2020, Vol. 42
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2. 油气藏地质及开发工程国家重点实验室·成都理工大学, 四川 成都 610059
2. State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation, Chengdu University of Technology, Chengdu, Sichuan 610059, China
近年来，四川盆地震旦系(埃迪卡拉系)灯影组的油气勘探取得重大突破，显示出巨大的勘探潜力[1]。针对灯影组储层，前人已做了大量研究工作，但由于灯影组地层年代古老，且经历多期成岩作用和构造作用改造，对其储层分布规律和控制因素的认识目前依然存在分歧。王爱等认为储层的分布规律与桐湾运动的幕式抬升暴露密切相关[2]；肖凯等认为热液-埋藏作用对储集层的发育有巨大的贡献[3]；而王兴志等则认为储层品质受控于白云石化作用[4]。越来越多的证据表明，灯影组优质储层的展布与其沉积环境密切相关[5]。关于灯影组的沉积环境，前人也做了大量研究[6-10]，但受限于露头和钻井位置和数量的限制，前期研究多集中于川中和川东南地区，其他地区灯影组沉积环境的发育规律尚未明确。另外，由于灯影组地层普遍埋深较大，成岩作用特别复杂，给岩石微相的研究也带来了一定困难。前人研究中，刘静江等认为镇巴地区灯影期主要为深水沉积环境[8-11]，胡方杰等则持相反观点，认为灯影期主要为浅水沉积环境[12]，且在浅水环境中究竟发育碳酸盐岩台地相还是潮坪相，目前观点也不尽一致。为此，需要精细研究镇巴地区灯影组的岩石微相特征，进一步明确研究区灯影组的沉积环境。
本文基于镇巴地区鹿池陡山沱组-灯影组剖面及周缘露头，开展了详细的岩石微相研究，结合碳、氧同位素和微量元素分析，深入探讨了镇巴地区灯影组的沉积环境和古海水背景，从控制灯影期沉积物质基础的角度出发，揭示了研究区灯影组的环境变迁对沉积相展布规律的控制作用，为进一步认识灯影组的沉积背景提供了更为充实的基础资料和研究实例。
1 区域地质背景镇巴鹿池剖面位于陕西汉中市镇巴县巴山镇韩家坝大桥西北的盐井村和鹿池村之间。剖面起点坐标为(32°17′8″N，108°9′44″E)；终点坐标为(32°17′11″N，108°9′60″E)。区域构造上位于上扬子板块北缘北冲断带的西北段，属于四川盆地与秦岭造山带的过渡区域(图 1)。新元古代末期，在晋宁运动的作用下发生褶皱回返[13]，形成了研究区内具有双层结构的结晶—变质基底。在罗迪尼亚超大陆发生裂解的背景下[14]，南沱期为裂谷活动间歇期，发育大陆冰川沉积。随后，陡山沱期气候变暖，上扬子地区广泛海侵，发育互层式的泥页岩和碳酸盐岩。此后，经过剥蚀和填平补齐作用，沉积地貌已基本夷平化[14]。
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| 图1 镇巴地区鹿池剖面位置 Fig. 1 The outcrop section location of Luchi Section in Zhenba Area |
镇巴地区的地层整体出露较为完整，由老至新，依次发育有南华系、震旦系(埃迪卡拉系)、寒武系、奥陶系、志留系、二叠系和三叠系，由于地壳升降运动缺失泥盆系、石炭系。
镇巴鹿池剖面震旦系灯影组与下伏陡山沱组黑色泥岩整合接触，与上覆下寒武统石牌组粉砂岩呈平行不整合接触。灯影组总厚332.98 m，四分性明显(图 2)。灯一段厚10.40 m，为一套浅灰色薄层状泥-粉晶白云岩；灯二段厚46.60 m，整体为一套微生物白云岩沉积，底部和顶部主要为灰白色中层状叠层石云岩，中部为灰白色中-厚层状凝块石云岩；灯三段厚11.89 m，下部呈现灰黑色薄层状泥质粉砂岩和薄层状深灰色泥质白云岩混积的特征，上部为深灰色薄-中层状泥-粉晶白云岩；灯四段厚264.09 m，主要为微生物白云岩、砂屑云岩和泥-粉晶白云岩的不等厚互层。研究区由于受到桐湾运动一幕和二幕的影响，灯二段和灯四段顶部暴露溶蚀，与上覆地层呈假整合接触。
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| 图2 镇巴地区鹿池剖面灯影组综合柱状图 Fig. 2 The general stratigraphic column of Luchi Section in Zhenba Area |
岩石微相为泛指岩石的各成分、含量和结构特征。依据岩石各组分的特征和含量，参考Flugel碳酸盐岩标准微相的划分方案[15]，将研究区灯影组划分8种岩石微相(以下简称MF，见表 1)，即泥-粉晶云岩(MF1)、残余砂屑云岩(MF2)、叠层石云岩(MF3)、凝块石云岩(MF4)、微生物黏结砂屑云岩(MF5)、泥质粉砂岩(MF6)、泥质云岩(MF7)和含云质硅质岩(MF8)。
| 表1 镇巴地区鹿池剖面灯影组岩石微相分类表 Tab. 1 Microfacies classification of Dengying Formation at Luchi Section in Zhenba Area |
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(1) 泥-粉晶云岩(MF1)
泥-粉晶云岩在研究区内广泛发育，野外常呈深灰-灰色中-薄层状产出，水平层理发育。泥-粉晶结构，整体致密，部分可见鸟眼孔发育，可见自形状黄铁矿零星分布或呈斑块状集合体产出(图 3a)，晶间孔内疑似充填沥青，裂缝内多充填方解石。
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| 图3 镇巴地区鹿池剖面灯影组岩石类型及特征 Fig. 3 The types and microscope characteristics of Dengying Formation rocks Luchi Section in Zhenba Area |
泥-粉晶结构和伴生的水平层理指示其沉积环境属于在较低能的环境中。单层产状并不厚，表明其沉积速率较低。鸟眼孔的发育，表明其经历了同生期暴露，指示了间隙性暴露的潮间-潮上带的环境[15-16]。
(2) 残余砂屑云岩(MF2)
野外常呈浅灰-灰色中-厚层状产出。镜下显示为砂屑结构，呈颗粒支撑-点接触-漂浮状，砂屑含量约为60%~90%，粒径约为0.25~2.00 mm，以0.40~1.50 mm居多，以呈椭球状和纺锤状产出为主，分选性和磨圆度均较好。颗粒主要为泥晶云岩碎屑，重结晶作用较为明显，而呈残余的砂屑结构(图 3b)，部分砂屑内部可见微生物组构，粒间多充填粉晶白云石。可见因溶蚀作用形成的粒内溶孔和粒间溶孔。
分选性和磨圆度较好的砂屑颗粒指示强水动力的沉积环境[17]。砂屑内部的微生物组构表明，部分颗粒源于微生物白云岩的改造。溶蚀孔洞的发育表明其主要发育于浅水环境，与滩体相对高的沉积地貌相关。
(3) 叠层石云岩(MF3)
岩石的纹层结构发育，明暗相间，纹层以水平状-缓波状为主(图 3c)，橫向上可以连续或断续展布，亦可见分叉和合并现象。单个纹层厚度常介于0.10~0.50 mm。亮层主要由晶粒稍大的亮晶白云石组成。暗层富含有机质，主要为泥晶白云石和暗色微球粒组成。纹层表面并不光滑，多凹凸不平。
纹层不光滑表明微生物席表面存在不规则的微地貌[18]。微观分析表明，叠层石暗层可以大致识别出两种形态的细菌，上部以球状细菌为主，下部以丝状细菌为主。这与现代微生物席中的双层微观结构一致[19]，表明其成因与微生物席的黏结增长[20]和诱导矿化作用[21]密切相关。前人的研究表明，叠层石的宏观形态与沉积环境关系密切[22-23]。研究区叠层石以水平缓波状为主，体现出研究区的叠层石主要发育于静水环境，且部分叠层石与大量鸟眼孔伴生，符合平直叠层主要发育于潮间带上部—潮上带。
(4) 凝块石云岩(MF4)
凝块组构的有机质含量较高，形态多样，呈不规则斑状、团块状、叶片状等。凝块或呈分散状随机分布于基质中(图 3d)，或进一步黏合成网络格架状(图 3e)。凝块间可见多期胶结物充填，第一期为纤维状白云石构成的等厚环边(图 3e)，第二期为粒状白云石胶结物(图 3e)。
凝块与蓝细菌的菌落在生长过程中的黏附和障积作用关系非常密切[20]，镜下可以看到凝块内黏结的细小颗粒(图 3e)。凝块的分布形态则与水动力条件密切相关。如凝块呈分散状随机分布则表明沉积水体较为安静，而顺层状分布则说明受到一定程度水体的改造，能量中等，而格架状的形态则表明其已经具备一定的抗浪能力，为较强水动力条件下的产物。此外，镜下可见格架状凝块内黏附较大的颗粒，且颗粒磨圆较好，都指示较强的水动力条件，属于典型的微生物捕获成因[24]。
(5) 微生物黏结砂屑云岩(MF5)
微生物黏结砂屑云岩在野外常呈浅灰-灰色中-厚层状产出。镜下呈颗粒结构，主要由微生物黏结砂屑形成，微生物砂屑含量50%~80%，颗粒成分为富有机质的暗色泥晶云岩，部分颗粒泥晶化作用明显，仅残留颗粒边缘的泥晶套，颗粒边缘呈不规则状，颗粒之间为粉晶白云石胶结物。微生物黏结砂屑云岩的发育往往与研究区内礁滩复合体和藻丘密切相关。
这类岩石的特征与残余砂屑云岩有较大的相似性，都是较强水动力条件下的产物[15]。但值得注意的是，该类岩石的颗粒边缘并不平滑，往往具备微生物的包覆和黏结特征(图 3f)。这正体现了这种微生物岩石受到微生物和沉积环境的共同作用控制而形成[25-26]。
(6) 泥质粉砂岩(MF6)
泥质粉砂岩呈褐灰-深灰色薄-中层产出。石英含量为25%~45%，主要为粉粒石英，粒径为0.01~0.04 mm，含少量隐晶质硅质，可见少量黄铁矿、有机质和铁质晶粒呈断续纹层状分布，具备一定程度的定向性(图 3g)。
以泥质和粉砂质为主，表明其沉积的水动力条件总体较弱。粉砂质很可能是水动力条件范围波动的结果。而部分有机质纹层的保存，与相对静水环境相符。
(7) 泥质云岩(MF7)
泥质云岩在剖面上呈褐灰色薄层状产出。白云石含量为60%~75%，以泥晶为主，陆源碎屑主要为泥质(图 3h)，含少量微-粉晶石英，分布分散，为基质支撑。
作为一类典型的混积岩类[27]，以泥质为主的陆源碎屑和泥晶为主的碳酸盐岩组分，表明研究区泥质云岩形成于安静的水体环境，且距离物源区相对较远[28]。泥质云岩薄层状的产出状态也指示了其沉积速率较低。
(8) 含云质硅质岩(MF8)
研究区发育两种产状的硅质组分。第一类多与微生物岩伴生(图 3i)，多充填于微生物组构之间，野外的产状与纯微生物白云岩差别并不大。第二类呈灰黑色顺层结核状或条带状产出，易与深白色基岩部分相区别。
由于前寒武期缺乏硅质生物[29]，加之呈顺层状或微生物组构伴生的特征，因此，研究区内硅质物是典型的化学成因。典型的硅质岩发育于安静的深水环境中[17]。但研究区的硅质组分与浅水碳酸盐岩相伴生，明显不是深水成因。灯影组中的硅质成因，目前依然存在争议。多数学者认为其与海底热液有关[30]，但依然有学者认为含云质硅质岩的成因与其海水环境相关[31]。
3.2 沉积环境与相对海平面变化基于岩石微相研究以及岩石微相所揭示的水体能量，结合研究区所处古地理位置，认为研究区沉积环境为开阔碳酸盐岩台地。通过微相的纵向特征，厘定出相对海平面变化曲线(图 2)。
整体而言，研究区震旦系灯影组经历了两次相对完整的海侵-海退旋回，与前人的结论大致相符[2]。其中，灯一段-灯二段为一次海侵-海退旋回，灯三段-灯四段又构成另一次相对完整的海侵-海退旋回。区域性相对海平面升降是全球海平面变化、沉积速率和区域构造活动的综合响应。相对于灯二段，灯四段海平面振荡更为频繁，相变更为迅速(图 2)。考虑到灯二段和灯四段都是富微生物岩段，其沉积环境应该大致相似，两者海平面波动频率的差异可能是由于“兴凯”运动在这两个沉积期的活动造成的。上述观点，与前人的认识一致，即相比于灯二段，拉张活动在灯四段沉积期更活跃[10]。
4 地球化学分析及有效性评价在镜下观察的基础上，选取新鲜的野外样品(尽量避开裂缝和成岩改造强烈的地方)，放入玛瑙研钵内磨至200目之下，以供地球化学分析使用。
碳氧同位素分析采用GasBench Ⅱ连续流法。称取100 μg样品加入到12 mL反应瓶中，使用高纯度氦气(99.999%，流速100 mL/min)进行600~s的排空处理。排空后加入6滴100%无水磷酸后置于72 ℃加热盘中反应并平衡。样品与无水磷酸反应平衡后的CO2气体经过70 ℃的熔硅毛细管柱，与其他杂质气体分离，进入到MAT253质谱仪进行测定。测量结果采用V-PDB标准，分析精度均优于0.2%。为尽可能避免碎屑成分对本次微量元素分析结果的影响，采用较低浓度的醋酸(10% HAc)溶样。称取100 mg粉末，加入酸液，用60 ℃水加热24 h。冷却后经过离心作用取上清液蒸干，加入2 mL硝酸(50% HNO3)，置于电热板上加热至170 ℃，经12 h后定容至100 g。利用ICP-MS(Agilent 7700 e)测定微量元素，其误差小于5%。因为即使用低浓度醋酸溶样，也难以完全避免陆源碎屑物质对分析结果的影响。对此，结合前人研究结果[32-33]，如样品中Th < 0.3 mg/L，Y/Ho>34，稀土元素总量 < 10 mg/L，则其微量元素组成才具备指示古环境的作用，并在此基础上挑选出有效数据。本次研究所有样品的δ18O>-5‰，且δ13C与δ18O的相关性较差(图 4a)，表明成岩作用对样品碳氧同位素组成的改造程度很小，基本保存了原始沉积信息[34]。经过挑选后的数据，其Th元素与稀土元素总量、Ce/Ce*的相关性较弱(图 4b，图 4c)，由此表明，挑选后的数据基本不受碎屑物质的影响。
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| 图4 镇巴地区鹿池剖面灯影组全岩地球化学数据有效性检验 Fig. 4 Validation of geochemical data of Dengying Formation rocks Luchi Section in Zhenba Area |
此外，Shields等提出成岩作用会造成Ce富集、Eu亏损，使得Ce/Ce*与Eu/Eu*、DyN/SmN之间均呈负相关关系[35]，下标N表示对元素含量进行澳大利亚后太古代页岩(PAAS)标准化处理。本次分析中，Ce/Ce*与Eu/Eu*、DyN/SmN之间的相关性均较差(图 4d，图 4e)，表明数据并未受到明显的成岩作用改造的影响，可以用来重建古环境。
5 古环境重建在岩石类型和岩石成因解释的基础上，基于碳酸盐岩碳氧同位素和微量元素的数据，对灯影期的古环境，包括古盐度、古温度和古氧相等要素进行了逐一重建。结果表明，虽然数据可能在一定范围内存在波动，但灯影期大致是一个温度持续升高，且盐度下降(表 2)的过程，同时伴随着海水的含氧量增加。
| 表2 镇巴地区鹿池剖面灯影组碳氧同位素组成及古温度、古盐度重建 Tab. 2 Carbon and oxygen isotope composition and paleotemperature and paleosalinity reconstruction of Dengying Formation rocks Luchi Section in Zhenba Area |
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前人研究表明，碳酸盐岩的碳、氧同位素与其沉积水体的盐度密切相关[36]。
Keith等提出了利用δ13C和δ18O来计算表征古盐度的公式，目前已被广泛应用于古盐度的分析中[37]：Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50)。其中，δ13C、δ18O与古盐度呈正相关关系。一般而言，海水环境中的古盐度>120，而淡水环境中的古盐度 < 120[38]。
本次分析样品的古盐度全部大于120，这与前文分析的灯影组以开阔台地相为主相符。灯影期整体是一个盐度下降的过程，其中，灯一段-灯二段的古盐度为132.8±1.0，灯三段-灯四段的古盐度为129.6±1.3。
5.2 古温度早在1947年，Urey就提出了利用碳酸盐岩的δ18O来确定古温度[39]。实际上，由于δ18O的分馏主要与温度相关[40]，碳酸盐岩的氧同位素组成也是沉积水体温度的函数。
因此，可采用碳酸盐岩的δ18O计算古温度[41]：T=15.976-4.2δ18OCaCO3+0.13(δ18OCaCO3+0.22)2。由于古老样品δ18O受“年代效应”的影响，往往需要用第四纪的海相碳酸盐岩样品数据作为标准加以校正。而在本次研究中，镇巴鹿池剖面灯影组的δ18O平均值为-3.8‰，与第四纪海相碳酸盐岩的δ18O值(平均值为-1.2‰)相差-2.6，所以，用Δδ18O=2.6‰将灯影组白云岩的δ18O值矫正成相当于第四纪所取样品的δ18O值，最后根据公式计算出古海水的温度。根据计算结果，灯影期的海水温度逐步升高，灯一段-灯二段的平均古海水温度为(15.6±1.6) ℃，灯三段-灯四段的平均古海水温度为(23.2±2.0) ℃。
5.3 古氧相Ce的价态变化对水体的氧化还原条件有良好的响应。在氧化环境中，Ce3+被氧化成难溶的Ce4+，并常以Ce(OH)4或CeO2的形式吸附在铁锰氧化物表面，进而从海水中分离[42]，使海水和对应的沉积物中呈现Ce负异常。反之，还原环境中则往往呈现Ce正异常。Ce异常采用公式
灯影期的海水氧含量不断增加(表 3，图 5)。但由于样品数量的限制，尚无法确定古环境变化是否存在小幅波动，还需要进一步研究。
| 表3 镇巴地区鹿池剖面灯影组稀土元素组成 Tab. 3 Trace elements composition of Dengying Formation rocks Luchi Section in Zhenba Area |
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| 图5 镇巴地区鹿池剖面灯影组稀土元素样品标准化数值的配分模式 Fig. 5 PAAS standardized REE distribution models of Dengying Formation rocks Luchi Section in Zhenba Area |
(1) 镇巴地区震旦系灯影组以发育白云岩为主，仅在灯三段发育少量的碎屑岩。镇巴鹿池剖面共识别出8种岩石微相，即泥-粉晶云岩、残余砂屑云岩、叠层石云岩、凝块石云岩、微生物黏结砂屑云岩、泥质粉砂岩、泥质云岩和含云质硅质岩。
(2) 镇巴地区灯影组的沉积环境为开阔碳酸盐岩台地，经历了两次海侵-海退旋回。灯一段-灯二段和灯三段-灯四段分别为两个相对完整海侵-海退序列。相对于灯二段，灯四段海平面振荡更为频繁，可能与拉张活动在灯四期更活跃有关。
(3) 地球化学分析表明，灯影期古环境发生了较大变化。碳氧同位素数据表明，灯影期大致是一个海水温度升高，盐度下降的过程。微量元素分析表明，从灯一段到灯四段，海水的含氧量逐步升高。由于样品数量和分布范围有限，灯影期古环境参数是否存在波动还无法确定，需进一步研究。
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