川西地區中二疊統棲霞組白云巖成因分析

梁茹，蘇中堂，馬慧，方繼瑤，林良彪

1.成都理工大學沉積地質研究院，成都 610059

2.中原油田勘探開發科學研究院，河南濮陽 457001

3.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室（成都理工大學），成都 610059

4.自然資源部復雜構造區頁巖氣勘探開發工程技術創新中心，成都 610091

0 引言

白云巖儲層在碳酸鹽巖油氣勘探中占據重要地位，因此，白云巖成因一直以來都是沉積學研究中的重要問題之一[1-6]。四川盆地中二疊統棲霞組白云巖儲層的天然氣勘探是近幾年廣受關注的領域之一，而白云巖成因眾說紛紜，有混合水白云巖化[7-10]、埋藏白云巖化[11-14]、玄武巖淋濾白云巖化[15]、熱液白云巖化[16-18]等模式。近年來，多數學者認為川西地區中二疊統白云巖成因與峨眉山大火成巖省有關，如何幼斌等[12]認為川西中二疊統白云巖形成于埋藏環境下，可能受到了局部高溫條件或特殊熱事件的影響。舒曉輝等[17]認為中二疊統白云巖是在熱液白云巖化作用下形成的，可能為巖漿熱液或大氣降水經歷深循環改造而成。韓曉濤等[19]認為川西南中二疊統棲霞組白云石化流體是一種混入部分海水的異地高溫熱液流體。周吉羚等[20]認為四川盆地存在兩種白云巖化作用，一種為準同生期的滲透回流白云巖化作用，另一種為隨峨眉地裂運動發生的構造熱液白云巖化作用。孟森等[21]認為川西地區中二疊統棲霞組白云巖主要形成于灘相暴露狀態下，受到淺埋藏階段海水白云石化作用，后期部分白云巖受到熱液改造作用。董翼昕[22]認為川西北中二疊統白云巖為準同生期滲透回流白云巖化和熱對流白云石化作用形成，熱對流成因的白云巖可能經過了熱液改造作用，但其并不是主導因素，兩種白云巖化作用均形成于淺埋藏時期，成巖流體為海水。

這些觀點對受熱事件影響的認識基本趨于一致，均以淺埋藏白云巖化與熱液白云石化模式占主導，無疑易將中二疊統白云巖與峨眉山玄武巖噴發事件相聯系。但白云巖與玄武巖噴發事件是否存在關系，以及熱事件對白云巖化作用的貢獻均尚不清晰。本文結合研究區沉積和構造演化背景，根據已有的巖心資料，充分應用巖石礦物鑒定、陰極發光分析及微量元素、碳氧同位素、包裹體測溫等地球化學手段，研究白云巖成因，以討論白云巖化作用與熱液活動的關系，為棲霞組白云巖成因提供地質資料。

1 區域地質背景

研究區位于四川盆地西部，構造上位于上揚子地臺的龍門山山前帶，西部與松潘—甘孜褶皺帶相接，北部與米倉山褶皺帶銜接，南部為峨眉—瓦山斷隆帶[11]。該區為典型的多旋回性克拉通盆地，經歷了多期次的構造運動[23]，其中印支運動是影響該地區沉積和成巖作用的主要構造運動[19]。四川盆地在中—晚二疊世發生峨眉地裂運動，峨眉山玄武巖沿斷裂帶大規模噴發[24]。中二疊統白云巖主要呈帶狀分布于龍門山斷裂帶及峨眉—瓦山斷褶帶附近[25]。研究發現，白云巖分布與構造密切相關，白云石化的程度會隨著距離增加而減少[26]。棲霞組地層沉積后隨即快速埋藏，在中—晚二疊世因東吳運動有小幅構造抬升[19]。

研究區地層自下而上發育下二疊統梁山組、中二疊統棲霞組和茅口組（圖1）。其中，棲霞組地層在川西地區總厚度70～130 m，由北向南逐漸增厚，內部地層從上自下可分為棲二段、棲一段[27]。中二疊統棲霞組主要發育灰白色白云巖，深灰色中厚層泥質粉晶灰巖及淺灰色中薄層生屑泥晶灰巖。

圖1 研究區位置及地層柱狀圖（據文獻[21,26]修改）Fig.1 Location and stratigraphic histogram of the study area (modified from references[21,26])

2 研究方法

本次研究選取了漢深1 井、礦2 井、雙探8 井、雙探9井、洪雅張村剖面和廣元西北鄉剖面（圖1）的共36 件樣品，采用全巖分析和微區分析的方法針對不同組構白云巖進行實驗分析，所做的實驗包括薄片鏡下觀察、陰極發光分析、微量元素、C、O、Sr同位素。實驗中薄片鏡下觀察鑒定完成于成都理工大學油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室，所觀察的薄片均用茜素紅染色，在Nikon E600 Pol+偏光顯微鏡下觀察。陰極發光鑒定完成于中國地質調查局成都地質調查中心，所使用的儀器為BLM-3RX 型陰極發光儀。選取均質性好、薄片鑒定結構相同的巖石磨制地球化學全巖樣品，用牙鉆采集鞍狀白云石與脈體充填白云石樣品。全巖樣品用瑪瑙研缽磨制成200目以下的粉末，然后分成四等份，一份備用，其他三份分別用于微量元素、C、O同位素和Sr同位素分析。微量元素測試在武漢上譜分析測試實驗室完成，測試儀器為電感耦合等離子體質譜儀（Agilent 7700e）。C、O同位素測試在澳實（廣州）分析檢測有限公司完成，測試儀器為Thermo Fisher Scientific MAT253同位素質譜儀，碳酸鹽礦物在72°C 條件下磷酸消解析出CO2，δ13C 以V-PDB 為標準、δ18O 以V-SMOW 為標準（后換算為以V-PDB 為標準），RSD<0.05%。Sr 同位素測定在成都理工大學油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室完成，在進行測試前，先在化學前處理超凈實驗室里對樣品進行化學分離和純化，用由德國Thermo Fisher Scientific 公司制造的Triton puls 型質譜儀進行87Sr/86Sr 值測試，精度為Sr內精度≤5×10-6(1RSE)，Sr外精度≤5×10-6(1RSD)，質量色散可達17%，質量數檢測范圍3～310，動態范圍50 V。

對于無法用牙鉆取樣的白云石，采用薄片微區分析方法更進一步來約束白云巖的成因。其中殘余砂屑白云巖微區樣品3件，分別在白云石的“霧心”及“亮邊”處打點。但由于本次實驗微區C、O同位素的儀器激光點取點范圍過大從而限制了亮邊的取點，因此僅獲取一組微區C、O 同位素數據，打點位置如圖2A2；晶粒白云巖微區樣品3 件，分別在粗晶白云石、細晶白云石和粉晶白云石處打點，打點位置如圖2B2；鞍狀白云巖微區樣品3 件，分別在鞍狀白云石和基巖白云石處打點，打點位置如圖2C2；脈體充填白云石微區樣品3件，分別在脈體充填（裂隙內）白云石和基巖白云石處打點，打點位置如圖2D2。激光微區原位碳氧同位素完成于中國石油杭州地質研究院測試實驗室，測試儀器為賽默飛世爾的Delta V Advantage 和聲光調Q連續YAG 激光器（西南技術物理研究所制造）。

3 研究結果

3.1 巖石學特征

根據白云石產狀將研究對象分為基質白云巖和膠結物白云石兩類，基質白云巖依據結構分為殘余砂屑白云巖和晶粒白云巖；膠結物白云石分為鞍狀白云石和脈體充填白云石。

3.1.1 基質白云巖

（1）殘余砂屑白云巖：宏觀上呈灰—灰白色，塊狀，巖心壁較粗糙，發育分布不均勻孔隙（圖2A1）。顯微鏡下隱約可見殘余顆粒，白云石為細—中晶，表面較臟，具霧心亮邊結構，多為平直晶面半自形—自形晶，發育不規則分布的粒間孔或粒間溶孔（圖2A2）。陰極發光鑒定下發暗紅色光，晶體邊緣相對明亮，部分晶體可見環帶結構（圖2A3、A4）。

（2）晶粒白云巖：宏觀上呈灰色，塊狀，巖心壁相對光滑，裂隙較發育，裂隙周邊巖石相對疏松，局部可見溶蝕孔洞（圖2B1）。顯微鏡下晶體大小不均，以粉—中晶為主，晶體多呈平直晶面自形晶，局部發育晶間孔、晶間溶孔，約有6.5%的有機質充填，可見少量的溶縫（圖2B2）。陰極發光鑒定下，不同晶粒發光基本相同，粗晶晶體中心發暗紅色光，邊緣發明亮桔紅色光（圖2B3、B4）。

3.1.2 膠結物白云石

（1）鞍狀白云石：宏觀上呈白色，粗晶，充填于巖石裂隙內，具斑馬紋構造（圖2C1）。顯微鏡下粗晶為主，多為曲晶面他形晶，可見波狀消光（圖2C2）。陰極發光鑒定下，鞍狀白云石發亮紅色光，區別于基巖白云石的暗紅色光（圖2C3、C4）。

（2）脈體充填白云石：宏觀上呈白色，充填于灰巖、云質灰巖和晶粒云巖中的裂隙內，沿縫壁向內生長，在巖石斷面中易于剝落（圖2D1）。顯微鏡下白云石為粉—細晶，半自形—他形為主，若基巖為白云巖，脈體充填白云石晶體大于基巖白云石（圖2D2）。陰極發光鑒定下，脈體充填白云石陰極發光較基巖明亮，為亮紅色光，通?？梢姯h帶構造（圖2D3，D4）。

圖2 川西地區棲霞組白云巖微觀特征A1.巖心壁較粗糙，發育不均勻分布孔隙漢深1-12,4 977.46 m；B1.裂隙較發育，局部可見溶蝕孔洞礦2-16,2 440.99 m；C1.白色粗晶，充填于巖石裂隙內，呈斑馬紋構造張村；D1.充填于灰巖、云質灰巖和晶粒云巖中裂隙內，雙探9-10,7 746.70 m；A2.殘余砂屑白云巖西北鄉7 棲霞組，打點位置分別為1方解石、2白云石霧心、3白云石亮邊；B2.晶粒白云巖礦2-16,2 439.7 m 棲霞組，打點位置分別為1粉晶白云石、2細晶白云石、3粗晶白云石；C2.鞍狀白云石張村8 棲霞組，打點位置分別為1-2基巖白云石、3方解石、4鞍狀白云石；D2.脈體白云石雙探9-10,7 746.7 m 棲霞組，打點位置分別為1基巖白云石、2脈體充填（裂隙內）白云石；A3.晶間殘余方解石，白云石具有霧心亮邊結構西北鄉；B3.白云石晶粒大小不均，晶粒有環帶或霧心亮邊結構礦2-16；C3.鞍狀白云石具明顯環帶結構張村8；D3.脈體白云石具環狀構造雙探9-10；A4.發暗紅色光，晶體邊緣相對明亮西北鄉；B4.不同晶粒發光相同礦2-16；C4.發亮紅色光與基巖白云石暗紅色光不同張村8；D4.脈體充填白云石發光較基巖明亮雙探9-10Fig.2 Micrographs of Qixia Formation dolomite rocks in western Sichuan

3.2 地球化學特征

3.2.1 稀土元素

稀土元素有良好的流體示蹤能力[28]，川西地區白云巖稀土元素含量見表1。利用NASC（北美頁巖）對棲霞組白云巖稀土元素標準化，各類白云巖（石）配分模式如圖3a，稀土元素配分模式圖顯示各類白云巖（石）的稀土元素配分模式均與泥微晶灰巖相似。殘余砂屑白云巖δCe值為（0.854～1.016）×10-6，平均值為0.923×10-6，略顯負異常；δEu 值在（0.128～1.36）×10-6之間，平均值為0.947×10-6，表現出弱負異常。晶粒白云巖δCe 值為（0.461～1.144）×10-6，平均值為0.872×10-6，為負異常；δEu 值在（0.674～1.860）×10-6之間，平均值為1.075×10-6，略呈正異常。鞍狀白云石δCe 值為（0.972～1.601）×10-6，平均值1.194×10-6，為正異常；鞍狀白云石δEu 值在（0.778～1.274）×10-6之間，平均值為1.073×10-6，為正異常。脈體充填白云石δCe 值范圍為（0.807～0.940）×10-6，平均值為0.887×10-6，為負異常；δEu 值在（0.862～1.079）×10-6之間，平均值為0.959×10-6，表現為弱負異常（圖3b）。

圖3 川西地區棲霞組白云巖稀土元素特征（a）棲霞組白云巖稀土元素分配模式圖（;b）棲霞組白云巖Eu-Ce異常散點圖Fig.3 REEs in Qixia Formation dolomites in western Sichuan(a)distribution;(b)Eu-Ce anomaly scattergram

3.2.2 碳氧同位素

碳、氧同位素常用來反演碳酸鹽巖成巖流體性質，推測成巖環境。全巖樣品測試結果顯示：殘余砂屑白云巖δ13C 值范圍為1.949‰～3.850‰，平均值為3.468‰；δ18O 值范圍為-9.416‰～-4.759‰，平均值為-8.106‰；晶粒白云巖δ13C 值范圍為0.302‰～3.570‰，平均值為2.574‰；δ18O 值范圍為-8.931‰～-4.856‰，平均值為-6.021‰；脈體充填白云石δ13C值范圍為0.881‰～3.670‰，平均值為2.567‰；δ18O值范圍為-9.028‰～-8.155‰，平均值為-8.510‰。白云巖δ13C-δ18O散點圖（圖4）顯示殘余砂屑白云巖C同位素均落在海水范圍內（二疊系海水δ13C值范圍為1‰～6‰；δ18O 值范圍為0～-6‰[29]），δ18O 變化較大（多偏負）；晶粒白云巖C、O 同位素多落在同期海水范圍內，脈體充填白云石C 同位素基本在海水范圍內，δ18O明顯負偏。

各類白云巖（石）微區分析顯示，殘余砂屑白云巖中白云石霧心、亮邊（圖4A）的C 同位素均落在海水范圍內，亮邊的O 同位素較霧心更負。晶粒白云巖中粉、細、中晶白云石（圖4B）的C同位素基本落在海水范圍內，其O同位素較同期海水偏負，但不同晶粒白云石O 同位素分布范圍相似。鞍狀白云石（圖4C）和脈體充填白云石（圖4D）的C 同位素大部分在海水范圍內，其相對應的O 同位素較各自的基巖白云巖均更偏負。川西地區棲霞組各類白云巖（石）碳氧同位素結果詳見表2。

圖4 川西地區棲霞組各類白云石δ13C-δ18O 散點圖（圖中藍色區域為同期海水范圍）Fig.4 Scattergram of δ13C-δ18O for Qixia Formation dolomite rocks in western Sichuan (blue area=range of seawater during the same period)

3.2.3 鍶同位素

鍶同位素值能很好的示蹤白云巖化流體來源[27]。研究區泥微晶灰巖87Sr/86Sr 值為0.707 204（表2），與同期海水值一致[二疊系海水（0.706 6～0.708 2）[30-31]]；殘余砂屑白云石87Sr/86Sr值介于0.706 14～0.709 55，多數落在海水范圍內，部分略高于同期海水；晶粒白云巖87Sr/86Sr 值介于0.707 96～0.710 36，多高于同期海水；脈體充填白云石87Sr/86Sr 值為0.710 97～0.712 55，高于同期海水（圖5）。

圖5 川西地區棲霞組各類白云巖87Sr/86Sr 散點圖（圖中藍色區域為同期海水范圍）Fig.5 Scattergram of 87Sr/86Sr for Qixia Formation dolomite rocks in western Sichuan (blue area=range for seawater during the same period)

表2 川西地區棲霞組碳酸鹽巖碳氧同位素含量Table 2 C and O isotopes in carbonate rocks in the Qixia Formation,western Sichuan

4 討論

4.1 流體來源及白云巖成因

4.1.1 殘余砂屑白云巖

據野外剖面、鉆井巖心觀察該類白云巖呈厚層塊狀，孔隙分布不均勻，鏡下鑒定多具有殘余砂屑結構，白云石晶體主要為平直晶面半自形晶（圖2A），指示該類白云巖形成于低溫環境，低溫條件下形成的白云巖原巖結構易于保存[32]，晶體多呈平直晶面[32]。陰極發光較暗指示白云巖化流體具海源特征，稀土元素配分模式、C同位素與Sr同位素特征也證實其白云巖化流體為海源流體；微區分析顯示白云石霧心與亮邊C同位素亦在海水范圍內，且二者同位素值相近，說明流體具有繼承特征。據巖石學特征和地球化學屬性，我們認為該類白云巖是灘相灰巖在淺埋藏條件下發生白云巖化作用形成，在棲霞組沉積的中二疊統期，潛伏的玄武巖已使盆地西南、東北地區出現高熱流值[24]，這種溫差可促使淺埋藏階段大量海源孔隙水與灘相基巖反應發生白云巖化作用，此時白云巖化環境處于相對還原條件下，Ce 負異常證實了我們的推測。該類白云巖的O同位素偏負，C同位素在海水范圍內，我們推測為玄武巖噴發期沿深大斷裂運移的熱流體的疊加改造效應。白云巖Eu 異常大部分為負異常，僅少量表現為正異常，微區分析亮邊O同位素值較霧心更負，說明了熱流體的疊加改造，使白云石再生長形成了亮邊結構。殘余砂屑云巖白云石晶體霧心內未發現包裹體，但亮邊內存在大量109 ℃～138 ℃的包裹體（未發表數據），也說明高溫流體改造原始白云巖進而形成了亮邊結構。

4.1.2 晶粒白云巖

野外剖面上晶粒白云巖呈灰白色，相對致密，巖心觀察多為致密塊狀，不規則分布的斷裂附近發育的晶粒白云石具良好孔隙，后期往往被黑色有機質充填，這些發育孔隙的白云巖多具團簇發育特征，裂隙帶內可見溶洞，被有機質或自形粗粒方解石或粗晶白云石半充填（圖2B），中—粗晶白云巖原巖恢復顯示殘余顆粒特征[21]。陰極發光下白云石晶體主體發光較暗，粉晶發亮紅色光。巖石學特征表明晶粒白云巖可能形成于海源流體的低溫環境中，但裂隙附近的白云石可能受到晚期熱液溶蝕改造。晶粒白云巖稀土配分模式與泥微晶灰巖相似（圖3a）以及C同位素落在同期海水范圍證實其為海源流體白云巖化特征。Ce 負異常表明其形成于還原環境，結合前述巖石學特征及同位素、稀土配分模式屬性，我們認為這類晶粒白云巖亦為淺埋藏期海水白云巖化，與殘余砂屑云巖成因相似，只是這種白云巖化作用優先在顆?；規r中進行，而后向兩側延伸。這一認識與我們在剖面（廣元西北鄉）、巖心觀察中看到晶粒白云巖、云質灰巖、含云灰巖在空間分布規律相符。

晶粒白云巖形成后受到后期熱流體改造，因此在巖心上，裂隙周圍分布的白云巖手感相對較粗，薄片以細—中晶為主，巖心上、薄片內孔隙發育均較好。白云巖O同位素略負偏以及Eu略呈正異常證實了白云巖在一定程度上受到熱液改造。洪雅張村剖面鞍形白云石發育的基質晶粒白云巖中O同位素明顯負偏也證明了這類白云石受到熱液的改造。對晶粒白云巖不同晶體微區C、O同位素分析結果表明各晶體顯示出相似的同位素特征，說明這些不同大小的晶體形成于同樣環境中，只是后期改造發生了不同程度的重結晶，形成了不等晶白云巖，這種改造甚至使殘余顆粒云巖結構消失，形成孔隙不均勻分布的中粗晶白云巖[21]。綜上所述，我們認為晶粒白云巖為淺埋藏成因，受到后期熱液的疊加改造。

4.1.3 鞍狀白云石

鞍狀白云石見于斑馬構造裂隙內（圖2C）以及漢深1井裂隙及溶孔內，鏡下多為曲面他形粗晶，表明該類白云石為晚期高溫成因。O同位素明顯偏負與Eu正異常證實了鞍狀白云石高溫流體成因。鞍狀白云石C同位素未見負偏且與二疊紀海水相近，排除了大氣淡水成因，曲面他形具波狀消光的巖石學特征也指示非大氣淡水成因。巖石學特征與地球化學性質表明鞍狀白云石為高溫熱液成因，我們推測白云巖化流體為峨眉山玄武巖噴發過程中沿斷裂體系運移的溶有碳酸鹽巖的熱液，這些流體穿過了下伏硅酸鹽地層，Sr 同位素明顯高于同期海水應為這一過程的記錄。因此，我們認為分布于川西南地區的鞍狀白云石應為峨眉山玄武巖噴發過程中熱液成因的白云石。

4.1.4 脈體充填白云石

這類白云石分布于巖石裂隙內（圖2D），晶體呈半自形他形，陰極發光稍亮，指示其晚期埋藏成因。其C同位素基本在二疊紀海水范圍內，O同位素偏負說明該類白云石可能為埋藏期孔隙囚禁鹵水沿裂隙形成脈體充填白云石。Ce負異常指示了脈體充填白云石形成于還原環境，與埋藏條件相符；Eu沒有呈現出正異常，說明白云巖化流體非熱液流體，其O同位素的負偏應為埋藏條件溫度效應的反映。

前述各類白云巖成因分析表明，川西地區棲霞組白云巖主體為淺埋藏成因，殘余砂屑白云巖與晶粒白云巖均受到后期熱流體疊加改造，脈體充填白云石為晚期埋藏成因。西南地區充填裂隙與溶洞的鞍形白云石為熱液成因。

4.2 白云巖化模式

根據白云巖的巖石學及地球化學特征分析得出研究區主要存在兩期白云巖，分別為分布較為廣泛的殘余砂屑白云巖和晶粒白云巖，以及充填在裂縫中的鞍狀白云石和脈體充填白云石。白云巖的形成分為兩個階段，在中二疊世棲霞期發育碳酸鹽巖臺地形成顆粒灘及灘間等微相，淺埋藏階段發生灘相灰巖發生白云巖化作用形成殘余砂屑白云巖和晶粒白云巖（圖6a）；而后峨眉山玄武巖噴發，基底斷裂活化，巖漿熱液及其加熱的地層流體沿深大斷裂向兩側侵入，疊加改造殘余砂屑白云巖和晶粒白云巖，并沿裂縫、孔隙充填形成鞍狀白云石，埋藏期孔隙囚禁鹵水沿裂隙發生白云巖化作用形成脈體充填白云石（圖6b）。區域上白云巖沿深大斷裂不均勻分布，且多與灘相重合，證實了棲霞組白云巖成因機制。

圖6 川西地區棲霞組白云巖成因模式圖（a）淺埋藏階段發生白云巖化作用（;b）基底斷裂，熱液流體沿斷裂向兩側侵入Fig.6 Genetic model of Qixia Formation dolomite rocks in western Sichuan(a)dolomitization at shallow burial stage;(b)fluid intrusion along both sides of basement fracture

5 結論

（1）川西地區棲霞組白云巖（石）可分為殘余砂屑白云巖、晶粒白云巖以及鞍狀白云石、脈體充填白云石四種類型。其中殘余砂屑白云巖呈厚層塊狀，隱約見殘余顆粒，具霧心亮邊結構，以平直晶面半自形晶為主；晶粒白云巖呈致密塊狀，晶體大小不均，平直晶面自形晶為主；鞍狀白云石充填于裂隙與溶蝕孔洞內，多為曲面他形粗晶，具波狀消光特征；脈體白云石沿縫壁向內生長，半自形—他形為主。

（2）研究區白云巖樣品碳同位素均在同期海水范圍內，REE配分模式與泥微晶灰巖相似，部分白云巖87Sr/86Sr 值因穿過硅酸鹽地層而明顯偏高，表明白云巖化流體主要為海水來源。

（3）川西地區中二疊統棲霞組白云巖主體為淺埋藏成因。由于峨眉山大火成巖省造成的異常高溫使殘余砂屑白云巖受高溫流體疊加改造，晶粒白云巖經高溫流體改造而重結晶；鞍狀白云石為熱液成因，推測為峨眉山玄武巖噴發期間熱液活動產物；脈體充填白云石為晚期埋藏成因?；鹕綆r漿活動使地層發生隆升及張裂，熱流體沿深大斷裂向兩側侵入，充填裂縫形成鞍狀白云石，埋藏期孔隙囚禁鹵水沿裂隙形成脈體充填白云石。