四川盆地南部寒武系碳酸鹽巖成巖作用特征及對儲層的影響

雷和金，李國蓉，2，周吉羚，高魚偉，申 滔，符 浩，李 輝

（1.成都理工大學 能源學院，四川 成都 610059； 2.成都理工大學 油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室，四川 成都 610059）

0 引言

碳酸鹽巖儲層油氣資源豐富，它蘊含的油氣約為世界油氣資源的1／2[1－4].由于成巖作用及儲滲空間演化具有復雜性[5－6]，增加碳酸鹽巖儲層的開采難度.在沉積過程中，碳酸鹽巖孔隙演化在一定程度上受成巖作用控制[6－7]，成巖作用與儲滲空間演化分析是油氣開采的重要向導[7]，因此成巖作用的研究對碳酸鹽巖儲層的勘探與開發具有重要的指導意義.

近年來，隨著威遠氣田的發現，使四川盆地寒武系油氣潛力得到重新認識.2012年，川中古隆起磨溪地區發現龍王廟組氣藏，探明含氣面積為779.9km2，探明油氣儲量達到4 403.8×108m3[8].徐春春等[9]通過構造運動及成烴演化分析油氣聚集規律；鄒才能等[8]通過對寒武系巖相古地理、沉積相、成藏等方面研究分析儲層形成機制與分布區塊；袁立等[10]通過對層序及沉積特征方面研究探討儲層的發育分布；徐世琦等[11]利用構造與沉積相分析有利的油氣聚集場所.對四川盆地寒武系成巖作用研究相對較少，根據樂山范店、金沙巖孔、金佛山三匯場剖面樣品的巖石學特征，結合地球化學資料，筆者分析成巖作用類型，研究儲滲空間形成的機制，進而探討儲層形成的主控因素，為研究區儲層演化研究、油氣勘探理論與實踐提供依據.

1 區域地質概況

四川盆地是在上揚子克拉通基礎上發展起來的大型多旋回疊合盆地，是上揚子克拉通內受北東向和北西向交叉的深大斷裂控制形成的菱形構造盆地.研究區位于四川盆地南部，東至豐都、道真，南至敘永、興文，西以甘洛、寶興為界，北至大邑、簡陽、遂寧一帶（見圖1）.由于寒武系地層較老，在漫長的地層演化過程中，構造運動復雜，先后經歷加里東、遵義、海西等多次構造運動，從而形成現今復雜的地貌特征.

圖1 研究區構造帶劃分Fig.1 The tectonic location map in the study area

2 成巖作用特征

在漫長的成巖演化過程中，四川盆地南部寒武系碳酸鹽巖地層成巖作用較為復雜，不同成巖階段經歷成巖作用形成現今的孔隙體系.根據研究區樂山范店、金沙巖孔、金佛山三匯場等巖石薄片的觀察和分析，可識別的成巖作用類型包括海底膠結作用、白云石化作用、溶蝕作用、壓實壓溶作用、破裂作用、重結晶作用和充填作用等（見圖2）.

2.1 白云石化作用

通過巖心、巖屑薄片觀察與分析，識別4類白云石化作用，即蒸發泵、滲透回流、埋藏和熱液.同生期蒸發泵、滲透回流白云石化作用主要形成粉—微晶白云石、細—粉晶它形白云石（見圖2（b））；這兩類白云石在研究區發育最為廣泛，且白云石化較為徹底，難以辨別原巖組構.淺埋藏白云石化作用主要在研究區細晶霧芯亮邊白云石、細晶半自形—它形白云石中可見.熱液白云石化作用識別標志為構造裂縫和溶蝕縫洞內鞍狀白云石；這類白云石為典型的熱液礦物，通常晶體巨大，為粗晶—極粗晶，具有波狀消光特征.

2.2 溶蝕作用

研究區寒武系碳酸鹽巖主要存在3期溶蝕作用：第一期溶蝕作用為研究區發生時間最早的，發生于同生成巖階段，識別標志為顆粒鑄模孔、粒間溶孔、粒內溶孔，可見瀝青充填（見圖2（g）），主要發育于潮坪亞相，臺內灘也有發育.第二期溶蝕作用表現為不規則溶蝕縫洞及膏溶孔洞的形成（見圖2（h）），識別標志為縫洞內鞍狀白云石生長，部分有長柱狀石英晶體生長，在潮坪亞相和瀉湖亞相較為發育，由于縫洞內被鞍狀白云石和石英等熱液礦物充填，推測溶蝕作用發生于中—晚成巖階段，與熱液作用有關.第三期溶蝕作用為發生時間最晚的，發育不受沉積相影響，為表生期大氣水溶蝕，識別標志為晶間溶孔的發育，以及在鹽膏部位發生的溶蝕而形成的膏模孔等，局部可見方解石充填（見圖2（i））.由于受構造作用影響，地層抬升后暴露地表，大氣水進入白云巖斑塊部位，對晶間充填物進行選擇性溶蝕，從而形成晶間溶孔.

2.3 海底膠結作用

研究區海底膠結作用主要在海底成巖、埋藏成巖環境中發育（見圖2（a））.由于海底膠結作用發生時間比較早，形成的方解石主要以泥晶、微晶為主，海底膠結作用在研究區發育并不普遍，只在潮間帶、生物礁等特定沉積環境發育，顯示膠結作用較弱、局部發育的特征.埋藏環境中，海底膠結作用主要表現為方解石、瀝青充填膠結于次生溶蝕孔、洞、縫.

2.4 壓實壓溶作用

壓實壓溶作用是碳酸鹽巖地層中最為普遍的成巖作用之一，主要發生在埋藏成巖環境中，埋藏深度和上覆載荷厚度是最主要的控制因素，以壓溶縫合線發育為標志（見圖2（c））.通過研究區薄片觀察，在樂山范店、金佛山三匯場剖面可見明顯的壓實壓溶作用現象.壓實作用造成沉積物脫水，顆粒間距離變小，從而導致孔隙度降低、巖石密度增大.另外，方解石膠結所需的CaCO3部分來源于壓溶作用的產物.因此，壓實壓溶作用對研究區碳酸鹽巖儲集性具有較大的破壞作用.

圖2 研究區地層成巖作用類型Fig.2 Diagenesis types in the study area

2.5 破裂作用

碳酸鹽巖具有脆性，易發育破裂作用；破裂作用能夠產生構造裂縫、破碎帶和斷裂等，有利于改善碳酸鹽巖地層的儲滲性能，提供油氣的運移通道.寒武系地層先后經過多次構造運動，如遵義上升運動、海西早期廣西祁連運動等，導致研究區破裂作用較為發育.通過巖心和薄片觀察，結合地質背景，發現存在3期構造裂縫為加里東運動、印支運動、喜馬拉雅運動的產物.第一期構造裂縫縫內基本已被充填，局部可見構造裂縫被溶蝕縫切割現象（見圖2（d））；第二期構造裂縫縫內可見方解石半充填或充填；第三期構造裂縫產狀不一，基本未被充填（見圖2（e）），可見沿縫溶蝕孔洞，有利于儲層儲滲空間的形成.

2.6 重結晶作用

研究區重結晶作用主要發生于埋藏成巖環境.通過薄片觀察，重結晶后原巖組構破壞較大，難以辨別.在同生成巖階段，基本不發生重結晶作用，隨著埋藏加深，重結晶作用主要表現為白云石晶體由粉晶、微晶向細晶結構的轉變[12]，白云石晶體的增大導致晶間孔相對于重結晶前更為發育[13]，且晶間孔內可見瀝青充填，說明曾為有效的油氣儲集空間，對儲層的發育具有一定的貢獻作用.

2.7 充填作用

作為成巖作用的產物——充填物保留一些成巖演化及油氣藏形成、破壞的信息[14].研究區樣品大多只見一個世代的充填礦物，局部可見兩個世代的充填礦物[14].充填礦物可為白云石、方解石、瀝青等.研究區常見鞍狀白云石充填溶蝕孔縫和構造裂縫，方解石或白云石充填于溶蝕孔洞（見圖2（f）），充填作用的發育使油氣藏儲滲空間大大降低，具有較大破壞作用.

3 成巖作用序列

根據成巖作用時間的差異性及成巖環境的不同劃分4個階段，即同生成巖階段對應海底成巖環境、早成巖階段對應淺—中埋藏環境、中成巖階段對應中—深埋藏環境、晚成巖階段對應深埋藏環境（見圖3）.

圖3 研究區成巖序列及儲層演化Fig.3 The sequence of diagenesis and reservoir evolution in the stady area

由圖3可知，根據對儲層儲集性的影響可將成巖作用分為建設性與破壞性[15－20].其中膠結作用、壓實壓溶作用、充填作用導致儲層儲滲空間的減少，對儲層儲集性具有破壞性的作用；多期白云石化作用、多期溶蝕作用、重結晶作用、破裂作用等有利于儲層儲滲空間的形成，對儲層儲集性具有建設性的作用.

4 碳氧同位素特征

碳氧同位素在一定程度上可以反映樣品的成巖蝕變程度，并且可以很好地指示巖樣形成的古鹽度和古溫度.人們利用碳氧同位素值分析碳酸鹽巖成巖流體來源與成巖環境[21－24].

由于構造運動較為頻繁，研究區碳酸鹽巖地層導致原生沉積特征并不是影響儲層儲集性的主要控制因素，后期成巖作用所形成的次生孔洞縫對儲層的影響更為重要.研究區白云巖儲層及溶蝕孔洞縫、晶間孔洞縫等儲集空間廣泛發育，表明優質儲層形成的主控因素主要為多期溶蝕作用和白云石化作用.其中白云石化作用是基礎，溶蝕作用是關鍵.以3個剖面的白云石、方解石樣品為研究對象，根據碳氧同位素特征，分析溶蝕作用與白云石化作用流體來源，從而解釋成巖作用機理及儲滲意義.

4.1 白云石δ13CPDB、δ18 OPDB值特征

實驗共采集21個樣品，其中有7個采集于樂山范店剖面，4個采集于金沙巖孔剖面，5個采集于金佛山三匯場剖面，金石1井、西門1井共采集5個樣品（見表1）.

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利用投點繪制不同白云巖碳氧同位素值交匯圖，并根據δ13CPDB、δ18OPDB值特征的差異性劃分為兩個區域（見圖4）：

區域Ⅰ：巖石類型包括粉—微晶白云巖、細—粉晶白云巖、細晶白云巖，δ13CPDB、δ18OPDB值較為相似且相對較大，指示成巖流體的相似性.粉—微晶白云巖δ13CPDB值分布在－1.87‰～－0.93‰之間，平均為－0.68‰；δ18OPDB值分布在－4.48‰～－6.25‰之間，平均為－5.58‰.細—粉晶白石巖δ13CPDB值分布在－1.87‰～－2.49‰之間，平均為－2.11‰；δ18OPDB值主要分布在－6.27‰～－7.20‰之間，平均為－6.75‰.細晶白云巖δ13CPDB值分布在－1.87‰～－1.98‰之間，平均為－1.92‰；δ18OPDB值分布在－6.85‰～－7.20‰之間，平均為－7.02‰.

區域Ⅱ：巖石類型主要為鞍狀白云石，δ18OPDB值出現異常偏低現象．溶蝕孔洞內充填的鞍狀白云石δ13CPDB、δ18OPDB值具明顯降低趨勢．在該區域所有白云石類型中δ13CPDB、δ18OPDB值最小，δ13CPDB值分布在0．34‰～－4．76‰之間，平均為－2．31‰；δ18OPDB值分布在－8．88‰～－12．64‰之間，平均為－10．81‰．膏溶孔洞內充填的鞍狀白云石δ13CPDB、δ18OPDB值較低，δ13CPDB值分布在－1．01‰～－1．87‰之間，平均為－1．31‰；δ18OPDB值分布在－9．12‰～－10．53‰之間，平均為－9．75‰．

圖4 研究區白云石δ13 CPDB、δ18 OPDB值交匯Fig.4 Theδ13 CPDB，δ18 OPDBvalue intersection graph of dolomite

4.2 成巖流體δ13CPDB、δ18 OPDB值特征

4.2.1 白云石化作用

杜小弟等研究海相碳酸鹽巖在寒武紀時期δ18OPDB值平均為－4.00‰～－6.00‰[24].同生成巖期形成的粉—微晶白云巖、細—粉晶白云巖δ18OPDB值平均分別為－5.58‰、－6.75‰，相對較高，多分布于研究區潮坪沉積相帶，表征白云石化模式為超咸水環境的蒸發泵、滲透回流模式，其白云石化作用流體為正常或經蒸發濃縮的海水，成巖環境鹽度較高，因此δ18OPDB值較高.早成巖期形成的細晶白云石δ18OPDB值平均為－7.02‰，近似于該區域海水δ18OPDB值，因此白云石化流體為孔隙中滲流的海水及層間地層水.溶蝕孔洞內鞍狀白云石δ18OPDB值分布在－7.98‰～－12.64‰之間，相對較低，分布較散.表明鞍狀白云石受到熱液作用，受埋藏深度的影響成巖溫度較高，促進氧同位素的熱分餾作用[25]，使δ18OPDB值具有明顯的負向偏移趨勢.研究區粉—微晶白云巖→細—粉晶白云巖→細晶白云巖→鞍狀白云石δ18OPDB值呈明顯的遞減趨勢（見圖5），說明δ18OPDB值與埋藏深度呈負相關性.

研究區白云巖δ13CPDB值相對于δ18OPDB值變化較小，主要分布在0.00‰～－3.00‰之間，粉—微晶白云巖δ13CPDB值平均為－0.86‰，與未受成巖作用改造的海相灰巖δ13CPDB值（0.93‰～－1.10‰）相近，原因主要為粉—微晶白云石是由文石、方解石等碳酸鈣礦物發生交代作用而形成的，且碳的來源為同時期的海水，對研究區正常海相灰巖δ13CPDB值具有一定的繼承性.細晶白云巖δ13CPDB值逐漸降低，但氧同位素值變化不大，不受大氣淡水的影響，是由富含輕碳同位素的有機質生烴產生的CO2所致.受熱液流體的影響，鞍狀白云石δ13CPDB值相對于正常的碳酸鹽巖逐漸減小.

研究區白云巖δ18OPDB值分布相對較廣，對成巖蝕變強弱變化更為靈敏.研究區不同白云石化模式形成的白云巖δ18OPDB值具有明顯差異，同生成巖階段蒸發泵、滲透回流白云石化作用形成的粉—微晶白云巖δ18OPDB值最高；中—晚成巖階段熱液白云石化作用形成的鞍狀白云石δ18OPDB值最低；早成巖階段形成的細晶白云巖δ18OPDB值介于兩者之間.δ18OPDB值主要受溫度、鹽度的影響.通常情況下，隨埋深加大，溫度升高，δ18OPDB值降低；鹽度越高，δ18OPDB值相對較大.δ13CPDB值主要受有機質生烴和熱液流體的影響，缺乏淡水淋濾作用.

4.2.2 溶蝕作用

第一期溶蝕作用形成的鑄模孔、粒內溶孔等溶蝕孔隙多被瀝青充填，難以形成有效的儲集空間，因此溶蝕作用儲集意義不大.第二期和第三期溶蝕作用是研究區儲層儲滲空間形成的關鍵（見圖6）.由圖6可知，兩期溶蝕作用碳氧同位素值具有明顯差異，第二期溶蝕作用受熱液作用的影響，溶蝕孔洞內充填的鞍狀白云石δ18OPDB值較低，在－7.98‰～－12.64‰之間；受溫度和流體介質的影響，δ13CPDB值相對未受改造的白云石有所降低，主要在0.34‰～－2.00‰之間.第三期溶蝕作用孔洞縫內充填的方解石δ18OPDB、δ13CPDB值大幅度降低，具有研究區最低的δ18OPDB、δ13CPDB值，揭示溶蝕作用流體來源為大氣淡水.

圖5 不同類型白云巖δ18 OPDB值特征Fig.5 δ18 OPDBalue feature of different types of dolomite

圖6 溶蝕孔隙內充填物δ13 CPDB、δ18 OPDB值特征Fig.6 Theδ13 CPDB，δ18 OPDBvalue feature of filling material in dissolution pore

5 成巖作用對儲層的影響

5.1 溶蝕作用

同生成巖期大氣水溶蝕作用主要形成粒間溶孔、粒內溶孔、膏模孔，形成的孔隙大多被瀝青占據，說明儲集空間內曾發生液態原油運聚成藏過程，是生油期的有效儲集空間，對研究區古油氣藏的形成具有重要意義.然而，由于液態石油轉化為瀝青，并充填這些儲集空間，極大地破壞儲層的儲集意義，在液態石油未完全轉化為瀝青及被瀝青占據的區域，仍是有效的儲集空間.

埋藏期溶蝕作用主要為外源熱液流體侵入而發生的熱液溶蝕，主要形成不規則縫洞、膏溶孔洞.熱液流體侵入過程中，往往沿裂縫、縫合線、先前縫洞發生溶蝕作用.該類溶蝕形成的儲滲空間通常未被充填，或局部可見鞍狀白云石、石英等熱液礦物生長，對優質白云巖儲層的形成具有重要意義.

表生期溶蝕主要表現為膏模孔、晶間溶孔的發育.該類孔隙通常由構造運動抬升至地表而發生溶蝕作用，形成的溶蝕孔洞通常較大.這類溶蝕作用與區域構造運動具有密切關系，構造運動形成的斷裂系統為成巖流體提供運移通道，孔隙是區域構造運動與成巖作用相互結合而形成的.通過薄片觀察，該類孔隙內部干凈，缺乏瀝青充填物，有利于油氣藏儲集空間的形成.

5.2 白云石化作用

四川盆地南部地區寒武系碳酸鹽巖地層白云石化作用比較普遍，白云石化作用通常有利于儲層的形成.相比灰巖，白云石易產生晶間孔，相應的白云巖地層更易發育儲集空間；白云巖具有更強的抗壓性，其原生孔隙更易保存；當溫度在55℃以上時，白云石有更大的溶解性，更易發育溶蝕孔隙[26－27].

成巖環境的不同導致白云石化模式具有差異性[28－30]，研究區主要有蒸發泵、滲透回流、埋藏、熱液等白云石化作用.蒸發泵與滲透回流白云石化作用形成粉—微晶白云巖、細—粉晶白云巖，為同生期海相沉積物及蒸發作用高鹽度海水白云石化作用的產物，成巖流體Mg2＋的來源主要為沉積物中孔隙水及高鹽度海水.由于Mg2＋供給充足，該類白云石化作用成巖環境鹽度高，導致形成的白云石結晶速度較快，有序度較低.白云石化作用是方解石微溶解—白云石微沉淀的過程，結晶速度較快，溶解速度與沉淀速度大致相當，白云石晶體間形成鑲嵌狀接觸，缺乏晶間孔的發育，所以難以構成儲層（見圖7（a））.

淺埋藏白云巖化作用形成的細晶白云巖為埋藏條件、海水滲流與層間地層水的綜合作用的產物.作用機制為淺埋藏環境下，來源于封存孔隙的海水和文石、高鎂方解石穩定化過程中釋放出來進入地層水中的Mg2＋，由于受壓實作用驅動，成巖流體在沉積物中滲透運動，從而導致沉積物發生白云石化.由于Mg2＋供給受到一定的限制，形成的白云石結晶速度較緩慢，因此溶解速度大于沉淀速度，晶間孔發育，有利于發育有效的儲集空間（見圖7（b））.

熱液白云石化作用形成的鞍狀白云石為埋藏條件、構造作用、地層外部熱液的共同作用的產物，結合研究區包裹體均一化溫度顯示，該類白云石溫度在150～220℃之間，顯示成巖溫度較高.該類白云石化與斷裂構造作用有關[31]，外來熱液流體沿著斷裂系統進入早期的碳酸鹽巖地層，在構造裂縫和溶蝕縫洞內發生白云石沉淀，從而形成研究區鞍狀白云石.熱液白云石化伴隨的熱液溶蝕、熱液破裂作用有助于儲層儲滲空間的形成（見圖7（c））.

圖7 研究區白云石化模式Fig.7 Dolomitization mode in the study area

6 結論

（1）研究區白云石樣品δ13CPDB值主要受到有機質生烴及熱液流體的影響，缺乏淡水淋濾作用.相對于δ13CPDB值，δ18OPDB值對成巖蝕變強弱更為靈敏，主要影響因素為溫度、鹽度.通常情況下，隨埋深加大，溫度升高，δ18OPDB值降低；鹽度越高，δ18OPDB值相對較大.研究區粉—微晶白云巖→細—粉晶白云巖→細晶白云巖→鞍狀白云石δ18OPDB值呈明顯的遞減趨勢.

（2）根據成巖作用對儲層儲集性的影響，可劃分為建設性（白云石化作用、溶蝕作用、重結晶作用、破裂作用）及破壞性（膠結作用、壓實壓溶作用、充填作用）成巖作用.

（3）白云巖儲層及晶間孔、溶蝕孔隙的發育表明，多期白云石化作用和溶蝕作用為研究區儲層的主控因素，其中白云石化作用是優質儲層形成的基礎，溶蝕作用是關鍵.成巖早期埋藏白云石化作用形成的細晶白云巖結晶速度慢，晶形較好，晶間孔發育，具有較好的儲滲空間；中—深埋藏階段形成的鞍形白云石晶體較粗，受熱液作用影響，溶蝕縫洞發育，為儲層提供有效儲滲空間.

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