具体实施方式

下面以塔里木盆地塔中油田中晚奥陶统鹰山组古岩溶储层为例，结合附图，对本发明的具体实施方法作进一步的详细说明。

请参见图1，图1为本发明提供的一种深层古岩溶流体的综合判识方法的流程图，如图1所示，该方法包括：

第一步：样品准备

对岩石样品进行制片，磨制两种类型薄片：1)两面抛光的探针片，厚度为0.03mm，不加盖玻片，用于离子探针和电子探针分析；2)两面抛光的包裹体片或加厚片，薄片厚度需≥0.1mm，不加盖玻片，用于LA-ICP-MS微量稀土元素和流体包裹体分析。其中，所述岩石样品为裂缝碳酸盐胶结物。

第二步：阴极发光观察建立成岩序列

阴极发光测试所用仪器为RELIOTRON，型号为RELION III，工作电压在5-8kV之间，电流在300-400μA之间。通过薄片阴极发光下的观察建立碳酸盐岩包括胶结和溶蚀等作用的成岩序列。

阴极发光能比其他技术更快地、更成功地鉴定出成岩成矿作用事件的序列，具有不同的阴极发光颜色环带的方解石/白云石胶结物可以被用来指示成岩孔隙水物理化学条件随时间的变化，能使我们推断出成岩过程中矿物的替代。此外，阴极发光能够“看穿”重结晶作用前的原岩结构，它是测定碳酸盐的蚀变历史和成矿序列的惟一切实可行的方法。碳酸盐岩的阴极发光性是由于微量元素的存在引起的，通常表现为黄色、橙色、红色。Fe是发光剂，Mn是猝灭剂。一般海水时期形成的胶结物不发光，而经历成岩改造的胶结物会呈现不同的不光特征。

阴极发光基于Fe、Mn含量变化反映的氧化还原状态变化和成岩作用阶段划分(见图2)，早期成岩为氧化条件，阴极发光不发光；随着地层埋深进入埋藏成岩，由早期的氧化条件变为还原条件，阴极发光呈环带状发光到黄色、橙色、红色等多种发光特征；而后期构造抬升使地层进入表生成岩环境，阴极发光会呈现环带状发光到不发光，指示流体环境由还原条件转变为氧化环境。通过阴极发光不同的发光特征识别出精细的成岩序列，下面的地化流体分析工作均是针对该步骤厘定的不同期次的胶结物开展分析。

第三步：原位微区离子探针(SIMS)碳氧同位素分析

在探针片上用微钻取样仪钻取成岩序列相对完整的典型区域进行取样制靶，然后将离子探针镀金，上机测试分析每期胶结物的碳氧同位素特征，根据矿物氧同位素组成(δ¹⁸O)分析水体的盐度和温度变化，δ¹³C值分布指示碳来源，判断δ¹³C是本地来源还是受到有机碳影响。测试分析在Cameca IMS-1280型双离子源多接收器二次离子质谱(SIMS)仪上进行。使用¹³³Cs⁺做一次离子束轰击样品，加速电压为10kV，束流强度为～2nA采用高斯照明方式，束斑直径约为10μm。分析采用美国威斯康星大学标样UWC-3方解石为内标和国家一级标样(GBW04481)Oka方解石为外标。碳同位素精度为0.6‰，氧同位素精度测试为0.4‰。

矿物氧同位素组成(δ¹⁸O)主要受其水体的盐度和温度控制(见图3)：一般来说，碳酸盐矿物低δ¹⁸O值可以来自大气降水，也可以来自相对高温下矿物沉淀的结果，温度增加会使δ¹⁸O偏负。而δ¹⁸O值表现为正偏可能是由于受到蒸发作用影响。不同于δ¹⁸O，δ¹³C主要受碳来源的控制。若胶结物的δ¹³C值分布范围较集中，与当时海水范围附近，说明δ¹³C主要为本地来源。δ¹³C呈现高值可能是受到生物发酵作用影响，与生物发酵作用有关的胶结物会呈现高的δ¹³C值。δ¹³C呈现低值反映存在有机质氧化来源的¹³C的影响。从碳氧同位素变化特征的精细解析如大气水呈“J”线变化趋势(图3)，为深层古岩溶大气淡水的识别提供了新的证据支持，从而为进一步的深层研究提供了线索。

第四步：电子探针元素分析

首先将电子探针进行镀碳，电子探针分析在法国CAMECA SXFiveFE高分辨场发射电子探针上完成，仪器加速电压范围为5～30kV，空间分辨率可达6nm，然后分析不同成岩期次碳酸盐的Na、Si、Mn、Ca、Mg、Sr、Fe、Ba和Al等元素含量，根据Fe、Mn元素含量推测其氧化还原状态，Na指标反映水体盐度，Si指示是否有陆源碎屑影响，Sr含量反映成岩作用程度，1000Sr/Ca与Mn判断成岩系统封闭性。

Fe、Mn反映陆源物质输入，Fe/Al相关性好指示高Fe陆源碎屑影响。Sr/Ba比值可反映成岩流体的盐度，海水蒸发时Ba易形成重晶石而沉淀，Sr/Ba比值越大，海水盐度越高。1000Sr/Ca与Mn可以判断成岩系统封闭性(见图4)，封闭成岩系统Sr/Ca为高值、Mn为低值(<200ppm)，而开放系统为Mn高值和Sr/Ca低值，成岩系统的封闭性对储层溶蚀/沉淀和保存都有重要影响。通常，大气水为相对开放的成岩体系，而埋藏为封闭体系。Na影响因素盐度、水深度、生物分馏、水动力和矿物，埋藏海相环境的重结晶作用会使Na丢失。此外，成岩改造使Sr、步骤(3)中的δ¹⁸O亏损，Mn增加，因此Mn/Sr可以作为是否受成岩改造判识标准。

对于古岩溶储层，垂相上呈现特定的岩溶结构，可以划分为地表岩溶带、垂直渗流带和水平潜流带。水平潜流带附近洞穴大量发育，形成岩溶储层主要的储集空间。电子探针获得的Fe可以用于划分岩溶带，淡水渗流带属于氧化环境，三价铁不能进入碳酸盐矿物晶格中，因此淡水渗流带形成的粒状亮晶方解石胶结物称为无铁方解石；而淡水潜流带，常为还原环境，含铁粒状亮晶方解石。

第五步：LA-ICP-MS微量稀土元素分析

在进行碳酸盐岩样品LA-ICP-MS分析时，需使用加厚片，以防止信号穿透样品获得非真实数据，通过LA-ICP-MS原位微区稀土微量元素分析，根据稀土配分模式判断流体是海水、大气水还是高温热流体，而U、Th等含量变化亦对氧化还原状态有指示作用。分析仪器为美国Thermo Fisher公司，型号为Element XR的HR-ICP-MS高分辨磁式质谱仪。激光光斑大小为35μm，剥蚀频率为8Hz，激光流量～4.0J/cm²。测试是将样品放在剥蚀系统中，发射激光去剥蚀对应位置的样品。激光在样品打碎之后形成气溶胶，再通过载气讲气溶胶运送至质谱仪系统。在质谱仪系统中等离子化，对元素的组分进行分析。NIST SRM 610为外标，ARM-1、BIR和BCR标样控制质量监测。

样品标准化采用后太古代澳大利亚页岩(PAAS)。异常值计算公式为：Ce/Ce^*＝2Ce_n/(La_n+Pr_n)；Pr/Pr^*＝2Pr_n/(Ce_n+Nd_n)；Eu/Eu^*＝Eu_n/((Sm_n ²*Tb_n)^1/3)。下标n指后太古代澳大利亚平均页岩标准化后的值。

分析样品需进行污染物判读。常见的污染物包括：1)碎屑物污染；2)磷酸盐污染；3)铁、锰氧化物污染等。应选择Al<900ppm,Th<0.3ppm，高于这些值剔除。Al和稀土元素总量之间缺少相关性可以排除陆源碎屑的影响。

不同流体具有不同的稀土配分模式(见图5)：1)海水稀土元素特征为轻稀土(LREE)亏损，重稀土(HREE)富集的分配模式，Ce为负异常，La正异常，Gd正异常，Y正异常，Y/Ho＞35-40；2)热流体稀土元素特征表现为轻稀土富集，重稀土亏损的分配模式，Eu为正异常；3)大气水稀土元素特征为轻稀土富集，Y/Ho＜35-40；4)埋藏流体REY配方模式特征为中稀土(MREE)富集，Ce负异常不明显。

下地壳或幔源来源的δEu值通常大于1，出现的Eu正异常代表了岩浆热液分异结晶作用。Ce通常用于指示海水的氧化环境。Ce具有Ce³⁺和Ce⁴⁺两种价态，在氧化环境下被氧化成Ce⁴⁺，因此海相碳酸盐岩具有负Ce异常的特点，而还原条件下没有负Ce异常。

V、U、Co、Ni、Zn、Cd、V和Cr等为氧化还原敏感元素，它们的含量沿层序会发生明显的变化。如氧化条件Mo、Ni、V平均含量为2，10，28ppm，而到还原条件Mo、Ni、V平均含量增加为139，107，253ppm。U通常在地幔较为富集，Th/U比值不仅可以代表形成环境为氧化还是还原，还能判断流体来源。Th/U比值越低，则流体来源越接近地幔。

第六步：流体包裹体温度和盐度分析

首先在透射光和荧光显微镜下详细分析了流体包裹体类型和特征，在地质冷热台获得每期成岩流体的温度和盐度信息，大气水会呈现低温、低盐特征，埋藏卤水为中-高温度和中-高盐度，异常高温为热流体。

流体包裹体均一温度(T_h)和盐度测试分析所采用的仪器为Linkam Coo1ingSystems冷热台，型号为THMS600。仪器校正标样为纯水和CO₂包裹体，升温速率为2℃/min，精度为±0.1℃。盐度由公式计算求取，盐度＝0.00+1.78T_m-0.0442T_m ²+0.000557T_m ³；其中，Tm为冰点温度。

在选择流体包裹体时应密切关注包裹体的3个前提条件：均一体系、封闭体系和等容体系。非均一捕获、卡脖子现象以及热平衡均可导致均一温度偏离实际捕获温度。因此，在选择代表性流体包裹体时，应采用FIA(fluid inclusion assemblages)法验证测温的合理性，即在一个FIA内不同大小和形状的包裹体均一温度若一致(差别＜15％)，则表明没有发生次生卡脖子或非均一捕获。大个和拉长流体包裹体可能已发生变形泄露，所测温度不能代表形成时的最低温度，因此分析时被剔除。

由于流体包裹体成核温度界限一般在40-60℃之间，因此纯液相盐水包体的出现表明捕获温度不超过50℃，通常为暴露时地表大气水成因。而埋藏阶段形成的包裹体温度一般较高，以中国西部塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩海相储层为例，从浅埋到中深埋藏流体包裹体温度范围在60-160℃之间。当包体均一温度异常偏高，比地层温度高5℃，指示来自外部的热流体活动。盐度指标也可以有效揭示流体信息，如海水的盐度为3.5wt％NaCl；大气淡水的盐度非常低，为0wt％NaCl；而埋藏卤水的盐度较高，大于3.5wt％NaCl。有一些流体包裹体表现为高温低盐度，其成因可能为地表大气淡水下渗到碳酸盐岩与深部来源的高温流体以高比例混合，于是，继承了淡水的低盐度，却仍保留较高的温度；也可能是大气淡水沿断裂下渗至深部地层，然后沿着疏导层向上运移，成为低盐度高温流体。

第七步：锶同位素分析

用微钻取样仪对裂缝内胶结物进行取样，钻取粉末50mg，根据⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值分布判断流体为壳源还是和幔源。锶同位素样品在中国科学院地质与地球物理研究所Rb-Sr同位素超净化实验室完成，测试在VG354固体同位素质谱仪上进行，前处理时用超纯醋酸而不是盐酸。测得的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值按照⁸⁷Sr/⁸⁶Sr＝0.1194的质量分馏标准进行校正，测得的NBS987标准样品锶同位素平均值为(0.710272±0.000012)。

海水的锶同位素组成主要受壳源和幔源两个来源锶的控制，可以很好的指示壳源和幔源。一般来说，壳源物质提供高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值(0.7119)，而火山热液能够提供低的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(0.7040)。若碳酸盐岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值与当时海水接近，说明主要为海源流体性质影响。对塔中鹰山组碳酸盐的成岩过程而言，裂缝内胶结物表现出明显高于同期海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值，反映其受到了壳源碎屑的影响。

第八步：古岩溶流体性质的综合分析

在阴极发光分析厘定成岩序列的基础上，基于离子探针(SIMS)、电子探针、激光剥蚀-等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)三种配套微区原位技术，可以获得不同期次成岩胶结物形成时的碳氧同位素、主微量元素和稀土微量元素地化信息，然后结合流体包裹体测试和锶同位素测试获得不同期次成岩胶结物形成时的温度、盐度等信息，综合上述所有指标，准确解析每期成岩流体性质，再结合区域埋藏史曲线厘定流体来源和成岩改造事件发生的时间，进而重塑流体演化过程及其对储层发育的影响，建立成岩-储层演化模式。

以塔里木盆地塔中油田中下奥陶统鹰山组深层碳酸盐岩储层为例，阴极发光揭示基质孔洞存在六期胶结作用(C1-C6)，利用上述综合判识方法揭示六期成岩流体分别为早期海水C1、早期大气水/混合水C2、浅-中埋藏C3、中-深埋藏C4、晚期大气水C5和热流体C6。其中最后两期C5和C6主要沿着断裂发育，第二期C2是对储层起最重要建设性作用的流体活动。成岩演化可以划分为同生阶段、表生阶段、早期浅埋藏阶段、浅-中埋藏、构造热流体和中-深埋藏几个连续的阶段。通过油气井和非油气井对比研究表明，两者差异主要为岩相基础不同，岩溶在台内滩/藻灰岩中更发育，而低能的台内洼地内储层不发育。早期岩相对岩溶发育具有重要控制作用，而热流体活动在油气和非油气井中都有发，从而明确岩相和不整合面是储层发育的主控因素，从而为下一步的深层油气勘探提供重要的指导作用。该发明为深埋碳酸盐岩储层的成岩流体活动演化提供有用的见解，有效的指导了下步油气勘探和分布预测。

深层海相碳酸盐岩储层国家油气勘探未来重点勘探领域，通过上述分析方法的综合实施，本发明可以准确的获悉复杂多期构造背景下不同期次流体性质和来源，可广泛应用到流体-岩石相互作用、储层机理和储层成因模型等研究中，有重要的应用前景。本发明为深层古岩溶流体的判识提供了一种有效的技术手段，特别是三种微区原位技术的配套结合分析，实现了高精度的从岩矿记录中提取成岩流体信息，可以恢复深层流体的精细演化过程，建立深层碳酸盐岩储层成岩-成储的地质模型。

以上所述的具体实施例，对本发明的目的、技术方案和有益效果进行了进一步详细说明，所应理解的是，以上所述仅为本发明的具体实施例而已，并不用于限定本发明的保护范围，凡在本发明的精神和原则之内，所做的任何修改、等同替换、改进等，均应包含在本发明的保护范围之内。