黃思靜，胡作維，鐘怡江，黃可可，李小寧

（油氣藏地質(zhì)及開(kāi)發(fā)工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室（成都理工大學(xué)），成都610059）

四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽巖和砂巖中的鞍形白云石
——巖石學(xué)、形成溫度與流體

黃思靜，胡作維，鐘怡江，黃可可，李小寧

（油氣藏地質(zhì)及開(kāi)發(fā)工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室（成都理工大學(xué)），成都610059）

鞍形白云石是沉積巖中的一種重要成巖礦物。顯微鏡下鞍形白云石具有特殊的弧形晶面和波狀消光，廣泛分布于熱液環(huán)境和其他相對(duì)高溫的成巖環(huán)境中，也常被作為半定量的地質(zhì)溫度計(jì)和某些特殊流體的指示礦物。本文綜合討論了四川盆地二疊—二疊系碳酸鹽巖和砂巖中鞍形白云石的巖石學(xué)特征，鐵、錳、鈣含量和陰極發(fā)光特征，形成溫度和礦物的氧同位素組成，以及推算的源流體的氧同位素組成和鹽度；同時(shí)對(duì)照研究了鄂爾多斯盆地上古生界砂巖中的鞍形白云石、塔里木盆地寒武—奧陶系的鞍形白云石以及南海珠江口盆地新近系的鞍形白云石，得到如下認(rèn)識(shí)：（1）碳酸鹽巖中大多數(shù)的鞍形白云石的晶體大小都超過(guò)1mm，具有粗晶—極粗晶結(jié)構(gòu)。砂巖中鞍形白云石膠結(jié)物的晶體相對(duì)較小，主要具中—粗晶結(jié)構(gòu)。碳酸鹽巖中的鞍形白云石主要分布在晶洞或裂縫中，砂巖中的鞍形白云石主要是晚期的膠結(jié)物。（2）碳酸鹽巖中的鞍形白云石普遍具有陰極發(fā)光和很低的鐵、錳含量，在鈣、鎂含量上接近理想組成；砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物普遍具有較高的鐵、錳含量，因鐵的猝滅作用而經(jīng)常沒(méi)有陰極發(fā)光，同時(shí)因富鈣而偏離白云石的理想組成。（3）存在溶解現(xiàn)象（或去白云化現(xiàn)象）是一些鞍形白云石的重要特征，與熱液有關(guān)的鞍形白云石的溶解可能與熱液作用后溫度和（或）鹽度的降低及鎂離子的消耗有關(guān)，較大埋深條件下形成的砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物的溶解可能與構(gòu)造抬升造成的溫度降低有關(guān)。（4）大多數(shù)鞍形白云石都是在較高的溫度和鹽度的流體中沉淀的，四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽地層中鞍形白云石包裹體均一化溫度為100～270℃，源流體的鹽度（NaCl質(zhì)量分?jǐn)?shù)）為4.7%～9.7%，鹽度最大值約為當(dāng)時(shí)海水的5倍；三疊系須家河組砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物包裹體均一化溫度為120～170℃，流體鹽度在2.6%～6.6%，也超過(guò)當(dāng)時(shí)海水的鹽度值。（5）南海珠江口盆地新近系碳酸鹽巖中的一些鞍形白云石晶體較小，以細(xì)晶為主，缺乏可進(jìn)行均一溫度分析的兩相包裹體，其形成溫度可能較低，因而鞍形白云石形成的最低溫度可能低于80℃，但這仍然需要資料的進(jìn)一步積累。

四川盆地；二疊—三疊系；鞍形白云石；成巖溫度；流體鹽度

鞍形白云石[1]或異形白云石[2]是一種具特殊形態(tài)和產(chǎn)出方式的白云石，其晶面彎曲、因晶格變形而具有波狀消光，同時(shí)鞍形白云石的晶體較大，晶體直徑從100μm到數(shù)毫米[3]。雖然鞍形白云石可以膠結(jié)物或交代礦物的形式出現(xiàn)，但作為膠結(jié)物的鞍形白云石更為常見(jiàn)。在成因上，鞍形白云石是一種成巖礦物，分布在經(jīng)成巖改造的各種沉積巖中[3]。按照Sibley和Gregg提出的白云石的結(jié)構(gòu)分類(lèi)[4]，鞍形白云石屬于非平直晶面亞類(lèi)中的鞍形晶，是他形晶的一種形式。

鞍形白云石廣泛發(fā)育于碳酸鹽地層中，也見(jiàn)于砂巖中。一些與熱液有關(guān)的白云巖儲(chǔ)層中普遍存在鞍形白云石，如加拿大西部沉積盆地的泥盆系和密西西比系、加拿大東部和美國(guó)東北部的Michigan和Appalachian盆地的奧陶系（局部有志留系和泥盆系）、有爭(zhēng)議的還有美國(guó)南部的奧陶系（Ellenburger，Arbuckle）、亞特蘭大裂谷邊緣的中生代碳酸鹽巖，西班牙的白堊系以及其他很多地方[5]。以白云巖為主的密西西比河谷型（MVT）礦床的主要脈石礦物也是鞍形白云石[6]。

中國(guó)已報(bào)道的鞍形白云石主要分布在碳酸鹽地層中，如：川東南震旦系燈影組[7]、鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組[8]、湖南慈利和川東—鄂西上二疊統(tǒng)長(zhǎng)興組[9，10]、中二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組[11-17]、四川盆地中西部雷口坡組[18]、川東北雷口坡組[19，20]、塔里木盆地寒武—奧陶系[21-33]以及廣西泥盆系和石炭系[34]。另外，廣西、湖南、四川、云南、貴州等省的前寒武—寒武系、泥盆系、石炭—二疊系等地層中廣泛發(fā)育的MVT或SEDEX（沉積噴流型）礦床[35-39]中也不同程度地發(fā)育有鞍形白云石。盡管一些文獻(xiàn)中報(bào)道的鞍形白云石可能還需要進(jìn)一步研究和證實(shí)，但我們相信中國(guó)海相碳酸鹽地層中鞍形白云石的廣泛存在是肯定的。

砂巖中的鞍形白云石主要以膠結(jié)物的形式存在，有關(guān)報(bào)道相對(duì)較少。黃思靜等報(bào)道過(guò)鄂爾多斯盆地上古生界本溪組、太原組和山西組下部砂巖儲(chǔ)層中廣泛存在的鞍形白云石膠結(jié)物[40]，本文也列舉了四川盆地東北部元壩地區(qū)砂巖儲(chǔ)層中的鞍形白云石膠結(jié)物及相應(yīng)的巖石學(xué)和地球化學(xué)特征，因而砂巖中以膠結(jié)物形式產(chǎn)出的鞍形白云石也無(wú)疑是存在的。

四川盆地二疊系、三疊系的碳酸鹽巖和砂巖中都發(fā)育有鞍形白云石，它們具有不同的賦存方式和形成機(jī)制。在二疊系碳酸鹽地層中，雖然長(zhǎng)興組也有鞍形白云石的存在和報(bào)道，但更多的和更為特征的鞍形白云石主要分布于盆地西部和中部的中二疊統(tǒng)，以棲霞組最為發(fā)育，其次是茅口組[11-17]，主要產(chǎn)于一些數(shù)厘米大小，呈長(zhǎng)矩形、球形、多邊形及其他不規(guī)則形狀的晶洞及一些不同成因的裂縫中。三疊系碳酸鹽地層中鞍形白云石報(bào)道相對(duì)較少，已報(bào)道的有分布于盆地東部下三疊統(tǒng)的嘉陵江組[41]以及盆地中西部和東北部中三疊統(tǒng)的雷口坡組[18-20]，產(chǎn)出方式以裂縫居多，也包括靠近裂縫的圍巖基質(zhì)中。四川盆地砂巖中的鞍形白云石也主要以膠結(jié)物的形式存在，如盆地東北部元壩地區(qū)的上三疊統(tǒng)須家河組。

Sp?tl和Pitman在1998年總結(jié)了1980年代以來(lái)發(fā)表的有關(guān)碳酸鹽巖和砂巖中鞍形白云石的古地理、地球化學(xué)和流體包裹體資料，并重新評(píng)價(jià)了這種白云石作為潛在高溫成巖地質(zhì)溫度計(jì)的最初解釋[3]；Davies和Smith在2006年總結(jié)了全球范圍的來(lái)自寒武系—白堊系的鞍形白云石的主要特征[5]。這兩個(gè)研究成果表明鞍形白云石可以形成于不同的沉積盆地并具有如下特征：（1）相對(duì)于碳酸鹽巖中的鞍形白云石，砂巖中的鞍形白云石具有更多變的Fe、Mn含量和Ca的富集[3]，Choquette將鞍形白云石稱(chēng)為晚期膠結(jié)的鐵白云石[42]。（2）碳同位素組成從碳酸鹽巖中鞍形白云石稍高的正值到砂巖中鞍形白云石中等的負(fù)值，取決于孔隙流體碳源中有機(jī)和無(wú)機(jī)碳的比值[3]，其數(shù)值反映主巖石灰?guī)r的無(wú)機(jī)碳和來(lái)自微生物的有機(jī)碳（有機(jī)物和各種烴類(lèi)的熱裂解）的貢獻(xiàn)，δ13C值為+6‰～-17‰（PDB標(biāo)準(zhǔn)，全文相同），大多數(shù)在-3‰～+5‰之間[5]。（3）砂巖和碳酸鹽巖中鞍形白云石氧同位素組成都具有中等的負(fù)值[3]，全球范圍的來(lái)自寒武系—白堊系的鞍形白云石的δ18O值（除有特別說(shuō)明外，均為PDB標(biāo)準(zhǔn)）為-2.5‰～-18‰，大多數(shù)在-5‰～-12‰之間[5]。（4）鍶同位素組成通常都比顯生宙海水更富放射性成因的鍶（＞0.708）[3]，原因是源流體和包含黏土、長(zhǎng)石的硅質(zhì)碎屑沉積物之間的相互作用或與基底之間的相互作用。（5）鞍形白云石的流體包裹體均一化溫度的低值大致為60～80℃[3，5]，主要的溫度區(qū)間大致為90～180℃[3，5]，最高溫度達(dá)235℃甚至更高[5]。（6）鞍形白云石的沉淀需要流體有較高的鹽度（即NaCl的質(zhì)量分?jǐn)?shù)：wNaCl），有關(guān)的古流體鹽度均大于海水，鹽度變化范圍為18%～25%，主要為NaCl+CaC12±MgC12±KCl型水[3]；或5%～30%+，平均值為12%～25%，主要是MgCl2-CaCl2-NaCl-H2O型鹵水[5]。Sp?tl和Pitman的研究認(rèn)為鞍形白云石是在液態(tài)烴形成溫度窗到干氣帶溫度范圍巖石和鹵水作用的一種可靠的指示器[3]。

本文總結(jié)了四川盆地二疊系、三疊系碳酸鹽巖和砂巖中的鞍形白云石的巖石學(xué)特征和地球化學(xué)特征，也包括鞍形白云石的溶解特征，以及川東北地區(qū)三疊系須家河組砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物，同時(shí)也涉及了鄂爾多斯盆地上古生界砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物和珠江口盆地新近系珠江組碳酸鹽巖中的一些鞍形白云石，以及用以對(duì)比的塔里木盆地寒武—奧陶系的鞍形白云石。

1 巖石學(xué)

1.1 碳酸鹽地層中的鞍形白云石

鞍形白云石的特征主要是通過(guò)薄片下的若干光學(xué)特征來(lái)顯示的，圖1—圖3列舉了四川盆地中二疊統(tǒng)棲霞組、下三疊統(tǒng)嘉陵江組、中三疊統(tǒng)雷口坡組碳酸鹽巖中鞍形白云石的顯微照片，如波狀消光、彎曲的晶面、粗糙的表面和富含包裹體等特征。這些鞍形白云石膠結(jié)物主要充填于晶洞和不同成因的裂縫中，因而是從流體中直接沉淀的鞍形白云石膠結(jié)物（圖1、圖2中A—D、圖3）。但一些鞍形白云石分布于具泥微晶結(jié)構(gòu)或粒屑結(jié)構(gòu)的灰?guī)r或白云巖中，因而可能是交代作用的產(chǎn)物，如圖3-E和F所示的鞍形白云石分布于靠近構(gòu)造裂縫的有孔蟲(chóng)灰?guī)r中，可能是交代有孔蟲(chóng)灰?guī)r的產(chǎn)物。

圖1—圖3所列舉碳酸鹽巖中的鞍形白云石都具有很大的晶體，薄片下顯示的晶體長(zhǎng)軸主要在0.5mm左右，標(biāo)本上鞍形白云石的實(shí)際大小經(jīng)常都超過(guò)1mm，因而它們具有粗晶—極粗晶結(jié)構(gòu)。碳酸鹽巖中的這些鞍形白云石的另一個(gè)重要特征是與結(jié)晶方解石伴生，同時(shí)這些結(jié)晶方解石也經(jīng)常具有與鞍形白云石類(lèi)似的粗晶—極粗晶結(jié)構(gòu)（圖1、圖2中C和D、圖3）。在占位關(guān)系上，大多數(shù)的結(jié)晶方解石都晚于鞍形白云石，它們分布于鞍形白云石的晶體之間，并沒(méi)有限制鞍形白云石的生長(zhǎng)（圖1-A、B），或分布于鞍形白云石溶解后的晶內(nèi)孔隙中，因而它們是在鞍形白云石溶解后沉淀的，當(dāng)然也可以認(rèn)為是交代鞍形白云石的產(chǎn)物（圖4中A—D）。還有一些結(jié)晶方解石與充填于切割鞍形白云石的裂縫中的方解石具有類(lèi)似的特征，尤其是類(lèi)似的陰極發(fā)光性（圖5），顯示它們具有類(lèi)似的鐵、錳含量特征和沉淀流體，二者的沉淀時(shí)間都晚于鞍形白云石。

與圖1—圖3所示的四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽巖中的鞍形白云石不同的是，圖6所示的南海珠江口盆地新近系珠江組碳酸鹽巖中的鞍形白云石具有顯著較小的晶體，粒徑主要為0.1～0.3mm，具細(xì)晶—中晶結(jié)構(gòu)，也滿(mǎn)足Sp?tl和Pitman定義的鞍形白云石晶體直徑從＞100μm到數(shù)毫米的范圍[3]，同時(shí)也具有弧形晶面和波狀消光特征，因而我們也將其視為鞍形白云石；但這些鞍形白云石晶體表面相對(duì)干凈，缺乏粗糙的晶面，包裹體也不發(fā)育，因而這些鞍形白云石可能具有與四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽巖中的鞍形白云石不同的成因。

1.2 砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物

圖7列舉了四川盆地東北部元壩地區(qū)三疊系須家河組砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物，也具有特征的弧形晶面和波狀消光；但與二疊系棲霞組、三疊系嘉陵江組和雷口坡組碳酸鹽巖中的鞍形白云石相比，砂巖中鞍形白云石的晶體相對(duì)較小，主要具中—粗晶結(jié)構(gòu)，占位關(guān)系顯示其沉淀于自生石英之后。碎屑石英加大邊的晶體邊界完整，沒(méi)有因鞍形白云石的占位而缺損。這些鞍形白云石可能是須家河組砂巖中最晚期的碳酸鹽膠結(jié)物。

鄂爾多斯盆地二疊系太原組（也見(jiàn)于本溪組、山西組和下石盒子組等上古生界的其他地層）砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物在總體結(jié)構(gòu)上與四川盆地東北部三疊系須家河組砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物類(lèi)似，主要具中晶結(jié)構(gòu)，有粗糙的晶面和弧形晶體邊界并發(fā)育波狀消光，占位關(guān)系顯示碎屑石英的加大邊經(jīng)常因鞍形白云石的占位而缺損（圖8-A、B），因而鞍形白云石的膠結(jié)作用可能發(fā)生于石英次生加大之前。但更詳細(xì)的觀察表明，鞍形白云石是在部分石英加大作用之后開(kāi)始生長(zhǎng)的，因?yàn)橛械陌靶伟自剖L(zhǎng)在較薄的石英加大邊之上（圖8中C—F），缺乏鞍形白云石的地方，存在較厚的石英加大邊，因而鞍形白云石的生長(zhǎng)可能是與石英次生加大過(guò)程同時(shí)發(fā)生的，但鞍形白云石具有比石英更快的生長(zhǎng)速度，并由此限制了石英的生長(zhǎng)。如果鞍形白云石能與石英共同生長(zhǎng)，這可能進(jìn)一步說(shuō)明鞍形白云石沉淀流體相對(duì)于方解石來(lái)說(shuō)可能偏于酸性。Sp?tl和Pitman在1998年總結(jié)鞍形白云石形成機(jī)制時(shí)也提到與鞍形白云石有關(guān)的古流體的pH值可緩沖至接近中性[3]，因而鞍形白云石的沉淀流體的pH值可能低于方解石。

1.3 鞍形白云石的溶解

四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽地層中的鞍形白云石經(jīng)常可以觀察到溶解現(xiàn)象，以盆地西部長(zhǎng)江溝剖面鞍形白云石的溶解最為發(fā)育（圖4中 A—D），前人對(duì)此已有廣泛報(bào)道[43]。由于鞍形白云石溶解后形成的孔隙被結(jié)晶方解石充填，因而這也被認(rèn)為是一種去白云化作用[44]，即結(jié)晶方解石對(duì)鞍形白云石的交代作用。鞍形白云石的易溶解性可能與其形成的溫度很高有關(guān)，因而熱液環(huán)境中形成的沉淀溫度很高的鞍形白云石可能更容易發(fā)生溶解。熱液環(huán)境是一個(gè)較短期的過(guò)程，如四川盆地與峨眉山玄武巖有關(guān)的熱事件持續(xù)時(shí)間大致在（257±3）～（263±5）Ma B.P.之間[45]，熱作用發(fā)生時(shí)，棲霞組之上只有茅口組，上覆地層厚度不足500m，與地?zé)嵩鰷赜嘘P(guān)的溫度很低，熱液過(guò)程結(jié)束時(shí)上覆地層的厚度也有限，因而熱液后地層溫度會(huì)迅速降低，此時(shí)還可能伴生流體鹽度的降低（熱流體作用的結(jié)束和Mg2+的消耗）和wMg/wCa比值的降低，白云石、尤其是高溫條件下沉淀的鞍形白云石也因此而更不穩(wěn)定。無(wú)論是溫度的降低，或者流體鹽度的降低，還是溫度和鹽度都同時(shí)降低，高溫高鹽度環(huán)境中沉淀的鞍形白云石的溶解都是必然的。在四川盆地西部的長(zhǎng)江溝剖面，鞍形白云石和其后沉淀于溶解孔隙中的方解石的包裹體均一化溫度的差值達(dá)60～70℃（最大值達(dá)150℃），流體的δ18OSMOW值從鞍形白云石沉淀時(shí)的+4‰～+14‰降至結(jié)晶方解石沉淀時(shí)的-4‰～+5‰[43]，溫度和鹽度的同時(shí)降低是熱液環(huán)境中鞍形白云石溶解的主要原因；但溶解并沒(méi)有造成孔隙的凈增長(zhǎng)，多數(shù)空間被沉淀的方解石所充填。

砂巖地層中碳酸鹽膠結(jié)物的溶解很少有報(bào)道。Taylor等認(rèn)為，碳酸鹽的溶解需要服從與長(zhǎng)石溶解類(lèi)似的物質(zhì)平衡和由巖石控制的平衡條件[46]。在地下的條件下，孔隙水與碳酸鹽礦物會(huì)相對(duì)快地達(dá)到平衡。在典型水/巖比值下，能夠被單一體積孔隙水溶解的固體碳酸鹽礦物的體積必然很小，需要給體系補(bǔ)充不飽和的流體才能移走大量的碳酸鹽礦物并明顯影響儲(chǔ)層質(zhì)量。深部環(huán)境的壓實(shí)流體流動(dòng)速率極低[47-50]，碳酸鹽溶解造成的孔隙增大不會(huì)很普遍。盡管如此，我們?nèi)匀辉诙鯛柖嗨古璧厣瞎派绾退拇ㄅ璧卦獕蔚貐^(qū)三疊系須家河組砂巖中觀察到了鞍形白云石膠結(jié)物的溶解，須家河組砂巖中鞍形白云石溶解出現(xiàn)的頻率和溶解的體積都十分有限（圖7-E、F），而鄂爾多斯盆地砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物具有相對(duì)普遍的溶解現(xiàn)象（圖4-E、F和圖8）。砂巖中鞍形白云石膠結(jié)物的溶解可能也與其沉淀于埋藏深度較大、溫度較高的成巖環(huán)境有關(guān)，當(dāng)?shù)貙咏?jīng)歷最大埋藏深度后因構(gòu)造抬升造成溫度較低，鞍形白云石膠結(jié)物就可能會(huì)發(fā)生溶解，但其對(duì)次生孔隙的貢獻(xiàn)和溶解機(jī)制仍然需要研究資料的進(jìn)一步積累。

2 鞍形白云石的鐵錳含量、陰極發(fā)光性和鈣的富集程度

2.1 鐵、錳含量和陰極發(fā)光性

鞍形白云石的鐵、錳含量和鈣的富集程度以及陰極發(fā)光性也是人們普遍關(guān)心的問(wèn)題，綜合已有資料和研究表明，四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽地層中的鞍形白云石普遍具有很低的鐵、錳含量，如南江橋亭和旺蒼斑竹林剖面棲霞組裂縫與晶洞充填物中主要由鞍形白云石組成的樣品（白云石的質(zhì)量分?jǐn)?shù)＞80%），F(xiàn)e2O3和MnO含量都非常低（表1），這些樣品的Fe2O3質(zhì)量分?jǐn)?shù)為0.006%～0.18%，平均值為0.08%。雖然這是

裂縫與晶洞充填物中方解石和白云石的混合樣品，但圖9顯示這些樣品的鐵也并沒(méi)有富集在鞍形白云石中，MgO含量高的樣品并不具有高的鐵含量，如這些樣品中MgO含量最高的樣品（wMgO＝21.65%，已接近白云石的理想組成，巖石中白云石的質(zhì)量分?jǐn)?shù)＞99%）Fe2O3質(zhì)量分?jǐn)?shù)只有0.13%，相當(dāng)于質(zhì)量分?jǐn)?shù)為885×10-6的鐵。與鐵的含量類(lèi)似，表1所列舉的棲霞組裂縫與晶洞充填物中主要由鞍形白云石組成的樣品MnO的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為0.0021%～0.031%，平均值為0.0089%。雖然圖9顯示這些樣品中白云石含量高的樣品具有更高的Mn含量，但大多數(shù)白云石質(zhì)量分?jǐn)?shù)＞80%的樣品中Mn的質(zhì)量分?jǐn)?shù)都在100×10-6以下，MgO含量最高、白云石質(zhì)量分?jǐn)?shù)＞99%的樣品中MnO的質(zhì)量分?jǐn)?shù)也只有0.008%，相當(dāng)于質(zhì)量分?jǐn)?shù)為61×10-6的錳。如果假定這些樣品的白云石在Mg、Ca含量上具有理想組成，則對(duì)應(yīng)的白云石中FeCO3的摩爾分?jǐn)?shù)（x）的變化范圍和平均值分別只有0.0078%～0.2530%和0.1060%；而MnCO3的摩爾分?jǐn)?shù)變化范圍和平均值也分別只有0.0031%～0.0487%和0.0133%。就鐵含量而論，按照陳武和季壽元對(duì)鐵白云石成分的定義（在（Ca，Mg，F(xiàn)e）[CO3]2類(lèi)質(zhì)同象系列中，鐵白云石的Fe∶Mg＝1∶1～2.6∶1）[51]，這些鞍形白云石遠(yuǎn)遠(yuǎn)沒(méi)有達(dá)到鐵白云石的范疇。

雖然我們沒(méi)有列舉三疊系嘉陵江組和雷口坡組碳酸鹽地層中鞍形白云石的鐵錳含量，但陰極發(fā)光分析顯示，這2個(gè)碳酸鹽地層中鞍形白云石都不同程度地具有陰極發(fā)光（圖10），其發(fā)光強(qiáng)度或與棲霞組鞍形白云石類(lèi)似，或強(qiáng)于棲霞組的鞍形白云石，因而這些樣品的鞍形白云石中的鐵含量也沒(méi)有達(dá)到可以猝滅陰極發(fā)光的程度。如果按Fe的質(zhì)量分?jǐn)?shù)（wFe）為1%的可以猝滅陰極發(fā)光的標(biāo)準(zhǔn)（不管錳的含量如何[52]），我們可以認(rèn)為，四川盆地二疊系棲霞組和三疊系嘉陵江組、雷口坡組碳酸鹽地層中的鞍形白云石的wFe都在1%以下。如果假定白云石在Mg、Ca含量上具有理想組成，其FeCO3的摩爾分?jǐn)?shù)大致為3%，F(xiàn)e∶Mg大致為1∶16，按照陳武和季壽元對(duì)鐵白云石成分的定義[51]，也遠(yuǎn)遠(yuǎn)沒(méi)有達(dá)到鐵白云石的范疇。

與碳酸鹽地層中鞍形白云石具有非常低的鐵、錳含量不同的是，砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物具有較高的鐵、錳含量。從元壩地區(qū)須家河組砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物電子探針?lè)治鼋Y(jié)果換算的FeCO3的摩爾分?jǐn)?shù)變化在14.7%～23.1%之間（表2），平均值為19.32%，比棲霞組碳酸鹽地層中的鞍形白云石高2個(gè)數(shù)量級(jí)；MnCO3的摩爾分?jǐn)?shù)變化在0.8%～2.9%之間（表2），平均值為1.58%，也比棲霞組碳酸鹽地層中的鞍形白云石高2個(gè)數(shù)量級(jí)。就鐵含量而論，按照陳武和季壽元對(duì)鐵白云石成分的定義[51]，這些鞍形白云石已達(dá)到或接近鐵白云石的范疇。在CaCO3、MgCO3和FeCO3+MnCO3三角投點(diǎn)圖中，碳酸鹽和砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物投在了完全不同的區(qū)域（圖11）。本文沒(méi)有列舉這些砂巖樣品的陰極發(fā)光照片，是因?yàn)檫@些樣品中的鞍形白云石膠結(jié)物完全沒(méi)有陰極發(fā)光，顯示鐵在陰極發(fā)光中的猝滅作用。當(dāng)方解石或白云石中的wFe達(dá)到1%時(shí)，不管錳含量如何，這些碳酸鹽礦物將沒(méi)有陰極發(fā)光[52]。元壩地區(qū)須家河組砂巖中白云石膠結(jié)物wFe的平均值超過(guò)1%，不管錳含量有多高，它們也不會(huì)有陰極發(fā)光。

前人報(bào)道的鄂爾多斯盆地上古生界砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物也具有類(lèi)似的鐵含量，F(xiàn)eCO3的摩爾分?jǐn)?shù)在20%左右[40]，同時(shí)也沒(méi)有陰極發(fā)光，說(shuō)明砂巖中的鐵白云石膠結(jié)物具有較高的鐵含量并不是個(gè)案，因而Choquette將鞍形白云石稱(chēng)為晚期的鐵白云石膠結(jié)物[42]。

在碳酸鹽巖中，與密西西比河谷型礦床有關(guān)的鞍形白云石可能具有相對(duì)較高的鐵含量。但Ebers和Kopp研究的美國(guó)田納西州Mascot Jefferson地區(qū)奧陶系密西西比河谷型礦床中的鞍形白云石的陰極發(fā)光性[6]表明，這些作為主要脈石礦物的鞍形白云石都不同程度地具有陰極發(fā)光；并且研究了這些白云石的陰極發(fā)光環(huán)帶與礦化作用的關(guān)系，說(shuō)明這些鞍形白云石的鐵含量并沒(méi)高到可以猝滅陰極發(fā)光的程度，相對(duì)于不發(fā)光的作為砂巖中晚期鐵白云石膠結(jié)物的鞍形白云石來(lái)說(shuō)，其鐵含量仍然是很低的。不過(guò)，關(guān)于與密西西比河谷型礦床有關(guān)的鞍形白云石的鐵、錳含量仍然需要資料的進(jìn)一步積累。

四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽地層中鞍形白云石很低的鐵、錳含量可能說(shuō)明與鞍形白云石有關(guān)的流體沒(méi)有與硅鋁質(zhì)巖石發(fā)生物質(zhì)交換。然而，如果流體（如作為鞍形白云石沉淀流體的熱液）穿過(guò)硅鋁質(zhì)巖石并與之發(fā)生物質(zhì)交換，這些鞍形白云石也可能具有較高的鐵、錳含量。

2.2 白云石中鈣的富集程度

理想白云石的Ca∶Mg＝1∶1，即具有完全相等的CaCO3和MgCO3的摩爾分?jǐn)?shù)。元壩地區(qū)須家河組砂巖中鞍形白云石膠結(jié)物的電子探針?lè)治鼋Y(jié)果中，全部樣品的CaCO3的摩爾分?jǐn)?shù)都超過(guò)50%（表2），平均值為57.86%，顯示強(qiáng)烈的富鈣特征。然而我們?cè)谟?jì)算碳酸鹽地層（四川盆地二疊系棲霞組）鞍形白云石的組成時(shí)，假定了這些白云石在Ca、Mg含量上具有理想的組成，因而計(jì)算結(jié)果中這二者近于相等。在鞍形白云石膠結(jié)物的CaCO3、MgCO3和FeCO3+MnCO3三角形投點(diǎn)圖中，由于這些樣品的CaCO3、MgCO3近于相等，F(xiàn)eCO3+MnCO3含量很低且變化范圍很小，因而三角投點(diǎn)圖中無(wú)法分辨這些數(shù)據(jù)，這些數(shù)據(jù)都投在一起。這種假定的依據(jù)在于這些鞍形白云石的X射線(xiàn)衍射分析結(jié)果中，其104面網(wǎng)間距都在0.288nm左右（如圖12的LJ36-2號(hào)樣品），同時(shí)樣品具有非常低的鐵、錳含量，因而其CaCO3的摩爾分?jǐn)?shù)不會(huì)顯著偏離理想組成。這說(shuō)明，砂巖中的鞍形白云石相對(duì)富鈣，而碳酸鹽巖中的鞍形白云石在Ca、Mg含量上更接近理想組成。

3 鞍形白云石源流體溫度和鹽度

表3列舉了四川盆地劍閣長(zhǎng)江溝剖面和南江橋亭剖面的二疊系棲霞組、合川鹽井剖面的三疊系嘉陵江組、川東北元壩地區(qū)井下的三疊系雷口坡組等碳酸鹽地層中的鞍形白云石以及川東北元壩地區(qū)井下的三疊系須家河組砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物包裹體均一化溫度的主要分布區(qū)間、δ18O值的分布范圍，以及由這2個(gè)參數(shù)反演的源流體的δ18O值及相應(yīng)的鹽度，表中還列舉了用以對(duì)比的塔里木盆地寒武—奧陶系和塔深1井寒武系碳酸鹽地層中的鞍形白云石以及鄂爾多斯盆地上古生界砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物的沉淀溫度的主要分布區(qū)間、δ18O值的分布范圍，以及由這2個(gè)參數(shù)反演的源流體的δ18O值及相應(yīng)的鹽度，其可以大致從圖13中讀出。

綜合的這些研究成果表明，四川盆地碳酸鹽地層中鞍形白云石的包裹體均一溫度總體上高于砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物，前者的主要溫度區(qū)間在110～270℃，后者在120～170℃，用以對(duì)比的鄂爾多斯盆地上古生界砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物也具有較低的沉淀溫度（80～120℃）；塔里木盆地寒武—奧陶系鞍形白云石的沉淀溫度的最大值也低于四川盆地在時(shí)間上較為年輕的碳酸鹽地層中的鞍形白云石（表3）。這顯然涉及到這些鞍形白云石的形成機(jī)制。四川盆地碳酸鹽地層中的鞍形白云石更多的是熱液成因，而砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物可能主要是地?zé)岢梢虻摹?/p>

然而，一些晶體較小的鞍形白云石中缺乏可進(jìn)行均一溫度測(cè)試的兩相包裹體。如南海珠江口盆地新近系珠江組碳酸鹽巖中的一些鞍形白云石，以細(xì)晶結(jié)構(gòu)為主，也具有弧形晶面和波狀消光（圖6），很難找到可測(cè)溫的兩相包裹體，說(shuō)明其形成的溫度可能較低，因而鞍形白云石形成的最低溫度可能低于80℃，但這仍然需要資料的進(jìn)一步積累。

碳酸鹽巖中鞍形白云石沉淀流體的鹽度顯著高于砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物。碳酸鹽巖中鞍形白云石的δ18O值變化在三疊系嘉陵江組的-3.01‰到雷口坡組的-14.88‰之間，砂巖中鞍形白云石膠結(jié)物的δ18O值為-9.39‰～-15.04‰（圖14-A）。碳酸鹽巖中鞍形白云石源流體的δ18OSMOW值變化在三疊系嘉陵江組的+20‰到雷口坡組的0‰之間，砂巖中鞍形白云石膠結(jié)物沉淀流體的δ18OSMOW值變化在+8‰～-2‰之間。碳酸鹽地層中鞍形白云石的沉淀流體具有比砂巖中鞍形白云石膠結(jié)物高得多的δ18O值。按Wu從渤海、黃海海水的氧同位素組成與鹽度關(guān)系獲得的δ18O值、鹽度方程[54]，從氧同位素變化范圍的中間值可以推算出碳酸鹽地層中鞍形白云石源流體的鹽度（wNaCl）大致變化在4.7%～9.7%之間，砂巖中鞍形白云石膠結(jié)物大致變化在2.6%～6.6%之間（圖14-B）。三疊系嘉陵江組鞍形白云石源流體δ18OSMOW值變化范圍的最大值已達(dá)+20‰（圖13、表3），由此換算的流體鹽度值達(dá)到了11.4%，已是當(dāng)時(shí)海水鹽度值的約5倍（從古海水的氧同位素組成推算當(dāng)時(shí)海水鹽度值大致為2.3%）。

在四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽地層的鞍形白云石的氧同位素組成中，川東北元壩地區(qū)三疊系雷口坡組的鞍形白云石具有顯著較低的δ18O值，因而由此反演的流體的δ18O值也較低，相應(yīng)的鹽度也相應(yīng)較低，我們難以解釋這種現(xiàn)象。由于雷口坡組和嘉陵江組的鞍形白云石伴生礦物中都發(fā)育天青石、螢石等礦物，因而它們都可能與形成川東三疊系碳酸鹽地層中天青石礦床有關(guān)的高溫、高鹽度流體有關(guān)。川東北元壩地區(qū)三疊系雷口坡組的鞍形白云石具有顯著較低的δ18O值，可能與這些樣品分布于雷口坡組與須家河組之間的不整合面附近有關(guān)，其氧同位素組成受到了古喀斯特過(guò)程中大氣水的影響以及上覆須家河組碎屑巖地層中成巖流體的影響。

4 結(jié)論

a.四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽巖和砂巖中都發(fā)育有鞍形白云石，包括二疊系的棲霞組、三疊系的嘉陵江組、雷口坡組和須家河組，弧形晶面和波狀消光是其主要特征。碳酸鹽巖中的鞍形白云石主要分布于晶洞或裂縫中，砂巖中的鞍形白云石主要是晚期的膠結(jié)物。

b.碳酸鹽巖中大多數(shù)的鞍形白云石都具有很大的晶體，其實(shí)際晶體大小經(jīng)常超過(guò)1mm，具有粗晶—極粗晶結(jié)構(gòu)。三疊系須家河組砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物晶體相對(duì)較小，主要具中—粗晶結(jié)構(gòu)，占位關(guān)系顯示其沉淀于自生石英沉淀之后，這些鞍形白云石可能是元壩地區(qū)須家河組砂巖中最晚期碳酸鹽膠結(jié)物。

c.碳酸鹽巖中的鞍形白云石普遍具有不同程度的陰極發(fā)光和很低的鐵、錳含量，同時(shí)在鈣、鎂含量上接近理想組成。而砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物普遍沒(méi)有陰極發(fā)光，具有較高的鐵、錳含量，接近或超過(guò)Fe∶Mg＝1∶1的鐵白云石下限值，沒(méi)有陰極發(fā)光是鐵的猝滅作用所致；同時(shí)砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物因富鈣而偏離白云石的理想組成。

d.存在溶解現(xiàn)象（或去白云化現(xiàn)象）是一些鞍形白云石的重要特征，以四川盆地西部棲霞組鞍形白云石尤其發(fā)育，較淺埋藏條件下形成的與熱液有關(guān)的鞍形白云石的溶解可能因熱液作用后溫度和/或鹽度的降低以及鎂離子的消耗有關(guān)，但溶解造成孔隙度的凈增長(zhǎng)有限，溶解空間常主要為方解石的沉淀所平衡；在較大埋深條件下形成的砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物的溶解可能與構(gòu)造抬升造成的溫度降低有關(guān)。

e.四川盆地二疊—三疊系碳酸鹽地層中鞍形白云石包裹體均一化溫度主要在100～270℃，δ18O值為-3.01‰～-14.88‰，源流體的δ18OSMOW值主要在0‰～+20‰，鹽度（wNaCl）主要在4.7%～9.7%，流體鹽度的最大值達(dá)到了11.4%，已是當(dāng)時(shí)海水鹽度值的約5倍。三疊系須家河組砂巖中的鞍形白云石膠結(jié)物包裹體均一化溫度主要在120～170℃，δ18O值在-9.39‰～-15.04‰，流體δ18OSMOW值在+8‰～-2‰，鹽度在2.6%～6.6%，顯示大多數(shù)鞍形白云石都是在高溫高鹽度環(huán)境下沉淀的。

f.碳酸鹽地層中仍然存在一些晶體較小的鞍形白云石，如南海珠江口盆地新近系碳酸鹽巖中的一些鞍形白云石，以細(xì)晶結(jié)構(gòu)為主，缺乏可進(jìn)行均一溫度測(cè)試的兩相包裹體，其形成溫度可能較低，因而鞍形白云石形成的最低溫度可能比80℃更低，但這仍然需要資料的進(jìn)一步積累。

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HUANGSi-jing，HUZuo-wei，ZHONGYi-jiang，HUANGKe-ke，LI Xiao-ning
State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation，Chengdu University of Technology，Chengdu610059，China

Saddle dolomite is an important diagenetic mineral of sedimentary rocks.Saddle dolomiteoften shows undulatory extinction and curved crystal boundaries under microscope and is widely distributed in a hydrothermal environment or other environments with relatively high temperature.It is often taken as a semiquantitative geothermometer and an indicator mineral of some peculiar fluids. This paper synthetically discusses the petrology，F(xiàn)e，Mn and Ca content，cathodoluminescence，formation temperature，oxygen isotope composition of minerals，oxygen isotope composition and salinity of the palaeofluids of the saddle dolomite in the Permian-Triassic carbonate rocks and sandstones of Sichuan Basin.It also comparatively studies the saddle dolomite in the Upper Paleozoic sandstones of Ordos Basin，that in the Cambrian-Ordovician carbonate rocks of Tarim Basin and that in Neogene of Zhujiangkou Basin.The understandings obtained are as follows.（1）Most of the saddle dolomite in carbonate rocks often occurring as fillings in vugs or fractures has the crystal size more than 1mm，with coarse to very coarse crystalline texture.The saddle dolomite cement in sandstone often occurs as late cement and has relatively small crystal size，normally medium to coarse.（2）The saddle dolomite in carbonate rocks generally has cathodoluminescence to various degrees and very low Fe and Mn concentration and nearly ideal composition in Ca/Mg ratio，and that in sandstone often has no cathodoluminescence（quenched by iron）and has high Fe and Mn concentration and deviates ideal composition in Ca/Mg ratio since it is rich in Ca.（3）Some saddle dolomite develops dissolution or dedolomitization，probably resulted from the falling of temperature and/or salinity after the hydrothermal process for the hydrothermal originally saddle dolomite and after tectonically uplift for the late saddle dolomite cement in sandstone.（4）The parent palaeofluids of most saddle dolomite have the characteristics of high temperature and salinity.The saddle dolomite hosted in carbonate has the homogenization temperature of 100～270℃and the salinity of 4.7%～9.7%by a maximum salinity of 5times of the palaeoseawater，and the late saddle dolomite cement in sandstone has the homogenization temperature of 120～170℃and the salinity of 2.6%～6.6%，also higher than that of palaeoseawater.（5）The saddle dolomite in the Neogene carbonate rocks of Zhujiangkou Basin has small crystal size with fine crystalline texture.Being lack of two phase inclusions for homogenization temperature test，there may exists some saddle dolomite with lower formation temperature，but this still needs to accumulate more data.

Sichuan Basin；Permian-Triassic；saddle dolomite；diagenetic temperature；palaeofluid salinity

P588.22；TE132.2

A

10.3969/j.issn.1671-9727.2015.02.01

1671-9727（2015）02-0129-20

2014-12-19。

國(guó)家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目（41172099，41272130）。

黃思靜（1949-），男，教授，博士生導(dǎo)師，從事沉積學(xué)的教學(xué)與科研工作，E-mail：hsj＠cdut.edu.cn。

Saddle dolomite in Permian-Triassic carbonate rocks and sandstones of Sichuan Basin：petrology，formation temperature and palaeofluids