中扬子海相碳酸盐岩中方解石脉成岩环境研究

王芙蓉，何 生，杨兴业

(1.中国地质大学 构造与油气资源教育部重点实验室，武汉 430074；2.中国地质大学(武汉) 资源学院，武汉 430074)

裂缝是盆地流体的流动通道之一，裂缝充填物及其中的流体包裹体为研究流体岩石相互作用与烃类运移提供了重要信息[1-2]。其中，方解石胶结物是成岩作用中最重要矿物之一，方解石矿物因对介质环境反应敏感，其结构与成份可以反映成岩流体的性质，沉积环境的封闭与开放等[3-7]，方解石的晶体特征及地化性质还可以记录多期的成岩流体作用过程[8-10]。国内学者在大港滩海区、济阳坳陷、鄂尔多斯盆地等通过分析方解石脉的岩石学和地球化学特征，探讨其成脉过程、流体的运移特征以及裂隙的形成期次[11-15]。本文通过裂隙中充填的方解石晶体的岩石组构、阴极发光、碳、氧同位素分析，揭示方解石形成的成岩介质环境，探讨裂隙中流体运移的特征及形成期次。

1 样品与方法

野外取样主要是中扬子京山县城周边露头的碳酸盐岩中的方解石脉，选取了3个剖面，包括雁门口镇附近、京山—钱场镇和京山—孙桥镇，涉及层位包括奥陶系、二叠系和三叠系，所采用的研究方法包括普通薄片、阴极发光以及碳、氧同位素分析。

常规岩石薄片分析在中国地质大学构造与油气资源教育部重点实验室的MIAS2000型显微镜上完成，检测的室内温度为25 ℃，相对湿度为60%；阴极发光分析在教育部岩石圈构造、深部过程及探测技术重点实验室的CL8200MK5型阴极发光仪上完成，检测的室内温度为27 ℃，相对湿度为40%；碳、氧同位素分析由中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室进行稳定同位素样品的制备和测定，所用仪器为德国Fir migan公司MAT251型气体同位素质谱仪，检测的样品盘温度为72 ℃，色谱温度为40 ℃，He气压力为100 kPa。

2 结果与讨论

2.1 碳酸盐岩晶体

不同环境下形成的碳酸盐岩晶体有差异：淡水环境中形成的方解石多为等轴粒状；海水环境中形成的方解石多为伸长纤维状；埋藏环境中形成的方解石多为等轴粒状—复杂多面体[16]。图1为三叠系、二叠系和奥陶系样品中方解石脉的普通薄片显微照片，不同层位的裂隙以及其中充填的方解石晶体的结晶形态有较大差异。三叠系样品的方解石脉体宽直，脉体与围岩的界限清晰；二叠系和奥陶系样品的脉体与围岩的界限呈渐变过渡，部分脉体边缘不规则。脉体中方解石晶体多为等轴粒状，少数方解石呈放射状，部分颗粒表面发育双晶纹，部分颗粒较洁净。

图1 中扬子海相碳酸盐岩中方解石脉的微观特征照片

三叠系裂隙中方解石脉的结晶形态有差异，一种呈放射状发育的方解石(a)，而且放射状晶体是渗流胶结物的特殊标志[17]，另一种呈等轴粒状的方解石(b)，可以大致确定方解石脉有2期，且a裂隙要早于b裂隙形成(图1A)；图1A′中的同一裂隙中充填方解石的双晶纹有差异，早期为双晶纹发育且密集(c)，晚期形成的方解石表面未见明显双晶纹(d)。二叠系和奥陶系裂隙中方解石脉主要类型为：粗脉中充填的方解石为等轴粒状，粒度较粗，表面较暗，双晶纹发育；细脉中充填的方解石无色透明，粒度较细，无色透明的细方解石脉穿插暗色的粗方解石脉。一般干净的方解石脉形成较晚，所以二叠系和奥陶系的方解石脉大致为2期，细脉晚于粗脉(图1B,C,C′)。而且，图1B′中还可见方解石溶蚀的现象，推测方解石脉的沉积环境可能有淡水的参与并经历过埋藏沉积的作用。

2.2 碳酸盐矿物的阴极发光性

海相碳酸盐矿物的阴极发光性也成为用以判断其成岩蚀变强度或判断其对海水信息代表程度的有效方法之一[18]，主要是因为海相沉积碳酸盐矿物、或成岩蚀变性较弱的海相碳酸盐矿物没有阴极发光或只具有很弱的阴极发光，经成岩蚀变的海相碳酸盐的沉积组分往往不同程度的阴极发光[19-21]。黄思静等[22-23]研究发现四川盆地东部三叠系飞仙关组碳酸盐岩的阴极发光强度极低，如果单从阴极发光分析的角度，他甚至可以认为四川盆地东部三叠系飞仙关组的海相碳酸盐岩的微量元素构成(实际上也包括同位素构成)在很大程度上仍然保留了海水特征，沉积期后非海相流体对其的影响是非常有限的。

图2为三叠系、二叠系和奥陶系样品中方解石脉的阴极发光显微照片，不同层位的围岩发光特征有相似性，3个层位的围岩阴极发光比较暗，则其形成环境多可能为混合水潜流环境[24]，但方解石脉的发光有一定的差异。

三叠系样品的阴极发光资料显示，两期结晶形态不同的方解石脉体的发光强度不同，呈放射状发育的方解石与围岩的发光强度均为暗色(a)，呈等轴粒状的方解石表现为2种发光强度，靠近裂隙边缘的为中等强度的桔红色(b)，其次为不发光的方解石(c)(图2)，可以大致确定裂隙中充填的方解石有3期，主要为海水潜流环境—混合水潜流环境，放射状方解石多形成于海水潜流环境。二叠系样品的阴极发光资料显示，裂隙中方解石呈共轴增生，昏暗发光，脉体与围岩发光特征相同。奥陶系样品的阴极发光资料显示，裂隙中方解石呈等轴粒状，中等橙黄色，脉体与围岩发光特征相同，多可能形成于潜流环境中。

2.3 碳酸盐岩的碳氧同位素

碳酸盐岩的碳氧同位素组成与沉积环境密切相关，δ18OPDB随温度的升高、埋深的加大而更趋向负值[23]，在海相碳酸盐岩成岩过程中，大气水的介入会使δ18O值和δ13C值呈现负向偏移。

沉积盆地中主要的碳储备已经可以通过其同位素印记得以辨认，大部分海相碳酸盐岩的δ13C值在4‰和- 4‰之间[24]。特别是δ13C值更为敏感，因此可以将其作为判断研究区封闭条件的指标。 方解石脉的碳氧同位素值显示(表1)，裂隙中18件方解石充填物的δ13CPDB位于-6.76‰～4.01‰之间，δ18OPDB在-17.95‰～-5.67‰之间，对应方解石脉样品的围岩的δ13CPDB位于-0.23‰～4.15‰之间，δ18OPDB在-9.76‰～-4.23‰之间，差异较大，表明了流体—岩石相互作用的复杂性。根据δ13C,δ18O 数值指示古盐度(Z)的公式[27]，18块样品中6块方解石脉体的古盐度小于120，围岩的古盐度全部大于120，由此推测部分脉体的形成有大气淡水参与作用，围岩全部为海相成因。

根据王大锐的研究成果[28]，可以利用碳氧同位素值进一步区分方解石的成岩介质环境(图3)。三叠系方解石脉成岩水源主要为海水潜流及混合水，受后期大气淡水影响不大；二叠系部分低值碳同位素的方解石脉可能是由于受到栖霞组富含生物的泥质岩中地层水的影响，也可能是大气水的渗入；奥陶系方解石脉成岩水源主要为混合水，部分地区可能受大气淡水影响。

前人归纳认为[29]，δ18O =-10‰可作为碳酸盐矿物是否受到成岩蚀变影响的临界值，三叠系方解石脉基本上为沉积碳酸盐岩，受后期大气淡水、深部流体及含油气流体的影响不大；二叠系和奥陶系部分方解石脉受后期成岩流体的影响；二叠系部分样品碳同位素值普遍偏负，可能是受二叠系栖霞组有机质成熟的影响较大，并经历了较高的流体温度影响(图4)。

表1 中扬子海相碳酸盐岩中方解石脉及围岩碳、氧同位素测试数据

图3 方解石脉的碳氧同位素值与成岩流体性质关系

图4 中扬子海相碳酸盐岩中方解石脉的

3 结语

1)普通薄片资料显示，中扬子京山县城周边露头三叠系裂隙中充填放射状和等轴粒状的方解石，二叠系和奥陶系裂隙中主要为等轴粒状方解石，裂隙中部分方解石双晶纹发育。

2)阴极发光资料显示，三叠系裂隙中充填放射状和等轴粒状的方解石阴极发光强度不同，可以大致确定裂隙中充填的方解石有3期；二叠系和奥陶系裂隙中方解石呈等轴粒状，中等橙黄色—昏暗发光，脉体与围岩发光特征相同。

3)裂隙中方解石脉充填物δ13CPDB位于-6.76‰～4.01‰之间，δ18OPDB在-17.95‰～-5.67‰之间，部分脉体的形成有大气淡水参与作用，且经历了深埋藏过程。三叠系方解石脉基本上为沉积碳酸盐岩，受后期大气淡水、深部流体及含油气流体的影响不大；二叠系和奥陶系部分方解石脉受后期成岩流体的影响。二叠系个别样品碳同位素值普遍偏负，说明其来自于有机质的贡献较大。

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