**章沉积盆地主要流体作用
**节沉积盆地主要流体类型划分
国内外已有大量勘探实践在深层-超深层中发现丰富的油气资源，主要得益于深层-超深层中优质碳酸盐岩储层的发育。美国阿纳达科（Anadarko）盆地米尔斯牧场（MillsRanch）气田中*深的产气层为上奥陶统至下泥盆统亨顿群（Hunton Group）白云岩，埋藏深度超过26000ft①（Sternbach and Friedman，1986）。中国在塔里木和四川盆地超深层碳酸盐岩中陆续获得重大油气勘探发现。塔里木盆地塔深1井、塔深5井、轮探1井、顺北44井，四川盆地川深1井、角探1井、马深1井、元深1井、仁探1井等，都在超过8000m的超深碳酸盐岩中发现优质储集体和丰富的油气显示。塔里木盆地顺北油田奥陶系断控缝洞型碳酸盐岩油藏的埋深普遍超过7000m，并陆续有多口井在超过8000m特深储层中获得日产超千吨的石油。至2021年，顺北油田探明地质储量约3×108t（油当量），年产量超百万吨（马永生等，2022），是世界上**个实现商业开发的断控超深层油气田。因此，超深层碳酸盐岩，特别是白云岩层系目前已经成为塔里木盆地油气勘探主要目的层，具有良好的油气勘探前景（陈永权等，2023）。
深层优质碳酸盐岩储层的形成与沉积埋藏之后多种类型流体溶蚀改造有着密切的关系，如大气降水岩溶作用（Hajikazemi et al.，2010；Loucks，1999；Mazzullo，2004），有机质成熟生烃所产生酸性流体（有机酸、CO2等）溶蚀作用（mesogenetic dissolution）（Jin et al.，2009；Mazzullo and Harris，1992；Qian et al.，2006），热液溶蚀和热液白云岩化（Lavoie et al.，2010；Davies and Smith，2006），热化学硫酸盐还原（thermochemical sulphate reduction，TSR）作用产生H2S和CO2的溶蚀作用（Cai et al.，2001；Hao et al.，2015；Liu et al.，2016；Zhang et al.，2007）。我国的塔里木盆地、四川盆地、鄂尔多斯盆地等深层碳酸盐岩普遍都经历了非常复杂的构造演化、沉降埋藏以及抬升剥蚀过程（He et al.，2017），因而也经历了多种流体类型的复杂叠加溶蚀改造作用（Shen et al.，2015）。系统梳理总结储层发育经历的流体作用类型，明确特定流体作用发生发展的构造环境，对寻找深层优质储层有着重要的意义。
一、主要流体作用类型
针对储层沉积和成岩发育过程中所经历的流体改造作用类型，无论是在国外主要产油气盆地还是我国的四川盆地、塔里木盆地、鄂尔多斯盆地等主要产油气沉积盆地中，都已经做了大量的研究工作。对这些研究工作进行总结，厘定了储层沉积和成岩发育过程中经历的流体作用类型主要包括沉积和早期成岩阶段的海水、埋藏过程中的地层水、抬升暴露过程中的大气降水、沿断裂的热液流体、有机成岩相关的油气流体和TSR相关流体等。
1.海水
由于海相碳酸盐岩沉积发育在海水环境中，碳酸盐岩储层*早会经历海水沉积和溶蚀改造作用。碳酸盐岩沉积过程中准同生期的白云岩化作用是海水中发生的主要改造作用。前期研究已经证实碳酸盐岩沉积过程具有多种白云岩化类型和机制，如撒布哈白云岩化、渗透回流白云岩化、混合水白云岩化（Land，1980；Machel，2004；Warren，2000）、埋藏白云岩化（Wierzbicki et al.，2006）、热液白云岩化（Davies and Smith，2006）、微生物白云岩化（Vasconcelos and McKenzie，1997）等。但地质历史上大规模白云岩化一般都是在准同生阶段局限台地蒸发海水环境中形成的，主要发生撒布哈、渗透回流等白云岩化过程，都与蒸发浓缩超高盐度海水有密切的关系（Land，1980；Machel，2004；Warren，2000）。
由于礁或者滩坝存在，碳酸盐岩台地区域海水流动会受到限制，逐渐蒸发形成高盐度卤水。当蒸发海水中CaSO4的浓度逐渐超过石膏的饱和度时，石膏便会从海水中沉淀出来。石膏的沉淀消耗海水中的Ca2+，导致海水中Mg/Ca值增加。正常海水中的Mg/Ca值一般是5。当Mg/Ca值达到10时，白云石开始沉淀形成（Boggs，2009）。
随着海水蒸发浓缩程度的增加，海水氧同位素组成会逐渐变重，但87Sr/86Sr值会保持不变。海水中CO2的溶解度会随着盐度的增加而逐渐减小（Duan and Sun，2003），所以部分CO2会从海水中溢出。根据同位素分馏原理，12C优先进入溢出的气态CO2中，13C会留在海水中，导致海水中的CO2或CO32.的.13C值会随着海水蒸发浓缩而逐渐增高。所以，从海水中沉淀的白云石便会具有相对较重的碳和氧同位素组成。
除白云岩化作用之外，海水也会在碳酸盐岩沉积物的原生孔隙中产生胶结充填作用。海相碳酸盐沉积物在沉积形成之后便会遭受海水胶结作用。海水中沉淀形成的方解石胶结物通常在同位素组成上与海相灰岩较为类似。在地表或近地表海水环境中*早沉淀的胶结矿物为针状放射状的文石，文石很快转变为围绕颗粒的环边纤柱状方解石，其流体包裹体一般在常温下多呈均一的液相，少数具有较低的均一温度。在碳、氧和锶同位素以及稀土元素组成上通常与海相灰岩较为一致。
2.埋藏地层水
碳酸盐岩从海水沉积形成之后逐渐进入深埋藏成岩演化阶段。在逐渐深埋藏过程中，封存在孔隙中的流体会持续与碳酸盐岩围岩反应，逐渐浓缩形成高温高盐度地层卤水。封存在碳酸盐岩孔隙中的地层水会在孔隙中产生方解石的胶结作用。
埋藏地层水长期与灰岩围岩作用，会逐渐与灰岩围岩达到地球化学平衡，因此其碳和锶同位素组成与灰岩围岩基本一致。但受高温条件下流体与方解石氧同位素分馏效应的影响［1000ln.(CaCO3.HO2).2.78.(106T.2).3.39］（O’Neil et al.，1969），方解石胶结物氧同位素组成会显著减轻。
3.大气降水
受构造抬升作用影响，碳酸盐岩会暴露至地表遭受大气降水岩溶作用，形成岩溶缝洞型碳酸盐岩储层（Wang and Al-Aasm，2002；Zhao et al.，2014）。抬升暴露过程中，碳酸盐岩受到剥蚀淋滤，形成于上覆地层之间的不整合面，可以是区域性的一级或二级不整合面，也可以是局部性的三级、四级或五级不整合面。塔里木盆地和鄂尔多斯盆地奥陶系都广泛发育有岩溶缝洞型油气藏。大气降水也会在碳酸盐岩缝洞中形成方解石的充填胶结作用。
受同位素蒸发分馏作用的影响，大气降水通常具有非常轻的氧同位素组成，从其中沉淀形成的方解石也会具有非常轻的氧同位素组成（Hays and Grossman，1991）。方解石的碳同位素组成由溶液中的碳酸根或CO2决定。通常有机成因的碳酸根（CO32.）或CO2具有较低的碳同位素值，其.13C值一般低于-20‰（Cai et al.，2002），受此影响的碳酸盐岩矿物也会具有较轻的碳同位素组成。因此，岩溶风化壳上有机成因的CO2/CO32.（生物作用、有机质氧化）会具有较轻的碳同位素组成。大气降水可以从地表风化壳中获得有机成因的CO2/CO32.，从而导致沉淀形成的方解石具有较轻的碳同位素组成。
长英质碎屑岩和泥岩中通常会因含有较多的放射性成因87Sr而具有较高的87Sr/86Sr值，前人从大西洋中部Alpha洋脊晚新生代沉积物中分离出的硅酸盐碎屑物质组分的87Sr/86Sr值为0.713100～0.725100（Winter et al.，1997）。地表大气降水对砂泥质碎屑物质的风化淋滤可以使流体中相对富集87Sr，从而具有较高的87Sr/86Sr值，从中沉淀形成的方解石也会具有高的87Sr/86Sr值。
大气降水在地表对碳酸盐岩发生溶蚀作用之后，会沿断裂裂缝以及洞穴通道下渗到地下一定深度，形成巨晶方解石的胶结充填。方解石的流体包裹体均一温度一般较低。根据流体温度与方解石氧同位素关系，流体的δ18OSMOW位于-10‰～-8‰之间，表明为较轻的大气降水。
4.热液流体
碳酸盐岩在埋藏成岩演化过程中，会受到广泛的断裂热液的改造作用。断裂沟通深部热卤水向上覆碳酸盐岩地层运移。热卤水在流经碳酸盐岩地层时，比所经地层中的地层水具有更高的温度压力，富含CO2、CO32.、SO42.、S2-、F-、Ca2+、Mg2+、Si4+等活跃组分，因此会打破地层流体与围岩之间的物理化学平衡，从而与所经浅部地层发生显著的水岩相互作用。对碳酸盐岩油气储层来说，深部热液与所经地层之间的水岩反应主要是使碳酸盐岩发生溶蚀作用、次生矿物的充填作用、热液重结晶作用（Zhu et al.，2010）、热液硅化作用、热液白云岩化作用（Davies and Smith，2006）等。断裂和其相关的裂缝体系构成热液活动的通道体系，热液沿这些通道对碳酸盐岩产生溶蚀改造作用。热液的温度一般要比碳酸盐岩地层温度高5℃以上
盆地范围内大规模热液流体的活动需要大量外来流体的循环补给，挤压的构造应力环境为盆地范围大规模热液活动提供了驱动力（Qing and Mountjoy，1994）。深部卤水向浅部地层的运移需要有效的热驱动机制。盆地内部的岩浆火山活动释放出来的热成为热液流体向浅部地层运移的重要热源。塔里木盆地经历四次地质热事件，其中二叠纪的岩浆火山活动触发了盆地范围的热液活动（Chen et al.，1997）；四川盆地震旦纪末期至早寒武世的桐湾期和二叠纪的峨眉期岩浆火山活动影响了四川盆地的热液活动（Chen et al.，2009；Liu et al.，2008）。通过锆石U-Pb定年，确定了塔里木盆地影响热液作用的热事件的时间为二叠纪（Dong et al.，2013）。
在从流体沉淀生成过程中，方解石与流体之间发生氧同位素的分馏作用，18O分馏系数为［1000ln.(CaCO3.HO2).2.78.(106T.2).3.39］（O’Neil et al.，1969）。由分馏关系式可以看出，方解石氧同位素组成受沉淀时流体的温度制约。流体如果具有较高的温度，所形成的方解石通常会具有较轻的氧同位素组成。热液流体在沿着断裂裂缝体系从深部向浅部运移过程中，会从深部基底或碎屑岩地层中获取较多的放射性成因的87Sr，从而具有较高的87Sr/86Sr值。
5.埋藏-TSR流体
一般认为TSR作用是在较高温度下，地层中的硫酸盐类矿物（如硬石膏）中的硫在有机质（气态烃或液态烃）作用下发生还原，由SO42.状态还原成S2-状态的过程（Cai et al.，2001；Worden et al.，1995）。其反应方程为CaSO4+CnHm（烃）→CaCO3+H2S+CO2+H2O可以看出，TSR作用形成的CO2和CaCO3中的CO32.来自所消耗的烃类，因此会具有非常轻的碳同位素组成。
前期研究表明，塔里木盆地奥陶系，四川盆地震旦系、寒武系、二叠系和三叠系碳酸盐岩中都发生了TSR作用，尤其是在三叠系飞仙关组，TSR作用尤为强烈，使得天然气中含有大量的H2S（Zhu et al.，2007）。
方解石*显著的特征是具有非常轻的碳同位素组成。其原因是方解石中的CO32.来自TSR反应所消耗的有机质。TSR作用在碳酸盐岩地层内发生，相关的流体活动也多局限在地层内部，因此87Sr/86Sr值的变化范围与早三叠世时期的海水范围较为一致。
TSR作用一般需要较高温度，实验研究表明，TSR反应一般需要175℃以上的温度条件（Goldhaber and Orr，1995）。方解石的流体包裹体均一温度范围为134.1～218℃
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