Controls on the High-Quality Dolomite Reservoir of the 4th Member of Denying Formation Related to the Diagenetic Evolution, Northern Sichuan Basin

四川盆地碳酸盐岩气田90%以上的天然气富集在白云岩储层中,其中储层时代最老的为震旦系灯影组白云岩^[1⁃2]。灯影组油气勘探始于20世纪60年代,迄今已有60多年,先后发现了威远、资阳、高石梯—安平店、龙女寺等气藏构造,具有良好的油气勘探潜力^[3]。震旦系灯影组年代老,储层自同生期至深埋藏期的整个埋藏过程中,经历了多期成岩流体的调整与改造,对储层质量的优劣产生了关键性的影响^[4⁃5],其中不乏各类白云石胶结和硅质充填破坏储集空间,以及各种溶蚀对储层的建设性作用。

碳酸盐岩的溶蚀作用可以发生在大气水环境和埋藏环境中^[6],目前大气水环境中溶蚀作用对储层形成的重要性已被普遍接受^[7⁃8],但是埋藏溶蚀对储层的贡献度尚存质疑^[9⁃11]。埋藏环境中典型的溶蚀作用包括有机酸溶蚀作用和热液溶蚀作用,地层中的有机酸主要来源于有机质热演化,其溶蚀能力强于一般酸性流体^[12⁃13],有机酸能够溶蚀方解石等易溶矿物,为储层提供次生孔隙。影响有机酸溶蚀规模和作用强度的主要因素有地层温压、有机酸类型和产率及地层疏导体系的发育特征等^[14⁃15],因此,在特定深度段的温度（70 ℃~100 ℃）,在和高浓度酸性流体的相互作用下,有机酸溶蚀作用可以形成一个“成孔高峰期”^[16]。此外,热液溶蚀也是碳酸盐岩最为重要的溶蚀作用之一^[17],近年来,在四川盆地、塔里木盆地、鄂尔多斯盆地均发现了热液白云岩化改造现象^{[2,5,18⁃19]}。在拉张性大地构造背景下,热液储库中热流体沿深大断裂系统向上运移,对基质白云岩进行改造形成热液溶蚀孔隙、热液溶洞、热液扩溶孔等,热液白云岩储层多具有相对较好的孔隙度和渗透率,是一种重要的白云岩储层^[2,5]。

灯影组优质储层发育的控制因素具有多样性与复杂性,其中与构造运动相关的表生大气淡水溶蚀作用^[20⁃21]、与埋藏有机酸有关的溶蚀改造作用^[22⁃23]、与深部热液流体活动有关的溶蚀作用等^[18⁃19],这些均对灯影组白云岩的改造与优质储层的形成起着十分重要的控制作用,但其主控因素均与具体储层目标及演化阶段有关,不同成岩流体的成岩作用过程及其对储层物性的影响较为复杂。因此,进一步系统和深入研究灯影组白云岩沉积成岩过程中流体对储层物性的调整与改造作用,是进一步深化和提高研究区储层评价程度的重要依据。

本文选取川北地区胡家坝剖面灯影组四段古油藏（以下简称灯四段）作为解剖对象,前人对其岩石学特征、沉积相类型和古地理演化等开展了比较深入的研究^[24⁃29],为白云岩沉积成岩过程中流体对储层物性的调整改造研究奠定了良好的基础。胡家坝剖面灯四段展示了丰富的白云石胶结物（纤维状、叶片状、细晶、中晶、粗晶—鞍形白云石）,是研究灯影组四段优质储层成岩流体调整改造的良好剖面。基于激光原位碳氧同位素和微区锶同位素特征,并结合配套的岩石学和矿物学来综合识别成岩环境类型,建立成岩—孔隙演化路径,进而探讨不同成岩环境下对优质储层的调整改造作用,明确优质储层的成因机制,为该地区油气勘探目标预测提供沉积成岩方面的理论依据。

四川盆地位于扬子板块西北部,是在扬子克拉通基础上形成和发展起来的叠合盆地,盆地呈NE—SW向的菱形,西邻松潘—甘孜造山带,北有秦岭—大别山造山带^[30]（图1a）。扬子板块从震旦纪开始进入海相克拉通演化阶段,震旦纪末—早寒武世,受兴凯地裂运动的影响,中上扬子内部发育裂陷^[31],这些裂陷控制了四川盆地震旦纪—早寒武世的古地理格局,上震旦统灯影组沉积期总体表现为“槽台相间,西高东低”的古地理格局^[32]（图1b）。受多幕次桐湾运动差异升降活动的影响,扬子克拉通及其周缘在灯影组及麦地坪组的顶部受到不同程度剥蚀,其中资阳地区剥蚀程度最高,此时川北地区处于沉积古地貌低部位,遭受的剥蚀作用较小,局部地区未见沉积间断面^[33]。桐湾运动之后,灯影组进入再埋藏阶段,其古埋藏深度超过6 000 m^[30,34],期间先后经历了晚加里东、海西、印支、燕山和喜马拉雅构造运动形成现今的构造格局^[30]。

Figure 1.  Geological background and location of the study area

震旦纪扬子地区处于文石海环境,古气候干旱炎热^[35],大型骨架生物不发育,细菌与低等藻类却非常繁盛,其中灯影组以富含微生物藻的各类白云岩为特征^[36⁃37]。根据岩性灯影组自下而上可分为四段^[38]：灯一段为贫藻泥微晶白云岩沉积；灯二段以微生物白云岩沉积为主,沉积厚度大；灯三段则以陆源碎屑沉积为主；灯四段以微生物白云岩及晶粒白云岩沉积为主,局部层间发育硅化纹层及硅质条带（图1c）。本次研究对象胡家坝剖面灯四段,厚约385 m,与下伏灯三段泥岩、上覆寒武系麦地坪组灰岩均为整合接触,整体处于碳酸盐岩台地边缘相^[39],并可进一步划分为微生物丘、颗粒滩、丘间海和台坪4种亚相^[37],剖面主要发育微生物丘、颗粒滩和丘间海亚相,台坪欠发育（图2）。

Figure 2.  Comprehensive column of the 4th member of the Dengying Formation in the Hujiaba section, northern Sichuan Basin

通过对野外露头精细解剖和室内岩石薄片鉴定,参考Riding^[40]和张荫本等^[41]对微生物碳酸盐岩分类以及冯增昭^[42]对碳酸盐岩分类相结合的划分方案,认为胡家坝剖面灯四段白云岩中岩石类型主要包括微生物白云岩、颗粒白云岩、晶粒白云岩三大类。微生物白云岩发育微生物结构,在四川盆地灯影组中广泛分布^[28,36],根据形态学特征将其进一步划分为藻纹层白云岩、叠层石白云岩、凝块石白云岩、泡沫绵层白云岩等^[40⁃41]。颗粒白云岩以砂屑白云岩为主,受灯四段沉积期微生物藻生长、黏连的影响,剖面中单纯的砂屑白云岩发育较少,表现为与微生物黏结相关的藻砂屑白云岩。晶粒白云岩按照晶粒大小可分为泥晶白云岩和粉晶白云岩。

剖面中普遍发育,露头上或镜下均可见到近于平直的明暗相间的纹层状构造,暗层为富藻层,亮层为亮晶白云石层,贫有机质,主要为粉—细晶白云石（图3a）。藻纹层纵向上较为稀疏,横向上具有断续分布的特点,起伏不大,平坦或较为平坦。镜下观察到纹层间常被粉—细晶白云石或晶粒状石英充填,局部可见鸟眼孔、窗格孔。

Figure 3.  Rock types from the 4th^{member of the Dengying Formation in the Hujiaba section, northern Sichuan Basin}

主要分布于剖面的中上部,发育较密集的藻纹层构造,叠层石白云岩按形态可分为锥状、波状、柱状及丘状等形态^[31⁃32],研究剖面以波状、丘状为主。波状叠层石白云岩单个纹层厚度多变,介于1~5 mm,纹层横向上连续性较好；丘状叠层石白云岩,单个丘的高度多变,最大高度可达0.3 m,整体规模不大,纹层横向连续性较波状叠层石差。显微镜下,纹层间发育格架状原生孔洞,孔洞多被后期粉—细晶白云石和沥青充填（图3b）。

凝块石白云岩中的凝块是暗色微生物（藻）黏结自成的块状结构^[26],胡家坝剖面灯四段中发育多套凝块石白云岩层,常与叠层石白云岩共生,整体起伏不大,可见明显的不规则深灰色凝块和浅色基质。镜下观察表明,凝块主要是由泥晶白云石经暗色微生物黏结而成,凝块之间形成大量格架状孔洞,并被多期白云石胶结物全充填或半充填（图3c）。

剖面中部少量发育,泡沫绵层白云岩是由微生物丝状体网状交织形成,主要呈似球状、不规则状的泡状体^[41]。镜下可见大量藻类泡状体结构,呈圆状或椭圆形,单个泡状体直径介于0.1~0.6 mm,泡状体壁由暗色泥晶组成,其间的原生格架孔洞由粉—细晶白云石胶结充填（图3d）。

剖面中下部相对发育,类型多样,分别为砂质泥晶白云岩、泥质泥晶白云岩和泥晶白云岩,均具有泥晶结构。砂质泥晶白云岩见于剖面底部,岩石风化表面常见肉红色、铁锈色等铁质物质,镜下以泥晶白云石为主,含陆源碎屑石英,石英分选磨圆较好（图3e）；泥质泥晶白云岩,常呈薄—中层状夹于泥晶白云岩中,泥质多被风化剥蚀（图3f）；泥晶白云岩发育少量隐藻纹层（图3g）,局部夹硅质条带。该类岩石较为致密,孔隙不发育。

剖面中上部相对发育,露头上以浅灰色为主。镜下白云石大多表面污浊,粒径介于50~100 μm,发育少量窗格孔小洞（图3h）,窗格孔可能与微生物藻类的腐烂有关。

剖面中颗粒白云岩发育相对较少,主要为藻砂屑白云岩,由于与微生物作用相关,有机质含量较高,露头上其颜色较暗^[23]。显微镜下,砂屑由泥晶和少量微亮晶组成,内部可见明显的微生物黏结痕迹,表明砂屑可能为早期形成的微生物岩被波浪打碎后再沉积而成（图3i）,粒径大小不一,分选一般,形状为圆形和椭圆形,磨圆较好,颗粒间多充填粉晶白云石,溶孔发育。

灯影组由于埋深大,经历了复杂的成岩改造作用^[5,21⁃23],其中对储层质量产生较大影响的为胶结充填作用和溶蚀作用。值得注意的是,野外及薄片观察显示,灯四段中未见典型的表生岩溶组构,如葡萄花边构造、新月形胶结、悬垂形胶结等,纵向溶沟、溶缝及岩溶角砾岩也不发育^[43]；另外,川北地区在桐湾Ⅱ幕时处于沉积古地貌低部位^[33],因此,表生岩溶作用对区内灯四段储层改造较弱,本文不作详细阐述。

镜下观察表明,灯四段白云岩胶结充填作用明显,胶结物按其晶形大小及形态可大致分为6类：纤维状环边白云石胶结物、叶片状白云石胶结物、细晶白云石胶结物、中晶白云石胶结物和鞍形白云石及石英充填胶结物等。

纤维状环边白云石胶结物是灯影组白云岩中常见的一类胶结物^[29,43],常以等厚环边的形式出现在叠层石、凝块石原生格架孔洞或藻砂屑周围,整体数量不大,其围绕孔隙或颗粒边缘生长,是孔洞内的第一期胶结物,长轴垂直于孔隙壁或颗粒表面（图4a,b）,呈层状,层厚通常介于0.05~0.08 mm,不具阴极发光性（图4c）。晶粒间接触较紧密,孔隙极不发育。

Figure 4.  Petrology and cathodoluminescence characteristics of cements in the 4th member of the Dengying Formation in the Hujiaba section, northern Sichuan Basin

叶片状白云石胶结物也常出现在微生物白云岩中,多与纤维状环边白云石胶结物相伴生,沉淀在纤维状环边白云石胶结物之后,晶体明显增大,粒径通常介于0.06~0.10 mm,顶端呈矛状（图4a,b）,在阴极射线下不发光（图4c）。该类胶结物整体规模也不大,充填后使储层原生孔隙略有减小,并且晶粒间紧密接触,孔隙基本不发育。

细晶白云石胶结物多分布在微生物白云岩中原始结构保存较好的原生格架孔中,晶体干净明亮,粒径介于100~200 μm（图4d）,具粒状结构,其阴极发光性较纤维状或叶片状白云石胶结物增强,为中等强度橙红色光（图4e）。原生小孔中细晶白云石胶结物占据其剩余的绝大多数孔隙空间,使原生孔隙基本消失殆尽（图2h）。

中晶白云石也是剖面灯四段白云岩中较为常见的一种胶结物,这类白云石胶结物多出现在较大的溶蚀孔隙中,常单独出现或沉淀于细晶白云石胶结物之后,晶体明亮粗大,以半自形—自形为主（图4f,h）,具有较强的橙红色阴极发光（图4g）。此类胶结物中胶结残余孔隙或次生溶蚀孔较为发育,镜下可见中晶白云石溶蚀残余,并伴有沥青充填（图4h）。

鞍形白云石一般认为形成于热液环境或其他相对高温的成岩环境^[17⁃19],其在剖面中普遍发育,常单独或与少量自生石英存在于某一次生溶蚀孔洞,晶体粗大,以自形—他形为主,解理弯曲,正交偏光下具有波状消光特征（图4i,j）,其阴极发光强度显著增强,具亮红色光（图4k）。鞍形白云石中晶间孔及残余孔隙发育,可见粒状沥青充填（图4i）。

剖面除白云石胶结物外,还常见硅质石英充填,主要分布在藻纹层白云岩中或与鞍形白云石同时出现,呈两期次（图4l）。第一期石英呈晶粒状顺藻纹层分布,该期石英形成于大规模油气充注之前,晶体干净明亮,包裹体不发育；第二期石英呈自形锥状或叶片状充填在鞍形白云石之后,阴极射线下两期石英均不发光。

剖面灯四段沉积期整体为碳酸盐岩台地边缘相,发育多套微生物丘,其在建造过程中往往发育大量原生格架孔洞^[21,26,44],虽然这些原生孔隙多被后期胶结充填（图4a、图5a）,难以形成有效孔隙,但仍为地层中孔渗性相对较好的部位,有利于后期成岩流体运移,从而形成较多的次生孔、洞^[2,8]。依据野外露头和镜下薄片观察发现,胡家坝剖面灯四段发育埋藏有机酸溶蚀和热液溶蚀两种溶蚀作用。

Figure 5.  Pore characteristics of the 4th member of the Dengying Formation in the Hujiaba section, northern Sichuan Basin

有机质热成熟释放的有机酸会对白云岩产生溶蚀,增加储层孔隙度^[7⁃9]。埋藏有机酸溶蚀成因的孔隙多数是不规则的、非组构选择性的^[7],也表现出一定的选择性溶蚀,这种选择性主要表现为岩相选择性。有机酸流体对残余原生孔隙、晶体孔缝等进行扩容或增加新的溶蚀孔隙,镜下可见疏密相间、顺层的溶蚀孔洞,这些顺层的溶蚀孔中常充填沥青（图5b,c）,同时镜下可见中晶白云石被溶蚀的现象（图5c）；沥青是有机酸溶蚀的主要证据^[45],油气在运移聚集过程中,经过未被充填的孔隙或裂缝时,会大量残留于其中。露头上可以见到丰富的沥青,且在中上部微生物丘滩体中沥青丰度更高,最高可达25%^[24]；显微镜下观察到沥青具有两种赋存状态,第一种呈薄膜状附着在叶片状白云石胶结物或细晶白云石胶结物之后,第二种呈粒状充填于胶结残余孔隙或埋藏过程中新生的次生溶孔。前人研究表明^[46⁃47],灯影组储层存在两期油气充注,晚志留世下寒武统筇竹寺组烃源岩有机质演化进入成熟阶段,开始初次运移,并在三叠世烃源岩进入生油高峰,侧向运移至灯影组储层形成古油藏（图6）。

Figure 6.  Schematic evolution of the 4th member of the Dengying Formation, northern Sichuan Basin (modified from reference [34], Re⁃Os ages from references [46⁃47]）

热液流体富含H₂S、CO₂等侵蚀性流体,这些溶蚀组分沿断裂向上运移过程中对碳酸盐岩进行溶蚀,形成大量无组构选择性溶蚀孔洞,可以是大型的晶洞,也可以是毫米或厘米级的孔洞^[2,18⁃19],同时伴生与热液活动相关的矿物,如鞍形白云石、自生石英等。鞍形白云石晶体较为粗大,多介于500 μm~1 mm,最大可达3 mm,大多数鞍形白云石晶体呈马鞍状弯曲（图5d,e）,正交偏光下具波状消光的特征（图5g）；部分孔洞中见明显硅化作用,这些硅化部位可见粗大的自形晶簇状石英（图5g）,石英晶体多为几毫米,最大可达1 cm。剖面中热液溶蚀孔隙一般具有不规则的溶蚀边缘,孔径从几毫米到两厘米不等,大部分沿孔隙边缘充填鞍形白云石（图5g,h）；热液成因的晶洞也是储层重要的储集空间类型,这类孔隙孔径较大,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（图5d,f）。热液成因的溶蚀孔洞不同于有机酸形成的孔缝,该类孔洞在剖面中普遍发育,不受岩性控制,孔洞中常见粒状沥青充填（图4i、图5d）,表明溶蚀孔洞为古油藏的充注提供了有效的储集空间。

激光碳氧同位素、锶同位素在中国石油杭州地质研究院进行。基于岩石学及阴极发光特征,选取不同组构的白云岩样品,将其双面抛光制成0.1 mm的薄片,并进行去油处理,使用LA-IRMS激光剥蚀—稳定同位素质谱仪对抛光薄片进行激光原位碳氧稳定同位素在线取样测定,激光器输出波长为1 064 nm的近红外相干激光束,束斑大小20 μm,工作电流14~20 A,样品穿透深度30~50 µm；为验证激光原位碳氧同位素测试结果的可靠性,在平行样品上钻取粉末样品进行对比数据分析,取200~300 μg粉末样品与100%磷酸在70 ℃下反应并收集释放的CO₂,使用Delta V Advantage同位素比质谱仪进行分析测试,测试温度为27 ℃,湿度为49 %RH,分析数据处理采用赛默飞世尔软件ISODAT 3.0完成,所有结果均以VPDB（‰,VPDB）表示,标准样品为GBW04405和室验内部标样811,分析结果见表1。锶同位素分析,取30~50 mg样品,加入3 mL 2N HNO₃后离心,对溶解样品用阳离子交换柱进行化学分离,将收集的锶使用TRITON PLUS热电离同位素质谱仪进行测试分析,单带为Ta带,电离温度为1 450 ℃,分析结果以⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值表示,标准样品为SRM987,分析结果见表1。

白云岩的碳氧同位素组成受白云石化过程中的流体介质盐度和温度的影响,常用于判断白云石化流体性质和成岩环境^[48⁃49]。灯四段基质白云岩、不同期次白云石胶结物碳氧同位素分析结果显示（表1、图7）,激光原位碳氧同位素值与平行样品的粉末碳氧同位素值相差较小,说明激光原位碳氧同位素数值是有效的。其中灯四段基质白云石δ¹³C值介于-0.177‰~+2.757‰,平均为+1.098‰；δ¹⁸O值介于-4.211‰~-6.306‰,平均为-5.760‰（N=15）。纤维状白云石胶结物δ¹³C值介于+1.355‰~+2.144‰,平均为+1.635‰（N=4）；δ¹⁸O值介于-5.421‰~-5.007‰,平均为-5.170‰（N=4）。叶片状白云石胶结物δ¹³C值介于+0.259‰~+0.295‰,平均为+0.277‰（N=2）；δ¹⁸O值介于-7.200‰~-7.396‰,平均为-7.298‰（N=2）。细晶白云石胶结物δ¹³C值介于+1.087‰~+2.547‰,平均为+1.943‰（N=6）；δ¹⁸O值介于-7.709‰~-6.698‰,平均为-7.161‰（N=6）。中晶白云石胶结物δ¹³C值介于+1.302‰~+1.947‰,平均为+1.564‰（N=3）；δ¹⁸O值介于-8.552‰~-8.109‰,平均为-8.388‰（N=3）。鞍形白云石δ¹³C值介于-0.255‰~+0.811‰,平均为+0.633‰（N=4）；δ¹⁸O值介于-10.839‰~-9.933‰,平均为-10.288‰（N=4）,δ¹⁸O值负偏明显。

Figure 7.  Cross⁃plots showing the carbon and oxygen isotopic characteristics of the 4th member of the Dengying Formation in the Hujiaba section, northern Sichuan Basin

⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值常用于追踪成岩流体的来源^[52]。剖面锶同位素分析测试结果显示（表1、图8）,基质白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值介于0.708 566~0.708 900,平均为0.708 751（N=5）。纤维状—叶片状白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值介于0.708 781~0.709 150,平均为0.708 962（N=3）。细晶白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值介于0.708 839~0.708 990,平均为0.708 925（N=3）。中晶白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值介于0.708 914～0.709 370,平均为0.709 099（N=4）。鞍形白云石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值介于0.709 456~0.709 660,平均为0.709 550（N=5）,具有高异常的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值。

Figure 8.  ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr isotopic characteristics for the 4th member of the Dengying Formation in the Hujiaba section, northern Sichuan Basin

基于高分辨率的激光原位碳氧同位素和微区锶同位素,结合岩石学及阴极发光特征,认为灯四段白云岩经历了蒸发海水、浅埋藏“封存”海水、中—深埋藏有机质成熟运移、热液四种成岩环境,不同成岩环境其成岩组构、胶结物类型、阴极发光性和地球化学特征有明显差别,特征如下。

震旦系灯影组与其他前寒武系白云岩层一样,白云石化发生时间较早^[53],保存良好的原生沉积组构、叠层石构造和泥晶结构等特征,指示其形成于准同生期—早成岩阶段^[21,29]。四川盆地灯影组沉积期气候干旱炎热,盐度较大,盆内发育膏盐类蒸发矿物^[28⁃29,54],剖面中可见与暴露有关的鸟眼构造、帐篷构造等,表明灯影组沉积期形成于近地表暴露沉积环境。同时,基质、纤维状环边白云石胶结物及叶片状白云石胶结物的阴极发光性多数为不发光—极弱棕红色光,反映海水成岩环境。矿物阴极发光的颜色和强度通常与分析的Mn²⁺、Fe²⁺含量相关联^[43,55],海水中富含Mg、Fe而贫Mn,原始沉积的海相碳酸盐及海相胶结物都因贫Mn而不具或具较弱的阴极发光性^[43]。这些基质与白云石胶结物δ¹³C值、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值与Jaffrés et al.^[50]和Halverson et al.^[51]确定的前寒武纪海水的碳、锶同位素组成相一致（图7,8）,表明海源流体是白云石化的主导流体,部分δ¹⁸O值略高于同期海水的氧同位素值,可能受到蒸发海水的影响^[28⁃29,56]。灯影组大量微生物藻在生长过程中不断消耗Ca²⁺,浓缩Mg²⁺,沉积期正常的海水逐渐变为高Mg盐水,这种高Mg盐水不断与早期沉积的文石或高Mg方解石接触,使其发生蒸发渗透回流白云石化,变为纤维状环边白云石和叶片状白云石^[43]。

该类成岩环境中沉淀有细晶白云石胶结物,胶结物具中等强度橙红色阴极发光,只有在还原环境中生成的白云石,才可能具有较高的Mn²⁺和Fe²⁺含量,Mn和Fe含量的增加表明该类胶结物形成时,其成岩流体处于还原环境。同时,细晶白云石胶结物碳氧同位素组成大部分位于同期海水碳氧同位素分布范围内,部分样品具有略低于同时期海水的δ¹⁸O值（图7）,碳酸盐岩的氧同位素值受流体的温度影响较大,一般随埋深增加孔隙中流体升温,会引起氧同位素发生分馏^[48],造成氧同位素值的负偏,由此推测细晶白云石胶结物的成岩流体应具有一定的埋深。⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值基本位于震旦纪海水锶同位素分布范围之内（图8）,说明其成岩流体未受外来流体的影响,仍反映原始海水的信息。

中—深埋藏环境下流体相对趋于碱性,常使碳酸盐达到饱和或过饱和沉淀状态,沉淀晶形较好的中晶白云石胶结物,并伴随缝合线的出现^[43]。此类胶结物的晶间孔和胶结残余孔隙中常见粒状沥青充填,该期沥青为灯影组油气主成藏期的产物,形成于深埋过程中原油热裂解^[46⁃47],即中晶白云石胶结物的形成可能受埋藏期有机质成熟运移的影响。阴极发光射线下,中晶白云石胶结物具有较强的橙红色光,说明其地层埋深增大,成岩环境还原程度更高。胶结物的碳同位素组成与细晶白云石胶结物相比没有太大变化,氧同位素值较负偏（图7）,也表明其埋深进一步增加。另外,样品⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值也印证了中晶白云石形成于中—深埋藏环境,中晶白云石胶结物⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值与寒武系锶同位素比值非常接近（图8）^[51],胶结物物质可能来自上覆寒武系。前人研究表明,灯影组的油气主要来源于寒武系筇竹寺组烃源岩^[24,46⁃47],在烃类大量运移充注过程中,中—深埋藏环境形成的中晶白云石会受到来自寒武系流体的影响。

热液环境以发育最晚期的鞍形白云石及晶簇状石英为特征,来源于深部热液流体富含Mn²⁺、Fe²⁺等多种离子^[17⁃18],因此鞍形白云石的阴极发光性强,呈亮红色,其δ¹⁸O值几乎均小于-10‰（图7）,表明受成岩作用的改造强烈^[57],这与Feng et al.^[18]和Su et al.^[19]在川中所测得的热液白云岩结果相似。高异常的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值也印证鞍形白云石的成岩流体受到了外来流体的影响或者为完全不同的流体来源（图8）。⁸⁷Sr为放射性成因,由放射性元素⁸⁷Rb衰变而来,而⁸⁶Sr为非放射性成因,丰度较为稳定,一般中酸性火成岩及长英质碎屑岩组成的老的硅铝酸盐岩地壳中富含Rb,其衰变形成⁸⁷Sr,而具有较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值^[52]。根据川北地区的沉积记录,灯影组下伏地层有花岗岩侵入体,侵入体之下为南华系砂砾质碎屑岩沉积,局部地区灯影组底部直接与基底火山岩接触^[25],热液流体中丰富的锶同位素可能来自这些碎屑岩层。四川盆地自晚元古代以来,主要经历了两次大规模的地裂运动,即兴凯地裂运动（Pt₃~Є）和峨眉地裂运动（D₂~T₁）^[31],地裂运动促使盆地拉张性基底断裂的发育,为热液提供了运移通道,当基底断裂活动时,这些来源于下伏火山岩地层或碎屑岩地层的流体可以沿断层向上活动。Su et al.^[19]研究发现川中地区主要发育两期鞍形白云石胶结物,第1期鞍形白云石胶结物测得的年龄为415±16 Ma和405±16 Ma,表明其形成可能与加里东期的构造活动相关；第2期鞍形白云石胶结物测得的年龄为259.4±3 Ma,与晚二叠世峨眉山玄武岩喷发时间吻合较好。本文鞍形白云石地球化学特征指示为同一热流体环境下形成,根据岩石学特征认为该期热液白云石的形成可能与峨眉山地幔柱隆升及其引起的异常热事件相关。

灯四段主要为微生物白云岩沉积,其原生藻格架孔、粒间孔发育（图5a）,初始孔隙度可达30%^[58],受近地表蒸发渗透回流影响,发生早期白云石化作用^[28⁃29,56],经历了纤维状白云石胶结和叶片状白云石胶结后（图9）,原生孔隙有所减少^[56,59⁃60]。至浅埋藏还原环境,仍以胶结为主,白云石化流体为封存在地层中的海水,沉淀细晶白云石胶结物（图4d）,大量的细晶白云石胶结物占据了大部分的原生孔隙（图9）,是部分原生小孔消失的主要原因,对储层的存在不具有指示意义。随埋深增加,成岩环境变为中—深埋藏环境,中晶白云石胶结物沉淀,储层保留少量胶结残余原生孔（图5g,h）,而与有机酸和热液有关的次生溶蚀孔隙成为储层主要储集空间。当筇竹寺组烃源岩开始进入成熟阶段并大量生排烃后,有机质形成的酸性流体侵入会使深埋藏碳酸盐岩发生溶解,相对高孔高渗的岩石酸性流体介质容易进入,溶蚀比表面积大,溶蚀产物也容易被带走,可形成规模性溶孔^[61],反之,难以形成规模性溶孔。一般与微生物丘建造有关的岩石类型,如叠层石白云岩、凝块石白云岩等原生孔隙发育,有利于为后期酸性流体运移提供通道,因此,埋藏有机酸溶蚀常具有岩相选择性,在微生物丘等优势相中相对发育,而岩石相对致密的丘间海中则不发育。同时,受二叠纪峨眉山玄武岩喷发及同时期盆地张性基底断裂发育的影响^[19,60],促成了热液白云岩化作用的发生,储层中形成了大量热液成因的溶蚀孔洞。热液活动主要受断裂发育程度的控制^[62],断裂以及与断裂相沟通的裂缝是深部流体流动的通道,溶蚀性较强的热液流体流经后可以在其附近明显地扩大甚至形成较大的储集空间,对储层发育有着积极的作用,而鞍状白云石等热液矿物揭示了热液活动过程及其孔隙充填胶结作用。总体来说,热液作用对储层的建设性大于破坏性,原生孔隙度较高或较低的储层受热液白云岩化改造后,其孔隙度均可较为明显地提高（图9）。

Figure 9.  Pore evolution of the 4th member of the Dengying Formation, northern Sichuan Basin

灯影组白云岩储层受沉积、成岩和后期构造运动的综合控制。不同的沉积相为后期储层的发育奠定了基础,台缘丘滩相和台内丘滩相是储层发育的优势相^[2,23],其沉积过程中,水动力强,发育多种组合的微生物白云岩,形成大量原生格架孔、粒间孔,虽被后期各类胶结物充填,但仍为地层中孔渗相对较好的部位,为后期多种成岩作用的改造提供基础,而丘（滩）间海沉积时水动力弱,微生物也不发育,以泥晶白云岩为主,岩石相对致密,储集空间不发育^[23],后期溶蚀作用等对其调整改造也较弱。复杂的成岩作用是优质储层形成的关键因素^[62],多期次的胶结作用使得储层原生孔隙基本消失,埋藏有机酸溶蚀和热液溶蚀形成的次生孔隙成为储层主要储集空间。四川盆地经历了多旋回构造运动,灯影组中形成了多期构造裂缝和基底断裂,为热液活动提供了有利的条件^[18⁃19,60]。因此,对川北地区灯四段白云岩储层来说,台缘丘滩相带是最有利的相带,沉积微生物丘（滩）,自身物质基础好；同时,台缘带邻近生烃相带（盆地—斜坡）,有机质成熟生烃后能快速注入储层,有利于埋藏有机酸溶蚀作用的发生；另外,台缘丘滩体分布于克拉通裂内裂陷边缘（绵阳—长宁台内裂陷槽）,构造活动和断裂系统发育,有利于后期热液和埋藏酸性流体流动、循环,从而形成规模性岩溶储层。

（1） 川北地区灯影组四段主要岩石类型包括微生物白云岩、颗粒白云岩、晶粒白云岩三大类,优质储层主要发育在微生物丘中,以藻纹层白云岩、叠层石白云岩及凝块石白云岩为主,储层孔渗性相对较好,为后期储层的发育奠定了基础。

（2） 川北地区灯影组四段识别出蒸发海水流体环境、浅埋藏“封存”海水环境、中—深埋藏有机质成熟运移环境和热液环境四种成岩环境。储层的原生孔隙在压实、压溶作用与多期白云石、硅质胶结充填后,基本消失,而在埋藏有机酸和热液流体的调整改造下,形成大量次生溶蚀孔洞,极大地改善了储层品质。

（3） 灯四段优质储层的发育受沉积、成岩演化和构造活动综合控制,其中有利的沉积环境控制原生孔隙的发育,是优质储层发育的基础；成岩流体改造控制储层溶蚀和孔隙保存,是优质储层发育的关键；与储层成岩作用密切相关的构造活动,为同期热液成岩作用与储层改造提供了有利的条件。