山東平邑盆地古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖碳氧同位素特征及其地質(zhì)意義

賈 瑜，黃文輝*

(1. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京) 海相儲(chǔ)層演化與油氣富集機(jī)理教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083；2. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京) 能源學(xué)院，北京 100083)

0 引 言

目前，碳酸鹽巖儲(chǔ)層在全球范圍內(nèi)已探明的油氣儲(chǔ)層中具有舉足輕重的地位[1-2]。根據(jù)埃信華邁(IHS Markit)的統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)顯示，碳酸鹽巖油氣資源占全球油氣資源總量的70%。中國(guó)碳酸鹽巖儲(chǔ)層具有豐富的油氣資源，碳酸鹽巖油氣資源約占全國(guó)油氣資源總量的30%[1-4]。其中，海相碳酸鹽巖油氣勘探發(fā)展較早，勘探開(kāi)發(fā)技術(shù)日趨成熟，相繼在四川盆地、塔里木盆地、渤海灣盆地、鄂爾多斯盆地發(fā)現(xiàn)了大型油氣田[5-8]。然而，湖相碳酸鹽巖的相關(guān)研究起步較晚，穩(wěn)定同位素、儲(chǔ)層及湖泊生物作用等方面研究至20世紀(jì)60年代才逐漸運(yùn)用到湖相碳酸鹽巖研究的相關(guān)領(lǐng)域[9-11]。20世紀(jì)80年代初，國(guó)外學(xué)者開(kāi)始針對(duì)湖相碳酸鹽巖的沉積模式[12]和碳氧同位素的地質(zhì)意義[13]等開(kāi)展了系統(tǒng)研究，并取得了很多成果。國(guó)內(nèi)學(xué)者對(duì)湖相碳酸鹽巖的系統(tǒng)研究亦始于20世紀(jì)80年代，相關(guān)研究主要集中在湖相碳酸鹽巖油氣勘探方面[14-15]。近年來(lái)，不少?lài)?guó)內(nèi)學(xué)者嘗試?yán)煤嗵妓猁}巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)分析古湖泊的環(huán)境演化特征及其對(duì)油氣勘探的意義[16-22]。其中，碳氧同位素分析作為研究古氣候的一項(xiàng)常規(guī)手段，在碳酸鹽巖研究領(lǐng)域應(yīng)用廣泛，對(duì)地層劃分與對(duì)比，恢復(fù)古水溫、古鹽度、古水文條件，以及其他古氣候環(huán)境研究具有重要作用[16-18,23-28]。

山東平邑盆地古近系官莊群碳酸鹽巖具有發(fā)育廣泛、單層厚度大、巖石類(lèi)型多樣的特點(diǎn)[29-31]。因此，該區(qū)湖相碳酸鹽巖研究對(duì)厘清中國(guó)東部中、新生代巖相古地理及油氣勘探具有重要意義。李熙哲等通過(guò)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、古生物、沉積模式等方面對(duì)平邑盆地的湖相碳酸鹽巖進(jìn)行了研究，并取得了一定成果[29-34]。但這些研究仍然存在兩個(gè)問(wèn)題：一是對(duì)平邑盆地湖相碳酸鹽巖碳氧同位素研究?jī)H略有涉及[35]，數(shù)據(jù)并不完善，這方面資料需要補(bǔ)充；二是對(duì)平邑盆地古環(huán)境的研究缺乏詳實(shí)的地球化學(xué)數(shù)據(jù)支撐[32-34]。針對(duì)上述兩個(gè)問(wèn)題，本文通過(guò)開(kāi)展平邑盆地古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖碳氧同位素研究，結(jié)合薄片鑒定及主量、微量元素分析，并綜合前人研究成果，探討了其古湖泊學(xué)意義，以期能在一定程度上豐富研究區(qū)古近系碳氧同位素?cái)?shù)據(jù)，對(duì)中國(guó)東部中、新生代湖盆的古氣候特征研究和油氣勘探等提供參考。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

平邑盆地位于山東省平邑縣柏林鎮(zhèn)柏林村(圖1)，地處魯西隆起帶汶泗凹陷的東南延伸部位，盆地呈NW—SE向展布，是一個(gè)狹長(zhǎng)的斷陷湖盆，面積約為540 km2[32-34]。蒙山斷裂東北部隆起為剝蝕區(qū)，平邑盆地在古近系沉積時(shí)期接收了厚度超過(guò)2 km的官莊群沉積[34]。官莊群地層主要發(fā)育碳酸鹽巖，具有厚度大、分類(lèi)廣、類(lèi)型多的特點(diǎn)[29-30]。

圖件引自文獻(xiàn)[47],有所修改圖1 山東平邑盆地地質(zhì)簡(jiǎn)圖Fig.1 Geological Sketch Map of Pingyi Basin in Shandong

對(duì)官莊群地層劃分，前人研究差別較大，主要區(qū)別在于對(duì)官莊群地層的細(xì)分方面[36-46]。根據(jù)張?jiān)銎娴葘?duì)平邑盆地的地層劃分結(jié)果，可知官莊群自下而上依次發(fā)育固城組、卞橋組、常路組和朱家溝組[39]。本文研究的目的層位為古近系官莊群卞橋組一段。研究區(qū)野外考察的平邑盆地柏林剖面(地理坐標(biāo)為(35°26′N(xiāo)，117°49′E))位于盆地的中部，全長(zhǎng)約為27.05 m。依據(jù)巖性、構(gòu)造等標(biāo)志，可將柏林剖面劃分為23個(gè)小層。通過(guò)野外實(shí)地露頭觀察，結(jié)合光學(xué)顯微薄片鑒定，根據(jù)Dunham碳酸鹽巖分類(lèi)體系[48]，對(duì)各層巖石進(jìn)行分類(lèi)定名，并繪制了平邑盆地古近系官莊群卞橋組一段湖相碳酸鹽巖綜合柱狀圖(圖2)。

2 分析方法與結(jié)果分析

2.1 分析方法

圖2 古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖綜合柱狀圖Fig.2 Comprehensive Column of Lacustrine Carbonate Rocks from the First Member of Paleogene Bianqiao Formation

經(jīng)過(guò)對(duì)山東平邑盆地柏林剖面的實(shí)地考察，本次研究共采集新鮮巖石樣品23件。由于碳酸鹽巖中的碳氧同位素極易受到成巖后生作用、沉積后的外來(lái)熱流、生物降解作用等多種因素的影響[17-18,23-24]，所以在選取測(cè)試樣品時(shí)，應(yīng)該首先排除受裂縫縫合、風(fēng)化作用、方解石充填及重結(jié)晶作用等因素影響的巖石樣品。通過(guò)顯微薄片鑒定，從所有新鮮樣品中篩選出19件未受影響的巖石樣品，在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所完成碳氧同位素分析測(cè)試。實(shí)驗(yàn)采用磷酸分離法，流程參照石油天然氣行業(yè)標(biāo)準(zhǔn)《有機(jī)物和碳酸鹽巖碳、氧同位素分析方法》(SY/T 5238—2008)[49]。具體實(shí)驗(yàn)步驟如下：先將碳酸鹽巖樣品用瑪瑙研缽研碎至0.09 mm以下，之后在110 ℃下烘烤2 h，放入干燥器中備用。由于碳酸鹽巖樣品的測(cè)試樣品量一般為5～20 mg，故取20 mg樣品與4～5 mL 100%正磷酸混合，置于60 ℃～70 ℃真空環(huán)境下，反應(yīng)至所有CO2均被收集。使用Thermo Fisher MAT-253型穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀進(jìn)行碳氧同位素分析，誤差低于0.2‰，分析結(jié)果見(jiàn)表1。主量、微量元素分析則在中國(guó)礦業(yè)大學(xué)煤炭資源與安全開(kāi)采國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。其中，運(yùn)用X射線衍射(XRD)法測(cè)試主量元素，利用電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)對(duì)微量元素進(jìn)行測(cè)試，實(shí)驗(yàn)過(guò)程依照國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)《硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法第30部分：44個(gè)元素量測(cè)定》(GB/T 14506.30—2010)[50]，分析結(jié)果見(jiàn)表2。

表1 碳氧同位素分析結(jié)果

注：δ13C和δ18O值均基于V-PDB標(biāo)準(zhǔn)計(jì)算得到。

2.2 結(jié)果分析

分析結(jié)果是否保留了原始碳氧同位素組成，是討論其地質(zhì)意義的前提。前人對(duì)判斷碳氧同位素?cái)?shù)據(jù)原始性的方法存在著各種爭(zhēng)議，但是達(dá)成了一個(gè)共同認(rèn)識(shí)，即地層年代越老，同位素分餾效應(yīng)越強(qiáng)，碳氧同位素原始組成破壞更加嚴(yán)重。前人研究表明，晚于侏羅紀(jì)巖石樣品中的穩(wěn)定同位素能更加有效地恢復(fù)古沉積環(huán)境[23-28]。Kaufman等發(fā)現(xiàn)δ18O值大于-10‰才具有原始性[51]。其他學(xué)者(如袁劍英等)認(rèn)為通過(guò)判斷碳氧同位素是否具有正相關(guān)性來(lái)確定巖石的原始同位素組合是否遭到成巖后生作用的破壞[18,52]。然而，黃文輝等在研究德國(guó)南部地區(qū)麻姆組碳酸鹽巖碳氧同位素時(shí)發(fā)現(xiàn)，相對(duì)穩(wěn)定的沉積環(huán)境會(huì)導(dǎo)致碳氧同位素具有良好的相關(guān)性[53]。因此，利用碳氧同位素的相關(guān)性這一標(biāo)準(zhǔn)來(lái)判斷分析結(jié)果是否保留數(shù)據(jù)原始性時(shí)，需要結(jié)合研究區(qū)實(shí)際的沉積環(huán)境條件。

表2 部分主量、微量元素分析結(jié)果

注：w(·)為元素含量(質(zhì)量分?jǐn)?shù)，下同)。

研究區(qū)所采集的樣品屬于古近系湖相碳酸鹽巖，地層年代較新，且19件巖石樣品的δ18O值均大于-10‰。因此，可以認(rèn)為研究區(qū)樣品的碳氧同位素?cái)?shù)據(jù)受到同位素分餾效應(yīng)較弱，基本保留了數(shù)據(jù)原始性。山東平邑盆地古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖碳氧同位素分析結(jié)果如下：碳同位素平均值為-2.9‰，大部分為-3.5‰～-2.5‰；氧同位素平均值為-7.6‰，大部分為-8.5‰～-8.0‰及-7.5‰～-6.5‰。

3 沉積環(huán)境分析

3.1 湖泊水體封閉性與開(kāi)放性

碳酸鹽巖中碳氧同位素的相互變化在一定程度上可以顯示出湖泊的不同特點(diǎn)，不同湖泊的碳氧同位素組成具有唯一性[54]。若湖泊的水文條件相對(duì)開(kāi)放，則此時(shí)水體交替速度快，停留時(shí)間短，其碳氧同位素受當(dāng)時(shí)注入水的影響較大，形成的碳酸鹽巖碳同位素和氧同位素變化是獨(dú)立的，碳氧同位素的相關(guān)系數(shù)就會(huì)??；反之，若湖泊的水文條件相對(duì)封閉，注入水量小，停留時(shí)間長(zhǎng)，其碳氧同位素變化基本受蒸發(fā)作用及湖泊水體大小的影響，碳氧同位素的變化具有聯(lián)動(dòng)性，碳氧同位素的相關(guān)系數(shù)就會(huì)大[16,22,26,54-57]。因此，依據(jù)碳酸鹽巖中碳氧同位素的變化情況，可以判斷湖泊水體的封閉性與開(kāi)放性。

Talbot通過(guò)研究不同時(shí)代湖泊水體變化時(shí)發(fā)現(xiàn)，碳氧同位素的相關(guān)系數(shù)(r)大于0.7且氧同位素變化波動(dòng)較大時(shí)，湖泊水體處于封閉狀態(tài)[54](圖3)。國(guó)內(nèi)學(xué)者在相關(guān)研究中也有類(lèi)似的發(fā)現(xiàn)[16,26,55]。圖4、5分別是根據(jù)平邑盆地古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖中碳氧同位素制作的散點(diǎn)圖和垂向曲線。圖4中碳氧同位素的相關(guān)系數(shù)為0.73，顯示較強(qiáng)的相關(guān)性，且δ18O值為-9.0‰～-6.0‰，波動(dòng)較大。從圖5可以看出，碳氧同位素整體上變化趨勢(shì)基本吻合，曲線顯示出較強(qiáng)的相關(guān)性。綜上所述，平邑盆地在這一時(shí)期所形成的湖泊水體具有停留時(shí)間長(zhǎng)的封閉性特點(diǎn)。

坦桑尼亞魯克瓦湖(Rukwa)有4個(gè)樣品，r=0.95；加納博蘇姆推湖(Bosumtwi)有12個(gè)樣品，r=0.97；肯尼亞與坦桑尼亞交界的納特龍—麥加迪湖(Natron-Magadi)有19個(gè)樣品，r=0.64；美國(guó)大鹽湖(The Great Salt Lake)有27個(gè)樣品，r=0.87；英國(guó)奧卡迪亞湖盆(Orcadian Basin)有12個(gè)樣品，r=0.93；以上數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[54]。中國(guó)山東平邑盆地有19個(gè)樣品，r=0.73圖3 封閉湖盆碳酸鹽巖碳氧同位素相關(guān)性Fig.3 Correlation of Carbon and Oxygen Isotopes for Carbonate Rocks from Closed Lakes

圖4 平邑盆地碳酸鹽巖碳氧同位素相關(guān)性Fig.4 Correlation of Carbon and Oxygen Isotopes for Carbonate Rocks in Pingyi Basin

圖5 δ13C、δ18O、Sr/Ba和Mg/Ca值隨深度變化特征Fig.5 Variation Characteristics of δ13C and δ18O Values, and Sr/Ba and Mg/Ca Ratios with Depth

3.2 古鹽度

前人在研究不同區(qū)域的碳酸鹽巖時(shí)發(fā)現(xiàn)，Sr和Ba含量對(duì)古鹽度的變化比較敏感[28,58-60]。因此，Sr/Ba值常用于區(qū)分淡水和鹽水。根據(jù)實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)繪制的平邑盆地碳酸鹽巖Sr/Ba值變化曲線如圖5所示。通常Sr/Ba值大于1被認(rèn)為是咸水，Sr/Ba值小于1被認(rèn)為是淡水[58-60]。研究區(qū)碳酸鹽巖Sr/Ba值主要為0.25～31.55，平均值為14.10，遠(yuǎn)大于1，反映了研究區(qū)在卞橋組沉積時(shí)期的湖水為咸水。平邑盆地在卞橋組中發(fā)現(xiàn)石膏礦層[30,37-39]，張礦明等在研究中也發(fā)現(xiàn)有孔蟲(chóng)類(lèi)及腹足類(lèi)螺化石[34]，表明平邑盆地在卞橋組沉積時(shí)期的水體應(yīng)該為咸水，與地球化學(xué)分析結(jié)果相符。

卞橋組一段下部地層(第3～10層)的碳酸鹽巖Sr/Ba平均值為12.8，中部地層(第11～17層)的碳酸鹽巖Sr/Ba平均值為14.3，上部地層(第18～23層)的碳酸鹽巖Sr/Ba平均值為16.5，說(shuō)明卞橋組一段碳酸鹽巖Sr/Ba值自下而上逐漸增加。從圖5中Sr/Ba值變化曲線也可發(fā)現(xiàn)相同的變化趨勢(shì)。因此，可以認(rèn)為隨著地層逐漸變新，平邑盆地的古鹽度呈現(xiàn)逐漸增加的趨勢(shì)(圖6)。

圖6 δ18O值、古鹽度、蒸發(fā)量/降雨量和古氣候隨深度變化特征Fig.6 Variation Characteristics of δ18O Values, Paleosalinity, Evaporation/Precipitation and Paleoclimate with Depth

3.3 古氣候

溫度對(duì)δ18O值的影響遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)溫度對(duì)δ13C值的影響[23-35,61-62],因此，利用氧同位素作為恢復(fù)古溫度的手段是十分有效的。對(duì)于一個(gè)封閉湖泊來(lái)說(shuō)，注入水(降雨量)與蒸發(fā)量之間的平衡控制著氧同位素的變化[54]。隨著蒸發(fā)作用的增強(qiáng)，水體中較多16O逸出，從而使碳酸鹽巖中18O增加[26,54-55]。因此，根據(jù)δ18O值變化可以反映當(dāng)時(shí)湖盆的蒸發(fā)量/降雨量變化，進(jìn)而能夠推斷出當(dāng)時(shí)湖盆的氣候變化。

卞橋組一段下部地層(第3～10層)的碳酸鹽巖δ18O平均值為-8.2‰，中部地層(第11～17層)的碳酸鹽巖δ18O平均值為-7.5‰，上部地層(第18～23層)的碳酸鹽巖δ18O平均值為-6.7‰。卞橋組一段下部地層的δ18O平均值小于上部地層的δ18O平均值，由此可以認(rèn)為下部地層的蒸發(fā)量/降雨量小于上部地層的蒸發(fā)量/降雨量，根據(jù)圖5中氧同位素變化曲線也可以看出這個(gè)特征。因此，可以認(rèn)為隨著地層變新，湖盆的蒸發(fā)量/降雨量逐漸增加(圖6)。

國(guó)內(nèi)學(xué)者在研究中發(fā)現(xiàn)，碳酸鹽巖Mg/Ca值會(huì)受到古氣候的影響[58-59,63]。Mg/Ca值高，斜率陡，數(shù)值變化起伏大，指示干熱氣候；而Mg/Ca值低，斜率緩，數(shù)值變化較平穩(wěn)，指示潮濕氣候[58-59]。然而，在運(yùn)用Mg/Ca值分析古氣候變化時(shí)，需要考慮地層中堿層影響。王隨繼等在研究泌陽(yáng)凹陷核桃園組地層時(shí)發(fā)現(xiàn)，堿層中鈉鹽開(kāi)始沉淀時(shí)，會(huì)使Mg/Ca值出現(xiàn)低值，甚至極低值，這會(huì)影響Mg/Ca值分析結(jié)果[64]。X射線衍射分析表明，研究區(qū)樣品K2O平均含量為0.17%，最高值僅為0.54%，Na2O平均含量小于0.01%，可判斷研究區(qū)巖層為非堿層。因此，可以使用Mg/Ca值判斷研究區(qū)的古氣候條件。

卞橋組一段碳酸鹽巖中Mg/Ca值主要為0.004 2～0.011 9，變化范圍較大。具體到不同的層段，碳酸鹽巖Mg/Ca值變化具有不同的特征。下部地層(第3～10層)的碳酸鹽巖中Mg/Ca平均值為0.005 5，最大值為0.006 8，最小值為0.004 5；Mg/Ca值變化起伏不大(圖5)，可以判斷出此時(shí)湖盆處于潮濕環(huán)境(圖6)。中部地層(第11～17層)的碳酸鹽巖中Mg/Ca平均值為0.006 7，最大值為0.011 9，最小值為0.004 5；從圖5可以看出，第12、17層碳酸鹽巖中Mg/Ca值出現(xiàn)高值，有明顯的數(shù)值變化，應(yīng)為干熱環(huán)境(圖6)；第13～16層碳酸鹽巖中Mg/Ca平均值為0.004 9，最大值為0.005 5，最小值為0.004 5，Mg/Ca值變化較小，應(yīng)為潮濕環(huán)境(圖6)；由此可以判斷出中部地層的湖盆應(yīng)處于半干熱環(huán)境。上部地層(第18～23層)碳酸鹽巖中Mg/Ca平均值為0.006 2，最大值為0.009 1，最小值為0.004 2；從圖5可以看出，Mg/Ca值變化起伏較大，斜率陡，可以判斷此時(shí)湖盆應(yīng)處于干熱環(huán)境(圖6)。

綜上所述，氧同位素及Mg/Ca值變化曲線大體上可以將平邑盆地這一時(shí)期的古氣候環(huán)境劃分為3個(gè)階段，即潮濕環(huán)境→半干熱環(huán)境→干熱環(huán)境(圖6)。

3.4 古水體環(huán)境

由于湖泊水體相較于海洋水體整體較小，所以湖相碳酸鹽巖對(duì)陸源注入、水動(dòng)力條件、水體漲落等水體環(huán)境變化非常敏感[29-31,33-35,54]。因此，通過(guò)對(duì)卞橋組一段的巖性變化及顯微特征進(jìn)行分析，能夠推斷出當(dāng)時(shí)湖盆的古水體環(huán)境演變。平邑盆地柏林剖面的巖性從地層底部到頂部整體變化依次為粗碎屑巖、核形石灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r、顆粒灰?guī)r、泥晶灰?guī)r/泥灰?guī)r。根據(jù)巖性序列垂向演化特征，可以大致推斷出在卞橋組一段沉積時(shí)期，湖盆水動(dòng)力隨著地層逐漸變新而減弱。此外，具體到卞橋組一段的不同層段還能夠發(fā)現(xiàn)其巖性變化有著明顯的區(qū)別和特點(diǎn)。

卞橋組一段下部地層(第3～14層)底部主要巖性為粗碎屑巖、核形石灰?guī)r，中部巖性變化為生物碎屑巖、顆?；?guī)r，再到頂部主要由泥晶灰?guī)r構(gòu)成(圖2)，反映出此時(shí)湖盆水體環(huán)境逐漸加深，水動(dòng)力逐漸減弱。從顯微特征上看，第3～9層主要為亮晶充填，富含生物碎屑及藻類(lèi)化石[圖7(a)]，第7～9層發(fā)育大量核形石，顆粒較大且呈多層規(guī)則紋層[圖7(b)]，具復(fù)合核心的特點(diǎn)，反映出此時(shí)湖盆水體屬于高能環(huán)境；第12～14層均為泥晶充填，且核形石發(fā)育數(shù)量較少，紋層具有無(wú)規(guī)則且呈團(tuán)塊狀的特點(diǎn)[圖7(c)]，說(shuō)明此時(shí)水動(dòng)力已經(jīng)減弱，湖盆水體屬于低能環(huán)境。

卞橋組一段上部地層(第16～23層)巖性發(fā)育較為復(fù)雜，主要巖石類(lèi)型為泥晶灰?guī)r、泥灰?guī)r，中間夾雜砂屑灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r、礫屑灰?guī)r(圖2)。巖性的快速變化反映出湖盆在該時(shí)期水體環(huán)境變化較大。從薄片顯微特征來(lái)看，第16～23層多為泥晶充填，說(shuō)明此時(shí)水動(dòng)力已經(jīng)減弱，湖盆水體屬于低能環(huán)境。卞橋組一段上部地層(第16～23層)發(fā)育的核形石數(shù)量較下部地層(第3～14層)少，且核形石的外形多不規(guī)則，呈凝塊狀紋層[圖7(d)、(e)]，個(gè)別地層能發(fā)現(xiàn)輪藻化石[圖7(f)]，這也說(shuō)明了此時(shí)的湖盆水體處于低能環(huán)境。

4 結(jié) 語(yǔ)

(1)山東平邑盆地古近系卞橋組一段湖相碳酸鹽巖碳氧同位素相關(guān)系數(shù)為0.73，說(shuō)明平邑盆地在古近系沉積時(shí)期是水體停留時(shí)間較長(zhǎng)的封閉性湖泊系統(tǒng)。

(2)根據(jù)Sr/Ba值可以認(rèn)為平邑盆地古近系沉積時(shí)期水介質(zhì)主要為咸水環(huán)境；隨著地層逐漸變新，古鹽度呈現(xiàn)逐漸增加的趨勢(shì)。

(3)氧同位素及Mg/Ca值反映平邑盆地古近系沉積時(shí)期的古氣候共經(jīng)歷潮濕環(huán)境→半干熱環(huán)境→干熱環(huán)境3個(gè)階段。

(4)通過(guò)巖性垂向序列演化及薄片特征可以推斷出平邑盆地古近系卞橋組一段沉積時(shí)期的水動(dòng)力條件為：隨著地層逐漸變新，水動(dòng)力條件逐漸減弱，湖盆水體逐漸由高能轉(zhuǎn)入低能環(huán)境。

圖7 湖相碳酸鹽巖顯微照片F(xiàn)ig.7 Microphotographs of Lacustrine Carbonate Rocks