灰岩中零散白云石主要发育于鹰山组上段, 主要表现为白云石零星散布在泥晶灰岩中(图 3-A), 亮晶颗粒灰岩中通常欠发育(图 3-B)。白云石多为粉细晶, 自形程度较高。随着压溶作用的进行, 白云石可逐渐靠近呈斑状分布, 晶间泥质残存(图 3-C)。该类白云石对储集层形成无贡献。

图3

Fig.3

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	图3 塔里木盆地下奥陶统灰岩中零散白云石镜下特征和层状白云岩露头特征Fig.3 Microscope photographs showing features of scattered dolomite in limestone and outcrops showing features of bedded dolostone of the Lower Ordovician in Tarim Basin

灰岩中斑状白云石主要发育于鹰山组上段和下段, 蓬莱坝组亦有发育, 岩心上表现为白云石呈斑状或条带状富集(图 4-A, 4-D), 多见生物扰动和钻孔形成的斑块状白云石化(图 4-B, 4-C), 也可沿缝合线富集呈斑状(图 4-D, 4-E), 表现出组构控制的特征。薄片下主要表现为粉— 细晶白云石, 多为半自形— 自形晶, 具雾心亮边结构(图 4-C, 4-D), 生物扰动相关白云石斑块只局限在生物扰动范围内, 与泥晶灰岩界限非常清楚, 围岩中并无白云石发育。缝合线相关斑状白云石可在零星白云石之后继续发育。阴极发光下, 白云石总体发紫红色光, 但第1期零星分布细晶白云石晶体边缘发光相对较亮(图 4-E, 4-F)。该类白云石对储集层形成基本无贡献。

图4

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	图4 塔里木盆地下奥陶统灰岩中斑状白云石特征Fig.4 Photographs showing features of bottled dolomite in limestone of the Lower Ordovician in Tarim Basin

层状白云岩顾名思义主要表现为成层状分布, 主要分布于下奥陶统蓬莱坝组和鹰山组下段, 自下而上白云岩所占比例呈减小的趋势(图 2)。野外露头中可见灰白相间的白云岩— 灰岩互层绵延数百千米(图 3-D), 蓬莱坝组表现出两白夹一黑的特征, 白色以灰岩为主, 夹有白云岩条带, 灰色以白云岩为主, 夹有灰岩条带, 白云岩总体呈层状发育。鹰山组下段白云岩同样表现为成层状, 与灰岩间互, 但横向上白云岩占地层比例有所变化, 自塔中— 巴楚剖面— 柯坪剖面, 白云岩所占比例逐渐减小, 柯坪剖面鹰山组下段以灰岩为主, 白云岩少见。白云岩在露头上可表现为薄层— 纹层状、中厚层状, 见叠层石发育, 中厚层状滩体可见透镜体叠置(图 3-E, 3-F)。薄片下层状白云岩的结构类型比较复杂, 总体上原岩结构保留不清, 少量具残余颗粒结构, 发育泥粉晶白云岩、中细晶白云岩、粗晶白云岩、残余颗粒白云岩和叠层石白云岩等(图 5), 其中可含不同程度的灰质和硅质。露头中和薄片下的对比观察可知, 沉积构造和白云石结构具有较好的相关性, 薄层状白云岩在薄片中总体表现为泥粉晶或粉细晶白云岩, 而中厚层状具透镜体叠置特征的白云岩则表现为中粗晶白云岩, 少量样品具有残余颗粒结构。该类白云岩中储集空间较为发育, 储集空间类型包括晶间孔、晶间溶孔、溶蚀孔洞和裂缝等, 总体以中粗晶白云岩孔隙相对更好, 以晶间溶孔为主, 储集层也具有成层状发育的特征。

图5

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	图5 塔里木盆地下奥陶统层状白云岩镜下特征Fig.5 Microscope photographs showing features of bedded dolostone of the Lower Ordovician in Tarim Basin

该类白云岩主要表现为沿断裂穿层发育, 于断裂两侧向层内扩展, 主要发育于下奥陶统。地震剖面上该类白云岩发育在走滑断裂引起的凹陷区, 白云岩具有纵横向均发育的块状特征, 既表现出顺层发育特征, 也具有一定的穿层性。井中储集层发育段中有断层经过处白云岩特征明显。岩心中表现为粗晶白云岩斑针孔富集发育(图 6-A), 薄片中白云石晶体被强烈溶蚀, 晶间溶孔非常发育(图 6-B)。岩心中显示其切割改造平行层面的缝合线, 反映白云石化作用和溶蚀作用发生较晚, 应为中深埋藏期形成; 孔隙相对欠发育的区域为粉细晶白云石, 较为致密, 其中细晶白云石同样具有改造缝合线的现象(图 6-C)。该类白云岩中多发育优质储集层, 以晶间溶孔为主要储集空间类型, 储集层以块状为主要发育特征。

图6

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	图6 塔里木盆地下奥陶统沿断裂分布白云岩特征Fig.6 Photographs showing features of dolostone distributed along faults of the Lower Ordovician in Tarim Basin

上述4种不同类型白云岩在空间、时间和成因上存在一定的相关关系。灰岩中零散白云石主要发育在中奥陶统鹰山组上段; 灰岩中斑状白云石主要发育在下奥陶统鹰山组上段和下段; 层状白云岩主要发育在下奥陶统, 在纵横向可向灰岩过渡, 灰岩中也可见少量中粗晶白云石呈斑状富集, 这类白云石在成因上是层状白云岩的延续, 只是白云石化作用程度不同; 沿断裂分布白云岩也主要发育在下奥陶统, 纵向上切割以上后两类白云岩(石)。总体来看, 各类白云岩具有较明显的层位选择性, 自下而上地层中白云石含量逐渐减少。

关于灰岩中零散白云石的成因, 大多数学者认为是在浅埋藏期间矿物稳定化过程中由原地(或附近)镁离子调整富集而导致的白云石化作用(Goodell and Garman, 1969)形成。该类白云石 δ13CPDB值接近零值, 略偏负, 变化范围为-2.68‰ ~0.55‰ , δ18OPDB值相对较偏负, 变化范围为-7‰ ~-10‰ , 另外, 该类单晶白云石自晶核部位向晶体外围方向, 碳氧同位素值具有更为偏负的变化趋势(图 7), 反映了白云石晶体在埋藏条件下的生长过程。

图7

Fig.7

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	图7 塔里木盆地中下奥陶统灰岩中零散白云石碳氧同位素分布Fig.7 Cross plot of δ 13C and δ 18O of scattered dolomite in limestone of the Middle-Lower Ordovician in Tarim Basin

灰岩中斑状白云石的形成是镁离子局部富集的结果。沿缝合线斑状白云石的镁离子也主要来自附近岩石, 可能与灰岩中零散白云石的镁离子来源一致, 主要为矿物稳定化过程中排出的镁离子。缝合线在形成过程中会驱动流体流动, 溶蚀地层中所含的镁离子进入流体, 流体流动过程中导致沿缝合线附近发生白云石化作用。斑状白云石也是浅埋藏期间交代的结果, 并且沿缝合线斑状白云石晚于零散白云石的形成(图 4-E, 4-F), 零散白云石在阴极发光下的亮边即为缝合线形成过程中带动流体流动对其改造而成。

层状白云岩的成因多数学者认为是以埋藏成因为主, 存在准同生白云石化作用(顾家裕, 2000; 钱一雄和尤东华, 2006)。通过对永安坝蓬莱坝组剖面的细致解剖认识到埋藏白云石化作用表现出以下两方面特征:(1)白云石晶体大小差异并不反映白云石化作用成因模式差异, 而受原岩结构控制。露头上表现出相对深水环境的薄层状地层对应粉细晶结构, 浅水高能环境下透镜体叠置的中厚层状颗粒滩则主要转变为中粗晶结构, 少量具有残余颗粒结构(图 5-E, 5-F), 并且细中晶白云石的白云石化程度更高, 受生长空间限制多表现为镶嵌状, 而中粗晶白云石的晶形相对较好, 部分粗晶白云石中残余颗粒结构清楚; (2)并非像通常认为的那样, 颗粒灰岩就更容易发生白云石化作用, 白云石化作用的发生应始于泥晶灰岩。剖面上可见同类型的颗粒灰岩白云石化不彻底, 但形成的白云石也是粗晶残余颗粒结构, 而且整个地区未发生白云石化的部分均为中厚层状颗粒灰岩, 薄纹层状现今均已转变为泥粉晶白云岩, 无泥晶灰岩残留。反映白云石化作用始于泥晶灰岩, 然后向颗粒灰岩扩展。因此该类白云岩与灰岩中零散白云石和斑状白云石成因上具有一定的相关性, 都是因为泥晶灰岩更易发生白云石化作用, 反映镁离子来源和作用机制可能相似, 只是镁离子量的大小决定了埋藏白云石化作用影响的规模。

沿断裂分布白云岩的形成是由于富镁流体沿断裂上涌, 受上覆隔挡层阻挡, 侧向进入地层而引起的白云石化作用。下伏地层流体上涌进入地层, 流体温度明显高于围岩温度, 国外学者提出超过5, ℃, 即称为热液作用。因此该类白云岩在成因上属于热液白云岩。

从各类白云岩(石)岩石学和产状特征分析可知, 成因上前两种白云石均形成于浅埋藏期矿物稳定化过程, 这两类白云石只存在白云石化作用程度的不同, 原岩中赋含镁离子的量和调整方式决定了后期白云石的表现形式差异; 后两种主要形成于中深埋藏期规模较大或作用时间较长的白云石化作用。然而前两种白云石的宿主岩石在演化过程中也经历了中深埋藏, 也经历过富镁流体甚至热液流体进入, 且上覆上奥陶统富泥质地层也可构成遮挡层, 即后期的构造演化背景下中奥陶统同样满足发育大规模层状白云岩或沿断裂分布白云岩的条件, 但这与事实不符, 中奥陶统只发育零散白云石或斑状白云石。因此, 认为不同类型白云岩表现出的层位选择性受控于母岩性质, 是由于沉积环境由局限台地变开阔台地, 导致原始沉积物性质发生变化而造成的, 其中封存镁离子量的大小可能是主要因素之一。

众多学者对埋藏白云石化作用机制进行了阐述(Radke and Mathis, 1980; Kupecz and Land, 1994; Warren, 2000)。其中埋藏压实及页岩失水模式(Machel and Mountjoy, 1987)得到了较为广泛的认可, 该模式认为由于台地边缘长期以来都作为区域流体流动和烃类运移的通道(Amthor et al., 1994; Drivet and Mountjoy, 1997), 因此形成的埋藏白云岩主要沿陆棚边缘分布, 国外的典型实例如西加拿大沉积盆地泥盆纪Nisku陆棚、Cooking Lake台地、Swan Hills台地和Presquile障壁等。然而该模式下的白云岩发育特征与塔里木盆地下奥陶统白云岩不相符合。该模式中的白云岩在陆棚边缘发育更厚, 向台地内部较薄, 而塔里木盆地表现为台地内部塔中、塔北地区白云岩厚度大, 蓬莱坝组和鹰山组下段以白云岩为主, 而向陆棚边缘方向的巴楚和柯坪露头区, 则白云岩厚度逐渐变小, 蓬莱坝组表现为白云岩与灰岩互层, 鹰山组下段白云岩逐渐消失(柯坪水泥厂剖面以灰岩为主)。因此, 塔里木盆地下奥陶统埋藏白云岩的形成始于台地内部, 而不能完全用埋藏压实及页岩失水模式解释。

埋藏成岩环境中生成大量白云石所需的镁离子主要有5个来源:(1)埋藏压实过程中黏土矿物的脱水作用释放出镁离子; (2)沉积物孔隙中封存的富镁海水被排挤进入碳酸钙沉积物; (3)高镁方解石转化为低镁方解石时释放镁离子; (4)烃源岩生烃过程中形成有机酸; (5)埋藏高温高压环境下高矿化度地层水, 压实作用使镁离子运移到石灰岩中, 从而导致白云石化作用(Mattes and Mountjoy, 1980; Feng et al., 1998)。事实上正常海水中镁离子与钙离子含量比为5:1, 古气候条件还可使这一比值增大, 其本身的镁离子含量就足以满足白云石化作用的需求量, 只是由于镁离子的水合作用等化学动力学障碍, 常温常压下白云石难以直接沉淀, 但埋藏环境下温度和压力的升高是有利于白云化作用发生的(Hardie, 1987)。张学丰等(2008)通过稀土元素配分特征、微量元素含量和碳氧稳定同位素分析, 认为塔中、塔北下奥陶统的白云石化流体以原始正常浓度或稍微浓缩的海水为主, 局部存在热液作用。因此结合对不同类型白云岩特征和成因的分析, 认为沉积物中携带的镁离子是塔里木盆地下奥陶统白云岩重要的镁离子来源。

基于以上分析, 结合白云岩宏观发育、产状特征及成因特征, 建立了塔里木盆地下奥陶统白云石化作用模式(图 8)。

图8

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	图8 塔里木盆地下奥陶统白云石化作用机制模式Fig.8 Model of dolomitization of the Lower Ordovician in Tarim Basin

塔里木盆地早奥陶世处于赤道附近, 气候炎热, 相对海平面较低, 对于大型陆表海型台地来说, 其内部水体循环必然有限, 盐度较高, 沉积物封存的海水中将含有更大比例的镁离子(图 8)。在海平面高频振荡影响下, 高频层序早期水体循环欠佳, 沉积物粒度细, 流体含镁离子更高, 沉积物以薄层状泥晶灰岩为主, 随着海平面上升, 可发育垂向生长的叠层石, 并在高频层序晚期水体变浅发育高能滩体, 此时水体搅动充分, 以中厚层状亮晶颗粒灰岩为主。这种情况下导致白云石化作用过程所依赖的晶核分布严重不均, 以薄层泥晶灰岩中为最发育。受更高级别海平面变化控制, 下奥陶世— 中奥陶世海平面总体处于上升阶段, 由半局限台地转变为开阔台地, 海水镁离子浓度总体趋于降低, 海水由受限向开阔的转变导致沉积物中封存的镁离子量逐渐减少, 这也是决定现今塔里木盆地白云岩层位具有选择性的重要原因, 即原岩性质决定了埋藏白云石化作用难易的程度。需要指出的是, 虽然由于蓬莱坝组沉积时期环境相对局限, 可能存在准同生期白云石化作用, 但后期埋藏期白云石化作用对其的改造, 也已掩盖了其原有特征。

在埋藏压实过程中, 随着温度和压力的升高, 碳酸盐矿物稳定化和压溶作用等一系列反应将被激活, 沉积物中封存的镁离子将被释放, 层间缝和缝合线构成重要的流体通道, 热力对流和上覆地层压力差异驱动流体运移, 这种条件下富镁流体的影响范围将相当大。在高温高压条件的促进下, 使得本身矿物欠稳定、较富镁离子、晶核发育的薄层泥晶灰岩首先大规模发生埋藏白云石化作用, 形成泥粉晶— 细晶白云岩; 亮晶颗粒灰岩虽本身镁离子含量少、晶核欠发育, 但外来富镁流体长时间的作用可导致其白云石化, 形成中粗晶(残余颗粒结构)白云岩, 而且通常原岩结构被破坏严重, 构成晶核的镁离子密度决定了白云石生长空间是否充裕, 并最终决定了其晶体形态。总之, 富镁流体的来源及其量的大小控制着次生交代的强度和规模(Folk and Land, 1975; Land, 1985; Warren, 2000)。下奥陶统蓬莱坝组— 鹰山组下段的沉积背景决定了其有条件发生大规模白云石化作用形成层状白云岩。埋藏条件下若有断裂沟通, 富镁流体将纵向运移导致热液白云石化作用沿断裂发育, 形成沿断裂分布白云岩; 而中奥陶统鹰山组上段沉积时期由于沉积环境为开阔台地, 地层中镁离子较为缺乏, 主要形成灰岩中零散白云石和斑状白云石(图 8)。

白云石化作用机制中镁离子来源和量、镁离子运移驱动机制和运移方式、白云石的沉淀或溶蚀条件是决定其对储集层形成贡献大小的重要因素。不同因素组合导致埋藏白云石化作用差异巨大, 对储集层的贡献表现出双面性。

灰岩中零散白云石和斑状白云石主要为镁离子的就近调整, 总体对储集层并无贡献。

层状白云岩形成的富镁流体主要来自地层本身, 地层内富镁流体受盆地范围内埋深差异和构造应力差异导致的差异压实压溶作用驱动, 主要为顺层运移(图 8), 只是在侧向构造应力作用下形成的高角度缝合线中进行小规模的纵向运移。该模式下主要为地层封存海水流体和/或压溶流体顺层运移, 化学成分和环境温压条件变化有限, 且流体运移缓慢、持续时间长, 白云石有足够长的时间生长, 在镁离子足够多的情况下多形成镶嵌状, 对储集层的贡献总体较为有限甚至是破坏性的。该类白云岩要形成储集层需要外来流体的进一步溶蚀。

形成沿断裂分布白云岩的富镁流体主要来自下伏地层, 其沿断裂上涌, 进入地层后混合原层内流体(图 8)。这一过程中温压条件变化剧烈, 流体与围岩性质差异巨大, 导致两种反应发生, 即:热液溶蚀作用和热液白云石化作用, 这两种反应可伴生且相互转换。下伏地层流体的进入会导致温度升高, 在流体乏镁离子的情况下, 对白云石不饱和, 对方解石饱和, 导致先期形成的白云石趋于溶蚀, 而方解石则趋于沉淀(图 6-D), 对储集层形成有建设性作用; 但在流体运移远端, 随着温度进一步降低, 流体中白云石过饱和, 以充填作用为主, 表现为白云石呈环带状生长而充填孔隙(图 6-E, 6-F), 对储集层以破坏性作用为主(图8)。总体上, 该类白云岩具有发育一定规模优质储集层的潜力。