塔里木盆地下寒武統肖爾布拉克組儲層成因

魏天媛 蔡春芳 扈永杰 劉大衛 蔣子文

摘 要 在深層—超深層碳酸鹽儲層仍有大量油氣出現，但優質儲層成因尚不明確。通過對塔里木盆地寒武系肖爾布拉克組典型井和露頭樣品進行巖石學觀察，總結出主要發育四類巖石類型：微生物巖、顆粒云巖、晶粒云巖和泥晶灰巖。根據陰極發光、流體包裹體測試、碳酸鹽礦物碳氧同位素測試，認為上述白云巖基質形成于弱氧化海水；近地表—淺埋藏環境下則主要形成細晶白云石膠結物；深埋藏條件發育中粗晶白云石膠結物和鞍形白云石。隨著埋深增大，白云石δ18O呈現降低的趨勢，反映形成溫度升高，但都具有較正的δ13C。方解石由于烴類并入，具有負偏的δ13C（-4.07‰±0.92‰），為熱化學硫酸鹽還原（TSR）成因。原位微量稀土測試顯示成巖流體從早期到晚期：從具有海水特征的配分曲線逐步演化為中稀土富集，最終變為輕稀土富集的模式，反映了從海水為主的孔隙水演化為熱流體為主的孔隙水的過程。定量統計表明熱液溶蝕可提高儲層3%的面孔率，最大孔隙度達10%。根據沉積—成巖改造類型，劃分出三類優質儲層：熱液/大氣水改造的凝塊石儲層、熱液/TSR改造的淺灘相顆粒云巖儲層、TSR改造的膏鹽相關白云巖儲層。該研究為塔里木盆地寒武系碳酸鹽巖油氣勘探提供了有利的指導，有助于理解深層—超深層優質白云巖儲層成因。

關鍵詞 塔里木盆地；肖爾布拉克組；白云巖儲層；成巖流體；熱液；TSR

第一作者簡介 魏天媛，女，1996年出生，博士研究生，儲層沉積學，E-mail： weity@mail.iggcas.ac.cn

通信作者 蔡春芳，男，研究員，E-mail： cai_cf@mail.iggcas.ac.cn

中圖分類號 P618.13 文獻標志碼 A

0 引言

白云巖富含大量的油氣資源。資料表明80%以上的北美碳酸鹽巖油氣藏賦存于白云巖[1]。早于志留紀的46個碳酸鹽巖油氣田中，90%以上是以白云巖為儲集層[2]。深層—超深層（>4 500 m）白云巖儲層成因是近年來石油勘探領域的研究熱點[3]。典型實例包括：塔里木盆地寒武系[4]、四川盆地上二疊統—下三疊統白云巖儲層[5?7]、波斯灣下三疊統白云巖儲層[8]和侏羅紀白云巖儲層[9]。其中，塔里木盆地寒武系鹽下勘探面積達150 000 km2，占全盆地面積四分之一。目前已發現塔里木盆地30多個碳酸鹽巖規模油氣田，探明石油地質儲量超過21×108 t，探明天然氣地質儲量超過5 000×108 m3[10]。位于塔中隆起的ZS1 井和ZS1C 井在中寒武統鹽上（ZS1 井6 426～6 487 m）和鹽下（中深1 井6 597～6 785 m，ZS1C 井6 861～6 944 m）獲得工業油氣流[11]，塔北地區輪探1井則在寒武系吾松格爾組8 203～8 260 m白云巖儲層中獲日產油134 m3、天然氣4.59×104 m3[12]，指示塔里木盆地鹽下碳酸鹽巖儲層勘探潛力巨大。

海相碳酸鹽巖儲層物性受控于沉積環境和成巖改造。深層儲層由于受上覆沉積物的重壓，經歷強烈的壓實膠結作用，原始孔隙被消耗殆盡，早期巖溶形成的孔洞也較難保存，但相關研究表明埋深大于5 000 m的白云巖儲層仍發育大型溶蝕孔洞[13?21]。孔隙的成因機制包括：地層水的冷卻作用[22?23]，有機質熱成熟產生的有機酸和CO2[24?26]，熱液溶蝕[27?29]和熱化學硫酸鹽還原作用（TSR）[6，16?20，30?33]。然而，考慮到埋藏條件下低的水巖比、飽和孔隙水、限制的孔隙水流動等特點，埋藏溶蝕對儲層的改善作用存在一定的爭議[34?35]。對于熱化學硫酸鹽還原作用（TSR）而言，TSR產生的酸性流體對白云石和硬石膏進行溶解，但也會造成方解石的沉淀[36?37]，其對儲層的作用有待進一步研究。

針對國內勘探向深層進軍的趨勢，尋找深層規模儲層成為重點和難點，而其成因研究成為指導油氣勘探的理論基礎。然而，塔里木盆地肖爾布拉克組白云巖經歷多期構造運動、油氣充注和復雜的成巖作用，儲層形成是沉積環境、成巖作用和構造作用綜合作用的結果，這種復雜性導致其有利的控制因素仍不明確。目前，普遍達成的共識是肖爾布拉克組儲層具有明顯的相控性，丘灘體系沉積為儲層發育的基礎（內緩坡淺灘[38?39]、中緩坡丘灘及顆粒灘[40?43]）。前人已在研究層位識別出大氣水[43?44]、有機酸和埋藏白云石化[45?47]、熱液活動[44，48?49]和熱化學硫酸鹽還原作用[50?52]等多期溶蝕證據，證實了肖爾布拉克組經歷多期次流體改造。但是關于各類溶蝕類型對儲層的貢獻，則尚未達成一致。比如，沈安江等[41]、鄭劍鋒等[42]、嚴威等[43]認為在此丘灘相基礎上受高頻海平面波動控制的準同生期溶蝕才是儲層發育的關鍵性因素，熱液活動對儲層改造規模有限，僅在一定程度上起到了補充作用。趙文智等[46?47]則認為相對于古巖溶作用，塔北地區構造—熱液白云石化和熱液溶蝕對儲層貢獻最大。程麗娟等[44]更支持準同生淡水溶蝕型和構造—熱流體改造型儲集體。黃擎宇等[40]、Jiang et al.[48]則認為相對于準同生期溶蝕，后期巖溶及熱液溶蝕控制了儲層的發育。Jiang et al.[50]、Cai et al.[52]更傾向于認為膏鹽相關的熱化學硫酸鹽作用對儲層形成貢獻了主要力量。肖爾布拉克組不僅儲層賦存機制和成因存在爭議，而且在不同期次流體的性質和來源方面，缺乏深入探討，各類溶蝕對儲層的貢獻也缺乏定量化的統計，制約深層碳酸鹽巖的油氣勘探。基于以上問題，對塔里木盆地肖爾布拉克組儲層的形成機理做系統地研究。本文采取塔里木盆地典型露頭及井下巖石樣品，結合巖石學觀察，并采用全巖地球化學以及原位分析實驗方法，確立成巖序列，恢復成巖流體，定量估算成巖事件對儲層的改造作用，并依據沉積—成巖類別劃分儲層。本研究不僅對油氣勘探具有一定的指導意義，而且對深層優質碳酸鹽巖儲層成因具有理論意義。

1 地質概況

塔里木盆地是以塔克拉瑪干沙漠為中心，北臨天山山脈、西南為昆侖山脈、東南為阿爾金山脈的疊合型盆地[53]，分為四個隆起區與五個拗陷區，分別為塔北、塔中、巴楚、東南隆起以及西南、塘古、東南、北部和庫車拗陷。

塔里木盆地寒武系地層總厚度超過2 000 m，自下而上劃分為六個組，為下寒武統玉爾吐斯組、肖爾布拉克組、吾松格爾組、中寒武統沙依里克組、阿瓦塔格組和上寒武統下丘里塔格組。玉爾吐斯組為塔里木盆地古生界油氣的主要烴源巖[54?55]，在盆地東北緣庫魯克塔格地區為陸棚—深水盆地沉積，在西北緣則為斜坡相沉積[56?57]。早寒武世為大規模海侵后伴隨著海退，肖爾布拉克沉積時期塔北地區的臺地結構樣式由緩坡型臺地轉變為弱鑲邊型臺地的過渡狀態[58]，發育中—厚層狀粉晶白云巖、微生物白云巖[59?61]（圖1）。肖爾布拉克組分為肖上段和肖下段，肖上段又可分為3個亞段（1、2和3段）。肖下段被劃為外緩坡相，肖上1段和肖上2段屬于中緩坡相，肖上3段屬于內緩坡相。巖性從下到上依次為泥粉晶白云巖、粉細晶白云巖、細晶白云巖、泥粒白云巖和泥質白云巖，整體上為一套水體深度逐漸變淺、水動力由弱變強再變弱的沉積序列[49]。吾松格爾組主要發育亮晶砂屑白云巖、含膏粉—細晶白云巖，泥云坪相沉積。沙依里克組為云坪相，褐色鹽巖、灰巖，紅色泥巖與泥質白云巖。阿瓦塔格組上部以褐色白云巖以及灰質、膏質白云巖為主，中下部以褐色褐灰色鹽巖、膏鹽巖為主，夾白云巖、膏質泥巖。晚寒武世發生緩慢海侵運動，整個盆地范圍內發育上寒武統下丘里塔格組，主要為局限臺地相粉細晶—中粗晶白云巖，夾鮞粒白云巖、砂屑云巖、竹葉狀礫屑白云巖、灰質白云巖和燧石條帶。沉積環境逐漸由蒸發臺地向半局限—開闊臺地環境過渡，臺地邊緣相帶變窄。具體來看，中西部臺地區內廣泛發育臺內顆粒灘沉積體系；巴楚—塔中地區為局限臺地相；柯坪地區則轉變為局限臺地的潟湖沉積環境。

塔里木盆地寒武系地層沉積后被快速埋深到5 000～8 000 m，侏羅紀開始被抬升至5 000 m，隨后繼續沉降形成現今地層所在深度[62]（圖2），而塔西北地區在早三疊世期間則被抬升至地表，隨后緩慢沉降到現今深度。熱歷史受到多期次造山運動的影響與改造，其中二疊紀巖漿熱運動影響最為強烈[60]。

2 巖石學特征

2.1 成巖礦物

肖爾布拉克組發育多期次碳酸鹽膠結物及其他類型的自生礦物。纖狀白云石膠結物以泡沫綿層石白云巖腔體內的第一期膠結物產出，自形，長約65 μm，寬約20 μm，陰極發光下呈暗紅色（圖3a，b）。粉細晶白云石膠結物，生長于纖狀白云石膠結物之上，充填于泡沫綿層腔體或溶蝕孔洞。白云石晶體具有它形的結構特征，粒徑范圍是80～130 μm。陰極發光下呈與圍巖相近的暗紅色（圖3c，d）。細晶自形白云石膠結物呈菱形狀分布于擴大溶蝕孔洞周邊（圖3i），粒徑70～180 μm，陰極發光下呈暗紅色，偶具亮紅色環帶。中粗晶白云石膠結物大多充填在溶蝕孔洞和裂縫內，沉淀于細晶白云石之后，菱形自形狀，粒徑250～600 μm，陰極發光下呈亮紅色（圖3e，f）。鞍形白云石大多充填在裂縫或熱液溶蝕孔洞，生長在中粗晶白云石膠結物之上。粒徑500～1 000 μm，具波狀消光，陰極發光下大多為暗紅色，偶具亮紅色環帶（圖3g，h）。硬石膏廣泛發育于肖爾布拉克組，以柱狀發育于擴大的溶蝕孔附近（圖3j），常見石膏被溶蝕形成鑄模孔（圖3k，l）。方解石以粒狀或脈狀充填在孔洞或裂縫中，充填在中粗晶白云石膠結物和鞍形白云石晶間孔中，粒徑范圍是500～800 μm，陰極發光下不發光（圖3g）。自生石英主要發育于溶蝕孔洞和裂縫附近，充填鞍形白云石晶間孔，呈粒狀（圖3i）。

2.2 巖石類型

肖爾布拉克組主要發育微生物云巖、顆粒云巖、晶粒云巖和泥晶灰巖。塔里木盆地的白云巖的類型與原始沉積相帶密切相關，具有明顯的相控特征[38?39]。在早寒武世碳酸鹽緩坡背景下，肖上段，塔里木盆地柯坪—巴楚地區大面積微生物丘灘復合體亞相發育，柯坪露頭形成了豐富的各類微生物白云巖，丘灘體受古地貌地形和洋流背景控制[42]；巴中—塔中地區則更為發育內緩坡淺灘相顆粒云巖。肖下段，塔里木盆地主要發育深水潟湖相泥粉晶云巖和泥晶灰巖（圖4，5）。本文共識別出以下幾種類型微生物巖：凝塊石白云巖、泡沫棉層云巖、核形石云巖、疊層石云巖、黏結砂屑云巖、藻格架云巖。

凝塊石白云巖主要發育于肖下段至肖上1段，外緩坡相頂部至中緩坡相下部，總體上水體較深，水動力較弱。凝塊由暗色絲狀藻紋層組成，具有互相纏繞聯結且向一定方向延伸的特征（圖6a）。顆粒凝塊的粒徑范圍是0.1～0.3 mm，凝塊石白云巖發育大量不規則順層溶蝕孔洞，孔徑1～2 mm。

泡沫綿層石白云巖發育于肖上2段中上部，中緩坡相，相對于肖下段，水體變淺，代表了動力稍強的淺水沉積環境，野外以灰白色灘狀或丘狀產出，具有明暗相間的條帶狀結構，并發育蜂窩狀順層溶孔。其由大小不一的泡沫腔體組成，腔體孔徑約0.2 mm。部分體腔孔被櫛狀白云石和粉晶白云石充填物半充填或者完全充填，部分發育溶蝕擴大的似橢圓形順層溶蝕孔（圖6b），且孔徑2～3 mm。

核形石白云巖發育于肖上2段上部，中緩坡相，野外以顏色淺于基質的不規則顆粒狀為特征。核形石顆粒呈不規則橢圓形—長條形，大小不一，散亂分布（圖6c），粒徑為0.5～1 mm。顆粒間未被白云石膠結物充填的部分構成現今殘余孔隙。

疊層石白云巖發育于肖上2 段頂部以及肖上3段，中緩坡相至內緩坡相，野外以波狀、弱波狀以及層狀明暗交替的紋層結構為特征。其具有明暗交替的亮暗紋層的結構特征，紋層厚0.2～0.5 mm，未被亮晶白云石及鞍形白云石充填或半充填的疊層石格架孔構成現今殘余孔隙（圖6d）。

黏結砂屑云巖發育于肖上2段，中緩坡相。砂屑約0.2 mm，（菌）藻相互黏結在一起或藻屑相對均勻地黏結在一起所構成。局部會殘留不規則狀的微生物溶孔，孔徑1～2 mm（圖6e）。

藻格架云巖主要發育在大型的藻丘建隆中，在蘇蓋特布拉克廣泛發育[43]。舒探1井肖上段頂部發育部分格架結構，為柯坪露頭區域微生物丘灘相向西南部分延伸（圖6f），儲層具有相控性。格架孔多為不規則狀，孔徑0.1～0.5 mm。

顆粒云巖主要發育于肖上段頂部，內緩坡相。

顆粒主要為藻砂屑，粒徑0.1～0.25 mm，熒光下具有油氣熒光顯示，粒間半充填硬石膏、亮晶白云石等礦物（圖6g～i），發育溶蝕擴大的粒間溶孔，孔徑2～4 mm。

泥粉晶、粉細晶云巖在研究區最為常見（圖6j，k），泥粉晶云巖主要發育于肖下段，外緩坡相，低能水動力環境中，深灰色—黑色，晶粒小于30 μm，富含有機質，可見鞍形白云石全充填孔洞，致密。粉細晶云巖則發育于肖上段頂端，潮坪相，淺—深灰色，自形—半自形，晶粒大約50～250 μm，發育不規則狀晶間孔及晶間溶孔，孔徑0.1～1.5 mm。

泥晶灰巖為深水潟湖相，處于水動力弱的深水環境。鏡下，深灰色—黑色，夾泥質條帶，偶見三葉蟲碎片，反映整體水動力環境較弱。致密無孔（圖6l）。

2.3 成巖序列

早期沉積物以及原始沉積組構普遍經歷白云石化，形成了粉細晶白云石基質，陰極發光下呈暗紅色或不發光。纖狀白云石膠結物以第一期膠結物分布在孔洞的內側，并且具有暗紅色陰極發光，指示其代表近地表的海相孔隙水膠結（圖3a，b）。細晶白云石膠結物以第二期膠結物沉淀于溶蝕孔洞邊緣，緊貼第一期膠結物，與基質具有相近的暗紅色光，為準同生期白云石化產物。準同生期溶蝕孔洞外邊緣可見基質為亮紅色，為典型大氣水改造特征（圖3c，d）。隨著埋深增加，脫離地表水體范圍，逐漸進入封閉/半封閉流體環境，孔洞內發育細晶白云石（圖3g），陰極發光下呈暗紅色，偶具亮紅色環帶，指示淺埋藏白云石化。硬石膏結核大小不一，是同沉積及淺埋藏成因[50]。隨著埋藏深度進一步增加，以壓溶作用縫合線為標志，中深埋藏階段，中粗晶白云石膠結物沉淀（圖3e～g）。二疊紀發生區域性構造運動，造成深大斷裂[63]，為后期埋藏期熱流體提供了通道，并對白云石和硬石膏結核造成溶蝕（圖3j），并依次沉淀鞍形白云石和自生石英等熱液礦物（圖3h、i）。晚期TSR作用進一步對鞍形白云石和硬石膏改造，產生彎曲溶蝕邊和膏模孔，并伴隨方解石沉淀（圖3g，k，l）。根據以上礦物充填/膠結順序，得出如下的成巖序列（圖7）。

3 地球化學特征

3.1 碳氧同位素

粉細晶白云巖、細晶白云石膠結物、中粗晶白云石膠結物和鞍形白云石具有相似的碳同位素組成，為0.9‰（av.）±1.08‰（σ）（n=26）（圖8），而方解石δ13C值較其他充填物發生明顯負偏（-4.07‰±0.92‰，n=20）。δ18O 值自基質粉細晶白云石-6.16‰±0.72‰（n=10）、向細晶白云石膠結物-7.47‰±1.2‰（n=10）、中粗晶白云石-11.35‰±1.41‰（n=2）、鞍形白云石-10.44‰±0.6‰（n=6）和方解石依次遞減-10.59‰±1.09‰（n=20）。

3.2 流體包裹體均一溫度

中粗晶白云石膠結物流體包裹體均一溫度94.3 ℃～121.2 ℃，低于方解石（128.2 ℃～152.3 ℃）和鞍形白云石充填物（136.3 ℃～182.5 ℃）（圖9a）。鹽度分布在9.98～18.96 wt.% NaCleqv，低于鞍形白云石（12.62～25.27 wt.% NaCleqv）和方解石（17.87～23.44wt.% NaCleqv）（圖9b）。石英晶體則具有相對低鹽度高溫的特征，流體包裹體均一溫度117.4 ℃～146.5 ℃，鹽度6.74～12.28 wt.% NaCleqv。

3.3 主微量及稀土元素測試

將稀土元素劃分為三部分：1）輕稀土（LREE）為La，Ce，Pr和Nd；2）中稀土（MREE）為Sm，Eu，Gd，Tb，Dy和Ho；3）重稀土（HREE）為Er，Tm，Yb和Lu。將Eu和Ce異常分別表達為Eu/Eu*=EuSN（/ 0.67SmSN+0.33TbSN）和Ce/Ce*=CeSN/（0.5LaSN+0.5PrSN）[64]。基質白云石具有高Fe（502.5±160.3 μg/g，n=4），低Mn（168.39±52.12 μg/g，n=4）特征（圖10）。其LREE虧損（NdSN/YbSN=0.51±0.22，n=8）、HREE 富集（LaSN/SmSN=0.93，n=1；GdSN/YbSN=0.89，n=1），且具有輕微Ce 負異常（CeSN/CeSN*=0.71±0.25，n=2），無Eu異常，與現代海水稀土配分模式相似（圖11）。細晶白云石膠結物則顯示總REE 低、輕微MREE 富集（GdSN/YbSN=1.54，n=1；LaSN/SmSN=0.51，n=1），無Ce、Eu異常。整體具有較高的Fe（1 468.27±1 630.13 μg/g，n=18）、Mn（279.74±134.06 μg/g，n=18）含量，且分布范圍大。中粗晶白云石膠結物稀土配分曲線顯示房頂狀的MREE富集特點（GdSN/YbSN=2.76±1.8，n=2；LaSN/SmSN=0.31±0.2，n=2），無Ce、Eu 異常。且Fe、Mn 含量較高，分別為257.64±117.2 μg/g（n=8），305.14±138.57 μg/g（n=8）。

鞍形白云石MREE 富集（GdSN/YbSN=1.64，n=1；LaSN/SmSN=0.23，n=1），并顯示出較高的Eu 正異常（EuSN/EuSN*=1.86±0.74，n=3），無Ce異常。高Mn（623.15±219.58 μg/g，n=4），較高Fe（1 165.91± 285.39 μg/g，n=4）含量。方解石LREE富集（GdSN/YbSN=2.39±0.06，n=2；LaSN/SmSN=1.73±0.03，n=2），與基質白云石相差很大，且稀土總量高達55.06 μg/g，具有Eu 正異常（EuSN/EuSN*=1.32±0.19，n=3）。Ce 負異常（CeSN/CeSN*=0.1±0.03，n=3），其具有最低的Fe（109.49±92.72 μg/g，n=9）、Mn（7.68±8.20 μg/g，n=9）含量。

4 流體演化特征

根據成巖序列，結合多種地球化學測試，得出研究區如下的流體演化特征：沉積流體為海水，表現在基質δ13C 值在1.02‰±1.21‰（n=10），δ18O 值-6.16‰±0.72‰（n=10），落在早期海源灰巖白云石化范圍內（寒武紀同時期海水δ13C介于2.5‰～0.5‰，δ18O介于9‰～-4‰[65]），反映海源流體成因。基質粉細晶白云石具有的與現代海水特征相近的LREE虧損、HREE富集特征，記錄了海水信號。基質粉細晶白云石的總REE低，輕微Ce負異常（CeSN/CeSN*=0.71±0.25），高Fe（502.5±160.3 μg/g），低Mn（168.39±52.12 μg/g）含量記錄了弱氧化的海水性質[65]。

隨著沉積物逐漸埋藏至半脫離地表水體范圍，進入半封閉的流體環境，流體逐漸演化為接近海水的孔隙水，反映在碳氧同位素值（δ13C集中在0.78‰±0.24‰、δ18O值-6.4‰±0.57‰）與基質相近的細晶白云石膠結物，且未觀察到流體包裹體，陰極發光為暗紅色，說明孔隙水仍然繼承早成巖海水特點，為準同生期流體產物。此外，與基質相似的稀土配分特征進一步支持其繼承了以古海水為主的孔隙水信號。

隨著埋藏加深進入淺埋藏成巖流體環境，沉積物脫離海水而逐漸演化為還原性孔隙水環境，與基質有顯著差異。反映在δ18O值（-8.54‰±0.1‰，n=5）稍微負偏的細晶白云石膠結物，說明受到埋藏重結晶和地溫升高影響。具有高Fe（1 468.27±1 630.13 μg/g，n=18）、高Mn（279.74±134.06 μg/g，n=18）含量和MREE富集特征。現今形成于鐵化環境下的碳酸鹽膠結物常具有典型的MREE富集特征[66]。此外，現今孔隙水研究表明錳化帶和鐵化帶分別具有最高的Mn和Fe含量[67?68]。這是因為在這兩個還原帶中，錳（氧）化物和鐵（氧）化物的還原程度最大。因此主微量和稀土特征共同指示了在還原條件下孔隙水中鐵錳氧化物被還原。

中深埋藏階段，孔隙水具有高溫高鹽度特征。中粗晶白云石膠結物流體包裹體具有高的均一溫度（94.3 ℃～121.2 ℃），與進一步負偏δ18O值（-11.35‰±1.41‰）一致，均指示了較高的沉淀溫度。鐵錳氧化物進一步被還原，白云石具有更高的錳含量和MREE富集模式。

埋藏期熱液流體充注，具有高溫高鹽度特征，熱液礦物鞍形白云石、石英流體包裹體均一溫度峰值分別為140 ℃～160 ℃、130 ℃～150 ℃。鞍形白云石被限定在早二疊世熱液白云石化生成[69]，流體包裹體溫度高于肖爾布拉克組在早二疊世古地溫100 ℃[70?72]。且鞍形白云石氧同位素進一步負偏，分布在-10.44‰±0.6‰，為典型高溫熱液特征，這支持上述成巖礦物代表熱液沉淀[28]。Eu正異常，被認為是熱液流體和塔里木盆地富含Eu的前寒武紀斜長巖基底水巖相互作用的結果[73]，且酸性和高溫環境下均有利于流體Eu以正二價還原態存在，導致Eu正異常[74?75]，因此推測成巖流體為還原酸性熱液[76]。鞍形白云石MREE富集可能指示其從酸性殼源流體中沉淀[75]，結合高Mn 含量（623.15±219.58 μg/g，n=4），較高Fe（1 165.91±285.39 μg/g，n=4），無Ce 負異常，支持鐵錳氧化物被還原[66，77]。

方解石稀土配分曲線與基質白云石相差很大，且稀土總量高達55.06 μg/g，遠高于其他充填物，結合鹽度特征，共同指示了最高鹽度流體。此外，最低的Fe（109.49±92.72 μg/g，n=9）、Mn（7.68±8.20 μg/g，n=9）含量可能說明鐵參與了TSR 反應并生成黃鐵礦[78]（圖3j），該過程會釋放H+，產生酸性流體。雖然TSR作用會生成低鹽度的水[79]，但是方解石仍具有高鹽度特征，被認為是產生的低鹽度水加入下寒武統地層水，而非方解石[48]。LREE富集可能是流體和富含LREE的火成巖基底反應的結果，輕微Eu正異常（1.43±0.1），被認為是高溫還原流體[74，80]。結合塔里木盆地火山巖漿活動在二疊紀很活躍，且廣泛發育酸性堿性巖漿噴發和輝綠巖侵入體[72，81]，認為酸性還原熱流體可能來自二疊紀巖漿熱流體。

綜上，流體依次演化為：沉積弱氧化海水、接近海水的孔隙水、淺埋藏富鐵孔隙水、中深埋藏高溫高鹽度孔隙水、埋藏期高鹽度還原酸性殼源熱流體、晚期最高鹽度高溫TSR流體（表1）。

5 優質儲層類型

根據沉積相和成巖流體類型我們將優質儲層類型劃分為三類。

5.1 微生物丘灘相大氣水/熱液改造凝塊石白云巖

該類儲層發育針狀溶孔，陰極發光下溶孔周圍呈亮紅色，反映富含錳的大氣水改造（圖3d）。根據肖爾布拉克組微生物白云巖樣品孔滲測試結果，凝塊石白云巖則兼具高的平均孔隙度4.63%和最高的平均滲透率3.25×10-3 μm2；泡沫綿層石白云巖平均滲透率卻最低，只有0.02×10-3 μm2；疊層石白云巖平均孔隙度和平均滲透率滲均較低；作為對照組的泥粉晶白云巖則具有相對低的孔隙度（圖12）。

凝塊石因雜亂的結構和抗壓實，而具有較高的孔隙度。相反，疊層石因定向的生長結構和較弱的抗壓實，而具有較差的物性[82]。泡沫綿層石由于發育空腔結構，盡管受到后期礦物充填，仍有較多的孔隙殘余，但空腔之間相互不連接，滲透率很低（圖3b）。因此，本文認為最有利的原巖結構為凝塊石結構，不同于宋金民等[83?84]提出的疊層石結構。

孔隙在野外以凝塊石建造的四級向上變淺的旋回上部更發育，說明受到了層序界面控制，反映流體傾向于順高孔滲帶流動特征，即更傾向于沿著具有高的初始孔隙度部分微生物巖進行改造。面孔率統計顯示單獨的大氣水溶蝕可造成平均孔隙度增加5%（n=3）。此類儲層主要分布于塔里木盆地柯坪地區肖下段凝塊石丘至肖上2段的藻屑灘和泡沫綿層石灘、方1井等（圖3）。

在灰巖被白云石化不久，處于半固結—固結狀態時，由于海平面下降或構造抬升引起的微生物礁灘相沉積物暴露地表，會接受大氣淡水淋濾改造，該時期形成的孔隙多為選擇性溶蝕孔，如粒內溶孔及粒間孔（圖3a，c）。塔里木盆地下寒武統微生物巖顯示泡沫綿層石和凝塊石白云巖由于受大氣水淋濾和熱液改造，發育大量微生物骨架間溶孔和骨架內溶孔[85?87]，而具有較好的儲集物性，顯示后期改造對儲層發育仍具有重要控制作用。

5.2 淺灘相熱液/TSR 溶蝕顆粒白云巖

顆粒白云巖中，常見順紋層展布的鞍形白云石、方解石和石英部分充填孔洞。鞍形白云石和石英的包裹體和稀土微量元素指示了熱液白云石和石英從熱液中沉淀，且存在彎曲溶蝕邊，說明后期發生了溶解作用（圖13）。方解石同樣存在港灣狀溶蝕現象，且碳同位素很負，低至-6‰，顯示來自以乙烷為主的烴類氧化作用[17，20]。此外，流體包裹體溫度（140 ℃～150 ℃）顯示其遠遠滿足TSR反應的100 ℃溫度條件。其具有最低的鐵（109.49±92.72 μg/g，n=9）、錳（7.68±8.20 μg/g，n=9）含量，說明鐵參與了熱化學硫酸鹽還原作用（TSR）并生成黃鐵礦，故推測晚期方解石極有可能為TSR 的產物。根據孔滲測試，顆粒云巖有較高的孔隙度約為4.51%，超過除凝塊石外的大部分微生物巖（圖12）。該類儲層分布于舒探1井、楚探1井以及野外露頭肖上段淺灘相，水體能量強。薄片點數統計，熱液導致面孔率高達10%（n=4，圖13）。面孔率統計顯示單獨的熱液溶蝕可造成平均孔隙度增加3%（n=12）。通常，熱液溶蝕和TSR溶蝕伴生出現，共同造成6％的孔隙度（n=3）。

塔里木盆地在漫長的地質歷史時期，共經歷了四期熱事件。分別為震旦紀—寒武紀、早奧陶世、二疊紀以及白堊紀。其中第三次熱事件影響最強烈，伴隨著大規模巖漿活動和輝綠巖侵入[72，81]，導致高的水巖比，利于碳酸鹽巖的溶解。同時巴楚地區構造運動形成深大斷裂[62]，使得熱液沿著斷裂運移。而且，熱液本身在運移過程中也會通過水力壓裂作用產生許多構造微裂縫，在提高巖石物性的同時利于熱液流入[88]，并憑借其高溫還原酸性的特性對巖石進行溶蝕。Wang et al.[89]通過原位拉曼分析，認為在高溫條件下，SO24 -與Mg2+大量絡合并發生兩種液相分離，證實了高溫條件下SO24 -與Mg2+形成絡合物。該過程會破壞Mg2+-H2O絡合物，促進白云石溶解。在原始物性較好的層段，熱液活動才具有較大的通量，更容易形成后期的溶蝕作用，從而對儲層有促進作用[90]。高溫還可使有機質加熱，產生有機酸，進而溶蝕碳酸鹽巖[91]，酸性有利于堿性碳酸鹽巖溶解。少數情況下，伴隨鞍形白云石熱液方解石、自生石英充填，半充填后的殘留孔隙形成現今的儲集空間。

5.3 與TSR 有關膏鹽白云巖儲層

常見硬石膏、鞍形白云石被部分溶蝕，晚期膏模溶孔中殘留有瀝青質以及方解石交代白云石現象。方解石δ13C值低至-6‰，是由于有機質并入，TSR反應會優先利用12C，導致生成的方解石δ13C負偏，故推測其為TSR成因。該類儲層主要分布在塔里木盆地肖爾布拉克組康2井、楚探1井、中深5井肖上段含膏白云巖層（圖3k），石膏提供了TSR反應中的良好的SO24 -來源。薄片點數顯示，面孔率高達10%（n=2）。面孔率統計顯示單獨的TSR 溶蝕可增大孔隙度約3%（n=5），而在周邊或相鄰較致密儲層，則降低孔隙度0.2%～0.5%（n=4）。

該類儲層形成主要靠熱硫酸鹽還原作用（TSR）溶解石膏來增加孔隙度，也發生鞍形白云石的溶解作用。若只發生硬石膏溶蝕和方解石沉淀的現象，TSR會提高儲層孔隙度1.6%，滲透率也有相應提高[92]。TSR過程中產生的H2S濃度是現今儲層H2S濃度的5倍[93]，可以造成晚期非選擇性溶孔[94]。Hao et al.[37]認為只發生方解石的沉淀而無白云石的溶解。但是Fu et al.[79]通過三維PHAST實現了硬石膏溶解，方解石沉淀的過程，同時伴隨白云石的溶解。在TSR過程中，硬石膏的溶解作用導致孔隙流體具有高的Ca/Mg比值，使白云石變得不穩定。同時，在高溫和還原性流體的作用下，早期的白云石可以與硬石膏一起發生溶解作用和被方解石的交代現象，于是，導致現今方解石和天然氣中CO2比烴類富含12C，同時增大了孔隙空間。該TSR反應所釋放出來的Ca2+可以遷移到周邊儲層，導致相對致密儲層變得更加致密。

基于上述考慮，我們認為發育這類優質儲層的條件包括：1）TSR反應前具有一定的儲集空間，晶粒或顆粒白云巖比較有利，而泥晶、微晶白云巖則不利；2）儲層含有硫酸鹽礦物，特別是結核狀石膏、硬石膏，而非柱狀石膏、硬石膏；3）要有油氣的充注；4）儲層溫度高于120 ℃。基于這一判別標準，我們認為寒武系鹽下肖爾布拉克組上段及吾松格爾組中與膏鹽互層的白云巖是有利的儲層。這一預測與現今的勘探結果是吻合的。

6 結論

（1） 塔里木盆地下寒武統肖爾布拉克組主要發育四類巖石類型，分別為顆粒云巖、微生物巖（凝塊石、泡沫棉層白云石、核形石、疊層石、黏結砂屑云巖、藻格架云巖）、晶粒云巖（泥粉晶和粉細晶云巖）和泥晶灰巖。其中顆粒云巖和凝塊石云巖物性最好。

（2） 原位微量稀土、碳氧同位素以及流體包裹體溫度數據指示的流體演化過程依次為沉積弱氧化海水、準同生期接近海水的孔隙水、淺埋藏富鐵孔隙水、中深埋藏高溫高鹽度孔隙水、埋藏期較高鹽度還原酸性殼源熱流體、晚期極高鹽度高溫TSR熱流體。

（3） 劃分出肖爾布拉克組三類優質儲層類型，分別為微生物礁灘相大氣水/熱液改造凝塊石白云巖、淺灘相熱液/TSR溶蝕顆粒白云巖以及TSR有關的膏鹽白云巖儲層，為今后的塔里木盆地鹽下肖爾布拉克碳酸鹽巖油氣勘探提供了有利的證據。

致謝 非常感謝審稿專家對文章提出的細致而中肯的寶貴修改意見，對本文水平提升有很大幫助。感謝姜磊副研究員、劉康和楊鈸在投稿過程中提供的寶貴意見。

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