Natural Gas Geoscience >

2021 , Vol. 32 >Issue 9: 1347 - 1357

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2021.04.014

Genetic mechanism and main controlling factors of the Middle Permian Maokou Formation dolomite reservoirs in the eastern Sichuan Basin

  • Rangbin LI , 1 ,
  • Jinbao DUAN 1 ,
  • Lei PAN 1 ,
  • Hong LI 2
Expand
  • 1. SINOPEC Exploration Company，Chengdu 610041，China
  • 2. Department of Geology/State Key Laboratory of Continental Dynamics，Northwest University，Xi’an 710069，China

Received date: 2021-01-29

  Revised date: 2021-04-28

  Online published: 2021-09-14

Supported by

NSFC Basic Research Program on Deep Petroleum Resource Accumulation and Key Engineering Technologies(U19B6003)

the Project of Science and Technology Department of SINOPEC(P20079KXJGZ)

Fold

Highlights

Based on outcrop and core data， a large number of thin section， scanning electron microscope， major element， trace element， rare earth element and strontium isotope analysis data， the formation mechanism of dolomite reservoir of Maokou Formation in eastern Sichuan was analyzed， and three new understandings were obtained： （1） According to the grain structure and occurrence， the dolomite can be further divided into three categories： matrix mosaic dolomite， which is relatively far from the tectonic hydrothermal veins. The matrix "mist core and bright edge" dolomite is mostly associated with the tectonic hydrothermal veins. The structural fracture dolomite is mainly distributed in the tensional tectonic fractures and pores formed by hydrothermal fracture， and is half-filled.（2）The dolomite has undergone two stages of hydrothermal dolomitization. The matrix mosaic dolomite was formed under syndepositional and shallow buried conditions， and the "mist core bright edge" dolomite was formed on the basis of early dolomitization and later hydrothermal reformation. The tectonic fracture dolomites were formed by hydrothermal fluid precipitation.（3）The shoal was the basis of dolomite development， and the basement faults were synsedimentary fault and the migration channels of hydrothermal fluids， which was the key to the formation of dolomite. The south side of the 15# base fault is the preferred target area for dolomite exploration， which provides reference for the Maokou Formation in Sichuan Basin.

Cite this article

Rangbin LI , Jinbao DUAN , Lei PAN , Hong LI . Genetic mechanism and main controlling factors of the Middle Permian Maokou Formation dolomite reservoirs in the eastern Sichuan Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2021 , 32(9) : 1347 -1357 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2021.04.014

0 引言

20世纪60年代以来，四川盆地在川南地区中二叠统茅口组灰岩不整合岩溶储层勘探取得发现，发现规模小［1］、个数多的气藏，同时在川中、川东地区个别井钻遇茅口组白云岩储层，但未引起足够的重视。2017年以来，川东地区TL6井，川中地区NC1井、JT1井先后钻遇茅口组白云岩储层，均获得了高产工业气流，使得该领域成为了四川盆地勘探研究的热点［2］。但茅口组白云岩成因历来争议较大，认识不一，有构造热液成因［3］、热水沉积［4］、浅埋藏构造—热液成因［5-6］、构造控制下的热液白云化［7］等观点。因此，很有必要对茅口组白云岩成因以及储层发育模式开展深入研究。本文以川东地区茅口组白云岩为切入点，基于大量的露头、岩心、地震及分析化验资料，明确了茅口组白云岩主要形成于同沉积及浅埋条件下，为构造热液成因；基底断裂为同沉积断裂，控制了生屑滩平面展布，进而控制热液白云岩平面分布，是白云岩“似层状”展布的关键。上述认识将对四川盆地茅口组白云岩勘探提供一定的参考。

1 白云岩储层特征及成因

研究区位于四川盆地东部，行政区划上位于涪陵—梁平地区，区域构造上属于川东高陡褶皱带。区内15#、16#深大基底断裂发育，呈北东向展布。茅三段厚度在70~90 m之间，岩性以泥晶灰岩、残余生屑白云岩、硅质白云岩、含泥灰岩为主。顶部为东吴期茅口组顶部不整合面。白云岩主要发育在茅三段中部，厚度在5~25 m之间（图1）。
图1 研究区位置简图（a）及TL6井地层综合柱状图（b）

Fig.1 Location of the study area（a）and stratigraphic column of Well TL6（b）

1.1　样品采集及测试

本文研究利用3条野外剖面和2口岩心资料。3条剖面分别是川东华蓥山地区二崖剖面、丰都地区回龙场剖面和狗子水剖面，钻井为涪陵地区TL6井（5 492~5 512 m）和YX1井。采集样品包括中—细晶白云石、残余生屑白云岩、缝洞充填鞍状白云石、构造裂缝中白云石脉体、泥晶灰岩和玄武岩等。
样品电子探针分析（含背散射成像）、阴极发光、原位微量和稀土元素以及Mg同位素分析由西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。电子探针用于单矿物主量元素分析，仪器由日本电子（JEOL）生产，型号为JXA-8230，实验电压15 kV，入射电子束电流10 nA，碳酸盐矿物分析的激光束斑为10 μm。激光原位微量、稀土原素分析由LA-ICP-MS方法执行，实验细节及实验条件见LIU等［8］，方解石和白云石的激光束斑分别为60 μm和44 μm。Mg同位素分析由Nu Plasma IsIs多接收等离子体质谱仪完成（Nu Instrument公司生产），标样选择及详细测试条件见HE等［9］。

1.2　岩石学特征

露头、岩心观察后发现，川东地区茅口组白云岩呈“灰—白”相间的特征。晶间孔和半充填的热液破裂缝洞为主要的储集空间。测井解释以3类储层为主，局部发育2类储层，储层孔隙度为2.23%~4.34%，平均孔隙度为3.34%，渗透率为（0.000 11~2.73）×10-3 μm2，渗透率几何平均值为0.014×10-3 μm2。储层类型为裂缝—孔洞型。
根据白云岩岩石学特征及其产状，将茅口组白云岩进一步分为基质白云岩和构造裂缝白云岩2大类。其中基质白云岩颜色以灰色—深灰色为主，具“似层状”展布特征［图2（a）］；构造裂缝白云岩呈乳白色，主要充填于裂缝—孔洞中，半充填［图2（b）］。
图2 川东地区茅口组白云岩露头、岩心及显微镜下特征

（a）茅口组白云岩特征，回龙场剖面；（b）茅口组白云岩岩心特征，TL6井；（c）镶嵌式白云岩，回龙场剖面；（d）“雾心亮边”白云岩，晶间孔发育，二崖剖面；（e）茅口组上部白云化作用结束处，白云岩与含生屑灰岩之间为缝合线接触，二崖剖面；（f）茅口组白云化作用结束处，白云岩与含生屑灰岩为缝合线接触，二崖剖面；（g）茅口组白云岩热液破裂缝洞特征，半充填，TL6井；（h）茅口组白云岩热液白云石脉体，半充填，TL6井

Fig.2 Outcrop, core and microscopic characteristics of dolomite of Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

1.2.1　基质白云岩

岩石表面见颗粒特征，推测原始基岩为颗粒灰岩。镜下依据白云石晶粒结构特征，进一步细分为镶嵌状白云岩［图2（c）］和“雾心亮边”白云岩［图2（d）］2大类。
镶嵌状白云岩：以中—细晶白云石为主，半自形—它形晶，镶嵌式结构，晶间孔较少［图3（a）］，扫描电镜可见白云石晶面微孔及部分晶体的微溶现象。该类白云石距构造热液脉相对较远。白云石有序度为0.66~0.70；阴极发光为昏暗蓝光至中等橙红色，反映其形成时间可能较早。电子探针微区分析其主量元素具有富钙，贫硅、铝、锰、锶、铁的特点［图3（b），表1］。由于深埋藏晚成岩阶段往往处于缺氧环境，形成的白云石往往具有富Fe2+的特征。因此，分析认为其白云化作用发生较早，很可能发生在同生沉积期—浅埋藏时期相对氧化条件下。
图3 川东地区不同类型白云石镜下特征

（a）镶嵌状白云石,回龙场；（b）电子探针微区电镜特征,回龙场；（c）“雾心亮边”白云石，二崖；（d）“雾心亮边”白云石电镜特征，二崖；（e）构造热液白云石，TL6井；（f）构造热液白云石阴极发光特征，TL6井；（g）构造热液白云石电镜特征，TL6井；（h）镶嵌状白云石电镜特征，TL6井

Fig.3 Microscopic characteristics of different types of dolomite in eastern Sichuan Basin

表1 川东地区茅口组白云岩不同类型白云石主量元素特征

Table 1 Major element characteristics of different types of dolomite in Maokou Formation, eastern Sichuan Basin

剖面/井 样品点 结构 P2O5 SO3 CaO TiO2 MgO SiO2 SrO Al2O3 MnO FeO NiO Total
回龙场剖面 HLC-C-89-001 镶嵌状 0 0.071 32.18 0.002 5 21.127 0 0 0.001 7 0.004 0.002 0 53.422
HLC-C-89-002 0 0 32.14 0 21.854 0.022 0.051 0.381 0.055 0 0 54.501
HLC-C-89-003 0.013 0.042 32.39 0 21.47 0.017 0 0.551 0.057 0 0.004 54.542
HLC-C-89-004 0 0.033 32.91 0.037 22.292 0 0.014 0.019 0.057 0.008 0.002 55.373
HLC-C-89-005 0.06 0.024 33.57 0 21.06 0 0.011 0.027 0.051 0 0 54.806
HLC-C-89-006 0.013 0.038 32.67 0 21.855 0 0.011 0.019 0.032 0 0 54.633
HLC-C-89-007 0 0.005 32.29 0.002 22.124 0.04 0.021 0.02 0.032 0 0 54.536
HLC-C-89-008 0.067 0.038 32.98 0.002 21.872 0 0 0.039 0.025 0.014 0.033 55.074
HLC-C-89-009 0.067 0.033 30.82 0 20.955 0.013 0.023 0.17 0.008 0 0 52.089
二崖剖面 ERY2-D-151-014 亮边 0.033 0 32.782 0.004 21.33 0.007 0.004 0.02 0.017 0.006 0 54.203
ERY2-D-151-015 0.053 0 32.859 0 21.052 0.011 0.009 0.173 0.011 0 0 54.168
ERY2-D-151-016 雾心 0 0 33.045 0 21.498 0 0 0.036 0.021 0.004 0 54.604
ERY2-D-151-017 0 0 32.716 0.015 21.265 0.002 0.035 0.016 0 0.008 0 54.057
ERY2-D-151-018 0 0.009 32.333 0.002 21.665 0.02 0.012 0.038 0.036 0 0.004 54.119
ERY2-D-151-019 0.02 0.066 33.076 0.021 21.346 0.019 0.039 0.042 0.017 0.054 0.01 54.71
ERY2-D-151-020 亮边 0.04 0.033 33.092 0 21.288 0 0.016 0.014 0.03 0 0 54.513
ERY2-D-151-021 0.013 0.005 31.99 0.019 21.749 0.027 0.007 0.05 0.023 0 0 53.883
ERY2-D-151-022 0 0.019 32.574 0.002 21.574 0 0 0.027 0.027 0.01 0 54.233
ERY2-D-151-023 0.02 0.028 32.187 0 21.817 0 0.025 0.069 0.019 0 0.012 54.177
ERY2-D-151-024 0.007 0.005 33.009 0 21.551 0.013 0.041 0.023 0.025 0.025 0.023 54.722
ERY2-D-151-025 0.054 0.042 32.405 0 21.27 0 0 0.034 0.025 0.002 0.015 53.847
ERY2-D-151-026 0.027 0 32.496 0.044 21.638 0.033 0.011 0.026 0.034 0.014 0.027 54.35
ERY2-D-151-027 0 0.019 32.387 0.004 21.369 0.008 0 0.031 0.017 0.012 0.048 53.895
ERY2-D-151-028 0.033 0.005 33.515 0 21.554 0.012 0.012 0.031 0 0 0 55.162
TL6井 TL6-11-C-016 脉体 0.066 0.072 28.248 0 21.461 0.073 0.036 0.071 0.06 0.039 0.021 50.147
TL6-11-C-017 0.033 0 29.783 0.046 21.154 0.01 0.005 0 0.056 0.051 0.026 51.164
TL6-11-C-018 0.013 0 29.596 0 21.524 0.025 0.007 0 0 0 0 51.265
TL6-11-C-019 0 0 28.971 0.012 21.67 0.01 0 0 0.009 0.255 0.015 50.933
TL6-11-C-020 0 0 29.129 0 21.429 0.019 0 0 0.049 0.233 0.006 50.865
TL6-11-C-021 0.007 0.014 29.244 0 21.799 0 0 0 0 0.153 0 51.217
TL6-11-C-022 0.02 0 29.478 0.017 21.983 0 0 0.011 0 0 0 51.509
TL6-11-C-023 0.033 0 29.024 0 21.98 0 0 0 0.071 0.149 0 51.257
TL6-11-C-024 0 0 29.132 0 22.179 0.013 0 0 0.019 0.178 0.021 51.542
TL6-11-C-025 0.073 0 28.998 0 21.882 0.025 0.034 0.037 0.013 0.041 0.008 51.111
TL6-18-C-010 镶嵌状 0.04 0 61.637 0 0.35 0 0.185 0 0 0 0.01 52.552
TL6-18-C-011 0.048 0.065 31.922 0.013 22.649 0.087 0.06 0.043 0 0.032 0 54.919
TL6-18-C-012 0.042 0.009 31.393 0.011 22.068 0.024 0.028 0.02 0.027 0.055 0 53.677
TL6-18-C-013 0.066 0.009 31.693 0 22.012 0.18 0 0.014 0 0.043 0.022 54.039
TL6-18-C-014 0.048 0.061 32.177 0 22.214 0.01 0 0.041 0.047 0.018 0 54.616
TL6-18-C-015 0.006 0.044 31.995 0 22.099 0.01 0.013 0.037 0.014 0 0 54.218
TL6-18-C-016 0.03 0 31.739 0.006 21.536 0.039 0 0.018 0.029 0 0.021 53.418
TL6-18-C-017 0.055 0.071 32.086 0 22.598 0.054 0 0.052 0.03 0.054 0 55
TL6-18-C-018 0 0.067 31.478 0 21.748 0.033 0.017 0.01 0.026 0.076 0 53.455
TL6-18-C-019 0.018 0.004 32.23 0 22.856 0.053 0.02 0.03 0 0.027 0 55.238
TL6-18-C-020 0.049 0.053 31.347 0 21.564 0.027 0.017 0.038 0.049 0.002 0.007 53.153
“雾心亮边”白云岩：以细晶—中晶白云石为主，“雾心亮边”结构［图3（c）］，亮边环带现象明显，晶间孔发育［图2（d）］。多与构造热液脉体伴生，且距构造热液脉越近，亮边越发育。阴极发光“亮边”为暗橙红，“雾心”为较亮橙红，反映雾心、亮边至少形成于2期白云化流体。白云石有序度为0.54~0.87；背散射条件下“雾心”“亮边”化学成分差异较小。电子探针微区分析表明，“亮边”白云石CaO略高于标准计量，MgO接近标准计量，“亮边”与“雾心”均有贫硅、铝、锰、锶等特征［图3（c），表1］。分析认为早期云化流体形成雾心，具晶面微孔，晚期云化流体进一步叠加改造形成“亮边”。
从图3（e）、图3（f）白云岩与灰岩接触关系可以看出，细晶白云岩与灰岩之间以压溶缝合线接触，推测白云岩形成时间较早，早于压溶作用的形成时间。

1.2.2　构造裂缝白云岩

主要分布在热液破裂形成的张性构造裂缝和孔洞中，呈半充填。以中晶、粗晶白云石为主，发育鞍状双晶，晶面弯曲［图3（e）］，具有构造热液白云岩的特征［10］。阴极发光为橙黄、暗橙红［图3（f）］，发育明显的环带，表明成岩期流体性质有变化，暗色环带表明流体可能有Fe2+，白云石有序度为0.68~0.69。电子探针微区分析表明，均略高于标准计量，也具有贫硅、铝、锰、锶等特征，与基质白云石“亮边”结构的化学成分类似（表1）。
TL6井构造裂缝白云石［图3（g）］与基质镶嵌状白云石［图3（h）］主量元素特征表明（表1），构造裂缝白云石的全铁含量略高于基质镶嵌状白云石，分析认为基质白云化早于构造热液白云脉的形成，“雾心亮边”白云石中“亮边”与构造裂缝白云石关系密切，可能为同期产物。
ADACHI等［11］提出的Al—Fe—Mn三角图解，在硅质岩成因分析中被广泛的应用。本文将不同组构白云岩微量元素氧化物含量进行分析（图4）可以看出，镶嵌状白云岩和雾心亮边白云岩相关性好，说明其具有相同的流体来源，是在灰岩的基础上受热液改造发生白云化作用形成的；而玄武岩充填气孔方解石和白云石脉体大部分样品具有热液改造的特征，脉白云石是直接从热液中沉淀出来的。
图4 川东地区茅口组不同组构白云岩Al—Fe—Mn三角图解

Fig.4 Al-Fe-Mn diagram for silicalites from the Middle Permian Maokou Formation in the eastern Sichuan Basin

1.3　白云岩地球化学特征

1.3.1　微量元素特征

对研究区1个灰岩、5个白云岩、1个白云石脉样品和1个玄武岩气孔充填方解石样品进行了激光原位微量元素分析。可以看出（图5），研究区灰岩、白云岩、白云石脉相对富U、Sr、Pb、Cs等元素，Nb、Zr、Ti相对亏损。玄武岩气孔中充填方解石富Fe、Mn、Sr、Co、Ni等元素，Co、Ni常富集于地幔；灰岩基质的Sr含量最高，白云石脉和基质白云岩Sr含量很低；Sr/Ba>1，显示碳酸盐岩为正常的海相成因，回龙场白云石团块Sr/Ba<1，显示出受外部流体改造的特征；正常沉积型碳酸盐矿物含有很低的Ba含量，而由深部热液流体中沉淀的碳酸盐具有较高的Ba含量，因此当碳酸盐中富Ba说明其受到了热液流体的影响。回龙场剖面团块状、雪片状碳酸盐矿物中Ba的浓度相对较高，暗示热液流体的来源可能有深部岩浆物质的参与。
图5 川东地区茅口组碳酸盐岩微量元素蛛网图（原始地幔标准化据文献［12］）

Fig.5 Spider web map of micronutrient carbonate rocks in Maokou formation， eastern Sichuan Basin（standardization of the primary mantle by Ref.［12］）

1.3.2　稀土元素分析

研究区灰岩基质ΣREE值为0.596 6×10-6，白云岩ΣREE值介于（1.638~5.587）×10-6之间，均远低于同区玄武岩稀土总量（666.0×10-6）及玄武岩气孔中碳酸盐矿物的稀土总量（平均为188.6×10-6）。将灰岩基质、白云石脉、镶嵌状白云岩、亮边白云岩及玄武岩的标准化稀土配分曲线进行对比，各种组构白云石呈现稀土总量偏低，但普遍略高于灰岩，配分曲线平坦，轻、重稀土分馏不强的特点（图6）。Ce异常指稀土元素Ce相对于La和Pr的富集程度。富氧条件下，Ce3+会被部分氧化为Ce4+并附着于锰氧化物（或氢氧化物）表面沉淀下来，从而消耗掉海水中的Ce，出现负异常。由于Ce的分馏只发生在富氧环境，因此海相沉积物Ce异常是一个反映沉积环境氧化—还原条件的灵敏指标。灰岩基质的稀土配分曲线显示出Ce弱负异常、Eu强负异常，Y正异常的特征，表明灰岩形成于弱氧化弱还原环境，且远离陆源物质影响的开阔台地。与灰岩相比，各组构白云石均表现出更强的Ce负异常，表明白云化作用发生在比灰岩形成时更加富氧（强氧化）的环境。
图6 川东地区茅口组不同组构白云石稀土元素的北美页岩标准化配分曲线（玄武岩数据引自文献［13］）

Fig.6 Normalized REE distribution curves of dolomite from different fabric of Maokou Formation in eastern Sichuan Basin（basalt data from Ref.［13］）

稀土元素Eu对温度很敏感，当温度升高到250 ℃以上且压力增加时，若非强还原环境，则流体中Eu主要为Eu2+形式，容易进入热液矿物的晶格呈现出Eu强烈正异常；当处于中间温度100 ℃左右时，流体里Eu2+和Eu3+均有；而在地表低温环境，流体中Eu主要为Eu3+，它们易与氧气结合形成氧化物沉淀而不是进入矿物晶格中，因此地表环境形成的碳酸盐矿物常出现Eu负异常。研究区灰岩基质具有明显的Eu负异常，而茅口组白云石脉有强烈的Eu正异常，表明脉体形成于高温环境；基质白云岩Eu出现从弱负异常到弱正异常的变化，可能反映了随着远离热液通道，基质发生白云化作用的流体温度也不断降低，但发生白云化作用的温度总体仍高于灰岩基质形成时的温度。
各组构白云石，尤其是镶嵌状白云岩与灰岩基质的曲线形态有高度相似性，且稀土总量接近，暗示了二者可能为同源，即白云岩是在灰岩基础上形成的。同时，各组构白云石与区内玄武岩平坦的稀土曲线也有一定程度的相似性，说明白云化流体成分可能受到了与玄武岩有关的热液影响。

1.3.3　锶同位素特征

通过不同结构组分的碳酸盐矿物进行的Sr同位素分析，二崖剖面镶嵌状白云石87Sr/86Sr值介于0.707 406~0.707 603之间，平均值为0.707 544；TL6井热液白云石脉87Sr/86Sr值介于0.708 024~0.708 59之间，平均值为0.708 248。全球中二叠统87Sr/86Sr值介于0.706 854~0.707 355［14］之间，黄思静［15］建立上扬子地台区二叠系同期海相碳酸盐岩锶同位素比值介于0.706 62~0.707 74之间；可以看出二崖剖面镶嵌状白云石87Sr/86Sr值在研究区二叠系同期海相碳酸盐锶同位素比值区间内，TL6井热液白云石脉87Sr/86Sr值略高于同期海相碳酸盐岩锶同位素比值，说明其形成受到外部流体的影响。

1.4　白云岩成因

前已述及，TL6井基质镶嵌状白云岩在同生沉积期—浅埋藏时期相对氧化条件下形成，早于构造热液白云脉的形成。“雾心亮边”白云岩是在早期白云化作用的基础上，后期受到了强烈的热液改造作用而发生再生胶结作用形成亮晶环边，离构造热液脉体越近，“雾心亮边”现象越明显，表明“雾心亮边”的成因与构造热液脉体有关。二崖剖面基质“雾心亮边”白云岩与构造裂缝白云石脉的Mg同位素组成基本一致，δ26Mg范围为-1.48‰~-1.43‰，说明二崖剖面构造裂缝白云石脉与“雾心亮边”白云岩有共同的Mg2+来源。TL6井、回龙场剖面构造裂缝白云石，二崖剖面基质“雾心亮边”白云岩、镶嵌状白云岩都显示不同程度的δEu正异常，反映了均受到不同程度的热液活动影响，且稀土元素配分曲线趋势与峨眉山玄武岩一致，说明受到峨眉地裂运动岩浆热液的影响。综合分析认为，川东地区茅口组白云岩为热液成因。

2 白云岩储层发育主控因素

勘探证实，四川盆地茅口组白云岩沿15#基底断裂呈北西向展布，具有“似层状”展布特征，基底断裂对白云岩的平面展布和厚度有一定的控制作用，但并不是决定因素。结合岩心、薄片、三维地震资料，分析认为川东地区茅口组热液白云岩储层受生屑滩和基底断裂的联合控制，而基底断裂是在东吴期拉张作用下形成，为同沉积断裂，控制高能浅滩发育分布，进而控制了热液白云岩似层状展布。

2.1　生屑滩是茅口组白云岩形成的基础

TL6井岩心观察表明，白云岩段纵向发育4个短期旋回（图7）。每个旋回下部岩性以含生屑灰岩、含云灰岩为主，该段未被白云化或部分白云化，为中缓坡滩间沉积；上部以中—细晶残余生屑白云岩、硅质白云岩为主，薄片见残余生屑幻影，岩心表面生屑含量大于30%，表明生屑灰岩易被后期热液白云化改造。常规及成像测井表明，白云岩发育段孔洞发育，面洞率最高可达8%，是储层发育的主要层段。回龙场剖面也揭示浅滩亚相易被后期热液改造形成残余生屑白云岩储层。茅三段沉积时期，研究区为中缓坡沉积背景，浅滩亚相原始孔隙度较高，有利于热液改造形成层状白云岩。
图7 川东地区TL6井茅三段白云岩取心段综合柱状图

Fig.7 Histogram of dolomite coring section of Maokou Formation in eastern Sichuan Basin， Well TL6

2.2　基底断裂为同沉积断裂，且为富镁热液的运移通道，是白云岩形成的关键

峨眉地裂运动时期，四川盆地整体处于拉张构造环境［16-18］。研究区茅三段沉积时期为碳酸盐岩缓坡沉积，受15#、16#基底断裂及伴生的分支断裂的影响，形成一系列断陷（地堑）、隆起 （地垒） 结构。沿15-1#、16-1#基底断裂两侧，茅三段厚度突变，地震相差异明显，反映了基底断裂对茅三段沉积的控制作用。在15-1#基底断裂以南的地区，茅三段厚度较大，地震相为空白宽波谷特征，白云岩发育，逐步向北迁移。15-1#、16-1#基底断裂之间，茅三段厚度较薄，地震相为中强振幅连续波峰反射特征，岩性以含泥灰岩和泥质灰岩为主，沉积水体相对较深，为台内洼地沉积。16-1#、16-2#基底断裂之间，地震相为空白宽波谷特征，浅滩白云岩发育。16-2#基底断裂以北区域，沉积水体较深，岩性以泥质灰岩、含泥灰岩为主，为外缓坡沉积（图8）。综合分析认为，基底断裂为同沉积断裂，控制了浅滩亚相的分布，且为热液运移的通道，控制了白云岩展布，是层状白云岩发育的关键。
图8 川东地区基底断裂+浅滩联合控制的热液白云岩模式

Fig.8 Hydrothermal dolostone model controlled by basement faults and shoals in eastern Sichuan Basin

2.3　白云岩成因模式及热液活动对储层的影响

东吴运动时期，在15#基底断裂南侧以及16-1#、16-2#基底断裂之间有2个浅滩白云岩发育有利带。在浅埋藏阶段，茅三段颗粒灰岩为高孔渗体，早期深部热液流体沿着基底断裂向上运移使颗粒灰岩发生似层状白云化，形成基质镶嵌状白云岩；晚期热液流体对基质镶嵌状白云岩进一步叠加改造，使得原岩结构逐渐消失，靠近热液脉体部分，由于热液流体活跃，形成“雾心亮边”白云岩，并残留晶间孔隙。随着热液活动的减弱，混合热水中岩浆组分渐少，在裂缝及孔洞中沉淀出鞍状白云石，保留溶蚀洞缝。由此形成了川东地区独具特色的热液白云岩裂缝—孔洞型储层。
在茅口组白云岩形成的过程中，多期次热液活动对白云岩储层的形成既有建设性的作用，也有破坏性的作用，但整体以建设性的作用为主。野外观察发现，白云岩段发育大量的热液破裂溶洞、裂缝，以半充填为主，为有效的储集空间。同时岩心观察发现，热液破裂缝洞后期被构造裂缝白云石半充填，但残留孔洞发育［图2（g）］，薄片上见晶间孔和半充填的热液破裂缝［图2（h）］。因此，从宏观到微观均证实茅口组白云岩储层是发育的，2类储集空间晶间孔和半充填的热液破裂缝洞是有效的，所以热液对储层改造的建设性是优于它的充填性的。

2.4　勘探意义

近期，四川盆地茅口组白云岩勘探展示了良好的勘探前景。受川东地区勘探启示，可以基本明确15#基地断裂以北，白云岩厚度普遍小于5 m，勘探潜力有限。而15#基地断裂以南的区域白云岩应该是呈大面积厚层连片分布的，且15#基地断裂具有沟通下伏志留系烃源岩的作用，上覆致密碳酸盐岩作为盖层，生储盖配置良好，可以作为四川盆地茅口组白云岩积极探索的有利目标。

3 结论

（1）川东地区中二叠统茅口组白云岩储层岩性以细—中晶残余生屑白云岩为主，储集空间为白云石晶间孔、溶洞（缝），储层类型为裂缝—孔（隙）洞型，具有似层状展布特征。
（2）基质镶嵌状白云岩在同生沉积期—浅埋藏时期相对氧化条件下形成，早于构造热液白云脉的形成，“雾心亮边”白云岩是在早期白云化作用的基础上，后期受到了强烈的热液改造作用形成，2类白云石均为热液成因，构造裂缝白云岩则是由热液流体沉淀形成。
（3）浅滩是白云岩发育的基础，基底断裂为同沉积断裂，且为富镁热液的运移通道，是白云岩“似层状”展布的关键，明确了15#基地断裂南侧为白云岩勘探首选目标区。

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