任夢怡 江青春 汪澤成 黃士鵬 伍 亞 徐 亮

1.中國石油勘探開發(fā)研究院 2.中國石油西南油氣田公司蜀南氣礦

0 引言

成巖流體活動對碳酸鹽巖儲層，尤其是對巖溶儲層的形成與改造起著決定性作用，地球化學元素分析與流體包裹體分析成為研究成巖環(huán)境與成巖流體重要手段[1-2]。碳酸鹽巖稀土元素可用于區(qū)分流體來源，判斷流體環(huán)境氧化或還原性，分析是否存在巖漿熱液等非海源流體輸入[3-4]。碳同位素經歷成巖蝕變仍可指示石灰?guī)r地層流體來源，對比碳酸鹽巖脈體與石灰?guī)r碳同位素可分析成巖流體來源；氧同位素受古溫度與古鹽度影響顯著，是表征后期成巖流體來源重要證據，埋藏成巖環(huán)境高溫熱液導致重結晶作用，表生暴露環(huán)境大氣淡水產生淋濾溶蝕作用都影響氧同位素組成[5-6]。

四川盆地南部（以下簡稱川南地區(qū)）中二疊統(tǒng)茅口組碳酸鹽巖地層受峨眉地幔柱隆升或全球冰期海平面下降抬升暴露的影響，發(fā)育早成巖層間巖溶和成巖后生潛山型巖溶，同時疊加多幕構造運動，導致地層孔隙流體性質與成巖環(huán)境復雜多變[7]。前人對茅口組巖溶儲層研究多聚焦于大尺度地震與定性測井相分析：黎榮等[8]從構造角度提出“構造控藏”和“斷溶體”控藏；桑琴等[9]、唐雪松等[10]從沉積儲層角度提出“相控成藏”和“巖溶水系或地貌控藏”等認識。但是，目前對于該地區(qū)茅口組仍然缺乏從微觀地球化學的角度精細分析多期成巖流體與烴類流體之間耦合關系的研究。為此筆者以川南地區(qū)茅口組巖心與薄片觀察為基礎，采用陰極發(fā)光、碳氧同位素、稀土元素、包裹體測溫測鹽以及激光拉曼探針等分析手段，結合該區(qū)及鄰區(qū)的構造演化背景，綜合研究宏觀巖心特征與微觀鏡下巖石學和地球化學特征，進而探討各成巖作用階段茅口組成巖環(huán)境和成巖流體多期演化過程，以期為該盆地茅口組天然氣的勘探開發(fā)提供幫助。

1 地質背景

川南地區(qū)包括川東南中隆高陡構造群南部、川南中隆低陡穹形帶以及川中古隆中斜平緩構造帶。中二疊統(tǒng)茅口組與上覆上二疊統(tǒng)龍?zhí)督M平行不整合接觸，與下伏中二疊統(tǒng)棲霞組整合接觸。茅口組自下而上分為茅一段至茅四段共4個巖性段，其中茅一段與茅二段自上而下又細分為A、B與C各3個亞段，大部分地區(qū)缺失茅四段，局部地區(qū)茅三段被部分剝蝕。茅口組以碳酸鹽巖緩坡沉積為主，在茅一段沉積時期（海侵體系域），四川盆地發(fā)生中二疊世最大海泛，高能臺內灘僅分布在雅安、自貢一帶，以亮晶生屑灰?guī)r為主，大部分地區(qū)為低能開闊海，巖性以具眼球狀構造的灰黑色厚層泥晶灰?guī)r為主；茅二—茅三段沉積時期（海退體系域）海平面逐漸下降且高能臺內灘發(fā)育規(guī)模逐漸擴大，茅二段下部發(fā)育灰白色泥晶灰?guī)r，茅二段上部—茅三段沉積高能亮晶生屑灰?guī)r；茅四段沉積時期再次發(fā)生海侵，殘余地層以灰色生屑泥晶灰?guī)r并夾少量燧石條帶為主[11-13]（圖1）。

圖1 川南地區(qū)茅口組地層柱狀圖

川南地區(qū)自中二疊世開始海侵，沉積棲霞組—茅口組碳酸鹽巖。晚二疊世峨眉玄武巖噴發(fā)標志著峨眉地裂運動達到高潮（即東吳運動期），川南地區(qū)茅口組自西向東受到差異剝蝕，經歷長達3～5 Ma的大氣淡水淋濾也使茅口組上部地層形成豐富的溶蝕縫洞，縫洞為底部熱液活動提供運移通道[14]。自印支期以來川南地區(qū)由海相沉積轉變?yōu)殛懴喑练e，構造應力由張扭轉為壓扭作用，后期疊加燕山—喜馬拉雅期褶皺變形作用，形成現(xiàn)今沉積—構造格局。

2 樣品與實驗方法

針對川南地區(qū)5口取心井茅口組石灰?guī)r以及裂縫、溶洞充填的方解石或白云石進行采樣，挑選100余塊樣品進行成巖巖石學特征（薄片觀察、陰極發(fā)光分析）與流體包裹體特征分析。冷陰極發(fā)光與流體包裹體顯微測溫測鹽實驗在中國地質大學（武漢）構造與油氣資源教育部重點實驗室完成，依次觀察雙面拋光薄片的透射光、熒光與冷陰極發(fā)光特征。利用Linkam THMSG-600冷熱臺測定鹽水包裹體最初熔化溫度（Te）、最終熔化溫度（Tm）、均一溫度（Th）等（溫度測定誤差±0.1 ℃、包裹體大小檢測極限大于1 μm）。優(yōu)選 20塊石灰?guī)r儲層樣品進行稀土元素分析，稀土元素分析取新鮮泥晶生屑灰?guī)r和亮晶生屑灰?guī)r，去除次生方解石脈和溶洞，參照《硅酸鹽巖石化學分析方法： 第29部分 稀土等22個元素量測定：GB/T 14506.29—2010》標準，依次用圓盤粉碎機與瑪瑙研缽將樣品研磨至200目以下，將粉末樣品送至四川省科源工程技術測試中心運用美國PE ICP-MS NexION 350X電感耦合等離子體質譜儀測定15種稀土元素含量，分析結果平均標準偏差小于10%，平均相對標準偏差優(yōu)于5%，實驗結果用McLennan[15]提出的澳大利亞后太古代頁巖進行標準化消除元素的奇偶效應。選擇9塊石灰?guī)r儲層樣品及55塊裂縫與溶蝕孔洞充填物樣品進行穩(wěn)定碳氧同位素分析，穩(wěn)定碳氧同位素測試在中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室采用MAT 253穩(wěn)定同位素質譜儀應用標準100%磷酸法，δ13C和δ18O以維也納白堊紀Pee Dee組箭石（VPDB）為標準，測試精度為δ13C＜0.01‰、δ18O＜0.02‰。

3 巖石學特征與成巖礦物發(fā)育序次

3.1 巖石學特征

3.1.1 儲層巖石類型

茅口組儲層的主要巖性為高能顆粒灰?guī)r和低能顆?；?guī)r兩種類型。

茅口組高能顆粒灰?guī)r以臺內灘亞相亮晶生屑灰?guī)r與亮晶藻屑灰?guī)r為主，顆粒類型主要為有孔蟲、苔蘚蟲、雙殼與珊瑚等生物碎屑。細粒碳酸鹽質生物壁多被微晶鈣質膠結物粘合而保存下來，生物內部可形成體腔孔，部分孔隙在成巖期充填亮晶方解石膠結物，粒間充填等軸粒狀或粗亮晶方解石。

低能顆粒灰?guī)r主要為灘間海與開闊海亞相的泥晶生屑灰?guī)r，顆粒類型仍以有孔蟲與雙殼類為主，部分生物介殼受壓實作用發(fā)生破碎并呈定向排列特征。生物泥晶化程度較高，體腔孔多被灰泥充填，粒間也多為泥晶膠結。

3.1.2 方解石膠結物

茅口組顆?；?guī)r方解石膠結物主要有櫛殼狀方解石、等軸粒狀方解石和粗亮晶與微晶方解石（圖2）。

櫛殼狀方解石（CC1）主要在生物體腔孔內邊緣或顆粒間呈近等厚殼層分布，形成于準同生期海水成巖環(huán)境，膠結物成分以不穩(wěn)定的文石與高鎂方解石為主[16]，該類膠結物多在表生成巖階段被完全溶解淋濾（圖2-a）。

等軸粒狀方解石（CC2）主要分布在粒間孔、生物體腔孔與溶蝕縫洞內，多形成于早—中成巖階段。部分有孔蟲、雙殼類生物由于大氣淡水淋濾形成鑄?？祝笃诖髿獾蓭r作用的示頂?shù)讟嬙爝吘壴阼T?？椎撞肯瘸涮顫B濾灰泥又在上部沉淀等軸粒狀方解石；同時可見水平縫合線切割等軸粒狀方解石，反映等軸粒狀方解石形成與壓溶作用之前，可能是早成巖期產物（圖2-b、c）。等軸粒狀方解石膠結物陰極光呈橘黃色或暗棕色，部分膠結物具有暗棕色—橘黃色陰極光環(huán)帶（圖2-d），反映了成巖流體由低Mn2+、低Fe2+的氧化環(huán)境向含Mn2+、Fe2+的還原環(huán)境過渡，最后演化為高Fe2+、Mn2+的強還原環(huán)境，連續(xù)環(huán)帶指示沉淀過程存在氧化—還原環(huán)境的頻繁波動[17-18]。

粗亮晶方解石（CC3）發(fā)育在未被早期等軸粒狀方解石或白云石完全充填溶蝕縫洞內。中—晚成巖深部熱液作用或壓力釋放等因素形成樹枝狀膨脹縫，先卷入泥晶質的圍巖角礫，后期又沉淀粗亮晶方解石（圖2-e）。粗亮晶方解石膠結物切割等軸粒狀方解石，其陰極光呈暗棕色（圖2-d）。粗亮晶方解石膠結物解理紋、微裂縫和殘留孔隙多充填呈亮橙黃色陰極光微晶方解石（CC4），微晶方解石常切穿深埋藏期粗亮晶方解石膠結物，證明其形成時間在之后，推測為晚期構造抬升過程中擠壓作用產生微裂縫，地層水沉淀形成微晶方解石（圖2-f）。

圖2 川南地區(qū)茅口組碳酸鹽巖儲層與成巖特征照片

3.1.3 白云石膠結物

茅口組白云石主要包括兩種賦存類型：一是斑點狀分布于石灰?guī)r基質（圖2-g、h），二是沿構造裂縫或溶蝕縫洞充填（圖2-f）。穩(wěn)定性差的泥晶基質易發(fā)生白云石化，穩(wěn)定性好的生物碎屑不易白云石化，因此，泥晶生屑灰?guī)r基質選擇性白云石化形成半自形細晶白云石?；|中可供白云石化作用空間限制，白云石主要呈半自形或他形產出，當高Mg2+流體不足或地溫不足以交代白云石時，顆粒邊緣優(yōu)先發(fā)生去白云石化形成溶蝕孔，為后期充注提供儲集空間[19-20]。溶蝕縫洞內交代空間充足，產出直面自形細晶白云石，見猩紅色環(huán)帶狀陰極光，推測控制白云石結晶的流體環(huán)境存在周期性變化（圖2-h）。

3.2 成巖礦物發(fā)育序次

茅口組高能顆粒灰?guī)r發(fā)育大量粒間孔與生物體腔孔，為流體活動提供空間。（準）同生期海水環(huán)境下生物顆粒邊緣沉淀不穩(wěn)定的櫛殼狀高鎂或文石膠結物，隨著埋深增大，地層水—大氣淡水混合水環(huán)境中有孔蟲等生物體腔被溶解，泥晶方解石充填生物體腔壁內孔隙形成泥晶套，體腔孔內充填滲流粉砂；早成巖階段等軸粒狀方解石充填生物體腔孔形成示頂?shù)讟嬙欤▓D3-a）。中二疊統(tǒng)末期川南地區(qū)整體抬升發(fā)生表生暴露，早期不穩(wěn)定方解石膠結物被溶蝕并形成層狀風化殼巖溶與張性裂縫（圖3-b）。地層再次沉降進入中—晚成巖階段，壓溶縫合線切割等軸粒狀方解石，生物碎屑在強烈壓實作用下破碎并呈定向排列，同時粗亮晶方解石膠結物與自形—半自形白云石（E-D與SE-D）充填于溶洞與裂縫，粗亮晶方解石膠結物被晚期充填了微晶方解石的微裂縫切割（圖3-c、d）。

4 地球化學分析結果

4.1 稀土元素

Eu與Ce對流體環(huán)境條件較敏感，采用δEu值與δCe值判斷流體來源與成巖環(huán)境。對Ce而言，海水中高La會干擾對δCe值的判斷。因此，通過δPr值驗證Ce異常的準確性，認為δPr＞1且δCe＜1代表Ce表現(xiàn)為正異常，δPr＜1且δCe＞1代表Ce表現(xiàn)為負異常，而δCe＜1但δPr≈1，則不能代表Ce異常，而是反映海水環(huán)境La正異常[22]。對Eu而言，鋇（Ba）含量過高引起Eu異常值測量誤差，因而對Ba含量與δEu值進行相關性分析，兩者相關系數(shù)為0.2。據此認為Ba可能對Eu的正異常產生輕微影響，但仍具一定流體來源指示意義[23-24]。

圖3 川南地區(qū)茅口組成巖序列模式圖

表1 川南地區(qū)茅口組石灰?guī)r稀土元素特征參數(shù)表

4.2 碳氧同位素

4.2.1 顆?；?guī)r碳氧同位素

海相碳酸鹽巖δ18O＜－5‰代表原巖已遭受成巖蝕變，但仍保留部分古海水信息；δ18O＜－10‰代表原巖經歷較強成巖蝕變，不能反映沉積期海水環(huán)境[25]。川南地區(qū)茅口組石灰?guī)rδ13C值介于－1.0‰～4.6‰，δ18O值介于－6.9‰～－10.7‰，除茅四段個別樣品的δ18O＜－10‰，遭受嚴重成巖蝕變之外，其他石灰?guī)r樣品遭受輕度蝕變仍保留部分古海水信息，可用于分析茅口組石灰?guī)r沉積環(huán)境。全球中二疊統(tǒng)瓜德魯普階海水δ13C值介于3.8‰～5.0‰，通過對比茅口組石灰?guī)r與全球古海水δ13C值，可將茅口組石灰?guī)r劃分為兩類：A類石灰?guī)r與全球同期海水的δ13C值特征基本一致，碳源主要為無機碳庫（海相碳酸鹽巖）。其δ13C值介于3.5‰～4.6‰，δ18O值介于－8.3‰～－10.7‰；B類石灰?guī)r沉積成巖過程受到非海源流體改造或在成巖過程中有明顯的有機碳源，其δ13C值與同期海水相比明顯負偏，δ13C值介于－1.0‰～－2.6‰，δ18O值介于－6.9‰～－9.7‰。導致B類石灰?guī)rδ13C值負偏因素：①海平面下降，因為B類石灰?guī)r主要發(fā)育在海平面明顯下降的茅二B亞段與茅三段，該時期大陸架大面積暴露引起有機碳氧化程度增加，導致海相碳酸鹽巖δ13C值負偏；②微生物作用，埋藏成巖階段有機碳在微生物作用氧化程度增加，導致石灰?guī)rδ13C值負偏[26-27]。

運用碳氧同位素可推算茅口組沉積期海水古鹽度[28]，但考慮成巖作用會導致現(xiàn)今石灰?guī)rδ13C值與δ18O值偏離原始石灰?guī)r的δ13C值與δ18O值，為盡可能消除此類偏差，首先需對δ13C值與δ18O值進行校正，參考邵龍義等[28]提出的校正公式δ13C校正＝δ13C－1.5、δ18O校正＝δ18O＋2.6，即可得到較為接近原始沉積期的石灰?guī)r的δ13C值與δ18O值。Keith等[29]與Weber[30]提出判別海相與非海相碳酸鹽巖的經驗公式Z＝ 2.048（δ13C校正＋50）＋0.498（δ18O校正＋50），由該經驗公式的計算結果可知，A類石灰?guī)r的Z值均大于120，為海相碳酸鹽巖；B類石灰?guī)rZ值小于120，其沉積受非海源因素影響。

4.2.2 膠結物碳氧同位素

茅口組裂縫充填方解石膠結物的δ13C值介于0.3‰～5.5‰，δ18O值介于－11.8‰～－8.2‰，與顆粒灰?guī)rδ13C值范圍基本一致，δ18O值有明顯負偏。溶蝕孔洞充填方解石膠結物的δ13C值介于－1.1‰～5.9‰，δ18O值介于－11.3‰～－7.5‰，與A類石灰?guī)r伴生的膠結物δ13C值表現(xiàn)出和圍巖δ13C值接近，與B類石灰?guī)r伴生的膠結物δ13C值與圍巖δ13C值相比明顯偏重。

4.3 流體包裹體

為了厘清裂縫與溶蝕孔洞內成巖流體的活動期次與成巖環(huán)境，運用RM-1000型顯微激光拉曼光譜儀在室溫為23 ℃、濕度為52%的環(huán)境條件下對單個包裹體進行拉曼光譜分析，發(fā)現(xiàn)包裹體內含有CH4與瀝青，證實存在含烴流體的充注。再通過包裹體均一溫度與鹽度測定，明確海源流體與非海源流體（大氣淡水、熱液或含烴流體）充注序次。

4.3.1 包裹體成分

圖4 川南地區(qū)茅口組流體包裹體成分與均一溫度特征圖

對裂縫與溶洞方解石膠結物內的瀝青包裹體、純烴氣相包裹體、瀝青＋烴氣包裹體（圖4-a～c）進行拉曼光譜分析結果發(fā)現(xiàn)，氣相成分主要為CH4，固相成分為碳質瀝青。①純烴氣相包裹體。M11井裂縫內充填方解石膠結物的原生氣相包裹體，波數(shù)2 913 cm－1是CH4特征拉曼譜線（圖4-d）。②瀝青包裹體。B20井裂縫內充填方解石膠結物的固相包裹體中測出波數(shù)為1 605 cm－1和1 334 cm－1成對的碳質瀝青拉曼譜線，指示烴包裹體經歷高溫變質作用而發(fā)生破裂，輕烴組分逸出而有機質碳化為瀝青殘留下來[31]（圖4-d）。③瀝青＋烴氣包裹體。N23井溶洞內充填方解石膠結物的氣＋固兩相包裹體中測出波數(shù)為1 605 cm－1和1 334 cm－1成對代表碳質瀝青拉曼特征峰，及波數(shù)2 913 cm－1代表CH4拉曼特征峰，代表高溫高壓埋藏環(huán)境烴包裹體未發(fā)生破裂，原油裂解為輕烴與瀝青質共存于包裹體（圖4-d）。

4.3.2 包裹體均一溫度

川南地區(qū)茅口組裂縫與溶洞內的方解石與白云石中的氣液兩相鹽水包裹體、烴氣包裹體與油包裹體進行顯微測溫。茅口組現(xiàn)存（準）同生期方解石較少且與之同期鹽水包裹體體積較小難以測量，主要測定出與早—晚成巖期的等軸粒狀方解石、粗亮晶方解石和微晶方解石等3期方解石膠結物同期的鹽水包裹體均一溫度分布區(qū)間：與早成巖期等軸粒狀方解石同期的鹽水包裹體均一溫度小于85 ℃，與中—晚成巖期粗亮晶方解石膠結物同期的鹽水包裹體均一溫度介于85～170 ℃，與晚成巖期微晶方解石同期的鹽水包裹體均一溫度大于170 ℃。茅口組白云石中的鹽水包裹體體積較小，測得與其同期的鹽水包裹體均一溫度介于115～130 ℃，與中—晚成巖期粗亮晶方解石膠結物同期產出。觀測到的油包裹體數(shù)量有限且體積較小，原生油包裹體主要捕獲于粗亮晶方解石膠結物，透射光下為淺棕色，紫外光下主要為黃綠色熒光色，油包裹體均一溫度介于77～92℃，與之同期的原生鹽水包裹體均一溫度主要介于79～100 ℃（圖4-e）；與烴氣包裹體同期的鹽水包裹體均一溫度范圍分別為95～126 ℃、131～147 ℃、150～166 ℃、172～187 ℃，且烴氣包裹體主要富集在粗亮晶方解石（CC3）、微晶方解石（CC4）和白云石膠結物內，說明茅口組天然氣充注發(fā)生在中—晚成巖階段，并存在四期天然氣成藏。

5 討論

5.1 海水、大氣淡水與深部熱液共同影響茅口組成巖演化

5.1.1 稀土元素指示酸性熱液參與成巖演化

稀土元素與碳酸鹽礦物Ca2+半徑相似，常交代Ca2+進入碳源鹽格架，當碳酸鹽礦物與沉積水體達到元素平衡時，稀土元素可作為追蹤古流體來源的可靠證據[32-33]。根據值、δCe值、δPr值、δEu值以及Y/Ho值等參數(shù)，將茅口組石灰?guī)r稀土元素配分型式分為兩類。

圖5 川南地區(qū)茅口組石灰?guī)r稀土元素配分型式圖

5.1.2 碳氧同位素證明烴類流體與大氣淡水影響成巖演化

為了分析成巖流體來源，筆者對比同深度的方解石膠結物和石灰?guī)r圍巖的碳氧同位素特征（圖6）。海水成因的A類石灰?guī)r裂縫或溶洞充填的方解石膠結物δ13C值與圍巖有較好繼承性，δ18O值明顯負偏，說明此類方解石膠結物是從地層水中沉淀出來，同時（如樣品 B20-1-1和 B20-1-2、N23-1-1和 N23-1-2）。低角度方解石脈（樣品B20-2-1）和高角度方解石脈（樣品B20-2-2）這兩類產狀的方解石脈具有相似的同位素特征，可能均與大氣淡水淋濾有關（大氣淡水具有貧18O的特點）。其形成經歷兩個階段：東吳運動期拉張隆升作用形成的張裂縫受到大氣淡水淋濾溶蝕膠結形成方解石脈；后期印支—燕山期構造抬升，大氣淡水沿著深大斷裂再次改造茅口組儲層。

圖6 川南地區(qū)茅口組灰?guī)r與方解石膠結物碳氧同位素交會圖

受非海水改造的B類石灰?guī)r溶洞充填方解石膠結物δ13C值明顯正偏而δ18O值明顯負偏，膠結物和石灰?guī)r流體性質繼承性較弱（如樣品B20-3-1和B20-3-2、D2-2-1和D2-2-2）。樣品B20-3與D2-1均可見溶洞內有瀝青質殘留，且后期被縫合線切割，說明茅二B亞段—茅三段的B類石灰?guī)r在早期受大氣淡水淋濾溶蝕形成溶洞，后期微生物又使烴類降解形成富δ13C的CO2，富δ13C的CO2、貧18O的大氣淡水與孔隙流體混合形成膠結物。

5.2 多期古流體充注演化過程

茅口組沉積后近地表滲流帶經歷短暫的（準）同生成巖階段，在弱壓實弱膠結條件下粒內與晶間溶孔得以保存，部分粒內孔邊緣形成沉淀櫛殼狀方解石。隨埋深與孔隙流體溫度增加，茅口組在大氣淡水與原生海水的混合作用下進入早成巖階段，生物體腔溶蝕形成鑄模孔，交代形成泥晶套或充填滲流粉砂與等軸粒狀方解石。中二疊世晚期東吳運動導致尚未完全固結茅口組整體抬升，茅口組再次遭受大氣淡水淋濾形成層狀溶蝕溝、洞，該時期拉張地應力導致茅口組上部地層形成張性裂縫。

晚二疊世—早三疊世茅口組再次快速沉降進入中成巖階段，埋深超過1 000 m，高幅縫合線與壓溶黏土紋層反映中成巖階段早期成巖作用對儲層的破壞性作用，該時期地層水在峨眉地幔柱熱活動影響下Fe2+/Mn2+比較高，等軸粒狀方解石充填在表生期溶蝕溝洞與裂縫。中成巖階段茅口組古地溫超過85 ℃，早三疊世（距今248～245 Ma）志留系烴源巖成熟，原油向上充注至茅口組形成古油藏。川南地區(qū)晚二疊世—早三疊世古熱流值明顯升高至70～100 Mw/m2，為中埋藏期白云石的沉淀創(chuàng)造條件，但滿足白云化作用的熱事件持續(xù)時間較短（距今257±3～263±5 Ma）[36]，主要沉淀穩(wěn)定性較差的鞍形白云石，此類白云石在地溫迅速下降的早三疊世末期發(fā)生倒退溶解，去白云石化作用改善儲層質量[37]。在中晚三疊世（距今248～222 Ma），茅口組發(fā)生與粗亮晶方解石同期的第一期天然氣充注，方解石鹽水包裹體均一溫度介于98～130 ℃，說明中成巖階段早期的茅口組古溫度未達到原油裂解生氣條件[38]，這期天然氣是下部層系裂解氣沿斷裂運移至茅口組并聚集成藏（圖4-e、圖7）。

侏羅紀以來燕山運動強烈構造擠壓與烴氣充注共同作用導致儲層內形成膨脹縫，漫長的晚成巖階段在裂縫與殘余溶洞內沉淀粗亮晶方解石膠結物。粗亮晶方解石中捕獲早中侏羅世（距今208～163 Ma）與早白堊世末期（距今128～100 Ma）充注的兩期茅口組古油藏裂解氣，第二—三期天然氣同樣與粗亮晶方解石同期，方解石鹽水包裹體均一溫度分別介于130～150 ℃、152～170 ℃。該時期茅口組古地溫超過155 ℃，埋深超過3 000 m，中成巖階段晚期酸性烴類流體充注對粗亮晶方解石的膠結與壓溶作用均有一定的抑制作用，但古油藏裂解在溶蝕孔洞內殘余的儲層瀝青又對儲層產生了破壞作用，總體上該時期破壞性成巖作用大于建設性成巖作用[39]。

喜馬拉雅期川南地區(qū)整體發(fā)生構造抬升，早期方解石膠結物內形成裂紋，深部酸性地層水在裂縫沉淀形成發(fā)橙黃色陰極光的微晶方解石，與微晶方解石伴生有第四期天然氣充注，同期鹽水包裹體較少均一溫度大于170 ℃，該期天然氣為早期茅口組古油藏裂解氣運移調整再次成藏（圖4-e、圖7）。

圖7 川南地區(qū)中二疊統(tǒng)茅口組古流體演化過程圖

6 結論

1）川南地區(qū)茅口組沉積期以弱氧化海水環(huán)境為主，成巖期經歷“（準）同生—早成巖期混合水環(huán)境下的方解石膠結作用→表生期大氣淡水環(huán)境下的溶蝕作用→中—晚成巖期地層水環(huán)境下的方解石與白云石膠結、交代作用與酸性流體溶蝕作用”演化過程。沉積成巖過程是多種流體共同作用產物，流體來源包括海水、大氣淡水、烴類流體及深部（熱）流體。

2）峨眉地幔柱活動對茅口組流體與巖溶儲層演化具有多重影響：中二疊世地幔柱上升使茅口組遭受大規(guī)模剝蝕，并接受風化淋濾形成風化殼巖溶縫洞；早三疊世峨眉玄武巖噴發(fā)引起的異常熱事件不僅使志留系烴源巖成熟，原油沿斷裂向上充注至茅口組，還導致茅口組發(fā)生短暫白云石化作用。酸性烴類流體與白云化作用抑制碳酸鹽膠結物的充填，對茅口組儲層起到建設性作用。

3）川南地區(qū)茅口組發(fā)生多期油氣充注：中—晚三疊世下部層系天然氣充注至茅口組優(yōu)質巖溶儲層；早侏羅世—早白堊世茅口組古油藏裂解發(fā)生大量天然氣充注，同時深部埋藏環(huán)境粗亮晶方解石膠結與殘余瀝青阻塞儲集空間；至喜馬拉雅期構造斷裂作用再次改善儲集空間，早期天然氣調整運移至與斷裂相關的巖溶儲層再次充注成藏。