基于原位溶蚀模拟实验的四川盆地二叠系栖霞组-茅口组白云岩孔隙演化

刘诗琦,陈森然,刘 波,石开波,刘钰洋,郑浩夫,罗清清

(1.北京大学 地球与空间科学学院,北京 100871; 2.北京大学 石油与天然气研究中心,北京 100871;3.中国石油 勘探开发研究院，北京 100083; 4.重庆交通大学 河海学院，重庆 400074)

深层-超深层碳酸盐岩是油气勘探研究的热点领域，埋深超过5 km的碳酸盐岩储层成因一直存在争议。根据不同深度的碳酸盐岩孔隙统计分析指出，由于强烈的压实、压溶和胶结作用，碳酸盐岩的孔隙度随埋藏深度增加而逐渐减少，递减速率约为(1%～3%)/km[1-2]，在埋深超过5 km时，很难形成优质储层。另一些学者针对5 km以下依然钻遇优质储层的事实，提出深埋条件下碳酸盐岩通过溶蚀形成储集空间的观点，即所谓的“深埋溶蚀”[3-6]。

对于“深埋溶蚀”是否存在以及发生的机理同样存在不同观点。沉积物从成岩到深埋藏，是沉积岩中成岩流体逐步趋于封闭的过程，流体通量及其循环的动力学条件难以满足形成规模储集空间所需[7-12]，因此不少学者认为深埋条件下难以新增大量有效孔隙，而是以早期孔隙的 “调整或转移”为主。

针对“深埋溶蚀”地质过程和物理化学机理的认识曾开展了一系列理论计算和实验模拟研究。理论方面主要是Plummer(1978)提出了控制碳酸盐岩溶蚀动力学机制的3个过程并总结为PWP方程[13]，且固液界面间的扩散边界层概念(DBL-Diffusion Boundary Layer)广为接受[14]。目前国内外开展的碳酸盐岩溶蚀模拟实验研究，多以动力学实验为主，探讨的是溶蚀作用发生的速率问题。从实验原理上看，化学热力学探讨的是溶蚀作用能否发生，及反应发生的趋势和方向。前期的封闭体系下的水热金刚石压腔模拟实验，从热力学的角度揭示了在长期稳定的深埋封闭体系中，碳酸盐岩趋于沉淀[15]。但实际地质条件并非一成不变的，在埋藏过程中封闭体系会由于构造-流体活动发生阶段性的开放，因此需要开展更贴合实际地质条件的水热金刚石压腔模拟实验。至于溶蚀速率等动力学问题，则需要在热力学的基础和前提之上进行讨论。

1 实验装置

碳酸盐岩原位溶蚀模拟实验装置采用高温高压水热金刚石压腔(Hydrothermal Diamond Anvil Cell，HDAC)(图1)，结合激光共聚焦显微拉曼光谱仪实现碳酸盐岩-流体相互作用的原位观察检测[25]。本研究前期利用水热金刚石压腔进行了一系列原位模拟实验[26-28]，揭示了碳酸盐岩在稳定的深埋藏封闭体系下趋于有限沉淀而非溶蚀的热力学规律。由于金刚石压腔对封闭性的要求较高，因此往往一经封闭就无法再向内部注入任何流体实现物质交换。本次实验主要是实现了封闭腔体内流体性质的原位转换，因此在实验操作上相较前期的水热金刚石压腔装置，针对铼片进行了精细抛光，以防止样品腔内流体泄露，通过加热固定于垫片周围的铂金加热丝控制温度，从而实现对样品腔的均匀加热。实验压力的标定主要通过石英的464 cm-1拉曼峰波数在温度压力下的相对位移来确定[29]。

图1 水热金刚石压腔实验装置示意图(修改自张单明等，2015[28])Fig.1 Schematic diagram of Hydrothermal Diamond Anvil Cell (modified from Zhang et al.,2015[28])a.实验装置示意图；b.压腔结构示意图；c.压机实物图

碳酸盐岩原位溶蚀模拟实验的结果观察与检测主要是通过激光显微共聚焦拉曼光谱仪来实现，通过显微镜进行实时原位显微图像观察和采集，通过拉曼光谱分析对溶液中各种离子相对浓度进行实时、原位检测，进而得到溶蚀-沉淀量变化。

(1)

2CH3COO-+Ca2++ H2O+CO2

(2)

2 实验样品

碳酸盐岩主要以方解石和白云石为主，为了排除碳酸盐岩组构等其他因素的影响，模拟碳酸盐岩随埋深增加水-岩反应的溶蚀(沉淀)趋势，首先选取碳酸盐标准矿物白云石作为固体矿物实验样品。在标准矿物实验基础上，选择四川盆地西南及西北地区二叠系栖霞组-茅口组样品作为岩石实验样品(图2)，样品信息见表1。

图2 四川盆地实验样品的剖面位置Fig.2 Sampling locations in the Sichuan Basin

表1 标准矿物及四川盆地栖霞组-茅口组原位模拟实验设计Table 1 Design table for in-situ simulation experiment of standard minerals and dolomite samples from the Qixia-Maokou Formations,Sichuan Basin

四川盆地中二叠统主要包括栖霞组(P2q)和茅口组(P2m)。栖霞组沉积时期，盆地西部为碳酸盐岩台地环境[30]，栖一段岩石类型主要为粉细晶白云岩，少量泥晶灰岩；白云岩主要发育在栖霞组二段，多为粉细晶-中粗晶白云岩夹少量页岩，分布在川西和川南地区，可见溶孔、溶洞和晶间孔。茅口组沉积时期，四川盆地为浅海镶边碳酸盐岩台地[31-32]。自下到上主要为泥晶灰岩-生屑灰岩-燧石结核，以及条带的生屑灰岩和生屑泥晶灰岩[33]。茅口组白云岩主要发育在茅口组二段及三段，分布在川西南地区，中粗晶白云岩和泥晶灰岩中部分可见鞍形白云石，部分充填晶洞，鞍形白云石表面发育大量微裂隙。本次实验样品主要为白云岩样品，西北乡剖面样品XBX-1-2为栖霞组粉晶白云岩(图3a)，晶间孔发育，部分被方解石充填；张村剖面样品ZC-6为茅口组残余颗粒细-中晶白云岩(图3b)，白云石表面较脏，可见残余颗粒影像，并见残留棘屑，推测原始颗粒以生屑为主，孔隙不发育；新基姑剖面样品 XJG-5为栖霞组中-粗晶白云岩(图3c)，白云石发生部分重结晶，且整体发育晶间孔，孔隙边缘内壁可见沥青充填；落木河剖面样品LMH-1为栖霞组含残余生屑灰质粉晶白云岩(图3d)，有部分残余生屑未发生白云岩化，孔隙不发育。

图3 四川盆地二叠系白云岩样品显微镜下特征Fig.3 Microscopic characteristics of the Permian dolomite samples from the Sichuan Basina.粉晶白云岩，样品XBX-1-2，西北乡剖面，P1q；b.残余颗粒白云岩，样品ZC-6，张村剖面，P1m；c.中粗晶白云岩，样品XJG-5，新基姑剖面，P1q；d.残余生屑灰质粉晶白云岩，样品LMH-1，落木河剖面，P1q

样品处理方面，由于金刚石台面大小在1 000 μm左右，样品腔直径在500 μm左右，因此样品需粉碎至75～150 μm，选取形状规则、棱角分明的矿物和岩石样品，对表面杂质和浮尘进行去离子水超声清洗和烘干后在40倍体视显微镜下进行装样。

3 实验条件及过程

沉积物从沉积到埋藏的过程经历了成岩环境的变化，对于开放成岩环境(开放体系)和封闭成岩环境(封闭体系)并没有严格的界定，一般认为体系与外界有一定的物质交换，尤其是有流体交换的持续过程就是属于开放体系[34]。而埋藏过程中，若无断裂与烃类充注的影响，则主要是稳定的封闭体系。四川盆地中二叠统白云岩经历了准同生期白云石化作用、近地表大气淡水溶蚀作用、埋藏期压实压溶作用、原油充注与天然气的多期充注作用。根据前人地球化学以及埋藏史研究认为，川西南地区二叠系古地温梯度并不高，约为23.94 ℃/km[35],而且二叠系流体包裹体均一温度普遍集中在在90.00～130.00 ℃[36]，因此针对矿物及岩石样品，取古地温梯度为20.00 ℃/km。根据地表平均气温20.00 ℃，二叠系最大埋深约7～8 km，地层埋藏温度最高设置为约200.00 ℃。实验压力参考川西南二叠系局部异常高压，实测压力系数1.60～2.60[37]，其中双探1井地层压力为123.2 MPa，压力系数在1.80左右[38]。故而针对实验压力，设计最高地层压力达150.0 MPa，但由于水热金刚石压腔的封闭性强，样品腔内温度增加的同时压力也在增加，且压力增加的幅度较大，实际实验压力普遍偏高，且可控性较小。

川南地区栖霞组-茅口组流体包裹体成分分析表明，裂缝中充填的方解石胶结物内气相包裹体成分为甲烷(CH4)，固相包裹体成分为沥青[36]，由此推测峨眉山地幔柱隆升所造成的构造裂缝及各种微裂缝，为天然气充注及烃源岩热解伴生的有机酸提供了封闭-开放体系的运移通道。干酪根在脱羧作用的同时会产生部分有机酸，Lewan和Fisher在实验室中对4种烃源岩样品进行的岩石热解实验表明，早期成岩阶段的氧含量决定了成岩和油气生成后期干酪根生成乙酸的量[39]。现有的干酪根岩石热解实验数据表明，干酪根热解生成的酸绝大部分为乙酸，二元羧酸占比较少且其中草酸超过50%。不同类型的干酪根产生有机酸的产率不同，Ⅰ型干酪根转化为乙酸的最大产率为2.17%(重量百分比)，Ⅱ型干酪根转化为乙酸的最大产率为2.01%，Ⅲ型干酪根转化为乙酸的最大产率为0.53%。而有机质转化为草酸的产率更低(表2)[40]。

表2 干酪根热解实验生酸产率表[40]Table 2 Acid yield in kerogen pyrolysis experiments[40]

基于对埋藏过程中封闭-开放-封闭体系的转变条件的匹配，实验流体介质的选取要考虑到在水热金刚石封闭压腔内模拟有机质原位生成酸性流体并运移至储层的性质，选取乙酸酐(C4H6O3)溶液，结构式为CH3-CO-O-CO-CH3，乙酸酐是具强烈刺激气味的无色易挥发液体，纯乙酸酐不与碳酸盐矿物反应，但在水中可以与水缓慢水解生成乙酸，同时温度升高，乙酸酐水解效率也会增加[41]。乙酸酐在水中发生水解反应方程式如式(3)所示：

(3)

从体系的角度来看，随温度增加，水解产生乙酸的水解率增大，因此在温度升高之后，压腔内原位生成的乙酸通量增加，氢离子增加，流体性质发生改变，原有化学平衡被打破，体系逐渐开放，一定时期后达到新的平衡，体系经历了封闭体系-半开放体系-封闭体系的转变。实验所需的乙酸酐的水溶液主要是通过乙酸酐纯溶液与去离子水按照体积比1 ∶2进行配置，乙酸酐的初始摩尔浓度为3.5 mol/L。

实验温度从室温20 ℃升温到300 ℃。温度的增加代表埋藏深度的增加，压腔内的压力也会随温度增加而增加(表3)，实验的温度是连续变化的，每隔20 ℃(埋深增加1 km)设置一个实验观测点，每个观测点保持恒温30 min至拉曼光谱不再变化，代表此温度体系进入平衡态，固体-流体反应达到平衡，然后进行显微图像采集及拉曼光谱采集。在实验温度及压力条件下，乙酸酐水解生成的乙酸可利用乙酸892 cm-1特征拉曼峰的相对浓度(ICH3COOH/IH2O)变化来检测。

整个实验过程在中科院壳幔物质与环境重点实验室完成，激光显微共聚焦拉曼光谱仪型号为HR Evolution，光源为Ar+激光，波长532 nm，激光光斑为5～10 μm，激光发射功率为200 mW，20倍的Olympus长焦物镜。

4 实验结果

实验初期在室温条件下反应腔内流体主要为乙酸酐的水溶液，实验开始后体系封闭，随着温度的增加，乙酸酐水解率增大，原位水解产生乙酸的量增加。因此随温度增加，体系内的酸性流体得以原位生成，在乙酸酐达到最大水解率之后，乙酸逐渐被耗尽，此时体系内的酸性离子不再增多，体系逐渐稳定下来，样品腔开始转向封闭体系，完成早期封闭-后期开放-封闭的体系流体成分转变。通过激光拉曼光谱ICH3COOH/IH2O和ICO2/IH2O谱峰的比值变化，判断不同深度条件下的碳酸盐岩溶蚀-沉淀趋势规律。

表3 标准矿物及四川盆地实验样品的实验温度及压力Table 3 The experimental temperature and pressure of standard minerals and experimental samples taken from the Sichuan Basin

4.1 白云石矿物-乙酸酐-水的封闭-开放-封闭体系实验

在白云石矿物-乙酸酐-水溶液体系显微图像中(图4)，随温度和压力(模拟埋藏深度)的增加，体系中的乙酸酐开始水解产生乙酸，酸性流体原位生成后，与固体矿物(D代表白云石矿物，Q代表石英)发生水-岩相互作用。对3组白云石矿物分别进行不同水岩比条件下的封闭-开放-封闭体系实验。与白云石A(图4a—d)和白云石B(图4e—h)相比，白云石C(图4i—l)的固体体积更小，样品腔是固定体积(直径500 μm，厚度约250 μm，面积约4.906 25×10-2mm3)，因此流体相对体积更大，水岩比相对更大，根据最终溶蚀显微图像可见140 ℃时已接近全部溶蚀，因此符合地质条件中流体通量足够或过量的特征。从白云石A到白云石C是深部开放体系下酸性流体通量逐渐增加的过程。随着水岩比的增加，流体通量从相对不足(图4a—d)到充足(图4e—l)，白云石矿物表面在深部开放体系下溶解规模逐渐增加，主要体现在沿矿物边缘或解理发生溶蚀。流体充足条件下，实验结束时样品体积相比初始体积大幅减少；白云石矿物沿晶体缺陷处开始明显溶蚀，最终在140 ℃时几乎全部溶蚀(图4l)。

图4 不同白云石标准矿物与乙酸酐-水体系原位实验显微镜下观察结果Fig.4 In-situ microscopic images of standard dolomite minerals and the C4H6O3-H2O systema.样品白云石A，模拟深度0 km，温度20 ℃，压力79 MPa；b.样品白云石A，模拟深度4 km，温度100 ℃，压力177 MPa；c.样品白云石A，模拟深度10 km，温度220 ℃，压力460 MPa；d.样品白云石A，模拟深度12 km，温度260 ℃，压力496 MPa；e.样品白云石B，模拟深度0 km，温度20 ℃，压力52 MPa；f.样品白云石B，模拟深度4 km，温度100 ℃，压力151 MPa；g.样品白云石B，模拟深度10 km，温度220 ℃，压力373 MPa；h.样品白云石B，模拟深度12 km，温度260 ℃，压力420 MPa；i.样品白云石C，模拟深度0 km，温度20 ℃，压力186 MPa；j.样品白云石C，模拟深度3.5 km，温度90 ℃，压力300 MPa；k.样品白云石C，模拟深度4 km， 温度100 ℃，压力311 MPa；l.样品白云石C，模拟深度6 km，温度140 ℃，压力385 MPaD.白云石矿物；Q.石英

实验过程中在每个温度压力点恒温保持30 min，多次测量溶液拉曼光谱至不再有明显变化，代表该温度下反应达到平衡。溶液拉曼半定量数据显示(图5)，在60 ℃之前，乙酸酐逐渐水解，不断产生乙酸，封闭的样品腔中原位生成酸性流体，对溶液中乙酸相对浓度进行检测可发现乙酸浓度逐渐增加。在60～120 ℃温度区间，深部体系完全开放，乙酸浓度不断消耗减少，生成物二氧化碳浓度逐渐增加，此时代表深部流体交换的非平衡的开放体系。120 ℃之后，反应物乙酸的含量转为保持平衡或缓慢增加，乙酸消耗速率减小，生成物二氧化碳的浓度维持平衡或缓慢减小，此时开放体系逐渐向封闭转换。在220 ℃之后，反应物浓度缓慢上升(图5中白云石A的乙酸浓度曲线)，生成物逐渐维持平衡或减少，体系逐渐转为封闭体系，平衡向固体矿物方向缓慢移动，封闭体系下是平衡态的偏移。显微镜下未观察到明显的沉淀现象，拉曼离子浓度显示浓度变化非常微小。

图5 随着温度变化体系溶液中离子相对浓度变化趋势Fig.5 Relative ion concentration in solution varying with temperature at different experimental pointsa.不同样品的CH3COOH与水的相对离子浓度比值；b.不同样品的CO2与水的相对离子浓度比值

4.2 二叠系白云岩-乙酸酐-水的封闭-开放-封闭体系实验

对4组白云岩样品分别进行不同水岩比条件下的封闭-开放-封闭体系实验，在二叠系白云岩-乙酸酐-水溶液体系中(图6)，对比XBX-1-2粉晶白云岩(图6a—d)、ZC-6残余颗粒白云岩(图6e—h)、XJG-5中粗晶白云岩(图6i—l)和LMH-1残余生屑粉晶白云岩(图6m—p)发现，XJG-5和LMH-1的样品白云岩固体体积更小，因此流体相对体积更大，水岩比相对更大，纵向来看，从XBX-1-2到LMH-1是深部开放体系下酸性流体通量逐渐增加的过程。

随着水岩比的增加，流体从相对不足(图6a—d)到通量充足(图6e—l)，样品表面溶解规模逐渐增加，流体充足条件下，实验结束样品体积相比初始体积大幅减少，最终在160℃时几乎全部溶蚀(图6p)。实际地质情况趋向于水岩比较小的情况，即XBX-1(图6a—d)与ZC-6(图6e—h)更符合实际情况。

图6 四川盆地不同白云岩样品与乙酸酐-水的体系原位实验显微镜下观察结果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.样品XBX-1-2粉晶白云岩，广元西北乡剖面，模拟深度0 km，温度20 ℃，压力0 MPa；b.样品XBX-1-2粉晶白云岩，广元西北乡剖面，模拟深度4 km，温度100 ℃，压力44 MPa；c.样品XBX-1-2粉晶白云岩，广元西北乡剖面，模拟深度7 km，温度160 ℃，压力151 MPa；d.样品XBX-1-2粉晶白云岩，广元西北乡剖面，模拟深度9 km，温度200 ℃，压力231 MPa；e.样品ZC-6残余颗粒白云岩，洪雅张村剖面，模拟深度0 km，温度20 ℃，压力0 MPa；f.样品ZC-6残余颗粒白云岩，洪雅张村剖面，模拟深度4 km，温度100 ℃，压力16 MPa；g.样品ZC-6残余颗粒白云岩，洪雅张村剖面，模拟深度7 km，温度160 ℃，压力56 MPa；h.样品ZC-6残余颗粒白云岩，洪雅张村剖面，模拟深度9 km，温度200 ℃，压力105 MPa；i.样品XJG-5中粗晶白云岩，甘洛新基姑剖面，模拟深度0 km，温度20 ℃，压力0 MPa；j.样品XJG-5中粗晶白云岩，甘洛新基姑剖面，模拟深度4 km，温度100 ℃，压力43 MPa；k.样品XJG-5中粗晶白云岩，甘洛新基姑剖面，模拟深度8 km，温度180 ℃，压力124 MPa；l.样品XJG-5中粗晶白云岩，甘洛新基姑剖面，模拟深度10 km，温度220 ℃，压力198 MPa；m.样品LMH-1残余生屑灰质粉晶白云岩，落木河剖面，模拟深度0 km，温度20 ℃，压力449 MPa；n.样品LMH-1残余生屑灰质粉晶白云岩，落木河剖面，模拟深度2 km，温度60 ℃，压力389 MPa；o.样品LMH-1残余生屑灰质粉晶白云岩，落木河剖面，模拟深度4 km，温度100 ℃，压力375 MPa；p.样品LMH-1残 余生屑灰质粉晶白云岩，落木河剖面，模拟深度7 km，温度160 ℃，压力526 MPaD.白云岩；Q.石英

溶液拉曼半定量数据显示(图7)，在100 ℃之前，乙酸浓度不断消耗减少，生成物二氧化碳浓度逐渐增加，此时代表深部流体交换的非平衡的开放体系。100 ℃之后，在流体过量的实验中(图6m—p)，乙酸相对浓度较高且下降幅度较大。在流体不足的实验中(图6a—h)，乙酸的浓度逐渐减小，与岩石样品发生水-岩反应。在100 ℃之后，乙酸浓度逐渐平衡，在反应最后160到200 ℃的阶段，反应物含量略有增加，此时反应向沉淀方向移动，但同矿物实验相同，此时观察不到明显的封闭体系下沉淀现象，因此封闭体系下既不能产生大量溶蚀也不能产生可观沉淀，深埋藏条件下高温高压下的封闭体系有利于孔隙的保存。

图7 四川盆地白云岩样品实验溶液CH3COOH相对浓度变化趋势Fig.7 Variation of relative ion concentration of CH3COOH in experiments of dolomite samples taken from the Sichuan Basin

从矿物与岩石样品的拉曼浓度数据对比来看(图8)，流体通量微微过量的白云石B与XJG-5中粗晶白云岩的拉曼离子浓度趋势大致相似，但是岩石样品的拉曼离子图中可以显示后期埋藏封闭体系下酸减少而二氧化碳增加的反方向平衡态移动。

图8 标准矿物与四川盆地样品实验溶液离子相对浓度变化趋势Fig.8 Variation tendency of relative ion concentration in experiments of standard dolomite and samples taken from the Sichuan Basina.样品白云石B实验溶液相对离子浓度比值；b.样品XJG-5中粗晶白云岩实验溶液相对离子浓度比值

需要说明的是，尽管实验初始设计中的压力是接近地层压力的，但由于金刚石压腔装置压力是根据初始螺丝旋钮的松紧程度以及实验过程中封闭腔体中温度的增加而导致压力增加共同确定的，所以实验过程中压力相对较高。根据实验压力与实际地层压力的折线图(图9)，实际压力较高的情况下，有利于溶蚀[27]。因此实际溶蚀规模可能比实验观察的小。

图9 实验温度-压力梯度与四川地区平均温压梯度对比Fig.9 Temperature-pressure gradient in the experiment vs.the average of the Sichuan Basina.白云石标准矿物与XJG-5白云岩实验温度-压力梯度；b.四川盆地样品XBX-1-2与ZC-6实验温度-压力梯度(黑色实线代表四川地区实际温压梯度。)

5 封闭-开放-封闭体系下的栖霞组-茅口组储层孔隙演化

四川盆地中二叠统栖霞组-茅口组沉积期主要为碳酸盐岩台地沉积，古地貌“西高东低”的构造格局控制了中二叠统滩相的分布，白云岩储层主要发育在滩相优势相带。川西南地区栖霞组-茅口组样品平均面孔率为3.06%，孔隙类型主要以溶洞(图10a)、晶间溶孔(图10b)和晶间孔(图10c)为主。占比依次为66.72%，13.05%和11.66%。在不同岩性的面孔率方面，粉晶白云岩为5.04%，孔隙类型以溶孔、溶洞为主；细-中晶白云岩为2.47%，孔隙类型以溶孔和溶洞为主；粗晶白云岩为2.26%，孔隙类型以晶间孔为主。从纵向上看，茅口组样品平均面孔率为4.02%，栖霞组样品平均面孔率为2.39%，茅口组经过溶蚀改造的程度较高，面孔率显著升高。除了受溶蚀改造之外，茅口组还发育受热液改造的鞍形白云石(图10d，e)和溶孔或裂缝中充填的中晶方解石(图10f)，部分白云岩中裂缝并未完全充填，在扫描电镜下可见裂缝处自形白云石晶体。

图10 四川盆地二叠系栖霞组-茅口组储层岩石学特征Fig.10 Petrological characteristics of the carbonate reservoirs in the Permian Qixia-Maokou Formations in the southwestern Sichuan Basina.中粗晶白云岩，发育溶洞和溶孔，长江沟剖面，P1q；b.残余颗粒白云岩，晶间溶孔发育，新基姑剖面，P1q；c.粗晶白云岩，晶间孔发育，沥青-白云石次生加大半充填，新基姑剖面，P1q； d.生屑泥晶灰岩中的鞍状白云石脉，部分破碎，被亮晶方解石充填，二崖剖面，P1m；e.被鞍状白云石方解 石充填的晶洞，鞍状白云石发育大量微裂隙，二崖剖面，P1m；f.热液白云岩，孔隙边缘可见中晶白云石，张村剖面，P1m

对于栖霞组-茅口组储层的成因，除了准同生期大气淡水溶蚀成因，前人研究大多认为还与峨眉山大火成岩省相关的断裂有关，热液通过基底断裂进入白云岩地层，形成溶蚀扩大孔，富镁流体运移后发育热液重结晶和热液矿物。综合看来，栖霞组-茅口组白云岩在滩相发育的基础上，古地貌高部位颗粒白云岩在海平面波动的下降期遭受大气淡水溶蚀，形成以原始粒间孔和准同生溶孔为主要储集空间的储层。除了准同生期溶蚀外，还受到广泛的后期构造-热液流体改造事件的影响[42-43]，形成水力压裂缝、非组构选择性溶蚀孔洞和热液矿物，后期的烃类充注对储层的改造也具有建设性作用。水热金刚石压腔溶蚀模拟实验模拟了埋藏过程中流固体系的状态变化。随着埋深的加大，封闭体系的温度和压力增大，体系封闭的平衡状态被打破，流体性质发生变化，酸性流体原位生成，体系转为深部高温高压开放体系，随后流体-固体逐渐回归平衡封闭体系后的全过程的溶蚀-沉淀变化趋势。对近地表开放体系下的岩溶或准同生溶蚀机制、中深埋藏期烃源岩生排烃阶段性开放过程中有机酸所造成的埋藏溶蚀机制以及深埋藏对孔隙的保存机制进行了实验验证，具体储层发育模式见图11。

图11 四川盆地二叠系栖霞组-茅口组储层演化模式Fig.11 Reservoir evolution model of the Permian Qixia-Maokou Formations,Sichuan Basin

对于栖霞组重结晶较强的中粗晶白云岩来说，可能是生屑泥晶灰岩经过早期选择性白云岩化形成粉晶白云岩[44](图12a,b)，之后经历了准同生溶蚀作用，由于大气淡水溶蚀通量相对较大，故初始孔隙度较好，对应实验中流体通量较大的规模性溶蚀现象。之后进入浅埋藏-中埋藏期，碳酸盐岩进入相对封闭体系，部分粉细晶白云岩发生胶结致密化，部分开始重结晶，对应前期封闭体系实验中持续封闭条件下的有限胶结和沉淀。到中-深埋藏阶段，与岩浆运动和基底断裂活化有关的流体运移通道被打开，地层流体则会发生阶段性或持续性的交换与改变，体系平衡被打破，由封闭转为开放。栖霞组-茅口组埋藏期体系开放可能与峨眉山地幔柱隆升、基底断裂活化开启、烃类充注及有机酸溶蚀影响等因素有关。峨眉山地幔柱对栖霞组-茅口组储层的影响表现在热液流体作用与断裂沟通作用(图12c,d)。热液流体的物理化学性质决定了热液活动区域的溶蚀-沉淀行为，如若热液富含Mg2+，则会发生白云石化或重结晶沉淀。部分栖霞组巨晶白云石在阴极发光下具环带(图12e,f)，茅口组泥晶灰岩中发育白云石脉体，阴极发光呈现亮红色(图12g,h)。该地区的热液并未产生过多的溶蚀孔洞，原有孔洞或裂缝在后期热液流体活动时期沿边缘形成粗大的白云石和方解石，晶形较好(图12i，j)，也发育典型热液矿物(图12k，l)，同时围岩发生了明显的重结晶(图10d)或胶结作用形成鞍形白云石(图10d，e)。该地区阶段性开放体系更多体现在构造运动所伴生的构造裂缝或水力压裂缝对地层流体的沟通作用，地幔柱活动所产生的裂缝有利于烃源岩层系的充注和伴生有机酸在生烃排酸过程中的运移，后期溶蚀孔洞内壁可见沥青贴边分布(图10c)，生排烃伴随的排酸过程以及后期的油气充注使深部体系流体转为开放沟通，造成部分溶蚀孔隙。然而实验中酸性流体充足情况下才能产生规模的溶蚀现象，干酪根热解生酸实验也表明，Ⅰ型干酪根生成乙酸产率仅为2.17%，因而实际地质条件下水岩比很小。与碳酸盐岩相比，地层流体总是相对不足的，对于深部埋藏环境下的阶段性开放体系而言，有机酸溶蚀量相对有限，大部分溶蚀孔隙的发育依赖于准同生期或早期岩溶作用。而流体性质变化并非一直进行，流体的交换和改造只是阶段性的。实验中最后乙酸消耗殆尽，流体中也不再源源不断产生新的氢离子，流体-岩石达到相对平衡，样品腔再次进入高温高压持续埋藏的封闭体系。根据溶液拉曼离子浓度显示，生成物CO2的相对浓度略减小，反应物CH3COOH的相对浓度有增加的趋势，代表此时反应平衡态向反应物的方向偏移，体系趋向于沉淀。但是显微图像并未显示明显沉淀现象，代表封闭体系中生成的沉淀-胶结物量非常微小。在实际储层发育中，碳酸盐岩进入中-深-超深埋藏阶段，流体性质趋于稳定，地层流体-岩石相互作用重新达到平衡，流体性质稳定下来，再次进入相对稳定体系，在埋藏过程中发育有限的胶结沉淀，残余孔隙在孔隙流体的支撑下得以保存而非持续溶蚀。

图12 四川盆地二叠系栖霞组-茅口组白云岩阴极发光和扫描电镜特征Fig.12 Cathodoluminescence and SEM characteristics of the dolomite samples taken from the Permian Qixia-Maokou Formations,southwestern Sichuan Basina，b.粉晶白云岩几乎不发光，西北乡剖面，P1q，a为单偏光，b为阴极发光；c，d.粉细晶白云岩中的裂缝，新基姑剖面，P1q，c为单偏光，d为阴极发光；e，f.巨晶白云石环带状发光，长江沟剖面，P1q；e为单偏光，f为阴极发光；g，h.泥晶灰岩发育白云石充填脉，新基姑剖面，P1m，g为单偏光，h为阴极发光；i.中晶白云岩孔洞中充填的自形白云石，长江沟剖面，P1q；j.残余颗粒细中晶白云岩中可见裂缝发育，裂缝边缘见自形程度好的白云石 晶体，张村剖面，P1m；k.中晶白云岩样品中的萤石，二崖剖面，P1q；l.残余生屑细晶白云岩样品中的磁铁矿，张村剖面，P1m

6 结论

1) 水热金刚石压腔结合显微镜与拉曼测量实现了碳酸盐岩-流体的溶蚀-沉淀原位模拟，通过乙酸酐的水解生酸实现了封闭压腔内酸性流体的原位生成，从而模拟了深部封闭-开放-封闭体系下白云石矿物以及二叠系白云岩的水-岩相互作用，表明断裂开启或活化导致的深部开放体系下的酸性流体注入会导致白云岩部分溶蚀，溶蚀的规模与流体通量有关。流体通量过量条件是对近地表岩溶开放系统的实验模拟，表明准同生期溶蚀作用规模较大，而对应的深部有限流体沟通的封闭-开放体系的溶蚀量相对有限。

2) 实验表明，在升温升压过程中通过释放酸性流体，体系阶段性开放，碳酸盐岩-流体平衡体系发生溶蚀，并最终达到新的平衡，解释了深埋条件下因构造破裂和流体交换导致的深部局部溶蚀成储和邻近胶结致密的热液溶蚀-胶结型储层成因。四川盆地二叠系栖霞组-茅口组岩溶灰岩储层符合近地表开放体系的溶蚀模拟实验，准同生期溶蚀规模较大。栖霞组中粗晶白云岩孔隙演化符合深埋藏封闭-开放-封闭体系的演化特征。烃类物质生成伴随的有机酸沿构造断裂运移会导致深部封闭-开放体系下流体的搬运作用与物质交换作用，会导致孔隙和矿物的再分配，靠近流体通道的地方发育溶孔、裂缝与广泛重结晶作用，后期的持续埋藏过程则又进入稳定的封闭体系，趋于有限沉淀。