錢一雄，武恒志，周凌方，董少峰，王瓊仙，宋曉波，鄧美洲，李 勇

（1.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院 無錫石油地質(zhì)研究所，江蘇 無錫 214151；2.中國石化 國際石油勘探開發(fā)有限公司，北京 100029；3.西南石油大學(xué) 油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，四川 成都 610500；4.中國石化 西南分公司 石油勘探開發(fā)研究院，四川 成都 610081）

四川盆地中三疊統(tǒng)雷口坡組是主要含油氣層段之一。前人對其地層層序、沉積相、巖相古地理、白云巖模式、巖溶作用、埋藏溶蝕、孔隙類型及其演化、儲層成因及分布等方面均開展大量的研究工作，取得一系列認(rèn)識及成果［1-12］。四川盆地西部（簡稱川西）中三疊統(tǒng)雷口坡組是一套潮坪-潟湖環(huán)境為主的巨厚膏云巖［4］，上部發(fā)育了海侵體系的泥晶灰?guī)r。雷口坡組主要受控于干旱氣候條件——強蒸發(fā)作用，海水補給受限逐漸咸化，形成相對高鹽度的沉積環(huán)境，發(fā)生了大規(guī)模白云巖化及膏鹽巖沉積。在臺緣、環(huán)潮緣帶或潮坪，微生物巖的主要類型有凝塊石、核形石、疊層石、凝塊石疊層石、枝狀石、泡沫綿層、包覆等7種[6]。它們主要發(fā)育于局限環(huán)境中微生物席、微生物礁灘相建造中，其組合為:①潮下淺水的凝塊巖與穹窿狀-柱狀疊層石微生物礁灘；②潮間的藻屑灘-丘席；③潮間-潮上帶的微生物席、膏巖、膏云巖和含泥泥晶云巖。其主要儲集空間有格架孔、溶孔、溶蝕孔洞、晶間（溶）孔、粒內(nèi)（溶）孔和溶蝕裂縫等6 類。微生物礁灘相、白云巖化、埋藏溶蝕作用在儲層形成過程中起著重要的作用［3］。

近20 年來，學(xué)者們對雷口坡組沉積、成巖作用及儲層成因的共識仍存在一些分歧：①沉積環(huán)境或模式是以潮坪-潟湖相為主，還是發(fā)育弱鑲邊臺地，其關(guān)鍵在于對鈣質(zhì)微生物的“礁灘、丘席”屬性的認(rèn)識不同；②如何厘定不同成巖流體的性質(zhì)與作用時限，如大規(guī)模去云化作用的環(huán)境與時限；③如何深入闡明微生物巖、白云石化、不同流體作用對孔隙發(fā)育與保存的貢獻，換言之，經(jīng)歷過深埋藏過程的多種流體作用迭加改造的微生物白云巖的孔隙如何發(fā)育與保存？針對上述問題②與③，本文在實測剖面及鉆井巖心詳細觀察描述基礎(chǔ)上，研究了微生物碳酸鹽巖巖相、主要成巖作用及其與孔隙演化的關(guān)系；聚焦早期大氣淡水作用（去云化作用）、不同成巖礦物的物理化學(xué)條件、孔隙類型及其膠結(jié)-充填作用，闡明了微生物碳酸鹽巖孔隙的發(fā)育與保存機制。

1 分析方法

本項研究工作歷時6 年，先后采用了川西中三疊統(tǒng)雷口坡組的15 口探井、4 條實測剖面等資料（圖1）。探井包括新深1 井（XS1）、龍深1 井（LS1）、回龍1 井（HL1）、潼深1 井（TS1）、孝深1 井（XQS1）、彭州1 井區(qū)（PZ1、PZ103、PZ115）、都深1井（DS1）、鴨深1井（YS1）、羊深1 井（SYS1）、馬井1（MJ1）和永興1 井（YX1）等；剖面有綿竹漢旺（HW）、北川香水-香泉（XSXQ 黃連橋）、江油馬鞍塘（MAT）和廣元楊柳（YL）。采用了薄片、陰極發(fā)光（CL）、微區(qū)碳-氧同位素、流體包裹體以及環(huán)境掃描電鏡與能譜SEM-EDS、鑄體、氬離子拋光和FIB-CT 等孔隙表征技術(shù)，并新增了碳酸鹽△47團簇同位素測溫、方解石激光原位U-Pb 定年等分析，較為可靠地厘定了早期膠結(jié)物、白云石（化）的溫度及地質(zhì)年代。

圖1 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組采樣位置（a）及地層柱狀圖（b）Fig.1 Sampling locations（a）and stratigraphic colomn（b）of the Middle Triassic Leikoupo Formation in western Sichuan Basin

研究中采用的主要分析方法如下。①陰極發(fā)光鑒定，在中國石化石油勘探開發(fā)研究院構(gòu)造與沉積儲層實驗室完成，所用儀器為BLM-3RX 型陰極發(fā)光儀，電壓為10～ 20 kV，電流為0.5～ 1 mA，濕度小于70 %，真空度3 Pa。②掃描電鏡分析，在中國地質(zhì)大學(xué)（北京）的生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室完成，工作電流為20 mA，時間為150 s，Oxford 的FEIQuanta200F 型場發(fā)射環(huán)境掃描電鏡，電壓為200 kV，能譜儀為EDAX三元一體化系統(tǒng)。③微區(qū)碳-氧同位素，采用直徑為1 mm 的牙鉆鉆頭，同時標(biāo)定原位陰極發(fā)光圖像，研磨樣品小于200 目，采用McCrea（1950）100 %正磷酸法和Finngan-MAT252 氣體質(zhì)譜儀，分析精度±0.2 ‰；CO2氣體的碳、氧同位素測定由質(zhì)譜儀MAT251EM 完成，分析采用國際標(biāo)準(zhǔn)V-SMOW，分析精度±0.2 ‰，在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素地球化學(xué)實驗室測試完成。④碳酸鹽巖礦物的△47團簇同位素測溫分析，在中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室完成。選取不同類型的碳酸鹽巖，取樣與研磨同微區(qū)碳-氧同位素，同時進行XRD、薄片鑒定或SEM-EDS 能譜掃描確定礦物組成；用超聲清洗、過氧化氫清洗除去其中有機質(zhì)，再酸解、樣品純化，進入質(zhì)譜儀（同③），采用ETH-1/-2/-3/-4 等標(biāo)樣以及數(shù)據(jù)標(biāo)準(zhǔn)化的Easotope 軟件，獲得測點的△47值及換算的T-△47溫度值，△47值誤差小于0.010 ‰，換算的溫度誤差小于± 2 ℃。⑤方解石微區(qū)激光原位U-Pb 定年測試，在澳大利亞昆士蘭大學(xué)放射性同位素實驗室完成，制樣、分析儀器及分析流程、標(biāo)樣、數(shù)據(jù)采集與處理、圖像結(jié)果等請參見文獻［13-14］。

其中，△47是一種碳酸鹽巖耦合同位素溫度計，是基于均質(zhì)或同相中結(jié)合于CO2中的同位素交換達到平衡，13C18O22-陽離子團的△47與1/T2成正比，△47溫度值與碳酸鹽巖沉淀水體中δ18O 值不相關(guān)，僅與沉積或成巖流體的溫度有關(guān)［13，15-21］。碳酸鹽巖礦物的簇群同位素中存在統(tǒng)一的校驗方程［16-19］。當(dāng)?shù)貙訙囟刃∮?00 ℃時，可用于沉淀古溫度、成巖流體演化史等恢復(fù)，若與流體包裹體分析相結(jié)合，可作為壓力計；兩者誤差小于5 ℃［60～ 100 ℃，鹽度（NaCl）為0～15 %］［19］；利用沉積古溫度、碳酸鹽巖δ18O 可換算沉積古流體的δ18O［22-23］，進而推斷成巖序列及流體性質(zhì)的演化［18，21］。

碳酸鹽巖激光原位U-Pb 定年最早見于南非太古宙Mushandike 疊層石（2 839 Ma ± 33 Ma）［24］。隨后在喀斯特［33，38］、巖溶景觀學(xué)、古氣候、動物群、各種化石年代學(xué)［26-27］、成巖作用、陸屑方解石以及地質(zhì)年代表［27-28］、多幕次脆性構(gòu)造年代厘定［29］、碳酸鹽巖微孔隙發(fā)育與保存機制［30-31］以及烴類充注及成藏年代學(xué)［14］等均有成功的應(yīng)用實例；該技術(shù)顯著地提高了地質(zhì)年代的精度。LA-MC-ICP-MS（激光原位剝蝕-等離子質(zhì)譜）可對直徑100 μm、小于1 mg 樣量、一定含量U（＞ 0.01 × 10-6）、Pb（＞ 0.004 × 10-6）或238U/206Pb（代表放射強度）樣品進行測試。隨著對Pb 多來源、運移、U/Pb 非均質(zhì)變化等認(rèn)識的深化，低豐度信號增益及干擾信號的壓制、從溶液中取Pb、U“堆積樹脂”提純等技術(shù)進步［28，32］，將會進一步向超低的Pb、U 含量的碳酸鹽巖定年拓展。

2 分析結(jié)果

2.1 成巖作用特征

前人對川西中三疊統(tǒng)雷口坡組碳酸鹽巖孔隙中的膠結(jié)物類型與期次曾進行了詳細研究，劃分出海底膠結(jié)、淺埋藏白云石與石膏、中深埋藏的粗粒狀方解石和白云石以及晚期的硅化，并認(rèn)為存在白云石與石膏、白云石—（滲流粉砂）—方解石或石膏等6種成巖礦物組合［1-2］；近期研究者還強調(diào)了多期硅化、去膏化、去云化、埋藏期的硫酸鹽細菌還原作用（BSR）和硫酸鹽熱化學(xué)還原作用（TSR）［10-11］；本次研究劃分了4 個成巖階段，并重點分析了早期成巖作用中的微生物作用、去云化作用，劃分了開放、封閉及半開放過渡性的3 個成巖子體系；分別對應(yīng)于潮濕氣候條件下的潮間帶-潮下淺水帶的藻（灰）云巖中的強大氣淡水作用（帶）；干旱條件下的潮上-潮間帶膏鹽巖-含藻紋層泥晶云巖的弱大氣淡水作用；早期表生-淺埋藏下的細菌微生物-灰泥相互作用。

2.1.1 成巖階段劃分

綜合研究表明，中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖主要經(jīng)歷了以下4個成巖階段。

1）早期成巖作用。包括了大規(guī)模的海底膠結(jié)作用、早期大氣淡水作用及準(zhǔn)同生期白云巖化作用等，溫度范圍為25～ 54 ℃（中值為 43 ℃，圖2）。特征主要有：①海水膠結(jié)作用，以纖狀、葡萄狀、纖柱狀、犬牙或刀刃狀等文石、高鎂方解石為主（后快速轉(zhuǎn)變?yōu)榉浇馐l(fā)生白云石化）（圖2b—d）；②大氣淡水膠結(jié)與溶解作用，前者有懸垂、滲流砂、等軸粒狀、共軸增生等現(xiàn)象（圖2i），后者包括了去云化、去膏化、燧石和石英的硅化等，產(chǎn)生窗格孔、鳥眼孔、鑄?？?、膏?？?、粒間（內(nèi)）孔等擴大的生物格架、遮蔽孔、體腔孔等組構(gòu)-非組構(gòu)孔隙等（圖2j—n）；③薩布哈，發(fā)育于潟湖-潮坪環(huán)境中含膏層段，在濃縮鹵水中，白云石與硬石膏、天青石、螢石、黃鐵礦、重晶石甚至菱鎂礦等礦物共生沉淀（圖2a），發(fā)育了藻紋層、球?；蚰龎K石結(jié)構(gòu)（圖2b，m—o），多為泥微晶、黏粉晶白云石、晶面較臟；④藻類、細菌等微生物、黏土有機-無機作用，常見泥晶套、生屑、藻球粒等泥晶化（藻球粒、藻鮞）、有機酸溶蝕孔隙（圖2b，c）。

2）淺埋藏成巖作用。埋深小于1km，壓實壓溶較強，發(fā)育縫合線及重結(jié)晶作用，各種膠結(jié)作用較強，溫度范圍為45～ 75℃（按地溫梯度25 ℃/km估算）。發(fā)育了似層狀、波浪狀、鋸齒狀、斜列紋層狀、擴溶狀、馬尾狀縫合線（圖2p），發(fā)生滲透回流白云石化，在粉晶、少量粉-細晶云巖中（DⅠ，DⅡ），殘留了藻結(jié)構(gòu)；沿縫合線發(fā)生白云石化、重結(jié)晶作用（圖2l—n，p），陰極下發(fā)中等紫紅、橙紫紅或亮邊的橙紅色光（圖2r），烴類充注及生物礦化作用（BCM），即微生物、黏土礦物或有機酸有機-無機作用（圖2c，d）。

3）與不整合面、斷裂有關(guān)的大氣淡水作用。因擴溶產(chǎn)生的角礫化、非組構(gòu)溶蝕及充填等現(xiàn)象，與早期的低溫大氣淡水作用有所區(qū)別（圖2o），有明顯穿層、切割縫合線、繞過顆?；蜓亓严斗植嫉痊F(xiàn)象；成巖序列中晚于中（粗）晶白云石、石英等成巖礦物，他形方解石中（CⅣ）的均一溫度為90～ 160 ℃、鹽度相對較低（＜ 6 %）；并可見伴有烴類水洗降解、氧化等現(xiàn)象，δ13C 和δ18O 值偏負（圖2o，p，v）。

4）中-深埋藏的成巖作用。埋深介于于1～ 6 km，溫度范圍為65～ 150 ℃（局部熱事件，大于地溫梯度值）；白云石為粉-細晶或中-粗晶、半自形-他形鑲嵌膠結(jié)，液態(tài)烴轉(zhuǎn)變?yōu)椋ǜ桑r青，溶蝕孔洞、擴溶縫中出現(xiàn)了部分鞍形白云石［9］、中-粗晶白云石（加大邊）、石英、黏土礦物（伊利石）等膠結(jié)與充填（圖2n，u—x）。

圖2 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖中主要成巖作用特征顯微照片F(xiàn)ig.2 Micrographs showing the major diagenesis of microbial carbonate rocks in the Leikoupo Formation of the Middle Triassic in western Sichuan Basin

2.1.2 早期成巖作用

1）去云化作用。一般是在滲流大氣淡水作用中或埋藏條件下發(fā)生。實驗表明，去云化作用需要溶液中有較高的Ca2+/Mg2+含量比、50 ℃及溶液快速流動等基本條件［33］。類似于去云化作用，去膏化作用也主要發(fā)生于大氣淡水環(huán)境，與含硫酸鹽的孔隙水、潮解作用、細菌作用等有關(guān)。兩者常出現(xiàn)于不整合面、裂隙帶、石膏結(jié)核、縫合線等附近，受原始白云巖或膏鹽巖的組構(gòu)、流體性質(zhì)、水動力、水-巖比、溫度變化（降低促進）以及pCO2等多因素影響，含鐵白云石、孔隙水中的硫酸根離子、細菌活動均有利于去云化作用的發(fā)生。

去云化作用有6 個識別標(biāo)志：①呈褐色、微紅方解石；②松散砂粒狀（圖2l—n）；③他形方解石假晶（圖2n）；④共軸白云石環(huán)邊；⑤溶解殘余物（圖2m，o）和⑥呈“蠅翅狀”方解石（圖2l）（菱形體邊緣未徹底的白云石化）。通過下述化學(xué)反應(yīng)進行［化學(xué)式（1）和（2）］，其中，SO42-遷移、沉淀（石膏、天青石或重晶石）導(dǎo)致部分白云石沉淀。低溫、大氣淡水中膏（鹽）巖的溶解是早期成巖中大規(guī)模的去云化作用產(chǎn)生的主要原因。

早期成巖的大氣淡水作用發(fā)生于海底膠結(jié)作用之后，常見于藻球粒-藻紋層、疊層石、藻團粒（凝塊石）微生物碳酸鹽巖、含膏（假晶）藻紋層白云巖中。其中，格架孔洞、窗格溶孔洞、粒間孔（洞）等大多被白云石外形或不規(guī)則粒狀他形方解石部分或全充填。呈“蠅翅狀”結(jié)構(gòu)（殘余的白云石邊緣），δ13C 值與δ18O 值負偏（表1；圖3a）。在藻紋層、疊層石云巖中，窗格孔、氣室或縱向收縮微縫（或氣體逃逸）去云化作用較常見，不發(fā)光（圖2b，m，k），具有向“下游”增強的趨勢，一般指示了潮濕氣候條件；而在香水-香泉（黃連橋）等剖面常見呈土黃色略帶紅方解石（脈），代表了高頻層序界面干旱氣候下暴露的標(biāo)志。根據(jù)去云化的方解石流體包裹體的均一溫度（Th＜ 50.2～ 66.0 ℃）以及實驗結(jié)果 ≥ 50 ℃［33］等綜合判斷，早期去云化作用發(fā)生的溫度應(yīng)為50 ℃左右，與大規(guī)模白云石化發(fā)生的溫度（43～54 ℃）基本相似或稍高，原因是石膏溶解中的放熱、硫酸根離子的增加、溶蝕出的Mg2+遷出［化學(xué)反應(yīng)式（1）或（2）］，殘余海水中Ca2+/Mg2+比增加，導(dǎo)致溫度稍有升高。

圖3 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖及縫洞中方解石（a）、白云石（b）碳氧同位素成因劃分Fig.3 Genesis identified according to stable oxygen and carbon isotopes of calcite（a）and dolomite（b）in microbial carbonate rocks and vugs and fractures in the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

表1 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖及縫洞多期多種膠結(jié)物（方解石、白云石和石英）特征Table 1 Characteristics of cements（calcites，dolomites and quartzes）in microbial carbonate rocks and their vugs and fractures in the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

埋藏期構(gòu)造大氣淡水的滲流作用沿擴溶斷裂或裂隙帶發(fā)育，與不同期次的構(gòu)造斷裂、褶皺隆升暴露不整合面有關(guān)，晶體粗大、不發(fā)光（圖2k）；與早期成巖的大氣淡水作用往往難于區(qū)分。但在成巖序列中，縫洞中的方解石晚于埋藏膠結(jié)礦物（如中-粗晶白云石、石英等），依據(jù)不混溶的鹽水氣液兩相、富含CO2低溫包裹體、δ13C 強烈負偏（＜-11 ‰，鹽質(zhì)分開Schizohaline 或與微生物有氧呼吸和硫酸鹽還原相關(guān)）［33］或δ18O 值負偏等可以進行區(qū)分（圖2o）。所謂鹽質(zhì)分開是介于高鹽度海水與大氣淡水間波動的地層流體，前者是依據(jù)膏結(jié)核、螢石、燧石、泥晶白云石組合來判斷（圖2a，k）；后者是依據(jù)干凈、自形白云石、方解石嵌晶等特征來判斷（圖2o，q）；還可見到自形環(huán)帶的白云石及石英交代硫酸鹽巖等現(xiàn)象（圖2l，w）。

埋藏期孔隙流體作用沿裂隙-溶蝕孔洞發(fā)生；方解石發(fā)亮橙黃色、橙黃紅色光，δ13C 值負偏，δ18O 值明顯負偏（圖2n），指示了較高的溫度或鹽度，并可見到烴類氣-液兩相包裹體等特征。

2）微生物成巖作用。微生物（細菌、真菌、藻類和原生動物）參與成巖作用，主要表現(xiàn)為有機組織體內(nèi)的礦物沉淀和生物或沉積表面的無機礦化作用。需氧藍藻細菌的鈣化和光合吸收CO2、HCO3-，使得堿性升高導(dǎo)致粘液外殼的鈣化，其他厭氧細菌通過氧化還原將有機物分解為無機物獲得能量，是加氨、脫氨、減硫酸鹽、減厭氧硫化和甲烷生成的主要原因［34］。微生物作用可簡單地分為沉積、沉積-早期成巖過渡以及成巖3個階段。沉積階段，發(fā)育明暗紋層韻律的疊層石［35］，包覆式、膠囊狀鞘、氣泡形成斑狀結(jié)構(gòu)，為凝塊石中的粘附和生長提供界面或孵化器［36-37］。沉積-早期成巖過渡階段，毫米級沉積水柱的氧藍細菌、耗氧異養(yǎng)細菌、厭氧硫化物氧化的紫色細菌及硫酸鹽和硫還原菌依次分布，這種垂向地球化學(xué)梯度及新陳代謝引起礦物沉淀或溶解［38］。藍細菌無氧光合作用、含氮固化及硫酸鹽還原促進了碳酸鹽巖的沉淀；氧化、硫酸氧化、發(fā)酵（乙醇等）、反硝化或糖原降解等導(dǎo)致了其溶解［39］。成巖階段，在低溫淺埋藏條件下的孔隙流體-巖石界面附近，由富有機質(zhì)及營養(yǎng)元素的“氣泡或泡沫狀”粘質(zhì)體、大量高鎂/鈣比的海水、孔隙流體組成的混合體中，發(fā)生藻類生、排烴，釋放CO2、有機酸直至有機體的腐爛死亡形成有機孔隙。

在中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖中微生物參與的化學(xué)作用主要有兩類。①泥晶套、完全泥晶化顆粒、微晶球粒、斑點狀-絲狀體、層狀和波狀結(jié)構(gòu)、藻鮞（粒）等典型微生物參與的作用；發(fā)育了由表附藻、腎形藻、海綿狀至泡沫狀藍藻構(gòu)成的微格架礁丘相灰?guī)r或灰云巖［6］。②前人已發(fā)現(xiàn)了球狀、鏈狀、薄膜狀等微生物誘導(dǎo)的白云石化（EPS）等證據(jù)［3］；本次研究發(fā)現(xiàn)了分支狀生物鉆孔-鈣質(zhì)細管、絲狀有機質(zhì)-黏土復(fù)合體，富含陸屑組分、硅酸鹽巖自生礦物（鈉長石、鉀長石、石英等）（圖2f），含有機質(zhì)（C，S）的微生物礦化物、伴有黃鐵礦（Fe，S）、硫酸鹽（SO42-）、鹽巖（NaCl）、螢石（F-）等（圖2e，g，h，k）；指示了堿性、咸水的弱氧化-弱還原條件下微生物廣泛參與的成巖作用。依次有硫酸鹽、碳酸鹽、氟化物、鹽巖、有機（絡(luò)合）礦物、硫化物、伊利石-黏土（層狀硅酸鹽）、石英相繼沉淀，并可能產(chǎn)生以脂類、溶酶體、羧基［38，40］為代表的有機酸和烴類等，有別于非微生物碳酸鹽巖，上述微生物影響下的礦化作用在早期成巖至淺埋藏成巖階段占重要地位。

2.1.3 膠結(jié)物碳、氧同位素

根據(jù)顯微鏡下觀察、陰極發(fā)光以及微區(qū)碳、氧同位素等資料，將海底膠結(jié)物、孔縫洞中的膠結(jié)物或充填物（方解石、白云石、石英）進行了依次劃分（表1）。

表1 中的D0（Anh），D0和D0-DⅠ分別代表含膏泥晶、泥晶、泥粉晶云巖等基巖值［6］。早期成巖膠結(jié)物種類較多。其中：①C/DAC，C/DRFC/Fas-海水膠結(jié)產(chǎn)物（纖狀、纖柱狀及束狀文石或高鎂方解石，快速白云石化）。②C0-早期大氣淡水膠結(jié)物（方解石）。③D0-薩布哈中的泥晶白云石。④DⅠ-滲透回流中的粉晶白云石。⑤CⅠ由文石、低、高鎂方解石轉(zhuǎn)化的穩(wěn)定方解石。⑥CⅡ為稍晚于準(zhǔn)同生期白云石化或去云化作用形成的方解石，又劃分出CⅡ-1與CⅡ-2，前者與土壤氣、細菌硫酸鹽還原（BSR）、有機質(zhì)分解、膏鹽巖還原條件下有機碳參于（δ13COM）有關(guān)，δ13C（PDB）負偏明顯伴隨著碳酸鹽灰泥—脫水—應(yīng)力釋放—微裂隙；孔隙中的SO42-—溶解Fe—硫酸鹽還原細菌—球叢狀Fe2S—甲基細菌（甲烷生成）—低氧量（pH↓還原）—CaCO3溶解（BSR）；后者主要受干旱氣候影響、蒸發(fā)作用較強，δ18O、δ13C（PDB）負偏較弱。⑦CⅣ-δ13C、δ18O 負偏明顯，總體指示了潮濕氣候下或構(gòu)造裂隙帶的大氣淡水滲、潛流帶基本特征。部分CⅣ成因較為復(fù)雜，可分為二類。一是δ13C（PDB）、δ18O（PDB）負偏移明顯且兩者無相關(guān)性（CⅣ-1），與上述CⅡ-1相似，但部分樣品與有機質(zhì)降解-熱還原作用有關(guān)（TSR）；雷口坡組為干旱、高鹽度或超鹽度沉積環(huán)境，膏鹽巖下缺氧的薄層黏土質(zhì)頁巖和鈣質(zhì)頁巖，部分已達生烴條件（TOC=0.58 %～ 1.08 %，Ro=2.36 %～ 2.40 %），受與埋藏中晚期生、排烴有關(guān)的方解石沉淀中的有機碳δ13C（PDB）（-24 ‰）和氧化形式的碳源影響［CO2：δ13C（PDB）=-7 ‰］［11］；CⅣ-1應(yīng)屬于熱化學(xué)有機氧化-膠結(jié)物［δ13C（PDB）＜ -10.25 ‰］。這也佐證了膏鹽巖下泥質(zhì)碳酸鹽巖生烴的可能性，進一步推斷當(dāng)液態(tài)烴類遭受破壞時，產(chǎn)生的大量CO2會導(dǎo)致方解石沉淀，同時促進白云石的溶解［40］。二是δ13C（PDB）、δ18O（PDB）負偏移，兩者線性相關(guān)（CⅣ-2），主要與構(gòu)造期大氣淡水作用或疊加的有機質(zhì)降解作用有關(guān)（表1；圖3）。與膏巖共生的泥晶白云石D0（Anh）（暗紫色CL）之所以具有較高δ18O（PDB），是因為受蒸發(fā)作用的影響［40］，而DⅡ、DⅢ、DⅣ分別代表埋藏期孔隙流體、熱流體疊加作用下形成的粉細晶、中細晶或中粗晶（或鞍形）白云石；CⅢ代表因埋藏成巖而形成的中粗晶方解石。⑧對比方解石、白云石δ18O 發(fā)現(xiàn)：DAC、RFC或CAC、RFC十分接近；DⅠ（1.94 ‰）＞ CⅠ（1.12 ‰），反應(yīng)了準(zhǔn)同生期的泥粉晶白云石比同結(jié)構(gòu)的方解石更加富集18O，但兩者之間的差異在0.7%～ 2.6 ‰［31］；粒徑為粉細晶（CⅡ、DⅡ）以上的膠結(jié)物，兩者無相關(guān)性，與成巖流體的鹽度、溫度等因素有關(guān)。

2.2 成巖流體性質(zhì)、溫度及時限

2.2.1 流體包裹體

鏡下觀察表明，雷口坡組膠結(jié)物中不同成巖礦物中的包裹體既有呈孤立狀分布，也有呈串珠狀分布，既有原生又有次生包裹體；在礦物解理、晶體缺陷、裂隙等部位相對發(fā)育，一般是以純液相、鹽水氣液兩相溶液包裹體為主，含烴類的兩相鹽水溶液包裹體次之，偶見含液態(tài)烴、CO2低溫不混溶鹽水包裹體?？蓜澐殖?種類型，①單相鹽水溶液包裹體（WL）；②氣液兩相鹽水溶液包裹體（WL+V）；③含CO2鹽水溶液包裹體（WL +V +CO2）；④液態(tài)烴類包裹體（OL）；⑤氣液兩相烴類包裹體（OL+OV）；⑥含烴類的氣液兩相鹽水包裹體（OL +WL+V）和少量瀝青質(zhì)包體（OA）。礦物類型與期次的代號基本同2.3 節(jié)，而且DⅢ、DⅣ中的含烴包裹體合并為DⅢ-Ⅳ進行統(tǒng)計。

從表1和圖4中可見，①除了正常溫度下的海水或大氣淡水兩相包裹體較少外，埋藏過程中的孔隙流體及其產(chǎn)物中包裹體十分豐富，有海水、大氣淡水、孔隙水及上升的熱流體等；各期一般都有較寬的均一溫度（Th）或鹽度范圍；②大氣淡水為主的流體作用主要有2 種：一是早期成巖低溫、大氣淡水溶解膠結(jié)或參與白云石化，Th ＜（50.2～ 66.0 ℃）（CⅡ、DⅡ）；二是埋藏成巖中相對高Th（124.6～ 164.2 ℃）、低鹽度（＜ 6 %～8 %）孔隙流體作用，為大氣淡水沿斷裂或滲透層下滲的結(jié)果（CⅣ-1、DⅣ-1以及部分DⅢ-Ⅳ）；導(dǎo)致Th 升高的原因較多，主要與埋藏中地溫升高、斷裂活動、沉積放射性元素衰變等有關(guān)；③不同礦物中含烴類包裹體有較寬Th范圍，均值介于115～ 120 ℃，指示了生烴、排烴及運移主要受熱演化（溫度）、熱開裂等影響，即連通的微裂隙發(fā)育導(dǎo)致巖石滲透率增加；④白云石晶體愈大，其wt或鹽度就相應(yīng)增大；⑤C/DⅣ部分樣品中Th ＞（140～150 ℃），已滿足了TSR 反應(yīng)所需的基本條件之一［40］，并與礦物的δ13C（PDB）強烈負偏移相吻合；⑥自生礦物中（CⅠ、CⅢ、CⅣ-2；DⅢ，DⅣ-2以及部分DⅢ-Ⅳ）中高鹽度記錄較多、指示了孔隙流體主要源于蒸發(fā)潟湖-潮坪中濃縮海水或循環(huán)的鹵水，具有“繼承性與層控性”。

圖4 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖縫洞中多期膠結(jié)物（方解石、白云石、石英）均一溫度（℃）及鹽度頻數(shù)直方圖Fig.4 Histograms of homogenization temperatures（°C）and salinities（wt% NaCl eq）for multiple stages of calcite &dolomite cements in vugs and fractures of microbial carbonate rocks in the Middle Triassic Leikoupo Formation in western Sichuan Basin

2.2.2 團簇同位素（△47）

本次研究共選送了14件碳酸鹽巖樣品（表2），△47溫度值分析結(jié)果如下。①不同巖石類型的T-△47值差異較大，若排除分析中誤差（即制樣-純化中同位素分餾作用、進入離子源碎裂與重排效應(yīng)、△47計算參數(shù)不一致和計算經(jīng)驗函數(shù)的系統(tǒng)性誤差［13］），應(yīng)是成巖過程中的不同成巖流體、熱事件、晶體結(jié)構(gòu)非均質(zhì)變化等因素綜合影響的結(jié)果（表2；圖4）。②生物效應(yīng)的影響十分明顯［13］，生物灰?guī)r或含生屑的泥晶灰?guī)r無一例外，T-△47值達到極不合理的極高或最高值。③泥粉晶云巖的T-△47值（94～ 99 ℃），十分接近于孔縫洞中的粉晶白云石DⅡ（Th 平均值為100.7 ℃），指示了白云石T-△47值與白云石中Ma/Ca、有序度等無關(guān)，僅與成巖流體直接相關(guān)［16-19］。④發(fā)生過去云化作用的樣品其T-△47 值為106～ 145 ℃，明顯偏高，指示了大氣淡水作用下“晶體增大至粒狀或糖粒狀白云石”改變了△47值［15］。⑤較為真實地代表沉積溫度的是含膏泥晶云巖，T-△47=53.85 ℃（40.0～ 65.07 ℃），δ13C（PDB）為0.02 ‰～ 2.65 ‰、δ18O（PDB）為-1.83‰～ 0.18 ‰，后者與原始海水組成一致（表1），代表了薩布哈中白云巖形成的平均溫度；在一般情況下，泥晶碳酸鹽巖的△47非均質(zhì)強，變化大［15］（較大的比表面積易受重結(jié)晶影響），由于膏（鹽）巖、膏泥巖、含膏泥晶云巖等構(gòu)成了相對封閉的成巖體系，即使遭受成巖改造，也能基本保持沉積環(huán)境中同位素值。⑥δ13C（PDB）、δ18O（PDB）呈線性正相關(guān)，指示了原巖與膠結(jié)物成巖環(huán)境相似，均受到大氣淡水的影響。

2.2.3 孔隙流體演化

根據(jù)表1 中不同期次膠結(jié)物的溫度、氧同位素值（平均值及變化范圍）以及表2 中不同基巖△47 值、平均氧同位素值計算得出不同成巖流體的δ18O水值（圖6）。

圖6 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組中不同類型碳酸鹽巖及多期成巖膠結(jié)事件的沉積-成巖流體中的δ18O水平均值及變化范圍（代號同圖5；表1）Fig.6 Averages and variation of oxygen isotope composition of the parent fluids（δ18O水）for various carbonate rocks and cements for multiple cementation stages of the Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

表2 川西中上三疊統(tǒng)馬鞍塘組-雷口坡組碳酸鹽巖（流體）碳、氧同位素、△47和T-△47值Table.2 Stable carbon and oxygen isotopes，△47，T-△47 values of carbonate rocks（fluids）in the Maantang-Leikoupo Formations in the Middle and Upper Triassic，western Sichuan Basin

圖5 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組不同微生物碳酸鹽巖及膠結(jié)物δ13Ccarb（a）和δ18Ocarb（b）與T-△47（℃）關(guān)系Fig.5 Carbonate precipitation temperatures（T-△47）versus δ13Ccarb（a）and δ18Ocarb（b）of different microbial carbonate rocks and cements，Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

①疊層石云巖、弱重結(jié)晶泥微晶云巖的δ18O水接近海水值（＞ -1.0 ‰，指示了濃縮海水-鹵水；海水為-1 ‰ ＜ δ18O水＜1 ‰）［19］；②微生物灰?guī)r、云化微生物灰?guī)r的δ18O水負偏較明顯（＜ -4.50 ‰，咸水-淡水），藻紋層或藻球粒粉晶云巖負的δ18O水偏中等（＜-3.50 ‰，咸水），云化藻球粒泥晶灰?guī)r的δ18O水負偏不明顯（＞ -1.8 ‰，海水）；③去云化泥粉晶云巖的δ18O水變化范圍較大（-4.60 ‰～ -1.63 ‰，淡水-咸水-海水）；不同類型膠結(jié)物總體呈有規(guī)律的變化，即隨著膠結(jié)物結(jié)晶度增加，平均δ18O水負偏趨勢明顯，相比白云石，方解石負偏更明顯；④粉細晶白云石膠結(jié)物與基巖有相似的δ18O水r平均值或變化范圍，指示了殘留海水是主要成巖流體；⑤大氣淡水方解石膠結(jié)物CⅣ-1與CⅡ相比，δ18O水負偏明顯，指示大氣淡水混合程度高。

2.2.4 U-Pb定年

本次選取藻球粒紋層云灰?guī)r（8a）、凝塊石云灰?guī)r中（8b）孔洞方解石、藻紋層-粘結(jié)云巖中的孔洞白云石（8c）開展了碳酸鹽巖激光原位U-Pb 定年。U、Pb 含量及U/Pb 分析表明，①MJ1-073，U 平均值為1.42 × 10-6（0.026 8 × 10-6～ 3.26 × 10-6，N=73），Pb 平均值 為0.007 5 × 10-6（0.001 × 10-6～ 0.404 × 10-6，N=73），U/Pb平均值為32.50（6.34～ 217.00，N=73）。②SYS1-109，U平均值為0.90 × 10-6（0.023 6 × 10-6～2.74 × 10-6，N=49/51），Pb 平均值為0.007 0 × 10-6（0.000 62 × 10-6～0.066 5 × 10-6，N=49/51），U/Pb 平均值為423.06（0.44～4 419.35，N=49/51）。③YS1-199，U 平均值為0.192 3 ×10-6（0.002 08 × 10-6～ 1.995 × 10-6，N=41），Pb 平均值為0.016 3 × 10-6（0.00 156 × 10-6～ 0.059 × 10-6，N=49/51），U/Pb 平均值為9.34（0.16～ 88.67，N=41）。不難看出，3 件樣品中的U 含量依次降低，白云石中U 含量最低，Pb 含量相對較高；由于早期去云化作用發(fā)生于暴露大氣淡水中的氧化環(huán)境，U 含量相對較高，即pCO2升高，發(fā)生溶解，增加［25，30］。MJ1-073 諧和年齡精度高，代表了大氣淡水作用的地質(zhì)年代（圖7a）。SYS1-109 樣品中的U 含量、Pb 含量以及U/Pb 變化較大，U 和Pb 含量平均值比前者稍低，諧和年齡較為可靠，誤差稍大（圖7b），指示了早期大氣淡水作用不徹底或存在埋藏過程中放射性U 元素和Pb元素加入或丟失。YS1-199 樣品白云石中的U 含量最低，Pb 含量較高，說明淺埋藏白云石化發(fā)生在相對封閉的弱氧化環(huán)境。

圖7 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組孔洞方解石的U238/206Pb-Pb207/206 Pb年齡圖譜Fig.7 U238/206Pb-Pb207/206Pb dating diagrams for calcites in vugs of the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

對14 件白云巖（基巖）的巖石化學(xué)分析表明，U 含量平均為5.26 × 10-6（2.73 × 10-6～ 9.97 × 10-6），Pb 含量平均為0.12 × 10-6（0.026 × 10-6～ 0.713 × 10-6），Th含量平均為0.04 × 10-6（0.015 × 10-6～ 0.086 × 10-6）。4 件云灰?guī)r、灰?guī)r的U 含量平均為4.92 × 10-6（3.91 ×10-6～ 6.36 × 10-6），Pb含量平均為0.033 × 10-6（0.02 ×10-6～ 0.047 × 10-6），Th 含量平均為0.02 × 10-6（0.016 ×10-6～ 0.028×10-6）?？锥纯p中膠結(jié)物與基巖U 含量值對比可知，白云石中U含量相對虧損，這可能與兩者的晶體結(jié)構(gòu)有關(guān)，即方解石晶胞參數(shù)更大，較大半徑的離子更易以類質(zhì)同像進入晶格缺陷；也可能與溫度、氧化還原電位Eh、PH等介質(zhì)條件有關(guān)。但與去云化的方解石相比，白云石的Th元素和Pb元素相對富集，主要指示了溫度的影響，Th元素（或Pb）隨溫度的升高，其活性增強［25］。

縫洞中的方解石（圖8a—b）不發(fā)光（CL），弱負偏δ13C（PDB）、δ18O（PDB），指示了其為早期大氣淡水去云化的產(chǎn)物（CⅡ）；孔洞中的中細晶白云石（DⅡ）發(fā)粉紅-玫瑰紅（圖8c），應(yīng)為淺埋藏白云巖化的產(chǎn)物。縫洞中方解石U-Pb 諧和年齡分別為211.5 ± 1.5 Ma 和206.5 ± 4.6 Ma，對應(yīng)于晚三疊世Norian（諾利階）-Rhaetian（瑞替階）（227.0～ 201.3 ± 0.2 Ma）?？锥粗械闹屑毦О自剖疷-Pb 諧和年齡為226.5 ± 9.68 Ma，對應(yīng)于晚三疊世Carnian（卡尼階）-Norian（237.0～ 227.0 Ma）。結(jié)合中三疊統(tǒng)雷口坡組底的綠豆巖中火山碎屑鋯石的U-Pb 諧和年齡為247.6 ± 1.1 Ma，對應(yīng)于Anisian（安尼階）底［8］，推斷膠結(jié)物U-Pb年齡數(shù)據(jù)揭示了粉（細）晶白云石化發(fā)生于卡尼階，去云化作用發(fā)生于諾利階。這為白云石化、早期去云化作用提供了準(zhǔn)確的年代格架。

圖8 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組縫洞方解石和白云石U238/206Pb-Pb207/206Pb諧和年齡（Ma）Fig.8 Tera-Wasserburg Concordia dating diagrams of U238/206Pb-Pb207/206Pb of calcites and dolomite in vugs and fractures of the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

2.3 孔隙類型、膠結(jié)及連通性

2.3.1 孔隙類型

為進一步研究成巖作用與孔隙演化的關(guān)系，對孔隙類型占例、不同成巖礦物的膠結(jié)比例、殘余孔隙等進行統(tǒng)計分析，并結(jié)合成巖作用序列、埋藏史曲線恢復(fù)流體與孔隙演化史對其進行分類。按大小將孔隙劃分為5小類：洞（＞ 2.00 mm）、孔（2.00～ 0.50 mm）、中孔（0.50～0.05 mm）、小孔（0.05～ 0.01 mm），微孔［＜ 0.01 mm（1/32 mm）］；再依據(jù)形態(tài)與成因，劃分為3 大類［7］（圖9）。

①組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞：格架孔GF、窗格孔Fen、平底晶洞（SS-stromatacts structure）、晶（粒）間孔（BC/BP）、粒內(nèi)孔WP、遮蔽孔SH、鑄?？譓o（鮞?？譕o、膏?？譓O 或生物體腔孔）等。②組構(gòu)與非組構(gòu)溶蝕孔洞：擴大的組構(gòu)孔洞、生物鉆孔（BO）、遺跡、潛穴BU、有機孔（OM）、縫合線（St）、角礫間孔BRe、微孔隙（MP）等。③非組構(gòu)溶蝕孔洞及裂隙：裂隙（Fre），包括張（扭）、壓剪X共軛、剪切（雁行）、構(gòu)造縫合線、擴溶縫洞（DFR）、溶孔洞（Vug）、溶溝（CH）、明（暗）河等（圖9）。

2.3.2 孔隙連通性

不同類型孔隙的連通性分析對闡明流體運動、成巖序列及孔隙演化等十分重要。在此選取較低孔隙度（2 %～ 3 %）微生物碳酸鹽巖樣品，進行了薄片、環(huán)掃電鏡SEM、鑄體和CT-FIB 分析（圖10）。其中，①SYS1-083，疊層石灰質(zhì)粉晶云巖，泥粉晶、粉（細）晶白云石（Do-DⅠ、DⅠ-DⅡ）占20%～ 30 %，局部達70 %～80 %；半自形直面鑲嵌，少量GF、BP（大小為20～ 100 μm）、BC（4～ 10 μm）和多組微裂隙；主要有C/DAC-RFC、CⅡ、CⅣ等膠結(jié)充填；面孔率為1 %～ 2 %（圖10a—c），局部為5 %～ 6 %（圖10d），具有一定的連通性。② YS1-104，有孔蟲-藻球粒-藻黏結(jié)灰云巖；纖柱狀C/DRFC膠結(jié)，GF、BP 和MP，實測孔隙度為3.03 %；在CT-FIB 圖像中，孔隙直徑介于0.2～ 0.9 μm，喉道介于50～ 80 nm；在納米尺度上，連通性孔隙占總孔隙的53.76 %，有4 個連通孔隙子系統(tǒng)（圖10g 中不同顏色），應(yīng)與“樹枝狀”藻結(jié)構(gòu)有關(guān)（圖10e—g）；從微觀角度來講，嚴(yán)格意義上的“孤立孔隙”較少或不存在。

圖10 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組疊層石灰云巖（a-d）、有孔蟲-藻黏結(jié)灰云巖（e-f）中的膠結(jié)物及孔隙分布Fig.10 Distribution of cements and pores in stromatolite calcareous dolomite（a-d）and foraminifera，pellet-bearing calcareous bounding dolomite（e-f）of the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

2.3.3 孔隙及膠結(jié)物占比

選擇SYS1、PZ1 與YS13 口井700 件普通薄片和鑄體薄片，統(tǒng)計孔隙類型占比（圖11a）和孔隙中不同類型膠結(jié)物、充填物占比?？紤]到儲層類型劃分一致性，按習(xí)慣分為孔洞、孔隙和裂隙3 大類；同時，考慮到鏡下不易區(qū)分方解石、白云石成因，將其按晶體結(jié)構(gòu)大小進行統(tǒng)計。結(jié)果表明，①溶孔洞、格架孔洞和裂隙數(shù)量依次減少；②纖狀、纖柱狀膠結(jié)物（文石、高鎂方解石）占21.32 %，③粉細晶白云石（DⅡ，部分重結(jié)晶）、方解石CⅡ（多為異形、早期去云化產(chǎn)物）占比相對較高，分別達27.47 %和17.33 %；④中晶、中粗晶白云石（DⅢ-Ⅳ）及方解石（CⅢ-Ⅳ）分別占2.6 %、5.46 %；⑤孔洞縫中含有一定量黏土（7.19 %）、瀝青（6.41 %）和硬石膏（5.29 %）；⑥少量滲流砂、鈣結(jié)殼、螢石等（圖11b）。

圖11 川西YS1井、PZ1井和YS1井雷口坡組微生物碳酸鹽巖不同孔隙類型（a）、膠結(jié)物（b）占比Fig.11 Piecharts showing the proportions of different types of pore（a）and cements（b）in the microbial carbonates rocks of Leikoupo Formation in three wells（YS1，PZ1 and YS1），western Sichuan Basin

3 討論

本次及前人研究均表明：①粉晶、砂屑云巖、藻結(jié)構(gòu)微-粉晶白云巖較易保持原始孔隙；②藻紋層/藻黏結(jié)或疊層石比藻球粒、藻砂屑、藻凝塊或藻團塊更易形成與保存格架孔、溶蝕孔［7］。富含微生物藻菌的泥晶灰泥沉積物的早期成巖作用導(dǎo)致了微孔隙形成［41］。為推測孔隙在成巖演化過程中的變化，①首先利用“將今論古”原理，對微生物碳酸鹽巖原始孔隙作出假設(shè)；②再根據(jù)膠結(jié)物類型、占比、成因序列及年代學(xué)，推測或恢復(fù)地質(zhì)時期相繼減少或消失的孔隙（圖2，圖9）；③開展孔隙類型、孔隙結(jié)構(gòu)、連通性及孔隙流體性質(zhì)（及壽命）相關(guān)性分析，進一步揭示孔隙演化過程；④將成巖作用與孔隙演化史置于構(gòu)造運動史、地層-沉積史、熱演化史（生烴、排烴、運移及相態(tài)轉(zhuǎn)化）等框架中，通過詳細刻畫海底膠結(jié)、大氣淡水、白云巖化以及埋藏成巖等作用的物理化學(xué)條件，進而系統(tǒng)地總結(jié)孔隙發(fā)育與保存的機理。

3.1 原始孔隙發(fā)育的基礎(chǔ)

中三疊統(tǒng)雷口坡組中的弱鑲邊、環(huán)潮緣的潮坪-潟湖沉積中普遍發(fā)育向上變淺的“米氏旋回”［6］，其孔隙類型主要有格架孔、溶孔洞、粒間孔、晶間孔、微孔隙、裂隙等；縱向上孔隙度及滲透率呈指狀變化，同樣具有“米氏旋回”的特征（圖12a）。微生物誘發(fā)的沉積構(gòu)造，諸如旋卷、帳篷、收縮裂縫、海綿狀孔隙、氣穹隆、席狀碎片、多向變余波痕、剝蝕殘余及坑穴、皺飾及振蕩式裂縫為原始孔隙（微）提供了有利條件（圖8）。早期至淺埋藏成巖階段中，相當(dāng)于“隔水層”的潮上帶中的膏泥，含膏、泥的泥晶云巖，潮間至潮下淺水帶的藻云巖等格架孔隙發(fā)育，流體可與圍巖發(fā)生水-巖作用（圖12b）。前人研究表明，早期成巖膠結(jié)和溶解最為活躍的成巖作用帶寬度一般小于1.5 m，集中分布在潛水面之上1 m 范圍巖層的粒間孔中［34，39］。其中，最易溶解的是文石、高鎂方解石、石膏，其次是低鎂方解石、方解石、富鈣白云石。從地表至地下，微生物分別發(fā)生了藍細菌的光合作用、硝酸鹽還原作用、硫酸鹽的還原作用、氨化作用以及細菌甲烷氧化作用等，使孔隙流體逐漸從堿性向酸性轉(zhuǎn)變，產(chǎn)生一定規(guī)模的沉淀與溶解作用［34］。因此，米級沉積旋回中的孔隙發(fā)育與保存往往集中在潮間帶—潮下淺水的藻紋層、泡沫綿層等疊層石及部分凝塊石中。

圖12 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖向上變淺的“米氏”沉積旋回（a）和雷四上亞段的早期成巖作用示意圖（b）Fig.12 Upward shallowing milankovitch cycle of the microbial carbonates in the Leikoupo Fm.（a）and schematic diagram（b）showing the early diagenesis of the 4th member of Leikoupo Fm on Hanwang outcrop in Mianzu County，Sichuan Province

理論上，在表層大氣淡水中，CaCO3的溶解度相對于文石（1/2）、鎂方解石（1/10）要低得多；若水中的文石接近于飽和，方解石過飽和發(fā)生沉淀，反之，若水中的方解石接近飽和、文石就會溶解；兩者間巨大動力差異造成文石溶解產(chǎn)生的CaCO3被搬運至下游發(fā)生沉淀，即較大水流量（動力）、不飽和水（較大的水/巖比）是溶解產(chǎn)生粒間溶孔、鑄?？椎脑颍?4］（圖2i，圖14）。膏鹽巖的溶解或相關(guān)的滲透回流促進了準(zhǔn)同生期的大規(guī)模白云巖化；微生物誘導(dǎo)白云巖或文石海中原白云石直接沉淀、低鎂方解石、文石的迅速擬晶化轉(zhuǎn)變?yōu)槲⒕О自剖?，有利于格架孔、晶間孔、粒間溶孔等孔隙發(fā)育與保存［6］。

如上所述，導(dǎo)致雷口坡組微生物碳酸鹽巖原始孔隙變化最大的是海底膠結(jié)、早期大氣淡水淋濾-膠結(jié)作用（減小約為40 %）。早期成巖作用可能存在以下3種情形。①潮上帶為主，夾有潮間帶的干旱、封閉的含膏鹽巖云巖的成巖體系，水/巖比較小，從早期沉積的文石、高鎂方解石灰泥轉(zhuǎn)變?yōu)槲⒕ЫY(jié)構(gòu)（方解石、白云石）時會產(chǎn)生孔隙［41-43］，但氟磷灰石、石膏、天青石、菱鎂礦、方解石、白云石和螢石等礦物共生組合，指示了殘余孔隙（流體）中自生礦物的沉淀作用，導(dǎo)致孔隙不發(fā)育、減少或消失，這是大部分雷二段、雷三段和雷四段含膏層段白云巖中孔隙不發(fā)育的主要原因。②環(huán)潮緣帶（潮下淺水至潮間帶）水/巖比較高的開放成巖體系，位于水頭（勢）上游的大氣淡水（或降雨）可溶解大量的不穩(wěn)定礦物（如文石、低鎂方解石、硫酸鹽、巖鹽等），導(dǎo)致大規(guī)模的去膏化、去云化，導(dǎo)致垮塌角礫形成，常會形成粒狀的鑲嵌結(jié)構(gòu)（如糖粒狀白云石、次生灰?guī)r等）；淡水沿藻紋層、帳蓬構(gòu)造、干裂、微裂隙等，順層向下滲透，導(dǎo)致了上游高（水）勢區(qū)溶解、下游低勢區(qū)沉淀的差異化成巖作用，這也是古構(gòu)造高部位的格架孔-溶蝕孔洞等保存較好，方解石膠結(jié)較少，孔隙度可達6 %～12 %［7］的主要原因，如大部分的雷一段中的膏溶孔洞相對發(fā)育。③以早期成巖-淺埋條件下的細菌藻類微生物-灰泥相互作用為特征，并逐漸由堿性向酸性演化的半封閉成巖體系（圖12）。微生物誘導(dǎo)的碳酸鹽礦物快速沉淀于細胞壁及周圍，同時伴有自生亮晶膠結(jié)物。實驗表明，在微生物藻菌參與的鹽水孔隙中，可產(chǎn)生65 %的文石，15 %～25 %的鎂方解石，10 %～ 20 %的方解石（0.1～ 0.15 μm）和20 %～ 40 %微孔隙［41］。大量不同形態(tài)的藻結(jié)構(gòu)內(nèi)部“氣室”（圖9b）、“格架空穴”的出現(xiàn)（圖9c）以及微生物死亡腐爛，形成了大量微孔隙［44］；微生物藻菌有關(guān)的微孔隙不僅可承擔(dān)“格架”功能，還具有一定的連通性（圖10e—g），同時也是微生物誘導(dǎo)作用的主要場所。硫酸鹽還原細菌、有機酸、酯酸、CO2、有機質(zhì)或烴類［41］阻礙了廣泛的膠結(jié)作用發(fā)生；在深埋條件下，較小喉道半徑微孔隙是主要的孔隙類型之一［45］，“喉道大小對溶解程度的控制”（PCS）抑止了較小晶體膠結(jié)［46］。

3.2 原生或殘余孔隙總體減少的原因

通過對中三疊統(tǒng)雷口坡組中的大規(guī)模白云巖化［6］、微生物誘導(dǎo)或影響下成巖作用、早期大規(guī)模去膏化、去云化以及多種埋藏成巖作用的物理化學(xué)條件研究，厘定了成巖流體的基本性質(zhì)及其演化，再結(jié)合區(qū)域構(gòu)造-埋藏?zé)崾贩治?，初步建立了成巖流體演化中不同期次膠結(jié)序列的示意圖（圖13）。

圖13 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖熱演化-成巖流體作用示意圖Fig.13 Sketch illustrating the succession of the thermal evolution-diagenesis fluid of the microbial carbonates，Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

在埋藏成巖作用中，總體是趨向于半開放至相對封閉成巖體系演化。根據(jù)前述4 個成巖階段中的成巖現(xiàn)象、成巖礦物形成的物理化學(xué)條件等分析，歸納總結(jié)并繪制了成巖序列示意圖（圖14a）。

圖14 川西中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖及膠結(jié)物陰極發(fā)光、溫度與年代約束的成巖序列及孔隙演化Fig.14 Diagenetic sequence and pore evolution constrained by cathodoluminescence microscopy，temperature and dating of microbial carbnoates with cements，Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

孔隙的演化與微生物巖中原始孔隙、所經(jīng)歷的成巖作用及其序列緊密相關(guān)。其中，馬尾狀纖細、微層縫合線（不溶物殘余堆積）的出現(xiàn)，標(biāo)志壓實壓溶—溶解輸運膠結(jié)作用使原始孔隙損失達20 %～ 25 %。因白云石晶體、“格架”結(jié)構(gòu)、有機酸、烴類充注導(dǎo)致相對高的孔隙流體壓力，阻止了進一步的化學(xué)壓實；偶見埋藏溶蝕孔隙（圖8l），指示了含氟熱流體、烴類熱降解等具有一定的溶蝕作用；均一溫度 ＞ 120 ℃，中低鹽度的中粗晶白云石、方解石或石英等礦物的沉淀，導(dǎo)致了原始或溶蝕孔隙進一步減少（3 %～ 5 %）；沿多期斷裂-裂隙發(fā)生的大氣淡水或孔隙流體的擴溶（溫度高、鹽度低），有助于孔隙發(fā)育與保存；與早期大氣淡水溶蝕、去云化作用相似，位于褶皺構(gòu)造區(qū)、斷裂帶上盤、斷裂帶等相對高部位或原始孔隙相對發(fā)育帶，仍保存了“繼承性”的孔滲發(fā)育層段；但從前述的膠結(jié)物特征、非組構(gòu)溶蝕（早期大氣淡水除外）較少發(fā)生來推斷，較大規(guī)模的埋藏溶蝕作用產(chǎn)生大量孔隙難以發(fā)生［43］。

中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖以孔隙型為主導(dǎo)，孔隙-裂縫型次之；其孔隙度與滲透率具有較好的線性關(guān)系［7］。格架孔、晶（粒）間溶孔等的孔隙度為40 %～ 45 %［34］，海水膠結(jié)物（C/DAC-RFC、D0或DⅠ）使孔隙度減少了20 %～ 25 %左右；位于地貌高、上游排驅(qū)（水）區(qū)的文石、高鎂方解石或少量方解石的早期大氣淡水溶蝕（窗格溶孔、膏溶孔、鑄?？住⑷芸锥?、擴溶孔等）使孔隙度增加了約15 %～ 20 %；下游的泄水區(qū)-滯留區(qū)或低位的礦物膠結(jié)（石膏、方解石等）減孔作用與上游排驅(qū)區(qū)增孔作用大致相當(dāng)；準(zhǔn)同生期白云石化（薩布哈、滲透回流）可使孔隙度增加3 %～ 5 %；微生物灰?guī)r的壓實-壓溶作用使孔隙度減少約15 %～20 %［34］，微生物白云巖壓實-壓溶使孔隙度減至5 %～ 10 %以下；有機酸溶蝕作用、沿裂隙大氣淡水的擴溶使孔隙度增加約3 %～ 5 %左右；黏土礦物、中粗晶白云石、方解石（DⅢ、DⅣ、CⅢ、CⅣ）等多種礦物的充填使孔隙度減少約5 %～10 %，殘余孔隙約為2 %～10 %（圖14b）。

4 結(jié)論

1）中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖經(jīng)歷了4個成巖階段，其中，大規(guī)模海底膠結(jié)、白云巖化、去云化作用、微生物誘導(dǎo)作用及影響是早期成巖階段中最重要的方式；白云石化、去云化作用分別發(fā)生于晚三疊世卡尼階和諾利階，確定了大規(guī)模的準(zhǔn)同生期白云巖化、早成巖期的大氣淡水溶解-膠結(jié)作用時限。

2）早期成巖中可能存在開放、封閉和半開放3 種成巖體系，分別對應(yīng)于潮濕、干旱氣候以及淺埋的細菌微生物-灰泥的相互作用。存在多期次的碳酸鹽巖礦物交代作用，δ18O水平均值總體呈降低趨勢，溫度呈升高趨勢，鹽度體現(xiàn)出升降的變化特征。

3）格架孔、擴溶縫洞、微孔隙是微生物碳酸鹽巖主要孔隙類型，具有一定連通性，早期孔隙、尤其是微孔隙的保存可能受殘余的藻結(jié)構(gòu)及有機酸等影響。

4）潮下淺水-潮間帶中的潮坪-潟湖相沉積、開放-半開放早期成巖體系是微生物巖中孔隙發(fā)育與保存的物質(zhì)基礎(chǔ)，深埋成巖流體改造致使孔隙有減少的趨勢。