滇東—黔西中二疊統白云巖特征、成因及其主控因素

張景琦，金振奎，王金藝，李陽，袁坤

1.中國石油大學（北京）地球科學學院/油氣資源與探測國家重點實驗室，北京 102249

2.中國石化石油物探技術研究院，南京 210093

3.中國石化石油勘探開發研究院無錫石油地質研究所，江蘇無錫 214126

0 引言

世界上約有三分之一的油氣資源來自碳酸鹽巖，而在所有碳酸鹽巖儲層中，白云巖儲層所占比例超過一半[1-2]。在北美（美國、加拿大和格陵蘭島），碳酸鹽巖中高達80%的油氣儲存在白云巖中[3-4]，而在中國，碳酸鹽巖地層中的油氣幾乎全部集中在白云巖中。白云巖儲層的預測，既需要沉積模式指導，又需要了解白云巖形成機理[5-14]。由于白云巖對油氣勘探的重要性以及白云巖形成的復雜性，白云巖成因一直是國際地質研究的熱點問題之一[3,5]。金振奎等[5]對目前白云巖的成因機理進行了評述，并對各類白云巖的識別標志和存在的問題進行了系統總結和分析。

中國滇東—黔西地區中二疊統廣泛發育白云巖。針對這些白云巖的成因，前人已進行了許多研究工作，提出了多種白云巖形成機理，如混合水白云化模式[15]、構造—埋藏熱液白云化模式[16]、埋藏白云化模式[17]和玄武巖淋濾白云化模式[18]。然而，這些模式均無法合理地解釋研究區白云巖的分布和地球化學特征。關于鎂離子的來源、白云化的主控因素等關鍵問題，至今仍無定論。這些問題的存在，嚴重制約了滇東—黔西地區的油氣擴展勘探。

通過開展宏觀地質分析、微觀薄片鑒定和多種地球化學分析綜合研究，認為滇東—黔西地區中二疊統白云巖的發育受沉積相控制明顯，為開放熱對流成因，并提出了其成因證據，建立了相應的成因模式。

1 區域地質背景

滇東—黔西地區位于揚子地臺西部，區域范圍西起云南省楚雄市，東至貴州省貴陽市，西北側為龍門山斷裂帶，西南側為哀牢山—紅河斷裂帶，總面積約為2.3×105km2（圖1）。滇東—黔西地區二疊系分布廣泛，生物化石豐富，沉積類型多樣，是我國二疊系研究的重要地區之一[19-22]。

圖1 滇東—黔西地質圖疊加峨眉地幔柱活動范圍分區圖[19-22]星號（*）：結合多種類型數據估算得出的白云化巖石厚度（由于地質條件復雜，例如難以接近剖面，故無法精確測量出這些剖面的白云化巖石厚度）Fig.1 Geological map of eastern Yunnan and western Guizhou overlain by the zoning map of the active area of the Emei mantle plume[19-22]

研究采用二疊系三分方案（下二疊統、中二疊統、上二疊統）[23]。滇東—黔西地區普遍缺失下二疊統。中二疊統自下而上可分為梁山組、棲霞組和茅口組。其中，梁山組與下伏石炭系呈不整合接觸，與上覆棲霞組呈整合接觸。茅口組與下伏棲霞組呈整合接觸，與上覆上二疊統呈不整合接觸（圖2）。

圖2 滇東—黔西二疊系地層劃分圖（不整合面用虛線表示）Fig.2 Permian stratigraphic subdivisions in eastern Yunnan and western Guizhou (dotted lines.unconformities)

研究區梁山組厚2～20 m，局部可達225 m，為海陸交互相砂頁巖夾灰巖透鏡體、劣質煤層和鋁土礦，是重要的鋁土礦賦存層位；棲霞組厚50～400 m，以中薄層灰色、深灰色灰泥生屑石灰巖、生屑質灰泥石灰巖和白云巖為主，水體相對較深；茅口組厚100～500 m，局部可達1 354 m，以厚層、塊狀灰色、淺灰色亮晶生屑石灰巖、白云巖和灰泥生屑石灰巖為主，水體相對較淺（圖3）[19-22]。茅口組石灰巖在地質歷史時期遭受了強烈的白云化作用，是滇東—黔西地區中二疊統白云巖的主要發育層段。

圖3 滇東—黔西中二疊統野外露頭特征及顯微特征（a）深灰色泥頁巖，地質錘的長度為28 cm；梁山組，盤縣剖面；（b）深灰色中層石灰巖，男性身高為174 cm；棲霞組，郎岱剖面；（c）棲霞組和茅口組分界線，左側為棲霞組深灰色中層石灰巖，右側為茅口組淺灰色中厚層石灰巖，男性身高為174 cm；郎岱剖面；（d）淺灰色厚層塊狀石灰巖，男性身高為174 cm；茅口組，豐樂村剖面；（e）淺灰色塊狀砂糖狀白云巖，硬幣直徑為2.5 cm；茅口組，小黃坡剖面；（f）灰泥生屑石灰巖，單偏光（PPL）；棲霞組，渾水塘剖面；（g）灰泥生屑石灰巖，單偏光（PPL）；棲霞組，小黃坡剖面；（h）亮晶生屑石灰巖，單偏光（PPL）；茅口組，雙龍村剖面；（i）亮晶生屑石灰巖，單偏光（PPL）；茅口組，雙龍村剖面Fig.3 Field outcrop and microscopic characteristics of the Middle Permian in eastern Yunnan and western Guizhou

中二疊世初期，地殼全面下沉，上揚子地臺從西北、東南、東北和正南四個方向遭受海侵，廣泛的海侵使二疊系（梁山組）覆蓋在石炭系、泥盆系或更老的地層之上。中二疊世，滇東—黔西地區主要發育開闊臺地相沉積[20,24]。

中二疊世末期，發生了波及整個中國南方的東吳運動，峨眉地幔柱活動使揚子地臺整體抬升，造成了中、上二疊統之間的區域不整合[25]。與此同時，揚子地臺西部發生了大規模的基性巖漿噴溢事件，形成了巨厚的峨眉山玄武巖（厚64～5 386 m）[21-22]。根據前人的研究成果，峨眉地幔柱的活動范圍自西向東可分為內帶區、中帶區和外帶區（圖1）[26-28]。自內帶區向外帶區，峨眉地幔柱的活動強度逐漸減弱，茅口組被剝蝕的地層厚度也隨之逐漸減小。在這一時期，滇東—黔西地區的構造運動以拉張運動為主，基底斷裂重新活化，拉張、走滑斷層及裂縫系統發育[29-30]。

晚二疊世初期，滇東—黔西地區再次發生海侵并沉積了上二疊統地層。峨眉地幔柱活動引起的地殼隆升和玄武巖噴發，使滇東—黔西地區的巖相古地理格局較之前發生了巨大變化。自西向東，滇東—黔西地區依次發育河流—沖積平原、潮坪—潟湖和碳酸鹽臺地相沉積（圖4）[20,24]。

圖4 滇東—黔西晚二疊世巖相古地理圖[24,31]Fig.4 Paleogeography of the Late Permian in eastern Yunnan and western Guizhou[24,31]

2 研究方法

本次研究所涉及的中二疊統樣品分別采自渾水塘剖面、雙龍村剖面、小黃坡剖面、豐樂村剖面、西山剖面、師宗剖面、石林剖面、沙灣剖面、觀音橋剖面、徐家坡剖面、織金剖面、苗天剖面、郎岱剖面、盤縣剖面、Z11井和W22井。其中，前7個剖面位于滇東，后7 個剖面和鉆井位于四川省和黔西（圖1），共采集露頭樣品217件、鉆井樣品12件。

露頭剖面的地層厚度數據通過兩種途徑獲得：（1）利用卷尺、地質羅盤、全球定位系統（GPS）接收器和地質圖進行實際測量，包括渾水塘剖面、雙龍村剖面、小黃坡剖面、豐樂村剖面、西山剖面、沙灣剖面、觀音橋剖面、徐家坡剖面、織金剖面和苗天剖面；（2）結合全球定位系統（GPS）數據、地層產狀數據、地質圖和照片進行估算，包括師宗剖面、石林剖面、郎岱剖面和盤縣剖面。鉆井剖面的地層厚度數據由中國石化集團和中國石油天然氣集團公司提供。

共制作普通薄片610件（厚度為30 μm）。其中，562 件經過茜素紅S染色（0.1 g 茜素紅S 溶于100 mL0.2%鹽酸），48件經過茜素紅S和鐵氰化鉀混合溶液染色（0.12 g 茜素紅S 和0.8 g 鐵氰化鉀溶于100 mL1.5%鹽酸）。普通薄片的觀察儀器為常規偏光顯微鏡。

共制作陰極發光薄片93 件，其分析由中國地質大學（北京）地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成，采用英國劍橋儀器公司CL8200 MK5型陰極發光裝置（配以Olympus 偏光顯微鏡），測試電流為300μA，測試電壓為12 kV，曝光時間為2 s。考慮到樣品的可對比性，所有樣品均采用相同的測試條件進行分析。

共制作白云石有序度樣品30 件（粉末），其分析由中國石油大學（北京）油氣資源與探測國家重點實驗室完成，采用德國布魯克AXS 公司D2 PHASER X射線衍射儀，使用Cu Kα射線，測量的2θ角度掃描范圍為4.5°～50°，掃描方式為連續掃描，步長為0.02°，每步掃描時間為0.5 s。白云石有序度的計算方法來自Fuchtbauer（1974）[32]。

共制作流體包裹體薄片10件（厚度為80 μm，共找到33個包裹體），其分析由核工業北京地質研究院分析測試實驗中心完成，采用英國林克曼科學儀器公司THMSG600型冷熱臺及相應的控制系統和計算機控制系統（配以Olympus 偏光顯微鏡），使用Goldstein 和Reynolds 所描述的標準測溫方法[33]。測試溫度誤差為±1 ℃。

共制作碳氧同位素樣品25件（粉末，顆粒直徑小于74 μm），其分析由中國科學院南京地質古生物研究所國家重點實驗室完成，采用美國賽默飛世爾科技公司的Finigan MAT 253氣體同位素比值質譜儀和Kiel IV 碳酸鹽裝置，使用100%磷酸。反應溫度為50.0 ℃±0.1 ℃，反應時間為36 h。每個樣品測試3 次，校正標準為中國國家標樣GBW-04405（δ13CPDB=0.57‰±0.03‰；δ18OPDB=-8.49‰±0.14‰）。δ13CPDB和δ18OPDB的標準偏差分別為0.04‰和0.08‰。白云石氧同位素計算的分餾系數來自Rosenbaumet al.[34]。單位標準為VPDB。

研究共制作鍶同位素樣品10件（粉末，顆粒直徑小于74 μm），其分析由核工業北京地質研究院分析測試實驗中心完成，采用英國Isotopx 公司PHOENIX熱電離同位素質譜儀，使用酸為鹽酸（0.8 mol/L），溶解時間為2 h。鍶的分離和純化采用離子交換色譜分析法，使用美國Bio-Rad公司AG 50W-X8H+陽離子樹脂。標準86Sr/88Sr 比值為0.119 4，校正標準為NBS-987（87Sr/86Sr=0.710 34±0.000 26）。實驗溫度為22 ℃，實驗濕度為50%，實驗誤差范圍為0.000 011～0.000 026。

3 白云巖特征

3.1 分布特征

縱向上，滇東—黔西中二疊統白云巖主要分布在茅口組。在西山和雙龍村剖面，棲霞組也發育一定量的白云巖（圖5）。其中，茅口組白云化巖石占中二疊統白云化巖石比例的92.58%；棲霞組白云化巖石占中二疊統白云化巖石比例的7.42%。茅口組的白云化比例為54.14%；棲霞組的白云化比例為19.66%。非白云化地層主要為灰色、深灰色灰泥生屑石灰巖（圖5）。

圖5 滇東—黔西中二疊統地層對比剖面圖中二疊統頂拉平，剖面線見圖6；1.亮晶生屑石灰巖；2.灰泥生屑石灰巖；3.白云石斑塊與層面垂直的斑狀石灰巖；4.白云石斑塊與層面平行的斑狀石灰巖；5.白云石斑塊為網狀的斑狀石灰巖；6.白云石斑塊形態不規則的斑狀石灰巖；7.白云石斑塊與層面垂直的斑狀白云巖；8.白云石斑塊為網狀的斑狀白云巖；9.純白云巖；10.玄武巖；11.泥巖/頁巖Fig.5 Stratigraphic correlation of Middle Permian sections in eastern Yunnan and western Guizhou

平面上，自峨眉地幔柱活動范圍的內帶區向外帶區，滇東—黔西中二疊統白云化巖石的厚度逐漸減小。此外，滇東—黔西中二疊統地層的白云化不受斷層的嚴格控制（圖6）。

圖6 滇東—黔西中二疊統白云化巖石厚度等值線圖疊加上二疊統斷層分布圖Fig.6 Thickness contour map of Middle Permian dolomitized rocks in eastern Yunnan and western Guizhou overlain by Upper Permian fault patterns

圖7 塊狀白云巖宏觀特征（a）深灰色塊狀白云巖（紅色箭頭所指）與灰色石灰巖（黃色箭頭所指）互層，茅口組，盤縣剖面；（b）深灰色塊狀白云巖（紅色箭頭所指）與灰色石灰巖（黃色箭頭所指）互層，茅口組，石林剖面；（c）深灰色塊狀白云巖，發育刀砍紋，男性身高為174 cm，茅口組，豐樂村剖面；（d）深灰色塊狀白云巖與灰色石灰巖互層，地質錘的長度為28 cm，茅口組，雙龍村剖面；DOL.白云巖；LIM.石灰巖Fig.7 Macroscopic characteristics of massive dolostones

3.2 巖石學特征

滇東—黔西中二疊統白云巖按單層的產出形態可以分為兩類：塊狀白云巖（完全白云化，白云石含量介于90%～100%）和斑狀白云巖（不完全白云化，白云石含量介于50%～90%）。

塊狀白云巖呈深灰色，白云化徹底，不含石灰巖殘余，部分發育刀砍紋。垂向上，塊狀白云巖經常與石灰巖（以灰泥生屑石灰巖為主）互層（圖5，7）。

斑狀白云巖呈灰色或深灰色，白云化不徹底，由白云石斑塊和石灰巖斑塊（交代殘余物）組成。其中，白云石斑塊含量大于50%，石灰巖斑塊主要為灰泥生屑石灰巖。當白云石斑塊小于50%時，斑狀白云巖將過渡為斑狀石灰巖（圖8）。

圖8 斑狀白云巖宏觀特征（a）灰色斑狀白云巖，白云石斑塊展現出多種形態，地層傾角為27°，茅口組，西山剖面；（b）灰色斑狀白云巖，白云石斑塊與層面垂直（紅色箭頭所指），地質錘的長度為28 cm，地層傾角為12°，茅口組，雙龍村剖面；（c）灰色斑狀白云巖，白云石斑塊與層面垂直，地質錘的長度為28 cm，地層傾角為12°，茅口組，雙龍村剖面；（d）斑狀白云巖的頂面，白云石斑塊與層面垂直（紅色箭頭所指），地質錘的長度為28 cm，地層傾角為10°，茅口組，石林剖面；（e）斑狀白云巖的內部結構，白云石斑塊為網狀，地質錘的長度為28 cm，地層傾角為12°，茅口組，雙龍村剖面；（f）深灰色斑狀白云巖（頂部）向灰色斑狀石灰巖（底部）過渡，白云石斑塊顏色更深，男性身高為174 cm，地層傾角為12°，茅口組，雙龍村剖面；DOL.白云巖；LIM.石灰巖Fig.8 Macroscopic characteristics of patchy dolostones

白云石斑塊大小不一，從0.5 cm 到超過1.5 m 不等，形態多種多樣（圖8）。根據斑塊的形態特征，斑狀白云巖或斑狀石灰巖可以分為4 種類型：（1）白云石斑塊與層面垂直的斑狀白云巖或斑狀石灰巖；（2）白云石斑塊與層面平行的斑狀白云巖或斑狀石灰巖；（3）白云石斑塊為網狀的斑狀白云巖或斑狀石灰巖；（4）白云石斑塊形態不規則的斑狀白云巖或斑狀石灰巖（圖9）。

圖9 斑狀白云巖/石灰巖的類型（a）灰色斑狀石灰巖，白云石斑塊與層面垂直，地層傾角為10°，茅口組，石林剖面；（b）灰色斑狀白云巖，白云石斑塊與層面平行，地質錘的長度為28 cm，地層傾角為10°，茅口組，石林剖面；（c）灰色斑狀白云巖，白云石斑塊為網狀，地質錘的長度為28 cm，地層傾角為12°，茅口組，雙龍村剖面；（d）灰色斑狀石灰巖，白云石斑塊形態不規則，地層傾角為11°，茅口組，豐樂村剖面；DOL.白云巖；LIM.石灰巖Fig.9 Types of patchy dolostones/limestones

需要注意的是，塊狀白云巖和斑狀白云巖具有相似的微觀結構特征（如白云石晶體結晶大小的分布、晶體大小、晶體形態和陰極發光特征等）和地球化學特征，只是白云化程度不同而已（表1）。

表1 塊狀白云巖和斑狀白云巖的地球化學特征（平均值）對比Table 1 Contrasting geochemical characteristics (average values) of massive and patchy dolostones

滇東—黔西中二疊統白云巖屬于結晶白云巖。白云石晶體結晶大小的分布主要為單峰類型，晶體較污濁，以細晶（100～250 μm）、中晶（250～500 μm）和粗晶（500～1 000 μm）白云石為主。白云石晶體形態主要為平直晶面半自形晶和非平直晶面他形晶（圖10a）。在少量樣品中，可以觀察到非平直晶面鞍形白云石膠結物（圖10b）。

圖10 白云巖的微觀特征（a）中—粗晶白云巖，白云石的晶體形態主要為非平直晶面他形晶和平直晶面半自形晶，茅口組，織金剖面；（b）中晶非平直晶面鞍形白云石膠結物，白云石晶面呈弧形（紅色箭頭所指），紅色部分為方解石，茅口組，師宗剖面；（c）白云石優先發育于巖石的亮晶生屑石灰巖區域，白云石晶體大小主要為細晶，茅口組，西山剖面；（d）白云石優先發育于灰泥基質含量相對較低的區域，白云石晶體大小主要為細晶，茅口組，石林剖面；（e）白云石優先發育于灰泥基質含量相對較低的區域，白云石晶體大小主要為中—粗晶，茅口組，渾水塘剖面；（f）白云石優先發育于粒間孔隙中，白云石晶體大小主要為中晶，茅口組，師宗剖面；（g）白云石優先發育于粒間孔隙和粒內孔隙中（黃色箭頭所指），新月形方解石膠結物集中在顆粒接觸處（紅線所示），白云石晶體大小主要為中—粗晶，茅口組，織金剖面；（h）白云石優先發育于粒間孔隙和粒內孔隙中（黃色箭頭所指），白云石晶體大小主要為中—粗晶，茅口組，郎岱剖面；a～h全部為單偏光Fig.10 Microscopic features of dolostones

研究區鐵白云石非常少見。對斑狀白云巖和斑狀石灰巖而言，白云石斑塊和石灰巖斑塊的接觸面是突變的。此外，在白云石斑塊內，白云石的晶體大小和形態特征沒有明顯的變化（圖10c，d）。

需要注意的是，一些樣品中的白云石主要集中在兩個部位：（1）灰泥基質含量相對較低的區域（圖10c～e）；（2）粒間孔隙和粒內孔隙中（圖10f～h）。在部分樣品中，新月形方解石膠結物集中在顆粒接觸處及附近，而其他方解石膠結物則分布在白云石和方解石顆粒之間（圖10g，h）。

3.3 陰極發光特征

研究區不同樣品中白云石的陰極發光特征總體一致，包括微弱的陰極發光強度和相對均勻的陰極發光顏色，只是具體的陰極發光顏色有細微的差別。例如，一些白云石具深紅色陰極發光，而另一些白云石具深紫色陰極發光。此外，研究區的方解石不具陰極發光（圖11）。

圖11 白云石的微觀特征及陰極發光特征（a）細晶白云巖，白云石的晶體形態主要為非平直晶面他形晶和平直晶面半自形晶，單偏光，茅口組，渾水塘剖面；（b）與a對應的陰極發光照片，白云石顯示出較弱的陰極發光；（c）細—中晶白云巖，白云石的晶體形態主要為平直晶面半自形晶，可觀察到具弧形晶面的鞍形白云石（黃色箭頭所指），單偏光，茅口組，小黃坡剖面；（d）與c對應的陰極發光照片，白云石顯示出較弱的陰極發光，方解石不具陰極發光；（e）細—中晶白云巖，白云石的晶體形態主要為平直晶面半自形晶，單偏光，茅口組，渾水塘剖面；（f）與e對應的陰極發光照片；（g）細晶白云巖，白云石的晶體形態主要為非平直晶面他形晶和平直晶面半自形晶，單偏光，茅口組，雙龍村剖面；（h）與g對應的陰極發光照片；（i）粉—細晶白云巖，白云石的晶體形態主要為平直晶面自形晶和平直晶面半自形晶，單偏光，茅口組，雙龍村剖面；（j）與i對應的陰極發光照片；（k）細—中晶白云巖，白云石的晶體形態主要為平直晶面半自形晶和非平直晶面他形晶，單偏光，茅口組，豐樂村剖面；（l）與k對應的陰極發光照片Fig.11 Microscopic and CL characteristics of dolomite

研究區的白云石晶體具有環帶結構。其中，晶核主要為均勻的深紅色（圖11b，d，f，l）或深紫色（圖11h，j）陰極發光，晶邊（生長環帶）則為顏色更亮、厚度更薄的陰極發光（圖11b，d，f，h，j）。

3.4 有序度特征

研究區白云石晶體的有序度介于0.724 0～0.997 6，平均值為0.889 2。茅口組白云石晶體和棲霞組白云石晶體具有相似的有序度特征（表2）。

表2 滇東—黔西中二疊統白云石晶體有序度值Table 2 Order degree of Middle Permian dolomite crystals in eastern Yunnan and western Guizhou

3.5 流體包裹體特征

用于顯微測溫的原生流體包裹體（直徑大于2 μm）分散在白云石晶體中，沒有觀察到拉長現象或定向性特征。這些包裹體為氣液兩相包裹體，無色透明，具有清晰的邊界和規則的形狀。包裹體的大小介于2.5～9 μm，平均值為4.7 μm（圖12）。

圖12 流體包裹體特征和滇東—黔西中二疊統白云巖流體包裹體均一化溫度與鹽度直方圖b為a的黃色方框部分的局部放大，流體包裹體由紅色圓圈所指Fig.12 Fluid inclusion features and histograms of homogenization temperatures and salinities in Middle Permian dolostones,eastern Yunnan and western Guizhou(b) enlarged inset outlined in yellow in (a);red circles indicate fluid inclusions

白云巖流體包裹體的均一化溫度介于101 ℃～192 ℃，平均值為169.52 ℃。均一化溫度主要集中在164 ℃～185 ℃。白云巖流體包裹體的鹽度為4.49～8.41wt.%NaCleqv.，平均值為5.50wt.%NaCleqv.。鹽度主要集中于4.49～5.59wt.%NaCleqv.（圖12）。

需要注意的是，與斑狀白云巖相比，塊狀白云巖具有更高的流體包裹體均一化溫度和鹽度（表1、圖13）。此外，流體包裹體的均一化溫度和鹽度具有輕微的線性關系，隨著溫度的升高，鹽度也同樣增高（圖13）。茅口組白云巖和棲霞組白云巖具有相似的流體包裹體特征（表3）。

表3 滇東—黔西中二疊統白云巖流體包裹體均一化溫度和鹽度Table 3 Homogenization temperatures and fluid inclusion salinities for Middle Permian dolostones,eastern Yunnan and western Guizhou

圖13 滇東—黔西中二疊統白云巖流體包裹體均一化溫度和鹽度散點圖Fig.13 Scattergram of homogenization temperatures and fluid inclusion salinities in Middle Permian dolostones,eastern Yunnan and western Guizhou

3.6 碳氧同位素特征

研究區白云巖的δ13CPDB值介于2.247‰～5.27‰，平均值為3.82‰；δ18OPDB值介于-6.3‰～-13.75‰，平均值為-9.43‰（圖14）。需要注意的是，與斑狀白云巖相比，塊狀白云巖具有更低的δ18OPDB值（表1、圖14）。茅口組白云巖和棲霞組白云巖具有相似的碳氧同位素特征（表4）。

表4 滇東—黔西中二疊統白云巖碳氧同位素值Table 4 Carbon and oxygen isotope data for Middle Permian dolostones in eastern Yunnan and western Guizhou

圖14 滇東—黔西中二疊統白云巖碳氧同位素散點圖虛線方框代表中二疊世低鎂方解石生物殼的δ13CPDB和δ18OPDB值范圍（據Veizeret al.[35]）Fig.14 Carbon and oxygen isotope data for Middle Permian dolostones in eastern Yunnan and western GuizhouThe dotted box represents the δ13CPDB and δ18OPDB ranges for mid-Permian low-Mg calcitic shells (after Veizer et al.[35])

3.7 鍶同位素特征

研究區白云巖的87Sr/86Sr 值介于0.707 354～0.708 522，平均值為0.707 841。研究共收集了三組二疊紀海水的87Sr/86Sr 值數據，用來和滇東—黔西中二疊統白云巖的87Sr/86Sr值進行對比[36-38]（表5）。

表5 中二疊統白云巖與二疊紀海水鍶同位素值對比Table 5 Comparison of strontium isotope data between mid-Permian dolostones and Permian seawater

4 白云巖成因

4.1 白云化流體的特征

研究區塊狀白云巖和斑狀白云巖的成因相同，只是白云化程度不同而已（表1）。白云巖流體包裹體的均一化溫度和鹽度、巖石學特征以及碳氧同位素特征均表明，白云化流體是一種高溫、中鹽度流體。

白云巖流體包裹體的均一化溫度普遍大于101 ℃（圖12），表明白云化流體是一種高溫流體，且流體溫度已經突破了白云石形成的動力學屏障[39-40]。白云巖流體包裹體的鹽度為4.49～8.41wt.%NaCleqv.，平均值為5.50wt.%NaCleqv.（圖12），表明白云化流體是一種中鹽度流體。

巖石學證據顯示，白云石的晶體大小為細—粗晶，晶體形態主要為非平直晶面他形晶、平直晶面半自形晶和非平直晶面鞍形晶（圖10）。這些形態特征同樣表明，白云石形成于相對高溫的白云化流體中[41]。

白云石的δ18OPDB值偏負（圖14），這主要歸因于高溫的影響[42-43]，且與流體包裹體的分析結果一致。白云石的δ13CPDB值較高，普遍大于3‰，與同期海相碳酸鹽巖的碳同位素特征類似（圖14）[37]。這種相似性表明，白云石的碳主要來自本地方解石或文石的溶解。δ13CPDB值較高的原因是該時期有機質的高速埋藏[37]。

研究區的方解石不具陰極發光，顯示出低錳的海相沉積碳酸鹽礦物特征，表明其成巖流體很可能是海水。研究區的鐵白云石非常少見，白云石顯示出較弱的陰極發光特征，表明白云巖受非海相流體的影響較小，且形成于還原環境（圖11）[44-45]。白云石晶體具有環帶結構，表明其經歷了多期成巖作用（至少兩期）（圖11）。初期白云石（晶核）屬于交代成因，陰極發光顏色相對均勻，表明初期的成巖環境相對穩定；后期白云石膠結物（晶邊）顯示出更強的陰極發光特征，顏色更亮、厚度更薄，表明白云化流體的成分和白云石的結晶速率在后期發生了變化，且反應時間相對較短（圖11）。

4.2 白云化流體的來源

綜上所述，研究區的白云化流體應具有以下特征：（1）高溫；（2）中鹽度；（3）富含鎂離子；（4）存在長期持續且活躍的水文學驅動機制（研究區白云巖分布廣泛，這種大規模白云巖的形成，必須要有大量的白云化流體參與）。

目前，白云巖的主要形成機理包括微生物/有機質白云化模式、回流滲透白云化模式、薩布哈白云化模式、混合水白云化模式、熱液白云化、地形驅動白云化模式和熱對流白云化模式等[46]。

研究區白云巖的晶體大小為細—粗晶，遠大于微生物/有機質白云化模式的白云巖晶體大小（通常＜10 μm）[47]。因此，白云化流體的來源不能用微生物/有機質白云化模式來解釋。

研究區白云石的有序度值相對較高（表2）。與前人研究對比[48-49]，明顯高于回流滲透白云化模式、薩布哈白云化模式和混合水白云化模式的白云石有序度值（平均值為0.59～0.67）。此外，研究區的白云化流體是一種高溫流體。因此，白云化流體的來源無法用薩布哈白云化模式、回流滲透白云化模式或混合水白云化模式來解釋[5,46]。

熱液模式似乎能夠較好地解釋研究區白云巖的有序度和溫度特征。然而，研究區白云巖極少表現出典型的熱液白云巖特征，如斑馬狀構造（深色基質白云石條紋與白色鞍形白云石條紋相間）、手標本上呈珍珠狀或乳白色、晶間孔中充填熱液礦物和受基底斷裂的嚴格控制[46]。此外，研究區白云巖流體包裹體的鹽度明顯低于本地熱液流體的鹽度（15～24wt.%NaCleqv.）[50-51]。因此，研究區的白云化流體不是深部熱液流體，白云巖也不屬于構造熱液白云巖。

地形驅動模式的白云化流體是大氣水。這些大氣水在接觸到被白云化的石灰巖以前，于所流經路徑中溶解了足夠的鎂離子[46]。覆蓋在茅口組地層之上的峨眉山玄武巖富含鎂離子（4.50%～6.51%）[52]，這使得一些學者推測研究區白云化流體中的鎂離子來自于這些玄武巖。然而，研究區白云石的87Sr/86Sr值明顯高于峨眉山玄武巖的87Sr/86Sr 值（0.704 5～0.706 5）[53-54]。因此，地形驅動白云化模式無法解釋研究區白云化流體的來源。

研究認為，研究區的白云化模式為開放熱對流白云化模式[55]。熱對流的原始驅動力源于溫度在空間上的差異（由峨眉地幔柱附近熱流密度的升高引起），并導致孔隙水密度的改變，從而形成有效水頭[46]。開放的對流單元形成于碳酸鹽臺地上，并在頂部對海水開放，使得海水可以流出或補充。白云化流體主要為海水，少部分為峨眉地幔柱所驅動的深部熱液流體。提出這一推論的證據如下。

（1）研究區絕大多數白云石的87Sr/86Sr值位于揚子地臺二疊紀或中二疊世海水87Sr/86Sr值的區間范圍內（表5）。這一相似性表明，揚子地臺二疊紀海水（富含鎂離子）是研究區白云化流體的主要來源。只有兩個白云石的87Sr/86Sr數據點超出了揚子地臺二疊紀海水的87Sr/86Sr范圍（表5），這可能是由于一些外來因素的影響，例如穿越了鋁硅酸鹽基底巖層的深部熱液流體。

（2）研究區碳酸鹽臺地之下存在一個地幔柱（峨眉地幔柱），這可以導致快速而廣泛的白云化，且能夠提供一個持續活躍的水文學驅動機制。

（3）白云化流體的高溫特征可以用峨眉地幔柱的活動來解釋。根據埋藏史和地熱特征[56-60]，研究區的白云巖在白云化期間明顯受到了高溫熱事件（與峨眉地幔柱有關）的影響。

（4）白云化流體的中鹽度特征很可能是海水與深部熱液流體（熱對流期間由峨眉地幔柱驅動）混合的結果。揚子地臺二疊紀海水具有較低的鹽度（4.4wt.%NaCleqv.）[61]，是白云化流體的主要來源；熱液流體具有較高的鹽度（15～24wt.%NaCleqv.）[50-51]，是白云化流體的次要來源。在一些地區，熱液流體的比例較高，因此鞍形白云石發育（但總體數量極少）。白云巖流體包裹體的均一化溫度和鹽度具有輕微的線性關系（圖13）。這可能是由于白云化流體溫度更高、熱液成分更多的地區具有更強烈的地幔柱活動，因此白云化流體的鹽度同樣更高。

（5）研究區的白云化是選擇性的。從宏觀角度來看，白云巖主要分布在茅口組地層（以亮晶生屑石灰巖為主），而棲霞組地層（以灰泥生屑石灰巖為主）則發育較少的白云巖（圖5）。從微觀角度來看，白云化作用優先發生于灰泥基質含量相對較低（即原生孔隙度和滲透率相對較高）的區域（圖10c～e），以及粒間孔隙和粒內孔隙中（主要為原生孔隙，圖10f～h）。在部分樣品中，新月形方解石膠結物集中在顆粒接觸處及附近，而其他方解石膠結物則分布在白云石和方解石顆粒之間（圖10g，h），這表明石灰巖經歷了淡水滲流環境[62]。以上特征皆表明，石灰巖在白云化之前，經歷了一定的埋深（不是很深）和成巖作用。如果石灰巖在白云化之前沒有經歷埋深，那么灰泥生屑石灰巖將擁有和亮晶生屑石灰巖一樣的高孔隙度和滲透率（即兩者的孔滲性差別不明顯）。如果石灰巖在白云化之前經歷了很深的埋深，那么在成巖作用的影響下，亮晶生屑石灰巖和灰泥生屑石灰巖的孔隙度和滲透率將都會很低[63]。在這兩種情況下，研究區的白云化都不可能是選擇性的。因此，在白云化之前，灰泥生屑石灰巖的孔隙度和滲透率已經很低，而亮晶生屑石灰巖還擁有較高的孔隙度和滲透率，足以維持熱對流單元的運行。

自峨眉地幔柱活動范圍的內帶區向外帶區，地溫梯度逐漸降低，導致熱對流逐漸減弱。因此，白云化巖石的厚度逐漸減小（圖6）。此外，與斑狀白云巖相比，塊狀白云巖（指示相對較強的熱對流）具有更高的流體包裹體均一化溫度和鹽度，以及更低的δ18OPDB值（表1、圖13，14）。這些特征也可以用開放熱對流模式來解釋。

（6）滇東—黔西中二疊統白云巖的分布特征和形態特征都可以用開放熱對流模式來解釋（詳見第4.3 節）。此外，該模式也可以有效解釋滇東—黔西中二疊統白云巖的陰極發光特征。

（7）在峨眉地幔柱活動期間（中二疊世末期—晚二疊世初期），揚子地臺整體抬升。因此，研究認為上二疊統的巖相古地理特征能夠反映地殼抬升的差異程度（即峨眉地幔柱活動強度的差異）。例如，陸相沉積背景指示了相對較強的峨眉地幔柱活動，而海相沉積背景則指示了相對較弱的峨眉地幔柱活動（圖4）。白云化巖石的厚度與峨眉地幔柱的活動強度具有緊密的聯系（圖6）。因此，其與上二疊統的巖相古地理特征也具有間接的關系。上二疊統的巖相古地理特征表明，研究區的白云化的確與峨眉地幔柱有關。

4.3 白云化流體的運移特征

4.3.1 運移通道

前人研究表明，在開放熱對流模式中，滲透率是控制流體流動和白云化最重要的參數。如果地層不含有效的隔水層，那么開放熱對流單元的對流活動深度為2～3 km[46]。

在滇東—黔西中二疊統石灰巖地層中，亮晶生屑石灰巖中的孔隙是最重要的流體運移通道。白云巖的分布特征和微觀特征（圖5，10）表明，白云巖的發育與沉積背景關系密切，白云巖的宿主巖主要為灘相的亮晶生屑石灰巖。亮晶生屑石灰巖的孔隙度和滲透率較高，能夠為流體運移提供有利的通道。茅口組是中二疊統灘相沉積最為發育的層段。因此，白云巖主要分布在茅口組地層。

此外，在東吳運動時期形成的斷層和裂縫也是重要的流體運移通道。這些斷層和裂縫連通了不同的灘體，使得白云化流體不僅可以在橫向上運移更長的距離，在垂向上也可以從一個灘體運移至另一個灘體。

4.3.2 運移動力

研究區開放熱對流的原始驅動力源于溫度在空間上的差異（由峨眉地幔柱附近熱流密度的升高引起），并導致孔隙水密度的改變，從而形成有效水頭[46]。受到峨眉地幔柱活動造成的異常高溫影響，熱對流流動力顯著增加，導致了迅速且廣泛的白云化。

4.3.3 運移方向

根據研究區白云巖的綜合特征，尤其是宏觀特征，認為白云化流體沿循環流動路徑運移（圖15）。

圖15 滇東—黔西中二疊世白云化模式圖白色虛線代表熱對流流動路徑，紅色實線代表由斷層和裂縫系統所控制的流動路徑Fig.15 Dolomitization model during the Middle Permian in eastern Yunnan and western GuizhouWhite dashed lines represent thermal convection flow pathways.Red arrows represent flow pathways controlled by faults and fracture systems formed during the Dongwu movement

平面上，隨著與峨眉地幔柱距離的增大，熱對流驅動力逐漸減小。因此，自峨眉地幔柱活動范圍的內帶區向外帶區，白云化巖石的厚度逐漸減小（圖6）。垂向上，白云石斑塊的形態特征反映了流體的運移方向（圖8，9）。白云石斑塊與層面垂直的斑狀白云巖或斑狀石灰巖主要存在于熱對流的垂直流動區域（即流體的方向與層面垂直）。白云石斑塊與層面平行的斑狀白云巖或斑狀石灰巖主要存在于熱對流的水平流動區域（即流體的方向與層面平行）。白云石斑塊為網狀或不規則形態的斑狀白云巖或斑狀石灰巖主要存在于熱對流的彎曲流動區域（即流體的方向與層面斜交）。梁山組的泥巖隔擋層阻止了流體繼續向下運移。

4.4 白云化模式的建立

本次研究提出了一種新的、地幔柱驅動的白云化模式：開放熱對流白云化模式（圖15）。不同于已有的熱對流白云化模式，此次研究所提出的白云化模式與地幔柱有關，白云化規模十分巨大。此外，該熱對流模式中的白云巖分布受沉積相控制，且白云化是選擇性的。在這一模式中，白云化流體（高溫、中鹽度）的鎂離子主要來自海水，少部分來自峨眉地幔柱所驅動的深部熱液流體。在溫度空間差異（由峨眉地幔柱附近熱流密度的升高引起）的驅動下，白云化流體沿循環流動路徑運移，導致中二疊統石灰巖迅速且廣泛的白云化。

白云化流體主要通過亮晶生屑石灰巖（灘相沉積）中的孔隙，以及斷層和裂縫系統運移。白云巖的沉積背景主要為灘相沉積。研究區茅口組以亮晶生屑石灰巖為主，水體相對較淺；棲霞組以灰泥生屑石灰巖為主，水體相對較深。因此，白云巖主要分布在茅口組。

該模式不僅對研究區白云巖的特征和分布進行了合理的解釋，同時也可以用來預測與熱對流有關的其他區域的白云巖儲層分布。

5 白云巖發育的主控因素

在開放熱對流模式中，滲透率是控制流體流動和白云化最重要的參數。亮晶生屑石灰巖中的孔隙是研究區最重要的白云化流體運移通道。白云巖的分布特征和微觀特征（圖5，10）皆表明，白云巖的發育與沉積背景關系密切，白云巖的宿主巖主要為灘相的亮晶生屑石灰巖。亮晶生屑石灰巖的孔隙度和滲透率較高，能夠為白云化流體運移提供有利的通道。因此，灘相沉積是研究區白云巖發育的主控因素之一。茅口組（以亮晶生屑石灰巖為主）是中二疊統灘相沉積最為發育的層段。因此，白云巖主要分布在茅口組（圖5）。

另一方面，研究區開放熱對流的原始驅動力源于溫度在空間上的差異（由峨眉地幔柱附近熱流密度的升高引起），并導致孔隙水密度的改變，從而形成有效水頭。自峨眉地幔柱活動范圍的內帶區向外帶區，地溫梯度逐漸降低，導致熱對流逐漸減弱和白云化巖石厚度逐漸減小（圖6）。在峨眉地幔柱活動范圍的內帶區至中帶區，白云化巖石的厚度介于20～369 m，在峨眉地幔柱活動范圍的外帶區，白云化巖石的厚度范圍僅為0～36 m（圖6）。因此，峨眉地幔柱（活動范圍）是研究區白云巖發育的另一個主控因素。

綜上所述，滇東—黔西中二疊統白云巖發育的主控因素為灘相沉積和峨眉地幔柱（活動范圍）。其中，灘相沉積是白云巖發育的基礎，峨眉地幔柱（活動范圍）是白云巖發育的關鍵（圖15）。

6 結論

（1）滇東—黔西中二疊統白云巖的形成機理為開放熱對流白云化模式。白云化流體（高溫、中鹽度）的鎂離子主要來自海水，少部分來自深部熱液流體。

（2）白云化流體主要通過亮晶生屑石灰巖（灘相沉積）中的孔隙，以及斷層和裂縫系統運移。在溫度空間差異（由峨眉地幔柱附近熱流密度的升高引起）的驅動下，白云化流體沿循環流動路徑運移，導致中二疊統石灰巖迅速且廣泛的白云化。

（3）滇東—黔西中二疊統白云巖發育的主控因素為灘相沉積和峨眉地幔柱（活動范圍）。其中，灘相沉積是白云巖發育的基礎，峨眉地幔柱（活動范圍）是白云巖發育的關鍵。