四川盆地东部开江-梁平海槽东西两侧三叠系飞仙关组碳酸盐岩碳氧同位素组成对比及古海洋学意义

黄思静, 李小宁, 胡作维, 刘四兵, 黄可可, 钟怡江



四川盆地东部开江-梁平海槽东西两侧三叠系飞仙关组碳酸盐岩碳氧同位素组成对比及古海洋学意义

黄思静*, 李小宁, 胡作维, 刘四兵, 黄可可, 钟怡江

(油气藏地质及开发工程国家重点实验室, 成都理工大学 沉积地质研究院, 四川 成都 610059)

海相碳酸盐岩的碳氧同位素组成具有显著的古海洋学意义, 其组成具有随时间变化的长期趋势, 但不同沉积环境中古海水碳氧同位素组成的异同仍存在争议并需要进一步深入研究。本文测试了四川盆地东部开江-梁平海槽东侧孤立台地内的四川宣汉渡口剖面飞仙关组及相邻地层133件海相碳酸盐岩样品的碳氧同位素组成, 对比研究了海槽西侧作为镶边陆棚沉积的华蓥/邻水仰天窝剖面对应地层样品的碳氧同位素组成。研究表明, 孤立碳酸盐台地和镶边陆棚飞仙关组具有非常类似的碳同位素组成和演化趋势, 并与对应时间全球海水碳同位素演化趋势一致, 显示全球事件是海水碳同位素组成的主要控制因素。然而, 开江-梁平海槽东侧孤立碳酸盐台地和西侧镶边陆棚飞仙关组的氧同位素组成并不完全一致, 存在如下共性和个性：(1)两种台地类型飞仙关组的氧同位素组成都显示出类似的变化样式, 即从二叠-三叠纪界线附近18O的低值演化至其余时间相对稳定的氧同位素组成, 曲线主体氧同位素组成也具有类似的变化幅度; (2)两种台地类型飞仙关组底部地层中都检测到氧同位素组成非常低的样品, 它们可能不完全是成岩蚀变的结果, 如可能与界线附近广泛的热事件有关, 但仍需要数据的进一步积累以及更多剖面高分辨率年代框架内氧同位素的对比研究; (3)孤立台地内碳酸盐岩18O显著低于镶边陆棚, 差值达到1‰左右, 由此换算的古海水温度差值大致在4 ℃左右, 显示孤立台地内部具有更高的碳酸盐形成温度; (4)孤立台地存在一些氧同位素组成较正、且显著偏离演化曲线主体的样品, 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馏系数以外, 同时还反映海槽东侧孤立台地内部飞仙关组沉积时海水具有较高的盐度。开江-梁平海槽东西两侧氧同位素组成的差别表明东侧孤立碳酸盐台地内海水比西侧镶边陆棚内具有更高的温度和盐度, 海水循环更受限制, 台内海水更具有白云石化作用的潜力, 这不仅造成东侧台地内飞仙关组发育更多的与萨布哈模式有关的准同生白云岩, 还会通过回流作用或台内热对流作用造成台地边缘滩相颗粒岩的白云石化, 这使得开江-梁平海槽东侧的滩相颗粒岩更可能成为质量较好的颗粒白云岩储层。

飞仙关组; 碳氧同位素; 古海水温度和盐度; 白云石化潜力; 开江-梁平海槽

0 引 言

川东北地区近年来在白云岩储层中发现了普光、罗家寨、铁山坡、滚子坪、渡口河和龙岗等多个大中型气田, 以及金珠坪、毛坝场、正坝南、七里北等含气构造[1‒2]。在白云岩储层中, 三叠系飞仙关组气藏具有储量大、丰度高、产量高、埋深大、H2S含量高、常压为主等特点,属典型的高效气藏[1]。这些大中型气田以及作为重要储集层的飞仙关组白云岩显著受当时的古地理格局控制, 主要分布在开江-梁平海槽(或台棚, 全文相同)东西两侧台缘鲕粒滩亚相、台内鲕粒滩亚相中[3‒4], 尤其是海槽东侧的台地边缘亚相中(图1)。下三叠统飞仙关组在时间上大致对应着印度阶[6], 开江-梁平海槽东侧为孤立的碳酸盐台地, 西侧为镶边陆棚, 即与大陆毗邻的碳酸盐台地, 显示开江-梁平海槽在控制三叠系飞仙关组碳酸盐沉积-成岩过程以及天然气成藏过程的重要作用。已有研究表明[5,7], 开江-梁平海槽东侧的孤立台地蒸发岩较西侧发育, 飞一、飞三和飞四段都有蒸发岩, 而西侧仅在局部地区飞四段有蒸发盐发育, 规模也远不如东侧, 这说明海槽两侧海水的局限程度存在差别。基于这样的背景, 我们测试了四川盆地开江-梁平海槽东侧孤立台地内的四川宣汉渡口剖面飞仙关组及相邻地层133件海相碳酸盐岩样品的碳氧同位素组成, 对比了海槽西侧作为镶边陆棚沉积的华蓥/邻水仰天窝-重庆中梁山剖面对应地层的碳氧同位素组成(有关信息参见文献[8]), 以研究不同台地类型飞仙关组碳氧同位素组成的差别及其所代表的古海洋信息, 尤其是海水温度和盐度的可能差别。

图1 川东北下三叠统飞仙关组沉积时期的古地理图, 同时显示样品采集剖面(A)和用于对比的剖面(B和C的位置) (据文献[5]修改)

近年来, 基于二叠-三叠纪生物集群绝灭后生态恢复时期的考虑, 人们十分关注早三叠世的古海洋学, 先后报道了较多的二叠-三叠纪界线附近及早三叠世海水的碳同位素曲线, 研究了其控制因素。研究涉及的剖面主要分布在我国华南的安徽、江苏、浙江、湖北、广西和贵州[9‒19], 上扬子地区的重庆和四川[8,16,18,20‒22], 西藏的色龙[23], 欧洲和西亚(包括意大利、匈牙利、斯洛伐克、德国和伊朗)[24‒25]以及其他一些地区。虽然对碳酸盐样品而言, 在分析碳同位素时, 也会同时分析其氧同位素组成, 但与碳同位素不同的是, 人们很少深入讨论早三叠世碳酸盐的氧同位素组成与演化, 其原因主要是海相碳酸盐对海水碳氧同位素信息具有不同的保存程度。海相碳酸盐是自然界最为重要的无机碳库, 地壳中约有80%的碳存储于碳酸盐岩中[26], 成岩系统对碳来说是一个水/岩比很低的环境[27‒29], 总体上表现为岩石缓冲, 这是海相碳酸盐对海水的碳同位素信息保存较好、不同地方同时代碳酸盐的碳同位素组成具有良好的可对比性、碳同位素曲线具有较好地层学意义的原因之一。与碳不同的是, 成岩系统对氧来说是一个水/岩比很高的环境[27‒29], 碳酸盐的氧同位素组成在成岩作用过程中非常容易变化[25], 人们获得的碳酸盐的氧同位素组成通常十分离散, 演化趋势与控制因素也难以深刻讨论。然而, 近年来人们通过中国南方多个剖面早三叠世和二叠-三叠纪界线附近磷酸盐的氧同位素研究获得了可信的晚二叠世到早三叠世的古海水温度及其变化趋势的信息, 为二叠纪末的生物集群绝灭事件的研究提供了有关古气候变化方面的重要依据[18,30], 显示牙形石中磷灰石的氧对海水同位素组成良好的保存性。

1 样品采集地点、地层和主要研究方法

用于碳氧同位素分析的样品采自四川省宣汉县渡口剖面下三叠统飞仙关组及相邻地层(上二叠统顶部和嘉陵江组第一段), 构造上宣汉渡口剖面属于大巴山北西向构造带与华蓥山北东向构造带交汇处。用于对比研究的华蓥市/邻水县的仰天窝剖面以及重庆市的中梁山剖面构造上属于北东向的华蓥山构造带。

宣汉渡口剖面的飞仙关组岩石中陆源碎屑较少, 除少量紫红色钙质泥岩以外, 主要由碳酸盐岩构成, 包括各种粒屑灰岩和微晶灰岩, 但在飞仙关组上部和下部存在白云岩或白云岩与石灰岩的过渡岩石类型, 以及代表地下为蒸发盐的盐溶角砾岩或次生灰岩, 由于总体上缺乏传统的四分性, 因而本文没有进行地层段的划分。在1﹕20万区域地质图中, 宣汉渡口剖面的飞仙关组已被称为大冶组, 考虑到近年有关的文献仍然将四川盆地东部(包括开江-梁平海槽以东)的相应地层称为飞仙关组, 因而本文仍然使用飞仙关组这一岩石地层单位。在年代地层学上, 上扬子地区的飞仙关组可大致与Induan阶对应[6], 按2015/01版的国际年代地层表[31], 时间上介于252.17 ~ 251.2 Ma之间。同时我们也将另文通过样品的碳同位素组成和碳同位素演化曲线的样式对四川盆地东部的下三叠统飞仙关组和嘉陵江组(包括地层段)进行年代地层学对比研究[32]。

研究区下三叠统飞仙关组沉积时期的古地理面貌如图1所示, 宣汉县渡口剖面和用于对比研究的华蓥市/邻水县的仰天窝剖面以及重庆市的中梁山剖面的碳酸盐岩均沉积于碳酸盐台地环境, 宣汉渡口剖面下三叠统飞仙关组沉积于开江-梁平海槽东侧的孤立碳酸盐台地内部, 台地周边为边缘浅滩环境, 因而台地内部主要为受限制的潟湖-潮坪环境。用于对比研究的华蓥市/邻水县仰天窝剖面和重庆市中梁山剖面下三叠统飞仙关组沉积于开江-梁平海槽西侧的镶边陆棚环境, 其中飞仙关组样品主要分布在华蓥市/邻水县的仰天窝剖面, 沉积于台地内部的开阔台地环境(图1)。

在四川省宣汉县渡口剖面飞仙关组及相邻地层共采集133件样品用于碳氧同位素分析, 涉及地层包括完整的下三叠统飞仙关组以及部分上二叠统长兴组和下三叠统嘉陵江组(嘉一段); 用于对比的40件下三叠统的样品采自华蓥市/邻水县的仰天窝剖面, 涉及飞仙关组和部分嘉陵江组(嘉一段); 另有24件样品采自重庆市的中梁山剖面, 涉及二叠-三叠纪界线附近及上二叠统长兴组。

宣汉渡口剖面的133件样品采用微钻取样, 回避方解石脉和亮晶胶结物, 由于微钻获得样品的数量较少, 难以用常规化学分析方法进行CaO、MgO、Mn、Sr和Fe含量等分析, 因而这些样品仅做了碳氧同位素分析。用于对比的华蓥市/邻水县的仰天窝剖面的40件样品和采自重庆市中梁山剖面的24件样品要同时进行元素分析和同位素分析, 需要的样品数量较大, 因而采用手工选样, 对样品在宏观上通过肉眼进行分拣, 尽可能地回避了方解石脉和晶洞中的方解石。对大多数样品都进行了薄片鉴定和阴极发光检测, 以配合样品的选择。样品经挑选后粉碎至200目送样进行碳氧同位素分析(宣汉渡口剖面的样品), 或缩分后分别用作CaO、MgO、Mn、Sr和Fe含量分析以及同位素分析(华蓥市/邻水县仰天窝剖面的样品和重庆市的中梁山剖面的样品)。用于对比的华蓥市/邻水县仰天窝剖面和重庆市中梁山剖面的64件样品的碳氧同位素分析结果由Huang.[8]报道。本文测试的宣汉渡口剖面的133件样品的碳氧同位素分析由中国科学院南京地质古生物研究所完成, Finigan MAT 253气体同位素质谱仪, 分析结果相对于PDB标准, 以(‰)值表示, 采用GBW-04405标样,13C和18O测定值标准偏差分别小于0.04‰和0.08‰; 阴极发光分析由成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室完成, 使用剑桥仪器公司CL8200MK5阴极发光仪(配以Leica偏光显微镜), 典型测试条件选择束电压10 kV, 束电流300 µA。

2 结 果

四川盆地宣汉渡口剖面下三叠统飞仙关组(包括相邻的二叠系顶部和嘉陵江组底部)133件海相碳酸盐样品的碳氧同位素分析结果列于表1中, 表中同时给出了样品的主要岩性特征, 在相应的碳氧同位素演化曲线(图2和图3)中, 采用了不同的符号代表不同的岩性以显示岩性差别对碳氧同位素组成的影响。133件样品中有89件为微晶灰岩, 包括具有蠕虫状构造的微晶灰岩; 8件为含有粒屑但由微晶支撑的灰岩, 包括粒屑微晶灰岩、生物微晶灰岩和含生物微晶灰岩等; 17件为含有粒屑但由粒屑支撑的灰岩, 包括亮晶粒屑灰岩和微晶粒屑灰岩等; 16件为白云岩或为白云岩与石灰岩之间的过渡岩石类型; 3件为盐溶角砾岩-次生灰岩。虽然图2和图3中列出了全部133件样品, 但勾绘的演化曲线只利用了前两类样品, 即微晶灰岩和含有粒屑但由微晶支撑的灰岩。图2和图3所显示的不同岩性样品碳氧同位素组成的差别表明：(1)碳酸盐岩的岩性对碳氧同位素组成具有不同的影响, 对氧同位素的影响显著大于碳同位素; (2) 3件盐溶角砾岩-次生灰岩具有显著较低的18O值, 显示石膏、硬石膏等蒸发盐在表生成岩环境的溶解、崩塌及次生方解石的形成过程中大气水的广泛加入; (3)粒屑灰岩具有相对较低的氧碳同位素组成, 大致有一半的这类岩石的氧同位素组成在主要由微晶灰岩建立的主流曲线之下(图3a), 显然与粒屑灰岩较高的原生孔隙和沉积期后较高的水岩比以及与之有关的非海相流体中方解石的沉淀有关, 但只有3件粒屑灰岩样品的碳同位素组成在由微晶灰岩建立的主流曲线之下(图2a), 显示成岩流体对碳来说所具有的较低的水岩比; (4)几乎所有的白云岩或白云石化样品都具有比伴生石灰岩高得多的18O值和类似的13C值, 这是一个影响因素较多和较为复杂的问题, 将在后边对此做更进一步的讨论。

用于对比的华蓥/邻水仰天窝-重庆中梁山剖面的样品都具有非常低的MgO含量, 因而全部为灰岩样品, 同时大多数样品都具有非常低的Mn/Sr值, 除4件Mn/Sr值大于2需要剔除的样品外, 从元素角度都可以认为绝大多数样品对海水信息都有良好代表性[8]。宣汉渡口剖面的样品没有进行元素分析, 从结构上说, 飞仙关组绝大多数样品都具有典型的泥微晶结构, 并具有较弱的阴极发光, 显示较低的Fe、Mn含量, 因而对海水地球化学信息也都具一定的代表性。同时从碳氧同位素演化曲线(图2和图3)也可以看出, 无论是宣汉渡口剖面、还是华蓥市/邻水县的仰天窝和中梁山剖面, 所获得的样品的碳同位素数据和氧同位素数据都不离散, 这也从另一角度反映样品受沉积期后作用的改造相对较小。

尽管如此, 两个剖面氧同位素组成对海水的代表性仍然需要进一步评估, 这也是一个非常有争议和难于讨论的问题。Veizer. 15位来自不同国家(德国、加拿大、英国、比利时和荷兰)和实验室的科学家建立了著名的显生宙海水87Sr/86Sr、13C和18O的演化曲线[33], 氧同位素曲线是通过5000个以上的数据建立的, 所使用样品中最多的是腕足壳(超过4000个), 其他材料包括箭石、有孔虫和其他一些化石样品, 无论从样品的结构、矿物、化学(元素和同位素)等方面都可以认为其具有很小的成岩蚀变性。虽然建立的显生宙海水碳同位素曲线(也包括锶同位素曲线)的原生性都得到了普遍的认可, 但氧同位素曲线的“原生性”仍然备受质疑, 由于曲线具有年龄越老、18O越低的特征, 曲线18O值从现今海水的0‰(除特别说明以外, 均为PDB标准, 全文相同)降至显生宙起点的–8‰左右(图4),18O随着年代变老丢失越多的长期趋势被认为是成岩蚀变的结果, 更何况我们使用的都是全岩样品。基于这样的讨论, 我们认为本文的氧同位素分析结果并不能完全代表海水, 数值可能总体偏负, 因而根据碳酸盐岩的氧同位素推算的温度值也并不具有绝对意义, 但具有一定的参考意义, 同时相对值是存在的, 或者说开江-梁平海槽两侧碳酸盐岩的氧同位素组成和与之有关的温度和盐度的差别是存在的。

按0~500 ℃条件下方解石-水系统18O/16O分馏系数的表达方程[34‒35]:

对表1中三叠纪的样品进行了温度计算(计算中没有考虑上式中两个常数的变化范围)。计算中的最大问题是古海水氧同位素的取值, 我们显然无法获取、甚至也很难假定三叠纪古海水的氧同位素组成, 可以参考的仍然是Veizer et al.建立的显生宙海水的δ18O的演化曲线[33](图4), 曲线中三叠系的样品采自法国、德国、匈牙利、意大利、波兰和斯洛伐克等地, 由原始数据作出的投点图(图5)显示三叠纪δ18O值的变化范围主要在–7‰ ~ –1‰之间, 经数学处理后中心值大致在–3‰(图4)。如果以此数据大致代表三叠纪从正常海水中沉淀的碳酸盐矿物的δ18O值, 其对应海水的δ18O值也大致在–3‰(SMOW)左右, 而现在海水的δ18O值在0‰(SMOW)左右。因此, 如果与–3‰(SMOW)的δ18O值有关的碳酸盐矿物(绝大多数为低镁方解石)存在成岩蚀变, 那我们在用该数值通过碳酸盐矿物进行温度计算时实际上已在一定程度上进行成岩蚀变校正, 所获得的温度值应具有一定的参考价值, 至少具有相对意义。从三叠纪样品的氧同位素组成计算的该样品所对应的古海水温度值也同时在表1中给出。

(a)开江-梁平海槽东侧的宣汉渡口剖面, 图中三角形代表微晶灰岩(包括微晶灰岩和蠕虫状微晶灰岩)和含粒屑微晶灰岩、粒屑微晶灰岩等基质支撑的岩石类型; 圆圈代表粒屑灰岩, 包括亮晶粒屑灰岩和微晶粒屑灰岩等粒屑支撑的岩石类型; 菱形代表次生灰岩-盐溶角砾岩; 正方形代表白云石化样品, 包括白云岩以及灰质白云岩、白云质灰岩等过渡岩石类型(类似图件意义相同); (b)开江-梁平海槽西侧的华蓥/邻水仰天窝-重庆中梁山剖面(数据见文献[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

图3 开江-梁平海槽东西两侧飞仙关组(含二叠系顶部和嘉陵江组底部)海相碳酸盐氧同位素组成的对比

(a)开江-梁平海槽东侧的宣汉渡口剖面, 有关符号的意义见图2; (b)开江-梁平海槽西侧的华蓥/邻水仰天窝-重庆中梁山剖面(数据见文献[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 讨 论

3.1 开江-梁平海槽东西两侧海相碳酸盐的碳同位素组成与演化

已有的研究表明, 沉积相和成岩过程对海相碳酸盐的碳同位素组成影响较小, 全球海相碳酸盐的碳同位素组成和演化趋势总体上是类似的。报道的全球不同地方飞仙关组(及对应地层)海相碳酸盐的碳同位素组成大致记录了从二叠-三叠纪界线附近的低值演化至飞仙关组和嘉陵江组界线附近的高值, 代表了二叠-三叠纪界线附近生物集群绝灭后生态恢复过程中有机碳埋藏速度的增加, 该时间间隔可大致与Induan阶对应[6], 介于252.17~251.2 Ma之间[31],13C大致从–4‰ ~ –1‰演化至3‰~7‰[13,14,19,25,30,36‒38], 不同地区的报道都获得了类似的结果, 说明全球事件是控制该时期海相碳酸盐碳同位素组成最为重要的因素。

表1 四川盆地宣汉渡口剖面下三叠统飞仙关组(含相邻的二叠系顶部和嘉陵江组底部)133件海相碳酸盐样品的碳氧同位素分析结果

(续表1)

(续表1)

图4 显生宙低镁方解石生物壳δ18O的演化趋势

数据来自Bochum/Ottawa 实验室和文献, 仅给出了68%(±1σ)区间, 三个三叠纪的红色的菱形数据来自保存很好的目前仍然是文石的软体动物, 其数值与曲线主体趋势有良好的一致性, 说明曲线的“原生性”。早三叠世的中心值大致在–3‰左右(据文献[33])

图5 208.5~247.2 Ma 低镁方解石样品的δ18O和年龄投点图

由文献[33]所附数据作出。三叠纪的数据主要分布在–7‰ ~ –1‰的范围, 三个红色菱形代表目前仍然是文石的样品

开江-梁平海槽两侧具有不同的碳酸盐沉积环境, 东侧为孤立的碳酸盐台地, 西侧为与大陆毗邻的碳酸盐台地。有关的古地理研究[5]表明, 开江-梁平海槽东侧的宣汉渡口剖面和西侧的华蓥/邻水仰天窝剖面都位于台地边缘浅滩之后的台地内部环境(图1), 差别在于海槽东侧是范围很小的孤立台地, 西侧是沿大陆边缘延伸的台地。另外, 前人研究还表明, 海槽东侧二叠纪末还发育有特殊的指示陡峭台地边缘的放射轴状纤维状胶结物(RFC)[39]。在飞仙关组的碳酸盐沉积物方面, 海槽东侧蒸发盐和准同生白云岩较西侧发育[5], 白云岩普遍具微晶结构, 部分有石膏假晶, 显示高盐度环境中准同生白云岩的特征; 同时作为重要天然气储层和产层的飞仙关组滩相沉积物在海槽东侧也普遍白云石化, 而在西侧则仍然以灰岩为主(如华蓥/邻水仰天窝-重庆中梁山剖面飞仙关组MgO含量变化在0.17%~3.43%之间, 可以认为基本上不存在白云岩)。这些特征说明, 海槽东侧台地内部的海水比西侧更加受限, 可能具有更高的盐度和温度, 同时也具更好的白云岩发育的条件, 包括驱动台地边缘浅滩相沉积物白云石化的能力。

尽管开江-梁平海槽东西两侧在沉积环境方面存在这些显著的差别, 但分别位于海槽东西两侧剖面的飞仙关组仍然具有非常类似的碳同位素组成和演化趋势(图2), 从二叠-三叠纪界线附近的低值(13C值大致在–3‰ ~ –1.5‰之间)演化至飞仙关组/嘉陵江组界线附近的高值(13C值大致在4.4‰~ 4.9‰之间), 这种演化趋势也与Induan阶全球海水碳同位素组成的演化趋势一致, 再次证明全球事件是海水碳同位素组成的主要控制因素。关于开江-梁平海槽两侧的这两个剖面(即宣汉渡口剖面和华蓥/邻水仰天窝剖面)飞仙关组(也包括下三叠统的其他地层及相邻的中三叠统和上二叠统)的碳同位素组成、演化、与其他同期曲线的对比以及与重要地质事件的关系已由Huang.[8]和黄可可等[32]研究报道, 本文不再作更进一步的讨论。

3.2 开江-梁平海槽东西两侧海相碳酸盐岩氧同位素组成的主要共同特征

与碳同位素组成不同的是, 海相碳酸盐的氧同位素组成在一定程度上与沉积环境有关, 不同沉积环境中沉积的碳酸盐岩的氧同位素组成与演化除可能具有代表非地方性事件的类似特征以外, 也可能同时存在代表沉积环境等地方性事件(如海水温度和盐度的变化)的差异性特征。

开江-梁平海槽东侧的宣汉渡口剖面和西侧的华蓥/邻水仰天窝-重庆中梁山剖面海相碳酸盐岩的氧同位素演化曲线如图3所示, 具有如下两个共同特征。

(1) 就整个飞仙关组而言, 如果不考虑开江-梁平海槽东侧宣汉渡口剖面白云石化的样品(白云岩及其与石灰岩之间的过渡类型), 开江梁平海槽两侧的氧同位素总体上具有类似的演化样式(图3),18O的低值都在二叠-三叠纪界线附近, 其余时间则具有相对稳定的氧同位素组成, 如果再排除二叠-三叠纪界线附近的18O低值样品以及显著受大气水影响的盐溶角砾岩-次生灰岩, 则两个剖面18O值主体演化曲线的变化幅度都大致在2‰左右(分别为1.8‰和1.7‰, 图3)。

(2) 两个剖面在二叠-三叠纪界线后的飞仙关组底部地层中都检测到了氧同位素组成非常低的样品, 宣汉渡口剖面界线附近样品的18O值低至–8.4‰(图3a), 仰天窝/中梁山剖面低至–9.9‰(图3b)。在过去的研究中, 我们通常将这样的样品认为是成岩蚀变的结果而不讨论其古海洋学意义, 但随着数据的积累, 我们注意到很多剖面二叠-三叠纪界线后的飞仙关组底部地层中都存在这种低氧同位素组成的样品, 如川西北的广元上寺剖面的二叠-三叠纪界线附近也存在18O值低至–7.7‰的样品(图6a), 这些碳酸盐代表了近40 ℃的沉淀温度(图6b)。这种情况也出现在Veizer.[33]的三叠系数据中(图4), 二叠-三叠纪界线附近样品的18O值也低至–8‰甚至更低, 这些样品都经过了较为严格的成岩蚀变检测。因此, 我们不能简单地将这些二叠-三叠纪界线附近样品的低18O值理解为成岩蚀变的结果, 除非这些样品都经历了一些特殊的成岩环境(如古喀斯特作用等), 虽然这些样品18O的绝对数据值可能偏负, 相应的温度也可能偏高, 但这种普遍的低18O值特征也可能是某种特殊地质作用的结果, 并且可能是全球事件而非沉积相等地方性因素, 比如可能与界线附近广泛的热事件有关。近年来, 人们通过磷酸盐的氧同位素获得的中国南方几个剖面的温度资料显示, 在上寺剖面和煤山剖面的二叠-三叠纪界线附近存在18O值较低、对应温度达35 ℃的样品, 从二叠纪末以来上升了8 ℃之多[18]。由于本文有关的剖面中反映18O低值的数据很少, 也缺乏精细的古生物带的工作, 很难将这些碳酸盐氧同位素的低值与磷酸盐氧同位素的低值进行对比, 虽然两种矿物的氧同位素低值都有可能和二叠-三叠纪界线附近海水温度的升高有关, 但是否为同一地质事件的产物仍然需要数据的进一步积累以及分辨率更高的年代框架内氧同位素组成的对比研究。

3.3 开江-梁平海槽东西两侧海相碳酸盐岩氧同位素组成的主要差别

除了上述两个共同特征以外, 开江-梁平海槽东侧的宣汉渡口剖面和西侧的仰天窝/中梁山剖面飞仙关组海相碳酸盐岩的氧同位素组成与演化存在如下差别。

图6 四川广元上寺剖面二叠-三叠纪界线附近碳酸盐的氧同位素组成及古海水温度

样品采集地点及其他有关信息见文献[36]

(1) 虽然开江-梁平海槽东侧的宣汉渡口剖面和西侧的仰天窝/中梁山剖面飞仙关组(实际上也包括嘉陵江组第一段)的氧同位素组成的演化具有类似的样式, 但东侧宣汉渡口剖面碳酸盐的18O值显著低于西侧。从图3可以看出, 除二叠-三叠纪界线附近的少数样品和渡口剖面圆圈中的样品以外, 东侧渡口剖面碳酸盐的18O值基本上都在–6‰以下, 大致变化在–7.3‰ ~ –6.0‰之间(图3a), 而西侧仰天窝/中梁山剖面18O值基本上都在–6‰以上, 大致变化在–6.2‰ ~ –5.1‰之间(图3b), 东侧18O值大致比西侧低1‰左右。

(2) 按前边讨论的古海水温度计算方法及温度计算结果, 开江-梁平海槽东侧宣汉渡口剖面碳酸盐沉积时的古海水温度显著高于西侧的仰天窝/中梁山剖面, 温度曲线的主体部分都在30 ℃以上, 并且具有较大的变化范围, 大致变化在30~37 ℃之间(图7a); 西侧的仰天窝/中梁山剖面温度曲线的主体部分都在30 ℃以下, 并且具有较小的变化范围, 大致变化在26~30 ℃之间(图7b)。

(3) 如果按祝幼华等的研究, 上扬子地区的飞仙关组可大致与Induan阶对应[6], 不考虑存在争议的二叠-三叠纪界线附近18O值极低的1件样品的数据以及白云岩和粒屑灰岩的数据, 那么宣汉渡口剖面Induan阶古海水的温度大致变化在30~37 ℃之间(图7a), 最大值出现在Induan阶中部, 温度变化范围与Sun.[30]从磷酸盐氧同位素反演的南盘江盆地早三叠世古海水的温度变化区间类似。尽管如此, 由于受宣汉渡口剖面用于氧同位素分析的材料的限制, 该剖面的温度值仅有参考意义; 另外, 与南盘江盆地相比, 宣汉渡口剖面古地理位置的纬度偏高, 因而开江-梁平海槽东侧孤立台地古海水的温度在四川盆地东部类似纬度的碳酸盐台地中可能偏高, 而西侧为与大陆毗邻的碳酸盐台地碳酸盐的氧同位素组成可能更能代表该地区正常海水的温度。

(4) 开江-梁平海槽东侧的宣汉渡口剖面和西侧的仰天窝/中梁山剖面飞仙关组氧同位素组成的另一差别是前者存在一些氧同位素组成较正(18O最高值在–3‰左右, 多数样品18O>–5‰)、但显著偏离演化曲线主体(图7a圆圈中的样品)的样品, 后者不存在这样的样品。这些样品分布在飞仙关组底部(飞一段)和顶部(飞四段), 相应的样品有不同程度的白云石化, 可能多种原因造成了这些样品具有较重的氧同位素组成：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馏系数, 低温条件(如准同生白云岩)下更是如此, 这使得白云岩或白云石化的样品具有较正的氧同位素组成, 虽然白云石-CO2和方解石-CO2具有类似的碳同位素分馏系数的差别, 但显著小于氧同位素, 因而相应样品的碳同位素组成并不显著偏离主体曲线(图2)。然而, 与白云石有关的这些参数是在80~350 ℃的温度条件下获得的[40], 同时也没有表明实验在同位素交换上完全达到平衡, 因而有关机理和定量计算仍然没有完全解决; ②开江-梁平海槽东侧的孤立台地内部的海水具有较高的盐度, 并对应着同生水较高的Mg/Ca值和准同生白云石化作用(或原白云石的沉淀作用), 并导致泥微晶白云石的形成, 分布在飞仙关组底部(飞一段)和顶部(飞四段)的白云岩具有泥微晶结构, 部分发育石膏假晶, 同时从18O值换算的温度较高的地层也分布在飞仙关组底部和顶部, 这与海槽东侧的孤立台地内相应沉积相为蒸发-局限台地是一致的, 同时也说明飞仙关组底部和顶部是具相对高温、高盐度的萨布哈环境。若按Horita[40]实验得出的80~350 ℃条件下(原)白云石-水系统的18O/16O分馏系数表达方程:

图7 开江-梁平海槽东西两侧飞仙关组(含二叠系顶部和嘉陵江组底部)沉积时期古海水温度的对比

(a) 开江-梁平海槽东侧的宣汉渡口剖面, 有关符号的意义见图2, 箭头所指圆圈中样品的意义见正文中的讨论; (b)开江-梁平海槽西侧的华蓥/邻水仰天窝-重庆中梁山剖面(由文献[8]的数据计算)

(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

对18O = –3‰左右的样品所代表的流体的18O进行计算, 对应海水的18O值大致变化在–2‰ ~ –1‰之间(对飞仙关组底部的白云岩取42 ℃作为计算温度, 顶部的白云岩取36 ℃作为计算温度,图7), 高于–3‰左右的当时海水18O值, 但这些岩石并不完全由白云石组成, 存在一些方解石, 如果取在0~500 ℃条件下方解石-水系统18O/16O分馏系数的表达方程(式1)进行计算, 则对应海水将具有更高的盐度。显然, 由白云石-水系统的18O/16O分馏系数表达方程计算的海水的18O值应更接近真实值, 但高于白云石, 因为样品中总或多或少地含有方解石。这些计算说明开江-梁平海槽东侧飞仙关组(飞仙关组底部和顶部)存在盐度较高的蒸发环境。

现代萨布哈环境所在的阿拉伯湾开阔海湾的表面温度变化在2月份的20 ℃到8月份的34 ℃之间, 临近的阿布扎比岛开阔陆棚的水温变化在23~34 ℃之间, 内部潟湖的水温变化在15~40 ℃之间, 藻垫的温度变化在60~80 ℃之间[41]; 阿布扎比的萨布哈中, 白云石形成所需的Mg是由同沉积阶段的海水提供的, 海水由强烈的向岸风推动, 沿潮道到达潮上带下部。这些海水具有正常的到轻微偏高的盐度(约38 g/L), 但在潮上坪上或潮上坪内的沉积物中, 会强烈蒸发到对石膏过饱和的状态。开江-梁平海槽东侧古海水更具有高温度和高盐度的萨布哈环境特征。

基于前边的讨论, 可以认为, 存在于晚二叠-早三叠世的开江-梁平海槽对四川盆地东北部飞仙关组碳酸盐沉积-成岩过程具有重要的控制作用, 海槽东侧孤立的碳酸盐台地内部海水比西侧镶边陆棚内部海水具有更高的温度和盐度, 海水循环更受限制。高温和高盐度的台内海水更具有白云石化作用的潜力, 这不仅造成台地内部飞仙关组更多的与萨布哈模式有关的准同生白云岩, 还会通过回流作用或台内热对流作用造成台地边缘滩相颗粒岩的白云石化, 这使得开江-梁平海槽东侧的滩相颗粒岩更可能成为质量较好的颗粒白云岩储层。

4 结 论

(1) 存在于晚二叠-早三叠世的开江-梁平海槽两侧具有不同的碳酸盐沉积环境, 东侧为孤立的碳酸盐台地, 西侧为与大陆毗邻的碳酸盐台地, 台地边缘都不同程度地发育滩相沉积, 台地内部海水则具有不同的循环受限程度。

(2) 开江-梁平海槽两侧飞仙关组具有非常类似的碳同位素组成和演化趋势, 这种演化趋势也与Induan阶全球海水碳同位素组成的演化趋势一致, 说明全球事件是海水碳同位素组成的主要控制因素。

(3) 开江-梁平海槽两侧飞仙关组的氧同位素组成显示出类似的变化样式, 即从二叠-三叠纪界线附近18O的低值演化至其余时间相对稳定的氧同位素组成, 曲线主体氧同位素组成也具有类似的变化幅度。

(4) 开江-梁平海槽两侧二叠-三叠纪界线附近的飞仙关组底部都检测到了18O值非常低的样品, 仰天窝/中梁山剖面的18O值低至–8.4‰, 宣汉渡口剖面低至–9.0‰, 其他剖面如广元上寺相应地层中也检测到了这种低氧同位素组成的样品, 虽然18O的绝对数值可能偏负, 但也不能简单地将其理解为成岩蚀变的结果, 可能是全球事件而非沉积相等地方性事件结果, 如与界线附近广泛的热事件有关, 对此进一步的研究和数据积累, 以及分辨率更高的年代框架内氧同位素组成的对比是非常必要的。

(5)虽然开江-梁平海槽两侧飞仙关组的氧同位素组成都显示出小幅变化的特征, 但东侧碳酸盐的18O值显著低于西侧, 东侧18O值演化曲线主体基本上都在–6‰以下, 大致变化在–7.3‰ ~ –6.0‰之间, 而西侧基本上都在–6‰以上, 大致变化在–6.2‰ ~ –5.1‰之间, 东侧大致比西侧低1‰左右。

(6) 从氧同位素组成计算的温度表明, 开江-梁平海槽东侧宣汉渡口剖面碳酸盐沉淀的古海水温度显著高于西侧, 温度曲线的主体部分都在30 ℃以上, 并且有较大的变化范围, 大致变化在30~37 ℃之间, 西侧的仰天窝/中梁山剖面温度曲线的主体部分都在30 ℃以下, 并且有较小的变化范围, 大致变化在26~30 ℃之间, 东侧和西侧的温度差值大致在4 ℃左右, 温度计算结果仅具参考价值, 但海槽两侧温度的差值可能是存在的。

(7) 开江-梁平海槽东侧存在一些氧同位素组成较正、但显著偏离演化曲线主体的样品, 这些样品分布在飞仙关组底部和顶部, 相应样品存在广泛的白云石化, 高18O值的原因除与白云石-水和方解石-水具有不同的氧同位素分馏系数以外, 同时还反映了海槽东侧台地内部飞仙关组沉积时海水具有较高的盐度。

(8) 开江-梁平海槽东侧孤立的碳酸盐台地内部海水比西侧镶边陆棚内部海水具有更高的温度和盐度, 海水循环更受限制, 高温和高盐度的台内海水更具有白云石化作用的潜力, 这不仅造成台地内部飞仙关组发育更多的与萨布哈模式有关的准同生白云岩, 还会通过回流作用或台内热对流作用造成台地边缘滩相颗粒岩的白云石化, 这使得开江-梁平海槽东侧的滩相颗粒岩更可能成为质量较好的颗粒白云岩储层。

成都理工大学沉积地质研究院博士和硕士研究生袁桃、胡博、黄树光、李江勇、罗文、胡颖及陈永梅等同学参加野外剖面测量、样品采集工作以及室内的薄片分析、阴极发光分析和样品的加工处理工作；中国科学院南京地质古生物研究所高级工程师陈小明和刘静百忙中为本项目进行同位素分析并在样品处理方面给以多方指导; 匿名审稿人对论文提出了建设性的修改意见，在此一并表示衷心感谢。

[1] 赵文智, 汪泽成, 王一刚. 四川盆地东北部飞仙关组高效气藏形成机理[J]. 地质论评, 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] 马永生, 蔡勋育, 赵培荣, 张学丰. 深层超深层碳酸盐岩优质储层发育机理和“三元控储”模式[J]. 地质学报, 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] 马永生, 蔡勋育. 四川盆地川东北区二叠系-三叠系天然气勘探成果与前景展望[J]. 石油与天然气地质, 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] 王兴志, 张帆, 蒋志斌, 张金友, 曾德铭．四川盆地东北部飞仙关组储层研究[J]. 地学前缘, 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] 祝幼华, 罗辉, 蔡华伟, 许波, 杨昊, 赵媛媛, 陈迪舒, 周志澄, 陈金华. 四川广安谢家槽海相早、中三叠世地层划分[J]. 地层学杂志, 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] 张建勇, 周进高, 郝毅, 王小芳, 吕玉珍, 张大智, 徐美茹, 张润合, 谷明峰, 张敬艺. 四川盆地环开江-梁平海槽长兴组-飞仙关组沉积模式[J]. 海相油气地质, 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, Griffiths 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. 四川华蓥山三叠系含膏盐段的碳氧同位素特征及其意义[J]. 岩石学报, 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. 华蓥山三叠系含盐建造中白云岩的成因阶段及其特征[J]. 岩石学报, 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] 黄可可, 黄思静, 胡作维, 钟怡江, 李小宁. 四川盆地宣汉渡口/重庆北碚下三叠统海相碳酸盐岩的碳同位素组成与演化[J]. 古地理学报, 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] 陈锦石, 邵茂茸, 霍卫国, 姚御元. 浙江长兴二叠系和三叠系界限地层的碳同位素[J]. 地质科学, 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] 黄思静, 王春梅, 佟宏鹏, 黄可可. 四川盆地东北部二叠系长兴组礁岩中的放射轴状纤维状胶结物[J]. 岩性油气藏, 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

国家自然科学基金(41272130)

黄思静(1949–), 男, 硕士、教授、博士生导师, 从事沉积地质学的教学与科研工作。

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