李 紅 王良軍 柳益群 曾 韜 張冬冬 李文厚周鼎武 楊 康 董楊坤 彭毅峰

1 西北大學地質學系/大陸動力學國家重點實驗室，陜西西安 710069 2 中國石化勘探分公司，四川成都 610041 3 山東科技大學地球科學與工程學院，山東青島 266590

四川盆地中二疊統(tǒng)茅口組白云巖儲集層一直是天然氣的熱點勘探領域，近年來屢獲高產氣藏，顯示出巨大的資源潛力。 然而，這套白云巖的成因機理歷來存在爭議，存在海水—淡水混合作用(張蔭本，1982； 陳明啟，1989)、 埋藏白云化作用(何幼斌和和馮增昭，1996)、 玄武巖風化淋濾作用(金振奎和馮增昭，1999)、 埋藏熱液作用(王運生和金以鐘，1997)、 構造熱液作用(劉樹根等，2008； 蔣裕強，2018)、 構造熱液與巖溶綜合作用(陳軒等，2012)及熱水沉積作用(李毅等，2013； 汪華等，2014)等多種觀點。 近年來，隨著相關研究的持續(xù)開展和逐步深入，構造熱液白云化作用逐漸成為茅口組白云巖成因的主流觀點。 根據野外露頭和鉆井巖心觀察，茅口組除發(fā)生構造熱液白云化作用外，其他類型的熱液活動也非常活躍，但關于熱液流體的類型、 起源及其對圍巖改造等方面的研究仍然相對薄弱，因此加強四川盆地茅口組熱液活動的綜合研究，有助于更好地評價和預測其對天然氣儲集層的影響。

圖 1 四川盆地斷裂分布及研究區(qū)地質簡圖(據殷積峰等，2013；略有修改)Fig.1 Fault distribution in Sichuan Basin and geological map of research area(modified from Yin et al.，2013)

1 區(qū)域地質背景

研究區(qū)位于四川盆地東部廣安至豐都一帶，構造位置屬于川東高陡褶皺帶，區(qū)內被數條北東—南西向斷裂與北西—南東向斷裂切割呈“棋盤格”狀(圖 1)。西界華鎣山基底斷裂呈北東—南西向，最早可能形成于晉寧期，后經加里東期至喜馬拉雅期等多期構造運動的改造，在古生代以張性活動為主，對川東沉積建造和構造變形具有明顯的控制作用(徐世榮和徐錦華，1986；周榮軍等，1997；王贊軍等，2018)。北西—南東向的15#斷裂也被認為具有基底斷裂屬性，在地震剖面上，它向下貫穿基底，具右行走滑性質，上部發(fā)育負花狀構造并消失于上二疊統(tǒng)。中二疊世末，與峨眉地幔柱噴發(fā)相關的巖漿活動引發(fā)中上揚子地臺產生廣泛張裂活動和差異抬升，區(qū)內基底斷裂被激活，為巖漿和熱液流體的運移提供了通道，例如，華鎣山構造軸部及川東高陡帶背斜有較多鉆井被多次報道發(fā)現玄武巖噴溢以及輝綠巖等淺層侵入巖體(童崇光，1992，2000；羅志立，2009；朱傳慶等，2010)。

研究區(qū)中二疊統(tǒng)自下至上包括棲霞組和茅口組，上二疊統(tǒng)包括吳家坪組(龍?zhí)督M)和長興組。茅口組與下伏棲霞組為整合接觸或局部平行不整合接觸，與上覆吳家坪組(龍?zhí)督M)為平行不整合接觸。茅口組發(fā)育遠離陸源的臺地或緩坡碳酸鹽巖，化石豐富，不含或僅在底部含少量黑色紋層狀泥質灰?guī)r和鈣質頁巖夾層，頂部可見數米厚的風化殼(圖 2)。根據區(qū)內茅口組巖性組合和測井曲線特征，自下而上將茅口組分為3段： 茅一段為紋層狀灰黑色泥質灰?guī)r夾中層生物碎屑灰?guī)r，俗稱“眼皮狀、眼球狀灰?guī)r”；茅二段以中層、厚層灰色生物碎屑灰?guī)r為主，暗色紋層明顯減少；茅三段為厚層、巨厚層白云巖、白云質灰?guī)r和生物碎屑灰?guī)r等(圖 2)。

圖 2 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液礦物分布特征對比Fig.2 Correlation of distribution of hydrothermal minerals of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

2 樣品采集及測試

本次研究涉及4條野外剖面和2口鉆井，4條剖面分別為廣安地區(qū)華鎣山二崖剖面和黃孔槽剖面、 豐都地區(qū)回龍場剖面和烏羊壩剖面，鉆井為FL8井(5490.3～5512.55im)和EY1井(4138.4～4149.9￣￣m)。 采集的樣品包括硅質團塊、 粗晶方解石脈、 白云石脈和玄武巖氣孔充填方解石。

樣品陰極發(fā)光、電子探針、原位微量和稀土元素、原位硫同位素、流體包裹體測溫等分析均在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。電子探針用于礦物主量元素分析，儀器由日本電子(JEOL)生產，型號為JXA-8230。激光原位微量、稀土元素分析依LA-ICP-MS方法執(zhí)行，實驗細節(jié)及實驗條件見Liu 等(2007)。黃鐵礦和閃鋅礦原位硫同位素分析采用激光剝蝕—多接收等離子體質譜(LA-MC-ICP-MS)分析方法，實驗細節(jié)及實驗條件見Bao等(2017)。流體包裹體測溫在兩面拋光薄片上進行，顯微冷熱臺型號為Linkam THMS600，溫度控制范圍為-196～600i℃，冷熱臺溫度穩(wěn)定性和測量精度為±0.1i℃。

3 熱液活動特征

茅口組熱液活動在野外表現為2大類： 第1類為硅質熱液活動，表現為硅質結核、團塊和薄層硅質巖，茅一段和茅三段常見；第2類為以碳酸鹽礦物為主的構造熱液活動，形成熱液方解石和白云石，它們充填在網狀的張性構造裂縫中或呈“雪片狀”團塊分散于圍巖中，偶爾有少量金屬硫化物(黃鐵礦、白鐵礦、閃鋅礦等)伴生，同時伴有圍巖不同程度的白云化作用，茅三段常見。構造熱液碳酸鹽脈不發(fā)育的層段，圍巖的白云化作用少見且微弱(圖 2)。

3.1 熱液活動分布特征

3.1.1 硅質熱液活動特征

野外踏勘發(fā)現，研究區(qū)東南部茅口組硅質熱液活動比西北部活躍。以豐都地區(qū)烏羊壩剖面為例，整個茅口組的硅質熱液活動都非常活躍，自下向上具有明顯規(guī)律： (1)茅口組下部見數層單層厚3～10icm的薄層硅質巖，夾于中—厚層泥晶灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r、白云質灰?guī)r之間；(2)向上迅速轉變?yōu)榇罅繑嗬m(xù)的、順層或穿層狀硅質結核分布較多的密集層(圖 2)，結核呈橢圓狀、拉長“蝌蚪狀”、不規(guī)則空心環(huán)狀等，其中空心環(huán)狀的環(huán)內巖性與圍巖一致(圖 3-A，3-B)，圍巖發(fā)生一定程度的白云化作用；(3)之上的熱液產物轉化為黑色硅質團塊與白色不規(guī)則狀碳酸鹽礦物團塊共存，呈“雪片狀”或“星點狀”零散分布于圍巖之中，同時圍巖白云化作用明顯增強，層面見“刀砍紋”(圖 3-C，3-D)；(4)再向上，硅質團塊逐漸消失，只剩下不規(guī)則的碳酸鹽礦物團塊，主要成分為粗晶方解石和白云石，厚約30im；(5)到了茅口組上部，又恢復為正常的中—厚層灰?guī)r，現代巖溶作用發(fā)育，常見順層溶洞；(6)在近茅口組頂部，硅質熱液礦物重現，但規(guī)模小得多，表現為先是數層黑色薄層硅質巖，隨后變?yōu)椤靶屈c狀”穿層發(fā)育的硅質團塊，與茅口組下部硅質熱液活動特點類似。

這種硅質→硅質+碳酸鹽→碳酸鹽→硅質的熱液活動規(guī)律在回龍場剖面也有充分體現。該剖面茅一段見薄層硅質巖和硅質結核，然后轉為硅質團塊與大量“雪片狀”碳酸鹽礦物團塊共存(圖 3-E，3-F)、圍巖強烈白云化作用，再向上硅質團塊、碳酸鹽團塊依次消失，直到茅三段頂部重又出現零星黑色硅質結核(圖 2)。在研究區(qū)西北部的廣安地區(qū)二崖剖面和黃孔槽剖面，硅質熱液活動則比較微弱，多分布于茅一段(圖 2)。

FL8井巖心觀察亦發(fā)現，茅口組硅質熱液活動主要表現為黑色硅質條帶、硅質團塊夾于碳酸鹽巖之中(圖 3-G)，硅質條帶單層厚2～3icm。除此之外，個別層段還出現微晶石英與方解石或白云石各占一定比例的混合沉積，這導致巖石非常堅硬致密。

3.1.2 以碳酸鹽礦物為主的熱液活動特征

以碳酸鹽礦物為主的熱液活動在全區(qū)都非?；钴S，表現為白色、淺黃色碳酸鹽團塊以及網狀、交織狀碳酸鹽脈，由粗晶方解石和白云石構成。此類熱液活動通常也伴隨著圍巖強烈的白云化作用。

在研究區(qū)東南部烏羊壩剖面和回龍場剖面茅三段中，見大量“雪片狀”不規(guī)則碳酸鹽團塊分布于圍巖中，野外特征非常明顯，即它們先與黑色硅質團塊伴生，后過渡為單獨的碳酸鹽團塊，且不同成分的熱液團塊之間有細脈溝通(圖 3-C，3-F)。受熱液活動影響，圍巖發(fā)生了白云化作用，形成厚約40im的細晶白云巖。

在研究區(qū)西北部二崖剖面、黃孔槽剖面和中部的FL8井區(qū)，熱液活動主要表現為茅三段內部發(fā)育凌亂的、交織狀的碳酸鹽脈(圖 3-G；圖 4-A，4-G)，大量不規(guī)則張性構造裂縫被粗晶白云石和方解石充填或半充填，偶爾伴生有黃鐵礦和閃鋅礦等。由于張性裂縫過于發(fā)育，圍巖被切割呈角礫狀構造(圖 4-D至4-G)，這是熱液活動的典型標志。同時，強烈的白云化作用使圍巖形成了厚度超過20im的中晶、細晶白云巖，這些白云巖巖性疏松，白云石晶間孔發(fā)育(圖 4-D，4-E，4-F)，顯著改善了圍巖的儲集性能。

此外，在華鎣山黃孔槽剖面還見到茅口組頂部、龍?zhí)督M下部雜色泥巖中侵入1套厚約50im的玄武巖體(圖 4-H)。該巖體呈深灰綠色、具粗玄結構、底部致密塊狀、頂部發(fā)育氣孔和杏仁構造(圖 4-I)，說明龍?zhí)对缙谘芯繀^(qū)發(fā)生過火山活動。

A—烏羊壩剖面，茅口組下部中、厚層灰?guī)r夾薄層硅質巖和硅質條帶； B—烏羊壩剖面，茅口組下部薄層硅質巖上方密集分布的順層、穿層狀(紅色箭頭所指)硅質結核(Si)，部分結核為空心狀； C—烏羊壩剖面，茅口組中部黑色硅質結核和白色不規(guī)則碳酸鹽礦物團塊，它們呈“雪片狀”分布于圍巖中； D—烏羊壩剖面，白色碳酸鹽團塊(Cal)和硅質結核(Si)，碳酸鹽團塊由粗晶方解石和白云石組成，圍巖發(fā)生白云化作用，可見“刀砍紋”發(fā)育； E—回龍場剖面，茅口組三段白色碳酸鹽團塊和黑色燧石結核(Si)，圍巖也發(fā)生了白云化作用，為細晶白云巖； F—回龍場剖面，茅三段白色碳酸鹽團塊和黑色硅質結核(Si)，硅質團塊被淺色碳酸鹽脈體切割呈角礫狀，細脈向上與白色碳酸鹽團塊溝通； G—FL8井，茅三段灰?guī)r中的薄層硅質巖(Si)，單層厚2～3icm，在5486～5510.75im，圍巖為深灰色細晶白云巖，見 大量白色、淺黃色粗晶方解石和白云石充填或半充填在交織狀構造裂縫中，殘留的裂縫孔隙是良好的天然氣賦存空間圖 3 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液礦物組合特征Fig.3 Features of hydrothermal mineral assemblages of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

A—華鎣山二崖剖面，茅口組，灰色碳酸鹽巖中見白色熱液碳酸鹽團塊和穿層的碳酸鹽脈； B—華鎣山黃孔槽剖面，茅口組，灰?guī)r內可見網狀、 交織狀白色碳酸鹽(方解石、 白云石均有)脈體； C—華鎣山二崖剖面，茅一段，灰?guī)r中的碳酸鹽脈體； D-F—華鎣山二崖剖面，茅三段，交織狀張性構造裂縫發(fā)育，充填或半充填熱液碳酸鹽礦物，脈體將圍巖切割呈角礫狀，圍巖為細晶白云巖，晶間孔發(fā)育，與半充填的張開裂縫一起形成了有效的天然氣儲集空間； G—華鎣山黃孔槽剖面，茅三段，白云質灰?guī)r內網狀碳酸鹽脈； H—華鎣山黃孔槽剖面，侵入到茅口組 頂部和龍?zhí)督M下部的深灰綠色玄武巖，與圍巖呈明顯的侵入接觸關系，左上角灰黃色為茅口組風化殼； I—黃孔槽剖面，玄武巖氣孔發(fā)育圖 4 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組碳酸鹽脈和玄武巖脈特征Fig.4 Features of carbonate veins and basalt vein of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

3.2 熱液活動的巖石學特征及礦物組合

3.2.1 與熱液成因有關的結構構造

熱液流體沿著斷裂系統(tǒng)或不整合面向上運移，遇到上覆隔擋層會沿著構造薄弱的地方流動，并在此過程中形成一些與熱液成因有關的巖石組構，這些特殊的結構構造可以指示熱液活動的痕跡。

1)不規(guī)則網狀張性破裂縫。研究區(qū)茅三段熱液活動層段的裂縫系統(tǒng)異常發(fā)育，見大量雜亂、交織、不規(guī)則狀張性構造破裂縫，網狀裂縫通常被粗晶方解石、白云石充填或半充填，形成構造熱液脈體(圖 4-A，4-B，4-G)。同時，構造熱液脈的發(fā)育與圍巖的白云化作用密切相關，白云化作用改造后的圍巖以細晶、中晶白云巖為主，白云石的霧心亮邊和晶間孔較為發(fā)育，與半充填的張裂縫一起有效改善了儲集層物性，形成研究區(qū)最具潛力的天然氣儲集層(圖 4-D)。

2)角礫狀構造。角礫狀構造在熱液白云巖儲集層中非常普遍(Davies and Smith Jr，2006)，常與斷裂和裂縫系統(tǒng)伴生。在構造破裂的基礎上，深部流體上涌產生的水力壓裂作用可進一步擴大裂縫的規(guī)模(李先福等，2001；Katzetal.，2006；潘文慶等，2013)。研究區(qū)茅口組張性構造裂縫大量發(fā)育，將圍巖切割成大小不一的角礫狀，礫石成分為細晶、中晶白云巖，角礫間充填熱液白云石和方解石(圖 4-D，4-E，4-F)。

3.2.2 熱液礦物組合特征

Stoffregen(1987)和Inoue(1995)曾提出，由于礦物成因具有多解性，以某種礦物來反映該地區(qū)的熱液流體活動是不夠準確的，但礦物組合可以相對客觀地反映熱液活動特征。通過野外和室內鏡下觀察，認為研究區(qū)茅口組熱液活動相關礦物主要包括微晶石英、方解石、白云石、黃鐵礦、閃鋅礦和白鐵礦等，它們共形成4種礦物組合。

1)微晶石英+碳酸鹽礦物組合。這是研究區(qū)常見的礦物組合之一，為硅質巖的主要礦物成分，由微晶石英和少量白云石或方解石組成(圖 5-A，5-B)。微晶石英和碳酸鹽礦物含量的比例時有變化，若微晶石英含量超過50%，常構成含灰硅質巖或含云硅質巖；當碳酸鹽礦物含量超過50%時，則形成硅質白云巖或硅質灰?guī)r。若含白云石，則白云石多以細晶為主，呈自形的菱形晶散落于微晶石英中，化石非常稀少(圖 5-A)。鏡下觀察還發(fā)現一些硅質結核中除微晶石英外，還有硅化或部分硅化的化石碎片，包括底棲有孔蟲、雙殼類、腕足類、介形類等，其與圍巖(生物碎屑灰?guī)r)的化石類型一致，且化石殼體和內部常有殘余方解石(圖 5-B)，表明硅質結核可能形成于沉積期后或成巖期。

2)硫化物組合。此類組合僅見于鉆井樣品，包括黃鐵礦、白鐵礦、閃鋅礦等，以黃鐵礦最為常見，作為膠結物充填于細晶白云石粒間(圖 5-C，5-D)。此類白云石的自形程度常好于其他層段，以自形—半自形為主，表明以硫化物為主的低溫熱液活動有助于調整圍巖中白云石的晶形。

3)碳酸鹽礦物+硫化物組合。此類組合也僅見于鉆井樣品，主要分布于張性構造裂縫的脈體中，包括白云石、方解石、黃鐵礦和閃鋅礦。碳酸鹽礦物晶體粗大，可達厘米級，其中白云石分布在裂縫壁兩側，發(fā)育彎曲晶面和解理、霧心亮邊、鞍狀雙晶等，而方解石常充填在裂縫中間，無色透明，菱形解理和聚片雙晶發(fā)育。碳酸鹽礦物的產狀表明，裂縫中方解石的形成晚于白云石。硫化物含量很低，閃鋅礦與黃鐵礦具有密切的共生關系(圖 5-E，5-F)，很少單獨產出，其中閃鋅礦鏡下為褐綠色，發(fā)育1組或2組解理，常見于低溫熱液成因礦床。

A—烏羊壩剖面，茅口組，含云硅質巖，與“雪片狀”碳酸鹽團塊共生，由微晶石英(Si)和白云石(Dol)組成，白云石呈自形晶，單偏光； B—豐都回龍場剖面，茅口組，含灰硅質結核，由微晶石英和方解石組成，含大量部分硅化的生物化石，包括底棲有孔蟲、 介形蟲、 雙殼類等，單偏光； C—FL8井，茅三段，5490.03im，黃鐵礦+白云石組合，細晶白云石(Dol)粒間充填黑色黃鐵礦(Pyr)，單偏光； D—FL8井，茅三段，5490.03im，與照片C同視域，反射光照片，黃鐵礦呈亮黃色； E—FL8井，茅三段，5490.03im，粗晶白云石(Dol)+粗晶方解石(Cal)+黃鐵礦 (Pyr)+閃鋅礦(Sph)組合充填在裂縫中，藍色為殘余裂縫孔隙，單偏光； F—FL8井，茅三段，5490.03im，與照片E同視域，反射光照片圖 5 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液礦物組合Fig.5 Hydrothermal mineral assemblages of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

4)碳酸鹽礦物組合。這是研究區(qū)茅口組最普遍、含量最高的熱液礦物組合，構成“雪片狀”碳酸鹽團塊和張性裂縫充填物，礦物成分主要為粗晶、巨晶方解石和白云石。鏡下特征與第3類熱液礦物組合中的碳酸鹽礦物一致，白云石呈粗晶、鞍狀雙晶發(fā)育，分布在裂縫壁兩側或孔洞壁，是從富鎂熱液流體中結晶的產物，具有典型構造熱液白云石的特征(圖 6-A至6-E)。方解石分布在裂縫或孔洞中間(圖 6-A，6-C，6-D)，形成時間晚于白云石，反映其沉淀時流體中Mg2+已經基本耗盡。陰極發(fā)光照片中，白云石呈暗褐色光到橙紅色光，隱約可見環(huán)帶，方解石則為暗褐色光甚至不發(fā)光(圖 6-D)。有些裂縫僅部分充填礦物，殘余的縫、洞內見有機質或瀝青(圖 6-B，6-F)，裂縫、孔、洞之間互相溝通，使圍巖的儲集性能得到很大改善。

4 熱液礦物的地球化學特征

4.1 主量元素特征

4.1.1 硅質巖主量元素特征

電子探針分析表明，研究區(qū)茅口組硅質團塊除含SiO2外，還相對富Sr、Al，貧Ti、K、P、Cr、Ni，且Mn、Fe、Ca、Mg含量變化幅度大(表 1)。其中，SiO2含量為95.724%～99.979%，平均98.60%；Al2O3的含量介于0.010%～0.416%之間，平均為0.17%；SrO的含量介于0.205%～0.339%之間，平均0.28%。硅質巖Al-Fe-Mn三端元圖(圖 7-A)中，硅質巖數據非常分散，僅少數位于熱水沉積區(qū)，很多位于非熱水區(qū)及空白區(qū)域。SiO2與Al2O3、CaO及FeO等的相關性較差(圖 7-B，7-C，7-D)，僅鉆井樣品和回龍場剖面樣品的數據點相對集中，二崖剖面的數據非常零散，暗示硅質熱液的來源復雜。

4.1.2 硫化物主量元素特征

電子探針分析表明，黃鐵礦中硫含量介于51.215%～55.502%之間，平均值為53.89%，略高于黃鐵礦中硫的標準計量(53.45%)；Fe含量介于46.058%～46.879%之間，平均46.39%，略低于黃鐵礦中Fe的標準質量分數(46.55%)。此外，黃鐵礦還含有少量Se、Zn、Au等，Pb、As、Ni的含量很低且分布不均勻(表 2)。

A—二崖剖面，茅三段，熱液碳酸鹽脈，由粗晶白云石(Dol)和方解石(Cal)組成，方解石呈淺紅色，白云石不染色，鑄體染色薄片；B—二崖剖面，茅三段，粗晶熱液白云石脈，發(fā)育鞍狀雙晶(SD)，藍色部分為孔隙，鑄體薄片；C—FL8井，茅三段，5492.3im，熱液白云石和方解石脈，白云石呈黃褐色，具鞍狀雙晶和彎曲晶面，方解石透明潔凈；D—FL8井，與照片C同視域，熱液白云石發(fā)暗褐色至暗橙色光，方解石呈暗褐色，陰極發(fā)光；E—回龍場剖面，茅三段，“雪片狀”碳酸鹽團塊，白云石發(fā)育鞍狀雙晶(SD)，紅色為方解石(Cal)，鑄體染色薄片；F—二崖剖面，茅三段，網狀張裂縫發(fā)育，部分充填方解石(紅色)，殘留縫(藍色)改善了圍巖的儲集性能， 鑄體染色薄片。除D為陰極發(fā)光外，其他照片均為單偏光圖 6 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液碳酸鹽礦物組合顯微特征Fig.6 Microscopic characteristics of hydrothermal carbonate mineral assemblages of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

表 1 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組硅質團塊的電子探針主量元素分析(wt%)Table1 Main elements of EPMA of cherts of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin(wt%)

閃鋅礦中硫含量介于32.600%～33.851%之間，平均33.34%，也略高于閃鋅礦中硫的標準計量(32.89%)；Zn含量介于58.107%～61.957%之間，平均60.24%。閃鋅礦還表現出富Fe(4.239%～8.547%，平均6.28%)和貧Pb、Se、As的特點，并含有少量Au、Cu和Ni(表 2)。

A—硅質團塊的Al-Fe-Mn三角圖(底圖來自Adachi et al.，1986)；B—硅質團塊SiO2與Al2O3含量相關圖；C—硅質團塊SiO2與CaO含量相關圖；D—硅質團塊SiO2與FeO含量相關圖圖 7 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組硅質團塊主量元素之間的關系Fig.7 Correlation among main elements of cherts of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

表 2 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組FL8井硫化物電子探針主量元素分析(wt%)Table2 Major element concentrations of sulfides of the middle Permian Maokou Formation from Well FL8 of eastern Sichuan Basin(wt%)

表 3 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液碳酸鹽礦物電子探針主量元素分析(wt%)Table3 Major element concentrations of hydrothermal carbonate minerals of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin(wt%)

A—白云石脈和白云石團塊CaO與MgO關系圖，白云石CaO標準計量為30.39%，MgO標準計量為21.87%；B—熱液碳酸鹽礦物CaO與SrO含量關系圖；C—熱液碳酸鹽礦物CaO與MnO含量關系圖；D—熱液碳酸鹽礦物CaO與FeO含量關系圖圖 8 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液碳酸鹽礦物主量元素之間的關系Fig.8 Correlation among main elements of hydrothermal carbonate minerals of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

A—黃鐵礦稀土元素分布圖(球粒隕石標準化，據Sun和McDonough，1989)；B—黃鐵礦微量元素分布圖(原始地幔標準化，據Sun和McDonough，1989)；C—熱液碳酸鹽礦物稀土元素REE+Y分布圖(北美頁巖標準化，據Gromet 等，1984)；D—熱液碳酸鹽礦物 微量元素分布圖(北美頁巖標準化，據Gromet等，1984)圖 9 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液礦物稀土配分曲線和微量元素蛛網圖Fig.9 Trace elements cobweb diagram and REE distribution patterns of hydrothermal minerals of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

表 5 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液碳酸鹽礦物微量元素和稀土元素含量(μg/g)Table5 Trace and rare earth elements content of hydrothermal carbonate minerals of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin(μg/g)

4.1.3 熱液碳酸鹽礦物主量元素特征

電子探針分析表明，研究區(qū)白云石脈和“雪片狀”白云石團塊中CaO含量介于29.853%～33.369%之間、平均32.08%，MgO含量介于20.680%～22.292%之間、平均21.82%，均持平或略高于白云石標準計量(CaO=30.39%，MgO=21.87%，表 3，圖 8-A)。脈白云石有序度介于0.65～1.0之間，平均0.75，總體為中等偏高，個別樣品中白云石完全有序。

熱液方解石和玄武巖氣孔充填方解石的CaO含量介于57.311%～64.473%之間，平均60.92%，也高于標準計量(56%)。 熱液白云石具有貧Si、 Al、 Fe、 Mn、 P、 Ti、 Ni等特征(表 3)，SrO含量變化幅度大，且低于黃孔槽剖面玄武巖氣孔充填方解石SrO含量(圖 8-B)。 值得注意的是，黃孔槽剖面玄武巖氣孔充填方解石的MnO、 FeO含量明顯高于茅口組熱液方解石和白云石(圖 8-C，8-D)。

4.2 微量元素及稀土元素特征

4.2.1 硫化物的微量元素和稀土元素特征

激光原位分析表明，鉆井樣品中黃鐵礦和閃鋅礦的主量、微量和稀土元素的豐度和類型均有很大差異，黃鐵礦中元素的種類和豐度遠高于閃鋅礦。

研究區(qū)茅口組閃鋅礦中，Si(平均376.11 μg/g)、Cu(平均102.78 μg/g)、Ge(平均124.70 μg/g)、Cd(平均1434.91 μg/g)的含量相對較高，其他大多數微量元素含量均很低。絕大多數稀土元素含量都低于檢測下限，稀土元素總量為0.01 μg/g(表 4)。

4.2.2 熱液碳酸鹽礦物微量元素和稀土元素特征

碳酸鹽礦物北美頁巖標準化的稀土元素配分曲線較為平坦且微弱右傾，輕、重稀土元素分餾不明顯(圖 9-C)，Y具明顯的正異常。北美頁巖標準化的微量元素曲線圖則顯示出相對富U和Sr、貧Ti的特征(圖 9-D)。

4.3 硫化物的硫同位素組成

研究區(qū)與熱液碳酸鹽脈共生的含硫礦物以黃鐵礦和閃鋅礦為主，未見硫酸鹽礦物。FL8井黃鐵礦原位硫同位素δ34Sv-CDT值介于-3.91‰～-4.48‰之間，閃鋅礦原位硫同位素δ34Sv-CDT值介于-5.2‰～-6.87‰之間?，F代大洋中脊附近熱液型硫化物中硫的來源大致有3個(Seal，2006): (1)來自于圍巖的淋濾作用，圍巖既包括巖漿巖也包括沉積物；(2)來自于亞鐵硅酸鹽和氧化物的相互作用，或與有機質相互作用而產生的海水硫酸鹽熱化學還原作用；(3)來自于細菌硫酸鹽還原作用形成的沉積物中硫化物的淋濾作用。每一類來源均有獨特的硫同位素組成，與洋中脊玄武巖有關的δ34S 平均值大致為-0.7‰±0.8‰(Sakaietal.，1984)，現代海水通過與磁鐵礦之間的熱化學還原作用可產生δ34S 高達15‰的H2S(Janecky and Shanks，1988)，而與細菌硫酸鹽還原反應的生物成因硫化物則常具有較大的同位素分餾效應，并且產生異常負偏的δ34S(Seal，2006)。研究區(qū)黃鐵礦和閃鋅礦硫同位素與基性火山巖的硫同位素相比略微偏負，且變化幅度不大，推測硫同位素組成有混源的可能。一方面，硫同位素靠近基性巖漿巖中硫化物的同位素值，表明其形成時受到了基性巖漿巖(很可能與峨眉玄武巖的活動有關)中硫化物的影響；另一方面，硫同位素的略微負偏還說明微生物硫酸鹽還原作用也可能參與了熱液脈中硫化物的形成。

A—回龍場剖面茅口組硅質(微晶石英)團塊中的氣—液兩相流體包裹體(箭頭)；B—二崖剖面茅口組白云石脈中的氣—液兩相流體包裹體(箭頭)；C—回龍場剖面茅口組方解石脈中的氣—液兩相流體包裹體(箭頭)；D—硅質團塊、熱液白云石脈、熱液方解石脈和團塊 中流體包裹體均一溫度直方圖；E—熱液白云石脈與熱液方解石中流體包裹體均一溫度與Na含量關系圖圖 10 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液礦物中流體包裹體特征及均一溫度Fig.10 Fluid inclusions in hydrothermal minerals and diagram of homogenization temperatures of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

圖 11 四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組熱液活動模式簡圖Fig.11 Sketch diagram of hydrothermal activities of the middle Permian Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

4.4 流體包裹體特征

從碳酸鹽礦物流體包裹體均一溫度與碳酸鹽礦物Na含量變化的相關性來看(圖 10-E)，方解石脈的Na含量很低，而白云石脈中Na含量相對略高。隨著方解石脈中流體包裹體均一溫度升高，Na含量有逐漸降低的趨勢，呈現出淡水方解石的特征。然而，對于白云石脈而言，隨著均一溫度的升高，Na含量卻有逐漸增加的趨勢，而且不同白云石脈中Na元素豐度可以出現數量級般的差異(表 5)，說明白云石在形成過程中需要較高的鹽度條件，但是高鹽度并不是其形成的必要條件。包裹體均一溫度與碳酸鹽礦物稀土元素Eu/Eu*值的正異常(圖 9-C)、閃鋅礦微量元素含量和比值所反映出的溫度條件基本一致，可以作為研究區(qū)發(fā)生熱液流體活動最有利的直接證據。

5 討論

5.1 熱液活動期次

華鎣山黃孔槽剖面龍?zhí)督M底部的玄武巖體在噴發(fā)時間和構造背景上與峨眉地幔柱有成因聯系，巖體規(guī)模不大，分布零星，是裂隙式噴發(fā)的產物(圖 4-H)，可見茅口組的熱液活動屬于與斷裂、巖漿活動有關的熱液體系。峨眉地幔柱活動期，研究區(qū)基底斷裂再次活化，在茅口組內部產生大量張性構造裂縫，為流體運移提供了有效通道，因此，張性和走滑斷層活動引發(fā)的構造破裂作用是熱液活動產生的先決條件。隨著巖漿相關熱液和淺層地下水的涌入，裂縫內發(fā)生流體與圍巖之間的水—巖反應和物質交換，導致礦物沉淀及圍巖的白云化作用。研究區(qū)茅口組自下而上豐富的熱液礦物組合類型，表明熱液活動具有幕式特征(圖 11)。

根據野外觀察，茅口組沉積時期熱液活動大致有3期，早期和晚期以硅質熱液活動為主，兩者之間是以碳酸鹽礦物為主的熱液活動。野外剖面中首先看到硅質巖和硅質團塊的密集發(fā)育，然后過渡為硅質團塊與“雪片狀”碳酸鹽團塊共存、熱液碳酸鹽團塊，最后復又轉為硅質團塊。而且，硅質巖除了順層發(fā)育外，還形成大量穿層的硅質結核和不規(guī)則團塊，其很可能保留了當時的熱液活動狀態(tài)(圖 3-B，3-D)。這種獨特形態(tài)與周新平等(2012)報道的四川盆地北部旺蒼雙匯地區(qū)吳家坪組“下滲”狀熱水硅質團塊非常相似。當硅質團塊與碳酸鹽團塊共存時，硅質團塊往往被碳酸鹽脈切割成角礫狀，碳酸鹽脈向上延伸與“雪片狀”碳酸鹽團塊溝通(圖 3-H)，也說明硅質熱液活動略早于以碳酸鹽為主的熱液活動。鏡下觀察可見，部分含化石硅質結核中化石鈣質殼體被微晶石英交代，說明硅質熱液活動晚于圍巖沉積物和化石的形成。據此，推測研究區(qū)茅口組熱液活動發(fā)生于茅口組沉積期后不久，其中碳酸鹽型熱液活動總體上晚于硅質熱液活動。

野外和鏡下也見到茅口組內部網狀縱橫交錯的張性熱液碳酸鹽脈常被壓溶縫合線切割，說明張性構造裂縫的產生和礦物的充填早于埋藏成巖期的壓溶作用。脈體充填礦物成分也有明顯期次，具鞍狀雙晶的熱液白云石形成早，分布在裂縫壁兩側，而脈體中間的亮晶方解石形成較晚。此外，熱液碳酸鹽脈大量發(fā)育的層段圍巖有明顯的白云化作用，白云石的晶間孔和半充填碳酸鹽脈中的殘余孔隙顯著提高了圍巖的儲集性能，這是茅口組白云巖儲集層形成的主要原因。

5.2 熱液活動的物質來源

一般而言，硅質巖SiO2來源主要有3個，分別是生物來源、陸源富硅沉積物及洋底火山熱液(Adachietal.，1986)。研究區(qū)硅質團塊中Al-Fe-Mn三角圖上的樣品點分布非常零散，僅少數落在洋底熱水沉積硅質巖區(qū)，很多樣品的SiO2落在非熱水沉積區(qū)及空白區(qū)，并表現出高Al特點(圖 7-A)，反映硅質來源除了有深部火山熱液之外，更多的還是陸源硅的參與。同時，SiO2與Al2O3、CaO、FeO等的相關圖(圖 7-B至7-D)也顯示出相同特征，說明硅質來源具有多源性特征。這種硅質來源的多樣性與林良彪等(2010)報道的重慶石柱地區(qū)茅口組熱水沉積黑色薄層硅質巖的SiO2來源有一定的相似性。研究區(qū)中、晚二疊世總體處于相對淺水碳酸鹽巖臺地、緩坡及海陸交互環(huán)境，并非典型的洋底擴張中心高熱環(huán)境，因此富硅熱液進入茅口組之前，流體很可能先沿著斷裂和裂縫與途經圍巖進行物質成分交換，下伏地層陸源沉積物中SiO2淋濾溶出后與熱液硅混合在一起，從而使茅口組硅質巖的化學成分呈現出混源特征(圖 11)。

火山巖氣孔充填物常被認為是流體(大氣水、地層水、成巖流體等)與原巖發(fā)生水—巖反應的產物(劉萬洙等，2010；候明才等，2013)，其成分常攜帶原巖信息。將黃孔槽剖面玄武巖氣孔內充填的方解石與茅口組熱液方解石、白云石相比，發(fā)現主量元素和微量元素既有差異，也有共性，具體表現為： (1)玄武巖氣孔充填方解石的MnO、FeO含量明顯高于后者。當流體與玄武巖發(fā)生水—巖反應后，富含Mn、Fe、Mg、Ca等離子的流體會被帶出原巖，Mn、Fe的遷移能力弱于Mg、Ca等活動性離子，當它們達到過飽和時，會優(yōu)先沉淀在臨近的氣孔中，因此氣孔方解石的Mn、Fe含量明顯高于脈體中充填的碳酸鹽礦物； (2)3類礦物CaO含量均高于標準計量，反映出源區(qū)的富鈣特征。研究區(qū)下伏石炭系和中下二疊統(tǒng)發(fā)育厚層海相石灰?guī)r和白云質灰?guī)r，當熱液流體或淺層地下水沿著裂縫系統(tǒng)上涌或下滲時，水—巖反應可以使下伏圍巖中Ca、Mg等活動性離子在淋濾作用下溶出，使流體表現出富鈣特征； (3)3類碳酸鹽礦物的微量元素均有相對富U和Sr、貧Ti等特征，表明流體成分有成因聯系； 熱液碳酸鹽礦物Ce/Ce*明顯負異常，Eu/Eu*以正異常為主，表明礦物形成于富氧較高溫環(huán)境； (4)熱液碳酸鹽礦物稀土元素總量很低，方解石脈Na豐度很低，具淡水方解石的特點，可能有以大氣降水為主的淺層地下水參與； (5)3類碳酸鹽礦物均呈現明顯Y正異常。Y與稀土元素Ho的地球化學性質相似，但是在水溶液中，Ho吸附于懸浮微粒的能力是Y的2倍，因此，遠離陸源物質影響的海水Y/Ho值通常大于44，而太古代頁巖Y/Ho值約為27(Bau 和 Dulski，1995)。研究區(qū)3類碳酸鹽礦物Y/Ho值介于31～90之間，平均58，表明熱液流體相對潔凈，缺乏懸浮組分； (6)與碳酸鹽脈共生的硫化物硫同位素顯示出硫源受到微生物和基性巖漿巖的共同影響。由此可見，研究區(qū)以碳酸鹽礦物為主的熱液流體也有混源特征，熱液流體不僅與峨眉山地幔柱巖漿活動有一定關系，還有富鈣淺層地下水的參與。

6 結論

1)四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組存在豐富的熱液流體活動，表現為薄層硅質巖、硅質團塊和交織狀碳酸鹽脈或“雪片狀”碳酸鹽團塊2大類，有時可伴生少量金屬硫化物。熱液活動具有期次性，穿層狀硅質結核和團塊的首次出現常指示熱液活動的開始，中期為碳酸鹽型熱液活動，晚期再次轉為硅質熱液活動。熱液活動發(fā)生在茅口組沉積后不久，早于埋藏成巖期壓溶作用。

2)茅口組內大量的張性構造裂縫為熱液活動提供了通道。構造破裂作用和以碳酸鹽為主的熱液活動，對圍巖的白云化作用以及縫、洞、晶間孔的產生起到了建設性作用，有效改善了白云巖儲集層的物性。

3)硅質巖、碳酸鹽礦物和硫化物的地球化學特征表明熱液具有混源特征。硅質熱液的SiO2組成既有熱液硅也有陸源硅，黃鐵礦、閃鋅礦的硫源受到了微生物和基性巖漿巖的共同影響，而以碳酸鹽礦物為主的熱液流體除了包含火山活動相關流體外，還有富鈣地下水的參與。

4)閃鋅礦的微量元素含量和比值反映了其形成于中溫熱液條件下；碳酸鹽脈Eu/Eu*介于0.79～5.34之間，硅質巖和碳酸鹽流體包裹體均一溫度變化于54.7～294.3i℃之間，都反映了寬泛的形成溫度，表明裂縫中流體微環(huán)境的物理性質是動態(tài)變化的，也可能是不同源區(qū)流體的起源位置及混合程度的差異造成的。

致謝衷心感謝2位匿名審稿專家提出的寶貴建議和修改意見。論文的野外和室內工作還得到了潘磊工程師、李讓彬工程師、王慶波工程師、翟立國碩士、楊文強博士、陳開運博士和弓化棟工程師的支持和協助，在此謹致謝忱。