黔北震旦系灯影组流体活动与油气成藏期次

杨平，谢渊，汪正江，李奇艳，刘家洪，张娣，杨智，印峰

（1.国土资源部成都地质矿产研究所；2.国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室；3.中国石油勘探开发研究院；4.中国石化勘探南方分公司）

0 引言

黔北地区及其相邻的四川盆地东南缘震旦系灯影组目前是南方油气“下组合”天然气勘探的重要目的层[1]，该地区灯影组时代老，且受多期构造运动改造影响，具有成岩和成藏演化史复杂等特点。多源、多期成藏是中国南方叠合盆地碳酸盐岩层系油气成藏最重要的特征之一[2-3]，准确厘定黔北灯影组油气成藏期次，深入研究储集层发育机理，建立流体活动、孔隙演化与油气成藏之间的耦合关系，是认识其油气富集规律的基础和寻找优质储集层、油气圈闭的重要手段。

前人对黔北灯影组古油藏基本石油地质条件进行了剖析[4-5]，而关于油气成藏机理的研究尚显不足，存在主要问题为：①流体活动期次不清，需建立流体活动与储集层世代胶结物、溶蚀作用关系。②需进一步研究储集层孔隙演化与各期溶蚀机制及贡献。③埋藏史、热史恢复缺乏依据。④目前黔北灯影组储集层流体包裹体测温数据少，已知的温度范围不能很好地解释油气成藏期[6]。

本文采用流体包裹体、阴极发光、沥青反射率、氧同位素分析及薄片观察等技术方法，结合黔北地区沉积、构造演化特点，探讨黔北灯影组流体幕式活动期次及储集层溶蚀、白云石化机制与孔隙演化的关系，在此基础上分析油气成藏期次，尝试恢复油气成藏与破坏过程。

1 石油地质背景

黔北地区海相碳酸盐岩层系经历了多期构造运动。不同阶段受不同构造应力场控制，形成了一系列断裂、褶皱、不整合、古隆起、古斜坡及古岩溶。影响构造-沉积格局的关键构造事件为都匀运动、广西运动、印支运动及燕山运动。都匀运动发生于奥陶纪末，是黔中隆起从水下发育演变为陆上发育的转折期[7]。黔中隆起控制黔北地区及邻区震旦系—下古生界油气的成藏，尤其是加里东—海西期油气成藏与黔中隆起形成的时间、范围等密切相关，形成了麻江奥陶系—志留系古油藏、金沙岩孔[5]和仁怀大湾震旦系灯影组（Zdn）古油藏[8]。金沙岩孔古油藏位于黔中隆起北缘岩孔背斜（见图1），灯影组上部为一套厚102 m的碳酸盐台地内滩相藻屑、砂屑及鲕粒白云岩，靠近顶部发育厚9.79～20.05 m、有大量沥青显示的溶孔型优质储集层。沥青多充填于晶间溶孔、铸模孔、粒内孔、溶洞及裂缝体系中，储集层残余孔隙度为 2.03%～10.85%[9]。金沙岩孔灯影组古油藏是加里东期油气成藏的重要证据，该古油藏与四川威远气田、慈利南山坪古油藏[10]的成藏条件相似。有机碳同位素组成及V/Ni值显示沥青主要来自下寒武统牛蹄塘组（—C1n）黑色泥页岩[9]。

图1 黔北灯影组储集层分布与地层综合柱状图

2 样品采集与测试

流体包裹体与阴极发光样品取自金沙岩孔灯影组上部，采样剖面位于岩孔绿竹和岩孔箐口，主要岩性为含沥青鲕粒白云岩、砂屑白云岩及细晶白云岩，局部含藻及藻屑；并于上述剖面及仁怀大湾等地采集用于常规薄片分析、固体沥青及氧同位素分析的样品，采样位置及样品编号详见文献[8-9]。使用 MDS600冷热台仪器（配Carl-Zeiss Axioplan2荧光显微镜）进行流体包裹体的显微测温和测盐，测温误差为±0.1 ℃。使用 CL8200MK5型阴极发光仪进行阴极发光分析，工作束电压为10 kV，束电流约为500 A。沥青反射率检测仪器为MPV-SP显微镜光度计。使用MAT253稳定同位素比质谱仪进行氧同位素测定，精度为±0.2‰。

3 流体包裹体特征

金沙岩孔灯影组白云岩中各期次白云石、方解石及自生石英中可见数量不等的流体包裹体，主要类型为气液两相盐水包裹体，从14个薄片（总共15个制片样品）中获得了包裹体均一温度数据，在 7个薄片中获得了14组盐度及冰点资料（见表1）。这些包裹体主要赋存于较大的自形白云石及自生石英中，少量存于粗晶方解石中，大小为4.1～26.8 μm，气液比主要为10%，部分为5%。在101个测温数据中，石英中有70个，白云石中有24个，方解石中的包裹体较小，很难发现适用于测温的较大包裹体。

表1 金沙岩孔灯影组储集层流体包裹体测温及测盐数据

3.1 白云石内的包裹体

镜下观察初步划分两类共4期白云石，第1类为微晶和镶嵌状半自形微晶白云石，为第1期；第2类为孔洞充填的白云石，根据成岩序列、白云石晶粒大小等可划分为3期，即分别为第2、3、4期。第1期白云石中很难发现可供测温的包裹体，孔洞中充填的2、3、4期白云石中流体包裹体发育，以气液两相盐水包裹体为主，气液比为5%～10%，根据流体包裹体的产状、均一温度、盐度及密度可将包裹体划分为 3期（见图2）。

图2 金沙岩孔灯影组各期胶结物中流体包裹体均一温度、盐度及密度分布

第Ⅰ期包裹体在沿孔洞边缘或裂缝分布的第 2期白云石中发育，白云石颗粒较细，表面较脏，包裹体个体较小，多呈长方形、圆状及次圆状。5个可供测温的包裹体大小为 4.5～7.9 μm，均一温度为 101.7～111.4 ℃，平均106.3 ℃，平均密度为0.95 g/cm3。

第Ⅱ期包裹体赋存于沿第 2期白云石边缘分布的第3期白云石中，个别沿裂缝分布，白云石结晶粗大，包裹体较发育，多呈圆状及次圆状，串珠状分布，大小为4.1～12.8 μm（共10个测定数据），均一温度范围为126.1～148.9 ℃，平均138.3 ℃，平均密度为0.94 g/cm3，个别包裹体的盐度最大可达 16.7%，为爆发式流体活动的特征。

第Ⅲ期包裹体主要发育在沿第2期及第3期白云石边缘分布的粗晶白云石中，也常见于大型溶孔充填的粗—巨晶白云石中，即赋存于第 4期白云石中，包裹体多呈长条、次圆及不规则状，成群分布，包裹体大小为 6.8～22.1 μm（共 9个测定数据），均一温度为178.4～225.1 ℃，平均 206.8 ℃，平均密度 0.86 g/cm3。

3.2 石英内的包裹体

石英内的流体包裹体以气液两相为主，气液比为10%，亦可划分为3期（见图2）。

石英内的第Ⅰ期包裹体与白云石中的第Ⅰ期包裹体同期形成，多呈长方形、圆状及次圆状，沿裂隙或成群分布（见图3a），包裹体大小为6.9～12.3 μm（共5个测定数据），盐水包裹体均一温度为87.1～110.8 ℃，平均密度为0.96 g/cm3。

图3 灯影组各期胶结物中流体包裹体特征

石英中的第Ⅱ期包裹体与白云石中的第Ⅱ期包裹体同期形成，多呈圆状及次圆状串珠、成群或沿裂隙分布（见图3b），大小为4.7～23.7 μm（共36个测定数据），均一温度范围为130.5～163.0 ℃，平均145.8 ℃，平均密度为0.93 g/cm3。

石英中的第Ⅲ期包裹体与白云石中的第Ⅲ期包裹体同期形成，多呈圆状及次圆状，成群或串珠状分布（见图3c），包裹体大小7.1～26.8 μm（共29个测定数据），其均一温度略低于同期白云石，为 166.9～218.5 ℃，平均199.1 ℃，平均密度为0.86 g/cm3。

3.3 方解石内的包裹体

方解石内的包裹体数据均来自薄片YQ-2-1（见图3d），样品中裂隙被亮晶方解石充填成脉。亮晶方解石中流体包裹体较发育，以气液两相盐水包裹体为主，气液比为 10%，多成群分布，均一温度为 95.3～116.4 ℃，平均106.1 ℃（共7个测定数据），冰点为−3.8～−3.0 ℃（2个测定数据），盐度（NaCl质量分数）为4.9%～6.1%。方解石中低温与低盐度包裹体既可能形成于石油初始成藏阶段，也可能形成于晚期油气藏抬升破坏阶段。多期流体活动或白云石化作用会改造早期形成的方解石，现今裂隙中充填的方解石应是晚期气藏抬升破坏过程中储集层流体释放与地表淡水进入后形成的，其形成时间晚于白云石及石英中的包裹体，相当于第Ⅳ期。

4 地热梯度与热史

本次研究采用等效镜质体反射率作为主要古温标，另外通过分析灯影组储集层包裹体均一温度的分布特征，结合其在关键构造运动时刻的埋藏深度和与之对应的包裹体均一温度来恢复黔北地区热史。埋藏史曲线中地层厚度采用遵义幅1∶200 000地质调查报告中的震旦系—中生界各组厚度，金之钧等[11]的研究表明黔中隆起晚侏罗世—早白垩世（J3—K1）构造抬升时刻为距今97 Ma，因此距今97 Ma以来的构造抬升史可参考四川盆地东南部丁山 1井埋藏史曲线[12]。由于金沙岩孔上侏罗统—下白垩统已遭剥蚀，其原始地层厚度采用邻区桐梓幅及丁山 1井相关资料，主要依据如下：①川东南—黔中隆起晚侏罗世—早白垩世构造抬升时刻为距今97 Ma，表明黔北地区在晚侏罗世—早白垩世仍维持湖相沉积。②遵义幅、桐梓幅及丁山1井所在的綦江幅中下侏罗统厚度变化较小，且具有相似的岩性及沉积环境。

沥青反射率（Rb）测试结果表明，金沙岩孔固体沥青的平均沥青反射率（Rba）为2.95%～3.86%（6个薄片），仁怀大湾沥青平均沥青反射率为2.95%～3.56%（2个薄片）。根据公式Ro= 0.668Rb+ 0.346[13]换算得到金沙岩孔固体沥青等效镜质体反射率（Ro）值为2.32%～2.92%，平均为2.64%；仁怀大湾固体沥青Ro值为2.32%～2.72%，平为2.52%。上述资料表明黔北灯影组沥青热演化程度较高，储集层曾经历了高温热演化作用。黔北各地区灯影组储集层沥青等效镜质体反射率普遍低于上覆牛蹄塘组（见表 2），这可能是由于灯影组储集层油气成藏过程中形成的超压抑制了有机质演化[14]。这种超压现象也普遍存在于四川威远灯影组气藏的演化过程中[15]，因此本研究采用金沙岩孔牛蹄塘组烃源岩平均等效镜质体反射率（Roa=3.77%）作为恢复古地温的主要指标，该值与周边各剖面牛蹄塘组等效镜质体反射率非常接近，数据可信度较高。

表2 黔北地区灯影组与牛蹄塘组沥青反射率

应用Ro值恢复最高古地温（或古地热梯度）的方法或公式较多，本次研究选用了 3种常用方法：① Karweil-Teichmuliler图解法，即利用温度、Ro、有效恒温时间 3者间的关系恢复最高古地温。从金沙岩孔地层沉积演化史来看，其有效恒温时间约为50 Ma，在距今约97 Ma时达到最高温度，之后开始迅速抬升剥蚀。利用该方法得到晚侏罗世—早白垩世最高温度为222 ℃。②Hood等[18]认为烃源岩成熟度或Ro值主要取决于所经历的最高古地温和在不低于最高古地温15 ℃范围内的受热时间，提出了用有机质变质标尺和有效受热时间来衡量最高古地温的方法。根据Hood图版及有效受热时间（60 Ma）得到最大古地温为270 ℃。③根据 Shibaoka等[19]提出的古地温计算公式：Tc=（lgRo+0.87−0.149lgt0）/0.004 5，计算得到古地温为231 ℃，较利用Hood图版恢复的最高古地温低，与利用Karwei1-Teichmuliler图解法估算的温度较接近。

由表 1可见，金沙岩孔孔洞充填白云石中流体包裹体最高均一温度为225.1 ℃，因此认为采用Shibaoka公式或Karweil-Teichmuliler图解法恢复古地温相对适中。设地表平均温度为20 ℃，估算J3—K1（最大埋藏深度7 660 m）对应的地热梯度为2.75 ℃/100 m。

将Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ期包裹体均一温度分别投影在埋藏史-热史图中，发现包裹体均一温度可以和加里东中晚期（O1—S1）、印支期（P2—T2）及燕山早期（J1—J2）灯影组埋深形成较好的对应关系，反映 3期埋藏增温引起的生烃及流体活动。3期流体包裹体均一温度并非连续分布，而是在特定的温度范围出现一定的“断点”，如第Ⅱ期与第Ⅲ期之间缺乏163.0～166.9 ℃的数据，这是构造抬升造成生烃停滞和流体活动急剧减少导致的，因此5 000 m深度对应的温度约为165 ℃，对应的地热梯度约为2.90 ℃/100 m，加里东中晚期古地热梯度大约为3.18 ℃/100 m，表明古地热梯度略呈现降低的趋势（见图4），现今地热梯度降至2.71 ℃/100 m（丁山1井的实测值）。

图4 黔北金沙震旦系古油气藏热史及演化过程

5 胶结作用

根据阴极发光原理，结合幕式流体活动特点与镜下矿物结构，按地质时间的先后关系，将黔北灯影组储集层胶结物划分为6个世代（见图5）。第1世代胶结物为颗粒之间的粉晶白云石，后期被桐湾期表生岩溶部分改造，但仍见连片不规则残留，阴极发光较昏暗，与海水Mn2+含量低有关，表明成岩流体与海水关系密切。第 2世代胶结物为桐湾期表生岩溶作用后沉淀的方解石，浅埋过程中发生重结晶及白云石化，但保留残余孔洞及缝隙，为后期有机酸溶蚀及油气充注创造了条件。阴极发光为亮橙色，具环带状结构，表明高 Mn2+、Fe2+含量及淡水成因特征。第 3世代胶结物为围绕或包围固体沥青的粉—细晶白云石。牛蹄塘组烃源岩在低熟阶段形成大量有机酸及液态烃进入灯影组，有机酸主要对第1世代及第2世代胶结物进行溶蚀并重新沉淀结晶，形成以白云石、自生石英为主的胶结物，所捕获的液态烃及盐水包裹体均一温度为87.1～111.4 ℃。受储集层中桐湾期残留淡水稀释作用影响，白云石及方解石内 Mn2+、Fe2+的含量及阴极发光强度介于第1世代及第2世代之间，包裹体平均盐度仅为5.47%。第4世代胶结物在成因、结构及成分上与第 3世代类似，主要受生烃高峰阶段的大量流体活动影响而形成，储集层温度较第3世代高30～40 ℃。该世代胶结物主要为白云石及石英，通过对此前胶结物的部分交代、溶解与结晶形成。在少数较粗大粒间孔中，晶体明亮粗大，大小一般为0.1～2.0 mm，且白云石在偏光显微镜下具波状消光，阴极发光较强，多呈亮橙黄色，可能与深埋藏环境有机酸选择性溶蚀有关。第 5世代胶结物形成于深埋环境下。随着温度增加，储集层中液态烃裂解，重组分形成的高温固态焦沥青充填部分孔隙，轻组分裂解演化为湿气。另外在牛蹄塘组烃源岩生气阶段，含气烃流体进入储集层残余孔隙。因此，受储集层液态烃裂解和烃源岩生气阶段流体活动的影响，形成了具有高温成因的白云石及石英。白云石结晶粗大，大小一般为0.1～4.0 mm，流体包裹体具有最大的均一温度与盐度。第 6世代胶结物是晚期方解石及硅质，形成于气藏破坏阶段。由于喜马拉雅早期构造运动的抬升作用，储集层温度与压力逐渐下降，储集层流体中的SiO2发生沉淀[20]，同时淡水进入储集层形成方解石。野外露头及镜下观察发现部分张裂缝中方解石结晶粗大，阴极发光较强，呈亮橙色，条带状硅质普遍沿裂缝充填，且均无沥青充填，反映了气藏破坏阶段的流体活动特征。

图5 黔北灯影组储集层世代胶结物与多期溶孔

6 溶蚀作用

第 1期为震旦纪晚期桐湾期表生岩溶作用。大气淡水对尚未完全固结成岩的沉积物（藻、砂屑颗粒、藻纹层等）中的不稳定矿物如文石、高镁方解石等进行组构选择性溶蚀，形成铸模孔、粒内溶孔及溶洞，随后部分被亮晶方解石充填，部分残余孔隙被保留。

第2～3期溶蚀作用为埋藏环境下幕式流体活动带来的有机酸非组构选择性溶蚀作用，形成了粒内、粒间、晶间溶孔及溶缝和溶洞等，并伴随沥青的充填。

第 4期溶蚀作用形成超大孔隙、粒内粒间溶孔、晶间溶孔、溶缝和溶洞。其孔隙空间干净、无沥青，部分被粗晶白云石及石英充填，表明第 4期溶蚀作用发生于天然气充注阶段。埋藏环境下有机酸溶蚀及自生石英沉淀的化学方程式为[21]：2KAlSi3O8（钾长石）+2H++H2O→AlSiO5(OH)4（高岭石）+4SiO2+2K+。下寒武统黑色泥岩中普遍含有一定量的钾长石、斜长石及黏土矿物[2]，在酸性条件下很容易发生长石及黏土矿物溶蚀作用，并形成SiO2沉淀，因此当含SiO2的酸性流体进入储集层时即发生石英的沉淀，随后酸性流体造成了早期的碳酸盐胶结物重溶与结晶。

有机酸溶蚀（2～4期溶蚀）主要受控于幕式流体活动，各期溶蚀与充填作用分别发生于浅埋藏深度段（2 100～2 900 m）、中等埋藏深度段（3 200～5 000 m）及深埋藏深度段（5 200～7 600 m）。各期溶蚀作用之后发生相应的充填作用，并表现为多期次溶蚀-充填复合叠加，埋藏环境下各期有机酸溶蚀和油气充注主要围绕早期岩溶残留的孔洞进行，均表现为有机酸溶蚀—油气充注—充填3个过程，这3个过程几乎同时进行且可以互相佐证。

7 白云石特征

第 1期白云石包括菱型微晶和镶嵌状半自形微晶白云石，相当于第 1世代胶结物，阴极发光较弱且昏暗，常保留原始沉积物的构造特点，属于准同生海底成岩环境产物。第2期白云石呈粉晶—细晶，自形—半自形，属浅—中埋藏环境产物，相当于第3世代胶结物，包裹体均一温度为101.7～111.4 ℃，在加里东中晚期烃类流体首次充注储集层时形成。第3期白云石呈细—中晶，多呈自形或半自形，有洁净环边，有时还具有环带构造，常破坏原岩组构，属中—较深埋藏环境产物，相当于第4世代胶结物，包裹体均一温度为126.1～148.9 ℃，在印支期烃类流体第2次充注储集层时形成。第4期白云石呈中—粗晶，多为自形晶，与第2～3期白云石不同，晶体充填的孔隙普遍较大，孔壁干净且无沥青充填，属深埋藏环境产物，相当于第5世代胶结物，包裹体均一温度为178.4～225.1 ℃，形成于早—中侏罗世深埋藏高温演化阶段。

依据Vasconcelos等[22]提出的白云石-水氧同位素温度分馏方程（1 000 lnαd-w=2.73×106T2+0.26）可以估算白云石形成时的古温度（见表 3）。该方程式中最重要的参数是由白云石氧同位素及白云石形成时古流体氧同位素计算的分馏系数。Veizer等[23]依据古生代腕足化石及前寒武纪化石中氧同位素资料，提出古生代海水中氧同位素组成显著低于现代海水，并随着地质年代变新逐渐变轻。Wallmann等[24]依据上述资料推算了寒武纪—现今海水氧同位素组成的变化情况，认为震旦纪晚期—早寒武世（距今约550～540 Ma）5 000 m与3 000 m深度海水的δ18O值（SMOW）约为−7.6‰和−6.2‰。研究区灯影组的沉积环境为碳酸盐台地或浅滩，处于弱蒸发环境，蒸发性海水较正常海水具有较高的δ18O值[25]，因此本次研究假设黔北灯影组沉积时古海水的δ18O值约为−5‰。

表3 黔北地区灯影组白云岩（白云石及方解石）氧同位素组成及白云石形成温度估算

充填白云石包含了2～4世代胶结物，而3～4世代白云石胶结物为埋藏作用产物，与之进行氧同位素交换的不再是海水而是地层水，因此本文采用四川威远气田地层水氧同位素主要分布范围（3.2‰～5.9‰）[27]的初始值进行计算。尽管以3.2‰作为灯影组埋藏阶段储集层地层水的氧同位素组成仍然具有一定的主观性，但白云石化流体的氧同位素组成每变化1‰，只能导致温度计算结果约 5～8 ℃的变化[28]。对于最大古埋深接近8 000 m、最大古温度超过220 ℃的黔北灯影组（见图4），这一温度偏差仍然在可以接受的范围内，换言之，白云石化流体氧同位素组成取值的局部偏差对温度计算结果并没有明显的影响。

目前，关于低温和高温白云石化环境的温度界限仍然存在争议。如果以80 ℃[29]作为低温和高温白云石化环境的界限，黔北地区灯影组中以第 1世代白云石为主的致密粉晶白云岩的形成温度为 19.7～40.5 ℃（见表 3），因此第 1世代白云石的形成温度应该在20 ℃左右，属于近地表环境低温白云石化流体成因，应为原生或准同生白云石。

充填白云石的形成温度与其流体包裹体均一温度具有非常相似的分布范围。例如仁怀大湾充填白云石的形成温度为87.6～109.2 ℃（见表3），与白云石第1期包裹体温度101.7～111.4 ℃相近；金沙岩孔箐口充填白云石的形成温度为127.9～156.7 ℃，与白云石第2期包裹体温度126.1～148.9 ℃基本相同。

含沥青溶孔白云岩由于既具有低温成因的第 1世代白云石，同时溶孔中大量充填了后期中—深埋藏白云石，因此δ18O值无论取−5‰还是 3.2‰，所估算的温度均为第 1世代白云石与充填白云石的中间值，也进一步说明第 1世代白云石与埋藏阶段充填白云石具有不同的形成温度。

8 油气成藏演化过程

黔北灯影组储集层充填物流体包裹体均一温度、6世代胶结物的特征及次序、4期溶蚀作用及4期白云石揭示了4个含烃流体活动期，表明存在3个油气成藏期和1个气藏破坏期。

第 1期为浅埋藏油气初次充注阶段（距今 470～428 Ma）。牛蹄塘组烃源岩进入生烃门限，含烃流体在黔中隆起的控制下，沿灯影组与牛蹄塘组间的不整合面由隆起的北斜坡向构造高部位运聚成藏。富含液态烃、有机酸及SiO2的流体进入桐湾期遭受淡水溶蚀及白云石（方解石）充填后残余的孔洞，有机酸溶蚀扩大了残余孔洞，溶蚀对象包括第1、2世代白云石。该过程中形成了第 3世代白云石与石英，赋存的流体包裹体的均一温度和盐度较低，但密度较高。

第2期为中等埋深油气二次充注阶段（距今252～228 Ma）。牛蹄塘组烃源岩进入二次生油阶段，处于轻质油—湿气阶段，储集层中第 1期充注的液态烃还未大量裂解，形成轻质油气藏。在第1次生油过程中，干酪根消耗了大部分产生有机酸的官能团，因此二次生油过程中有机酸的含量急剧减少。富含液态烃及SiO2的流体主要溶蚀孔隙中的第2、3世代白云石，并形成了第 4世代白云石与石英。赋存的流体包裹体均一温度较高，盐度变化大，密度适中。

第 3期为深埋天然气充注阶段（距今 177～145 Ma）。牛蹄塘组烃源岩随着埋藏深度及温度的增加相继进入湿气及干气演化阶段，同时储集层中液态烃已开始大量裂解成气，形成气藏及固体沥青。富含气态烃及SiO2的流体主要溶蚀充填于孔隙中的第2、4世代白云石，形成了超大孔及第5世代粗晶白云石与石英，赋存的流体包裹体均一温度和盐度最高，但密度低。

除上述油气成藏阶段的 3幕流体活动外，喜马拉雅早期也存在 1个流体活动期，期间储集层烃类、流体逸散，与淡水一起沿构造裂缝发生渗透。在野外地质露头及镜下均可见沿裂缝先后充填的硅质条带与方解石，根据方解石形成温度可以估算天然气藏破坏的深度。依据周根陶等[30]提出的氧同位素分馏方程（1 000 lnαc-w=20.6×103/T−34.71）及刘子琦等[26]获得的贵州中西部大气降水δ18O值，估算淡水方解石形成的温度为41.2～86.3 ℃，其形成深度为782～2 446 m。根据方解石中赋存流体包裹体的均一温度（95.3～116.4 ℃）及从丁山 1井获取的井下地热梯度（2.71℃/100 m），估算出天然气藏遭到破坏的深度约为2 779～3 557 m。限于采样位置及方解石中包裹体数据个数，天然气藏的实际破坏温度与深度范围可能比估算值宽。研究表明天然气藏埋深约3 600 m时（距今42 Ma）开始破坏，储集层流体释放，约2 800 m时淡水进入储集层，天然气藏已破坏殆尽。因此研究认为3 600 m可能是黔北地区灯影组天然气藏保存的临界深度，2 800 m为气藏保存的最浅深度。

勘探实践表明，丁山1井（灯影组顶埋深3 490 m）灯影组下部（4 578.0～4 603.0 m）水体总矿化度为253.00～333.37 g/L，均为 CaCl2型，表明该井段处于水文地质封闭环境。寒武系陡坡寺组（相当于黔北高台组）—清虚洞组（2 792～2 819 m）水体矿化度较低，为 7.35～9.61 g/L，为 Na2SO4型，该井段的保存条件曾遭受过破坏。林1井（灯影组顶界埋深2 580 m）灯影组白云岩2 799.18～2 866.55 m层段水体矿化度为29.9 g/L，为NaHCO3型，表明该处灯影组储集层受到了大气降水下渗的影响，地层水处于交替停滞带，保存条件较差。综上所述，本文提出3 600 m的气藏保存理想埋深与实际勘探结论基本吻合。埋深大于3 600 m时，保存条件相对较好，水型一般为CaCl2型，埋深小于3 600 m时，保存条件遭受不同程度的破坏。

9 结论

黔北灯影组储集层中发育 4期流体包裹体，均一温度分别为 87.1～111.4 ℃、126.1～163.0 ℃、166.9～225.1 ℃和 95.3～116.4 ℃，反映了两期油气充注、1期天然气充注和晚期天然气藏破坏过程。利用实测沥青反射率、包裹体均一温度估算出黔北地区早古生代—中生代古地热梯度约为3.18～2.75 ℃/100 m。

灯影组储集层中发育6个世代的胶结物和4期白云石，经历了4期溶蚀作用。不同埋深环境下的3期流体活动带来的有机酸对早期古岩溶的残余孔隙及充填物具有复合叠加溶蚀作用。第 1世代白云石为近地表低温准同生成因，第3～5世代胶结物、第2～4期溶蚀作用、第2～4期白云石及第1～3期包裹体分别对应于3幕流体活动与油气成藏。

灯影组经历了3个油气成藏期，即加里东中晚期（距今470～428 Ma）、印支期（距今252～228 Ma）和燕山早期（距今 177～145 Ma）。灯影组气藏遭受破坏的时间约为距今42 Ma，深度约为2 779～3 557 m，3 600 m埋深可能是黔北地区灯影组天然气藏保存的理想深度。

致谢：成都地质矿产研究所王剑、余谦及丘东洲研究员为本研究提出了很好的意见，中国石化无锡石油地质研究所等单位在样品测试方面给予了支持，在此一并表示感谢。

符号注释：

Rb——沥青反射率，%；Rba——平均沥青反射率，%；Ro——沥青等效镜质体反射率，%；Roa——平均沥青等效镜质体反射率，%；Tc——烃源岩经历的最高古地温，℃；t0——烃源岩热演化时间，Ma；αd-w——白云石-水氧同位素分馏系数；T——白云石形成时的古温度，℃；αc-w——方解石-水氧同位素分馏系数。

[1]魏国齐, 沈平, 杨威, 等.四川盆地震旦系大气田形成条件与勘探远景区[J].石油勘探与开发, 2013, 40(2): 129-138.Wei Guoqi, Shen Ping, Yang Wei, et al.Formation conditions and exploration prospects of Sinian large gas fields, Sichuan Basin[J].Petroleum Exploration and Development, 2013, 40(2): 129-138.

[2]金之钧.中国海相碳酸盐岩层系油气形成与富集规律[J].中国科学: D辑: 地球科学, 2011, 41(7): 910-926.Jin Zhijun.Formation and accumulation of oil and gas in marine carbonate sequences in Chinese sedimentary basins[J].Science China:Series D: Earth Sciences, 2012, 55(3): 368-385.

[3]赵文智, 沈安江, 胡素云, 等.中国碳酸盐岩储集层大型化发育的地质条件与分布特征[J].石油勘探与开发, 2012, 39(1): 1-12.Zhao Wenzhi, Shen Anjiang, Hu Suyun, et al.Geological conditions and distributional features of large-scale carbonate reservoirs onshore China[J].Petroleum Exploration and Development, 2012,39(1): 1-12.

[4]王津义, 涂伟, 曾华盛, 等.黔西北地区天然气成藏地质特征[J].石油实验地质, 2008, 30(5): 445-449.Wang Jinyi, Tu Wei, Zeng Huasheng, et al.Geologic characteristics of natural gas accumulations in the northwest of Guizhou[J].Petroleum Geology & Experiment, 2008, 30(5): 445-449.

[5]赵泽桓, 张桂权, 薛秀丽.黔中隆起下组合古油藏和残余油气藏[J].天然气工业, 2008, 28(8): 39-42.Zhao Zehuan, Zhang Guiquan, Xue Xiuli.Fossil oil pools and residual oil and gas pools in the lower assemblage of Qianzhong uplift[J].Natural Gas Industry, 2008, 28(8): 39-42.

[6]陶树, 汤达祯, 李凤, 等.黔中隆起北缘金沙岩孔古油藏特征及成藏期次厘定[J].中国矿业大学学报, 2009, 38(4): 576-581.Tao Shu, Tang Dazhen, Li Feng, et al.Paleo-oil reservoir characteristics and hydrocarbon accumulation period redefinition of Jinsha Yankong in north margin of the central Guizhou uplift[J].Journal of China University of Mining & Technology, 2009, 38(4):576-581.

[7]戎嘉余, 陈旭, 王怿, 等.奥陶-志留纪之交黔中古陆的变迁: 证据与启示[J].中国科学: D辑: 地球科学, 2011, 41(10): 1407-1415.Rong Jiayu, Chen Xu, Wang Yi, et al.Northward expansion of Central Guizhou Oldland through the Ordovician and Silurian transition: Evidence and implications[J].Science China: Series D:Earth Sciences, 2011, 41(10): 1407-1415.

[8]杨平, 汪正江, 贺永忠, 等.贵州仁怀县震旦系灯影组古油藏成藏条件及油气地质意义[J].地质通报, 2012, 31(11): 1894-1901.Yang Ping, Wang Zhengjiang, He Yongzhong, et al.The reservoir forming condition and petroleum geological significance of Dengying Formation paleo-reservoirs in Renhuai, Guizhou[J].Geological Bulletin of China, 2012, 31(11): 1894-1901.

[9]杨平, 谢渊, 汪正江, 等.金沙岩孔灯影组古油藏沥青有机地球化学特征及油源分析[J].地球化学, 2012, 41(5): 452-465.Yang Ping, Xie Yuan, Wang Zhengjiang, et al.Geochemical characteristics and oil source correlation of Dengying formation paleo-reservoir in Jinsha[J].Geochimica, 2012, 41(5): 452-465.

[10]赵宗举, 冯加良, 陈学时, 等.湖南慈利灯影组古油藏的发现及意义[J].石油与天然气地质, 2001, 22(2): 114-119.Zhao Zongju, Feng Jialiang, Chen Xueshi, et al.Discovery of Dengying formation fossil pool in Cili, Hunan and its significance[J].Oil & Gas Geology, 2001, 22(2): 114-119.

[11]金之钧, 袁玉松, 刘全有, 等.J3-K1构造事件对南方海相源盖成藏要素的控制作用[J].中国科学: D辑: 地球科学, 2012, 42(12):1791-1801.Jin Zhijun, Yuan Yusong, Liu Quanyou, et al.Controls of Late Jurassic-Early Cretaceous tectonic event on source rocks and seals in marine sequences, South China[J].Science China: Series D: Earth Sciences, 2013, 56(2): 228-239.

[12]袁海锋.四川盆地震旦系—下古生界油气成藏机理[D].成都: 成都理工大学, 2008: 70-82.Yuan Haifeng.The mechanism of hydrocarbon accumulation of Sinian-Lower Palaeozoic, Sichuan Basin[D].Chengdu: Chengdu University of Technology, 2008: 70-82.

[13]刘德汉, 史继扬.高演化碳酸盐烃源岩非常规评价方法探讨[J].石油勘探与开发, 1994, 21(3): 113-115.Liu Dehan, Shi Jiyang.High evolution of carbonate source rocks unconventional evaluation method[J].Petroleum Exploration and Development, 1994, 21(3): 113-115.

[14]郝芳, 邹华耀, 方勇, 等.超压环境下有机质热演化和生烃作用机理[J].石油学报, 2006, 27(5): 9-17.Hao Fang, Zou Huayao, Fang Yong, et al.Kinetics of organic matter maturation and hydrocarbon generation in overpressure environment[J].Acta Petrolei Sinica, 2006, 27(5): 9-17.

[15]袁海锋, 徐国盛, 王国芝, 等.川中地区震旦系油气成藏过程的相态演化与勘探前景[J].成都理工大学学报: 自然科学版, 2009,36(6): 662-668.Yuan Haifeng, Xu Guosheng, Wang Guozhi, et al.Phase evolution during hydrocarbon accumulation and exploration prospect for Sinian reservoirs in Central Sichuan Basin, China[J].Journal of Chengdu University of Technology: Science & Technology Edition,2009, 36(6): 662-668.

[16]杨剑, 易发成, 钱壮志.黔北下寒武统黑色岩系古地温及其指示意义[J].矿物学报, 2009, 29(1): 87-94.Yang Jian, Yi Facheng, Qian Zhuangzhi.Study of paleotemperature of the lower Cambrian black shale series and their implications in northern Guizhou province[J].Acta Mineralogica Sinica, 2009, 29(1):87-94.

[17]坛俊颖, 王文龙, 王延斌, 等.中上扬子下寒武统牛蹄塘组海相烃源岩评价[J].海洋地质前沿, 2011, 27(3): 23-27.Tan Junying, Wang Wenlong, Wang Yanbin, et al.Marine source rock assessment for lower Cambrian Niutitang Formation in middle and upper Yangtze region[J].Marine Geology Frontiers, 2011, 27(3):23-27.

[18]Hood A, Gutjahr C C M, Heacock R L.Organic metamorphism and the generation of petroleum[J].AAPG Bulletin, 1975, 59(6):986-996.

[19]Shibaoka M, Saxby J D, Taylor G H.Hydrocarbon generation in Gippsland Basin, Australia: Comparison with Cooper Basin,Australia[J].AAPG Bulletin, 1978, 62(7): 1151-1158.

[20]周利敏, 张德会, 席斌斌.岩石中的渗透率、流体流动及热液成矿作用[J].地学前缘, 2008, 15(3): 299-310.Zhou Limin, Zhang Dehui, Xi Binbin.Rock permeability, fluid flow and hydrothermal ore-forming processes[J].Earth Science Frontiers,2008, 15(3): 299-310.

[21]Worden R H, Barclay S A.Internally-sourced quartz cement due to externally-derived CO2in sub-arkosic sandstones, North Sea[J].Journal of Geochemical Exploration, 2000, 69/70: 645-649.

[22]Vasconcelos C, McKenzie J A, Warthmann R, et al.Calibration of theδ18O paleothermometer for dolomite precipitated in microbial cultures and natural environments[J].Geology, 2005, 33(4): 317-320.

[23]Veizer J, Ala D, Azmy K, et al.87Sr/86Sr,δ13C andδ18O evolution of Phanerozoic seawater[J].Chemical Geology, 1999, 161(1/2/3): 59-88.

[24]Wallmann K.The geological water cycle and the evolution of marineδ18O values[J].Geochimica et Cosmochimica Acta, 2001, 65(15):2469-2485.

[25]Spötl C, Burns S J.Formation of18O-depleted dolomite within a marine evaporitic sequence, Triassic Reichenhall Formation,Austria[J].Sedimentology, 1991, 38(6): 1041-1057.

[26]刘子琦, 李红春, 徐晓梅, 等.贵州中西部洞穴水系与碳酸钙的稳定同位素意义[J].地质论评, 2007, 53(2): 233-241.Liu Ziqi, Li Hongchun, Xu Xiaomei, et al.Stable isotopes of water and carbonate samples from caves in central western Guizhou:Implications of paleoclimate and paleoenvironment[J].Geological Review, 2007, 53(2): 233-241.

[27]胡作维, 黄思静, 李志明, 等.川东北地区三叠系飞仙关组白云化流体温度[J].中国科学: 地球科学, 2012, 42(12): 1817-1829.Hu Zuowei, Huang Sijing, Li Zhiming, et al.Temperatures of dolomitizing fluids in the Feixianguan Formation from the Northeastern Sichuan Basin[J].Science China: Earth Sciences, 2012,42(12): 1817-1829.

[28]Allan J R, Wiggins W D.Dolomite reservoirs: Geochemical techniques for evaluating origin and distribution[M].Tulsa: AAPG,1993: 19-32.

[29]Machel H G.Concepts and models of dolomitization: A critical reappraisal[C]//Braithwaite C J R, Rizzi G, Darke G.The geometry and petrogenesis of dolomite hydrocarbon reservoirs.London:Geological Society of London‚ 2004: 7-63.

[30]周根陶, 郑永飞.碳酸钙-水体系氧同位素分馏系数的低温实验研究[J].地学前缘, 2000, 7(2): 321-338.Zhou Gentao, Zheng Yongfei.Experimental studies of oxygen isotope fractionations between CaCO3and H2O at low temperatures[J].Earth Science Frontiers, 2000, 7(2): 321-338.