何凯, 朱井泉, 由雪莲, 刘玲. (2013)塔里木盆地柯坪地区上寒武统表生溶蚀型藻格架白云岩的地球化学特征及意义* [J]. 古地理学报, 15(1): 77-94
He Kai, Zhu Jingquan, You Xuelian, Liu Ling. (2013)Geochemistry characteristics and their implications of hypergene dissolved algal framework dolostone in the Upper Cambrian in Keping area,Tarim Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 15(1): 77-94. DOI:10.7605/gdlxb.2013.01.008  
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塔里木盆地柯坪地区上寒武统表生溶蚀型藻格架白云岩的地球化学特征及意义*
何凯1,2, 朱井泉1, 由雪莲1,2, 刘玲1,2
1 中国科学院地质与地球物理研究所,北京 100029
2 中国科学院研究生院,北京 100049

第一作者简介: 何凯,男,1986年生,硕士研究生,主要从事沉积学及碳酸盐岩储集层地质学研究。E-mail:hekai1518@163.com。

通讯作者简介: 朱井泉,男,1956年生,中国科学院地质与地球物理研究所研究员,主要从事沉积学、储层沉积学和沉积地质学研究。E-mail:Jqzhu@mail.igcas.ac.cn。

收稿日期:2012-03-07
基金:*国家重点基础研究项目“中国海相碳酸盐岩层系多种储层形成机理与分布模式”(编号:2005CB422103)和国家科技重大专项(编号:2011ZX05005-002-008HZ)联合资助
摘要

采用野外观察、室内薄片鉴定及多项地球化学分析技术方法,对塔里木盆地柯坪地区上寒武统表生溶蚀型藻格架白云岩的特征及成因进行了研究。宏观上,藻格架白云岩呈丘状、透镜状夹于潮坪相白云岩层间,由于差异性溶蚀,发育了大量表生溶蚀孔。微观上,藻格架由富藻的泥粉晶白云石组成,而架间孔由浅色的亮晶白云石充填。藻格架泥粉晶白云石呈他形—半自形,镶嵌结构,具有暗红色—橙红色的阴极发光,较高的 Na、 K含量,较低的 Fe含量;δ 13C为 -0.572‰~0.124‰、平均值 -0.116‰,δ 18O为 -5.391‰~-4.983‰、平均值 -5.240‰,表明其形成于准同生阶段盐度较高的相对氧化环境中。架间充填的亮晶白云石胶结物,呈半自形—自形中细晶,具有昏暗的阴极发光或者不发光,较低的 Na、 K含量,较高的 Fe含量,δ 13C值为 -0.662‰~-0.251‰、平均值为 -0.460‰;δ 18O值为 -6.639‰~-5.939‰、平均值 -6.267‰,表明其形成于相对还原的埋藏环境。稀土元素分析结果表明,二者均具有 LREE轻微富集、 HREE亏损、 Eu负异常特征,与海相泥晶灰岩稀土元素配分模式相似,揭示了其白云化流体均来自于原始的海水。在溶蚀作用方面,亮晶白云石胶结物相对泥粉晶白云石藻格架更易于溶蚀。前者在大气水表生溶蚀过程中,主量元素 Ca、 Mg丢失显著, Mg/Ca值由 0.955降至 0.007,微量元素 Na、 K丢失相对明显, Na/Ca值由原来的 3.8×10-4降为 1.9×10-4, K/Ca值由 1.1×10-3降至检测限以下,而不改变稀土元素的配分模式。这些特征表明,表生溶蚀过程在元素特征上是一个去白云化的盐度降低过程,而这一过程中基本无稀土元素的带入带出。

关键词: 塔里木盆地; 上寒武统; 藻格架白云岩; 表生溶蚀; 碳氧同位素; 稀土元素; 地球化学特征
中图分类号:P581 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2013)01-0077-18
Geochemistry characteristics and their implications of hypergene dissolved algal framework dolostone in the Upper Cambrian in Keping area,Tarim Basin
He Kai1,2, Zhu Jingquan1, You Xuelian1,2, Liu Ling1,2
1 Institute of Geology and Geophysics,Chinese Academy of Sciences,Beijing 100029
2 Graduate School of Chinese Academy of Sciences,Beijing 100049

About the first author: He Kai,born in 1986,is a master degree candidate.Now he is mainly engaged in researches of sedimentology and carbonate reservoir geology.E-mail:hekai1518@163.com.

About the correspoinding author: Zhu Jingquan, born in 1956, is a research professor in Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences. Now He is mainly engaged in sedimentology, reservoir sedimentology and sedimentary geology. E-mail:Jqzhu@mail.igcas.ac.cn.

Abstract

Based on field investigation,petrographic observation,and related geochemical analysis,the characteristics and genesis of the hypergene dissolved algal framework dolostone in the Upper Cambrian in Keping area,Tarim Basin,were studied.In macro-scale,hummocky and lenticular algal reef dolostone sandwiched between the tidal-flat dolostones. A large number of supergene dissolution pores developed due to the differential dissolution.In micro-scale,the rocks are mainly composed of dark mud-silt-sized dolomite enriched in algae and light-colored sparry dolomite cement.Mud-silt-sized dolomite has subhedral-anhedral shaped mosaic structure,and display dark-orange red luminescence.They have high concentration of Na and K,but lower concentration of Fe.The δ13C ranges between -0.572‰ and 0.124‰,with an average value of-0.116‰;the value of δ18O ranges between -5.391‰ and -4.983‰,with an average of-5.240‰.These characteristics indicate that the mud-silt-sized dolomite was formed in contemporaneously stage under relatively oxidizing and higher salinity conditions.The sparry dolomite cements filling between algal framework,are anhedral-subhedral shaped and medium-coarse crystalline sized.They show dark cathodoluminescence or non-luminous.The contents of Na and K are low,whereas the content of Fe is high. δ13C values range between -0.662‰ and -0.251‰,with an average value of-0.460‰; δ18O values range between -6.639‰ and -5.939‰,with an average value of-6.267‰.These data indicate that the sparry dolomite cement formed in a relative reduction environment during burial stage.Both mud-silt-sized dolomite and sparry dolomite cements share similar REE patterns with finely crystalline limestone: LREE are enriched,HREE are depleted,and there are Eu negative anomalies.It suggests that both of them derived from seawater dolomitization fluid.In dissolution aspect,sparry dolomite cements are more easily dissolved than mud-silt-sized algal framework dolomite.In the supergene dissolution process,the major elements,Ca and Mg of the sparry dolomite cements,decreased significantly,and the Mg/Ca value declines from 0.955 to 0.007. Trace elements of Na and K were lost obviously.The Na/Ca value declines from 3.8×10-4 reduced to 1.9×10-4,K/Ca value declines from 1.1×10-3 to below the detection limit.Distribution pattern of rare earth elements were not changed.These features suggest that hypergene dissolution process is dedolomitization with salinity decreases,and there were nearly no gains and losses of rare earth elements.

Key words: Tarim Basin; Upper Cambrian; algal framework dolostone; epigenic dissolution; carbon and oxygen isotope; rare earth element(REE); geochemistry characteristics

塔里木盆地深层碳酸盐岩储集层是重要的油气勘探目的层系之一, 近年来的勘探实践已揭示了其巨大的油气资源潜力。该区寒武系中发育大套白云岩, 而白云岩中的各种次生孔隙被认为是潜在的油气储集空间(Warren, 2000; Qing et al., 2001; Vandeginste et al., 2009)。目前, 对埋藏成岩环境中白云岩的有机溶蚀孔隙和热液溶蚀孔隙进行了大量的研究, 同时, 大气水作用下的古岩溶作用也是研究热点之一。塔里木盆地受多期构造运动等因素的控制和影响, 古岩溶十分发育, 目前在该地区古生代地层中已发现多个古岩溶型大型油气田(康玉柱, 2008)。总的来说, 目前对于碳酸盐岩表生溶蚀作用的研究, 区域性的大规模的宏观研究较多, 微观溶蚀机理研究较少; 灰岩的表生溶蚀作用及其机理研究较多, 而白云岩的表生溶蚀作用研究相对较少, 对控制储集层发育的溶蚀过程与特征认识仍不很清楚。目前, 两类白云岩储集层受到广泛关注, 一类是表生溶蚀型古岩溶储集层, 大量的次生孔隙孔洞构成良好的储集空间, 如塔河地区; 另一类是礁滩型储集层, 礁格架间大量的原生孔隙, 为后期流体的进入、次生溶蚀作用的进行提供了良好的通道, 具备发育大量孔隙的基础, 因而也是很有利的储集层, 如四川盆地普光气田藻礁型白云岩储集层。

柯坪地区的藻格架白云岩, 为近年来盆地中新发现的一种重要的岩石类型。它具有富含原生孔隙的藻格架结构, 表面正在发育大量的表生溶蚀孔, 是研究白云岩溶蚀作用的天然实验室, 对它的成因和成岩研究具有重要的意义, 可在一定程度上探索上述两类储集层的形成机理。文中对研究区藻格架白云岩表生溶蚀作用的研究, 对揭示地质历史中类似白云岩的表生溶蚀作用过程及其机理可能具有重要的意义。

1 地质背景

塔里木盆地是一个由古生界克拉通盆地和中、新生界前陆盆地组成的大型叠合复合盆地, 具有古老陆壳基底和多次沉降隆升的构造演化历史(康玉柱和康志宏, 1994; 贾承造, 1999; 金之钧和王清晨, 2004; 汤良杰等, 2004)。根据盆地三隆四坳的构造格局特征, 可划分为7个一级构造单元, 分别是:塔北隆起、中央隆起、东南隆起、库车坳陷、北部坳陷、西南坳陷和东南坳陷。研究区位于塔里木盆地西北缘, 构造单元上属于中央隆起的西端(图 1)。

图1 塔里木盆地构造单元划分及剖面位置Fig.1 Tectonic units of Tarim Basin and location of outcrop section

研究区寒武系地层发育完整, 以白云岩为主。从老到新依次为:下寒武统的玉尔吐斯组、肖尔布拉克组、吾松格尔组; 中寒武统的沙依里克组、阿瓦塔格组及上寒武统的下丘里塔格组。

本次研究的藻格架白云岩主要发育于上寒武统下丘里塔格组(图 2)。在蓬莱坝剖面上, 上寒武统下丘里塔格组可分为96层, 藻格架白云岩就有31层, 占总层数的32.3%, 其累计厚度约为100 m, 约占剖面总厚度(270.7 m)的36.9%。这套白云岩层系之下为中寒武统的蒸发岩沉积, 并夹有泥岩和白云岩。下寒武统为厚层的白云岩, 偶见页岩和灰岩。

图2 塔里木盆地柯坪地区上寒武统下丘里塔格组综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of the Upper Cambrian Xiaqiulitage Formation in Keping area, Tarim Basin

图3 塔里木盆地柯坪地区上寒武统藻格架白云岩的野外照片
A— 藻格架白云岩, 丘状产出, 顶部有蜂窝状表生溶蚀孔发育, 上寒武统下丘里塔格组, 蓬莱坝剖面; B— 藻格架白云岩表面蜂窝状的表生溶蚀孔洞, 孔洞大小不一, 直径分布从毫米级到厘米级, 上寒武统下丘里塔格组, 蓬莱坝剖面; C, D— 呈丘状的藻格架白云岩, 表面 发育疙瘩状溶蚀凹坑, 可见藻格架构成的网状结构, 上寒武统下丘里塔格组, 蓬莱坝剖面Fig.3 Field photos of the Upper Cambrian algal framework dolostone in Keping area, Tarim Basin

2 藻格架白云岩的岩相学特征
2.1 藻格架白云岩宏观特征

在柯坪地区蓬莱坝剖面上, 藻礁丘外观呈深灰色, 单层厚度为0.5~5 m, 横向延伸不远, 一般20~30 m, 常呈透镜状或丘状产出(图 3-A)。肉眼近观, 藻格架白云岩主要由两种结构组分构成, 一种是暗色的藻格架, 另一种为浅色的架间充填胶结物(图 3-C)。藻格架形状不规则, 大小一般为1~2 cm, 网状相连, 在空间上构成立体网状格架, 架间为亮晶胶结物充填, 表明为一种抗浪结构的藻礁丘(图 3-C, 3-D), 反映较强的水动力条件。当水动力条件增大到足以将藻体打碎时, 就会在藻礁丘的后方形成藻屑滩。在藻格架白云岩中, 藻格架、架间藻碎屑与亮晶胶结物的存在, 以及丘状或透镜状产出形态, 反映了沉积期水体开阔、能量较高, 为开阔台地相环境。下丘里塔格组底部为开阔台地潮间— 潮下坪和藻屑滩交互沉积, 发育了较典型的藻格架白云岩。

由于后期的差异风化作用, 藻格架白云岩在露头上呈现出疙瘩状或瘤状外观(图 3-C, 3-D), 其中抗风化溶蚀的藻格架呈突出的疙瘩, 而相对易溶蚀的架间胶结物则形成凹坑。在藻格架白云岩溶蚀程度较强的部位表面, 常可形成密集分布如蜂窝状的溶蚀孔洞(图 3-B), 大者约1 cm, 小者小于1 mm, 均只分布于岩石表面, 其深度一般不超过10 cm。这说明, 这些溶孔的形成, 完全是在最近一期的表生作用阶段由于大气降水淋滤而成的(朱井泉等, 2008)。

图4 塔里木盆地柯坪地区上寒武统藻格架白云岩的显微照片
A— 藻格架白云岩显微照片, 由两种结构组分构成, 一种为暗色的藻格架, 由富藻的泥粉晶白云石组成; 另一结构组分为浅色的胶结物, 主要由亮晶白云石组成; 上寒武统下丘里塔格组, 蓬莱坝剖面。B— 电子探针背散射条件下的藻格架白云岩架间中粗晶亮晶白云石胶结物与暗色泥粉晶白云石。C— 藻格架白云岩架间胶结物, 单偏光, × 40。D— 阴极发光条件下, 泥粉晶白云石呈暗红色或橙红色发光; 架间白云石胶结物昏暗发光或者不发光; 单偏光, × 40。E— 藻格架白云岩架间中细晶白云石胶结物, 半自形— 自形; 暗色泥粉晶白云石重结晶为粉细晶白云石, 仍可见藻颗粒, 为颗粒幻影构造, 他形镶嵌结构, 单偏光, × 40。F— 阴极发光条件下, 架间胶结物中散布的藻颗粒幻影 粉细晶白云石呈暗红色或橙红色, 架间白云石胶结物昏暗发光或者不发光, 单偏光, × 40Fig.4 Microscophic photos of the Upper Cambrian algal framework dolostone in Keping area, Tarim Basin

2.2 藻格架白云岩微观特征

显微镜下观察发现, 藻格架白云岩主要由两种结构组分构成, 一种为暗色藻格架白云石, 另一种为浅色架间胶结物 (图 4-A)。

藻格架白云石颜色为黄褐色, 主要特征为:泥粉晶— 细晶级, 他形— 半自形, 镶嵌结构, 晶体表面比较污浊, 可见残余的藻丝体及藻颗粒幻影(图 4-A, 4-C); 岩性较为致密, 孔隙较少, 主要为不具有储集层意义的微孔隙(图4-B); 局部发生重结晶作用, 晶体变大, 晶形变好。这些特征表明此类白云岩可能形成于早期成岩阶段(准同生阶段), 形成时结晶速度较快, 受后期成岩作用影响较弱。

藻格架间充填胶结物颜色较浅, 为细晶— 中晶白云石, 自形— 半自形, 镶嵌结构, 晶体洁净明亮, 部分发育晶间孔及晶间溶孔(图 4-B, 4-C, 4-E)。在阴极发光照片上, 胶结物为不发光或者昏暗发光(图 4-D, 4-F)。此类白云石相对藻格架泥粉晶白云石有显著的区别, 表现为晶体更粗大, 晶形更好, 晶体表面比较干净明亮(图 4-A, 4-E)。有的充填白云石又发育后期溶蚀作用(图 4-C)。

在大气淡水淋滤条件下, 岩石略呈土灰色, 可能是由于大气淡水溶蚀而使结构疏松所致; 而未溶蚀部分岩石保持致密结构, 为原岩的暗色。在微观上, 遭受淡水溶蚀且并未被完全溶蚀部分, 常发育有呈港湾状的孔隙, 从0.01~1 mm不等, 含有了各个成岩阶段不同发育程度的孔隙, 且胶结物晶体更清净明亮; 而未溶蚀部分则为原始状态白云石胶结物, 具有较为致密的晶体结构。

电子探针背散射图像中, 下丘里塔格组的藻格架白云石及充填胶结物白云石内部结构都比较均匀, 晶体内部有较少或几乎不含方解石包裹体等交代残余物(图 4-B), 说明白云石为原生沉淀或者白云化流体彻底交代白云石前驱物的产物。充填白云石晶形较好, 一些晶体核部较暗, 边部较浅, 可能指示了多期次流体活动。

3 采样与分析方法

研究样品取自柯坪地区蓬莱坝剖面, 为表生溶蚀孔隙非常发育的藻格架白云岩。为研究该类型白云岩的岩石学特征及表生溶蚀作用, 对样品薄片进行系统鉴定后, 选取4个典型样品进行测试分析。采用牙钻微区取样, 分别钻取了藻格架团块、未受淡水溶蚀的架间胶结物、受淡水溶蚀的胶结物部分进行对比。

稀土元素、碳氧稳定同位素及电子探针分析均由中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成。稀土元素测试, 采取醋酸溶样方法进行处理(仅溶解碳酸盐类矿物)。利用Finnigan MAT ELEMENT型ICP-MS进行稀土元素分析, 分析误差优于10%。碳酸盐岩的元素组成分析, 在JEOL JXA8100型电子探针上完成, 工作电流1× 10-8A, 加速电压15 kV, 束斑直径为3, μ m。碳氧同位素的分析采用正磷酸法, 碳氧同位素测定由MAT-253质谱仪完成, 分析精度优于± 0.011‰ 。

4 地球化学特征及讨论
4.1 微量元素

4.1.1 藻格架白云岩微量元素特征

通常认为, 正常海水环境中形成的白云石Na2O含量在110× 10-6~160× 10-6之间(Veizer, 1983; Qing and Mountjoy, 1989), 白云岩的Na+、K+含量变化范围可以很宽, 尤其是Na+含量, 可出现数量级的差异(Mattes and Mountjoy, 1980)。研究区藻格架间充填白云石Na2O含量最高为430× 10-6, 平均为80× 10-6, 近似为正常海水来源的白云化流体; 藻格架泥粉晶白云石Na2O含量为20× 10-6~1970× 10-6, 平均为465× 10-6, 高于正常海水中形成的白云石的Na2O含量, 表明其白云化流体盐度相对较高。此外, 充填白云石胶结物中 K2O 的含量最高为300× 10-6, 平均为72× 10-6; 而藻格架泥粉晶白云石中, K2O含量最高为770× 10-6, 平均为231× 10-6(表 1)。这同样指示了构成藻格架的泥粉晶白云石形成于较高盐度的白云化流体环境下。

表1 塔里木盆地柯坪地区上寒武统藻格架白云岩的电子探针分析数据 Table1 Electron probe analysis data of the Upper Cambrian algal framework dolostone in Keping area, Tarim Basin

据报道, 强烈蒸发环境中形成的同生白云石SrO含量在500× 10-6~700× 10-6之间, 而根据Sr在海水与白云石之间的分配关系(Baker and Burns, 1985; Land, 1991), 可以计算出与正常海水平衡的白云石的SrO含量应在470× 10-6~550× 10-6之间(Veizer, 1983; Kirmaci and Akdağ , 2005)。通过分析发现, 研究区藻格架白云石中SrO含量最高为600× 10-6, 平均为142× 10-6; 充填胶结物白云石SrO含量最高为660× 10-6, 平均为265× 10-6, Sr含量相对偏低。上述对比可以看出, 无论是藻格架白云石还是充填白云石, 与正常海水平衡形成的白云石相比, 都具有较低的SrO含量, 实际上, 在古代白云岩中, Sr含量很难超过250× 10-6, 这是由白云石中Sr的控制机理决定的(黄思静, 2010), 可能与白云化作用或后期成岩过程中存在Sr的丢失有关(Baker and Burns, 1985; Land, 1985)。同时, 胶结物SrO含量相对藻格架白云石较高, 指示两者可能是不同性质的白云化流体来源。充填白云石具有较高Sr含量, 很可能是在埋藏阶段形成的, 因为在封闭地层体系中, 方解石等白云化过程是一个Sr丢失的过程, 从而使得地层水流体中含有了较高的Sr2+, Sr2+能够替代Ca2+, 因而埋藏阶段形成的充填白云石, 具有相对较高的Sr含量。

正常海水中沉淀出来的白云石中Fe、Mn的平衡浓度分别为2× 10-6~39× 10-6, 1× 10-6(Veizer, 1983; Qing and Mountjoy, 1989)。可见, 白云石中相对的Fe含量、Mn含量都很低, 这是由海水中Fe、Mn元素的丰度及分配系数决定的。白云石中Mn、Fe质量分数往往反映成岩强度和埋藏深度, 通常埋藏越深, 成岩强度越高 Mn、Fe的质量分数就越高, 相反Mn、Fe的质量分数就越低(何莹等, 2006)。

此次研究样品中, 藻格架白云石的FeO含量为530× 10-6~2210× 10-6之间, 平均为1038× 10-6; 藻格架间充填白云石的FeO含量为1850× 10-6~2480× 10-6, 平均为2106× 10-6(表 1)。相比藻格架白云石, 架间充填白云石具有较高的FeO含量, 表明充填白云石可能形成于更加还原的埋藏环境中, 或者富Fe的白云化流体, 或者后期成岩过程中Fe优先进入白云石晶格(Kirmaci and Akdağ , 2005)。

探针数据分析表明, 在藻格架白云石和中粗晶白云石充填物中 MnO含量都较低, 甚至在检测限以下。在胶结物中 MnO含量最高为330× 10-6, 平均为83× 10-6; 藻格架白云石MnO含量最高为480× 10-6, 平均为176× 10-6(表 1)。对比发现, 经历较弱成岩作用的藻格架泥粉晶白云岩, 具有较高的Mn含量和较强阴极发光性, 而含有相当数量成岩组分的架间胶结物则具有很低的Mn含量, 阴极发光较暗或者不发光。这种现象与黄思静等(2007)报道的四川盆地飞仙关组白云岩类似, 成岩早期阶段形成的微晶或泥晶白云岩具有最高的Mn含量和最强的阴极发光强度, 而形成机制与孔隙流体关系更为密切的结晶白云岩则具有最低Mn含量和最弱的阴极发光性。经典理论认为, 海水是一个低Mn的环境, 碳酸盐岩的成岩过程是一个Mn的获取过程(Brand and Veizer, 1980), 其Mn含量都显示出与经典的碳酸盐岩成岩理论相悖的特征(黄思静等, 2007)。他们推断微晶或泥晶白云岩较高的Mn含量, 可能与经历了准同生期的大气淡水作用影响有关。

据有关报道, 淡水中Mn、Fe的含量远远大于海水 Mn、Fe的含量分别是海水中的500倍、50倍, 因而较高的Mn含量说明其准同生阶段可能受到了与大气水有关流体的影响, 当然也可能说明其经历了穿越硅酸盐岩地层的深循环流体(黄思静等, 2010), 但藻格架白云石的泥粉晶结构说明其形成时间是准同生的, 其白云化作用显然是在近地表的开放体系中完成的。氧化条件下, 更多的Fe以高价态的形式存在, 其很难进入到方解石、白云石晶格中, 这使得准同生阶段氧化环境中形成的藻格架泥粉晶白云石不具有很高的Fe含量。然而, Mn2+在较宽的Eh值范围内具有比Fe2+更大的溶解度(Garrels and Christ, 1965), Mn2+比Fe2+能够出现在氧化性更强的水体里, 淡水中Mn、Fe的含量远远大于海水, 因而在近地表水的大气水环境下, 孔隙流体中会有更多Mn的加入, Mn比Fe更容易在近地表充氧环境中发生沉淀, 会出现Fe和Mn行为的不一致。在相对开放的大气水成岩环境中 Mn含量的增加和Sr含量的降低是主要的演化趋势(黄思静, 2010)。

图5 塔里木盆地柯坪地区上寒武统藻格架白云岩不同组分微量元素分析结果Fig.5 Trace element analysis results of framework and cement dolomite of the Upper Cambrian algal framework dolostone in Keping area, Tarim Basin

胶结物白云石具有与海水相似的高Sr低Mn特征, 因而该流体与大气水联系很少, 不具备经过碎屑岩地层的深循环流体的特征, 推测其白云化流体类似于海水, 为地层中封存的或压实作用排放的地层海水。藻格架中常富含孔隙(郭建华等, 1994), 在海水成岩环境中这些孔隙被海水充填, 进入埋藏环境后, 必然有部分海水被保存, 这些海水可为进一步白云化提供所需的Mg(吴仕强等, 2008)。埋藏成岩环境中, 成岩流体的运移远不如同生成岩环境中流体运动快, 其中的离子(主要指金属阳离子)可能也不如海水中的丰度高。流体运动缓慢、离子浓度低等势必降低矿物离子交换(或晶出)的速度, 使白云石结晶时间长, 成为有序度较高的白云石晶体(Folk and Land, 1975)。此外, 藻格架中富含微生物, 其中的嗜硫细菌可将残留海水中的毒化作用大为降低, 从而利于白云石的形成(Durocher and Aasm, 1997)。

4.1.2 表生溶蚀过程中主、微量元素行为特征

选取了4件样品, 对溶蚀部分胶结物和未溶蚀部分胶结物稀土元素进行对比分析。实验结果显示, 遭受大气水溶蚀部分的胶结物相对未溶蚀部分, 其不溶黏土矿物残余的较多(表 2, 图6)。这表明, 溶蚀部分白云岩经历了表生大气水溶蚀作用后, 岩石中主量元素Mg、Ca等可溶物质流失, 使得不溶黏土矿物原地残余, 因而相同质量(40 mg)白云岩样品中, 其不溶残余物较多。

表2 样品未溶蚀部分与溶蚀部分的醋酸不溶残余量 Table2 Acetic acid insoluble residual content of dissolved part and undissolved part of samples by meteoric water

图6 遭受大气淡水溶蚀与未溶蚀样品的醋酸不溶物含量对比Fig.6 Acetic acid insoluble residual content of samples both dissolved and undissolved by meteoric water

样品的背散射图像表明, 样品遭受表生溶蚀的部位具去白云化现象。在背散射图像下可以看到, 明亮的为方解石晶体, 而颜色稍暗的为白云石, 交代残余白云石晶体呈不规则状, 被方解石所包围(图 7), 表明为去白云化形成的。电子探针数据表明, 去白云化过程中, Mg含量急剧减少, 由理想白云石的大概20%左右降至0.3%, 相对而言, Ca含量由原来的30%左右升至58%, Mg/Ca值由0.955降至0.007, 可见去白云化是Mg丢失、Ca增加的过程。在该过程中, 微量元素K、Na的丢失比较显著, Na/Ca值由原来的3.8× 10-4降为1.9× 10-4, K/Ca值由1.1× 10-3降至检测限以下, 表明其经历了大气水的低盐度环境, 发生了淋滤丢失。

同时可以看到, 去白云化形成的方解石相对白云石而言, Sr含量略有升高, Sr/Ca值为3.2× 10-4, 而未溶蚀的白云石中Sr/Ca值为1.4× 10-4, 表明去白云化过程中有Sr的加入。成岩流体对Sr含量的影响可能远小于白云石的晶体化学习性(黄思静, 2010), 更可能是元素的分配系数所致, 即由于Sr和Ca的离子半径更为接近, 而远离Mg的离子半径, 故一般认为Sr较易取代Ca, 而不是Mg。有关研究表明, Sr在白云石中的分配系数只有方解石的一半, 甚至更小。由此可见, Sr较易存在于方解石中, 方解石的白云化过程是Sr的丢失过程, 相反, 去白云化应是Sr获取的过程, 方解石比白云石有更高的分配系数, 因而有利于Sr对Ca的置换取代。

去白云化形成的方解石, Fe、Mn含量也急剧的减少, 未溶蚀部分的白云石Fe/Ca值为3.8× 10-3, 而溶蚀部分的白云石Fe/Ca值为2.1× 10-4, Mn/Ca值则由原来的4.1× 10-4降至检测限以下。这可能因为在大气水成岩环境中的氧化条件下, 原来二价的Fe、Mn被氧化成高价态, 难以进入方解石晶格, 从而显示出较低的Fe、Mn含量。

因此, 白云岩化学溶蚀过程大致为:主量元素Mg较快丢失, Ca含量相对增加, 发生去白云化作用形成方解石, 然后是大气淡水对方解石的溶蚀。这一过程伴随着微量元素Na、K的显著丢失。表明在干旱气候条件下, 由于地表缺少植被等生物作用的影响, 大气淡水对白云石的溶蚀过程通常只有元素的带出, 而基本没有元素的带入。

图7 表生溶蚀条件下藻格架白云岩的去白云化现象
A— 背散射图像中的去白云化现象, 亮色为方解石, 暗色为白云石, 黑色为表生溶孔, 去白云化形成不规则状白云石交代残晶, 点1和点2为白云石, 点3为方解石; B— 藻格架白云岩表生溶蚀孔隙发育, 明亮处为表生溶孔, 单偏光Fig.7 Dedolomitization of algal framework dolostone under hypergene dissolution

4.2 碳氧同位素特征

白云石碳、氧同位素特征是判别白云石的成因类型、流体性质、形成温度及白云化时间的重要地球化学标志。白云石的氧、碳同位素组成取决于白云化介质的氧、碳同位素组成, 并主要受控于介质的盐度和温度(何莹等, 2006)。

下丘里塔格组藻格架白云岩碳、氧同位素分析结果见表3。测试结果表明, 构成藻格架的泥粉晶白云石δ 13C为-0.572‰ ~0.124‰ , 平均值-0.116‰ ; δ 18O为-5.391‰ ~-4.983‰ , 平均值-5.240‰ 。藻格架间胶结物白云石δ 13C值为-0.662‰ ~-0.251‰ , 平均值为-0.460‰ ; δ 18O值为-6.639‰ ~-5.939‰ , 平均值-6.267‰ 。

表3 塔里木盆地柯坪地区上寒武统藻格架白云岩碳氧同位素特征 Table3 Carbon and oxygen isotope compositions of the Upper Cambrian algal framework dolostone in Keping area, Tarim Basin

本次测试结果与近年来Veizer和Hoefs(1976)以及Popp等(1986)研究的寒武系— 泥盆系海相碳酸盐岩的氧同位素组成平均值(-6‰ ~-4‰ )基本一致, 也与前人对上寒武统白云岩的测试结果(δ 13C为-0.3‰ 左右, δ 18O为-5.5‰ 左右)基本一致(杨杰东和王宗哲, 1994; 高志前等, 2006; 吴仕强等, 2008; 谢小敏等, 2009)。碳氧同位素组成总体位于同期正常的海相碳酸盐岩沉积范围内。

由盐度指数计算公式(Allen and Keith, 1965):Z(盐度指数)=2.048× (δ 13C/‰ +50)+0.498× (δ 18O/‰ +50)可知, 藻格架泥粉晶白云石的盐度指数分布范围为123.65~124.92, 平均为124.45, 表明其可能形成于准同生阶段的较高盐度环境中。

图8 塔里木盆地柯坪地区上寒武统藻格架白云石和架间胶结物碳氧同位素特征Fig.8 Carbon and oxygen isotope compositions of framework and cement dolomite of algal framework dolostone of the Upper Cambrian in Keping area, Tarim Basin

从上寒武统下丘里塔格组藻格架白云岩碳、氧同位素的分布看, 对同一样品的δ 13C值和 δ 18O 值而言, 暗色的藻格架泥粉晶白云石均大于架间的亮晶胶结物白云石; 从整体的碳氧分布看, 碳、氧同位素分布于两个不同的范围, 胶结物碳、氧同位素值整体上小于藻格架白云石(图 8), 表明二者形成于不同的流体环境中。

碳酸盐岩的碳同位素基本不受成岩作用孔隙水的影响, 其反映原始岩石的同位素组成(黄思静等, 2010), 因而, 胶结物白云石偏负的δ 13C, 表明其形成时本身的白云化流体的盐度更小, 或者有更偏负的δ 13C有机质混入。氧同位素是流体性质(最重要的可能是盐度)和温度的函数, 在某种程度上对温度更具敏感性(黄思静等, 2010)。胶结物白云石偏负的δ 18O, 可能是本身形成于较高的温度环境中或者受到了更偏负的大气淡水的影响, 但由于所选胶结物样品为未受大气水溶蚀部分, 可以排除大气水成岩作用对它的影响, 表明白云石形成于温度更高的埋藏环境中。

观察发现, 表生大气水条件下, 藻格架间胶结物相对藻格架白云石更容易溶蚀。

图9 溶蚀和未溶蚀样品的碳氧同位素特征Fig.9 Carbon and oxygen isotope compositions of samples both dissolved and undissolved

通过胶结物未溶蚀部分和溶蚀部分的碳氧同位素对比, 发现二者基本无差异(图 9), 但遭受溶蚀的白云岩却没有显著的大气水的碳氧同位素特征。本次试验结果与前人(Banner and Hanson, 1990; Gao and Land, 1991)所得结果相一致, 证明白云岩在大气水成岩环境中, 较小的水岩比基本不会造成碳氧同位素的显著改变。一方面可能由于研究区目前处于干旱气候条件下, 降水较少, 大气水与白云岩的水岩相互作用较弱。由于样品采自地表露头, 处于淡水成岩环境的渗流带顶部, 通常它只存在淡水的溶蚀淋滤作用, 而没有与大气水充分平衡后的碳酸盐岩的沉淀作用, 因此白云岩在很大程度上只是物质的带出及较少的带入; 另一方面有可能是原岩的缓冲作用所致, 即碳酸盐岩中碳的体积远远大于成岩作用过程中与其反应的孔隙水中的碳, 所以碳酸盐岩的碳同位素基本不受成岩作用孔隙水的影响, 基本反映原岩的同位素组成(黄思静等, 2010)。

表4 塔里木盆地柯坪地区藻格架白云岩的稀土元素分析结果 Table4 Results of REE elements of the Upper Cambrian algal framework dolostone in Keping area, Tarim Basin
4.3 稀土元素特征

由于白云岩中往往含有不等量的硅酸盐类矿物杂质(如黏土矿物等)与海相自生矿物, 后者的REE含量比白云石高出若干数量级, 很少的混入就会引起白云岩REE配分曲线发生很大的变化。总结大量测试结果发现, 纯的白云石(岩)的REE都很低, 一般只有几至十几μ g/g(胡文瑄等, 2010)。为了尽可能减少白云岩中杂质矿物的影响, 采取醋酸溶样方法进行处理(仅溶解碳酸盐类矿物)。

藻格架白云岩稀土元素分析结果如表4所示。文中对实验结果进行了球粒陨石标准化。

4.3.1 藻格架白云岩稀土元素特征

1)稀土元素总量。测试结果显示, 研究区藻格架白云岩中藻格架和架间胶结物稀土元素总量(Σ REE)都比较低, 变化范围不大, 为2.547× 10-6~5.450× 10-6, 平均值为4.041× 10-6(表 4), 符合一般认为的碳酸盐岩􀰐REE< 20× 10-6(胡文瑄等, 2010)。本次分析测试与前人报道(吴仕强等, 2009; 王旭等, 2011)的该地区寒武系白云岩稀土含量的结果相一致。但从整体上看, 架间胶结物的稀土元素含量比藻格架白云石略高。

2)REE配分模式。这两种类型的白云石和海相泥晶灰岩具有相似的稀土元素配分模式, 都表现为轻微右倾, 显示轻稀土元素(LREE)富集、重稀土元素(HREE)亏损, 曲线较为平坦, Eu负异常的特征(图 10)。二者具有相似的稀土元素配分模式, 基本继承了原始海水Σ REE的特征, 表明两者的白云化流体具有相似的来源, 都是来源于海水或者由海水成因的碳酸盐岩的溶蚀沉淀作用而成。

图10 藻格架白云岩结构组分与海相泥晶灰岩的稀土元素配分模式对比Fig.10 Comparison of chondrite-normalized REE pattern for samples from different structural components of algal framework dolostone and micrite limestone

轻稀土元素间分异程度通常用(La/Sm)N值来指示, 重稀土元素间分异程度用(Gd/Yb)N值指示。实验结果显示, 藻格架泥粉晶白云石(La/Sm)N值介于6.708~9.280之间, 平均为7.862, (Gd/Yb)N值介于2.404~3.093之间, 平均为2.794, LREE/HREE值介于3.336~3.996之间, 平均为3.660; 藻格架间胶结物白云石, (La/Sm)N值介于4.864~5.773之间, 平均为5.443, (Gd/Yb)N值介于1.723~2.797之间, 平均为2.382, LREE/HREE比值介于2.880~3.584之间, 平均为3.231。尽管二者具有相似的稀土元素配分模式, 但是藻格架白云石相对胶结物白云石轻稀土分异程度更高, 这说明二者形成时的白云化流体性质有差异。

3)δ Ce和δ Eu。Eu和Ce是典型的变价稀土元素, 其在碳酸盐岩中的富集与亏损程度可很好地反应沉积时水介质的氧化还原性。Ce由于其敏感的氧化还原性, 常与正常海水中其他的三价稀土元素发生分馏作用(Mazumdar and Tanaka, 2003), 可溶解的Ce3+在氧化条件下会变成较难溶解的、热力学上更稳定的Ce4+而优先进入到沉积物颗粒中, 因此Ce的负异常程度是水体氧化程度的反映(Frimmel, 2009)。

通常情况下, 碳酸盐岩会继承海水中稀土元素的特征, 呈现Eu的负异常。但当流体处在还原条件下时, 流体中的Eu3+会被还原成Eu2+, 因为Eu2+与Ca2+具有相同的电价以及相似的离子半径, Eu2+会取代白云石中的Ca2+, 从而可能导致Eu增多, 甚至正异常的出现。

实验结果显示, 藻格架泥粉晶白云石具有显著Eu负异常, Eu/Eu* 介于0.199~0.319之间, 平均为0.266。Eu总体上处于强— 中等亏损状态。δ Ce变化范围为0.961~1.031, 平均为0.983, Ce略亏损或基本无亏损(表4; 图10)。藻格架间胶结物白云石具有中等Eu负异常, Eu/Eu* 介于0.372~0.828之间, 平均为0.509。Eu总体上处于强— 中等亏损状态。δ Ce变化范围为0.940~1.005, 平均为0.970, Ce总体上亏损不明显, 相对藻格架泥粉晶白云石略亏损(表 4; 图10)。

样品中藻格架白云岩具有和海相泥晶灰岩近似的Ce负异常, 说明成岩流体具有与海水稀土元素相似的特征, 而相对较弱的δ Ce, 甚至出现Ce/Ce* 值略微正异常, 则反映可能受到了陆源碎屑的影响, 表明准同生阶段受到大气淡水环境的影响。白云化过程可能是在一种相对氧化的成岩条件下进行, 从而导致成岩流体中的Ce4+优先进入再沉淀的碳酸盐矿物(主要是白云石)晶格中, 使得白云岩的δ Ce不是特别低, 同时也说明白云石化作用可能是在一个相对开放的成岩体系中进行(韩银学等, 2010)。胶结物白云石Eu负异常程度(平均为0.509)相对基质泥粉晶白云石(平均为0.266)减弱, 可能暗示形成时候的流体性质偏还原, 这也从另一方面再次说明胶结物白云石可能形成于埋藏阶段。

4.3.2 表生溶蚀过程中稀土元素特征

在大气淡水溶蚀作用下, 遭受溶蚀部分的架间胶结物和未受溶蚀部分的稀土元素对比发现, 两者稀土总量及配分模式基本无变化(图 11), 这一方面可能是大气水与白云岩的水岩作用不强烈, 白云岩在很大程度上只是主量元素的带出, 稀土元素变化不是很明显, 另一方面说明白云岩中稀土元素本身含量就较低(小于10× 10-6), 虽然遭受了含量更低的大气淡水流体的溶蚀作用, 但由于原岩的缓冲作用, 其稀土元素总量的改变并不明显或基本无变化。

需要指出的是, 藻格架白云岩架间胶结物样品yXQ-3.3, 稀土元素的配分模式虽然整体上能够体现海水来源的特征, 但是相对其他的胶结物样品, 只有较弱的Eu负异常(表 2, 图12), 说明受到了后期不同性质的成岩流体影响, Eu负异常程度发生变化。但是该样品表生溶蚀部分的稀土元素配分模式曲线又出现了相对较强的Eu负异常, 表明在偏氧化的大气水成岩环境中, Eu出现了一定的迁移流失, 导致Eu负异常又偏负(图 12)。

图11 表生溶蚀条件下藻格架白云岩中各结构组分的稀土元素配分模式
A— 藻格架白云石、架间胶结物、溶蚀胶结物的稀土元素配分模式对比, 表生溶蚀部分稀土元素基本不受影响; B— 藻格架白云石、架间胶结物、溶蚀胶结物的稀土元素配分模式对比, 表生溶蚀部分稀土元素含量略增加Fig.11 Chondrite-normalized REE pattern for samples from different structural components of algal framework dolostone under hypergene dissolution

图12 叠加了表生溶蚀和有机溶蚀作用的架间胶结物的稀土配分模式Fig.12 Chondrite-normalized REE pattern for algal framework dolostone cement under hypergene dissolution superimposing organic corrosion

通常以下情况会出现Eu正异常:(1)与岩浆活动相关的热液流体影响(Bau, 1991; James and Elderfield, 1996); (2)流体在特定氧化还原条件下Eu3+与Eu2+之间的转化分异(Sverjensky, 1984; Mills and Elderfield, 1995)。当流体处在还原条件下时, 流体中的Eu3+会被还原成Eu2+, 而Eu2+与Ca2+具有相同的电价以及相似的离子半径, Eu2+会取代白云石中的Ca2+, 从而导致岩石中Eu正异常的出现(王小林等, 2009), 因而, Eu的异常是判别白云岩是否受热液改造的重要依据之一, 而偏还原的酸性热液流体常具有Eu正异常(Frimmel, 2009)。结合岩相学观察可知, 该样品架间胶结物孔隙中含有有机质残余, 因此, 也反应了该样品受到了地层酸性热液流体或者有机热液的作用, 导致架间白云石胶结物的稀土元素配分模式发生了改变。

在大气水作用下, 遭受溶蚀部分又出现了较强的Eu负异常, 表明在偏氧化的大气水成岩环境中, Eu出现了一定的迁移流失, 导致δ Eu负异常增强(图 12)。胡忠贵等(2009)通过对四川盆地表生溶蚀型白云岩的研究, 发现伴随大气水溶蚀强度加大, δ Eu负异常强度随之加大的变化特点, 表明大气水的低温溶蚀作用对Eu有明显的迁移贫化效应。沉积作用体系中, Eu比其他稀土元素更容易被水溶液带走, 故在化学风化的长期开放体系中, Eu2+将被优先移出, 使得留下来的沉积物中Eu减少。而该样品中的有机溶蚀孔隙成为后期流体进入的有利通道, 大气水环境下, 残存的有机质在氧化状态下形成的有机酸, 更有利于元素的活化迁移, 因而叠加在有机溶蚀之上的表生溶蚀作用更容易发生, 溶蚀程度也更强。这也说明在偏氧化的表生大气水环境下, 经过有机溶蚀作用改造过的白云石较易发生溶蚀作用, 同时伴随着敏感变价元素的迁移。

4.4 地球化学特征讨论

4.4.1 藻格架白云岩两种结构组分地球化学特征

藻格架泥粉晶白云石具较高含量的Na2O(平均465× 10-6)和K2O(平均231× 10-6), 较低含量的FeO(平均1038× 10-6); 而藻格架间充填白云石Na2O含量平均为80× 10-6, K2O 的含量平均为72× 10-6, 具相对较高的FeO含量(平均2106× 10-6)(图 5)。Na、K的含量可以作为白云岩成岩环境的盐度指标, 其值越高, 则盐度高, 反之则低(Morrow, 1982; Warren, 2000)。白云石中Fe含量往往反映成岩强度和埋藏深度, 通常埋藏越深, 成岩强度越高, Fe的质量分数就越高, 反之越低(何莹等, 2006)。这些微量元素特征表明, 二者具有不同性质的白云化流体, 藻格架泥粉晶可能形成于准同生阶段的较高盐度偏氧化环境中, 而架间胶结物可能形成于埋藏成岩阶段相对低盐度的还原环境中。

藻格架泥粉晶白云石, SrO含量平均为142× 10-6, MnO含量平均为176× 10-6, 相对而言, 充填胶结物白云石, 具有较高的SrO含量(平均为265× 10-6)和较低的MnO含量(平均为83× 10-6)。这些特征也表明两者具有不同性质的白云化流体。架间胶结物白云石具有与海水相似的高Sr低Mn特征, 可能是在埋藏阶段高Sr、低Mn的类似海水性质的流体(如地层中封存的海水或压实排放的地层海水)中形成。经历较弱成岩作用的藻格架泥粉晶白云岩, 具有较高的Mn含量和较强的阴极发光性, 而含有相当数量成岩组分的架间胶结物则具有很低的Mn含量, 阴极发光较暗或者不发光, 其Mn含量都显示出与经典的碳酸盐岩成岩理论相悖的特征(黄思静等, 2007), 可能指示了藻格架白云岩经历了准同生期大气淡水作用的影响。

藻格架泥粉晶白云岩具较高的δ 13C(-0.572‰ ~0.124‰ , 平均值-0.116‰ )、较高的δ 18O(-5.391‰ ~-4.983‰ , 平均值-5.240‰ ), 以及较高的Z值(平均值124.45); 而架间胶结物白云石δ 13C值为-0.662‰ ~-0.251‰ 、平均值为-0.460‰ , δ 18O值为-6.639‰ ~-5.939‰ 、平均值-6.267‰ 。两者的碳氧同位素组成总体位于同期正常的海相碳酸盐岩沉积范围内。藻格架白云石较高的碳氧同位素值, 架间胶结物偏负的氧同位素, 也说明了藻格架泥粉晶白云石可能形成于准同生阶段的较高盐度环境中, 架间胶结物可能形成于温度较高的埋藏环境中。

稀土元素特征的分析表明, 藻格架白云岩的这两种结构组分与海相泥晶灰岩具有相似的稀土元素配分模式, 都表现为轻微右倾, 显示LREE富集、HREE亏损、曲线较为平坦、Eu负异常的特征(图 11)。这表明两者的白云化流体具有相似的来源, 都是来源于海水或者海水成因的碳酸盐岩。

藻格架白云石δ Ce变化范围为0.961~1.031, 平均为0.983, Ce总体亏损不明显, 其较弱的δ Ce反映了白云化过程可能是在一种相对开放氧化的成岩体系中进行(韩银学等, 2009)。架间胶结物白云石δ Eu负异常(0.372~0.828, 平均0.509)相对藻格架泥粉晶白云石δ Eu负异常(0.199~0.319, 平均0.266)程度较显著, 表明其形成时的流体性质偏还原, 这也从另一方面再次说明胶结物白云石可能形成于埋藏阶段。

4.4.2 表生溶蚀过程元素地球化学特征

在溶蚀作用方面, 架间胶结物相对藻格架白云石更易于溶蚀。架间胶结物在大气水表生溶蚀过程中, 主量元素Ca、Mg的丢失显著, Mg/Ca值由0.955降至0.007, 微量元素Na、K丢失相对明显, Na/Ca值由原来的Na/Ca值3.8× 10-4降为1.9× 10-4, K/Ca比值由1.1× 10-3降至检测限以下, 而不改变稀土元素的配分模式。这些特征表明, 表生溶蚀过程在元素特征上是一个去白云化盐度降低的过程。

对比未溶蚀的胶结物和溶蚀部分的碳氧同位素, 发现二者基本无差异(图 9), 遭受溶蚀的白云岩没有显著的大气水的碳氧同位素特征。本次试验结果与前人(Banner and Hanson, 1990; Gao and Land, 1991)所得结果相一致, 证明白云岩在大气水成岩环境中, 较小的水岩比基本不会造成碳氧同位素的显著改变。一方面可能是在研究区目前的干旱气候条件下, 降水较少, 大气水与白云岩的水岩相互作用较弱; 另一方面有可能是原岩的缓冲作用。所以, 岩石很难保留大气水的碳氧性质的记录。

在大气淡水溶蚀作用下, 架间胶结物溶蚀部分和未溶蚀部分的稀土元素对比发现, 二者稀土总量及配分模式基本无变化(图 11), 这一方面可能是大气水与白云岩的水岩作用不强烈, 白云岩在很大程度上只是主量元素的带出, 稀土元素变化不明显, 另一方面说明白云岩本身含量就较低(不足10× 10-6), 即使遭受了含量更低的大气淡水流体的溶蚀作用, 由于原岩的缓冲作用, 其稀土总量的改变并不明显或基本无变化

藻格架白云岩样品yXQ-3.3的架间胶结物, 稀土元素的配分模式整体上体现海水来源的特征, 但Eu相对其他的胶结物有较负的异常(表 4; 图10), 说明受到了后期不同性质的成岩流体影响。表生溶蚀部分的稀土元素配分曲线又出现了相对较强的Eu负异常, 表明在偏氧化的大气水环境中, Eu出现了一定的迁移流失, 导致Eu负异常程度加大, 而叠加于有机溶蚀之上的表生溶蚀作用更易发生, 溶蚀程度也更强。在化学风化过程中, 可以优先将Eu移出, 使得留下来的沉积物中Eu减少, 表明大气水的低温溶蚀作用对Eu有明显的迁移贫化效应。

5 结论

1)塔里木盆地柯坪地区上寒武统藻格架白云岩主要由富藻的泥粉晶白云石格架和浅色的亮晶白云石胶结物组成。

2)富藻的泥粉晶白云石形成于准同生阶段盐度较高的相对氧化环境中, 架间白云石胶结物形成于相对还原的埋藏环境阶段。二者具有相似的稀土元素配分模式, 揭示了相同的海水来源的白云化流体。

3)观察发现, 表生溶蚀条件下, 中粗晶亮晶白云石构成的胶结物相对泥粉晶白云石构成的藻格架, 更易于溶蚀。通过遭受大气水溶蚀的胶结物与样品内部未受溶蚀的胶结物地球化学特征对比发现, 前者在大气水表生溶蚀过程中, 主量元素Ca、Mg的丢失显著, 微量元素Na、K丢失相对明显, 并不改变稀土元素的配分模式。这些特征表明, 表生溶蚀过程在元素特征上是一个去白云化盐度降低的过程, 而这一过程中基本无稀土元素的带入带出。

致谢 样品测试过程中得到中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室的李禾老师、李文君老师的大力支持与帮助; 审稿人提出了宝贵的修改意见。在此一并表示感谢!

作者声明没有竞争性利益冲突.

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