川中合川地区二叠系茅二段白云岩储层特征与成因分析

孙 静

（大庆油田有限责任公司勘探开发研究院，黑龙江大庆 163712）

长期以来，四川盆地中二叠统茅口组茅二段白云岩储集层的的成因认识有很多。最早张萌本认为以混合水成因为主[1]、王振宇等认为早期白云石化具有埋藏成因[2]，近年来舒晓辉、汪华等发现大量以构造热液成因[3]热水沉积成因[4]为主的白云石以及金振奎进一步认为玄武岩淋滤成因[5]等。笔者利用川中合川地区A4井岩芯样品分析岩石结构、同位素地球化学特征发现，研究区内茅二段白云岩化作用较彻底的储集层主要与后期热液白云石化和浅埋藏白云石化双重作用有关，其中热液作用较为彻底地掩盖了早期埋藏白云石化作用；白云石化不彻底的储层具有早期浅埋藏白云石化作用留下泥晶白云岩及残余泥晶灰岩。合川地区茅二段白云岩储层发育分布受沉积相和断裂双重控制，这一认识希望对下部油气勘探具有现实意义。

1 区域地质背景

合川地区位于川中古隆起东南部，整体为向东南方向下倾的单斜构造（图1a）。茅口组早期继承了栖霞组晚期斜坡地形，海水由东南方向进入发生较大规模海侵，合川地区整体为较深水的外缓坡沉积环境（图1b）。在早二叠世末，受东吴运动影响，盆地内部沿基底断裂拉张形成开江—梁平海槽及篷溪—武胜台凹，盆地北部发育沿仪陇—营山台缘北西向展布的斜坡[6]。合川地区处于其以南近台内部位，平行斜坡展布方向广泛发育生屑滩和颗粒滩，滩体在工区中部及东北部规模大，向西南部过渡为低能滩及滩间（图1c）。根据岩石学特征，自下而上可分为四段:茅一段:灰黑色中层状泥质泥晶生屑灰岩，可见“眼球状”构造，发育有腕足、介形虫、绿藻等，茅二段:深灰色细—粉晶灰岩、生屑灰岩夹薄层细—中晶白云岩，有孔虫、蜓类、介形虫等生物繁盛[7]。茅三段:灰色泥晶生屑灰岩夹砂屑灰岩，生物以有孔虫、红藻为主。区内茅三段遭受剥蚀与上覆龙潭组呈假整合接触。区内多口井钻井揭示，茅二段厚度约90～110m,二段中上部薄层状白云岩发育，累计厚度约15m,部分见裂缝、溶蚀孔洞和溶缝发育。

图1 研究区构造位置和沉积相图

2 岩石学特征

研究区茅二段岩性以泥晶生屑灰岩、豹斑白云岩和晶粒白云岩为主，白云岩细分为细晶自形白云岩、细—中晶自形—半自形白云岩和鞍状白云岩3类。

（1）泥晶生屑灰岩。茅二段整体为一个向上变浅的沉积旋回，研究区台内低能滩沉积厚层泥晶生屑灰岩，显微镜下见生屑碎屑约占50%，可见棘皮，有孔虫等，生物碎屑保存较完整，偶被白云石交代（图2a）。

图2 研究区茅二段白云石显微特征

（2）豹斑白云岩。深灰色云岩局部见斑状灰色灰岩，呈薄层状发育在泥晶生屑灰岩中。显微镜下白云岩晶形好，晶面平直，晶间孔不发育（图2b），多被残余灰泥充填，偶见生屑碎屑。

（3）晶粒白云岩。深灰色云岩，局部见溶蚀孔洞，孔洞内壁可见乳白色砂糖状鞍状白云石显微镜下基质白云岩以细—中晶为主，晶体大小100～300μm,晶形以自形—半自形为主，局部发育晶间孔（图2c）、晶间溶孔及溶缝，缝壁及部分溶孔内可见鞍状白云石（图2d）。溶蚀孔洞、溶缝周边白云石晶体变大，呈半自形—他形镶嵌状，晶面非平直，这类细—中晶白云石受高温流体影响明显，偶见生屑碎屑幻影。

3 白云岩地球化学特征

3.1 阴极发光

茅二段细晶白云岩（图3a）整体发暗红色光，成岩环境相对封闭，含铁量高，抑制了晶体发光性，主要形成于埋藏阶段。中晶白云岩（图3B）非平直晶面阴极射线下整体发红色光，可见亮红色环带结构，中—细白云岩后期受到了高温流体的改造。粗—中晶鞍状白云石充填在构造缝及膨胀角砾之间，正交光下呈波状消光（图3C），整体发亮红色光（图3D），白云岩后期受到了改造。

图3 研究区茅二段白云岩显微特征及其阴极发光照片

3.2 碳、氧同位素

研究区在晚古生代处于有机碳的相对高速埋藏时期，二叠纪的δ13C具有连续的正偏移[8]。据不完全统计，合川地区茅二段细晶白云岩δ13C（3.62‰PDB～4.19‰PDB）（图4）在同期海相方解石δ13C 的变化范围内（3.5‰PDB～5.9‰PDB）[11]，研究区白云岩δ13C 平均值为3.96‰PDB，说明白云岩为交代成因，碳的主要来源是原始围岩灰岩。

图4 研究区茅二段A4井样品碳、氧同位素交会图

白云岩中氧同位素组成受温度、盐度及白云岩化流体性质影响显著。利用白云岩中碳氧同位素特征有效判别成岩环境。本文分别测试了合川茅二段泥晶生屑灰岩、细晶白云岩与中晶白云岩氧同位素(见表1)，与原始泥晶灰岩δ18O（-5.72‰PDB～-6.65‰PDB）相比，细晶白云岩氧同位素值明显偏负（δ18O 为-7.77‰PDB～-6.44‰PDB），表明白云岩成岩过程地层温度上升，热分馏作用使得δ18O减少。中晶白云岩氧同位素值更偏负（δ18O为-7.94‰PDB～-7.06‰PDB），其中鞍状白云石氧同位素值更偏负（δ18O 为-7.46‰PDB～-6.71‰PDB），表明后期热液流体首先对具有渗透性基质白云岩或灰岩进行溶蚀和云化改造，然后发生在溶蚀孔洞缝内鞍状白云石沉淀充填。研究区北部GC2井茅口组热液成因白云岩的δ18O 为高负值，为-9.00‰PDB～-6.50‰PDB[9]，与研究区中晶白云岩的δ18O值相当。

表1 研究区茅二段灰岩白云岩碳氧同位素、温度、盐度值

依据区域相似性及尽量减少泥晶生屑灰岩样品因为年代效应而造成氧同位素值的偏差，笔者按照邵龙义对四川盆地西南地区晚二叠世灰岩的氧同位素值的校正方法[10]，用Δδ18O=2.69‰PDB 来校正泥晶生屑灰岩样品的δ18O 测试结果为-3.41‰PDB。利用Schachleton（1975）等提出计算公式计算古海水温度：8℃～52.42℃，平均值49.05℃。假设地表温度为24.00℃，当时地温梯度为2.60℃/100m,推算合川地区茅二段白云岩形成时埋藏深度为831～1137m,平均为1001m。结果表明，古海水温度为17.91℃，细晶白云石的形成温度介于44.7℃属于浅埋藏成岩环境（500～1000m）。白云岩化流体盐度为26.814‰～28.308‰，平均为27.471‰，低于现在海水正常值35.000‰，表明该成岩流体主要为同时期海水。

式中：T——古海水温度，℃；

δ18Oc——校正后泥晶生屑灰岩δ18O；

δ18Os——古海水δ18O（-2.80‰，SMOW标准）。

利用细—中晶白云岩样品δ13C 和δ18O 可计算白云岩成岩环境温度TD和盐度SD:

TD=13.85-4.54δ18O+0.04(δ18O)2；SD=δ18O+34.754‰。

3.3 盐水包裹体

局部鞍状白云石发育少量盐水包裹体，对其进行均一温度测试，包裹体均一温度主要分布在123.1℃～134.5℃。邻区GC2井、GT2井粗晶鞍状白云石盐水包裹体均一温度分别为105.8℃～159.6℃、113.9℃～146.0℃[9]。从数据上看研究区鞍状白云石温度较高，形成环境具有一定埋深，成岩环境和成岩流体与细晶白云岩有明显区别，为后期改造白云岩。

4 白云岩成因及意义

4.1 白云岩化作用中镁离子来源

综合目前岩芯定量分析，认为至少有2期成岩流体参与到茅二段白云岩化作用过程中。一期是浅埋藏期为富含MgCO3的生物壳屑的地层自身供富镁流体[11]。白云岩化作用交代对象为生屑颗粒及泥晶基质，具有明显相控特征。生屑颗粒滩中生屑颗粒及方解石胶结物均被较彻底交代，可见残余颗粒幻影，残余粒间孔发育（图2d）。滩间交代对象为泥晶基质，可见“雾心亮边”交代残余结构（图3a）。另一期是后期在构造作用的驱动下热液流体，发生热液白云石化，对早期白云石改造有重结晶为中粗晶白云岩，及在缝洞边缘生长为鞍状白云石（图2c）。

4.2 白云岩成因及意义

研究区中二叠统茅口期沉积环境主要为台缘向台内缓坡，有利沉积相带为中缓坡高能粒屑滩，原生孔隙发育，为后期白云岩化作用提供了先天基础。茅口组进入浅埋藏期后，富镁流体沿层间微裂缝侵入到渗透性好的颗粒灰岩中发生白云岩化作用。稳定分布的滩相颗粒灰岩地层可形成似层状相控白云岩[11]。后期热液流体在构造作用的驱动下，沿断裂和裂缝系统及早期发育的缝洞上升进入茅二段且发生横向运移，导致浅埋藏期白云岩及泥晶灰岩发生热液白云石化[12]，形成中—粗晶白云石及鞍状白云石，因此提出了合川地区茅二段白云石化模式（图5）。

图5 合川地区茅二段白云石化发育模式图

5 结论

（1）川中合川地区二叠系茅二段白云岩以自形—半自形细—中晶白云岩主，成岩温度低，埋藏浅，形成时间较早；

（2）研究区白云石阴极发光下可分辨3 类白云石，自形—半自形细—中晶白云石、中晶白云石及少量鞍状白云石。自形—半自形细晶白云岩阴极射线下发暗红色光，具δ13C 低正值δ18O 高负值，与同期海相方解石相当，表明其形成于浅埋藏环境。中晶白云岩阴极射线下发红色光，且δ18O更偏负值，与同期海相方解石相比，受高温流体作用影响明显，鞍状白云石阴极射线下发亮红色光，鞍状白云岩晶面弯曲，呈波状消光。说明合川地区茅二段沉积后主要经历2期白云石化流体作用。

（3）浅埋藏白云石化及热液白云石化作用在川中合川地区茅二段白云岩储层的主要成岩方式，其中浅埋藏白云石化为最重要的成岩方式之一，为大规模储层发育的基础。