Natural Gas Geoscience >

2025 , Vol. 36 >Issue 5: 864 - 882

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2024.12.003

Genesis of dolomites of the Middle Permian Qixia Formation in the western Sichuan Basin： A case study of the section of Qixia Formation in Tongkou， Jiangyou area

  • Wenlong XU , 1, 2 ,
  • Haifeng YUAN , 1, 2 ,
  • Qinren XIAO 1, 2 ,
  • Bingsen WANG 1, 2 ,
  • Tao WANG 1, 2 ,
  • Mingzhi KUANG 1, 2 ,
  • Congshun BAO 1, 2 ,
  • Hao YUAN 1, 2 ,
  • Chen CHEN 1, 2 ,
  • Yangui CHEN 3
Expand
  • 1. State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China
  • 2. College of Energy （College of Modern Shale Gas Industry），Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China
  • 3. Exploration and Development Research Institute，PetroChina Southwest Oil & Gasfield Company，Chengdu 610041，China

Received date: 2024-09-03

  Revised date: 2024-12-14

  Online published: 2024-12-23

Supported by

The National Natural Science Foundation of China(41872130)

Fold

Abstract

In recent years， the dolomite reservoir of Middle Permian Qixia Formation in the western Sichuan Basin has become the focus of oil and gas exploration， and the genesis of the dolomite has also become a research focus. In order to study the dolomite genesis of Qixia Formation in the western Sichuan Basin， this paper， through field measurement， sampling and thin-section observation of the section of Qixia Formation in Tongkou， Jiangyou area， western Sichuan Basin， based on the petrology characteristics of dolomite and dolomite cement， combined with cathodic luminescence， whole-rock carbon and oxygen isotopes， rare earth elements and other means， identifies the source of dolomitization fluid and determines the dolomitization sequence. Dolomite and dolomite genetic model were established. The results show that： （1） The Qixia Formation in western Sichuan Basin hosts three dolomite types： Bioclastic-bearing dolomite （D1）， Calcitic dolomite （D2）， Fine-to-medium crystalline dolomite （D3）， and Saddle-shaped dolomite cement （CD）， of which D1 can be divided into bioclastic dolomite with preserved protolith structure （D1-1） and bioclastic dolomite with residual granular structure （D1-2）. The dolomitization sequence comprises Stage I： D1-1→ Stage II： D1-2/D2→ Stage III： D3→Stage IV： CD. （2） The δ13C and δ18O of the dolomites of the Qixia Formation in western Sichuan Basin are basically in the Permian seawater range， with Ce negative anomaly， Y positive anomaly and high Y/Ho value （>44）， and the distribution pattern of rare earth elements mainly presents left-leaning characteristics， indicating that the dolomitization fluid is mainly seawater. In addition， there are positive Eu anomalies in some dolomite samples， which indicates that the later tectonic-hydrothermal process overprinted the pre-existing dolomite to some extent. （3） The Qixia Formation in the western Sichuan Basin developed three stages of dolomitization， and the first stage of dolomitization developed in contemporaneous and penecontemporaneous periods， forming D1-1； after entering the burial stage， the second stage of dolomitization develops， preferentially forming transitional D1-2 and D2， and eventually forming D3 as the degree of dolomitization increases. The third stage of dolomitization is the lateral-open convective dolomitization induced by anomalous thermal events in Emeishan large igneous province （ELIP）， and CD is mainly formed in this stage. In this paper， the genesis of dolomite and dolomite cement in the section of Qixia Formation in Tongkou， western Sichuan Basin is systematically discussed in order to provide some reference significance for the study of dolomite.

Key words： Western Sichuan Basin; Qixia Formation; Bioclastic dolomite; Genesis of dolomites

Cite this article

Wenlong XU , Haifeng YUAN , Qinren XIAO , Bingsen WANG , Tao WANG , Mingzhi KUANG , Congshun BAO , Hao YUAN , Chen CHEN , Yangui CHEN . Genesis of dolomites of the Middle Permian Qixia Formation in the western Sichuan Basin： A case study of the section of Qixia Formation in Tongkou， Jiangyou area[J]. Natural Gas Geoscience, 2025 , 36(5) : 864 -882 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2024.12.003

0 引言

四川盆地中二叠统栖霞组白云岩储层是碳酸盐岩油气勘探领域的重要对象。近年来在四川盆地栖霞组台地边缘滩相白云岩储层获得了重大勘探成果，如ST107井测试日产气108.8×104 m3，ST108井测试日产气126.88×104 m3，PT1井测试日产气66.86×104 m3，彰显了栖霞组台缘滩相白云岩储层较大的勘探潜力。因此，对栖霞组白云岩成因开展科学研究具有重要的理论和现实意义。虽然在过去的时间里已产出大量相关的研究成果，但“白云岩成因”依然困扰着大多数地质学者，对该问题的解答依旧是众说纷纭。前人按照成因机制将白云岩分为原生沉淀白云岩和次生交代白云岩［1］，并提出了多种次生白云岩成因模式［2-9］。对四川盆地栖霞组白云岩而言，学者们也陆续提出了包括混合水交代［10-11］、埋藏热液改造［12-13］、埋藏白云石化［14-15］、玄武岩淋滤白云石化［16］和多期叠加改造［17-18］等多种成因解释。近年来随着研究更加深入，关于川西地区栖霞组白云岩成因的报道层出不穷。前人通过对四川盆地构造演化背景和白云岩地球化学特征分析，多认为栖霞组白云岩与峨眉山大火成岩省（ELIP）的形成关系密切［19-23］，构造运动形成的断层成为了岩浆喷发的通道，提供了发生热液白云石化的关键热源，并且越靠近断层白云石化程度越强［23］。此外，有学者通过分析白云岩的地球化学特征认为四川盆地栖霞组白云岩主要形成于同生—准同生成岩阶段，例如段军茂等［24］通过白云岩的Ce元素负异常和其阴极发光特征分析认为，川西北地区栖霞组细晶白云岩为早期白云石化作用的产物；杨朝屹等［13］通过较低的δ13C值、正偏的δ18O值、Ce负异常以及处于二叠世海水范围内的Sr同位素值特征认为川西—川北地区中二叠统粉晶—细晶白云岩形成于同生—准同生期的海相成岩环境；周吉羚等［25］则通过白云岩的低有序度值特征和与海相微晶灰岩具备相似的稀土元素配分模式及δ13C值的特征，认为川西北地区中二叠统发育由准同生期渗透回流白云石化作用形成的粉—细晶他形脏白云岩。尽管多数研究报道已证实川西地区栖霞组存在同生—准同生期白云石化作用，但有关内容中相对缺少同生—准同生期形成的生屑颗粒结构保存较好的（含）生屑白云岩的岩石学证据，因此川西地区栖霞组白云岩的成因依旧存在进一步研究的空间。研究发现川西地区通口栖霞组剖面发育同生—准同生期及埋藏期的白云岩，尤其是可见生屑颗粒结构保存较好的（含）生屑白云岩，这能为厘定完整的白云石化序列提供充分的岩石学证据。因此，本文以通口栖霞组剖面为研究对象，基于野外实测及取样，通过薄片观察分析白云岩及白云石的岩石学特征，并辅以阴极发光、全岩碳氧同位素、全岩稀土元素和激光原位稀土元素等地球化学手段，综合探讨了川西地区栖霞组的白云石化流体来源，厘定了白云石化序列，建立了白云岩及白云石成因模式。

1 区域地质背景

四川盆地位于扬子板块西北部，呈北东向菱形状，是典型的多旋回叠合盆地［26］。川西地区处于四川盆地西部（图1），构造上属于龙门山山前带，北接米仓山褶皱带，西抵松潘—甘孜褶皱带，南达峨眉—瓦山断隆带，东临川中古隆起［15， 19］。四川盆地历经多期构造运动［26］，其中寒武纪—志留纪加里东运动是影响盆地格局的一次重要构造运动，其主要包括3幕构造事件，第一幕寒武纪—奥陶纪郁南运动造成川西龙门山一带大幅度隆升，形成了乐山—龙女寺古隆起和绵阳—广元古隆起共同核部，随着第二、三幕持续的构造活动，最终形成了加里东古隆起［27-28］。受构造运动影响，四川盆地古生代地层不同程度地缺失了奥陶系—下二叠统。早—中二叠世，由于冈瓦纳大陆冰盖的融化，四川盆地发育了大规模海侵，形成了一套以海陆过渡相地层为主的梁山组，其直接覆盖在寒武系—石炭系之上。随着海侵作用持续增强，栖霞组碳酸盐岩上覆沉积于梁山组［26， 29］。栖霞组沉积早期水体较深，栖一段泥质含量相对较高，为开阔台地亚相，以深灰色生屑泥晶灰岩、灰黑色泥晶灰岩为主。在栖二段沉积时，海平面逐渐下降，沉积水体变浅，沉积环境能量变高，此时的环境适合生物生存，是栖霞组主要的滩体建造期。栖霞组继承了加里东运动后形成的西高东低沉积格局，在川西地区发育高能台缘浅滩，栖二段发育大量白云岩，且沿着广元—雅安一带，白云岩的厚度变化大，纵向上发育层位也不同，分布尤为不均（图2）。此外，受乐山—龙女寺古隆起影响，川中地区栖二段发育台内滩［30］，岩性主要为灰—浅灰色亮晶生屑灰岩、灰质云岩和白云岩。二叠世晚期，由于四川盆地内的拉张作用强度达到顶点［31］，构造运动导致盆地内发育大量基底断裂带，后期玄武质岩浆沿断裂喷发，最终形成了峨眉山大火成岩省（ELIP）。川西地区正处于ELIP影响区带内［32］，研究区栖霞组白云岩遭受了一定程度的构造—热液作用的影响［19-23］。
图1 川西地区栖霞组中—晚期沉积相及地层特征（据廖小漫等［15］、梁茹等［21］、梅庆华等［27］和周进高等［30］修改）

（a）川西地区构造带及加里东古隆起范围示意图；（b）川西地区栖霞组中—晚期沉积相图；（c）川西地区栖霞组地层特征示意图

Fig.1 Middle-late sedimentary facies and stratigraphic characteristics of Qixia Formation in western Sichuan Basin （modified from LIAO et al.［15］， LIANG et al.［21］， MEI et al.［27］， and ZHOU et al.［30］）

图2 广元—雅安一带栖霞组地层对比（位置如图1中蓝色导航线所示）

Fig.2 Stratigraphic correlation of Qixia Formation in Guangyuan-Ya′an area （as shown by the blue navigation line in Fig.1）

川西地区通口剖面栖霞组总厚度约为120 m，其中栖一段厚约为45 m，以灰色泥晶生屑灰岩和生屑泥晶灰岩为主，可见一套浅灰色亮晶生屑灰岩夹灰质云岩。栖二段厚约为75 m，整体为浅色高能岩相，在顶部发育一套低能深灰色生屑泥晶灰岩。白云岩主要发育于栖二下亚段的中—上部和栖二上亚段的下部，总厚度约为35 m，呈现多期云化滩体叠置的特征（图3）。研究区栖霞组宏观上岩相旋回和层序界面特征明显，底部至顶部经历多个海进—海退旋回。通过分析高频GR曲线特征和岩相组合，栖霞组可分出2个半三级层序，自下而上分别为SQ1、SQ2及SQ3的海侵体系域（TST），其中SQ1和SQ2的TST对应栖一段，SQ2的HST（高位体系域）对应栖二段大部分主体，而栖二上亚段顶部对应SQ3的TST。同时，栖霞组可进一步细分出3个半四级层序，四级层序sq1对应三级层序SQ1，sq2的TST对应SQ2的TST，sq2的HST对应栖二下亚段，sq3对应栖二上亚段中下部，而sq4的TST与SQ3的TST相对应，位于栖二上亚段顶部（图3）。在该层序格架约束下，研究区栖霞组白云岩主要发育在栖二下亚段中—上部，对应sq2的HST，而栖二上亚段底部的滩相白云岩是在海侵初期（对应sq3的TST）对栖二下亚段滩体的继承性发育。
图3 通口栖霞组剖面综合柱状图

Fig.3 Comprehensive graph of Qixia Formation of Tongkou section

2 样品及实验方法

本文使用的研究样品均采集于川西地区江油通口栖霞组剖面。所有样品在精选后磨制为0.03 mm的多功能薄片，且使用茜素红试剂染色。研究区内灰岩主要包括泥晶生屑灰岩和泥质泥晶生屑灰岩，后者泥质含量较高，沉积能量低于前者，且在泥质泥晶生屑灰岩中可见少量白云石发育，因此本文选取泥晶生屑灰岩和泥质泥晶生屑灰岩样品作为对照组，再结合阴极发光特征进行全岩碳、氧同位素，全岩稀土元素和激光原位稀土元素等地球化学特征分析，讨论各类白云岩及白云石的白云石化流体来源。所有样品的阴极发光和激光原位稀土元素分析均在同期白云石或同一视域内完成。
本文薄片观察使用的仪器为徕卡DM2500P偏光显微镜，在成都理工大学油气藏地质与开发工程重点实验室完成；阴极发光实验使用西南石油大学实验室仪器CL8200 MK5型阴极发光仪完成；全岩碳、氧同位素在北京核工业地质研究院完成，实验仪器包括GasBench Ⅱ系统和MAT253同位素质谱仪。由于在通口栖霞组剖面采集到的样品中（含）生屑白云岩（D1）和鞍状白云石胶结物（CD）数量少，体积小，且在手标本上与基质云岩难以区分，无法收集满足全岩碳、氧同位素实验条件要求的100 μg粉末样品，因此本文缺少D1和CD的碳、氧同位素数据。此外，生屑灰岩、灰质白云岩（D2）和细—中晶白云岩（D3）的稀土元素数据由全岩稀土元素实验所得，在北京核工业地质研究院完成。而D1和CD的稀土元素数据通过激光原位稀土元素实验测量，实验在成都创源微谱科技有限责任公司实验室完成，仪器为ELEMENT XR等离子体质谱仪。本文所使用的稀土元素数据都利用澳大利亚太古宙页岩（PAAS）标准化消除奇偶效应，处理后的数据以带“N”表示。

3 结果

3.1　岩石学特征

3.1.1　白云岩特征

3.1.1.1　（含）生屑白云岩（D1）

根据研究区内（含）生屑白云岩中生屑颗粒保存情况的不同，将其分为保留原岩结构（含）生屑白云岩（D1-1）和残余颗粒结构（含）生屑白云岩（D1-2）。
D1-1中的生屑颗粒结构保存较好［图4（a）—图4（d）］，可识别出海百合和棘皮类等生物碎屑，具有生屑颗粒的粒径越大，保存越完整的特点，最大可见粒径约为1 cm的生屑颗粒［图4（a）］。局部可见（含）生屑白云岩颗粒被缝合线切割［图4（d）］，而缝合线主要形成于约600~1 000 m的埋藏深度［24，33］，证明（含）生屑白云岩的形成时间较早。
图4 研究区栖霞组（含）生屑白云岩（D1）和灰质白云岩（D2）微观特征

（a）—（b）D1-1，粒径约1cm的云化海百合碎屑，结构保存较好，15-4，栖二下亚段；（c）D1-1，棘皮类云化生屑颗粒，结构保存较好，15-3，栖二下亚段；（d）D1-1，缝合线切割棘皮类云化生屑颗粒，13-5，栖二下亚段；（e）D1-2，粉-细晶白云石交代生屑颗粒，15-4，栖二下亚段；（f）D2，白云石晶粒交代生屑灰岩颗粒，15-1，栖二下亚段；（g）D2，白云石晶粒交代生屑灰岩基质，15-2，栖二下亚段；（h）D2，白云石沿缝合线发育，15-1，栖二下亚段；（i）D2，反射光下可见呈金属光泽的黄铁矿沿裂缝发育，17-1，栖二上亚段

Fig.4 Microscopic characteristics of bioclastic dolomite （D1） and calcite dolomite （D2） of Qixia Formation in the study area

D1-2的云化生屑颗粒主要被粉—细晶粒白云石交代［图4（e）］，使得原始结构被部分或完全破坏，与基质的晶粒白云石难以区分，表现出连片分布的特征。前人多认为D1-2是埋藏期不完全白云石化作用的产物，认为其是在埋藏环境中，白云石不完全交代生屑灰岩颗粒所形成的［20， 23， 34］。但是研究区内D1-1的发现为D1-2的成因提供了新的解释方案：D1-2为D1-1进一步白云石化所形成。综合研究区D1-1、D1-2和下文灰质白云岩（D2）的岩石学特征，笔者认为，研究区栖霞组D1-2的形成路径主要有两种，①是D1-1被白云石晶粒不完全交代的产物（即D1-1→D1-2→晶粒白云岩）；②埋藏期白云石化作用交代生屑灰岩后形成D1-2，其主要证据为，在灰质白云岩（D2）中可见大量白云石晶粒不完全交代生屑灰岩颗粒［图4（f）］。D1-2的岩石学特征表明在埋藏期，白云石化作用在交代改造生屑灰岩的同时，对早期白云石化作用形成的D1-1也存在强烈的改造作用，因此使得在川西地区甚至是全盆地内栖霞组的钻井白云岩岩心样品中D1-1几乎不可见。

3.1.1.2 灰质白云岩（D2）

D2的灰质部分包括生屑颗粒和基质［图4（f）， 图4（g）］，表明白云石不具有选择性交代。白云石粒径大小通常<250 μm，以粉—细晶白云石为主，可见缝合线构造发育［图4（h）］。此外在D2中可见主要呈串珠状沿裂缝发育的黄铁矿［图4（i）］，而黄铁矿多被认为是典型的热液矿物［35-36］，因此推测D2可能遭受后期热液改造作用。

3.1.1.3 细—中晶白云岩（D3）

D3是通口栖霞组剖面白云岩段最为发育的白云岩类型之一，粒径大小为100~500 μm，主要呈非平直晶面他形—半自形，表面较脏，可见晶间孔和裂缝发育，多数被方解石充填［图5（a）—图5（c）］，且在阴极射线下方解石发光强度高于白云石［图5（d）］。从岩石学特征来看，本文认为D3主要有2种成因：①生屑灰岩在埋藏期发生白云石化作用；②早期形成的（含）生屑白云岩被后期白云石化作用调整改造。证据主要有两点：①在D1-1中可见云化生屑颗粒的边缘发育细晶白云石，且部分细晶白云石与云化生屑颗粒同为一整体［图5（e）］，两者的阴极发光特征也相似［图5（f）］，此外在D3中可见大量云化生屑结构残余和生屑颗粒幻影［图5（g），图5（h）］，表明部分D3的原岩为（含）生屑白云岩；②在D2中可见晶粒白云石交代生屑颗粒，并残留有灰质部分［图4（f）］，表明部分D3的原岩为生屑灰岩，且D2中泥晶基质也被白云石交代［图4（g）］，表明这期白云石化作用不具有选择性。此外在D2中可见白云石沿缝合线发育［图4（h）］，表明D2形成于埋藏期。为了方便讨论，下文部分内容中将原岩为生屑灰岩的D3归为D3-1，而将原岩为生屑云岩的D3归为D3-2。
图5 研究区栖霞组细—中晶白云岩（D3）和鞍状白云石胶结物（CD）微观特征

（a）D3，晶间孔发育，15-2，栖二下亚段；（b）D3，方解石充填裂缝和晶间孔，16-6，栖二上亚段；（c）—（d）D3，方解石裂缝充填，在阴极射线下方解石发红光，白云石发暗红光，（c）为单偏光，（d）为阴极发光，15-9，栖二下亚段；（e）—（f）D1-1，云化生屑颗粒边缘发育细晶白云石，两者在阴极射线下都不发光，（e）为单偏光，（f）为阴极发光，13-2，栖二下亚段；（g）—（h）D3，见生屑颗粒幻影，在阴极射线下发暗红光，（g）为单偏光，（h）为阴极发光，16-3，栖二上亚段；（i）—（j）CD，鞍状白云石充填裂缝，可见残余的晶间孔，在阴极射线下发弱红光，具有环带结构，（i）为单偏光，（j）为阴极发光，15-1，栖二下亚段；（k）CD，鞍状白云石充填溶孔，晶面弯曲明显，可见残余的晶间孔，15-2，栖二下亚段；（l）亮晶生屑灰岩，零星发育具明显环带结构的鞍状白云石，14-1，栖二下亚段

Fig.5 Microscopic characteristics of fine-to-medium crystalline dolomite （D3） and saddle-shaped dolomite cement （CD） of Qixia Formation in the study area

3.1.2　白云石胶结物特征

研究区白云石胶结物主要为鞍状白云石（CD），含量较少，主要以全充填形式发育在基质晶粒白云岩的裂缝和溶蚀孔洞中，仅保留少数晶间孔［图5（i）—图5（k）］。此外可在邻近云岩段的亮晶生屑灰岩中见到零星分布的鞍状白云石，具有明显的环带结构［图5（l）］。鞍状白云石主要为非平直晶面他形—半自形中—粗晶，充填溶孔的鞍状白云石表面相对干净，晶面弯曲特征更明显，与周围的晶粒基质白云石存在显著区别［图5（k）］。在阴极射线下鞍状白云石发弱红光，可见明显环带结构［图5（j）］。通口栖霞组剖面的鞍状白云石胶结物较少，侧面表明后期构造—热液作用对基质白云岩的改造程度较低，因此可以在通口栖霞组剖面见到保存较好的（含）生屑白云岩。

3.2　同位素地球化学特征

碳、氧同位素作为一种用于判断碳酸盐岩成岩流体性质和成岩环境的手段已被广泛使用［21］。二叠纪海水的δ18O值范围为-7‰~0‰；δ13C值范围为1‰~6‰［37］，且当碳酸盐岩的δ18O值大于-10‰时可以认为δ18O值几乎不受后期成岩作用的影响，能够作为有效数据［38］。本文样品的碳、氧同位素测试分析结果如表1所示，且通过δ18O—δ13C散点交会图（图6）可以看出两者并无正相关性，表明δ13C值受到后期成岩作用改造的可能性也较小［39］，能够反映二叠系栖霞组沉积时的原始记录。图6显示通口栖霞组剖面灰岩和白云岩样品的δ18O和δ13C基本都处于同期海水范围内［37］。此外，本文通过KEITH 等［40］提出的计算公式［式（1）］以及CRAIG［41］提出的计算公式［式（2）］进行研究区碳酸盐岩古盐度Z和古温度T计算，结果（表1）显示灰岩和白云岩样品Z值较高（>120），说明沉积环境含盐度高，是典型的海相沉积。此外灰岩和白云岩样品T值平均值都较小，表明成岩温度较低。
Z=[2.048×(δ13C+50)]+[0.498×(δ18O+50)]
T=13.85-4.54×δ18O+0.04×(δ18O)2
表1 研究区栖霞组碳酸盐岩古盐度、古温度、ΣREE+Y、δCe、δEu及Y/Ho值计算处理结果

Table 1 Calculation results of palaeosalinity, palaeotemperature, ΣREE+Y, δCe, δEu and Y/Ho value of carbonate rocks of Qixia Formation in the study area

岩石类型 δ18O/‰ δ13C/‰ Z T/℃

（ΣREE+Y）

/10-6

 δCe δEu Y/Ho
泥晶生屑灰岩 54 ~ 103 75 - 6.87 ~ - 5.23 - 6.05 2.76 ~ 3.60 3.18 130 ~ 132 131 39 ~ 47 43 11.7 ~ 41.3 16.5 0.42 ~ 0.75 0.62 0.86 ~ 1.04 0.98 36 ~ 62 49
泥质泥晶生屑灰岩 - 6.67 - 6.67 1.02 1.02 126 126 46 46 8.0 ~ 26.7 14.5 0.88 ~ 1.13 0.98 0.92 ~ 1.00 0.98 40 ~ 70 50
保留原岩结构（含）生屑白云岩（D1-1） / / / / 0.7 ~ 2.1 1.4 0.43 ~ 1.20 0.73 0.95 ~ 1.22 1.08 58 ~ 102 83
残余颗粒结构（含）生屑白云岩（D1-2） / / / / 2.2 ~ 4.7 3.5 0.61 ~ 1.14 0.89 0.72 ~ 1.42 1.09 61 ~ 64 63
灰质白云岩（D2） - 7.45 ~ - 3.03 - 5.73 1.92 ~ 4.43 2.71 128 ~ 135 130 30 ~ 54 44 4.2 ~ 19.0 9.6 0.58 ~ 1.19 0.77 0.93 ~ 1.35 1.14 53 ~ 87 66
细—中晶白云岩（D3） - 8.41 ~ - 3.05 - 5.19 - 1.99 ~ 4.16 2.67 120 ~ 134 41 30 ~ 60 41 3.6 ~ 21.5 9.0 0.20 ~ 1.09 0.82 0.73 ~ 1.09 1.12 43 ~ 86 64
鞍状白云石胶结物（CD） / / / / 1.0 ~ 6.2 3.3 0.73 ~ 1.90 1.11 0.89 ~ 1.24 1.08 54 ~ 103 75

注： - 6.87 ~ - 5.23 - 6.05= 最小 值— 最大 值 平均 值；斜线“/”表示实验未测试出相关数据

图6 研究区部分栖霞组碳酸盐岩δ18O—δ13C散点交会图

Fig.6 The δ18O-δ13C scatter intersection graph of some carbonate rocks of Qixia Formation in the study area

3.3　稀土元素地球化学特征

碳酸盐岩的稀土元素地球化学性质相对稳定，不易遭受后期成岩作用的影响，被成岩流体改变化学性质的可能性较小，因此通过碳酸盐岩的稀土元素特征可以有效地判断其成岩环境和成岩流体性质，通常使用的稀土元素指标包括ΣREE+Y、稀土元素配分模式、Ce元素和Eu元素的异常指数以及Y/Ho值等［42］。但是碳酸盐岩的稀土元素特征有可能被硅酸盐矿物、Fe-Mn氧化物/氢氧化物和磷酸盐等非碳酸盐组分影响，即使它们含量极少也可能会改变碳酸盐岩原始的稀土元素特征，因此在分析碳酸盐岩稀土元素特征时需要排除非碳酸盐组分的影响。前人通过评价稀土元素和不溶性元素（Zr和Th）浓度之间的相关关系来判断碳酸盐岩是否遭受非碳酸盐组分的影响，两者之间如果不存在正相关关系，则表明稀土元素没有受到污染，能够代表其原始地球化学特征［43］。通口栖霞组剖面碳酸盐岩样品的ΣREE和Zr以及ΣREE和Th之间不存在正相关关系［图7（a），图7（b）］，说明其未被非碳酸盐组分污染。
图7 研究区栖霞组碳酸盐岩ΣREE+Y特征及REE相关判识图

（a）Zr元素—ΣREE散点交会图；（b）Th元素—ΣREE散点交会图；（c）ΣREE+Y分布图；（d）稀土元素富集模式判识图（区域①：Pr/Tb＜1，Tb/Yb＞1，MREE富集；区域②：Pr/Tb＞1，Tb/Yb＞1，LREE富集；区域③：Pr/Tb＜1，Tb/Yb＜1，HREE富集）

Fig.7 ΣREE+Y characteristics and REE correlation identification graphs of carbonate rocks of Qixia Formation in the study area

3.3.1　ΣREE+Y

前人研究表明不同类型的碳酸盐岩矿物具有不同的ΣREE+Y特征，因此通过碳酸盐岩的稀土元素特征能够有效恢复其成岩流体性质，例如对于海水和海相碳酸盐岩而言，两者的ΣREE+Y含量较低［44］。通口栖霞组剖面样品的ΣREE+Y值介于（0.7~41）×10-6之间；其中灰岩类样品的ΣREE+Y值为（8~41）×10-6，平均值为17×10-6；白云岩类样品的ΣREE+Y值为（0.7~22）×10-6，平均值为7×10-6，可见通口栖霞组剖面碳酸盐岩的ΣREE+Y较低，但是灰岩类的ΣREE+Y明显高于白云岩类［图7（c），表1］，造成该现象的原因是白云石化作用会导致原岩中的稀土元素活化并发生迁移，引起稀土元素的贫化［45］。

3.3.2　REE+Y配分模式

本文利用泥晶生屑灰岩和泥质泥晶生屑灰岩的REE+Y配分模式作为对比，以分析各类白云岩的成岩环境和成岩流体性质。由REE+Y配分模式图可以看出研究区各类白云岩的REE+Y配分模式都呈现“左倾型”，存在明显的La正异常，Ce负异常和Y正异常特征，表明它们的成岩流体主要为海水，但是REE+Y配分模式仍然具有一定差异性（图8），例如不同类型白云岩样品的轻稀土元素（LREE）亏损程度有所差异，且Ce元素亏损程度不同，因此需要进一步分析它们的成岩流体的细微区别。
图8 研究区栖霞组碳酸盐岩REE+Y配分模式

（a）自然界中不同成岩流体和沉积物的REE+Y配分模式图（据赵彦彦等［42］）；（b）泥晶生屑灰岩的REE+Y配分模式图；（c）泥质泥晶生屑灰岩的REE+Y配分模式图；（d）D1-1和D1-2的REE+Y配分模式图；（e）D3-1的REE+Y配分模式图；（f）D3-2的REE+Y配分模式图；（g）CD的REE+Y配分模式图

Fig.8 REE+Y partition model of carbonate rocks of Qixia Formation in the study area

本文参考前人研究手段［42，46］将稀土元素细分为轻稀土元素（LREE）、中稀土元素（MREE）和重稀土元素（HREE）3类，并将稀土元素配分模式划分为LREE富集、MREE富集、HREE富集和平坦型REE模式。部分学者通过（La/Sm）N—（Gd/Yb）N交会图判断碳酸盐岩稀土元素富集程度，但由于海相碳酸盐岩大都具有明显的La和Gd正异常，因此会导致（La/Sm）N和（Gd/Yb）N出现异常偏大值。为了避免La和Gd正异常的干扰，本文使用PrN/TbN代替LREEN/MREEN；TbN/YbN代替MREEN/HREEN，并利用PrN/TbN—TbN/YbN散点交会图分析通口栖霞组剖面碳酸盐岩样品的稀土元素相对富集程度［图7（d）］，结果表明通口栖霞组剖面泥晶生屑灰岩具有MREE富集和HREE富集2种特征；泥质泥晶生屑灰岩为HREE富集；对于白云岩样品，D1-1和D1-2主要为HREE富集；D2的富集特征与泥晶生屑灰岩相似，都具有MREE富集和HREE富集；D3-1主要为HREE富集，与泥质泥晶生屑灰岩相似，而D3-2则主要呈现为MREE富集；CD的稀土配分模式则主要为MREE富集。

3.3.3　Ce异常特征

在不同的成岩环境中，Ce的价态变化会出现异常，根据其异常特征可以判断成岩环境，恢复成岩流体［42］。在计算Ce元素负异常时，如果使用公式δCe=CeN/Ce* N=CeN/（0.5×LaN+0.5×PrN）进行计算，会因为通口栖霞组剖面的碳酸盐岩样品明显的La正异常特征导致结果准确性低。因此，为避免La正异常的影响，本文通过公式δCe=CeN/Ce* N=CeN/（PrN 2/NdN）计算Ce的异常［42，46］，得到的δCe值更为准确。结果［图9（a），表1］显示，通口栖霞组剖面碳酸盐岩样品基本都存在Ce负异常特征，对于白云岩Ce元素出现负异常的原因，前人秉持2种观点：①成岩流体自身就具备Ce负异常特征，形成的矿物继承了Ce负异常特征；②Ce元素具有Ce3+和Ce4+ 2种价态的离子，当沉积水体为氧化性水体时，Ce3+会被氧化成Ce4+，沉积水体的Ce3+亏损，在形成矿物时便呈现Ce负异常特征［47］。前人对现代海水稀土元素的研究表明现代海水的δCe值分布在0.1~0.4之间，依据δCe的分布特征将其划分为3种类型并对应3种沉积水体：①δCe值小于0.5，为含氧水；②δCe值处于0.6~0.9之间，为亚含氧水；③δCe值处于0.9~1.0之间，为缺氧水［48］。δCe值计算结果显示泥晶生屑灰岩的成岩流体主要为亚含氧性质；泥质泥晶生屑灰岩则主要为缺氧性质；D1-1的成岩流体主要为氧化海水，结合图8（d）可看出D1-1的稀土配分模式分别与2种生屑灰岩［图8（b），图8（c）］相似，表明D1-1的原岩包括这两种生屑灰岩；D1-2的成岩流体性质与D2相似，都为亚含氧—缺氧；D3整体的δCe值分布范围广，D3-1的成岩流体主要为亚含氧—缺氧性质，而D3-2的Ce负异常更明显，主要呈现含氧—亚含氧性质；此外，CD的成岩流体性质整体更为还原。
图9 研究区栖霞组碳酸盐岩Ce、Eu异常特征及Y/Ho值分布

（a）δCe分布图；（b）δEu分布图；（c）δEu—Ba元素散点交会图；（d）Y/Ho值分布图

Fig.9 Ce and Eu anomaly characteristics and Y/Ho value distribution of carbonate rocks of Qixia Formation in the study area

3.3.4　Eu异常特征

Eu元素具有二价态和三价态2种离子，通常以三价态存在。沉积水体中的Eu3+/Eu2+值主要受到温度和压力影响，在高温高压条件下，Eu3+/Eu2+值降低，此时Eu元素主要以二价态及衍生复合物的形式存在［42， 48］，因此，当成岩流体为高温（>200 ℃）、还原性热液流体时，形成的碳酸盐岩具有明显的Eu正异常特征，但是当这种流体与海水混合后，Eu的正异常会被压制，如果海水比例非常高，Eu元素的正异常特征会被完全掩盖［46］。前人大多使用公式δEu=EuN/Eu* N=EuN/（0.5×SmN+0.5×GdN）计算Eu元素的正异常，当δEu值大于1为正异常，而小于1则为负异常［47］。
但值得注意的是，如果白云石化流体为海源流体和其他成岩流体组成的混源流体，那么利用上述公式计算δEu值，则会导致Eu正异常特征被Gd正异常特征掩盖。因此，为了规避海水的Gd正异常性质对计算结果的影响，本文采用公式δEu=EuN/Eu* N=EuN/（0.67×SmN+0.33×TbN）进行计算［42，46］，结果如图9（b）和表1所示，通过与现代海水的δEu进行对比，认为通口栖霞组剖面部分白云岩样品存在Eu元素的正异常，表明研究区部分白云岩可能受到海水与热液混源流体的影响，也有可能直接遭受热液改造，亦或是被加热的海水及其衍生流体调整。此外，得到的δEu与Ba含量不存在正相关性［图9（c）］，可以忽略Ba元素的影响［24］，表明计算结果可靠。

3.3.5　Y/Ho值特征

前人研究表明太古宙及太古宙以来的海相微生物碳酸盐岩的Y/Ho值都大于40，现代海水和海相沉积物的Y/Ho值大于44，而地表碎屑沉积物和火成岩的Y/Ho值相对稳定，如峨眉山玄武岩的Y/Ho值为26~27，比较接近球粒陨石的Y/Ho值（26~28）［23，42］。计算结果［图9（d）， 表1］显示通口栖霞组剖面碳酸盐岩样品的Y/Ho值的平均值都大于44，虽然极个别样品点的Y/Ho值略低于44，表示可能是混入了陆源碎屑物质。当碳酸盐岩混入极少量陆源碎屑物质时，其La正异常会被掩盖，然而这些样品点的La元素都呈现明显的正异常特征，因此认为它们被陆源沉积物污染的可能性非常小［49］，且它们的Y/Ho值仍远大于平均上部地壳的Y/Ho值（27.5）［50］，综合认为计算出的Y/Ho值能够指示海水沉积物特征。

4 讨论

现代海水的稀土元素配分模式图存在明显的Ce负异常、Gd元素正异常和Y元素正异常特征，通口栖霞组剖面各类白云岩都显示了与现代海水一致的地球化学特征，部分鞍状白云石也存在明显的Ce负异常、Gd正异常、Y正异常特征和大于44的Y/Ho值。因此，综合认为海水是研究区栖霞组主要的白云石化流体，但是不同的白云岩及白云石的地球化学特征依然存在一定的差异，关于它们的白云石化流体来源需要进一步研究。

4.1　白云石化流体来源

4.1.1　（含）生屑白云岩（D1）

赵文智等［51］认为结构保留型白云岩（本文D1-1）可作为同生—准同生期白云石化作用的标志性产物，其主要形成于高盐度浓缩海水交代生屑灰岩。在前人关于四川盆地栖霞组白云岩成因机制的报道中，多为有关晶粒白云岩和鞍状白云石的研究，较少提及生屑原始结构保留完好的（含）生屑白云岩［20， 23， 52］。通口栖霞组剖面栖二下亚段中可见少量生屑原始结构完好的（含）生屑白云岩，表明川西地区栖霞组沉积早期存在同生—准同生期白云石化作用。镜下可见D1-1的云化生屑颗粒被缝合线切割，表明D1-1云化时间在浅埋藏之前。D1-1的稀土元素配分模式图与现代海水和泥晶生屑灰岩相似，主要呈现轻稀土亏损，并且存在明显的Ce负异常、Y正异常、Gd正异常特征和Y/Ho值远大于44的特征，表明D1-1的成岩流体主要为海水，此外δCe分布表明其成岩流体的含氧量相较于海水有所下降，主要呈现含氧—亚含氧。赵文智等［51］研究表明，随着温度、盐度和碱度逐渐升高，依次发育海水（岛屿）白云岩（结构保留型白云岩）、微生物白云岩和蒸发（萨布哈或渗透回流）白云岩，最终形成成层的膏盐岩沉积，在该过程中沉积水体持续蒸发可以形成富Mg2+的高盐度海水，但是研究区栖霞组并未发现微生物白云岩、蒸发白云岩和膏盐岩沉积，可以认为虽然蒸发作用形成了浓缩海水，但其盐度仍远低于形成蒸发沉积物所需的标准，且D1-1的稀土元素配分模式与生屑灰岩相似，呈现左倾特征（图8），表明D1-1的白云石化流体主要为同时期盐度略高的海水，没有经历非常强烈的蒸发作用。因此，综合D1-1的地球化学特征认为其白云石化流体为同生期—准同生期的氧化浓缩海水。D1-2的ΣREE+Y值略高于D1-1，Y/Ho值较D1-1明显下降，且两者的δCe分布存在差异，表明两者的白云石化流体存在一定区别。但是，两者的稀土元素配分模式图相似，都具有明显的Y正异常，都呈现出“左倾型”的LREE亏损特征，表明两者白云石化流体性质差异并不大，D1-2的白云石化流体也为海水性质，结合D1-2的δCe值（0.60~1.14），认为其沉积环境呈现亚含氧—缺氧性质。

4.1.2　细-中晶白云岩（D3）

前文通过岩石学特征分析认为D3主要有2种形成路径，即D3的前驱原岩包括生屑灰岩和生屑云岩，并对应地将D3细分为D3-1和D3-2。由图8（e）、图8（f）可以看出D3的稀土元素配分模式具有2种模式：①D3-1：La轻微正异常、Ce轻微负异常，呈现“左倾型”LREE亏损，主要为HREE富集，呈现出孔隙水的性质［图8（e）］；②D3-2：La明显正异常、Ce明显负异常，同样为“左倾型”LREE亏损，但倾斜程度较大，主要为MREE富集，呈现出海水的性质［图8（f）］。先驱原岩和白云石化流体性质的不同是造成D3的δCe值分布广的原因。D3-1的稀土配分模式与泥质泥晶生屑灰岩相似，而D3-2的稀土配分模式与泥晶生屑灰岩和D1相似，即D3-1和D3-2的稀土元素配分模式分别是继承了泥质泥晶生屑灰岩和D1的稀土元素特征，与前文D3的岩石学特征分析相吻合。再结合Ce、Eu元素异常特征和Y/Ho值远大于44的特征，认为D3与生屑灰岩及D1的白云石化流体性质类似，主要为海源流体。此外，D3的δ18O和δ13C基本处于同期海水范围内，表明其成岩流体主要为同时期海水，且计算出D3的Z值高，为相对还原的沉积环境。综合上述分析认为，D3的白云石化流体主要是埋藏期的同期海水，还包括封存在地层中的孔隙水。此外部分D3样品呈现Eu正异常特征，因此推测其在后期遭受相关热事件的叠加改造。

4.1.3　鞍状白云石胶结物（CD）

鞍状白云石的非平直晶面它形—半自形结构和波状消光特征表明其是在高温下白云石晶体呈现快速无序地过度生长［34］，且研究区鞍状白云石的赋存特征与前人定义的构造—热液白云岩相似，主要发育在裂缝和溶蚀孔洞中，因此结合前人研究成果和岩石学特征来看鞍状白云石是热液成因［19-23，51，34］。但鞍状白云石存在Ce负异常、Y正异常和Gd正异常的海相碳酸盐岩稀土元素特征，稀土配分模式主要为MREE富集，Y/Ho值远大于44，并且δEu基本不存在正异常，即使少数样品点计算出的δEu为明显的正异常，在稀土元素配分模式图也未显示Eu正异常，因此认为鞍状白云石的白云石化流体为海水或海水与高温热液的混源流体。为进一步判别鞍状白云石的成岩流体性质，本文参考前人的方法使用Eu/Sm—Sm/Yb交会图［图10（a）］和LaN/SmN—LaN/YbN交会图［图10（b）］［46，53-56］，可以看出鞍状白云石的Sm/Yb和LaN/YbN基本大于海水和氢化铁锰结壳，存在稀土元素早期吸收的特征。此外本文还引入了Sm/Yb—Y/Ho交会图［图10（c）］，图中的Pongola铁层样品在沉积过程中有遭受热液影响［46，53-54］，部分鞍状白云石与其重合，说明鞍状白云石的形成受到热液影响，且鞍状白云石均在1%~5%热液线的上方，更加印证鞍状白云石遭受热液影响。由Eu/Sm—Y/Ho交会图［图10（d）］也可以看出，虽然鞍状白云石的Eu/Sm远小于高温热液，但与氢化铁锰结壳相似，且样品点处于海水和氢化铁锰结壳之间的区域，表明鞍状白云石受到了热液影响［46，53-54］。前人认为当海水混入了高温还原性热液流体时，形成的白云岩具有高ΣREE+Y特征［48］，但是研究区鞍状白云石的ΣREE+Y远低于基质白云岩，表明其白云石化流体并非是海水混入了高温热液。综合以上分析，结合其δCe分布特征，认为研究区鞍状白云石的白云石化流体为埋藏期被加热增温的缺氧海水。
图10 研究区栖霞组鞍状白云石胶结物白云石化流体判识图

（a）Eu/Sm—Sm/Yb散点交会图；（b）LaN/SmN—LaN/YbN散点交会图；（c）Sm/Yb—Y/Ho散点交会图；（d）Eu/Sm—Y/Ho散点交会图

Fig.10 Dolomitization fluid identification graph of saddle-shaped dolomite cement of Qixia Formation in the study area

4.2　白云石化序列

岩石学特征表明晶粒白云岩由白云石化流体交代（含）生屑白云岩（D1）和生屑灰岩所形成，当白云石化不彻底时形成残余颗粒结构（含）生屑白云岩（D1-2）和灰质白云岩（D2），而随着白云石化程度增强最终发育细—中晶白云岩（D3）。此外，鞍状白云石胶结物（CD）则主要发育于基质晶粒白云岩的裂缝和溶蚀孔洞中。进一步结合地球化学特征分析，本文综合厘定白云石化序列为第Ⅰ世代：保留原岩结构（含）生屑白云岩（D1-1）→第Ⅱ世代：残余颗粒结构（含）生屑白云岩（D1-2）/灰质白云岩（D2）→第Ⅲ世代：细—中晶白云岩（D3）→第Ⅳ世代：鞍状白云石胶结物（CD）［图11（a）］。
图11 研究区栖霞组白云石化路径及白云石化成因模式示意

（a）研究区栖霞组白云石化路径示意图；（b）研究区第一期白云石化作用，形成（含）生屑白云岩（D1）；（c）研究区第二期白云石化作用，形成细—中晶白云岩（D3）；（d）研究区第三期白云石化作用，形成鞍状白云石胶结物（CD）

Fig.11 The path and genetic model of dolomitization of Qixia Formation in the study area

5 白云岩及白云石成因模式

通过分析成岩序列，结合岩石学特征和地球化学特征，综合判断研究区栖霞组发育3期白云石化作用。同生期—准同生期发育第一期白云石化作用，主要为同时期的氧化浓缩海水选择性交代栖二下亚段泥晶生屑灰岩和泥质泥晶生屑灰岩的生屑颗粒，形成第Ⅰ世代保留原岩结构（含）生屑白云岩（D1-1）［图11（b）］。
在进入埋藏期后，发育第二期白云石化作用。在该期白云石化作用早期，先形成过渡性的第Ⅱ世代残留颗粒结构（含）生屑白云岩（D1-2）和灰质云岩（D2），并随白云石化作用增强，最终形成第Ⅲ世代细—中晶白云岩（D3）。结合前文岩石学特征和地球化学特征的分析，认为第二期白云石化作用有2条路径。第一条路径为泥质泥晶生屑灰岩→灰质云岩（D2）→细—中晶白云岩（D3-1）。地层中封存的海水非选择性交代了泥质泥晶生屑灰岩，不仅使生屑颗粒原始结构遭受破坏，逐渐发育细晶白云石，形成残余结构生屑颗粒，同时云化了灰泥基质，形成生屑颗粒间的晶粒白云石，并随白云石化流体的持续调整改造，最终形成D3-1。由图7（d）、图8（c）和图8（e）可以看出D3-1和泥质泥晶生屑灰岩的稀土元素富集类型一致，主要为HREE富集，两者稀土元素配分模式相似，图9（a）也显示两者的δCe值分布范围相似，表明D3-1是继承了泥质泥晶生屑灰岩的稀土元素特征。第二条路径为保留原岩结构（含）生屑白云岩（D1-1）→残留颗粒结构（含）生屑白云岩（D1-2）→细—中晶白云岩（D3-2）。在发生第一条云化路径的同时，同期海水也交代了第一期白云石化作用产生的D1-1而形成D1-2，图7（d）显示D1-1和D1-2的稀土元素都主要呈现HREE富集，且图8（d）显示D1-2的稀土元素配分模式与D1-1相似，表明D1-2主要继承了D1-1的稀土元素特征。并且随着云化流体持续性地提供Mg2+，D1-2逐步转变为云化程度更强的D3-2，图8（d）、图8（f）表明了D3-2的稀土元素配分模式与D1-2相似，两者具有一定的继承性。整体上第二期白云石化作用形成了晶粒结构更明显、晶形更规则的D3［图11（c）］，但其调整改造程度并非特别彻底，这是通口栖霞组剖面依然能够发现少量结构保存完好的（含）生屑白云岩的原因。
前人表明在290 Ma时，岩浆活动就开始为四川盆地提供热源，其地热增温效应一直持续到240 Ma，在259 Ma时，古热流值达到顶峰，超过了90 mW/m2，正好对应峨眉山玄武岩的主要喷发期［57］。此外，王兴志等［58］也在对川北“广元—旺苍”海槽进行研究时，认为在茅口沉组积晚期，峨眉山地幔柱活动加剧，区域古热流值明显增高。由于传统的构造—热液模式形成鞍状白云石胶结物需要深部岩浆流体沿大断裂运移至基质围岩中，但是研究区并没有大面积分布的深大断裂［59］，且稀土元素特征表示鞍状白云石胶结物（CD）的白云石化流体主要为海水性质，因此综合认为研究区栖霞组中的CD形成于热对流白云石化。研究区栖霞组侧向对海开放，侧向斜坡—盆地相的寒冷海水与被ELIP提供的异常热源加热的台地内部地层的缺氧海水形成了温度差，使得地层内缺氧海水增温而密度减小，沿着先期构造运动形成的少量构造破裂缝向上方运移，而低温的海水则进入台地内发生横向或向上移动，形成强制热对流，最终导致研究区栖霞组发生侧向开放高温热对流白云石化（第三期白云石化作用），在基质晶粒白云岩的裂缝和溶蚀孔洞中形成CD，同时斜坡—盆地相的寒冷海水能够进入台地内部，补充白云石化作用所需的Mg2+［图11（d）］［19， 34］。第三期白云石化作用在一定程度上改造了先期形成的白云岩，但由于在通口栖霞组剖面发现的CD含量非常少，主要见于栖二下亚段，且稀土元素配分模式反映大多数白云岩主要呈现海水性质，仅部分白云岩具有Eu正异常，表明第三期白云石化作用的规模有限，其并没有对栖霞组进行大范围改造，对早期白云岩的影响程度相对较低，因此在通口栖霞组剖面依然能见到早期形成的结构保留完好的（含）生屑白云岩。

6 结论

（1）川西地区栖霞组白云岩类型主要为细—中晶白云岩，此外发育少量的（含）生屑白云岩、灰质云岩和鞍状白云岩胶结物，其中（含）生屑白云岩可细分为保留原岩结构（含）生屑白云岩和残余颗粒结构（含）生屑白云岩。依据岩石学特征和地球化学特征厘定白云石化序列为第Ⅰ世代：保留原岩结构（含）生屑白云岩→第Ⅱ世代：残余颗粒结构（含）生屑白云岩/灰质白云岩→第Ⅲ世代：细—中晶白云岩→第Ⅳ世代：鞍状白云石胶结物。
（2）川西地区栖霞组白云岩碳、氧同位素基本处于二叠纪海水范围内，且地球化学特征均存在Ce负异常、Y正异常和高Y/Ho值（>44），稀土元素配分模式也主要为轻稀土元素亏损的“左倾型”，表明研究区栖霞组的白云石化流体主要为海水性质。同时，部分白云岩存在Eu正异常特征，表明后期热液对白云岩存在一定的影响，但构造—热液作用强度相对有限。
（3）川西地区栖霞组共发育3期白云石化作用。在同生—准同生期，先发育第一期白云石化作用，同期氧化浓缩海水选择性交代生屑灰岩的生屑颗粒形成保留原岩结构（含）生屑白云岩；进入埋藏期后，发育了第二期白云石化作用，地层中封存的海水非选择性交代泥质泥晶生屑灰岩形成灰质云岩，并随云化流体持续交代，最终形成细—中晶白云岩。此外，同期海水也交代先期形成的保留原岩结构（含）生屑白云岩，形成了残留颗粒结构（含）生屑白云岩，并随着云化程度增强，残留颗粒结构（含）生屑白云岩也逐步转变为细—中晶白云岩；第三期白云石化作用主要是受到峨眉山大火成岩省（ELIP）加热的影响，研究区栖霞组发生埋藏期侧向开放高温热对流白云石化作用，增温海水沿少量构造破裂缝运移至地层中，在基质晶粒白云岩的缝洞中形成了鞍状白云石胶结物，并对先期形成的白云岩起到一定的调整改造，但整体影响程度较弱。

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