四川盆地下寒武统龙王庙组白云岩分布与控制因素

Distribution and Controlling Factors of Dolostone in Lower Cambrian Longwangmiao Formation, Sichuan Basin

摘要

白云岩的强抗压溶能力是龙王庙组深层‒超深层碳酸盐岩储层孔隙保存的关键，但现今发现龙王庙组白云岩时空分布存在较大差异，为了完善龙王庙组白云岩储层的分布预测，白云岩类型与分布、白云岩化机制与模式成为期待解决的关键问题.运用岩石学、沉积学、层序地层学和地球化学，围绕白云岩发育分布，取得了以下认识.四川盆地龙王庙组发育五类与白云岩化相关的岩石类型.白云岩的时空分布受古地貌和海平面升降的控制，平面上，白云岩主要分布在川中古隆起和川北中部；垂向上，白云岩分布受三级和四级海平面升降控制，三级层序中上部的四级层序白云岩化程度高；白云岩化流体为海水或一定蒸发程度的海水，并建立了三种准同生白云岩化模式.

关键词

四川盆地 / 龙王庙组 / 白云岩分布 / 白云岩化模式 / 控制因素 / 石油地质.

Key words

Sichuan Basin / Longwangmiao Formation / dolostone distribution / dolomitization model / controlling factor / petroleum geology

0 引言

2012年，四川盆地在下寒武统龙王庙组发现了安岳特大型气田（杜金虎等，2015；徐哲航等，2020；朱联强等，2021），揭开了龙王庙组储层研究的热潮.四川盆地龙王庙组经历了漫长的埋藏期（>5亿年）和较深的埋藏深度（5 000~8 000 m），白云岩强抗压溶能力是储层保存的关键（Yang et al.，2022）.四川盆地龙王庙组白云岩类型和分布存在较大差异，而白云岩形态和分布与白云岩化模式密切相关（Warren，2000；Jones and Xiao，2005；Wahlman et al.，2010；郑荣才等，2011；刘志波等，2021）.不同地区的白云岩受形成环境和条件不同而相差较大，即使在同一地区，也因环境的不断演变而有所变化.因此，需要结合不同古地貌和沉积环境分析白云岩化模式和分布.

众多学者对龙王庙组白云岩地球化学特征做了较多研究，提出了多种白云岩化模式，普遍认同龙王庙组早期发育准同生白云岩化，后期叠加了埋藏白云岩化改造（Shen et al.，2018；Liu et al.，2021）.具体来说，除却萨布哈白云岩化，一些学者认为回流渗透白云岩化同样扮演了重要角色（张建勇等，2015；任影等，2016；牛泽华，2018；杨怀信，2018；余晶洁等，2020）.还有学者认为在早期的萨布哈、回流渗透白云岩化基础上，存在埋藏白云岩化的改造（谢武仁等，2018）.此外，部分学者认为龙王庙组存在混合水白云岩化（刘树根等，2014；李北康，2016；任娜娜等，2018）.还有一些学者认为埋藏晚期存在热液白云岩化作用（柳妮，2015）.关于白云岩化能否增加储层孔隙仍存在分歧（黄亮等，2012；田艳红等，2015；Zhou et al.，2015）.总体来说，白云岩化作用增加了岩石抗压强度，抵抗了压实‒压溶作用，有利于孔隙保存.前人对龙王庙组的白云岩化研究以多期次白云岩化流体性质分析为主，未进一步讨论龙王庙组白云岩分布及其控制因素.有3个具体问题仍需要进一步完善：（1）不同古地貌背景下白云岩类型及分布；（2）白云岩地球化学特征；（3）白云岩发育分布控制因素与白云岩化模式.

本文以龙王庙组白云岩为研究对象，运用岩石学、沉积学、层序地层学和地球化学，分析龙王庙组不同古地貌背景下白云岩的宏观展布、白云岩化流体特征及来源、白云岩发育分布控制因素，进一步完善龙王庙组白云岩化模式和白云岩发育分布控制因素.

1 地质背景

四川盆地位于扬子台地西北缘，经历了早震旦世的裂陷、晚震旦世‒志留纪的克拉通、泥盆纪‒石炭纪的再裂陷、二叠纪‒中三叠世的克拉通、中三叠世‒古近纪的前陆盆地的多旋回发育演化过程（魏魁生等，1997；Liu et al.， 2020）.其中加里东运动对龙王庙组影响最大，加里东期主要有3幕构造运动，即：郁南运动、都匀运动和广西运动，前两次运动抬升剥蚀时间相对较短，剥蚀量不大.志留纪末的广西运动使四川盆地大幅抬升，川中地区志留系‒奥陶系大量剥蚀，局部地区龙王庙组出露或接近于地表，如图1所示，形成了盆地西部龙王庙组北东向剥蚀区（Zhou et al.，2015）.四川盆地寒武系自下而上分别为筇竹寺组、沧浪铺组、龙王庙组、高台组和洗象池组，水体由深向浅、开阔转向局限（任影等，2016；Yang et al.，2022）.川中地区龙王庙组在晚志留世埋深约为1 500 m，随后发生广西运动的抬升剥蚀.中奥陶统至石炭系被剥蚀，川中龙王庙组抬升至约300 m（Liu et al.，2021）.在早二叠世被重新埋藏，在晚侏罗世‒中白垩世埋深达到约6 000 m，在新生代发生最后一次隆升（梅庆华等，2014）.川中龙王庙组现今埋深4 500~5 000 m.其他地区的埋藏历史与川中地区类似，但受加里东运动和新生代抬升的差异改造，现今埋藏深度存在差异.

四川盆地龙王庙组古气候以干热为主，发育较多的蒸发岩，并发育5种主要的古地貌单元：古陆、川中古隆起、宽缓隆起、川东凹陷和川东‒川东南微古地貌高地（图1）.龙王庙组沉积期的古陆有汉南古陆、摩天岭古陆、康滇古陆等，提供了早寒武世主要的物源（李皎和何登发，2014）.宽缓隆起是指与古陆相连的地貌高地，自西向东地貌逐渐降低，水深增大，受陆源碎屑影响较大，以混积潮坪、台坪沉积为主.川中古隆起为水下隆起，分布面积大于6×10⁴ km²（梅庆华等，2014），主要发育颗粒滩沉积.川东凹陷是指发育在四川盆地东部克拉通内凹陷，可能是南秦岭裂谷向四川盆地延伸的部分（杜金虎等，2015），与川中古隆起伴生，在凹陷区沉积较厚的潟湖相膏岩和泥质白云岩.局部的微古地貌高地规模相对较小，分布面积为数十至数百平方千米，部分地区发育颗粒滩沉积.四川盆地龙王庙组与高台组、沧浪铺组均呈整合接触，地层厚度分布在62~300 m，岩性主要为颗粒白云岩、中细晶白云岩、灰岩等（刘树根等，2014；杨伟强等，2020）.四川盆地龙王庙组自西向东地势平坦，早期快速海侵，形成一个以碳酸盐岩沉积为主的缓坡沉积环境（Zhou et al.，2015；杨伟强等，2020；高达等，2021），纵向上可划分为1个三级层序、4个四级层序（Zhou et al.，2015）.如图1所示，将研究区龙王庙组沉积相自西向东划分为内缓坡相、中缓坡相、外缓坡‒盆地相，以内缓坡、中缓坡沉积为主.内缓坡相可细分为颗粒滩、台坪、混积潮坪、滩间海、潟湖亚相；中缓坡相可划分为颗粒滩、滩间海亚相.颗粒滩主要发育在川东凹陷的西侧川中古隆起上.

2 样品与实验方法

选取盆地周缘9个出露完整、风化较弱的新鲜露头（正源（ZY）、大两会（DLH）、杨坝（YB）、福成（FC）、巴山（BS）、修齐镇（XQZ）、板凳沟（BDG）、梅子湾（MZW）、范店（FD））完成实测，并在川中选取两口井的岩心（高石10井（GS10）、磨溪12井（MX12））进行精细观察描述，累计取样439块，所有样品均未经明显风化，制备普通薄片233片、铸体薄片206片、阴极发光74张.薄片的制备、观察均在中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室完成.薄片经茜素红染色，在Nikon ECLIPSE LV100N POL偏光显微镜下观察并拍照.阴极发光在中国地质大学（武汉）完成，实验仪器为CL8200 MK5-2，测试条件为电压10 kV，束电流250 μA，曝光时间6 s.

岩石地球化学分析包括X衍射（120件）、碳、氧同位素（141件）和锶同位素（59件），均在核工业地质研究所完成.X衍射分析：采用Panalytical X’pert PRO系统对碳酸盐岩粉末进行分析，工作电压为40 kV，电流为40 mA，精度为1%，测得白云石含量及对应的白云石有序度.锶同位素（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）分析：将60 mg粉末样品溶解在2.5 mol/L的HCl溶液中，利用离子交换树脂进行常规阳离子交换分离锶，最后使用Phoenix质谱仪进行分析.碳、氧同位素分析：将粉末样品30 mg与无水磷酸反应，白云石在25 ℃下反应6 h，方解石反应3 h，用FinniganMAT-253质谱计分析样品释放的二氧化碳气体，所有数据均按照VPDB标准表示.具体数据见表1.

3 白云岩类型及分布规律

3.1　岩石类型

四川盆地龙王庙组白云岩按照矿物成分类型及含量、是否保存原始沉积组构，被划分为5类与白云岩化作用相关的岩石类型：云质混积岩、泥粉晶白云岩、颗粒白云岩、细中晶白云岩、白云质灰岩.

（1）云质混积岩.云质混积岩包括白云质砂岩、砂质白云岩.白云质砂岩的陆源碎屑主要为石英，含量大于50%，粒度为0.05~0.35 mm（图2c）.白云石以泥粉晶为主，粒径常小于0.1 mm.孔隙不发育，可见到缝合线.阴极发光下，石英不发光，白云石发昏暗光（图2d）.砂质白云岩中白云石含量大于50%，以粉细晶为主.部分可识别出颗粒轮廓，原始沉积为砂质颗粒灰岩.陆缘碎屑为粉砂‒砂级石英，分选较好，含量一般小于30%（图2a），孔隙不发育.阴极发光下，石英不发光或者发蓝色光，白云石以昏暗光为主（图2b）.

（2）泥粉晶白云岩.泥粉晶白云岩中白云石含量一般大于90%，少量粉砂‒砂级石英混入（图2e）.野外可见到干裂构造.白云石晶粒一般小于

10 μm，发育缝合线（图2e），孔隙不发育，部分可以见到鸟眼构造、石膏团块，缺少颗粒沉积，指示低能环境.在阴极发光下，不发光或者发昏暗光（图2f）.

（3）细中晶白云岩.细中晶白云岩以细中晶为主，粒径分布在100~500 μm之间，晶型以半自形‒他形为主（图2g）.嵌晶结构，部分受溶蚀作用影响，发育孔隙.阴极发光下，发光程度存在差异，中等强度暗红色光、不发光均存在，指示其后期受到重结晶作用、大气淡水溶蚀的差异改造（图2h）.

（4）颗粒白云岩.颗粒白云岩的颗粒类型以砂屑、鲕粒为主（图2i、2k）.受白云岩化、重结晶作用影响，原始结构多被破坏，可见颗粒边界形态（图2i、2k），由粉细晶白云石构成，晶粒以粉细晶为主，晶粒一般分布在50~250 μm，晶型以他形‒半自形为主.颗粒间为亮晶白云石胶结，部分可见1~3期胶结物.阴极发光下，颗粒发光较暗（图2j、2l），胶结物发光较亮.

（5）白云质灰岩.白云质灰岩是指白云岩化不彻底，发生部分白云岩化的岩石.按照组构差异，可以分为两类.一类是颗粒白云质灰岩，颗粒内部受白云岩化流体选择性改造，在颗粒内部形成以粉晶白云石为主的现象（图2m）.颗粒间的胶结物仍为早期的亮晶方解石.白云石含量一般小于40%.阴极发光下，方解石胶结物不发光，云化颗粒发中等强度光（图2n）.另外一类是泥晶结构，白云石呈现斑状分布（图2o）.白云石以泥晶为主，晶粒多小于10 μm，晶型以他形为主.阴极发光下，云斑呈现微弱发光，灰斑不发光（图2p）.

3.2　白云岩分布规律

3.2.1　白云岩平面分布规律

川北地区龙王庙组白云岩呈东西向展布，自西向东依次发育灰质混积岩、云质混积岩、白云岩、白云质灰岩、灰岩（图3）.强1井下部受淡水影响较大，白云岩化程度较低，现今仍为灰质混积岩，代表岩性为砂质灰岩.强1井东南侧的天星1井则以白云质砂岩沉积为主，这也反映灰质混积岩分布的局限性.位于天星1井东侧的正源同样发育云质混积岩，以砂质云岩和云质砂岩为主，进一步反映灰质混积岩局限于古陆周缘.向东陆源碎屑含量降低（普遍小于20%），白云石含量增高，纯净的颗粒白云岩也较为发育，代表剖面为旺苍大两会、南江杨坝.南江杨坝白云岩占比可以达到80%以上.自杨坝剖面向东，水体逐渐加深，白云岩化程度减弱.位于杨坝东侧的福成以白云岩为主，发育部分白云质灰岩，白云岩化程度降低.南郑福成以东的镇巴地区，水体进一步加深，白云岩化程度进一步减弱，比如巴山剖面则以灰岩、白云质灰岩沉积为主，地层顶部发育白云岩，占比小于35%.城口地区靠近台地斜坡，沉积水体更深，白云岩含量更低，以灰岩沉积为主，只在地层顶部发育5 m白云岩，占比小于10%.

川中地区龙王庙组受广西运动的影响，西部遭受剥蚀.从资阳到川东焦石坝地区，整体依次呈现云质混积岩、白云岩、膏岩、白云质灰岩、灰岩（图4）.西部资5、资阳1受古陆影响，石英含量较高，发育云质混积岩.向东陆源碎屑含量减少，白云石含量增加.高磨地区陆源碎屑含量普遍小于15%，白云岩含量大于80%，颗粒白云岩占比高.川东凹陷则以膏岩、白云岩为代表，以座3井为典型.川东凹陷东侧紧邻广海，水体开阔，以白云质灰岩、灰岩沉积为主，以彭水板凳沟为代表.

川东‒川东南地区地貌较低，水体较深且开阔，以中缓坡沉积为主.局部微古地貌高地水体较浅，存在一定程度的暴露，整体缺乏白云岩形成的有利条件（蒸发、局限等）.白云岩含量低，多是被选择性交代成白云质灰岩（图2m、2o），仅有少量纯净的白云岩.纯净白云岩平面上呈现点状分布，侧向上不连续（图5）.

3.2.2　白云岩垂向分布规律

龙王庙组白云岩垂向分布与不同古地貌位置的海平面升降相关.按照前人的划分方法和依据将龙王庙组划分为1个三级层序和4个四级层序（ssq1~ssq4）（Zhou et al.，2015）.龙王庙组三级层序顶界面是龙王庙组泥粉晶白云岩与高台组泥质粉砂岩、粉砂质白云岩的岩性岩相转换面.底界面是龙王庙组含砂白云岩、泥晶灰岩与下伏沧浪铺组砂岩、粉砂岩的岩性岩相转换面.龙王庙组三级层序内部可以划分为4个四级层序.四级层序界面由岩性岩相转换面或暴露面构成.在川北中‒西部、川中地貌较高，白云岩化程度较高，灰岩含量普遍低于10%，地层上下白云岩均发育，垂向分布规律不明显.川北东部地貌较低，白云岩的发育明显受三级层序和四级层序的海平面变化综合控制.以福成剖面为例，在四级层序内部，自下向上沉积水体变浅，白云石含量增加，四级层序顶部发育白云岩，位于三级层序顶部的第4个四级层序则以白云岩沉积为主（图6）.湄潭梅子湾、镇巴巴山与福成类似，四级层序的顶部白云岩化程度较高，发育白云质灰岩；而且三级层序中上部的四级层序白云岩化程度较高，发育泥粉晶白云岩、颗粒白云岩（图3、图6）.

4 白云岩地球化学特征

4.1　白云石含量与有序度

将高石10井、磨溪12井、福成、范店、板凳沟、杨坝和梅子湾120个未风化碳酸盐岩样品进行X衍射分析，得到对应的白云石含量以及有序度.四川盆地龙王庙组白云岩有序度整体偏低，普遍低于0.7（图7）.不同岩石类型的白云石含量和有序度如表2所示.不同岩石类型按照有序度值平均值由大到小依次是细中晶白云岩、颗粒白云岩、泥粉晶白云岩、云质混积岩、白云质灰岩（图7）.细中晶白云岩、颗粒白云岩、泥粉晶白云岩的白云岩化程度较高，有序度较高.

4.2　碳氧同位素

将高石10井、磨溪12井、福成、范店、板凳沟、杨坝和梅子湾141个未风化碳酸盐岩样品进行碳氧同位素测试，并从前人文献中（Yang et al.，2017；牛泽华，2018；Shen et al.，2018；杨怀信，2018； Ren et al.，2019；余晶洁等，2020；Liu et al.，2021）收集350个碳氧同位素，剔除部分成岩改造剧烈数据.

四川盆地龙王庙组白云岩δ¹⁸O值分布在-3.5‰~-8‰，灰岩、白云质灰岩主要分布在-7.5‰~-9.9‰（图8a）.早寒武世同期海水氧同位素值分布在-9.6‰~-7‰，平均为-7.5‰.不同岩石类型的δ¹⁸O值分布范围和平均值见表2，按照δ¹⁸O平均值由大到小依次是泥粉晶白云岩、细中晶白云岩、颗粒白云岩、白云质灰岩、灰岩、云质混积岩、灰质混积岩（图8a）.龙王庙组白云岩δ¹³C值分布在-2.5‰~2.9‰，灰岩、白云质灰岩主要分布在-2.0‰~4.1‰（图8a）.不同岩石类型的δ¹³C值分布范围和平均值见表2，按照δ¹³C平均值由大到小依次是灰岩、白云质灰岩、云质混积岩、细中晶白云岩、颗粒白云岩、泥粉晶白云岩、灰质混积岩（图8a）.

δ¹⁸O值与温度和盐度有关，在较为相似的埋藏条件下，岩石δ¹⁸O值越重则反映流体盐度较大.泥粉晶白云岩、颗粒白云岩、细中晶白云岩具有重于灰岩、白云质灰岩和同期海水的δ¹⁸O值，普遍比同期海水重1.5‰，反映白云岩成岩流体来自同期海水或者蒸发海水.而灰质混积岩和云质混积岩的δ¹⁸O值低于同期海水，则反映其沉积成岩流体可能为海水与淡水的混源.δ¹³C值与海水氧化还原环境相关，水体较深时，呈现还原环境，有利于有机碳的保存，使得碳酸盐岩同位素值偏正；水体较浅时，呈现氧化环境，不利于有机碳的保存，同位素值偏负.纯净白云岩的δ¹³C值普遍偏负，则反映龙王庙组白云岩化流体为水体较浅的氧化环境.

4.3　锶同位素

将高石10井、磨溪12井、福成、范店、杨坝和梅子湾59个未风化碳酸盐岩样品进行锶同位素（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）测试，并从前人文献中（牛泽华，2018；余晶洁等，2020；韩波等，2021；Liu et al.，2021）收集45个锶同位素.四川盆地不同岩石类型的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr平均值和范围如表2所示.寒武纪海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr分布在0.708 7~0.709 5（Liu et al.，2021）.岩石中锶的主要来源如表3所示.龙王庙组灰岩⁸⁷Sr/⁸⁶Sr平均值位于海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr附近，而其他岩石类型与同期海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值有一部分重合，受到陆源不同程度的影响，其余均大于同期海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值（表2、表3、图9a）.因此，白云岩流体主要来自海水，不同岩石类型受到不同程度陆源的影响.按照⁸⁷Sr/⁸⁶Sr平均值由大到小依次是云质混积岩、细晶白云岩、颗粒白云岩、泥粉晶白云岩、白云质灰岩、灰岩，反映受陆源影响的程度逐渐减小（图9a）.

5 白云岩分布控制因素与白云岩化模式

对于四川盆地龙王庙组，众多学者对白云岩的地球化学特征做了较多研究，提出了多种白云岩化模式，普遍认同龙王庙组早期发育准同生白云岩化，后期叠加了埋藏白云岩化模式.在此基础上，结合白云岩分布和地球化学特征，分析不同古地貌背景下的准同生白云岩化模式.

5.1　白云岩差异分布及控制因素

白云岩的时空分布与古地貌和海平面升降密切相关.白云岩平面分布受控于古地貌.宽缓隆起西侧为古陆，地形平缓，自西向东水体逐渐加深，暴露程度减弱，以内缓坡沉积为主，自西向东依次发育混积潮坪、台坪、颗粒滩、滩间海.受自西向东逐渐变低的地貌和古陆影响，川北龙王庙组自西向东依次受淡水、淡水和海水混源、蒸发海水、海水影响，因而自西向东依次发育灰质混积岩、云质混积岩、白云岩、白云质灰岩、灰岩.白云岩化模式如图10所示，白云岩也主要分布靠近陆地蒸发较强的川北中部大两会、杨坝地区.川中古隆起为水下古隆起，西侧为古陆，东侧为川东凹陷，川中地区龙王庙组以内缓坡沉积为主.自西向东依次发育混积潮坪/台坪、颗粒滩、潟湖、颗粒滩/滩间海.潟湖边缘的障壁直接决定了潟湖与外界水体循环的规模.彭水板凳沟颗粒滩整体欠发育，难以形成长期有效的障壁.座3井地区发育膏岩，但比例小于60%（图11）.而丁山1井颗粒滩、微生物丘发育，地层占比达到60%以上，构成了长期有效障壁（图11）.因此在丁山1井西侧临7井，发育较多盐岩，蒸发岩比例达到100%（图11）.受隆凹格局的影响，纯净白云岩也主要分布在远离广海的潟湖西侧的川中古隆起上.川东‒川东南地区整体地势较低，整体沉积水体深，蒸发弱，以中缓坡沉积为主.局部的微古地貌高地水体较浅，能量较强，发育微生物丘和颗粒滩，丘滩具有较强的地貌建隆能力，耦合海平面下降，形成蒸发局限的环境，发育白云岩；但白云岩化程度较低，以白云质灰岩为主，而且局部的微古地貌高地规模相对较小，因此川东‒川东南白云岩平面常呈现不连续点状分布（图5）.

白云岩的垂向分布受海平面升降影响.海平面升降造成海水的局限和蒸发程度的变化.水体变浅，局部水体局限，蒸发程度变大，水体咸化，镁钙比增高，更有利于白云岩化的进行.川中和川北西部地貌较高，高频海平面升降就能造成水体的咸化，从而发生白云岩化（图3、图4）.川东‒川东南地势较低，只有四级甚至三级的海平面升降才能发生一定程度的暴露，才能发生白云岩化作用（图5）.

5.2　川北潮坪环境准同生白云岩化模式

川北龙王庙组白云石有序度主要分布在0.5~0.8之间，平均为0.69（图7），表现为准同生白云岩的特征.川北地区不同岩石类型按照δ¹⁸O平均值由大到小依次是泥粉晶白云岩（-6.1‰）、细中晶白云岩（-6.1‰）、颗粒白云岩（-6.2‰）、白云质灰岩（-7.7‰）、灰岩（-7.8‰）、云质混积岩（-8.0‰）、灰质混积岩（-8.3‰）.δ¹⁸O值除受温度影响之外，与海水蒸发程度也密切相关.在埋藏史相近的情况下，δ¹⁸O值越重，海水蒸发程度越强.白云岩的δ¹⁸O平均值普遍高于海水，反映白云岩化流体为一定程度蒸发的海水.此外，不同岩石类型按照⁸⁷Sr/⁸⁶Sr平均值由大到小依次是砂质白云岩、细晶白云岩、颗粒白云岩、泥粉晶白云岩、灰岩，反映受陆源影响的程度逐渐减小（图9c）.总体来看，川北龙王庙组白云岩化流体来自海水‒蒸发海水，受到陆源不同程度的影响.

川北地区毗邻摩天岭古陆，地形平缓，地貌高差较小.白云岩呈现东西向展布，自西向东依次为灰质混积岩、云质混积岩、白云岩、白云质灰岩、灰岩.总体来说，川北龙王庙组的白云岩地球化学特征反映淡水与海水的耦合控制.在靠近古陆的强1井受陆源或者降水的影响，白云岩化程度低，以灰质混积岩为主.向东淡水影响减弱，以曾1井、天星1井、旺苍正源为例，白云岩化程度增强，但陆源输入仍然较强，以云质混积岩为主.正源剖面东侧，陆源输入进一步减弱，蒸发海水作为主要的白云岩化流体，δ¹⁸O明显偏重，杨坝剖面平均值为-5.6‰，发育泥粉晶白云岩、颗粒白云岩、细中晶白云岩；杨怀信（2018）实测的位于杨坝东侧 20 km的南江沙滩δ¹⁸O稍轻，平均值为-5.9‰.东部南郑福成水体进一步加深，以白云岩、白云质灰岩为主，δ¹⁸O值偏负，平均为-7.3‰.福成以东的镇巴地区，水体较深，白云岩化程度较低，以灰岩沉积为主，δ¹⁸O值偏负，平均为-7.5‰.镇巴东侧的城口地区，δ¹⁸O值明显偏轻，平均为-7.9‰（图8b），与同期海水一致，白云岩化模式如图10所示，与波斯湾现代萨布哈模式（McKenzie，1981）相似，较为纯净的白云岩分布在大两会、杨坝地区.

5.3　川中潟湖环境准同生白云岩化模式

川中地区龙王庙组白云岩化程度较高，白云石含量高，普遍大于90%，有序度主要分布在0.5~0.8之间，平均为0.64（图7）.川中龙王庙组纯净的白云岩（颗粒白云岩、泥粉晶白云岩、细中晶白云岩）δ¹⁸O值较高，普遍重于同期海水（图8a），大于-7‰.此外，不同岩石类型按照⁸⁷Sr/⁸⁶Sr平均值由大到小依次是砂质白云岩、颗粒白云岩、泥粉晶白云岩、灰岩，反映受陆源影响的程度逐渐减小（图9b）.总体来看，川中龙王庙组白云岩的白云岩化流体为海水‒蒸发海水，受到陆源一定程度的影响.

川中龙王庙组白云岩从资阳到川东焦石坝地区，依次呈现云质混积岩、白云岩（颗粒白云岩、泥粉晶白云岩）、膏岩、白云质灰岩、灰岩；西部发育云质混积岩.向东陆源碎屑含量减少，白云石含量增多.高磨地区以白云岩为主，陆源碎屑含量普遍低于15%.高石梯、磨溪东侧是川东凹陷，发育以座3井膏岩、白云岩为代表的沉积.潟湖蒸发程度受潟湖周缘障壁类型的影响.川东凹陷东侧紧邻广海，水体较为开阔，以板凳沟剖面白云质灰岩、灰岩为代表.板凳沟、高石10、磨溪12井的δ¹⁸O平均值自东向西逐渐增重（图8b），反映海水盐度逐渐增大.座3井膏岩的垂向分布与东侧板凳沟地区沉积类型相关（图4）.三级层序底部的四级层序（ssq1）水体较深且开阔，座3井、焦石1井、板凳沟依次发育白云岩、白云质灰岩、灰岩.中部的四级层序（ssq2、ssq3）水深降低，板凳沟剖面开始发育的浅水沉积（颗粒滩、台坪）形成了有效遮挡，使得川东至川中的水体循环受限，发育潟湖沉积.海水自东向西盐度逐渐增大，高盐度卤水回流，在座3井发育厚层的膏岩沉积，到焦石1井盐度降低，发育泥质灰岩.随着沉积物进积和海平面下降，座3井所在区域被逐渐填平补齐，卤水形成的膏岩向东部水体扰动弱的更深处的焦石1井迁移（图11c）.彭水板凳沟颗粒滩整体欠发育，难以形成长期有效的障壁（图4）.因此，障壁后焦石1井的潟湖以泥质灰岩潟湖为主，在座3井地区发育膏岩，但比例小于60%（图11c）.丁山1井颗粒滩、微生物丘发育，构成了长期有效障壁.因此在丁山1井西侧发育较多膏盐岩，特别是临7井，发育较多盐岩，蒸发岩比例达到100%（图11e）.川中地区龙王庙组白云岩化模式与美国新墨西哥州和得克萨斯州二叠系礁复合体蒸发潟湖模式类似（Heydari and Moore，1993； Saller and Henderson， 1998）.

5.4　川东‒川东南海岛式准同生白云岩化模式

川东‒川东南龙王庙组白云石有序度主要分布在0.4~0.7之间，平均为0.49（图7），表现为准同生白云岩化的特征.泥粉晶白云岩（-6.7‰）、颗粒白云岩（-6.9‰）重于同期海水（图8a）.川东‒川东南地区龙王庙组白云岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值落在同期海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr范围内（图9d）.因此，川东‒川东南地区白云岩化流体以海水‒弱蒸发海水为主.

川东‒川东南地区地貌较低，水体较深且开阔，以中缓坡沉积为主.纯净白云岩平面上呈现点状分布，侧向上不连续.白云岩垂向分布与四级层序密切相关.局部的微古地貌高地水体较浅，能量较强，发育微生物丘和颗粒滩，随着海平面下降，发生暴露，造成局部水体围限，有利于水体蒸发咸化，δ¹⁸O向上增重，发生白云岩化.但四级层序的海平面下降并不能使川东南台地大面积暴露，因此川东南白云岩主要分布在层序的顶部，形成了以孤立海岛式的准同生白云岩化模式（Moore and Wade， 2013）.川东‒川东地区龙王庙组早期白云岩化模式如图12所示.

6 结论

四川盆地龙王庙组发育5类与白云岩化相关的岩石类型：云质混积岩、泥粉晶白云岩、颗粒白云岩、细中晶白云岩、白云质灰岩等.

龙王庙组白云岩平面分布受古地貌控制，川北地区龙王庙组白云岩呈现东西向展布，自西向东依次发育灰质混积岩、云质混积岩、白云岩、白云质灰岩、灰岩；川中地区龙王庙组自西向东依次为云质混积岩、白云岩（颗粒白云岩、泥粉晶白云岩）、膏岩、白云质灰岩、灰岩；川东‒川东南地区白云岩欠发育，呈点状分布.垂向上，白云岩分布受三级层序和四级层序海平面变化的控制，在四级层序内部，自下向上，沉积水体变浅，白云石含量增加，四级层序顶部发育白云岩，三级层序中上部的四级层序白云岩化程度较高.

四川盆地龙王庙组白云岩化流体主要为海水或一定蒸发程度的海水.综合白云岩分布和地球化学特征，建立了三种准同生白云岩化模式：川北潮坪环境准同生白云岩化模式、川中潟湖环境准同生白云岩化模式和川东‒川东南海岛式准同生白云岩化模式.

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基金资助

国家自然科学基金项目(42172152)