| 通过前面的分析表明，充填于志留系（87Sr/86Sr：0.7170,0.7180）和寒武系(87Sr/86Sr：0.7186-0.7187)地层中的极富锶流体均为内源流体，在寒武系和志留系内部形成流体封存箱，封存箱内流体与上覆或下伏地层中的流体无交换。充填于志留系中87Sr/86Sr为0.7114-0.7116的外来富锶流体，与丁山1井中的一期流体（87Sr /86Sr：0.7110-0.7112）和林1井灯影组2654.7m(0.7111)、 2767.85m（0.7109）,2825.19m(0.7107)处流体的87Sr /86Sr相近，该期流体可能来自于灯影组碳酸盐岩地层的重溶，当流体向上运移经过寒武系或志留系碎屑岩时，与富锶的碎屑岩进行锶同位素交换，从而使流体的87Sr /86Sr增高; 当然如果志留系地层中的流体受到大气淡水的改造也会造成锶同位素的增高。充注于志留系中的另一期外来富锶流体（87Sr/86Sr：0.7123）, 与灯影组中一期流体的87Sr Sr/86Sr(0.7121,0.7123)相一致，说明志留系中的流体与下伏灯影组中的流体相互连通。
综上所述，在生油窗前，下组合内部既存在流体在流体封存箱内局部流动，也存在跨层流动，造成不同层位中的流体相互连通。流体的跨层流动，暗示着下组合内的泥质岩和膏盐岩封隔层对流体不再具有封隔能力，直接盖层的保存条件被破坏。
②生气窗后的盐水流体
生气窗后所形成的锥状石英主要充填于灯影组的孔洞缝中，它们在形成时间上晚于沥青早于萤石-方铅矿-闪锌矿，石英中富含液相CH4包裹体，暗示形成石英的流体可能来自于古气藏之下的油田底水。灯影组储层中石英的存在标志着古气藏已受到破坏（Wang et al.,2008）小论文。虽然在下组合其它层位的孔洞缝中未见及石英充填，但在地表井口的区域性盖层中见有石英充填于裂缝中，它们可能为同源流体的产物。
3.2.2林1井区域性盖层中流体地球化学示踪
①生油窗前的盐水流体
样品主要来自于二叠系茅口组，取样位置位于林1井井口。所取样品主要为裂缝充填方解石和寄主围岩。围岩样品的87Sr/86Sr为0.7074,充填于裂缝中的方解石的87Sr/86Sr为0.7075(表3)。无论是围岩还是充填于裂缝中方解石的87Sr/86Sr均在早二叠世海水（87Sr/86Sr ：0.7073-0.7083，Veizer et al.,1991;石和等，2002；Christoph et al.,2003）范围内，说明充填于裂缝中的流体主要来自于二叠系碳酸盐岩的重溶。由于脉体与围岩间存在较明显的碳、氧同位素差异，其△δ13C脉-围岩为-1.913‰PDB- 1.352‰PDB，△δ18O脉-围岩为-1.141‰PDB- 0.507‰PDB，说明充填于裂缝中的流体应为内源异位流体。
②生油窗期充注的油藏流体
在林1井井口的二叠系茅口组灰岩裂缝中，见有较多的沥青充填，在成因上这些沥青属于热裂解沥青，它们的物相特征与灯影组中沥青完全不同，暗示着这些沥青的油源可能是来自于志留系烃源岩，它说明志留系中的古油藏保存条件较差，被破坏的油藏迁移到二叠系中重新聚集但仅有少量残存。
③生气窗后的盐水流体
生气窗后所形成的锥状石英主要充填于茅口组的裂缝中，在野外露头上明显可见它形成于热裂解沥青之后。它们在形成时间上和源区上与前述下伏灯影组中的石英具有可对比性，由此说明灯影组中的盐水流体向上可能运移到了二叠系茅口组中，灯影组中的古气藏已被破坏，被破坏的古气藏在向上运移过程中可能在局部聚集成小气藏或全部逸散。在志留系中钻遇的气藏或气显示，可能就是灯影组被破坏气藏在志留系中重新聚集形成的小气藏，也可能是封存于志留系压力封存箱内的气藏。
3.2.3 南部区域性盖层中流体地球化学示踪
所取样品均为裂缝充填，不同点间样品缺少明显世代关系，无法从野外确定它们的相对时序。所有样品的同位素分析结果如表4所列，取样位置如图1所示。
所取早-中三叠世碳酸盐岩围岩的87Sr/86Sr变化于0.7073-0.7080间，充填于裂缝中方解石的87Sr/86Sr集中于三个区间：0.7078-0.7084，0.7092，0.7115（表4）。所有围岩样品的87Sr/86Sr全位于同时代海水的87Sr/86Sr（0.7074-0.7085，Christoph et al.,2003;黄思静等，2006）范围之内，表明这些围岩在后期成岩过程中未曾受到过外来流体的改造和影响。大多数流体的87Sr/86Sr集中于0.7078-0.7084间，它们的87Sr/86Sr与寄主围岩同时代海水的87Sr/86Sr相一致流体，表明这部分流体应当是三叠系碳酸盐岩地层重溶后形成的流体；但充填物与围岩间明显的碳、氧同位素差异（表4），说明这一期流体应当属于内源异位流体。至于87Sr/86Sr为0.7092和0.7115的流体，它们的87Sr/86Sr明显地高于寄主围岩同时代海水的87Sr/86Sr，它们与寄主围岩间明显的碳、氧同位素差异（△δ13C脉-围岩：-0.687 ‰PDB– 0.165‰PDB；△δ18O脉-围岩：-2.884‰PDB– -1.325‰PDB）（表4），均表明这两期流体应当属于外源流体。其中，87Sr/86Sr为0.7092的流体与下伏灯影组中白云岩的87Sr/86Sr（0.7091-0.7094）相当，表明这部分流体可能来自于灯影组碳酸盐岩地层重溶所形成的流体。另一组更富87Sr/86Sr（0.7115）流体与下伏志留系中的一组87Sr/86Sr为0.7114-0.7116的流体相近，暗示这部分流体应当来自于下伏的志留系或与下伏志留系中的流体为同源同期流体。
早-晚二叠世碳酸盐岩围岩的87Sr/86Sr变化于0.7073-0.7080间，充填于围岩裂缝中方解石的87Sr/86Sr可以分为三组：0.7076-0.7078,0.7089-0.7090,0.7113-0.7115（表4）。所有早-晚二叠世碳酸盐岩围岩的87Sr/86Sr分析值均与同时代海水的87Sr/86Sr（0.7067-0.7082，石和等，2002；Christoph et al.,2003）相一致，表明这些碳酸盐岩未曾受到外来流体的改造。87Sr/86Sr值为0.7076-0.7078的这期流体，与寄主围岩同时代海水的87Sr/86Sr相近，表明它们应当是二叠系碳酸盐岩重溶后形成的流体，它们与围岩间明显的碳、氧同位素差异（表4），表明它们应是同源异位流体。87Sr/86Sr为0.7089-0.7090的这组流体，与下伏灯影组中藻纹层状白云岩的87Sr/86Sr（0.7090）相近，它们可能为这些碳酸盐岩重溶形成的流体。另一组87Sr/86Sr为0.7113-0.7115的流体，与下伏志留系中的一组87Sr/86Sr为0.7114-0.7116的流体相近，表明这部分流体应当来自于下伏的志留系或与下伏志留系中的流体为同源流体。
从前面的分析表明，区域性盖层中的一部分流体来自于区域性盖层本身碳酸盐岩地层的重溶，还有一部分流体来自于与下伏志留系或者是灯影组碳酸盐岩重溶形成的流体。区域性盖层中所出现的来自于下组合中的流体源，说明下组合内部的直接盖层和区域性盖层的封盖能力部分或全部被破坏，保存条件变差。
表 4南部剖面碳酸盐岩及孔洞缝充填物的碳氧锶同位素地球化学分析结果
|
样品编号
|
围岩岩性或
充填矿物
|
层
位
|
δ13C(‰) PDB
|
δ18O(‰) PDB
|
87Sr/86Sr
|
△(充填物-围岩) (‰)
|
|
△δ13C
|
△δ18O
|
△87Sr/86Sr
|
|
LF5—1V
|
方解石
|
T2l
|
-0.187
|
-8.473
|
0.7082
|
-0.224
|
-0.931
|
0.0002
|
|
LF5—1C
|
泥晶灰岩
|
0.037
|
-7.542
|
0.7080
|
|
LF5—2V
|
方解石
|
－
|
－
|
0.7084
|
－
|
－
|
0.0004
|
|
LF6—1V
|
方解石
|
T2l
|
1.421
|
-10.719
|
0.7092
|
0.165
|
-2.884
|
0.0016
|
|
LF6—1C
|
泥晶灰岩
|
1.256
|
-7.835
|
0.7076
|
|
LF19—1V
|
方解石
|
T2s
|
-1.679
|
-8.523
|
0.7115
|
-0.367
|
-1.535
|
0.0036
|
|
LF19—1C
|
泥晶灰岩
|
-1.312
|
-6.988
|
0.7079
|
|
LF8—1V
|
方解石
|
T1y
|
-0.220
|
-7.953
|
0.7078
|
-0.687
|
-0.875
|
0.0001
|
|
LF8—1C
|
泥晶灰岩
|
0.467
|
-7.078
|
0.7077
|
|
LF22—1V
|
方解石
|
T1y
|
-0.744
|
-8.627
|
0.7115
|
-0.256
|
-1.325
|
0.0042
|
|
LF22—1C
|
泥晶灰岩
|
-0.488
|
-7.302
|
0.7073
|
|
LF9—1V
|
方解石
|
P2
|
1.788
|
-8.671
|
0.7089
|
-0.204
|
-1.222
|
0.0014
|
|
LF9—1C
|
泥晶灰岩
|
1.992
|
-7.449
|
0.7075
|
|
LF18—1V
|
方解石
|
P2
|
1.135
|
-8.712
|
0.7117
|
-0.463
|
0.608
|
0.0043
|
|
LF18—1C
|
泥晶灰岩
|
1.598
|
-9.320
|
0.7074
|
|
LF3—1V
|
方解石
|
P1m
|
2.413
|
-7.267
|
0.7079
|
-1.539
|
-0.428
|
0.0001
|
|
LF3—1C
|
方解石
|
3.952
|
-6.839
|
0.7078
|
|
LF7—1V
|
方解石
|
P1
|
－
|
－
|
0.7090
|
－
|
－
|
－
|
|
LF11—1V1
|
早期方解石
|
P1m
|
2.517
|
-7.948
|
0.7076
|
-0.802
|
-0.505
|
0.0003
|
|
LF11—1V2
|
晚期方解石
|
2.225
|
-7.494
|
0.7076
|
-1.094
|
-0.051
|
0.0003
|
|
LF11—1C
|
泥晶灰岩
|
3.319
|
-7.443
|
0.7073
|
|
LF12—1V
|
泥晶灰岩
|
P1m
|
2.929
|
-8.019
|
0.7075
|
-0.646
|
-0.975
|
0.0002
|
|
LF12—1C
|
泥晶灰岩
|
3.575
|
-7.044
|
0.7073
|
|
LF12—2V
|
晚期方解石
|
－
|
－
|
0.7076
|
－
|
－
|
0.0003
|
|
LF4—1V
|
方解石
|
P1m
|
－
|
－
|
0.7077
|
－
|
－
|
0.0002
|
|
LF4—1C
|
泥晶灰岩
|
－
|
－
|
0.7075
|
|
LF17—1V
|
方解石
|
P1m
|
-9.731
|
-8.522
|
0.7077
|
-13.204
|
0.124
|
0.0003
|
|
LF17—1C
|
泥晶灰岩
|
3.473
|
-8.646
|
0.7074
|
|
LF17—2V1
|
方解石
|
－
|
－
|
0.7078
|
－
|
－
|
0.0004
|
|
LF17—2V2
|
方解石
|
－
|
－
|
0.7078
|
|
|
|
|
LF20—2V
|
方解石
|
P1q
|
-0.269
|
-11.878
|
0.7115
|
-3.351
|
-4.665
|
0.0035
|
|
LF20—2C
|
泥晶灰岩
|
3.082
|
-7.213
|
0.7080
|
|
LF21—1V
|
方解石
|
P1q
|
－
|
－
|
0.7113
|
－
|
－
|
0.0035
|
|
LF21—1C
|
泥晶灰岩
|
－
|
－
|
0.7078
|
|
LF23—1V
|
方解石
|
P1q
|
2.757
|
-11.367
|
0.7115
|
-0.487
|
-2.859
|
0.0041
|
|
LF23—1C
|
泥晶灰岩
|
3.244
|
-8.508
|
0.7074
|
图3 丁山-林滩场构造西部剖面多期流体活动与保存条件的动态变化模式图
（标有深度为0米者为地表样品，其它样品主要来自于林1井）
3．2.4保存条件的动态变化
该剖面加里东末期-海西早期的流体充注和保存条件变化与北部剖面丁山1井相似，在此不再讨论，下面重点阐述海西晚期-喜山期的保存条件动态变化（图3）。
在生油窗前，下组合内存在多期流体充注，流体跨层流动特征说明下组合内部的直接盖层对流体的封堵能力已被破坏；与此同时，区域性盖层中可能也存在来自于灯影组中流体，暗示着区域性盖层对流体也不再具有封盖能力。
生油窗期，灯影组内形成大型古油藏，寒武系中的膏盐岩和泥质岩对古油藏具有极好的封盖能力。从区域性盖层的裂缝中充填有可能来自于志留系的油，说明志留系中的泥质岩的封盖能力可能相对较差
生气窗期先存古油藏向热裂解气藏转变，主要形成沥青和天然气，此时，可能下组合内部灯影组古气藏之上的寒武系直接盖层仍延续了早期良好的封存能力。志留系内部的的直接盖层可能起到了一定的封堵作用。
生气窗后，下组合内部的直接盖层完全破坏，灯影组和志留系中的古气藏被破坏，区域性盖层中出现了来自于下组合中的盐水流体。被破坏的古气藏在向上运移过程中重新聚集或先存于志留系中的古气藏形成了独立的流体封存箱，而在其中残存了部分残余气藏。
结论
1.研究区下组合具有良好的静态保存条件，多期构造变形使保存条件发生动态变化。
2.第一期生油窗期，寒武系膏盐岩和泥质岩延续了初始良好的保存条件，在灯影组内形成了第一期古油藏，加里东末期-海西早期的构造隆升使古油藏被破坏。
3．第二期生油窗前，在下组合内部既存在流体封存箱内的局部流动，也存在流体的垂向跨层流动，下组合内的流体封隔层大多数时间对流体不具有的堵能力；第二期生油窗期和生气窗期，下组合内的直接盖层具有好的封盖能力，在下组合内形成不同级别和规模的古油藏或古气藏。
4．燕山期-喜山期，下组合内的直接盖层和区性盖层被破坏，流体发生大规模垂向跨层流动，古气藏被破坏。
致谢
主要参考文献
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