四川盆地川中地區(qū)震旦系燈影組碳酸鹽沉積物成巖作用與孔隙流體演化

強(qiáng)深濤，沈平，張健，夏茂龍，馮明友，夏青松，陶艷忠，夏自強(qiáng)，林怡

1.西南石油大學(xué)，成都 610500 2.中國(guó)石油西南油氣田分公司，成都 610041

四川盆地川中地區(qū)震旦系燈影組碳酸鹽沉積物成巖作用與孔隙流體演化

強(qiáng)深濤1，沈平2，張健2，夏茂龍2，馮明友1，夏青松1，陶艷忠1，夏自強(qiáng)1，林怡2

1.西南石油大學(xué)，成都 610500 2.中國(guó)石油西南油氣田分公司，成都 610041

以四川盆地川中高石梯—磨溪地區(qū)鉆井巖芯和水樣資料為主，盆地周邊地面剖面露頭資料為輔，采用微量元素、陰極發(fā)光、包裹體、同位素等分析手段進(jìn)行巖石學(xué)和地球化學(xué)分析，在此基礎(chǔ)上討論了燈影組碳酸鹽巖的成巖作用變化和成巖作用過程中孔隙流體的演化。研究結(jié)果表明：燈影組碳酸鹽巖沉積物在沉積作用和成巖作用過程中廣泛地受到孔隙流體和成巖作用變化的影響，發(fā)生過海水的膠結(jié)作用、早期大氣水成巖作用(溶解作用和沉淀作用)、表生喀斯特化作用、構(gòu)造控制的熱液白云石化和密西西比谷型礦化作用、碳?xì)洚a(chǎn)生時(shí)的溶解作用、油熱裂解時(shí)焦瀝青的充填孔洞作用等，其中喀斯特化和熱液白云石化對(duì)儲(chǔ)層的發(fā)育起著重要的作用。然而，燈影組孔隙流體廣泛地被白云石化作用和喀斯特化作用的修飾?，F(xiàn)今地層水資料分析表明這些成巖作用明顯地影響蒸發(fā)海水的地層水流體。地層水分析資料在Ca-Br及Mg-Br關(guān)系圖上顯示出蒸發(fā)海水的特征，Ca的濃度比蒸發(fā)海水分布曲線要高，Mg的濃度比蒸發(fā)海水曲線要低，為燈影組沉積物在成巖作用過程中發(fā)生過白云石化作用的結(jié)果。

成巖作用；喀斯特化作用；熱液白云石化作用；孔隙流體演化

0 引言

區(qū)域地質(zhì)研究的資料表明四川盆地震旦系燈影組碳酸鹽巖是重要的油氣儲(chǔ)集層，有豐富的天然氣[1-2]，在川滇黔三省邊界地區(qū)有密西西比谷型鉛鋅礦[3]，而在川南長(zhǎng)寧地區(qū)還有厚的石鹽和硬石膏層，燈影組賦存有豐富的礦產(chǎn)資源。

上世紀(jì)50—60年代發(fā)現(xiàn)威遠(yuǎn)大氣田以來，燈影組的油氣勘探經(jīng)歷一個(gè)漫長(zhǎng)的波折之后，本世紀(jì)初，在川中高石梯—磨溪地區(qū)有了新的突破。然而，一些地區(qū)單井產(chǎn)量高達(dá)100×104m3/d，而有的單井日產(chǎn)量只有幾萬立方米(甚至更低)。什么原因造成了這樣的不均衡性不得而知。另外，一些勘探井中發(fā)現(xiàn)有密西西比谷型礦化作用的產(chǎn)物——方鉛礦和閃鋅礦，這種金屬礦物的物質(zhì)來源亦尚不明確。這些問題影響了進(jìn)一步闡明四川盆地此種礦產(chǎn)的分布規(guī)律及其評(píng)價(jià)。明確燈影組碳酸鹽巖的成巖作用和成巖作用過程中孔隙流體來源和演化為其關(guān)鍵。

以川中高石梯—磨溪地區(qū)的鉆井巖芯和水樣資料為主，盆地周邊的露頭資料為輔，采用微量元素、陰極發(fā)光、包裹體、同位素等分析手段，并通過野外和室內(nèi)，宏觀和微觀相結(jié)合進(jìn)行系統(tǒng)的巖石學(xué)和地球化學(xué)分析，在此基礎(chǔ)上討論了燈影組碳酸鹽巖的成巖作用變化和成巖作用過程中孔隙流體的演化。

1 燈影組成巖作用

1.1 海水膠結(jié)作用和海水膠結(jié)物

川中高石梯—磨溪地區(qū)，井下和川西南地區(qū)的地表露頭通?？梢砸姷綗粲敖M碳酸鹽層中有核形石顆粒巖和鮞粒顆粒巖(除了疊層石巖之外)，它們是淺水碳酸鹽臺(tái)地上的高能灘。當(dāng)相對(duì)海平面上升時(shí)，這些潮下高能帶的核形石顆粒灘和鮞粒顆粒灘沉積物孔隙內(nèi)部，以核形石和鮞粒為底質(zhì)產(chǎn)生海水纖狀膠結(jié)物的生長(zhǎng)。這些纖狀膠結(jié)物通常是文石或高鎂方解石(圖1A，B)。

圖1 鮞粒顆粒巖和核形石顆粒巖單偏光顯微照片A，B.鮞粒顆粒巖、核形石顆粒巖，在核形石和鮞粒間有纖狀海水膠結(jié)物，樂山沙灣范店鄉(xiāng)剖面。Fig.1 Ooide grainstone and thrombolite grainstone (A and B)，isopachous fibrous cements (plain light) intraparticle

一些研究者在討論現(xiàn)代海洋碳酸鹽沉積物和古代碳酸鹽巖的研究資料時(shí)指出，在顆粒巖的粒間孔中有海水纖狀膠結(jié)物。通常這種纖狀膠結(jié)物是文石或鎂方解石[4-10]?，F(xiàn)代碳酸鹽沉積研究已經(jīng)知道，在熱帶海洋環(huán)境背景下，海水對(duì)CaCO3來說是飽和或過飽和的，通常有兩種碳酸鹽膠結(jié)物：文石和Mg方解石。這些膠結(jié)物具有一定的結(jié)晶形態(tài)：文石為等厚纖狀膠結(jié)物(isopachous fibrous cement)、針狀膠結(jié)物(acicular cements)、球文石狀膠結(jié)物(bothyoidal cements)和八字形狀膠結(jié)物(splays cement)?？偟膩碚f纖狀是基本特征，球文石狀是特例；高M(jìn)g方解石為等厚纖狀，也可以是葉片狀(blades)，有時(shí)還有球粒泥晶(pleoidal micrite cement)。文石和高M(jìn)g方解石膠結(jié)物都可以是等厚纖狀膠結(jié)物，但前者為平頭晶，后者為尖頭晶，結(jié)晶形態(tài)上有差別，但在古代巖石中卻很難區(qū)別它們[11]?，F(xiàn)代海灘巖這種纖狀膠結(jié)物，能在幾周內(nèi)快速生長(zhǎng)形成[12]。以原生粒間孔隙壁為底質(zhì)的這種纖狀膠結(jié)，通常被看成是近地表成巖環(huán)境中海底成巖環(huán)境的鑒定標(biāo)志，它是從海水孔隙水中沉淀的，一般稱之為海水膠結(jié)物，其通常出現(xiàn)在海底硬地中[13]。燈影組碳酸鹽經(jīng)歷海水膠結(jié)之后，相對(duì)海平面下降時(shí)，會(huì)暴露在大氣水成巖成巖環(huán)境，受到近地表成巖環(huán)境中大氣水的溶解作用和淡水方解石的膠結(jié)作用。

1.2 大氣水成巖作用——溶解與沉淀

燈影組碳酸鹽巖屬于陸表海淺水碳酸鹽沉積。當(dāng)碳酸鹽臺(tái)地處于相對(duì)海平面上升期時(shí)，在臺(tái)地上高能帶形成鮞粒灘或核形石顆粒灘。此時(shí)，在海底高能灘的粒間孔中就會(huì)產(chǎn)生早期海水膠結(jié)作用形成等厚纖狀膠結(jié)物。當(dāng)相對(duì)海平面處下降時(shí)期臺(tái)地上高能帶形成的鮞粒灘和核形石顆粒灘，就會(huì)暴露到近地表大氣水作用的成巖環(huán)境。這時(shí)文石鮞粒和核形石就會(huì)發(fā)生溶解作用形成鮞?？?、粒內(nèi)孔，Mg方解石海水膠結(jié)物在原來方解石晶體位置進(jìn)行調(diào)整發(fā)生穩(wěn)定化作用，在溶解的鑄模孔(鮞模)和粒內(nèi)孔內(nèi)有粒狀方解石的沉淀(圖2)。有關(guān)這方面的問題許多研究者在這個(gè)領(lǐng)域早已作過詳細(xì)論述[14-16]。

圖2 顆粒巖單偏光顯微照片A，B.核形石顆粒巖及鮞粒顆粒巖。鮞粒由于大氣水成巖作用形成鑄模孔，淡水方解石充填鑄?？?，核形石顆粒由于大氣水成巖作用形成粒內(nèi)溶孔，淡水方解石充填粒內(nèi)孔，樂山沙灣范店鄉(xiāng)剖面。Fig.2 Thrombolite grainstone and oolite grainstone, intraparticle and moldic pore, filling by meteoric calcite cements (plain light)

核形石顆粒巖和鮞粒顆粒巖(圖2A，B)中鮞粒鑄?？缀秃诵问牧?nèi)孔是大氣水的溶解作用的結(jié)果。鮞粒鑄?？缀秃诵问?nèi)孔充填的粒狀方解石是大氣水方解石沉淀的產(chǎn)物。正如一些研究者所指出一樣，如果水/巖石體系中水的流量大，水相對(duì)文石和Mg方解石強(qiáng)烈地不飽和，文石質(zhì)或Mg方解石質(zhì)的顆粒將會(huì)全部溶解形成鑄?？住Ｈ绻?巖石體系域中水流量緩慢，相對(duì)文石或Mg方解石轉(zhuǎn)為不飽和，這種條件下就會(huì)產(chǎn)生小規(guī)模的溶解作用和顆粒內(nèi)部分文石溶解，部分產(chǎn)生穩(wěn)定化作用，鮞粒和核形石顆粒產(chǎn)生粒內(nèi)孔[5,10]。這樣顆粒內(nèi)一些殘余的泥晶也得到合理的解釋。核形石內(nèi)部分泥晶保存下來，就是這種因素造成的。

部分研究者指出，如果欠穩(wěn)定的礦物是Mg方解石，在鎂方解石不飽和、方解石飽和的大氣水體系中，Mg方解石中欠穩(wěn)定的MgCO3被溶解，而現(xiàn)存的Mg方解石遺留CaCO3就成為成核點(diǎn)沉淀[5,10,15]。這就是說燈影組鮞粒的纖狀膠結(jié)物可能是Mg方解石。當(dāng)鮞粒內(nèi)文石同心層發(fā)生溶解作用時(shí)，鮞粒間的等厚纖狀Mg方解石膠結(jié)物MgCO3被淋漓溶解帶走了，轉(zhuǎn)變成方解石膠結(jié)物保存了原來的晶體形狀。

應(yīng)當(dāng)注意的是近地表成巖環(huán)境大氣水溶解作用與溶解物CaCO3的沉淀作用是相伴的，它可以在溶解作用的次生孔隙中形成淡水方解石膠結(jié)物(圖2A，B)。淡水成巖作用在燈影沉積物中是局部的，當(dāng)它們被上覆沉積物覆蓋并進(jìn)入到埋藏成巖作用時(shí)，主要還是海水性質(zhì)孔隙流體。

1.3 近地表早期海水白云石化作用

震旦系燈影組碳酸鹽沉積物在近地表成巖環(huán)境的海水膠結(jié)作用和大氣水溶解作用之后的成巖作用是近地表環(huán)境下的早期海水白云石化作用。其特征是保存極好的原生沉積組構(gòu)、生物成因的疊層石構(gòu)造以及纖狀膠結(jié)物(圖3)。

震旦系燈影組在時(shí)代上屬于晚前寒武紀(jì)白云巖層。世界各地前寒武系都有白云巖分布，與燈影組白云巖層一樣，共同特征是厚度大、保存有極好的原生沉積組構(gòu)、生物成因的疊層石構(gòu)造，以及海水纖狀膠結(jié)物。關(guān)于這些白云巖的成因有不同的解釋。北美前寒武系Beek Spring白云巖被一些研究者解釋為原生成因[17],印度和蘇格蘭前寒武系白云巖被解釋為同生交代白云巖[18-19]。北美前寒武系Wyman組白云巖被一些研究者解釋為早期成巖交代成因，并指出其中還有晚期熱液白云石化作用[12]。雖然Tuckeretal.[17]把前寒武系Beek Spring白云巖看成為原生成因，但是Zemplochetal.[20]認(rèn)為Beek Spring白云巖是混合水成因，因?yàn)樗鼈兊腃、O同位素呈“正相關(guān)性”分布。對(duì)于震旦系燈影組白云巖，一些研究者基于保存有很好的原生組構(gòu)把它解釋為原生成因[21-23]，而另一些研究者注意到白云巖中晶粒結(jié)構(gòu)把它看成是交代成因[24-25]。

前寒武系白云巖的成因還存有爭(zhēng)議，燈影組白云巖也存有爭(zhēng)論：原生成因和交代成因。然而不論爭(zhēng)論焦點(diǎn)如何，但從成巖作用和成巖作用環(huán)境研究上看它們有一個(gè)共同的觀點(diǎn)，即燈影組白云巖是在沉積—近地表成巖環(huán)境中形成的，是早期白云巖。

保存原生沉積組構(gòu)，生物成因的疊層石構(gòu)造和纖狀白云石膠結(jié)物這一特征，并不一定就可以確定它是原生成因，因?yàn)轱@生代也有保存極好原生組構(gòu)白云巖，但是它們是交代成因。因此一些研究者認(rèn)為保存原生組構(gòu)的白云巖是按組構(gòu)交代的結(jié)果[12,26]。早期纖狀海水白云石膠結(jié)物不可能從海水中沉淀,從結(jié)晶形態(tài)學(xué)的研究出發(fā)，它只能是Mg方解石或文石膠結(jié)物的白云石按組構(gòu)交代的產(chǎn)物。正如Ricketts[12]所指出一樣在現(xiàn)代熱帶海灘巖中這種纖狀文石幾周內(nèi)快速生長(zhǎng)形成纖狀膠結(jié)物。從燈影白云巖地層橫向分布來看，在川中地區(qū)大部分都是白云巖，但也可以見到石灰?guī)r夾層或石灰?guī)r透鏡體。如果說白云巖是原生的，那么殘余的這些灰?guī)r透鏡體應(yīng)該怎么來解釋？保存原生組構(gòu)的灰?guī)r是原生的，保存原生組構(gòu)的白云巖是白云石按組構(gòu)交代的結(jié)果。地球化學(xué)的資料可以進(jìn)一步證實(shí)這一結(jié)論(見后文)。

圖3 震旦系燈影白云巖單偏光顯微照片A.疊層石白云巖，隱晶—泥晶組構(gòu)，具層狀晶洞構(gòu)造。晶洞邊緣有海水纖狀膠結(jié)物，資6井，3 698.4 m，單偏光；B.亮晶砂屑白云巖，砂屑為隱晶—泥晶結(jié)構(gòu)，孔隙中有早期纖狀白云石膠結(jié)物殘余，以及晚期粒狀膠結(jié)物。磨溪22井，5 416.17 m，單偏光。A和B都保存有極好的原生組構(gòu)，生物成因的疊層石構(gòu)造以及海水纖狀膠結(jié)物。Fig.3 Stromatolithic dolomite micrite fabric and stromatactis, pore, filling by fibrous cements (plain light)

1.4 表生成巖作用(epigenesis)—喀斯特化作用

眾所周知，燈影組碳酸鹽巖層上有一個(gè)侵蝕面。這就表明，燈影組在經(jīng)歷沉積、成巖、埋藏之后又上升進(jìn)入到表生成巖作用(epigenesis)的成巖作用環(huán)境，并受到侵蝕和喀斯特化作用。上部具不規(guī)則的界面，內(nèi)部有大規(guī)模的大氣水溶解和淋濾的構(gòu)造：溶洞(大到數(shù)米直徑)、溶孔、溶溝(沿構(gòu)造裂縫溶解)、洞穴塌陷作用和塌陷角礫堆積(圖4A，B)。此外葡萄花邊狀的構(gòu)造是一種特殊的洞穴膠結(jié)作用(圖4A，C，D)。

燈影組表生成巖作用時(shí)期留下的喀斯特化構(gòu)造特征在四川盆地周邊的地面露頭中有廣泛分布，在川中地區(qū)的地下巖芯中也有廣泛分布。喀斯特化作用形成溶洞、塌陷角礫孔是重要的油氣儲(chǔ)集空間。

1.5 熱液白云石化作用與密西西比谷型礦化作用

圖4 表生成巖作用和喀斯特化作用A.喀斯特化的溶洞和溶孔，注意灰白和灰暗相間的葡萄花邊的膠結(jié)物的組構(gòu)，樂山沙灣范店鄉(xiāng)剖面；B.洞穴角礫，溶解孔中洞穴角礫和角礫間葉片狀等厚方解石膠結(jié)物，磨溪9井，燈二段，5 458.6 m，巖芯；C.葡萄花邊膠結(jié)物，資6井，3 773.4 m，單偏光；D.懸垂?fàn)钇咸鸦ㄟ吥z結(jié)物，資6井，3 693.4 m，單偏光。Fig.4 Karstificated cavern and briccia (A,B), isopachous calcite cement in fracture and cavern(C,D)

圖5 早期的白云巖和晚期的熱液白云巖A.保存有原生組構(gòu)，基質(zhì)為隱晶—泥晶層狀晶間充填纖狀膠結(jié)物。單偏光顯微照片。樂山沙灣范店鄉(xiāng)剖面。B.晶粒結(jié)構(gòu)白云巖，晶粒粒徑大于50～100 μm,原生組構(gòu)和生物成因?qū)盈B石構(gòu)造消失。單偏光顯微照片。高石1井，4 972.8 m。Fig.5 Early dolomite (A) and late hydrothermal dolomite(B)

圖6 密西西比谷型的礦化作用(MVT)A.晶粒白云巖(白色)被閃鋅礦(橙黃色)和方鉛礦(黑色)交代，單偏光顯微照片；B.同一視域反射光顯微照片，在反射光下，方鉛礦呈現(xiàn)灰白色，閃鋅礦呈現(xiàn)暗灰色，熱液白云巖呈現(xiàn)暗灰色，磨溪9井，5 444.55 m；C,D.基質(zhì)鞍狀白云石。熱液作用和密西西比谷型礦化作用使基質(zhì)發(fā)生新生變形作用和重結(jié)晶作用形成基質(zhì)鞍狀白云石，注意波狀消光和包裹的殘余泥晶幻影，正交光，高石1井，4 956.67 m。Fig.6 Mississipi Valley lead-zinc sulfide mineralization sphalerite

在研究燈影組白云巖的巖石學(xué)特征時(shí)，除了要注意白云巖保存好的原生沉積組構(gòu)、生物成因的疊層石構(gòu)造以及早期海水纖狀膠結(jié)物外，還應(yīng)該注意局部地區(qū)或一個(gè)層的局部地段有比原生組構(gòu)(1～3 μm泥晶，3～5 μm微晶)要粗的晶粒結(jié)構(gòu)，并且在這種晶粒結(jié)構(gòu)白云巖中通常還保留原生組構(gòu)的殘余，甚至原生組構(gòu)逐漸或全部消失的現(xiàn)象(圖5)，這種現(xiàn)象即燈影組熱液白云石化作用。在熱液作用下，欠穩(wěn)定富Ca的早期白云石要發(fā)生新生變形作用(Ca、Mg化學(xué)成分調(diào)整—交代作用)和重結(jié)晶作用(晶體生長(zhǎng)和晶粒粒度增加)。在這種晶粒白云巖中，有時(shí)可見到密西西比谷型的沉積低溫?zé)嵋旱牡V化作用(圖6)。在高石梯—磨溪地區(qū)方鉛礦和閃鋅礦交代晶粒白云巖或充填孔洞的現(xiàn)象并不少見，除了這種沉積低溫?zé)嵋旱闹饕V物—方鉛礦和閃鋅礦以外，還出現(xiàn)一些熱液附屬礦物—螢石、黃鐵礦、鞍狀白云石、石英等。高石梯—磨溪地區(qū)燈影組熱液白云石化作用和熱液白云巖在地球化學(xué)上有明顯的標(biāo)志。熱液白云巖含有較高的Mn，通常具有較強(qiáng)的陰極發(fā)光性(紅色發(fā)光)，早期白云巖因含較低的Mn通常不發(fā)光或發(fā)光暗淡。熱液白云巖比早期白云巖具δ18O和δ13C負(fù)異常(圖10)，并含有較高的87Sr/86Sr比值。相對(duì)低Mn偏正的δ18O和δ13C以及低的87Sr/86Sr比值表明，早期白云巖是在近地表?xiàng)l件下形成的;相對(duì)高M(jìn)n偏負(fù)的δ18O和δ13C，以及高的87Sr/86Sr比值表明熱液白云巖是在埋藏條件下發(fā)生白云石化(上述地球化學(xué)特征見下文)。一些研究者認(rèn)為這種深沉積盆地的沉積低溫?zé)嵋夯顒?dòng)通常是與基底斷裂活動(dòng)有關(guān)[20]。在基底斷層作用下熱液沿著基底斷層面向上流動(dòng)，在沉積物覆蓋的界面附近的構(gòu)造洼地(Sag)的膨脹角礫帶內(nèi)產(chǎn)生熱液白云石化作用。熱液白云石化作用交代母巖可以是石灰?guī)r也可以是欠穩(wěn)定的早期白云巖[27]。在洼地的膨脹角礫內(nèi)有時(shí)可以見到來自上覆正在沉積的內(nèi)部沉積物。Packardetal.[28]通過對(duì)這些內(nèi)部沉積物研究來確定基底斷層活動(dòng)時(shí)間和基底斷層活動(dòng)時(shí)上覆沉積物覆蓋層的厚度，他通過研究阿爾伯達(dá)Tangent油田、Eaglesham油田泥盆系Wabamum組、famennian組熱液白云巖膨脹角礫內(nèi)部沉積物的微體化石所代表的時(shí)間來限制熱液白云石化作用時(shí)基底斷層活動(dòng)時(shí)間上限和上覆沉積物的厚度。根據(jù)北美地區(qū)熱液白云巖研究，通?；讛鄬踊顒?dòng)時(shí)上覆沉積物的厚度大約為500～2 000 m左右。在高石梯—磨溪地區(qū)，洼地的膨脹角礫的內(nèi)部沉積物中有海綿骨針(圖7)。據(jù)研究，這些鈣質(zhì)海綿骨針?biāo)淼臅r(shí)間是奧陶系以后[29-30]。這就是說基底斷層引起的深沉積盆地的熱液活動(dòng)時(shí)間大約是在晚古生代沉積作用時(shí)期。

該區(qū)成巖作用研究表明，構(gòu)造控制熱液白云石化作用產(chǎn)生的晶間孔，溶孔，裂縫孔，它們疊加在喀斯特化的孔隙基礎(chǔ)上，使儲(chǔ)層的孔隙度和滲透率得到進(jìn)一步改善。在熱液白云石化作用地區(qū)多為高產(chǎn)井(百萬立方米/日—數(shù)十萬立方米/日)，缺乏熱液白云石化作用地區(qū)多為低產(chǎn)區(qū)(幾萬立方米/日，或更低)。看來熱液白云石化作用是該地區(qū)高產(chǎn)的重要因素。

1.6 埋藏成巖作用——碳?xì)渖?、運(yùn)移、聚集及熱裂解

燈影組構(gòu)造控制的熱液白云石化作用發(fā)生在喀斯化作用之后上覆晚古生代沉積物層的厚度不超過2 000 m的時(shí)期(見上文)。熱液白云石化作用之后，由于上覆沉積物覆蓋層不斷加厚，當(dāng)達(dá)到燈影組白云巖層的油源巖下寒武統(tǒng)筇竹寺組達(dá)到碳?xì)涑墒祀A段時(shí)，在油氣生成、運(yùn)移和聚集時(shí)期，孔隙流體具有酸性特征，會(huì)對(duì)孔隙底質(zhì)的碳酸鹽礦物、鞍狀白云石膠結(jié)物、方解石膠結(jié)物以及基質(zhì)白云石產(chǎn)生溶解作用和溶解擴(kuò)大的孔隙(圖8)。最后在油熱裂解階段部分或大部分被焦瀝青充填，剩余的孔隙就是燈影組白云巖熱液儲(chǔ)集相的有效空間。此階段顯示出碳酸鹽礦物或白云巖基質(zhì)的港灣形彎曲和和焦瀝青之間的直接接觸(圖8)。這種孔隙中的港灣形彎曲代表碳?xì)涑墒鞎r(shí)運(yùn)移流體的酸性侵蝕作用。其后的焦瀝青充填代表油的熱裂解作用和隨后的天然氣充填剩余孔隙。

2 燈影組成巖作用及其地球化學(xué)特征

從燈影組上述成巖變化不難看出，燈影組碳酸鹽巖具有鮮明的巖石學(xué)特征。然而，從地球化學(xué)方面資料上看，這些成巖變化還顯示出明顯的地球化學(xué)標(biāo)記。

2.1 燈影組海水膠結(jié)物和海水的碳、氧同位素值

地質(zhì)歷史中海水的碳和氧穩(wěn)定同位素值是不能直接進(jìn)行測(cè)定的，但可以通過對(duì)海水膠結(jié)物或通過成巖變化最小的無脊椎動(dòng)物化石的碳和氧同位素值來估算當(dāng)時(shí)海水穩(wěn)定同位素碳和氧值。因?yàn)楹Ｑ竽z結(jié)物是從海水中沉淀的，無脊椎動(dòng)物是從海水中吸取CaCO3的。因此它們?cè)谀撤N程度上反映海水的碳和氧穩(wěn)定同位素值。然而，海水膠結(jié)物沉淀是一種化學(xué)反應(yīng)，無脊椎動(dòng)物生長(zhǎng)是一種生物—化學(xué)反應(yīng)，無機(jī)化學(xué)作用和生物化學(xué)作用發(fā)生時(shí)，海水的穩(wěn)定同位素碳和氧值會(huì)有一定的同位素分餾作用。這樣它們所代表的海水碳和氧穩(wěn)定同位素值就會(huì)有一個(gè)差值，但是這個(gè)差值很小，可以忽略不計(jì)。然而，顯生代有無脊椎動(dòng)物，前寒武紀(jì)沒有鈣質(zhì)生物存在，所以采用化石方式測(cè)定晚前寒武紀(jì)海水的穩(wěn)定同位素碳和氧值是無法進(jìn)行的，但是晚前寒武系碳酸鹽巖有海水膠結(jié)物，可以通過測(cè)定海水膠結(jié)物方式對(duì)晚前寒武紀(jì)海水的氧和碳穩(wěn)定同位素值進(jìn)行測(cè)定。Fairchildetal.[31]、Zempolich[21]對(duì)北美晚前寒武紀(jì)海水進(jìn)行測(cè)定后指出，晚前寒武紀(jì)海水的穩(wěn)定同位素碳值為+5‰～+7‰(δ13C),穩(wěn)定同位素氧值為-0.5‰～+0.9‰(δ18O)。震旦系燈影組碳酸鹽巖時(shí)代與該時(shí)代相當(dāng)都屬晚前寒武紀(jì)。所以，該值可以代表燈影組碳酸鹽沉積時(shí)海水膠結(jié)物和海水的穩(wěn)定同位素碳和氧值。黃志誠等[24]對(duì)震旦紀(jì)燈影組海水碳和氧穩(wěn)定同位素值進(jìn)行過估算，其值分別為+4.43‰(δ13C)，-0.62‰(δ18O)?；赮angetal.[32]在三峽地區(qū)測(cè)定的資料估算的海水碳和氧穩(wěn)定同位素值分別為：+5.08‰(δ13C)、-2.16‰(δ18O)。根據(jù)Yangetal.[32]估計(jì)的海水的C，O同位素值比黃志誠測(cè)定的海水C，O同位素值要偏負(fù)，黃志誠等[24]的海水的C，O同位素值比Fairchildetal.[31]估計(jì)的海水的C，O同位素值要偏負(fù)。由于測(cè)定誤差(灰?guī)r→白云巖)，本研究利用Fairchildetal.[31]估計(jì)的海水的C，O同位素作為燈影組海水的碳氧同位素值。

圖7 洼地內(nèi)膨脹角礫帶的內(nèi)部沉積物A.角礫為棱角狀具有晶粒結(jié)構(gòu)(>50 μm)，角礫間充填內(nèi)部沉積物，有海綿骨針，分散在內(nèi)部沉積物中。高石1井，4 956.0 m，單偏光顯微照片；B.在一些鑄?？變?nèi)，也有海綿骨針。樂山沙灣范店鄉(xiāng)，單偏光顯微照片。Fig.7 Ordovician spongy needle in internal sediments (plain light)

圖8 碳?xì)洚a(chǎn)生、遷移和聚集時(shí)期的溶解作用和熱裂解作用A，B.疊層石紋理白云巖。構(gòu)造熱液作用下，隱晶(1～3 μm)—泥晶(3～5 μm)基質(zhì)發(fā)生新生變形作用和重結(jié)晶作用，晶體的粒度增加50～100 μm，結(jié)構(gòu)不均勻，照片中還可見原生組構(gòu)的殘余(左上)，熱液溶孔有鞍狀白云石膠結(jié)物充填。由于碳?xì)溲莼A段流體的溶解作用，在溶孔中使鞍狀白云石膠結(jié)物發(fā)生侵蝕呈港灣狀彎曲，隨后被瀝青充填，磨溪9井，燈四段，井深5 047.7 m，單偏光顯微照片；C，D.疊層石紋理白云巖。白云巖基質(zhì)中熱液作用產(chǎn)生的新生變形作用和重結(jié)晶作用晶體變粗(隱晶泥晶1～3 μm、3～5 μm)變成50 μm的粉晶白云石巖?？紫吨邪盃畎自剖羞M(jìn)一步溶解作用，隨后被瀝青充填，這是碳?xì)洚a(chǎn)生階段的溶解作用，焦瀝青是油熱裂解的產(chǎn)物；C.高石1井，燈四段，5 078.98 m，單偏光顯微照片；D.顆粒云巖，磨溪9井5 047.7 m，單偏光顯微照片。Fig.8 Dissolution in production of C and H, pyrobitumen filling in oil pyrolysis

如果震旦紀(jì)(晚前寒武紀(jì))海水和海水膠結(jié)物的穩(wěn)定同位素值為+5‰～+7‰(δ13C)和-0.5‰～+0.9‰(δ18O)[21,31]，那么估計(jì)的燈影組碳酸鹽沉積物(文石和高M(jìn)g方解石)，應(yīng)該在虛線分布范圍內(nèi)，要比海水偏負(fù)一些(圖9)。因?yàn)闊o機(jī)或有機(jī)化學(xué)沉淀的同位素分餾，所以它們略微要比海水的穩(wěn)定同位素氧和碳略為要偏低一點(diǎn)。文石和Mg方解石沉積物的早期白云石化作用，產(chǎn)生早期白云巖，因?yàn)榘自剖饔媒Y(jié)果，這些早期白云巖比文石和Mg方解石的穩(wěn)定氧、碳同位素進(jìn)一步偏負(fù)。然而早期白云巖的穩(wěn)定同位素碳保持大致不變的條件下，穩(wěn)定同位素氧的值發(fā)生較大變化——從接近-2‰變化到-7.5‰(圖10)。這是埋藏成巖作用過程中溫度的增加(地?zé)嵩鰷芈?、同位素?zé)岬姆逐s作用造成的，但熱的同位素分餾作用對(duì)穩(wěn)定同位素碳影響不大[33]。構(gòu)造控制的熱液白云石化作用形成的熱液白云巖的δ18O值為-6.5‰～-12.43‰、δ13C從接近+2.5‰變化到-2.64‰，這是流體的成分變化(深沉積盆地?zé)嵋毫黧w—海水)造成δ13C的偏負(fù)(圖10)。

圖9 晚前寒武紀(jì)(燈影組)海水的碳和氧穩(wěn)定同位素方框?yàn)镕aichild et al.[31](1987)測(cè)定海水碳和氧同位素變化范圍+5～+7‰(δ13C)；-0.5～+0.9(0.9)‰(δ18O)。黃志誠等[24]和Yang et al.[32]資料測(cè)出燈影組海水的碳和氧同位素值，接近Faichild et al.[31]。黃志誠等[24]把燈影組白云巖看成是原生的，沒有校正文石+Mg方解石交代白云巖的分餾作用，所以他們的海水值略微偏負(fù)。淺綠色箭指向?yàn)闊粲敖M碳酸鹽巖成巖作用中C，O同位素變化方向(溫度、大氣水)。M為燈影組海相碳酸鹽沉積物(文石+Mg方解石)的碳和氧同位素分布。Fig.9 Isotopic composition for sea water in pre-cambian Dengying Formation

2.2 早期白云石化和晚期熱液白云石化碳、氧同位素地球化學(xué)特征

燈影組近地表成巖環(huán)境中的早期白云石化作用和埋藏成巖環(huán)境中的構(gòu)造控制的熱液白云石化作用在巖石學(xué)特征方面有較大差異(圖 10)。這兩種白云石化作用在地球化學(xué)上也有明顯不同的特征。

近地表下海水孔隙流體交代文石和Mg方解石質(zhì)的燈影組碳酸鹽沉積物形成早期白云巖，其δ18O同位素值大約為-2‰左右，δ13C變化范圍在+3‰左右(變化范圍為+1.8～+3.8‰)(圖10)。早期白云巖在埋藏作用過程中，由于地?zé)嵩鰷芈实臒嶙饔孟娄?8O值由-2變化到-6.15‰。但這種熱作用對(duì)δ18O影響比較大，而對(duì)δ13C影響比較小，其分布范圍大致不變[33]。當(dāng)經(jīng)歷過重結(jié)晶作用后的早期白云巖，在構(gòu)造控制的熱液流體作用下要發(fā)生熱液白云石化(新生變形作用和重結(jié)晶作用)，早期白云巖的δ18O值由-7‰變化到-12‰。δ13C值由+3.8‰變化到-0.5%，個(gè)別鞍狀白云石達(dá)到-2.1‰。在熱液作用下，這種δ13C的變化不是熱作用而是由于沉積的低溫?zé)嵋旱摩?3C值與早期白云巖的孔隙流體的δ13C值的差異造成的。

2.3 早期白云石化和晚期熱液白云石化Sr同位素地球化學(xué)特征

燈影組碳酸鹽巖鍶穩(wěn)定同位素值的變化不但可以反應(yīng)海水的鍶的穩(wěn)定同位素值特征，與此同時(shí)，鍶同位素值變化還可以反應(yīng)燈影組碳酸鹽沉積物的成巖作用(圖11)。

通常地球化學(xué)家把87Sr/86Sr比值用來表示穩(wěn)定同位素鍶的地球化學(xué)特征。87Sr和86Sr這兩種鍶在穩(wěn)定同位素成因上是不一樣的，也就是說是不同來源的。87Sr是放射性成因，是87Rb放射性衰變形成的，其衰變期接近500億年。相反，86Sr為非放射性成因。天然的87Rb是放射性同位素，經(jīng)過核裂變轉(zhuǎn)變成穩(wěn)定同位素87Sr。地殼的結(jié)晶分異作用會(huì)造成高Rb的含量，它們很容易交代K長(zhǎng)石和黏土礦物中的K。這就造成花崗巖、閃長(zhǎng)巖以及長(zhǎng)石巖組成的老的硅鋁酸鹽巖地殼中富含Rb。大陸殼富含Rb會(huì)造成地幔中Rb的相對(duì)減少。所以地幔硅鐵巖中具有相對(duì)低的87Sr/86Sr比值(0.05)。相反大陸殼有相對(duì)高的87Sr/86Sr比值(0.76)[34]。

圖11 燈影組碳酸鹽穩(wěn)定同位素鍶的分布紅色來自三峽地區(qū)的樣品，藍(lán)色來自川西南地區(qū)的樣品。數(shù)字2～10為加拿大西部和美國(guó)東部古生代白云石的資料87Sr/86Sr比值。Fig.11 87Sr/86Sr isotopic composition of Dengying Dolomite

鑒于碳酸鹽為海相沉積物，故其從海水中獲得鍶元素。海水中的鍶穩(wěn)定同位素有兩種來源：大陸殼和中洋脊玄武巖和海底的裂開，海水同它們之間發(fā)生反應(yīng)。大陸老地盾中的火成巖、變質(zhì)巖、硅鋁質(zhì)巖侵蝕硅質(zhì)碎屑巖的侵蝕作用提供放射性87Sr進(jìn)入到海水中。中洋脊玄武巖和海水發(fā)生反應(yīng)把非放射性鍶提供到海水中。在地質(zhì)時(shí)期由于造山運(yùn)動(dòng)和海底擴(kuò)張?jiān)斐蛇@兩種供應(yīng)來源的鍶發(fā)生變化，這就造成海水鍶同位素周期性變化。但在一個(gè)地質(zhì)時(shí)期海水鍶同位素87Sr/86Sr比值可以大致看成是相對(duì)恒定的。顯生代各地質(zhì)時(shí)期鍶穩(wěn)定同位素已經(jīng)有人進(jìn)行過測(cè)定。然而，前寒紀(jì)海水的鍶變化還沒有進(jìn)行過系統(tǒng)測(cè)定[34]。

燈影組碳酸鹽巖穩(wěn)定同位素鍶87Sr/86Sr比值變化很大(圖11)。這種變化是由于燈影組碳酸鹽沉積物的成巖變化引起的?；?guī)r的87Sr/86Sr比值最低(0.708 4)，雖然，它不能代表前寒武紀(jì)海水的87Sr/86Sr比值，但接近海水的87Sr/86Sr比值。海水的87Sr/86Sr比值應(yīng)當(dāng)比這個(gè)值更低，但它是接近正常海水的87Sr/86Sr比值。燈影組早期白云巖的87Sr/86Sr比值為0.708 4～0.708 9。早期白云巖鍶同位素比值中有放射性Sr,這種Sr同位素變化是由于埋藏作用過程中有放射性87Sr進(jìn)入有關(guān)，晚期熱液白云石的87Sr/86Sr比值為0.709 7～0.713 2，比早期白云石有更高的放射性鍶。這種高的放射性87Sr和87Sr/86Sr比值變化是構(gòu)造控制的沉積低溫?zé)嵋毫黧w和地層水混合的結(jié)果。

2.4 燈影組碳酸鹽巖的陰極發(fā)光與成巖作用變化

雖然許多礦物在陰極射線下都具有不同的發(fā)光性，然而，碳酸鹽礦物比其他礦物更具有特色，更容易識(shí)別。在許多情況下，方解石和白云石具有黃色—紅色發(fā)光。但有時(shí)方解石和白云石也可以具有不發(fā)光性[35]。一些研究者認(rèn)為這是由于Mn2+離子在碳酸鹽礦物中富集的緣故，它們的含量可以從幾個(gè)μg/g到整個(gè)碳酸鹽礦物的1%。然而在方解石和白云石中，還有另外一種陽離子Fe2+的存在。Fe2+往往會(huì)使Mn2+存在的發(fā)光發(fā)生猝滅。在人工合成的方解石內(nèi)，F(xiàn)e2+濃度可以達(dá)到200 μg/g，但只要有15 μg/g的Mn2+就可以呈現(xiàn)發(fā)光性[36]。這就表明，雖然Fe2+具有猝滅劑作用，但在某種條件下它并不能夠使Mn2+發(fā)光性完全猝滅。從碳酸鹽礦物在陰極射線下的發(fā)光性來看，有微量元素Mn2+存在，礦物具有發(fā)光性(luminescence);沒有Mn2+存在，礦物具有不發(fā)光性(non-luminescence)。由于Fe2+離子的存在，可以使Mn2+發(fā)光性減弱，直至發(fā)光性變得極為微弱，一般稱為暗淡發(fā)光(dull-luminescence)。

震旦系燈影組碳酸鹽巖的陰極發(fā)光測(cè)試資料顯示在圖12中。怎么正確地解釋這些資料？它們與燈影組碳酸鹽巖的成巖作用有何關(guān)系？

一些研究者對(duì)碳酸鹽沉積物和碳酸鹽巖的礦物在陰極射線下的發(fā)光性的地球化學(xué)原理作過不同程度的解釋[37-38]。淺海碳酸鹽是在淺水中形成的，海水處于氧化條件。Mn離子處于高價(jià)狀態(tài)，所以沉積作用過程中形成的碳鹽酸鹽礦物，高價(jià)Mn離子是不能進(jìn)入到碳酸鹽晶格中。因此，沉積碳酸鹽礦物多具有不發(fā)光的特征。然而，當(dāng)碳酸鹽沉積物被上覆沉積物覆蓋進(jìn)入到埋藏成巖環(huán)境中，這些巖石的沉積組構(gòu)表現(xiàn)出的不同程度發(fā)光性，是沉積物成巖作用的表現(xiàn)(圖12)。早期海水膠結(jié)物形成時(shí)，處于近地表早期成巖環(huán)境?？紫端呛Ｋ⑻幱谘趸h(huán)境。Mn離子處于高價(jià)狀態(tài)，不能進(jìn)入海水膠結(jié)物中，所以海水膠結(jié)物通常也是不發(fā)光的。但是埋藏環(huán)境下，孔隙水處于還原狀態(tài)，Mn處于二價(jià)狀態(tài)，所以埋藏膠結(jié)物，可以有不同程度的陰極發(fā)光(圖13)。

大規(guī)模的白云巖都是交代成因。近地表環(huán)境下早期成巖作用過程中有蒸發(fā)作用的準(zhǔn)同生白云石化作用、蒸發(fā)回流白云石化作用以及混合水白云石化作用。由于氧化環(huán)境下Mn處于高價(jià)狀態(tài)，不能進(jìn)入到白云石化的白云石晶格中，所以這些早期白云石通常具有不發(fā)光性的特征。然而，埋藏條件下孔隙流體處于還原狀態(tài)，Mn離子通常處于二價(jià)狀態(tài)，埋藏白云化作用時(shí)Mn2+可以進(jìn)入到埋藏白云石晶格中。所以埋藏白云巖具有不同的發(fā)光性。然而早期白云巖進(jìn)入到埋藏條件下時(shí)要發(fā)生重結(jié)晶作用。因?yàn)榭紫读黧w處于還原狀態(tài)，Mn離子處于二價(jià)狀態(tài)，它們可以進(jìn)入到重結(jié)晶作用的早期白云巖中。這種類型的早期白云巖也可以具有一定的發(fā)光性。但是部分研究者認(rèn)為，這種白云巖往往殘留有早期白云巖中不發(fā)光白云石的殘余(圖12C，D)[39-40]。

圖12 燈影組早期白云巖和晚期熱液白云巖的陰極發(fā)光性A.隱晶白云巖，單偏光顯微照片；B.陰極發(fā)光顯微照片，具有不發(fā)光性。這是早期白云巖特征；A，B.安平1井，5 034 m；C.微晶白云巖，單偏光顯微照片；D.陰極發(fā)光顯微照片，介于不發(fā)光與極強(qiáng)的紅色發(fā)光性之間，這是過渡白云巖特征，高石1井，4 978 m；E，為晶粒白云巖(>50 μm)，單偏光顯微照片；F.陰極發(fā)光顯微照片，極強(qiáng)的紅色發(fā)光性。這是晚期熱液白云巖特征，高石1井，4 959 m。Fig.12 CL thin-section photomicrographs

圖13 燈影組膠結(jié)作用的發(fā)光性A，B.海水纖狀膠結(jié)物不具有發(fā)光性，樂山沙灣范店鄉(xiāng)剖面；C，D.鞍狀白云石具有帶狀發(fā)光性，晶體生長(zhǎng)過程中，流體成分變化，磨溪9井，井深5 444.55 m。Fig.13 CL thin-section photomicrographs

燈影組的早期白云石化作用形成的隱晶白云石基質(zhì)雖然經(jīng)歷埋藏成巖作用，但是它的隱晶結(jié)構(gòu)和不發(fā)光特征仍然存在(圖12A，B)。一些研究者認(rèn)為，保存早期白云巖不發(fā)光特征的殘余是證明白云巖重結(jié)晶和新生變形作用的鑒定標(biāo)志[40]。

埋藏環(huán)境中構(gòu)造控制的熱液作用下早期白云巖要發(fā)生新生變形作用和重結(jié)晶作用(圖12C，D)，此時(shí)白云巖的陰極發(fā)光性有重要變化，由不發(fā)光—部分發(fā)紅光—完全發(fā)紅光，晶體由隱晶或泥晶變成粉晶(1～3 μm或3～5 μm變?yōu)榇笥?0～200 μm)。燈影組熱液白云巖的晶粒結(jié)構(gòu)或者說熱液白云石化作用是由于早期白云石在熱液作用下的新生變形作用(物質(zhì)組分調(diào)整—交代)和重結(jié)晶作用(晶粒變大)的結(jié)果。

燈影組碳酸鹽巖的發(fā)光性不但可以反映早期白云石化作用和晚期熱液白云石化作用交代的特征，與此同時(shí)還可以反映燈影組成巖過程中膠結(jié)作用的特征。早期纖狀海水膠結(jié)物，仍然保持其海水膠結(jié)物的不發(fā)光特征(圖13)。然而，沉積物顆粒在熱液作用下已經(jīng)發(fā)生不同程度上的新生變形作用和重結(jié)晶作用而具有不均勻的發(fā)光性(圖13A顆粒中泥晶就具有發(fā)光的不均勻性)。

埋藏環(huán)境下，熱液白云石化使早期白云巖發(fā)生重結(jié)晶作用和新生變形作用，與此同時(shí)也有膠結(jié)作用發(fā)生，典型礦物即鞍狀白云石、白云石、方解石膠結(jié)物。還原狀態(tài)下Mn2+離子可以進(jìn)入到這些膠結(jié)物的晶格中，這些礦物因此通常具有不同的發(fā)光性(通常發(fā)紅光)。由于晶體生長(zhǎng)過程中流體離子濃度變化，許多鞍狀白云石膠結(jié)物還具有帶狀發(fā)光性的特征(圖13C，D)。

燈影組碳酸鹽巖上述地球化學(xué)標(biāo)記與它的成巖變化的巖石學(xué)特征是完全一致的。地球化學(xué)的資料進(jìn)一步論證了燈影組碳酸鹽沉積物成巖變化的巖石學(xué)特征。

上文討論燈影組碳酸鹽沉積物和巖石主要成巖作用的巖石學(xué)特征和地球化學(xué)標(biāo)志時(shí)已經(jīng)注意到，主要成巖作用反應(yīng)取決于巖石(沉積物)/水(流體)互相的作用。沉積物或巖石這一因素及其巖石學(xué)特征、地球化學(xué)特征業(yè)已做過討論，現(xiàn)就成巖反應(yīng)過程中的另一個(gè)重要因素——孔隙流體進(jìn)行討論。

3 燈影組碳酸鹽成巖作用過程中孔隙流體的演化

燈影組碳酸鹽沉積物的成巖作用變化和孔隙流體的演化如圖14所示。從圖中不難看出沉積物沉積時(shí)，孔隙流體是海水。沉積環(huán)境和相研究資料表明，該地區(qū)西南的長(zhǎng)寧一帶燈影組有很厚的蒸發(fā)鹽沉積(石鹽和硬石膏)，顯示出干燥氣候沉積環(huán)境的特征。這就是說沉積物中孔隙流體是蒸發(fā)海水，在碳酸鹽臺(tái)地上，海水蒸發(fā)達(dá)到石鹽的過飽和的程度。這種海水在近地表成巖環(huán)境下，在原生的粒間孔和層狀晶洞孔中首先經(jīng)歷海水膠結(jié)作用，并形成纖狀膠結(jié)物。當(dāng)海平面處于低水位時(shí)期，高能帶的鮞粒灘和核形石顆粒灘部分暴露在大氣水成巖作用下，從而發(fā)生大氣水的溶解作用和大氣水方解石的膠結(jié)作用。隨后進(jìn)入到早期白云石化作用過程中，顯然早期白云石化作用交代的流體是海水，這點(diǎn)從早期白云石的C，O同位素中得到證實(shí)。近地表?xiàng)l件下遺留下來的孔隙流體顯然是海水或經(jīng)過海水膠結(jié)作用、大氣水溶解和沉淀作用以及早期白云石化作用后修飾過的含鹽海水。

在燈影組碳酸鹽地層進(jìn)入到埋藏環(huán)境后整體上升，經(jīng)歷表生成巖作用，受到侵蝕和喀斯特化作用。

在表生成巖(tpigenesis)作用階段，在燈影組早期白云巖層中留下許多遺跡：溶孔、溶洞、洞穴角礫塌陷，以及大量葡萄花邊膠結(jié)物。這些遺跡表明，受到過修飾含鹽海水性質(zhì)的地層水受到淡水的修飾(很有可能還有部分鹽巖的溶解)，是一種受到淡水修飾的海水演化的地層水。當(dāng)上覆早古生代海水沉積物覆蓋時(shí)，有早古生代海水侵入，使地層水又具有海水性質(zhì)的地層水的基本特征。

在構(gòu)造控制熱液白云石化階段，儲(chǔ)層中孔隙流體有來自深沉積盆地的沉積低溫?zé)嵋毫黧w，它們會(huì)對(duì)海水特性的地層水進(jìn)行修飾。在鞍狀白云石的碳和氧同位素資料中可以看出，除了氧同位素偏負(fù)外，還有碳的同位素也比早期白云石偏負(fù)。這種偏負(fù)不會(huì)是溫度效應(yīng)而是熱液流體與早期白云巖碳同位素的差異引起的。這就表明，熱液流體的進(jìn)入，和熱液流體白云石化對(duì)地層孔隙流體的修飾作用。

已經(jīng)知道，燈影組的烴源巖來自下寒武統(tǒng)筇竹寺組。當(dāng)上覆沉積物加厚，達(dá)到碳?xì)渖蛇\(yùn)移、以及聚集階段時(shí)，將會(huì)對(duì)地層水流體產(chǎn)生修飾作用，燈影組孔隙流體變成一種偏酸性流體流體流過燈影組碳酸鹽儲(chǔ)層的孔洞層時(shí)，必然對(duì)白云巖有一個(gè)溶解作用。充填儲(chǔ)層孔洞的焦瀝青與白云石膠結(jié)物和基質(zhì)間有港灣型彎曲接觸，這就代表碳?xì)溥\(yùn)移和聚集時(shí)期，地層流體的溶解作用。

圖14 燈影組孔隙流體演化的概略圖燈影組碳酸鹽沉積物在主要成巖作用過程中孔隙流體的變化：海水和修飾海水—淡水修飾過的地層水—熱液修飾過的地層水—碳?xì)渖?、運(yùn)移、聚集修飾過地層水(酸性)—油熱裂解期(瀝青充填)地層水—現(xiàn)今地層水Fig.14 The evolution of pore fluid in Dengying Formation

孔洞中充填的焦瀝青是油的熱裂解的產(chǎn)物。它顯示出油氣生成、運(yùn)移、聚集之后，發(fā)生過熱裂解到氣藏的形成。鉆井中提取的水樣，即熱裂解修飾過的地層水。

地層水樣Mg和Ca大致分布在蒸發(fā)海水線的范圍附近(圖15)。這就說明現(xiàn)今地層水是由蒸發(fā)海水演變過來的。該結(jié)論與沉積學(xué)資料，即燈影組含有石鹽和硬石膏的資料是一致的。但地層水Ca2+含量比蒸發(fā)海水線要高，而Mg2+的含量卻比蒸發(fā)海水線要低,這怎么來解釋呢？據(jù)一些研究者指出，這是白云石化作用造成的[41]。這就是說燈影組碳酸鹽沉積物和巖石在成巖作用過程中發(fā)生過白云石化作用。白云石化作用時(shí)，蒸發(fā)海水孔隙流體中的Mg2+進(jìn)入到白云石晶格中，而沉積物或巖石中的Ca2+被取代進(jìn)入到蒸發(fā)海水孔隙流體中。這就會(huì)造成孔隙流體中Mg2+的減少和Ca2+的增加。所以，白云石化作用后的蒸發(fā)海水孔隙流體的Br-Ca分布圖上，水的樣品投影在海水蒸發(fā)線之上。而在Br-Mg關(guān)系圖上，水的樣品投影在海水蒸發(fā)線之下(圖15)。水的地球化學(xué)記錄與燈影組的成巖作用特征是完全一致的，成巖作用過程中的確發(fā)生過白云石化作用。從圖16中還可以看出，燈影組不但發(fā)生過白云石化作用，而且，地層水資料還證實(shí)現(xiàn)今的地層水是發(fā)生過白云石化的地層水，并且現(xiàn)在還具有白云石化的潛力[42]。

圖15 燈影組現(xiàn)今地層水Br-Ca(a)和Br-Mg(b)關(guān)系圖磨溪22井，51井，高石1井(圖中：藍(lán)色的數(shù)據(jù)點(diǎn)來自Stueber et al.[41])Fig.15 Ca-Br and Mg-Br relation in formation water from Dengying dolomite

圖16 燈影組地層水的log(Ca2+/Mg2+)與溫度關(guān)系圖磨溪22井，51井，高石1井。(圖中：藍(lán)色區(qū)域內(nèi)的數(shù)據(jù)點(diǎn)來源于Broomhall et al.[42])Fig.16 Ca/Mg and temperature polt for Dengying Formation water

現(xiàn)今地層水含有比蒸發(fā)海水相對(duì)高的Ca2+和相對(duì)低Mg2+，這是成巖作用過程中白云石化作用留下的蹤跡。

4 結(jié)論

川中高石梯—磨溪地區(qū)燈影組碳酸鹽巖的成巖變化主要是：海水膠結(jié)作用、顆粒灘的大氣水溶解和沉淀作用、早期白云石化作用、表生成巖環(huán)境的喀斯特化作用、熱液白云石化作用和MVT礦化作用以及深埋過程中C和H生成產(chǎn)生的溶解作用和油熱裂解產(chǎn)生的焦瀝青充填作用。巖石學(xué)和地球化學(xué)資料顯示出沉積物堆積時(shí)孔隙流體為蒸發(fā)到石鹽飽和度的蒸發(fā)海水成分的流體，在沉積物的成巖作用過程中受到過大氣水和深沉積盆地?zé)嵋毫黧w以及油氣生成和聚集過程中偏酸性流體的影響。

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The Evolution of Carbonate Sediment Diagenesis and Pore Fluid in Dengying Formation, Central Sichuan Basin

QIANG ShenTao1, SHEN Ping2, ZHANG Jian2, XIA MaoLong2, FENG MingYou1, XIA QingSong1, TAO YanZhong1, XIA ZiQiang1, LIN Yi2

1. Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China 2. Exploration and Development Research Institute of Petrochina Southwest Oil & Gas Field Company, Chengdu 610041, China

s: Samples of core and formation water in Dengying Formation of central Sichuan Basin were studied for petrology and geochemistry in order to understand the evolution of carbonate sediment diagenesis and pore fluids. There are several shallow marine carbonate platforms in Precambian Dengying Formation on the Yang zi mass. It is known that dolomite constitutes an important part of Dengying Formation, which is a major gas reservoir in Sichuan basin. The carbonate sediments in deposition and diagenesis of Dengying stratum were widely influenced by pore space water and diagenetic alteration. Seawater cementation, early meteoric diagenesis(dissolution and precipitation ), epigenetic karstification, structurally controlled hydrothermal dolomitization and MVT(Missipi Valley-Type mineralization),dissolution in production of C and H, pyrobitumen filling in oil pyrolysis occur in the Dengying stratum, in which Karstification and hydrothermal dolomitization play an important role in development of reservoir. The pore space fluids of Dengying strata were widely modified by dolomitization and karstification. Analysed present formation water data suggest this diagenesis exsert an influence on the formation fluids of evaporative seawater. Diagenesis has an influence on reservoir of Dengying Formation, in which karstification and hydrothermal dolomitization play an important role in increase of porosity and permeability.

Analyzed formation water data indicated the evaporated sea water in the Ca-Br and Mg-Br relation. Mg concentrations have been reduced on average compared with evaporated sea water. Ca concentrations have been increased on average compared with evaporated sea water. Some workers believe that this is dolomitization of limestone.

diagenesis; karstification; hydrothermal dolomite; evolution of pore space fluids

1000-0550(2017)04-0797-15

10.14027/j.cnki.cjxb.2017.04.014

2016-06-20； 收修改稿日期： 2016-12-14

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41202109)；四川省創(chuàng)新訓(xùn)練項(xiàng)目(201610615054)；中石油西南油氣田分公司勘探綜合研究項(xiàng)目(XNS14JS2013-055)[Foundation: National Natural Science Foundation of China, No. 41202109; Sichuan Innovation Training Project, No. 201610615054; Exploration and Research Project of PetroChina Southwest Oil and Gas Field Branch,No. XNS14JS2013-055]

強(qiáng)深濤，男，1975年出生，講師，石油天然氣勘探及開發(fā)，E-mail: qiangshentao@swpu.edu.cn

夏茂龍，男，高級(jí)工程師，E-mail: 29037904@qq.com

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