四川盆地东部石炭系古岩溶储层成岩流体:来自流体包裹体、微量元素和C、O、Sr同位素的证据*

文华国 陈浩如 温龙彬 周刚 冯青平 李爽

1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都理工大学，成都 610059

2.成都理工大学沉积地质研究院，成都 610059

3.中国石油西南油气田分公司，成都 610041

4.中国石油西南油气田分公司重庆气矿，重庆 400021

古岩溶作用是指古代地表水和地下水对可溶性岩石的改造过程及由此产生的地表与地下地质现象的总和(Wang and Al-Aasm，2002)，通常可划分为三种不同类型:同生岩溶作用、古风化壳岩溶作用和埋藏岩溶作用(陈景山等，2007;倪新锋等，2009)。油气勘探成果表明，古岩溶型碳酸盐岩储层常形成大型-超大型油气田，因而在油气勘探中占据重要地位。石炭系黄龙组古岩溶储层是四川盆地东部(以下简称川东)最重要的天然气储层类型之一，随着近期川东石炭系深化勘探力度的加大，优质储层特征分析及预测显得愈发重要。近年来，针对该地区石炭系古岩溶特征研究已积累了较丰富的研究成果，大多仅集中在石炭系古表生风化壳岩溶(古喀斯特)储层特征研究(郑荣才等，1996，2008，2009;胡忠贵等，2009;文华国等，2009;张兵等，2011)，而对埋藏岩溶作用及其与储层发育的关系并未引起足够重视;古风化壳岩溶作用和埋藏溶蚀作用被认为是古岩溶储层形成的两个最重要成岩作用(陈学时等，2002)，然而针对研究区石炭系此两类岩溶作用特征及其与储层关系的相关研究仅在早期见有零星报道(王一刚等，1996)，由于受研究手段、资料的完善和认识程度的限制，目前还缺乏通过多种地球化学手段系统地研究川东石炭系两类重要的古岩溶作用改造下的储层发育特征及成岩流体性质，一定程度上制约了储层预测和勘探部署。古岩溶作用是碳酸盐岩储层孔隙系统形成的重要成岩作用之一(Richard et al．，2005;Li et al．，2008;钟怡江等，2011)，流体流动又是影响古岩溶作用的关键因素之一，目前，地球化学实验分析已成为确定碳酸盐岩储层成岩流体性质的重要手段(马永生等，2011;郑荣才等，2010;文华国等，2011;Zhang et al．，2012)，本文在岩石组构分析基础上，结合铁、锰、锶微量元素，碳、氧、锶同位素，以及流体包裹体实验分析，尝试揭示川东石炭系古岩溶储层成岩流体性质、水-岩反应机理、以及与储层发育的关系，为评价和预测储集层和下步天然气勘探目标优选提供地质依据。

图1 四川盆地东部构造分布图Fig．1 Distribution of construction in eastern Sichuan Basin

1 地质背景

图2 川东石炭系埋藏史和成岩演化模式Fig．2 Diagenetic evolution pattern and burial history of Carboniferous in eastern Sichuan Basin

川东地区东起齐岳山，西到华蓥山，北抵大巴山，南达重庆-开隆一线，面积约5.5×104km2，区内自西向东分布有多个北东东-北东向的高陡背斜构造带(图1)。川东石炭系由于受海西运动影响，大部分仅残存上石炭统黄龙组，少数相对低洼部位残存有下石炭统河洲组(C1h)部分地层。相当Moscovian的晚石炭世黄龙期，川东地区位于扬子板块东侧的川鄂克拉通盆地西部，为一个相对封闭的海湾盆地，发育了一套蒸发岩-碳酸盐岩沉积建造，主体不整合超覆在中志留统韩家店组(S2h)浅海陆棚相的暗色泥页岩之上。晚石炭世末期，黄龙组在经历了短暂的浅埋藏成岩期后，受海西早期云南运动构造隆升影响，发生了区域性的大气水淋滤改造，形成顶部的古风化壳及层内的古岩溶体系(郑荣才等，2003，2010;文华国等，2009)，残余地层厚度变化较大，自下而上可划分出3个岩性岩相段:一段(C2hl1)残厚0～20m，以次生晶粒灰岩为主，夹少量膏盐岩、含膏云岩和次生灰质岩溶角砾岩，属萨勃哈沉积;二段(C2hl2)残厚12～50m，为颗粒白云岩、晶粒白云岩和白云质岩溶角砾岩沉积组合，属半局限海湾陆棚亚相静水泥与浅滩微相的沉积组合;三段(C2hl3)残厚0～42m，为微晶灰岩、含颗粒微晶灰岩和微晶颗粒灰岩互层组合，并夹有灰质岩溶角砾岩，属开阔海湾陆棚亚相潮下静水泥和浅滩微相沉积组合(郑荣才等，2010;陈浩如等，2011)。黄龙组沉积后，被上覆地层掩埋后进入再埋藏成岩环境，并经历了印支期、燕山期和喜山期等多期构造作用改造，于局部有利的构造区带可形成古潜山气藏(文华国等，2011)。

2 岩石学特征

参照国家碳酸盐岩成岩阶段划分标准(SY/T 5478—2003)，可将研究区石炭系黄龙组古岩溶型碳酸盐岩储层成岩演化划分为连续的5个阶段:①准同生阶段;②浅埋藏成岩阶段;③古表生期风化壳岩溶阶段;④再埋藏期中-深埋藏成岩阶段;⑤晚期构造抬升成岩阶段(图2)。近期的研究成果也证实，川东石炭系优质古岩溶储层的形成主要受古表生风化壳岩溶作用迭加埋藏岩溶作用共同改造控制(郑荣才等，2010;文华国等，2011)，我们根据碳酸盐岩发生岩溶作用的时间与环境，可将研究区石炭系古岩溶储层划分为古风化壳岩溶岩系和埋藏岩溶岩系两大类。下面分别阐述此两类岩溶岩岩石组构特征，由于非岩溶岩系可作为描述各种地球化学特征的重要参照对比物，也一并纳入讨论。

2.1 古风化壳岩溶岩

(1)岩溶角砾岩(简称Bd)

受海西早期云南运动影响，川东石炭系黄龙组被抬升成为区域性的古表生期大气水渗流-潜流成岩环境，广泛发育古风化壳和层内相应的古岩溶岩体系，岩性为大气水溶蚀作用形成的多孔状颗粒白云岩(图3a)以及充填古岩溶洞穴的岩溶角砾岩，统称Bd岩溶岩，其中90%以上的岩溶角砾岩为白云质岩溶角砾岩，包括角砾支撑白云质岩溶角砾岩(图3b)、基质支撑白云质岩溶角砾岩(图3c)和网缝镶嵌状白云质岩溶角砾岩(图3d)三种类型(郑荣才等，1996)，岩溶角砾岩被认为是识别与古风化壳岩溶作用有关的储层最直观和最重要的岩石学标志(郑荣才等，2003)，在阴极发光下，角砾具弱的发光性，而角砾间充填物具较强的阴极发光性(图3f)。

图3 川东石炭系黄龙组碳酸盐岩常见的岩石组构(a)-亮晶藻砂屑白云岩，发育粒间溶孔，充填粉-细晶淡水白云石(空心箭头)和沥青(Bt)，显微照片(+);(b)-角砾支撑白云质岩溶角砾岩，见大量溶孔(空心箭头)，岩心照片;(c)-基质支撑白云质岩溶角砾岩，岩心照片;(d)-网缝镶嵌状白云质岩溶角砾岩，岩心照片;(e)-次生灰质岩溶角砾岩，泥炭质充填，岩心照片;(f)-网缝镶嵌状白云质岩溶角砾岩，角砾弱发光(空心箭头)，胶结物具较强的阴极发光(空心箭头)，阴极发光照片;(g)-大气水淋滤去白云石化成因的次生晶粒灰岩，方解石晶体保留了白云石晶形(黄色箭头)，晶间充填由地下水携入的外来泥质条带(空心箭头)和石英粉砂(黑色箭头)，染色薄片显微照片(－);(h)-次生细晶灰岩，方解石具极强的发光性，阴极发光照片;(i)-Rd3白云岩，发育晶间溶孔(空心箭头)，孔壁充布沥青(Bt)，显微照片(+);(j)-溶孔状粉晶白云岩，溶孔中充填次生白云石晶体(空心箭头)及自生石英晶体，SEM照片;(k)-Rd1微晶白云岩，发育藻纹层，显微照片(+);(l)-微晶灰岩，染色薄片显微照片(－);(m)-白云质岩溶角砾岩，角砾间充填白云石(实心箭头)和方解石，染色薄片显微照片(+);(n)-砂屑白云岩，溶蚀孔洞中充填粗晶方解石胶结物，显示中等亮度的环带状的阴极发光性，阴极发光照片Fig．3 Common rock fabric of carbonate rocks in Huanglong Formation，Carboniferous in eastern Sichuan

(2)次生灰岩(简称Sl)

随着研究区持续抬升暴露，石炭系黄龙组下部地层中也遭受大气水淋滤溶蚀，形成具去膏去云化成因的次生灰岩(Sl)，包括次生灰质岩溶角砾岩(图3e)和次生晶粒灰岩(图3g)，在阴极发光下具有很强的发光性(图3h)。

古风化壳岩溶岩的发育不仅受岩性影响，同时还明显受到古表生期的岩溶地貌(文华国等，2009)和地下水动力场的分带性控制(郑荣才等，2003)，与储层发育关系最为密切的溶孔颗粒白云岩的面孔率为8%～10%，高的可达16%以上，岩溶角砾岩的面孔率为5% ～8%，以白云质岩溶角砾岩的储集物性为较好;溶孔状颗粒白云岩中或白云质岩溶角砾岩中常见淡水白云石胶结物，具明亮干净和自形程度好等特征，常与淡水方解石共生(图3a)，因数量少，对储层发育无影响。

2.2 埋藏岩溶岩(简称Rd3)

石炭系黄龙组被上覆二叠系煤系地层掩埋后，随埋深加大，由大气水成岩环境进入半封闭状态的中成岩阶段较深的埋藏环境，发生深部溶蚀作用，对储层发育非常有利，常形成溶孔状细晶白云岩(Rd3)，并具有以下特点:①白云石晶体呈半自形-自形菱面体，重结晶作用明显，一般呈细晶结构，表面脏，晶体大小一般为0.08～0.25mm(图3i);②岩石中晶间孔较发育，形态呈三角形或多边形，部分沿晶间孔溶蚀成晶间溶孔，连通性较好，充填沥青质(图3i)，面孔率为7% ～10%;③溶扩和改造后的孔、洞、缝较干净，除了孔壁有沥青外，几乎无外来的充填物;④溶孔中局部会出现异形白云石、石英、方解石、天青石、萤石、黄铁矿、钠长石和沥青等特征的热液矿物充填作用(图3j)，这是深部溶蚀作用的最典型特征(李淳，1999;章贵松等，2000;钟怡江等，2011)。

2.3 非岩溶岩

选取两类非岩溶岩类进行地化样品分析，用作描述和对比岩溶岩系溶蚀过程中地球化学特征变化规律的背景值和参照物，分述如下:

(1)微晶白云岩(简称Rd1)

主要为远离古喀斯特暴露面、发育于黄龙组底部的准同生微晶白云岩(Rd1)，发育藻纹层(图3k)，属萨勃哈环境，白云石晶体小于0.01mm，岩性致密，面孔率普遍＜1%，连通性极差，不利储层发育。

(2)泥-微晶灰岩(简称Ml)

发育于黄龙组上部的正常海相泥-微晶灰岩(Ml)(图3l)，尽管可能遭受了大气水淋滤改造(详见3.2.1节)，但可以代表原始海水特征。

3 地球化学特征

3.1 样品和方法

系统的测试分析样品取自研究区19个含气构造48口钻井石炭系的新鲜岩心，所有样品均以显微镜下的岩石学鉴定分析为依据，地化样品采用美国产MicroMill型号微钻取样仪进行微区取样，尽量避开杂质和胶结物，以保证样品的纯度及其可靠性与代表性，所做的研究包括微量元素，碳、氧、锶同位素和流体包裹体分析等，分析结果详见表1。

Fe、Mn、Sr微量元素分析在中国地质科学院成都矿产综合利用研究所完成，测试仪器为2000DV，检测限0.001%，误差0.002%，检测依据为Y/T 05—1996《ICP广谱法测定》;

C和O同位素分析在中石油西南油气田分公司勘探开发研究院完成，测试仪器为Finigan MAT252气体同位素质谱仪，GBW04406标样的分析误差为0.01%;

Sr同位素测试在油气藏地质及开发工程国家重点实验室完成，测试仪器为MAT262固体同位素质谱仪，87Sr/86Sr测定值误差(2σ)小于0.006%。

流体包裹体分析在成都理工大学完成，测试仪器为英国Linkam公司生产的THMSG-600型冷热台系统，测量温度范围－190～600℃，均一温度重现误差＜2℃，冰点温度重现误差＜0.2℃。

3.2 结果和讨论

3.2.1 Fe、Mn、Sr微量元素地球化学特征

共计56件不同类型碳酸盐岩样品的Fe、Mn、Sr微量元素统计结果列于表1，从散点图(图4a，b)上看，各类碳酸盐岩具有规律的变化趋势，分别阐述如下。

(1)各类碳酸盐岩Sr含量变化范围为15×10－6～374×10－6(图4b)，平均值 96.4 ×10－6，整体 Sr含量值小于 Derry et al．(1989)提出的能较好代表均一化海水样品的Sr含量下限值(200×10－6)，其中最能代表海水的Ml微晶灰岩Sr含量平均值也仅为146×10－6，显示出大陆淡水对海相碳酸盐岩影响较大的特征。

(2)岩溶作用是大气水改造碳酸盐最为重要的地质过程，发生在黄龙组沉积末期的古暴露喀斯特作用过程会造成不整合面附近碳酸盐地层具有相对较高的Fe、Mn含量(图4a)。Bd岩溶岩具有最高的Fe含量(3754×10－6)和比Ml灰岩、Rd1白云岩均高的Mn含量(195.2×10－6)，以及各类碳酸盐岩中最低的Sr含量(35.1×10－6)，说明它们发育于完全开放的大气水岩溶作用(黄思静等，2006;Huang et al．，2008)条件下，由于大气水具有比沉积流体(海水)更高的Mn含量和更低的 Sr含量(Walter et al．，2000;Huang et al．，2008)，且氧化条件下以高价状态存在的Fe、Mn会被大气水淋滤充填在角砾间的基质中而使其含量很高，但流体中的Sr却由于难以取代白云石中的Ca(Huang et al．，2008)而流失。

(3)位于层内岩溶体系底部的Sl次生灰岩，被认为是云南运动之后，大气水淋滤上覆地层下渗形成的具较高Sr含量的流体去白云石化作用形成，结合Sr在白云石中的分配系数只有方解石的一半的理论认识(Vahrenkamp and Swart，1990)，可以很好地解释次生灰岩具有所有样品中最高Sr平均含量的原因;另外，在表生岩溶环境下，更多的铁可能分布在古风化壳附近的不溶残余物或岩溶角砾间基质中(黄思静，2010)，Sl次生灰岩由于远离富集铁等不溶残余物的岩溶不整合面(图4c)，而具有很低的Fe含量。

(4)Rd3白云岩具有比Rd1白云岩低、但比Bd岩溶岩高的Sr平均含量，以及所有样品中最高的Mn含量平均值(241.6×10－6)和较高的 Fe含量平均值(2188.5×10－6)，说明中成岩埋藏环境下形成Rd3白云岩的成岩过程虽具有一定脱锶作用，但相对于Bd岩溶岩存在相对强烈的流体浓缩和孔隙水富集Sr的过程，从而可证明Rd3埋藏白云岩化作用发生在相对封闭的体系中，另外，高Mn和高Fe含量说明Rd3白云岩经历了较强还原性的热流体改造(黄思静等，2006;Zhang et al．，2008)，埋藏还原环境有利于流体中的Mn、Fe进入白云石晶格(朱东亚等，2012)而富集。

表1 石炭系各类碳酸盐岩样品元素和同位素地球化学分析结果Table 1 Elemental and isotopic geochemical compositions of varies kinds of carbonatites in Carboniferous

图4 黄龙组各类型碳酸盐岩Mn-Fe(a)、Mn-Sr(b)以及Fe和据不整合面距离(c)散点图Fig．4 Scatter diagram of Mn vs.Fe(a)，Mn vs.Sr(b)and Fe vs.Distance to unconformable surface(c)of varies kinds of carbonatites in Huanglong Formation

图5 黄龙组各类型碳酸盐岩氧-碳同位素投点图Fig．5 Pitch point figure of C-O isotope in varies kinds of carbonatites in Huanglong Formation

3.2.2 氧、碳同位素地球化学特征

海相碳酸盐中的13C、18O丰度主要受海平面升降、有机碳来源及埋藏速率、沉积-成岩环境的氧化-还原条件等因素影响(郑永飞和陈江峰，2000)，因此，沉积-成岩环境和成岩流体性质不同，碳酸盐岩碳、氧同位素组成也不同，对黄龙组各类碳酸盐岩共计52件样品的氧、碳同位素分析结果(表1、图5)可知:

(1)Ml方解石 δ13C和 δ18O平均值分别为 －1.145‰(VPDB)和－7.206‰ (VPDB);Rd1、Bd和Rd3白云石的碳同位素(δ13C平均值分别为2.813‰、1.921‰和1.468‰)依次呈现出重碳的亏损，氧同位素(δ18O平均值分别为－1.776‰、－4.033‰和－5.258‰)也具有逐渐负偏趋势;Sl方解石 δ13C和 δ18O平均值分别为 －1.62‰ (VPDB)和－6.44‰ (VPDB);

(2)黄龙组不同类型碳酸盐岩相对于代表Moscovian阶原始海水(Veizer et al．，1999)的碳酸盐岩具有更低的δ13C和δ18O比值，表明在成岩过程中可能有13C和18O亏损的流体注入影响，这一地球化学异常主要与古表生期研究区黄龙组碳酸盐岩地层接受广泛的大气水淋滤作用有关。

(3)相比Rd1白云岩，Bd岩溶岩的δ18O和δ13C值均存在负偏，这与研究区黄龙组抬升地表，整体处于开放的成岩环境，并接受广泛的富12C和16O的大气源CO32－特点(Veizer et al．，1999;Azmy et al．，2009)的大气水淋滤作用有关(Land et al．，1980;Rosen et al．，1989;Gasparrini et al．，2006);Sl次生灰岩相比Bd岩溶岩具有更低的δ18O和δ13C值，进一步说明大气水的溶蚀作用越强，碳酸盐岩碳、氧同位素分馏强度越高的演化特点。

图6 黄龙组各类型碳酸盐岩87Sr/86Sr比值Fig．6 Ratio of87Sr/86Sr of varies kinds of carbonatites in Huanglong Formation

(4)从古表生期的开放大气水成岩环境进入半封闭状态的中成岩阶段较深的埋藏环境下，形成的Rd3白云岩相比Rd1和Bd岩溶岩，具有更低的δ18O和δ13C值，可能的解释是:由于再埋藏成岩阶段处于海西晚期东吴运动拉张构造背景下，受来自深部的18O亏损热流体改造影响(Tritlla and Cardellach，2001;Lavoie and Chi，2006)，δ18O 值负偏;另外，该成岩阶段也是有机质热成熟时期，大量的以有机酸为主的压释水对白云岩进行溶蚀改造的同时也带来了有机碳的注入，使得13C 亏损(Boni et al．，2000;Azmy et al．，2009)而导致δ13C同位素值负偏。

3.2.3 Sr同位素地球化学特征

据52件样品锶同位素分析结果(表1、图6)显示:

(1)作为对比参照物的海相灰岩(Ml)87Sr/86Sr平均值为0.709438(表1)，明显高于全球晚石炭世(Moscovian)海相灰岩87Sr/86Sr比值变化范围(Veizer et al．，1999;McArthur et al．，2001)。这与Ml海相灰岩形成于被古陆围限的半局限海湾盆地，大量来自古陆的高放射性成因锶进入盆地，并导致海水87Sr/86Sr比值偏高有关(郑荣才等，2008)。

(2)成岩埋藏期形成的 Rd3白云岩87Sr/86Sr比值(0.712805)与Rd1白云岩(0.712804)几乎一致，说明埋藏白云石化流体主要来源于囚禁在地层中的萨勃哈卤水(李忠等，2006)。

(3)以Ml微晶灰岩87Sr/86Sr比值作为背景参照值，各类碳酸盐岩具有伴随成岩强度加大、87Sr/86Sr比值也依次同步加大的演化特点(图6)，说明各成岩期流体都受到富含陆壳锶的大陆地表水影响，并存在着对高放射性87Sr同步增强的富集作用。

(4)由大气水溶蚀改造的Bd岩溶岩的87Sr/86Sr比值(0.714965)明显高于Ml微晶灰岩和Rd1，Rd3白云岩，可能的解释为:富87Sr的大气水在强烈溶蚀白云质基岩过程中，以及白云石在重结晶过程中可能混入了更多的高放射性87Sr。

(5)Sl次生灰岩87Sr/86Sr比值(0.710547)仅略高于Ml微晶灰岩，低于其它碳酸盐岩类，可能的解释是:大气水溶蚀过程中由各类碳酸盐岩对87Sr的富集作用，降低了岩溶流体本身的87Sr/86Sr比值;另外，由去膏去云化过程中形成的次生方解石可能继承了原始地层背景值，同时在水岩反应过程中方解石也缺乏87Sr的混入。

3.2.4 流体包裹体特征

由于古风化壳岩溶岩(Bd岩溶岩)中淡水白云石晶粒细小，难取样分析，故本文主要对14件埋藏岩溶岩中缝洞充填粗晶、巨晶方解石和天青石矿物的103个流体包裹体均一温度、初熔温度和冰点进行了测定(表2)。据前人研究，川东地区古地温梯度为2.5℃/100m(王玮等，2011)，取地表常年平均温度为25℃，可根据包裹体形成温度将宿主矿物划分为海西晚期-早中印支期中-深埋藏环境和晚印支-燕山期深埋藏环境的产物，其中，由海西晚期拉张背景下的混合热卤水沉淀形成的、充填于晶粒白云岩和白云质岩溶角砾岩缝洞中的亮晶方解石，富含气液两相盐水包裹体和液态烃包裹体，均一温度变化范围为93.6～130.9℃，峰值区集中在110～115℃(图7)，初熔温度变化范围为－35.2～－33.1℃，反映这种混合热卤水为中-低温、含MgCl2-H2O、NaCl-MgCl2-H2O体系流体(卢焕章，2004);在晚印支-燕山期深埋藏环境下，来自志留系地层的压释水，混合有机质热演化形成的有机酸，对晶粒白云岩溶蚀改造后，沉淀于缝洞中的方解石和天青石矿物捕获了大量气、液两相烃类包裹体(王一刚等，1996)，同期的气、液两相盐水包裹体均一温度变化范围为118.6～148.3℃，峰值区集中在120～125℃(图7)，初熔温度变化范围为－2.3～－0.9℃，反映这种酸性压释水为中-高温、含 Na2SO4-H2O、Na2CO3-H2O、NaHCO3-H2O 体系的流体(卢焕章，2004)，从表2可以看出，不同成岩环境下的盐水溶液包裹体低共熔点明显不同，反映油气演化不同阶段流体介质条件存在差异(陶士振等，2003)，从而可以识别出不同的成岩流体。

图7 石炭系不同成岩环境缝洞充填物流体包裹体均一温度直方图Fig．7 Histogram of homogenization temperatures for fluid inclusions in fractural and cavernous filling materials under various diagenetic environments in Carboniferous

表2 川东石炭系古岩溶岩流体包裹体特征Table 2 Characteristics of fluid inclusion of paleokarst rock of Carboniferous in eastern Sichuan Basin

3.3 成岩流体与储层发育关系

3.3.1 成岩流体性质

综合上述研究，可将川东黄龙组古岩溶储层成岩流体划分出性质各异、且与储层发育关系密切的三种类型:

(1)强氧化性低温大气水

该流体形成于云南运动期的古表生大气水岩溶环境，具富Fe和Mn、极低 Sr含量、δ13C和δ18O值弱负偏以及极高87Sr/86Sr比值的性质，作为该流体中最为重要的溶解介质CO2，被认为主要来源于大气和土壤，特别是研究区石炭系碳酸盐岩地层持续暴露时期具备植物繁盛的湿热气候(文华国等，2009)，CO2更多的是来自地表和土壤中的植物碎屑和有机物质的腐烂分解(黄思静，2010)。

(2)强还原性深部混合热流体

该流体形成于中-深埋藏成岩环境下，为海西晚期东吴运动拉张构造背景下，石炭系地层水向负压的裂缝系统中流动并与深部向上流动的热流体(李淳，1999)掺和形成混合热卤水，并具富Mn和Fe、贫 Sr、δ18O值明显负偏性质的中-低温、含MgCl2-H2O、NaCl-MgCl2-H2O体系流体。

(3)酸性压释水

该流体形成于中-深埋藏成岩环境下，晚印支-燕山运动期的志留系地层压释水，混合有机质热演化形成的有机酸、CO2及H2S气体等(章贵松和郑聪斌，2000)，形成酸性压释水，具富 Mn和 Fe、δ13C值明显负偏性质的中-高温、含Na2SO4-H2O、Na2CO3-H2O、NaHCO3-H2O 体系流体。

3.3.2 成岩流体与储层发育关系

海西早期云南运动导致川东石炭系黄龙组被抬升成为区域性的古表生期大气水渗流-潜流成岩环境，在淡水渗流带，富含CO2强氧化性低温大气水对碳酸盐的强烈不饱和，溶解作用非常发育，可形成特征的古岩溶型储层(Choquette and James，1988;McMechan et al．，1998，2002;Loucks et al．，2004;Breesch et al．，2009)，其中经大气水淋滤改造后的Bd岩溶岩晶间、粒间溶孔、超大溶孔与溶缝都非常发育，为最有利的储集岩类之一。

海西晚期东吴运动拉张构造背景下，强还原性深部混合热流体导致了更广泛和强烈的中成岩埋藏白云石化作用和重结晶作用，形成Rd3白云岩，但由于处于中-深埋藏环境，主要是胶结和充填作用导致储层孔隙被堵塞而使物性变差，如充填白云岩和白云质岩溶角砾岩溶蚀孔洞中的等轴、粗晶方解石胶结物(图3m)，阴极发光下具环带状的中等亮度发光性(图3n)。

晚印支-燕山运动期，深埋藏酸性压释水沿同期形成的大量NE向通源深大断裂向上运移过程中，随着压力和温度的降低，酸性压释水冷却后对黄龙组碳酸盐岩发生“倒退溶解”作用(黄思静等，2009)，在有机酸的溶蚀过程中可产生新的CO2，烃类对碳酸盐岩的还原作用又给地下水补充CO2，有机酸的溶蚀将与碳酸盐岩的溶蚀作用叠加(王兰生等，2000)，一方面对东吴运动时期充填在Rd3埋藏白云岩中的胶结物进行溶蚀，另外，对Rd3白云岩和Bd白云岩中早期形成的孔、洞、缝进行溶扩和改造，这种非选择性的埋藏岩溶作用被认为可形成大量的溶蚀孔隙(许效松和杜佰伟，2005)而十分有利储层发育，其中充填于溶蚀孔洞缝中的石英等嗜酸性矿物(图3k)，很好的指示了外来酸性流体的侵入和沉淀，另充填于孔隙中的沥青，不具分散状，表明为运移沥青，也说明在酸性压释水侵入之后存在烃类运移和裂解。

综上，早期的强氧化性低温大气水和晚期的酸性压释水为黄龙组古岩溶储层有效储集空间的形成起到了至关重要的作用，在后期晚燕山-喜山期构造破裂改造下，最终形成川东石炭系黄龙组规模性裂缝-孔隙型古岩溶储层。

4 结论

(1)川东石炭系古岩溶型碳酸盐岩可划分为古风化壳岩溶岩和埋藏岩溶岩两种成因类型，地球化学特征分析显示，古岩溶储层成岩流体包括:古表生期大气水渗流-潜流成岩环境下的强氧化性低温大气水、中-深埋藏成岩环境下的强还原性深部混合热流体和酸性压释水三种类型。

(2)各成岩流体对古岩溶储层发育具有重要的控制和影响作用:①海西早期云南运动使石炭系地层暴露地表处于大气水岩溶环境下，强氧化性低温大气水的淋滤溶蚀改造形成孔、洞、缝发育的古风化壳型岩溶储层;②海西晚期东吴运动拉张构造背景下，来自再埋藏成岩阶段的深部混合热卤水的胶结和充填作用虽导致储层孔隙堵塞而物性变差，但晚印支-燕山运动期有机质成熟阶段形成的酸性压释水对前期形成的风化壳岩溶岩储层进行埋藏溶蚀再改造，可大大改善储层的孔渗性，叠加喜山期构造破裂作用可形成规模性裂缝-溶孔型古岩溶储层。

致谢 承蒙郑荣才教授和刘文均教授在论文撰写过程中给予的启发和指导;审稿专家提供了建设性意见;特此致谢。

Azmy K，Knight I，Lavoie D and Chi G．2009．Origin of dolomites in the BoatHarbour Formation， St． George Group， in western Newfoundland， Canada:Implications for porosity development．Bulletin of Canadian Petroleum Geology，57(1):81－104

Boni M，Parentea G，Bechstadtb T，Vivoc BD and Iannace A．2000．Hydrothermal dolomites in SW Sardinia(Italy):Evidence for a widespread late-Variscan fluid flow event．Sedimentary Geology，131(3－4):181－200

Breesch L，Stemmerik L，Wheeler W and Nordeide JT．2009．Fluid flow reconstruction in a complex paleocave system reservoir in Wordiekammen， CentralSpitsbergen． JournalofGeochemical Exploration，101(1):10

Chen HR，Zheng RC，Wen HG，Li W，Chen FM，Zhang HJ and Wang J．2011．Sequence characteristics and lithofacies paleogeography of the Huanglong Formation in eastern Sichuan Basin．Acta Geologica Sinica，85(2):246－255(in Chinese with English abstract)

Chen JS， Li Z，Wang ZY，Tan XC， Li L and Ma Q．2007．Paleokarstification and reservoir distribution of Ordovician carbonates in Tarim Basin．Acta Sedimentologica Sinica，25(6):858 －868(in Chinese with English abstract)

Chen XS，Yi WX and Lu WZ．2002．The paleokarst reservoirs in the oil and gas fields in China．Marine Origin Petroleum Geology，7(4):13－25(in Chinese)

Choquette PW and James NP．1988．Paleokarst．New York:Springer Verlag，1－416

Derry LA，Keto LS，Jacobsen SB，Knoll AH and Swett K．1989．Sr isotopic variations in Upper Proterozoic carbonates from Svalbard and East Greenland．Geochimica et Cosmochimica Acta，53(9):2331－2339

Gasparrini M，Bechstaedt T and Boni M．2006．Massive hydrothermal dolomites in the southwestern Cantabrian Zone(Spain)and their relation to the Late Variscan evolution．Marine and Petroleum Geology，23(5):543－568

Hu ZG，Zheng RC，Zhou G，Chen SC，Li S and Wen QB．2009．REE geochemical characteristics of paleokarst reservoirs in Huanglong Formation of Linshui(eastern Sichuan)-northern Chongqing area．Acta Petrologica et Mineralogica，28(1):37－44(in Chinese with English abstract)

Huang SJ，Zhang M，Sun ZL，Hu ZW，Wu SJ and Pei CR．2006．Age calibration of carbonate samples from the Triassic Feixianguan Formation，Well Luojia 2，eastern Sichuan by strontium isotope stratigraphy．Journal of Chengdu University of Technology(Science＆Technology Edition)，32(1):111－116(in Chinese with English abstract)

Huang SJ，Qing HR，Huang PP，Hu ZW，Wang QD，Zou ML and Liu HN．2008．Evolution of strontium isotopic composition of seawater from Late Permian to Early Triassic based on study of marine carbonates，Zhongliang Mountain，Chongqing，China．Science in China(Series D)，51(4):528－539

Huang SJ，Huang KK，Zhang XH，Liu LH and Zhong QQ．2009．Chemical thermodynamics foundation of retrograde solubility for carbonate:Solution media related to CO2．Journal of Chengdu University of Technology(Science＆ Technology Edition)，36(5):457－464(in Chinese with English abstract)

Huang SJ．2010．Carbonate Diagenesis．Beijing:Geological Publishing House，1－288(in Chinese with English abstract)

Land LS．1980．The isotopic and trace element geochemistry of dolomite:The state of the art(in concepts and models of dolomitization)．Special Publication-Society of Economic Paleontologists and Mineralogists，28:87 －110

Lavoie D and Chi GX．2006．Hydrothermal dolomitization in the Lower Silurian La Vieille Formation in northern New Brunswick:Geological context and significance for hydrocarbon exploration．Bulletin of Canadian Petroleum Geology，54(4):380－395

Li C．1999．Influences of diagenetic environments on secondary pores in carbonate rocks of Carboniferous in East Sichuan Province．Journal of University of Petroleum，China，23(5):6－8(in Chinese with English abstract)

Li J，Zhang WZ，Luo X and Hu GY．2008．Paleokarst reservoirs and gas accumulation in the Jingbian Field， Ordos Basin． Marine and Petroleum Geology，25(4－5):401－415

Li Z，Han DL and Shou JF．2006．Diagenesis systems and their spatiotemporal attributes in sedimentary basins．Acta Petrologica Sinica，22(8):2151－2164(in Chinese with English abstract)

Loucks RG，Mescher PK and McMechan GA．2004．Three dimensional architecture of a coalesced，collapsed paleocave system in the Lower Ordovician Ellenburger Group，Central Texas．AAPG Bulletin，88(5):545－564

Lu HZ．2004．Fluid Inclusion．Beijing:Science Press，1 － 488(in Chinese)

Ma YS，Cai XY and Zhao PR．2011．The research status and advances in porosity evolution and diagenesis of deep carbonate reservoir．Earth Science Frontiers，18(4):181 －192(in Chinese with English abstract)

McArthur JM，Howarth RJ and Bailey TR．2001．Strontium isotope stratigraphy:Lowess version 3:Best fit to the marine Sr-isotope curve for 0～509Ma and accompanying look-up table for deriving numerical age．Journal of Geology，109(2):155－170

McMechan GA，Loucks RG，Zeng XX and Mescher P．1998．Ground penetrating radar imaging of a collapsed paleocave system in the Ellenburger dolomite，central Texas．Journal of Applied Geophysics，39(1):1－10

McMechan GA， LoucksRG， MescherP andZengXX． 2002．Characterization of a coalesced，collapsed paleocave reservoir analog using GPR and well core data．Geophysics，67(4):1148 －1158

Ni XF，Zhang LJ，Shen AJ，Pan WQ and Qiao ZF．2009．Paleo-Karstification types，karstification periods and superimposition relationship of Ordovician carbonates in northern Tarim Basin．Geology in China，36(6):1312－1321(in Chinese with English abstract)

Richard S，Kathy RB and Ronald AR．2005．Paleokarst and reservoir porosity in the Ordovician Beekmantown dolomite of the central Appalachian Basin．Carbonates and Evaporites，20(1):50－63

Rosen MR，Miser DE，Starcher MA and Warren JK．1989．Formation of dolomite in the Coorong region，South Australia．Geochimica et Cosmochimica Acta，53(3):661－669

Tao SZ，Zhang BM and Zhao CY．2003．Application of fluid inclusion in oil-gas source trace．Acta Petrologica Sinica，19(2):327 －336(in Chinese with English abstract)

Tritlla J and Cardellach E．2001．Origin of vein hydrothermal carbonates in Triassic limestones of the Espadan Ranges Iberian Chain，E Spain．Chemical Geology，172:291－305

Vahrenkamp VC and Swart PK．1990．New distribution coefficient for the incorporation of strontium into dolomite and its implications for the formation of ancient dolomites．Geology，18:387 －391

Veizer J，Ala D，Azmy K，Bruckschen P，Buhl D，Bruhn F，Carden GAF，Diener A，Ebneth S，Godderis Y，Jasper T，Korte C，Pawellek F，Podlaha OG and Strauss H．1999．87Sr/86Sr，13C and18O evolution of Phanerozoic seawater．Chemical Geology，161(1 －3):58－88

Walter MR，Veevers JJ，Calver CR，Gorjan P and Hill AC．2000．Dating the 840～544Ma Neoproterozoic interval by isotopes of strontium，carbon，and sulfur in seawater，and some interp retative models．Precambrian Research，100(1－3):371－433

Wang BQ and Al-Aasm IS．2002．Karst-controlled diagenesis and reservoir development:Example from the Ordovician main-reservoir carbonate rocks．AAPG Bulletin，86(9):1639－1658

Wang LS，Chen WJ，Yang JJ，Li ZR，Xie ZH and Zhang J．2000．Carbonate gas reservoir geochemical characteristics of Carboniferous in East Sichuan．Marine Origin Petroleum Geology，5(1－2):133－144(in Chinese with English abstract)

Wang W，Zhou ZY，Guo TL and Xu CH．2011．Early Cretaceous-Paleocene geothermal gradients and Cenozoic tectono-thermal history of Sichuan Basin．Journal of Tongji University(Natural Science)，39(4):606－613(in Chinese with English abstract)

Wang YG，Wen YC and Liu ZJ．1996．Palaeokarst and burial corrosion in porous evolution of carbonate rock reservoirs of carboniferous in East Sichuan．Natural Gas Industry，16(6):18－24(in Chinese with English abstract)

Wen HG，Zheng RC，Shen ZM，Hu ZG，Li W and Zhang ZJ．2009．Study on the Carboniferous palaeokarst landform in eastern Sichuan Basin．Geological Review，55(6):816－827(in Chinese with English abstract)

Wen HG，Zheng RC and Shen ZM．2011．Sedimentary-diagenetic systems of Carbonatite reservoirs in the Huanglong Formation，eastern Sichuan Basin．Earth Science，36(1):111 － 121(in Chinese with English abstract)

Xu XS and Du BW．2005．The palaeoweathering crust-type karst reservoir rocks in carbonate rocks．Sedimentary Geology and Tethyan Geology，25(3):1－7(in Chinese with English abstract)

Zhang B，Zheng RC，Wang XB，Luo Y，Li W，Wen HG and Hu ZG．2011．Paleokarst and reservoirs of the Huanglong Formation in eastern Sichuan Basin．Petroleum Exploration and Development，38(3):257－267(in Chinese with English abstract)

Zhang B，Zheng RC，Wang XB，Zheng C，Wen HG，Luo Y and Chi YL．2012．Geochemical characteristics and diagenetic systems of dolomite reservoirs of the Changxing Formation in the eastern Sichuan Basin，China．Petroleum Science，9(2):141－153

Zhang GS and Zheng CB．2000．Compaction released water karst and natural gasmigration， accumulation， and reservoirformation．Carsologica Sinica，19(3):199－205(in Chinese with English abstract)

Zhang XF，Hu WX，Zhang JT，Wang XL and Xie XM．2008．Geochemical analyses on dolomitizing fluids of Lower Ordovician carbonate reservoir in Tarim basin．Earth Science Frontiers，15(2):80－89

Zheng RC，Zhang SN and Li DM．1996．Origin and researching significance of breccias in the Upper Carboniferous Huanglong Formation，eastern Sichuan． Journal of Chengdu University of Technology，23(1):8－18(in Chinese with English abstract)

ZhengRC， Penguin Jand Gao HC． 2003． Palaeokarst-related characteristics and cycles of carbonate reservoirs in Huanglong Formation， UpperCarboniferous， eastern Chongqing． Geology-Geochemistry，31(1):28－35(in Chinese with English abstract)

Zheng RC，Hu ZG，Zheng C，Chen SC and Dai LG．2008．Geochemical characteristics of stable isotopes in paleokarst reservoirs in Huanglong Formation in northern Chongqing-eastern Sichuan area．Earth Science Frontiers，15(6):303 －311(in Chinese with English abstract)

Zheng RC，Zheng C，Hu ZG and Chen SC．2009．Strontium isotopic geochemical behaviors of the Carboniferous palaeo-karst reservoirs in East Sichuan Basin．Natural Gas Industry，29(74):4 －8(in Chinese with English abstract)

Zheng RC，Dang LR，Zheng C，Wen HG，Zhou G and Xu FB．2010．Diagenetic system of carbonate reservoir in Huanglong Formation from East Sichuan to North Chongqing area．Acta Petrolei Sinica，31(2):237－249(in Chinese with English abstract)

Zheng YF and Chen JF．2000．Stable Isotope Geochemistry．Beijing:Science Press，143 －217(in Chinese)

Zhong YJ，Chen HD，Lin LB，Hou MC，Li XH，Xu SL and Wang J．2011．Paleokarstification and reservoir distribution in the Middle Triassic carbonates of the 4thmember of the Leikoupo Formation，northeastern Sichuan Basin．Acta Petrologica Sinica，27(8):2272－2280(in Chinese with English abstract)

Zhu DY，Meng QQ，Hu WX and Jin ZZ．2012．Deep Cambrian surfacekarst dolomite reservoir and its alteration by later fluid in Tarim basin．Geological Review，58(4):691－701(in Chinese with English abstract)

附中文参考文献

陈浩如，郑荣才，文华国，李伟，陈方敏，张海杰，王炯．2011．川东地区黄龙组层序-岩相古地理特征．地质学报，85(2):246－255

陈景山，李忠，王振宇，谭秀成，李凌，马青．2007．塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩古岩溶作用与储层分布．沉积学报，25(6):858－868

陈学时，易万霞，卢文忠．2002．中国油气田古岩溶与油气储层．海相油气地质，7(4):13－25

胡忠贵，郑荣才，周刚，陈守春，李爽，文其兵．2009．川东邻水-渝北地区石炭系古岩溶储层稀土元素地球化学特征．矿物岩石学杂志，28(1):37－44

黄思静，张萌，孙治雷，胡作维，吴素娟，裴昌蓉．2006．川东L2井三叠系飞仙关组碳酸盐样品的锶同位素年龄标定．成都理工大学学报(自然科学版)，32(1):111－116

黄思静，黄可可，张雪花，刘丽红钟倩倩．2009．碳酸盐倒退溶解模式的化学热力学基础——与CO2有关的溶解介质．成都理工大学学报(自然科学版)，36(5):457－464

黄思静．2010．碳酸盐岩的成岩作用．北京:地质出版社，1－288

李淳．1999．川东石炭系碳酸盐岩成岩环境对次生孔隙的影响．石油大学学报(自然科学版)，23(5):6－8

李忠，韩登林，寿建峰．2006．沉积盆地成岩作用系统及其时空属性．岩石学报，22(8):2151－2164

卢焕章．2004．流体包裹体．北京:科学出版社，1－488

马永生，蔡勋育，赵培荣．2011．深层、超深层碳酸盐岩油气储层形成机理研究综述．地学前缘，18(4):181－192

倪新锋，张丽娟，沈安江，潘文庆，乔占峰．2009．塔北地区奥陶系碳酸盐岩古岩溶类型、期次及叠合关系．中国地质，36(6):1312－1321

陶士振，张宝民，赵长毅．2003．流体包裹体方法在油气源追踪对比中的应用——以四川盆地碳酸盐岩大型气田为例．岩石学报，19(2):327－336

王兰生，陈威吉，杨家静，李子荣，谢郑华，张鉴．2000．川东石炭系碳酸盐岩气藏地球化学特征．海相油气地质，5(1－2):133－144

王玮，周祖翼，郭彤楼，许长海．2011．四川盆地古地温梯度和中-新生代构造热历史．同济大学学报(自然科学版)，39(4):606－613

王一刚，文应初，刘志坚．1996．川东石炭系碳酸盐岩储层孔隙演化中的古岩溶和埋藏溶解作用．天然气工业，16(6):18－24

文华国，郑荣才，沈忠民，胡忠贵，李伟，张志杰．2009．四川盆地东部黄龙组古岩溶地貌研究．地质论评，55(6):816－827

文华国，郑荣才，沈忠民．2011．四川盆地东部黄龙组碳酸盐岩储层沉积-成岩系统．地球科学，36(1):111－121

许效松，杜佰伟．2005．碳酸盐岩地区古风化壳岩溶储层．沉积与特提斯地质，25(3):1－7

张兵，郑荣才，王绪本，罗媛，李伟，文华国，胡忠贵．2011．四川盆地东部黄龙组古岩溶特征与储集层分布．石油勘探与开发，38(3):257－267

章贵松，郑聪斌．2000．压释水岩溶与天然气的运聚成藏．中国岩溶，19(3):199－205

郑荣才，张哨楠，李德敏．1996．川东黄龙组角砾岩成因及其研究意义．成都理工学院学报，23(1):8－18

郑荣才，彭军，高红灿．2003．渝东黄龙组碳酸盐岩储层的古岩溶特征和岩溶旋回．地质地球化学，31(1):28－35

郑荣才，胡忠贵，郑超，陈守春，戴荔果．2008．渝北-川东地区黄龙组古岩溶储层稳定同位素地球化学特征．地学前缘，15(6):303－311

郑荣才，郑超，胡忠贵，陈守春．2009．川东石炭系古岩溶储层锶同位素地球化学特征．天然气工业，29(74):4－8

郑荣才，党录瑞，郑超，文华国，周刚，徐发波．2010．川东-渝北黄龙组碳酸盐岩储层的成岩系统．石油学报，31(2):237－249

郑永飞，陈江峰．2000．稳定同位素地球化学．北京:科学出版社，143－217

钟怡江，陈洪德，林良彪，侯明才，李秀华，徐胜林，王峻．2011．川东北地区中三叠统雷口坡组四段古岩溶作用与储层分布．岩石学报，27(8):2272－2280

朱东亚，孟庆强，胡文瑄，金之钧．2012．塔里木盆地深层寒武系地表岩溶型白云岩储层及后期流体改造作用．地质论评，58(4):691－701