引用本文
杨翰轩, 胡安平, 郑剑锋, 梁峰, 罗宪婴, 俸月星, 沈安江. 面扫描和定年技术在古老碳酸盐岩储集层研究中的应用——以塔里木盆地西北部震旦系奇格布拉克组为例[J]. 石油勘探与开发, 2020,47(5): 935-946.
YANG Hanxuan, HU Anping, ZHENG Jianfeng, LIANG Feng, LUO Xianying, FENG Yuexing, SHEN Anjiang. Application of mapping and dating techniques in the study of ancient carbonate reservoirs: A case study of Sinian Qigebrak Formation in northwestern Tarim Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration & Development, 2020,47(5): 935-946.  
Doi: 10.11698/PED.2020.05.08
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面扫描和定年技术在古老碳酸盐岩储集层研究中的应用——以塔里木盆地西北部震旦系奇格布拉克组为例
杨翰轩1,2, 胡安平1,2, 郑剑锋1,2, 梁峰1,2, 罗宪婴1,2, 俸月星3, 沈安江1,2
1.中国石油杭州地质研究院,杭州 310023
2.中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室,杭州 310023
3.昆士兰大学地球与环境科学学院放射性同位素实验室,澳大利亚布里斯班 QLD4072

联系作者简介：胡安平（1982-）,女,浙江天台人,博士,中国石油杭州地质研究院高级工程师,从事碳酸盐岩储集层研究与地球化学实验技术方面研究。地址：浙江省杭州市西湖区西溪路920号,中国石油杭州地质研究院,邮政编码：310023。E-mail：huap_hz@petrochina.com.cn

第一作者简介：杨翰轩（1994-）,男,四川自贡人,现为中国石油勘探开发研究院硕士研究生,从事碳酸盐岩沉积、储集层地质学方面研究。地址：浙江省杭州市西湖区西溪路920号,中国石油杭州地质研究院,邮政编码：310023。E-mail：yhx_petrochina@163.com

收稿日期: 2020-02-17
基金项目: 国家科技重大专项“大型油气田及煤层气开发”（2016ZX05004-002）; 中国石油直属院所基础研究和战略储备技术研究基金（2018D-5008-03）; 中国石油股份有限公司重大科技项目“深层油气储集层形成机理与分布规律”（2018A-0103）
摘要

针对古老海相碳酸盐岩成岩叠加改造复杂、储集层成因和油气运移前有效孔隙测算难等问题,以塔里木盆地西北部震旦系奇格布拉克组微生物白云岩储集层为例,应用元素激光面扫描成像技术和碳酸盐矿物激光U-Pb同位素定年技术,开展基于地球化学信息的成岩环境和基于绝对地质年龄的成岩-孔隙演化研究,得到以下两点认识：①在岩石学观察基础上,对孔洞中充填的不同期次白云石胶结物开展元素面扫描成像、碳氧稳定同位素组成、锶同位素组成、阴极发光等分析,认为奇格布拉克组白云岩储集层依次经历了沉积期白云石化、淡水成岩环境、海水成岩环境、极浅埋藏成岩环境、埋藏成岩环境、热液成岩环境6个阶段,储集空间主要形成于埋藏前的沉积环境（原生孔）和淡水成岩环境（表生溶蚀孔洞）,海水、埋藏和热液环境引起白云石胶结物的逐渐充填减孔;②在储集层成因认识基础上,对孔洞中充填的各期次白云石胶结物开展测年,建立基于绝对地质年龄的成岩-孔隙演化曲线,认为胶结减孔主要发生在加里东早期,在玉尔吐斯组烃源岩生烃高峰期,储集层孔隙度仍可达到6%~10%。研究成果不仅为奇格布拉克组成藏有效性评价提供一定依据,也为定年和面扫描成像技术在古老碳酸盐岩储集层研究中的应用提供了案例。图6表1参56

关键词: U-Pb定年; 面扫描; 震旦系奇格布拉克组; 塔里木盆地西北部; 碳酸盐岩; 成岩环境; 成岩-孔隙演化
中图分类号:TE122.3 文献标志码:A 文章编号:1000-0747(2020)05-0935-12
Application of mapping and dating techniques in the study of ancient carbonate reservoirs: A case study of Sinian Qigebrak Formation in northwestern Tarim Basin, NW China
YANG Hanxuan1,2, HU Anping1,2, ZHENG Jianfeng1,2, LIANG Feng1,2, LUO Xianying1,2, FENG Yuexing3, SHEN Anjiang1,2
1. PetroChina Hangzhou Research Institute of Geology (HIPG), Hangzhou 310023, China
2. Key Laboratory of Carbonate Reservoirs, CNPC, Hangzhou 310023, China
3. Radiogenic Isotope Facility, School of Earth and Environmental Sciences, The University of Queensland, Brisbane, QLD 4072, Australia
Abstract

Ancient marine carbonate formations experienced complex diagenetic processes, making it difficult to identify reservoir genesis and effective porosity before hydrocarbon migration. To solve these issues, we used element mapping and carbonate mineral laser U-Pb radiometric dating techniques to study the diagenetic environments based on geochemistry and diagenesis-porosity evolution based on geochronology of the dolomite reservoir of the Sinian Qigebrak Formation, northwest Tarim Basin. Two major understandings were obtained as follows: (1) On the basis of petrographic observations, the analyses element mapping, stable isotopes of carbon and oxygen, strontium isotope, and cathodoluminescence tests were performed on different phases of dolomite cements precipitated in vugs and dissolved channels. The results show that the dolomite reservoirs of the Qigebrak Formation went through freshwater, marine, extremely shallow burial, burial and hydrothermal diagenetic environments after synsedimentary dolomitization; the reservoir spaces were mainly formed in the synsedimentary period (primary pores) and freshwater environment (supergene dissolution pores) before burial; whereas the marine, burial and hydrothermal environments caused the gradual filling of reservoir space by dolomite cements. (2) Based on the above understandings, each phase of dolomite cement precipitated in the reservoir space was dated by the U-Pb radiometric technique, and the diagenesis-porosity evolution curves constrained by geochronology were established. The loss of reservoir porosity mainly occurred in the early Caledonian, during the peak period of hydrocarbon generation of Yuertusi Formation source rock, the reservoirs still maintained at a porosity of 6%-10%. The above understandings provide a certain basis for the evaluation of accumulation effectiveness of the Sinian Qigebrak Formation, northwestern Tarim Basin, and provide a case for the application of mapping and dating techniques in the study of ancient carbonate reservoirs.

Keyword: U-Pb dating; mapping; Sinian Qigebrak Formation; northwestern Tarim Basin; carbonate; diagenetic environment; diagenesis-porosity evolution
0 引言

碳酸盐矿物的高化学活动性使碳酸盐岩在沉积后易于发生成岩作用, 导致原生孔隙充填和次生孔隙形成等孔隙改造事件的发生, 使其具备成为优质高产储集层的潜力[1]。这些孔隙改造事件及其所发生的成岩环境在过去几十年内已得到了广泛而深入的研究, 胶结物的形态[2, 3]、分布样式[4, 5]及地球化学特征[6, 7]是主要的识别依据。在此研究基础上建立的储集层成岩-孔隙演化地质模型是明确储集层成因和评价成藏有效性的关键[2]。但中国海相碳酸盐岩具年代老、埋深大、位于叠合盆地下构造层、经历多期改造等特点[8], 应用传统方法开展成岩环境-孔隙演化研究时面临两方面的问题：一是古老碳酸盐岩成岩组构所具有的小尺度、多期次特点导致传统成岩环境研究所依赖的薄片观察和全岩分析的适用性有限[9], 制约了对储集层成因的认识, 因此应用高空间分辨率的研究手段成为必然趋势; 二是传统孔隙演化研究所依赖的岩石学方法仅可通过组构交割关系定性地判断孔隙改造事件的相对次序, 但无法提供定量的年代学信息从而实现对油气运移前储集层孔隙度的判识, 而油气运移前孔隙度的测算是成藏有效性评价的重要内容之一。近年来出现的元素激光面扫描成像技术和碳酸盐矿物激光U-Pb定年技术具有原位、高精度、高空间分辨率等特点, 在解决上述两方面问题上具有良好的应用前景。

塔里木盆地上震旦统奇格布拉克组微生物白云岩储集层发育格架（溶）孔、泡沫绵层窗格孔、岩溶孔洞等多种储集空间[10, 11, 12], 垂向上与下寒武统玉尔吐斯组烃源岩和下震旦统— 南华系潜在烃源岩紧邻[13, 14], 野外露头可见大量沥青, 显示出良好的含油气前景。前人提出奇格布拉克组经历多期成岩叠加改造[15], 但受制于上述两方面问题, 其成岩环境演化、储集层成因和油气运移前有效孔隙度等问题始终认识不清, 这也成为现今制约奇格布拉克组储集层预测和成藏有效性评价的重要问题之一。

本文以塔里木盆地西北部（简称塔西北）阿克苏地区肖尔布拉克西沟剖面震旦系奇格布拉克组为例, 应用元素激光面扫描成像技术和碳酸盐矿物激光U-Pb同位素定年技术, 开展基于地球化学信息的成岩环境和基于绝对年龄的成岩-孔隙演化研究, 明确储集层成岩环境演化、储集空间成因及其形成时间, 并实现对油气运移前有效孔隙的判识。

1 区域地质概况

塔里木盆地是中国西部最大的含油气叠合盆地, 夹持于天山、西昆仑山和阿尔金山构成的环形山链之间, 整体呈菱形。塔里木盆地在南华纪受Rodinia超大陆裂解的影响进入拉张裂谷演化阶段, 盆地基底开始接受盖层沉积[16]。震旦纪以来随着地幔柱活动逐渐衰退, 盆地由克拉通裂陷期进入克拉通内拗陷期[17]。在早震旦世填平补齐基础上, 晚震旦世盆地在中央古隆起以北形成了广海碳酸盐缓坡[18]（见图1a）。前期工作认为塔西北上震旦统奇格布拉克组发育一套内缓坡— 中缓坡沉积[12], 与下伏苏盖特布拉克组碎屑岩呈平行不整合接触。震旦纪末柯坪运动引起的抬升剥蚀导致奇格布拉克组顶部发育岩溶风化壳[10]。寒武纪初期发生快速海侵, 在奇格布拉克组之上覆盖了玉尔吐斯组优质烃源岩。自柯坪运动后, 研究区又经历了4期主要的区域性构造事件[19, 20], 分别为加里东晚期运动、海西晚期运动、印支运动和燕山末期运动, 其中加里东晚期和印支期是盆地深部热事件最活跃的时期[21]。上述构造事件可引起表生溶蚀、热液改造及成岩流体运移等事件, 对于碳酸盐岩储集层的形成、富集和贫化具有重要的控制作用[8]。

图1 塔里木盆地晚震旦世岩相古地理图（a）及肖尔布拉克西沟剖面震旦系奇格布拉克组综合柱状图（b）

肖尔布拉克西沟剖面是研究区上震旦统较完整典型的剖面[15], 基于剖面实测结果将奇格布拉克组分为4个以微生物岩为主的岩性段（见图1b）：①厚22.55 m, 薄层微生物白云岩与碎屑岩互层; ②厚47.35 m, 以薄层水平— 微波状叠层石云岩为主, 与颗粒云岩及凝块石云岩构成若干旋回; ③厚43.00 m, 厚层— 块状泡沫绵层石云岩、凝块石云岩构成若干旋回, 叠层石发育程度骤降; ④厚60.60 m, 顶部10.50 m为岩溶角砾云岩, 下伏地层岩性同第③段, 但大量发育扁平顺层状溶缝, 溶缝规模从数厘米到数米不等, 内部充填多期胶结物, 分布于不整合面以下10~50 m范围内, 被认为是岩溶潜流带的产物[10], 向下规模逐渐变小与岩溶强度减弱有关, 溶缝的宏、微观特征均与四川盆地灯影组葡萄花边构造类似, 故称为花边构造（见图2a）。

图2 塔西北奇格布拉克组花边构造及白云石胶结物岩石学特征
（a）花边构造, 距奇格布拉克组顶部不整合面13 m, 呈扁平顺层状, 肖尔布拉克西沟剖面照片; （b）纤状环边白云石, 发育多圈明暗纹层, 单偏光; （c）叶片状白云石, 垂直于溶缝边缘向中心生长, 单偏光; （d）细粉晶粒状白云石, 充填于暗色凝块间, 单偏光; （e）中晶粒状白云石, 充填于溶蚀孔洞中心, 单偏光; （f）马鞍状白云石, 充填于岩溶角砾间, 具波状消光特征, 正交光

奇格布拉克组发育2类储集层（见图1b）：①中部储集层段发育微生物白云岩储集层, 储集空间以泡沫绵层窗格孔和微生物格架（溶）孔为主, 储集层发育受沉积微相和高频旋回控制[11, 12]; ②上部储集层段发育岩溶储集层, 储集空间包括泡沫绵层窗格孔和岩溶孔洞, 储集层发育受沉积微相和震旦纪末的抬升剥蚀控制。

2 样品特征
2.1 白云石胶结物岩石学特征

胶结物是碳酸盐岩成岩环境研究的重要载体[2]。镜下观察发现奇格布拉克组各类储集空间中充填多种类型胶结物, 根据其形态、粒径及发育序列分为以下5类。

纤状环边白云石普遍发育于奇格布拉克组第④段的各类储集空间中, 以薄层环边的形式分布于孔隙和溶蚀孔洞边缘（见图2b）。薄层环边具有多圈层、明暗相间的特征, 由垂直于孔隙边缘紧密生长的纤状白云石构成。尽管极为常见, 但其占据储集空间的比例不大。

叶片状白云石是继纤状环边白云石之后发育于顺层溶缝中的第2期胶结物, 其晶体明显大于纤状环边白云石而呈叶片状, 集合体同样呈环边状围绕溶缝边缘向中心生长（见图2c）。但不同于纤状环边白云石, 叶片状白云石仅在规模较大的顺层溶缝中发育完好, 在规模较小的孔隙、孔洞中较少发育。

细粉晶粒状白云石是奇格布拉克组最常见的胶结物类型, 广泛分布于各类储集空间中, 其晶体干净明亮, 与较暗色的纤状环边白云石和叶片状白云石差异显著, 粒径常小于0.2 mm, 呈他形— 半自形（见图2d）。

中晶粒状白云石仅见于规模较大的孔洞、溶缝中, 粒径大小与晶体生长空间大小呈正比。该类胶结物晶体同样较干净明亮, 粒径为0.25~0.50 mm, 自形程度较好, 呈半自形— 自形（见图2e）。

马鞍状白云石主要分布于规模较大的顺层溶缝和顶部岩溶角砾间, 是充填于顺层溶缝中的最晚期成岩产物, 晶形粗大, 具有马鞍状外形, 正交光下呈现出波状消光特征, 并与石英相伴生, 指示了热液成因（见图2f）。

2.2 测试样品特征

前述胶结物充填于奇格布拉克组的各类储集空间中, 中部储集层段由于受柯坪运动影响程度低, 仅发育细粉晶和中晶粒状白云石, 其特征与上部储集层段中的粒状白云石完全一致, 而上部储集层段的花边构造中胶结物序列较完整, 可见全部5类胶结物。故本文选取奇格布拉克组第④段中的花边构造作为测试样品, 其可完整代表奇格布拉克组的成岩序列, 是反映成岩-孔隙演化史的理想对象。同时由于两类粒状白云石大量充填于储集空间中, 是造成储集性变差的主要原因, 因此明确成岩产物的发育环境和形成时间, 不仅可为成岩-孔隙演化史的建立提供重要信息, 而且对油气运移前孔隙的判识和有效成藏组合的理解具有重要意义。

本文样品均来自塔西北阿克苏地区肖尔布拉克西沟剖面上震旦统奇格布拉克组。采样位置、样品特征见图1b、图3。根据沈安江等[22]介绍的制样流程, 将样品制成直径2.5 cm的靶样或厚100 μ m的薄片, 并在超净实验室进行前处理以消除样品表面污染。

图3 测试样品特征（取样位置见图1b）
①围岩; ②纤状环边白云石; ③叶片状白云石; ④细粉晶粒状白云石; ⑤中晶粒状白云石; ⑥马鞍状白云石及石英（a）Q-56-1手标本, 凝块石白云岩发育花边构造; （b）a图对应薄片, 溶缝边缘具多层纤状环边白云石, 中心被细粉晶粒状白云石全充填, 单偏光; （c）Q-58-1-1手标本, 凝块石白云岩发育花边构造; （d）c图对应薄片, 自溶缝边缘向中心依次发育纤状环边白云石、叶片状白云石、马鞍状白云石及石英, 正交光; （e）Q-58-1-2薄片, 凝块石白云岩发育花边构造, 自边缘向中心依次发育纤状环边白云石、叶片状白云石、细粉晶粒状白云石和中晶粒状白云石, 局部见马鞍状白云石; （f）Q-76-1手标本, 泡沫绵层石白云岩发育花边构造与泡沫绵层体腔孔; （g）f图对应薄片, 孔洞边缘发育纤状环边白云石, 中心被细粉晶和中晶粒状白云石全充填, 单偏光; （h）X-151-1手标本, 岩溶角砾云岩; （i）h图对应薄片, 岩溶角砾间充填环边状白云岩、马鞍状白云石及石英, 正交光

3 实验技术及方法
3.1 实验技术

3.1.1 元素激光面扫描成像技术

分析技术的进步使元素含量分析已从全岩分析发展至原位点分析[9]。古老碳酸盐岩多期胶结物组成往往具有高度不均一性, 故利用元素面扫描成像技术直观呈现样品在毫米— 厘米级区域内元素的平面变化特征, 对于理解其形成过程显得至关重要[23, 24]。国内外已应用多种微区分析技术对样品元素含量进行了定量成像, 但各类仪器在检测限、分辨率、分析程序及成本等方面各有优劣[24]。最近兴起的LA-ICP-MS方法具有分析时间短、成本低、制样流程简单、检测限低和多元素同时分析等优点, 拓展了面扫描成像技术在地球科学中的应用。前人主要将该技术应用于探讨金属矿物[25]、岩浆岩矿物[26]、石笋[27, 28]等的形成过程及形成环境, 本文以奇格布拉克组为例, 将该技术应用于古老碳酸盐岩的成岩环境研究（见图4）。

图4 样品Q-58-1-2的显微照片和元素面扫描图像
①围岩; ②纤状环边白云石; ③叶片状白云石; ④细粉晶粒状白云石; ⑤中晶粒状白云石; ⑥马鞍状白云石及石英（a）单偏光照片; （b）正交光照片; （c）阴极发光照片; （d）7Li含量平面分布; （e）25Mg含量平面分布; （f）43Ca含量平面分布; （g）55Mn含量平面分布; （h）57Fe含量平面分布; （i）88Sr含量平面分布; （j）138Ba含量平面分布; （k）232Th含量平面分布; （l）238U含量平面分布

3.1.2 碳酸盐矿物激光U-Pb同位素定年技术

碳酸盐岩广泛发育于各种地质环境中, 碳酸盐矿物定年技术在确定地质事件年龄方面具有广阔的应用前景[29], 但Rb-Sr、K-Ar、Re-Os和Nd-Sm定年法均无法获得碳酸盐矿物稳定可靠的绝对年龄[30]。Moorbath等[31]最早证实了铀系定年法在碳酸盐岩中应用的可行性, 随后Smith和Farquhar[32]陆续报道了低铀碳酸盐岩（铀含量为（100~500）× 10-9）U-Pb同位素定年的实例, 使得U-Pb放射性定年法成为目前唯一适用于碳酸盐成岩矿物的绝对地质年代计[33]。该方法被广泛应用于洞穴石笋[34]、钙质结核[35]、钙质化石[36]、方解石脉[37]、渗透回流白云岩[38]以及孔洞胶结物[22, 33]等材料, 以确定文石矿物相转化[36]、断层滑动[37]、白云化作用[38]、区域构造及成岩流体活动[22, 33]等事件的发生时间。特别对于成岩胶结物而言, 确定导致其沉淀的成岩事件的绝对年龄, 能够极大深化对储集层整体演化的认识, 并可对热史和成藏史研究提供支撑。

过去碳酸盐矿物U-Pb定年依赖同位素稀释法, 但微钻取样、化学提纯等预处理程序极为繁琐耗时, 并具有污染样品的潜在风险, 限制了该方法的推广。随着ASH-15[34]、WC-1[39]和AHX-1[22]等激光定年标样的开发, 激光剥蚀方法在碳酸盐矿物U-Pb定年中得到成功应用。利用直径30~250 μ m的激光束斑, 在单一成因组构内进行30~60次单点剥蚀, 拟合等时线年龄。与同位素稀释法相比, 激光剥蚀方法具有高分辨率（大于5 μ m）、高准确度、高成功率、高分析速度等优势, 为微区精细研究的开展提供了支撑[33]。本文以奇格布拉克组为例, 将该技术应用于古老碳酸盐岩的成岩-孔隙演化研究和油气运移前孔隙的测算（见图5）。

图5 塔西北震旦系奇格布拉克组围岩和白云石胶结物的U-Pb年龄（LIA— 下交点年龄; n— 剥蚀点数; MSWD— 平均标准权重偏差）
（a）样品编号Q-58-1-2, 围岩; （b）样品编号Q-76-1, 围岩; （c）样品编号Q-58-1-2, 纤状环边白云石; （d）样品编号Q-76-1, 纤状环边白云石; （e）样品编号Q-58-1-1, 叶片状白云石; （f）样品编号Q-58-1-2, 叶片状白云石; （g）样品编号Q-56-1, 细粉晶粒状白云石; （h）样品编号Q-76-1, 中晶粒状白云石; （i）样品编号X-151-1, 马鞍状白云石

3.2 实验方法

元素激光面扫描成像分析完成于昆士兰大学放射性同位素实验室, 激光剥蚀系统为ASI RESOlution SE, 剥蚀使用边长50 μ m的方形束斑, 激光能量3 J/cm2, 剥蚀频率20 Hz, 束斑移动速率0.05 mm/s, 测试质谱仪为Thermo iCap-RQ ICP-MS。测试使用的外标为NIST614[40], 原始数据利用Iolite 3.6处理后生成元素分布图像[26, 41]。

碳酸盐矿物U-Pb同位素测年数据同样完成于昆士兰大学放射性同位素实验室, 激光剥蚀系统为ASI RESOlution SE, 剥蚀使用直径100 μ m的圆形束斑, 激光能量3 J/cm2, 剥蚀频率10 Hz, 单点剥蚀时间15~25 s, 测试质谱仪为Thermo iCap-RQ ICP-MS和Nu Plasma II MC-ICPMS。测试使用的外标为NIST614[40]和WC-1[39], 年龄监控标样为AHX-1[22]。原始数据经Iolite 3.6处理后[41], 利用Isoplot 3.0计算年龄并绘制Tera-Wasserburg谐和图[42]。

激光碳氧同位素组成、锶同位素组成及阴极发光测试完成于中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室。测试方法参见Pan等[43]。

4 实验结果及讨论
4.1 成岩环境重建与储集层成因

4.1.1 纤状环边白云石

纤状环边胶结物被普遍认为形成于海底成岩环境, 由文石或高镁方解石前驱物被交代而成[44, 45]。在元素面扫描图像中, 该类胶结物的Li、Mn、Fe、Sr、Ba、Th、U等元素含量与围岩均较为一致, 反映与围岩具有相似的形成环境。氧同位素值为-6.566‰ ~-4.810‰ , 略低于围岩; 锶同位素组成比值（87Sr/86Sr）为0.708 840, 与同期海水接近[46]。阴极发光下主体为昏暗发光, 夹橘红色中等发光环带, 同样与围岩特征十分接近。因此认为纤状环边胶结物是海水胶结作用的产物。

特殊的是, 纤状环边白云石的明暗纹层中Mn、U含量存在显著变化, 如在元素面扫描图像中高Mn含量（约为500× 10-6）的暗色纹层表现为亮色条带, 低Mn含量（小于100× 10-6）的亮色纹层则呈现为蓝色条带（见图4g）。前人研究表明, 震旦纪全球发育铁质海洋, 具有表层弱氧化、深部缺氧还原的分层特征[47, 48], 导致包括奇格布拉克组在内的震旦系白云岩在全球范围内均具有较高的Mn、Fe含量[48, 49]。而纤状环边白云石特殊的元素含量变化特征可能与其形成时频繁震荡的海平面以及前寒武纪特殊的古海洋性质有关, Hood和Wallace[48]建立的前寒武纪海水氧化还原模型可用于解释该现象。相对海平面下降期间, 含氧的表层水体使得Mn以弱结晶锰氧化物的形式去除[50], 导致胶结物具有较低的Mn含量。相对海平面上升时期, 低Eh值（氧化还原电位）的深部海水上涌引起锰氧化物的迅速溶解[48, 50], 导致沉积水体中Mn含量骤增。当环境含氧时U将被强烈吸收富集于锰氧化物中[51], 海侵期间锰氧化物溶解也伴随着U的释放, 因此U含量在明暗纹层中也变化明显。但铁的氢氧化物在Eh值降低时性质更稳定, 因此Fe含量在平面上的分布更均匀。同时碳酸盐岩的阴极发光主要受到Fe2+（猝灭剂）和Mn2+（激活剂）含量的控制[48], 也导致胶结物明暗纹层的阴极发光强度呈现出周期性变化。

4.1.2 叶片状白云石

面扫描图像显示叶片状白云石元素含量较均一, 不发育环带结构, 指示相对稳定的形成环境。样品Q-58-1-2的该期胶结物在单偏光和正交光下呈现出良好的叶片状外形（见图4a、图4b）, 对应在元素面扫描图像上体现出Mn、Fe含量显著降低的特征（约为100× 10-6）。前人研究表明, 淡水中的Mn、Fe浓度约为0.4× 10-9和20× 10-6, 分别为海水浓度的50倍和197倍[49]。但由于震旦纪海水的Mn、Fe含量极高[48], 这2种元素含量的骤降恰恰反映了震旦纪海水影响的减弱。Sr含量相较围岩和纤状环边白云石有所降低, 指示成岩流体盐度下降。氧同位素组成为-6.65‰ ~-6.61‰ , 表明成岩环境的还原性增强。碳同位素组成为1.00‰ ~1.60‰ , 相较纤状环边白云石有所下降, 而锶同位素比值略有上升（0.708 85）, 均指示了大气淡水的注入[49]。叶片状白云石阴极发光下表现出昏暗发光特征。以上证据表明叶片状白云石的形成受到了大气淡水的影响, 但各种地球化学信息与纤状环边胶结物仍具有一定继承性, 故认为其形成于受大气淡水影响的封存海水中。

4.1.3 粒状白云石

粒状白云石广泛分布于中部和上部储集层段, 根据粒径不同分为细粉晶白云石和中晶白云石两类。前者主要半充填或全充填于微生物格架（溶）孔、泡沫绵层窗格孔和小规模花边构造中（见图2d— 2e、图3g）, 是造成储集层孔隙度骤降的最主要原因。后者仅见于规模较大的孔洞和花边构造中, 占据了细粉晶白云石发育后的残余空间（见图2e、图4a）。埋藏条件下Sr在方解石、白云石中具有极低的分配系数, 低Sr含量是埋藏胶结物的标志[2]; 而U在含氧水体中呈可溶的氧化态, 在缺氧环境中将被还原为不溶态[51], 随着成岩环境还原性的增强, U将发生强烈的去除作用而含量骤降。元素面扫描图像中低Sr、低U的粒状白云石无疑指示了埋藏成岩环境, 粒径大小与晶体生长空间大小呈正比。两类粒状白云石的碳同位素组成变化不明显, 氧同位素组成继续向负偏移。

随埋深增加、还原性增强, 低价的Mn、Fe离子将取代白云石晶格中的Ca、Mg离子, 使Mn、Fe含量升高[2]。样品Q-58-1-2的细粉晶白云石在元素面扫描图像中呈现为高Mn、Fe含量的亮色环带, 但中晶白云石的Mn、Fe含量却显著降低（见图4g— 4h）, 表明在其缓慢结晶过程中可能受到外来流体的影响; 而Sr、U含量及氧同位素组成表明其仍处于还原性较强的环境, 故推测中晶白云石形成时可能受到了深循环大气降水的影响[52]。

4.1.4 马鞍状白云石

马鞍状白云石主要分布于规模较大的花边构造和风化壳的岩溶孔洞中, 为充填残留孔洞的最晚期成岩产物, 晶形粗大且发育马鞍状外形, 正交光下具波状消光特征（见图2f）, 并伴生石英, 指示热液成因[49]。碳氧同位素组成均发生强烈负偏移, 分别为-3.53‰ ~-3.51‰ 和-10.39‰ ~-9.50‰ , 指示受热液作用强烈影响[49]。同时该期白云石的锶同位素比值显著高于上述各期次胶结物, 表明其成岩流体受到高87Sr/86Sr值的壳源锶的影响。

综合上述分析和年龄数据（见表1）认为肖尔布拉克西沟剖面奇格布拉克组储集层经历了以下成岩环境和成岩过程：①埃迪卡拉纪沉积环境, 控制年龄（576± 16）Ma, 建造水平— 微波状叠层石白云岩、泡沫绵层石白云岩为主的多类微生物白云岩; ②淡水成岩环境, 控制年龄（560± 26）Ma, 柯坪运动导致抬升暴露和大气淡水淋滤, 形成非选择性溶蚀缝洞; ③海水成岩环境, 控制年龄（556± 17）Ma, 再次遭受海侵, 在溶蚀孔洞周缘沉淀纤状环边白云石胶结物; ④极浅埋藏成岩环境, 控制年龄（542.7± 8.0）Ma, 叶片状白云石形成于受大气淡水影响的封存海水中; ⑤埋藏成岩环境, 控制年龄（486.3± 6.8）Ma, 埋藏成岩介质主导粒状白云石的沉淀, 但在深大断裂影响下可间歇性受到大气淡水影响; ⑥热液成岩环境, 控制年龄（215± 30）Ma, 印支早期构造热事件导致马鞍状白云石沉淀。

表1 塔西北震旦系奇格布拉克组围岩及白云石胶结物的U-Pb年龄及地球化学特征

元素激光面扫描成像技术结合其他地球化学示踪手段, 实现了对奇格布拉克组成岩环境演化的精细约束, 为储集层成因的判识提供了可靠的依据。奇格布拉克组微生物白云岩储层的储集空间主要形成于埋藏前的沉积环境（原生孔）和淡水成岩环境（表生溶蚀孔洞）, 海水、埋藏和热液环境引起白云石胶结物的逐渐充填减孔。

4.2 成岩-孔隙演化史重建

4.2.1 围岩和孔洞充填物年龄

对奇格布拉克组中上部（样品号Q-58-1-2）和上部（样品号Q-76-1）的白云岩围岩开展定年, 得到的年龄数据分别为（576± 16）Ma和（560± 26）Ma（见图5a— 5b）。研究区震旦系曾开展过年代学研究, Xu等[17]对下震旦统苏盖特布拉克组玄武岩中的锆石定年结果为（615.2± 4.8）Ma和（614.4± 9.1）Ma, Li等[53]从乌什磷矿剖面苏盖特布拉克组上部细砂岩中得到的碎屑锆石年龄为（602± 23）Ma。本文白云岩围岩年龄与埃迪卡拉纪年龄（541~635）Ma及本区锆石年代学格架相符合, 代表了地层沉积年龄。王小林等[54]提出奇格布拉克组基质白云石的形成来源于微生物调制作用下原生沉淀, 因此白云石围岩年龄还可能反映了早期白云石化作用的年龄。

依据测年数据, 认为奇格布拉克组储集空间中的充填物形成于纤状环边白云石、叶片状白云石、粒状白云石、马鞍状白云石4个阶段, 其中大孔洞中的充填物发育相对齐全, 可构成完整的胶结充填序列, 而小孔洞（如泡沫绵层窗格孔）的胶结充填序列多不完整。

纤状环边白云石的2个年龄数据分别为（553± 20）Ma和（556± 17）Ma（见图5c、图5d）。这两个年龄与顶部的围岩年龄（560± 26）Ma十分接近, 指示在沉积期后不久奇格布拉克组便受到相对海平面下降影响, 暴露溶蚀形成孔洞。当海平面重新上升后, 纤状环边白云石便在溶缝中作为第1期胶结物沉淀下来。

叶片状白云石得到了2个基本等时的年龄数据, 即（542.7± 8）Ma和（542± 26）Ma（见图5e）。地球化学信息指示叶片状白云石形成于受大气淡水影响的封存海水中, 表明此时奇格布拉克组仍受到表生岩溶作用的影响, 处于极浅的埋藏成岩环境。纤状环边白云石和叶片状白云石均指示了早期的胶结作用, 两者的U-Pb年龄与围岩U-Pb年龄相当或略晚, 说明储集空间形成于同沉积期和柯坪运动引起的表生溶蚀作用期, 是埋藏前的孔隙, 而非埋藏溶蚀作用的产物。

细粉晶粒状白云石和中晶粒状白云石得到的U-Pb年龄分别为（486.3± 6.8）Ma和（472.3± 7.7）Ma（见图5f— 5g）, 与镜下识别的成岩序列相一致。这两个年龄虽相差14 Ma, 但均形成于加里东早期。该时期北昆仑洋向西中昆仑岛弧的俯冲导致塔中、和田、塔北等多个隆起的形成[20], 广泛的抬升运动导致高低势能区的转变和埋藏胶结物的沉淀[8], 而伴生的断裂作用可显著增强大气淡水对下伏地层的影响, 这也与中晶白云石形成过程中受到大气淡水影响的推测相一致。

马鞍状白云石主要充填于奇格布拉克组顶部的岩溶孔洞中, U-Pb年龄为（215± 30）Ma（见图5h）, 指示热液白云石形成于印支运动早期, 可能和羌塘地块与塔里木地块碰撞引起的强烈隆升及褶皱运动有关[20], 活跃的构造运动也使得二叠纪— 三叠纪成为塔里木盆地深部热事件最活跃的时期之一[21]。

4.2.2 成岩-孔隙演化史重建

基于地球化学特征揭示的成岩环境和U-Pb同位素绝对年龄建立了中部和上部储集层段从沉积到埋藏全过程的成岩环境变迁和成岩-孔隙演化史（见图6）, 估测油气运移前孔隙发育情况。

图6 塔西北震旦系奇格布拉克组成岩-孔隙演化史图

基于现代微生物岩初始孔隙度[55], 结合柱塞孔隙度及镜下胶结物分布面积的估算结果[2], 将储集空间以叠层石纹层间（溶）孔和泡沫绵层窗格孔为主的中部储集层段的初始平均孔隙度估为20%。震旦纪末柯坪运动对中部储集层段储集空间几乎无影响, 加里东早期发生粒状白云石对叠层石纹层间（溶）孔和泡沫绵层窗格孔的充填, 使得平均孔隙度降至6%, 并保持至今。

根据泡沫绵层石白云岩的镜下残余面孔率推测其初始孔隙度极高（见图3g）, 故将以泡沫绵层石白云岩为主要储集岩类型的上部储层段的初始平均孔隙度估为30%。震旦纪末形成的溶蚀孔洞使平均孔隙度增至35%, 随后纤状环边和叶片状白云石部分充填了储集空间, 使平均孔隙度下降至28%。加里东早期, 细粉晶粒状白云石的沉淀导致孔隙度骤剧降至15%, 中晶粒状白云石主要充填较大的残余孔洞, 平均孔隙度降至10%。印支运动早期的热液作用对储集层起充填破坏作用, 但孔隙度变化不大, 使平均孔隙度降至8%, 并保存至今。

在储集层成岩-孔隙演化史建立的基础上, 结合奇格布拉克组埋藏史和玉尔吐斯组优质烃源岩热演化史, 可对油气运移时间、油气运移前孔隙和成藏期次开展评价。奇格布拉克组顶部储集层段在柯坪— 塔北隆起稳定连片分布[11], 玉尔吐斯组在早奥陶世进入低成熟阶段, 在阿瓦提凹陷东南部等局部地区达到成熟— 高成熟阶段, 是研究区内前寒武系— 下古生界储集层最早的有利成藏期[56]。加里东晚期, 满加尔凹陷和阿瓦提凹陷内的玉尔吐斯组经历了快速热演化并进入大规模液态烃生烃期, 向凹陷北部的隆起区运移, 此时储集层在粒状白云石的充填后孔隙度仍可达8%~11%, 是聚集成藏的主要时期[56]。海西期受构造活动影响, 玉尔吐斯组发生二次生烃并伴随液态烃裂解, 凹陷的围斜部位以近源形式向柯坪— 塔北古隆起区规模供烃, 此时储集层孔隙度仍保持在6%~10%。自中二叠世, 满加尔及阿瓦提凹陷中的玉尔吐斯组基本进入生烃枯竭阶段, 喜马拉雅运动晚期是古油气藏的调整期。上述分析表明奇格布拉克组微生物白云岩储集层在玉尔吐斯组生烃高峰期仍保持了良好的储集性, 具备形成有效成藏组合的潜力。

5 结论

在镜下岩石学观察的基础上, 对孔洞中充填的不同期次白云石胶结物开展元素面扫描成像分析, 并结合碳氧稳定同位素组成、锶同位素组成、阴极发光分析结果, 提出奇格布拉克组微生物白云岩储集层依次经历了沉积期白云石化、淡水成岩环境、海水成岩环境、极浅埋藏成岩环境、埋藏成岩环境、热液成岩环境等6个阶段, 储集空间主要形成于埋藏前的沉积环境（原生孔）和淡水成岩环境（表生溶蚀孔洞）, 海水、埋藏和热液环境造成了白云石胶结物的逐渐充填减孔。

在成岩环境和储集层成因认识基础上, 对各期白云石胶结物开展测年, 建立绝对地质年龄约束下的奇格布拉克组微生物白云岩储集层成岩-孔隙演化曲线, 认为胶结减孔主要发生在加里东早期。在玉尔吐斯组烃源岩加里东早期、加里东晚期和海西晚期的生烃高峰期时, 奇格布拉克组储集层孔隙度仍可达到6%~10%, 具备形成有效成藏组合的潜力, 是值得探索的勘探层系。

面扫描成像和定年技术在奇格布拉克组微生物白云岩储集层中的应用, 为精细约束奇格布拉克组成岩环境变迁和建立绝对年龄格架下的成岩-孔隙演化史提供了手段, 并为古老碳酸盐岩储集层成因、油气运移前孔隙的判识和有效成藏组合分析提供了新视角。

编辑 王晖

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