李雙建，楊天博，韓月卿，高平，沃玉進，何治亮

四川盆地中二疊統(tǒng)熱液白云巖化作用及其儲層改造意義

李雙建1，2，楊天博3，韓月卿1，2，高平3，沃玉進1，何治亮2，4

［1.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083； 2.中國石化石油勘探開發(fā)研究院構造與沉積儲層實驗室，北京 100083； 3.中國地質大學（北京）能源學院，北京 100083； 4.中國石油化工股份有限公司，北京 100728］

四川盆地中二疊統(tǒng)熱液白云巖類型多、分布廣，對油氣勘探具有重要意義，但是關于熱液白云巖化作用的機理和模式及其對儲層的改造意義存在較多爭議。在系統(tǒng)收集前期研究資料的基礎上，通過對典型地區(qū)熱液白云巖的礦物學、巖相學和地球化學等詳細分析，總結了熱液白云巖化作用的機理及其儲層改造意義。研究認為：四川盆地中二疊統(tǒng)熱液白云巖化作用與圍巖的巖性和巖相沒有明顯的相關性，主要與同期斷裂活動有關。根據(jù)熱液白云巖與圍巖的關系，可以將熱液白云巖化模式分為3類：①灘相改造型熱液白云巖化，主要分布在川西和川中地區(qū)的棲霞組中，熱液白云巖化作用對儲層的建設性改造作用不明顯；②巖溶灰?guī)r改造型熱液白云巖化，主要分布在川中地區(qū)的茅口組中，熱液白云巖化作用對該類儲層的建設性改造作用也不明顯；③致密灰?guī)r改造型熱液白云巖化，主要發(fā)育在川東地區(qū)的茅口組中，熱液白云巖化作用對該類儲層的建設性改造作用比較明顯。斷裂裂縫、充填殘余的溶蝕孔和白云石晶間孔是熱液改造型儲層的主要儲集空間，相比于原巖物性較好的儲層，原始儲集物性較差的儲層受熱液及其相關構造作用改造后，物性改善更加明顯。

熱液白云巖；儲層；棲霞組；茅口組；中二疊統(tǒng)；四川盆地

圖1　四川盆地中二疊統(tǒng)白云巖分布（a）與二疊系巖性柱狀圖（b）

熱液白云巖主體由熱液白云石組成，熱液白云石形成于比圍巖溫度高（至少高5℃）的熱流體交代或沉淀［1］。世界范圍內，在許多盆地中都發(fā)現(xiàn)了以熱液白云巖儲層為主要儲層的油氣田，如加拿大的西加盆地、美國的密歇根和阿巴拉契亞盆地、中東的波斯灣盆地等［2］。國內四川盆地、塔里木盆地的元古界-古生界碳酸鹽巖中也見到有明顯熱液白云巖化改造現(xiàn)象［3-9］。近年來四川盆地油氣勘探過程中，川西南周公山、川西北礦山梁-雙魚石、川中南充-閬中、川東臥龍河-涪陵地區(qū)的漢深1井、周公1井、礦3井、雙探3井、南充1井、廣探2井、臥117井和泰來6井等均在的中二疊統(tǒng)中鉆遇了熱液白云巖儲層（圖1a），儲層最厚可達112 m，單井測試產量最高為251×104m3/d。當前對四川盆地中二疊統(tǒng)白云巖的發(fā)育模式與主控因素存在多種認識，如李毅等［10］和汪華等［11］以熱水沉積理論提出的熱次盆概念為基礎，認為是基底斷裂附近的異常高溫促使基巖發(fā)生白云巖化；黃思靜等［12］和李小寧等［13］認為該時期的白云巖受到了峨嵋山大火成巖省的熱事件影響，異常高溫使基巖發(fā)生白云巖化，白云巖化流體的來源為海源流體；陳軒等［14］、劉宏等［15］和劉建強等［16］認為殘余海水和巖漿熱液共同為該地層提供白云巖化流體，峨嵋地裂運動為白云巖化流體提供了運移的快速通道；孟森等［17］和Zheng等［18］認為白云巖主要形成于灘相暴露狀態(tài)下，發(fā)生海水白云巖化作用，局部受到熱液改造作用?？傊?，四川盆地中二疊統(tǒng)熱液白云巖分布廣，但是由于原巖巖相和巖性的差異以及斷裂發(fā)育程度的不同，熱液白云巖化程度也有較大差異，造成在熱液白云巖的成因模式和分布規(guī)律的認識上存在較大爭議。本文在充分搜集整理前人研究資料的基礎上，補充了重點剖面和鉆井的實測數(shù)據(jù)，分析了不同層系和巖相區(qū)熱液白云巖的巖石學和地球化學特征，依據(jù)原巖巖性、白云巖化流體來源和斷裂切割關系，建立了熱液白云巖化模式，并探討了不同類型的白云巖化模式對儲層發(fā)育的影響，以期能對儲層分布預測和油氣勘探起到借鑒作用。

1　地質背景

四川盆地中二疊統(tǒng)包括棲霞組（P2）和茅口組（P2），下伏地層為中二疊統(tǒng)梁山組（P2）濱岸沼澤相含煤碎屑巖，頂部與上二疊統(tǒng)龍?zhí)督M（P3）含煤碎屑巖或吳家坪組（P3）硅質頁巖呈不整合接觸。棲霞組分為2個巖性段，棲一段（P21）主要為深灰色薄層泥質灰?guī)r與中薄層生屑泥晶灰?guī)r，棲二段（P22）為灰色中厚層生屑灰?guī)r，局部地區(qū)見白云巖化。棲霞組厚度介于30 ～ 310 m，平均厚度約125 m。茅口組分為四段，茅一段（P21）主要發(fā)育灰色、深灰色生物碎屑灰?guī)r夾泥質灰?guī)r，富含有機質；茅二段（P22）發(fā)育淺灰色、灰白色生物碎屑灰?guī)r，夾灰褐色厚層狀泥質灰?guī)r，局部地區(qū)有機質豐富；茅三段（P23）以淺灰色、灰白色云質灰?guī)r為主；茅四段（P2m）部分地區(qū)因剝蝕而保存不全，主要發(fā)育灰色生物碎屑灰?guī)r，川西北部分地區(qū)發(fā)育硅質頁巖。茅口組總體厚度介于190 ～ 250 m（圖1b）。

中二疊統(tǒng)白云巖儲層主要發(fā)育在棲二段和茅二段、茅三段，巖性是晶粒白云巖和斑狀灰質白云巖，晶粒白云巖包括中-細晶白云巖和殘余顆粒中-細晶白云巖，有效儲層主要分布在晶粒白云巖中。

通過鉆井和露頭厚度的統(tǒng)計，四川盆地中二疊統(tǒng)熱液白云巖主要分布在川西南峨嵋山—雅安—寶興—大邑一帶、川西北通口—劍閣—廣元—旺蒼一帶以及川中華鎣山地區(qū)，白云巖橫向上分布非常不穩(wěn)定（圖1a），很難在較大范圍內進行追蹤對比，各個地區(qū)白云巖厚度差異較大，川西南地區(qū)漢1井白云巖厚度最大，為112 m，川西北地區(qū)旺蒼王家溝剖面白云巖厚度最薄，僅為1.7 m（表1）。如此大的厚度變化說明了四川盆地中二疊統(tǒng)白云巖的分布具有非常強的非均質性。

表1　四川盆地中二疊統(tǒng)白云巖厚度統(tǒng)計

注：“—”表示非熱液成因或成因尚不明確。

2　取樣與測試

為了進一步理清熱液白云巖化流體性質和來源，本次研究共搜集已發(fā)表9個鉆井與露頭的碳、氧同位素數(shù)據(jù)120組，7個鉆井與露頭的鍶同位素數(shù)據(jù)61個。實測9個鉆井與露頭碳、氧同位素數(shù)據(jù)124組，6個鉆井與露頭的鍶同位素數(shù)據(jù)32個。實測數(shù)據(jù)均根據(jù)熱液白云巖結構特征，分別對灰?guī)r原巖、基質白云巖和鞍形白云石進行了微區(qū)取樣和測試。

研究中碳、氧同位素的檢測根據(jù)DZ/T 0184.17—1997《碳酸鹽礦物或巖石中碳、氧同位素組成的磷酸法測定》標準進行，使用20 mg的方解石或白云石粉末樣品（200目）在25 ℃條件下分別與磷酸反應24 h或72 h，反應釋放的CO2通過Finnigan MAT-252型質譜儀測試獲得同位素比值結果，所得出的用δ13C和δ18O值用Vienna Peedee Belemnite（VPDB）標準表示；鍶同位素的檢測根據(jù)GB/T 17672—1999《巖石中鉛、鍶、釹同位素測定方法》標準進行，使用100 mg的方解石或白云石粉末樣品（200目）溶解于2 mL 6N的 HCl溶液，在100 ～ 110 ℃條件下反應24 h，之后采用AG 50WX12 200 ～ 400目離子交換樹脂層析柱處理溶液提取鍶同位素，最后使用Finnigan MAT Triton TI 型表面熱電離質譜儀分析測試得出86Sr/87Sr比值。以上所有測試均在核工業(yè)北京地質研究院完成。

3　熱液白云巖化類型

前人對四川盆地中二疊統(tǒng)白云巖做過大量巖石學和地球化學分析，在多個鉆井和剖面中，見到了斑馬紋結構，識別出了晶面呈馬鞍狀白云石和自生石英、螢石、黃鐵礦等熱液礦物。鞍型白云石普遍具有δ18O偏負、87Sr/86Sr偏離二疊系海水正常值、包裹體溫度異常高等特點，均揭示了這些白云石普遍經歷了熱液改造。但是由于層位、巖相、巖性的不同，構造熱液白云巖巖石學和地球化學特征有較大差異，對儲層改造的意義不同。本文根據(jù)熱液白云巖化的圍巖性質不同將其分為3種類型，即灘相白云巖改造型熱液白云巖化、巖溶灰?guī)r改造型熱液白云巖化和致密灰?guī)r改造型熱液白云巖化。

3.1　灘相改造型熱液白云巖化

3.1.1白云巖產狀和巖石學特征

此類型白云巖主要分布在川西和川中地區(qū)，垂向上集中發(fā)育在棲二段，其原巖主要為淺水、較高能環(huán)境下形成的灘相顆?；?guī)r，在早成巖期仍能夠保存有一定的孔滲性，灘體平面上主要在龍門山海槽東側呈北東-南西向展布，而白云巖的分布和灘體的展布具有較高的重合性［26］，在川西北廣元—劍閣一帶和川西南寶興—峨嵋一帶厚度較大，白云巖體在宏觀上主要呈厚層-塊狀分布（圖2a），局部常見白云巖化不徹底形成的斑狀白云巖（圖2b），在川西南的大部分地區(qū)和川西北的局部地區(qū)常見斑馬紋、水力破裂縫等熱液相關構造（圖2c）。

圖2　川西地區(qū)中二疊統(tǒng)棲二段顆粒灘相白云巖及相關熱液白云巖巖石學特征

a.淺灰色塊狀白云巖，發(fā)育不規(guī)則溶蝕孔洞（紅色箭頭所指），內部有方解石、瀝青充填，廣元長江溝剖面；b.灰色斑狀白云巖，基質灰?guī)r為淺灰色，云斑為深灰色呈不規(guī)則拉長狀，廣元長江溝剖面；c.淺灰色基質白云巖中的斑馬紋構造，寶興五龍剖面；d.具有腹足類生屑幻影的白云巖，單偏光，ST3井，埋深7 430.9 m；e.平直晶面自形中晶白云巖，霧心亮邊結構明顯，孔隙中常見瀝青充填，單偏光，藍色鑄體，ST3井，埋深7 458.6 m；f.非平直晶面他形細晶白云巖，伴有縫合線發(fā)育，單偏光，藍色鑄體，ST3井，埋深7 460.1 m；g.裂縫中充填的鞍狀白云石膠結物，晶面彎曲呈鐮刀狀，單偏光，茜素紅染色，ST3井，埋深7 441.0 m；h.溶洞內充填的鞍形白云石膠結物（Sd），周圍基質白云巖（Md）也有遭受熱液改造重結晶的特征，單偏光，寶興五龍剖面；i.溶洞中充填的平直自形-半自形中-粗晶白云石膠結物（CD），晶粒直徑明顯大于基質白云巖（Md），單偏光，ST3井，埋深7 449.1 m

微觀上，根據(jù)白云巖的產狀、原始結構的保存程度、晶體習性等特征，可將基質白云巖劃分出種3類型：粉-細晶殘余結構白云巖（原始結構保留型）、細-中晶平直自形-半自形白云巖（原始結構破壞型）、細-粗晶非平直他形白云巖（原始結構破壞型），而孔洞縫中充填的膠結物白云石主要呈非平直晶面鞍形晶，僅見少量平直自形晶膠結物。

在粉-細晶殘余結構白云巖中，白云巖化作用不徹底，內部常見有原始灰?guī)r的顆粒結構殘余，特別是仍能觀察到如棘皮類、苔蘚蟲、腹足類等部分生物碎屑灰質殘余，或者生物碎屑、內碎屑、似球粒等顆粒的幻影結構，白云巖化具有一定的基質選擇性特征，殘余的灰質成分多是一些未被完全云化的碎屑顆粒，而原始的基質部分大多已完全云化（圖2d）。

在細-中晶平直自形-半自形白云巖中，原始灰?guī)r結構已被完全破壞，白云石晶粒為細-中晶且常呈菱形并具有明顯的霧心亮邊結構，靠近孔隙周緣的白云石自形程度更好，孔隙中還常見有瀝青充填，在川西北地區(qū)棲霞組此類白云巖內還多見有溶蝕性孔洞發(fā)育，孔洞邊緣呈不規(guī)則狀（圖2e），溶洞內部多見后期的白云石、方解石或石英等膠結物充填-半充填。

在細-粗晶非平直他形白云巖中，原始灰?guī)r結構已被完全破壞，白云石晶體為細-粗晶，晶體緊密接觸，晶面間呈彎曲式、鑲嵌式接觸關系，孔隙發(fā)育程度較差，部分晶體在正交偏光下呈弱波狀消光特征，此類白云巖中常有不同規(guī)模的縫合線發(fā)育（圖2f），從切割關系上來看，此類白云巖形成的時間早于縫合線形成的時間。

另外，膠結物白云石多以斑馬紋、破裂縫及溶洞中的鞍形白云石產出，白云石晶體多呈粗晶-巨晶，晶面呈彎曲狀、階梯狀，正交偏光下具有波狀消光特征，并且常見鞍形白云石-方解石的充填序列（圖2g），與其臨近的基質白云巖也常遭受熱液改造發(fā)生一定程度的重結晶，甚至具有了波狀消光特征（圖2h）；同時，少量孔洞中發(fā)育有平直晶面自形晶白云石膠結物，晶體呈中-粗晶，不具有波狀消光特征（圖2i）。

3.1.2地球化學特征

通過對川西棲霞組各剖面、鉆井基質灰?guī)r、基質白云巖和鞍形白云石膠結物樣品的地球化學分析發(fā)現(xiàn)：

基質灰?guī)r的碳同位素δ13C主要分布在1.6 ‰ ～ 4.5 ‰，基本與同期海相碳酸鹽巖碳同位素演化相一致，個別樣品可能受到有機碳源的影響而表現(xiàn)出較負偏的δ13C（-0.66 ‰ ～ 0.77 ‰），氧同位素δ18O的分布范圍則主要集中在-5.0 ‰ ～ -8.9 ‰，同時基質灰?guī)r的87Sr/86Sr值主要分布在0.707 156 ～ 0.708 081，大部分樣品點仍處于同期海水范圍內（圖3）。

基質白云巖的碳、氧同位素分布范圍變化較大，且在川西北和川西南地區(qū)表現(xiàn)出了較大差異，川西北地區(qū)的基質白云巖δ13C主要分布在1.8 ‰ ～ 4.5 ‰，與基質灰?guī)r基本一致，δ18O主要分布在-5.9 ‰ ～ -9.3 ‰，相較基質灰?guī)r略偏負，87Sr/86Sr值分布在0.707 168 ～ 0.707 923，與基質灰?guī)r接近；而川西南地區(qū)基質白云巖的δ13C略偏正，主要分布在2.8 ‰ ～ 4.9 ‰，δ18O負偏明顯，主要分布在-8.0 ‰ ～ -12.4 ‰，87Sr/86Sr值更高，主要分布在0.708 166 ～ 0.711 259。

圖3　川西地區(qū)中二疊統(tǒng)灘相灰?guī)r及相關熱液白云巖層碳、氧同位素（a）和鍶同位素（b）特征（部分數(shù)據(jù)引自文獻［13，17，19，22，27-28］）

對于鞍形白云石，其碳、氧鍶同位素比值在川西北和川西南地區(qū)也表現(xiàn)出了明顯的差異性，川西北地區(qū)大部分鞍形白云石樣品的碳氧鍶同位素分布范圍都與基質白云巖相似（δ13C=2.6 ‰ ～ 5.1 ‰，δ18O=-5.2 ‰ ～ -8.5 ‰，87Sr/86Sr=0.707 350 ～ 0.707 601），僅個別樣品具有明顯負偏的δ13C（1.01‰）和δ18O（-16.3 ‰）以及較高的87Sr/86Sr比值（0.709 759）［10］；而在川西南地區(qū)，鞍形白云石的δ13C主要分布在2.1 ‰ ～ 4.6 ‰，δ18O更負偏，主要分布在-10.1 ‰ ～ -14.7 ‰，其87Sr/86Sr值分布范圍較寬（0.708 101 ～ 0.712 303），但都明顯高于同期海水的鍶同位素比值，顯示流體主要來自殼源而非幔源。

3.1.3白云巖化模式

綜合以上分析發(fā)現(xiàn)，對于川西地區(qū)中二疊統(tǒng)白云巖，顆粒灘是白云巖發(fā)育的物質基礎，白云巖的分布與灘相顆粒灰?guī)r的展布具有高度重合性。在殘余結構白云巖中，?？捎^察到各類生物碎屑、內碎屑、似球粒等顆粒的殘留或者幻影結構，在緊鄰白云巖的基質灰?guī)r部分，其巖性也以顆粒灰?guī)r為主，由于顆粒灘相灰?guī)r早期具有較高的原始孔隙度，更有利于后期白云巖化流體的進入，原始顆?；?guī)r中粒間孔、粒內孔、粒間溶孔及鑄?？自诎自茙r化作用后很可能會以晶間孔、晶間溶孔的形式在原位置繼承下來［23］，因而部分白云巖中還能觀察到一些原始的殘余顆粒結構。

而四川盆地中二疊統(tǒng)規(guī)模性白云巖的形成，與晚二疊世初期（約260 Ma）峨嵋地幔柱的隆起以及峨嵋山玄武巖的“大規(guī)?！眹姲l(fā)有關，這次熱事件使得四川盆地在晚二疊世初具有異常高的古熱流值［29］，尤其在靠近川西南峨嵋山玄武巖噴發(fā)中心的地區(qū)以及活動性的深大斷裂附近具有異常高的古地溫。這次異常熱事件克服了白云巖形成的動力學屏障，在晚二疊世初期淺埋藏的環(huán)境下發(fā)育了大規(guī)模白云巖體［12］。但是在白云巖化作用過程中原巖性質、鎂離子的來源、流體作用方式等方面，川西南和川西北地區(qū)白云巖表現(xiàn)出了較大的差異性（圖4中模式b）。

圖4　四川盆地中二疊統(tǒng)熱液白云巖化模式

a.熱液白云巖化模式；b.灘相改造型；c.巖溶灰?guī)r改造型；d.致密灰?guī)r改造型

在川西北地區(qū)，以廣元上寺長江溝、廣元西北鄉(xiāng)和雙探3井等鉆井和剖面為代表，地球化學顯示這些地區(qū)的白云巖化流體的來源與川西南存在較大差異，大部分基質白云巖都具有和基質灰?guī)r接近的碳、氧、鍶同位素比值和稀土元素配分模式［13，17］，說明白云巖化流體很可能是海源流體而并非深部熱液流體，而同時基質白云石也具有較粗的晶粒結構和異常高的包裹體均一化溫度，說明白云巖并非準同生期形成，但研究發(fā)現(xiàn)即使是遭受后期改造較弱的平直自形-半自形基質白云石其包裹體均一化溫度也能達到90 ～ 120 ℃［12］，這并非是正常埋深過程中地溫逐漸升高所致，而是由于川西北地區(qū)在晚二疊世初期（中二疊統(tǒng)棲霞組處于淺埋藏期）具有異常高的古熱流值，使得該地區(qū)古地溫較高，當?shù)貙訙囟瓤朔税自剖纬傻膭恿W屏障后，通過海源流體的供給在淺埋藏環(huán)境下形成了大規(guī)模的白云巖。因此，川西北地區(qū)的大部分基質白云巖的形成都與熱液作用沒有直接關系，晚二疊世初期峨眉地幔柱隆起導致的異常熱事件只為白云巖形成提供了所需的能量，而白云巖化最重要的物質來源，即鎂離子來源，則主要由海水提供，典型的熱液白云巖化流體活動在川西北地區(qū)的分布非常局限，僅在部分孔洞縫中的鞍形白云石膠結物產出，且具有高溫度高鹽度特征［30］，或者僅對裂縫周圍范圍內的基質白云巖改造使其發(fā)生重結晶。

在川西南地區(qū)，以寶興五龍、峨嵋張村和漢深1井等鉆井和剖面為代表，靠近峨嵋山玄武巖的噴發(fā)中心，異常熱事件對白云巖化過程的影響更為明顯，常見與斷裂-熱液作用相關的斑馬紋、水力破裂縫及爆裂角礫等現(xiàn)象，大部分基質白云巖都具有細-粗晶非平直晶面他形晶特征，且由于受熱分餾效應的影響，基質白云巖和鞍形白云石的δ18O相對于基質灰?guī)r明顯負偏（圖3），而且根據(jù)包裹體測溫顯示，鞍形白云石和非平直他形基質白云石的均一化溫度主要分布在136 ～ 255 ℃，遠高于淺埋藏期的地層溫度（根據(jù)縫合線對鞍形白云石和基質方解石的切割關系，白云巖的主要形成階段早于淺埋藏期）［18］，另外基質白云巖和鞍形白云石的87Sr/86Sr比值也遠高于基質灰?guī)r，據(jù)此推斷白云巖化流體主要來源于深部殼源的熱液流體，隨著流體自下而上運移并沿斷層和裂縫滲入高孔滲的顆粒灘相灰?guī)r中，使圍巖發(fā)生了白云巖化，熱液流體首先對圍巖進行交代并形成非平直他形基質白云巖，同時在前期斷裂作用形成的斑馬紋、水力破裂縫、溶蝕孔洞中主要發(fā)生膠結作用，沉淀了大量的鞍形白云石膠結物，另外孔洞縫內還常見少量螢石、石英等熱液礦物充填。

3.2　巖溶灰?guī)r改造型熱液白云巖化

3.2.1白云巖產狀和巖石學特征

此類白云巖主要發(fā)育在川中地區(qū)茅口組中上部，以廣參2井、廣探2井、南充1井為代表。受晚二疊世末期東吳運動影響，茅口組頂部發(fā)育了早成巖期層控巖溶系統(tǒng)［31-32］，在此之上疊加了后期的構造-熱液白云巖化，形成了巖溶灰?guī)r改造型的熱液白云巖。川中地區(qū)中二疊統(tǒng)白云巖主要分布在廣安—南潼一帶（巖溶高地-巖溶斜坡區(qū)域），集中發(fā)育在茅三段和茅二段上部，白云巖層段厚度一般在幾米到十幾米，最厚可達31 m（廣探2井），白云巖體的產狀與巖溶系統(tǒng)關系密切。

宏觀上，白云巖體常表現(xiàn)為層狀、似層狀、透鏡狀，團塊狀，內部?？捎^察到充填—半充填的溶孔溶洞（圖5a）、巖溶角礫（圖5b—d）、水力破裂縫（圖5e—g）等現(xiàn)象，孔洞系統(tǒng)內發(fā)育有自形程度較高的鞍形白云石（圖5a），還能觀察到伴生的石英、螢石等礦物，部分巖溶灰?guī)r經歷的白云巖化作用不徹底，發(fā)育有灰質角礫和云質的孔洞充填物（圖5b—d），巖溶系統(tǒng)的云化程度表現(xiàn)出較大的差異性。

圖5　川中地區(qū)中二疊統(tǒng)巖溶灰?guī)r及相關熱液白云巖巖石學特征

a.深灰色白云巖間發(fā)育的溶洞（紅色虛線內），內部見乳白色鞍形白云石（Sd）-方解石（CC）半充填，埋深4 705.27 m，廣探2井，茅二段，據(jù)汪華等［11］；b.角礫灰?guī)r（LB）與角礫間的云質充填（D），見方解石充填（CC）的溶洞發(fā)育，鄰水黃孔槽剖面，茅口組，據(jù)劉宏等［33］；c.溶洞（DC）中的灰質角礫（LB）和云質充填（D），埋深4 606.98 m，廣參2井，茅三段，據(jù)劉宏等［33］；d.溶洞（DC）中的云質角礫（DB）和硅質白云巖（SiD）充填，大量溶孔溶洞發(fā)育，埋深 4 605.62 m，廣參2井，茅三段，據(jù)劉宏等［33］；e.角礫白云巖（BD），角礫間為硅質巖和生屑灰?guī)r，不規(guī)則水力破裂縫（Fx）發(fā)育，埋深4 591.50 m，廣參 2井，茅三段，據(jù)陳軒等［13］；f.深灰色細中晶白云巖內發(fā)育水力破裂縫（Fx）和爆裂角礫（Bre），鞍形白云石充填，埋深4 591.20 m，廣參2井，茅三段，據(jù)汪華等［11］；g.白云巖角礫和伴生的不規(guī)則水力破裂縫（Fx），溶孔溶洞發(fā)育，二崖剖面，茅口組，據(jù)汪華等［11］；h.殘余灰質細-中晶白云巖，內部見灰質蜓類生屑，茜素紅染色，單偏光，二崖剖面，據(jù)劉建強等［16］；i.細-中晶基質白云巖，白云石晶粒具有霧心亮邊結構，發(fā)育部分晶間孔（紅色箭頭），單偏光，二崖剖面，據(jù)劉建強等［16］；j.溶洞內充填的粗-巨晶鞍形白云石，波狀消光特征明顯（紅色箭頭），廣參2井，埋深4 612.00 m，茅三段，據(jù)陳軒等［14］

微觀上，基質白云巖主要可劃分為兩類，一類是云化不徹底的殘余灰質白云巖，晶體主要呈平直自形-半自形細晶結構，晶間常有未被完全云化的泥晶基質或有孔蟲、苔蘚蟲等生屑灰質殘余（圖5h）；另一類是云化較徹底的晶粒白云巖，晶體呈平直半自形-非平直他形中-細結構，常具有霧心亮邊特征，并發(fā)育有一定規(guī)模的晶間孔，其內部常有瀝青充填（圖5i）。而膠結物白云石則以鞍形白云石為主，晶體較粗、自形程度較好，常充填在溶溝、溶洞、水力破裂縫及“漂浮狀”巖溶角礫之間（圖5j）。

3.2.2地球化學特征

通過對川中茅口組各鉆井中基質灰?guī)r、基質白云巖和鞍形白云石膠結物樣品的地球化學分析發(fā)現(xiàn)：

基質灰?guī)r的δ13C值分布范圍在1.6 ‰ ～ 4.5 ‰，平均值為3.0 ‰，而δ18O值的分布范圍較寬，在-2.8 ‰ ～ -7.1 ‰，平均值-5.5 ‰，部分灰?guī)r樣品可能是在后期受重結晶或熱液流體影響較大，因而δ18O值較該地區(qū)原始海水標準值明顯負偏，王玨博等（2016）對泥晶灰?guī)rδ18O值進行校正后認為其分布范圍應在-0.17 ‰ ～ -4.53 ‰［34］；相較于基質灰?guī)r，基質白云巖的δ13C值更偏正，主要分布在2.9 ‰ ～ 5.3 ‰（δ13C平均值3.7 ‰），而δ18O值更偏負，主要分布在-4.1 ‰ ～ -9.5 ‰（δ18O平均值-6.2 ‰），其中非平直他形白云石相較于平直自形-半自形白云石具有更負偏的δ18O值［8］；鞍形白云石δ13C分布范圍為3.1 ‰ ～ 3.8 ‰，平均值為3.4 ‰；δ18O值分布范圍為-7.4 ‰ ～ -8.3 ‰，平均值為-7.9‰（圖6a）。

在鍶同位素比值變化上（圖6b），基質灰?guī)r的87Sr/86Sr值較低，主要分布在0.707 076 ～ 0.707 536，基本都處于二疊紀同期海水的鍶同位素范圍內，而基質白云巖的87Sr/86Sr值分布在0.707 654 ～ 0.7101 740，明顯高于基質灰?guī)r，鞍形白云石膠結物的87Sr/86Sr值特征類似于基質白云巖，主要分布在0.707 737 ～ 0.709 453。

圖6　川中地區(qū)中二疊統(tǒng)巖溶灰?guī)r及相關熱液白云巖的碳、氧同位素（a）和鍶同位素（b）特征（部分數(shù)據(jù)引自文獻［14-16，34-35］）

3.2.3白云巖化模式

綜合以上分析認為，川中地區(qū)中二疊統(tǒng)白云巖主要與茅口組頂部的巖溶系統(tǒng)相伴生，受中二疊世末期東吳運動的影響，茅口組頂部遭受暴露剝蝕形成了多樣的巖溶系統(tǒng)，溶洞、溶溝及裂縫發(fā)育，內部常有巖溶角礫、碳酸鹽碎屑、鋁土質等物質充填［15］，這類巖溶系統(tǒng)能夠為后期斷裂控制的埋藏白云巖化提供有利條件［36］。在晚二疊世初期，伴隨著峨嵋地幔柱的隆起和大規(guī)模玄武巖的噴發(fā)，盆地經歷了強烈的伸展張裂作用，深部熱液沿張性斷裂向上運移進入巖溶系統(tǒng)，與孔洞中殘存的原始流體混合，為規(guī)模性白云巖的形成提供了物質條件（部分鎂離子來源）和熱/動力學條件（圖4中模式c）。

通過地球化學分析發(fā)現(xiàn)，原始的基質灰?guī)r的δ18O值變化范圍較大，特別是巖溶系統(tǒng)有關的部分基質灰?guī)rδ18O值較正常海水標準值明顯負偏［14-16，34-35，37］，說明其可能遭受了后期熱液改造或發(fā)生了重結晶；基質白云巖發(fā)育的結構類型多樣，從平直自形-半自形晶到非平直他形晶都有發(fā)育，相較于基質灰?guī)r，其δ13C值更偏正，δ18O值更偏負（其中，廣參2井基質白云巖的δ18O負偏最嚴重，說明其經歷的熱分餾效應更明顯），87Sr/86Sr值也更偏高，同時基質白云巖的δ18O和87Sr/86Sr值沒有非常集中分布的范圍，而是都具有較寬的變化區(qū)間（δ18O最負可達-8.4 ‰，87Sr/86Sr最高可達0.710 174，和鞍形白云石接近），這說明基質白云巖的形成過程是多階段的，對應的白云巖化流體是混源的，主要來源于深部熱液和巖溶系統(tǒng)中殘留的海源流體；對于孔洞縫內普遍發(fā)育的鞍形白云石膠結物，雖然其具有相對較高的包裹體均一化溫度和負偏明顯的δ18O值，但其87Sr/86Sr值分布范圍較寬，說明深部熱液流體并不是鞍形白云石的唯一來源，在其沉淀過程中也有原始巖溶系統(tǒng)中殘余流體的參與。

另外值得注意的是，這種模式下的白云巖化作用并沒有表現(xiàn)出明顯的對原始基質灰?guī)r巖石結構的選擇性，無論是高能的灘相顆?；?guī)r還是低能的深色灰泥灰?guī)r后期都可以發(fā)生白云巖化，白云巖的分布主要受控于早期巖溶系統(tǒng)的發(fā)育程度，以及和后期斷裂-熱液活動的匹配關系。

3.3　致密灰?guī)r改造型熱液白云巖化

3.3.1白云巖產狀和巖石學特征

在川東南豐都放牛壩、豐都狗子水、華鎣山二崖和泰來6井等鉆井和剖面中，中二疊統(tǒng)茅口組中上部有層狀-似層狀白云巖發(fā)育，其圍巖主要為較致密的瘤狀灰?guī)r、灰泥灰?guī)r、粒泥灰?guī)r，多見硅質條帶和硅質結核，原始物性較差，且該地區(qū)未見有明顯的早期巖溶系統(tǒng)發(fā)育，白云巖體的分布主要是受斷裂控制，并發(fā)育有典型的熱液活動標志［2，38］。

通過露頭剖面和巖心觀察可知，白云巖層段厚度一般在十余米至二十余米不等，宏觀上主要呈不規(guī)則的似層狀、透鏡狀，與基質灰?guī)r接觸面不平整，白云巖層內部?？梢姲唏R紋、水力破裂縫、爆裂角礫、溶孔溶洞等現(xiàn)象，并依次可見基質白云石-鞍形白云石-方解石的充填序列，許多充填-半充填的溶孔溶洞中還可見晶體形態(tài)較好的柱狀石英充填（圖7d），部分地區(qū)還可見到熱液交代形成斑狀白云巖特征［39］。

圖7　川東地區(qū)中二疊統(tǒng)致密灰?guī)r及相關熱液白云巖巖石學特征

a.白云巖層系和基質灰?guī)r的產狀關系，接觸界面不平整，圍巖主要是相對深水沉積的眼球狀灰?guī)r（a1）、硅質灰泥灰?guī)r（a2）等，白云巖層段內部多溶孔、溶洞發(fā)育（a3），茅三段，豐都狗子水剖面；b.硅質白云巖內發(fā)育的水力破裂縫（Fx），縫內有鞍形白云石（Sd）充填，埋深5 510.6 m，茅三段，泰來6井；c.基質灰?guī)r中發(fā)育的水力破裂縫（Fx），粗晶-巨晶鞍形白云石（Sd）充填，茅三段，豐都狗子水剖面；d.沿基質白云巖（Md）邊緣溶洞壁生長的石英晶體（Qz）和方解石膠結物（Cal），石英呈柱狀、晶型完好，茅三段，豐都狗子水剖面；e.中-細晶基質白云巖，平直半自形-非平直他形晶，晶間有瀝青充填（黃色箭頭），單偏光，茅三段，豐都狗子水剖面；f.細粉晶白云巖，晶間泥質含量較多，仍能觀察到一定的定向性，單偏光，茅三段，豐都狗子水剖面；g.粗晶鞍形白云石膠結物的陰極發(fā)光圖像，可見多期次生長環(huán)帶（Sd1-Sd2-Sd3），晶面呈彎曲狀，左下小圖為對應的單偏光照片，埋深5 530.4 m，茅三段，泰來601井

微觀上，基質白云巖主要可以劃分出兩種類型，中-細晶基質白云巖和紋層狀粉—細晶基質白云巖。在中-細晶基質白云巖中，白云石晶體以呈半自形-他形為主，少量自形，直徑一般在50 ～ 300 μm，部分較粗的白云石晶體具有霧心亮邊結構，偶見生物碎屑的殘余、幻影結構，內部有一定的晶間孔、晶間溶孔發(fā)育；紋層狀粉-細晶基質白云巖在手標本上顏色較深且常能觀察到紋層狀結構，鏡下可見白云石晶體主要呈半自形-他形，直徑一般在30 ～ 100 μm，晶體表面較污濁，晶體間仍保存有少量的灰泥或泥質殘余，顆粒排列仍保持了一定的定向性，內部?？梢娨恍┮言苹暮０俸锨o單晶和泥晶球粒。鞍形白云石膠結物也較為常見，多為中粗晶-巨晶，直徑0.2 ～ 2.0 mm，露頭和巖心上常以乳白色膠結物形式充填于斑馬紋、水力破裂縫、爆裂角礫周緣，正交偏光下見明顯波狀消光特征。

3.3.2地球化學特征

通過對川東南茅口組各鉆井中基質灰?guī)r、基質白云巖和鞍形白云石膠結物樣品的地球化學分析發(fā)現(xiàn)：

基質灰?guī)r、基質白云巖和鞍形白云石的δ13C值的差異不大，大部分集中在2 ‰ ～ 5 ‰的區(qū)間內，其中基質灰?guī)r的δ13C值分布在2.8 ‰ ～ 5.5 ‰，平均值3.4 ‰，而基質白云巖和鞍形白云石的δ13C值則分別處在1.4 ‰ ～ 3.7 ‰（平均值3.2 ‰）和2.8 ‰ ～ 3.9 ‰（平均值3.3 ‰）（圖8a）。而在δ18O值的分布特征上，基質白云巖和鞍形白云石的δ18O值相較于基質灰?guī)r發(fā)生了明顯的負偏，基質灰?guī)rδ18O值的分布范圍在-3.9 ‰ ～ -6.5 ‰，平均值-5.0 ‰；基質白云巖的δ18O值則分布在-6.8 ‰ ～ -9.3 ‰，平均值-7.6 ‰，其中中-細白云石相較于紋層狀細-粉晶白云石具有更負偏的δ18O值；鞍形白云石的δ18O分布范圍為-6.8 ‰ ～ -8.8 ‰，平均值為-7.8 ‰。

在鍶同位素比值變化上（圖8b），基質灰?guī)r的87Sr/86Sr值較低，主要分布在0.707 013 ～ 0.707 203，處于二疊紀同期海水的鍶同位素范圍內，而基質白云巖的87Sr/86Sr值較高，主要分布在0.707 902 ～ 0.709 203范圍內，鞍形白云石膠結物的的87Sr/86Sr值類似于基質白云石，主要分布在0.707 947 ～ 0.708 458。

圖8　川東地區(qū)中二疊統(tǒng)致密灰?guī)r及相關熱液白云巖的碳氧同位素（a）和鍶同位素（b）特征（部分數(shù)據(jù)引自文獻［25］）

3.3.3白云巖化模式

綜合以上分析認為，川東南地區(qū)中二疊統(tǒng)茅口組白云巖具有典型的埋藏期構造-熱液白云巖化特征，其原巖主要為一套深水沉積的致密灰?guī)r。白云巖層系通常發(fā)育在茅二段-茅三段，圍巖巖性主要為外緩坡較深水環(huán)境下沉積的暗色瘤狀灰?guī)r、硅質灰?guī)r、灰泥灰?guī)r等，其本身在早成巖期抗壓實能力差通常較為致密，即使在淺埋藏期也并非高孔滲層，同時由于沉積水體較深，一般不具有發(fā)生與海源流體相關的準同生白云巖化的條件。通過巖相學觀察也能發(fā)現(xiàn)，部分細-粉晶基質白云巖具有紋層狀結構，同時內部泥質含量較高，還可見少量的云質棘皮類生屑等標志，這也說明此類白云巖的先驅灰?guī)r是在較低能環(huán)境下沉積的灰泥灰?guī)r或粒泥灰?guī)r。

在白云巖化流體的來源方面，深部殼源熱液是最主要的鎂離子來源，基底斷裂及其伴生的裂縫系統(tǒng)是最重要的流體流動通道，在構造應力和熱浮力驅動下向上部運移，直至盆地淺部壓力釋放、流體卸載。在露頭和巖心上，?？梢园l(fā)現(xiàn)代表熱液活動的斑馬紋結構、爆裂角礫、水力破裂縫等特征，孔洞中還發(fā)現(xiàn)有石英、螢石、閃鋅礦等熱液礦物充填。通過地球化學分析發(fā)現(xiàn)，較于基質灰?guī)r，基質白云巖和鞍形白云石由于熱分餾效應明顯所以都具有顯著負偏的δ18O值，另外基質白云巖和鞍形白云石較同期海水更偏高的87Sr/86Sr值也說明熱液流體可能是殼源性質的（流體與富含殼源鍶的深部碎屑巖地層發(fā)生了充分的相互作用因而87Sr/86Sr值更高）。由于圍巖較為致密，因而原始孔隙中殘余流體的影響甚至可以忽略不計，白云巖化流體主要來源于深部熱液。同時，對比發(fā)現(xiàn)鞍形白云石和基質白云石具有非常相似的碳氧鍶同位素分布特征，包裹體均一化溫度的分布期次也較為接近［18］，說明兩者很可能是在同源流體作用下形成的，只不過基質白云巖主要是以熱液對圍巖交代方式形成，而鞍形白云石則主要以孔洞縫系統(tǒng)中的膠結物形式產出（圖4中模式d）。

此次熱液活動很可能也是與晚二疊世初期峨嵋山玄武巖噴發(fā)產生的異常熱事件有關，此時盆地的張性斷裂活動表現(xiàn)最強，古熱流值達到最高峰，與巖漿活動有關的熱液流體沿著張性基底斷裂體系進入到茅口組致密灰?guī)r地層中，并發(fā)生了典型的熱液白云巖化作用［3］。

4　熱液白云巖化作用的儲層改造意義

埋藏背景下，構造-熱液白云巖化作用的發(fā)生需要具備區(qū)域性異常高溫流體、大型的斷裂輸導通道和充沛的鎂離子來源等條件［2，38，40-41］，四川盆地中二疊統(tǒng)熱液白云巖的形成與峨眉地幔柱的隆升及其引起的異常熱事件存在密切聯(lián)系。中、晚二疊世，由于峨嵋地幔柱的隆起在揚子地臺西南緣造成了地殼的大幅抬升和差異剝蝕，在四川盆地主要表現(xiàn)為茅口組頂部巖溶風化殼的形成［42-44］，隨后峨眉山玄武巖開始大規(guī)模噴發(fā)，盆地的古熱流值也達到最高（約259 Ma，盆地古熱流值達到60 ～ 80 mW/m2，最高可達100 mW/m2）［29］，以及同時期盆地拉張性基底斷裂的發(fā)育，促使了構造-熱液白云化作用的發(fā)生。

從白云石形成的動力學角度來看，化學計量性白云石的形成需要成巖流體的溫度和Mg2+/Ca2+值達到適合的匹配條件，成巖系統(tǒng)的溫度越高，形成白云石所需的流體Mg2+/Ca2+值的下限越低［36］；而從物質平衡的角度來看［45-46］，持續(xù)性的流體供給對規(guī)模性白云巖的形成至關重要，高能灘相顆粒灰?guī)r和巖溶縫洞體在成巖早期都能保存較高的孔滲性，在準同生-淺埋藏環(huán)境下開放-半開放的成巖體系有利于后期流體的進入和排出，從而更易于形成規(guī)模性白云巖。因此可推斷，在靠近峨嵋山玄武巖噴發(fā)中心的區(qū)域以及此時盆地張性深大斷裂活動的區(qū)域，由于更靠近熱源具有更高的古熱流值，因而更易克服白云石形成的動力學屏障，而對于白云巖化流體，無論是來源于深部的熱液流體還是孔隙殘余流體或者海源流體，在較高成巖溫度背景下都有發(fā)生白云巖化的可能。但值得注意的是，并非此時期在這次異常熱事件影響下形成的所有白云巖體都可以被定義為熱液白云巖，特別是對于川西北-川中棲霞組規(guī)模性顆粒灘相層狀-塊狀白云巖，其地球化學特征上仍具有明顯的海源流體性質而非熱液成因，后期局部的熱液白云巖化作用僅是對灘相白云巖的再次改造。

從熱液白云巖賦存的原巖性質來看，無論是物性好的儲層還是物性差的儲層都可能受到改造，熱液白云化作用發(fā)生時，棲霞組整體已處于淺埋藏成巖背景下，熱液流體更易于沿著斷裂附近的高孔滲層發(fā)生側向運移進而改造儲層；而茅口組上部地層（尤其指熱液白云巖較為發(fā)育的茅二段頂部—茅三段位置）此時更接近地表環(huán)境，局部還受到東吳運動形成的巖溶風化面影響，熱液流體更易于在近地表位置卸載，直接改造低能相的灰?guī)r圍巖，或者進入到巖溶系統(tǒng)與原始孔洞內殘余流體混合進而改造儲層。雖然熱液白云巖化作用本身并未表現(xiàn)出明顯的基質選擇性，但是其改造的程度和結果與原巖性質有關，顆粒灘相灰?guī)r或云巖及巖溶灰?guī)r自身儲集性能好，熱液改造后依然會殘留較多的孔隙，而致密灰?guī)r本身原始物性較差，受斷裂作用影響易于形成裂縫性儲層，同時沿裂縫系統(tǒng)運移的熱液白云化流體也可以改造圍巖并能夠增加一定孔隙度。具體而言：

1）對于川西棲霞組的灘相改造型熱液白云巖化作用，雖然在川西北發(fā)現(xiàn)了孔隙型白云巖儲層，但大部分基質白云巖的形成時間都較早且具有海源流體的性質，早期的海水白云化可以優(yōu)化孔隙結構［47-48］，大量晶間孔、晶間溶孔等儲集空間也于此時形成，并沒有與熱液作用表現(xiàn)出明顯關聯(lián)；而在川西南典型熱液成因的非平直他形基質白云巖中，僅有少量殘余晶間孔發(fā)育。熱液白云巖化改造作用主要表現(xiàn)為直接以孔洞縫中鞍形白云石膠結物產出從而堵塞孔隙，僅發(fā)育少量未被完全充填的殘余孔洞（圖9a），或者使原始的基質白云巖發(fā)生重結晶（圖9b），因而并未表現(xiàn)出明顯的建設性，甚至是主要為破壞性的成巖作用（圖9a，b）。

圖9　四川盆地中二疊統(tǒng)熱液白云巖化對儲層的改造特征

a.厚層-塊狀基質白云巖，斑馬紋發(fā)育，其內部大部分被鞍形白云石充填，孔洞發(fā)育程度較差，僅有少量殘余孔洞，棲二段，寶興五龍剖面；b.熱液改造重結晶的基質白云巖，白云石晶體具有弱波狀消光特征，僅有少量晶間孔發(fā)育，正交偏光，埋深7 442.5 m，棲二段，雙探3井；c.基質白云巖中溶洞發(fā)育，內部見自形晶鞍狀白云石（Sd）-方解石（CC）半充填，埋深4 705.3 m，茅二段，廣參2井；d.基質白云巖（Md）內發(fā)育的溶洞，內部充填的鞍形白云石（Sd）和石英晶體（Qz），單偏光，藍色鑄體，茅二段，黃孔槽剖面（據(jù)劉宏等［8］）；e.基質白云巖（Md）溶洞中發(fā)育的鞍形白云石（Sd）、方解石（Cal）、石英晶體（Qz）和晶間溶孔（Vug），茅三段，豐都狗子水剖面；f.硅質白云巖中發(fā)育的晶間溶孔，單偏光，藍色鑄體，茅三段，豐都狗子水剖面（據(jù)胡東風等［18］）

2）對于川中茅口組頂部的巖溶灰?guī)r改造型熱液白云巖，原始灰?guī)r由于表生巖溶的影響多發(fā)育溶溝、溶洞和巖溶角礫等構造，具有一定的儲集空間，在后期熱液白云巖化改造過程中，白云化流體沿巖溶系統(tǒng)進入儲層與原始孔隙流體混合，使圍巖發(fā)生了不同程度的白云巖化，但其形成的基質白云巖通常晶粒較細且具有較高含量的灰質殘余（圖5h），孔隙發(fā)育程度較差，同時還常見白云石多以中-粗晶膠結物形式充填于早期的孔洞系統(tǒng)內，主要的儲集空間類型仍然是未被完全充填的早期巖溶孔洞縫（圖9c，d），因此熱液白云巖化對儲層的建設性作用也不明顯，甚至是破壞性的。

3）對于川東南茅口組的致密灰?guī)r改造型熱液白云巖，原始灰?guī)r主要為低能相沉積、物性較差，其首先受構造作用影響發(fā)育斷裂裂縫系統(tǒng)，沿斷裂運移的深部熱液流體一般也具有超壓，從而進一步改造圍巖形成水力破裂縫、爆裂角礫和斑馬紋等構造，同時此地區(qū)的熱液白云化流體除了交代基質灰?guī)r外還表現(xiàn)出了一定的溶蝕性，圍巖中多有不規(guī)則的溶孔、溶洞發(fā)育，孔洞系統(tǒng)中常可見晶形較好、均一化溫度很高的熱液石英發(fā)育，說明后期的熱液流體可能偏酸性，有能力對圍巖進行溶蝕，這類儲層的儲集空間除裂縫外主要還包括沿裂縫周緣發(fā)育的不規(guī)則溶孔、溶洞（圖9e，f），熱液白云巖化作用具有明顯的建設性，但現(xiàn)今這些孔洞常被之后埋藏成巖期形成的方解石充填-半充填（圖9e）。

5　結論

1）四川盆地中二疊統(tǒng)熱液白云巖的發(fā)育受峨嵋山玄武巖噴發(fā)引起的古熱流增高和同期古斷裂分布的控制，熱液白云巖化與地層時代和圍巖巖性沒有明顯的相關性，沿斷裂呈似層狀、透鏡狀分布。

2）根據(jù)圍巖和儲層改造程度的差異，可以將熱液白云巖化作用的改造模式分為3種：①高能灘相白云巖或灰?guī)r的熱液白云巖化，主要分布在川西和川中棲霞組顆?；?guī)r或晶粒云巖中；②茅口組巖溶灰?guī)r的熱液白云巖化，主要分布在川中地區(qū)；③低能相帶的灰?guī)r的熱液白云巖化，主要發(fā)育在川東地區(qū)。

3）斷裂裂縫、殘余溶蝕孔和白云石晶間孔是熱液白云巖儲層的主要儲集空間，相比于原巖物性較好的儲層，原始儲集物性較差的儲層受熱液白云巖化改造后，物性改善更為明顯。

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Hydrothermal dolomitization and its role in improving Middle Permian reservoirs for hydrocarbon accumulation，Sichuan Basin

Li Shuangjian1，2，Yang Tianbo3，Han Yueqing1，2，Gao Ping3，Wo Yujin1，He Zhiliang2，4

［1，，100083，；2，，，100083，；3，（），100083，；4，100728，］

The Middle Permian in the Sichuan Basin hosts various types of hydrothermal dolomites that are important to oil and gas exploration. Their mechanisms and occurring models as well as their contribution to reservoir quality enhancement have been the focus of study for years but a consensus is yet to be reached. This paper summarizes the mechanisms and their role in shaping reservoirs through detailed mineralogical，petrographic and geochemical analyses of hydrothermal dolomites from typical locations in the Sichuan Basin. The results show that the hydrothermal dolomitization in the Middle Permian of the Sichuan Basin is mainly related to contemporaneous fault activities and has no obvious correlation with the lithology and lithofacies of surrounding rocks. According to the relationship between hydrothermal dolomites and surrounding rocks，the hydrothermal dolomitization possibly occurs in three models：（1） hydrothermal dolomitization from modification of grain-beach facies，mainly occurring in the Qixia Formation of western and central Sichuan Basin and has no significant contribution to the improvement of reservoirs；（2） hydrothermal dolomitization from modification of karstified limestone，mainly occurring in the Maokou Formation of central Sichuan Basin and is insignificant in contributing to reservoir quality enhancement； and （3） hydrothermal dolomitization from modification of tight limestone，mainly occurring in the Maokou Formation of eastern Sichuan Basin and has contributed greatly to reservoir property improvement. Fault-related fractures，residual dissolution pores and dolomite intercrystalline pores constitute most storage space in reservoirs with hydrothermal dolomitization. Compared with reservoirs with relatively good initial physical properties，the reservoirs with poor initial physical properties are even more significant in terms of quality enhancement after hydrothermal dolomitization and relevant structural activities.

hydrothermal dolomite，reservoir，Qixia Formation，Maokou Formation，Middle Permian，Sichuan Basin

TE122.2

A

0253-9985（2021）06-1265-16

10.11743/ogg20210603

2020-07-28；

2021-10-06。

李雙建（1978—），男，研究員，構造地質與盆地分析。E?mail： lishuangjian.syky@sinopec.com。

國家自然科學基金重點基金項目（91755211，U19B6003）；國家科技重大專項（2017ZX05005-001）。

（編輯 張亞雄）