四川盆地震旦系灯影组白云岩成因

2019-09-10金民东谭秀成李毕松朱祥曾伟连承波

沉积学报 2019年3期

金民东，谭秀成，李毕松，朱祥，曾伟，连承波

1.中国石化勘探分公司，成都 610041 2.油气藏地质及开发工程国家重点实验室，西南石油大学，成都 610500 3.中石油碳酸盐岩储层重点实验室沉积与成藏分室，西南石油大学，成都 610500

四川盆地震旦系灯影组蕴藏了我国最古老的天然气气藏[1]，相继发现了威远、安岳等大型气田，展示了灯影组储层巨大的勘探潜力。然而，关于灯影组白云岩成因，历来却有不同的观点：如雷怀彦等[2]提出藻白云岩、微—泥晶白云岩为原生(或准同生)形成，纯细晶白云岩为早期成岩白云石化作用形成；王士峰等[3]认为资阳地区震旦系灯影组隐藻白云岩及微晶白云岩为原生成因，粉、细晶白云岩为原有白云岩发生重结晶作用而成；王勇[4]认为震旦系灯影组以原生白云岩为主，成岩白云岩为次，前寒武系白云岩形成与微生物活动密切相关；梅冥相等[5]认为，震旦纪的白云岩是原生白云石沉淀作用的产物；冯明友等[6]认为川中高石梯—磨溪地区灯影组白云岩为区域拉张作用背景下基底热液作用交代而成。然而，随安岳特大型气田的发现，进一步的研究工作展现出白云岩发育、分布与盆缘古陆和水下隆起形成的封隔浓缩的古地理格局密切相关。鉴于此，本文从古地理背景研究入手，基于宏微观岩石学特征、成岩序列和地球化学分析，研究灯影组白云岩成因，以期为四川盆地震旦系灯影组下一步的油气勘探、开发提供更加充实的基础资料和科学依据。

1 区域地质背景

四川盆地位于我国的西南地区，在震旦纪灯影期，其沉积水体循环受限，形成了一套以微生物白云岩、颗粒白云岩、晶粒白云岩为主的陆表浅海沉积物[7-8]。研究区灯影组厚度约为300～1 200 m，自下而上可分为灯一段—灯四段四段，其中灯二段和灯四段为富藻层段，灯一段为贫藻层段，灯三段则为具陆源碎屑混积层段(图1)。

构造研究表明，晋宁运动形成了四川盆地刚性基底，但由于岩浆应力的不均衡[10]，在前震旦世，上扬子区结晶基底便具有隆凹相间的分布特征，其中以川中地区、川东北万源以北地区、康滇东部地区和黔西北地区基底顶面埋深最小，为相对隆起区[11]。受基底隆升的控制，川中区块自南华纪—三叠世长期继承性隆升，最终演变为乐山—龙女寺古隆起[10]；川北汉南—米仓山区块，自震旦纪—中三叠世便保持为海底隆起构造[10]；而川西成都区块也自中元古代—海西早期长期处于隆起环境[10]。南华纪澄江运动使川东区块(开县以东)于早震旦世抬升短期隆起，川西南—滇东和黔西北区域则形成范围较大的古隆起[12]。澄江运动之后，四川周缘为古隆起环绕的古地理格局已初步形成，之后虽经历了陡山沱组一定的补偿沉积，但仍继承了早期的古地理格局[13]。

图1 四川盆地灯影组微生物白云岩/地层厚度等值线及地层特征示意图(左上为灯影末期古地理格局，据刘宏等[9])Fig.1 Stratigraphic characteristics and contour map of the microbial dolomite/stratum thickness for the Dengying Formation (on the top left corner is the palaeogeographical pattern of the last phase of the Dengying Formation; refer to Liu, et al. [9])

灯影末期，受桐湾运动影响，形成了“高低起伏、隆坳相间”的古地理格局(图1)。与早期古地理格局相比发现，其隆坳格局基本相符，表明上扬子区古地理自基底形成—灯影末期具有继承性发育的趋势。同时，结合上扬子区前寒武和下古生界的张应力背景来看，沉积区往往发生整体沉降[14]，而整体沉降的地质背景又可导致古地理格局的长期继承性发育[15]。而这也与微生物白云岩的分布特征相吻合，通过由24口单井和48个野外剖面点进行单因素统计而绘制的灯影组微生物白云岩厚度与地层总厚度比值等值线图可以看出，微生物白云岩的分布范围也大致与古隆起一致(图1)，这与灯影组的微生物主要为蓝藻菌(蓝绿藻)类有关[7]，蓝藻菌类的生长需要一定的光照和温度，因而它多生长于水下较浅水区域[16]，据此也可证明该古地理格局的继承性。

2 样品与方法

本文中的灯影组白云岩样品均为采自盆地钻井岩芯或野外剖面的新鲜纯净样品，选样时精选了受成岩后生作用影响小，岩性较为均质，无明显裂缝或孔洞充填物(多期次白云石、方解石、石英胶结物等)的样品。首先对样品进行镜下薄片鉴定，明确样品分类。再对样品进行粉碎筛选处理，粉碎筛选过程主要针对所采样品的结构组分进行，如凝块云岩主要针对凝块石(图2a)，叠层云岩主要针对纹层组构(图2b)，角砾云岩主要针对角砾选取(图2c)。随后将所筛选的结构组分样使用玛瑙研钵磨细至200目以下，以自封袋分装，分别进行碳氧同位素、X衍射、微量及稀土元素分析。碳、氧同位素测定在中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院分析实验中心完成。使用MAT252气体同位素质谱仪，测试方法为常规的磷酸法，检测依据为SY/T 5238—2008，分析误差为0.01‰，测试结果以PDB为标准；X射线衍射和能谱分析在西南石油大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室完成，X射线衍射仪器为X′Pert PRO X射线衍射仪，设备编号为20042620，检测标准为JCPDS-ICDD；能谱分析仪器为XL30扫描电镜，设备编号为S8699，检测标准为SY/T 5162—1997。

稀土元素及其他微量元素在成都理工大学基础化学实验教学示范中心完成。具体实验过程如下：称取50 mg粉末样品(小于200目)，加入5 mL浓度为1 mol/L的醋酸，超声溶解12 h；离心15 min后转移上层清液于另一个Teflon坩埚中；将溶解残渣烘干、称重，并从称样量中扣除这部分；取出分离出的全部上层清液蒸干，加入1 mL的浓硝酸溶解，蒸干后再重复一次，以除去残余的醋酸；最后加入5 mL的1mol/L的硝酸溶解，再加入1 Ml Rh质量分数为100×10-9g/mL的内标溶液，定容至10 mL，用Finnigan Mat Element型电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)进行测试(其检测限可达10-12级，分析误差优于10%)。

3 灯影组岩石学特征及成岩作用

3.1 白云岩类型及其分布特征

四川盆地震旦系灯影组白云岩岩石类型复杂，根据不同的组构类型，可进一步分为泥粉晶云岩、粒屑云岩、微生物云岩和角砾云岩四类。其中，泥粉晶云岩主要呈灰—深灰色，晶粒粒径小于0.005 mm，在显微镜下常见干裂、石膏结核和鸟眼孔(图2d)。在四川盆地，泥粉晶云岩主要发育于灯一段和灯四段下部(图3)，单井(单剖面)最大累计厚度为619.5 m，平面上最发育区位于川东北高桥河剖面—巫山剖面区域和川西南老龙1井—昭通派来剖面区域，其累计厚度多大于300 m；微生物云岩是研究区内分布最广和最特征的白云岩类，主要由底栖微生物群落(蓝藻菌类)钙化、黏结、捕获碳酸盐岩沉积物而形成[7]，根据微生物不同的建造方式，又可将微生物云岩细分为凝块云岩(图2a，e)、微生物黏结格架云岩(图2f)、纹层—叠层状云岩(图2b)以及核形石云岩(图2g)[7]。微生物云岩类主要发育于灯二段和灯四段中上部(图3)，单井(单剖面)最大累计厚度为796.9 m；当沉积界面处于浪基面之上的高能带时，早期的泥晶岩类或微生物白云岩被破碎，形成颗粒，沉积成岩后形成粒屑云岩。根据颗粒粒径不同，可进一步分为砂屑云岩(图2h)、砾屑云岩(图2i)和粉屑云岩。与微生物云岩相似，粒屑云岩也主要分布于灯二段和灯四段中上部，常与微生物云岩构成丘滩复合体共同分布[7](图3)，但其发育程度和规模均要小于微生物云岩，单井(单剖面)最大累计厚度为552.1 m，平面上最发育区主要位于川中高石梯—磨溪地区和川西南窝深1井—乐山饭店区域，其累计厚度多大于250 m；和前三类白云岩不同的是，角砾云岩则多发育于地表岩溶带或较大型的岩溶系统中，由两期桐湾运动暴露而导致的岩溶作用改造而成[17]。角砾成分单一，包含前述三种岩类，角砾间以充填亮晶白云石为主(图2c)。角砾云岩主要分布于灯二段上部和灯四段上部(图3)，单井(单剖面)最大累计厚度为21.2 m，最发育区也位于川中高石梯—磨溪区域。

图2 四川盆地灯影组主要白云岩类型及筛选取样位置图a.凝块云岩，Gk1井，灯四段，5 175.05 m；b.叠层状云岩，Wei113井，3 071.65 m；c.角砾云岩，Gs1井，灯四段，4 977.81 m；d.泥晶云岩，鸟眼孔发育，Zi1井，灯二段，3 986 m(-)；e.凝块云岩，Gs6井灯二段 5 376.47 m(-)；f.微生物黏结格架云岩，Wei117井，灯二段，3 458.43 m(-)；g.核形石云岩，Wei117井，灯二段，3 392.3 m；h.砂屑云岩，Zi6井，灯二段，3 684.17 m(-)；i.砾屑云岩，P1井，灯二段，5 670.7 m(-)Fig.2 Main dolomite types and screening sampling location for the Dengying Formation, Sichuan Basin

图3 四川盆地震旦系灯影组连井对比剖面Fig.3 Well-tie contrast profile of the Dengying Formation, Sichuan Basin

3.2 灰岩分布特征

灰岩的分布格局对于判定白云岩成因具有重要作用。通过单因素统计发现，灰地比(灰岩厚度/地层厚度)厚值区主要集中于四川盆地外缘位于梓潼—筠连拉张裂陷槽远端的川西南抓抓岩—西谷溪和川西北蜈蚣口—湖石沟区域，以及位于研究区东北部松树坝—大雄溪和东南部红子溪—杨家坪一带(图4)。这说明灰岩主要集中发育于古隆起外围，而在古隆起围限范围内则几乎全为白云岩。这种分布特征表明受古隆起的封隔遮挡，灯影期盆地内部水体持续受限，形成发育的白云岩；而在盆外水体则逐渐开阔，以致在灰岩沉积区外围更是发育硅质岩等广海沉积物。这也暗示了白云岩的成因与海水的封隔浓缩有关。

4 白云岩地球化学特征

成岩环境的不同，引起白云石生成和白云石化作用的流体也明显具有不同的成分与特性。这些成岩流体可以是正常海水，经过蒸发浓缩的海水、地层水、大气水与海水形成的混合水、甚至来自深部的热液等。由它们交代形成的白云岩，必然会留下其地球化学烙印，尤其是稳定同位素和某些微量元素、稀土元素的含量，这是利用地球化学特征解释其成因的基础[18]。

4.1 稳定碳、氧同位素(δ13C和δ18O)

碳氧稳定同位素是解释白云岩成因的一种重要的地球化学标志，它可以判断白云岩化流体的性质来源，进而初步推断白云岩化的环境和成因。形成于高盐度蒸发环境中的白云岩具有较高的δ13C和δ18O值，而在高温高压深埋藏环境中形成的白云岩具有较低的δ13C和δ18O 值，受热液影响的δ18O 值大多小于-10.0‰[18]。对于δ13C值，其主要受有机质和热化学硫酸盐还原反应(TSR)影响较显著，受温度和大气淡水影响相对较小，因而在后期成岩过程中一般变化较小而多体现原岩特征；而δ18O值则会因大气淡水或深埋环境高温影响而呈现较高的负值[18]。灯影组样品的δ13C和δ18O值表明(图5)：δ13C值为-0.94‰～3.3‰(PDB)，平均值为1.22‰(PDB)，与震旦纪原始海水碳同位素值较为接近，说明了白云石化流体与同期海水有关[19]；而δ18O值为-9.83‰～-4.91‰(PDB)，平均值约为-7.65‰(PDB)，与同期海水值相比，则体现出较大程度的负偏[20]，这可能与其在沉积后受桐湾运动抬升暴露，经历了长达10 Ma大气淡水淋滤改造，且之后又经历了长时期的深埋成岩阶段(现今埋深多超过4 500 m)有关，但所有样品的δ18O值均大于-10‰，基本可以排除热液成因机制。同时，结合Keith and Weber(1964年)盐度指数Z值计算公式“Z=2.048(δ13C+50)+0.498(δ18O+50)”来看，灯影组白云岩样品的Z平均值为125.94(以Z=120为海水和淡水的分界线，Z值越高反映的流体盐度越高)，也反映出其形成与盐度较高的海源流体环境[22]。

图4 四川盆地灯影组灰岩厚度/地层厚度(灰地比)等值线图Fig.4 Contour map of limestone thickness/stratigraphic thickness in the Dengying Formation, Sichuan Basin

图5 四川盆地灯影组白云岩碳、氧同位素值分布图海水白云石化范围由扬子台地灯影期原始海水δ13C和δ18O[19-20]和低温海水白云岩化δ18O下限[21]确定Fig.5 The distribution of carbon and oxygen isotopes from the Dengying Formation, Sichuan Basin

4.2 有序度特征

白云石有序度是白云石结晶程度好坏的一个标志，也是其形成物理、化学等环境条件的反映。研究区16件样品的X衍射资料结果表明(图6)：白云石有序度值为0.600～0.784，平均值约为0.699，Mg2+/Ca2+平均值约为0.859。整体来看，研究区所有样品的有序度值均较低，反映了其具有早期白云石化的特点，Mg2+来源相对不充足，白云石的形成没有足够的时间和空间，致使其最终接近理想程度的晶体结构，推测其整体形成时间为准同生—早成岩期阶段[23]。

而从不同类型白云岩样品有序度值分布来看(图6)，除叠层状云岩的两个样品大于0.7外(后期镜下观察主要为残余藻叠层粉细晶云岩)，未受重结晶影响的微生物云岩类有序度值相对最低(平均值0.648)，表明其形成时间最早，而泥粉晶云岩类和角砾云岩类有序度均值较为接近(平均值分别为0.689和0.671)，说明了这两类白云岩形成时间大致相当，而所有砂屑云岩类的有序度值均较高(平均值0.75)，反映了其形成的白云石更趋向于理想白云石的特征，这也与前述碳、氧同位素表现结果一致，表明砂屑云岩类在后期成岩过程中更易发生重结晶作用[24]。

图6 四川盆地灯影组白云石有序度及Mg2+/Ca2+Fig.6 The order degree values and Mg2+/Ca2+ for the Dengying Formation, Sichuan Basin

4.3 微量元素

作为碳酸盐岩的环境指示标志之一，微量元素Na、Sr、Fe、Mn在不同成因的白云岩类型中有不同的含量[25]。Sr是海水及其派生流体重要的示踪元素，Mn、Fe则是大气水成岩环境中强烈富集的元素，而Na往往反应成岩流体的盐度。所有样品微量元素测试结果表明(表1)，灯影组白云岩Na含量相对较高，平均值约为399.61×10-6；Sr含量则相对偏低，其平均含量则为69.63×10-6；而Fe和Mn总体含量也很低，Fe平均值约为718.56×10-6，而除去明显具暴露特征的角砾云岩的两个异常高值外(>1 000×10-6)，Mn平均含量约为325.60 ×10-6。整体来看，较高的Na含量和较低的Fe、Mn含量反映了其形成环境盐度较高，白云岩化过程中未受或很少受大气淡水的影响[26]。而较低的Sr含量则显示出了一定混合水白云石化的特征[21]，但也可能与后期成岩作用导致了Sr元素的流失有关[21]。

从不同类型白云岩的微量元素含量来看：研究区内四类白云岩的Na元素平均含量差异较小，显示后期成岩作用对Na元素分异不大；而Sr含量则差异较大，其中以泥粉晶云岩和角砾云岩类最高(平均值分别为93.4和124.9 ×10-6)，并高于刘建清等[27]在南川三全剖面发现的早期高盐度卤水的渗透回流成因白云岩Sr含量(89 ×10-6)，这表明研究区基质白云岩化仍主要受到海源流体的影响，而并非为混合水白云岩化。而藻云岩类和砂屑云岩类较低的Sr含量则可能是由于其孔洞系统较为发育，更易受到热液流体改造所致[28]；对于Fe、Mn含量，虽然灯影组样品整体含量较低，但泥粉晶云岩类却高于其他三类，这可能与其形成环境为局限潟湖环境有关，局限潟湖中下部常为还原环境[29]，因而形成的沉积物常具有相对较高含量的Fe、Mn值[21]，而砂屑云岩类、微生物云岩类和角砾云岩类个别Fe、Mn含量异常高值由于其在表生期受大气淡水淋滤所致。

4.4 稀土元素

稀土元素(REE)的分布和配分模式能提供物质来源信息，可用来探索白云岩化流体性质。四川盆地灯影组白云岩REE测试结果如表1所示，其中稀土元素含量(∑REE)为(2.75～29.49)×10-6，平均值9.78×10-6，具典型碳酸岩低稀土元素含量特征[18]，且轻稀土元素相对贫化，重稀土元素相对富集。而从不同类型白云岩稀土元素含量来看，除砂屑云岩两个样品(14和16)稀土元素含量异常高值外，其他样品无显著差异。将灯影组白云岩测试数据利用PAAS(澳大利亚后太古宙平均页岩)标准化[30]，其配分模式如图7所示，所有白云岩总体较为平缓，除个别样品外(4、7、17、18)均显示轻微的轻稀土亏损现象，Ce元素体现出明显的负异常，而Eu异常不明显。将其与海水(北太平洋)的稀土元素配分曲线对比分析可知[31]，大部分白云岩的稀土元素特征与海水类似。前人的研究表明，虽然稀土元素总量变化可能很大，但纯净白云岩的稀土元素配分形式基本上能代表原始流体的稀土元素特征[32]，这也说明了本区白云岩化流体以原始海水为主，极少受到其他非海水流体的影响。

4.5 能谱分析

前已述及，四川盆地震旦系灯影组存在大量的菌藻类，扫描电镜观测发现这些菌藻类主要呈雪花状、丝状、片状、絮团状(图8)。对这些菌藻类能谱分析测试结果表明(表2)：菌藻类的C含量(原子百分比)值为34.87%～75.98%，平均值约为47.9%，较正常CaMg(CO3)2的C含量值(20%)高一倍以上，Mg2+/Ca2+平均值约为0.64(表2中1～7号样)，而菌藻类附近的白云石Mg2+/Ca2+则为0.91(表2中8～9号样)，说明菌藻类自身成分中含有更多的Ca2+，表明其可能在生长过程中消耗了更多的Ca2+，使Mg2+富集下来，造成海水中Mg2+浓度增加。Pratt[33]曾指出在蓝绿藻生长或死亡过程中能沉淀出高镁方解石，在成岩过程中，镁方解石中的Mg2+可以释放出来，从而形成富Mg2+的粒间水，这种粒间水可以使其周围的碳酸钙白云石化[29]。而这也与前述的有序度值相对应，由于菌藻类提供了更多的Mg2+，因而富含菌藻类的白云岩(微生物白云岩)率先获得足够的Mg2+并开始快速白云石化，这也导致了其有序度值在4类白云岩中相对最低。

表1 四川盆地灯影组白云岩微量元素及稀土元素含量(×10-6)Table 1 Trace element and rare earth element contents (×10-6) of the Dengying Formation System, Sichuan Basin

图7 四川盆地震旦系灯影组白云岩稀土元素PAAS标准化配分曲线Fig.7 Distribution curve of REE (standard by PAAS) for the Dengying Formation, Sichuan Basin

图8 四川盆地震旦系灯影组白云岩菌藻类能谱分析a.雪花状菌藻类，Zi6井，灯二段，3 767.78 m，SEM；b.片状(丝状)藻类，Wei117井，灯二段，3 158.75 m，SEM；c.絮团状藻类，杨坝，灯一段，SEMFig.8 Energy spectrum analysis of bacteria and algae for dolomite in the Dengying Formation of the Sinian System, Sichuan Basin

表2 四川盆地灯影组菌藻类能谱分析数据表Table 2 Energy spectra analysis results of bacteria and algae for dolomite in the Dengying Formation, Sichuan Basin

注：CK，OK，MgK,SiK,CaK,FeK分别表示不同元素的K线系。

5 灯影组白云岩成因讨论及地质意义

5.1 灯影组白云岩成因

前人的研究表明，受蒸发作用的影响，四川盆地灯影组中发育较多的膏盐类蒸发矿物，以盐岩、膏岩或石膏假晶、石膏假结核的形式出现，如蜀南宁2井灯一段盐岩层厚约240 m(未完钻)，宁1井盐岩层厚度大于573 m(未完钻)[34]；川北曾1井蒸发盐厚达10 m；川西南甘洛黑马剖面也见有石膏岩[34]。而我们在镜下也发现了大量的石膏假晶(多呈针柱放射状)(图9a)和石膏假结核(呈不规则圆—椭圆状)(图10b)，且石膏假结核多见于泥粉晶云岩中，并与围岩呈自然过渡关系(图9b)，这表明膏岩类蒸发矿物并非为后期交代成因，也表明了灯影组在沉积物形成时水体受限，盐度较大。同时，大量白云岩样品阴极发光分析发现，白云岩总体发光较暗，为暗红色—褐红色(图9c～f)，也表明海源流体是白云岩化的主导流体[22，26，35]。而这也与前述的地化特征相对应，较高的Na含量、较低的Fe、Mn含量和与海水配分曲线相似的稀土元素配分模式均显示了灯影组白云岩形成于盐度较高的海源流体环境。加之，灯影组白云岩多具有泥晶、粉晶的结构特征，体现出其形成于准同生期—早成岩阶段[36]，基于此，结合古地理分布格局，本文提出四川盆地震旦系灯影组主要的白云化机理是微生物参与的蒸发海水回流渗透白云石化：受古隆起的封隔遮挡，灯影组水体持续受限，加之灯影期干旱、炎热的古气候环境，盆内蒸发作用强烈[37]。同时，灯影组内大量繁殖的菌藻类在生长过程中不断消耗Ca2+，浓集Mg2+，灯影期的正常海水逐渐演变为高镁的盐水，这种高镁的盐水不断与早期沉积的松散灰泥或文石相接触，最终导致沉积物发生白云石化，其模式图如图11所示。值得注意的是，在渗透回流白云石化初期，由于古隆起区域微生物更为繁盛，其中沉积的灰泥物质率先获得足够的Mg2+而快速白云石化(图10A)，而随着渗透回流白云石化持续进行，古隆起围限范围内也相继全部白云石化，但在古隆起外围的斜坡—盆地区域，则由于水体开阔，而发育灰岩、硅质岩等沉积物(图10B)。

图10 四川盆地灯影组白云岩成因模式图(剖面位置见图4)Fig.10 Genetic model of dolomite of the Dengying Formation, Sichuan Basin (profile location is shown in Fig.4)

5.2 天然气地质意义

研究表明，灯影组优质储层形成的关键即为表生期大气淡水溶蚀对白云岩的改造作用[38-39]。而随着近年来国内外对岩溶作用机理的研究深入，越来越多的学者指出，灯影组所经历的岩溶主要为以高孔渗层为物质基础的早成岩期岩溶，而并非为传统意义上的以裂缝沟通为物质基础的晚成岩期岩溶[40]。对于早成岩期岩溶，岩石自身的先期孔渗层是关键。而从灯影组白云岩化机理来看，准同生期所发生的盆地尺度回流渗透白云石化证明了灯影组早期沉积物具备较好的孔渗性[18]，而早期白云岩化又有利于对原始孔隙系统的保存[41]，特别是对于微生物云岩类，由于其白云岩化时间相对更早，因而其孔洞系统保存更好，这即为表生期桐湾作用的早成岩期溶蚀改造提供了必要条件。而由于微生物云岩和粒屑云岩原始孔洞系统更为发育，且这二者常构成丘滩复合体共同发育，因而对于灯影组下一步勘探，应优选盆地周缘和内部古隆起范围内微生物云岩最为发育的区块(图1)，以期进一步获得勘探突破。