引用本文
林孝先, 彭军, 闫建平, 侯中健. (2015)四川盆地震旦系灯影组葡萄状白云岩成因讨论[J]. 古地理学报, 17(6): 755-770
Lin Xiaoxian, Peng Jun, Yan Jianping, Hou Zhongjian. (2015)A discussion about origin of botryoidal dolostone of the Sinian Dengying Formation in Sichuan Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 17(6): 755-770. DOI:10.7605/gdlxb.2015.06.062  
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四川盆地震旦系灯影组葡萄状白云岩成因讨论
林孝先1,2, 彭军3, 闫建平3, 侯中健4
1 西南石油大学博士后科研流动站,四川成都 610500
2 国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室,四川成都 610081
3 西南石油大学地球科学与技术学院,四川成都 610500
4 成都理工大学地球科学学院,四川成都 610059
彭军,男,1968年生,博士,教授,博士生导师,主要从事沉积学、储层地质学及层序地层学研究。E-mail: pengjun@swpu.edu.cn。

第一作者简介 林孝先,男,1985年生,西南石油大学博士后,主要从事沉积学、层序地层学和矿床学等研究。E-mail: linxx321@foxmail.com。

收稿日期:2015-01-15 接受日期:2015-06-17
基金:国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室开放基金项目(编号:zdsys2015002)资助
摘要

四川盆地震旦系灯影组葡萄状白云岩是天然气藏的重要储集层和铅锌矿床的重要容矿围岩,但关于其特征和成因研究却充满争议。基于传统沉积学研究方法和手段,结合地球化学分析,并与前人研究成果进行对比,认为四川盆地灯影组葡萄状白云岩主要由顺地层、(层间和穿层)溶蚀孔缝中产出的拟晶白云石化的葡萄状团块和葡萄状、栉壳状胶结物或充填物组成。葡萄状团块主要顺地层产出,包括核心和包壳两部分:核心为葡萄石,主要成分为泥、微晶高镁方解石,由沉积阶段的海水沉积作用和微生物捕获、粘结作用形成;包壳主要成分为等厚纤维状环边文石,主要形成于沉积—同生阶段,有厚、薄之分,其中薄包壳形成于相对动荡的海底,而厚包壳形成于相对安静的海底。葡萄状、栉壳状充填物主要在溶蚀孔缝中产出,主要成分为等厚纤维状文石和高镁方解石,为准同生阶段大气淡水作用和海水沉积作用的产物;也存在顺地层葡萄状团块、内碎屑等颗粒粒间或顶部产出的葡萄状、栉壳状胶结物或层状胶结壳,主要为同生—准同生阶段海水潜流带沉积。在葡萄状或栉壳状团块、充填物、胶结物的形成过程中,文石和高镁方解石结晶析出后迅速发生拟晶白云石化作用,并保留其原生的结构和构造。文中关于葡萄状团块和拟晶白云石化作用的研究,为葡萄状白云岩成因研究提供了新的思路和认识。

关键词: 葡萄状白云岩; 葡萄状团块; 葡萄状胶结物; 拟晶白云石化; 灯影组; 四川盆地
中图分类号:P588.24+5 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2015)06-0755-16
A discussion about origin of botryoidal dolostone of the Sinian Dengying Formation in Sichuan Basin
Lin Xiaoxian1,2, Peng Jun3, Yan Jianping3, Hou Zhongjian4
1 Post-doctoral Research Center,Southwest Petroleum University,Chengdu 610500,Sichuan
2 Key Laboratory of Sedimentary Basin and Oil and Gas Resources,Ministry of Land and Resources,Chengdu 610081,Sichuan
3 College of Geoscience and Technology,Southwest Petroleum University,Chengdu 610500,Sichuan
4 College of Earth Sciences,Chengdu University of Technology,Chengdu 610059,Sichuan
Peng Jun,born in 1968,is a professor and doctoral supervisor of Southwest Petroleum University. He is mainly engaged in researches of sedimentology,reservoir geology and sequence stratigraphy. E-mail: pengjun@swpu.edu.cn.

About the first author Lin Xiaoxian,born in 1985,is a post-Ph.D. of Southwest Petroleum University. He is mainly engaged in researches of sedimentology,sequence stratigraphy and mineral deposit geology. E-mail: linxx321@foxmail.com.

Abstract

The botryoidal dolostone of the Sinian Dengying Formation in Sichuan Basin is an important type of gas reservoirs and host rocks of lead-zinc deposit. However,there are still some contentious issues on its characteristics and origin. In this paper,based on the traditional research methods of sedimentology and analyses of geochemistry,the origin of botryoidal dolostone is studied. Compared to the previous researches,the results show that the botryoidal dolostone of the Sinian Dengying Formation in Sichuan Basin is mainly composed of mimetic dolomitized botryoidal lumps,and botryoidal or ctenoid fillings and cements,which mainly develop along bed,interbed,or in the dissolved pores and fractures crossing bed. The botryoidal lumps develop mainly along bed,and are comprised of cores and coatings. The cores of botryoidal lumps are grapestones whose major components are cryptocrystalline and microcrystalline high-Mg calcites formed by marine deposition as well as microbial capturing and binding effects during the depositional stage. The major components of coatings are isopachous fibrous zoned aragonites formed during the depositional-contemporaneous stages. There are two kinds of coatings,in which,the thin coatings were formed in a relatively-turbulent seabed,while the thick ones in a relatively-quiet seabed. The botryoidal and ctenoid fillings develop in dissolved pores and fractures. Their major components are isopachous fibrous aragonites and high-Mg calcites formed by meteoric leaching and marine deposition during the penecontemporaneous stage. Meanwhile,there are also botryoidal and ctenoid cements or lamellar cement layers in the intergranular pore or top of grains (e.g. botryoidal lumps and intraclasts) along bed,which deposited in a marine phreatic zone during the contemporaneous-penecontemporaneous stages. During the forming process of botryoidal or ctenoid lumps,fillings and cements,aragonites and high-Mg calcites were immediately mimetic dolomitized after crystallization and precipitation,and preserved primary textures and structures. The research of botryoidal lumps and mimetic dolomitization can provide a new thought and understanding about the origin of botryoidal dolostone.

Key words: botryoidal dolostone; botryoidal lumps; botryoidal cement; mimetic dolomitization; Dengying Formation; Sichuan Basin

四川盆地震旦系灯影组的葡萄状白云岩历来是研究者们关注的对象, 不仅因为其具有独特的葡萄状构造或形态(张荫本, 1966, 1980; 陈明等, 2002), 还因为其是威远、资阳等地区灯影组天然气储集层重要的岩石类型(王兴志等, 1996; 姚根顺等, 2014), 另外在康滇地轴东缘的川、滇、黔低温成矿域中, 葡萄状白云岩还是灯影组铅锌矿床重要的容矿围岩类型(杨应选等, 1994; 林孝先, 2014)。葡萄状白云岩的固体矿产成矿和天然气成藏效应取决于其特征的沉积、成岩和保存的物理、化学和生物环境, 故葡萄状白云岩的成因常成为相关研究的基础和重点。

笔者对四川盆地灯影组白云岩的特征、成因和成矿、成藏效应等进行了初步研究和探索, 取得了一定的认识(相关成果正在陆续发表中), 故撰写此文, 与前辈和同行讨论、交流, 以期达到抛砖引玉的作用。

1 研究历史和现状

张杰等(2014a)认为葡萄状白云岩不是葡萄石(见于张杰等(2014a)文章的第717页, 简写为P717, 下同), 而是沿着孔洞壁生长的各期白云石胶结物(P724), 但作者研究后(详见本文)认为, 葡萄状白云岩系指具有葡萄状构造的白云岩, 主要由白云石化的葡萄状团块和葡萄状、栉壳状胶结物或充填物组成, 而葡萄状团块又包括(葡萄石)核心和包壳两部分。所以, 在研究葡萄状白云岩过程中, 十分有必要理清葡萄状白云岩及其相关的葡萄状团块、葡萄石和葡萄状胶结物、充填物等的研究历史和现状。

在公开发表的文献中, 葡萄状白云岩(botryoidal dolostone)一词起源于国内, 最早见于王则江(1981)的研究, 后经陈明等(2002)、张杰等(2014a)补充和完善。诚如张杰等(2014a)所述, 葡萄状白云岩因研究者而异还具有不同的称谓, 如张荫本(1966, 1980)提出的“ 葡萄状构造” , 王兴志等(1996)提出的“ 葡萄花边” , 曹仁关(2002)提出的“ 葡萄石” 等, 这反映了葡萄状白云岩组构的多元性和复杂性。葡萄石(grapestone)一词最早由Sorby(1879)提出, 而葡萄状(botryoidal)一词最早由Dana(1947)提出, Illing(1954)首次把Bahama海底的碳酸盐团块分为葡萄石(grapestone)、葡萄状团块(botryoidal lumps)、有包壳的团块(encrusted lumps)、不规则的胶结好的结构(irregular well cemented forms)等4类, Purdy(1963)把Illing(1954)的4类分类整合为葡萄石(grapestone)和葡萄状团块(botryoidal lumps)2类, 之后的相关研究基本都在二者的分类框架内。文中采用Purdy(1963)的分类, 葡萄石的含义较广, 类型较多, 而葡萄状团块为具有鲕状包壳或增生的葡萄石, 或可将其作为具有葡萄石核心的鲕粒看待, 且葡萄石和葡萄状团块还为碳酸盐团块发育的先后2个阶段(Tucker and Wright, 1990)。但需要注意的是, 团块(lumps)一词还存在一定的争议(冯增昭等, 1994), 有研究者将其称作包壳粒(coated grains)、聚合粒(aggregate grains)、结核或凝团(nodules)等, 为更为准确地理解其成因, 笔者还是遵从其原始定义, 使用“ 团块” 一词。葡萄状胶结物(botryoidal cement)一词最早来源于Ginsburg和James(1976)对葡萄状文石(botryoidal aragonite)的研究, 前人对其有扇状晶簇(fan druse)(Shinn, 1969)、球粒状胶结物(spherulitic cement)(Schroeder, 1972)的不同称谓, 之后经James和Choquette(1983)、Aissaoui(1985)、Ross(1991)等的补充, 已基本完善其内涵, 被广泛使用至今。

葡萄状白云岩的成因研究, 应分为葡萄状团块、葡萄石、葡萄状胶结物或充填物成因研究和白云石化机理研究两部分。葡萄状团块、葡萄石和葡萄状胶结物或充填物成因研究最早可追溯至Illing(1954), 纵观其研究史(表 1), 其成因可大致分为沉积— 同生成因、准同生成因、表生成因、成岩成因和其他成因等5类, 其中沉积— 同生海水成因和准同生海水成因占据主导地位; 从20世纪80年代开始, 大气淡水成岩作用开始受到重视(Tucker, 1983), 成因解释开始丰富, 并逐渐扩展到准同生和表生的大气淡水、混合水成因, 这种变化在国内的研究中体现得更为明显。另外, 沉积— 同生淡水、甲烷渗流等特殊成因也有所报道。葡萄状白云岩成因研究, 在国外始于Gutstadt(1968), 主要集中在对新元古界Beck Spring Dolomite组和更新世白云石化葡萄石、葡萄状胶结物的研究(Tucker, 1983; Aissaoui, 1985), 最近也有对古生代白云石化葡萄状胶结物的相关研究报道(Richter et al., 2014), 而在国内始于张荫本(1980), 主要集中于上震旦统灯影组的研究。由于灯影组天然气岩溶储集层的缘故, 在国内对葡萄状白云岩的大气淡水成因研究更为深入, 但对准同生、表生大气淡水作用的区别的研究还有待提高。

表1 葡萄状白云岩成因研究历史 Table1 Research history of origin of botryoidal dolostone
2 葡萄状白云岩特征及成因分析

为便于讨论, 文中选取的剖面和分析样品主要来自于四川盆地汉源地区, 在地理位置上与研究较多的先锋、金口河剖面(张杰等, 2014a)相邻(图1)。另外, 灯影组地层划分还存在争议(林孝先, 2014), 暂采用与张杰等(2014a)一致的划分方案(图2)。文中的分析方法和手段主要偏重于传统的、常规的沉积学工作方法, 如野外剖面观测、室内显微镜分析、扫描电镜分析、阴极发光分析及地球化学分析等。

图1 四川盆地汉源地区唐家剖面位置Fig.1 Location of Tangjia section in Hanyuan area, Sichuan Basin

图2 四川盆地汉源地区唐家剖面灯影组柱状图Fig.2 Stratigraphic column of the Dengying Formation at Tangjia section in Hanyuan area, Sichuan Basin

2.1 剖面特征及成因分析

剖面特征主要包括剖面序列和岩石类型、结构、构造、产状等特征。研究区剖面由矿山坑道新鲜剖面和野外露头剖面组成, 其中坑道新鲜剖面的观测为葡萄状白云岩成因分析起到了重要作用。

研究区葡萄状白云岩主要产出于灯影组二段(简称“ 灯二段” , 下同)中, 灯四段也有部分产出, 为区域性的标志层, 多与叠层状、纹层状、凝块状、雪花状、藻砂屑等白云岩共生(常统称为“ 藻白云岩” ), 在剖面中常由下至上构成“ 叠层状白云岩→ 葡萄状白云岩→ 雪花状白云岩” 序列(或沉积旋回)(图2), 反映出微生物逐渐减少、水体向上变浅的特征, 指示高水位体系域环境。

灯二段至少存在3个这样的旋回, 灯四段至少存在1个, 这与陈明等(2002)、陶夏妍等(2013)的研究结果基本一致。在叠层状、纹层状白云岩(图3-A)中, 常见藻丘、藻纹层、帐篷状构造发育, 其中纹层状白云岩的藻纹层较为平缓, 反映水体能量相对较弱。在雪花状、纹层状白云岩(图3-B)中, 窗格孔(或鸟眼孔)十分发育, 多被粒状方解石或白云石等充填, 形成雪花状构造。从纹层状白云岩底部到雪花状白云岩顶部, 窗格孔或雪花状构造规模变大, 还偶见石膏产出, 反映其为准同生蒸发环境的产物, 且遭受到一定的大气淡水作用。

图3 四川盆地汉源地区唐家剖面灯影组叠层状、纹层状、葡萄状和雪花状白云岩剖面特征Fig.3 Profile characteristics of stromatolithic, laminated, botryoidal and snowflake-like dolostone of the Dengying Formation at Tangjia section in Hanyuan area, Sichuan Basin

研究区葡萄状白云岩主要有2种产状:一种是与叠层状、纹层状白云岩等互层, 顺地层产出; 另一种是在层间或穿层的溶蚀孔洞和缝隙(简称孔缝)中产出。张杰等(2014a)提出的葡萄状白云岩产出状态只相当于文中提出的第2种产状。

顺地层产出的葡萄状白云岩, 产状稳定, 分布广泛, 因产状和组构等不同, 又可细分为2种类型。(1)白云石化葡萄状团块(图 3-C, 3-D):在横切面方向, 多呈半球体的集合体, 单个“ 葡萄” (半球体)的粒径多在0.1~20cm之间; 在纵切面方向, 可见明显的包壳、核心结构, 包壳较厚, 明、暗层清晰, 多呈鲕状, 也见宽缓的皮壳状, 而核心常由微米级— 厘米级的白云石化葡萄石集合体构成, 这正印证了Tucker和Wright(1990)提出的葡萄石到葡萄状团块的演变发展史; 此外, 还可见葡萄状团块叠加发育的特点。(2)白云石化胶结物(图 3-C, 3-D):葡萄状、栉壳状胶结物多发育在白云石化葡萄状团块、内碎屑等颗粒的粒间, 也可发育在颗粒顶部, 形成层状的海底硬底、胶结壳或胶结层, 可见特征的裂隙和帐篷构造。

溶蚀孔缝中产出的葡萄状白云岩, 也可分为2种类型。(1)层间溶蚀孔缝中的白云石化葡萄状或栉壳状充填物(图 3-E):常在孔缝上、下壁产出, 横切面也可见半球体的集合体, 纵切面也可见包壳和核心, 但核心并非葡萄石集合体, 而多沿上、下壁发育, 特别在上壁, 可见核心呈明显的悬挂式(或新月式)发育。它们多发育于“ 叠层状白云岩→ 雪花状白云岩” 旋回中下部的叠层状、纹层状白云岩中, 在较大的孔缝空间, 常见多个葡萄状充填物形成的葡萄花边状构造, 也可见单个葡萄状充填物发育; 而在较小的孔缝空间, 葡萄状充填物发育不完全, 多个葡萄状充填物常形成栉壳状或镶边状构造, 单个葡萄状充填物少见。(2)穿层溶蚀孔缝中的白云石化葡萄状或栉壳状充填物(图 3-F):横、纵切面特征与上述第1种类型相似, 但多发育在旋回上部的雪花状、纹层状白云岩中, 主要在较小的孔缝内壁呈栉壳状或镶边状产出。在溶蚀孔缝中, 还常见方解石、石英等其他矿物, 以及未被充填的残余孔缝; 另外, 在溶蚀作用强烈的地区, 还可进一步形成(垮塌)溶洞或地下暗河(刘怀仁等, 1991; 施泽进等, 2011), 而在(垮塌)溶洞中也可见葡萄状构造, 主要为渗流豆或由葡萄状、栉壳状胶结物或充填物包裹岩溶角砾形成(刘怀仁等, 1991; 王兴志等, 1996), 具类似于葡萄状团块的外形, 但组构特征和成因不同, 且发育相对较少。

2.2 显微特征及成因分析

根据上述葡萄状白云岩剖面特征, 将其显微特征分析也分为白云石化葡萄状团块分析和白云石化葡萄状、栉壳状胶结物或充填物分析2个部分。

2.2.1 白云石化葡萄状团块

在显微镜下, 对白云石化葡萄状团块做了更细致的区分。单个白云石化葡萄状团块, 粒径多为厘米级, 具核心和包壳2个部分(图 4; 图5), 核心为毫米级的白云石化碳酸盐颗粒集合体, 即葡萄石, 而包壳为鲕状或皮壳状的、厚薄不一的明暗层。

图4 四川盆地汉源地区唐家剖面灯影组白云石化葡萄状团块核心的显微结构和阴极发光特征Fig.4 Microstructure and cathodoluminescence characteristics of cores of dolomitized botryoidal lumps of the Dengying Formation at Tangjia section in Hanyuan area, Sichuan Basin

图5 四川盆地汉源地区唐家剖面灯影组白云石化葡萄状团块的包壳的显微结构及阴极发光特征Fig.5 Microstructure and cathodoluminescence characteristics of coatings of dolomitized botryoidal lumps of the Dengying Formation at Tangjia section in Hanyuan area, Sichuan Basin

1)白云石化葡萄状团块的核心

白云石化葡萄状团块的核心为葡萄石, 主要有3种类型。

(1)白云石化隐晶或泥晶高镁方解石(图 4-A, 4-B, 4-C)。为主要核心类型, 无固定形态, 或呈不规则状、近椭圆状等, 阴极发光因富含泥质、有机质而呈暗红色, 与叠层状、纹层状白云岩发光性相似, 指示海水沉积物的特点; 还见粒径5~200μ m的白云石化半自形— 自形(菱形)微晶高镁方解石在核心内发育, 阴极发光呈黄色, 推测其在准同生阶段遭受到大气淡水作用的影响; 与张杰等(2014a)研究中提到的葡萄状白云岩核心(为连在一起的原生泥晶白云石(岩)(P717))十分相似。但关于核心的成因, 笔者认为其并非原生的泥晶白云石, 而是在相对安静的环境下由细菌、藻类等微生物捕获、粘结隐晶或泥晶高镁方解石而形成的葡萄石(这与Winland 和 Matthews(1974)的研究结果一致), 之后再发生拟晶白云石化作用(拟晶意为模拟晶形, 其机理在下文详述)。

(2)白云石化半自形— 自形(菱形)微晶高镁方解石粒状集合体(图 4-D, 4-E)。该类高镁方解石与第1种核心内的高镁方解石相似, 但粒径多在1~50μ m之间, 阴极发光呈弱发光— 不发光, 这说明其成因也有一定区别, 微晶高镁方解石粒状集合体是在相对动荡的环境下经波浪筛选、聚集和细菌、藻类等微生物捕获、粘结共同作用的结果。

(3)白云石化的弱固结灰岩内碎屑(前驱矿物为泥微晶高镁方解石)(图 4-D, 4-F)。内碎屑以粒径达30~1000μ m的粉屑、砂屑为主, 少部分达到砾屑级别, 阴极发光呈暗红色、弱发光, 指示其为沉积— 同生阶段泥微晶高镁方解石弱固结形成的灰岩被波浪破碎的结果, 未受准同生阶段大气淡水作用影响。

2)白云石化葡萄状团块的包壳

白云石化葡萄状团块的包壳由1层或多层的纤维状泥微晶白云石组成, 造成其有厚、薄之分。薄的包壳(图 4-D, 4-F)多与上述第2种、第3种核心有关, 形成的白云石化葡萄状团块粒径较小, 这与Illing(1954)、Purdy(1963)提出的经典的葡萄状团块包壳特征一致。具薄包壳的葡萄状团块多与藻粉屑、藻砂屑共生, 形成于水体动荡的环境之中, 且薄包壳的原生组构常因后期的白云石化作用或大气淡水作用而被破坏(图 4-F)。厚的包壳多与上述第1种核心有关(图 4-A, 4-B), 也为包壳的主要类型, 是因灯影期胶结作用强烈、薄的包壳不断增生(共轴生长)的结果, 故形成的白云石化葡萄状团块粒径较大, 更具有研究意义。

厚的包壳中可见白云石的等厚纤维状结构和构造, 张杰等(2014a, 2014b)认为其由海水中直接沉淀出的纤维状白云石晶体(P723)构成, 但在已有的原生白云石报道中, 很少见到这种纤维状晶体, 大多是粒状、球状、不规则状晶体, 所以, 从海水中碳酸盐矿物结晶析出顺序、碳酸盐矿物晶体性质和已有的相关报道等出发, 作者认为其是等厚纤维状文石发生拟晶白云石化的结果(林孝先, 2014), 保留文石前驱的纤维状假晶, 在正交偏光下具有特征的波状消光(图 5-A, 5-B), 这与王秀平等(2014)的认识不谋而合。

在厚的包壳中还可见特征的明、暗层, 1组清晰的明、暗层厚度多在500~1000, μ m之间, 而单层明层的厚度常大于暗层, 最薄单层厚度在50μ m左右(图 4-B, 4-C; 图5-A, 5-B)。明层的文石前驱保存有较好的纤维状晶形, 宽度多在1~8μ m之间, 白云石局限其中, 共轴生长, 可见其垂直于纤维状晶体长轴方向的晶体生长纹(图 5-C), 阴极发光因文石前驱富锶呈弱发光— 不发光(图 4-C)。暗层白云石有2种产状:一种类似于明层, 沿文石前驱假晶共轴生长, 但其较之明层具有更小的、更自形的白云石晶体, 表面多被泥质覆盖, 文石纤维状假晶边界和白云石晶体生长纹不常见(图 5-D); 另一种平行于明、暗层定向生长或顺层杂乱生长, 多呈泥微晶他形— 半自形粒状结构, 含一定的泥质(图 5-E)。暗层的阴极发光因富含有机质、泥质等, 发光比明层稍强, 与叠层状、纹层状白云岩相似, 发暗红色光或弱发光(图 4-C)。在明、暗层内, 还常见晶内的细小包裹体(图 5-B)、晶内和晶间的微孔隙(图 5-C, 5-D, 5-E, 5-F)以及晶面的丝状蓝细菌(Girvanella)化石(图 5-F)等出现, 其中细小包裹体、微孔隙等也是造成明、暗层的重要原因, 而丝状蓝细菌(Girvanella)化石的发现具有重要意义, 说明包壳形成过程中有微生物的参与, 印证了Tucker和Wright(1990)所述的包壳的增生是微生物成因的观点, 这与张杰等(2014a, 2014b)的研究结果形成鲜明对比, 但与陈明等(2002)、方少仙等(2003)的研究结果具有很好的吻合性。

另外, 多个白云石化葡萄状团块结合处常见包壳的多边形妥协边(或协和边)(图 5-A), 其指示潜流带环境。部分包壳的边缘阴极发光发黄光(图 4-E), 还可见板状的石膏、沿妥协边发育的溶蚀缝以及溶蚀缝周缘的渗滤组构和纤维状白云石新生变形而成的粉细晶白云石, 说明其在准同生阶段受到大气淡水作用的改造。

2.2.2 白云石化葡萄状、栉壳状胶结物或充填物

如上文所述, 白云石化葡萄状、栉壳状胶结物或充填物主要在溶蚀孔缝中产出, 部分在顺地层葡萄状团块、内碎屑等颗粒的粒间或顶部产出, 不同的产出部位造成其具有3种不同期次的胶结或充填类型。

1)较大溶蚀孔缝中的充填物

该类白云石化栉壳状充填物的充填期次最为完整, 共3期, 与张杰等(2014a)提出的4期世代胶结(P717)既有相同点也有一定的区别。

(1)第1期次为等厚纤维状文石前驱(图 6-A, 6-D)。由多个白云石化葡萄状文石构成, 与葡萄状团块包壳的特征相似; 有厚层和薄层之分, 厚层由多层的明、暗层组成(图 6-A), 出现在相对较大的溶蚀孔缝中, 而薄层多为单层(图 6-D), 出现在相对较小的溶蚀孔缝中; 阴极发光呈暗红色— 不发光(图 6-B, 6-C), 部分靠孔缝壁的文石前驱因被大气淡水顺层改造导致阴极发光呈红色, 向缝隙中部红光的比例逐渐减小(图 6-B), 推测其成因是大气淡水溶蚀形成孔缝后, 在孔缝壁可能还粘滞有大气淡水, 随后海水注入, 沿孔缝壁结晶析出文石, 故早期的文石可能受到大气淡水的影响。

图6 四川盆地汉源地区唐家剖面灯影组白云石化葡萄状、栉壳状胶结物或充填物显微结构及阴极发光特征Fig.6 Microstructure and cathodoluminescence characteristics of dolomitized botryoidal and ctenoid cements or fillings of the Dengying Formation at Tangjia section in Hanyuan area, Sichuan Basin

(2)第2期次为纤维状高镁方解石前驱(图 6-A, 6-D)。纤维状高镁方解石在理论上可细分为放射轴状纤状方解石(radiaxial fibrous calcite)、束状光性方解石(fascicular-optic calcite)、放射状纤状方解石(radial fibrous calcite)3种类型(Kendall and Tucker, 1971, 1973; Kendall, 1985; Wilson and Dickson, 1996)。研究区灯影组以放射轴状纤状方解石前驱为主, 呈层状, 具波状消光、不规则边界、内部沉积物, 也见部分晶面平直、不具波状消光的放射状纤状方解石前驱, 阴极发光呈暗红色— 弱发光(图 6-C), 指示其具有海水沉积物的特性。

(3)第3期次为粒状低镁方解石(前驱)(图 6-D)或石英(图 6-A)。粒状低镁方解石部分发生白云石化, 多出现在相对较小的溶蚀孔缝中, 而石英多出现在相对较大的溶蚀孔缝中。粒状低镁方解石的阴极发光呈弱发光— 不发光, 部分边缘发黄光, 指示其为大气淡水成因, 而石英不发光, 为自生或热液成因。

张杰等(2014a)提出的第1世代胶结物(自泥晶化白云石)(P720), 笔者在显微镜观察中并未发现, 但其与剖面观测发现的葡萄状团块中葡萄石(集合体)粒间的灰泥杂基(图 3-D)相似, 然而其并非孔缝胶结物; 第2世代胶结物(纤维状白云石)(P721), 可与文中的第1期次文石前驱、第2期次高镁方解石前驱相对比, 但二者的成因不同; 第3世代胶结物(细— 中晶白云石)(P722), 与文中第3期次粒状细— 粗晶低镁方解石(前驱)相对应, 但其只部分发生了白云石化; 第4世代胶结物(中— 粗晶白云石)(P722), 可与文中第3期次充填物相对比, 其也是现存残余孔缝中的最后1期充填物。值得提出的是, 在部分孔缝中, 在其之后还有1期或几期粗晶— 极粗晶的热液鞍状白云石充填, 但其阴极发光呈亮红色或橙红色, 与张杰等(2014a)的极暗或不发光特征不一致。

2)较小溶蚀孔缝中的充填物

该类白云石栉壳状充填物的期次一般只有2期(图 6-E):第1期次为纤维状高镁方解石前驱, 厚度较薄, 沿孔洞壁生长, 可见葡萄状构造, 这在Ross(1991)的研究中也有所报道; 第2期次为粒状低镁方解石(前驱), 其他特征与第1种充填物类型类似。

3)顺地层颗粒粒间或顶部的胶结物

该类白云石化胶结物, 在葡萄状团块、内碎屑等颗粒粒间呈葡萄状或栉壳状产出; 而因海底湍流、泵吸作用(曾允孚和夏文杰, 1986), 常在颗粒顶部形成层状的海底硬底、胶结壳或胶结层; 一般也具有2个期次或世代(图 6-F):第1世代为多层的等厚纤维状文石前驱, 富含有机质、泥质, 颜色较深; 第2世代为纤维状高镁方解石。该类世代胶结部分受到准同生阶段大气淡水的溶蚀作用, 具有蒸发环境的针状石膏发育(图 6-F)。

2.3 其他特征及成因分析

其他特征主要包括地球化学特征和晶体结构(有序度、晶胞参数等)特征。笔者在这方面做的实际工作较少, 只对葡萄状、雪花状、叠层状、纹层状白云岩等进行了常量、微量元素分析(林孝先, 2014), 但也得出了一些重要的结论, 例如, 白云石的Mg/Ca值为1.00~5.30, 指示沉积环境为文石海(Mg/Ca值大于2.00)(Sandberg, 1983; Hardie, 1996, 2003), 但也遭受大气淡水作用影响; Mn值介于海水和淡水之间, 在“ 叠层状白云岩→ 雪花状白云岩” 旋回中, 由下至上具有递增的趋势, Sr值具有“ 叠层状和纹层状白云岩< 葡萄状白云岩< 雪花状白云岩” 的规律, 说明越往旋回上部, 受大气淡水作用越强烈; 叠层状、纹层状白云岩的古盐度(Sr/Ba值)、古氧相(U/Th值、Ce/La值)分析指示其沉积环境为贫氧— 厌氧的海相环境。总结前人研究成果(Veizer and Hoefs, 1976; 雷怀彦和朱莲芳, 1992; 向芳等, 1998; 王士峰和向芳, 1999; 黄志诚等, 1999; 张丽丽等, 2010; 施泽进等, 2011; 罗贝维等, 2013; 张杰等, 2014a, 2014b), 笔者有2点有趣的发现。

2.3.1 碳、氧同位素特征

分析前人数据发现, 葡萄状白云岩的不同组构以及叠层状、纹层状白云岩具有不同的碳同位素( δ13CPDB)、氧同位素( δ18OPDB)及(矿物形成时的)古盐度(Z值)、古温度(T值)特征(表 2)。与周围的叠层状、纹层状白云岩相比, 葡萄状团块的包壳(等厚纤维状环边文石前驱)具有较低的古盐度、较高的古温度, 这与海水胶结作用、大气淡水稀释作用和近地表强蒸发、高温环境等有关; 而溶蚀孔缝中的葡萄状充填物(等厚纤维状文石、高镁方解石前驱)具有较高的古盐度、较低的古温度, 这与大气淡水溶蚀形成孔缝, 海水随后注入、浓缩和处于淡水/海水混合水环境、海水潜流环境等有关。这也从侧面说明了文中将葡萄状白云岩分为不同成因的葡萄状团块、充填物的合理性和正确性。

表2 葡萄状白云岩的碳、氧同位素特征 Table2 Characteristics of carbon and oxygen isotopes of botryoidal dolostone

2.3.2 地球化学分析的困境

在沉积学研究中, 地球化学分析的先进性和必要性是毋庸置疑的, 其能定量地说明、解释很多问题和现象, 但作者在实际运用中却发现, 地球化学数据本身因研究者、测试仪器、样品、环境等差异而存在误差, 而其解释又存在不确定性和多解性, 更重要的一点是, 通过剖面观测、显微镜观察等传统的沉积学方法研究得出的结论, 有时会与通过地球化学分析所得结论恰恰相悖, 例如, 向芳等(1998)通过地球化学分析认为灯影组“ 葡萄花边” (纤维状白云石)是准同生、表生混合水成因; 施泽进等(2011)也通过地球化学分析认为灯影组“ 葡萄石” (纤维状白云石)是淡水成因; 张杰等(2014a, 2014b)通过地球化学和晶体结构分析认为灯影组纤维状白云石是海水结晶(直接沉淀)成因; 而文中通过传统沉积学方法研究(结合地球化学分析)认为灯影组纤维状白云石是海水纤维状文石、高镁方解石白云石化成因, 但受大气淡水影响。

3 葡萄状白云岩成因讨论

基于上述对葡萄状白云岩剖面、显微、地球化学等特征及成因的分析, 认为其成因研究的主要内容和难点有2个方面:(1)葡萄状白云岩中葡萄状团块和葡萄状、栉壳状胶结物或充填物等组成部分的特征、成因、形成过程及发生拟晶白云石化作用的机理; (2)葡萄状白云岩成岩过程中大气淡水作用的类型及区别。

3.1 葡萄状白云岩组成特征及成因意义

如上所述, 葡萄状白云岩主要由白云石化的葡萄状团块和葡萄状、栉壳状胶结物或充填物组成, 这种二分特性是建立在系统的剖面序列以及岩石结构、构造和产状研究的基础之上, 且有相应的显微特征、地球化学分析证据作为支撑。葡萄状白云岩组成部分的特征正是其划分和成因判别的依据。

3.1.1 白云石化的葡萄状团块

葡萄状团块的识别和研究是笔者与前人研究最大的不同。在剖面中, 顺地层、非溶蚀孔缝中产出的葡萄状白云岩, 在横、纵切面上都有半球状、球状集合体发育(图3-C), 且它们的核心和包壳特征十分明显(图3-C, 3-D), 这都说明了其作为葡萄状团块的特征和性质。葡萄状团块的核心具有显著的葡萄石特征(图3-D), 与Illing(1954)、Purdy(1963)、Tucker 和Wright(1990)提出的海底葡萄石和葡萄状团块特征一致, 反映其海水沉积的特点。这与张杰等(2014a)提出的葡萄状白云岩摈弃葡萄石称呼的观点(P717)还有一定的差异, 笔者认为, 并非所有葡萄状的颗粒、矿物或岩石都能称为葡萄石, 也不能把葡萄状团块错认为葡萄石, 应注意其术语提出时的原始概念和特征(如形态、结构、大小等), 但也应认识到在研究区灯影组中葡萄石是作为葡萄状团块的核心而存在的, 不能简单地将其摈弃或忽视。至于葡萄状团块的包壳, 其等厚纤维状文石前驱指示海水沉积的特点, 而其厚、薄之分反映其形成时不同的水动力条件和环境。薄包壳(图4-D, 4-F)指示沉积期动荡的水体环境, 常与藻粉屑、藻砂屑等内碎屑共生, 形成的葡萄状白云岩不纯, 通过肉眼不易观察到宏观的葡萄状构造; 而厚包壳(图 4-B; 图5-B)指示沉积— 同生期相对安静的水体环境, 这有利于文石增生、加厚, 形成的葡萄状白云岩较纯, 宏观葡萄状构造易于辨认(图3-C)。

3.1.2 白云石化的葡萄状、栉壳状胶结物或充填物

葡萄状、栉壳状胶结物或充填物主要在溶蚀孔缝中产出, 其次是在顺地层葡萄状团块、内碎屑等颗粒的粒间或顶部产出。溶蚀孔缝中的葡萄状、栉壳状充填物是在溶蚀孔缝形成之后产出, 而大部分溶蚀孔缝是因准同生和表生期大气淡水作用而形成的, 但考虑到充填物的组分、结构、阴极发光、地球化学以及伴生的石膏等特征(图6-B, 6-C; 表2), 认为其主要为准同生期大气淡水作用和海水沉积作用的产物。顺地层颗粒粒间或顶部产出的葡萄状、栉壳状胶结物或层状胶结壳为同生— 准同生期海水潜流带沉积, 部分受大气淡水影响。

3.2 葡萄状团块和葡萄状、栉壳状胶结物或充填物形成机理

在上述葡萄状团块和葡萄状、栉壳状胶结物或充填物成因研究基础上, 以时间为序, 对其形成过程总结, 分析其形成机理。

3.2.1 沉积— 同生阶段

该阶段为葡萄状团块核心(或葡萄石)、薄包壳的形成阶段。在沉积阶段, 最早从海水中结晶析出的隐晶或泥晶高镁方解石, 在海底经细菌、藻类等微生物的捕获、粘结作用, 形成不规则状、近椭圆状的葡萄石, 即为前文所述的葡萄状团块第1种核心; 而后结晶析出半自形— 自形(菱形)微晶高镁方解石, 然后经波浪筛选、聚集作用和微生物捕获、粘结作用形成其粒状集合体, 即为第2种核心; 待泥微晶高镁方解石弱固结形成泥微晶灰岩后, 经波浪破碎作用形成内碎屑, 再经微生物捕获、粘结作用, 形成第3种核心。沉积— 同生阶段中, 在第1种、第2种核心的高镁方解石结晶析出之后, 发生等厚纤维状环边文石沉积, 形成葡萄状团块最早期的薄层包壳。

3.2.2 同生— 准同生阶段

该阶段为葡萄状团块厚包壳和葡萄状、栉壳状胶结物或充填物的形成阶段。

在同生阶段, 沉积期的包壳或在相对动荡的海底停止生长, 形成上述第2种、第3种核心的薄层的、颜色较深的包壳; 或在相对安静的海底继续共轴生长, 形成第1种核心的厚层的、明暗层分明的包壳。

在准同生阶段, 因受到大气淡水的溶蚀作用、海平面下降、海水性质变化等因素影响, 常形成层间的溶蚀孔缝(亦称为准同生岩溶), 也见少量穿层的溶蚀孔缝; 随后若海平面抬升, 海水倒灌入孔缝, 形成海水潜流环境, 将优先沿孔缝壁结晶析出葡萄状文石, 形成第1期次等厚纤维状文石充填物; 然后, 在第1期次基础上共轴生长第2期次纤维状高镁方解石充填物, 若该纤维状高镁方解石在较小的孔缝中作为第1期次充填物, 则可形成葡萄状高镁方解石; 第3期次淡水或混合水成因的粒状低镁方解石和自生或热液成因的石英, 并不属于葡萄状充填物。

另外, 在同生— 准同生阶段的葡萄状团块、内碎屑等颗粒粒间有葡萄状、栉壳状文石、高镁方解石胶结物产出, 而在颗粒顶部还有等厚纤维状文石、高镁方解石呈层状胶结壳产出。

在上述葡萄状团块和葡萄状、栉壳状胶结物或充填物形成过程中, 还同时发生了拟晶白云石化作用, 使其矿物组分、结构和构造趋于稳定, 在之后的成岩、后生阶段变化微弱, 只在表生阶段部分受到大气淡水作用。

3.3 拟晶白云石化作用机理

关于具精美原生结构和构造的白云岩的成因问题, 争论较多, 笔者通过研究后赞同Sibley(1991)提出的拟晶白云石化作用(mimetic dolomitization)的观点, 而张杰等(2014a)认为其是从海水中直接结晶沉淀的产物, 这与Hood等(2011)、Hood和Wallace(2012)的观点一致。双方争论的焦点是纤维状白云石、菱形白云石的成因, 其中有几个关键问题需要注意:(1)关于灯影期水体性质。更多的研究者(Sandberg, 1983; Hardie, 1996, 2003)认为其为文石海(aragonite seas), 而非Hood等(2011)所述的文石— 白云石海(aragonite-dolomite seas); (2)关于海水碳酸盐矿物的习性和结晶顺序。一般泥晶的文石、高镁方解石优先结晶析出, 接着是纤维状、针状的文石、高镁方解石; (3)关于原生白云石。有较多的例子证明一些所谓的原生白云石(primary dolomite)其实只是原白云石(proto-dolomite), 有序度较低, 或者可以把其认为是一种高镁方解石, 另外, 海水原生白云石形状多是粒状、球状、不规则状, 很少有纤维状、菱形的报道。因此笔者认为纤维状、菱形白云石是纤维状文石、高镁方解石和菱形高镁方解石发生拟晶白云石化作用的结果, 而非海水直接沉淀。

关于拟晶白云石化作用, 作者在另一篇文献中, 通过对其研究历史、现状、主要特征(作用对象、作用条件、鉴别标志、作用时代、作用阶段等)进行的综述和研究, 将其定义为“ 高位体系域时期, 在同生— 准同生阶段的高Mg/Ca值、微生物(席)繁盛、相对高温的沉积环境下, 文石或/和高镁方解石在结晶、析出之后快速发生的保留其原始结构和构造的白云石化作用” 。以白云石化葡萄状团块包壳的等厚纤维状环边文石前驱为例, 一期或最小单元的等厚纤维状环边文石生长后, 在文石针末端、间隙内, 或继续共轴生长另一期文石, 或末端被破坏, 被其他物质(如泥晶文石和高镁方解石、有机质、泥质等)覆盖, 而后再共轴生长另一期文石。因有机质、泥质、微孔隙、包裹体等的不同, 形成文石包壳的明、暗层。在文石结晶析出后, 沉积环境的Mg/Ca值增大, 在细菌(以蓝细菌(cyanobacteria)(Krumbein, 1983; Scholle and Ulmer-Scholle, 2003)、硫酸盐还原细菌(sulphate-reducing bacteria)、嗜盐细菌(halophilic bacteria, 如Virgibacillus(枝芽孢菌属)和/或Halomonas(盐单胞菌属)(Sá nchez-Romá n et al., 2009))等为主)、藻类(以红藻、绿藻等为主)等微生物及其组成的微生物席的参与下, 发生拟晶白云石化作用。形成的白云石局限在文石假晶格架内, 呈片状堆积生长, 晶体生长纹近似垂直于文石假晶长轴方向, 与其C轴方向一致, 部分可见白云石的菱面体晶体(图7), 这与向芳等(1998)提出的超微白云石沿C轴平行连生形成纤维状白云石的观点有一定的区别, 而与Hood和Wallace(2012)提出的纤维状白云石中白云石晶体生长方式相似(但笔者并不赞同其是原生白云石的观点, 详见前文)。值得探讨的是关于拟晶白云石化的方式问题, 其究竟是文石先融解、白云石再沉淀的“ 湿交代” , 还是文石以固态形式逐步完成白云石化的“ 干交代” ?就拟晶白云石的晶体结构特征(图5-C, 5-F; 图7)来看, 笔者更倾向于“ 湿交代” 过程, 这与Kaczmarek 和Sibley(2014)的观点一致。

图7 四川盆地汉源地区唐家剖面灯影组纤维状白云石中白云石晶体生长方式Fig.7 Crystal growth pattern of fibrous dolomite of the Dengying Formation at Tangjia section in Hanyuan area, Sichuan Basin

3.4 大气淡水作用的类型及区别

大气淡水在葡萄状白云岩成岩过程中, 既可出现在准同生阶段也可出现在表生阶段。准同生阶段的大气淡水可对海水进行稀释, 影响孔缝中葡萄状、栉壳状充填物的形成, 也可对白云石化葡萄状团块(包壳)和葡萄状、栉壳状胶结物或充填物进行溶蚀、改造, 是研究区灯影组葡萄状白云岩遭受到的主要大气淡水作用类型。表生阶段的大气淡水主要表现为对葡萄状白云岩的溶蚀和改造作用。此外, 二者的区别还在于:(1)规模的不同。前者形成的孔缝规模相对小于后者。(2)对原始组构的影响。前者是组构选择性溶蚀, 且易形成层间溶蚀缝, 而后者是非选择性溶蚀, 易于形成穿层溶蚀缝。(3)新生组构特征。前者可形成石膏、石盐等的假晶, 后者常形成褐铁矿等。(4)与海水关系不同。前者与海水联系相对紧密。

4 结论

1)研究区灯影组葡萄状白云岩主要由顺地层产出的白云石化的葡萄状团块以及层间、穿层溶蚀孔缝中和顺地层颗粒粒间或顶部产出的葡萄状、栉壳状充填物或胶结物等组成。

2)白云石化葡萄状团块的核心为白云石化葡萄石, 具有白云石化的隐晶或泥晶高镁方解石、半自形— 自形(菱形)微晶高镁方解石粒状集合体、(泥微晶高镁方解石弱固结形成的)灰岩破碎而成的内碎屑等3种类型。白云石化的葡萄状团块包壳和葡萄状、栉壳状充填物或胶结物主要为白云石化的等厚纤维状文石、高镁方解石。

3)葡萄状团块的核心, 即葡萄石, 主要为沉积阶段海水沉积作用和微生物捕获、粘结作用成因; 葡萄状团块的包壳, 主要为沉积— 同生阶段海水沉积作用成因; 葡萄状、栉壳状充填物主要为准同生阶段大气淡水作用和海水沉积作用成因, 而葡萄状、栉壳状胶结物或层状胶结壳主要为同生— 准同生阶段海水潜流带沉积作用成因。在葡萄状团块和葡萄状、栉壳状充填物或胶结物的形成过程中, 文石和高镁方解石结晶析出后快速发生拟晶白云石化作用, 并保留其原生的结构和构造。

4)与前人成果的对比研究和讨论, 促进了学术争鸣和学科进步, 但也暴露了一些研究思想、方法和技术手段的局限性和不准确性。在研究过程中, 应注重传统理论和方法的基础性和重要性, 再辅助新的思维和方法, 才能得出更为正确和准确的结果。

致谢 感谢评审专家对本文提出的宝贵意见,感谢“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室为本文提供的测试分析,感谢四川省地质矿产勘查开发局区域地质调查队为作者提供野外工作保障,感谢中国石油大学(北京)冯增昭教授为本文修改提出的建议,感谢中国地质大学(武汉)蔡建超副教授以及帮助本文的所有人。

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