玉北地區下奧陶統白云巖巖石學、地球化學特征及成因

黃擎宇，張哨楠，葉 寧，李映濤

(1.成都理工大學能源學院，四川成都，610059;2.西南石油大學 資源與環境學院，四川成都，610050)

下奧陶統白云巖作為塔里木盆地油氣勘探的重要接替領域，近年來不斷受到重視，前人對該層位進行了大量研究，但主要集中在塔北［1－3］、塔中［4－7］和巴楚［8］地區，對于盆地西南部麥蓋提斜坡的研究則鮮有涉及。自2010年在麥蓋提斜坡東部玉北地區獲得油氣突破以來，隨后的多口鉆井顯示下奧陶統地層中發育有大量優質白云巖儲層，如已獲工業油氣流的YB1－2井、YB1－4井鷹山組和具有良好油氣顯示的YB5井、YB7井蓬萊壩組等，預示下奧陶統白云巖在該區域同樣潛力巨大。由于白云石化作用對于理解白云巖儲層成因具有重要意義，因此本文以玉北地區下奧陶統各類白云巖為研究對象，通過巖心、薄片、掃描電鏡、陰極發光觀察、微量元素、同位素和包裹體測溫分析等手段，系統總結該區白云巖巖石學和地球化學特征，探討各類白云巖形成及演化過程，為該區白云巖儲層的深入研究提供依據。

圖1 玉北地區井位圖及地層剖面(據文獻［11］和［14］修編)Fig.1 Schematic map of well locations and stratigraphic cross sections in Yubei area(modified after references［11］and［14］)

1 地質背景

玉北地區位于塔里木盆地麥蓋提斜坡東段，北臨瑪扎塔格斷裂帶，南接葉城－和田凹陷，東臨塘古孜巴斯凹陷［9－10］。該區自西向東發育近東西向的瑪南構造帶、北東向YB1井西構造帶、YB1井構造帶和YB1井東構造帶(圖1)，這些構造帶多由蓋層滑脫型逆沖斷裂及伴生褶皺構成，主要形成時期為加里東中、晚期和海西晚期［11－12］，斷褶頂部下奧陶統直接被石炭系覆蓋，缺失中－上奧陶統、志留系－泥盆系;斷褶之間的洼陷區發育有上奧陶統。玉北地區早奧陶世時為開闊臺地相和局限臺地相沉積［13］，主要巖石類型有泥晶灰巖、亮晶顆粒灰巖、云質灰巖、灰質云巖和晶粒白云巖等［14］。

2 白云巖巖石學特征

下奧陶統白云巖主要以各種結晶白云巖為主，極少發育泥微晶白云巖和顆粒白云巖。根據產狀將研究區白云巖分為基質白云巖和縫洞充填白云石兩大類，其中基質白云巖可根據晶粒大小和晶體結構特征再分為細晶、自形－半自形白云巖和細－粗晶、它形白云巖，縫洞充填白云石以中－粗晶鞍形白云石為主。

2.1 細晶、自形－半自形白云巖

該類在巖心上呈灰白色、淺灰色或深灰色，多中－厚層狀產出，局部裂縫發育。顯微鏡下，組成這類白云巖的白云石以細晶(0.05～0.25 mm)為主，局部可見中晶(0.25～0.5 mm)，晶體多為平面－自形或半自形晶，晶體之間點或線狀接觸，部分晶體中可見圍繞核心或自形白云石的細環帶(圖2a);掃描電鏡中可見這類白云石多具有平直的晶面結構特征，部分白云石呈典型的菱面體狀生長，但由于晶體之間接觸緊密，晶間孔發育程度低(圖2b);陰極發光下，該類白云巖整體發中等亮度紅色光或暗紅色光，部分白云石具有明暗相間的發光環帶(圖2c)，預示其生長過程的多期性。該類白云巖含量較少，占所有白云巖的20% ～30%。

2.2 細－粗晶、它形白云巖

細－粗晶、它形白云巖在研究區下奧陶統發育廣泛，從鷹山組頂部不整合面附近到下部蓬萊壩組均有出現，但蓬萊壩組中的含量明顯高于鷹山組。該類白云巖的主要特點是晶體自形程度差，多由曲面－它形晶組成，但晶粒大小分布范圍較廣，從細晶、中晶到粗晶(0.05～2 mm)均有出現(圖2d—f)。這類白云巖中裂縫及溶蝕孔洞發育程度高，白云石常沿裂縫或溶縫交代已固結的灰巖(圖2e);許多樣品中還可見中－粗晶白云石包圍或包裹細晶白云石的現象(圖2f);此外，環帶結構也較常見，環帶厚度明顯增大且形狀不規則，多圍繞早期自形/半自形白云石生長，導致晶體加粗、晶形變差、并堵塞孔隙空間(圖2g)。少量樣品中還可以見低幅度縫合線發育，預示部分中－粗晶白云巖形成于縫合線之前或是與縫合線形成時間相近(圖2g)。正交偏光下這類白云巖具明顯的波狀消光特征，特別是晶粒較粗的樣品(圖2e，f)。掃描電鏡下觀察，白云石晶體形狀極不規則，多具彎曲的或階梯狀的晶面特征，晶體之間呈鑲嵌狀或是縫合線狀接觸，晶間孔不發育;部分晶體邊緣還可見多層生長環帶(圖2h)。陰極發光下顯兩種發光特征，一種是均勻的暗紅色光，僅晶體邊緣處可見一條極窄的、中等亮度的紅色亮邊;另一種則具有斑狀發光特征，即整體發暗紅色光，局部可見較亮的斑點分布其中，且裂縫或晶體邊緣處的發光性更強(圖2i)，可能與該類白云巖經歷了重結晶或后期改造有關［15］。該類白云巖構成研究區下奧陶統白云巖的主體，占所有白云巖的70% ～80%。

2.3 鞍形白云石充填物

鞍形白云石充填物多為淺灰白色或乳白色，主要沿裂縫或溶蝕孔洞內壁生長，灰巖和基質白云巖中均有發育，可與嵌晶方解石或是皮殼狀自生石英共生(圖3a);部分鞍形白云石充填物與基質白云巖的界線并不十分明顯，通常是在孔洞較發育部位或自由空間生長時才顯示出鞍形晶的特征(圖3b)，由于這部分鞍形白云石多發育于細－粗晶、它形白云巖中，因此其成因上可能具有很強的繼承性。顯微鏡下觀察，鞍形白云石晶體粗大(0.5 mm以上)，多具明顯的波狀消光(圖3c)，晶體表面較臟，富含包裹體，面向孔隙中心方向可見明亮環帶，部分鞍形白云石邊緣被溶蝕成港灣狀(圖3c)。掃描電鏡下可見鞍形白云石的晶面呈鐮刀狀或是階梯狀生長，斷面還可見微細的生長紋層(圖3d)。這類白云石的陰極發光性較弱，多為暗紅色光。

圖2 玉北地區下奧陶統各類基質白云巖特征Fig.2 Characteristics of matrix dolomites in the Lower Ordovician of Yubei area

3 地球化學特征

3.1 微量元素

白云巖中的微量元素特征反映了巖石在沉積時期或者經歷后生改造過程中流體的性質，因此微量元素的分布特征，尤其是一些能夠反映成巖環境的微量元素的富集規律對于確定其成因具有重要作用。

3.1.1 Sr和Ba元素

研究區基質白云巖(平均154.47×10－6)和鞍形白云石充填物(平均189.03×10－6)的Sr含量明顯低于灰巖中的Sr含量(平均338.76×10－6)(表1)，造成這種現象的原因主要與Sr元素的離子半徑明顯大于Mg離子而接近Ca離子，導致Sr元素在白云石中的分配系數低于其在方解石中的分配系數有關［16］，因此白云石交代方解石的過程是一個Sr消耗的過程［17］，造成白云巖中的Sr含量低于灰巖。

基質白云巖中，細晶、自形－半自形白云巖的Sr含量(平均184.83 ×10－6，125.26～249.81 ×10－6)略高于細－粗晶、它形白云巖的Sr含量(平均146.87×10－6，80.62 ～281.46 ×10－6)，可能與前者形成時間較早(多交代文石、高鎂方解石等富Sr的不穩定碳酸鹽礦物［18］)而后者形成時間相對較晚(多交代已經穩定化的、貧Sr的低鎂方解石)有關。另外，埋藏重結晶作用也可導致Sr含量的降低［18－19］。鞍形白云石充填物的Sr含量與基質白云巖具有相似性，但鞍形白云石的Ba含量明顯高于基質白云巖，可能與鞍形白云石形成溫度較高、更有利于Ba離子進入白云石晶格有關［1，20］。

圖3 玉北地區下奧陶統鞍形白云石充填物特征Fig.3 Characteristics of saddle dolomite filling in the Lower Ordovician of Yubei area

3.1.2 Fe和Mn元素

碳酸鹽巖的成巖過程總體上具有Sr和Na減少以及Fe和Mn增加的趨勢［18］。這主要是海水中Fe和Mn元素含量大大低于地層水以及這兩種元素在白云石中的分配系數較大所致，加之還原環境有利于Fe和Mn作為類質同象離子置換白云石晶格中的Ca和Mg離子，因此埋藏階段形成的白云巖往往具有較高的Fe和Mn含量。

研究區細晶、自形－半自形白云巖的Fe和Mn含量與灰巖差別不大(圖4)，說明其形成時間較早，成巖環境的還原性較弱，而細－粗晶、它形白云巖的Fe和Mn含量(特別是Fe含量)有所升高，預示其形成環境的還原性增強。鞍形白云石充填物具有和細－粗晶、它形白云巖相似的Fe和Mn含量，僅有一個樣品的Fe含量較高(1 262.31×10－6)，說明大部分鞍形白云石與細－粗晶、它形白云巖的形成環境差別不明顯。

3.2 包裹體

本次研究對賦存于細－粗晶、它形白云巖、鞍形白云石充填物和嵌晶方解石充填物中的氣液兩相包裹體進行了均一溫度(76個)和冰點溫度(12個)測試(圖5)，并根據Bodnar［21］提供的NaC1等效溶液鹽度換算公式對成巖流體的鹽度進行估算。需要說明的是細－粗晶、它形白云巖中的包裹體主要賦存在粗晶白云石中，且多分布在晶體邊緣部位，因此這些數據僅代表一部分基質白云石形成時的溫度和鹽度，也就是說許多細－粗晶、它形白云巖的形成溫度可能會略低于該溫度。

由包裹體均一溫度分布直方圖(圖5a)可知，大部分粗晶、它形白云巖的均一溫度(主要區間103.1～119.1℃)與鞍形白云石充填物的均一溫度(主要區間121.4～147.5℃)具有明顯的重疊，部分鞍形白云石的均一溫度較粗晶、它形白云巖略高10～20℃;另外，鞍形白云石中還存在少量更高溫度的樣品。

流體鹽度方面，粗晶－它形白云巖和鞍形白云石充填物云化流體的鹽度(NaCl平衡濃度分別為14.36% ～17.26%和12.85% ～23.61%)明顯高于正常海水值，具有蒸發巖層間鹵水的性質［22］。根據均一溫度和鹽度交匯圖(圖5b)可知，至少有2期成巖流體參與到了白云石化過程中:一期是均一溫度在110～120℃、鹽度為14% ～19%的流體，形成粗晶、它形白云巖和一部分鞍形白云石充填物，另一期為溫度在130～140℃、鹽度在21% ～24%的流體，溫度和鹽度均較前一種流體高，主要形成鞍形白云石，并有部分方解石充填物伴生?？傮w上，形成粗晶、它形白云巖與鞍形白云石充填物的云化流體具有明顯的相似性和較強的繼承性。

3.3 C和O同位素特征

本次研究中測試了36個灰巖和白云巖樣品的碳、氧同位素值(表1;圖6)。下奧陶統各類白云巖的δ13C(PDB)值變化不明顯，基本與早奧陶世海相方解石的碳同位素組成(－1.5‰～0.5‰)一致［23］，一方面說明白云巖多為交代成因，大部分碳均繼承自原始灰巖［24］，另一方面則說明白云巖形成過程中有機碳的參與不明顯，即白云巖在油氣大量充注之前就已經形成［25－26］。

圖4 玉北地區下奧陶統各類白云巖鐵、錳含量交匯圖Fig.4 Cross plot of Fe and Mn contents in Lower Ordovician dolomites of Yubei area

圖5 玉北地區基質白云巖、鞍形白云石充填物和方解石充填物包裹體均一溫度直方圖a)和均一溫度與鹽度交匯圖b)Fig.5 (a)Histogram of fluid inclusion homogenization temperatures of matrix dolomites，saddle dolomite fillings and calcite fillings and(b)cross plot of homogenization temperature and salinity in Yubei area

圖6 玉北地區各類碳酸鹽巖碳、氧同位素交匯圖Fig.6 Cross plot of O and C isotope values for carbonates in Yubei area

氧同位素方面，研究區灰巖的 δ18O(PDB)值與Veizer等［23］所確定的早奧陶世海相方解石的O同位素組成(－9.5‰～－7.5‰)類似，因此可以認為從當時海水中直接沉淀的方解石的δ18O(PDB)分布范圍為－9.5‰～ －7.5‰。Major等［27］研究發現從相同流體中形成的方解石和白云石的氧同位素之間存在1.5‰～3.5‰(PDB)的分餾，取其平均值 2.5‰(PDB)，可得出從早奧陶世海水中形成的白云石的δ18O(PDB)范圍為－7.0‰～－5.0‰，這也與研究區細晶、自形－半自形白云巖的δ18O(PDB)組成(－6.8‰～－4.9‰，平均為－6.1‰)相似(圖6)，說明形成這類白云巖的流體與海水關系密切。

細－粗晶、它形白云巖的δ18O(PDB)值(－10.2‰～－5.9‰，平均為－8.6‰)較分散，但總體具有負向漂移的趨勢。較輕的氧同位素特征與較高的成巖溫度或貧18O(PDB)成巖流體(如大氣淡水)的混入有關。通常，由大氣淡水和海水混合而形成的白云巖多具較低的δ13C(PDB)值，同時其O和C同位素具明顯的協變性［28－29］，但這種現象在研究區細 －粗晶、它形白云巖中并未出現;另外，該類白云巖流體包裹體中較高的均一溫度也表明氧同位素偏輕的原因主要與高溫有關。

該區鞍形白云石充填物的氧同位素組成與細－粗晶、它形白云巖類似，僅一個樣品較輕，亦說明兩者的成巖流體具有親緣性或繼承性，這也與微量元素和包裹體數據所揭示的現象一致。

4 討論

4.1 白云巖/石形成環境

研究區各類白云巖的Sr含量明顯低于全新世蒸發環境中同生期白云巖的Sr含量((500～700)×10－6)［30］，但高于晚期埋藏白云巖的 Sr 含量(50 ×10－6左右)［31］，說明這些白云巖既非同生期蒸發海水的產物，也不是晚成巖期的產物，更可能形成于早－中成巖階段。另外，相比其他地區埋藏白云巖的Fe和Mn含量(通常 Fe＞1 000 ×10－6，Mn ＞100 ×10－6)［32－33］，玉北地區下奧陶統各類白云巖Fe和Mn含量的絕對值并不高(Fe平均為 515.99×10－6，Mn平均為 55.47×10－6)，而且Fe和Mn之間的相關性也不明顯(圖4)，亦說明下奧陶統白云巖并非深埋藏環境、強還原條件下的產物，更可能形成于還原性不是很強的淺到中埋藏階段［34］，這也與其中等強度紅色到暗紅色陰極發光的現象相符。具體地，由于細晶、自形－半自形白云巖的Sr含量較細－粗晶、它形白云巖高，而Fe和Mn含量低，因此前者多形成于弱氧化弱還原的淺埋藏早期，后者則形成于還原性逐漸增強的淺埋藏晚期到中埋藏階段。

4.2 白云石化流體特征

細晶、自形－半自形白云巖的氧同位素表明其白云石化流體具有同時期海水特征(圖6)，但現代正常海水在沒有微生物參與的情況下很難直接沉淀出白云石，因此這些具備白云石化能力的海水很可能經歷了一些變化，例如蒸發濃縮或是稍微升高的溫度，從而打破白云石生成的動力學障礙。由于研究區下奧陶統缺乏大規模蒸發巖沉積，而且細晶、自形－半自形白云巖的氧同位素并未明顯偏重，說明與高鹽度海水有關的云化作用可能性不大，因此沉積物中保留的海源流體在淺埋藏階段稍微增加的溫度是導致其具備白云石化能力的主要原因。另外，淺埋藏階段顆?；規r中粒間膠結物大量生成(如細小的等軸粒狀方解石)，這些方解石的形成勢必要消耗孔隙水中的Ca離子，可以在一定程度上導致孔隙水的Mg/Ca比升高，從而有利于云化作用的進行。

圖7 玉北地區白云巖/石氧同位素－流體氧同位素和溫度關系Fig.7 Cross plot showing the relationship betweenδ18OPDB values of dolomite andδ18OSMOW values of dolomitizing fluids with temperature respectively in Yubei area

由于白云巖中的氧同位素組成受白云石化流體性質及溫度共同控制，因而可以建立白云巖的氧同位素、流體的氧同位素值和溫度之間的關系(圖7)。將配對白云巖樣品的氧同位素值和包裹體均一溫度值投點在圖7上可知:形成細－粗晶、它形白云巖和鞍形白云石的成巖流體的 δ18O(SMOW)值分別為0～4.0‰和3.5‰ ～5.5‰，明顯高于當時海水的 δ18O(SMOW)值(－6.5‰ ～－8.5‰，假設當時海水溫度20℃，按公式1 000 lnα(方解石－水)=2.78 ×106T－2－2.89計算)，等于或略高于現今塔中地區下奧陶統地層水的δ18O(SMOW)值(－1.5‰ ～0.8‰)［35］，低于巖漿水的δ18O(SMOW)值(6.0‰ ～10.0‰)［36］。因此，細 － 粗晶、它形白云巖和鞍形白云石充填物的形成與高溫、高鹽度的地層鹵水關系密切，可能有少量巖漿水的混入。

另外，各類基質白云巖和鞍形白云石充填物的微量元素并未出現數量級的變化，也說明成巖過程中外部流體的混入有限，大部分白云石化流體均與海源流體有關，如沉積期的海水或是地層中封存的海源鹵水，整體上具有很強的親緣性和繼承性特征。

4.3 晶體結構與成因的關系

Gregg 和 Sibley、Sibley 和 Gregg［37－38］認為白云石的晶體結構與其形成溫度有關:較高溫度條件下形成的白云石多為非平直晶面的曲面－它形晶，而較低溫度條件下形成的白云石則具有平直的晶面結構(平面－自形、半自形晶)，兩者之間的臨界溫度(晶體曲面化的臨界溫度)大致為50～60℃。

研究區細晶、自形－半自形白云巖以具有平直晶面的白云石為主，因此其形成溫度應該在50℃之下，這也與根據該類白云巖的δ18O(PDB)范圍和早奧陶世海水δ18O(SMOW)范圍所計算出的形成溫度(25～47℃)相一致(圖7);而細－粗晶、它形白云巖則主要由非平直晶面(曲面－它形晶)的白云石組成，因此其形成溫度至少在60℃之上，雖然高度過飽和白云石化流體以及白云石為爭奪生長空間而產生的競爭性生長也會導致曲面－它形晶的出現［39－40］，但明顯的波狀消光、較輕的氧同位素組成和較高的均一溫度均說明高溫的影響更顯著［41］。

另外，它形白云巖無論晶粒大小如何，其微量元素和碳－氧同位素并未有明顯差別，也就是說該區下奧陶統白云巖的晶粒大小并不反映其成因，反而是晶體結構特征(曲面－它形晶和平面－自形、半自形晶)與成因之間的關系更為密切。

4.4 白云石化機理

綜合上述巖石學、地球化學分析認為:

1)細晶、自形－半自形白云巖具有形成時間早、成巖溫度低、成巖環境還原性不強、云化流體以海源流體為主的特征，總體上屬于淺埋藏早期與海水有關的低溫白云石化作用的產物。根據這類白云巖的形成溫度(25～47℃)以及該區的埋藏史和熱史(假設地表溫度20℃，地溫梯度35℃/km)［42］)，可得其形成時的深度大致為143～771 m，即在中奧陶世時已經大量形成。

2)細－粗晶、它形白云巖則具有形成時間相對較晚，成巖溫度高、成巖環境還原性增強的特點，云化流體仍以海源流體為主，但溫度和鹽度明顯升高，因此其成因與淺埋藏晚期到中埋藏階段的高溫白云石化作用有關。

這種高溫流體的存在一方面與持續增加的埋深有關，另一方面還可能與熱液流體的侵入有關。如果由埋藏增溫所致，那么根據細－粗晶、它形白云巖流體包裹體的均一溫度(Th主要區間93.1～123.6℃)計算，對應的埋深為2 089～2 957 m，即二疊紀(圖8)，屬中埋藏成巖環境。由于該均一溫度范圍很可能是這類白云巖形成的最高溫度，因此還應該有相當一部分細－粗晶、它形白云巖在該溫度之前就已形成;部分白云巖中發育的低幅度縫合線(圖2g)以及并未大幅增加的Fe和Mn含量也表明其在進入中－深埋藏環境前已就位，因此細－粗晶、它形白云巖很可能在淺埋藏晚期、達到晶體曲面化臨界溫度(50～60℃左右)之后就開始形成，并持續到二疊紀的中埋藏成巖階段(圖8)，薄片及掃描電鏡下觀察到的環帶結構(圖2g，h)亦表明這種云化過程的持續性。由于這類白云巖的形成溫度與圍巖相差不大，因此屬于正常的埋藏白云石化作用范疇。

值得注意的是，玉北1井構造帶鷹山組不整合面(C/O1－2ys)附近的細－粗晶、它形白云巖可能與熱液有關。由于這些白云巖經歷了明顯的巖溶改造，因此其形成時間應與風化殼同時或是早于風化殼，最晚在石炭紀之前已經形成。根據該區埋藏史圖可知(圖8)，石炭紀之前下奧陶統頂面地層的埋深最大不超過1 000 m、地層溫度不超過52℃，而YB1－2井和YB1－4井不整合面附近粗晶、它形白云巖中流體包裹體均一溫度的范圍高達99.7～119.1℃，存在明顯的地熱異常，因而這部分白云巖的成因應該與熱液活動關系密切。加里東中晚期及海西早期發育的斷裂系統可能為深部熱流體的上涌提供通道。由于該時期斷層多為中寒武統蓋層滑脫型逆沖斷裂(圖1)，因此所帶入的熱液流體很可能是蒸發巖中的層間熱鹵水，即“地層熱液”［22］，而非幔源或殼源流體，亦未有大量地球深部物質參與到水巖反應中，白云巖的微量元素變化并不明顯，僅僅是流體的鹽度、溫度較高。雖然許多熱液白云巖的形成被認為與張扭性斷裂有關，但也有不少研究實例證實擠壓背景下的斷裂系統同樣可以導致熱液白云石化的發生［43－46］。綜上，細 －粗晶、它形白云巖以埋藏白云石化為主，局部存在熱液改造。

3)鞍形白云石充填物的地化屬性與基質白云巖既有很強的相似性又有一定的差異性，因此推測其形成過程有兩期(圖8):一期與熱液成因的細－粗晶、它形白云巖形成時期相近(石炭紀之前)，云化流體的溫度和鹽度與細－粗晶、它形白云巖相似或略有升高(也屬于“地層熱液”)，該流體在導致基質白云巖形成之后，繼而在孔洞中沉淀出鞍形白云石，由于生長空間充足，鞍形晶發育程度高(圖3b)。另一期則可能與二疊紀的巖漿期后熱液有關，導致少量鞍形白云石的云化流體具有接近巖漿水的氧同位素組成(圖7)。由于這兩期鞍形白云石充填物形成時的溫度均高于當時的地層溫度，因此屬于熱液白云石化作用范疇。

圖8 玉北地區下奧陶統埋藏史及各類白云巖成因示意圖(埋藏史圖據文獻［47］修編)Fig.8 Sketch map of burial history and origins of the Lower Ordovician dolomites in Yubei area(modified after reference［47］)

5 結論

1)玉北地區下奧陶統白云巖主要由細晶、自形－半自形白云巖、細－粗晶、它形白云巖和鞍形白云石充填物組成，泥微晶白云巖和顆粒白云巖不發育。

2)細晶、自形－半自形白云巖屬淺埋藏早期、與海水有關的低溫白云石化作用的產物;細－粗晶、它形白云巖則以淺埋藏晚期到中埋藏階段的埋藏白云石化為主，云化流體多為地層中封存的海源流體，鷹山組頂部白云巖存在熱液改造。白云巖的晶粒大小并不反映其成因，反而是晶體結構特征(曲面－它形晶和平面－自形、半自形晶)與成因之間的關系更為密切。

3)鞍形白云石充填物有兩期，一期與熱液成因的細－粗晶、它形白云巖形成時期相近，具有和基質白云巖相似的地化組成;另一期則與二疊紀的巖漿期后熱液有關。

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