实测了3个典型台地区的23条中新元古界剖面(图 1), 其中塔里木盆地8条, 华北盆地9条, 四川盆地6条。从露头到钻井剖面, 岩性均以白云岩、尤其是中厚层至块状的泥晶— 泥粉晶白云岩为主(表 1)。

图1

Fig.1

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	图1 中国典型台地区中新元古界露头与钻井剖面位置Fig.1 Location map of the Meso-Neoproterozoic outcrops and wells in typical platforms of China

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 中国典型台地区中新元古界露头与钻井剖面厚度 Table1 Thickness of the Meso-Neoproterozoic in outcrops and wells of typical platforms in China 盆地 剖面 地层 厚度/m 塔里木 盆地 肖尔布拉克西沟剖面 震旦系奇格布拉克组 200.80 什艾日克剖面 震旦系奇格布拉克组 164.50 苏盖特布拉克剖面 震旦系奇格布拉克组 172.90 肖尔布拉克东沟剖面 震旦系奇格布拉克组 140.10 桥古1井 震旦系奇格布拉克组 15.08 星火1井 震旦系奇格布拉克组 13.73 桥古102井 震旦系奇格布拉克组 7.75 星火101井 震旦系奇格布拉克组 6.70 华北盆地 蓟县剖面 蓟县系雾迷山组 3416.00 十三陵剖面 蓟县系雾迷山组 2234.88 易县剖面 蓟县系雾迷山组 1451.47 霸8井 蓟县系雾迷山组 1265.50 霸25井 蓟县系雾迷山组 1236.27 任观1井 蓟县系雾迷山组 909.61 淀5井 蓟县系雾迷山组 769.37 留12井 蓟县系雾迷山组 621.42 马90井 蓟县系雾迷山组 519.05 四川盆地 南江杨坝剖面 震旦系灯影组 832.00 石柱剖面 震旦系灯影组 423.00 磨溪8井 震旦系灯影组 320.80 高石101井 震旦系灯影组 131.24 磨溪21井 震旦系灯影组 101.66 磨溪17井 震旦系灯影组 29.00

表 1 中国典型台地区中新元古界露头与钻井剖面厚度 Table1 Thickness of the Meso-Neoproterozoic in outcrops and wells of typical platforms in China

1.1.1 塔里木盆地什艾日克剖面 震旦系奇格布拉克组厚164.5 m, 以中厚层白云岩为主, 依据岩性可分为3段(图 2)。下伏地层为苏盖特布拉克组, 以发育红色滨岸相碎屑岩为主。

图 2

Fig.2

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	图 2 塔里木盆地什艾日克剖面奇格布拉克组综合柱状图Fig.2 Integrated stratigraphy of the Qigbulak Formation in Shiazik section of Tarim Basin

奇格布拉克组一段厚18 m。底部为块状粉砂岩夹鲕粒白云岩薄层(薄层厚度30 cm), 向上粉砂岩中泥质含量增加且厚度减薄至小于20 cm。自中部薄层泥质粉砂岩往上, 纹层状泥晶白云岩由薄层逐渐演化至中厚层, 至顶部发育卷心菜状叠层石。卷心菜状叠层石在镜下可见含石英颗粒。总体反映出混积潮坪向生物丘过渡的海侵过程。

奇格布拉克组二段厚53 m。下部发育丘状、柱状叠层石白云岩(厚度多1~2 m)夹白云质泥岩薄层, 向上叠层石厚度减小至20 cm左右, 泥页岩单层厚度达1 m(最大海泛)。上部依次发育鲕粒白云岩、纹层状白云岩、波状叠层石白云岩及藻砂屑白云岩。总体反映生物丘先向泥云坪过渡再演化为颗粒滩、微生物丘的沉积序列, 指示该时期相对海平面经历了先上升再下降的过程。

奇格布拉克组三段厚93.5 m。底部为藻团块白云岩, 向上依次发育叠层石白云岩及砂屑白云岩与中薄层泥晶白云岩互层, 且颗粒白云岩厚度变小, 泥晶白云岩厚度变大。中部发育厚层至块状泥晶白云岩, 单套厚度达3 m以上。上部逐渐过渡为厚层块状砂屑白云岩。顶部为1套厚度约10 m的泥粉晶白云岩。与寒武系玉尔吐斯组泥岩呈不整合接触, 发育风化壳。总体反映颗粒滩— 云坪— 颗粒滩的沉积序列, 云坪沉积期海平面相对较高。

1.1.2 四川盆地杨坝剖面 相较于塔里木盆地的什艾日克剖面, 四川盆地杨坝剖面的灯影组同样以中厚层至块状的泥晶— 泥粉晶白云岩为主, 不同之处是杨坝剖面的白云岩中藻类等微生物相对较发育(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 四川盆地杨坝剖面灯影组综合柱状图Fig.3 Integrated stratigraphy of the Dengying Formation in Yangba section of Sichuan Basin

杨坝剖面灯影组厚832 m, 与下伏观音崖组石英砂岩呈不整合接触。灯影组可分为4段。

灯一段厚13 m。下部发育灰色厚层泥粉晶白云岩, 顺层溶缝、溶洞极发育, 底部溶缝宽度可达1 m左右; 上部主要发育灰色至浅灰色纹层状叠层石白云岩, 顺纹层溶缝、溶洞较发育。总体反映云坪向微生物丘过渡的沉积序列。

灯二段厚498 m, 可再分为2个亚段。下亚段下部发育灰色中厚层至块状“ 葡萄花边状” 叠层石白云岩, 厚约30 m, 其中葡萄花边状构造顺层面发育, 直径2.5~10 cm, 镜下表现为沿花边垂直方向发育渐变式生长的晶粒, 葡萄花边内部核心为泥晶组分; 中部为厚约50 m的灰色厚层泥粉晶白云岩夹叠层石白云岩条带; 上部藻白云岩条带减少, 泥晶白云岩段趋于均一致密, 局部可见窗格构造; 总体反映生物丘向云坪过渡的海侵沉积序列。上亚段下部主要发育灰色中厚层纹层状泥粉晶白云岩, 中部自下而上依次为波状叠层石白云岩、砂屑白云岩、夹泥质条带的泥粉晶白云岩; 至灯二段顶部泥质条带减少, 再次发育厚度约30 m的浅灰色中厚层至块状叠层石泥晶白云岩; 总体反映生物丘— 云坪— 生物丘的海侵海退旋回。

灯三段碎屑岩发育, 厚81 m, 自下而上依次为粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩。灯三段上部的暗色泥岩指示海泛达到最大。

灯四段厚240 m。下部以深灰色泥(粉)晶白云岩为主, 夹少量灰色薄层白云质泥岩; 这是杨坝剖面沉积厚度最大的一套泥(粉)晶白云岩, 约90 m, 相比灯二段, 本段藻类相对较少, 偶见有机质浸染层面现象。中上部藻类逐渐增多, 开始出现叠层石白云岩, 同时晶粒又变为泥粉晶, 再向上发育少量硅质白云岩。

1.1.3 华北盆地蓟县剖面 以蓟县剖面为代表的华北盆地中元古界雾迷山组地层厚度为719~3416 m。岩性基本上为白云岩, 且中厚层至块状的泥晶— 泥粉晶白云岩特别发育, 并含有大量的藻类微生物结构, 具有明显的旋回性。4个岩性段显示了4个沉积半旋回(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 华北盆地蓟县剖面雾迷山组综合柱状图Fig.4 Integrated stratigraphy of the Wumishan Formation in Jixian section of North China Basin

蓟县剖面雾迷山组厚度为3416 m, 与下伏杨庄组红色泥质白云岩呈整合接触。雾迷山组可分为4段。

雾一段厚860 m。底部为一套白色粉砂泥质泥晶白云岩; 下部发育灰白色中厚层泥晶白云岩、凝块状白云岩与水平纹层状藻白云岩; 上部主要发育灰色至浅灰色纹层状叠层石白云岩、泥晶白云岩、粉砂泥质白云岩和白云质页岩组成的韵律; 顶部被一套硅质结壳所覆盖。总体反映潮坪环境的海侵— 海退沉积序列。

雾二段厚766 m。雾二段内部旋回性极强, 自底部向上可划分为由灰色厚层凝块状白云岩、叠层石白云岩、块状泥晶白云岩夹燧石条带、水平纹层状白云岩、白云质页岩夹中薄层泥晶白云岩见燧石结核组成的韵律。顶部发育硅质结壳与红层。总体反映潮坪的海退沉积环境。

雾三段厚963 m。底部发育紫红色砂泥质白云岩; 下部以灰白色厚层泥晶白云岩和藻白云岩为主; 上部发育灰色凝块状白云岩、藻纹层白云岩、硅质白云岩、锥柱状叠层石白云岩、块状泥晶白云岩和泥质白云岩组成的韵律。总体反映潮坪环境的海侵— 海退沉积序列。

雾四段厚827 m。底部发育灰白色白云质砂岩; 下部为灰白色灰质白云岩和夹白色燧石条带厚层泥晶白云岩; 上部主要发育藻纹层白云岩和厚层叠层石泥晶白云岩。总体反映潮坪的海退沉积环境。

在实测23条野外和钻井剖面的基础上, 结合806块岩石薄片鉴定结果, 基于白云石的晶粒结构, 将中国典型盆地中新元古界白云岩分为晶粒白云岩、颗粒白云岩和微生物白云岩等3类8小类(表2)。

表 2

Table2

表 2(Table2)

表 2 中国典型台地中新元古界白云岩主要岩石类型及其分布 Table2 Main rock types and their distribution of the Meso-Neoproterozoic dolostones in typical platforms of China 岩石类型 岩性特征 分布层位 晶粒白云岩 泥晶白云岩 浅灰色, 薄层、中厚层至块状 中新元古界各层位占绝对优势 粉晶白云岩 浅灰色, 薄层、中厚层至块状 较少分布于中新元古界 细晶— 中晶白云岩 浅灰色, 薄层、中厚层至块状 偶见于中新元古界局部层位 颗粒白云岩 砂屑白云岩 浅灰色至灰色, 薄至中层, 白云石多泥晶结构 偶见于中新元古界局部层位 鲕粒白云岩 浅灰色、中层、白云石多泥晶结构 偶见于中新元古界局部层位 藻团块白云岩 灰色, 中层, 白云石多泥晶结构 中新元古界向上愈发育 微生物白云岩 含微生物白云岩 灰色, 中层, 白云石多泥晶结构 中新元古界向上愈发育 叠层石白云岩 灰色, 中层, 白云石多泥晶结构 中新元古界向上愈发育, 四川盆地 较华北和塔里木盆地更发育

表 2 中国典型台地中新元古界白云岩主要岩石类型及其分布 Table2 Main rock types and their distribution of the Meso-Neoproterozoic dolostones in typical platforms of China

1)晶粒白云岩。主要为泥晶白云岩及粉晶白云岩(图5-A, 5-B, 5-C, 5-G, 5-H, 5-I), 细晶— 中晶白云岩少量发育。泥晶白云岩及粉晶白云岩是中国典型盆地中新元古界的主要白云岩岩类, 从华北盆地中元古界蓟县系雾迷山组到塔里木盆地新元古界奇格布拉克组和四川盆地灯影组, 一般均为浅灰色至灰白色, 偶见紫红色或深灰色, 常见结构为中厚层至块状。中厚层至块状泥晶白云岩岩性致密, 内部均不发育成岩交代必需的流体输导缝洞体系, 显示岩石为原生沉积成因。

图 5

Fig.5

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	图 5 中国典型台地区中新元古界白云岩 A— 中厚层泥晶白云岩, 塔里木什艾日克剖面, 奇格布拉克组上段; B— 块状泥晶白云岩, 四川石柱剖面, 灯二段; C— 泥晶白云岩, 塔里木什艾日克剖面, 奇格布拉克组上段, 单偏光; D— 叠层石白云岩, 四川杨坝剖面, 灯二段下亚段, 单偏光; E— 砂屑白云岩, 塔里木什艾日克剖面, 奇格布拉克组上段, 正交光; F— 藻团块白云岩, 四川石柱剖面, 灯二段上亚段, 单偏光; G— 粉晶白云岩, 杨坝剖面, 灯四段, 单偏光; H— 泥粉晶白云岩, 桥古1井, 5756.05 m, 奇格布拉克组, 单偏光; I— 泥晶白云岩, 马检3井, 雾迷山组, 3712.57 mFig.5 The Meso-Neoproterozoic dolostones in typical platforms of China

2)颗粒白云岩。主要包括砂屑白云岩(图5-E)、藻团块白云岩(图5-F)及鲕粒白云岩等。在整个中新元古界, 颗粒白云岩不甚发育。在塔里木盆地奇格布拉克组和四川盆地灯影组, 颗粒白云岩中的颗粒和基质基本呈泥晶结构, 少见粉晶结构, 指示白云石为原生沉积(或准同生)成因。

3)微生物白云岩。中国典型盆地的中新元古界微生物白云岩包括含微生物白云岩及叠层石白云岩(图5-D)。在华北盆地雾迷山组和四川盆地灯影组, 叠层石白云岩甚为发育, 形成于潮间带至潮下带的纹层状、波状及柱状叠层石均可见。在三大典型盆地中, 微生物白云岩基本为泥晶结构, 具有鲜明的原生沉积特征。

野外露头考察及室内显微分析等表明, 塔里木盆地肖尔布拉克剖面、什艾日克剖面及桥古8井的震旦系奇格布拉克组中泥晶白云岩占比为93%~97%, 四川盆地杨坝剖面、石柱剖面及磨溪8井震旦系灯影组中泥(粉)晶白云岩占比为87%~91%, 华北蓟县剖面及霸8井雾迷山组中泥晶白云岩占比为86%~95%。

基于本次实测的3个典型台地区的23条剖面(图1), 并结合区域地质资料(河北省地质矿产局, 1982; 四川省地质矿产局, 1989; 新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993)及本团队前期研究成果, 认为塔里木、华北、四川等典型盆地区在中新元古代主要发育潮坪至台地沉积。

古地貌恢复结果显示, 塔里木盆地中新元古界沉积前的基底表现为中部呈近东西向隆起、南北两侧为较平坦台地(鲍志东和宋彦辰, 2019)^①(①鲍志东, 宋彦辰．2019．塔里木盆地震旦系白云岩类型及分布特征．中国石油大学（北京） 研究报告)。中新元古代, 在中部隆起上沉积形成颗粒滩和生物丘, 在两侧的台地区发育云坪及混积潮坪沉积(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 塔里木盆地奇格布拉克期晚期岩相古地理Fig.6 Lithofacies palaeogeographic map of the late Qigbulak Stage in Tarim Basin

华北盆地中元古代雾迷山期则发育广泛的潮坪沉积, 由南向北依次发育潮上、潮间及潮下带沉积(图 7)。

图 7

Fig.7

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	图 7 华北京津冀地区雾迷山期岩相古地理Fig.7 Lithofacies palaeogeographic map of the Wumishan Stage in Beijing-Tianjin-Hebei region, North China

四川盆地新元古代灯影期沉积面貌较为丰富, 为台地及台间盆地环境(王頔, 2017)。地球物理勘探表明本期同生断裂发育(中国石油勘探开发研究院, 2018)^②(②中国石油勘探开发研究院．2018．四川盆地震旦— 寒武纪裂谷演化及控储作用．内部资料), 持续的断陷造成台盆相间的沉积古地理格局(图 8)。

图 8

Fig.8

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	图 8 四川盆地灯影组四段沉积时期岩相古地理(据王頔, 2017, 有修改)Fig.8 Lithofacies palaeogeographic map of the depositional stage of Fourth Member of Dengying Formation in Sichuan Basin (modified from Wang, 2017)

在这些台地中, 云坪主要沉积的是泥晶白云岩、微生物泥晶白云岩及少量泥粉晶白云岩, 如塔里木盆地震旦系云坪、华北中部雾迷山组泥云坪和藻云坪等。颗粒滩主要分布于台内沉积基底正地貌区, 岩性以颗粒白云岩为主, 包括砂屑白云岩、鲕粒白云岩以及藻团块白云岩等, 反映水动力较强的浅水沉积环境。生物丘一般分布于潮坪或台内颗粒滩之上, 岩性主要为叠层石白云岩, 包括纹层状白云岩、波状叠层石白云岩以及柱状(卷心菜状)叠层石白云岩等, 反映潮汐或台地内部浅滩沉积环境。

从华北盆地中部中元古代雾迷山期到塔里木盆地和四川盆地新元古代晚期, 总体上均为潮坪及碳酸盐岩台地环境, 它们受“ 隆凹” 等构造格局控制, 发育晶粒白云岩、颗粒白云岩和微生物白云岩等。值得注意的是, 这些白云岩总体上均为泥晶结构, 指示从塔北隆起微生物丘至华北潮坪以及四川局限台地中的鲕粒滩, 无论水动力条件是强还是弱, 在中新元古代沉积的基本都为泥晶白云石, 包括泥晶砂屑及泥晶鲕粒等。

2.2.1 不同结构白云岩氧碳同位素的趋同性 δ ¹³C和 δ ¹⁸O 等稳定同位素分析可用于重建白云石沉淀时的液体性质, 尤其是 δ13C值, 其受沉积后的成岩作用影响很小(Keith and Weber, 1964; Taylor, 1974; Anderson and Arthor, 1983; Veizer et al., 1999; 钱一雄等, 2012; Husson et al., 2015; 任影等, 2016)。本次研究工作分别将四川盆地杨坝剖面灯影组白云岩按沉积构造(叠层构造、凝块构造、块状构造白云岩)与晶粒大小(泥晶、粉晶、细晶)送样至中国科学院地质与地球物理研究所进行碳氧同位素分析, 以探讨不同沉积结构与构造的白云岩分区特征。分析结果表明, 不管是不同沉积构造的白云岩, 还是不同级别晶粒的白云岩, 其在碳氧同位素分布上均不具有明显的分异特征; 呈主体分布的泥晶白云岩与少量出现的粉晶白云岩或极少出现的细晶白云岩, 均具有基本相似的碳氧同位素分布特征(图 9), 指示该地区灯影组不同类型的白云岩在成因上没有明显的区别, 或为同一成因机制。

图 9

Fig.9

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	图 9 不同沉积构造白云岩或不同晶粒结构白云岩的碳氧同位素分布Fig.9 Cross plot of carbon and oxygen isotopes of dolostones with different sedimentary structures or crystal structures

2.2.2 沉积温度的地球化学反映 塔里木盆地什艾日克剖面及四川盆地杨坝剖面的96块白云岩原岩样品碳氧同位素分析结果显示, 所有样品的碳同位素值分布与全球同期碳酸盐岩碳同位素变化趋势高度相似(图 10)。碳同位素可反映沉积时期海水的特征, 受碳酸盐沉积后的成岩作用影响较小(Epstein et al., 1953)。这表明, 塔里木盆地奇格布拉克期和四川盆地灯影期的海水特征与同期全球古海水碳同位素所反映的海水介质特征具有高度一致性(Wood et al., 2019)。

图 10

Fig.10

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	图 10 塔里木盆地什艾日克剖面奇格布拉克组白云岩碳同位素变化趋势Fig.10 Variation trend of carbon isotope from dolostones of the Qigbulak Formation in Shiazik section of Tarim Basin

氧同位素可作为古海水的温度标志(Epstein, 1951; Keith and Weber, 1964; Shackleton, 1974; Erez and Luz, 1983; 魏喜等, 2006; 任影, 2016)。根据塔里木盆地什艾日克剖面奇格布拉克组白云岩及四川盆地杨坝剖面灯影组白云岩等氧同位素分析, 中国典型盆地中新元古代海水的同位素温度较高。其中, 塔里木盆地奇格布拉克期海水的温度为15.38~48.2 ℃, 平均温度30.1 ℃; 四川盆地灯影期海水的温度为16~47.55 ℃, 平均温度31.86 ℃。

岩石学、沉积环境及地球化学等分析结果显示, 中国典型台地区的中新元古界, 包括塔里木盆地新元古界上震旦统奇格布拉克组、四川盆地新元古界上震旦统灯影组以及华北盆地中元古界蓟县系雾迷山组, 均发育了总量巨大、分布异常广泛的较典型的原生白云岩。

1)岩石学证据。白云石的晶体大小及形状反映了白云石成核及生长动力, 原生白云石乃沉积期大量矿物晶体同期沉淀而成, 呈极细的泥晶形态。塔里木、华北和四川三大典型克拉通盆地的中新元古界, 从野外剖面到钻井岩心均异常发育厚层至块状泥粉晶白云岩, 厚度占地层总量的86%~97%。这些海量的泥晶白云岩以及少量的粉(细)晶白云岩, 无论是否含有藻类和菌类等微生物, 次生交代作用都不发育, 显示这些以泥晶白云岩为主的中新元古界白云岩为原生沉淀成因。

2)沉积古地理证据。有别于显生宙以来的白云岩分布, 即泥(粉)晶的准同生白云岩主要发育于潮上与潮间等氧化咸化环境以及潮下带咸化潟湖等局部环境, 而细晶至中粗晶的准同生后白云岩主要分布于潮下带之外的台地环境, 中新元古界的泥晶白云岩几乎全部覆盖当时的海盆, 异常广泛发育于潮上带、潮间带以及潮下带之外的开阔或局限台地环境。这些原生泥晶白云岩的亚类在平面上受古基底“ 隆凹” 格局控制, 即低凹部位主要发育泥晶白云岩、高部位主要发育颗粒泥晶白云岩或丘状叠层石泥晶白云岩。

3)地球化学证据。不同沉积结构白云岩, 即泥晶白云岩与少量的粉晶和细晶白云岩, 和不同沉积构造白云岩, 即薄层、中厚层至块状的白云岩, 其碳氧同位素比值没有明显分区之分异, 且与同地史时期全球海水背景值吻合, 指示这些少量出现的粉晶及细晶白云岩的结构加粗为泥晶白云石晶粒自生加大成因, 而非次生交代成因, 即粉晶和细晶白云岩与泥晶白云岩一样, 均为原生沉淀成因。

针对中新元古代广泛分布、异常发育的海量规模白云岩沉积, 所涉及的第1个科学问题为巨量的Mg²⁺的来源, 第2个科学问题是海量白云岩原生沉淀的沉积动力学机理。这2个问题既相互独立, 又相互关联。

3.2.1 巨量Mg²⁺是否来源于地壳(幔)深部 显生宙地层中的白云岩大部分为后生交代成因的准同生后白云岩, 非原生成因的一个重要原因是否为显生宙以来海水中Mg²⁺浓度不及隐生宙的高(de Dolomieu, 1791; Von Der Borch, 1976; Botz and Von Der Borch, 1984)?

来自海相石盐原生流体包裹体成分的证据表明(Horita et al., 2002; Timofeeff et al., 2006), 地质时期海水Mg²⁺浓度呈周期性波动, 中新元古代海水显示出富Mg²⁺的特征, Mg²⁺浓度超过67 mmol/kg, 远高于显生宙绝大多数地质阶段。

随之而来的问题是, 隐生宙典型台地区海水中的高浓度Mg²⁺是否相当部分来自地壳(幔)深部?相关研究显示, 受Rodinia等超大陆裂解影响, 中新元古代华北盆地和塔里木盆地同生裂谷活动异常频繁, 深大断裂广泛发育(White, 1981; Wei等, 2014; 姜海健等, 2017; 吴林等, 2017; 杜金虎等, 2019; 魏国齐等, 2019)(图 11); 同样, 在四川盆地中新元古代同生深大断裂亦异常发育, 且自新元古代至早古生代逐渐减少(图12)。这些异常活跃、广泛发育的深大断裂可能为深部Mg²⁺等物质向上运移提供了通道。

图 11

Fig.11

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	图 11 华北中新元古代主要裂陷槽(A)与华北西部中新元古代同生断裂分布(B)(据杜金虎等, 2019; 魏国齐等, 2019; 有修改)Fig.11 Distribution of main aulacogens in North China (A) and syndepositional faults in western North China(B) during the Meso-Neoproterozoic(modified from Du et al., 2019; Wei et al., 2019)

图 12

Fig.12

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	图 12 四川盆地新元古代至早古生代同生断裂发育之地震剖面图①Fig.12 Seismic profiles showing syndepositional faults during the Neoproterozoic and Early Paleozoic

3.2.2 原生白云岩沉积动力是否源于高温与未知的催化剂 中新元古代原生白云石的海量沉积, 除了受海水中的高Mg²⁺浓度影响之外, 是否还受高海水温度等其他的白云石沉积化学动力学因素控制?

已有的研究表明, 影响原生白云石沉积的相关动力学因素较多, 比如藻类等微生物的代谢作用可能产生白云石化学沉积的催化剂。但是, 中新元古代早期微生物尚不甚发育, 尤其在水体稍深的开阔台地中微生物相对更少见, 因此微生物的生命活动不太可能是促进这些广泛分布的厚层至块状原生白云岩沉积的主导因素(Hsü and Siegenthaler, 1969; Vasconcelos et al., 1995; Turner, 2009)。

因此, 元古代大气中高于现代20~200倍的CO₂浓度(Kaufman and Xiao, 2003; Grotzinger and Knoll, 2017)造成的高温大气条件, 可能是白云石沉淀的重要影响因子。前人研究成果(Pratt, 2001; 旷红伟等, 2019)与近期本课题组相关团队研究结果均显示, 北美、华南、华北中新元古代地层中均常见风暴沉积, 反映了这一地史时期具风暴频发气候, 也从侧面证明中新元古代台地总体处于炎热的潮坪— 浅海环境, 因为大气高温是导致风暴频发的主要原因。

上述分析表明, 中新元古代的大气CO₂高浓度与较频繁的深大断裂热液补给共同造成的海水高温度与高Mg²⁺浓度, 可能是刺激催化Mg²⁺与HC O3-沉淀原生白云石的重要沉积动力学推手。

作为存在了250年之久的白云岩成因之谜, 尤其是其中的原生白云岩成因之谜, 本次研究的初步认识折射出一丝解谜之光。后续, 研究团队将进一步拓展中新元古界岩石学与沉积学、Si同位素和Mg同位素等地球化学、流体包裹体等的解析, 探索深化白云岩原生沉积的全球古构造、古气候、古环境等领域的认识, 推进中国乃至全球典型盆地原生白云岩成因机制的解译。

致谢 感谢中国石油天然气股份有限公司西南油气田分公司、华北油田分公司、塔里木油田分公司和中国石化集团新星石油有限责任公司在野外工作和资料使用方面的大力支持。感谢审稿人对文稿提出的建设性的修改完善建议。