從巖石學(xué)及微區(qū)同位素探討四川盆地?zé)粲敖M皮殼-葡萄狀白云石成因

錢一雄，馮菊芳，何治亮，張克銀，金 婷，董少峰，尤東華，張永東

(1.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院 無錫石油地質(zhì)研究所，江蘇 無錫 214126； 2.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083； 3.中國石化 西南油氣分公司 石油勘探開發(fā)研究院，四川 成都 610081； 4.中國石化 江蘇油田分公司 采油二廠，江蘇 金湖 211600)

從巖石學(xué)及微區(qū)同位素探討四川盆地?zé)粲敖M皮殼-葡萄狀白云石成因

錢一雄1，馮菊芳2，何治亮2，張克銀3，金 婷4，董少峰1，尤東華1，張永東1

(1.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院 無錫石油地質(zhì)研究所，江蘇 無錫 214126； 2.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083； 3.中國石化 西南油氣分公司 石油勘探開發(fā)研究院，四川 成都 610081； 4.中國石化 江蘇油田分公司 采油二廠，江蘇 金湖 211600)

四川盆地?zé)粲敖M中的“皮殼、櫛殼及葡萄狀”白云石是一種非常特殊結(jié)構(gòu)白云石。對四川盆地?zé)粲敖M葡萄-皮殼狀及基巖巖石學(xué)、碳氧與鍶同位素等研究表明：皮殼-葡萄狀白云石早期由內(nèi)纖狀(AC)、外為束狀-放射狀海底纖柱狀(RFC)的文石及犬牙狀高鎂方解石或粒狀方解石構(gòu)成。不同尺度 “球狀-啞鈴”或菱形的泥微晶白云石沿C軸呈臺階式相向生長，反映了海水潛流帶為主的生長模式。微區(qū)同位素揭示了環(huán)帶中的粉細晶白云石要比黑、白相間纖狀白云石中的δ13C，δ18O負偏明顯；黑色纖狀又較白色纖狀白云石δ13C，δ18O正偏。環(huán)帶至少有3種變化情形：① δ18O(PDB)，δ13C(PDB)負偏，87Sr/86Sr較高，較寬的明、暗陰極條帶，指示了周期性弱氧化與弱還原環(huán)境的變化海水并疊加了大氣淡水作用；②有序度變化大，從環(huán)帶核部至邊緣，δ13C(PDB)緩慢下降，δ18O(PDB)緩慢升高，87Sr/86Sr接近同時代的海水平均值，核部中等橙紅向外為不發(fā)光-暗淡發(fā)光，反映了核部弱還原向外變?yōu)槿跹趸⒑Ｋ⒂谐掷m(xù)大氣淡水的補給；③有序度較低、從環(huán)帶核部至邊緣，δ13C(PDB)緩慢上升，δ18O(PDB)先升后降，邊緣稍為偏負，中等橙紅色、間隔有相對暗淡陰極發(fā)光，推測為停滯濃縮海水為主、后有弱氧化大氣淡水補給。據(jù)此推斷，皮殼-葡萄狀白云石是在新元古南華紀冰期的特殊海水背景下，經(jīng)歷了過飽和海水中微生物中細菌參于下成核、準穩(wěn)態(tài)含鎂礦物沉淀(AC-RFC)、大氣淡水下水巖作用粒狀方解石(RFC-PC)和濃縮海水中的準同生云化作用過程。

巖石學(xué)；微區(qū)同位素；白云石；燈影組；四川盆地

皮殼-葡萄狀白云石是固定生長質(zhì)點且發(fā)育等厚皮殼層的半球體[1]。直徑大者為8～10 cm，小者不到1 cm，沿層面或縫洞呈“鈣華”狀分布。發(fā)育瑪瑙紋帶或條帶狀(皮殼)，由波狀暗色層和淺色層交替組成，且從內(nèi)到外紋層顏色變淺，紋層厚1～2 mm。

燈影組皮殼-葡萄狀白云石成因與儲層發(fā)育密切相關(guān)。前人對燈影組的“皮殼或櫛殼狀”白云巖成因已進行了較為詳細地巖相學(xué)及地球化學(xué)研究[1-14]，大致可歸納成3種認識：①原生海水或生物化學(xué)成因；②表生大氣水巖溶產(chǎn)物；③沉積或與成巖作用疊加產(chǎn)物，強調(diào)其既可形成于沉積期，也可發(fā)育于早期成巖、表生成巖至埋藏期成巖改造。

不同觀點認識的分岐在于以下3個關(guān)鍵問題：一是皮殼-葡萄狀白云石(自泥晶化或纖狀、環(huán)帶白云石)是否經(jīng)歷了早期藍細菌參與的微生物調(diào)制作用；二是皮殼-葡萄狀白云石化過程中(原生或準同生？)的流體性質(zhì)及環(huán)境；三是如何協(xié)調(diào)巖石學(xué)與地球化學(xué)資料中解釋中出現(xiàn)的矛盾？

本文選擇了林1井、金石1井和樂山沙灣范店、金沙巖孔剖面中(圖1)中燈(燈影組)二段至及燈一段及少量燈四段的基巖白云巖與皮殼-葡萄狀白云石樣品，在詳細的巖相學(xué)研究的基礎(chǔ)上，采用了微區(qū)碳氧同位素、掃描電鏡等方法，進一步厘定了皮殼-葡萄狀白云石的海水為主并有大氣淡水等疊加介質(zhì)中的沉積-早期成巖產(chǎn)物的地質(zhì)地球化學(xué)依據(jù)。

1 采樣分析

本次樣品包括樂山沙灣范店(樣品編號FD)、金沙巖孔(樣品編號JSYK)、林1井(樣品編號Lin1)、金石1井(樣品編號JS1)的燈影組薄片288件，陰極發(fā)光35件，白云巖及縫洞白云石有序度58件，巖石及縫洞充填物(白云石和方解石)的碳、氧同位素共120件(微區(qū)29件)和鍶同位素54件。其中，白云石有序度分析由成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室完成，儀器為D/max-2500型X-射線衍射儀。陰極發(fā)光及掃描電鏡是在中國石化石油勘探開發(fā)研究院構(gòu)造與沉積儲層實驗室完成，儀器分別為BLM-3RX型陰極發(fā)光儀和Oxford掃描電鏡。碳、氧同位素分析是由國家地質(zhì)實驗測試中心礦床所完成，采用McCrea(1950)100%正磷酸法和Finngan-MAT252氣體質(zhì)譜儀，分析精度±0.2‰。微區(qū)碳、氧同位素分析采用微鉆取樣，直徑為1 mm,并標定原位陰極發(fā)光圖像，樣品研磨小于200 目,測試方法同上，由中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成。鍶同位素分析是由核工業(yè)地質(zhì)研究院測試中心完成。采用IsoProbeT熱電離質(zhì)譜儀，精度高于3×10-6。

圖1 川東南震旦系燈影組露頭地質(zhì)剖面及部分井位Fig.1 Location of outcrop and wells of Dengying Formation in the southeast Sichuan Basin

2 巖石學(xué)

2.1 巖性特征

四川盆地?zé)粲敖M由下至上可劃分為4段[15]，皮殼-葡萄狀白云石主要出現(xiàn)在燈二段及燈一段。由于受桐灣運動影響，抬升暴露使得燈四段和燈三段部分受到了一定程度剝蝕。皮殼-葡萄狀白云石主要呈層狀、穿層狀或縫洞中產(chǎn)出，外形呈三角狀，外圈為灰黑色條帶，中心為白色-乳白色的中晶白云石及殘留孔洞(圖2a)。分布較集中處，形成生長紋相連、半球狀或席狀(圖2b)；而圍巖為以潮上-潮間帶富含菌藻的藻紋層、疊層石、藻凝塊或砂屑白云巖[16](圖2c，d)或含菌藻微晶、泥粉晶白云巖。

2.2 結(jié)構(gòu)與成分

皮殼-葡萄狀白云石往往具有相向的對稱生長并發(fā)育了等厚纖狀環(huán)邊(圖2f,i)以及底面凹凸不平甚至發(fā)育海底硬底構(gòu)造[1]。明暗相間的“同圈層-環(huán)帶”構(gòu)造較為常見。其中，淺色層是由纖柱狀一粒狀亮晶白云石組成，呈放射狀或晶簇狀垂直層紋生長；暗色層具致密泥晶和纖狀白云石構(gòu)成，富含有機質(zhì)。中心?？梢娎w柱狀、粒狀或少量懸垂型、刀刃、鞍形的白云石或乳白色石英、黃鐵礦、瀝青等充填及殘留的溶蝕孔洞(圖2)。根據(jù)纖狀、纖柱狀、刀刃狀巖石結(jié)構(gòu)和束狀消光特征以及同心圈層構(gòu)造，以及“球形-啞鈴”晶形(圖3a)等特征推斷，明暗紋層皮殼-葡萄狀白云石早期應(yīng)為文石和高鎂方解石,細菌及藻類可能在皮殼-葡萄狀白云石形成中起重要作用。

2.3 膠結(jié)世代-陰極發(fā)光

淺色纖(柱)狀白云石發(fā)光相對較弱，部分纖狀及粒狀白云石不發(fā)光,暗色層(富藻層)白云石發(fā)光強度增加[6,11,14]。

皮殼-葡萄石狀白云石的陰極發(fā)光呈現(xiàn)出多種類型或組合(圖2e—i)。從陰極發(fā)光特征分析，可劃分以下4類環(huán)帶：①較寬的明、暗條帶(樣品JSYK-016)(圖4a)；②極細的紋層組(15～20 條/mm),總體為中等-暗橙紅色明暗相間，以亮橙-桔紅色的窄帶和中等至暗桔、橙紅色寬帶相間為特點(樣品FD-003)(圖4b)；③自核部至外環(huán)帶，發(fā)光從亮-暗-中等桔紅色變化，核部為泥(細)晶白云石發(fā)中亮橙紅色，較細密集的紋層條帶發(fā)暗橙紅色或不發(fā)光(纖狀白云石)，顆粒狀、橫紋發(fā)育較寬的外環(huán)帶發(fā)中等暗紅夾不發(fā)光(樣品FD-20)(圖4c)；④與上述②結(jié)構(gòu)與變化趨勢相似，即較寬的暗橙-桔紅色和較窄的亮橙-桔紅色環(huán)帶，但具有向外殼發(fā)光強度減弱的趨勢(樣品JS1-2)(圖4d)。

圖2 四川盆地震旦系燈二、燈三段皮殼-葡萄狀白云石巖相學(xué)特征Fig.2 Petrography of grape-like dolomite in the 2nd and 3rd member of Dengying Formation in the Sichuan Basina.樣品JSYK-10，暗色紋層狀-半球狀皮殼-葡萄狀泥晶白云石，構(gòu)成三角形，核部發(fā)育菱形中晶白云石及少量石英；b.樣品JSYK-23，邊緣是明暗藻紋層泥晶云巖，中心為半球狀皮殼-葡萄狀泥晶白云石；c.樣品FD-023，藻云巖，藻丘，大量腎形藻，邊緣暗色泥晶化，含球狀有機質(zhì)團粒(SM)；d.樣品FD-020，藻紋層-藻團粒云巖，發(fā)育暗色微晶質(zhì)有機球粒(SM)；e.樣品FD-003，中心為長快波的束狀光性的纖狀(AC),向外為慢波束狀-放射狀纖狀(RFC或束狀FAS?)-犬牙狀泥晶白云石，并發(fā)育穿心的收縮微縫，海水潛流及大氣淡水帶；f.樣品JSYK-002，相向生長的針狀-纖狀泥晶白云石(原為文石AC)及纖柱狀BC(原為高鎂方解石)，中心為斑塊粒狀白云石(原為粒狀方解石PC)，微生物膜(MB),似角礫狀-示底構(gòu)造，藻紋層中泥晶套由暗色的針狀-纖狀泥晶白云石膠結(jié)物構(gòu)成，海水潛流及大氣淡水帶；g.樣品JSYK-023，類似于卷曲狀-角礫狀及空隙，斑塊粒狀白云石(PC),明暗的纖狀紋層中的藻-細菌活動遺跡或干裂,潮上帶；h.樣品JSYK-034，基本同e，空隙(BC)周圍為同心圈層的明暗纖狀泥晶白云石，從纖狀(AC)向外為海底纖狀((RFC)至刀刃狀-束狀白云石(FAS)，發(fā)育收縮微縫SCF；i.樣品JSYK-033，相對厚的暗色藻紋層泥晶云巖AC,向中心明暗的紋層(MC)，出現(xiàn)了暗色核心“豆莢狀或胡桃狀鈣豆粒” (右下角)；或片狀空隙收縮微縫SCF,潮上帶，海水潛流及大氣淡水帶

圖3 四川盆地金沙巖孔燈影組藻團粒-皮殼-葡萄狀云巖 (JSYK-4)掃描電鏡圖像Fig.3 SEM photographs of algal pellet and grape-like dolomite (JSYK-4) of the Dengying Formation in Jinshayankong section in the Sichuan Basina.藻紋層-藻球粒泥粉晶云巖中“球形-啞鈴”及菱形泥微晶白云石；b.明暗色層中的不同粒級、組構(gòu)白云石，順層生呈球形、環(huán)帶、水平條帶；c.臺階式生長，溶液中的晶體生長模式

皮殼-葡萄石狀白云石的陰極發(fā)光變化較大。暗色為主代表了海水的咸水還原環(huán)境,中等甚至較亮的桔、橙紅色指示了淡水-半咸水停滯間歇弱氧化環(huán)境。總體上，皮殼狀-葡萄石狀白云石自核部至外圈，一般呈發(fā)光減弱,但同時也有增強再減弱，或減弱后再增強,反映了海水及咸水的還原至弱氧化的變化過程，主要受控于沉積-早期成巖流體性質(zhì)變化。并不對應(yīng)于一般的準同生期—淺埋藏—構(gòu)造暴露大氣水—埋藏過程的成巖作用序列。

2.4 形成環(huán)境及世代

葡萄石狀白云石是沿C超微菱形的粒狀白云石構(gòu)成(50～100 μm)(圖3)。金沙巖孔剖面中的燈影組中(樣品JSYK-4)藻團粒云巖-皮殼-葡萄狀白云石中的白云石呈多級次“球形-啞鈴”及菱形等多種形態(tài)泥微晶白云石(圖3a),圍繞較大的藻球形呈平行的條帶狀或韻律紋層的超微白云石生長(圖3b)，具有典型溶液中生長臺階紋層，反映它在過飽和溶液沿C軸結(jié)晶生長，或溶解再沉積“擬晶化白云化”[17-18]，即膠結(jié)物自泥晶化過程[11]。

對金石1井、沙灣范店燈影組中的葡萄-皮殼狀白云巖、粉細晶、中細晶白云石以及縫洞中白云石共計58件樣品的有序度(δ)分析結(jié)果表明： 4件葡萄-皮殼狀、纖維狀白云石的δ值分別為0.57,0.57 ,1.0和1.0。其中，2個較低δ值比向芳等[5]10件纖維狀白云巖(δ=0.77～1.00)和張杰等[11](n=1，δ=1.00)均要低；也比向芳等(n=4，δ=0.70～1.00)和張杰等[11](n=4，δ=0.640～0.832)中的泥晶或粉細晶白云石有序度低。12件粉細晶白云巖(基質(zhì))δ值為0.38～1.00，據(jù)此可劃分為3類：①δ≤0.50；② 0.50≤δ≤0.80；③ 0.80<δ≤1.0。圍巖中白云石的結(jié)晶程度存在較大的差異。有3種或3種以上結(jié)晶程度不同的白云石。①原生或準同生云化產(chǎn)物；②淺埋藏白云巖化及重結(jié)晶作用產(chǎn)物；③經(jīng)歷了埋藏或熱液改造下的白云巖化產(chǎn)物。葡萄-皮殼狀白云石除于保留原始結(jié)構(gòu)外后受成巖疊加改造(圖5)。

圖4 四川盆地?zé)粲敖M皮殼、葡萄狀云巖陰極發(fā)光(CL)及微區(qū)碳、氧同位素值Fig.4 The banding (fibrous and shrub textures) of grape-like dolomite under cathodluminescence microscopy and data of δ13C(PDB), δ18O(PDB) of micro-drill samples from the Dengying Formation in the Sichuan Basina.樣品JSYK-016；b.樣品FD-003；c.樣品FD-20；d.樣品JS1-2

圖5 四川盆地?zé)粲敖M基質(zhì)、皮殼-葡萄狀白云石與縫洞中白云石有序度分布Fig.5 Sequence of matrix dolomites,grape-like dolomites,vugs and fractures of the Dengying Formation in the Sichuan Basin

3 碳、氧和鍶同位素

3.1 圍巖及葡萄石狀白云石

海相碳酸鹽巖中的δ13C主要反映了非有機溶解的碳源，與產(chǎn)率、大洋循環(huán)、風(fēng)化作用及外來的碳源有關(guān)。成巖過程中δ13C趨于減小，高的生物產(chǎn)率和有機碳埋藏速率能促進溶解碳酸鹽和生物有機質(zhì)之間的同位素分餾,使海水中溶解碳酸鹽相對于生物有機質(zhì)富集δ13C；反之。由于其波動變化曲線與生物地層或界線吻合較好，常被與用于全球碳循環(huán)相對應(yīng)的對比及校驗[19-21]。而影響氧同位素變化有同位素分餾、溫度、交換反應(yīng)、成巖改造等。

若葡萄石狀白云石的先驅(qū)物是文石或鎂方解石，經(jīng)歷了早期白云巖化后，可能已改變了穩(wěn)定同位素組份；相對于同成因方解石，白云石δ18O(PDB)要高3‰～4‰[22]。為對比它與圍巖及白云巖化過程的異同，需要獲得不同剖面或鉆井中同層段的圍巖穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)作為參考。統(tǒng)計中，需刪除燈影組頂、底部極少量δ18O(PDB)小于-7.5‰；已證實其存在δ13C(PDB)正漂移和負漂移[15]。

林1井、金石1井、沙灣范店、金沙巖孔中燈影組粉泥晶、粉細晶云巖δ13C(PDB)平均為3.5‰(n=53)，δ18O(PDB)平均為-4.3‰(n=53)，87Sr/86Sr平均為0.710 000(n=23)。不同剖面略有所差異，詳見表1。取白云巖基巖中δ13C(PDB)為3.5‰，δ18O(PDB)為4.3‰(對應(yīng)方解石為0)作為原始海水參考值。

由表1和圖6可見，不同剖面中、不同層段由于沉積亞微相及環(huán)境的差異，可能是由細菌或藻構(gòu)成的藻席、灰泥丘等亞相的有機生物產(chǎn)率不同；δ13C也不同。δ13C(PDB)值呈金沙巖孔>金石1井>林1井>沙灣范店，這與巖石學(xué)觀察相似；即發(fā)育富有機質(zhì)的藻席、藻丘的層段中的皮殼-葡萄石狀白云石相對更發(fā)育，對應(yīng)δ13C(PDB)相對較高。

從皮殼-葡萄狀白云石與基巖碳、氧同位素變化的關(guān)系性來看(圖6)：①金沙巖孔中δ13C(PDB)，δ18O(PDB)值變化范圍較大，皮殼-葡萄狀白云石中δ13C(PDB)，δ18O(PDB)既有正相關(guān)又有負相關(guān)的變化趨勢，反映有大氣淡水參于的復(fù)雜沉積-成巖流體；②沙灣范店中δ13C和δ18O相對變化較小，皮殼-葡萄狀白云石中δ13C(PDB)和δ18O(PDB)有較弱的正相關(guān)，可能指示了海水與大氣淡水混合帶的特征；③金石1井中皮殼-葡萄狀白云石δ13C(PDB)和δ18O(PDB)變化最小，兩者不相關(guān)，反映其不受大氣淡水的影響。

若按燈影組不同結(jié)構(gòu)巖石類型的白云巖來劃分：①泥粉-粉細晶白云巖：δ13C(PDB)平均為3.16‰(n=30，1.10‰～6.21‰)，δ18O(PDB)平均為-4.46‰(n=30,-6.70‰～ -2.27‰)，87Sr/86Sr平均為0.709 860(n=17,0.708 498～0.710 967)；②細晶及少量中細晶白云巖：δ13C(PDB)平均為3.09‰(n=18，1.10‰～5.31‰)，δ18O(PDB)平均為-3.35‰(n=18,-7.10‰～-0.71‰)，87Sr/86Sr平均為0.710 170(n=7,0.708 953～0.711 931)；③皮殼-葡萄狀白云石(微區(qū)碳、氧同位素：δ13C(PDB)平均為3.20‰(n=24，1.10‰～4.74‰)，δ18O(PDB)平均為-4.10‰(n=24,-8.10‰～-0.47‰)，87Sr/86Sr平均為0.709 770(n=7,0.708 560～0.711 930)。

由此可見(圖6)，皮殼-葡萄狀白云石δ13C(PDB)和δ18O(PDB)平均值略高于泥粉-粉細晶白云巖對應(yīng)值；δ13C(PDB)隨結(jié)晶程度增加，呈現(xiàn)出δ13C(PDB)平均值減小，受成巖改造影響；

皮殼-葡萄狀白云巖與泥粉-粉細晶白云巖87Sr/86Sr值相似，稍高于當(dāng)時海水87Sr/86Sr[24](0.708 700～0.709 400)；但細晶及少量中細晶白云巖中的87Sr/86Sr增高明顯，符合白云巖化過程的變化趨勢。因此，皮殼-葡萄狀白云石更多地保留早期海水-碳酸鹽巖同位素交換的信息。皮殼-葡萄狀白云石中87Sr/86Sr呈：金沙巖孔>金石1井>沙灣范店，反映了金沙巖孔受陸源或大氣淡水影響較大(表2)。這與δ13C和δ18O得出的結(jié)論相似。

表1 四川盆地?zé)粲敖M粉泥晶、粉細晶云巖碳、氧和鍶同位素

注：“—”代表未分析或未提供。

圖6 四川盆地?zé)粲敖M皮殼-葡萄狀與晶質(zhì)白云巖碳、氧和鍶同位素對比Fig.6 Comparison of δ13C(PDB), δ18O(PDB) and 87Sr/86Sr between matrix dolomite and grape-like dolomite of the Dengying Formation in the Sichuan Basina.δ13C(PDB)-δ18O(PDB)關(guān)系；b.δ13C(PDB)-87Sr/86Sr關(guān)系；c.δ18O(PDB)-87Sr/86Sr關(guān)系M.泥-粉晶白云巖基巖;G.皮殼-葡萄狀白云巖

3.2 皮殼-葡萄石狀白云石微區(qū)同位素

波紋狀、明暗條帶的皮殼狀白云石的微區(qū)同位素分析表明：①樣品JS1-3-1:δ13C(PDB)=4.38‰(白色纖狀泥粉晶)～3.83‰(斑塊粉細晶)，δ18O(PDB)=-2.41‰(白色纖狀泥粉晶)～-4.50‰(斑塊粉細晶)；②樣品FD-008-1:δ13C(PDB)=2.1‰(暗色纖狀泥粉晶)-1.4‰(灰白色粉細晶)，δ18O(PDB)=-4.0‰(暗色纖狀泥粉晶)～-5.40‰(灰白色粉細晶)；③樣品FD-011-2(黑色纖狀泥晶):δ13C(PDB)=4.6‰，δ18O(PDB)=-2.42‰；④樣品JSYK-009-1:δ13C(PDB)=6.2‰(白色纖狀粉晶)～4.8‰(黑色纖狀泥粉晶)，δ18O(PDB)=-5.74‰(白色纖狀粉晶)～1.27‰(黑色纖狀泥粉晶)；⑤樣品JSYK-019-1:δ13C(PDB)=3.28‰(白色中細晶)～5.31‰(黑色纖狀泥晶)，δ18O(PDB)=-0.71‰(白色中細晶)～0.69‰(黑色纖狀泥晶)。

微區(qū)δ13C(PDB)和δ18O(PDB)值有以下變化趨勢：①黑色纖狀泥粉晶比白色粒狀白云石的δ13C(PDB)平均值要高，且δ18O(PDB)正偏或高正偏；反映了早期藻菌類或有機質(zhì)微影響，不支持暗色體是經(jīng)大氣水殘留交代的產(chǎn)物的認識[7]；②粉細晶白云石環(huán)帶比皮殼狀中的黑、白色纖狀的泥粉晶白云石δ13C(PDB)對應(yīng)值低、δ18O(PDB)偏負，反映了兩者在流體性質(zhì)、有機質(zhì)含量、溫度等方面的差異；③不同剖面中的黑、白色纖狀的泥粉晶白云石的δ13C(PDB)和δ18O(PDB)有一定的變化，但與對應(yīng)剖面中的白云巖基質(zhì)有相似的變化趨勢。δ13C(PDB)值：巖孔剖面>金石1井>林1井>范店剖面，與上述不同剖面中的基質(zhì)白云巖的δ13C(PDB)變化一致，反映出δ13C(PDB)受控于沉積亞微相及有機相的變化，另一方面也揭示了葡萄石狀白云巖與基巖有相似沉積與成巖過程。

皮殼-葡萄狀白云石微區(qū)碳氧同位素值分析結(jié)果表明：在JS1-2,FD-3,FD-20和JSYK-016樣品中(圖4，圖6)，δ13C(PDB)總體變化較平緩(一般<±1.5‰)。從核部至邊緣略有升高的趨勢，如樣品JS1-2和FD-3；或稍有減小，如樣品FD-20；或呈“之”字形變化(圖7)。如樣品JSYK-016和 FD-003的δ13C(PDB)低于基巖平均值；其他樣品稍高于基巖δ13C(PDB)平均值(樣品JSYK-016)，但均接近于所在井段(或剖面)平均值，反映了皮殼-葡萄狀白云石主要受海水控制。氧同位素變化較大、且較復(fù)雜。如樣品JSYK-016和FD-3為先降后升；而樣品FD-20中部為溶洞白云石，樣品JSYK-016為粒狀白云石充填；受大氣淡水影響，但總體呈上升趨勢。樣品JS1-2兩端低中間變化較平緩。與本區(qū)或剖面的巖的δ18O(PDB)平均值對比發(fā)現(xiàn)(表1)：樣品FD-003和FD-20偏正；樣品JS1-2內(nèi)、外殼負偏；而樣品JSYK-016內(nèi)部至核部正偏明顯，這充分說明了葡萄石狀白云巖氧同位素變化受海水控制為主、同時受又受后期大氣水作用影響。

4 討論

4.1 海水成巖發(fā)育的環(huán)境

海水成巖作用往往發(fā)育于高孔、高滲、較大的沉積水通量等環(huán)境。如大量海水成巖膠結(jié)作用易在如礁、潮間帶等亞環(huán)境發(fā)育。海水中的方解石往往沿C軸生長為針狀、纖狀或皮殼-葡萄狀,富含Mg,Sr,Na而貧Fe和Mn；一般不發(fā)光或暗淡。低鎂/鈣的大氣淡水中，往往發(fā)育等軸粒狀、葉片和等厚環(huán)邊(結(jié)殼)，在潛流帶，處于還原帶中Fe，Mn增加，發(fā)光性增加；若鎂方解石礦物穩(wěn)定化發(fā)育于大氣淡水的開放體系中，會損失原始海水的微量或同位素特征；反之，與海水接觸的封閉體系，會保留較重的碳、氧同位素值以及相對較高Sr，Na。

葡萄石狀或皮殼狀白云石多發(fā)育于潮坪的潮上-潮間帶為主的富含菌藻的藻紋層、疊層石、藻凝塊云巖。發(fā)育大量針狀、纖狀泥晶及放射狀或束狀的纖柱狀泥粉晶白云石；等粒的鑲嵌粒狀、刀刃-犬牙狀等也較常見，暗淡-桔紅色為主韻律的陰極發(fā)光，據(jù)此推斷，早期應(yīng)為海水中的文石及高鎂方解石或白云石的先驅(qū)物，同時受早期大氣淡水作用的影響。

圖7 四川盆地?zé)粲敖M皮殼-葡萄狀云巖(環(huán)帶)微區(qū)碳、氧同位素變化Fig.7 Variation of δ13C(PDB) and δ18O(PDB) of micro-drill samples across the banding (fibrous and shrub textures) of grape-like dolomite in the Dengying Formation in the Sichuan Basin

4.2 與微生物巖成因關(guān)系

微生物巖是底棲微生物通過捕獲、粘結(jié)或障積沉積物顆粒和(或)微生物自身礦化而形成的有機沉積構(gòu)造[25]。如形成微生物藻席[26-27]埃及Solar Lake生物席之中驅(qū)動著球狀和絲狀藍細菌的優(yōu)勢性變化，交互式的絲狀藍細菌占主導(dǎo)的暗色紋層與球狀藍細菌占優(yōu)勢淺色紋層的紋泥樣式[28-29]。硫酸鹽還原細菌(SRB)、硝酸鹽還原、氨化作用以及甲烷厭氧細菌均可促進海底、天然氣水合物環(huán)境中的白云石沉淀[30-31],可能起催化劑作用。

燈影組中早已報道了存在由腎形藻構(gòu)成的灰泥丘[16]、微生物粘結(jié)絲帶體的發(fā)現(xiàn)[1]為藻菌微生物的活動提供了進一步的證據(jù)。本次研究中，在金沙巖孔剖面中與藻紋層-團粒白云巖及疊層石共生的皮殼-葡萄狀白云石廣泛發(fā)育的明暗層-環(huán)帶結(jié)構(gòu)中發(fā)現(xiàn)了大量藻菌活動遺跡，雖然還不能完全確定離開藻的活動，就不能形成皮殼狀及環(huán)帶，后者可在遠離平衡條件下、通過流體-巖石作用中自組織過程形成；但“球形-啞鈴”的泥晶白云石等現(xiàn)象均揭示出微生物調(diào)制作用在皮殼-葡萄狀白云石形成中起關(guān)鍵作用。

4.3 特殊的海水成分與白云石沉淀

原生白云石形成可能與元古代古海洋環(huán)境及化學(xué)性質(zhì)有關(guān)，新元古代可能存在的“文石或白云巖?！盵32-33]。發(fā)生于718～680 Ma的Sturtian全球的冰川事件促進了地殼風(fēng)化作用、厭氧、海洋分層和滯流，減弱了海洋的流通，氣候溫暖。海水中Mg/Ca大于2，富含鐵、銅金屬元素及有機質(zhì)[34-36]；在碳酸鹽巖過飽和環(huán)境下，可直接沉淀出白云石或先形成大量Mg-Ca水合物(一水方解石及白云石先驅(qū)物)[37]，并與文石或白云石共生，并很塊發(fā)生擬晶白云巖化而轉(zhuǎn)為白云石[17,38,36]，據(jù)此了解釋了新元古早期的潮間-潮上帶-藻云巖或疊層石中發(fā)育的卷曲-角礫狀、網(wǎng)狀-層狀-片狀的空隙及大量纖狀白云石膠結(jié)物、示底構(gòu)造、收縮微裂隙和去藻紋層化等多種復(fù)雜結(jié)構(gòu)[36]。

葡萄石狀或皮殼狀白云石發(fā)育了與新元古早期十分相似的沉積與組構(gòu)，可能指示了相對的低氧濃度(或較高的CO2分壓)， Mg/Ca或者堿度更高的相似的海洋環(huán)境，古甲烷菌等微生物作用較為普遍；與Sturtian期不同的是，它主要受651～635 Ma Marimoan(相當(dāng)于南沱組)冰期影響，燈三段中的薄層凝灰?guī)r層存在，雖指示了周緣火山噴發(fā)活動；但對燈二和燈一段影響較小，與熱液來源有關(guān)的Co，Cu，F(xiàn)e，Mn，Pb，Zn，S元素含量較低。另外，從燈影組剖面中，δ13C和δ34S總體相對穩(wěn)定的向上減少變化，較高的有機生產(chǎn)率和向上增強氧化程度[23]也得到佐證。相對應(yīng)地，葡萄石狀或皮殼狀白云石的發(fā)育程度向上減弱，這可能是金沙巖孔剖面的中、下段葡萄石狀或皮殼狀白云石相對發(fā)育的原因之一。

4.4 巖相學(xué)、地球化學(xué)數(shù)據(jù)及其解釋中矛盾

正由于葡萄石狀或皮殼狀白云石與圍巖中δ13C(PDB)，δ18O(PDB)等值的差異，可能使部分學(xué)者得出大氣水巖溶產(chǎn)物的認識。如向芳[5]中的皮殼-葡萄狀白云石δ13C(PDB)=-1.190‰～0.671‰，δ18O(PDB)=-11.033‰～-6.684‰；施澤進等[10]δ13C(PDB)=-1.906‰～0.83‰(平均為-0.385‰，n=10)，δ18O(PDB)=-11.033‰～-6.684‰(平均為-7.994‰，n=10)等。本次微區(qū)δ13C(PDB)，δ18O(PDB)分析數(shù)據(jù)與上述部分學(xué)者提供數(shù)據(jù)有較大的差異，但與張杰等[11]及郝毅等[14]的提供的少量數(shù)據(jù)相似(表3)。矛盾的原因：①不同剖面或?qū)佣螏r相存在差異，與基巖對比時，需考慮同一層位中的相似的沉積亞微相[21]；②樣品純度不同，常規(guī)選樣中，不可避免存在樣品混合的現(xiàn)象，即膠結(jié)物與基巖難以完全分開；微區(qū)取樣更純、分析結(jié)果更可靠；③現(xiàn)代穩(wěn)定同位素分析技術(shù)的進步，使原位、微區(qū)高精度分析成為可能。

4.5 成因模式探討

綜上所述，皮殼-葡萄石狀白云巖中的明暗紋層、相向的等厚纖狀膠結(jié)、暗淡-桔紅色為主韻律的陰極發(fā)光特征、臺階式生長紋層，與泥粉晶云巖相似或稍為正偏的δ13C(PDB)，δ18O(PDB)以及87Sr/86Sr值，均指示了海水成因為主的特征。但皮殼-葡萄石狀白云巖具有穿層或沿斷裂-裂隙及溶洞中發(fā)育，尤其是刀刃-犬牙狀、鑲嵌粒狀膠結(jié)物以及“鈣豆?！钡拇嬖?；反映了早期大氣淡水作用影響；與葡萄石狀白云石有關(guān)的縫洞充填中有中晶白云石、石英或殘留孔洞，反映出葡萄石狀白云石形成之后的成巖體系是相對開放的，具有疊加了構(gòu)造-大氣水或埋藏流體作用的地質(zhì)與地球化學(xué)條件。

從皮殼-葡萄狀白云石的多種產(chǎn)狀、內(nèi)部結(jié)構(gòu)相似的環(huán)帶狀、孔洞中心充填物差異較大，從暗與明亮層陰極發(fā)光變化、暗色纖狀比亮晶纖狀的δ13C(PDB)，δ18O(PDB)正偏等現(xiàn)象；反映了流體介質(zhì)中咸水弱氧化與還原條件(Eh)規(guī)律改變，推斷出以下的反應(yīng)機制：“過飽和海水-微生物中細菌參于下成核-準穩(wěn)態(tài)含鎂礦物沉淀(AC)與快速轉(zhuǎn)變-大氣淡水滲流至非平衡態(tài)-過飽和沉淀(RFC-MC)”，即隨著富藻類文石或少量高鎂方解石沉淀，介質(zhì)環(huán)境中pH，Eh和鹽度等發(fā)生變化、生物活性下降，非有機高鎂方解石逐漸進入過飽和，形成黑白相間韻律條帶或環(huán)帶白云石。

表2 四川盆地?zé)粲敖M基質(zhì)白云巖與皮殼-葡萄狀白云石的有序度及碳、氧、鍶同位素值對比

注：“—”代表未分析

5 結(jié)論

1) 皮殼-葡萄狀白云石的基巖藻為-疊層石、凝塊巖等微生物巖構(gòu)成的藻席或灰泥丘等微生物巖發(fā)育有關(guān)。

2) 不同剖面中δ13C(PDB)和δ18O(PDB)是受原始沉積巖相及流體性質(zhì)及其作用控制，環(huán)帶中至少有3類的δ13C(PDB)和δ18O(PDB)具有不同變化趨勢，主要反映了海水作用為主、但大氣淡水參與環(huán)境。

3) 皮殼-葡萄狀白云石在Marimoan(南沱組)冰期后氧化程度逐漸升高的海水中，通過 “過飽和海水-微生物中細菌參于下成核-準穩(wěn)態(tài)含鎂礦物沉淀(AC-RFC)形成-大氣淡水滲入水巖反應(yīng)形成粒狀方解石(RFC-PC)與在濃縮海水中準同生云化(Dol)”中形成。

致謝：兩位審稿人提出了中肯的意見，樊云鶴同志清繪了部分圖件，在此一并感謝！

[1] 牟傳龍,王秀平,梁薇,等.上揚子區(qū)燈影組白云巖葡萄體特征及成因初探—以南江楊壩地區(qū)燈影組一段為例[J].沉積學(xué)報，2015，33(6):1097-1110. Mou Chuanlong,Wang Xiuping,LiangWei,et al.Characteristics and genesis of grape-like stone of dolomite in Sinian DengYing formation in YangZe region:A case from the first section DengYing formation in YangBa,Nanjiang,Sichuan Province[J].Acta Sedimentologica Sinica,2015,33(6):1097-1110.

[2] 張蔭本.震旦紀白云巖中的葡萄狀構(gòu)造成因初探[J].石油實驗地質(zhì),1980,4:40-43. Zhang Yinben.Preliminary study on the botryoidal structures in the Sinian dolomites[J].Geology & Experiment,1980,4:40-43.

[3] 劉懷仁,劉明星,胡登新,等.川西南上震旦統(tǒng)燈影組沉積期的暴露標志及其意義[J].巖相古地理,1999，11(5):1-10. Liu Huairen，Liu Mingxing，Hu Dengxin，et al.The exposure indicators formed during the deposition of the Upper Sinian Dengying Formation in southwestern Sichuan and their significance[J].Sedimentary Geology and Tethyan Geology，1991.11 (5):1-10.

[4] 雷懷彥,朱蓮芳.四川盆地震旦系白云巖成因研究[J].沉積學(xué)報，1992，10(2):69-77. Lei,Huaiyan，Zhu Lianfang .Study of origin of the Sinian algal and Non-algal dolomites in Sichuan basin[J].Acta Sedimentologica Sinica,1992，10(2):69-77.

[5] 向芳,陳洪德,張錦泉.資陽地區(qū)震旦系充填白云石與古巖溶[J].成都理工學(xué)院學(xué)報,1998,25(3):436-441. Xiang Fang，Zhang Jingquan,Chen Hongde.Filling dolostone and paleokarst of Sinian in ZiYang area[J].Journal of ChengDu Universtiy of Technology ,1998,25(3):436-441.

[6] 王興志,穆曙,方少仙,等.四川盆地西南部震旦系白云巖成巖過程中的孔隙演化[J].沉積學(xué)報,2000，18(4):549-554. Wang Xingzhi,Mu Shuguang,Fang Shaoxian,et al.Evolution of porosity in the process of Sinian dolostone diagenesis in southwest Sichuan[J] .Acta Sedimentologica Sinica，2000，18(4):549-554.

[7] 陳明,許效松,萬方,等.上揚子臺地晚震旦世燈影組中葡萄狀雪花狀白云巖的成因意義[J].礦物巖石,2002,22(4):33-37. Chen Ming,Xu Xiaosong,Wan Fang，et al.Gensis and significance of grape and show flake-shaped dolomite from Dengying Formation of Upper Sinian in Upper Yangtze platform region[J].Journal Mineral and Petrology,2002,22(4)：33-37.

[8] 方少仙,侯方浩,董兆雄.上震旦統(tǒng)燈影組中非疊層石生態(tài)系蘭細菌白云巖[J].沉積學(xué)報,2003,21(1)：96-105 Fang Shaoxian,Hou Fanghao ,Dong Zhaoxiong.Non-stromatoltite ecologic system cyanobacteria dolostone in Dengying Formation of Upper-Sinian[J].Acta Sedimentologica Sinica,2003,21(1):96-105.

[9] 黃文明,劉樹根,張長俊,等.四川盆地震旦系儲層孔洞形成機理與膠結(jié)充填物特征研究[J].石油實驗地質(zhì),2009，31(5):449-461. Huang Wenming,Liu Shugen,Zhang Changjun，et al.The formation mechanisms of cavity and characteristics of fillings of Sinian system in Sichuan Basin[J].Petroleum Geology & Experiment,2009，31(5):449-461.

[10] 施澤進,梁平,王勇,等.川東南地區(qū)燈影組葡萄石地球化學(xué)特征及成因分析[J].巖石學(xué)報,2011，27(8):2263-2271. Shi Zejin，Liang ping，Wang yong.，et al.Geochemical characteristics and genesis of grapestone in Sinian Dengying Formation in south-eastern Sichuan basin[J].Acta Petrologica Sinica，2011，27(8):2263 -2271.

[11] 張杰,Brian Jones,潘立銀,等.四川盆地震旦系燈影組葡萄狀白云石成因[J].古地理學(xué)報,2014,16(5):715-725. Zhang Jie,Brian Jones,Pan Liyin，et al.Origin of botryoidal dolostone of the Sinian Dengying Formation in Sichuan Basin[J].Journal of Palaeogeography,2014,16(5):715-725.

[12] 王國芝,劉樹根,李娜,等.四川盆地北緣燈影組深埋白云巖優(yōu)質(zhì)儲層形成與保存機制[J].巖石學(xué)報，2014，30(3):667-678. Wang guozhi,Liushugen,Li Na,et al.Formation and preservation mechanism of high quality reservoir in deep burial dolomite in the DenYing formation on the Northern margin of the Sichuan[J].Acta Petrologica Sinica,2014，30(3):667-678.

[13] 周進高,姚根順,楊光,等.四川盆地安岳大氣田震旦系一寒武系儲層的發(fā)育機制[J].天然氣工業(yè),2015,35(1):36-44 Zhou Jinggao,Yao Genshun,Yang Guang,et al.Genesis mechanism of the Sinian-Cambrian reservoirs in the AnYue Gas field Sichuan Basin[J].Nature Gas IND.,2015,35(1):36-44.

[14] 郝毅，周進高，陳旭,等.四川盆地?zé)粲敖M“葡萄花邊”狀白云巖成因及地質(zhì)意義[J].海相油氣地質(zhì),2015，20(4):57-64 HaoYi，Zhou Jingao，ChenXu,et al.Genesis and geological significance of Upper Sinian DengYing dolostone with grape-lace shaped cement,Sichuan Basin[J].Marine Origin Petroleum Geology,2015，20(4):57-64

[15] 鄧勝徽,樊茹,李鑫,等.四川盆地及周緣地區(qū)震旦(埃迪卡拉)系劃分與對比[J].地層學(xué)雜志,2015,39(3):239-254 Deng Shenghui,Fan Ru，Li Xin ,et al.Subdivision and correlation of the Sinian(Ediacaran)system in the Sichuan Basin and its adjacent area[J].Journal of stratigraphy,2015,39(3):239-254

[16] 朱同興,羅安屏.一個最古老的腎形藻泥丘相的首次發(fā)現(xiàn)及地質(zhì)意義[J].巖相古地理，1992,12(4)：20-28. Zhu Tongxing，Luo Anping.First discovery of an oldest renalcis moundfacies and its geological significance-an example from the Uppet Sinian Denying formation in Northeastern YunNan[J].Sedimentary facies and Palaeogeography,1992,12(4)：20-28.

[17] Sibly D F,Dedoes,R E,Bartlett T R.Kinetics of dolomitization[J].Geology,1987,15,1112-1114.

[18] Sibly D F.Secular changes in the amount and texture of dolomite[J].Geology,1991,19(2):151-154.

[19] Kaufman A J,Knoll A H.Neoprototerozoic variation in the C-isotope composition of seswater:stratigraphic and biogeochemical implications[J].Precambrian Res.,1995,73:27-49.

[20] Des Maaris J.Isotopic evolution of the biogeochemical carbon cycle during the Precambrian.In:Valley JW,Cole DR.(eds.).Stable Isotope geochemistry Reviews in Mineralogy &geochemistry,2001,43:55-578.

[21] Jonathan A G,Malcolm W W.Facies-dependent δ13C variation from a Cryogenian platform margin,South Australia:Evidence for stratified Neoproterozoic oceans[J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2009,271 :196-214.

[22] Land L S.the isotopic and trace element geochemistry of dolomite:the state of the art,in DH Zenger,J B Dunham,and R.L.Ethington,eds.s,Concepts and Modela of Dolomitization,Tulsa[J],1980,SEPM Special Publication28:87-110.

[23] 張同鋼,儲雪蕾,張啟銳,等.揚子地臺燈影組碳酸鹽巖中的硫和碳同位素記錄[J].巖石學(xué)報，2004，20(3):717-724 Zhang Tonggnag,Chu Xuelei，Zhang Qirui，et al.The sulfur and carbon isotopic records in carbonates of DengYing formation in the Yangtze platform,Chian[J].Acta Petrologica Sinica，2004,20(3):717-724.

[24] Halverson G P，Dud S F，Maloof A C，et al.Evolution of the87Sr /86Sr composition of Neoproterozoic seawater[J].Palaeongeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2007,256(3-4):103-129.

[25] Perri E,Tucker M.Bacterial fossils and microbial dolomite in Triassic stromatolites[J].Geology,2007,35:207-210.

[26] Riding R.Microbial Carbonates:The geological record of calcified bacterial-algal mats and biofilms[J].Sedimentology，2000,47 (Suppl1):179-214.

[27] 梅冥相.微生物席的特征和屬性:微生物席沉積學(xué)的理論基礎(chǔ)[J].古地理學(xué)報,2014,16(3):285-304. Mei Mingxiang.Feature and nature of microbial-mat:Theoretical basis of microbial-mat sedimentology[J] .Journal of Palaeogeography,2014,16(3):285-304.

[28] Gerdes G.Structures left by modern microbial mats in their host sediments.In:Schieber J，Bose PK，Eriksson PG，et al (eds).Atlas of Microbial Mat Features Preserved within the Siliciclastic Rock Record[M].2007,Amsterdam:Elsevier，5-38.

[29] Gerdes G.What are microbial mats? [A].In:Seckbach J，Oren A(eds).Microbial Mats:Modern and Ancient Microorganisms in Stratified Systems.Cellular Origin，Life in Extreme Habitats and Astrobiology,2010,14[M].Berlin:Springer-Verlag，5-25.

[30] Vasconcelos C,Mckenzie J A,Bernasconi S,et al.Microbial mediation as a possible mechanism for natural dolomite formation at low temperatures[J].Nature,1995,377:220-222.

[31] Vasconcelos C,McKenzie J A.Microbial mediation of modern dolomite precipitation and diagenesis under anoxic conditions (Lagoa Verm elha,Rio de Janeiro,Brazil)[J].Journal of Sedimentary Research,1997,67(3):378-390.

[32] Hardie LA.Secular variations in Precambrian seawater chemistry and the timing of Precambrian aragonite seas and calcite seas[J].Geology,2003,31:785-788.

[33] Hood A S，Wallace M W，Drysdale R N.Neoproterozoic aragonite-dolomite seas? Widespread marine dolomite precipitation inCryogenian reef complexes[J].Geology，2011,39(9):871-874.

[34] Donald E C,Bernard P B,Alfonso M.The early diagenetic formation of organic sulfur in the sediments of Mangrove Lake,Bermuda[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1998,62(5):767-781.

[35] Giddings J A,Wallace M W.Sedimentology and C-isotope geochemistryof the ‘Sturtian’cap carbonate,South Australia[J].Sedimentary Geology,2009,216 (1-2):1-14.

[36] Hood A S,Wallace M W,Reedb,C P.et al.Enigmatic carbonates of the Ombombo Subgroup,Otavi Fold Belt,Namibia:A prelude to extreme Cryogenian anoxia[J]Sedimentary Geology,2015,324:12-31

[37] Rodriguez-Blanco J D,Shaw S B,Roncal H T,et al.The role of Mg in the crystallization of monohydrocalcite[J].Geochimica et Cosmochimica Acta ,2014,127,204-220.

[38] Higgins J A,Fischer W W,Schrag D P.Oxygenation of the ocean and sediments:consequences for the seafloor carbonate factory[J].Earth and Planetary Science Letters ,2009,284 (1),25-33.

(編輯 張玉銀)

Applications of petrography and isotope analysis of micro-drill samples to the study of genesis of grape-like dolomite of the Dengying Formation in the Sichuan Basin

Qian Yixiong1,Feng Jufang2,He Zhiliang2,Zhang Keyin3,Jin Ting4,Dong Shaofeng1,You Donghua1,Zhang Yongdong1

(1.WuxiResearchInstituteofPetroleumGeology,PetroleumExploration&ProductionResearchInstitute,SINOPEC,Wuxi,Jiangsu214126,China;2.PetroleumExploration&ProductionResearchInstitute,SINOPEC,Beijing100083,China;3.Exploration&ProductionResearchInstitute,SouthwestOil&GasCompany,SINOPEC,Chengdu,Sichuan610081,China;4.No.2OilProductionFactory,JiangsuOilfieldCompany,SINOPEC,Jinhu,Jiangsu211600,China)

The shell-comb and grape-like dolomite of the Dengying Formation in the Sichuan Basin has an unusual textures.The petrographic data,carbon,oxygen and strontium isotope analysis on matrix and grape-like dolomites microdrill-samples have been used to investigate the origin of shell comb and grape-like dolomite.The grape-like dolomite is characterized by length-fast fascicular-optic fibrous aragonite cement,and bladed radial slow high-Mg calcites as well as granular calcites.The micritic dolomite in opposite direction growth,which consists of different size of either spherical and dumbbell forms or rhombic shape,has formed in pattern rhythm layers of banding or laminated along the terrace ofC-axis of crystal.The zonation,which consists of microcrystalline,fine crystalline dolomite,has generally a more distinctive negative values of δ13C(PDB) and δ18O(PDB) than that of the black and white fibrous dolomite of grape-like dolomite.The black or dull fibrous dolomite has a positive δ13C(PDB) and δ18O(PDB),compared with that of white fibrous dolomite.It may mainly indicate a marine origin for shell comb and grape-like dolomite.At least three different fluid environment oscillation to generate the banding of shell comb grape-like dolomite:① One of them is characteristic of lower negative of δ13C(PDB)and δ18O(PDB) and much higher 87Sr/86Sr compared to that of matrix dolomite or seawater.The wide medium bright orange luminescent bands with interval of dull bright zones is supposed to form in seawater overprinted with fresh water,indicate an periodic environment changes between weak oxidation and weak reduction;② The second has a sharp variation of sequences,with slow decrease of δ13C(PDB) and increase of δ18O(PDB) from its centre to rim of zonation.Normal seawater value of87Sr/86Sr,medium bright orange luminescent in the centre to dull or non-luminescent in outer zones indicates it generated in a seawater with continuous recharge of fresh water,and weak reduction in the center shifted to weak oxidation in the outer of zone;③ The third one does not have very clear zonation,and negative18O(PDB) in the rim with a slow increase of δ13C(PDB) and increasing and later decreasing of δ18O(PDB).It also shows a cathodoluminescence feature similar to that of matrix dolomite,which has been interpreted as a weak reduction and later oxidation environment.The environment first developed in condense seawater and was ventilated by fresh water in later diagenesis periods.In conclusion,the shell comb and grape-like dolomite has been developed in an unusual Neoproterzoic seawater characterized by very high Mg/Ca.It is coeval with the precipitation of algal laminated stromatolite and thrombolite,in forms of the microbial mat,mound,biofilms and reef.The environment model can most likely account for rapid growth of isopachous,fibrous aragonite and bladed high-Mg calcites cement,and growth of later granular calcites induced or promoted by bacterial microbial modulation,and para-contemporaneous dolomitization in condense seawater.The fluid is oversaturated seawater at the beginning,and later superimposed by a cyclic subaerial exposure of fresh water.

petrology,isotope of micro-drill samples,dolomite,Dengying Formation,Sichuan Basin

2016-11-03;

2017-04-05。

錢一雄(1962—)，男，教授級高級工程師，碳酸鹽巖沉積與儲層。E-mail:qyx9167@vip.sina.com。

國家自然科學(xué)基金聯(lián)合基金項目(U1663209);國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃(973計劃)項目(2012CB214802)；國家科技重大專項(2011ZX05005-0023，2011ZX05008-003-11)。

0253-9985(2017)04-0665-12

10.11743/ogg20170404

TE122.1

A