湖相熱液白云巖成因機理
——以準噶爾盆地瑪湖凹陷二疊系風城組為例

王劍，周路，劉金，馬聰，卞保力，李嘯，張寶真

1.西南石油大學油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室，成都 610500

2.中國石油新疆油田分公司實驗檢測研究院，新疆克拉瑪依 834000

3.西南石油大學地球科學與技術學院，成都 610500

4.中國石油新疆油田分公司勘探開發研究院，新疆克拉瑪依 834000

5.中國石油新疆油田分公司風城作業區，新疆克拉瑪依 834000

0 引言

白云巖是重要的油氣儲集層。關于白云巖的成因，海相白云巖研究較為完善，如蒸發白云石化作用，混合水模式和熱對流模式等[1-4]。白云巖雖形成模式眾多，均需解釋清楚的基本問題是形成溫度、鹽度、水體性質，尤其是Mg 離子的來源。相較于海相白云巖，湖相白云巖的成因研究則較晚，研究程度較為薄弱。楊威等[5]提出蒸發作用—準同生白云化作用，認為在強蒸發環境中湖泊水體最先沉淀出石膏晶體，導致Mg2+/Ca2+比值增高，沉淀物中方解石或文石發生白云化作用。李得立等[6]通過對東營凹陷的白云巖夾層成因研究，認為毛細管濃縮作用或蒸發泵作用形成高Mg2+/Ca2+的孔隙水會引起表層碳酸鈣沉積物發生準同生白云巖化。李紅等[7]、柳益群等[8]、文華國等[9]提出熱液白云巖化作用，即深部熱液沿斷裂通道運移至碳酸鹽巖地層中，使白云巖發生重結晶和過度白云巖化，或使灰巖發生白云化，并形成大量交代成因和膠結型白云巖。

相較于其他模式，湖相熱液成因白云巖是近些年沉積學研究的熱點。但存在的問題在于湖相白云巖礦物組成復雜，有白云質泥巖、白云質粉砂巖、凝灰質白云巖和泥質白云巖等，白云石的產出狀態多樣，有層狀分布、雜散狀分布、團塊狀分布等。因此熱液是如何作用形成白云巖有待進一步細化研究。準噶爾盆地瑪湖凹陷二疊系風城組白云巖儲層發育，是風城組油藏最重要的儲集巖類[10-11]。風城組白云石產出狀態復雜，為湖相白云巖成因研究提供了良好的基礎。研究采用巖心觀察描述、巖石薄片鑒定、碳氧同位素、稀土元素、XRF元素分析，對白云巖分布、產狀及形成環境進行系統研究，探討了湖相白云巖的形成機理及模式，以期為湖相白云巖沉積學進一步深入研究提供實例和基礎。

1 地質概況

研究區位于準噶爾盆地西北緣瑪湖凹陷。早二疊世該區處于前陸盆地短期伸展階段，火山活動具有間歇性和幕式活動特征?，敽枷蒿L城組總體為向凹陷內傾斜，西北厚、東南薄的地層楔形地質體，是早二疊世前陸盆地構造背景上發育的一套湖相沉積[12-13]（圖1a），風城組地層厚800～1 800 m，從下至上劃分為三段，風一段（P1f1）厚400～500 m、風二段（P1f2）厚300～450 m、風三段（P1f3）厚250～300 m。風一段下段為火山巖夾火山碎屑巖沉積，上段為湖進期白云巖及富有機質泥巖；風二段沉積期陸源碎屑輸入受限，主要發育富有機質泥巖和白云巖，湖盆中心還發育碳酸氫鈉石、石鹽等指示高鹽度沉積水體的礦物，表明沉積環境為強蒸發高鹽度環境；風三段沉積期水體鹽度有所降低，巖性與風一段上段類似（圖1b）。

風一段總體上發育扇三角洲前緣、深湖—半深湖亞相和凝灰巖類沉積物，此時的白云巖分布范圍最小，主要分布于半深湖相。風二段沉積期湖泊面積最大，仍然發育扇三角洲前緣和深湖—半深湖和濱淺湖，僅在局部發育凝灰巖類沉積物，此時的白云巖分布范圍也明顯增大，主要分布于深湖—半深湖和濱淺湖，在湖盆邊緣白云巖厚度有所減薄，在凝灰巖沉積區也發育了厚度不等的白云巖；風三段湖盆面積略微減小，對應白云巖分布范圍明顯萎縮，扇三角洲區基本沒有發育白云巖，僅在濱淺湖和凝灰巖沉積區發育了厚度不等的白云巖。

2 云質巖礦物學特征

白云巖在風二段、風三段非常發育，在風一段局限于上段發育。文中所提到的白云巖是指碳酸鹽端元的泥頁巖，碳酸鹽礦物以白云石為主，故也稱云質泥頁巖，包括白云質泥巖、白云質粉砂巖、凝灰質白云巖和泥質白云巖。根據白云石的聚集程度分為分散型、紋層型、條帶—團塊集合體型。

2.1 分散型白云石

泥巖中白云石主要分散在泥質基質中，砂巖中白云石主要分散在砂巖膠結物中（圖2a），白云石大小與石英、長石等顆粒大小相當，可占全巖礦物含量的50%以上。分散型白云石大小不一，從泥晶白云石（＜0.01 mm）到細晶白云石（0.1～0.25 mm）均存在，但單個樣品的白云石大小往往較為一致，晶型以半自形為主，呈次菱角狀（圖2b）。細晶白云石晶型普遍較好，達自形態。分散狀白云石富集部位，可見粉砂級長石和石英呈漂浮狀分散在白云石基質中。不同晶體大小的分散狀白云石陰極發光特征不同，泥晶級白云石晶體則呈暗紅色發光，粒徑略粗者可見環帶。粉晶白云石（0.01～0.1 mm）的陰極發光具有分層現象，包含一個亮紅色核、黑色內環和暗紅色外環，代表粉晶白云石經過多期結晶而成，最后一期結晶使部分白云石呈自形。細晶白云石（＞1 mm）不發光，或者部分僅含一個暗紅色晶核，晶核大小約占細晶白云石的四分之一。

圖2 準噶爾盆地瑪湖凹陷風城組云質巖產狀特征（a）均勻分布的白云石巖心，風4井，3 082.05 m；（b）均勻分布的白云石，單偏光，烏351井，3 304.10 m；（c）集合體狀結構的白云石巖心，風城011井，3 861.10 m；（d）集合體狀結構的白云石，單偏光，風4井，3 082.00 m；（e）不規則層狀白云石巖心，風5井，3 476.60 m；（f）不規則層狀白云石，正交偏光，風南4井，4 258.60 mFig.2 Occurrence characteristics of dolomitic rocks in the Fengcheng Formation of the Mahu Sag,Junggar Basin(a) uniformly distributed dolomite,core,well Feng4,3 082.05 m;(b) uniformly distributed dolomite,plane-polarized light,well Wu351,3 304.10 m;(c) dolomite with aggregate structure,core,well Fengcheng011,3 861.10 m;(d) dolomite with aggregate structure,plane-polarized light,well Feng4,3 082.00 m;(e) irregular stratified dolomite,core,well Feng5,3 476.60 m;(f) irregular stratified dolomite,cross-polarized light,well Fengnan4,4 258.60 m

2.2 紋層狀白云石

富含紋層狀白云石的樣品亦富有機質和硅硼鈉石，有機質主要以藻紋層的形式出現，硅硼鈉石呈蝴蝶狀、葉片狀、花狀等。紋層主要由富白云石層和富長石層組成，其中富白云石層中含有一定量的長石，含量少于白云石，而富長石以長石為主。紋層狀白云石呈他形或者半自形，以粉晶狀（20～80 μm）為主。與分散狀白云石不同，紋層狀白云石常常與相似大小的鉀長石、鈉長石混合在一起（圖2e，f）。白云石既可以分散在藻紋層中，也可分散在非藻紋層中。硅硼鈉石亦分散在紋層中，擠壓藻紋層，卻并不擠壓白云石和長石紋層。說明硅硼鈉石礦物生長過程中，直接交代了白云石和鈉長石，將難溶的有機質推擠到硅硼鈉石礦物前緣。

2.3 條帶—團塊集合體白云石

風城組白云石集合體的形狀多樣，以風城011井、風4井為例，包括不規則的三角錐、斑點、團塊、蟲孔、條帶狀、楔狀、透鏡狀等（圖2c，d）。富含白云石集合體的樣品，亦可含有大量分散狀白云石。集合體中白云石大小變化較大，從泥晶到細晶均存在，但整體較分散狀和紋層狀白云石晶體大，晶型好。在陰極光照射下，白云石集合體并非以純白云石為主，含有大量基質物質，泥晶白云石和細粉晶白云石以暗紅色為主，細晶白云石主體部分以黃綠色光為主，包含暗紅色環帶，黃綠色部分顯示出極好的菱形晶。晶型更大的集合體白云石，除少數包含有較小的暗紅色核外，大部分白云石不發光，說明集合體中細晶白云石的形成既可以在原始泥晶和粉晶白云石基礎上重結晶形成，也可以直接結晶而成。

3 白云巖形成環境

3.1 碳氧同位素及鍶同位素特征

氧同位素主要與其形成溫度及水體性質有關，形成溫度越高，氧同位素值越負，而碳同位素主要取決于水體鹽度和碳元素的來源，鹽度越高碳同位素值越正。此外，熱液作用與大氣水淋濾作用將導致白云巖中的氧同位素偏低[13]。研究區風城組白云巖δ13CPDB介于1.0‰～7.1‰，平均為4.33‰，δ18Odol總體負偏嚴重，介于-15.1‰～4.4‰，平均為-2.94‰。風城組白云巖巖石薄片中未見大氣水淋濾的證據，因此深部熱液作用應是造成氧同位素嚴重負偏的原因。而δ13CPDB同位素值整體偏正，說明形成環境中的水體鹽度較高。研究區風城組白云巖中的δ13CPDB和δ18Odol值具有正相關性，表明白云巖受后期熱流體交代作用影響較強（圖3）。風一段—風三段，氧同位素先嚴重負偏，然后負偏程度減弱，碳同位素逐漸偏正再偏負，以風二段最高，表明流體溫度和鹽度升高再逐漸降低，在風二段熱液活動最強烈。

圖3 準噶爾盆地瑪湖凹陷風城組白云巖類碳、氧同位素投點圖Fig.3 Carbon and oxygen isotope drop map of dolomites in the Fengcheng Formation of the Mahu Sag,Junggar Basin

二疊紀全球碳酸鹽的鍶同位素87Sr/86Sr比值介于0.706 7～0.708 5，陸源輸入通常使湖水的Sr 同位素比值增加，而幔源熱液的輸入可使湖水的87Sr/86Sr比值降低[14]。研究區白云巖類87Sr/86Sr 比值介于0.706 281～0.707 028（表1），明顯低于二疊紀全球碳酸鹽的Sr 同位素，證實了風城組沉積—成巖時期的流體來源受深部熱液影響。

表1 準噶爾盆地瑪湖凹陷風城組白云巖Sr同位素比值特征Table 1 Sr isotope ratio characteristics of dolomites in the Fengcheng Formation of the Mahu Sag,Junggar Basin

3.2 稀土元素及微量元素特征

稀土元素不易受白云巖化后成巖作用的改變，對于指示白云巖化流體來源效果較好。稀土元素分析結果顯示，風城組ΣREE 為（1.46～270.62）×10-6，平均為80×10-6，LREE 為（0.88～192.30）×10-6，平均為56.02×10-6，HREE 為（0.45～83.78）×10-6，平均為14.64×10-6。風一段—風三段白云巖稀土配分均表現為左高右低的右傾型曲線，重稀土曲線平緩（圖4），為輕稀土明顯富集，重稀土相對虧損的配分模式特征，指示了不同時期相同流體在各地區呈脈動性噴流的特征，這在稀土元素含量的供給上也有不同程度的體現。

圖4 準噶爾盆地瑪湖凹陷風城組白云巖REE 球粒隕石配分模式圖（a）風二段（P1f2）；（b）風三段（P1f3）Fig.4 Rare earth element (REE) chondrite distribution model of dolomite in the Fengcheng Formation of the Mahu Sag,Junggar Basin

風城組無機地球化學特征也指示高鹽度、強還原和受熱液影響的典型堿湖地球化學特征。Y/Ho比值介于26～28指示為正常的陸源碎屑，而研究區65%以上的樣品Y/Ho＞28，指示海侵影響或沉積水體鹽度與海水相當，符合堿湖高鹽度的特征（圖5a）。Eu負異常指示沉積環境缺氧，研究區風一段—風三段的稀土元素配分模式均表現為明顯負Eu異常的“V”型曲線，代表沉積環境為還原環境。湖相沉積物的Ce表現為正異常，Ce/Ce*＞1 代表堿性、碳酸鹽豐富和缺氧的水體環境[15]。風城組超過65%的樣品Ce/Ce*＞1，表現出弱負異常的特點，主體處于堿性、碳酸鹽豐富的缺氧環境中（圖5b）。微量元素U、V、Ni等常用于評價水體的氧化還原環境，如U/Th＞1.25、1.25＞U/Th＞0.75、U/Th＜0.75分別指示缺氧環境、貧氧環境和氧化環境[13]，研究區主要樣品的U/Th＞1.25、V/（V+Ni）＞0.54、V/Cr＞2，表明風城組沉積環境主體屬于還原環境（圖5c，d）。

圖5 準噶爾盆地風城組微量元素與稀土元素沉積環境判別圖Fig.5 Sedimentary environment discrimination map of trace elements and REEs in the Fengcheng Formation,Junggar Basin

3.3 流體包裹體特征

研究區風城組白云巖化熱液流體具有中—高鹽度、中—低溫度、H2O-NaCl 體系，富含CH4氣體特征。白云石礦物生長環帶中富液相兩相鹽水包裹體和長愈合裂紋中富液相兩相鹽水包裹體的均一溫度和鹽度分析顯示，風一段均一溫度峰值區主要集中在80 ℃～90 ℃和90 ℃～100 ℃，風二段均一溫度峰值區主要集中在90 ℃～100 ℃，風三段均一溫度峰值區主要集中在70 ℃～80 ℃。風一段鹽度范圍為15.9～20.2wt.%NaCl，平均為17.4wt.%NaCl，風二段鹽度范圍為17.6～23.8wt.%NaCl，平均為20.8wt.%NaCl，風三段鹽度范圍為15.4～17.6wt.%NaCl，平均為16.2wt.%NaCl（圖6）。從風一段到風三段流體鹽度、溫度呈現升高再降低的趨勢，指示了熱液活動強度和頻率由弱變強，再變弱的趨勢，這與白云巖累計厚度在縱向上呈現自風二段至風三段減薄的變化趨勢相吻合。

圖6 準噶爾盆地風城組白云石流體包裹體均一溫度及鹽度（wt.%NaCl）直方圖（a）風一段（P1 f1）；（b）風二段（P1 f2）；（c）風三段（P1 f3）；（d）鹽度Fig.6 Histogram of homogenization temperature and salinity (wt.%NaCl) of dolomite fluid inclusions in the Fengcheng Formation,Junggar Basin

3.4 基于XRF分析的元素分布特征

利用手持XRF 對瑪頁1 井進行觀察，采集200 396個元素數據，對研究區風城組垂向環境變化進行研究。鍶鋇比值常用來判斷水體的咸度，大于1.0 是咸水，介于0.6～1.0 為半咸水，小于0.6 為微咸水[15]?，旐? 井風城組鍶鋇比值整體大于1.0，表明主要為咸水環境，其中風二段鹽度最高（圖7）。鍶與（鍶+銅）比值常用來判斷水體所處氣候環境，大于0.9為干熱環境，瑪頁1井風城組鍶與（鍶+銅）比值整體大于0.9，主要為干熱環境（圖7）。釩/（釩+鎳）比值常用來判斷水體的氧化還原程度，大于0.84 為還原環境，介于0.54～0.84為半氧化環境，小于0.54為氧化環境，風城組主體為還原環境[13]（圖7）。整體上，風城組沉積環境為干熱、還原的咸水環境。

圖7 基于XRF 元素分析的瑪頁1 井沉積水體氧化還原特征Fig.7 Redox characteristic distribution of sedimentary water in well Maye1 based on X-ray fluorescence (XRF) element analysis

4 白云巖成因機理

根據白云巖產狀、空間分布、碳氧同位素分析、微量元素分析、流體包裹體分析和XRF元素分析，熱液—蒸發沉積和埋藏—熱液交代是研究區風城組湖相白云巖形成的主要作用機制，白云巖集中分布于火山噴發或逆沖斷裂活動形成的古地貌斜坡帶與濱淺湖地帶。

4.1 深部熱液特征

與白云石伴生的硅硼鈉石、碳酸鈉鈣石、碳酸氫石、碳鈉鎂石、氯碳鈉鎂石、霓石，絲硅鎂石、淡鋇鈦石等特殊礦物等被證實主要是熱液流體的產物[16-17]（圖8a～f）。如碳酸鈉鈣石人工合成實驗顯示其形成的溫度不低于50 ℃[18]，碳氫鈉石溶解度較天然堿大，穩定溫度介于69.5 ℃～191.5 ℃[19-20]。這些礦物在地表堿性蒸發鹽湖環境中很難形成。

圖8 準噶爾盆地瑪湖凹陷風城組熱液礦物特征（a）熱液沿裂縫侵入，形成硅硼鈉石、石英和白云石環帶，電子探針背散射圖像，瑪頁1井，4 737.64 m；（b）白云石及4期生長環帶，亮色環帶富Fe，暗色環帶富Mg，電子探針背散射圖像，瑪頁1井，4 832.43 m；（c）氯碳鈉鎂石，掃描電鏡，瑪頁2井，4 155.30 m；（d）碳酸鈉鈣石（三級翠綠—三級藍色干涉色），放射狀霓石，正交偏光，克207井，4 853.46 m；（e）碳酸氫鈉石，正交偏光，瑪湖52井，5 282.00 m；（f）板柱狀硅硼鈉石（一級灰白—一級白干涉色），正交偏光，瑪頁1井，4 697.90 mFig.8 Hydrothermal mineral characteristics of the Fengcheng Formation in the Mahu Sag,Junggar Basin(a) hydrothermal intrusion along the fracture resulted in the formation of boronite,quartz and dolomite ring,backscattered electron image,well Maye1,4 737.64 m;(b) dolomite and four phase growth bands,bright bands rich in Fe,dark bands rich in Mg,backscattered electron image,well Maye1,4 832.43 m;(c) northupite,scanning electron microscopy (SEM),well Maye2,4 155.30 m;(d) Shortite with tertiary green to blue interference colors,Radial aegirine,cross-polarized light,well Ke207,4 853.46 m;(e) wegscheiderite,cross-polarized light,well Mahu52,5 282.00 m;(f) prismatic tabular reedmergnerite,first grade gray to white interference colors,cross-polarized light,well Maye1,4 697.90 m

從形成的礦物角度來看，侵入風城組的熱液流體進入地層后，形成硅硼鈉石、碳酸鈉鈣石、淡鋇鈦石、霓石等。熱液流體富集硅、鈉、鈣、鐵、鎂、硼、碳酸根、碳酸氫根等離子，具有中—高鹽度、中—低溫，堿性—還原及深部來源特征[21]，此外白云石的多期環帶代表熱液活動存在多期次性（圖8b）。風城組熱液中富含Mg2+離子，富Mg2+流體可能來自深部富Mg2+巖石（如基性—超基性巖漿巖、白云巖等）變質過程中脫水和溶解形成的流體，準噶爾盆地西北緣大地構造上處于板塊縫合帶，深大斷裂發育，活躍的深大斷裂可為熱液流體活動提供運移通道（圖8a）。

4.2 熱液—蒸發沉積成因

風城組火成巖來源于上地幔巖漿，充分證明了該時期研究區發育的大斷裂溝通地殼深部與上地幔。深部熱液沿著斷裂及裂縫上升并突破噴流口引起湖盆底部的熱鹵水沸騰爆炸，熱液涌入湖盆，帶來豐富的Mg2+、Fe2+、CO2和CH4氣體[22-23]，使得水中碳酸根和重碳酸根離子含量升高。早二疊世晚期，研究區氣候由半干旱向干旱轉變，蒸發作用由較強變為極強[15]。在干旱環境下，極強的蒸發作用和極少的淡水補給導致湖盆鹽度偏高，形成較高Mg/Ca、較高pH值、高鹽度的湖水，在高鹽度的湖水中，潮坪相易發生白云巖化作用形成泥晶或粉晶白云石，由于白云巖化較徹底，推斷交代的物質可能為高鎂方解石，并與陸源供給的細粒碎屑混合形成泥質白云巖、白云質泥巖，與火山灰混合形成凝灰質白云巖、白云質凝灰巖等一系列紋層狀白云巖類（圖9）。此外熱液的注入導致湖盆水體分層，湖盆底部高鹽度的鹵水為埋藏白云巖化提供了物質基礎。熱液注入還會使湖盆微生物活動更加強烈，這對白云石的飽和、沉淀具有催化作用，有利于克服離子間的活化能，促成了白云石的形成。

圖9 準噶爾盆地瑪湖凹陷風城組白云巖成因模式Fig.9 Genetic model of dolomite in the Fengcheng Formation of the Mahu Sag,Junggar Basin

總體而言，干旱的氣候環境決定了蒸發作用強，湖盆高Mg/Ca、高PH值、高鹽度的熱鹵水提供了云化作用的物質。潮坪相受蒸發作用影響最強，熱液—蒸發沉積成因白云巖最發育。

4.3 埋藏—熱液交代成因

湖盆中央泄水通道中的集合體狀白云石、裂縫充填白云石以及均勻分布的白云石為保存較為完整的粗大晶體，常見明顯的交代結構特征。當處于堿性、還原條件并伴隨深盆熱液的影響，硅酸鹽類礦物并不穩定，易被碳酸鹽類礦物交代。侵入風城組的熱液能夠大量溶解并萃取、、Cl-、F-和Ca2+、Mg2+、Fe2+等常量元素和絡陰離子，這種熱液沿斷裂上升、侵入地層，提升了地層水中的Ca2+、Mg2+、Fe2+離子，在相對封閉的成巖體系中形成白云石環帶或交代硅酸鹽礦物形成一系列條帶—團塊的湖相熱液交代白云巖（圖9），此外熱液的注入，導致湖盆水體分層，湖盆底部高Mg/Ca、高pH 值、高鹽度的鹵水隨著沉積物的埋藏在孔隙中形成孔隙水，在成巖演化過程中，水的損耗，也將進一步提升Mg/Ca，為白云巖化提供物質基礎。從烏爾禾地區風城組二段白云巖的平面分布來看，單井的白云巖比例介于0～32.5%，埋藏—熱液交代成因白云巖多沿斷裂及斷裂兩側分布，也證實了這類白云巖的形成主要受斷裂分布控制（圖10）。研究區白云巖的分布特征無論是縱向上還是平面上，都表現為自深湖—半深湖向濱淺湖逐漸減薄的特點，顯示埋藏—熱液交代成因白云巖規模大于熱液—蒸發沉積成因。

圖10 準噶爾盆地烏爾禾地區風城組二段埋藏—熱液交代成因白云巖平面分布Fig.10 The plane distribution of burial-hydrothermal metasomatic dolomite from the Second member of the Fengcheng Formation in the Wuerhe area,Junggar Basin

5 討論

一般認為典型的熱液白云石為鞍狀白云石。鞍狀白云石晶粒粗大，晶面呈彎曲刃狀，見波狀消光，多充填于裂隙，常見典型的“斑馬狀構造”。鞍狀白云石形成于含Mg，溫度大于80 ℃的熱流體，由于快速結晶導致白云石晶體晶格大量缺陷并形成彎曲馬鞍狀晶面，被認為是熱液作用的標志性礦物之一[24]，如四川盆地中二疊統棲霞組、上震旦統燈影組的熱液成因鞍狀白云石[25-26]。鞍狀白云巖整體具有“高Mn 低Sr、δ18O 偏負、87Sr/86Sr 偏正”的地球化學特征[27]，鞍狀白云石的δ18O 可在-2.5‰到-18‰之間變化，但大部分介于-5‰～-12‰，相對比較負的δ18O值主要與氧同位素的熱分餾有關。碳同位素值變化范圍比較大，介于-17‰～6‰，但大部分介于-3‰～5‰[28]。

雖然鞍狀白云石被認為是熱液成因的關鍵性標志，但非鞍狀白云石并非一定不是熱液成因或與熱液無關[25,29]，需要綜合考慮白云巖的產狀、含量和礦物共生組合以及地質背景等因素?，敽枷蒿L城組湖相白云巖中白云石晶體呈典型的菱面體狀，顯示結晶速度相對較慢，結晶程度相對較好的特征。熱液—蒸發白云巖沉積成因模式中湖泊水體與深部熱液混合[30]，一方面熱液為白云巖的形成提供了必要的物質，特別是Mg2+離子，另一方面使得湖泊水體鹽度進一步增大，在潮坪蒸發環境中形成高鎂方解石，并進一步白云巖化。這種成因的白云巖受沉積相帶控制，主要發育在湖盆邊緣。埋藏—熱液交代成因白云巖中，熱液除帶來豐富的Mg2+離子外，熱液的高溫打破了白云石形成的動力學障礙。間斷性的高溫熱液在侵入過程中，孔隙水中Mg2+升高。隨著流體降溫，白云石沉淀結晶或改造原始白云石形成環帶，暗色環帶富Mg、Mn，亮色環帶貧Mg、富Fe，熱液流體中Mg、Mn 和Fe 元素含量的周期性變化在白云石晶體的生長環帶中得到直接響應。由于受熱液流體影響程度不一，這類白云石δ18O 值變化范圍相對較大，埋藏—熱液交代成因白云巖的形成與深大斷裂密切相關。

6 結論

（1）瑪湖凹陷風城組白云巖主要發育在風城組二段和三段，平面上主要集中在深湖—半深湖相區，向著濱淺湖略有減薄，以分散型、紋層型、條帶—團塊集合體型產出。

（2）白云石形成于高鹽度、強還原和受熱液控制的典型堿湖環境，深部熱液侵入為湖盆提供了豐富的Mg、Fe等離子，為白云巖的形成提供了物質基礎。

（3）湖相熱液白云巖存在兩種成因：一是熱液—蒸發沉積成因，在干旱氣候環境和強蒸發作用及熱液侵入下，湖盆高Mg/Ca、高pH 值、高鹽度的水體為云化作用提供了介質，形成不規則紋層狀白云巖類。二是埋藏—熱液交代成因，深部熱流沿斷裂上升侵入地層，促進埋藏白云巖化，形成集合體狀、均勻分布、裂縫充填狀的白云石。