遼西凌源羅莊亞組白云巖成因探討

鄭秀才，鄧磊 （長江大學工程技術學院，湖北 荊州434020）

白云巖的成因一直以來都是沉積學領域研究的熱點問題之一［1～7］。根據不同成巖階段所形成的白云巖特征，將其劃分為原生白云巖、同生白云巖、成巖白云巖和后生白云巖。多數學者認為白云巖主要是成巖過程中交代形成，被普遍接受的成因機理包括蒸發泵模式、混合水模式、滲透回流模式、埋藏白云巖化等。原生白云巖與交代成因白云巖的最大區別在于前者是在地表或近地表條件下，非固結狀態下形成，而后者是已固結的石灰巖在成巖過程中經交代作用形成的［8，9］。盡管地質記錄中［8］客觀存在大量在近地表的自然環境下形成的白云巖，科學家們［10］也用“擬晶白云石化作用”和“微生物白云石成因”等解釋白云巖形成機理，但到目前為止，在常溫、常壓條件下，實驗室內不能合成理想的白云石?！鞍自茙r問題”仍然是一個懸而未決的問題，其成因機制仍然是最有爭議的課題之一［7～10］。

燕山地區霧迷山組發育一套分布廣泛、厚度大的層狀白云巖，保留了良好的原生沉積組構，備受石油地質學家的關注。前人對該區白云巖做過較多的研究工作，但截止目前，主要集中在沉積環境和古地理特征等方面［11～16］，對白云巖成因的研究相對薄弱。筆者在前人研究的基礎上，以遼西凌源境內發育的羅莊亞組白云巖為例，通過對其地球化學特征的分析，探討成因。

1 地質概況

研究區位于遼西凌源縣大河北鄉魏杖子村附近。區內中元古界出露良好，自下而上分別為薊縣系楊莊組、霧迷山組和洪水莊組，三者之間均為整合接觸。霧迷山組實測厚度2947.15m，依據巖性組合和沉積旋回特征，劃分為8個巖性段，分別對應天津薊縣剖面的4個亞組，即羅莊亞組 （1、2段）、磨盤峪亞組 （3、4段），二十里堡亞組 （5、6段）和閃坡嶺亞組 （7、8段）。該次研究的目的層段為羅莊亞組。

羅莊亞組為碳酸鹽潮坪沉積環境，由上、下共2個水進沉積序列構成［12，13］。下部水進沉積序列厚334.09m，巖性主要為灰色－深灰色厚層含燧石團塊泥晶白云巖、深灰色中厚層含砂粉晶白云巖、紋層狀泥晶白云巖，普遍發育有疊層石。疊層石形態自下而上表現為層紋狀－緩波紋狀－半球狀，反映出潮上帶－潮間帶上部－潮間帶下部的沉積環境。上部水進沉積序列厚452.65m，巖性主要為灰色－深灰色厚層含燧石粉晶白云巖，燧石呈條帶狀、團塊狀和透鏡狀。疊層石的形態由下向上為微波狀－穹隆狀－錐柱狀，反映出潮上帶－潮間帶－潮下帶的沉積環境特征。

2 樣品采集及測試結果

該次研究的樣品采自遼西凌源魏杖子剖面，由天津地質礦產研究所測定。為排除陸源組分和成巖階段硅化作用的干擾，在該次研究中，結合室內薄片觀察，剔除了硅化和陸源石英碎屑體積分數量大于10%的樣品，樣品巖性為較均質泥晶至粉晶白云巖，結果見表1。

表1 樣品常量元素測試結果

3 討論

3.1 成巖作用對白云巖地球化學指標的影響

研究區羅莊亞組白云巖形成于潮坪環境［12，13］，野外露頭的泥晶白云巖和粉晶白云巖呈薄層至中層狀，一般紋層發育，常與疊層石共生，見有干裂等暴露，但未見石膏假晶等咸化標志。鏡下見保存較好的顯微沉積層理。白云石多為泥晶－粉晶級，粒徑一般在0.003～0.005mm之間，以泥晶為主，自形程度較差，晶體間多為致密鑲嵌接觸，正交偏光顯微鏡下均勻消光，陰極發光較弱，通常呈較暗的紅色。從上述巖石學特征看，羅莊亞組白云巖基本保持了原始沉積巖石學特征。

成巖作用常常會導致碳酸鹽巖的原始地球化學指標發生改變，利用碳酸鹽巖化學特征討論其形成環境和流體性質，必須對成巖改造程度進行檢驗［17，18］，所用指標為w （Mn）／w （Sr）。當碳酸鹽巖中w （Mn）／w （Sr）＜10，則表明經歷了較弱的成巖改造［19，20］，其地球化學指標表征了原始流體的地球化學信息。對于白云巖樣品，當w （Mn）／w （Sr）＜3時，認為樣品基本不受成巖改造的影響［21］。區內羅莊亞組白云巖w （Mn）／w （Sr）分布于0.6～6.6（表2），平均為2.53，表明樣品受成巖改造影響相對較弱，其地球化學指標基本表征了白云巖形成環境和流體性質。

表2 微量元素分析結果

3.2 白云巖形成環境

3.2.1 白云巖的成巖溫度

利用Keith和 Weber［22］導出經驗公式t＝14.8－5.41×δ18O，可以確定白云巖的成巖溫度 （t）。研究區白云巖 δ13C 介于 －1.7‰～1.56‰ （平均0.22‰）；δ18O 介于－6.05‰ ～ －2.86‰ （平均－4.66‰），據此計算得到的白云巖成巖溫度在30～47℃之間 （平均40℃）。參考鄰區霧迷山組沉積時期處在低緯度 （3.8o）條件［23］，可以假定白云巖形成時古地表溫度為30℃，地熱梯度1.5℃／100m［24］，計算得到的區內羅莊亞組白云巖的形成深度約為0～1100m，平均深度約為650m，屬地表至淺埋藏環境。結合燕山地區區域構造演化和地層資料，推斷白云巖形成的大致時間可能在羅莊亞組沉積時期，屬同生白云巖。

Sr也可以用于確定古溫度，其計算古溫度的經驗公式為：w （Sr）＝2578－80.8 t（古溫度）［26］。利用該公式計算區內白云巖的溫度，其分布范圍在30.1～31.8℃ （平均31.7℃）。參照上述地熱梯度、區域構造演化和地層資料，計算得到的白云巖形成深度在0～120m，平均深度為110m，屬地表－近地表深度，結合羅莊亞組的厚度 （784.74m），白云巖應屬于同生白云巖，與氧同位素分析得到的結果一致。

3.2.2 白云巖的成巖鹽度

利用Keith和Weber［22］提出鹽度指數 （Z）的計算公式，計算了白云巖形成的鹽度。區內白云巖Z在121～128之間，平均為125，表明區內白云巖可能形成于正常鹽度到較低的濃縮海水條件下。Na可以用作反映成巖流體的鹽度指標［27，28］?，F代海洋白云巖以高的Na含量為特征，古代白云巖Na含量則明顯減低。Veizer［29］認為，正常海水環境中形成的白云巖w （Na2O）應在0.03%～0.043%之間。從表1中可以看出，區內羅莊亞組白云巖w （Na2O）為0.02%～0.03%，與形成于正常海水中白云巖的Na2O含量接近，說明區內白云巖形成于正常海水環境。

3.2.3 白云巖形成的氧化還原條件

白云巖中的Fe、Mn含量是判斷氧化、還原作用的敏感物質。Fe2＋、Mn2＋和Mg2＋有相近的離子半徑，所以常常取代白云石晶格中的Mg2＋，但Fe2＋、Mn2＋很容易被氧化，因此在氧化環境中形成的白云巖Fe、Mn含量要低于還原環境［30］，而具有較高Fe2＋、Mn2＋含量的白云巖反映其形成于深埋藏成因條件下的強還原環境［31～34］。區內羅莊亞組白云巖具有較低的Fe、Mn含量特征，其中w （FeO）為0.019%～0.17% （平均0.064%）；w （MnO）為0.004%～0.014% （平均0.055），與具氧化和蒸發特征的近地表條件下 形成 的白云巖 （w （MnO）為 0.072%，w （Fe）為 0.043%［35］）接近。w （Fe2＋）／w （Fe3＋）在0～2.8 （平均0.32），亦表明白云巖形成于氧化條件下。

3.3 白云巖成因的地球化學特征

為了從各種復雜而零亂的數據中提煉成因信息，進而探討區內羅莊亞組白云巖形成的主控因素，筆者對區內白云巖主元素做了R型因子分析，分析時設置最小特征值為1，經方差極大正交旋轉，分析結果提取出海源因子和陸源因子2個主因子 （圖1）。

陸源因子（F2）：特征變量包含w（Al2O3）、w（K2O ）、w（TiO2）、w （Fe2O3）和w （P2O5），在變量主因子正交平面投影圖 （圖1）中，5個特征變量分布在同一區域，其中w （Al2O3）、w（K2O）與w （TiO2）的相關系數大于0.8 （表3）。它們主要賦存于陸源泥質中，其中Al、Ti易被吸附于黏土礦物中，也是黏土礦物的主要組分，Al2O3較TiO2相對穩定，極少受成巖作用和后期變質作用的影響，其含量主要由陸源物質輸入量決定。Al2O3總體含量不高，且不同樣品之間變化不大，推測原巖形成時陸源水體的供應量較為穩定。

圖1 主元素因子分析

海源因子 （F1）：特征變量包含w （MgO）、w （CaO）、w （SiO2）、w （Na2O）和w （MnO）等氧化物組合，方差貢獻率達35.36%。在變量主因子正交平面投影圖中 （圖1），5個特征變量分布在2個區域，F1的負軸方向是w （MgO）、w （CaO），F1的正軸方向是w （SiO2）、w （Na2O）和w （MnO），其中w （SiO2）與w （CaO）、w （MgO）之間呈明顯的負相關 （相關系數大于0.9）（表3）。多數研究者［36，37］認為w （SiO2）與w （CaO）的負相關是沉積環境中陸源物質對碳酸鹽巖礦物沉淀抑制的結果。從分析結果看，羅莊亞組白云巖的SiO2為海源因子組分，與來自于陸源的Al2O3、K2O和TiO2之間沒有明顯的相關性，所以w （SiO2）與w （CaO）之間的負相關不是陸源物質對碳酸鹽巖礦物的沉淀抑制的結果，它可能反映了pH值對碳酸鹽巖礦物沉淀的影響［38］。

表3 主元素相關系數

F1正軸方向的w （SiO2）、w （MnO）和w （Na2O）中，錳氧化物一般歸因于鐵錳結核沉積物或海底熱水活動沉積物來源，而SiO2與生物或海底熱水活動有關。野外調查和室內研究證實，區內發育大量的硅質巖，呈薄層狀、條帶狀、結核狀和團塊狀產出，以夾層或互層產于白云巖中，屬熱液成因。相關分析顯示，w （SiO2）和 w （MnO）之間呈正相關，在w （Al）－w （Fe）－w （Mn）三角圖 （圖2）上，羅莊亞組部分白云巖樣品落在熱水成因區域。從微量元素的組成看，w （Rb）／w （Sr）偏低 （表2），顯示區內白云巖沉積時有富鎂鐵物質加入，說明當時存在強烈的擴張裂解作用，從而導致熱液活動頻繁。綜上所述，區內白云巖形成時期可能有熱水參與了沉積作用。

F1負軸方向的w （MgO）、w （CaO）最高，二者都是白云巖沉積所必需的物質，w （MgO）為18.29%～22.51% （平均21.74%），w （CaO）為25.28%～31.19% （平均30.32%），與理想的白云巖中化學計量值 （w （MgO）為21.7%，w（CaO）為30.4%）十分接近。

白云石 （CaMg（CO3））形成的化學反應主要有：

圖2 w （Al）－w （Fe）－w （Mn）三角圖

從反應方程式可以看出，式 （1）白云石直接從水溶液中沉淀，形成的是沉積型原生白云巖；式（2）白云石是方解石或文石中的Ca2＋被Mg2＋交代，形成的是交代型成巖白云巖。從理論上講，式 （1）白云石的形成過程中，有多少Mg2＋進入晶格，就有多少Ca2＋進入晶格，因此其Ca2＋、Mg2＋含量之間為線性正相關；式 （2）則相反，有多少Mg2＋進入白云石晶格，相應的就有多少Ca2＋被置換出來，因此交代白云石的Ca2＋、Mg2＋含量之間為線性負相關。在w （MgO）－w （CaO）散點圖 （圖3）上，區內樣品集中分布在理想的白云巖區域，具有明顯的線性正相關 （相關系數0.914）（表3），幾乎與理想白云巖沉積曲線重合，反映出羅莊亞組白云巖具有原生沉積成因的地球化學特征。

4 結論

1）研究區羅莊亞組白云巖主要為泥晶－粉晶級的白云石，保存較好的原生顯微沉積構造，w （Mn）／w （Sr）平均2.53，受成巖改造影響弱，其地球化學組成反映了白云巖形成流體和環境的地球化學特征。

2）白云巖具有較低的成巖溫度，碳、氧同位素和微量元素Sr分析得到的成因溫度分別為40℃和31.7℃，結合區域地層資料、區域構造演化史推測其形成時間為羅莊亞組沉積時期，屬同生白云巖。

3）羅莊亞組白云巖與形成于正常海水的白云巖中w （Na2O）接近，碳、氧同位素計算的鹽度指數和鹽度也顯示白云巖形成于正常海水鹽度環境。

4）白云巖具有較低的Fe、Mn，w （Fe2＋）／w （Fe3＋）平均為0.32，表明白云石化發生在地表－近地表條件的氧化條件下。

5）因子分析提取到陸源因子和海源因子。海源因子中，w （SiO2）和w （MgO）、w （CaO）呈負相關，可能與pH值對海源沉積作用的控制有關。w （MgO）和w （CaO）呈正相關，顯示白云石是沉積成因而非交代或重結晶成因。

圖3 w （MgO）－w （CaO）散點圖

［1］ Warren J.Dolomite：occurrence，evolution and economically important associations ［J］.Earth Science Reviews，2000，52：71～81.

［2］ Hardie L A.Dolomitization：A critical view of some current views ［J］.Sediment Res，1987，57 （1）：166～183.

［3］ 卓魚周，趙紅格，李蒙，等 .白云石 （巖）有機成因研究現狀及進展 ［J］.礦物巖石地球化學通報，2015，34（3）：654～658.

［4］ 黃思靜，呂杰，蘭葉芳，等.四川盆地西部中二疊統白云巖／石的主要結構類型——兼論其與川東北上二疊統－三疊系白云巖／石的差異 ［J］.巖石學報，2011，27 （8）：2253～2262.

［5］ 赫云蘭，劉波，秦善 .白云石化機理與白云巖成因問題研究 ［J］.北京大學學報 （自然科學版），2010，89（9）：1010～1020.

［6］ 張學豐，胡文瑄，張軍濤 .白云巖成因相關問題及主要形成模式 ［J］.地質科技情報，2006，25（5）：32～40.

［7］ 李紅，柳益群 .白云石 （巖）問題與湖相白云巖研究 ［J］.沉積學報，2013，31（2）：302～314.

［8］ 王勇 .白云巖問題與前寒武紀之謎研究進展 ［J］.地球科學進展，2006，21（8）：857～862.

［9］ 由雪蓮，孫樞，朱井泉，等 .微生物白云巖模式研究進展 ［J］.地學前緣，2001，18（4）：52～64.

［10］ Feng Z Z，Jin Z K.Types and origin of dolostones in the Lower Palaeozoic of the North China Platform ［J］.Sedimentary Geology，1994，93 （3－4）：279～290.

［11］ 趙澄林 .華北中新元古界油氣地質與沉積學 ［M］.北京：地質出版社，1997：5～106.

［12］ 羅順社，張建坤，陳小軍，等 .遼西凌源地區霧迷山組沉積特征與層序地層 ［J］.中國地質，2010，37（2）：394～403.

［13］ 周書欣 .遼西高于莊組和霧迷山組沉積特征及其相分析 ［J］.大慶石油學院學報，1979，1（2）：13～26.

［14］ 吳夢源 .北京地區霧迷山組碳酸鹽巖潮汐沉積模式 ［J］.河北地質學院學報，1988，11（4）：37～50.

［15］ 趙澄林，許元愷，白光勇，等 .太行山中北段高于莊組—霧迷山組的沉積特征及其相分析 ［J］.華東石油學院學報，1977，19（3）：118～138.

［16］ 梅冥相，杜本明，周洪瑞，等 .天津薊縣中元古界霧迷山組復合海平面變化旋回層序的初步研究 ［J］.巖相古地理，1999，19（5）：12～22.

［17］ Wotte T，álvaro J J，Shields G A，et al.C，O and Sr isotope stratigraphy across the Lower－Middle Cambrian transition of the Cantabrian zone（Spain）and the Montagne Noire（France），West Gondwana ［J］.Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol，2007，256 （1）：47～70.

［18］ Veizer J，Ala D，Azmy K，et al.87Sr／86Sr，δ13C andδ18O evolution of Phanerozoic seawater ［J］.Chem Geol，1999，161 （1）：59～88.

［19］ Banner J L，Hanson G N.Calculation of simultaneous isotopic and trace element variations during water－rock interaction with applications to carbonate diagenesis ［J］.Geochim Cosmochim Acta，1990，54 （11）：3123～3137.

［20］ Derry L A，Kaufman A J，Jacobsen S B.Sedimentary cycling and environmental change in the Late Proterozoic：Evidence from stable and radiogenic isotopes ［J］.Geochim Cosmochim Acta，1992，56 （3）：1317～1329.

［21］ Kaufman A J，Jacobsen S B，Knoll A H.The Vendian record of Sr and C isotopic variations in seawater：Implications for tectonics and paleoclimate ［J］.Earth Planet Sci Lett，1993，120 （3）：409～430.

［22］ Keith M L，Weber J N.Carbon and oxygen isotopic composition of selected limestone and fossils ［J］.Acta Geochimical et Cosmochimical，1964，28：1787～1816.

［23］ 張惠民，張文治，Elston D P.華北薊縣中、上元古界古地磁研究 ［J］.地球物理學報，1991，34（5）：602～615.

［24］ 郝石生 .華北北部中－上元古界石油地質學 ［M］.北京：石油大學出版社，1990.

［25］ 李鑫，羅順社，曠紅偉，等 .遼西凌源霧迷山組碳酸鹽巖碳氧同位素特征研究 ［J］.沉積與特提斯地質，2009，29（2）：107～111.

［26］ 張國仁 .利用沉積地球化學特征分析古環境及海平面變化——以魯西東部中下寒武統為例 ［J］.遼寧地質，1997，（1）：8～13.

［27］ 趙澄林，朱筱敏 .沉積巖石學 ［M］.北京：石油工業出版社，2001.

［28］ 蘇中堂，陳洪德，徐粉燕，等 .鄂爾多斯盆地馬家溝組白云巖地球化學特征及白云巖化機制分析 ［J］.巖石學報，2011，27（8）：2230～2238.

［29］ Veizer J.Chemical diagenesis of carbonates：theory and application of trace element technique.In：Stable Isotopes in Sedimentary Geology［J］.Society of Economic Paleontologists and Mineralogists，1983，（10）：90～100.

［30］ 吳仕強，朱井泉，王國學，等 .塔里木盆地寒武 ＆奧陶系白云巖結構構造類型及其形成機理 ［J］.巖石學報，2008，24（6）：1390～1400.

［31］ 陳代釗 .構造－熱液白云巖化作用與白云巖儲層 ［J］.石油與天然氣地質，2008，29（5）：610～616.

［32］ Qing H，Mountjoy E W.Multistage dolomitization in Rainbow Buildups，Middle Devonian Keg River Formation，Alberta，Canada［J］.Journal of Sedimentary Petrology，1989，59：114～126.

［33］ Kirmaci M Z，Akdag K.Origin of dolomite in the Late Cretaceous－Paleocene limestone turbidites，eastern Pontides，Turkey［J］.Sedimentary Geology，2005，181 （1－2）：39～57.

［34］ 王一，王興志，王一剛，等 .川東北下三疊統飛仙關組白云巖的地球化學特征 ［J］.沉積學報，2009，27（6）：1043～1049.

［35］ 覃建雄，曾允孚 .鄂爾多斯盆地東部下奧陶統白云巖地球化學研究 ［J］.礦物學報，1994，4（1）：23～30.

［36］ 羅順社，陳小軍，李任遠，等 .燕山地區冀北坳陷霧迷山組地球化學特征 ［J］.石油與天然氣地質，2011，32（1）：17～28.

［37］ 羅順社，尚飛，呂奇奇，等 .燕山地區宣龍坳陷高于莊組－霧迷山組沉積相與地球化學特征 ［J］.海相油氣地質，2011，16（4）：57～61.

［38］ 鄭秀才，涂智杰 .燕山地區宣龍坳陷中元古界硅質巖主元素多元統計分析 ［J］.石油天然氣學報 （江漢石油學院學報），2012，34（10）：17～21.