深层碳酸盐储层再平衡流体包裹体特征及其原始捕获条件确定

The Characteristics of Re-Equilibrated Fluid Inclusions in Deep Carbonate Reservoirs and Determination of Their Original Trapping Conditions

摘要

深层碳酸盐储层中流体包裹体往往因经历复杂地质演化而发生再平衡，正确判识流体包裹体再平衡对于准确解释古流体演化具有重要意义. 以四川盆地安岳气田震旦系灯影组白云岩储层为例，通过岩相学、拉曼光谱测试及显微测温方法结合构造演化史判别了再平衡流体包裹体及其类型，并利用再平衡流体包裹体极值均一温度等数据进行PVT模拟确定了各期包裹体的原始捕获条件. 结果表明安岳气田震旦系灯影组储层中第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期白云石中流体包裹体发生了爆裂变形，第Ⅴ期方解石中流体包裹体发生了拉伸变形，而第Ⅳ期石英中包裹体再平衡特征不显著，其中第II、III期白云石中流体包裹体在埋藏升温过程中再平衡，而第IV期白云石和第V期方解石中流体包裹体在抬升降温过程中再平衡. 第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期成岩矿物中流体包裹体的捕获压力和捕获温度依次递增，至第Ⅳ期矿物形成时达到峰值，而后第Ⅴ期方解石中流体包裹体的捕获压力和捕获温度较第Ⅳ期则出现降低. 结合流体包裹体捕获温压条件和埋藏史准确限定了各成岩期矿物的形成期次和时间，其结果可与同位素定年对比.

关键词

再平衡流体包裹体 / 古压力 / 深层碳酸盐储层 / 白云岩 / 四川盆地 / 石油地质

Key words

re-equilibrated fluid inclusion / paleo-pressure / deep carbonate reservoir / dolostone / Sichuan Basin / petroleum geology

深层碳酸盐岩地层是目前油气勘探的重要领域，我国相继在四川盆地、塔里木盆地等地区取得重大勘探进展. 虽然深层碳酸盐岩储层油气资源丰富，但盆地往往经历多期构造运动，使得深层碳酸盐岩储层成岩和成藏演化复杂. 流体包裹体可以提供温度、盐度、压力、流体成分等信息而广泛应用于成岩成矿、盆地演化、油气运移等领域的研究（袁海锋等，2014；吴娟等，2022；曾宇等，2022），但应用流体包裹体分析的准确性依赖于数据的可靠性，而碳酸盐岩储层中流体包裹体容易发生再平衡而导致数据失真，因此，如何识别和应用再平衡流体包裹体显得尤为重要.

Roedder（1984）提出了流体包裹体研究的3个前提条件，即均一性、等容性、封闭性，流体包裹体获取数据的准确性与这3个前提条件密切相关. 已有研究表明，流体包裹体被捕获后在埋藏沉积过程中会发生再平衡使其不同于原始状态（Goldstein，1986， 2001；Burruss，1987；Sterner et al.，1995；Bourdet and Pironon，2008；Ujiie et al.，2008；Ferrero et al.，2011；Doppler et al.， 2013），再平衡现象的发生主要受控于压力的变化，可以分为内爆（内压小于外压）和外爆（内压大于外压）两种（Vityk and Bodnar，1995），俯冲作用、沉积作用及正常厚度陆壳下的岩浆增生等会导致包裹体内爆，岩浆底侵、侵蚀作用等会导致包裹体的外爆（曹梦春等，2017）. 除受地质作用影响会导致再平衡现象外，钻井取芯、样品处理及实验测试过程中都可能会造成流体包裹体的再平衡（Sterner and Bodnar，2010），Wang et al.（2022）也注意到高内压包裹体在均一温度测定时会因高内外压差而发生变形甚至破裂. 由此可见，再平衡现象在包裹体研究中十分常见，必须加以注意. 许多学者都已关注到了流体包裹体再平衡这一现象，但主要侧重于影响因素的研究（Burruss，1987；Bodnar et al.，1989；Osborne and Haszeldine，1993；Goldstein，2001；Doppler et al.，2013）及其特征识别（Bodnar and Bethke，1984；陶士振，2004；Bourdet and Pironon，2008；李克蓬等，2012）. 目前对于深层碳酸盐岩储层中再平衡流体包裹体研究尚不系统，缺少有效识别深层碳酸盐岩储层中再平衡包裹体的方法及如何获取相关信息的研究. 本文以四川盆地安岳气田震旦系灯影组储层为例，目的在于总结深层碳酸盐岩储层中再平衡流体包裹体的岩相学特征和显微测温特征，明确再平衡流体包裹体的判别方法，探讨如何获取深层碳酸盐岩储层中流体包裹体的有效信息，并确定其原始捕获条件.

1 研究区地质背景

四川盆地位于扬子板块西缘，是典型的叠合盆地，先后经历了早期的加里东旋回、海西旋回、印支旋回和晚期陆内改造阶段的燕山旋回、喜马拉雅旋回，发育有海相及陆相两套地层（王学军等，2015）. 四川盆地油气资源丰富，其中川中地区受控于乐山-龙女寺古隆起的构造演化，具有较好的天然气聚集条件（梅庆华等，2014；杨跃明等，2016），在高石梯-磨溪构造、威远构造及资阳构造等相继发现多个大型气田，其中安岳气田位于古隆起东段（图1），具有极大的天然气勘探开发潜力（孙玮等，2017；郑志红等，2017）.

安岳气田主要勘探层系为震旦系灯影组和寒武系龙王庙组碳酸盐岩储层，其中灯影组是盆地底部沉积的一套古老的、沉积稳定、分布广泛的海相碳酸盐岩建造，现今岩性主要以白云岩为主. 灯影组沉积受控于多级海平面升降，前人依据其地层发育特征将灯影组分为4段，灯一段及灯二段总体表现为向上水体变浅的序列，其中灯一段为贫蓝细菌白云岩段，灯二段为富蓝细菌白云岩段；灯三段为深水沉积，主要以深色泥页岩及白云质泥岩为主；灯四段为贫蓝细菌白云岩段，含有溶塌角砾白云岩，表现为向上水体变浅的沉积特征（冯明友等，2016；张旋等，2018）. 受桐湾运动影响，灯二段和灯四段分别遭受两期大气淡水的淋滤作用，形成了上震旦统灯影组风化壳岩溶型白云岩储层（田兴旺等，2020），因此，灯影组气藏主要储层为灯二段和灯四段，这是本次研究的主要层位.

2 样品采集与实验条件

2.1　样品采集与处理

本次研究样品主要来自四川盆地安岳气田震旦系灯影组地层，其中包括磨溪12井、磨溪22井、磨溪13井、磨溪111井等多口井震旦系灯影组的碳酸盐岩样品. 将样品制成厚度约0.070 mm的双面抛光流体包裹体薄片，对样品薄片进行岩相学观察，选取原生流体包裹体发育较好的样品进行激光拉曼测试. 激光拉曼测试完成后，对样品薄片进行切片及泡片清洗处理以备后期测温工作. 切片时，用切刀将薄片需要测试的部分切成小片，然后将流体包裹体薄片用丙酮浸泡并洗净全部粘胶，并将薄片置于通风处1 h以上使丙酮充分晾干，薄片处理完成后方可进行显微测温操作.

2.2　仪器及测试条件

本次研究实验测试均在中国石油大学（华东）流体包裹体实验室完成. 镜下观察使用德国LEICA公司生产的DM2700 P偏光显微镜. 激光拉曼测试采用法国Jobin Yvon公司生产的Labram-010激光拉曼光谱仪，光学分辨率约1.5 cm^-1. 测试时，环境温度20 ℃，湿度50%，激光光源波长为532.144 nm，共聚焦直径1 000 μm，双单色器狭缝宽400 μm，积分时间为5 s，积分次数为3次. 显微测温采用日本OLYMPUS BX53显微镜搭配英国LinkamTHMSG600自动控制冷热台，冷热台温度精度为0.1 ℃.

3 储层成岩序列与包裹体特征

3.1　灯影组储层成岩序列

四川盆地安岳气田震旦系灯影组地层岩性以微细晶白云岩为主，受溶蚀作用影响，发育大量的溶蚀孔洞及裂缝，孔洞缝内部被白云石、石英、方解石、黄铁矿及沥青等充填. 通过显微薄片观察，成岩矿物明显呈现出不同期次（图2），结合溶蚀孔洞中矿物的充填次序及阴极发光结果（图3）等，明确了灯影组成岩矿物序列.

成岩期次Ⅰ：成岩早期形成微细晶白云石，白云石颗粒较小，表面较脏，阴极发光下呈红色.

成岩期次Ⅱ：早期微细晶白云石受到后期改造发生重结晶作用，形成晶粒更加粗大的重结晶白云石，晶体形态较好，颗粒较第Ⅰ期白云石明亮，但表面仍然较脏，阴极发光下表现为亮红色. 在早期基质白云石和重结晶白云石的孔隙中可见沥青充填，部分沥青内部可见黄铁矿.

成岩期次Ⅲ：早期基质白云石遭受大气淡水淋滤作用，形成溶蚀的孔洞缝，在孔洞缝边缘充填第Ⅲ期白云石，该期白云石颗粒呈马牙状，颗粒表面较为明亮，颗粒较小，直径约50~200 μm，阴极发光下表现为亮红色.

成岩期次Ⅳ：孔洞缝内部进一步充填其他矿物如白云石和石英，二者未发现明显的充填先后次序，此外也可见部分沥青充填. 其中，白云石颗粒明显较大，晶形较好，颗粒直径约200~500 μm，阴极发光下表现为暗红色；石英主要呈粒状，颗粒表面干净，颗粒直径约100~500 μm，阴极发光下不发光.

成岩期次Ⅴ：孔洞缝内部进一步充填方解石，该期方解石主要形成于第Ⅳ期白云石颗粒间的孔隙，颗粒表面明亮，解理发育，颗粒直径约100~200 μm.

3.2　再平衡流体包裹体岩相学特征

同一个流体包裹体组合（FIA）的流体包裹体为同期捕获，成岩背景相同，流体包裹体的岩相学特征应当相似，但再平衡流体包裹体由于后期改造使得包裹体出现明显变形特征. 镜下观察发现，除早期微细晶白云石中流体包裹体发育较差外，其余期次的白云石、石英及方解石中均发育大量流体包裹体，这些不同期次矿物中的流体包裹体可见针状结构、半环形形状及气液比变化等再平衡特征，其中以包裹体壁拉伸为特征的针状结构最为常见，少数表现为半环形包裹体，白云石及方解石中不规则包裹体众多，部分表现出明显的气液比差异.

第Ⅰ期为早期微细晶白云石，流体包裹体发育情况较差，其中发育的流体包裹体尺寸较小，一般在5 μm以内，因包裹体体积较小且矿物颗粒表面较脏，难以观察流体包裹体的岩相学特征.

第Ⅱ期为重结晶白云石，其中流体包裹体发育情况较好，形态以不规则形状为主，尺寸较小多介于3~10 μm，呈面状分布（图4a，4c），可见部分体积较大的包裹体发生明显变形，具有针状结构（图4b）. 包裹体类型以盐水包裹体为主，多为气液两相包裹体，包裹体气液比较小，但可见部分包裹体具有较大气泡，呈现出气液比的明显差异（图4d）.

第Ⅲ期为马牙状白云石，该期白云石中流体包裹体较为发育，以不规则形态为主，部分包裹体为近圆形或长条形，包裹体尺寸较小，一般在5 μm左右，呈面状或单个分布（图4e）. 包裹体类型以气液两相的盐水包裹体为主，气液比较小，大部分未见明显的变形特征，但个别体积较大的包裹体呈现针状结构（图4f）.

第Ⅳ期为白云石和石英充填，该期石英中流体包裹体非常发育，但再平衡特征并不显著，包裹体尺寸较大，一般为7~10 μm左右，包裹体形态多为圆形或近圆形的规则形态（图4g），少数包裹体呈不规则形态，一般呈线状分布. 包裹体类型主要为盐水包裹体，少数为含甲烷包裹体，大多数为气液两相包裹体，包裹体气液比基本一致（图4h）. 该期白云石中流体包裹体非常发育，流体包裹体形态多样，大部分以不规则形态为主，少数呈现近圆形或长条形等，尺寸大多介于5~10 μm之间，个别包裹体可达20 μm，一般呈面状分布（图5a，5e）. 包裹体类型主要为盐水包裹体，大多数为气液两相包裹体，可见少数纯液相含甲烷盐水包裹体. 该期白云石中的流体包裹体可观察到明显的包裹体变形特征，如半环形包裹体（图5b）、包裹体的针状结构（图5c）、包裹体缺陷（图5d）及不规则包裹体的复杂变形（图5f）.

第Ⅴ期为方解石，其中流体包裹体发育较好，包裹体形态较为规则，主要为近圆形及长条形，尺寸一般在5~10 μm，多数呈线状或单个分布，少数呈面状分布（图5g）. 包裹体类型主要为气液两相的盐水包裹体，少数为含甲烷包裹体，气液比较大. 方解石中流体包裹体仅少数出现明显变形特征，主要表现为一些规则和不规则形态包裹体的拉伸变形（图5h）.

总体而言，白云石中再平衡流体包裹体主要表现为规则包裹体的针状结构和不规则包裹体的复杂变形，尤其是第Ⅳ期白云石中的包裹体变形特征明显；而第Ⅱ期白云石中的流体包裹体由于体积较小，变形特征相对不明显，但可见包裹体气液比的明显差异；石英中的包裹体整体较白云石中包裹体更加规则且体积较大，但再平衡特征并不显著；方解石中的再平衡包裹体则以包裹体的拉伸变形为主.

3.3　再平衡流体包裹体成分特征

各成岩期矿物中的流体包裹体以盐水包裹体为主（图6a、6c、6e、6g），第Ⅳ期白云石和石英及第Ⅴ期方解石中可见少数含甲烷包裹体（图6d、6f、6h），表明这两期矿物形成时伴随有天然气活动. 第Ⅱ期白云石中可见不规则形态的沥青包裹体（图6b），这种包裹体可能是早期的油包裹体在后期演化过程中原油裂解产生高压使得包裹体破裂而形成，包裹体破裂后天然气逸散，最终使得沥青保存在包裹体中. 因此，重结晶白云石中的沥青包裹体也能进一步证实再平衡现象.

3.4　再平衡流体包裹体均一温度及盐度特征

均一温度是流体包裹体的重要特征，对于同一FIA的流体包裹体而言，均一温度一般不会出现大范围波动（池国祥和卢焕章，2008），但再平衡会使其均一温度发生改变，因此再平衡流体包裹体通常具有异常的均一温度，使得同一FIA的流体包裹体均一温度表现出明显的差异性. 样品测温数据表明，除石英外不同期次矿物中包裹体的均一温度呈现分散特征，差异性明显（图7），结合各期次矿物中包裹体的岩相学特征和四川盆地川中地区构造演化史，可以判识第Ⅱ、III、Ⅳ期白云石及第Ⅴ期方解石矿物中的包裹体均发生再平衡现象，而第Ⅳ期石英中流体包裹体未发生再平衡现象.

第Ⅱ和III期白云石均形成于第Ⅳ期石英之前，因此其包裹体均一温度均应小于石英中包裹体的均一温度，但测温结果显示Ⅱ和Ⅲ期白云石中部分包裹体均一温度具有接近于石英中包裹体的均一温度，具有高温特征，因此第Ⅱ和Ⅲ期白云石发生了升温再平衡作用. 第Ⅱ和III期白云石中流体包裹体均一温度和盐度均具有较大差异，表现出盐度随均一温度增加而增大的趋势（图7a、7b），表明流体包裹体发生了破裂使得包裹体内部流体与外界流体发生了流体交换，盐度随均一温度增加的特征指示后期经历了埋藏升温再平衡，包裹体内部进入了高盐度流体.

第Ⅳ期白云石中流体包裹体表现为均一温度和盐度的较大差异（图7c），表明包裹体也发生了爆裂变形. 而同期石英中的包裹体其均一温度和盐度均相对集中（图7d），同时镜下观察石英中包裹体的再平衡特征也不显著，因此认为第Ⅳ期石英中的包裹体可能未发生再平衡，其均一温度可以反映原始捕获条件. 该期白云石与石英为同期形成，石英中包裹体均一温度集中在200~220 ℃，同期白云石中未发生再平衡的流体包裹体温度也应在此范围附近. 若后期在高温条件下发生再平衡，则该期白云石中再平衡流体包裹体的均一温度应大于220 ℃. 从图7c可以看出，白云石中包裹体的均一温度大部分小于200 ℃，表明该期白云石中流体包裹体的再平衡现象发生在后期降温过程，再平衡使得包裹体均一温度降低，明显区别于第Ⅱ和III期白云石中再平衡流体包裹体的升温特征.

第Ⅴ期方解石中的包裹体盐度数据未表现出明显差异（图7e），表明流体包裹体仅受到了轻微的拉伸作用，包裹体仍保持封闭性，属于拉伸变形，这也与镜下观察时仅发现包裹体的拉伸特征相符. 拉伸变形会使得包裹体均一温度升高（Ujiie et al.，2008），因此部分包裹体均一温度呈现高温特征. 结合研究区构造演化史分析，方解石形成于抬升期，因此其原生包裹体均一温度应该普遍小于石英中包裹体的均一温度，因此，个别包裹体具有较高的均一温度正是受到了再平衡作用的影响.

因此，结合镜下所观察到的第Ⅱ、III、Ⅳ期白云石中包裹体的形态及气液比变化等特征，认为第Ⅱ、III、Ⅳ期白云石中的包裹体属于爆裂变形，其中第Ⅱ和III期白云石中再平衡导致包裹体均一温度升高，而第Ⅳ期白云石中再平衡导致包裹体均一温度降低. 第Ⅴ期方解石中的再平衡流体包裹体为拉伸变形，再平衡流体包裹体表现为均一温度变高的特征. 第Ⅳ期石英中的包裹体其均一温度和盐度均集中在一定范围内波动，均一温度数据差异较小，同时镜下观察石英中包裹体的再平衡特征也并不显著，因此认为第Ⅳ期石英中的包裹体基本未发生再平衡.

4 讨论

4.1　流体包裹体再平衡机制与判识标志

再平衡流体包裹体在沉积盆地中广泛存在（Goldstein，1986， 2001；Burruss，1987；Sterner et al.，1995；Ujiie et al.，2008；李克蓬等，2012），是早期浅埋藏时形成的原生包裹体受到后期改造甚至充填上后期地质流体而形成的. 再平衡流体包裹体的形成主要受控于压力，当包裹体内部压力与外界压力的差值达到包裹体塑性变形条件时，包裹体就会发生再平衡. 再平衡流体包裹体主要表现为拉伸变形（Bodnar and Bethke，1984）和爆裂变形（Roedder，1984）两种，拉伸变形主要表现为流体包裹体体积的改变，但流体包裹体仍保持内部的封闭性，当压差进一步增大，超过流体包裹体的抗压强度时（寄主矿物脆性变形），流体包裹体发生破裂，封闭性被破坏，表现为爆裂变形. 除压力外，温度及流体浓度等因素也可通过间接影响压力变化而使流体包裹体发生再平衡.

流体包裹体捕获后的改造主要是由于地质环境的改变而造成的. Vityk and Bodnar（1995）总结了流体包裹体被捕获后发生再平衡现象的不同P-T演化路径，并将其与不同的地质作用过程相对应. 同时，流体包裹体能否发生再平衡也与主矿物的性质、包裹体的尺寸、形状、盐度等多种因素有关. 一般来说，硬度较低，解理发育的矿物其包裹体更易发生再平衡如方解石，萤石等（Vityk et al.，2000；Goldstein，2001；Bourdet and Pironon，2008），尺寸大、形状不规则的流体包裹体比规则的流体包裹体更易发生再平衡（Bodnar et al.，1989；Osborne and Haszeldine，1993）. 结合研究区样品再平衡特征也可以发现，硬度较低且解理发育的白云石和方解石中的包裹体均发生了再平衡，而硬度较大且无解理的石英中的包裹体则再平衡特征不显著，同时镜下所观察的具明显变形特征的包裹体多数为尺寸较大且形状不规则的，表明流体包裹体的再平衡与多种因素有关.

再平衡流体包裹体通常会具有明显的变形特征如针形结构、环形结构及爆裂晕等，这使得再平衡流体包裹体可以从岩相学特征上进行识别. 针状结构在研究区样品中较为常见，白云石及方解石中包裹体均可见明显的针状结构，而环形结构及爆裂晕特征并不显著，但部分包裹体具有半环形结构且同一FIA的包裹体表现出气液比的差异，这些均可指示包裹体的变形. 此外，再平衡会导致流体包裹体的均一温度分布离散（Vityk and Bodnar，1998；李克蓬等，2012），若包裹体与外界流体发生流体交换，还会出现盐度差异，研究区样品中白云石和方解石中包裹体均一温度和盐度的变化特征分别指示了爆裂变形和拉伸变形，白云石中包裹体为爆裂变形，均一温度和盐度都具有较宽的变化范围，方解石中包裹体为拉伸变形，均一温度变化较大而盐度变化不大.

因此，通过再平衡流体包裹体的岩相学及均一温度和盐度特征，可以判别再平衡流体包裹体. 首先，需要划分成岩序列，不同时期形成的矿物中的包裹体受到后期改造的影响不同，早期形成的矿物中的包裹体相较于晚期矿物中的包裹体经受更复杂的地质作用，受到改造的可能性更大，因此其发生再平衡的概率增加. 其次，观察流体包裹体岩相学特征，如流体包裹体类型、大小、形状、成因及气液比等特征，重点寻找具有典型变形特征的流体包裹体，同时也要注意同一FIA中尺寸较大、形态不规则或与其他流体包裹体形态和气液比差异较大的流体包裹体. 然后，通过拉曼测试进一步获取包裹体内部流体成分信息并进行对比. 最后，通过显微测温测定流体包裹体的均一温度和冰点并计算盐度，依据均一温度和盐度变化特征结合岩相学特征判断再平衡类型.

4.2　再平衡流体包裹体的原始捕获条件

未发生再平衡的流体包裹体可以提供关于寄主矿物生长温度以及成岩古流体信息，但当流体包裹体发生再平衡后，均一温度出现差异性，其峰值明显偏移，已不能代表原始捕获条件（李克蓬等，2012）. 陶士振（2004）提出当流体包裹体在后期埋藏过程中发生再平衡现象时，相同或相近的冰点对应的最小均一温度可以用来恢复真实的捕获温度. 对于第Ⅱ、Ⅲ期白云石及第Ⅴ期方解石来说，其再平衡流体包裹体均一温度升高，可以选取具有最小均一温度的包裹体进行原始捕获条件的确定，考虑到方解石中包裹体为拉伸变形则选取盐度相近且均一温度较小的包裹体更具有代表性；但第Ⅳ期白云石中再平衡流体包裹体均一温度降低，则应选取具有最大均一温度的包裹体进行原始捕获条件的确定. 因此，对于发生再平衡的流体包裹体组合，可以选取最大或最小均一温度确定原始捕获条件，而第Ⅳ期石英中流体包裹体未发生再平衡，均一温度可以直接用来恢复原始捕获条件.

通过对均一温度 T_{\mathrm{h}}校正得到第Ⅱ、Ⅲ期白云石中包裹体的原始捕获温度 T_{\mathrm{t}}（Knight and Bodnar，1989；Bodnar，1994），计算方法如下：

T_{\mathrm{t}}= T_{\mathrm{h}}+ΔT，

ΔT= a_{\mathrm{s}} \times T_{\mathrm{h}}^{\mathrm{3}}+ b_{\mathrm{s}} \times T_{\mathrm{h}}^{\mathrm{2}}+ c_{\mathrm{s}} \times T_{\mathrm{h}}+ d_{\mathrm{s}}，

a_{\mathrm{s}} = \mathrm{1.172} \times {\mathrm{10}}^{-\mathrm{5}} S^{\mathrm{4}} + \mathrm{5.789} \times {\mathrm{10}}^{-\mathrm{7}} S^{\mathrm{3}} - \mathrm{8.862} \times {\mathrm{10}}^{-\mathrm{6}} S^{\mathrm{2}} + \mathrm{4.161} \times {\mathrm{10}}^{-\mathrm{5}} S + \mathrm{1.123} \times {\mathrm{10}}^{-\mathrm{5}}，

b_{\mathrm{s}} = \mathrm{4.407} \times {\mathrm{10}}^{-\mathrm{6}} S^{\mathrm{4}} - \mathrm{0.000} \mathrm{198} \mathrm{9} S^{\mathrm{3}} + \mathrm{0.003} \mathrm{036} S^{\mathrm{2}} - \mathrm{0.014} \mathrm{35} S - \mathrm{0.002} \mathrm{603}，

c_{\mathrm{s}} = \mathrm{0.000} \mathrm{446} \mathrm{4} S^{\mathrm{4}} + \mathrm{0.021} \mathrm{9} S^{\mathrm{3}} - \mathrm{0.334} \mathrm{6} S^{\mathrm{2}} + \mathrm{1.597} S + \mathrm{0.471} \mathrm{2}，

d_{\mathrm{s}} = \mathrm{0.015} \mathrm{56} S^{\mathrm{4}} + \mathrm{0.766} \mathrm{2} S^{\mathrm{3}} + \mathrm{11.79} S^{\mathrm{2}} - \mathrm{57.45} S - \mathrm{13.71}，

其中： T_{\mathrm{h}} \mathrm{为均} \mathrm{一温} \mathrm{度} ( ℃ )； T_{\mathrm{t}}为捕获温度（℃）；ΔT为校正温度（℃）； a_{\mathrm{s}} 、 b_{\mathrm{s}}、 c_{\mathrm{s}} 、 d_{\mathrm{s}}为与盐度有关的拟合系数；S为盐度，wt（NaCl）%.

第Ⅳ期白云石和石英及第Ⅴ期方解石中包裹体由于甲烷饱和则均一温度可以代表捕获温度. 利用PVT模拟得到包裹体的原始捕获压力，其中第Ⅱ和Ⅲ期白云石中包裹体未测出甲烷成分，使用NaCl-H₂O体系计算捕获压力（Knight and Bodnar，1989；Bodnar，1994），第Ⅳ期和第Ⅴ期矿物中确定包裹体捕获压力时选取CH₄-NaCl-H₂O体系，通过Shang等（2015）提出的甲烷密度ρ与其拉曼位移 {\upsilon }_{\mathrm{1}}的关系方程计算甲烷密度ρ，进而计算甲烷的摩尔体积 V_{\mathrm{m}}（表1），利用Bakker（1999）编写的计算程序求得捕获压力（表2）.

不同成岩期次矿物中流体包裹体捕获温度和压力见表2，温度和压力变化趋势如图8所示. 第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期成岩矿物中流体包裹体的捕获压力和捕获温度依次递增，而第Ⅴ期方解石中流体包裹体的捕获压力和捕获温度较第Ⅳ期则出现降低，表明地层温度和压力呈现先升高后降低的趋势，在第Ⅳ期矿物形成时达到温度和压力的峰值，不同期次流体包裹体原始捕获温压条件很好的反映了地层埋藏演化史温压变化特征. 这也进一步解释了不同期次再平衡流体包裹体均一温度特征变化的差异性，第Ⅱ和Ⅲ期白云石中包裹体爆裂变形发生在外界温压条件升高的过程，再平衡流体包裹体表现出均一温度增大，而第Ⅳ期白云石包裹体的爆裂变形发生在后期环境温压条件降低的过程，再平衡流体包裹体表现出均一温度减小，第Ⅴ期方解石中包裹体为拉伸变形，包裹体封闭性未改变，未受到后期流体改造，因此拉伸变形使得包裹体均一温度升高.

将各成岩期次矿物中包裹体的捕获温度与地层埋藏史相结合，确定了各期成岩矿物的沉淀时间（图9）. 第Ⅱ期白云石中包裹体捕获温度在130~135 ℃，捕获压力在40 MPa左右，对应该期白云石沉淀于240~225 Ma，主要形成于二叠纪末期和早三叠纪，此时盆地进入印支运动时期，由拉张环境转变为挤压环境，磨溪地区处于稳定埋藏阶段，灯影组底界埋深可达4 000 m左右；第Ⅲ期白云石中包裹体捕获温度在140~145 ℃，捕获压力在40~45 MPa，对应该期白云石沉淀于225~200 Ma，主要形成于中晚三叠纪，中三叠纪末期的印支运动结束了四川盆地广泛的海相沉积，逐渐转为陆相沉积，灯影组地层处于埋藏阶段，底界最深可达4 700 m左右；第Ⅳ期白云石中包裹体捕获温度为215 ℃左右，压力在120 MPa左右，石英中包裹体捕获温度为210~220 ℃，压力在135~140 MPa左右，对应该期白云石和石英沉淀于115~105 Ma，该期白云石和石英主要形成于白垩纪，此阶段地层达到最大埋深，最高可达近8 000 m；第Ⅳ期方解石中包裹体捕获温度为170~175 ℃左右，压力在65~70 MPa左右，对应方解石沉淀于25~20 Ma，方解石主要形成于古近纪和新近纪时期，受喜马拉雅运动影响，磨溪地区发生隆升，灯影组地层底界抬升至5 500 m左右.

正确判识再平衡流体包裹体是准确获取数据的前提，如果未注意再平衡所导致的包裹体数据的差异，使用包裹体峰值数据则会造成数据的错误解释. 在本次研究中，包裹体均一温度峰值明显受到再平衡影响而发生偏移，若使用均一温度峰值进行原始捕获条件的确定则会出现较大误差. 第Ⅱ期白云石中包裹体均一温度峰值为130~140 ℃，对应捕获温度150~160 ℃；第Ⅲ期白云石中包裹体均一温度峰值130~150 ℃，对应捕获温度155~170 ℃；第Ⅳ期白云石及第Ⅴ期方解石中包裹体由于甲烷饱和则均一温度可以代表捕获温度，第Ⅳ期白云石中包裹体均一温度峰值为170~190 ℃，则捕获温度为170~190 ℃，第Ⅴ期方解石中包裹体均一温度峰值为180~200 ℃，则捕获温度为180~200 ℃，依据各期包裹体均一温度峰值确定的年龄如图9所示. 由图9可知，使用包裹体均一温度峰值所确定的矿物沉淀时间与使用均一温度极值所确定矿物沉淀时间具有较大差异，最大误差可达50 Ma左右. 胡安平等（2021）及沈安江等（2021）对川中地区震旦系灯影组的白云石矿物进行了U-Pb同位素测年和团簇同位素Δ₄₇测温研究，根据矿物的岩相学特征对比，其所测定的粗晶白云石可对应于本研究的第Ⅱ、Ⅲ期白云石，鞍状白云石可对应于本研究的第Ⅳ期白云石. 通过与白云石U-Pb同位素测年和团簇同位素Δ₄₇测温数据对比发现（表3），再平衡流体包裹体均一温度极值所确定的原始捕获温度和对应矿物沉淀年龄与前人数据具有较好的吻合关系，表明根据均一温度极值确定的原始捕获条件是可靠的.

5 结论

（1）四川盆地安岳气田震旦系灯影组储层成岩矿物结晶充填主要有5期，第Ⅰ期为早期微细晶白云石充填，第Ⅱ期为重结晶白云石，第Ⅲ期为孔洞边缘充填的白云石，第Ⅳ期为孔洞内部充填的白云石和石英，第Ⅴ期为孔洞内部充填的方解石.

（2）通过包裹体岩相学特征、拉曼测试、均一温度和盐度分析等可以识别深层碳酸盐中流体包裹体再平衡现象并确定其类型. 安岳气田灯影组储层第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期白云石中包裹体为爆裂变形，以气液比差异、半环形包裹体及针状结构为主要特征，均一温度和盐度都具有较宽的变化范围，第Ⅴ期方解石中包裹体为拉伸变形，再平衡流体包裹体主要表现为拉伸变形，仅发生体积形状的变化并未发生流体交换，盐度变化不大，均一温度变化较大，而第Ⅳ期石英中包裹体再平衡特征不显著，且均一温度和盐度差异较小，表明石英中包裹体基本未发生再平衡.

（3）深层碳酸盐岩储层形成后经受复杂的地质活动和地质环境的变化，以白云石和方解石为主的碳酸盐岩矿物中的包裹体容易发生再平衡现象，包裹体测温数据解释时应加以注意，而石英矿物封闭性较好，不易发生再平衡. 基于成岩序列和构造演化史分析，利用各期次成岩矿物中再平衡流体包裹体的极值均一温度或未发生再平衡的包裹体数据可以恢复原始捕获条件，并确定各成岩期次时间，该方法具有较高精度，可与定年数据进行对比.

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基金资助

国家自然科学基金项目(42173042;41873070)