基于原位溶蝕模擬實驗的四川盆地二疊系棲霞組-茅口組白云巖孔隙演化

劉詩琦,陳森然,劉 波,石開波,劉鈺洋,鄭浩夫,羅清清

(1.北京大學 地球與空間科學學院,北京 100871; 2.北京大學 石油與天然氣研究中心,北京 100871;3.中國石油 勘探開發研究院，北京 100083; 4.重慶交通大學 河海學院，重慶 400074)

深層-超深層碳酸鹽巖是油氣勘探研究的熱點領域，埋深超過5 km的碳酸鹽巖儲層成因一直存在爭議。根據不同深度的碳酸鹽巖孔隙統計分析指出，由于強烈的壓實、壓溶和膠結作用，碳酸鹽巖的孔隙度隨埋藏深度增加而逐漸減少，遞減速率約為(1%～3%)/km[1-2]，在埋深超過5 km時，很難形成優質儲層。另一些學者針對5 km以下依然鉆遇優質儲層的事實，提出深埋條件下碳酸鹽巖通過溶蝕形成儲集空間的觀點，即所謂的“深埋溶蝕”[3-6]。

對于“深埋溶蝕”是否存在以及發生的機理同樣存在不同觀點。沉積物從成巖到深埋藏，是沉積巖中成巖流體逐步趨于封閉的過程，流體通量及其循環的動力學條件難以滿足形成規模儲集空間所需[7-12]，因此不少學者認為深埋條件下難以新增大量有效孔隙，而是以早期孔隙的 “調整或轉移”為主。

針對“深埋溶蝕”地質過程和物理化學機理的認識曾開展了一系列理論計算和實驗模擬研究。理論方面主要是Plummer(1978)提出了控制碳酸鹽巖溶蝕動力學機制的3個過程并總結為PWP方程[13]，且固液界面間的擴散邊界層概念(DBL-Diffusion Boundary Layer)廣為接受[14]。目前國內外開展的碳酸鹽巖溶蝕模擬實驗研究，多以動力學實驗為主，探討的是溶蝕作用發生的速率問題。從實驗原理上看，化學熱力學探討的是溶蝕作用能否發生，及反應發生的趨勢和方向。前期的封閉體系下的水熱金剛石壓腔模擬實驗，從熱力學的角度揭示了在長期穩定的深埋封閉體系中，碳酸鹽巖趨于沉淀[15]。但實際地質條件并非一成不變的，在埋藏過程中封閉體系會由于構造-流體活動發生階段性的開放，因此需要開展更貼合實際地質條件的水熱金剛石壓腔模擬實驗。至于溶蝕速率等動力學問題，則需要在熱力學的基礎和前提之上進行討論。

1 實驗裝置

碳酸鹽巖原位溶蝕模擬實驗裝置采用高溫高壓水熱金剛石壓腔(Hydrothermal Diamond Anvil Cell，HDAC)(圖1)，結合激光共聚焦顯微拉曼光譜儀實現碳酸鹽巖-流體相互作用的原位觀察檢測[25]。本研究前期利用水熱金剛石壓腔進行了一系列原位模擬實驗[26-28]，揭示了碳酸鹽巖在穩定的深埋藏封閉體系下趨于有限沉淀而非溶蝕的熱力學規律。由于金剛石壓腔對封閉性的要求較高，因此往往一經封閉就無法再向內部注入任何流體實現物質交換。本次實驗主要是實現了封閉腔體內流體性質的原位轉換，因此在實驗操作上相較前期的水熱金剛石壓腔裝置，針對錸片進行了精細拋光，以防止樣品腔內流體泄露，通過加熱固定于墊片周圍的鉑金加熱絲控制溫度，從而實現對樣品腔的均勻加熱。實驗壓力的標定主要通過石英的464 cm-1拉曼峰波數在溫度壓力下的相對位移來確定[29]。

圖1 水熱金剛石壓腔實驗裝置示意圖(修改自張單明等，2015[28])Fig.1 Schematic diagram of Hydrothermal Diamond Anvil Cell (modified from Zhang et al.,2015[28])a.實驗裝置示意圖；b.壓腔結構示意圖；c.壓機實物圖

碳酸鹽巖原位溶蝕模擬實驗的結果觀察與檢測主要是通過激光顯微共聚焦拉曼光譜儀來實現，通過顯微鏡進行實時原位顯微圖像觀察和采集，通過拉曼光譜分析對溶液中各種離子相對濃度進行實時、原位檢測，進而得到溶蝕-沉淀量變化。

(1)

2CH3COO-+Ca2++ H2O+CO2

(2)

2 實驗樣品

碳酸鹽巖主要以方解石和白云石為主，為了排除碳酸鹽巖組構等其他因素的影響，模擬碳酸鹽巖隨埋深增加水-巖反應的溶蝕(沉淀)趨勢，首先選取碳酸鹽標準礦物白云石作為固體礦物實驗樣品。在標準礦物實驗基礎上，選擇四川盆地西南及西北地區二疊系棲霞組-茅口組樣品作為巖石實驗樣品(圖2)，樣品信息見表1。

圖2 四川盆地實驗樣品的剖面位置Fig.2 Sampling locations in the Sichuan Basin

表1 標準礦物及四川盆地棲霞組-茅口組原位模擬實驗設計Table 1 Design table for in-situ simulation experiment of standard minerals and dolomite samples from the Qixia-Maokou Formations,Sichuan Basin

四川盆地中二疊統主要包括棲霞組(P2q)和茅口組(P2m)。棲霞組沉積時期，盆地西部為碳酸鹽巖臺地環境[30]，棲一段巖石類型主要為粉細晶白云巖，少量泥晶灰巖；白云巖主要發育在棲霞組二段，多為粉細晶-中粗晶白云巖夾少量頁巖，分布在川西和川南地區，可見溶孔、溶洞和晶間孔。茅口組沉積時期，四川盆地為淺海鑲邊碳酸鹽巖臺地[31-32]。自下到上主要為泥晶灰巖-生屑灰巖-燧石結核，以及條帶的生屑灰巖和生屑泥晶灰巖[33]。茅口組白云巖主要發育在茅口組二段及三段，分布在川西南地區，中粗晶白云巖和泥晶灰巖中部分可見鞍形白云石，部分充填晶洞，鞍形白云石表面發育大量微裂隙。本次實驗樣品主要為白云巖樣品，西北鄉剖面樣品XBX-1-2為棲霞組粉晶白云巖(圖3a)，晶間孔發育，部分被方解石充填；張村剖面樣品ZC-6為茅口組殘余顆粒細-中晶白云巖(圖3b)，白云石表面較臟，可見殘余顆粒影像，并見殘留棘屑，推測原始顆粒以生屑為主，孔隙不發育；新基姑剖面樣品 XJG-5為棲霞組中-粗晶白云巖(圖3c)，白云石發生部分重結晶，且整體發育晶間孔，孔隙邊緣內壁可見瀝青充填；落木河剖面樣品LMH-1為棲霞組含殘余生屑灰質粉晶白云巖(圖3d)，有部分殘余生屑未發生白云巖化，孔隙不發育。

圖3 四川盆地二疊系白云巖樣品顯微鏡下特征Fig.3 Microscopic characteristics of the Permian dolomite samples from the Sichuan Basina.粉晶白云巖，樣品XBX-1-2，西北鄉剖面，P1q；b.殘余顆粒白云巖，樣品ZC-6，張村剖面，P1m；c.中粗晶白云巖，樣品XJG-5，新基姑剖面，P1q；d.殘余生屑灰質粉晶白云巖，樣品LMH-1，落木河剖面，P1q

樣品處理方面，由于金剛石臺面大小在1 000 μm左右，樣品腔直徑在500 μm左右，因此樣品需粉碎至75～150 μm，選取形狀規則、棱角分明的礦物和巖石樣品，對表面雜質和浮塵進行去離子水超聲清洗和烘干后在40倍體視顯微鏡下進行裝樣。

3 實驗條件及過程

沉積物從沉積到埋藏的過程經歷了成巖環境的變化，對于開放成巖環境(開放體系)和封閉成巖環境(封閉體系)并沒有嚴格的界定，一般認為體系與外界有一定的物質交換，尤其是有流體交換的持續過程就是屬于開放體系[34]。而埋藏過程中，若無斷裂與烴類充注的影響，則主要是穩定的封閉體系。四川盆地中二疊統白云巖經歷了準同生期白云石化作用、近地表大氣淡水溶蝕作用、埋藏期壓實壓溶作用、原油充注與天然氣的多期充注作用。根據前人地球化學以及埋藏史研究認為，川西南地區二疊系古地溫梯度并不高，約為23.94 ℃/km[35],而且二疊系流體包裹體均一溫度普遍集中在在90.00～130.00 ℃[36]，因此針對礦物及巖石樣品，取古地溫梯度為20.00 ℃/km。根據地表平均氣溫20.00 ℃，二疊系最大埋深約7～8 km，地層埋藏溫度最高設置為約200.00 ℃。實驗壓力參考川西南二疊系局部異常高壓，實測壓力系數1.60～2.60[37]，其中雙探1井地層壓力為123.2 MPa，壓力系數在1.80左右[38]。故而針對實驗壓力，設計最高地層壓力達150.0 MPa，但由于水熱金剛石壓腔的封閉性強，樣品腔內溫度增加的同時壓力也在增加，且壓力增加的幅度較大，實際實驗壓力普遍偏高，且可控性較小。

川南地區棲霞組-茅口組流體包裹體成分分析表明，裂縫中充填的方解石膠結物內氣相包裹體成分為甲烷(CH4)，固相包裹體成分為瀝青[36]，由此推測峨眉山地幔柱隆升所造成的構造裂縫及各種微裂縫，為天然氣充注及烴源巖熱解伴生的有機酸提供了封閉-開放體系的運移通道。干酪根在脫羧作用的同時會產生部分有機酸，Lewan和Fisher在實驗室中對4種烴源巖樣品進行的巖石熱解實驗表明，早期成巖階段的氧含量決定了成巖和油氣生成后期干酪根生成乙酸的量[39]。現有的干酪根巖石熱解實驗數據表明，干酪根熱解生成的酸絕大部分為乙酸，二元羧酸占比較少且其中草酸超過50%。不同類型的干酪根產生有機酸的產率不同，Ⅰ型干酪根轉化為乙酸的最大產率為2.17%(重量百分比)，Ⅱ型干酪根轉化為乙酸的最大產率為2.01%，Ⅲ型干酪根轉化為乙酸的最大產率為0.53%。而有機質轉化為草酸的產率更低(表2)[40]。

表2 干酪根熱解實驗生酸產率表[40]Table 2 Acid yield in kerogen pyrolysis experiments[40]

基于對埋藏過程中封閉-開放-封閉體系的轉變條件的匹配，實驗流體介質的選取要考慮到在水熱金剛石封閉壓腔內模擬有機質原位生成酸性流體并運移至儲層的性質，選取乙酸酐(C4H6O3)溶液，結構式為CH3-CO-O-CO-CH3，乙酸酐是具強烈刺激氣味的無色易揮發液體，純乙酸酐不與碳酸鹽礦物反應，但在水中可以與水緩慢水解生成乙酸，同時溫度升高，乙酸酐水解效率也會增加[41]。乙酸酐在水中發生水解反應方程式如式(3)所示：

(3)

從體系的角度來看，隨溫度增加，水解產生乙酸的水解率增大，因此在溫度升高之后，壓腔內原位生成的乙酸通量增加，氫離子增加，流體性質發生改變，原有化學平衡被打破，體系逐漸開放，一定時期后達到新的平衡，體系經歷了封閉體系-半開放體系-封閉體系的轉變。實驗所需的乙酸酐的水溶液主要是通過乙酸酐純溶液與去離子水按照體積比1 ∶2進行配置，乙酸酐的初始摩爾濃度為3.5 mol/L。

實驗溫度從室溫20 ℃升溫到300 ℃。溫度的增加代表埋藏深度的增加，壓腔內的壓力也會隨溫度增加而增加(表3)，實驗的溫度是連續變化的，每隔20 ℃(埋深增加1 km)設置一個實驗觀測點，每個觀測點保持恒溫30 min至拉曼光譜不再變化，代表此溫度體系進入平衡態，固體-流體反應達到平衡，然后進行顯微圖像采集及拉曼光譜采集。在實驗溫度及壓力條件下，乙酸酐水解生成的乙酸可利用乙酸892 cm-1特征拉曼峰的相對濃度(ICH3COOH/IH2O)變化來檢測。

整個實驗過程在中科院殼幔物質與環境重點實驗室完成，激光顯微共聚焦拉曼光譜儀型號為HR Evolution，光源為Ar+激光，波長532 nm，激光光斑為5～10 μm，激光發射功率為200 mW，20倍的Olympus長焦物鏡。

4 實驗結果

實驗初期在室溫條件下反應腔內流體主要為乙酸酐的水溶液，實驗開始后體系封閉，隨著溫度的增加，乙酸酐水解率增大，原位水解產生乙酸的量增加。因此隨溫度增加，體系內的酸性流體得以原位生成，在乙酸酐達到最大水解率之后，乙酸逐漸被耗盡，此時體系內的酸性離子不再增多，體系逐漸穩定下來，樣品腔開始轉向封閉體系，完成早期封閉-后期開放-封閉的體系流體成分轉變。通過激光拉曼光譜ICH3COOH/IH2O和ICO2/IH2O譜峰的比值變化，判斷不同深度條件下的碳酸鹽巖溶蝕-沉淀趨勢規律。

表3 標準礦物及四川盆地實驗樣品的實驗溫度及壓力Table 3 The experimental temperature and pressure of standard minerals and experimental samples taken from the Sichuan Basin

4.1 白云石礦物-乙酸酐-水的封閉-開放-封閉體系實驗

在白云石礦物-乙酸酐-水溶液體系顯微圖像中(圖4)，隨溫度和壓力(模擬埋藏深度)的增加，體系中的乙酸酐開始水解產生乙酸，酸性流體原位生成后，與固體礦物(D代表白云石礦物，Q代表石英)發生水-巖相互作用。對3組白云石礦物分別進行不同水巖比條件下的封閉-開放-封閉體系實驗。與白云石A(圖4a—d)和白云石B(圖4e—h)相比，白云石C(圖4i—l)的固體體積更小，樣品腔是固定體積(直徑500 μm，厚度約250 μm，面積約4.906 25×10-2mm3)，因此流體相對體積更大，水巖比相對更大，根據最終溶蝕顯微圖像可見140 ℃時已接近全部溶蝕，因此符合地質條件中流體通量足夠或過量的特征。從白云石A到白云石C是深部開放體系下酸性流體通量逐漸增加的過程。隨著水巖比的增加，流體通量從相對不足(圖4a—d)到充足(圖4e—l)，白云石礦物表面在深部開放體系下溶解規模逐漸增加，主要體現在沿礦物邊緣或解理發生溶蝕。流體充足條件下，實驗結束時樣品體積相比初始體積大幅減少；白云石礦物沿晶體缺陷處開始明顯溶蝕，最終在140 ℃時幾乎全部溶蝕(圖4l)。

圖4 不同白云石標準礦物與乙酸酐-水體系原位實驗顯微鏡下觀察結果Fig.4 In-situ microscopic images of standard dolomite minerals and the C4H6O3-H2O systema.樣品白云石A，模擬深度0 km，溫度20 ℃，壓力79 MPa；b.樣品白云石A，模擬深度4 km，溫度100 ℃，壓力177 MPa；c.樣品白云石A，模擬深度10 km，溫度220 ℃，壓力460 MPa；d.樣品白云石A，模擬深度12 km，溫度260 ℃，壓力496 MPa；e.樣品白云石B，模擬深度0 km，溫度20 ℃，壓力52 MPa；f.樣品白云石B，模擬深度4 km，溫度100 ℃，壓力151 MPa；g.樣品白云石B，模擬深度10 km，溫度220 ℃，壓力373 MPa；h.樣品白云石B，模擬深度12 km，溫度260 ℃，壓力420 MPa；i.樣品白云石C，模擬深度0 km，溫度20 ℃，壓力186 MPa；j.樣品白云石C，模擬深度3.5 km，溫度90 ℃，壓力300 MPa；k.樣品白云石C，模擬深度4 km， 溫度100 ℃，壓力311 MPa；l.樣品白云石C，模擬深度6 km，溫度140 ℃，壓力385 MPaD.白云石礦物；Q.石英

實驗過程中在每個溫度壓力點恒溫保持30 min，多次測量溶液拉曼光譜至不再有明顯變化，代表該溫度下反應達到平衡。溶液拉曼半定量數據顯示(圖5)，在60 ℃之前，乙酸酐逐漸水解，不斷產生乙酸，封閉的樣品腔中原位生成酸性流體，對溶液中乙酸相對濃度進行檢測可發現乙酸濃度逐漸增加。在60～120 ℃溫度區間，深部體系完全開放，乙酸濃度不斷消耗減少，生成物二氧化碳濃度逐漸增加，此時代表深部流體交換的非平衡的開放體系。120 ℃之后，反應物乙酸的含量轉為保持平衡或緩慢增加，乙酸消耗速率減小，生成物二氧化碳的濃度維持平衡或緩慢減小，此時開放體系逐漸向封閉轉換。在220 ℃之后，反應物濃度緩慢上升(圖5中白云石A的乙酸濃度曲線)，生成物逐漸維持平衡或減少，體系逐漸轉為封閉體系，平衡向固體礦物方向緩慢移動，封閉體系下是平衡態的偏移。顯微鏡下未觀察到明顯的沉淀現象，拉曼離子濃度顯示濃度變化非常微小。

圖5 隨著溫度變化體系溶液中離子相對濃度變化趨勢Fig.5 Relative ion concentration in solution varying with temperature at different experimental pointsa.不同樣品的CH3COOH與水的相對離子濃度比值；b.不同樣品的CO2與水的相對離子濃度比值

4.2 二疊系白云巖-乙酸酐-水的封閉-開放-封閉體系實驗

對4組白云巖樣品分別進行不同水巖比條件下的封閉-開放-封閉體系實驗，在二疊系白云巖-乙酸酐-水溶液體系中(圖6)，對比XBX-1-2粉晶白云巖(圖6a—d)、ZC-6殘余顆粒白云巖(圖6e—h)、XJG-5中粗晶白云巖(圖6i—l)和LMH-1殘余生屑粉晶白云巖(圖6m—p)發現，XJG-5和LMH-1的樣品白云巖固體體積更小，因此流體相對體積更大，水巖比相對更大，縱向來看，從XBX-1-2到LMH-1是深部開放體系下酸性流體通量逐漸增加的過程。

隨著水巖比的增加，流體從相對不足(圖6a—d)到通量充足(圖6e—l)，樣品表面溶解規模逐漸增加，流體充足條件下，實驗結束樣品體積相比初始體積大幅減少，最終在160℃時幾乎全部溶蝕(圖6p)。實際地質情況趨向于水巖比較小的情況，即XBX-1(圖6a—d)與ZC-6(圖6e—h)更符合實際情況。

圖6 四川盆地不同白云巖樣品與乙酸酐-水的體系原位實驗顯微鏡下觀察結果Fig.6 In-situ microscopic images taken at different experimental points in dolostone and the C4H6O3-H2O system with dolomite samples taken from the Sichuan Basina.樣品XBX-1-2粉晶白云巖，廣元西北鄉剖面，模擬深度0 km，溫度20 ℃，壓力0 MPa；b.樣品XBX-1-2粉晶白云巖，廣元西北鄉剖面，模擬深度4 km，溫度100 ℃，壓力44 MPa；c.樣品XBX-1-2粉晶白云巖，廣元西北鄉剖面，模擬深度7 km，溫度160 ℃，壓力151 MPa；d.樣品XBX-1-2粉晶白云巖，廣元西北鄉剖面，模擬深度9 km，溫度200 ℃，壓力231 MPa；e.樣品ZC-6殘余顆粒白云巖，洪雅張村剖面，模擬深度0 km，溫度20 ℃，壓力0 MPa；f.樣品ZC-6殘余顆粒白云巖，洪雅張村剖面，模擬深度4 km，溫度100 ℃，壓力16 MPa；g.樣品ZC-6殘余顆粒白云巖，洪雅張村剖面，模擬深度7 km，溫度160 ℃，壓力56 MPa；h.樣品ZC-6殘余顆粒白云巖，洪雅張村剖面，模擬深度9 km，溫度200 ℃，壓力105 MPa；i.樣品XJG-5中粗晶白云巖，甘洛新基姑剖面，模擬深度0 km，溫度20 ℃，壓力0 MPa；j.樣品XJG-5中粗晶白云巖，甘洛新基姑剖面，模擬深度4 km，溫度100 ℃，壓力43 MPa；k.樣品XJG-5中粗晶白云巖，甘洛新基姑剖面，模擬深度8 km，溫度180 ℃，壓力124 MPa；l.樣品XJG-5中粗晶白云巖，甘洛新基姑剖面，模擬深度10 km，溫度220 ℃，壓力198 MPa；m.樣品LMH-1殘余生屑灰質粉晶白云巖，落木河剖面，模擬深度0 km，溫度20 ℃，壓力449 MPa；n.樣品LMH-1殘余生屑灰質粉晶白云巖，落木河剖面，模擬深度2 km，溫度60 ℃，壓力389 MPa；o.樣品LMH-1殘余生屑灰質粉晶白云巖，落木河剖面，模擬深度4 km，溫度100 ℃，壓力375 MPa；p.樣品LMH-1殘 余生屑灰質粉晶白云巖，落木河剖面，模擬深度7 km，溫度160 ℃，壓力526 MPaD.白云巖；Q.石英

溶液拉曼半定量數據顯示(圖7)，在100 ℃之前，乙酸濃度不斷消耗減少，生成物二氧化碳濃度逐漸增加，此時代表深部流體交換的非平衡的開放體系。100 ℃之后，在流體過量的實驗中(圖6m—p)，乙酸相對濃度較高且下降幅度較大。在流體不足的實驗中(圖6a—h)，乙酸的濃度逐漸減小，與巖石樣品發生水-巖反應。在100 ℃之后，乙酸濃度逐漸平衡，在反應最后160到200 ℃的階段，反應物含量略有增加，此時反應向沉淀方向移動，但同礦物實驗相同，此時觀察不到明顯的封閉體系下沉淀現象，因此封閉體系下既不能產生大量溶蝕也不能產生可觀沉淀，深埋藏條件下高溫高壓下的封閉體系有利于孔隙的保存。

圖7 四川盆地白云巖樣品實驗溶液CH3COOH相對濃度變化趨勢Fig.7 Variation of relative ion concentration of CH3COOH in experiments of dolomite samples taken from the Sichuan Basin

從礦物與巖石樣品的拉曼濃度數據對比來看(圖8)，流體通量微微過量的白云石B與XJG-5中粗晶白云巖的拉曼離子濃度趨勢大致相似，但是巖石樣品的拉曼離子圖中可以顯示后期埋藏封閉體系下酸減少而二氧化碳增加的反方向平衡態移動。

圖8 標準礦物與四川盆地樣品實驗溶液離子相對濃度變化趨勢Fig.8 Variation tendency of relative ion concentration in experiments of standard dolomite and samples taken from the Sichuan Basina.樣品白云石B實驗溶液相對離子濃度比值；b.樣品XJG-5中粗晶白云巖實驗溶液相對離子濃度比值

需要說明的是，盡管實驗初始設計中的壓力是接近地層壓力的，但由于金剛石壓腔裝置壓力是根據初始螺絲旋鈕的松緊程度以及實驗過程中封閉腔體中溫度的增加而導致壓力增加共同確定的，所以實驗過程中壓力相對較高。根據實驗壓力與實際地層壓力的折線圖(圖9)，實際壓力較高的情況下，有利于溶蝕[27]。因此實際溶蝕規模可能比實驗觀察的小。

圖9 實驗溫度-壓力梯度與四川地區平均溫壓梯度對比Fig.9 Temperature-pressure gradient in the experiment vs.the average of the Sichuan Basina.白云石標準礦物與XJG-5白云巖實驗溫度-壓力梯度；b.四川盆地樣品XBX-1-2與ZC-6實驗溫度-壓力梯度(黑色實線代表四川地區實際溫壓梯度。)

5 封閉-開放-封閉體系下的棲霞組-茅口組儲層孔隙演化

四川盆地中二疊統棲霞組-茅口組沉積期主要為碳酸鹽巖臺地沉積，古地貌“西高東低”的構造格局控制了中二疊統灘相的分布，白云巖儲層主要發育在灘相優勢相帶。川西南地區棲霞組-茅口組樣品平均面孔率為3.06%，孔隙類型主要以溶洞(圖10a)、晶間溶孔(圖10b)和晶間孔(圖10c)為主。占比依次為66.72%，13.05%和11.66%。在不同巖性的面孔率方面，粉晶白云巖為5.04%，孔隙類型以溶孔、溶洞為主；細-中晶白云巖為2.47%，孔隙類型以溶孔和溶洞為主；粗晶白云巖為2.26%，孔隙類型以晶間孔為主。從縱向上看，茅口組樣品平均面孔率為4.02%，棲霞組樣品平均面孔率為2.39%，茅口組經過溶蝕改造的程度較高，面孔率顯著升高。除了受溶蝕改造之外，茅口組還發育受熱液改造的鞍形白云石(圖10d，e)和溶孔或裂縫中充填的中晶方解石(圖10f)，部分白云巖中裂縫并未完全充填，在掃描電鏡下可見裂縫處自形白云石晶體。

圖10 四川盆地二疊系棲霞組-茅口組儲層巖石學特征Fig.10 Petrological characteristics of the carbonate reservoirs in the Permian Qixia-Maokou Formations in the southwestern Sichuan Basina.中粗晶白云巖，發育溶洞和溶孔，長江溝剖面，P1q；b.殘余顆粒白云巖，晶間溶孔發育，新基姑剖面，P1q；c.粗晶白云巖，晶間孔發育，瀝青-白云石次生加大半充填，新基姑剖面，P1q； d.生屑泥晶灰巖中的鞍狀白云石脈，部分破碎，被亮晶方解石充填，二崖剖面，P1m；e.被鞍狀白云石方解 石充填的晶洞，鞍狀白云石發育大量微裂隙，二崖剖面，P1m；f.熱液白云巖，孔隙邊緣可見中晶白云石，張村剖面，P1m

對于棲霞組-茅口組儲層的成因，除了準同生期大氣淡水溶蝕成因，前人研究大多認為還與峨眉山大火成巖省相關的斷裂有關，熱液通過基底斷裂進入白云巖地層，形成溶蝕擴大孔，富鎂流體運移后發育熱液重結晶和熱液礦物。綜合看來，棲霞組-茅口組白云巖在灘相發育的基礎上，古地貌高部位顆粒白云巖在海平面波動的下降期遭受大氣淡水溶蝕，形成以原始粒間孔和準同生溶孔為主要儲集空間的儲層。除了準同生期溶蝕外，還受到廣泛的后期構造-熱液流體改造事件的影響[42-43]，形成水力壓裂縫、非組構選擇性溶蝕孔洞和熱液礦物，后期的烴類充注對儲層的改造也具有建設性作用。水熱金剛石壓腔溶蝕模擬實驗模擬了埋藏過程中流固體系的狀態變化。隨著埋深的加大，封閉體系的溫度和壓力增大，體系封閉的平衡狀態被打破，流體性質發生變化，酸性流體原位生成，體系轉為深部高溫高壓開放體系，隨后流體-固體逐漸回歸平衡封閉體系后的全過程的溶蝕-沉淀變化趨勢。對近地表開放體系下的巖溶或準同生溶蝕機制、中深埋藏期烴源巖生排烴階段性開放過程中有機酸所造成的埋藏溶蝕機制以及深埋藏對孔隙的保存機制進行了實驗驗證，具體儲層發育模式見圖11。

圖11 四川盆地二疊系棲霞組-茅口組儲層演化模式Fig.11 Reservoir evolution model of the Permian Qixia-Maokou Formations,Sichuan Basin

對于棲霞組重結晶較強的中粗晶白云巖來說，可能是生屑泥晶灰巖經過早期選擇性白云巖化形成粉晶白云巖[44](圖12a,b)，之后經歷了準同生溶蝕作用，由于大氣淡水溶蝕通量相對較大，故初始孔隙度較好，對應實驗中流體通量較大的規模性溶蝕現象。之后進入淺埋藏-中埋藏期，碳酸鹽巖進入相對封閉體系，部分粉細晶白云巖發生膠結致密化，部分開始重結晶，對應前期封閉體系實驗中持續封閉條件下的有限膠結和沉淀。到中-深埋藏階段，與巖漿運動和基底斷裂活化有關的流體運移通道被打開，地層流體則會發生階段性或持續性的交換與改變，體系平衡被打破，由封閉轉為開放。棲霞組-茅口組埋藏期體系開放可能與峨眉山地幔柱隆升、基底斷裂活化開啟、烴類充注及有機酸溶蝕影響等因素有關。峨眉山地幔柱對棲霞組-茅口組儲層的影響表現在熱液流體作用與斷裂溝通作用(圖12c,d)。熱液流體的物理化學性質決定了熱液活動區域的溶蝕-沉淀行為，如若熱液富含Mg2+，則會發生白云石化或重結晶沉淀。部分棲霞組巨晶白云石在陰極發光下具環帶(圖12e,f)，茅口組泥晶灰巖中發育白云石脈體，陰極發光呈現亮紅色(圖12g,h)。該地區的熱液并未產生過多的溶蝕孔洞，原有孔洞或裂縫在后期熱液流體活動時期沿邊緣形成粗大的白云石和方解石，晶形較好(圖12i，j)，也發育典型熱液礦物(圖12k，l)，同時圍巖發生了明顯的重結晶(圖10d)或膠結作用形成鞍形白云石(圖10d，e)。該地區階段性開放體系更多體現在構造運動所伴生的構造裂縫或水力壓裂縫對地層流體的溝通作用，地幔柱活動所產生的裂縫有利于烴源巖層系的充注和伴生有機酸在生烴排酸過程中的運移，后期溶蝕孔洞內壁可見瀝青貼邊分布(圖10c)，生排烴伴隨的排酸過程以及后期的油氣充注使深部體系流體轉為開放溝通，造成部分溶蝕孔隙。然而實驗中酸性流體充足情況下才能產生規模的溶蝕現象，干酪根熱解生酸實驗也表明，Ⅰ型干酪根生成乙酸產率僅為2.17%，因而實際地質條件下水巖比很小。與碳酸鹽巖相比，地層流體總是相對不足的，對于深部埋藏環境下的階段性開放體系而言，有機酸溶蝕量相對有限，大部分溶蝕孔隙的發育依賴于準同生期或早期巖溶作用。而流體性質變化并非一直進行，流體的交換和改造只是階段性的。實驗中最后乙酸消耗殆盡，流體中也不再源源不斷產生新的氫離子，流體-巖石達到相對平衡，樣品腔再次進入高溫高壓持續埋藏的封閉體系。根據溶液拉曼離子濃度顯示，生成物CO2的相對濃度略減小，反應物CH3COOH的相對濃度有增加的趨勢，代表此時反應平衡態向反應物的方向偏移，體系趨向于沉淀。但是顯微圖像并未顯示明顯沉淀現象，代表封閉體系中生成的沉淀-膠結物量非常微小。在實際儲層發育中，碳酸鹽巖進入中-深-超深埋藏階段，流體性質趨于穩定，地層流體-巖石相互作用重新達到平衡，流體性質穩定下來，再次進入相對穩定體系，在埋藏過程中發育有限的膠結沉淀，殘余孔隙在孔隙流體的支撐下得以保存而非持續溶蝕。

圖12 四川盆地二疊系棲霞組-茅口組白云巖陰極發光和掃描電鏡特征Fig.12 Cathodoluminescence and SEM characteristics of the dolomite samples taken from the Permian Qixia-Maokou Formations,southwestern Sichuan Basina，b.粉晶白云巖幾乎不發光，西北鄉剖面，P1q，a為單偏光，b為陰極發光；c，d.粉細晶白云巖中的裂縫，新基姑剖面，P1q，c為單偏光，d為陰極發光；e，f.巨晶白云石環帶狀發光，長江溝剖面，P1q；e為單偏光，f為陰極發光；g，h.泥晶灰巖發育白云石充填脈，新基姑剖面，P1m，g為單偏光，h為陰極發光；i.中晶白云巖孔洞中充填的自形白云石，長江溝剖面，P1q；j.殘余顆粒細中晶白云巖中可見裂縫發育，裂縫邊緣見自形程度好的白云石 晶體，張村剖面，P1m；k.中晶白云巖樣品中的螢石，二崖剖面，P1q；l.殘余生屑細晶白云巖樣品中的磁鐵礦，張村剖面，P1m

6 結論

1) 水熱金剛石壓腔結合顯微鏡與拉曼測量實現了碳酸鹽巖-流體的溶蝕-沉淀原位模擬，通過乙酸酐的水解生酸實現了封閉壓腔內酸性流體的原位生成，從而模擬了深部封閉-開放-封閉體系下白云石礦物以及二疊系白云巖的水-巖相互作用，表明斷裂開啟或活化導致的深部開放體系下的酸性流體注入會導致白云巖部分溶蝕，溶蝕的規模與流體通量有關。流體通量過量條件是對近地表巖溶開放系統的實驗模擬，表明準同生期溶蝕作用規模較大，而對應的深部有限流體溝通的封閉-開放體系的溶蝕量相對有限。

2) 實驗表明，在升溫升壓過程中通過釋放酸性流體，體系階段性開放，碳酸鹽巖-流體平衡體系發生溶蝕，并最終達到新的平衡，解釋了深埋條件下因構造破裂和流體交換導致的深部局部溶蝕成儲和鄰近膠結致密的熱液溶蝕-膠結型儲層成因。四川盆地二疊系棲霞組-茅口組巖溶灰巖儲層符合近地表開放體系的溶蝕模擬實驗，準同生期溶蝕規模較大。棲霞組中粗晶白云巖孔隙演化符合深埋藏封閉-開放-封閉體系的演化特征。烴類物質生成伴隨的有機酸沿構造斷裂運移會導致深部封閉-開放體系下流體的搬運作用與物質交換作用，會導致孔隙和礦物的再分配，靠近流體通道的地方發育溶孔、裂縫與廣泛重結晶作用，后期的持續埋藏過程則又進入穩定的封閉體系，趨于有限沉淀。