2019, Vol. 35
2. 中国石化国际勘探开发公司, 北京 100083;
3. 西北大学地质学系, 西安 710069;
4. 中国石化西南油气分公司石油勘探开发研究院, 成都 610081
, WU HengZhi2, ZHOU LingFang1, HUANG KangJian3, DENG MeiZhou4, LI Yong4, DONG ShaoFeng1, WANG QiongXian4
2. International Exploration and Development Company, SINOPEC, Beijing 100083, China;
3. Geology department, Northwestern University, Xi'an 710069, China;
4. Exploration & Production Research Institute, Southwest Oil & Gas Company, SINOPEC, Chengdu 610081, China
白云岩储集体在油气勘探中占据了十分重要的位置。为更好地预测其时空分布，需要对白云岩成因进行研究(Lumsden and Caudle, 2001；Braithwasite et al., 2004；Machel，2004；Swart et al., 2005；沈安江等，2008；罗平等，2013)。白云石化成因模式较多，包括了微生物诱导下的原生(Vasconcelos et al., 1995；Vasconcelos and McKenzie, 1997；Sanz-Montero et al., 2006；Roberts et al., 2013；Petrash et al., 2017)、准同生的萨勃哈(Friedman and Sanders, 1967；Müller et al., 1990；Mazzullo et al., 1995)、蒸发泵-渗透回流(Adams and Rhodes, 1960；Soreghan et al., 2000; Luczaj and Goldstein, 2000)、中-深埋藏压实、热对流、地形与构造挤压、伸展与走滑有关的喷流型、热液白云岩等模式(Machel，2000；Davies and Smith, 2006)。所谓的“白云石问题”的核心是阐明高Mg/Ca流体的来源，如何克服镁离子成核过程中“动力学”障碍，阐明流体的源-汇关系，水文驱动以及时空分布等问题(Adams and Rhodes, 1960；Deckker and Last, 1988；Braithwasite et al., 2004；梅冥相，2012；钱一雄等，2012；陈代钊和钱一雄，2017；甯濛等，2018)。
川西中三叠统雷口坡组已有十多年的油气勘探史。它是一套以潮坪、潟湖相的云岩、灰云岩以及含膏岩层系。其残留厚度为600~1000m，埋藏一般大于5000m，发育多种类型的储集体(沈安江等，2008；陈莉琼等，2010；李凌等，2012；吕玉珍等，2013)。前人均认为本区下三叠统飞仙关组、中三叠统雷口坡组白云岩属于准同生期白云岩化成因(沈安江等，2008；王一等，2009；郑荣才等，2009)。大面积分布的白云岩往往与古海洋环境、沉积作用(尤其是膏岩)、海平面及高频层序界面变化、古气候等有关(黄思静等, 2005, 2006, 2007；李凌等，2012)。不同沉积微相中白云岩成因研究有助于深化对储集体的形成机理及时空分布的认识；在此，将膏盐湖、局限潟湖及潮坪相的白云岩成因作为本文聚焦点。
本文鉴于对中国石化西南油气分公司钻遇川西雷口坡组的主要探井、部分实测剖面的岩相学及地球化学研究成果而成。探井有新深1(XS1)、龙深1(LS1)、回龙(HL1)、潼深1 (TS1)、孝深1(XQS1)、彭州1(PZ1)、都深1(DS1)、鸭深1(YS1)和羊深1(SYS1)等9口探井(图 1a)。在沉积微相分析基础上，借助于阴极发光、有序度等分析资料，先按不同类型的白云石产状、结构形态分类；再综合运用包括碳氧、锶、镁同位素、微区碳氧同位素、元素地球化学等进行成因分析。文中讨论了白云石先驱物类型、白云岩过程中元素分异、流体性质、氧化还原条件以及白云岩形成时间等因素，尝试提出了雷口坡组三段上亚段与雷口坡组四段“超盐度、碱性浅潟湖中的“萨勃哈-微生物诱导”、潮坪及局限潟湖“蒸发泵-渗透回流白云石过程”并存的成因地质模式。
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图 1 研究区及探井的位置图(a)和地层综合柱状图及海平面相对变化图(b) Fig. 1 The figure shows the location of studies area and wells, delineating the distribution of gypsum or salt-bearing stratigraphy (a) and comprehensive stratigraphic column with a relative sea-level change of the third and fourth member of Leikoupo Formation of The Middle Triassic in NW Sichuan Basin (b) |
川西的中三叠统雷口坡组可划分出四个岩性段(黄东等，2011)，底部“绿豆岩”与嘉五段含膏云岩段为平行不整合接触。其中，雷口坡组一段(简称雷一段T2l1)为局限潟湖、潟湖及潮坪沉积；雷口坡组二段(简称雷二段T2l2)为局限、开阔潟湖、潮坪、障壁或滩坝沉积；川西台缘带、开阔潟湖中的潮间-潮下带上部的凝块-藻纹层、叠层石等微生物岩发育。雷口坡组三段(简称雷三段T2l3)发育了潟湖、潮坪、滩相沉积，局部含生屑的滩相、微生物席较为发育。雷口坡组四段(简称雷四段T2l4)可细分三个亚段：雷四中亚段(T2l4(2))和下亚段(T2l4(1))均为膏盐岩-膏云岩为主的潟湖沉积；上亚段又进一步划分为上储层段(T2l41-2(3))及下储层段(T2l43-4(3))：下储层段为台缘带至局限台地的潮间-潮下带上部的微生物岩、颗粒岩构成的滩(礁)和微生物席；上储层段为局限-开阔台地的弱云化含藻球粒、生屑泥晶灰岩沉积；属于高位体系域(HST)、并向上部过渡为进积体系(TST)，顶部与天井山组(T2t)开阔台地中台内滩的含生屑、鲕粒灰岩呈平行假整合接触(图 1b)。
2 分析方法本次室内工作主要包括：薄片和铸体共401件；阴极发光共123件；白云石有序度186件；扫描电镜63件；碳氧同位素250件(含微区)；锶同位素153件；常量、微量及稀土元素地球化学分析74件；镁同位素42件。
阴极发光鉴定是在中国石化石油勘探开发研究院构造与沉积储层实验室完成。所用仪器为BLM-3RX型阴极发光仪，电压10~20kV，0.5~1mA, 湿度 < 70%, 真空度0.03mbar。
扫描电镜分析是在中国地质大学(北京)的生物地质与环境地质国家重点实验室完成。
白云石有序度分析由成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室完成。使用仪器为D/max-2500型X射线衍射仪，阴极靶电压40kV，电流40mA, 连续扫描角度为20°~40°；有序度δ=I(015)/I(010)。
碳氧稳定同位素由国家地质实验测试中心矿床所完成。采用McCrea(1950)100%正磷酸法和Finngan-MAT252气体质谱仪，分析精度±0.2‰。首先将样品置温箱中烘干, 然后在真空中与100 %的正磷酸反应, 平衡温度50℃，平衡时间24h。CO2气体的碳、氧同位素测定由质谱计MAT251EM；国际标准V-SMOW，分析精度±0.2‰；微区碳氧同位素采样的牙钻钻头直径为1mm, 并标定为对应(原位)阴极发光图像、将钻取样品再研磨至小于200目, 方法同上，分析由中国科学院地质与地球物理研究所完成。
锶同位素是由核工业地质研究院测试中心完成。采用仪器为ISOPROBET热电离质谱仪，测量精度优于3×10-6。
镁同位素分析分两步进行：①通过阳离子交换柱对样品分离纯化；②纯化的镁溶液由中国地质大学(北京)同位素地球化学实验室完成。利用Neptune多接收电感合等离子体质谱仪(MC-ICPMS)，采用溶液法“样品-标样交叉”技术进行校正(Tipper et al., 2008)；采用δxMg=[(xMg/24Mg)样品/(xMg/24Mg)DSM3-1]×1000表示测试结果，其中x代表 25或26，DSM3为国际标样。测试数据的精度为0.1‰(2SD)岩石化学是由中国地质科学研究院地球物理地球化学研究所完成。样品在研磨成粉末前用去离子水清洗；清洗后研磨至200目以下。常量元素中Ca采用X射线荧光光谱法(XRF)测定(本次分析中，未测SiO2)。Hg和As采用原子荧光光谱法(CV-AFS)测定。其它常量、微量元素和稀土元素分析由等离子体质谱法(ICP-MS)和等离子体光谱法(ICP-OES)测定。标样为GSD-5、6、13，常量元素分析误差小于0.1%，微量元素分析误差(包括稀土)±1×10-6。
3 分析结果 3.1 岩石学钻井揭示雷口坡组三段-四段岩性组合自下而上依次为：①膏岩、与膏岩互层的泥晶云岩，分布于雷三段(T2l3)、雷四中亚段(T2l4(2))、雷四上亚段的下储层段(T2l43-4(3))；②残余藻云岩、粉晶云岩夹微生物灰岩、灰云岩及含膏质(角砾)泥粉晶云岩和少量粉细晶云岩；分布于雷四上亚段的下储层段，常见去云化；③含球粒、生屑泥晶灰岩，夹微生物灰岩、泥粉晶云岩、藻球粒云岩、灰质泥粉晶云岩和弱云化灰岩，分布于雷四上亚段的上储层段(T2l41-2(3))(图 2)。
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图 2 雷三段与雷四段的含膏泥晶云岩、藻云岩(叠层石)及膏岩图版 (a) HL1, 4 30-38/60，T2l4(2)，鸡肋状-梅花状-团块状膏质的泥晶云岩、灰白色呈塑性变形的膏岩和深灰色含膏泥晶云岩；(b) LS1, 11(82/88)-11(69/88), T2l43-4(3)，纹层状-半球形叠层石(LH-LLH-S)、角砾状含膏质团块的凝块云岩; (c) XS1：2 31-38/44, T2l43-4(3)，膏岩和残余藻球粒的粉晶云岩，似层状溶蚀孔洞; (d) SYS1：4 1-4/60, T2l41-2(3)，残余藻纹层的粉晶云岩 Fig. 2 Photograph of the gypsum or anhydrite-bearing finely dolomites, algae-dolomites (stromatolites) and anhydrocks occurred the third and fourth member of Leikoupo Formation in cores of wells of NW Sichuan Basin |
参考Sibley and Gregg(1987)白云岩的结构分类方案，即自形(euhedral，简缩为e)、半自形(subhedral简缩为s)、他形(anhedral简缩为a)以及组合方式(P-e、P-s、P-s-Non-a或Non-a)，并考虑鞍形(Sad)、胶结物中(P-c)及斑晶结构(P-p或Non-p)白云岩。同时考虑到研究区白云岩的不同产状，如残余藻结构的泥粉晶云岩的十分常见，除形态、晶体大小外，尽量根据其组构(如残留藻结构、交代、镶嵌方式、矿物共生等)，Fe和Mn元素含量(CL)等(Wheeler et al., 1999；Jones, 2005；Sanz-Montero et al., 2006)，从而进行如下划分：
(1) 先按晶体大小，分为：泥晶D0、泥粉晶D1、粉细晶D2；(2)再按残余藻结构进一步命名，将具有细菌、藻类捕获或黏结作用的暂划为微生物云岩(MD)；(3)按残留藻结构，如D0又进一步分为：纹层或黏结(D01)、藻球粒(D02)、藻鲕粒及藻(砂)屑或凝块(D03)；(4)若与石膏伴生，则加前缀“A”；灰云岩或云化灰岩，分别加修缀C或D。对胶结物或孔洞充填物，限于篇幅，不在此讨论。研究区白云岩较为常见有：
① 与石膏伴生的泥晶云岩AD0：半自形为主、次之为他形或自形。大小范围为 < 1μm ~15μm, 一般为1~5μm。它常与硬石膏、天青石、菱镁矿、萤石及黏土矿物等共生，以发暗紫色、暗紫红、蓝紫色为特征、少量发玫瑰红、橙红或暗橙黄红等(CL)。主要分布于T2l4(2)和T2l3，有序度δ平均为0.63(样本数N=30, δ=0.54~0.84)(图 3a)。
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图 3 雷三与雷四段的含膏泥晶AD0 (a)、泥粉晶白云岩D1 (b)及微生物云岩MD (c)有序度分布 Fig. 3 Photograph showing the distribution of sequentiality of dolomites of anhydrite-bearing finely dolomites AD0 (a), finely and microcrystalline dolomite D1 (b) and microbially dolomites MD (c) |
② 泥晶云岩D0：半自形为主、次之为自形、他形。大小可分为1~10μm和10~20μm。常见残余藻纹层或球粒结构，发暗紫色、紫红、玫瑰红、橙红等(CL)。分布广、有序度δ平均为0.59(样本数N=20, δ=0.42~0.83)。
③ 泥粉晶云岩D1：半自形、自形为主、他形次之。大小可分成以下区间：10~30μm、20~50μm及20~ < 100μm。常见窗格构造、残余藻结构，如藻纹层、藻黏结、球粒、团粒或凝块等。有少量有孔虫、介形等生屑。去云化、去膏化较普遍，发橙红、紫红、玫瑰红及暗紫色为主、少量发暗橙黄红、亮橙红(图 4d-f)。有序度δ平均为0.68(样本数N=41, δ=0.48~0.99)、变化较大(图 3b)；分布最广。
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图 4 川西地区中三叠统雷口坡组雷3段-雷4段的不同类型白云岩(石)类型图版 (a、b) HL1-007, 4692.00m，T2l4(2)，藻纹层泥晶云岩与膏岩互层，AD01发玫瑰红(CL)，硬石膏(Anh)不发光；(c) TS1-020, 5843.20m, T2l4(2)，含膏质、天青石泥粉晶云岩AD0、AD1，天青石Cel=50~100μm，斑块状Anh=20~200μm，以Dol、Anh和Cel顺序结晶; (d) PZ1-017，5820.51m, T2l43-4(3), 粉晶白云岩D1，30~50μm，半自形、雾心亮边，发紫橙红(CL), BC-晶间孔；(e、f) SYS1-099, 6194.03m，T2l43-4(3), 含灰残余藻球粒粉晶云岩CD12，半自形，5~50μm，去云化占5%~8%(C1不发光)，D12发较暗紫红、边缘较亮，孔洞C2方解石发橙黄红, 萤石(Flu)发蓝光；(g) SYS1-085, 6190.94m, T2l43-4(3)，半自形、直面粒状镶嵌状的粉细晶云岩D2，20~110μm，Por-孔隙，Vug-溶洞; (h、i) SYS1-230 6225.15m，T2l43-4(3)，藻凝块灰质云岩(MD-CD3)，凝块CD3发中强紫红、亮紫红、孔洞C1方解石发较暗桔红或不发光、少许长石(Pl)发蓝光、黄光，FC为纤状胶结物，Bit(沥青)不发光、Cla(黏土)发暗蓝色光；(j) SYS1-6189.32m，T2l43-4(3)，叠层石(半球形SH)云岩(MD-CD01)，沿横张裂隙发生了去云化(DC1)，纤状胶结(FC)，茜素红染色；(k) SYS1-6228.65m, T2l43-4(3)，残余“海绵状-泡沫状”含灰藻云岩(MD-CD3)，纤状、粒状及等厚(FC、GC和IC)胶结，溶孔洞(Vug)；(l) YS1(5766.72)-CS-6, 5766.42m, T2l43-4(3)，树枝石或凝块云岩(MD)，Arb-树枝状，B泡沫状孔洞；(m) SYS1-177，6214.36m, T2l43-4(3)，有孔虫藻黏结含云灰岩(DC-MC)，发育分支状生物钻孔-钙质细管及生物扰动，BCM微生物-有机质-黏土矿物；(n) DS1-014，6175.50m, T2l41-2(3)，含云泥晶灰岩(DC)，自形(ED)、半自形状交代D1或D2，20~100μm; (o) SYS1-6194.42m, T2l43-4(3)，含灰粉细晶云岩(CD1-CD2)，半自形-自形ED，10~120μm，沿晶体中心发生去云化(DC1)、呈“蝇翅状”，茜素红染色 Fig. 4 Various dolomite phases under plane-polarized light (PPL), cathodoluminescence (CL) and SEM in the third and fourth members of Leikoupo Formation |
④ 粉细晶云岩D2：自形、半自形为主。大小为20~120μm，个别样品可达150μm。阴极发光受伴(共)生矿物的影响，即在含膏层系中(T2l4(2)和T2l3)，发暗紫色、暗紫红、蓝紫色为主；在含灰云岩中(T2l41-2(3))，发橙红、黄橙红或暗橙红；发育残余藻结构(T2l43-4(3))中发暗紫红、玫瑰红、橙红为主。平均有序度δ为0.68(样本数N=23, δ=0.51~0.92)，有序度稍高。分布层位较广、但不常见(图 4g)。
⑤ 微生物白云岩MD：Riding(2000)按照宏观组构，微生物碳酸盐岩划分出叠层石、凝块石、核形石微生物岩等(图 4h-m)。其发光性类似于④。平均有序度δ为0.60(样本数N=40, δ=0.40~0.99)。主要分布T2l43-4(3)和T2l4(2)。其中，LS1井的T2l4(2)中的含膏质藻球粒、藻纹层及凝块云岩中，发蓝紫、紫红光(CL)；8件样品有序度δ>0.70(δ=0.71~0.99)，占样品数的1/2(图 3c)。
⑥ 含云的藻灰岩DC、灰质藻云岩CD：指残存保留了各种藻结构，如藻丝体、球粒或凝块。根据选择性白云岩化(或去白云岩化)强弱，又划分出云质藻灰岩(DC)和灰质藻云岩(CD)(图 4m-4o)。以交代残余结构中的自形、半自形粉晶-粉细晶云岩为主；发暗紫、紫红、黄橙红、粉红等(CL)；平均有序度δ为0.63(样本数N=32, δ=0.51~0.82)。主要分布于T2l41-2(3)中。
⑦ 去云化泥粉晶云岩(DD0-DD1)、粉晶云岩(DD1)：一般为半自形-自形晶。往往沿白云石晶体中心发生去云化，具有“蚊蝇翅状”的结构(图 4o)。发紫红色、橙红、玫瑰红、暗橙红；他形方解石不发光或发橙黄红色光(图 4f)。主要分布于T2l43-4(3)。
不难看出，研究区的白云岩类型较多(图 4、图 5a)，但多以泥、泥粉晶云岩为主。残余藻结构明显；以暗紫色、暗紫红、蓝紫色为主、少量发玫瑰红、橙红的阴极发光为特征。有序度变化范围大、总体较低；重结晶作用弱、为进一步利用碳(氧)同位素以及元素地球化学进行成因分析创造了有利的条件。
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图 5 川西雷四段部分井取芯段不同类型白云岩分布(a)取芯段及剖面中潮坪、潟湖向上变浅米级序列(组合)(b) 在图 5b中，a-h为潮坪环境的潮下(上部)至潮上带岩石类型；i-l代表了潟湖的主要岩石类型.图例见图 1 Fig. 5 The distribution of different types dolomites in coring of wells (a) and schematic diagrams for shallowing upward depositional unite with metre-scale cycles of sequences for the tidal flat and lagoon environment (b) in the coring of wells and geological profiles of Leikoupo Formation |
简而言之，碳酸盐岩微相是描述沉积学和古生物学综合特征、进行岩石分类与沉积环境解释的有力工具(Flügel，2004)。镶边台地(26种)及缓坡台地模式(30种)中标准微相是以灰岩为主，较少涉及白云岩。对比发现：川西雷口坡组中标准微相有：(1)无纹层似球粒颗粒灰岩及泥微晶云岩，递变纹层SMF16(如XQS1-021，5740.50m)；(2)含腕足的藻球粒泥微晶灰岩、含核形石的凝块岩-集合粒颗粒灰岩SMF17(如SYS1-6122.83m；SYS1-6192.55m；SYS1-239，6227.02m)；(3)含有孔虫(球瓣虫)的藻球粒-凝块灰岩SFM18(如DS1-007，6178.10m)；(4)皱纹状-半球状(SH-LLH)叠层石灰岩SFM20 (如SYS1-6189.32m，YS1-5728.45m，LS1, 6001.60~6000.00m, LLH-C和LLH-S叠层石)；(5)发育窗格孔的藻黏结岩SMF21(SYS1-6226.54m)和(6)纹层状蒸发盐-泥晶云岩SMF25(如HL1-007, 4692.00m)。
不难看出：上述微相主要发育于蒸发潟湖、局限台地，少数为开阔台地。是否存在镶边台缘带的沉积微相有争议。如碎屑支撑的单矿物灰岩角砾岩SMF13、苔藓虫灰岩SMF7、含腹足藻球粒灰岩中SMF8、含有被包壳和被磨蚀骨屑颗粒的生屑灰泥质的颗粒灰岩(有孔虫+腕足+棘皮)(SMF10-11)等微相的认识意见不一，不在此讨论。
不同沉积微相中的白云岩类型不同(Soreghan et al., 2000)。含膏泥晶云岩AD0一般出现于潟湖、潮上带；泥晶云岩D0分布较广泛，潟湖以及潮坪相中均可见；粉晶云岩D1主要分布于潮坪的潮间至潮下带，也有分布于潟湖、潮上带；粉细晶云岩D2较少见，一般发育于潮间至潮下带；微生物云岩MD主要发育于潮间至潮下上部或潟湖的微生物席、滩相中，潮上带偶见；云质灰岩或灰质云岩发育于潮下带及潟湖中(图 5a)。
在潮坪沉积中根据岩性、结构构造和古生物特征等，由深变浅，大致可划分出：a潮下颗粒滩-潮间的微生物礁(席)；b潮下上部的滩相与潮间的微生物席；c潮下上部微生物滩与潮间的白云岩；d潮间的颗粒滩相与潮上白云岩；e潮间的颗粒滩相与潮上含泥白云岩；f潮间微生物滩与潮上白云岩；g潮间微生物席、潮上带的膏岩与云岩，发育沉积间断与大气淡水作用，偶见泥裂；h潮间的微生物滩与潮上含泥白云岩，沉积间断及大气淡水作用，发育钙华。在潟湖沉积环境中；主要发育了：i潮下上部微生物滩、席和潮间的微生物席(似球粒云岩)以及潮上的膏岩(盐岩)及云岩, 经历了相对水深的潟湖至蒸发的浅潟湖相对完整的过程；j蒸发的浅潟湖的膏云岩至高潮期海水补给的似球粒云岩；k与j相似，上部发育薄层的微生物藻类(岩)；l蒸发的浅潟湖中的含膏云岩，可见垮塌现象(图 5b)。
3.3 碳、氧、锶及镁同位素前人(Kaufman et al., 1993)研究表明δ18OPDB < -5‰，碳酸盐岩可能已遭受蚀变；δ18OPDB < -10‰时，指示发生了强烈的蚀变, 样品中硫、碳同位素数据不能使用。全岩氧同位素分析结果表明(表 1):182件中103件样品δ18OPDB < -5.0‰，71件样品为-8.1‰ < δ18OPDB < -5.0‰，且大多数为-6.5‰ < δ18OPDB < -5.0‰。考虑样品δ13CPDB平均为2.0‰(仅有5件为负值)，白云岩与灰岩氧同位素的差异(3‰±1‰，Major et al., 1992), 据此认为绝大多数样品保留了原始海水信息。
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表 1 雷三与雷四段不同类型白云岩有序度、碳氧锶镁同位素平均值及其变化范围The Table 1 average values and variation range of sequentiality, carbon, oxygen, strontium and magnesium isotope samples studied for various dolomite types |
对不同类型的白云岩的196件的碳、氧同位素的统计可见(表 1)：不同类型的白云岩δ13CPDB平均值具有以下特征：D2>MD>D1>CD>AD0>D0; δ18OPDB平均值AD0>D0>D2>MD>D1>CD。总体来看，泥晶云岩或含膏泥晶云岩δ13CPDB和δ18OPDB相对较低，更接近当时全球海水平均值(δ13CPDB=2‰，δ18OPDB=-0.8‰~-0.5‰；Geske et al., 2012)；泥粉晶云岩、粉细晶云岩及灰云岩的δ13CPDB相对较高、δ18OPDB相对负偏，指示稍高的结晶与埋藏温度或成岩流体性质稍有差异(Swart et al., 2005)；AD0、D0相对高δ18OPDB，更接近高盐度环境和间隔有潮湿气候条件(Major et al., 1992)；拟或为有机成因和微生物席。与匈牙利三叠纪微生物席中云岩相似δ18OPDB(0.5‰~1.60‰，Hips et al., 2015)。
由表 1可见，含膏质泥晶云岩(AD0)、泥晶云岩(D0)、微生物云岩(MD)的87Sr/86Sr平均值与中三叠世的海水87Sr/86Sr (0.7076~0.7080)(Vahrenkamp and Swart, 1990；黄思静等, 2005, 2006)相同。少数样品87Sr/86Sr>0.7080 (AD0中3件、D03中3件和MD中6件，分别占1/9、1/5和2/7)；而泥粉晶、粉细晶白云岩87Sr/86Sr平均值>0.7080，占样品1/2左右(D1中17件、D2中11件)。87Sr/86Sr与锶含量呈弱的反比关系(图 6c); 含灰云岩、含云灰岩则介于两者之间；87Sr/86Sr平均值：D1>D2>CD>MD>D0>AD0，与对应的δ18OPDB平均值的变化趋势相反(图 6b)，反映出陆源锶(放射性)的影响依次减弱、流体性质不同(Vahrenkamp and Swart, 1990；Major et al., 1992；Machel, 2000；Compton et al., 2001；Swart et al., 2005；Halverson et al., 2007; Geske et al., 2012)
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图 6 雷三与雷四段不同类型白云岩中的氧和碳(a)、锶和氧(b)同位素分布及锶与锶同位素关系图(c) Fig. 6 Carbon isotope vs. oxygen isotope (a), strontium isotope vs. oxygen isotope (b) and content of strontium vs. strontium isotope (c) crossplots of the different dolomities in the third and fourth members of Leikoupo Formation The gray box indicates the values of Triassic sea waters from Veizer et al. (1999) |
δ26Mg平均值为MD>D1>AD0>CD>D2>D0。其中，泥晶云岩、粉细晶云岩、含灰云岩以及含膏泥晶云岩中的δ26Mg平均值较低，较为接近(-2.124‰~-1.956‰)。在微生物云岩中，若将凝块与藻纹层和藻黏结云岩分开，4件凝块云岩中的δ26Mg平均值为-1.705‰(-1.807‰~-1.607‰)，相对较高，反映出颗粒大小影响δ26Mg值。泥粉晶云岩δ26Mg平均值(-1.827‰)较高、变化范围较大(-1.883‰~-1.525‰)；粉细晶云岩平均值较低(-2.034‰)、变化范围也较大(-2.241‰~-1.737‰)。
4 元素地球化学前人提出, 可采用Mn≦300×10-6，Fe≦3000×10-6和Sr/Mn＞0.5~2.0等指标来判定碳酸盐岩样品的保存及成岩改造强度(Denison et al., 1994)。在74件岩石化学样品中(表 2)，仅有1件样品的Mn=690×10-6(>300×10-6)，绝大多数样品40×10-6 < Mn < 90×10-6, 5件样品Fe≥3000×10-6；除了2件样品外，其余样品的Sr/Mn＞1.5，指示了成岩流体改造相对较弱。
由表 2及图 7a可见，不同类型中云岩中的常量组成中SiO2、Al2O3和TiO2含量相对较低；但含膏质泥晶云岩(AD0)相对较高，SiO2、Al2O3和TiO2的平均值达2.6%、0.37%和0.028%。这与显微镜、扫描电镜特征较为一致，。即白云岩中含微量的石英、长石、黏土矿物、金红石等矿物。Fe2O3为0.22%~0.38%(平均为0.231%)、FeO为0.18%~0.31%；稍低于碳酸盐岩的平均值(0.38%)。除微生物云岩(MD)、泥晶云岩(D0)外稍高外，其它类型白云岩中MnO相差不大，平均含量(范围)依次为：D0 69×10-6(40×10-6 ~190×10-6)>MD 62×10-6(40×10-6 ~90×10-6)>AD0 58×10-6(40×10-6~110×10-6)>D1 54×10-6(40×10-6 ~90×10-6)>CD 53×10-6(10×10-6~90×10-6)>D2 52×10-6(40×10-6~70×10-6)。反映出沉积水体较浅、相差不大；已知富含文石的浅水中贫Mn(＜20×10-6)；富含方解石的较深水碳酸盐岩Mn含量可大于1%(刘英俊等, 1984; Tribovillard et al., 2006)。泥粉晶(D1)、粉细晶(D2)及微生物云岩(MD)中，反映盐度或碱性程度Na2O、K2O含量相差不大，但含膏质泥晶云岩(AD0)及泥晶云岩(D0)中相对较高(图 7a)。
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表 2 雷三与雷四段不同类型白云岩常量(wt%)和部分微量元素(×10-6)及比值的平均值及其变化范围 Table 2 The average values and variation range of major elements (wt%), minor elements (×10-6) data and ratios of different dolomites in the third and fourth members of Leikoupo Formation |
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图 7 雷三与雷四段不同类型白云岩部分常量元素、变化范围和Mg/Ca (a)和反映气候、沉积水深等参数(b) Fig. 7 The content and variation range of some major element, Mg/Ca (a) and parameters indicating climate and water depth (b) for different dolomites in the third and fourth members of Leikoupo Formation |
含云膏岩、含膏质泥晶云岩(AD0)和泥晶云岩(D0)等9件样品具有高含锶(Sr=2074×10-6~26783×10-6)，主要分布于雷四的中亚段(HL1、LS1、TS1井)、少量于雷三段、雷四上亚段的下储层段(SYS1)，且与天青石、石膏等伴生。由于文石与天青石(SrSO4)均为9次配位，易形成液相混溶体(刘英俊等, 1984)。在排除独立锶矿物后(天青石)样品的锶含量平均值：AD0为370.3×10-6，明显高于其它类型，反映出咸化海水的特点。Sr、Rb平均含量具有：AD0>D0>D1>D2>MD>CD，也指示了AD0、D0的海水蒸发程度相对较高。
指示海水来源、水深的B平均含量为3.9×10-6~8.4×10-6, 且D2>MD>AD0>D1>CD>D0；比海水的平均值(4.5×10-6)呈略低或稍高，但比一般蒸发岩高(0.1×10-6~1.0×10-6)(郑永飞和陈江峰，2000)。
膏质泥晶云岩(AD0)稀土总量(ΣREE)平均值较高(6.7×10-6)；灰质云岩CD(2.3×10-6)较低。其它类型白云岩的平均稀土值差别小反映了白云岩在形成过程中，稀土元素不易迁移的特征。
反映碳酸盐岩生产力的营养水平的元素及水深的V平均含量：AD0>D0>CD>MD>D1>D2；Cr平均含量：AD0>D0>D2>D1>MD>CD。既反映生产力的营养元素水平或水深，又指示热水活动的Ba(刘英俊等，1984)的平均含量：MD>CD>D1>D0>AD0>D2。Ba与Sr物理化学性质相似，常以泥质、硫酸钡(重晶石)或氧化锰相联系; 但上述不同类型的白云岩中，Ba含量与锶、锰含量并不相关；因此，微生物云岩MD或灰云岩CD相对高的Mn含量，推测与细菌与藻类微生物活动有关。指示热液(水)活动Ni平均含量为MD>D2>D0>CD>D1>AD0；Zn平均含量为D0=D1>D2>MD>CD>AD0；U的平均含量为：D2>D0>CD>MD>D1>AD0(表 2)。
在元素比值或其它参数中反映气候条件的FeO/Fe2O3 < 1, 且具有MD>D0>AD0>D2=D1>CD；MnO/(FeO+Fe2O3) < 1, D0>CD=D1>AD0>D2=MD；均反映了干旱、炎热以及较浅水的特征(图 7b)。反映白云岩化程度及水深的Mg/Ca：AD0>D2>D0>MD>D1>CD。指示海水来源(正常海水中：Rb/K>12、Sr/Ba>1，Tribovillard et al., 2006)的Sr/Ba的平均值：AD0>D0>D2>D1>MD>CD(图 7a)。AD0较高的Sr/Ba值(表 2，图 7b)，显然为咸化潟湖的特征(Tribovillard et al., 2006)。在重结晶或白云岩化过程中(从非化学构式至化学构式)Sr/Ba降低明显(Land，1980)。反映水深的U/Th平均值：D2>CD>MD>D0>D1>AD0(图 7b)。
不同类型白云岩的δCe平均值介于0.78~0.87之间，AD0>D0>MD=CD>D2>D1，总体呈无或弱负铈异常。轻重稀土分异LREE/HREE：D1>D2>CD>D0>MD>AD0。其中，MD以及AD0轻稀土相对亏损，既可能因硅质陆屑、铁氧化物、含磷矿物等亏损造成，更可能指示了保存的海水(Loope et al., 2013)。
综上所述，AD0或部分MD、少量D0主要代表了咸化海水，相对富营养、细菌与藻类微生物活动强的环境的产物；具有发育文石或原白云石结构的环境。D2代表的水体相对稍深、温度稍高环境，但总体为干旱、炎热的较浅水沉积环境。
综上所述，不同类型白云岩有以下特点：
(1) 研究区的白云石类型较多，大致可划分三类：一是与膏(盐)岩伴生的含膏泥晶云岩(AD0)；其二残留各种藻结构的泥晶(D0)、泥粉晶(D1)和粉细晶云岩(D2)以及部分微生物云岩(MD)；其三是存在交代结构灰云岩(将去云化、云质灰岩暂归入此类)。
(2) 白云石晶体大小变化大，可划分出三类：一是含膏泥晶云岩(AD0)、泥晶(D0)为主，分别 < 5μm和 < 10μm~20μm；二是泥粉晶、粉晶云岩或少量粉细晶云岩，大小分别 < 30μm、50μm或120μm；三是凝块、核形石或藻纹层(叠层石)等；阴极发光以暗紫色、暗紫红、蓝紫色为主、少量发玫瑰红、橙红；铁、锰含量相对较低、且变化不大，平均有序度较低，但变化范围较大。
(3) 白云石主要发育于潮坪、潟湖二大类环境，存在广盐、超盐度的介质条件；一是以高镁方解石、文石、原白云石、白云石或菱镁矿、软石膏为主；另一种以高镁方解石、文石、硬石膏以及相对富硅、铝质(钠长石、石英、玉髓等出现)的高碱性环境；AD0主要代表较浅的、富碱、高盐度、弱还原的潟湖环境(萨勃哈沉积)；D0、D1、部分D2(部分CD0、CD1，代表为干旱为主、间隔潮湿的气候环境下的潮坪环境。
(4) 不同类型的白云岩中δ13CPDB、δ26Mg相差不大，δ13CPDB接近三叠纪的海水平均值(δ13CPDB=2‰)，含膏质泥晶云岩(AD0)的87Sr/86Sr平均值与当时中三叠世海水(0.7076~0.7078)接近。其中，4件含膏泥晶云岩AD0、D0、MD的δ13CPDB平均为-0.325‰ (-2.9‰~1.0‰)、δ18OPDB平均为-5.38‰ (-5.60‰~-5.20‰)，δ26Mg=-2.124‰，负偏现象明显，可能继承了部分细菌、藻类降解形成有机碳源(δ13CPDB)特征(Compton et al., 2001；Sanz-Montero et al., 2006)。另外，胶结物及早期溶孔方解石中出现了δ13CPDB=-15.5‰~-10.25‰，也佐证这一推断。少量异常高的87Sr/86Sr白云岩的存在，反映出地层水(或地下水)参与了白云岩形成过程(Compton et al., 2001；郑荣才等，2009)。在不同类型白云岩、胶结物与溶孔充填物中，均存在δ18OPDB>0.5(少数达1.0‰~2.70‰)的样品，反映了白云岩形成与蒸发地表水沉淀作用有关(Compton et al., 2001)，拟或为微生物席有机成因，即在干旱气候为主导、频繁出现沉积间断的环境中，有助于膏溶及微晶白云石形成，以及微生物诱导下的白云石的沉淀作用(Sanz-Montero et al., 2006)。
(5) 去云化的灰云岩(CD0-CD1)Mg/Ca、Sr、B、Na2O+K2O、δ18OPDB、ΣREE等均比其它类型的白云岩低，但87Sr/86Sr、δCe、CaO及Fe2O3相对较高，指示了早期成岩中经历了短期的潮湿气候以及大气淡水作用。
5 讨论郑荣才等(2009)指出：川西下三叠统飞仙关组发育了一套膏云岩沉积，对其准同生期强烈蒸发的潟湖、潮坪环境下的白云岩成因无大争议。哪么雷口坡组三段及雷四段是否存在“文石海”或“微生物诱导白云岩”？不同亚微相中白云岩(化)的流体性质、介质条件是否相似？大规模的白云岩(化)发育阶段及时间？另外，白云岩形成受沉积和成岩环境中的生物化学、物理化学等多因素控制，地球化学指标的有效性、多解性也需值得重视。
先简单回顾一下渗透回流白云岩形成机制。Adams and Rhodes(1960)首次提出回流渗透白云岩成因模式。即通过强烈的海水蒸发泵作用，孔隙流体中镁/钙比升高、由盐度差异驱动流体向下、侧向流动，文石和方解石灰泥沉积物产生白云岩(化)。近期研究对此模式进行了改进(Saller and Henderson, 2001; Machel, 2004; Whitaker et al., 2004; Rameil, 2008; 袁鑫鹏和刘建波，2012)。强调了气候对白云岩类型的影响(Balog et al., 1999; Warren，2000; Vandeginsteand John，2012)，解释了近源分布的极细泥粉晶白云石，远端白云石晶径增大原因(Wahlman，2010)。细分了台地内中等盐度的回流渗透作用，认为存在“活跃”及“隐伏”回流。并明确了地形梯度(topographic head-driven)型、密度(density-driven)型和挤压驱动(compaction-driven)等3种水动力机制(Saller and Henderson, 2001; Machel, 2004; Whitaker et al., 2004)。由于存在过度白云岩化现象(overdolomitization)，不会出现“由上至下、岩层孔隙度逐渐降低”现象。
5.1 白云石前驱物白云岩形成前驱物中主要为方解石或文石型。矿物构型直接影响了白云石究竟是交代、还是准稳态的快速转化过程。方解石型易被原子半径小于Ca2+(1.06Å)类质同像替代，如Cd2+ (1.03Å)、Mn2+ (0.91Å)、Fe2+ (0.86Å)、Zn2+ (0.83Å)或Mg2+ (0.78Å)；文石型易被较大离子如Sr2+(1.27Å)和Ba2+(1.43Å)替代(刘英俊等，1984)。因此，可利用白云石中上述元素相对含量来判断白云岩交代的前驱物的类型、进而推测其白云岩形成过程。
从Mn2++Fe2++Zn2+与Sr2++Ba2+的平均值和变化范围分析(表 2、图 8)：含膏质泥晶云岩(AD0)呈较好的指数的线性相关，指示白云岩前驱物极有可能为“文石型”；而排除了天青石矿物存在的部分样品外，部分泥晶云岩(D0)以及微生物云岩MD中，Sr2++Ba2+>Mn2++Fe2++Zn2+，反映出前驱物可能为“文石型”。但绝大多数样品Sr2++Ba2+ < Mn2++Fe2++Zn2+，因此，大多数白云石先驱物仍为方解石型。
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图 8 雷三与雷四段不同类型白云岩中Mn2++Fe2++Zn2+与Sr2++Ba2+关系 Fig. 8 Mn2++Fe2++Zn2+vs. Sr2++Ba2+for different dolomites in the third and fourth members of Leikoupo Formation |
如前述，反映白云岩成因特征有Mg/Ca、有序度、晶体大小、结构及同位素特征。在此，利用不同白云岩(化)成因中的部分元素含量的变化，厘定白云石形成过程。基本原理是不同元素在流体中的可迁移性不同。即亲石的大半径阳离子Rb、K、Sr、Ba与Mg、Ca、Na等在流体中容易迁移；Cu、Ni、Co、Mo、Mn、P、S可迁移；弱迁移元素有Fe、Al、Ti、Sc、Y、REE等(刘英俊等，1984)。在上述不同类型白云岩中：易迁移元素(Rb+Sr+Ba)平均值：MD>CD>D1>D0>AD0>D2；易迁移元素(K++Mg++Ca+Na)平均值为CD>D1>MD>D2>D0>AD0。可迁移元素(Cu+Ni+Co+Mo+Mn+P)的平均值：D2>D0>MD>AD0>D1>CD。弱迁移元素及氧化物Fe2O3+FeO+Al2O3+TiO2平均值：MD>AD0>D2>CD>D1>D0；Sc+Y+REE平均值为AD0>MD>D2>D1>D0>CD(图 9)。因此，MD或AD0保留较多的相对惰性的元素，反映出原生的特点，D1或D2易迁移元素含量较低，指示白云石过程中的流体-岩石作用程度相对较高。
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图 9 雷三与雷四段不同类型白云岩中易迁移、可迁移、弱迁移元素的平均值及变化范围 Fig. 9 The content and variation range for easily migratable, migratable and weakly migratable elements for different dolomites in the third and fourth members of Leikoupo Formation |
从前述的常量中Na、K以及B、Sr、Rb微量元素含量以及Rb/K、Sr/Ba反映出至少有二种的环境，(1)AD0为高盐度的咸化潟湖；(2)微生物云岩MD、灰云岩CD为偏咸的正常或中等盐度环境。
现今海水由较为均一镁同位素组成。δ26Mg＝-0.87‰~-0.75‰ (n=25)；陆地水变化较大，δ26Mg＝-2.93‰±1.13‰ (n=217)；碳酸盐岩中则轻镁同位素：δ26Mg＝-4.84‰~-1.00‰ (平均为-3.09±2.66‰, n=40) (朱祥坤等，2013)。不同类型白云岩δ26Mg值与晶体大小有关(Lavoie et al., 2014)：泥微晶云岩(4~5μm)δ26Mg=-1.92±0.30‰，粉细晶云岩(50~150μm)δ26Mg=-1.75±0.34‰，鞍形白云岩(≥500μm)δ26Mg=-1.58±0.31‰。
δ26Mg受其源汇、溶解与沉淀(一般认为早期比晚期白云石δ26Mg要轻)、非平衡状态下分馏、结晶速率及晶体大小等因素影响(Shirokova et al., 2011; Li et al., 2012; Mavromatis et al., 2012, 2013; Azmy et al., 2013; Fantle and Higgins, 2014; Lavoie et al., 2014; Geske et al., 2015)。主要与流体性质及晶体大小有关(Geske et al., 2015)。
研究区不同类型白云岩变化区间比同类型的变化范围小，从AD0、D0、D1、D2、MD至CD，δ26Mg平均值呈“之”变化(图 10)。MD、D1平均值相对高一些，但D2较低，反映出δ26Mg不仅仅受晶体大小影响；一般来说，AD0或MD先结晶出，但其δ26Mg平均值且高于D2对应值，即不完全仅受结晶顺序的控制；同时，也不随流体迁移方向δ26Mg逐渐变正(流动水模拟AF)(甯濛等，2018)。
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图 10 雷三与雷四段不同类型白云岩δ26Mg平均值及变化范围 Fig. 10 The content and variation range for δ26Mg for different dolomites in the third and fourth members of Leikoupo Formation |
下面利用镁同位素值δ26Mg与δ18OPDB、δ26Mg与87Sr/86Sr(图 11)和Sr含量与87Sr/86Sr协同变化对流体性质的识别。
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图 11 雷三与雷四段不同类型白云岩镁同位素对氧同位素(a)和锶同位素(b)关系图 Fig. 11 Magnesium isotope vs. oxygen isotope (a) and strontium isotope (b) crossplots of the different dolomities in the third and fourth members of Leikoupo Formation |
泥粉晶或粉细晶云岩δ26Mg与δ18OPDB呈弱的负相关(图 11a)，由于δ26Mg不受温度影响(Tipper et al., 2008; Nash and Mclaren, 2007; Li et al., 2010; 朱祥坤等, 2013)，可推断白云岩形成中有不同的镁同位素的流体输入，或半封闭体系下的同位素分馏效应导致(Higgins and Schrag, 2010)。泥晶云岩、含膏泥晶云岩δ26Mg与δ18OPDB呈弱正相关(图 11a)，且Sr含量与87Sr/86Sr呈弱的负相关性(图 6c); 说明白云岩Mg的来源相似、主要受控于海水蒸发程度；δ26Mg与87Sr/86Sr呈弱负相关的协同关系(图 11b)，指示了流体来源、结晶顺序或快速白云岩形成的影响。由于镁同位素分馏系数不受溶液pH、Mg、CO32-以及生物量、含蓝细菌等影响(Mavromatis et al., 2012, 2013)。其“生物效应”明显(Li et al., 2010；Mavromatis et al., 2012)。原生或准同生中“原白云石失稳、快速白云化”过程，可造成了白云石的δ26Mg较低(Shirokova et al., 2010)。而发生于扬子地区二叠纪未至早三叠世生物绝灭事件(黄思静等, 2005, 2006)，古环境、气候环境的状态(包括高CO2分压、强温室效应、海平面变化等)造成生物新陈代谢、能量消耗增大，如较浅潟湖中的蒸发海水中的含氧量降低，有利于蓝细菌生长、钙化作用和微生物介导下原生白云岩形成(Vasconcelos et al., 1995；Vasconcelos and McKenzie, 1997; Perri and Tucker, 2007)。
5.4 介质中碱度(pH)如前述，雷三段、雷四中、下亚段中的膏岩、含膏云岩、微生物席(包括似球粒云岩等)发育及组合指示了普遍潟湖环境。无论是广盐或高盐度的潮坪、还是超盐度的潟湖，流体成份都由输入的流体成份和蒸发程度而定。在此，参考了湖相中存在的三种典型的蒸发途径(二种中性、一种碱性)。HCO3-含量视为碱度，根据溶液中的HCO3-含量与Ca2++Mg2+比值而定。以高镁方解石、文石、原白云石、白云石或菱镁矿、软石膏为主的中性海水的浓缩途径；或是高镁方解石、文石、硬石膏以及相对富硅、铝质(钠长石、石英、玉髓出现)的碱性环境(Nash and Mclaren, 2007)。根据矿物组合、含膏质泥晶云岩(AD0)以及微生物云岩(MD)相对较高Si、Al和Ti(表 2)等判断，上述二种环境出现于雷三段、雷四段，蒸发作用导致碱性环境；藻席中的蓝细菌有助于从无定形至晶体的石英中过滤及摄取Si (Nash and Mclaren, 2007)。
5.5 介质的氧化还原条件沉积岩中元素及其比值(如Ni/Co、V/Cr、Ni/V、U/Th、Cu+Mo/Zn、S/C)、DOP(黄铁矿Fe/总Fe)、稀土元素δCe、微生物类型及总量等均可反映介质的氧化还原条件。但上述多数指标，不但受物源区(构造背景)、沉积速率和环境等多因素控制(Mir, 2015)；且多适于细粒沉积物或碎屑岩中的环境判识(Land, 1980；Jones and Manning, 1994；Corkeron et al., 2012；Loope et al., 2013；Göb et al., 2013)。
Jones and Manning (1994)认为随着氧化程度逐渐增加，Ni/Co、V/Cr和V/(V+Ni)的比值均逐渐下降。Ni/Co=5代表氧化；5-7为厌氧条件；>7为次氧化至还原条件。V常富集于还原环境中卟啉有机络合物、黏土矿物中。Cr仅与碎屑矿物中分馏作用有关。高V/Cr代表了还原环境。较高U含量常与含氧量较低的海相有关。U/Th也可作为氧化还原条件的指示剂。变价的Fe是直接氧化还原的指示剂。在缺氧环境中(H2S存在), Cu比Zn更易沉淀。若初始沉积为氧化环境、随后埋藏为缺氧，Cu与Zn含量几乎不变；但Cu螯合作用可能降低其含量，H2S流体中大量存在Mo可作为补偿；因此，高Cu/Zn (Cu+Mo/Zn)指示还原环境。
由表 2与图 12可见不同类型白云岩中的Ni/Co的平均值：D0>MD>CD>D2>D1>AD0。V/Cr的平均值：CD>MD>D1>D0>AD0>D2。Cu+Mo/Zn的平均值：MD>D1>AD0>D2>CD>D0。U/Th的平均值：D2>CD>MD>D0>D1>AD0。Fe3+/Fe2+平均值为：CD>D1>D2>D0>MD>AD0。Mn+Fe+Cr+Co+V+Mo+U+Cu+Zn平均值为：MD>D2>CD>AD0>D1>D0。总体为相对氧化的环境。若以最低的Fe3+/Fe2+(AD0)作为氧化程度判识指标，具有相似的氧化还原指向意义仅有Mn+Fe+Cr+Co+V+Mo+U+Cu+Zn，其次为Cu+Mo/Zn平均值。而反映水体深度(微量元素富集程度)(Cd+Mo+Mn+Co+Cu+Ba+Sr)：MD>D2>D1>CD>D0>AD0，除了富碱、高盐度的潟湖中AD0外，相对水深与氧化还原条件的指标对应性较好。而Ni/Co、V/Cr或U/Th的平均值所指示氧化趋势完全不同；反映出生物、物理化学过程为主的碳酸盐岩沉积和成岩过程不同于以物理过程为主的碎屑岩。微生物或细菌可通过吸附、表面溶解、氧化还原反应、生物降解等过程，影响前者的pH、Eh及其微量元素行为。
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图 12 雷三与雷四段不同类型白云岩中氧化还原条件指标的均值与变化范围 Fig. 12 The content and variation range for indicators of redox conditions of different dolomites in the third and fourth members of Leikoupo Formation |
为进一步诠释白云岩形成机理，需要估算其发生的地质时间。如图 1b, 雷三与雷四段各类白云岩最大厚度约为500m。膏岩与白云岩比例约为1:5。
假设1000L正常盐度海水中，海水中的硫酸根以石膏、镁离子以白云石(忽略少量天青石、菱镁矿、杂卤石、软钾镁矾、潟利盐及碳氢镁石等)沉淀(Nash and Mclaren, 2007)，充分的海水循环、干旱气候(年蒸发量为5000~10000mm)等条件，估算一下500m厚白云岩形成需要的时间。沉淀1m3白云岩(CaMg[CO3]理想结构，MgO占21.86%；比重为2.85g/cm3)需要的Mg=2850kg×[0.2186×(24/40)]=373.806kg；在一年内、1m3体积中，通过纯蒸发可提供Mg为6.363~12.726g(表 3)。因此，1m3白云岩沉淀约需要58746.7年~29373.4年；500m3需要约2.937~1.469Myr。类似地，1m3硬石膏需要127888.4年~63944.2年提供SO42-，100m3为1.279Ma~0.639Ma。雷口坡组大致相当于中三叠世中拉迪尼亚阶(Ladinian)，地质年代从237 Ma至228 Ma(9Myr)；因此，蒸发回流云化过程在中三叠世内可实现，即准同生期或早期形成(Rameil，2008)。
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表 3 1000L正常海水中(盐度为35‰)蒸发产物的组成(Nash and Mclaren, 2007)及计算的离子含量 Table 3 Evaporation sequence and the weights of the major precipitated phases and calculated values for various irons in 1000L typical seawater (35‰) |
从表 3可见，单纯依据海水蒸发，并不能同时满足白云岩和石膏形成所需Ca离子浓度。石膏的晶出虽可提高溶液中Mg/Ca；但大量观察与实验表明，膏岩往往是继方解石(或白云岩)同时或稍后沉淀。这也是渗透回流需要反复循环的蒸发、交代先前富含方解石的软泥或灰岩，才能产生大规模白云岩(化)的原因。
在盐岩未晶出前，大量游离的Na+、K+、Cl-、CO32-无疑是渗透-回流的重要动力源之一(电解质或助溶剂作用)。无论是潮坪或超盐度的潟湖，白云岩均不是在完全封闭的物理化学体系形成的。短期海侵及海平面变化、风暴提供的大量海水补给以及短期潮湿气候的大气降水或陆源碎屑的加入，强烈温室效应以及微生物作用等，“互溶溶液的蒸馏效应”(精馏过程)，均对蒸发-回流中白云石形成过程产生较大的影响。
5.7 白云岩化模式如前述，白云石先驱物多为方解石型，AD0、D0或MD中少量为文石结构或原白云石型。随着石膏的沉淀，富镁卤水回流于早先沉积层、即包括下伏潮坪沉积、海侵体系域沉积期灰岩间(如雷4上亚段上储层段的云化)。微生物白云岩(MD)或含膏质泥晶云岩(AD0)保留了较高含量惰性元素，泥粉晶云岩和粉细晶云岩(D2)中易迁移元素含量较低。从D2至D1、至D0和AD0，Sr、Na微量元素以及δ18O稳定同位素逐渐增加，87Sr/86Sr降低，δ26Mg的“之“变化，均指示渗透回流作用的流体迁移方向以及白云(岩)化过程。无论是从雷三与雷四段白云岩规模与分布、岩石类型、微相组合与分布、还是同位素或地球化学特征均显示了曾发生了萨勃哈、回流渗透白云岩以及或微生物诱导的云化作用。
根据图 1b及图 5可划分三类：①大套膏岩中夹薄层的泥晶云岩(D0或AD0)；②顶部含膏的多种类型白云岩(D0、D1、MD原始藻结构保存较好以及少量D2和③不含膏的各种类型白云岩(除了AD0外)；大致对应于海平面最低、正常至稍低和较高的情形；其估算盐度分别为超高(存在盐岩)、中等(37‰~140‰)(Machel, 2004；袁鑫鹏和刘建波，2012)或正常或微咸环境。以干旱为主、间隔有潮湿气候下，受盐度梯度(密度)、局部地形(地貌)差异(对流体补给、体系的封闭性影响)以及沉积微相组合及空间分布(结构与构造、原始孔渗性等)等在萨勃哈、渗透回流白云岩成因中起了关键作用。
综上所述，白云岩成因模式中有以下特征：(1)有障壁(由微生物礁滩构成)的陆棚潟湖(包括相对水深的“深潟湖”或较浅的“浅潟湖”)；(2)存在孔渗性、水动力不同的带, 侧向连续性好(如微生物藻席)至较差的岩性(相)变化带(部分颗粒滩)，如云岩保留较好原始藻结构，阻碍了广泛重结晶作用，如潮间-部分浅水潮下带的微生物岩；(3)海平面频繁的小幅升降，但总体相对稳定；多期次的沉积间断，适合于文石或微生物岩发育的局域地形、分隔的地貌；雷四段晚期海平面上升，致使雷四上亚段的上储层段的潮间-潮下带大多未发生白云化，在薄层的白云岩段内，出现粒度有差异明显的不同类型白云岩(泥晶(≤4μm)及粉细晶云岩(50~100μm), 较粗的可解释为渗透回流作用的侧向远端产物；(4)与一般萨勃哈、渗透回流的白云岩化模式有相似、也有不同特点，即以浅潟湖“萨勃哈-微生物有机成因”、局限潟湖、台地边缘及潮坪“受萨勃哈流体驱动下的渗透-回流白云岩”成因地质模式(图 13)。
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图 13 川西雷口坡组的雷三至雷四段白云岩化模式及不同类型白云岩分布 Fig. 13 Schematic model of reflux and Sabakha dolomitization and distribution for of different dolomites in the third and fourth members of Leikoupo Formation |
(1) 川西雷口坡组雷三至雷四段包括有含膏的泥晶云岩、泥晶云岩、泥粉晶云岩、粉细晶云岩、微生物云岩、云质灰岩及灰质云岩等不同类型的白云岩；
(2) 不同类型白云岩的平均有序度，铁和锰含量均较低，δ13CPDB、87Sr/86Sr平均值接近中三叠世的全球海水平均值，δ18OPDB为弱负偏移或正漂移，主要受埋藏、蒸发过程或微生物席有机作用等影响；δ26Mg相对较低且呈“之”变化，来源相似，从AD0、D0至D1、D2，δ26Mg、87Sr/86Sr总体呈上升趋势、而Sr、易迁移元素含量减小，反映了白云岩化程度升高;
(3) 白云石形成于干燥炎热、偶夹潮湿气候、以氧化-弱还原为主的浅水潮坪及潟湖(咸化)环境；前驱物以方解石型为主、少量为文石、原白云石结构，可划出浅潟湖的“萨勃哈”、局限潟湖“微生物云化”、台地边缘及环潮坪“蒸发泵-密度差驱动及岩(亚微)相控制的“渗透-回流白云石化”，估算的白云石化过程可在中三叠世内完成。
(4) 白云岩成因主要受向上变浅的米级旋回序列、干燥炎热为主偶夹潮湿气候和古地貌以及古水文等因素影响。
致谢 感谢陈代钊及李忠研究员提出了建议性的修改意见。
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