世界上约有三分之一的油气资源来自碳酸盐岩,而在所有碳酸盐岩储层中,白云岩储层所占比例超过一半^[1⁃2]。在北美（美国、加拿大和格陵兰岛）,碳酸盐岩中高达80%的油气储存在白云岩中^[3⁃4],而在中国,碳酸盐岩地层中的油气几乎全部集中在白云岩中。白云岩储层的预测,既需要沉积模式指导,又需要了解白云岩形成机理^[5⁃14]。由于白云岩对油气勘探的重要性以及白云岩形成的复杂性,白云岩成因一直是国际地质研究的热点问题之一^[3,5]。金振奎等^[5]对目前白云岩的成因机理进行了评述,并对各类白云岩的识别标志和存在的问题进行了系统总结和分析。

中国滇东—黔西地区中二叠统广泛发育白云岩。针对这些白云岩的成因,前人已进行了许多研究工作,提出了多种白云岩形成机理,如混合水白云化模式^[15]、构造—埋藏热液白云化模式^[16]、埋藏白云化模式^[17]和玄武岩淋滤白云化模式^[18]。然而,这些模式均无法合理地解释研究区白云岩的分布和地球化学特征。关于镁离子的来源、白云化的主控因素等关键问题,至今仍无定论。这些问题的存在,严重制约了滇东—黔西地区的油气扩展勘探。

通过开展宏观地质分析、微观薄片鉴定和多种地球化学分析综合研究,认为滇东—黔西地区中二叠统白云岩的发育受沉积相控制明显,为开放热对流成因,并提出了其成因证据,建立了相应的成因模式。

滇东—黔西地区位于扬子地台西部,区域范围西起云南省楚雄市,东至贵州省贵阳市,西北侧为龙门山断裂带,西南侧为哀牢山—红河断裂带,总面积约为2.3×10⁵ km²（图1）。滇东—黔西地区二叠系分布广泛,生物化石丰富,沉积类型多样,是我国二叠系研究的重要地区之一^[19⁃22]。

图  1  滇东—黔西地质图叠加峨眉地幔柱活动范围分区图^[19⁃22]

研究采用二叠系三分方案（下二叠统、中二叠统、上二叠统）^[23]。滇东—黔西地区普遍缺失下二叠统。中二叠统自下而上可分为梁山组、栖霞组和茅口组。其中,梁山组与下伏石炭系呈不整合接触,与上覆栖霞组呈整合接触。茅口组与下伏栖霞组呈整合接触,与上覆上二叠统呈不整合接触（图2）。

图  2  滇东—黔西二叠系地层划分图（不整合面用虚线表示）

研究区梁山组厚2~20 m,局部可达225 m,为海陆交互相砂页岩夹灰岩透镜体、劣质煤层和铝土矿,是重要的铝土矿赋存层位；栖霞组厚50~400 m,以中薄层灰色、深灰色灰泥生屑石灰岩、生屑质灰泥石灰岩和白云岩为主,水体相对较深；茅口组厚100~500 m,局部可达1 354 m,以厚层、块状灰色、浅灰色亮晶生屑石灰岩、白云岩和灰泥生屑石灰岩为主,水体相对较浅（图3）^[19⁃22]。茅口组石灰岩在地质历史时期遭受了强烈的白云化作用,是滇东—黔西地区中二叠统白云岩的主要发育层段。

图  3  滇东—黔西中二叠统野外露头特征及显微特征

中二叠世初期,地壳全面下沉,上扬子地台从西北、东南、东北和正南四个方向遭受海侵,广泛的海侵使二叠系（梁山组）覆盖在石炭系、泥盆系或更老的地层之上。中二叠世,滇东—黔西地区主要发育开阔台地相沉积^[20,24]。

中二叠世末期,发生了波及整个中国南方的东吴运动,峨眉地幔柱活动使扬子地台整体抬升,造成了中、上二叠统之间的区域不整合^[25]。与此同时,扬子地台西部发生了大规模的基性岩浆喷溢事件,形成了巨厚的峨眉山玄武岩（厚64~5 386 m）^[21⁃22]。根据前人的研究成果,峨眉地幔柱的活动范围自西向东可分为内带区、中带区和外带区（图1）^[26⁃28]。自内带区向外带区,峨眉地幔柱的活动强度逐渐减弱,茅口组被剥蚀的地层厚度也随之逐渐减小。在这一时期,滇东—黔西地区的构造运动以拉张运动为主,基底断裂重新活化,拉张、走滑断层及裂缝系统发育^[29⁃30]。

晚二叠世初期,滇东—黔西地区再次发生海侵并沉积了上二叠统地层。峨眉地幔柱活动引起的地壳隆升和玄武岩喷发,使滇东—黔西地区的岩相古地理格局较之前发生了巨大变化。自西向东,滇东—黔西地区依次发育河流—冲积平原、潮坪—潟湖和碳酸盐台地相沉积（图4）^[20,24]。

图  4  滇东—黔西晚二叠世岩相古地理图^[24,31]

本次研究所涉及的中二叠统样品分别采自浑水塘剖面、双龙村剖面、小黄坡剖面、丰乐村剖面、西山剖面、师宗剖面、石林剖面、沙湾剖面、观音桥剖面、徐家坡剖面、织金剖面、苗天剖面、郎岱剖面、盘县剖面、Z11井和W22井。其中,前7个剖面位于滇东,后7个剖面和钻井位于四川省和黔西（图1）,共采集露头样品217件、钻井样品12件。

露头剖面的地层厚度数据通过两种途径获得：（1）利用卷尺、地质罗盘、全球定位系统（GPS）接收器和地质图进行实际测量,包括浑水塘剖面、双龙村剖面、小黄坡剖面、丰乐村剖面、西山剖面、沙湾剖面、观音桥剖面、徐家坡剖面、织金剖面和苗天剖面；（2）结合全球定位系统（GPS）数据、地层产状数据、地质图和照片进行估算,包括师宗剖面、石林剖面、郎岱剖面和盘县剖面。钻井剖面的地层厚度数据由中国石化集团和中国石油天然气集团公司提供。

共制作普通薄片610件（厚度为30 μm）。其中,562件经过茜素红S染色（0.1 g茜素红S溶于100 mL0.2%盐酸）,48件经过茜素红S和铁氰化钾混合溶液染色（0.12 g茜素红S和0.8 g铁氰化钾溶于100 mL1.5%盐酸）。普通薄片的观察仪器为常规偏光显微镜。

共制作阴极发光薄片93件,其分析由中国地质大学（北京）地质过程与矿产资源国家重点实验室完成,采用英国剑桥仪器公司CL8200 MK5型阴极发光装置（配以Olympus偏光显微镜）,测试电流为300 μA,测试电压为12 kV,曝光时间为2 s。考虑到样品的可对比性,所有样品均采用相同的测试条件进行分析。

共制作白云石有序度样品30件（粉末）,其分析由中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室完成,采用德国布鲁克AXS公司D2 PHASER X射线衍射仪,使用Cu Kα射线,测量的2θ角度扫描范围为4.5°~50°,扫描方式为连续扫描,步长为0.02°,每步扫描时间为0.5 s。白云石有序度的计算方法来自Fuchtbauer（1974）^[32]。

共制作流体包裹体薄片10件（厚度为80 μm,共找到33个包裹体）,其分析由核工业北京地质研究院分析测试实验中心完成,采用英国林克曼科学仪器公司THMSG600型冷热台及相应的控制系统和计算机控制系统（配以Olympus偏光显微镜）,使用Goldstein和Reynolds所描述的标准测温方法^[33]。测试温度误差为±1 ℃。

共制作碳氧同位素样品25件（粉末,颗粒直径小于74 μm）,其分析由中国科学院南京地质古生物研究所国家重点实验室完成,采用美国赛默飞世尔科技公司的Finigan MAT 253气体同位素比值质谱仪和Kiel IV碳酸盐装置,使用100%磷酸。反应温度为50.0 ℃±0.1 ℃,反应时间为36 h。每个样品测试3次,校正标准为中国国家标样GBW-04405（δ¹³C_PDB=0.57‰±0.03‰；δ¹⁸O_PDB=-8.49‰±0.14‰）。δ¹³C_PDB和δ¹⁸O_PDB的标准偏差分别为0.04‰和0.08‰。白云石氧同位素计算的分馏系数来自Rosenbaum et al.^[34]。单位标准为VPDB。

研究共制作锶同位素样品10件（粉末,颗粒直径小于74 μm）,其分析由核工业北京地质研究院分析测试实验中心完成,采用英国Isotopx公司PHOENIX热电离同位素质谱仪,使用酸为盐酸（0.8 mol/L）,溶解时间为2 h。锶的分离和纯化采用离子交换色谱分析法,使用美国Bio-Rad公司AG 50W-X8H⁺阳离子树脂。标准⁸⁶Sr/⁸⁸Sr比值为0.119 4,校正标准为NBS-987（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.710 34±0.000 26）。实验温度为22 ℃,实验湿度为50%,实验误差范围为0.000 011~0.000 026。

纵向上,滇东—黔西中二叠统白云岩主要分布在茅口组。在西山和双龙村剖面,栖霞组也发育一定量的白云岩（图5）。其中,茅口组白云化岩石占中二叠统白云化岩石比例的92.58%；栖霞组白云化岩石占中二叠统白云化岩石比例的7.42%。茅口组的白云化比例为54.14%；栖霞组的白云化比例为19.66%。非白云化地层主要为灰色、深灰色灰泥生屑石灰岩（图5）。

图  5  滇东—黔西中二叠统地层对比剖面图

平面上,自峨眉地幔柱活动范围的内带区向外带区,滇东—黔西中二叠统白云化岩石的厚度逐渐减小。此外,滇东—黔西中二叠统地层的白云化不受断层的严格控制（图6）。

图  6  滇东—黔西中二叠统白云化岩石厚度等值线图叠加上二叠统断层分布图

滇东—黔西中二叠统白云岩按单层的产出形态可以分为两类：块状白云岩（完全白云化,白云石含量介于90%~100%）和斑状白云岩（不完全白云化,白云石含量介于50%~90%）。

块状白云岩呈深灰色,白云化彻底,不含石灰岩残余,部分发育刀砍纹。垂向上,块状白云岩经常与石灰岩（以灰泥生屑石灰岩为主）互层（图5,7）。

图  7  块状白云岩宏观特征

斑状白云岩呈灰色或深灰色,白云化不彻底,由白云石斑块和石灰岩斑块（交代残余物）组成。其中,白云石斑块含量大于50%,石灰岩斑块主要为灰泥生屑石灰岩。当白云石斑块小于50%时,斑状白云岩将过渡为斑状石灰岩（图8）。

图  8  斑状白云岩宏观特征

白云石斑块大小不一,从0.5 cm到超过1.5 m不等,形态多种多样（图8）。根据斑块的形态特征,斑状白云岩或斑状石灰岩可以分为4种类型：（1）白云石斑块与层面垂直的斑状白云岩或斑状石灰岩；（2）白云石斑块与层面平行的斑状白云岩或斑状石灰岩；（3）白云石斑块为网状的斑状白云岩或斑状石灰岩；（4）白云石斑块形态不规则的斑状白云岩或斑状石灰岩（图9）。

图  9  斑状白云岩/石灰岩的类型

需要注意的是,块状白云岩和斑状白云岩具有相似的微观结构特征（如白云石晶体结晶大小的分布、晶体大小、晶体形态和阴极发光特征等）和地球化学特征,只是白云化程度不同而已（表1）。

滇东—黔西中二叠统白云岩属于结晶白云岩。白云石晶体结晶大小的分布主要为单峰类型,晶体较污浊,以细晶（100~250 μm）、中晶（250~500 μm）和粗晶（500~1 000 μm）白云石为主。白云石晶体形态主要为平直晶面半自形晶和非平直晶面他形晶（图10a）。在少量样品中,可以观察到非平直晶面鞍形白云石胶结物（图10b）。

图  10  白云岩的微观特征

研究区铁白云石非常少见。对斑状白云岩和斑状石灰岩而言,白云石斑块和石灰岩斑块的接触面是突变的。此外,在白云石斑块内,白云石的晶体大小和形态特征没有明显的变化（图10c,d）。

需要注意的是,一些样品中的白云石主要集中在两个部位：（1）灰泥基质含量相对较低的区域（图10c~e）；（2）粒间孔隙和粒内孔隙中（图10f~h）。在部分样品中,新月形方解石胶结物集中在颗粒接触处及附近,而其他方解石胶结物则分布在白云石和方解石颗粒之间（图10g,h）。

研究区不同样品中白云石的阴极发光特征总体一致,包括微弱的阴极发光强度和相对均匀的阴极发光颜色,只是具体的阴极发光颜色有细微的差别。例如,一些白云石具深红色阴极发光,而另一些白云石具深紫色阴极发光。此外,研究区的方解石不具阴极发光（图11）。

图  11  白云石的微观特征及阴极发光特征

研究区的白云石晶体具有环带结构。其中,晶核主要为均匀的深红色（图11b,d,f,l）或深紫色（图11h,j）阴极发光,晶边（生长环带）则为颜色更亮、厚度更薄的阴极发光（图11b,d,f,h,j）。

研究区白云石晶体的有序度介于0.724 0~0.997 6,平均值为0.889 2。茅口组白云石晶体和栖霞组白云石晶体具有相似的有序度特征（表2）。

用于显微测温的原生流体包裹体（直径大于2 μm）分散在白云石晶体中,没有观察到拉长现象或定向性特征。这些包裹体为气液两相包裹体,无色透明,具有清晰的边界和规则的形状。包裹体的大小介于2.5~9 μm,平均值为4.7 μm（图12）。

图  12  流体包裹体特征和滇东—黔西中二叠统白云岩流体包裹体均一化温度与盐度直方图

白云岩流体包裹体的均一化温度介于101 ℃~192 ℃,平均值为169.52 ℃。均一化温度主要集中在164 ℃~185 ℃。白云岩流体包裹体的盐度为4.49~8.41 wt.%NaCl_eqv.,平均值为5.50 wt.%NaCl_eqv.。盐度主要集中于4.49~5.59 wt.%NaCl_eqv.（图12）。

需要注意的是,与斑状白云岩相比,块状白云岩具有更高的流体包裹体均一化温度和盐度（表1、图13）。此外,流体包裹体的均一化温度和盐度具有轻微的线性关系,随着温度的升高,盐度也同样增高（图13）。茅口组白云岩和栖霞组白云岩具有相似的流体包裹体特征（表3）。

图  13  滇东—黔西中二叠统白云岩流体包裹体均一化温度和盐度散点图

研究区白云岩的δ¹³C_PDB值介于2.247‰~5.27‰,平均值为3.82‰；δ¹⁸O_PDB值介于-6.3‰~-13.75‰,平均值为-9.43‰（图14）。需要注意的是,与斑状白云岩相比,块状白云岩具有更低的δ¹⁸O_PDB值（表1、图14）。茅口组白云岩和栖霞组白云岩具有相似的碳氧同位素特征（表4）。

图  14  滇东—黔西中二叠统白云岩碳氧同位素散点图

研究区白云岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值介于0.707 354~0.708 522,平均值为0.707 841。研究共收集了三组二叠纪海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值数据,用来和滇东—黔西中二叠统白云岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值进行对比^[36⁃38]（表5）。

研究区块状白云岩和斑状白云岩的成因相同,只是白云化程度不同而已（表1）。白云岩流体包裹体的均一化温度和盐度、岩石学特征以及碳氧同位素特征均表明,白云化流体是一种高温、中盐度流体。

白云岩流体包裹体的均一化温度普遍大于101 ℃（图12）,表明白云化流体是一种高温流体,且流体温度已经突破了白云石形成的动力学屏障^[39⁃40]。白云岩流体包裹体的盐度为4.49~8.41 wt.%NaCl_eqv.,平均值为5.50 wt.%NaCl_eqv.（图12）,表明白云化流体是一种中盐度流体。

岩石学证据显示,白云石的晶体大小为细—粗晶,晶体形态主要为非平直晶面他形晶、平直晶面半自形晶和非平直晶面鞍形晶（图10）。这些形态特征同样表明,白云石形成于相对高温的白云化流体中^[41]。

白云石的δ¹⁸O_PDB值偏负（图14）,这主要归因于高温的影响^[42⁃43],且与流体包裹体的分析结果一致。白云石的δ¹³C_PDB值较高,普遍大于3‰,与同期海相碳酸盐岩的碳同位素特征类似（图14）^[37]。这种相似性表明,白云石的碳主要来自本地方解石或文石的溶解。δ¹³C_PDB值较高的原因是该时期有机质的高速埋藏^[37]。

研究区的方解石不具阴极发光,显示出低锰的海相沉积碳酸盐矿物特征,表明其成岩流体很可能是海水。研究区的铁白云石非常少见,白云石显示出较弱的阴极发光特征,表明白云岩受非海相流体的影响较小,且形成于还原环境（图11）^[44⁃45]。白云石晶体具有环带结构,表明其经历了多期成岩作用（至少两期）（图11）。初期白云石（晶核）属于交代成因,阴极发光颜色相对均匀,表明初期的成岩环境相对稳定；后期白云石胶结物（晶边）显示出更强的阴极发光特征,颜色更亮、厚度更薄,表明白云化流体的成分和白云石的结晶速率在后期发生了变化,且反应时间相对较短（图11）。

综上所述,研究区的白云化流体应具有以下特征：（1）高温；（2）中盐度；（3）富含镁离子；（4）存在长期持续且活跃的水文学驱动机制（研究区白云岩分布广泛,这种大规模白云岩的形成,必须要有大量的白云化流体参与）。

目前,白云岩的主要形成机理包括微生物/有机质白云化模式、回流渗透白云化模式、萨布哈白云化模式、混合水白云化模式、热液白云化、地形驱动白云化模式和热对流白云化模式等^[46]。

研究区白云岩的晶体大小为细—粗晶,远大于微生物/有机质白云化模式的白云岩晶体大小（通常<10 μm）^[47]。因此,白云化流体的来源不能用微生物/有机质白云化模式来解释。

研究区白云石的有序度值相对较高（表2）。与前人研究对比^[48⁃49],明显高于回流渗透白云化模式、萨布哈白云化模式和混合水白云化模式的白云石有序度值（平均值为0.59~0.67）。此外,研究区的白云化流体是一种高温流体。因此,白云化流体的来源无法用萨布哈白云化模式、回流渗透白云化模式或混合水白云化模式来解释^[5,46]。

热液模式似乎能够较好地解释研究区白云岩的有序度和温度特征。然而,研究区白云岩极少表现出典型的热液白云岩特征,如斑马状构造（深色基质白云石条纹与白色鞍形白云石条纹相间）、手标本上呈珍珠状或乳白色、晶间孔中充填热液矿物和受基底断裂的严格控制^[46]。此外,研究区白云岩流体包裹体的盐度明显低于本地热液流体的盐度（15~24 wt.%NaCl_eqv.）^[50⁃51]。因此,研究区的白云化流体不是深部热液流体,白云岩也不属于构造热液白云岩。

地形驱动模式的白云化流体是大气水。这些大气水在接触到被白云化的石灰岩以前,于所流经路径中溶解了足够的镁离子^[46]。覆盖在茅口组地层之上的峨眉山玄武岩富含镁离子（4.50%~6.51%）^[52],这使得一些学者推测研究区白云化流体中的镁离子来自于这些玄武岩。然而,研究区白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值明显高于峨眉山玄武岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值（0.704 5~0.706 5）^[53⁃54]。因此,地形驱动白云化模式无法解释研究区白云化流体的来源。

研究认为,研究区的白云化模式为开放热对流白云化模式^[55]。热对流的原始驱动力源于温度在空间上的差异（由峨眉地幔柱附近热流密度的升高引起）,并导致孔隙水密度的改变,从而形成有效水头^[46]。开放的对流单元形成于碳酸盐台地上,并在顶部对海水开放,使得海水可以流出或补充。白云化流体主要为海水,少部分为峨眉地幔柱所驱动的深部热液流体。提出这一推论的证据如下。

（1） 研究区绝大多数白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值位于扬子地台二叠纪或中二叠世海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值的区间范围内（表5）。这一相似性表明,扬子地台二叠纪海水（富含镁离子）是研究区白云化流体的主要来源。只有两个白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr数据点超出了扬子地台二叠纪海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr范围（表5）,这可能是由于一些外来因素的影响,例如穿越了铝硅酸盐基底岩层的深部热液流体。

（2） 研究区碳酸盐台地之下存在一个地幔柱（峨眉地幔柱）,这可以导致快速而广泛的白云化,且能够提供一个持续活跃的水文学驱动机制。

（3） 白云化流体的高温特征可以用峨眉地幔柱的活动来解释。根据埋藏史和地热特征^[56⁃60],研究区的白云岩在白云化期间明显受到了高温热事件（与峨眉地幔柱有关）的影响。

（4） 白云化流体的中盐度特征很可能是海水与深部热液流体（热对流期间由峨眉地幔柱驱动）混合的结果。扬子地台二叠纪海水具有较低的盐度（4.4 wt.%NaCl_eqv.）^[61],是白云化流体的主要来源；热液流体具有较高的盐度（15~24 wt.%NaCl_eqv.）^[50⁃51],是白云化流体的次要来源。在一些地区,热液流体的比例较高,因此鞍形白云石发育（但总体数量极少）。白云岩流体包裹体的均一化温度和盐度具有轻微的线性关系（图13）。这可能是由于白云化流体温度更高、热液成分更多的地区具有更强烈的地幔柱活动,因此白云化流体的盐度同样更高。

（5） 研究区的白云化是选择性的。从宏观角度来看,白云岩主要分布在茅口组地层（以亮晶生屑石灰岩为主）,而栖霞组地层（以灰泥生屑石灰岩为主）则发育较少的白云岩（图5）。从微观角度来看,白云化作用优先发生于灰泥基质含量相对较低（即原生孔隙度和渗透率相对较高）的区域（图10c~e）,以及粒间孔隙和粒内孔隙中（主要为原生孔隙,图10f~h）。在部分样品中,新月形方解石胶结物集中在颗粒接触处及附近,而其他方解石胶结物则分布在白云石和方解石颗粒之间（图10g,h）,这表明石灰岩经历了淡水渗流环境^[62]。以上特征皆表明,石灰岩在白云化之前,经历了一定的埋深（不是很深）和成岩作用。如果石灰岩在白云化之前没有经历埋深,那么灰泥生屑石灰岩将拥有和亮晶生屑石灰岩一样的高孔隙度和渗透率（即两者的孔渗性差别不明显）。如果石灰岩在白云化之前经历了很深的埋深,那么在成岩作用的影响下,亮晶生屑石灰岩和灰泥生屑石灰岩的孔隙度和渗透率将都会很低^[63]。在这两种情况下,研究区的白云化都不可能是选择性的。因此,在白云化之前,灰泥生屑石灰岩的孔隙度和渗透率已经很低,而亮晶生屑石灰岩还拥有较高的孔隙度和渗透率,足以维持热对流单元的运行。

自峨眉地幔柱活动范围的内带区向外带区,地温梯度逐渐降低,导致热对流逐渐减弱。因此,白云化岩石的厚度逐渐减小（图6）。此外,与斑状白云岩相比,块状白云岩（指示相对较强的热对流）具有更高的流体包裹体均一化温度和盐度,以及更低的δ¹⁸O_PDB值（表1、图13,14）。这些特征也可以用开放热对流模式来解释。

（6） 滇东—黔西中二叠统白云岩的分布特征和形态特征都可以用开放热对流模式来解释（详见第4.3节）。此外,该模式也可以有效解释滇东—黔西中二叠统白云岩的阴极发光特征。

（7） 在峨眉地幔柱活动期间（中二叠世末期—晚二叠世初期）,扬子地台整体抬升。因此,研究认为上二叠统的岩相古地理特征能够反映地壳抬升的差异程度（即峨眉地幔柱活动强度的差异）。例如,陆相沉积背景指示了相对较强的峨眉地幔柱活动,而海相沉积背景则指示了相对较弱的峨眉地幔柱活动（图4）。白云化岩石的厚度与峨眉地幔柱的活动强度具有紧密的联系（图6）。因此,其与上二叠统的岩相古地理特征也具有间接的关系。上二叠统的岩相古地理特征表明,研究区的白云化的确与峨眉地幔柱有关。

前人研究表明,在开放热对流模式中,渗透率是控制流体流动和白云化最重要的参数。如果地层不含有效的隔水层,那么开放热对流单元的对流活动深度为2~3 km^[46]。

在滇东—黔西中二叠统石灰岩地层中,亮晶生屑石灰岩中的孔隙是最重要的流体运移通道。白云岩的分布特征和微观特征（图5,10）表明,白云岩的发育与沉积背景关系密切,白云岩的宿主岩主要为滩相的亮晶生屑石灰岩。亮晶生屑石灰岩的孔隙度和渗透率较高,能够为流体运移提供有利的通道。茅口组是中二叠统滩相沉积最为发育的层段。因此,白云岩主要分布在茅口组地层。

此外,在东吴运动时期形成的断层和裂缝也是重要的流体运移通道。这些断层和裂缝连通了不同的滩体,使得白云化流体不仅可以在横向上运移更长的距离,在垂向上也可以从一个滩体运移至另一个滩体。

研究区开放热对流的原始驱动力源于温度在空间上的差异（由峨眉地幔柱附近热流密度的升高引起）,并导致孔隙水密度的改变,从而形成有效水头^[46]。受到峨眉地幔柱活动造成的异常高温影响,热对流流动力显著增加,导致了迅速且广泛的白云化。

根据研究区白云岩的综合特征,尤其是宏观特征,认为白云化流体沿循环流动路径运移（图15）。

图  15  滇东—黔西中二叠世白云化模式图

平面上,随着与峨眉地幔柱距离的增大,热对流驱动力逐渐减小。因此,自峨眉地幔柱活动范围的内带区向外带区,白云化岩石的厚度逐渐减小（图6）。垂向上,白云石斑块的形态特征反映了流体的运移方向（图8,9）。白云石斑块与层面垂直的斑状白云岩或斑状石灰岩主要存在于热对流的垂直流动区域（即流体的方向与层面垂直）。白云石斑块与层面平行的斑状白云岩或斑状石灰岩主要存在于热对流的水平流动区域（即流体的方向与层面平行）。白云石斑块为网状或不规则形态的斑状白云岩或斑状石灰岩主要存在于热对流的弯曲流动区域（即流体的方向与层面斜交）。梁山组的泥岩隔挡层阻止了流体继续向下运移。

本次研究提出了一种新的、地幔柱驱动的白云化模式：开放热对流白云化模式（图15）。不同于已有的热对流白云化模式,此次研究所提出的白云化模式与地幔柱有关,白云化规模十分巨大。此外,该热对流模式中的白云岩分布受沉积相控制,且白云化是选择性的。在这一模式中,白云化流体（高温、中盐度）的镁离子主要来自海水,少部分来自峨眉地幔柱所驱动的深部热液流体。在温度空间差异（由峨眉地幔柱附近热流密度的升高引起）的驱动下,白云化流体沿循环流动路径运移,导致中二叠统石灰岩迅速且广泛的白云化。

白云化流体主要通过亮晶生屑石灰岩（滩相沉积）中的孔隙,以及断层和裂缝系统运移。白云岩的沉积背景主要为滩相沉积。研究区茅口组以亮晶生屑石灰岩为主,水体相对较浅；栖霞组以灰泥生屑石灰岩为主,水体相对较深。因此,白云岩主要分布在茅口组。

该模式不仅对研究区白云岩的特征和分布进行了合理的解释,同时也可以用来预测与热对流有关的其他区域的白云岩储层分布。

在开放热对流模式中,渗透率是控制流体流动和白云化最重要的参数。亮晶生屑石灰岩中的孔隙是研究区最重要的白云化流体运移通道。白云岩的分布特征和微观特征（图5,10）皆表明,白云岩的发育与沉积背景关系密切,白云岩的宿主岩主要为滩相的亮晶生屑石灰岩。亮晶生屑石灰岩的孔隙度和渗透率较高,能够为白云化流体运移提供有利的通道。因此,滩相沉积是研究区白云岩发育的主控因素之一。茅口组（以亮晶生屑石灰岩为主）是中二叠统滩相沉积最为发育的层段。因此,白云岩主要分布在茅口组（图5）。

另一方面,研究区开放热对流的原始驱动力源于温度在空间上的差异（由峨眉地幔柱附近热流密度的升高引起）,并导致孔隙水密度的改变,从而形成有效水头。自峨眉地幔柱活动范围的内带区向外带区,地温梯度逐渐降低,导致热对流逐渐减弱和白云化岩石厚度逐渐减小（图6）。在峨眉地幔柱活动范围的内带区至中带区,白云化岩石的厚度介于20~369 m,在峨眉地幔柱活动范围的外带区,白云化岩石的厚度范围仅为0~36 m（图6）。因此,峨眉地幔柱（活动范围）是研究区白云岩发育的另一个主控因素。

综上所述,滇东—黔西中二叠统白云岩发育的主控因素为滩相沉积和峨眉地幔柱（活动范围）。其中,滩相沉积是白云岩发育的基础,峨眉地幔柱（活动范围）是白云岩发育的关键（图15）。

（1） 滇东—黔西中二叠统白云岩的形成机理为开放热对流白云化模式。白云化流体（高温、中盐度）的镁离子主要来自海水,少部分来自深部热液流体。

（2） 白云化流体主要通过亮晶生屑石灰岩（滩相沉积）中的孔隙,以及断层和裂缝系统运移。在温度空间差异（由峨眉地幔柱附近热流密度的升高引起）的驱动下,白云化流体沿循环流动路径运移,导致中二叠统石灰岩迅速且广泛的白云化。

（3） 滇东—黔西中二叠统白云岩发育的主控因素为滩相沉积和峨眉地幔柱（活动范围）。其中,滩相沉积是白云岩发育的基础,峨眉地幔柱（活动范围）是白云岩发育的关键。