熊紹云，郝 毅，熊連橋，周 剛，李文正，姚倩穎，張建勇

1中國(guó)石油杭州地質(zhì)研究院；2中國(guó)石油集團(tuán)碳酸鹽巖儲(chǔ)層重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室；3中海油研究總院有限責(zé)任公司；4中國(guó)石油西南油氣田分公司勘探開(kāi)發(fā)研究院

0 前 言

前人對(duì)川西泥盆系的研究主要集中在基礎(chǔ)地質(zhì)方面，如地層劃分與對(duì)比［1-7］、沉積環(huán)境［8-12］、巖相古地理［13-17］等，對(duì)龍門(mén)山地區(qū)的油氣勘探研究?jī)H限于普查［18-24］，并未獲得油氣突破。中泥盆統(tǒng)觀霧山組是四川盆地西部碳酸鹽巖油氣勘探的新層系，研究程度較低，已有的研究主要涉及層序地層劃分及白云巖成因［25-26］。2016年以來(lái)，四川盆地西北部觀霧山組油氣勘探取得重要進(jìn)展，在川西龍門(mén)山推覆沖斷帶下盤(pán)隆起高帶上部署的以中二疊統(tǒng)棲霞組為勘探目的層的雙探3井，加深鉆至觀霧山組時(shí)油氣顯示強(qiáng)烈且頻繁，試氣獲日產(chǎn)11.6×104m3的天然氣流。隨著油氣勘探獲得突破，觀霧山組沉積儲(chǔ)層研究受到重視并取得一些新進(jìn)展［27-30］，但對(duì)于泥盆紀(jì)發(fā)育的同沉積斷層如何控制觀霧山組沉積演化以及沉積演化對(duì)儲(chǔ)層發(fā)育的控制并未涉及。前人研究認(rèn)為川西地區(qū)在泥盆紀(jì)屬于揚(yáng)子西緣被動(dòng)大陸邊緣，發(fā)育若干控制泥盆紀(jì)沉積的同沉積斷層［13］，泥盆系厚度呈階梯式變化趨勢(shì)也證實(shí)了同沉積斷層的存在。筆者從對(duì)野外露頭和鉆井的巖性特征、沉積構(gòu)造、沉積組合及相序等的詳細(xì)分析出發(fā)，結(jié)合觀霧山期海平面升降旋回，明確了觀霧山組沉積相發(fā)育模式及演化，并通過(guò)沉積與儲(chǔ)層孔隙類(lèi)型、沉積旋回與儲(chǔ)層發(fā)育等關(guān)系的研究，認(rèn)為沉積作用控制了觀霧山組儲(chǔ)層的發(fā)育及分布。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

川西地區(qū)位于四川盆地西緣（圖1），經(jīng)歷了震旦紀(jì)—中三疊世的被動(dòng)大陸邊緣和晚三疊世以來(lái)的碰撞造山運(yùn)動(dòng)兩大構(gòu)造演化階段。泥盆紀(jì)，古特提斯洋北支向東擴(kuò)張，川西地區(qū)形成了華南板塊西北緣的被動(dòng)陸緣，沿陸緣發(fā)育若干NE走向、近平行的控制泥盆系沉積的同沉積斷裂［13，31］，現(xiàn)今的青川—茂汶斷裂、北川—映秀斷裂及馬角壩—通濟(jì)場(chǎng)斷裂正是由這些正斷層反轉(zhuǎn)形成的［13，32-33］。晚三疊世及后期的碰撞造山運(yùn)動(dòng)，使川西泥盆系經(jīng)歷了晚印支期—燕山期褶皺隆起造成的逆沖推覆與燕山期—喜馬拉雅期滑覆的疊加過(guò)程，形成飛來(lái)峰群［32，34］。 考慮到現(xiàn)今泥盆系分布的位置為逆沖推覆后的位置，為了恢復(fù)泥盆紀(jì)古地理，參考了關(guān)于龍門(mén)山露頭的復(fù)原與復(fù)位的研究成果［31，35-36］，對(duì)研究區(qū)露頭及鉆井進(jìn)行了復(fù)位（圖1）。

圖1 川西地區(qū)構(gòu)造位置及觀霧山組等厚圖Fig.1 Tectonic location and the thickness isogram of Guanwushan Formation of Western Sichuan

川西地區(qū)泥盆系發(fā)育較全，自下而上包括下統(tǒng)平驛鋪組、甘溪組，中統(tǒng)養(yǎng)馬壩組、金寶石組、觀霧山組，上統(tǒng)沙窩子組、茅壩組，厚度為0～4 600 m，具有碎屑巖、碎屑巖夾碳酸鹽巖以及碳酸鹽巖組成的“三段式”特征。觀霧山組處于碳酸鹽巖段的下部，發(fā)育生物碎屑灰?guī)r、晶粒狀白云巖、殘余生物碎屑白云巖、生物礁白云巖及角礫狀白云巖，地層厚度總體呈現(xiàn)西厚東薄的特征（圖1）。

2 沉積相類(lèi)型及演化

2.1 沉積相類(lèi)型

通過(guò)對(duì)野外露頭、鉆井等資料的詳細(xì)分析，在參照威爾遜［37］和塔克［38］關(guān)于碳酸鹽臺(tái)地沉積相劃分的基礎(chǔ)上，結(jié)合我國(guó)碳酸鹽臺(tái)地沉積相研究成果［39-48］，把川西地區(qū)觀霧山組劃分為斜坡—盆地、臺(tái)地邊緣、開(kāi)闊臺(tái)地、局限臺(tái)地、潮坪等6類(lèi)沉積相，進(jìn)一步細(xì)分了亞相、微相。

2.1.1 斜坡—盆地相

位于臺(tái)地邊緣靠近盆地一側(cè)，地貌為斜坡，向盆地逐漸變緩。泥盆紀(jì)川西處于被動(dòng)大陸邊緣沉積環(huán)境［13，34，49］，在多次伸展作用機(jī)制下，盆地東南緣發(fā)育若干走向NE、近平行的同沉積斷裂。受同生拉張斷裂活動(dòng)的控制，碳酸鹽臺(tái)地不斷裂解［50］，形成多級(jí)斷裂坡折。臺(tái)地前緣斜坡坡度大，上斜坡裸露，下部塌積物和重力流發(fā)育［46］，常形成具有滑塌褶皺和滑塌角礫的沉積體［51］。下斜坡巖性以角礫狀白云巖為主，礫石無(wú)分選，雜亂堆積，見(jiàn)小型變形層理（圖2a）；礫石成分除了灰色泥晶白云巖，還見(jiàn)少量生物白云巖角礫（圖3a），礫石大小一般為2 cm×3 cm；礫石形狀多樣，有長(zhǎng)條形、近橢圓形、近圓形等，長(zhǎng)條形礫石長(zhǎng)寬比可達(dá)5:1，甚至更大。盆地地勢(shì)較為平坦，沉積物較細(xì)，生物較少，在桂溪剖面中部、雁門(mén)壩剖面中部以及危關(guān)一帶為典型淺水盆地相，主要為一套深灰色薄層狀泥晶灰?guī)r與灰質(zhì)泥巖、泥質(zhì)灰?guī)r不等厚互層（圖2b，2c）。

圖2 川西觀霧山組沉積及儲(chǔ)層宏觀特征Fig.2 Macroscopic sedimentary and reservoir characteristics of Guanwushan Formation in Western Sichuan

圖3 川西觀霧山組沉積及儲(chǔ)層微觀特征Fig.3 Microscopic sedimentary and reservoir characteristics of Guanwushan Formation in Western Sichuan

2.1.2 臺(tái)地邊緣相

臺(tái)地邊緣是指淺水臺(tái)地與深水斜坡相鄰的沉積區(qū)，位于臺(tái)地向廣海一側(cè)，外側(cè)為斜坡，內(nèi)側(cè)為臺(tái)地（局限或開(kāi)闊臺(tái)地）。川西觀霧山期臺(tái)地發(fā)育多級(jí)斷裂坡折，坡折處為生物礁發(fā)育的位置，坡折向海一側(cè)為礁前斜坡，與臺(tái)地前緣斜坡沉積重疊。中泥盆世吉維特期，全球范圍內(nèi)發(fā)育顯生宙以來(lái)規(guī)模最大、分布最廣，以層孔蟲(chóng)、珊瑚為主要造礁生物的生物礁［52-53］。觀霧山期屬于吉維特期，該時(shí)期川西地區(qū)發(fā)育大規(guī)模的生物礁，沿龍門(mén)山?jīng)_斷帶呈北東—南西向展布，造礁生物以抗浪能力強(qiáng)的塊狀、球狀等形狀的層孔蟲(chóng)和珊瑚為主（圖2d—2f），可識(shí)別出礁核、礁前斜坡及礁后灘3類(lèi)微相［46］：礁核底平或略帶起伏，頂具凸起特征（圖2d），單個(gè)礁體一般為2～10 m，主要為層孔蟲(chóng)和珊瑚組成的骨架巖，生物體腔內(nèi)充填多期白云石和方解石膠結(jié)物（圖2e，2f），也存在生物體腔被完全溶蝕形成的孔洞；礁后處在低能沉積環(huán)境，也稱(chēng)為礁后灘，主要由生物碎屑白云巖和砂（礫）屑白云巖組成（圖2g，2h），生物碎屑來(lái)自礁核部位被波浪破碎的生物碎屑，常見(jiàn)雙殼、海百合、層孔蟲(chóng)等（圖2h）。受海平面變化影響，垂向上礁前斜坡、礁核、礁后灘微相呈多期疊置。

2.1.3 開(kāi)闊臺(tái)地相

開(kāi)闊臺(tái)地相位于正常浪基面之下，處于低能靜水環(huán)境，海水鹽度正常，陽(yáng)光、氧氣充足，具有正常海相生物組合，沉積物以中—厚層狀泥晶灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r、生物灰?guī)r為主（圖2i），生物以保存完好的珊瑚、層孔蟲(chóng)、海百合為主。形成大規(guī)模白云巖的成巖流體均為濃縮或稀釋的海水［54-55］，正常海水環(huán)境下的開(kāi)闊臺(tái)地灰?guī)r很難被大規(guī)模白云石化，因此未被白云石化的石灰?guī)r也是開(kāi)闊臺(tái)地相的一個(gè)判別標(biāo)志。

2.1.4 局限臺(tái)地相

局限臺(tái)地海水循環(huán)受到限制，鹽度多高于正常海水鹽度，水深在正常浪基面之下，主要沉積薄—厚層泥灰?guī)r。局限臺(tái)地若受障壁島阻隔，可稱(chēng)為潟湖；若以蒸發(fā)沉積為主則稱(chēng)為蒸發(fā)臺(tái)地［46］。泥盆紀(jì)—二疊紀(jì)揚(yáng)子古板塊仍處于赤道1°～3°［56］，海水表層溫度穩(wěn)定在26～28℃之間［57］，根據(jù)野外露頭及鉆井資料，未發(fā)現(xiàn)石膏、石鹽等蒸發(fā)巖，因此研究區(qū)蒸發(fā)臺(tái)地相不發(fā)育。局限臺(tái)地相見(jiàn)于西北鄉(xiāng)剖面的中下部以及公安站剖面的下部，巖性為薄—中層狀泥晶灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r（圖2j），生物相對(duì)較少，見(jiàn)懸浮于泥晶方解石中，主要為廣鹽度的腹足類(lèi)、雙殼類(lèi)、介形蟲(chóng)等（圖3b）。

2.1.5 潮坪相

潮坪指位于平均低潮面和最大高潮面之間，地形平緩寬闊，以潮汐作用為主的沉積環(huán)境［46］。潮坪相主要見(jiàn)于研究區(qū)西北鄉(xiāng)—雙探3井—公安站一線(xiàn)以東地區(qū)，進(jìn)一步可以識(shí)別出潮下帶、潮間帶—潮上帶。潮上帶和潮間帶均發(fā)育薄層狀粉晶白云巖，溶蝕孔洞發(fā)育（圖2k），偶見(jiàn)腹足類(lèi)生物（圖3c），二者沒(méi)有明顯的區(qū)別標(biāo)志，統(tǒng)稱(chēng)為潮間—潮上帶。潮下帶可進(jìn)一步分為潮下低能帶和潮下高能帶。潮下低能帶主要發(fā)育泥晶白云巖、泥晶灰?guī)r：當(dāng)海平面下降時(shí)，生物白云巖發(fā)育（圖2l），見(jiàn)大量枝狀層孔蟲(chóng)，由于水體較淺，受潮間—潮上帶蒸發(fā)回流影響而發(fā)生白云石化，主要為泥—粉晶白云巖；當(dāng)海平面上升時(shí)，水體較深，但海水循環(huán)受到限制，此時(shí)主要沉積泥晶灰?guī)r（圖2m），腹足類(lèi)、雙殼類(lèi)、介形蟲(chóng)等生物發(fā)育（圖3e）。潮下高能帶受潮汐作用影響而發(fā)育生物碎屑灘，由于頻繁暴露，溶蝕孔洞發(fā)育（圖2n），白云石化作用強(qiáng)烈，主要為生物碎屑白云巖。

2.2 沉積演化

2.2.1 沉積模式

泥盆紀(jì)全球海平面經(jīng)歷了早期的低海平面、中期的持續(xù)上升、晚期的最大海平面及之后的下降等4個(gè)階段［58］。 川西泥盆紀(jì)海平面變化與全球相似［6，25，59］，吉維特期經(jīng)歷了4次海平面升降，其中觀霧山期經(jīng)歷了2次［59］，這2次海平面上升形成了2套深水環(huán)境下沉積的薄層泥質(zhì)灰?guī)r、泥晶灰?guī)r：第1套泥質(zhì)灰?guī)r、泥晶灰?guī)r見(jiàn)于雁門(mén)壩—桂溪一帶剖面底部，δ13C值為2.25‰，與鄭榮才等［59］關(guān)于觀霧山期第1層序底部的δ13C值（2‰～3‰）相近；第2套泥晶灰?guī)r見(jiàn)于何家梁一帶剖面的底部，δ13C值為0.18‰，與第2層序底部的δ13C值（0～1‰）［59］相近。 這2套石灰?guī)r的碳同位素值相差比較大，不屬于同一期海侵沉積的石灰?guī)r。觀霧山期第1期海侵范圍主要在何家梁以西地區(qū)，第2期海侵范圍最大，基本與現(xiàn)在觀霧山組的分布范圍一致。

觀霧山組沉積早期，川西地區(qū)受到區(qū)域伸展作用控制而形成多級(jí)斷裂坡折。以白羊—桂溪—雁門(mén)壩—何家梁—礦2井—雙探3井—西北鄉(xiāng)NE向?qū)Ρ绕拭鏋槔▓D4），桂溪—雁門(mén)壩一帶受北川—映秀正斷層控制而形成桂溪坡折，第1期海平面上升到達(dá)何家梁—大木埡一帶以西地區(qū)，形成桂溪—雁門(mén)壩臺(tái)地，桂溪為臺(tái)地邊緣：當(dāng)海平面快速上升時(shí)，觀霧山組底部沉積了厚10～25m的泥晶灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r（圖2o）；當(dāng)海平面緩慢下降時(shí)，發(fā)育了第1期珊瑚礁、層孔蟲(chóng)礁，雁門(mén)壩處于礁后環(huán)境，發(fā)育泥—粉晶白云巖。何家梁及以東地區(qū)處于暴露剝蝕階段，在天井山北剖面，觀霧山組白云巖與下伏金寶石組砂巖呈波狀起伏接觸，并在觀霧山組白云巖中見(jiàn)金寶石組砂巖礫（圖2p），這表明觀霧山組沉積時(shí)，金寶石組存在一定的風(fēng)化剝蝕。彭灌、寶興雜巖體為揚(yáng)子地塊西緣新元古代形成的火山島?。?0-61］，為泥盆紀(jì)古隆起［31］。由于受到彭灌、寶興古島阻擋，川西南海水受到限制，以開(kāi)闊—局限臺(tái)地相和潮坪相為主。根據(jù)對(duì)崇州公安站剖面的分析，第1期海平面上升，海水覆蓋了公安站一帶，沉積了開(kāi)闊—局限臺(tái)地相的石灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r及泥—粉晶白云巖，潮下低能沉積環(huán)境發(fā)育以枝狀層孔蟲(chóng)為造礁生物的點(diǎn)礁（圖2l）。

圖4 川西觀霧山組沉積相對(duì)比剖面Fig.4 Correlation section of sedimentary facies of Guanwushan Formation in Western Sichuan

觀霧山組沉積中期，海平面繼續(xù)上升，越過(guò)何家梁—大木埡坡折，桂溪—雁門(mén)壩臺(tái)地演化為盆地。由于海平面快速上升，何家梁—大木埡一帶底部沉積了厚5～8 m的薄層泥晶灰?guī)r（圖2q），桂溪—雁門(mén)壩一帶發(fā)育深灰色泥質(zhì)灰?guī)r（圖2c）；當(dāng)海平面緩慢下降時(shí)，何家梁—大木埡一帶發(fā)育了臺(tái)地邊緣礁（圖2d），雁門(mén)壩一帶發(fā)育斜坡相角礫狀白云巖沉積（圖2r），以東地區(qū)則發(fā)育開(kāi)闊—局限臺(tái)地相及潮坪相。

觀霧山組沉積晚期，隨著海平面繼續(xù)下降，臺(tái)地邊緣向桂溪—雁門(mén)壩一帶遷移，由于觀霧山期大海侵出現(xiàn)后，生物礁大量消失［58］，因此桂溪—雁門(mén)壩一帶主要發(fā)育灘相，主要為細(xì)晶白云巖，溶蝕孔洞發(fā)育（圖2s），以東地區(qū)則發(fā)育開(kāi)闊—局限臺(tái)地相及潮坪相。川西南一帶仍以潮坪相為主，早期潮下低能帶發(fā)育多期層孔蟲(chóng)點(diǎn)礁，晚期主要以潮間—潮上帶的灰坪及云坪為主。

2.2.2 古地理演化

圖5 川西地區(qū)觀霧山期早期沉積相圖Fig.5 Sedimentary facies of Early Guanwushan Period in Western Sichuan

觀霧山期早期，第1期海侵范圍相對(duì)局限，何家梁—大木埡一帶處于剝蝕區(qū)。川西北地區(qū)沉積相分布受同沉積斷裂控制，自西往東依次發(fā)育盆地—斜坡相、臺(tái)地邊緣相、開(kāi)闊—局限臺(tái)地相及潮坪相（圖5）；受古島影響，川西南地區(qū)沉積相分布既具有受斷層控制的特征，又具有障壁碳酸鹽沉積特征。潮坪相分布于受寶興古島阻擋的龍門(mén)村—公安站一帶：寶興雜巖體以東發(fā)育石灰?guī)r、白云巖及白云質(zhì)灰?guī)r夾少量泥巖和砂巖。開(kāi)闊—局限臺(tái)地相分布于文錦江—九甸坪—擂鼓—葛底壩北一帶：寶興雜巖體西北—文錦江一帶下部為石灰?guī)r、白云巖夾少量泥質(zhì)灰?guī)r，向上為大套白云巖；彭灌雜巖體以南九甸坪—懶板凳一帶為灰色薄—厚層狀石灰?guī)r夾白云質(zhì)灰?guī)r、白云巖、砂質(zhì)頁(yè)巖；向東北至龍王廟一帶，厚度減薄，巖性不變；擂鼓一帶厚度加大，巖性為灰色—深灰色石灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r夾少量砂質(zhì)頁(yè)巖。臺(tái)地邊緣礁灘分布于桂溪、雁門(mén)壩一帶，珊瑚礁、層孔蟲(chóng)礁發(fā)育。往西為斜坡—盆地相，黃水河一帶發(fā)育泥巖、粉砂質(zhì)泥巖夾少量石灰?guī)r、角礫狀灰?guī)r。

觀霧山期中期，第2期海平面上升越過(guò)何家梁—大木埡坡折，海水覆蓋范圍達(dá)到最大。川西北地區(qū)繼承了早期的古地理格局（圖6，圖4），臺(tái)地邊緣礁灘遷移至何家梁—大木埡一帶，桂溪—雁門(mén)壩一帶演化成淺水盆地；受臺(tái)地邊緣阻擋，波浪作用范圍有限，何家梁—大木埡以東發(fā)育開(kāi)闊—局限臺(tái)地相及潮坪相，雙探3井一帶處于潮下高能帶，發(fā)育生物碎屑灘，雙探2井—河深1井—朝天一帶主要為潮間—潮上帶，發(fā)育灰坪和云坪。受彭灌古島、寶興古島遮擋，川西南一帶延續(xù)了早期的沉積格局。

圖6 川西地區(qū)觀霧山期中期沉積相圖Fig.6 Sedimentary facies of Middle Guanwushan Period in Western Sichuan

觀霧山期晚期，隨著海平面緩慢下降，沉積范圍有所縮?。▓D7，圖4），但古地理格局未發(fā)生變化。川西北臺(tái)地邊緣遷移至桂溪—雁門(mén)壩一帶，由早期的以珊瑚礁、層孔蟲(chóng)礁為主演變?yōu)闉?，何家梁—公安站一帶演變?yōu)闉┖箝_(kāi)闊—局限臺(tái)地相；川西南地區(qū)沉積類(lèi)型發(fā)生較大的變化，潮下點(diǎn)礁不發(fā)育。

圖7 川西地區(qū)觀霧山期晚期沉積相圖Fig.7 Sedimentary facies of Late Guanwushan Period in Western Sichuan

3 沉積對(duì)儲(chǔ)層的控制作用

中國(guó)碳酸鹽巖儲(chǔ)層的主控因素主要有相控準(zhǔn)同生溶蝕、表生溶蝕、斷控深埋改造及深埋生烴溶蝕等［62-65］。趙文智等［66］認(rèn)為碳酸鹽巖儲(chǔ)層中的孔隙主要來(lái)自于對(duì)原生孔隙的繼承，主要由沉積作用和相控準(zhǔn)同生溶蝕所形成，埋藏-熱液溶蝕形成的非組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞是重要的補(bǔ)充。

3.1 沉積控制儲(chǔ)層類(lèi)型及主要儲(chǔ)集空間

沉積作用控制了碳酸鹽巖巖性、結(jié)構(gòu)及沉積構(gòu)造，從而控制了原生孔隙的發(fā)育程度［67-69］。相控碳酸鹽巖儲(chǔ)層多分布于臺(tái)地邊緣及潮坪等高能相帶中，儲(chǔ)層巖性多為生物礁白云巖、顆粒白云巖及晶粒白云巖，儲(chǔ)集空間類(lèi)型多為粒間孔、粒內(nèi)孔及溶蝕孔洞［64，70-71］。通過(guò)野外露頭、鉆井、鑄體薄片、物性、試氣等資料分析，研究區(qū)觀霧山組白云巖儲(chǔ)層主要有生物礁白云巖、角礫狀白云巖及生物碎屑白云巖等3種類(lèi)型，孔隙多為溶蝕孔洞（圖2n，3f），少量為晶間微孔。

生物礁白云巖 是生物礁礁核的重要組成部分。生物礁白云巖單層厚度一般為2～10 m，累計(jì)厚度在18～86 m之間，所占地層比例在13%～30%之間。生物礁白云巖儲(chǔ)集空間主要為溶蝕孔洞，少量為晶間微孔：溶蝕孔洞發(fā)育區(qū)孔隙度一般為2.5%～5.0%；對(duì)溶蝕孔洞不發(fā)育的區(qū)域進(jìn)行柱塞孔隙度測(cè)試，其孔隙度為1.39%～1.65%，占總孔隙度不到20%；掃描電鏡下，白云石晶體間見(jiàn)大量微孔（孔徑在1～5μm之間）。

通過(guò)鏡下觀察，結(jié)合包裹體均一溫度、陰極發(fā)光等分析，溶蝕孔洞經(jīng)歷了4期膠結(jié)物充填（圖3g）：①第1期為細(xì)晶白云石，呈他形—半自形，白云石晶粒明顯比圍巖粗、干凈，圍巖與白云石膠結(jié)物界線(xiàn)明顯（圖3g，2t），陰極發(fā)光特征相似，均發(fā)較亮的暗紅色光（圖3h）；包裹體均一溫度為58.7～75.3℃，結(jié)合川西地區(qū)泥盆紀(jì)—三疊紀(jì)古地溫梯度（平均4.0 ℃/100 m）［72］、泥盆紀(jì)—二疊紀(jì)揚(yáng)子古板塊地表溫度（處于赤道1°～3°［56］，平均氣溫為30 ℃），計(jì)算出第1期白云石膠結(jié)物形成的埋深約為700～1100 m。結(jié)合觀霧山組白云巖成因分析［25，30］，基質(zhì)白云石與第1期膠結(jié)物為同期形成，大規(guī)模溶蝕孔洞應(yīng)為相控準(zhǔn)同生溶蝕作用形成。②第2期為中—粗晶白云石，呈半自形—自形，具有明顯的霧心亮邊結(jié)構(gòu)，白云石晶體邊緣發(fā)較亮的橙紅色光，內(nèi)部不發(fā)光（圖3h）；包裹體均一溫度為80.3～96.7℃，計(jì)算的形成深度約1 200～1 600 m。③第3期為粗晶白云石，呈自形，亮邊內(nèi)發(fā)育明暗相間的環(huán)帶結(jié)構(gòu)，霧心發(fā)較為明亮的橘紅色光，亮邊發(fā)光相對(duì)較弱（圖3h）；包裹體均一溫度為102.4～143.6℃，計(jì)算的形成深度約為1 600～2 800 m。④第4期為方解石，發(fā)橘黃色光；包裹體均一溫度為104～140℃，計(jì)算的形成深度約為1 100～2 300 m。

角礫狀白云巖 為觀霧山組生物礁礁前塌積巖，與生物礁白云巖相互疊置。角礫狀白云巖厚度一般為20～56 m，所占地層比例在19%～40%之間；孔隙度一般為2.5%～5%，儲(chǔ)集空間主要為溶蝕孔洞及裂縫，其充填特征與生物礁白云巖一致。

生物碎屑白云巖 主要分布于臺(tái)地邊緣礁灘及潮坪環(huán)境中，具有粉—細(xì)晶結(jié)構(gòu)。生物碎屑白云巖厚度一般為8～178 m，所占地層比例在6%～43%之間，靠近盆地的雁門(mén)壩、桂溪一帶厚度大，所占地層比例高（占比為24%～43%）；孔隙度為2%～8%，儲(chǔ)集空間為溶蝕孔洞（圖2n），其充填特征與前兩者相似。

3.2 沉積旋回控制儲(chǔ)層垂向發(fā)育規(guī)律

相控準(zhǔn)同生溶蝕作用受高頻沉積旋回控制明顯［63］。川西地區(qū)觀霧山組白云巖儲(chǔ)層主要發(fā)育在三級(jí)層序高位體系域中［3，25］四級(jí)層序的中—上部。以雙探3井為例（圖8），儲(chǔ)層主要為生物碎屑白云巖，孔隙類(lèi)型主要為溶蝕孔洞（圖2n），孔隙度為2%～5%；四級(jí)層序下部孔隙度一般小于2%，中—上部孔隙度為2%～4%。由于高位體系域的海平面下降和進(jìn)積作用導(dǎo)致沉積序列向上變淺和間歇暴露［25］，因而造成四級(jí)層序中—上部易暴露，受到大氣淡水淋濾而發(fā)生準(zhǔn)同生期溶蝕，產(chǎn)生大量溶蝕孔洞。

圖8 川西地區(qū)雙探3井觀霧山組層序格架及白云巖儲(chǔ)層發(fā)育Fig.8 Sequence framework and dolomite reservoir development of Guangwushan Formation of W ell Shuangtan 3 in Western Sichuan

3.3 沉積演化控制儲(chǔ)層平面分布

沉積作用不僅控制碳酸鹽巖原生孔隙的發(fā)育程度，還控制儲(chǔ)層的宏觀分布［67-69］。川西地區(qū)觀霧山組碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育隨著沉積相的遷移而發(fā)生遷移（圖4）：觀霧山期早期，第1期海侵局限于何家梁以西地區(qū)，儲(chǔ)層主要分布于何家梁以西的桂溪—雁門(mén)壩一帶；觀霧山期中期，隨著第2期海侵越過(guò)坡折，何家梁一帶成為臺(tái)地邊緣，儲(chǔ)層主要分布于何家梁及以東的潮坪高能沉積環(huán)境中；觀霧山期晚期，隨著海平面緩慢下降，桂溪—雁門(mén)壩一帶再次成為臺(tái)地邊緣，灘相儲(chǔ)層發(fā)育，何家梁及以東地區(qū)儲(chǔ)層不發(fā)育。在觀霧山組白云巖厚度圖上（圖9），經(jīng)歷了2次海侵的桂溪—雁門(mén)壩一帶，白云巖厚度明顯比何家梁及以東地區(qū)要大。

圖9 川西地區(qū)觀霧山組白云巖等厚圖Fig.9 Dolomite thickness isogram of Guanwushan Formation in Western Sichuan

4 結(jié) 論

（1）根據(jù)對(duì)野外露頭、鉆井等資料的詳細(xì)分析，川西地區(qū)中泥盆統(tǒng)觀霧山組可識(shí)別出6類(lèi)沉積相，由西往東依次為盆地—斜坡相、臺(tái)地邊緣相、開(kāi)闊—局限臺(tái)地相及潮坪相。早—中期臺(tái)地邊緣主要發(fā)育珊瑚礁、層孔蟲(chóng)礁，末期以灘為主。川西北地區(qū)沉積相明顯受泥盆紀(jì)同沉積斷層控制，具有由西往東遷移的特征；受古島遮擋影響，川西南地區(qū)沉積相分布與演化具有受同沉積斷層及障壁島雙重控制的特征。

（2）川西地區(qū)觀霧山組白云巖儲(chǔ)層主要有生物礁白云巖、角礫狀白云巖及生物碎屑白云巖3種類(lèi)型，儲(chǔ)集空間主要為組構(gòu)選擇性的溶蝕孔洞（溶蝕擴(kuò)大的生物體腔孔）?？锥粗械?期白云石膠結(jié)物的形成環(huán)境和時(shí)期，與基質(zhì)白云石相似，均為淺—中埋藏，大規(guī)模孔洞是相控準(zhǔn)同生溶蝕形成的，這表明沉積作用控制了儲(chǔ)層孔隙的發(fā)育程度。

（3）川西地區(qū)觀霧山組白云巖儲(chǔ)層垂向上發(fā)育在三級(jí)層序高位體系域中四級(jí)層序的中—上部，具有隨沉積相遷移而遷移的特征；平面上表現(xiàn)為經(jīng)歷了2期海侵的桂溪—雁門(mén)壩一帶白云巖厚度最大，體現(xiàn)出沉積旋回及沉積相演化對(duì)儲(chǔ)層發(fā)育的控制作用。