川西地区栖霞组白云岩成因新证据：稀土元素地球化学特征

马 慧 苏中堂,2 梁 茹 ,3 方继瑶 林良彪,2

1.成都理工大学沉积地质研究院 2.“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室·成都理工大学

3.中国石化中原油田勘探开发科学研究院 4.自然资源部复杂构造区页岩气勘探开发工程技术创新中心

0 引言

白云岩成因是沉积学研究经久不衰的难题之一，已提出多种白云岩化模式来解释其成因。白云岩化流体性质研究是白云岩成因研究的重要内容，稀土元素不易受白云岩化后成岩作用的改变，常用于研究白云岩化流体来源[1]。四川盆地二叠系白云岩是近年来油气勘探热点[2]，但其成因争议较大，已提出混合水白云岩化[3]、玄武岩淋滤白云化[4]、构造—热液白云岩化[5-8]、浅埋藏白云岩化[9-10]、多种白云岩化的叠加效应[11]等多种模式解释其成因，多项研究表明，峨眉山玄武岩对该区白云岩成因影响显著，为白云岩的形成提供了白云岩化流体或温度效应，二叠系白云岩成因问题的研究有利于为该区油气勘探提供重要依据[12]。本文以川西地区栖霞组典型野外剖面和钻井岩心样品为研究对象，通过岩石学、稀土配分模式以及Y/Ho比值分析探究白云岩化流体与海水和峨眉山玄武岩的关系，以期为该区白云岩化流体性质及成因研究提供资料，为有利勘探区预测提供地质依据。

1 区域地质背景

四川盆地西部，构造上属于龙门山山前带，被米仓山褶皱带、峨眉山—瓦山断隆带、松潘—甘孜褶皱带和川中古隆起带所围[13]，是一个经历了多期次构造运动的多旋回克拉通盆地[14]。受晋宁—澄江运动影响形成了大量北西向基底断裂[15]，二叠纪冈瓦纳大陆裂解，古特提斯洋打开[16]，伴随着峨眉山地裂运动及大规模火山喷发，基底断裂活化，地台内构造分异和差异升降加剧，由北向南依次发育城口—鄂西拉张槽、开江—梁平拉张槽和武胜—蓬溪拉张槽等[17]。晚二叠世东吴运动使得地壳局部抬升，形成了川中古隆起[18]，栖霞组沉积时西南高北东低的古地貌与川中古隆起密切相关；东吴运动属于峨眉地裂运动的一次强烈引张幕[16]，该阶段大量玄武岩浆沿基底断裂带喷发，形成了峨眉山大火山岩省，研究区位于峨眉山大火山岩省的中带和外带[6,19]。区内白云岩分布显著受断裂活动控制，距离断层越近，白云岩化程度越高，远离断层向盆地方向，白云岩化减薄[6]。

中二叠统栖霞组（P2q）位于梁山组（P1l）和茅口组（P2m）之间，峨眉山玄武岩喷发时间为距今（259.1±0.5）Ma[5]，此时栖霞组白云岩正处于浅埋藏阶段，水/岩比较高[21]，容易受外来流体的影响，故研究白云岩成因时必须关注峨眉山玄武岩喷发带来热事件的影响（图1）。梁山组以生物碎屑石灰岩及生物碎屑泥质石灰岩为主。栖霞组分两段，其中栖一段以含生物碎屑石灰岩和具眼皮状构造的泥晶石灰岩为主，栖二段主要以厚层亮晶生屑石灰岩为主，广泛发育白云岩，白云岩化程度不同地区存在差异[22]，受地形影响以盆地西缘最发育。茅口组主要发育深灰、灰色中—厚层生屑泥质灰岩，常见眼球状构造[5]。

图1 川西地区构造位置简图及矿2井栖霞组层序地层图（据本文参考文献[13, 19, 20]修改）

海西期云南运动使四川盆地长期遭受风化剥蚀，直到中二叠世开始接受大范围海侵，形成了厚层的栖霞组碳酸盐沉积[23]，栖霞组沉积期，海平面先上升后下降，受川中古隆起的控制，研究区栖霞组从西北到东南可划分为海侵域和高位域，海侵域发育开阔台地相，高位域发育台地边缘相[24]。开阔台地相岩性以中—厚层泥粉晶生物（碎屑）石灰岩夹泥质灰岩和薄层黑色页岩为主，台地边缘相颗粒滩发育，岩性主要以微—亮晶生物碎屑石灰岩、结晶白云岩、残余颗粒白云岩、豹斑状云质石灰岩为主，在孔洞、裂隙中可见少量鞍状白云石，溶孔溶洞发育[13]。

2 样品采集与分析方法

本次研究样品采自区域钻井岩心及野外剖面，采集自栖霞组二段厚层灰岩段中的白云岩，采样位置为四川盆地西北缘西北乡剖面、矿2井、双探9井、双探8井和西南缘汉深1井及张村剖面，均质样品做全岩分析，非均质样品根据岩石结构细微差别针对性地在薄片上进行微区分析。所做实验包括镜下鉴定及微量元素分析，其中薄片镜下鉴定完成于成都理工大学“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室，所观察的薄片均用茜素红染色，在Nikon E600 Pol+偏光显微镜下观察，微量元素分析均于武汉上谱分析测试有限公司实验室完成。送全岩样品共26件，其中晶粒白云岩样14件，残余颗粒白云岩样12件。考虑到稀土元素容易受陆源碎屑物质、黏土矿物等非碳酸盐岩的干扰，在样品选择时剔除了薄片镜下观察到有裂隙充填、含陆源碎屑物质、黏土矿物发育及含硅质、磷酸盐等矿物的样品，选择了灰质含量少的白云岩样品在玛瑙研钵中研磨至200目筛后装入纸袋中备用；送薄片微区原位分析样品共7件，其中鞍状白云石样品4件，分别在鞍状白云石和基岩白云石上打点，脉体白云石样品3件，分别在充填白云石和基岩白云石上打点，来研究不同产状白云石形成环境的差异。全岩样品微量元素测试使用电感耦合等离子体质谱仪（Agilent 7700e）测得，测试精度为RSD小于5%。薄片微区样品测试使用GeoLas-HD 193 nm准分子激光剥蚀系统和Agilent 7900电感耦合等离子体质谱仪完成，激光能量80 mJ，频率5 Hz，激光束斑直径44 µm，测试精度为RSD小于5%。测试精度均满足研究需求。所有样品均配有镜下鉴定，保证样品的可靠性。

3 实验结果分析

3.1 白云岩（石）类型

川西栖霞组白云岩按照产状分为基质白云岩和胶结物白云石，其中基质白云岩包括晶粒白云岩和残余颗粒白云岩两类，胶结物白云石分为鞍状白云石和脉体白云石两类。

晶粒白云岩取自盆地西北缘边缘滩相沉积，岩心呈灰白色，厚层块状，岩心壁光滑，裂隙发育，裂隙周围岩石由于破碎严重局部可见脱落，可见溶蚀孔洞（图2-a）。偏光显微镜下晶粒大小不均，主要以粉—中晶为主，见少量粗晶，白云岩化完全，几乎不含灰岩残留。晶体多呈平直晶面自形—半自形晶，晶间孔、晶间溶孔发育（图2-e），孔内可见有机质充填，约占6.5%，此外，还见有少量自生石英及方解石充填于溶孔中。可见少量裂缝，部分样品中见有缝合线切穿白云石。

残余颗粒白云岩取自盆地西南缘开阔台地相和西北缘台地边缘滩相沉积，岩心呈灰白—灰粉色，块状构造，岩心壁粗糙，可见孔隙不均匀分布（图2-b）。偏光显微镜下晶粒主要以中晶为主，晶体多为平直晶面自形晶—半自形晶，可见雾心亮边结构，白云石表面较脏且颗粒边缘模糊，但通过与未白云岩化部分对比可以识别出残余砂屑幻影，判断其原岩为具粒屑结构的亮晶砂屑石灰岩。发育粒间孔及粒间溶孔，主要为继承原始石灰岩粒间孔并加以溶蚀而来（图2-f）。

鞍状白云石采集自张村剖面、汉深1井和双探9井，主要沿龙门山冲断带分布，充填于岩石裂隙中，在岩心上呈乳白色，晶体粗大，与周围颜色较暗的基岩构成斑马状构造（图2-c）。在显微镜下粒径多大于500 μm，晶体表面干净，晶面多弯曲呈阶梯状或镰刀状，正交偏光镜下可见波状消光，多充填于裂缝及晶粒白云岩孔隙中，晶体中微裂纹发育（图2-g ～ j）。

脉体白云石主要取自张村剖面和双探9井。宏观上呈白色，充填于石灰岩、云质石灰岩及晶粒白云岩裂隙内，沿裂隙壁向内生长，在岩石断面中易剥落（图2-d）。张村剖面和双探9井脉体白云石样品在显微镜下存在显著差异，张村剖面脉体白云石为多期次充填白云石，晶体粗大，多为它形晶，颜色明亮，表面干净，多呈刃状（图2-k）。双探9井脉体充填白云石为单次充填白云石，晶粒细小，以粉—细晶为主，晶粒多为半自形—它形（图2-l）。

图2 川西地区栖霞组白云岩特征图

3.2 白云岩的REE配分模式

稀土配分模式常用来示踪流体信息[1]。钻井获得的泥微晶石灰岩样品Mn/Sr=0.166 7，远小于2，表明受成岩蚀变较小，较好地保留了原始海水的信息，故本次研究以该样品的测试值作为代表沉积期海水性质的参数，用做标准值进行对比。该石灰岩样品稀土元素总量为1.95×10－6，轻稀土总量为1.71×10－6，重稀土总量为0.24×10－6，轻重稀土之比为7.11，表现出明显的轻稀土富集，δCe值为0.64，δEu值为0.43，均为负异常。

本次研究选取北美页岩（NASC）为标准值[25]对研究区样品的稀土元素含量进行标准化处理并做出REE元素配分模式图（图3-a），用来推测流体来源及性质。为探究峨眉山玄武岩喷发带来热事件对研究区白云岩的影响，还对各类白云岩稀土元素进行了碳质球粒陨石（CI）标准化[26]，做出REE元素配分模式图（图3-b），与球粒陨石标准化后的峨眉山玄武岩稀土配分模式进行比较。此外，为研究峨眉山喷发带来的温度效应的影响范围，按照与峨眉山喷发带距离由近到远的顺序，对张村剖面、汉深1井和双探9井的鞍状白云石稀土元素数据分别进行球粒陨石标准化和北美页岩标准化，并做稀土配分模式图（图4）。

从图3-a中可以看出，泥微晶石灰岩稀土配分模式显示出轻微的HREE富集以及显著的Ce和Eu负异常。晶粒白云岩和残余颗粒白云岩稀土配分模式与泥微晶石灰岩相近，稀土配分模式较为平坦，HREE略微富集。鞍状白云石样品中，鞍状白云石稀土配分模式呈现出轻微的LREE富集，可见明显Eu的正异常；基岩白云石稀土配分模式较为平坦，可见轻微的Eu正异常。脉体白云石样品中，充填白云石样品稀土配分模式呈现出轻微的HREE富集，可见轻微的Ce正异常；基岩白云石样品和脉体白云石有所差异，可见轻微的Ce正异常及明显的Eu负异常。

从图3-b中可以看出，晶粒白云岩稀土配分模式显著不同于峨眉山玄武岩，可见明显的Eu和Ce的负异常；残余颗粒白云岩稀土配分模式与峨眉山玄武岩相似，但Eu表现出明显的负异常；鞍状白云石样品中，鞍状白云石稀土配分模式与峨眉山玄武岩几乎一致，基岩白云石稀土配分模式表现出明显的Eu和Tb的负异常；脉体白云石样品中，充填白云石稀土配分模式与峨眉山玄武岩相近，但基岩白云石稀土配分模式显著不同于峨眉山玄武岩，表现出明显的Eu和Tb的负异常。

图3 各类白云岩（石）稀土元素配分模式图

从图4-a中可以看出，张村剖面和汉深1井鞍状白云石稀土配分模式与泥微晶石灰岩差异显著，鞍状白云石样品表现出明显的LREE富集，张村剖面鞍状白云石具有明显的Eu正异常，基岩白云石LREE段略高于泥微晶石灰岩，HREE段近于或略低于泥微晶石灰岩。双探9井鞍状白云石和基岩白云石稀土配分模式相近，为平坦型，稀土元素总量与泥微晶石灰岩相近。

图4 样品鞍状白云石稀土元素配分模式对比图

从图4-b中可以看出，张村剖面鞍状白云石和基岩白云石稀土配分模式大致与峨眉山玄武岩相近，仅鞍状白云石Tm表现出了明显的负异常，基岩白云石稀土元素总量低于鞍状白云石。汉深1井鞍状白云石除Sm和Eu表现出明显的负异常、Yb轻微正异常外，其余元素配分模式与峨眉山玄武岩相近，但基岩白云石稀土配分模式与峨眉山玄武岩相差较大，其稀土元素总量也显著低于鞍状白云岩。双探9井鞍状白云石和基岩白云石稀土元素含量相近，稀土配分模式图中重稀土段明显不同于峨眉山玄武岩。

3.3 Y/Ho比值特征

Y和Ho化学性质相似但表面络合能力不同，在海水中和热液中常表现出不同的地球化学行为[27]。经前人研究，峨眉山玄武岩Y/Ho比值为26～27[28]，与球粒陨石基本一致（28），海相沉积物Y/Ho比值介于44～72[29]。研究区代表同期海水信息的泥微晶石灰岩Y/Ho比值为54，在海相沉积物Y/Ho比值范围。从图5中可以看出，晶粒白云岩样品的Y/Ho比值几乎均在海相沉积物范围内；残余颗粒白云岩Y/Ho比值大多都在海相沉积物范围内，但部分样品Y/Ho比值略低于海相沉积物；鞍状白云石Y/Ho比值变化范围很大，张村剖面除一个基岩白云石外，其余白云石Y/Ho比值在峨眉山玄武岩附近，汉深1井鞍状白云石Y/Ho比值在海相沉积物范围内，基岩白云石Y/Ho比值在海相沉积物和峨眉山玄武岩之间，双探9井鞍状白云石Y/Ho比值部分在海相沉积物范围内，部分远高于海相沉积物，基岩白云石Y/Ho比值略高于海相沉积物；脉体白云石中，张村剖面充填白云石和基岩白云石Y/Ho比值略低于峨眉山玄武岩，双探9井充填白云石和基岩白云石均高于海相沉积物Y/Ho比值范围。

图5 栖霞组白云岩（Y/Ho）—Y散点图

3.4 Ce、Eu 异常

Eu和Ce在不同的成岩环境中会因为价态的变化出现异常，可以为成岩环境提供重要信息[30]。对研究区样品进行北美页岩标准化后进行δCe、δEu值投图（图6），可以看出研究区多数样品的δCe和δEu的值均高于代表同期海水沉积的泥微晶石灰岩，反映了白云岩形成环境相对氧化且温度较高。晶粒白云岩样品δCe值介于0.46～1.14，平均值为0.87，见轻微负异常。残余颗粒白云岩δCe值介于0.85～1.02，平均值为0.92，见轻微负异常。鞍状白云石样品中，鞍状白云石δCe值介于0.71～1.18，平均值为0.95，见轻微负异常；基岩白云石δCe值介于0.79～1.18，平均值为1.00，无明显异常。脉体白云石样品中，充填白云石样品δCe值介于0.97～1.16，平均值为1.20可见明显正异常；基岩白云石δCe值介于1.02～1.43，平均值为1.16，见明显正异常。

图6 栖霞组白云岩Eu—Ce异常散点图

晶粒白云岩样品δEu值介于0.67～1.86，平均值为1.07，见轻微正异常。残余颗粒白云岩样品的δEu值介于0.78～1.36，平均值为0.95，见轻微负异常。鞍状白云石样品中，鞍状白云石除一个样品的Eu低于检出限外，其他样品δEu值介于0.82～2.26，平均值为1.40，见明显正异常；基岩白云石δEu值介于0.35～2.75，平均值为0.94，见轻微负异常。脉体白云石样品中，充填白云石δEu值介于0.78～1.27，平均值为1.07，见轻微正异常；基岩白云石除一个样品的Eu低于检出限外，其余基岩白云石δEu值集中在0.36～1.44，平均值为0.60，见明显的负异常。

4 讨论

4.1 白云岩成因

稀土元素地球化学性质稳定，受成岩流体影响较小，流体来源不同的沉积物，其稀土元素配分模式也不同，故常用稀土元素来推测成岩流体的性质及来源，已有研究均取得较好成果[1,31-36]。海相沉积物稀土配分模式以LREE亏损，显著Ce负异常为特征，热液沉积物以LREE富集以及显著的Eu正异常为特征[33]。Y和Ho的值不受氧化还原条件的影响，且离子电价相同，半径相近，常表现出一致的地球化学行为，因此陆源沉积物和普通火山岩的Y/Ho比值与球粒陨石一致（26～28），峨眉山玄武岩Y/Ho比值在26～27之间[28]。而在含水系统中，Y和Ho由于配位性质不同，其化学行为受到络合反应影响，Y/Ho比值不同于球粒陨石[37-38]，现代海相沉积物Y/Ho比值在44～72之间[29,38-39]。稀土元素中的Ce对环境氧化还原条件异常敏感，在氧化条件下，Ce3+易氧化为更稳定的Ce4+而与其他三价稀土元素分离，沉积物中出现Ce正异常[30]。岩石中Eu异常主要来自两个方面，一是从母液继承的Eu值特征，二是成岩改造导致的Eu异常[29]，显著的Eu正异常被看作海底热液稀土元素组成的基本特征[34,40-42]。

晶粒白云岩稀土配分模式与泥微晶石灰岩相近（图3-a）且显著不同于峨眉山玄武岩（图3-b），Y/Ho比值几乎均落在海相沉积物范围且C—O同位素值位于同期海水范围[43]，均表明其白云岩化流体为海水。晶粒白云岩Ce异常显著高于泥微晶石灰岩，Eu呈弱正异常，说明其成岩环境相对氧化，且受到了一定程度热液的影响。结合岩石学特征，晶粒白云岩晶粒大小不等，见热液对晶间孔溶蚀加大，基本不保留原始结构，且在偏光显微镜下见有缝合线切穿白云石，而缝合线一般被认为形成深度为600～1 000 m[13,44]，故认为研究区晶粒白云岩为浅埋藏成因，原始灰岩随着埋藏深度的增加，海水升温，与周围冷海水形成温度差，灰岩发生白云岩化，峨眉山玄武岩喷发对早期白云岩进行了叠加改造，使部分晶体重结晶，并对原有孔隙进行了溶蚀。

残余颗粒白云岩稀土配分模式与泥微晶石灰岩相近（图3-a），与峨眉山玄武岩仅个别元素不同，说明其白云岩化流体虽主要为海水，但受到了热液的显著影响。Y/Ho平均值为44，但个别样品略低于海相沉积物范围，δ13C值在同期海水范围，多数样品的δ18O值偏负，证明其白云岩化流体主要为海水，但形成环境温度较高，可能受峨眉山玄武岩喷发热事件的影响，显著高于泥微晶石灰岩的δEu值也证实了白云岩形成温度较高。高于泥微晶石灰岩的δCe值说明白云岩形成环境相对氧化。结合岩石学特征，残余颗粒白云岩偏光显微镜下具雾心亮边结构，见残余砂屑幻影，粒间孔及粒间溶孔为对原始石灰岩粒间孔的继承，前人研究表明低温白云岩化更容易保留原始结构[44]，认为其白云岩化流体主要为同期海水，受峨眉山相关热液事件的叠加改造，但海水仍占主导地位。综合上述观点认为研究区残余颗粒白云岩与晶粒白云岩成因一致，均为浅埋藏成因，峨眉山玄武岩相关的热液活动对白云岩进行了叠加改造，但并非主控因素。

鞍状白云石地球化学特征随着与峨眉山玄武岩喷发口距离增加呈显著变化。从张村剖面到汉深1井再到双探9井，鞍状白云石与基岩白云石的稀土配分模式从与峨眉山玄武岩相似转化为与泥微晶石灰岩相似，且Y/Ho比值逐渐增大（Y/Ho平均值：张村剖面29；汉深1井46；双探9井120），说明白云岩化流体随着与峨眉山玄武岩喷发口距离的增大从热液转变为海水。双探9井高于海水的Y/Ho比值推测为海水中部分阴离子（如氟离子[45]）与Y和Ho形成络合物的稳定性不同所致。鞍状白云石样品的Ce异常均显著高于泥微晶石灰岩，Eu均为正异常，说明其成岩环境相对氧化且温度较高。结合岩石学证据，张村剖面和汉深1井鞍状白云石见“斑马状构造”，晶粒粗大，晶面呈弯曲刃状，见波状消光，多充填于裂隙中，具典型的热液白云岩的特征[44]，认为其为热液白云岩，白云岩化流体主要为峨眉山玄武质热液，海水占比较少，形成于相对氧化的成岩环境。汉深1井偏高的Y/Ho比值，系其成岩流体中存在部分海水所致。双探9井鞍状白云石主要充填于白云岩孔隙中，晶粒相对较小，其白云岩化流体主要为海水，但受热液影响显著，使岩石晶面弯曲，且呈现明显的Eu正异常，成岩环境相对氧化，可能为后期热卤水沿孔隙及裂隙充填而成。

脉体白云石样品中，充填白云石和基岩白云石稀土配分模式不同（图3-a），且均与泥微晶石灰岩差异显著。脉体白云石不同样品的Y/Ho比值不同，张村剖面脉体白云石Y/Ho比值略低于峨眉山玄武岩，显示其白云岩化流体为热液。而双探9井脉体白云石样品Y/Ho比值略高于海水，表明其白云岩化流体为海水，偏高的Y/Ho比值推测为海水中阴离子与Y、Ho形成络合物的能力不同所致。张村剖面脉体白云石样品Ce呈弱正异常，充填白云石δEu的值显著高于基岩白云石，说明其成岩环境相对氧化且充填白云石形成温度较高。双探9井脉体白云石样品Ce呈正异常，充填白云石Eu弱正异常，基岩白云石Eu负异常，说明充填白云石形成于氧化环境且成岩温度较高。综上，结合岩石学证据，张村剖面和汉深1井脉体白云石样品白云岩化流体不同。张村剖面位于峨眉大火山岩省中带，脉体白云石为多期充填，晶粒粗大，晶面弯曲，具典型热液白云石特征[46]，形成环境相对氧化，为热液白云岩。偏低的Eu异常特征与岩石学及Y/Ho比值特征所得结论相悖，说明Y/Ho比值对热液的影响反应更灵敏。双探9井脉体白云石位于峨眉大火山岩省外带，晶粒细小，Y/Ho比值略高于海相沉积物，说明其白云岩化流体为海水，形成于氧化环境，充填白云石白云岩化流体温度较基岩高，可能为后期海水升温后沿裂缝上升充填而成。

4.2 白云岩化模式及地质意义

根据野外观察及前人研究，四川盆地西部主要发育开阔台地相和台地边缘相[13]，台地边缘相地势较高，受控于古隆起呈环带状展布[47]，开阔台地相地势较低，水动力较弱，主要发育泥质石灰岩及页岩[24]，原始孔隙不发育，且由于长期被海水淹没，海水形成胶结物充填于石灰岩孔隙中，不利于油气储集。二叠纪前台地边缘相主要发育高能生物滩[48]，栖霞期海平面频繁升降使得石灰岩反复暴露[23]，岩石杂质含量少，质脆，孔隙及生物体腔发育[13,18]，白云岩化作用能较好保留原始灰岩结构[49]。研究区属于台地边缘相，主要为颗粒滩相沉积[13]，原始孔隙发育，且由于海平面频繁升降，溶蚀孔隙发育。中二叠世大范围海侵形成了栖霞组厚层碳酸盐沉积，后随着埋藏深度的增加，岩石中孔隙水温度升高，与冷海水形成温差，冷海水进入石灰岩孔隙并促使其发生了白云岩化，形成了研究区广布的晶粒白云岩和残余颗粒白云岩。晚二叠世东吴运动使得地壳隆升，形成东高西低的古地理格局，且伴随着大规模岩浆热液活动[18]，岩浆沿孔隙及基底断裂上涌，对栖霞组白云岩进行了叠加改造，且有部分热液充填于构造裂隙中，峨眉大火山岩省中带受热液影响显著，在张村剖面和汉深1井形成了热液成因的鞍状白云石及多期脉体充填白云石。而位于川西北大火山岩省外带的双探9井，热液活动影响较小，孔隙及裂隙中的鞍状白云石及脉体白云石主要为后期海水充填成因。

该区有利储集岩石为晶粒白云岩及残余结构白云岩，主要储集空间为晶间孔、晶间溶孔及粒间溶孔[50]，均为对原有孔隙的继承加大，而晶粒白云岩的重结晶作用充填了部分孔隙，储集性能较残余颗粒白云岩差。该区储集岩分布受控于沉积相，故在储层预测中应重点关注原始石灰岩的分布及孔隙状况，白云岩储层的寻找应重点关注盆地西北部反复暴露的原始台地边缘高能颗粒滩相，残余颗粒白云岩为最优储集岩，晶粒白云岩次之。在考虑峨眉山玄武岩喷发热事件的影响上，还应注意避开沿深大断裂分布的热液白云岩发育的盆地西南地区，故白云岩储层的寻找应重点关注峨眉大火山岩省外带与台地边缘相结合部位，主要为江油—广元一带。

5 结论

1）川西栖霞组白云岩按产状分基质白云岩和胶结物白云石，基质白云岩包括晶粒白云岩和残余颗粒白云岩，胶结物白云石分鞍状白云石和脉体白云石。晶粒白云岩晶粒大小不等，晶间孔、晶间溶孔、溶缝发育，见波状消光。残余颗粒白云石具雾心亮边结构，残余粒间孔、粒间溶孔发育。鞍状白云石多与基岩构成斑马状构造，晶面弯曲，具波状消光，少量鞍状白云石充填于溶孔或溶缝中。脉体白云石中，多期充填者晶体粗大，晶面弯曲，呈它形—半自形，单次充填者常呈细粒状，较自形。

2）川西地区栖霞组白云岩主要有浅埋藏白云石化和热液白云石化两种成因。晶粒白云岩和残余颗粒白云岩为浅埋藏阶段经海水白云石化后热液叠加改造而成。鞍状白云石和脉体白云石分为热液白云石化和浅埋藏白云石化两种成因。距峨眉山玄武岩喷发口较近的多期充填脉体白云石为热液成因，远离峨眉山玄武岩喷发口的单次充填脉体白云石为后期海水沿裂缝充填而成。

3）鞍状白云石随着与峨眉山玄武岩喷发口的距离增大，其稀土配分模式与峨眉山玄武岩差异越发明显，Y/Ho比值逐渐增大，逐渐由以峨眉山玄武质岩浆为主要成岩流体的热液白云石转变为后期海水沿孔隙及裂隙充填的浅埋藏成因白云石。