川東地區長興組白云巖儲層成因與成巖系統

摘 要

摘要：對于川東地區上二疊統長興組礁灘相白云巖儲層的成因一直存在爭議，為此，對該區白云巖成因類型、地球化學特征(鐵、錳、鍶微量元素，碳、氧、鍶穩定同位素)及流體包裹體特征進
摘要：對于川東地區上二疊統長興組礁灘相白云巖儲層的成因一直存在爭議，為此，對該區白云巖成因類型、地球化學特征(鐵、錳、鍶微量元素，碳、氧、鍶穩定同位素)及流體包裹體特征進行了綜合研究。從成巖流體性質和產物的組合特征出發，按“水文體制”將長興組白云巖劃分為準同生階段海源同生鹵水、早成巖階段源于飛仙關組地層封存熱鹵水、中-晚成巖階段復合源混合熱鹵水、構造隆升階段有深部熱液參與的混合熱液4個成巖系統。各系統成巖流體性質雖有不同，但對多期次的埋藏白云巖化作用和白云巖儲層的形成、演化與分布都有重要的繼承性控制作用：準同生階段一般不具備儲集意義；早成巖階段是儲層發育的基礎階段；中-晚成巖階段擴大了儲層分布范圍和發育規模；構造隆升階段是提高儲層質量的關鍵時期，也是控制優質白云巖儲層在區域上沿構造活動帶分布的主要因素，可作為預測優質白云巖儲層的重要依據。
關鍵詞：川東地區；晚二疊世；白云巖；儲集層成因；地球化學特征；成巖流體成巖系統；長興組；流體包裹體
    四川盆地東部地區(以下簡稱川東)上二疊統長興組是海相碳酸鹽巖油氣勘探獲得重大突破的地區之一，已發現一系列大、中型礁灘相氣田，勘探的核心任務之一是尋找優質礁灘相白云巖儲層[1～6]。有關長興組礁灘相白云巖儲層的成因一直存在爭議[1～12]，多數研究者將其確定為滲透回流和混合水成因，以混合水白云巖成因模式占主導位置，早期僅由雷卞軍和強子同等人提出埋藏成因觀點[7]。筆者依據巖石結構，微量元素、穩定同位素及流體包裹體地球化學特征，探討了各成巖階段白云巖化流體性質和水-巖反應過程，進一步論證了長興組礁灘相白云巖儲層為埋藏成巖過程中多期次、多階段熱液白云巖化作用產物，并將白云巖化過程劃分為相對獨立的但又繼承性發展演化的4個成巖系統，探討了成巖系統與白云巖儲層的關系。
1 地質背景
    該區屬于川東弧形褶皺帶東北緣，區內上二疊統長興組與下伏上二疊統龍潭組和上覆下三疊統飛仙關組都呈平行不整合接觸關系，可劃分為臺內海槽(盆地)、臺地前緣緩斜坡、臺地邊緣生物礁和臺地邊緣淺灘及開闊臺地、局限臺地和蒸發臺地等沉積相類型[13～15]，巖性以石灰巖為主，其次為白云巖，偶夾薄層狀泥頁巖，儲層巖性主要為發育于臺地邊緣和臺內的礁、灘相顆粒白云巖、礁白云巖和晶粒白云巖等[16]。
2 白云巖成因特征
2.1 白云巖成因類型
2.1.1準同生白云巖
    泥微晶白云巖是長興組白云巖的主要類型之一(圖1-a)，泥-微晶級的白云石多為他形-半自形晶體，常見條帶狀、鳥眼、膏鹽假晶、鈣結殼和藻紋層藻團粒結構等顯示有潮汐和暴露作用的成因標志，主要發育于有間歇暴露蒸發作用的礁、灘頂部或受障壁保護的渦湖-潮坪等薩布哈環境，用蒸發泵白云巖化模式解釋其成因迄今為止沒有爭議。此類白云巖由于非常致密，一般不具備儲集意義。
2.1.2成巖期埋藏白云巖
    長興組成巖期埋藏交代成因的礁、灘相白云巖類型豐富，按原始結構保存狀況、晶粒大小和結晶程度，可細分為如下4種與各成巖階段相對應的、連續演化的結構-成因類型：①早成巖階段，原始結構保存基本完好的顆粒或礁白云巖(圖1-b)，保存有少量原生粒間孔和生物體腔孔；②中成巖階段，原始結構被不同程度破壞的殘余顆粒或礁白云巖(圖1-c)及細-中晶白云巖(圖1-d)，白云石具半自形-自形晶和霧心亮邊結構，以發育晶間孔和晶間溶孔為主；③晚成巖階段，原始結構幾近消失的中-粗晶白云巖(圖1-e)，較粗粒的白云石自形晶具霧心亮邊結構和強烈重結晶，發育較多晶間孔、晶間溶孔和超大溶孔，孔內往往充填有碳化瀝青、馬鞍狀異形白云石和高富鍶的熱液方解石；④構造隆升階段，原始結構完全被破壞的碎裂化白云巖(圖1-f)，溶蝕作用強烈，以廣泛發育溶裂縫和超大溶孔為顯著特征，溶孔中充填有碳化瀝青、異形白云石和熱液方解石，局部充填有更晚期的自生石英。
2.2 長興組白云巖地球化學特征
    對各成巖階段白云巖的鐵、錳、鍶微量元素和碳、氧、鍶穩定同位素分析結果由表1所示，地球化學特征研究分析如下。
2.2.1鐵、錳、鍶微量元素地球化學特征
    62件樣品中54件為白云巖，5件為正常海相泥-微晶石灰巖，3件為熱液方解石。分析結果顯示各類白云巖的Fe、Mn、Sr含量非常近似，都具有Fe、Sr較高而Mn很低的特點，特別是充填各成巖階段溶蝕孔、洞的熱液方解石具有很高的Sr含量。這一Fe、Mn、Sr組成特征可說明如下幾個問題：①白云巖具有較高的Fe、Sr含量、低的Mn含量，Mn/Sr比值介于0.036～1.544，說明成巖流體缺乏大陸淡水影響和具有較強還原性[17]；②Fe、Sr、Mn在各類白云巖中含量近似的分布特征，說明各階段成巖流體性質非常相似，流體來源的主體應該是同源的；③充填各成巖階段白云巖溶蝕孔、洞的熱液方解石的Sr含量平均值高達0.1122%，屬于高富Sr方解石，依據開放條件下的流體不允許高富Sr方解石沉淀的原理[18]，反映成巖流體經歷了Sr富集過程，說明埋藏白云巖化發生在封閉成巖體系中。
2.2.2碳、氧同位素地球化學特征
    60件樣品的碳、氧同位素地球化學特征有如下幾個基本特點：
    1) δ13C(PDB標準，下同)變化范圍為-0.647‰～4.847‰，平均值以海相泥-微晶石灰巖最高(3.156‰)，各類顆粒、晶粒和礁白云巖及碎裂化白云巖平均值較高且基本一致，變化于2.36‰～2.833‰，準同生白云巖和熱液方解石都較低，平均值分別為1.98‰和1.278‰。據Kump(1999)統計，成巖期交代成因的埋藏白云石δ13C介于1.0‰～2.0‰，風化帶白云石約為0，變質和火山成因的白云石約為-5.0‰，生物成因的白云石多為高負值。按此統計規律，長興組各類顆粒白云巖、礁白云巖、晶粒白云巖和碎裂化白云巖的碳同位素組成都屬于成巖期交代成因的埋藏白云巖。
   2) 在δ13C與δ18O關系圖中(圖2)，δ18O組成了隨成巖強度加大而負偏值加大的演化趨勢，其中以準同生白云巖負偏值最小，平均值為-4.045‰，熱液方解石負偏移最大，平均值為-6.969‰，其余各類成巖期埋藏白云巖介于兩者之間，亦顯示了埋藏交代成因特征。

    3) 由碳、氧同位素組成隨成巖強度加大而負偏值加大的變化趨勢，可確定早成巖階段埋藏白云巖化發生在低溫流體中，而中、晚成巖階段白云巖化和構造隆升期白云巖碎裂化和重結晶作用發生在溫度逐漸升高的成巖流體中[19]。
2.2.3鍶同位素地球化學特征
    46件樣品的鍶同位素地球化學特征有如下基本特點：①正常海相泥 微晶石灰巖87Sr/86Sr比值為0.708742～0.710519，平均值為0.709447，明顯高于全球晚二疊世海水[17]和上揚子同期海相碳酸鹽巖87Sr/86Sr比值[18]，原因可能與石灰巖中含有微量富87Sr的泥質組分有關，據其Mn/Sr比值僅為0.036，而Sr的平均豐度高達0.889‰，反映其未遭受較強的成巖蝕變作用，因此，這一較高的87Sr/86Sr比值仍可作為判斷白云巖鍶同位素地球化學特征的對比標準(圖3)；②準同生白云巖87Sr/86Sr比值與泥-微晶灰巖較接近并顯著地高于各成巖階段埋藏白云巖(表1、圖3)，說明準同生白云巖化流體源于同期海源水；③長興組成巖白云巖87Sr/86Sr比值遠低于同期海相泥微晶石灰巖，而與飛仙關組成巖白云巖相似且具有相同的分布規律，為確定長興組成巖期埋藏白云巖化流體主要來源于飛仙關組封存的高Mg鹵水提供了依據[18]；④在高Mg鹵水交代長興組海相石灰巖的白云巖化過程中，因長興組海相石灰巖本身所具有相對較富87Sr的性質(與其含有微量富87Sr的泥質組分有關)，致使交代成因的長興組埋藏白云巖也具有比飛仙關組略高的87St/86Sr值，但隨著交代過程中87Sr消耗量加大，流體中87Sr濃度逐漸降低，因而出現伴隨成巖強度加大白云巖87St/86Sr比值在各成巖階段中依次降低的變化趨勢(圖3)；⑤充填中、晚成巖階段溶蝕孔、洞、縫的熱液方解石87St/86Sr比值略低于海相泥-微晶石灰巖和準同生白云巖，但高于埋藏白云巖，并以其Sr含量很高和往往與更晚期的次生石英共生的特點，推斷其為含有深部流體加入的混合熱液沉淀物。

2.3 流體包裹體特征
    根據對充填溶蝕孔洞的各成巖階段3類13件次生礦物樣品的流體包裹體測定結果(圖4)：中成巖階段天青石均一溫度為110～136℃，平均值為127℃，鹽度(NaCl質量分數，下同)變化范圍為1.23%～8.68%，平均值為3.94%；中-晚成巖階段異形白云石均一溫度介于127～159℃，平均值為143℃，鹽度變化范圍為0.35%～11.93%，平均值為6.8%；晚成巖階段熱液方解石均一溫度介于139～203.8℃，平均值為172℃，鹽度變化范圍為1.23%～15.67%，平均值為8.2%。顯然，上述3類次生礦物都為溫度和鹽度逐漸升高的具熱鹵水性質的成巖流體沉淀物。

3 白云巖成巖環境、成巖階段和成巖相劃分
3.1 成巖環境和成巖階段劃分
按長興組白云巖結構和次生礦物組合特征，可劃分為如下5個漸進的成巖環境和成巖階段(圖5)。
 

3.1.1準同生期近地表成巖環境
    成巖流體為近地表蒸發濃縮成因的海源高Mg鹵水，產物為富含藻紋層和藻團粒的泥-微晶白云巖，巖性非常致密，與硬石膏等蒸發礦物共生，普遍發育有暴露標志，反映薩勃哈環境。
3.1.2早期淺埋藏成巖環境
    隨著沉積物脫離海水被埋入地下和埋藏深度增大，當其處在小于1000m的淺埋藏成巖環境時，雖經海底膠結和壓實作用改造，但仍屬礁、灘復合體的多孔系統，伴隨上覆地層的沉積厚度加大和蒸發臺地中封存的高Mg鹵水排出，沿斷裂帶形成“壓實排擠流”并倒灌進入長興組礁、灘復合體[11～12]，出現最早期的埋藏白云巖化作用。
3.1.3中期中-深埋藏成巖環境
    處于埋深1000～4000m的中深埋藏成巖環境，伴隨沿斷裂帶倒灌進入長興組的熱鹵水成巖流體增量、增溫和增壓，導致更強烈的熱液白云巖化和重結晶作用，以及相伴隨的溶蝕作用和天青石化、硬石膏化等各類次生熱液礦物的沉淀和充填膠結作用。
3.1.4晚期深埋藏成巖環境
   隨埋藏深度進一步加大為4000～6000m，甚至超過6000m的深埋藏成巖環境時，發生更強烈的熱液白云巖化和重結晶作用，所形成的白云石具有更粗、更自形和更明亮的晶形。
   依據微量元素和穩定同位素地球化學特征仍與前期相似的特點，可確定白云巖化流體仍以來源于飛仙關組壓實排擠的高Mg熱鹵水占主導位置，但伴隨地熱增溫和烴源巖成熟過程排出的有機[20]酸熱液和烴類化合物向相鄰的礁、灘復合體聚集成藏過程，同時出現與有機酸熱液相關的深部溶蝕作用和異形白云石、高富鍶熱液方解石的沉淀作用，高富鍶熱液方解石中普遍發育有氣-液二相有機包裹體的現象，為判斷該成巖階段有機酸熱液進入成巖流體而具混合熱鹵水性質及初始油氣聚集成藏的重要依據。伴隨油、氣聚集成藏和油、水分離，封存在油潴中的混合熱鹵水轉化為油田鹵水。
3.1.5晚期構造隆升成巖環境
   燕山-喜山早期構造運動使川東地區普遍發生褶皺、斷裂與構造隆升，在長興組埋藏深度逐漸變淺的隆升過程中，伴隨有普遍的構造碎裂化作用，巖石被密集的網狀構造裂縫分割成大小不均勻的碎塊，沿構造裂縫發育帶，在有深部流體參與的混合熱液成巖流體中發生更強烈的熱液白云巖化、重結晶、硫酸鹽熱化學反應(TSR)和溶蝕作用[21]，導致前期的巖石結構完全破壞，溶擴的前期孔、洞、縫和新形成的溶蝕孔、洞常充填有高富鍶塊狀熱液方解石、異形白云石、石英晶簇、大量碳化瀝青和微量金屬硫化物，以及次生熱液礦物如熱液方解石常含有大量的氣-液二相、氣相有機包裹體和固相瀝青包裹體的現象，無疑為混合熱液成巖流體中有深部流體參與和油氣二次聚集成藏的證據。
3.2 長興組成巖系統劃分與儲層發育關系
   沉積盆地中流體來源、性質、流體與巖石相互作用過程、產物和成巖流體與儲層的時-空耦合與匹配關系，是當今石油地質學界研究難度最大的前沿熱點之一[19,21]。綜合上述各成巖階段白云巖的結構與微量元素、穩定同位素和流體包裹體特征所反映的成巖環境、成巖方式、成巖序列和成巖流體性質，從盆地大尺度的成巖作用研究角度出發，按“水文體制[20]”可將川東地區長興組白云巖劃分為4個相對獨立的，但又繼承性發展演化的成巖系統。
3.2.1準同生階段海源同生鹵水成巖系統與儲層發育關系
    準同生階段白云巖化作用發育在干旱炎熱氣候條件下的礁、灘頂部或受障壁保護的渦湖-潮坪環境，由蒸發濃縮形成的海源同生高鎂鹵水交代灰泥引起準同生白云巖化(不排除微生物作用)，產物主要為非常致密的、不具備儲集意義含膏鹽的泥-微晶白云巖(圖1-a)。
3.2.2早成巖階段地層封存鹵水成巖系統與儲層發育關系
    淺埋藏環境的早成巖階段白云巖化，發育在流體源于上覆飛仙關組蒸發臺地“壓實排擠”倒灌的地層封存高鎂熱鹵水成巖系統中，產物主要為原始結構保存良好的顆粒白云巖和礁白云巖(圖1-b)。由壓實、壓溶和膠結作用雖然使大部分原生孔隙遭到破壞而縮小，但大范圍的早成巖階段彌漫性埋藏白云巖化有利于晶間孔發育，出現伴隨白云巖化強度加大逐漸有利于儲層發育的成巖演化特點。
3.2.3中-晚成巖階段混合熱鹵水成巖系統與儲層發育關系
    中-深埋藏環境的中-晚成巖階段白云巖化，發育在成巖流體仍以源于“壓實排擠”倒灌的飛仙關組地層封存高鎂鹵水為主，部分來自深部烴源巖釋放的有機酸熱液組成的復合源混合熱鹵水成巖系統中，其中以中成巖階段有較強烈的重結晶-溶蝕作用為主，形成具殘余顆粒或礁結構的粉-細晶白云巖(圖1-c)，部分為原始結構基本消失的細-中晶白云巖(圖1-d)，溶孔常充填有異形白云石、天青石、石膏和熱液方解石。至晚成巖階段往往具有更強烈的重結晶-溶蝕作用，以形成原始結構幾近完全消失的中-粗晶白云巖為主(圖1-e)，溶孔也常充填有異形白云石、熱液方解石和碳化瀝青等。
    顯然，該成巖系統非常有利于白云巖晶間孔和晶間溶孔發育，是長興組白云巖儲層的主要發育期，也是長興組白云巖儲層的油、氣初始聚集成藏期和混合熱鹵水向油田鹵水轉化期。雖然由混合熱鹵水向油田鹵水轉化過程中沉淀的各類次生熱液礦物的充填膠結作用很普遍，可使部分孔隙被縮減而使局部物性變差，但總體上這些對儲層發育的影響并不很大。
3.2.4構造隆升階段混合熱液成巖系統與儲層發育的關系
    喜山早期晚時長興組構造隆升階段的成巖作用，發生在以油田鹵水為主，摻和有深部熱液組成的混合熱液成巖系統中，包括：沿斷裂活動帶發育的強烈構造碎裂化、熱液白云巖化、重結晶、硫酸鹽熱化學反應(TSR)和溶蝕及次生礦物沉淀等作用，原始巖石結構經構造碎裂化和重結晶作用改造后完全消失(圖1-f)，在原有溶蝕孔、洞、縫的基礎上進一步發生溶擴，被溶擴的孔、洞、縫中除了充填有少量異形白云石、石英晶簇、熱液方解石及大量渣狀碳化瀝青，往往在較短時間內被二次運移聚集的油、氣充注，因此多為有效孔隙，其中以裂縫對改善儲層物性影響最大，即使是很致密的泥-微晶白云巖，在該成巖系統中由構造破裂和溶蝕作用的發育，也可形成有效的裂縫型儲層。
4 結論
    1) 川東地區長興組白云巖可劃分為準同生白云巖和成巖埋藏白云巖2種成因類型，后者可進一步劃分為結構特征各有差異的、但連續演化的4種類型，即原始結構保存完好的顆粒和礁白云巖、原始結構被破壞的殘余粉細晶顆粒和礁白云巖、原始結構消失的中-粗晶白云巖及碎裂化白云巖。
    2) 按“水文體制”可將長興組白云巖化過程劃分為準同生階段鹵水、早成巖階段封存鹵水、中 晚成巖階段混合熱鹵水、構造隆升階段混合熱液4個成巖系統。各系統成巖流體來源、流體性質、流體物化條件和相對應的成巖組合，既有相對的獨立性和差異性，又具備繼承性發展演化的特點。
    3) 在有利礁、灘相帶控制儲層區域分布的基礎上，按各成巖系統與白云巖化作用的關系，可將成巖系統對白云巖儲層的控制作用歸結為如下4點：①準同生階段近地表環境，海源同生鹵水成巖系統準同生白云巖化作用的產物，一般不具備儲集意義；②早成巖階段淺埋藏環境，源于飛仙關組倒灌的地層封存鹵水成巖系統的早期埋藏白云巖化作用的產物，是儲層發育基礎；③中-晚成巖階段中-深埋藏環境，有機酸熱液參與的混合熱鹵水成巖系統的中、晚期埋藏白云巖化作用，擴大了儲層分布范圍和發育規模；④構造隆升過程中有深部熱液參與的混合熱液成巖系統的碎裂化、白云石化和溶蝕作用(包括TSR)是提高儲層質量的關鍵，也是控制優質白云巖儲層在區域上沿構造活動帶分布的主要因素，可作為預測優質白云巖儲層的重要依據。
參考文獻
[1] 王一剛，張靜，楊雨，等.四川盆地東部上二疊統長興組生物礁氣藏形成機理[J].海相油氣地質，2000，5(1)：145-152.
[2] 馬永生，蔡勛育，李國雄.四川盆地普光大型氣藏基本特征及成藏富集規律[J].地質學報，2005，79(6)：861-865.
[3] 張兵，鄭榮才，文華國，等.開江-梁平臺內海槽東段長興組礁灘相儲層識別標志及其預測[J].高校地質學報，2009，15(2)：273-284.
[4] 蔣東，高培丞，曹剛，等.黃龍場地區長興生物礁儲層預測[J].西南石油大學學報：自然科學版，2009，31(2)：5-7.
[5] 魏國齊，謝增業，劉滿倉，等.四川盆地長興-飛仙關組的有利儲集相帶[J].天然氣工業，2009，29(9)：35-38.
[6] 李鷺光.四川盆地天然氣勘探開發技術進展與發展方向[J].天然氣工業，2011，31(1)：1-6.
[7] 雷卞軍，強子同，文應初.川東及鄰區上二疊統生物礁的白云巖化[J].地質論評，1994，40(6)：534-543.
[8] 張水昌，朱光有，梁英波.四川盆地普光大型氣田H2S及優質儲層形成機理探討[J].地質論評，52(2)：230-235.
[9] 王瑞華，牟傳龍，譚欽銀，等.達縣宣漢地區長興組礁灘白云巖成巖作用與成巖環境研究[J].沉積與特提斯地質，2006，26(1)：30-36.
[10] 鄭榮才，胡忠貴，馮青平，等.川東北地區長興組白云巖儲層的成因研究[J].礦物巖石，2007，27(4)：78-84.
[11] 史建南，鄭榮才，馮青平，等.川東北長興組埋藏白云石化流體來源與油氣倒灌式成藏[J].天然氣工業，2009，29(3)：5-8.
[12] 鄭榮才，史建南，羅愛君，等.川東北地區白云巖儲層地球化學特征對比研究[J].天然氣工業，2008，28(11)：16-21.
[13] 董霞，鄭榮才，鄭超，等.開江-梁平臺內海槽東段長興組沉積相和層序-巖相古地理特征[J].沉積學報，2009，26(6)：1124-1130.
[14] 張延充，楊愛國，梅燕，等.泛開江-梁平海槽及勘探有利相帶地震預測[J].天然氣工業，2009，29(10)：28-30.
[15] 張樹東，齊寶權，賀洪舉，等.X井礁灘儲層測井精細評價[J].天然氣工業，2009，29(10)：42-44.
[16] 耿威，鄭榮才，李爽，等.開江-梁平臺內海槽東段長興組礁、灘相儲層特征[J].成都理工大學學報：自然科學版，2008，35(6)：639-647.
[17] VEIZER J，ALA D，AZMY K，et al.87Sr/86Sr，δ13C andδ18O evolution of Phanerozoic seawater[J].Chemical Geology，1999，161(1/3)：59-88.
[18] 黃思靜，QING Hairuo，黃培培，等.晚二疊世-早三疊世海水的鍶同位素組成與演化——基于重慶中梁山海相碳酸鹽的研究結果[J].中國科學：D輯地球科學，2008，38(3)：273-283.
[19] 蔡春芳.沉積盆地中流體-巖石相互作用研究的現狀[J].地球科學進展，I996，11(6)：577-579.
[20] 李忠，陳景山，關平.含油氣盆地成巖作用的科學問題及研究前沿[J].巖石學報，2006，22(8)：2113-2122.
[21] 張水昌，朱光有，梁英波.四川盆地普光大型氣田H2S及優質儲層形成機理探討[J].地質論評，2006，52(2)：230-235.
 
(本文作者：黨錄瑞1 鄭榮才2 鄭超1 文其兵1 陳守春1 廖軍1 1.中國石油西南油氣田公司重慶氣礦；2.“油氣藏地質及開發工程”國家重點實驗室·成都理工大學)