lü Yu-zhen, Zhang Da-zhi, Xu Mei-ru, Zhang Run-he, Gu Ming-feng, Zhang Jing-yi. A Sedimentary Model of Changxing and Feixianguan Reservoirs around Kaijiang-Liangping Trough in Sichuan Basin[J]. Mar Origin Pet Geol, 2011, 16(3): 45–54 (in Chinese with English abstract).

[8] Huang S J, Huang K K, Lü J, Lan Y F. Carbon isotopic composition of Early Triassic marine carbonates, Eastern Sichuan Basin, China[J]. Sci China Earth Sci, 2012, 55(12): 2026–2038.

[9] Tong J N, Qiu H O, Zhao L S, Zuo J X. Lower Triassic inorganic carbon isotope excursion in Chaohu, Anhui Province, China[J]. China Univ Geosci, 2002, 13(2): 98–106.

[10] Tong J N, Zuo J X, Chen Z Q. Early Triassic carbon isotope excursions from South China: Proxies for devastation and restoration of marine ecosystems following the end-Permian mass extinction[J]. Geol J, 2007, 42(3/4): 371–389.

[11] Zuo Jingxun, Tong Jinnan, Qiu Haiou, Zhao Laishi. Carbon isotope composition of the Lower Triassic marine carbonates, Lower Yangtze Region, South China[J]. Sci China (D), 2006, 49(3): 225–241.

[12] Cao C Q, Wang W, Jin Y G. Carbon isotope excursion across the Permian-Triassic boundary in the Meishan section, Zhejiang Province, China[J]. Chinese Sci Bull, 2002, 47(13): 1125–1129.

[13] Payne J L, Lehrmann D J, Wei J, Orchard M J, Schrag D P, Knoll A H. Large perturbations of the carbon cycle during recovery from the end-Permian extinction[J]. Science, 2004, 305(5683): 506–509.

[14] Payne J L, Summers M, Rego B L. Early and Middle Triassic trends in diversity, evenness, and size of foraminifers on a carbonate platform in south China: Implications for tempo and mode of biotic recovery from the end-Permian mass extinction[J]. Paleobiology, 2011, 37(3): 409–425.

[15] Meyer K M, Yu M, Jost A B, Kelley B M, Payne J L.13C evidence that high primary productivity delayed recovery from end-Permian mass extinction[J]. Earth Planet Sci Lett, 2011, 302(3/4): 378–384.

[16] Shen S Z, Crowley J L, Wang Y, Bowring S A, Erwin D H, Sadler P M, Cao C Q, Rothman D H, Henderson C M, Ramezani J, Zhang H, Shen Y, Wang X D, Wang W, Mu L, Li W Z, Tang Y G, Liu X L, Liu L J, Zeng Y, Jiang Y F, Jin Y G. Calibrating the end-Permian mass extinction[J]. Science, 2011, 334(6061): 1367–1372.

[17] Shen S Z, Bowring S A. The end-Permian mass extinction: A still unexplained catastrophe[J]. Nat Sci Rev, 2014, 1(4): 492–495.

[18] Joachimski M M, Lai X, Shen S, Jiang H, Luo G, Chen B, Chen J, Sun Y. Climate warming in the latest Permian and the Permian- Triassic mass extinction[J]. Geology, 2012, 40(3): 195–198.

[19] Lehrmann D J, Stepchinski L, Altiner D, Orchard M J, Montgomery P, Enos P, Ellwood B B, Bowring S A, Ramezani J, Wang H, Wei J, Yu M, Grif?ths J D, Minzoni M, Schaal E K, Li X, Meyer K M, Payne J L. An integrated biostratigraphy (conodonts and foraminifers) and chronostratigraphy (paleomagnetic reversals, magnetic susceptibility, elemental chemistry, carbon isotopes and geochronology) for the Permian-Upper Triassic strata of Guandao section, Nanpanjiang Basin, south China[J]. J Asian Earth Sci, 2015, 108: 117–135.

[20] 朱井泉. 四川華鎣山三疊系含膏鹽段的碳氧同位素特征及其意義[J]. 巖石學(xué)報(bào), 1990, 6(4): 67–74. Zhu Jing-quan. The features and their significance of carbon and oxygen isotopes in the saline formation of Triassic, Huaying mountain, Sichuan province[J]. Acta Petrol Sinica, 1990, 6(4): 67–74 (in Chinese with English abstract).

[21] 朱井泉. 華鎣山三疊系含鹽建造中白云巖的成因階段及其特征[J]. 巖石學(xué)報(bào), 1994, 10(3): 290–300. Zhu Jing-quan. The genetic stages of dolostone and their features in evaporite-bearing suite of Triassic in Huaying Mountain[J]. Acta Petrol Sinica, 1994, 10(3): 290–300 (in Chinese with English abstract).

[22] Cao C Q, Yang Y C, Shen S Z, Wang W, Zheng Q F, Summons R E. Pattern of13Ccarband implications for geological events during the Permian-Triassic transition in South China[J]. Geol J, 2010, 45(2/3): 186–194.

[23] Wang W, Shen S Z, Zhu Z L. Carbon isotopes at the Permian-Triassic boundary Section of Selong, Tibet, China and their significance[J]. Chinese Sci Bull, 1997, 42(4): 369–374.

[24] Korte C, Kozur H W, Veizer J.13C and18O values of Triassic brachiopods and carbonate rocks as proxies for coeval seawater and palaeotemperature[J]. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 2005, 226(3/4): 287–306.

[25] Horacek M, Brandner R, Abart R. Carbon isotope record of the P/T boundary and the Lower Triassic in the southern Alps: Evidence for rapid changes in storage of organic carbon[J]. Paleogeogr Paleoclimatol Paleoecol, 2007, 252(1/2): 347–354.

[26] Kump L R, Arthur M A. Interpreting carbon-isotope excursions: Crbonates and organic matter[J]. Chem Geol, 1999, 161(1): 181–198.

[27] Banner J L, Hanson G N. Calculation of simultaneous isotopic and trace element variations during water-rock interaction with application to carbonate diagenesis[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1990, 54(11): 3123–3138.

[28] Banner J L. Application of the trace element and isotope geochemistry of strontium to studies of carbonate

diagenesis[J]. Sedimentology, 1995, 42(5): 805–824.

[29] Jacobsen S, Kaufman A J. The Sr, C and O evolution of Neoproterozoic seawater[J]. ChemGeol, 1999, 161(1): 37–57.

[30] Sun Y D, Joachimski M M, Wignall P B, Yan C B, Chen Y L, Jiang H S, Wang L N, Lai X L. Lethally hot temperatures during the Early Triassic greenhouse[J]. Science, 2012, 338(6105): 366–370.

[31] International Commission on Stratigraphy. International Chronostratigraphic Chart[EB/OL].[2015-11-04].www. stratigraphy. org.

[32] 黃可可, 黃思靜, 胡作維, 鐘怡江, 李小寧. 四川盆地宣漢渡口/重慶北碚下三疊統(tǒng)海相碳酸鹽巖的碳同位素組成與演化[J]. 古地理學(xué)報(bào), 2016 (出版中). Huang Ke-ke, Huang Si-jing, Hu Zuo-wei, Zhong Yi-jiang, Li Xiao-ning. Carbon isotopic composition and evolution of Early Triassic marine carbonates from Dukou of Xuanhan and Beibei of Chongqing, Sichuan Basin, China[J]. J Palaeogeogr, 2016 (in Chinese with English abstract). (in press)

[33] Veizer J, Ala D, Azmy K, Bruckschen P, Buhl D, Bruhn F, Carden G A F, Diener A, Ebneth S, Godderis Y, Jasper T, Korte C, Pawellek F, Podlaha O G, Strauss H.87Sr/86Sr,13C and18O evolution of Phanerozoic seawater[J]. Chem Geol, 1999, 161(1): 59–88.

[34] O’Neil J R, Clayton R N, Mayeda T K. Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates[J]. J Chem Phys, 1969, 51(12): 5547–5558.

[35] Friedman I, O’Neil J R. Compilation of stable isotope fractionation factors of geochemical interest[EB/OL] [2015-11-04]. http://pubs.usgs.gov/pp/0440kk/report.pdf.

[36] Huang S J, Zhou S H. Carbon and strontium isotopes of Paleozoic marine carbonates in Upper Yangtze Platform, Southwest China[J]. Acta Geol Sinica, 1997, 71(3): 282–292.

[37] 陳錦石, 邵茂茸, 霍衛(wèi)國, 姚御元. 浙江長興二疊系和三疊系界限地層的碳同位素[J]. 地質(zhì)科學(xué), 1984, 19(1): 88–93. Chen Jin-shi, Shao Mao-rong, Huo Wei-guo, Yao Yu-yuan. Carbon isotope of carbonate strata at Permian-Triassic boundary in Changxing, ZheJiang[J]. Sci Geol Sinica, 1984, 19(1): 88–93 (in Chinese with English abstract).

[38] Magaritz M, Bart R, Baud A, Holser W T. The carbon isotope shift at the Permian/Triassic boundary in the Southern Alps is gradual[J]. Nature, 1988, 331(6154): 337–389.

[39] 黃思靜, 王春梅, 佟宏鵬, 黃可可. 四川盆地東北部二疊系長興組礁巖中的放射軸狀纖維狀膠結(jié)物[J]. 巖性油氣藏, 2010, 22(3): 9–15. Huang Si-jing, Wang Chun-mei, Tong Hong-peng, Huang Ke-ke. Radiaxial fibrous cement of reefal framestone of Permian Changxing Formation in northeastern Sichuan Basin [J]. Lithologic Reservoirs, 2010, 22(3): 9–15 (in Chinese with English abstract).

[40] Horita J. Oxygen and carbon isotope fractionation in the system dolomite-water-CO2to elevated temperatures[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2014, 129: 111–124.

[41] Kinsman D J J. Dolomitization and evaporite development, including anhydrite, in lagoonal sediments, Persian Gulf[J]. Geol Soc Am Spec Paper, 1965, 82: 108–109.

Comparison of carbon and oxygen isotopic composition of Feixianguan carbonates,Early Triassic, between east and west sides of Kaijiang-Liangping trough,Sichuan Basin, and the significance for paleoceanography

HUANG Si-jing*, LI Xiao-ning, HU Zuo-wei, LIU Si-bing, HUANG Ke-ke and ZHONG Yi-jiang

(State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation, Institute of Sedimentary Geology, Chengdu University of Technology, Chengdu?610059, China)

Carbon and oxygen isotopes of marine carbonates are significant for paleoceanography as they show a general secular trend with geological time. However, whether carbon and oxygen isotopic compositions of carbonates are controlled by sedimentary environment is still disputed, so requiring further study. In this study 133 marine carbonate samples of the Feixianguan Formation and adjacent strata were collected from the Xuanhan Dukou section, which was deposited in the isolated platform at the east side of the Kaijiang-Liangping trough in Sichuan Basin. We tested the carbon and oxygen isotopic compositions of these samples and compared the data to those for carbonate samples from Huaying/Linshui Yangtianwo section, which was deposited in the environment of rimmed shelf at the west side of the Kaijiang-Liangping trough. The results show that high similarity in carbon isotope composition and evolution tendency for Feixianguan Formation exists between isolated carbonate platform and the rimmed shelf of the two sides of the Kaijiang-Liangping trough. The evolution tendency, which is coincident with that for carbon isotopic composition of global coeval seawater, presents variation from low values for the Permian-Triassic boundary to high values for the top of Feixianguan Formation, and show higher frequency and larger fluctuations in13C values, indicating that the global events are the main causes for carbon isotopic compositional variations of sea water. However, the oxygen isotopic composition of Feixianguan Formation between the two sides of the Kaijiang-Liangping trough is not completely consistent with the following points: (a) showing a similar variation pattern in terms of18O trendof Feixianguan Formation at both sides of the Kaijiang-Liangping trough, which is characterized by a very low18O value near the boundary of Permian-Triassic strata and a subsequent relatively stable and gradual variation trend, (b) some samples at the bottom layer of the Feixianguan Formation at the two sides of Kaijiang-Liangping trough showing lower18O values, this could not be simply explained by diagenetic alteration, as it is probably caused by globally thermal events, so further research and data accumulation are needed, (c) The18O value for carbonates deposited in the isolated platform is lower than that in the rimmed shelf, for an approximate difference of 1‰, which corresponds to a paleoseawater temperature difference of about 4℃, indicating a higher precipitation temperature of carbonate in the isolated platform, (d) some samples with higher18O values departing far from the main variation curve trend, this is probably caused by difference in18O/16O fractionation factors between dolomite-water and calcite-water because the samples contain dolomite to some degree, or may indicate a higher salinity of coeval seawater in the isolated platform at the east side of the trough. The difference in oxygen isotope of the carbonates deposited at the two sides of the Kaijiang-Liangping trough suggests that the seawater in the isolated carbonate platform at the east side of Kaijiang-Liangping trough is more restricted due to higher temperature and salinity than that in the rimmed shelf at the west side of the trough, which results in higher dolomitization potential in the isolated platform. As a result, more penecontemporaneous dolomicrite related to the Sabkha environment would be produced and more beach-facies grainstone deposited in the platform margin would be dolomitized by refluxing and/or thermal convection in the platform interior, and the latter could result in formation of dolomite reservoir of higher quality.

Feixianguan Formation; carbon and oxygen isotopes; temperature and salinity of paleoseawater; potential of dolomitization; Kaijiang-Liangping trough

P597

A

0379-1726(2016)01-0024-17

2015-06-04;

2015-08-11;

2015-09-17

國家自然科學(xué)基金(41272130)

黃思靜(1949–), 男, 碩士、教授、博士生導(dǎo)師, 從事沉積地質(zhì)學(xué)的教學(xué)與科研工作。

HUANG Si-jing, E-mail: hsj@cdut.edu.cn; Tel: +86-28-84079073