王瑞, 吴律, 余克服, 任敏, 潘立银. (2023). 新生代岛礁白云岩的基本特征、发育演化和成因机制* [J]. 古地理学报, 25(6): 1277-1298.
WANG Rui, WU L#cod#x000fc;, YU Kefu, REN Min, PAN Liyin. (2023). Characteristics,evolution and genetic mechanism of the Cenozoic island dolostones[J]. Journal Of Palaeogeography, 25(6): 1277-1298.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2023.05.048
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新生代岛礁白云岩的基本特征、发育演化和成因机制*
王瑞1, 吴律1, 余克服1, 任敏2, 潘立银3
1 广西大学海洋学院,广西大学珊瑚礁研究中心,广西南海珊瑚礁研究重点实验室,广西南宁 530004
2 厦门大学海洋与地球学院,福建厦门 361005
3 中国石油碳酸盐岩储层重点实验室,中国石油杭州地质研究院,浙江杭州 310023
通讯作者简介 余克服,男,1969年生,2000年博士毕业于中国科学院广州地球化学研究所,现为广西大学海洋学院教授,主要从事南海珊瑚礁地质、生态与环境研究。 E-mail: kefuyu@scsio.ac.cn。

第一作者简介 王瑞,男,1983年生,2012年博士毕业于中国石油大学(北京),现为广西大学海洋学院副教授,主要从事碳酸盐岩成岩作用研究。 E-mail: wrzfl@gxu.edu.cn。

收稿日期:2022-12-09 修回日期:2023-03-03
基金资助:*广西自然科学基金项目(编号: 2021GXNSFAA220126),国家自然科学基金项目(编号: 41962010, 42030502, 42090041),以及中石油碳酸盐岩储层重点实验室开放基金项目(编号: RIPED-2021-JS-1731)联合资助
摘要

广泛发育于全球大洋中的新生代岛礁白云岩,具有埋藏浅、形成时间晚、后期改造弱等特点,被认为是研究经典“白云岩(石)问题”的天然实验室。文中系统梳理了岛礁白云岩的基本特征、时间演化、白云石化流体性质和成因模式,并探讨了控制该类白云岩形成的古环境和古气候因素,以期为解译“白云岩(石)问题”提供借鉴。新生代岛礁白云岩厚几十米至几百米,具有相似的岩石学(结构保存型和结构破坏型)、计量学(高钙白云石和低钙白云石)和地球化学(碳氧同位素、锶、铁、锰、钠元素)特征,发育时间上具有全球同步性(~10-0.5 Ma)。在单个岛礁内,受海平面变化和构造活动控制,白云石化时间由底部至顶部呈现出连续或断续变年轻的现象。结合氧同位素和团簇同位素数据分析显示,正常—轻微蒸发的海水是岛礁白云石化流体的主要来源, 其中高钙白云石主要与正常海水有关,而低钙白云石则受蒸发海水控制。单一的流体驱动模式(如渗透回流、地热对流等)难以普遍适用于岛礁白云岩的成因解释, 促进白云石化作用的岛礁内地下水流动机制可能是多重复合而成。新生代岛礁白云石化时期,单一的古环境、古气候因子(海水的Mg/Ca、温度、$\text{SO}_{4}^{2-}$浓度、氧化还原状态、 pCO2及pH等)并未呈现出特殊性,推测多种古环境、古气候因子的耦合作用可能共同控制了岛礁的白云石化事件。为了更好地理解岛礁白云岩的成因机制,未来应在白云石化微观过程、新兴探测技术应用和数值模拟方面进行拓展研究。

关键词: 白云岩; 新生代; 珊瑚礁; 成因机制; 研究进展
中图分类号:P581 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2023)06-1277-22
Characteristics,evolution and genetic mechanism of the Cenozoic island dolostones
WANG Rui1, WU Lü1, YU Kefu1, REN Min2, PAN Liyin3
1 School of Marine Sciences,Coral Reef Research Center of China,Guangxi University; Guangxi Laboratory on the Study of Coral Reefs in the South China Sea,Nanning 530004,China
2 College of Oceans and Earth Sciences,Xiamen University,Fujian Xiamen 361005,China
3 Key Laboratory of Carbonate Reservoirs,CNPC;PetroChina Hangzhou Research Institute of Geology,Hangzhou 310023,China
About the corresponding author YU Kefu,born in 1969,graduated from Guangzhou Institute of Geochemistry,Chinese Academy of Sciences in 2000 with his Ph.D. degree. He is now a professor in the School of Marine Science,Guangxi University,and is mainly engaged in geology,ecology and environment of coral reefs in the South China Sea. E-mail: kefuyu@scsio.ac.cn.

About the first author WANG Rui,born in 1983,graduated from China University of Petroleum(Beijing)in 2012 with his Ph.D. degree. He is now an associate professor in the School of Marine Science,Guangxi University,and is mainly engaged in the research on carbonate sedimentology. E-mail: wrzfl@gxu.edu.cn.

Fund:Guangxi Natural Science Foundation(No.2021GXNSFAA220126),National Natural Science Foundation of China(Nos. 41962010,42030502,42090041)and Open Fund Project of Key Laboratory of Carbonate Reservoirs,CNPC(No. RIPED-2021-JS-1731)
Abstract

Cenozoic island dolostones found throughout the global oceans are considered as ideal natural laboratories for deciphering the classic “dolomite problem”due to their shallow burial,eogenetic formation,and weak diagenetic modifications. This paper systematically summarizes the research progress on these dolostones in term of their basic characteristics,time evolution,fluid properties,and genetic models,and discusses the paleoenvironmental and paleoclimatic factors that influence their formation. The Cenozoic island dolostones(tens to hundreds of meters thick)show similar petrological(texture-retentive and texture-destructive),stoichiometric(high-calcium dolomite and low-calcium dolomite),and geochemical(e.g.,carbon and oxygen isotopes,strontium content)properties,and are formed contemporarily during the 10-0.5 Ma interval. The strontium isotopes of the dolostones indicate that the age of dolomitization generally becomes progressively younger from the bottom to the top of the dolostone sections in a continuous or semi-continuous way on individual islands(atolls,carbonate platforms)under the influence of eustatic change and tectonic subsidence. Carbonate clumped and oxygen isotopes indicate that the primary fluid source for the island dolomitization is normal to slightly evaporated seawater. Furthermore,the high-calcium dolomite is formed primarily from normal seawater,while the low-calcium dolomite is formed from slightly evaporated seawater. A single fluid flowing mechanism(e.g.,seepage,reflux,geothermal convection)is insufficient to explain the genesis of the Cenozoic island dolostones;and available data demonstrate that the formation of the island dolostones is promoted by multiple flow mechanisms. During the island dolomitization period(10-0.5 Ma),there is no single paleoenvironmental or paleoclimatic factor(e.g.,seawater Mg/Ca ratio,temperature,$\text{SO}_{4}^{2-}$ concentration,redox state, pCO2,pH)that corresponds to significant dolomitization,implying that the Cenozoic island dolomitization event was probably controlled by multiple paleoenvironmental and paleoclimatic factors. To better understand the genetic mechanisms of the Cenozoic island dolostones,future research should focus on the micro-processes of dolomitization,the application of new geochemical methods and numerical simulation.

Key words: dolostone; Cenozoic; coral reef; genetic mechanism; research progress
1 概述

白云岩(石)(CaMg(CO3)2)在古代地层中含量丰富, 在现代沉积环境中却很缺乏, 且实验室中低温(~25 ℃)、无微生物条件下无法合成出有序的白云石,

这种悖论被称为“白云岩(石)问题”(dolomite problem)(Warren, 2000; 梅冥相, 2012)。自1791年法国博物学家Deodat de Dolomieu首先发现并描述了白云岩以来, 白云岩(石)成因之谜一直悬而未决, 至今仍为地学领域经典的科学问题之一。长久以来, 地质学家们尝试采用“实验模拟”和“研究自然白云石(自然环境条件下形成的白云石)”的方法来解决“白云岩(石)问题”。在实验室模拟合成白云石方面, 自20世纪60年代起, 人们利用高温(通常大于175 ℃)(e.g., Northrop and Clayton, 1966; Matthews and Katz, 1977; Kaczmarek and Sibley, 2011)或加入微生物(Vasconcelos et al., 2005)的方法对白云石形成的制约因素、白云石化过程、白云石晶体学性质等开展了系列研究。这些实验模拟为研究“白云岩(石)问题”提供了新的视角, 但也面临着反应溶液与自然环境流体、合成产物性质与自然白云石性质、反应时间与自然白云石形成时间等方面存在巨大差异的挑战(Gregg et al., 2015)。

在自然白云石研究方面, 针对含白云石的沉积物、岩石和块状白云岩, 主要通过岩石学、矿物学、晶体学、地球化学(如碳氧同位素、微量元素、稀土元素、锶同位素)等技术方法来探究其成因机制(Land, 1980; Morrow, 1982a, 1982b; Machel and Mountjoy, 1986; Hardie, 1987; Budd, 1997; Warren, 2000; Machel, 2004; 鲍志东等, 2019)。然而, 这些技术方法很大程度上依赖于地质学家对白云石的地球化学和岩石学数据的理解, 表现为对这些数据的解释常具有不确定性, 原因在于一系列地球化学指标在白云石和溶液之间的分馏或分配行为机制仍不清楚, 同时后期成岩作用(如重结晶作用)使得原始地球化学信号和沉积结构发生改变。为了尽可能地减少沉积期后成岩作用对原始白云岩(石)特征的影响, 后期改造弱的白云岩(石)序列往往是研究“白云岩(石)问题”的优质材料。

在当今的太平洋、加勒比海和中国南海的台地、珊瑚礁或岛屿(图 1)中广泛发育厚层块状白云岩, 其厚度大(几十米或几百米)、空间分布连续(延展几千米或几十千米), 如大开曼岛(Ren and Jones, 2017)、小巴哈马滩(Vahrenkamp et al., 1991)的白云岩。对比地质历史时期的白云岩, 这些白云岩常具有形成时间晚(Wang et al., 2019)、 未经历深埋藏改造作用(Budd, 1997)、成岩改造强度弱(Vahrenkamp and Swart, 1994)、形成环境便于与现代海洋环境进行对比(Budd, 1997; Swart and Melim, 2000)等特征, 因此, 是探究“白云岩(石)问题”的天然实验室(Budd, 1997; Ren and Jones, 2018)。目前已有20多个台地、珊瑚礁和岛屿(图 1; 图 2)报道有白云岩的发育, 如开曼群岛(Jones and Luth, 2003; Zhao and Jones, 2012a; Ren and Jones, 2017, 2018)、大东岛(Suzuki et al., 2006)、穆鲁罗阿(Aissaoui et al., 1986)、埃尼威托克(Saller, 1984)、纽埃岛(Aharon et al., 1987; Wheeler et al., 1999)、巴哈马台地(Dawans and Swart, 1988; Swart and Melim, 2000; Vahrenkamp and Swart, 1994)、西沙群岛(Wang et al., 2018)和美济礁(Guo et al., 2021)等。

图 1 发现新生代岛礁白云岩沉积序列的孤立海洋岛屿位置Fig.1 Maps showing locations of isolated oceanic islands where successions of Cenozoic island dolostones are found

图 2 钻井揭示的典型新生代岛礁白云岩分布对比
数据来源: 西沙群岛琛科2井(Wang et al., 2018)、西科1井(Bi et al., 2018); 南沙群岛美济礁南科1井(Guo et al., 2021); 大东岛(Suzuki et al., 2006); 埃尼威托克(Saller, 1984); 富纳富提岛(Ohde et al., 2002); 纽埃岛(Wheeler et al., 1999); 库克群岛(Hein et al., 1992); 大堡礁Marion Plateau(Veillard et al., 2019); 小巴哈马滩(Vahrenkamp and Swart, 1994); 圣萨尔瓦多(Dawans and Swart, 1988); 开曼布拉克岛(Zhao and Jones, 2012a, 2012b); 大开曼岛(Jones and Luth, 2003)Fig.2 Typical Cenozoic island dolostone successions as revealed by drillings and chrono-correlations

已有钻井资料揭示(图 2), 这些白云岩样品深度最大可超过1200 m(如埃尼威托克、西沙群岛), 部分样品深度达300~600 m(如西沙群岛、大堡礁), 大部分样品的深度小于150 m(如小巴哈马滩、大东岛, 开曼布拉克岛)。另外, 部分白云岩仅在台地浅层出露, 如库拉索岛、牙买加岛、圣克罗伊斯岛、巴巴多斯岛和小开曼岛等。虽然上述白云岩可能发育于珊瑚环礁、碳酸盐岩台地或火山及构造岛屿上, 但参考Budd(1997)的“Island dolomites”命名, 为简便起见, 笔者将它们统称为“岛礁白云岩”。

自20世纪50年代以来, 国内外地质学家们对岛礁白云岩表现出浓厚的兴趣, 关于岛礁白云岩的公开论文不完全统计达千余篇。近年来, 在南海岛礁上先后钻探的琛科2井(928.75 m)、西科1井(1268 m)和南科1井(2020.2 m)(图 2), 均发现了厚层块状白云岩, 并对其开展了相应的学术研究(如王振峰等, 2015; Bi et al., 2018; 韩雪等, 2022)。尽管已对岛礁白云岩从沉积学、矿物学和地球化学等方面开展了大量研究, 但仍面临着关于其时间演化、发育模式、成因机制等诸多争议问题。因此, 文中旨在系统梳理并评述目前关于新生代岛礁白云岩特征、时间演化、流体性质和古环境、古气候控制因素等方面的研究进展, 以为新生代岛礁白云岩的成因研究提供基础支撑, 也为地质历史时期白云岩(石)的成因研究提供借鉴。

2 岛礁白云岩基本特征
2.1 岩石学特征

依据从全球20多个岛礁获取的白云岩来看, 全球新生代岛礁白云岩的岩石学特征具有相似性, 通常呈结构保存型(texture-retentive)或结构破坏型(texture-destructive)。在单个岛礁中, 结构破坏型白云岩通常发育在下部, 结构保存型白云岩发育于上部, 两者之间呈突变接触关系, 如西沙群岛、美济礁、小巴哈马滩、大开曼岛、开曼布拉克岛、纽埃尔岛、圣萨尔瓦多岛等地的白云岩(Vahrenkamp et al., 1991; Vahrenkamp and Swart, 1994; Wheeler et al., 1999; Jones and Luth, 2003; Zhao and Jones 2012a, 2012b; Wang et al., 2018; Guo et al., 2021)。

结构保存型白云岩是指先驱灰岩的沉积结构和生屑颗粒形态保存较完好的白云岩(图 3-A)。这类白云岩通常呈灰白色, 疏松状, 白云石晶体较小(一般小于75 μm, 多在10~30 μm之间; 图 4-A至4-E), 部分白云石晶体可能呈“雾心亮边”结构, 即富含钙质、溶蚀孔发育的“雾心”被干净明亮的“边缘”(厚1~10 μm)所包裹(图 4-D)。有孔虫、珊瑚藻、苔藓虫、仙掌藻、腕足类等生物的结构往往呈拟态保存, 但文石质的珊瑚、腹足类则可能被部分溶蚀或全部溶蚀形成铸模孔(图 3-C至3-G)。在粒间孔、粒内孔、体腔孔或溶蚀铸模孔内可见自形—半自形透明的白云石胶结物(图 4-B, 4-C)。这类白云岩不具有明显重结晶的迹象, 通常被认为是交代作用的典型产物, 是由流体(主要为海水)交代先驱灰岩所形成的(Budd, 1997; Jones, 2005, 2007; Ren and Jones, 2018)。

图 3 西沙群岛琛科2井黄流组白云岩典型岩心特征
A—灰白色结构保存型白云岩, 见大量红藻石保存完好; B—棕褐色结构破坏型白云岩, 均质、致密、坚硬; C-G—典型的选择性溶蚀现象, 多种类型的珊瑚块或枝被选择性溶解(浅黄色箭头)和大量的壳类被溶解形成铸模孔(紫红色箭头), 溶蚀孔洞内未见胶结物充填。每张图片的左下角数据为井深Fig.3 Core photographs of dolostones from Huangliu Formation of Well CK-2 drilled on the Xisha Islands

图 4 西沙群岛琛科2井黄流组白云岩典型岩石薄片特征
A至E为结构保存型白云岩: A—见保存完好的珊瑚藻碎片和大型底栖有孔虫, 孔隙中充填有透明胶结物; B—见腹足(?)铸模孔内充填胶结物(黄色箭头); C—见铸模孔(黄色虚线)内充填胶结物, 及溶蚀孔隙内充填胶结物(黄色箭头); D—见自形的“雾心亮边”白云石晶体; E—从颗粒至胶结物粒径逐渐变粗(虚线箭头方向)。F至I为结构破坏型白云岩: 其中G—见典型的溶蚀铸模孔, 其内未见胶结物充填; H-I—见保存完好的珊瑚藻碎片。每张图片的左下角数据为井深, 右下角为比例尺; 所有照片均为单偏光拍摄Fig.4 Thin section photomicrographs of dolostones from the Huangliu Formation of Well CK-2 on the Xisha Islands

结构破坏型白云岩的原始沉积结构和生屑颗粒形态几乎被破坏殆尽, 往往仅残留部分珊瑚藻碎片(图 3-B; 图 4-F至4-I)。此类白云岩呈棕褐色—黄褐色, 致密坚硬, 主要由自形—他形紧密镶嵌的白云石晶体(多为10~60 μm)和透明自形白云石晶体(多数30~140 μm, 最大可达500 μm)所组成(图 4-F至4-I)。在小巴哈马滩(Dawans and Swart, 1988; Vahrenkamp and Swart, 1994)和纽埃岛(Wheeler et al., 1999)上, 这种结构破坏型白云岩被认为与先驱钙质白云岩的重结晶作用有关。然而, 近些年在西沙群岛和大开曼岛白云岩的研究中, 更多的证据(如mol %CaCO3, δ18O, Sr含量, 阴极发光)表明, 这种结构破坏型白云岩应由交代作用产生(Zhao and Jones, 2012a; Wang et al., 2018)。Zhao和Jones(2012a)认为其可能是由白云石化流体在交代先驱灰岩的过程中遭受多期次的溶解—再沉淀作用所形成。

2.2 计量学特征

目前所报道的岛礁白云岩均由钙质白云石组成, 成分从Ca62Mg40到Ca50Mg50, Ca含量平均为(52~56) mol%(Budd, 1997)。XRD衍射图谱显示, 这些钙质白云石具有有序反射峰[(110)峰和(015)峰)](图 5-C, 5-D; Jones, 2001; Wang et al., 2021), 反映了白云石晶体中的Mg2+层和Ca2+层在C轴方向上具有交替排列的特征。依据XRD和电子探针分析, 大开曼岛白云石的mol CaCO3%(以下简写为%Ca)在统计学上具有双峰分布(双峰之间的界限为55%)的特征(图 5-E), 并进一步将钙质白云石细分为高钙白云石(High Calcium Dolomite; HCD)(>55%Ca)和低钙白云石(Low Calcium Dolomite; LCD, < 55%Ca)(Johns and Luth, 2002)。Wang等(2021)发现西沙群岛黄流组的白云岩亦由高钙白云石和低钙白云石所组成。

图 5 新生代岛礁白云岩计量学典型特征图
A, B—西沙群岛琛科2井黄流组白云岩背向散射图像, 浅灰色为高钙白云石(HCD); 深灰色为低钙白云石(LCD); C, D—西沙群岛琛科2井黄流组白云岩的XRD衍射双峰分布图(据Wang et al., 2021), 其中C为LCD和HCD的104重叠峰, D中基面反射峰(006)和有序峰 (015)均呈双峰特征; E—开曼群岛开曼组白云岩mole CaCO3%的双峰分布特征(Jones and Luth, 2002)Fig.5 Typical metrological characteristics of Cenozoic island dolostones

在背散射图像上, 单个白云石晶体的核心由HCD组成, 而外缘则被LCD层或LCD和HCD的交替层(单层厚1~10 μm)所包裹(图 5-A, 5-B)。Ren和Jones(2017, 2018)对诸多岛礁白云岩的统计发现, 从台地边缘向台地内部, 白云石%Ca含量呈现出逐渐增加(相应地%Mg含量降低)的趋势, 认为其反映了白云石化流体(海水)从台地边缘流向台地中心时, 其中的Mg2+不断被消耗, 导致形成的白云石%Ca含量不断增加。Wang 等(2022)利用团簇同位素分析发现, 西沙群岛白云岩中LCD比HCD的形成温度高、流体盐度更大。从热力学角度来看, 白云石中的%Ca含量越高, 则其热力学稳定性越差, 更易受后期成岩作用的改造(Chilingar, 1956; Land, 1980; Lumsden and Chimahusky, 1980; Sperber et al., 1984)。在对巴哈马台地白云岩的研究中发现, 随着埋藏加深, 后期成岩作用会改造新生代岛礁白云岩, 使钙质白云石最终向计量的白云石(Mg∶ Ca= 1︰1)转化(Vahrenkamp and Swart, 1994)。

2.3 地球化学特征

依据23个岛礁白云岩样品统计, 绝大部分岛礁白云岩的碳同位素(δ13C)位于+0.5‰~+3.5‰之间, 氧同位素(δ18O)位于+0.5‰~+4.5‰之间(图 6)。但是, 在库拉索岛Seroe Domi组(Fouke et al., 1996)、巴巴多斯岛Golden Grove组(Machel and Burton, 1994)、牙买加岛Hope Gate组(Land, 1991)白云岩中, δ13C值呈明显负偏的特征(图 6)。正的δ13C值(+0.5‰~+3.5‰)被认为主要是继承先驱沉积物或岩石中的δ13C(e.g., Budd, 1997; Ren and Jones, 2018), 而明显负偏的δ13C值则反映其包含了有机12C来源, 如土壤层生物作用、硫酸盐还原和甲烷氧化(Machel and Burton, 1994; Budd, 1997)。岛礁白云岩的 δ18O 值通常被认为与白云石化流体的 δ18Owater组成和温度有关(Budd, 1997; Zhao and Jones, 2012b; Swart, 2015), 正的 δ18O 值(+0.5‰~+4.5‰)指示白云石化流体为正常海水或轻微改造的海水(e.g., Budd, 1997; Zhao and Jones, 2012b; Ren and Jones, 2017)。所收集样品 δ18O和δ13C之间的相关性较低, 说明绝大多数岛礁白云岩的白云石化流体中并未包含明显的大气淡水(Budd, 1997; Warren, 2000; Swart, 2015)。

图 6 不同岛礁白云岩的碳氧同位素比较(据Wang et al., 2019; 有修改)
插图放大显示多数岛礁白云岩具有相似的碳氧稳定同位素值, 数据来源请参阅Wang 等(2019): 西沙群岛(Wang et al., 2018, Fig.9)、大东岛(Suzuki et al., 2006, Fig.8)、大开曼群岛(Jones and Luth, 2002, Table 1; Ren and Jones, 2017, Fig.18)、小巴哈马滩(Vahrenkamp and Swart, 1994, Fig.8)、圣萨尔瓦多岛(Dawans and Swart, 1988, Table 1和Fig.14)、开曼布拉克岛(MacNeil and Jones, 2003, Table 1; Zhao and Jones, 2012a, Table 1; Zhao and Jones, 2012b, Fig.7)、大堡礁(McKenzie et al., 1993, Table 2)、埃尼威托克(Saller, 1984, Fig.13)、牙买加岛(Land, 1973, Table 1-5)、库拉索(Fouke et al., 1996, Table 5)、巴巴多斯(Humphrey, 1988, Table 5; Machel and Burton, 1994, Table 1)、纽埃尔(Aharon et al., 1987, Table 1; Wheeler et al., 1999, Table 1)和圣克洛伊岛(Gill et al., 1995, Fig.9)Fig.6 Comparison of carbon and oxygen isotopes from different island dolostones(modified from Wang et al., 2019)

大多数岛礁白云岩的锶(Sr)含量小于500 μg/g, 平均值多小于300 μg/g(图 7), 但巴巴多斯和大巴哈马滩白云岩的Sr含量却异常高, 前者为698~1286 μg/g(平均884 μg/g)(Humphrey, 1988), 后者为70~2378 μg/g(Swart and Melim, 2000)。Budd(1997)认为大多数岛礁白云岩的Sr含量较低(152~306 μg/g), 意味着其白云石化流体来源主要为海水; 反之, 高Sr含量(>700 μg/g)意味着有非海水的Sr来源(如陆源或幔源)加入(Guzikowski, 1987)。

图 7 不同岛礁白云岩的锶(Sr)含量比较(据Wang et al., 2019; 有修改)
数据来源请参阅Wang et al.(2019): 西沙群岛(Wang et al., 2018, Table 1)、大东岛(Suzuki et al., 2006, Fig.9)、纽埃尔(Rodgers et al., 1982, Table 1; Wheeler et al., 1999, Table 1)、小巴哈马滩(Vahrenkamp and Swart, 1990, Fig.3)、圣萨尔瓦多(Dawans and Swart, 1988, Table 1和Fig.12)、大开曼群岛(Jones and Luth, 2003, Table 2)、开曼布拉克(Zhao, 2013, 附录1)、大巴哈马滩(Swart and Melim, 2000, Fig.11)、埃尼威托克(Budd, 1997, Fig.13)、安德罗斯(Budd, 1997, Fig.13)、牙买加岛(Land, 1973, Table 1-5)、圣克鲁斯(Gill et al., 1995, Fig.8)、库拉索岛(Fouke et al., 1996, Table 5)和巴巴多斯 (Humphrey, 1988, Table 1)Fig.7 Comparison of Sr content of different island dolostones (modified from Wang et al., 2019)

已报道的岛礁白云岩的钠(Na)含量为48~1500 μg/g, 平均值为256~711 μg/g(Budd, 1997)。有学者认为Na含量是判别白云石化流体盐度的良好指标(Land and Hoops, 1973; Sass and Katz, 1982; Sass and Bein, 1988), 然而这种解释往往存在争议: 一是对白云石与流体之间的Na分配系数(DNa)知之甚少, 很难定量解释白云石中的Na含量; 二是白云石中的Na+往往不以替换Mg2+或Ca2+的晶格位而存在, 而很可能是以流体或固体(岩盐)包裹体的形式出现(Budd, 1997)。所以, 目前还不清楚白云石中的Na含量是否会受到流体盐度、动力学效应或两者共同作用的影响。

岛礁白云岩中铁(Fe)和锰(Mn)含量通常可以提供有关白云石化流体氧化还原状态的信息(Budd, 1997)。岛礁白云岩中Mn含量通常非常低, 而Fe含量变化极大, 最小值小于10 μg/g, 最大值大于5000 μg/g(Budd, 1997)。Budd(1997)统计出岛礁白云岩的Fe含量呈现双峰分布, 即存在Fe含量< 300 μg/g和Fe含量>1000 μg/g共2个子集。低铁(< 300 μg/g?)和低Mn(< 50 μg/g?)应反映了氧化型的白云石化流体, 或还原型的白云石化流体中Fe、Mn元素的匮乏。高Fe(>1000 μg/g?)和/或高Mn(>50 μg/g?)则表明孔隙水呈还原状态, 且存在显著的Fe和/或Mn来源。由于海水及其各种衍生流体通常贫Fe和Mn(Aharon et al., 1987; Fouke, 1994), 岛礁白云岩的高Fe、Mn含量可能来源于碳酸盐岩岛的土壤层、下伏火山岩或火山碎屑岩和硅质碎屑岩(Rodgers et al., 1982; Major, 1984; Fouke, 1994)。

3 岛礁白云岩的演化: “事件白云石化”或“时间—海侵白云石化”

尽管白云岩的生物地层年龄(如浮游有孔虫)可以约束白云石化的时间, 但生物地层年龄往往不易确定(白云石化作用易破坏原始生物组构)和精度不够(通常仅能确定白云石化年龄小于地层年龄(Fouke et al., 1996)), 所以人们通常利用白云岩的锶同位素(87Sr/86Sr)与海水87Sr/86Sr—年龄曲线(40 Ma年以来海水的87Sr/86Sr值单调增加)的对比来确定白云石化时间(Vahrenkamp et al., 1988; Budd, 1997), 精度可达0.5 Ma(95%置信区间; Meknassi, 2018; Mcarthur et al., 2020)。利用87Sr/86Sr地质年龄定年白云石化, 往往需满足以下条件: (1)白云岩的87Sr/86Sr值来源于海水(Vahrenkamp et al., 1988; Budd, 1997); (2)海水的87Sr/86Sr值在白云石化之前未发生改变(Jones and Luth, 2003); (3)白云石中未继承原始灰岩的87Sr/86Sr(Vahrenkamp et al., 1988); (4)白云石化之后未经历重结晶改造(Mazzullo, 1992)。Wang 等(2019)通过对全球岛礁白云岩87Sr/86Sr数据(n=348)的综合对比分析, 发现全球岛礁白云岩多形成于晚中新世至更新世时期(~10 Ma至< 0.5 Ma)(图 7)。然而, 该时间段内白云石化的时间演化过程(白云石化的期次性或阶段性)仍存在争议。

在20世纪80—90年代的研究中, 基于选择海水87Sr/86Sr—年龄曲线的不同(如Hodell et al., 1989, 1991; Farrell, 1995)以及白云岩被揭露程度、测试样品数量和87Sr/86Sr数据解释的差异, 不同岛礁的白云岩被认为由2期(新普罗维登斯岛(Vahrenkamp et al., 1991)、大堡礁(McKenzie et al., 1993)、大东岛(Ohde and Elderfield, 1992))、3期(小巴哈马滩(Vahrenkamp et al., 1991))或5期(圣萨尔瓦多岛(Vahrenkamp et al., 1991))的“白云石化事件”所形成。然而, 基于全球不同位置岛礁白云岩的87Sr/86Sr数据对比, Budd(1997)提出岛礁白云岩发生7期 “白云石化事件”的观点, 并在后来的大开曼岛(Jones and Luth, 2003; Ren and Jones, 2017)、富纳富提岛(Ohde et al., 2002)、开曼布拉克岛(Zhao and Jones, 2012a, 2012b)的白云石化时间研究中得到了广泛应用。尽管上述研究划分的白云石化期次不同, 但都默认岛礁白云岩是由独立的、不连续的多期“白云石化事件”所形成, 即每个白云石化阶段是一个时间限定的具有特定锶同位素“信号”的事件(Budd, 1997; Jones and Luth, 2003; Zhao and Jones, 2012b)。单期的“白云石化事件”诱导时间长, 有利于克服白云石化的动力学屏障, 可能与海平面处于高位和/或低位期有关(Budd, 1997)。

相反地, Jones和Luth(2003)认为大开曼岛的白云石化可能与海侵作用有关。Wang等(2018)对比西沙群岛、大东岛、小巴哈马滩、大开曼岛、富纳富提岛、新普罗维登斯岛和圣萨尔瓦多岛的白云岩87Sr/86Sr值发现, 尽管不同岛礁白云岩的发育厚度有差异, 但其87Sr/86Sr值具有从底部向顶部逐渐增大的趋势(图 8), 反映了白云石化逐渐变年轻的现象。这一现象可以有2种解释: (1)从老到新发生了多个全球同步的“白云石化事件”; (2)一个时间逐渐变年轻、与海平面上升有关的白云石化过程, 即“时间—海侵白云石化”(Wang et al., 2018)。Wang等(2019)进一步对全球23个岛礁白云岩的384个有效87Sr/86Sr数据统计分析后发现, 新生代岛礁的白云石化在~10 Ma至< 0.5 Ma时间段内, 并没有出现明显的时间间断, 但在某一个单独岛礁内(如西沙群岛、富纳富提、恩尼威托克环礁、大东岛), 白云石化可能会出现时间间断的现象, 这可能与单个岛礁的87Sr/86Sr样品数据量较少有关, 也可能是受该地区构造活动影响所致(Wang et al., 2018, 2019)。所以, 这种白云岩的87Sr/86Sr值逐渐和/或断续增大的趋势可能反映了一个(半)连续的“时间—海侵白云石化”过程(Jones and Luth, 2003; Wang et al., 2018, 2019)。

图 8 不同新生代岛白云岩的87Sr/86Sr-深度曲线图(据Wang et al., 2018)Fig.8 The 87Sr/86Sr-depth curves of the different Cenozoic island dolostones(after Wang et al., 2018)

白云石化的“时间—海侵”模式可归因于: (1)海平面变化, 岛礁无构造运动; (2)岛礁构造沉降, 海平面无变化; 或(3)岛礁构造沉降及海平面同时变化。在~10 Ma至< 0.5 Ma之间(白云石化时期), 由Vail 和Mitchum(1979)、Haq 等(1987)和Miller等(2005)建立的全球海平面变化曲线显示海平面变化的最大幅度约在150 m之内(图 9)。与那些经历了较小沉降和/或隆起的岛屿相比(例如, 大开曼群岛(如Jones and Luth, 2003)、大东岛(Ohde and Elderfield, 1992)、小巴哈马滩(Vahrenkamp et al., 1991)), 高沉降率的岛礁(富纳富提, Ohde et al., 2002)、西沙群岛(Wu et al., 2014))主要表现为: (1)白云岩的发育深度大于200 m(海平面之下), 大于海平面变化所能达到的最大深度(图 9), (2)更厚的白云岩序列(图 9), 和/或(3)87Sr/86Sr-深度曲线上的高梯度(图 9)。虽然早期认为全球岛礁白云石化的同步性主要受全球海平面变化的控制, 但这些因素表明构造沉降对“时间—海侵白云石化”过程亦起到了重要控制作用。

图 9 全球海平面曲线及典型岛礁白云岩厚度分布图(据Wang et al., 2019)
基于Vail和Mitchum(1979, Fig.3)、Haq 等(1987, Fig.2)和Miller等(2005, Fig.4)的~10 Ma以来的全球海平面变化曲线, 以及在沉降率较小和沉降率较高的岛礁上发现的块状白云岩Fig.9 Global eustatic fluctuations since~10 Ma and their correlation to various island dolostone successions (after Wang et al., 2019)

尽管一些岛礁白云岩的数据表明, “时间—海侵白云石化”模式可能普遍适用, 且构造沉降可能发挥了关键作用, 但是对“事件白云石化”模式的适用性仍存在争议。解决这个问题还需要开展以下工作: (1)获取更多样本量的太平洋和中国南海岛礁白云岩的87Sr/86Sr数据, 目前这些地区的87Sr/86Sr数据样本量较少; (2)建立更高精度的白云岩87Sr/86Sr数据的垂向序列; (3)统一的87Sr/86Sr值标准, 消除实验室间的数据偏差。所有这些问题的解决从根本上依赖于更高精度的87Sr/86Sr-年龄曲线的研究进展, 但如果这一问题仍旧存在, 就很难完全理清控制岛礁白云石化的时间演化过程。

4 岛礁白云石化的流体性质
4.1 正常或轻微蒸发海水来源

由于岛礁白云岩通常发育于远离陆地的孤立碳酸盐岩台地中, 因此普遍认为海水和/或其衍生流体(超咸水、轻微蒸发海水、淡水—海水混合水、埋藏改造海水等)是碳酸盐岩岛屿中厚层白云岩唯一可行的Mg2+来源(Land, 1985)。大多数新生代岛礁白云岩 δ18O 值(+0.5‰~+4.5‰)主要反映了正常或轻微改造海水的白云石化流体来源(如Budd, 1997; Ren and Jones, 2018), 且δ13C和 δ18O 相关性弱也意味着大气淡水或混合水未明显参与白云石化作用(如Budd, 1997; Warren, 2000; Swart, 2015)。同时, 大多数岛礁白云岩的Sr含量(152~306 μg/g)指示其白云石化流体来源主要为海水(Budd, 1997)。 因此, Budd(1997)认为大多数岛礁的白云石化流体很可能来自于正常或轻微改造的海水。近些年对大开曼岛和开曼布拉克岛白云岩的研究(Zhao and Jones, 2012a, 2012b; Ren and Jones, 2017)也支持这一认识。然而, 由于 δ18O 值的解释具有不确定性, 故仅基于 δ18O 值很难区分正常海水和轻微改造海水(Budd, 1997; Ren and Jones, 2018)。

近年来, 团簇同位素(Δ47)被应用于确定岛礁白云岩的形成温度和流体 δ18Owater(盐度)(Winkelstern and Lohmann, 2016; Murray and Swart, 2017; Veillard et al., 2019; Guo et al., 2021)。Wang 等(2022)计算出西沙群岛、美济礁、小巴哈马浅滩和圣萨尔瓦多的白云岩形成温度平均为22~36 ℃, 白云石化流体的 δ18Owater值分别为+1.1‰~+4.5‰(平均+2.72‰; VSMOW)、-0.2‰~+3.0‰(平均+1.72‰; VSMOW)、+0.8‰~+4.8‰(平均3.2‰; VSMOW)和+1.0‰~+6.5‰(平均+4.0‰; VSMOW)(图 10)。考虑到白云石化时期晚中新世海水 δ18Owater为+1.5‰(Guo et al., 2021), Wang等(2022)认为这些计算出的白云岩 δ18Owater值指示正常至轻微蒸发的海水, 表明在这些岛屿上没有明显的非海水流体参与介导白云石化, 且白云石化的发生似乎与所涉及的海水温度无关。Wang等(2022)进一步对西沙群岛白云岩的组分分析发现, HCD主要形成于近地表的(平均27 ℃)正常海水( δ18Owater平均+2.2‰; VSMOW)环境中, 而LCD是在略高温度(平均约34 ℃)下由轻微蒸发海水( δ18Owater平均为+3.2‰; VSMOW)介入形成。这意味着LCD和HCD在晶体规模上的共存(图 5-A, 5-B), 使得利用全岩数据往往很难将这2种白云石的成因流体性质分开。

图 10 不同岛礁白云岩团簇同位素反演的温度和流体 δ18Owater交汇图(据Wang et al., 2022)
NK-1井(美济礁)、WCI井(小巴哈台地)、CK-2井(西沙群岛)和圣萨尔瓦多的白云岩的δ18Owater(‰, VSWOM)与团簇同位素温度T(Δ47)(℃)之间的关系。CK-2、WCI和圣萨尔瓦多的白云岩中, δ18Owater与T(Δ47)之间存在较强的正相关性Fig.10 Relationship between δ18Owater(‰, VSWOM) and T(Δ47)(℃) for the dolostones from different island dolostones (after Wang et al., 2022)

4.2 流体的饱和状态

白云石化流体的饱和状态在流体性质的研究中鲜有提及, 原因可能是该饱和状态难以测量和表征。笔者观察到西沙群岛上的中新统黄流组白云岩中文石质珊瑚和双壳类的溶蚀铸模孔发育强烈, 部分溶蚀孔洞未被充填(图 3-C至3-G; 图 4-B, 4-C, 4-G)。分析表明: (1)这些溶蚀铸模孔并非发育在白云石化之后, 因为当岩石均由相同的白云石矿物组成时, 很难再被选择性溶蚀形成铸模孔; (2)这些溶蚀铸模孔也不是形成于白云石化之前, 因为在白云石化之前的海水环境中, 生物化学过程产生CO2导致的局部酸化可能会形成一定的碳酸盐矿物溶解(Morse et al., 1985; Takeshita, 2017), 但海底成岩环境中很难形成贯穿整个西沙群岛黄流组(厚210.5 m)的普遍发育的溶蚀铸模孔。白云石化之前的大气淡水淋滤先驱灰岩可能会形成溶蚀铸模孔, 但是未见明显的大规模溶蚀作用、非选择性溶孔、喀斯特等大气淡水溶解现象, 而晚中新世黄流组沉积时期气候湿润、大气CO2含量高(Steinthorsdottir, 2020), 如果发生大气淡水溶解作用, 这些现象应较为明显。此外, 黄流组白云岩的δ13C值为+1.0‰~+3.0‰, 平均+2.3‰(图 6), 考虑到由方解石转换为白云石的过程中碳同位素的轻微分馏(~1.5‰; Horita, 2014), 推测黄流组先驱灰岩的碳同位素值应当在-0.5‰~+1.5‰(平均+0.7‰)之间, 属于正常海相灰岩的范围, 并未表现出大气淡水改造导致的碳同位素明显负偏的现象。因此, 这些溶蚀铸模孔应该形成于白云石化过程中。而在白云石化过程中, 当白云石化流体对碳酸钙不饱和而对白云石过饱和时则会形成方解石或文石的广泛溶解和白云石的沉淀(Sun, 1992; Saller and Henderson, 1998), 这表明这类白云岩的形成可能与白云石化流体的饱和状态关系密切。前人研究表明, 自然环境条件下白云石化流体的饱和度对白云岩(石)的形成具有重要影响(Saller, 1984; Arvidson, 1998; Aris et al., 2010; Rivers et al., 2012), 如Rivers等(2012)在南澳大利亚斜坡中观察到白云岩(石)形成于对文石和方解石不饱和的酸化海水环境中, Saller(1984)认为埃尼威托克环礁始新世地层中的白云石形成于对方解石不饱和的冷海水(< 20 ℃)中, Whitaker和Smart(1998)及Stü ben等(1996)亦报道大气淡水—海水混合带中(方解石不饱和—白云石过饱和)发育一定量的白云石(尽管混合水白云石化模式存在争议), 甚至Holland 和Zimmermann(2000)、Arvidson(1998)认为显生宙以来较低的碳酸盐饱和度(温室、高CO2时期)促进了白云岩的形成。一系列实验观测结果(Arvidson and Mackenzie, 1999; Bé né zeth et al., 2018; Famoori et al., 2021; 闫志为等, 2009)也表明, 流体饱和状态在方解石/文石溶解和白云石沉淀中扮演了重要角色。

对于岛礁白云岩而言, 已有的研究仍缺乏对流体饱和状态的量化表征。Hardie(1987)认为当混合水中含10%~40%海水时(25 ℃), 会对方解石不饱和而对白云石过饱和, 进而诱导方解石溶解—白云石沉淀。然而, 后续的一系列研究(Machel, 2004; Petrash et al., 2021)认为混合水可能会形成少量白云石胶结物, 但难以形成大规模的岛礁白云岩。其他的岛礁白云石化模式, 如潮汐泵(Halley, 1994)、蒸发回流(Murray, 1969)、卤水渗透回流(Whitaker and Smart, 1990)、热对流(Kaufman, 1994)模式等, 也未明确白云石化流体饱和状态的信息。即使有报道白云石可能会形成于冷海水(Saller, 1984)或酸化海水(Rivers, 2012)等流体中, 但仍缺乏对这种流体饱和状态量化信息的认识。实验室模拟显示, 海水相对碳酸钙的不饱和度值越大, 方解石/文石的溶解速率—白云石的沉淀速率越快(Arvidson and Mackenzie, 1999; Yamamoto et al., 2012; Bé né zeth et al., 2018; Famoori et al., 2021), 进而可能会影响交代白云岩的形成(Sibley and Gregg, 1987)。因此, 流体饱和状态的量化表征, 可能会对岛礁白云石化的流体性质研究提供一个新的视角。

5 岛礁白云岩的成因模式

Budd(1997)总结了受水头差和密度差所控制的多种海水流动机制的岛礁“白云石化模式”(图 11-A至11-F), 包括与海平面变化相关(产生水头高程差异)的潮汐泵(Halley et al., 1994)、蒸发回流(Murray, 1969)、海水高差回流(Whitaker and Smart, 1990, 1993), 以及与流体密度差相关的渗透回流(Simms 1984; Lucia and Major 1994)、淡水—海水混合带(Hanshaw et al., 1971; Badiozamani, 1973; Land, 1973; 何起祥和张明书, 1990)和热对流模式(Simms, 1984; Kaufman, 1994; Bahr et al., 1995)。不同模式虽在海水来源上有相似之处, 但在流动机制和白云石化规模上存在明显不同, 故目前仍没有一种模式能够解释新生代全球同步的块状白云岩的成因。Ren和Jones(2017)依据大开曼岛白云岩的碳氧同位素、计量学和岩石学数据从台地边缘向内部逐渐变化的特征, 提出了“向心白云石化模式”(图 11-G), 认为白云石化流体从台地边缘向中心流动, 导致台地外缘优先发生白云石化, 而台地中心白云石化时间较晚或不发生白云石化。这一模式在解释台地规模上白云石化流体的流动机制可能是适用的(Ren and Jones, 2018), 如Budd和Mathias(2015)在博内尔岛观察到白云岩的岩石学和地球化学的侧向特征变化可能是由于白云石化作用所导致。然而, Whitaker等(2004)强调, 孤立地将白云石化的个别流动机制概念化可能会产生误导, 因为各种地质环境中的流体流动状态可能是同时或连续作用的多个不同驱动因素的函数。Wang等(2022)认为西沙群岛黄流组白云岩的形成涉及2个过程(图 11-H), 分别是具有不同流动机制的“正常”海水交代先驱灰岩形成HCD交代白云石(第1阶段)和后续的“轻微蒸发”海水渗透回流形成LCD白云石胶结物(第2阶段)。海平面的多期升降变化可能会导致这2个阶段的白云石化过程往复作用于先驱灰岩, 从而形成块状白云岩。全球范围内太平洋、加勒比海和南海新生代岛礁白云岩发育具有同步性(Budd, 1997; Ren and Jones, 2018; Wang et al., 2019), 故这2个阶段的白云石化过程可能是所有新生代岛礁白云岩共有的现象。例如, Murray和Swart(2017)也认为巴哈马平台上的白云岩可能是由不同的机制驱动正常海水和蒸发盐水穿过先驱灰岩所形成。考虑到目前多种单因素的流体驱动机制白云石化模式难以普遍适用, 故这些岛礁厚层白云岩很可能是由复合的流体输送系统驱动大量海水穿过碳酸盐岩台地所形成。然而, 目前对单个岛礁上的白云石化流体性质, 特别是基于团簇同位素温度反演的白云石化流体( δ18Owater)性质的数据仍匮乏, 因此, 很难在台地规模上确定白云石化流体温度和盐度的空间变化, 从而确定相关的水文流动机制。

图 11 新生代岛礁白云石化模式
A-F白云岩模式来自于Budd(1997): A—潮汐泵模式; B—蒸发回流模式; C—海水高差回流; D—与流体密度差异相关的渗透回流模式; E—淡水—海水混合带模式; F—热对流模式; G—“向心白云石化模式”(Ren and Jones, 2018); H—西沙群岛黄流组复合白云石化模式 (Wang et al., 2022)Fig.11 Various dolomitization models for the genesis of the Cenozoic island dolostones

除了上述可能的白云石化模式之外, Petrash等(2021)对经典的混合水白云石化模式提出复评。经典混合水白云石化模式涉及到大气淡水和海水的混合(Hanshaw et al., 1971; Badiozamani, 1973; Land, 1973), 在20世纪80年代初期一度被认为合理地解释了岛礁白云岩的成因(Choquette and Steinen, 1980; Gebelein et al., 1980)。但到20世纪80年代中后期, 该模式即遭受到了强烈的质疑, 特别是受到一些早期倡导者的批评(Land, 1985, 1998)。至21世纪初, 混合水白云石化模式受到了完全的驳斥和否定(Machel, 2004; Warren, 2000)。然而, Petrash等(2021)结合生物地球化学特征和碳氧同位素数据表明, 在混合带中活跃的地下生物圈产生的生物地球化学诱导作用可能会促进方解石的溶解和白云石的再沉淀。这些生物地球化学诱导作用可能有助于提供成核位点、Mg2+脱水、提高碱度、消耗 SO42-和调动潜在的催化离子(如Mn2+和Zn2+), 进而促进白云石的形成。这种引入微生物地球化学行为的方式重新评估混合水白云石化模式, 对其他的岛礁白云石化模式中是否存在微生物的地球化学行为给予了一定借鉴, 然而目前仍未开展相关探究工作。尽管微生物作用(微生物白云石化模式)在现代和地质历史时期白云石化的研究中被广泛提及(Vasconcelos et al., 1995; Vasconcelos and McKenzie, 1997; Petrash et al., 2017), 但其在新生代岛礁白云石化的研究中极其匮乏。目前微生物作用在岛礁白云岩的应用研究主要有2点值得思考: (1)在扫描电镜下未能在岛礁白云岩中观察到类似微生物或胞外聚合物(丝状体)等遗迹, 或在微生物参与下形成的典型的白云石晶体形态, 如球形、哑铃型等; (2)岛礁白云石的δ13C值(+0.5‰~+3.5‰)未表现出生物调节作用所产生的负偏现象。但岛礁白云岩(石)属于低温成岩过程, 而低温条件下微生物作用往往又能起到高温高压的矿化效果(谢树成等, 2016), 因此微生物活动究竟在岛礁白云岩的形成过程中有没有发挥作用, 以及具体发挥了什么作用, 这是未来仍需要继续探索的问题。

6 白云石化的古环境古气候因素

究竟是什么原因导致“在古代地层中白云岩含量丰富, 而在现代沉积环境中却很缺乏”, 这是长期以来困扰地质学家的“白云岩(石)问题”的核心内容。人们通常推测是不是由于海水中某种环境因子的突然变化, 促使海水克服了白云石动力屏障, 并交代先驱灰岩而产生了大规模的白云岩。例如Burns等(2000)通过将显生宙白云石丰度与多种古环境条件(海水Mg/Ca、海平面变化、大气氧含量、黄铁矿含量)进行对比, 发现白云石含量的增加与大气和海洋中含氧量的降低有较强的相关性, 进而推测氧含量降低导致的厌氧微生物群落发育可能诱导了广泛的白云石化现象。Li等(2021)汇编了显生宙白云石丰度长期变化的地质数据集, 对比发现白云石丰度的变化与海洋底栖生物多样性的变化密切相关, 而两者均受到了海水氧化还原条件的影响。对具有全球同步性(~10-0.5 Ma)的新生代岛礁白云岩而言, 目前仍不清楚其形成是否也与某种古环境古气候因子的变化相关。尽管Budd(1997)指出新生代岛礁白云岩的形成受全球海平面变化的影响, Guo等(2021)指出美济礁白云岩主要形成于200 m水深之内, 显示海平面的升降变化会对白云岩的形成产生影响, 但海平面的升降变化是地质历史时期的一个普遍现象, 与全球同步的白云石化时期或非白云石化时期并不存在特定联系。

在Wang等(2019)对全球23个岛礁共384个白云岩87Sr/86Sr定年数据分析的基础上, 笔者依据收集的新生代(近20 Ma)以来一些重要的古环境古气候指标, 尝试分析白云石化与古环境古气候之间的联系(图 12)。近20 Ma以来, 岛礁白云岩主要发育于~10-0.5 Ma, 白云石化的高峰期(样本数量最多)在~4.5-6.5 Ma之间。全球深海沉积物底栖有孔虫的平均 δ18O 和δ13C值(图 12-A, 12-B)(Zachos et al., 2001)和利用底栖有孔虫Mg/Ca反演的海水温度(图 12-C)(Archer et al., 2004)显示, 20 Ma以来气候逐渐变冷、温度整体呈逐渐下降趋势。依据海盐反演的海水$\text{SO}_{4}^{2-}$浓度整体呈增加趋势(图 12-D)(Bernnan et al., 2013), 反映$\text{SO}_{4}^{2-}$浓度对白云石化的抑制作用不明显。海水的Mg/Ca浓度(高的Mg/Ca浓度被认为有利于白云石化的发生)也呈单向增加的趋势(图 12-E)(Coggon et al., 2010; Bernnan et al., 2013), 太平洋和中国南海深海沉积物中CaCO3的累积堆积速率(一定程度上反映了海表的生物生产力和深海溶解作用)呈波动变化的特征(图 12-H)(Wang and Li, 2009)。近20 Ma以来, 受海平面下降、陆地风化加剧的影响, 海水的87Sr/86Sr值呈单向增加的趋势(McArthur et al., 2001)(图 12-I)。依据海洋重晶石的 δ34S 同位素(图 12-J)(Paytan et al., 1998)和深海锰结核结核壳δ238U(图 12-K)(Wang et al., 2016)反映的深层海水氧化还原状态整体较稳定, 未表现出前人(Burns et al., 2000; Li et al., 2015)描述的显生宙海水的氧化还原状态对白云石的含量存在影响。大气CO2浓度(图 12-L)(Zachos et al., 2001)以及相应的海水pH值(图 12-M)(Sosdian et al., 2018)在白云石化期间呈波动下降的趋势。此外, ~2.7 Ma北极冰盖的形成(图 12-N)、8 Ma东亚冬季风的增强以及一系列重大的古环境古气候事件仅在白云石化期间内发生(图 12-O)(Zachos et al., 2001; Wilson, 2008)。值得注意的是, 在白云石化的高峰期全球范围内多个地区报道有生物勃发(4-8 Ma; Biogenic Bloom)(Filippelli, 2008; Hermoyian and Owen, 2001)的现象, 其是否对白云石化有促进作用尚不得而知。从目前收集的数据来看, 近20 Ma以来, 一系列古环境古气候单因子指标与白云石化的年龄和样本数量之间均不存在较好的关联性(图 12)。但值得注意的是, 这些古环境古气候指标均是通过一定的替代指标来反演或标定的, 其精确性和可靠性需要相应的评估; 此外, Sr同位素年代学精度和数据量、古环境古气候指标的年龄框架是否足够精确以及相互之间的匹配关系均需考虑。Arvidson等(2011)利用数值模拟显示, 显生宙白云石的分布可能与多种古环境古气候因子(如温度、Mg/Ca、$\text{SO}_{4}^{2-}$浓度、pH等)有关。从现有资料看, 新生代岛礁白云岩的形成或许受到了多种古环境古气候因子的耦合作用控制, 一系列有利于克服白云石化动力学屏障的因素(如提高的Mg/Ca, 碱度, 温度, Zn2+等)复合作用促进了白云石化的产生。加强白云岩的精确定年、相关参数的大样本量统计, 以及更多更精确的古环境古气候指标的确定, 或许能够揭开白云石与古环境古气候之间的关系。

图 12 新生代近20 Ma以来典型的古环境古气候条件
A, B—全球深海沉积物底栖有孔虫的平均 δ18O 值和δ13C(Zachos et al., 2001); C—利用底栖有孔虫Mg/Ca反演的海水温度(Archer et al., 2004及其文献); D—依据海盐反演的海水$\text{SO}_{4}^{2-}$浓度(Bernnan et al., 2013及其文献); E—海水的Mg/Ca浓度(Coggon et al., 2010; Bernnan et al., 2013及其文献); F—太平洋和中国南海深海沉积物中CaCO3的累积堆积速率(Wang and Li, 2009及其文献); G—海水的87Sr/86Sr值(McArthur et al., 2001); H—海洋重晶石的 δ34S 同位素(Paytan et al., 1998及其文献); I—深海锰结核结核壳δ238U(Wang et al., 2016及其文献); J—大气pCO2浓度(Zachos et al., 2001); K—海水Ph值(Sosdian et al., 2018); N, O—南北极冰盖及典型气候、构造和生物事件依据Zachos et al., 2001; Wilson, 2008; Filippelli, 2008; Hermoyian and Owen, 2001等。白云岩样本数量依据Wang et al., 2019Fig.12 Typical palaeoenvironmental and palaeoclimatic conditions and events since the last 20 Ma during the Cenozoic

7 结语及展望

文中系统梳理了新生代岛礁白云岩的基本特征、时间演化、流体性质、成因模式和古环境古气候条件研究中的基本认识和存在的问题, 可为研究地质历史时期块状白云岩的成因问题提供借鉴。目前来看, 新生代岛礁白云岩的形成具有全球同步性(~10-0.5 Ma)、岩石特征(结构保存型和结构破坏型)和地球化学特征(δ13C、δ18O、Sr、Fe、Mn)具有相似性, 正常至轻微蒸发的海水应为白云石化的主要流体来源。复合性的流体输送机制可能是产生岛礁厚层白云岩的主要原因, 多种古环境古气候因子的耦合作用可能共同诱导了白云岩的形成。但针对白云石化的时间演化(“事件模式”或“时间—海侵模式”)、流体性质(如饱和状态)、成因模式(如微生物作用、流体输送机制)和古环境古气候条件等均存在争议, 而这些问题的解决能够进一步加深对岛礁白云岩成因机制的理解。

在未来的研究中, 首先应进一步加强岛礁白云岩的微区探测研究。白云石晶体在微观上存在多变性, 如交代白云石和胶结物、 高钙白云石和低钙白云石、 阴极发光具有环带性、结构破坏和结构保存, 反映了白云石生长演化和流体性质变化的微观过程, 蕴含着白云石化过程的机制和机理。加强高分辨率成像技术、激光剥蚀、离子探针、透射电镜等微区探测方法在岛礁白云岩研究中的应用, 解剖白云石生长的微观过程和演化规律, 可以从微观上补充对白云岩成因机制的认识。其次, 结合传统和新兴的地球化学技术, 包括团簇同位素、Mg、Ca和Fe同位素以及S同位素等方法更广泛的整合和应用, 将为探索生物地球化学条件及其与岛礁白云石化作用之间的关系提供更多机会。最后, 随着岛礁白云岩各种地球化学数据库的建立以及新生代不断丰富的古环境古气候指标参数的使用, 未来还应加强白云石化的物理和数值模拟研究, 探讨白云石化条件与实际成岩环境之间的匹配关系。

此外, 中国的海相碳酸盐岩地层中广泛发育厚层块状白云岩, 以下古生界白云岩分布最为普遍, 而上古生界、中生界仅局部地区发育白云岩, 特别是在深层的古老海相层系之中, 白云岩比灰岩更易于形成优质的油气储集层(何治亮等, 2020)。这些古代的白云岩往往经历了复杂的构造—埋藏演化历史, 后期多期次的成岩改造使得早期白云石化的信息多被叠加、覆盖, 给白云岩的成因机制研究(众多的成因模式)和储层评价工作增添了难度。文中综述的新生代岛礁白云岩序列的相关特点和研究进展, 可为中国古代海相地层块状白云岩的成因机制解释和油气资源勘探提供有益借鉴。

致谢 文中部分观点是与加拿大阿尔伯塔大学的Brian Jones教授讨论获得; 感谢中国石油大学(北京)朱筱敏教授及几位评审专家对本文完善给予的宝贵意见!

(责任编辑 张西娟; 英文审校 李 攀)

参考文献
[1] 鲍志东, 季汉成, 梁婷, 韦明洋, 史燕青, 李宗峰, 鲁锴, 向鹏飞, 张华, 严睿, 郭玉鑫, 李卓伦, 万谱, 杨志波, 麻晓东, 刘锐, 刘灿星, 钟旭临, 郭晓琦, 蔡忠贤, 张水昌. 2019. 中新元古界原生白云岩: 以中国典型台地区为例. 古地理学报, 21(6): 869-884.
[Bao Z D, Ji H C, Liang T, Wei M Y, Shi Y Q, Li Z F, Lu K, Xiang P F, Zhang H, Yan R, Guo Y X, Li Z L, Wan P, Yang Z B, Ma X D, Liu R, Liu C X, Zhong X L, Guo X Q, Cai Z X, Zhang S C. 2019. Primary dolostones of the Meso-Neoproterozoic: Cases on typical platforms in China. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 21(6): 869-884] [文内引用:1]
[2] 韩雪, 徐维海, 罗云, 黎刚, 刘建国, 朱小畏, 程俊, 苗莉, 向荣, 颜文. 2022. 南沙群岛南科1井生物礁白云岩发育特征及铁白云石成因机制的初步研究. 热带海洋学报, 41(5): 74-88.
[Han X, Xu W H, Luo Y, Li G, Liu J G, Zhu X W, Cheng J, Miao L, Xiang R, Yan W. 2022. Preliminary studies on the development characteristics of reef dolostones and the formation mechanism of iron dolomite in the Well Nanke 1, Nansha Island s. Journal of Tropical Oceanography, 41(5): 74-88] [文内引用:1]
[3] 何起祥, 张明书. 1990. 西沙群岛新第三纪白云岩的成因与意义. 海洋地质与第四纪地质, 10(2): 47-57.
[He Q X, Zhang M S. 1990. Origin of Neogene dolomite in Xisha Island s and their significance. Marine Geology & Quaternary Geology, 10(2): 47-57] [文内引用:1]
[4] 何治亮, 马永生, 张军涛, 朱东亚, 钱一雄, 丁茜, 陈代钊. 2020. 中国的白云岩与白云岩储层: 分布、成因与控制因素. 石油与天然气地质, 41(1): 1-14.
[He Z L, Ma Y S, Zhang J T, Zhu D Y, Qian Y X, Ding Q, Chen D Z. 2020. Distribution, genetic mechanism and control factors of dolomite and dolomite reservoirs in China. Oil & Gas Geology, 41(1): 1-14] [文内引用:1]
[5] 梅冥相. 2012. 从3个科学理念简论沉积学中的“白云岩问题”. 古地理学报, 14(1): 1-12.
[Mei M X. 2012. Brief introduction of “dolostone problem”in sedimentology according to three scientific ideas. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 14(1): 1-12] [文内引用:1]
[6] 王振峰, 时志强, 张道军, 黄可可, 尤丽, 段雄, 李胜勇. 2015. 西沙群岛西科1井中新统—上新统白云岩微观特征及成因. 地球科学, 40(4): 633-644.
[Wang Z F, Shi Z Q, Zhang D J, Huang K K, You L, Duan X, Li S Y. 2015. Microscopic features and genesis for Miocene to Pliocene dolomite in Well Xike-1, Xisha Island s. Earth Science, 40(4): 633-644] [文内引用:1]
[7] 谢树成, 刘邓, 邱轩, 黄咸雨, Thomas J. ALGEO. 2016. 微生物与地质温压的一些等效地质作用. 中国科学: 地球科学, 46(8): 1087-1094.
[Xie S C, Liu D, Qiu X, Huang X Y, Algeo T J. 2016. Microbial roles equivalent to geological agents of high temperature and pressure in deep Earth. Scientia Sinica Terrae, 46(8): 1087-1094] [文内引用:1]
[8] 闫志为, 刘辉利, 张志卫. 2009. 温度及CO2对方解石、白云石溶解度影响特征分析. 中国岩溶, 28(1): 7-10.
[Yan Z W, Liu H L, Zhang Z W. 2009. Influences of temperature and ${{\text{P}}_{\text{C}{{\text{O}}_{2}}}}$ on the solubility of calcite and dolomite. Carsologica Sinica, 28(1): 7-10] [文内引用:1]
[9] Aharon P, Socki R A, Chan L. 1987. Dolomitization of atolls by sea water convection flow: test of a hypothesis at Niue, South Pacific. The Journal of Geology, 95: 187-203. [文内引用:2]
[10] Aissaoui D M, Buigues D, Purser B H. 1986. Model of reef diagenesis: Mururoa atoll, French Polynesia. In: Schroeder J H, Purser B H(eds). Reef Diagenesis. Berlin: Springer, 27-52. [文内引用:1]
[11] Archer D, Martin P, Buffett B, Brovkin V, Rahmstorf S, Ganopolski A. 2004. The importance of ocean temperature to global biogeochemistry. Earth & Planetary Science Letters, 222: 333-348. [文内引用:1]
[12] Aris A Z, Praveena S M, Abdullah M H. 2010. Saturation states of carbonate minerals in a freshwater-seawater mixing zone of small tropical island 's aquifer. Chinese Journal of Geochemistry, 29: 278-286. [文内引用:1]
[13] Arvidson R S. 1998. The kinetics of dolomite precipitation with application to changes in seawater saturation state over the past 10Ma. Doctoral dissertation of The University of Hawaii: 1-320. [文内引用:2]
[14] Arvidson R S, MacKenzie F T. 1997. Tentative kinetic model for dolomite precipitation rate and its application to dolomite distribution. Aquatic Geochemistry, 2: 273-298. [文内引用:1]
[15] Arvidson R S, Mackenzie F T. 1999. The dolomite problem: control of precipitation kinetics by temperature and saturation state. American Journal of Science, 299: 257-288. [文内引用:2]
[16] Arvidson R S, Guidry M W, MacKenzie F T. 2011. Dolomite controls on Phanerozoic seawater chemistry. Aquatic Geochemistry, 17: 735-747. [文内引用:1]
[17] Badiozamani K. 1973. The dorag dolomitization model: application to the Middle Ordovician of Wisconsin. Journal of Sedimentary Research, 43: 965-984. [文内引用:2]
[18] Bahr J, Eberli G, Swart P. 1995. Simulation of coupled heat and fluid flow in a carbonate bank. 1st SEPM Congr. Sediment. Geol. ,St. Petersberg Beach, FL, Congress Program Abstracts, 27. [文内引用:1]
[19] Bénézeth P, Saldi G D, Dand urand J L, Schott J. 2011. Experimental determination of the solubility product of magnesite at 50 to 200 ℃. Chemical Geology, 286: 21-31. [文内引用:2]
[20] Brennan S T, Lowenstein T K, Cendón D I. 2013. The major-ion composition of Cenozoic seawater: the past 36 million years from fluid inclusions in marine halite. American Journal of Science, 313: 713-775. [文内引用:1]
[21] Bi D J, Zhai S K, Zhang D J, Liu X F, Liu X Y, Jiang L J, Zhang A B. 2018. Constraints of fluid inclusions and C, O isotopic compositions on the origin of the dolomites in the Xisha Island s, South China Sea. Chemical Geology, 493: 504-517. [文内引用:1]
[22] Brennan S T, Lowenstein T K, Cendon D I. 2013. The major-ion composition of Cenozoic seawater: The past 36 million years from fluid inclusions in marine halite. American Journal of Science, 313: 713-775. [文内引用:1]
[23] Budd D A. 1997. Cenozoic dolomites of carbonate island s: their attributes and origin. Earth-Science Reviews, 42: 1-47. [文内引用:29]
[24] Budd D A, Mathias W D. 2015. Formation of lateral patterns in rock properties by dolomitization: evidence from a Miocene reaction front(bonaire, Netherland s Antilles). Journal of Sedimentary Research, 85: 1082-1101. [文内引用:1]
[25] Burns S J, McKenzie J A, Vasconcelos C. 2000. Dolomite formation and biogeochemical cycles in the Phanerozoic. Sedimentology, 47: 49-61. [文内引用:2]
[26] Chilingar G V. 1956. Relationship between Ca/Mg ratio and geologic age. AAPG Bulletin, 40: 2256-2266. [文内引用:1]
[27] Choquette P W, Steinen R P. 1980. Mississippian non-supratidal dolomite, Ste. genevieve limestone, Illinois Basin: evidence for mixed-water dolomitization. In: Zenger D H, Dunham J B, Ethington R L(eds). Concepts and Models of Dolomitization, SEPM Society for Sedimentary Geology, 28: 163-196. [文内引用:1]
[28] Coggon R M, Teagle D A H, Smith-Duque C E, Alt J C, Cooper M J. 2010. Reconstructing past seawater Mg/Ca and Sr/Ca from mid-ocean ridge flank carbonates. Science, 327: 1114-1117. [文内引用:1]
[29] Dawans J M, Swart P K. 1988. Textural and geochemical alternations in Late Cenozoic Bahamian dolomites. Sedimentology, 35: 385-403. [文内引用:2]
[30] Famoori F, Azin R, Osfouri S, Arya N. 2021. Experimental investigation of the geochemical and mineralogical interaction between CO2 and carbonate: Evaluation of CO2 sequestration in dolomite-calcite formations. Energy and Climate Change, 2: 100029. [文内引用:2]
[31] Farrell J W, Clemens S C, Gromet L P. 1995. Improved chronostratigraphic reference curve of late Neogene seawater87Sr/86Sr. Geology, 23: 403-406. [文内引用:1]
[32] Filippelli G M. 2008. The global phosphorus cycle: past, present, and future. Elements, 4: 89-95. [文内引用:1]
[33] Fouke B W. 1994. Deposition, diagenesis and dolomitization of Neogene Seroe Domi Formation coral reef limestones on Curaçao, Netherland s Antilles. Natuurwetenschappelijke Studiekring voor het Caraibisch Gebied(Publications Foundation for Scientific Research in the Caribbean Region), Amsterdam, 133: 182. [文内引用:2]
[34] Fouke B W, Beets C J, Meyers W J, Hanson G N, Melillo A J. 1996. 87Sr/86Sr Chronostratigraphy and dolomitization history of the Seroe Domi Formation, Curaçao(Netherland s Antilles). Facies, 35: 293-320. [文内引用:2]
[35] Gebelein C D, Steinen R P, Garrett P, Hoffman E J, Queen J M, Plummer L N. 1980 Subsurface dolomitization beneath the tidal flats of central West Andros Island , Bahamas. In: Zenger D H, Dunham J B, Ethington R L(eds). Concepts and Models of Dolomitization. SEPM(Society for Sedimentary Geology), 28: 31-50. [文内引用:1]
[36] Gill I P, Moore C H, Aharon P. 1995. Evaporitic mixed-water dolomitization on St. Croix, U. S. V. I. Journal of Sedimentary Research, 65: 591-604. [文内引用:1]
[37] Gregg J M, Bish D L, Kaczmarek S E, Machel H G, Hollis C. 2015. Mineralogy, nucleation and growth of dolomite in the laboratory and sedimentary environment: a review. Sedimentology, 62: 1749-1769. [文内引用:1]
[38] Guo Y R, Deng W F, Liu X, Kong K, Yan W, Wei G J. 2021. Clumped isotope geochemistry of island carbonates in the South China Sea: Implications for early diagenesis and dolomitization. Marine Geology, 437: 106513. [文内引用:5]
[39] Guzikowski M. 1987. Evolution of pore fluid chemistry during the recrystallization of periplatform carbonates Bahamas. Masteral dissertation of University of Miami, Eunpublished: 215. [文内引用:1]
[40] Halley R, Vacher H, Shinn E, Haines J. 1994. Marine geohydrology: dynamics of subsurface sea water around Key Largo, Florida. Geol. Sot. Am. ,Annu. Meet. Program Abstracts, 26: A411. [文内引用:2]
[41] Hanshaw B B, Back W, Deike R G. 1971. A geochemical hypothesis for dolomitization by ground water. Economic Geology, 66: 710-724. [文内引用:2]
[42] Haq B U, Hardenbol J, Vail P R. 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science, 235: 1156-1167. [文内引用:1]
[43] Hardie L A. 1987. Dolomitization: a critical view of some current views. Journal of Sedimentary Research, 57: 166-183. [文内引用:2]
[44] Hermoyian C S, Owen R M. 2001. Late Miocene-early Pliocene biogenic bloom: evidence from low-productivity regions of the Indian and Atlantic Oceans. Paleoceanography, 16: 95-100. [文内引用:1]
[45] Hein J R, Gray S C, Richmond B M, White L D. 1992. Dolomitization of Quaternary reef limestone, Aitutaki, Cook Island s. Sedimentology, 39: 645-661. [文内引用:1]
[46] Hodell D A, Mueller P A, Garrido J R. 1991. Variations in the strontium isotopic composition of seawater during the Neogene. Geology, 19: 24-27. [文内引用:1]
[47] Hodell D A, Mueller P A, McKenzie J A, Mead G A. 1989. Strontium isotope stratigraphy and geochemistry of the late Neogene ocean. Earth & Planetary Science Letters, 92: 165-178. [文内引用:1]
[48] Holland H D, Zimmermann H. 2000. The dolomite problem Revisited. International Geology Review, 42: 481-490. [文内引用:1]
[49] Horita J. 2014. Oxygen and carbon isotope fractionation in the system dolomite-water-CO2 to elevated temperatures. Geochimica et Cosmochimica Acta, 129: 111-124. [文内引用:1]
[50] Humphrey J D. 1988. Late Pleistocene mixing zone dolomitization, southeastern Barbados, West Indies. Sedimentology, 35: 327-348. [文内引用:1]
[51] Jones B. 2005. Dolomite crystal architecture: genetic implications for the origin of the Tertiary dolostones of the Cayman Island s. Journal of Sedimentary Research, 75: 177-189. [文内引用:1]
[52] Jones B. 2007. Inside-out dolomite. Journal of Sedimentary Research, 77: 539-551. [文内引用:1]
[53] Jones B, Luth R W. 2002. Dolostones from Grand Cayman, British West Indies. Journal of Sedimentary Research, 72: 559-569. [文内引用:1]
[54] Jones B, Luth R W. 2003. Temporal evolution of Tertiary dolostones on Grand Cayman as determined by87Sr/86Sr. Journal of Sedimentary Research, 73: 187-205. [文内引用:8]
[55] Jones B, Luth R W, MacNeil A J. 2001. Powder X-ray diffraction analysis of homogeneous and heterogeneous sedimentary dolostones. Journal of Sedimentary Research, 71: 790-799. [文内引用:1]
[56] Kaczmarek S E, Sibley D F. 2011. On the evolution of dolomite stoichiometry and cation order during high-temperature synthesis experiments: An alternative model for the geochemical evolution of natural dolomites. Sedimentary Geology, 240: 30-40. [文内引用:1]
[57] Kaufman J. 1994. Numerical models of fluid flow in carbonate platforms: implications for dolomitization. Journal of Sedimentary Research, 64: 128-139. [文内引用:2]
[58] Land L S. 1973. Holocene meteoric dolomitization of Pleistocene limestones, North Jamaica. Sedimentology, 20: 411-424. [文内引用:2]
[59] Land L S. 1980. The isotopic and trace element geochemistry of dolomite: the state of the art. In: Zenger D H, Dunham J B, Etherington R L(eds). Concepts and Models of Dolomitization. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication, 28: 87-l10. [文内引用:2]
[60] Land L S. 1985. The origin of massive dolomite. Journal of Geological Education, 33: 112-125. [文内引用:2]
[61] Land L S. 1991. Dolomitization of the Hope Gate Formation(north Jamaica)by seawater: reassessment of mixing-zone dolomite. In: Taylor H P, O'Neil J R, Kaplan I R(eds). Stable Isotope Geochemistry: A Tribute to Samuel Epstein. Geochem. Sot. Spec. Pub. , 3: 121-133. [文内引用:1]
[62] Land L S. 1998. Failure to Precipitate Dolomite at 25 ℃ from dilute solution despite 1000-fold oversaturation after 32 years. Aquatic Geochemistry, 4: 361-368. [文内引用:1]
[63] Land L S, Hoops G K. 1973. Sodium in carbonate sediments and rocks: a possible index to the salinity of diagenetic solutions. Journal of Sedimentary Research, 43: 614-617. [文内引用:1]
[64] Li M T, Wignall P B, Dai X, Hu M Y, Song H J. 2021. Phanerozoic variation in dolomite abundance linked to oceanic anoxia. Geology, 49(6): 698-702. [文内引用:1]
[65] Lucia F J, Major R P. 1994. Porosity evolution through hypersaline reflux dolomitization. In: Purser B, Tucker M, Zenger D. (Editors), Dolomites: a Volume in Honor of Dolomieu. Int. Assoc. Sedimentol. Spec. Pub. , 21: 25-341. [文内引用:1]
[66] Lumsden D N, Chimahusky J S. 1980. Relationship between dolomite nonstoichiometry and carbonate facies parameters. In: Zenger D, Dunham J(eds). Concepts and Models of Dolomitization. SEPM Society for Sedimentary Geology, 28: 123-137. [文内引用:1]
[67] Machel H G. 2004. Concepts and models of dolomitization: a critical reappraisal. In: Braithwaite C, Rizzzi G, Darke G(eds). The Geometry and Petrogenesis of Dolomite Hydrocarbon Reservoirs. Geological Society, London, Special Publications, 235: 7-63. [文内引用:3]
[68] Machel H G, Mountjoy E W. 1986. Chemistry and environments of dolomitization: a reappraisal. Earth-Science Reviews, 23: 175-222. [文内引用:1]
[69] Machel H G, Burton E A. 1994. Golden grove dolomite, Barbados: origin from modified seawater. Journal of Sedimentary Research, 64: 741-751. [文内引用:2]
[70] MacNeil A, Jones B. 2003. Dolomitization of the Pedro Castle Formation(Pliocene), Cayman Brac, British West Indies. Sedimentary Geology, 162: 219-238. [文内引用:1]
[71] Major R. 1984. The Midway Atoll coral cap: Meteoric diagenesis, amplitude of sea-level fluctuation and dolomitization. Doctoral dissertation of Brown University: 1-133. [文内引用:1]
[72] Matthews A, Katz A. 1977. Oxygen isotope fractionation during the dolomitization of calcium carbonate. Geochimica et Cosmochimica Acta, 41: 1431-1438. [文内引用:1]
[73] Mazzullo S J. 1992. Geochemical and neomorphic alteration of dolomite: a review. Carbonates & Evaporites, 7(1): 21-37. [文内引用:1]
[74] Mcarthur J M, Howarth R J, Bailey T R. 2001. Strontium isotope stratigraphy: lowess version 3: best fit to the marine Sr-isotope curve for 0-509 Ma and accompanying look-up table for deriving numerical age. The Journal of Geology, 109(2): 155-170. [文内引用:1]
[75] McArthur J M, Howarth R J, Shields G A, Zhou Y. 2020. Strontium Isotope Stratigraphy. In: Geologic Time Scale 2020. Elsevier: 211-238. [文内引用:1]
[76] McKenzie J, Isern A, Elderfield H, Williams A, Swart P. 1993. Strontium isotope dating of paleoceanographic, lithologic, and dolomitization events on the northeastern Australian margin, Leg 133. TX, United States: Texas A & M University, Ocean Drilling Program, College Station: 489-498. [文内引用:1]
[77] Miller K G, Kominz M A, Browning J V, Wright J D, Mountain G S, Katz M E, Sugarman P J, Cramer B S, Christie-Blick N, Pekar S F. 2005. The Phanerozoic record of global sea-level change. Science, 310: 1293-1298. [文内引用:1]
[78] Morrow D. 1982a. Diagenesis 1. Dolomite-Part 1: the chemistry of dolomitization and dolomite precipitation. Geoscience Canada, 9(1): 5-13. [文内引用:1]
[79] Morrow D. 1982b. Diagenesis 2. Dolomite-Part 2 dolomitization models and ancient dolostones. Geoscience Canada, 9(2): 95-107. [文内引用:1]
[80] Morse J W, Zullig J J, Bernstein L D, Millero F J, Milne P, Mucci A, Choppin G R. 1985. Chemistry of calcium carbonate-rich shallow water sediments in the Bahamas. American Journal of Science, 285(2): 147-185. [文内引用:1]
[81] Murray R. 1969. Hydrology of South Bonaire, Netherland s Antilles: a rock selective dolomitization model. Journal of Sedimentary Research, 39: 987-1035. [文内引用:2]
[82] Murray S T, Swart P K. 2017. Evaluating formation fluid models and calibrations using clumped isotope paleothermometry on Bahamian dolomites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 206: 73-93. [文内引用:2]
[83] Northrop D A, Clayton R N. 1966. Oxygen-isotope fractionations in systems containing dolomite. The Journal of Geology, 74: 174-196. [文内引用:1]
[84] Ohde S, Elderfield H. 1992. Strontium isotope stratigraphy of Kita-daito-jima Atoll, North Philippine Sea: implications for Neogene sea-level change and tectonic history. Earth and Planetary Science Letters, 113: 473-486. [文内引用:2]
[85] Ohde S, Greaves M, Masuzawa T, Buckley H A, Wagoner Woesik R, Wilson P A, Pirazzoli P A, Elderfield H. 2002. The chronology of Funafuti Atoll: revisiting an old friend. Proceedings of the Royal Society of London Series A: Mathematical Physical & Engineering Sciences, 458: 2289-2306. [文内引用:2]
[86] Paytan A, Kastner M, Campbell D, Thiemens M H. 1998. Sulfur isotopic composition of Cenozoic seawater sulfate. Science, 282: 1459-1462. [文内引用:1]
[87] Petrash D A, Bialik O M, Bontognali T R R, Vasconcelos C, Roberts J A, McKenzie J A, Konhauser K O. 2017. Microbially catalyzed dolomite formation: from near-surface to burial. Earth-Science Reviews, 171: 558-582. [文内引用:1]
[88] Petrash D A, Bialik O M, Staudigel P T, Konhauser K O, Budd D A. 2021. Biogeochemical reappraisal of the freshwater-seawater mixing-zone diagenetic model. Sedimentology, 68: 1797-1830. [文内引用:3]
[89] Ren M, Jones B. 2017. Spatial variations in the stoichiometry and geochemistry of Miocene dolomite from Grand Cayman: Implications for the origin of island dolostone. Sedimentary Geology, 348: 69-93. [文内引用:6]
[90] Ren M, Jones B. 2018. Genesis of island dolostones. Sedimentology, 65: 2003-2033. [文内引用:9]
[91] Rivers J M, Kurt K T, James N P. 2012. Salinity reflux and dolomitization of southern Australian slope sediments: the importance of low carbonate saturation levels. Sedimentology, 59: 445-465. [文内引用:3]
[92] Rodgers K, Easton A J, Downes C. 1982. The chemistry of carbonate rocks of Niue Island , South Pacific. The Journal of Geology, 90: 645-662. [文内引用:1]
[93] Meknassi S El T, Cardone G D, De Rafélis M, Brahmi C, Chavagnac V. 2018. Sr isotope ratios of modern carbonate shells: good and bad news for chemostratigraphy. Geology, 46: 1003-1006. [文内引用:1]
[94] Saller A H. 1984. Petrologic and geochemical constraints on the origin of subsurface dolomite, Enewetak Atoll: an example of dolomitization by normal seawater. Geology, 12(4): 217-220. [文内引用:4]
[95] Saller A H, Henderson N. 1998. Distribution of porosity and permeability in platform dolomites: insight from the Permian of west Texas. AAPG Bulletin, 82(8): 1528-1550. [文内引用:1]
[96] Sass E, Bein A. 1988. Dolomites and salinity: a comparative geochemical study. Sedimentology and Geochemistry of Dolostones. SEPM(Society for Sedimentary Geology), 43: 223-233. [文内引用:1]
[97] Sass E, Katz A. 1982. The origin of platform dolomites: new evidence. American Journal of Science, 282(8): 1184-1213. [文内引用:1]
[98] Sibley D F, Gregg J M. 1987. Classification of dolomite rock textures. Journal of Sedimentary Research, 57(6): 967-975. [文内引用:1]
[99] Simms M. 1984. Dolomitization by ground-water flow systems in carbonate platforms. AAPG Bulletin, 68(9): 1219-1220. [文内引用:1]
[100] Sosdian S M, Greenop R, Hain M P, Foster G L, Pearson P N, Lear C H. 2018. Constraining the evolution of Neogene ocean carbonate chemistry using the boron isotope pH proxy. Earth & Planetary Science Letters, 498: 362-376. [文内引用:1]
[101] Sperber C M, Wilkinson B H, Peacor D R. 1984. Rock composition, dolomite stoichiometry, and rock/water reactions in dolomitic carbonate rocks. The Journal of Geology, 92: 609-622. [文内引用:1]
[102] Steinthorsdottir M, Coxall H K, de Boer A M, Huber M, Barbolini N, Bradshaw C D, Burls N J, Feakins S J, Gasson E, Henderiks J, Holbourn A E, Kiel S, Kohn M J, Knorr G, Kürschner W M, Lear C H, Liebrand D, Lunt D J, Mörs T, Pearson P N, Pound M J, Stoll H, Strömberg C A E. 2020. The Miocene: the future of the past. Paleoceanography and Paleoclimatology, 36: e2020PA004037. [文内引用:1]
[103] Stüben D, Sedwick P, Colantoni P. 1996. Geochemistry of submarine warm springs in the limestone cavern of Grotta Azzurra, Capo Palinuro, Italy: Evidence for mixing-zone dolomitisation. Chemical Geology, 131: 113-125. [文内引用:1]
[104] Sun S Q. 1992. Skeletal aragonite dissolution from hypersaline seawater: a hypothesis. Sedimentary Geology, 77: 249-257. [文内引用:1]
[105] Suzuki Y, Iryu Y, Inagaki S, Yamada T, Aizawa S, Budd D A. 2006. Origin of atoll dolomites distinguished by geochemistry and crystal chemistry: Kita-daito-jima, northern Philippine Sea. Sedimentary Geology, 183: 181-202. [文内引用:1]
[106] Swart P K. 2015. The geochemistry of carbonate diagenesis: the past, present and future. Sedimentology, 62: 1233-1304. [文内引用:3]
[107] Swart P K, Melim L A. 2000. The origin of dolomites in Tertiary sediments from the margin of Great Bahama Bank. Journal of Sedimentary Research, 70: 738-748. [文内引用:3]
[108] Takeshita Y. 2017. Understand ing feedbacks between ocean acidification and coral reef metabolism. Journal of Geophysical Research: Oceans, 122: 1639-1642. [文内引用:1]
[109] 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 H, Tucker M E, Zenger D L(eds). Dolomites: a volume in honour of dolomieu. Int. Assoc. Sedimentol. Spec. Publ. : 133-153. [文内引用:5]
[110] Vahrenkamp V C, Swart P K, Ruiz J. 1988. Constraints and interpretation of87 Sr/86 Sr ratios in Cenozoic dolomites. Geophysical Research Letters, 15: 385-388. [文内引用:3]
[111] Vahrenkamp V C, Swart P K. 1990. New distribution coefficient for the incorporation of strontium into dolomite and its implications for the formation of ancient dolomites. Geology, 18: 387-391. [文内引用:1]
[112] Vahrenkamp V C, Swart P K, Ruiz J. 1991. Episodic dolomitization of Late Cenozoic carbonates in the Bahamas: evidence from strontium isotopes. Journal of Sedimentary Research, 61(6): 1002-1014. [文内引用:6]
[113] Vail P R, Mitchum R M. 1979. Global cycles of relative changes of sea level from seismic stratigraphy: resources, comparative structure and eustatic changes in sea level. In: Geological and Geophysical Investigations of Continental Margins. AAPG Memoir: 469-472. [文内引用:1]
[114] Vasconcelos C, McKenzie J A, Bernasconi S, Grujic D, Tiens A. 1995. Microbial mediation as a possible mechanism for natural dolomite formation at low temperatures. Nature, 377: 220-222. [文内引用:1]
[115] Vasconcelos C, McKenzie J A. 1997. Microbial mediation of modern dolomite precipitation and diagenesis under anoxic conditions(Lagoa Vermelha, Rio de Janeiro, Brazil). Journal of Sedimentary Research, 67: 378-390. [文内引用:1]
[116] Vasconcelos C, McKenzie J A, Warthmann R, Bernasconi S M. 2005. Calibration of the δ18O paleothermometer for dolomite precipitated in microbial cultures and natural environments. Geology, 33: 317-320. [文内引用:1]
[117] Veillard C M A, John C M, Krevor S, Najorka J. 2019. Rock-buffered recrystallization of Marion Plateau dolomites at low temperature evidenced by clumped isotope thermometry and X-ray diffraction analysis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 252: 190-212. [文内引用:1]
[118] Wang P X, Li Q Y. 2009. The South China Sea: Paleoceanography and Sedimentology. Springer: 172. [文内引用:1]
[119] Wang R, Jones B, Yu K F. 2019. Island dolostones: genesis by time-transgressive or event dolomitization. Sedimentary Geology, 390: 15-30. [文内引用:7]
[120] Wang R, Yu K, Jones B, Jiang W, Xu S, Fan T, Zhang Y. 2021. Dolomitization micro-conditions constraint on dolomite stoichiometry: a case study from the Miocene Huangliu Formation, Xisha Island s, South China Sea. Marine & Petroleum Geology, 133: 105286. [文内引用:2]
[121] Wang R, Xiao Y, Yu K F, Jones B, Wu L, Liang F, Yang Y, Chang B. 2022. Temperature regimes during formation of Miocene island dolostones as determined by clumped isotope thermometry: Xisha Island s, South China Sea. Sedimentary Geology, 429: 106079. [文内引用:4]
[122] Wang R, Yu K F, Jones B, Wang Y H, Zhao J X, Feng Y, Bian L Z, Xu, S D, Fan T L, Jiang W, Zhang Y. 2018. Evolution and development of Miocene “island dolostones”on Xisha Island s, South China Sea. Marine Geology, 406: 142-158. [文内引用:7]
[123] Wang X L, Planavsky N J, Reinhard C T, Hein J R, Johnson T M. 2016. A Cenozoic seawater redox record derived from238U/235U in ferromanganese crusts. American Journal of Science, 316(1): 64-83. [文内引用:1]
[124] Warren J. 2000. Dolomite: occurrence, evolution and economically important associations. Earth-Science Reviews, 52: 1-81. [文内引用:5]
[125] Wheeler C W, Aharon P, Ferrell R E. 1999. Successions of late Cenozoic platform dolomites distinguished by texture, geochemistry, and crystal chemistry, Niue, South Pacific. Journal of Sedimentary Research, 69: 239-255. [文内引用:3]
[126] Whitaker F F, Smart P L. 1990. Active circulation of saline ground waters in carbonate platforms: evidence from the Great Bahama Bank. Geology, 18: 200-203. [文内引用:2]
[127] Whitaker F F, Smart P L. 1998. Hydrology, geochemistry and diagenesis of fracture blue holes, South Andros, Bahamas. Karst Waters Institute Special Publication, 25: 75-82. [文内引用:1]
[128] Whitaker F F, Smart P L. 1993. Circulation of saline ground water in carbonateplatforms: a review and case study from the Bahamas. In: Horbury A D, Rorbinson A D(eds). Diagenesis and Basin Hydrodynamics. AAPG Bulletin, 36: 113-132. [文内引用:1]
[129] Whitaker F F, Smart P L, Jones G D. 2004. Dolomitization: from conceptual to numerical models. Geological Society, London, Special Publications, 235: 99-139. [文内引用:1]
[130] Wilson M E J. 2008. Global and regional influences on equatorial shallow-marine carbonates during the Cenozoic. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 265: 262-274. [文内引用:1]
[131] Winkelstern I Z, Lohmann K C. 2016. Shallow burial alteration of dolomite and limestone clumped isotope geochemistry. Geology, 44: 467-470. [文内引用:1]
[132] Wu S, Yang Z, Wang D, Lü F, Lüdmann T, Fulthorpe C, Wang B. 2014. Architecture, development and geological control of the Xisha carbonate platforms, northwestern South China Sea. Marine Geology, 350: 71-83. [文内引用:1]
[133] Yamamoto S, Kayanne H, Terai M, Watanabe A, Kato K, Negishi A, Nozaki K. 2012. Threshold of carbonate saturation state determined by CO2 control experiment. Biogeosciences, 9: 1441-1450. [文内引用:1]
[134] Zachos J, Pagani M, Sloan L, Thomas E, Billups K. 2001. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present. Science, 292: 686-693. [文内引用:3]
[135] Zhao H, Jones B. 2012a. Genesis of fabric-destructive dolostones: A case study of the Brac Formation(Oligocene), Cayman Brac, British West Indies. Sedimentary Geology, 267-268: 36-54. [文内引用:6]
[136] Zhao H, Jones B. 2012b. Origin of “island dolostones”: a case study from the Cayman Formation(Miocene), Cayman Brac, British West Indies. Sedimentary Geology, 243: 191-206. [文内引用:6]