劉子豪，朱東亞，吳勝和，張殿偉，張榮強，周末

（1中國石油大學（北京）地球科學學院；2中國石化石油勘探開發(fā)研究院）

中國南方地區(qū)奧陶系熱液-巖溶改造型白云巖儲層發(fā)育機理
——以黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)為例

劉子豪1，朱東亞2，吳勝和1，張殿偉2，張榮強2，周末1

（1中國石油大學（北京）地球科學學院；2中國石化石油勘探開發(fā)研究院）

以黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)為例，通過野外剖面觀測、實驗分析等工作，揭示了白云巖的熱液-巖溶改造特征，并探討了其發(fā)育機理。研究區(qū)下奧陶統(tǒng)紅花園組和桐梓組以白云巖為主，在白云巖構(gòu)造裂縫和溶蝕孔洞中見白云石、方解石、瀝青的充填，具有典型的斑馬紋狀構(gòu)造。充填白云石為粗晶粒狀的鞍形白云石，具有彎曲晶面和波狀消光的特征，陰極發(fā)光呈現(xiàn)較強的紅色。充填白云石的碳同位素δ13C在-2.2‰～-0.8‰之間，平均值為-1.47‰，氧同位素δ18O在-12.2‰～-7.6‰之間，平均值為-9.4‰，與圍巖白云石相比明顯偏輕。充填白云石的稀土元素具有典型的Eu正異常特征，δEu最高達91.9。根據(jù)地質(zhì)演化背景和流體作用類型，奧陶系白云巖儲層發(fā)育過程為：早奧陶世沉積過程中發(fā)生同生/準同生白云石化作用；中晚奧陶世至早志留世，受都勻運動影響，白云巖暴露至地表遭受巖溶作用，形成巖溶孔洞型白云巖儲層；中泥盆世遭受構(gòu)造熱液進一步對白云巖進行的溶蝕改造，所形成的溶蝕孔洞為天然氣的主要儲集空間。

黔中隆起；奧陶系；白云巖；儲層；熱液；溶蝕

1 引言

奧陶系一直是全球油氣勘探開發(fā)的重點層系。在我國，鄂爾多斯盆地和塔里木盆地都已經(jīng)在奧陶系獲得一定規(guī)模的油氣產(chǎn)量，近年來在四川盆地奧陶系也獲得了一定規(guī)模的天然氣顯示，如：在中奧陶統(tǒng)寶塔組(O2b)中，河深1井獲工業(yè)氣流1.88×104m3/d；在下奧陶統(tǒng)南津關(guān)組(O1n)風化殼中，磨深1井獲天然氣4220m3/d，女基井獲天然氣3×104m3/d、水1.95m3/d，安平1井見巖心冒氣顯示，高科1井發(fā)現(xiàn)殘余氣層。奧陶系（特別是下奧陶統(tǒng)）獲得顯示的這些鉆井中的儲層以白云巖、白云質(zhì)灰?guī)r為主，但目前對奧陶系白云巖儲層的發(fā)育特征和形成機制尚沒有系統(tǒng)的研究。

由于黔中地區(qū)缺少鉆井巖心資料，故本文選取了該區(qū)的典型剖面（都勻市壩固鎮(zhèn)坡腳剖面，位置見圖1a）對奧陶系白云巖儲層進行解剖和研究，通過野外剖面觀察，巖石礦物學特征研究，碳氧同位素、稀土元素及流體包裹體等分析，以研究白云巖儲層特征，識別流體改造類型，并探討儲層發(fā)育過程和機理。

2 地質(zhì)背景

黔中地區(qū)（黔中隆起及其周緣）主要指黔西北及其東部相鄰的麻江古油藏區(qū)，面積2.49×104km2，它們均屬于揚子地臺的一部分。黔中隆起南部和北部分別與黔南坳陷和北部坳陷相鄰，西南和東北方向則與滇東隆起和武陵坳陷相鄰（圖1a）。

在寒武紀，黔中地區(qū)處于淺海環(huán)境，尤其在晚寒武世，氣候炎熱，海水持續(xù)咸化，沉積了巨厚的白云巖。早奧陶世本區(qū)仍然繼承晚寒武世沉積特征，為淺水碳酸鹽巖臺地，但此時多發(fā)育灘、坪沉積，主要巖性為同生/準同生白云巖［1］。早奧陶世桐梓組沉積期開始，受郁南運動的控制，黔中隆起的雛形已經(jīng)形成［2］，此時主要為潮坪—淺海陸棚沉積，北部白云巖富含砂泥質(zhì)和燧石結(jié)核，南部則泥質(zhì)減少、鈣質(zhì)成分增加。中奧陶世早期，本區(qū)上升為陸，直到早志留世，一直未接受沉積［3］。晚奧陶世五峰期，黔中隆起大規(guī)模露出水面，地殼進一步隆升，陸地繼續(xù)擴大，滇黔桂古陸形成［4］。由于區(qū)域抬升，黔中隆起區(qū)奧陶紀地層遭受大范圍剝蝕，使得黔中地區(qū)的志留系與下奧陶統(tǒng)呈角度不整合接觸，不整合面下發(fā)育豐富的巖溶孔洞。

研究區(qū)主力烴源巖為下寒武統(tǒng)牛蹄塘組，生油高峰期為加里東中晚期，此時油氣由東北部和南部向黔中隆起運移，在奧陶系巖溶孔洞中聚集成藏［5-6］。印支期—燕山早期，由于油藏埋深加大，溫度升高，致使儲層中的原油最終演化成碳質(zhì)瀝青。

圖1 黔中地區(qū)區(qū)域構(gòu)造簡圖、剖面圖及采樣位置C-2-3l 婁山關(guān)組；O1t桐梓組；O1h紅花園組;O1d大灣組；S1-2wx翁項群

3 樣品來源和分析方法

由于缺少巖心資料，故本次研究主要對黔中地區(qū)的野外剖面進行采樣和分析，主要考察了2條野外剖面，分別是都勻市壩固鎮(zhèn)坡腳剖面以及麻江剖面（圖1c，1d）。在對剖面（圖1b）進行詳細解剖的基礎(chǔ)上，針對下奧陶統(tǒng)紅花園組和桐梓組采集樣品共14塊進行相關(guān)分析測試。通過圍巖白云石及充填白云石的比較來揭示充填白云石的流體類型及形成改造過程，所做的比較研究包括薄片觀察、流體包裹體測溫、碳氧同位素組成對比及稀土元素組成分析等。

將圍巖白云石和孔洞/裂縫中充填的白云石分開取樣，均粉碎成幾毫米大小的小碎塊，并挑選出相對純凈的圍巖白云石和充填白云石。將所選樣品研磨成小于200目的粉末用于碳氧同位素以及稀土元素分析。碳氧同位素分析用100%磷酸法，在MAT252質(zhì)譜儀上進行。稀土元素通過ICP-MS獲得，所用儀器為Yokogava PMS-200離子質(zhì)譜儀。

4 白云巖儲層巖石學特征和地球化學特征

4.1 巖石學特征

都勻市壩固鎮(zhèn)坡腳剖面野外的觀察發(fā)現(xiàn)，下奧陶統(tǒng)紅花園組(O1h)白云巖與上覆中—下志留統(tǒng)翁項群(S1-2wx)呈角度不整合接觸（圖1b）。不整合面之上的翁項群主要是灰色或深灰色的泥巖、粉砂質(zhì)泥巖和砂巖。不整合面之下的紅花園組和桐梓組（O1t）以白云巖為主，夾少量的泥頁巖層（圖2a）。

圖2 黔中地區(qū)坡腳剖面下奧陶統(tǒng)白云巖野外特征

紅花園組和桐梓組的白云巖一般為灰色、深灰色或褐灰色的泥—粉晶白云巖、細晶白云巖，此外還有部分藻紋層白云巖、鮞粒白云巖、砂屑白云巖等。受不整合面巖溶作用的影響，白云巖中發(fā)育豐富的溶蝕孔洞，孔洞大小一般幾毫米至幾厘米，也可見幾十厘米的巖溶洞穴，溶蝕孔洞中常見有方解石和瀝青的充填（圖2b）。白云巖還發(fā)育有大量的構(gòu)造裂縫，多為垂直或者順層裂縫，呈斑馬紋狀構(gòu)造（圖2c，2d），其中可見淺灰色或白色條帶狀充填的白云石。

在單偏光下，可以發(fā)現(xiàn)圍巖白云石（圖3中用D1標出）晶體顆粒較小，結(jié)晶不充分，呈現(xiàn)他形；充填白云石（圖3中用D2標出）的晶粒更為粗大，呈現(xiàn)較亮的菱形或者馬鞍狀，具有明顯彎曲晶面的特征(圖3a)。在正交偏光下，充填白云石具有明顯的波狀消光特征，而圍巖白云石并不具備(圖3b)。在陰極發(fā)光下，圍巖白云石為弱的暗褐色發(fā)光，而充填白云石則為較強的紅色發(fā)光（圖3c—3f），呈條帶狀分布。對于粗晶的充填白云石而言，其中心因含有大量雜質(zhì)而呈現(xiàn)相對較暗的褐紅色發(fā)光，而邊緣較為純凈，呈現(xiàn)亮紅色發(fā)光的環(huán)帶特征（圖3d）。

鏡下觀察還可以看到，黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)白云巖存在大量的巖溶作用形成的溶蝕孔洞（圖3a，3b），孔洞中充填粗晶的白云石及方解石（圖3g），并在粗晶白云石的晶間孔中可見瀝青充填（圖2b，圖3a，3b），表明與瀝青有關(guān)的充注要晚于白云石的充填作用。此外，晶間孔也是奧陶系白云巖的主要儲集空間之一（圖3h,3i），其中可見后期白云石及方解石充填。

4.2 流體包裹體

從黔中地區(qū)坡腳剖面（樣品以PJ編號）下奧陶統(tǒng)桐梓組和紅花園組白云巖孔洞中充填粗晶白云石流體包裹體的測試結(jié)果來看（表1），白云石流體包裹體的均一溫度較高，平均值范圍在141.7～152.1℃之間，最高的PJ-4樣品的均一溫度為221.4℃。鹽度的平均值范圍在10.98%～26.80% wt%NaCl之間。

圖3 黔中地區(qū)坡腳剖面下奧陶統(tǒng)熱液白云巖顯微鏡下特征

表1 黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)充填粗晶白云石流體包裹體均一溫度和鹽度

4.3 碳氧同位素

從表2中可以看出，奧陶系圍巖白云石碳同位素δ13C范圍在-1.6‰～-0.3‰之間，平均值為-0.98‰；氧同位素δ18O范圍在-8.9‰～-4.3‰之間，平均值為-6.2‰。白云巖孔洞中所充填白云石的碳同位素組成范圍在-2.2‰～-0.8‰之間，平均值為-1.47‰；氧同位素組成在-12.2‰～-7.6之間，平均值為-9.4‰。以上數(shù)據(jù)表明，孔縫中充填的白云石碳同位素與圍巖中白云石的碳同位素相比略微偏輕，但是充填白云石的氧同位素與圍巖中的相比則顯著偏輕。在碳氧同位素分布圖上（圖4），可以看到圍巖白云石和充填白云石有較為明顯的差別。

表2 黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)圍巖白云石和充填白云石碳氧同位素組成

圖4 黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)圍巖白云石與孔洞充填白云石的碳氧同位素組成

圖5 黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)圍巖白云石稀土元素配分模式（PASS標準化）PAAS(Post-Archean Australian Shale):后太古代澳大利亞頁巖的稀土元素值

圖6 黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)充填白云石稀土元素配分模式（PASS標準化）PAAS(Post-Archean Australian Shale):后太古代澳大利亞頁巖的稀土元素值

4.4 稀土元素

通過對黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)白云巖稀土元素組成（表3）分析，圍巖白云石總稀土含量∑REE在11.5～67.7μg/g之間，平均值為27.5μg/g，孔縫中充填白云石∑REE在15.8～82.0μg/g之間，平均值為34.6μg/g。從表3、圖5、圖6可以發(fā)現(xiàn)，白云巖中稀土元素含量總體偏低（澳大利亞后太古代頁巖（PAAS）的∑REE值為184.77μg/g［7-8］），但是孔縫中白云石稀土含量略高于圍巖白云石中的稀土含量。

在輕、重稀土LREE/HREE值上，圍巖白云石和充填白云石的平均值分別為7.2和10.0（充填白云石的比值更高些），（La/Yb）N值分別為1.3和2.3，同樣也說明了充填白云石的輕稀土元素更加富集。

在δCe含量上（表3），充填白云石和圍巖白云石具有相似的特點，平均值分別為0.8和0.7，均表現(xiàn)出具有一定程度的Ce負異常的特點（圖5，圖6）。另外，充填白云石還具有顯著的Eu正異常的特點（圖6）。圍巖白云石的δEu值位于0.8～1.2之間，平均值為1.0，不具有Eu正異常；而充填白云石的δEu值位于0.7～91.9之間，平均值為15.1，具有明顯的Eu正異常。

e C δ u E δ * b)N (La/Y / E E E R E L R H E E R ∑u L b Y m T 0.9 1.2 0.5 5.7 67.7 4 0.54 6 0.71 0.680 0.9 0.8 0.7 7.0 37.0 3 0.22 5 0.29 0.154 1.0 0.8 0.5 4.7 13.5 7 0.10 0.133 83 0.1 0.8 1.0 0.8 8.4 11.5 3 0.06 3 0.10 0.168 0.8 1.1 2.7 13.4 19.8 7 0.03 5 0.06 0.095 0.6 1.0 2.5 8.4 22.3 4 0.11 9 0.08 0.059 0.3 0.8 1.1 2.9 20.8 9 0.07 8 0.10 0.205 0.7 1.0 1.3 7.2 27.5 7 0.16 0.216 21 0.2 0.4 91.9 2.5 13.0 82.0 2 0.07 0.079 54 0.1 1.0 4.7 1.5 9.3 57.4 9 0.14 0.149 98 0.1 0.9 0.7 0.5 4.9 16.9 1 0.12 0.181 51 0.1 0.9 3.1 1.4 8.0 17.7 3 0.12 0.083 68 0.1 0.9 3.1 4.2 9.3 15.8 7 0.03 6 0.02 0.085 0.8 1.0 1.9 13.4 22.9 6 0.05 1 0.11 0.144 0.7 1.0 3.8 11.8 29.9 6 0.05 9 0.07 0.073 0.8 15.1 2.3 10.0 34.6 8 0.08 0.101 39 0.1成組素元土稀巖云白統(tǒng)陶奧下區(qū)地中黔3表r E o H y D）b T（μ g/g E E R d G u E Sm d N r P a L e C位層品樣面剖品型樣類54 0.5 03 0.5 34 0.5 03 0.6 2 0.55 1 0.62 1 0.46 0 0.36 0.352 53 0.3 20 0.3 t O1 3J-P 15 0.2 24 0.1 67 0.0 61 0.0 36 0.1 31 0.2 98 0.1 40 0.2 62 0.1 32 0.0 78 0.0 03 0.1 68 0.1 84 0.1 29 0.2 25 0.1 38 0.0 69 0.0 44 0.1 44 0.3 12 0.2 65 0.1 30 0.1 64 0.0 69 0.1 75 0.0 17 0.3 17 0.2 5 0.33 7 0.14 3 0.08 3 0.09 0 0.18 1 0.49 9 0.26 7 0.22 0.0935 0.078 0.089 0.109 0.26 0.212 8 0.21 2 0.08 8 0.06 3 0.07 3 0.07 7 0.20 9 0.16 2 0.20 7 0.07 0 0.06 1 0.08 2 0.09 6 0.16 8 0.14 0.193 0.070 0.055 0.080 0.091 0.130 0.139 13 0.2 61 0.0 83 0.0 79 0.1 27 0.2 21 0.1 77 0.1 80 0.1 63 0.0 52 0.0 95 0.0 86 0.0 32 0.0 18 0.1 t O1t O1h O1h O1h O1h O14J-51213值P JP JP JP JM JM 均平腳江坡麻圍巖白云石18 0.1 18 0.0 43 0.0 42 0.0 7 1.06 3.148 5 4 0.31 6 0.14 0.070 00 0.2 47 0.0 t O1 J-3d P 05 0.2 96 0.0 30 0.1 53 0.0 73 0.0 21 0.1 14 0.1 23 0.2 01 0.2 18 0.1 66 0.0 11 0.1 81 0.0 17 0.1 50 0.3 32 0.1 10 0.1 95 0.0 36 0.0 98 0.0 23 0.1 69 0.3 34 0.1 03 0.1 86 0.0 81 0.0 77 0.0 27 0.1 7 0.48 7 0.22 5 0.11 4 0.14 8 0.13 8 0.23 5 0.34 2.074 0.112 0.3161 0.293 0.105 0.13 8.026 3 0.39 5 0.10 9 0.08 1 0.06 1 0.08 4 0.08 1 0.16 9 0.36 2 0.08 8 0.08 5 0.07 4 0.09 8 0.11 9 0.13 0.356 0.077 0.084 0.072 0.096 0.119 0.125 22 0.2 95 0.0 14 0.1 08 0.1 11 0.2 01 0.3 79 0.1 93 0.2 78 0.0 85 0.0 79 0.0 09 0.1 31 0.1 17 0.1 t O1t O1h O1h O1h O1h O1J-4d 1d 3d 值P J-5d P J-1d P J-2d P JM JM 均平腳江坡麻充填白云石組園花紅；O1 h組梓桐t O1?；瘻蕵耍r頁亞利大澳代古太后（S A A P了過經(jīng)值b Y和a L示表b)N a/Y (L *

5 討論

5.1 碳氧同位素

通常白云石與流體之間存在著氧同位素的平衡分餾作用［9］。白云石的氧同位素組成主要受兩個因素控制，即形成溫度和流體氧同位素組成［10］,如果形成溫度越高，則白云石氧同位素的δ18O值就越低。研究區(qū)圍巖碳、氧同位素組成與全球范圍內(nèi)奧陶系碳、氧同位素組成基本一致［11］。充填白云石氧同位素值明顯偏輕，與Luczaj等［12］所測試的熱液白云巖結(jié)果較為一致，說明充填白云石形成于溫度較高的熱液流體。

氧同位素偏輕的另一可能原因是受地表/近地表大氣降水的影響，但充填白云石的包裹體均一溫度范圍較高，這又排除了受地表/近地表大氣降水的影響。

5.2 稀土元素

前人研究表明，自然界不同流體具有不同的稀土元素配分特征，而從水溶液中沉淀出的礦物中REE仍然繼承原始流體的REE配分模式［13-14］。海水REE濃度很低，顯示Ce負異常，海相沉積形成的石灰?guī)r及后期形成的白云巖基本繼承了海水REE特征。泥頁巖中稀土元素含量較高（PAAS中總稀土元素含量達184.77μg/g），高溫的深部熱液與深部泥頁巖作用會獲得較多的稀土元素，相應(yīng)形成的礦物也具有較高的REE含量［15］。

通常Eu含量的變化與溫度和氧化還原條件有關(guān)。在較高溫度的還原環(huán)境下，Eu3+被還原成為Eu2+［15］，流體Eu2+/Eu3+值強烈受控于溫度的高低，并在250°C時Eu2+/Eu3+達到平衡［16-17］。由于Eu2+比Eu3+的離子半徑大（分別為0.117nm和0.095nm），Eu2+比Eu3+不但更不易于被吸附，而且通常情況下進入造巖礦物中也會比較難［18］。因此，較高溫下Eu能以Eu2+的形式在熱液流體中相對富集。隨著溫度的逐漸降低，富集的Eu2+逐漸轉(zhuǎn)化為Eu3+，熱液流體中Eu的正異常在所沉淀的碳酸鹽礦物中往往會被繼承下來。

黔中地區(qū)奧陶系圍巖白云石的REE總量低，并且具有一定Ce負異常的特征，這與正常海相沉淀形成的白云巖基本一致。而充填白云石中REE總量明顯偏高（平均值為34.6μg/g）（表3），且具有顯著Eu正異常的特征（圖6），這表明充填白云石是熱液成因的（朱東亞等［19］、胡文瑄等［20］也都認為正Eu異常是熱液白云石的一個重要判別依據(jù)），同時，充填白云石中較高的流體包裹體均一溫度（表1）也反映了這一點。

5.3 儲層發(fā)育機理

5.3.1 不整合巖溶作用

不整合巖溶作用通常是碳酸鹽巖儲層發(fā)育的主要影響因素。在南方地區(qū)震旦系到志留系沉積發(fā)育過程中，發(fā)生多期構(gòu)造抬升運動，如桐灣運動、郁南運動、都勻運動、廣西運動等，這些構(gòu)造抬升作用形成了區(qū)域性的構(gòu)造不整合，同時廣泛伴有大氣降水巖溶作用。目前發(fā)現(xiàn)的威遠氣田、資陽含氣區(qū)及磨溪構(gòu)造龍王廟組氣區(qū)均存在不同程度的巖溶改造作用。

黔中地區(qū)在晚寒武世—早奧陶世期間為局限—開闊臺地相沉積，此時發(fā)育大范圍的厚層白云巖，主要發(fā)生同生/準同生白云石化作用。中晚奧陶世，受都勻運動影響，地殼隆升，黔中隆起形成，下奧陶統(tǒng)白云巖暴露至地表遭受巖溶作用（圖7）。受巖溶作用影響，白云巖中形成豐富的巖溶孔洞，構(gòu)成了主要的油氣儲集空間。

圖7 黔中地區(qū)奧陶系巖溶作用示意圖

早中志留世，海水由東北向西南方向海侵，黔中隆起區(qū)域再次接受沉積，從而整個地區(qū)具有明顯的中—下志留統(tǒng)翁項群與下奧陶統(tǒng)紅花園組呈角度不整合的特征。

在加里東晚期（志留紀末），周邊地區(qū)下寒武統(tǒng)烴源巖開始成熟生烴，生成的油氣運移至白云巖儲層中聚集成藏。

5.3.2 構(gòu)造熱液改造作用

在早中志留世之后的埋藏過程中，白云巖遭受構(gòu)造作用影響，形成豐富的構(gòu)造裂縫。構(gòu)造裂縫及已有的巖溶孔洞中進一步被粗晶白云石所充填。巖石學特征、地球化學特征及流體包裹體測試均表明這些充填的白云石為熱液成因的白云石。

已有研究發(fā)現(xiàn)，四川盆地震旦系—古生界主要經(jīng)歷兩次構(gòu)造熱液事件，即興凱運動和峨眉運動［21］，興凱運動發(fā)生在晚震旦世—早寒武世，峨眉運動發(fā)生在中泥盆世—中三疊世。根據(jù)時間先后關(guān)系判斷，對奧陶系白云巖進行熱液改造的熱液活動應(yīng)與峨眉運動有關(guān)（圖8）。

圖8 黔中地區(qū)奧陶系構(gòu)造熱液改造作用示意圖

熱液活動在形成熱液白云石的同時，也對圍巖白云石進行溶蝕作用，在白云巖中產(chǎn)生大量毫米級的溶孔，這對于埋藏過程中白云巖儲層的發(fā)育尤為重要［21］。巖溶孔洞、構(gòu)造裂縫和熱液溶蝕孔隙共同構(gòu)成了下奧陶統(tǒng)白云巖中的主要儲集空間，對現(xiàn)今的天然氣聚集有著重要的意義。

6 結(jié)論

（1）黔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)白云巖在都勻運動時期經(jīng)歷強烈的抬升作用，暴露至地表，形成區(qū)域性的不整合面，并發(fā)生廣泛的巖溶作用。

（2）下奧陶統(tǒng)白云巖溶蝕孔洞中和構(gòu)造裂縫中充填的粗晶白云石為熱液白云石，具有偏輕的氧同位素組成和Eu正異常的特征。熱液改造作用發(fā)生的時間為峨眉運動期間，時間在中泥盆世—中三疊世。

（3）下奧陶統(tǒng)白云巖儲層形成過程包括三個階段：一是原始沉積期，石灰?guī)r發(fā)生同生/準同生的白云石化作用；二是都勻運動的構(gòu)造抬升期，白云巖暴露地表，發(fā)生大范圍的巖溶作用；三是中泥盆世—中三疊世的熱液改造期，進一步受到構(gòu)造裂縫和熱液溶蝕改造作用，形成現(xiàn)今的熱液改造型白云巖儲層。

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編輯：黃革萍

Developmental M echanism of Ordovician Dolostone Reservoir Altered
by Hydrothermal Karstification in Southern China: An Example from Qianzhong Uplift,Guizhou Province

Liu Zihao,Zhu Dongya,Wu Shenghe,Zhang Dianwei,Zhang Rongqiang,Zhou Mo

Taking Qianzhong Uplift in Guizhou Province as an example,the characteristics and developmentalmechanism of the dolostone reservoir altered by hydrothermal karstification were discussed based on the outcrops survey and experimental analysis.Themain lithology of Honghuayuan Formation and Tongzi Formation is dolostone with zebra grain structure,in which some dolomites,calcites and bitumen were filled in dissolution caves or tectonic fractures.The hydrothermal coarse dolomites filled have the features of curved surface and wavy extinction,which also present red cathode luminescence apparently.The δ13CPDBvalues of the filling dolomites distributed between-2.2‰and-0.8‰with an average of-1.47‰;theδ18OPDBvalues varied from-12.2‰to-7.6‰with an average of-9.4‰,which are more lighter than the matrix dolomites.The filling dolomites have a typical feature of positive Eu anomaly in REE composition w ith a highest point of 91.9.According to the geological evolution and fluid types,the reservoir development process can be described as follows:In Early Ordovician,there appeared penecontemporaneous dolomitization;from Late Ordovician to Early Silurian,the dolostone reservoir with karst fissure was developed as a result of karstification with the dolostone exposure to surface environment due to the Duyun Movement;in Early Devonian,the dolostoneswere altered further by tectonic and hydrothermal activities;consequently,the porous dolostone associated w ith solutional processes became themain reservoir for natural gas.

Ordovician;Dolostone;Reservoir;Hydrothermal;Karstification;Qianzhong Uplift

TE122.2+3

A

10.3969/j.issn.1672-9854.2017.02.007

1672-9854(2017)-02-0051-08

2015-03-13；改回日期：2016-11-09

本文受國家自然科學基金項目“深層白云巖中硅質(zhì)流體活動及其對儲層發(fā)育的影響”（編號：41372149）資助

劉子豪：1989年生，中國石油大學（北京）碩士在讀，主要從事流體作用和碳酸鹽巖油氣成藏方面的研究。通訊地址:102249北京市昌平區(qū)府學路18號中國石油大學（北京）地球科學學院；E-mail:278433581@qq.com

Liu Zihao：Master degree candidate at College of Geoscience,China University of Petrolum(Beijing).Add:18 Fuxue Rd.,Changping District,Beijing,102249,China