川北元坝气田二叠系长兴组白云岩稀土元素地球化学特征及其指示意义

余新亚, 李平平, 邹华耀, 王广伟, 张毅. (2015)川北元坝气田二叠系长兴组白云岩稀土元素地球化学特征及其指示意义[J]. 古地理学报, 17(3): 309-320
Yu Xinya, Li Pingping, Zou Huayao, Wang Guangwei, Zhang Yi. (2015)Rare earth element geochemistry of dolostones and its indicative significance of the Permian Changxing Formation in Yuanba Gasfield,northern Sichuan Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 17(3): 309-320. DOI:10.7605/gdlxb.2015.03.026 复制到剪切板

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余新亚, 李平平, 邹华耀, 王广伟, 张毅

中国石油大学(北京)地球科学学院,北京 102249

通讯作者简介李平平,男,1980年生,2009年毕业于中国石油大学(北京),获博士学位。现为中国石油大学(北京)地球科学学院讲师。目前主要从事碳酸盐岩储层地质学和油气成藏机理方面的研究。E-mail: lpp@cup.edu.cn。

第一作者简介余新亚,男,1989年生,硕士,主要从事碳酸盐岩储层地质学方面和油气成藏机理方面研究。E-mail: xinyayu1220@163.com。

收稿日期:2014-10-09

基金:国家自然科学基金项目(编号:41103020)、中国石油大学(北京)基金项目(编号:KYJJ2012-01-07)及中国石油大学(北京)理论研究专项(编号:LLYJ-2011-12)共同资助

摘要

川北元坝气田二叠系长兴组49个碳酸盐岩样品的稀土元素(REE)和钇(Y)含量的测试结果表明:稀土元素总量(ΣREE)普遍较低(平均1.50×10^-6),说明岩石样品几乎无陆源碎屑的混入,且未受到深部热液的影响。页岩标准化后的白云岩REE特征表现为轻稀土(LREE)亏损、正La异常、负Ce异常(0.49~1.08,平均0.75)、普遍的正Eu异常(0.89~46.00,平均4.68)及较高的Y/Ho值(28.82~63.47,平均43.04),总体表现出与海水的REE配分特征类似,表明白云化流体为还原性的海源流体,白云岩形成环境为埋藏环境。元坝气田长兴组构造平缓,白云岩横向上连续分布,碳酸盐岩δ¹⁸O(-7.07‰~-2.92‰,平均-4.95‰)相对较重,岩心与岩石薄片未观察到角砾状或条带状的热液白云岩典型构造,均说明元坝气田长兴组未受到深部热液流体的影响,白云岩较高的正Eu异常与深部热液流体无关;电子扫描显微镜下观察到大量的热化学硫酸盐还原反应(TSR)的产物单质硫和富硫沥青,表明元坝气田长兴组基质白云岩形成之后的TSR作用导致了地层水极度还原的环境,从而造成了白云岩较高程度的正Eu异常,反过来说明了TSR作用对白云岩储集层具有一定的改造作用。

关键词: 稀土元素; 白云岩; TSR作用; 四川盆地; 元坝气田; 二叠系

中图分类号:P88.24⁺5 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2015)03-0309-12

Rare earth element geochemistry of dolostones and its indicative significance of the Permian Changxing Formation in Yuanba Gasfield,northern Sichuan Basin

Yu Xinya, Li Pingping, Zou Huayao, Wang Guangwei, Zhang Yi

College of Geosciences,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249

About the corresponding author Li Pingping,born in 1980,graduated from China University of Petroleum(Beijing)in 2009 with a Ph.D. degree. Now he is a lecturer in College of Geosciences at the China University of Petroleum(Beijing),and is mainly engaged in carbonate reservoir geology and oil and gas accumulation mechanism. E-mail: lpp@cup.edu.cn.

About the first author Yu Xinya,born in 1989,master,is mainly engaged in carbonate reservoir geology and oil and gas accumulation mechanism. E-mail: xinyayu1220@163.com.

Abstract

Rare earth element(REE)and Yttrium(Y)concents were determined from 49 carbonate samples of the Permian Changxing Formation of Yuanba Gasfield in northern Sichuan Basin,and the results show that the total content of rare earth elements(􀰐REE)is generally low(average 1.50×10^-6),which indicates that rock samples were almost without any terrigenous clastics,and not be affected by the deep hydrothermal fluids. Shale-normalized REE characteristics of dolostone including light rare earth element(LREE)depletion,positive La anomalies,negative Ce anomalies(0.49 to 1.08,average 0.75),positive Eu anomalies(0.89 to 46.00,average 4.68) of different degrees and the higher Y/Ho ratios(28.82 to 63.47,average 43.04) recorded seawater-like REE and Y signatures,which show that the dolomitization fluids is reductive seawater derived,and the dolomitization occurred in a burial environment. The brecciated or zebra typical structure of hydrothermal dolostones were not observed in the cores and petrographic thin sections. Flattened structure and the horizontal continuous distribution of dolomite reservoirs and the higher δ¹⁸O value(-7.07‰ to-2.92‰,average -4.95‰)illustrate that no obvious hydrothermal activities occurred in the study area,and the higher degree of positive Eu anomalies have no relationship with the deep hydrothermal fluids. Many elemental sulfurs and sulfur-rich pyrobitumen originated from thermochemical sulfate reduction(TSR) can be observed by scanning electron microscope,which indicates that TSR created an extremely reducing environment of stratal seawater,and then caused the higher degree of positive Eu anomalies,which in turn explains that TSR had a certain dissolution on dolomite reservoirs.

Key words: REE; dolostone; TSR; Sichuan Basin; Yuanba Gasfield; Permian

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稀土元素(REE)是指原子序数为57~71(La-Lu)的一组元素, 由于其离子半径与Ca²⁺相近可以置换出碳酸盐岩矿物中的Ca²⁺, 也可以由于REE水合物的吸附性作用而富集于碳酸盐岩沉积物的表面(Byrne and Kim, 1990; Bau, 1991; Qing and Mountjoy, 1994)。尽管REE具有相似的化学性质, 如原子结构、离子半径、电价等, 但它们仍存在着微小的差异, 受沉积与成岩环境的影响, 在自然流体及矿物中的配分特征不尽相同。Eu和Ce是典型的变价元素, 它们在岩石中的异常程度可以很好地反应沉积水体或成岩流体的氧化还原性, 海水中及碳酸盐岩中的Ce异常通常反映氧化的海水环境中相对不可溶的Ce⁴⁺的存在(Goldberg et al., 1963; Piper, 1974; Shimizu and Masuda 1977; DeBaar et al., 1985), Eu异常则反映还原的流体环境中相对不可溶的Eu²⁺的存在(Sverjensky, 1984; Schieber, 1988; Bau, 1991)。此外, 元素Y由于其具有与Ho相似的离子半径和电价, 通常也同REE一起用来分析沉积成岩流体的性质。

REE地球化学在碳酸盐沉积成岩流体的来源、古海水REE特征的反演及白云岩的成因研究方面的应用已取得一些成效(Webb and Kamber, 2000; Nothdurft et al., 2004; 张学丰等, 2008; Zhang et al., 2008; 韩银学等, 2009; Lai et al., 2012; Zhao and Jones, 2013; Wang et al., 2014)。但对于碳酸盐岩后期成岩作用(如TSR, 热液蚀变等)对岩石稀土元素配分特征及模式的影响却鲜有报道。通常, 很难将灰岩的沉积流体与白云岩化的成岩流体区分开, 因为它们往往是具有相似REE配分模式的同一种流体。然而, 利用Ce、Eu异常特征可以判断白云岩化的流体性质及其形成环境。

前人对于川东北地区长兴组— 飞仙关组优质白云岩储集层的成因做了大量的研究工作, 提出了多种白云岩成因, 如以大气水与海水的混合水为流体来源的混合白云化作用(王一刚等, 2002; 魏国齐等, 2005)、以台地蒸发卤水为流体来源的渗透回流白云化作用(潘立银等, 2012; Jiang et al., 2013; 田永净等, 2014)及以海源地层水为流体来源的埋藏白云化作用(黄思静等, 2009; 郑荣才等, 2009; 强子同等, 2012)。作者基于四川盆地北部元坝气田长兴组白云岩沉积学分布与岩石学特征, 对白云岩REE地球化学特征进行测试分析, 并结合C、O同位素分析及电子扫描显微镜能谱分析, 探讨了元坝气田长兴组白云岩形成环境及流体来源。

1 地质背景

元坝气田位于四川盆地北部, 是继普光气田之后新发现的大型气田, 探明储量已超过2000× 10⁸ m³, 天然气主要产自二叠系长兴组的优质白云岩储集层。构造上位于四川盆地通南巴背斜构造带西南侧、九龙山背斜构造带南翼(图1-A), 属于川中平缓褶皱带北缘的一部分, 为大型低缓构造带, 构造变形弱, 断裂不发育。

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	图1 川北元坝气田位置(A)和长兴组沉积相图(B)Fig.1 Location and sedimentary facies map of the Changxing Formation in northern Sichuan Basin

元坝气田长兴组为缓坡沉积背景下的碳酸盐岩台地环境, 主要发育台地边缘礁滩相、台地边缘斜坡相及陆棚相, 台地边缘生物礁与生物碎屑滩为本次的主要研究对象(图1-B), 其特征是受海平面的频繁变化而发生多期暴露, 优质白云岩储集层与生物碎屑灰岩互层发育。

二叠系长兴组与上覆飞仙关组及下伏吴家坪组呈整合接触关系, 上覆飞仙关组台地边缘鲕粒滩非常发育, 白云岩储集层仅在局部地区发育。下伏吴家坪组为一套烃源岩层, 主要岩性为生屑灰岩、硅质灰岩及灰泥岩。此外, 飞仙关组顶部(飞仙关组四段)及其上覆嘉陵江组沉积了较厚层的膏盐岩。

2 样品和方法

用于测试分析的49个样品主要来自于川北元坝气田上二叠统长兴组碳酸盐岩台地边缘生物礁和生物碎屑滩。在取样之前首先对各典型井位的岩心进行肉眼观察, 分析白云岩横向上的分布特征; 然后从岩心上取样进行处理, 包括岩心薄片制备, REE分析样品制备, C、O同位素样品制备以及电子扫描显微镜样品制备。本次用于REE及C、O同位素测试的样品均为全岩样品。

REE与C、O同位素测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成, 电子扫描显微镜观察于江汉油田勘探开发研究院完成。REE测试使用Agilent 7500a电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)进行微量元素测定, 测定方法及过程参考Liu 等(2008)。C、O同位素测试使用KIEL Ⅳ 碳酸盐装置自动前处理富集CO₂, MAT253在线测试。孔隙中充填的富硫沥青及单质硫的能谱分析使用KYKY-3800型扫描电子显微镜。

目前国内外流行的REE结果标准化处理主要有球粒陨石标准化和页岩标准化, 同一REE结果不同的标准化处理可能会得到不同的结论。Bau(1991)的研究结果认为尽管澳大利亚太古宙页岩PAAS(McLennan, 1989)相较于球粒陨石具有负Eu异常, 但一个经过球粒陨石标准化处理的、且呈现出负Eu异常的岩样仍然可能继承热液流体的REE地球化学特征。本研究采用PAAS对岩样REE结果进行标准化处理, 然后分析REE页岩标准化后的配分特征。

3 岩石学特征

元坝气田长兴组岩石类型主要有礁滩相颗粒灰岩与礁滩相白云岩及过渡岩性。礁滩相颗粒灰岩包括含生屑灰岩、生屑灰岩和礁灰岩。礁灰岩中局部发育生物体腔孔, 大部分孔隙被亮晶方解石及白云石充填; 礁滩相的白云岩主要包括结晶白云岩、残余砂屑白云岩以及残余生屑白云岩。

残余生屑白云岩重结晶作用较为强烈, 岩石中以细晶白云石为主, 部分为中晶白云石。岩心观察常能看到针孔及大型的溶蚀孔洞, 孔洞内壁常有粗晶的方解石、白云石及少量焦沥青分布(图 2-A, 2-B)。结晶白云岩根据晶粒的大小分为泥晶— 粉晶白云岩、细晶— 中晶白云岩和砂糖状白云岩。泥晶— 粉晶白云岩(图2-C)中白云石晶体细小, 发育少量晶间微孔, 局部可见鸟眼孔隙。细晶— 中晶白云岩(图2-D, 2-E, 2-F)和砂糖状白云岩重结晶作用都十分强烈, 多自形、半自形结构, 部分白云石亮边雾心, 晶间孔非常发育。结晶白云岩的晶间孔隙常充填富硫沥青、单质硫、方解石(图2-E, 2-F), 偶见自生石英。

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	图2 元坝气田长兴组碳酸盐岩典型岩石薄片(单偏光)及岩心照片Fig.2 Typical petrographic thin sections (plane polarized) and cores photos of carbonate rocks from the Changxing Formation in Yuanba Gasfield

4 REE地球化学特征

4.1 ∑ REE与∑ LREE/∑ HREE

研究区白云岩、灰岩以及过渡岩性的Σ REE均较低, 介于0.51× 10^-6~4.42× 10^-6之间(表 1), 均值1.50× 10^-6, 其中白云岩的REE总量最低, 平均为1.33× 10^-6, 远低于PAAS的平均值(184.8× 10^-6), 表明研究区碳酸盐岩无论是沉积过程还是后期成岩过程中受到陆源物质的影响极其微弱, 能够有效代表或者反映古海水的REE地球化学特征。灰岩、过渡岩性及白云岩Σ REE的差异特征表明白云岩化过程是一个REE迁移贫化的过程。

表1 元坝气田长兴组碳酸盐岩REE测试结果及特征参数 Table1 REE analytical results and related characteristic parameters of carbonate rocks from the Changxing Formation in Yuanba Gasfield

编号	基本岩性	La /10^-6	Ce /10^-6	Pr /10^-6	Nd /10^-6	Sm /10^-6	Eu /10^-6	Gd /10^-6	Tb /10^-6	Dy /10^-6	Ho /10^-6	Er /10^-6	Tm /10^-6	Yb /10^-6	Lu /10^-6	Y /10^-6	Σ REE /10^-6	Σ LREE/ Σ HREE	δ Ce	δ Eu	δ Pr	Y/Ho
Y224-7	白云岩	0.161	0.232	0.032	0.131	0.039	0.055	0.069	0.0080	0.045	0.010	0.027	0.0060	0.026	0.0060	0.637	0.85	3.30	0.74	4.70	1.08	63.47
Y224-11	白云岩	0.168	0.248	0.039	0.172	0.041	0.017	0.057	0.0086	0.060	0.015	0.046	0.0074	0.047	0.0056	0.627	0.93	2.77	0.71	1.61	1.08	41.81
Y224-12	白云岩	0.235	0.375	0.051	0.255	0.052	0.014	0.078	0.011	0.082	0.021	0.051	0.0065	0.060	0.0082	0.807	1.30	3.09	0.79	1.02	0.95	38.08
Y224-15	白云岩	0.262	0.423	0.061	0.240	0.074	0.016	0.079	0.011	0.078	0.015	0.056	0.0091	0.048	0.0092	0.820	1.38	3.52	0.77	0.99	1.11	54.37
Y224-17	白云岩	0.209	0.314	0.051	0.243	0.066	0.046	0.097	0.012	0.075	0.015	0.050	0.0083	0.052	0.0076	0.736	1.24	2.94	0.70	2.59	1.03	47.83
Y224-21	白云岩	0.200	0.325	0.051	0.221	0.059	0.018	0.080	0.012	0.084	0.023	0.061	0.0096	0.053	0.0095	0.797	1.20	2.64	0.74	1.23	1.09	34.45
Y224-23	白云岩	0.124	0.236	0.028	0.109	0.029	0.0093	0.034	0.0052	0.033	0.0055	0.021	0.0035	0.029	0.0033	0.298	0.67	3.98	0.93	1.38	1.01	54.51
Y224-27	白云岩	0.095	0.182	0.026	0.097	0.025	0.0059	0.021	0.0047	0.039	0.0056	0.027	0.0028	0.022	0.0023	0.227	0.55	3.48	0.84	1.24	1.13	40.51
Y224-30	白云岩	0.124	0.189	0.022	0.104	0.022	0.0063	0.037	0.0043	0.026	0.0056	0.021	0.0032	0.017	0.0021	0.295	0.59	4.00	0.82	0.98	0.92	52.30
Y224-37	白云岩	0.170	0.321	0.039	0.164	0.044	0.025	0.043	0.0064	0.043	0.0090	0.023	0.0037	0.025	0.0031	0.347	0.92	4.88	0.91	2.70	1.01	38.54
Y224-39	白云岩	0.203	0.353	0.045	0.176	0.048	0.029	0.054	0.0068	0.048	0.0082	0.027	0.0038	0.031	0.0046	0.391	1.04	4.69	0.85	2.65	1.07	47.42
Y224-45	白云岩	0.165	0.277	0.036	0.154	0.026	0.023	0.051	0.0087	0.061	0.013	0.052	0.0083	0.044	0.0053	0.590	0.92	2.80	0.83	2.72	1.01	45.88
Y123-1	白云岩	0.472	0.548	0.095	0.400	0.110	0.070	0.160	0.025	0.150	0.040	0.130	0.020	0.110	0.018	1.880	2.34	2.63	0.60	2.37	1.15	47.15
Y123-5	白云岩	0.261	0.330	0.060	0.240	0.086	0.075	0.087	0.021	0.110	0.027	0.081	0.011	0.084	0.015	1.092	1.49	2.38	0.61	4.09	1.21	40.02
Y123-6	白云岩	0.208	0.272	0.046	0.210	0.075	0.027	0.072	0.017	0.090	0.026	0.068	0.013	0.077	0.012	0.942	1.21	2.23	0.64	1.72	1.09	36.53
Y123-7	白云岩	0.402	0.451	0.076	0.325	0.110	0.250	0.120	0.024	0.130	0.031	0.082	0.012	0.059	0.015	1.504	2.08	3.44	0.59	10.06	1.13	48.87
Y123-8	白云岩	0.661	0.727	0.14	0.560	0.140	0.050	0.230	0.035	0.220	0.051	0.150	0.022	0.130	0.019	2.558	3.13	2.65	0.56	1.25	1.21	49.67
Y123-10	白云岩	0.268	0.289	0.047	0.231	0.064	0.064	0.085	0.021	0.10	0.028	0.063	0.010	0.059	0.0100	1.045	1.34	2.54	0.59	3.98	1.03	37.20
Y123-11	白云岩	0.310	0.332	0.062	0.245	0.080	0.059	0.089	0.019	0.110	0.025	0.062	0.010	0.067	0.012	1.119	1.48	2.74	0.55	3.27	1.23	44.41
Y123-12	白云岩	0.409	0.448	0.076	0.335	0.098	0.033	0.130	0.029	0.160	0.040	0.120	0.018	0.110	0.017	1.456	2.02	2.24	0.58	1.36	1.12	36.73
Y123-13	白云岩	0.348	0.383	0.061	0.266	0.092	0.12	0.17	0.014	0.095	0.025	0.061	0.011	0.055	0.0091	1.111	1.70	2.89	0.60	4.07	1.09	44.88
Y123-14	白云岩	0.417	0.350	0.061	0.264	0.079	0.510	0.083	0.017	0.100	0.024	0.063	0.0077	0.066	0.0072	1.093	2.04	4.58	0.49	29.30	1.13	46.34
Y123-23	白云岩	0.377	0.449	0.071	0.340	0.074	0.063	0.150	0.016	0.120	0.023	0.080	0.010	0.054	0.010	1.327	1.83	3.01	0.63	2.63	1.03	56.90
Y123-26	白云岩	0.196	0.252	0.040	0.169	0.054	0.012	0.072	0.012	0.110	0.019	0.057	0.0090	0.050	0.0092	0.906	1.06	2.16	0.66	0.89	1.10	46.83
Y11-3	白云岩	0.337	0.624	0.068	0.295	0.088	0.024	0.076	0.017	0.071	0.022	0.053	0.0077	0.074	0.0089	0.620	1.77	4.37	0.95	1.40	0.93	28.82
Y11-4	白云岩	0.275	0.515	0.064	0.218	0.057	0.014	0.061	0.012	0.062	0.019	0.049	0.0067	0.061	0.0089	0.687	1.42	4.11	0.90	1.15	1.12	36.32
Y28-2	白云岩	0.184	0.329	0.043	0.167	0.060	0.014	0.045	0.0078	0.053	0.0085	0.025	0.0047	0.027	0.0044	0.512	0.97	4.54	0.85	1.23	1.07	60.40
Y28-4	白云岩	0.177	0.304	0.037	0.147	0.039	0.023	0.056	0.0084	0.049	0.013	0.038	0.0050	0.034	0.0062	0.558	0.94	3.48	0.86	2.22	1.04	42.41
Y29-4	白云岩	0.221	0.378	0.053	0.202	0.052	0.015	0.059	0.0092	0.050	0.016	0.046	0.0070	0.046	0.0055	0.686	1.16	3.88	0.81	1.26	1.12	43.60
Y273-1	白云岩	0.193	0.317	0.039	0.150	0.039	0.0093	0.032	0.0059	0.039	0.0099	0.030	0.0043	0.027	0.0036	0.449	0.90	4.91	0.84	1.23	1.04	45.40
Y16-4	白云岩	0.267	0.437	0.061	0.226	0.079	0.080	0.069	0.016	0.084	0.018	0.049	0.0069	0.035	0.0078	0.639	1.44	4.03	0.79	5.06	1.14	34.55
Y205-11	白云岩	0.400	0.758	0.063	0.214	0.10	0.81	0.066	0.017	0.074	0.019	0.047	0.0073	0.040	0.0093	0.779	2.62	8.40	1.08	46.00	0.91	40.42
Y27-1	白云岩	0.106	0.173	0.022	0.093	0.021	0.0061	0.022	0.0042	0.022	0.0054	0.015	0.0027	0.017	0.0039	0.261	0.51	4.57	0.83	1.32	1.01	47.83
Y27-14	白云岩	0.172	0.261	0.036	0.169	0.065	0.17	0.043	0.012	0.058	0.014	0.034	0.0058	0.025	0.0075	0.470	1.07	4.38	0.76	14.88	1.00	33.20
Y27-16	白云岩	0.146	0.211	0.032	0.144	0.043	0.033	0.031	0.012	0.043	0.011	0.032	0.0071	0.027	0.0096	0.362	0.78	3.54	0.71	4.17	1.05	33.46
Y27-17	白云岩	0.305	0.528	0.064	0.289	0.094	0.11	0.076	0.017	0.091	0.020	0.055	0.0075	0.052	0.012	0.572	1.72	4.22	0.87	6.13	0.95	28.84
Y27-19	白云岩	0.168	0.263	0.037	0.150	0.061	0.015	0.045	0.013	0.062	0.015	0.051	0.0065	0.036	0.0096	0.495	0.93	2.91	0.77	1.30	1.09	33.53
Y27-20	白云岩	0.169	0.279	0.044	0.143	0.050	0.019	0.048	0.014	0.061	0.016	0.034	0.0077	0.034	0.0083	0.498	0.92	3.16	0.75	1.80	1.28	32.04
Y223-1	灰质云岩	0.225	0.404	0.049	0.184	0.037	0.010	0.040	0.0076	0.043	0.0090	0.028	0.0060	0.025	0.0060	0.471	1.07	5.50	0.89	1.23	1.06	52.43
Y223-2	含云灰岩	0.599	0.947	0.12	0.451	0.087	0.015	0.098	0.017	0.12	0.027	0.078	0.013	0.081	0.013	1.013	2.66	4.96	0.82	0.73	1.05	37.26
Y122-1	含云灰岩	0.371	0.519	0.093	0.367	0.11	0.028	0.11	0.021	0.11	0.028	0.071	0.0098	0.056	0.0080	1.012	1.90	3.60	0.64	1.18	1.21	36.49
Y16-6	含灰云岩	0.430	0.588	0.092	0.412	0.14	0.075	0.11	0.025	0.12	0.029	0.079	0.012	0.069	0.013	1.119	2.19	3.81	0.68	2.85	1.07	37.94
Y22-23	含灰云岩	0.277	0.346	0.061	0.234	0.064	0.028	0.079	0.019	0.075	0.020	0.060	0.011	0.052	0.010	0.865	1.33	3.11	0.62	1.82	1.22	42.56
Y27-15	灰质云岩	0.152	0.227	0.027	0.129	0.055	0.022	0.037	0.014	0.042	0.013	0.034	0.0053	0.028	0.0082	0.416	0.79	3.39	0.81	2.28	0.93	31.49
Y123-4	云质灰岩	0.369	0.388	0.075	0.334	0.097	0.032	0.11	0.024	0.11	0.028	0.071	0.0099	0.060	0.012	1.187	1.72	3.03	0.54	1.45	1.15	42.56
Y221-1	生屑灰岩	0.425	0.797	0.094	0.402	0.074	0.033	0.10	0.016	0.080	0.016	0.051	0.0100	0.046	0.0084	0.735	2.15	5.54	0.92	1.72	0.98	45.81
Y11-7	生屑灰岩	0.729	1.340	0.16	0.615	0.13	0.038	0.16	0.032	0.17	0.040	0.10	0.018	0.11	0.018	1.427	3.67	4.62	0.90	1.23	1.06	35.59
Y123-18	生屑灰岩	1.004	1.273	0.20	0.814	0.20	0.052	0.20	0.042	0.26	0.051	0.14	0.020	0.13	0.025	2.414	4.42	4.07	0.65	1.22	1.15	47.63
Y123-19	泥晶灰岩	0.279	0.339	0.056	0.241	0.065	0.014	0.088	0.013	0.096	0.023	0.064	0.010	0.053	0.0094	1.190	1.35	2.78	0.63	0.82	1.11	50.86

注: Σ LREE=La+Ce+Pr+Nd+Sm+Eu, Σ HREE=Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu; δ Ce=2Ce^*/(La^*+Pr^*), δ Eu=2Eu^*/(Sm^*+Gd^*), δ Pr=2Pr^*/(Ce^*+Nd^*), ^*表示经PAAS标准化后的值。

Σ LREE/Σ HREE值在一定程度上能够反映岩石样品的轻重REE分馏程度, 通过与热液、海水等成岩流体的比较, 可以作为判断成岩流体来源的一个参数。研究区碳酸盐岩Σ LREE/Σ HREE值介于2.16~8.4之间(表 1, 图3), 均值为3.68, 其中白云岩3.58, 灰岩4.25, 表明白云岩化过程中轻REE贫化更为显著。

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	图3 元坝气田长兴组碳酸盐岩Σ REE与Σ LREE/Σ HREE关系Fig.3 Correlation between Σ REE andΣ LREE/Σ HREE of carbonate rocks from the Changxing Formation in Yuanba Gasfield

4.2 Ce、Eu异常

元坝气田长兴组碳酸盐岩Ce异常值(δ Ce)介于0.49~1.08之间(表 1, 图4), 平均0.75, 表现为较明显的负Ce异常。不同类型碳酸盐岩的Ce异常值分布范围相似, 说明白云岩化过程没有改变Ce异常值。样品普遍的负Ce异常表明研究区碳酸盐岩沉积于相对开放的氧化环境。Eu异常值δ Eu变化比较大, 介于0.73~46.00之间(表 1, 图4), 平均3.97。不同类型碳酸盐岩的Eu异常程度存在差别, 孔隙发育的白云岩Eu正异常程度最大, 过渡岩性其次, 孔隙不发育的生屑灰岩、泥晶灰岩Eu异常程度最小, 甚至呈现Eu负异常或无明显异常, 表明白云岩化过程或者后期深埋藏过程中碳酸盐岩受到强还原性流体的成岩改造。

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	图4 元坝气田长兴组碳酸盐岩δ Ce与δ Eu的关系Fig.4 Correlation between δ Eu and δ Ce of carbonate rocks from the Changxing Formation in Yuanba Gasfield

4.3 REE配分模式

岩石REE配分模式通常用来与流体的REE配分模式进行比较, 确定沉积或成岩流体的来源。尽管元坝气田长兴组灰岩、过渡岩性及白云岩的REE总量不同, 但各碳酸盐岩的REE配分模式相似, 仅Eu的异常程度有较大变化(图 5), 整体表现出轻稀土元素亏损、重稀土元素相对富集, 显著的负Ce异常以及较普遍的正Eu异常的配分特征。轻REE配分曲线左倾, 元素之间分馏程度较高; 重REE配分曲线平坦, 元素之间分馏程度低, 表明白云岩化作用过程使得轻稀土元素活化更为明显。

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	图5 元坝气田长兴组碳酸盐岩REE配分模式Fig.5 REE distribution patterns of carbonate rocks from the Changxing Formation in Yuanba Gasfield

5 讨论

5.1 REE对白云化流体来源的指示

不同的自然流体具有不同的REE配分特征, 处于不同氧化还原环境的流体又具有不同程度的Ce、Eu异常(图 6)。页岩标准化后的海水REE具有轻稀土亏损、弱的正La异常、负Ce异常的特征(Bau and Dulski, 1996; Zhang and Nozaki, 1996); 河水的REE除了无明显的Ce异常外, 表现出轻稀土亏损、重稀土富集的特征(Goldstein and Jacobsen, 1988); 来自深部的热液流体其Σ REE明显高于海水与河水, 表现出轻稀土富集及显著的正Eu异常的配分特征(Michard et al., 1983; Michard and Albarede, 1986)。在不同自然流体中沉积或成岩形成的岩石通常具有同流体相似的REE地球化学特征(Banner et al., 1988), 如沉积于海水的碳酸盐岩通常具有不同程度的负Ce异常(Webb and Kamber, 2000; Nothdurft et al., 2004; Olivier and Boyet, 2006), 与热液有关的沉积物常常具有显著的正Eu异常(Guichard et al., 1979; Morgan and Wandless, 1980)。除了酸性热液流体外, 绝大部分自然流体(海水、河水和地层水等)的REE含量均非常低, 仅为10^-12~10^-10, 不足以显著改变岩石的REE特征, 只有当水/岩比大于10³及以上时才能改变岩石的REE特征(Banner et al., 1988; McLennan, 1989)。

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	图6 自然界不同流体的REE配分模式Fig.6 REE distribution patterns of different fluids in the nature

由以上岩石REE地球化学分析原理及研究区长兴组碳酸盐岩的REE配分模式, 可得出研究区碳酸盐岩具有与海水相类似的REE配分特征, 表明沉积成岩流体均为海水。图7显示研究区碳酸盐岩REE具有正La异常与负Ce异常的特征, 且灰岩与白云岩的Ce异常值非常接近, 平均值0.74与古代正常海水的REE典型代表的Heron reef 全新世微生物碳酸盐岩的Ce异常平均值0.752(Webb and Kamber, 2000)非常接近, 也表明研究区碳酸盐沉积于开放的海水环境。此外, 研究区碳酸盐岩的Y/Ho值在28.82~63.47之间, 平均42.78, 接近现代海水的Y/Ho值44~74(Bau and Dulski, 1996), 表明其在沉积和成岩过程中流体的性质无多大变化。普遍的正Eu异常说明白云岩化发生于还原性流体环境(Schieber, 1988; MacRae et al., 1992), 结合岩石学特征, 表明白云岩形成于浅埋藏环境。

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	图7 元坝气田长兴组碳酸盐岩δ Ce与δ Pr相关性图Fig.7 Correlation between δ Ce and δ Pr of carbonate rocks from the Changxing Formation in Yuanba Gasfield

白云岩对于灰岩在Σ REE、Σ LREE/Σ HREE、Eu异常值以及REE配分模式上的继承性变化, 表明灰岩在沉积与白云岩化过程中流体始终为海水。生物礁灰岩、生物碎屑灰岩以及泥晶灰岩沉积时期, 由于生物对REE的富集作用及生物颗粒对REE的吸附性, 且轻REE水合物的吸附性强于重REE水合物(陈德潜和陈刚, 1990), Σ REE和Σ LREE/Σ HREE均比较高; 灰岩白云岩化过程中, 矿物对REE水合物的吸附性大大减弱, 导致Σ REE和Σ LREE/Σ HREE的减小。

5.2 正Eu异常的成因探讨

5.2.1 是否有热液流体参与白云岩化或改造白云岩?

流体或岩石的正Eu异常特征, 通常均被解释为热液成因(Bau, 1991; Hecht et al., 1999; Barrat et al., 2000; Parsapoor et al., 2009; Han et al., 2012; Wang et al., 2014)?元坝气田长兴组碳酸盐岩普遍的正Eu异常特征与川东北局部地区二叠纪— 三叠纪热液活动(罗志立等, 2004; 雍自权等, 2007)是否有关?

碳酸盐岩的热液改造通常表现出独特岩石学、沉积学特征, 且需要一定的构造条件。角砾状构造与条带状构造是热液白云岩的典型构造(Davies, 2004); 热液作用下的灰岩白云化常常具有残余灰质成分, 受构造断层控制而横向上不连续, 在热液未影响的区域仍然为灰岩(Qing and Mountjoy, 1994); 与热液有关的白云岩, 岩心和岩石薄片镜下常常能观察到马鞍状白云石的存在(Smith, 2006); 热液白云岩通常与MVT型铅锌矿等热液矿床或天青石、萤石、重晶石、硅质岩等热液矿物共生(Davies and Smith, 2006)。研究区长兴组碳酸盐岩除了个别井的白云岩储集层中, 发现了极少量块状方解石交代天青石以及溶蚀孔洞中的粗晶白云石、方解石和自生石英外, 岩心和岩石薄片中均未观察到角砾状和条带状构造, 这些溶洞/孔中的碳酸盐矿物及天青石与TSR作用有关(蔡春芳等, 2012)。本次测得的4个石英包裹体均一温度在234.6~256.9 ℃之间, 对应的深度范围与郑荣才等(2007)通过自生石英的ESR测年得到的结果一致, 为原油充注之后早白垩世晚期(此时期元坝气田长兴组最大埋深达8000 m以上)自然沉淀形成的, 并非热液成因, 且焦沥青的贴边发育说明基质白云岩形成于原油大量充注之前; 沉积相上, 白云岩储集层均呈薄层状的、横向上连续地分布于生物礁的顶部; 此外, 元坝气田长兴组构造非常平缓, 断裂不发育。岩石学、沉积学及构造学特征表明, 白云岩储集层并未受到深部热液的蚀变。

岩石地球化学方面, 热液流体的REE浓度要远高于海水与河水, 如若是热液作用下的灰岩白云岩化, 则白云岩中的􀰐REE应高于同层位灰岩, 而长兴组白云岩中的􀰐REE普遍低于灰岩, 因而白云岩并非热液作用下的灰岩白云岩化而来; 此外, 碳酸盐岩的δ ¹³C介于0.38‰ ~5.27‰ 之间, 均值4.07‰ , δ ¹⁸O介于-7.07‰ ~-2.92‰ 之间, 均值-4.95‰ , 与国内外热液白云岩储集层的碳、氧同位素值比较后发现, 与热液有关的白云岩氧同位素值偏低(图 8), 一般分布在-7‰ ~-17‰ VPDB之间(Chen et al., 2004; Lonnee and Machel, 2006; 宋光永等, 2009; 陈轩等, 2012), 也表明白云岩储集层没有经历过明显的热液活动。

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	图8 元坝气田长兴组碳酸盐岩C、O同位素分布Fig.8 Carbon and oxygen isotopes of carbonate rocks from the Changxing Formation in Yuanba Gasfield

元坝气田飞仙关组除局部地区发育白云岩外, 绝大多数亮晶鲕粒灰岩储集层并未发生白云岩化作用, 说明飞仙关组四段或嘉陵江组膏盐层的蒸发卤水也未参与长兴组碳酸盐岩的白云化作用。

综上所述, 元坝气田长兴组白云化流体来源为单一的较还原性海源地层水, 白云岩形成于浅埋藏环境。

5.2.2 较高程度正Eu异常可能与TSR作用有关

热液中常常出现Eu的异常富集, 以其作为成岩或者蚀变流体的岩石通常会继承流体的REE特征而具有正Eu异常。岩石学、沉积学、构造学以及岩石地球化学均证明研究区碳酸盐岩储集层并无明显的、大范围的热液活动迹象, 故大范围的正Eu异常与热液活动无关。前人研究表明, 海水通常表现为负Eu异常, 尤其是表层海水(Elderfield and Greaves, 1982)。那么以海水作为成岩流体的岩石矿物是如何富集Eu而呈现出正Eu异常的?

海水中的矿物发生化学沉淀或交代时, Eu²⁺由于其离子半径与Ca²⁺相近且离子价态相同而优先进入矿物晶格中, 因此海水中Eu²⁺离子的稳定存在是研究区碳酸盐岩产生正Eu异常的主要控制因素。在常温常压下, Eu²⁺只有在极端还原的中碱性水体中才能出现, 此时的硫酸盐几乎还原为硫化物或单质硫, 随着温度的升高, 地层水中Eu²⁺的稳定性增加, 当温度高于250 ℃时, Eu²⁺才能够大量地稳定存在(Sverjensky, 1984)。因此, 以海水作为成岩流体的岩石矿物中出现正Eu异常在理论上是可以发生的。

一方面, 元坝气田长兴组碳酸盐岩储集层普遍发生了TSR作用(戴建全, 2010; 段金宝等, 2013; 李国蓉等, 2014), 产生了大量的可溶蚀矿物的H₂S和CO₂气体, 扫描电子显微镜下观察到许多单质硫与富硫沥青, 表明TSR作用形成了一个极度还原的环境; 另一方面, 元坝气田长兴组碳酸盐岩储集层地层水测得的pH值为7.1~8.1, 为中性到弱碱性水体。因此, 普遍的TSR作用产生了极端还原的弱碱性水体环境, 这种环境自TSR作用发生后一直持续到现今, 使得Eu²⁺能够持续稳定地存在。此外, 正Eu异常程度高的白云岩样品大多具有溶蚀孔洞极其发育的特征(图 2-A, 2-B, 2-D)。这就合理地解释了为什么部分TSR作用强烈的白云岩中, 其正Eu异常的程度要高于其他白云岩、过渡岩性及灰岩。

6 结论

1)元坝气田长兴组碳酸盐岩在沉积成岩过程中, 记录并保留了海水大部分REE配分特征, 即轻稀土亏损、正La异常、负Ce异常以及较高的Y/Ho值。白云岩、过渡岩性及灰岩REE配分模式相似, 表明后期白云化流体仍然为海水。白云岩普遍的正Eu异常表明, 其形成过程经历了浅埋藏的较还原环境。

2)元坝气田长兴组断层不发育, 礁滩相白云岩横向上连续发育, 岩心与岩石薄片观察未发现角砾状和条带状构造, 白云岩化过程中􀰐REE的降低以及较高的δ ¹⁸O 均表明碳酸盐岩未受到四川盆地二叠纪— 三叠纪热液活动的影响。电子扫描显微镜下观察到大量的单质硫和富硫沥青, 表明普遍的TSR作用造成了地层海水极度还原的环境, 较高程度的正Eu异常极有可能与TSR作用有关。

3)元坝气田长兴组优质白云岩储集层及上覆飞仙关组绝大多数的亮晶鲕粒灰岩储集层并未受到飞仙关组四段及嘉陵江组台地蒸发卤水的影响, 白云化流体来源单一, 即埋藏的海源地层水, 白云岩储集层后期遭受了TSR作用不同程度地改造。

参考文献

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2012

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蔡春芳, 蔡镠璐, 张俊, 等. 2012. 川东北飞仙关组甲烷为主的TSR及其同位素分馏作用[J]. 岩石学报, 28(3): 889-894.

Methane-dominated TSR has been proposed to occur in Lower Triassic Feixianguan Formation oolitic dolomite reservoirs on the northeast side to the Kaijiang-Liangping basin (Cai et al. , 2004), but not in oolitic limestone on the southwest side where there is no significant H 2 S and low porosity. TSR-calcite is shown to have δ 13 C values mainly from -10‰ to -19‰ and coexists with solid bitumen, elemental sulfur, pyrite and quartz, and has replaced dolomite, anhydrite and celestite. However, present CO 2 gas has δ 13 C values mainly from -2‰ to +2‰, suggestive of dissolution of carbonates (likely dolomite) after TSR-calcite precipitation. Natural gases from Changxing Fm., Feixianguan Fm. and Jialingjiang Fm. from the East to Puguang gasfield show a logarithmic relationship between methane δ 13 C 1 and residual hydrocarbons (HCs). Based on this relationship, it can be calculated that about 15% methane of well Du4 gas from the Feixianguan Fm. may have been oxidized as the result of TSR.

川东北开江-梁平陆棚东北侧飞仙关组多孔鲕粒白云岩中发生了以甲烷为主的热化学硫酸盐还原作用(TSR),产生高达20%的H 2 S;而西南侧鲕粒灰岩以低孔、低H 2 S天然气为特征。东北侧白云岩主要发育白云石粒间溶孔或粒间扩大溶孔,这些溶孔可与方解石( δ 13 C=-10‰~-19‰)、储层沥青、元素硫、黄铁矿和石英紧密共生,可分布于片状储层沥青与白云石晶体之间,说明白云石溶解作用发生在沥青形成以后。白云石的溶解作用导致现今天然气以无机CO 2 为主, δ 13 C CO 2 主要介于-2‰~+2‰之间。这种溶解作用是在酸性条件下,硬石膏或天青石参与下发生的,可能先产生MgSO 4 配对离子,而后MgSO 4 又与甲烷反应产生H 2 S,净增大了孔隙。研究还发现,普光气田及以东天然气的来源不同于河坝和元坝天然气;对普光气田及以东天然气分析显示,甲烷 δ 13 C值与残余烃含量之间存在对数相关关系。这表明TSR过程中,甲烷同位素分馏作用遵从封闭体系下瑞利分馏原理。据此计算显示,渡4井约有15%甲烷被氧化了。

... 研究区长兴组碳酸盐岩除了个别井的白云岩储集层中,发现了极少量块状方解石交代天青石以及溶蚀孔洞中的粗晶白云石、方解石和自生石英外,岩心和岩石薄片中均未观察到角砾状和条带状构造,这些溶洞/孔中的碳酸盐矿物及天青石与TSR作用有关(蔡春芳等,2012) ...

1990

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... 生物礁灰岩、生物碎屑灰岩以及泥晶灰岩沉积时期,由于生物对REE的富集作用及生物颗粒对REE的吸附性,且轻REE水合物的吸附性强于重REE水合物(陈德潜和陈刚,1990), #cod#x003a3 ...

2012

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陈轩, 赵文智, 张利萍, 等. 2012. 川中地区中二叠统构造热液白云岩的发现及其勘探意义[J]. 石油学报, 33(4): 562-569.

综合地震资料解释、岩石矿物学观察以及地球化学分析结果,认为四川盆地中部中二叠统栖霞组、茅口组白云岩为构造热液白云石化成因,具有以下典型特征:①白云岩单层厚度较大,多呈透镜状产出,横向连续性差,钻遇井附近多伴有走滑断裂发育,白云岩层段在对应的地震剖面上见“下凹”反射特征；②基质白云岩多呈中-粗晶,其缝洞中见具有波状消光特征的填隙鞍状白云石,并发育大量的角砾岩,角砾岩间充填白色的白云石,形成斑马构造；③基质白云岩与填隙鞍状白云石的均一温度较白云石化作用时地层的温度要高5℃以上,分别为 105.8～159.6℃及113.2～138.6℃,同时二者还具有偏负的氧同位素特征(- 7.64‰～- 7.95‰)以及高87Sr/86 Sr值(0.708369～0.709684).构造热液白云岩的发育和分布受走滑断裂控制,若与上覆致密灰岩地层有机配置,可以形成良好的岩性圈闭.

... 陈轩等,2012),也表明白云岩储集层没有经历过明显的热液活动 ...

2010

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... 一方面,元坝气田长兴组碳酸盐岩储集层普遍发生了TSR作用(戴建全,2010 ...

2013

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段金宝, 李平平, 陈丹, 等. 2013. 元坝气田长兴组礁滩相岩性气藏形成与演化[J]. 岩性油气藏, 25(3): 43-47.

The origin, source and evolution of the reef flat facies lithologic gas reservoir of Changxing Formation in Yuanba Gas Field were studied systematically by themethods of geologic and geochemical inversion. The result shows that the gas of the reel flat facies lithologic gas reservoir is mainly from the oil cracked gas of paleo-reservoir, and a small part of the gas is directly from the source rock of Upper Permian. During Late Triassic-Early Jurassic, crude oil migrated to reservoir along the interlayer fractures and joint fissures, and formed paleo-reservoir. During Late Jurassic-Late Cretaceous, the paleoreservoir cracked, gas migrated along fractures and pore reservoir and accumulated, and formed paleo-gas reservoir. Since Late Cretaceous, gas further migrated and formed the present gas reservoir. The gas reservoir experienced physical adjustment and chemical alteration of natural gas component. Small amplitude of uplift in the northwestern Yuanba Gas Field leads to the relatively shallow burial depth and the weak TSR response.

运用地质、地球化学正反演相互印证的方法，对元坝气田长兴组礁滩相岩性气藏天然气的成因与来源及形成演化进行了系统研究。结果表明：元坝气田长兴组礁滩相岩性气藏天然气主要为古油藏原油裂解气，部分气源直接来自烃源岩；晚三叠世—早侏罗世，原油沿层间缝和节理缝运移至储集层，形成古油藏；晚侏罗世—晚白垩世古油藏裂解，天然气沿裂缝－孔隙型储层二次运移与聚集，形成古气藏；晚白垩世以来，天然气进一步调整运移，现今气藏形成。现今气藏经历了物理调整改造与天然气组分的化学改造，元坝气田西北部小幅度抬升，埋藏深度相对较浅，TSR 反应程度较东部变弱。

... 段金宝等,2013 ...

2009

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韩银学, 李忠, 韩登林, 等. 2009. 塔里木盆地塔北东部下奥陶统基质白云岩的稀土元素特征及其成因[J]. 岩石学报, 25(10): 2405-2416.

The mechanism of dolomitization is still problematic in carbonate sedimentology, and it is also a hotspot in carbonate diagenesis. One of the keys in the processes of dolomitization is the origin of diagenetic fluids. Based on detail study of sedimentology and petrology, the authors analyzed REE of the matrix dolomites and dolomitic carbonates of Penglaiba Formation of Lower Ordovician in eastern Tabei area. Lower concentrations of Sc, Th, Hf, Zr, positive La anomaly, relatively higher ratio of Y/Ho show that carbonate sediments of Lower Ordovician in eastern Tabei area deposited in shallow marine environment that are free of terrigenous particles. The characteristics of positive Ce anomaly, slightly positive Gd anomaly, positive La anomaly, positive Y anomaly, the positive correlation between positive La anomaly and Y anomaly indicate that matrix dolomites have resemble REE characteristics with sea-water except relatively enrichment of LREE and relatively lower Y/Ho, and the diagenetic fluids of dolomitization probably originated from seawater. However, the different ∑REE+Y, ∑LREE and ∑HREE between matrix dolomites and dolomitic limestones infer that REE was removed and HREE is more easily removed than LREE during dolomitization. Therefore, marine diagenetic fluids should be responsible for the relative enrichment of LREE and lower Y/Ho ratios, which are contrary to the REE characteristics of modern sea-water. The characteristics of petrology, sedimentology, trace elements and stable isotopes show that matrix dolomites of Lower Ordovician are products of marine dolomitization, and some samples which have slightly negative Eu anomaly infers the existence of hydrothermal fluids, and the Lower Ordovician fracture filled calcites, which characterized by very negative δ 18 O, higher 87 Sr/ 86 Sr and some very high homogeneous temperature of fluid inclusions also indicate the relatively limited influence of hydrothermal fluids on the matrix dolomite.

白云岩成因机制的核心问题之一是白云石化流体的来源。本文选择塔北东部地区下奥陶统蓬莱坝组白云岩、云质灰岩作为研究对象,在沉积学和岩石学基础上对基质白云岩的稀土元素地球化学特征进行了分析研究。结果表明,白云岩、云质灰岩中Sc、Th、Hf、Zr等元素的含量远远低于这些元素在陆源沉积物中的含量,并且Th、Zr的含量与Y/Ho比值间不具有明显的正相关关系,La的正异常、较高的Y/Ho比值等特征均表明塔北东部下奥陶统蓬莱坝组碳酸盐岩形成的环境为未受陆源物质混染的浅海相沉积。而白云岩负Ce异常、正La异常、轻微富集的Gd正异常以及La正异常与Y异常的正相关性等典型稀土元素特征均反映了白云石化流体具有典型的海水来源特征; 而白云石化过程中的成岩流体对HREE的移出量大于LREE的移出量是塔北东部下奥陶统白云岩具有相对富集的LREE及相对较低的Y/Ho比值的主要原因。结合岩石学、沉积学、微量元素以及稳定同位素特征的综合分析认为,塔北东部地区下奥陶统蓬莱坝组基质白云岩是海水白云石化作用的结果。个别白云岩样品的Eu正异常以及同层位构造裂隙方解石的 δ 18 O、 87 Sr/ 86 Sr以及流体包裹体均表明下奥陶统蓬莱坝组受到后期热液流体的影响,但其对研究样品基质白云岩的影响程度比较弱。

... 韩银学等,2009 ...

2009

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黄思静, 佟宏鹏, 刘红丽, 等. 2009. 川东北飞仙关组白云岩的主要类型、地球化学特征和白云化机制[J]. 岩石学报, 25(10): 2363-2372.

There are abundant hydrocarbon resources in the northeast of Sichuan Basin in China, and the reservoir and producer are mainly dolomites of Feixianguan Formation in Triassic. This area and the Feixianguan dolomite are receiving increased attention in recent years. These Feixianguan dolomites of NE Sichuan can be divided into the following three end-member types according to their textures: micrite dolomite, grainy dolomite with original texture and crystalline dolomite, which occurred in the upper most, upper and middle-lower part, respectively in a shallowing-upward succession. The micrite dolomite and the grainy dolomite with original texture exhibit high Mn content and low fluid-inclusion homogenization temperature (Th), and the δ 18 O of dolomitization fluid (obtained from the δ 18 O and fluid-inclusion homogenization temperature of the dolomite) is between that of meteoric water and seawater, which suggest that the two kinds of dolomite are originate from relatively open sedimentary-diagenetic environment influenced by meteoric water to some degree. Thus, the evaporative pumping model (for micrite dolomite) and mixing-zone model (for grainy dolomite with original texture) might be used to explain their formation mechanisms. The crystalline dolomite (important reservoir and producer) shows very low Mn content, and high fluid-inclusion homogenization temperature (T h ), and the δ 18 O of dolomitization fluid (also obtained from the δ 18 O and fluid-inclusion homogenization temperature of this kind of dolomite) is much higher than that of sea water in early Triassic, which indicate that this kind of dolomite should be formed in a relatively closed deep buried diagenetic environment and the fluid should be of high temperature and salinity. However, up to now, we do not find a good model that could fully explain the cause formation of crystalline dolomite.

四川盆地东北部蕴藏有丰富的烃类资源,三叠系飞仙关组的白云岩是最主要的储层和产层,这使得飞仙关组白云岩成为人们近年来高度关注的对象。按照结构,我们可以将飞仙关组白云岩分为三种端元类型: 微晶白云岩、具原始结构的粒屑白云岩和结晶白云岩,在一个向上变浅的剖面旋回中,这三种白云岩分别位于旋回的顶部、上部和中下部。微晶白云岩和具原始结构的粒屑白云岩具有较高的锰含量和较低的包裹体均一化温度,白云化流体的 δ 18 O值(从白云石的包裹体均一化温度和 δ 18 O值反演,以下同)介于大气水和海水之间,反映这类白云岩形成于有大气水参与的相对开放的沉积-成岩环境中,蒸发泵作用(对于微晶白云岩)和混合水作用(对于原始结构的粒屑白云岩)可能是其主要的形成机制; 结晶白云岩(表现为好储层)具有很低的锰含量和较高的包裹体均一化温度,白云化流体的 δ 18 O值显著高于早三叠世海水,表明这类白云岩形成于相对封闭的埋藏成岩环境,白云化流体具较高的温度和盐度,但到目前为止,还没有一个已有模式可以较好地解释这类白云岩的成因。

... 田永净等,2014)及以海源地层水为流体来源的埋藏白云化作用(黄思静等,2009 ...

2014

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李国蓉, 武恒志, 叶斌, 等. 2014. 元坝气田长兴组储层溶蚀作用期次与机制研究[J]. 岩石学报, 30(3): 709-717.

Dissolution is the key diagenesis to Changhsing reservoir in the Upper Permian, Yuanba area. In this paper, based on the data of cores and thin section, synthesized petrology feature and geochemical feature analysis, it is conculuded that there are 3 stages of dissolution could be divided, whose petrology and geochemical feature are different with each other. The 1 st stage of dissolution develops during the syndiagenesis and the early stage of diagenesis, where the diagenetic fluid consists of coastal atmospheric precipitation, related to high frequency sequence interface, sequence unconformity and the distribution of reef and shoal; The 2 nd stage of dissolution is in the early middle period of diagenesis, when burial diagenesis happened in Late to Middle Jurassic, the diagenetic fluid consists of Upper Permian interior fluid, when the diagenesis fluid mixed by thermal aliphatic acid from thermal evolution of organic matter in source rock; The 3 rd stage of dissolution in the later period of diagenesis when burial diagenesis happened in the Late Cretaceous to the Tertiary. The diagenetic fluid consists of the interior fluid of Changhsing Formation or Middle/Lower Triassic fluid, or the deep hydrothermal fluid, which is derived by multiple dissolution merchanism related to tectonism when in deep burial. The reservoir space related to the 1 st and the 2 nd stage of dissolution are greatly significant for oil migration in Changhsing Formation and accumulation (paleo-oil reservoir), the reservoir space related to the 3 rd stage of dissolution diagenesis contributes greatly to present gas accumulation.

溶蚀作用是元坝地区长兴组碳酸盐岩储层形成的关键，本文通过区内长兴组岩芯及岩石薄片观察，岩石学特征与地球化学特征研究充分结合，认为元坝地区长兴组储层存在着三期溶蚀作用，不同期次溶蚀作用产物的岩石学特征和地球化学特征明显有别。第Ⅰ期溶蚀作用发生于同生期-成岩早期，成岩流体为海岸带大气降水，遵循高频层序界面、层序不整合界面、礁滩控制的大气水溶蚀作用机制；第Ⅱ期溶蚀作用发生于晚三叠世-中侏罗世的埋藏过程中，相当于中成岩早期阶段，成岩流体为上二叠统地层内部流体，溶蚀作用与烃源岩系有机质热演化释放的有机酸进入成岩流体有关；第Ⅲ期溶蚀作用发生于晚白垩世-古近纪的埋藏过程中，相当于成岩晚期阶段，成岩流体为长兴组地层内部来源或中下三叠统来源流体，或为深部热液流体，溶蚀作用遵循深埋藏条件下构造作用驱动的多类型溶蚀作用机制。第Ⅰ期、第Ⅱ期溶蚀作用形成的储渗空间对于液态原油运移进入长兴组聚集成藏（古油藏）具有重要意义，第Ⅲ期溶蚀作用形成的储渗空间对于现今天然气成藏具有重要意义。

... 李国蓉等,2014),产生了大量的可溶蚀矿物的H₂S和CO₂气体,扫描电子显微镜下观察到许多单质硫与富硫沥青,表明TSR作用形成了一个极度还原的环境 ...

2004

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... 三叠纪热液活动(罗志立等,2004 ...

2012

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潘立银, 刘占国, 李昌, 等. 2012. 四川盆地东部下三叠统飞仙关组白云岩化作用及其与储集层发育的关系[J]. 古地理学报, 14(2): 176-186.

四川盆地东部下三叠统飞仙关组鲕滩相储集层多为白云岩,主要分布于环开江—梁平盆地的台地边缘相带.岩石学和地球化学特征表明,飞仙关组鲕滩相储集层经历了多期白云岩化作用,其中最重要的一期发生于成岩早期近地表环境,由蒸发海水回流引起,形成的粉晶交代白云石构成了现今白云岩的主体.飞仙关组早期白云岩经历了不同程度的埋藏重结晶作用,形成了不同的岩石结构类型. 飞仙关组白云岩的孔隙多为原岩中继承而来,白云岩化作用对储集层发育的意义并非创造孔隙,而是保存已有的孔隙.由于白云岩化作用发生的时间早以及白云岩的抗压溶性质,原生(鲕)粒间孔以及早期大气淡水溶蚀作用形成的鲕模孔/粒内溶孔可以在很大程度上保存下来,构成了现今鲕滩相储集层的主要储集空间.

... 魏国齐等,2005)、以台地蒸发卤水为流体来源的渗透回流白云化作用(潘立银等,2012 ...

2012

0.0

强子同, 曾德铭, 王兴志, 等. 2012. 川东北下三叠统飞仙关组鲕粒滩白云岩同位素地球化学特征[J]. 古地理学报, 14(1): 13-20.

川东北地区下三叠统飞仙关组为浅海碳酸盐岩夹泥页岩与蒸发岩序列,而在碳酸盐岩台地边缘通常发育一些白云石化的鲕粒滩。这些鲕粒滩白云岩储集层是川东北地区主要的产气层,一些学者认为该套白云岩为大气淡水与海水的混合水白云石化成因,另外一些学者将其视为回流—渗透白云石化成因。飞仙关组鲕粒滩白云岩稳定同位素氧值一般为-6.73‰ ～-3.65‰(PDB),平均值为-4.89‰(PDB)(罗家寨地区为-10.81‰(PDB)),稳定同位素碳值一般为+0.57‰～+3.00‰ (PDB)。对基质和孔洞中充填的鞍状白云石和亮晶白云石胶结物而言,稳定同位素87Sr/86Sr值为0.70735～0.70800。这些有关鲕粒滩白云岩的数据表明白云石化作用是在埋藏条件下进行的。在测定流体包裹体的均一化温度后,计算出白云石化流体稳定同位素氧成分(δ18O白云石-δ18O 水=[3.2×106T-2]-1.5,来自Friedman和O'Neil(1977)),其平均值约为+4‰(SMOW)。根据流体稳定同位素氧、碳成分与海水蒸发时流体盐度的正相关性,计算出流体δD平均值约为+25‰(SMOW)。流体包裹体盐度测定表明,白云石化流体是一种超盐度卤水,其盐度是海水的数倍,白云石化的温度为90～130啊妗Ｓ捎谙氯叠统鲕粒滩白云岩的稳定同位素氧和碳成分与上二叠统生物礁白云岩的稳定同位素氧和碳成分类似,因此,它们的白云石化流体很可能是同一来源。然而,这一结论还有待于进一步研究。

... 强子同等,2012) ...

2009

0.0

... 宋光永等,2009 ...

2014

0.0

田永净, 马永生, 刘波, 等. 2014. 川东北元坝气田长兴组白云岩成因研究[J]. 岩石学报, 30(9): 2766-2776.

Reef-shoal dolomite is the main reservoir of the Upper Permian Changxing Formation in Yuanba gas field, NE Sichuan Basin, south of China. The dolomite mainly developed in upper part of the Second Member of Changxing Formation, whose sedimentary facies include reef cap facie, inter-reef shoal facie and back reef shoal facie, etc. Different types of dolomites have similar ratios of 87 Sr/ 86 Sr (range from 0.7071 to 0.7075), which are consistent with the Late Permian seawater and micritic limestone, indicating dolomitizing fluids mainly came from contemporaneous seawater. Dolomitization occurred in a shallow burial low-temperature environment judged from the dolomitizing fluids temperature (40~55℃) which is calculated from oxygen isotope dolomite-water fractionation equation at low temperature. Even in an open-flow environment, affected by the palaeogeomorphology and the sea-level fluctuations, different sedimentary facies influenced by various dolomitization fluids. (1) Relict bioclast medium-coarse crystalline reef cap dolomite has obviously negative δ 18 O, high Fe, Mn and slow crystal formation characteristics, suggesting the mixture of meteoric water and seawater involved in the reef cap dolomitization. (2) Microcrystal dolomite of inter-reef shoal has high δ 18 O, significantly high Fe, Mn, Sr and low order degree. Although the data indicates complex dolomitization fluid sources, it is closely related to the evaporated brines. (3) Finely-medium crystalline dolomite of back reef (or shoal) has the characteristics of very low Fe, Mn value and high content of MgCO 3 , together with the rapid crystal formation, indicating a dolomitization under normal sea water condition.

上二叠统长兴组礁滩相白云岩是川东北元坝气田的主要储层。长兴组白云岩主要分布在长二段顶部礁盖、礁间滩、礁后滩等沉积相。通过层序地层学、岩石学、地球化学等方法对白云岩成因进行了研究，结果表明：不同类型的白云岩具有相似的 87 Sr/ 86 Sr值（集中分布在0.7071~0.7075之间），并与晚二叠世海水及泥晶灰岩 87 Sr/ 86 Sr值相似，指示白云岩化流体主要来自于同期海水；利用低温条件下白云石-水之间氧同位素温度分馏方程恢复的白云岩化流体温度在40~55℃之间，表明白云岩化作用发生于低温浅埋藏环境中。在浅埋藏白云岩化过程中，受沉积地貌和海平面升降的影响，不同沉积相带发生白云岩化作用时流体的性质有所不同：（1）礁盖残余生屑/砂屑中-粗晶白云岩具有明显偏负的 δ 18 O值以及较高的Fe、Mn含量和白云石晶体缓慢结晶的特征，受大气淡水作用明显，属于混合水白云岩化；（2）礁间滩粉晶白云岩具有明显偏正的 δ 18 O值，高Fe、Mn、Sr含量和较低的有序度值，白云岩化流体来源复杂，但整体与蒸发性卤水有关；（3）礁后滩细-中晶白云岩具有非常低的Fe、Mn和高MgCO 3 含量，白云石具有快速结晶的特点，为正常海水条件下的白云岩化。

... 田永净等,2014)及以海源地层水为流体来源的埋藏白云化作用(黄思静等,2009 ...

2002

0.0

王一刚, 刘划一, 文应初, 等. 2002. 川东北飞仙关组鲕滩储集层分布规律、勘探方法与远景预测[J]. 天然气工业, 22(增刊): 14-20.

20世纪末在四川盆地东北部发现了渡口河等以孔隙性鲕粒白云岩为储层的飞仙关组气藏。这些储层的分布与飞仙关组鲕粒滩的分布规律有关。研究表明当时的古地理格局控制了飞仙关组鲕粒滩的分布 ,因而影响着鲕滩气藏的分布。研究区的鲕粒滩集中分布在环早期开江—梁平海槽的碳酸盐岩台地边缘 ,它们随着碳酸盐岩台地沉积区的扩大和开江—梁平海槽的消亡而发育迁移 ,形成了宣汉黄金口—开县地区、达县—梁平地区等几个鲕粒岩集中发育区块。由于孔隙性鲕粒白云岩的形成与混合水白云石化作用和深埋藏溶解作用有关 ,故储层呈大小不等的透镜状分布在致密的鲕粒灰岩中 ,使鲕粒气藏具有岩性—构造复合圈闭的特点。孔隙性白云岩储层的声速平均 5 5 4 0m/s,致密灰岩的大于 6 2 0 0m/s ,故在地震剖面上储层表现为在一定层位的弱反射背景出现的一段连续的强振幅反射。因此 ,鲕滩气藏的勘探可遵循“占边缘、找亮点、套构造”的思路进行综合预测勘探。除目前重点勘探的五宝场地区外 ,宣汉黄金口—万源区块和达川—梁平区块是很有希望的勘探后备区块 ,万源—南江区块和广元—昌平区块是鲕滩气藏勘探的远景区块。

... 飞仙关组优质白云岩储集层的成因做了大量的研究工作,提出了多种白云岩成因,如以大气水与海水的混合水为流体来源的混合白云化作用(王一刚等,2002 ...

2005

0.0

魏国齐, 杨威, 张林, 等. 2005. 川东北飞仙关组鲕滩储层白云石化成因模式[J]. 天然气地球科学, 16(2): 162-166.

Mixed water dolomization is the basis of platform fringing oolitic beach reservoir of Feixianguan group. With the petrologic analysis of dolomite, the geochemistry analysis as well as the speculation of temperature and depth, it is proved that dolomization came into being in mixed water. The authors summarize the dolomization genetic model of oolitic beach reservoir. The mixed water dolomization is mainly controlled by frequent change of the sea level.

残余鲕粒白云岩是飞仙关组鲕滩气藏最有利的储层。白云石化作用是有效储层形成的关键因素之一。通过对白云岩进行岩石学特征分析、地化特征分析及成岩温度和深度的研究,认为白云石化作用发生在混合水成岩环境,由混合水白云石化机理产生。海平面频繁的变化是发生混合水白云石化作用的主要动力。总结了该储层发生混合水白云石化作用的模式。

... 魏国齐等,2005)、以台地蒸发卤水为流体来源的渗透回流白云化作用(潘立银等,2012 ...

2007

0.0

... 雍自权等,2007)是否有关? ...

2007

0.0

郑荣才, 胡忠贵, 冯青平, 等. 2007. 川东北地区长兴组白云岩储集层的成因研究[J]. 矿物岩石, 27(4): 78-84.

以岩石结构与白云石Mg/Ca比值和有序度分析为基础,结合Sr,Fe,Mn微量元素和C,O,Sr同位素地球化学特征,对川东北地区上二叠统长兴组白云岩成因进行研究,结果表明长兴组白云岩有准同生白云岩和埋藏白云岩两种成因类型,储层只是埋藏白云岩化作用的产物,其形成过程可划分为早、中、晚3个成岩阶段,各成岩阶段埋藏白云岩化流体都来自于上覆地层飞仙关组的高盐度海源地层水,证据包括如下几个方面:①埋藏白云岩的岩石学特征明显地有别于准同生白云岩;②长兴组各类白云岩的Sr,Fe,Mn微量元素特征表明埋藏白云岩作用发生在无大气水影响的封闭体系中;③白云岩的C,O同位素组成特征符合埋藏白云岩的 13和 18O分布区间;④长兴组与飞仙关组埋藏白云岩的Sr,Fe,Mn微量元素和Sr同位素地球化学特征基本一致.

2009

0.0

郑荣才, 文华国, 郑超, 等. 2009. 川东北普光气田下三叠统飞仙关组白云岩成因: 来自岩石结构与Sr同位素和Sr含量的证据[J]. 岩石学报, 25(10): 2459-2468.

On the basis of analysis of rock structure and strontium isotopes composition and content,in this study the genesis of dolostone reservoir in the Feixianguan Formation,Lower Triassic of the NE Sichuan Basin is discussed. Results indicate that the dolostone reservoir is the product of replaced dolomitization during the deep burial diagenesis period. This conclusion comes from following evidences: (1) rock structure and characteristics of strontium isotope and strontium content of the deep burial dolostone are quite different from that of penecontemporaneous dolostone. (2) carbonate rocks and minerals of the Feixianguan Formation have the composition characteristics of Triassic seawater strontium isotope, and their 87 Sr/ 86 Sr ratios range from 0.706588 to 0.708187,covering the range (0.7076~0.7078) of strontium isotope in early Triassic and the average value 0.707656 being consistent with the average value of 0.707743 for global early Triassic. (3) 87 Sr/ 86 Sr ratios of burial dolostone range from 0.707122 to 707419,being slightly under the changing range of strontium isotope of the global early Triassic seawater,but within the range of 0.707330~0.707383 for early Triassic seawater of northeast Sichuan Basin suggested in earlier studies,and the average value 0.707421 is closer to the earlier reported value 0.707350 than global early Triassic seawater,which shows that dolostone diagenetic fluids were very similar to the Triassic seawater. (4) Based on comprehensive study of rock structure,geochemistry characteristics of strontium isotope and strontium content,it can be well proved that the dolostone diagenetic fluids come from sea source water rich in strontium and salinity sealed up and kept in the stratum.

研究了川东北普光气田下三叠统飞仙关组白云岩储层的岩石结构Sr的含量和Sr同位素组成,讨论了它的成因,飞仙关组优质储层为成岩期埋藏交代白云化作用的产物,来自岩石结构和Sr同位素和Sr含量的证据包括如下几个方面：(1)与准同生白云岩比较,埋藏白云岩的岩石结构和Sr同位素和Sr含量地球化学特征与前者有显著差别; (2)飞仙关组所有各类碳酸盐岩(或矿物)具有早三叠世海水Sr同位素组成特征, 87 Sr/ 86 Sr比值变化范围为0.706588~0.708187,覆盖了全球早三叠世海水Sr同位素的变化范围(0.7076~0.7078),平均值0.707656与全球早三叠世平均值(0.707743)基本一致,; (3)埋藏白云岩 87 Sr/ 86 Sr比值变化范围为0.707122~0.707419,平均值0.707421,都略低于全球早三叠世海水Sr同位素变化范围和平均值,但与已报道的川东北早三叠世飞仙关期海水Sr同位素变化范围(0.707330~0.707383)和平均值(0.707350)都非常接近,说明白云石化流体具有强烈的川东北地区早三叠世飞仙关期海水Sr同位素组成特征; (4)综合岩石结构、Sr同位素和Sr含量地球化学特征,证明飞仙关组白云岩储层为成岩期埋藏交代作用产物,白云石化流体来自地层中高Sr和高盐度的海源地层水。

... 郑荣才等,2009 ...

2008

0.0

张学丰, 胡文瑄, 张军涛, 等. 2008. 塔里木盆地下奥陶统白云岩化流体来源的地球化学分析[J]. 地学前缘, 15(2): 80-89.

塔里木盆地是中国重要的含油气盆地,其中奥陶系白云岩是主要储层之一,然而有关白云岩成因的问题众说纷纭,其中的关键是对于白云岩化流体性质的认识不一.元素地球化学和同位素测试分析表明,白云岩的稀土元素来源大部分继承原始灰岩,具有与海水类似的配分特征,只不过稀土元素的含量明显增高了;Sr、Ti含量和Sr/Ba比值较高,且Sr和Mn都具典型的埋藏演化特征;碳、氧同位素分布于正常海相范围内,与典型的埋藏白云岩特征类似;在局部发育一些与断裂相关的铁(锰)白云岩和鞍状白云岩,显示明显的Eu正异常,具相对较高的Fe-Mn-Ba-Si(-Zn-Pb)元素含量及Sr/Ba比值.分析结果说明塔中和塔北下奥陶统的白云岩化流体主要为正常或浓缩了的海水,白云岩形成于准同生和/或埋藏环境,局部发育与断裂相关的热液白云岩,而前人强调的大气淡水或混合水作用对白云岩的形成并不重要.

... 张学丰等,2008 ...

2000

0.0

... Barrat et al ...

1991

0.0

... Bau,1991 ...

... Bau,1991) ...

... 流体或岩石的正Eu异常特征,通常均被解释为热液成因(Bau,1991 ...

1996

0.0

... 页岩标准化后的海水REE具有轻稀土亏损、弱的正La异常、负Ce异常的特征(Bau and Dulski,1996 ...

... 78,接近现代海水的Y/Ho值44~74(Bau and Dulski,1996),表明其在沉积和成岩过程中流体的性质无多大变化 ...

1988

0.0

... 在不同自然流体中沉积或成岩形成的岩石通常具有同流体相似的REE地球化学特征(Banner et al ...

... 除了酸性热液流体外,绝大部分自然流体(海水、河水和地层水等)的REE含量均非常低,仅为10^-12~10^-10,不足以显著改变岩石的REE特征,只有当水/岩比大于10³及以上时才能改变岩石的REE特征(Banner et al ...

1990

0.0

... 稀土元素(REE)是指原子序数为57~71(La-Lu)的一组元素,由于其离子半径与Ca²⁺相近可以置换出碳酸盐岩矿物中的Ca²⁺,也可以由于REE水合物的吸附性作用而富集于碳酸盐岩沉积物的表面(Byrne and Kim,1990 ...

2004

0.0

... VPDB之间(Chen et al ...

2004

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... 角砾状构造与条带状构造是热液白云岩的典型构造(Davies,2004) ...

2006

0.0

1985

0.0

... DeBaar et al ...

1982

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... 前人研究表明,海水通常表现为负Eu异常,尤其是表层海水(Elderfield and Greaves,1982) ...

1963

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... Eu和Ce是典型的变价元素,它们在岩石中的异常程度可以很好地反应沉积水体或成岩流体的氧化还原性,海水中及碳酸盐岩中的Ce异常通常反映氧化的海水环境中相对不可溶的Ce⁴⁺的存在(Goldberg et al ...

1988

0.0

... 河水的REE除了无明显的Ce异常外,表现出轻稀土亏损、重稀土富集的特征(Goldstein and Jacobsen,1988) ...

1979

0.0

... Olivier and Boyet,2006),与热液有关的沉积物常常具有显著的正Eu异常(Guichard et al ...

2012

0.0

... Han et al ...

1999

0.0

... Hecht et al ...

2013

0.0

... Jiang et al ...

2012

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... Lai et al ...

2008

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... REE测试使用Agilent 7500a电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)进行微量元素测定,测定方法及过程参考Liu 等(2008) ...

2006

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... Lonnee and Machel,2006 ...

1992

0.0

... MacRae et al ...

1989

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... Bau(1991)的研究结果认为尽管澳大利亚太古宙页岩PAAS(McLennan,1989)相较于球粒陨石具有负Eu异常,但一个经过球粒陨石标准化处理的、且呈现出负Eu异常的岩样仍然可能继承热液流体的REE地球化学特征 ...

... McLennan,1989) ...

1986

0.0

... Michard and Albarede,1986) ...

1983

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... REE明显高于海水与河水,表现出轻稀土富集及显著的正Eu异常的配分特征(Michard et al ...

1980

0.0

... Morgan and Wandless,1980) ...

2004

0.0

... Nothdurft et al ...

2006

0.0

... Olivier and Boyet,2006),与热液有关的沉积物常常具有显著的正Eu异常(Guichard et al ...

1988

0.0

2009

0.0

... Parsapoor et al ...

1974

0.0

... Piper,1974 ...

1994

0.0

... Qing and Mountjoy,1994) ...

... 热液作用下的灰岩白云化常常具有残余灰质成分,受构造断层控制而横向上不连续,在热液未影响的区域仍然为灰岩(Qing and Mountjoy,1994) ...

1988

0.0

... Schieber,1988 ...

... 普遍的正Eu异常说明白云岩化发生于还原性流体环境(Schieber,1988 ...

1977

0.0

... Shimizu and Masuda 1977 ...

2006

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... 与热液有关的白云岩,岩心和岩石薄片镜下常常能观察到马鞍状白云石的存在(Smith,2006) ...

... 热液白云岩通常与MVT型铅锌矿等热液矿床或天青石、萤石、重晶石、硅质岩等热液矿物共生(Davies and Smith,2006) ...

1984

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... , 1985),Eu异常则反映还原的流体环境中相对不可溶的Eu²⁺的存在(Sverjensky,1984 ...

... 在常温常压下,Eu²⁺只有在极端还原的中碱性水体中才能出现,此时的硫酸盐几乎还原为硫化物或单质硫,随着温度的升高,地层水中Eu²⁺的稳定性增加,当温度高于250 ℃时,Eu²⁺才能够大量地稳定存在(Sverjensky,1984) ...

2014

0.0

... Wang et al ...

2000

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... REE地球化学在碳酸盐沉积成岩流体的来源、古海水REE特征的反演及白云岩的成因研究方面的应用已取得一些成效(Webb and Kamber,2000 ...

... , 1988),如沉积于海水的碳酸盐岩通常具有不同程度的负Ce异常(Webb and Kamber,2000 ...

... 752(Webb and Kamber,2000)非常接近,也表明研究区碳酸盐沉积于开放的海水环境 ...

2013

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... Zhao and Jones,2013 ...

2008

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... Zhang et al ...

1996

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... Zhang and Nozaki,1996) ...

2008

0.0