激光原位U-Pb同位素定年技术及其在碳酸盐岩成岩-孔隙演化中的应用

沈安江，胡安平，程婷，梁峰，潘文庆，俸月星，赵建新

（1.中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室，杭州 310023；2.中国石油杭州地质研究院，杭州 310023；3.Radiogenic Isotope Facility,School of Earth and Environmental Sciences,The University of Queensland,Brisbane,QLD 4072,Australia；4.中国地质科学院北京离子探针中心，北京 100037；5.中国石油塔里木油田公司勘探开发研究院，新疆库尔勒 841000）

0 引言

碳酸盐岩在全球油气勘探中占有重要地位，近50%的油气资源分布在碳酸盐岩中。储集层成因和分布预测是碳酸盐岩油气勘探面临的关键问题之一，前人在这方面做了大量研究工作，取得了很多认识。碳酸盐岩孔隙成因问题，Kerans等[1]和Moore等[2]认为早成岩和高化学活动性导致碳酸盐岩以次生孔隙为主，而且主要形成于埋藏溶蚀作用，James和 Choquette[3]、Lucia等[4]则提出碳酸盐岩以沉积原生孔为主。白云石化对孔隙的贡献问题，由于白云岩储集层的物性普遍好于灰岩，储集层主要发育于白云岩中，故大多数学者认为白云石化对孔隙的发育有重要贡献[5]，而Lucia等[6]、Purser等[7]则认为只有 CO32-来源很受局限的成岩环境，白云石化作用才能导致孔隙增加。热液作用对孔隙贡献问题，Davis等[8]认为受构造控制的热液活动导致白云岩储集层的发育。层序格架中储集层分布问题，Moore[2]指出台缘带和蒸发台地是碳酸盐岩储集层最有利的发育相带。

中国海相碳酸盐岩具年代古老、埋藏深和经历多期成岩叠加改造的特点[9]，成储和成藏历程均非常复杂；勘探实践证实，优质储集层发育段并不总是油气层段，也有可能是水层或干层，除缺烃源外，还和孔隙发育时间与油气运移时间不匹配有关。这就需要开展储集层成岩-孔隙演化研究，评价油气运移前的有效孔隙，碳酸盐岩成岩矿物绝对年龄的确定是储集层成岩-孔隙演化史恢复的关键。碳酸盐U-Th溶液法可以进行0～500 000年碳酸盐矿物的绝对年龄测定，精度可达1～2年[10-11]，碳酸盐U-Pb溶液法同位素定年在中新生代年轻的孔洞和洞穴充填物定年研究中也有不少报道[12-16]，但由于U含量普遍偏低、缺乏合适的标样、难以钻取足够量的粉末样品（6～8个平行样品，每份200 mg）等问题，导致古老海相碳酸盐岩溶液法定年费时，适合定年的样品不多，测试成功率低，无法推广。

本文通过对碳酸盐矿物的激光 MC-ICPMS原位U-Pb同位素定年技术的建立和新的实验室工作标样的开发和标定，解决了同位素稀释溶液法在采样和测试方面难以解决的一系列技术难题，成功建立了适用于古老海相碳酸盐岩的同位素定年新技术。该技术应用于四川盆地震旦系灯影组白云岩成岩-孔隙演化研究，取得的认识与工区的构造-埋藏史、盆地热演化史非常吻合，说明测年数据的可靠性和激光原位U-Pb同位素定年技术的有效性，为古老海相碳酸盐岩成岩-孔隙演化研究和孔隙评价提供了技术支撑。

1 地质背景和样品描述

1.1 区域地质背景

四川盆地震旦系灯影组自下而上可划分为灯一、灯二、灯三和灯四段[17]，以台地相沉积为主[18-19]。灯一段沉积是晚震旦世早期海侵的产物，主要为浅灰—深灰色层状泥粉晶白云岩，夹砂屑和藻屑白云岩，与下震旦统陡山陀组呈整合或假整合接触，厚300～450 m。灯二段沉积由早期至晚期，由浅水台地藻纹层和藻砂屑白云岩（重结晶后呈粉—细晶白云岩）转变为膏云岩及膏盐岩沉积，海水盐度的增加有利于微生物的繁殖，发育葡萄花边状构造，残留孔洞发育，受桐湾运动Ⅰ幕影响，使灯二段抬升遭受风化剥蚀，形成近南北向展布的侵蚀谷[20]，与上覆地层呈假整合接触，厚400～800 m。灯三段沉积早期发育海侵相的泥岩，向南西方向泥岩逐渐减薄消失，晚期发育浅水台地泥粉晶白云岩和颗粒滩沉积。灯四段沉积期是台内裂陷发育的鼎盛期[21]，台缘和台内微生物丘滩复合体发育，岩性主要为藻纹层或藻叠层白云岩，基质孔和孔洞发育，受桐湾运动Ⅱ幕影响，使灯四段遭受不同程度的淋滤和剥蚀，与上覆地层呈假整合接触，残留厚度30～400 m。灯影组构造-岩相古地理特征对成储有重要的控制作用。

四川盆地加里东古隆起自灯影组沉积以来，经历了 5期构造演化阶段[22]。①加里东旋回早期构造演化阶段：发生桐湾Ⅰ幕和桐湾Ⅱ幕两期构造运动，分别导致灯二段和灯四段的抬升和剥蚀。②加里东旋回中晚期构造演化阶段：寒武纪—奥陶纪发生了 3次超覆沉积与 3次隆升剥蚀，分别为兴凯运动、郁南运动和都匀运动；志留纪末期的广西运动导致川中加里东古隆起整体抬升剥蚀，并与二叠系呈平行不整合接触。③海西期构造演化阶段：上扬子区泥盆系—石炭系整体隆升剥蚀，石炭纪末受云南运动影响，川中进一步遭受剥蚀；二叠纪四川盆地主体处于沉降沉积期，东吴运动导致二叠系茅口组遭受剥蚀。④印支—燕山期构造演化阶段：中晚三叠世之交的印支运动完成了四川盆地由海相向陆相沉积的转换，中下三叠统遭受不同程度的剥蚀。⑤喜马拉雅期构造演化阶段：古隆起东段的高石梯—龙女寺相对稳定，埋深大，而古隆起西段的乐山—资阳强烈褶皱，埋深小。构造演化对四川盆地灯影组白云岩储集层改造、油气成藏及演化具重要的控制作用[19,23]。

1.2 样品特征与产状

灯影组白云岩是四川盆地重要的油气储集层，主要发育于灯二段和灯四段，累计厚20～100 m，台缘带厚度明显大于台内，孔隙（藻格架孔、粒间孔）、孔洞和裂缝构成主要的储集空间，裂缝-孔隙-孔洞型储集层，并有沥青充填[19]。选取充填孔洞的各期胶结物（葡萄花边状白云石胶结物）及围岩样品、充填藻纹层格架孔和藻砂屑粒间孔的各期胶结物及围岩样品、充填裂缝的各期胶结物样品，开展定年研究，为成岩-孔隙演化史的建立和油气运移前有效孔隙的确定提供重要信息。定年检测样品来源、层位、产状和检测目的信息见表1和图1。

表1 定年检测样品来源、层位、产状和检测目的信息表

2 分析方法

2.1 碳酸盐矿物铀铅同位素定年方法和标样

使用传统的同位素稀释法对碳酸盐矿物进行U-Pb溶液法定年，要求待测样品具有足够高的U、Pb含量，能够从一块手标本上获得足够量的一组小样，并且这组小样的 U/Pb值有足够的变化范围，能够拟合出一条207Pb/206Pb与238U/206Pb等时线，使用这组数据拟合出的等时线和 Tera-Wassenburg谐和线的下交点计算下交点年龄，代表碳酸盐矿物的结晶年龄。然而，碳酸盐矿物通常成因复杂，具有多期多阶段性，且易遭受后期改造，故选择同源、同时、封闭体系且U/Pb值有一定变化范围能拟合出等时线的理想定年样品非常困难。而传统的同位素稀释法不适用于低铀碳酸盐矿物，一是所需样品量大，而大样品量全溶后U/Pb值均一化，不同小样的 U/Pb值变化范围小，在 Tera-Wassenburg谐和图上难以构筑理想的等时线以获取精确的下交点年龄；二是取样和化学分离过程中非常容易造成污染，对超净实验室本底要求非常高。因此，过去20多年来，这个方法虽然少数研究领域有几项成功的例子[13,15]，但由于U含量、样品量、U/Pb值和实验室本底等诸多因素的限制，难以应用于古老海相碳酸盐岩，至今未见这方面任何报道。

近20年来，随着激光剥蚀技术的日益兴盛，激光原位U-Pb同位素定年技术已经广泛应用于测定高U矿物比如锆石、独居石、磷钇矿、榍石、金红石、磷灰石、石榴石等矿物的高精度年龄上，成为地质年代学研究领域中最常用的测年方法。近年来，一些低U矿物的激光原位U-Pb同位素定年工作也逐渐受到关注，尤其碳酸盐矿物[24-30]。相比较于同位素稀释溶液法U-Pb测年，LA-（MC）-ICP-MS碳酸盐矿物微区U-Pb同位素定年技术具有原位、制样流程简单、样品消耗量小、低本底、空间分辨率高、分析速度快（单点分析仅需3～5 min）等优点。一般碳酸盐矿物具有明显低 U特征（通常比锆石低2～4个数量级，即其测量信号只有锆石的1/10 000～1/100），故检测难度非常大。但碳酸盐本身铀含量有好几个数量级的变化，分布范围从（1～2）×10-6mg/g到（1～10）×10-3mg/g，一般在（0.05～0.50）×10-3mg/g。

图1 定年检测样品产状和特征

前人使用扇形场（Sector-field）单接收ICP-MS（如Elements 2，Elements XR，Attom 等），或多接收MC-ICPMS（如Nu Plasma或Neptune）进行碳酸盐矿物U-Pb同位素测定，初见成效[24-30]。但是，扇形场单接收ICP-MS的灵敏度没有MC-ICPMS高，而且因为采用跳峰法测量效率低。大多数MC-ICPMS虽然实现238U-208Pb-207Pb-206Pb的高效率静态测量，但只有208Pb-207Pb-206Pb在离子计数器上测量，238U往往在1011Ω的通用法拉第杯上测量，通常当U含量小于0.2×10-3mg/g时，238U是很难精确测量的。为了解决这个问题，笔者在昆士兰大学的Nu Plasma II MC-ICPMS上最高质量端H10法拉第杯安装了1012Ω的高灵敏度前置放大器(使灵敏度高 10倍)和一个离散打拿极倍增器(discrete dynode multiplier)，用于静态测量238U同位素，前者使测试238U离子流的灵敏性比普通法拉第杯提高10倍，后者提高100倍。当U含量足够高时（如大于0.1×10-3mg/g），使用高灵敏度法拉第杯测量；当U含量低时（如小于0.1×10-3mg/g），使用倍增器测量。由于倍增器的背景极低，一般 U含量高于 1×10-6mg/g时就能精确测量。除此以外，笔者的 Nu Plasma II MC-ICPMS在低质量范围还配有5个倍增器，分别用于静态测量208Pb、207Pb、206Pb、204Pb（和204Hg干扰峰）和202Hg值。目前，如果待测样品的U/Pb值足够高，即使其U含量低至1×10-6mg/g，笔者也能够对其有效定年。

笔者使用的激光剥蚀系统ASI RESOlution SE由澳大利亚科学仪器公司（Australian Scientific Instruments，简称ASI）生产，包括193 nm的ArF准分子激光器和Laurin Technic双室样品室。笔者首先使用RESOlution SE激光器和Thermo iCap-RQ四极杆ICPMS联动对样品靶的微量元素含量进行预扫描，在微区尺度下能够快速清晰辨别样品中U、Pb、U/Pb值的变化范围。然后选择U/Pb值高普通Pb含量低的样品，并根据U、Pb含量，选择激光束斑直径，在 Nu Plasma II MC-ICPMS上进行年代测定。

使用 LA-MC-ICP-MS法进行碳酸盐矿物U-Pb同位素年龄测定的一个重要难题是寻找合适的天然矿物标样，并且为了避免不同矿物间的基体效应，使用的矿物标样在成分和结构上应尽可能与待测样品相近。目前被应用于碳酸盐矿物测年的两个标样分别是ASH15E（采自以色列 Negev沙漠的石笋）[28,31-32]和WC-1（美国新墨西哥城 Whites City以西 0.5 km的Walnut峡谷的方解石脉）[24-25,27,30]，用它们来校正古老海相碳酸盐岩样品，均存在一定局限性。ASH15E标样的同位素稀释溶液法标定年龄仅为3.001 Ma，与古老海相碳酸盐岩年龄相比明显偏年轻得多，不是古老海相碳酸盐岩的理想标样。WC-1标样的推荐年龄为254.4 Ma，虽然与古老海相碳酸盐岩年龄相近，但该标样的不均一性导致其自身可能存在 3%～5%的不确定性[26,28]。另外，这两个国际标样极其有限，不适合作为消耗量极大的笔者实验室的工作标样。

但是，笔者从塔里木盆地阿克苏地区下寒武统肖尔布拉克组中发现了更加适合古老海相碳酸盐岩定年的标样 AHX-1，经标定后可作为实验室内部标准。AHX-1标样为充填沿断裂分布之孔洞的纯净方解石晶体，样品纯净、均一、广泛分布，是同源同期的成岩产物。过去一年以来，笔者用 LA-（MC）ICP-MS对该样品的微量元素和 U-Pb同位素比值进行了反复检测，获取数千组数据（见表2），发现该样品非常适合激光原位U-Pb同位素测年，绝大多数部位208Pb的含量几乎为零，这说明样品没有普通 Pb的影响，206Pb和207Pb均为 U衰变的产物，238U的平均含量大约0.15×10-3mg/g，虽然锆石标样91500的U含量比其大约70多倍，但与笔者的MC-ICPMS仪器的U含量检测极限1×10-6mg/g相比，完全满足检测需求。

笔者在不同时段，应用激光法在Nu Plasma II上将标样 ASH15E与 AHX-1反复对测 20多次，使用ASH15E的推荐年龄 3.001 Ma[24]来标定 AHX-1的年龄，所获得的20多组年龄的加权平均值为（209.8±1.3）Ma。图2a为以ASH15E为标样，检测AHX-1的其中一次年龄为（209.1±1.2）Ma。同时，笔者假定AHX-1为标样，检测ASH15E和WC-1的年龄，测得的年龄分别为（2.960±0.025）Ma（见图2b）和（259.0±4.1）Ma（见图2c）。笔者的多次测量结果表明，AHX-1是一种更加理想的碳酸盐矿物标样，每次测量不但具有很高的稳定性，绝大多数数据点分布在谐和线的下交点附近，有很低的普通Pb，少数数据的分布在等时线上，其结果是给出更小的年龄误差和上交点误差（上交点代表样品的普通铅组成），更适合做标样。但是，目前该标样目前只作为实验室工作标样，不同测年方法（溶液法和激光法）间的标定工作正在开展中。笔者以AHX-1为假定的标样，测量四川盆地五花洞北剖面泥盆系观雾山组方解石胶结物，U平均含量0.01×10-3mg/g，测得的年龄为（244.3±2.1）Ma（见图2d），与以ASH15E和WC-1为标样测得的年龄相当（分别为（246.1±2.3）Ma和（245.4±1.7）Ma），进一步验证了AHX-1标样的有效性。

2.2 未知样品制备、测试和数据处理

符合激光原位U-Pb同位素定年的样品需同源、同期和均一的方解石或白云石晶体，可以是围岩，也可以充填于孔隙、孔洞或裂缝中。首先挑选符合定年要求的样品，然后切割、清洁后进行制靶。本研究激光靶的制备在杭州地质研究院碳酸盐岩储层重点实验室完成。激光剥蚀（LA）碳酸盐靶的制备方法与SHRIMP锆石靶的制备相似[33]。为了消除制样中的Pb污染，样品测试前还需要在超净室对待测样靶做进一步超净处理。

检测前先用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）对样品进行微量和稀土元素原位分析，尤其是238U、206Pb、207Pb、208Pb的含量，帮助笔者判断样品是否适合激光原位U-Pb同位素定年。激光系统工作条件是输出能量为3 J/cm2，激光束斑直径视结构组分大小和U的含量可做不同选择，一般使用100 µm束斑，剥蚀频率10 Hz。装入样品靶后，气体连续冲洗样品池约 2 h，除去样品池和气路中可能存在的普通Pb。采样方式为单点剥蚀，单点分析时间一般为3 min，单点剥蚀之前对样品点预剥蚀2 s以消除表面Pb污染。信号较高的238U使用法拉第杯（Faraday cup）接收，信号较低的207Pb、206Pb、208Pb、232Th、204Pb（+204Hg）、202Hg用离散打拿极倍增器接收，超低238U含量的信号用IC5接收。在联接激光之前必须用Pb、Th、U的混合测试液对质谱仪Nu Plasma II进行质量标定和杯结构、透镜参数进行优化。连接激光之后采用对NIST612线扫描的方式调节仪器参数，使 Th/U值接近于 1，UO/U值小于0.3%，并且最优化仪器灵敏度。

表2 AHX-1标样微量和稀土元素分析

图2 以AHX-1为工作标样、ASH15E和WC-1作为未知样品的一次LA-MC-ICPMS U-Pb定年结果

数据处理可以在线或离线完成，先使用 Iolite 3.6软件[34]处理原始数据，以获得相应的同位素比值，然后在Isoplot 3.0软件[35]上完成谐和图绘制及年龄计算。

3 应用实例

以四川盆地灯影组为例，开展围岩和不同期次白云石胶结物的激光原位U-Pb同位素定年分析，同时对平行样开展二元同位素（D47）、碳氧稳定同位素组成、微量和稀土元素、锶同位素组成、阴极发光、包裹体均一温度分析。定年分析结果见表3、图3和图4，D47或包裹体均一温度、碳氧稳定同位素组成、阴极发光分析结果见表3，微量和稀土元素、锶同位素组成分析结果见表4。微量和稀土元素、锶同位素组成数据来自昆士兰大学地球科学学院放射性同位素实验室，二元同位素（D47）数据来自加利福尼亚大学洛杉矶分校地球与空间科学系同位素实验室，阴极发光、碳氧稳定同位素、包裹体均一温度数据来自中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室。激光原位U-Pb同位素定年数据来自中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室和昆士兰大学地球科学学院放射性同位素实验室，两家共同开发激光原位 U-Pb同位素定年技术，标样测定在澳方MC-ICP-MS（Nu Plasma Ⅱ）上完成，灯影组样品年龄测定在中方LA-ICP-MS（Element XR）上完成。

表3 围岩和白云石胶结物U-Pb同位素年龄和地球化学特征[19]

图3 围岩和充填孔洞的白云石胶结物激光原位U-Pb同位素年龄

图4 充填孔隙和裂缝的白云石胶结物激光原位U-Pb同位素年龄

表4 围岩及白云石胶结物微量和稀土元素、锶同位素组成地球化学特征

表4虽然只罗列了6个测年样品的微量和稀土元素、锶同位素的地球化学特征，但基本代表了本次用于测年的20个样品的地球化学特征。从表4的地球化学特征可知，238U的含量较高，6类结构组分的均值分别达到 3.50×10-3，3.67×10-3，1.97×10-3，1.57×10-3，5.88×10-3，2.69×10-3mg/g，远高于检测的极限值，来自于238U衰变的206Pb和207Pb的含量也较高，是理想的测年样品，只是普通Pb含量偏高，不如AHX-1标样理想，在计算年龄时需考虑普通Pb的干扰。

4 讨论

四川盆地灯影组白云岩储集空间主要发育于藻纹层、藻叠层和藻砂屑白云岩中，具有相控性，类型主要有孔洞（2～100 mm）、孔隙（0.01～2.00 mm）和裂缝（见图3）。孔洞和孔隙均有原生、表生溶蚀和埋藏-热液溶蚀3种成因观点[19,36-37]，裂缝的期次及对孔洞、孔隙发育与充填的影响更是认识的空白。本文根据成岩产物的激光原位 U-Pb同位素定年数据及二元同位素、碳氧同位素、锶同位素、微量和稀土元素地球化学特征，结合构造-埋藏史、盆地热史和烃源岩生烃史，分析四川盆地灯影组白云岩储集层的孔隙成因和成岩-孔隙演化史，为油气运移前有效孔隙评价提供依据。

4.1 围岩和孔洞缝充填物绝对年龄

白云岩围岩：测得 2个围岩（藻纹层或藻叠层白云岩）年龄的数据分别为（584±32）Ma和（592±24）Ma，与Ediacaran系年龄（542～635 Ma）相当，代表了地层年龄，还可能反映了早期白云石化的年龄，白云石化被认为与同沉积期蒸发的气候背景有关，保留藻纹层和藻叠层的原岩结构[38]。阴极发光下不发光、碳同位素低正值（1‰～3‰）、氧同位素低负值（-4‰～-1‰）、锶同位素均值0.708 718（与同期海水相当），是早期干旱氧化的萨布哈背景典型的地球化学特征[2]。

孔洞充填物：孔洞中发育 5期白云石胶结物，构成葡萄花边状构造，代表了完整的胶结充填序列，大孔洞的胶结充填序列完整，甚至有残留孔洞，小孔洞的胶结充填序列不完整，无残留孔洞。大多数学者认为葡萄花边状构造是沉积成因的，孔洞为沉积原生孔、表生溶扩孔或埋藏溶蚀孔[39-41]。

同心环边状白云石胶结物测得 3个年龄数据，分别为（546±7.6）Ma、（545±6）Ma 和（545±12）Ma。放射状白云石胶结物测得 2个年龄数据，分别为（516±10）Ma 和（514±14）Ma。纹层状浅灰—暗色白云石胶结物测得 2个年龄数据，分别为（482±14）Ma和（487±21）Ma。这 3期胶结物均形成于早加里东期，推测与工区的兴凯运动、郁南运动和都匀运动有关。中—粗晶白云石胶结物测得的年龄为（248±27）Ma，可能与晚海西期东吴运动导致的热液活动有关。最晚一期粗晶白云石胶结物测得 2个年龄数据，分别为（20±130）Ma和（115±69）Ma，误差虽然很大（误差大的原因是铀含量低但普通铅很高所致），但均反映很年轻的胶结物，可能与喜马拉雅期乐山—资阳强烈褶皱导致的热液活动和充填有关。工区尚未发现晚加里东—早海西期与广西运动相关的成岩产物。这些认识说明孔洞形成时间早于同心环边状白云石胶结物年龄，应该形成于埋藏前，与多幕次的桐湾运动导致的地层暴露和大气淡水淋溶有关，非埋藏或热液溶蚀的产物。五期白云石胶结物由早至晚，阴极发光强度逐渐增强、D47温度或包裹体均一温度逐渐升高、氧同位素逐渐偏负（见表3）的趋势佐证了孔洞充填过程中深埋逐渐加大、温度逐渐升高的特征[2]，并遭受晚海西期和喜马拉雅期热液活动的改造。

需要指出的是，这 5期胶结物的锶同素变化反映了中—粗晶和粗晶白云石胶结物的热液活动痕迹。同心环边状白云石胶结物、放射状白云石胶结物、纹层状浅灰—暗色白云石胶结物的锶同位素均值分别为0.708 732、0.709 351、0.709 186，基本发映同期海水的锶同位素特征，而中—粗晶白云石胶结物、粗晶白云石胶结物的锶同位素均值分别为0.711 473和0.712 029，与同期海水相比明显偏高，是受到来自深部热液影响。深部热液在上升过程中会受到通道中围岩的放射性成因Sr的影响而偏高。

5期孔洞充填物的绝对年龄数据为葡萄花边状白云岩和孔洞的成因新解提供了证据，葡萄花边状构造显然不是沉积成因的，是埋藏后多期胶结作用的产物，孔洞形成于沉积期（原生孔）或经历早表生的大气淡水溶蚀作用（溶扩孔）。

孔隙充填物：孔隙中主要发育3期白云石胶结物，部分或完全充填孔隙。等轴粒状白云石胶结物测得的年龄为（545.7±8.5）Ma，与充填孔洞的同心环边状白云石胶结物年龄相当。叶片状白云石胶结物测得的年龄为（499±25）Ma，与充填孔洞的放射状白云石胶结物年龄相当。中—粗晶白云石胶结物测得 2个年龄数据，分别为（457±17）Ma和（468±12）Ma，略早于充填孔洞的纹层状浅灰—暗色白云石胶结物年龄。这3期胶结物均形成于早加里东期，但反映了连续充填的过程，未见晚加里东、海西和喜马拉雅期热液矿物（鞍状白云石、闪锌矿等）对孔隙的充填，与同期孔洞充填物具相似的阴极发光、D47温度或包裹体均一温度、氧同位素特征。晚加里东、海西和喜马拉雅期胶结充填物的缺失是因为孔隙不如孔洞大的缘故，早加里东期的 3期胶结物就足以把孔隙充填满，并非同期没有埋藏-热液活动。

裂缝充填物：裂缝中白云石胶结物测得 4个年龄数据，分别为（472±21）Ma、（20±130）Ma、（41±10）Ma和（41±35）Ma，第1个年龄数据代表早加里东期断裂活动和白云石胶结物的年龄，充填孔隙的中—粗晶白云石胶结物和充填孔洞的纹层状浅灰—暗色白云石胶结物可能与这期断裂活动有关。后 3个年龄数据差别虽然很大，但均反映很年轻胶结物的年龄，代表喜马拉雅期断裂活动和白云石胶结物的年龄，充填孔洞的最晚一期粗晶白云石胶结物可能与这期断裂活动有关。虽然未测得与晚海西期年龄相当的充填裂缝的白云石胶结物年龄，但并不意味着工区没有晚海西期的断裂活动，也可能没取到对应的样品，充填孔洞的中—粗晶白云石胶结物应该与这期断裂活动有关。阴极发光下呈橙黄色中等发光、高D47温度及氧同位素高负值均佐证了充填裂缝白云石胶结物的热液，受断裂活动控制。

孔隙和孔洞中早加里东 3期白云石胶结物在产状和特征上有很大差异，同样，裂缝中充填的白云石胶结物与孔隙、孔洞中充填的白云石胶结物在产状和特征上也有很大差异，常规技术手段很难将它们的成因期次相关联，碳酸盐矿物的激光原位U-Pb同位素定年技术为不同产状和特征胶结物成因期次对比研究提供了技术手段。

孔洞缝中缺晚加里东—早海西期白云石胶结物的绝对年龄，这可能与志留纪—石炭纪的广西运动、云南运动以整体抬升和剥蚀有关，以平行不整合接触为特征，构造挤压不强烈。孔洞缝中同样缺印支—燕山期白云石胶结物的绝对年龄，这可能与中晚三叠世之交的印支运动完成了四川盆地由海相向陆相沉积的转换，随后进入持续和稳定地沉降，并被陆相沉积充填有关，构造总体稳定，构造挤压不强烈。晚海西期是四川盆地乃至全球火山岩的发育期，喜马拉雅期是四川盆地构造调整期，构造活动强烈，白云石胶结物的出现具有必然性。

4.2 成岩-孔隙演化史重建及应用

白云石胶结物绝对年龄的获得为四川盆地灯影组白云岩储集层的成因提供了新证据，更为储集层成岩-孔隙演化史和有效孔隙评价提供了手段。灯影组白云岩储集层的储集空间形成于埋藏前的沉积和表生环境，既有沉积原生孔隙（藻格架孔、粒间孔），又有溶蚀扩大的孔洞，孔隙和孔洞中充填的第 1期白云石胶结物年龄与地层年龄相当，足以说明这些孔隙和孔洞不是埋藏溶蚀作用的产物，灯影组白云岩储集层的埋藏过程实际上是孔隙和孔洞逐渐被充填的过程。根据白云石胶结物的绝对年龄，孔洞的充填作用发生在早加里东、晚海西、喜马拉雅期 3个阶段，孔隙的充填作用主要发生于早加里东期，裂缝作为成岩介质的运移通道为充填孔洞和孔隙的胶结物提供了物源，未被胶结物充填的残留孔洞、孔隙和裂缝构成了主要储集空间。

参照Clyde H Moore[2]的初始孔隙度值和镜下残留孔隙、胶结物分布面积累加，初始孔隙度选 30%，表生溶蚀作用增孔 10%，埋藏前的总孔隙度达 40%。早加里东期3期白云石胶结物使平均孔隙度由40%下降到15%，晚海西期白云石胶结物使平均孔隙度由15%下降到 10%，并一直保持到燕山末期，喜马拉雅期白云石胶结物使平均孔隙度由10%下降到8%，裂缝对孔隙的贡献不大，主要是作为埋藏-热液的通道，且大多被充填。据此建立了灯影组白云岩储集层的成岩-孔隙演化史（见图5），综合灯影组的构造-埋藏史[42]、盆地热史[43]和寒武系筇竹寺组烃源岩的生烃史[44]，就可对油气运移时间、油气运移前孔隙和成藏期次作出评价。

四川盆地高石梯—磨溪构造灯影组气藏的烃源被认为来自寒武系筇竹寺组[44]，随着加里东期的持续埋藏，志留纪末筇竹寺组烃源岩开始生烃并发生初次运移和成藏，此时的有效孔隙度可达 15%，以残留孔洞为主。志留纪末油藏随着泥盆纪—石炭纪的构造抬升发生裂解，原油裂解气逸散或聚集成藏，残留薄膜状沥青主要分布于孔洞中，此时的孔隙度可以达到12%～15%。石炭纪末的持续深埋，筇竹寺组烃源岩进入生烃高峰期，在海西末期—印支期（晚二叠世末—三叠纪）聚集成藏，是主成藏期，此时的孔隙度可达12%。随着埋深的持续加大，原油发生裂解，形成斑块状沥青充填于孔洞中，原油裂解气逸散或聚集形成燕山期气藏，安岳气田就属于燕山期定型的气藏，此时的孔隙度可达8%～10%。喜马拉雅期为气藏的调整期，燕山期气藏经喜马拉雅构造运动改造发生调整，部分被调整到喜马拉雅期构造圈闭中聚集成藏，威远气田就属于喜马拉雅期定型的气藏，此时的孔隙度可达8%。

综上所述，碳酸盐矿物的激光原位U-Pb同位素定年技术的开发不仅解决了碳酸盐矿物的绝对年龄问题，而且还可以通过碳酸盐胶结物的绝对年龄和含量，恢复储集层的成岩-孔隙演化史，结合构造-埋藏史和生烃史，评价油气运移前的有效孔隙度和成藏有效性问题。前人[45-46]主要通过油气包裹体均一温度确定成藏期次，油气运移前有效孔隙度和成藏有效性评价为油气成藏期次的确定开辟了更为有效的途径。

图5 四川盆地灯影组构造-埋藏史、成烃史、成岩-孔隙演化史和油气成藏史图

5 结论

通过标定年龄为 209.8Ma实验室工作标样 AHX-1的开发、激光剥蚀进样系统与多接收电感耦合等离子体质谱仪的连用，解决了溶液法难以实现的古老海相碳酸盐岩标样、取样和超低U、Pb含量（极限值大于1×10-6mg/g）样品的测年难题，建立了适用于古老海相碳酸盐岩的激光原位U-Pb同位素定年技术。

通过充填孔洞、孔隙和裂缝中不同期次白云石胶结物的测年，指出灯影组白云岩储集层的埋藏成岩过程主要是原生孔隙（藻格架孔、粒间孔）和表生溶蚀孔洞逐渐被充填的过程。孔洞的充填作用发生在早加里东、晚海西、喜马拉雅期 3个阶段，孔隙的充填作用主要发生于早加里东期，3期裂缝白云石充填物与孔洞、孔隙中 3期白云石胶结物年龄有很高的吻合度，明确了充填孔洞、孔隙和裂缝各期白云石胶结物的成因对应关系。未被胶结物充填的残留孔洞、孔隙和裂缝构成了主要储集空间，据此，建立了川中地区灯影组白云岩储集层的成岩-孔隙演化史。

四川盆地灯影组白云岩储集层的成岩-孔隙演化史认识与该地区的构造-埋藏史、盆地热史具有很高的吻合度，说明测年数据的可靠性和激光原位U-Pb同位素定年技术的有效性，结合寒武系筇竹寺组烃源岩生烃史，为古老海相碳酸盐岩储集层胶结物形成时间确定、成岩-孔隙演化研究和油气运移前有效孔隙评价提供了新的方法。