川西北地區中二疊統棲霞組熱液作用及其對儲層的影響

楊雨然，張 亞，謝 忱，陳 聰，張曉麗，陳雙玲，高兆龍

（中國石油西南油氣田分公司勘探開發研究院，成都 610041）

0 引言

深部熱液流體對四川盆地碳酸鹽巖儲層的改造作用日益受到學者們的重視，熱液流體對儲層的改造是深層碳酸鹽巖有利儲層發育的重要機制之一［1-3］。深部熱液流體是來自于結晶基底以下或地幔的流體，富含多種揮發組分和陰陽離子，并能攜帶大量的熱能［4］。早期關于深部熱液流體的研究多為探討金屬礦床的成巖機制，隨著許多地質現象無法從沉積盆地內部演化規律上獲得解釋，石油地質學家們逐漸認識到沉積盆地不是封閉的，演化過程中可能存在幔源的深部熱液流體通過裂縫進入沉積地層中，從而與沉積地層發生物質和能量交換［5］。國內外許多沉積盆地中均發現深部熱液流體活動的證據，如西加拿大盆地泥盆系和密西西比系［6］、中國塔里木盆地下古生界［7］等。

川西北地區中二疊統棲霞組發育一套縱、橫向分布均相對穩定的白云巖儲層，平均埋深超過7 000 m，屬于超深層碳酸鹽巖儲層，其成因具有多期性和復合性，受準同生期混合水白云石化作用、早埋藏期白云石化作用調整以及后期局部熱液流體改造等因素的共同影響。關于研究區白云巖儲層的研究多集中在沉積相帶對儲層的控制作用［8-9］，而熱液流體對儲層改造的報道較少，但熱液溶蝕可形成優質白云巖儲層已經被學者們廣泛認可，其為重要的深層巖溶作用之一［10］，是超深層碳酸鹽巖儲層形成的重要控制因素。2018 年川西北地區鉆探的ST9 井的巖心觀察結果顯示，棲霞組儲層發育許多溶蝕孔洞，明顯受到后期溶蝕改造作用。筆者以ST9 井棲霞組巖心為基礎，結合川西北地區野外地質剖面，綜合分析其巖石學特征和地球化學組成，探索川西北地區深部熱液活動證據，以期對深層優質碳酸鹽巖儲層研究提供借鑒。

1 區域地質概況

志留紀末的加里東運動在四川盆地西北部形成了天井山古隆起［11］，核部寬緩，出露的最老地層為寒武系，向兩翼呈梯式過渡至奧陶系、志留系，中二疊統棲霞組沉積于該基地之上［12］。二疊紀四川盆地接受了來自周緣海水的侵入，發生了大規模快速海侵，上揚子地臺幾乎全被淹沒。川西北地區西臨巴顏喀拉海，整體上發育海盆—斜坡—臺地相，在盆地西緣發育北東—南西向展布的臺緣灘［13］。棲霞組厚度約為100～120 m，底部為一套深灰、灰黑色的含生屑泥晶—微晶灰巖，上部主要為淺灰—灰白色亮晶生屑灰巖，含生屑細晶—粉晶灰巖、豹斑灰巖和白云巖（圖1）。

圖1 川西北地區的地理位置（a）和構造簡圖（b）Fig.1 Geographical location（a）and structural sketch（b）of northwestern Sichuan Basin

川西北地區的構造演化主要經歷了2 個階段:第一階段為三疊紀前，揚子陸塊西部經歷了大陸伸展裂解過程。從志留紀中晚期開始，川西地區發生的裂陷活動一直持續到早、中三疊世，期間發生了著名的“峨眉地裂運動”［14］，這一階段的裂陷活動形成了一系列同沉積正斷層，現今的大型逆沖斷層正是由這些正斷層反轉而來。第二階段為三疊紀后，研究區由張裂活動轉變為壓扭性質的構造活動［15-17］。ST9 井位于龍門山山前帶的前鋒帶，淺部中侏羅統—下三疊統嘉陵江組發育倒轉背斜，在嘉陵江組內部存在地層重復現象，至垂深3 995 m 進入Ⅰ號斷裂下盤隱伏構造，深部地層的下三疊統嘉陵江組—中二疊統棲霞組為正常層序［18］。

2 熱液活動的巖石學證據

川西北地區中二疊統棲霞組白云巖儲層主要分布在棲霞組中、上部，主要包括2 種產出狀態:一種是豹斑云巖，新鮮面呈灰褐色，云斑大小約為數厘米，白云石多為自形—半自形結構，白云石化不徹底，部分生物碎屑雖被白云石交代，但仍保留著原始結構；另一種是層狀晶粒白云巖，溶蝕孔洞較發育，是該地區主要儲集層，以細—中晶為主，多為他形—半自形，部分晶體表面渾濁。層狀晶粒白云巖在陰極發光下可見各種組分的發光顏色存在差異，白云石基質的陰極發光以紅光為主，部分發弱紅色光，溶洞中方解石和白云石發明亮紅色光［圖2（g）］，表明該地區白云巖曾經受到非海源流體的改造。

圖2 川西北地區棲霞組巖心、薄片照片（a）ST9 井，角礫狀白云巖，角礫成分為深灰色粉晶白云巖，雜亂堆積，膠結物為淺灰褐色中—粗白云巖，巖心照片；（b）ST9 井，角礫狀白云巖，溶洞鑲邊充填鞍狀白云巖，巖心照片；（c）ST9 井，角礫狀白云巖，網狀裂縫垂直于層面，巖心照片；（d）ST9 井，角礫狀白云巖，溶蝕孔洞發育，巖心照片；（e）SY132 井，淺褐灰色中晶白云巖，溶蝕孔洞發育，巖心照片；（f）ST3 井，棲霞組，細晶白云巖，溶洞充填鞍狀白云巖，顯微鏡照片，正交偏光；（g）ST3 井，陰極發光下細晶白云石發紅光，溶洞內馬鞍狀白云巖發亮紅光，陰極發光照片；（h）ST9 井，細—粉晶白云巖，部分為泥粉晶結構，部分為細晶結構，茜素紅染色薄片，單偏光；（i）ST9 井，溶蝕孔洞充填物發育順序為瀝青—鞍狀白云巖—粗晶白云石，茜素紅染色薄片，單偏光；（j）ST9 井，溶蝕孔洞充填物發育順序為鞍狀白云巖—瀝青—石英，茜素紅染色薄片，單偏光；（k）ST9 井，粉晶白云巖，裂縫充填中晶白云石，茜素紅染色薄片，單偏光；（l）SY132 井，細晶灰巖，溶洞中發育鞍狀白云巖，晶體有溶蝕痕跡，（藍色）鑄體薄片，單偏光Fig.2 Core and section observation of Qixia Formation in northwestern Sichuan Basin

碳酸鹽巖中常見的角礫巖按成因可以分為以下幾種類型:沉積環境造成的礁前角礫巖、膏溶角礫巖、重力流碳酸鹽角礫巖、事件性成因的震積角礫巖、構造斷裂成因的構造角礫巖以及巖溶成因角礫巖，其中巖溶角礫巖常發育良好的儲集空間。根據巖溶流體的性質又可以將巖溶作用劃分為大氣淡水巖溶作用和遠離不整合面的深部埋藏巖溶作用［19］，二者形成的碳酸鹽角礫巖具有明顯區別（表1）。

表1 大氣淡水巖溶角礫巖和埋藏巖溶角礫巖的對比Table 1 Comparison of atmospheric freshwater karst breccia and buried karst breccia

ST9 井棲霞組7 728.62～7 743.13 m 段的角礫化現象明顯，角礫呈次棱角狀—次圓狀，大小不一，直徑約為1～10 cm，呈雜亂堆積，深灰色粉晶白云巖和淺灰褐色中晶白云巖之間界限不規則，呈彎曲港灣狀［圖2（c）］，粉晶白云巖的溶蝕孔洞較為發育，溶洞壁不規則，大多鑲邊充填鞍狀白云巖，顏色較圍巖更淺；中晶白云巖僅在局部可見針孔狀溶蝕孔［圖2（d）］。微觀下可見白云石形態結構因產狀不同而存在較大差異，基質白云石主要為細—中晶結構，部分為泥粉晶結構［圖2（e）］，同一塊巖石中存在的晶體大小差異可能受控于成巖流體選擇性交代或重結晶作用。縫洞充填物主要包括粗晶白云石、鞍狀白云巖、瀝青、石英［圖2（f），（g）］，未見滲流粉砂、懸掛式膠結物等表生巖溶標志物。鞍狀白云巖在生長空間充足的條件下可快速生長，造成其晶體粗大、晶面彎曲，正交偏光顯微鏡下具有波狀消光特征，可作為判斷研究區經歷過高溫、高鹽環境的標志之一，為熱液活動產物。地質歷史中，熱液流體沿裂縫網絡系統運移至巖層中，常呈不規則狀切穿地層，形成棱角狀角礫，然后被亮晶方解石或白云巖膠結［3］。斑馬狀、角礫化是熱液活動的重要巖相學標志，斑馬狀白云巖在川西南地區棲霞組較為常見［20］。

ST9 井棲霞組角礫發育段可見大量熱液破裂縫，具有不規則網狀分布特征，裂縫寬度約為0.2～20.0 mm，縫壁較平直或部分彎曲［圖2（h）］。偏光顯微鏡下清晰可見破裂縫切割了粉晶白云石，其后，裂縫中又沉淀了細—中晶白云石［圖2（i）］。當熱液流體壓力大于上覆巖層的靜水壓力時，巖層可能因擠壓而破裂，從而使得部分圍巖發生裂開和錯動，角礫發育特征及其與裂縫的關系均表明川西北地區棲霞組可能遭受過強熱液流體的改造作用。

熱液流體在由深部向淺層運移過程中，隨著溫度和壓力的變化，往往會析出一些特征熱液礦物，充填于巖石的孔縫中，熱液礦物種類主要是由流體所攜帶的物質成分決定。川西北地區發現的非碳酸鹽巖自生礦物主要包括伊利石、螢石、氟磷灰石、石英、重晶石和黃鐵礦等［21］，如果脫離其產狀而單純地研究這些礦物的成因，其既可是熱液成因，也可是沉積成因，但二者在礦物特征、共生組合、賦存空間和產狀上均具有顯著區別。熱液型礦物種類較多，以多種礦物組合出現，且具有一定析出韻律，與圍巖界線常模糊，呈漸變式；沉積型礦物以次生單礦物為主，較自形，與其他礦物界線明顯，有時發育示頂底層理［22］。因此，綜合巖心觀察、薄片鑒定、電子探針分析等多種分析測試結果，可以得出ST9井棲霞組發育的自生礦物組合為黃鐵礦—石英—綠泥石，局部地區可見閃鋅礦、矽卡巖等（圖3），其能譜分析的主微量元素可詳見表2。

圖3 川西北地區ST9 井棲霞組熱液礦物的巖心和微觀照片（a）ST9 井，深灰色白云巖，溶洞中充填自形程度較高的自生石英，巖心照片；（b）ST9 井，中晶白云巖，晶體表面污濁，晶間溶孔充填黃鐵礦，溶洞充填粗晶白云石和綠泥石，茜素紅染色薄片，單偏光；（c）ST9 井，點1 處為矽卡巖，掃描電鏡照片；（d）ST9 井，點2 為閃鋅礦，掃描電鏡照片；（e）ST9 井，白云巖微裂縫內充填黃鐵礦（點3）和綠泥石（點4），掃描電鏡照片；（f）ST9 井，綠泥石（點5）和白云石伴生，掃描電鏡照片Fig.3 Core and microscopic photographs of hydrothermal minerals of Qixia Formation in well ST9 in northwestern Sichuan Basin

表2 川西北地區ST9 井棲霞組自生礦物的主微量元素質量分數Table 2 Mass Fraction of main and trace elements in authigenic minerals of Qixia Formation in well ST9 in northwestern Sichuan Basin

巖性掃描測井分析結果表明，ST9 井的7 735～7 758 m 段發育黃鐵礦，質量分數約為1.0%～2.3%，在7 740～7 746 m 取心段可見黃鐵礦呈斑點狀分布于巖石孔隙和裂縫中，晶體較大，直徑約為20～100 μm。掃描電鏡分析結果顯示，黃鐵礦呈侵染狀、八面體型，區別于沉積成因的黃鐵礦聚集體，屬于典型的熱液型成因，且賦存在白云石晶間溶洞和裂縫中的黃鐵礦常與綠泥石、表面潔凈的粗晶白云石伴生（圖3）。ST9 井的7 721～7 745 m 井段發育大量黏土礦物，通過能譜分析可確定為綠泥石，含少量Ti 元素。以針葉狀集合體的形式賦存于溶洞和裂縫中，掃描電鏡下可見綠泥石和白云石伴生，表明綠泥石的形成與白云石的溶解產物有關。研究區棲霞組屬于清水碳酸鹽巖臺地沉積，遠離古陸，基本無陸源碎屑供給，在該條件下生成綠泥石可能是由于深部流體帶來的局部異常高溫和熱液攜帶的大量Fe、Mg 等組分促進了綠泥石的形成。ST9 井的7 728～7 752 m 井段可見石英賦存于白云石晶間孔中，晶體較大，在7 752 m 處巖心的溶洞中見到自形結構較好的石英晶簇，局部也發育硅化交代作用。只有較高溫度的熱液流體才能攜帶較多的SiO2，進入圍巖裂隙后沉淀出大量的自形石英晶體，通常的地層條件下僅能發生石英的次生加大，難以沉淀出大量的自生石英晶簇［1］。

3 地球化學特征

3.1 碳氧同位素

碳酸鹽巖的碳同位素的分餾效應受溫度和酸堿度影響不大，在碳酸鹽沉淀過程中，碳同位素只發生較小的變化，能夠較為客觀地反映海水的原始碳同位素組成特征。碳酸鹽巖的氧同位素組成主要受控于其與沉積時流體的分餾作用、沉積環境的開放-封閉程度、熱液作用和成巖過程中的溫度效應等因素［23-24］，溫度越高沉淀礦物的氧同位素越偏負。川西北地區棲霞組不同類型巖石的碳氧同位素組成“由重到輕”的變化趨勢為:泥晶灰巖→細晶白云巖→針孔中晶白云巖→縫洞中鞍狀白云巖，氧同位素的變化比碳同位素更為明顯。細晶白云巖與泥晶灰巖在碳氧同位素組成上具有一定的相似性，說明二者具有同源性，且后期的成巖環境相同，沉淀流體均為中二疊紀的正常海水。針孔中晶白云巖的δ18O 值為-12‰～-9‰，縫洞中鞍狀白云巖的δ18O值為-16‰～-12‰（圖4），這2 種類型白云巖的氧同位素明顯偏低，表明其在成巖過程中受到了外源流體的改造，氧同位素組成存在明顯的熱力學分餾效應，特別是縫洞中鞍狀白云巖的δ18O 值接近熱液白云巖的δ18O 值［25］，且縫洞中鞍狀白云巖的δ18C值和代表海源流體的泥晶灰巖的δ18C 值也存在較大差異，表明鞍狀白云巖為外源流體作用的產物。

圖4 川西北地區棲霞組不同類型碳酸鹽巖碳氧同位素組成Fig.4 Carbon and oxygen isotope scatter plot of different carbonate rocks of Qixia Formation in northwestern Sichuan Basin

3.2 鍶同位素

地質歷史中海水的鍶同位素組成是時間的函數［26］，其隨時間的變化主要受2 個來源鍶源的控制:①由大陸古老硅鋁質巖石經風化作用通過河流向海水提供相對富放射性成因的鍶，具有較高的87Sr/86Sr 比值，現代全球平均值為0.711 9［26］；②由洋中脊熱液系統通過海底擴張或火山活動提供相對貧放射性成因的鍶，具有較低的87Sr/86Sr 比值，全球平均值為0.703 5［26］。由于鍶在海水中的混合時間（約0.001 Ma）遠小于鍶在海水中的殘留時間（約1 Ma），因而任一時間全球范圍內的海相鍶元素在同位素組成都是一致的，且鍶同位素不像碳氧同位素那樣因溫度、壓力和微生物作用而發生分餾效應，礦物可直接反映流體的同位素組成而基本上不存在礦物和流體間的同位素分餾［26-27］。

川西北地區棲霞組泥晶灰巖的87Sr/86Sr 值為0.707 08～0.707 98，平均為0.707 51，均落在二疊系正常海水范圍內［28］；細晶白云巖的87Sr/86Sr 值為0.707 55～0.709 16，平均為0.708 52，相對富集87Sr；縫洞中鞍狀白云巖87Sr/86Sr 值為0.710 32～0.710 65，平均值為0.710 41，遠高于同期泥晶灰巖，說明研究區受到富鍶流體改造（圖5）。研究區早二疊世晚期的大規模巖漿活動主要為基性巖的噴發和侵入，所以與熱液有關的白云巖理應還有其他更富87Sr 的鍶同位素來源［29］，可能是深部熱液流體經下伏寒武系筇竹寺組泥頁巖時混合了碎屑巖中富87Sr 的孔隙流體，再向上運移至二疊系，對圍巖進行重結晶改造和發生熱液沉淀作用，使得縫洞中的鞍狀白云巖和細晶白云巖更富87Sr。

圖5 川西北地區棲霞組不同類型碳酸鹽巖鍶同位素散點圖Fig.5 Strontium isotope scatter plot of different carbonate rocks of Qixia Formation in northwestern Sichuan Basin

3.3 微量元素

不同類型的巖石的微量元素組成中，Mn 和Sr元素具有互補特征，能反映原始沉積環境的泥晶灰巖具有較低的Mn 含量和較高的Sr 含量，Mn 的質量分數平均為20.15×10-6，Sr 的質量分數平均為222.38×10-6，因此，Mn/Sr 比值也最低。針孔中晶白云巖和縫洞中鞍狀白云巖具有較高的Mn 含量和較低的Sr 含量，二者Mn 的質量分數平均為138.39×10-6和158.63×10-6，二者Sr 的質量分數平均為57.58×10-6和60.01×10-6，因此，Mn/Sr 比值較大（圖6）。

圖6 川西北地區棲霞組不同類型碳酸鹽巖的Sr，Mn 含量相關關系Fig.6 Strontium and manganese element scatter plot of different carbonate rocks of Qixia Formation in northwestern Sichuan Basin

3.4 包裹體特征

當深部來源的熱液流體運移至淺部地層時，其溫度會降低幾度到幾十度不等［25］。川西北地區K2井棲霞組白云石基質包裹體的均一溫度為85～160 ℃，縫洞中方解石包裹體的均一溫度為80～163 ℃，縫洞中鞍狀白云石包裹體的均一溫度為157～195 ℃，遠高于地層埋藏溫度［30］，表明其存在深部熱液流體的改造作用。ST3 井棲霞組白云石晶粒包裹體的均一溫度為115～138 ℃；裂縫中方解石的均一溫度為115～162 ℃，且二者均具有相對較高的鹽度，平均為17.3‰，高于正常海水鹽度的3～5 倍，表明其成巖過程中經歷了高鹽度流體的改造作用。

4 熱液流體來源與作用時間

胡文瑄［31］將深部熱液流體劃分為幔源、殼源和烴源等3 類，實際沉積盆地中的深部熱液流體可能存在各種來源的混合。川西北地區棲霞組鞍狀白云巖呈現顯著的δ18O 負偏移、87Sr/86Sr 正偏移，與泥晶灰巖的同位素組成存在明顯不同，反映了鞍狀白云巖的成巖流體不同于灰巖，熱液流體中富含的Fe、Zn、Cd、Ti 等元素都是沉積盆地內部無法富集的，表明熱液流體來源于幔源流體。多口井的巖石樣品中可見鑲嵌于白云石膠結物中的瀝青，反映了熱液活動伴隨著少量液態烴的充注。下寒武統筇竹寺組泥頁巖是該地區主要烴源巖［31］，二疊紀開始生油，三疊紀—侏羅紀初進入生油高峰期階段。晚二疊世—三疊紀深部熱液沿盆地深大斷裂垂直上升，經過下寒武統筇竹寺組，筇竹寺組泥頁巖當時正處于烴源巖液態烴轉化高峰，深部熱液很可能混合了源巖熱流體。烴源巖熱演化過程中生成大量有機酸和CO2等酸性氣體，是酸性流體形成的重要來源，而富含酸性流體和較高的“水巖比”的地層是熱液溶蝕的前提，熱液對儲層改造后留下最顯著證據是相關的碳酸鹽巖膠結物的碳氧同位素發生負偏［32］，與研究區棲霞組溶蝕縫洞中白云石的碳氧同位素組成一致。

深部流體活動與構造地質作用密切相關，包括深部巖漿的涌動、侵入或噴發［4］。熱液流體會沿著構造作用形成的深大斷裂及與之相連的裂縫網絡運移，從而對其周緣的碳酸鹽巖產生影響。“峨眉地裂運動”是影響上揚子地臺的一次較大的地質構造事件，持續時間長，從中泥盆世開始張裂，至晚二疊世峨眉山玄武巖噴發達到高峰，結束于晚三疊世［15］。川西北地區隨之經歷了多期的巖漿活動，該區尚未有鉆井鉆遇峨眉山玄武巖，但多口鉆井在吳家坪組鉆遇凝灰質砂巖，反映了研究區晚二疊世存在巖漿活動，且多處野外露頭可見輝綠巖侵入，根據K-Ar 法測定其年齡為195.26±3.15 Ma（晚三疊世），與峨眉山玄武巖具有相似的稀土元素配分模式［16］，證實二者為同一巖漿活動所控制，表明研究區晚二疊世—三疊紀有過深部地幔物質的上侵，且伴隨深部流體活動。

5 熱液作用對儲層的影響

川西北地區ST9 井棲霞組角礫發育段可見不同級別的溶蝕孔洞，較大的孔洞直徑約為10～40 mm，中等孔洞直徑約為5～10 mm，較小孔洞直徑約為1～3 mm。角礫白云巖段全直徑孔隙度為1.96%～6.88%，平均為3.51%，滲透率為0.26～5.91 mD，平均為2.72 mD。角礫發育段下部約20 m 處發育結晶白云巖，局部存在角礫化現象，白云巖發育針孔狀溶孔、裂縫擴溶孔及少量溶洞，全直徑孔隙度為1.41%～4.85%，平均為2.80%（圖7）。角礫段發育大量鞍狀白云巖，孔隙度和滲透率相對于結晶白云巖有所增加，儲集性能得到一定程度的改善。

圖7 川西北地區ST9 井棲霞組巖心綜合柱狀圖Fig.7 Comprehensive core histogram of Qixia Formation in well ST9 in northwestern Sichuan Basin

熱液溶蝕作用形成的溶蝕孔洞中可見鞍狀白云石晶體，且鞍狀白云巖晶體自身也發生了溶蝕作用，其顆粒邊緣為弧形或港灣狀，非棱角分明的原始晶體形貌，為熱液溶蝕作用的典型標志［33］。川西北地區鉆遇棲霞組的鉆井達數十口之多，僅在ST9井和K2 井的樣品中見到角礫化現象，其他井的巖心上均可見到大量密集分布的溶孔或溶洞，直徑約為1～2 mm，具有層狀分布特征，溶蝕孔洞內可見半充填的鞍狀白云石，且鞍狀白云石具有明顯的溶蝕痕跡（參見圖2），為熱液溶蝕作用的結果。深部熱液流體沿斷裂上升，對圍巖造成了強烈的溶蝕改造，斷裂帶附近均發育規模不等的溶蝕孔洞。熱液流體上升運移途中如遇到遮擋層，其會沿微裂縫或基質孔隙橫向運移［34］。斷裂核心區發育大量網狀分布的微裂縫系統，當熱液流體進入其中，對裂縫進一步溶蝕擴大，使得部分基質發生破碎、角礫化，形成角礫堆積。隨著溫度和壓力場的變化，熱液流體會析出鞍狀白云石，對基質碳酸鹽巖具有一定的支撐和加固作用，可使得溶蝕空間得以保存。ST9井棲霞組受到的熱液溶蝕作用較強，角礫化明顯，還在局部形成了孔徑較大的溶洞。

深部熱液流體對儲層的影響較為復雜，建設性和破壞性均有表現。川西北地區深部熱液流體接觸棲霞組圍巖產生了顯著的熱液溶蝕作用或者熱液角礫化作用。該地區棲霞組碳酸鹽巖經歷混合水白云石化作用和埋藏白云化作用形成白云巖，方解石轉化為白云石，晶體變小形成了晶體孔隙，但由于灰巖發生白云石化作用較早，又經歷了長期或多次的成巖作用，早期孔隙會大大減少，所以后期熱液流體溶蝕對于白云巖儲層，尤其是未經歷大氣淡水溶蝕、埋藏較深的白云巖儲層具有重要意義。但深部熱液流體析出的鞍狀白云巖膠結物，使得已有的孔隙空間被部分或完全填充；另外，流體較高的溫度會造成原有白云石重結晶或過度生長呈鑲嵌接觸，對儲集空間是一種破壞性的成巖作用。

6 結論

（1）川西北地區棲霞組白云巖儲集層發生過熱液溶蝕作用，主要證據包括:部分白云石發生過重結晶、陰極發光下呈明亮紅色光、可見典型埋藏期熱液巖溶角礫、可見熱液礦物、鞍狀白云巖具有“δ18O 偏負、87Sr/86Sr 偏正和高Mn-低Sr”的地球化學特征。

（2）熱液流體的活動時間與川西北地區晚二疊世—三疊紀巖漿活動時間較為匹配，深部熱液流體上升過程中可能攜帶了寒武系筇竹寺組烴源巖生烴過程中產生的酸性流體，增強流體的溶蝕能力，這一結論在其鍶同位素組成上有所反映。

（3）川西北地區棲霞組的儲集性與其埋藏期歷經的熱液溶蝕作用密切相關，斷裂及其派生的微裂縫網絡系統周緣溶蝕孔隙較為發育，與其在熱液運移過程中擔任的通道角色有關。熱液改造型優質儲層為研究區深層勘探的重要領域之一。