川北地區燈影組四段白云巖成巖演化對優質儲層的控制作用

關鍵詞 四川盆地；震旦系；燈影組；微生物丘；儲層改造；有機酸流體；熱液

第一作者簡介 羅青云，女，1997年出生，碩士研究生，地質學，E-mail： luoqy723@163.com

通信作者 王劍，男，教授，E-mail： w1962jian@163.com杜秋定，男，副研究員，E-mail： dqiuding@163.com

中圖分類號 P618.13 文獻標志碼 A

0引言

四川盆地碳酸鹽巖氣田90%以上的天然氣富集在白云巖儲層中，其中儲層時代最老的為震旦系燈影組白云巖[1?2]。燈影組油氣勘探始于20世紀60年代，迄今已有60多年，先后發現了威遠、資陽、高石梯—安平店、龍女寺等氣藏構造，具有良好的油氣勘探潛力[3]。震旦系燈影組年代老，儲層自同生期至深埋藏期的整個埋藏過程中，經歷了多期成巖流體的調整與改造，對儲層質量的優劣產生了關鍵性的影響[4?5]，其中不乏各類白云石膠結和硅質充填破壞儲集空間，以及各種溶蝕對儲層的建設性作用。

碳酸鹽巖的溶蝕作用可以發生在大氣水環境和埋藏環境中[6]，目前大氣水環境中溶蝕作用對儲層形成的重要性已被普遍接受[7?8]，但是埋藏溶蝕對儲層的貢獻度尚存質疑[9?11]。埋藏環境中典型的溶蝕作用包括有機酸溶蝕作用和熱液溶蝕作用，地層中的有機酸主要來源于有機質熱演化，其溶蝕能力強于一般酸性流體[12?13]，有機酸能夠溶蝕方解石等易溶礦物，為儲層提供次生孔隙。影響有機酸溶蝕規模和作用強度的主要因素有地層溫壓、有機酸類型和產率及地層疏導體系的發育特征等[14?15]，因此，在特定深度段的溫度（70 ℃～100 ℃），在和高濃度酸性流體的相互作用下，有機酸溶蝕作用可以形成一個“成孔高峰期”[16]。此外，熱液溶蝕也是碳酸鹽巖最為重要的溶蝕作用之一[17]，近年來，在四川盆地、塔里木盆地、鄂爾多斯盆地均發現了熱液白云巖化改造現象[2，5，18?19]。在拉張性大地構造背景下，熱液儲庫中熱流體沿深大斷裂系統向上運移，對基質白云巖進行改造形成熱液溶蝕孔隙、熱液溶洞、熱液擴溶孔等，熱液白云巖儲層多具有相對較好的孔隙度和滲透率，是一種重要的白云巖儲層[2，5]。

燈影組優質儲層發育的控制因素具有多樣性與復雜性，其中與構造運動相關的表生大氣淡水溶蝕作用[20?21]、與埋藏有機酸有關的溶蝕改造作用[22?23]、與深部熱液流體活動有關的溶蝕作用等[18?19]，這些均對燈影組白云巖的改造與優質儲層的形成起著十分重要的控制作用，但其主控因素均與具體儲層目標及演化階段有關，不同成巖流體的成巖作用過程及其對儲層物性的影響較為復雜。因此，進一步系統和深入研究燈影組白云巖沉積成巖過程中流體對儲層物性的調整與改造作用，是進一步深化和提高研究區儲層評價程度的重要依據。

本文選取川北地區胡家壩剖面燈影組四段古油藏（以下簡稱燈四段）作為解剖對象，前人對其巖石學特征、沉積相類型和古地理演化等開展了比較深入的研究[24?29]，為白云巖沉積成巖過程中流體對儲層物性的調整改造研究奠定了良好的基礎。胡家壩剖面燈四段展示了豐富的白云石膠結物（纖維狀、葉片狀、細晶、中晶、粗晶—鞍形白云石），是研究燈影組四段優質儲層成巖流體調整改造的良好剖面。基于激光原位碳氧同位素和微區鍶同位素特征，并結合配套的巖石學和礦物學來綜合識別成巖環境類型，建立成巖—孔隙演化路徑，進而探討不同成巖環境下對優質儲層的調整改造作用，明確優質儲層的成因機制，為該地區油氣勘探目標預測提供沉積成巖方面的理論依據。

1 區域地質背景

四川盆地位于揚子板塊西北部，是在揚子克拉通基礎上形成和發展起來的疊合盆地，盆地呈NE—SW向的菱形，西鄰松潘—甘孜造山帶，北有秦嶺—大別山造山帶[30]（圖1a）。揚子板塊從震旦紀開始進入海相克拉通演化階段，震旦紀末—早寒武世，受興凱地裂運動的影響，中上揚子內部發育裂陷[31]，這些裂陷控制了四川盆地震旦紀—早寒武世的古地理格局，上震旦統燈影組沉積期總體表現為“槽臺相間，西高東低”的古地理格局[32]（圖1b）。受多幕次桐灣運動差異升降活動的影響，揚子克拉通及其周緣在燈影組及麥地坪組的頂部受到不同程度剝蝕，其中資陽地區剝蝕程度最高，此時川北地區處于沉積古地貌低部位，遭受的剝蝕作用較小，局部地區未見沉積間斷面[33]。桐灣運動之后，燈影組進入再埋藏階段，其古埋藏深度超過6 000 m[30，34]，期間先后經歷了晚加里東、海西、印支、燕山和喜馬拉雅構造運動形成現今的構造格局[30]。

震旦紀揚子地區處于文石海環境，古氣候干旱炎熱[35]，大型骨架生物不發育，細菌與低等藻類卻非常繁盛，其中燈影組以富含微生物藻的各類白云巖為特征[36?37]。根據巖性燈影組自下而上可分為四段[38]：燈一段為貧藻泥微晶白云巖沉積；燈二段以微生物白云巖沉積為主，沉積厚度大；燈三段則以陸源碎屑沉積為主；燈四段以微生物白云巖及晶粒白云巖沉積為主，局部層間發育硅化紋層及硅質條帶（圖1c）。本次研究對象胡家壩剖面燈四段，厚約385 m，與下伏燈三段泥巖、上覆寒武系麥地坪組灰巖均為整合接觸，整體處于碳酸鹽巖臺地邊緣相[39]，并可進一步劃分為微生物丘、顆粒灘、丘間海和臺坪4種亞相[37]，剖面主要發育微生物丘、顆粒灘和丘間海亞相，臺坪欠發育（圖2）。

2 巖石學特征

通過對野外露頭精細解剖和室內巖石薄片鑒定，參考Riding[40]和張蔭本等[41]對微生物碳酸鹽巖分類以及馮增昭[42]對碳酸鹽巖分類相結合的劃分方案，認為胡家壩剖面燈四段白云巖中巖石類型主要包括微生物白云巖、顆粒白云巖、晶粒白云巖三大類。微生物白云巖發育微生物結構，在四川盆地燈影組中廣泛分布[28，36]，根據形態學特征將其進一步劃分為藻紋層白云巖、疊層石白云巖、凝塊石白云巖、泡沫綿層白云巖等[40?41]。顆粒白云巖以砂屑白云巖為主，受燈四段沉積期微生物藻生長、黏連的影響，剖面中單純的砂屑白云巖發育較少，表現為與微生物黏結相關的藻砂屑白云巖。晶粒白云巖按照晶粒大小可分為泥晶白云巖和粉晶白云巖。

2.1微生物白云巖

2.1.1藻紋層白云巖

剖面中普遍發育，露頭上或鏡下均可見到近于平直的明暗相間的紋層狀構造，暗層為富藻層，亮層為亮晶白云石層，貧有機質，主要為粉—細晶白云石（圖3a）。藻紋層縱向上較為稀疏，橫向上具有斷續分布的特點，起伏不大，平坦或較為平坦。鏡下觀察到紋層間常被粉—細晶白云石或晶粒狀石英充填，局部可見鳥眼孔、窗格孔。

2.1.2疊層石白云巖

主要分布于剖面的中上部，發育較密集的藻紋層構造，疊層石白云巖按形態可分為錐狀、波狀、柱狀及丘狀等形態[31?32]，研究剖面以波狀、丘狀為主。波狀疊層石白云巖單個紋層厚度多變，介于1～5 mm，紋層橫向上連續性較好；丘狀疊層石白云巖，單個丘的高度多變，最大高度可達0.3 m，整體規模不大，紋層橫向連續性較波狀疊層石差。顯微鏡下，紋層間發育格架狀原生孔洞，孔洞多被后期粉—細晶白云石和瀝青充填（圖3b）。

2.1.3凝塊石白云巖

凝塊石白云巖中的凝塊是暗色微生物（藻）黏結自成的塊狀結構[26]，胡家壩剖面燈四段中發育多套凝塊石白云巖層，常與疊層石白云巖共生，整體起伏不大，可見明顯的不規則深灰色凝塊和淺色基質。鏡下觀察表明，凝塊主要是由泥晶白云石經暗色微生物黏結而成，凝塊之間形成大量格架狀孔洞，并被多期白云石膠結物全充填或半充填（圖3c）。

2.1.4泡沫綿層白云巖

剖面中部少量發育，泡沫綿層白云巖是由微生物絲狀體網狀交織形成，主要呈似球狀、不規則狀的泡狀體[41]。鏡下可見大量藻類泡狀體結構，呈圓狀或橢圓形，單個泡狀體直徑介于0.1～0.6 mm，泡狀體壁由暗色泥晶組成，其間的原生格架孔洞由粉—細晶白云石膠結充填（圖3d）。

2.2晶粒白云巖

2.2.1泥晶白云巖

剖面中下部相對發育，類型多樣，分別為砂質泥晶白云巖、泥質泥晶白云巖和泥晶白云巖，均具有泥晶結構。砂質泥晶白云巖見于剖面底部，巖石風化表面常見肉紅色、鐵銹色等鐵質物質，鏡下以泥晶白云石為主，含陸源碎屑石英，石英分選磨圓較好（圖3e）；泥質泥晶白云巖，常呈薄—中層狀夾于泥晶白云巖中，泥質多被風化剝蝕（圖3f）；泥晶白云巖發育少量隱藻紋層（圖3g），局部夾硅質條帶。該類巖石較為致密，孔隙不發育。

2.2.2粉晶白云巖

剖面中上部相對發育，露頭上以淺灰色為主。鏡下白云石大多表面污濁，粒徑介于50～100 μm，發育少量窗格孔小洞（圖3h），窗格孔可能與微生物藻類的腐爛有關。

2.3顆粒白云巖

剖面中顆粒白云巖發育相對較少，主要為藻砂屑白云巖，由于與微生物作用相關，有機質含量較高，露頭上其顏色較暗[23]。顯微鏡下，砂屑由泥晶和少量微亮晶組成，內部可見明顯的微生物黏結痕跡，表明砂屑可能為早期形成的微生物巖被波浪打碎后再沉積而成（圖3i），粒徑大小不一，分選一般，形狀為圓形和橢圓形，磨圓較好，顆粒間多充填粉晶白云石，溶孔發育。

3 主要成巖作用

燈影組由于埋深大，經歷了復雜的成巖改造作用[5，21?23]，其中對儲層質量產生較大影響的為膠結充填作用和溶蝕作用。值得注意的是，野外及薄片觀察顯示，燈四段中未見典型的表生巖溶組構，如葡萄花邊構造、新月形膠結、懸垂形膠結等，縱向溶溝、溶縫及巖溶角礫巖也不發育[43]；另外，川北地區在桐灣Ⅱ幕時處于沉積古地貌低部位[33]，因此，表生巖溶作用對區內燈四段儲層改造較弱，本文不作詳細闡述。

3.1膠結充填作用

鏡下觀察表明，燈四段白云巖膠結充填作用明顯，膠結物按其晶形大小及形態可大致分為6類：纖維狀環邊白云石膠結物、葉片狀白云石膠結物、細晶白云石膠結物、中晶白云石膠結物和鞍形白云石及石英充填膠結物等。

3.1.1纖維狀環邊白云石膠結物

纖維狀環邊白云石膠結物是燈影組白云巖中常見的一類膠結物[29，43]，常以等厚環邊的形式出現在疊層石、凝塊石原生格架孔洞或藻砂屑周圍，整體數量不大，其圍繞孔隙或顆粒邊緣生長，是孔洞內的第一期膠結物，長軸垂直于孔隙壁或顆粒表面（圖4a，b），呈層狀，層厚通常介于0.05～0.08 mm，不具陰極發光性（圖4c）。晶粒間接觸較緊密，孔隙極不發育。

3.1.2葉片狀白云石膠結物

葉片狀白云石膠結物也常出現在微生物白云巖中，多與纖維狀環邊白云石膠結物相伴生，沉淀在纖維狀環邊白云石膠結物之后，晶體明顯增大，粒徑通常介于0.06～0.10 mm，頂端呈矛狀（圖4a，b），在陰極射線下不發光（圖4c）。該類膠結物整體規模也不大，充填后使儲層原生孔隙略有減小，并且晶粒間緊密接觸，孔隙基本不發育。

3.1.3細晶白云石膠結物

細晶白云石膠結物多分布在微生物白云巖中原始結構保存較好的原生格架孔中，晶體干凈明亮，粒徑介于100～200 μm（圖4d），具粒狀結構，其陰極發光性較纖維狀或葉片狀白云石膠結物增強，為中等強度橙紅色光（圖4e）。原生小孔中細晶白云石膠結物占據其剩余的絕大多數孔隙空間，使原生孔隙基本消失殆盡（圖2h）。

3.1.4中晶白云石膠結物

中晶白云石也是剖面燈四段白云巖中較為常見的一種膠結物，這類白云石膠結物多出現在較大的溶蝕孔隙中，常單獨出現或沉淀于細晶白云石膠結物之后，晶體明亮粗大，以半自形—自形為主（圖4f，h），具有較強的橙紅色陰極發光（圖4g）。此類膠結物中膠結殘余孔隙或次生溶蝕孔較為發育，鏡下可見中晶白云石溶蝕殘余，并伴有瀝青充填（圖4h）。

3.1.5鞍形白云石

鞍形白云石一般認為形成于熱液環境或其他相對高溫的成巖環境[17?19]，其在剖面中普遍發育，常單獨或與少量自生石英存在于某一次生溶蝕孔洞，晶體粗大，以自形—他形為主，解理彎曲，正交偏光下具有波狀消光特征（圖4i，j），其陰極發光強度顯著增強，具亮紅色光（圖4k）。鞍形白云石中晶間孔及殘余孔隙發育，可見粒狀瀝青充填（圖4i）。

3.1.6硅質充填

剖面除白云石膠結物外，還常見硅質石英充填，主要分布在藻紋層白云巖中或與鞍形白云石同時出現，呈兩期次（圖4l）。第一期石英呈晶粒狀順藻紋層分布，該期石英形成于大規模油氣充注之前，晶體干凈明亮，包裹體不發育；第二期石英呈自形錐狀或葉片狀充填在鞍形白云石之后，陰極射線下兩期石英均不發光。

3.2溶蝕作用

剖面燈四段沉積期整體為碳酸鹽巖臺地邊緣相，發育多套微生物丘，其在建造過程中往往發育大量原生格架孔洞[21，26，44]，雖然這些原生孔隙多被后期膠結充填（圖4a、圖5a），難以形成有效孔隙，但仍為地層中孔滲性相對較好的部位，有利于后期成巖流體運移，從而形成較多的次生孔、洞[2，8]。依據野外露頭和鏡下薄片觀察發現，胡家壩剖面燈四段發育埋藏有機酸溶蝕和熱液溶蝕兩種溶蝕作用。

3.2.1埋藏有機酸溶蝕作用

有機質熱成熟釋放的有機酸會對白云巖產生溶蝕，增加儲層孔隙度[7?9]。埋藏有機酸溶蝕成因的孔隙多數是不規則的、非組構選擇性的[7]，也表現出一定的選擇性溶蝕，這種選擇性主要表現為巖相選擇性。有機酸流體對殘余原生孔隙、晶體孔縫等進行擴容或增加新的溶蝕孔隙，鏡下可見疏密相間、順層的溶蝕孔洞，這些順層的溶蝕孔中常充填瀝青（圖5b，c），同時鏡下可見中晶白云石被溶蝕的現象（圖5c）；瀝青是有機酸溶蝕的主要證據[45]，油氣在運移聚集過程中，經過未被充填的孔隙或裂縫時，會大量殘留于其中。露頭上可以見到豐富的瀝青，且在中上部微生物丘灘體中瀝青豐度更高，最高可達25%[24]；顯微鏡下觀察到瀝青具有兩種賦存狀態，第一種呈薄膜狀附著在葉片狀白云石膠結物或細晶白云石膠結物之后，第二種呈粒狀充填于膠結殘余孔隙或埋藏過程中新生的次生溶孔。前人研究表明[46?47]，燈影組儲層存在兩期油氣充注，晚志留世下寒武統筇竹寺組烴源巖有機質演化進入成熟階段，開始初次運移，并在三疊世烴源巖進入生油高峰，側向運移至燈影組儲層形成古油藏（圖6）。

3.2.2熱液溶蝕作用

熱液流體富含H₂S、CO₂等侵蝕性流體，這些溶蝕組分沿斷裂向上運移過程中對碳酸鹽巖進行溶蝕，形成大量無組構選擇性溶蝕孔洞，可以是大型的晶洞，也可以是毫米或厘米級的孔洞[2，18?19]，同時伴生與熱液活動相關的礦物，如鞍形白云石、自生石英等。鞍形白云石晶體較為粗大，多介于500 μm～1 mm，最大可達3 mm，大多數鞍形白云石晶體呈馬鞍狀彎曲（圖5d，e），正交偏光下具波狀消光的特征（圖5g）；部分孔洞中見明顯硅化作用，這些硅化部位可見粗大的自形晶簇狀石英（圖5g），石英晶體多為幾毫米，最大可達1 cm。剖面中熱液溶蝕孔隙一般具有不規則的溶蝕邊緣，孔徑從幾毫米到兩厘米不等，大部分沿孔隙邊緣充填鞍形白云石（圖5g，h）；熱液成因的晶洞也是儲層重要的儲集空間類型，這類孔隙孔徑較大，一般介于2 mm～5 cm，并半充填—全充填鞍形白云石、自形石英晶簇等（圖5d，f）。熱液成因的溶蝕孔洞不同于有機酸形成的孔縫，該類孔洞在剖面中普遍發育，不受巖性控制，孔洞中常見粒狀瀝青充填（圖4i、圖5d），表明溶蝕孔洞為古油藏的充注提供了有效的儲集空間。

4 地球化學特征及成巖環境

4.1碳氧、鍶同位素分析樣品前處理及測試方法

激光碳氧同位素、鍶同位素在中國石油杭州地質研究院進行。基于巖石學及陰極發光特征，選取不同組構的白云巖樣品，將其雙面拋光制成0.1 mm的薄片，并進行去油處理，使用LA-IRMS激光剝蝕—穩定同位素質譜儀對拋光薄片進行激光原位碳氧穩定同位素在線取樣測定，激光器輸出波長為1 064 nm的近紅外相干激光束，束斑大小20 μm，工作電流14～20 A，樣品穿透深度30～50 μm；為驗證激光原位碳氧同位素測試結果的可靠性，在平行樣品上鉆取粉末樣品進行對比數據分析，取200～300 μg粉末樣品與100%磷酸在70 ℃下反應并收集釋放的CO₂，使用Delta V Advantage同位素比質譜儀進行分析測試，測試溫度為27 ℃，濕度為49 %RH，分析數據處理采用賽默飛世爾軟件ISODAT 3.0完成，所有結果均以VPDB（‰，VPDB）表示，標準樣品為GBW04405和室驗內部標樣811，分析結果見表1。鍶同位素分析，取30～50 mg樣品，加入3 mL 2N HNO₃后離心，對溶解樣品用陽離子交換柱進行化學分離，將收集的鍶使用TRITON PLUS熱電離同位素質譜儀進行測試分析，單帶為Ta 帶，電離溫度為1450 ℃ ，分析結果以⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值表示，標準樣品為SRM987，分析結果見表1。

4.2測試分析結果

4.2.1碳氧同位素

白云巖的碳氧同位素組成受白云石化過程中的流體介質鹽度和溫度的影響，常用于判斷白云石化流體性質和成巖環境[48?49]。燈四段基質白云巖、不同期次白云石膠結物碳氧同位素分析結果顯示（表1、圖7），激光原位碳氧同位素值與平行樣品的粉末碳氧同位素值相差較小，說明激光原位碳氧同位素數值是有效的。其中燈四段基質白云石δ¹³C 值介于-0.177‰～+2.757‰，平均為+1.098‰；δ¹⁸O 值介于-4.211‰～-6.306‰，平均為-5.760‰（N=15）。纖維狀白云石膠結物δ¹³C 值介于+1.355‰～+2.144‰，平均為+1.635‰（N=4）；δ¹⁸O 值介于-5.421‰～-5.007‰，平均為-5.170‰（N=4）。葉片狀白云石膠結物δ13C值介于+0.259‰～+0.295‰，平均為+0.277‰（N=2）；δ¹⁸O 值介于-7.200‰～ -7.396‰，平均為-7.298‰（N=2）。細晶白云石膠結物δ¹³C 值介于+1.087‰～+2.547‰，平均為+1.943‰（N=6）；δ¹⁸O 值介于-7.709‰～-6.698‰，平均為-7.161‰（N=6）。中晶白云石膠結物δ¹³C值介于+1.302‰～+1.947‰，平均為+1.564‰（N=3）；δ¹⁸O值介于-8.552‰～-8.109‰，平均為-8.388‰（N=3）。鞍形白云石δ¹³C 值介于-0.255‰～+0.811‰，平均為+0.633‰（N=4）；δ¹⁸O 值介于-10.839‰～-9.933‰，平均為-10.288‰（N=4），δ¹⁸O值負偏明顯。

4.2.2鍶同位素

⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值常用于追蹤成巖流體的來源[52]。剖面鍶同位素分析測試結果顯示（表1、圖8），基質白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 比值介于0.708566～0.708900，平均為0.708 751（N=5）。纖維狀—葉片狀白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值介于0.708 781～0.709 150，平均為0.708 962（N=3）。細晶白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 比值介于0.708839～0.708990，平均為0.708 925（N=3）。中晶白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 比值介于0.708 914～0.709 370，平均為0.709099（N=4）。鞍形白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 比值介于0.709456～0.709 660，平均為0.709 550（N=5），具有高異常的87Sr/86Sr比值。

4.3成巖環境及孔隙演化

基于高分辨率的激光原位碳氧同位素和微區鍶同位素，結合巖石學及陰極發光特征，認為燈四段白云巖經歷了蒸發海水、淺埋藏“封存”海水、中—深埋藏有機質成熟運移、熱液四種成巖環境，不同成巖環境其成巖組構、膠結物類型、陰極發光性和地球化學特征有明顯差別，特征如下。

4.3.1蒸發海水流體環境

震旦系燈影組與其他前寒武系白云巖層一樣，白云石化發生時間較早[53]，保存良好的原生沉積組構、疊層石構造和泥晶結構等特征，指示其形成于準同生期—早成巖階段[21，29]。四川盆地燈影組沉積期氣候干旱炎熱，鹽度較大，盆內發育膏鹽類蒸發礦物[28?29，54]，剖面中可見與暴露有關的鳥眼構造、帳篷構造等，表明燈影組沉積期形成于近地表暴露沉積環境。同時，基質、纖維狀環邊白云石膠結物及葉片狀白云石膠結物的陰極發光性多數為不發光—極弱棕紅色光，反映海水成巖環境。礦物陰極發光的顏色和強度通常與分析的Mn²⁺、Fe²⁺含量相關聯[43，55]，海水中富含Mg、Fe而貧Mn，原始沉積的海相碳酸鹽及海相膠結物都因貧Mn而不具或具較弱的陰極發光性[43]。這些基質與白云石膠結物δ¹³C值、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值與Jaffrés et al.[50]和Halverson et al.[51]確定的前寒武紀海水的碳、鍶同位素組成相一致（圖7，8），表明海源流體是白云石化的主導流體，部分δ¹⁸O值略高于同期海水的氧同位素值，可能受到蒸發海水的影響[28?29，56]。燈影組大量微生物藻在生長過程中不斷消耗Ca²⁺，濃縮Mg²⁺，沉積期正常的海水逐漸變為高Mg鹽水，這種高Mg鹽水不斷與早期沉積的文石或高Mg方解石接觸，使其發生蒸發滲透回流白云石化，變為纖維狀環邊白云石和葉片狀白云石[43]。

4.3.2淺埋藏“封存”海水環境

該類成巖環境中沉淀有細晶白云石膠結物，膠結物具中等強度橙紅色陰極發光，只有在還原環境中生成的白云石，才可能具有較高的Mn²⁺和Fe²⁺含量，Mn和Fe含量的增加表明該類膠結物形成時，其成巖流體處于還原環境。同時，細晶白云石膠結物碳氧同位素組成大部分位于同期海水碳氧同位素分布范圍內，部分樣品具有略低于同時期海水的δ¹⁸O值（圖7），碳酸鹽巖的氧同位素值受流體的溫度影響較大，一般隨埋深增加孔隙中流體升溫，會引起氧同位素發生分餾[48]，造成氧同位素值的負偏，由此推測細晶白云石膠結物的成巖流體應具有一定的埋深。⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值基本位于震旦紀海水鍶同位素分布范圍之內（圖8），說明其成巖流體未受外來流體的影響，仍反映原始海水的信息。

4.3.3中—深埋藏有機質成熟運移環境

中—深埋藏環境下流體相對趨于堿性，常使碳酸鹽達到飽和或過飽和沉淀狀態，沉淀晶形較好的中晶白云石膠結物，并伴隨縫合線的出現[43]。此類膠結物的晶間孔和膠結殘余孔隙中常見粒狀瀝青充填，該期瀝青為燈影組油氣主成藏期的產物，形成于深埋過程中原油熱裂解[46?47]，即中晶白云石膠結物的形成可能受埋藏期有機質成熟運移的影響。陰極發光射線下，中晶白云石膠結物具有較強的橙紅色光，說明其地層埋深增大，成巖環境還原程度更高。膠結物的碳同位素組成與細晶白云石膠結物相比沒有太大變化，氧同位素值較負偏（圖7），也表明其埋深進一步增加。另外，樣品⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值也印證了中晶白云石形成于中—深埋藏環境，中晶白云石膠結物⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值與寒武系鍶同位素比值非常接近（圖8）[51]，膠結物物質可能來自上覆寒武系。前人研究表明，燈影組的油氣主要來源于寒武系筇竹寺組烴源巖[24，46?47]，在烴類大量運移充注過程中，中—深埋藏環境形成的中晶白云石會受到來自寒武系流體的影響。

4.3.4熱液環境

熱液環境以發育最晚期的鞍形白云石及晶簇狀石英為特征，來源于深部熱液流體富含Mn²⁺、Fe2+等多種離子[17?18]，因此鞍形白云石的陰極發光性強，呈亮紅色，其δ¹⁸O值幾乎均小于-10‰（圖7），表明受成巖作用的改造強烈[57]，這與Feng et al.[18]和Su et al.[19]在川中所測得的熱液白云巖結果相似。高異常的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值也印證鞍形白云石的成巖流體受到了外來流體的影響或者為完全不同的流體來源（圖8）。⁸⁷Sr 為放射性成因，由放射性元素⁸⁷Rb 衰變而來，而⁸⁶Sr為非放射性成因，豐度較為穩定，一般中酸性火成巖及長英質碎屑巖組成的老的硅鋁酸鹽巖地殼中富含Rb，其衰變形成⁸⁷Sr，而具有較高的87Sr/86Sr比值[52]。根據川北地區的沉積記錄，燈影組下伏地層有花崗巖侵入體，侵入體之下為南華系砂礫質碎屑巖沉積，局部地區燈影組底部直接與基底火山巖接觸[25]，熱液流體中豐富的鍶同位素可能來自這些碎屑巖層。四川盆地自晚元古代以來，主要經歷了兩次大規模的地裂運動，即興凱地裂運動（Pt3～?）和峨眉地裂運動（D2～T1）[31]，地裂運動促使盆地拉張性基底斷裂的發育，為熱液提供了運移通道，當基底斷裂活動時，這些來源于下伏火山巖地層或碎屑巖地層的流體可以沿斷層向上活動。Su et al.[19]研究發現川中地區主要發育兩期鞍形白云石膠結物，第1期鞍形白云石膠結物測得的年齡為415±16 Ma和405±16 Ma，表明其形成可能與加里東期的構造活動相關；第2期鞍形白云石膠結物測得的年齡為259.4±3 Ma，與晚二疊世峨眉山玄武巖噴發時間吻合較好。本文鞍形白云石地球化學特征指示為同一熱流體環境下形成，根據巖石學特征認為該期熱液白云石的形成可能與峨眉山地幔柱隆升及其引起的異常熱事件相關。

4.3.5孔隙演化

燈四段主要為微生物白云巖沉積，其原生藻格架孔、粒間孔發育（圖5a），初始孔隙度可達30%[58]，受近地表蒸發滲透回流影響，發生早期白云石化作用[28?29，56]，經歷了纖維狀白云石膠結和葉片狀白云石膠結后（圖9），原生孔隙有所減少[56，59?60]。至淺埋藏還原環境，仍以膠結為主，白云石化流體為封存在地層中的海水，沉淀細晶白云石膠結物（圖4d），大量的細晶白云石膠結物占據了大部分的原生孔隙（圖9），是部分原生小孔消失的主要原因，對儲層的存在不具有指示意義。隨埋深增加，成巖環境變為中—深埋藏環境，中晶白云石膠結物沉淀，儲層保留少量膠結殘余原生孔（圖5g，h），而與有機酸和熱液有關的次生溶蝕孔隙成為儲層主要儲集空間。當筇竹寺組烴源巖開始進入成熟階段并大量生排烴后，有機質形成的酸性流體侵入會使深埋藏碳酸鹽巖發生溶解，相對高孔高滲的巖石酸性流體介質容易進入，溶蝕比表面積大，溶蝕產物也容易被帶走，可形成規模性溶孔[61]，反之，難以形成規模性溶孔。一般與微生物丘建造有關的巖石類型，如疊層石白云巖、凝塊石白云巖等原生孔隙發育，有利于為后期酸性流體運移提供通道，因此，埋藏有機酸溶蝕常具有巖相選擇性，在微生物丘等優勢相中相對發育，而巖石相對致密的丘間海中則不發育。同時，受二疊紀峨眉山玄武巖噴發及同時期盆地張性基底斷裂發育的影響[19，60]，促成了熱液白云巖化作用的發生，儲層中形成了大量熱液成因的溶蝕孔洞。熱液活動主要受斷裂發育程度的控制[62]，斷裂以及與斷裂相溝通的裂縫是深部流體流動的通道，溶蝕性較強的熱液流體流經后可以在其附近明顯地擴大甚至形成較大的儲集空間，對儲層發育有著積極的作用，而鞍狀白云石等熱液礦物揭示了熱液活動過程及其孔隙充填膠結作用。總體來說，熱液作用對儲層的建設性大于破壞性，原生孔隙度較高或較低的儲層受熱液白云巖化改造后，其孔隙度均可較為明顯地提高（圖9）。

燈影組白云巖儲層受沉積、成巖和后期構造運動的綜合控制。不同的沉積相為后期儲層的發育奠定了基礎，臺緣丘灘相和臺內丘灘相是儲層發育的優勢相[2，23]，其沉積過程中，水動力強，發育多種組合的微生物白云巖，形成大量原生格架孔、粒間孔，雖被后期各類膠結物充填，但仍為地層中孔滲相對較好的部位，為后期多種成巖作用的改造提供基礎，而丘（灘）間海沉積時水動力弱，微生物也不發育，以泥晶白云巖為主，巖石相對致密，儲集空間不發育[23]，后期溶蝕作用等對其調整改造也較弱。復雜的成巖作用是優質儲層形成的關鍵因素[62]，多期次的膠結作用使得儲層原生孔隙基本消失，埋藏有機酸溶蝕和熱液溶蝕形成的次生孔隙成為儲層主要儲集空間。四川盆地經歷了多旋回構造運動，燈影組中形成了多期構造裂縫和基底斷裂，為熱液活動提供了有利的條件[18?19，60]。因此，對川北地區燈四段白云巖儲層來說，臺緣丘灘相帶是最有利的相帶，沉積微生物丘（灘），自身物質基礎好；同時，臺緣帶鄰近生烴相帶（盆地—斜坡），有機質成熟生烴后能快速注入儲層，有利于埋藏有機酸溶蝕作用的發生；另外，臺緣丘灘體分布于克拉通裂內裂陷邊緣（綿陽—長寧臺內裂陷槽），構造活動和斷裂系統發育，有利于后期熱液和埋藏酸性流體流動、循環，從而形成規模性巖溶儲層。

5 結論

（1） 川北地區燈影組四段主要巖石類型包括微生物白云巖、顆粒白云巖、晶粒白云巖三大類，優質儲層主要發育在微生物丘中，以藻紋層白云巖、疊層石白云巖及凝塊石白云巖為主，儲層孔滲性相對較好，為后期儲層的發育奠定了基礎。

（2） 川北地區燈影組四段識別出蒸發海水流體環境、淺埋藏“封存”海水環境、中—深埋藏有機質成熟運移環境和熱液環境四種成巖環境。儲層的原生孔隙在壓實、壓溶作用與多期白云石、硅質膠結充填后，基本消失，而在埋藏有機酸和熱液流體的調整改造下，形成大量次生溶蝕孔洞，極大地改善了儲層品質。

（3） 燈四段優質儲層的發育受沉積、成巖演化和構造活動綜合控制，其中有利的沉積環境控制原生孔隙的發育，是優質儲層發育的基礎；成巖流體改造控制儲層溶蝕和孔隙保存，是優質儲層發育的關鍵；與儲層成巖作用密切相關的構造活動，為同期熱液成巖作用與儲層改造提供了有利的條件。

致謝 編輯部老師及審稿專家對本文修改提出了許多有益建議，中國石油杭州地質研究院沈安江、胡安平對實驗室工作進行了指導，西南石油大學張健、劉灝、肖灑、古恒、吳建鑫等參與了野外工作，在此一并致以衷心的感謝。