川中地區中二疊統棲霞組灘控巖溶型白云巖儲層特征及主控因素

蘆飛凡，譚秀成，王利超，唐青松，肖笛，董少峰，蘇成鵬，潘政屹

1.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室，西南石油大學，成都 610500

2.中國石油天然氣集團有限公司碳酸鹽巖儲層重點實驗室西南石油大學研究分室，成都 610500

3.中國石油西南油氣田分公司氣田開發管理部，成都 610051

4.表生地球化學教育部重點實驗室，南京大學地球科學與工程學院，南京 210023

5.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

四川盆地中二疊統棲霞組白云巖是盆地天然氣勘探的一個重要領域，長久以來深受關注[1-4]，但該套白云巖儲層的成因和分布規律長期以來存在爭議。現有觀點普遍認為該套白云巖儲層的形成機制與白云巖化密切相關[1]。已報道的白云巖成因觀點則包括混合水白云巖化[5-6]、埋藏白云巖化[6-9]、“玄武巖淋濾”[10]、“熱次盆”[11]及構造—熱液白云巖化[1-4,12]等，且以淺埋藏期發生的熱液白云巖化模式占主導。按此規律，白云巖儲層應該圍繞深大斷裂展開[12]。然而，近年來有報道表明四川盆地棲霞組頂部存在不整合暴露面，并遭受到大氣淡水巖溶作用[13-14]，這與空谷階末期全球海退事件相對應[15-18]。在當前的生產實踐中也發現，四川盆地棲霞組中上部均不同程度受到巖溶影響，且取芯井中的白云巖優質儲層展布與孔隙特征十分明顯地表現出經受溶蝕作用影響。這表明棲霞組的白云巖儲層成因很可能與過去認識不同。因此，本次以鉆孔資料較為豐富，且前人研究比較匱乏的四川盆地中部地區為例，收集了該區鉆遇棲霞組的57口井資料，并對其中11口取芯井進行了細致的巖芯觀察，制作薄片396片，進行小尺寸柱塞樣品物性分析559件，以此為基礎對這套巖溶型白云巖儲層進行研究，分析了儲層形成的主控因素，以期為四川盆地棲霞組油氣勘探提供理論支持。

1 區域地質背景

四川盆地是中國南方揚子準地臺的一個次級構造單元，是中國西南部一個大型疊合含油氣盆地。研究區位于盆地中部射洪—南充—廣安一帶（圖1），大地構造位置處于川中古隆中斜平緩帶，面積約3×104km2。

圖1 研究區地質背景圖Fig.1 Geological background of the study area

川中地區棲霞組地層頂部與上覆茅口組呈平行不整合接觸[13-14]，下部與下伏梁山組整合接觸。棲霞組可分為棲一、棲二兩個巖性段。棲一段主要為深灰—黑灰色含泥質泥晶灰巖與生屑泥晶灰巖，頂部偶見云巖段。棲二段為灰色生屑灰巖，部分位置發育白云巖及少量黑色硅質團塊。棲霞組在研究區的地層厚度多介于100～150 m。前人的研究認為，川中地區棲霞組沉積環境為淺水開闊臺地相[19]。研究區顆粒灘以臺內灘為主，主要發育于棲一段頂部和棲二段（圖1），橫向上較為連續的特征顯示了顆粒灘在平面上具有較大的展布規模。在巖芯觀察中可以看到，棲霞組顆粒灘單灘體平均厚度較薄，多介于0.5～1.2 m，最厚處發現于合12井頂部，約2.1 m。本次針對57口井的地層和測井資料進行梳理后，結合區域地質背景、巖芯觀察資料和地球物理資料，對棲霞組沉積相和顆粒灘展布進行分析后認為，研究區棲霞組以發育碳酸鹽巖開闊臺地沉積體系為特點，顆粒灘分布主要受古微地貌高地控制，灘體沿北西—南東向展布，北東—南西向顆粒灘和開闊海（或灘間海）相間展布（圖1）。作為一種高能沉積建造，顆粒灘促進了巖溶水沿粒間孔隙進行充分的水—巖溶蝕作用，也為優質白云巖儲層發育提供了物質基礎[20-22]。

二疊系烏拉爾統沉積末期，全球氣候處于冰室期向溫室期過渡階段[16]，該期發生過多次全球海平面下降，其中包括與棲霞組對應的空谷階末期海退事件[17-18]。四川盆地所在的揚子克拉通淺水區的海平面升降情況與全球海平面變化聯系密切[15]，全球海平面下降導致了四川盆地棲霞組末期迅速海退，進一步使得該區地層發生區域性暴露[13-14]。中二疊世中后期，南方岡瓦納大陸與北方勞亞大陸逐漸匯聚并發生碰撞拼合，并伴隨中國南方大范圍的火山活動[9,23-24]，為四川盆地中二疊統地層中的熱液活動提供了大地構造背景。

2 儲層特征

2.1 儲集巖類型特征

研究區棲霞組白云巖在不同井區的產狀變化較大，且橫向分布不穩定，宏觀上組構非均質性強，微觀上不同的白云巖組構儲集性能也存在較大差異。通過系統的基礎資料整理，發現研究區棲霞組白云巖普遍見于顆粒灘較為發育的棲二段和棲一段上部，且多數與巖溶系統密切相關。按照白云巖與巖溶系統的關系，可將其分為巖溶改造云巖和巖溶系統基質云巖，巖溶改造云巖按其宏微觀產出狀態不同又可分為溶斑狀云巖和溶洞充填云巖兩類；巖溶系統基質云巖由于其孔隙發育程度的明顯差異還可分為針孔狀基質云巖和致密基質云巖兩類。上述四種巖類約占取芯段總厚度的41%，其中又以針孔狀基質云巖占比最高，約占取芯段總厚度的20%（圖2）。下面將分別就這四種巖類的宏微觀特征進行闡釋。

圖2 研究區棲霞組各類儲集巖發育厚度比例Fig.2 Thickness percentages for different types of reservoir rocks of the Qixia Formation in study area

2.1.1 巖溶改造云巖類

溶斑狀云巖：該巖類發育于研究區棲霞組上部棲二段。宏觀上，斑塊與基巖呈現出明顯的組構顏色差異，斑塊通常完全云化，內部孔隙較發育，偶見半充填—全充填小型溶洞（圖3a，d）；基巖為未云化或部分云化的灰巖（圖3b，e）。偏光顯微鏡下，斑塊為他型—半自形中晶白云石，局部發育晶間孔、晶間隙，并且可見泥級、細粉晶級云質碳酸鹽巖碎片充填孔隙，整體面孔率分布在1%～3%（圖3b，c）。此類溶斑狀云巖發育段原巖為顆粒灘中上部的顆粒灰巖，在遭受一定程度的溶蝕作用改造后展現出了極強的非均質性。

圖3 研究區棲霞組儲層宏微觀特征（一）（a）溶斑狀云（灰）巖（D表示云化斑塊，L表示灰質基巖，下同），廣參2井，4 825.95 m，棲二段；（b）圖3（a）對應鏡下特征，右側為中晶云巖，左側為泥—亮顆粒灰巖，單偏光；（c）圖3（d）中斑塊內部對應鏡下特征，白云石為自形—半自形，局部為瀝青充填，鑄體薄片，單偏光；（d）溶斑狀云質灰巖，斑塊完全云化，基巖為含云質灰巖，磨溪109井，4 421.32 m，棲一段；（e）圖3（d）中基巖對應鏡下特征，含云質灰巖，單偏光；（f）溶溝、溶洞充填云巖及其圍巖，完全云化，部分基巖角礫化明顯，磨溪117井，7 711.80 m，棲一段；（g）圖3（f）中相應位置鏡下照片，巖溶系統內部充填物，完全云化，孔隙發育，單偏光；（h）圖3（f）中相應位置鏡下照片，致密基質云巖，殘余顆粒組構保留完整，單偏光；（i）圖3（f）中相應位置鏡下照片，巖溶系統中為泥質和具定向性的碳酸鹽巖溶蝕產物混合充填；（j）溶洞充填云巖，見充填殘余溶洞和角礫，磨溪117井，4 601.55 m，棲一段；（k）圖3（j）中溶洞充填云巖對應鏡下特征，為自形中晶白云石，晶間孔發育，見瀝青充填，鑄體薄片，單偏光Fig.3 Macroscopic and microcosmic features of the Qixia Formation reservoir in study area(I)

溶洞充填云巖：該巖類發育于巖溶作用強烈的棲一段上部層狀云巖帶內，在溶斑狀云巖帶之下。宏觀上，溶洞充填云巖主要為巖溶洞穴中充填的疏松砂糖狀晶粒白云巖，其中常見塑性角礫，溶洞基巖普遍云化（圖3f，j）。顯微鏡下可見白云石以中晶為主，也有部分細晶和粗晶白云石，晶粒粒徑多介于0.1～1 mm，自形程度高，多見霧心亮邊，部分位置還可見泥質與碳酸鹽巖充填物混合充填的特征（圖3i）。該巖類晶間孔和晶間溶孔發育（圖3g，k），鏡下面孔率常達到5%～10%。

2.1.2 巖溶系統基質云巖類

針孔狀基質云巖：該巖類發育于研究區棲二段和棲一段頂部，總體表現出針孔發育的特征，但針孔發育不均勻，非均質性較強（圖4b，d），常作為溶洞充填云巖的圍巖或巖溶系統內部云化角礫產出（圖3j），也可獨立成段產出；微觀鏡下觀察，可見大量殘余顆粒幻影，殘余粒間孔和粒內溶孔發育（圖4a，e，f），面孔率在3%～5%。該巖類宏微觀上組構差異不明顯，原巖為保留了較多沉積期原始孔隙的顆粒灰巖。

圖4 研究區棲霞組儲層宏微觀特征（二）（a）圖4（b）對應鏡下特征，可見較多殘余顆粒幻影，晶間孔發育，鑄體薄片，單偏光；（b）針孔狀基質云巖，磨溪42井，4 657.85 m，棲二段；（c）圖4（b）對應鏡下特征，致密基質云巖，鑄體薄片，單偏光；（d）針孔狀基質云巖，磨溪42井，4 656.25 m，棲二段；（e）圖4（d）對應鏡下照片，殘余顆粒云巖，殘余粒間孔發育，鑄體薄片，單偏光；（f）圖4（e）位置薄片下加墊70 g A4紙用以恢復原巖組構，單偏光；（g）泥晶灰巖中沿裂縫擴溶形成的囊狀溶洞，內部可見瀝青和鞍形白云石混合充填，4 651.50 m，棲二段；（h）致密基質云巖中的微裂縫，潼4井，4 398.50 m，棲二段，鑄體薄片，單偏光；（i）晶粒云巖中的裂縫擴溶縫，為白云石半充填，磨溪42井，4 690.72 m，棲二段，鑄體薄片，單偏光；（j）顆粒泥晶灰巖中見縫合線，合12井，4 129.51 m，棲一段；（k）顆粒灰巖和云巖之間的壓溶縫，磨溪42井，4 652.24 m，棲二段；（l）泥晶灰巖中高角度張裂縫，為方解石及破碎角礫全充填，合12井，4 121.63 m，棲二段Fig.4 Macroscopic and microcosmic features of the Qixia Formation reservoir in study area(II)

致密基質云巖：該巖類發育于研究區棲一段頂部，僅以云化的巖溶組構圍巖形式產出（圖3f）。其宏觀上表現為致密無孔的白云巖（圖4b），微觀上為他形鑲嵌狀中晶白云石，多見殘余顆粒幻影（圖3h、圖4c）。該巖類宏微觀上均基本表現出十分致密的特征，僅見少量晶間孔隙和裂縫（圖4c），面孔率低于1%。

2.2 儲集空間特征

通過巖芯薄片鏡下觀察和統計發現，川中地區棲霞組云巖儲集體儲集空間類型多樣，主要包括白云巖晶間孔、晶間溶孔、殘余粒間孔、粒內溶孔、溶洞和裂縫等（表1）。

表1 研究區棲霞組儲集空間類型Table 1 Reservoir space types of the Qixia Formation in study area

2.2.1 晶間（溶）孔

晶間孔（圖3c，k）是白云巖晶粒之間的未充填孔隙，白云石與孔隙接觸的邊緣平直。晶間孔多呈現出不規則多邊形的樣式，常表現為三角孔的外形特征。此類孔隙發育頻率較高，其孔徑大小多介于0.02～0.25 mm，呈不規則多邊形，內邊緣具明顯的溶蝕痕跡，面孔率大約分布在1%～10%。晶間孔主要見于云化的巖溶組構內部，包括溶斑狀云巖和溶洞充填云巖，其喉道類型主要為縮頸喉道和片狀喉道。

晶間孔可在酸性流體疊合作用下進一步發生溶蝕，形成晶間溶孔（圖3g）。該類孔隙邊緣的白云石晶粒具明顯的港灣狀溶蝕邊，且白云石晶體溶蝕殘余常見。晶間溶孔孔徑大小約0.05～1 mm，面孔率可達3%～10%。晶間溶孔主要見于溶洞充填云巖和針孔狀基質云巖中，其喉道類型主要為孔隙縮小型喉道和縮頸喉道，孔喉配位數低。孔隙內多見半充填的瀝青。晶間孔和晶間溶孔是研究區棲霞組最主要的儲集空間。

2.2.2 殘余粒間孔

殘余粒間孔主要發育在針孔狀基質云巖當中，宏觀上表現為基巖中發育針孔（圖4b），微觀上可見孔隙周圍保留有大量殘余顆粒幻影，部分完全云化的白云石保存了不完整的顆粒外形（圖4a）。殘余粒間孔的孔徑約在0.1～0.8 mm，鏡下面孔率約3%～8%，喉道類型多為片狀喉道和管狀喉道。該類孔隙在研究區發育頻率中等。

2.2.3 粒內溶孔

粒內溶孔主要發育在針孔狀基質云巖當中，宏觀上表現為細小針孔發育的特征（圖4d），微觀上可見孔隙發育于生物體腔內部，顆粒外部結構相對完整（圖4e，f）。粒內溶孔的孔徑約在0.1～0.4 mm，鏡下面孔率約1%～3%，孔隙較為孤立。該類孔隙在研究區發育頻率較低。

2.2.4 溶洞

溶洞是研究區最為優質的儲集空間之一，多見于溶洞充填云巖當中，表現為白云石或瀝青充填殘余溶洞的特征（圖3j），殘余溶洞的洞徑多介于10～30 mm，在研究區發育頻率中等。溶洞多為沿著基巖或巖溶系統內部的原始孔洞或裂縫持續擴溶形成（圖4g）。

2.2.5 裂縫

研究區地層中發育的裂縫類型主要包括構造縫和壓溶縫兩類。構造縫以高角度縫為主（圖4h，i，l），其發育受構造部位和斷層控制；壓溶縫主要發育在顆粒灰巖中（圖4j）以及顆粒灰巖與云巖之間（圖4k）。

2.3 物性特征

對研究區11口單井的544個巖石樣品的物性分析顯示（圖5），研究區灰巖類樣品孔隙度最大值4.74%，最小值0.04%，平均值0.57%，孔隙度小于1%的樣品占到總量的88.7%，整體隨孔隙度的增加，分布頻率急劇降低，孔隙度大于4%的樣品僅占總量的0.4%。在灰巖樣品中，顆粒灰巖和巖溶系統內部的灰質充填物孔隙度相比泥晶灰巖并無明顯改善。云巖類樣品孔隙度最大值為10.54%，最小值為0.4%，平均值為4.28%，孔隙度大于2%的樣品占到總量的48.1%，其分布比例有隨著孔隙度增加而增大的趨勢。在滲透率方面，研究區棲霞組灰巖滲透率最小值趨近于0，最大值為90×10-3μm2，平均值為1.03×10-3μm2，滲透率小于1×10-3μm2的樣品占樣品總數的83.5%，灰巖類樣品滲透率變化趨勢同孔隙度一致，隨滲透率的增加，分布頻率降低；云巖滲透率最小值趨近于0，最大值為89.1×10-3μm2，平均值為 6.04×10-3μm2，大于 1×10-3μm2的樣品約占總量的48.9%。

圖5 研究區棲霞組灰云巖物性對比直方圖Fig.5 Histogram of porosity and permeability of the Qixia Formation in study area

由上述數據可知，研究區棲霞組云巖的整體物性優于灰巖。為了精確判斷四種類型云巖的儲集性能差異，本次選取這四種白云巖的小直徑樣品孔隙度和滲透率繪制了孔滲交匯圖（圖6）。由圖可知，該套云巖的非均質性極強，不同類型的云巖孔滲差別極大。按照在交匯圖中投點的情況，可將云巖大致分為三類。第一類是中孔中滲型，以溶斑狀云巖、溶洞充填云巖和針孔狀基質云巖樣品為主，其中溶洞充填云巖樣品的物性又明顯優于其他兩類樣品；第二類為低孔低滲型，以致密基質云巖為主，還包括少量針孔狀基質云巖和斑塊云巖樣品；第三類為低孔高滲型，主要以受裂縫影響的致密基質云巖樣品和針孔狀基質云巖樣品為主。通過以上分類可知，溶洞充填云巖及溶斑狀云巖、針孔狀基質云巖的物性特征明顯優于致密基質云巖，而后者顯示出和灰巖類似的低孔低滲特征。

圖6 研究區棲霞組白云巖孔滲交會圖Fig.6 Cross-plot of porosity and permeability of dolomites of the Qixia Formation in study area

綜上，研究區的各類儲集巖巖性特征、儲集空間類型、物性特征均存在較大差異，分析發現溶洞充填云巖的儲集性能最好，溶斑狀云巖和針孔狀基質云巖次之，而致密基質云巖宏微觀均表現出致密無孔的特征，儲集性能較差。此外，研究區的云巖和灰巖地層均不同程度受到（微）裂縫的影響，裂縫帶的發育對于儲集層的相互溝通具有積極意義，因而川中地區棲霞組的巖溶型白云巖儲層屬裂縫—孔洞型儲層。

3 儲層成因及主控因素

3.1 顆粒灘是儲層形成的基礎

川中地區最主要的微相組合類型為顆粒灘和灘間海疊置的沉積序列，在縱向上往往反映為由泥晶巖類向上過渡為顆粒巖的巖石組合類型（圖1）。如前所述，研究區棲霞組地層沉積后不久即經歷了一定時間的整體抬升暴露[13]，期間接受巖溶作用，形成了獨具特色的巖溶系統。由于該期巖石尚未經深埋藏期成巖作用，故可將其看做一種區域性的早成巖期巖溶[14]。就早期巖溶作用機理而言，低能非顆粒巖雖在沉積期具有較高的原始孔隙度，但在淺埋藏初期的壓實和膠結作用影響下很難保存原始孔隙而迅速趨于致密[20,25]，由此在成巖期巖溶水很難進入儲集層內部，僅附著于裂縫帶進行水—巖作用，這往往在一定程度上僅優化原始儲集層的滲透性[26]，形成一類低孔高滲的裂縫型或孔洞—裂縫型儲層；與之對比，顆粒巖類由于沉積期水體能量較高，簸選后細粒沉積物比例極低，顆粒間往往呈點—線接觸，因而在淺埋藏期具較強支撐作用，且所受膠結作用較弱，得以大量保存原始孔隙[25-27]，其作為巖溶水的高滲透層，可促使巖溶水沿粒間孔隙進行充分的水—巖作用，形成一類儲滲性能更好的孔洞型或裂縫—孔洞型儲層。巖芯觀察中發現，儲集性能較好的溶斑狀云巖和溶洞充填云巖的原巖均為顆粒巖（圖3b，h、圖4a，e，f），而沿裂縫擴溶形成的孤立囊狀溶洞則往往見于致密的泥晶巖類中（圖4g），且棲霞組的這類溶洞充填帶具有沿致密的泥晶巖類頂部展布的趨勢[14]，說明了致密層對高滲層中流體的封堵和制約作用。

在進一步的研究中，通過將取芯井位置與棲二段顆粒灘平面展布進行對比（圖1），可以發現磨溪42井、磨溪117井、合12井等巖溶和白云巖十分發育的井段常見于棲二段顆粒灘的灘核部分，相較之下，位于灘緣位置的廣參2井、淶1井、潼4井等井段雖顆粒巖也較為發育，但巖溶和白云巖化發育頻率明顯降低，顆粒巖中多見未云化或局部云化的小型垂直溶溝（圖7a），且溶洞充填段不發育。通過梳理前人研究發現[22]，對于非暴露型顆粒灘而言，灘核處由于更大的沉積速率而擁有更大地層厚度，在埋藏初期受到的地層壓力也更大，導致顆粒間孔隙受到擠壓，使顆粒呈點—線接觸。而灘緣處則由于厚度較薄，地層壓力較小，而使顆粒巖沉積后處于漂浮狀態（圖7b）。埋藏初期，碳酸鈣過飽和流體沿灘緣進入灘體，在疏松的灘緣處迅速沉淀膠結，而在灘核處受到了一定程度阻擋，流通不暢。隨著灘緣的逐漸膠結，也會阻擋后續流體的進入，導致灘核處顆粒巖留存更多的原始孔隙。因而，研究區灘核部分在淺埋藏后接受表生巖溶作用時，相較灘緣保留了更多的粒間孔隙，可以充分接受巖溶水的作用，其中的部分孔隙云化后以殘余粒間孔的形式保存至今，即宏觀上以針孔狀產出的云巖；而灘緣處則更為致密，巖溶作用的范圍和幅度遠小于灘核處。

3.2 巖溶作用對儲層的差異改造

研究區棲霞組存在早成巖期軟巖石巖溶的典型識別標志，如溶蝕體具有蜂窩狀、海綿狀、花斑狀等溶蝕形態（圖7c，g）；巖溶充填物中多見塑性角礫（圖7e，f），且富含離解的基巖顆粒、生物碎屑、滲流碳酸鹽巖泥砂等（圖3f，i）；可識別出組構選擇性溶蝕或粒間漫流溶蝕特征（圖4f、圖7d）等。此外，區域性的早成巖期巖溶往往可在垂向上劃分出垂直滲流帶、水平潛流帶和深部緩流帶三個分帶[19]（圖8）。而巖溶分帶的發育對儲層中的溶蝕體形貌和孔隙性存在顯著的控制作用。

圖7 研究區棲霞組成巖組構宏微觀特征（a）顆粒灰巖，見垂直溶溝，淶1井，4 298.47 m，棲二段；（b）亮晶顆粒灰巖，潼4井，4 367.9 m，棲二段，單偏光；（c）溶斑狀云巖，磨溪42井，4 650.01 m，棲二段；（d）圖7（c）中斑塊對應鏡下特征，晶間溶蝕孔發育，單偏光；（e）巖溶系統中角礫及充填物，具明顯定向性，淶1井，4 320.60 m，棲一段；（f）圖7（e）對應鏡下照片，塑性角礫和巖溶充填物，均未云化，單偏光；（g）順層溶洞發育的白云巖，磨溪117井，4 603.79 m，棲一段；（h）層狀云巖之下的致密泥晶灰巖，磨溪108井，4 657.52 m，棲一段；（i）圖7（h）對應鏡下照片，單偏光；（j）溶洞中充填鞍形白云石，淶1井，4 300.3 m，棲二段，單偏光；（k）斑馬狀構造，淶1井，4 249.40 m，棲二段；（l）溶洞充填云巖，白云石晶間溶孔發育，可見熱液石英和瀝青充填，磨溪108井，4 671.33 m，棲二段，鑄體薄片，單偏光Fig.7 Macroscopic and microcosmic diagenetic petrofabrics of the Qixia Formation in study area

垂直滲流帶發育在研究區棲霞組頂部，該分帶內，巖溶系統明顯受到巖性巖相的約束和控制，其主要表現在巖溶水對于顆粒巖和泥晶巖類的差異溶蝕。暴露時期，巖溶水首先作用于灘體頂部的高滲層，由于重力作用的影響，其主要是在顆粒巖疏松的顆粒間孔隙中自上而下漫流，在局部形成垂直溶溝（圖7a）或半離解的溶蝕斑塊（圖7c，d）。相比之下，泥晶巖類則由于整體巖性極為致密，較難直接接受巖溶水改造。但泥晶巖類中常見早期沿微裂縫、解理縫擴溶形成的小型溶蝕縫洞，半充填或未充填（圖4g）。另外，泥晶巖類中還常見中晚成巖期形成的裂縫系統，如為方解石全充填的卸載張裂縫，裂縫間多見破碎角礫（圖4l）。受后期構造運動影響，也可造成泥晶灰巖中形成互相切割的多期網狀縫。這些裂縫通常具有和早期擴溶縫洞伴生的特征，具有“洞控型”裂縫[20]的特征（圖7g）。伴隨著更長時間的巖溶作用，泥晶灰巖中裂縫較為發育、或較為薄弱的區域會被巖溶水“擊穿”，導致巖溶水經過致密層，進入下一個灘體旋回頂部的高滲層中（圖8）。

川中地區棲一段中下部為較厚的致密泥晶巖類（圖1，8），因而在該致密層上部的高滲層中長時間聚集了大量巖溶水，強烈的溶蝕作用致使該致密層之上多個旋回的顆粒灰巖幾乎被完全溶盡，形成了垂向上占據整個高滲層的大型順層狀溶洞系統，其構成了發育在垂直滲流帶之下的水平潛流帶。水平潛流帶中，大量巖溶水聚集在大型順層狀溶洞內部，在重力勢能作用下會沿高滲層下傾方向流動，過程中形成了的大量半充填溶洞體系，因而該分帶的溶洞充填物為具一定定向性的殘余顆粒組分和角礫（圖7e，f），表現了沉積物具搬運特征，并且溶洞本身也存在順層分布特征（圖7g）。由此推斷，潛流帶的充填過程中受到地下徑流或巖溶地貌的控制[27-28]，因而在橫向上必然也具一定的規模性。

水平潛流帶下的深部緩流帶（圖8）形成于棲霞組中下部大套致密低能沉積物的基礎之上（圖7h，i），其下界為古巖溶影響的最大深度。由于深度較大，巖溶水經過上部各巖溶帶后，溶蝕能力大大下降，化學沉淀作用相對加強，且該分帶的致密灰巖具較大厚度，巖溶水僅能沿最上層微裂縫作用，因此該分帶僅局部產出零星小型溶縫，此外幾乎不發育巖溶現象，基本不具儲集意義。

3.3 熱液白云巖化對儲層的調整

川中地區中二疊統棲霞組沉積環境為碳酸鹽巖開闊臺地，其中未見存在潮上帶或暴露環境[29]，不存在（準）同生白云巖發育的沉積背景。前人研究表明，東吳運動在中晚二疊世之交到達頂峰，表現在該期大規模噴發峨眉山玄武巖[30-31]。具體到川中地區，強烈的地幔活動和火山運動使得大量富含鎂離子的熱液流體沿構造裂縫涌入中二疊統地層，發生了劇烈的熱液白云巖化作用[1-4,22]。在本次工作中也發現了熱液白云巖較為典型的巖石學識別特征[32-34]，如馬鞍狀白云石充填巖溶系統中的溶蝕孔洞（圖7j），斑馬狀構造（圖7k），及干凈明亮的熱液石英（圖7l）。這些巖石學證據基本與前人的結論相呼應。此外，在研究區熱液白云巖十分發育的井段中，可以見到明顯的白云巖沿巖溶系統發育的趨勢，如磨溪117井中巖溶系統充填物充分云化，而非巖溶段則云化程度有限（圖8）。這說明熱液流體的充分作用極為依賴流體通道[35]，川中地區棲霞組存在的灘控巖溶系統則提供了這一優勢通道條件[36-39]。據此我們認為，由于巖溶系統中存在著松散充填物和殘余孔洞，深部富鎂流體沿深大斷裂進入棲霞組地層時首先選擇作用于孔隙性最優的灘控巖溶系統內部，交代潛流帶中的半充填溶洞系統及滲流帶中的溶斑、溶溝充填物，最終形成溶洞充填云巖和溶斑狀云巖（圖9）。需要注意的是，在經歷早期的壓實和膠結作用后，雖然部分顆粒巖組構趨于致密，仍有較多未受巖溶作用的顆粒巖尚且保留了一定的殘余孔隙，也可作為熱液流體的通道，進一步形成了一類針孔發育的孔隙型云巖（圖9）。泥晶巖類及膠結致密的顆粒巖由于云化期孔隙欠發育，熱液流體對其改造極為有限。

圖9 研究區棲霞組儲層形成與成巖演化過程Fig.9 Formation mechanism of reservoir and diagenetic evolutionary pattern of the Qixia Formation in study area

通過鏡下觀察和物性數據的比對發現，巖溶改造云巖類的孔隙性明顯優于巖溶系統基質云巖。從小直徑樣品物性統計數據上來看（表2），溶斑狀云巖平均孔隙度約5.62%，溶洞充填云巖平均孔隙度約6.55%，優于針孔狀基質云巖的平均孔隙度3.93%和致密基質云巖的1.02%。這說明了巖溶改造對儲層孔隙優化的貢獻。系統觀察還發現，巖溶系統內白云石多呈現出漂浮狀半自形—自形的晶粒結構特征（圖3k），巖溶系統基質云巖則多呈現他型鑲嵌狀特征（圖4a，c）。這可能是因為富鎂熱液作用研究區棲霞組地層之前，作為巖溶系統基巖的顆粒巖較巖溶系統充填物更為致密，Mg2+充足的流體作用基巖時，等體積交代灰質形成的白云石相對欠缺生長空間，則以他型鑲嵌狀產出；而巖溶系統內部由于圍巖的支撐作用等原因，白云巖成巖流體進入時尚且保留了更多自由空間，因而巖溶系統內白云巖相較圍巖組構中的云巖明顯更為自形（圖9）。以上實例說明了白云巖化后的顆粒結構和孔隙度較大程度上受到原巖孔隙結構的影響，由此可以推斷，發生在晚二疊世龍潭組的熱液白云巖化作用[30-31]，僅僅對巖溶系統內部的原始孔洞進行了調整和重新分配，對儲層的孔隙度優化有限。

表2 研究區棲霞組巖芯物性實測統計表Table 2 The statistics of core physical property of Qixia Formation in study area

此外，表2中顯示未受巖溶影響的顆粒灰巖與云化后形成的針孔狀基質云巖相比平均孔隙度低3%。這是因為對于碳酸鹽巖儲集體而言，壓實和壓溶作用是最主要的破壞性成巖作用[32]，而白云巖在埋藏條件下具有較灰巖更為抗壓的格架[38]，更大程度上抵抗了壓實作用對儲集空間的破壞，保留了原始粒間、粒內孔隙；且在中低溫環境下，云巖較灰巖難溶[39]，故能避免壓溶作用產生大量鈣離子隨流體遷移并沉淀堵塞孔隙，灰巖內部和灰巖云巖邊界發育大量縫合線（圖4j，k），而在云巖內部極少發育即為其證據。少量在早期膠結過程中已趨于致密化的顆粒巖仍發生了云化，形成了致密基質云巖，但該類巖石往往緊鄰巖溶系統或原始優勢孔滲層（圖4b，d）。致密基質云巖相比灰巖平均孔隙度差距則小于1%（表2）。

綜上所述，大氣淡水巖溶作用為儲層中孔洞形成的主因，白云巖中的孔隙來自于對先期顆粒灘和巖溶系統中孔隙的繼承。不過，雖然白云巖化并未優化儲層的孔隙性，但巖溶系統中的孔隙和顆粒巖殘留孔隙卻由于白云巖化作用而得以保存，最終促成了巖溶改造型儲層和針孔發育的原生孔保存型儲層的形成。也就是說，白云巖化作用的主要意義在于為儲層原始孔隙提供了抵抗壓實和壓溶作用的能力，屬一類保持性成巖作用[40]。

4 結論

（1）川中地區白云巖儲層主要發育于棲霞組中上部灘相地層中，按白云巖與巖溶系統的關系可將儲集巖分為巖溶改造云巖和巖溶系統基質云巖。巖溶改造云巖包括弱巖溶改造的溶斑狀云巖和較強巖溶改造的溶洞充填云巖。巖溶系統基質云巖包括保留了顆粒巖原始孔隙的針孔狀基質云巖和致密基質云巖兩類。分析發現溶洞充填云巖的儲集性能最好，儲集空間以殘余未充填溶洞和晶間孔隙為主，針孔狀基質云巖和溶斑狀云巖次之，致密基質云巖最差。此外，較為發育的裂縫帶對于儲集層的相互溝通具有積極意義，因而川中地區棲霞組巖溶型白云巖儲層屬裂縫—孔洞型儲層。

（2）棲霞組多期灘體疊置的沉積體系為巖溶型白云巖儲層的形成奠定了良好的物質基礎，顆粒巖中的原生孔隙可作為后期淡水巖溶和白云巖化流體的通道，在此基礎上形成的白云巖具有相控性的特點。棲霞組沉積后發生的區域性早成巖期巖溶對先期沉積的碳酸巖差異改造，形成了存在明顯垂向分帶的巖溶系統，其中潛流帶溶洞系統橫向上具一定規模性，貢獻了棲霞組最主要的儲集空間。其后的熱液白云巖化是一次等體積交代的過程，白云巖中的孔隙主要來自于對先期顆粒巖中的原生孔和巖溶孔洞的調整和保存，因而具有繼承性的特點。雖然白云巖化作用并未優化儲層的孔隙性，但對巖溶改造云巖和針孔狀基質云巖中孔隙的保存具有重要意義。