Natural Gas Geoscience >

2023 , Vol. 34 >Issue 7: 1218 - 1236

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2023.02.009

Genetic mechanism of dolomite reservoir in Permian Maokou Formation in Bajiaochang structure in North Central Sichuan

  • Qinren XIAO , 1 ,
  • Haifeng YUAN , 1 ,
  • Zixu YE 1 ,
  • Cong CHEN 2 ,
  • Xihua ZHANG 2 ,
  • Ting XU 1
Expand
  • 1. State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China
  • 2. PetroChina Southwest Oil and Gasfield Company，Chengdu 610051，China

Received date: 2022-12-06

  Revised date: 2023-01-30

  Online published: 2023-07-13

Supported by

The National Natural Science Foundation of China(41572133)

Fold

Highlights

Based on the previous research results of the dolomite reservoir of the Permian Maokou Formation in the Sichuan Basin， the authors made a systematic geochemical analysis of the dolomite reservoir of the Maokou Formation in the Well JT1 of the Bajiaochang structure by means of thin section observation， cathodoluminescence， carbon and oxygen isotope and in-situ laser microanalysis， and discussed the genetic mechanism of the dolomite reservoir. According to the research： （1） The shoal facies dolomite reservoir of a section of Mao 2 Member of Maokou Formation in Well JT1 is mainly developed in the shoal facies deposition at the edge of the platform depression， and the development of the reservoir is controlled by the sedimentary facies belt and dolomitization. （2） There are two stages of dolomitization in the Maokou Formation. The first phase of dolomitization mainly formed fine-medium crystalline dolomite， mainly semi-euhedral to euhedral crystals， with weak cathodoluminescence intensity， mainly dark red to red light. δ13C VPDB value and ∑REE concentration are equivalent to those of micritic limestone， and rare earth elements have the characteristics of Ce negative anomaly and Y positive anomaly. It indicates that the dolomitization fluid is mainly confined seawater at the same period. The second stage of dolomitization forms saddle-shaped dolomite， and the intensity of cathodoluminescence is the strongest， red to bright red light， with obvious positive δEu anomaly features， high 87Sr/86Sr ratio， low Sr content but high Mn content， and high fluid inclusion homogenization temperature and salinity， indicating that its dolomitization fluid is deep high-salinity hydrothermal brine. （3） The dolomitization time is syngenetic - penecontemporaneous to shallow burial period， the first stage of dolomitization occurs， and Mg2+ in limited seawater metasomatizes sparry bioclastic limestone， forming a large number of intercrystalline dissolution pores and crystals. Because dolomite has a stronger anti-compaction effect than limestone， the pore space is better preserved； in the burial period， affected by tectonic movement， the second stage of dolomitization occurred， mainly forming saddle-shaped dolomite， filling in the pore space formed by the first stage of dolomitization. It has a destructive effect on the reservoir.

Cite this article

Qinren XIAO , Haifeng YUAN , Zixu YE , Cong CHEN , Xihua ZHANG , Ting XU . Genetic mechanism of dolomite reservoir in Permian Maokou Formation in Bajiaochang structure in North Central Sichuan[J]. Natural Gas Geoscience, 2023 , 34(7) : 1218 -1236 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2023.02.009

0 引言

四川盆地二叠系茅口组是盆地内油气勘探的重要碳酸盐岩层系之一，自20世纪50年代以来，茅口组勘探重点多集中在蜀南地区，关于茅口组的相关报道多与裂缝、缝洞型储层有关［1-3］，并认为岩溶作用及构造破裂是四川盆地茅口组储层发育的主要因素［4-5］。关于盆地内茅口组白云岩储层的研究相对较少，针对白云岩储层的研究多集中在川西和川东地区，有关川中—川北地区茅口组白云岩储层的研究鲜有报道，尤其缺乏关于茅口组白云岩成因机制的研究报道［6］。近年来，多口钻井在川中和川北地区的白云岩储层获得高产的工业气流，显示出川中地区茅口组储层的巨大勘探潜力。关于四川盆地茅口组储层的研究也由早期的岩溶缝洞型储层逐渐转换成对白云岩孔隙型储层的研究［3，7-11］。
由于白云岩在成岩过程中和成岩后可能受到其他多期流体改造，其成因机制很难通过岩石学和沉积地球化学特征解释［12-17］，国内外学者做了大量有关白云岩的研究，依据白云石化流体的来源和驱动机制等要素，建立了一系列白云石化模型。学者对四川盆地茅口组白云岩成因的解释主要为混合水交代成因［18］、埋藏热液改造成因［16］、埋藏白云石化成因［19］、玄武岩淋滤白云石化［15］及多期叠加改造成因［14］等。部分学者认为四川盆地茅口组白云岩的成因多与热液流体相关［7，20-25］，因为茅口组白云岩主要沿基底断裂分布，可见热液矿物发育以及存在Eu正异常和负氧同位素等地球化学特征。有学者通过对二崖剖面和广参2井的研究，认为川中地区白云岩受残余沉积海水和岩浆热液的共同控制，与传统认为的“热液白云岩”存在差异［24，26-28］。
随着角探1井茅口组滩相孔隙型白云岩储层的发现，四川盆地茅口组白云岩成因机制仍需进一步研究。笔者以八角场构造角探1井茅口组白云岩层段为研究对象，并结合前人研究成果，利用岩石学特征，表征不同类型的白云岩及其时间关系。结合阴极发光分析和激光原位微区等技术手段，梳理白云石地球化学特征，分析白云石化流体来源，并对白云石进行流体包裹体分析，对白云石化条件进一步限制。本研究的目的在于对白云岩储层及其成因机制进行研究，提出川中地区北斜坡八角场的白云石化模式，以期对该地区的勘探有所帮助。

1 区域地质概况

中二叠世，扬子板块为赤道附近热带—亚热带区域的独立板块，且处于古特提斯洋与泛大洋分界的关键位置，其独特的全球构造位置和古气候条件形成了中—上扬子地区浅水碳酸盐岩的沉积［11，29］，四川盆地茅口组便是此时期的物质表现。扬子板块除了受到全球海平面变化和古气候影响外，还受到局部构造事件的影响［10，30］。东吴运动是四川盆地二叠纪重要的构造事件，该构造运动对应了峨眉山地幔柱活动的演化过程，控制了茅口组沉积晚期的沉积格局，滩体的沉积为储层成岩改造奠定了基础。茅口组沉积早—中期（茅一段—茅二段下部），四川盆地继承了栖霞组沉积末期的沉积模式，表现为向北倾斜的缓坡沉积体系。在茅口组沉积中期（茅二段上部），随着峨眉山地幔柱的持续抬升，斜坡逐渐陡峭，海水向东北方向变深，沉积相逐渐向西南方向迁移。在四川东北部的局部地区，在台地槽和台地块处，发生了沉积分异。在茅口组沉积晚期，峨眉山地幔柱迅速上升，盆地西南部和北部之间的地形差异进一步增加，形成了远侧陡峭的斜坡。盆地北部的水体急剧加深，导致四川北部出现盆地相，在盆地中部—北部则发育一系列的台洼和高能滩相沉积［31-34］。
根据岩性和电性特征，茅口组自上而下可分为4个岩性段，即茅一段、茅二段、茅三段和茅四段。纵向上，茅一段和茅二段底部的泥晶和有机质含量较高，具有典型的“眼皮状”灰岩特征。茅二段中上部和茅三段主要为浅滩沉积，茅二段中上部以生屑灰岩为主，在磨溪地区—八角场一带见白云岩发育，茅三段在盆地内大部分地区为高能环境，以颗粒灰岩为主。
川中北部八角场构造位于四川盆地川北低陡褶皱带、川中低缓坡褶皱带和川西山前凹陷带交会处（图1）。角探1井自下而上发育茅一段、茅二段和茅三段。角探1井茅一段—茅二段下部主要为缓坡沉积［6，27］，岩性相对单一，主要以泥晶灰岩为主，茅二段上部主要发育台洼边缘滩，以泥晶生屑灰岩、生屑灰岩为主，可见白云岩发育。茅三段主要为开阔台地相，岩性以颗粒灰岩为主。本文重点探讨茅二段上部台洼边缘滩白云岩段储层，为四川盆地茅口组储层的成岩作用提供参考依据。角探1井以北，蓬深2井—阆中1井茅二段上部发育台地边缘滩相沉积，为高能沉积环境，可见白云岩发育。到元坝7井为深水沉积，岩性以泥晶灰岩为主。角探1井以南，立探1井茅二段上部为台内洼地相沉积，主要为泥晶灰岩；南充2井茅二段上部发育台洼边缘滩相沉积，见灰质云岩和生屑灰岩（图2，图3）。
图1 四川盆地中北部地区构造位置（a）及综合柱状图（b）（据杨雨等［6］修改，2021）

Fig.1 Tectonic position（a） and comprehensive columnar section（b） of the North Central Sichuan Basin（modified from YANG et al.［6］， 2021）

图2 川中北部八角场构造角探1井二叠系茅口组综合柱状图（据杨雨等［6］修改，2021）

Fig.2 Comprehensive histogram of Permian Maokou Formation of Well JT 1 in Bajiaochang structure in North Central Sichuan Basin（modified from YANG et al. ［6］， 2021）

图3 南充2井—立探1井—角探1井—蓬深2井—川深1井—阆中1井—元坝7井—龙探1井沉积相连井对比

（a）研究区沉积相剖面图；（b）研究区沉积相平面图（据杨雨等［6］修改，2021）

Fig.3 Comparison of sedimentary connected wells of NC2 - LT1 - JT1 - PS2 - CS1 - LZ1 - YB7 - LT1

2 样品与研究方法

本文茅口组实验样品均取自川中八角场构造角探1井钻井岩屑。将采集的岩屑样品进行薄片磨制并进行镜下观察。选取白云岩发育层段样品，在西南石油大学实验室利用CL8200 MK5阴极发光显微镜进行阴极发光分析。流体包裹体测温实验是在北京核工业地质研究院完成，实验仪器为LINKAM THMS600型冷热台。在武汉上谱分析科技有限责任公司实验室利用193 nm准分子激光剥蚀系统（GeoLas-PRO）和安捷伦7900电感耦合离子质谱仪（ICP-MS）对研究区不同类型白云岩及灰岩样品的主微量元素、稀土元素和87Sr/86Sr同位素进行分析。实验室的室温为26 ℃，湿度为50%。激光剥蚀系统（GeoLas HD）中，激光能量为80 mJ，频率5 Hz，激光束斑直径为44 µm。具体实验方法为：在预先制作好的普通多样薄片上选好实验测试点（图4），利用光束大小为30 μm的激光直接剥蚀选定矿物，通过离子质谱仪（ICP-MS）分析得出矿物主微量元素、Sr同位素和REE元素含量，精度可达10-5，其中稀土元素结果均采用澳大利亚后太古界页岩PAAS进行标准化。
图4 研究区白云岩和灰岩样品测试点位置

（a） 细—中晶白云岩，白云石雾心和白云石亮边，茅二a亚段，6 161 m（绿三角所示）；（b） 细—中晶白云岩，可见雾心亮边，茅二a亚段，6 165 m（绿三角所示）；（c） 亮晶砂屑灰岩，方解石胶结物和基质，茅二a亚段，6 166 m（绿三角所示）；（d） 灰质细—中晶白云岩，基质部分不发光，白云石晶粒发红光，茅二a亚段，6 173 m（绿三角所示）

Fig.4 Location of test points for dolomite and limestone samples in the study area

3 储层岩石学

3.1　白云岩岩石学

角探1井茅一段为泥质灰岩，为缓坡相沉积（图3），水体能量低，泥质含量较高，环境较为还原。茅二段底部发育泥晶灰岩，中—上部为亮晶生屑灰岩，顶部发育一套白云岩。茅三段底部发育泥晶生屑灰岩，顶部发育亮晶生屑灰岩，生屑含量较高（图2）。
白云岩主要分布在茅二a亚段（图2），根据岩石结构和微观特征［35］，白云岩可以分为3种类型：灰质细—中晶白云岩、细—中晶白云岩和构造—热液白云岩，其中以细—中晶白云岩为主。

3.1.1　灰质细—中晶白云岩

显微镜下晶面平直，晶体以自形晶为主，见少量半自形晶，晶体表面较脏，晶体大小在100 μm左右，晶间可见残余的灰质组分，多为生屑颗粒、砂屑颗粒和泥晶基质，镜下可见保存较好的腕足碎片和瓣腮类化石［图5（a），图5（b）］。
图5 角探1井茅口组白云石显微镜下特征

（a）灰质云岩，可见颗粒幻影（绿圈所示），茅二a亚段，6 175 m；（b）灰质云岩，白云石颗粒交代泥晶灰岩，茅二a亚段，6 171 m；（c） 细—中晶白云岩，见生屑残余（绿圈所示意部分），茅二a亚段，6 161 m；（d） 细—中晶白云岩，可见雾心亮边，茅二a亚段，6 175 m；（e） 细—中晶白云岩，见晶间溶孔发育，铸体片；（f） 细—中晶白云岩，见晶间孔发育，铸体片；（g）、（h） 鞍状白云石，可见波状消光（绿色三角形所示位置），茅二a亚段，6 160 m，左PPL，右XPL

Fig.5 Microscopic characteristics of dolomite in Maokou Formation of Well JT1

3.1.2　细—中晶白云岩

细—中晶白云岩显微镜下晶体多为半自形晶为主，表面较脏，部分晶粒具有雾心亮边结构，其晶体边缘则干净明亮，晶体大小一般为100~300 μm［图5（c），图5（d）］。部分细—中晶白云岩可见生屑颗粒幻影［图5（c），图6（i），图6（k）］，岩石几乎被全部白云石化，可见晶间溶孔和晶间孔发育［图5（e），图5（f）］。
图6 角探1井茅二a亚段不同岩石类型的阴极发光

（a）、（b） 砂屑亮晶灰岩，不发光—昏暗光，6 166 m；（c）、（d） 灰质云岩，鞍状白云石发红光—亮红光，基岩和方解石胶结物发昏暗光，6 162 m；（e）、（f） 鞍状白云石，发红光—亮红光，6 173 m；（g）、（h） 云质泥晶灰岩，白云石发暗红光，基岩和方解石胶结物不发光—昏暗光，6 175 m（绿色菱形为白云石晶粒）；（i）、（j） 残余生屑云岩，热液白云石发红光—亮红光，细晶白云石发红光，6 161 m；（k）、（l）：残余生屑云岩，细晶白云石发暗红光—红光，鞍状白云石发红光，6 161 m（绿圈为生屑颗粒幻影）

Fig.6 Cathodoluminescence of different rock types in the section IIa of Maokou Formation of Well JT1

3.1.3　构造—热液白云岩

构造—热液白云岩主要分布在细—中晶白云岩之间，多为自形晶，晶体大小一般为400 μm左右，以粗晶为主。晶体表面较干净，偏光显微镜下观察到晶面发生弯曲［图5（g）］，正交光下可见波状消光特征，属于典型的“鞍状白云石”［图5（h）］。

3.2　阴极发光特征

阴极发光分析是研究碳酸盐矿物的一种重要手段［35-36］，前人研究发现，碳酸盐矿物的阴极发光强度与其Mn2+、Fe2+含量及其比值存在相关性［36-37］。而Fe2+、Mn2+含量受碳酸盐岩沉积环境和成岩过程影响［38-40］。研究区茅二a亚段18件样品的阴极发光结果如表1所示，基岩和方解石胶结物的阴极发光强度较弱，均不发光或发暗红光［图6（a）—图6（d）］，灰质细—中晶白云岩中，灰岩部分阴极发光强度也较弱［图6（g），图6（h）］。细—中晶白云石发光强度中等，主要发暗红光—红光［图6（g）—图6（l）］。鞍状白云岩的阴极发光强度最强，发红光—亮红光［图6（c）—图6（f）］。
表1 研究区白云岩及灰岩微区微量元素测试结果

Table 1 Test results of trace elements in dolomite and limestone micro-areas in the study area

岩性 Fe/10-6 Mn/10-6 Sr /10-6 （Na+K）/10-6 阴极发光 点数/个
细—中晶白云石 范围 46.8~270 65.7~132 77.2~91.9 203.84~295.92 暗红光—红光 8
平均值 112 104 86.5 253.43
鞍状白云石 范围 42.6~119 89.7~195 69~92 105.94~298.35 红光—亮红光 5
平均值 76 135 82.4 205.24
方解石胶结物 范围 71.6~114.5 28-38.3 243.0~846.7 28~62.36 昏暗光 3
平均值 87.2 32.2 401.7 37.19
基质 范围 78.8~103 26.1~44.9 277.7~480.3 41.46~117.19 昏暗光 6
平均值 91.7 31.3 304.5 76.69

4 元素和同位素地球化学

4.1　微量元素

鞍状白云石的Na+K含量最高，细—中晶白云石次之，两者平均值都在200×10-6之上，方解石胶结物和基岩的Na+K含量都较低，平均值都小于80×10-6［表1，图7（a）］。鞍状白云石和细—中晶白云石的Sr2+含量则较低［表1，图7（b）］，平均值都在80×10-6左右，方解石胶结物和基岩的Sr2+含量则很高，大于300×10-6。鞍状白云石的Mn2+含量最高，平均值为135×10-6，细—中晶粒白云石次之，平均值为104×10-6，方解石胶结物和基岩的Mn2+含量明显低于白云石，其平均值均小于40×10-6［表1，图7（c）］。细—中晶粒白云石中Fe2+含量最高，平均值为112×10-6，鞍状白云石、方解石胶结物和基岩的Fe2+含量则较低，平均值都小于100×10-6［表1，图7（d）］。
图7 角探1井基质与白云石样品原位激光微区微量元素特征

（a） Na+K 元素平均值柱状图（单位10-6）；（b） Sr 元素平均值柱状图（单位10-6）；

（c） Mn 元素平均值柱状图（单位10-6）；（d） Fe 元素平均值柱状图（单位10-6）

Fig.7 Characteristics of trace elements in-situ laser microzone of bedrock and dolomite samples from Well JT1

细—中晶白云石的高Na+K含量表明在白云石化作用发生过程中，云化流体的盐度较基质沉积时的海水有所升高，Na+K含量的升高也说明在茅二a亚段沉积期海水与广海隔绝，为相对局限海水。立探1井区为台内洼地相沉积，台洼环境与广海相隔绝水体能量较低，随着蒸发作用进行，海水的盐度上升但不足以形成蒸发岩。立探1井区相对局限的低能环境，有利于Mg2+富集，为两侧茅二a亚段高能滩白云石化提供了Mg2+的来源。在白云石化的过程中，方解石的Sr2+会被析出，Mn2+和Fe2+会进入方解石中占据Ca2+的晶格，从而使得白云石的Sr2+含量相较方解石下降，Fe2+和Mn2+含量则相对上升［36-37］，阴极发光强度也会相对上升。

4.2　锶同位素

前人［41-44］研究发现海水的87Sr/86Sr值大小主要受具有高87Sr“陆源”的锶和相对低86Sr“海源”的锶共同影响，前者为陆源硅铝质岩石被风化后进入海水的锶，其全球的平均值高达0.711 9，后者为洋中脊海底热液流体中的锶，全球范围的平均值为0.703 5。海水的87Sr/86Sr值是受到两者共同影响的结果，因此87Sr/86Sr值的变化可以作为古水深变化的一个指示剂。
前人［44-45］研究认为海水87Sr/86Sr值的大小不仅与大陆风化等因素有关，同时还与同时期的海平面升降有关，当海平面上升，陆地暴露面积小，海水受到大陆风化物质的影响较小，反之，海平面下降，大陆暴露面积增加，海水受到大陆风化物质的影响增加，陆源的87Sr/86Sr值较高，进而使得同时期的海水87Sr/86Sr值上升［45-46］。
角探1井茅二a亚段泥晶灰岩样品的87Sr/86Sr值在0.707 22~0.708 189之间，平均值为0.707 236，细—中晶白云石样品的87Sr/86Sr值则在0.707 414~0.708 379之间，平均值为0.707 783，鞍状白云石样品的87Sr/86Sr值在0.707 414~0.708 104之间，平均值为0.707 794（图8）。MCARTHUR等［46］研究认为二叠系茅口组沉积期的同期海水87Sr/86Sr值范围为0.706 85~0.707 20，泥晶灰岩87Sr/86Sr值略高于茅口组沉积同期海水，而细—中晶白云石和鞍状白云石的87Sr/86Sr值均明显高于全球同期海水 （图8）。
图8 角探1井87Sr/86Sr同位素分布特征

Fig.8 Distribution of 87Sr/86Sr isotopes in Well JT1

4.3　碳、氧同位素

前人大量研究表明，有机质中富集12C，当海平面上升，有机质的保存条件好，会消耗掉海水中的12C，使得海水中富集13C，使得δ13Ccarb正偏；反之，当海平面下降时，由于有机质的保存条件变差，使得海水中12C的消耗量减少，δ13Ccarb负偏［47-50］。古海洋海平面的升降变化与海相碳酸盐岩的碳同位素组成为正相关关系。海平面上升，碳同位素组成变重（δ13Ccarb值正偏）；海平面下降，碳同位素组成变轻（δ13Ccarb值负偏）［49，51-52］。角探1井全岩δ13Ccarb值的变化范围在-0.98‰~4.83‰之间，在茅二a亚段顶部，δ13Ccarb突然发生剧烈的负偏移，由茅二a亚段底部的4.83‰负偏至1.90‰（图2）。对角探1井茅二a亚段细—中晶白云岩，进行进一步测试分析，其δ13Ccarb值在1.57‰~3.11‰之间，平均值为2.42‰，δ18Ocarb值在-7.48‰~-7.95‰之间，平均值为-7.77‰。前人［53-55］通过研究二叠系腕足类化石的碳氧同位素以代表同时期海水的同位素组成与变化，认为二叠世同期海水的δ13Ccarb值在3.75‰~4.97‰范围内变化，δ18Ocarb值在-2.22‰~-2.66‰范围内变化。细—中晶白云岩样品的δ13Ccarb值与全球同期海水大致相当，整体略低于同期海水的δ13Ccarb值，泥晶灰岩的δ13Ccarb值则在全球同期海水的范围内，泥晶灰岩和细—中晶白云岩的δ18Ocarb值均明显低于全球同期海水。

4.4　稀土元素

角探1井茅二a亚段白云岩和灰岩样品的稀土元素总量（ΣREE）都较低，其中灰岩的ΣREE平均值为1.455×10-6，Y元素的平均值为0.907×10-6，白云岩的ΣREE平均值为0.849×10-6，Y元素的平均值为0.834×10-6。白云岩样品的总稀土元素含量和Y元素含量都小于灰岩样品，表明白云石化过程中，存在REE富集和Y元素迁出［28］。将样品REE+Y数据都采用澳大利亚后太古界页岩（PAAS）标准化，以消除元素的奇偶效应［56］。
前人的研究表明现代海水和海相沉积物的稀土元素总量（ΣREE）较低，经过PAAS标准化之后，存在Ce负异常、Y正异常、轻微的La正异常和HREE富集等特征［31，56-61］。LAWRENCE等［62］通过LaSN/YbSN值来判断样品的轻、重稀土比值（LREE/HREE），若LaSN/YbSN>1，则LREE相较HREE富集，反之LREE相较HREE亏损。
样品的轻、重稀土比值主要都小于1，显示为重稀土相对富集的特征。BAU等［63］利用Pr/Pr*与Ce/Ce*交会图来判断海水的Ce异常，当Pr/Pr*>1.05，Ce/Ce*<0.95时，代表Ce负异常特征。角探1井白云岩样品都存在Ce负异常特征［图9（a）］。从样品REE+Y配分模式图，发现所有样品都具有Y元素正异常特征（图9）。Ce元素负异常和Y元素正异常说明与海水存在相关性［31，56-60，62，64］。
图9 Pr/Pr*与Ce/Ce*交会图（a）及ΣREE与Eu/Eu*交会图（b）

A：非La异常、非Ce异常；B：正La异常，无Ce异常；C：负La异常，无Ce异常；D：Ce正异常；E：Ce负异常

Fig.9 Intersection diagram of Pr/Pr* and Ce/Ce*（a） and ΣREE and Eu/Eu*（b）

DEBRUYNE等［58］研究发现海水和海相碳酸盐岩无Eu正异常特征，但是高温热液流体存在明显的δEu正异常，若碳酸盐岩中出现δEu正异常，则指示存在高温热液的影响。鞍状白云石和部分方解石胶结物均存在δEu正异常［图9（b），图10（b），图10（d）］。
图10 角探1井茅二a段样品REE+Y配分模式

（a） 细—中晶白云石（阴极射线下发红光）；（b） 鞍状白云石（阴极射线下发亮红光）；

（c） 方解石胶结物（阴极射线下发昏暗光）；（d） 方解石胶结物（阴极射线下发红光）

Fig.10 REE+Y distribution pattern of samples from the section IIa of Maokou Formation in Well JT1

4.5　包裹体特征

在角探1井茅二a亚段细—中晶白云石亮边、鞍状白云石和方解石晶体中发现少量均一相态（液相）流体包裹体，流体包裹体大小主要在2~10 μm之间，均为成群分布（图11），部分样品未能测出其冰点温度，细—中晶白云石雾心部分未能检测出流体包裹体说明其云化时间较早。方解石胶结物中流体包裹体的Th值为71~95 ℃，平均值为78.0 ℃，盐度在7.73%~8.55%之间（质量，NaCl，下同），平均值为8.18%。细—中晶白云石中流体包裹体的Th值为78~105 ℃，平均值为96.8℃，盐度在9.98%~14.46%之间，平均值为11.41%。鞍状白云石中流体包裹体的Th值为100~159 ℃，平均值为128.4 ℃，盐度在12.0%~18.38%之间，平均值为14.75%（图12）。
图11 角探1井茅二a亚段碳酸盐岩流体包裹体显微特征

（a）方解石胶结物流体包裹体，尺寸为6 μm×3 μm（黄色箭头），6 166 m；（b）细—中晶白云石石流体包裹体，尺寸5 μm×3 μm（黄色箭头），6 162 m；（c）细晶白云石流体包裹体，尺寸7 μm×4 μm（黄色箭头），6 162 m；（d）鞍状白云石流体包裹体，尺寸7 μm×11 μm（黄色箭头），6 161 m

Fig.11 Microscopic characteristics of carbonate fluid inclusions in the section IIa of Maokou Formation of Well JT1

图12 角探1井茅二a亚段白云岩与方解石胶结物包裹体特征

（a）角探1井不同类型白云石和方解石包裹体均一温度分布直方图；（b）角探1井不同类型白云石和方解石包裹体均一温度和盐度分布散点图

Fig.12 Characteristics of inclusions of dolomite and calcite cements in the section IIa of Maokou Formation of Well JT1

5 成岩序列

通过对研究区角探1井区岩石薄片观察，基于前述阴极发光，识别出不同类型白云石与方解石胶结物，梳理不同的胶结充填物形成的先后顺序。本文重点研究不同类型白云石形成的先后顺序及发育期次，并建立研究区白云岩的成岩序列，以分析研究区白云岩成因机制［65-69］。
第一世代为方解石胶结物充填，粒间孔被半充填—完全充填，对孔隙空间起破坏性作用，方解石胶结物的阴极发光特征与基质灰岩一致，均为昏暗光，表明其发育时间较早，仅晚于基质灰岩［图13（a）］。第二世代为细—中晶白云石交代颗粒，白云石优先交代颗粒灰岩的生屑颗粒，发生第一期白云石化作用，并保留部分颗粒特征，可见残余颗粒结构［图13（b）］，形成灰质细—中晶白云岩［图4（a），图4（b）］，白云石的阴极发光较弱为暗红光，发光强度略高于基质灰岩，表现出一定的继承性。随着白云石化作用的进行，白云石完全交代生屑颗粒后，对方解石胶结物进行交代形成细—中晶白云岩［图4（c），图4（d）］，在白云石化过程中，岩石体积减小，产生大量孔隙空间，对储层起建设性作用［图13（c）］。部分细—中晶白云岩中可见其颗粒幻影［图4（c），图5（k）］，说明白云石化过程发生较早，应在浅埋藏期甚至更早，才保留其颗粒结构，埋藏的白云石化作用破坏了生屑颗粒的完整性［45］。细—中晶白云石的阴极发光强度较方解石胶结物和基质强，主要发暗红光—红光。第三世代为鞍状白云石，主要充填在早期白云石化所形成的孔隙空间之中，具有波状消光特征，阴极发光强度最强，主要发红光—亮红光，对储层起破坏性作用［图13（d）］。
图13 角探1井白云岩成岩序列及孔隙度演化模式

Fig.13 Diagenetic sequence and porosity evolution model of dolomite in Well JT1

6 白云石化机制及模式

6.1　白云石化流体

6.1.1　细—中晶白云石的流体来源

茅二a亚段顶部—茅三段基岩δ13Ccarb值出现负偏，表明在茅二a亚段沉积时期研究区海平面处于一个下降趋势。同时随着峨眉地幔柱的隆升，茅二a期四川盆地发育台槽分布，在研究区立探1井区发育台洼，在立探1井区靠海一侧的角探1井—蓬深2井发育高能的台缘滩，到川北—川东北地区则发育深水海槽相沉积［6］（图3）。茅二a期海平面下降，角探1井—蓬深2井区发育高能滩，由于滩体遮挡作用，立探1井区与广海相隔离，陆源物质大量进入立探1井所在的局限环境，大量陆源物质与海水混合，使得局限环境保存陆源物质的高87Sr/86Sr值特征。高87Sr/86Sr值的局限海水角探1井茅二a亚段滩相沉积的亮晶生屑灰岩，形成第一期白云岩，白云岩因此保留高87Sr/86Sr值特征。同时已知正常海水具有低Mn、Fe含量和高Sr含量的特征，陆源碎屑物质则具有较高的Mn含量和较低的Sr含量。细—中晶白云石具有较高的Fe、Mn含量特征和较低的Sr含量特征，说明细—中晶白云石的云化流体来源应该为立探1井区的局限海水。
一般认为白云石化流体主要包括普通海水或海水衍生流体、高盐度卤水、与大气淡水混合的海水和热液流体［70］。不同的白云石化流体具有不同的REE含量和REE配分模式，通常除热液流体外的白云石化流体其ΣREE值都非常低，并在白云石中会保留白云石化流体的稀土元素信息。海水的稀土元素具有明显的Y元素正异常和Ce元素负异常特征，热液流体的稀土元素则具备明显的δEu正异常的特征［31，55-57，61］。
细—中晶白云石的REE配分模式显示明显的Y元素和Ce负异常特征，同时不存在Eu正异常以及其ΣREE较低，与海水的稀土元素的特征类似。已知正常海水的盐度为3.5%［71］，细—中晶白云石包裹体的盐度在9.98%~14.46%之间，方解石胶结物的包裹体盐度为7.73%~8.55%之间，两者的盐度均高于海水的盐度［71-75］。方解石胶结物与泥晶灰岩的阴极发光特征相同，并且两者主微量元素含量相似，说明方解石胶结物形成时间较早。方解石胶结物包裹体的高盐度特征，说明其母源流体为高盐度的局限海水。细—中晶白云石与泥晶灰岩的碳氧同位素特征类似，说明泥晶灰岩和细—中晶白云岩的成岩流体应该相同都为局限海水。细—中晶白云岩包裹体中更高的盐度和白云石矿物中更高的Na + K含量，指示细—中晶白云岩成岩时间较方解石胶结物较晚，局限海水进一步蒸发浓缩，形成富集Mg2+的局限海水。
综上所述，细—中晶白云岩δ13Ccarb值负偏、具有高87Sr/86Sr值、白云石流体包裹体的高盐度特征以及白云石矿物的高Na + K含量特征说明随着海平面下降形成了局限海水；局限海水为第一期白云石化提供了充足的Mg2+来源。同时细—中晶白云岩的稀土元素负Ce异常特征和正Y元素常异特征也说明其白云化流体与同时期海水相关，所以早期局限海水是细—中晶白云石的主要Mg2+来源。

6.1.2　鞍状白云石的流体来源

鞍状白云石的87Sr/86Sr值高于同时期泥晶灰岩和全球同时期海水87Sr/86Sr值。前人研究认为海底热液具有较低的87Sr/86Sr值［76-78］，但是前人统计全球大多数热液白云岩中鞍状白云石的87Sr/86Sr值发现，鞍状白云石的87Sr/86Sr值均明显大于同期海相泥晶灰岩的87Sr/86Sr值［70，79-80］。前人［48，81］研究认为，鞍状白云石中高87Sr/86Sr值可能是因为深部热液流体经过碎屑岩层时，混合了碎屑岩中富87Sr的孔隙流体，再向上运移至茅口组，发生热液沉淀作用，使得鞍状白云石存在较高的87Sr/86Sr值。但是这种穿越碎屑岩地层的热液流体具有低Sr含量和高Mn含量特征［43］，研究区鞍状白云石的Sr元素含量和Mn元素含量与前人的研究结论一致。
鞍状白云石的稀土元素存在明显的δEu正异常特征，δEu正异常说明鞍状白云石与热液流体相关。鞍状白云石的阴极发光以红光—亮红光为主，发光强度明显最强，与具有较高的Mn元素含量相关。鞍状白云石包裹体的Th温度在100~159 ℃之间，平均值为128.41 ℃，明显高于方解石胶结物和细—中晶白云石的Th温度，其盐度为12.05%~18.38%之间，平均值为14.75%，是正常海水盐度的4倍左右。峨眉地裂作用开始于中泥盆世，在晚二叠世加剧，结束于早三叠世末［82］，对应研究区为浅埋藏期。根据地温梯度为2.5~3 ℃/100 m，研究区地表温度为25 ℃，最大浅埋藏1 000 m所对应的地温应该在50~55 ℃之间，但是角探1井鞍状白云石包裹体的温度为最低值100 ℃，明显大于50~55 ℃，说明鞍状白云石的成岩流体与高温热液相关。茅二a亚段泥晶灰岩和细—中晶白云岩样品的δ18Ocarb值明显低于同时期全球海水的δ18Ocarb值，均比-6.5‰偏负。前人研究认为造成δ18Ocarb值降低的原因主要有2种：其一是受到淡水的影响；其二则是受到热液的影响。前人研究全球热液白云石的δ18Ocarb值特征后，认为当白云石样品的δ18Ocarb值小于二叠纪期间海相碳酸盐岩的δ18Ocarb范围或比-6.5‰偏负，即存在高温热液流体的影响［83］。依据前人的研究和四川盆地构造史，二叠纪末期峨眉山地幔柱向上隆升，峨眉山大火山岩省爆发，四川盆地存在地热异常事件［7，21-22］。部分泥晶灰岩样品的稀土元素分析显示存在δEu正异常，也指示存在热液活动。因此认为角探1井样品的δ18Ocarb值异常偏低的原因是由高温热液所引起的。因此鞍状白云石的白云石化流体为深部的高盐度热液卤水。

6.2　白云石化模式

综合岩石学特征和地球化学分析结果，研究区共存在2期白云石化作用。第一期白云石化作用交代亮晶生屑灰岩，形成早期白云岩，颗粒结构保存完整，进入埋藏期受到热液的影响发生重结晶，形成细—中晶白云岩。白云石化流体主要为同时期的局限海水，白云石化时间为同生—准同生期—浅埋藏期，与郝毅等［11］对川中地区茅口组白云岩的U-Pb同位素测年为257.2±3.1Ma相一致。第二期白云石化作用则发生在浅埋藏期，白云石化流体为深部的高盐度热液流体，形成热液白云岩。
受峨眉地裂运动的控制，川中—川北地区沿裂陷海槽和台内洼陷边缘发育地貌高带，此构造背景下发生了二叠纪构造—沉积分异［6］。在茅二a亚段沉积早期，海平面下降开始发生相带分异，川中北部地区八角场角探1井区—蓬溪构造带的蓬深2井区发育为高能台缘滩相沉积，颗粒灰岩发育，颗粒之间被方解石胶结物不完全充填，保留部分晶间孔。在高能滩体靠陆一侧，立探1井区为相对局限的沉积环境，发育台洼相沉积，主要见泥晶灰岩［图14（a）］。到茅二a段晚期，海平面持续下降，使得台洼处的海水与广海相隔绝，海水蒸发形成富Mg2+的局限海水。局限海水侧向渗流进入高能滩体中，对灰岩进行选择性交代，交代亮晶生屑灰岩中的生屑颗粒，发生第一期白云石化作用，第一期白云石化早期，主要交代生屑颗粒，形成生屑白云岩［图14（b）］，部分灰岩颗粒被完全交代，形成大量晶间孔。埋藏成岩期，峨眉山大火成岩省爆发［31，74-75］，深部热液流体沿断层向上迁移，发生第二期白云石化作用，对白云岩储层进行热液白云石化改造，形成鞍状白云石［图14（c）］，主要充填在第一期白云石化作用所形成的晶间孔中及细—中晶白云石的边缘。在此过程对早期晶粒白云岩和方解石胶结物产生影响，使其发生重结晶作用，晶粒白云石晶体变大，原先保存较为完好的生屑颗粒结构因此被破坏，晶间颗粒幻影。
图14 川中北部地区八角场构造二叠系茅口组白云石化模式

Fig.14 Dolomitization model map of Permian Maokou Formation of Bajiaochang structure in North Central Sichuan Basin

第一期白云石化交代生屑灰岩，形成大量晶间孔和晶间溶孔。由于其发生时间较早，同时白云岩具备良好的抗压实作用，孔隙空间在埋藏期得到较好的保存。但是第二期热液白云石化作用所形成的鞍状白云石，主要发育在细—中晶白云石的晶间孔和晶间溶孔中，对孔隙空间主要起破坏性作用，与LI等［23］对四川盆地东部茅口组热液白云岩的研究结论一致。后期构造运动所产生裂缝和溶缝则对储层起到了一定的改善作用。

7 结论

（1）川中北部地区八角场构造角探1井茅口组茅二a亚段滩相白云岩储层主要发育在台洼边缘滩相沉积之中，储层的发育受沉积相带和白云石化作用的共同控制。
（2）茅口组共存在2期白云石化作用。第一期白云石化作用主要形成细—中晶白云石，以半自形—自形晶体为主，阴极发光强度较弱，主要发暗红光—红光，δ13CVPDB值和∑REE浓度与泥晶灰岩相当，稀土元素存在Ce负异常和Y正异常特征，表明其白云石化流体主要为同时期的局限海水；第二期白云石化作用形成鞍状白云石，阴极发光强度最强，发红光—亮红光，具有明显的δEu正异常特征，具有高87Sr/86Sr值，Sr含量低但Mn含量高，同时具有较高的流体包裹体均一化温度和盐度，表明其白云石化流体为深部的高盐度热液卤水。
（3）白云石化作用发生的时间在同生—准同生期—浅埋藏期，发生第一期白云石化作用，局限海水中的Mg2+交代亮晶生屑灰岩，形成大量晶间溶孔和晶间孔，由于白云岩较灰岩有更强的抗压实作用，孔隙空间得到较好的保存；进入埋藏期，受构造运动影响，发生第二期白云石化作用，主要形成鞍状白云石，充填在第一期白云石化作用形成的孔隙空间中，对储层起破坏性作用。

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