准同生白云岩形成于沉积后非常短暂的时间内, 白云化流体为原始海水, 与近地表环境相对应(黄思静, 2010)。准同生白云岩中白云石晶体细小, 呈非平直晶面半自形— 他形。下文将分别阐述云坪型准同生白云岩、潟湖型准同生白云岩以及微生物白云岩的特征。

2.1.1 云坪型准同生白云岩

主要见于塔里木西部台地区中寒武统沙依里克组和阿瓦塔格组。此类白云岩宏观上为紫红色、土黄色或灰色, 呈薄层状, 成层性好, 水平或波状层理发育。常见泥裂(图 3-A)、鸟眼等暴露构造。镜下观察可见白云石粒度细小, 主要粒径小于0.03 mm, 为泥晶级, 少量为粉晶。晶形为非平直晶面他形, 常含陆源泥, 有时可见含陆源碎屑条带(图 3-B), 石膏及盐岩假晶常见, 生物化石稀少。

图3

Fig.3

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图3 塔里木盆地下古生界准同生白云岩野外剖面、岩心、薄片照片 A— 紫红色泥晶白云岩, 泥裂现象典型, 泥裂纹内灰绿色泥质充填, 为潮上暴露环境的标志, YH5井, 5519.79 m, 寒武系阿瓦塔格组, 岩心照片; B— 泥晶白云岩内见条带状陆源碎屑, 白云石为泥晶, 含少量黄铁矿斑点, 条带下方略显纹层状结构, 储集空间有限, 陆源碎屑形态呈近似条带状, 成分包括陆源泥、细小石英颗粒, 塔中1井, 4109.68 m, 寒武系下丘里塔格组, 正交偏光; C— 膏溶角砾岩, 角砾大小不一, 分布凌乱, 角砾成分为含云灰岩, 为硬石膏溶解、富SO42-流体使原始白云岩发生去白云化的结果, 角砾间充填方解石及土黄色泥质, 肖尔布拉克剖面, 寒武系沙依里克组; D— 泥质白云岩内石膏层, 白云岩呈土黄色、纹层— 薄层状、水平层理发育, 膏岩无色、薄层状、一组极完全解理清楚, 产状与泥质白云岩一致, 显示为同沉积产物, 肖尔布拉克剖面, 寒武系沙依里克组; E— 泥晶白云岩内针状石膏, 白云石为泥晶, 他形粒状, 见黄铁矿呈斑点状分布, 石膏呈针状密集发育, 针状体大小50~300, μ m不等, 排列方向凌乱, 塔中1井, 4402.02 m, 寒武系阿瓦塔格组, 单偏光; F— 黄灰色泥质白云岩, 裂缝发育, 形态不规则, 相互交织成网状, 缝宽约0.5~15 mm, 缝内无色盐岩充填, 寒武系阿瓦塔格组, 巴探5井, 5516.85 m, 岩心照片Fig.3 Outcrop, core and thin section photographs of penecontemporaneous dolostones of the Lower Paleozoic in Tarim Basin

研究区云坪型准同生白云岩δ ¹³C为-2.12‰ ~2.7‰ , 平均值-0.702‰ , δ ¹⁸O为-8.1‰ ~-2.12‰ , 平均值-5.637‰ (图4); 而中寒武统海相泥晶灰岩δ ¹³C为-0.75‰ ~0.26‰ , 平均值为-0.122‰ , δ ¹⁸O为-7.58‰ ~-6.56‰ , 平均值-7.03‰ 。比较发现, 云坪型准同生白云岩氧同位素均较同期海相泥微晶灰岩高, 碳同位素与海相泥晶灰岩相近。这一结果与准同生泥粉晶云岩所处环境(温度、盐度)有关, 强蒸发环境下白云石与方解石分馏的差异性是导致同位素漂移的根本原因。

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 塔里木盆地下古生界白云岩δ 13C、δ 18O交汇图Fig.4 Plot of δ 18O and δ 13C values of the Lower Paleozoic dolostones in Tarim Basin

上述特征表明, 干旱蒸发环境下, 准同生阶段毛细管浓缩白云化是这类白云岩的形成机理(Feng et al., 1998)。

2.1.2 潟湖型准同生白云岩

主要见于巴楚— 英买力地区, 具体分布位置与赵宗举等(2011)划分的巴楚— 英买力膏盐湖相对应。

由于后期暴露淋滤程度的不同, 潟湖型准同生白云岩产出形式包括膏溶角砾白云岩和与膏岩互层状泥粉晶白云岩两种类型。膏溶角砾白云岩以肖尔布拉克剖面中寒武统沙依里克组为代表(图 3-C), 原岩为与膏岩层共生泥粉晶白云岩, 由于后期暴露淋滤, 膏岩层亏空, 上覆地层垮塌形成膏溶角砾白云岩。与膏岩层共生泥粉晶白云岩以巴楚地区和4井、和田1井位代表, 塔中地区也有发育(图 3-D, 3-E, 3-F), 膏岩层形成后没有受到淋滤作用, 互层现象得以保存。

总体而言, 这两类白云岩的岩石学特征与上述云坪型准同生白云岩相近, 不同之处在于沉积环境差异导致前两者石膏或盐岩含量增多, 呈层状与白云岩互层分布。白云岩为浅灰色、褐灰色, 主要呈薄层状, 水平层理及波状层理发育, 局部可见膏岩层一组极完全解理。

上述特征表明, 准同生阶段蒸发泵白云化是该类白云岩主要形成机理:在干旱蒸发环境下, 石膏较白云石溶解度小, 导致同等蒸发环境下石膏优先析出, 形成石膏层, 由于石膏的析出提高了水体的Mg²⁺/Ca²⁺值, 导致发生准同生白云化作用形成准同生白云石。随着准同生白云化的进行, 原始水体的Mg²⁺/Ca²⁺值趋于正常, 准同生白云化停止, 此后在蒸发作用下开始又一次的石膏沉淀, 依次循环, 最终形成较深水的潟湖环境中, 膏岩层与泥粉晶白云岩互层出现的现象。

2.1.3 微生物白云岩

近年来, 伴随着Vasconcelos(1995)利用硫酸盐还原细菌合成出了具有超反射结构的有序白云石, 微生物白云岩成为新的研究热点。目前对微生物白云石的识别主要是在与微生物相关的矿物形态学特征方面, 球状和哑铃状白云石, 尤其是纳米球粒状结构可以作为生物矿物学上微生物白云石的标志性结构(由雪莲等, 2011)。

塔里木盆地微生物白云岩包括藻纹层白云岩(图 5-A)、叠层石白云岩(图 5-B)、藻砂屑白云岩、藻团块白云岩和菌藻礁白云岩等多种类型。本次研究在塔里木盆地肖尔布拉克剖面寒武系阿瓦塔格组藻纹层白云岩、塔北牙哈10井膏溶孔泥晶白云岩、什艾日克剖面下寒武统肖尔布拉克组藻砂屑白云岩内都发现了微生物成因白云岩的证据, 塔北牙哈10井膏溶孔内充填物中球状、哑铃状白云石与经典报道具有惊人的一致性(图 5-C, 5-D)。另外, 前人针对微生物白云岩的研究对象多为地表露头藻白云岩, 本次研究的井下膏模孔内微生物白云石为首次发现。分析认为, 由于高频海平面下降, 准同生期含石膏结核白云岩暴露于地表遭受大气水淋滤, 在膏溶孔内形成富S O42-流体, 有利于硫酸盐还原菌的生长, 具备微生物白云岩形成的客观条件。

图5

Fig.5

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图5 塔里木盆地下古生界微生物白云岩宏观及微观特征 A— 浅褐灰色藻纹层白云岩, 藻纹层由暗色富藻层和亮色富屑层组成, 具缓波状结构, 反映形成水体能量较低, 为潮间带环境的产物, 和4井, 5080 m, 中寒武统阿瓦塔格组; B— 浅褐色叠层石白云岩, 由暗色富藻层和亮色富屑层组成, 具穹状结构, 反映水体能量较A强, 为潮间带下部的产物, 肖尔布拉克剖面, 上寒武统下丘里塔格组; C— 膏溶孔内陆源碎屑石英、白云石部分充填, 白云石具纺锤状结构, 近对称组成, 与国外报道微生物白云岩形态、大小均十分相似, YH10井, 6211.1 m, 中寒武统阿瓦塔格组, 扫描电镜照片; D— Warthmann等(2000)在实验室模拟巴西拉戈阿韦梅利亚(Lagoa Vermelha)潟湖环境的白云岩生长过程时所观察到的纺锤状微生物白云石, 白云石呈近对称分布, 扫描电镜照片Fig.5 Photographs showing macro- and micro- characteristics of microbial dolostones of the Lower Paleozoic in Tarim Basin

另外需要指出的是, 微生物白云岩仅限于富藻纹层部分, 富屑纹层仍为准同生白云化的产物。

准同生后白云岩粒度多为细晶以上, 镜下常见多种交代残余结构和构造。在野外工作阶段, 首先把准同生白云岩与准同生后白云岩区分开, 是很有用处的(冯增昭, 1990)。准同生后白云岩是塔里木盆地下古生界厚度最大、分布最广的白云岩类型, 所以对研究区准同生后白云岩的细化研究具有重要意义。

笔者对准同生后白云岩的分类结合前人对埋藏白云岩的分类进行(朱井泉等, 2013):Machel(1999)综合矿物学、地球化学、石油地质及水文地质标志, 将白云岩成岩环境分为近地表— 浅埋藏环境、中埋藏环境和深埋藏环境。其中近地表— 浅埋藏环境与中埋藏环境的主要识别标志为缝合线, 对应的深度为600~1000 m, 而中埋藏环境与深埋藏环境的主要识别标志为烃源岩是否成熟, 对应的深度为2000~3000, m。黄思静(2010)认为上述中埋藏环境与深埋藏环境识别标志较为模糊, 在碳酸盐岩成岩作用研究中难以操作, 建议将中— 深埋藏环境合并。笔者借鉴这一研究思路, 并根据塔里木盆地热液活动广泛、对白云岩储集层影响巨大的特征, 将塔里木盆地下古生界准同生后白云岩细分为浅埋藏白云岩、中— 深埋藏白云岩和热液白云岩3种类型。

2.2.1 浅埋藏白云岩

按照白云化程度不同, 将塔里木盆地下古生界浅埋藏白云岩进一步分为灰岩中零星分布白云石和浅埋藏晶粒白云岩两种类型。两类白云岩均被缝合线切割, 反映其白云化过程较早, 另外通过白云石晶体大小、晶面结构及阴极发光强度将浅埋藏白云岩与准同生白云岩区别开来。

1)灰岩中零星分布白云石

主要分布于下奥陶统, 岩性上选择性地分布于泥晶灰岩或亮晶灰岩的泥晶砂屑内。白云石为平直晶面粉细晶, 自形— 半自形, 因晶核含较多包裹体, 使得晶体略显雾心亮边结构(图 6-A)(Warren, 2000), 阴极发光下为均一的橙红色发光并可见白云石被缝合线切割现象(图 6-B)。Sibley和Gregg(1987)研究认为平直晶面白云石与非平直晶面白云石的临界温度为50~60, ℃, 塔里木盆地下古生界地温梯度取3.3, ℃/100 m(李慧莉等, 2005), 以25, ℃地表温度计算, 达到上述临界温度所需埋深约为760~1060 m, 与上述缝合线形成深度600~1000, m对应较好, 据此可以认为塔里木盆地下古生界平直晶面白云石形成于浅埋藏环境, 非平直晶面白云石形成于中— 深埋藏环境。另外, 阴极发光颜色较亮也验证了平直晶面白云石为浅埋藏阶段的产物。

图6

Fig.6

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图6 塔里木盆地下古生界浅埋藏白云岩特征 A— 亮晶含鲕粒砂屑灰岩内见零星分布白云石, 白云石为平直晶面粉细晶, 自形程度较高, 主要发育于泥晶砂屑内, 明显被缝合线切割, 塔中162井, 5985.04 m, 下奥陶统蓬莱坝组, 单偏光, × 5; B— 自形白云石发光均一, 亮度较强, 显橙红色, 亮晶方解石胶结物与泥晶砂屑发光一致, 亮度较低, 显褐红色, 缝合线显蓝色, 自形白云石被缝合线切割现象典型, 阴极发光照片(视域同A); C— 残余砂屑细晶白云岩, 白云石为平直晶面, 自形— 半自形, 具雾心亮边结构, 左上方见雾心亮边白云石被缝合线切割改造, 塔中1井, 4484.72 m, 中寒武统沙依里克组, 单偏光; D— 残余砂屑粉— 细晶云岩, 残余砂屑部分晶粒较细小, 为他形粉晶, 粒间为雾心亮边细晶白云石, 细晶白云石自形程度较高, 为自形— 半自形, 英买36井, 5594.75 m, 上寒武统下丘里塔格组, 单偏光, × 5Fig.6 Photographs showing shallow burial dolostones of the Lower Paleozoic in Tarim Basin

关于这类白云石的成因异议不大, 多数学者认为是在浅埋藏阶段, 文石、高镁方解石向低镁方解石转化过程中局部Mg²⁺富集, 发生白云化而形成(Goodell and Garman, 1969; 乔占峰等, 2012)。

2)浅埋藏晶粒白云岩

主要分布于塔里木盆地中下寒武统, 原岩以砂屑灰岩为主。组成该类白云岩的白云石为平直晶面, 以细晶为主, 自形程度较高, 雾心亮边结构明显(图 6-C, 6-D), 阴极发光下为暗红— 橙红色, 可见残余砂屑结构, 表明原岩为高能颗粒滩相沉积。宏观上该类白云岩颜色较深, 呈灰褐色— 褐灰色, 分布于蒸发岩之下。平直晶面表明其形成于浅埋藏阶段, 白云石形成温度低于晶体他形生长的临界温度(Sibley and Gregg, 1987); 位于蒸发岩之下表明其可能为渗透回流白云化的产物(邵龙义等, 2002; Feng et al., 1998)。浅埋藏阶段, 位于蒸发岩之下的高能颗粒滩相沉积体, 由于其孔渗较好, 上覆卤水发生回流, 使原始灰岩发生渗透回流白云化作用形成该类浅埋藏晶粒白云岩。

浅埋藏晶粒白云岩的δ ¹³C值为-2.83‰ ~0.06‰ , 平均值-1.341‰ , δ ¹⁸O值为-6.85‰ ~-3.74‰ , 平均值-5.33‰ , 其碳氧稳定同位素与准同生泥粉晶白云岩(δ ¹³C值为-2.12‰ ~2.7‰ , 平均值-0.702‰ ; δ ¹⁸O值为-8.1‰ ~-2.12‰ , 平均值-5.637‰ )相近, 但略偏负(图4), 与同期泥晶灰岩同位素(δ ¹³C值为-0.75‰ ~0.26‰ , 平均值为-0.122‰ ; δ ¹⁸O值为-7.58‰ ~-6.56‰ , 平均值-7.03‰ )相比偏正, 反映浅埋藏白云岩与准同生白云岩流体来源相似, 在埋藏增温过程中, 温度效应使浅埋藏白云岩的氧同位素较准同生白云岩发生负漂移。

2.2.2 中— 深埋藏白云岩

中— 深埋藏白云岩在塔里木盆地下古生界分布最广。依据与缝合线的伴生、切割关系, 将塔里木盆地下古生界中— 深埋藏白云岩分为沿缝合线分布自形白云石和层状晶粒白云岩两大类。

沿缝合线分布白云石主要见于中下奥陶统泥晶白云岩内(图 7-B), 亮晶砂砾屑灰岩中偶见(图 7-A), 白云石为平直晶面粉细晶, 阴极发光下具环带结构, 显示随着成岩作用的进行流体成分发生变化, 其中白云石晶核部分发光较暗, 呈暗红色, 白云石边缘发光较亮, 呈橙红色(图 7-A)。白云石边缘发光特征与上述零星分布白云石颜色相近, 显示其可能受到缝合线周围矿物稳定化排水的影响。白云石自形程度较高, 反映其结晶温度较低, 与缝合线同时形成或紧随其后。上述特征表明, 该类白云岩由调整白云化作用形成, 而从与缝合线的关系来看, 其形成晚于缝合线, 故此处将其归入中— 深埋藏白云岩范畴。

图7

Fig.7

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图7 塔里木盆地中— 深埋藏白云岩特征 A— 亮晶砂砾屑灰岩内白云石沿缝合线分布, 普通薄片下(左图)可见砂屑由泥晶灰岩组成, 形态不规则, 边缘具世代胶结现象, 白云石为细晶, 自形— 半自形, 沿缝合线分布, 阴极发光下(右图)具环带结构, 晶核部位为暗红色, 晶体边缘为橙红色, 照片左上方白云石在缝合线内连片分布, 塔中162井, 5596.1 m, 下奥陶统蓬莱坝组, × 5, 茜素红染色薄片; B— 泥晶灰岩内白云石沿微裂缝分布, 白云石为粉— 细晶, 自形— 半自形, 部分显雾心亮边结构, 塔参1井, 4920.82 m, 下奥陶统蓬莱坝组, 单偏光; C— 残余砂屑细— 中晶白云岩, 白云石为非平直晶面他形, 晶粒间曲面接触, 局部可见残余砂屑结构, 英买32井, 5422.5 m, 上寒武统下丘里塔格组, 单偏光, × 5; D— 白云岩发光昏暗, 亮度不一, 隐约可见砂屑结构, 其中残余砂屑内部颜色更加暗淡, 边缘稍明亮, 视域同C; E— 残余砂屑细— 中晶白云岩, 白云石为非平直晶面他形, 颗粒之间曲面接触, 具残余砂屑结构, 牙哈15井, 6017.5 m, 上寒武统下丘里塔格组, 单偏光, × 5; F— 白云岩发光昏暗, 亮度不一, 隐约可见砂屑结构, 其中残余砂屑内部颜色更加暗淡, 边缘稍明亮, 视域同EFig.7 Photographs showing middle-deep burial dolostones of the Lower Paleozoic in Tarim Basin

层状晶粒白云岩白云化程度强烈, 导致识别其原始结构较为困难。该类白云岩在塔里木盆地下古生界分布最为广泛, 尤其是塔中、塔北上寒武统下丘里塔格组、塔东突尔沙克塔格组。层状晶粒白云岩宏观上呈灰色, 厚层— 块状。镜下观察可见白云石晶粒粗大, 主要为细— 粗晶级别, 局部可见巨晶白云石, 晶形为非平直晶面他形(图 7-C, 7-E), 表明白云石形成温度较高。伴生矿物主要为黄铁矿, 局部可见白云石改造缝合线使其模糊不清。阴极发光下整体昏暗且发光程度不均匀(图 7-D, 7-F), 分析认为这与中— 深埋藏白云岩处于强还原环境下, Fe²⁺浓度过高, 导致Mn²⁺/Fe²⁺值较小有关。

中— 深埋藏白云岩δ ¹³C值为-3.14‰ ~0.78‰ , 平均值-1.39‰ ; δ ¹⁸O值为-11‰ ~-1.64‰ , 平均值-6.69‰ 。该类白云岩同位素值分布范围宽, 氧同位素值较上述几类白云岩负漂移明显(图4), 反映在持续埋藏背景下, 地热增温加剧, 温度分馏效应使氧同位素值发生负漂移。

一般认为, 该类白云岩的形成途径包括如下两种:其一, 上述平直晶面白云石在持续埋藏期间, 当周围环境温度大于非平直晶面白云石所需的临界温度时, 在足够富Mg²⁺流体供给下, 原始平直晶面白云石发生重结晶或过白云化所形成; 其二, 泥晶灰岩在深埋藏阶段, 受到富Mg²⁺热液流体改造, 发生热液白云化所形成(王丹等, 2010)。

2.2.3 热液白云岩

塔里木盆地地温梯度较低, 热液白云化及其伴生的溶蚀作用是塔里木盆地下古生界白云岩一大特色。国外学者将比围岩温度高5, ℃的地层流体统称为热液(White, 1957), 而对流体性质没有具体定义。国内学者研究发现, 塔里木盆地热液类型多样, 具体热流体类型包括岩浆热液(何莹等, 2006; 焦存礼等, 2011; 潘文庆等, 2012)、地层卤水(饶红娟等, 2010; 潘文庆, 2012)以及被加热的大气水(张兴阳, 2006)等多种类型。

塔里木盆地下古生界热液白云岩主要沿断裂分布, 层位上具有穿层性。此类白云岩宏观上为乳白色, 具条带状或角砾状构造(图 8-A)。镜下观察可见白云石晶粒粗大, 多为中— 粗晶, 晶面弯曲(图 8-C, 8-F), 具波状消光现象(图 8-D), 晶形为非平直晶面鞍状晶。伴生矿物包括闪锌矿、方铅矿、萤石(图 8-B)、重晶石、石英、石膏、伊利石和黄铁矿等。阴极发光下呈亮红色发光, 并可见明暗相间的环带结构(图 8-E, 8-G), 亮红色发光表明流体Mn²⁺/Fe²⁺值较大, 明暗相间的环带结构指示成岩流体性质变化频繁。

图8

Fig.8

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图8 塔里木盆地下古生界热液白云岩特征 A— 鞍状白云石具条带状构造, 鞍状白云石呈乳白色, 平行层面分布, 见热液溶蚀现象, 牙哈5井, 6243.41 m, 下寒武统吾松格尔组, 岩心照片; B— 萤石沿垂直裂缝分布, 萤石呈白色, 玻璃光泽, 荧光下呈明亮蓝紫色, 不均匀分布于垂直裂缝中(红色所圈定区域内), 塔中408井, 4682.66 m, 上寒武统下丘里塔格群, 岩心照片; C— 两期鞍状白云石, 白云石晶粒粗大(> 2 mm), 晶面弯曲, 早期(照片下方)鞍状白云石表面污浊, 略显环带结构, 有黄铁矿斑点伴生, 晚期(照片上方)鞍状白云石晶粒明亮, 牙哈5井, 6243.51 m, 下寒武统吾松格尔组, 单偏光, × 5, 样品取自A中岩心; D— 鞍状白云石具波状消光现象, 牙哈5井, 下寒武统吾松格尔组, 正交偏光, × 5, 样品取自A中岩心, 视域同C; E— 两期鞍状白云石阴极发光颜色不同, 早期(照片下方)鞍状白云石为亮红色发光, 具环带结构, 晚期(照片上方)鞍状白云石为纹层状明暗相间环带, 牙哈5井, 下寒武统吾松格尔组, 阴极发光, × 5, 样品取自A中岩心, 视域同C; F— 泥粉晶云岩内巨晶鞍状白云石, 鞍状白云石粒度粗大(> 2 mm), 具雾心亮边结构, 沿微裂缝分布, 米兰1井, 5254.45 m, 上寒武统突尔沙克塔格组, 单偏光, × 5; G— 阴极发光下鞍状白云石晶核显橙红色发光, 边缘显暗红色发光, 方解石为黄色发光, 基质泥粉晶白云岩为黄褐色发光, 米兰1井, 5254.45 m, 上寒武统突尔沙克塔格组。照片F、G据黄理力(2013)Fig.8 Photographs showing hydrothermal dolostones of the Lower Paleozoic in Tarim Basin

研究区热液白云岩δ ¹³C值为-3.66‰ ~1.81‰ , 平均值-0.702‰ ; δ ¹⁸O值为-16.2‰ ~-7.83‰ , 平均值-10.095‰ 。该数据与Davies(2006)研究所得全球寒武纪至白垩纪热液白云岩 δ ¹⁸O 为-18‰ ~-2.5‰ (主体为-5‰ ~-12‰ ), δ ¹³C为-17‰ ~6‰ (主体为-3‰ ~+5‰ )相吻合。热分馏效应使得热液白云岩 δ ¹⁸O值较上述几类白云岩发生明显负漂移(Allan and Wiggins, 1993)。

此类白云岩是由于富Mg²⁺流体沿断裂上升, 穿越硅铝酸盐地层或流体本身Mn²⁺/Fe²⁺值较大, 在遇到上覆地层遮挡时, 沿水平疏导层流动, 发生热液白云化作用。

在上述工作的基础上, 对塔里木盆地下古生界各类白云岩的岩石学特征、伴生矿物、阴极发光特征、碳氧稳定同位素组成、原始结构保存状况进行了总结(表1)。总体上, 从准同生白云岩— 浅埋藏白云岩— 中— 深埋藏白云岩— 热液白云岩, 存在如下演化趋势:白云石晶体逐渐变大; 受Mg²⁺供给、成岩温度等因素影响, 白云石晶面形态呈现非平直晶面(准同生白云岩)— 平直晶面(浅埋藏白云岩)— 非平直晶面(中— 深埋藏白云岩、热液白云岩); 增温导致氧同位素值负异常越来越明显; 原岩结构保存逐渐变差; 阴极发光呈现昏暗— 较明亮(浅埋藏)— 昏暗— 明亮的演化趋势。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 塔里木盆地下古生界白云岩特征 Table1 Characteristics of the Lower Paleozoic dolostones in Tarim Basin 白云岩类型 岩石学特征 伴生矿物 阴极发光 δ 13C/‰ δ 18O/‰ 原始结构 主要发育层位和地区 准 同 生 白 云 岩 云坪型 准同生 白云岩 紫红色、土黄色或灰色泥粉晶白云岩, 非平直晶面接触, 鸟眼、干裂构造发育 斑点状石膏、硬石膏 昏暗 -2.12~ 2.7 -8.1~ -2.12 保存好 塔北牙哈地区中寒武统沙依里克组和阿瓦塔格组; 巴楚— 英买力地区下寒武统吾松格尔组至中寒武统阿瓦塔格组 潟湖型 准同生 白云岩 深灰色泥粉晶云岩与膏岩互层、膏溶角砾岩 层状石膏、盐岩 昏暗 保存好 巴楚— 英买力地区下寒武统吾松格尔组至中寒武统阿瓦塔格组 微生物 白云岩 扫描电镜下可见哑铃状、纺锤状、球状白云石 草莓状黄铁矿 保存好 柯坪地区中寒武统阿瓦塔格组; 塔中1井区上寒武统下丘里塔格组 准 同 生 后 白 云 岩 浅埋藏 白云岩 平直晶面粉-细晶, 自形-半自形具残余砂屑结构, 被缝合线切割 局部可见石膏斑点 橙红色 -2.83~ 0.06 -6.85~ -3.74 保存较好 塔北、塔中地区奥陶系鹰山组, 蓬莱坝组局部 中-深埋藏 白云岩 非平直晶面细— 粗晶, 局部可见巨晶白云石, 部分沿缝合线分布 黄铁矿 昏暗 -3.14~ 0.78 -11~ -1.64 保存差 塔北、柯坪地区上寒武统下丘里塔格组; 柯坪地区下寒武统肖尔布拉克组上段; 塔北、柯坪、塔中地区下奥陶统蓬莱坝组中部 热液 白云岩 非平直晶面中-粗晶, 半自形-他形; 鞍状白云石具波状消光现象 闪锌矿、方铅矿、萤石、重晶石、石英、石膏、伊利石、黄铁矿等 亮红色, 可见明暗 相间环带 -3.66~ 1.81 -16.2~ -7.83 保存差 沿深大断裂发育, 平面上分布于塔中、塔北、塔东, 纵向上下寒武统至下奥陶统均有分布

表1 塔里木盆地下古生界白云岩特征 Table1 Characteristics of the Lower Paleozoic dolostones in Tarim Basin