川西地區棲霞組白云巖成因新證據：稀土元素地球化學特征

馬 慧 蘇中堂,2 梁 茹 ,3 方繼瑤 林良彪,2

1.成都理工大學沉積地質研究院 2.“油氣藏地質及開發工程”國家重點實驗室·成都理工大學

3.中國石化中原油田勘探開發科學研究院 4.自然資源部復雜構造區頁巖氣勘探開發工程技術創新中心

0 引言

白云巖成因是沉積學研究經久不衰的難題之一，已提出多種白云巖化模式來解釋其成因。白云巖化流體性質研究是白云巖成因研究的重要內容，稀土元素不易受白云巖化后成巖作用的改變，常用于研究白云巖化流體來源[1]。四川盆地二疊系白云巖是近年來油氣勘探熱點[2]，但其成因爭議較大，已提出混合水白云巖化[3]、玄武巖淋濾白云化[4]、構造—熱液白云巖化[5-8]、淺埋藏白云巖化[9-10]、多種白云巖化的疊加效應[11]等多種模式解釋其成因，多項研究表明，峨眉山玄武巖對該區白云巖成因影響顯著，為白云巖的形成提供了白云巖化流體或溫度效應，二疊系白云巖成因問題的研究有利于為該區油氣勘探提供重要依據[12]。本文以川西地區棲霞組典型野外剖面和鉆井巖心樣品為研究對象，通過巖石學、稀土配分模式以及Y/Ho比值分析探究白云巖化流體與海水和峨眉山玄武巖的關系，以期為該區白云巖化流體性質及成因研究提供資料，為有利勘探區預測提供地質依據。

1 區域地質背景

四川盆地西部，構造上屬于龍門山山前帶，被米倉山褶皺帶、峨眉山—瓦山斷隆帶、松潘—甘孜褶皺帶和川中古隆起帶所圍[13]，是一個經歷了多期次構造運動的多旋回克拉通盆地[14]。受晉寧—澄江運動影響形成了大量北西向基底斷裂[15]，二疊紀岡瓦納大陸裂解，古特提斯洋打開[16]，伴隨著峨眉山地裂運動及大規?；鹕絿姲l，基底斷裂活化，地臺內構造分異和差異升降加劇，由北向南依次發育城口—鄂西拉張槽、開江—梁平拉張槽和武勝—蓬溪拉張槽等[17]。晚二疊世東吳運動使得地殼局部抬升，形成了川中古隆起[18]，棲霞組沉積時西南高北東低的古地貌與川中古隆起密切相關；東吳運動屬于峨眉地裂運動的一次強烈引張幕[16]，該階段大量玄武巖漿沿基底斷裂帶噴發，形成了峨眉山大火山巖省，研究區位于峨眉山大火山巖省的中帶和外帶[6,19]。區內白云巖分布顯著受斷裂活動控制，距離斷層越近，白云巖化程度越高，遠離斷層向盆地方向，白云巖化減薄[6]。

中二疊統棲霞組（P2q）位于梁山組（P1l）和茅口組（P2m）之間，峨眉山玄武巖噴發時間為距今（259.1±0.5）Ma[5]，此時棲霞組白云巖正處于淺埋藏階段，水/巖比較高[21]，容易受外來流體的影響，故研究白云巖成因時必須關注峨眉山玄武巖噴發帶來熱事件的影響（圖1）。梁山組以生物碎屑石灰巖及生物碎屑泥質石灰巖為主。棲霞組分兩段，其中棲一段以含生物碎屑石灰巖和具眼皮狀構造的泥晶石灰巖為主，棲二段主要以厚層亮晶生屑石灰巖為主，廣泛發育白云巖，白云巖化程度不同地區存在差異[22]，受地形影響以盆地西緣最發育。茅口組主要發育深灰、灰色中—厚層生屑泥質灰巖，常見眼球狀構造[5]。

圖1 川西地區構造位置簡圖及礦2井棲霞組層序地層圖（據本文參考文獻[13, 19, 20]修改）

海西期云南運動使四川盆地長期遭受風化剝蝕，直到中二疊世開始接受大范圍海侵，形成了厚層的棲霞組碳酸鹽沉積[23]，棲霞組沉積期，海平面先上升后下降，受川中古隆起的控制，研究區棲霞組從西北到東南可劃分為海侵域和高位域，海侵域發育開闊臺地相，高位域發育臺地邊緣相[24]。開闊臺地相巖性以中—厚層泥粉晶生物（碎屑）石灰巖夾泥質灰巖和薄層黑色頁巖為主，臺地邊緣相顆粒灘發育，巖性主要以微—亮晶生物碎屑石灰巖、結晶白云巖、殘余顆粒白云巖、豹斑狀云質石灰巖為主，在孔洞、裂隙中可見少量鞍狀白云石，溶孔溶洞發育[13]。

2 樣品采集與分析方法

本次研究樣品采自區域鉆井巖心及野外剖面，采集自棲霞組二段厚層灰巖段中的白云巖，采樣位置為四川盆地西北緣西北鄉剖面、礦2井、雙探9井、雙探8井和西南緣漢深1井及張村剖面，均質樣品做全巖分析，非均質樣品根據巖石結構細微差別針對性地在薄片上進行微區分析。所做實驗包括鏡下鑒定及微量元素分析，其中薄片鏡下鑒定完成于成都理工大學“油氣藏地質及開發工程”國家重點實驗室，所觀察的薄片均用茜素紅染色，在Nikon E600 Pol+偏光顯微鏡下觀察，微量元素分析均于武漢上譜分析測試有限公司實驗室完成。送全巖樣品共26件，其中晶粒白云巖樣14件，殘余顆粒白云巖樣12件?？紤]到稀土元素容易受陸源碎屑物質、黏土礦物等非碳酸鹽巖的干擾，在樣品選擇時剔除了薄片鏡下觀察到有裂隙充填、含陸源碎屑物質、黏土礦物發育及含硅質、磷酸鹽等礦物的樣品，選擇了灰質含量少的白云巖樣品在瑪瑙研缽中研磨至200目篩后裝入紙袋中備用；送薄片微區原位分析樣品共7件，其中鞍狀白云石樣品4件，分別在鞍狀白云石和基巖白云石上打點，脈體白云石樣品3件，分別在充填白云石和基巖白云石上打點，來研究不同產狀白云石形成環境的差異。全巖樣品微量元素測試使用電感耦合等離子體質譜儀（Agilent 7700e）測得，測試精度為RSD小于5%。薄片微區樣品測試使用GeoLas-HD 193 nm準分子激光剝蝕系統和Agilent 7900電感耦合等離子體質譜儀完成，激光能量80 mJ，頻率5 Hz，激光束斑直徑44 μm，測試精度為RSD小于5%。測試精度均滿足研究需求。所有樣品均配有鏡下鑒定，保證樣品的可靠性。

3 實驗結果分析

3.1 白云巖（石）類型

川西棲霞組白云巖按照產狀分為基質白云巖和膠結物白云石，其中基質白云巖包括晶粒白云巖和殘余顆粒白云巖兩類，膠結物白云石分為鞍狀白云石和脈體白云石兩類。

晶粒白云巖取自盆地西北緣邊緣灘相沉積，巖心呈灰白色，厚層塊狀，巖心壁光滑，裂隙發育，裂隙周圍巖石由于破碎嚴重局部可見脫落，可見溶蝕孔洞（圖2-a）。偏光顯微鏡下晶粒大小不均，主要以粉—中晶為主，見少量粗晶，白云巖化完全，幾乎不含灰巖殘留。晶體多呈平直晶面自形—半自形晶，晶間孔、晶間溶孔發育（圖2-e），孔內可見有機質充填，約占6.5%，此外，還見有少量自生石英及方解石充填于溶孔中?？梢娚倭苛芽p，部分樣品中見有縫合線切穿白云石。

殘余顆粒白云巖取自盆地西南緣開闊臺地相和西北緣臺地邊緣灘相沉積，巖心呈灰白—灰粉色，塊狀構造，巖心壁粗糙，可見孔隙不均勻分布（圖2-b）。偏光顯微鏡下晶粒主要以中晶為主，晶體多為平直晶面自形晶—半自形晶，可見霧心亮邊結構，白云石表面較臟且顆粒邊緣模糊，但通過與未白云巖化部分對比可以識別出殘余砂屑幻影，判斷其原巖為具粒屑結構的亮晶砂屑石灰巖。發育粒間孔及粒間溶孔，主要為繼承原始石灰巖粒間孔并加以溶蝕而來（圖2-f）。

鞍狀白云石采集自張村剖面、漢深1井和雙探9井，主要沿龍門山沖斷帶分布，充填于巖石裂隙中，在巖心上呈乳白色，晶體粗大，與周圍顏色較暗的基巖構成斑馬狀構造（圖2-c）。在顯微鏡下粒徑多大于500 μm，晶體表面干凈，晶面多彎曲呈階梯狀或鐮刀狀，正交偏光鏡下可見波狀消光，多充填于裂縫及晶粒白云巖孔隙中，晶體中微裂紋發育（圖2-g ～ j）。

脈體白云石主要取自張村剖面和雙探9井。宏觀上呈白色，充填于石灰巖、云質石灰巖及晶粒白云巖裂隙內，沿裂隙壁向內生長，在巖石斷面中易剝落（圖2-d）。張村剖面和雙探9井脈體白云石樣品在顯微鏡下存在顯著差異，張村剖面脈體白云石為多期次充填白云石，晶體粗大，多為它形晶，顏色明亮，表面干凈，多呈刃狀（圖2-k）。雙探9井脈體充填白云石為單次充填白云石，晶粒細小，以粉—細晶為主，晶粒多為半自形—它形（圖2-l）。

圖2 川西地區棲霞組白云巖特征圖

3.2 白云巖的REE配分模式

稀土配分模式常用來示蹤流體信息[1]。鉆井獲得的泥微晶石灰巖樣品Mn/Sr=0.166 7，遠小于2，表明受成巖蝕變較小，較好地保留了原始海水的信息，故本次研究以該樣品的測試值作為代表沉積期海水性質的參數，用做標準值進行對比。該石灰巖樣品稀土元素總量為1.95×10－6，輕稀土總量為1.71×10－6，重稀土總量為0.24×10－6，輕重稀土之比為7.11，表現出明顯的輕稀土富集，δCe值為0.64，δEu值為0.43，均為負異常。

本次研究選取北美頁巖（NASC）為標準值[25]對研究區樣品的稀土元素含量進行標準化處理并做出REE元素配分模式圖（圖3-a），用來推測流體來源及性質。為探究峨眉山玄武巖噴發帶來熱事件對研究區白云巖的影響，還對各類白云巖稀土元素進行了碳質球粒隕石（CI）標準化[26]，做出REE元素配分模式圖（圖3-b），與球粒隕石標準化后的峨眉山玄武巖稀土配分模式進行比較。此外，為研究峨眉山噴發帶來的溫度效應的影響范圍，按照與峨眉山噴發帶距離由近到遠的順序，對張村剖面、漢深1井和雙探9井的鞍狀白云石稀土元素數據分別進行球粒隕石標準化和北美頁巖標準化，并做稀土配分模式圖（圖4）。

從圖3-a中可以看出，泥微晶石灰巖稀土配分模式顯示出輕微的HREE富集以及顯著的Ce和Eu負異常。晶粒白云巖和殘余顆粒白云巖稀土配分模式與泥微晶石灰巖相近，稀土配分模式較為平坦，HREE略微富集。鞍狀白云石樣品中，鞍狀白云石稀土配分模式呈現出輕微的LREE富集，可見明顯Eu的正異常；基巖白云石稀土配分模式較為平坦，可見輕微的Eu正異常。脈體白云石樣品中，充填白云石樣品稀土配分模式呈現出輕微的HREE富集，可見輕微的Ce正異常；基巖白云石樣品和脈體白云石有所差異，可見輕微的Ce正異常及明顯的Eu負異常。

從圖3-b中可以看出，晶粒白云巖稀土配分模式顯著不同于峨眉山玄武巖，可見明顯的Eu和Ce的負異常；殘余顆粒白云巖稀土配分模式與峨眉山玄武巖相似，但Eu表現出明顯的負異常；鞍狀白云石樣品中，鞍狀白云石稀土配分模式與峨眉山玄武巖幾乎一致，基巖白云石稀土配分模式表現出明顯的Eu和Tb的負異常；脈體白云石樣品中，充填白云石稀土配分模式與峨眉山玄武巖相近，但基巖白云石稀土配分模式顯著不同于峨眉山玄武巖，表現出明顯的Eu和Tb的負異常。

圖3 各類白云巖（石）稀土元素配分模式圖

從圖4-a中可以看出，張村剖面和漢深1井鞍狀白云石稀土配分模式與泥微晶石灰巖差異顯著，鞍狀白云石樣品表現出明顯的LREE富集，張村剖面鞍狀白云石具有明顯的Eu正異常，基巖白云石LREE段略高于泥微晶石灰巖，HREE段近于或略低于泥微晶石灰巖。雙探9井鞍狀白云石和基巖白云石稀土配分模式相近，為平坦型，稀土元素總量與泥微晶石灰巖相近。

圖4 樣品鞍狀白云石稀土元素配分模式對比圖

從圖4-b中可以看出，張村剖面鞍狀白云石和基巖白云石稀土配分模式大致與峨眉山玄武巖相近，僅鞍狀白云石Tm表現出了明顯的負異常，基巖白云石稀土元素總量低于鞍狀白云石。漢深1井鞍狀白云石除Sm和Eu表現出明顯的負異常、Yb輕微正異常外，其余元素配分模式與峨眉山玄武巖相近，但基巖白云石稀土配分模式與峨眉山玄武巖相差較大，其稀土元素總量也顯著低于鞍狀白云巖。雙探9井鞍狀白云石和基巖白云石稀土元素含量相近，稀土配分模式圖中重稀土段明顯不同于峨眉山玄武巖。

3.3 Y/Ho比值特征

Y和Ho化學性質相似但表面絡合能力不同，在海水中和熱液中常表現出不同的地球化學行為[27]。經前人研究，峨眉山玄武巖Y/Ho比值為26～27[28]，與球粒隕石基本一致（28），海相沉積物Y/Ho比值介于44～72[29]。研究區代表同期海水信息的泥微晶石灰巖Y/Ho比值為54，在海相沉積物Y/Ho比值范圍。從圖5中可以看出，晶粒白云巖樣品的Y/Ho比值幾乎均在海相沉積物范圍內；殘余顆粒白云巖Y/Ho比值大多都在海相沉積物范圍內，但部分樣品Y/Ho比值略低于海相沉積物；鞍狀白云石Y/Ho比值變化范圍很大，張村剖面除一個基巖白云石外，其余白云石Y/Ho比值在峨眉山玄武巖附近，漢深1井鞍狀白云石Y/Ho比值在海相沉積物范圍內，基巖白云石Y/Ho比值在海相沉積物和峨眉山玄武巖之間，雙探9井鞍狀白云石Y/Ho比值部分在海相沉積物范圍內，部分遠高于海相沉積物，基巖白云石Y/Ho比值略高于海相沉積物；脈體白云石中，張村剖面充填白云石和基巖白云石Y/Ho比值略低于峨眉山玄武巖，雙探9井充填白云石和基巖白云石均高于海相沉積物Y/Ho比值范圍。

圖5 棲霞組白云巖（Y/Ho）—Y散點圖

3.4 Ce、Eu 異常

Eu和Ce在不同的成巖環境中會因為價態的變化出現異常，可以為成巖環境提供重要信息[30]。對研究區樣品進行北美頁巖標準化后進行δCe、δEu值投圖（圖6），可以看出研究區多數樣品的δCe和δEu的值均高于代表同期海水沉積的泥微晶石灰巖，反映了白云巖形成環境相對氧化且溫度較高。晶粒白云巖樣品δCe值介于0.46～1.14，平均值為0.87，見輕微負異常。殘余顆粒白云巖δCe值介于0.85～1.02，平均值為0.92，見輕微負異常。鞍狀白云石樣品中，鞍狀白云石δCe值介于0.71～1.18，平均值為0.95，見輕微負異常；基巖白云石δCe值介于0.79～1.18，平均值為1.00，無明顯異常。脈體白云石樣品中，充填白云石樣品δCe值介于0.97～1.16，平均值為1.20可見明顯正異常；基巖白云石δCe值介于1.02～1.43，平均值為1.16，見明顯正異常。

圖6 棲霞組白云巖Eu—Ce異常散點圖

晶粒白云巖樣品δEu值介于0.67～1.86，平均值為1.07，見輕微正異常。殘余顆粒白云巖樣品的δEu值介于0.78～1.36，平均值為0.95，見輕微負異常。鞍狀白云石樣品中，鞍狀白云石除一個樣品的Eu低于檢出限外，其他樣品δEu值介于0.82～2.26，平均值為1.40，見明顯正異常；基巖白云石δEu值介于0.35～2.75，平均值為0.94，見輕微負異常。脈體白云石樣品中，充填白云石δEu值介于0.78～1.27，平均值為1.07，見輕微正異常；基巖白云石除一個樣品的Eu低于檢出限外，其余基巖白云石δEu值集中在0.36～1.44，平均值為0.60，見明顯的負異常。

4 討論

4.1 白云巖成因

稀土元素地球化學性質穩定，受成巖流體影響較小，流體來源不同的沉積物，其稀土元素配分模式也不同，故常用稀土元素來推測成巖流體的性質及來源，已有研究均取得較好成果[1,31-36]。海相沉積物稀土配分模式以LREE虧損，顯著Ce負異常為特征，熱液沉積物以LREE富集以及顯著的Eu正異常為特征[33]。Y和Ho的值不受氧化還原條件的影響，且離子電價相同，半徑相近，常表現出一致的地球化學行為，因此陸源沉積物和普通火山巖的Y/Ho比值與球粒隕石一致（26～28），峨眉山玄武巖Y/Ho比值在26～27之間[28]。而在含水系統中，Y和Ho由于配位性質不同，其化學行為受到絡合反應影響，Y/Ho比值不同于球粒隕石[37-38]，現代海相沉積物Y/Ho比值在44～72之間[29,38-39]。稀土元素中的Ce對環境氧化還原條件異常敏感，在氧化條件下，Ce3+易氧化為更穩定的Ce4+而與其他三價稀土元素分離，沉積物中出現Ce正異常[30]。巖石中Eu異常主要來自兩個方面，一是從母液繼承的Eu值特征，二是成巖改造導致的Eu異常[29]，顯著的Eu正異常被看作海底熱液稀土元素組成的基本特征[34,40-42]。

晶粒白云巖稀土配分模式與泥微晶石灰巖相近（圖3-a）且顯著不同于峨眉山玄武巖（圖3-b），Y/Ho比值幾乎均落在海相沉積物范圍且C—O同位素值位于同期海水范圍[43]，均表明其白云巖化流體為海水。晶粒白云巖Ce異常顯著高于泥微晶石灰巖，Eu呈弱正異常，說明其成巖環境相對氧化，且受到了一定程度熱液的影響。結合巖石學特征，晶粒白云巖晶粒大小不等，見熱液對晶間孔溶蝕加大，基本不保留原始結構，且在偏光顯微鏡下見有縫合線切穿白云石，而縫合線一般被認為形成深度為600～1 000 m[13,44]，故認為研究區晶粒白云巖為淺埋藏成因，原始灰巖隨著埋藏深度的增加，海水升溫，與周圍冷海水形成溫度差，灰巖發生白云巖化，峨眉山玄武巖噴發對早期白云巖進行了疊加改造，使部分晶體重結晶，并對原有孔隙進行了溶蝕。

殘余顆粒白云巖稀土配分模式與泥微晶石灰巖相近（圖3-a），與峨眉山玄武巖僅個別元素不同，說明其白云巖化流體雖主要為海水，但受到了熱液的顯著影響。Y/Ho平均值為44，但個別樣品略低于海相沉積物范圍，δ13C值在同期海水范圍，多數樣品的δ18O值偏負，證明其白云巖化流體主要為海水，但形成環境溫度較高，可能受峨眉山玄武巖噴發熱事件的影響，顯著高于泥微晶石灰巖的δEu值也證實了白云巖形成溫度較高。高于泥微晶石灰巖的δCe值說明白云巖形成環境相對氧化。結合巖石學特征，殘余顆粒白云巖偏光顯微鏡下具霧心亮邊結構，見殘余砂屑幻影，粒間孔及粒間溶孔為對原始石灰巖粒間孔的繼承，前人研究表明低溫白云巖化更容易保留原始結構[44]，認為其白云巖化流體主要為同期海水，受峨眉山相關熱液事件的疊加改造，但海水仍占主導地位。綜合上述觀點認為研究區殘余顆粒白云巖與晶粒白云巖成因一致，均為淺埋藏成因，峨眉山玄武巖相關的熱液活動對白云巖進行了疊加改造，但并非主控因素。

鞍狀白云石地球化學特征隨著與峨眉山玄武巖噴發口距離增加呈顯著變化。從張村剖面到漢深1井再到雙探9井，鞍狀白云石與基巖白云石的稀土配分模式從與峨眉山玄武巖相似轉化為與泥微晶石灰巖相似，且Y/Ho比值逐漸增大（Y/Ho平均值：張村剖面29；漢深1井46；雙探9井120），說明白云巖化流體隨著與峨眉山玄武巖噴發口距離的增大從熱液轉變為海水。雙探9井高于海水的Y/Ho比值推測為海水中部分陰離子（如氟離子[45]）與Y和Ho形成絡合物的穩定性不同所致。鞍狀白云石樣品的Ce異常均顯著高于泥微晶石灰巖，Eu均為正異常，說明其成巖環境相對氧化且溫度較高。結合巖石學證據，張村剖面和漢深1井鞍狀白云石見“斑馬狀構造”，晶粒粗大，晶面呈彎曲刃狀，見波狀消光，多充填于裂隙中，具典型的熱液白云巖的特征[44]，認為其為熱液白云巖，白云巖化流體主要為峨眉山玄武質熱液，海水占比較少，形成于相對氧化的成巖環境。漢深1井偏高的Y/Ho比值，系其成巖流體中存在部分海水所致。雙探9井鞍狀白云石主要充填于白云巖孔隙中，晶粒相對較小，其白云巖化流體主要為海水，但受熱液影響顯著，使巖石晶面彎曲，且呈現明顯的Eu正異常，成巖環境相對氧化，可能為后期熱鹵水沿孔隙及裂隙充填而成。

脈體白云石樣品中，充填白云石和基巖白云石稀土配分模式不同（圖3-a），且均與泥微晶石灰巖差異顯著。脈體白云石不同樣品的Y/Ho比值不同，張村剖面脈體白云石Y/Ho比值略低于峨眉山玄武巖，顯示其白云巖化流體為熱液。而雙探9井脈體白云石樣品Y/Ho比值略高于海水，表明其白云巖化流體為海水，偏高的Y/Ho比值推測為海水中陰離子與Y、Ho形成絡合物的能力不同所致。張村剖面脈體白云石樣品Ce呈弱正異常，充填白云石δEu的值顯著高于基巖白云石，說明其成巖環境相對氧化且充填白云石形成溫度較高。雙探9井脈體白云石樣品Ce呈正異常，充填白云石Eu弱正異常，基巖白云石Eu負異常，說明充填白云石形成于氧化環境且成巖溫度較高。綜上，結合巖石學證據，張村剖面和漢深1井脈體白云石樣品白云巖化流體不同。張村剖面位于峨眉大火山巖省中帶，脈體白云石為多期充填，晶粒粗大，晶面彎曲，具典型熱液白云石特征[46]，形成環境相對氧化，為熱液白云巖。偏低的Eu異常特征與巖石學及Y/Ho比值特征所得結論相悖，說明Y/Ho比值對熱液的影響反應更靈敏。雙探9井脈體白云石位于峨眉大火山巖省外帶，晶粒細小，Y/Ho比值略高于海相沉積物，說明其白云巖化流體為海水，形成于氧化環境，充填白云石白云巖化流體溫度較基巖高，可能為后期海水升溫后沿裂縫上升充填而成。

4.2 白云巖化模式及地質意義

根據野外觀察及前人研究，四川盆地西部主要發育開闊臺地相和臺地邊緣相[13]，臺地邊緣相地勢較高，受控于古隆起呈環帶狀展布[47]，開闊臺地相地勢較低，水動力較弱，主要發育泥質石灰巖及頁巖[24]，原始孔隙不發育，且由于長期被海水淹沒，海水形成膠結物充填于石灰巖孔隙中，不利于油氣儲集。二疊紀前臺地邊緣相主要發育高能生物灘[48]，棲霞期海平面頻繁升降使得石灰巖反復暴露[23]，巖石雜質含量少，質脆，孔隙及生物體腔發育[13,18]，白云巖化作用能較好保留原始灰巖結構[49]。研究區屬于臺地邊緣相，主要為顆粒灘相沉積[13]，原始孔隙發育，且由于海平面頻繁升降，溶蝕孔隙發育。中二疊世大范圍海侵形成了棲霞組厚層碳酸鹽沉積，后隨著埋藏深度的增加，巖石中孔隙水溫度升高，與冷海水形成溫差，冷海水進入石灰巖孔隙并促使其發生了白云巖化，形成了研究區廣布的晶粒白云巖和殘余顆粒白云巖。晚二疊世東吳運動使得地殼隆升，形成東高西低的古地理格局，且伴隨著大規模巖漿熱液活動[18]，巖漿沿孔隙及基底斷裂上涌，對棲霞組白云巖進行了疊加改造，且有部分熱液充填于構造裂隙中，峨眉大火山巖省中帶受熱液影響顯著，在張村剖面和漢深1井形成了熱液成因的鞍狀白云石及多期脈體充填白云石。而位于川西北大火山巖省外帶的雙探9井，熱液活動影響較小，孔隙及裂隙中的鞍狀白云石及脈體白云石主要為后期海水充填成因。

該區有利儲集巖石為晶粒白云巖及殘余結構白云巖，主要儲集空間為晶間孔、晶間溶孔及粒間溶孔[50]，均為對原有孔隙的繼承加大，而晶粒白云巖的重結晶作用充填了部分孔隙，儲集性能較殘余顆粒白云巖差。該區儲集巖分布受控于沉積相，故在儲層預測中應重點關注原始石灰巖的分布及孔隙狀況，白云巖儲層的尋找應重點關注盆地西北部反復暴露的原始臺地邊緣高能顆粒灘相，殘余顆粒白云巖為最優儲集巖，晶粒白云巖次之。在考慮峨眉山玄武巖噴發熱事件的影響上，還應注意避開沿深大斷裂分布的熱液白云巖發育的盆地西南地區，故白云巖儲層的尋找應重點關注峨眉大火山巖省外帶與臺地邊緣相結合部位，主要為江油—廣元一帶。

5 結論

1）川西棲霞組白云巖按產狀分基質白云巖和膠結物白云石，基質白云巖包括晶粒白云巖和殘余顆粒白云巖，膠結物白云石分鞍狀白云石和脈體白云石。晶粒白云巖晶粒大小不等，晶間孔、晶間溶孔、溶縫發育，見波狀消光。殘余顆粒白云石具霧心亮邊結構，殘余粒間孔、粒間溶孔發育。鞍狀白云石多與基巖構成斑馬狀構造，晶面彎曲，具波狀消光，少量鞍狀白云石充填于溶孔或溶縫中。脈體白云石中，多期充填者晶體粗大，晶面彎曲，呈它形—半自形，單次充填者常呈細粒狀，較自形。

2）川西地區棲霞組白云巖主要有淺埋藏白云石化和熱液白云石化兩種成因。晶粒白云巖和殘余顆粒白云巖為淺埋藏階段經海水白云石化后熱液疊加改造而成。鞍狀白云石和脈體白云石分為熱液白云石化和淺埋藏白云石化兩種成因。距峨眉山玄武巖噴發口較近的多期充填脈體白云石為熱液成因，遠離峨眉山玄武巖噴發口的單次充填脈體白云石為后期海水沿裂縫充填而成。

3）鞍狀白云石隨著與峨眉山玄武巖噴發口的距離增大，其稀土配分模式與峨眉山玄武巖差異越發明顯，Y/Ho比值逐漸增大，逐漸由以峨眉山玄武質巖漿為主要成巖流體的熱液白云石轉變為后期海水沿孔隙及裂隙充填的淺埋藏成因白云石。