四川盆地西北部二叠系栖霞组准同生期砂糖状 白云岩特征及成因

芦飞凡，谭秀成，钟原，罗冰，张本健，张亚， 李明隆，肖笛，王小芳，曾伟

（1. 油气藏地质及开发工程国家重点实验室 西南石油大学，成都 610500；2. 中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室 西南石油大学研究分室，成都 610500；3. 中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，成都 610041；4. 中国 石油西南油气田公司川西北气矿，四川江油 621741；5. 表生地球化学教育部重点实验室 南京大学 地球科学与工程学院，南京 210023；6. 中国石油杭州地质研究院，杭州 310023）

0 引言

古老地层中的白云岩成因是目前碳酸盐岩沉积学研究的一个关键问题。由于白云岩在形成过程中及形成后经受多期流体的叠加改造，使得现今所观测到的白云岩岩石学和地球化学标志都是一种“复合体”，白云岩所呈现出复杂地球化学信息不可避免的会出现多解性和模糊性[1-3]。在这一情况下，以扎实的岩石学研究为基础，通过各类成岩组构与白云岩的接触关系约束白云石化作用发生的时间，随后再辅以地球化学等岩矿分析手段进一步识别成岩流体，不失为一种可行的研究思路。

四川盆地是中国西南地区的一个大型叠合含油气盆地，其西北部下二叠统栖霞组在油气勘探中揭示了一类较特殊的非均质砂糖状白云岩（sucrosic dolomite）储集层，微观上以他形—半自形中—粗晶（粒径300～800 μm）白云石为特征[4-5]。该类白云岩为研究深埋古老白云岩成因提供了良好的实例[6]。目前，针对栖霞组砂糖状白云岩成因的研究仍然存在较多争议。现已报道的观点包括混合水白云石化[7-8]、埋藏白云石化[8-10]、“玄武岩淋滤”[11]、“热次盆”[12]及构造-热液白云石化[4-6,13-15]等。目前以浅埋藏期发生的与热液活动相关的白云石化模式占主导。如按此模式，白云岩应沿东吴末期深大断裂分布，但盆地内的勘探实践显示白云岩并非完全沿断裂系统分布。

近年来，随着川西北地区钻探和露头资料日渐丰富，尤其是D6 井取心和何家梁剖面均揭示存在高频海平面变化驱动的多期次早成岩期岩溶，使判识白云石化与早成岩期岩溶[16]的相对时间成为可能。鉴于此，本文从川西北地区栖霞组钻井岩心和野外剖面宏观与微观特征入手，在分析白云岩岩类学的基础上，通过深入剖析早成岩期岩溶的证据和垂向序列，确定早成岩期岩溶和白云岩的成岩相对时序，进而讨论白云石化发生的时间和白云岩成岩流体，提出砂糖状白云石化模式，以期研究结果能为研究区栖霞组白云岩储集层的分布预测提供地质依据，为古老复杂的白云岩成因识别提供实例。

1 地质背景

研究区位于四川盆地的西北部，处于上扬子板块的川西山前凹陷带、龙门山褶皱带和米仓山构造带等构造带的过渡区，经历了多期构造变形的叠加，形成了现今复杂的构造格局（见图1a）。下二叠统自下而上依次为梁山组和栖霞组[17]。其中梁山组为滨岸-沼泽相砂泥岩沉积，其后随着栖霞组早期海侵，演变为碳酸盐台地沉积体系，栖霞组中下部发育灰岩、泥灰岩韵律，中上部为泥粒灰岩或粒泥灰岩及层状或斑状白云岩[17-19]。具体来说，栖霞组沉积期研究区西部为沿北东—南西向展布的台缘丘滩和半局限海沉积，西南部和东北部则为开阔海和台内滩，中东部的广元—旺苍一线以南发育台内洼地（见图1b）。栖霞组一段（简称栖一段）沉积早期，区内总体为海侵过程中形成的开阔环境[18]，栖一段沉积中晚期海平面相对下降，栖一段顶部普遍存在与高频暴露面相关的溶沟、溶洞、角砾化等现象（见图1c）[19]；栖霞组二段（简称栖二段）沉积初期短暂海侵后，海平面在相对较长的时间内持续处于相对低位，至栖霞组沉积末期，研究区发生区域性暴露[19]。由此，可将川西北地区梁山组和栖霞组整体划分为两个完整的三级海侵-海退旋回（见图1c）， 分别大致对应梁山组至栖一段和栖二段，其中栖二段又可分为A、B 两个亚段（见图1c）。在这两个海侵-海退旋回的高位体系域控制期间，出现较大面积的丘滩体、半局限海等环境（见图1b），且由于丘滩体叠置迁移，可导致局部水体受限，因而具有准同生期白云石化的地质背景[19]。

从构造背景来看，二叠纪中前期，由于勉略洋的打开和扩张，靠近构造结合带的川西北地区更容易受到构造拉张作用的影响[20]。随着张裂运动持续活跃，在现今龙门山褶皱带和米仓山构造带位置均形成了近北东向和近东西向两组被动大陆边缘正断层系统（见图1a）[20-21]。板块边缘的张性断裂系统不仅在宏观上控制了该区地层充填和碳酸盐岩沉积规律，还因断裂系统活动，导致早—中二叠世川西北地区热事件频繁[19,22]，为与热活动相关的白云石化作用[4-6,13-15]提供了流体 来源。

2 样品与方法

本次工作基于研究区的何家梁、长江沟、车家坝等实测野外剖面及D6 井等取心井资料开展。野外剖面和取心井（见图1b）均做系统观测、描述和取样，并磨制抛光薄片479 张。常规薄片以茜素红染色，铸体薄片采用蓝色环氧化树脂注入孔隙。阴极发光在西南石油大学地球科学与技术学院观察，使用CL8200 MK5阴极发光显微镜，在7～10 kV 和400～500 mA 的工作条件下观测。包裹体测试和碳氧同位素组成分析在中国石油集团碳酸盐岩储集层重点实验室西南石油大学研究分室完成。包裹体测试采用德国THMSG600 型冷热台，测温范围为-196～600 ℃，温度精度为0.1 ℃，加热/冷冻速率为0.1～150 ℃/min。碳氧同位素组成全岩样品使用微钻钻取 1 g/件，在超净实验室中使用MAT 253 Plus 稳定同位素质谱仪测试，分析方法如下：将装有碳酸盐岩粉末的密封反应瓶用高纯氦气进行排空处理，随后注入6～8 滴无水磷酸恒温70 ℃反应1 h，过程中释放出的CO2气体由氦气流带入同位素质谱仪进行检测。微量元素（含稀土）数据引自本团队前期成果[22]。为进行白云岩发育层位的井间对比，本次针对何家梁、长江沟剖面栖霞组进行了高精度露头伽马测量，测点间隔20 cm。

图1 研究区区域地质特征及下二叠统沉积相分布

3 白云岩岩石学与时空分布特征

川西北地区下二叠统栖霞组白云岩按晶粒级别和赋存状态主要可分为粉—细晶白云岩、中—粗晶砂糖状白云岩和岩溶系统充填白云岩3 种类型（见图2、图3）。其中前两者为岩溶系统充填白云岩的基岩。此外，岩溶系统充填白云岩是砂糖状白云岩遭受溶蚀的产物。

3.1 白云岩岩石学特征

3.1.1 粉—细晶白云岩（Md1）

宏观为灰色-暗红色条带状互层白云岩（见图2a、图2d），镜下白云石多呈他形-半自形，粒径一般为50～150 μm（见图2b），晶粒多具溶蚀边，晶粒间常见溶蚀变小的白云石粉屑（见图2b、图2e），可见潮坪中的韵律层理（见图2d）及潮沟中的冲刷面构造（见图2e），阴极射线下粉—细晶白云岩不发光或发极暗红光（见图2c）。

粉—细晶白云岩在区内发育频率较低，纵向上主要发育于栖一段上部和栖二段底部。如D6 井栖一段顶—栖二段底各个向上变浅旋回顶部和何家梁剖面栖一段单旋回顶部常见粉—细晶白云岩（见图4）。

3.1.2 中—粗晶砂糖状白云岩（Md2）

该类白云岩宏观上表现为浅灰色块状，断口粗糙，局部针孔发育，因具有糖粒状结构而俗称砂糖状白云岩（见图2g）。镜下晶粒粗大，直径一般为300～800 μm，晶粒呈他形镶嵌状或半自形，有时见雾心亮边结构 （见图2h），晶间（溶）孔发育，孔隙分布具有强的非均质性（见图2g）。阴极射线下，晶粒核心部分（雾 心）不发光或发极暗红光，晶粒边缘（亮边）发红光 （见图2i）。该岩类又可表现为针孔状云岩或残余颗粒云岩等。

图2 川西北地区栖霞组粉—细晶白云岩和中—粗晶砂糖状白云岩的宏观与微观特征

砂糖状白云岩在研究区西部台缘带的钻井和野外剖面均有产出，发育层位为栖二段中下部和栖一段顶部，其中尤以何家梁剖面、D6 井等发育厚度最大（见图4）。

3.1.3 岩溶系统充填白云岩（Kfd）

岩溶系统充填白云岩是砂糖状白云岩的一类伴生岩石，宏观上表现为砂糖状白云岩中发育深灰色或黑灰色的岩溶充填段或较小规模的溶沟充填物（见图3a、图3c—图3d、图3f）。可见形态特征多样的角砾化现象，一些为岩溶优势通道切割形成的近原地角砾化（见图3a—图3b），一些云岩角砾具有搬运和磨圆特征（见 图3c、图3e），另一些角砾具塑性和棱角状（见图3d）。镜下构成岩溶系统充填物的白云石晶粒普遍具泥晶化和晶粒溶蚀变小特征，并由半自形-自形的粉—粗晶白云石组成，粒径一般为30～800 μm（见图3b、图3e、图3g）。一些白云石具雾心亮边特征，且亮边边缘具一定程度的岩溶组构和充填物切割特征（见图3g）。阴极射线下，该类白云岩往往由发暗红色光的核心和发红色、亮红色光的环边及晶间胶结充填物组成（见图3h）。

该岩类是砂糖状白云岩遭受溶蚀的产物，在研究区西部台缘相区栖二段B 亚段常见，栖一段顶部偶见，尤其以D2 井、D6 井、何家梁等剖面厚度较大（见图4）。

3.2 白云岩时空分布特征

图3 川西北地区栖霞组岩溶系统充填白云岩的宏观与微观特征

图4 川西北地区栖霞组白云岩纵横向分布特征（剖面位置见图1）

根据区内野外露头、取心和测录井资料统计，栖 霞组白云岩的时空分布存在如下特征：①砂糖状白云岩在小区域内发育层位较为稳定，如图4 中D6 井—D3 井一带的各钻井中砂糖状白云岩主要发育在栖二段B 亚段，而剑阁以北的D2 井、长江沟等钻井和露头剖面中，砂糖状白云岩则多发育于栖二段B 亚段顶部及栖二段A 亚段底部；②总体上，砂糖状白云岩自南西向北东具有发育层位抬升趋势；③各类白云岩总厚度一般为10～30 m，少数钻井的白云岩发育较早，且厚度巨大，例如D6 井白云岩发育于栖一段顶部至栖二段B 亚段下部，累计厚度达39 m，何家梁剖面栖霞组完全白云石化，白云岩累计厚度达112 m（见图4）。

从图4 中还可以看出，栖霞组沉积早期地层总体具有向北东超覆的趋势，由于地层超覆和多级海平面升降的影响，加上区内沉积期地貌总体变化较小，共同控制了不同层位的丘滩体叠置迁移频繁[21]。而在高频海退期，因丘滩体迁移导致局部受限，沉积微地貌高地和局限位置变化，高频海退末期的暴露可能仅仅导致局部高地接受溶蚀。这可能最终造成了暴露岩溶发育层位不稳定，且早期白云石化的层位性不明显。

4 白云石化时间的岩石学证据

关于栖霞组台缘区砂糖状白云岩的白云石化时间长期以来存在争议。部分学者认为栖霞组沉积期不存在蒸发浓缩—回流渗透白云石化的局限环境[11]，白云石化发生在埋藏成岩期[9]。陈轩等[14]和刘宏等[23]通过分析白云岩孔洞中的沥青、硅质等充填物的形成时间，认为中—下二叠统白云岩的形成时间早于侏罗纪，最早可能发生在二叠系沉积结束前；He 等[24]使用U-Pb定年等手段，推测峨眉山玄武岩热效应持续时间为距今（257±3）～（263±5）Ma，黄思静等[4]则进一步指出栖霞组的白云石化发生在该时间段内；朱传庆等[25]和江青春等[9]通过Ro值、包裹体测温等数据进行了古地温梯度恢复，并由此推测中二叠统白云石化发生在中二叠世末至晚二叠世初期（距今约259 Ma）。这些观点认为栖霞组的白云石化与东吴运动及同期的热活动有关，并由此认为栖霞组白云石化发生在东吴运动高峰期及其后一段时间[4-6,13-15]。但前述的对白云石化时间的研究主要依赖于对孔洞中胶结充填物形成时间的测定和判断，因而存在多解性和模糊性。而宏、微观成岩组构直接的交叉切割特征则是识别相对地质事件时间的最直接证据[26]。下面着重论述栖霞组白云岩中发育的海平面高频波动形成的早成岩期岩溶的证据、垂向序列以及组构特征，并且利用这种高频暴露岩溶组构与白云石晶粒的切割关系厘定白云石化发生的相对时间。

4.1 早成岩期岩溶的证据

高频海平面变化驱动的早期暴露岩溶，也称为准同生期暴露岩溶或早表生暴露岩溶[16]，也有学者将处于早成岩期的沉积岩暴露岩溶合称为早成岩期岩溶[27]。本文将高频海平面变化驱动的这类早期岩溶定义为早成岩期岩溶（eogenetic karst）。其主要指潮坪、颗粒滩、生物礁丘等浅水碳酸盐沉积物在向上变浅沉积旋回中，由于相对海平面周期性下降，旋回顶部暴露于海平面之上接受淡水淋滤和风化剥蚀[28-29]。早成岩期岩溶的过程自一个旋回顶部暴露开始，直至下一旋回初始海泛结束。由于成岩早期受改造的岩石结构疏松、岩石内部孔渗非均质性强、岩溶水流动受优势通道控制，导致这种成岩早期的岩溶特征与经典的晚表生岩溶作用具有明显的差异[16]。总结前人大量研究可知，早成岩期岩溶具有如下识别标志：①溶蚀体具有蜂窝状、海绵状、花斑状等溶蚀形态；②溶蚀充填物中富含离解的基岩颗粒、生物碎屑、渗流碳酸盐岩泥砂等，溶蚀离解、破碎、白垩化碎屑组分镜下多呈泥晶和微亮晶等特征，溶蚀孔洞与围岩界面模糊；③早期软岩石（soft rock）岩溶普遍具备的相控、层控特征；④多旋回的高频叠置[29-30]。

研究区内栖一段中上部和栖二段中常常可见多旋回发育的暴露面（见图5a），暴露面之上覆盖后期海侵初期充填的绿灰色粉—细晶白云岩，并具有向两侧微高地超覆的典型特征（见图5b）。暴露面之下发育厘米级风化壳，风化壳一般厚2～10 cm 不等，呈土黄色、褐红色（见图5a、图5c），并可识别出黏土质、白云石粉屑和铁质残积物为主的风化层，溶沟交叉切割基岩形成的原地角砾为主的半风化层，以及其下的基岩带（见图5c—图5e）；基岩中零星发育毫米级溶蚀，并为粉—细粒白云石渗流粉屑半充填—全充填（见图5e）。充填的岩溶通道周缘，可见清晰的淡水淋滤、泥晶化（尤其是白云岩角砾的泥晶化）和砂糖状白云岩中的晶粒溶蚀变小现象（见图3e、图5d、图5h）。野外剖面和岩心中均可见到砂糖状白云岩中存在囊状溶洞，以及蜂窝状、海绵状、花斑状溶蚀等特征（见图5f、图5g），甚至优势岩溶通道切割形成假角砾化（见图5f）。此外，近水平溶洞和洞穴角砾也在各井区极为常见，如D6 井、D2 井和何家梁剖面（见图3c—图3d）。总体来说，早成岩期岩溶现象具有受高频海平面变化约束的特征，各类岩溶现象和单旋回末期的暴露面紧密相关，并基本发育在高频海退期沉积物当中，存在明显的“相控性”。

4.2 早成岩期岩溶的垂向序列

研究表明，碳酸盐台地内高频海平面变化对于早成岩期岩溶的发育具有明显控制作用[30]，其海平面相对升降周期多表现为一个快速海侵和随后缓慢海退的过程[30-31]。研究区栖霞组中常见颗粒滩和潮坪两种顶部具暴露面的向上变浅序列，并在垂向上叠覆出现，反映了海平面频繁的震荡变化与高频暴露。下面选取D6 井第7 次取心段（井深7 753.50～7 759.86 m）的颗粒滩向上变浅序列和第5 次取心段（井深7 744.87～ 7 746.20 m）的潮坪向上变浅序列为例说明（见图6、图7）。

如图6 所示，在D6 井栖霞组7 754.35～7 758.40 m取心段的颗粒滩向上变浅序列中，由下至上岩性依次为粒泥灰岩-砂糖状白云岩-含炭质颗粒灰岩的岩性组合，沉积环境依次对应向上变浅的半局限海-颗粒滩-沼泽序列（见图6 中b—i），砂糖状白云岩对应颗粒滩位置。7 754.35 m 之上一段则为下一沉积旋回的半局限海-颗粒滩（见图6 中a）沉积序列。岩心中整体呈现出相对低能的灰岩类和白云石化的颗粒岩类互层的沉积特征。单旋回由海侵初期至颗粒滩顶部暴露，向上沉积水体能量明显升高。取心段中可以明显地识别出大量岩溶组构，如溶沟、溶洞、角砾等（见图6 中b—h），从岩溶序列来看，底部灰岩段仅发育小规模溶沟、溶缝（见图6 中i），但相对致密的灰岩段作为隔水层控制了其上高渗层的岩溶特征。砂糖状白云岩底部的岩溶现象呈现出明显的顺层状岩溶特征（见图6中g、h），中部以溶斑、溶沟等渗流岩溶特征为主（见图6 中e、f），顶部暴露面之下可见优势通道切割形成的近原地角砾化现象（见图6 中b—d，j，k）。总体来 说，D6 井颗粒滩向上变浅旋回中的早成岩期岩溶存在明显的相控性。类似的相控早期岩溶现象在美国佛罗里达新近系、中国鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组和四川盆地南部地区二叠系茅口组均曾见诸报道[29-31]。

图5 川西北地区栖霞组早成岩期风化暴露面及地层超覆特征

D6 井栖霞组7 744.87～7 746.20 m 岩心段中的3个高频海平面升降旋回，则以具残余颗粒结构的砂糖状白云岩开始，代表潮间带下部的云坪沉积；岩心中向上过渡为暗红色、浅灰色泥云坪或藻云坪粉—细晶白云岩，宏观可见藻纹层、韵律层理发育（见图7）。该序列向上水体能量变低，并呈现出云质潮坪的沉积特征。受海平面频繁周期性相对下降的影响，潮坪沉积序列顶部出露海面，发生沉积间断并遭受大气淡水淋滤改造，发育暴露侵蚀面、渗流充填物、角砾化等一系列典型的早成岩期岩溶标志（见图7），潮坪序列顶部岩溶现象最为显著，至中下部岩溶现象呈迅速减少趋势。潮坪序列中岩溶组构以渗流带产物为主，潜流带不发育。

同位素组成地球化学分析较好地与前述岩石学推断相印证。本次选取上述D6 井颗粒滩沉积序列，对其中白云岩进行碳氧同位素组成密集取样分析。结果显示，在颗粒滩沉积序列中碳氧同位素组成的协同变化特征较好。位于暴露侵蚀面之下一定范围内，受强烈岩溶改造影响的丘滩体δ13C 值和δ18O 值均发生一定程度的负偏移，且自上而下随着离暴露面距离的增加， 其负偏移程度逐渐减弱，呈现出明显的旋回性（见图6）。这反映了栖霞组存在多期由上而下的大气淡水渗流溶蚀作用，与早成岩期高频暴露特征相吻合。

综上所述，可以认为川西北地区栖霞组在早成岩期即发育了多期次的岩溶作用和白云石化作用，而且白云石化作用在时间上明显早于早成岩期与高频暴露密切相关的岩溶作用。

4.3 白云岩与高频暴露岩溶组构的相互关系

根据野外剖面和岩心观察以及岩石薄片的显微镜下鉴定，川西北地区栖霞组白云岩与高频暴露岩溶组构的相互关系具有如下特征：①宏观上，高频暴露面及暴露面之下的灰绿色溶沟充填物切割了早期形成的暗红色白云岩，暗示白云岩形成于高频暴露岩溶之前，且溶沟充填物与其上的基质白云岩渐变过渡，可能与暴露后的下一旋回海侵充填相关（见图8a、图8b）；②微观上，灰绿色溶沟和溶洞充填物主要由溶蚀变小的白云石晶粒、渗流物或黏土组成（见图5d、图5h），表明溶沟、溶洞形成之前白云石化已经完成；③暴露面之下的雾心亮边砂糖状中—粗晶白云石间也可见后期初始海侵沉积的黏土充填，且部分白云石具有溶蚀后再充填特征（见图8c、图8f—图8h）；④晶粒白云岩受漫流影响时，岩溶较强区域白云石泥粉晶化或形成白云石渗流砂（见图5h），并由于优势通道的切割而角砾化，从而形成具溶蚀边、晶粒相对粗大的砂砾屑白云岩，部分位置存在去白云石化现象（见图8d）；⑤早期洞穴为白云岩碎屑和黏土混合充填，且中粗晶白云石构成的砂砾屑具明显磨圆（见图8e）。

综上，大量的成岩组构证据表明：川西北地区栖霞组相对规模性分布的砂糖状白云岩被高频暴露成因的岩溶组构所切割，且岩溶系统充填物为具溶蚀边的 白云岩碎屑和白云石粉屑充填特征，表明在早成岩期岩溶之前，偶具雾心亮边特征的中—粗晶白云岩已经形成。这是确定栖霞组规模性白云石化时间最直接的证据，因而可以明确厘定栖霞组的相对规模中粗晶白云岩形成于准同生期，而非传统认为的埋藏期。

5 准同生期砂糖状白云岩成因及意义

综合前述论证表明，栖霞组砂糖状白云岩形成于准同生期。但准同生期如何形成偶具雾心亮边的中粗晶白云石，显然仅用单一的准同生白云石化模式难以解释。

5.1 栖霞组沉积期海域存在相控的封隔受限条件

研究区台缘带粉—细晶白云岩普遍发育于潮坪序列顶部，常见潮间—潮上环境中特有的韵律层理等沉积构造和鲜艳氧化色（见图2a、图2d、图8a），结合暗淡的阴极发光特征（见图2c），说明其可能形成于咸化海水等Mn2+/Fe2+较低的高盐度地表流体中[32]。但区内栖霞组白云岩皆未与蒸发岩和蒸发矿物伴生。前人研究显示，早期白云岩并不一定与膏盐岩伴生，这可能与海水虽具有较高的Mg/Ca 值，但盐度尚未到达可使石膏沉淀的程度有关。由这类海源流体促发的白云石化应属“半咸水白云石化”或“中等盐度卤水回流白云石化”[33-34]。这一成因模式已为匈牙利Dachstein台地上三叠统白云岩[34]、地中海西部Peritidal 地区下侏罗统白云岩[35]、四川盆地中部地区下寒武统龙王庙组白云岩[36]所证实。

另一方面，碳氧同位素组成分析显示，同期灰岩的 δ13C 值为 1.12‰～4.80‰，δ18O 值为-7.25‰～-3.02‰，碳氧同位素组成均值分别为 2.70‰与-5.14‰；而粉—细晶白云岩的 δ13C 值为 3.51‰～4.11‰，δ18O 值为-2.99‰～-0.70‰，碳氧同位素组成均值为3.79‰与-1.59‰（见图9）。一般认为，白云岩碳氧同位素组成较同期海水碳氧同位素组成明显正偏移，指示白云岩形成于具蒸发背景的局限水体当中[37]。粉—细晶白云岩较同期海水[37]及灰岩具有明显的碳氧同位素组成正偏移特征，且投在基于分馏方程[38]计算得到的同时期海水沉淀的白云石氧同位素组成分布范围，表明区内栖霞组沉积期台缘带存在局部蒸发受限的古地理背景。

图9 川西北地区栖霞组白云岩及灰岩碳氧同位素组成交会图

进一步结合沉积背景来看，栖霞组沉积期以高频向上变浅丘滩序列建造为特征，且地层、沉积具有向地貌高地超覆的特征（见图4），向上变浅沉积序列的生长可引起丘滩叠置迁移，导致局部海域封隔受限， 从而具备准同生期蒸发浓缩和回流渗透白云石化的古环境基础。由丘滩体叠置迁移导致的封隔受限引起相关的白云石化，必然存在发育层位不稳定的特征，这也合理解释了目前钻探揭示的白云岩发育层位不稳定的显著特征（见图4）。

5.2 栖霞组沉积期砂糖状白云岩的成岩环境

如前述，研究区栖霞组砂糖状白云岩形成于高频暴露岩溶之前。但该类白云石微观偶见雾心亮边，在阴极射线下晶粒边缘存在亮色环带（见图2h、图2i），这暗示白云石的最终形成与准同生期的多期次流体的交代与胶结作用有关[32]，而传统的白云石化模式无法解释这一点。本次研究在早成岩期岩溶组构切割的砂糖状中—粗晶白云石中找到了17 个原生气液两相包裹体（见图2f、图10a），在溶孔、裂缝中的马鞍形白云石等胶结充填物也找到了24 个原生气液两相包裹体。这些原生包裹体具有不同形状（拉长或不规则），直径一般为2～10 μm，气相体积约占到包裹体体积的5%～15%。包裹体均一化温度测试结果显示：岩溶组构切割的中—粗晶白云石的包裹体均一温度为96～124 ℃，平均值为107 ℃（见图10a、图10c），属于高温成因白云石范畴；白云石胶结充填物的包裹体均一温度为137～194 ℃，平均值为162 ℃（见图10b、图10c），也属于高温白云石范畴。中—粗晶白云石包裹体均一温度均显著高于沉积期正常海水温度，但低于高温环境下形成的白云石胶结物[4]的包裹体温度区间。这说明这两类白云石均形成于高温成岩环境。中—粗晶白云岩的流体δ18O 值计算范围为-0.4‰～8.5‰（SMOW）[4]，高于早二叠世海水背景值[38]，与白云石胶结物的流体δ18O 值区间-4.0‰～8.3‰（SMOW）相似（见图10d）。这一结果表明岩溶组构切割的偶具雾心亮边的中—粗晶砂糖状白云岩形成时，受到同期高温流体的叠加影响；同时，后期孔洞充填的白云石胶结物的包裹体温 度也说明其受多期热液叠合影响（见图6）。准同生期和后期埋藏热液的存在，表明栖霞组沉积期张裂活动已初始活跃，且其后存在多幕式热液的叠合改造。

图10 川西北地区栖霞组白云岩流体包裹体特征

5.3 栖霞组沉积期砂糖状白云岩的成岩流体

碳氧同位素组成分析显示（见图9），栖霞组中—粗晶砂糖状白云岩的δ13C 值为0.92‰～3.81‰，δ18O值为-8.68‰～-3.43‰，碳氧同位素组成均值分别为2.42‰与-6.50‰；白云石胶结物的δ13C 值为0.03‰～1.68‰，δ18O 值为-16.35‰～-9.03‰，碳氧同位素组成均值分别为0.89‰与-12.20‰。中—粗晶砂糖状白云岩的碳同位素组成分布基本和灰岩一致，氧同位素组成呈现弱负偏移。总体来说碳氧同位素组成均远小于幔源热液沉淀[4]的白云石胶结物（见图9）。这说明了砂糖状白云岩的成岩流体并非幔源热液，而与海源流体具有亲缘性。其δ18O 值呈现的弱负偏移则可能与淡水流体对基质白云岩的微弱影响有关，这刚好与岩石学上呈现出的岩溶特征吻合。

微量和稀土元素的分析[22]显示，砂糖状中—粗晶白云岩总体继承了灰岩的稀土元素配分形态，Ce 元素也呈现了和灰岩类似的微弱负偏移特征（见图11），说明了该类白云岩形成于含氧量相对较高的近地表成岩环境当中。白云石胶结物稀土元素配分形态则明显有别于砂糖状中—粗晶白云岩，存在Ce 正异常和极为显著的Eu 正异常（见图11），说明其成岩流体为封闭还原条件下的幔源热液。而砂糖状白云岩δEu 平均值为0.964，大于灰岩（δEu 平均值为0.820），但远小于白云石胶结物（δEu 平均值为6.217）（见表1），这表明白云石化流体中可能混入了参与过深部循环的流体或少量热液，导致δEu 值微弱升高，暗示了砂糖状白云岩形成于热活动时期。但另一方面，砂糖状白云岩的Mn/Sr 值平均仅为0.71，显著小于2.0，说明了白云石化过程更多保留了原始海水的信息，而微量元素Ba 的平均含量为13.31×10-6，低于20×10-6，也说明热液并非白云岩最主要的成岩流体（见表1）。再结合类似灰岩的稀土元素配分形态，可推断准同生期海水为该类白云岩最主要的成岩流体，提供了白云石化过程所需的 Mg2+。考虑到准同生期海水的温度很难突破白云石形成的动力学屏障，因而热活动提供的升温作用可能是海源流体主导的白云石化得以正向进行的关键[4,22]。

图11 川西北栖霞组砂糖状白云岩、灰岩及白云石胶结物PAAS 标准化REE+Y 配分模式图

表1 川西北栖霞组砂糖状白云岩、灰岩及白云石胶结充填物的稀土元素和微量元素分析结果

5.4 栖霞组沉积期砂糖状白云石化模式

结合区域背景可知，东吴运动初始张裂活动形成的多级张性块断活动造成了竹园坝—矿山梁、通口—双鱼石两带北东—南西向高地的存在（见图1b）。隆坳起伏的地貌造成台缘带位置在栖二段沉积时期相对海退的过程中海域出现封隔、围限，形成相对盐度较高的缺氧环境[19]。在高频海退过程中，由于可容性空间有限，滩体在原有地貌基础上叠置迁移，这一过程使得海水在海退周期中进一步受限和咸化，因重卤水蒸发浓缩和回流渗透导致了丘滩沉积体发生白云石化，初步形成了发育层位不稳定的台缘带粉—细晶白云岩（见图12a）。但准同生期蒸发浓缩和回流渗透白云岩仍保留大量的粒间孔、格架孔和晶间微孔，且这一时期形成的白云石在高温或埋藏条件下处于热力学不稳定状态[40-42]，因而极易发生成岩蚀变。此时由于东吴运动初始张裂活动的影响，研究区上地壳表层热流值异常升高[25]。张裂活动在栖霞组沉积期使地壳初步张开，川西台缘带海水沿断裂下渗并为地温加热，成为高温孔隙水，并在密度梯度控制下上升。这进一步加速了台缘带地形坡折之外的深海低温海水被补偿性吸入台缘带孔渗层下部，使这一循环得以持续[3,43]。这类海水循环加热的高温流体上升进入近地表孔渗层后，叠合改造先期准同生期白云岩，导致栖霞组先期粉—细晶白云石形成生长亮边或重结晶，最终形成偶具雾心亮边的砂糖状白云石（见图12b）。总而言之，东吴期构造活动造成的地温异常为白云石化提供了克服动力学障碍所需的升温条件，而持续源源不断循环补给的大洋海水则提供了Mg2+来源，因此这一白云石化模式可以被称为“准同生期海水循环热液叠加白云石化模式”。

与此同期，持续的幕式张裂活动驱动的高频海退导致台缘带高地遭受暴露和溶蚀，早成岩期岩溶组构切割近同期形成的白云岩，从而出现溶沟、溶缝、溶洞、花斑状溶蚀及白云石泥晶化和晶粒变小等特征，尤其是局部岩溶组构可切割先期雾心亮边白云石（见图3g、图5h）。当下一次高频海侵时，初始海侵沉积物可灌入先期岩溶系统，从而形成中—粗晶白云石晶粒间充填的海侵期黏土（见图8f—图8h）等，这是埋藏期热液白云石化难以解释的现象。需要注意的是，栖霞组沉积后东吴运动主幕的张裂活动可能已断开地壳，这导致栖霞组继续受多幕式幔源热液活动的持续影响，但体现为马鞍形白云石等胶结物充填孔洞，因而具有更高的包裹体温度和显著的幔源流体地球化学特征。

这一准同生期海水循环热液叠合白云石化模式的提出，解释了栖霞组准同生期砂糖状白云岩的成因，是对现有砂糖状白云岩成因理论的拓展，同时也说明前人提出的多期次、长时间的回流渗透模式造成的白云石过度生长[3]并不适用于解释栖霞组的砂糖状白云岩成因。

图12 川西北栖霞组准同生期砂糖状白云岩成因模式图

5.5 油气储集意义

孔洞型砂糖状白云岩是一类优质的碳酸盐岩油气储集层[6]，而栖霞组白云岩储集层的优越储集能力也已为勘探所证实[6,9,13-14,19]。双鱼石气田的勘探突破和产能建设表明这类白云岩储集层具有不稳定的沿台缘呈带状分布的特征，此外按此规律部署的川西地区平探1井、乐山1 井栖霞组在2020 年均钻遇厚约20 m 的孔洞白云岩储集层，其中平探1 井获气66.86×104m3/d，再次证实这类白云岩储集层具有沿盆地西部边缘呈带状规模性分布的特点。若按早期的热液白云石化的主流观点解释，白云岩储集层应沿基底断裂等热液通道及其附近区域分布，但钻探结果不完全是这样。这是由于准同生期海水循环热液叠加模型除了需要张裂活动提供的热源外，对浅滩叠置迁移形成的相对局限环境、台缘等适宜冷热海水循环补给的地形坡折带、利于准同生期成岩流体输导的丘滩体先期孔渗层等要素更加依赖。据此可知，充分满足上述条件的川西台缘带区域，包括龙门山山前带及其南缘皆可能存在这类白云岩储集层；而上扬子台内区域若存在可导致丘滩体叠置迁移的相对坡折带，如高石梯—磨溪地区，也可能存在薄层带状分布的白云岩储集层。

另一方面，这一发现也证实了栖霞组沉积期存在断至地壳的张裂活动和海水循环热液，从侧面揭示了东吴期张裂活动第一幕始于栖一段沉积晚期，研究区北部勉略洋的开启很可能始于这一时期。而栖霞组沉积期在广元—旺苍一线的台内洼地沉积则可能是勉略洋初始开启的沉积响应（见图1b）。按此规律，继承性的沉积-构造持续分异也使台洼边缘的坡折带有潜力成为中—下二叠统有利的勘探区带。

6 结论

川西北地区下二叠统栖霞组以偶具雾心亮边的砂糖状中—粗晶白云岩发育为特征，次为粉—细晶白云岩和岩溶系统充填白云岩，其呈层位和厚度规模不稳定的带状分布，且向北东具有层位逐渐抬升的趋势。白云岩中可识别多期高频暴露岩溶的向上变浅序列，且可见大量早成岩期岩溶特征，这些早期岩溶组构切割了先期形成的砂糖状中—粗晶白云岩，说明栖霞组砂糖状白云岩形成于准同生期。在台缘带丘滩体叠置迁移形成的受限环境中，因蒸发浓缩-回流渗透而形成了准同生期粉—细晶白云岩，受近同期东吴运动初始张裂活动和海水沿断裂循环热液叠加作用，最终形成了中—粗晶砂糖状白云岩。在此基础上建立了准同生期海水循环热液叠合白云石化模式。该模式为川西地区存在层位不稳定的带状展布的白云岩提供了合理解释，拓宽了勘探领域。