川中地區茅口組兩期流體疊合控制下的白云石化模式

王玨博谷一凡陶艷忠強子同強深濤蔣　嬋

（1.西南石油大學 成都 610500；2.四川省天然氣地質重點實驗室 成都 610500；3.中國石油西南油氣田公司勘探事業部 成都 610041）

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川中地區茅口組兩期流體疊合控制下的白云石化模式

王玨博1,2谷一凡1,2陶艷忠1,2強子同1,2強深濤1蔣嬋3

（1.西南石油大學 成都 610500；2.四川省天然氣地質重點實驗室 成都 610500；3.中國石油西南油氣田公司勘探事業部 成都 610041）

摘 要巖相學特征、地化分析揭示：川中地區下二疊統茅口組白云巖存在三種白云石：①平直晶面細晶白云石（δ13CPDB=3.06‰，δ18OPDB=-6.81‰；Fe：1×10-6，Mn：未檢出，Sr：150×10-6）；②非平直晶面粗晶鞍狀白云石（δ13CPDB= 3.22‰，δ18OPDB=-7.82‰；Fe：149×10-6，Mn：185×10-6，Sr：85×10-6）；③非平直晶面細晶白云石（δ13CPDB=3.49‰，δ18OPDB=-9.45‰；Th=123℃，S=133～139‰NaCl；Fe：58×10-6，Mn：59×10-6，Sr：76×10-6）。研究結果表明存在兩期白云石化流體：①早期壓實作用形成的埋藏白云石化流體（T=37.4℃；S=29.8‰NaCl）；②晚期受構造控制的熱液白云石化流體（Th=114.8℃；S=153～226‰NaCl）。明確了三種白云石的成因：平直晶面細晶白云石是由早期埋藏流體交代泥晶基質形成的；非平直晶面細晶白云石是平直晶面細晶白云石在受到熱液流體改造后所形成的；而非平直晶面粗晶鞍狀白云石則是由熱液流體直接沉淀出的?；谘芯拷Y果建立了相應的白云化模式。

關鍵詞川中地區 下二疊統 茅口組 巖相學特征 地化分析 白云石化流體 白云石化模式

0 引言

四川盆地下二疊統茅口組發育多套白云巖，其成因研究存在諸多分歧，如張蔭本［1］的混合水成因說、何幼斌［2］的埋藏成因說、舒曉輝［3］的構造熱液成因說和金振奎［4］的玄武巖淋濾成因說，然而這些研究都欠缺足夠的地化或巖相學證據，并且主要集中在川西北和川西南，對于川中地區茅口組白云巖的成因研究也只局限在構造熱液成因［5］和熱水成因［6］，并且沒有建立相應的白云石化模式。

基于上述研究現狀，筆者利用川中地區的GT-2井巖芯樣品，結合地質背景、巖相學證據、地球化學分析數據（碳、氧同位素、微量元素、有序度、包裹體均一溫度和鹽度）分析研究了白云巖成因，并建立相應白云石化模式，對研究白云巖儲層分布規律及有利區帶預測具有重要的理論意義和現實意義。

1 區域地質背景

茅口組沉積期繼承了棲霞期海侵的原貌，海侵從東南和西北兩個方向進入盆地［7］，盆地整體處于淹沒，接受沉積［8］。根據巖性將茅口組沉積巖劃分為以下四段：茅一段：黑灰色中層狀泥質泥晶生屑灰巖，可見“眼球狀”構造，發育有腕足、介形蟲、綠藻等，與下伏棲霞組整合接觸。茅二段：深灰色泥晶生屑灰巖，生物以有孔蟲、蜓類、介形蟲為主。茅三段：淺灰、灰色塊狀亮晶生屑灰巖，生物以有孔蟲、紅藻為主。茅四段：黑灰色泥晶生屑灰巖，與上覆龍潭組呈假整合接觸，龍潭組底部主要以一套區域上穩定分布的鋁土質泥頁巖與茅口組分界［9-11］。而區內茅四段遭受剝蝕，在后期成巖演化過程中發育多套白云巖（圖1）。

2 研究方法

研究樣品主要為取自GT-2井壁取芯及巖芯樣品，涉及層位包括茅口組二段、三段，巖性包括白云巖和石灰巖，保證所采集樣品是斷面新鮮、未受變質作用影響的貧有機物樣品，以免影響測試結果的準確性。所有樣品都配有薄片并進行鏡下鑒定。

對于碳、氧同位素測定，將樣品在高真空條件下與100％的磷酸進行恒溫反應，將收集起來的CO2氣體送入Agilent7890A氣相色譜儀中，進行碳、氧同位素組成的測定，實驗條件20℃，濕度44％RH，重復性測試精度Δδ＜1‰。

圖1　研究區茅口組巖性示意圖（以GT-2井為例）Fig.1 Sketch map of lithology of the study area，Maokou Fm（GT-2Well）

微量元素的檢測分析，選用與GB/T6682—2008《分析實驗室用水規格和實驗方法》相符合的Ι級水進行分析樣品的配制。采用AA7020型原子吸收光譜儀分析化驗，實驗條件：溫度20℃，濕度60％；標準偏差0.000 4～0.003 2 mg/L，檢測下限為 0.000 3 mg/L，低于檢測下限記為“未檢出”。

陰極發光檢測采用CL8200MK5型陰極發光顯微鏡；包裹體Th值測定采用THMSG 600型地質包裹體測量系統，該系統由地質冷熱臺與偏光顯微鏡組成，測溫范圍：-196℃～600℃，溫度精度為0.2℃。有序度測試采用荷蘭PANalytical公司生產的X'PertPRO粉末X射線衍射儀，測量范圍為-3°～160°、角度重現性0.000 1°、線性度0.000 25°，X射線發生器最大電壓60 kV，最大管流60 mA。

3 巖石學特征

依據碳酸鹽巖分類標準，茅口組樣品存在四類巖性：泥晶生屑灰巖、含灰質細晶白云巖、細晶白云巖和（含）云質泥晶生屑灰巖；按照巖相學特征及其產狀，將茅口組白云巖中的白云石劃分為三類：平直晶面細晶白云石（圖2A）、非平直晶面粗晶鞍狀白云石（圖2B）、非平直晶面細晶白云石（圖2C）。

圖2　茅口組白云石微觀特征A.平直晶面細晶白云石，晶體大小為100～200μm，自形程度高（-）；B.非平直晶面粗晶鞍狀白云石，晶體大小300～600μm，晶面呈明顯彎曲（如箭頭所示）（-）；C.非平直晶面細晶白云石，晶體大小為150～300μm，呈波狀消光，可見殘余“霧心亮邊”結構（如箭頭所示）和細晶白云石殘晶（+），GT-2井，茅三段。Fig.2 Micro features of dolomites，Maokou Formation

3.1 泥晶生屑灰巖

這類巖性屬于茅口組最初沉積形成的巖石類型，是本次研究中的原生組分。呈深灰色，中—厚層，生物碎屑十分發育（圖3），生屑顆粒間為泥晶膠結，偶見白云石化交代生屑殼體或泥晶基質，薄片觀察可見生物碎屑定向排列性強烈，表明經歷強壓實作用改造（圖3F）。

圖3　泥晶生屑灰巖微觀特征A.可見體小且個體保存完好的厚壁蟲、腕足及介形蟲等，生屑間充填泥晶方解石（-）；B.生屑以介形蟲殼體為主，其次為腕足碎屑（+）；C.保存完好的蜓類（-）；D.箭頭所示為腕足類生物的刺的橫切面，具有明顯的層纖結構，放射十字影消光特征（+）；E.生屑破碎嚴重，以介形蟲屑為主，見有孔蟲（-）；F.生屑長軸呈明顯定向排列，說明經歷過強壓實作用（+），GT-2井，茅二段。Fig.3 Micro features of bioclastic micrites

3.2 含灰質細晶白云巖

該類巖石呈淺灰—深灰色，主要發育在茅二段，巖層厚度較小，一般為1～3 m，平直晶面細晶白云石呈“星點狀”分布，對生屑顆粒間的泥晶基質進行交代，而生屑顆粒幾乎未被交代，因此灰質成分主要為未被白云石化的生物碎屑和泥晶基質（圖4）。平直晶面細晶白云石晶體內雜質較多，晶面平直，自形程度高，呈規則菱面體，晶體大小為100～200μm，具有“霧心亮邊”、“對角線”（交代殘余的泥質沿對角線分布）等交代殘余結構。陰極發光下，平直晶面細晶白云石基本不發光，呈環帶狀結構，生屑顆粒及泥晶基質不發光（圖4C）。

圖4　含灰質細晶白云巖微觀特征A.平直晶面細晶白云石，具對角線結構（交代殘余的泥質沿對角線分布，如箭頭所示）（-）；B.白云石化流體僅交代泥晶基質，灰質生物碎屑（BC）未被交代（-）；C.平直晶面細晶白云石基本不發光，生屑（BC）和泥晶基質不發光（陰極發光），GT-2井，茅二段。Fig.4 Micro features of fine-crystalline dolostone（containing limestone）

3.3 細晶白云巖

該類巖石主要發育于茅二段與茅三段的過渡段，呈深灰色，基本無灰質組分殘余。基質由非平直晶面細晶白云石組成（圖5C），溶蝕孔洞與構造縫較發育，縫洞內普遍充填有非平直晶面粗晶鞍狀白云石（圖5A，B）。非平直晶面細晶白云石基質與非平直晶面粗晶鞍狀白云石陰極發光下，發光性明顯不同，前者呈暗淡發光，后者呈光亮發光（圖5F），兩種組分接觸關系如紅色虛線所示（圖5D，E）。非平直晶面粗晶鞍狀白云石，晶體大小為500～1 000μm，晶體較基質白云石要大得多，晶面呈明顯彎曲，代表快速結晶的特點。

圖5　細晶白云巖宏觀及微觀特征A.非平直晶面粗晶鞍狀白云石充填在基質白云石（非平直晶面細晶白云石）的縫洞內，可見晶面呈明顯彎曲（巖芯樣品）；B.圖為（A）的局部放大，可明顯看到非平直晶面粗晶鞍狀白云石的晶面呈彎曲狀態；C.非平直晶面細晶白云石具呈半自形—他形（-）；D.非平直晶面粗晶鞍狀白云石與非平直晶面細晶白云石的晶體大小明顯不同，其接觸界線明顯（如紅色虛線所示）（-）；E.基質白云石與非平直晶面粗晶鞍狀白云石接觸界線（如紅色虛線所示）（-）；F.兩種組分的發光性明顯不同，基質白云石（非平直晶面細晶白云石）暗淡發光，而非平直晶面粗晶鞍狀白云石呈光亮發光，界線明顯（陰極發光），GT-2井，茅三段。Fig.5 Macro and m icro features of fine-crystalline dolostones

4 地球化學特征

4.1 樣品有效性分析

川中地區茅口組地層在二疊系末期東吳運動的作用下被抬升，經歷風化剝蝕，因此要利用化學分析法來評估樣品有效性［12］。分析標準如下：

（1）Mn/Sr 沉積期后，特別是受大氣水循環的影響，碳酸鹽巖將發生Sr、Na的損失和Fe、Mn的加入［13-17］，因此Mn/Sr是判斷海相碳酸鹽成巖作用和蝕變程度的一個靈敏指標［18］。當Mn/Sr＜2～3，可以認為巖石樣品很好地保持了原始海水的同位素組成［19］。

（2）氧同位素組成特征 碳酸鹽巖的氧同位素組成對蝕變作用反應靈敏，當δ18OPDB＜-10‰時，表明巖石樣品已發生了強烈的蝕變，其同位素數據已不能代表原始海水的同位素組成［20-21］。

本次研究中所有泥晶生屑灰巖樣品的δ18OPDB＞-5‰，Mn/Sr＜2～3，符合有效性標準，因此樣品能夠很好地反映原始地球化學特征。

4.2 碳、氧穩定同位素特征

研究區所在的上揚子地區的晚古生代是一個有機碳的相對高速埋藏時期，區內下二疊統δ13CPDB平均值為+2.861 7‰［22］。根據測試結果（表1），泥晶生屑灰巖碳同位素值分布較集中，分布范圍為2.20‰～3.94‰，平均值為2.90‰，與該區平均值基本一致；δ18OPDB分布較寬，分布范圍為-7.13‰-2.77‰，平均值為-5.83‰。非平直晶面粗晶鞍狀白云石δ13CPDB分布范圍為 3.06‰～3.37‰，平均值為 3.22‰；δ18OPDB分布范圍為-7.37‰～-8.27‰，平均值為-7.82‰。非平直晶面細晶白云石 δ13CPDB=3.49‰；δ18OPDB=-9.45‰。平直晶面細晶白云石 δ13CPDB=3.06‰；δ18OPDB=-6.81‰，而以該類白云石為主要組成部分的含灰質細晶白云巖和（含）云質泥晶生屑灰巖，其δ13CPDB分布較集中，分布范圍為 2.73‰～3.08‰，平均值為2.95‰；δ18OPDB分布范圍為-3.62‰～-5.73‰，平均值為-4.60‰。

在氧同位素值年代效應相同的情況下，部分泥晶生屑灰巖和平直晶面細晶白云石的δ18O仍較二疊系海水標準值［24］明顯偏負（圖6），這是由于后期高溫熱液流體使得地層溫度明顯升高，升溫后的孔隙流體導致上述組分發生熱分餾作用而使δ18O明顯減小。

為盡量減小泥晶生屑灰巖樣品因為年代效應而造成氧同位素值的偏差，考慮到區域相似性，筆者參照邵龍義等（1996）對西南地區晚二疊世灰巖δ18O的校正方法［25］，用Δδ18O=2.6‰來校正泥晶生屑灰巖樣品的δ18O以及其他研究者的δ18O測試結果。

表1　茅口組樣品碳、氧同位素值Table 1 Value ofδ13C andδ18O，M aokou Formation

圖6　茅口組樣品碳、氧同位素交會圖（部分數據引自陳軒［5］、呂杰［23］）Fig.6 Cross plot ofδ18O andδ13C，Maokou Formation

有研究表明，在古海水鹽度基本不變的情況下，氧同位素具有明顯的溫度效應，即氧同位素值隨溫度的升高而降低。

利用Schachleton等（1975）提出計算公式［26］計算古海水溫度：

其中t為當時的古海水溫度（℃），δ18Oseawater為古海水的δ18O值（-2.8‰，SMOW標準）［27］，δ18Ocalcite為海相方解石氧同位素值，筆者利用校正后的泥晶生屑灰巖δ18O值（PDB標準）來代替海相方解石的δ18O值，計算結果如表2。

表2　泥晶生屑灰巖氧同位素值（校正后）及古海水溫度計算結果Table 2 δ18O ofmicrite and corresponding calculation of seawater

利用包含平直晶面細晶白云石的巖石樣品δ18O值來計算其形成時的溫度和鹽度［28］，計算公式：T= 13.85-4.54δ18OPDB+0.04（δ18OPDB）2

結果表明，古海水溫度平均值為16.6℃（表2），平直晶面細晶白云石的形成溫度介于 30.8℃～46.6℃，平均值為37.4℃，因此其形成環境為淺埋藏環境。而其白云石化流體鹽度介于27.9‰～31.1‰，平均值為29.8‰（表3），低于現代海水正常值35.0‰，表明該流體并不是蒸發鹵水或深層高溫鹵水。

表3　平直晶面細晶白云石形成溫度和鹽度計算結果Table 3 Calcu lation of tem perature and salinity，idiotopic fine crystal-dolom ite

4.3 流體包裹體均一化溫度和鹽度特征

流體包裹體均一化溫度（Th）可以提供一個合理的非平直晶面粗晶鞍狀白云石的結晶溫度。對GT-2井茅三段非平直晶面粗晶鞍狀白云石（埋藏深度4 717m）的13個流體包裹體（圖7）測試結果表明，Th值介于113.9℃～146℃（圖8），數學期望值為114.8℃，標準差為12.2℃。

圖7　包裹體微觀特征及均一化溫度值Fig.7 Micro features and Th of fluid-inclusions，Maokou Formation

圖8　流體包裹體均一化溫度直方圖Fig.8 Histogram of Th in fluid-inclusions

而相鄰的GC-2井，其非平直晶面粗晶鞍狀白云石的鹽水包裹體Th值介于105.8℃～159.6℃，數學期望值為127.3℃，非平直晶面細晶白云石的鹽水包裹體Th值介于 113.2℃～138.6℃，數學期望值為123℃［5］。

包裹體鹽度特征，非平直晶面細晶白云石樣品的鹽水包裹體所測得的鹽度值為15.3％～22.6％NaCl，非平直晶面粗晶鞍狀白云石則為13.3％～13.9％ NaCl［5］。中國石油勘探開發研究院也對GC-2井的23個包裹體進行了鹽度分析測試，顯示出70％的包裹體內鹽度超過16％NaCl。

測試結果表明，以上兩種產狀的白云石樣品，其包裹體鹽度值都較高，是正常海水的3～5倍①中國石油勘探開發研究院.四川盆地下二疊統棲霞—茅口組有利勘探區帶與目標評選.北京，2010.。

4.4 微量元素特征

4.4.1 鐵和錳微量元素特征

有研究表明，利用白云石中Fe、Mn微量元素的含量來區分白云石化作用的環境比利用Sr、Na微量元素更加有效［15］，因此筆者利用Fe、Mn含量來指示白云石化環境。非平直晶面粗晶鞍狀白云石的鐵、錳含量相較其他組分，明顯偏高，分布范圍分別為78～2 44×10-6（平均值149×10-6）和178～195×10-6（平均值185×10-6）；平直晶面細晶白云石的鐵、錳含量最低，分別為1×10-6和低于檢測限；平直晶面細晶白云石的鐵、錳含量則介于上述兩種組分之間，分別為58 ×10-6和59×10-6。代表原生組分的泥晶生屑灰巖，其鐵含量在57～125×10-6范圍內，平均值為72×10-6，錳含量低于5×10-6；而泥晶生屑灰巖與平直晶面細晶白云石之間的過渡組分：含云質泥晶生屑灰巖、含灰質細晶白云巖和云質泥晶生屑灰巖，其鐵含量平均值為65×10-6，錳含量平均值為13×10-6。

表4　茅口組樣品微量元素測試數據Table 4 Value of trace elements，M aokou Formation

微量元素測試結果表明（圖9），非平直晶面粗晶鞍狀白云石具有相對較高的鐵、錳含量，陰極發光下呈現光亮發光（圖5F）；平直晶面細晶白云石極低的鐵、錳含量，陰極發光下基本不發光，發光性與泥晶生屑灰巖差別很小（圖4C），說明其白云石化流體并不是深埋藏環境下形成的流體；而非平直晶面細晶白云石的鐵、錳含量與陰極發光性均介于上述兩者之間，表明其成因與上述兩者關系密切。

圖9　茅口組樣品Fe、Mn微量元素值交會圖Fig.9 Cross plot of Fe and Mn，Maokou Formation

4.4.2 鍶微量元素特征

很多學者研究過白云巖中鍶的含量，這些研究工作的目的是獲得白云巖形成環境，尤其是關于白云巖沉淀或白云石化流體的有關信息［29］。本次研究中，非平直晶面粗晶鞍狀白云石的鍶含量在73～97×10-6范圍內，平均值85×10-6；非平直晶面細晶白云石的鍶含量為76×10-6，是所有樣品中鍶含量的最低值。平直晶面細晶白云石的鍶含量為150×10-6，而含有該類型白云石的含云質泥晶生屑灰巖、含灰質細晶白云巖和云質泥晶生屑灰巖的鍶含量分別為 310× 10-6、243×10-6和353×10-6。原生組分泥晶生屑灰巖，其鍶含量分布范圍為229～347×10-6，平均值為291.8×10-6。對于溶縫內充填極少量鞍狀白云石的泥晶生屑灰巖，其鍶含量為323～346×10-6，平均值為335×10-6；第14號樣品為泥晶生屑灰巖（表4），但其溶縫內充填少量天青石（SrSO4），導致其鍶含量異常偏高。

鍶微量元素在各類白云石中的分布特征可以利用鍶在白云石中的分配系數來解釋，表達式為DSr= （MSr/MCa）白云石/（MSr+/MCa+）流體。Vahrenkamp和Swart （1990）在研究了小巴哈馬灘406個具有不同組成的白云巖樣品后得出，該分配系數僅與計算的白云石中化學成分有關（相關系數0.76，如圖10），具體表現為白云石中MgCO3的摩爾分數與白云石中鍶含量呈負相關關系［31］。根據測試結果（表4），各巖石樣品中的鍶含量與鎂鈣比值（含量比）也呈現出明顯的負相關關系，與上述規律性一致（圖11）。

圖10　小巴哈馬灘白云石的組成與其鍶含量投點圖［30］Fig.10 Cross plot of MgCO3and Sr in dolomites，Small Bahamas

圖11　各組分樣品Mg/Ca值與Sr微量元素含量交會圖Fig.11 Cross p lot of Mg/Ca and Sr，Maokou Formation

這是由于鍶的離子半徑（0.113～0.132 nm）和鈣的離子半徑（0.099～0.118 nm）相近，而鎂的離子半徑（0.065～0.087 nm）要小很多。因此鍶只能取代白云石晶格中的鈣離子，而不能取代鎂離子，即白云石化作用越徹底，白云石中鍶含量越低［31］。因此，非平直晶面細晶白云化程度最高，非平直晶面粗晶鞍狀白云石次之，平直晶面細晶白云石最低，說明三種白云石的形成流體或期次相差較大。

4.5 有序度特征

本次研究分別測試了各白云石樣品的（015）和（110）兩個晶面衍射峰的峰強度比I015/I110和峰高比h015/h110，采用峰強度比來表征三種白云石樣品的有序度（表5）。各白云石樣品中，平直晶面細晶白云石的有序度是最高的0.68，但其Mg/Ca值卻是最低的0.854，結果符合埋藏白云石富Ca化學計量但有序性好的特點［32-33］。非平直晶面粗晶鞍狀白云石的有序度為0.61，較前者略低；而非平直晶面細晶白云石的有序度最低，僅為0.43，但其Mg/Ca值卻是最高的0. 913。三種白云石有序度相對大小表明，平直晶面細晶白云石結晶速度最慢，結晶時流體溫度較低（小于CRT（臨界粗糙溫度）），結晶時較為有序地添加到晶面上。非平直晶面細晶白云石所測Th值表明，其結晶溫度遠遠高于CRT，導致參與形成晶格結構的各原子無序地添加到晶面上，快速結晶形成有序度較低的白云石［34］。非平直晶面粗晶鞍狀白云石，其結晶溫度也較高，速度也較快，但因為成核作用比較弱，因此有序度較非平直晶面細晶白云石有所提高［35］。

5 茅口組白云石成因分析

（1）平直晶面細晶白云石，其鹽度值表明其形成流體的鹽度低于現代正常海水的平均值，極低的鐵、錳含量和形成溫度所對應的埋藏深度都表明其形成于淺埋藏環境，又鑒于在該區地層中未觀察到明顯的蒸發現象和大氣暴露現象，因此可以排除蒸發模式（薩布哈模式）、滲透回流模式、混合水模式等白云石化模式。

（2）非平直晶面粗晶鞍狀白云石，其包裹體均一化溫度明顯高于對應地層溫度，鐵、錳含量較高，其氧同位素值也明顯偏負（平均值-7.82‰），其包裹體鹽度值也是正常海水的3～5倍，表明其形成流體為深層高溫鹵水。

（3）非平直晶面細晶白云石，鍶含量表明其白云化程度最高。碳、氧同位素值與非平直晶面粗晶鞍狀白云石十分接近，說明兩種組分經歷過相似的熱分餾過程，具有相同的成因特征。而在巖相學方面上又具有平直晶面細晶白云石的殘余結構，且鐵、錳含量介于上述兩種組分之間。因此可以確定其是平直晶面細晶白云石經歷流體改造后所形成的一種白云石。因此，巖相學、地球化學證據表明區內存在兩種流體白云石化作用。

表5　茅口組白云石樣品有序度及鎂鈣比測試數據Table 5 Testing data of M g/Ca and degree of order from dolom ites，M aokou Formation

5.1 埋藏流體白云石化

茅口組沉積期，研究區處于赤道附近的低緯度地區［36-38］，為熱帶—亞熱帶環境，氣候溫暖［39］，生物發展處于繁盛期，屬于淺水開闊臺地相中的生屑灘亞相（圖12）［40-41］，沉積有厚層的泥晶—粉晶生屑灰巖。生屑顆粒種類多，數量大，主要為介形蟲、有孔蟲、棘皮類、鈣藻、蜓類、腕足類生物等，這些生物殼體及灰泥沉積物（大多數都是生物成因沉積物）在礦物成分上屬于MgCO3含量較高的鎂方解石［42］（表6）。在埋藏壓實作用（圖3F），易發生穩定化作用，由鎂方解石向低鎂方解石轉變，從礦物晶格中釋放出大量Mg2+［2，43-44］，形成富鎂白云石化流體。

圖12　茅口組沉積相示意圖（據趙宗舉［41］）Fig.12 Sketch map of sedimentary facies，Maokou Formation （after Zhao，2012）

表6　不同種類生物骨骼中M gCO 3的含量Table 6 Concentration of M gCO3in different kinds of paleontology

測試結果顯示，上述沉積物在經歷穩定化作用后的鎂含量仍高達6 886～12 927×10-6（表4），說明當時沉積物中鎂含量極高，為白云石化提供足夠的Mg2+來源。氧同位素值對應的成巖流體溫度以及鐵、錳含量都表明該期流體形成于淺埋藏環境，為早期白云石化流體。該期流體在淺埋藏環境下對沉積期所形成的泥晶生屑灰巖進行交代，形成平直晶面細晶白云石，主要作用于粒間的泥晶基質，對生屑顆粒幾乎無影響。形成的白云石大多具有“霧心亮邊”結構、“對角線”結構等交代殘余結構，且交代作用越徹底，晶粒越粗大，晶面越潔凈。（圖4）。

5.2 熱液流體白云石化

薄片觀察下，烴類成熟期生成的有機酸對鞍狀白云石進行溶解，形成港灣狀溶蝕邊，瀝青充填并與彎曲邊直接接觸（圖13），說明鞍狀白云石的形成至少早于烴類成熟期，而區內生烴時期為三疊系中晚期［29］，因此鞍狀白云石形成至少早于三疊系中晚期。也有研究者認為，晚二疊世—晚三疊世的峨眉地裂運動所形成的大量張性走滑斷裂活動為深部熱液流體的上涌提供有利通道［45］，此時茅三段的埋藏深度在2 785 m左右，對應地層溫度在80℃左右（地溫梯度22～24℃/km［46］），而非平直晶面粗晶鞍狀白云石的Th值遠高于對應地層溫度。

此外，區內各組分白云石包裹體鹽度測試結果表明白云石化流體為高鹽度流體，而茅口組沉積期的生物絕大多數為窄鹽度生物［29］，正常海水鹽度應遠低于所測鹽度值。因此，均一化溫度和鹽度證據表明形成非平直晶面粗晶鞍狀白云石的流體為深層高溫熱液流體。此外，鏡下也可觀察到MVT礦物組合中的礦物，如石英（圖14A）、天青石（圖14B）和螢石（圖14C，D）等，這些礦物的存在進一步證實了晚期的白云石化流體為深部高溫熱液流體［47］。

圖13　瀝青與鞍狀白云石接觸關系A.泥晶生屑（CL）灰巖，可見鞍狀白云石具港灣狀溶蝕邊緣（-）；B.為圖（A）的放大，放大后可見烴類成熟導致流體向酸性轉變（PH＜7），對鞍狀白云石（SD）進行了溶解，形成港灣狀彎曲邊，瀝青（BM）充填并與彎曲邊直接接觸（如箭頭所示）（-）；GT-2井，茅二段。Fig.13 Contact relationship between bitumen and saddle dolomite

圖14　熱液礦物組合微觀特征A.石英充填裂縫，裂縫切割平直晶面細晶白云石（+）；B.天青石（Cls）充填于溶縫及溶孔（+）；C.螢石（如箭頭所示）充填裂縫，正交光下螢石呈全消光（左下角圖為正交光下同一視域）（-）；D.螢石（箭頭所示）交代生屑，發藍光（陰極發光），GT-2井，茅二段。Fig.14 Micro features of hydrothermalmineral assemblages

其形成時期晚于早期埋藏白云石化流體，屬于后期白云石化流體。上涌后的熱液流體的白云石化作用主要有三個方面：①首先，對含灰質細晶白云石中未被交代的灰質生屑顆粒和基質進行溶蝕，從而獲得足夠的作為物質基礎；②然后對先期形成的平直晶面自形白云石進行改造，形成有序度較低的非平直晶面細晶白云石；③最后，熱液流體直接沉淀出非平直晶面粗晶鞍狀白云石，充填在細晶白云巖和泥晶生屑灰巖的溶蝕孔洞、網狀構造縫和溶蝕擴大縫等空間。④產生的高溫使得未被白云石化的泥晶生屑灰巖發生熱分餾作用，使得其氧同位素值明顯較標準值偏負。

5.3 白云石化綜合模式

根據前面分析的兩種白云石化流體及其作用機理，筆者總結出研究區白云石化作用的綜合模式。該模式可分為六個階段，如圖15所示。需要注意的是，茅二段白云石化作用基本只進行到階段四，而茅三段白云石化作用則進行到了階段六，究其原因在于GT-2井所在位置緊鄰張性走滑斷裂［5］，茅三段較茅二段更遠離張性應力的核部，受到的拉張應力更為劇烈，因此縫洞系統更為發育，有利于熱液流體對其進行白云石化作用，而茅二段縫洞系統欠發育，不利于后期熱液流體對其進行改造。

階段一：茅口組沉積期主要沉積泥晶生屑灰巖，生屑顆粒十分發育；階段二：進入埋藏期后，泥晶生屑灰巖經歷壓實作用，生屑顆粒排列呈定向性，同時伴有縫合線產生；階段三：埋藏壓實作用下，生屑及泥晶沉積物發生穩定化作用，其礦物晶格中釋放Mg2+，為白云石化流體提供鎂離子來源；階段四：階段三形成的富鎂流體沿縫合線交代泥晶基質，形成平直晶面細晶白云石；階段五：后期沿走滑斷層上涌的富鎂深部高溫熱液流體，對殘余灰質進行溶蝕，對先期形成的平直晶面細晶白云石進行改造，在縫洞內直接沉淀出非平直晶面粗晶鞍狀白云石；階段六：兩期白云石化流體共同作用后形成的結果。

圖15　茅口組白云化作用綜合模式示意圖Fig.15 Comprehensivemodel of dolomitization，Maokou Formation

6 主要結論與認識

（1）茅口組在沉積后主要經歷兩期白云石化流體的作用，早期為埋藏白云石化流體，該期流體是由于鎂方解石質生物碎屑和泥晶沉積物在淺埋藏環境下，經壓實作用發生穩定化作用，釋放出大量鎂離子而形成的富鎂流體；晚期為熱液白云石化流體，是經由張性走滑斷裂活動引發的斷裂通道而上涌的深層高溫鹵水。

（2）兩期流體白云石化作用主要發生在茅二段和茅三段，其中茅二、茅三段最先發生埋藏流體白云石化，形成平直晶面細晶白云石。后期經歷白云石化熱液流體作用的改造，形成非平直晶面細晶白云石，且主要發生在縫洞系統較為發育的茅三段。

（3）熱液流體白云石化作用主要為三個方面：①溶蝕或交代未被先期埋藏白云化交代的灰質殘余（生屑顆粒和泥晶基質）；②改造先期形成的平直晶面細晶白云石，從而形成非平直晶面細晶白云石，即茅三段的基質白云石；③直接沉淀出充填縫洞的非平直晶面粗晶鞍狀白云石。

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The M odel of Dolom itization Jointly Controlled by Two-episode Fluids in M aokou Formation in Central Sichuan Basin

WANG JueBo1，2GU YiFan1，2TAO YanZhong1，2QIANG ZiTong1，2QIANG ShenTao1JIANG Chan3
（1.Southwest Petroleum University，Chengdu 610500，China；2.Key Laboratory，Sichuan Province，Chengdu 610500，China；3.Exploration Division of PetroChina Southwest Oil and Gas Field Com pany，Chengdu 610041，China）

Abstract：Petrographic characteristics and geochemical analysis reveal that there exist three types of dolomites in dolostones in Maokou Formation，Lower Permian，central Sichuan Basin：①idiotopic fine crystal-dolomite（IFD）（δ13CPDB=3.06‰，δ18OPDB=-6.81‰；Fe：1×10-6，Mn：negative，Sr：150×10-6）；②xenotopic coarse crystal-saddle dolomite（XCSD）（δ13CPDB=3.22‰，δ18OPDB=-7.82‰；Fe：149×10-6，Mn：185×10-6，Sr：85×10-6）；③xenotopic fine crystal-dolomite（XFD）（δ13CPDB=3.49‰，δ18OPDB=-9.45‰；Th=123℃，S=133‰～139‰NaCl；Fe：58×10-6，Mn：59×10-6，Sr：76×10-6）.This study demonstrates that two episodes of dolomitization fluids in the study area：①early burial-dolomitization fluid formed by compaction（T=37.4℃；S=29.8‰NaCl）；②late hydrotherm-dolomitization fluid controlled by structure（Th=114.8℃；S=153‰～226‰NaCl）.The origin of the dolostone is illustrated that：①IFD is replacive by early burial-dolomitization fluid；②XFD is the product of hydrothermal alteration on IFD；③XCSD is precipitated directly from hydrothermal fluid.Based on the achievement，correspondingmodel of dolomitization has been established.

Key words：central Sichuan Basin；Lower Permian；Maokou Formation；petrographic characteristics；geochemical analysis；dolomitization fluids；model of dolomitization

第一作者簡介王玨博 女 1990年出生 碩士研究生 礦物巖石學 E-mail：395374698@qq.com

通訊作者谷一凡 男 碩士研究生 E-mail：514468587@qq.com

中圖分類號P588.24+5

文獻標識碼A

文章編號：1000-0550（2016）02-0236-14

doi：10.14027/j.cnki.cjxb.2016.02.003

收稿日期：2015-03-02；收修改稿日期：2015-06-23