川西北地區(qū)中二疊統(tǒng)棲霞組白云巖成儲成藏史的微區(qū)地球化學(xué)約束及意義

段軍茂 鄭劍鋒 羅憲嬰 王永生 郝 毅

（ 1中國石油杭州地質(zhì)研究院；2中國石油天然氣集團(tuán)有限公司碳酸鹽巖儲層重點實驗室 ）

0 引言

近年來，四川盆地中二疊統(tǒng)棲霞組陸續(xù)在白云巖儲層中鉆遇高產(chǎn)工業(yè)氣流，如川西北地區(qū)雙探1井（87.6×104m3/d）、雙探3井（41.86×104m3/d）、龍?zhí)?井，川中地區(qū)磨溪42井、高石18井、合深4井及川西南地區(qū)平探1井等也獲得數(shù)量不等的高產(chǎn)工業(yè)氣流[1-3]，揭示了其巨大的勘探潛力，但由于棲霞組存在儲層非均質(zhì)性強(qiáng)（如緊鄰雙探1井、雙探3井的雙探2井，緊鄰高石18井的高石16井棲霞組均未見白云巖）、儲層厚度薄，以及儲層成因和分布、成藏主控因素不清等問題，僅探明了川西北地區(qū)雙魚石構(gòu)造棲霞組白云巖氣藏[4]。

前人針對棲霞組白云巖和白云巖儲層成因開展了大量的研究，主要認(rèn)識包括白云巖由準(zhǔn)同生期海水白云石化[5]、構(gòu)造—熱液白云石化[6]、埋藏白云石化[7]、準(zhǔn)同生期海水白云石化疊合海水循環(huán)熱液白云石化[8-9]等作用形成，白云巖儲層受沉積相[5，10]、大氣淡水溶蝕作用[11]和斷裂作用[6]等因素控制。上述認(rèn)識主要基于宏觀和微觀地質(zhì)特征約束的儲層成因定性解釋，缺乏儲層地球化學(xué)特征約束下的白云巖及白云巖儲層成因定量解釋。

棲霞組白云巖氣藏成藏演化研究相對較少，羅冰等[12]認(rèn)為川西北地區(qū)棲霞組不同構(gòu)造帶成藏過程差異明顯，其中逆沖推覆帶棲霞組經(jīng)歷了印支晚期、燕山晚期兩期油氣充注和喜馬拉雅期的油氣藏破壞，逆沖隱伏帶棲霞組經(jīng)歷了燕山早期、燕山晚期兩期油氣充注，前陸凹陷帶棲霞組則僅經(jīng)歷了燕山晚期的油氣充注。李琪琪[13]則認(rèn)為川西北地區(qū)棲霞組經(jīng)歷了中三疊世—晚三疊世、早侏羅世—中侏羅世、晚侏羅世—早白堊世、早白堊世至今共4期油氣充注。不同學(xué)者觀點差異較大，結(jié)論來自包裹體均一溫度，而川西北地區(qū)棲霞組自沉積后經(jīng)歷了多期強(qiáng)烈擠壓活動[14]，容易引發(fā)包裹體的再平衡作用[15]；同時，構(gòu)造活動帶來的反復(fù)抬升和沉降使同一個包裹體均一溫度可以對應(yīng)多個地質(zhì)時間[16]，導(dǎo)致川西北地區(qū)棲霞組成藏演化過程仍不清楚。

成儲和成藏史研究對有利勘探區(qū)帶評價和目標(biāo)優(yōu)選具有重要的意義。近年來碳酸鹽巖微區(qū)地球化學(xué)分析技術(shù)逐漸完善[17-19]，憑借其高分辨率、高成功率、高分析速度等優(yōu)勢在碳酸鹽巖成儲和成藏史研究中發(fā)揮了重要的作用[16，20]。本文以川西北地區(qū)為例，在棲霞組白云巖野外露頭和巖心觀察基礎(chǔ)上，對白云巖不同結(jié)構(gòu)組分分別開展了微區(qū)地球化學(xué)分析測試，旨在通過分析白云巖不同結(jié)構(gòu)組分的占比、成因和形成時間，恢復(fù)白云巖儲層的形成過程，明確儲層主控因素；在此基礎(chǔ)上，通過對不同結(jié)構(gòu)組分的形成年齡、溫度，以及其中所含烴類包裹體的分析，恢復(fù)該地區(qū)棲霞組白云巖氣藏的成藏過程，明確成藏控制因素。研究成果不僅能為川西北地區(qū)棲霞組有利勘探區(qū)帶評價和目標(biāo)優(yōu)選提供建議，也可進(jìn)一步指導(dǎo)川中—川西南地區(qū)棲霞組白云巖儲層的勘探，相關(guān)研究方法也可為其他地區(qū)的碳酸鹽巖成儲和成藏研究所借鑒。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

四川盆地在大地構(gòu)造上屬揚(yáng)子板塊，其中，川西北地區(qū)位于川西前陸凹陷帶、龍門山造山帶和米倉山隆起帶的過渡區(qū)（圖1a）[12]。川西北地區(qū)按構(gòu)造分異自西向東可劃分為逆沖推覆帶、逆沖隱伏帶和前陸凹陷帶，其中逆沖推覆帶和逆沖隱伏帶以1號隱伏斷裂為界（圖1a），逆沖推覆帶由于龍門山地區(qū)的強(qiáng)烈推覆作用[21-22]導(dǎo)致大量棲霞組出露地表。

1.1 層序地層和巖相古地理

晚石炭世的云南運(yùn)動使得四川盆地長期處于暴露剝蝕狀態(tài)，直到早二疊世中晚期盆地范圍內(nèi)大范圍海侵才開始海相碳酸鹽巖的沉積[23]。中二疊統(tǒng)自下而上為茅口組、梁山組和棲霞組（圖1b）[10，24]，梁山組與下伏地層呈不整合接觸，為一套濱岸—沼澤相砂泥巖夾煤線沉積，棲霞組沉積后，茅口組沉積初期再一次大規(guī)模海侵，沉積了一套泥質(zhì)生屑灰?guī)r[10]。棲霞組沉積期處于冰室期向溫室期過渡階段，受冰川消融、構(gòu)造活動和海底擴(kuò)張等因素的影響，發(fā)生了兩期三級海平面升降事件[25-26]，因此可以劃分為兩個三級層序（SQ1和SQ2）[27]，SQ1對應(yīng)棲一段（20～50m），SQ2對應(yīng)棲二段（80～120m），每個三級層序又可劃分為海侵體系域（TST）和高位體系域（HST）。

圖1 川西北地區(qū)地質(zhì)背景圖Fig.1 Geological settings map of Qixia Formation in northwest Sichuan Basin

棲霞組沉積受川中古隆起殘余地形影響，川西北地區(qū)廣泛發(fā)育臺緣礁灘帶[10]（圖1c），TST時期以生屑泥晶灰?guī)r、泥晶生屑灰?guī)r沉積為主，局部泥質(zhì)含量較高，HST時期則以生屑灰?guī)r為主。HST時期，相對海平面下降，棲霞組顆粒灘局部暴露遭受大氣淡水溶蝕作用[28]（SQ2的HST時期更為明顯），并發(fā)生白云石化形成不同類型的白云巖，為儲層發(fā)育奠定了基礎(chǔ)。

1.2 構(gòu)造背景和構(gòu)造演化史

川西北地區(qū)中二疊統(tǒng)棲霞組先后經(jīng)歷了3期構(gòu)造活動[21，29-31]。（1）海西晚期（中二疊世末期）：東吳運(yùn)動導(dǎo)致的地殼降升，表現(xiàn)為茅口組頂部剝蝕。（2）印支期（晚三疊世）：可分為早期和晚期，早期川西北地區(qū)主要遭受來自龍門山地區(qū)的強(qiáng)烈擠壓作用，地層受到極大應(yīng)力并產(chǎn)生褶皺變形；晚期龍門山地區(qū)隆升作用增強(qiáng)，并形成了以1號隱伏斷裂為代表的大量逆沖斷裂，印支期龍門山地區(qū)活動時間開始于距今237Ma左右，結(jié)束于距今208Ma左右[32]。（3）燕山期—喜馬拉雅期（白堊紀(jì)至今）：受喜馬拉雅山隆升影響，1號隱伏斷裂以西，逆沖推覆帶構(gòu)造推覆作用強(qiáng)烈，由西向東依次形成了青川斷裂、北川—映秀斷裂和馬角壩斷裂（圖1d）[30]；1號隱伏斷裂以東地區(qū)，棲霞組位于下三疊統(tǒng)嘉陵江組膏鹽巖滑脫層和下寒武統(tǒng)泥頁巖滑脫層之間，應(yīng)力向上向下均未突破滑脫層，于兩個滑脫層之間形成大量逆沖疊瓦構(gòu)造。川西北地區(qū)構(gòu)造演化史控制了白云巖儲層的形成與改造、油氣成藏及演化。

2 白云巖儲層特征

基于川西北地區(qū)大木婭、何家梁、葛底壩、金真村、三堆鎮(zhèn)、車家壩和天井山北7個典型露頭剖面（均位于逆沖推覆帶），以及10口井200m巖心的觀察取樣和鏡下薄片觀察，闡述棲霞組巖石特征。川西北露頭區(qū)棲霞組厚度為95～125m，巖性包括石灰?guī)r和白云巖兩類，儲層主要發(fā)育在白云巖中。石灰?guī)r以生屑泥晶灰?guī)r、泥晶生屑灰?guī)r為主，少量泥質(zhì)灰?guī)r（圖2）。白云巖縱向上主要發(fā)育于棲一段和棲二段中上部，與石灰?guī)r互層，局部地區(qū)棲霞組均為白云巖（如何家梁剖面、葛底壩剖面）；橫向上白云巖厚度變化較大，儲層非均質(zhì)性較強(qiáng)，如何家梁剖面距天井山北剖面僅約8km，白云巖厚度由120m減薄至零。

白云巖宏觀上以灰色—淺灰色、中—厚層狀為主，包括塊狀白云巖、斑狀白云巖（二者常統(tǒng)稱為晶粒白云巖）和灰質(zhì)斑狀白云巖3類。

塊狀白云巖宏觀上以灰色—淺灰色、中—厚層狀為主，鏡下以他形晶白云石為主，粒徑介于0.15～0.75mm，跨度達(dá)到細(xì)晶、中晶和粗晶3個級別，晶體間以鑲嵌狀接觸為主，在細(xì)—中晶區(qū)域可見原巖生屑或砂屑結(jié)構(gòu)殘余（圖3a），揭示原巖為顆粒灘相沉積，在中—粗晶區(qū)域幾乎不殘留原巖生屑或砂屑結(jié)構(gòu)（圖3b）。在陰極發(fā)光下，晶粒中心不發(fā)光，增生環(huán)帶昏暗或明亮發(fā)光（圖3c）。因白云石間呈鑲嵌狀接觸，晶間孔不發(fā)育，儲集空間以溶蝕孔洞為主，溶蝕孔洞直徑以1～10cm居多（圖3d）。據(jù)棲霞組236個柱塞樣品分析，儲層平均孔隙度為3%～4%。廣元車家壩剖面棲霞組發(fā)育3層塊狀白云巖儲層，累計厚度約為30m。儲層呈透鏡狀、斑塊狀順層分布，橫向厚度變化大，連續(xù)性不好。

斑狀白云巖由致密區(qū)和針狀孔發(fā)育區(qū)兩部分組成，針狀孔發(fā)育區(qū)呈斑塊狀或海綿狀與致密區(qū)突變接觸，以溶孔、溶溝、溶縫（巖溶縫洞系統(tǒng)）的產(chǎn)狀在斑狀白云巖中產(chǎn)出（圖3e、f）。致密區(qū)鏡下以他形晶白云石為主（圖3g），基質(zhì)孔不發(fā)育，特征同塊狀白云巖，但平均粒度略細(xì)。針狀孔發(fā)育區(qū)鏡下以自形晶白云石為主，白云石粒徑介于0.1～0.5mm，跨度達(dá)到細(xì)晶、中晶級別，具亮邊霧心結(jié)構(gòu)，點線接觸，晶間孔發(fā)育（圖3g、h），殘留原巖生屑或砂屑結(jié)構(gòu)不發(fā)育，陰極發(fā)光特征同他形晶白云石。儲集空間以自形晶白云石晶間孔為主，見少量溶蝕孔洞，孔隙度可達(dá)8%～10%。車家壩剖面棲霞組該類儲層累計厚度達(dá)10～15m，斑塊占巖石體積的30%～50%，葛底壩剖面、何家梁剖面、礦2井等均發(fā)育該套儲層，單層厚度為3～4m，累計厚度為20～50m。

上述兩類白云巖溶蝕孔洞和裂縫中依次充填細(xì)晶白云石膠結(jié)物、鞍狀白云石、塊晶方解石3期膠結(jié)物（圖3a）。其中細(xì)晶白云石膠結(jié)物堆積于溶蝕孔洞周緣或零星分布于自形晶白云石晶間孔區(qū)域；鞍狀白云石為棲霞組最常見的膠結(jié)物，大小孔洞中均可見，晶體粗大、0.5～4mm不等，正交光下具波狀消光特征；塊晶方解石充填于較大的溶蝕孔洞或裂縫中，部分白云巖溶孔、溶洞被方解石完全膠結(jié)，巨晶狀為主，常具雙晶紋。陰極發(fā)光下，細(xì)晶白云石膠結(jié)物不發(fā)光，鞍狀白云石明亮發(fā)光，塊晶方解石昏暗發(fā)光（圖3c）。另外，白云巖中可見瀝青部分或完全充填于大小溶蝕孔洞和晶間孔中（圖3h），與原油的裂解有關(guān)[33]。

圖2 川西北地區(qū)棲霞組露頭剖面綜合柱狀圖Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of outcrop section of Qixia Formation in northwest Sichuan Basin

灰質(zhì)斑狀白云巖由石灰?guī)r圍巖和白云巖兩部分組成，白云巖常呈海綿狀沿石灰?guī)r圍巖的巖溶縫洞系統(tǒng)發(fā)育，兩者界線明顯（圖3i）。白云巖鏡下以自形晶粉—細(xì)晶白云石為主，晶間孔多被泥質(zhì)充填。主要分布于棲二段上部，厚幾米到十余米，孔隙不發(fā)育，難以形成有效儲層。

3 樣品和方法

3.1 測試樣品挑選

本文研究樣品均來自川西北地區(qū)逆沖推覆帶露頭剖面棲霞組白云巖，包括大木婭、何家梁、葛底壩、金真村、三堆鎮(zhèn)、車家壩6個剖面。所有采集的樣品均切制了普通薄片或鑄體薄片，基于露頭和顯微鏡下觀察，確定巖性、結(jié)構(gòu)組分和成巖序列。棲一段白云巖不如棲二段發(fā)育，晶間孔和溶蝕孔洞的成巖充填序列也不如棲二段發(fā)育和完整，因此本文測試樣品均來自棲二段。其中塊狀白云巖8塊、斑狀白云巖3塊、灰質(zhì)斑狀白云巖5塊（金真村和三堆鎮(zhèn)剖面出露不全，故未建立完整的地層柱狀圖）。對塊狀白云巖他形晶白云石、斑狀白云巖他形晶白云石和自形晶白云石、灰質(zhì)斑狀白云巖中石灰?guī)r圍巖和自形晶白云石（不含泥質(zhì)）及白云巖溶蝕孔洞中的成巖充填物（細(xì)晶白云石膠結(jié)物、鞍狀白云石、塊晶方解石）開展微區(qū)元素和同位素地球化學(xué)分析、U—Pb同位素年齡測試、團(tuán)簇同位素測溫和包裹體均一溫度測試，探討川西北地區(qū)棲霞組白云巖儲層成因和成藏演化史。

圖3 川西北地區(qū)棲霞組白云巖宏觀及微觀特征Fig.3 Macro and micro characteristics of Qixia Formation dolomite in northwest Sichuan Basin

3.2 實驗方法和儀器

針對優(yōu)選出的樣品：（1）在切普通薄片或鑄體薄片的位置再切出兩塊平行樣，分別用于激光碳氧穩(wěn)定同位素制片和激光微量—稀土元素分析、激光U—Pb同位素年齡測試制片；（2）在成巖白云巖礦物中尋找符合要求的原生烴類包裹體，并對這些包裹體進(jìn)行熒光檢測和激光拉曼光譜檢測，確保所尋找的包裹體為含烴類包裹體；（3）確定含烴類包裹體宿主礦物后，通過薄片找到原始?xì)垬樱@取10mg粉末，用于團(tuán)簇同位素溫度測試。為避免雜質(zhì)礦物影響，所有樣品在分析或鉆取之前均用酒精擦拭3次。由于樣品中結(jié)構(gòu)組分均比較粗大，不但能滿足激光法的取樣要求，也完全能滿足實體樣的取樣要求，實現(xiàn)以結(jié)構(gòu)組分為單元的分析測試，做平行樣確保不同測試項目數(shù)據(jù)之間的對應(yīng)。

普通薄片和鑄體薄片制備與觀察、陰極發(fā)光分析、激光碳氧穩(wěn)定同位素分析、激光稀土元素分析、激光U—Pb同位素測年在中國石油天然氣集團(tuán)有限公司碳酸鹽巖儲層重點實驗室完成。鏡下觀察設(shè)備為ZEISS Imager.D2m顯微鏡，配備透光和熒光模塊；陰極發(fā)光儀器型號為CL8200 MK5 (配以Leica偏光顯微鏡)，工作條件為9～11kV電壓和300～400mA電流；激光碳氧穩(wěn)定同位素測試使用YAG激光采樣裝置和Thermo MAT-253同位素分析儀，實時在線檢測，結(jié)果通過白堊系Pee Dee組箭石（VPDB）標(biāo)準(zhǔn)化，測試精度為δ13C＜0.01‰、δ18O＜0.02‰；激光U—Pb同位素測年和激光微量—稀土元素分析采用Nu PlasmaⅡ型多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC—ICP—MS)，激光剝蝕系統(tǒng)為ASI RESolution SE，采用DaMY-1和AHX-1兩個標(biāo)樣[16]，激光稀土元 素 分析 采用NIST610、NIST612、NIST614和MACS-3這4個標(biāo)樣，分析誤差小于1%。包裹體激光拉曼光譜檢測采用LabRAM HR800研究級顯微激光拉曼光譜儀。團(tuán)簇同位素溫度（Δ47溫度）測試在邁阿密大學(xué)地球化學(xué)實驗室完成[16]，Δ47值和對應(yīng)溫度的轉(zhuǎn)換采用Swart等[34]提出的經(jīng)驗公式計算。

4 實驗結(jié)果

本次測試的16個樣品涉及的結(jié)構(gòu)組分包括塊狀白云巖他形晶白云石、斑狀白云巖他形晶白云石和自形晶白云石、灰質(zhì)斑狀白云巖石灰?guī)r圍巖和自形晶白云石及白云巖溶蝕孔洞的成巖充填物（細(xì)晶白云石膠結(jié)物、鞍狀白云石、塊晶方解石），具有代表性。共獲得激光碳氧穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)28個、激光稀土元素數(shù)據(jù)24個、激光U—Pb同位素年齡數(shù)據(jù)9個、團(tuán)簇同位素溫度數(shù)據(jù)3個、烴類包裹體數(shù)據(jù)15個及包裹體均一溫度數(shù)據(jù)55個。

塊狀白云巖他形晶白云石和斑狀白云巖他形晶白云石鏡下特征類似，具基本一致的地球化學(xué)特征，后文統(tǒng)稱為他形晶白云石；斑狀白云巖自形晶白云石和灰質(zhì)斑狀白云巖中白云巖斑塊的自形晶白云石鏡下特征類似，具一致的地球化學(xué)特征，后文統(tǒng)稱為自形晶白云石。

4.1 激光碳氧穩(wěn)定同位素

碳酸鹽巖碳氧穩(wěn)定同位素主要受控于成巖流體來源，因此常用于判斷成巖環(huán)境[35]。川西北地區(qū)棲霞組石灰?guī)r圍巖δ13C值為1.993‰～3.004‰，平均為2.600‰；δ18O值為-5.953‰～-3.674‰，平均為-4.748‰。他形晶白云石δ13C值為2.248‰～ 3.834‰，平均為3.261‰；δ18O值為-8.906‰～ -5.587‰，平均為-7.406‰。自形晶白云石δ13C值為3.059‰～3.645‰，平均為3.352‰；δ18O值為-7.979‰～-5.387‰，平 均 為-6.683‰。細(xì)晶白云石膠結(jié)物δ13C值為2.557‰～2.785‰，平均為2.671‰；δ18O值為-3.044‰～-2.542‰，平 均 為 -2.793‰。鞍狀白云石δ13C值為2.529‰～3.639‰，平均為3.219‰；δ18O值為-8.297‰～-7.618‰，平均 為-7.798‰。塊 晶方解石δ13C值為0.600‰～ 1.787‰，平 均 為1.0305‰；δ18O值 為-8.890‰～ -6.402‰，平均為-7.445‰（圖4）。

圖4 川西北地區(qū)棲霞組白云巖各結(jié)構(gòu)組分碳、氧同位素值交會圖Fig.4 Cross plot of carbon and oxygen isotopes of various textural components of Qixia Formation dolomites in northwest Sichuan Basin

4.2 稀土元素

不同成巖流體攜帶不同的稀土元素[35]。Banner的定量模擬實驗表明只有水—巖石體積比值大于1×104，才可能徹底改變原始碳酸鹽巖稀土特征，而這在非地表環(huán)境下幾乎不可能發(fā)生，巖石的稀土元素特征因此常用于指示巖石最初形成時的成巖流體信息[36]。NdN/YbN（下角N表示用PAAS標(biāo)準(zhǔn)化后的值，后同）反映的是輕重稀土元素富集程度[37]，石灰?guī)r圍巖NdN/YbN平均值為0.8376，他形晶白云石NdN/YbN平均值為0.7005，自形晶白云石NdN/YbN平均值為0.4906，細(xì)晶白云石膠結(jié)物NdN/YbN平均值為0.4289，均為重稀土元素富集，符合海相沉積物特征；鞍狀白云石NdN/YbN平均值為1.5005，為輕稀土元素富集，為非海相成因（表1）。石灰?guī)r圍巖、他形晶白云石、自形晶白云石表現(xiàn)為大體一致的稀土配分模式，指示其相同流體來源，鞍狀白云石和塊晶方解石稀土配分模式則明顯不同（圖5）。

表1 川西北地區(qū)棲霞組白云巖各結(jié)構(gòu)組分地球化學(xué)特征Table 1 Geochemical characteristics of various textural components of Qixia Formation dolomites in northwest Sichuan Basin

圖5 川西北地區(qū)棲霞組白云巖各結(jié)構(gòu)組分稀土元素配分模式圖Fig.5 Distribution pattern of rare earth elements in various textural components of Qixia Formation dolomites in northwest Sichuan Basin

Ce異常用δCe=2CeN/(LaN+PrN)表示，用于指示反應(yīng)氧化—還原條件，但La含量常會影響Ce異常的判斷，故用δPr=2PrN/(CeN+NdN)來幫助判斷Ce異常，即δPr＞1代 表Ce負(fù)異常，δPr＜1代表Ce正異常，δPr≈1、δCe＜1，只能代表La正異常，而非Ce負(fù)異常[38]。石灰?guī)r圍巖δPr＞1，即Ce負(fù)異常，他形晶白云石、自形晶白云石和細(xì)晶白云石膠結(jié)物均為δPr≈1、δCe＜1，無法判斷Ce是否異常，而是代表La正異常，同樣為海相成巖流體的典型特征[39]。Eu異常用δEu=2EuN/(SmN+GdN)表示，其正異常被認(rèn)為是受熱液影響的結(jié)果[40]，另外Ba含量可能會對Eu測定值產(chǎn)生影響，該批樣品Ba含量和δEu相關(guān)系數(shù)為-0.45，無明顯正相關(guān)性，因此認(rèn)為δEu值可靠。石灰?guī)r圍巖、他形晶白云石、自形晶白云石、細(xì)晶白云石膠結(jié)物、鞍狀白云石、塊晶方解石δEu平均值分別為0.7661、0.9656、0.8496、1.1850、1.1838和1.2800，各組構(gòu)均無明顯正異常，即包括鞍狀白云石在內(nèi)的棲霞組白云巖各組構(gòu)均與熱液無關(guān)。

4.3 激光原位U—Pb年齡

就定年技術(shù)本身而言，碳酸鹽礦物U—Pb同位素定年技術(shù)與鋯石、磷灰石U—Pb同位素定年技術(shù)一樣，放射性同位素的衰變定律構(gòu)成通過放射性同位素測試計算礦物形成年齡的科學(xué)理論支撐。204Pb是穩(wěn)定同位素，206Pb、207Pb是放射性同位素，兩者的放射性母體分別為238U、235U，半衰期分別為4.4683×109年、0.70381×109年，故可通過208Pb、207Pb、206Pb、238U和235U放射性同位素比值計算礦物的形成年齡，常用238U/206Pb、207Pb/206Pb表述。

碳酸鹽礦物激光U—Pb同位素年齡為碳酸鹽巖成儲成藏研究提供了絕對年齡的約束，提高了地質(zhì)認(rèn)識的可靠性[16，41]。本次共測得9個激光U—Pb同位素年齡，從單點數(shù)據(jù)分布分析（圖6、表1），這些年齡數(shù)據(jù)是相當(dāng)可靠的，這與結(jié)構(gòu)組分大、U含量較高有關(guān)。他形晶白云石U—Pb同位素年齡為216Ma±13Ma和229Ma±12Ma，自形晶白云石U—Pb同位素年齡為202Ma±13Ma和206Ma±14Ma，鞍狀白云石U—Pb同位素年齡為235.5Ma±3.3Ma、240.6Ma±7.6Ma和235.6Ma±3.6Ma，塊晶方解石U—Pb同位素年齡為229Ma±16Ma和229.3Ma±3.4Ma。細(xì)晶白云石膠結(jié)物由于Pb含量太高，未能獲得年齡數(shù)據(jù)。

4.4 包裹體特征和分布

他形晶白云石、自形晶白云石、鞍狀白云石和塊晶方解石中均含包裹體，其中他形晶白云石、自形晶白云石和鞍狀白云石以氣態(tài)烴包裹體、氣液兩相鹽水包裹體為主，橢圓狀和圓狀，豐度較低，以孤立狀或沿礦物生長帶分布（圖7a—c）。塊晶方解石中富含氣態(tài)烴包裹體、氣液兩相烴類包裹體、氣液兩相鹽水包裹體，形狀各異，成群或成帶分布（圖7d—f），大木婭、金真村等剖面的包裹體豐度大于5%（圖7f）。包裹體中的液態(tài)烴類成分以（淡）黃色為主，紫外光下發(fā)黃白色至藍(lán)白色熒光（圖7g、h），包裹體中的氣態(tài)烴類成分以黑色為主，肉眼熒光不可見。這些礦物中的氣態(tài)烴包裹體和氣液兩相鹽水包裹體中的氣態(tài)成分經(jīng)激光拉曼光譜檢測成分為甲烷（圖7a、c、i）。以上烴類包裹體的特征表明，這些包裹體中的烴類成分處于中—高成熟度階段[42]。這些包裹體或捕獲于晶體的生長面上，或捕獲于晶體生長帶裂隙中，屬原生包裹體或假次生包裹體[43]。烴類包裹體宿主礦物團(tuán)簇同位素溫度代表烴類包裹體的捕獲溫度，U—Pb同位素年齡代表烴類包裹體的捕獲年齡。

圖6 川西北地區(qū)棲霞組白云巖各結(jié)構(gòu)組分U—Pb同位素年齡Fig.6 U-Pb isotope ages of various textural components of Qixia Formation dolomites in northwest Sichuan Basin

4.5 包裹體均一溫度和團(tuán)簇同位素（Δ47）溫度

前人已對川西北地區(qū)棲霞組的白云石（他形晶、自形晶）、鞍狀白云石和方解石的氣液兩相包裹體均一溫度做過較多的測試，其中白云石包裹體均一溫度為67～243℃，鞍狀白云石為91～223℃，方解石為54～215℃[8-9，12-13，44-45]。不同學(xué)者得出的包裹體均一溫度差異較大，且各學(xué)者得出的包裹體均一溫度均表現(xiàn)出離散性較強(qiáng)的特點，本文也測試了55個塊晶方解石中氣液兩相鹽水包裹體的均一溫度，結(jié)果從65℃到230℃不等，無明顯“峰溫”特征?？紤]到川西北地區(qū)的復(fù)雜構(gòu)造歷史，認(rèn)為該現(xiàn)象的原因是，在埋藏深度和地層溫度增加，以及龍門山地區(qū)的強(qiáng)烈推覆擠壓作用下，早期形成的包裹體內(nèi)部形成了超壓系統(tǒng)，導(dǎo)致包裹體的泄露、再次填充，并最終導(dǎo)致包裹體均一溫度的升高，即發(fā)生過再平衡作用[15，46]，雖然難以判斷一個完好的包裹體是否發(fā)生過再平衡作用，但研究區(qū)棲霞組偶見的拉伸狀包裹體可以作為其中一個證據(jù)（圖7a）。碳酸鹽巖硬度低，抵御再平衡作用的能力較弱[47]，在川西北地區(qū)復(fù)雜構(gòu)造背景下，再平衡作用極易發(fā)生。因此認(rèn)為包裹體均一溫度不適合川西北地區(qū)的成巖演化和成藏演化研究。

圖7 川西北地區(qū)棲霞組白云巖各結(jié)構(gòu)組分包裹體特征Fig.7 Characteristics of inclusions in various textural components of Qixia Formation dolomites in northwest Sichuan Basin

團(tuán)簇同位素（Δ47）測溫技術(shù)為近年來新興的測量碳酸鹽礦物生長溫度的技術(shù)，依據(jù)的是碳酸鹽礦物的碳氧重同位素鍵（13C—18O）濃度只取決于礦物形成時的環(huán)境溫度，該技術(shù)得到的碳酸鹽礦物形成的環(huán)境溫度誤差僅為2～3℃[48-49]，可有效避免包裹體均一溫度離散的弊端。團(tuán)簇同位素測溫技術(shù)已在大陸構(gòu)造[49]、碳酸鹽巖變質(zhì)作用[50]、碳酸鹽巖儲層成因[51]、碳酸鹽巖儲層成藏演化[16]等研究中發(fā)揮了重要作用。本次研究對DMY-42-1樣品的鞍狀白云石、塊晶方解石和SDZ-B01樣品的鞍狀白云石進(jìn)行了團(tuán)簇同位素測溫，結(jié)果分別為79.13℃、74.14℃和95.97℃（表1）。

5 討論

5.1 白云巖儲層成因和主控因素

5.1.1 他形晶白云石成因

棲霞組沉積期川西北地區(qū)位于臺地邊緣[5，52-53]，顆粒灘發(fā)育，這為儲層的發(fā)育奠定了物質(zhì)基礎(chǔ)[2]。他形晶中—細(xì)晶白云石中常見生屑、砂屑等顆粒結(jié)構(gòu)殘余（圖3a），他形晶中—粗晶白云石原巖顆粒結(jié)構(gòu)難以恢復(fù)則可能是因為原巖顆粒粒徑小于白云石晶粒，致使其原巖顆粒結(jié)構(gòu)難以殘留[54]。因此認(rèn)為他形晶白云石來自顆粒灘灰?guī)r。

他形晶白云石的形成起始于顆?；?guī)r準(zhǔn)同生期—淺埋藏期的白云石交代作用，并在中等埋藏深度受到埋藏白云石化作用（白云石增生環(huán)帶）疊加改造，導(dǎo)致基質(zhì)孔不發(fā)育。

他形晶白云石形成于準(zhǔn)同生期的理由如下：一是棲霞組常見白云石顆粒被縫合線切割的現(xiàn)象，野外也可見白云巖和石灰?guī)r通過壓溶縫合線突然接觸的現(xiàn)象[10，55]，說明棲霞組第一期白云石化作用早于規(guī)模壓溶發(fā)生時間，而規(guī)模壓溶于埋深600～1000m便可形成；二是稀土元素在后期改造中較為穩(wěn)定[36]，他形晶白云石和石灰?guī)r圍巖稀土配分模式大體一致（圖5a），重稀土元素富集，La正異常，Eu未正異常（表1），指示成巖流體以沉積期海水為主[56]；三是他形晶白云石的中心部分陰極發(fā)光下為不發(fā)光（圖3c），指示其形成于氧化程度較高環(huán)境（Mn含量低）[57]；四是孔洞中充填的第一期細(xì)晶白云石膠結(jié)物，雖然沒有獲取U—Pb同位素年齡數(shù)據(jù)，但陰極發(fā)光下為不發(fā)光（圖3c），δ13C平均值（2.671‰）和石灰?guī)r圍巖相當(dāng)，稀土配分模式（圖5b）、重稀土元素富集、La正異常、Eu未正異常等特征和石灰?guī)r圍巖大體一致（表1），指示其成巖流體同樣來自海水，形成于準(zhǔn)同生期—淺埋藏期，而他形晶白云石的白云石化作用時間早于細(xì)晶白云石膠結(jié)物的形成時間。

他形晶白云石在中等深度受到埋藏成巖作用改造則是基于以下理由：一是白云巖常具次生加大邊結(jié)構(gòu)，次生加大邊為明亮或黯淡發(fā)光（圖3c）；二是碳酸鹽巖δ13C值和δ18O值會由于成巖流體趨向控制作用而受到改造[35]，他形晶白云石δ13C值較高（平均3.261‰），δ18O值較低（平均-7.406‰），符合埋藏成巖改造作用產(chǎn)物的特征；三是棲霞組他形晶白云石中可見含氣態(tài)烴包裹體；四是碳酸鹽巖中U和Pb等微量元素同樣不如稀土元素穩(wěn)定，會在強(qiáng)烈成巖改造時發(fā)生變化，他形晶白云石U—Pb同位素年齡為216Ma±13Ma和229Ma±12Ma（圖6、表1）。此時川西北地區(qū)棲霞組埋深為2～3km，白云巖儲層因準(zhǔn)同生期白云石化的保護(hù)作用仍具較好孔滲性[54]，龍門山地區(qū)構(gòu)造活動帶來的擠壓流體誘發(fā)了他形晶白云石的重結(jié)晶作用，重結(jié)晶作用是一個持續(xù)的過程，結(jié)束的時間甚至晚于鞍狀白云石和塊晶方解石的沉淀時間。

5.1.2 自形晶白云石成因

自形晶白云石的形成起始于大氣淡水巖溶縫洞系統(tǒng)中充填的砂屑生屑灰?guī)r準(zhǔn)同生期—淺埋藏期白云石化，中等埋藏深度受到埋藏改造作用，相較于他形晶白云石，自形晶白云石受埋藏壓實作用較弱，導(dǎo)致其晶間孔發(fā)育。

自形晶白云石起始于大氣淡水巖溶縫洞系統(tǒng)中的砂屑生屑灰?guī)r理由如下：一是棲霞組發(fā)育受高頻層序界面控制的大氣淡水層間巖溶現(xiàn)象[8，11，58]，具體表現(xiàn)為白云巖中廣泛發(fā)育以順層為主的溶孔和孔洞（圖3a），孔洞中白云巖呈現(xiàn)角礫巖化并充填滲流粉砂等，灰質(zhì)斑狀白云巖的石灰?guī)r圍巖δ13C值（平均2.600‰）和δ18O值（平均-4.748‰）均小于同時期海水的碳氧同位素值[59]（圖4）；二是自形晶白云石所在的針狀孔發(fā)育區(qū)常以斑狀或海綿狀分布于他形晶白云石所在的致密區(qū)或石灰?guī)r圍巖中，分布區(qū)域常呈溶溝、溶縫、溶洞狀，具典型巖溶縫洞系統(tǒng)特征。

自形晶白云石同樣來自準(zhǔn)同生期—淺埋藏期白云石化則是因為其和他形晶白云石具基本一致的稀土元素特征（圖5a、表1）、陰極發(fā)光特征，另外自形晶白云石晶間孔中偶見細(xì)晶白云石膠結(jié)物，說明自形晶白云石形成時間同樣早于細(xì)晶白云石膠結(jié)物形成時間。

自形晶白云石同樣具次生加大邊、含氣態(tài)烴包裹體，和他形晶白云石具基本一致的δ13C值和δ18O值，U—Pb同 位素年齡為202Ma±13Ma和206Ma±14Ma，指示自形晶白云石在中等埋藏深度同樣受到了埋藏成巖作用改造。自形晶白云石的U—Pb同位素年齡甚至比他形晶白云石還要年輕，這恰恰證明了前述的埋藏成巖改造作用是一個持續(xù)的過程，自形晶白云石所在區(qū)域的孔滲性要明顯好于他形晶白云石所在區(qū)域，在埋藏成巖改造作用使他形晶白云石次生加大至幾乎致密的時候，自形晶白云石仍在持續(xù)接受改造，自形晶白云石的年齡和印支期龍門山地區(qū)活動結(jié)束于距今208Ma基本是一致的[32]，同時這也是自形晶白云石次生加大邊較他形晶白云石更為明顯的原因。

自形晶白云石所處區(qū)域晶型和孔滲性明顯好于他形晶白云石所處區(qū)域，是因為巖溶縫洞系統(tǒng)中的砂屑、生屑顆粒開始沉積時，圍巖就已經(jīng)處于半固結(jié)狀態(tài)，較好地保護(hù)了砂屑、生屑顆粒及其后續(xù)經(jīng)歷成巖演化而形成的自形晶白云石免遭壓實作用，使得初始孔隙得以保留；另外，白云石化過程中由于空間充足，晶體也得以自由生長。而同為自形晶白云石，斑狀白云巖中自形晶晶間孔發(fā)育而灰質(zhì)斑狀云巖中自形晶晶間孔不發(fā)育甚至充填泥質(zhì)，則是因為細(xì)粒充填物來源不同，位于棲霞組中部的斑狀白云巖充填物為棲霞組高位體系域時期物質(zhì)，而位于棲霞組頂部的灰質(zhì)斑狀白云巖充填物則為茅口組沉積期的海侵時期產(chǎn)物，這也是同樣發(fā)育巖溶縫洞系統(tǒng)，斑狀白云巖中的圍巖（致密區(qū)）能發(fā)生白云巖化作用而灰質(zhì)斑狀白云巖中圍巖（石灰?guī)r圍巖）不能發(fā)生白云巖化作用的原因。

5.1.3 孔洞充填物成因

第一期細(xì)晶白云石膠結(jié)物形成于準(zhǔn)同生期，但晚于他形晶白云石和自形晶白云石的形成時間。

第二期膠結(jié)物為鞍狀白云石（圖3a），輕稀土元素富集（表1），δ13C值較高（平均3.219‰），δ18O值較低（平均-7.798‰），符合埋藏流體成因。U—Pb同 位 素 年 齡 為235.5Ma±3.3Ma、240.6Ma± 7.6Ma和235.6Ma±3.6Ma，團(tuán)簇同位素Δ47溫度為79.13℃和95.97℃，地質(zhì)年齡和印支期龍門山地區(qū)活動開始于距今237Ma基本一致[32]，地溫與此時逆沖推覆帶棲霞組埋藏史和熱史吻合[12-13，44]，加之其并未有明顯的Eu正異常，因此認(rèn)為鞍狀白云石并非形成于與峨眉地幔柱活動相關(guān)的熱液事件[5，8，60]，而是因印支早期，龍門山地區(qū)的橫向擠壓活動導(dǎo)致的流體大規(guī)模橫向流動和原存白云石的重結(jié)晶作用產(chǎn)生的[61]。

第三期膠結(jié)物為塊晶方解石（圖3a），U—Pb同位素年齡分別為229Ma±16Ma和229.3Ma±3.4Ma，同樣未見明顯Eu正異常，較低的δ18O值（平均-7.445‰）指示埋藏流體成因。但塊晶方解石δ13C值極低（平均1.0305‰），這和其中富含豐富液態(tài)烴包裹體原因一致，印支晚期，龍門山地區(qū)的隆升作用增強(qiáng)，導(dǎo)致通源斷裂（如1號隱伏斷裂）形成，斷層溝通了下寒武統(tǒng)烴源巖，致使方解石中捕獲了大量油氣包裹體，伴隨油氣運(yùn)移沉淀的塊晶方解石具極低的δ13C值[62]。因為塊晶方解石為隆升期產(chǎn)物，同一樣品中Δ47溫度會略低于鞍狀白云石Δ47溫度，如DMY-42-1樣品，鞍狀白云石Δ47溫度為79.13℃，塊晶方解石Δ47溫度為74.14℃。

Pan等[7]于川西北地區(qū)逆沖推覆帶的礦2井棲霞組白云巖儲層中發(fā)現(xiàn)了U—Pb同位素年齡為16.4Ma±0.74Ma和12.3Ma±1.2Ma的鞍狀白云石，各地球化學(xué)特征均指示其為燕山期熱液成因，棲霞組中偶見的如螢石、重晶石和石英等熱液礦物應(yīng)和該期鞍狀白云石來自同一時期，但該期熱液活動并未對晶粒白云巖產(chǎn)生重結(jié)晶影響，而是以礦物沉淀為主。

5.1.4 儲層主控因素及孔隙演化史

綜上所述，棲霞組白云巖儲層成巖序列如下：臺緣帶顆粒灘沉積→準(zhǔn)同生期大氣淡水溶蝕孔洞發(fā)育→準(zhǔn)同生期溶蝕孔洞被細(xì)?？p洞充填物部分充填→準(zhǔn)同生期—淺埋藏期他形晶白云石和自形晶白云石形成→準(zhǔn)同生期—淺埋藏期細(xì)晶白云石膠結(jié)物形成→印支期他形晶白云石和自形晶白云石環(huán)帶增生（持續(xù)過程）、鞍狀白云石沉淀、塊晶方解石沉淀→燕山期熱液礦物沉淀，成巖演化過程見圖8。

如前文論述，他形晶白云石由顆粒灘原巖演化而來，自形晶白云石由顆粒灘原巖的大氣淡水巖溶縫洞系統(tǒng)后期細(xì)粒充填物演化而來。由他形晶白云石構(gòu)成的塊狀白云巖儲集空間以溶蝕孔洞為主，由他形晶白云石和自形晶白云石共同構(gòu)成的斑狀白云巖儲集空間則以自形晶晶間孔為主，這兩種儲集空間本質(zhì)上均來自早表生期大氣淡水的巖溶作用（和層序界面相關(guān)）。因此顆粒灘沉積相及與層序界面相關(guān)的大氣淡水巖溶作用共同控制了白云巖儲層的發(fā)育，而古地貌高部位既是顆粒灘易發(fā)育區(qū)，也是早表生期大氣淡水巖溶作用優(yōu)勢區(qū)，因此古地貌高部位為棲霞組白云巖儲層的有利發(fā)育區(qū)。準(zhǔn)同生期—淺埋藏期白云石化作用使得巖石抗壓實壓溶能力增強(qiáng)，是早期孔隙和孔洞得以保存的關(guān)鍵[63]。印支期的埋藏成巖改造作用，以及伴隨的鞍狀白云石、方解石的沉淀為棲霞組儲集空間最主要的破壞作用。喜馬拉雅期的熱液礦物沉淀作用也破壞了部分儲集空間?；谏鲜稣J(rèn)識建立了川西北地區(qū)棲霞組白云巖儲層成巖—孔隙演化史曲線（圖9）。

5.2 成藏演化史

樣品均來自川西北地區(qū)逆沖推覆帶，在成巖序列的基礎(chǔ)上，依據(jù)含烴類包裹體宿主礦物年齡、團(tuán)簇同位素溫度分析各油氣成藏期次。以逆沖推覆帶為基點，結(jié)合構(gòu)造史、油氣來源（川西北地區(qū)逆沖推覆帶棲霞組的氣源為下寒武統(tǒng)烴源巖，逆沖隱伏帶和前陸凹陷帶氣源則為下寒武統(tǒng)烴源巖和二疊系烴源巖混源[64]），重建川西北地區(qū)棲霞組油氣成藏地質(zhì)過程。分析認(rèn)為，川西北地區(qū)棲霞組經(jīng)歷了印支期的油氣充注和燕山期—喜馬拉雅期的差異成藏作用。

5.2.1 印支期的油氣充注

印支期的油氣充注以年齡229Ma±16Ma和229.3Ma±3.4Ma、團(tuán)簇同位素（Δ47）溫度74.14℃的塊晶方解石為代表。雖然鞍狀白云石中也可見少量氣態(tài)烴包裹體，但豐度極低，認(rèn)為其可能是印支早期龍門山地區(qū)的擠壓活動導(dǎo)致的少量氣體溢散，不能代表大規(guī)模油氣運(yùn)移。含有豐富氣態(tài)烴、液態(tài)烴的塊晶方解石沉淀時間代表了印支期油氣充注的開始，油氣運(yùn)移的原因是龍門山地區(qū)晚期推覆作用的增強(qiáng)，導(dǎo)致大量通源斷裂的形成（以1號隱伏斷裂為代表），此時下寒武統(tǒng)烴源巖恰好處于油氣并生的階段[65-68]。龍門山地區(qū)構(gòu)造活動停止后，通源斷裂的逆沖性質(zhì)使得其變得封閉，不能再往上運(yùn)移油氣，同時白云巖的重結(jié)晶作用也因為成巖流體活動停止得以結(jié)束。因此從塊晶方解石開始沉淀到晶粒白云巖重結(jié)晶停止時間（約從距今229Ma到距今202Ma，幾乎持續(xù)整個晚三疊世）即為棲霞組的第一次油氣運(yùn)移時期（圖8e、圖9）。

圖8 川西北地區(qū)逆沖推覆帶棲霞組白云巖儲層成巖演化和成藏演化模式Fig.8 Diagenetic evolution and hydrocarbon accumulation and evolution patterns of Qixia Formation dolomite reservoir in the thrust nappe zone in northwest Sichuan Basin

圖9 川西北地區(qū)棲霞組逆沖推覆帶成巖—孔隙演化史曲線和成藏演化史曲線Fig.9 Diagenesis-pore evolution and hydrocarbon accumulation and evolution history curves of Qixia Formation dolomite reservoir in the thrust nappe zone in northwest Sichuan Basin

5.2.2 燕山期—喜馬拉雅期的差異成藏作用

雖然本次研究中未發(fā)現(xiàn)燕山期—喜馬拉雅期的成巖礦物，但基于如下3點事實：一是整個逆沖推覆帶上目前尚未有井鉆遇油氣，而逆沖隱伏帶（如雙探1井）和前陸凹陷帶（如龍?zhí)?井）卻均獲得了勘探突破；二是各構(gòu)造帶棲霞組白云巖儲層中均發(fā)育充填狀瀝青；三是不同構(gòu)造帶棲霞組油氣來源存在差異[64]，故作出如下合理推斷：燕山期—喜馬拉雅期，逆沖推覆帶油氣藏遭到破壞，逆沖隱伏帶和前陸凹陷帶重新形成氣藏。

燕山期—喜馬拉雅期龍門山地區(qū)推覆作用極為強(qiáng)烈，此時的1號隱伏斷裂由于埋藏深度加大，斷層面受到的巖柱壓力相應(yīng)增大，封閉性得到提高；1號隱伏斷裂以西地區(qū)的逆沖推覆帶，構(gòu)造活動強(qiáng)烈，形成了以青川斷裂、映秀—北川斷裂和馬角壩斷裂為代表的大量通天斷裂[31]；而1號隱伏斷裂以東地區(qū)，構(gòu)造活動未能突破下三疊統(tǒng)膏鹽巖的有效覆蓋[21，30]，加之1號隱伏斷裂的側(cè)向封閉，圈閉仍然有效。龍門山地區(qū)推覆作用帶來的熱液流體在棲霞組白云巖儲層中沉淀了鞍狀白云石等熱液礦物的同時，也使地層溫度升高，導(dǎo)致原存于棲霞組、來自下寒武統(tǒng)烴源巖的原油裂解形成干氣和充填狀瀝青，同時也促進(jìn)了二疊系烴源巖的成熟（Ⅱ型和Ⅲ型干酪根為主），使其進(jìn)入高成熟度產(chǎn)干氣階段[12]。由于此時逆沖推覆帶的圈閉遭到破壞，裂解氣和二疊系烴源巖所產(chǎn)氣均發(fā)生溢散（圖8f、圖9）；而由于逆沖隱伏帶和前陸凹陷帶的棲霞組儲層仍處于有效圈閉內(nèi)，新形成的氣重新運(yùn)聚于棲霞組儲層形成新氣藏。

6 結(jié)論

川西北地區(qū)棲霞組白云巖包括塊狀白云巖、斑狀白云巖和灰質(zhì)斑狀白云巖3類：塊狀白云巖以他形晶白云石為主，儲集空間以溶蝕孔洞為主；斑狀白云巖由自形晶白云石和他形晶白云石組成，儲集空間以自形晶白云石晶間孔為主；灰質(zhì)斑狀白云巖主要由自形晶白云石和石灰?guī)r圍巖組成，為非儲層。

他形晶白云石原巖為顆粒灘灰?guī)r，自形晶白云石起始于大氣淡水巖溶縫洞系統(tǒng)中充填的細(xì)?；?guī)r，二者均經(jīng)歷了準(zhǔn)同生期—淺埋藏期的白云石化作用疊合印支期的中埋藏深度（埋深2～3km）重結(jié)晶作用。塊狀白云巖中的溶蝕孔洞和斑狀白云巖中的自形晶白云石晶間孔均由早表生期的大氣淡水溶蝕孔洞發(fā)育而來。古地貌高地為顆粒灘沉積和早表生期大氣淡水溶蝕作用有利地形，為勘探有利區(qū)。白云巖成儲過程分析，是在白云巖不同結(jié)構(gòu)組分成因分析基礎(chǔ)上進(jìn)行的，因此相比于前人僅針對白云巖圍巖展開分析測試而得出的白云巖成因和白云巖儲層成因結(jié)論，結(jié)果更具可信度。

川西北地區(qū)棲霞組白云巖儲層埋藏膠結(jié)物——鞍狀白云石和方解石，主要發(fā)育于他形晶白云石區(qū)域的溶蝕孔洞中，其基質(zhì)孔不發(fā)育；自形晶白云石區(qū)域埋藏膠結(jié)物較少，但次生加大邊更為發(fā)育。由此推測一種埋藏改造白云巖化的模型，當(dāng)原存白云巖存在較強(qiáng)孔滲能力時，埋藏成巖流體只會與原存白云巖發(fā)生重結(jié)晶作用，只有當(dāng)重結(jié)晶作用使得白云巖相對致密之后，才會在溶蝕孔洞等應(yīng)力緩沖場所中沉淀鞍狀白云石和方解石等埋藏膠結(jié)物。

塊晶方解石中富含大量烴類包裹體，其年齡和形成溫度指示川西北地區(qū)棲霞組主成藏事件發(fā)生于印支期（晚三疊世）。燕山期—喜馬拉雅期逆沖推覆帶棲霞組油氣藏遭到破壞，逆沖隱伏帶和前陸凹陷帶重新形成氣藏，表現(xiàn)為差異成藏作用。由于研究區(qū)棲霞組白云巖膠結(jié)物種類相對較少，且本次研究樣品中并未找到燕山期—喜馬拉雅期膠結(jié)物，因此成藏過程恢復(fù)結(jié)論只能作為綜合成藏分析的一項參考。