塔里木盆地西北缘震旦系微生物白云岩地球化学、年代学特征及其地质意义*

郑剑锋 沈安江 杨翰轩 朱永进 梁峰

1.中国石油杭州地质研究院，杭州 310023 2.中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室，杭州 310023 3.中国石油西南油气田蜀南气矿，泸州 646000

微生物碳酸盐岩中蕴藏着巨大的油气资源，是当前全球油气勘探的新领域、新热点之一。俄罗斯东西伯利亚前寒武系(吕修祥等，2009；杜金虎等，2013)、哈萨克斯坦石炭系(Kenteretal.，2005)、阿曼前寒武系-寒武系(Schröderetal.，2005)及美国墨西哥湾侏罗系(Mancinietal.，2004)的微生物碳酸盐岩中都找到了油气田。在我国，微生物碳酸盐岩主要广泛分布于四川盆地、渤海湾盆地、鄂尔多斯盆地和塔里木盆地，是我国古老海相碳酸盐岩地层中的主要岩石类型(罗平等，2013)。当前，已在华北地区中-新元古界(费宝生和汪建红，2005)和四川盆地上震旦统灯影组(邹才能等，2014)的微生物白云岩中分别发现了任丘油田和安岳气田。塔里木盆地寒武系盐下超深层(>6500m)发育上震旦统奇格布拉克组和中-下寒武统两套厚层微生物白云岩储层，其与寒武系-前寒武系优质烃源岩和寒武系膏盐岩盖层构成良好的生储盖组合，油气资源量预计达到90亿t，显示出该领域广阔的勘探潜力(朱光有等，2012；王招明等，2014；Zhuetal.，2018，2019，2020a，)。随着2012年中深1井和2019年轮探1井勘探获得工业油气流，实现了中-下寒武统领域的突破，然而震旦系领域却一直未有规模发现，仍处于勘探的探索阶段。

对于塔里木盆地上震旦统奇格布拉克组，前人在层序地层(王宇等，2010；钱一雄等，2014)、构造岩相古地理(周肖贝等，2012；杨云坤等，2014；石开波等，2016)、岩石类型与特征(王小林，2010；钱一雄等，2017)、储层成因(何金友的，2010；李朋威等，2015；石书缘等，2017；严威等，2019)等方面研究都取得了一定的认识，但是对古沉积环境及孔隙形成的成岩环境认识不深。因此，在前人研究的基础上，本文以阿克苏地区西沟剖面为主要研究对象，精细描述了上震旦统奇格布拉克组，采集样品175块，系统地进行了岩石薄片分析，并优选样品开展了激光原位U-Pb同位素年龄、碳氧锶同位素、微量稀土元素等地球化学测试分析，此外考察了该地区的什艾日克和昆盖阔坦剖面，通过以上岩石地球化学和年代学分析，恢复了该地区晚震旦世古环境概况，同时揭示了微生物岩孔隙形成的主要成岩环境，为该领域岩相古地理研究和储层分析提供了依据。

1 区域地质背景

塔里木盆地位于塔里木板块中部稳定区，是一个由古生界克拉通盆地和中、新生界前陆盆地组成的多旋回叠合含油气盆地，面积达56×104km2，整体呈菱形(贾承造，1999)。其前寒武纪的演化与哥伦比亚超大陆、罗迪尼亚超大陆的聚合-裂解旋回密切相关(何登发等，2005；翟明国，2013)。南华纪-早震旦世以大陆拉张作用为主，塔里木板块的边缘和内部发育大陆裂谷盆地，沉积了一套上千米厚的碎屑岩夹基性火成岩岩系；晚震旦世裂谷持续扩张导致洋盆周缘沉降而出现坳陷，形成以碳酸盐岩台地为主的坳陷盆地(杨云坤等，2014；吴林等，2017；Zhuetal.，2020b)，中央古隆起沿巴楚-塔中-塔东南一线分布，以北广大地区为缓坡型碳酸盐台地沉积体系，奇格布拉克组厚层白云岩就是该时期的沉积产物(图1)，沉积分异受控于前期古地貌及断裂差异沉降。震旦纪末，受“柯坪运动”影响，塔里木陆块整体抬升，南华系-震旦系沉积遭受不同程度的剥蚀，并造成区域不整合。

震旦系白云岩并非全盆地分布，目前塔里木盆地内仅有塔东1、星火1、旗探1井和轮探1井等9口井钻遇震旦系白云岩。在盆地西部，震旦系因剥蚀作用而整体缺失；在盆地东部则变为白云质灰岩、灰岩或碎屑岩(严威等，2019)；而在盆地西北缘的柯坪-塔北隆起地区，钻井及露头证实奇格布拉克组发育厚层白云岩。研究区位于阿克苏-乌什一带(图1、图2a)，为戈壁、山区地形(图2b)，西沟剖面和什艾日克剖面分别位于阿克苏市西南约45km和30km处，昆盖阔坦剖面位于乌什县南偏东45km处，构造分区属于塔北隆起柯坪断隆东段，地层区划亦属柯坪地层分区(吴根耀等，2013)。

图1 塔里木盆地晚震旦世奇格布拉克期岩相古地理图

图2 研究区地质概况

2 岩石特征

研究区西沟剖面上震旦统奇格布拉克组(Z2q)厚度为173.5m，底部与下震旦统苏盖特布拉克组(Z1s)泥岩呈整合接触(图3a)，顶部与下寒武统玉尔吐斯组(1y)砂岩、硅质岩呈平行不整合接触(图3b)。岩性整体以微生物白云岩为主，占比95%以上，可识别出叠层石、凝块石、泡沫绵层石三种微生物岩(Riding，2000；李鹏威等，2015)和鲕粒、粘结颗粒两种与微生物作用相关的颗粒岩(Brehmetal.，2006；梅冥相，2012)，根据其相互间的组合关系、构造特征及与其它泥岩、砂岩等岩性的组合，可以将其划分为4个岩相组合段(图2c)。奇1段42.55m，以灰色、浅灰色中薄层状具有柱状、丘状及波状结构的叠层石白云岩(图3c)、鲕粒白云岩、粘结颗粒白云岩与黄灰色、灰紫色泥质云岩、石英砂岩、泥岩互层为主，具有潮间带上部-潮上带沉积环境特征；奇2段27.35m，以灰色中薄层状具有水平、波状结构的叠层石白云岩与鲕粒、粘结颗粒和凝块石白云岩互层为主，能量相对较高，具有潮间带沉积环境特征；奇3段93.1m，以中-厚层状具有水平层理的凝块石(图3d)和泡沫绵层石(图3e)互层为主要特征，顶部见粘结颗粒白云岩，具有潮下带高能环境特征；奇4段10.5m，受强风化壳岩溶作用改造，主要发育溶塌角砾白云岩(图3f)，其原岩与奇3段相似，以凝块石和泡沫绵层石白云岩为主。

图3 塔里木盆地西沟剖面奇格布拉克组岩石特征

在显微镜下，叠层石具有两种微观形态，一种具有不均匀明暗纹层结构(图4a)；另一种是暗色纹层与蓝细菌捕获了较多微生物碎屑的纹层相互叠置，叠层之间的孔隙相对较发育(图4b)。凝块石可分为连续状和分散状两种微观形态，前者暗色凝块呈不规则形态相互粘结，凝块间格架多数被细粒亮晶白云石胶结，局部残留少量孔隙(图4c)；后者暗色凝块边界相对清晰，相互间粘结作用较弱，同样局部凝块格架间残留少量孔隙(图4d)。泡沫绵层石最典型的特征是具有泥晶套的不规则椭球环紧密堆积(郑剑锋等，2020a)，环内空间和环间格架孔多被细粒白云石胶结，局部残留少量孔隙(图4e)。奇3段中上部的凝块石和泡沫绵层石白云岩中常见扁平状不规则溶蚀孔洞，具有花边状构造，由围岩(MD)边缘向孔洞中心依次胶结层纹状白云石(LD)、纤状白云石(FD)和细粒亮晶白云石(GD)等多期胶结物(图4f)；奇4段溶塌角砾白云岩的孔洞中除了纤状白云石(FD)，刀刃状白云石(BD)等胶结物外，还充填鞍状白云石(SD)、隐晶质玉髓(Si)等热液成因矿物(图4g)。与微生物作用相关又呈颗粒结构的主要为粘结颗粒(图4h)和鲕粒(图4i)，前者是凝块石、泡沫绵层石等碎屑颗粒被蓝细菌粘结在一起而形成的复合颗粒，指示相对低能的沉积环境；后者颗粒大小相对均匀，磨圆也较好，指示高能沉积环境；局部两种颗粒都发育粒间、粒内溶孔。

图4 西沟剖面奇格布拉克组微生物白云岩显微特征

3 样品与方法

3.1 样品采集

研究所需新鲜样品均采自塔里木盆地阿克苏地区西沟剖面，所有样品都有一套对应的岩石铸体薄片。基于宏、微观特征，确定了它们的岩性及结构组分，优选16件微生物岩样品、6件缝洞中白云石胶结物样品开展地球化学分析测试，其中奇1段6件样品，包含了凝块石、叠层石、粘结颗粒和鲕粒白云岩四种主要岩类；奇2段3件样品，包含了凝块石和叠层石白云岩两种主要岩类；奇3段5件样品，包含了凝块石和泡沫绵层石白云岩两种主要岩类；奇4段2件样品，为岩溶角砾状凝块石和粘结颗粒白云岩；为了明确微生物碳酸盐岩储层孔隙的演化史及成因，优选6件样品开展碳酸盐岩年代学分析测试，其中2件样品不发育孔洞，4件样品发育溶蚀孔洞，且被多期碳酸盐岩胶结物充填。

3.2 分析方法

为了尽量避免杂质矿物的影响，利用小型微取样钻机，钻取16件样品的围岩部分，并利用玛瑙研钵分别将样品研磨至200目，每件样品分成4份，然后用透明绘图纸包，分别开展白云石有序度、稀土和微量元素、碳氧稳定同位素和锶同位素测试；6件缝洞中碳酸盐胶结物同样用玛瑙研钵分别将样品研磨至200目后，开展碳氧同位素测试；6件用于U-Pb同位素年龄测试的样品先进行靶制备，制靶方式与SHRIMP锆石靶的制备相似，然后在超净室对待测样靶做进一步超净处理。

稀土和微量元素测试分析在贵州同微测试科技有限公司完成，使用电感耦合等离子质谱(ICP-MS)，测试过程使用W-2a及BHVO-2两个国际标样，分析精度和准确度均优于5%。白云石有序度、碳氧稳定同位素和锶同位素测试分析均在中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室(杭州)完成。白云石有序度分析采用X′ pert Pro型X射线衍射仪，分析相对误差小于10%；碳氧稳定同位素测试分析采用Delta V Advantage型同位素比质谱仪，测试过程使用GBW4405和GBW4406两个标样，δ13C测试精度±0.06‰，δ18O测试精度±0.08‰；锶同位素测试分析采用Triton Plus型热电离同位素比质谱仪，测试过程使用GBW04411标样，测试精度优于0.01%。碳酸盐岩激光U-Pb年龄测试分析在澳大利亚昆士兰大学地球科学学院放射性同位素实验室完成，激光剥蚀系统为ASI RESolution SE，剥蚀直径为100μm的圆形束斑，频率为10Hz，能量为3J/cm2，检测仪器为Nu Plasma II型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)，测试过程使用NIST614和WC-1两个国际标样，数据经Iolite 3.6处理后，利用Isoplot 3.0计算年龄并绘制Tera-wasserburg协和图。

4 测试结果

4.1 岩石地球化学

4.1.1 白云石有序度

白云石有序度是衡量白云岩结晶速度、结晶温度与演化程度的一个重要指标。根据测试结果(表1)，研究区奇格布拉克组微生物白云岩的白云石有序度分布在0.60～0.77之间，平均值为0.67，属于较低有序度分布范围，整体具有上部地层高于下部地层的特征，但微生物岩的类型与有序度没有相关性。

表1 奇格布拉克组微生物白云岩有序度及δ13C、δ18O、87Sr/86Sr分析结果

4.1.2 微量元素

碳酸盐岩的元素地球化学可以较好地揭示岩石的沉积、成岩背景，例如古气候、氧化-还原环境、水体深度、成岩环境等(Jones and Manning，1994；熊小辉和肖加飞，2011；林良彪等，2017)。根据测试结果(表2)，奇格布拉克组微生物白云岩的微量元素总体含量都比较低，相对来说Sr和Ba含量略高，其分布范围分别为37.52×10-6～92.75×10-6和8.7×10-6～62.15×10-6，平均值分别为61.81×10-6和5.52×10-6；奇1段的Rb、Sr、Ba、U、V和Pb等元素高于奇2段、奇3段、奇4段。

4.1.3 稀土元素

碳酸盐岩矿物中稀土元素相对丰度主要取决于流体中稀土元素的含量和地球化学性质(Lottermoser，1992)，受成岩作用的影响是非常弱的(强子同，1998)，故利用稀土元素分析可以判断白云石化流体的来源。根据稀土元素测试结果(表2)可以看出，其总稀土含量(ΣREE)范围为1.50×10-6～19.87×10-6，平均值为8.49×10-6，总体奇1段、奇4段高于奇2段、奇3段；LREE/HREE范围为4.50～9.35，平均值为7.49，表现出轻稀土较重稀土富集的特征，Y/Ho范围为32.67～58.05，平均值为41.51，自下而上整体表现为逐渐增大的趋势。δCe范围为0.68～1.22，平均值为0.93，δEu范围为0.91～1.23，平均值为1.07；δCe自下而上整体表现为逐渐减小的趋势，δEu整体无异常，这从太古宙澳大利亚页岩(PAAS)标准化稀土元素配分图(图5a)上也可以看出这一特征。

表2 奇格布拉克组微生物白云岩稀土和微量(×10-6)元素组成

4.1.4 碳氧稳定同位素

碳氧稳定同位素组成与引起白云石化的流体介质有关，主要受介质盐度和温度的影响，因此可用于判断白云石化流体性质和成岩环境。根据测试结果得到的碳氧同位素交会图(表1、图5b)可以看出，奇格布拉克组微生物白云岩围岩的δ13C、δ18O无正相关特征，说明样品整体受成岩改造作用弱，实测数据可靠，其范围分别为1.68‰～6.65‰和-4.40‰～-1.23‰之间，平均值分别为3.53‰和-2.77‰，与晚元古代海相碳酸盐岩的δ13C、δ18O值(Zempolichetal.，1988)接近，且奇1段δ13C值和奇2段-奇4段具有明显的差异；对于孔洞中的碳酸盐胶结物，δ13C、δ18O值范围较大，δ13C在-0.03‰～2.53‰之间，δ18O在10.39‰～-4.80‰之间。不同产状的胶结物具有较明显的差异，奇4段花边构造中层状白云石胶结物的δ13C、δ18O平均值分别为2.47‰和-4.81‰，近似于该段围岩；奇1段粒状白云石和奇3段粒状白云石的δ13C、δ18O值接近；奇4段顶部鞍状白云石则δ18O值相对偏负，为-10.39‰。

图5 奇格布拉克组微生物白云岩地球化学特征

碳氧同位素随流体介质盐度升高而升高，其中碳同位素与古盐度关系最为密，并且受温度影响较小。利用碳氧同位素可以计算海水古盐度参数(Z)公式：Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50)，其中δ13C和δ18O都为PDB标准，当Z<120为淡水环境，当Z>120为海水环境(Keith and Weber，1964)。根据计算结果，奇格布拉克组白云岩的Z值范围为128.6～138.9(表1)，平均值为133.1，自下而上整体具有逐渐变小的趋势。

水体温度是控制碳酸盐稳定氧同位素的重要因素，Urey(1948)首先提出用δ18O测定古大洋水温度的方法，经Epstein(1953)加以具体化，并由Craig(1965)稍加修改形成最终的温度计算公式(张秀莲，1985)：T(℃)=15.976-4.2×δ18O+0.13×(δ18O+0.22)2。该公式对中新生代样品具有很好的效果，但对更古老的样品则具有一定偏差，这是由于年代越老，受成岩作用越强烈，δ18O偏离也越大，即δ18O的“年代效应”。为了克服“年代效应”偏差，应用Keith and Weber(1964)提出的校正方法进行校正：δ18O=δ18O测-△δ18O，其中△δ18O为所测地层δ18O平均值与第四纪海相碳酸盐岩δ18O平均值(-1.2‰)之差，即将晚震旦世岩石δ18O值校正成相当于第四纪岩石的δ18O值，该方法在湘中石炭系和塔里木盆地寒武系取得较好应用效果(邵龙义等，1996；郑剑锋等，2020b)。根据计算结果，T值范围为14.58～28.97℃(表1)，平均值为21.37℃，与晚震旦世塔里木陆块处于北纬30°附近具有匹配性，其中奇3段顶部-奇4段样品T值较奇1段-奇3段中下部高；此外，古海水温度高并不一定古盐度就高(图5c)。

4.1.5 锶同位素

碳酸盐岩中的锶同位素同样受到环境及流体的影响，因此其也是指示古气候及成岩流体性质的重要参数。根据测试结果(表1、图5d)，奇格布拉克组微生物白云岩的87Sr/86Sr值范围为0.708745～0.710885，平均值为0.709419，整体略高于震旦纪海水范围0.7087～0.7094(Halversonetal.，2007)；奇1段87Sr/86Sr值变化范围大，整体较奇2段-奇4段要明显高，前者平均值0.709967明显高于震旦纪海水，后者平均值0.709090近似震旦纪海水；同样，微生物岩类型与锶同位素值没有相关性。

4.2 碳酸盐岩激光U-Pb同位素年龄

激光原位U-Pb 同位素年龄测试技术可以测量碳酸盐围岩及缝洞中不同期次胶结物的年龄，为古老海相碳酸盐岩成岩-孔隙演化研究提供了新的、可靠的方法(沈安江等，2019)。根据测试结果(表3、图6)，6个微生物岩围岩样品的年龄范围在531±29Ma～619±38Ma之间，与国际地层委员会(ICS)网站主页公开的2020/03版国际地层表中的中新元古界Ediacaran阶年龄范围(541～635Ma)相当；孔洞中不同产状的胶结物年龄主要集中在516±20Ma～572±25Ma之间，都小于对应样品围岩的年龄，说明测试数据在误差范围内是可靠的；奇格布拉克组顶部风化壳白云岩中溶洞内充填的鞍状白云石的年龄为174±38Ma，较其他白云石胶结物年龄明显小，对应中-下侏罗统的年龄。

图6 奇格布拉克组碳酸盐岩激光原位U-Pb谐和图

表3 奇格布拉克组碳酸盐岩激光原位U-Pb同位素年龄分析结果

5 讨论

5.1 古沉积环境

利用地球化学特征分析古沉积环境是沉积学研究的重要手段之一，古沉积环境要素包括古盐度、古水温、古气候、古水深和古氧化还原状态等。

奇格布拉克组微生物白云岩Z值整体较高，指示古海水具有较高的盐度，这与微生物主要发育于高盐度海水的认识相吻合；自下而上Z值逐渐减少的特征指示了水体逐渐变深的过程，奇1段沉积期为潮坪环境，水体最浅，蒸发最强烈，导致了盐度最高。根据古水温计算结果，21.37℃的平均古水温反映了当时较温暖的古海水环境，这是微生物的繁盛的有利温度。奇1段-奇3段中下部整体水温逐渐变小，指示海水逐渐加深的特征，但奇3段顶部-奇4段古水温增高，这可能由于晚期地层经历构造抬升而受到大气淡水作用导致δ18O值偏负，从而影响T值计算结果。

在潮湿气候条件下V、Ni、Ba、Co等元素含量较高，而干旱气候条件下Sr等元素含量较高(熊小辉和肖加飞，2011)，奇格布拉克组微生物白云岩低V、Ni、Co含量(<5×10-6)及较高的Sr/Ba比值(平均值3.42)指示了当时为相对温干的气候。

元素的聚散与水深度(离岸距离)具有相关性，REE、Mo、Cu、Co、Ba、Pb等对古水深具有很好的指示意义(熊小辉和肖加飞，2011)，奇格布拉克组微生物白云岩的轻稀土元素与重稀土元素相对平衡的配分模式、低ΣREE(胡文瑄等，2010)和Mo、Cu、Co、Ba含量远小于深海值(Mo>5×10-6、Cu>90×10-6、Co>40×10-6、Ba>1000×10-6)说明研究区晚震旦世古水深整体很浅；自下而上Pb含量逐渐变小，反映了水体缓慢变深的过程，这与岩石特征序列一致。奇1段沉积期离岸最近，受陆源物质的影响导致Pb含量增高，同时也导致了87Sr/86Sr值整体明显高于同期海水值。

V/(V+Ni)值和δCe可以较好地反映氧化还原的程度，通常V/(V+Ni)值小于0.45、δCe大于1指示富氧环境，V/(V+Ni)值大于0.6、δCe小于0.6指示缺氧环境。奇格布拉克组微生物白云岩的V/(V+Ni)平均值为0.51、δCe平均值为0.93指示沉积期为弱氧化环境；此外主要富集在还原环境中的Cu、Zn含量不高(平均值分别1.18、7.86)也说明了其沉积期水体不深，为非还原环境。

综上所述，地球化学特征揭示研究区晚寒武世奇格布拉克组沉积期整体处于温干气候背景，为盐度较高、水温偏暖的弱氧化环境，海平面先逐渐上升后快速下降(图7)。根据岩石学特征分段，奇1段-奇2段以中-薄层状微生物白云岩和泥岩、砂岩互层为主，微生物岩厚度薄，孔隙发育相对少；奇3段-奇4段以厚层状微生物白云岩为主，微生物格架孔相对发育。岩石学和地球化学特征综合揭示奇1段-奇2段为潮间-潮上带沉积，发育潮上带泥云坪、潮间带上部低能叠层石坪、潮间带中-高能微生物丘滩和低能微生物层；奇3段-奇4段主要潮下中-高能带沉积，主要发育微生物丘，但奇4段受风化壳岩溶作用形成岩溶作用带。自下而上整体构成一个水体逐渐加深、晚期快速变浅的沉积序列(图8)。

图7 奇格布拉克组微生物白云岩地球化学参数变化趋势图

图8 奇格布拉克组沉积期沉积模式图

5.2 孔隙形成环境

碳酸盐岩中孔隙按成因主要可分为沉积期原生孔、表生期次生溶孔、埋藏期次生溶孔三类，孔隙成因的判识对认识储层主控因素与分布规律意义重大，尤其是原生孔和准同生期早表生溶孔的识别直接决定着相控型储层的预测。对于研究区奇格布拉克组微生物白云岩，从岩石学特征看，容易识别鲕粒和粘结颗粒白云岩中的粒间孔为原生孔隙，但其它类型孔隙的成因则很难判断。通过对比围岩和孔洞中碳酸盐胶结物的地球化学特征可以较好识别孔隙成因。

奇格布拉克组中下段微生物白云岩孔洞中两个纹层状白云石胶结物的δ13C值(平均值2.47‰)与围岩一致、δ18O值(平均值-4.81‰)略偏负的特征指示其形成于准同生期；3个粒状亮晶白云石胶结物δ13C值(平均值0.77‰)小于围岩、δ18O值(平均值-8.04‰)明显偏负的特征，指示其为准同生期大气水作用的产物。奇格布拉克组白云岩的Y/Ho值整体介于淡水(25～28)和海水值(>45)之间的特征，也反映了其在沉积期受到间歇性大气水的影响。此外，低白云石有序度反映白云石化作用发生在准同生期-浅埋藏期，说明孔隙形成于白云石化作用前，原岩早期白云石化使先存孔隙得以大量保持(郑剑锋等，2013；赵文智等，2014)。因此，奇格布拉克组中下段储层孔隙主要为原生孔或准同生期形成的大气水溶蚀孔洞。奇4段为岩溶角砾白云岩，岩溶缝洞发育，为典型的风化壳岩溶储层。孔洞胶结物以粗晶方解石和鞍状白云石为主，其中鞍状白云石胶结物的δ13C(平均值2.01‰)、δ18O(平均值-10.39‰)特征反映了其可能受到深部热液作用的改造(邢凤存等，2011)。

微生物白云岩及其孔洞胶结物的U-Pb同位素年龄序列，同样指示奇格布拉克组微生物岩储层孔隙主要形成于沉积期或准同期，并受到震旦纪末表生期大气水溶蚀作用的改造。根据统计，微生物岩中孔洞从边缘向中心依次发育纹层状、纤状、刀刃状、粒状亮晶、鞍状白云石和粗晶方解石6种产状碳酸盐岩胶结物的一种或多种。奇3段-奇4段4个样品(Q3-D3、Q3-D4、Q3-D5、Q4-D6)溶孔中纹层状、纤状、刀刃状和粒状白云石胶结物的U-Pb同位素年龄在误差范围内(516±20Ma～572±25Ma)都属于震旦系年龄范围内，且都小于对应样品微生物围岩的U-Pb同位素年龄(531±29Ma～619±38Ma)，因此可以判断溶孔形成的时间应和围岩年龄相当或略小，为沉积期或准同生期的产物。奇4段样品(Q4-D6)溶洞中心胶结的鞍状白云石U-Pb同位素年龄(174.3±4.7Ma)，指示其可能与燕山期的构造运动有关，热液沿断裂向上运移，在不整合面附近的孔洞带汇聚，形成胶结物。

综合岩石学和地球化学特征，奇格布拉克组微生物白云岩在准同生期受到大气水的溶蚀作用，发育原生粒间、粒内溶孔、微生物格架溶孔；末期，地层因“柯坪运动”抬升暴露，并受到较长时间的风化岩溶作用，岩溶作用范围约20m，发育溶蚀孔洞、溶缝和溶塌角砾砾间孔洞。此外，晚埋藏期储层受到热液作用改造，但多为破坏性的胶结、充填作用。

6 结论

(1)研究区上震旦统奇格布拉克组主要发育叠层石、凝块石、泡沫绵层石三种微生物岩和鲕粒、粘结颗粒两种与微生物作用相关的颗粒岩，同时还发育少量泥岩、砂岩、泥质白云岩，自下而上的相序组合特征可将其分为四个岩相组合段，为碳酸盐岩缓坡背景下的内缓坡潮坪-微生物丘滩沉积，整体构成一个水体逐渐加深、晚期快速变浅的三级层序。

(2)根据碳氧同位素计算的Z值和T值分别指示古海水具有较高的盐度和相对温暖的温度，较高的Sr含量和低V、Ni、Ba、Co含量指示相对干旱的气候背景，低REE、Mo、Cu、Co、Ba含量及相对高的Pb含量及87Sr/86Sr值指示晚震旦世古水深整体浅、离岸近，相对低的V/(V+Ni)值、Ce弱负异常和低Cu、Zn含量则指示了弱氧化海水的特征。

(3)5个微生物白云岩的U-Pb同位素年龄(531±29Ma～619±38Ma)和与之对应的不同产状碳酸盐胶结物的年龄(516±20Ma～572±25Ma和174.3±4.7Ma)以及δ13C、δ18O等地化特征综合指示微生物岩储层的孔隙主要为原生孔和准同生期大气水溶蚀孔，经历震旦纪末表生岩溶作用的改造及燕山期埋藏热液胶结作用的破坏。