中揚子海相碳酸鹽巖中方解石脈成巖環(huán)境研究

王芙蓉，何 生，楊興業(yè)

(1.中國地質(zhì)大學(xué) 構(gòu)造與油氣資源教育部重點實驗室，武漢 430074；2.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 資源學(xué)院，武漢 430074)

裂縫是盆地流體的流動通道之一，裂縫充填物及其中的流體包裹體為研究流體巖石相互作用與烴類運移提供了重要信息[1-2]。其中，方解石膠結(jié)物是成巖作用中最重要礦物之一，方解石礦物因?qū)橘|(zhì)環(huán)境反應(yīng)敏感，其結(jié)構(gòu)與成份可以反映成巖流體的性質(zhì)，沉積環(huán)境的封閉與開放等[3-7]，方解石的晶體特征及地化性質(zhì)還可以記錄多期的成巖流體作用過程[8-10]。國內(nèi)學(xué)者在大港灘海區(qū)、濟陽坳陷、鄂爾多斯盆地等通過分析方解石脈的巖石學(xué)和地球化學(xué)特征，探討其成脈過程、流體的運移特征以及裂隙的形成期次[11-15]。本文通過裂隙中充填的方解石晶體的巖石組構(gòu)、陰極發(fā)光、碳、氧同位素分析，揭示方解石形成的成巖介質(zhì)環(huán)境，探討裂隙中流體運移的特征及形成期次。

1 樣品與方法

野外取樣主要是中揚子京山縣城周邊露頭的碳酸鹽巖中的方解石脈，選取了3個剖面，包括雁門口鎮(zhèn)附近、京山—錢場鎮(zhèn)和京山—孫橋鎮(zhèn)，涉及層位包括奧陶系、二疊系和三疊系，所采用的研究方法包括普通薄片、陰極發(fā)光以及碳、氧同位素分析。

常規(guī)巖石薄片分析在中國地質(zhì)大學(xué)構(gòu)造與油氣資源教育部重點實驗室的MIAS2000型顯微鏡上完成，檢測的室內(nèi)溫度為25 ℃，相對濕度為60%；陰極發(fā)光分析在教育部巖石圈構(gòu)造、深部過程及探測技術(shù)重點實驗室的CL8200MK5型陰極發(fā)光儀上完成，檢測的室內(nèi)溫度為27 ℃，相對濕度為40%；碳、氧同位素分析由中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室進行穩(wěn)定同位素樣品的制備和測定，所用儀器為德國Fir migan公司MAT251型氣體同位素質(zhì)譜儀，檢測的樣品盤溫度為72 ℃，色譜溫度為40 ℃，He氣壓力為100 kPa。

2 結(jié)果與討論

2.1 碳酸鹽巖晶體

不同環(huán)境下形成的碳酸鹽巖晶體有差異：淡水環(huán)境中形成的方解石多為等軸粒狀；海水環(huán)境中形成的方解石多為伸長纖維狀；埋藏環(huán)境中形成的方解石多為等軸粒狀—復(fù)雜多面體[16]。圖1為三疊系、二疊系和奧陶系樣品中方解石脈的普通薄片顯微照片，不同層位的裂隙以及其中充填的方解石晶體的結(jié)晶形態(tài)有較大差異。三疊系樣品的方解石脈體寬直，脈體與圍巖的界限清晰；二疊系和奧陶系樣品的脈體與圍巖的界限呈漸變過渡，部分脈體邊緣不規(guī)則。脈體中方解石晶體多為等軸粒狀，少數(shù)方解石呈放射狀，部分顆粒表面發(fā)育雙晶紋，部分顆粒較潔凈。

圖1 中揚子海相碳酸鹽巖中方解石脈的微觀特征照片

三疊系裂隙中方解石脈的結(jié)晶形態(tài)有差異，一種呈放射狀發(fā)育的方解石(a)，而且放射狀晶體是滲流膠結(jié)物的特殊標志[17]，另一種呈等軸粒狀的方解石(b)，可以大致確定方解石脈有2期，且a裂隙要早于b裂隙形成(圖1A)；圖1A′中的同一裂隙中充填方解石的雙晶紋有差異，早期為雙晶紋發(fā)育且密集(c)，晚期形成的方解石表面未見明顯雙晶紋(d)。二疊系和奧陶系裂隙中方解石脈主要類型為：粗脈中充填的方解石為等軸粒狀，粒度較粗，表面較暗，雙晶紋發(fā)育；細脈中充填的方解石無色透明，粒度較細，無色透明的細方解石脈穿插暗色的粗方解石脈。一般干凈的方解石脈形成較晚，所以二疊系和奧陶系的方解石脈大致為2期，細脈晚于粗脈(圖1B,C,C′)。而且，圖1B′中還可見方解石溶蝕的現(xiàn)象，推測方解石脈的沉積環(huán)境可能有淡水的參與并經(jīng)歷過埋藏沉積的作用。

2.2 碳酸鹽礦物的陰極發(fā)光性

海相碳酸鹽礦物的陰極發(fā)光性也成為用以判斷其成巖蝕變強度或判斷其對海水信息代表程度的有效方法之一[18]，主要是因為海相沉積碳酸鹽礦物、或成巖蝕變性較弱的海相碳酸鹽礦物沒有陰極發(fā)光或只具有很弱的陰極發(fā)光，經(jīng)成巖蝕變的海相碳酸鹽的沉積組分往往不同程度的陰極發(fā)光[19-21]。黃思靜等[22-23]研究發(fā)現(xiàn)四川盆地東部三疊系飛仙關(guān)組碳酸鹽巖的陰極發(fā)光強度極低，如果單從陰極發(fā)光分析的角度，他甚至可以認為四川盆地東部三疊系飛仙關(guān)組的海相碳酸鹽巖的微量元素構(gòu)成(實際上也包括同位素構(gòu)成)在很大程度上仍然保留了海水特征，沉積期后非海相流體對其的影響是非常有限的。

圖2為三疊系、二疊系和奧陶系樣品中方解石脈的陰極發(fā)光顯微照片，不同層位的圍巖發(fā)光特征有相似性，3個層位的圍巖陰極發(fā)光比較暗，則其形成環(huán)境多可能為混合水潛流環(huán)境[24]，但方解石脈的發(fā)光有一定的差異。

三疊系樣品的陰極發(fā)光資料顯示，兩期結(jié)晶形態(tài)不同的方解石脈體的發(fā)光強度不同，呈放射狀發(fā)育的方解石與圍巖的發(fā)光強度均為暗色(a)，呈等軸粒狀的方解石表現(xiàn)為2種發(fā)光強度，靠近裂隙邊緣的為中等強度的桔紅色(b)，其次為不發(fā)光的方解石(c)(圖2)，可以大致確定裂隙中充填的方解石有3期，主要為海水潛流環(huán)境—混合水潛流環(huán)境，放射狀方解石多形成于海水潛流環(huán)境。二疊系樣品的陰極發(fā)光資料顯示，裂隙中方解石呈共軸增生，昏暗發(fā)光，脈體與圍巖發(fā)光特征相同。奧陶系樣品的陰極發(fā)光資料顯示，裂隙中方解石呈等軸粒狀，中等橙黃色，脈體與圍巖發(fā)光特征相同，多可能形成于潛流環(huán)境中。

2.3 碳酸鹽巖的碳氧同位素

碳酸鹽巖的碳氧同位素組成與沉積環(huán)境密切相關(guān)，δ18OPDB隨溫度的升高、埋深的加大而更趨向負值[23]，在海相碳酸鹽巖成巖過程中，大氣水的介入會使δ18O值和δ13C值呈現(xiàn)負向偏移。

沉積盆地中主要的碳儲備已經(jīng)可以通過其同位素印記得以辨認，大部分海相碳酸鹽巖的δ13C值在4‰和- 4‰之間[24]。特別是δ13C值更為敏感，因此可以將其作為判斷研究區(qū)封閉條件的指標。 方解石脈的碳氧同位素值顯示(表1)，裂隙中18件方解石充填物的δ13CPDB位于-6.76‰～4.01‰之間，δ18OPDB在-17.95‰～-5.67‰之間，對應(yīng)方解石脈樣品的圍巖的δ13CPDB位于-0.23‰～4.15‰之間，δ18OPDB在-9.76‰～-4.23‰之間，差異較大，表明了流體—巖石相互作用的復(fù)雜性。根據(jù)δ13C,δ18O 數(shù)值指示古鹽度(Z)的公式[27]，18塊樣品中6塊方解石脈體的古鹽度小于120，圍巖的古鹽度全部大于120，由此推測部分脈體的形成有大氣淡水參與作用，圍巖全部為海相成因。

根據(jù)王大銳的研究成果[28]，可以利用碳氧同位素值進一步區(qū)分方解石的成巖介質(zhì)環(huán)境(圖3)。三疊系方解石脈成巖水源主要為海水潛流及混合水，受后期大氣淡水影響不大；二疊系部分低值碳同位素的方解石脈可能是由于受到棲霞組富含生物的泥質(zhì)巖中地層水的影響，也可能是大氣水的滲入；奧陶系方解石脈成巖水源主要為混合水，部分地區(qū)可能受大氣淡水影響。

前人歸納認為[29]，δ18O =-10‰可作為碳酸鹽礦物是否受到成巖蝕變影響的臨界值，三疊系方解石脈基本上為沉積碳酸鹽巖，受后期大氣淡水、深部流體及含油氣流體的影響不大；二疊系和奧陶系部分方解石脈受后期成巖流體的影響；二疊系部分樣品碳同位素值普遍偏負，可能是受二疊系棲霞組有機質(zhì)成熟的影響較大，并經(jīng)歷了較高的流體溫度影響(圖4)。

表1 中揚子海相碳酸鹽巖中方解石脈及圍巖碳、氧同位素測試數(shù)據(jù)

圖3 方解石脈的碳氧同位素值與成巖流體性質(zhì)關(guān)系

圖4 中揚子海相碳酸鹽巖中方解石脈的

3 結(jié)語

1)普通薄片資料顯示，中揚子京山縣城周邊露頭三疊系裂隙中充填放射狀和等軸粒狀的方解石，二疊系和奧陶系裂隙中主要為等軸粒狀方解石，裂隙中部分方解石雙晶紋發(fā)育。

2)陰極發(fā)光資料顯示，三疊系裂隙中充填放射狀和等軸粒狀的方解石陰極發(fā)光強度不同，可以大致確定裂隙中充填的方解石有3期；二疊系和奧陶系裂隙中方解石呈等軸粒狀，中等橙黃色—昏暗發(fā)光，脈體與圍巖發(fā)光特征相同。

3)裂隙中方解石脈充填物δ13CPDB位于-6.76‰～4.01‰之間，δ18OPDB在-17.95‰～-5.67‰之間，部分脈體的形成有大氣淡水參與作用，且經(jīng)歷了深埋藏過程。三疊系方解石脈基本上為沉積碳酸鹽巖，受后期大氣淡水、深部流體及含油氣流體的影響不大；二疊系和奧陶系部分方解石脈受后期成巖流體的影響。二疊系個別樣品碳同位素值普遍偏負，說明其來自于有機質(zhì)的貢獻較大。

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