四川盆地川中地區震旦系燈影組碳酸鹽沉積物成巖作用與孔隙流體演化

強深濤，沈平，張健，夏茂龍，馮明友，夏青松，陶艷忠，夏自強，林怡

1.西南石油大學，成都 610500 2.中國石油西南油氣田分公司，成都 610041

四川盆地川中地區震旦系燈影組碳酸鹽沉積物成巖作用與孔隙流體演化

強深濤1，沈平2，張健2，夏茂龍2，馮明友1，夏青松1，陶艷忠1，夏自強1，林怡2

1.西南石油大學，成都 610500 2.中國石油西南油氣田分公司，成都 610041

以四川盆地川中高石梯—磨溪地區鉆井巖芯和水樣資料為主，盆地周邊地面剖面露頭資料為輔，采用微量元素、陰極發光、包裹體、同位素等分析手段進行巖石學和地球化學分析，在此基礎上討論了燈影組碳酸鹽巖的成巖作用變化和成巖作用過程中孔隙流體的演化。研究結果表明：燈影組碳酸鹽巖沉積物在沉積作用和成巖作用過程中廣泛地受到孔隙流體和成巖作用變化的影響，發生過海水的膠結作用、早期大氣水成巖作用(溶解作用和沉淀作用)、表生喀斯特化作用、構造控制的熱液白云石化和密西西比谷型礦化作用、碳氫產生時的溶解作用、油熱裂解時焦瀝青的充填孔洞作用等，其中喀斯特化和熱液白云石化對儲層的發育起著重要的作用。然而，燈影組孔隙流體廣泛地被白云石化作用和喀斯特化作用的修飾。現今地層水資料分析表明這些成巖作用明顯地影響蒸發海水的地層水流體。地層水分析資料在Ca-Br及Mg-Br關系圖上顯示出蒸發海水的特征，Ca的濃度比蒸發海水分布曲線要高，Mg的濃度比蒸發海水曲線要低，為燈影組沉積物在成巖作用過程中發生過白云石化作用的結果。

成巖作用；喀斯特化作用；熱液白云石化作用；孔隙流體演化

0 引言

區域地質研究的資料表明四川盆地震旦系燈影組碳酸鹽巖是重要的油氣儲集層，有豐富的天然氣[1-2]，在川滇黔三省邊界地區有密西西比谷型鉛鋅礦[3]，而在川南長寧地區還有厚的石鹽和硬石膏層，燈影組賦存有豐富的礦產資源。

上世紀50—60年代發現威遠大氣田以來，燈影組的油氣勘探經歷一個漫長的波折之后，本世紀初，在川中高石梯—磨溪地區有了新的突破。然而，一些地區單井產量高達100×104m3/d，而有的單井日產量只有幾萬立方米(甚至更低)。什么原因造成了這樣的不均衡性不得而知。另外，一些勘探井中發現有密西西比谷型礦化作用的產物——方鉛礦和閃鋅礦，這種金屬礦物的物質來源亦尚不明確。這些問題影響了進一步闡明四川盆地此種礦產的分布規律及其評價。明確燈影組碳酸鹽巖的成巖作用和成巖作用過程中孔隙流體來源和演化為其關鍵。

以川中高石梯—磨溪地區的鉆井巖芯和水樣資料為主，盆地周邊的露頭資料為輔，采用微量元素、陰極發光、包裹體、同位素等分析手段，并通過野外和室內，宏觀和微觀相結合進行系統的巖石學和地球化學分析，在此基礎上討論了燈影組碳酸鹽巖的成巖作用變化和成巖作用過程中孔隙流體的演化。

1 燈影組成巖作用

1.1 海水膠結作用和海水膠結物

川中高石梯—磨溪地區，井下和川西南地區的地表露頭通常可以見到燈影組碳酸鹽層中有核形石顆粒巖和鮞粒顆粒巖(除了疊層石巖之外)，它們是淺水碳酸鹽臺地上的高能灘。當相對海平面上升時，這些潮下高能帶的核形石顆粒灘和鮞粒顆粒灘沉積物孔隙內部，以核形石和鮞粒為底質產生海水纖狀膠結物的生長。這些纖狀膠結物通常是文石或高鎂方解石(圖1A，B)。

圖1 鮞粒顆粒巖和核形石顆粒巖單偏光顯微照片A，B.鮞粒顆粒巖、核形石顆粒巖，在核形石和鮞粒間有纖狀海水膠結物，樂山沙灣范店鄉剖面。Fig.1 Ooide grainstone and thrombolite grainstone (A and B)，isopachous fibrous cements (plain light) intraparticle

一些研究者在討論現代海洋碳酸鹽沉積物和古代碳酸鹽巖的研究資料時指出，在顆粒巖的粒間孔中有海水纖狀膠結物。通常這種纖狀膠結物是文石或鎂方解石[4-10]。現代碳酸鹽沉積研究已經知道，在熱帶海洋環境背景下，海水對CaCO3來說是飽和或過飽和的，通常有兩種碳酸鹽膠結物：文石和Mg方解石。這些膠結物具有一定的結晶形態：文石為等厚纖狀膠結物(isopachous fibrous cement)、針狀膠結物(acicular cements)、球文石狀膠結物(bothyoidal cements)和八字形狀膠結物(splays cement)。總的來說纖狀是基本特征，球文石狀是特例；高Mg方解石為等厚纖狀，也可以是葉片狀(blades)，有時還有球粒泥晶(pleoidal micrite cement)。文石和高Mg方解石膠結物都可以是等厚纖狀膠結物，但前者為平頭晶，后者為尖頭晶，結晶形態上有差別，但在古代巖石中卻很難區別它們[11]。現代海灘巖這種纖狀膠結物，能在幾周內快速生長形成[12]。以原生粒間孔隙壁為底質的這種纖狀膠結，通常被看成是近地表成巖環境中海底成巖環境的鑒定標志，它是從海水孔隙水中沉淀的，一般稱之為海水膠結物，其通常出現在海底硬地中[13]。燈影組碳酸鹽經歷海水膠結之后，相對海平面下降時，會暴露在大氣水成巖成巖環境，受到近地表成巖環境中大氣水的溶解作用和淡水方解石的膠結作用。

1.2 大氣水成巖作用——溶解與沉淀

燈影組碳酸鹽巖屬于陸表海淺水碳酸鹽沉積。當碳酸鹽臺地處于相對海平面上升期時，在臺地上高能帶形成鮞粒灘或核形石顆粒灘。此時，在海底高能灘的粒間孔中就會產生早期海水膠結作用形成等厚纖狀膠結物。當相對海平面處下降時期臺地上高能帶形成的鮞粒灘和核形石顆粒灘，就會暴露到近地表大氣水作用的成巖環境。這時文石鮞粒和核形石就會發生溶解作用形成鮞模孔、粒內孔，Mg方解石海水膠結物在原來方解石晶體位置進行調整發生穩定化作用，在溶解的鑄模孔(鮞模)和粒內孔內有粒狀方解石的沉淀(圖2)。有關這方面的問題許多研究者在這個領域早已作過詳細論述[14-16]。

圖2 顆粒巖單偏光顯微照片A，B.核形石顆粒巖及鮞粒顆粒巖。鮞粒由于大氣水成巖作用形成鑄模孔，淡水方解石充填鑄模孔，核形石顆粒由于大氣水成巖作用形成粒內溶孔，淡水方解石充填粒內孔，樂山沙灣范店鄉剖面。Fig.2 Thrombolite grainstone and oolite grainstone, intraparticle and moldic pore, filling by meteoric calcite cements (plain light)

核形石顆粒巖和鮞粒顆粒巖(圖2A，B)中鮞粒鑄模孔和核形石的粒內孔是大氣水的溶解作用的結果。鮞粒鑄模孔和核形石粒內孔充填的粒狀方解石是大氣水方解石沉淀的產物。正如一些研究者所指出一樣，如果水/巖石體系中水的流量大，水相對文石和Mg方解石強烈地不飽和，文石質或Mg方解石質的顆粒將會全部溶解形成鑄模孔。如果水/巖石體系域中水流量緩慢，相對文石或Mg方解石轉為不飽和，這種條件下就會產生小規模的溶解作用和顆粒內部分文石溶解，部分產生穩定化作用，鮞粒和核形石顆粒產生粒內孔[5,10]。這樣顆粒內一些殘余的泥晶也得到合理的解釋。核形石內部分泥晶保存下來，就是這種因素造成的。

部分研究者指出，如果欠穩定的礦物是Mg方解石，在鎂方解石不飽和、方解石飽和的大氣水體系中，Mg方解石中欠穩定的MgCO3被溶解，而現存的Mg方解石遺留CaCO3就成為成核點沉淀[5,10,15]。這就是說燈影組鮞粒的纖狀膠結物可能是Mg方解石。當鮞粒內文石同心層發生溶解作用時，鮞粒間的等厚纖狀Mg方解石膠結物MgCO3被淋漓溶解帶走了，轉變成方解石膠結物保存了原來的晶體形狀。

應當注意的是近地表成巖環境大氣水溶解作用與溶解物CaCO3的沉淀作用是相伴的，它可以在溶解作用的次生孔隙中形成淡水方解石膠結物(圖2A，B)。淡水成巖作用在燈影沉積物中是局部的，當它們被上覆沉積物覆蓋并進入到埋藏成巖作用時，主要還是海水性質孔隙流體。

1.3 近地表早期海水白云石化作用

震旦系燈影組碳酸鹽沉積物在近地表成巖環境的海水膠結作用和大氣水溶解作用之后的成巖作用是近地表環境下的早期海水白云石化作用。其特征是保存極好的原生沉積組構、生物成因的疊層石構造以及纖狀膠結物(圖3)。

震旦系燈影組在時代上屬于晚前寒武紀白云巖層。世界各地前寒武系都有白云巖分布，與燈影組白云巖層一樣，共同特征是厚度大、保存有極好的原生沉積組構、生物成因的疊層石構造，以及海水纖狀膠結物。關于這些白云巖的成因有不同的解釋。北美前寒武系Beek Spring白云巖被一些研究者解釋為原生成因[17],印度和蘇格蘭前寒武系白云巖被解釋為同生交代白云巖[18-19]。北美前寒武系Wyman組白云巖被一些研究者解釋為早期成巖交代成因，并指出其中還有晚期熱液白云石化作用[12]。雖然Tuckeretal.[17]把前寒武系Beek Spring白云巖看成為原生成因，但是Zemplochetal.[20]認為Beek Spring白云巖是混合水成因，因為它們的C、O同位素呈“正相關性”分布。對于震旦系燈影組白云巖，一些研究者基于保存有很好的原生組構把它解釋為原生成因[21-23]，而另一些研究者注意到白云巖中晶粒結構把它看成是交代成因[24-25]。

前寒武系白云巖的成因還存有爭議，燈影組白云巖也存有爭論：原生成因和交代成因。然而不論爭論焦點如何，但從成巖作用和成巖作用環境研究上看它們有一個共同的觀點，即燈影組白云巖是在沉積—近地表成巖環境中形成的，是早期白云巖。

保存原生沉積組構，生物成因的疊層石構造和纖狀白云石膠結物這一特征，并不一定就可以確定它是原生成因，因為顯生代也有保存極好原生組構白云巖，但是它們是交代成因。因此一些研究者認為保存原生組構的白云巖是按組構交代的結果[12,26]。早期纖狀海水白云石膠結物不可能從海水中沉淀,從結晶形態學的研究出發，它只能是Mg方解石或文石膠結物的白云石按組構交代的產物。正如Ricketts[12]所指出一樣在現代熱帶海灘巖中這種纖狀文石幾周內快速生長形成纖狀膠結物。從燈影白云巖地層橫向分布來看，在川中地區大部分都是白云巖，但也可以見到石灰巖夾層或石灰巖透鏡體。如果說白云巖是原生的，那么殘余的這些灰巖透鏡體應該怎么來解釋？保存原生組構的灰巖是原生的，保存原生組構的白云巖是白云石按組構交代的結果。地球化學的資料可以進一步證實這一結論(見后文)。

圖3 震旦系燈影白云巖單偏光顯微照片A.疊層石白云巖，隱晶—泥晶組構，具層狀晶洞構造。晶洞邊緣有海水纖狀膠結物，資6井，3 698.4 m，單偏光；B.亮晶砂屑白云巖，砂屑為隱晶—泥晶結構，孔隙中有早期纖狀白云石膠結物殘余，以及晚期粒狀膠結物。磨溪22井，5 416.17 m，單偏光。A和B都保存有極好的原生組構，生物成因的疊層石構造以及海水纖狀膠結物。Fig.3 Stromatolithic dolomite micrite fabric and stromatactis, pore, filling by fibrous cements (plain light)

1.4 表生成巖作用(epigenesis)—喀斯特化作用

眾所周知，燈影組碳酸鹽巖層上有一個侵蝕面。這就表明，燈影組在經歷沉積、成巖、埋藏之后又上升進入到表生成巖作用(epigenesis)的成巖作用環境，并受到侵蝕和喀斯特化作用。上部具不規則的界面，內部有大規模的大氣水溶解和淋濾的構造：溶洞(大到數米直徑)、溶孔、溶溝(沿構造裂縫溶解)、洞穴塌陷作用和塌陷角礫堆積(圖4A，B)。此外葡萄花邊狀的構造是一種特殊的洞穴膠結作用(圖4A，C，D)。

燈影組表生成巖作用時期留下的喀斯特化構造特征在四川盆地周邊的地面露頭中有廣泛分布，在川中地區的地下巖芯中也有廣泛分布。喀斯特化作用形成溶洞、塌陷角礫孔是重要的油氣儲集空間。

1.5 熱液白云石化作用與密西西比谷型礦化作用

圖4 表生成巖作用和喀斯特化作用A.喀斯特化的溶洞和溶孔，注意灰白和灰暗相間的葡萄花邊的膠結物的組構，樂山沙灣范店鄉剖面；B.洞穴角礫，溶解孔中洞穴角礫和角礫間葉片狀等厚方解石膠結物，磨溪9井，燈二段，5 458.6 m，巖芯；C.葡萄花邊膠結物，資6井，3 773.4 m，單偏光；D.懸垂狀葡萄花邊膠結物，資6井，3 693.4 m，單偏光。Fig.4 Karstificated cavern and briccia (A,B), isopachous calcite cement in fracture and cavern(C,D)

圖5 早期的白云巖和晚期的熱液白云巖A.保存有原生組構，基質為隱晶—泥晶層狀晶間充填纖狀膠結物。單偏光顯微照片。樂山沙灣范店鄉剖面。B.晶粒結構白云巖，晶粒粒徑大于50～100 μm,原生組構和生物成因層疊石構造消失。單偏光顯微照片。高石1井，4 972.8 m。Fig.5 Early dolomite (A) and late hydrothermal dolomite(B)

圖6 密西西比谷型的礦化作用(MVT)A.晶粒白云巖(白色)被閃鋅礦(橙黃色)和方鉛礦(黑色)交代，單偏光顯微照片；B.同一視域反射光顯微照片，在反射光下，方鉛礦呈現灰白色，閃鋅礦呈現暗灰色，熱液白云巖呈現暗灰色，磨溪9井，5 444.55 m；C,D.基質鞍狀白云石。熱液作用和密西西比谷型礦化作用使基質發生新生變形作用和重結晶作用形成基質鞍狀白云石，注意波狀消光和包裹的殘余泥晶幻影，正交光，高石1井，4 956.67 m。Fig.6 Mississipi Valley lead-zinc sulfide mineralization sphalerite

在研究燈影組白云巖的巖石學特征時，除了要注意白云巖保存好的原生沉積組構、生物成因的疊層石構造以及早期海水纖狀膠結物外，還應該注意局部地區或一個層的局部地段有比原生組構(1～3 μm泥晶，3～5 μm微晶)要粗的晶粒結構，并且在這種晶粒結構白云巖中通常還保留原生組構的殘余，甚至原生組構逐漸或全部消失的現象(圖5)，這種現象即燈影組熱液白云石化作用。在熱液作用下，欠穩定富Ca的早期白云石要發生新生變形作用(Ca、Mg化學成分調整—交代作用)和重結晶作用(晶體生長和晶粒粒度增加)。在這種晶粒白云巖中，有時可見到密西西比谷型的沉積低溫熱液的礦化作用(圖6)。在高石梯—磨溪地區方鉛礦和閃鋅礦交代晶粒白云巖或充填孔洞的現象并不少見，除了這種沉積低溫熱液的主要礦物—方鉛礦和閃鋅礦以外，還出現一些熱液附屬礦物—螢石、黃鐵礦、鞍狀白云石、石英等。高石梯—磨溪地區燈影組熱液白云石化作用和熱液白云巖在地球化學上有明顯的標志。熱液白云巖含有較高的Mn，通常具有較強的陰極發光性(紅色發光)，早期白云巖因含較低的Mn通常不發光或發光暗淡。熱液白云巖比早期白云巖具δ18O和δ13C負異常(圖10)，并含有較高的87Sr/86Sr比值。相對低Mn偏正的δ18O和δ13C以及低的87Sr/86Sr比值表明，早期白云巖是在近地表條件下形成的;相對高Mn偏負的δ18O和δ13C，以及高的87Sr/86Sr比值表明熱液白云巖是在埋藏條件下發生白云石化(上述地球化學特征見下文)。一些研究者認為這種深沉積盆地的沉積低溫熱液活動通常是與基底斷裂活動有關[20]。在基底斷層作用下熱液沿著基底斷層面向上流動，在沉積物覆蓋的界面附近的構造洼地(Sag)的膨脹角礫帶內產生熱液白云石化作用。熱液白云石化作用交代母巖可以是石灰巖也可以是欠穩定的早期白云巖[27]。在洼地的膨脹角礫內有時可以見到來自上覆正在沉積的內部沉積物。Packardetal.[28]通過對這些內部沉積物研究來確定基底斷層活動時間和基底斷層活動時上覆沉積物覆蓋層的厚度，他通過研究阿爾伯達Tangent油田、Eaglesham油田泥盆系Wabamum組、famennian組熱液白云巖膨脹角礫內部沉積物的微體化石所代表的時間來限制熱液白云石化作用時基底斷層活動時間上限和上覆沉積物的厚度。根據北美地區熱液白云巖研究，通常基底斷層活動時上覆沉積物的厚度大約為500～2 000 m左右。在高石梯—磨溪地區，洼地的膨脹角礫的內部沉積物中有海綿骨針(圖7)。據研究，這些鈣質海綿骨針所代表的時間是奧陶系以后[29-30]。這就是說基底斷層引起的深沉積盆地的熱液活動時間大約是在晚古生代沉積作用時期。

該區成巖作用研究表明，構造控制熱液白云石化作用產生的晶間孔，溶孔，裂縫孔，它們疊加在喀斯特化的孔隙基礎上，使儲層的孔隙度和滲透率得到進一步改善。在熱液白云石化作用地區多為高產井(百萬立方米/日—數十萬立方米/日)，缺乏熱液白云石化作用地區多為低產區(幾萬立方米/日，或更低)。看來熱液白云石化作用是該地區高產的重要因素。

1.6 埋藏成巖作用——碳氫生成、運移、聚集及熱裂解

燈影組構造控制的熱液白云石化作用發生在喀斯化作用之后上覆晚古生代沉積物層的厚度不超過2 000 m的時期(見上文)。熱液白云石化作用之后，由于上覆沉積物覆蓋層不斷加厚，當達到燈影組白云巖層的油源巖下寒武統筇竹寺組達到碳氫成熟階段時，在油氣生成、運移和聚集時期，孔隙流體具有酸性特征，會對孔隙底質的碳酸鹽礦物、鞍狀白云石膠結物、方解石膠結物以及基質白云石產生溶解作用和溶解擴大的孔隙(圖8)。最后在油熱裂解階段部分或大部分被焦瀝青充填，剩余的孔隙就是燈影組白云巖熱液儲集相的有效空間。此階段顯示出碳酸鹽礦物或白云巖基質的港灣形彎曲和和焦瀝青之間的直接接觸(圖8)。這種孔隙中的港灣形彎曲代表碳氫成熟時運移流體的酸性侵蝕作用。其后的焦瀝青充填代表油的熱裂解作用和隨后的天然氣充填剩余孔隙。

2 燈影組成巖作用及其地球化學特征

從燈影組上述成巖變化不難看出，燈影組碳酸鹽巖具有鮮明的巖石學特征。然而，從地球化學方面資料上看，這些成巖變化還顯示出明顯的地球化學標記。

2.1 燈影組海水膠結物和海水的碳、氧同位素值

地質歷史中海水的碳和氧穩定同位素值是不能直接進行測定的，但可以通過對海水膠結物或通過成巖變化最小的無脊椎動物化石的碳和氧同位素值來估算當時海水穩定同位素碳和氧值。因為海洋膠結物是從海水中沉淀的，無脊椎動物是從海水中吸取CaCO3的。因此它們在某種程度上反映海水的碳和氧穩定同位素值。然而，海水膠結物沉淀是一種化學反應，無脊椎動物生長是一種生物—化學反應，無機化學作用和生物化學作用發生時，海水的穩定同位素碳和氧值會有一定的同位素分餾作用。這樣它們所代表的海水碳和氧穩定同位素值就會有一個差值，但是這個差值很小，可以忽略不計。然而，顯生代有無脊椎動物，前寒武紀沒有鈣質生物存在，所以采用化石方式測定晚前寒武紀海水的穩定同位素碳和氧值是無法進行的，但是晚前寒武系碳酸鹽巖有海水膠結物，可以通過測定海水膠結物方式對晚前寒武紀海水的氧和碳穩定同位素值進行測定。Fairchildetal.[31]、Zempolich[21]對北美晚前寒武紀海水進行測定后指出，晚前寒武紀海水的穩定同位素碳值為+5‰～+7‰(δ13C),穩定同位素氧值為-0.5‰～+0.9‰(δ18O)。震旦系燈影組碳酸鹽巖時代與該時代相當都屬晚前寒武紀。所以，該值可以代表燈影組碳酸鹽沉積時海水膠結物和海水的穩定同位素碳和氧值。黃志誠等[24]對震旦紀燈影組海水碳和氧穩定同位素值進行過估算，其值分別為+4.43‰(δ13C)，-0.62‰(δ18O)。基于Yangetal.[32]在三峽地區測定的資料估算的海水碳和氧穩定同位素值分別為：+5.08‰(δ13C)、-2.16‰(δ18O)。根據Yangetal.[32]估計的海水的C，O同位素值比黃志誠測定的海水C，O同位素值要偏負，黃志誠等[24]的海水的C，O同位素值比Fairchildetal.[31]估計的海水的C，O同位素值要偏負。由于測定誤差(灰巖→白云巖)，本研究利用Fairchildetal.[31]估計的海水的C，O同位素作為燈影組海水的碳氧同位素值。

圖7 洼地內膨脹角礫帶的內部沉積物A.角礫為棱角狀具有晶粒結構(>50 μm)，角礫間充填內部沉積物，有海綿骨針，分散在內部沉積物中。高石1井，4 956.0 m，單偏光顯微照片；B.在一些鑄模孔內，也有海綿骨針。樂山沙灣范店鄉，單偏光顯微照片。Fig.7 Ordovician spongy needle in internal sediments (plain light)

圖8 碳氫產生、遷移和聚集時期的溶解作用和熱裂解作用A，B.疊層石紋理白云巖。構造熱液作用下，隱晶(1～3 μm)—泥晶(3～5 μm)基質發生新生變形作用和重結晶作用，晶體的粒度增加50～100 μm，結構不均勻，照片中還可見原生組構的殘余(左上)，熱液溶孔有鞍狀白云石膠結物充填。由于碳氫演化階段流體的溶解作用，在溶孔中使鞍狀白云石膠結物發生侵蝕呈港灣狀彎曲，隨后被瀝青充填，磨溪9井，燈四段，井深5 047.7 m，單偏光顯微照片；C，D.疊層石紋理白云巖。白云巖基質中熱液作用產生的新生變形作用和重結晶作用晶體變粗(隱晶泥晶1～3 μm、3～5 μm)變成50 μm的粉晶白云石巖。孔隙中鞍狀白云石有進一步溶解作用，隨后被瀝青充填，這是碳氫產生階段的溶解作用，焦瀝青是油熱裂解的產物；C.高石1井，燈四段，5 078.98 m，單偏光顯微照片；D.顆粒云巖，磨溪9井5 047.7 m，單偏光顯微照片。Fig.8 Dissolution in production of C and H, pyrobitumen filling in oil pyrolysis

如果震旦紀(晚前寒武紀)海水和海水膠結物的穩定同位素值為+5‰～+7‰(δ13C)和-0.5‰～+0.9‰(δ18O)[21,31]，那么估計的燈影組碳酸鹽沉積物(文石和高Mg方解石)，應該在虛線分布范圍內，要比海水偏負一些(圖9)。因為無機或有機化學沉淀的同位素分餾，所以它們略微要比海水的穩定同位素氧和碳略為要偏低一點。文石和Mg方解石沉積物的早期白云石化作用，產生早期白云巖，因為白云石化作用結果，這些早期白云巖比文石和Mg方解石的穩定氧、碳同位素進一步偏負。然而早期白云巖的穩定同位素碳保持大致不變的條件下，穩定同位素氧的值發生較大變化——從接近-2‰變化到-7.5‰(圖10)。這是埋藏成巖作用過程中溫度的增加(地熱增溫率)、同位素熱的分餾作用造成的，但熱的同位素分餾作用對穩定同位素碳影響不大[33]。構造控制的熱液白云石化作用形成的熱液白云巖的δ18O值為-6.5‰～-12.43‰、δ13C從接近+2.5‰變化到-2.64‰，這是流體的成分變化(深沉積盆地熱液流體—海水)造成δ13C的偏負(圖10)。

圖9 晚前寒武紀(燈影組)海水的碳和氧穩定同位素方框為Faichild et al.[31](1987)測定海水碳和氧同位素變化范圍+5～+7‰(δ13C)；-0.5～+0.9(0.9)‰(δ18O)。黃志誠等[24]和Yang et al.[32]資料測出燈影組海水的碳和氧同位素值，接近Faichild et al.[31]。黃志誠等[24]把燈影組白云巖看成是原生的，沒有校正文石+Mg方解石交代白云巖的分餾作用，所以他們的海水值略微偏負。淺綠色箭指向為燈影組碳酸鹽巖成巖作用中C，O同位素變化方向(溫度、大氣水)。M為燈影組海相碳酸鹽沉積物(文石+Mg方解石)的碳和氧同位素分布。Fig.9 Isotopic composition for sea water in pre-cambian Dengying Formation

2.2 早期白云石化和晚期熱液白云石化碳、氧同位素地球化學特征

燈影組近地表成巖環境中的早期白云石化作用和埋藏成巖環境中的構造控制的熱液白云石化作用在巖石學特征方面有較大差異(圖 10)。這兩種白云石化作用在地球化學上也有明顯不同的特征。

近地表下海水孔隙流體交代文石和Mg方解石質的燈影組碳酸鹽沉積物形成早期白云巖，其δ18O同位素值大約為-2‰左右，δ13C變化范圍在+3‰左右(變化范圍為+1.8～+3.8‰)(圖10)。早期白云巖在埋藏作用過程中，由于地熱增溫率的熱作用下δ18O值由-2變化到-6.15‰。但這種熱作用對δ18O影響比較大，而對δ13C影響比較小，其分布范圍大致不變[33]。當經歷過重結晶作用后的早期白云巖，在構造控制的熱液流體作用下要發生熱液白云石化(新生變形作用和重結晶作用)，早期白云巖的δ18O值由-7‰變化到-12‰。δ13C值由+3.8‰變化到-0.5%，個別鞍狀白云石達到-2.1‰。在熱液作用下，這種δ13C的變化不是熱作用而是由于沉積的低溫熱液的δ13C值與早期白云巖的孔隙流體的δ13C值的差異造成的。

2.3 早期白云石化和晚期熱液白云石化Sr同位素地球化學特征

燈影組碳酸鹽巖鍶穩定同位素值的變化不但可以反應海水的鍶的穩定同位素值特征，與此同時，鍶同位素值變化還可以反應燈影組碳酸鹽沉積物的成巖作用(圖11)。

通常地球化學家把87Sr/86Sr比值用來表示穩定同位素鍶的地球化學特征。87Sr和86Sr這兩種鍶在穩定同位素成因上是不一樣的，也就是說是不同來源的。87Sr是放射性成因，是87Rb放射性衰變形成的，其衰變期接近500億年。相反，86Sr為非放射性成因。天然的87Rb是放射性同位素，經過核裂變轉變成穩定同位素87Sr。地殼的結晶分異作用會造成高Rb的含量，它們很容易交代K長石和黏土礦物中的K。這就造成花崗巖、閃長巖以及長石巖組成的老的硅鋁酸鹽巖地殼中富含Rb。大陸殼富含Rb會造成地幔中Rb的相對減少。所以地幔硅鐵巖中具有相對低的87Sr/86Sr比值(0.05)。相反大陸殼有相對高的87Sr/86Sr比值(0.76)[34]。

圖11 燈影組碳酸鹽穩定同位素鍶的分布紅色來自三峽地區的樣品，藍色來自川西南地區的樣品。數字2～10為加拿大西部和美國東部古生代白云石的資料87Sr/86Sr比值。Fig.11 87Sr/86Sr isotopic composition of Dengying Dolomite

鑒于碳酸鹽為海相沉積物，故其從海水中獲得鍶元素。海水中的鍶穩定同位素有兩種來源：大陸殼和中洋脊玄武巖和海底的裂開，海水同它們之間發生反應。大陸老地盾中的火成巖、變質巖、硅鋁質巖侵蝕硅質碎屑巖的侵蝕作用提供放射性87Sr進入到海水中。中洋脊玄武巖和海水發生反應把非放射性鍶提供到海水中。在地質時期由于造山運動和海底擴張造成這兩種供應來源的鍶發生變化，這就造成海水鍶同位素周期性變化。但在一個地質時期海水鍶同位素87Sr/86Sr比值可以大致看成是相對恒定的。顯生代各地質時期鍶穩定同位素已經有人進行過測定。然而，前寒紀海水的鍶變化還沒有進行過系統測定[34]。

燈影組碳酸鹽巖穩定同位素鍶87Sr/86Sr比值變化很大(圖11)。這種變化是由于燈影組碳酸鹽沉積物的成巖變化引起的。灰巖的87Sr/86Sr比值最低(0.708 4)，雖然，它不能代表前寒武紀海水的87Sr/86Sr比值，但接近海水的87Sr/86Sr比值。海水的87Sr/86Sr比值應當比這個值更低，但它是接近正常海水的87Sr/86Sr比值。燈影組早期白云巖的87Sr/86Sr比值為0.708 4～0.708 9。早期白云巖鍶同位素比值中有放射性Sr,這種Sr同位素變化是由于埋藏作用過程中有放射性87Sr進入有關，晚期熱液白云石的87Sr/86Sr比值為0.709 7～0.713 2，比早期白云石有更高的放射性鍶。這種高的放射性87Sr和87Sr/86Sr比值變化是構造控制的沉積低溫熱液流體和地層水混合的結果。

2.4 燈影組碳酸鹽巖的陰極發光與成巖作用變化

雖然許多礦物在陰極射線下都具有不同的發光性，然而，碳酸鹽礦物比其他礦物更具有特色，更容易識別。在許多情況下，方解石和白云石具有黃色—紅色發光。但有時方解石和白云石也可以具有不發光性[35]。一些研究者認為這是由于Mn2+離子在碳酸鹽礦物中富集的緣故，它們的含量可以從幾個μg/g到整個碳酸鹽礦物的1%。然而在方解石和白云石中，還有另外一種陽離子Fe2+的存在。Fe2+往往會使Mn2+存在的發光發生猝滅。在人工合成的方解石內，Fe2+濃度可以達到200 μg/g，但只要有15 μg/g的Mn2+就可以呈現發光性[36]。這就表明，雖然Fe2+具有猝滅劑作用，但在某種條件下它并不能夠使Mn2+發光性完全猝滅。從碳酸鹽礦物在陰極射線下的發光性來看，有微量元素Mn2+存在，礦物具有發光性(luminescence);沒有Mn2+存在，礦物具有不發光性(non-luminescence)。由于Fe2+離子的存在，可以使Mn2+發光性減弱，直至發光性變得極為微弱，一般稱為暗淡發光(dull-luminescence)。

震旦系燈影組碳酸鹽巖的陰極發光測試資料顯示在圖12中。怎么正確地解釋這些資料？它們與燈影組碳酸鹽巖的成巖作用有何關系？

一些研究者對碳酸鹽沉積物和碳酸鹽巖的礦物在陰極射線下的發光性的地球化學原理作過不同程度的解釋[37-38]。淺海碳酸鹽是在淺水中形成的，海水處于氧化條件。Mn離子處于高價狀態，所以沉積作用過程中形成的碳鹽酸鹽礦物，高價Mn離子是不能進入到碳酸鹽晶格中。因此，沉積碳酸鹽礦物多具有不發光的特征。然而，當碳酸鹽沉積物被上覆沉積物覆蓋進入到埋藏成巖環境中，這些巖石的沉積組構表現出的不同程度發光性，是沉積物成巖作用的表現(圖12)。早期海水膠結物形成時，處于近地表早期成巖環境。孔隙水是海水并處于氧化環境。Mn離子處于高價狀態，不能進入海水膠結物中，所以海水膠結物通常也是不發光的。但是埋藏環境下，孔隙水處于還原狀態，Mn處于二價狀態，所以埋藏膠結物，可以有不同程度的陰極發光(圖13)。

大規模的白云巖都是交代成因。近地表環境下早期成巖作用過程中有蒸發作用的準同生白云石化作用、蒸發回流白云石化作用以及混合水白云石化作用。由于氧化環境下Mn處于高價狀態，不能進入到白云石化的白云石晶格中，所以這些早期白云石通常具有不發光性的特征。然而，埋藏條件下孔隙流體處于還原狀態，Mn離子通常處于二價狀態，埋藏白云化作用時Mn2+可以進入到埋藏白云石晶格中。所以埋藏白云巖具有不同的發光性。然而早期白云巖進入到埋藏條件下時要發生重結晶作用。因為孔隙流體處于還原狀態，Mn離子處于二價狀態，它們可以進入到重結晶作用的早期白云巖中。這種類型的早期白云巖也可以具有一定的發光性。但是部分研究者認為，這種白云巖往往殘留有早期白云巖中不發光白云石的殘余(圖12C，D)[39-40]。

圖12 燈影組早期白云巖和晚期熱液白云巖的陰極發光性A.隱晶白云巖，單偏光顯微照片；B.陰極發光顯微照片，具有不發光性。這是早期白云巖特征；A，B.安平1井，5 034 m；C.微晶白云巖，單偏光顯微照片；D.陰極發光顯微照片，介于不發光與極強的紅色發光性之間，這是過渡白云巖特征，高石1井，4 978 m；E，為晶粒白云巖(>50 μm)，單偏光顯微照片；F.陰極發光顯微照片，極強的紅色發光性。這是晚期熱液白云巖特征，高石1井，4 959 m。Fig.12 CL thin-section photomicrographs

圖13 燈影組膠結作用的發光性A，B.海水纖狀膠結物不具有發光性，樂山沙灣范店鄉剖面；C，D.鞍狀白云石具有帶狀發光性，晶體生長過程中，流體成分變化，磨溪9井，井深5 444.55 m。Fig.13 CL thin-section photomicrographs

燈影組的早期白云石化作用形成的隱晶白云石基質雖然經歷埋藏成巖作用，但是它的隱晶結構和不發光特征仍然存在(圖12A，B)。一些研究者認為，保存早期白云巖不發光特征的殘余是證明白云巖重結晶和新生變形作用的鑒定標志[40]。

埋藏環境中構造控制的熱液作用下早期白云巖要發生新生變形作用和重結晶作用(圖12C，D)，此時白云巖的陰極發光性有重要變化，由不發光—部分發紅光—完全發紅光，晶體由隱晶或泥晶變成粉晶(1～3 μm或3～5 μm變為大于50～200 μm)。燈影組熱液白云巖的晶粒結構或者說熱液白云石化作用是由于早期白云石在熱液作用下的新生變形作用(物質組分調整—交代)和重結晶作用(晶粒變大)的結果。

燈影組碳酸鹽巖的發光性不但可以反映早期白云石化作用和晚期熱液白云石化作用交代的特征，與此同時還可以反映燈影組成巖過程中膠結作用的特征。早期纖狀海水膠結物，仍然保持其海水膠結物的不發光特征(圖13)。然而，沉積物顆粒在熱液作用下已經發生不同程度上的新生變形作用和重結晶作用而具有不均勻的發光性(圖13A顆粒中泥晶就具有發光的不均勻性)。

埋藏環境下，熱液白云石化使早期白云巖發生重結晶作用和新生變形作用，與此同時也有膠結作用發生，典型礦物即鞍狀白云石、白云石、方解石膠結物。還原狀態下Mn2+離子可以進入到這些膠結物的晶格中，這些礦物因此通常具有不同的發光性(通常發紅光)。由于晶體生長過程中流體離子濃度變化，許多鞍狀白云石膠結物還具有帶狀發光性的特征(圖13C，D)。

燈影組碳酸鹽巖上述地球化學標記與它的成巖變化的巖石學特征是完全一致的。地球化學的資料進一步論證了燈影組碳酸鹽沉積物成巖變化的巖石學特征。

上文討論燈影組碳酸鹽沉積物和巖石主要成巖作用的巖石學特征和地球化學標志時已經注意到，主要成巖作用反應取決于巖石(沉積物)/水(流體)互相的作用。沉積物或巖石這一因素及其巖石學特征、地球化學特征業已做過討論，現就成巖反應過程中的另一個重要因素——孔隙流體進行討論。

3 燈影組碳酸鹽成巖作用過程中孔隙流體的演化

燈影組碳酸鹽沉積物的成巖作用變化和孔隙流體的演化如圖14所示。從圖中不難看出沉積物沉積時，孔隙流體是海水。沉積環境和相研究資料表明，該地區西南的長寧一帶燈影組有很厚的蒸發鹽沉積(石鹽和硬石膏)，顯示出干燥氣候沉積環境的特征。這就是說沉積物中孔隙流體是蒸發海水，在碳酸鹽臺地上，海水蒸發達到石鹽的過飽和的程度。這種海水在近地表成巖環境下，在原生的粒間孔和層狀晶洞孔中首先經歷海水膠結作用，并形成纖狀膠結物。當海平面處于低水位時期，高能帶的鮞粒灘和核形石顆粒灘部分暴露在大氣水成巖作用下，從而發生大氣水的溶解作用和大氣水方解石的膠結作用。隨后進入到早期白云石化作用過程中，顯然早期白云石化作用交代的流體是海水，這點從早期白云石的C，O同位素中得到證實。近地表條件下遺留下來的孔隙流體顯然是海水或經過海水膠結作用、大氣水溶解和沉淀作用以及早期白云石化作用后修飾過的含鹽海水。

在燈影組碳酸鹽地層進入到埋藏環境后整體上升，經歷表生成巖作用，受到侵蝕和喀斯特化作用。

在表生成巖(tpigenesis)作用階段，在燈影組早期白云巖層中留下許多遺跡：溶孔、溶洞、洞穴角礫塌陷，以及大量葡萄花邊膠結物。這些遺跡表明，受到過修飾含鹽海水性質的地層水受到淡水的修飾(很有可能還有部分鹽巖的溶解)，是一種受到淡水修飾的海水演化的地層水。當上覆早古生代海水沉積物覆蓋時，有早古生代海水侵入，使地層水又具有海水性質的地層水的基本特征。

在構造控制熱液白云石化階段，儲層中孔隙流體有來自深沉積盆地的沉積低溫熱液流體，它們會對海水特性的地層水進行修飾。在鞍狀白云石的碳和氧同位素資料中可以看出，除了氧同位素偏負外，還有碳的同位素也比早期白云石偏負。這種偏負不會是溫度效應而是熱液流體與早期白云巖碳同位素的差異引起的。這就表明，熱液流體的進入，和熱液流體白云石化對地層孔隙流體的修飾作用。

已經知道，燈影組的烴源巖來自下寒武統筇竹寺組。當上覆沉積物加厚，達到碳氫生成運移、以及聚集階段時，將會對地層水流體產生修飾作用，燈影組孔隙流體變成一種偏酸性流體流體流過燈影組碳酸鹽儲層的孔洞層時，必然對白云巖有一個溶解作用。充填儲層孔洞的焦瀝青與白云石膠結物和基質間有港灣型彎曲接觸，這就代表碳氫運移和聚集時期，地層流體的溶解作用。

圖14 燈影組孔隙流體演化的概略圖燈影組碳酸鹽沉積物在主要成巖作用過程中孔隙流體的變化：海水和修飾海水—淡水修飾過的地層水—熱液修飾過的地層水—碳氫生成、運移、聚集修飾過地層水(酸性)—油熱裂解期(瀝青充填)地層水—現今地層水Fig.14 The evolution of pore fluid in Dengying Formation

孔洞中充填的焦瀝青是油的熱裂解的產物。它顯示出油氣生成、運移、聚集之后，發生過熱裂解到氣藏的形成。鉆井中提取的水樣，即熱裂解修飾過的地層水。

地層水樣Mg和Ca大致分布在蒸發海水線的范圍附近(圖15)。這就說明現今地層水是由蒸發海水演變過來的。該結論與沉積學資料，即燈影組含有石鹽和硬石膏的資料是一致的。但地層水Ca2+含量比蒸發海水線要高，而Mg2+的含量卻比蒸發海水線要低,這怎么來解釋呢？據一些研究者指出，這是白云石化作用造成的[41]。這就是說燈影組碳酸鹽沉積物和巖石在成巖作用過程中發生過白云石化作用。白云石化作用時，蒸發海水孔隙流體中的Mg2+進入到白云石晶格中，而沉積物或巖石中的Ca2+被取代進入到蒸發海水孔隙流體中。這就會造成孔隙流體中Mg2+的減少和Ca2+的增加。所以，白云石化作用后的蒸發海水孔隙流體的Br-Ca分布圖上，水的樣品投影在海水蒸發線之上。而在Br-Mg關系圖上，水的樣品投影在海水蒸發線之下(圖15)。水的地球化學記錄與燈影組的成巖作用特征是完全一致的，成巖作用過程中的確發生過白云石化作用。從圖16中還可以看出，燈影組不但發生過白云石化作用，而且，地層水資料還證實現今的地層水是發生過白云石化的地層水，并且現在還具有白云石化的潛力[42]。

圖15 燈影組現今地層水Br-Ca(a)和Br-Mg(b)關系圖磨溪22井，51井，高石1井(圖中：藍色的數據點來自Stueber et al.[41])Fig.15 Ca-Br and Mg-Br relation in formation water from Dengying dolomite

圖16 燈影組地層水的log(Ca2+/Mg2+)與溫度關系圖磨溪22井，51井，高石1井。(圖中：藍色區域內的數據點來源于Broomhall et al.[42])Fig.16 Ca/Mg and temperature polt for Dengying Formation water

現今地層水含有比蒸發海水相對高的Ca2+和相對低Mg2+，這是成巖作用過程中白云石化作用留下的蹤跡。

4 結論

川中高石梯—磨溪地區燈影組碳酸鹽巖的成巖變化主要是：海水膠結作用、顆粒灘的大氣水溶解和沉淀作用、早期白云石化作用、表生成巖環境的喀斯特化作用、熱液白云石化作用和MVT礦化作用以及深埋過程中C和H生成產生的溶解作用和油熱裂解產生的焦瀝青充填作用。巖石學和地球化學資料顯示出沉積物堆積時孔隙流體為蒸發到石鹽飽和度的蒸發海水成分的流體，在沉積物的成巖作用過程中受到過大氣水和深沉積盆地熱液流體以及油氣生成和聚集過程中偏酸性流體的影響。

References)

[1] 徐春春，沈平，楊躍明，等. 樂山—龍女寺古隆起震旦系—下寒武統龍王廟組天然氣成藏條件與富集規律[J]. 天然氣工業，2014，34(3)：1-7. [Xu Chunchun, Shen Ping, Yang Yueming, et al. Accumulation conditions and enrichment patterns of natural gas in the Lower Cambrian Longwangmiao Fm. reservoirs of the Leshan-Longnüsi Paleohigh, Sichuan Basin[J]. Natural Gas Industry, 2014, 34(3): 1-7.]

[2] 馮明友，強子同，沈平，等. 四川盆地高石梯—磨溪地區震旦系燈影組熱液白云巖證據[J]. 石油學報，2016，37(5)： 587-598.[Feng Mingyou, Qiang Zitong, Shen Ping, et al. Evidences for hydrothermal dolomite of Sinian Dengying Formation in Gaoshiti-Moxi area, Sichuan Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2016, 37(5): 587-598.]

[3] 張長青，李向輝，余金杰，等. 四川大梁子鉛鋅礦床單顆粒閃鋅礦銣—鍶測年及地質意義[J]. 地質論評，2008，54(4)：532-538. [Zhang Changqing, Li Xianghui, Yu Jinjie, et al. Rb-Sr dating of single sphalerites from the Daliangzi Pb-Zn deposit, Sichuan, and its geological significances[J]. Geological Review, 2008, 54(4): 532-538.]

[4] Schroeder J H. Submarine and vadose cements in Pleistocene Bermuda reef rock[J]. Sedimentary Geology, 1973, 10(3): 179-204.

[5] James N P, Choquette P W. Diagenesis No. 9. Limestones-The meteoric diagenetic environment[J]. Geoscience Canada, 1984, 11(4): 161-194.

[6] Matthews R K. A process approach to diagenesis of reefs and reef associated limestones[C]//Laporte L F. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists: Reefs in Time and Space. Special Publication, 1974, 18: 234-256.

[7] Saller. Diagenesis of Cenozoie Limestone on Enewetak Atoll[M]. Baton Rouge, Luisiana: Louisiana State University, 1984: 363.

[8] Moore C H. Regional patterns of diagenesis, porosity evolution, and hydrocarbon production, Upper Smackover of Gulf rim[J]. AAPG Bulletin, 1984, 68(9): 1217.

[9] Moore C H. Carbonate Diagenesis and Porosity[M]. Amsterdam, The Netherlands: Elsevier, 1989: 338.

[10] Land L S. Limestone diagenesis-some geochemical considerations[M]//Mumpton F A. Studies in Diagenesis. U.S. Geological Survey Bulletin, 1986: 129-137.

[11] Scoffin T P. An Introduction to Carbonate Sediments and Rocks[M]. New York: Chapman and Hall, 1987.

[12] Zenger D H. Comments and Reply on ‘precambrian dolomites: petrographic and isotopic evidence that they differ from Phanerozoic dolomites’[J]. Geology, 1982, 10(12): 662-666.

[13] Shinn E A. Submarine lithification of Holocene carbonate sediments in the Persian gulf[J]. Sedimentology, 1969, 12(1/2): 109-144.

[14] Halley R B, Harris P M. Fresh-water cementation of a 1, 000-year-old Oolite[J]. Journal of Sedimentary Research, 1979, 49(3): 969-987.

[15] Budd D A. Dissolution of high-Mg calcite fossils and the formation of biomolds during mineralogical stabilization[J]. Carbonates and Evaporites, 1992, 7(1): 74-81.

[16] Moore C H, Chowdhury A, Heydari E, et al. Variation of ooid mineralogy in Jurassic Smackover limestones as control of ultimate diagenetic potential[J]. AAPG Bulletin, 1986, 70(5): 622-628.

[17] Tucker M E. Precambrian dolomites: petrographic and isotopic evidence that they differ from Phanerozoic dolomites[J]. Geology, 1982, 10(1): 7-12.

[18] Bose P K. Penecontemporaneous dolomitization in the Precambrian Bhander Limestone, Rajasthan, India-a petrographic attestation[J]. Geologische Rundschau, 1979, 68(2): 680-695.

[19] Fairchild I J. Sedimentation and origin of a late Precambrian "dolomite" from Scotland[J]. Journal of Sedimentary Research, 1980, 50(2): 423-446.

[20] Zempolich W G, Wilkinson B H, Lohmann K C. Diagenesis of late Proterozoic carbonates; the beck spring dolomite of eastern California[J]. Journal of Sedimentary Research, 1988, 58(4): 656-672.

[21] 王士峰，向芳. 資陽地區震旦系燈影組白云巖的成因研究[J]. 巖相古地理，1999，19(3)：21-29. [Wang Shifeng, Xiang Fang. The origin of the dolostones from the Sinian Dengying Formation in the Ziyang area, Sichuan[J]. Sedimentary Facies and Palaeogeography, 1999, 19(3): 21-29.]

[22] 方少仙，侯芳浩，董兆雄. 上震旦統燈影組中非疊層石生態系蘭細菌白云巖[J]. 沉積學報，2003，21(1)：96-105. [Fang Shaoxian, Hou Fanghao, Dong Zhaoxiong. Non-stromatoltite ecologic system cyanobacteria dolostone in Dengying Formation of Upper-Sinian[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2003, 21(1): 96-105.]

[23] 黃志誠，陳智娜，楊守業，等. 中國南方燈影峽期海洋碳酸鹽巖原始δ13C和δ18O組成及海水溫度[J]. 古地理學報，1999，1(3)：1-7. [Huang Zhicheng, Chen Zhina, Yang Shouye, et al. Primary δ13C and δ18O values in marine carbonates and the sea water temperature of Dengyingxia age in South China[J]. Journal of Palaeogeography, 1999, 1(3): 1-7.]

[24] 雷懷彥，朱蓮芳. 四川盆地震旦系白云巖成因研究[J]. 沉積學報，1992，10(2)：69-78. [Lei Huaiyan, Zhu Lianfang. Study of origin of the Sinian algal and nonalgal dolomitites in Sichuan Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 1992, 10(2): 69-78.]

[25] 朱同興，黃志英. 地質記錄中的海水白云巖化作用[J]. 巖相古地理，1993，13(5)：16-26. [Zhu Tongxing, Huang Zhiying. Seawater dolomitization in geologic records[J]. Sedimentary Facies and Palaeogeography, 1993, 13(5): 16-26.]

[26] Feng Mingyou, Wu Pengcheng, Qiang Zitong, et al. Hydrothermal dolomite reservoir in the Precambrian Dengying Formation of central Sichuan Basin, southwestern China[J]. Marine and Petroleum Geology, 2017, 82: 206-219.

[27] Smith L B Jr, Davies G R. Structurally controlled hydrothermal alteration of carbonate reservoirs: introduction[J]. AAPG Bulletin, 2006, 90(11): 1635-1640.

[28] Packard J J, Jansonius J. An application of conventional biostratigraphy, biofacies analysis and clay mineralogy to the dating of mississippian-age hydrothermal dolomites, Wabamun formation, NW Alberta[M]//Western Canadian and International Expertise[Program book with expanded abstracts]. CSPG, 1994: 303-303.

[29] 戴勇定. 生物礦物學[M]. 北京：石油工業出版社，1994. [Dai Yongding. Biomineralogy[M]. Beijing: Petroleum Industry Press, 1994.]

[30] Flügel E. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application[M]. Berlin Heidelberg: Springe-Verlag, 2004.

[31] Fairchild I J, Spiro B. Petrological and isotopic implications of some contrasting Late Precambrian carbonates, NE Spitsbergen[J]. Sedimentology, 1987, 34(6): 973-989.

[32] Yang Jiedong, Sun Weiguo, Wang Zongzhe, et al. Variations in Sr and C isotopes and Ce anomalies in successions from China: evidence for the oxygenation of Neoproterozoic seawater[J]. Precambrian Research, 1999, 93(2/3): 215-233.

[33] Allan J R, Wiggins W D. Dolomite Reservoirs-Geochemical Techniques for Evaluating Origin and Distribution[M]. AAPG Continuing Education Course Note Series. No. 36. Tulsa: AAPG, 1993.

[34] Veizer J. Strontium isotopes in seawater through time[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1989, 17(1): 141-167.

[35] Walker G, Burkey S D. The application of spectroscopic techniques to the study of CL in sedimentary carbonate and quartz: abstracts[C]//Annual Meeting GAC/MAC. Vaneouver, 1990, 15: A136.

[36] Mason R A, Mariano A N. Cathodoluminescence activation in manganese-bearing and rare earth-bearing synthetic calcites[J]. Chemical Geology, 1990, 88(1/2): 191-206.

[37] Machel H G. Cathodoluminescence in calcite and dolomite and its chemical interpretation[J]. Geoscience Canada, 1985, 12(4): 139-147.

[38] Reeder R J, Prosky J L. Compositional sector zoning in dolomite[J]. Journal of Sedimentary Research, 1986, 56(2): 237-247.

[39] Montanez I P, Read J F. Fluid-rock interaction history during stabilization of early dolomites, Upper Knox Group (Lower Ordovician), U.S. Appalachians[J]. Journal of Sedimentary Research, 1992, 62(5): 753-778.

[40] Mazzullo S L. Geochemical and neomorphic alteration of dolomite: a review[J]. Carbonates and Evaporites, 1992, 7(1): 21-37.

[41] Stueber A M, Walter L M. Origin and chemical evolution of formation waters from Silurian-Devonian strata in the Illinois basin, USA[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1991, 55(1): 309-325.

[42] Broomhall R W, Allan J R. Regional caprock-destroying dolomite on the middle Jurassic to early cretaceous Arabian shelf[J]. SPE Formation Evaluation, 1987, 2(4): 435-441.

The Evolution of Carbonate Sediment Diagenesis and Pore Fluid in Dengying Formation, Central Sichuan Basin

QIANG ShenTao1, SHEN Ping2, ZHANG Jian2, XIA MaoLong2, FENG MingYou1, XIA QingSong1, TAO YanZhong1, XIA ZiQiang1, LIN Yi2

1. Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China 2. Exploration and Development Research Institute of Petrochina Southwest Oil & Gas Field Company, Chengdu 610041, China

s: Samples of core and formation water in Dengying Formation of central Sichuan Basin were studied for petrology and geochemistry in order to understand the evolution of carbonate sediment diagenesis and pore fluids. There are several shallow marine carbonate platforms in Precambian Dengying Formation on the Yang zi mass. It is known that dolomite constitutes an important part of Dengying Formation, which is a major gas reservoir in Sichuan basin. The carbonate sediments in deposition and diagenesis of Dengying stratum were widely influenced by pore space water and diagenetic alteration. Seawater cementation, early meteoric diagenesis(dissolution and precipitation ), epigenetic karstification, structurally controlled hydrothermal dolomitization and MVT(Missipi Valley-Type mineralization),dissolution in production of C and H, pyrobitumen filling in oil pyrolysis occur in the Dengying stratum, in which Karstification and hydrothermal dolomitization play an important role in development of reservoir. The pore space fluids of Dengying strata were widely modified by dolomitization and karstification. Analysed present formation water data suggest this diagenesis exsert an influence on the formation fluids of evaporative seawater. Diagenesis has an influence on reservoir of Dengying Formation, in which karstification and hydrothermal dolomitization play an important role in increase of porosity and permeability.

Analyzed formation water data indicated the evaporated sea water in the Ca-Br and Mg-Br relation. Mg concentrations have been reduced on average compared with evaporated sea water. Ca concentrations have been increased on average compared with evaporated sea water. Some workers believe that this is dolomitization of limestone.

diagenesis; karstification; hydrothermal dolomite; evolution of pore space fluids

1000-0550(2017)04-0797-15

10.14027/j.cnki.cjxb.2017.04.014

2016-06-20； 收修改稿日期： 2016-12-14

國家自然科學基金項目(41202109)；四川省創新訓練項目(201610615054)；中石油西南油氣田分公司勘探綜合研究項目(XNS14JS2013-055)[Foundation: National Natural Science Foundation of China, No. 41202109; Sichuan Innovation Training Project, No. 201610615054; Exploration and Research Project of PetroChina Southwest Oil and Gas Field Branch,No. XNS14JS2013-055]

強深濤，男，1975年出生，講師，石油天然氣勘探及開發，E-mail: qiangshentao@swpu.edu.cn

夏茂龍，男，高級工程師，E-mail: 29037904@qq.com

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