王 東 王國芝

（1.中國地質(zhì)調(diào)查局 成都地質(zhì)調(diào)查中心，成都610082；2.成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，成都610059）

四川盆地下組合（震旦系－志留系）地層中的海相成因碳酸鹽巖位于疊合盆地的底層，具有多套優(yōu)良的生、儲、蓋組合，油氣地質(zhì)條件優(yōu)越。繼在下組合燈影組儲層中先后發(fā)現(xiàn)了威遠氣田、資陽含氣區(qū)后，燈影組儲集層中油氣資源勘探一直未獲得較大突破。隨著中國南方古生界深層海相碳酸鹽巖研究的蓬勃興起，樂山－龍女寺古隆起高石梯構(gòu)造高石1井工業(yè)氣流的發(fā)現(xiàn)［1］，震旦系燈影組再次成為油氣勘探的重點層位。

南江地區(qū)位于四川盆地北緣米倉山前緣構(gòu)造帶南側(cè)（圖1），楊壩地區(qū)震旦系剖面中燈影組出露完整，頂?shù)捉?、層序清楚。其巖性主要為藻白云巖、粒屑白云巖和微－細晶白云巖，儲滲空間良好，孔隙類型繁多；但原生孔隙和大量次生孔隙已被后期礦物充填，現(xiàn)存孔隙基本都是與溶解作用和重結(jié)晶作用相關(guān)的次生孔隙。研究表明，該套儲集巖具有良好的孔隙度（平均值為2.9%）和滲透率（平均值為2.0017×10－3μm2）［2］，而多期礦物充填作用是該區(qū)燈影組儲集層次生儲集空間難于保存的主要原因。因此，研究該套儲集層次生儲集空間及其內(nèi)部充填物的形成，將有利于預(yù)測燈影組有利儲集層的展布特征。

本文根據(jù)對南江楊壩燈影組實測剖面的觀察，通過對露頭和薄片的次生孔洞中充填礦物的形態(tài)、穩(wěn)定同位素、陰極發(fā)光以及流體包裹體特征綜合分析和深入研究，討論其成巖環(huán)境及其對儲集空間形成與保存的影響。

1 儲集空間類型及特征

按照碳酸鹽巖孔洞的成因，研究區(qū)燈影組儲集層的現(xiàn)存次生儲集空間分為3類8種，包括粒間溶孔、特大溶孔、晶內(nèi)（間）溶孔、晶間孔、殘余喀斯特孔洞及溶縫等（表1）［3］。

1.1 與溶解作用相關(guān)的孔隙

粒內(nèi)溶孔和鑄模孔 僅分布于部分層位的藻粒屑白云巖中，是成巖早期具有選擇性的大氣淡水溶蝕作用的產(chǎn)物；但都被后期的成巖過程中的亮晶白云石充填，無法保存下來形成有效的油氣儲集空間。

表1 南江地區(qū)燈影組白云巖次生孔隙分類Table 1 The main secondary pore types of the Dengying Formation dolomite

圖1 南江地區(qū)區(qū)域地質(zhì)簡圖Fig.1 Regional geological map of the Nanjiang area

粒間溶孔 主要分布于粒屑白云巖中。成巖階段的粒間溶蝕性流體選擇性溶蝕了粒間填隙物，孔隙大小介于0.1～0.6mm之間。多數(shù)粒間溶孔邊緣充填有孔洞面積20%～60%的晶粒狀白云石，殘余孔洞為干瀝青充填，是燈影組古油氣藏的主要儲集空間之一。

特大溶孔 通常將體積為周圍最大粒屑顆?；蚓Я?～3倍或多倍的溶孔稱為特大溶孔，常是由先存粒間溶孔或沿一定的裂縫發(fā)育而來［3］。廣泛分布于藻白云巖、粒屑白云巖和晶粒狀白云巖中，被亮晶白云石和石英半－全充填，部分殘余孔洞可見干瀝青充填。

晶內(nèi)（間）溶孔 分布于孔洞充填的次生亮晶白云石晶體中，孔隙直徑為50～120μm。一般是在先存次生孔隙被后期流體充注－沉淀形成粒狀亮晶白云石的基礎(chǔ)上，通過深埋階段的有機質(zhì)演化產(chǎn)生的腐蝕性流體的溶蝕作用而形成。

殘余喀斯特孔洞 研究表明，燈影組第一段中下部大量發(fā)育的葡萄狀花邊白云石和殘余孔洞都是表生期大氣淡水喀斯特作用的產(chǎn)物［4］。葡萄狀花邊的展布和形態(tài)受孔洞或裂縫的形態(tài)控制，葡萄狀白云石充填之后的殘余孔洞又被大量的晶粒狀白云石充填，現(xiàn)存殘余孔洞直徑可達0.2～1cm。

1.2 與重結(jié)晶作用相關(guān)的孔隙

晶間孔 主要發(fā)育在重結(jié)晶作用較為強烈的微－細晶白云巖中，包括次生孔洞中充填白云石形成的晶間孔。這些孔隙十分微小、豐富，往往會受到后期各種溶蝕作用的改造、疊加，成為研究區(qū)最為重要的油氣儲集空間之一［3］。

1.3 與構(gòu)造作用相關(guān)的孔隙

溶縫 研究區(qū)白云巖儲層中發(fā)育大量的拉張性裂縫，寬度為40～150μm；但多數(shù)裂縫被后期亮晶方解石充填，僅少數(shù)在抬升時期形成的裂縫被有效地保存下來，卻又被瀝青充填。

2 孔洞充填礦物序列及特征

研究發(fā)現(xiàn)，現(xiàn)今燈影組儲集層次生孔洞的充填礦物主要分布于粒間溶孔、特大溶孔及喀斯特孔洞中，其充填序列與四川盆地其他地區(qū)燈影組差異顯著［5，6］。而所研究的剖面上、下兩部分的充填礦物特征又各不相同，其下部的次生孔洞充填礦物具有第一世代纖維狀－柱狀白云石（或稱葡萄狀、皮殼狀）→第二世代細－粗粒狀亮晶白云石的簡單充填序列特征，未見瀝青充填；而燈影組上部具有第二世代晶粒狀亮晶白云石→第三世代自形石英→第四世代他形石英→第五世代連晶白云石的復(fù)雜充填序列特征，并可見大量的瀝青充填（圖2）。

2.1 第一世代纖柱狀白云石

圖2 燈影組儲層的埋藏－有機質(zhì)－孔隙充填礦物演化圖Fig.2 The evolution sketch for Dengying Formation reservoir in burial，organism，and minerals in pores

燈影組中下部所特有的葡萄狀構(gòu)造白云石具有區(qū)域性分布特征，對其形成原因一直存在爭議［7－10］。其形態(tài)特殊，易于識別，主要分布于較大的溶洞、溶縫之中，可使先存次生孔洞減少30%～70%，甚至完全充填。剔除葡萄狀白云石之后的先存孔洞、縫從下往上具有弱發(fā)育→孔洞增多、增大→孔洞密集發(fā)育的分布規(guī)律，與古喀斯特界面以下孔洞的發(fā)育極為相似［11，12］。葡萄狀白云石既有穿層分布，也有順層延伸，孔洞頂面具有明顯的懸垂?fàn)?，這些特征都說明其形成與大氣淡水喀斯特作用密切相關(guān)。

研究表明，碳酸鹽巖地層在淺埋藏或地表暴露環(huán)境中，與大氣淡水間的相互作用將使原始的地球化學(xué)平衡被打破，使碳酸鹽巖的δ13C和δ18O值顯著降低，w（87Sr）／w（86Sr）值增大［13，14］。纖柱狀白云石的δ13CPDB值為1.52‰～2.845‰（表2），平 均 值 為 2.218‰，較 圍 巖 （平 均 值 為3.166‰）具 有 明 顯 的 負 偏；而 δ18OPDB值 為－8.575‰～－1.930‰，平均值為－4.311‰（圍巖平均值為－2.9‰），變化波動較大，這可能與δ18O 易 受 水－巖 作 用 影 響 有 關(guān)［15］。w（87Sr）／w（86Sr）值 為0.709 4～0.710 5，平 均 值 為0.709 9，明顯高于圍巖平均值（0.709 1）。其陰極發(fā)光呈明暗程度相間的紅色或橘紅色，圍繞孔洞周圍呈環(huán)帶狀連續(xù)分布（圖3－A），未見包裹體特征。以上特征都表明纖柱狀白云石應(yīng)形成于燈影組中－晚期近地表半封閉的淺埋藏大氣淡水成巖環(huán)境，周期性大氣淡水的下滲作用有利于纖柱狀白云石的快速沉淀。

2.2 第二世代細 粗粒狀亮晶白云石

主要分布于葡萄狀白云石充填的殘余孔洞、粒間溶孔等較大次生溶孔中，通常越靠近孔洞中心結(jié)晶顆粒越粗大、自形程度越好。白云石晶體潔凈明亮，常見晶內(nèi)溶孔，占據(jù)殘余次生孔洞的40%～100%。充填于纖柱狀白云石之后的晶粒狀白云石的δ13CPDB值為1.805‰～5.401‰（表2），平均值為2.745‰；δ18OPDB值為－7.861‰～－10.238‰，平 均 值 為 －9.155‰；w（87Sr）／w（86Sr）值 為0.709 5～0.710 6，平 均 值 為0.709 8：表明該時期的孔隙流體性質(zhì)與纖柱狀白云石沉淀流體有顯著差異。

圖3 孔洞中充填礦物特征及世代關(guān)系Fig.3 Characteristics and generation relationship of minerals filled in vugs

陰極發(fā)光特征表明，早期較細粒白云石邊緣為明亮的黃色發(fā)光（圖3－A，B），之后為橘黃色發(fā)光和紅色發(fā)光相間，具有明顯的晶體環(huán)帶生長結(jié)構(gòu)；往孔隙中心環(huán)帶結(jié)構(gòu)逐漸消失，陰極發(fā)光明亮程度減弱，以紅色發(fā)光為主。盡管明亮黃色環(huán)帶的陰極發(fā)光特征所具有的環(huán)境指示意義尚存爭議，但是多數(shù)學(xué)者認(rèn)為主要與淡水流體相關(guān)［16］，特別是與地層的淺地表暴露過程中活動性的大氣淡水關(guān)系密切；而成巖晚期深埋過程中形成的較粗晶白云石或方解石通常不具有環(huán)帶結(jié)構(gòu)［17］。表明第二世代早期的晶粒狀白云石成巖流體受到淺暴露過程孔隙殘留大氣淡水的影響，隨著淡水的稀釋，影響逐漸消失。同時，孔洞中心的白云石中可觀察到明顯的液相、氣液兩相的烴類包裹體，表明其形成于淺－中埋藏有機質(zhì)成熟階段，最早可能開始于燈影組末期。

表2 燈影組白云巖孔洞充填物穩(wěn)定同位素值Table 2 δ13 C，δ18 O and w（87Sr）／w（86Sr）of fillings inthe vugs of Dengying Formation dolomite

2.3 第三世代自形石英

僅分布于燈影組中上部，主要充填于次生超大溶孔、粒間溶孔中，充填比例為次生孔洞的5%～35%不等。通常是沿洞壁生長，具有典型的六方柱狀晶形特征，晶體干凈明亮，表明自形石英形成時間相對較早，形成時間較長，緩慢沉淀生長。含有極少量的液相和氣液兩相的烴類包裹體，陰極射線下不發(fā)光，與第四世代他形石英之間有明顯的干瀝青充填（圖3－C，D）。研究認(rèn)為兩期石英之間形成的殘余干瀝青為中－晚志留世末期受加里東運動影響第一次古油藏被破壞的產(chǎn)物［3］，主要形成于淺－中埋藏有機質(zhì)開始成熟階段，而自形石英則形成于之前。

2.4 第四世代他形石英

主要充填在自形石英充填后的殘余孔洞中（圖3－C，D），沿自形石英或未被占據(jù)的洞壁生長，主要呈放射狀或他形粒狀，可占殘余孔洞的20%～60%，含有較多的液相和氣液兩相的鹽水、烴類包裹體。第一次古油藏破壞形成少量的干瀝青之后，可能是由于受到構(gòu)造作用，深部熱液流體順破裂面運移，造成的孔隙流體中硅質(zhì)組分含量迅速增高，并快速沉淀結(jié)晶形成放射狀或他形粒狀石英，使得早期的次生孔洞又一次極大地破壞，同時造成圍巖發(fā)生強烈的硅化作用。主要形成時間為中－深埋藏時期有機質(zhì)大量成熟階段。

2.5 第五世代巨晶白云石

廣泛分布于殘余次生孔洞中心（圖3－E），呈連晶狀生長，晶體形態(tài)受孔洞的形態(tài)控制，占據(jù)殘余孔洞的70%～100%。陰極發(fā)光呈暗紅色（圖3－F），含有大量的氣相和氣液兩相的烴類包裹體，應(yīng)形成于第四世代石英之后。隨著埋藏深度的快速增加，此時儲層埋藏溫度達到了液態(tài)烴的熱裂解門限值，古油藏開始發(fā)生熱裂解，形成了大量的有機酸、CH4和CO2等腐蝕性流體，并對先存次生孔隙中的白云石充填物及圍巖產(chǎn)生深埋溶蝕作用，當(dāng)流體達到過飽和或溫壓發(fā)生改變時，便在孔洞中心沉淀出巨晶白云石［3］。

3 結(jié)論

a.燈影組白云巖儲集層的次生孔洞中充填了3個世代的亮晶白云石和2個世代的石英，使得先存的次生儲集空間縮小了40%～90%，甚至完全充填。大量充填礦物形成時間早于寒武紀(jì)烴源巖成熟排烴時間，不利于燈影組古油藏的形成和保存。

b.充填礦物形成于淺地表至深埋階段的不同成巖環(huán)境。淺地表環(huán)境的大氣淡水作用影響明顯，以纖柱狀白云石和具有環(huán)帶結(jié)構(gòu)的晶粒狀白云石為特征。隨著埋藏加深，成巖環(huán)境變得相對封閉，大氣淡水作用的影響減弱或消失，以粗粒亮晶白云石和石英沉淀為主，其陰極發(fā)光特征變暗或不發(fā)光。

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