孟森，周進高，楊 柳，郝毅，婁 雪，3

（1中國石油勘探開發(fā)研究院；2中國石油杭州地質(zhì)研究院；3中國石油大學(xué)（北京））

川西地區(qū)中二疊統(tǒng)棲霞組中—粗晶白云巖成因

孟森1，2，周進高2，楊 柳2，郝毅2，婁 雪2，3

（1中國石油勘探開發(fā)研究院；2中國石油杭州地質(zhì)研究院；3中國石油大學(xué)（北京））

通過野外剖面、巖心、薄片的觀察及地球化學(xué)分析等手段，對川西地區(qū)棲霞組中—粗晶白云巖成因進行了研究。結(jié)果表明，中—粗晶白云石晶形呈自形、半自形及他形，可見殘余生物(碎屑)幻影，裂縫發(fā)育，白云石被縫合線切割，儲集空間以溶蝕孔洞和晶間孔為主，孔洞內(nèi)充填有自形白云石及鞍狀白云石。中—粗晶白云巖的碳同位素值處于二疊系海相碳酸鹽巖的范圍；川西的南部地區(qū)中—粗晶白云巖氧同位素相對于川西的北部地區(qū)更偏負(fù)；川西的北部中—粗晶白云巖鍶同位素比值處于二疊系海相碳酸鹽巖的范圍，而川西的南部則高于此范圍；稀土元素配分模式顯示白云巖基本繼承了石灰?guī)r特點；白云巖Ce顯示正異常，Eu無明顯正異常，川西的南部地區(qū)具有較明顯的La負(fù)異常。綜合研究得出：顆粒灘相是白云石化作用發(fā)生的有利相帶，淺埋藏階段的海水白云石化作用是中—粗晶白云巖的主要成因，后期局部遭受熱液改造作用,孔洞內(nèi)充填的自形白云石也為淺埋藏階段的海水白云石化作用所形成，而鞍狀白云石為后期熱液成因。

中—粗晶白云巖；白云石化；顆粒灘；棲霞組；四川盆地

四川盆地的油氣勘探已有半個多世紀(jì)，勘探實踐表明，中二疊統(tǒng)是重要的天然氣產(chǎn)層，至今在中二疊統(tǒng)已發(fā)現(xiàn)氣藏325個。近年來，雙探1井等多口井在棲霞組白云巖儲層中獲得了高產(chǎn)氣流［1］，其中，又以中—粗晶白云巖的儲集性能最好［2］。已發(fā)現(xiàn)的白云巖儲層大多分布在川西地區(qū)，在盆地其他地區(qū)則零星分布。前人對川西地區(qū)白云巖成因的認(rèn)識，存在諸多觀點，主要有混合水白云石化作用［2-3］、玄武巖淋濾白云石化作用［4］、埋藏白云石化作用［5-9］、熱液白云石化作用［10-14］或多種白云石化作用混合［15-17］。 本文在前人研究的基礎(chǔ)上，通過川西地區(qū)野外剖面踏勘、鉆井巖心觀察、鏡下薄片鑒定，以及地球化學(xué)分析等手段，對川西地區(qū)棲霞組中—粗晶白云巖成因進行了深入研究，以期為今后優(yōu)質(zhì)白云巖儲層的預(yù)測提供依據(jù)。

1 地質(zhì)背景

川西地區(qū)位于四川盆地西部（圖1a），構(gòu)造上隸屬于龍門山山前帶，北起米倉山褶皺帶，南抵峨眉—瓦山斷隆帶，西臨松潘—甘孜褶皺帶，東與川中古陸隆起帶相接，面積約8400km2［8］。區(qū)內(nèi)棲霞組厚90～130m［18］。依據(jù)大量的測井相、地震相和巖心、巖屑錄井資料，中二疊統(tǒng)棲霞組可劃分為海侵域和高位域［1］（圖1b）。在海侵域主要發(fā)育開闊臺地相，西南部為淺水開闊臺地，東北部為較深水開闊臺地，巖性以深灰色或黑色中—厚層泥粉晶生物（碎屑）灰?guī)r夾泥質(zhì)灰?guī)r和薄層黑色頁巖為主；經(jīng)海侵域填平補齊，高位域演化為臺地邊緣顆粒灘相，巖性為淺灰色和灰色微—亮晶生物（碎屑）灰?guī)r、結(jié)晶白云巖、殘余顆粒白云巖、豹斑狀白云質(zhì)灰?guī)r，以及孔洞中充填的中—粗晶自形白云石和鞍狀白云石，溶蝕孔洞較發(fā)育，臺緣帶外側(cè)為斜坡—盆地相（圖1）。其中，中—粗晶白云巖主要發(fā)育于棲霞組中上部高位域的臺地邊緣顆粒灘相帶，分布在川西的北部綿陽—劍閣—廣元一帶及南部雅安—峨眉—眉山一帶，厚度從1米到幾十米不等，如周公1井在棲霞組3 470～3 509m段鉆遇中—粗晶白云巖約40m、漢深1井在棲霞組4965～4990m段鉆遇約25m［11］、礦2井在2410～2454.6m段鉆遇約44m［19］。

圖1 川西地區(qū)中二疊統(tǒng)棲霞組高位域沉積相圖（據(jù)文獻［1］修改）及層序地層柱狀圖

2 中—粗晶白云巖特征

2.1 巖石學(xué)特征

通過對礦2井、周公1井和漢深1井（井位見圖1a）這三口井的巖心觀察后發(fā)現(xiàn)，中—粗晶白云巖顏色以淺灰色—灰色為主，巖心上可見溶蝕孔洞較發(fā)育（圖2a），部分孔洞被亮晶方解石、鞍狀白云石、自形白云石（圖2b）、石英、瀝青等礦物半充填—充填。此外，還發(fā)育大量裂縫（圖2a），以構(gòu)造縫、溶解縫和壓溶縫合線為主。早期形成的裂縫大多已被充填，現(xiàn)今能看到的裂縫則為少量的縫合線和喜馬拉雅期的高角度構(gòu)造縫［2］。

鏡下對取自3口井的45塊中—粗晶白云巖薄片鑒定后發(fā)現(xiàn)，白云石晶形主要呈現(xiàn)平直晶面的半自形—自形晶、非平直晶面的他形晶（圖2c），晶粒直徑在0.25～1mm之間。晶體較臟，部分白云石可觀察到具有殘余生物（碎屑）結(jié)構(gòu)（圖2d），如有孔蟲、藻類、棘屑等，但是保存較差，表明此系生物（碎屑）顆粒灰?guī)r經(jīng)過白云石化所形成，反映水動力條件較強。亦常見白云石被縫合線切割（圖2e）。正交光下，少量中—粗晶白云石可見波狀消光現(xiàn)象（圖2f）。

2.2 儲集空間特征

研究區(qū)內(nèi)中—粗晶白云巖的儲集空間以晶間孔和溶蝕孔洞為主（圖2a，2c）。

（1）晶間孔主要位于平直晶面的半自形—自形晶白云石之間，大小主要為0.001～0.5mm，部分晶間孔被泥質(zhì)或瀝青半充填—充填。這類白云巖的面孔率為1%～2%，局部可達5%。非平直晶面的他形晶白云石主要呈鑲嵌接觸，較為致密，晶間孔幾乎不發(fā)育。此外，在孔洞充填物間也可見少量晶間孔。

（2）溶蝕孔洞，又可分為晶間溶孔和溶洞。晶間溶孔是在前期晶間孔發(fā)育的基礎(chǔ)上，經(jīng)后期溶蝕作用而形成，邊緣處有明顯的溶蝕痕跡，大小主要為0.5～2mm，這類白云巖的面孔率要高于晶間孔型的面孔率，一般為2%～5%，局部可達5%以上。溶洞是在晶間孔、晶間溶孔的基礎(chǔ)上，經(jīng)進一步溶蝕作用而擴大至2mm以上的孔隙，研究區(qū)的中—粗晶白云巖溶洞大小一般為2mm～3 cm，最大可達10 cm以上，從巖心上可以明顯看到溶洞具有自上而下逐漸減小的縱向分布規(guī)律，而且，在野外剖面及巖心中均可見溶洞被中—粗晶白云石、方解石、石英及瀝青等半充填—充填。

以上兩類孔隙是川西地區(qū)棲霞組中—粗晶白云巖最主要的儲集空間。據(jù)石新等［2］研究，也認(rèn)為中—粗晶白云巖儲集物性最好，平均孔隙度可達5.38%，平均滲透率1.46×10-3μm2。此外，研究區(qū)棲霞組中—粗晶白云巖普遍發(fā)育裂縫，但早期的裂縫大部分已經(jīng)被充填，現(xiàn)今能看到的裂縫以構(gòu)造縫和少量縫合線為主。這些裂縫雖然具有一定的儲集空間，但更重要的是起到了連通白云巖儲層各類孔隙、作為油氣運移通道的作用，它們對儲集性能的影響十分重要。

圖2 川西地區(qū)中二疊統(tǒng)棲霞組中—粗晶白云巖特征

3 中—粗晶白云巖地球化學(xué)特征

本次地球化學(xué)分析樣品共32件（表1），其中石灰?guī)r3件，中—粗晶白云巖25件，孔洞充填的自形白云石2件、鞍狀白云石2件。樣品中有4件中—粗晶白云巖取自漢深1井棲霞組4971.18～4988.81m，其余樣品取自礦2井棲霞組2413.83～2461.32m（表1），全部由中國石油集團杭州地質(zhì)研究所實驗中心測試分析，樣品測試結(jié)果準(zhǔn)確可靠，精度能滿足研究要求。此外，筆者還搜集了前人［11，13，20］的一些地球化學(xué)測試數(shù)據(jù)用于對比分析（表1）。

3.1 碳、氧同位素

碳氧同位素可以用于識別成巖事件中成巖流體的類型，并將成巖事件同特定的成巖環(huán)境聯(lián)系在一起。一般來說，碳穩(wěn)定同位素變化與溫度關(guān)系不大，主要取決于生物分餾作用、水體中碳穩(wěn)定同位素成分、有機質(zhì)的分界和從植物或土壤中獲取CO2的可能性。大氣淡水成巖環(huán)境的產(chǎn)物具有明顯偏負(fù)的δ13C值（-7‰PDB），海水成巖環(huán)境產(chǎn)物的δ13C值為低正值，即在（0～4）‰PDB之間。對于氧同位素來說，溫度升高會導(dǎo)致碳酸鹽沉淀物的δ18O值更偏負(fù)，大氣淡水中沉淀的碳酸鹽巖也會具有較為偏負(fù)的δ18O值［21］。

從本次碳同位素特征來看，礦2井、周公1井、漢深1井、廣元峽溝煤礦剖面、峨眉張村剖面的中—粗晶白云巖與礦2井石灰?guī)r類似(圖3a)，其δ13C值范圍在（1.01～4.03）‰PDB之間，平均值為2.68‰PDB，都為低正值，且基本都處于黃思靜［22］建立的上揚子地臺區(qū)二疊系同期海相碳酸鹽巖δ13C值的變化范圍內(nèi),即在（2.0～4.3）‰PDB之間，表明白云石化流體具有海水特征，并和石灰?guī)r屬于同一期流體的產(chǎn)物。

從氧同位素特征(圖3a)來看，川西的北部礦2井和峽溝剖面的中—粗晶白云巖δ18O值呈中等負(fù)值，范圍在（-7.46～-5.95）‰PDB之間，平均-6.91‰PDB；川西的南部漢深1井、周公1井、張村剖面的中—粗晶白云巖δ18O值范圍在 （-12.25～-10.60）‰PDB之間，平均-11.48‰PDB，相比于礦2井更偏負(fù)。由碳同位素結(jié)果可排除大氣淡水的影響，說明川西的南部和北部地區(qū)的中—粗晶白云巖遭受到了熱事件的影響，且南部受到的影響更大。

表1 川西地區(qū)棲霞組碳酸鹽巖碳、氧、鍶同位素數(shù)據(jù)表

圖3 川西地區(qū)棲霞組碳酸鹽巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)分布圖

此外，可發(fā)現(xiàn)礦2井孔洞中充填的自形白云石碳氧同位素特征與中—粗晶白云巖圍巖類似（圖3b），說明兩者屬于同一期白云石化流體產(chǎn)物；而礦2井孔洞中充填的鞍狀白云石δ18O值明顯偏負(fù) （平均值為-15.27‰PDB）（圖3b），推斷應(yīng)為后期熱液充填的產(chǎn)物。由于孔洞充填物的形成必然晚于孔洞的形成時間，由此判斷孔洞形成于白云石化之前，海水可能通過這些孔洞進行運移，源源不斷地為白云石化作用提供鎂離子。

3.2 鍶同位素比值

從鍶同位素比值(圖3c，3d)來看，川西北部礦2井的石灰?guī)r、中—粗晶白云巖、孔洞內(nèi)充填的自形白云石的87Sr/86Sr值都處于黃思靜［22］建立的上揚子地臺區(qū)二疊系海相碳酸鹽巖范圍（0.7066～0.7082）‰PDB，說明白云石化流體主要為海水，幾乎沒受到外界影響。而川西的南部漢深1井和周公1井的中晶白云巖、礦2井孔洞內(nèi)鞍狀白云石的87Sr/86Sr值（圖3c，3d）高于二疊系海相碳酸鹽巖范圍，前人的實驗結(jié)果也顯示出此特點。海水的鍶同位素組成主要受殼源和幔源兩個來源鍶的控制：殼源鍶主要由大陸古老巖石的風(fēng)化所提供，87Sr/86Sr的全球平均值為0.7119［23］；幔源鍶主要由洋中脊熱液系統(tǒng)提供，87Sr/86Sr平均值為0.703 5［24］。綜合氧同位素值來看，筆者認(rèn)為中—粗晶白云巖受到了深部高溫地層水的改造，斷裂為深部流體的上涌提供了有利通道［11］。深部高溫地層水在向上運移的過程中，滲濾棲霞組下伏多套碎屑巖地層，使其富含了殼源鍶。由于川西的南部地區(qū)更靠近晚二疊世—早三疊世峨眉地裂運動［25］的中心，其地下深部的高溫地層水相對更加活躍，因而造成川西南地區(qū)的87Sr/86Sr值略高、δ18O值更低。

3.3 稀土元素

不同的成巖流體具有不同的REE配分特征，而處于不同氧化還原環(huán)境的流體又具有不同的Ce和Eu異常。本次研究利用漢深1井、礦2井棲霞組的25個中—粗晶白云巖樣品、3個石灰?guī)r樣品的稀土元素值（表2）建立了REE配分模式（圖3e,數(shù)據(jù)經(jīng)過頁巖標(biāo)準(zhǔn)化）及δCe-δPr關(guān)系圖(圖3f)。REE配分模式顯示，白云巖基本繼承了石灰?guī)r的特征，呈現(xiàn)輕稀土元素（La-Eu）虧損，說明白云巖成巖流體主要為海水，并無其他流體加入，或受其他流體的影響不顯著；大部分白云石樣品的Ce顯示正異常，表明白云石形成于還原環(huán)境［26］，與埋藏條件下缺氧特征相符；礦2井中大部分樣品的La顯示弱的正異常，漢深1井2個白云石樣品的La顯示負(fù)異常，而海水具有弱的La正異常［27］，結(jié)合巖石學(xué)特征及氧、鍶同位素特征分析，La的負(fù)異常應(yīng)為熱液作用的影響；白云巖Eu相比于石灰?guī)r顯示無明顯正異常，而熱液成因的白云巖具有明顯的Eu正異常［11］，這表明熱液并不是中—粗晶白云巖主要成因。綜上判斷，白云石化作用發(fā)生于埋藏環(huán)境，海水應(yīng)為白云石化流體的主要成分，熱液流體對中—粗晶白云巖的作用體現(xiàn)在后期改造，且川西南部地區(qū)的后期改造相對顯著。

4 討 論

（1）顆粒灘相是白云石化作用發(fā)生的有利相帶

川西地區(qū)棲霞組高位域沉積時水體較淺且暢通，氣候較暖，陽光和養(yǎng)料充足，有利于生物的大量繁殖，如綠藻、有孔蟲、介形蟲及棘屑等。由于水動力作用強，生物易被打碎，灰泥基質(zhì)被帶到灘體后水動力弱的地區(qū)沉積，形成了以亮晶生物（碎屑）灰?guī)r為主的高能顆粒灘體，它富含大量生物碎屑顆粒，生物體腔孔和粒間孔較發(fā)育，這就使得灘體具有良好的原始滲濾能力。同時，因為灘體往往發(fā)育于古地貌高點，易在海平面頻繁的升降作用下，發(fā)生暴露溶蝕，從而形成大量孔隙。這些孔隙可以作為白云石化流體貯存和流動的場所，為白云石化作用的發(fā)生創(chuàng)造了條件。因此，川西地區(qū)棲霞組中上部高位域沉積的顆粒灘相是白云石化作用發(fā)生的有利相帶，中—粗晶白云巖由生物（碎屑）灰?guī)r發(fā)生白云石化作用而形成。

（2）淺埋藏階段的海水白云石化作用是中—粗晶白云巖主要成因，后期局部遭受熱液改造

巖石學(xué)特征顯示，在縫合線發(fā)育的位置，常見白云石被縫合線切割，而縫合線一般形成于600～1000m深度［28］，因此，中—粗晶白云巖的形成不會晚于淺埋藏時期（深度＜1000m）。從野外剖面及巖心資料中，可發(fā)現(xiàn)溶蝕孔洞中半充填—充填石英、鞍狀白云石、瀝青等礦物。Davies等［29］研究認(rèn)為，石英、鞍狀白云石、瀝青等是典型的熱液礦物標(biāo)志。通過薄片觀察，也可發(fā)現(xiàn)局部中—粗晶白云巖具有明顯的波狀消光特征，也說明曾受到了熱事件的影響。

地球化學(xué)分析結(jié)果表明，孔洞內(nèi)充填的自形白云石與中—粗晶白云巖圍巖的同位素特征相似，說明兩者為同一期白云石化流體的產(chǎn)物，白云石化作用發(fā)生于孔洞形成之后；碳同位素、REE配分模式、Ce特征顯示白云石化流體主要成分為海水，白云石化作用發(fā)生于埋藏階段。由此推斷，如果白云石形成于埋藏深度較大的環(huán)境，那么由于孔洞形成于白云石化作用前，在壓實作用下，未被白云石化的孔洞將難以保留，而缺少孔洞的發(fā)育將難以使海水滲濾通過地層與發(fā)生大規(guī)模白云石化，并且海水在深埋藏環(huán)境下極有可能會受到深部地層熱液等的強烈改造，這與上述證據(jù)的顯示相矛盾。因此，棲霞組中—粗晶白云巖的形成不會晚于淺埋藏時期，白云石化

流體主要為海水，這與巖石學(xué)特征的顯示相符。

表2 川西地區(qū)棲霞組碳酸鹽巖稀土元素數(shù)據(jù)表

氧同位素值顯示,孔洞內(nèi)充填的鞍狀白云石偏負(fù)程度最大，川西的南部棲霞組中—粗晶白云巖次之，北部棲霞組中—粗晶白云巖偏負(fù)程度最??；鍶同位素比值顯示，孔洞內(nèi)充填的鞍狀白云石最高，川西的南部棲霞組中—粗晶白云巖次之，北部棲霞組中—粗晶白云巖最低；Eu特征顯示中—粗晶白云巖并非熱液成因，川西的南部La顯示較明顯負(fù)異常。由于穩(wěn)定的氧同位素值更可能反映的是重結(jié)晶流體的性質(zhì)，而不是白云石化時成巖流體的成分［21］，結(jié)合巖石學(xué)特征及地質(zhì)背景，認(rèn)為熱液作用體現(xiàn)在對局部中—粗晶白云巖的后期改造，但并不是中—粗晶白云巖的主要成因，孔洞內(nèi)的鞍狀白云石為后期熱液成因。在川西的南部地區(qū)，由于更靠近晚二疊世—早三疊世峨眉地裂運動的中心，其地下深部的高溫地層水相對更加活躍［25］，在上涌的過程中滲濾棲霞組下伏多套碎屑巖地層，使其富含了殼源鍶，因此造成川西南部地區(qū)后期熱液改造作用相對較強,氧同位素值更偏負(fù)，鍶同位素比值略高，La的負(fù)異常相對顯著。

通過上述分析，認(rèn)為該中—粗晶白云巖的主要成因為淺埋藏階段的海水白云石化作用。Saller［30］在研究太平洋Enewetak等環(huán)礁時提出，當(dāng)海水與沉積物內(nèi)部孔隙水發(fā)生溫度或鹽度差異時，冷的海水進入沉積物中，當(dāng)處于碳酸鈣的補償深度時，海水對方解石不飽和而對白云石過飽和，這樣的海水可使碳酸鹽沉積物發(fā)生白云石化。川西地區(qū)棲霞組高位域時，屬臺地邊緣顆粒灘相，形成的灘體具有良好的原始孔滲性，加上海平面頻繁的升降作用，也使得顆粒灘易發(fā)生暴露溶蝕形成大量孔隙；此外，據(jù)埋藏史和熱史顯示［14，31］，中二疊世末發(fā)生了峨眉山玄武巖噴發(fā)事件，該事件的熱效應(yīng)使得川西地區(qū)古熱流值出現(xiàn)極大的上漲，而此時，棲霞組處于深度小于500m的淺埋藏環(huán)境。由此分析認(rèn)為川西地區(qū)棲霞組在淺埋藏時期，高的古熱流值造成臺地內(nèi)海水和孔隙中海水的溫度相對臺地外斜坡—盆地沉積環(huán)境中的海水較高，滿足海水白云石化作用發(fā)生所需要的溫度差，同時，良好的孔滲性保證了海水可以通暢地進入地層進行循環(huán)，使沉積物發(fā)生白云石化作用。

5 結(jié) 論

（1）顆粒灘相是白云石化作用發(fā)生的有利相帶，在該沉積背景下形成的生物（碎屑）灘體具備良好的原始滲濾能力，同時由于處在地貌高點，易發(fā)生暴露溶蝕作用，形成大量孔隙，為白云石化作用的發(fā)生創(chuàng)造了條件。

（2）巖石學(xué)特征及地球化學(xué)特征顯示，川西地區(qū)棲霞組中—粗晶白云巖主要成因是淺埋藏階段的海水白云石化作用，后期局部遭受到熱液改造作用，川西的南部地區(qū)相較于北部地區(qū)受到的熱液改造作用更強?？锥磧?nèi)充填的自形白云石也為淺埋藏階段的海水白云石化作用所形成，而鞍狀白云石為后期熱液成因。

［1］ 周進高，姚根順，楊光，等.四川盆地棲霞組—茅口組巖相古地理與天然氣有利勘探區(qū)帶［J］.天然氣工業(yè)，2016，36(4): 8-15.

［2］ 石新，王興志，張帆,等.川西北地區(qū)棲霞組白云巖儲集層研究［J］.西南石油學(xué)院學(xué)報，2005，27(2):13-16.

［3］ 曾德銘，石新，王興志,等.川西北地區(qū)下二疊統(tǒng)棲霞組灘相儲層特征及其分布［J］.天然氣工業(yè)，2010，30(12):1-4.

［4］ 金振奎，馮增昭.滇東—川西下二疊統(tǒng)白云巖的形成機理——玄武巖淋濾白云化［J］.沉積學(xué)報，1999，17(3):383-389.

［5］ 何幼斌，馮增昭.四川盆地及其周緣下二疊統(tǒng)細—粗晶白云巖成因探討［J］.江漢石油學(xué)院學(xué)報，1996，18(4):15-20.

［6］ 蔣志斌，王興志，曾德銘,等.川西北下二疊統(tǒng)棲霞組有利成巖作用與孔隙演化［J］.中國地質(zhì)，2009，36(1):101-109.

［7］ 王丹，袁苗，段文浩,等.川西北中二疊統(tǒng)棲霞組白云巖成因探討［J］.石油天然氣學(xué)報，2011，33(6):46-49.

［8］ 廖小漫，張本健，徐后偉,等.川西地區(qū)中二疊統(tǒng)儲集層成巖作用［J］.新疆石油地質(zhì)，2012，33(3):312-315.

［9］ 郝毅，周進高，張建勇,等.川西北中二疊統(tǒng)棲霞組白云巖儲層特征及控制因素［J］.沉積與特提斯地質(zhì)，2013，33(1):68-74.

［10］ 江青春，胡素云，汪澤成,等.四川盆地中二疊統(tǒng)中—粗晶白云巖成因［J］.石油與天然氣地質(zhì)，2014，35(4):503-510.

［11］ 陳軒，趙文智，劉銀河,等.川西南地區(qū)中二疊統(tǒng)熱液白云巖特征及勘探思路［J］.石油學(xué)報，2013，34(3):460-466.

［12］ 馮瑩瑩，李國蓉，王冬婭.川西北地區(qū)中二疊統(tǒng)白云巖分布特征與規(guī)律［J］.石油化工應(yīng)用，2016，35(2):53-58.

［13］ 韓曉濤，鮑征宇，謝淑云.四川盆地西南中二疊統(tǒng)白云巖的地球化學(xué)特征及其成因［J］.地球科學(xué)，2016，41(1):167-176.

［14］ 黃思靜，潘小強，呂杰，等.川西棲霞組的熱液白云化作用及其后的倒退溶解——不徹底的白云化作用［J］.成都理工大學(xué)學(xué)報，2013，40（3）:288-300.

［15］ 袁浩，尹富平，楊巍，等.川西北地區(qū)下二疊統(tǒng)棲霞組白云巖分布與成因探討［J］.四川地質(zhì)學(xué)報，2010，30(4):386-389.

［16］ 田景春，林小兵，張翔,等.四川盆地中二疊統(tǒng)棲霞組灘相白云巖多重成因機理及疊加效應(yīng)［J］.巖石學(xué)報，2014，30(3): 679-686.

［17］ 馮明友，張帆，李躍綱，等.川西地區(qū)中二疊統(tǒng)棲霞組優(yōu)質(zhì)白云巖儲層特征及形成機理［J］.中國科技論文，2015，10(3): 280-286.

［18］ 魏國齊，楊威，朱永剛，等.川西地區(qū)中二疊統(tǒng)棲霞組沉積體系［J］.石油與天然氣地質(zhì)，2010，31(4):442-448.

［19］ 楊柳，谷明峰，楊迅,等.川西北二疊系棲霞組白云巖儲層結(jié)構(gòu)的井筒高精度刻畫——以礦2井為例［J］.海相油氣地質(zhì)，2015，20(4):65-72.

［20］ 舒曉輝，張軍濤，李國蓉，等.四川盆地北部棲霞組—茅口組熱液白云巖特征與成因［J］.石油與天然氣地質(zhì)，2012，33 (3):442-448.

［21］ 沈安江，壽建峰，周進高，等.中國含油氣盆地海相碳酸鹽巖儲層圖集［M］.北京:石油工業(yè)出版社，2012.

［22］ 黃思靜.上揚子地臺區(qū)晚古生代海相碳酸鹽巖的碳、鍶同位素研究［J］.地質(zhì)學(xué)報，1997，71(1):45-53.

［23］ Palmer M R,Edmond JM.The strontium isotope budget of themodern ocean［J］.Earth&Planetary Science Letters,1989, 92(1):11-26.

［24］ Palmer M R，Elderfield H.Sr isotope composition of sea water over the past75 Myr［J］.Nature，1985，314(6011):526-528.

［25］ 王運生，金以鐘.四川盆地下二疊統(tǒng)白云巖及古巖溶的形成與峨眉地裂運動的關(guān)系［J］.成都理工學(xué)院學(xué)報，1997，24(1): 8-16.

［26］ 余新亞，李平平，鄒華耀，等.川北元壩氣田二疊系長興組白云巖稀土元素地球化學(xué)特征及其指示意義［J］.古地理學(xué)報，2015，17(3):309-320.

［27］ Zhang Jing,Nozaki Y.Rare earth elements and yttrium in seawater:ICP-MS determinations in the East Caroline,Coral Sea,and South Fiji basins of the western South Pacific Ocean［J］.Geochimica Et Cosmochimica Acta,1996,60(23): 4631-4644.

［28］ 黃思靜.碳酸鹽巖的成巖作用［M］.北京:地質(zhì)出版社，2010.

［29］ Davies G R，Smith L B.Structurally controlled hydrothermal dolomite reservoir facies:An overview［J］.AAPG Bulletin，2006，90(11):1641-1690.

［30］ Saller A H.Petrologic and geochemical constraints on the origin of subsurface dolomite,Enewetak Atoll:An example of dolomitization by normal seawater［J］.Geology，1984，12(4): 217-220.

［31］ 朱傳慶，徐明，袁玉松,等.峨眉山玄武巖噴發(fā)在四川盆地的地?zé)釋W(xué)響應(yīng)［J］.科學(xué)通報，2010，55(6):474-482.

編輯：黃革萍

Genesis of Medium-Coarse Crystalline Dolomite of Middle Permian Qixia Form ation,Western Sichuan

Meng Sen,Zhou Jin′gao,Yang Liu,Hao Yi,Lou Xue

The genesis ofmedium-coarse crystalline dolomites of Middle Permian Qixia Formation in western Sichuan Basin is researched based on the geochemicalmethods and observation of outcrops,cores and thin-sections.The results showed that crystalline dolom ites can be divided into three types:idiomorphic,hypidiomorphic,and xenomorphic.The residual bioclastic structure can be seen in moderately to coarsely crystalline dolom ites.Fractures are well developed, and some crystalline dolomites are cut by stylolites.The pore spacemainly consists of intercrystalline solution pores, solution vugs and intercrystalline pores.The solution pores are usually filled by idiomorphic dolostones and sadd le dolostones.Theδ13C values of themedium-coarse crystalline dolomites are in a range ofmarine carbonate rocks of the Perm ian strata,and theδ18O values in the north ofW estern Sichuan are higher than those in the south.87Sr/86Sr values of dolom ites in the north of Western Sichuan are also in a range ofmarine carbonate rocks of the Permian strata,and those in the south are higher than this range.The REE pattern model shows that the dolom ites inherit characteristics of limestones.Ce of the dolom ites shows positive anomalies,but Eu shows not obviously.La of the dolom ites in the south of W estern Sichuan shows relatively obvious negative anomalies.The study concluded that the grain beach face is positive for dolomitization,and the seawater dolomitization is themain genesis ofmedium-coarse crystalline dolomites during shallow burial stage,and at the late diagenetic stage they were suffering from hydrothermalmodification in local areas.Seawater dolom itization in shallow burial stage is also the genesis of idiomorphic dolostones filled in solution vugs,but sadd le dolostones are the products of later hydrotherm.

Crystalline dolomite;Dolom itization;Grain beach face;Qixia Formation;Sichuan Basin

TE122.2+3

：A

10.3969/j.issn.1672-9854.2017.01.010

1672-9854(2017)-01-0075-09

2016-07-24；改回日期：2016-12-05

本文受國家科技重大專項“大型油氣田及煤層氣開發(fā)”（編號：2016ZX05004-002）和中國石油天然氣股份有限公司重大科技專項“深層油氣勘探開發(fā)關(guān)鍵技術(shù)研究（編號：2014E-32-02）”聯(lián)合資助

孟森：1992年生，在讀碩士研究生，沉積儲層研究方向。通訊地址：100083北京市海淀區(qū)學(xué)院路20號；E-mail：mengsen1992@foxmail.com

M eng Sen：Master degree in progress at PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration&Development. Add:20 Xueyuan Rd.,Haidian District,Beijing,100083,China