天然气地球科学 >

2021 , Vol. 32 >Issue 6: 806 - 815

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2021.02.005

天然气地质学

川南地区二叠系茅口组一段瘤状灰岩储层成因

  • 李蓉 ,
  • 苏成鹏 ,
  • 石国山 ,
  • 贾霍甫 ,
  • 李素华 ,
  • 余洋
展开
  • 中国石化西南油气分公司勘探开发研究院，四川 成都 610041

李蓉（1985-），女，江西丰城人，助理研究员，博士，主要从事碳酸盐岩沉积储层油气勘探地质研究.E-mail：.

收稿日期: 2020-12-11

  修回日期: 2021-02-02

  网络出版日期: 2021-05-24

收起

The genesis of nodular limestone reservoirs of the first period of Maokou Formation of Permian in southern Sichuan Basin

  • Rong LI ,
  • Cheng-peng SU ,
  • Guo-shan SHI ,
  • Huo-fu JIA ,
  • Su-hua LI ,
  • Yang YU
Expand
  • Petroleum Exploration and Production Research Institute，Southwest Petroleum Branch，SINOPEC，Chengdu 610041，China

Received date: 2020-12-11

  Revised date: 2021-02-02

  Online published: 2021-05-24

Supported by

The Science and Technology Projects of China Petroleum and Chemical Corporation(P20059-3)

Fold

本文亮点

大石1井、义和1井、焦石1井、潼探1井相继在四川盆地中二叠统茅口组一段钻获工业气流，展示了良好的天然气勘探潜力。但由于前期对该套储层成因的研究不够深入，仍存在约束该类型气藏勘探的问题。为此，通过岩心观察、薄片鉴定，结合扫描电镜、氮气吸附脱附、稀土元素、微量元素和能谱实验，取得了3项成果认识：①川南地区茅一段瘤状灰岩储层主要发育在泥灰岩中，为一套低孔低渗裂缝—孔隙型致密碳酸盐岩储层，储集空间类型多样，滑石孔缝对储层贡献最大；②滑石主要由成岩期海泡石转化而来，海泡石中的硅元素来源于中二叠世同沉积期断裂热液，镁元素来源于束缚孔隙海水及亚稳定矿物的转化释放；③埋藏过程中，海泡石受压力、温度、埋藏时间和成熟度影响，结构转变为滑石，由于脱水和硅质的析出，晶体体积变小，形成大规模滑石化成岩孔缝，为储层发育奠定了基础。成果认识对川南地区茅口组一段瘤状灰岩气藏勘探提供了有力地质支撑，对油气勘探具有较好的现实指导意义。

本文引用格式

李蓉 , 苏成鹏 , 石国山 , 贾霍甫 , 李素华 , 余洋 . 川南地区二叠系茅口组一段瘤状灰岩储层成因[J]. 天然气地球科学, 2021 , 32(6) : 806 -815 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2021.02.005

Highlights

Industrial natural gas flows have been gained from the wells penetrated in the nodular limestone， shows a good potential for natural gas exploration. In the early stage， the research on the formation of this reservoir is not in-depth enough， which restricts the exploration of this type of gas reservoir. Based on core observation， thin section authentication， combined with the results of scanning electron microscope， nitrogen adsorption and desorption， rare earth elements， trace elements and energy spectrum analysis， three achievements were gained. The results show that the reservoirs mostly exist in the argillaceous limestone matrix， which is a set of tight carbonate fracture-pore reservoir with low porosity and low permeability. The reservoir space is complex and the talc diagenetic shrinkage fissure is the greatest contribution storage space to the reservoir. Talc is mainly transformed from sepiolite during diagenesis， the silicon element in sepiolite comes from the fault hydrothermal fluid of Maokou Formation in the same sedimentary period， and magnesium comes from bound pore water and conversion release of a metastable mineral. Sepiolite transforms into talc under the influence of pressure， temperature， buried time and grade of maturity during burial. Due to dehydration and silica precipitation， the crystal gets smaller， which formed large-scale of talc diagenetic shrinkage fissure that lays the material foundation for reservoir. Research results provide strong geological support for the nodular gas pool exploration of the first member of Maokou Formation of Permian in southern Sichuan Basin. It has a good guiding significance for oil and gas exploration.

0 引言

瘤状灰岩是一种较常见的具有瘤状形态及相似产出特征的碳酸盐岩，由基质和瘤体2部分组成［1］，根据其产状特征又被称为眼球状灰岩［2］、结核状灰岩和瘤石灰岩等。瘤状灰岩在我国广泛发育，在云南施甸［3］、安徽巢湖［4］、河北燕山［5］、新疆库鲁克塔格［6］等地区都有发育，发育层位也比较广泛，可见于寒武系、奥陶系、泥盆系、二叠系及三叠系等。瘤状灰岩岩石学特征明显，通常沉积厚度较大，发育层位稳定，前期相关研究主要集中在地层划分、沉积环境特征［6］和成因［7-10］等方面，认为瘤状灰岩具有重要的地层对比和古环境恢复意义［4］。
近年来，四川盆地油气勘探逐渐由中浅层含油气层系向深层—超深层碳酸盐岩含油气层系聚焦，寻找规模优质储层是高效勘探的核心问题之一。人们对四川盆地中二叠统茅口组储层研究主要集中在茅口组顶部岩溶储层或白云岩储层，而茅口组一段瘤状灰岩通常被视为一套碳酸盐岩烃源岩，罕有针对性地对其开展储层研究。川南地区茅一段厚76~164 m，横向展布稳定，基质泥灰岩与瘤体泥晶生屑灰岩厚度比约为5∶3，符合区域岩性组合及厚度分布特征，常见裂缝和缝合线发育，裂缝与层面垂直、斜交或平行，是有效油气运移通道和存储空间。
随着大石1井、义和1井、焦石1井、潼探1井相继在川南地区中二叠统茅一段瘤状灰岩储层钻遇工业气流，学者对茅一段储层基本特征展开了研究［11］，而对储层成因和能否形成规模有效储集体的研究仍鲜有报道。近期A1井在茅一段测试获工业气流12.5×104 m3/d，为中国石化西南油气分公司在川南地区立体勘探提供了新层系，是海相油气勘探重要的资源接替领域，亟待明确茅一段优质碳酸盐岩储层成因，为规模储层分布预测提供地质支撑。鉴于此，笔者利用川南地区A1井岩心、薄片和分析化验资料，在明确储层孔隙类型、结构特征的基础上，分析储层物质来源及成因机理，研究结果将为相似油气储层评价提供更多地质依据，也将为增进瘤状灰岩储层成因的认识和理解提供新地质理论支撑。

1 地质背景

研究区位于川西南平缓构造带东南斜坡，川东南低陡构造带北斜坡（图1），具有优越的油气地质条件。川南地区茅口组可分为4段，自上而下为茅四段、茅三段、茅二段和茅一段。受东吴运动影响，中、上二叠统之间出现沉积间断，顶部茅四段灰色细—粉晶藻灰岩在区内遭受不同程度剥蚀，残留地层厚度差异较大；茅三段岩性主要为灰褐色泥—微晶灰岩，夹少量生物灰岩，厚度分布稳定；茅二段为灰色泥—微晶灰岩与含泥灰岩呈略等厚互层，偶见生屑灰岩；茅一段沉积期四川盆地进入了相对稳定的海侵期，水体不断变深，沉积了一套致密碳酸盐岩，岩性主要为灰黑色泥灰岩、微晶生屑灰岩、泥晶生屑灰岩，钙质泥岩和页岩，瘤状构造发育，构成瘤状灰岩段，见大量生物化石，底部与下伏栖霞组整合接触。
图1 川南地区构造位置（a）和岩性剖面（b）

Fig.1 The location map （a） and the Lithological profile (b) of the southern Sichuan Basin

四川盆地茅一段沉积期为碳酸盐岩缓坡沉积模式，由西向东依次发育内缓坡、中缓坡和外缓坡沉积环境。瘤状灰岩通常分布于水深0~200 m的碳酸盐缓坡环境，水深大于200 m的深水环境极少发育。A1井茅一段岩心观察见滑石团块和滑石条带发育，局部少量黄铁矿呈星散分布状，岩心断面可见沥青，全—半充填水平缝发育，垂直缝多被方解石全充填，缝合线被有机质半—全充填。

2 储层基本特征

川南地区茅一段沉积期处于能量较低的缓坡沉积环境［12］，沉积了一套深色瘤状灰岩，基质岩性为泥灰岩，瘤体主要为泥晶生屑灰岩，见少量去云化微晶灰岩。瘤状灰岩属灰岩—泥灰岩韵律层的范畴，其中灰岩—泥灰岩韵律层也只是作为一个野外描述性的术语，其在碳酸钙含量方面没有实际意义［13-14］。

2.1　储层展布特征

根据薄片资料、测井及元素录井分析，纵向上，茅一段划分为8小层（图2），奇数层岩性以生屑灰岩为主，具高电阻率+低GR+低AC特征，Si和Mg元素含量<10%，测井孔隙度<2%，为非储层段；储层主要发育在偶数层，岩性以泥灰岩为主，具低电阻率+高GR+高AC特征，Si和Mg元素含量均>10%，最高达35%，测井孔隙度均大于3%，最高为6%，累计厚度为57 m，单层厚度为7~29 m，钻井油气显示活跃，以发育Ⅲ类储层为主，夹薄层Ⅱ类储层。平面上，储层在川南地区均有分布，由西向东储层厚度逐渐增厚。
图2 研究区茅口组一段纵向岩性结构特征图（A1井）

Fig.2 Vertical lithologic structure characteristics in study area (Well A1)

2.2　岩石学特征

2.2.1　泥灰岩

该类岩石是研究区茅一段主要岩石类型，灰黑色，见大量生屑，低角度缝发育，多数全—半充填，垂直缝合线被有机质全充填，多见黑色滑石团块［图3（a）］，团块大小（0.3 cm×0.5 cm）~（0.6 cm×2 cm），岩心入水实验多处见连续性针尖状气泡溢出。镜下观察，方解石多为泥晶结构，见少量漂浮状去云化方解石，生屑主要为介形虫、腕足、腹足、米齐藻、有孔虫和䗴类，偶见苔藓虫，腕足生屑可见硅化和泥晶化现象。生物破碎，经强烈压实作用后长轴方向大致沿层理方向分布，可见介形虫被明显压扁，局部腕足碎屑甚至被压成直线［图3（b）］。
图3 川南地区茅一段岩石学特征

(a)低角度未—半充填裂缝发育，滑石质团块，2 899.01 m，A1井（-）；(b)生屑破碎，定向排列，经历强烈压实作用，2 906.49 m，A1井（-）；(c)滑石交代有孔虫壳体，2 902.81 m，A1井（-）；(d)滑石交代䗴类体腔孔，2 894.75 m，A1井（-）；(e)瘤体网状缝发育，2 897.31 m，A1井；(f)有孔虫和米齐藻内壁被沥青浸染，2 891.97 m，A1井（-）

Fig.3 Petrologic feature of the first member of Maokou Formation，southern Sichuan Basin

泥灰岩中黏土矿物含量为30%左右，能谱分析反映黏土矿物Mg/Si值在0.75左右，为滑石，部分样品Mg/Si值在0.67~0.75之间，为海泡石—滑石间过渡黏土矿物。滑石在单偏光显微镜下为黄褐色，可见其交代有孔虫壳体和䗴类体腔［图3（c）， 图3（d）］，在扫描电镜下具纤维—片状结构［图4（a）］，前人研究认为整个华南陆块均有稳定分布的滑石层［15］。
图4 川南地区茅一段储集空间类型

(a)滑石集合体发育成岩孔缝，2 895.65 m，A1井，氩离子扫描电镜；(b)方解石、白云石粒缘缝，2 906.88 m，A1井，氩离子扫描电镜；(c)方解石发育溶蚀孔及粒内裂隙，2 907.78 m，A1井，氩离子扫描电镜；(d)溶蚀孔，A1井，2 898.58 m，100(-)；(e)、有机质孔，2 901.92 m，A1井，氩离子扫描电镜；(f)裂缝，2 893.80 m，A1井，铸体薄片，50（-）

Fig.4 The main storage space type of first member of Maokou Formation， southern Sichuan Basin

2.2.2　泥晶生屑灰岩

泥晶生屑灰岩为深灰色，以瘤状结构发育于泥灰岩中，瘤体大小较悬殊（4 cm×8 cm）~（8 cm×24 cm），呈眼球状，常见低角度缝和网状缝发育［图3（e）］，垂直缝被方解石全充填，岩心截面可见腕足印模化石。镜下观察，发育大量介形虫、腕足、䗴类、米齐藻等生物，生物个体保存较完整，米齐藻与有孔虫内壁被沥青浸染［图3（f）］，颗粒间为泥晶胶结，少量薄片可见去云化微晶灰岩，前驱沉积物结构难以辨认。

2.3　储集空间类型

2.3.1　滑石孔缝

通过氩离子抛光扫描电镜放大后，可见大量滑石成岩孔缝发育［图4（a）］，孔隙以纳米级为主，孔径为6.18~22.87 nm，缝宽为150.3~374.0 nm，为储层发育的主要储集空间。其中，滑石成岩收缩缝延伸范围有限，晶层条纹常出现不连续的双层逐渐合一错叠现象，其主要还是作为储集空间，而不是运移通道。

2.3.2　粒缘缝

黏土矿物滑石在扫描电镜下结构疏松，与方解石、白云石、黄铁矿等颗粒呈基底式胶结，在矿物颗粒边缘可见粒缘缝发育［图4（b）］，具有一定弧度，缝宽220~260 nm，多发育于泥灰岩中，为保存至今的有效储集空间。

2.3.3　溶蚀孔

瘤体泥晶生屑灰岩通常较为致密，扫描电镜下，微粒状方解石通常相对集中分布于滑石集合体中，晶体之间呈紧密接触，胶结致密，孔隙不发育，局部方解石晶体见溶蚀孔隙［图4（c）］，孔径为14.85~540.5 nm，多被滑石质、黄铁矿等充填，还可见相交的粒内裂隙发育［图4（c）］。
基质泥灰岩相对疏松多孔，发育各类次生溶蚀孔隙，孔隙边界不平整，形态不规则，孔径分布范围较广为0.01~1 mm，多被黏土矿物和有机质半—全充填，偶见未充填溶蚀孔隙［图4（d）］。

2.3.4　有机质孔

茅一段储层可见少量有机质孔发育［图4（e）］，孔隙形状不规则，该类孔隙主要发育于滑石集合体中，孔径为122.8~137.1 nm。

2.3.5　裂缝

裂缝是研究区茅一段重要的油气运移通道和储集空间，岩心观察可见低角度裂缝较发育［图3（a）］，缝宽为0.1~5 mm，多为全—半充填缝，铸体薄片和扫描电镜下裂缝多为未充填裂缝［图4（f）］。裂缝在基质泥灰岩和瘤体泥晶生屑灰岩中均有发育。

2.4　物性特征

分别对研究区48个基质泥灰岩和60个瘤体泥晶生屑灰岩样品物性进行测试发现，两者物性差距较大。泥灰岩酒精孔隙度介于0.47%~4.70%之间，平均孔隙度为2.10%，孔隙度大于2%的样品占60%［图5（a）］，其平均孔隙度为2.60%，主要发育Ⅲ类储层，见少量Ⅱ类储层发育，渗透率介于（0.003~14.000）×10-3 μm2之间，平均渗透率为0.920×10-3 μm2［图5（b）］，孔渗相关性较好［图5（c）］，为一套低孔低渗裂缝—孔隙型致密碳酸盐岩储层；瘤体泥晶生屑灰岩酒精孔隙度介于0.20%~1.62%之间，平均孔隙度为0.81%，没有孔隙度大于2%的样品［图5（a）］，渗透率介于（0.003~9.280）×10-3 μm2之间，平均渗透率为0.379×10-3 μm2［图5（b）］，孔渗相关性较差［图5（c）］，从岩心和镜下薄片观察裂缝发育。
图5 川南地区茅一段储层物性及孔隙结构特征

Fig.5 The characteristic of physical property and pore structure of first member of Maokou Formation，southern Sichuan Basin

氮气吸附—脱附实验表明［图5（d）］，孔径以中孔为主，主要分布在2~10 nm之间，为主要孔隙体积，以滑石孔缝为主，其次为孔径>50 nm孔隙体积的大孔，主要为残余溶蚀孔隙。根据“吸附回线”形态［图5（e）］，茅一段吸附等温线拐点在p/p 0=0.5处，相对压力较低时，吸脱附曲线基本重合，主要发育一端封闭的孔隙；相对压力较高时，出现明显“吸附回线”，认为发育四端开口的狭缝状孔隙和一端封闭的不透气孔。

3 储层成因

关于瘤状灰岩岩石成因的观点较多［1-3，5，7-10］，部分学者认为瘤状构造是受到海底洋流的影响而发生不均匀溶解的结果；也有学者［16］提出瘤体与基质结构是由于灰岩与泥灰岩存在组分差异，气候变化导致原始沉积物类型和环境发生改变造成的。
能谱结果表明黏土矿物主要为滑石，扫描电镜揭示滑石孔缝为茅一段储层主要储集空间类型，因此对储层成因研究关键是对滑石成因及滑石孔缝成因的研究，为后期该类型储层分布预测提供地质依据。而滑石并不是自生矿物，是埋藏环境海泡石在一定温度、压力条件下结构转化而来［17-19］，所以首先要对海泡石成因进行研究。

3.1　滑石成因

3.1.1　海泡石成因分析

海泡石可发育于不同的沉积或成岩环境，其形成机理还尚存争议。部分学者认为海泡石是由热液蚀变形成的自生矿物，呈脉状发育于辉绿岩、蛇纹岩、大理岩中［20］。同时有学者认为其形成于蒸发湖相、泥滩、沼泽环境［21-22］，甚至海洋环境中的海泡石亦有可能形成于陆相环境，后期被搬运至深海环境［23-24］。另外，海泡石还可能发育于局限—半局限海洋环境，富Si、富Mg、缺氧是形成海泡石的有利条件，常发育于碳酸盐岩建隆中［25］。最近的合成实验表明，海泡石可在常温环境下由pH值，Si、Mg含量等控制的较广的盐度范围内沉淀，这表明如果有足够的时间和活性硅源，海泡石矿物可以在大多数的海相沉积和成岩环境中沉淀。
为厘清研究区茅一段海泡石形成环境及流体性质，笔者对研究区17个泥灰岩稀土元素（表1）分析发现，总稀土含量极低，∑REE=1.78~12.85 μg/g，说明样品中非碳酸盐组分（海泡石）中几乎不含陆源风化物质，这是因为陆源碎屑物质往往具有极高的总稀土浓度（如粉砂总稀土含量为100~260 μg/g，黏土总稀土含量为110~300 μg/g），若有陆源物质输入，将会导致海泡石总稀土含量的明显增加。另外，Sr/Ba值在淡水沉积物中常小于1，0.6~1.0为半咸水，而在海水沉积物中大于1，研究区Sr/Ba值远大于1，说明海泡石形成于非陆源环境。
表1 川南地区茅一段泥灰岩稀土元素、微量元素

Table 1 Rare earth trace elements and microelement in argillaceous limestone of first member of Maokou Formation，southern Sichuan Basin

样品

编号

 岩性

Y

/(μg/g)

La

/(μg/g)

Ce

/(μg/g)

Pr

/(μg/g)

Nd

/(μg/g)

Sm

/(μg/g)

Eu

/(μg/g)

Gd

/(μg/g)

Tb

/(μg/g)

Dy

/(μg/g)
A1-70 泥灰岩 0.32 0.61 0.07 0.29 0.06 0.02 0.08 0.02 0.11 1.75
A1-79 泥灰岩 0.83 1.51 0.18 0.70 0.14 0.03 0.15 0.03 0.18 2.02
A1-87 泥灰岩 1.31 2.26 0.28 1.06 0.21 0.04 0.17 0.03 0.16 1.35
A1-89 泥灰岩 1.87 3.39 0.40 1.49 0.32 0.07 0.36 0.07 0.44 3.56
A1-101 泥灰岩 0.71 1.22 0.14 0.51 0.10 0.02 0.09 0.02 0.09 0.76
A1-104 泥灰岩 0.99 1.92 0.23 0.85 0.16 0.03 0.13 0.02 0.13 1.00
A1-110 泥灰岩 1.60 2.95 0.36 1.36 0.23 0.05 0.18 0.03 0.15 0.95
A1-112 泥灰岩 1.03 2.07 0.26 0.98 0.16 0.03 0.14 0.03 0.17 1.50
A1-116 泥灰岩 0.55 1.01 0.12 0.49 0.09 0.02 0.08 0.01 0.09 1.03
A1-124 泥灰岩 1.57 2.90 0.35 1.31 0.24 0.03 0.19 0.03 0.17 1.15
A1-125 泥灰岩 1.22 2.15 0.25 1.00 0.17 0.03 0.14 0.03 0.14 1.31
A1-126 泥灰岩 0.59 0.98 0.12 0.44 0.09 0.03 0.09 0.02 0.12 1.45
A1-129 泥灰岩 1.34 2.37 0.30 1.12 0.22 0.04 0.20 0.04 0.21 1.84
A1-133 泥灰岩 0.74 1.24 0.15 0.56 0.11 0.02 0.09 0.02 0.09 0.94
A1-135 泥灰岩 0.92 1.99 0.27 1.06 0.17 0.03 0.13 0.02 0.13 1.34
A1-136 泥灰岩 1.44 2.58 0.33 1.23 0.22 0.04 0.17 0.03 0.18 1.68
A1-139 泥灰岩 1.02 1.78 0.21 0.83 0.15 0.03 0.1 0.03 0.16 1.50

样品

编号

 岩性

Ho

/(μg/g)

Er

/(μg/g)

Tm

/(μg/g)

Yb

/(μg/g)

Lu

/(μg/g)

∑REE

/(μg/g)

 δCe Y/Ho Sr/Ba
A1-70 泥灰岩 0.03 0.11 0.02 0.13 0.02 1.78 0.74 58 84.15
A1-79 泥灰岩 0.04 0.12 0.02 0.14 0.02 1.73 0.71 51 137.06
A1-87 泥灰岩 0.04 0.10 0.02 0.09 0.02 3.64 0.68 34 104.49
A1-89 泥灰岩 0.10 0.30 0.06 0.36 0.06 6.11 0.71 36 67.53
A1-101 泥灰岩 0.02 0.06 0.01 0.08 0.01 1.04 0.69 38 89.63
A1-104 泥灰岩 0.03 0.08 0.01 0.09 0.02 7.14 0.74 33 129.09
A1-110 泥灰岩 0.03 0.08 0.02 0.09 0.02 12.85 0.71 32 203.69
A1-112 泥灰岩 0.04 0.11 0.02 0.12 0.02 3.84 0.74 38 160.46
A1-116 泥灰岩 0.02 0.07 0.01 0.07 0.01 5.69 0.72 52 175.73
A1-124 泥灰岩 0.03 0.09 0.02 0.09 0.02 8.1 0.71 38 157.31
A1-125 泥灰岩 0.03 0.09 0.02 0.11 0.02 6.68 0.7 44 198.81
A1-126 泥灰岩 0.03 0.08 0.02 0.09 0.02 3.67 0.66 48 41.38
A1-129 泥灰岩 0.05 0.14 0.02 0.16 0.03 1.64 0.68 37 151.65
A1-133 泥灰岩 0.02 0.06 0.01 0.06 0.01 8.19 0.67 47 151.14
A1-135 泥灰岩 0.03 0.10 0.02 0.12 0.02 6.71 0.75 45 205.82
A1-136 泥灰岩 0.04 0.12 0.02 0.13 0.02 4.17 0.69 42 157.04
A1-139 泥灰岩 0.03 0.11 0.02 0.12 0.02 8.08 0.7 50 88.37
将泥灰岩REE+Y数据进行PASS标准化，稀土元素平均值投点图［图6（a）］结果显示，曲线具左倾趋势，重稀土元素较轻稀土元素更为富集，且具有Y正异常、Ce负异常以及较高的Y/Ho值（49±17）（表1），表现出较为典型的现代海水特征，说明其形成于富氧的底水环境，并非缺氧沉积环境。泥晶生屑灰岩具有与泥灰岩相似的稀土元素配型特征，说明二者具有相似的形成环境。此外，YAN等［26］研究发现海泡石具有交代生屑的特征，并指出华南二叠系海泡石主要为早期成岩作用的产物。近期，苏成鹏等［27］进一步发现了方解石颗粒边缘海泡石逐渐向方解石颗粒内部进行交代的现象，证明了海泡石确实为成岩早期所形成。综上所述，笔者认为川南研究区海泡石为成岩早期形成的矿物，而非缺氧沉积环境产物。
图6 川南地区茅一段泥灰岩稀土元素投点、热演化史和埋藏史

Fig.6 Diagram of rare earth elements and the evolution graph hermal evolution history and burial history of first member of Maokou Formation，southern Sichuan Basin

3.1.2　物质来源

海泡石中Si的来源目前还存在争议。周新平等［28］认为在与半深海盆地相连通的碳酸盐岩缓坡环境，海水发生周期性垂向循环运动，形成上升流对沉积物质进行再分配，将高硅底层水运移到浅海区域。YAN等［26］将Si源归因于全球二叠纪燧石事件期间大量的硅质化石。最新研究认为华南地区二叠系层状和结核状燧石以及海泡石形成所需要的大量硅质主要来源于火山和热液活动［29］。中二叠世，华南陆块位于全球三大火成岩省之一，茅口组沉积期具有发生同生热液事件的构造背景，赵振洋等［29］梳理了已有研究成果认为峨眉山玄武岩喷发（东吴运动）初始活跃期在茅口组沉积初期，且有学者研究发现中二叠世扬子地台内部和边缘同沉积断裂极其发育［30］，深部热液通过裂缝沟通或渗透作用，到达近地表或浸入海水，使得海水中硅质含量升高。综上所述，认为研究区海泡石形成所需的硅元素可能来源于同沉积期断裂热液，这与能反映原始沉积水体性质的灰岩样品明显的Eu正异常相吻合［图6（a）］。
关于海泡石中Mg的来源，HORITA等［31］、LOWENSTEIN等［32］研究认为中二叠世为“文石海”背景，海水中的Mg2+含量达到了显生宙的最大值（≥50 mmol/ k g H 2 O），束缚在孔隙中的海水能够提供一部分海泡石形成所需的Mg2+来源。同时，原生沉积物中生屑数量大，腕足、介形虫、有孔虫和藻类等壳屑含有较高的MgCO3，成岩作用早期发生稳定化作用从生物壳屑中释放出大量Mg2+，也是海泡石形成过程中Mg2+重要来源。

3.1.3　海泡石向滑石转化条件

前人研究认为，海泡石结构转化受温度、压力、埋藏时间和成熟度R O的综合影响。人工实验海泡石结构转化温度为310~330 oC［17］，当成熟度R O值达到1.2%时［17］，海泡石能几乎完全转化为滑石。自然界中，埋藏环境温度很难达到实验温度，杨振强等［17］认为海泡石在漫长埋藏过程中，当埋藏温度达到120 oC时，海泡石便可以向滑石转化，受持续低温作用，其结构也能得到完全转化。通过9个有机碳样品实测分析，研究区二叠系成熟度R O值为1.8%~2.0%，根据热演化史和埋藏史研究表明［图6（b）］，早白垩世末期地温最高达到140 ℃，并在整个晚侏罗世—晚白垩世保持120 ℃，持续时间大约62 Ma，满足海泡石向滑石转化的埋藏条件。

3.2　滑石孔缝成因

海泡石为三八面体层链状硅酸盐矿物，滑石是典型的三八面体层状硅酸盐矿物，扫描电镜下呈纤维状—片状结构。海泡石被埋藏到1 000~1 500 m时［15］，沉积物间孔隙水在压实作用下被排出，随着埋藏加深，温度逐渐升高，约90~130 ℃时海泡石链笼中的分子水也相继排出［18］，开始向滑石转化：
3Mg8Si12O30（OH）4（OH2）4=
8Mg3（Si4O10）（OH）2+4SiO2+10H2O
滑石化过程中，由于脱水和硅质的析出、晶体体积变小，形成的狭缝状、菊花状孔缝［33］，保存至今为茅一段储层重要储集空间。

4 结论

（1）川南地区茅一段储层主要发育在泥灰岩中，为一套低孔低渗裂缝—孔隙型致密碳酸盐岩储层，主要发育Ⅲ类储层，发育少量Ⅱ类储层，滑石孔缝为主要储集空间。
（2）滑石由成岩期海泡石相变转化而来，海泡石形成所需的硅元素主要来自于茅口组初期同沉积期断裂热液，镁元素主要来自于束缚在孔隙内的海水以及亚稳定矿物的转化释放。
（3）埋藏期，二叠系成熟度R O值为1.8%~2.0%，古地温在整个晚侏罗世—晚白垩世保持在120 ℃，持续时间大约为62 Ma，满足海泡石向滑石相变转化的条件。
（4）滑石化作用过程中，由于脱水、硅质的析出、晶体体积变小，形成大规模储集空间，是泥灰岩储层最重要的成岩方式之一，为储层发育的有利成岩作用。

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