王良军, 李红, 曾韬, 柳益群, 潘磊, 李让彬, 李文厚, 张冬冬, 焦鑫, 杨康, 董杨坤. (2022)四川盆地东部茅口组白云岩成因: 来自岩石学、矿物学和地球化学的证据* [J]. 古地理学报, 24(5): 989-1016
WANG Liangjun, LI Hong, ZENG Tao, LIU Yiqun, PAN Lei, LI Rangbin, LI Wenhou, ZHANG Dongdong, JIAO Xin, YANG Kang, DONG Yangkun. (2022)Origins of dolostones of the Maokou Formation in eastern Sichuan Basin: evidence from lithology,mineralogy,and geochemistry[J]. Journal Of Palaeogeography, 24(5): 989-1016.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2022.05.070
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四川盆地东部茅口组白云岩成因: 来自岩石学、矿物学和地球化学的证据*
王良军1,2, 李红3, 曾韬1, 柳益群3, 潘磊1, 李让彬1, 李文厚3, 张冬冬3, 焦鑫3, 杨康3, 董杨坤3
1 中国石化勘探分公司,四川成都 610041
2 中国石化河南油田分公司,河南南阳 473132
3 大陆动力学国家重点实验室,西北大学,陕西西安 710069

通讯作者简介 李红,女,1975年生,2007年毕业于西北大学地质学系, 获博士学位,现为西北大学副教授,主要从事沉积学相关教学与科研工作。E-mail: lihong2008@nwu.edu.cn。

第一作者简介 王良军,男,1972年生,1994年毕业于西北大学地质学系,正高级工程师,现主要从事油气地质研究与勘探目标评价工作。E-mail: wljaa163@163.com。

*庆贺西北大学建校120周年!

收稿日期:2022-04-11
基金资助:中国石化重大科技项目(编号: P16082)和国家自然科学基金项目(编号: 41272115,41572086)联合资助
摘要

四川盆地中二叠统茅口组白云岩中蕴藏丰富的天然气资源,但是这套白云岩的成因多年来一直存在争议。盆地东部茅口组白云岩储集层多发育在茅三段中下部,纵向上厚度介于3.0~46.8 m之间,平面上沿北西—南东向基底断裂呈带状展布。野外和钻井岩心观察发现,白云岩内发育交织状张性裂缝,将岩石切割呈角砾状,裂缝多被粗晶方解石、白云石充填或半充填。根据围岩和裂缝中白云石晶体形貌和产出状态,在显微镜下识别出4类不同组构的白云石: 第1类为灰泥基质中“星散状”自形粉晶—细晶白云石; 第2类为半自形面状组构细晶白云石,呈他形—半自形镶嵌状; 第3类为具“雾心亮边”的自形晶面状组构细晶—粗晶白云石,具糖粒状结构,晶间孔隙发育; 第4类为脉体充填的粗晶鞍状双晶白云石。背散射照片显示前3类白云石的“雾心”部分晶面混浊、表面分布方解石残斑及微孔, 而第3类白云石的“亮边”部分与第4类鞍状粗晶白云石脉则晶体明亮、洁净、致密,属新生矿物。上述4类白云石的成分均具有富Ca和贫Fe、Mn、Sr的特点,MgO含量变化较大,其中前两类白云石MgO含量总体低于白云石标准计量,而后两类白云石的MgO含量则接近或略高于标准计量。岩石学、矿物学和地球化学特征表明:茅口组白云岩主要经历了2期白云化作用,初次白云化作用形成第1类、第2类白云石及“雾心”白云石,二次白云化作用形成“亮边”白云石和粗晶白云石脉体; 2期白云化作用均发生得很早,可能始于同沉积期至浅埋藏期。白云石原位微量元素和原位锶同位素分析表明,白云化作用流体具有混源的特点,流体可能由富Ca地下水以及与火山活动有关的热液混合而成。推测中二叠世末期峨眉山地幔柱的喷发引起四川盆地内基底断裂再次活动,造成茅口组内张性构造裂缝发育,这为白云化流体混合及运移提供了通道。

关键词: 四川盆地; 中二叠统; 茅口组; 白云岩; 张性裂缝; 热液白云化作用
中图分类号:P575 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2022)05-0989-28
Origins of dolostones of the Maokou Formation in eastern Sichuan Basin: evidence from lithology,mineralogy,and geochemistry
WANG Liangjun1,2, LI Hong3, ZENG Tao1, LIU Yiqun3, PAN Lei1, LI Rangbin1, LI Wenhou3, ZHANG Dongdong3, JIAO Xin3, YANG Kang3, DONG Yangkun3
1 Sinopec Exploration Company,Chengdu 610041,China
2 Sinopec Henan Oilfield,Henan Nanyang 473132,China
3 State Key Laboratory of Continental Dynamics, Northwest University, Xi'an 710069,China;

About the corresponding author LI Hong,born in 1975,doctor,associate professor,is mainly engaged in teaching and research of sedimentology. E-mail: lihong2008@nwu.edu.cn.

About the first author WANG liangjun,born in 1972,senior engineer,is mainly engaged in oil and gas geological research and exploration target evaluation. E-mail: wljaa163@163.com.

Fund:Co-funded by the Sinopec Major Science and Technology Project(No. P16082)and the National Natural Science Foundation of China(Nos. 41272115,41572086)
Abstract

Dolostones in Middle Permian Maokou Formation in the Sichuan Basin contain abundant natural gas resources but their origins are controversial for years. The dolostones are present in the lower- to middle-parts of the Member 3 of Maokou Formation, with thickness ranging from 3.0 to 46.8 m. The lateral distribution of Maokou dolostone extends as a NW-SE belt along a basement fault system. Field and drilling core observations show that the dolostones contain numerous tension fractures,fully-or partly-filled by coarse dolomite and calcite as veins,sometimes presenting a breccia structure. Four textural constituents are identified under the microscope: (Ⅰ)Silt-to-fine crystalline scattered euhedral dolomite floating in lime mud matrix; (Ⅱ)Fine crystalline planar-s dolomite(mostly subhedral crystals packed as a mosaic texture); (Ⅲ)Fine-to-coarse crystalline planar-e dolomite with “cloudy center”and “clear rim”(sucrose texture with high intergranular porosity); (Ⅳ)Coarse saddle dolomite in veins. BSE(Backscattered Electron)images confirmed that there are lots of micropores and tiny calcite residuals on crystal surface of “cloudy center”dolomite,while type Ⅲ “clear rim”dolomite and type IV dolomite in veins reveal clean and smooth crystal face without micropores,indicating an origin of authigene during dolomitization. All the four types of dolomite show similar features of rich in calcium,poor in iron,manganese and strontium,but their content of MgO varies differently. MgO(%)of type I and type II dolomite is always lower than that of stoichiometry dolomite,however,MgO(%)in type Ⅲ and type IV dolomite is close to or even higher than the stoichiometry. Lithological,mineralogical and geochemical features indicate two episodes of dolomitization for the formation of Maokou dolostones. Type Ⅰ, type Ⅱ and type Ⅲ “cloudy center”dolomite were formed during the first episode of dolomitization;and type Ⅲ “clear rim”and type Ⅳ vein dolomite were authigenic during the second episode of dolomitization. Both episodes of dolomitizations started very early,possibly from synsedimentary to shallow burial period. In situ analyses on strontium isotopes and rare-earth elements suggest that both dolomitizations were related to the activities of Emeishan mantle plum eruptions. The dolomitic fluids were featured by mixing sources from both magmatic related hydrothermal fluid and Ca-bearing underground water. The tension fractures were proved to be effective channels for fluids mixing and migrating to the surrounding sediments.

Key words: Sichuan Basin; Middle Permian; Maokou Formation; dolostones; tension fractures; hydrothermal dolomitization

四川盆地是中国大型富含天然气的叠合盆地之一, 具有含气层系多、资源丰度高、储量规模大的特点。目前已探明的天然气储量仅约占资源总量的1/10, 显示出巨大的资源潜力, 但绝大多数资源都蕴藏在新元古界震旦系到中生界三叠系巨厚层海相碳酸盐岩中(马永生等, 2010)。中二叠统作为四川盆地半个多世纪以来的勘探主力层系, 随着勘探新思路、新认识和新技术的发展仍不断获得新发现, 近年来屡在川北、川中、川东南地区茅口组台缘浅滩相碳酸盐岩以及白云岩储集层中获得高产工业气井, 暗示了茅口组具有发育多种类型、复杂成因天然气藏的能力(沈平等, 2015; 杨光等, 2015)。因此, 对茅口组层状孔隙型白云岩形成机制的研究及储集能力的评价, 无疑对扩大勘探前景具有重要意义。

关于四川盆地中二叠统茅口组白云岩的形成机理, 长期以来一直存在争议, 前人提出了多种成因机制, 如混合水白云化作用(李安华, 1987)、埋藏白云化作用(何幼斌和冯增昭, 1996; 王珏博等, 2016)、玄武岩淋滤白云化作用(李茂竹和王玉英, 1991; 金振奎和冯增昭, 1999)等。近年来, 随着茅口组白云岩内具鞍状组构白云石和重晶石、黄铁矿、萤石等热液矿物的发现, 关于构造热液白云化作用(张荫本, 1982; 舒晓辉等, 2012; 李辉等, 2014; 王珏博等, 2016)、岩溶— 热液混合白云化作用(刘宏等, 2016; 唐雪松等, 2016)及热水沉积白云化作用(李毅等, 2013; 汪华等, 2014)的观点逐渐引起重视。但是, 关于热液流体的来源和性质, 除了具有鞍状结构的构造热液脉白云石外, 茅口组基质白云石的形成机理、基质白云石与热液流体是否有关等问题仍需深入探讨。与峨眉山地幔柱活动关系密切的东吴运动(又称峨眉地裂运动; 罗志立, 1981; 何斌等, 2005)是华南地区晚古生代重要的地壳运动, 区域上广泛可见峨眉山玄武岩不整合于茅口组碳酸盐岩之上, 岩浆主体活动时间约为258± 3~263± 3 Ma(Zhou et al., 2008; Li et al., 2016), 正好处于茅口组沉积期之后。这期大规模的岩浆活动除了引起全球范围地球动力学和生态环境的变化外(Xu et al., 2004; Bond et al., 2010), 其带来的地壳升降运动和热事件是否对四川盆地下、中二叠统白云岩储集层的形成也有影响(罗志立等, 2012; 李大军等, 2016), 同样是值得关注的问题。

文中以四川盆地东部涪陵地区FL8井、EY8井取心样品和广安地区华蓥山二崖剖面茅口组白云质灰岩、灰质白云岩、细— 粗晶白云岩为研究目标, 着重探讨茅口组白云化作用过程, 以期为本区白云岩成因提供一些岩石学、矿物学和地球化学特征等方面的证据。

1 地质背景

研究区位于川东高陡褶皱带上, 主要由多条北东— 南西向断裂与若干条北西— 南东向断裂形成 “ 棋盘格” 状(图1-A, 1-B)。北东向断裂与北东向褶皱展布方向基本一致, 形成了一系列近平行雁列式展布的背斜、向斜相间的隔挡式滑脱层褶皱带, 前人多认为形成于燕山期或喜山期(徐政语等, 2004), 东界为华蓥山基底断裂, 该深大断裂被认为最早形成于吕梁运动, 后经加里东至喜马拉雅等多期构造运动的改造, 至今仍有活动迹象(徐世荣和徐锦华, 1986; 张岳桥等, 2011; 王赞军等, 2018)。北西— 南东向断裂被称为15号断裂, 也是一条基底断裂, 具右行走滑性质, 上部发育负花状构造并消失于上二叠统, 研究区内茅口组白云岩多沿此断裂呈条带状展布(图1-B, 1-D, 1-E)。

图1 川东中二叠统茅口组白云岩展布及地层简表
A— 研究区位置及四川盆地主要断裂示意图(据殷积峰等, 2013; Liu et al., 2021, 略有修改); B— 研究区茅口组白云岩分布范围简图; C— 研究区地层简表(李国辉等, 2005; 沈树忠等, 2019); D— 茅三段白云岩纵向展布图; E— 研究区地震剖面揭示的15#基底断裂特征, 具右行走滑性质, 在下— 中二叠统内该断裂发育负花状构造Fig.1 Dolostone distribution and simplified stratigraphic column of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

研究区中、上二叠统发育齐全, 自下而上依次发育栖霞组、茅口组、吴家坪组和长兴组(图1-C)(李国辉等, 2005; 沈树忠等, 2019)。中二叠统茅口组分布广泛, 与下伏栖霞组主要为整合接触或局部平行不整合接触, 与上覆吴家坪组为平行不整合接触关系。以二崖剖面为例, 栖霞组主要发育浅水碳酸盐岩台地环境的亮晶生物碎屑灰岩和亮晶球粒灰岩; 茅口组发育远离陆源的外缓坡— 中缓坡泥晶灰岩、泥晶生物碎屑灰岩和白云岩, 含丰富的纺锤䗴、腕足类、双壳类、棘皮类、藻类等化石(刘大成和李书舜, 1988; 肖传桃等, 2014), 不含或仅在茅口组底部出现极少量钙质泥岩薄夹层。该剖面茅口组顶部有16 m左右的覆盖区, 吴家坪组底部发育数米薄煤线、黑色泥岩及杂色泥岩, 向上为厚层燧石结核灰岩。根据沉积旋回、岩石组合及测井曲线特征, 茅口组自下而上又可划分为茅一段、茅二段、茅三段。尽管茅一段与茅二段偶见少量白云岩或灰质白云岩, 但研究区大规模白云化作用发生在茅三段中下部, 且白云岩厚度大, 分布相对稳定(图1-D)。

2 取样及实验方法

白云岩样品取自FL8井(深度5492.3~5512.55 m)、EY8井(深度4699.7 m)以及广安华蓥山二崖剖面。样品电子探针分析(含背散射成像)、扫描电镜、阴极发光、原位微量和稀土元素、原位Sr同位素分析均由西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。钻井样品白云岩和白云石脉体粉晶X射线衍射分析由西北大学城市与环境学院完成, 二崖剖面白云岩和白云石脉体粉晶X衍射分析由西安地质调查中心实验测试中心完成。白云石脉体由微钻取样制备, 粉末样品由玛瑙研钵制备, 所有白云岩样品均由钢筛筛至200目以下备用。粉晶X射线衍射用于确定岩石的矿物组成及白云石有序度分析, 仪器型号为日本理学D/MAX-3C型X射线衍射仪, 铜靶, 常用电压35 kV, 电流35 mA, 扫描步长为0.02° , 角度为15° ~70° , 扫描速度为4(° )/min。电子探针用于单矿物主量元素分析, 仪器由日本电子(JEOL)生产, 型号为JXA-8230, 实验电压15 kV, 入射电子束电流10 nA, 碳酸盐矿物分析的激光束斑为10 μ m。阴极发光用于观察碳酸盐矿物晶体生长序列, 分析仪器包括Nikon-LV100-POL偏光显微镜和BII cathodoluminescent Model CLF-1型阴极射线仪(BEACON INNOVATION INTL INC.公司生产), 实验电压15 kV, 入射电子束电流260 nA。扫描电镜用于碳酸盐岩的微形貌分析, 为新鲜样品喷金镀膜, 未做酸蚀处理, 仪器型号为FEI Quanta 400 FEG型环境扫描电子显微镜。激光原位微量、稀土元素分析依据LA-ICP-MS方法执行, 实验细节及实验条件见Liu等(2007), 测试过程中使用的标样包括NIST610、GSE-1G和BCR-2G, 方解石和白云石的激光束斑分别为60 μ m和44 μ m。碳酸盐矿物的原位锶同位素分析依据FsLA-MC-ICPMS方法执行, 激光剥蚀系统由MC-ICPMS(Nu Plasma Ⅱ )连接, 测试过程中选择标样 LXH(87Sr/86Sr 的参考值为0.709210), 激光束斑为20~53 μ m, 详细测试条件及细节见Bao 等(2017)。

3 结果
3.1 茅口组白云岩宏观、微观岩石学特征

研究区茅口组白云岩厚度介于3.0~44.8 m之间, 主要发育在茅口组三段中下部(图1-B, 1-D)。无论是钻井还是野外剖面, 茅口组顶部白云岩发育程度均明显减弱, 并过渡为灰质白云岩、白云质灰岩和生物碎屑灰岩, 显微镜下常见由风化淋滤作用引起的去云化现象。

3.1.1 宏观特征

华蓥山二崖剖面茅口组白云岩以灰色、浅灰色细晶— 粗晶白云岩、含灰白云岩、灰质白云岩为主, 呈厚层块状, 偶见残余生物碎屑(图2-A, 2-B)。野外取样发现白云岩中张性构造裂缝及充填矿物形成的脉体非常发育, 其分布凌乱、呈白色交织状, 将围岩白云岩切割呈角砾状或碎裂状, 在半充填的脉体内可见不规则残余孔洞(图2-C, 2-E)。白云岩较为疏松, 晶间孔发育(图2-F)。粉晶X射线衍射分析(图3-A)表明:围岩中白云石含量64.7%~99.1%, 方解石含量0.8%~35.1%, 石英含量0.1%~0.5%, 偶含萤石(0.1%); 白云岩中白云石有序度变化较大, 介于0.57~0.90之间, NMgCO3(mol%)介于48.80%~49.57%之间; 脉白云石有序度为0.65, NMgCO3(mol%)介于48.80%~49.50%之间。

图2 川东中二叠统茅口组白云岩宏观岩石学特征
A, B— 二崖剖面, 茅三段, 白云岩, 厚层块状, 层理不明显; C, D, E— 二崖剖面, 茅三段, 白云岩, 小岩柱直径2.5 cm, 交织状张性裂缝将白云岩切割呈角砾状, 裂缝内多充填粗晶方解石和白云石, 半充填时可见不规则残余缝间孔; F— 二崖剖面, 细晶白云岩, 岩性疏松, 晶间孔发育; G— FL8井, 5490.3~5512.55 m, 茅三段, 黑色、深灰色白云岩, 岩心破碎, 可见大量白色脉体; H, I— FL8井, 茅三段, 白云岩内见不规则网状张裂缝, 多被浅色碳酸盐矿物(白云石和方解石)全充填或半充填, 白云岩致密、坚硬Fig.2 Lithological features of dolostone of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

图3 川东中二叠统茅口组白云岩不同组构白云石粉晶X衍射谱图
A— 二崖剖面白云岩粉晶X衍射谱图特征; B— FL8井白云岩粉晶X衍射谱图特征Fig.3 Power X ray diffraction patterns of four types of dolostones of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

钻井样品多为黑色、深灰色和灰色泥晶白云岩、粉晶— 细晶白云岩、灰质白云岩、硅质白云岩等, 有时可见棘皮类、腕足类等生物碎屑(图2-G)。与二崖剖面类似, 岩心样品也见大量交织状张性破裂缝, 裂缝被碳酸盐矿物完全充填或部分充填, 呈黄白色网状脉体, 未充填部分也可见不规则残余孔洞(图2-H, 2-I)。然而, 钻井岩心网状脉体的围岩白云岩多致密、坚硬、质脆、破碎(图2-G), 与二崖剖面茅口组白云岩不同。粉晶X射线衍射分析(图3-B)表明, 基质白云岩中白云石含量50.0%~98.6%, 方解石含量0.7%~6.1%, 石英含量0.3%~43.9%, 白云岩中白云石有序度介于0.66~0.87之间, NMgCO3(mol%)介于46.35%~48.78%之间; 脉白云石有序度为0.68, NMgCO3(mol%)介于48.18%~50.00%之间。

3.1.2 裂缝发育特征

野外、岩心和镜下观察发现, 茅口组尤其是茅三段白云岩中的裂缝非常发育。根据产状、特征和充填程度, 裂缝可大致分为2类。

第1类裂缝呈网状、交织状或树枝状, 缝壁弯曲, 无固定延伸方向, 裂缝宽窄不一, 中间宽而两端逐渐收窄, 缝宽变化介于0.2~7 cm之间。裂缝未充填者少见, 绝大多数被全充填或半充填, 呈黄白色、白色的脉体。裂缝内有时可见与围岩一致的角砾, 棱角状, 未见位移及旋转现象(图2-C, 2-E; 图4), 属原位破裂。充填物主要为碳酸盐矿物, 罕见泥质组分, 缝壁两侧通常为粗晶白云石(多为黄白色), 向裂缝中央过渡为粗晶方解石(多为亮白色)。钻井岩心中还可见少量微粒状黄铁矿和闪锌矿充填物, 但在野外剖面上仅见碳酸盐矿物充填。此外, 纯方解石脉或白云石脉也常见。半充填裂缝内常见残余孔洞, 呈不规则长形或圆形, 裸眼可辨的孔洞宽0.5~0.8 cm, 长达数厘米(图2-E, 2-H)。此类裂缝符合张性裂缝的特征, 属拉张应力作用(包括水力破裂作用)下岩石破裂的产物。岩心和野外观察还发现, 网状张裂缝(脉)的发育对围岩岩性有选择, 仅在白云岩段非常发育, 而上、下相邻的灰岩中则较为少见。

图4 川东二崖剖面中二叠统茅口组白云岩裂缝特征
A, B— 茅口组白云岩构造裂缝照片及素描图, 见2期裂缝, 早期张裂缝被白色碳酸盐矿物(方解石、白云石均有)充填, 晚期高角度剪切缝未充填并切割早期脉体; C, D— 网状张性裂缝几乎全部被碳酸盐矿物充填, 将白云岩切割成角砾状, 网状脉体被埋藏成岩期压溶缝合线错断Fig.4 Fractures in dolostones of the Middle Permian Maokou Formation at Erya section in eastern Sichuan Basin

第2类构造裂缝多为未充填裂缝, 缝面平直、光滑, 有固定延伸方向, 多为斜交层面裂缝和高角度垂直缝。裂缝内多数未充填矿物, 少数充填碳酸盐类或硅质矿物形成细脉(图4-A, 4-B)。此类裂缝具有剪切缝的特征, 可能是挤压和剪切应力作用下的产物。茅口组灰岩和白云岩中均可见到此类裂缝, 但发育规模、程度远小于网状张裂缝。

野外样品和显微镜下常见未充填构造裂缝切割网状脉体(图4-A, 4-B), 说明未填充构造裂缝形成时间晚于网状张裂缝。而且, 也可见网状脉体被压溶缝合线切割, 缝合线两侧脉体特征并不匹配(图4-C, 4-D), 说明网状张裂缝形成很早, 早于埋藏期压溶作用。

3.1.3 显微组构特征

根据茅口组白云岩中晶体形貌和产出状态, 在显微镜下共识别出4种不同类型的白云石显微组构: “ 星散状” 自形粉晶— 细晶白云石、“ 镶嵌状” 半自形面状组构细晶白云石、“ 雾心亮边” 自形晶面状组构细晶— 粗晶白云石、脉状充填“ 鞍状” 双晶白云石。

1)“ 星散状” 自形粉晶— 细晶白云石。简称“ 星散状” 白云石, 常见于茅口组含云泥晶灰岩或白云质泥晶灰岩中, 含较多腕足类、介形类、棘皮类、有孔虫等化石碎片。白云石晶体多呈无色透明或浅黄色, 粉晶、细晶、中晶均有, 主要粒径0.01~0.03 mm, 半自形— 自形晶多见, 晶面通常较混浊, 偶见“ 雾心亮边” 。此类白云石零散分布于灰泥基质之中, 原岩结构清楚, 绝大多数为泥晶结构, 基质主要由泥晶方解石组成(图5-A, 5-C)。阴极发光照射下, 此类白云石发光暗, 呈暗橙红色, 具明显的环带; 而另一些白云石则不发光(图5-B)。然而, 背散射条件下, 部分“ 星散状” 白云石晶体边缘并不平直, 多呈不规则港湾状与泥晶方解石接触, 同时晶面布满细小的方解石残斑和微孔(图5-D)。

图5 川东中二叠统茅口组 “ 星散状” 白云石显微特征
A— 含云泥晶灰岩, 白云石呈自形粉晶零散分布于泥晶方解石基质中, 见棘皮类、介形类化石碎片, 二崖剖面, 茅一段; B— 阴极发光照片, 与A同视域, “ 星散状” 自形白云石发暗橙红色光, 隐约见环带, 泥晶基质不发光, 化石发暗黄褐色光; C— 白云质泥晶灰岩, “ 星散状” 白云石散布于泥晶基质中, 见腕足类化石碎片; D— 背散射照片, 暗色为白云石(Dol)自形晶, 晶面可见大量斑点状方解石, 晶体边缘呈“ 港湾状” 与浅色方解石(Cal)接触。“ +” 及数字编号为电子探针分析点, 与图9-A 的分析点对应, 数据见表1=(ERY2-D-53-04~ERY2-D-53-09)Fig.5 Photomicrographic features of silt-fine sized scattered euhedral dolomite of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

2)“ 镶嵌状” 半自形面状组构细晶白云石。简称“ 镶嵌状” 白云石, 多见于茅三段细晶白云岩中。以细晶为主, 但粒度变化大, 等粒或不等粒晶体均有, 主要粒径范围为0.05~0.3 mm, 半自形— 他形晶, 晶体间镶嵌式接触, 呈“ 马赛克” 状, 有时还可见残余化石碎片(图6-A)。晶面黄褐色, 通常较混浊, 1组或2组斜交解理发育(图6-B)。白云石晶体彼此紧密接触, 整体致密, 晶间孔隙不甚发育(图6-C, 6-D, 6-E)。背散射和扫描电镜观察发现, 白云石晶面具有大量微孔隙、方解石残斑及晶面微溶现象(图6-C, 6-D), 与“ 星散状” 白云石晶面特征非常类似。粉晶X射线衍射分析表明此类白云石有序度中等(图3), 二崖剖面样品白云石有序度介于0.65~0.78之间, 钻井样品介于0.66~0.70之间。阴极发光大致均匀, 整体发中等橙红色光或昏暗蓝光, 反映白云化作用彻底(图6-F)。

图6 川东中二叠统茅口组镶嵌状半自形面状组构细晶白云石显微特征
A— FL8井, 5506.2 m, 茅三段, 细晶白云岩, “ 镶嵌状” 白云石, 白云石多为自形和半自形晶, 晶面黄褐色、混浊, 可见残余棘皮类化石碎片, 已彻底白云化; B— 二崖剖面, 茅三段, 白云石彼此紧密接触, 晶面混浊; C— 二崖剖面, 茅一段, 背散射照片显示白云石(Dol)以半自形晶为主, 晶面布满方解石残斑(Cal)及微孔, “ +” 及数字编号为电子探针分析点, 与图9-D 的分析点对应, 数据见表1(ERY1-S-03-026~ERY1-S-03-032); D— 二崖剖面, 茅三段, 镶嵌状白云石为半自形晶, 晶面见方解石残斑及微孔; E— 二崖剖面, 茅一段, 扫描电镜显示白云石彼此紧密接触, 致密, 晶间孔隙不发育; F— 二崖剖面, 茅三段, 阴极发光, 镶嵌状白云石发均匀橙红色光Fig.6 Photomicrographic features of fine sized planar-s dolomite(mosaic dolomite)of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

3)“ 雾心亮边” 自形晶面状组构细晶— 粗晶白云石。简称“ 雾心亮边” 白云石, 主要见于二崖剖面茅三段细晶— 粗晶白云岩中, 岩性疏松(图2-C, 2-F)。白云石总体为自形晶, 晶粒结构, 以细晶和中晶为主, 部分可达粗晶, 粒径介于0.2~0.75 mm之间, 呈“ 糖粒” 状, 晶间孔隙发育, 物性很好。此类白云石颗粒边缘有1圈亮晶白云石胶结物, 使白云石呈现出“ 雾心” 和“ 亮边” 两部分(图7-A, 7-B, 7-E)。扫描电镜下, “ 雾心” 和“ 亮边” 呈截然不同的两部分(图7-C, 7-D)。阴极发光照片中, 白云石环带不甚明显, 隐约分为两部分, “ 雾心” 发中等橙红色光, 与镶嵌状白云石类似, 而“ 亮边” 为暗褐红色(图7-F), 暗示了雾心、亮边形成于不同的成岩微环境。背散射照片显示白云石“ 雾心” 和“ 亮边” 的显微特征有差异: “ 雾心” 部分可见浅色方解石残斑和晶面微孔, 与“ 星散状” 和“ 镶嵌状” 白云石晶面特征相似, 其中方解石微晶残斑可能来自于原始沉积物, 晶面微孔表明发生过微溶作用; 白云石晶体外侧“ 亮边” 部分洁净、明亮、致密, 微孔和残斑非常稀少, 属于新生胶结物(图7-G, 7-H)。此类白云石与构造热液脉体关系密切, 距离脉体越近, 白云石“ 亮边” 越发育。白云石有序度变化较大(图3), 二崖剖面介于0.57~0.90之间, 钻井FL8井样品介于0.54~0.87之间。

图7 川东二崖剖面茅三段“ 雾心亮边” 白云石显微特征
A— 细晶— 中晶白云岩, 白云石以自形晶为主, “ 雾心亮边” 发育, “ 雾心” 呈黄褐色, 晶面混浊, “ 亮边” 位于白云石外侧, 洁净明亮, 白云石晶间孔发育; B— “ 雾心亮边” 白云石晶间孔中见残余沥青质(黑色), 白云石间脉体充填亮晶白云石, 脉白云石与“ 亮边” 白云石特征相似; C, D— 扫描电镜, 白云石“ 雾心” 与“ 亮边” 分为明显的两部分, 晶间孔发育; E— 细晶— 中晶白云岩, 白云石“ 雾心亮边” 发育; F— 阴极发光照片, 与照片E同视域, “ 雾心” 部分发橙红色光, “ 亮边” 部分发暗红色光; G, H— 背散射照片, 自形白云石晶面平直, “ 雾心” 部分见微孔及浅色方解石斑点, “ 亮边” 光洁致密, 微孔及方解石斑点明显减少, “ +” 及数字编号为电子探针分析点, 与图9-F 的分析点对应, 数据见表1(ERY2-D-156-01~ERY2-D-156-09)Fig.7 Photomicrographic features of fine-middle sized planar-e dolomite(“ cloudy center” and “ clear rim” dolomite)of the Member 3 of Maokou Formation at Erya section in eastern Sichuan Basin

4)脉体充填“ 鞍状” 双晶白云石。简称为“ 鞍状” 白云石, 形成于张性构造裂缝中。白云石为自形晶, 以中晶、粗晶为主, 粒径多大于0.4 mm, 甚至可达厘米级, 发育鞍状双晶, 部分晶面和解理缝发生弯曲(图8-A)。显微镜和背散射照片上可见晶体粗大自形, 晶棱平直, 晶面少见微孔和方解石残斑, 有时也见“ 亮边” 结构(图8-B, 8-C), 与“ 雾心亮边” 白云石“ 亮边” 部分的光性特征相似。脉体内的“ 鞍状” 白云石经常与粗晶方解石伴生, 全充填或半充填, 有时也见残留有机质(图8-C)。若裂缝充填物既有方解石也有白云石, 则鞍状白云石通常结晶较早, 分布在裂缝壁两侧, 而亮晶方解石形成较晚, 充填于裂缝中央(图8-B, 8-C)。阴极发光下“ 鞍状” 白云石发育橙红色、暗褐红色相间环带, 反映流体性质发生微弱变化, 而亮晶方解石不发光或发暗黄褐色光(图8-D)。此类白云石有序度中等, 二崖剖面样品为0.65, FL8井样品介于0.68~0.69之间(图3)。

图8 川东中二叠统茅口组脉体充填“ 鞍状” 白云石显微特征
A— FL8井, 5506.8 m, 茅三段, 细晶白云岩中的脉体(见图2-I), 脉体内充填白云石(SD)和方解石(Cal, 染色浅红), 白云石晶体粗大, 晶面和解理缝发生弯曲; B— 二崖剖面, 茅三段, 细晶白云岩中的脉体(见图2-C), 脉体两侧为“ 鞍状” 白云石(SD), 脉中间为亮晶方解石(Cal), 背散射照片; C— 二崖剖面, 茅三段, 脉体中“ 鞍状” 白云石和亮晶方解石(见图2-D), 白云石(SD)发育“ 亮边” , 亮晶方解石(Cal)间见残留黑色沥青; D— 阴极发光照片, 与照片C同视域, 脉白云石发橙红色光, 边部具环带, 方解石发暗褐色光Fig.8 Photomicrographic features of coarse saddle dolomite in veins of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

3.2 茅口组白云岩地球化学特征

3.2.1 主量元素

1)“ 星散状” 白云石。CaO含量31.632%~35.543%(表1), 平均34.13%, 高于标准白云石CaO含量(30.41%)。MgO含量偏低, 介于18.079%~20.895%之间, 平均18.97%, 远低于白云石的MgO标准计量(21.85%)。Mg/Ca值为0.44~0.56, 低于标准白云石Mg/Ca值(0.61)。单个白云石内不同分析点数据均显示上述特征(图9-A, 9-B)。SrO含量介于0.00%~0.316%之间, 平均0.11%, 与其他3类白云石相比含量略高(表1)。

图9 川东中二叠统茅口组4种组构白云石CaO、MgO含量变化特征
A, B— 二崖剖面, 单颗“ 星散状” 白云石CaO、MgO含量变化; C— FL8井, 茅三段, 5506.50 m, 单颗“ 镶嵌状” 白云石CaO、MgO含量变化; D— 二崖剖面, 茅一段, 单颗“ 镶嵌状” 白云石CaO、MgO含量变化; E— FL8井, 茅三段, 5507.65 m, “ 雾心亮边” 白云石CaO、MgO含量变化; F— 二崖剖面, 茅三段, “ 雾心亮边” 白云石单颗粒CaO、MgO含量变化; G— FL8井, 茅三段, 5507.65 m, 白云石脉CaO、MgO含量变化; H— 二崖剖面, 茅三段, 白云石脉CaO、MgO含量变化Fig.9 Variation of CaO(%)and MgO(%)in single dolomite crystal of four textures of the Middle Permian Maokou Formation
in eastern Sichuan Basin

表 1 川东中二叠统茅口组白云石电子探针成分(mass %) Table1 EPMA analysis of major elements in dolomite of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin(mass %)

2)“ 镶嵌状” 白云石。CaO含量31.347%~34.475%, 平均32.37%, 略高于白云石CaO标准计量(表1)。MgO含量变化较大, 介于18.928%~22.649%之间, 平均21.36%。从单颗粒MgO含量的分布特征来看(图9-C, 9-D; 表1), MgO在标准计算线上、下变化, 反映出同一颗粒内MgO分布不甚均匀。Mg/Ca值为0.46~0.60, 略低于标准白云石。SrO含量变化较大, 茅一段镶嵌状白云石SrO含量(平均0.12%)略高于茅三段(平均0.02%)。

3)“ 雾心亮边” 白云石。CaO含量30.452%~32.199%, 平均31.62%, 略高于白云石CaO标准计量。MgO含量20.166%~22.430%, 平均21.720%, 接近白云石MgO标准计量。Mg/Ca值为0.56~0.61, 非常接近标准白云石。从单颗粒内不同分析点来看, “ 亮边” 部分MgO含量的波动略高于“ 雾心” 部分, 但总体接近标准白云石MgO的基准线(图9-E, 9-F; 表1)。此类白云石SrO、MnO、FeO含量均很低, 普遍低于0.03%。

4)“ 鞍状” 脉白云石。CaO含量31.174%~34.152%, 平均32.300%, 也略高于白云石CaO标准计量。MgO含量20.810%~22.477%, 平均21.860%, 非常接近标准白云石。Mg/Ca值介于0.51~0.60之间, 略低于标准白云石Mg/Ca值(表1)。从单颗粒内不同分析点来看, 脉白云石MgO含量波动幅度较小, 与“ 雾心亮边” 白云石类似, 非常接近标准白云石MgO基准线(图9-G, 9-H)。此类白云石SrO、MnO含量非常低, FeO含量除个别点外, 普遍低于0.05%。

从上述4种组构白云石电子探针主量元素测试结果可知, 它们均具有CaO含量相对较高而TiO、SO3、P2O5、SiO2、Al2O3、MnO、FeO、NiO等含量普遍偏低的特征。但是, 二崖剖面茅一段“ 星散状” 白云石和“ 镶嵌状” 白云的SrO含量略高于茅三段白云石(表1)。“ 星散状” 白云石MgO含量最低、CaO含量高, 因而Mg/Ca值最低; “ 镶嵌状” 白云石MgO与标准计量相比上、下波动较大, Mg/Ca值变化幅度也较大; 而“ 雾心亮边” 白云石和白云石脉的MgO最接近标准计量, 故Mg/Ca值也最接近标准白云石(图9; 表1)。

3.2.2 微量及稀土元素特征

对研究区4种不同组构白云石、腕足类壳体化石、亮晶方解石脉及玄武岩气孔充填方解石进行了原位微量及稀土元素分析(表2)。PAAS(太古代后平均澳大利亚页岩)标准化后的稀土+Y配分图呈现出稀土总量偏低、配分曲线平坦或略微右倾、(Ce/Ce* )N普遍负异常、(Eu/Eu* )N总体正异常、Y明显正异常的特点(图10)。研究区各种碳酸盐矿物的稀土总量均很低, 介于0.48~13.44 μ g/g之间, 玄武岩气孔充填方解石的稀土总量略高(56.34 μ g/g, 见李红等, 2021), 其次为方解石脉, 而微亮晶灰岩稀土总量最低(表2)。此外, 各类组构碳酸盐矿物的轻稀土总量(0.35~12.73 μ g/g)均略高于重稀土总量(0.12~2.85 μ g/g)(表2)。

表 2 川东中二叠统茅口组不同组构碳酸盐矿物原位微量、稀土元素分析(μ g/g) Table2 In situ analysis of trace elements and REE in different carbonate minerals(μ g/g)of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin
续表2 川东中二叠统茅口组不同组构碳酸盐矿物原位微量、稀土元素分析(μ g/g) Table2 In situ analysis of trace elements and REE in different carbonate minerals(μ g/g)of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

图10 川东中二叠统茅口组不同组构碳酸盐矿物原位稀土元素+Y(REYN)配分图
A— “ 星散状” 白云石和微亮晶球粒灰岩原位稀土元素+Y配分图; B— “ 镶嵌状” 白云石稀土元素+Y配分图; C— “ 雾心亮边” 白云石稀土元素+Y配分图; D— 白云石脉、方解石脉及玄武岩气孔充填方解石稀土元素+Y配分图。标准化数据采用PAAS(太古代后平均澳大利亚页岩, McLennan, 1989), 标“ * ” 号数据引自李红等(2021)Fig.10 In situ REE+Y patterns of different carbonate minerals of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

碳酸盐矿物CeN异常[(Ce/Ce* )N]是反映浅海环境氧化还原状态的一个敏感指标, 海水中的Ce元素通常以正三价状态存在, 在富氧环境中, 可溶Ce3+会被氧化为不可溶的Ce4+, 并以氧化物形式沉淀下来而脱离海水体系, 使海水呈现明显的负异常; 而在贫氧(suboxic)或缺氧(anoxic)还原环境, Ce4+可以发生还原反应, 还原为可溶Ce3+(German and Elderfield, 1990), 因此浅海富氧环境中形成的碳酸盐沉积物往往具有明显的CeN负异常(Tostevin et al., 2016)。研究区4种不同组构白云石的(Ce/Ce* )N介于0.21~1.04之间, 总体呈现负异常特点, 说明它们形成于相对氧化环境。“ 星散状” 白云石和微亮晶球粒灰岩CeN负偏相对微弱(图10-A), 其次为“ 镶嵌状” 白云石和“ 雾心亮边” 白云石(图10-B, 10-C), 而白云石脉和方解石脉CeN负异常最强, 表明“ 镶嵌状” 白云石、“ 雾心亮边” 白云石和碳酸盐脉体可能形成于更加富氧的环境(图10-D)。

4种不同组构白云石(Eu/Eu* )N(即δ Eu)的变化趋势与CeN异常正好相反, 呈现出微弱至较强正异常, 介于0.55~3.57之间。高温条件下, 稀土元素Eu的分馏作用非常明显, 由于Eu2+很容易代替Ca2+或Ba2+在矿物晶格中的位置, 因此与热液和变质作用有关的重晶石、石膏等就会出现强烈的正异常(Morgan and Wandless, 1980; Sverjensky, 1984; Mills and Elderfield, 1995)。研究区白云石脉EuN正异常明显高于其他3类组构白云石; 而方解石脉EuN正异常最为显著(图10-D), 暗示了各组构白云石与微亮晶球粒灰岩(EuN负异, 0.63~0.68, 表2; 图10-A)相比可能形成于更高的温度条件下。

3.2.3 主量、微量元素及比值间的关系

4种组构白云石CaO含量(%)与Sr丰度(μ g/g)有正相关趋势, 即随着CaO的增高, Sr丰度也随之增加。“ 星散状” 白云石Sr丰度和CaO含量均为最高, 而“ 雾心亮边” 白云石CaO最接近标准记量(30.41%), 因此Sr丰度也最低(图11-A)。MgO和SiO2之间的关系也有类似趋势, “ 雾心亮边” 白云石和脉白云石的MgO最接近标准计量, 它们的SiO2含量往往较低(< 0.1%); 星散状白云石和镶嵌状白云石的MgO-SiO2关系变化范围较大, 低于标准计量MgO的数据点往往具有较高SiO2含量(图11-B)。

图11 川东中二叠统茅口组不同组构碳酸盐矿物主量、微量元素、稀土元素及比值关系图
A— 不同组构白云石Sr丰度与氧化钙含量关系图, 数据来自表1; B— 不同组构白云石SiO2与MgO关系图; C— 不同组构碳酸盐矿物Sr丰度与稀土总量(􀰐REE)关系图, 数据来自表2; D— 不同组构碳酸盐矿物(Ce/Ce* )N与(Pr/Pr* )N关系图, 数据采用PAAS标准化; E— Y/Ho值与Zr丰度关系图; F— Y/Ho与La/Ho值关系图Fig.11 Relationship among major, trace and rare-earth elements and their ratios of different carbonate minerals of the Middle
Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

Sr丰度与稀土元素总量(􀰐REE)的关系呈现4个明显分区: 微亮晶球粒灰岩Sr丰度最高, 但是􀰐REE最低; 方解石脉和玄武岩杏仁充填方解石Sr丰度相对较高, 而􀰐REE丰度也最高; “ 星散状” 白云石和部分“ 镶嵌状” 白云石Sr丰度略低于方解石脉和微亮晶球粒灰岩, 其􀰐REE丰度介于后二者之间; “ 雾心亮边” 白云石和脉白云石Sr丰度最低, 它们的􀰐REE变化范围与星散状白云石和镶嵌状白云石相当(图11-C)。各类组构碳酸盐矿物的Ce异常(Ce/Ce* )N与Pr异常(Pr/Pr* )N呈良好的负相关性, 即当Ce负异常时Pr则往往正异常(图11-D)。

表3 川东中二叠统茅口组不同组构碳酸盐矿物原位Sr同位素分析 Table3 In situ Strontium isotopes of different carbonate minerals of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

研究区各类碳酸盐矿物均具明显Y正异常(以Y/Ho表示, 表2; 图10; 图11-E)。4种组构白云石、微亮晶球粒灰岩、方解石脉、玄武岩气孔充填方解石的Y/Ho值介于36.72~99.30之间, 平均54.08。微量元素Y与稀土元素Ho的地球化学性质相似, 但是在水溶液中, Ho吸附于悬浮微粒的能力是Y的2倍, 现代海水的Y/Ho值通常大于44, PAAS(太古代后澳大利亚页岩平均值)的Y/Ho值约为27, 因此, 强烈正异常的Y/Ho值(40~80)往往被认为反映广海环境, 或受到陆源物质输入的影响较小, 而较低的Y/Ho值(33~40)则被认为属近岸或局限海环境(Bau and Dulski, 1995; Nozaki et al., 1997; Siahi et al., 2018)。值得注意的是, 微亮晶球粒灰岩的Y/Ho值分别为36.72和51.45, 而Zr丰度很低, 分别为0.125 μ g/g和0.117 μ g/g(表2; 图11-E), 暗示了研究区茅口组沉积时期沉积环境可能为局限海至开阔海环境。

4种组构白云石和灰岩的Y/Ho值与La/Ho值的相关性虽然较差, 但是大致落在相同的变化范围, 而方解石脉Y/Ho值和La/Ho值普遍高于其他碳酸盐矿物(图11-F)。

3.3 茅口组白云岩原位Sr同位素特征

对钻井和野外剖面茅口组4种组构白云石、泥晶灰岩、亮晶方解石脉以及黄孔槽剖面茅口组顶部玄武岩杏仁构造中的方解石进行了激光原位Sr同位素分析(表3; 图12)。泥晶灰岩取自FL8井茅三段, 深度5492.3 m, 镜下观察主要由微亮晶、泥晶方解石组成, 成岩作用改造微弱。亮晶方解石脉为白云岩内网状裂缝充填物(图12-B)。华蓥山黄孔槽剖面茅口组顶部覆盖厚约50 m深灰绿色、黑色玄武岩, 玄武岩发育在吴家坪组下部含植物碎片的杂色泥岩之间, 气孔、杏仁构造发育, 杏仁构造充填物为绿泥石和方解石(图12-C, 12-D)。

图12 川东中二叠统茅口组不同组构碳酸盐矿物87Sr/86Sr同位素比值分布
A— 研究区不同组构白云石、脉体充填方解石、泥晶方解石基质及玄武岩气孔充填方解石的87Sr/86Sr同位素分布图(二叠纪海水锶同位素变化范围引自Korte et al., 2003, 2006); B— 二崖剖面, 茅三段, 网状张裂缝中粗晶方解石和白云石, 白云石发育鞍状双晶, 红色箭头指示激光剥蚀点; C— 黄孔槽剖面, 深灰绿色玄武岩体, 照片左侧灰色、灰白色为茅口组顶部灰岩和风化壳, 与玄武岩为侵入接触关系; D— 玄武岩中杏仁体, 气孔壁附有薄层绿泥石膜(Chl), 内部充填物为方解石(Cal)。注: 红色边框数据为可靠数据, 其余为参考数据Fig.12 Strontium isotopic ratios(87Sr/86Sr)of different carbonate minerals of the Middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

表3 列出了不同组构碳酸盐矿物的锶同位素比值。泥晶方解石锶同位素比值介于0.707812± 0.00009~0.707854± 0.00009之间; “ 星散状” 白云石介于0.707511± 0.00004~0.708054± 0.00011之间; “ 镶嵌状” 白云石介于0.707406± 0.00005~0.711104± 0.00046之间; “ 雾心亮边” 白云石(含“ 雾心” 和“ 亮边” 单独两部分)锶同位素比值变化范围很大, 介于0.706507± 0.00057~0.710183± 0.00061之间; 白云石脉的锶同位素变化范围也较大, 介于0.706505± 0.00055~0.710002± 0.00079之间; 亮晶方解石脉介于0.708024± 0.00005~0.710335± 0.00020之间; 而玄武岩杏仁构造中充填的方解石锶同位素比值则介于0.707429± 0.00005~0.707600± 0.00008之间。

4 讨论
4.1 白云化作用过程

研究区茅口组含灰白云岩、灰质白云岩和细晶白云岩中残留有化石碎片, 说明白云岩是灰岩发生了不同程度的白云化作用而形成的。根据白云岩的矿物学、阴极发光特征和地球化学分析结果, 认为白云化作用过程大致分为初次白云化作用和二次白云化作用2个阶段(图13)。

图13 川东中二叠统茅口组2期白云化作用、去云化作用及晶间残余孔隙演化示意图
A— 不彻底的初次白云化作用形成“ 星散状” 白云石, 原岩泥晶结构, 含生物碎屑; B— 灰岩发生彻底的初次白云化作用形成“ 镶嵌状” 白云石, 有少量晶间孔隙, 岩石整体致密; C— 初次白云化作用和二次白云化作用形成“ 雾心亮边” 白云石, “ 亮边” 胶结物形成支撑使晶体间孔隙部分保留, 形成物性较好白云岩储集层; D— 二次白云化作用持续进行, “ 亮边” 白云石过度生长, 挤占多数晶间孔隙, 降低储层物性; E— 茅口组上部白云岩中的去云化作用和顶部灰岩中的古风化淋滤作用Fig.13 Two episodes of dolomitization, dedolomitization and evolution of residual intergranular pores in the Middle Permian Maokou Formation dolostones in eastern Sichuan Basin

初次白云化作用形成“ 星散状” 白云石、“ 镶嵌状” 白云石和“ 雾心” 白云石。白云石晶面混浊有杂质、晶面密布细小方解石残斑和溶蚀微孔, 说明这3类白云石具有相同成因, 可能是钙质沉积物发生初次白云化作用的结果(图13-A, 13-B)。3类白云石均表现为CaO高于标准计量(图9), 也暗示了它们的原岩可能为钙质沉积物。“ 星散状” 白云石MgO普遍无法达到标准计量, 说明此类白云石所在的灰岩经历了不彻底白云化作用。

二次白云化作用形成“ 雾心亮边” 白云石的“ 亮边” 部分和白云石脉。晶体呈洁净、明亮、致密等显微特征, 晶面未见方解石残斑和微孔隙(图7-E, 7-F; 图8-B), 说明是白云化作用过程中的新生矿物(图13-C)。

各组构白云石主量、微量元素间的关系也为2期白云化作用提供了证据。白云石CaO含量与Sr丰度关系图呈现2个明显分区, “ 星散状” 白云石和多数“ 镶嵌状” 白云石CaO和Sr丰度相对较高, 均高于“ 雾心亮边” 白云石和脉白云石(图11-A)。碳酸盐矿物的溶解— 再沉淀、重结晶及成岩作用改造往往会导致活动元素Sr2+流失, 降低碳酸盐矿物中Sr丰度(Richter and Liang, 1993)。研究区“ 雾心亮边” 白云石和脉白云石CaO越接近标准计量(30.41%), Sr丰度越会迅速降至极低值, 表明在初次白云化作用之后, “ 雾心亮边” 白云石又受到了二次白云化作用流体的改造, 使晶格中Sr大量流失。白云石MgO与SiO2关系图(图11-B)、Sr丰度与􀰐REE关系图(图11-C)也有类似趋势, 以初次白云化作用为代表的“ 星散状” 白云石和“ 镶嵌状” 白云石数据点多聚集在一起, 而二次白云化作用的“ 雾心亮边” 白云石与白云石脉数据点则聚集在其他区域。

从4种组构白云石内部主量元素分布特征(图9)来看, 除星散状白云石以外, 白云石脉与其他2类白云石的化学成分相似, 都具有CaO略高于标准计量、MgO接近标准计量的特征, 以及贫Mn、Fe、Al、Si等特征(表1), 说明形成“ 镶嵌状” 白云石、“ 雾心亮边” 白云石和脉白云石的流体性质是相似的。Bau和Dulski(1995)利用不同地区热液萤石的Y/Ho与La/Ho值关系来探讨它们的源区性质, 发现同源的热液萤石中两者关系要么显示出相似的变化范围, 要么呈负相关关系, 而不同源热液萤石的数据则位于其他区域。研究区4种组构白云石的Y/Ho与La/Ho值关系图显示, 它们基本在同一区域内变化(图11-F), 暗示了白云石脉和围岩中3类基质白云石是同源的。富Mg流体很可能通过张性构造裂缝输入到灰岩基质中, 使围岩发生了白云化作用, 并沉淀在裂缝中形成脉体。

4.2 REE+Y和锶同位素特征

海相灰岩已被证明是一种能反映海水中稀土元素+Y(REYN)分布的有效载体, 典型的海相灰岩具有“ CeN负异常、LaN正异常、GdN正异常、YN正异常、HREEN富集、页岩标准化后的稀土配分曲线左倾” 等特征(Bau and Dulski, 1994; Jiang et al., 2014; Siahi et al., 2018)。研究区茅口组微亮晶球粒灰岩的REYN配分曲线(图10-A)与上述特征基本吻合, 基本反映了当时古海水中REY分布特征。“ 星散状” 白云石、“ 镶嵌状” 白云石、“ 雾心亮边” 白云石、白云石脉的REYN曲线总体也表现出La正异常, CeN强烈负异常、GdN正异常、YN正异常(图10-B, 10-C, 10-D), 这种变化趋势与海相灰岩具有一致性, 说明白云石稀土元素可能部分保留了原岩的古海水信息。然而, 当与灰岩REYN曲线相比时, 发现各组构白云石的稀土总量略高于灰岩, 曲线左倾的幅度也变小, 变为相对平缓的左倾(图10), 说明初次白云化作用和二次白云化作用过程中, 流体中有额外的稀土元素进入白云石。此外, REYN曲线左倾幅度变小也暗示了轻、重稀土元素的分馏方式有变化, 相对较多的轻稀土元素进入了白云石晶格, 说明可能有地表水或大气水等壳源流体参与了白云化作用。4种组构白云石CeN负异常明显强于灰岩CeN异常, (Ce/Ce* )N与(Pr/Pr* )N显示出良好的负相关(图11-D), 说明2期白云化作用都发生于更富氧的环境。结合各种组构白云石主量元素普遍贫Fe、Mn及白云岩压溶缝合线切穿网状张性裂缝和脉体等特征, 排除了深埋条件下发生白云化作用的可能, 故白云化作用可能发生在沉积期后或浅埋藏条件下。

研究区不同组构碳酸盐矿物87Sr/86Sr值变化范围非常大, 尽管部分数据由于Sr丰度太低而存在误差(表3), 但仍可与其他可靠数据进行对比并提供参考。可信的87Sr/86Sr值包括部分方解石脉、“ 镶嵌状” 白云石、“ 星散状” 白云石和玄武岩气孔充填碳酸盐矿物, 它们的87Sr/86Sr值均高于中二叠世茅口期和晚二叠世乐平期全球海水锶同位素主体变化范围, 部分高于或落入早— 中三叠世海水锶变化范围(Korte et al., 2003, 2006), 也略高于卢武长等(1992)和黄思静等(2001)报道的上扬子地台区二叠纪茅口期海相碳酸盐岩锶同位素比值(分别介于0.70730~0.70758和0.70744~0.70758之间)。锶同位素比值则在一个更大范围内变化, 少数低于二叠纪海水锶同位素, 大多数都远高于二叠纪、三叠纪海水锶同位素(图12)。这种变化特征与四川盆地其他地区已报道的茅口组白云岩锶同位素变化范围(陈轩等, 2012; 江青春等, 2014; 刘建强等, 2017; 蒋裕强等, 2018; 胡东风等; 2019)相似, 说明茅口组白云化流体具有混源特征, 其由若干不同端元组分混合而成, 富Ca地下水(壳源水)和与岩浆活动相关的热液流体可能都有参与。

4.3 热液白云化作用的证据

受构造裂缝或断裂控制的热液白云化作用(hydrothermal dolomitization, HTD)常常具有如下特征: (1)具有伸展构造背景, 张扭性应力作用下发育负花状构造的构造凹陷是热液白云化作用的有利部位, 其中张性或走滑断层带发育的地壳浅层岩石发生脆性破裂, 被大量张开裂缝(open fractures)切割呈角砾状, 裂缝被热液白云石充填或部分充填(Luczaj et al., 2006; Smith Jr, 2006); (2)热液白云石具晶体粗大、晶面平直、鞍状双晶发育的特征(Saddle dolomite; Davies and Smith Jr, 2006); (3)与白云石伴生的可能还有方解石、黄铁矿、闪锌矿、萤石等低温热液矿物或热水喷流沉积/层控热液型多金属矿产(Davies and Smith Jr, 2006; 陈代钊, 2008); (4)热液白云石形成温度和压力应高于围岩(至少高5~10 ℃, Machel and Lonnee, 2002); (5)高盐度卤水环境(hypersaline brines; Friedman, 2007); (6)存在与岩浆或火山活动相关的外部高热流地质背景(Davies and Smith Jr, 2006)。

中二叠世末期是扬子板块西缘峨眉山地幔柱喷发活动期, 受地幔柱活动影响四川盆地内也见到零星的火山活动(罗志立等, 2012)。地震剖面显示, 研究区内北西— 南东向的15#基底断裂在该时期再次活动, 区域上表现为右行走滑, 呈雁列式展布, 断裂性质为张扭, 下部陡倾直达结晶基底, 上部向两侧散开呈负花状构造, 且主要位于下— 中二叠统内, 向上消失于上二叠统吴家坪组和长兴组(图1-E; 王良军等, 2018)。研究区茅口组白云岩的分布与15#基底断裂关系密切(图1-B), 而白云岩内交织的网状张裂缝很可能是该断裂在地壳浅层活动引发的。

除了北西向基底断裂外, 研究区还发育一系列北东向断裂与褶皱, 华蓥山断裂是其中规模最大的一条基底断裂, 南北延伸460~600 km(徐世荣和徐锦华, 1986; 曹树恒, 1988), 兼具右行走滑与挤压逆冲性质(张岳桥等, 2011; 王赞军, 2018)。前人和本研究团队在华蓥山地区茅口组之上发现的玄武岩体(图12-C)很可能是峨眉山玄武岩沿基底断裂喷发的远端分支(徐世荣和徐锦华, 1986; Li et al., 2017; 梁宇馨等, 2021), 而华蓥山断裂现今挤压逆冲很可能是后期区域挤压运动造成的反转(李忠权等, 2002)。研究区中二叠世末期的岩浆喷发以及基底断裂的再次活动, 造成茅口组尤其是茅三段构造裂缝异常发育, 为层内地下水的下渗及深部热液流体的上升提供了有效通道, 使断层两侧围岩具备受热液流体交代和改造的条件。

前人在四川盆地周缘(江青春等, 2014)、川西— 北地区(舒晓辉等, 2012; 李辉等, 2014)、川中地区, 尤其是华蓥山东西两侧(陈轩等, 2012; 刘宏等, 2016; 王珏博等, 2016; 李祖兵等, 2017; 刘建强等, 2017; 蒋裕强等, 2018)、川东地区(李毅等, 2013; 汪华等, 2014; 胡东风等, 2019; 李红等, 2021)等, 均发现了大量热液活动与茅口组白云岩化作用密切相关的证据。文中茅口组白云岩的岩石学、矿物学、地球化学特征及交织状碳酸盐脉EuN强烈正异常等都是热液作用的典型特征。与微亮晶球粒灰岩EuN弱负异常((Eu/Eu* )N=0.63和0.68, 表2)相比, “ 星散状” 白云石、“ 镶嵌状” 白云石和“ 雾心亮边” 白云石也表现出EuN弱正异常((Eu/Eu* )N> 1; 图10; 表2), 表明这3类白云石也受到了热液白云化作用的改造和影响。

4.4 白云化作用对储集性能的影响

白云石组构的显微特征(图6-C至6-E; 图7-A至7-D)表明, 彻底的初次白云化作用和二次白云化作用可使岩石保留部分晶间孔隙, 从而形成白云岩储集层, 而不彻底的初次云化作用使部分泥晶方解石转化为“ 星散状” 白云石, 但同时也较好地保留了原岩结构, 其多具泥晶结构, 岩石致密, 多为非储集层(图13-A)。“ 镶嵌状” 白云石经历了彻底的初次白云化作用, 有效孔隙以少量晶间孔为主, 应为残留的原始粒间孔和白云化作用产生的晶间收缩孔, 溶蚀孔少见, 偶见泥晶白云石及云化棘皮类生物碎屑, 推测原岩为泥晶结构或泥晶粒屑结构, 岩石致密, 基质物性差, 若发育半充填张性裂缝时可形成较好储集层(图13-B)。“ 雾心亮边” 白云石经历了初次白云化作用后, 可见白云化颗粒处于彼此离散的疏松状态, 反映了原始孔隙度极高, 原岩可能为粒屑结构(如颗粒灰岩等); 此时若仍有白云化流体持续供给, 则会接着发生第2次白云化作用, 形成“ 亮边” 胶结物, 充足的空间使“ 亮边” 胶结物长出平直的晶面和晶棱, 彼此搭架形成支撑, 使残余晶间孔隙得以保留, 形成物性较好的孔隙型白云岩储集层(图13-C), 否则松散颗粒会在埋藏过程中被压实并丧失绝大多数原始孔隙。尽管二次白云化作用形成的“ 亮边” 白云石胶结物有助于保留部分晶间孔隙, 但“ 亮边” 的过度生长会挤占晶间孔隙, 最终降低白云岩储层物性, 因此过度白云化作用对储层物性的影响也是不利的(图13-D)。

研究区大规模白云化作用主要发生在茅三段中下部, 靠近茅口组顶部的细晶白云岩可见由淋滤作用引起的去云化现象。茅口组顶部灰岩也经历了古风化淋滤作用的改造, 表现为沿缝合线灌入的黑色泥质组分、缝合线周围发育淋滤溶孔并再次被亮晶方解石充填(图13-E)。

5 结论

1)四川盆地东部中二叠统茅口组白云岩储集层多发育在茅三段中下部, 白云岩内发育交织状张性裂缝, 根据围岩和裂缝中白云石晶体形貌和产出状态, 在显微镜下识别出4种不同组构白云石: 灰泥基质中“ 星散状” 自形粉晶— 细晶白云石, 半自形面状组构细晶白云石, 具“ 雾心亮边” 的自形晶面状组构细晶— 粗晶白云石, 脉体充填的粗晶鞍状双晶白云石。这4类白云石的成分均具有富Ca和贫Fe、Mn、Sr的特点, MgO含量变化较大, 其中前两类白云石MgO总体低于白云石标准计量, 后两类白云石的MgO则接近或略高于标准计量。

2)川东地区中二叠统茅口组白云化作用发生于沉积期后至浅埋藏阶段的偏氧化环境, 可大致分为2期。尽管锶同位素提供的信息有限, 但是区域地质背景、白云岩宏微观岩石学和矿物学特征及元素地球化学特征等表明这4种组构白云石都是受张性构造裂缝(断裂)控制的热液白云化作用形成的。

3)初次白云化作用形成“ 星散状” 白云石、“ 镶嵌状” 白云石及“ 雾心亮边” 白云石的“ 雾心” 部分。此后, 如果沉积物中仍有较多粒间孔隙, 且构造裂缝仍为有效的流体通道, 会发生二次白云化作用, 即在初次白云化颗粒周围和裂缝内分别形成“ 亮边” 胶结物和白云石脉, 其中“ 亮边” 胶结物形成的支撑可以保护晶间孔隙, 形成物性较好的孔隙型白云岩储集层, 白云化作用流体表现出混源特征, 可能为富钙地层水与岩浆活动相关热液的混合。2期白云化作用对改善碳酸盐岩储集性能有积极作用, 但是过度白云化作用会对物性产生不利影响。

致谢 衷心感谢3位匿名评审专家对本文提出的宝贵建议和修改意见。野外和室内分析测试工作还得到了中国科学院博士研究生张帅、西北大学地质学系研究生刘永杰、翟立国、赵敏如、王力等同学的参与和协助, 在此谨致谢忱!

(责任编辑 张西娟; 英文审校 陈吉涛)

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