川东北二叠系长兴组碳酸盐岩云化成储机制

何文渊，云建兵，钟建华

（1.中国石油大庆油田有限责任公司，黑龙江大庆 163002；2.黑龙江省陆相页岩油重点实验室，黑龙江大庆 163712；3.中国石油大庆油田有限责任公司勘探事业部，黑龙江大庆 163712；4.东北大学秦皇岛分校海洋油气勘探国家研究分中心，河北秦皇岛 066004；5.中国石油大学（华东），山东青岛 266528）

0 引言

1995—2000 年，在四川盆地东北部地区先后发现了渡口河、罗家寨、铁山坡飞仙关组鲕滩气藏，2003 年发现了普光长兴组—飞仙关组台缘礁滩相大型气田，其后又陆续发现了元坝、龙岗等长兴组—飞仙关组大型台缘礁滩相气藏。围绕“广旺—开江—梁平陆棚”两侧长兴组—飞仙关组台缘礁滩相油气勘探正在快速展开。元坝地区是中国石化继普光气田后在川东北地区台地边缘超深层又一个取得重大突破的区块。近几年，随着勘探的不断深入，在四川盆地东北部晚二叠统的长兴组碳酸盐岩中又发现了渡口河、普光、元坝、龙岗等气田。主流观点认为长兴组生物礁是主要的储集层，如王一刚等［1-2］认为川东北形成了开江—梁平碳酸盐海槽，并在陆棚边缘带和深部缓坡带分别发育了陆棚边缘礁和点礁等优质储层；徐强等［3］、牟传龙等［4］、王瑞华等［5］、洪海涛等［6］认为沉积控制了生物礁的分布，成岩作用对后期生物礁储层进行了改造；夏明军等［7］、文华国等［8］、曾大乾等［9］、Li 等［10］详细阐述了生物礁储层特征。

生物礁是多种矿藏资源的有利富集场所，尤其是油气资源储集的“天堂”。20 世纪初，在墨西哥黄金带内的阿苏尔4号井日产原油高达3.562×104t，更加激发了人们对生物礁研究的热情，因此，20 世纪是生物礁研究发展最快的时期［11］。生物礁是一种在水中形成的生物沉积建造，在漫长的地质历史中，如果把叠层石也叫生物礁的话，那么生物礁就是地球上最早的生物建造：从太古代的微生物藻礁到现代的珊瑚和珊瑚藻礁，可以说生物礁是地球上最早的生命作用的产物。海洋条件的变化，如海平面、海域面积以及海水盐度的变化，均对生物礁的生长、胶结作用和微生物的成岩作用产生重要影响，同时对生物礁生成非常重要的CaCO3沉淀也会产生影响［12-13］。这些因素以及造礁生物在地质历史时期中的进化和灭绝事件都会影响生物礁的生长和演化。生物礁是造礁生物在一定的气候环境、海水温度、养分供给、海底地形、盆地沉积速率等因素影响下，经历特殊成岩作用沉积而成的一种特殊的碳酸盐岩，其主要形成条件有：①适合的气候条件。造礁生物一般在水温23～27 ℃的环境里生长较好，在更高和更低的温度下，将逐渐失去捕获食物的能力而难以生存下去。研究认为，四川盆地在晚二叠世长兴期处于赤道附近的热带海洋环境，这是盆地生物礁能够发育的必要条件。②海水清洁度。地质研究表明长兴期持续的海侵导致川东北地区水体加深，海岸远离该区，海水逐渐变得清洁起来。③高能的环境。在这种环境中海水中含有充足的氧气和丰富的营养成分，为生物礁的生长发育提供了良好的生长条件，这些高能的环境往往是处于海底地形发生变化使海流方向发生改变或者易于形成波浪的地方。如陆棚边缘、台地边缘、海岸带及其他原因造成的地形隆起，都有利于生物礁的发育。④长期海侵。根据古代和现代生物礁的研究，钟建华等［11］认为长期的海侵是生物礁形成的先决条件之一，这主要是由于生物礁生长需要充足的阳光，因此需要适宜的水深，较快的礁生长可以抵消因海平面不断上升而增加的水深，使生物礁生长基底较长时间保持在一定水深条件之中。

四川盆地东北部是中国南方海相天然气勘探最具活力和潜力的地区，北邻米仓山隆起，北东方向是大巴山造山带，南东方向与川东构造相接，处于多个构造的交接地带，具有构造复合叠加的典型特征。在罗家寨发现大型气田后，普光地区又发了现特大型气田，各石油公司均在川东北长兴组的碳酸盐岩中都获得了巨大的天然气储量。通过综述学者们的最新研究成果，并对产气井的原始录井、钻井资料进行精细分析，提出这些大气田的主力产气储集层为纯白云岩，含少量优质礁滩相白云岩储层［14］，这一观点与众多学者关于研究区为生物礁灰岩储层的认识有所不同，以期对四川盆地长兴组的油气勘探提供地质依据和新的勘探思路。

1 地质概况

研究区川东北包括四川境内的阆中、仪陇、营山、万源、宣汉、达县、开江、梁平、城口、南江、旺苍和广元，面积约4.38×104km2（图1）。研究区在构造区划上位于上扬子地台的北东部，现今构造格局主要受北西向的米仓山—大巴山巨型构造山系逆冲推覆作用控制，经历了中、新生代复杂的构造演化过程，具有被3 个构造系夹持的复杂区域构造复合体系。北西向与松潘—甘孜褶皱系（龙门山逆冲退覆带）相邻，北东临秦岭—大巴山构造带，南东临川东构造带，地理上属于四川盆地东北部和部分渝北地区的山区。

图1 川东北二叠系长兴组区域地质构造Fig.1 Regional geological structure of Permian Changxing Formation in northeastern Sichuan Basin

四川盆地地层发育齐全、厚度大，具有多层系、多旋回的特点。盆地边缘主要分布元古界和古生界，大凉山、龙门山、米仓山还出露中酸性和基性、超基性岩浆岩；在华蓥山背斜核部局部出露古生界；中生界遍及盆地内部；新生界主要分布在成都平原及现代河流的两岸。盆地基底为前震旦系，局部地区还包括下震旦统，主要由一套变质岩及岩浆岩组成，厚度达万米级，属中上元古代。基底上覆沉积盖层在盆地内均有发育，总厚度为6～12 km。震旦系到中三叠统为海相沉积，以碳酸盐岩为主，厚度为4～7 km；下震旦统在盆地内缺失，只在川东北、川东南等凹地有沉积；上震旦统在全区发育良好，岩性变化小，分布稳定；寒武系、奥陶系及志留系在盆地内分布范围广，后期受加里东运动影响，中、上寒武统和奥陶系在成都以南局部地区遭受剥蚀，奥陶系仅残留了桐梓组，厚度仅为53 m；志留系剥失范围更大，在川东北地区几乎缺失，仅在城口庙坝的双河镇和中坝的文采村偶有发育，岩性为变质碎屑岩。

在泥盆、石炭系沉积期，以四川、黔北为主体的上扬子古陆始终保持上升状态，该套地层在四川盆地内部大面积缺失，仅在盆地边缘发育。二叠系沉积遍及全区，为一套浅海相—半深海相（陆棚相或海槽相）沉积。川西底部沉积了梁山组含煤岩系，为一套黑色—灰黑色泥页岩，夹煤线、粉砂岩、灰岩和泥灰岩，厚度为16 m，发育最好的地层剖面位于城口庙坝双河乡；在梁山煤系之上沉积了栖霞组，为一套含硅质的泥晶灰岩和生屑灰岩及云质灰岩，其中发育了一个不整合面，厚度为107 m。栖霞组之上为茅口组，为一套灰色—灰黑色的泥晶灰岩和生屑灰岩，含燧石结核，偶见薄层硅质岩，发育了单层或多层溶洞，厚度为227 m。在川西南沿断裂带有大量玄武岩喷发（四川峨眉山玄武岩喷发，东吴运动），茅口期后期沉积了一套龙潭组的含煤岩系，岩性主要为含煤碎屑岩夹灰岩，在海槽区为以灰岩沉积为主的吴家坪组，龙潭组厚度约133 m。在龙潭组煤系地层之上发育长兴组，为灰岩/白云岩生物礁沉积，可见溶洞，厚度为33 m，在川东北长兴组厚度多为200～300 m。中、下三叠统发育一套浅海相沉积，在研究区广泛分布，直到中三叠世末的早印支运动，上扬子板块整体抬升，盆地内部遭受不同程度的剥蚀，大规模海侵结束。上三叠统沉积地层的发育情况反映了全区由浅海转变为内陆湖盆的全过程，是一套海陆过渡相沉积，厚度为250～3 000 m。侏罗系至古、新近系均沉积陆相地层，主要为碎屑岩，厚2 000～5 000 m，在该阶段的喜山运动后期，四川盆地基本定型。第四系为冲积、洪积层，由疏松泥沙及砾石组成，一般厚度为0～100 m。川东北二叠系—三叠系构造分区和沉积环境分异很大，地层发育差异也很大，在茅口组、龙潭组和长兴组均因相变而有另外的组名（图2）。“云化成储”是指白云石化作用形成的白云岩储层，该过程需要满足以下2 个基本条件：一是岩性必须是白云岩（包括云灰岩和灰云岩一系列过渡岩石类型）；二是必须达到储层物性下限，但这个条件是变化的，与盆地和储层等因素有关，存在大概的储层物性区间，在川东北地区白云岩必须达到Ⅲ类储层以上（含Ⅲ类储层）。该类储层孔隙度一般大于2%，渗透率一般大于0.002 mD。由于白云岩的成因复杂，云化成储存在很大的不确定性：既可以是沉积时形成的白云岩，也可以是成岩阶段形成的白云岩，还可以是在成岩阶段由热液交代形成的白云岩，甚至还可以是褶皱隆起后风化剥蚀阶段喀斯特岩溶过程形成的白云岩。

图2 川东北岩性地层综合柱状图Fig.2 Stratigraphic column of northeastern Sichuan Basin

2 长兴组生物礁与气藏

2.1 露头生物礁与礁盖白云岩

中国南方二叠系生物礁比较发育［15-16］，川东北长兴组生物礁是其中之一，也是本次研究的重点。在川东北长兴组生物礁露头发育较好，最好的剖面位于宣汉盘龙洞一带。长兴组生物礁大致可分为下部灰岩段（礁灰岩段）和上部白云岩段，厚度为25～400 m。台地边缘的普光5 井区长兴组地层厚度达520 m，但没有发育生物礁。天然气仅发育在长兴组上部的白云岩和溶洞中。台地边缘的毛坝3 井区长兴组地层厚度达500 m，可能是受北东向生长断层的控制。长兴组下段为灰—浅灰色、深灰色中厚层至块状泥微晶灰岩，含砂屑泥晶灰岩、砂屑灰岩、条带状灰岩、生物碎屑灰岩、硅质白云岩，局部发育硅质白云岩团块。在研究区的盘龙洞（图3a—3d）和羊鼓洞（图3e—3i）地层剖面中，长兴组下部发育生物礁灰岩和生屑灰岩，造礁生物以海绵类和藻类为主，附礁生物包括棘屑、蜓类、腕足类等。长兴组上段厚度为100～200 m，主要为灰色、灰白色中厚层至块状礁云（灰）岩、砾屑白云岩、泥微晶白云岩和晶粒白云岩，该段地层富含生物化石，造礁生物与附礁生物发育，且多见沥青（图3f—3h），白云石化作用强烈，主要对骨架礁、粘结骨架礁和部分生屑滩相灰岩白云石化，并形成大量的溶蚀孔洞，且充填方解石、白云石、沥青等（图3i）。总之，长兴组在川东北的岩性及其沉积厚度变化较大，揭示其沉积环境在区域内变化较大。

图3 川东北宣汉盘龙洞、阳鼓洞及鸡唱村长兴组生物礁野外照片Fig.3 Field photos of reefs of Changxing Formation in Panlongdong，Yanggudong and Jichangcun of Xuanhan area in northeastern Sichuan Basin

吴熙纯等［17］、马永生等［18-21］、周刚等［22-23］、李小燕等［24］、黄仁春等［25］均对川东北长兴组生物礁进行了研究，但对生物礁顶部的白云岩的关注较少。在宣汉鸡唱村—盘龙洞—羊鼓洞生物礁剖面上可见礁核的上部和顶部均发育一套白云岩，且具如下特点：①礁顶白云岩与礁核呈不整合接触，礁核内部也存在不整合接触面（图4a，4b），在不整合接触面上可见砾石和明显的接触“缝”，是流体的良好运移通道和储集空间；②礁顶白云岩发育多尺度溶孔，偶见直径达2 m 的大型溶洞，为良好的储集空间；③部分礁顶白云岩内发育白云岩砾石（图4c，4d），粒径多为数厘米，揭示白云岩层在形成过程中可能发生垮塌或被流水搬运；④礁顶白云岩的厚度为零到数十米不等，揭示其受底形和微相控制，也进一步揭示礁顶白云岩储层在空间上变化剧烈，甚至在一些地区不发育。

图4 川东北宣汉鸡唱村—盘龙洞—羊鼓洞二叠系长兴组生物礁白云岩礁盖Fig.4 Dolomitic reef cap of Permian Changxing Formation in Jichangcun，Panlongdong and Yanggudong of Xuanhan area in northeastern Sichuan Basin

宣汉长兴组生物礁露头及其相邻地层显示，生物礁中可见的开放性孔洞不多，大部分孔洞被巨晶方解石和沥青充填，而礁盖白云岩中则发育很多开发性溶蚀孔洞，揭示白云岩礁盖比生物礁具有更好的储集能力。野外地质调查证实龙岗和普光气田的主力储气层为礁顶白云岩，此次研究对象为礁顶白云岩。

2.2 长兴组白云岩储集空间

2.2.1 溶蚀孔

溶蚀孔是长兴组白云岩中最常见的孔缝类型（图5）。盘龙洞礁核的粉晶鲕粒白云岩礁盖中的鲕粒和其他碎屑被溶蚀，形成了幻影，发育明显的示底构造（图5a），表明其形成条件为表生［26］；鲕粒中的文石被淋滤形成鲕粒溶孔，面孔率为30%～40%，在地表鲕粒孔内接受白云石沉淀，在鲕粒孔的下部发育晶形很好的粗晶白云石（直径为0.05～0.35 mm），形成漂亮的示底构造。这种类型的孔隙被认为由大气淡水溶蚀作用而成，以鲕模孔为主，含少量鲕粒内溶孔溶洞，鲕模孔发育示顶、底构造［20］。

图5 川东北二叠系长兴组白云岩显微照片Fig.5 Micrographs of dolomite of Permian Changxing Formation in northeastern Sichuan Basin

2.2.2 晶间残留孔或粒间残留孔

晶间残留孔或粒间残留孔在研究区占比很大，面孔率为10%～40%（剔除方解石胶结物和沥青），白云石粒径为0.01～0.05 mm，自形、半自形或他形，部分白云石晶粒边缘圆化，推测是被搬运磨圆（图5b—5h）。其中，晶间孔非常发育，面孔率为20%～30%（图5b），孔隙被沥青充填，部分白云石颗粒（晶粒）的边缘平整，表明未受到溶蚀（或磨蚀），颗粒（晶粒）间的孔不是溶蚀孔，而是残留孔。在大的白云石晶粒组合团块周缘的粉晶白云石晶粒形态完好，晶面平整，未见溶蚀迹象（图6），少量有微弱的“雾心白边”结构（雾心系方解石或高镁方解石，白边系白云石）［27］，揭示白云石可能是通过方解石云化而成或者是白云石在不断地完善晶体，未见生物碎屑，表明是纯蒸发台地，而非生物礁滩和鲕滩，推测为纯沉积成因。川东北二叠系长兴组白云岩多为微晶—粉晶结构，推测其沉积成因的可能性比较大，因为现代沉积白云石基本为微晶状，因此，认为晶间的残留孔是沉积时形成并保存下来的。通常后期形成的白云石比沉积而成的白云石晶粒更粗大［28-29］。

图6 川东北二叠系长兴组白云岩显微照片Fig.6 Micrographs of dolomite of Permian Changxing Formation in northeastern Sichuan Basin

2.2.3 晶间自生孔和晶间自生缝

方解石在白云岩化过程中，岩石体积缩小，Weyl［30］认为体积减小12%～13%；黄成刚等［31］通过精密物理推算和实测验证后认为理想状态下方解石转化为白云石体积会减小11.78%～13.36%，且该数值随着白云石中含铁量的不同而存在小幅波动。白云岩化过程中，白云石与方解石之间会形成一系列自生缝或自生孔，沉积形成的白云岩往往不纯，含有灰质或有机质。在成岩过程中方解石、灰质白云石和含有机质的白云石等会不断地转变成纯白云石，导致体积缩小，形成晶间孔（图7a）和晶间缝（图7b—7d），方解石转变为白云石时发生紧密堆积，这种收缩率对碳酸盐岩、尤其是对深部碳酸盐岩的储集能力产生至关重要的影响。收缩缝的宽度为0.001～0.010 mm，长度（不考虑不同晶体之间的联结）多为0.01～0.05 mm，与一个晶体的长宽相同（图7e），收缩缝总体宽度较均匀，局部存在差异，甚至与溶蚀孔联结（图7a，7b的白色箭头所指）。白云石晶体的成岩收缩缝作为最末级的储集空间，其单缝的储集能力有限，但数量很多，散布于各个白云石晶体之间，而且彼此连通成孔缝网络（图7f，7g），对于改善渗透能力极为有用。在川东北罗家寨2 井的飞仙关鲕粒云岩中可见明显的收缩孔缝，不排除有的收缩缝受到溶蚀而扩展，但这种缝首先是因为成岩收缩而产生的。史建南等［32］认为川东北长兴组白云岩主要是成岩过程中形成的；郑荣才等［14］根据原始物质和结构保存状况、白云石晶体大小、晶形、结晶程度和充填物等特征，将长兴组白云岩储层的埋藏白云岩化过程划分为3 个成岩阶段和6 个期次，此次研究在研究区内观察到3 个期次的白云石。

图7 川东北二叠系长兴组碳酸盐岩显微照片及成岩过程中的云化成储示意Fig.7 Micrographs of carbonate rocks and reservoir-forming of dolomitization in diagenetic process of Permian Changxing Formation in northeastern Sichuan Basin

晶间缝的体积在岩石中占比不大，如果完全由石灰岩转变为白云岩，理论上的体积最大减少量超过13%［31］，对碳酸盐岩来说这是一个非常大的理论增量。表生沉积白云岩孔隙不如石灰岩在成岩作用过程中转变为白云岩孔隙的增量；成岩作用对白云岩的孔隙度和渗透率增量不如石灰岩，这一点在以往研究中较少被关注。在埋藏成岩过程中只要具备形成白云岩的条件就会产生新的储集空间，尽管收缩缝和收缩孔体积不大，但由于收缩缝和收缩孔在空间交织成网络状，对于提高白云岩的渗透性具有重要作用。

2.2.3 晶内自生孔、溶蚀孔和残留孔

章宇路等［33］对北铁山—双家坝地区的长兴组白云岩进行了研究，认为自形程度差的白云石由表生沉积形成，通过扫描电镜观察到微晶白云岩中白云石为典型的他形结构，X 射线衍射测试结果显示，微晶白云岩有序度为0.29～0.74，平均为0.52，说明微晶白云石结晶速度较快，有序度低，成岩环境为相对封闭且强烈蒸发的台缘礁后局限海盆，一般被认为形成于准同生成岩阶段［34］，微晶他形白云石由表生阶段形成，在有序与无序白云石之间存在1.3 kJ/mol 的能差（25 ℃和一个大气压条件下），为表生沉积白云岩在成岩过程中发生剧烈变化提供了空间，使得原生白云石在成岩过程中发生巨变，在结晶空间不足的情况下也能发生强烈的重结晶而形成他形白云石。也有人认为白云石不会发生重结晶，但Kaczmarek 等［35］用实验证明了白云石可以发生重结晶，白云石的重结晶反应均为溶解-再沉淀反应。

川东北元坝气田8 口井二叠系长兴组不同岩性的平均孔隙度对比分析显示，白云岩的孔隙度明显好于灰岩，孔隙度与云化岩的含量成正比（图8）。深度小于1 707 m 的灰岩比白云岩孔隙度大，深度为1 707 m 时灰岩与白云岩的孔隙度相同，深度大于1 707 m 的白云岩比灰岩孔隙度大。图9 中红色虚线为本次研究下延线。元坝气田的井深多为6～7 km，在深度6 km 左右的白云岩的孔隙度为6%～7%，而灰岩的孔隙度在3%左右，有确凿的证据表明在川东北长兴组的白云岩是重要的储层，而灰岩则不是。

图8 川东北元坝气田二叠系长兴组白云岩与灰岩的孔隙度对比［10］Fig.8 Comparison of porosity between dolomite and limestone of Permian Changxing Formation in Yuanba gas field，northeastern Sichuan Basin

图9 白云岩与灰岩的深度与孔隙度关系（据文献［36］修改）Fig.9 Relationship between depth and porosity of dolomite and limestone

3 云化机理及成储机制

3.1 云化机理及主控因素

学者们在170 多年前已经开始了对白云岩的研究，但至今仍有许多问题悬而未决，白云岩（白云石）的成因至今未能达成共识，没有一种模式或机理能够解释块状灰岩的白云岩化。在对云化机理进行讨论时，首先要涉及白云石的成因：第1种是交代方解石形成白云石，即白云石是通过“方解石桥”形成的，为次生形成；第2 种是以白云石胶结物沉淀的白云岩（沉积）；第3 种是从咸水溶液中直接沉淀形成的，称之为“原生白云岩”。胶结白云岩和热液白云岩都不能归于白云岩化，因此所有的白云岩最终可以分为2 类：一类是同生白云岩；另一类是后沉积白云岩。总之，从目前的现状看，白云岩化的概念仍存在争议。白云岩是一种最好的碳酸盐岩储层［36］，白云石化导致独特的储层几何形状直接影响勘探部署与油田开发，因此研究白云岩化过程具有重要意义。

白云石是一种亚稳定的矿物，可以在沉积过程中形成，也可以在成岩过程中形成，还可以在热变质过程中形成，甚至在地表风化过程中也能形成白云石，因此白云石的形成机理非常复杂［37-40］。白云石的形成需要一定的渗透性和促使流体运动的动力及足够的镁离子供应。每一种新的白云石的形成都是通过部分溶解或完全溶解实现的。本次研究认为川东北长兴组礁盖（包括礁间）白云岩主要在沉积阶段和成岩阶段形成，因此重点讨论沉积白云岩和成岩白云岩。沉积白云岩的成因也很复杂，Land 等［41-42］提出了5 种与海相沉积有关的白云岩形成模式，有学者甚至提出了10 种白云岩的形成模式，多种模式区分度不高。

3.1.1 暴露淡水淋滤与蒸发泵流作用

暴露淡水淋滤与蒸发泵流白云岩化模式诞生较早［38，43-44］，属于表生条件下的沉积白云岩形成机理范畴，与Sabkha 白云岩比较相似，位于蒸发台地的潮坪内［45］。这是川东北长兴组最主要的碳酸盐岩（云化）成储机理——直接形成白云岩。海平面的波动有利于形成（堆叠）块状白云岩［46-47］，白云石化与沉积耦合有利于形成（厚层）白云岩。在川东北长兴期后期三级层序高位域海平面在频繁波动条件下发生微幅海侵，在海面较低时发生了2 个作用，一是淡水（雨水）淋滤碳酸盐岩（包括白云岩），形成了大量的淋蚀孔或管，淋蚀孔又为海水的蒸发创造了条件；二是蒸发泵流作用，海水通过毛细作用沿着淋蚀孔向上运移至钙质碳酸盐岩（包括白云岩）表面而不断被蒸发，Mg2+浓度不断升高，为形成白云石创造了先决的物质条件。仅有雨水淋滤不能形成白云岩，还必须配合泵流的Mg2+浓缩作用。暴露淋滤是形成微孔的关键，而微孔又是形成泵流的关键，提供了高效的“毛细动力机”。理论研究表明，当Mg/Ca 摩尔比≥0.67时有利于白云石的形成［28］，现代海水的Mg/Ca 摩尔比≥5.2。由于Ca2+比Mg2+密度大，在蒸发浓缩过程中Ca2+往下沉，而Mg2+往上浮，在蒸发泵流作用下，Mg2+向表层富集，Ca2+往下富集，表层容易沉积纯白云岩，而底部沉积出灰岩。因此，从海水中沉积纯白云岩是完全可能的，甚至还可以是原先沉积出的灰质碳酸盐岩白云岩化，可知淡水淋滤-泵流模式形成白云岩是完全可能的。

理论上讲，泵流作用可以从现代海洋沉积出白云岩，但实际情况并非如此，现代海洋的白云岩并不发育，已发现的现代白云岩都是准同生的，呈斑点薄层状（厚度为1～2 m）和微晶状，并非大规模的厚层沉积。目前有学者认为大多数白云岩的沉积与微生物的介导有关，在表生条件下形成的白云岩可能还与生物和生物化学成因有关［48-53］。有学者认为生物化学作用是一种多糖催化成核（羧甲基纤维素，CMC）可以降低能量壁垒，解锁水分子对Mg2+的局部键合，促进Mg2+与方解石的结合而形成白云石。羧甲基纤维素（CMC）是一种纤维素的衍生物，在潮坪的碱性环境中很容易形成。在潮坪内一般都有微生物席发育（如元坝2 井发育了藻云岩，参见图6c），存在纤维素，在潮坪碱性环境下很容易由微生物降解形成羧酸。因此，潮坪生物介导可能是一个普遍存在的地质现象［49］，在门头沟中、晚元古代的巨厚块状白云岩中缺失很多叠层石和核形石（图10），叠层石大者直径超过1 m，充分显示了微生物在白云岩沉积过程中的作用。在表生条件下沉积白云岩无疑是一个自然沉积过程。

图10 北京门头沟中、晚元古代白云岩中的核形石和叠层石Fig.10 Oncolites and stromatolites in dolomite of Middle and Late Proterozoic in Mentougou，Beijing

微生物席的发育与降雨有关，推测降雨越多越有利于生物席发育，因此在潮坪内蒸发与降雨2 种作用交叉并行发生。较高的孔隙度主要发生在海拔相对下降和大气降水淋溶作用最强烈的台地高部位的不整合面之下，高孔隙度碳酸盐岩储层主要位于高水位的层序界面之下，而下伏的海侵台地相对致密［54］。川东北长兴组顶部的白云岩发育在长兴期三级和四级层序的高水位域，在长兴组顶部不整合面以下，白云石晶体多呈微（细）晶状。在剖面上分布不均匀，时有时无，时厚时薄，分叉尖灭频繁，在龙岗顺台缘方向连通性很好，在垂直台缘方向自然尖灭。川岳84 井在长兴组底部发育一套薄层砂岩，是否为风成砂暂不能确定，因此，认为川东北长兴组顶部（包括中上部白云岩夹层，如龙岗1井等）的白云岩主要是沉积形成的。

白云岩的形成是多种有利的地质因素“共振”的结果。生物礁发育在开江—梁平海槽东部形成负反馈，长兴早期，海域开阔，海水对流畅通，气候温暖，在台缘（包括台内）开始发育点礁，礁后的瀉湖水质与外海基本一样，但水动力能量较弱，沉积了灰泥（还有叠层石、核形石等）（图11a）；至早长兴期末期生物礁快速生长，侧向开始连接成线礁（图11b），瀉湖水流受到限制，由于气候干旱炎热，瀉湖水体开始咸化，以灰泥沉积为主，偶尔沉积白云质；至长兴组中后期生物礁继续发育，侧向连接成完整的线礁，使瀉湖水体与外海几乎完全隔断，加上气候转向干旱炎热，瀉湖水体极度咸化和毒化（图11c），生物礁生长中止。在特大潮期和雨季，瀉湖水得到补充，但由于密度小，主要分布在上部。由于水体咸度高导致密度加大，并且出现密度分层，瀉湖底部的水密度大于顶部，所以瀉湖水会向生物礁下部或底部渗透，尤其是Mg2+会向生物礁扩散，导致白云石（岩）化。与此同时，咸化和毒化的瀉湖水向生物礁和外海扩散，导致生物礁“死亡”，于是生物沉积终止，代之而起的是纯化学沉积，因此白云岩便成了生物礁盖。

图11 川东北二叠系长兴组台缘生物礁与礁后瀉湖沉积相演化平面模式Fig.11 Evolution models of sedimentary facies of platform margin reef and rear reef lagoon of Permian Changxing Formation in northeastern Sichuan Basin

白云石化发育在沉积或层序旋回的顶部，每个沉积旋回的顶部均处于潮间、潮上的沉积环境。在长兴组顶部为三级和四级旋回的高位域，瀉湖被填满，普遍出现潮上和潮间环境。在这种情况下，沉积旋回边界可以统称为白云石化窗口，而在其他情况下，如海水白云石化，旋回边界标志着同生白云石化的终止［47］。章宇路等［33］指出，长兴组微晶白云岩的白云岩化作用发生在原始沉积环境为相对封闭且强烈蒸发的台缘礁后局限海盆（应该是瀉湖）中，与此次研究建立的模式相同（图12）。

图12 川东北龙岗1 井—龙岗11 井剖面二叠系长兴组沉积晚期白云岩成储成藏模式Fig.12 Reservoir forming and accumulation model of dolomite of the late stage of Permian Changxing Formation across wells Longgang 1 and Longgang 11 in northeastern Sichuan Basin

关于表生条件下白云质沉积（白云岩）一直存在争论，Sànchez-Romàn［49］认为在微生物的介导条件下才能形成白云石沉积；Wright 等［54-56］认为在硫酸盐还原细菌的作用下可以直接沉积白云岩。过去20 年的大量现场和实验室研究表明，微生物在低温（25.0～60.8 ℃）地质环境中催化白云石的成核和生长［52］，但也有人认为在没有生物介导的条件下也能沉积白云岩［39］。在表生条件下可以直接沉积白云岩应该是确定的，在暴露区以蒸发泵流作用为主要动力，白云质物质源源不断地在海平面以上交代，形成了一种高出海面的台地（图13a）。元坝地区长兴组发育了具有鸟眼构造和藻席的白云岩，显然是表生条件下沉积形成的，其中还发育了大量直径数毫米到2 cm 的溶蚀孔。藻席和鸟眼都是潮坪存在的重要标志，也是Sabdha 存在的重要标志，Li等［10］指出，在元坝地区长兴组末发育潮坪等白云岩。对现代盐湖蒸发岩的实际观察表明，当蒸发岩的沉积面高于水面后，泵流作用会使化学物质沉积高出水面：一方面是通过微孔的毛细作用力把盐水源源不断地向表面输运，在阳光照射或干燥空气中发生蒸发，其中的化学物质被沉淀出来；另一方面，为了维持这种毛细和蒸发作用，沉积出的蒸发岩层又不断形成和完善微孔网络，为蒸发泵流（包括混合水交代）创造条件。观察表明，现代盐壳表面的化学沉积是在毛细力的作用下沿着某个盐膜两壁进行的，因此，蒸发泵流沉积始终可以维持多孔状的沉积表面，是形成水面以上化学沉积层具有多孔特征的主要机理。蒸发泵流的动力是毛细力，在咸化湖边或海边蒸发岩的沉积是反重力的。因此，根据现代蒸发岩的沉积环境、内部结构可推测古代蒸发泵流形成的白云岩也具有相同的形成机理。蒸发泵流的动力为毛细力，为了获得最大毛细力和面状，在白云质沉积内部会形成直立管柱状孔隙，据青海大柴旦现代盐湖的观察结果，管柱状孔隙的直径多为毫米级，而高度达数厘米（图13b），在新疆罗布泊（图13c，13d）和卡塔尔的现代萨布哈也能见到这种现象（图13e）。在川东北长兴组白云岩薄片中普遍可见2 个世代的白云石，第1 个世代为微晶或粉晶颗粒状白云石，颗粒直径多为0.001 0～0.002 5 mm，以自形晶为主，颗粒支撑，晶间孔发育，但多被方解石充填；第2 种为中粗晶白云石，晶粒直径多为0.005～0.050 mm，以他形晶为主，多为线接触，颜色较浅，一般为乳黄色，表面较干净，多组合成团块状或不规则条带状，直径多为0.2～2.0 mm，最大高度可达3.0 mm。与第1 代白云石镶嵌接触的第1 代白云石晶形和晶面大多完好，未见溶蚀现象，表明这种大的白云石不是在溶蚀孔中形成的，而是在一种原生孔洞中形成，此次研究把这种孔洞解释成蒸发孔或蒸发管（图14）。

图13 现代盐湖蒸发泵流形成的盐壳Fig.13 Salt crust formed by evaporation pumping in modern salt lake

图14 白云质、砂层及泥层成岩压实后的厚度变化（未严格按深度及压实率比例）Fig.14 Thickness variation of dolomitic deposits，sand and mud beds after diagenetic compaction

Sun 等［53］认为表生超咸水条件下形成的碳酸盐岩储层孔隙是通过溶蚀形成的。笔者认为，蒸发岩孔隙除了受淡水淋滤作用形成的“淋滤管”外，还有受蒸发-毛细-泵流作用形成的垂直管，文中称之为“蒸发管”。在卡塔尔的现代萨博哈的碳酸盐岩软泥中可见大量的这种溶蚀孔［26］，在美国下二叠统盐层中也发育了这种洪水期被河水溶解形成的溶解管，但后期被盐晶体充填［57］。潮坪蒸发环境发育大的溶蚀孔，直径为1～3 mm或1～2 cm，部分发育鸟眼构造［10］，很明显是表生条件下沉积形成的，也有人认为同时期混合水形成的白云岩孔隙不太发育［58］。同样是白云岩，在水面以上通过蒸发泵流形成的比水下形成的孔隙度要大得多，前者可以是优质储层，而后者则是劣质储层，甚至为致密的隔夹层或盖层。

在表生条件下，蒸发泵流作用使蒸发岩在水面之上完成了化学胶结而变得的十分坚硬，在埋藏成岩阶段可以抵抗压实而最大限度地保存孔隙。图14定性地展示了3种不同的沉积物经埋藏压实后的厚度变化，可见白云质沉积的厚度变化最小（Δh1），在深度为1 km 左右时，70%～80%的孔隙能够保留下来；沉积初期的砂层，孔隙度大（30%～35%），埋藏压实后的砂岩厚度大幅减小（Δh2），孔隙大部分损失；沉积初期的泥层，孔隙度极大（50%～60%），含水量极高，经埋藏压实后的泥岩厚度大幅减小（Δh3），原生孔隙基本消失。

与泥岩层和灰岩相比，白云岩的孔隙度在成岩（压实）过程中损失更小，这主要是因为白云岩是在表生条件下形成的一种蒸发岩，在地表已经部分完成了（化学）胶结而变得异常坚硬，经成岩压实后，原生孔隙也不会减小太多，这是形成白云岩优质储层的关键。因此，川东北长兴期礁盖白云岩可以是优质储层。

关于蒸发岩（白云岩）与砂或泥的压实孔隙损失问题，由现代沉积实例可知，即便沉积初期的蒸发沉积地层也是异常坚硬的，因此可以假设，在地表蒸发形成的白云质沉积是一种与白云岩力学性质接近的岩石，由于其发育了大量孔隙，可推算其弹性模量只有白云岩的一半。已知白云岩的弹性模量约为76 GPa，地表白云质沉积的弹性模量约为38 GPa，地表软黏土的弹性模量为0.002～0.005 GPa，松砂的弹性模量为0.010～0.025 GPa，表生白云质沉积的弹性模量分别是黏土和松砂的7 600～19 000倍和1 520～3 800 倍。表生白云质沉积在同样的应力作用下变形幅度较小，据此推测在同样埋藏深度下表生白云质沉积的减孔率也较小，进而推测其物性保存较好，考虑到在埋藏阶段沉积物会发生胶结作用，孔隙度会减小。Saller 等［59］指出，North Riley ClearFork 的大多数碳酸盐岩在埋藏过程中，经机械压实和化学胶结作用，其孔隙度随埋藏深度的增加而减小到2%或以下，但白云岩的减孔率较小。

有研究表明现代沉积形成的白云岩中发育很多孔洞［56］，在四川大足遂宁组的红色泥岩中发育了多层灰绿色—灰白色薄层灰质和泥质粉晶云岩，其中发育了大量毫米级到厘米级溶蚀孔洞（图15）。这些白云岩厚度多为5～10 cm，最大厚度可达30 cm，夹细小泥团块，同层和邻层中可以见到一些虫迹，偶见泥裂。这种白云岩是在浅水、极浅水湖泊蒸发条件下形成的，由于湖水被强烈蒸发而咸化，沉积白云岩并发育溶蚀孔，因此，蒸发泵流白云岩可以在一种非海相和非滩缘的沉积环境中形成。

图15 四川盆地大足遂宁组泥质白云岩与灰质白云岩照片Fig.15 Photos of argillaceous dolomite and calcareous calcite dolomite of Suining Formation in Dazu，Sichuan Basin

在表生沉积阶段的蒸发-泵流作用下形成的白云岩发育大量孔洞，但这些孔洞能否在成岩过程中得以保存下来并成为有效的储集空间是至关重要的。压实作用是沉积物损失孔隙的最主要原因，与碎屑岩相比，沉积白云岩具有更强的抗压能力。白云岩比灰岩抗胶结、抗重结晶和抗压实的能力均更强，因此在滩缘的成岩条件下白云岩的减孔率小于灰岩。已有研究表明，与灰岩相比白云岩的减孔率随着埋藏深度的减小而明显降低，如在南Florida 盆地，埋藏在1 707 m 之上的灰岩孔隙度大于白云岩，在1 707 m 之下的白云岩孔隙度比灰岩大。杨俊杰等［60］通过实验模拟证实在2 000 m 之下的白云岩孔隙度大于灰岩，且白云岩储层比灰岩更发育；但3 658 m 之下的灰岩孔隙度下降到10%，而白云岩还可以保持在15%以上；埋深在4 573 m 之下灰岩孔隙度小于5%，而白云岩的孔隙度还能保持在10%左右；埋深在5 488 m 之下的灰岩孔隙度在2%左右，已经成了非储层，而白云岩还可以保持在8%以上［36］，可达Ⅱ类储层的孔隙度标准。显然，白云岩的油气埋藏深度大于灰岩，可以推测，随着深度的增加，深层和超深层碳酸盐岩储层以白云岩储层为主，灰岩储层则会渐趋消失，因此深层和超深层碳酸盐岩因白云岩化而具有储集能力。无论从哪种角度看，川东北长兴组的白云岩与灰岩相比都是较好的储层，因此，长兴组的天然气发育在礁核之上的白云岩中也是可能的。

3.1.2 渗透回流或盐水回流台地的交代

渗透回流最早是由Adams 和Rhodes 提出的：“超咸水的密度大到可以置换原来的水，向下渗入瀉湖底的碳酸盐中。”。这种模式与蒸发泵流在某些方面相似，蒸发作用导致盐水的密度加大，变成超浓的盐水，在密度的驱动下向下渗透，发生回流。在台缘（或潮坪）与海水接触的地方，方解石与超咸水接触，Ca2+被Mg2+置换，方解石转变为白云岩，这也是一种重要的白云岩形成机理［61］，（台缘）生物礁的白云岩化也属于这种机理［62］。海水的不停流动带来新的Mg2+，使海水中的Mg2+不至于因发生白云岩化而减少，为白云石的形成源源不断地供应Mg2+。白云岩的成因与海水之间有着隐性的联系［63］，在台缘带靠下侧的潮间带主要发生了渗透回流交代作用，形成了白云岩。Warren［28］指出，晶间孔隙发育的白云岩是优良的油气储层，该类储层大多与蒸发岩有关，表明盐水回流台地、滨岸与盆地中心蒸发岩存在形成白云岩的可能性，以及蒸发岩对渗透层形成有效密封作用。当微晶结构与潮上蒸发岩结合时，通常指示早期近地表白云石化［36］，目前世界上大规模的白云岩都是通过这种方式形成的。

3.1.3 成岩过程中的白云岩化

实验揭示，只有在25 ℃时方解石和白云石的组成最稳定，在其他温度条件下，白云石中会混有方解石，呈现不稳定或亚稳定状态。碳酸盐岩进入埋藏后为了适应新的成岩环境，方解石有可能向白云石转化，原生灰质碳酸盐（石灰岩）会转化成云质碳酸盐岩（白云岩）［64］。方解石被白云石交代时，溶蚀形成的孔洞部分被沉淀充填，形成溶洞和晶间孔隙［54］。古生代碳酸盐岩在深埋藏条件下白云岩的储集性能好于灰岩［65］，这就是成岩云化成储的结果，灰岩在成岩白云岩化后，储集性能得到改善，是云化成储的重要过程和机理。

不考虑压实及胶结，原生沉积的灰质碳酸盐（石灰岩）完全转变成云质碳酸盐岩（白云岩），理论上收缩产生的孔隙度最大可达13.6%［31］，可达Ⅰ—Ⅱ类碳酸盐岩储层的孔隙度标准，说明了原生沉积形成的灰质碳酸盐（石灰岩）经过成岩云化后可能转变为很好的储层。对于云灰质或灰云质沉积，成岩云化孔隙度有所增加，增量主要来自于方解石转变为白云石的体积缩小，也有少量源于原生白云石（Ca/Mg 摩尔比为0.55～0.60，有序性极差）转变为白云石的体积减小量；而对于原生沉积的云质碳酸盐（原生白云石），成岩云化后晶间孔隙微量增大，但压实和胶结后孔隙度又会降低（图16）。假设成岩云化体系是开放的，情况可能有所不同，实验显示，随着实验模拟的反应时间延长，白云石阳离子的有序性逐渐增加［65］，揭示随成岩作用加强，白云石晶体一直在发生变化，推测这种变化有可能会引起孔隙的微量增加。

图16 成岩白云岩化对沉积石灰岩和白云岩储层孔隙的影响Fig.16 Influence of diagenetic dolomitization on pores in sedimentary limestone and dolomite reservoirs

沉积和早期成岩阶段方解石的胶结对沉积白云岩的减孔效应十分明显，但由于方解石很容易经交代转变成白云石而非发生紧密堆积，交代作用使白云石体积缩小而产生新的收缩缝和收缩孔，从而优化储层。白云石是一种亚稳定矿物，早期形成的原生白云石晶体可被后期更稳定的晶体所取代，在埋藏和变质过程中这种取代物反复出现多次［28，41］，因此，即便是沉积阶段形成的云质原生白云石也会在成岩过程中发生变化，形成结构更稳定的白云石。薄片观察可见，早期的粉晶白云石经过成岩作用后转变成晶粒粗大的重结晶白云石。野外露头和薄片观察均可见，凡有白云石的地方就有明显的孔洞或沥青，且白云石（团块）越大孔洞就越大，沥青也越多。一般认为后期形成的白云石比沉积白云石更粗大，但也有学者认为在地下数百米到数千米不会发生白云石重结晶［66］。由于在地下成岩过程中白云岩通过溶解和再沉淀的方式演化，白云岩沉积在一定程度上保持了原有储集性能，其埋藏深度和温度都比石灰岩层要高得多。白云石化也会产生新的晶体，不稳定的原生白云石溶解后形成新的菱形白云石晶体。白云石在重结晶过程中完全胶结，随着埋藏深度增大而多次产生晶间孔隙，提升了白云岩的孔隙度和渗透率。随着年代增加白云石的有序度逐渐增加［52］，白云石的稳定性会随着地层变老而增强，白云石的收缩率也会逐渐增加，老的白云岩会具有更好的孔渗特征。镜下观察可见，白云岩比灰岩抗重结晶的能力更强，表生形成的微晶、泥晶或细晶白云石在成岩过程中很少发生重结晶，较大的白云石都是由方解石交代形成的。碳酸盐岩的孔隙度受原始沉积环境影响，中新世的碳酸盐岩实例说明了古气候和古海洋对孔隙有重要影响，碳酸盐岩储层的性质主要受表生环境的成岩作用影响和控制［67］。在成岩过程中白云岩的增孔率主要与沉积原岩有关，致密的灰质碳酸盐岩经成岩作用后更容易转变为晶粒相对较粗大的白云岩，与微晶和泥晶的沉积（原）白云岩相比，灰质碳酸盐岩更容易形成孔隙，储层物性相对更好。

成岩白云石的储集空间分为2 种：一种是溶蚀（大）孔；另一种为白云石交代而成的白云石晶间缝和晶间孔，包括少量晶内孔（图17）。白云石边缘发育的孔隙可能是成岩收缩和溶蚀叠加的结果；白云石晶体之间收缩缝很发育，是良好的储集空间和渗流通道。

图17 川东北二叠系长兴组白云石储集空间特征Fig.17 Reservoir space characteristics of dolomite of Permian Changxing Formation in northeastern Sichuan Basin

通过镜下观察，可区分出3 代白云石（图18）：第1 代同生或准同生，他形粒状为主，可能与溶蚀或搬运磨蚀有关，主要以单个白云石颗粒为主，少量由3～5 个白云石颗粒组成的短棒，粒间孔较发育（红色箭头）。第2 代白云石，他形晶粒，晶体呈颗粒状或由3～5 个白云石颗粒组成的短棒状（0.005 mm×0.015 mm），偶见长棒状晶体。白云石“颗粒”非常拥挤，岩性致密，孔隙不发育可见6 个较大的残留孔（红色箭头），被方解石充填，可能是未被完全交代的方解石残余。成岩改造主要受原生沉积控制，只有蒸发泵流作用下形成的白云质沉积才能在成岩过程中继续保持良好的物性且形成新的储集空间。第3 代白云石晶体粗大，以细晶—中晶为主，半自形—他形，粒径为0.15～0.50 mm。

图18 川东北二叠系长兴组白云石及其储集空间发育情况Fig.18 Dolomite and its reservoir space development of Permian Changxing Formation in northeastern Sichuan Basin

白云岩的成岩孔隙类型多样，不同性质的成岩作用形成的孔隙差异很大。当以重结晶为主、而缺乏溶蚀作用时孔隙不太发育（图19a），孔隙度低；发生弱溶蚀作用时形成少量的晶间孔，晶间孔直径多为0.1～0.2 mm（图19b）；溶蚀作用较强时晶间孔较发育，孔径多为0.1～0.3 mm，最大超过0.5 mm，晶体的边缘大多参差不齐，面孔率为30%～35%（图19c）；溶蚀作用很强时晶间孔非常发育，孔隙直径多为0.1～0.2 mm，最大超过0.5 mm，面孔率为35%～40%，晶体的边缘大多因溶蚀而参差不齐，大部分白云石晶体呈圆形或椭圆形的颗粒状（图19d）。成岩条件或成岩环境对白云岩的储集性能影响很大，超级孔隙的形成需要开放的强酸环境，很可能与成岩过程中的硫酸盐流体或岩浆热液活动有关，而孔隙不发育的白云岩沉积可能与成岩环境比较封闭和流体酸性不强有关。

图19 川东北二叠系长兴组不同成岩作用形成的白云岩及其储集空间类型Fig.19 Dolomite formed by different diagenesis and its reservoir space types of Permian Changxing Formation in northeastern Sichuan Basin

复杂的成岩作用控制了碳酸盐岩的孔隙演化、储层形态［54］，白云岩化是碳酸盐岩演化的终极阶段，通常在深层（深度≥6 km）或超深层（深度≥8 km）的白云岩储层为单一有效储层。高温模拟实验揭示，方解石交代形成白云石可以分为4 个阶段：诱导期（不形成白云石）、交代期（形成97%的白云石），原生重结晶期（形成100%的白云石）和次生重结晶期（离子的有序性增加）［67］。方解石交代形成白云石的成岩过程可持续进行，随着埋藏深度、温度和时间的增加，白云岩储层可不断发生变化，这些变化有利于优化或保持储层物性（参见图17）。薄片观察可知，①从方解石交代形成白云石似乎更容易，而微晶白云石重结晶转变为细晶白云石似乎更难，也就是说第二阶段（交代期）很容易发生，而第三阶段（重结晶期）难以发生；②方解石转变为白云石时形成大量孔洞（云化成储），揭示了方解石转变成白云石是在有流体的情况下发生的，而不是干燥条件下发生的；③白云石储层中孔洞可能是收缩孔和溶蚀孔叠加复合而成。

随着地层温度的升高，方解石逐渐被溶解，而白云石被保留下来，因此，随成岩深度增加石灰岩便逐渐被白云岩代替。由于方解石转变为白云石是一个紧密堆积、体积减小及形成孔隙的过程，因此在深部碳酸盐岩转变成白云岩，且具有一定储集能力，在其他成藏条件具备时便有可能形成油气藏，不受埋藏深度限制。

成岩过程中，云化成储的关键是要具备形成白云石所需的物质、温度和压力等条件，物质条件主要指Ca2+，Mg2+和CO32-。对于碳酸盐台地来说，Ca2+和CO32-是充足的，而Mg2+则相对不足，只有在咸化或泵流过程中才会富集，达到形成白云石需要的浓度。在白云石沉积时通常已经具备云化成岩的物质条件，因为沉积过程中部分白云石和孔隙流体中具有较丰富的Mg2+。由于长兴组的白云岩层顶、底均为致密的灰岩，孔隙度大多小于2%，渗透率也多小于0.001 0 mD，甚至为0.000 1 mD 或更低，是一种很好的隔层。此外，长兴组上部的飞一段发育一套以泥灰岩和泥晶灰岩为主的致密岩层，可以阻隔流体的垂向运移，为形成长兴组封闭的成岩物理、化学条件奠定了有利的物质基础。因此，白云岩层能够形成一个封闭体系，维持沉积时的高Mg2+浓度状态，使得白云岩化得以在层内进行。交代方解石形成白云石的过程一直很平顺，形成的白云石晶体边缘平整、棱角尖锐，表明白云石未发生过溶蚀，是一种利于白云石形成的单向成岩过程，否则，成岩时流体的垂向运移会携带大量的CaCO3进入到长兴组，形成方解石胶结充填，破坏长兴组白云岩的形成和储集空间。白云石的形成要求岩石具有一定的渗透性、流体动力及充足的Mg2+供应［28］。成岩阶段的Mg2+来源非常复杂，可以来源于沉积时孔隙水中残留的Mg2+，也可以来自于蒙脱石转化成伊利石时产生的Mg2+。坡缕石是提供Mg2+的重要黏土矿物，可以由风搬运到海洋中。晚二叠世川东北已经进入干旱期，在旺苍县鹿渡剖面可见龙潭煤系中发育棕红色的黏土岩，据此可以推测周缘可能发育了风成砂等干旱沉积，风可以将黏土等细粒物质带入到海中沉积下来，其中可能有包括坡缕石等大量细粒物质。火山灰中也含有Mg2+，深部（岩浆）热液也可以带来丰富的Mg2+。笔者认为川东北长兴组白云石化过程中的Mg2+主要来源于沉积作用，但不排除普光地区有（岩浆）热液形成的白云岩。

总之，白云石是一种复杂的矿物，它在埋藏后的成岩过程中不断演化，通过一系列溶解-再沉淀反应保留晶间孔隙，因此，它通常是碳氢化合物的良好储层［28］。成岩过程中方解石的白云石化会导致体积缩小12%～13%，因此白云岩层的物性将发生变化，这一点与方解石成岩存在较大差异。郑荣才等［14］认为只有埋藏白云岩化作用才能形成有效白云岩储层，准同生白云岩不具备形成储层的能力。有学者把成岩过程中的白云岩化与生、排烃联系起来［68］，但这2 个复杂的地质过程是通过何种关系耦合的目前尚不明确。

此外，形成白云石晶体的过程中白云石体积缩小，加上白云岩层顶、底致密灰岩的封闭，可推测在白云岩层中压力会有所减小而形成一个相对的负压区，有利于天然气充注形成气藏。白云岩气藏的另一个重要特点是顶、底、甚至四周都是致密灰岩的圈闭，如美国东北部特伦顿-黑河的上奥陶统白云岩气藏（一侧被断层封堵）［69-70］。川东北长兴组白云岩和溶洞之上覆盖的致密飞一段泥灰岩（泥岩）阻隔了成岩流体纵向对流，把胶结物带入长兴组顶部的白云岩中形成方解石胶结，使沉积时形成的孔洞得以保存，最终成为优质的储层，为形成气藏奠定了良好基础。

3.1.4 热液白云岩化

热液云化成储是另一种重要的碳酸盐岩云化成储机制，在过去25 年中构造控制的热液白云岩储层已成为全球关注的焦点［71］，美国东北部特伦顿-黑河上奥陶统的碳酸盐岩油气就被认为是产自一套热液云化成储的（断控热液）白云岩［69］。热液白云岩化是一种受到广泛关注的白云岩化现象［72-75］，这种白云岩化往往受断层控制。矽卡岩化也会形成白云岩［76］，美国东北部特伦顿-黑河上奥陶统的碳酸盐岩油气就是产自一套侧向不连续的白云岩，受北北西—南南东向的Green 走滑断层和其他邻近断层控制，该油田已经生产了一百多年，是世界上最大的油气田［69］，也是一个典型的热液白云岩油气田。自1986 年以来，全球范围内相继发现了二十多个热液白云岩油气田，可见这种类型的油田成藏条件极好，规模非常大，热液白云岩化的重要性不可低估。川东北开江—梁平海槽两侧的长兴组生物礁也受基底断层的控制，在元坝的长兴组可见天青石+菱锶矿+异形白云石和萤石+自生石英+异形白云石等，表明长兴组受到了热液白云石化作用［77］，川东北长兴组碳酸盐岩储层的云化机理是否与美国东北部特伦顿-黑河上奥陶统的碳酸盐岩云化机理相同，有待进一步研究。Kaczmarek 等［35］做了6个模拟实验，发现在218 ℃的高温条件下可以形成白云石，但需经过4 个阶段。此外，在川东北开江—梁平海槽的东岸，目前探明的几个大气田也是断控的，如普光、毛坝、渡口河和罗家寨等均受北东向走滑断层控制，这些气层是否为热液成岩的侧向不连续白云岩，值得今后深入研究。

3.1.5 风化交代白云石化

白云岩化与孔隙的演化存在3 种机理：①分子与分子的交代；②白云岩化后在云灰岩或灰云岩中的方解石溶解；③白云岩化后期白云石的过剩溶液。白云岩化不仅能够增加孔隙，而且可以扩大孔喉直径，因此白云岩化成储对油气成藏是非常重要的。优质的储层需具备2 个重要特征，即高孔隙度和高渗透率。蒸发岩（白云岩）与沉积岩（灰岩）造孔的方式不同，主要表现在：①前者以蒸发-毛细-泵流为动力，形成蒸发孔隙，而后者以搬运-分选-沉积为动力，形成沉积孔隙（粒间孔）；②蒸发孔隙可以抵抗成岩早期的成岩压实作用，而沉积孔隙抗压实能力弱。

川东北长兴期末发生了广泛的大幅海退，在台地中形成喀斯特岩溶和不整合面，与此同时发生了强烈地的白云岩化作用，形成了以溶洞和溶蚀白云岩为主的优质储层。

以上讨论了川东北二叠系长兴组白云岩化的5种成因，且以前2 种为主。韩定坤等［58］认为川东北长兴组的白云岩有4 种成因（交代、混合水、成岩和热液），体现了川东北长兴组白云岩的成因的复杂性，本文提出的云化成储侧重于表生和成岩，未涉及热液，但不排除存在这种云化作用的可能。由于川东北范围很大，加上表生和早期成岩白云岩受沉积微相影响和控制，因此在不同区域发育不同成因的白云岩。此外，常在川东北生物礁（生物礁顶部）观察到白云岩化作用［78］，生物礁白云岩化后岩层的储集性能得到提高。

3.2 储层形成条件

3.2.1 有利的（稳定）构造背景

由于川东北晚古生代处于西北和东北方向均被海洋包围的环境，导致川东北地壳基底处于应力松弛状态，呈现大陆边缘环境。被动大陆边缘是油气田发育的最佳场所［79］。川东北晚古生代位于被动大陆边缘，构造运动以拉张沉降为主，容易形成深水裂谷型断陷，有利于烃源岩发育，为油气形成提供了充足的物质保障。由于构造动力处于（应力）松弛状态，盆地基底主要以重力均衡作用为主，因此，从晚古生代开始到早、中三叠世，构造运动基本上是以缓慢的垂直沉降为主，没有侧向挤压和褶皱运动。沉积物的负载导致盆地基底在均衡应力作用下缓慢沉降，与沉积物的沉积速率保持很好地耦合，古地理和古沉积环境长期保持稳定。总的来说，川东北长兴期处于较稳定的构造环境［10］。

3.2.2 有利的古地理环境

更为重要的是，由于以和缓的垂直沉降为主，沉积区域地层之间的相对关系长期不变，碳酸盐岩台地始终保持半岛（元坝-仪陇-营山台地）和全岛（宣汉-万源-镇巴台地）的状态，陆源碎屑不足，形成“饥饿”状态，开江—梁平海槽一直处于深水条件，得以长期沉积含有机质的细粒沉积物，为烃源岩的发育奠定了物质基础。与此同时，由于碎屑注入受限，广大海域的海水清洁，碳酸盐岩台地也得以保持清洁，有利于沉积碳酸盐和白云质地层。

3.2.3 有利的（清洁）沉积环境

沉积环境是一个很广的概念，包括物理、化学和生物三大类，有的与地理条件重叠，本节讨论仅涉及物源和海水清洁2 个部分。从石炭纪开始直到早、中三叠世，川东北均处于台地和槽台相间的浅海及半深海环境，水深、水流、物源等均非常稳定，陆源碎屑的隔断导致海水长期保持清洁，有利于沉积碳酸盐岩，因此，川东北从晚古生代到早、中三叠世均以沉积碳酸盐岩为主，少见碎屑岩，即使是在海退的梁山期和龙潭期碎屑岩也很少，导致煤系很薄，且发育大量碳酸盐岩。碎屑物源的缺乏使得长兴期得以沉积成分很纯的碳酸盐岩，尤其是沉积了对水质清洁度要求很高的生物礁，礁顶的白云岩也应该是清洁水质的产物。因碎屑物源的缺乏，潮坪和瀉湖才能以化学沉积为主。

3.2.4 有利的干旱炎热气候

沉积期的气候条件对油气藏的形成产生重要影响，气候决定了大气湿度、降雨量、水的性质以及水体（河流、湖泊和陆表海）的盐度和水循环情况，甚至是碎屑物的注入。干旱炎热气候下的水体具有更高的盐度，水的循环性较差，而潮湿气候则相反，气候的差异影响了碳酸盐沉积物的类型、产率、稳定性和早期成岩的方向。在干旱气候和水体循环较局限的条件下，滨浅海、瀉湖、潮上坪等环境会沉积白云岩、石膏、甚至盐岩等蒸发岩类，在长兴组生物礁之上沉积的白云岩是气候趋于干旱和温度升高的产物。川东北长兴期淡水淋滤与蒸发泵流作用发生时，温度较高。据实测现代中国新疆罗布泊地区中午地表空气温度超过70 ℃，现代伊朗Dasht-e Lut 沙漠的温度也高达70 ℃［80］。川东北长兴组白云石包裹体测温数据显示，白云石的盐水溶液包裹体均一温度为70～260 ℃，主要集中在70～120 ℃及170～230 ℃等2 个温度段，说明白云石化过程发生了中—深埋藏和浅埋藏2 个期次，大规模的白云石化交代过程主要发生在浅埋藏期。据此可推测70 ℃（包括略高于此温度）的包裹体均一温度很可能是沉积白云岩形成时最高温度。美国二叠系Nippewalla 组Cedar Hills 砂岩（季节性湖泊形成）中的盐岩包裹体最高均一温度可达73.1 ℃［81-82］。美国二叠系主要出露地区的纬度与川东北地区较为接近［83］，川东北在二叠世接近赤道［84］。晚二叠世PTB 的δ18O 值下降2‰，表明全球气候显著变暖［85］，推测在夏季中午和下午碳酸盐蒸发台地靠近及露出水面的极端高温可能达到70 ℃，甚至70 ℃以上。因此，可以推测川东北长兴期瀉湖内的温度可能很高（60～70 ℃），生物礁顶部靠近和暴露在海面以上的表面温度也会很高；在生物礁前的外海水体温度也可能会很高（40～50 ℃），因为川东北长兴期台缘斜坡缓，浅水海域宽阔，海水循环不畅，在阳光暴晒下温度会急剧升高。在这种高温环境中生物礁附近生物难以存活，生物礁停止生长，代之而起的沉积是白云岩。在这种高温水体中形成的白云石包裹体的均一温度为50～60 ℃（肯定会更高，但很难测到最高温度形成的包裹体），据此推测古代白云石的包裹体均一温度为50～60 ℃时并不能确定是经热液作用形成的。干旱炎热的地区，水体表面的温度很高，在水体与沉积物表面会形成一个高温化学反应界面，很多平时不能发生的沉积此时均可能发生，如果沉积时间足够长，可能发育厚度很大的非常规（正常气候）沉积层。因此，在探讨白云岩的形成条件时，不能简单地套用地表平均温度25 ℃这个概念来代替当时的沉积界面温度，这个问题很容易被忽略。

关于白云石的模拟实验很多，Arvidson 等［27］实验发现，在室温下无法形成白云石，但温度升高到100～200 ℃，经过数天后便可以形成很好的白云石；Katz 等［84］认为要在252～295 ℃高温时才开始形成可以计量的白云石；Gaines［85］则观察到在220～250 ℃才开始沉积MgCO3。按照后2 种实验温度去考量自然条件下的白云岩沉积，原生白云岩就不可能形成，川东北长兴组的白云岩也不可能形成，因此，室内模拟的结果只能作为有限的参考。

根据化学反应温度与速度的关系，每提高10 ℃化学反应速度则提高10倍，因此从室温25 ℃提高到75 ℃（干旱沙漠水体表面温度），化学反应速度会提高5 个数量级，在短期内（数月）形成白云石沉积是完全有可能的。从活化能的角度分析白云石和方解石之间的关系显示，相对于方解石而言，温度的轻微升高会显著增加白云石的沉淀速率，特别是在方解石低饱和或欠饱和的情况下。Land［42］在25 ℃条件下持续进行白云石沉积试验，32年未能观察到任何沉淀产生。50 ℃难以发生白云石沉积，热带干旱炎热的气候条件下沉积物表面的温度超过50 ℃，不排除可以达到75 ℃的可能，推测将实验温度提高到75 ℃时，很可能在实验时间尺度上可以检测到的白云石沉淀物。自然条件下，温度虽不及实验室高，但在足够长的时间尺度上，热带Sabkha 海岸沉积出白云岩还是可能的，再考虑生物介导［86］因素，发生自然的白云岩沉积是很正常的。龙岗地区台缘礁盖白云岩整体的连片性也从另一个侧面间接反映了白云岩的沉积成因。综上所述，在川东北长兴期发育沉积白云岩得益于当时的高温、干旱气候，因此，在讨论碳酸盐岩成储成藏问题时绝对不能忽略气候、尤其是温度的影响。蒸发岩极易受大气降雨的影响，一旦蒸发岩暴露于水面之上受到雨水淋滤时便会发生溶蚀，形成溶蚀孔洞，使白云岩发育溶孔（包括针孔）、甚至溶洞（直径大于5 cm 的溶蚀孔洞）和溶蚀管。蒸发岩暴露地表的时间长短、降雨量、雨水化学性质等影响和决定了白云岩类碳酸盐岩的溶蚀孔发育程度，进而决定白云岩储层的储集性能。Sun等［53］发现碳酸盐岩（白云岩）储层主要发育在蒸发环境，蒸发环境属干旱（炎热）气候；Warren［28］指出，晶间孔发育的白云岩是很好的烃类储层，该类储层大多与蒸发岩关系极为密切。盆地内的白云岩储层往往保存在上覆盐层形成的封闭之下，干旱气候是川东北白云岩储层发育的主控因素。下扬子地区长兴期的气候不如川东北那样干旱炎热，蒸发泵流作用不发育，所以尽管碳酸盐岩发育，但没有出现此类白云岩储层，未发现天然气。潘吉亚泛大陆从石炭纪开始形成，二叠纪末期向赤道靠近［83］，气候变得干旱［87］。早三叠世随着潘加亚大陆向北移动，整个潘加亚泛大陆对称分布于赤道两侧［88］，直到三叠纪赤道地区和中纬度大陆内部的季节性变得更加分明，且气候更加干燥甚至极热，地表和沉积界面的温度可能在70 ℃以上。川东北地区从石炭纪开始直到二叠世末一直位于赤道上，三叠世—侏罗纪位于赤道附近。二叠纪气温很高，古特提斯被多个大陆包围，成为一个陆内海洋（古特提斯），气候干旱、极热［89］、蒸发作用强烈，加上开江—梁平海槽东南端封闭，水体循环较差，导致海水盐度升高，在地势较高部位沉积了白云岩，尤其是在三级和四级层序的高位域出现振荡性海退，导致碳酸盐岩广泛暴露，接受淋滤，甚至被风化剥蚀而发育溶洞，在野外和岩心中经常可以看到溶洞和溶孔。中国西部广大地区晚二叠世均开始出现干旱炎热气候，形成了红色岩系（从上石盒子组开始），澳大利亚和美国二叠纪处在干旱炎热的气候中［59］，可见当时的潘吉亚联合大陆是一个超级的干旱炎热“桶”。可推测川东北长兴期因干旱炎热气候而发育白云岩，从而富集了长兴组油气资源。

总之，川东北长兴组溶蚀白云岩储层是由多因素“共振”而成，甚至还可能包括四川峨眉山玄武岩喷发形成的Mg2+浓度升高使海水富含Mg2+。这些有利的成储成藏条件是四川盆地长兴组发育丰富的天然气藏的保证，而中、下扬子地区不具备这些有利成储成藏条件，因此到目前为止没有在同时代的地层中找到类似的油气资源。

二叠纪末期的海平面变化一直是争论的焦点，长兴组表生岩溶的发现揭示二叠纪末期大规模的海退事件发生在长兴阶顶部地层内，突破了以往认为的主要发生在二叠系—三叠系界线上的认识，表明二叠纪末期的海平面升降过程较为复杂，必然会引起地学界对二叠纪末期海平面变化研究的重新审视。以往对长兴组的油气勘探主要针对台地边缘和台内礁滩储集层，本次研究表明，二叠纪末期为大规模的海退事件，台地边缘和台内地区古地貌较高，长兴组广泛发生暴露，具有发生表生岩溶的地质条件，除形成礁滩储集层外，台内礁滩间泥晶灰岩具有形成不整合岩溶储集层的条件，同时，台地前缘斜坡发育碳酸盐岩建隆沉积的古地貌隆起，也具有形成不整合岩溶储集层的地质条件。因此，表生岩溶的发现拓展了整个四川盆地长兴组油气勘探领域。

4 结论

（1）川东北二叠系长兴组地层中大多数没有生物礁的多孔白云岩是很好的储层，少量云化的生物礁，还有极少量鲕滩云岩。因此认为长兴组生物礁并不是天然气的主要储集层，主要储集体是礁盖之上的（溶蚀）白云岩及少量礁间白云岩。该类白云岩储层主要由蒸发泵流加上淋滤作用形成，叠加了一些成岩作用，优化了储集性。

（2）川东北二叠系长兴组白云岩储层的岩石学特征是以沉积自形微—细晶、溶蚀白云岩及溶洞为主。储集空间主要为晶间溶蚀孔、晶间收缩缝及晶间收缩孔，与成岩过程中白云石晶体内部的彻底云化而形成的“收缩”有关；其次为晶间残留孔、晶间溶蚀孔、晶内溶蚀孔和（喀斯特）溶洞。从广义角度，川东北长兴组的天然气也是一种（缝）溶洞型气藏，而非简单沉积形成的生物礁，生物礁只有云化后才能成为有效储层。生物礁在第一次排烃成藏时被液态烃完全充注，形成了古油藏（198 Ma），然后在气化过程中则转变为沥青充填生物礁中的孔洞，使得生物礁失去了储集能力。生物礁中的古油藏气化形成的天然气向上运移（103～156 Ma），充注在长兴组顶部的白云岩中，使得长兴组的气藏主要发育在礁盖或礁顶的白云岩中。

（3）川东北二叠系长兴组溶蚀白云岩储层的形成与有利的古构造条件、古气候条件、古地理条件和古沉积环境密切相关。长期稳定的构造环境及以垂直振荡为主的构造运动特点为长兴组溶蚀白云岩的形成提供了先决有利条件，为三级和四级层序高位域振荡性海退创造了有利条件，尤其是长兴期末的隆起剥蚀喀斯特化则更是长兴组碳酸盐岩成储的重要保证。强烈的干旱气候为蒸发浓缩、富镁形成白云岩创造了基本条件，稳定的古地理环境、尤其是孤岛（东部台地）和连陆半岛（西部台地）阻断了陆源碎屑的注入，为溶蚀白云岩的形成提供了清洁的沉积环境。干旱炎热的气候对形成川东北长兴组白云岩储层具有非常重要的意义。

（4）川东北二叠系长兴组台缘生物礁和台内生物礁是有利的天然气成藏部位，生物礁中的古油藏是优质的天然气源，生物礁的上凸形态有利于蒸发泵流和淡水淋滤形成白云岩。长兴组顶部（包括中部等层位）白云岩气藏的发现揭示了长兴组巨大的勘探潜力，据此推测川东北开江—梁平海槽台缘之外（包括平昌海槽）的广大区域也可能是长兴组天然气勘探的有利区。