华南中二叠统孤峰组硅质岩相的沉积环境争议颇多。由于孤峰组硅质岩含放射虫和硅质海绵骨针等贫钙生屑，其沉积环境一般倾向于深海盆地碳酸盐补偿深度以下的沉积水深(如牟传龙等，1997；朱洪发等，1989)。周祖仁等(1995) 提出硅泥质岩系的 “菊石页岩”应属于华南近陆边缘海沉积环境，从生物相的角度对硅质岩的“断陷盆地”或者“高水位凝缩沉积”的深水沉积环境提出质疑。其认为硅泥质岩系的沉积环境更可能是滨海相煤系砂页岩-台地相含蜓灰岩之间的沉积相，硅泥质的富集是陆源物质深度风化后供应匮乏的表现。深水热泉硅成因环境(夏邦栋等，1995)的观点在上世纪末曾一度成为主流观点，但由于与其他岩石学证据存在指相冲突，而转向为阵发性上升流的深水硅来源以及营养物质对生物沉降硅作用途径的思考(如鄢菲等，2008)，甚至于是陆源硅风化作用的生物成硅机制(雷卞军等，2002；曹秋香等，2008)。因此，该时段硅泥质岩系的沉积环境几乎涵盖了深水-滨岸相整个海洋水深环境。由于中二叠世是二叠纪构造背景环境和生物事件变化的关键时期，涉及东吴上升运动、峨眉山玄武岩喷发等重要地质背景，与硅成因环境相关的海平面变化的讨论极大地阻碍了不同区域沉积相、生物地层和盆地演化等对比和大区域背景环境的确定。

孤峰组硅泥质岩系中发育白云岩夹层的现象曾多次述及(如朱洪发等，1989；牛志军等，2000)，但一直缺少必要的关注，而更多简单地归属为成岩次生白云岩化作用的结果。白云岩沉积虽然是地质时期的常见岩石类型，其成因在200年来多公认为次生白云石化模式。自然界常温条件下发育的自生白云岩在20世纪70年代首次发现于深海钻探的全新世-中新世大陆边缘沉积软泥中(Aharon et al., 1977; Baker and Burns, 1985；Burns，1998；Mazzullo, 2000)，引导了这一时期沉积孔隙水环境硫酸盐还原带和甲烷生成带的作用机制和途经研究的鼎盛时期。后期，与硫酸盐还原菌作用相关的白云石化试验的成功(Wacey et al., 2007; Wright and Wacey, 2005)，以及早三叠世叠层石白云岩中硫酸盐还原菌实体化石的发现(Perri and Tucker, 2007)，又重新推动水体微生物矿化和成岩环境的研究热点。近年来对甲烷缺氧氧化作用的白云岩模式以及孔隙水碳同位素的特殊分馏途径(Moore et al., 2004; Pohlman et al., 2010; McCarthy et al., 2011)的认识，使得研究者在概念上逐渐将海水水体与海洋沉积物的碳同位素分馏途径相区分，而更加重视不同沉积深度碳酸盐岩的碳、氧同位素之间的分馏途径差异。国内对硫酸盐还原作用的白云石化过程的研究在近5年来得到广泛关注，但多集中于特殊时期与叠层石或者微生物岩相关的白云石化过程，如下三叠统飞仙关组白云岩环境和早三叠世的微生物岩白云石化机制(如朱茂旭等，2011；黄思静等，2007)。近期，雷川等(2012) 对二叠系卢草沟组湖相白云岩的硫酸盐还原菌白云石化作用过程、以及白云石晶体微观特征和碳、氧同位素表现等进行了报道。但是，自深海钻探在大陆边缘斜坡相富有机质软泥沉积中发现自生白云岩以来，鲜见类似环境与有机质氧化相关的自生白云岩的古地质记录报道。

湖南桑植剖面中二叠统茅口组中部发育的富有机质硅泥质岩段并不等同于严格的孤峰组岩石地层概念，但夹含于茅口组中上部的类似硅泥质岩沉积在中上扬子区有一定的普遍性。尽管该层段即包含菊石、放射虫、海绵骨针等“深水相”生物组合类型，但是临区该岩组与下伏生屑颗粒灰岩之间暴露剥蚀的喀斯特沉积证据的发现(李志宏等，2001；陈立德等，2000；李旭兵等，2011)，更增加了对该层段硅泥质岩系沉积环境是“深水盆地”环境的质疑。本文着眼于该富有机质硅泥质岩段中白云岩夹层的沉积学特征和同位素特征的分析，以期为该富有机质硅泥质岩组的沉积环境提供新的佐证。

湖南桑植仁村坪茅口组硅泥质岩段的沉积环境属于扬子北缘被动边缘拉张断裂盆地的深水欠补偿环境，与鄂西发育的类似硅泥质沉积共处于“鄂西海槽”(牟传龙等，1997)。该剖面沿澧水河依次发育二叠系栖霞组到长兴组海相沉积并上延至下三叠统大冶组(图 1)。中二叠统茅口组总厚度约220余米，底部以“灰黑色致密串珠状灰岩与生屑泥质灰岩互层段”的出现与下伏栖霞组区分，顶部以1.5m厚泥煤段作为与上覆吴家坪组的岩石界线。依据岩组特征，茅口组可划分为三个岩性段：1)下段(厚约110m)，以灰黑色中层含燧石条带生屑灰岩为主，下部夹黑色泥页岩，含腕足类、蜓类、珊瑚和少量的海百合茎碎屑；2)中段(厚约35m)(相当于《湖南省区域地质志》(湖南地质矿产局, 1988)的含硅质段的上部层段)，以黑色薄层富有机质硅质岩-硅质泥灰岩-泥岩为主(图 1b、图 2)，向上逐渐过渡为中薄层状白云质泥晶灰岩夹硅质条带段；3)上段(厚约65m)(相当于《湖南省区域地质志》(湖南地质矿产局，1988)的灰岩段)，以巨厚层含白云质团块亮晶灰岩(厚约50余米)为主，上覆中厚层含蜓和非蜓有孔虫团块的生屑灰岩。

图 1

Fig. 1

图 1 湖南桑植仁村坪剖面地理位置及地层出露概况 Fig. 1 Geographic location of Rencunping section (a) showing partly the outcropped siliceous interval (b) and the overlying massive limestone (c)

图 2

Fig. 2

图 2 仁村坪剖面茅口组硅泥质岩段碳、氧同位素变化及代表岩性的岩石薄片 Fig. 2 Variations of C and O isotope values with the depositional sequence in the siliceous rock interval showing the thin-section photomicrographs of the selected layers in the right-side column

本文选择的茅口组中段富有机质硅泥岩段总厚度约8.4m(图 2)。初步的牙形刺生物地层资料显示，其牙形刺化石带为Jinogondollela postserrata-J. shannoni带(图 2)，代表中二叠世Capitanian期早期的沉积(曹长群等，2013)。该层段下部1米层段岩性以生屑白云岩与硅质泥灰岩、黑色泥页岩互层为主，夹两层腕足类化石富集层。生屑白云岩的生屑类型为小型有孔虫、腹足类、腕足类和苔藓虫等(如0.3m、1.0m处)，应属于浅水台地(边缘)相的生物组合类型。上部层段(1~8.4m)岩性以隐晶质硅质岩、含硅质泥灰岩夹黑色泥岩为主，硅质岩生屑主要为海绵骨针和放射虫(图 2)。局部层段发育菊石和腕足类化石富集层，在第8层(4.5m处，厚12cm)和第9层(5.9m处，厚25cm)为两层含腕足类、三叶虫碎屑生屑白云岩。

仁村坪剖面茅口组中段硅泥质岩段的岩性分层(图 2)和描述如下：

12层(8.41~9.90m)：底部为黑色含放射虫硅质岩段，夹灰岩透镜体；上部为灰黑色中层具微纹层硅质泥灰岩与薄层硅质岩互层段。

11层(7.31~8.41m)：黑色硅质泥岩夹硅质岩。

10层(6.01~7.31m)：黑色薄层硅质泥灰岩夹硅质泥岩。

9层(5.31~6.01m)：黑色具层纹硅质泥质灰岩。底部为黑色中薄层隐晶质硅质岩(13cm)，顶面波状；顶部为浅灰色中层生屑白云岩(25cm)。

8层(4.38~5.31m)：黑色泥页岩，夹黑色具层纹含硅质泥灰岩和硅质岩薄层。底部为一层灰黑色含生屑白云岩(12cm)。

7层(2.51~4.38m)：黑色隐晶质硅质岩，夹少量黑色泥页岩。下部黑色泥页岩中含有大量菊石化石；顶部含硅质泥灰岩中含有大量的腕足类化石。

6层(1.91~2.51m)：黑色泥页岩与白云质泥灰岩和白云岩互层段。

5层(1.27~1.91m)：黑色隐晶质硅质岩、硅质泥灰岩和泥页岩互层段。下部硅质泥灰岩含有大量的腕足类化石。

4层(0.8~1.27m)：含硅质泥灰岩、生屑白云岩夹黑色泥岩。生屑白云岩中生物碎屑为小型有孔虫、腹足类、腕足类和苔藓虫碎屑等；下部含有大量的腕足类化石和少量植物茎秆。

3层(0.53~0.8m)：黑色泥页岩夹灰黑色硅质泥灰岩、白云质灰岩。含丰富的腕足类化石。

2层(0.09~0.53m)：灰黑色生屑白云岩夹硅质泥灰岩和黑色泥岩。含丰富的腕足类化石。

1层(0.09~0m)：灰色薄层含生物碎屑粉晶白云岩。生物碎屑为破碎的腕足类、海百合茎以及有孔虫等。

----------假整合--------

下段

0层(0m以下)：灰黑色中厚层致密状生物颗粒灰岩。灰岩层面可见珊瑚、腕足类、海绵碎屑和黄铁矿化的蜓类等。

茅口组中段硅质泥岩段共挑选28个全岩样品(表 1)，碾磨粉碎后采用正磷酸法在50℃恒温反应12h，经冷阱捕获的CO₂气体在Finnigan MAT 253上采用双路进样系统进行碳、氧同位素检测。同位素检测由中科院南京地质古生物研究所同位素实验室完成，碳、氧同位素均转换为V-PDB标准，同位素分析标样为 GBW-04405(δ¹³C_V-PDB=0.57‰，δ¹⁸O_V-PDB=-8.49‰)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 仁村坪剖面碳氧同位素值和样品岩性 Table 1 Data spreadsheet of C- & O-isotopic values with petrologic features 采样 点距(m) 碳同位素 δ13C(‰) 氧同位素 δ18O(‰) 岩性 -0.3 1.868 -5.508 白云质生屑颗粒灰岩 0.0 2.002 -4.135 含生屑粉晶白云岩 0.05 2.047 -3.405 含生屑粉晶白云岩 0.18 1.54 -2.94 含白云质泥灰岩 0.33 1.801 -3.21 含骨针硅质泥灰岩 0.49 1.834 -2.522 白云质泥灰岩 0.68 2.98 -5.562 含硅质白云质泥灰岩 0.83 2.096 -4.283 含硅质白云质泥灰岩 0.93 2.545 -6.638 含生屑粉晶白云岩 1.12 3.604 -8.45 含生屑粉晶白云岩 1.3 4.325 -7.98 含硅质泥灰岩 1.4 3.908 -8.277 含硅质泥灰岩 1.68 4.143 -8.126 钙质硅泥岩 1.84 3.433 -7.245 含硅质泥灰岩 2.13 3.989 -8.133 含泥质粉晶白云岩 2.42 3.931 -7.477 含泥质粉晶白云岩 3.2 3.848 -7.652 硅质泥灰岩 4.0 3.679 -6.869 硅质泥灰岩 4.4 -2.909 -4.343 粉晶白云岩 4.45 -7.641 -4.493 粉晶白云岩 -7.601 -4.496 4.5 -7.301 -1.830 粉晶白云岩 4.8 3.39 -6.382 硅质泥灰岩 5.2 4.021 -6.502 硅质泥灰岩 5.9 -0.547 -2.967 粉晶白云岩 -0.591 -3.001 7.05 3.948 -6.671 硅质灰岩 7.4 5.042 -6.591 硅质灰岩 7.8 4.080 -6.342 硅质灰岩 8.7 2.015 -6.164 硅质灰岩

表 1 仁村坪剖面碳氧同位素值和样品岩性 Table 1 Data spreadsheet of C- & O-isotopic values with petrologic features

仁村坪剖面研究层段的碳同位素值(δ¹³C)，除4.5m和5.9m两处白云岩层出现-7.6‰(4.5m)和-0.59‰(5.9m)明显的负漂移以外，其余样品点位基本归属为两个层段的特征阶段(图 2)：1)0~0.93m层段，δ¹³C平均值为2‰左右；2)0.93~8.7m层段，δ¹³C值平均值为4‰左右(图 2)。氧同位素值(δ¹⁸O)可以-5‰为区分界线基本与上述两个地层层段相对应，但是4.5m和5.9m处的氧同位素明显与下部生屑白云岩具有相同正偏的值域范围。可以看出，生屑白云岩层具有相对较高的氧同位素(>-3.5‰)和相对较低的碳同位素特征(图 2中虚线方框标示)，特别是4.5m处生屑白云岩的碳同位素负偏幅度达到11‰。值得注意的是，第3层和第6层的薄层粉晶白云岩(不含生屑)的碳、氧同位素基本与其他岩性(生屑白云岩除外)具有相似的值域范围。

图 3

Fig. 3

图 3 仁村坪剖面碳-氧同位素散布图 Fig. 3 Plotting diagram of C vs. O isotopic values in Rencunping section

除4.5m和5.9m两处生屑白云岩层以外，多数点位的碳-氧同位素的散布关系显示出明显的负相关关系(R²=0.68)(图 3)，明显不同于后期成岩流体交代、淡水淋滤或者古地温变化等所应产生的碳-氧同位素(正偏或者负偏)的正相关特征(如Qing and Veizer, 1994)，也与冰期-间冰期淡水供应变化产生的碳-氧同位素的正相关并行变化不同(Mii et al., 1999; Zeng et al., 2012)。碳-氧同位素类似的表现还出现于伊朗Wadi Sahtan和Wadi Maqam等剖面下三叠统Griesbachian阶的白云岩层段(Richoz, 2006)，也曾报道于二叠纪卢草沟组湖相白云岩的氧-碳同位素的相关数据(雷川等，2012)，但是都未进行详细的分馏机制论述。对于华北陆相沉积钙质结核所表现的碳-氧同位素负相关变化关系，也是从氧同位素-温度、碳同位素-植物类型(C₃/C₄植物)两个同位素分馏途径进行耦合分析(Yang et al., 2012)，并不适合仁村坪剖面碳-氧同位素负相关机制的探讨。

早期研究认为，桑植仁村坪茅口组中段硅泥质岩段的沉积环境属于断陷台盆相的“鄂西海槽”深水欠补偿沉积环境(牟传龙等，1997)。尽管仁村坪剖面茅口组硅泥质岩段的确存在海绵骨针及放射虫等“深水相”指相化石，但是该层段(1.7~8.5m)硅泥质岩层也同时发育水平潜穴遗迹和富有机质纹层特征。硅泥质岩均具有较高的有机质含量，部分硅泥质岩层的含量可达10%左右，而生屑白云岩的有机质含量可达5%左右。特别是在0.35m处和5.4m处的含放射虫硅质泥灰岩层，不仅具有波状岩层层面，而且其附近岩层发育腕足类化石富集层。上述沉积特征均具有明显的斜坡相贫氧-厌氧富有机质沉积的底质环境特征。在岩石组合类型上，0.35m处硅泥质岩夹含于上下的生屑白云岩中，而4.5m、5.9m处生屑白云岩是夹含于硅质岩-硅质泥灰岩层中。这种放射虫硅质岩-台地相碳酸岩的岩石组合特征难以合理地用快速的海平面升降变化进行解释，而极可能是来自于安化开阔浅水碳酸岩台地相(牟传龙等，1997)的生物碎屑流混入再沉积的结果，其上下相邻层位的波状岩层层面可能与碎屑流的底面冲蚀有关。

剖面白云岩的白云石颗粒多为团簇状低有序度的隐晶质晶粒。生屑颗粒白云岩的团簇状白云石晶体核心多包裹以细小的碳酸钙残余颗粒或者黑色有机质颗粒，内部生屑颗粒依然具有碳酸钙的染色特征，且与周缘白云石颗粒保持清晰接触界面，不具过渡或者镶嵌等次生交代的残余特征(图 2)。具有次生交代特征的菱面自形-半自形白云石晶体仅少量见于-0.15m和0.09m处的生屑颗粒灰岩。

黄铁矿颗粒的扫描电镜检查，显示硅质岩和硅质泥灰岩中黄铁矿颗粒类型多为草莓状包壳集合体，未见立方晶型黄铁矿颗粒，在黑色含硅质泥岩中也未见缺氧环境黑色页岩中常见的立方晶型黄铁矿条带状集合体。草莓状黄铁矿颗粒的包壳粒径在5~10μm之间，少数不具包壳的草莓状黄铁矿呈现为原位破碎分散的特征(图 4)。生屑白云岩因含黄铁矿而表现为致密状，其中草莓状黄铁矿多出现在大型生屑颗粒的外表面，蜓类等微体化石多出现部分的黄铁矿化特征，局部可见立方晶型黄铁矿晶体。从该层段草莓状黄铁矿发育情况和颗粒粒径范围代表的沉积赋氧环境而言(Bond and Wignall, 2010)，仁村坪硅泥质岩段应具有厌氧-贫氧的底质环境特点。

图 4

Fig. 4

图 4 仁村坪剖面岩层草莓状黄铁矿 Fig. 4 SEM photomicrographs of framboidal pyrites in the Rencunping section

因此，仁村坪剖面硅泥质岩段的总体沉积环境应属于内陆棚斜坡相贫氧环境。其中，草莓状黄铁矿发育和粒径范围以及白云石的晶形特征，可能代表富有机质沉积物孔隙水体硫酸盐还原菌(SRB)作用的有机质氧化环境，大陆边缘斜坡相富有机质软泥的自生白云石化环境类似(Baker and Burns, 1985; Burns, 1998)。硫酸盐还原菌主导的有机质氧化过程产生的硫氢根离子，在沉积孔隙水环境快速封闭的条件下，可通过硫氢根形成酸性溶解空间(＜3mm)造成早期沉降碳酸钙的溶解(Walter and Burton, 1990)，并通过有机质降解的铵盐产物为后期白云岩或者碳酸钙沉积提供碱性环境件(Mazzullo, 2000)。由于封闭的沉积孔隙水环阻隔了海洋水渗透和混扰，硫酸盐还原菌作用的有机自生白云石化可在上述微孔隙水环境快速发生(如Wacey et al., 2007; Wright and Wacey, 2005)，并特征地表现为球状或者放射状低有序度的隐晶质白云石。

迄今为止，并没有明确的结论指出沉积孔隙水体硫酸盐还原作用带与甲烷生成作用带转换可造成碳-氧同位素的负相关对应。深海钻探计划对沉积软泥自生白云岩的碳同位素变化规律的相关研究，指出随甲烷生成作用的增强可造成孔隙水溶解无机碳(DIC)环境的碳同位素正偏表现(Baker and Burns, 1985; Burns, 1998)，但是氧同位素并不存在规律性的变化。后期，依据全新世白云岩的碳、氧同位素统计数据，Mazzullo(2000) 在强调洋底沉积物甲烷生成带和硫酸盐还原带存在明显的碳同位素分馏差异的同时，明确指出潮间带白云岩存在重氧同位素富集的特征。

一般而言，氧同位素组成变化与温度或者盐度控制的水相态转变过程中氧同位素分馏有关。但是亦有观点强调，沉积物孔隙水体的硫酸盐离子、有机质降解产生的重碳酸根离子和成岩流体氧化合物的同位素组成可对孔隙水氧同位素环境产生干扰(Burns, 1998; Aharon et al., 1977; Coleman and Raiswell, 1981; Sass et al., 1991)。Slaughter and Hill(1991) 提出，在有机质供应丰富的浅水环境中，有机质的充分氧化分解的铵盐产物可通过OH^-离子参与水相态的转化而造成重氧同位素富集，表现为：

NH₃+H₂O→NH₄⁺+OH^-

OH^-+HCO₃^-→H₂O+CO₃^2-

从仁村坪剖面硅泥质岩段的碳-氧同位素负相关特征上，可以明显看出白云岩与硅质灰岩等岩性之间氧同位素分布值域的差异(图 3)。并且白云岩内的负相关也并非完全出现于生屑颗粒白云岩内，也包括不含生屑的薄层粉晶白云岩。对于生屑颗粒白云岩表现出的强烈氧同位素正偏，我们倾向于认为浅水环境有机质充分氧化产生的铵盐参与的氧同位素分馏机制(Slaughter and Hill, 1991)。但是，我们强调造成强烈重氧同位素强烈富集的环境仅存在于浅水环境，有可能需要潮间带高盐度水体的重氧同位素特征为背景。

针对四川盆地及临区下三叠统飞仙关组的白云岩成因，黄思静等(2007) 通过Mg²⁺的来源讨论了不同体系硫酸盐还原作用的白云石化作用途径。相对而言，Baker and Burns(1985) 提出的硫酸盐还原菌作用的自生白云石化模式强调了早期沉降碳酸钙的再溶解过程，表示为：

CaCO₃+Mg²⁺+2HCO₃^-=CaMg(CO₃)₂+CO₂+H₂O

虽然早期沉降碳酸钙再溶解的酸性条件可来自于水体溶解CO₂，但是主要受控于硫酸盐的有机质氧化所产生的硫氢根(HS^-)浓度(Moore et al., 2004；黄思静等，2007)，而后期白云石化所需的碱性环境和Ph值条件则与有机质的分解产物铵盐的浓度有关(Slaughter and Hill, 1991；Wacey et al., 2007)。需要强调的是，由于海水渗透的干扰和稀释，上述过程必须发生在相对封闭的沉积孔隙水环境。Mg²⁺离子作为白云石化过程的必要元素，一般情况下受到海洋水体Mg²⁺/Ca²⁺浓度的控制。但是在相对封闭的孔隙水环境，Mg²⁺浓度可因埋藏有机质和蒙脱石矿物表面吸附作用而相对富集(Baker and Burns, 1985)。因而在有机质供应丰富的硫酸盐还原作用带发生的有机自生白云石化作用，并不完全受限于海洋水体Mg²⁺/Ca²⁺的浓度比，反而可能与有机质供应量、早期沉降碳酸钙供应量以及孔隙水体系的封闭程度有密切的关系。因此，对于仁村坪剖面而言，可能由于下部层段可能存在足够的碳酸钙供应和沉降有机质，而在第3层和第6层表现多层薄层粉晶白云岩夹层。这一过程中，与生物硅沉降对孔隙水环境的快速封闭也许起到至关重要的作用。因此，富有机质硅泥质岩-粉晶白云岩的组合可能是指示硫酸盐还原作用发育的特征岩石组合类型。

仁村坪剖面4.5m和5.9m发育的生屑颗粒白云岩，无论是生屑颗粒类型还是重氧同位素特征，都像是与下部层段生屑白云岩具有类似沉积环境(图 2)。不同之处在于其碳同位素表现出的强烈负偏漂移(最大达到11‰，4.5m处)，使其明显偏离碳-氧同位素的负相关曲线(图 3)。碳同位素的强烈负偏极可能与下部沉积物甲烷的扩散和硫酸盐厌氧氧化(AOM)过程有关。甲烷的生成作用在洋底软泥有机质酵解过程中普遍存在，但是甲烷缺氧氧化作用的发生需要硫酸盐存在和厌氧环境的形成，通过来自甲烷的碳同位素组成而强烈影响孔隙水的溶解无机碳(DIC)同位素组成(Pohlman et al., 2010；McCarthy et al., 2011)。外源生物颗粒碎屑流的流入干扰可能造成原有甲烷生成环境的破坏，而快速渗入高孔隙度的生屑颗粒灰岩。当然，由于土壤腐殖质CO₂产物也具有相对负偏的碳同位素组成(-5%~-15‰)(Schopf, 1980)，并不能排除其碳、氧同位素均是来源于浅水潮间带白云石化同位素环境的可能性。

仁村坪剖面茅口组硅泥质岩系所表现出的碳-氧同位素负相关关系，可能代表斜坡相富有机质沉积物硫酸盐还原作用-甲烷生成作用发育强度变化的特征表现。硅泥质岩夹含的白云岩层中隐晶质低有序度白云石晶体特征也可能是与硫酸盐还原作用有关的自生白云石化的识别特征。由于其中发育的生屑颗粒白云岩具有相对正偏的氧同位素特征，结合其上下岩层出现的波状层面等证据，我们认为这些生屑颗粒白云岩有可能是来源于近源浅水碳酸盐台地或者潮间带的碎屑流沉积。因而，该富有机质硅泥质岩段总体处于稳定的斜坡相沉积环境，并非岩相变化所指示的海平面快速升降变化的结果。如果上述白云岩层的确来自于有机质的硫酸盐氧化过程而产生的自生白云石化过程，则丰富的有机质供应能力是这一白云石化过程能顺利进行的必要物质条件，从而进一步佐证其整体沉积环境应属于斜坡相有利于有机质沉降保存的环境，并非深水盆地的碳酸钙欠补偿环境。但是需要说明的是，生屑颗粒白云岩(0.93m以下和4.5m、5.9m处)的碳-氧同位素对应关系，并不能排除其白云石化的初始环境是来自于浅水潮间带或者碳酸盐台地源区的可能性。

白云岩形成的Mg²⁺条件，可通过沉降有机质表面和蒙脱石矿物的表面吸附，而在相对封闭的孔隙水体系满足白云岩形成的需要。但是值得注意的是，玄武岩风化淋滤(金振奎和冯增昭，1999)也有可能为海洋Mg²⁺的元素富集提供特殊的海洋环境背景，并在硅的富集机制上提供可能的环境解释。尽管普遍的观点认为，峨眉山玄武岩的主要喷发期在瓜德鲁普统-乐平统界线附近，在时间上要晚于仁村坪中二叠统茅口组中段的硅泥质岩段(Capitanian早期)，但是如果贵州狗场等地玄武岩夹层的生物地层时代划分(Wignall et al., 2009)是准确的，也有可能代表峨眉山玄武岩的多期发育。但是需要后期多剖面详细的生物地层资料的支持。仁村坪剖面3.8m处出现富锰锑沉积层(图 2)，可能指示断陷盆地低温热液作用(或者喷流沉积)(Ishibashi et al., 2008)的环境背景。如果仁村坪剖面的生屑颗粒白云岩层的确来自于生屑颗粒流的搬运沉积，也代表这一时期断陷沟槽的活动时期。但是，仁村坪剖面硅泥质岩段碳-氧同位素呈现的负相关关系不支持热液控制的硅质沉积环境。