黎 霆,諸丹誠,楊明磊,李平平,鄒華耀

[1.中國石油大學(北京) 地球科學學院,北京 102249；2.油氣資源與探測國家重點實驗室,北京 102249]

熱液(hydrothermal fluids)是指高于周圍環(huán)境至少5 ℃的流體[1]，代表著地下熱異常的存在，通常以斷裂和裂縫作為運移通道[2]。熱液對白云巖儲層的改造和形成有著重要的影響[3-4]。世界范圍內發(fā)現(xiàn)了許多與熱液作用有關的油氣儲層，如Michigan盆地奧陶系[5]、Basque Cantabrian盆地白堊系[6]和塔里木盆地寒武系-奧陶系[7-10]等。四川盆地構造運動頻繁且發(fā)育大量基底斷裂[11],有利于熱液流體活動,在多個層系鉆遇了熱液儲層，如川中地區(qū)燈影組[12]、川西北地區(qū)棲霞組[13]和川西地區(qū)雷口坡組[14]。關于熱液作用，Davies系統(tǒng)總結了其巖石學、礦物學、地球化學以及地震響應特征，并建立了熱液作用模式，為之后研究熱液作用奠定了良好的基礎。

近年來，多口鉆井在四川盆地二疊系茅口組白云巖儲層中獲得高產(chǎn)氣流[15-17]，使得其成為關注的熱點。對于該套白云巖，已有的研究表明其受到了熱液作用的影響[18-24]，主要證據(jù)包括：①白云巖具有沿基底斷裂帶分布的特征；②白云巖中發(fā)育鞍形白云石、石英和螢石等熱液礦物組合；③白云巖具有大于正常地層埋藏溫度的包裹體均一溫度；④白云巖的地球化學特征與熱液流體相似。但關于熱液作用的成儲效應，多數(shù)學者認為熱液流體中富含CO2和H2S等酸性氣體，能對基質白云巖產(chǎn)生溶蝕，形成大量的溶蝕孔隙和溶蝕縫洞，因此熱液對儲層有建設性作用[18,21]。然而，這僅僅只考慮了熱液流體的溶蝕作用，除溶蝕之外，熱液流體還會造成破碎、沉淀和重結晶等作用，它們均會對儲層產(chǎn)生一定的影響。因此，本文以四川盆地茅口組白云巖儲層為研究對象，通過露頭觀測、巖心觀察、薄片鑒定、地球化學分析等地質手段，探討了熱液作用對茅口組白云巖的影響，區(qū)分了茅口組受熱液影響的白云巖和未受熱液影響的白云巖，并在此基礎之上對比兩類白云巖的成分、面孔率和物性等，分析熱液作用成儲效應。

1 地質背景

四川盆地位于上揚子地區(qū)西北緣，面積約1.8×105km2，是中國中西部地區(qū)的一個大型疊合含油氣盆地[25-26]。四川盆地發(fā)育兩組基底斷裂，一組為北東向，另一組為北西向，這些基底斷裂發(fā)育時間較早，可以追溯到加里東期，具有長期繼承性活動的特征[11]。這些斷裂現(xiàn)今多為逆沖斷層，但構造背景、地層厚度差異、巖相分異均顯示這些斷裂早期為張性正斷層[27]。云南運動期間，四川盆地形成了準平原化的古地貌，具有西南高東北低的古地貌背景，之后發(fā)生廣泛的海侵[28]。在此背景之下，四川盆地在茅口期主體處于一個開闊臺地沉積環(huán)境，茅口組中晚期，基地斷裂復活，致使發(fā)育一系列北西-南東向臺內裂陷，其中旺蒼—梁平—奉節(jié)一帶裂陷明顯,成為茅口組沉積晚期臺內深洼區(qū)[29-31]。在此基礎上，茅口組主要發(fā)育一套碳酸鹽巖沉積，在臺洼西南部及臺地邊緣發(fā)育大規(guī)模連片展布的灘體(圖1a)。茅口組厚度為119～508 m，平均為237 m，自下而上可以劃分為4個巖性段。茅一段沉積時水體較深，為一套泥晶灰?guī)r、泥質灰?guī)r和眼球狀灰?guī)r互層，并發(fā)育大量硅質團塊；茅二段和茅三段沉積期是茅口組兩個主要的成灘期，茅二段下部為一套泥晶灰?guī)r與泥灰?guī)r互層，茅二段上部發(fā)育一套泥晶生屑灰?guī)r夾亮晶生屑灰?guī)r；茅三段為淺灰、灰白色亮晶生屑灰?guī)r；茅四段則主要為生屑泥晶灰?guī)r(圖1b)。

圖1 四川盆地茅口組二段、三段沉積相展布 (a)和茅口組地層柱狀圖(b) (據(jù)文獻[35]修改)Fig.1 Sedimentary facies of the second and third members of Maokou Formation (a),and the stratigraphic column of Maokou Formation (b) in the Sichuan Basin (modified from reference[35])

中二疊世末期，受到東吳運動的影響，上揚子板塊整體抬升，海水退去，茅口組接受風化剝蝕，形成了茅口組頂部的不整合。晚二疊世早期，峨眉山地裂運動達到高潮，導致大量基性巖漿噴發(fā)，在上揚子地區(qū)的川、滇、黔3省形成大面積分布的玄武巖，出露面積約達2.5×105km2[32]，四川盆地內玄武巖主要分布于川西南峨眉一帶，由西、南向北、東減薄。(圖2)。在四川盆地內部也發(fā)現(xiàn)了多個小型火山口和淺層侵入巖[22,32]，熱史反演表明峨眉山玄武巖噴發(fā)導致了四川盆地古熱流值的突變，在距今259 Ma即茅口期末古熱流值達到最大[33]，這一熱異常事件持續(xù)的時間大致是1～2 Ma[34]，這一熱事件的產(chǎn)生為四川盆地茅口組白云巖中的熱液作用提供了熱源條件。

圖2 峨眉山玄武巖分布(據(jù)文獻[29]修改)Fig.2 Distribution of the Emeishan flood basalts (modified from reference[29])

2 樣品采集與測試

258件樣品取自5個發(fā)育白云巖的茅口組露頭(放牛壩、二崖、大坪、張村和新基姑)和泰來6井，均未經(jīng)明顯風化。采集的樣品包括灰?guī)r、白云石脈體和不同類型的白云巖。制備了普通薄片32件、鑄體薄片90件，陰極發(fā)光薄片32件、包裹體薄片12件，并選取了16件樣品制成粉末用于巖石地球化學分析。普通和鑄體薄片經(jīng)茜素紅半染色，在中國石油大學(北京)油氣資源與探測國家重點實驗室完成觀察與拍照，實驗儀器為 Nikon LV100NPOL，薄片照片再利用Photoshop軟件的選取功能求取面孔率。陰極發(fā)光在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成，實驗儀器為CL8200 MK5-2，測試條件為電壓10 kV，束電流250 μA，曝光時間6 s；包裹體測溫在中國石油大學(北京)油氣資源與探測國家重點實驗室完成，冷熱臺型號為THM600，測溫前首先用偏光顯微鏡觀察了包裹體的產(chǎn)狀和氣液比。

巖石地球化學分析包括Fe和Mn含量，碳、氧同位素和鍶同位素，均在核工業(yè)地質研究所完成。Fe和Mn的濃度采用原子吸收光譜儀(AAS)測定，將約1 g的粉末樣品用8%的HCl溶液溶解過濾，進行分析測試，F(xiàn)e和Mn的檢出限分別為8×10-6和5×10-6。鍶同位素(87Sr/86Sr)分析，將60 mg粉末樣品溶解在2.5 mol/L的HCl溶液中，利用離子交換樹脂進行常規(guī)陽離子交換分離鍶，最后使用Phoenix質譜儀進行鍶同位素分析，所有的87Sr/86Sr值均用NBS987標準歸一化。碳、氧同位素分析，將粉末樣品30 mg與無水磷酸反應，白云石在25 ℃下反應6 h，方解石反應3 h，用FinniganMAT-253質譜計分析樣品釋放的二氧化碳氣體，所有的數(shù)據(jù)都是按照VPDB標準來表示的。地球化學數(shù)據(jù)見表1。

表1 四川盆地茅口組灰?guī)r與不同類型白云巖碳氧同位素、鍶同位素和鐵、錳含量統(tǒng)計Table 1 Carbon and oxygen isotopes,strontium isotopes,Fe and Mn contents of limestone and different types of dolostone in the Maokou Formation,Sichuan Basin

3 白云巖巖石類型

基于多個野外露頭的觀測，將茅口組白云巖劃分為層狀白云巖(圖3a)和斑塊狀白云巖(圖3g,h)兩種類型。層狀白云巖是茅口組白云巖主要的類型，發(fā)育在茅二段上部和茅三段，單層厚度為2～15 m，累計厚度為10～30 m。根據(jù)微觀結構，層狀白云巖可進一步分為粉-細晶白云巖(D1)和細-中晶白云巖(D2)，粉-細晶白云巖由自形-半自形的白云石組成，晶體直徑一般小于150 μm，發(fā)育較多的晶間孔隙，平均面孔率可達3%(圖3b)，其原始生物顆粒結構保存較好(圖3c)。細-中晶白云巖多呈斑塊狀分布在粉-細晶白云巖中(圖4e)，由半自形-它形白云石組成，白云石呈鑲嵌狀接觸(圖3d)，不等晶結構明顯，發(fā)育少量晶間孔隙(圖3f)，經(jīng)特殊光源處理后，可見明顯的生物顆粒結構(圖3e)，表明其原始巖性為生物顆粒灰?guī)r。

斑塊狀白云巖(D3)在茅一段到茅四段中均有發(fā)育，與周圍灰?guī)r突變接觸(圖3g,h)，但規(guī)模較小。斑塊狀白云巖由半自形中-粗晶白云石組成，晶體大小較均勻，具明顯環(huán)帶結構，晶體直徑約500 μm，發(fā)育少量晶間孔隙，面孔率小于1%。

圖3 四川盆地茅口組白云巖類型Fig.3 Dolostone types of Maokou Formation,Sichaun Basina.層狀白云巖，茅三段，豐都放牛壩剖面；b.粉-細晶白云巖，發(fā)育大量晶間孔隙，茅三段，豐都放牛壩剖面；c.粉晶白云巖，生物顆粒保存完整，茅二段，鄰水大坪剖面；d.細-中晶白云巖，白云石接觸緊密，茅二段，華鎣二崖剖面；e 與d同視域，經(jīng)弱光處理，可見原始生物顆粒結構；f.細-中晶白云巖，發(fā)育少量晶間孔隙，不等晶結構明顯，茅二段，華鎣二崖剖面；g.斑塊狀白云巖，與灰?guī)r突變接觸，茅二段，鄰水大坪剖面；h.斑塊狀白云 巖，與灰?guī)r突變接觸，茅二段，華鎣二崖剖面；i.中-粗晶白云巖，發(fā)育少量晶間孔隙，茅二段，華鎣二崖剖面D1.粉-細白云巖;D2.細-中晶白云巖;D3.斑塊狀白云巖;L .灰?guī)r

4 熱液作用特征

4.1 巖相學特征

斑馬狀構造、不規(guī)則破裂縫和角礫化是北美和歐洲碳酸鹽巖地層中熱液作用重要的巖相學標志[35-37]，同樣的現(xiàn)象在茅口組野外露頭上非常普遍，主要發(fā)育在茅口組層狀細-中晶白云巖中。如洪雅張村剖面，見大量斑馬狀構造，裂縫呈近平行排列，被白云石全充填(圖4a)；豐都放牛壩剖面，見熱液破裂裂縫(圖4b)及角礫(圖4c)，裂縫呈不規(guī)則的網(wǎng)狀分布，角礫被白云石膠結。熱液在沿著斷層和裂縫運移的過程之中，由于其溫度和壓力等條件的變化，會沉淀出一些特殊的熱液礦物，其中鞍形白云石是最典型的熱液礦物，被前人廣泛的提到，是熱液活動的指示劑[2]。鞍形白云石是茅口組主要的熱液礦物，通常沿縫洞壁充填(圖4e,f)，鏡下可見明顯的波狀消光(圖4h)，除鞍形白云石外茅口組還發(fā)育螢石(圖4e)、焦瀝青(圖4d,g)、石英(圖4i)和方解石(圖4g,i)等熱液礦物，這些熱液礦物往往互相組合充填在溶蝕縫洞中，體現(xiàn)了茅口組中熱液流體活動普遍性。

圖4 四川盆地茅口組熱液作用巖相學特征Fig.4 Lithofacies features caused by hydrothermal activities in the Maokou Formation,Sichuan Basina.斑馬狀構造，茅二段，洪雅張村剖面；b.熱液破碎裂縫，裂縫被方解石和白云石充填，茅三段，豐都放牛壩剖面；c.熱液破碎角礫，角礫被白云石膠結，茅三段，豐都放牛壩剖面；d.焦瀝青充填裂縫，茅二段，洪雅張村剖面；e.鞍形白云石-螢石充填序列，經(jīng)熱液蝕變后白云巖變?yōu)榛野咨?，豐都放牛壩剖面；f.鞍形白云石，茅三段，泰來6井；g.溶洞被鞍形白云石、方解石和瀝青全充填，茅三段，豐都放牛壩剖面；h.鞍形白云石，具明顯的 波狀消光，茅三段，泰來6井，埋深5 506.5 m；i.溶洞被石英和方解石全充填，茅三段，泰來6井，埋深5 511.9 mZF.斑馬狀構造;Bre.角礫;Cd.白云石膠結物;Cal.方解石;Bit.瀝青;Sd.鞍形白云石;F.螢石;Qtz.石英

4.2 Fe和Mn含量與陰極發(fā)光特征

海水中具有相當?shù)偷腇e和Mn含量，在成巖過程中，碳酸鹽巖Fe和Mn含量呈逐漸增加的趨勢，即成巖蝕變越強，F(xiàn)e和Mn含量越高[38]，而碳酸鹽巖的陰極發(fā)光強度主要受到了Fe和Mn含量的控制，F(xiàn)e是猝滅劑，Mn是激活劑，對于碳酸鹽巖Fe和Mn含量與陰極發(fā)光強度的關系，前人已經(jīng)做了詳細的介紹[38]。對茅口組灰?guī)r及不同類型白云巖Fe和Mn含量進行了分析(表1；圖5)和陰極發(fā)光觀察(圖6)。結果表明：灰?guī)r中Fe的平均含量為186.3×10-6，Mn的平均含量為23.4×10-6，發(fā)弱陰極發(fā)光(圖6a,a′)，表明灰?guī)r受到的成巖蝕變較弱，保存了較好的海水信息；粉-細晶白云巖中Fe的平均含量為312.8×10-6，Mn的平均含量為33.3×10-6，發(fā)弱陰極發(fā)光(圖6b,b′)，表明其受到的成巖蝕變弱，可能形成于近地表成巖環(huán)境；細-中晶白云巖中Fe的平均含量為720.5 ×10-6，Mn的平均含量為59.1×10-6，發(fā)中等強度陰極發(fā)光(圖6c,c′)，具有明顯的不等晶結構(圖3f)。說明細-中晶白云巖經(jīng)歷了重結晶等較強的成巖蝕變；斑塊狀白云巖和鞍形白云石中Fe的平均含量均超過1 000×10-6，Mn的平均含量均超過100×10-6，均發(fā)中等-強的陰極發(fā)光(圖6d,d′,e,e′)，表明兩者可能受到同期熱液流體的影響。

圖5 四川盆地茅口組灰?guī)r和不同類型白云巖Fe和Mn含量(圖版引自文獻[38])Fig.5 Fe and Mn contents in limestone and different types of dolostone in the Maokou Formation,Sichuan Basin(Base map cited from reference[38])NCL .無陰極發(fā)光;WCL .弱陰極發(fā)光;MCL .中等陰極發(fā)光;SCL .強陰極發(fā)光

4.3 Sr同位素特征

87Sr/86Sr值受成巖流體的影響，且不因溫度、壓力或微生物作用而發(fā)生分餾，因此可以用來研究成巖流體的性質。殼源流體通常含有較多的放射性成因87Sr，87Sr/86Sr值較高，全球平均值為0.7119[39]。幔源流體放射性成因87Sr含量較少，87Sr/86Sr值較低，全球平均值為0.703 5[39]。海水中的鍶主要受殼源鍶和幔源鍶共同控制，與構造運動、海平面升降等過程相關，二疊紀海水87Sr/86Sr值范圍為0.706 8～0.707 8[40]。茅口組灰?guī)r87Sr/86Sr值為0.707 095～0.707 403，平均為0.707 294，均落在二疊紀正常海水范圍之內；粉-細晶白云巖87Sr/86Sr值為0.707 508～0.707 702，平均值為0.707 684；細-中晶白云巖87Sr/86Sr值為0.707 838～0.708 167，平均值為0.707 979；斑塊狀白云巖87Sr/86Sr值為0.709 122～0.709 328，平均值為0.709 225；鞍形白云石87Sr/86Sr值為0.708 236～0.710 186，平均值為0.709 339。粉-細晶白云巖87Sr/86Sr值與灰?guī)r相近，與同期海水有重疊，說明其白云巖化流體與海水有關。鞍形白云石作為一種熱液礦物，其87Sr/86Sr值遠高于全球幔源87Sr/86Sr平均值和峨眉山玄武巖87Sr/86Sr值，表明茅口組中的熱液流體并不是純的地幔熱液，推測熱液侵入到茅口組之前從高87Sr/86Sr的地層(如梁山組)中獲得了87Sr而具有高87Sr/86Sr值。細-中晶白云巖和斑狀白云巖具有明顯高于海水背景值的87Sr/86Sr值(圖7)，進一步證實了這兩種白云巖受到了熱液作用的影響。

4.4 碳、氧同位素與包裹體均一溫度特征

茅口組粉-細晶白云巖中未發(fā)現(xiàn)氣液兩相的包裹體，表明其形成于較低溫的成巖環(huán)境。細-中晶白云巖、斑塊狀白云巖和鞍形白云石膠結物中均發(fā)現(xiàn)有大量氣液兩相的包裹體，包體大小多在3～7 μm，包體氣液比為5%～10%。細-中晶白云巖包裹體均一溫度為100～170 ℃，主峰區(qū)間在110～140 ℃(圖8a)，斑塊狀白云巖包裹體均一溫度為90～190 ℃，主峰區(qū)間為140～170 ℃(圖8b)，鞍形白云石膠結物包裹體均一溫度為90～200 ℃，主峰區(qū)間為140～170 ℃(圖8c)。

碳酸鹽巖的碳同位素主要是受到碳源的控制，有機碳的加入常常會導致碳酸鹽巖碳同位素偏負，溫度和酸堿度等對碳同位素的影響不大；碳酸鹽巖氧同位素主要受到成巖流體的氧同位素組成和成巖溫度的影響，總的趨勢是溫度越高，巖石的氧同位素越偏負，由于分餾效應的差異，白云石比其共生的方解石富集18O[41-43]。茅口組灰?guī)r和白云巖δ13C(PDB)值均分布在2.5‰～4.5‰，相差不大，表明兩者具有相同的碳源。茅口組灰?guī)r的δ18O(PDB)平均值為-4.8‰，粉-細晶白云巖的δ18O(PDB)平均值為-4.0‰，細-中晶白云巖的δ18O(PDB)平均值為-7.19‰，斑塊狀白云巖的δ18O(PDB)平均值為-10.47‰，鞍形白云石膠結物的δ18O(PDB)平均值為-10.72‰(圖8d)。粉-細晶白云巖比灰?guī)r富集18O，且其87Sr/86Sr值與同期海水有重疊，表明粉-細白云巖為同期海水白云巖。細-中晶白云巖δ18O(PDB)值明顯要低于原始灰?guī)r，其包裹體均一溫度較高，表明細-中晶白云巖受到了熱液改造。斑塊狀白云巖和鞍形白云石具有相似的δ18O(PDB)值，同時兩者的包裹均一溫度主峰均為140～170 ℃，說明斑塊狀白云巖和鞍形白云石膠結物由同期熱液形成。

圖8 四川盆地茅口組不同類型白云巖碳氧同位素和包裹體均一溫度Fig.8 Carbon and oxygen isotopes,homogenization temperature of fluid inclusions from different types of dolostone in the Maokou Formation,Sichuan Basina．細-中晶白云巖流體包裹體均一溫度；b.斑塊狀白云巖包裹體均一溫度；c.鞍形白云石包裹體均一溫度；d.茅口組不同類型白云巖碳、氧同位素特征；e.茅口組不同類型白云巖氧同位素、包裹體均一溫度與成巖流體氧同位素關系

白云石的氧同位素、流體氧同位素和溫度之間存在如下關系：δ18O(白云石)-δ18O(流體)= 3.06×106/T2-3.24[43],以SMOW為標準，T為白云石沉淀時的溫度，據(jù)此建立圖版可獲得流體的氧同位素值(圖8e)。前文已經(jīng)確定茅口組粉-細晶白云巖為同期海水白云巖，結合Veizer確立的二疊紀海水δ18O(SMOW)值(-3‰～-1‰)[33]和粉-細晶白云巖δ18O(PDB)值(表1)，可以得到粉-細晶白云巖形成溫度為42～62 ℃，表明茅口組粉-細晶白云巖形成于近地表環(huán)境。結合細-中白云巖、斑塊狀白云巖以及鞍形白云石的包裹體均一溫度和他們對應的δ18O(PDB)值(表1)，可以得到形成細-中晶白云巖、斑塊狀白云巖和鞍形白云石的流體δ18O(SMOW)值分別為3‰～7‰，2‰～6‰和2‰～6‰，范圍接近，表明這3種白云巖(石)受到了同期熱流體的作用。

5 熱液作用對白云巖儲層的影響

5.1 建設性熱液作用

熱液對茅口組白云巖儲層的建設性作用主要表現(xiàn)在3個方面。

1) 熱液破碎

熱液流體通常具有高的流體壓力[2]，侵入巖層后容易產(chǎn)生不規(guī)則的裂縫系統(tǒng)并使基巖角礫化形成礫間孔隙，當這些裂縫和孔洞未被充填時，可形成有效的儲集空間。

2) 熱液溶蝕

前人多認為熱液流體中富含CO2和H2S等酸性氣體，其溶蝕作用產(chǎn)生的溶蝕孔、縫、洞可構成茅口組白云巖的主要儲集空間。而識別熱液溶蝕的主要依據(jù)是儲集空間中有熱液礦物(如石英、螢石和鞍形白云石等)充填，但鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，某些被認為是熱液溶蝕形成的孔隙(圖9a)其實是早期大氣淡水溶蝕形成的(圖9b)，川中茅口組白云巖中也有類似的現(xiàn)象[17,26]。另外，茅口組白云巖中常見順層分布的溶洞發(fā)育在灘體的頂部(圖9c)，有較好的旋回性，與大氣淡水溶蝕有關，說明這些溶洞在熱液作用之前就已經(jīng)形成。在埋藏條件下，1 m3灰?guī)r要產(chǎn)生1%的孔隙需要270 m3的水[44]，說明熱液要產(chǎn)生規(guī)模性溶蝕需要較高的水巖比，即需要大量的熱液流體，然而四川盆地處于峨眉山玄武巖噴發(fā)的外帶(圖2)，熱液的規(guī)模有限。另外，茅口組之下還有數(shù)千米的碳酸鹽巖地層，熱液流體經(jīng)過這些碳酸鹽巖運移到茅口組之后其溶蝕能力必然大打折扣。因此，不能過分強調茅口組熱液的溶蝕作用。

圖9 四川盆地茅口組熱液作用類型Fig.9 Types of hydrothermal processes in the Maokou Formation,Sichuan Basina.細-中晶白云巖，發(fā)育溶蝕孔隙，孔隙中充填鞍形白云石和石英，茅三段，泰來6井；b 與a同視域，經(jīng)弱光處理后見白云巖的原始生物顆粒結構，孔隙類型為粒內溶孔；c.層狀分布的溶洞，茅二段，洪雅張村剖面；d.細-中晶白云巖，晶間孔中充填石英，茅三段，豐都放牛壩剖面；e.細-中晶白云巖，紅線左側重結晶作用強，晶體緊密接觸，茅二段，華鎣二崖剖面；f.細-中白云巖，晶間孔中充填方解石，茅三段，豐都放牛壩剖面；g.包裹體薄片，與f為同一塊樣品，溶孔中充填方解石；h對應g的1區(qū)，方解石中發(fā)育大量包裹體，包裹體均一溫度平均值為129.1℃；i對應g的2區(qū)，白云石中發(fā)育大量包裹體，包裹體均一溫度平均值為126.1 ℃

3) 熱液白云巖化

熱液流體與灰?guī)r作用，將灰?guī)r白云巖化，形成斑塊狀白云巖，這類白云巖規(guī)模較小，發(fā)育晶間孔隙(圖3i)，但面孔率在均在1%以下(圖10)，與周圍灰?guī)r的孔隙度類似，因此熱液白云巖化作用只是將少量灰?guī)r轉變成白云巖，并無物性的改善。

圖10 四川盆地茅口組不同類型白云巖面孔率統(tǒng)計Fig.10 Surface porosity of different types of dolostone in the Maokou Formation,Sichuan Basin

5.2 破壞性熱液作用

熱液對茅口組白云巖儲層的破壞性作用主要表現(xiàn)在2個方面。

1) 熱液礦物沉淀

熱液流體的溫壓性質變化快，含有豐富的礦物質，當其進入早期孔洞和裂縫后，如果不能及時排出，會沉淀出一系列礦物，茅口組主要的熱液礦物有鞍形白云石、方解石和石英。茅口組中熱液礦物充填現(xiàn)象十分明顯，導致大部分熱液破碎產(chǎn)生的裂縫和礫間孔洞被充填(圖4a,c)，剩余的少部分多呈孤立分布，極大地降低了熱液破碎的建設性作用，此外白云巖的晶間孔和溶蝕縫洞中也多充填有熱液礦物(圖9d)，進一步降低了白云巖儲集性能。

2) 重結晶

Malone等[45]通過實驗證明高溫能促進白云巖的重結晶，茅口組熱液流體具有較高溫度，這無疑可使茅口組白云巖重結晶過程加快。茅口組層狀白云巖中的細-中晶白云巖，具有較高的成巖溫度，富含F(xiàn)e，Mn元素和較輕的氧同位素組成，是早期粉-細晶白云巖經(jīng)熱液重結晶形成。通過元素分析得到，茅口組細-中晶白云巖Mg/Ca平均值為0.941(N=12),茅口組粉-細晶白云巖Mg/Ca平均值為0.843(N=8)，說明重結晶過程中有Mg的加入或Ca的帶出，這與熱液中Mg2+的含量關，當熱液流體中含有Mg2+時，重結晶過程則按照反應式(1)進行，使早期粉-細晶白云巖白云巖化更加徹底，當熱液中的Mg2+被消耗完全時，重結晶過程則按照反應式(2)進行，早期粉-細晶白云巖中多余的Ca2+被帶出，形成方解石。方解石和白云石具有接近的包裹體均一溫度(圖9h,i)證明這種方解石并未被熱液帶出白云巖地層，而是就近沉淀在白云巖晶間孔和溶蝕縫洞中(圖9f,g)。重結晶過程中，熱液向白云巖地層中注入了新的Mg2+和CO32-，因此經(jīng)熱液重結晶后，白云巖的基質孔隙度會減小。鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，細-中晶白云巖中白云石的接觸關系明顯要比粉-細晶白云巖緊密(圖9e)。物性分析也表明，豐都放牛壩剖面粉-細晶白云巖孔隙度平均值為3.1%(N=9)，面孔率平均值為3.5%，細-中晶白云巖的孔隙度平均值為1.1%(N=9)，面孔率平均值為1.6，泰來6井粉-細晶白云巖面孔率為平均值為4.3%，細-中晶白云巖面孔率平均值為1.2%(圖10)，說明茅口組白云巖經(jīng)重結晶后物性變差了。

CaMg(CO3)2+xCaMg(CO3)2

(1)

CaMg(CO3)2+ xCaCO3

(2)

5.3 對勘探的啟示

茅口組層狀白云巖主要發(fā)育在高能淺灘中，厚度較大，橫向連續(xù)性好[17,46]；斑狀白云巖主要發(fā)育在斷裂帶附近，規(guī)模較小，橫向連續(xù)性差[15]。茅口組層狀白云巖受到了熱液流體的改造，但從露頭觀察來看，熱液作用以熱液礦物充填膠結為主，未被充填或半充填的熱液溶蝕縫洞較少，且主要發(fā)育在靠近玄武巖噴發(fā)中心的川西南地區(qū)。斑狀白云巖為熱液交代形成，整體較為致密(面孔率<1%)且規(guī)模小，難以成為有效儲層。

茅口組儲層明顯受顆粒灘控制，其儲集空間形成的主要驅動力為早期大氣淡水溶蝕作用[31]，粒內溶孔的發(fā)育和孔洞層具明顯的旋回性揭示了這一點。熱液作用的出現(xiàn)可作為儲層發(fā)育的一個潛在信號，指示有足夠的儲集空間供熱液流體侵入，但熱液流體本身對茅口組儲層無明顯改善作用。因此針對茅口組的儲層，應以灘控早期巖溶為核心思路進行勘探。

6 結論

1) 根據(jù)宏觀產(chǎn)狀，可將四川盆地茅口組白云巖分為層狀白云巖和斑塊狀白云巖，層狀白云巖是茅口組白云巖的主要類型；根據(jù)微觀結構可將層狀白云巖進一步劃分為粉-細晶白云巖和細-中晶白云巖，粉-細晶白云巖由自形程度較高的白云石組成，原始生物顆粒結構保存較好；細-中晶白云巖由自形程度較差的白云石組成，原始結構保存較差，具明顯的不等晶結構，發(fā)育與熱液相關的構造和礦物；斑塊狀白云巖由中-粗晶白云石組成，具環(huán)帶結構，在茅口組十分常見。

2) 細-中晶白云巖是粉-細晶白云巖在熱液流體的作用下發(fā)生重結晶的結果。與粉-細晶白云巖相比，細-中晶白云巖具有較高的Fe和Mn含量、中等強度的陰極發(fā)光、較高的87Sr/86Sr值、偏負的δ18O(PDB)值和較高的流體包裹體均一溫度。

3) 熱液的建設性作用表現(xiàn)在：①熱液破碎產(chǎn)生裂縫系統(tǒng)和角礫;②熱液溶蝕產(chǎn)生溶蝕孔、洞，但四川盆地茅口組熱液的規(guī)模和溶蝕能力有限，因此不能過分強調熱液的溶蝕作用；③熱液流體與灰?guī)r作用使其白云巖化，地化特征揭示斑塊狀白云巖為熱液交代白云巖，但其規(guī)模較小，且孔隙欠發(fā)育，不具備形成儲層的條件。熱液的破壞性作用表現(xiàn)在：①熱液礦物沉淀，堵塞先前形成的裂縫和孔洞；②熱液使早期白云巖發(fā)生重結晶，重結晶過程中有新的Mg2+和CO32-加入，導致物性變差。因此，針對茅口組的儲層，應以灘控早期巖溶為核心思路進行勘探。

致謝:審稿專家與編輯老師提出的寶貴建議，誠摯熱忱！