川中地区下寒武统沧浪铺组下段碳氧同位素特征及其地质意义

马腾霄,和 源,朱利东,杨文光,曹志超,罗紫云,严 威,周 刚,龙虹宇,黄茂轩,陈 曦,钱红杉

(1.成都理工大学 沉积地质研究院,成都 610059;2.中国石油西南油气田分公司 勘探开发研究院,成都 610041;3.成都理工大学 地球科学学院,成都 610059)

四川盆地下寒武统沧浪铺组(C-1c)天然气勘探前景广阔［1］,前人对其层序地层［2-4］、古生物特征［5-6］、沉积演化［7-9］、岩相古地理［10-11］以及成藏条件［12］等进行了详细的研究,而针对四川盆地寒武纪沧浪铺期古气候、古海洋环境等方面的研究较为薄弱,鲜见相关报道。海相碳酸盐岩类在形成过程中能保存大量同期海洋原始化学信息［13-15］。因其记录的碳、氧同位素特征能近似地反映地质历史时期古海洋碳、氧同位素组成［16-17］,故而被广泛应用于地层［14,18-21］、古环境［13,15,22-23］和成矿成藏［24-25］等方面的研究。

为探究四川盆地沧浪铺期古气候、古海洋环境特征,进而为川中地区沧浪铺组油气勘探提供基础地质资料,本文对川中地区盐亭县风险探井——JT1井沧浪铺组下段碳酸盐岩样品进行连续、系统采样,在钻井资料和薄片研究的基础上,开展碳、氧同位素测定,探讨该地区沧浪铺组下段碳酸盐岩碳、氧同位素的组成特征,进而探讨沧浪铺期古海洋环境,以期为该区沉积充填序列和油气勘探提供基础地质数据。

1 区域地质背景

四川盆地是发育于上扬子克拉通结晶基底上的大型叠合盆地,经历了多期次构造演化［26］。研究区位于川中地区北部,区域构造上属于川中平缓构造区,主体处于乐山-龙女寺古隆起北斜坡。早寒武世筇竹寺期和沧浪铺期,兴凯地裂运动所形成的拉张槽处于壮年期至萎缩期,为填平补齐阶段［27］。四川盆地寒武系发育齐全,下寒武统沧浪铺组与下伏筇竹寺组(C-1q)呈整合接触［28］。

筇竹寺期扬子地块在快速海侵的影响下,海平面快速上升,扬子地台整体进入沉降阶段［29］,沉积了一套厚度巨大的浅海陆棚相泥质烃源岩［30］。沧浪铺期四川盆地发生海退,川中地区水体普遍变浅,陆源碎屑供给充足［30］,沧浪铺组表现为下段发育碳酸盐岩夹部分碎屑岩、上段发育碎屑岩的浅水陆棚相沉积特征［12］。

风险探井JT1井位于四川盆地中部盐亭县(图1-A),钻井总深度达7 766 m,钻遇灯影组四段。下寒武统筇竹寺组平行不整合于灯影组之上(其间缺失麦地坪组)。沧浪铺组位于该井7 048～6 850 m深度,总厚度约200 m。沧浪铺组下段主要出露大套灰岩、白云岩,偶夹数层泥质灰岩、泥岩;沧浪铺组上段岩石组合上主要包括泥岩、粉砂岩以及少量中砂岩(图1-B)。上述岩石特征总体代表了浅水陆棚相沉积组合［12］。

图1 四川盆地中东部大地构造位置图(据刘昭茜等［31］修改)及沧浪铺组综合地层柱状图Fig.1 Tectonic location map of central and eastern Sichuan Basin and comprehensive stratigraphic histogram of Canglangpu Formation

2 样品采集与测试

川中地区盐亭县风险探井JT1井中,沧浪铺组总沉积厚度约200 m。沧浪铺组下段主要发育浅水陆棚相碳酸盐岩类,并夹少量砂泥质碎屑岩,沉积厚度约80 m。本文的研究针对沧浪铺组下段采集的碳氧同位素样品65件,其中灰岩33件、白云岩27件、灰质泥岩5件,平均采样间距为1.0～1.5 m。样品选取过程中尽可能保证样品新鲜、无明显蚀变现象。样品的碳氧同位素测试分析工作由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。测试采用碳酸盐岩碳、氧同位素连续流分析测试方法,详细处理分析流程见刘汉彬等［32］。测试结果以V-PDB为标准,分别记为δ13CV-PDB和δ18OV-PDB,分析时采用碳酸盐样品GB04416、GB04417为标样进行校准,精度优于±0.1‰和±0.2‰。

3 结 果

3.1 岩石学特征

沧浪铺组下段以碳酸盐岩沉积与整合其下的筇竹寺组砂泥质岩区别开,该段底部出现泥质灰岩(图2-A)、砂屑灰岩(图2-B),其中孔隙多充填暗色沥青。向上出现鲕粒灰岩,鲕粒形态上多为放射鲕,鲕粒核心常为多晶或单晶方解石,个别细粒石英颗粒。镜下特征显示,部分鲕粒内核发育孔洞,并充填暗色沥青(图2-C)。重结晶颗粒灰岩中部分保留鲕粒形态残余(图2-D)。自底部向上,沧浪铺组下段中白云质含量逐渐增加,中上部以残余鲕粒白云岩、粉-细晶白云岩为主,其中白云石(部分呈菱形)占整个岩石的95%以上,具粉-细晶结构,部分视域保留鲕粒残余外形(图2-F)。部分层位白云岩中含少量陆源石英碎屑,各矿物晶间孔隙中充沥青(图2-G、I)。整个沧浪铺组下段灰质泥岩、泥质白云岩相对较少,主要呈夹层状产出(图2-E、H)。

3.2 碳氧同位素组成

川中地区JT1井中沧浪铺组碳酸盐岩碳氧同位素分析测试结果见表1。结果显示,本文样品具有相对均一的δ13C 组成,δ13C 值为-3.4‰～-0.4‰,平均为-1.4‰(图3)。自沧浪铺组下段底部(深度7 042 m)向上至6 969 m,样品δ13C值为-2.1‰～-0.4‰,而这一结果与正常碳酸盐岩δ13C在误差范围内基本一致(0±2‰)［13］。自6 969 m深度向上,大量出现δ13C<-2‰,可能反映了古海洋稳定同位素在组成上的细微变化,抑或是代表了古气候、古环境(即成岩环境)的改变。

图3 川中地区沧浪铺组碳酸盐岩δ13CV-PDB-δ18OV-PDB二元图解Fig.3 Cross plots of δ13CV-PDB-δ18OV-PDB of carbonate rocks from the Cambrian Canglangpu Formation in central Sichuan Basin

相较于碳同位素,样品氧同位素(δ18O)具有较大的变化范围：-10.8‰～-5.9‰,平均为-8.6‰。其中,绝大多数样点δ18O值处于大于-10‰范围内,测试的65件样品中,共11个样点δ18O<-10‰(图3)。图解结果显示,本次研究样点碳、氧同位素具有较低的相关性(R2=0.109 5)。

4 碳氧同位素特征

4.1 数据有效性分析

碳酸盐岩氧同位素组成主要受控于沉积水环境中水的同位素组成和沉积温度,且极易受后期构造、热液及大气降水等作用的影响［33］。因而,在运用碳氧同位素进行古环境恢复前须对其中保存的古海洋信息完整性进行评定［34］。一般而言,碳酸盐岩δ18O<-5‰时,则表明岩石遭受到一定程度的沉积后蚀变,其中的碳、氧同位素组成仍能基本代表沉积时期的海水同位素组成［35］,而碳酸盐岩δ18O<-10‰则表明可能受后期成岩作用影响较大［36］,数据已不可用。上文分析测试结果显示,本文少数样点δ18O在-10‰以下(-10.2‰～-10.8‰),暗示了一定程度的成岩蚀变。此外,研究表明,碳酸盐岩碳氧同位素之间的相关性是判断岩石是否经历成岩蚀变影响的又一特征指标［37］：当二者相关系数较低时,说明受到的影响不大,基本保留了原始海水同位素组成的有效信息。本文研究碳酸盐岩碳氧同位素之间相关性较低(R2=0.109 5,图3),说明样品受成岩蚀变影响较小。综合考虑上述缘由,为保证讨论结果的准确性,本次研究在后文分析讨论中扣除上述δ18O<-10‰样点进行(表1)。所选的54个样品的碳、氧同位素基本保存了海水原始的同位素信息,可以用于古环境的研究。

4.2 碳、氧同位素特征

4.2.1 碳同位素特征

自然界碳基本储藏于有机碳库和无机碳库之中［38］,在各种碳库中,碳酸盐岩碳同位素组成最高［39］。造成海相碳酸盐岩δ13C值变化的原因复杂,多与区域性地质事件相关［33-34］。腕足类化石被认为是确定海相碳酸盐岩原始同位素组成的最好标准［40］,前人采纳的早寒武世时期海相腕足类化石的δ13CV-PDB和δ18OV-PDB同位素值分别为-2.5‰～1.5‰和-10.0‰～-7.0‰［41］。研究区样品有效δ13CV-PDB值整体呈明显负偏,介于-3.4‰～-0.4‰之间,平均值为-1.4‰(表1),整体具有先升高后降低的趋势,深度7 039 m处-2.1‰至7 024 m处-0.9‰为波动较小;深度7 021～7 010 m处的碳酸盐岩受到一定程度的成岩蚀变,不予讨论;深度7 009～6 969 m处的碳同位素数值整体波动幅度不大,但相较下部波动明显;深度6 969～6 960 m处(即沧浪铺组下段和沧浪铺组上段界面)的碳同位素数值波动幅度十分明显(图4),绝大部分样品δ13CV-PDB值处于同期海相腕足的δ13C值分布区间内,仅3件样品δ13CV-PDB低于该时期海相腕足类化石的δ13CV-PDB值。然而,亦有相关文献指出,寒武纪沉积初期至龙王庙组沉积前这段时间范围内,海相碳酸盐岩δ13C值为-6‰～0.4‰［42］。因此,研究区碳酸盐岩样品的有效δ13C值能够反映该区域沧浪铺组下段沉积期海水的碳同位素组成特征。

图4 川中地区JT1井寒武系沧浪铺组下段碳、氧同位素含量与古环境特征Fig.4 Carbon and oxygen isotope contents and paleoenvironmental characteristics of the lower member of Cambrian Canglangpu Formation in Well JT1,central Sichuan Basin

目前多数学者认为,海相碳酸盐岩碳同位素负偏的主要是复杂的地质因素导致的海洋原始生产力降低引起［33-34,42-43］。就四川盆地寒武纪而言,导致海洋原始生产力变化的因素多认为与海平面变化有关［13,25,33-34,42-45］。沧浪铺组沉积初期,生物面貌相对繁盛［46］,四川盆地整体上呈“隆拗相间”的古地理格局［8］,受兴凯运动影响,扬子西缘快速隆升与大量剥蚀,相对海平面下降［47-49］。沧浪铺组下段为海退环境下的碳酸盐岩台地-混积陆棚沉积［11］,因此样品δ13C值整体表现为负值［43］,沧下段沉积末期,样品δ13C值负偏更甚,可能反映了海平面的进一步下降,为大套白云岩类形成提供理化环境。同时,由于研究区为海陆过渡相沉积环境［11］,易受海平面变化影响,因此样品δ13C值的相对变化趋势可能反映了海平面整体下降背景下的相对升降波动。

4.2.2 氧同位素特征

海相碳酸盐岩氧同位素能一定程度上保留沉积环境的水环境组分特征,但成岩作用过程中的诸多地质过程均会造成碳酸盐沉积物δ18O值明显变小,例如,白云岩化、重结晶作用以及淡水淋滤作用等［34］。上文分析结果显示,沧浪铺组下段碳酸盐岩δ18OV-PDB值具有相对较大的变化范围,介于-10.8‰～-5.9‰,平均值为-8.2‰,暗示一定程度的成岩期影响,其中,深度7 039～7 024 m处的碳酸盐岩δ18O值波动较小,在-10‰～-8.2‰之间;深度7 021～7 010 m处的样点δ18O值在-10‰以下(-10.2‰～-10.8‰);深度7 009～6 969 m处的δ18O值为-10‰～-6.2‰,整体波动幅度不大;深度6 969～6 960 m处(即沧浪铺组下段和沧浪铺组上段界面)的δ18O值波动幅度也较为明显。根据镜下岩性鉴别结果,本次研究不同岩性岩石氧同位素具有一定差异：(含)灰质泥岩氧同位素值平均为-8.3‰,灰岩类样品δ18O值平均为-9.7‰,且该值大于-10‰,均为灰岩类,白云岩氧同位素值平均为-7.4‰,这一结果显示本次白云石含量与δ18O值并不具明显正相关性,亦即表明本次研究对象氧同位素的较大范围可能并不是白云岩化的结果。同时,发生显著重结晶作用的灰岩氧同位素均值为-9.4‰,与未经历重结晶作用的灰岩类基本一致,故而我们认为重结晶作用对本文研究样品的氧同位素影响也并不明显。而在镜下显微特征中,我们也未见到受淡水淋滤作用形成的指征特征(如渗滤粉砂等)。因此,本次研究在剔除上述δ18O<-10‰样点后(表1),所选的54个样品的δ18O值介于-10.0‰～-5.9‰之间,平均值为-8.2‰,所获得的氧同位素基本可以代表古海洋理化条件。

5 古环境意义及讨论

5.1 古海洋盐度

碳、氧同位素值变化与沉积水体盐度具有一定关联性,能被用于区分陆相和海相沉积环境［50］。现代海洋的δ13CV-PDB值为-1‰～-2‰,δ18OV-PDB值为零左右,不超过1‰;淡水的δ13CV-PDB值介于-5‰～-11‰,δ18OV-PDB值低于零,最低可达-50‰［51-52］。碳氧同位素地球化学行为复杂,在不同载体中数值具有差异性［36,39］,虽然不同环境下形成的碳酸盐岩类碳、氧同位素值还存在一定争议［53-56］,但已有大量文献利用S.Epstein等［57］提出的经验公式对不同时代的碳酸盐岩形成时期的水体盐度指数进行讨论［34,56］。公式为Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50),当Z值小于120时,指示淡水沉积环境,反之则指示海相或陆相咸化湖泊沉积环境。计算结果表明(表2),JT1井沧浪铺组下段碳酸盐岩类Z值为116～123,平均为120。古盐度指数“Z值”显示,研究区沧浪铺下段沉积期水体盐度较高。Yuan J.Y.等［58］认为,“Z值”参数在判别海水成因和咸水湖泊成因碳酸盐岩方面缺乏敏感度,因此对于“Z值”较高的碳酸盐岩类沉积环境还应结合其他参数进一步讨论分析。

表2 川中地区JT1井寒武纪沧浪铺组古温度、古盐度数据Table 2 Data of paleotemperature and paleosalinity of the Cambrian Canglangpu Formation from Well JT1 in central Sichuan Basin

盐度经验公式S=δ18O+21.2/0.61被用于区分咸水湖相沉积和海相沉积［58-59］。计算结果表明(表2),研究区平均盐度为26.6‰,为咸水湖沉积环境［59］。然而,前人研究表明,沧浪铺组沉积期为典型海相沉积环境［1,9］。因此,直接利用盐度经验公式计算中生代以前地层的沉积水体盐度可能存在一定误差。由于蚀变作用,中生代以前的碳酸盐岩中δ18O值会发生改变,因此在利用盐度公式时,一般会用第四纪海相碳酸盐岩的δ18O平均值(-1.2‰)对样品δ18O值进行校正［34,60］。研究区碳酸盐岩δ18O平均值为-8.2‰,与第四纪海相碳酸盐岩δ18O平均值相差-7.0‰。因此,本次研究用δ18O=-7.0‰对样品进行校正,校正方法为δ18O校正=δ18O原始-(-7.0‰)。利用校正后的样品δ18O计算可得,研究区平均盐度为33.6‰,接近现代海水平均盐度。

研究区样品反映的古盐度指数(Z值)与古盐度(S)具有明显的相关性,表明利用上述指标能较好地反映地层沉积时期的海水盐度变化。从Z值和S值计算结果来看,虽然整体变化范围不大,但存在一定数值波动,海水盐度在沧浪铺早期较低,晚期较高(图4)。前人研究表明,沧浪铺下段沉积期,海平面波动明显［1,9］。因此,盐度指数和盐度数的低值可能是陆相淡水混入的结果。

5.2 古海洋温度

碳酸盐岩碳氧同位素组成不仅受水体盐度影响,其成岩环境温度亦是控制其稳定同位素组分的重要因素之一［34,60］。尽管有学者认为寒武纪时期碳酸盐岩氧同位素组成对揭示古海洋环境的研究意义不大［42］,但由于δ18O值受温度影响较大［60］,基于张秀莲［61］对氧同位素值反映成岩环境温度高低可行性的探讨,碳酸盐岩校正后的氧同位素值仍被用于探讨沉积水体温度［34,60］。

根据四川盆地寒武纪地层碳酸盐岩运用较广的古水温经验公式t=16.9-4.2(δ18O校正+0.22)+0.13(δ18O校正+0.22)2计算［13,33-34,43,45］(表2),沧浪铺组下段沉积期海水温度为11.6～29.6 ℃,平均为21.3℃,表明该时期研究区可能处于温暖或炎热的亚热带气候［13］。同时,沧浪铺组下段沉积期古水温存在一定波动,沉积早期温度相对较高,沉积晚期温度波动频繁,且温度有明显降低的趋势(图4)。

6 结 论

通过对钻井资料、镜下薄片的基础分析,以及川中地区下寒武统沧浪铺组65个碳酸盐岩样品的碳、氧同位素测试结果分析,得出以下认识：

a.川中地区北部寒武系沧浪铺组总体代表了浅水陆棚相沉积组合,沧浪铺组下段发育大套灰岩、白云岩,偶夹数层泥质灰岩、泥质白云岩。

b.川中地区北部寒武系沧浪铺组54个有效样品δ13C值为-3.4‰～-0.4‰,平均为-1.4‰;δ18O值为-10.0‰～-5.9‰,平均为-8.2‰;碳同位素值整体呈现先升高后降低的趋势,底部、中上部为负值,变化幅度较小,顶部整体为负值,波动范围大。

c.寒武系沧浪铺组下段沉积时期,海水温度为11.6～29.6 ℃,平均为21.3℃,属于温暖或炎热的亚热带气候。古海洋平均盐度为33.6‰,从古盐度指数(Z值)与古盐度(S)计算结果来看,虽然整体变化范围不大,但存在一定数值波动,可能与海平面波动、陆相淡水混入有关。