王國(guó)芝 劉樹根 李娜 王東 高媛

1．成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，成都 610059

2．成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，成都 610059

3．中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，成都 610081

1．State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China

2．School of Earth Sciences，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China

3．Chengdu Center of Geological Survey，China Geological Survey，Chengdu 610081，China

1 引言

深層(埋深＞3500m)碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成機(jī)理和預(yù)測(cè)是制約疊合盆地深層油氣勘探的關(guān)鍵因素之一(Jin，2012)。越來越多的證據(jù)表明，許多深層優(yōu)質(zhì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層中的次生孔隙的形成除與深埋前的表生大氣淡水巖溶作用相關(guān)外(Longman，1980;Wang et al．，2010;王東和王國(guó)芝，2011;Bj?rlykke and Jahren，2012)，還與深埋過程中的埋藏白云巖化(Lee and Friedman，1987;Warren，2000)、構(gòu)造熱液白云巖化(Sattler et al．，2004;Davies and Smith，2006;Ronchi et al．，2012)和各種成因的侵蝕性流體如有機(jī)酸(Jin and Yu，2011)、CO2(Morad et al．，2000;Jin and Yu，2011)和TSR(陳騰水等，2009;劉文匯等，2010;張水昌等，2011;Magalh?es et al．，2012;Liu et al．，2013)等對(duì)碳酸鹽巖的溶蝕作用密切相關(guān)。四川盆地震旦系燈影組產(chǎn)于疊合盆地的底部，多期構(gòu)造變動(dòng)、多期次生烴、多期次油氣充注和多期熱液活動(dòng)造成多期溶蝕－沉淀的疊加復(fù)合，使得燈影組優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成機(jī)制變得極為復(fù)雜，從而對(duì)燈影組優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成機(jī)制產(chǎn)生了不同的認(rèn)識(shí)，有的認(rèn)為優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成受桐灣運(yùn)動(dòng)末期的表生巖溶作用和巖溶地貌控制(宋文海，1997;Wang et al．，2010)、與中－深埋過程中的多期巖溶相關(guān)(向芳等，1998;候方浩等，1999)，也有學(xué)者認(rèn)為TSR是燈影組優(yōu)質(zhì)白云巖儲(chǔ)層形成的重要機(jī)制(朱光有等，2006)，深埋過程中有機(jī)酸的溶蝕作用對(duì)川中燈影組白云巖儲(chǔ)層的形成可能有著重要的影響(候方浩等，1999;王興志等，2000)。本文選取四川盆地北緣燈影組作為重點(diǎn)解剖對(duì)象，揭示控制燈影組深埋白云巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層形成、深埋－隆升過程中優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層保存的關(guān)鍵性控制因素。

2 區(qū)域地質(zhì)概況

四川盆地北緣南江地區(qū)的燈影組主要分布于呈東西向展布的米蒼山復(fù)背斜兩翼，中－晚元古界火地埡群中深變質(zhì)火山碎屑巖和晉寧－澄江期巖漿巖位于復(fù)背斜的核部，震旦系－志留系地層出露于隆起的四周(圖1)。位于復(fù)背斜兩翼的燈影組平行不整合沉積于觀音崖組或晉寧－澄江期花崗巖之上。雖然現(xiàn)今燈影組出露于地表，但在地質(zhì)歷史上，它們?cè)簧盥裼诘叵轮辽?000m或更深，屬于深層白云巖。研究區(qū)燈影組總厚288～980m(齊文等，2006;候滿堂等，2007)，巖性主要為硅化白云巖、葡萄狀白云巖、雪花狀白云巖、微晶白云巖、藻屑和礫屑白云巖、核形石白云巖、角礫狀白云巖、磷質(zhì)條帶白云巖，偶夾鮞粒白云巖等。

根據(jù)1∶20萬南江幅(四川省地質(zhì)局，1965①四川省地質(zhì)局．1965．1∶20萬南江幅區(qū)調(diào)報(bào)告)、鎮(zhèn)巴幅(四川省地質(zhì)局，1970②四川省地質(zhì)局．1970．1∶20萬鎮(zhèn)巴幅區(qū)調(diào)報(bào)告)區(qū)調(diào)資料和實(shí)測(cè)的楊壩、福城剖面(見圖1中P01和P02)，以實(shí)測(cè)楊壩剖面為基準(zhǔn)可將燈影組劃分為四個(gè)巖性段(圖2)。燈一段厚約329．94m，主要由灰色－灰白色泥晶白云巖、葡萄花斑狀藻白云巖、藻砂屑白云巖夾灰色藻紋層白云巖構(gòu)成，其內(nèi)可識(shí)別出多個(gè)葡萄狀白云巖→雪花狀白云巖→泥、微晶白云巖的韻律;主要為潮下低能(泥晶白云巖)－潮下高能(藻屑灘)夾少量潮間(藻紋層白云巖)沉積;葡萄狀構(gòu)造主要發(fā)育于藻屑灘中。燈二段厚約166．96m，下部為灰白色－灰色泥晶白云巖與灰色藻紋層白云巖互層，主要為潮間－潮上沉積;上部主要為砂質(zhì)白云巖、砂屑白云巖、泥晶白云巖，夾少量層紋石白云巖，為混合潮坪沉積;該段中也發(fā)育有葡萄狀構(gòu)造。燈三段厚51．9m，在楊壩剖面上主要由砂巖、粉砂巖夾藍(lán)灰色粉砂質(zhì)泥巖構(gòu)成，向東到沙灘一帶該層相變?yōu)樽霞t色粉砂巖、泥巖夾綠灰色泥云巖和砂巖，屬于臨濱沉積－混合潮坪沉積。燈四段厚198．8m，中下部主要為泥晶白云巖、粉－細(xì)晶白云巖及砂屑、藻屑白云巖，主要為潮下沉積;上部主要為微晶白云巖、粉－細(xì)晶白云巖夾疊層石白云巖;向東到馬元一帶，燈四段中見有礫屑白云巖;該段主要為潮間－潮上沉積。

3 分析測(cè)試方法

在薄片觀察的基礎(chǔ)上，利用牙鉆將巖石樣品磨制成200目以下的粉末樣品供同位素和化學(xué)成分分析用。碳、氧穩(wěn)定同位素分析采用南京地理與湖泊研究所國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室DELTAPLUS同位素質(zhì)譜儀，參比標(biāo)準(zhǔn):GBW－04405;分析精度δ13CPDB和 δ18OPDB測(cè)定值標(biāo)準(zhǔn)偏差分別小于 0．040 和 0．100。87Sr/86Sr分析是在國(guó)家教育部南京大學(xué)現(xiàn)代分析中心完成，所用儀器為英國(guó)VG354同位素質(zhì)譜儀(TIMS)，分析時(shí)采用美國(guó)國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)局987Sr同位素標(biāo)準(zhǔn)，標(biāo)樣的標(biāo)準(zhǔn)值為0．710340 ±0．000260，采用該儀器的測(cè)定值為 0．710324 ±9。鍶、鈣、鎂、錳含量采用四酸消解、等離子光譜分析。流體包裹體拉曼成分分析采用中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所的雷尼紹in Vi激光拉曼光譜儀，波長(zhǎng)514．5nm，掃描范圍:50～9000cm－1。流體包裹體溫度采用Linkam THMSG600型冷熱臺(tái)測(cè)定，測(cè)溫范圍為－196～600℃，精度為±0．1℃。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖圖中左上角插圖示研究區(qū)所在構(gòu)迼位置，P01、P02示剖面位置Fig．1 Simplified geologic and tectonic location map of research area

圖2 南江楊壩燈影組地質(zhì)和地球化學(xué)剖面Fig．2 Geologic and geochemical profiles of the Dengying Formation at Yangba，Nanjiang County

4 表生巖溶作用對(duì)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層形成的控制作用

4．1 表生巖溶作用的確定

百余年來，早期近地表暴露和大氣水成巖作用已被認(rèn)為是碳酸鹽巖儲(chǔ)層中次生孔隙形成的一種重要機(jī)制(Longman，1980;James and Choquette，1984;Lucia，1995;Dickson and Saller，1995)。由地表暴露所發(fā)生的巖溶作用，在不整合面下可形成大量的次生溶孔、溶洞、溶蝕溝縫等，并引起受溶蝕的碳酸鹽巖δ13C、δ18O的突然降低和Sr的突然增加(Dickson and Saller，1995)。為了確定燈影組是否存在古巖溶以及古巖溶影響的深度，在楊壩剖面系統(tǒng)地采集了87Sr/86Sr、δ13C、δ18O和Sr地球化學(xué)樣品進(jìn)行分析，分析結(jié)果如表1所列，根據(jù)分析測(cè)試結(jié)果繪制的地球化學(xué)剖面如圖2所示。

研究表明，四川盆地北緣燈影組內(nèi)存在兩期表生巖溶作用，兩個(gè)古巖溶面分別發(fā)育于燈二段和燈三段間、寒武系與燈四段間。燈四段與寒武系間的古巖溶界面起伏不平，在古巖溶界面下溶孔、晶洞發(fā)育，晶洞中常充填螢石、重晶石、方鉛礦和閃鋅礦等熱液礦物;在東部的朱家壩－欄木樹一帶還見有巖溶角礫。燈二段與燈三段間的古巖溶界面是一個(gè)明顯的巖性界面，在中部的楊壩－沙灘一帶燈一段和燈二段中以廣泛發(fā)育大小不等順層或穿層的葡萄狀構(gòu)造為特征。葡萄狀構(gòu)造被認(rèn)為是成巖后淡水淋濾成因(張蔭本，1980;陳明等，2002)或不同成巖期的混合水成因(向芳等，1998)，可以作為識(shí)別古暴露的標(biāo)志(劉護(hù)軍等，1993)。在東部的福城一帶，沿?zé)舳蜔羧伍g的古巖溶界面發(fā)育落水洞、滲濾砂，但古該溶界面下不發(fā)育葡萄狀構(gòu)造。類似的古巖溶界面在川中地區(qū)(候方浩等，1999)和盆地東南緣地區(qū)也可以見及。但略有不同的是，川中地區(qū)燈四段頂部的巖溶間斷面持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)，古巖溶作用的強(qiáng)度和影響深度遠(yuǎn)較燈二段的古巖溶強(qiáng)度強(qiáng)和深，燈二段末期的巖溶作用未影響到燈一段;而研究區(qū)葡萄狀構(gòu)造從燈一段到燈二段均發(fā)育，說明燈二段末期的古巖溶作用影響較盆地內(nèi)的深，最深可達(dá)500m左右(圖2)。

兩個(gè)古巖溶界面在地球化學(xué)特征上也有明顯的表現(xiàn)(圖2)。在Sr剖面上，向著燈四段頂和燈二段頂?shù)墓艓r溶界面Sr含量有逐漸增加的特征，以燈四段內(nèi)最為明顯。在87Sr/86Sr剖面上，白云巖的87Sr/86Sr變化于 0．7090 ～0．7103 間，絕大部分集中于0．7090～0．7091間(表1)，所有樣品的87Sr/86Sr均高于燈影期海水的87Sr/86Sr(0．7083)(張自超，1995)，具有大氣淡水的富87Sr/86Sr特征，說明燈影組受到廣泛的大氣淡水巖溶作用的改造;個(gè)別特別富87Sr/86Sr的樣品可能與深埋過程中受到外來富87Sr/86Sr的流體改造相關(guān)。研究區(qū)燈影組白云巖的 δ13CPDB、δ18OPDB分別變化于 －1．316‰ ～6．245‰和 －10．5‰ ～ －0．195‰間。在 δ13C、δ18O 剖面上，均是靠近古巖溶面δ13C、δ18O具有明顯的負(fù)偏特征，尤以δ18O表現(xiàn)最為明顯。Sr、δ13C和δ18O在垂向上的變化特征，與由古巖溶作用所引起的向古巖溶界面δ13C、δ18O的突然降低和Sr的突然增加(Dickson and Saller，1995)特征相一致，從另一個(gè)側(cè)面也證實(shí)古巖溶作用的存在。根據(jù)古巖溶作用的地質(zhì)和地球化學(xué)證據(jù)可以發(fā)現(xiàn)，燈二段末期的古巖溶作用影響深度最深，最大可以達(dá)到古巖溶界面下約500m左右，而燈四段末期的古巖溶作用影響的深度可達(dá)120～150m左右。

4．2 古巖溶和古巖溶地貌對(duì)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層分布的控制作用

研究表明，燈影組優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層主要發(fā)育于古巖溶界面附近或古巖溶影響的深度范圍內(nèi)。在古巖溶作用所影響的深度內(nèi)，均發(fā)育大小不等的晶洞、粒間溶孔、礫間溶孔、晶內(nèi)溶孔，它們部分或全部被后期深埋－隆升過程中的流體所充注，形成多世代的礦物充填。

雖然在燈影組中存在兩期表生巖溶作用，但兩期巖溶所形成的儲(chǔ)集空間在垂向上和側(cè)向上均存在明顯的非均質(zhì)性。在中部的楊壩剖面(P01)，燈二段和燈一段內(nèi)的儲(chǔ)集空間主要是以大小不等的晶洞為主，大的晶洞可達(dá)15～30cm大小，小者僅幾個(gè)厘米，它們大多沿層面發(fā)育，順層呈串珠狀分布，在晶洞四壁上形成紋層狀環(huán)邊或葡萄狀構(gòu)造，也見有順陡傾裂縫發(fā)育的晶洞和葡萄狀構(gòu)造;而燈四段的儲(chǔ)集空間主要以粒晶溶孔、粒內(nèi)溶孔、晶間孔和裂縫為主，僅在近頂部偶爾可見10～15cm×5～7cm大小的晶洞。在東部的福城剖面(P02)、朱家壩和欄木樹一帶，燈二和燈一段儲(chǔ)集空間主要以晶間孔、粒間孔和粒內(nèi)溶孔為主，而且大多數(shù)孔隙在深埋過程中均被破壞和充填;燈四段內(nèi)則發(fā)育大小不等的晶洞，晶洞10～50cm不等，大多集中于10～20cm大小;其中的部分晶洞為深埋過程中的熱液礦物(如方鉛礦、閃鋅礦、重晶石和螢石)不同程度充填。由此可以看出，兩期巖溶作用無論是在垂向上還是側(cè)向上儲(chǔ)集空間均存在明顯的差異性，表現(xiàn)出極強(qiáng)的非均質(zhì)性。這種非均質(zhì)性主要受古巖溶地貌和沉積微相的控制。

古巖溶地貌對(duì)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的側(cè)向分布具有明顯的控制作用。在中部的楊壩－沙灘一帶燈一和燈二段由古巖溶作用所形成的晶洞大多順層分布，沿晶洞的四壁同心環(huán)狀的紋層狀淡水白云石發(fā)育，它暗示著當(dāng)晶洞形成時(shí)楊壩和沙灘一帶可能處于古巖溶斜坡位置(圖3)，這些晶洞處于潛水面以下，從而在晶洞的四圍形成同心環(huán)狀紋層環(huán)帶。而在東部的朱家壩、福城和欄木樹一帶，燈一和燈二段內(nèi)溶洞不發(fā)育，僅在古巖溶界面處見有少量落水洞，暗示著東部可能處于古巖溶高地位置(圖3)，主要是以垂直滲流為主，相對(duì)應(yīng)地順層溶洞或晶洞不發(fā)育。由此也可看出，燈一段和燈二段的優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層主要發(fā)育于古巖溶斜坡位置上，古巖溶高地不發(fā)育。燈四段末期，東部的貴民、朱家壩、欄木樹一帶可能處于古巖溶的斜坡位置，而中部的楊壩一帶可能處于古巖溶的斜坡的末端或古巖溶洼地處，地形上仍是東高西低，但斜坡的位置向東擴(kuò)展了，可能斜坡的坡度也較燈二段末期陡，從而造成東部燈四段晶洞內(nèi)缺少紋層狀環(huán)邊，而僅有薄的細(xì)晶粒白云石沉淀于晶洞壁。

圖3 燈二末期古巖溶地貌剖面圖Fig．3 Section of palaeokarst landform at the end of the MemberⅡof the Dengying Formation

4．3 巖性和沉積微相對(duì)表生巖溶作用的影響和控制

研究表明，巖性和巖相對(duì)表生巖溶作用和優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的發(fā)育具有控制作用。在楊壩和沙灘一帶，燈一段和燈二段中的葡萄狀構(gòu)造和晶洞主要發(fā)育于砂屑白云巖、藻屑白云巖、藻團(tuán)塊白云巖、核形石白云巖等藻屑灘或顆粒灘相巖性中或潮間的藻紋層白云巖中，而夾于其間低能環(huán)境下沉積的泥、微晶白云巖中孔洞不發(fā)育(圖2)，構(gòu)成孔洞發(fā)育層段與不發(fā)育層段間互特征。鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，顆粒白云巖的原始粒間孔發(fā)育，大氣淡水可沿粒間孔滲入引起廣泛的巖溶;而泥微晶白云巖中原始的孔隙不發(fā)育，大氣淡水無法滲入引起水－巖作用。朱家壩、福城和欄木樹一帶的燈一段和燈二段從巖性和巖相上與楊壩、沙灘一帶形成鮮明的對(duì)照，在這里燈一和燈二段主要以潮下低能沉積的泥微晶白云巖和少量砂屑白云巖為主，主要發(fā)育粒間溶孔、基質(zhì)溶孔和晶間溶孔，晶洞不發(fā)育。燈四段在朱家壩和欄木樹一帶主要為顆粒白云巖、微晶白云巖和砂屑白云巖，其間斷續(xù)發(fā)育有礫屑白云巖，該區(qū)的晶洞遠(yuǎn)較中部的楊壩發(fā)育，東部的儲(chǔ)層優(yōu)于中部的儲(chǔ)層。從上面的論述中可以看出，沉積微相和巖性對(duì)表生巖溶作用和優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層具有明顯的影響和一定程度的控制作用。

5 多期流體充注和多期充填對(duì)先存表生巖溶孔洞的破壞

從野外和室內(nèi)的綜合研究表明，優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的儲(chǔ)集空間大多為表生巖溶作用期間所形成的孔洞，它們?cè)诤笃诘穆癫兀∩^程中為不同時(shí)期的礦物不同程度充填，主成藏期的油藏主要賦存于表生巖溶期所形成的孔洞被充填破壞后的殘余空間和埋藏過程中新生成的次生孔洞內(nèi)(圖4a)。研究表明，燈影組孔洞中存在兩期油氣充注，第一期油藏在加里東末期被破壞形成生物降解瀝青(Bit－1)，第二期油藏成藏于印支期，在燕山期發(fā)生石油熱裂解形成熱裂解瀝青(Bit－2)。其間在表生巖溶所形成的晶洞或溶洞中充填有MVT型鉛鋅礦，從鉛鋅礦的成礦年齡可確定出該期流體的充注時(shí)間為486±12Ma(李厚民等，2007)。以形成時(shí)間較為明確的生物降解瀝青、鉛鋅礦和熱裂解瀝青為時(shí)間坐標(biāo)點(diǎn)，按照孔洞中所充填礦物與這三個(gè)具有時(shí)間指示意義的標(biāo)志性礦物的先后時(shí)序關(guān)系，至少可以識(shí)別出九個(gè)世代的礦物充填，但不是所有的孔洞中均能見到九個(gè)世代的礦物，大多數(shù)孔洞中可識(shí)別出2～4個(gè)世代的礦物，部分孔洞中最多能見到5個(gè)世代的礦物。下面對(duì)各世代的礦物分別予以說明:

①第一世代葡萄狀白云石

該世代白云石(Dol－c)常呈葡萄狀貼附在孔洞的最邊緣，具有明顯的紋層結(jié)構(gòu)，有的紋層結(jié)構(gòu)在后期深埋作用過程中由于重結(jié)晶作用而消失或淡化不明顯，它們的陰極發(fā)光表現(xiàn)為桔紅色為主，其間夾黃色條帶(圖4b，c)。該世代白云石87Sr/86Sr為0．7096～0．7103，它們明顯地高于相鄰圍巖的87Sr/86Sr(0．7090 ～0．7091)和同期海水的87Sr/86Sr(0．7083)，具有大氣淡水87Sr/86Sr特征;95%以上葡萄石的Sr＜75×10－6，具有大氣淡水白云石特征。所有這些說明，該世代的白云石為大氣淡水－溶蝕再沉淀產(chǎn)物，它們形成于淺埋過程中。

②第二世代白云石

該世代白云石常呈晶粒狀部分或全部充填于表生巖溶所形成的孔洞中，陰極發(fā)光呈明顯的黃色，與第一世代紋層狀白云石界線截然(圖4b，c)。

③第三世代石英

表現(xiàn)為巖溶孔洞充填或硅化，它們常呈晶粒狀分布于孔洞壁。該世代的石英形成于降解瀝青前(圖4g)，晶內(nèi)包裹體不發(fā)育，陰極發(fā)光呈暗灰色。

④第四世代白云石－金屬礦物組合

圖4 燈影組表生巖溶孔洞中的多期充填(a)－表生巖溶殘余孔洞中充填瀝青，地點(diǎn):沙灘;(b)－晶洞邊緣呈等厚環(huán)邊的淡水白云石(葡萄狀)(Dol－c)陰極發(fā)光呈紅色;第二世代細(xì)晶粒的白云石和充填于中心的晶粒狀白云石陰極發(fā)光分別呈黃色和桔紅色;地點(diǎn):楊壩;(c)－孔洞邊緣的紋層狀微晶白云石環(huán)邊(葡萄部分)(Dol－c)和中心充填的晶粒狀白云石陰極發(fā)光分別呈桔紅色和黃色;地點(diǎn):楊壩;(d)－表生巖溶孔洞被多期充填，充填順序?yàn)?白云石(Dol－1，細(xì)小晶粒狀)→石英→白云石(Dol－2，自型狀)，地點(diǎn):貴民;(e)－孔洞中兩個(gè)世代的充填，邊緣為石英，中心為白云石，其后白云石被溶蝕形成溶孔;地點(diǎn):楊壩;(f)－被多期充填后的殘余孔洞，充填順序?yàn)闉r青(Bit1)→白云石(Dol)→石英(Q);石英內(nèi)富含CH4包裹體，地點(diǎn):貴民;(g)－孔洞中的多期充填，從孔洞邊緣到中心，依次充填石英(Q1)→瀝青(Bit1)→石英(Q2)→瀝青(Bit2);地點(diǎn):楊壩;(h)－礫屑白云巖礫間孔內(nèi)依次充填閃鋅礦(Sp)→白云石→瀝青，地點(diǎn):朱家壩Fig．4 Multi－episode fillings in subaerial karstification vugs in the Dengying Formation

表1 燈影組碳酸鹽巖碳、氧、鍶同位素分析Table 1 Analysis of87Sr/86Sr，δ13C，δ18O and Sr from carbonate rocks

該世代礦物以形成閃鋅礦、方鉛礦為代表。有時(shí)可見閃鋅礦與白云石構(gòu)成斑馬狀構(gòu)造，與閃鋅礦共生的白云石常具有熱液成因的馬鞍狀構(gòu)造。對(duì)該世代閃鋅礦的Rb－Sr同位素定年表明，它們形成于486±12Ma，成礦流體的初始87Sr/86Sr值為0．7106(李厚民等，2007)，它們與受大氣淡水改造后燈影組圍巖的87Sr/86Sr相近(表1)，或許它們?cè)诔梢蛏暇哂忻芮械穆?lián)系。從油氣生成史可知(代寒松等，2009)，該世代礦物組合形成于第一期油藏成藏前，這些硫化物礦床的形成似乎與TSR沒有明顯的成因聯(lián)系(未達(dá)到TSR所需溫度)。該世代的礦物組合主要充填于研究區(qū)東部的朱家壩、馬元和欄木樹一帶燈四段的晶洞中，晶洞內(nèi)有大約60%～80%空間為其所占據(jù)，使表生巖溶作用期間所形成的儲(chǔ)集空間大幅度地受到破壞。

⑤第五世代的瀝青

該世代的瀝青為第一期古油藏在加里東末期破壞時(shí)由生物降解所形成。它們常分布于孔洞的邊緣(圖4f)或形成于第三世代石英后(圖4g，Bit－1)。該世代的瀝青分布十分有限，僅在個(gè)別孔洞中能觀察到。

⑥第六世代的白云石

該世代的白云石常呈晶粒狀沿孔洞壁分布(圖4d)，它們常充填于第三世代石英(圖4e)、第五世代瀝青(圖4f)或第四世代金屬礦物組合之后(圖4h)。該世代的白云石呈半自形狀，陰極發(fā)光呈桔紅色，流體包裹體峰溫集中于98～116℃(圖5a)，說明該世代白云石形成于中－深埋藏過程中。該世代的白云石常被后期侵蝕性流體溶蝕形成新的次生溶孔(圖4e，h)。

⑦第七世代石英

該世代的石英呈自型錐狀或呈馬牙齒狀依附于第五世代瀝青(圖4g)或第六世代白云石后生長(zhǎng)(圖4d)，流體包裹體主要以氣液兩相鹽水包裹體為主，流體包裹體的峰溫集中于160～198℃(圖5b)。

⑧第八世代瀝青

該世代的瀝青十分豐富，它們主要充填于為前述礦物充填后的殘余孔洞中(圖4a，f，g)或深埋過程中所新形成的次生孔隙中(圖4h)。該世代瀝青為熱裂解成因，為油氣主成藏期的產(chǎn)物，它們形成于深埋過程中由古油藏中石油熱裂解所形成。

⑨第九世代熱液礦物

該世代礦物主要形成于熱裂解瀝青后，常見有自型錐狀石英、白云石、螢石、重晶石等，其中的白云石為燈影組白云巖重溶后再結(jié)晶沉淀產(chǎn)物，自型錐狀石英可能來自于油田底水或邊水的結(jié)晶沉淀，螢石和重晶石主要為熱液礦物。這些礦物彼此間不接觸，無明顯的世代關(guān)系和年代學(xué)限定，無法確定它們的先后時(shí)序，暫將其劃歸為一個(gè)世代，它們主要形成于古氣藏的破壞過程中或其后。

該世代中的白云石陰極發(fā)光呈桔紅色，包裹體的峰溫集中于197～228℃(圖5c)，它們主要分布于楊壩剖面的燈一段和燈二段晶洞中;這些白云石的87Sr/86Sr為 0．7094～0．7106，其87Sr/86Sr與第一世代葡萄狀白云石和白云巖圍巖相近，表明它們應(yīng)當(dāng)是由葡萄狀白云石和/或燈影組白云巖重溶后再沉淀產(chǎn)物;該世代白云石的δ18O與第一世代葡萄狀白云石明顯不同，它們的 δ18OPDB(－9．92‰ ～ －8．08‰)比第一世代葡萄狀白云石的 δ18OPDB(－3．99‰～ －1．83‰)明顯偏負(fù)。石英流體包裹體中富含甲烷和硫化氫，與之共生的鹽水包裹體峰溫集中于205～242℃(圖5d)。重晶石中也富含無色液態(tài)甲烷包裹體，流體包裹體的峰溫集中分布于160～226℃間(圖5e)。螢石的流體包裹體中也是富含液態(tài)甲烷和少量硫化氫，其中部分流體包裹體中還見有白云石和石英的捕獲晶。

圖5 流體包裹體溫度直方圖(a)－第六世代白云石;(b)－第七世代石英;(c)－第九世代白云石;(d)－第九世代石英;(e)－第九世代重晶石．n－實(shí)測(cè)流體包裹體個(gè)數(shù)Fig．5 Distribution histogram of homogenization temperature from different inclusions

從流體包裹體的形成溫度和富含甲烷這一特征，說明該世代礦物的流體包裹體溫度均高于石油的熱裂解溫度，它們可能成于石油熱裂解后的不同時(shí)期。

從上面的論述中可以看出，深埋－隆升過程中多期流體充注造成了多世代礦物的充填，不同世代的礦物主要是充填于表生巖溶作用期間所形成的孔洞中。通過多世代的礦物充填，表生巖溶作用期間所形成的孔洞體積總體減小，有的地方甚至全部為后期全部充填。燈影組中主成藏期的油藏主要是充填于表生巖溶作用的殘余孔洞中。當(dāng)然，不容置疑的是，也有少部分瀝青是充填于埋藏－隆升過程中新形成的孔洞中，因而，燈影組中的優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層主要還是受表生巖溶作用的控制。

6 多期溶蝕作用對(duì)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成和保存的影響

6．1 CO2和有機(jī)酸對(duì)碳酸鹽巖的溶蝕作用

近年來對(duì)碳酸鹽巖溶蝕的熱力學(xué)模擬和實(shí)驗(yàn)?zāi)M表明，隨埋深增加，體系的pH值越來越趨于酸性，但碳酸鹽巖并沒有持續(xù)溶解，而是呈先溶解后沉淀的趨勢(shì)，當(dāng)埋藏深度大于2500m(100℃)時(shí)，碳酸鹽主要是發(fā)生沉淀(黃可可等，2009);在常溫～200℃范圍內(nèi)，CO2對(duì)碳酸鹽巖的溶蝕能力在60～90℃達(dá)到最大(范明等，2007;張建勇等，2008);當(dāng)埋深超過4000米溫度大于150℃后，CO2對(duì)碳酸鹽巖的溶蝕能力變得越來越弱(范明等，2007)，碳酸鹽主要是沉淀而不是溶蝕(黃可可等，2009)。從燈影組中所充填的第一世代葡萄狀白云石具有明顯的大氣淡水的特征，說明在淺埋藏條件下大氣淡水中的CO2對(duì)碳酸鹽巖的溶蝕仍然存在。隨著埋藏深度的增加溫度達(dá)到60～90℃，CO2對(duì)碳酸鹽巖的溶蝕能力達(dá)到最大，與此同時(shí)，在這一溫度范圍內(nèi)有機(jī)質(zhì)開始大量成熟形成大量有機(jī)酸。在有機(jī)酸和CO2的共同作用下，主要是發(fā)生碳酸鹽巖的溶蝕作用，它將使先存的表生巖溶孔洞進(jìn)一步的擴(kuò)大或至少保證絕大部分的空間不被破壞，阻止了碳酸鹽礦物的結(jié)晶沉淀，從而使表生巖溶孔洞保存下來。隨著埋藏深度的增加，溫度也開始增加，前期由有機(jī)酸和CO2溶解作用造成體系中Ca2+、Mg2+過飽合而發(fā)生沉淀形成白云石?？锥粗兴涮畹牡诙来自剖偷诹来自剖赡芫褪切纬捎谶@一時(shí)期，這一點(diǎn)可以從第六世代白云石流體包裹體的溫度(98～116℃)(圖5a)得到印證。

6．2 外來酸性流體的溶蝕作用

圖6 不同礦物流體包裹體中的H2S和CH4拉曼光譜(a)－寄主礦物:重晶石，包裹體中含有CH4(L)、H2S(L)和H2O;(b)－寄主礦物:石英，包裹體中含有CH4(L)、H2S(L)和瀝青(S);(c)－寄主礦物:白云石，包裹體中含有 CH4(V)、H2S(V)．L－液相;V－氣相;S－固相Fig．6 Raman spectrogram of H2S and CH4in the inclusions from different minerals

正如前面所述，燈影組孔洞中存在多期石英充填和螢石、重晶石充填。在所充填的這些礦物中，螢石和重晶石的流體包裹體內(nèi)存在石英和白云石捕獲晶，表明形成螢石和重晶石的熱液流體具有明顯的侵蝕作用，它們對(duì)碳酸鹽巖進(jìn)行溶蝕后，將未完全溶蝕掉的白云石和石英捕獲其中。雖然這些溶蝕作用可以形成新的次生溶孔，但這些次生孔隙形成于古氣藏成藏后的破壞過程中，對(duì)油氣藏的成藏不具有建設(shè)性作用，因而，對(duì)這部分流體不作討論。這里僅重點(diǎn)討論成藏前的外來熱液流體的溶蝕作用，它們主要表現(xiàn)為硅化和石英充填，以第三世代和第七世代的石英為代表。

研究區(qū)的硅化在空間上表現(xiàn)出明顯的分帶性。在楊壩一帶主要是形成硅質(zhì)條帶，孔洞內(nèi)少見自型錐狀石英。向東到朱家壩、欄木樹一帶硅化減弱，但溶孔溶洞內(nèi)常見自型錐狀石英充填于表生巖溶期所形成的晶洞中，儲(chǔ)積空間體積明顯變小。

通過對(duì)第七世代的石英包裹體的研究表明，該期流體形成于160 ～198℃(圖 5b)，具有高鹽度(30．95% ～37．32%NaCleqv)特征，在個(gè)別石英包裹體中還見有白云石殘晶。這些白云石是富SiO2的酸性流體對(duì)碳酸鹽巖溶蝕后的殘留，它是酸性流體對(duì)碳酸鹽巖溶蝕的最直接證據(jù)。通過對(duì)比研究發(fā)現(xiàn)，硅化的巖石比未受硅化巖石的溶孔發(fā)育、重結(jié)晶程度增高。在有硅化的巖石中，石英均呈細(xì)小的它型粒狀分布于晶間，相對(duì)應(yīng)地晶間溶孔也發(fā)育，這些溶孔內(nèi)均有瀝青充填。另一方面，從理論上來說，石英主要是存在于酸性條件下，在酸性條件下可能會(huì)導(dǎo)致部分白云石的溶解，從而出現(xiàn)新的溶孔。

綜上所述，在深埋過程中富含SiO2的酸性流體對(duì)碳酸鹽巖具有明顯的溶蝕作用，溶蝕主要發(fā)生于先前巖溶孔洞不發(fā)育區(qū)，在先存的巖溶孔洞發(fā)育區(qū)主要是石英的沉淀，導(dǎo)致先存巖溶孔洞不同程度的改造和破壞。總體來看，它對(duì)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成還是有利的。

6．3 石油熱裂解過程中H2S的溶蝕作用

研究表明，四川盆地北緣燈影組中古油藏隨著埋藏深度的增加，古油藏中的石油發(fā)生熱裂解形成古氣藏(代寒松等，2009)。通過對(duì)古氣藏形成或破壞過程中所充填的第九世代礦物組合的流體包裹體拉曼光譜分析表明，在這些流體包裹體中除存在大量的液態(tài)甲烷外，還存在著氣態(tài)或液態(tài)的硫化氫(圖6)。

碳酸鹽巖樣品在含硫化氫飽和水溶液中溶蝕試驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，經(jīng)過硫化氫的溶蝕，儲(chǔ)層的孔隙度平均增大2%，滲透率平均將近提高兩個(gè)數(shù)量級(jí)(馬永生等，2007)。石油熱裂解后所充填的礦物包裹體中含有氣態(tài)和液態(tài)硫化氫，暗示著這些硫化氫是由石油熱裂解所形成(另文發(fā)表)。對(duì)川中古油氣藏的形成過程研究表明，石油熱裂解過程中會(huì)形成超壓(Wang et al．，2008)。對(duì)研究區(qū)石油熱裂解過程或破壞過程中所形成的第九世代石英流體包裹體研究表明，均一溫度集中于215～260℃(圖5d)，其內(nèi)存在大量液態(tài)甲烷和部分硫化氫。根據(jù)顯微觀測(cè)結(jié)果，選擇樣品中純度相對(duì)較高的甲烷包裹體，對(duì)其捕獲壓力進(jìn)行估算，在215℃和260℃條件下的捕獲壓力集中于:105～135MPa和115～155MPa(圖7)，對(duì)應(yīng)的壓力系數(shù)分別為1．62 ～2．01 和1．44 ～1．94，由此說明，石油熱裂解在研究區(qū)燈影組氣藏中形成了超壓。通過實(shí)驗(yàn)?zāi)M發(fā)現(xiàn)，硫化氫和高含硫氣體在水中的溶解度隨壓力的增加而增大，當(dāng)溫度一定時(shí)，高含硫氣體在地層水中的溶解度與壓力呈現(xiàn)較好的線性關(guān)系(楊學(xué)鋒等，2008)。在超壓的作用下，由石油熱裂解所形成的天然氣和硫化氫一部分以氣態(tài)形式保存于氣藏中，另一部分CH4和H2S溶于底水和邊水中形成水溶氣(Wang et al．，2008)，當(dāng)氣藏破壞時(shí)，溶解于水中的CH4和H2S從水中脫溶或者以流體包裹體的形式存在于石英、重晶石、白云石或螢石中。實(shí)驗(yàn)?zāi)M發(fā)現(xiàn)，與CO2相比，H2S對(duì)碳酸鹽巖具有更強(qiáng)的溶蝕能力(張建勇等，2008)。因而，深埋過程中石油熱裂解所形成的液態(tài)H2S對(duì)碳酸鹽巖的強(qiáng)烈溶蝕作用，會(huì)使先存的巖溶孔洞擴(kuò)容或形成新的溶孔，從而使先存表生期形成的巖溶孔洞得以保存。

圖7 石英中甲烷包裹體的捕獲壓力(a)－溫度:215℃;(b)－溫度:260℃．42 組數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)結(jié)果Fig．7 Distribution histogram of trapping pressure from methane inclusion in quartz

7 石油熱裂解所致超壓對(duì)先存孔洞的保存作用

石油熱裂解過程中所形成的超壓(圖7)可引起儲(chǔ)集巖和蓋層發(fā)生破裂，從而導(dǎo)致壓力的釋放和天然氣的丟失。如果儲(chǔ)集巖體系保持為一個(gè)開放體系，原來充填的油轉(zhuǎn)化成氣后，為了維持靜水壓力，大約有75%的氣體被丟失或者造成氣－水界面下移，使儲(chǔ)集空間增大(Teinturier et al．，2003)。由超壓形成的裂隙可以將前期深埋過程中由膠結(jié)作用所堵塞的喉道相連通，超壓還可以抑制先期裂隙的愈合，從而對(duì)孔隙的形成起到建設(shè)性作用。如果是通過氣－水界面的下移來維持靜水壓力，原先部分為油田底水和邊水所占據(jù)的儲(chǔ)集空間將被天然氣所替代，這必然會(huì)抑制礦物在孔壁的沉淀，從而起到保存孔隙的作用。一方面，原油的熱裂解作用，有利于孔隙的保存和孔隙的形成，另一方面，熱裂解作用過程中所形成的焦瀝青又會(huì)占據(jù)一定的孔隙體積，從而使孔隙發(fā)生一定程度的丟失。

8 控制優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層形成和保存的關(guān)鍵控制因素

從前面的論述中可以看出，燈影組深埋白云巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成和保存主要受控于表生巖溶作用、深埋－隆升過程中的多期酸性流體的溶蝕－沉淀的復(fù)合作用、石油熱裂解作用所致的超壓作用的共同制約。其中，表生巖溶作用控制了優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成，古巖溶地貌和沉積微相(藻屑灘)對(duì)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的時(shí)空分布和古巖溶強(qiáng)度具有明顯的影響和控制作用。埋藏－隆升過程中多期酸性流體充注和溶蝕作用，使先存表生巖溶孔洞被不同程度的擴(kuò)容，形成新的次生孔隙和阻止碳酸鹽礦物的沉淀，從而使表生巖溶作用期間所形成的孔洞得以保存。在成巖作用不同階段酸性流體的來源和性質(zhì)不盡相同，在淺埋藏階段大氣淡水仍起著十分重要的控制作用，隨著埋藏深度的加深和有機(jī)質(zhì)的成熟，酸性流體由CO2轉(zhuǎn)為有機(jī)酸和CO2的共同作用;隨著埋藏深度的進(jìn)一步增加和溫度的升高(溫度＞150℃)，CO2對(duì)碳酸鹽礦物的溶蝕能力逐漸消失，取而代之的酸性流體將由先前的有機(jī)酸和CO2演變?yōu)楦邷貤l件下由石油熱裂解作用所形成的H2S。在這一過程中也摻雜多期外來富含SiO2的酸性流體的注入。在酸性流體充注過程中由溶蝕所引起的碳酸鹽礦物過飽合沉淀和外來熱液礦物的多期充填，使先存表生巖溶孔洞被不同程度的破壞。石油熱裂解是深埋碳酸鹽巖儲(chǔ)層中廣泛存在的現(xiàn)象，由石油熱裂解所形成的硫化氫和超壓作用對(duì)于優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成和保存也具有十分重要的建設(shè)性作用。

從上面的分析表明，燈影組深埋白云巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成和保存不僅受表生巖溶作用、古巖溶地貌和沉積微相(藻屑灘)的影響和控制，而且還受深埋隆升過程中多期流體充注、溶蝕－沉淀和石油熱裂解的復(fù)合控制，但在所有這些因素中表生巖溶作用是影響優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層形成的最為關(guān)鍵性因素，而多期溶蝕、多期油氣充注和石油熱裂解是制約先存表生巖溶孔洞能得以保存的重要因素。

9 結(jié)論

(1)燈影組中存在兩期古巖溶作用，它們分別發(fā)生于燈四段和燈二段末期，古巖溶作用的影響深度最深可達(dá)500m左右。兩期古巖溶作用形成了大量的次生溶孔和晶洞，古巖溶地貌和沉積微相(藻屑灘)對(duì)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的時(shí)空分布具有重要的控制作用。

(2)深埋－隆升過程中，表生期的巖溶孔洞被不同世代的礦物充填，先存孔洞被不同程度的改造和破壞，隨著埋深的增加表生期所形成的孔洞逐漸變小。

(3)深埋－隆升過程中，燈影組白云巖受 CO2、有機(jī)酸、H2S和多期外來酸性熱液流體的溶蝕改造形成了部分新的次生孔洞，同時(shí)使先存孔洞擴(kuò)容或被保存下來;油氣藏主要賦存于殘余的表生巖溶孔洞和新生次生溶孔內(nèi)。

(4)燈影組深埋白云巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成和保存不僅受表生巖溶作用、古巖溶地貌和沉積微相的影響和控制，而且還受深埋隆升過程中多期流體充注、溶蝕－沉淀和石油熱裂解的復(fù)合控制。其中，表生巖溶作用是影響優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層形成的最為關(guān)鍵性因素，多期侵蝕性流體的溶蝕和石油熱裂解所引起的超壓使先存表生巖溶孔洞能得以保存。

致謝 感謝匿名專家對(duì)論文的評(píng)審和所給出的建設(shè)性意見。

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