1 引言

上扬子地区震旦纪灯影期地层分布广泛，四川盆地灯影组是全世界油气勘探最古老的储集层之一，早在1964年就首次在四川盆地威远地区发现了灯影组气藏 (徐永昌等, 1989)。灯影组的地质研究工作，一直以来都是众多地质工作者关注的热点。近年来随着四川盆地灯影组的油气勘探的进一步深入，特别是川中地区高石1井在该层系获得高产以后，关注度更是达到了空前的高度。针对该地层的沉积 (李英强等, 2013; 张健等, 2014; 刘静江等, 2015)、储层 (莫静等, 2013; 姚根顺等, 2014; 罗冰等, 2015)、构造 (汪泽成等, 2014; 谷志东等, 2014; 李伟等, 2015; 武赛军等, 2016)、古环境 (罗贝维等, 2013; 张静等, 2014) 等各方面取得了丰硕的研究成果。

该沉积期，影响沉积地层分布与沉积环境转变的构造事件为桐湾运动 (汪泽成等, 2014; 武赛军等, 2016)，其主要指震旦纪末灯影组沉积期大规模的地壳抬升运动 (童崇光, 1992)。桐湾运动是1945年刘国昌根据湘西怀化桐湾与银藏湾地区早寒武世五里牌组和南沱冰碛岩间的不整合所创 (李伟等, 2015)，并认为其有可能大范围、规模性的发育。根据四川盆地周缘震旦系露头剖面及盆地内钻井揭示，灯二段与灯四段的顶部受桐湾运动的影响，区域上的暴露溶蚀作用明显，分别在灯二段和灯四段顶部形成了2个区域性的不整合面 (刘树根, 2016)。通阅前人的研究成果，发现针对桐湾运动的发育起始时限及幕次划分存在较大的分歧。总体上来看，都将桐湾运动划分为3个幕次，一种观点认为3幕桐湾运动分别发生于灯二段沉积末期、灯四段沉积末期与早寒武世麦地坪组沉积末期 (汪泽成等, 2014; 谷志东等, 2014; 武赛军等, 2016)；而另一种观点认为桐湾运动起源于灯二段内部的富藻层与贫藻层之间，第二幕和第三幕分别发生于灯二段沉积末期与灯四段沉积末期 (李伟等, 2015)。

由于盆地内的钻井资料未有完全取芯，样品的完整性得不到保障，乐山峨边地区先锋剖面灯一段-灯四段地层普遍出露，灯二、灯三段地层发育较为完整 (刘静江等, 2015)，基本保留了该时期的沉积记录。针对桐湾运动Ⅰ幕的开始时限存在的争议，本文以涵盖前人研究时限争议的灯二、灯三段地层为研究对象，对这两段地层开展详细的岩石学和沉积学特征及沉积相研究、稳定同位素地化分析及沉积环境分析，旨在用沉积学的研究手段，对该期构造变革事件进行阐述，为该构造事件提供准确的沉积学证据，进而对灯二段富藻-贫藻的沉积演化、古环境变迁展开合理的预测。

2 区域地质背景

川西南地区属于中上扬子陆块的一部分，其构造演化特征与中国南方大陆密切相关，区内出露的最老地层为南华系 (原早震旦世) 地层，普遍缺失下震旦统地层 (苏雄组)，上震旦统观音崖组直接覆盖于南华纪的侵入岩之上。上震旦统灯影组主要为一套局限台地相的海相碳酸盐岩地层 (陈洪德等, 2002)，早期以“蓝灰色页岩”为界的分为上下两段 (童崇光, 1992)，近期盆地内深层钻井的揭示，以岩性组合及测井的电性特征等将灯影组划分为四段。灯一段与下伏观音崖组 (喇叭岗组) 的石英砂岩、页岩和硅质灰岩为整合接触，受桐湾运动的影响，震旦系灯影组地层灯二段与灯四段顶部不整合特征明显，灯二段与灯四段为微生物白云岩 (也叫藻白云岩) 发育层段，也是主要的储层发育层段, 灯二段下部多见葡萄状构造，为富含菌藻类的微生物白云岩，灯二段上部为微晶白云岩，含少量菌藻类 (王文之等, 2016)。

研究先锋剖面位于川西南乐山地区峨边县先锋村和老鸦村之间 (图 1)，经过查阅相关地质资料及踏勘，表明灯影组地层发育较为完整，灯一段-灯四段地层普遍出露，灯二、灯三段地层较为完整 (刘静江等, 2015)，对开展研究工作，具备良好的地质基础。

3 样品和方法

结合本次研究拟解决的主要地质问题，在实测剖面的基础上，对目的层段进一步细分各小层，描述其宏观特征，对各小层进行编号、照相、取样。以获得野外一手资料为基础，结合室内显微薄片的系统鉴定，X衍射、微量元素、同位素地球化学等测试分析等方法，对研究先锋剖面灯二段中具有典型特征的微生物碳酸盐岩进行岩石学特征、地球化学特征、沉积相及沉积环境方面的研究，建立系统的沉积地层的综合柱状图。在野外剖面测量时，以葡萄状沉积构造特征为灯二段的典型标志，以与下伏突变性接触，岩性为蓝灰色、深灰色泥岩为灯三段的典型标志。

在样品选择上，首先对野外采集样品进行筛选，选择了28个具代表性的样品。然后对样品进行切割，选择能代表原始海水沉积环境的深灰色泥微晶白云岩发育部位，利用牙钻进行微区取样。为尽可能的使样品满足未遭受次生风化作用、蚀变及矿化等要求，取样部位皆为样品的新鲜面。

样品的全岩X射线衍射定量分析结果在中国石油天然气集团公司油藏描述重点实验室测得，采用的检测方法为X射线衍射图谱衍射峰积分强度定量分析法，检测主要设备及型号：Empyrean帕纳科锐影多功能X射线衍射仪，检测参数：步长：0.01°，扫描速度：2°(2θ)/min，扫描范围：5°~45°。

微量元素结果由四川省地矿局华阳检测中心采用ICP全谱直读光谱仪测得。获取结果以后，首先利用微量元素特征评估样品对原始海水的代表性进行评估，剔除不具有代表性的样品。最后利用剩余样品测得的碳氧同位素建立化学地层曲线，开展化学地层学研究。

C、O同位素结果由核工业北京地质研究院分析测试研究中心采用Finnigan公司的MAT-253稳定同位素质谱仪测得，分析结果以“‰”单位表示，检测方法和依据为DZ/T 0814.17-1997《碳酸盐矿物或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法测定》，采用PDB标准。

4 结果

为了对研究先锋剖面灯二、灯三段的岩性特征、沉积环境及地球化学特征开展详细的研究，选取了出露完整的灯二段至灯三段地层进行实测与采样。通过测量，先锋剖面灯影组二段-三段的总厚度为185.38m。其中灯二段的厚度为182.26m，划分34层，采样37块。与灯二段相比，灯三段受区域性构造运动的影响，岩性变化与不整合特征明显，与下伏灯二段白云岩为突变接触关系。灯三段的厚度为3.12m，划分1层，以蓝灰色泥页岩、泥质白云岩为主。

4.1 岩石学特征及微生物岩产状

根据野外实测剖面照片及镜下薄片鉴定结果，开展研究先锋剖面灯二、灯三段的岩石学特征分析。研究先锋剖面灯二段可分为微生物白云岩类和非微生物白云岩类两大类，微生物白云岩主要发育在灯二段下部，根据成分、结构和构造以及微生物含量的多少，微生物的生态学特征的差异，以及它们所提供给沉积物的物质组分、结构构造的不同，岩石类型又可进一步细分。非微生物白云岩主要发育在灯二段上部。灯三段主要发育了一套蓝灰色、深灰色泥岩。

4.1.1 灯二段微生物白云岩岩石学特征

通过野外先锋剖面实测与岩性初步观察及室内镜下薄片鉴定与分析，发现灯二段微生物白云岩中主要发育有叠层构造、凝块结构、微生物碎屑结构，依据这些特征将灯二段的微生物白云岩划分为6种类型。

(1) 水平状纹层叠层石白云岩

通常发育厚度不是很大，主要发育在第6层、第12层顶部与第13层，以具微生物的亮暗相间的水平状纹层结构为典型特征，岩性以浅-深灰色水平状纹层叠层石泥-粉晶白云岩为主，为潮下沉积 (图 2a)。暗色纹层由微生物菌类及所捕获的碎屑颗粒组成，而亮纹层一般为晶粒白云石组成，常含有内碎屑及凝块，纹层较连续。亮纹层的厚度约0.07~4mm，而暗纹层的厚度约0.1~8mm (图 2b)。

(2) 波状纹层叠层石白云岩

以浅灰色波状纹层叠层石微-粉晶白云岩为主，主要发育在第2层、第7层顶部、第9层与第12层中部，呈波状纹层结构。波状纹层也具有亮暗纹层相间发育的特点 (图 2c)。为潮间下带沉积。微观上纹层厚度在0.08~6mm之间，亮纹层主要为微-粉晶白云石，而暗纹层以富含微生物的泥晶白云石为主 (图 2d)。

(3) 丘状纹层叠层石白云岩

具丘状纹层结构，也发育明暗相间的纹层，纹层向上拱起，高度不一 (图 2e)。主要发育在第7层下部与第12层下部，岩性以灰色丘状纹层叠层石泥晶白云岩为主。也属于是潮间下带沉积 (图 2e)。纹层厚度大约在0.05~10mm之间 (图 2f)。亮纹层主要以微-粉晶白云石为主，偶见细晶白云石填补，暗纹层则主要为泥微晶白云石。

(4) 层纹石白云岩

主要发育在第15层、第24层、第25层、第29层与第32层，岩性主要为浅-深灰色凝块/砂屑层纹石泥-细晶白云岩，为潮间带产物。岩石呈浅-深灰色，具弱纹层结构，纹层断续发育，相对其它类型叠层石白云岩，其叠层含量不高，约在30%~45%之间，散布于岩石内部，其余部分为凝块石和残余砂屑，含量约为10%~20%，泥-粉晶白云石充填 (图 3a)。在镜下纹层近于水平状，纹层含量为30%~50%。暗纹层为富微生物泥粉晶白云石和碎屑构成，亮纹层主要为泥微晶白云石 (图 3b)。

(5) 豹斑状凝块石白云岩

主要发育在第8层、第14层、第17层、第19层、第21层、第23层与第27层。岩性主要为灰白色豹斑状粉-砾屑级凝块石泥-细晶白云岩，为潮下泻湖沉积。呈灰白色，具豹斑状构造，凝块形状多样，呈椭圆状、圆状、蝌蚪状、不规则状，凝块石通常为集中分布，含量35%~60%，其余部位为粉-中晶白云石，呈豹斑状分布于凝块石周边 (图 3c)。镜下，砾屑级的凝块石能观察到其内部的微生物结构，凝块石大小在0.3~10mm之间 (图 3d)。

(6) 散碎状凝块/砂屑微生物白云岩

主要发育在第4层、第18层与第20层，岩性主要为灰白色散碎状凝块/砂屑微生物泥-粉晶白云岩，为潮下障壁滩沉积。微生物碎屑发育，局部凝块石和砂屑密集发育，凝块石主要呈不规则状、椭圆状和蝌蚪状 (图 3e)。通常镜下能观察到明显的微生物碎屑、凝块石和砂屑，在个别层位中因重结晶或白云石化作用的影响，微生物碎屑结构变得模糊不清 (图 3f)。

4.1.2 灯二段非微生物白云岩岩石学特征

非微生物白云岩分为颗粒白云岩及晶粒白云岩两类。

(1) 颗粒白云岩

主要为灰白色的砂屑白云岩 (图 4a)，其碎屑颗粒由波浪或水流冲刷而成，发育的环境为潮间带或潮下障壁滩。受风化及重结晶作用的影响，在野外露头上较难看清碎屑颗粒的形态，胶结物与碎屑颗粒间的界限不明显。微观上碎屑颗粒的粒径在0.08~4.5mm之间，碎屑颗粒的类型主要为白云岩碎屑，其次为微生物白云岩碎屑，由于重结晶作用，可见残余的砂、砾屑。碎屑颗粒间既有泥晶胶结又有亮晶胶结 (图 4b)。

(2) 晶粒白云岩

主要为灰白色泥-粉晶白云岩，呈中-厚层状 (图 4c)，没有明显的碎屑颗粒，也没有微生物存在的痕迹 (图 4d)。在个别层段中构造节理较为发育，发育于较为平稳的、水动力较小的环境，为潮上带或潮下低能带的沉积产物。

4.1.3 灯三段岩石学特征

研究先锋剖面灯三段岩性为蓝灰色、深灰色泥岩，与下伏灯二段白云岩为突变接触关系，灯三段地层自然伽马测量结果表现出明显的跳跃，呈显著增高的趋势 (刘静江等, 2015)，说明该沉积组段泥质含量高，为快速海侵的局限海盆相沉积。局部见有凝灰质成分，具明显的风化作用，风化面见黄褐色黏土及褐铁矿浸染，显示出铁质含量较高。此外，灯三段沉积期，受陆源沉积物影响较大 (李伟等, 2015)。

4.2 地球化学特征 4.2.1 全岩X衍射分析

从全岩X衍射分析实验结果上看 (表 1)，样品P1-4含有5.5%的菱铁矿、P1-22与P1-37含有少量的石英成分，分别为1.6%与1.1%，除这3个样品外，其余样品的矿物成分都为较纯的白云石。

4.2.2 微量元素特征

海相碳酸盐岩成岩蚀变及其对海水信息保存程度的认识与评估对于沉积地球化学和化学地层学等方面的研究是必不可少的基础工作 (黄思静等, 2003)。为了对样品海水信息的保存程度进行评估，首先对选取的样品进行CaO、MgO、Mn、Sr和Fe含量分析 (表 2)，然后从样品的Mn、Sr、Fe含量和Mn/Sr比等角度评估样品碳同位素组成对海水的代表性。

微量元素含量 (尤其是Mn和Sr含量)。由于海水是Sr最为重要的来源，海相碳酸盐的成岩蚀变过程是一个Mn的获取过程和Sr的丢失过程，因而Sr的含量越高，Mn的含量越低，那么可以认为样品越能代表海水 (胡作维等, 2010)。

表 2中列出了各个样品的Sr、Fe、Mn、CaO、MgO的分析结果，并计算出对应的Mn/Fe与Mn/Sr比值。

根据Derry et al. (1989)提出的Sr含量下限值为200×10^-6与Korte et al. (2003)建议的Sr含量下限值400×10^-6，及Mn含量上限值250×10^-6为标准，从测得的28个样品的结果上看，所测样品对海水信息的保存性都较差。

然而，从单因素上来判断样品的成岩蚀变程度及其对海水信息保存性具有一定的局限性 (胡作维等, 2010)，这些样品在Sr含量较低的同时也具有较低的Mn含量，说明其没有遭受强烈的成岩蚀变，可能是由于沉积的因素所造成，在各种评估海相碳酸盐成岩蚀变性及其对海水代表性的方法中，Mn/Sr比值是较全面的，Mn/Sr比值所具有的相对意义能更好地反映海相碳酸盐矿物的成岩蚀变性和对海水信息的保存性 (黄思静等, 2003)。

Kaufman et al.(1992, 1993) 在对新元古代锶同位素组成进行研究时的曾总结出：只有当碳酸盐岩中的Mn/Sr值小于2~3时，其同位素组成才是有价值的。所以按Kaufman et al.(1992, 1993) 的Mn/Sr比值标准，我们认为所测样品除P1-17、P1-33与P1-37这3个样品外 (这3个样品的Mn/Sr比值分别为4.54、5.12、3.37)，其余25个样品Mn/Sr比值都小于3，表明对海水信息保存程度良好，认为其只遭受了较小的成岩蚀变，其地球化学信息在很大程度上可以代表同沉积期的海水，这为下文的碳同位素曲线揭示化学地层特征奠定了基础。

4.2.3 碳氧同位素特征

C、O同位素测试结果及相关计算结果 (表 3) 表明，研究先锋剖面原岩的C、O同位素在剔除P1-17、P1-33与P1-37这3个样品后，剩余的25个样品具有如下特征：δ¹³C_PDB值的范围在0.8‰~4.9‰之间，均值为2.876‰，而δ¹⁸O_PDB值则在-7.1‰~-1.2‰之间，均值为-5.216‰。罗贝维等 (2013)利用经验公式：T=15.976-4.2δ¹⁸O+0.13(δ¹⁸O+0.22)²计算了震旦纪灯影期的古海水温度，根据其计算方法，本次测试中δ¹⁸O的平均值为-5.25‰，所以“年代效应”的校正值为-4.05，最后根据经验公式可计算出古海水温度 (表 3)。Keith and Weber (1964)总结出了利用C、O同位素值计算碳酸盐岩形成时的盐度计算公式：Z=2.048(δ¹³C+50)+0.498(δ¹⁸O+50)(PDB标准)，根据该公式计算了样品对应的盐度值 (表 3)。

5 讨论 5.1 微生物岩沉积环境与沉积模式

盐度值得计算结果可以用来判断碳酸盐岩形成时的沉积环境，若盐度值Z>120，沉积环境为海水，Z＜120沉积环境为淡水，Z接近于120时为未定型。通过计算，研究先锋剖面灯二段碳酸盐岩的Z值最小值为126.2，最大值为134.8，都明显>120，说明研究先锋剖面灯二段碳酸盐岩沉积时的盐度很高，是在海水中形成的。在25小层往上 (样品P1-26)，盐度值普遍有所降低，全部低于130。剔除三个不具代表性的样品后，古海水温度的计算结果为灯二段下部的平均古海水温度为21.42℃，上部的平均古海水温度为19.94℃，说明古盐度的变化并非湿热的气候所致，古盐度的改变应主要受控于海平面降低，海水受大气淡水改造作用的增强。

现有资料显示，在震旦纪灯影期，川西南地区处于上扬子碳酸盐台地中 (陈洪德等, 2002)，属碳酸盐局限台地-陆表海环境，潮坪广泛发育，且岩性主要为白云岩。通过对研究先锋剖面灯二段的地层特征及岩石学特征研究，灯二段沉积期的大古地理格局基本相似，只有在沉积微相上有所差别，总体都是海相沉积环境。灯二段下亚段为富藻沉积特征，灯二段上亚段为贫藻沉积特征，发育砂屑云岩，在微生物数量及碳同位素曲线上才能明显的展现出变化及差异。在野外宏观 (实测剖面) 及镜下微观 (薄片鉴定) 等材料分析的基础上，认识到川西南地区灯二段碳酸盐岩主要为一套局限台地相下的潮坪亚相沉积，并且可识别出潮上带、潮间带与潮下带3种沉积微相，而潮间带可细分为：潮间上带低能带与潮间下带高能带，潮下带又可细分为：潮下泻湖、潮下障壁滩与潮下低能带。综合经典的碳酸盐沉积模式，以及前文的岩石学特征及沉积相标志等研究成果，建立了灯二段微生物岩的沉积模式 (图 5)。

5.2 微生物岩及碳同位素对桐湾运动Ⅰ幕的响应

研究实测先锋剖面地层，发现灯二段，富藻、贫藻特征具有明显的变化，根据碳同位素所指示的化学地层特征将其分为上下两段 (图 6)。灯二段下段为富藻沉积特征，厚度126.65m，微生物岩发育厚度109.77m，约占总厚度的86.7%，灯二段上段为贫藻沉积特征，上部藻白云岩减少，菌藻类含量降低，主要发育泥-粉晶白云岩、砂屑白云岩，厚度55.61m，微生物岩发育厚度25.96m，约占总厚度的46.7%。已有的研究认为灯影期主要的微生物为蓝细菌，新元古代微生物生存于潮坪区至透光带的海底 (刘树根等, 2016)，沉积环境相对稳定。灯二段富藻-贫藻的沉积转变与微生物生存环境的改变有关。

在剔除3个不具代表性的样品后，通过对比剩余的25个样品 (图 6)，我们发现研究先锋剖面灯二段的碳同位素曲线有明显的变化，在P1-25与P1-26之间有明显的碳同位素负偏 (图 6)，从P1-26往上的样品碳同位素值全部小于等于2.0(图 6)，均值为1.328。同时，我们也发现在P1-26样品，也即分层的25小层以上的层段微生物含量在数量及规模上有所减小。该变化应与沉积环境变迁或某一地质事件有关。

已有的研究成果表明，碳同位素与海平面变化有如下的关系：在海平面上升时期，太阳的辐射能量增加，导致地球上生物大发育 (因为生物需要光合作用)，生物将吸收富含¹²C的二氧化碳 (田景春和张翔, 2016)，所以经光合作用固定于植物体中的碳显著富集了¹²C，这是因为¹²C优先从大气中渗入细胞壁并溶于细胞质中所致，这是动力学效应的结果 (黄思静, 2010)。从而将导致空气中的CO₂的¹³C含量相对增加。此时，由于海平面的上升，海洋面积扩大，海水与空气的交换作用增强，导致海水中得CO₂富含¹³C，最终从海水中沉淀的碳酸盐岩中就富含¹³C。综上所述，海平面变化与δ¹³C变化之间呈正相关关系 (田景春和张翔, 2016)。

此外，地质历史中生物界的兴衰与繁盛直接影响作为无机碳库的海相碳酸盐岩的碳同位素组成，在生物群体灭绝事件附近往往会出现δ¹³C极小值。海相碳酸盐岩δ¹³C极小值代表了地质界线附近生物的灭绝与更替。由于地质界线附近生物的群体的灭绝，生物对有机碳的生产会大幅度降低，如果同时伴随有机碳的氧化 (如海平面下降，古陆植被缺乏的条件下)，会使得有机碳的氧化量大于有机碳的埋藏量，被氧化的有机碳进入大气并溶解于海水最终造成同期海相碳酸盐δ¹³C值的降低 (黄思静, 2010)。据此可以说明微生物的发育程度与δ¹³C的变化也呈正相关关系。

基于上述理论，研究先锋剖面灯二段，富藻层与贫藻层碳同位素明显的降低 (图 6)，应与海平面降低，藻类生存环境改变导致藻类的明显减少有关，在灯二段内部，虽没有明显的出现微生物灭绝，但是与灯二段下部相比，灯二段上部的微生物数量有明显的减少。古海水温度的计算结果富藻层-贫藻层平均古海水温度从21.42℃降低到19.94℃也表明灯二段上部沉积期太阳辐射能量减弱。在微生物的有机矿化作用下，灯二段下部的富藻层δ¹³C较高，而海平面降低，太阳辐射能量减弱，海水受大气淡水改造作用增强，导致了古盐度的降低、微生物数量明显减少，从而使得灯二段上部贫藻层δ¹³C降低。

综上所述，在岩石学和沉积学特征的基础上，结合灯二段富藻-贫藻沉积转变，依据微生物与δ¹³C的关系，δ¹³C与海平面的变化关系，古海水温度与古盐度的改变，以及测得的稳定同位素δ¹³C在灯二段富藻-贫藻间的明显负异常响应特征，认为桐湾运动Ⅰ幕应起源于灯二段内部富藻层-贫藻层之间。受该构造抬升事件的影响，使得海平面降低，且局部伴随火山活动，丁山1井富藻层顶部发育凝灰质泥岩 (李伟等, 2015)，加之陆源碎屑物质的注入，导致了微生物生存环境发生改变，最终这些变化被富藻-贫藻、δ¹³C负异常的沉积特征所记录。但是该构造事件未形成沉积地层的明显不整合，也未有风化壳沉积，仅局部发现凝灰质泥岩的火山活动证据，并非区域上规模性的发现，所以火山活动事件对δ¹³C的控制和影响较弱，不足以造成δ¹³C的升高，也表明该构造活动的强度较弱，且具有局限性，这与李伟等 (2015)提出的桐湾运动Ⅰ幕起源于灯二段富藻白云岩末期相吻合。

6 结论

(1) 通过对先锋剖面灯二、灯三段地层进行实测，发现灯二段的微生物岩在发育规模上具有明显的变化，结合碳同位素所指示的化学地层特征将其分为富微生物岩与贫微生物岩上下两段。与灯二段相比，灯三段受区域性构造运动的影响，岩性变化与不整合特征明显，与下伏灯二段白云岩为突变接触关系。

(2) 在剖面实测与地层划分的基础上，结合室内镜下薄片鉴定与分析，对先锋剖面灯二、灯三段的岩石学特征进行研究。灯二段的微生物白云岩可划分为6种类型；灯二段非微生物白云岩可分为颗粒白云岩及晶粒白云岩两种类型；灯三段为高伽马的快速海侵期的蓝灰色、深灰色泥岩沉积。

(3) 利用测得的碳氧同位素计算获得的古盐度表明，灯二段沉积期为海水沉积环境，结合沉积相标志可判断出该沉积期为一套局限台地相下的潮坪亚相沉积，并且可识别出潮上带、潮间带与潮下带3种沉积微相。

(4) 综合灯二段富藻-贫藻沉积特征转变，古海水温度与古盐度的改变，以及δ¹³C在灯二段富藻-贫藻间负异常响应特征，表明桐湾运动Ⅰ幕应起源于灯二段内部富藻层-贫藻层之间，与前人提出的桐湾运动Ⅰ幕起源于灯二段富藻白云岩末期相吻合，仅在局部钻井发现凝灰质泥岩的火山活动证据，说明该构造事件强度较弱，影响较为局限。