川南地区灯影组白云岩地球化学特征及流体来源

邬 铁，谢淑云，张殿伟，李鹏涛，鲍征宇，何治亮，钱一雄，焦存礼

[1.中国地质大学(武汉) 地球科学学院，湖北 武汉 430074;2.中国石化 石油勘探开发研究院，北京 100083]



川南地区灯影组白云岩地球化学特征及流体来源

邬 铁1，谢淑云1，张殿伟2，李鹏涛1，鲍征宇1，何治亮2，钱一雄2，焦存礼2

[1.中国地质大学(武汉) 地球科学学院，湖北 武汉 430074;2.中国石化 石油勘探开发研究院，北京 100083]

四川盆地灯影组白云岩是重要的优质油气储集岩，由于复杂的成岩演化和多期的构造作用，白云岩的成因一直存在争议。通过碳、氧同位素、微量元素等分析手段，对川南地区灯影组白云岩的地球化学特征及流体来源进行了研究。研究结果表明，该区白云岩主要类型为微晶、细晶-中晶以及含角砾白云岩。灯影组白云岩的δ13C介于0.52‰～2.06‰(均值1.42‰)，δ18O介于-11.9‰～-2.14‰(均值-9.09‰)，与同期原始碳酸盐岩δ13C值(4.43‰)和δ18O 值(-0.62‰)相比明显偏小。结合白云岩具有高U/Th比值、低Sr值以及Eu正异常等特征，认为研究区灯影组白云岩具有埋藏白云石化特征，且在成岩后期受到了热液流体作用的改造。该区白云岩具有与海水来源白云岩相似的稀土元素配分特征以及远高于正常海水的盐度指数(Z值)，表明白云岩化流体主要来源于封存在地层中的浓缩海水。

流体来源；地球化学特征；白云岩；灯影组；四川盆地

世界上大约30%的油气资源赋存于碳酸盐岩中，其中50%在白云岩储层中[1]，同时白云岩还是许多富铅锌MVT型(密西西比河谷型)矿床的主岩。因而，白云岩及储层形成机制的研究具有非常重要的意义。白云岩的研究虽已有200多年的历史，但目前对“白云岩问题”仍解释不清。白云岩的形成机理，目前主要有原生沉淀作用[2-3]和白云岩化作用[4]两种观点，而白云岩化作用是目前的主流观点。通过对白云岩进行大量研究，人们提出了蒸发白云岩化[5]、混合水白云岩化[6]、渗透回流模式[7]、热液白云岩化作用[8-9]、微生物白云岩化作用[10]等多种成因模式来解释不同地区相应层位白云岩的成因。其中，蒸发白云岩化模式和渗透回流白云岩化模式目前得到了普遍的认同[4]；对于混合水白云岩化模式存在不同观点[11-12]；热液白云岩化作用[13-15]、微生物白云岩化模式[16]以及深埋藏白云岩化作用[17]作为目前的研究热点，已受到广泛关注。

震旦系灯影组白云岩是目前四川盆地最重要的油气储集层之一，从最早发现的威远气田、资阳气田到近年来的高石1井、林1井和金石1井等钻井均在灯影组发现了优质的白云岩储层和油气显示。已有研究表明，白云岩化作用对碳酸盐岩的储存物性具有重要的影响，且白云岩化是四川盆地碳酸盐岩优质储层发育的必要条件[18]。因此，研究灯影组白云岩化对认识白云岩优质储层的形成机制具有重要的意义。震旦系灯影组时代古老，经历了漫长复杂成岩作用、多期构造活动、多期次生烃、多期次油气充注和多期热液活动，使得灯影组白云岩的形成机制变得非常的复杂[19]。前人通过阴极发光、电子探针、碳、氧、锶同位素、稀土元素分析等多种研究手段，从成岩作用[20]、储层特征[21-22]、孔隙演化[23]、构造演化[24]以及储集空间[25]等方面对灯影组及相关地层不同类型白云岩的成因进行了研究，提出了原生沉淀[26]、埋藏白云岩化[27]以及热液白云岩化[28]等成因类型，但对于同一类白云岩的成因也存在不同观点。为了排除单一指标判别可能存在的多解性，文章通过碳、氧同位素、微量元素等多种分析手段，探讨研究区灯影组白云岩的成因，对进一步认识灯影组白云岩储层的形成机制以及对优质储层的预测具有重要的意义。

1 地质背景

四川盆地位于中国西南部，是在上扬子克拉通基础上发展起来经历了多旋回构造运动、多类型盆地叠合的大型含油气盆地。经历的多期构造运动对油气藏的形成和改造具有明显的控制作用，对震旦系油气成藏与富集具有控制作用的4次构造运动分别为桐湾运动、加里东运动、海西-印支早期运动、燕山-喜马拉雅运动[24]。四川盆地灯影组发育一套海侵退积式沉积系列，形成具镶边的大规模碳酸盐岩台地沉积，构成由西向东整体依次为：古陆、基于阿坝裂陷盆地发育的开阔台地相、局限台地相、开阔台地相、台地边缘相、斜坡相及深水盆地相的古地理格局[29]。灯影组普遍发育以白云岩为主的碳酸盐岩地层，为一套局限台地相沉积物，可进一步划分为潮上、潮间、潮下、潟湖及碎屑滩等几个亚相沉积，其沉积时的古环境为潮上带至水深 10 m 范围内。

四川盆地及周缘灯影组广泛分布，厚度普遍在600～1 000 m ，在地质历史时期，灯影组白云岩埋深达5 000～8 000 m，属深层白云岩。根据岩性特征、藻类的富集程度和结构特征，灯影组自下而上可分为灯影组一段(Z2dn1，灯一段)、灯影组二段(Z2dn2，灯二段)、灯影组三段(Z2dn3，灯三段)、灯影组四段(Z2dn4，灯四段)[23]。其中，规模有效储集段主要位于灯二段和灯四段，储集岩性主要为蓝细菌参与的白云岩、泥微晶白云岩以及“葡萄花边状”白云岩，储集空间主要为残余孔隙、孔洞和溶洞，以及晚燕山-喜马拉雅期裂缝，以“葡萄花边”构造残留孔洞、砾间孔、大规模溶洞最为重要，是灯影组最有利的储集空间类型[30]。

2 样品和实验方法

样品主要取自川南地区金石1井、林1井，取样位置见图1(红色圆点标示)。为保证样品的代表性和数据的准确性，在野外通过放大镜和盐酸对样品进行观察并初步确定岩性的基础上，在室内对所有样品进行染色实验和薄片鉴定，进一步确定样品的岩性。之后将样品粉碎成小碎块，挑选出相对纯净的白云石颗粒，最后研磨成小于200目的粉末。

选取6件样品送至中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室进行碳、氧同位素测定，所分析的样品岩性上主要为细晶-中晶白云岩(表1)，样品制备采用磷酸法，采用MAT-253 质谱仪进行测试分析，测试精度δ13C与δ18O 均不大于0.2 ‰，碳、氧同位素以PDB为标准，测试结果见于表1。

图1 研究区构造简图[31](修改)Fig.1 Structure units in the study area[31]

取样位置岩性产状层位δ13C/‰δ18O/‰Z金石1井细晶白云石岩石内部的半自形细晶白云石灯影组1.74-11.9125.0金石1井细晶白云石岩石内部的半自形细晶白云石灯影组1.75-10.65125.6林1井细-中晶白云石岩石内部的自形白云石灯影组1.79-11.35125.3林1井细-中晶白云石岩石内部的自形白云石灯影组0.52-2.14127.3YSB细-中晶白云石岩石内部的半自形白云石灯影组0.67-10.73123.3XCK细-中晶白云石岩石内部的半自形白云石灯影组2.06-7.78127.6

注：Z=2.048(δ13C+50)+0.498(δ18O+50)[32]。

选取29件样品送至中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室LA-ICP-MS室，用LA-ICP-MS分析样品中的微量元素。实验过程为：①将样品置于烘箱中于105℃烘干12 h；②从烘箱中取出样品，准确称取粉末样品50 mg±1 mg置于Teflon坩埚中；③用1～2滴高纯水润湿样品，然后依次缓慢加入1.5 mL的高纯硝酸，1.5 mL的高纯氢氟酸；④将Teflon坩埚放入钢套，拧紧后置于烘箱中于190 ℃±5 ℃，加热48 h以上；⑤待溶样弹冷却，开盖后置于电热板上(140 ℃)蒸干，然后加入1 mL HNO3并再次蒸干，保证Teflon坩埚壁无液体；⑥加入3 mL 30% HNO3，再次将Teflon坩埚放入钢套，拧紧后置于烘箱中于190 ℃±5 ℃加热12 h以上；⑦将溶液转入聚乙烯料瓶中，并用2% HNO3稀释至100 g(对应的稀释因子为2 000)，密闭保存用LA-ICP-MS进行测试[33]，测试结果见表2。

3 结果与讨论

3.1 碳、氧稳定同位素地球化学特征

碳、氧同位素组成是研究白云岩成因及其形成机制的重要地球化学指标。白云石的碳、氧同位素组成主要受白云石化对象的碳、氧同位素组成以及成岩流体的盐度、温度所控制[34]。碳酸盐岩中的碳同位素组成受成岩作用和温度等外界条件的影响较小，主要与不同碳来源的流体及混合作用有关，常被用作示踪剂。而氧同位素同时是流体性质( 最重要的可能是盐度) 和温度的函数，在某种程度上对温度更具敏感性，一般来说，成岩矿物-水系统温度越高，成岩矿物的氧同位素值越小。因此，不同成岩环境中的白云岩具有不同的碳、氧同位素特征(图2)。形成于高盐度蒸发环境中的白云岩具有较高的δ18O 和 δ13C 值，混合水成因的白云岩则具有较低的δ18O 和 δ13C 值，大气淡水环境下的成岩作用使白云岩的δ18O 和 δ13C值均下降，δ13C表现为低-中负值，δ18O为高负值，而在高温高压深埋藏环境中形成的白云岩，由于生物作用微弱，δ13C随埋深变化较小，δ13C表现为接近零的正值，一般为0‰～3‰，而埋藏温度增加，使之具有较低的 δ18O 值，受热液影响的白云岩δ18O 值则大多小于-10.0‰[35-36]。

对研究区灯影组白云岩进行了碳、氧同位素分析(表1)，分析结果表明：

1) 研究区白云岩的δ13C值介于0.52‰～2.06‰，均值1.42‰，δ18O值介于-11.9‰～-2.14‰，均值-9.09‰。

2) 与中国南方灯影组原始海相碳酸盐岩的碳、氧同位素组成(δ13C 和δ18O 值分别为 4.43‰和-0.62‰)相比[37]，研究区白云岩δ13C值具偏轻的特点，表现为接近于零的正值，而δ18O值表现为显著偏负的特征。前已述及，δ18O值出现较高负值主要有3种情况：受大气淡水影响(大气降水成因的白云岩或大气降水的改造作用)；深埋环境高温影响；深部热液流体影响。研究区白云岩δ13C值均为大于零的正值，因而受大气淡水影响的可能较小。

3) Keith等[32]提出可采取经验公式Z=2.048(δ13C+50)+0.498(δ18O+50)(δ13C和δ18O均为PDB标准)来确定碳酸盐岩的沉积环境，若Z大于120为海相碳酸盐岩，Z小于120为陆相碳酸盐岩。由表1可知研究区样品的Z值均大于123，表明样品形成于盐度较大的流体介质中，反映出当时的白云岩化流体为海水，同时排除了样品受到大气淡水影响的可能。

前已述及，不同成岩环境中的白云岩具有不同的碳、氧同位素特征(图2)，将所测试样品的δ13C和δ18O值(红色三角形表示)投到图2中，可以看到δ13C和δ18O的正交投点均位于第二象限，研究区样品的碳、氧同位素特征与埋藏白云岩的碳、氧同位素组成具有相似的特点，但样品的氧同位素组成比典型的埋藏白云岩的氧同位素值偏负，大多小于-10‰，表明研究区白云岩可能受到了热液流体的影响。将前人报道的林1丼热液白云岩的δ13C和δ18O测试结果(第二象限椭圆区域中黑色方块)投于图2中，可以看到研究区白云岩的δ13C和δ18O组成与热液白云岩的δ13C和δ18O特征吻合度较高，再次佐证了研究区白云岩受到热液流体影响的推测。综合研究区灯影组白云岩的δ13C和δ18O值特征，认为白云岩化流体来源于盐度较高的海水-咸化的海水， 白云岩总体表现为埋藏白云石化特征，且受到了热液流体的改造。

图2 碳、氧同位素特征与成岩环境[35](修改)Fig.2 Carbon and oxygen isotope characteristics and diagenetic environment[35]

3.2 稀土元素与微量元素地球化学特征

碳酸盐岩稀土元素(REE)特征是分析碳酸盐岩成因的重要证据之一[38]。近年来，稀土元素地球化学特征在研究碳酸盐岩物源和形成环境[39-40]、储层地质学[41]等方面取得了重要进展，也有人尝试利用稀土元素特征来研究白云岩的成因及演化，取得了一系列成果[42-44]。

前人研究表明，与含水溶液达到平衡的矿物将继承其沉淀的母溶液的稀土元素组成特征，即沉积物的稀土元素组成主要取决于沉淀时流体稀土元素组成特征。比如，海相灰岩除了重稀土有少量亏损外，较好地继承了原始海水的 REE配分模式 ，而且在白云岩化过程中原始灰岩的REE组成不会发生明显变化，仍然继承了原始海水的REE配分特征[45-46]。因此，可以通过研究碳酸盐矿物的稀土元素信息来反演原始成岩流体的稀土元素特征。而碳酸盐岩在形成之后的漫长历史演化过程中，若受到其他流体的作用与改造，如大气降水淋滤、成岩流体改造以及热液流体蚀变等，此时原岩的REE组成可能发生变化，从而表现出不同的稀土元素配分特征[42]。而且稀土元素中的变价元素 Ce 和 Eu容易随物理化学条件变化与稀土元素分离而出现异常。由此，可以通过这些特征分析白云石化流体的来源和白云岩的成岩环境。

3.2.1 稀土元素特征

前人在对白云岩稀土元素数据进行分析时，通常采用澳大利亚页岩(PASS)、北美页岩(NASC)或者C1型球粒陨石的稀土元素组成进行标准化[47-48]。近年来，胡文瑄[42]和Wang[44]等通过对比研究认为选择海水作为白云岩稀土元素标准化的参照更能反应稀土元素在碳酸盐岩沉积、成岩过程的配分特征，且取得较好的效果。本次研究选择海水对REE数据进行标准化处理，其中海水REE组成采用Kawabe等[49]发表的数据，由于海水中稀土元素含量非常低，通常比碳酸盐岩低6～7个数量级，为了便于对比，在数据处理过程中将海水的稀土元素含量扩大106倍。研究区样品的稀土元素组成见表2。对测试数据分析可知，研究区白云岩样品的稀土元素具如下特征：

1) ∑REE的变化范围0.42×10-6～7.39×10-6，平均为3.6×10-6，含量普遍较低，总体上处于正常海相碳酸盐岩变化范围内(海相碳酸盐岩∑REE值一般低于100×10-6)[50]。已有研究认为，未受改造或改造较弱的白云岩稀土元素总含量具有一定的变化范围，一般为(1～30)×10-6，而粘土等杂质中的∑REE值比白云石高出几个数量级，一旦混入就会对使∑REE明显偏高[42]。本次研究中白云岩的∑REE含量落于这个范围内，表明样品未受到其他杂质矿物的影响。

2) 川南灯影组白云岩稀土元素配分模式图总体表现为轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型配分模式(图3)。NdN/YbN比值是判定轻、重稀土元素相对富集程度的参数[45]。样品的NdN/YbN比值(平均值5.44)表明研究区白云岩轻稀土元素(LREE)明显富集，而重稀土(HREE)元素相对亏损，轻、重稀土分馏明显。

3) δCe特征。据Webb等[51]的方法，将样品数据标准化后进行(Pr/Pr*)SN和(Ce/Ce*)SN投点，通过其相关性来判断Ce的异常，投点结果如图4所示，从图中可以看到研究区样品具有明显的正Ce异常(δCe平均值5.19)。胡文瑄等[42]总结了不同流体作用下白云岩的稀土元素判别模式，认为经海水标准化后的海水来源白云岩的稀土元素特征表现为全岩∑REE低(一般小于20×10-6)，具有一定程度的Ce正异常，轻稀土元素(LREE)稍富集以及重稀土元素(HREE)的配分曲线较为平坦的特征。而研究区灯影组白云岩经海水标准化后的稀土元素配分模式特征与之一致，这表明研究区白云岩的成岩流体总体来源于海水。

4) δEu特征。研究区白云样品具有轻微的正EuN异常(图3)，δEuN平均值1.35。Eu的异常主要与Eu在不同环境下的地球化学行为有关。在常温常压下，除极度还原环境外，溶液中的Eu主要以Eu3+形式存在，而当温度足够高的时候，流体中的Eu主要以Eu2+形式存在，从而与其他稀土元素发生分异[52-53]。因此，在还原性的热液流体中Eu主要以Eu2+的形式存在，当热液流体与白云岩发生流体-岩石反应时，由于Eu2+与Ca2+具有相似的离子半径和相同的电价，热液流体中Eu2+将以类质同象的方式取代白云石中的Ca2+，从而导致岩石中出现正Eu异常。Eu正异常仅出现于温度较高(200°C以上)的溶液中， 且Eu正异常可作为高温热流体参与水-岩反应的标志[54-55]。而胡文瑄等[42]和Wang等[44]的研究结果表明：经历过大气降水改造的白云岩表现为全岩REE含量显著低于正常白云岩，大多保持了LREE相对富集的原岩特征，但Ce呈现负异常；而经热液流体作用的白云岩显示出正Eu异常，且配分曲线表现出起伏不定的变化(图5)。由此认为，在成岩作用后期研究区灯影组白云岩受到了热液改造，同时说明成岩过程发生于相对封闭的还原环境中。

图4 川南灯影组白云岩海水标准化的Pr/Pr*和Ce/Ce*相关性图Fig.4 Plot of seawater normalized Ce/Ce* vs. Pr/Pr* of the Dengying Formation dolomite in the southern Sichuan Basin[(Pr/Pr*)SN=2Pr/(CeSN+NdSN)，(Ce/Ce*)SN=2Ce/(LaSN+PrSN)。Pr/Pr*<1表明存在Ce正异常，Ce/Ce*<1表明存在La负异常。下标SN代表海水标准化，实心三角形代表本次研究白云岩。]

5) 研究区微晶-细晶白云岩的稀土元素配分模式特征与海水来源白云岩一致(图6)，其中金石1井白云岩的Eu正异常比林1井更显著，说明金石1井白云岩受到的热液作用的改造可能更强。本次川南震旦系灯影组白云岩样品中的灰色含角砾白云岩的稀土元素配分特征与金石1丼和林1丼的微-细晶白云岩的配分特征类似，但含角砾白云岩表现出全岩稀土含量显著偏低，轻稀土富集，重稀土亏损明显，且Eu呈现出更明显的正异常(图7)，且这类白云岩在岩性特征上表现出孔洞内含有较多的石英和灰黑色硅质。这些特征表明含角砾白云岩比微-细晶白云岩受到了更强的热液改造作用。

3.2.2 微量元素特征

灯影组样品经LA-ICP-MS测试微量元素，测试结果见表3。测试结果表明其中的微量元素具有以下特征。

图5 热液改造白云岩和大气降水改造白云岩稀土元素配分模式[42](修改)Fig.5 Plot of REE distribution patterns of dolomite reformed by hydrothermal fluids and meteoric water

图6 川南灯影组微晶-细晶白云岩海水标准化稀土元素配分模式Fig.6 Plot of seawater normalized REE distribution patterns of the micric dolomite and fine-crystalline dolomite of the Dengying Formation in the southern Sichuan Basin

图7 川南灯影组含角砾白云岩海水标准化稀土元素配分模式Fig.7 Plot of seawater normalized REE distribution patterns of breccia-dolomite of the Dengying Formation in the southern Sichuan Basin

1) 研究区样品中Sc(平均值为0.49×10-6)、Th(平均值0.01×10-6)、Hf(平均值0.02×10-6)和Zr(平均值0.58×10-6)的含量，均远远低于它们在上地壳中的含量(Sc=14.9×10-6,Th=2.3×10-6,Hf=5.8×10-6,Zr=240×10-6)[56]，表明研究区样品未受陆源沉积物的影响。

2) 根据前人的研究，高的 U/Th 值 (>1.25) 往往指示缺氧环境，低的U / Th 值 (<0.75 ) 往往指示氧化环境[57]。研究区白云岩的U/Th 平均值为6.82，除个别小于1.25外，其它样品均在大于1.25范围内，表明区内白云岩主要形成于相对还原的环境中。

3) 研究区样品Sr含量较低(平均值60×10-6)，小于Derry等[58]提出的能较好代表均一化海水样品的Sr含量下限值(200×10-6)。与施泽进等[20]获得的四川东南部灯影组受到热液改造作用的白云石的Sr含量(平均值为63.3×10-6)相近。而前人在研究塔里木盆地奥陶纪白云岩时，白云岩中的Sr含量出现随着埋深加大而减小的规律，认为Sr含量的减少可能与埋藏作用有关[59]。因此，研究区样品很可能受到了热液流体或者埋藏成岩作用的影响。

4) 沉积物中Sr和Ba的总含量，以及总的Sr/Ba值，在一定程度上能够反映沉积区的某些气候信息。Sr/Ba值可用来反映古盐度变化趋势，通常认为Sr/Ba>1为海相沉积，Sr/Ba<1为陆相沉积[60]。研究区灯影组白云岩Sr/Ba的平均值为14.2，仅有一个样品的Sr/Ba<1。表明研究区灯影组白云岩沉积时海水的盐度较大，蒸发作用强。此外，金石1井白云岩的Sr/Ba值(平均值1.75)明显低于林1井白云岩Sr/Ba值(平均值22.5)，表明林1井白云岩形成时沉积环境蒸发作用更强，成岩流体来自高度咸化的海水。

5) 通常Sr/Cu值介于1.3～5.0指示潮湿气候，而大于5.0则指示干旱气候[60]。研究区灯影组白云岩Sr/Cu值普遍很高(平均值84.2)，表明区内灯影组白云岩沉积时研究区气候非常干旱。

4 结论

1) 灯影组白云岩碳、氧同位素特征表明，白云岩化流体主要来源于同期浓缩的海水。白云岩化发生于深埋藏的成岩环境，可能受到了热液流体的改造。

2) 川南地区灯影组白云岩样品的稀土元素配分特征表明成岩流体来源于海水，白云岩的沉积过程发生在相对封闭的还原环境中，且白云岩在成岩后期受到了热液流体的作用。川南地区灯影组的微-细晶白云岩和含角砾白云岩的具有相似的白云岩化流体来源，但含角砾白云岩在成岩后期受到了更强的热液流体作用。

表3 川南灯影组白云岩微量元素分析结果

3) 区内灯影组白云岩的微量元素特征表明，白云岩的沉积环境为蒸发作用强的干旱气候，且白云岩在成岩后期受到了热液流体或者埋藏成岩作用的影响。

4) 研究区灯影组白云岩的地球化学特征表明，白云岩沉积时的环境为蒸发作用强的干旱气候，白云化流体主要来源于海水。成岩过程发生于相对封闭的还原环境，且在后期埋藏过程中经历了埋藏白云岩石化作用以及热液流体的改造。

致谢：本文相关工作受国家重大专项“大型油气田及煤层气开发”(项目编号：2008ZX05005)、国家“973计划”项目“中国早古生代海相碳酸盐岩层系大型油气田形成机理与分布规律”(项目编号：2012CB214802)、中国石化股份公司“塔里木盆地深层优质碳酸盐岩储层成因与分布”项目(项目编号:P14038)联合资助。样品的制备与测试分析得到了中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室的大力支持，整个野外工作得到了中国石化、南京大学、成都理工大学等专家的详细指导，在此一并表示感谢。

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(编辑 张亚雄)

Geochemical characteristics and fluid origin of the Dengying Formation dolomites in southern Sichuan Basin

Wu Tie1,Xie Shuyun1,Zhang Dianwei2,Li Pengtao1,Bao Zhengyu1,He Zhiliang2,Qian Yixiong2,Jiao Cunli2

(1.FacultyofEarthSciences,ChinaUniversityofGeosciences,Wuhan,Hubei430074,China; 2.Exploration&ProductionResearchInstitute,SINOPEC,Beijing100083,China)

Dolomite of the Dengying Formation in southern Sichuan Basin has been studied a lot as an important kind of reservoir rocks for oil and gas.However,origin of the dolomite is still in controversy.This paper studied the geochemical characteristics and fluid origin of the dolomite in the Dengying Formation in southern Sichuan Basin through analyses of C-O isotopes and trace elements.The results show that the main types of dolomites are micritic dolomite,fine-medium dolomite and breccia-dolomite.The δ13C and δ18O values are 0.52‰～2.06‰ (PDB) and -11.9‰～-2.14‰ (PDB),respectively,which are lower than the original values of δ13C (4.43‰) and δ18O (-0.62‰) of carbonates of the same period.The dolomite has high U/Th ratio,low Sr and high Eu anomalies.It is believed that the dolomite formed in a burial diagenetic environment and was altered by hydrothermal fluid later.REE distribution patterns of the dolomite is similar to the dolomite originated from seawater.Salinity indexes(Z)of the dolomite is higher than those of normal seawater.Therefore,it can be inferred that the dolomitization fluids mainly originate from the condensed seawater trapped in the Formation.

fluid origin,geochemical characteristics,dolomite,Dengying Formation,Sichuan Basin

0253-9985(2016)05-0721-10

10.11743/ogg20160512

2016-04-20;

2016-09-10。

邬铁(1993—)，男,在读硕士研究生，碳酸盐岩储层溶解动力学。E-mail:tiewu56@gmail.com。

国家科技重大专项(2008ZX05005)；国家重点基础研究发展计划(973计划)项目(2012CB214802)

TE135

A