0 前言
尽管川中茅口组白云岩勘探前景广阔，但其具有埋藏深度大、地层温度高、所经历的构造运动和热事件强的特征，目前仍面临白云石化机理不清与成储过程不明难题[15-17]。关于茅口组白云岩成因机理，基于缺乏蒸发盐类共生组合及生屑特征，最早有学者提出混合水白云石化机制[18-19]。后续研究根据浅滩相不发育的沉积学证据，对混合水成因模式提出质疑，并倾向于茅口组白云岩为压实-埋藏成因[20]。随着研究的不断深入，诸多学者还认识到峨眉山大火成岩省事件产生的地层隆升剥蚀、断裂通道与富镁热液流体对茅口组白云岩的形成起到重要驱动作用，从而认为茅口组白云岩为热液成因[21-29]。在不同白云岩成因机理指导下，有关茅口组白云岩储层成因也尚未达成统一认识，包括表生岩溶作用形成的孔隙是茅口组白云岩的主力储集空间[30-32]，构造-热液活动产生的断裂体系和热液改造是茅口组白云岩形成优质储集空间的重要因素[33]，以及白云石化有关的成岩作用是储集空间形成的关键要素[34]等观点。
本文在充分调研前人成果的基础上，通过系统岩心观测，采集了川中地区重点钻井茅口组白云岩样品，开展了岩相学、储层物性、碳氧同位素、稀土元素与原位U-Pb定年等综合分析，明确了川中地区茅口组白云岩成因与成储机制，对指导茅口组深层油气勘探提供了重要理论依据。
1 区域地质概况
2 样品采集与实验方法
2.1 样品采集
茅口组岩心样品采集自川中地区PY3井、PY6井和GC2井(井位见图1a)。在白云岩发育段密集采样，取样间隔10~30 cm，石灰岩段取样间隔100~150 cm。选取50件样品镜像对称制备普通薄片、铸体薄片、阴极发光片和激光U-Pb定年靶样。
2.2 实验方法
2.2.1 岩相学实验
采用长江大学实验室Axio scope A1偏光显微镜进行显微薄片观察和拍照，以进行岩石样品的晶体结构、矿物组成和孔隙结构类型的观察。阴极发光实验在中国石油杭州地质研究院实验室完成，采用CL8200 MK5型阴极发光仪进行观察和拍照，工作束压10~15 kV，束流为400~500 mA。
2.2.2 地球化学实验
在岩相学实验的基础上，选取具代表性的白云岩和石灰岩样品用手持牙钻钻取粉末进行稀土元素、碳氧同位素分析和原位激光U-Pb定年。稀土元素分析在北京科荟测试技术公司完成：利用ICP-MS仪，取50 mg粉末样采用5%醋酸溶解，待2 h充分溶解，离心后取上清液加入Rh内标及稀硝酸后上机测试。碳氧同位素分析在长江大学地球科学学院实验中心稳定同位素实验室完成：采用正磷酸法，实验室温度26 ℃、湿度60%室内环境下，取20 mg粉末样与正磷酸混合加热到70 ℃充分反应，收集30 min内的CO2气体，利用同位素比质谱仪(DELTA V Advantage)完成碳氧同位素分析，测试数据按照VPDB标准表示。为保证获取可靠的碳氧同位素数据，要求测试过程中标样(CO-8)的测量值与标准值的误差严格控制在δ13C≤±0.2‰、δ18O≤±0.3‰以内。激光U-Pb定年在中国石油杭州地质研究院实验室完成：利用Nu Plasma Ⅱ多接收电感耦合等离子体质谱仪，对直径2.5 cm环氧树脂抛光靶样进行U-Pb定年，激光剥蚀时间30 s，能量密度24 J/cm3，重复频率10 Hz，采用160 μm激光斑束剥蚀290次。
3 岩相学与地球化学特征
3.1 岩相学特征
以沈安江等提出的碳酸盐岩分类方案为划分依据[41]，本文从川中茅口组识别出5类碳酸盐岩，包括泥晶生屑灰岩、残余生屑颗粒白云岩、粉晶白云岩、细晶白云岩和中—粗晶白云岩(图2)。泥晶生屑灰岩中多见生物碎屑，发育示顶底构造(图2a)。残余生屑颗粒白云岩具残余生屑颗粒结构，其残余生屑颗粒在阴极发光照射下呈现亮红色(图2b—2e)。粉晶白云岩主要由30~100 μm的半自形—他形白云石组成，白云石晶体紧密镶嵌接触(图2f)。细晶白云岩的白云石粒径介于100~250 μm，晶体形态多呈他形—半自形，可见雾心亮边结构和裂缝内充填鞍状白云石和方解石现象，鞍状白云石发亮红色光，方解石不发光(图2g，2h)。少部分细晶白云岩还可见不发光的硅质以及发蓝色光的萤石矿物(图2i，2j)。中—粗晶白云岩由粒径为250 μm~2 mm的中—粗晶白云石组成，晶体形态以半自形—他形为主，自形的中—粗晶白云石多发育于溶蚀孔洞周缘，具有环带状发光特征，晶间白云石胶结物发亮红色光(图2k，2l)。
岩心观察和显微薄片分析表明，茅口组白云岩储层的储集空间以铸模孔、晶间孔、溶蚀孔洞和裂缝为主(图3)。铸模孔多呈圆状或次圆状，孔内多被白云石半充填或少量充填(图3a，3b)。晶间孔则多呈不规则状，其发育程度受白云石大小排列、接触关系和矿物/沥青充填共同控制(图3c—3f)。溶蚀孔洞为热液流体对裂缝、铸模孔等储集空间进一步溶蚀形成，孔径大小跨度大，介于5~80 mm，岩心手标本和岩石薄片下的孔内均可见大量伴生的鞍状白云石 (图3g—3i)。茅口组白云岩储层中裂缝孔隙主要由构造-热液活动应力释放产生，绝大多数裂缝被白云石胶结物部分充填或全充填(图3c—3d，3g—3i)。
3.2 地球化学特征
川中地区中二叠统茅口组碳酸盐岩的δ13C值与二叠系海相方解石基本一致，δ18O值低于二叠系海相方解石，整体呈现出随白云石化作用增强，即白云石晶粒变粗，原始沉积结构破坏越严重，δ13C、δ18O值逐渐变小的趋势(图4)。其中，大部分残余生屑颗粒白云岩的δ13C、δ18O值位于同期泥晶生屑灰岩的δ13C、δ18O值范围内，粉晶、细晶白云岩的δ13C、δ18O值较为接近且低于同期石灰岩，中—粗晶白云岩δ13C位于同期泥晶生屑灰岩的δ13C值范围内，δ18O值强烈负偏，鞍状白云石具有最低的δ13C、δ18O值。
3.3 孔隙度和渗透率
如图7所示，泥晶生屑灰岩储集物性最差，平均孔隙度和渗透率仅为0.65%和0.013×10-3 μm2。尽管粉晶白云岩的渗透率(平均值为0.289×10-3 μm2)远高于泥晶生屑灰岩，但较低的孔隙度(平均值为1.87%)导致粉晶白云岩也难以作为有效储层。细晶和中—粗晶白云岩的平均孔隙度分别为2.21%和2.66%，略高于粉晶白云岩孔隙度可能是因为这两类白云岩的晶间孔和溶蚀孔洞更加发育。有所不同的是，细晶和中—粗晶白云岩平均渗透率分别为0.177×10-3 μm2和0.157×10-3 μm2，略低于粉晶白云岩的渗透率，这主要因受到矿物或沥青质充填的影响。相比而言，残余生屑颗粒白云岩的储层物性最好，其孔隙度介于1.06%~13.65%(平均值为4.40%)，渗透率介于(0.004~2.130)×10-3 μm2(平均值为0.238×10-3 μm2)。
4 讨论
4.1 白云岩流体来源与成因模式
4.1.1 海水
粉晶和细晶白云岩以晶粒结构为主，残余生屑结构被破坏殆尽，部分样品甚至发育埋藏环境下特有的“雾心亮边”结构(图2f，2g)，表明粉晶和细晶白云岩的形成环境相比于残余生屑颗粒白云岩埋藏深度更大，温度更高。然而，粉晶和细晶白云岩整体上仍表现出早期海水白云岩才具有的小尺寸白云石晶体和暗红色阴极发光特征(图2h，2j)，指示这两类白云岩形成于尚未完全脱离海水的浅埋藏环境。地球化学上，粉晶和细晶白云岩的δ13C值与同时代海相方解石一致，δ18O值低于同时代海相方解石(图4)，并且呈现与保留海源孔隙水相似的Eu弱正异常，Ce弱负异常的稀土元素配分模式(图5d，5e)。综合上述，可合理判断粉晶和细晶白云岩形成于较还原的浅埋藏环境，白云石化流体来源于与同期海水相近的残余孔隙海水。
4.1.2 浅埋藏热液
显微镜下，构成中—粗晶白云岩的白云石晶体粗大，明显超过了低温白云石的晶体直径(图2k)。此外，中—粗晶白云石晶形以半自形—他形为主，且具环带状发光特征，更符合高温白云石的晶体形态特征(图2l)。事实上，在诸多茅口组中—粗晶白云岩中可以观察到岩石破裂现象，且通常伴生了大量的鞍状白云石、石英和萤石等热液矿物，指示其经历了较强的构造-热液活动，白云石化流体很可能是深部高温热液(图3)。中—粗晶白云岩的δ18O值远低于同期海相方解石(图4)，极低的δ18O值反映其成岩流体温度很高[45]。中—粗晶白云岩具有轻稀土富集、重稀土亏损，Eu显著正异常的稀土元素特征(图5f)，与高温热液流体的稀土配分模式一致。根据激光U-Pb同位素测年结果，茅口组中—粗晶白云岩年龄为250±6.5 Ma(图6a)，该年龄仅略晚于茅口组地层沉积年龄，说明中—粗晶白云岩可能形成于浅埋藏环境。与此同时，充填在中—粗晶白云岩中的鞍状白云石年龄为248±3.5 Ma(图6b)，中—粗晶白云岩和鞍状白云石U-Pb同位素年龄接近，并且与峨眉山大火成岩省事件发生的时间也高度匹配[46]，指示中—粗晶白云岩的流体来源很可能受控于峨眉山大火成岩省事件深度岩浆热源。上述高温岩石学和地球化学结果与前人从茅口组中—粗晶白云岩获得高温流体包裹体温度(180~220 ℃)的认识也高度吻合[25]，均有力证实了中—粗晶白云岩的白云石化流体为浅埋藏时期高温热液流体。
4.1.3 白云岩成因模式
基于对不同白云岩的白云石化流体来源的精准判识，本研究建立了川中地区茅口组白云岩成因模式(图8)。在茅口组沉积期，位于高能环境的台缘带以生屑/颗粒滩沉积为主，发育生屑/颗粒灰岩，而位于低能环境的滩间海和深水斜坡区则以泥晶灰岩沉积为主(图8a，①)。随着同生期海平面下降，高能滩沉积的生屑/颗粒灰岩受到大气淡水溶蚀，淋滤流体下渗形成亮晶方解石胶结物(图8b，②)。当地层进一步抬升，海水受限，生屑/颗粒灰岩与海水相互作用经准同生白云石化形成残余生屑颗粒白云岩(图8b，③)；当进入浅埋藏环境后，孔隙中残余的孔隙海水与残余生屑颗粒白云岩进一步白云石化，生屑颗粒结构消失，形成粉晶和细晶白云岩(图8c，④⑤)。由于峨眉山大火成岩省事件，早期形成的残余生屑颗粒白云岩、粉晶和细晶白云岩发生破裂形成构造缝，大量的构造缝为深部热液流体提供了交换通道，高温热液与准同生和浅埋藏期形成的白云岩相互反应，促使围岩增大变粗，生屑颗粒结构被破坏，形成中—粗晶白云岩，而多余含Mg热液流体因冷却充填于孔隙中，形成鞍状白云石胶结物(图8c，⑥)。
4.2 成岩序列
通过对川中地区茅口组白云岩的系统研究，包括其晶体形态、空间分布、相互切割关系、阴极发光特征、地球化学指标及U-Pb定年数据，本文综合识别了茅口组白云岩储层所经历的多期成岩作用，并重建了完整的成岩演化序列。
早期沉积阶段，生屑颗粒之间普遍被泥晶方解石胶结(图2a)。残余生屑颗粒白云岩是由原始的生屑灰岩经准同生白云石化作用形成，且在该阶段的生屑颗粒内部可见亮晶方解石胶结物充填(图2a)，这一现象指示原始石灰岩曾经历早期大气淡水条件下的选择性溶蚀作用。随后，在进一步浅埋藏白云石化的过程中，残余生屑颗粒白云岩转变为粉晶及细晶白云岩，其形成时间晚于残余生屑颗粒白云岩。中—粗晶白云岩为早期粉晶与细晶白云岩在更深或热液环境下进一步重结晶或白云石化的产物，形成时间晚于细晶白云岩。大量白云岩中的裂缝被鞍状白云石充填，表明构造破裂事件发生于白云石化作用之后。结合区域构造演化背景，推测峨眉山大火成岩省事件和东吴运动是导致茅口组发生构造破裂的主要动力。与此同时，在白云石胶结物半充填的裂缝中，可见方解石、萤石、石英等热液矿物共生或穿插分布(图2g，2j，图3f)；硅质则多以团块状形式交代并充填于细晶白云岩的溶蚀孔洞或裂缝系统中(图2j)。这些热液矿物的形成时间晚于细晶白云岩，并与白云石脉及萤石的形成时代基本一致，共同指示一期重要的热液流体活动。东吴运动末期，茅口组经历进一步机械压实，碳酸盐岩中发育典型的缝合线构造，标志着强烈的压溶作用。至中—晚三叠世，伴随烃源岩的大量生烃，油气开始充注至已初步成型的白云岩储层中[25]。前人的U-Pb定年研究为上述成岩序列提供了关键的时间约束：泥晶生屑灰岩形成于 269.2±2.5 Ma[47]；浅埋藏环境下形成的细晶白云岩年龄为 267.8±1.4 Ma[48]；裂缝中充填的方解石胶结物形成于 244.1±6.3 Ma[47](图9)。
综合上述分析，本文建立的成岩演化序列如下(图10)：胶结作用→大气淡水溶蚀作用→准同生白云石化作用→浅埋藏白云石化作用→机械压实作用→构造破裂作用→浅埋藏热液白云石化作用、热液溶蚀及鞍状白云石充填→硅质、萤石、石英与方解石等热液矿物胶结与充填→压溶作用→油气充注。该序列清晰地揭示了川中茅口组白云岩储层从沉积埋藏、构造-热液改造至油气充注的全过程，对深化研究区的储层成因认识具有重要指导意义。
4.3 优质储层控制因素与发育模式
4.3.1 沉积相与早期成岩对储层的控制
川中地区茅口组沉积期呈现“一缘三高”的隆凹相间古地理格局，台缘带广泛发育生屑滩体，这些滩体构成了优质储层形成的物质基础。其中，经历准同生期白云石化作用形成的残余生屑颗粒白云岩，具有最高的平均孔隙度(达4.40%)，其储集空间以生屑铸模孔为主(图3a)。该类孔隙的形成机制与早期暴露溶蚀密切相关：随盆地抬升，沉积滩体暴露于海平面之上，接受大气淡水淋滤，选择性溶蚀生屑颗粒，从而形成铸模孔(图3b)。早期溶蚀不仅创造了初始孔隙，更显著改善了滩体内部的孔隙连通性，为后续白云石化流体的渗透提供了优势通道，促使滩相沉积白云石化程度高[49]。准同生白云石化作用在提升岩石抗压实能力方面起到了关键作用，使得铸模孔在埋藏过程中得以有效保存，最终形成规模分布的残余生屑颗粒白云岩储层。
4.3.2 热液改造对储层的双重控制
岩心与薄片观察表明，热液活动对川中茅口组白云岩储层具有显著且复杂的改造作用，具体表现为建设性与破坏性并存的特征。热液的建设性作用主要体现热液流体对围岩的溶蚀作用能够扩大早期的孔隙与裂缝，甚至在原生孔隙发育处形成规模可观的溶蚀孔洞，有效提升了储层的孔隙体积和渗透性。热液活动亦对储层产生明显的破坏性影响。一方面，热液流体促使先存的残余生屑颗粒白云岩、粉晶及细晶白云岩发生重结晶，转化为中—粗晶白云岩。在此过程中，部分生屑铸模孔被较粗大的白云石晶体充填，导致岩石基质孔隙度与渗透率显著降低(图7)。另一方面，尽管热液矿物对大规模裂缝和孔洞的充填程度有限(图3c—3i)，但其对基质孔隙的破坏不容忽视。综合来看，热液对白云岩储层的最终影响取决于其溶蚀效应与胶结/重结晶效应之间的平衡。在茅口组，热液溶蚀与鞍状白云石支撑的裂缝系统共同改善了储层的储集性能，这与研究区茅二段中上部发育热液成因孔隙型白云岩储层的认识相符[50-51]。因此，总体评价热液活动对研究区储层的建设性作用更为显著(图11b)。
5 结论
对川中地区中二叠统茅口组深层白云岩的成因、成岩演化与控储机制进行了系统研究，取得以下核心认识：
(1)茅口组多类型白云岩为3期不同的流体在特定地质背景下依次作用的产物。准同生期海水白云石化形成残余生屑颗粒白云岩；浅埋藏海源孔隙水白云石化形成粉—细晶白云岩；与峨眉山大火成岩省事件相关的浅埋藏构造-热液白云石化形成中—粗晶白云岩。
(2)茅口组白云岩储层经历了复杂的成岩演化序列。先驱体石灰岩经历早期胶结与大气淡水溶蚀后，先后发生准同生与浅埋藏白云石化，随后机械压实作用增强，峨眉山事件引发的构造破裂为热液活动打开通道，导致广泛的热液白云石化、溶蚀作用及鞍状白云石等矿物充填，最后经历压溶作用及油气充注。
(3)优质储层的发育是沉积基础、早期成岩与后期构造-热液改造共同作用的结果。台缘高能滩沉积相为原生孔隙和早期溶蚀提供了物质基础。准同生溶蚀创造了主力储集空间，而紧随其后的白云石化则使孔隙在埋藏过程中得以有效保存。构造-热液活动以溶蚀增孔的建设性效应为主，通过形成裂缝-孔洞系统改善储层质量。预测茅口组规模白云岩储层主要沿台缘高能滩体展布，且邻近断裂的区域为有利的勘探靶区。
