王起琮, 魏巍, 赵静, 马瑶, 宁博, 李百强, 靳程光. (2017)鄂尔多斯盆地奥陶系白云岩成岩相地球化学特征* [J]. 古地理学报, 19(5): 849-864
Wang Qicong, Wei Wei, Zhao Jing, Ma Yao, Ning Bo, Li Baiqiang, Jin Chengguang. (2017)Geochemical characteristics of dolostone diagenetic facies of the Ordovician in Ordos Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 19(5): 849-864.   
DOI:10.7605/gdlxb.2017.05.066
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鄂尔多斯盆地奥陶系白云岩成岩相地球化学特征*
王起琮, 魏巍, 赵静, 马瑶, 宁博, 李百强, 靳程光
西安石油大学地球科学与工程学院,陕西西安 710065

第一作者简介 王起琮,女, 1961年生, 2005年博士毕业于西北大学,目前是西安石油大学地球科学与工程学院教授,主要从事岩石学和沉积学研究。 E-mail: cugfry@163.com。

收稿日期:2017-03-07
基金:国家科技重大专项(编号: 2017ZX05005-002-004)资助。
摘要

白云岩是鄂尔多斯盆地奥陶系海相碳酸盐岩层系最主要的岩石类型和天然气藏的主要储集层。文中探讨了鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组白云岩成岩相的岩相与地球化学特征及其识别方法。根据岩心及露头观察、薄片鉴定、全岩 X衍射、元素分析和碳、氧、锶同位素测试数据,识别出 8种白云岩成岩相类型(准同生云化相、膏盐溶角砾相、活跃回流云化相、隐伏回流云化相、海水云化相、表生岩溶角砾相、埋藏溶蚀相和埋藏重结晶相),其分别形成于蒸发海水、中等盐度海水、正常海水、早期淡水、表生淡水及地层水成岩环境,隶属于近地表、风化壳及中—深埋藏 3个成岩系统。建立了 Fe-Mn、 Cs-Sc、( K×Tl) /Na-( Sc×Ni) /Sr、δ 13C-87Sr/86Sr 成岩相判别模版。弱活动性元素 Sc、 Ni和稳定重同位素 13C、 18O富集于蒸发海水类成岩相,较活动性元素 Cs富集于中等盐度及正常海水类成岩相; K、 Tl富集于还原环境成岩相, Fe、 Mn富集于氧化环境成岩相;表生类成岩相以富含大量吸附态分散元素和 87Sr 为特征。研究结果表明,近地表及风化壳成岩系统决定了研究区马家沟组白云岩的成岩相及其地球化学特征,且岩相学研究及地球化学实验是开展白云岩成岩机理研究的有效手段。

关键词: 白云岩; 成岩相; 地球化学; 奥陶系; 鄂尔多斯盆地
中图分类号:P618.13 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2017)05-0849-16
Geochemical characteristics of dolostone diagenetic facies of the Ordovician in Ordos Basin
Wang Qicong, Wei Wei, Zhao Jing, Ma Yao, Ning Bo, Li Baiqiang, Jin Chengguang
School of Earth Science and Engineering,Xi’an Shiyou University,Xi’an 710065,Shaanxi
About the first author　Wang Qicong,born in 1961,graduated from Northwest University in 2005 with her Ph.D. degree. She is a professor at School of Earth Science and Engineering,Xi􀆳an Shiyou University,and is engaged in researches of petrology and sedimentolog. E-mail: qicongwang@foxmail.com.
Fund:[Financially supported by the National Science and Technology Major Project of China(No.2017ZX05005-002-004)]
Abstract

The dolostone, as the dominant rock type in carbonate rocks of the Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin, is the main reservoir for natural gas. This paper discussed the lithofacise, geochemical characteristics and detecting methods of dolostone diagenetic facies of the Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin. Based on core and outcrop observation,thin section identification,X-ray diffraction test,elemental analysis,the stable carbon and oxygen isotope test and strontium isotope test,eight kinds of dolostone diagenetic facies were recognized,which formed in the evaporation,poikilohaline,and normal seawater,as well as early and epigenic freshwater,formation water diagenesis environment respectively, and belong to near-surface,weathering crust and deep-buried diagenetic system. The new templates of Fe-Mn,Cs-Sc,(K×Tl)/Na-(Sc×Ni)/Sr, δ13C-87Sr/86Sr are created to recognize dolostone diagenetic facies effectively. The evaporated seawater diagenetic facies is rich in immobile elements like Sc,Ni,as well as13C and18O. The poikilohaline and normal seawater diagenetic facies is rich in mobile elements like Cs. The reductive environment diagenetic facies is rich in K and Tl,and the oxidation environment diagenetic facies is rich in Fe and Mn. The epigenic diagenetic facies is characterized by a great deal of adsorbed disperse elements and87Sr. The above results show that the near-surface and weathering crust diagenetic system are key factors to decide lithofacies and geochemical characteristics of dolostone diagenetic facies of the Majiagou Formation in study area,and the microscopic petrography and geochemistry experiment are effective means of research on diagenetic mechanism of dolostone.

Key words: dolostone; diagenetic facies; geochemistry; Ordovician; Ordos Basin

白云岩是鄂尔多斯盆地奥陶系主要的岩石类型, 也是天然气藏的主要储集层。有关白云岩化问题前人已获得大量研究成果, 确定了泥晶白云岩的蒸发云化作用(赵俊兴等, 2005; 苏中堂等, 2011)、微生物云化作用(黄思静, 2010; 梅冥相, 2014), 结晶白云岩的热水云化及回流渗透云化作用等(张永生, 2000; 吴亚生等, 2006; 黄思静等, 2007; 苏中堂等, 2011)。这些重要的研究成果, 为继续探索白云岩岩相、成岩相特征及其地球化学性质奠定了重要的理论基础。

笔者根据陕西富县和榆林、山西中阳、兴县及河津等地区的重要钻井和露头样品的最新实验数据, 系统开展了奥陶系白云岩岩相、成岩相及其地球化学特征研究, 识别出了白云岩的主要岩相及成岩相类型, 创建了多个实用且有效的识别白云岩成岩相的地球化学模板。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地自早古生代到新生代经历了加里东、海西、印支— 燕山和喜马拉雅4次大规模构造运动, 形成了现今由伊盟隆起、渭北隆起、西缘冲断带、晋西挠褶带、天环坳陷及陕北斜坡6个一级构造单元组成的构造格局。天环坳陷和陕北斜坡的奥陶系顶面埋深一般大于2000, m, 厚度小于1000, m; 渭北隆起、西缘冲断带及晋西挠褶带的奥陶系大多已出露地表。下奥陶统呈“ J” 型仅分布于鄂尔多斯盆地东缘及东南缘, 除南、北古陆之外中奥陶统广泛分布于整个盆地及其周缘, 上奥陶统呈“ L” 型仅分布于盆地西缘和南缘(图 1)。

图1 鄂尔多斯盆地奥陶系地层厚度等值线图Fig.1 Strata thickness contour map of the Ordovician in Ordos Basin

早古生代的华北地台是北半球赤道附近的大型碳酸盐岩台地, 西部地势较高的鄂尔多斯地块由北部的伊盟古陆、阿拉善古陆及“ L” 型的中央古隆起以及中东部的米脂凹陷组成, 具有“ 三隆一凹” 的古构造特征。台地相、前缘斜坡相及盆地相构成了碳酸盐岩台地沉积体系(冯增昭和鲍志东, 1999)。孟祥化和葛铭(2002)根据构造运动、岩浆侵入、火山爆发等全球性地质事件周期, 将华北地台上寒武统— 下奥陶统(27.2± 1.6, Ma)、中— 上奥陶统(28.1± 1.5, Ma)划分为2个二级层序, 中、下奥陶统之间的滨海相石英砂岩底界为层序界面; 下奥陶统冶里组— 亮甲山组构成下部二级层序的高位体系域(< 250, m); 中奥陶统马家沟组构成上部二级层序的低位体系域(200~2000, m), 上奥陶统平凉组— 背锅山组为海侵— 高位体系域(< 700, m), 奥陶系顶部的不整合面为二级层序顶界面。

近年来, 鄂尔多斯盆地奥陶系标准化层序地层研究成果表明, 层序地层是控制岩石类型及成岩作用的主要因素①。按照三级层序的地质年限和岩石组合, 将马家沟组(11.6± 1.2, Ma)划分为3个三级层序(图 2)。白云岩集中分布于蒸发台地的低位、高位及强制海退体系域, 蒸发岩主要分布于局限台地的低位及强制海退体系域, 石灰岩主要分布于开阔台地的海侵体系域(杨伟利等, 2017)。

图2 鄂尔多斯盆地陕北斜坡南部FT1井奥陶系综合柱状图Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of the Ordovician from Well FT1 in southern Shanbei Slope, Ordos Basin

2 样品制备及测试

白云岩样品采自于鄂尔多斯盆地周缘露头及盆地内部钻井岩心, 取样位置见图1。笔者在样品制备过程中, 针对白云岩的角砾、基质、斑块及胶结物等不同结构组分, 用牙钻进行局部取样, 并研磨成粒径小于200目的粉末, 分别进行了X衍射、主量和微量元素、碳、氧稳定同位素以及锶同位素测试。测试结果见表1。

表1 鄂尔多斯盆地下古生界白云岩岩相及地球化学分析数据 Table1 Lithofacies and geochemical analysis data of the Lower Paleozoic dolostone in Ordos Basin

1)白云岩X衍射测试由中国石油长庆油田分公司低渗透油气田勘探开发国家工程实验室完成, 检测依据为SY/T 6210-1996, 精度0.01%。测试过程中, 应用X射线衍射仪检测出白云石、方解石、硬石膏、石英、黏土及黄铁矿的相对百分含量, 并根据白云石超结构(015)和非超结构衍射峰(110)的面积比值(I015/I110)计算出白云石有序度。计算结果表明, 奥陶系白云岩的白云石有序度介于0.57~1.00之间, 显示各类白云岩的结晶程度有明显区别。

2)主量(Ca、Mg)、常量(K、Na、Mn、Fe、Al、Ti、Sr)及其他微量元素分析, 由同济大学海洋地质国家重点实验室的电感耦合等离子体质谱仪ICP-OEP-MS完成, 测试标准为DZ/T0223-2001、GB/T 3286.5-1999和DZG20-05, 精度0.0001%。测试结果显示, 奥陶系白云岩中的Ca、Mg平均含量不小于1%, Na、K、Sr、Al、Fe、Mn、Ti的平均含量介于0.01%~1%之间, Cs、Sc、Cr、Ni等的平均含量小于0.01%。分析数据表明, 由于沉积环境与成岩过程不同, 各类白云岩所含元素类型及含量有明显差别。

3)碳、氧稳定同位素测试由同济大学国家海洋重点实验室的MAT251气体质谱仪的离线测试系统完成, 以VPDB为标准, 测试精度高, δ 13C误差低于± 0.06‰ , δ 18O误差低于± 0.08‰ 。测试结果显示, 奥陶系白云岩 δ 18O 值介于-10.59‰ ~-4.92‰ 之间、平均-7.72‰ , δ 13C 值介于-6.13‰ ~0.47‰ 之间、平均-1.74‰ 。实验结果表明白云岩在成岩过程中, 碳、氧稳定同位素组成在地表淡水及地下高温的作用下发生了很大变化。

4)锶同位素测试由国家地质实验测试中心的ISOPROBE-T热电离质谱仪完成, 检测依据为GB/T 17672-1999, 检测误差2σ 。分析结果显示, 奥陶系白云岩的 87Sr/86Sr 值介于0.708670~0.710627之间, 表明不同成因白云岩的锶同位素比值有显著区别。

3 岩相、成岩相与成岩体系

笔者按岩石分类原则, 应用X衍射测试数据及薄片鉴定资料, 根据白云石含量及次要矿物(方解石、硬石膏、岩盐及黏土)含量, 首先将奥陶系白云岩划分为3类:白云岩(白云石含量≥ 90%)、含灰(膏、盐、泥)云岩(75%≤ 白云石含量< 90%)、灰(膏、盐、泥)云岩(50%≤ 白云石含量< 75%); 然后根据颗粒、晶粒、骨架、云泥等结构组分含量, 将白云岩划分为结晶结构(泥晶(< 0.005, mm)、 粉晶(0.005~0.05, mm)、细晶(0.05~0.25, mm)、中晶(0.25~0.5, mm)、粗晶(0.5~2.0, mm)、巨晶(> 2, mm))、 残余结构(颗粒、骨架)、生物骨架结构(藻粘结、礁骨架)3种成因类型; 最后综合分析矿物组分、岩石结构及构造特征, 确定了奥陶系白云岩的岩相、成岩相及成岩体系。

3.1 岩相与成岩相

岩相是具有特定矿物组分、岩石结构及构造并具有成因意义的岩石类型, 成岩相则是形成于特定成岩环境、经历特定成岩作用的岩相或岩相组合, 是沉积、成岩及构造变形作用的综合结果。岩相是成岩相研究的基础, 而成岩相是开展成岩环境、成岩阶段及成岩演化研究的主要依据。

Ahr(2008)从宏观角度出发, 又将成岩相定义为“ 特定成岩作用在空间的分布区域” 。笔者在露头勘测、岩心观察以及薄片鉴定的基础上, 根据白云岩的岩性特征, 确定了鄂尔多斯盆地奥陶系白云岩的15类主要岩相, 按照岩石构造、结构及矿物的顺序, 对岩相进行命名; 根据标志性成岩作用, 进一步确定了白云岩的8类主要成岩相, 按照关键成岩作用对成岩相进行命名(表 2)。

表2 鄂尔多斯盆地下古生界白云岩主要岩相及成岩相类型 Table2 Main types of lithofacies and diagenetic facies of the Lower Paleozoic dolostone in Ordos Basin
3.2 成岩体系

张璞瑚和方明(1992)曾将成岩体系定义为“ 制约岩石有机和无机成岩作用的成岩地质环境” 。笔者从实用角度出发, 认为成岩体系应该是特定地质时期、特征水文地质环境及特殊成岩过程的、在时间和空间上彼此相关的成岩相集合。因此根据成岩条件及成岩相的分布规律, 各种白云岩成岩相应分别隶属于近地表、风化壳、中— 深埋藏3类成岩体系(表 2)。

近地表成岩体系形成于沉积到浅埋期的近地表环境, 成岩介质为高盐海水(> 50‰ )、中盐海水(35‰ ~50‰ )、正常海水(30‰ ~35‰ )、混合水(5‰ ~30‰ )及淡水(< 5‰ )。成岩环境包括潮上带、潮间带、潮下潟湖及埋深小于2000, m的浅埋藏环境, 水岩离子交换、浓度扩散、重力下渗及台地边缘海水热对流是驱动流体运动的主要动力(赫云兰等, 2010)。浅埋藏阶段的蒸发海水及正常海水与灰泥或灰岩间的各种白云化作用, 形成了潮下致密准同生、活跃回流、隐伏回流、热海水对流及海水去膏云化相; 早期暴露阶段潮上带的蒸发岩被淡水溶蚀, 引起上覆碳酸盐岩层坍塌并角砾化, 同时泥晶白云岩在混合水环境重结晶, 多种成岩作用相叠加, 形成了白云岩的膏盐溶角砾相。

风化壳成岩体系分布于奥陶系顶部的风化壳, 形成于奥陶纪之后长达1.3× 108年的风化剥蚀阶段, 台地上地层剥蚀厚度为300~400, m, 西南缘的剥蚀厚度高达700~800, m(叶加仁和陆明德, 1995), 地表被夷平形成了高差仅百余米的喀斯特岩溶地貌, 盆地北、西、南部为岩溶高地, 中东部米脂— 绥德地区为岩溶盆地, 风化壳的厚度(50~100, m)自岩溶高地至岩溶盆地逐渐减小(拜文华等, 2002; 姚泾利等, 2011)。强烈的风化侵蚀作用造成风化壳附近的白云岩岩层破裂、坍塌及角砾化, 由于大量风化壳黏土及陆源碎屑随着地表水管流、渗透及潜流混入其中, 形成了原地堆积的白云岩的表生岩溶角砾相。

中— 深埋藏成岩体系形成于奥陶系重新被埋藏, 且埋藏深度大于2000, m、地层温度高达80, ℃之上的、不受地表水影响的中— 深埋藏环境。构造应力及地层水浓度扩散是驱动水体运动的主要动力(黄思静等, 2007)。在此封闭的高温、高压体系中, 形成了白云石重结晶相; 而开放体系中的地下酸性热液沿断裂带运动并溶蚀白云岩, 形成白云岩晶间孔异常发育的埋藏溶蚀相。

4 成岩相特征及成岩模式
4.1 准同生云化相

1)岩相特征: 矿物为低有序度(< 0.75)他形泥晶白云石。岩石未受淡水及地层水溶蚀, 发育纹层构造, 含膏、盐晶体或其集合体, 纹层与晶体边界相交, 石盐中包裹石膏晶体, 表明膏、盐晶体形成于早成岩期, 且石膏先于石盐析出(图 3-a中❶和❷)。

2)地球化学特征: 由于未受淡水影响, 准同生云化相缺少富集于氧化环境中的Mn元素, 因此其阴极发光偏暗(图 4-a); 并且地表水中活性元素Cs含量偏低, 而低活性元素Sc的含量明显偏高(图 4-b)。由于Sc与Ca离子半径相近, 常以类质同象方式取代Ca, 因此硬石膏中Sc含量显示为高值(图 4-b)。

图3 鄂尔多斯盆地奥陶系白云岩成岩相特征
a— 准同生云化相, E4-4, 马三段, 3377 m: ❶含膏、盐泥晶白云岩, 岩心柱塞照片; ❷磨片时部分石盐溶解形成孔隙, 单偏光; ❸石膏晶体呈高级白干涉色, 石盐晶体全消光, 正交偏光。b— 膏盐溶角砾相, FG7-1, 马五1, 2967.6, m: ❶角砾状含膏盐溶孔粉晶白云岩, 岩心柱塞照片; ❷方解石和渗滤砂充填溶孔形成示底构造, 单偏光; ❸晚期淡水灰质富铁灰质胶结物阴极发光弱, 阴极发光照片; ❹砾间基质和溶孔充填强阴极发光的早期贫铁灰质胶结物, 阴极发光照片。c— 活跃回流云化相, D48-4, 马五5, 3014.0, m: ❶残余鲕粒粉晶白云岩, 裂缝中充填淡水方解石胶结物, 岩心柱塞照片; ❷残余鲕粒结构, 发育大量晶间孔, 单偏光; ❸表生淡水淋滤和交代作用形成贫铁富锰亮边结构, 阴极发光照片; ❹晶间为残余泥晶灰岩, 背散射图像。d— 隐伏回流云化相, 中阳-13, 马四段: ❶豹斑构造灰云岩, 露头样品照片; ❷生物钻孔内疏松灰质组分云化后形成由自形— 半自形白云石组成的云斑, 单偏光; ❸由于缺少锰离子因此阴极发光暗淡, 阴极发光照片Fig.3 Characteristics of the Ordovician dolostone diagenetic facies in Ordos Basin

图4 鄂尔多斯盆地下古生界白云岩成岩相地球化学识别模版
a— Fe-Mn交会图; b— Cs-Sc交会图; c— (K× Tl)/Na-(Sc× Ni)/Sr交会图; d— δ 13C-87Sr/86Sr 交会图; e— δ 18O-δ 13C交会图; f— (K+Na+Al)/Ca-(Mn+Fe+Ti)/Mg交会图Fig.4 Geochemical identification template of the Lower Paleozoic dolostone diagenetic facies in Ordos Basin

3)成岩模式: 此类成岩相形成于潟湖环境, 是富Mg蒸发海水交代灰泥及方解石胶结物的结果(Adams and Rhodes, 1960; Friedman and Sanders, 1967)。早先Alderman和Skinner(1957)认为, 准同生白云岩形成于高Mg/Ca值蒸发海水中的白云石沉淀作用; 然而近年大量实验结果证明, 由于蒸发环境中大量硫酸盐还原菌还原了S O42-, 降低了白云石结晶动力学屏障, 从而促进了白云石沉淀(Wright and Wacey, 2004)。这种白云化模式目前称之为微生物云化模式(黄思静等, 2009)。此类成岩相未受淡水影响, 埋藏深度大, 多与蒸发岩伴生, 主要分布于鄂尔多斯盆地中东部低海平面期的局限台地亚相, 层位以马家沟组一段至三段为主。

4.2 膏盐溶角砾相

1)岩相特征: 矿物主要为他形泥晶和半自形粉晶白云石, 溶孔中含少量方解石胶结物; 岩石具坍塌角砾结构, 棱角状砾屑普遍含有石膏和石盐的铸模孔或灰质假晶, 角砾及角砾间基质发育大量晶间微孔(图 3-b中❶和❷), 常见示底构造(图 3-b中❷和❸)。白云石有序度变化较大, 介于0.65~0.95之间(表 1)。

2)地球化学特征: 在淡水淋滤、灰质胶结及混合水重结晶作用下, 此类成岩相以富含氧化环境的Fe、Mn元素为特征(陈骏和王鹤年, 2004)。Mn是阴极发光激发剂, Fe是猝灭剂, 其含量及Fe/Mn值决定了阴极发光强度(黄思静, 2010), 因此在Fe-Mn交会图中此类成岩相的数据点分布于中等发光区(图 4-a)。早期淡水方解石胶结物和角砾间基质(图 3-b中❸和❹)富含Mn, 具强的阴极发光特征, 而孔隙中的晚期(表生期)方解石胶结物(图 3-b中❸)富含Fe, 阴极发光明显偏暗。

碱金属Cs和过渡金属Sc具有不同的化学性质, 在沉积— 成岩过程中具有明显的地球化学分异现象。一般用元素的水/岩分配系数和海水滞留时间τ y, 衡量元素在地表水中的活动性。Cs的lg为-4.1、lgτ y为4.6, 属于中等活性元素; Sc的lg为-7.3, 、lgτ y为1.4, 属于低活性元素(Taylor and McLennan, 1985; 陈骏和王鹤年, 2004)。在早期淡水淋滤及溶蚀作用下, Cs等中等活性元素易随水迁移, Sc等低活性元素相对富集, 而且Sc往往以类质同像方式取代Mg、Ca分别进入白云石及石膏晶格。因此, 膏盐溶角砾相中Cs显示为低值, Sc显示为高值; 并且随着淡水溶蚀程度增强, Cs、Sc含量均呈下降趋势(图 4-b)。

早期淡水环境中形成的方解石胶结物13C含量低, 并且没有大量陆源Sr输入, 因此除个别掺杂风化壳黏土的样品之外, 大部分样品的δ 13C(图 4-d, 4-e)和 87Sr/86Sr (图 4-d)普遍偏低。同时, 由于淡水淋滤与溶蚀作用带走了大量Na、K等活性元素, 因此膏盐溶角砾相以富含Fe、Mg、Ti等低活性元素, 而缺少Na、K等活性元素为特征(图 4-f)。

3)成岩模式: 此类成岩相形成于浅埋藏期, 是蒸发台地潮上云坪受早期淡水淋滤、溶蚀及再胶结作用, 表生期又再次受到了淡水的淋滤、溶蚀及胶结作用的结果。

蒸发台地的蒸发及风暴驱动, 使潮上带获得持续补给的海水, 并逐渐咸化, 咸化孔隙水交代灰泥形成准同生泥晶白云岩(Friedman and Sanders, 1967), 随着高频海平面下降以及蒸发作用增强, 白云岩之上沉淀出石膏及石盐。受早期淡水的淋滤及溶蚀作用, 石膏岩和石盐岩溶解, 导致白云岩层坍塌破碎, 并且在混合水环境中泥晶白云石发生重结晶, 形成有序度较高的半自形— 自形粉晶白云石。当孔隙水饱和度升高, 部分孔隙又被淡水方解石充填。表生期近岩溶高地以淡水溶蚀作用为主, 近岩溶盆地区以胶结作用为主, 斜坡带由于大量淡水自岩溶高地向岩溶盆地径向渗流, 白云岩溶孔及晶间孔中的早期方解石胶结物再次被溶解, 形成顺层分布的含大量盐模孔及晶间孔的膏盐溶角砾相, 从而构成了马家沟组上部重要的天然气储集层。

此类成岩相埋藏较浅, 广泛分布于鄂尔多斯盆地中部的蒸发台地亚相, 并以古地貌中的岩溶阶地及岩溶斜坡带为主, 层位主要是马家沟组马五1— 马五4亚段。

4.3 活跃回流云化相

1)岩相特征: 岩心多见构造裂缝(图 3-c中❶), 矿物以高有序度(> 0.8)半自形— 自形的粉— 细晶白云石为主, 有大量晶间孔发育, 残余颗粒结构是此类成岩相的典型特征(图 3-c中❷)。阴极发光显示, 白云石普遍发育富Mn亮边结构(图 3-c中❸), 晶间残余少量原始泥晶灰岩(图 3-c中❹)。

2)地球化学特征: 在地表由于Cs活动性较强、海水滞留时间也较长, 而Fe、Mn、Sc活动性弱、海水滞留时间短, 因此形成于正常海水的颗粒灰岩具有贫Fe、Mn、Sc及富Cs的特征, 经中盐度海水的白云岩化作用, 其元素含量未发生根本性改变(图 4-a, 4-b); 但沿构造裂缝渗入的地表淡水的淋滤及交代作用, 使白云石形成了贫Fe富Mn的亮边结构(图 3-c中❸), 整体上Fe、Mn含量依然偏低(图 4-a)。 87Sr/86Sr 值变化区间较大, 个别样品由于表生期陆源Sr混入(0.7119± 0.0005)(黄思静, 2010), 87Sr/86Sr 值高达0.7101(图 4-d)。在沉积— 成岩过程中由于受淡水及热液作用影响小, 基本保持了海水碳酸盐富含18O、13C的特征(图 4-e)。

3)成岩模式: 此类成岩相形成的先决条件是广泛分布的颗粒灰岩及在其中渗流的中盐度海水(Adams and Rhodes, 1960)。鄂尔多斯盆地马家沟组马五5亚段(厚度20~50, m)形成于三级海平面下降过程中的四级海平面短暂上升时期(图 2), 因此盆地内自下而上沉积了一套由块状泥晶灰岩、生物扰动泥晶灰岩到颗粒灰岩构成的开阔台地亚相沉积序列。在马五4— 马五1亚段四级海平面下降期, 中盐度海水沿颗粒灰岩渗透层, 自潮上带向盆地凹陷中心渗透回流并交代颗粒灰岩, 由此形成了环绕米脂凹陷的活跃回流云化相。在表生期淡水进一步淋滤作用下, 马五5亚段上部的活跃回流云化相演化为含大量晶间孔的粉晶白云岩储集层, 构成了陕北斜坡马家沟组又一套重要的天然气储集层。

4.4 隐伏回流云化相

1)岩相特征: 岩石具典型的不规则云斑构造, 白云岩斑块由高有序度的自形— 半自形细— 中晶白云石组成, 云斑之间是含大量生物化石的残余泥晶灰岩(图 3-d中❶)。

2)地球化学特征: 由于中盐度海水的隐伏渗透回流作用发生于埋藏较深的强还原环境, 因此此类成岩相缺少Fe、Mn元素(图 4-a), 阴极发光暗淡(图 3-d中❸); 重同位素13C、18O含量更高(图 4-e)。

水迁移系数Kx是衡量元素迁移强度的指标。强还原环境中Na、Sr等迁移能力强, K、Tl等迁移能力中等, Sc、Ni等迁移能力弱(陈骏和王鹤年, 2004)。因此在(K× Tl)/Na与(Sc× Ni)/Sr交会图中, 相对于活跃回流云化相和海水云化相, 还原条件下形成的隐伏渗透回流相, 富含中等迁移性的K、Tl, 缺少强迁移性的Na; 相对于淡水环境的成岩相, 富集强迁移性的Sr, 而缺少弱迁移性的Sc、Ni(图 4-c)。

3)成因模式: Jones等(2002, 2003)在经典渗透回流云化模式的基础上, 进一步提出了埋深较大的由滞留中盐度海水向下渗透所导致的隐伏回流云化模式, 从而合理解释了云斑构造的成因。露头及薄片观察结果表明, 云斑形成的基础是生物扰动构造(图 3-d中❶), 连通的生物钻孔(图3-d中❷)是中盐度海水的储集及渗流空间, 其中疏松灰泥在浅埋藏过程中被交代形成云岩斑块。露头观察可见, 自岩层顶部向下, 云斑数量及连续性逐渐降低, 岩性由白云岩过渡为灰云岩、云灰岩及泥晶灰岩, 表明云化程度自上而下具有逐渐减弱的特点。

此类成岩相主要分布于海侵阶段形成的开阔台地亚相, 以马家沟组马四段、马五5亚段及马六段上部为主。

4.5 海水云化相

1)岩相特征: 按岩相特征及成因分为2类亚相。第1类是热海水对流云化亚相, 以鄂尔多斯盆地中央隆起带北部的定边地区的DT1井马四段为代表, 岩石具结晶结构, 由半自形— 自形中— 细晶白云石构成, 含大量晶间孔及晶间扩大孔, 具典型的残余鲕粒(图 5-a中❷)、砂屑及骨屑结构; 第2类为海水去膏云化亚相, 以中央隆起带南部的宜君地区的YT1井马五6亚段为代表, 岩石具结晶结构, 由大量板条状中— 细晶白云石构成(图 5-a中❸)。盆地中南部的富县地区马四段顶部发育1层具藻架结构、含大量麦粒状或条状白云石的细晶白云岩(图 5-a中❹), 分析认为此类白云岩形成于海平面上升, 正常海水交代富含石膏的藻灰岩的结果。

图5 鄂尔多斯盆地下古生界白云岩成岩相特征
a— 海水云化相: ❶、❷残余鲕粒中— 细晶白云岩, 残余鲕粒结构, 含晶间孔, DT1-2, 马四段, 4293.8, m, ❶为岩心柱塞照片, ❷为单偏光; ❸海水去膏云化相, 石膏被交代形成板条状白云石晶体, YT1-98824, 马五6亚段, 2531.8, m, 单偏光; ❹海水去膏云化成因的含麦粒状白云石的藻云岩, FG1-13, 马四段, 3262.9, m, 单偏光。b— 岩溶角砾相, E5-1, 马五4亚段, 2828.7 m: ❶紊乱角砾泥灰云岩, 岩心柱塞照片; ❷砾屑白云岩, 角砾间充填陆源碎屑及灰质砂屑, 单偏光。c— 埋藏重结晶相, E4-10, 冶里组, 3494.6, m: ❶中— 粗晶白云岩, 岩心柱塞照片; ❷鞍状中— 粗晶白云石镶嵌式接触, 残余颗粒结构, 单偏光; ❸鞍状白云石的弯曲晶面与波状消光, 正交偏光。d— 埋藏溶蚀相, 细晶白云岩, 具残余颗粒结构, 发育晶间孔及晶间扩大孔: ❶、❷PG-1, 亮甲山组, 偏关露头; ❸、❹埋藏溶蚀相也大量出现在盆地内的寒武系三山组中, J1-14, 3303.5, mFig.5 Characteristics of the Lower Paleozoic dolostone diagenetic facies in Ordos Basin

2)地球化学特征: 此类成岩相的地球化学特征具有共性, 典型特征是白云石有序度高。由于埋藏深以及正常海水云化过程中无淡水及蒸发海水影响, 因此缺少Fe、Mn、Ti(富含于淡水)(图 4-a)及Sc、Ni(富含于卤水)(图 4-b, 4-c)等元素; 还原性指标(K× Tl)/Na显示, 其环境的还原程度介于隐伏回流和活跃回流环境之间(图 4-c); 也缺少地下热液的Pb、Zn等元素(表 1)。此类成岩相均具有富含重同位素18O、13C的特征(图 4-e); 其87Sr/86Sr值介于0.7089~0.7091之间, 稍高于同层位的泥晶灰岩(平均0.7086)及奥陶纪海水(平均0.7085)(图 4-d), 表明正常海水云化作用普遍晚于海底灰泥堆积时间。

3)成岩模式: 热对流海水云化相无蒸发岩伴生, 呈厚层状广泛分布于鄂尔多斯盆地西、南缘的马家沟组四段上部; 海水去膏云化相下部一般为膏盐层, 其上部为厚层泥晶石灰岩, 多见于马四段下部以及蒸发岩之间。岩石组合及其空间分布规律表明, 热对流海水云化相形成于台地边缘浅埋藏期的海水对流云化作用, 海水云膏云化相则形成于海侵期海水交代海底石膏岩的过程中。大量研究成果表明, 只要海水流经渗透性石灰岩或硬石膏岩, 其Mg/Ca值足以使固结的石灰岩或石膏岩发生云化作用(Land, 1985; Vahrenkamp and Swart, 1994)。地球化学实验及数学模拟也表明, 开放系统的海水热对流作用, 可导致碳酸盐岩台地边缘或内部发生大规模白云化作用(Jones et al., 2003; Whitaker et al., 2004)。

4.6 表生岩溶角砾相

1)岩相特征: 紊乱角砾结构及角砾间和裂缝内充填的大量泥质组分是其主要岩相特征(图 5-b)。

2)地球化学特征: 分析样品主要取自岩溶角砾间的基质组分, 以富含大量黏土矿物中的K、低活性的Fe、Mn、Ti、Ni、Sc元素、以及在黏土中呈吸附状态的Cs等各种分散元素为特征(图 4-a, 4-b, 4-c)。由于角砾间基质组分富含大量壳源Sr, 因此 87Sr/86Sr 值明显偏高(图 4-d)。而受表生淡水淋滤作用影响, 其δ 13C明显减小(图 4-e)。

3)成岩模式: 未受破坏的致密白云岩角砾基本保持了原始近地表成岩相的地球化学特征, 但表生期形成的角砾间基质和胶结物则具有典型的表生淡水环境特征。棱角状砾屑形成于风化壳岩层坍塌及洞穴堆积作用, 而磨圆角砾是地下暗河再搬运与沉积作用的结果。

此类成岩相广泛分布于鄂尔多斯盆地内奥陶系顶部风化壳, 在盆地中东部其层位以马家沟组马五1— 马五4亚段为主; 而在自北而南横亘于盆地的中央隆起带上由于地层剥蚀强烈, 其层位以马家沟组马五4— 马五6亚段为主。

4.7 埋藏重结晶相及埋藏溶蚀相

1)岩相特征: 埋藏重结晶相普遍具有结晶结构, 重结晶的白云石以马鞍状中— 粗晶为主, 晶体之间呈凹凸镶嵌式接触关系(图 5-c中❷), 大部分原岩结构已消失, 隐约可见残余的颗粒结构(图 5-c, 5-d), 鞍状白云石晶体具弯曲晶面, 在正交偏光下显示出典型的波状消光特征(图 5-c中❸)。埋藏溶蚀相同样具有结晶结构, 并常见马鞍状白云石, 发育大量晶间孔和晶间扩大孔, 以及溶洞及溶缝(图 5-d中❶和❸), 残余颗粒间的溶蚀作用尤其强烈(图 5-d中❹)。

2)地球化学特征: 此类成岩相的岩相特征十分明显, 其地球化学性质以白云石有序度高为典型特征(表 1); 其中强迁移性元素Na流失明显, 使其还原性指标(K× Tl)/Na普遍偏高, 表明成岩环境具较强还原性(图 4-c); 上寒武统三山组白云岩 87Sr/86Sr 值变化区间较大, 由于风化壳中大量陆源Sr输入, 导致个别样品的 87Sr/86Sr 值明显偏高(图 4-d); 此类成岩相的其他地球化学性质没有明显特征, 在多个元素含量交会图中, 其数据点多呈分散状态, 其δ 18O、δ 13C值普遍偏高, 也未表现出明显的同位素高温分馏现象(图 4-e)。表明在埋藏重结晶及溶蚀作用过程中, 白云岩基本保持着原始成岩环境的地球化学特征。

3)成岩模式: 埋藏期的重结晶及酸性地层水溶蚀作用是这类成岩相形成的主要原因, 其主要分布于中— 深埋藏环境的下奥陶统亮甲山组上部的风化壳附近。另外, 此类成岩相也大量出现在上寒武统三山组顶部的风化壳附近。此类成岩相是鄂尔多斯盆地内部中— 深埋藏环境中重要的白云岩储集层。

5 结论

1)鄂尔多斯盆地奥陶系白云岩的形成和演化与三级海平面变化密切相关, 在三级层序地层格架中, 白云岩主要分布于海平面缓慢上升阶段形成的低位和高位体系域, 以及海平面下降阶段形成的强制海退体系域。台地上的蒸发海水、中盐度海水及盆地西南缘的正常海水是白云岩化作用的关键因素。根据成岩环境及成岩作用特征, 各种白云岩成岩相分别隶属于近地表、风化壳及中— 深埋藏3大类成岩体系, 各类成岩相具有明显的岩相及地球化学特征。

2)近地表成岩体系是未遭受表生期淡水及埋藏期地层水影响的成岩体系, 其中的白云岩成岩相包括: (1)准同生云化相: 其白云石有序度低、富含弱活动性元素及重碳、氧稳定同位素; (2)膏盐溶角砾相: 富含氧化环境的Fe、Mn, 活性元素Cs及重同位素13C和18O受淋滤与溶蚀作用大量流失, 在混合水环境中由于泥晶白云石重结晶, 有序度明显提高; (3)活跃及隐伏回流云化相: 其白云石有序度较高, 富含活性元素及重同位素13C和18O, 低活性元素含量低, 隐伏回流云化相的成岩环境的还原性更强; (4)海水云化相: 缺少各类分散元素、富集重同位素13C和18O, 成岩环境属于开放的弱氧化环境。

3)风化壳成岩体系是表生期淡水淋滤溶蚀作用的结果, 其中的白云岩成岩相以表生岩溶角砾相为主, 富含各种吸附态的分散元素, 有大量陆源锶输入, 具有明显偏高的 87Sr/86Sr值。

4)中— 深埋藏成岩体系形成于中— 深埋藏阶段的高温高压环境。其中的白云岩以白云石重结晶以及酸性地层水溶蚀作用为主, 白云岩成岩相主要包括埋藏重结晶相及埋藏溶蚀相, 以含大量马鞍形白云石为特征, 其白云石有序度高, Na等活性元素流失明显。此类成岩相的其他地球化学特征则主要取决于其原始的近地表或风化壳成岩相的地球化学特征。

致谢 野外工作得到李文厚教授和陈强老师的大力帮助, 杨奕华高级工程师对岩石薄片进行了详细鉴定, 同济大学海洋地质国家重点实验室和北京国家地质实验测试中心给予了大力支持, 在此表示衷心感谢!

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
[1] 拜文华, 吕锡敏, 李小军, 魏伟. 2002. 古岩溶盆地岩溶作用模式及古地貌精细刻画: 以鄂尔多斯盆地东部奥陶系风化壳为例. 现代地质, 16(3): 292-298.
[Bai W H, Lü X M, Li X J, Wei W. 2002. The mode of palaeokarstification and the fine reconstruction of the palaeogeomorphology in the karst basin: Taking Ordovician karst in eastern Ordos Basin for example. Geoscience, 16(3): 292-298] [文内引用:1]
[2] 陈骏, 王鹤年. 2004. 地球化学. 北京: 科学出版社, 309-310.
[Chen J, Wang H N. 2004. Geochemistry. Beijing: Science Press, 309-310] [文内引用:3]
[3] 冯增昭, 鲍志东. 1999. 鄂尔多斯奥陶纪马家沟期岩相古地理. 沉积学报, 17(1): 1-8.
[Feng Z Z, Bao Z D. 1999. Lithofacies paleogeography of Majiagou Age of Ordovician in Ordos Basin. Acta Sedimentologica Sinica, 17(1): 1-8] [文内引用:1]
[4] 贾振远. 1989. 碳酸盐岩沉积相与沉积环境. 湖北武汉: 中国地质大学出版社, 65-67.
[Jia Z Y. 1989. Carbonate Sedimentary Facies and Sedimentary Environment. Hubei Wuhan: China University of Geosciences Press, 65-67] [文内引用:1]
[5] 赫云兰, 刘波, 秦善. 2010. 白云石化机理与白云岩成因问题研究. 北京大学学报(自然科学版), 46(6): 1010-1020.
[He Y L, Liu B, Qin S. 2010. Study on the dolomitization and dolostone genesis. Acta Scientiarum Naturalium Universitis Pekinensis, 46(6): 1010-1020] [文内引用:1]
[6] 黄思静. 2010碳酸盐岩的成岩作用. 北京: 地质出版社, 54-58.
[Huang S J. 2010The Diagenesis of Carbonate Rock. Beijing: Geological Publishing House, 54-58] [文内引用:3]
[7] 黄思静, Qing Hairuo, 胡作维, 邹明亮, 冯文立, 王春梅, 郜晓勇, 王庆东. 2007. 封闭系统中的白云石化作用及其石油地质学和矿床学意义: 以四川盆地东北部三叠系飞仙关组碳酸盐岩为例. 岩石学报, 23(11): 2955-2962.
[Huang S J, Qing H R, Hu Z W, Zou M L, Feng W L, Wang C M, Gao X Y, Wang Q D. 2007. Closed-system dolomitization and the significance for petroleum and economic geology: An example from Feixianguan carbonates, Triassic Sichuan Basin of China. Acta Petrologica Sinica, 23(11): 2955-2962] [文内引用:1]
[8] 黄思静, 张雪花, 刘丽红, 郇金来, 黄可可. 2009. 碳酸盐成岩作用研究现状与前瞻. 地学前缘, 16(5): 219-231.
[Huang S J, Zhang X H, Liu L H, Huan J L, Huang K K. 2009. Progress of research on carbonate diagenesis. Earth Science Frontiers, 16(5): 219-231] [文内引用:1]
[9] 梅冥相. 2014. 微生物席的特征和属性: 微生物席沉积学的理论基础. 古地理学报, 16(3): 285-304.
[Mei M X. 2014. Feature and nature of microbial-mat: Theoretical basis of microbial-mat. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 16(3): 285-304] [文内引用:1]
[10] 孟祥化, 葛铭. 2002. 中朝板块旋回层序、事件和形成演化的探索. 地学前缘, 9(3): 125-140.
[Meng X H, Ge M. 2002. Research on cyclic sequence, events and formational evolution of the Sino-Korea Plate. Earth Science Frontiers, 9(3): 125-140] [文内引用:1]
[11] 苏中堂, 陈洪德, 徐粉燕, 魏柳斌, 李洁. 2011. 鄂尔多斯盆地马家沟组白云岩地球化学特征及白云岩化机制分析. 岩石学报, 27(8): 2230-2238.
[Su Z T, Chen H D, Xu F Y, Wei L B, Li J. 2011. Geochemistry and dolomitization mechanism of Majiagou dolomites in Ordovician, Ordos Basin, China. Acta Petrologica Sinica, 27(8): 2230-2238] [文内引用:1]
[12] 吴亚生, 何顺利, 卢涛, 达世攀, 李跃刚, 戴永定. 2006. 长庆中部气田奥陶纪马家沟组储集层成岩模式与孔隙系统. 岩石学报, 22(8): 2171-2181.
[Wu Y S, He S L, Lu T, Da S P, Li Y G, Dai Y D. 2006. Digenetic patterns and pore systems of the Lower Ordovician Majiagou Formation reservoirs of the central Changqing Gas Fields. Acta Petrologica Sinica, 22(8): 2171-2181] [文内引用:1]
[13] 杨伟利, 王起琮, 刘佳炜, 石堃, 魏巍. 2017. 标准化层序地层在鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组的应用. 西安科技大学学报, 37(2): 234-241.
[Yang W L, Wang Q C, Liu J W, Shi K, Wei W. 2017. The study on stand ardization of sequence stratigraphy in Ordovician Majiagou Formation, Ordos Basin. Journal of Xi’an University of Science and Technology, 37(2): 234-241] [文内引用:2]
[14] 姚泾利, 王兰萍, 张庆, 李泽敏, 张加林. 2011. 鄂尔多斯盆地南部奥陶系古岩溶发育控制因素及展布. 天然气地球科学, 22(1): 56-65.
[Yao J L, Wang L P, Zhang Q, Li Z M, Zhang J L. 2011. Controlling factor and distribution of paleokarst development in Ordovician of southern Ordos Basin. Natural Gas Geoscience, 22(1): 56-65] [文内引用:1]
[15] 叶加仁, 陆明德. 1995. 鄂尔多斯盆地下古生界地层地史模拟与油气聚集. 地球科学, 20(3): 342-348.
[Ye J R, Lu M D. 1995. Geohistory modeling and hydrocarbons accumulation of Lower Paleozoic strata in Ordos Basin. Earth Science, 20(3): 342-348] [文内引用:1]
[16] 张璞瑚, 方明. 1992. 成岩体系与油气. 石油实验地质, 14(2): 334-343.
[Zha P H, Fang M. 1992. Diagenetic system and its relationship with oil and gas. Experimental Petroleum Geology, 14(2): 334-343] [文内引用:1]
[17] 张永生. 2000. 鄂尔多斯地区奥陶系马家沟群中部块状白云岩的深埋藏白云石化机制. 沉积学报, 18(3): 425-430.
[Zhang Y S. 2000. Mechanism of deep burial dolomitization of massive dolostones in the Middle Majiagou Group of the Ordovician, Ordos Basin. Acta Sedimentologica Sinica, 18(3): 425-430] [文内引用:1]
[18] 赵俊兴, 陈洪德, 张锦泉, 刘小丽, 付锁堂. 2005. 鄂尔多斯盆地中部马五段白云岩成因机理研究. 石油学报, 26(5): 38-47.
[Zhao J X, Chen H D, Zhang J Q, Liu X L, Fu S T. 2005. Genesis of dolomite in the Fifth Member of Majiagou Formation in the middle Ordos Basin. Acta Petrolei Sinica, 26(5): 38-47] [文内引用:1]
[19] Adams J F, Rhodes M L. 1960. Dolomitization by seepage refluxion. AAPG Bulletin, 44: 1912-1920. [文内引用:1]
[20] Alderman A R, Skinner H C W. 1957. Dolomite sedimentation in the south-east of south Australia. American Journal of Science, 255: 561-567. [文内引用:1]
[21] Ahr W M. 2008. Geology of Carbonate Reservoirs the Identification, Description and Characterization of Hydrocarbon Reservoirs in Carbonate Rocks. Johns Wiley and Sons: 116-118. [文内引用:2]
[22] Friedman G M, Sand ers J E. 1967. Origin and Occurrence of Dolostones. In: Chilingar G V, Bissell H J, Fairbridge R W. Carbonate Rocks, Origin, Occurrence, and Classification. Amsterdam: Elsevier, 267-348. [文内引用:2]
[23] Jones G D, Smart P L, Whitaker F F, Rostron B J, Machel H G. 2003. Numerical modeling of reflux dolomitization in the Grosmont Platform Complex(Upper Devonian), western Canada Sedimentary Basin. AAPG Bulletin, 87(8): 1273-1298. [文内引用:1]
[24] Jones G D, Whitaker F F, Smart P L, Sanford W E. 2002. Fate of reflux brines in carbonate platforms. Geology, 30(4): 371-374. [文内引用:1]
[25] Land L S. 1985. The origin of massive dolomite. Journal of Geological Education, 33: 112-125. [文内引用:1]
[26] Taylor S R, McLennan S M. 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Blackwell Scientific Publications: 312. [文内引用:1]
[27] Vahrenkamp V C, Swart P K. 1994. Late Cenozoic Dolomites of the Bahamas: Metastable Analogues for the Genesis of Ancient Platform Dolomites. In: Purser B, Tucker M, Zenger D(eds). Dolomites: A Volume in Honor of Dolomite International Association of Sedimentologists. Special Publication, 21: 133-153. [文内引用:2]
[28] Whitaker F F, Smart P L, Jones G D. 2004. Dolomitization: From Conceptual to Numerical Models. In: Braithwaite C Jr, Rizzi G, Darke G(eds). The Geometry and Petrogenesis of Dolomite Hydrocarbon Reservoirs. London: Geological Society of Special Publication, 235: 99-139. [文内引用:1]
[29] Wright D T, Wacey D. 2004. Sedimentary Dolomite: A Reality Check. In: Braithwaite C Jr, Rizzi G, Darke G(eds). The Geometry and Petrogenesis of Dolomite Hydrocarbon Reservoirs. London: Geological Society Special Publication, 235: 65-74. [文内引用:2]