0 引言
毫无疑问，白云岩储层对油气工业至关重要。但是，白云岩储层成因问题与“白云石化问题”一样存在很多争论，其吸引了诸多学者的关注[1,2,3]。受年代效应、白云石形成的动力学障碍等因素影响，海相沉积盆地超深层领域白云岩更加发育[4,5]。石油钻井工程技术的进步使得进入超深层领域进行油气勘探成为现实，因此白云岩相关的储层成因问题得到更多重视。塔深1井是塔里木盆地塔北隆起的一口超深层探井，主要针对中晚寒武世台地边缘碳酸盐岩建造探索含油气性。钻探证实在埋深8 408 m条件下依然发育优质白云岩储层且具有液态烃的存在[6]。已有不少学者对塔深1井寒武系白云岩开展了白云石成因及模式、白云岩储层成因等研究，但争议很大。云露等[7]认为与烃源岩相关的有机酸溶蚀是储集空间形成的主要因素。孟祥豪等[8,9,10]、蔺军等[11]提出与深部断裂热液流体相关的溶蚀作用是主要成因机制。朱东亚等[12]、ZHU等[13]认为准同生期岩溶作用基础上叠加了深部热液流体活动导致白云岩孔洞的发育，而EHRENBERG等[14]认为已有文献数据并不支持深埋藏条件下热液作用对白云岩储层总孔隙度的贡献。郑和荣等[15]认为有利沉积相带、白云石化作用、有机酸的埋藏溶蚀、硫酸盐矿物的溶解以及热化学硫酸盐还原作用等多因素共同控制形成了优质白云岩储层。尤东华等[16]基于塔深1井寒武系地层系统的新划分方案提出不同层系的白云岩存在成岩—蚀变程度差异，优质白云岩储层的发育并非仅受控于热液改造。本文基于显微岩石学并结合微区原位碳氧同位素分析，讨论塔深1井中寒武统阿瓦塔格组优质白云岩储层的成因机制。
1 区域地质背景
塔里木盆地属于中国古生代三大海相沉积盆地之一，具有丰富的油气资源。中下寒武统的膏盐岩与白云岩构成优质储盖组合，是超深层油气勘探的重要接替领域。寒武纪塔里木盆地总体表现为“东盆西台”的古地理格局，不同时期以台地边缘的横向迁移与纵向进积—加积作用为典型特征[17]。早中寒武世表现为一个完整的海侵—海退旋回，海退末期以阿瓦塔格组膏盐岩沉积为标志，在台地中部发育巴楚—英买力大潟湖（图1）[18]。中寒武统膏盐岩的广泛分布充分表明塔里木盆地在该时期处于干旱—极度干旱的古气候环境下。强烈的蒸发作用一方面导致了巨厚蒸发岩的发育，另一方面海水中Mg/Ca值的提高以及“蒸发泵”效应导致萨布哈白云石化作用的普遍存在，以泥粉晶白云岩为特征。上寒武统丘里塔格下亚群以厚层白云岩为主，代表了晚寒武世海侵体系域的沉积旋回。塔深1井阿瓦塔格组位于台地边缘相带，表现为典型的台缘进积叠加样式[7]，岩性以厚层白云岩、含灰/灰质白云岩为典型特征（图2）。
从中寒武统横向对比看，台地边缘相岩性特征明显区别于局限台地—潟湖相膏盐岩、膏质白云岩与膏质泥岩沉积（如方1井、和4井等）。取心段（7 873.78~7 876.39 m，8 405~8 408 m）揭示以深灰色—灰色泥粉晶藻白云岩为主、发育近似层面分布的不规则孔洞为典型特征。
2 样品采集与分析方法
采集塔深1井阿瓦塔格组4件深灰色孔洞型白云岩样品（图2），双面抛光制成7件0.5 mm加厚薄片。在偏光显微镜下观察白云岩结构特征，基于白云石透光程度差异以及孔洞的特征区分基质与早期白云石胶结物、晚期白云石胶结物。然后使用美国RELION公司生产的RELOTON Ⅲ型阴极发光仪进行阴极发光分析，加速电压8~12 kV，束流0.4~0.6 mA。确定需要进行碳氧同位素分析的基质与胶结物后，将薄片转移到配备了微钻取样系统与阴极图像混合成像系统的体视显微镜下，在CL图像控制下使用低钻速钻取10~50 μg的粉末样并通过真空富集装置收集[19]。通过原位微区取样方法共获取了26件基质与胶结物粉末样品。白云石粉末样的碳氧同位素分析通过与50 μL的103%正磷酸在72 ℃反应10 min产生的CO2气体进行δ13C、δ18O的分析，分析仪器为Finnigan MAT-253质谱仪。分析结果VPDB标准（‰）给出。所有的δ13C、δ18O值均由NBS19标准化，碳同位素分析精度优于0.10‰，氧同位素分析精度优于0.15‰。此项分析在中国科学院地质与地球物理研究所进行。
3 白云岩岩石学特征
塔深1井阿瓦塔格组（∈2 a）厚达943 m，以厚层白云岩为主夹薄层灰质白云岩与含灰白云岩，白云岩储层总体较发育。测井解释Ⅰ类储层厚66 m，以孔洞为主且孔洞孔隙度高达20%；Ⅱ类储层厚51 m，以孔洞为主且孔隙度高达8%；Ⅲ类储层厚395 m，主要为裂缝、溶孔，孔隙度高达5%。阿瓦塔格组岩心总体呈深灰色—灰色，局部受断裂—裂缝及相关流体影响呈浅灰色—灰白色针孔状白云岩（图3）。2件全直径岩心样品的实测孔隙度为3.7%~9.1%，水平渗透率最大达34.14×10-3 μm2[7]。深灰色泥粉晶白云岩发育大量杂乱孤立不规则孔洞（孔洞直径一般大于10 mm，最大达30 mm）以及顺层状、似层状孔洞（上下间隔不等约30层，孔洞直径为2~10 mm，最大直径约60 mm）。灰色细晶白云岩，以发育针状孔隙—小孔为特征（直径一般在0.1~0.3 mm之间，次圆形）。局部具有高角度裂隙及扩溶形成的孔洞（孔洞直径达1.5~4 cm，斜向延伸达5~6 cm），缝洞半充填鞍形白云石胶结物（晶体大小达1~2 mm）。
图3 塔深1井阿瓦塔格组典型白云岩储层发育特征（a）深灰色粉晶—细晶白云岩，杂乱孤立不规则孔洞大量发育，∈2 a，7 874.17~7 873.78 m；(b)发育大量针状孔隙的灰白色细晶白云岩，向上部突变为青灰色致密硅化粉晶白云岩，∈2 a，7 874.40~7 874.20 m；(c)深灰色粉晶白云岩，发育顺层状、似层状孔洞, ∈2 a，7 875.82~7 876.00 m；(d)灰色粉晶—细晶白云岩，具高角度的扩溶缝洞，1~2 mm之间的鞍形白云石胶结物半充填, ∈2 a，8 406.45~8 406.25 m；(e)深灰色粉晶白云岩，以孤立孔洞为特征，局部呈近似层面分布, ∈2 a，8 407.30~8 406.95 m；（f）灰色细晶白云岩，以针状小孔为主, 发育高角度裂缝并局部扩溶形成孔洞, ∈2 a，8 407.65~8 408.00 m Fig.3 Photographs of the typical dolomite reservoirs in Awatage Formation in Well TS1 |
图4 塔深1井阿瓦塔格组白云岩显微岩石学特征（MD:基质白云石；CD1：早期白云石胶结物；Qtz:石英胶结物；CD2：晚期白云石胶结物；Pore:残留孔隙）（a）藻白云岩，早期直面自形白云石晶间具石英胶结物，∈2 a，7 875.25 m；(b)藻白云岩，早期直面自形白云石晶间具石英胶结物，∈2 a，7 875.79 m；(c)深灰色粉晶白云岩，发育早期与晚期白云石胶结物, ∈2 a，8 406.95 m；(d)阴极发光下基质与早期白云石呈砖红色,晚期白云石具环带结构，∈2 a，8 406.95 m；(e)深灰色粉晶白云岩局部在早期白云石胶结物之后充填了石英胶结物, ∈2 a，8 406.95 m；（f）阴极发光下石英胶结物不发光呈黑色,早期白云石与基质部分的阴极发光差异不大，∈2 a，8 406.95 m Fig.4 Petographic characteristics of dolomites in Awatage Formation of Well TS1(MD: Matrix dolomite; CD1: Early dolomite cement; CD2: Late dolomite cement; Pore: Residual pores) |
4 结果与讨论
4.1 碳氧同位素分析结果及对比
原位碳氧同位素分析结果（表1）显示白云岩基质部分δ13C值为0.4‰~1.4‰，平均为0.9‰（N=11）；δ18O值为-6.7‰~-3.9‰，平均为-4.7‰（N=11）。早期白云石胶结物δ13C值为0.4‰~1.2‰，平均为0.9‰（N=6）；δ18O值为-6.4‰~-4.0‰，平均为-4.7‰（N=6）。晚期白云石胶结物δ13C值为-1.1‰~-0.2‰，平均为-0.7‰（N=9）；δ18O值为-8.5‰~-5.0‰，平均为-6.9‰（N=9）。由此可见，早期白云石胶结物与基质具有相似的碳氧同位素分布特征（图5），其孔隙特征上的先后关系及相似的阴极发光特征（图4）表明基质与早期白云石胶结物为同源同期白云石化流体作用的产物。其中，孔隙石英胶结物周围的直面自形白云石胶结物在岩石学特征以及碳氧同位素分布上表现为早期白云石胶结物的特征（表1中样品5-19-2c-Q）。部分文献中把塔深1井阿瓦塔格组白云岩晶洞中的石英作为热液流体作用的产物尚缺乏足够证据[20]。与基质、早期白云石胶结物相比，晚期白云石胶结物δ13C值与δ18O值明显偏负，结合其偏暗的阴极发光特征表明其形成于更大的埋深与较高的温度条件下。此外，文献[20]中还提及岩心扩溶缝洞[图3（d）]充填的鞍形白云石胶结物（SD），其可能代表了最晚期构造—热液活动的产物，表现为更加贫18O(-13‰~-11.6‰, N=3)，表明鞍形白云石形成温度相对较高（图5）。
表1 塔深1井原位微区白云石样品碳氧同位素分析结果Table 1 δ18O and δ13C isotope analyzed results of the in situ micromill dolomite samples about the Well TS1 |
| 样品编号 | 样品深度/m | 样品类型描述 | δ13C/‰(VPDB) | δ18O/‰(VPDB) |
|---|---|---|---|---|
| 4-3-1 | 7 873.93 | 基质，粉晶—细晶白云石 | 1.0 | -3.9 |
| 4-3-2 | 0.8 | -4.2 | ||
| 4-15-1m | 7 875.79 | 基质，灰色细晶白云石 | 0.4 | -6.7 |
| 4-15-1c | 晚期白云石胶结物 | -1.1 | -5.7 | |
| 4-15-2m | 基质，灰色细晶白云石 | 0.5 | -5.0 | |
| 4-15-2c | 晚期白云石胶结物 | -0.2 | -5.0 | |
| 5-19-1m | 8 406.95 | 基质，泥粉晶白云石 | 1.1 | -4.2 |
| 5-19-1c-e | 早期白云石胶结物 | 1.1 | -4.2 | |
| 5-19-1c-l | 晚期白云石胶结物 | -0.4 | -8.5 | |
| 5-19-2m | 基质，泥粉晶白云石 | 1.4 | -3.9 | |
| 5-19-2c-e | 早期白云石胶结物 | 1.2 | -4.0 | |
| 5-19-2c-Q | 早于石英的早期白云石胶结物 | 1.0 | -4.6 | |
| 5-19-2c-l | 晚期白云石胶结物 | -0.6 | -6.9 | |
| 5-19-3m | 基质，泥粉晶白云石 | 1.1 | -4.4 | |
| 5-19-3c-e | 早期白云石胶结物 | 1.0 | -4.6 | |
| 5-19-3c-l | 晚期白云石胶结物 | -1.1 | -8.2 | |
| 5-19-4m | 基质，泥粉晶白云石 | 1.1 | -4.6 | |
| 5-19-4c | 晚期白云石胶结物 | -1.1 | -7.9 | |
| 5-19-5m | 基质，泥粉晶白云石 | 1.2 | -4.3 | |
| 5-19-5c-e | 早期白云石胶结物 | 0.4 | -6.4 | |
| 5-19-5c-l | 晚期白云石胶结物 | -0.3 | -6.8 | |
| 5-19-6c-e | 早期白云石胶结物 | 0.8 | -4.5 | |
| 5-19-6c-l | 晚期白云石胶结物 | -0.3 | -7.1 | |
| 5-25-1m | 8 407.9 | 基质，泥粉晶白云石 | 0.5 | -5.4 |
| 5-25-2m | 基质，泥粉晶白云石 | 0.7 | -4.8 | |
| 5-25c | 晚期白云石胶结物 | -1.1 | -6.1 |
4.2 多阶段白云石化作用与储集空间形成的关系
基于对原位碳氧同位素分析数据以及白云石化作用的认识，白云岩基质、早期白云石胶结物、晚期白云石胶结物以及缝洞鞍形白云石胶结物与多阶段白云石化作用相关。白云岩基质部分主要为泥粉晶白云石（MD），具有藻黏结的残余结构特征[图4(a), 图4(b)]，代表准同生阶段白云石化作用的产物，具有同期海水的碳氧同位素特征。随着藻白云岩埋深增加，在早期白云石化流体作用下在孔隙边缘进一步生长了细晶直面自形的白云石胶结物（CD1）。由于孔隙海水本身具有一定量溶解硅，在局部孔隙早期白云石胶结物形成之后沉淀了粒状石英。由于该石英不是晚期高温热液的产物，因此早期白云石胶结物并没有受到其蚀变影响，其原位碳氧同位素分析结果与基质白云石基本一致。基质与早期白云石胶结物较为一致的碳氧同位素特征表明其具有相似的白云石化流体来源。中寒武世海水是基质泥粉晶白云石与早期白云石胶结物最直接的流体来源。以中寒武世海水的氧同位素值[21]（约为-6‰，SMOW）为参照，依据LANG[22]建议的白云石氧同位素分馏方程计算出白云石的结晶温度为28.5~39.9 ℃。该温度范围大致反映了泥粉晶白云石（MD）与早期白云石胶结物（CD1）形成于准同生期至浅埋藏期。
在早期白云石胶结物之后，孔洞内还生长了细晶—中晶的晚期白云石胶结物（CD2），可能代表了残余的白云石化流体在更大埋深和更高温度下形成的产物。晚期白云石胶结物13C的贫化可能与早期流体性质演化或轻微有机碳的加入有关，其18O的贫化则反映流体具有较高的温度。与初始孔隙海水相比，残余的白云石化流体通常为浓缩海水，具有偏重的氧同位素组成特征。假定残余流体的氧同位素值为-4‰（SMOW），按白云石分馏方程计算出白云石结晶温度为42.5~61.3 ℃。该温度范围略高于基质白云石与早期白云石胶结物的结晶温度，与孔隙演化过程的分析相一致。
此外，高角度缝洞充填的鞍形白云石胶结物（mm级大小）代表了最晚期构造—热液流体作用的产物，其具有最低δ18O值（-13‰~-11.6‰）[20]。鞍型白云石流体包裹体实测均一温度为120~150 ℃[23]，结合埋藏史—热史分析结果证实其为热液流体活动的产物。需要强调的是，高角度缝洞的形成与构造—热液流体活动有关。但从岩心总体特征看，此类储集空间并不具有总体优势（图3）。构造—热液流体活动一方面表现为高角度缝洞的形成与鞍形白云石胶结物的充填，另一方面导致白云岩发生局部重结晶与热褪色，使得局部深灰色藻白云岩变成浅灰色—灰白色细晶—中晶白云岩并残留针状孔隙。岩心、显微岩石学研究以及原位碳氧同位素分析表明，塔深1井超深层优质白云岩储层的成因并不能简单归因于断裂—热液流体作用。
由此可见，阿瓦塔格组白云岩经历了多阶段白云石化作用，并表现为白云石晶体大小、碳氧同位素特征的差异。现今储集空间是多期白云石胶结物的充填残余，即深灰色白云岩的孔洞可能最早形成于同生—准同生阶段。白云石胶结物充填序列表明，孔洞的形成应该与准同生期近地表成岩事件有关（如石膏/准稳定碳酸盐矿物的溶解等有关）。
5 结论
塔里木盆地塔深1井揭示中寒武统阿瓦塔格组发育优质白云岩储层。岩心与显微岩石学研究表明其发育基质泥粉晶白云石、早期白云石胶结物、晚期白云石胶结物以及缝洞鞍形白云石胶结物。孔洞的胶结物充填序列与碳氧同位素分析结果表明不同类型白云石是多阶段白云石化作用的产物。基质与早期白云石胶结物具有相似碳氧同位素特征。晚期白云石胶结物形成相对较晚，以偏负的δ13C值和δ18O值为特征。缝洞充填的鞍形白云石胶结物形成最晚，其δ18O值最低。深灰色孔洞型白云岩储集空间的形成与准同生期近地表成岩事件有关。
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