川中地区茅口组两期流体叠合控制下的白云石化模式

王珏博谷一凡陶艳忠强子同强深涛蒋　婵

（1.西南石油大学 成都 610500；2.四川省天然气地质重点实验室 成都 610500；3.中国石油西南油气田公司勘探事业部 成都 610041）



川中地区茅口组两期流体叠合控制下的白云石化模式

王珏博1,2谷一凡1,2陶艳忠1,2强子同1,2强深涛1蒋婵3

（1.西南石油大学 成都 610500；2.四川省天然气地质重点实验室 成都 610500；3.中国石油西南油气田公司勘探事业部 成都 610041）

摘 要岩相学特征、地化分析揭示：川中地区下二叠统茅口组白云岩存在三种白云石：①平直晶面细晶白云石（δ13CPDB=3.06‰，δ18OPDB=-6.81‰；Fe：1×10-6，Mn：未检出，Sr：150×10-6）；②非平直晶面粗晶鞍状白云石（δ13CPDB= 3.22‰，δ18OPDB=-7.82‰；Fe：149×10-6，Mn：185×10-6，Sr：85×10-6）；③非平直晶面细晶白云石（δ13CPDB=3.49‰，δ18OPDB=-9.45‰；Th=123℃，S=133～139‰NaCl；Fe：58×10-6，Mn：59×10-6，Sr：76×10-6）。研究结果表明存在两期白云石化流体：①早期压实作用形成的埋藏白云石化流体（T=37.4℃；S=29.8‰NaCl）；②晚期受构造控制的热液白云石化流体（Th=114.8℃；S=153～226‰NaCl）。明确了三种白云石的成因：平直晶面细晶白云石是由早期埋藏流体交代泥晶基质形成的；非平直晶面细晶白云石是平直晶面细晶白云石在受到热液流体改造后所形成的；而非平直晶面粗晶鞍状白云石则是由热液流体直接沉淀出的。基于研究结果建立了相应的白云化模式。

关键词川中地区 下二叠统 茅口组 岩相学特征 地化分析 白云石化流体 白云石化模式

0 引言

四川盆地下二叠统茅口组发育多套白云岩，其成因研究存在诸多分歧，如张荫本［1］的混合水成因说、何幼斌［2］的埋藏成因说、舒晓辉［3］的构造热液成因说和金振奎［4］的玄武岩淋滤成因说，然而这些研究都欠缺足够的地化或岩相学证据，并且主要集中在川西北和川西南，对于川中地区茅口组白云岩的成因研究也只局限在构造热液成因［5］和热水成因［6］，并且没有建立相应的白云石化模式。

基于上述研究现状，笔者利用川中地区的GT-2井岩芯样品，结合地质背景、岩相学证据、地球化学分析数据（碳、氧同位素、微量元素、有序度、包裹体均一温度和盐度）分析研究了白云岩成因，并建立相应白云石化模式，对研究白云岩储层分布规律及有利区带预测具有重要的理论意义和现实意义。

1 区域地质背景

茅口组沉积期继承了栖霞期海侵的原貌，海侵从东南和西北两个方向进入盆地［7］，盆地整体处于淹没，接受沉积［8］。根据岩性将茅口组沉积岩划分为以下四段：茅一段：黑灰色中层状泥质泥晶生屑灰岩，可见“眼球状”构造，发育有腕足、介形虫、绿藻等，与下伏栖霞组整合接触。茅二段：深灰色泥晶生屑灰岩，生物以有孔虫、蜓类、介形虫为主。茅三段：浅灰、灰色块状亮晶生屑灰岩，生物以有孔虫、红藻为主。茅四段：黑灰色泥晶生屑灰岩，与上覆龙潭组呈假整合接触，龙潭组底部主要以一套区域上稳定分布的铝土质泥页岩与茅口组分界［9-11］。而区内茅四段遭受剥蚀，在后期成岩演化过程中发育多套白云岩（图1）。

2 研究方法

研究样品主要为取自GT-2井壁取芯及岩芯样品，涉及层位包括茅口组二段、三段，岩性包括白云岩和石灰岩，保证所采集样品是断面新鲜、未受变质作用影响的贫有机物样品，以免影响测试结果的准确性。所有样品都配有薄片并进行镜下鉴定。

对于碳、氧同位素测定，将样品在高真空条件下与100％的磷酸进行恒温反应，将收集起来的CO2气体送入Agilent7890A气相色谱仪中，进行碳、氧同位素组成的测定，实验条件20℃，湿度44％RH，重复性测试精度Δδ＜1‰。

图1　研究区茅口组岩性示意图（以GT-2井为例）Fig.1 Sketch map of lithology of the study area，Maokou Fm（GT-2Well）

微量元素的检测分析，选用与GB/T6682—2008《分析实验室用水规格和实验方法》相符合的Ι级水进行分析样品的配制。采用AA7020型原子吸收光谱仪分析化验，实验条件：温度20℃，湿度60％；标准偏差0.000 4～0.003 2 mg/L，检测下限为 0.000 3 mg/L，低于检测下限记为“未检出”。

阴极发光检测采用CL8200MK5型阴极发光显微镜；包裹体Th值测定采用THMSG 600型地质包裹体测量系统，该系统由地质冷热台与偏光显微镜组成，测温范围：-196℃～600℃，温度精度为0.2℃。有序度测试采用荷兰PANalytical公司生产的X'PertPRO粉末X射线衍射仪，测量范围为-3°～160°、角度重现性0.000 1°、线性度0.000 25°，X射线发生器最大电压60 kV，最大管流60 mA。

3 岩石学特征

依据碳酸盐岩分类标准，茅口组样品存在四类岩性：泥晶生屑灰岩、含灰质细晶白云岩、细晶白云岩和（含）云质泥晶生屑灰岩；按照岩相学特征及其产状，将茅口组白云岩中的白云石划分为三类：平直晶面细晶白云石（图2A）、非平直晶面粗晶鞍状白云石（图2B）、非平直晶面细晶白云石（图2C）。

图2　茅口组白云石微观特征A.平直晶面细晶白云石，晶体大小为100～200μm，自形程度高（-）；B.非平直晶面粗晶鞍状白云石，晶体大小300～600μm，晶面呈明显弯曲（如箭头所示）（-）；C.非平直晶面细晶白云石，晶体大小为150～300μm，呈波状消光，可见残余“雾心亮边”结构（如箭头所示）和细晶白云石残晶（+），GT-2井，茅三段。Fig.2 Micro features of dolomites，Maokou Formation

3.1 泥晶生屑灰岩

这类岩性属于茅口组最初沉积形成的岩石类型，是本次研究中的原生组分。呈深灰色，中—厚层，生物碎屑十分发育（图3），生屑颗粒间为泥晶胶结，偶见白云石化交代生屑壳体或泥晶基质，薄片观察可见生物碎屑定向排列性强烈，表明经历强压实作用改造（图3F）。

图3　泥晶生屑灰岩微观特征A.可见体小且个体保存完好的厚壁虫、腕足及介形虫等，生屑间充填泥晶方解石（-）；B.生屑以介形虫壳体为主，其次为腕足碎屑（+）；C.保存完好的蜓类（-）；D.箭头所示为腕足类生物的刺的横切面，具有明显的层纤结构，放射十字影消光特征（+）；E.生屑破碎严重，以介形虫屑为主，见有孔虫（-）；F.生屑长轴呈明显定向排列，说明经历过强压实作用（+），GT-2井，茅二段。Fig.3 Micro features of bioclastic micrites

3.2 含灰质细晶白云岩

该类岩石呈浅灰—深灰色，主要发育在茅二段，岩层厚度较小，一般为1～3 m，平直晶面细晶白云石呈“星点状”分布，对生屑颗粒间的泥晶基质进行交代，而生屑颗粒几乎未被交代，因此灰质成分主要为未被白云石化的生物碎屑和泥晶基质（图4）。平直晶面细晶白云石晶体内杂质较多，晶面平直，自形程度高，呈规则菱面体，晶体大小为100～200μm，具有“雾心亮边”、“对角线”（交代残余的泥质沿对角线分布）等交代残余结构。阴极发光下，平直晶面细晶白云石基本不发光，呈环带状结构，生屑颗粒及泥晶基质不发光（图4C）。

图4　含灰质细晶白云岩微观特征A.平直晶面细晶白云石，具对角线结构（交代残余的泥质沿对角线分布，如箭头所示）（-）；B.白云石化流体仅交代泥晶基质，灰质生物碎屑（BC）未被交代（-）；C.平直晶面细晶白云石基本不发光，生屑（BC）和泥晶基质不发光（阴极发光），GT-2井，茅二段。Fig.4 Micro features of fine-crystalline dolostone（containing limestone）

3.3 细晶白云岩

该类岩石主要发育于茅二段与茅三段的过渡段，呈深灰色，基本无灰质组分残余。基质由非平直晶面细晶白云石组成（图5C），溶蚀孔洞与构造缝较发育，缝洞内普遍充填有非平直晶面粗晶鞍状白云石（图5A，B）。非平直晶面细晶白云石基质与非平直晶面粗晶鞍状白云石阴极发光下，发光性明显不同，前者呈暗淡发光，后者呈光亮发光（图5F），两种组分接触关系如红色虚线所示（图5D，E）。非平直晶面粗晶鞍状白云石，晶体大小为500～1 000μm，晶体较基质白云石要大得多，晶面呈明显弯曲，代表快速结晶的特点。

图5　细晶白云岩宏观及微观特征A.非平直晶面粗晶鞍状白云石充填在基质白云石（非平直晶面细晶白云石）的缝洞内，可见晶面呈明显弯曲（岩芯样品）；B.图为（A）的局部放大，可明显看到非平直晶面粗晶鞍状白云石的晶面呈弯曲状态；C.非平直晶面细晶白云石具呈半自形—他形（-）；D.非平直晶面粗晶鞍状白云石与非平直晶面细晶白云石的晶体大小明显不同，其接触界线明显（如红色虚线所示）（-）；E.基质白云石与非平直晶面粗晶鞍状白云石接触界线（如红色虚线所示）（-）；F.两种组分的发光性明显不同，基质白云石（非平直晶面细晶白云石）暗淡发光，而非平直晶面粗晶鞍状白云石呈光亮发光，界线明显（阴极发光），GT-2井，茅三段。Fig.5 Macro and m icro features of fine-crystalline dolostones

4 地球化学特征

4.1 样品有效性分析

川中地区茅口组地层在二叠系末期东吴运动的作用下被抬升，经历风化剥蚀，因此要利用化学分析法来评估样品有效性［12］。分析标准如下：

（1）Mn/Sr 沉积期后，特别是受大气水循环的影响，碳酸盐岩将发生Sr、Na的损失和Fe、Mn的加入［13-17］，因此Mn/Sr是判断海相碳酸盐成岩作用和蚀变程度的一个灵敏指标［18］。当Mn/Sr＜2～3，可以认为岩石样品很好地保持了原始海水的同位素组成［19］。

（2）氧同位素组成特征 碳酸盐岩的氧同位素组成对蚀变作用反应灵敏，当δ18OPDB＜-10‰时，表明岩石样品已发生了强烈的蚀变，其同位素数据已不能代表原始海水的同位素组成［20-21］。

本次研究中所有泥晶生屑灰岩样品的δ18OPDB＞-5‰，Mn/Sr＜2～3，符合有效性标准，因此样品能够很好地反映原始地球化学特征。

4.2 碳、氧稳定同位素特征

研究区所在的上扬子地区的晚古生代是一个有机碳的相对高速埋藏时期，区内下二叠统δ13CPDB平均值为+2.861 7‰［22］。根据测试结果（表1），泥晶生屑灰岩碳同位素值分布较集中，分布范围为2.20‰～3.94‰，平均值为2.90‰，与该区平均值基本一致；δ18OPDB分布较宽，分布范围为-7.13‰-2.77‰，平均值为-5.83‰。非平直晶面粗晶鞍状白云石δ13CPDB分布范围为 3.06‰～3.37‰，平均值为 3.22‰；δ18OPDB分布范围为-7.37‰～-8.27‰，平均值为-7.82‰。非平直晶面细晶白云石 δ13CPDB=3.49‰；δ18OPDB=-9.45‰。平直晶面细晶白云石 δ13CPDB=3.06‰；δ18OPDB=-6.81‰，而以该类白云石为主要组成部分的含灰质细晶白云岩和（含）云质泥晶生屑灰岩，其δ13CPDB分布较集中，分布范围为 2.73‰～3.08‰，平均值为2.95‰；δ18OPDB分布范围为-3.62‰～-5.73‰，平均值为-4.60‰。

在氧同位素值年代效应相同的情况下，部分泥晶生屑灰岩和平直晶面细晶白云石的δ18O仍较二叠系海水标准值［24］明显偏负（图6），这是由于后期高温热液流体使得地层温度明显升高，升温后的孔隙流体导致上述组分发生热分馏作用而使δ18O明显减小。

为尽量减小泥晶生屑灰岩样品因为年代效应而造成氧同位素值的偏差，考虑到区域相似性，笔者参照邵龙义等（1996）对西南地区晚二叠世灰岩δ18O的校正方法［25］，用Δδ18O=2.6‰来校正泥晶生屑灰岩样品的δ18O以及其他研究者的δ18O测试结果。

表1　茅口组样品碳、氧同位素值Table 1 Value ofδ13C andδ18O，M aokou Formation

图6　茅口组样品碳、氧同位素交会图（部分数据引自陈轩［5］、吕杰［23］）Fig.6 Cross plot ofδ18O andδ13C，Maokou Formation

有研究表明，在古海水盐度基本不变的情况下，氧同位素具有明显的温度效应，即氧同位素值随温度的升高而降低。

利用Schachleton等（1975）提出计算公式［26］计算古海水温度：

其中t为当时的古海水温度（℃），δ18Oseawater为古海水的δ18O值（-2.8‰，SMOW标准）［27］，δ18Ocalcite为海相方解石氧同位素值，笔者利用校正后的泥晶生屑灰岩δ18O值（PDB标准）来代替海相方解石的δ18O值，计算结果如表2。

表2　泥晶生屑灰岩氧同位素值（校正后）及古海水温度计算结果Table 2 δ18O ofmicrite and corresponding calculation of seawater

利用包含平直晶面细晶白云石的岩石样品δ18O值来计算其形成时的温度和盐度［28］，计算公式：T= 13.85-4.54δ18OPDB+0.04（δ18OPDB）2

结果表明，古海水温度平均值为16.6℃（表2），平直晶面细晶白云石的形成温度介于 30.8℃～46.6℃，平均值为37.4℃，因此其形成环境为浅埋藏环境。而其白云石化流体盐度介于27.9‰～31.1‰，平均值为29.8‰（表3），低于现代海水正常值35.0‰，表明该流体并不是蒸发卤水或深层高温卤水。

表3　平直晶面细晶白云石形成温度和盐度计算结果Table 3 Calcu lation of tem perature and salinity，idiotopic fine crystal-dolom ite

4.3 流体包裹体均一化温度和盐度特征

流体包裹体均一化温度（Th）可以提供一个合理的非平直晶面粗晶鞍状白云石的结晶温度。对GT-2井茅三段非平直晶面粗晶鞍状白云石（埋藏深度4 717m）的13个流体包裹体（图7）测试结果表明，Th值介于113.9℃～146℃（图8），数学期望值为114.8℃，标准差为12.2℃。

图7　包裹体微观特征及均一化温度值Fig.7 Micro features and Th of fluid-inclusions，Maokou Formation

图8　流体包裹体均一化温度直方图Fig.8 Histogram of Th in fluid-inclusions

而相邻的GC-2井，其非平直晶面粗晶鞍状白云石的盐水包裹体Th值介于105.8℃～159.6℃，数学期望值为127.3℃，非平直晶面细晶白云石的盐水包裹体Th值介于 113.2℃～138.6℃，数学期望值为123℃［5］。

包裹体盐度特征，非平直晶面细晶白云石样品的盐水包裹体所测得的盐度值为15.3％～22.6％NaCl，非平直晶面粗晶鞍状白云石则为13.3％～13.9％ NaCl［5］。中国石油勘探开发研究院也对GC-2井的23个包裹体进行了盐度分析测试，显示出70％的包裹体内盐度超过16％NaCl。

测试结果表明，以上两种产状的白云石样品，其包裹体盐度值都较高，是正常海水的3～5倍①中国石油勘探开发研究院.四川盆地下二叠统栖霞—茅口组有利勘探区带与目标评选.北京，2010.。

4.4 微量元素特征

4.4.1 铁和锰微量元素特征

有研究表明，利用白云石中Fe、Mn微量元素的含量来区分白云石化作用的环境比利用Sr、Na微量元素更加有效［15］，因此笔者利用Fe、Mn含量来指示白云石化环境。非平直晶面粗晶鞍状白云石的铁、锰含量相较其他组分，明显偏高，分布范围分别为78～2 44×10-6（平均值149×10-6）和178～195×10-6（平均值185×10-6）；平直晶面细晶白云石的铁、锰含量最低，分别为1×10-6和低于检测限；平直晶面细晶白云石的铁、锰含量则介于上述两种组分之间，分别为58 ×10-6和59×10-6。代表原生组分的泥晶生屑灰岩，其铁含量在57～125×10-6范围内，平均值为72×10-6，锰含量低于5×10-6；而泥晶生屑灰岩与平直晶面细晶白云石之间的过渡组分：含云质泥晶生屑灰岩、含灰质细晶白云岩和云质泥晶生屑灰岩，其铁含量平均值为65×10-6，锰含量平均值为13×10-6。

表4　茅口组样品微量元素测试数据Table 4 Value of trace elements，M aokou Formation

微量元素测试结果表明（图9），非平直晶面粗晶鞍状白云石具有相对较高的铁、锰含量，阴极发光下呈现光亮发光（图5F）；平直晶面细晶白云石极低的铁、锰含量，阴极发光下基本不发光，发光性与泥晶生屑灰岩差别很小（图4C），说明其白云石化流体并不是深埋藏环境下形成的流体；而非平直晶面细晶白云石的铁、锰含量与阴极发光性均介于上述两者之间，表明其成因与上述两者关系密切。

图9　茅口组样品Fe、Mn微量元素值交会图Fig.9 Cross plot of Fe and Mn，Maokou Formation

4.4.2 锶微量元素特征

很多学者研究过白云岩中锶的含量，这些研究工作的目的是获得白云岩形成环境，尤其是关于白云岩沉淀或白云石化流体的有关信息［29］。本次研究中，非平直晶面粗晶鞍状白云石的锶含量在73～97×10-6范围内，平均值85×10-6；非平直晶面细晶白云石的锶含量为76×10-6，是所有样品中锶含量的最低值。平直晶面细晶白云石的锶含量为150×10-6，而含有该类型白云石的含云质泥晶生屑灰岩、含灰质细晶白云岩和云质泥晶生屑灰岩的锶含量分别为 310× 10-6、243×10-6和353×10-6。原生组分泥晶生屑灰岩，其锶含量分布范围为229～347×10-6，平均值为291.8×10-6。对于溶缝内充填极少量鞍状白云石的泥晶生屑灰岩，其锶含量为323～346×10-6，平均值为335×10-6；第14号样品为泥晶生屑灰岩（表4），但其溶缝内充填少量天青石（SrSO4），导致其锶含量异常偏高。

锶微量元素在各类白云石中的分布特征可以利用锶在白云石中的分配系数来解释，表达式为DSr= （MSr/MCa）白云石/（MSr+/MCa+）流体。Vahrenkamp和Swart （1990）在研究了小巴哈马滩406个具有不同组成的白云岩样品后得出，该分配系数仅与计算的白云石中化学成分有关（相关系数0.76，如图10），具体表现为白云石中MgCO3的摩尔分数与白云石中锶含量呈负相关关系［31］。根据测试结果（表4），各岩石样品中的锶含量与镁钙比值（含量比）也呈现出明显的负相关关系，与上述规律性一致（图11）。

图10　小巴哈马滩白云石的组成与其锶含量投点图［30］Fig.10 Cross plot of MgCO3and Sr in dolomites，Small Bahamas

图11　各组分样品Mg/Ca值与Sr微量元素含量交会图Fig.11 Cross p lot of Mg/Ca and Sr，Maokou Formation

这是由于锶的离子半径（0.113～0.132 nm）和钙的离子半径（0.099～0.118 nm）相近，而镁的离子半径（0.065～0.087 nm）要小很多。因此锶只能取代白云石晶格中的钙离子，而不能取代镁离子，即白云石化作用越彻底，白云石中锶含量越低［31］。因此，非平直晶面细晶白云化程度最高，非平直晶面粗晶鞍状白云石次之，平直晶面细晶白云石最低，说明三种白云石的形成流体或期次相差较大。

4.5 有序度特征

本次研究分别测试了各白云石样品的（015）和（110）两个晶面衍射峰的峰强度比I015/I110和峰高比h015/h110，采用峰强度比来表征三种白云石样品的有序度（表5）。各白云石样品中，平直晶面细晶白云石的有序度是最高的0.68，但其Mg/Ca值却是最低的0.854，结果符合埋藏白云石富Ca化学计量但有序性好的特点［32-33］。非平直晶面粗晶鞍状白云石的有序度为0.61，较前者略低；而非平直晶面细晶白云石的有序度最低，仅为0.43，但其Mg/Ca值却是最高的0. 913。三种白云石有序度相对大小表明，平直晶面细晶白云石结晶速度最慢，结晶时流体温度较低（小于CRT（临界粗糙温度）），结晶时较为有序地添加到晶面上。非平直晶面细晶白云石所测Th值表明，其结晶温度远远高于CRT，导致参与形成晶格结构的各原子无序地添加到晶面上，快速结晶形成有序度较低的白云石［34］。非平直晶面粗晶鞍状白云石，其结晶温度也较高，速度也较快，但因为成核作用比较弱，因此有序度较非平直晶面细晶白云石有所提高［35］。

5 茅口组白云石成因分析

（1）平直晶面细晶白云石，其盐度值表明其形成流体的盐度低于现代正常海水的平均值，极低的铁、锰含量和形成温度所对应的埋藏深度都表明其形成于浅埋藏环境，又鉴于在该区地层中未观察到明显的蒸发现象和大气暴露现象，因此可以排除蒸发模式（萨布哈模式）、渗透回流模式、混合水模式等白云石化模式。

（2）非平直晶面粗晶鞍状白云石，其包裹体均一化温度明显高于对应地层温度，铁、锰含量较高，其氧同位素值也明显偏负（平均值-7.82‰），其包裹体盐度值也是正常海水的3～5倍，表明其形成流体为深层高温卤水。

（3）非平直晶面细晶白云石，锶含量表明其白云化程度最高。碳、氧同位素值与非平直晶面粗晶鞍状白云石十分接近，说明两种组分经历过相似的热分馏过程，具有相同的成因特征。而在岩相学方面上又具有平直晶面细晶白云石的残余结构，且铁、锰含量介于上述两种组分之间。因此可以确定其是平直晶面细晶白云石经历流体改造后所形成的一种白云石。因此，岩相学、地球化学证据表明区内存在两种流体白云石化作用。

表5　茅口组白云石样品有序度及镁钙比测试数据Table 5 Testing data of M g/Ca and degree of order from dolom ites，M aokou Formation

5.1 埋藏流体白云石化

茅口组沉积期，研究区处于赤道附近的低纬度地区［36-38］，为热带—亚热带环境，气候温暖［39］，生物发展处于繁盛期，属于浅水开阔台地相中的生屑滩亚相（图12）［40-41］，沉积有厚层的泥晶—粉晶生屑灰岩。生屑颗粒种类多，数量大，主要为介形虫、有孔虫、棘皮类、钙藻、蜓类、腕足类生物等，这些生物壳体及灰泥沉积物（大多数都是生物成因沉积物）在矿物成分上属于MgCO3含量较高的镁方解石［42］（表6）。在埋藏压实作用（图3F），易发生稳定化作用，由镁方解石向低镁方解石转变，从矿物晶格中释放出大量Mg2+［2，43-44］，形成富镁白云石化流体。

图12　茅口组沉积相示意图（据赵宗举［41］）Fig.12 Sketch map of sedimentary facies，Maokou Formation （after Zhao，2012）

表6　不同种类生物骨骼中M gCO 3的含量Table 6 Concentration of M gCO3in different kinds of paleontology

测试结果显示，上述沉积物在经历稳定化作用后的镁含量仍高达6 886～12 927×10-6（表4），说明当时沉积物中镁含量极高，为白云石化提供足够的Mg2+来源。氧同位素值对应的成岩流体温度以及铁、锰含量都表明该期流体形成于浅埋藏环境，为早期白云石化流体。该期流体在浅埋藏环境下对沉积期所形成的泥晶生屑灰岩进行交代，形成平直晶面细晶白云石，主要作用于粒间的泥晶基质，对生屑颗粒几乎无影响。形成的白云石大多具有“雾心亮边”结构、“对角线”结构等交代残余结构，且交代作用越彻底，晶粒越粗大，晶面越洁净。（图4）。

5.2 热液流体白云石化

薄片观察下，烃类成熟期生成的有机酸对鞍状白云石进行溶解，形成港湾状溶蚀边，沥青充填并与弯曲边直接接触（图13），说明鞍状白云石的形成至少早于烃类成熟期，而区内生烃时期为三叠系中晚期［29］，因此鞍状白云石形成至少早于三叠系中晚期。也有研究者认为，晚二叠世—晚三叠世的峨眉地裂运动所形成的大量张性走滑断裂活动为深部热液流体的上涌提供有利通道［45］，此时茅三段的埋藏深度在2 785 m左右，对应地层温度在80℃左右（地温梯度22～24℃/km［46］），而非平直晶面粗晶鞍状白云石的Th值远高于对应地层温度。

此外，区内各组分白云石包裹体盐度测试结果表明白云石化流体为高盐度流体，而茅口组沉积期的生物绝大多数为窄盐度生物［29］，正常海水盐度应远低于所测盐度值。因此，均一化温度和盐度证据表明形成非平直晶面粗晶鞍状白云石的流体为深层高温热液流体。此外，镜下也可观察到MVT矿物组合中的矿物，如石英（图14A）、天青石（图14B）和萤石（图14C，D）等，这些矿物的存在进一步证实了晚期的白云石化流体为深部高温热液流体［47］。

图13　沥青与鞍状白云石接触关系A.泥晶生屑（CL）灰岩，可见鞍状白云石具港湾状溶蚀边缘（-）；B.为图（A）的放大，放大后可见烃类成熟导致流体向酸性转变（PH＜7），对鞍状白云石（SD）进行了溶解，形成港湾状弯曲边，沥青（BM）充填并与弯曲边直接接触（如箭头所示）（-）；GT-2井，茅二段。Fig.13 Contact relationship between bitumen and saddle dolomite

图14　热液矿物组合微观特征A.石英充填裂缝，裂缝切割平直晶面细晶白云石（+）；B.天青石（Cls）充填于溶缝及溶孔（+）；C.萤石（如箭头所示）充填裂缝，正交光下萤石呈全消光（左下角图为正交光下同一视域）（-）；D.萤石（箭头所示）交代生屑，发蓝光（阴极发光），GT-2井，茅二段。Fig.14 Micro features of hydrothermalmineral assemblages

其形成时期晚于早期埋藏白云石化流体，属于后期白云石化流体。上涌后的热液流体的白云石化作用主要有三个方面：①首先，对含灰质细晶白云石中未被交代的灰质生屑颗粒和基质进行溶蚀，从而获得足够的作为物质基础；②然后对先期形成的平直晶面自形白云石进行改造，形成有序度较低的非平直晶面细晶白云石；③最后，热液流体直接沉淀出非平直晶面粗晶鞍状白云石，充填在细晶白云岩和泥晶生屑灰岩的溶蚀孔洞、网状构造缝和溶蚀扩大缝等空间。④产生的高温使得未被白云石化的泥晶生屑灰岩发生热分馏作用，使得其氧同位素值明显较标准值偏负。

5.3 白云石化综合模式

根据前面分析的两种白云石化流体及其作用机理，笔者总结出研究区白云石化作用的综合模式。该模式可分为六个阶段，如图15所示。需要注意的是，茅二段白云石化作用基本只进行到阶段四，而茅三段白云石化作用则进行到了阶段六，究其原因在于GT-2井所在位置紧邻张性走滑断裂［5］，茅三段较茅二段更远离张性应力的核部，受到的拉张应力更为剧烈，因此缝洞系统更为发育，有利于热液流体对其进行白云石化作用，而茅二段缝洞系统欠发育，不利于后期热液流体对其进行改造。

阶段一：茅口组沉积期主要沉积泥晶生屑灰岩，生屑颗粒十分发育；阶段二：进入埋藏期后，泥晶生屑灰岩经历压实作用，生屑颗粒排列呈定向性，同时伴有缝合线产生；阶段三：埋藏压实作用下，生屑及泥晶沉积物发生稳定化作用，其矿物晶格中释放Mg2+，为白云石化流体提供镁离子来源；阶段四：阶段三形成的富镁流体沿缝合线交代泥晶基质，形成平直晶面细晶白云石；阶段五：后期沿走滑断层上涌的富镁深部高温热液流体，对残余灰质进行溶蚀，对先期形成的平直晶面细晶白云石进行改造，在缝洞内直接沉淀出非平直晶面粗晶鞍状白云石；阶段六：两期白云石化流体共同作用后形成的结果。

图15　茅口组白云化作用综合模式示意图Fig.15 Comprehensivemodel of dolomitization，Maokou Formation

6 主要结论与认识

（1）茅口组在沉积后主要经历两期白云石化流体的作用，早期为埋藏白云石化流体，该期流体是由于镁方解石质生物碎屑和泥晶沉积物在浅埋藏环境下，经压实作用发生稳定化作用，释放出大量镁离子而形成的富镁流体；晚期为热液白云石化流体，是经由张性走滑断裂活动引发的断裂通道而上涌的深层高温卤水。

（2）两期流体白云石化作用主要发生在茅二段和茅三段，其中茅二、茅三段最先发生埋藏流体白云石化，形成平直晶面细晶白云石。后期经历白云石化热液流体作用的改造，形成非平直晶面细晶白云石，且主要发生在缝洞系统较为发育的茅三段。

（3）热液流体白云石化作用主要为三个方面：①溶蚀或交代未被先期埋藏白云化交代的灰质残余（生屑颗粒和泥晶基质）；②改造先期形成的平直晶面细晶白云石，从而形成非平直晶面细晶白云石，即茅三段的基质白云石；③直接沉淀出充填缝洞的非平直晶面粗晶鞍状白云石。

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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

第一作者简介王珏博 女 1990年出生 硕士研究生 矿物岩石学 E-mail：395374698@qq.com

通讯作者谷一凡 男 硕士研究生 E-mail：514468587@qq.com

中图分类号P588.24+5

文献标识码A

文章编号：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