多重流体介质下塔里木盆地古城寒武系碳酸盐岩储层形成与保存

王　坤， 刘　伟， 胡再元， 黄擎宇， 石书缘， 马　奎

( 1. 中国石油勘探开发研究院，北京　100086；　2. 中国石油勘探开发研究院 西北分院，甘肃 兰州　730020 )



多重流体介质下塔里木盆地古城寒武系碳酸盐岩储层形成与保存

王坤1， 刘伟1， 胡再元2， 黄擎宇1， 石书缘1， 马奎1

( 1. 中国石油勘探开发研究院，北京100086；2. 中国石油勘探开发研究院 西北分院，甘肃 兰州730020 )

以塔里木盆地古城地区寒武系为例，探讨多重流体介质下碳酸盐岩储层形成与保存问题。古城地区寒武纪发育台缘带，上寒武统共发育4期礁滩体。根据礁滩体储层的形态特征、岩石学特征和地球化学特征，可知存在大气淡水、白云石化流体、热液流体与硅化流体等4种重要流体参与碳酸盐岩的成岩演化过程。其中大气淡水为准同生期；白云石化流体主要作用于准同生的早成岩阶段；热液流体存在2期，分别为海西早期的盆地卤水和二叠纪的中酸性岩浆热液；早期组构选择性硅化流体主要为寒武纪海水，晚期非组构选择性硅化流体包括地层水和两期热液。分析多重流体介质对储层形成和保存的作用，大气淡水导致的层间岩溶促进溶蚀孔洞的形成,具有较高水岩比例的盆地卤水也具有较强的溶蚀能力。白云石化作用对孔隙形成贡献并不大，但有利于已有孔隙的保存和继承。热液流体和Ⅱ、Ⅲ期硅化流体为同一流体的2种不同表现形式，岩浆热液对硅化作用的贡献更大。硅化作用整体表现为较强的硅质胶结，破坏已有孔隙空间，对储层的保存不利。

碳酸盐岩； 流体介质； 储层形成； 储层保存； 多重流体

0　引言

碳酸盐岩的矿物成分与组构决定其易受后期成岩作用的影响。不同的流体环境往往形成不同的成岩作用，对储层的影响也不尽相同。如四川盆地东部石炭系黄龙组准同生期的高镁地层水，导致广泛发育的白云石化作用，为裂缝—孔隙型储层的发育创造条件[1]；塔里木盆地加里东中期的构造运动在塔中、塔北地区形成大范围表生大气淡水环境，在中奥陶统形成规模发育的缝洞型储层[2]；塔里木盆地二叠纪大火山岩发育导致热液溶蚀流体的广泛活动，促进对深部储层的改造[3]。我国海相碳酸盐岩储层具有时代老、埋深大的特点，多期的构造运动导致多种成岩流体的出现，对储层的影响也十分复杂。人们对碳酸盐岩储层的研究多集中于分析描述储集空间展布、成岩演化序列。这种以碳酸盐岩岩体本身为对象的研究思路很难实现对储层分布的宏观预测。若建立流体介质与储层的相关关系，则通过流体研究能够进一步减小储层预测的难度。笔者以塔里木盆地古城地区寒武系白云岩储层为例，在分析储层岩石学、地球化学特征的基础上，还原成岩流体的信息，探讨多重成岩流体介质下的储层形成与保存机制，细化不同的流体介质下的成岩响应，为碳酸盐岩储层研究提供依据。

1　地质背景

古城地区位于塔里木盆地塔东隆起西部，北邻近满加尔生烃凹陷，位于寒武纪岩相古地理格局中的塔西台地台缘带[4](见图1)。该地区仅有城探1井以寒武系为目的层，另有古城4、古城8井钻揭部分寒武系地层。根据台地相区的地层划分方案，寒武系自下向上分别发育下统玉尔吐斯组、肖尔布拉克组、吾松格尔组，中统沙依里克组、阿瓦塔格组及上统丘里塔格组。古城地区是否发育下寒武统存在争议，城探1井钻遇寒武纪台缘带礁滩体，但并未钻穿寒武系。根据岩相古地理研究及层序地层划分方案，台缘带礁滩体发育于晚寒武世[5]。

图1　塔里木盆地构造及研究区位置Fig.1 Tectonic zone division of the Tarim basin and the location of research area

古城地区发育多条NE向走滑断裂，加里东中—晚期南东相强烈的斜向挤压作用是该地区走滑断裂形成的动力机制，形成右旋走滑特征的断裂系统[6]。早二叠世末期，受北面古天山褶皱带形成及南缘古特提斯洋俯冲活动的影响，塔里木盆地发生伸展作用，导致盆地中部、西部及北部地区出现大范围岩浆侵入及火山喷发活动。

2　储层发育特征

2.1礁滩体

古城地区晚寒武世台缘带共有4期礁滩体，呈进积式展布(见图2)。三维地震资料对礁滩体的形态特征进行刻画显示，礁滩体规模为5.8～6.2 km，垂向生长高度为390～570 m。由图2可知，Ⅰ、Ⅱ期礁滩体顶部具有明显的丘形反射特征，礁滩体形态完整，Ⅲ、Ⅳ期礁滩体顶部反射呈水平状，前翼存在明显的削截现象。根据4期礁滩体的形态特征可以推断，Ⅰ、Ⅱ期礁滩体发育于海平面上升阶段，伴随海平面的持续上升，礁滩体的生长逐渐变缓直至消亡，持续加深的水体可以对礁滩体形成良好保护；Ⅲ、Ⅳ期礁滩体发育于海平面下降半旋回，水体环境不稳定，存在间歇性暴露，海退作用导致礁滩体消亡并发生表生岩溶作用。

图2　过城探1井的三维地震剖面及地质解释剖面(图1中AA')Fig.2 Seismic section across well Chengtan 1 and its geological interpretation section (AA' in Fig.1)

2.2岩石学

城探1井钻穿Ⅲ期礁滩体主体并钻遇Ⅱ期礁滩体前翼，古城8井钻遇Ⅳ期礁滩体对应的礁后等时沉积。岩心及井壁取心显示，古城地区寒武系以亮晶颗粒含云质灰岩、结晶白云岩、残余颗粒结晶云岩、微生物白云岩为主体。

岩心显示城探1井具有明显的角砾化 (见图3(a))，角砾为粉—晶白云岩，大小不一，分选磨圆差，薄片下可见渗流粉砂和示底构造 (见图3(b))。角砾间为粗晶白云石及方解石充填，白云石的胶结充填过程早于方解石的(见图3(a))。城探1井和古城8井的岩心见他形白云石基质及鞍形白云石胶结物 (见图3(c-d))。白云石基质以细中晶为主，晶体形态不规则，晶间孔周围的晶体形态稍好。基质原岩结构破坏殆尽，见颗粒幻影，在正交偏光下具有明显的波状消光特征。鞍形白云石在城探1井角砾岩段最为发育，晶体粗大，以中粗晶为主，晶面弯曲，呈现鞍形，正交偏光下波状消光特征明显。利用电子探针分析城探1井薄片样品，显示白云石晶体内部散布氟碳铈矿 (见图3(e))。该矿物在白云石胶结物晶体内的含量高于基质的，古城8井白云石晶体内未发现此类矿物。2口井的岩心见到明显的硅化现象。按照硅化方式与晶体大小不同，可将硅化作用分为早期组构选择性硅化和晚期非组构选择性硅化。早期硅化仅见于鲕粒包壳和球粒外围的硅化，颗粒硅化的表层与白云石围岩界限清晰 (见图3(f))。晚期非组构选择性硅化又可分为3期。Ⅰ期硅化作用主要见于微生物白云岩团块，石英呈隐晶质结构，单片光下能辨别微生物的结构 (见图3(g))；Ⅱ、Ⅲ期硅化作用主要见于白云石基质，原岩结构已无法识别，其中Ⅱ期硅化作用的石英晶体以粉细晶为主，可见硅质沉淀形成的环带结构 (见图3(h))，Ⅲ期硅化的石英晶体以中粗晶和毫米级的六方双锥状石英晶体为主 (见图3(i))。

2.3地球化学

对城探1井、古城8井寒武系白云石基质、鞍形白云石及方解石胶结物样品，进行碳氧同位素分析及包裹体测温。碳氧同位素分析结果见图4。Veizer J等研究表明，相同沉积环境下的白云石与方解石之间存在氧同位素分馏，白云石更富集δ18O约为3‰，而碳同位素不存在明显分馏。Veizer J等给出的寒武纪全球海相方解石的δ18O为-10‰～-8‰[7]，寒武纪海相白云石的δ18O为-7‰～-5‰。古城地区寒武系白云石样品的δ18O为-10.4‰～-7.9‰，较寒武系正常海相白云石明显偏负，方解石样品的氧同位素特征(δ18O为-12.7‰～-11.7‰)也明显偏负。

鞍形白云石与方解石胶结物的盐水包裹体均一温度与盐度特征见图5。其中鞍形白云石的均一温度具有2个分布区间，分别为115～148 ℃和164～195 ℃。在低温区间内，鞍形白云石均一温度越高，盐度越大；在高温区间内，鞍形白云石的均一温度和盐度相关性不明显。方解石胶结物的均一温度(157～186 ℃)更接近鞍形白云石的高温流体包裹体的。白云石与方解石包裹体的盐度(w(NaCl))普遍大于10%，最高可达26.3%，远大于正常海水盐度(3.5%)。

图3　古城地区寒武系碳酸盐岩岩石学特征Fig.3 Characteristics of petrology and mineralogy of Cambrian carbonate in Gucheng area

图4　古城地区寒武系碳酸盐岩碳氧同位素特征Fig.4 Characters of the carbon-oxygen isotope of Cambrian carbonate in Gucheng area

图5　古城地区寒武系白云石及方解石胶结物流体包裹体均一温度与盐度分布Fig.5 Homogenization temperatures and salinities of the Cambrain carbonate in Gucheng area

3　成岩流体介质识别

根据古城地区的台缘带礁滩体的形态、储层岩石学、地球化学等特征,可以确定至少存在4种流体介质参与该地区碳酸盐岩的成岩演化，分别为大气淡水、白云石化流体、热液流体与硅化流体，且各类流体对储层的影响不同。

3.1大气淡水与白云石化流体

从Ⅲ、Ⅳ期礁滩体的地震反射形态可知，2期礁滩体沉积后遭受一定的暴露溶蚀作用，礁滩体顶部以水平状明显区别于Ⅰ、Ⅱ期礁滩体，可知准同生阶段的大气淡水参与沉积初期的岩溶作用，形成岩溶垮塌型角砾岩和渗流粉砂构造。

塔里木盆地寒武系普遍发生白云岩化。由于古城地区寒武系碳酸盐岩遭受多期流体改造，已无法还原原始白云石化流体的信息，因此以参考台地内的研究为主，分析该地区台缘带的白云石化流体。黄擎宇等分析塔里木盆地寒武系台地相白云岩地球化学特征，认为原始结构保留的白云岩主要形成于同生—准同生阶段，细晶自形—半自形白云岩主要形成于浅埋藏环境，白云化流体为中等盐度或轻微蒸发海水，寒武系白云岩在成岩早期阶段已基本形成[8-9]。由此可知，研究区寒武系在后期流体改造之前白云石化流体的作用已基本结束。

3.2热液流体

他形白云石、鞍形白云石与热液矿物被认为是重要的热液活动证据[10]。古城地区具有明显波状消光特征的白云石基质和胶结物，共同指示较高温度的成岩流体导致的重结晶作用和白云石沉淀 (见图3(c-d))。氟碳铈矿物常与中酸性岩浆岩的侵入有关，城探1井白云石晶体中发现该类矿物，表明存在明显与岩浆有关的流体活动。白云石与方解石氧同位素特征较同时期正常海相白云石和方解石的明显偏负，表明存在高温效应导致的氧同位素负漂移。鞍形白云石和方解石胶结物的流体包裹体均一温度普遍大于110 ℃，可以确定热液流体的存在。

根据流体包裹体均一温度的分布区间，确定该区存在2期热液，其中高温热液先后形成鞍形白云石及方解石胶结物。利用方解石和白云石的δ18O分馏系数α与绝对温度T的关系式

1 000lnαcalcite-water=2.78×106T-2-2.89,

1 000lnαdolomite-water=3.14×106T-2-2.00,

图6　古城地区寒武系碳酸盐岩流体介质氧同位素特征反演Fig.6 Inversion of the oxygen character of the fluid medium for carbonate diagenesis in Gucheng area

可反推成岩流体的氧同位素特征[11](见图6)。计算鞍形白云石样品的白云化流体δ18O值(SMOW),具有2个分布区间(4.2‰～7.9‰，9.3‰～13.1‰)，均远高于寒武纪海水的δ18O(SMOW)值，证实2期热液流体的高盐度特征。由方解石样品得到的成岩流体δ18O(SMOW)为8.9‰～12.4‰，与温度较高的热液的氧同位素特征更加相似。

盆地卤水、岩浆热液、膏盐岩的溶解是18O主要的来源[12]，这些流体又具有很高的盐度，而温度和盐度的增加使成岩流体的δ18O (SMOW)值发生正漂移[13]。结合岩石学特征，可推测其中一期具有较高温度(164～195 ℃)、盐度和δ18O (SMOW)值(9.3‰～13.1‰)的热流体为中酸性岩浆水，导致鞍形白云石和方解石及氟碳铈矿物的沉淀。尽管张兴阳等研究表明，大气淡水下渗或低盐度地层水对膏盐岩的溶解可以提高流体的盐度和δ18O值[14]，但与台内沉积相比，古城地区古生界地层无膏盐岩沉积，且寒武系上覆奥陶系致密灰岩被认为是一套稳定区域性盖层，封闭性良好。因此，另一期热液较高的盐度和δ18O值与膏盐岩的溶解关系不大，故该期具有较低温度(115～148 ℃)、盐度和δ18O (SMOW)值(4.2‰～7.9‰)的热液为盆地卤水，导致鞍形白云石沉淀。塔里木盆地二叠纪发育塔里木盆地最大规模的岩浆作用过程，二叠纪火山岩体研究表明古城地区存在中酸性火山岩[15]，可知岩浆热液的活动期为二叠纪。尽管巴楚隆起的和4井、康2井，以及塔中隆起的中深1井与中深5井寒武系取心显示存在热液改造痕迹，但与古城地区相比，其改造程度明显偏弱，表明盆地卤水及岩浆热液并非来自于塔中及巴楚地区。尽管寒武纪的两台夹一盆的古地理格局(见图1)到晚古生代发生细微改变，但古城地区与满加尔凹陷区的隆凹格局一直存在至今。赵孟军等研究认为，满加尔凹陷寒武系至奥陶系有烃源岩发育[16]，在海西早期逐渐成熟。伴随生烃热增压作用，有利于盆地卤水的大范围活动，因此，推测盆地卤水可能来自于满加尔凹陷，活动时间为海西早期。

3.3硅化流体

硅化现象的复杂性指示硅化流体的多期性。由于硅化的颗粒包壳与围岩存在清晰而圆滑的界限 (见图3(f))，可以推断早期组构选择性硅化作用发生时颗粒尚未完全成岩，硅化流体为海水。寒武系野外露头的下统玉尔吐斯组与中统阿瓦塔格组发育沉积成因的硅质岩[17]。张保民等研究表明，塔里木盆地中下寒武统硅质岩形成于大陆边缘环境，与海底热液活动有关，在一定情况下，寒武纪海水是硅化流体，局部的海底热液活动范围内出现同生期硅化作用。由于组构选择性硅化现象很少见，故推断晚寒武世古城台缘带海底热液活动(如热烟囱)分布局限。非组构选择性硅化作用中的Ⅰ期硅化作用保留原始的微生物结构，可见它形成于白云岩的重结晶作用之前，排除该期硅化与热液活动有关。推测Ⅰ期硅化作用发生于浅埋藏阶段，硅化流体为寒武系地层水。地层流体和造硅微生物(硅藻、放射虫等)骨骼往往构成硅化物质来源的主体[18]。

对于古城地区Ⅱ、Ⅲ期非组构选择性硅化作用机理，可以通过与塔里木盆地其他地区类似的硅化作用进行对比而得到。陈永权等认为古城4井寒武系的硅化作用与岩浆或变质水有关，且与华北克拉通南部元古代熊耳群火山岩中的硅化岩成因类似，即深部流体对火山岩的溶解、淋滤作用形成硅质岩物质来源主体[19-20]。朱东亚等认为，塔里木盆地下古生界碳酸盐岩地层中的晶簇状石英晶体形成于岩浆热液流体[21]。因此，推测热液流体也是导致Ⅱ、Ⅲ期非组构选择性硅化作用的流体。

4　多重流体介质

不同流体介质下的水岩反应，如溶蚀、胶结、白云石化、破裂、重结晶作用等对碳酸盐岩储层的演化产生重要影响，既可以导致储层形成，又可以降低储集性能。根据古城地区寒武系经历的4种流体介质的成分、来源和期次，梳理不同流体介质下储层演化响应，分为流体介质与储层的形成和保存过程。

4.1流体介质与储层的形成

除了极少量的早期组构选择性硅化作用外，准同生期的大气淡水是古城地区寒武系沉积后经历的最早的成岩流体环境，该流体介质导致准同生岩溶作用的发生。岩溶作用往往形成规模不等的溶孔、溶洞及溶缝，对储层的形成和改善有重要作用。岩溶垮塌作用形成的角砾岩具有较大的砾间孔洞，在适度胶结的情况下是良好的储集空间。准同生期层间作用一般形成几米至20余米的孔隙发育带[22]。由于古城地区寒武系遭受多期流体改造，根据现今的储层形貌研究准同生期大气淡水对储层形成的贡献，该期流体对储层也有建设性作用。

溶蚀孔洞的鞍形白云石是热液具有溶蚀能力的主要证据，也可以对热液相关的溶蚀孔洞进行甄别[23]。岩心薄片显示，寒武系发育较多与热液活动相关的溶蚀孔洞(见图3(d)),并且古城8井热液溶蚀现象明显多于城探1井的。由于古城8井未见氟碳铈矿的方解石胶结物，白云石胶结物的含量也较城探1井的少，可以判定岩浆热液分布局限，对古城8井的影响微弱，盆地卤水对古城8井的影响更明显。Ehrenherg S N等计算表明，在埋藏条件下，1体积灰岩通过溶蚀产生1%的孔隙度需要270体积的水[24]，白云石需要的水量与此相当。因此，较高的水岩比例是溶蚀作用的前提。一般盆地卤水的活动具有规模性和持续性，能够形成足够高的水岩比例，因此推断来自于满加尔坳陷的盆地卤水具有较强的溶蚀能力，对储层的形成起到重要的促进作用。

4.2流体介质与储层的保存

与盆地卤水相比，岩浆热液并没有表现出较好的溶蚀性能。城探1井的鞍形白云石的胶结程度明显强于古城8井的，特别是在角砾岩发育段。另外，城探1井方解石含量较高，角砾岩发育段的部分砾间孔洞被白云石及方解石完全充填，更表明该热液具有较强的胶结能力。虽然岩浆热液中也溶解较多CO2气体，但水岩比例较低，随着CO2被消耗，造成碳酸盐岩的沉淀，减少孔隙空间。因此，岩浆热液流体介质的出现对于储层的保存不利，胶结作用对已有孔隙造成阻塞。

早期组构选择性硅化和Ⅰ期非组构选择性硅化作用对岩石体积的改变有限，加之规模很小，对储层的影响微弱。Ⅱ、Ⅲ期非组构选择性硅化整体表现为过度硅化作用，即硅化流体在与白云石基质发生交代的同时，在晶间孔(洞)内发生硅质沉淀。薄片显示，发生此类硅化作用的部位已有孔隙损失殆尽，而Ⅱ期硅化作用的环带很有可能代表原始的孔隙边界(见图3(h))。城探1井的Ⅱ、Ⅲ期硅化作用强于古城8井的。由于古城8井岩浆热液活动强度不如城探1井的，故推断岩浆热液对Ⅱ、Ⅲ期的硅化作用贡献更大。与白云石化流体相比，晚期硅化流体(热液流体)没有表现出对孔隙的保存和继承，整体表现为对储层的破坏性作用，对储层的保存不利。

5　结论

(1)塔里木盆地古城地区寒武系礁滩体储层地震剖面上的削截特征、碳酸盐岩矿物以白云石为主体、具有波状消光的白云石基质和胶结物及多种硅化现象，分别指示大气淡水、白云石化流体、热液流体和硅化流体4种成岩流体介质。

(2)大气淡水对碳酸盐岩的影响主要在准同生期；白云化流体的的作用时间在准同生期的早成岩阶段；热液流体包括海西早期的盆地卤水和二叠纪岩浆热液；早期硅化流体为沉积期海水，非组构选择性的Ⅰ期硅化流体为地层水，Ⅱ、Ⅲ期硅化流体为热液流体。

(3)大气淡水和寒武系地层卤水热液具有较强的溶蚀能力，对储层的形成起到重要作用；白云石化流体对已有孔隙的保存和继承有重要作用，岩浆热液和硅化流体的存在对储层的保存不利。

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2015-10-13；编辑：关开澄

国家科技重大专项(2011ZX05004-001)

王坤(1985-)，男，博士研究生，主要从事碳酸盐岩沉积与储集层方面的研究。

10.3969/j.issn.2095-4107.2016.01.009

TE112.21

A

2095-4107(2016)01-0080-08