何钊，高兆龙，李国蓉，何赛，3，莫国宸，田家奇，李肖肖

（1.成都理工大学 能源学院，成都 610059；2.中国石油 西南油气田公司 勘探开发研究院，成都 610041；3.四川中成煤田物探工程院有限公司，成都 610072）

川南地区自1957 年隆10 井测试获气以来，针对中二叠统茅口组岩溶缝洞型储集层的天然气勘探开发已有60 余年历史，1979 年达到年产气30.75×108m3的最高产量；随后，产量递减，2004 年产量最低，为5.85×108m3/a；2005 年实施二次开发，2011 年产量回升到6.37×108m3/a，到目前为止，茅口组仍然是川南地区天然气的主要产层之一[1-2]。

溶蚀作用是储集层形成的关键因素，明确溶蚀作用的类型、期次和机制，对全面揭示储集层成因具有重要意义。针对川南云锦地区茅口组，前人普遍认为，在中二叠世末期，受东吴运动影响，地层抬升，茅口组中—上部碳酸盐岩长期遭受大气淡水淋滤，发生岩溶作用[2-4]；在晚二叠世初期，伴随着峨嵋地幔柱隆起和大规模玄武岩喷发，茅口组受到深部热液的改造，发生热液溶蚀作用[5-7]；此外，在中—晚成岩期，川南云锦地区茅口组还经历了埋藏溶蚀作用[8]。研究区茅口组经历了多期多类型的溶蚀作用，但各期次溶蚀作用的机制与模式尚未建立。因此，本文在前人研究的基础上，利用岩心和薄片资料，结合同位素地球化学特征，对云锦地区茅口组碳酸盐岩的溶蚀作用进行研究，厘定其溶蚀作用类型和期次，明确各期次溶蚀作用的机理，建立相应的成岩作用模式，旨在为研究区的油气勘探开发有所裨益。

1 区域地质背景

四川盆地在区域构造上可划分为川北古中坳陷低缓带、川西中新坳陷低陡带、川中古隆中斜平缓带、川东古斜中隆高陡断褶带、川西南古中斜坡低褶带和川南古坳中隆低陡穹形带[9-17]，研究区位于川南古坳中隆低陡穹形带（图1a）。茅口组碳酸盐岩先后经历了东吴运动、印支运动、燕山运动、喜马拉雅运动等多期构造运动改造，发育多期构造裂缝。研究区茅口组在沉积之后，受东吴运动影响，地壳大面积抬升，形成泸州古隆起，茅口组出露，发生沉积间断并遭受不同程度的大气淡水淋滤，在其顶部形成区域不整合面。晚二叠世发生海侵，研究区内再次接受沉积，生成陆表海台地潮坪—潟湖相龙潭组泥页岩，既是茅口组气藏的烃源岩，也是其良好的盖层，与茅口组储集层一起，形成顶生式气藏[9，18-19]。

川南云锦地区茅口组整体生成于碳酸盐开阔台地的沉积背景之下，发育大量颗粒滩[20-24]，根据岩性、电性、生物化石等特征，自下而上可划分为茅一段、茅二段、茅三段和茅四段。茅一段整体为一套灰黑色含生屑泥灰岩和灰色—深灰色生屑微晶灰岩；茅二段主要发育浅灰色—灰色生屑微晶灰岩，可见颗粒结构；茅三段发育浅灰色—灰色含生屑粉晶灰岩和藻粘结微晶灰岩；茅四段发育灰色—深灰色微晶灰岩和含生屑亮晶灰岩，由于东吴运动抬升，在研究区内被剥蚀殆尽（图1b）。依据岩心和岩石薄片鉴定结果，川南云锦地区茅口组储集层主要发育在茅二段和茅三段，以微晶生屑灰岩和亮晶生屑灰岩为主，储集空间主要为溶蚀孔洞和缝隙。

2 溶蚀作用类型与识别标志

川南云锦地区茅口组溶蚀作用较为发育，依据溶蚀作用及溶蚀缝洞内充填特征，研究区茅口组溶蚀作用可分为3 期，即表生期、早成岩期和晚成岩期溶蚀 作用（图2）。

2.1 表生期溶蚀作用

表生期溶蚀作用表现为不规则溶蚀缝洞发育，溶蚀缝洞内可方解石充填，也可碳酸盐岩角砾和方解石充填（图2a、图2b），充填方解石可被早成岩期浅埋藏细—粉晶自形白云石交代（图2c），也可被缝合线和后期构造裂缝切割（图2f）。充填方解石呈褐黄色—褐红色，指示成岩环境为地表—近地表氧化环境。此外，溶蚀缝洞可被热液成因的次生鞍形白云石和石英充填（图2d），还可有液态石油转化成的沥青（图2e），说明表生期溶蚀作用发生在龙潭组烃类充注之前。该时期，研究区茅口组因东吴运动期构造运动而抬升，直接暴露于大气环境中，处于表生成岩阶段，发生大气淡水岩溶作用。

2.2 早成岩期溶蚀作用

早成岩期溶蚀作用的主要标志矿物为多种产状的鞍形白云石，可以是表生期溶蚀缝洞剩余空间内鞍形白云石生长充填（图2d），伴有鞍形白云石交代现象；也可以是构造裂缝中的方解石受到鞍形白云石交代，还可以是溶蚀缝洞边缘生长充填的鞍形白云石（图2i）。在包34 井相关井段岩心及薄片中，可见次生石英晶体与鞍形白云石共生（图2h、图2j），还可见到钠长石化（图2k）、萤石沉淀（图2l）、滑石化等与热液相关的活动。鞍形白云石、石英、钠长石和萤石，都是典型的热液活动的产物[6]，结合茅口组顶部的玄武岩[7]，研究区晚二叠世初峨嵋地幔柱隆起，有大规模的玄武岩喷发，早成岩期溶蚀作用应与热液喷发活动有关。

2.3 晚成岩期溶蚀作用

晚成岩期溶蚀作用主要沿断裂发生，表现为沿缝溶蚀，可以是低角度裂缝中的方解石受到溶蚀，形成溶蚀缝洞，缝洞内有粒状方解石充填，方解石可被石英交代改造（图2m、图2o）；也可沿晚期高角度裂缝方解石溶蚀缝洞发育，溶蚀孔洞可出现于裂缝方解石边部，溶蚀缝和溶蚀孔洞内可有少量晶形较好的方解石生长（图2n）；还可以沿缝合线溶蚀，溶蚀缝洞内缺乏充填物，或有少量干净方解石晶体生长（图2p）。溶蚀缝洞内粒状方解石可被石英交代改造，石英通常在酸性条件下形成，次生石英的发育表明曾发生过酸性流体事件。

3 溶蚀产物同位素特征与溶蚀流体性质

3.1 碳氧同位素特征

碳酸盐岩的δ13C 主要受到碳来源的控制，δ18O 主要受控于成岩流体性质，可以凭借其特征分析成岩流体的来源及性质[25]。根据40 个碳氧同位素样品测试结果（图3），表生期溶蚀缝洞中充填方解石的δ13CPDB为0.58‰～5.04‰，平均为2.99‰，而中二叠世晚期的海相碳酸盐岩的δ13CPDB为1.5‰～3.5‰[25]，二者相似，说明茅口组溶蚀缝洞方解石形成过程中缺乏有机质氧化产生的轻CO2，茅口组碳酸盐岩本身控制了溶蚀缝洞方解石的碳同位素组成。表生期溶蚀缝洞方解石δ18OPDB为-11.26‰～-7.30‰，平均为-9.84‰，中二叠世晚期的海相碳酸盐岩的δ18OPDB为-7.5‰～-2.0‰[26]，大气淡水的δ18OPDB约为-12.0‰，因此，表生期溶蚀缝洞方解石的成岩流体为海水和大气淡水混合体。

早成岩期溶蚀缝洞中碳酸盐矿物的δ13CPDB为3.38‰～4.39‰，范围较窄，平均为3.92‰，较中二叠世晚期海相碳酸盐岩的δ13CPDB稍高，表明13C有另外的来源。研究区晚二叠世初发生过热液活动，深部热液沿断裂向上运移到达茅口组，补充了13C；碳酸盐矿物的δ18OPDB变化范围较大，为-9.63‰～-5.86‰，平均为-7.92‰，较中二叠世晚期海相碳酸盐岩的δ18OPDB低，说明这些矿物形成过程中有热分馏作用的影响[27-28]。

晚成岩期溶蚀缝洞方解石δ13CPDB为1.05～4.10‰，平均为2.81‰；δ18OPDB为-9.60‰～-6.01‰，平均为-7.32‰，δ13CPDB和δ18OPDB均处于二叠纪正常值的范围内。

3.2 锶同位素特征

碳酸盐矿物中锶元素有壳源、幔源和海源3 种，壳源锶因富87Rb衰变形成的87Sr，87Sr/86Sr高，全球平均值为0.711 9；幔源锶为地幔铁镁质岩石通过海底扩张或火山活动提供，其87Sr/86Sr低至0.703 5[29-30]；海源锶则与同期海水和海相沉积物相似，二叠纪海水的87Sr/86Sr为0.706 6～0.708 2[31-32]。

选取并测试了26 件锶同位素样品（图4），表生期溶蚀缝洞方解石87Sr/86Sr 为0.707 116～0.707 476，平均为0.707 236，与微晶灰岩的87Sr/86Sr 极其接近，茅口组碳酸盐岩本身控制了溶蚀缝洞方解石的锶同位素组成，说明研究区该期溶蚀作用是一种自源式溶蚀作用，溶蚀流体未受到铝硅酸盐及碎屑岩的影响。

鞍形白云石的87Sr/86Sr 为0.707 184 和0.707 235，热液成因方解石的87Sr/86Sr 为0.707 050 和0.707 462，二者的87Sr/86Sr 相对其他组分较低，与茅口组微晶灰岩的87Sr/86Sr 较为相似，表明早成岩期溶蚀作用成岩流体受深部地幔流体影响，具有较低的87Sr/86Sr，这是深部地幔物质沿拉张断裂上升进入海洋沉积体系和成岩体系的反映。

样品中，低角度裂缝方解石的87Sr/86Sr为0.707 196～0.707 867，平均为0.707 555；高角度裂缝方解石的87Sr/86Sr 为0.707 461 和0.707 577，二者都比微晶灰岩的87Sr/86Sr 高，说明晚成岩期溶蚀缝洞中方解石的锶同位素组成不完全受茅口组碳酸盐岩控制，其岩溶流体可能既有茅口组碳酸盐岩内部流体，也有二叠系其他层位泥岩演变形成的流体。

3.3 流体性质

表生期溶蚀缝洞内可有方解石填充，碳氧同位素和锶同位素特征揭示，充填物来源主要受茅口组碳酸盐岩和大气淡水控制，未受到铝硅酸盐及碎屑岩的影响。假定溶蚀作用及方解石的形成温度为30 ℃，恢复得到溶蚀缝洞方解石成岩流体的δ18OSMOW为-7.29‰～-4.69‰，也与海岸带大气淡水的δ18OSMOW相吻合[29]（图5a），证实该期溶蚀作用的流体为大气降水。

早成岩期溶蚀缝洞内充填有石英、萤石、鞍形白云石等典型热液矿物，还存在钠长石化、滑石化等与热液相关的成岩作用，都指示了有热液的参与。溶蚀缝洞充填的碳酸盐矿物碳氧同位素和锶同位素特征，揭示其物质来源既有深部热液，也有二叠纪海水。再者，鞍形白云石气液两相包裹体均一温度主要分布在210～230 ℃（图5b），热液成因方解石为190～230 ℃（图5c），以热液成因方解石δ18OPDB恢复的成岩流体δ18OSMOW，为13.06‰（图5a），同样指示了岩溶流体为深部岩浆期后热液和二叠纪海水的混合流体。

晚成岩期溶蚀缝洞中有粒状方解石沉淀，方解石可被石英交代改造，结合该期溶蚀缝洞方解石的碳氧同位素和锶同位素组成特征，岩溶流体可能既有茅口组碳酸盐岩地层内部流体，也有二叠系内部泥岩演变而来的流体。溶蚀缝洞内方解石气液两相包裹体均一温度主要为140～170 ℃（图5d），这一时期茅口组的埋深为4 000～4 500 m，正常地层埋藏温度为150～165 ℃，二者温度相似，恢复得到溶蚀缝洞方解石的成岩流体δ18OSMOW在7.47‰～11.81‰（图5a），这与二叠系—三叠系卤水的δ18OSMOW（0～9‰）具有较高的相似性[32]，证实成岩流体为地层内部流体和泥岩演化酸性水的混合流体。

4 溶蚀作用机制与模式

4.1 表生期大气淡水岩溶作用

研究区茅口组表生期溶蚀作用流体为海岸和大气降水，茅口组碳酸盐岩直接暴露于地表，具潜山和自源式岩溶特征（图6）。原岩本身缺乏孔隙，而东吴运动期普遍发育裂缝，成为岩溶流体的渗流通道，岩溶作用表现为在裂缝基础上向溶蚀缝洞和岩溶洞穴转化。茅一段沉积时期，水体较深，沉积主体为一套泥灰岩，泥质含量较高，阻碍裂缝发育和阻碍溶蚀作用的大规模发育，在岩溶剖面中可起到隔水层的作用，阻止了岩溶流体的进一步下渗。根据前人对川南地区岩溶储集层分布情况的统计，东吴运动期茅口组抬升，泄水基准面发生变化，发育多个潜水面，从而在距茅口组顶部0—50 m、50—100 m 和100—200 m 发育3 套岩溶储集层[2]。综上所述，建立了受古地貌、不整合面、裂缝、潜水面和茅一段泥灰岩隔水层共同控制的表生期大气淡水岩溶作用模式（图6）。

4.2 早成岩期热液溶蚀作用

早成岩期热液溶蚀作用流体为深部幔源热液，与峨眉山玄武岩喷发相关，为岩浆喷发后期产物，其上升通道为古断裂。在早成岩期，受东吴运动的影响，拉张断裂发育，深部来源的热液具有沿拉张断裂渗流的特征，而构造运动导致茅口组内部早期形成溶蚀缝洞，渗透条件较好，成为热液改造目标，其改造形式及其结果多样，包括溶蚀缝洞中央鞍形白云石生长、东吴运动期构造裂缝受到鞍形白云石交代及改造、热液溶蚀缝洞鞍形白云石生长、萤石生成及交代、石英生长及交代、钠长石化、滑石化、热液溶蚀作用及溶蚀缝洞形成等。从岩心和薄片观察结果看，该期热液溶蚀缝洞发育范围有限，可提高岩石的储集性能，形成白云岩溶蚀缝洞型储集层。由此，建立了受拉张断裂影响、断裂和古压实联合驱动的东吴运动期沿断裂热液作用模式（图7）。

4.3 晚成岩期埋藏溶蚀作用

晚成岩期溶蚀作用流体为二叠系碳酸盐岩内部流体与泥岩成岩演化中形成的酸性水的混合流体。溶蚀作用主要发生在构造裂缝及其附近，缝合线及其附近，可表现为晚期硅化作用发生，沿缝合线溶蚀缝洞、沿高角度裂缝溶蚀缝洞、沿低角度裂缝溶蚀缝洞。当时茅口组埋深在4 000 m 左右，上覆地层压力导致茅口组压实压溶作用发育，地层压力较高，燕山运动形成的构造裂缝和缝合线成为溶蚀流体很好的通道，流体沿缝合线和燕山运动期裂缝溶蚀，这些溶蚀缝洞可以极大改善储集层储集性，形成较好的溶蚀缝洞型储集层。古构造和古断裂具有宏观控制作用，缝合线和晚期裂缝具有微观控制作用。由此，建立了受古构造、古断裂和古裂缝共同控制的晚成岩期埋藏条件下二叠系地层流体和泥岩成岩演化酸性水混合溶蚀模式（图8）。

5 结论

（1）川南云锦地区茅口组存在3 期溶蚀，表生期大气淡水岩溶作用表现为不规则溶蚀缝洞内方解石充填；早成岩期热液溶蚀作用主要特征为多种产出状态鞍形白云石发育；晚成岩期埋藏溶蚀作用表现为沿裂缝溶蚀和沿缝合线溶蚀发育。

（2）表生期岩溶作用流体为海岸带大气淡水，裂缝构成岩溶流体渗流的通道，岩溶作用表现为在裂缝基础上向溶蚀缝洞和岩溶洞穴转化，主要控制因素有岩溶古地貌、不整合面、裂缝、潜水面等。

（3）早成岩期热液溶蚀作用的流体为深部岩浆期后热液和二叠纪海水的混合流体，热液溶蚀作用主要受断裂控制，深部热液沿断裂向上位移到茅口组，对地层进行改造。

（4）晚成岩期埋藏溶蚀作用的流体为地层内部流体和泥岩演化酸性水的混合流体，溶蚀作用主要受拉张断裂控制，古构造和古断裂具有宏观控制作用，缝合线和晚期裂缝具有微观控制作用。