Paleo-Fluid Migration and Conservation Conditions of Shale Gas in Jiaoshiba-Wulong Area
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摘要: 焦石坝-武隆地区差异构造带发育，古流体活动复杂，对页岩气保存条件影响较为关键.以两类典型背斜（高陡背斜和箱状背斜）的裂缝脉为研究对象，基于裂缝分形理论和碳、氧、锶同位素地球化学理论，揭示出不同构造的古流体活动差异与页岩气保存条件优劣的耦合性.研究认为：（1）构造变形与古流体活动性存在耦合性.构造应力集中部位（如箱状背斜枢纽、隐伏断层）较构造其他部位具更强的流体活动性.（2）古流体示踪差异与页岩气保存条件存在耦合性.同位素地球化学揭示出二叠系-下三叠统以内源流体活动为主，封闭能力较好，盆内高陡背斜带和盆外残余向斜五峰-龙马溪组页岩气具备一定勘探前景；中寒武统-下奥陶统存在跨层流体活动的痕迹，封闭能力变差，盆外箱状背斜下寒武统筇竹寺组页岩气勘探风险加大.Abstract: The development of the differential tectonic zones in the Jiaoshiba-Wulong area with complex paleo-fluid activities is crucial to the preservation of shale gas. The fracture veins of two typical anticlines (steep anticlines and box anticlines) are studied. Based on the theory of fractal fracture and carbon, oxygen and strontium isotope geochemistry, it reveals the differences of paleo-fluid activities in different structure and coupling of shale gas preservation conditions. The study suggests fellows:(1) There is coupling between tectonic deformation and paleo-fluid activity. The fluid is more active in the tectonic stress concentration areas (such as box anticlinal hinge, hidden faults) than other parts of the structure. (2) There is coupling between paleo-fluid tracer differences and shale gas preservation conditions. Isotope geochemistry reveals that the internal fluid flow dominates in the Permian-Lower Triassic formation, and the sealing ability is good. The Wufeng-Longmaxi shale gas of the high-steep anticline in the basin and the residual syncline outside the basin has certain exploration prospects. There exists the trace of cross-layer fluid activities in the Middle Cambrian-Lower Ordovician formation, and the sealing ability deteriorates. The risks of shale gas exploration in the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation of the box anticline outside the basin increased.
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Key words:
- Sichuan basin /
- fracture fractal /
- carbon, oxygen and strontium isotope /
- paleo-fluid /
- shale gas
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0. 引言
四川盆地广泛发育多套海相烃源岩，其中下寒武统筇竹寺组和上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组(以下简称五峰-龙马溪组)是重要的页岩气勘探层位.2000年以来针对该两套泥页岩的有机质类型、有机质丰度、有机质成熟度和孔隙结构以及其沉积相带等的研究取得重大进展(张金川等, 2004, 2008；刘树根等, 2009, 2011, 2013；聂海宽等, 2009, 2012；王兰生等，2009；邹才能等, 2009, 2012；聂海宽和张金川，2011；刘洪林和王红岩，2012).总体上这两套泥页岩均富含有机质、演化程度较高、脆性矿物含量高、有机质纳米孔隙发育，且横向厚度稳定、分布广泛.当前四川盆地内五峰-龙马溪组页岩气勘探取得巨大成功，已建成涪陵焦石坝、长宁-威远国家级页岩气示范区，下寒武统筇竹寺组仅在威远区块获得工业气流(如金页1井HF产量8万m3/d)，盆外广大强变形地区至今仍鲜有突破，无论是川北的城口-巫溪地区(如城页1井，巫溪1井，溪202等)还是渝东南地区(如酉页1井，岑页1井等).焦石坝构造上页岩气无阻流量与其远离断层的距离呈明显正相关性，构造破坏作用对页岩气散失的影响呈现渐变性的特点，预示出复杂构造区内的弱变形带仍具有一定的勘探潜力，给中国南方强构造变形地区的页岩气勘探带来一丝曙光.
上扬子四川盆地经历了多旋回构造演化和多期构造叠加改造作用，富有机质页岩普遍经历了早期深埋藏、后期强隆升剥蚀、强变形等地质作用，简称强改造作用(刘树根等，2016).十多年来的页岩气勘探促使四川盆地页岩气富集理论不断完善(聂海宽等，2012；郭彤楼和刘若冰，2013；郭旭升，2014；胡东风等，2014；邹才能等, 2015, 2016；刘树根等，2016；周文等，2016)，也揭示出构造与保存条件是中国南方页岩气勘探的重要因素(郭彤楼和刘若冰，2013；郭旭升，2014；胡东风等，2014；刘树根等，2016).当前关于四川盆地及周缘地区页岩气保存条件的控制因素主要有以下认识：(1)构造因素：包括断层作用、隆升剥蚀、变形作用等，现今勘探实践表明断层附近、强变形带、强剥蚀区等区域基本没有勘探前景(郭彤楼和刘若冰，2013；郭旭升，2014；胡东风等，2014)；(2)封盖条件：良好的顶底板和区域盖层能有效减缓(或阻止)页岩气的散失，有利于高压保持(郭旭升，2014；胡东风等，2014)；(3)页岩埋藏热演化史：页岩生烃生气和页岩储层保持超压都需要适当的埋深，过早过快的抬升将使得页岩层系抬升至浅层甚至出露地表，致使生气阶段提早结束，过早进入保存-散失阶段，大大增加了页岩气散失的风险(刘洪林和王红岩，2012；胡东风等，2014；刘树根等，2016)；(4)自封闭性：泥页岩具有低孔低渗的特点，常作为常规油气的盖层，因此泥页岩应具有一定的自封闭能力(张金川等，2004；郭彤楼和刘若冰，2013；胡东风等，2014；刘树根等，2016).自封闭性是内在因素，自封闭性破坏与否直接决定产层压力及含气量.目前关于自封闭机理及破坏的研究相对薄弱(刘树根等，2016).
本文研究区选在四川盆地东南部重庆焦石坝-武隆地区，位于盆地内外的结合部位，该区存在差异的构造变形、隆升剥蚀幅度和构造样式，这些差异势必造成地层中裂缝系统生长过程有所变化.本文通过研究典型构造样式的裂缝特征及其古流体活动特征，探讨盖层封闭性差异以及对页岩气的保存和富集的影响.
1. 区域地质背景
现有的深部地球物理资料(王绪本等，2013)显示四川盆地属于内部稳定、周缘强变形的克拉通盆地.盆地南缘位于特提斯-喜马拉雅构造域和滨太平洋构造域的交接转换部位，分别发育近东西向大娄山和北东向齐岳山构造带，受中国南方大陆陆内构造体系北西向扩展构造变形作用和印-亚大陆碰撞相关的青藏高原向东扩展体系变形作用影响，川东南地区发育不同构造变形样式，区域断裂和节理等破裂构造具有明显的多期性活动特征.中上扬子地区存在的多套滑脱层(泥页岩、膏盐岩)对四川盆地周缘的盆山结构的构造变形和演化起到重要的控制作用，是形成四川盆地内外不同构造样式的主要因素之一(沈传波等，2007；颜丹平等，2008；刘树根等，2011).自雪峰造山带向四川盆地构造变形持续减弱，恩施断裂与齐岳山断裂之间主体表现为隔槽式构造样式为主，背斜宽缓，核部出露下古生界，多被断层切割；齐岳山断裂与华蓥山断裂之间主体表现为隔档式叠加褶皱构造为主，高陡背斜核部多出露二叠系，两翼多发育逆冲断层，复向斜宽缓(图 1)(乐光禹，1996；颜丹平等，2008；梅廉夫等，2010).低温热年代学热史模拟研究揭示出盆外区普遍大于3 km剥蚀量，而盆内剥蚀量一般小于2 km(邓宾等, 2009, 2013；李双建等，2011).
川东南焦石坝-武隆地区主要发育高陡背斜和箱状背斜两种典型背斜样式.本文以焦石坝箱状断背斜、大耳山高陡背斜、接龙场箱状背斜为研究对象，对其发育的裂缝充填脉进行分形学和同位素地球化学研究，探究其流体活动与页岩气保存条件的耦合关系.野外观察点、裂缝研究及样品位置参见图 1a.
图 1 四川盆地川东南地区地质简图(a)及实测构造剖面图(b)Fig. 1. Geological map (a) and measured structural section (b) of the southeastern area in Sichuan basin(1) 焦石坝背斜位于重庆涪陵区罗云乡-天台乡地区，走向北北东(图 1a)，核部宽缓，出露下三叠统，两翼陡倾，断层发育，表现出似箱状断背斜形态(图 1b).焦石坝背斜核部以中下寒武统膏盐岩层为界，上下构造变形差异较大，下部的震旦系-下寒武统变形较强、断裂发育，上部的奥陶系-三叠系变形微弱、断裂不发育.两翼均有断层切穿志留系，向上消失于下三叠统(郭彤楼和张汉荣，2014; 郭彤楼, 2016).(2)大耳山背斜近南北走向，向南端过渡为北北东走向(图 1a)，核部出露二叠系，两翼高陡且不对称、发育隐伏断层，西翼地层多已倒转，表现为长轴高陡背斜形态(图 1b).大耳山背斜地表裂缝较为发育，两翼变形较强，且深部存在相对逆冲的断裂系统.(3)接龙场背斜位于重庆武隆县北部的接龙乡，北段走向近南北，南段被高桥断层错断，走向北北西(图 1a)，背斜核部平缓开阔，出露寒武系，翼部地层较陡，表现为等轴箱状背斜形态.
2. 研究方法与数据分析
2.1 研究方法
构造运动是产生岩石变形、破裂的主要外因，不同的构造样式和构造的不同部位之间在变形和破裂特征上存在差异(Ramsay and Huber, 1988)，流体活动也有不同.裂缝体系是构造变形和流体活动的共同载体，研究裂缝的属性特征可以反映构造变形和流体活动的强弱.
一般而言，裂缝系统形成和演化普遍受区域应力、局部断层活动等因素控制，此外裂缝系统的生长机制、应力场及应变特征也具重要的控制作用(Sanderson et al., 1994; Clark et al., 1995; André-Mayer and Sausse, 2007).一般地，裂缝系统产生的初期阶段，由于其较低的裂缝密度和孤立的分布形态，新裂缝可呈现出随机生长的模式.由于现存裂缝都会在其附近产生一种特定的应力状态，从而诱发新的裂缝的形成，因此在一定时间后，新裂缝出现的位置将不再是随机的，而是受到前期裂缝的影响.随着裂缝的持续生长，一些裂缝联结现象开始出现，同一方向上的许多静脉都以极小的间隔生长，最终形成了一些大的裂缝.最终，小范围内的裂缝系统达到饱和状态，在这个系统内裂缝的密度是相似的，没有新的裂缝产生，即裂缝系统达到了门限值并趋于稳定.但在这个区域外部，裂缝仍在按照前述过程生长，即裂缝从孤立—聚集生长—联结—变宽—均匀化—饱和的过程逐渐向外扩展(André-Mayer and Sausse, 2007).
分形理论是现代非线性科学中的一个重要的分支，它的基本特征是：(1)自相似性；(2)无标度性；(3)自仿射性(Mandelbrot, 1983; 辛厚文，1993；谢和平，1997).如今分形理论已经在诸多领域得到广泛的应用.在地学领域，一般认为同一条件下形成的地质体其相似程度最大，可视为同一个无标度区，满足自相似性.自然界中许多地质现象具有标度不变性，例如岩石裂缝、断层、地震、火山喷发、矿藏、油井的频度和特征值大小之间的分布等(付晓飞等，2007；邓宾等，2010).研究岩石中裂缝脉的几何学特征和分形分布特征可以定量研究裂缝发育程度、连通性和聚集程度，探索流体的活动性差异.结合同位素地球化学研究，可以示踪流体的来源，评价地层系统保存条件.
目前常用的裂缝分形的研究方法有：(1)裂缝宽度(厚度)的频数累积分布规律研究.自然条件下大部分裂隙(或其充填脉)宽度的频数累积分布函数趋向于幂律分布，其关系式为N(t)=Cd(t) < -D.式中N(t)为大于等于某宽度t的脉体总条数；C为常量；D称为分维数(Scholz and Cowie, 1990).据大量理论研究和实际研究成果：D值较高时，如D>1多表明裂缝系统中以细窄脉发育为主，流体活动性较弱；D值较低时，如D < 1多表明裂缝系统中脉体宽度分异，发育较多的宽厚脉体，具有更强的流体活动性(Clark et al., 1995; McCaffrey and Johnston, 1996；Gillespie et al., 1999).(2)裂缝间距的变差系数研究.该方法是运用裂缝间距的离散程度来表征研究裂缝的聚集程度，其公式为Cv=δs/μs(Cox and Lewis, 1966).式中:δs为相邻裂缝间距的标准偏差；μs为裂缝平均间距.由于满足泊松分布规律的裂缝系统，其裂缝间距的标准偏差和平均值是一样的，因此其Cv=1；如果裂缝是聚集发育的，则Cv>1；如果裂缝是非聚集(或发散)发育的，则Cv < 1；当裂缝是等间距分布时，因其标准偏差为零，故Cv=0(Gillespie et al., 1999).本文采用Cv和D是两个指标联合判定，标准如下：(1)Cv>1，D < 1，表征裂缝聚集分布、宽脉较发育，综合评价为流体活动性强；(2)Cv < 1，D>1，表征裂缝发散分布、细脉较发育，综合评价为流体活动性弱；(3)Cv < 1，D < 1和Cv>1，D>1，分别表征裂缝发散分布、宽脉较发育和裂缝聚集分布、细脉较发育，综合评价为流体活动性中等.由于裂缝生长初期形成细窄脉体，因此脉体变宽意味着流体活动持续增强；此外随着裂缝持续生长，裂缝分布也将经历由初期的零星分散转变为后期的聚集成网的变化的过程.
目前，碳、氧、锶同位素已被广泛地用于追踪流体源区、流体运移路径和水-岩反应过程.由于氧同位素分馏效应明显，碳同位素分馏效应较弱，锶同位素基本不存在分馏效应，因此采用锶同位素分析为主，碳、氧同位素分析为辅来示踪流体，能有效地对碳酸盐岩地层中的流体活动进行追踪(Derry et al., 1992；Castorinal et al., 1997；黄思静等，2002；王国芝和刘树根，2009).
海水的锶同位素组成主要受壳源和幔源两个来源锶的控制：(1)壳源锶主要由大陆古老硅铝质岩石风化提供(相对富87Sr)，87Sr/86Sr的全球平均值为0.711 9(Palmer and Elderfield, 1985)；(2)幔源锶主要由洋中脊热液系统或海底火山作用提供(相对富86Sr)，87Sr/86Sr平均值为0.703 5(Palmer and Elderfield, 1985).此外，海相碳酸盐岩化学风化提供的重溶锶(初始值为0.708 0左右)(Banner，2004)以及大气水的加入也是影响海水锶同位素组成的重要因素.
显生宙以来海相碳酸盐岩的平均δ13C(PDB标准)值为0±4‰，δ18O(SMOW标准)值为20‰~24‰(Veizer and Compston, 1976；Hoefs and Sywall, 1997).沉积介质的物理、化学条件对海相碳酸盐岩的碳氧同位素有一定的影响，沉积介质盐度的增高会引起δ13C值变大，δ18O值增高.大气水的注入会使δ13C值和δ18O值降低.此外，有机质对海相碳酸盐岩碳同位素有重要影响.还原条件下所沉积的碳酸盐岩比氧化条件下形成的碳酸盐岩富集δ13C；生物繁盛、有机质快速埋藏比生物匮乏、有机质低速埋藏的沉积环境下形成的碳酸盐岩富集δ13C.成岩温度对δ18O有较大影响，成岩作用中的重结晶作用、白云石化作用和淡水淋滤作用等都会使原始碳酸盐岩沉积物中δ18O值降低.通常成岩温度就越高，成岩强度越大，δ18O值越低(陈锦石，1983；张秀莲，1985；陈好寿，1994).
2.2 数据采集与分析
2.2.1 裂缝脉分形特征对比
裂缝的发育和扩展主要受构造作用影响，野外观察到在箱状背斜枢纽部位和高陡背斜两翼隐伏断层附近，裂缝脉的宽度和规模有所增强.总体上研究区内多以切层裂缝发育为主，大耳山高陡背斜两翼多发育高角度切层裂缝，接龙场箱状背斜切层脉和近顺层脉体均发育；另外，接龙场箱状背斜脉体的长度和宽度较大耳山高陡背斜优势明显.基于裂缝的一维采样方法，共获得有效脉体数据1 734组，以下对路线剖面和重点部位的典型脉体及分形属性展开描述(表 1，图 2，图 3).
表 1 焦石坝-武隆地区裂缝特征统计Table Supplementary Table tatistical data of fracture features in the Jiaoshiba-Wulong area构造名称 采样点 层位 地层产状(°) 均脉宽(mm) 脉密度(条/m) 脉宽密度(mm/m) 变差系数Cv 分维数D 拟合度R2 焦石坝
背斜东部10* 嘉陵江组T1j 78∠8 2.39 18 44 1.000 1.64 0.96 25* 嘉陵江组T1j 90∠6 1.98 13 25 1.340 1.75 0.94 大耳山
高陡
背斜18* 嘉陵江组T1j 125∠76 1.72 39 68 1.160 1.71 0.98 15 上二叠统P2 104∠70 1.65 34 56 0.780 2.53 0.90 14 上二叠统P2 103∠68 1.57 39 62 0.995 2.11 0.97 9 下二叠统P1 93∠40 1.35 61 84 0.620 2.49 0.98 7※ 上二叠统P2 95∠53 1.46 38 57 1.060 2.16 0.99 5※ 飞仙关组T1f 115∠58 2.63 21 56 0.810 1.53 0.97 2 嘉陵江组T1j 36∠28 2.05 23 48 0.910 2.10 0.85 38 嘉陵江组T1j 116∠23 1.20 32 38 0.700 2.38 0.93 接龙场
箱状
背斜590 飞仙关组T1f 315∠24 1.38 15 22 1.319 2.08 0.99 592 上二叠统P2 292∠54 4.33 25 111 0.625 1.08 0.96 593 下二叠统P1 240∠73 5.55 18 184 1.257 0.80 0.98 599 大湾组O1d 333∠19 2.55 12 30 1.066 1.28 0.99 600 后坝组 C3h38∠11 1.98 11 22 1.154 1.82 0.94 602 平井组 C2p38∠11 1.79 33 61 1.120 1.64 0.98 607 桐梓组O1t 291∠24 1.85 45 84 1.000 1.49 0.97 611 平井组 C2p73∠12 1.84 19 36 0.582 1.13 0.89 612 平井组 C2p97∠13 2.16 16 36 1.326 1.88 0.96 616 平井组 C2p285∠76 2.02 34 71 0.647 1.61 0.98 627 上二叠统P2 110∠25 1.87 25 47 1.127 1.44 0.93 注：采样点中带*标注(如10*)位于大耳山西隐伏断层附近；带※标注(如7※)位于大耳山东侧隐伏断层附近. 
图 2 焦石坝-大耳山地区典型脉体及裂缝分形学构造剖面B201井为投影位置,黄色实线表示地层,红色虚线表示裂缝脉Fig. 2. Typical vein and fracture fractal section in the Jiaoshiba-Daershan area
图 3 接龙场背斜典型脉体及裂缝分形学构造剖面黄色实线表示地层，红色虚线表示裂缝脉Fig. 3. Typical vein and fracture fractal section in Jielongchang anticline(1) 焦石坝背斜平缓区(页岩气高产区)出露地层平缓、构造变形微弱(郭旭升，2014)；在背斜北东部(罗云乡与焦石镇之间)邻接大耳山背斜的区域，下三叠统嘉陵江组地层产状一般小于10°.野外观察点位置参见图 1，灰岩中发育高角度切层剪张性脉(图 2a, 2c)，并见疑似断层破碎带，被灰岩角砾和粗晶方解石充填(图 2b).据裂缝分形学统计分析(表 1)，变差系数Cv均值1.17略大于1，分维数D均值1.7>1.0，均脉宽2.19 mm，均脉密度16条/m.脉体分形特征揭示出其以细窄裂缝聚集发育为主，流体活动性中等.
(2) 大耳山背斜路线剖面由南东-北西向穿越大耳山(图 1，图 2h).两翼多发育近垂直层面的张性脉、剪张性脉，其次是近顺层和斜切层的张性脉，脉体一般延伸不远，属于短而窄的细脉；核部多发育网状剪张性节理脉、切层节理脉(图 2d, 2e, 2f)，其脉宽普遍较小(多数≤2 mm).据裂缝脉分形学统计分析(表 1)，变差系数Cv介于0.62~1.16，均值0.87<1.00，分维数D介于1.53~2.53，均值2.12> 1.00，均脉宽1.7 mm，均脉密度35条/m.脉体分形特征揭示其以细窄脉非聚集发育为主，流体活动性B201井为投影位置，黄色实线表示地层，红色虚线表示裂缝脉不强，局部构造部位(如两翼点7、18)Cv略大于1，流体活动有所增强(图 2g).
(3) 接龙场箱状背斜路线剖面沿北西-南东向(图 1，图 3e).背斜北西翼下三叠统-二叠系岩层陡倾，枢纽部位二叠系中近顺层脉体集中发育(图 3a).下志留统砂岩内顺、切层石英脉均发育；局部出现强褶皱变形、劈理化和顺层滑脱断层，断层内见角砾和石英脉充填(图 3b).背斜核部寒武系产状平缓，颗粒-泥晶白云岩中发育高角度切层脉(图 3c)，局部发育近顺层方解石脉.穿过核部，其南东翼较北西翼产状变缓.据裂缝脉分形学统计分析(表 1)，接龙场背斜变差系数Cv介于0.58~1.33，均值1.02，多数大于1.00，分维数D介于0.80~2.08，均值1.47，均脉宽2.48 mm，均脉密度23条/m.脉体分形特征揭示总体以细窄脉体聚集发育为主，流体活动性中等，背斜枢纽部位附近(北西翼点593)以宽厚脉体聚集发育为主(Cv=1.26，D=0.80)(图 3d)，表现出偏强的流体活动性.
对比脉体分形指数，均值Cv接龙>1>Cv大耳山，均值D接龙 < 2 < D大耳山，表明总体上接龙场背斜的裂缝强度和流体活动强度大于大耳山背斜.
2.2.2 裂缝脉地球化学分析
焦石坝背斜北东部(罗云乡与焦石镇之间)下三叠统嘉陵江组2个观察位置(点10和点25)共采集3件样品(图 1，表 2).无论是节理脉还是破碎带内的粗晶方解石及其围岩87Sr/86Sr值(表 2)均在早三叠世正常海水87Sr/86Sr值变化范围内(0.707 4~0.708 5)，说明流体来自下三叠统嘉陵江组自身.围岩与脉体同位素值存在差异(表 2)，样品Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=1.8×10-4~4.2×10-4，Δδ13C(c-v)=0.2‰~1.0‰，Δδ18O(c-v)=-0.1‰~-1.1‰，表明流体主要并非直接来自围岩，而是同层其他部位的碳酸盐岩重溶.成脉流体主要为内源异位流体，指示下三叠统嘉陵江组仍然处于相对封闭的流体环境.
尽管裂缝分形统计分析揭示焦石坝背斜北东部下三叠统内裂缝具有中等强度的流体活动性，但内源流体活动为主的特点表明作为区域盖层的下三叠统仍具有稳定的封盖能力.
大耳山高陡背斜自北西向南东共8件样品(图 4a1)，所有样品的裂缝脉与其围岩87Sr/86Sr值(表 2)都介于围岩同期正常海水87Sr/86Sr值变化范围内(T1:0.707 4~0.708 5; P2:0.706 7~0.707 6; P1:0.707 3~0.708 3)(图 4a2，表 2)，不存在明显的壳源锶的输入，表明流体以内源流体为主.Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=-1.8×10-4~3.8×10-4，Δδ13C(c-v)=0.5‰~5.6‰，Δδ18O(c-v)=1.3‰~7.3‰，不同样品的脉体与围岩之间同位素差异较大(表 2)，暗示其流体活动存在差异性.
图 4 焦石坝-大耳山构造脉体的锶同位素特征Fig. 4. Graph of strontium isotope of the veins in the Jiaoshiba-Daershan structure由于成岩温度对氧同位素δ18O有较大影响，因此据裂缝脉氧同位素值的差异大致将样品分为2类，Ⅰ类是δ18O(v)>20‰，如7S，9S，14S，15S，18S；Ⅱ类则δ18O(v) < 20‰，如2S，5S，38S.Ⅰ类样品Δδ18O(c-v)=1.3‰~2.8‰，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=-1.8×10-4~2.3×10-4，Δδ13C(c-v)=0.5‰~2.6‰，围岩与脉体锶、碳、氧同位素相近或差异不大，主要指示一种内源或内源异位流体.Ⅱ类样品Δδ18O(c-v)=7.2‰~7.3‰，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=0.1×10-4~3.8×10-4，Δδ13C(c-v)=0.5‰~5.6‰，围岩与脉体锶、碳同位素相近或存在差异，氧同位素差异显著，δ18O(v)显著负异常可能与成岩温度有关，主要指示一种内源异位的高温流体，结合构造剖面(图 4a1)推测大耳山东侧隐伏断层活动可能导致流体温度升高.
综上分析，大耳山背斜二叠系-下三叠统的流体以内源或内源异位流体活动为主，未见明显的跨层流体活动迹象，也未受到显著的大气水作用，表明其作为盖层仍具有较好的封闭能力.
接龙场箱状背斜自北西-南东共采样16件(图 1，图 5a1).志留系龙马溪组上部的二叠系-下三叠统嘉陵江组内(590S、592S、593-1S、593-2S、627S)，脉体和围岩的87Sr/86Sr值(表 2)均介于围岩同期正常海水87Sr/86Sr值变化范围(T1:0.707 4~0.708 5; P2:0.706 7~0.707 6; P1:0.707 3~0.708 3)，表明流体以内源流体活动为主(图 5a2).Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=-8.8×10-4~1.2×10-4，Δδ13C(c-v)=1.20‰~2.2‰，Δδ18O(c-v)=0.1‰~1.1‰，围岩与脉体同位素相近(如590S、592S、627S)或存在差异(如593-1S、593-2S、593-3S)(表 2)，表明其流体为内源或内源异位流体.630S围岩富锶而脉体正常，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=19.4×10-4，一般认为排除外源富锶流体改造的因素，围岩富锶通常是沉积期有壳源锶的输入，Δδ18O(c-v)=3.9‰，Δδ13C(c-v)=0.3‰，围岩与脉体的锶、氧同位素差异明显，推测流体以内源异位流体为主.总体上该区域二叠系-下三叠统仍然处于相对封闭的流体环境，这意味着盆地边缘五峰-龙马溪组泥页岩的上覆盖层的封闭能力尚存.
志留系龙马溪组页岩下部的奥陶系-中上寒武统主要出露在箱状背斜的转折端(图 5a1)，样品的脉体与围岩的同位素存在差异(表 2)，87Sr/86Sr值呈现出不同的特点，依据脉体、围岩与围岩同期海水87Sr/86Sr值(O1:0.708 8~0.709 3,
C2-3:0.708 1~0.709 3)的大小关系大致将样品分为以下3类：(1)围岩和脉体均富锶：如样品599S、602S、611-2S；(2)围岩正常，脉体富锶：如样品607S、612S和611-1S；(3)围岩富锶，脉体正常：如样品600S、616S.下文将分别进行分析讨论.表 2 焦石坝-武隆地区裂缝脉及围岩的碳氧锶同位素Table Supplementary Table Carbon, oxygen and strontium isotope data of fracture vein and country rock in the Jiaoshiba-Wulong area样品号 地层 围岩(c) 裂缝脉(v) 围岩-裂缝脉(c-v) 描述 (87Sr/86Sr)(c) δ13C(c)
(‰)δ18O(c)
(‰)描述 (87Sr/86Sr)(v) δ13C(v)
(‰)δ18O(v)
(‰)Δ(87Sr/86Sr)(c-v)
(10-4)Δδ13C(c-v)
(‰)Δδ18O(c-v)
(‰)10-1S T1j 生物屑灰岩 0.708 03 -1.9 23.8 张性方解石脉 0.707 85 -2.3 24.9 1.8 0.4 -1.1 10-2S T1j 生物屑灰岩 0.708 03 -1.9 23.8 破碎带内粗晶
方解石脉0.707 61 -2.1 23.9 4.2 0.2 -0.1 25S T1j 泥晶灰岩 0.708 12 -1.4 23.4 节理方解石脉 0.707 86 -2.4 24.1 2.6 1.0 -0.7 18S T1j 泥晶灰岩 0.708 04 1.0 22.6 节理方解石脉 0.707 99 -1.1 20.4 0.5 2.1 2.2 15S P2 瘤状灰岩 0.707 29 2.1 44.3 张性方解石脉 0.707 28 1.6 23.5 0.1 0.5 20.8 14S P2 泥晶灰岩 0.707 18 3.6 24.9 剪张性方解石脉 0.707 21 1.0 23.1 -0.3 2.6 1.8 9S P1 泥晶灰岩 0.707 55 4.3 22.8 剪张性方解石脉 0.707 32 3.5 21.5 2.3 0.8 1.3 7S P2 生物屑灰岩 0.707 26 4.8 24.7 节理方解石脉 0.707 44 2.7 21.9 -1.8 2.1 2.8 5S T1f 砂屑灰岩 0.707 92 -1.3 22.6 张性方解石脉 0.707 90 -1.8 15.4 0.2 0.5 7.2 2S T1j 泥晶灰岩 0.708 59 -0.5 24.9 节理方解石脉 0.708 21 -2.4 17.7 3.8 1.9 7.2 38S T1j 泥晶灰岩 0.708 06 3.2 25.7 方解石脉 0.708 05 -2.4 18.4 0.1 5.6 7.3 590S T1f 粒屑灰岩 0.707 45 2.5 22.9 张节理方解石脉 0.707 33 1.3 22.8 1.2 1.2 0.1 592S P2 泥晶灰岩 0.707 41 2.7 23.6 张性方解石脉 0.707 54 1.4 22.5 -1.3 1.3 1.1 593-1S P1 瘤状灰岩 0.707 23 4.1 22.6 剪张性方解石脉 0.707 73 2.2 21.6 -5.0 1.9 1.1 593-2S P1 瘤状灰岩 0.707 23 4.1 22.6 张性方解石脉 0.708 11 1.9 21.5 -8.8 2.2 1.1 593-3S P1 瘤状灰岩 0.707 23 4.1 22.6 方解石脉 0.707 73 2.9 21.5 -5.0 1.2 1.1 597S S1ln 粉砂岩 0.730 76 \ \ 石英 0.717 46 \ \ 133.0 \ \ 599S O1d 生物屑灰岩 0.715 25 -0.5 19.5 剪张性方解石脉 0.723 34 -1.9 18.6 -80.9 1.4 0.9 600S C3h砂屑白云岩 0.711 09 2.0 22.5 张性方解石脉 0.709 66 -2.0 13.0 14.3 4.0 9.5 602S C2p泥质白云岩 0.710 17 0.1 22.7 顺层方解石脉 0.709 16 -1.2 20.2 10.1 1.3 2.5 607S O1t 泥晶灰岩 0.709 17 -2.5 21.7 张性方解石脉 0.709 59 -3.3 19.0 -4.2 0.8 2.7 611-1S C2p泥晶灰岩 0.709 17 -2.5 21.7 晶洞方解石脉 0.710 18 -7.8 19.0 -10.1 5.3 2.7 611-2S C2p颗粒灰岩 0.709 62 -1.3 22.3 节理方解石脉 0.710 38 -1.0 21.5 -7.6 -0.3 0.8 612S C2p砂屑白云岩 0.708 36 -1.1 22.1 剪张性方解石脉 0.709 59 -3.1 19.1 -12.3 2.0 3.0 616S C2p泥晶白云岩 0.709 71 -0.8 23.5 张性方解石脉 0.709 28 -1.1 20.3 4.3 0.3 3.2 627S P2 生物灰岩 0.707 09 4.2 24.5 张性方解石脉 0.707 05 1.7 25.1 0.4 2.5 -0.6 630S T1j 泥晶白云岩 0.709 52 -0.7 23.1 张性方解石脉 0.707 58 -1.0 19.2 19.4 0.3 3.9 注:(1)δ13C采用PDB标准, δ18O采用SMOW标准; (2)地质历史时期正常海水87Sr/86Sr值范围, T1:0.707 4~0.708 5;P2:0.706 7~0.707 6; P1:0.707 3~0.708 3;S1:0.707 8~0.708 7;O2-3:0.707 9~0.708 8;O1:0.708 8~0.709 3; C2-3:0.708 1~0.709 3;(3)15S的δ18O(c)异常高，不做讨论.
图 5 接龙场背斜脉体的锶同位素特征Fig. 5. Graph of strontium isotope of veins in the Jielongchang anticline(1) 围岩和脉体均富锶，此类成脉流体可能原本就富锶，也可能是受围岩影响而富锶.大湾组生物碎屑灰岩中样品599S位于转折端边缘，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=-80.9×10-4，Δδ13C(c-v)=1.4‰和Δδ18O(c-v)=0.9‰，脉体比围岩富锶，其碳、氧同位素相近，由于大湾组为一套粉砂质页岩、页岩夹生物碎屑灰岩，因此富锶流体可能主要来自大湾组内其他部位的碎屑岩，即为内源异位流体.
平井组
C2p灰岩中样品611-2S与559S同位素特征相似，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=-7.6×10-4，Δδ13C(c-v)=-0.3‰和Δδ18O(c-v)=0.8‰，由于平井组不含碎屑岩，因此流体可能来自深部地层，如深部的碎屑岩层或者穿过碎屑岩地层(萃取壳源锶)的更深层海源流体(黄思静等, 2002, 2004)，围岩与流体发生了一定程度的同位素交换.上寒武统后坝组
C3h砂屑白云岩中样品600S，87Sr/86Sr(c-v)=14.3×10-4，围岩比脉体富锶，因此围岩沉积期可能有壳源锶的输入.Δδ13C(c-v)=4.0‰，Δδ18O(c-v)=9.5‰，围岩与脉体的碳、氧同位素均差异较大，表明流体并非来自围岩.δ18O(v)=13.0‰显著负异常可能与成岩温度有关.流体本身是否富锶则难以判定，一种可能是流体自身并不富锶，即流体可能仅是海相碳酸盐岩重溶的热流体，其与围岩发生了一定程度的同位素交换后而变得富锶；还有一种可能是流体自身富锶，如穿过碎屑岩地层的更深层海源热流体.(2) 围岩正常，脉体富锶，此类成脉流体多为外源富锶流体.背斜东翼下奥陶统桐梓组O1t样品607S(表 2)Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=-4.2×10-4，Δδ13C(c-v)=0.8‰和Δδ18O(c-v)=2.7‰，脉体比围岩富锶、贫碳氧，表明流体是外源流体，可能是穿过碎屑岩地层的深层海源流体.样品612S(表 2)的同位素特征与607S相似，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=-12.3×10-4，Δδ13C(c-v)=2‰和Δδ18O(c-v)=3‰，其流体也应为穿过碎屑岩地层的深层海源流体.
平井组
C2p样品611-1S，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=-10.1×10-4，Δδ13C(c-v)=5.3‰和Δδ18O(c-v)=2.7‰.其δ13C(v)=-7.8‰h -4.0‰.在成岩作用中，淡水淋滤和生物降解可使δ13C和δ18O均变轻，该脉体为晶洞内充填脉，其成因可能与大气水作用密切相关.(3) 围岩富锶，脉体正常，此类脉体多为内源异位流体.平井组
C2p内，样品602S，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=10.1×10-4，Δδ13C(c-v)=1.3‰和Δδ18O(c-v)=2.5‰；样品616S，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=4.3×10-4，Δδ13C(c-v)=0.3‰和Δδ18O(c-v)=3.2‰，脉体比围岩贫锶、氧，流体并非直接来自围岩，可能是内源异位流体.综上分析，接龙场背斜下古生界裂缝脉的碳、氧、锶同位素特征复杂，古流体来源多样，既有内源异位流体活动，又有来自深部的富锶流体跨层活动，同时局部还受大气水作用影响.中上寒武统-奥陶系作为下寒武统筇竹寺组泥页岩的盖层，跨层流体活动的出现表明其封盖能力遭受到一定程度的破坏.
志留系小河坝组-龙马溪组样品597S，砂岩围岩及石英脉(表 2)均极度富锶，Δ(87Sr/86Sr)(c-v)=133×10-4，砂岩富含长石等陆源硅酸盐，其Rb衰变产生的放射性成因锶在地质历史中逐渐增加，造成87Sr/86Sr值偏高.对比分析(表 2，图 5)发现，以志留系为分界，接龙场背斜上古生界和下古生界存在显著的流体活动差异，下古生界的深部流体穿层活动与上古生界的内源流体活动形成鲜明对比.这种差异也表明深部跨层流体未能贯穿志留系迁移到上覆地层，上古生界和下古生界为相对独立的流体循环系统.野外观察到下志留统泥页岩中存在明显的顺层滑动变形，这一定程度上抑制构造变形向上扩展，阻断深部流体的向上运移.
3. 讨论
(1) 焦石坝-武隆地区下三叠统-中寒武统存在两种相互独立的流体循环系统，揭示出不同的盖层封闭性条件，这对该区域的两套页岩气产层的勘探具有重要的意义.①五峰-龙马溪组页岩气：自雪峰造山带向四川盆地由于构造变形持续减弱，据此推测盆内的高陡背斜具有比大耳山背斜更好的盖层封闭性，盆外向斜区虽具备五峰-龙马溪组页岩的纵向封闭条件，但远离盆地，这种封闭条件可能慢慢变差.②筇竹寺组页岩气：由于自四川盆地向雪峰造山带构造变形持续增强，盆外箱状背斜的盖层保存条件可能劣于接龙场背斜，加之下古生界的强烈褶皱变形和桐湾期不整合作用造成筇竹寺组下底板封闭性较差等不利因素的共同影响，盆外东南缘筇竹寺组页岩气勘探风险加大.
(2) 中下三叠统膏岩层系普遍视为有效区域盖层，对常规油气和非常规气都具有重要的保存意义(刘树根等，2013；郭彤楼和张汉荣，2014).本文研究证实盆地东南缘强烈变形区二叠系-下三叠统盖层的封闭性仍然有效，因此盆地周缘五峰-龙马溪组页岩气勘探中多口钻井的失利可能另有原因.基于焦石坝、长宁-威远等区块的多口钻井岩芯观察揭示：①无论高产井还是低产井，其龙马溪组底部大都存在顺层滑动变形，发育薄层的顺层方解石脉体，部分岩心出现有机质炭化产生的镜面构造.②低产井(如包201等)的龙马溪组下部普遍发育较多的高角度切层裂缝，大都被方解石充填，而高产井较少发育这种高角度裂缝.高角度裂缝的强烈发育揭示出页岩优质产层段遭受了较强的切层破坏作用.裂缝既可以增加储层渗透率和连通性，又可能导致气体向上下层位扩散运移，引起储层压力降低.在北美Fortworth盆地Barnett页岩气开发中，裂缝发育区域钻井的页岩气产能低，高产井普遍位于裂缝不发育或者欠发育区域(Curtis, 2002；Gale et al., 2014)，Barnett页岩的裂缝系统大都是被方解石等矿物充填的，低产的原因主要可能是压裂过程中切层裂缝的开启造成气体向上下层位散失，此外高角度裂缝的形成过程本身也是一次页岩气运移或散失的过程.四川盆地长宁地区的五峰-龙马溪组页岩裂缝发育度与北美Barnett页岩相当，而焦石坝地区则裂缝发育度更高(王玉满等，2016).基于以上分析，页岩产层段的破坏程度可能是页岩气保存(或富集)的关键因素之一，重点关注页岩优质产层段的裂缝预测和研究，可能会大大提高勘探成功率.
(3) 接龙场箱状背斜核部平缓区切层裂缝脉聚集发育，具有较强的跨层流体活动，这可能与强隆升剥蚀作用(刘树根等，2016)和志留系上下构造层的差异变形作用(郭旭升，2014)等因素密切相关.①隆升剥蚀过程中温压场的调整会对裂缝的生长和扩展起到积极作用，当裂缝持续生长并彼此连通后，盖层的封闭性能自然随之下降.②焦石坝地区上下构造层的差异变形(郭旭升，2014；陈祖庆等，2016)揭示出下构造层褶皱变形强烈、逆冲断层发育，盆外隔槽式褶皱区源于基底滑脱面和寒武系滑脱面的逆冲断层较盆内更加发育(参见地震剖面，郭彤楼和刘若冰，2013)，可能会促使下古生界跨层流体活动持续增强.
4. 结论
(1) 构造变形与裂缝发育、流体活动存在一定的耦合性，强变形作用和断层活动积极促进了裂缝的扩展，增强了流体的活动性.①对比两种典型构造样式，分形指数揭示出接龙场箱状背斜流体活动性强于大耳山高陡背斜，指示由盆外向盆内流体活动性逐渐减弱的趋势，这与区域构造变形减弱-隆升剥蚀幅度减小的趋势相匹配.②就单一背斜而言，分形指数指示流体活动强烈的部位一般出现在枢纽部位(如箱状背斜)和断层(或者隐伏断层)附近(如大耳山背斜)，反映出构造应力集中部位通常是流体活动性变强的区域.
(2) 流体地球化学揭示出四川盆地东南缘大致以志留系为分界，其上古生界内流体内源活动为主，其下古生界内流体跨层活动显著.这种差异对五峰-龙马溪组和下寒武统筇竹寺组两套页岩的盖层封闭性产生不同的影响.①盆内高陡褶皱区五峰-龙马溪组页岩气具备盖层封闭性，具有一定的勘探前景.②受下古生界强烈变形、桐湾期不整合作用等诸多因素影响，盆外下寒武统筇竹寺组页岩气勘探风险大大增加.
致谢: 本文受四川省科技支撑计划项目《强改造作用下川南地区下古生界页岩气保存条件研究》(2015SZ0001-02)资助，感谢成都理工大学重点实验室和核工业北京地质研究院在样品测试工作中提供的帮助和支持.对评审专家提出的宝贵意见和建议表示诚挚的谢意 -
图 1 四川盆地川东南地区地质简图(a)及实测构造剖面图(b)
Fig. 1. Geological map (a) and measured structural section (b) of the southeastern area in Sichuan basin
图 2 焦石坝-大耳山地区典型脉体及裂缝分形学构造剖面
B201井为投影位置,黄色实线表示地层,红色虚线表示裂缝脉
Fig. 2. Typical vein and fracture fractal section in the Jiaoshiba-Daershan area
图 3 接龙场背斜典型脉体及裂缝分形学构造剖面
黄色实线表示地层，红色虚线表示裂缝脉
Fig. 3. Typical vein and fracture fractal section in Jielongchang anticline
图 4 焦石坝-大耳山构造脉体的锶同位素特征
Fig. 4. Graph of strontium isotope of the veins in the Jiaoshiba-Daershan structure
图 5 接龙场背斜脉体的锶同位素特征
Fig. 5. Graph of strontium isotope of veins in the Jielongchang anticline
表 1 焦石坝-武隆地区裂缝特征统计
Table 1. tatistical data of fracture features in the Jiaoshiba-Wulong area
构造名称 采样点 层位 地层产状(°) 均脉宽(mm) 脉密度(条/m) 脉宽密度(mm/m) 变差系数Cv 分维数D 拟合度R2 焦石坝
背斜东部10* 嘉陵江组T1j 78∠8 2.39 18 44 1.000 1.64 0.96 25* 嘉陵江组T1j 90∠6 1.98 13 25 1.340 1.75 0.94 大耳山
高陡
背斜18* 嘉陵江组T1j 125∠76 1.72 39 68 1.160 1.71 0.98 15 上二叠统P2 104∠70 1.65 34 56 0.780 2.53 0.90 14 上二叠统P2 103∠68 1.57 39 62 0.995 2.11 0.97 9 下二叠统P1 93∠40 1.35 61 84 0.620 2.49 0.98 7※ 上二叠统P2 95∠53 1.46 38 57 1.060 2.16 0.99 5※ 飞仙关组T1f 115∠58 2.63 21 56 0.810 1.53 0.97 2 嘉陵江组T1j 36∠28 2.05 23 48 0.910 2.10 0.85 38 嘉陵江组T1j 116∠23 1.20 32 38 0.700 2.38 0.93 接龙场
箱状
背斜590 飞仙关组T1f 315∠24 1.38 15 22 1.319 2.08 0.99 592 上二叠统P2 292∠54 4.33 25 111 0.625 1.08 0.96 593 下二叠统P1 240∠73 5.55 18 184 1.257 0.80 0.98 599 大湾组O1d 333∠19 2.55 12 30 1.066 1.28 0.99 600 后坝组 C3h38∠11 1.98 11 22 1.154 1.82 0.94 602 平井组 C2p38∠11 1.79 33 61 1.120 1.64 0.98 607 桐梓组O1t 291∠24 1.85 45 84 1.000 1.49 0.97 611 平井组 C2p73∠12 1.84 19 36 0.582 1.13 0.89 612 平井组 C2p97∠13 2.16 16 36 1.326 1.88 0.96 616 平井组 C2p285∠76 2.02 34 71 0.647 1.61 0.98 627 上二叠统P2 110∠25 1.87 25 47 1.127 1.44 0.93 注：采样点中带*标注(如10*)位于大耳山西隐伏断层附近；带※标注(如7※)位于大耳山东侧隐伏断层附近. 
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表 2 焦石坝-武隆地区裂缝脉及围岩的碳氧锶同位素
Table 2. Carbon, oxygen and strontium isotope data of fracture vein and country rock in the Jiaoshiba-Wulong area
样品号 地层 围岩(c) 裂缝脉(v) 围岩-裂缝脉(c-v) 描述 (87Sr/86Sr)(c) δ13C(c)
(‰)δ18O(c)
(‰)描述 (87Sr/86Sr)(v) δ13C(v)
(‰)δ18O(v)
(‰)Δ(87Sr/86Sr)(c-v)
(10-4)Δδ13C(c-v)
(‰)Δδ18O(c-v)
(‰)10-1S T1j 生物屑灰岩 0.708 03 -1.9 23.8 张性方解石脉 0.707 85 -2.3 24.9 1.8 0.4 -1.1 10-2S T1j 生物屑灰岩 0.708 03 -1.9 23.8 破碎带内粗晶
方解石脉0.707 61 -2.1 23.9 4.2 0.2 -0.1 25S T1j 泥晶灰岩 0.708 12 -1.4 23.4 节理方解石脉 0.707 86 -2.4 24.1 2.6 1.0 -0.7 18S T1j 泥晶灰岩 0.708 04 1.0 22.6 节理方解石脉 0.707 99 -1.1 20.4 0.5 2.1 2.2 15S P2 瘤状灰岩 0.707 29 2.1 44.3 张性方解石脉 0.707 28 1.6 23.5 0.1 0.5 20.8 14S P2 泥晶灰岩 0.707 18 3.6 24.9 剪张性方解石脉 0.707 21 1.0 23.1 -0.3 2.6 1.8 9S P1 泥晶灰岩 0.707 55 4.3 22.8 剪张性方解石脉 0.707 32 3.5 21.5 2.3 0.8 1.3 7S P2 生物屑灰岩 0.707 26 4.8 24.7 节理方解石脉 0.707 44 2.7 21.9 -1.8 2.1 2.8 5S T1f 砂屑灰岩 0.707 92 -1.3 22.6 张性方解石脉 0.707 90 -1.8 15.4 0.2 0.5 7.2 2S T1j 泥晶灰岩 0.708 59 -0.5 24.9 节理方解石脉 0.708 21 -2.4 17.7 3.8 1.9 7.2 38S T1j 泥晶灰岩 0.708 06 3.2 25.7 方解石脉 0.708 05 -2.4 18.4 0.1 5.6 7.3 590S T1f 粒屑灰岩 0.707 45 2.5 22.9 张节理方解石脉 0.707 33 1.3 22.8 1.2 1.2 0.1 592S P2 泥晶灰岩 0.707 41 2.7 23.6 张性方解石脉 0.707 54 1.4 22.5 -1.3 1.3 1.1 593-1S P1 瘤状灰岩 0.707 23 4.1 22.6 剪张性方解石脉 0.707 73 2.2 21.6 -5.0 1.9 1.1 593-2S P1 瘤状灰岩 0.707 23 4.1 22.6 张性方解石脉 0.708 11 1.9 21.5 -8.8 2.2 1.1 593-3S P1 瘤状灰岩 0.707 23 4.1 22.6 方解石脉 0.707 73 2.9 21.5 -5.0 1.2 1.1 597S S1ln 粉砂岩 0.730 76 \ \ 石英 0.717 46 \ \ 133.0 \ \ 599S O1d 生物屑灰岩 0.715 25 -0.5 19.5 剪张性方解石脉 0.723 34 -1.9 18.6 -80.9 1.4 0.9 600S C3h砂屑白云岩 0.711 09 2.0 22.5 张性方解石脉 0.709 66 -2.0 13.0 14.3 4.0 9.5 602S C2p泥质白云岩 0.710 17 0.1 22.7 顺层方解石脉 0.709 16 -1.2 20.2 10.1 1.3 2.5 607S O1t 泥晶灰岩 0.709 17 -2.5 21.7 张性方解石脉 0.709 59 -3.3 19.0 -4.2 0.8 2.7 611-1S C2p泥晶灰岩 0.709 17 -2.5 21.7 晶洞方解石脉 0.710 18 -7.8 19.0 -10.1 5.3 2.7 611-2S C2p颗粒灰岩 0.709 62 -1.3 22.3 节理方解石脉 0.710 38 -1.0 21.5 -7.6 -0.3 0.8 612S C2p砂屑白云岩 0.708 36 -1.1 22.1 剪张性方解石脉 0.709 59 -3.1 19.1 -12.3 2.0 3.0 616S C2p泥晶白云岩 0.709 71 -0.8 23.5 张性方解石脉 0.709 28 -1.1 20.3 4.3 0.3 3.2 627S P2 生物灰岩 0.707 09 4.2 24.5 张性方解石脉 0.707 05 1.7 25.1 0.4 2.5 -0.6 630S T1j 泥晶白云岩 0.709 52 -0.7 23.1 张性方解石脉 0.707 58 -1.0 19.2 19.4 0.3 3.9 注:(1)δ13C采用PDB标准, δ18O采用SMOW标准; (2)地质历史时期正常海水87Sr/86Sr值范围, T1:0.707 4~0.708 5;P2:0.706 7~0.707 6; P1:0.707 3~0.708 3;S1:0.707 8~0.708 7;O2-3:0.707 9~0.708 8;O1:0.708 8~0.709 3; C2-3:0.708 1~0.709 3;(3)15S的δ18O(c)异常高，不做讨论.
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