白云岩形成原因及意义

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本文作者：李波1，2颜佳新1，2薛武强1，2马志鑫3李傲竹1，2作者单位：1．中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室2中国地质大学地球科学学院3成都地质矿产研究所

研究方法

从野外采集新鲜样品大约50块，其中斑状白云岩样品17块．每个样品切成两部分，一部分制成阴极发光薄片，用于偏光显微镜和阴极发光显微镜观察、照相；另外一部分用于分析氧碳同位素值．碳氧同位素测试分析均在德国埃兰根－纽伦堡大学同位素实验室完成．测试同位素值的样品先在偏光显微镜下区分好灰岩和白云岩斑块，然后用微钻同时钻取灰岩和相邻的白云岩斑块样品．用灵敏天平称取钻下的碳酸盐粉末0．15～0．32mg（灰岩尽量挑选微晶基质，避开脉体），置于上机试管上机．测样过程中，样品在GasbenchⅡ中70℃下与100％纯磷酸反应生成CO2．CO2气体由氦气承载进入通过Ther－moFinniganDeltaVPlus质谱仪中，测定氧碳同位素值．每7个样品轮流插入一个NBS19标样（δ13C为＋1．95‰PDB，δ18O为－2．20‰PDB）和IAEACO－9（δ13C为－47．30‰PDB，δ18O为－15．60‰PDB）标样进行样品标定．所有的值利用V－PDB来报导．每个样品均重复测试检测数据的重复性，外部精度通过重复测试标样来确定，为0．04‰．薄片阴极发光照相在中国地质大学（武汉）生物地质与环境地质国家重点实验室阴极发光室完成，采用的仪器为英国CambridgeIamgeTechnology公司生产的CL8200MK4型阴极发光仪，为了方便对比其发光强度，统一将束流大小设定为300mA，电压设定为16．1kV，曝光时间设定为10s．

岩石学特征

1野外特征

栖霞组的斑状白云岩在野外非常容易识别，白云岩斑块在野外露头上呈浅黄－浅褐色，而宿主灰岩为灰白色的（图3a），两者构成明显的斑状结构（也称豹斑结构）．斑状白云岩为厚层块状（层厚通常大于1m），在宿主灰岩中常见珊瑚、腕足、海百合茎、腹足等化石，从下部向上部（43层到49层），白云岩斑块颜色由浅灰色变成浅黄－浅褐色，斑块所占的比例明显增大．白云岩斑块呈不规则的条带状近垂直分布在宿主灰岩中，形状不规则（图3a）．白云岩斑块的大小多在5～15cm大小，许多连在一起，呈飘带状，与宿主灰岩接触面截然清楚，如同补丁，比奥陶纪的白云岩斑块要大的多（吴仕强等，2008）．在缝合线发育的层位，明显可见白云岩斑块沿着缝合线发育，被缝合线突然截断，而后期的方解石脉体穿过了宿主灰岩和共生的白云岩斑块（图3b）．在栖二段顶部，可见珊瑚化石Hayasakaia内部被选择性白云岩化（图3c），也可见淋滤后形成的晶洞被亮晶方解石充填（图3d）．

2镜下特征

1）白云岩斑块

白云岩主要有两种结构：（1）等粒菱形晶支撑自形晶或半自形组构，白云石为等粒结构，半自形－自形晶．颗粒大小大多分布在150～250μm之间，表面较脏，具有雾心亮边结构，晶间界面为平直的边界．晶间充填有微晶方解石基质，偶尔可见残余的生物化石，如海百合茎、腕足等（图4a）．（2）不等粒非菱形状紧密堆积的它形晶组构，白云石为不等粒结构，他形，颗粒大小100～400μm，表面较干净，雾心亮边结构不明显．晶间边界通常为不规则的弯曲状或舌形，很少保留晶面贴合面．孔隙度较低，晶间几乎未见残余的化石（图4b）．此外，还有一种鞍形白云石，主要呈脉状或胶结物形式分布在斑状白云岩内部，颜色较浅，一般为粗晶（颗粒大小200～700μm之间），晶面弯曲，正交镜下见波状消光，并且可以明显看到其生长是以早期的白云石雾心为核心（图4c和d）．单偏光镜下晶体内微裂缝丰富，鞍形白云石脉体向下伸延到缝合线后沿缝合线发育，受到缝合线的控制．一般认为鞍形白云石胶结物主要是从热液流体（常见温度100～180℃）中结晶形成的，受温压条件的影响，白云石生长过程中晶格发生了扭曲，导致鞍形白云石波状消光的光学性质．本次研究中鞍形白云石受到缝合线的控制，说明热液流体沿着缝合线进入到地层中．

2）宿主灰岩

宿主灰岩主要有两类：（1）似球粒－有孔虫泥粒岩－颗粒岩（图4e）：主要分布在斑状白云岩层段的中－上部区域，颗粒类型以似球粒、有孔虫（主要是球瓣虫）为主，似球粒为生屑的泥晶化作用形成，少量的海百合茎．颗粒含量在50％左右，颗粒之间大多为亮晶胶结，为较高能的动荡浅水沉积环境．（2）生屑粒泥岩（图4f）：主要分布在斑状白云岩层段上部区域，颗粒类型主要为生物碎屑，含量在10％左右，生屑主要为有孔虫（节房虫和球瓣虫为主），少量腕足以及其它底栖类化石碎片．生屑颗粒之间为泥晶基质充填，解释为低能的浅海环境沉积．仔细观察白云岩斑块和宿主灰岩接触部位，可以发现，从灰岩基质往白云岩灰岩交界方向，生物碎屑含量明显增多（图4g），这可能与孔隙度有关．因为微晶灰泥沉积物的孔隙度很低，渗透性差，不利于白云岩化流体的通过．当沉积物之中含有较多的生物碎屑时，沉积物孔隙度随之增大，渗透性增强，有利于白云岩化的流体通过，因此，生物碎屑较多的区域有利于白云岩化，而微晶灰岩不利于白云岩化．此外，还可见到生物壳体相对于白云岩化流体形成的“阻挡构造”（图4h），当白云岩化流体垂直于壳体方向运移时，被壳体阻碍，在壳体的正下方并没有白云岩化，而在壳体两边往下的方向均白云岩化．

3阴极发光特征

阴极发光作为碳酸盐岩沉积学研究的重要手段之一，在成岩作用研究中发挥了重要作用（Richteretal．，2003；黄思静等，2008）．研究表明，碳酸盐岩矿物的发光强度受碳酸盐岩矿物中Fe、Mn含量的控制，其中Fe是淬灭剂，Mn是激活剂（黄思静，1992；刘洁和皇甫红英，2000；Richteretal．，2003），不同的成岩流体Fe、Mn含量存在差异，形成的碳酸盐岩矿物具有不同强度的阴极发光，因此碳酸盐岩的阴极发光强度特征可以恢复成岩史，推断成岩流体的性质及其来源，评估碳酸盐岩是否遭受成岩蚀变以及蚀变的程度．

1）宿主灰岩发光特征

在粒泥岩中，腹足类的生物壳体与泥晶基质不发光（部分微小颗粒受到后期流体影响，发亮橙色光）（图5a和5a′）．而在似球粒－有孔虫颗粒岩中，泥晶化的有孔虫不发光，充填在有孔虫之间的亮晶胶结物发光具有两期，靠近颗粒的第一期胶结物不发光，孔隙中心的第二期胶结物发亮橙色光，并可见生长环带（图5b和5b′），同时可见到后期发亮橙色光的细脉穿过薄片．

2）白云石发光特征

等粒菱形晶支撑自形晶或半自形组构白云石，发育极好的环带，至少可以分辨出四个主要的环带（图5c和5c′）：（Ⅰ）中心不发光的雾心，（Ⅱ）中间发橙色光的窄亮边，（Ⅲ）次外圈不发光的环带，（Ⅳ）最外圈发暗红色光的环带，以及白云石晶体之间充填的发明亮橙色光的区域．环带（Ⅰ）不发光，表明其Mn的含量很低，发光特征与宿主灰岩中微晶方解石基质相似，可能受到残余灰质的影响，为其交代时形成的核心；环带（Ⅱ）发亮橙色光，说明其Fe含量低，Mn含量高；环带（Ⅲ）不发光，表明其Fe含量较高，Mn含量较低；环带（Ⅳ）发暗红色光，表明其Fe含量仍然较高．而白云石晶体孔隙中充填的暗色微晶方解石基质发明亮的橙色光，发光强度和宿主灰岩中微晶基质明显不同，这表明充填在白云石颗粒之间的暗色微晶基质并不是原生的，而是受到了后期流体的改造作用，而这一流体拥有比海源孔隙水更高的Mn含量，使得其发光强度增大，可能为流体交代宿主灰岩后留下的残渣．不等粒非菱形状紧密堆积的它形晶组构白云石，发育了与等粒菱形晶支撑自形晶或半自形组构白云石一样的环带，不同的是，最外围的环带较宽，在白云石颗粒之间发亮橙色光的基质充填物较少（图5c和5c′）．这些白云石晶体并非标准的菱形，有四边形、三角形，更多的是残缺的菱形结构，这可能与白云石生长的速度过快有关，而Mg离子的供给跟不上，造成了晶体结构上的缺陷，使得呈现出不完美的菱形结构．此外，白云石核心之间的距离较大，又发育了多期的环带结构，说明白云石最开始形成之时，被交代的灰岩颗粒之间空隙比较大，从而有如此大的空间供白云石生长．所以白云石成核这一过程可能发生在早期成岩阶段早期，颗粒之间的空隙还未被胶结．而在奥陶纪的斑状白云岩中，只有两个发光环带（吴仕强等，2008），发光特征也与本次研究正好相反，其雾心发亮橙色光，外层不发光．表明形成两者的流体完全不同，奥陶纪的斑状白云岩可能形成于混合水作用（吴仕强等，2008），其核心发橙色光；而本次研究中的斑状白云石核心不发光，可能表明了白云岩化流体为海源流体．

3）脉体发光特征

在斑状白云岩中发育至少两期脉体，一期较细的脉体，为方解石脉体，发亮橙色光（图5d和5d′），与白云石之间的暗色微晶基质发光一致，表明改造白云石粒间微晶基质的流体可能为形成该期方解石脉的流体．另外一期较粗的脉体为鞍形白云石脉，具有微弱环带结构，发暗红色光（图5e和5e′），与白云石最外围的第（Ⅳ）环带颜色较为一致．此外，鞍形白云石明显以雾心白云石为基底生长（图4c），类似于胶结物，结合阴极发光特征，表明鞍形白云石可能是形成白云石最外围第（Ⅳ）环带的流体．

同位素特征

白云岩斑块的碳同位素值分布在（＋2．17‰～＋3．19‰）PDB，平均值在＋2．91‰PDB，同位素值相对集中．氧同位素值分布在（－1．7‰～－5．45‰）PDB，平均值为－3．50‰PDB，较碳同位素分散．而宿主灰岩的碳同位素值分布在（＋1．39‰～＋2．58‰）PDB，平均值为＋2．12‰PDB．氧同位素值分布在（－3．66‰～－6．38‰）PDB，平均值为－5．71‰PDB．白云岩斑块的碳氧同位素值相对共生的灰岩分别正偏0．79‰PDB和1．67‰PDB（表1）．本剖面的斑状白云岩碳同位素特征与奥陶纪斑状白云岩负偏特征（WuandWu，1998；刘德良等，2006；吴仕强等，2008）完全不同，表明形成两者的流体截然不同，本次研究中淡水参与成岩过程的可能性较小．宿主灰岩碳同位素的轻微正偏可能与浅海滩相高生产力有关，而氧同位素的负偏可能是后期高温流体（高于正常海水）的改造作用造成的．黄思静（1997）对上扬子台地古生代海相碳酸盐岩的碳同位素研究表明，二叠纪未受显著成岩改造的灰岩碳同位素分布在为（－1．22‰～＋4．36‰）PDB之间，平均值为＋2．55‰PDB．本次研究中斑状白云岩中灰岩的碳同位素值分布在（＋1．39‰～＋2．58‰）PDB，平均值＋2．12‰PDB，与黄思静（1997）一致，表明形成斑状白云岩的宿主灰岩为正常海水环境沉积，碳同位素值受到后期流体成岩改造作用不显著，与宿主灰岩的阴极发光特征一致．从白云岩和共生的灰岩的碳氧同位素值分布范围（图2）可知，方解石和白云石的同位素值分布在完全不同的两个区域中（除了一个样品外），白云岩斑块的碳氧同位素值相对共生的灰岩分别正偏0．79‰PDB和1．67‰PDB．两者的碳同位素具有一致的变化趋势（图2），表明白云岩继承了灰岩的碳同位素，氧同位素变化趋势并不完全一致，表明白云石的氧同位素主要来自于白云岩化流体，因为流体对氧同位素的改造大于碳同位素．O’NeilandEpstein（1966）在高温下，利用CO2与方解石和白云石分别反应，获取CO2与白云石和方解石的同位素分馏，两者相减得到不同温度下白云石－方解石之间的同位素分馏，然后利用插值计算得到在25℃δ18Odol－cal在＋6．8‰PDB左右．在25℃到78℃的低温实验条件下，两者氧同位素分馏在（＋2‰～＋4‰）PDB之间（FritzandSmith，1970）．而Vas－concelosetal．（2005）利用微生物沉淀白云岩实验得到的氧同位素数据，计算表明白云石和方解石的氧同位素分馏为常数＋2．6‰PDB，不随温度的变化．综合看来，如果白云岩和灰岩在相同的海源流体中形成，并和流体之间同位素达到平衡，那么白云岩的氧同位素就应该比共生灰岩正偏3‰PDB左右，如果白云石形成于一个温度高于海水正常温度的流体（或是受到高温流体的改造作用），那么白云岩的氧同位素和灰岩差距应该更加小一些．因此，广元地区白云岩斑块和共生灰岩之间较小的氧同位素差值可能表明白云岩受到了后期高温流体（高于正常海水温度）的改造作用．

讨论

1斑状白云岩形成方式

典型的斑状结构，雾心亮边白云石，珊瑚化石被选择性白云岩化，白云石颗粒间残余的生物化石，均指示出栖霞组的斑状白云岩为后生交代成因．在部分层位，白云岩斑块与相连灰岩呈缝合线接触，后期的方解石脉体穿过了宿主灰岩和共生的白云岩斑块．说明白云岩斑块先形成，然后才发生压实作用，使得白云岩斑块边界与缝合线重合，最后形成的方解石脉体穿过了所有沉积物．颗粒岩之中亮晶胶结物并没有被白云岩化，表明了亮晶胶结物的形成晚于白云岩化或是和白云岩化同时发生，证明了白云岩化形成于早期成岩过程中．白云石核心之间间距较大，又发育了多期环带，表明白云石成核时，周围孔隙较大，具有足够的空间供白云石生长，因此成核可能发生在早期成岩沉积物较为松散阶段．宿主灰岩普遍不发光或发微弱的光，表明宿主灰岩受到后期的改造作用小，大致代表原始海洋的信息，碳同位素同样证明了这一点．未白云岩化的颗粒岩中胶结物大部分不发光，表明胶结物并非在淡水中形成，而是在海源孔隙水中形成．但是部分胶结物的中心仍然呈现出亮橙色的阴极光（图5c′），表明亮晶胶结物受到了后期流体的改造作用．这个流体可能是改造白云石粒间微晶基质的流体，因为两者均发亮橙色的阴极光．斑状白云石核心不发光，表明白云岩化的流体可能为海源流体，与原始海水具有一致的低Mn含量．白云石外围多期不同发光环带及脉体的存在表明斑状白云岩的形成受到了多期流体的影响．栖霞期广元地区处于上扬子台地西北角，四周并无陆地（冯增昭等，1994），不具备发育混合水带的地理背景，而且白云岩和灰岩碳同位素正偏，均排除了混合水白云岩化的可能性．宿主灰岩指示了一个似球粒滩相的沉积环境（马志鑫等，2011），缺乏蒸发岩和潮上带的标志，表明白云岩化流体的盐度低于石膏饱和的浓度，同样不符合萨布哈或是毛细管蒸发白云岩成因模型．Qingetal．（2001）曾用海平面变化造成的中等盐度海水流体回流渗透作用解释地中海侏罗纪与蒸发岩无关的大套白云岩成因；邵龙义等（2002）用回流渗透白云岩化解释塔里木盆地上寒武统和下奥陶统雾心白云岩成因；袁鑫鹏和刘建波（2012）认为扬子台地内部中上寒武统白云岩可以用相同的模式解释．同样，本文倾向于用该模式解释广元地区斑状白云岩的成因，而形成白云石所需的Mg2＋主要来源于海水（后期受到其它流体改造）．质量平衡计算表明，只要沉积物埋藏在沉积物／水界面以下几十米之内，上覆海水向沉积物的扩散作用就可以提供白云岩化所需的足够的Mg2＋（ComptonandSiever，1986）．

2斑状白云岩形成过程

结合斑状白云岩的岩石学特征和阴极发光特征，我们认为白云岩斑块的形成经历了以下几个阶段：（1）成核以及环带（Ⅰ）生长期：白云石核心形成于准同生阶段早期成岩过程，频繁的海平面变化驱使中等盐度的流体从上而下回流渗透（Qingetal．，2001），汇合了孔隙水，交代了易溶的碳酸钙灰泥（高镁方解石，文石等）．由于早期的流体对白云石饱和度高，白云石结晶速度较快，一些灰质杂质来不及向外排出，残留在核心部位，因此形成了雾心，即为环带（Ⅰ）．由于流体为海源流体，Mn含量较低，缺乏足够的激活剂而没有阴极发光，导致“雾心”不发光．（2）环带（Ⅱ）和（Ⅲ）的形成：此时可能进入到回流渗透的晚期，白云岩化流体可能主要为孔隙水．高镁方解石向低镁方解石的稳定转换，可以提供一部分Mg离子和Mn，这部分Mg和Mn运移到白云石核心周围，围绕核心继续生长，形成了较高Mn含量的环带（Ⅱ），但是由于Mg离子有限，因此形成的环带较窄，高含量Mn导致阴极发光显著增强．而环带（Ⅲ）则可能形成于低Mn含量的流体，导致环带（Ⅲ）不发光．（3）环带（Ⅳ）：后期热液流体沿着缝合线进入到白云石孔隙中，围绕白云石形成了发暗红色光的环带（Ⅳ），由于过度生长，一些白云石颗粒连为一体，同时在一些缝隙中形成了鞍形白云石脉体．（4）白云石粒间孔隙的充填和改造：白云石颗粒之间可能残余的原始灰泥基质以及孔隙，受到了后期高Mn含量流体的改造和充填，发亮橙色光．广元地区斑状白云岩的形成是多个成岩阶段的综合产物：白云石核心形成于准同生阶段的交代作用；环带（Ⅱ）和（Ⅲ）可能为浅埋藏阶段形成；而环带（Ⅳ）可能为较深埋藏阶段的热液流体的产物．因而，会表现出埋藏白云岩的地化特征和较高的流体包裹体均一温度（何幼斌和冯增昭，1996）．

结论

斑状白云岩在地质记录中较为常见，不同时代的斑状白云岩，其岩石结构、同位素和阴极发光特征不尽相同，甚至完全相反，用同一个模式恐怕难以解释，必须根据不同的地质背景和特征才能准确解读．通过对广元上寺剖面栖霞组斑状白云岩的沉积构造、微相特征、阴极发光以及碳氧同位素研究发现，得出以下几个结论：（1）典型的斑状结构，雾心亮边白云石，珊瑚化石被选择性白云岩化，白云石颗粒间残余的生物化石，均指示栖霞组的斑状白云岩为后生交代成因．（2）斑状白云岩与缝合线、方解石脉的接触关系以及与亮晶方解石胶结物发育的先后次序，指示斑状白云岩形成于早期成岩过程中，早于亮晶方解石的胶结作用（或同时进行），压实作用和后期方解石脉的发育．（3）白云石早期成核作用可能受控于频繁的海平面变化驱使中等盐度的流体从上而下回流渗透，成核之后，在成岩和埋藏阶段受到了多期流体的改造作用，形成了发不同颜色阴极光的环带。