川西中二疊統棲霞組白云巖特征與成因

韓月卿，張軍濤，何治亮，金振奎，韓文彪，高 平，郝運輕，孫 煒，武重陽

［1.中國石化 深部地質與資源重點實驗室，北京 102206；2.中國石化 石油勘探開發研究院，北京 102206；3.中國石化集團公司，北京 100728；4.中國石油大學（北京）地球科學學院，北京 102249；5 中國地質大學（北京）能源學院，北京 100083］

“白云巖問題”已困擾地質學界200 余年，至今仍懸而未決［1-2］?？茖W家先后提出了微生物介導［3］、混合水［4］、滲透回流［5］、薩布哈［6］、斷控熱液［7］等不同模式來解釋不同地區不同類型的白云巖。白云巖是重要的油氣儲集層，半數碳酸鹽巖油氣藏發育于白云巖中。中國的碳酸鹽巖油氣藏，包括威遠、靖邊、普光、元壩及安岳-磨溪等大型氣田儲層都屬于白云巖儲層，因此對其的研究更為重要［8］。

近年來，川西地區棲霞組也發現了優質白云巖儲層，獲得了油氣突破，彰顯了白云巖巨大的勘探潛力。中國石油在川西南平落壩地區（平探1 井）［9］、川西北雙魚石區塊的棲霞組白云巖儲層都獲得了高產工業氣流［10］。但是棲霞組白云巖分布具有很強的非均質性，厚度變化大，礦2井棲霞組白云巖總厚47 m，相鄰的礦3 井中卻未見白云巖發育［11］。因此，川西棲霞組油氣勘探關鍵在于認識白云巖的分布規律，進而探索白云巖的形成機制。

關于四川盆地棲霞組白云巖的成因已有大量研究，但爭議很大，主要的5 種成因假設分別是熱液白云巖化［12-14］、埋藏白云巖化［15］、玄武巖淋濾白云巖化［16］和準同生期白云巖化［17-18］。其中熱液白云巖化成因是目前的主流觀點，因為白云巖儲層中常見斑馬狀構造，溶蝕縫洞中充填鞍狀白云石、石英和螢石等熱液礦物，斷裂可作為富鎂熱液流體的運移通道［12-13］。但是，部分白云巖層狀發育，與斷裂關系并不明顯，地球化學分析顯示白云巖化流體與同時期海水相似，與傳統的熱液差異較大，所以有學者認為大部分白云巖形成于準同生期［17-18］。對白云巖的成因和主控因素的認識存在分歧，不利于了解其儲層分布規律，也一定程度上制約了勘探進程。

基于川西露頭剖面和鉆井實測，通過薄片觀察、陰極發光、掃描電鏡、碳-氧同位素、鍶同位素測試等方法，本研究系統梳理了川西不同位置棲霞組白云巖空間展布特征，結合礦物巖石學和地球化學特征劃分了棲霞組白云巖的類型，詳細探討了不同類型白云巖的成因機制，綜合認為棲霞組白云巖是多期多類型白云巖化流體疊加作用的結果。

1 地質背景

四川盆地中二疊統分為早期沉積的棲霞組和晚期沉積的茅口組。在棲霞組沉積早期，四川盆地經歷了大規模海侵，水體相對較深，主要以開闊臺地相為主［19］，但是川西地區處于臺地到斜坡的過渡帶，局部地勢稍高，發育少量臺緣灘，廣海一側發育斜坡相。棲霞組沉積中晚期海平面下降，發育高位體系域，川西地區開始大面積發育臺地邊緣沉積（圖1a）。棲（棲霞組）一段以深灰色含生屑灰泥灰巖、灰泥生屑灰巖為主，夾薄層泥晶-細晶白云巖和灰質泥巖，下部泥質含量較高，見腕足類、介殼類、有孔蟲等生物碎屑。棲二段水體淺，能量高，陽光和氧氣充足，生物生長迅速，進入大規模成灘期；巖性以淺灰色、灰白色亮晶生屑灰巖、灰泥生屑灰巖、云質灰巖、白云巖為主（圖1b），見珊瑚、苔蘚蟲、有孔蟲、藻類等生物碎屑。在茅口組沉積期，四川盆地又一次轉變為相對深水的沉積環境。茅口組沉積末期，峨眉山地幔柱不斷上涌造成四川盆地差異抬升，使得中二疊系地層暴露風化，遭受淋濾剝蝕，茅口組廣泛發育巖溶地貌［20］。同時，峨眉山大火成巖省熱事件（ELIP）也影響了四川盆地中二疊統白云巖化過程。

圖1 川西棲二段沉積相平面圖（a）和水根頭剖面中二疊統棲霞組巖性柱狀圖（b）Fig.1 Map of the sedimentary facies in the second member of the Qixia Formation（a）and lithological column of the Qixia Formation in the middle Permian of the Shuigengtou outcrop（b），western Sichuan Basin

川西地區棲霞組白云巖主要分布在大邑—廣元一線，但厚度變化很大，分布非常不均勻（圖2）。研究區最北邊的雙匯剖面棲一段中部斑狀云質灰巖厚約7 m，棲二段上部發育24 m 厚的斑狀云質灰巖，云斑內發育方解石晶洞，基巖為深灰色生屑灰巖。上江溝剖面棲霞組斑狀云質灰巖和層狀白云巖厚達80 m，單層厚度變化較大。棲一段以斑狀云質灰巖為主，與生屑質灰泥灰巖互層，單層厚1～4 m；棲二段斑狀云質灰巖最厚可達30 m，還夾有4 m 厚的層狀白云巖，基巖以淺灰色亮晶生屑灰巖為主。水根頭剖面棲霞組由下向上發育灰白色薄層白云巖和多套斑狀云質灰巖，與生屑質灰泥灰巖互層，總厚約30 m。棲一段斑狀云質灰巖單層厚1～3 m，棲二段斑狀云質灰巖總厚度15 m，但白云巖化程度不高。北川地區棲一段未見白云巖發育，通口剖面棲二段發育20 m 厚深灰色粗晶白云巖，與亮晶生屑灰巖伴生，茶坪上剖面棲二段見60 cm 厚砂糖狀白云巖和20 m 厚層斑狀云質灰巖，富含珊瑚、腹足類、介殼類等生物化石。綿陽安縣的雙電剖面在棲一段和棲二段均發育淺灰色斑狀云質灰巖，總厚18 m，棲一段斑狀云質灰巖單層厚5 m 左右，灰巖中可見被完全云化的四射珊瑚礁。棲二段斑狀云質灰巖略厚，約8 m，多為藻灰巖云化或生屑體腔云化，裂縫內充填白云石。棲霞組向南至大飛水又變淺，在棲二段中上部發育厚3 m 砂糖狀云巖，表面可見斑馬狀裂縫，裂縫內見乳白色白云石和透明方解石膠結物?？傮w來看，川西棲霞組白云巖分布具有較強的非均質性。

圖2 川西中二疊統棲霞組白云巖分布對比（剖面位置見圖1）Fig.2 Correlation of the Middle Permian Qixia Formation dolostones cross various outcrops，western Sichuan Basin（see Fig.1 for the location）

2 巖石學特征

基于鉆井巖心和野外剖面的詳細觀察及顯微鏡下分析，川西地區棲霞組按照晶體結構可劃分為3 種基質白云巖和1 種白云石膠結物：即泥-粉晶白云巖、細晶白云巖、中-粗晶白云巖和白云石膠結物。

2.1 泥-粉晶白云巖

泥-粉晶白云巖（Md1）主要發育在棲一段底部，分布不連續，零星地見于川西北的部分剖面和鉆井，如廣元-上江溝、江油-水根頭等剖面。每個剖面的白云巖厚度也有較大差異，上江溝剖面最厚，約2 m，水根頭剖面最薄，僅70 cm；泥-粉晶白云巖多呈層狀或紋層產出（圖3a）。

圖3 川西地區棲霞組白云巖宏觀特征野外照片Fig.3 Macro features of dolostone in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

在顯微鏡下，泥-粉晶白云石粒徑一般小于100 μm，晶粒結構主要為半自形-他形晶，常見黃鐵礦呈星點狀或集合體（圖4a，b）。在掃描電鏡下，可見黃鐵礦顆粒呈草莓狀（圖4d），部分泥晶白云石呈球粒狀、啞鈴狀和花椰菜狀（圖4c，e，f）。

圖4 川西地區棲霞組泥-粉晶白云巖巖石學特征顯微照片Fig.4 Petrological features of micritic-very fine crystalline dolostone in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

2.2 細晶白云巖

細晶白云巖（Md2）在棲一段和棲二段都有發育，厚度多從幾米到十幾米，不連續地分布于上江溝、水根頭、雙電、通口等剖面，一般為斑狀或層狀，當以斑狀產出時，深灰色不規則條帶狀斑塊為白云石，淺灰色基質為生屑顆?；規r（圖3b）。

在顯微鏡下，細晶白云石晶形主要為自形-半自形晶，晶粒大小為100～250 μm 。白云石多具有霧心亮邊結構，在陰極發光下，晶體內部呈棕色-暗紅色，由內向外先變亮再變暗（圖5a，b）。部分細晶白云石晶粒間也能見到泥-粉晶白云石。在掃描電鏡下，細晶白云石具有較好的晶形，但當白云巖化程度過高時，可過渡到半自形到他形，存在過度白云巖化（圖5h）。部分白云石表面還可見溶蝕孔縫（圖5c）。在與粉晶白云巖相鄰層段，細晶白云石粒間也能見到黃鐵礦集合體（圖5d-g）和草莓狀黃鐵礦（圖5f）。

圖5 川西地區棲霞組細晶白云巖巖石學特征顯微照片Fig.5 Petrological features of fine crystalline dolostone in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

2.3 中-粗晶白云巖

中-粗晶白云巖（Md3）主要發育在棲二段，分布不均勻，厚度變化也較大，在大飛水剖面僅厚3 m，上江溝剖面厚達25 m。當云化作用較強時，中-粗晶白云巖呈條帶狀分布于細晶白云巖之上，顏色較淺，形似斑狀（圖3d），內部發育不規則溶蝕孔洞，充填白云石和

方解石（圖3d）。野外剖面上也常見斑馬狀構造，即深灰色中-粗晶白云巖發育裂縫，內有白色鞍狀白云石和透明巨晶方解石充填（圖3e，f）。

在顯微鏡下，中-粗晶白云石晶形主要為非平直晶面他形晶（圖6a，b），晶體大小為250～2 000 μm，在陰極發光下，晶體多表現為內部暗、外部亮。部分樣品中，晶間孔非常發育（圖6d，e）。在掃描電鏡下，白云石晶體表面可見大量的溶孔和溶縫（圖6c，f）。

圖6 川西地區棲霞組中-粗晶白云石巖石學特征顯微照片Fig.6 Petrological features of medium to coarse crystalline dolostone in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

2.4 白云石膠結物

白云石膠結物（Cd）主要發育在棲二段中-粗晶白云巖（Md3）中，在宏觀上表現為乳白色膠結物充填于裂縫或溶蝕孔洞中，與深灰色圍巖構成斑馬紋狀（圖3e，f）。白云石膠結物主要為鞍形白云石，晶面彎曲，在陰極發光下可見環帶狀結構（圖7a，b），在正交光下表現出波狀消光特征（圖7c），掃描電鏡下可見白云石晶面明顯彎曲（圖7e，f）。部分鞍形白云石被后期流體擠壓破碎（圖7d）。

圖7 川西地區棲霞組白云石膠結物巖石學特征顯微照片Fig.7 Petrological features of dolomite cement in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

3 地球化學特征

3.1 碳、氧同位素

在白云巖巖石學分類的基礎上，本次研究對不同類型的白云石及其灰質成分進行了碳、氧同位素分析，結果顯示不同地層、不同類型的白云石碳、氧同位素差異較大（圖8）。

圖8 川西地區棲一段（a）和棲二段（b）碳酸鹽巖碳、氧同位素散點圖Fig.8 Scatter diagrams of carbon and oxygen isotopes in carbonates of the first（a）and second（b）members of Qixia Formation，western Sichuan Basin

從層位上來看，棲一段的δ13C（VPDB）分布在-3.276 ‰～4.233 ‰，棲二段的δ13C（VPDB）與之相近，但范圍更大，在-2.800 ‰～5.637 ‰；棲一段的δ18O（VPDB）分布在-7.490 ‰～-0.634 ‰，棲二段的δ18O（VPDB）更為負偏，分布在-13.300 ‰～-2.850 ‰。

從類型上來看，棲一段的泥-粉晶白云石δ13C（VPDB）為-3.276 ‰和-2.416 ‰，棲霞組細晶、中晶、粗晶白云石和基巖灰質成分的δ13C（VPDB）在0.180 ‰～5.637 ‰，均為正值，基本都處于二疊紀同期海相碳酸鹽巖δ13C（VPDB）的變化范圍內［21-22］。棲二段的部分鞍形白云石δ13C（VPDB）明顯負偏。棲一段泥-粉晶白 云石的δ18O（VPDB）為-2.161 ‰和-0.835 ‰，處于二疊紀海水數值范圍內。棲霞組細晶白云石的δ18O（VPDB）在-5.988 ‰～-0.634 ‰，均高于基巖中的灰質成分，其范圍在-7.490 ‰～-1.506 ‰，但都處于海水數值范圍內。棲霞組細晶白云石的δ13C（VPDB）在1.021 ‰～4.818 ‰，也高于基巖中灰質成分的δ13C（VPDB），其范圍在0.180 ‰～4.327 ‰，可能是海水白云巖化過程中氧同位素的分餾所致。棲霞組晶粒較小的中晶白云石δ18O（VPDB）在-6.574 ‰～-5.796 ‰，中-粗晶白云石的δ18O（VPDB）在-8.500 ‰～-7.326 ‰，δ18O（VPDB）隨白云石晶體不斷增大而負偏，略低于正常海水數值范圍，δ13C（VPDB）均處于正常海水數值范圍內。鞍形白云石的δ18O（VPDB）最為負偏，其范圍在-13.300 ‰～-8.000 ‰，遠低于二疊紀海水數值，δ13C（VPDB）波動較大，在-2.800 ‰～2.900 ‰。

3.2 鍶同位素比值

研究區基質灰巖的87Sr/86Sr含量比值為0.707 601，分布于二疊紀海水87Sr/86Sr 比值范圍內［21-22］（圖9）。細晶白云石Md2 的87Sr/86Sr 值在0.707 555～0.707 857，也處于二疊紀海水范圍內［10］。中-粗晶白云石Md3的87Sr/86Sr值在0.707 672～0.708 407，部分高于二疊紀海水數值范圍。鞍形白云石Cd 的87Sr/86Sr 值在0.708 201～0.708 436，均高于二疊紀海水數值范圍。

圖9 川西地區棲霞組碳酸鹽巖鍶同位素組成特征Fig.9 Sr isotope compositions of carbonates in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

4 成因分析

川西棲霞組白云巖是多期、多種成因類型白云巖疊加過程的產物，受到沉積環境和峨眉山大火成巖省熱事件的共同影響。

4.1 沉積環境

在棲霞組沉積時期，整個四川盆地都處于熱帶-亞熱帶地區［23］，早期氣候溫暖潮濕，晚期較為干旱［24-25］，生物繁盛，珊瑚、苔蘚蟲、海綿、介殼類、蜓類大量發育。區域內未見膏鹽巖等蒸發鹽沉積物，因此就整個沉積環境而言，棲霞組不適合生成大規模白云巖。但是川西地區處于整個四川盆地相對較高的位置，局部可能存在適合白云巖化的環境。

在棲一段沉積期，水體相對較深，灰泥含量較高。川西地區水體相對較淺，能夠形成一些小規模的淺灘，其以亮晶生屑灰巖或生屑顆?；規r沉積為主，而在灘間或灘后，可能發育一些小型潟湖，由于受到局限，在海退時其水體鹽度可能升高，可能發育泥-粉晶白云巖。

在棲二段沉積時期，川西地區地貌相對較高，臺地邊緣淺灘相更為發育，沉積期水體較淺，在灘間或灘后的小潟湖內，局部水體鹽度升高，有利于發生后續的白云巖化作用。

4.2 峨眉山大火成巖省熱事件

發生于上揚子地區的中、晚二疊世的峨眉山地裂事件造成了揚子板塊西緣地殼快速差異抬升，隨后噴發出巨量的玄武巖，形成了出露面積達25×104km2的峨眉山大火成巖省（ELIP），是中國華南地區一次非常重要的地質熱事件［26-27］，主體噴發時間約為260～257 Ma［28］。峨眉山大火成巖省引發的拉張伸展作用，影響了中二疊統生屑灘的發育及其平面展布，進而控制了油氣儲層的發育狀況。

除此之外，在峨眉山火成巖大規模爆發之前，峨眉山大火成巖省就已經對四川盆地起到了明顯的地熱增溫效應。朱傳慶等［29］在對四川盆地古熱流的恢復中發現，距今290 Ma 時川西南地區的熱流值就出現了異常，超過了80 mW/m2，越靠近峨眉山噴發區的區域，熱流值越高。盆地達到最高古熱流的時期（259 Ma）正是中、晚二疊世的分界，也是峨眉山玄武巖的主要噴發期，盆地西南熱流值超過了90 mW/m2。這表明在早二疊世棲霞組沉積期，峨眉山大火成巖省巖漿就開始活躍。

溫度是突破動力學屏障的重要方式，在常溫下很難合成白云石，當達到一定溫度時，白云巖化變得相對容易［30］。因此，峨眉山巖漿活動帶來的增溫效使棲霞組白云巖化作用的發生有了可能。

4.3 微生物介導白云巖化作用

泥-粉晶白云巖（Md1）可能是微生物介導成因的白云巖。泥-粉晶白云巖具有較細的晶粒（圖4a，b），在掃描電鏡下，部分泥晶白云石具有球粒狀、啞鈴狀、花椰菜狀結構（圖4c，e，f），這正是微生物介導白云石的典型特征［31-32］。這類白云石還伴生黃鐵礦，部分黃鐵礦為草莓狀（圖4d），也有微生物硫酸鹽還原菌參與的標志［33］。在二疊系中，前人還發現了菌類微生物參與建造的微生物灰泥丘［34］。另外，這類白云石的δ18C值相較于其他類型白云石明顯偏負（圖8a），也說明其形成過程有微生物的參與［33］。

微生物介導白云石在同沉積期就可以形成，Mg離子主要來自海水（圖10a）。其形成受到細菌硫酸鹽還原作用的影響，微生物代謝活動可以提高細胞外微環境中的pH 值和Mg/Ca 含量比值，并能加速鎂離子的去水合作用，胞外聚合物還能為白云石沉淀提供質點，進而催化白云石在地表溫壓條件下的沉淀結晶［32，35，36］。雖然中二疊世時四川盆地基本屬于正常海水，但在川西地區相對較淺，發育的灘間和潟湖內水體鹽度較高，而這種咸化的海水條件有利于硫酸鹽還原菌等微生物活動［35］，為白云石成核提供了極好的介質條件。

圖10 川西地區棲霞組白云巖發育模式Fig.10 Genetic models of dolostones in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

在埋藏后，這類白云石不斷生長和“成熟”，晶體也逐漸由球粒狀、啞鈴狀、花椰菜狀演化成標準菱面體，所以即使是泥-粉晶白云巖中的白云石晶體也多為自形-半自形，在后續的白云巖化過程中起到一個“晶核”的作用［37］。在與泥-粉晶白云巖相鄰層段的細晶白云石粒間也能見到草莓狀黃鐵礦，說明這些細晶白云石可能也形成于同一環境，也有可能是由泥-粉晶白云石生長演化而來（圖5d—g）。

4.4 回流滲透白云巖化作用

川西棲霞組細晶白云巖多為淺埋藏期回流滲透白云巖化作用而成。細晶白云巖晶體較粗，晶形多為自形-半自形（圖5a，b），自形程度較高，不同于同生-準同生期白云石。另外，白云巖中不含石膏等蒸發鹽礦物，也不同于準同生期薩布哈白云巖化作用。

細晶白云巖發生白云巖化的流體來源主要是海水。白云巖δ13C（VPDB）和δ18O（VPDB）均處于二疊紀正常海水δ13C 范圍內（圖8a，b），雖然略高于方解石的δ13C（VPDB）和δ18O（VPDB），但這是白云巖化過程中的同位素分餾導致的，指示白云巖形成于具蒸發背景的局限水體中［21］。細晶白云石的鍶同位素比值也處于二疊紀海水數值范圍內（圖9），也印證了白云巖化流體是海水。這些同位素特征與前人的研究結果一致，川北野外剖面旺蒼雙匯、南江橋亭等棲霞組細晶白云巖的地球化學特征也表明白云石化流體依舊為海水［38］。

淺埋藏期白云巖化具有選擇性，往往優先發育在原始物性較好的巖石上。川西棲霞組發育有臺緣淺灘，位于水體較淺的古地貌高地，容易發生準同生期溶蝕，而具有更好的初始物性和滲透性，且棲霞期存在多期短暫海退，出現多次短暫暴露，地層接受多次準同生期溶蝕改造［18，39］。斑狀白云質灰巖中的云斑可能就是在準同生期溶蝕后白云巖化的產物［40-41］。層狀的細晶白云巖中也能見到大量的顆粒，有學者通過恢復后也認為這類巖石主要為淺灘相環境［9］。

棲霞組沉積期，川西較高古地貌的相對局限環境為淺埋藏期白云巖化提供鎂離子源。高頻向上變淺丘灘序列建造可引起丘灘疊置遷移，導致灘后局部海域封隔受限，從而具備中等鹽度回流滲透白云石化的古環境基礎。高頻海平面變化與沉積微古地貌高地頻繁暴露，極易引起海水不同程度的咸化，而這種密度較大咸化海水會在重力和鹽度的驅使下，向下向前期物性相對較好的淺灘相沉積物運移，發生回流滲透白云石化［43］（圖10b）。由于水體咸度并未達到石膏沉淀的飽和度，所以亦被稱為中等鹽度回流滲透白云石化［43］，這與地層中未見石膏相吻合。這種丘灘體疊置遷移也會導致白云巖化發育層位和區域不穩定，白云巖分布情況也印證了這一特征。

中等鹽度回流滲透白云巖化模式，是指中等鹽度流體在回流滲透的驅動下形成的白云巖。中等鹽度流體一般是指鹽度高于海水但低于石膏大量沉淀的微咸流體，鹽度在37 ‰～140 ‰［44］。此模式也為匈牙利Dachstein 臺地上 三疊統 白云巖［45］、地中海西部Peritidal 地區下侏羅統白云巖［46］及四川盆地中部地區下寒武統龍王廟組白云巖所證實［47］。

4.5 熱流體調整改造作用

中-粗晶白云巖是受到峨眉山大火成巖省影響的熱流體調整形成的（圖10c）。中-粗晶白云巖形成于更高的溫度。中粗晶-白云石相較于其他類型白云巖，晶體更大也更不規則，δ18O（VPDB）均低于正常海水數值范圍（圖8b），說明其受到了后期流體的改造［49］，同時伴生的鞍形白云石具有彎曲的晶面、波狀消光（圖6e），指示較高的形成溫度［49］，這與中二疊世末的峨眉山大火成巖活動達到頂峰，古地溫流體溫度達到較高值有關。

在中-粗晶白云石中，尤其是在陰極發光下，仍可見具有平直晶面細晶白云石的殘余結構（圖6a，b），這說明其可能來源于細晶白云巖重結晶或熱調整。

相關的熱調整機制可能存在兩種模式：一種是受到來自或穿碎屑巖層熱流體的直接影響；一種僅為熱增溫調整。二者對基質白云巖的影響存在明顯差異。前者的產物中-粗晶白云巖常發育斑馬紋，溶蝕縫也較為發育（圖3e，f），溶蝕孔隙內充填鞍狀白云石，而白云石的87Sr/86Sr 值高（圖9），也顯示受到了來自或穿碎屑巖層熱流體的影響，因為地質體中碎屑巖層具有比海相層系和巖漿巖更高的87Sr/86Sr 值，鞍狀白云石的87Sr/86Sr 值均高于同期海水數值說明其沉淀于來自或穿碎屑巖層的熱流體。而后者的產物中-粗晶白云巖中斑馬紋常不發育，鞍狀白云石也較少見，87Sr/86Sr值部分處于海水數值范圍內（圖9），說明熱改造流體仍屬于海水。

在峨眉山大火成巖省的活躍期，在斷裂發育區，來自或穿碎屑巖層的熱流體經斷裂向上運移，進入物性較好的細晶白云巖發育區，引發水壓破裂造縫、重結晶和熱調整作用，并在孔隙內沉淀鞍狀白云石，地化數據上表現為低δ13C（VPDB）和δ18O（VPDB）（圖8），高87Sr/86Sr 值（圖9）。在斷裂相對不發育區，同樣受熱增溫效應影響而發生的熱調整和重結晶作用使晶體變粗，但由于缺乏外來流體的影響，地化特征上僅表現為低氧、碳同位素值和與海水相近鍶同位素比值。

5 結論

1）川西地區棲霞組白云巖多呈斑狀或層狀分布。白云石類型包括泥-粉晶白云石、細晶白云石、中-粗晶白云石和白云石膠結物，是多期、多類型白云巖化流體疊加作用的產物。受同生-準同生期微生物介導白云巖化作用、淺埋藏期回流滲透白云巖化作用和埋藏期熱液白云巖化作用的影響，早期的兩種白云巖化作用奠定了白云巖發育的基礎，后期熱液作用又對局部地區進行了改造。

2）泥-粉晶白云巖（Md1）主要發育于棲霞組底部，多呈層狀或紋層狀，也見斑狀發育，主要為半自形晶-他形晶，常與草莓狀黃鐵礦伴生，部分泥晶白云石呈球粒狀、啞鈴狀和花椰菜狀，表明泥-粉晶白云石可能為微生物介導作用而生成。細晶白云巖（Md2）在棲一段和棲二段都有發育，一般為斑狀或層狀，主要為自形-半自形晶，多具有霧心亮邊結構，在陰極發光下晶體內部呈棕色-暗紅色，由內向外先變亮、后變暗。白云巖具有明顯的殘余粒屑結構，表明前驅巖性為顆?；規r，可能是淺埋藏期中等鹽度回流滲透白云巖化作用的產物。中-粗晶白云巖主要發育在棲二段，呈斑狀或層狀，主要為非平直晶面他形晶，陰極發光下多表現為內部暗、外部亮的特征。中-粗晶白云巖的87Sr/86Sr值仍處于海水數值范圍內，未見鞍形白云石，可能是細晶白云巖重結晶或熱調整的產物。當與鞍形白云石等熱液礦物伴生時說明受到了來自或穿碎屑巖層熱流體的直接影響。

3）淺埋藏期的回流滲透白云巖化作用對于棲霞組白云巖儲層的形成十分關鍵，同生期微生物介導白云巖化作用為后續的白云巖化過程提供了晶核，后期的熱流體對局部地區的棲霞組碳酸鹽巖進行了調整和改造。

致謝：感謝核工業北京地質研究院于阿朋老師協助完成掃描電鏡觀察工作，感謝朱東亞教授和錢一雄教授對本文提出的修改意見！