川南云錦地區(qū)茅口組儲(chǔ)集層溶蝕期次及模式

何釗，高兆龍，李國蓉，何賽，3，莫國宸，田家奇，李肖肖

（1.成都理工大學(xué) 能源學(xué)院，成都 610059；2.中國石油 西南油氣田公司 勘探開發(fā)研究院，成都 610041；3.四川中成煤田物探工程院有限公司，成都 610072）

川南地區(qū)自1957 年隆10 井測(cè)試獲氣以來，針對(duì)中二疊統(tǒng)茅口組巖溶縫洞型儲(chǔ)集層的天然氣勘探開發(fā)已有60 余年歷史，1979 年達(dá)到年產(chǎn)氣30.75×108m3的最高產(chǎn)量；隨后，產(chǎn)量遞減，2004 年產(chǎn)量最低，為5.85×108m3/a；2005 年實(shí)施二次開發(fā)，2011 年產(chǎn)量回升到6.37×108m3/a，到目前為止，茅口組仍然是川南地區(qū)天然氣的主要產(chǎn)層之一[1-2]。

溶蝕作用是儲(chǔ)集層形成的關(guān)鍵因素，明確溶蝕作用的類型、期次和機(jī)制，對(duì)全面揭示儲(chǔ)集層成因具有重要意義。針對(duì)川南云錦地區(qū)茅口組，前人普遍認(rèn)為，在中二疊世末期，受東吳運(yùn)動(dòng)影響，地層抬升，茅口組中—上部碳酸鹽巖長(zhǎng)期遭受大氣淡水淋濾，發(fā)生巖溶作用[2-4]；在晚二疊世初期，伴隨著峨嵋地幔柱隆起和大規(guī)模玄武巖噴發(fā)，茅口組受到深部熱液的改造，發(fā)生熱液溶蝕作用[5-7]；此外，在中—晚成巖期，川南云錦地區(qū)茅口組還經(jīng)歷了埋藏溶蝕作用[8]。研究區(qū)茅口組經(jīng)歷了多期多類型的溶蝕作用，但各期次溶蝕作用的機(jī)制與模式尚未建立。因此，本文在前人研究的基礎(chǔ)上，利用巖心和薄片資料，結(jié)合同位素地球化學(xué)特征，對(duì)云錦地區(qū)茅口組碳酸鹽巖的溶蝕作用進(jìn)行研究，厘定其溶蝕作用類型和期次，明確各期次溶蝕作用的機(jī)理，建立相應(yīng)的成巖作用模式，旨在為研究區(qū)的油氣勘探開發(fā)有所裨益。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

四川盆地在區(qū)域構(gòu)造上可劃分為川北古中坳陷低緩帶、川西中新坳陷低陡帶、川中古隆中斜平緩帶、川東古斜中隆高陡斷褶帶、川西南古中斜坡低褶帶和川南古坳中隆低陡穹形帶[9-17]，研究區(qū)位于川南古坳中隆低陡穹形帶（圖1a）。茅口組碳酸鹽巖先后經(jīng)歷了東吳運(yùn)動(dòng)、印支運(yùn)動(dòng)、燕山運(yùn)動(dòng)、喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)等多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)改造，發(fā)育多期構(gòu)造裂縫。研究區(qū)茅口組在沉積之后，受東吳運(yùn)動(dòng)影響，地殼大面積抬升，形成瀘州古隆起，茅口組出露，發(fā)生沉積間斷并遭受不同程度的大氣淡水淋濾，在其頂部形成區(qū)域不整合面。晚二疊世發(fā)生海侵，研究區(qū)內(nèi)再次接受沉積，生成陸表海臺(tái)地潮坪—潟湖相龍?zhí)督M泥頁巖，既是茅口組氣藏的烴源巖，也是其良好的蓋層，與茅口組儲(chǔ)集層一起，形成頂生式氣藏[9，18-19]。

川南云錦地區(qū)茅口組整體生成于碳酸鹽開闊臺(tái)地的沉積背景之下，發(fā)育大量顆粒灘[20-24]，根據(jù)巖性、電性、生物化石等特征，自下而上可劃分為茅一段、茅二段、茅三段和茅四段。茅一段整體為一套灰黑色含生屑泥灰?guī)r和灰色—深灰色生屑微晶灰?guī)r；茅二段主要發(fā)育淺灰色—灰色生屑微晶灰?guī)r，可見顆粒結(jié)構(gòu)；茅三段發(fā)育淺灰色—灰色含生屑粉晶灰?guī)r和藻粘結(jié)微晶灰?guī)r；茅四段發(fā)育灰色—深灰色微晶灰?guī)r和含生屑亮晶灰?guī)r，由于東吳運(yùn)動(dòng)抬升，在研究區(qū)內(nèi)被剝蝕殆盡（圖1b）。依據(jù)巖心和巖石薄片鑒定結(jié)果，川南云錦地區(qū)茅口組儲(chǔ)集層主要發(fā)育在茅二段和茅三段，以微晶生屑灰?guī)r和亮晶生屑灰?guī)r為主，儲(chǔ)集空間主要為溶蝕孔洞和縫隙。

2 溶蝕作用類型與識(shí)別標(biāo)志

川南云錦地區(qū)茅口組溶蝕作用較為發(fā)育，依據(jù)溶蝕作用及溶蝕縫洞內(nèi)充填特征，研究區(qū)茅口組溶蝕作用可分為3 期，即表生期、早成巖期和晚成巖期溶蝕 作用（圖2）。

2.1 表生期溶蝕作用

表生期溶蝕作用表現(xiàn)為不規(guī)則溶蝕縫洞發(fā)育，溶蝕縫洞內(nèi)可方解石充填，也可碳酸鹽巖角礫和方解石充填（圖2a、圖2b），充填方解石可被早成巖期淺埋藏細(xì)—粉晶自形白云石交代（圖2c），也可被縫合線和后期構(gòu)造裂縫切割（圖2f）。充填方解石呈褐黃色—褐紅色，指示成巖環(huán)境為地表—近地表氧化環(huán)境。此外，溶蝕縫洞可被熱液成因的次生鞍形白云石和石英充填（圖2d），還可有液態(tài)石油轉(zhuǎn)化成的瀝青（圖2e），說明表生期溶蝕作用發(fā)生在龍?zhí)督M烴類充注之前。該時(shí)期，研究區(qū)茅口組因東吳運(yùn)動(dòng)期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)而抬升，直接暴露于大氣環(huán)境中，處于表生成巖階段，發(fā)生大氣淡水巖溶作用。

2.2 早成巖期溶蝕作用

早成巖期溶蝕作用的主要標(biāo)志礦物為多種產(chǎn)狀的鞍形白云石，可以是表生期溶蝕縫洞剩余空間內(nèi)鞍形白云石生長(zhǎng)充填（圖2d），伴有鞍形白云石交代現(xiàn)象；也可以是構(gòu)造裂縫中的方解石受到鞍形白云石交代，還可以是溶蝕縫洞邊緣生長(zhǎng)充填的鞍形白云石（圖2i）。在包34 井相關(guān)井段巖心及薄片中，可見次生石英晶體與鞍形白云石共生（圖2h、圖2j），還可見到鈉長(zhǎng)石化（圖2k）、螢石沉淀（圖2l）、滑石化等與熱液相關(guān)的活動(dòng)。鞍形白云石、石英、鈉長(zhǎng)石和螢石，都是典型的熱液活動(dòng)的產(chǎn)物[6]，結(jié)合茅口組頂部的玄武巖[7]，研究區(qū)晚二疊世初峨嵋地幔柱隆起，有大規(guī)模的玄武巖噴發(fā)，早成巖期溶蝕作用應(yīng)與熱液噴發(fā)活動(dòng)有關(guān)。

2.3 晚成巖期溶蝕作用

晚成巖期溶蝕作用主要沿?cái)嗔寻l(fā)生，表現(xiàn)為沿縫溶蝕，可以是低角度裂縫中的方解石受到溶蝕，形成溶蝕縫洞，縫洞內(nèi)有粒狀方解石充填，方解石可被石英交代改造（圖2m、圖2o）；也可沿晚期高角度裂縫方解石溶蝕縫洞發(fā)育，溶蝕孔洞可出現(xiàn)于裂縫方解石邊部，溶蝕縫和溶蝕孔洞內(nèi)可有少量晶形較好的方解石生長(zhǎng)（圖2n）；還可以沿縫合線溶蝕，溶蝕縫洞內(nèi)缺乏充填物，或有少量干凈方解石晶體生長(zhǎng)（圖2p）。溶蝕縫洞內(nèi)粒狀方解石可被石英交代改造，石英通常在酸性條件下形成，次生石英的發(fā)育表明曾發(fā)生過酸性流體事件。

3 溶蝕產(chǎn)物同位素特征與溶蝕流體性質(zhì)

3.1 碳氧同位素特征

碳酸鹽巖的δ13C 主要受到碳來源的控制，δ18O 主要受控于成巖流體性質(zhì)，可以憑借其特征分析成巖流體的來源及性質(zhì)[25]。根據(jù)40 個(gè)碳氧同位素樣品測(cè)試結(jié)果（圖3），表生期溶蝕縫洞中充填方解石的δ13CPDB為0.58‰～5.04‰，平均為2.99‰，而中二疊世晚期的海相碳酸鹽巖的δ13CPDB為1.5‰～3.5‰[25]，二者相似，說明茅口組溶蝕縫洞方解石形成過程中缺乏有機(jī)質(zhì)氧化產(chǎn)生的輕CO2，茅口組碳酸鹽巖本身控制了溶蝕縫洞方解石的碳同位素組成。表生期溶蝕縫洞方解石δ18OPDB為-11.26‰～-7.30‰，平均為-9.84‰，中二疊世晚期的海相碳酸鹽巖的δ18OPDB為-7.5‰～-2.0‰[26]，大氣淡水的δ18OPDB約為-12.0‰，因此，表生期溶蝕縫洞方解石的成巖流體為海水和大氣淡水混合體。

早成巖期溶蝕縫洞中碳酸鹽礦物的δ13CPDB為3.38‰～4.39‰，范圍較窄，平均為3.92‰，較中二疊世晚期海相碳酸鹽巖的δ13CPDB稍高，表明13C有另外的來源。研究區(qū)晚二疊世初發(fā)生過熱液活動(dòng)，深部熱液沿?cái)嗔严蛏线\(yùn)移到達(dá)茅口組，補(bǔ)充了13C；碳酸鹽礦物的δ18OPDB變化范圍較大，為-9.63‰～-5.86‰，平均為-7.92‰，較中二疊世晚期海相碳酸鹽巖的δ18OPDB低，說明這些礦物形成過程中有熱分餾作用的影響[27-28]。

晚成巖期溶蝕縫洞方解石δ13CPDB為1.05～4.10‰，平均為2.81‰；δ18OPDB為-9.60‰～-6.01‰，平均為-7.32‰，δ13CPDB和δ18OPDB均處于二疊紀(jì)正常值的范圍內(nèi)。

3.2 鍶同位素特征

碳酸鹽礦物中鍶元素有殼源、幔源和海源3 種，殼源鍶因富87Rb衰變形成的87Sr，87Sr/86Sr高，全球平均值為0.711 9；幔源鍶為地幔鐵鎂質(zhì)巖石通過海底擴(kuò)張或火山活動(dòng)提供，其87Sr/86Sr低至0.703 5[29-30]；海源鍶則與同期海水和海相沉積物相似，二疊紀(jì)海水的87Sr/86Sr為0.706 6～0.708 2[31-32]。

選取并測(cè)試了26 件鍶同位素樣品（圖4），表生期溶蝕縫洞方解石87Sr/86Sr 為0.707 116～0.707 476，平均為0.707 236，與微晶灰?guī)r的87Sr/86Sr 極其接近，茅口組碳酸鹽巖本身控制了溶蝕縫洞方解石的鍶同位素組成，說明研究區(qū)該期溶蝕作用是一種自源式溶蝕作用，溶蝕流體未受到鋁硅酸鹽及碎屑巖的影響。

鞍形白云石的87Sr/86Sr 為0.707 184 和0.707 235，熱液成因方解石的87Sr/86Sr 為0.707 050 和0.707 462，二者的87Sr/86Sr 相對(duì)其他組分較低，與茅口組微晶灰?guī)r的87Sr/86Sr 較為相似，表明早成巖期溶蝕作用成巖流體受深部地幔流體影響，具有較低的87Sr/86Sr，這是深部地幔物質(zhì)沿拉張斷裂上升進(jìn)入海洋沉積體系和成巖體系的反映。

樣品中，低角度裂縫方解石的87Sr/86Sr為0.707 196～0.707 867，平均為0.707 555；高角度裂縫方解石的87Sr/86Sr 為0.707 461 和0.707 577，二者都比微晶灰?guī)r的87Sr/86Sr 高，說明晚成巖期溶蝕縫洞中方解石的鍶同位素組成不完全受茅口組碳酸鹽巖控制，其巖溶流體可能既有茅口組碳酸鹽巖內(nèi)部流體，也有二疊系其他層位泥巖演變形成的流體。

3.3 流體性質(zhì)

表生期溶蝕縫洞內(nèi)可有方解石填充，碳氧同位素和鍶同位素特征揭示，充填物來源主要受茅口組碳酸鹽巖和大氣淡水控制，未受到鋁硅酸鹽及碎屑巖的影響。假定溶蝕作用及方解石的形成溫度為30 ℃，恢復(fù)得到溶蝕縫洞方解石成巖流體的δ18OSMOW為-7.29‰～-4.69‰，也與海岸帶大氣淡水的δ18OSMOW相吻合[29]（圖5a），證實(shí)該期溶蝕作用的流體為大氣降水。

早成巖期溶蝕縫洞內(nèi)充填有石英、螢石、鞍形白云石等典型熱液礦物，還存在鈉長(zhǎng)石化、滑石化等與熱液相關(guān)的成巖作用，都指示了有熱液的參與。溶蝕縫洞充填的碳酸鹽礦物碳氧同位素和鍶同位素特征，揭示其物質(zhì)來源既有深部熱液，也有二疊紀(jì)海水。再者，鞍形白云石氣液兩相包裹體均一溫度主要分布在210～230 ℃（圖5b），熱液成因方解石為190～230 ℃（圖5c），以熱液成因方解石δ18OPDB恢復(fù)的成巖流體δ18OSMOW，為13.06‰（圖5a），同樣指示了巖溶流體為深部巖漿期后熱液和二疊紀(jì)海水的混合流體。

晚成巖期溶蝕縫洞中有粒狀方解石沉淀，方解石可被石英交代改造，結(jié)合該期溶蝕縫洞方解石的碳氧同位素和鍶同位素組成特征，巖溶流體可能既有茅口組碳酸鹽巖地層內(nèi)部流體，也有二疊系內(nèi)部泥巖演變而來的流體。溶蝕縫洞內(nèi)方解石氣液兩相包裹體均一溫度主要為140～170 ℃（圖5d），這一時(shí)期茅口組的埋深為4 000～4 500 m，正常地層埋藏溫度為150～165 ℃，二者溫度相似，恢復(fù)得到溶蝕縫洞方解石的成巖流體δ18OSMOW在7.47‰～11.81‰（圖5a），這與二疊系—三疊系鹵水的δ18OSMOW（0～9‰）具有較高的相似性[32]，證實(shí)成巖流體為地層內(nèi)部流體和泥巖演化酸性水的混合流體。

4 溶蝕作用機(jī)制與模式

4.1 表生期大氣淡水巖溶作用

研究區(qū)茅口組表生期溶蝕作用流體為海岸和大氣降水，茅口組碳酸鹽巖直接暴露于地表，具潛山和自源式巖溶特征（圖6）。原巖本身缺乏孔隙，而東吳運(yùn)動(dòng)期普遍發(fā)育裂縫，成為巖溶流體的滲流通道，巖溶作用表現(xiàn)為在裂縫基礎(chǔ)上向溶蝕縫洞和巖溶洞穴轉(zhuǎn)化。茅一段沉積時(shí)期，水體較深，沉積主體為一套泥灰?guī)r，泥質(zhì)含量較高，阻礙裂縫發(fā)育和阻礙溶蝕作用的大規(guī)模發(fā)育，在巖溶剖面中可起到隔水層的作用，阻止了巖溶流體的進(jìn)一步下滲。根據(jù)前人對(duì)川南地區(qū)巖溶儲(chǔ)集層分布情況的統(tǒng)計(jì)，東吳運(yùn)動(dòng)期茅口組抬升，泄水基準(zhǔn)面發(fā)生變化，發(fā)育多個(gè)潛水面，從而在距茅口組頂部0—50 m、50—100 m 和100—200 m 發(fā)育3 套巖溶儲(chǔ)集層[2]。綜上所述，建立了受古地貌、不整合面、裂縫、潛水面和茅一段泥灰?guī)r隔水層共同控制的表生期大氣淡水巖溶作用模式（圖6）。

4.2 早成巖期熱液溶蝕作用

早成巖期熱液溶蝕作用流體為深部幔源熱液，與峨眉山玄武巖噴發(fā)相關(guān)，為巖漿噴發(fā)后期產(chǎn)物，其上升通道為古斷裂。在早成巖期，受東吳運(yùn)動(dòng)的影響，拉張斷裂發(fā)育，深部來源的熱液具有沿拉張斷裂滲流的特征，而構(gòu)造運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致茅口組內(nèi)部早期形成溶蝕縫洞，滲透條件較好，成為熱液改造目標(biāo)，其改造形式及其結(jié)果多樣，包括溶蝕縫洞中央鞍形白云石生長(zhǎng)、東吳運(yùn)動(dòng)期構(gòu)造裂縫受到鞍形白云石交代及改造、熱液溶蝕縫洞鞍形白云石生長(zhǎng)、螢石生成及交代、石英生長(zhǎng)及交代、鈉長(zhǎng)石化、滑石化、熱液溶蝕作用及溶蝕縫洞形成等。從巖心和薄片觀察結(jié)果看，該期熱液溶蝕縫洞發(fā)育范圍有限，可提高巖石的儲(chǔ)集性能，形成白云巖溶蝕縫洞型儲(chǔ)集層。由此，建立了受拉張斷裂影響、斷裂和古壓實(shí)聯(lián)合驅(qū)動(dòng)的東吳運(yùn)動(dòng)期沿?cái)嗔褵嵋鹤饔媚Ｊ剑▓D7）。

4.3 晚成巖期埋藏溶蝕作用

晚成巖期溶蝕作用流體為二疊系碳酸鹽巖內(nèi)部流體與泥巖成巖演化中形成的酸性水的混合流體。溶蝕作用主要發(fā)生在構(gòu)造裂縫及其附近，縫合線及其附近，可表現(xiàn)為晚期硅化作用發(fā)生，沿縫合線溶蝕縫洞、沿高角度裂縫溶蝕縫洞、沿低角度裂縫溶蝕縫洞。當(dāng)時(shí)茅口組埋深在4 000 m 左右，上覆地層壓力導(dǎo)致茅口組壓實(shí)壓溶作用發(fā)育，地層壓力較高，燕山運(yùn)動(dòng)形成的構(gòu)造裂縫和縫合線成為溶蝕流體很好的通道，流體沿縫合線和燕山運(yùn)動(dòng)期裂縫溶蝕，這些溶蝕縫洞可以極大改善儲(chǔ)集層儲(chǔ)集性，形成較好的溶蝕縫洞型儲(chǔ)集層。古構(gòu)造和古斷裂具有宏觀控制作用，縫合線和晚期裂縫具有微觀控制作用。由此，建立了受古構(gòu)造、古斷裂和古裂縫共同控制的晚成巖期埋藏條件下二疊系地層流體和泥巖成巖演化酸性水混合溶蝕模式（圖8）。

5 結(jié)論

（1）川南云錦地區(qū)茅口組存在3 期溶蝕，表生期大氣淡水巖溶作用表現(xiàn)為不規(guī)則溶蝕縫洞內(nèi)方解石充填；早成巖期熱液溶蝕作用主要特征為多種產(chǎn)出狀態(tài)鞍形白云石發(fā)育；晚成巖期埋藏溶蝕作用表現(xiàn)為沿裂縫溶蝕和沿縫合線溶蝕發(fā)育。

（2）表生期巖溶作用流體為海岸帶大氣淡水，裂縫構(gòu)成巖溶流體滲流的通道，巖溶作用表現(xiàn)為在裂縫基礎(chǔ)上向溶蝕縫洞和巖溶洞穴轉(zhuǎn)化，主要控制因素有巖溶古地貌、不整合面、裂縫、潛水面等。

（3）早成巖期熱液溶蝕作用的流體為深部巖漿期后熱液和二疊紀(jì)海水的混合流體，熱液溶蝕作用主要受斷裂控制，深部熱液沿?cái)嗔严蛏衔灰频矫┛诮M，對(duì)地層進(jìn)行改造。

（4）晚成巖期埋藏溶蝕作用的流體為地層內(nèi)部流體和泥巖演化酸性水的混合流體，溶蝕作用主要受拉張斷裂控制，古構(gòu)造和古斷裂具有宏觀控制作用，縫合線和晚期裂縫具有微觀控制作用。