張軍濤，武重陽(yáng)，楊佳奇，何治亮，潘磊，唐德海，楊天博，韓月卿，李讓彬

（1.中國(guó)石化石油勘探開(kāi)發(fā)研究院，北京 100083；2.中國(guó)石化深部地質(zhì)與資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083；3.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京）能源學(xué)院，北京 100083；4.中國(guó)石油化工股份有限公司，北京 100728；5.中國(guó)石化勘探分公司，四川 成都 610041）

0 引言

熱液白云巖儲(chǔ)層是油氣勘探中一個(gè)重要領(lǐng)域，全球范圍內(nèi)迄今發(fā)現(xiàn)了多套與熱液白云巖相關(guān)的油氣儲(chǔ)層［1］，包括Michigan 盆地的奧陶系［2］、Basque Cantabrian盆地的白堊系［3］、塔里木盆地的寒武系—奧陶系［4］、加拿大魁北克Acadian Gaspe Belt 西部的下志留統(tǒng)Sayabec組［5］、美國(guó)紐約州的上奧陶統(tǒng)黑河組［6］等；同時(shí)發(fā)現(xiàn)了多處與熱液白云巖相關(guān)的油氣田，其中AIbion-Scipio［7］和Ladyfern［8］油田均是世界級(jí)大油田。國(guó)內(nèi)的熱液白云巖儲(chǔ)層主要集中于川滇［9-10］、塔里木盆地［4］。

熱液成巖作用發(fā)生于熱液流體進(jìn)入地層時(shí)溫度高于周圍（普遍高5°C）的環(huán)境中［11］，熱液流體的成因通常為地下熱異常， 且其通過(guò)斷裂系統(tǒng)或其他運(yùn)移通道進(jìn)入地層［12］。 前人對(duì)四川盆地茅口組富硅質(zhì)白云巖儲(chǔ)層的成因認(rèn)識(shí)不一，諸如構(gòu)造熱液成因［13］、熱水沉積相關(guān)［14］、埋藏白云巖化［15］、埋藏?zé)嵋汉突旌纤梢颍?6］等?，F(xiàn)在的主流觀點(diǎn)認(rèn)為， 研究區(qū)鞍形白云石為構(gòu)造熱液成因，這可能與峨眉山大火成巖省的活動(dòng)有關(guān)。

研究區(qū)內(nèi)除鞍形白云石外， 還可觀察到大量硅質(zhì)與之伴生，對(duì)儲(chǔ)層的破壞嚴(yán)重。硅質(zhì)的成因一般分為生物成因和交代成因2 類［17］。 胡欣等［18］認(rèn)為川西北茅口組的硅質(zhì)主要是生物成因。 由于硅質(zhì)充填對(duì)于碳酸鹽巖儲(chǔ)層的演化是不可逆的， 如塔里木盆地古城地區(qū)灰?guī)r儲(chǔ)層中的硅質(zhì)總體上主要對(duì)儲(chǔ)層起破壞作用［19］；因此，只有確定研究區(qū)硅質(zhì)的來(lái)源和形成時(shí)間，才能對(duì)該套碳酸鹽巖儲(chǔ)層進(jìn)行機(jī)理性分析， 進(jìn)而明確儲(chǔ)集空間的演化過(guò)程和規(guī)律。然而，現(xiàn)今鮮有關(guān)于泰來(lái)地區(qū)硅質(zhì)充填物的相關(guān)報(bào)道。 由于難以直接對(duì)硅質(zhì)充填物進(jìn)行原位碳氧鍶或者稀土元素分析， 而通過(guò)對(duì)伴生的鞍形白云石及其他充填物的研究則可以對(duì)硅質(zhì)的形成進(jìn)行合理分析，因此，有必要對(duì)茅口組白云巖儲(chǔ)層的硅質(zhì)及其伴生充填物的成因進(jìn)行系統(tǒng)性的厘定。 本研究以四川盆地泰來(lái)地區(qū)二疊系為例，解釋了硅質(zhì)、鞍形白云石的成因，并系統(tǒng)評(píng)價(jià)了熱液流體對(duì)充填物沉淀的貢獻(xiàn)，為后續(xù)勘探開(kāi)發(fā)提供了理論依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

四川盆地位于上揚(yáng)子地塊西北緣，面積約10.8×104km2，是中國(guó)重要的大型疊合含油氣盆地［20-22］（見(jiàn)圖1）。四川盆地發(fā)育NE 向和NW 向2 組基底斷裂，其發(fā)育時(shí)間相對(duì)較早，可追溯至加里東運(yùn)動(dòng)時(shí)期，現(xiàn)今斷裂多為逆沖斷層［23］。晚二疊世早期，峨眉山地裂運(yùn)動(dòng)發(fā)育達(dá)到高峰，基性巖漿大量噴發(fā)至地表，揚(yáng)子地區(qū)大面積覆蓋玄武巖［24］，四川盆地內(nèi)部也分布多個(gè)小型火山口和淺層的侵入巖。熱史反演表明，峨眉山大火成巖省導(dǎo)致盆地內(nèi)的古熱流值發(fā)生劇烈變化，距今約259 Ma時(shí)古熱值達(dá)到頂峰，持續(xù)時(shí)間約為1～2 Ma［9］，這對(duì)研究區(qū)內(nèi)的熱液礦物的形成有著重要的影響［21］。

圖1 四川盆地二疊系巖漿巖與茅口組白云巖分布及巖性柱狀圖Fig.1 Distribution map of Permian magmatic and dolomite rock of Maokou Formation and comprehensive stratigraphic column in Sichuan Basin

四川盆地二疊系中統(tǒng)包括棲霞組和茅口組。茅口組主體處于開(kāi)闊臺(tái)地沉積環(huán)境，主要分為4 段，總體厚度介于190～250 m，自下而上發(fā)育茅一段灰?guī)r和泥質(zhì)灰?guī)r、茅二段灰?guī)r夾白云巖和燧石層、 茅三段生物灰?guī)r局部夾白云巖及茅四段泥晶灰?guī)r。茅口組下伏棲霞組，與其呈整合接觸；上覆龍?zhí)督M，與其呈不整合接觸［9-10，21］。二疊系的白云巖非均質(zhì)性極強(qiáng)，熱液白云巖主要發(fā)育于川西南、川西北、川東局部地區(qū)［25］，白云巖橫向分布極不穩(wěn)定，其厚度最大可達(dá)112.0 m，但最薄處僅1.7 m［10］。

研究區(qū)位于四川盆地東部陡峭構(gòu)造帶的東南部，其中發(fā)育了多條NNE 走向的褶皺帶。三維地震剖面顯示了2 組走向分別為NW—SE 和NE—SW 的走滑和伸展基底斷層［26］。茅口組晚期受峨眉山大火成巖省活動(dòng)的影響， 川東南地區(qū)茅口組是由熱帶—亞熱帶穩(wěn)定碳酸鹽巖斜坡環(huán)境中形成的厚層碳酸鹽巖地層組成［27］，發(fā)育少量的淺灘相沉積［9，28］。

2 巖相學(xué)特征

泰來(lái)地區(qū)茅三段整體為碳酸鹽巖，夾有硅質(zhì)條帶，通過(guò)巖心（見(jiàn)圖2，巖心均來(lái)自于二疊系中統(tǒng)茅口組三段）可以觀察到層狀或條帶狀的硅質(zhì)與白云巖接觸。

圖2 四川盆地泰來(lái)地區(qū)茅三段裂縫充填物鏡下典型特征Fig.2 Images showing typical characteristics of fracture fillings in the third Member of Maokou Formation in Tailai area,Sichuan Basin

該層段廣泛發(fā)育裂縫，且被多種礦物充填（見(jiàn)圖2a、圖2b）；局部基質(zhì)可見(jiàn)霧心亮邊的細(xì)晶白云石（見(jiàn)圖2c），但以泥晶白云石為主（見(jiàn)圖2d、圖2e）。 充填物以鞍形白云石和硅質(zhì)（燧石和石英）為主，可見(jiàn)方解石及瀝青。 薄片觀察可見(jiàn)2 種裂縫充填模式：1）早期硅質(zhì)，邊緣表現(xiàn)為隱晶質(zhì)，后期為瀝青充填（見(jiàn)圖2d）。2）裂縫內(nèi)發(fā)育完全不同的2 類充填物， 表現(xiàn)為硅質(zhì)和鞍形白云石的突變接觸（見(jiàn)圖2e）。 其中：常見(jiàn)鞍形白云石的波狀消光，一般充填在裂縫內(nèi)，晶體較大，尺寸可達(dá)2 mm（見(jiàn)圖2f）；同時(shí)。 裂縫內(nèi)可充填晚期的石英（見(jiàn)圖2g）和少量的螢石（見(jiàn)圖2h），且裂縫中心部分局部可見(jiàn)方解石。 鞍形白云石和方解石在陰極發(fā)光下顯示不同顏色——鞍形白云石為深紅色發(fā)光， 方解石為暗色發(fā)光（見(jiàn)圖2i）。

3 地球化學(xué)特征

樣品來(lái)源于TL7 井和TL601 井，利用微區(qū)（牙鉆）取樣，選取茅三段共17 塊基質(zhì)及充填物粉末樣品（深度在TL7井的5 101.4～5 107.2 m 及TL601 井的5 515.7～5 542.5 m）進(jìn)行地球化學(xué)特征分析。因儲(chǔ)層中硅質(zhì)質(zhì)量分?jǐn)?shù)較低，難以進(jìn)行微區(qū)取樣分析，因此選擇與硅質(zhì)伴生的基質(zhì)和充填物為對(duì)象。 本次進(jìn)行的微量元素、稀土元素、碳氧鍶同位素分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究所完成。

3.1 元素特征

3.1.1 微量元素特征

基質(zhì)中的Ba，Mn 質(zhì)量分?jǐn)?shù)較低，分別為27.5×10-6～445.0×10-6（平均為158.28×10-6）和23.0×10-6～386.0×10-6（平均為114.51×10-6），而Fe，Sr 質(zhì)量分?jǐn)?shù)分布不均，部分樣品質(zhì)量分?jǐn)?shù)較高，超過(guò)1 000×10-6，其中，F(xiàn)e 平均質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1 537.86×10-6，Sr 平均質(zhì)量分?jǐn)?shù)為592.29×10-6。 方解石中Ba，F(xiàn)e，Sr 質(zhì)量分?jǐn)?shù)相差較大，Mn 質(zhì)量分?jǐn)?shù)集中于70.0×10-6～100.0×10-6； 鞍形白云石情況與方解石類似，僅Mn 質(zhì)量分?jǐn)?shù)相對(duì)較高，為106.0×10-6～268.0×10-6，平均為158.20×10-6（見(jiàn)表1）。

表1 四川盆地泰來(lái)地區(qū)二疊系儲(chǔ)層主量、微量元素特征Table 1 Characteristics of major and trace elements of Permian reservoirs in Tailai area,Sichuan Basin

Sr 與Ba 的相關(guān)性在所有類型樣品中均有體現(xiàn)（見(jiàn)圖3a。其中：CC 為充填方解石，CD 為鞍形白云石，MC 為基質(zhì)方解石，MD 為基質(zhì)白云石。 下同），但Fe，Mn 的相關(guān)性僅體現(xiàn)在基質(zhì)白云石中（見(jiàn)圖3b）。Sr，Ba 等元素的缺失和Fe，Mn 元素的富集一般是在成巖作用過(guò)程中發(fā)生的［29］，因此選取w（Mn）/w（Sr）（元素質(zhì)量分?jǐn)?shù)比，簡(jiǎn)寫(xiě)為Mn/Sr，下同）對(duì)樣品的成巖作用影響進(jìn)行評(píng)估。統(tǒng)計(jì)表明，大部分樣品的Mn/Sr 小于2，可用于分析礦物形成時(shí)的原始環(huán)境。 通常， 隨著成巖作用的加深，Sr與Fe+Mn（元素質(zhì)量分?jǐn)?shù)之和）應(yīng)該存在一定正相關(guān)關(guān)系， 但在大部分樣品數(shù)據(jù)中很難觀察到這種相關(guān)性（見(jiàn)圖3c）， 說(shuō)明大部分樣品可代表礦物形成時(shí)的原始流體性質(zhì)。類似結(jié)果也在后續(xù)同位素特征中有所體現(xiàn)。

圖3 四川盆地泰來(lái)地區(qū)茅三段儲(chǔ)層元素特征Fig.3 Elements characteristics in third Member of Maokou Formation in Tailai area,Sichuan Basin

3.1.2 稀土配分特征

一般而言， 在排除如陸源碎屑物質(zhì)等非碳酸鹽成分的污染之后，碳酸鹽的稀土（REE）配分特征通?？梢苑从吃汲练e環(huán)境［30］。 Y 元素具有與稀土元素相似的配分特征，因而利用REE+Y 配分模式，對(duì)樣品的原始環(huán)境進(jìn)行分析。

泰來(lái)地區(qū)無(wú)論是基質(zhì)還是充填物，普遍存在Ce 的負(fù)異常（其PAAS 標(biāo)準(zhǔn)化值明顯低于相鄰的La 和Pr 元素，見(jiàn)圖4），大部分樣品存在Eu 的正異常（其PAAS標(biāo)準(zhǔn)化值明顯高于相鄰的Sm 和Gd 元素，見(jiàn)圖4b）。 出現(xiàn)這種現(xiàn)象的原因可能是礦物沉淀時(shí)受2 種流體共同影響， 同期海水下行與熱液流體上涌接觸導(dǎo)致碳酸鹽礦物發(fā)生沉淀。 基質(zhì)方解石的形成主要是因?yàn)楹Ｋ某恋?，而熱液上涌使地層溫度上升，進(jìn)而導(dǎo)致基質(zhì)部分發(fā)生白云巖化， 因此局部鞍形白云石的REE+Y 配分模式顯示出一定的Eu 的正異常。 這種認(rèn)識(shí)與前人的解釋相一致， 熱液的來(lái)源可能與當(dāng)時(shí)的峨眉山大火成巖省的活動(dòng)有關(guān)，這在時(shí)間上也相匹配［9］。

圖4 四川盆地泰來(lái)地區(qū)二疊系巖心樣品稀土配分模式Fig.4 Partition modes of rare earth elements in Permian core samples in Tailai area,Sichuan Basin

（La/Sm）N與（Gd/Yb）N（下標(biāo)N 代表PAAS 標(biāo)準(zhǔn)化（下同））的散點(diǎn)圖（見(jiàn)圖5，圖版據(jù)文獻(xiàn)［31］）顯示，所有樣品的標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)均處于1 附近或大于1， 表明稀土配分整體表現(xiàn)為平坦頁(yè)巖型。 熱液在白云巖形成過(guò)程中不僅僅提供了溫度條件，同時(shí)也提供了流體［4］。 本研究利用稀土元素的散點(diǎn)圖將研究區(qū)內(nèi)的裂縫充填物與塔里木地區(qū)的熱液白云巖［4］稀土元素成分進(jìn)行對(duì)比分析， 發(fā)現(xiàn)2 個(gè)區(qū)域的碳酸鹽礦物的稀土元素分布范圍基本一致，因此二者的成因上應(yīng)該具有一定的相似性（見(jiàn)圖5），這與同位素?cái)?shù)據(jù)的分析結(jié)果一致。

圖5 泰來(lái)地區(qū)二疊系（La/Sm）N 與（Gd/Yb）N 交會(huì)圖Fig.5 Crossplot of shale （La/Sm）N and （Gd/Yb）N of Permian reservoirs in Tailai area

凹指數(shù)（Concavity Index，CI），即稀土配分的凹陷程度，是一種檢測(cè)原始流體來(lái)源的重要地球化學(xué)指標(biāo)［31］：

式中：w（G d ）N，w（La ）N，w（Y b ）N分別為Gd，La，Yb 的PAAS 標(biāo)準(zhǔn)化質(zhì)量分?jǐn)?shù)。

由圖6（圖版據(jù)文獻(xiàn)［32］）可知：與火山活動(dòng)相關(guān)的氧化物在（Gd/Yb）N與（La/Gd）N的散點(diǎn)圖下方聚集，平均CI 為2.1±0.4； 當(dāng)原始物質(zhì)來(lái)源于大火成巖省或變質(zhì)巖省時(shí)，平均CI 為1.6±0.3；而來(lái)源于海洋的CI 一般小于1［31］。 此外，本研究的樣品充填物的CI 一般處于1～2，部分小于1，且基質(zhì)全部小于1，因此，所有證據(jù)均指示了充填物來(lái)源于大火成巖省相關(guān)的熱液流體和海水。

圖6 泰來(lái)地區(qū)二疊系（Gd/Yb）N 與（La/Gd）N 交會(huì)圖Fig.6 Crossplot of shale （Gd/Yb）N and （La/Gd）N of Permian reservoirs in Tailai area

為進(jìn)一步探究研究區(qū)熱液流體和海水對(duì)充填物的具體貢獻(xiàn)，利用Alexander 等［32］的曲線模型對(duì)稀土元素進(jìn)行分析。結(jié)果顯示，充填物想要獲得類似的Eu/Sm 值僅需約0.1%～1.0%的熱液流體就可達(dá)到， 但要獲得類似的Sm/Yb 值則可能需要1.0%～5.0%，甚至更多的熱液流體（見(jiàn)圖7［33］）。 因此，熱液流體對(duì)該時(shí)期裂縫充填的碳酸鹽礦物的發(fā)育不僅提供溫度，這也與塔里木奧陶系的硅質(zhì)和熱液白云巖沉淀的模式相似［4］。

圖7 泰來(lái)地區(qū)二疊系稀土組分比率曲線與海水、熱液流體曲線對(duì)比Fig.7 Comparison of rare earth elements composition ratio curve and fluid curve of seawater and hydrotherm of Permian reservoirs in Tailai area

3.2 同位素特征

3.2.1 鍶同位素特征

鍶同位素對(duì)于流體來(lái)源非常敏感， 二疊系全球海水鍶同位素值（87Sr/86Sr）約為0.706 8～0.707 3［33］，峨眉山大火成巖省基底87Sr/86Sr 值約為0.703 5～0.706 5［34］。本次獲得的充填物的87Sr/86Sr 值分布在0.707 492～0.708 473，基質(zhì)的87Sr/86Sr 值為0.706 877～0.708 164?；|(zhì)和充填物的87Sr/86Sr 值均與同期海水相似，因此初步斷定其原始流體來(lái)源主要為同期海水。 但由于熱液流體從下部向上運(yùn)移過(guò)程中一般會(huì)受到碎屑物質(zhì)的影響，導(dǎo)致87Sr/86Sr 值相應(yīng)升高，這與獲得的部分較低的87Sr/86Sr 值吻合；因此，研究區(qū)內(nèi)的碳酸鹽礦物的流體來(lái)源可能為混源，主要為同期海水，部分為熱液流體。不過(guò)，這一認(rèn)識(shí)還需得到其他地球化學(xué)數(shù)據(jù)的驗(yàn)證。

3.2.2 碳氧同位素特征

碳氧同位素（δ13C，δ18O）一般可表征后期成巖作用［29］。本次獲得的鞍形白云石的δ13C 分布在3.0‰～4.6‰，δ18O 分布在-8.6‰～-4.9‰； 方解石的δ13C 分布在1.8‰～2.8‰，δ18O 為-7.8‰～-6.0‰； 基質(zhì)的δ13C 為3.2‰～4.0‰，δ18O 為-6.9‰～-5.0‰。

如圖8a 所示，基質(zhì)和充填物的碳氧同位素均不存在相關(guān)性。 強(qiáng)烈的后期成巖作用會(huì)導(dǎo)致Fe，Mn 元素的富集和Sr 的虧損，從Mn/Sr 值與δ18O 的散點(diǎn)圖（見(jiàn)圖8b）可以觀察到二者并未存在一定的相關(guān)性，因此認(rèn)為， 本次所獲得的基質(zhì)樣品應(yīng)該未受到過(guò)強(qiáng)烈的后期成巖改造。

圖8 泰來(lái)地區(qū)二疊系碳氧同位素及元素特征分布Fig.8 Carbon-oxygen isotope and element characteritics distribution of Permian reservoirs in Tailai area

一般而言，碳酸鹽礦物經(jīng)歷過(guò)強(qiáng)烈的熱液作用后，其氧同位素會(huì)嚴(yán)重偏負(fù)［10］；而所有樣品的δ18O 的值未小于-10.0‰，即使鞍形白云石樣品也未表現(xiàn)出類似趨勢(shì)： 說(shuō)明其來(lái)源極有可能包括氧同位素相對(duì)較高的海水來(lái)源，也說(shuō)明了研究區(qū)內(nèi)無(wú)論是基質(zhì)還是充填物，其來(lái)源主要為海水。

4 成巖流體特征

四川盆地泰來(lái)地區(qū)茅三段裂縫中存在包括碳酸鹽、硅質(zhì)及瀝青等大量充填物，研究區(qū)內(nèi)主要有燧石和石英2 類硅質(zhì)充填物（見(jiàn)圖2）。 值得注意的是，硅質(zhì)充填形成的根本原因與鞍形白云石的形成有著密切關(guān)系。由于硅質(zhì)的溶解度隨溫度的增加而增加，當(dāng)上涌的巖漿熱液流體與向下運(yùn)移的海水接觸， 其溫度迅速下降，伴隨著物質(zhì)的提供，此時(shí)對(duì)硅質(zhì)和鞍形白云石等熱液礦物的沉淀極為有利， 因此燧石在裂縫邊緣迅速沉淀，隨后鞍形白云石在中間空間較大的位置繼續(xù)沉淀。從礦物之間切割關(guān)系及空間位置（見(jiàn)圖2a，2b）看，燧石在較小裂縫或裂縫邊緣首先沉淀，并伴隨著鞍形白云石的發(fā)育（見(jiàn)圖2e），而鞍形白云石和燧石沉淀過(guò)程中，巖漿熱液流體提供溫度的同時(shí)，也提供了約1%～5%的現(xiàn)代黑煙囪流體（熱液流體）的等量物質(zhì)（見(jiàn)圖7）；最后殘余的孔隙內(nèi)充填瀝青（見(jiàn)圖2d）、石英（見(jiàn)圖2g）、螢石（見(jiàn)圖2h）和晚期方解石（見(jiàn)圖2i）。

峨眉山巖漿活動(dòng)最活躍時(shí)期， 侵入地層流體除白云巖化流體外，也存在硅質(zhì)流體，在地層中發(fā)育大量的燧石條帶或團(tuán)塊（見(jiàn)圖2a，2b）。 燧石在裂縫邊緣沉淀的同時(shí)， 海水中大量的Mg2+和巖漿熱液流體提供的溫度打破了白云石形成的動(dòng)力學(xué)障礙，在裂縫內(nèi)發(fā)育鞍形白云石。埋藏期，裂縫內(nèi)仍殘余的孔隙為晚期硅質(zhì)的沉淀提供了空間，隨著地層溫度逐漸下降，熱液流體中的硅質(zhì)礦物快速沉淀期結(jié)束，逐漸發(fā)育晶形完整的石英。埋藏后期，此時(shí)流體無(wú)法持續(xù)提供Mg2+，從而開(kāi)始沉淀較晚期的方解石，并伴隨著其他礦物如螢石等沉淀。研究區(qū)熱液礦物組合序列為燧石-鞍形白云石-石英（方解石、螢石）（見(jiàn)圖2e，2g，2h），而鞍形白云石的元素和同位素特征均與基質(zhì)相似（見(jiàn)表1），尤其是同位素特征（見(jiàn)圖8a）。這說(shuō)明基質(zhì)白云石的形成與裂縫內(nèi)充填的鞍形白云石成因一致，均為后期熱液作用［9-10，21］。

5 儲(chǔ)層演化過(guò)程

峨眉山大火成巖省是研究區(qū)發(fā)育富硅質(zhì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層的最重要事件， 熱液流體為鞍形白云石和硅質(zhì)充填物的發(fā)育提供了約1%～5%的現(xiàn)代黑煙囪流體的等量物質(zhì)流體和能量。熱液流體活動(dòng)期間產(chǎn)生基底斷裂，能夠有效地改善儲(chǔ)層的物性，提供大量的儲(chǔ)集空間，是研究區(qū)儲(chǔ)層最主要的建設(shè)性作用（見(jiàn)圖9）。 但是由于地層巖性的差異， 在泥質(zhì)含量較高的位置難以發(fā)育有效裂縫（見(jiàn)圖2a）；同時(shí)熱液流體中富含CO2，H2S 等酸性氣體，容易與碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)生溶蝕作用，從而產(chǎn)生孔洞縫，為油氣儲(chǔ)集提供空間。 然而，在巖心和薄片中很難發(fā)現(xiàn)此類孔隙空間（見(jiàn)圖2），前人對(duì)四川盆地中西部熱液白云巖儲(chǔ)層的研究也發(fā)現(xiàn)類似的儲(chǔ)集空間，但其發(fā)育的主要原因是大氣淡水溶蝕作用［21］；因此，熱液的溶蝕作用對(duì)儲(chǔ)層的建設(shè)性作用是十分微弱的。 白云巖化作用一定程度上可以改善儲(chǔ)層的物性， 但白云石基質(zhì)中并未發(fā)現(xiàn)較高的面孔率， 這與初始的相帶有關(guān)，整體改善效果較弱，與川西等其他地區(qū)二疊系儲(chǔ)層并不相同（見(jiàn)圖9）。

圖9 泰來(lái)地區(qū)二疊系硅質(zhì)白云巖儲(chǔ)層發(fā)育模式Fig.9 Development model of Permian siliceous dolomite reservoirs in the Tailai area

雖然熱液活動(dòng)制造裂縫有利于儲(chǔ)層的發(fā)育， 但是后續(xù)硅質(zhì)、 鞍形白云石等熱液礦物的沉淀堵塞了部分裂縫。 研究區(qū)鞍形白云石、硅質(zhì)充填十分常見(jiàn)，優(yōu)先沉淀的硅質(zhì)對(duì)儲(chǔ)層原始物性和基底抬升產(chǎn)生的裂縫的破壞作用極強(qiáng)（見(jiàn)圖2c，2d），且這部分充填物很難在后續(xù)的成巖過(guò)程中被溶解而作為有效孔隙， 同時(shí)鞍形白云石的沉淀也優(yōu)先堵塞了裂縫的大部分孔隙。 熱液礦物同時(shí)在白云巖的晶間孔和溶蝕孔內(nèi)發(fā)生沉淀， 進(jìn)一步破壞了儲(chǔ)層的物性。

川東南茅口組儲(chǔ)層主要發(fā)育在高能淺灘沉積環(huán)境內(nèi)，原始物性好，縱向連續(xù)性強(qiáng)，早期白云化流體能夠改善儲(chǔ)集性能［9］。 后期熱液活動(dòng)對(duì)儲(chǔ)層的改造主要是破壞性的， 熱液礦物尤其是硅質(zhì)充填構(gòu)造裂縫及早期晶間孔、溶蝕孔洞；熱液白云巖化作用能在一定程度上改善儲(chǔ)層，但是難以形成連續(xù)性有效儲(chǔ)層；熱活動(dòng)對(duì)儲(chǔ)層的改善主要集中于產(chǎn)生大量水壓力破碎裂縫：因此，針對(duì)研究區(qū)熱液白云巖的勘探應(yīng)著眼于高能灘相發(fā)育區(qū)， 以及易于產(chǎn)生破碎裂縫的泥質(zhì)含量較少的純碳酸鹽巖發(fā)育區(qū)。

6 結(jié)論

1）四川盆地泰來(lái)地區(qū)茅口組白云巖為熱液成因，地層中發(fā)育基質(zhì)方解石和白云石， 裂縫內(nèi)充填礦物組合為鞍形白云石-燧石-方解石-石英-螢石。基質(zhì)δ13C 平均為3.6‰，δ18O 平均為-5.9‰，87Sr/86Sr 平均為0.707 455，稀土配分主要為海水模式；鞍形白云石的δ13C 平均為3.8‰，δ18O 平均為-6.0‰，87Sr/86Sr 平均為0.708 052，稀土配分主要為超基性流體模式；方解石的δ13C 平均為2.3‰，δ18O 平均為-6.9‰，87Sr/86Sr 平均為0.707 751，稀土配分主要為超基性流體模式。

2）通過(guò)將現(xiàn)代黑煙囪流體與海水的混合流體模式對(duì)比發(fā)現(xiàn)， 研究區(qū)富硅質(zhì)碳酸鹽巖中的熱液礦物發(fā)育受到巖漿熱液的影響， 為硅質(zhì)和鞍形白云石的沉淀提供了約1%～5%的現(xiàn)代黑煙囪流體的等量物質(zhì)，對(duì)REE+Y 的地球化學(xué)特征進(jìn)行了重印，而不僅僅是通過(guò)巖漿作用加熱盆地。

3）川東南地區(qū)的巖漿熱液來(lái)源為峨眉山大火成巖省，活躍時(shí)期主要為距今259 Ma 左右，活躍時(shí)間約為1～2 Ma。大火成巖省活躍期間導(dǎo)致地層隆升，為裂縫的形成創(chuàng)造了條件， 但后期鞍形白云石和硅質(zhì)沉淀對(duì)儲(chǔ)層的改造主要是破壞性作用；因此，研究區(qū)針對(duì)熱液儲(chǔ)層的勘探方向主要為泥質(zhì)含量較少而易于產(chǎn)生破碎裂縫的區(qū)域或高能灘相區(qū)。