回流渗透模式最早由Adams和Rhodes(1960)提出, 用以解释在西得克萨斯(West Texas)地区二叠纪潟湖和生物礁中大量分布的白云岩的形成机制。根据该模式(图1), 在具障壁碳酸盐岩台地的潟湖区和浅海区, 由于蒸发作用, 海水盐度升高, 达到石膏过饱和程度; 其后高Mg/Ca值的卤水由于存在盐度梯度向下流抵台地或向海流经沉积物从而导致白云岩化的发生。

图1

Fig.1

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	图1 传统回流渗透模式白云岩分布示意图Fig.1 Distribution of conceptual reflux seepage dolostone

在现代例证中, 回流渗透白云岩基本形成于蒸发盐壳层下的小规模回流作用。Deffeyes等(1965)发现在加勒比海南部博内尔岛全新世蒸发盐壳下的潟湖泥中, 分布有回流渗透作用在更新世基底上形成的少量微晶白云石。Muller和 Teitz(1971)在对西班牙加那利群岛海岸线现代亮晶生屑灰岩的研究中发现, 回流卤水形成的白云岩往往只会少量出现, 通常是对早期的碳酸盐胶结物进行交代。Aharon等(1977)在阿拉伯半岛与西奈半岛之间的亚喀巴湾全新世沉积物中也发现少量由回流渗透作用形成的白云岩。Kocurko(1979)在哥伦比亚圣安德烈斯海高潮线之下数米发现回流渗透成因的白云岩。

古代小规模的回流渗透白云岩, 常与萨巴哈模式白云岩一起出现(图 1), 因为在潮坪沉积物中, 孔隙水会强烈蒸发至石膏过饱和状态, 并因为水体密度的升高而产生卤水回流现象(Rahimpour-Bonab, 2010)。在非碳酸盐沉积中, 也有可能形成小规模的回流渗透白云岩。在西欧北海南部二叠系蒸发盐岩之下, 回流渗透白云岩以胶结物的形式存在于砂岩的孔隙中(Purvis, 1989)。

回流渗透白云岩化常被用来解释地质历史中与台地/盆地规模蒸发盐“ 共生” 的白云岩的成因(Warren, 1991, 1999; Shields and Brady, 1995; Potma et al., 2001)。尽管缺乏现代大规模回流渗透白云岩化的例证, 但是古近纪地层中发现的一些厚度10数米、分布范围100余平方千米的回流渗透成因白云岩(Lucia and Major, 1994; Fouke et al., 1996)为该模式用于解释古代地层中发生大规模白云岩化作用提供了可能。

Warren(1999)结合前人研究成果, 将古代大规模回流渗透白云岩化模式分为台地型和盆地型2种类型(图 1)。台地型回流渗透作用与台地上广泛分布的蒸发盐层相关:在三级沉积旋回形成的低海平面时期, 局限碳酸盐岩台地的内部, 由于强烈的蒸发作用形成盐席, 并会发生高镁卤水的回流, 从而交代下伏的灰岩沉积物而形成大规模的白云岩。盆地型回流渗透作用与盆地中广泛分布的蒸发盐层相关:由于地形封闭和干热的气候使得盆地内部盐度升高, 生成盐席, 并向盆地边缘或台地发生回流渗透作用。值得注意的是, 由于盆地内部发生回流作用使得岩石孔隙水含量降低, 可能会使得海水或淡水从台地方向补偿回流, 从而产生复杂的白云岩化作用。

回流渗透模式常被应用于解释台地规模白云岩的形成。许多学者(如Simms, 1984; Kaufman, 1994; Shields and Brady, 1995)通过数值模拟进一步确定了回流渗透模式的存在, 但对其应用范围做出了限定。数值模拟表明, 单一的渗透模式很难解释整个碳酸盐岩台地被彻底白云岩化的现象(Braithwaite et al., 2004)。通过对宽度几百千米、厚度达3, km的碳酸盐岩台地进行白云岩化模拟, Jones等(2002)提出活跃回流(active reflux)和隐伏回流(latent reflux)的概念, 即:在海平面较低时期, 台地内部岩层孔隙中的原生水被卤水替代, 发生活跃回流; 当海平面升高时, 碳酸盐岩台地接受正常盐度海水的侵没。由于台地内高盐度卤水继续下沉并侧向分散, 台地顶部岩层中岩石孔隙水含量降低, 将海水吸入, 发生隐伏回流。隐伏回流与卤水形成期间的活跃回流结合似乎为碳酸盐岩台地沉积的快速而彻底的白云岩化提供了可能性。但是数值模拟实验证明, 只有在渗透率非常高并且无页岩、蒸发岩层等隔水层的台地上, 发生足够长时间的回流作用才能完全白云岩化, 而这些情况在自然条件下往往不会出现(Jones et al., 2003)。而且当台地内卤水的盐度过高时, 常会在沉积物与水界面附近形成石膏/硬石膏层, 从而有效抑制卤水向深部渗透以及对海水的吸入, 使得深部的岩石难以发生白云岩化(Machel et al., 1996)。虽然将整个台地完全白云岩化很难, 但是回流渗透模式可以很好地应用于温暖、干旱气候条件下的碳酸盐岩台地边缘环潮汐带和潮下带几米到千米级别的白云岩化。

国内有关回流渗透白云岩的研究也较为广泛, 研究时代从震旦纪至渐新世, 研究对象从海相到湖相沉积。华北地区下奥陶统广泛分布的砂糖状白云岩, 即“ 三山子白云岩” , 被认为与次生阶段的回流渗透白云岩化作用有关, 并不能反映原生阶段干旱的古气候环境(冯增昭, 1979)。蔡毅和熊琦华(2005)、廖静等(2008)分别在柴达木盆地西部和渤海湾盆地古近纪和新近纪湖相沉积中识别出准同生期回流渗透作用形成的泥晶白云岩。四川二叠系— 三叠系广泛分布有与蒸发盐岩有关的白云岩, 为蒸发潮坪相之下发生的卤水回流渗透作用形成(周跃宗等, 2006; 曾伟等, 2007; 张婷婷等, 2008)。鄂尔多斯盆地寒武系— 奥陶系中的粉— 细晶白云岩与成岩早期大规模的卤水回流作用相关, 伴生有蒸发岩层的沉积(Feng et al., 1998; 谢庆宾等, 2001; 王小芬和杨欣, 2011)。塔里木盆地寒武系— 奥陶系白云岩储集层被认为与潮下带卤水回流有关(邵龙义等, 2002; 李陵等, 2007; 刘永福等, 2008)。刘新民等(2007)、牛晓燕和李建明(2009)发现华南中、上扬子区震旦系灯影组中的细晶白云岩一般与大量的蒸发盐伴生出现, 晶粒较小, 均认为这些白云岩与发生于台地边缘滩的回流渗透白云岩化作用有关。

近年来, 国际上许多研究实例大大扩大了回流模式白云岩化作用的应用范围, 特别是在盐度较低、甚至淡水条件下, 回流渗透模式依旧可行(Lucia, 1968; Simms, 1984; Whitaker and Smart, 1993; Kaufman, 1994; Whitaker et al., 1994; Haas and Demény, 2002; Melim and Scholle, 2002; Scholle, 2002; Rameil, 2008)。国内对这方面的介绍和研究较少。故作者将就该方面的内容进行详细讨论。

在白云岩化模式研究中, Mg²⁺的来源、白云岩化水体的驱动机制和水文模式、白云岩化作用的规模和分布是正确认识白云岩化过程的关键因素(Warren, 2000)。白云岩化过程中, Mg²⁺的来源通常认为来自:(1)白云岩形成的水体; (2)高镁方解石的溶解; (3)火成岩的改造; (4)埋藏过程中黏土矿物的转化(Kirmaci and Akdag, 2005)。白云岩化流体的驱动机制可分为地形梯度驱动(topographic head-driven)型、密度驱动(density-driven)型和挤压驱动(compaction-driven)型3种类型(Whitaker et al., 2004)。

在回流渗透模式中, Mg²⁺的来源是浓缩后盐度较高的海水。Shields和Brady(1995)在实验的基础上半定量地讨论了回流渗透模式下形成不同规模白云岩所需要的Mg²⁺的总量和时间, 认为数百万年的海水流体循环可以提供足够Mg²⁺使得几十千米厚的碳酸盐岩地层白云岩化。回流渗透模式中的白云岩化流体主要是由密度和地形驱动。活跃回流过程中主要在盐度梯度的驱动下由高盐度水逐渐替代沉积物中原生水(connate water), 即在地表与海水离子浓度相似的水体(Adams and Rhodes, 1960)。隐伏回流过程的水体驱动来源于水体梯度差异, 由于盐度高的流体更加深入地层, 致使近地表岩层中水体梯度降低, 吸入海水(Jones et al., 2002; Whitaker et al., 2004)。

在古代例证中, 典型的回流渗透模式往往具有以下特点:(1)几十到几百米厚大区域成层的粉晶— 中晶白云岩, 其白云岩化程度向下变低; 白云石常为平直晶面自形— 半自形晶, 晶粒大小多为10~100, μ m, 可能为交代作用的产物(replacement dolomite), 也可能为早期胶结物(cement dolomite); (2)白云岩原始结构往往保存良好, 主要为成岩早期(或中期)选择性白云岩化形成, 反映浅海— 滨海沉积; (3)白云石的 δ ¹⁸O 值相对当时海水更高, 同时具有较高的Sr²⁺、Na⁺含量; 沿白云岩化流体作用方向白云石 δ ¹⁸O 值逐渐降低; (4)白云岩常与层状、结核状石膏或硬石膏伴生, 往往在一层广泛分布的蒸发盐岩岩层或垮塌层之下; (5)白云岩往往具有较高的孔隙度, 并且孔隙度向下降低, 可以作为储集层(Adams and Rhodes, 1960; Warren, 1999, 2000; Machel, 2004)。

回流渗透模式白云岩化是由于盐度差异驱动流体通过准同生期或早、中成岩期的碳酸盐岩岩层发生的白云石交代或胶结作用, 其Mg²⁺来源为浓缩后盐度较高的海水。传统的回流渗透白云岩化往往与大规模分布的蒸发盐岩相关, 其岩层中白云石晶粒往往向下变小, 孔隙度向下降低。近年来一些新的研究拓展了该模式的应用范围。

3.1 过度白云岩化作用

过度白云岩化(overdolomitization)是一种在回流渗透作用中可能出现的现象, 使得岩层孔隙度不会由上至下逐渐降低(Saller and Henderson, 2001)。理想状况下, 石灰岩的白云岩化作用大约能产生13%的粒间或晶间孔隙, 形成松散的网孔结构(图 2-A)(Machel, 2004; 黄思静, 2010)。

图2

Fig.2

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	图2 过度白云岩化作用模式(修改自Saller 和 Henderson, 2001)Fig.2 Schematic model of overdolomitization(Modified from Saller and Henderson, 2001)

但是在波内瓦岛和南佛罗里达岛更新世地层中, 白云岩岩层的孔隙度比同期的灰岩低, 说明白云岩化作用有可能会降低岩层的孔隙度(Halley and Schmoker, 1983)。在发生白云岩化的潮坪或潟湖中, 如果回流作用使高饱和度卤水在已形成的白云石晶体间孔隙中持续流动, 新的白云石会在早期形成的白云岩晶体上继续生长而形成白云石胶结物的现象被称为过度白云岩化(Saller and Henderson, 2001)。过度白云岩化会产生环带结构的白云石(图 2-B, 2-C); 但是如果白云岩化流体性质和白云石结晶速度没有大的变化的时候, 过度白云岩化形成的白云石也可能缺乏明显的环带结构。若发生在早成岩阶段, 白云石多为平直晶面自形/半自形晶。过度白云岩化也可能发生在深埋藏的超盐度流体经过碳酸盐岩岩层时, 可能部分或全部堵塞孔隙, 从而使岩石的孔隙度和渗透率降低。

3.2 回流渗透白云岩化中晶粒的变化

在传统的回流渗透模式(图 3)中, 白云石的晶粒大小和白云岩化程度通常从蒸发盐岩层向下逐渐减小(Adams and Rhodes, 1960; Warren, 1999), 或者回流白云岩在上下岩层相同的岩相中晶粒大小一致, 只有在白云岩化流体供应充分的条件下, 其上部的白云岩晶粒才会逐渐增大, 孔隙度逐渐减小(Saller, 2004)。最近Wahlman(2010)对回流模式作出了修正, 认为靠近高镁流体源白云岩的晶粒可能为极细的泥粉晶, 而在回流渗透的远端白云石晶体粒径增大。这是由于白云岩化过程中流体盐度和作用时间的变化造成的。由于在上部时流体盐度较高, 会更快地通过岩层将灰岩白云岩化; 而流体会在下部岩层作用更长的时间, 使得晶粒变大。那么, 许多古代大规模潮坪— 浅潮下带具有残余结构的微晶白云岩, 其下为深潮下带的无残余结构细晶白云岩组合, 可以看作是回流作用模式白云岩化的结果。

图3

Fig.3

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	图3 回流渗透模式中白云石晶粒的变化Fig.3 Variation of dolomite crystal size in reflux seepage model

3.3 中等盐度回流渗透白云岩化作用

中等盐度卤水(penesaline seawater or mesosaline brines)一般是指盐度高于海水但低于石膏大量沉淀的微咸流体, 盐度在37‰ ~140‰ 之间(Warren, 2006)。如前所述, 传统的回流渗透白云岩化的判别标志是伴生的蒸发岩, 说明白云岩化流体的盐度应高于140‰ 。中等盐度回流渗透白云岩化模式是指中等盐度流体在回流渗透的驱动下, 在准同生或成岩早期形成白云岩。

最早, 中等盐度(即盐度35‰ ~120‰ ; Kirkland and Evans, 1981)的回流渗透作用为实验室的数据模拟证明(Lucia, 1968; Simms, 1984; Kaufman, 1994)。尽管有学者认为该模式缺乏有力的古代例证支持(Badiozamani et al., 1973; Muchez and Viaene, 1994)。近年来, 许多研究表明, 缺乏大量蒸发盐证据的浅海灰岩的大规模白云岩化可能与中等盐度的回流渗透作用有关(Sun, 1994; Qing, 1998; Qing et al., 2001; Melim and Scholle, 2002; Eren et al., 2007; Rameil, 2008)。在一个局限或半局限的台地内部, 由于蒸发作用产生的中等盐度流体在准同生期或早成岩期发生回流作用, 交代或胶结形成白云岩。当蒸发作用较弱或海平面升高, 盐度较低, 沉积物为灰岩(图 4-A); 在海平面较高的时期, 水体盐度较低, 回流作用发生在沉积物的表面, 形成准同生白云岩(图 4-B); 在海平面较低的时期, 水体盐度较高, 回流作用相对强烈, 形成较大晶粒的白云岩(图 4-C)。

图4

Fig.4

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	图4 中等盐度下的回流渗透白云岩化模型Fig.4 Conceptual model of penesaline seawater reflux seepage dolomitization

在地质历史中的温室期, 广泛存在的低纬度环潮汐带白云岩往往没有蒸发盐岩伴生出现, 可能受控于中等盐度流体水的淹没和回流作用(Sun, 1994)。Qing(1998)和Qing等(2001)结合岩石学和地球化学证据, 推测由高频海平面变化造成的中等盐度海水流体回流渗透作用可能影响泥盆纪和侏罗纪数千平方千米的碳酸盐岩台地, 造成大规模的白云岩化。Haas和Demény(2002)在对晚三叠世Dachstein台地白云岩— 灰岩向上变浅沉积旋回的白云岩化作用进行了详细的研究:在干旱期, 潮坪的蒸发作用使得海水盐度变高, 发生回流作用, 由于早期固结的岩石或页岩形成的隔水带, 白云岩化规模小(厚3~5, m); 在过渡期, 向下渗透的大气降水与潮坪盐水在隔水带之上形成少量的混合水白云岩; 在潮湿期, 主要是大气淡水发生回流作用, 不发生白云岩化。Rameil(2008)将活跃回流和潜在回流应用于微咸水白云岩化模式, 解释三级旋回顶部的白云岩富集现象。中国华南、塔里木等板块上寒武统— 奥陶系中许多白云岩被认为是回流渗透作用产生, 且与蒸发岩无关(邵龙义等, 2002; 李凌等, 2007; 张奎华和马立权, 2007; 刘永福等, 2008), 均可能与此修正模式有关。笔者在对扬子台地内部中上寒武统白云岩的研究中发现, 该模式可能也适用于与蒸发岩无关的大规模半局限潮下带白云岩的形成。在海平面较低时期, 主要形成自形— 半自形结构的粉晶— 细晶白云岩, 可能有残余结构(图 5-A, 5-B, 5-C); 在海平面较高的时期, 主要形成泥晶白云岩, 保存残余结构(图 5-D, 5-E, 5-F)。

图5

Fig.5

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	图5 湖北兴山古洞口剖面寒武系覃家庙群和三游洞群中等盐度回流渗透作用白云岩单偏光镜下特征Fig.5 Photomicrographs(in plain polarized light)of penesaline reflux seepage dolostone in the Cambrian Qinjiamiao and Sanyoudong Groups in Gudongkou section at Xingshan of Hubei Province

通过对于回流渗透模式特点及其研究进展的综述, 获得以下结论:

1)传统的回流渗透白云岩化模式往往与大规模分布的蒸发盐岩相关, 依据其分布, 可以划分为台地型和盆地型。该模式主要的Mg²⁺来源是海水, 其水文驱动模式是盐度差异造成的密度驱动和之后的水力梯度差异驱动。古代大规模回流渗透作用产生的白云岩往往几十米到几百米厚, 广泛分布于几千到百万平方千米的区域。

2)一些新的研究扩大了回流渗透模式的应用范围:如过度白云岩化解释孔隙度由上向下逐渐变大; 在某些情况下, 回流渗透模式白云岩沿流体作用方向, 其上部的晶粒可能小于下部的晶粒。

3)在中等盐度的条件(无大规模蒸发盐的形成)下, 依然可以发生大规模的回流渗透白云岩化作用。该模式下的白云岩化强度往往受到海平面变化的控制。